近年来，通过青藏高原深部地球物理探测、岩石学“探针”以及Hf同位素填图等手段，已经对碰撞型斑岩成矿系统的深部（壳幔边界）的动力学机制、岩浆源区演化以及成矿物质来源有了较为清晰的理论认识（Zhu et al., 2011; Hou et al., 2015b; Wang et al., 2015;赵文津, 2007;莫宣学等, 2005;侯增谦等, 2020;吴福元等, 2020），同时，以驱龙、玉龙、甲玛、朱诺等矿床为实例，详细揭示了矿床地质特征、成岩成矿作用时代、矿化与蚀变结构以及金属元素的富集和沉淀机制等浅部（地下1~2 km）地质现象（Yang et al., 2009; Li et al., 2017a; Zheng et al., 2016; Hou et al., 2003; Chang et al., 2018; Sun et al., 2020a）。然而，由于缺少直接的研究对象以及合适的地质样品，对于浅部岩浆储库（3~5 km）的精细地质结构、演化历史及其对斑岩成矿作用的制约等这些“中间过程”尚无清晰的认识（Richards, 2003;侯增谦等, 2020）。

因此，本文以甲玛超大型斑岩成矿系统（陈毓川, 1994；陈毓川等, 2022）为例，基于该矿床深部探测及综合研究成果，利用3000 m科学深钻地质资料，详细解剖碰撞背景下斑岩成矿系统浅部岩浆储库时空结构，准确厘定岩浆演化过程（陈毓川等, 2006）。同时，结合不同侵位期次岩脉的蚀变与矿化特征，探究浅部岩浆储库对成矿作用的控制机制，进一步丰富和完善大陆碰撞成矿理论，支撑国家战略资源评价。

甲玛矿床位于冈底斯成矿带东段，雅鲁藏布江缝合带北侧，是大陆碰撞背景下形成的超大型斑岩成矿系统（Zheng et al., 2016;唐菊兴等, 2010;郑文宝等, 2010）。矿区内出露的地层主要为上侏罗统多底沟组（J₃d）：主要为灰白色-灰色块状结晶灰岩和下白垩统林布宗组（K₁l）：主要为灰黑色板岩、粉砂岩，与多底沟组呈整合接触。矿区内受甲玛-卡军果推覆构造体系以及局部（铜山）滑覆构造控制（图1，钟康惠等, 2012）。

矿区地表岩浆岩出露面积较小，以中新世中酸性岩脉为主，包括二长花岗斑岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、（石英）闪长玢岩、石英二长斑岩以及少量煌斑岩和辉绿岩脉（图1，Zheng et al., 2016;秦志鹏等, 2011; Lin et al., 2024）。勘查和研究表明，甲玛矿区存在典型的“四位一体”矿体结构，即：浅部为产于斑岩体顶部的角岩型铜钼矿体；中部为产于层间扩容带的矽卡岩型铜多金属矿体；深部为与隐伏侵入岩脉有关的斑岩型钼铜矿体；以及局部产于构造破碎带中的脉状金矿体（林彬等, 2012;唐菊兴等, 2013;郑文宝等, 2012;唐攀等, 2017），在主矿区、南坑、则古朗北以及象背山形成多个集中矿化段，共同构成一个完整的“多中心复合成矿”的斑岩成矿系统（林彬等, 2019）。据“多中心复合成矿作用”模型以及实际勘查成果显示，甲玛超大型斑岩成矿系统中，主矿段、南坑、则古朗北矿段是受控于同一浅部岩浆房，在相同时间节点，在不同空间位置上，由成矿的岩浆热液沿不同含矿岩脉侵位出溶，形成多个热液成矿中心和多类型的铜多金属矿体（林彬等, 2019；Lin et al., 2023）。各矿段的主要矿体既可以彼此相对独立产出，也可以在一定空间位置上叠加，进而增加局部矿体的品位和厚度，最终形成了甲玛超大型的斑岩成矿系统和高品位厚大铜多金属矿体。此外，甲玛矿区象背山、莫古朗等地区的地质调查、年代学和地球化学测量结果，也显示其深部可能存在独立的热液中心，具有重要的找矿潜力（林彬等, 2019）。

截至目前，甲玛矿区累计探获铜资源量超过1100万t，钼超过106万t，铅锌175万t，伴生金305 t，伴生银15 800 t，达到了世界级的超大型矿床规模（Lin et al., 2024）。作为超大型的碰撞型斑岩成矿系统，其深部的矿体结构以及资源潜力，是国家深地资源探测计划关注的焦点，同时，也是丰富和完善碰撞造山成矿作用理论的核心（林彬等, 2021）。为此，在国家深地计划的支持下，在甲玛矿区主矿体实施了青藏高原固体矿产的首个3000 m科学深钻（樊俊等, 2019），不仅揭露了厚大的铜多金属矿体，也直接揭示了甲玛斑岩成矿系统3000 m以浅的地质信息（林彬等, 2021）。

