蔣少涌 段登飛 徐耀明 SAMAKE Bakaramoko 李正漢

中國地質(zhì)大學，地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室，資源學院和緊缺礦產(chǎn)資源勘查協(xié)同創(chuàng)新中心，武漢 430074

長江中下游地區(qū)是我國重要的銅-鐵-金多金屬資源成礦帶，該帶的開發(fā)歷史悠久，資源貢獻突出，經(jīng)過幾代地質(zhì)工作者在此開展研究，己取得了豐碩的成果(常印佛等，1991；翟裕生等，1992，1999；Pan and Dong，1999；Lietal.，2009；Maoetal.，2011；Xieetal.，2011a，b；Zhouetal.，2015；周濤發(fā)等，2016，2017)。鄂東南礦集區(qū)和九瑞礦集區(qū)，空間距離較近，兩者均屬于長江中下游成礦帶西段，所發(fā)育的礦床類型以斑巖型、矽卡巖型和層控塊狀硫化物型為主。這兩個礦集區(qū)內(nèi)的礦床，均與中生代的中酸性侵入體在時間上、空間上以及成因上存在非常密切的聯(lián)系。據(jù)不完全統(tǒng)計，兩個礦集區(qū)內(nèi)共發(fā)育有大大小小的侵入體200余處，而目前僅在少部分的巖體及周邊發(fā)現(xiàn)了礦床。因此，什么樣的巖體有利于成礦？巖體控礦機制是什么？是值得思考的重要科學問題。近年來，我國在地球科學領域提出了向深部進軍的目標，礦床研究中實施了大量的深部探測和深部找礦行動，九瑞和鄂東南這兩個地區(qū)也是深部找礦工作的重點區(qū)，那么，如何評價深部鉆探中獲得的侵入巖的成礦潛力？通過哪些指標能夠識別出成礦巖體？這些問題的解決，對該區(qū)礦床的預測和下一步工程的部署顯得格外重要。

為解決巖體成礦潛力這一問題，學者們近年在多個地區(qū)開展了許多卓有成效的研究。例如，Zhongetal.(2018)在對東昆侖矽卡巖型銅鉛鋅礦床中巖體的鋯石和磷灰石原位微區(qū)微量元素和同位素的研究中，發(fā)現(xiàn)成礦與不成礦巖體在形成時代、氧逸度、揮發(fā)分含量等方面存在差異。Xueetal.(2018)通過對東秦嶺欒川一帶鉬礦床中巖體的年代學及地球化學研究，指示伸展背景下巖漿具有更低的固結(jié)壓力，對于成礦更為有利。Yanetal.(2017)對安徽南部與侵入巖有關的鉬礦化帶進行全巖地球化學及鋯石年齡研究發(fā)現(xiàn)，成礦與不成礦巖體在年齡、源區(qū)、演化過程等方面存在差異。對三江地區(qū)成礦和不成礦斑巖體的對比研究發(fā)現(xiàn)，鋯石Hf同位素值存在較大差異，反映了幔源組分的貢獻對成礦起到了重要作用(Wangetal.，2017)。Wangetal.(2013)通過比較鋯石的Hf-O同位素和微量元素，探討了我國中東部地區(qū)與銅金有關巖體的含礦性，認為高氧逸度的熔體和洋殼沉積物的加入，對成礦更為有利。在長江中下游成礦帶位于江西的九瑞礦集區(qū)，我們曾對一些成礦與不成礦中酸性侵入巖的年代學、巖石化學、礦物化學特征進行了初步討論，并提出了氧逸度、巖漿侵位深度、溫度等因素對巖體含礦性起關鍵作用(徐耀明等，2013)。最近，我們又對長江中下游成礦帶湖北境內(nèi)的雞籠山和白果樹地區(qū)的花崗閃長斑巖開展研究，進一步探討了氧逸度、溫度、壓力與巖體含礦性的關系(Samakeetal.，2018)。為了進一步揭示長江中下游成礦帶西段九瑞地區(qū)和鄂東南地區(qū)巖體的含礦潛力，本文系統(tǒng)總結(jié)了這兩個地區(qū)己有的巖體研究成果，提出了一系列礦物學和地球化學指標，用于區(qū)分成礦巖體和不成礦巖體，希望相關認識對指導長江中下游地區(qū)進一步的深部找礦工作有所幫助。

1 地質(zhì)背景

長江中下游成礦帶位于揚子地塊東部北緣，與北部華北地塊以秦嶺-大別造山帶為界。主要受三個方向的大型斷裂和走滑斷層限制，分別是北西向的襄廣(襄樊-廣濟)大斷裂，北東向的郯廬(郯城-廬江)大斷裂，北東東向的陽常(陽新-常州)大斷裂(圖1)。太古界地層在區(qū)內(nèi)沒有出露，中、下泥盆統(tǒng)地層在區(qū)內(nèi)缺失，而其它各時代地層區(qū)內(nèi)發(fā)育基本完整。地質(zhì)歷史發(fā)展演化從早至晚可分為三個主要階段：(1)前震旦紀基底發(fā)育階段；(2)震旦紀-早三疊世蓋層沉積階段；(3)中晚三疊世-新生代板內(nèi)變形階段。根據(jù)地理位置，長江中下游成礦帶西起湖北鄂城，東至江蘇鎮(zhèn)江，依次分為鄂東南礦集區(qū)、九瑞礦集區(qū)、安慶-貴池礦集區(qū)、廬樅礦集區(qū)、銅陵礦集區(qū)、寧蕪礦集區(qū)和寧鎮(zhèn)礦集區(qū)等七大礦集區(qū)(常印佛等，1991；翟裕生等，1992，1999)。

圖1 鄂東南和九瑞礦集區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖 (據(jù)Xie et al.，2011a；Yang et al.，2011等修編)Fig.1 Geological sketch map of the Edong and Jiurui ore districts (revised after Xie et al.，2011a；Yang et al.，2011)

鄂東南礦集區(qū)出露的與成礦較為密切的地層為三疊系大冶組灰?guī)r、白云質(zhì)灰?guī)r。在印支構(gòu)造運動的影響下區(qū)內(nèi)沉積巖形成了一系列的NWW向褶皺，以及伴隨NNE向的斷裂(Pan and Dong，1999)。鄂東南礦集區(qū)內(nèi)分布的巖漿巖主要形成于燕山期，形成了從北至南的六大巖體(圖1)，分別是鄂城、鐵山、金山店、靈鄉(xiāng)、陽新、殷祖(Lietal.，2009)。該區(qū)還發(fā)育近百個花崗閃長斑巖、閃長巖、花崗斑巖等小巖體(劉曉妮等，2009)。謝桂青等(2006，2013)將鄂東南地區(qū)的巖漿活動劃分為兩期，分別為：(1)輝長巖+閃長巖+石英閃長巖+花崗閃長斑巖，形成于約152～134Ma；(2)花崗巖+石英二長巖+石英閃長巖和火山巖，形成于約134～124Ma。 鄂東南礦集區(qū)產(chǎn)出的重要銅多金屬礦床有銅綠山大型矽卡巖型銅(鐵、金)礦床、雞冠嘴大型矽卡巖型銅(金)礦床、銅山口大型斑巖-矽卡巖型銅(鉬、金)礦床。

