摘要本文简要介绍了斑岩型铜矿的基本地质特征以及近年来对斑岩型铜矿研究的一些进展。主要包括斑岩型铜矿产出的大地构造环境；成矿物质和成矿流体的来源；与成矿有关的岩浆及岩浆岩在成矿过程中的演化以及过渡岩浆的作用；最后介绍了多数人比较认可的一般成矿模式。

关键词斑岩型铜矿成矿物质成矿流体成矿模式岩浆演化

斑岩型铜矿是世界上最重要的矿床类型之一，约占世界铜总储量的50%以上。这类矿床存在4个特点：一大二贫三易选四露天。尽管其品味低，但其规模巨大，全岩均匀矿化，埋藏浅，适于露采，选矿回收率高，并且常伴有Mo、Au、Ag等有益元素可综合利用等特点，成为世界上最重要的铜矿类型。

一、斑岩型铜矿的地质特征

1.基本地质特征

斑岩型铜矿是与陆相次火山热液作用有关的矿床。在时间上、空间上、成因上斑岩型铜矿均与斑状结构的中酸性浅成或超浅成的小侵入体有关。斑岩铜矿形成的时代主要集中在中、新生代，其次是古生代，前寒武纪斑岩铜矿床目前发现较少。斑岩铜矿矿床具有明显的线性分布特征，绝大多数超大型斑岩铜矿床分布都不是的，在一定区域范围内常与同一类型的几个矿床共生。

2.围岩蚀变特征

斑岩铜矿在热液蚀变类型、强度和规模等方面变化很大，但是代表性的蚀变带普遍存在，并具明显的分带性。斑岩铜矿有其特征的蚀变组合及其分带模式，俗称“大白菜模式”，由内到外依次为: 石英内核→钾化带( 黑云母—钾长石带) →似千枚岩化带( 绢云母—石英带) →泥化带→青磐岩化带。

石英内核是早期岩浆结晶的产物；黑云母—钾长石的交代现象是一种阳离子交换反应；石英—绢云母带围绕和部分叠加在钾化带上，由于它与泥化带往往赋存在内部钾化带和外部青磐岩带之间，故也称之为中间带，其特点是钾长石和斜长石均绢云母化，角闪石和部分黑云母也变成了绢云母、黄铁矿、金红石等；泥化带（高岭石—蒙脱石化）的斜长石变化最为明显，靠近矿体的斜长石多蚀变成为高岭石。

二、全球分布特征及大地构造环境

从世界已知斑岩铜矿分布情况看，大致分为环太平洋、特提斯－喜马拉雅、古亚洲（中亚成矿带）3个全球性成矿域。夏斌等（2002）指出，环太平洋可分东西两带，东带主要分布在太平洋东岸的科迪勒拉和安第斯山脉；西带分内带和外带，内带从俄罗斯鄂霍茨克北缘，经我国东北东部、长江中下游及华南地区外带从日本列岛经我国、菲律宾、加里曼丹岛、巴布亚新几内亚、所罗门群岛。

板块理论建立之后，许多矿床学家试图用板块理论来解释斑岩铜矿的成因。斑岩铜矿可以在板块俯冲、碰撞和拉张环境下形成，其中，板块俯冲背景下形成的斑岩铜矿数量最多。

从斑岩铜矿在全球的分布来看，会聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿背景；但有研究者认为，有利于斑岩铜矿成矿的构造环境并不是单纯的俯冲和挤压。

Richards等（Richards et al.2001）对智利北部Escondida 地区进行了详细的地质和地球化学研究，讨了斑岩铜矿的控制因素，总结了有利于斑岩铜矿形成的地质因素，其中，构造背景因素包括:1.上地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期；2.成矿域存在早期深大断裂，而且，这些断裂在应力松驰期活化张开。在地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期形成斑岩铜矿的现象在中国也有出现。辉钼矿Re-Os 同位素定年工作表明，中国冈底斯斑岩铜矿带的矿化发生在14 Ma 左右，在这一时期，该区已处于碰撞后的拉张环境（侯增谦2003）。

三、成矿物质及成矿流体来源

1.成矿物质来源

尽管部分斑岩铜矿中存在铜来源于地层的证据，但岩浆来源的观点则长期以来占据着统治地位。

在早期，金属来源于岩浆的点主要基于斑岩铜矿与钙碱性火成岩的紧密时空关系、成矿作用早期流体的氢氧同位素特征和金属在岩浆活动过程中的化学特性3个方面的证据。近年来的流体包裹体研究工作为斑岩铜矿金属来自岩浆提供了新的证据。