详细编录显示：浅部（0~620.87 m）主要为林布宗组的角岩，矿化中等，发育细粒浸染状黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿（图2）。上端角岩以热液黑云母蚀变为主，并叠加绿泥石和绢云母化，下端则以石榴子石、绿泥石化蚀变为主。绿泥石呈弥散状、脉状、团斑状产出；中部（620.87~981.72 m）主要为矽卡岩或矽卡岩化大理岩，垂向上呈现明显的矿物分带，分别为透辉石石榴子石矽卡岩、石榴子石矽卡岩、石榴子石硅灰石矽卡岩、硅灰石矽卡岩、矽卡岩化大理岩。矿化主要为浸染状和脉状斑铜矿，黄铜矿和辉钼矿以及少量镜铁矿；深部（981.72~3003.33 m）则主要为多期次岩体侵位的复式斑岩体，主体为二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩以及少量浅色石英闪长玢岩、暗色石英闪长玢岩和细粒花岗岩岩脉。部分岩脉也侵位到浅部角岩和中部矽卡岩中。其中，花岗闪长斑岩、二长花岗斑岩与矿化关系较为密切，主要为石英-辉钼矿脉、石英-黄铜矿-黄铁矿脉。浅色石英闪长玢岩和细粒花岗岩矿化较弱或未见明显矿化。值得注意的是，深部多处出现的暗色石英闪长玢岩脉（1265.14~1276.34 m；1357.80~1474.60 m；1565.26~1582.26 m）相对其他岩脉而言，均明显富集铜、钼、金、银和钨，说明其是重要的致矿岩体。其中，在1870 m以下，岩体逐渐渐变为黑云母花岗斑岩，整体矿化和蚀变明显减弱，仅局部发育少量石英±黄铁矿±辉钼矿脉体，代表斑岩成矿系统的无矿核。随着深度的增加，岩石显微结构逐步发生变化，由斑状结构转变为似斑状结构，再到花岗结构，最终揭露底部的中细粒花岗岩（岩石新鲜无蚀变），代表岩浆结晶相对晚期的产物。此外，复式岩体中还普遍发育铁镁质的暗色包体和岩脉。岩脉间的穿切关系显示：二长花岗斑岩侵位较早，其次为花岗闪长斑岩、浅色石英闪长玢岩、暗色闪长玢岩以及晚期的黑云母花岗斑岩、细粒花岗岩。深部的黑云母花岗斑岩、似斑状黑云母花岗岩、黑云母花岗岩为渐变过渡，无明显的穿切关系。根据甲玛矿区3000 m科学深钻和常规钻孔（1000~1500 m）揭露的地质信息估算，甲玛矿区浅部斑岩体规模已大于3 km³。

如上所述，甲玛斑岩成矿系统作为冈底斯成矿带碰撞成矿作用的典型代表，具有世界级的资源储量规模，发育斑岩、矽卡岩、角岩以及脉状金矿等多元矿体结构，存在多期次矿化与蚀变各异的复式斑岩体，是研究碰撞背景斑岩成矿作用的理想对象。同时，矿区实施的3000 m科学深钻，直接清晰的揭示了成矿系统3000 m以浅的地质信息，揭露浅部角岩矿体、中部矽卡岩矿体、深部斑岩矿体以及核部无矿核乃至浅部岩浆储库（~3~5 km）的地质结构，这无疑为揭露浅部岩浆演化及其与成矿作用的耦合关系，提供了天然的“地质探针”（Lin et al., 2021）。为准确厘定矿区岩浆演化过程，Lin等（2024）以甲玛主矿段为核心，对不同期次侵位的中酸性岩体进行详细的锆石CA-ID-TIMS高精度年代学研究。结果表明，从最早侵位的二长花岗斑岩到最晚侵位的石英二长斑岩，岩浆活动时限小于0.69 Ma，属于多期次岩浆快速脉冲的产物（Lin et al., 2024）。同时，结合已有的热液年代学分析结果（辉钼矿的Re-Os测年，热液黑云母的Ar-Ar测年），精确刻画了甲玛矿区浅部岩浆演化与成矿热液活动的时间格架。

为了进一步揭示浅部岩浆储库结构及其对甲玛超大型斑岩成矿系统的控制机制，在已有年代学研究成果的基础上，结合3000 m深钻不同期次岩脉的矿化与蚀变特征，本次重点选择深部赋矿暗色石英闪长玢岩（Sample JMKZ-1-1270）进行了锆石年代学和岩石地球化学分析，进而探究浅部岩浆储库的时空结构及其关键控矿机制。