九瑞礦集區(qū)中石炭系、二疊系和三疊系碳酸鹽巖是該區(qū)Cu-Au-Mo多金屬礦化的主要圍巖；黃龍組與五通組的接觸面是層狀塊狀硫化物型礦床的重要賦礦建造(季紹新等，1989；翟裕生等，1992)。該地區(qū)的一級控巖控礦構(gòu)造為NWW向的基底斷裂，在該斷裂上自SE向NW分布了城門山、丁家山、武山、寶山、東雷灣和鄧家山等主要侵入體(圖1)，區(qū)內(nèi)發(fā)育的大中型礦床或者不同程度的礦化均與此斷裂帶上發(fā)育的巖漿巖密切相關，是區(qū)內(nèi)最重要的構(gòu)造-巖漿-成礦帶(黃恩邦等，1990；翟裕生等，1992，1999)。該地區(qū)褶皺構(gòu)造發(fā)育，見多個軸向近平行交替出現(xiàn)的背斜、向斜的復式褶皺，總體呈現(xiàn)NE向弧形復式褶皺帶(圖1)。區(qū)內(nèi)巖漿巖以花崗閃長斑巖和石英閃長斑巖為主，其與成礦關系密切。另外，石英斑巖、花崗細晶巖、閃長巖及煌斑巖脈也有分布。呈巖株狀產(chǎn)出的侵入巖基本位于NWW向基底斷裂上展布，而其它呈脈狀產(chǎn)出的巖體則多沿地層間不整合面及層內(nèi)薄弱面貫入式侵位，與組成復式褶皺帶的地層的走向方向相一致，構(gòu)成了區(qū)內(nèi)的次級構(gòu)造-巖漿-成礦帶。自北向南，次級構(gòu)造-巖漿-成礦帶可劃分為五組：(1)東雷灣-通江嶺構(gòu)造-巖漿成礦亞帶；(2)丫頭山-寶山-夫山構(gòu)造-巖漿成礦亞帶；(3)宋家灣-武山構(gòu)造-巖漿成礦亞帶；(4)大浪-洋雞山-丁家山構(gòu)造巖漿成礦亞帶；(5)長山-城門山構(gòu)造巖漿成礦亞帶(劉迅，1990；翟裕生等，1992，1999)。九瑞礦集區(qū)產(chǎn)出的重要銅多金屬礦床有城門山大型斑巖-矽卡巖-塊狀硫化物型銅(金、鉬)礦，武山大型矽卡巖-塊狀硫化物型銅(金)礦，以及洋基山、丁家山、東雷灣、鄧家山等矽卡巖型銅(金)礦床。

圖2 鄂東南礦集區(qū)成礦巖體和不成礦巖體Harker圖解數(shù)據(jù)來源: Li et al.，2008；張世濤等，2018；及作者未發(fā)表數(shù)據(jù)Fig.2 Harker diagrams of ore-related and ore-barren rocks in Edong district

2 主要巖體地質(zhì)特征

2.1 鄂東南礦集區(qū)

鄂東南礦集區(qū)由北西向南東方向具有礦化分帶現(xiàn)象，依次為：鐵礦帶→鐵銅礦帶→銅礦帶→銅鉬礦帶→鎢銅鉬礦帶。其中銅礦區(qū)在地理位置上主要圍繞陽新巖體分布。鄂東南地區(qū)銅礦可大致分為兩類。一類為與陽新巖體有關的銅-銅金(鉬)礦(點)，如父子山，牛頭山，歐陽山，赤馬山，葉花香等140余處，主要礦化類型為矽卡巖型礦化。成礦巖體主要為石英閃長巖-石英二長巖，有時具有似斑狀結(jié)構(gòu)。成礦巖體主要組成礦物較為類似，有輝石、角閃石、斜長石，石英、鉀長石、黑云母，副礦物主要為鋯石、磷灰石、磁鐵礦、榍石，有時出現(xiàn)鈦鐵礦。其中，輝石主要在石英閃長巖中出現(xiàn)，隨著巖漿分異程度升高，只在角閃石內(nèi)部偶見殘余體。斜長石，石英和鉀長石的含量變化是成礦巖體命名變化的主要原因。例如父子山的石英閃長巖，歐陽山石英閃長巖，牛頭山石英二長巖(Duan and Jiang，2018a，b)。另一種銅(金、鉬)礦主要與小巖體有關，平面上巖體一般呈獨立的巖株產(chǎn)出，礦床類型主要有斑巖型，斑巖-矽卡巖型，矽卡巖型等。例如，白云山斑巖型銅礦，銅山口、豐山洞、雞籠山斑巖-矽卡巖型銅(鉬)礦，銅綠山矽卡巖型銅(鐵、金)礦，雞冠嘴矽卡巖型銅(金)礦等(劉曉妮等，2009；謝桂青等，2013；王建等，2014a, b；段登飛和蔣少涌，2017；張世濤等，2018)。此類礦床成礦巖體相對于前一類演化程度相對更高，例如白云山花崗閃長斑巖、銅山口花崗閃長斑巖(Lietal.，2008)，豐山洞花崗閃長斑巖、雞籠山花崗閃長斑巖(Pangetal.，2014)、銅綠山石英二長閃長(斑)巖(趙海杰等，2010；Duan and Jiang，2017)等。此類巖體主要組成礦物與陽新大巖體周緣礦床成礦巖體的礦物組成類似，主要造巖礦物也為斜長石、角閃石、石英、鉀長石、云母，副礦物為磷灰石、磁鐵礦、榍石、鋯石等。偶見輝石以殘余體形式賦存于角閃石中(段登飛和蔣少涌，2017)。斑晶主要為斜長石、角閃石等，也有黑云母、鉀長石、石英，基質(zhì)主要為石英、鉀長石，也有斜長石、角閃石、黑云母等，不同巖體會有成礦物質(zhì)含量及結(jié)構(gòu)上的差別。

不成礦巖體礦物組成和成礦巖體基本相同，區(qū)別僅僅在于不同礦物的含量有細微差別。主要的不成礦巖體有殷祖石英閃長巖(Wangetal.，2004；Lietal.，2009)，劉家灣石英二長巖、蚌殼地石英二長斑巖(Duan and Jiang，2018a)，古家山花崗閃長斑巖(夏金龍等，2013a)，銅鼓山石英閃長斑巖(夏金龍等，2013b)，姜橋花崗閃長巖(丁麗雪等，2013)等。不成礦巖體中有類似于陽新巖體的大巖體，演化程度相對較低，如殷祖巖體；也有類似于小巖體的劉家灣，古家山等小巖株。