近年来的研究不但为斑岩铜矿中Cu、Au和Mo来源于岩浆提供了证据，也已着手确定金属来源于地幔还是地壳。

近20年来，人们不再强调金属和岩浆的洋壳来源，地幔作为Cu 和Au的来源越来越受重视，地幔可能是斑岩铜矿中Cu 和Au 的主要来源。其中，Sillitoe(1997)对Cu和Au的起源方式进行了详细论述，他指出，俯冲洋壳所释放出的流体或熔融所产生的岩浆富含Fe3+，当这些流体或岩浆与上地幔发生相互作用时，Fe3+会氧化地幔中富含Cu和Au的硫化物，硫化物分解后，Cu和Au释放出来进入岩浆并与岩浆一起到达地壳浅部。

虽然Cu、Au和Mo三种金属的地幔来源已被大多数学者接受，但仍有学者在部分地区找到了Cu、Mo和岩浆共同来源于下地壳的证据。

金属的来源还涉及金属由岩浆转入流体的途径问题。金属由岩浆从地幔携带到浅部地壳以后，要经历与岩浆（岩）分离的过程后才能形成斑岩铜矿。多数研究者认为，金属在岩浆固结前与岩浆分离而进入流体，仅有少数研究者认为，金属在岩浆固结后经岩石蚀变而进入流体。

2.成矿流体来源

Sheppard等(1971)发现，斑岩铜矿成矿作用早期，成矿流体主要由岩浆水组成，而成矿作用晚期，流体以大气降水为主。

Taylor(1974)依据北美斑岩铜矿的稳定同位素数据提出了斑岩铜矿的流体演化模式:早期两种流体作用体系并存，内带为岩浆流体作用体系，发生钾化和铜矿化，外带为外来流体作用体系，发生青磐岩化；晚期以外来流体为主，两种流体混合，发生绢英岩化，改造早期矿化。之后的几十年，人们普遍接受这一模式。该模式是建立在北美地区斑岩铜矿研究结果之上的，不能解释太平洋西岸许多斑岩铜矿的成矿流体特征。太平洋西岸的许多斑岩铜矿，绢英岩化期的成矿流体仍以岩浆流体为主（姚春亮，2007）。

四、岩浆（岩）特征及研究进展

1.岩浆岩特征

这类矿床的岩浆系统通常为长英质至中酸性—中性钙—碱性或高钾钙—碱性花岗质岩，只有少部分属于碱性系列。这些花岗质斑岩虽然起源于上地壳花岗质岩基，但这些岩基起源于上地幔的部分熔融。

2.岛弧岩浆岩研究进展

岛弧岩浆岩的唯一化学特征为高水(高挥发分)、高硫和富集大阳离子亲石元素(高LILE:Rb、K、Cs、Ba和Sr等)，富集如Li、B、Pb、As和Sb等元素，相对亏损强场元素如Ti、Nb和Ta等。这些特征说明俯冲板片释放出来的流体交代了地幔楔。

斑岩铜矿的岩浆岩继承了原始岛弧岩浆岩的特征，它们相对富集轻稀土元素(20×10-6~129×10-6)，亏损重稀土元素(2.72×10-6~9.91×10-6)，故呈现右斜式模型，负铕异常不明显（曲晓明，2001；芮宗瑶，2004）。

对原始岛弧岩浆岩的源区已形成共识，它是由大洋板块沿毕尼奥夫俯冲带到达深部后，发生脱水，使上地幔发生交代，产生含水的地幔部分熔融岩浆，此时的温度大约为1000℃。由于板块的覆盖，即存在玄武岩底垫，温度陡然增高至1400℃，即在壳幔交界面上形成地幔流（图1）。当地幔流透过过渡地幔岩石圈即玄武岩底垫时，则在Mash带形成相当规模的原始岛弧岩浆，这就是原始斑岩铜矿岩浆。

所谓Mash带系指俯冲洋壳由于脱水在其接合部位引发部分熔融，在其上升时遇到过渡地壳(上地幔岩石圈)的玄武岩底垫时，使上升岩浆汇集成原始岛弧岩浆岩（图1）。这种岩浆岩有如下特殊地质意义: （1）具有较高的f(O2)，促使亲铜元素不进入硅酸盐晶格，而留存于挥发相中，最后转移至热液中。