样品取至3000 m科学深钻的钻孔岩芯（深度1270 m），经破碎后分选出锆石，在双目镜下挑选晶型、色泽较好、无包裹体和无裂隙的锆石颗粒与标样（Qinghu）一起，粘在双面胶上，并用环氧树脂固定，待环氧树脂充分固化后，将锆石靶表面抛光，使锆石内部得以充分暴露（宋彪等, 2002）。锆石样品经过反射光和透射光照相后，用阴极发光显微镜进行图像分析，揭示其锆石颗粒内部结构，再选择待测颗粒位置。二次离子质谱仪（Secondary Ion Mass Spectroscopy, SIMS）锆石U-Pb定年在北京核工业地质测试中心U-Pb实验室完成，测试仪器为CAMECA IMS-1280HR离子探针。一次离子光路系统采用科勒模式，一次离子束强度约为10 nA，主要质量过滤光阑大小为200 mm，调制一次离子光路系统使到达样品表面的一次离子束斑大小约为20 mm×30 mm。二次离子光路对比度光阑为400 mm，入口狭缝100 mm，视场光阑7000 mm，能量狭缝50 eV，出口狭缝173 mm，仪器质量分辨率约为7007（以50%峰高定义）。

实验过程中用参考物质Plesovice锆石定年主标样，Qinghu锆石作为质量监控标样。每次分析保证有Plesovice均匀间隔在待测样品点中间，以控制样品测试整个过程的仪器分馏等分析条件，同时分析Qinghu锆石参考物质。测试结果采用标准比对法，计算真实值，即根据已知标准样品推荐参数值，在相同仪器条件下分析标准样品获得测量参数与推荐值的比例关系，然后应用到未知样品的测量值中计算其真实值。离子探针采集样品信号前对待测区域进行的“表面清洗”能够有效清除样品表面的大部分混入铅，但测试获得的样品铅仍是由放射性成因铅和普通铅两部分组成，而计算年龄所需的是放射性成因铅，因此要获得准确的U-Pb年龄，需要进行普通铅校正。最终校正后的数据使用Isoplot 4.15软件进行进一步处理，获得谐和年龄图和平均值年龄图。

此外，3000 m科学深钻在实施过程中，完成了对3000 m深钻的各类岩体进行1 m/件样品的岩石地球化学分析，分析仪器为电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS），分析元素包括主量、微量、稀土元素，分析单位为西南冶金地质测试所，因此，不同岩体的岩石地球化学分析结果亦可用于本文讨论。

暗色石英闪长玢岩的锆石阴极发光和透反射图像（图3a~c）显示，锆石主要呈现无色透明、自形-半自形粒状，发育明显的振荡环带、粒径多介于80~200μm，部分颗粒含有亮白色幔、边以及继承核，且所有锆石Th/U比值均大于0.25，属于典型的岩浆锆石（Belousova et al., 2002）。样品共完成20个有效测点（表1，图3c、d），Th的变化范围为（402~3994）×10^-6，U的变化范围为（1188~4566）×10^-6。测点的表面年龄范围在（14.1±0.3~16.5±0.3）Ma，n=20。其中，测点13，锆石年龄为（16.5±0.3）Ma，明显大于其他的测年年龄。同时，锆石阴极发光图像也显示，测点位置为半自形的核，可能代表早期岩浆活动的继承锆石。此外，在锆石谐和年龄图中，测点10位于谐和线左侧，明显远离谐和线，同时，锆石阴极发光也显示，测点处有明显的亮白色边，说明其可能与U丢失或者热液改造有关。剩余测点年龄集中在14.3~15.6 Ma，且多位于谐和曲线附近，获得的加权平均值年龄为（14.9±0.1）Ma，n=18，代表了暗色石英闪长玢岩的侵位结晶年龄。

传统的斑岩成矿系统模型中，研究焦点多集中在浅部的矿化与蚀变结构，而对成矿系统深部的岩浆储库结构则研究较少，主要原因是大部分斑岩成矿系统揭露信息较浅，缺乏浅部岩浆储库的代表性研究样品。此次甲玛3000 m科学深钻成功实施，弥补了这一缺憾，它不仅直接清晰的揭示了成矿系统3000 m以浅的地质信息，也为研究浅部岩浆储库时空结构提供了关键的地质样品。