圖3 鄂東南礦集區(qū)成礦巖體和不成礦巖體的稀土元素配分圖解(a-c)和微量元素蛛網(wǎng)圖解(d-f)(標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)數(shù)據(jù)來源與圖2相同;成礦巖體和不成礦巖體也見圖2圖例說明Fig.3 The REE patterns and trace element spider diagrams of ore-related (a-c) and ore-barren (d-f) rocks in the Edong district (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

成礦巖體與不成礦巖體主微量元素組成差別不大(圖2、圖3)，但不成礦巖體主量成分變化范圍小，主要與成礦巖體偏酸性端員重疊(圖2)。成礦巖體中的銅山口巖體具有偏離區(qū)域巖體演化曲線的特點，顯示相對較低的Al2O3和Na2O含量，相對較高的K2O。鄂東南巖體主量元素組成Harker圖解顯示，本區(qū)巖體隨著SiO2含量升高，TiO2、Fe2O3、MgO、 CaO、P2O5含量逐漸降低(圖2)，表明可能有(鈦)磁鐵礦、磷灰石、輝石和角閃石的分離結(jié)晶作用。成礦巖體和不成礦巖體微量元素組成也基本類似，都表現(xiàn)為富集輕稀土，虧損重稀土(圖3a-c)，富集大離子親石元素(Rb、Ba、U)，虧損高場強元素(Nb、Ta)。具有明顯的Pb的正異常，Ti和P的負異常，不大明顯的Sr的正異常。少數(shù)幾個數(shù)據(jù)還具有Zr和Hf的負異常(圖3e)，其原因還有待查證，一種可能是樣品在用酸溶法測試微量元素時，鋯石作為難溶礦物未完全溶解所致。相似的主微量組成表明巖體的主微量成分不能用來甄別成礦巖體。

雖然全巖的主微量元素組成不能用來有效區(qū)分成礦巖體與不成礦巖體，但巖體中某些礦物的主微量元素組成在成巖巖體與不成礦巖體中卻有明顯不同。例如，我們最近對鄂東南地區(qū)磷灰石的研究表明(Duan and Jiang，2018a，b)，成礦巖體中磷灰石具有較高的揮發(fā)組分和鋰的含量(Cl: 0.19%～0.57%，平均值為0.35%；SO3: 0.08%～0.71%，平均值為0.32%；Li: 0.49×10-6～7.99×10-6，平均值為3.23×10-6)。而不成礦巖體中磷灰石，這些組分含量較低(Cl: 0.09%～0.31%；平均值為0.16%；SO3: 0.06%～0.28%，平均值為0.16%；Li: 0.15×10-6～0.89×10-6，平均值為0.36×10-6)。成礦巖體中磷灰石(La/Sm)N和(Yb/Sm)N顯示正相關關系，而不成礦巖體中為負相關關系。

2.2 九瑞礦集區(qū)

九瑞礦集區(qū)金屬資源以銅為主，礦床類型主要包括斑巖型、矽卡巖型以及塊狀硫化物型三種，這些礦床在空間分布上均與侵入巖體密切相關。在近些年的找礦勘探工作中，九瑞地區(qū)發(fā)現(xiàn)了大量與圍巖接觸卻并無礦化的巖體，徐耀明等(2013)對九瑞地區(qū)成礦和不成礦巖體做過初步的年代學和地球化學分析，發(fā)現(xiàn)兩者在年代學和地球化學組成方面沒有顯著的區(qū)別。

圖4 九瑞礦集區(qū)成礦與不成礦巖體主量元素對比圖數(shù)據(jù)來源: 徐耀明等，2013；Xu et al.，2014Fig.4 Major elements contents of ore-related and ore-barren rocks in the Juirui district

九瑞地區(qū)的巖漿巖比較發(fā)育，主要活動時期是燕山期，基本上形成的均為淺成侵入巖。喜馬拉雅期有少量基性巖脈侵入，也見有第三紀地層中具氣孔杏仁構(gòu)造以及流動構(gòu)造的玄武巖。據(jù)不完全統(tǒng)計，區(qū)內(nèi)出露有三十余個侵入巖體，單個巖體地表面積在0.04km2到1.6km2之間，總面積10km2，占區(qū)域的1.5%，其中有14個巖體大于0.5km2(翟裕生等，1999)。侵入巖常呈巖株、巖枝、巖墻和巖脈狀產(chǎn)出，主要產(chǎn)于褶皺的翼部，侵入的圍巖多為晚石炭世-中三疊世地層，僅少數(shù)產(chǎn)于褶皺軸部的志留紀-泥盆紀地層中。侵入巖以花崗閃長斑巖和石英閃長玢巖為主，它們均與成礦關系密切。另外，閃長巖、輝綠巖、煌斑巖、石英斑巖、花崗細晶巖也有分布。其中，城門山巖體出露面積較大，其邊部是花崗閃長斑巖，中央是石英斑巖組成的復式巖體。這些巖漿巖主要為燕山早期的中酸性侵入巖，侵入順序大致為花崗閃長斑巖，石英閃長玢巖，石英斑巖，以及較晚期的煌斑巖?；◢忛W長斑巖是區(qū)內(nèi)最主要的成礦母巖。

巖漿巖的產(chǎn)狀和規(guī)模方面，前人研究認為巖株狀侵入體基本位于北西西向基底斷裂上，且具有等距性，而其它脈狀巖體則受北東東向斷裂和層間破碎帶控制，多呈單脈狀、分支脈狀或透鏡狀產(chǎn)出，可見石英閃長玢巖穿插花崗閃長斑巖的情況，規(guī)模大小不等，長數(shù)百米至數(shù)十米，多沿地層間不整合面及層內(nèi)薄弱面貫入式侵位，與組成復式褶皺帶的地層走向一致，構(gòu)成了區(qū)內(nèi)的次級構(gòu)造-巖漿-成礦帶(劉迅，1990；翟裕生等，1992，1999)。

圖5 九瑞礦集區(qū)成礦(a、b)與不成礦巖體(c、d)微量元素對比圖數(shù)據(jù)來源:Xu et al.，2014Fig.5 Trace elements contents of ore-related (a, b) and ore-barren (c, d) rocks in the Juirui district

九瑞地區(qū)的巖株主要由花崗閃長斑巖組成，常呈深灰色、黑灰色，具斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，斑晶粒徑2～3mm至2～3cm不等，斑晶常由斜長石、石英、角閃石、黑云母、鉀長石等礦物組成，斑晶晶形完好，以自形為主，石英常見熔蝕現(xiàn)象。另一種主要成礦侵入巖為石英閃長玢巖，常呈巖脈狀產(chǎn)出，灰黑色，具斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，斑晶粒徑2～3mm至1～2cm不等，斑晶主要為斜長石、石英、角閃石、黑云母等礦物，而與花崗閃長斑巖相比石英含量較低，鉀長石斑晶很少。區(qū)內(nèi)有閃長巖出露，灰白色，具自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，礦物組成為環(huán)帶發(fā)育的板片狀斜長石、解理發(fā)育的長柱狀角閃石及少量黑云母、磁鐵礦?；桶邘r，多呈脈狀出現(xiàn)，黑色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造，斑晶礦物主要為角閃石及黑云母。輝綠巖，呈巖脈狀產(chǎn)出，黑色，具塊狀構(gòu)造，鏡下可見輝綠結(jié)構(gòu)，礦物組成為自形斜長石、它形輝石、少量角閃石等。玄武巖，賦存于第三系中，黑色，氣孔及杏仁構(gòu)造發(fā)育，鏡下可見基質(zhì)具流動構(gòu)造，礦物組成為斜長石、輝石等。