（2）上升岩浆与玄武岩底垫交换物质，从而使原始岛弧岩浆富集亲铜元素和挥发分等。

图1火山岛弧带（上盘）与大洋板块（下盘）的构造关系(据Richards，2005) Fig.1Geotectonicrelationofvolcanicarctooceanicplate(fromRichards，2005)

3.过渡岩浆对成矿的地质意义

过渡岩浆阶段演化的表达可写为:

m+S→m’+S+v

式中S为凝聚相(矿物)，m为岩浆熔融相，m’为残余硅酸盐熔融相，v为与m’+S共存的挥发相。v相是通过岩浆后退沸腾来实现的，为此，v相是否出现主要取决于花岗质岩浆系统的压力、岩浆水的含量和围压（侵位深度）。

斑岩铜矿的斑岩归根结底为中性—中酸性花岗质岩石，少数为酸性花岗质岩石。而花岗质岩浆在深侵位条件下很少出现过渡岩浆阶段或过渡岩浆离固相线很近（芮宗瑶等，2002）。但当花岗岩浆熔融体中含水量超过相应的侵位深度或相应的围岩静压力，便会发生花岗质岩浆水过饱和。花岗质岩浆进入过渡岩浆阶段。

由于花岗质过渡岩浆阶段出现，挥发相(v)从岩浆中不断地分离出来，亦即形成流体相（由H2O、HCl、HF、P2O5、CO2、B、碱金属配合物和重金属配合物等组成），过渡岩浆具有3方面地质意义: 第一，流体相与已冷凝的花岗质斑岩体顶部和附近泥砂质围岩发生化学反应，亦即形成碱质硅酸盐蚀变。通常，碱质硅酸盐交代岩分成2类：一类为钾质硅酸盐交代岩，典型交代矿物为黑云母和钾长石等；另一类为钠质硅酸盐交代岩，典型交代矿物为钠长石等。如果斑岩体顶部附近围岩为碳酸盐，则产生矽卡岩，又称为钙、镁和锰硅酸盐交代作用，典型交代矿物为石榴子石、透辉石、镁橄榄石和蔷薇辉石等。演化到热液阶段，则形成青磐岩、绢英岩、泥英岩等。

第二，挥发相使残余花岗质岩浆体积急剧膨胀，使岩浆体系的内压力急剧增长。当内压力足够大时，引起斑岩体顶部强烈爆破，产生网脉破裂和形成爆破角砾岩筒，为热液成矿提供了对流循环场所，为矿石沉积提供了良好的空间。由于斑岩体顶部强烈爆破，使体系由封闭转为开放，引发流体减压沸腾。

第三，在高f(O2)控制下的过渡岩浆和热液，铜等重金属始终停留于流体相，不会分散到硅酸盐结晶相中而损耗掉。

五、斑岩铜矿的一般模式

通常下地壳是见不到大规模花岗质岩基的，那里为高度深熔作用的混合岩化带，流动的花岗质岩处于原地-半原地状态，只有过渡壳岩石圈地幔的玄武岩底垫上部的Mash带发生相当规模的花岗质岩集聚。

在下地壳上部和上地壳下部仍然只见到花岗质岩墙、岩栓和底辟杂岩体，它们代表管道相。到上地壳上部特别是结晶基底与盖层之间(尤其为火山岩层)常为花岗质岩基侵位部位，因为此界面正好为花岗质岩浆浮力中间线。当部分花岗质岩基演化为过渡岩浆时，释放出挥发相，则形成高侵位时的小岩钟、岩栓和蘑菇体等，流体相与已冷凝的斑岩体外壳和邻近的泥砂质及火山岩围岩发生反应，形成碱质硅酸盐交代岩，通常以钾硅酸盐交代岩为主。当与碳酸盐围岩或含钙、镁较高的火山岩发生反应时，则形成矽卡岩。因此斑岩型和矽卡岩型矿床常常共生。在后来的演化过程中，过渡岩浆冷却为热液，使斑岩体和四周围岩进一步水化，则形成绢英岩化和泥英岩化。由于斑岩铜矿

的对流循环，引起四周围岩(包括火山岩)形成青磐岩化。这便是斑岩铜矿的一般模式（孟祥金，2005；杨志明，2005）

图2斑岩铜矿的一般模式(引自Richards,2005)

Fig.2Ageneralgeneticmodelforporphyrycopperdeposits(fromRichards,2005)

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