空间结构模型显示（图4），3000 m科学深钻穿过了浅部角岩矿体、中部矽卡岩矿体、深部斑岩矿体和无矿核，并最终揭露岩浆储库的复式斑岩体（3~5 km浅部岩浆房）。详细的地质信息表明：①角岩中发育硅化、黑云母化、绿泥石化、绢云母化化蚀变，靠近底部矽卡岩则发育石榴子石、绿泥石化蚀变，同时，形成细粒浸染状、细脉状黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿等金属矿化，对应元素分析数据，也主要以Cu、Mo矿化为主，但未见明显的Au、Ag矿化；②矽卡岩（含矽卡岩化大理岩）空间上位于角岩与花岗闪长斑岩之间。其中，若热液流体交代完全，则形成矽卡岩，若热液流体交代不完全则形成矽卡岩化大理岩，保留部分大理岩组分。矽卡岩的矿物组成，垂向上有清晰的空间分带，越靠近角岩、花岗闪长斑岩则以石榴子石、透辉石为主，越靠近大理岩则以硅灰石、石榴子石为主。不同矽卡岩矿物分带也对应不同的金属矿化，其中，靠近角岩和花岗闪长斑岩的矽卡岩，黄铜矿、辉钼矿含量较高，而矽卡岩化大理岩中斑铜矿和黄铜矿含量较高。此外，矽卡岩中还发育黄铁矿、黝铜矿、蓝辉铜矿、磁铁矿、毒砂、硫铋铜矿、方铅矿等多种金属矿物（王梦蝶，2023）。对应的矿化元素中，矽卡岩或矽卡岩化大理岩不仅发育强烈的Cu、Mo矿化，还有伴有明显的Au、Ag、W矿化；③复式斑岩体，位于矽卡岩底部，以岩脉侵入的形式产出。其中，与矽卡岩接触的花岗闪长斑岩发育明显的绿泥石、石榴子石等内矽卡岩化蚀变，而侵位于角岩中的花岗闪长斑岩脉也发育弱的铜钼矿化，底部接触带角岩有明显的绿泥石化蚀变和铜钼矿化。侵位于角岩中的浅色石英闪长玢岩则无明显的铜钼矿化。复式斑岩体呈现多期次侵位的特征，其中，二长花岗斑岩侵位最早，局部发育绿泥石化、绢云母化、高岭石化蚀变以及石英-辉钼矿±黄铁矿±黄铜矿脉，石英-黄铁矿±黄铜矿脉等矿化。其次为花岗闪长斑岩侵位，明显穿切二长花岗斑岩，有明显的绢云母化、高岭石化蚀变，也发育石英-辉钼矿±黄铁矿±黄铜矿脉，石英-黄铁矿±黄铜矿脉等矿化。然后是暗色石英闪长玢岩侵位，能明显穿切二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩，有明显的绢云母化、高岭石化蚀变，发育细粒浸染状黄铜矿和石英-黄铜矿脉、石英-白钨矿脉。复式斑岩体深部为黑云母花岗斑岩、似斑状黑云母花岗岩、黑云母花岗岩，呈渐变过渡的特征，同时，被花岗闪长斑岩、暗色闪长玢岩穿切。此外，局部发育少量花岗细晶岩脉，见穿切二长花岗斑岩和黑云母花岗斑岩，但未见穿切其他岩脉。

甲玛斑岩成矿系统早期的锆石U-Pb年代学结果显示，矿区中酸性岩浆活动时间多集中在17~14 Ma，具有多期次岩脉侵位的特征（应立娟等, 2011）。然而，受测试样品选择的差异以及测年方法精度等影响，导致不同侵位期次的岩脉获得的U-Pb测年结果存在明显的重叠（图5）（Zheng et al., 2016; Sun et al., 2022; Lin et al., 2023; Tang et al., 2023）。同时，作为典型的斑岩成矿系统，约3 Ma的岩浆活动时限，也与多个大型-超大型矿床岩浆活动时限小于1 Ma的认识不同（Chiaradia et al., 2013; Large et al., 2020）。同时，不同赋矿岩石中辉钼矿Re-Os同位素测年，表示成矿作用主要集中为14~15 Ma（Ying et al., 2014; Zheng et al., 2016）。但角岩和斑岩中辉钼矿的Re-Os年龄明显小于矽卡岩中辉钼矿的Re-Os年龄，相差约0.7 Ma（Zheng et al., 2016; Lin et al., 2024）。

为此，Lin等（2024）基于对甲玛斑岩成矿系统结构的精细解剖，选择主矿段最为重要的2个钻孔ZK2413和ZK2414，揭露出不同侵位期次的岩脉，从早到晚分别为二长花岗斑岩（包括早期花岗斑岩）、花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、石英二长斑岩。其中，二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩为含矿斑岩，石英闪长玢岩为弱矿化斑岩，石英二长斑岩为成矿后斑岩。锆石CA-ID-TIMS高精度年代学分析最终获得上述侵入体的U-Pb年龄分别为（15.534±0.007）Ma、（15.368±0.007）Ma、（15.076±0.006）Ma、（14.925±0.006）Ma，进而精确的将岩浆活动的时限限定为14.925~15.534 Ma，持续时间约0.69 Ma，而单一岩体侵位持续时间小于0.29 Ma，最终刻画出多期次快速脉冲岩浆演化模型。同时，为准确限定不同矿体的成矿时间，Lin等（2024）进一步选择二长花岗斑岩中石英-黑云母-辉钼矿脉和角岩中石英-黑云母-辉钼矿脉中热液黑云母进行⁴⁰Ar-³⁹Ar测年，获得年龄分别为（15.25±0.17）Ma和（15.25±0.24）Ma，从而准确限定二长花岗斑岩和角岩中成矿热液活动时间为~15.25 Ma，与矽卡岩热液成矿时间基本一致，并指出斑岩和角岩中辉钼矿Re-Os同位素年龄偏低，可能由不同热液期次辉钼矿或大颗粒辉钼矿中Re-Os同位素体系失耦等多种原因导致（Lin et al., 2024）。