總結(jié)九瑞礦集區(qū)巖漿巖的巖石地球化學數(shù)據(jù)可以發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)內(nèi)成礦巖體與不成礦巖體的全巖主量元素組成中， SiO2以及其它9種主量元素含量的變化范圍都非常接近，或有很大重疊，表明成礦與不成礦巖體的主要巖石化學成分幾乎相同，也正因如此，主量元素特征不能區(qū)分成礦與不成礦巖體(圖4)。而微量元素也類似，在蛛網(wǎng)圖(圖5)中可以觀察到，九瑞地區(qū)成礦巖體與不成礦巖體微量元素的整體配分模式、各個元素的含量、以及元素異常情況，都相互一致，未顯示出明顯差異，因此憑借微量元素特征也不能夠?qū)⒍哌M行區(qū)分。

3 成巖成礦年代學

前人對鄂東南礦集區(qū)和九瑞礦集區(qū)相關礦床的成巖成礦時代，以及不成礦巖體的成巖時代開展了大量的測試工作。本文選取較為可靠的數(shù)據(jù)，即鋯石的U-Pb定年數(shù)據(jù)和云母Ar-Ar、輝鉬礦Re-Os和榍石U-Pb定年數(shù)據(jù)，歸納在表1并展示在圖6中。鄂東南礦集區(qū)Cu(Fe、Au、Mo)礦床成巖成礦時代集中在137～140Ma左右(圖6)，成巖成礦時差較小，近于同時形成，但是有個別巖體，如銅山口，銅綠山和豐山洞的少數(shù)研究中成礦年齡偏大(>146Ma)(表1)。不成礦巖體年齡也在135～151Ma之間，除殷祖巖體年齡略微偏大外，其他巖體的年齡與成礦巖體年齡完全一致。

我們曾對九瑞地區(qū)(包括城門山、武山、鄧家山、東雷灣、洋雞山、丁家山、大浪、寶山、銅嶺、武山周邊等)的巖漿巖中鋯石U-Pb年齡進行過初步的歸納(Yangetal.，2011，蔣少涌等，2013)，區(qū)內(nèi)各種巖性的侵入巖(包括花崗閃長斑巖、石英閃長玢巖、閃長巖、煌斑巖、輝綠巖等)的年齡均集中在138～150Ma約十余個百萬年之間，即九瑞地區(qū)的巖漿活動是一次較為集中的在晚侏羅世和早白堊世之交(143±5Ma)發(fā)生的事件，而并非前人研究中通過Rb-Sr、K-Ar等時線法所認識的，從燕山早期到燕山晚期，持續(xù)約一百個百萬年的巖漿活動。成巖成礦年齡多集中在141～148Ma之間，成巖成礦時差也較小。九瑞地區(qū)不成礦巖體的成巖年齡在144～150Ma之間，與成礦巖體年齡分布范圍完全一致(表1、圖6)。但是總體來說，九瑞礦集區(qū)的成礦年齡略早于鄂東南地區(qū)的成礦年齡。但是具體到各個礦區(qū)的找礦工作中，巖體年齡作為找礦標志還不能很好地發(fā)揮作用。

4 巖漿源區(qū)識別

對巖漿巖源區(qū)的探討，是巖石成因研究中的一個基本問題。同時，也是研究與巖漿作用有關礦床成礦物質(zhì)的起源和初始豐度時，需要面對的首要問題。對于斑巖型礦床，前人研究表明，含礦斑巖幔源組分的比例越高，成礦物質(zhì)越豐富，成礦潛力越好。侯增謙和王濤(2018)在歸納總結(jié)拉薩地體Hf同位素填圖成果時發(fā)現(xiàn)，加厚新生下地殼具有較高εHf(t)值和較小tDMC值，這些特征是由于巖漿源區(qū)中新生地幔組分的影響，對造山帶中斑巖型Cu礦床的形成起主要控制作用。

在長江中下游成礦帶上，不同學者對于巖漿巖形成的源區(qū)及動力學過程存在較大爭議，但對成礦巖體來自經(jīng)歷過殼幔相互作用的I型花崗質(zhì)熔體這一點而言，觀點則較為一致。 Sunetal.(2010, 2011)認為長江中下游的巖漿巖形成于洋脊俯沖作用，而來自軟流圈地幔的洋殼具有較高的銅、金含量，為成礦做出了貢獻。Liuetal.(2010)認為單純下地殼起源的巖漿巖，由于較低的成礦物質(zhì)豐度以及揮發(fā)分含量，不利于大型-超大型礦床形成。周濤發(fā)等(2016)對長江中下游帶上的斑巖型礦床進行了總結(jié)，認為成礦物質(zhì)來自富集地幔和加厚下地殼部分熔融巖漿混合的產(chǎn)物，源自富集地幔的基性巖漿對成礦至關重要，它的混入使得巖漿富水、硫以及銅金成礦物質(zhì)。

表1鄂東南和九瑞礦集區(qū)成巖成礦年齡匯總表

Table 1 Ages for granitoids and Cu-polymetallic ore deposits in the Edong and Juirui districts

礦集區(qū)名稱測試方法成巖年齡(Ma)數(shù)據(jù)來源鄂東南成礦銅山口牛鼻峰銅綠山雞冠嘴桃花嘴牛頭山歐陽山父子山千家灣雞籠山白果樹巖體豐山洞鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年絹云母40Ar-39Ar定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年鋯石U-Pb定年巖體中榍石U-Pb定年輝鉬礦Re-OS定年黃鐵礦Re-Os定年矽卡巖中榍石U-Pb定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-OS定年金云母40Ar-39Ar定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-OS定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os140±2.4Li et al. (2008)143.4±1.0Li et al. (2010)144.2±1.9Yang et al. (2014)146±1.3Xie et al. (2011a)143.8±2.6Li et al. (2008)143.5±1.7～142.3±1.8謝桂青等(2006)143.6±0.3趙新福等(2006)143.8±0.8Li et al. (2008)129.1±0.5趙新福等(2006)139.8±0.9Li et al. (2010)138.4±1.6Wang et al. (2013)144.2±1.9Yang et al. (2014)141.0±0.8張世濤等(2018)146±1梅玉萍等(2008)140±2Xie et al. (2011b)142.0±1.0Li et al. (2014)137.1±1.9謝桂青等(2009)136.4～144.4Li et al. (2014)139.3±0.8張偉(2015)139±1Xie et al. (2011b)134.5±5.4張偉(2015)138.2±2.2Xie et al. (2011b)141±18張偉(2015)139.6±4.0張偉(2015)139.3±0.8張偉(2015)138.3±2Xie et al. (2011b)142.3±2.8Xie et al. (2011b)141.4±1Li et al. (2010)137.8±1.8Duan and Jiang (2018)138.4±1.2Duan and Jiang (2018)138.6±2.9Duan and Jiang (2018)137.7±1.7謝桂青等(2009)151.8±0.7Pang et al. (2014)138±2陳富文等(2011)142.2±1.1趙玲等(2013)151.6±0.7王建等(2014b)148.6±1.5王建等(2014a)150.79±0.82Pang et al. (2014)142.4±0.7王建等(2014b)137±2陳富文等(2011)150.6±2.1Yang et al. (2014)144.0±2.1謝桂青等(2006)