值得注意的是，本次针对从3000 m科学深钻中深部赋矿暗色石英闪长玢岩进行锆石SIMS U-Pb测年，获得其侵位年龄为(14.9±0.1)Ma。从时间节点看，暗色石英闪长玢岩略晚于二长花岗斑岩和花岗闪长斑岩，而浅色石英闪长玢岩和石英二长斑岩侵位时间相近，与野外穿切关系一致。但与二者不同的是，暗色石英闪长玢岩脉发育铜、钼、金、银、钨矿化，说明其代表了浅部岩浆储库多期次快速脉冲的演化过程中，其中一期与成矿有关的岩浆-热液演化产物（图6）。

针对斑岩成矿系统成矿作用过程，Richards等（2013）曾进行了经典的概述，即，在成熟的岩浆弧中，深部热的、氧化的富金属的玄武质岩浆代表初始岩浆成分，由于其密度低于橄榄质地幔，因而可以穿过软流圈和上覆的地幔岩石圈，最终停留在壳幔边界。然后，这类玄武质岩浆的热会传递到上覆地壳，并促使壳源物质发生熔融，同化、储存、均一（MASH）形成新的中性岩浆。而这类混杂的玄武安山质-安山质中性岩浆则会进一步上升至中地壳或上地壳，形成大岩基或岩浆储库。同时，岩浆储库演化形成的富挥发分岩浆，以岩脉或岩枝的形式上侵，或直接穿过脆韧性包络面，喷发出地表形成大面积火山岩。当然，随着深部基性岩浆的持续注入，会不断增加浅部壳源物质部分熔融程度和岩浆储库的体积。而浅部约3~5 km的岩浆储库中，随着温压条件的变化，部分矿物会优先结晶，同时，富挥发分（H₂O、S、Cl）的流体逐步从岩浆中出溶。当热液流体内压超过上覆围岩静岩压力则会在顶部形成裂隙系统，并被热液流体充填形成细脉-浸染状的矿体和大规模的面状蚀变（Hedenquist et al., 1994; Richards, 2011; 2013）。因此，在上述成矿过程中，涉及深部岩浆源区的属性、中-浅部岩浆房的持续演化和最终成矿流体的出溶、迁移与沉淀等多种重要因素（Richards., 2015）。

其中，深部源区的属性，主要涉及在特定的动力学背景下，形成高氧逸度、富水、富硫和金属元素等的初始岩浆。对于碰撞背景斑岩矿床，硫和金属以及卤素组分可能主要来源于早期俯冲形成的新生下地壳，已获得普遍共识（Hou et al., 2015a; Richards., 2015; Yang et al., 2016; Lu et al., 2016），但对岩浆源区中水的来源却仍存在争议（Lu et al., 2015;侯增谦等, 2020）。前人认为水与硫、金属均来源于变质下地壳中角闪石的熔融脱水（Hou et al., 2015c）。而Lu等（2015）认为在冈底斯成矿带东段这种机制尚不能为成矿母岩浆提供足够的水，需要其他的来源。进一步的研究表明，大陆板片俯冲变质过程中上覆物质的变质脱水以及岩石圈地幔部分熔融形成的高钾-超钾质岩浆注入，可能为成矿母岩浆提供了额外的水，促使最终形成富水岩浆（Yang et al., 2015; 2016）。同时，初始成矿岩浆的物理化学属性也是控制斑岩成矿作用的关键因素（Sun et al., 2013; 2015; Hou et al., 2013; Lee et al., 2012; Wilkinson et al., 2013）。高氧逸度环境下，岩浆中硫多以高硫化态（SO₂，SO₄^2-）的形式出现（Einaudi et al., 2003; Richards, 2011），能有效抑制铜等金属元素形成硫化物发生早期沉淀，而进入熔体相中形成后续的成矿岩浆（Jugo et al., 2005; Lee et al., 2012; Mugall, 2002; Sun et al., 2015）。此外，富硫、富水也是控制深部岩浆成矿潜力的重要因素（Wang et al., 2014a; 2014b; 2014c; Lu et al., 2015）。其中，富硫意味着深部成矿岩浆能为后续成矿作用提供更多的硫，有利于最终形成金属硫化物或硫酸盐矿物（Richards et al., 2013; 2017;李光明等, 2007;肖波等, 2009）。而富水岩浆不仅能为后期岩浆演化过程提供充足的成矿流体，也能明显影响熔体中铜、硫以及卤素元素的溶解程度，水含量越来大则相对溶解的金属和硫总量则越多（Burham, 1979; 1997; Hou et al., 2015a; Huang et al., 2019）。此外，岩浆中氯等卤素的含量也能制约其成矿潜力（Hedenquist et al., 1998; Zhu et al., 2018）。成矿流体中高盐度卤水的氯离子常与铜、钼等金属元素结合形成迁移的重要络合物（Migdisov et al., 2014; Li et al., 2011）。所以，高氧逸度、富水、硫、氯和金属含量等均是控制初始岩浆演化为成矿岩浆的重要物理化学属性。对于青藏高原碰撞斑岩成矿系统，详细的矿物学、岩石学和同位素组成已经清晰揭示冈底斯成矿带深部成矿岩浆具有高氧逸度、富水特征（Lu et al., 2016; Wang et al., 2014; 2015）。

此外，对于大型-超大型斑岩成矿系统，影响和控制其成矿作用的不仅是深部源区属性，也取决于浅部岩浆长期演化过程（Dilles, 1987; Richards., 2003; Sun et al., 2015; Wilkinson et al., 2013）。当深部岩浆运移到浅部岩浆储库（或岩浆房）后，可能经历结晶分异、岩浆混合以及流体出溶等一系列的演化（图7a）（Sillitoe, 2010; Richards et al., 2011; Mao et al., 2011; Wilkinson et al., 2013; Yang et al., 2016）。在演化过程中，只有少量岩浆侵位到浅部形成斑岩成矿系统，大部分岩浆则在原地冷凝固结（Dilles et al., 1992; 2000）。对于侵位到浅部的岩脉，其矿化差异也十分明显，甚至来源于同一浅部岩浆储库不同阶段侵位的岩脉也会存在明显的成矿差异（Audétat et al., 2008; Dilles et al., 2000; Lin et al., 2019; Williamson et al., 2016）。所以，除了深部岩浆源区的影响，浅部岩浆房或岩浆储库内的演化过程和物理化学条件变化可能是最终决定斑岩体成矿潜力的关键因素（Richards, 2003; 2011, Sun et al., 2017; Wilkinson et al., 2013; Xu et al., 2016）。因此，中-浅部岩浆房储库的岩浆演化-热液流体出溶对最终成矿流体、金属物质以及硫等多种组分的出溶、迁移和沉淀至关重要。然而，这些过程是通过单一的富铜岩浆流体响应不断变化的物理条件同时发生的，还是需要涉及多个流体源的一系列叠加过程，仍是十分重要的关键问题（Blundy et al., 2015）。尽管已经有诸多研究表明，在金属元素从迁移到沉淀的过程中，通常归因于热液流体中影响金属溶解度的各类参数的突然变化，例如温度，pH值、氧化还原状态等。但单流体矿化模型仍面临着一个明显的化学悖论，即氧化的富氯流体有利于铜等金属元素的富集和运输，而浅部矿石却是以还原态硫化物为主的形式沉淀（Blundy et al., 2015）。因此，除了传统的浅部岩浆房中富硫岩浆通过硫的去气或脱气作用的自演化过程（Dilles et al., 2015; Williams-Jones et al., 2005），还有深部镁铁质次级岩浆房通过间歇性的释放富硫气体，对浅部岩浆储库进行补充，并最终导致初始流体出溶和金属硫化物的沉淀（图7b）（Blundy et al., 2015）。所以，浅部侵位的斑岩体或浅部岩浆房（3~5 km）可以直接出溶岩浆-热液流体，但形成大型斑岩成矿系统的流体和金属的主体或初始来源是深处的大型岩浆房（>6~10 km）。一个长期稳定、不断补给的、充分分异的大型岩浆房的发育，对形成超大型斑岩矿床至关重要。

基于上述理论认识，结合甲玛3000 m深钻所揭示的浅部岩浆储库时空结构和多期次快速脉冲演化模型，可以清晰的看出，甲玛斑岩成矿系统既受控于浅部岩浆储库的长时间分异演化，也受制于深部镁铁质岩浆的持续补给（图8a）。在浅部岩浆储库的分异演化过程中，从早期的二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩再到石英闪长玢岩、石英二长斑岩、黑云母花岗斑岩、似斑状黑云母花岗岩、黑云母花岗岩，代表了浅部长英质岩浆的演化过程（Sun et al., 2024）。其中，二长花岗斑岩侵位最早属于成矿前岩浆活动的产物，花岗闪长斑岩、浅色石英闪长玢岩则属于成矿期岩浆的产物，而石英二长斑岩、黑云母花岗岩等属于成矿后岩浆持续演化结晶的产物。成矿流体主要在花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩侵位期间发生大规模的出溶、迁移和沉淀，最终在岩体顶部及围岩中，形成超大型的斑岩成矿系统。同时，暗色石英闪长玢岩的侵位，则进一步代表深部镁铁质岩浆的持续补给或侵位，为浅部岩浆房提供了持续的金属、流体、硫等组分的补给。同时，长英质岩浆演化过程中，中酸性岩脉中广泛出现的暗色包体、石英的溶蚀结构以及大量再循环晶的出现等都是多级岩浆活动、多期次岩浆演化和基性岩浆补给的重要证据（图8b~d）（Ubide et al., 2014; Cao et al., 2018a; 2018b; 2020;彭惠娟等, 2011;张泽斌等, 2019;谢元惠等, 2021）。