續(xù)表1

Continued Table 1

礦集區(qū)名稱測試方法成巖年齡(Ma)數(shù)據(jù)來源鄂東南不成礦殷祖巖體姜橋巖體古家山巖體銅鼓山巖體蚌殼地巖體劉家灣巖體鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年148±1、151±1丁麗雪等(2017)146.5±1Li et al. (2010)144±1丁麗雪等(2013)145.1±1夏金龍等(2013a)147±2.6夏金龍等(2013b)138.7±1.1Duan and Jiang (2018a,b)135.0±2.4Duan and Jiang (2018a,b)九瑞成礦城門山武山東雷灣洋雞山丁家山鄧家山大浪-山上灣寶山-銅嶺馬鞍山劉家倉鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年輝鉬礦Re-Os定年鋯石U-Pb定年鋯石U-Pb定年144.5±1.3Li et al. (2010)146.6±1.0Yang et al. (2011)144.5±1.3Li et al. (2010)139.1±1.4徐耀明等(2013)140±2、140±2吳良士和鄒曉秋(1997)145.4±0.9～148.0±1.0Yang et al. (2011)146.2±1.2～146.6±1.0Li et al. (2010)144.6±3.9Ding et al. (2006)141.9±2.9Wang et al. (2013)148.4±2.7Yang et al. (2014)146.2±2.6李進文等(2007)141.5±1.7Yang et al. (2011)145.8±1.0Li et al. (2010)142.2±0.5賈麗瓊等(2015)144.3～148.7楊堂禮和蔣少涌(2015)143.3±5.2賈麗瓊等(2015)143.4±1.4Yang et al. (2011)144.8±1.3陳志洪等(2011)145.4±1.2陳志洪等(2011)138.2±1.8李亮和蔣少涌(2009)145.4±1.0Li et al. (2010)139.0±1.3～149.2±2.7徐耀明等(2012)146.4±1.2陳志洪等(2011)141.2±1.3～143.6±1.2陳志洪等(2011)147.81±0.48賈麗瓊等(2015)147.7±1.2賈麗瓊等(2015)148.6±2.6胡正華等(2015)133.4±1.8Xu et al. (2014)146.4±1.6Xu et al. (2014)九瑞不成礦武山外圍鋯石U-Pb定年149.6±3.0、146.7±1.5、145.3±2.4、144.4±1.3徐耀明等(2013)城門山外圍鋯石U-Pb定年143.9±1.3徐耀明等(2013)

圖6 鄂東南-九瑞礦集區(qū)成礦和不成礦巖體的鋯石U-Pb年齡及礦床成礦年齡圖中若某個巖體或礦床有兩個年齡點，它們分別為前人研究中較小的和較大的年齡；成礦年齡除特別注明外均為輝鉬礦Re-Os定年；年齡值來源見表1Fig.6 Comparison of zircon U-Pb ages of ore-related and ore-barren rocks and mineralization ages in the Edong and Jiurui districts

在對鄂東南地區(qū)的研究中，Lietal.(2009)和Xieetal.(2008)等均認為該地區(qū)成礦巖漿起源于富集的巖石圈地幔；而Wangetal.(2004)則在對比銅山口和殷祖巖體時認為，成礦的銅山口巖體是拆沉下地殼混染地幔的熔體所形成，因為地幔組分的加入所以成礦，而殷祖巖體是單純加厚下地殼部分熔融形成，沒有地幔成分加入，所以沒有大規(guī)模礦床形成(圖7)。Xuetal.(2014)通過對九瑞地區(qū)研究發(fā)現(xiàn)，該區(qū)巖漿巖的εHf(t)和εNd(t)整體而言較鄂東南礦集區(qū)和安徽境內(nèi)銅陵礦集區(qū)內(nèi)礦床要高，這反映了九瑞礦集區(qū)巖漿巖的幔源組分貢獻較高，對成礦更為有利。

圖7 鄂東南地區(qū)成礦巖體和不成礦的殷祖巖體的Sr-Nd同位素圖解數(shù)據(jù)來源: Wang et al.，2004；Li et al.，2008，2009Fig.7 Sr-Nd isotopic compositions of ore-related and ore-barren rocks in the Edong district

我們最近對九瑞礦集區(qū)城門山和仙姑臺兩個斑巖型礦床開展了鋯石原位微區(qū)微量元素及Hf同位素，以及磷灰石原位微區(qū)微量元素及Sr同位素的研究，也發(fā)現(xiàn)銅金礦床成礦規(guī)模的大小，非常明顯地受到了巖漿起源中幔源組分高低的控制，如仙姑臺礦區(qū)，巖漿鋯石中較低的εHf(t)值暗示其源區(qū)幔源組分低，因而不利于形成象城門山那樣的大礦(圖8)。因此，對于研究區(qū)的Cu-Au礦床來說，巖漿巖起源中，幔源組分的比例越高，成礦物質(zhì)越豐富，成礦潛力越好。若起源時的成礦物質(zhì)不足，即使后續(xù)的物理化學條件滿足，也難以形成有規(guī)模的大礦。

圖8 九瑞和鄂東南地區(qū)巖漿巖Sr同位素-鋯石Hf同位素圖解數(shù)據(jù)來源: Xie et al.，2008，2011a；Li et al.，2008；Xu et al.，2014；及作者未發(fā)表數(shù)據(jù)Fig.8 Whole-rock Sr isotopic and zircon Hf isotopic compositions of granitoids from the Juirui and Edong districts