综上所述，甲玛斑岩成矿系统3000 m科学深钻的意义，不仅在于直接清晰的揭示浅部岩浆储库结构，同时，也有效地证实浅部岩浆储库演化过程及其对斑岩成矿作用的控制作用。后续将基于现有的时空结构模型，利用不同的斑岩体或岩脉的岩石地球化学分析和同位素地球化学分析，揭示精细的岩浆演化过程。同时，通过不同岩体的造岩矿物（角闪石、斜长石和石英）和副矿物（锆石、磷灰石）的结构、化学成分和同位素分析，查明斑岩体侵位过程中不同矿物的元素成分、硫和卤素含量，并估算其氧逸度、温度、压力等物理化学参数，揭示岩浆演化、岩浆混合或中基性岩浆的注入过程（赵振华, 2010;范宏瑞等, 2018）。最后，结合熔体包裹体、流体包裹体成分、盐度和温压条件研究，揭示成矿流体出溶的物理化学过程，以及对成矿作用的关键控制机制，丰富和完善大陆碰撞环境斑岩成矿理论，优化深部及外围资源勘查评价方法（李建威等, 2019;倪培等, 2020;马昌前等, 2020）。

通过系统梳理前人已有的研究成果，并结合本次新增的锆石年代学和岩石地球化学结果，得出如下结论：

（1）甲玛3000 m科学深钻清晰揭示超大型斑岩成矿系统浅部岩浆储库的时空结构。浅部岩浆储库以多期次岩脉侵位的复式斑岩体形式产于角岩和矽卡岩矿体的底部。从早到晚，分别为二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩、石英二长花岗斑岩，同时，深部的黑云母花岗斑岩、似斑状黑云母花岗岩与黑云母花岗岩呈渐变过渡，代表岩浆演化最终固结的产物。

（2）暗色石英闪长玢岩侵位时间为(14.9±0.1)Ma，略晚于二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩，与浅色石英闪长玢岩相近，但其蚀变与矿化特征代表其是致矿岩浆-热液的重要产物。

（3）浅部岩浆储库中暗色石英闪长玢岩的侵位以及中酸性岩脉中暗色包体、石英的溶蚀结构以及大量再循环晶的广泛出现，均说明甲玛超大型斑岩成矿系统深部存在多级岩浆活动、多期次岩浆演化或基性岩浆补给，也是控制成矿作用的关键。

致谢陈毓川院士是中国著名矿床地质学家，他一生为中国地质科学研究和地质找矿工作付出了大量心血，也取得了令人瞩目的创新成果，是中国矿业界的一面旗帜，也是中国地矿行业的一座丰碑。值此陈毓川院士90大寿暨从事地质工作70年之际，作为先生的学生，此次利用甲玛3000 m科学深钻成果，针对甲玛超大型斑岩成矿系统浅部岩浆储库提出一些初步的认识，也借此感谢陈毓川院士多年来对甲玛勘查和综合研究项目的悉心指导，祝陈毓川院士身体康健，诸事顺心！

最后，感谢中国21世纪议程管理中心、西藏华泰龙矿业开发有限公司等单位以及项目执行过程中诸多专家对甲玛科学深钻实施的指导和支持。感谢匿名审稿专家提出的宝贵审改意见。

图1甲玛矿区地理位置（a）、地质图以及科学深钻JMKZ-1位置（b）（林彬等, 2019） 1—第四系沉积物；2—下白垩统林布宗组砂岩、板岩、角岩；3—上侏罗统多底沟组灰岩、大理岩；4—矽卡岩化大理岩；5—矽卡岩；6—矽卡岩型矿体；7—花岗斑岩脉；8—花岗闪长斑岩脉；9—石英闪长玢岩脉；10—细晶岩脉；11—滑覆构造断裂；12—矿段范围；13—钻孔及编号； 14—科学深钻及编号

Fig.1  Location(a), geological map(b) of the Jiama deposit and the location of drill hole JMKZ-1(after Lin et al., 2019） 1—Quaternary sedimens; 2—Sandstone, slate and hornfels of Lower Cretaceous Linbuzong Formation; 3—Limestone and marble of Upper Jurassic Duodigou Formation; 4—Skarn marble; 5—Skarn; 6—Skarn ore-body; 7—Granite porphyry dike; 8—Granodiorite porphyry dike; 9—Quartz-diorite porphyry dike; 10—Aplite dike; 11—Slip fault; 12—Boundary of ore block; 13—Drill hole and number; 14—Scientific deep drill hole and number