5 巖漿演化過程識別

巖漿的演化過程對于最終礦床的形成同樣存在著至關重要的影響。一般認為，如果巖漿富集成礦元素(Cu、Au、Mo等)和揮發(fā)分(S、Cl、H2O)，那么相應的對成礦也較為有利(Halteretal.，2005；Coreetal.，2006；Sternetal.，2007；Jenneretal.，2010；Loucks， 2014)。這些富集特征可以是在巖漿源區(qū)處繼承源區(qū)形成，也可以是在巖漿脫離源區(qū)后演化過程中形成。例如Mustardetal.(2006)在研究澳大利亞Timbarra金礦床成礦巖體中的熔體包裹體時發(fā)現(xiàn)，隨著巖漿中礦物的分離結(jié)晶，熔體中的金和其他成礦元素(例如銅)含量也逐漸增加，證明了礦物的分離結(jié)晶可以使殘余熔體更加富集成礦元素。Caoetal.(2018)對菲律賓的黑山斑巖型Cu-Au礦斑巖體礦物學研究表明，長英質(zhì)巖漿演化過程中的富Cu幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的多次注入，對于該礦床的形成起主要作用。

也有些學者認為，成礦初始巖漿不一定要富集成礦元素(Cu、Au、Mo等)，只要有足夠體積的巖漿以提供足夠數(shù)量的成礦物質(zhì)，并且這些成礦物質(zhì)要有效的運移到成礦地點成礦(Cloos，2001；Richards，2005；Sillitoe，2010；Mpodozis and Cornejo，2012；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)。Zhang and Audétat(2017)對Bingham斑巖型銅-鉬-金礦床開展熔體包裹體的研究發(fā)現(xiàn)，初始巖漿并不明顯富含銅、金、硫等成礦物質(zhì)或揮發(fā)份等有利組分，但由于存在一個足夠大的巖漿房，提供較大的巖漿通量，故可形成超大型礦床。一般認為，在成礦小斑巖體的深部還有一個更大的巖漿房，以合適的補給速率向上補充演化出富集成礦物質(zhì)和揮發(fā)分的巖漿。在此種模式下，深部巖漿房的大小(Cloos，2001；Richards，2005；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)、就位深度(Richards，2005；Sillitoe，2010)、形態(tài)(Richards，2005)以及巖漿活動的持續(xù)時間(Richards，2005；Mpodozis and Cornejo，2012；Chelle-Michou and Chiaradia，2017)等，都對最終是否能形成成規(guī)模的斑巖型礦床具有控制作用。

圖9 九瑞和鄂東南地區(qū)巖漿巖分離結(jié)晶作用微量元素識別圖解數(shù)據(jù)來源: Li et al., 2009, 2013Fig.9 Trace element evolution trend during fractional crystallization of granitoids from the Edong district

圖10 銅綠山成礦巖體分離結(jié)晶模擬圖 (據(jù)Duan and Jiang，2017)Fig.10 The simulation of fractional crystallization of granitoids from the Tonglvshan deposit (after Duan and Jiang，2017)

圖11 銅綠山成礦巖體分離結(jié)晶對Cu富集作用影響圖(據(jù)Duan and Jiang，2017)圖中暗紅色圓點代表早期結(jié)晶角閃石，黃綠色三角點代表晚期結(jié)晶角閃石Fig.11 Contribution of fractional crystallization to Cu enrichment in the Tonglvshan deposit (after Duan and Jiang，2017)

前人對鄂東南礦集區(qū)的研究發(fā)現(xiàn)，該地區(qū)與成礦有關的中酸性巖漿巖，基本上均經(jīng)歷了分離結(jié)晶過程(圖9;Lietal., 2009, 2013)。在該過程中，相容元素進入礦物，隨著分離作用，它們在殘余熔體中的含量不斷降低，而不相容元素含量則變化不大，因此將呈現(xiàn)圖9中實線的趨勢。而在部分熔融過程中，不相容元素將進入熔體相被逐漸帶走，相容元素基本保持不變，因此將呈現(xiàn)圖9中虛線的趨勢。

圖12 九瑞和鄂東南地區(qū)成礦與不成礦巖體溫度壓力范圍數(shù)據(jù)來源：徐耀明等，2013；Samake et al.，2018Fig.12 Pressure and temperature estimation of ore-related and ore-barren rocks in the Juirui and Edong districts

Xieetal.(2008)開展鄂東南地區(qū)巖漿巖地球化學研究后認為，富集巖石圈地幔起源的巖漿，經(jīng)歷了分離結(jié)晶同化混染過程，稀土元素Eu易于進入長石中，其在蛛網(wǎng)圖中的負異常能夠指示與長石有關的分離結(jié)晶作用。Lietal.(2008，2009)對銅山口及鄂東南地區(qū)其它成礦侵入體的研究也認為，初始起源的幔源巖漿中發(fā)生了角閃石、斜長石、鉀長石、磁鐵礦、榍石、磷灰石等礦物的分離結(jié)晶，而Cu、Mo作為不相容元素，在殘余熔體中富集。Lietal.(2013)也認為巖漿起源于富集巖石圈地幔，并提出成礦巖漿主要由不成礦巖漿經(jīng)過角閃石、榍石、磁鐵礦、磷灰石分離結(jié)晶產(chǎn)生。

由于La-Yb-Ti在角閃石中的相容性遞增，因此分離結(jié)晶作用會造成巖漿的(La/Yb)N值升高，(Ti/Yb)N值降低(圖10)。Duan and Jiang(2017)通過對銅綠山成礦巖體不同期次角閃石的研究，發(fā)現(xiàn)早期在深部巖漿房結(jié)晶的角閃石Cu含量比晚期角閃石低得多(圖11)，也就是說晚期巖漿的Cu含量上升了，而Li含量的變化趨勢與Cu正好相反。晚期角閃石Cu含量的增高暗示了在巖漿演化過程中，在晚期巖漿中更加富集Cu從而有利于成礦。晚期角閃石Li含量的降低則可能受分離結(jié)晶作用控制(Duan and Jiang，2017)?？傊?，從巖漿演化的早期到晚期，有角閃石、斜長石、磷灰石的分離結(jié)晶作用(圖10、圖11)，因此推斷巖漿的分離結(jié)晶作用使殘余熔體的Cu含量上升，從而對銅綠山巖體成礦更為有利。

圖13 鄂東南和九瑞礦集區(qū)巖漿氧逸度示意圖數(shù)據(jù)來源：Samake et al.，2018；劉彬等，2010； 徐耀明等，2013；趙海杰等，2010；周作俠，1986Fig.13 Oxygen fugacity of magma in the Edong and Jiurui districts

6 巖漿侵位條件識別

6.1 壓力和溫度條件

前人研究表明，矽卡巖礦床在0.3～3kbar的壓力范圍內(nèi)最為發(fā)育(Pirajno，2009)。與較淺的就位深度相比，巖漿在較深的深度時，由于圍巖溫度高、滲透率低，而且?guī)r石多呈塑性而非脆性，即使有流體出溶也不利于矽卡巖礦床的形成(Meinertetal.，2005)。而在較淺的就位深度下，巖漿的水飽和度也相對較低，因此經(jīng)過較小程度分離結(jié)晶就能出溶成礦流體，因而更有利于成礦(Robb，2005)。

估測巖漿的溫度和壓力有多種不同的方法。例如，角閃石的成分己廣泛被用來計算其形成時巖漿的溫度和壓力(Hammarstrom and Zen，1986；Holland and Blundy，1994; Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli，2012; Mutchetal.，2016)。詳細的巖漿溫度、壓力的估測方法計算可參見徐耀明等(2013)。