图2甲玛科学深钻JMKZ-1 3000 m的地质信息 1—角岩；2—石榴子石、绿泥石化角岩；3—矽卡岩化大理岩；4—石榴子石-硅灰石矽卡岩；5—透辉石-石榴子石矽卡岩；6—花岗闪长斑岩；7—暗色石英闪长玢岩；8—浅色石英闪长玢岩；9—二长花岗斑岩；10—黑云母花岗斑岩；11—似斑状黑云母花岗岩；12—黑云母花岗岩；13—铜矿化品位；14—钼矿化品位；15—金矿化品位；16—银矿化品位

Fig. 2  Logging and Cu/Mo/Au/Ag assays of drill hole JMKZ-1 at the Jiama deposit 1—Hornfel; 2—Garnet and chlorite alteration hornfel; 3—Skarn alteration marble; 4—Garnet-wollastonite skarn; 5—Diopside garnet skarn; 6—Granodiorite porphyry; 7—Dark quartz diorite porphyry; 8—Light quartz diorite porphyry; 9—Monzogranite porphyry; 10—Biotite granite porphyry; 11—Porphyritic biotite granite porphyry; 12—Biotite granite; 13—Copper grade; 14—Molybdenum grade; 15—Gold grade; 16—Silver grade

图3暗色石英闪长玢岩矿化（a，b）、锆石阴极发光图像（c）及SIMS U-Pb测年结果（d） Hb—角闪石；Pl—斜长石；Qtz—石英；Sch—白钨矿 

Fig. 3  Mineralization(a, b), Cathodoluminescence microscope image(c) and SIMS U-Pb dating results of zircons(d) from dark quartz diorite porphyryHb—Hornblende; Pl—Plagioclase; Qtz—Quartz; Sch—Scheelite

图4甲玛斑岩成矿系统空间结构模型(据林彬等，2019；2021) 1—林布宗组砂岩、板岩；2—多底沟组灰岩、大理岩；3—浅部岩浆房；4—花岗闪长斑岩；5—二长花岗斑岩；6—花岗斑岩；7—角砾岩；8—近端矽卡岩；9—中部矽卡岩；10—远端矽卡岩；11—钾硅酸盐岩化；12—绿泥石、绿帘石化；13—绢英岩化、弱泥化；14—角岩化；15—强硅化； 16—角岩矿体界限；17—裂隙系统；18—滑覆构造

Fig. 4 Schematic geological structure model of the Jiama porphyry metallogenic system (after Lin et al., 2019; 2021) 1—Sandstone and slate in Linbuzong Formation; 2—Limestone and marble in Duodigou Formation; 3—Upper magma chamber; 4—Granodiorite porphyry; 5—Monzonitic granite porphyry; 6—Granite porphyry; 7—Breccias; 8—Proximal sharn; 9—Intermediate skarn; 10—Distal skarn; 11—Potassic-silicate alteration; 12—Chlorite-epidote alteration; 13—Phyllic and weak argillic alteration; 14—Hornfel alteration; 15—Strong silicic alteration; 16—Boundary of hornfel ore-body; 17—Fissure system; 18—Slip fault

图5甲玛斑岩成矿系统年代学研究结果(修改自Lin et al., 2023; 2024) GP—花岗斑岩；GDP—花岗闪长斑岩；MGP—二长花岗斑岩；Moly—辉钼矿；QDP—石英闪长玢岩；QMP—石英二长斑岩；DP—闪长岩；XBS—象背山；DFY—东风垭；DLF—独立峰；PD—平硐

Fig.5 Geochronology of the Jiama porphyry ore system (modified from Lin et al., 2023; 2024) GP—Granite porphyry; GDP—Granodiorite porphyry; MGP—Monzogranite porphyry; Moly—Molybdenite; QDP—Quartz diorite porphyry; QMP—Quartz monzonite porphyry; DP—Diorite porphyry; XBS—Xiangbeishan; DFY—Dongfengya；DLF—Dulifeng；PD—Tunnel

图6甲玛斑岩成矿系统浅部岩浆储库多期次快速脉冲演化模型(修改自Lin et al., 2024) GDP—花岗闪长斑岩；MGP—二长花岗斑岩；QDP—石英闪长玢岩；QMP—石英二长斑岩

Fig.6 Multipulsed magmatism model of the shallow magma reservoir at the Jiama porphyry system(modified from Lin et al., 2024) GDP—Granodiorite porphyry; MGP—Monzogranite porphyry; QDP—Quartz diorite porphyry; QMP—Quartz monzonite porphyry

图7斑岩成矿系统浅部岩浆房岩浆-热液演化（a）（Richards，2003）与基性岩浆补给模型（b）（Blundy et al., 2015）

Fig. 7 Magmatic-hydrothermal evolution(Richards, 2003) and mafic magma feeding model(Blundy et al., 2015) of magma chamber of porphyry metallogenic system

图8甲玛斑岩成矿系统浅部岩浆储库时空结构模型（a）及典型矿物结构照片（b、c、d）

Fig. 8 Schematic’s spatial and temporal structure model of shallow magma reservoir of the Jiama porphyry ore system (a), and typical texture of mineralogy (b, c, d)

参考文献