徐耀明等(2013)研究了九瑞地區(qū)成礦和不成礦花崗巖中角閃石的成分并計算了它們的形成壓力(巖漿侵位深度)及溫度，發(fā)現(xiàn)控制成礦與不成礦的主要因素在于侵入巖的就位深度：成礦巖體就位深度淺，侵位壓力小；相反，不成礦巖體就位深度較深，侵位壓力相應也大。Samakeetal.(2018)在對雞籠山礦區(qū)成礦與不成礦侵入巖的對比研究中，得出了較為相似的結(jié)論，區(qū)內(nèi)成礦的雞籠山巖體具有較小的侵位壓力，反映其就位深度可能較淺，而目前未見礦化的白果樹巖體，則具有較大的侵位壓力。對巖體侵位時的溫度和壓力作圖可以看出(圖12)，巖體的成巖溫度雖然在變化范圍上存在著一定的不同，但平均值較為接近，因此成礦巖體主要的區(qū)分指標，是巖體的侵位壓力。

6.2 氧逸度

一般認為，矽卡巖型Cu礦和斑巖型銅礦的成礦巖體具有較高的氧逸度(Meinertetal.， 2005；Sunetal.，2015)。與熔體相比，Cu作為親銅元素更傾向于進入硫化物，因此巖漿中S的價態(tài)對Cu的含量有控制作用。硫酸鹽在巖漿中的溶解度比硫化物高的多(Jugo，2009；Beermannetal.，2011)。在較還原的巖漿中的S多以S2-存在，Cu會與S2-結(jié)合沉淀下來，于是巖漿在到淺部就位分異出成礦流體前就逸失了大部分成礦元素，從而不利于成礦。在較高的氧逸度下，S主要以硫酸根(SO42-)形式存在，從而使硫化物在巖漿中保持不飽和狀態(tài)(Sunetal.，2011，2013)。因此，較高的氧逸度可以阻止成礦元素以硫化物的形式逸失，從而在晚期富集直至巖漿分異出成礦流體成礦。前人在這方面己有較多的研究成果，例如，李鵬舉等(2016)對比了皖南侏羅紀-白堊紀早期和晚期花崗巖的氧逸度，發(fā)現(xiàn)早期花崗巖氧逸度高，對成礦更為有利；Mengetal.(2018)通過對比三江成礦帶成礦巖體和不成礦巖體氧逸度，發(fā)現(xiàn)成礦巖體氧逸度較高，并據(jù)此圈定了有利的成礦區(qū)域；Lietal.(2017)對華南地區(qū)不同成礦類型及成礦與不成礦巖體的氧逸度做了詳細的對比，發(fā)現(xiàn)與Cu-(Au)-Mo成礦相關的巖體氧逸度最高，且成礦巖體比不成礦巖體的氧逸度高。

圖14 微量元素甄別不同世代角閃石(據(jù)Duan and Jiang，2017)(a)Th-Pb圖；(b) V-Sc-Cr圖Fig.14 The trace element diagrams for distinguishing different generations of amphibole(after Duan and Jiang，2017)

估測巖漿的氧逸度有許多不同方法，如利用角閃石(Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli，2012)和黑云母(Wones and Eugster，1965)等造巖礦物的成分；此外，鋯石的微量元素也被廣泛用來反演巖漿的氧逸度(Sunetal.，2015；Smythe and Brenan，2016；Zouetal.，2019)，因為鋯石一般結(jié)晶較早，反演出的氧逸度往往可以代表巖漿較早期的氧逸度；近年來，磷灰石的微量元素也用來示蹤巖漿的氧逸度(Pan and Fleet，2002；Milesetal.，2014)。Lietal. (2018) 對鄂東南程潮鐵礦含礦巖體中磷灰石研究表明，它們的Mn含量很低(<590 ×10-6)，表明巖漿的氧逸度很高。Duan and Jiang(2018a，b)發(fā)現(xiàn)鄂東南地區(qū)與銅礦相關的成礦巖體和不成礦巖體中磷灰石的Mn含量均很低(大多<700×10-6)，但它們的SO3含量卻有明顯差異，成礦巖體中SO3含量可高達0.71%，其平均值0.32%，而不成礦巖體中均小于0.28%。前人研究證實，磷灰石SO3含量高反映了巖漿的高氧化狀態(tài)，當氧逸度從FMQ(鐵橄欖石-磁鐵礦-石英緩沖劑)增加到MH(磁鐵礦-赤鐵礦緩沖劑)時，SO3含量可從<0.04%增加到1.0%～2.6%(Pengetal.，1997)。Hattori(2018)根據(jù)日本晚新生代中酸性火成巖中磷灰石低的SO3含量(絕大部分樣品均<0.1%)，提出日本弧下地幔在巖漿產(chǎn)生過程中可能相對還原或未足夠氧化，并認為這可能是日本缺少斑巖Cu礦的原因之一。張世濤等(2018)通過對銅綠山成礦巖體中鋯石微量元素研究發(fā)現(xiàn)，銅綠山巖體氧逸度較高。我們通過對巖體中角閃石和黑云母的研究表明(Duan and Jiang，2017；段登飛和蔣少涌，2017)，鄂東南地區(qū)成礦巖體早期具有較高的氧逸度，如銅綠山NNO+1，雞冠嘴NNO+0.6，隨著結(jié)晶(分異)作用的進行，氧逸度分別上升到NNO+2和NNO+1.9，到黑云母結(jié)晶時，氧逸度上升到HM(圖13a)。

巖相學特征表明，對鄂東南和九瑞地區(qū)單個巖體而言，巖體中的黑云母只有單一期次，因此單個巖體中黑云母的Fe3+/Fe2+比值應該差別不大。徐耀明等(2013)和Samakeetal.(2018)均采用Dymek(1983)方法計算黑云母Fe3+/Fe2+。據(jù)此計算出的Fe3+/Fe2+比值具有較大的變化范圍，可能與地質(zhì)事實不大相符。本文中，我們采用林文蔚和彭麗君(1994)提出的方法重新計算了鄂東南和九瑞地區(qū)黑云母的Fe3+/Fe2+比值，與Dymek(1983)方法相比離差顯著降低(圖13a)，與地質(zhì)事實更為相符。林文蔚和彭麗君(1994)發(fā)表的原文中給出的計算公式有細微錯誤，具體的計算過程可參考Duan and Jiang (2017)文中附件。

鄂東南地區(qū)成礦巖體和不成礦巖體都具有石英+磁鐵礦+榍石的礦物組合，都指示巖體具有較高的氧逸度(Duan and Jiang，2018a)，因此，氧逸度可能不是造成巖漿成礦與否的決定性控制因素。九瑞地區(qū)利用黑云母計算出的氧逸度表明，成礦巖體都和不成礦巖體的差異不大，都在HM附近(圖13a)，但利用角閃石計算出的氧逸度表明成礦巖體的氧逸度高于不成礦巖體的氧逸度(圖13b)。

6.3 揮發(fā)分/成礦金屬含量和流體出溶

斑巖型和矽卡巖型礦床主要的成礦物質(zhì)和成礦流體主要來源于巖體(Meinertetal.，2005；Sillitoe，2010)。富集成礦金屬和揮發(fā)分(S、Cl、H2O)的巖漿更有利于成礦(Halteretal.，2005；Coreetal.，2006；Sternetal.，2007；Jenneretal.，2010；Loucks，2014)。Coreetal.(2006)發(fā)現(xiàn)Bingham斑巖型銅礦的Last Chance巖株具有異常高的Cu含量，對成礦較為有利，并認為可能是在氧逸度較高的條件下礦物分離結(jié)晶作用導致，或者是源區(qū)極其富Cu。Sternetal.(2007)對智利El Teniente Cu-Mo礦床的“Porphyry A”巖株研究發(fā)現(xiàn)巖體可含高達>3%的S和>0.5%的Cu，對成礦極為有利，并認為可能是在封閉條件下，不斷地巖漿補充且沒有揮發(fā)分和成礦元素逸失的條件下形成的。Duan and Jiang(2017)對鄂東南地區(qū)銅綠山矽卡巖型銅-鐵(金)礦成礦巖體中的角閃石研究發(fā)現(xiàn)，巖漿在深部巖漿房經(jīng)過角閃石+斜長石+磷灰石分離結(jié)晶后殘余熔漿中的Cu含量上升，Cl含量上升，從而對成礦更為有利。如前文所述，鄂東南地區(qū)巖漿普遍具有分離結(jié)晶趨勢，因此通過礦物學的組合以及成分特征去識別分離結(jié)晶過程，如角閃石中不相容元素含量Pb、Th等，在晚期角閃石含量相對較高(圖14a)；或者通過相容元素含量如V，在晚期角閃石含量相對較低(圖14b)。

除了以上條件有利于成礦外，巖漿分異出成礦流體與巖體最終淺部就位的時間先后對成礦也有控制作用。Duan and Jiang(2018a，b)通過對鄂東南成礦和不成礦巖體磷灰石的主微量及流體包裹體研究發(fā)現(xiàn)，不成礦巖體在到淺部就位前就發(fā)生了流體出溶事件，導致巖漿貧化了Cu、S、Cl等元素，以至于在淺部就位后不能分異出含足夠成礦元素的成礦熱液。

角閃石的主量元素成分可以用來計算其形成時巖漿的水含量(Ridolfietal.，2010；Ridolfi and Renzulli 2012)。通過角閃石、黑云母的主量元素成分可以有效的反演出巖漿的揮發(fā)分(F、Cl、H2O)的含量和演化(Zhangetal.，2012)。利用磷灰石同樣也可以反演出母巖漿的揮發(fā)分含量(F、Cl、S)(Chelle-Michou and Chiaradia，2017)。鄂東南和九瑞礦集區(qū)巖體富含角閃石和黑云母，結(jié)合磷灰石的研究，這三者的主量元素成分可以用來有效的反演巖漿的揮發(fā)分演化，從而快速甄別出對成礦有利的巖體。這三種礦物的微量元素含量也可以用來推斷巖漿演化過程，如Duan and Jiang (2017)利用角閃石的Li含量(圖11)，Duan and Jiang (2018a)利用磷灰石的Li、Cl、S含量結(jié)合流體包裹體研究，分別推斷出了流體的出溶過程。Duan and Jiang(2017)利用角閃石REE含量還模擬計算了巖漿分離結(jié)晶程度(圖10)。

7 結(jié)論

本文系統(tǒng)總結(jié)了長江中下游成礦帶西段鄂東南礦集區(qū)和九瑞礦集區(qū)各類巖體的巖石學、礦物學、主微量元素地球化學和同位素地球化學特征，對比了成礦巖體和不成礦巖體這些特征的異同，得出如下主要結(jié)論：

(1)成礦巖體和不成礦巖體中礦物組成基本相同，主微量元素組成也無明顯差異，成巖年齡也大體相同?？傮w而言，九瑞地區(qū)的巖漿巖(集中在141～148Ma)形成可能稍早于鄂東南地區(qū)的巖體(集中在137～140Ma)。

(2)成礦巖體和不成礦巖體在巖漿源區(qū)性質(zhì)上有一定差異，鄂東南和九瑞地區(qū)巖漿源區(qū)的幔源組分貢獻越高，對成礦越有利。有用的判別標志包括鋯石的εHf(t)值，巖漿巖全巖的εNd(t)值等。

(3)巖漿的演化過程對于最終礦床的形成有著至關重要的影響。鄂東南地區(qū)與成礦有關的中酸性巖漿巖，基本上均經(jīng)歷了顯著的分離結(jié)晶過程，Cu、Mo等成礦金屬作為不相容元素，可在殘余熔體中富集而有利于成礦。有用的判別標志包括巖石中或礦物中(如角閃石)相容元素(如Sc、Ni、V等)和不相容元素(如Rb、Cs、Ba、Th、Pb、Cu、Mo等)協(xié)變圖解、Eu異常、(La/Yb)N、(Ti/Yb)N、Li、Cu含量等。

(4)成礦巖體和不成礦巖體在形成壓力和侵位深度上有明顯差異，但成巖溫度變化并不明顯。鄂東南和九瑞地區(qū)成礦巖體就位深度淺，侵位壓力小(<4kbar)，相反的不成礦巖體就位深度較深，相應的侵位壓力也大。有用的判別標志包括角閃石的化學成分(如Al含量)，黑云母的化學成分，鋯飽和溫度計等。

(5)斑巖型和矽卡巖型銅礦的成礦巖體具有較高的氧逸度。鄂東南地區(qū)成礦巖體從早期演化到晚期，呈現(xiàn)氧逸度升高的趨勢。但鄂東南和九瑞地區(qū)成礦巖體和不成礦巖體氧逸度的差異并不明顯，因而氧逸度可能不是造成巖漿成礦與否的決定性控制因素。有用的判別標志包括角閃石和黑云母的化學成分，鋯石和磷灰石的微量元素等。

(6)巖漿中揮發(fā)分/成礦金屬含量高低和流體出溶的時間和方式對成礦有重要影響。鄂東南地區(qū)不成礦巖體就位前巖漿貧化Cu、S、Cl等元素，不能分異出含足夠成礦元素的成礦熱液。有用的判別標志包括角閃石、黑云母的化學組成(如Li、F、Cl、REE含量)，磷灰石的微量(如Li、S、Cl含量)及流體包裹體推斷流體出溶過程等。

致謝野外地質(zhì)工作得到了湖北省第一地質(zhì)大隊及江西省贛西北地質(zhì)大隊的幫助；審稿人對本文初稿提出了很好的修改建議；在此一并表示衷心的感謝。