典型矿床实例——云南马厂箐斑岩型铜钼矿床 全球斑岩型±矽卡岩型铜、钼矿床时空分布
（一）地质背景
出露面积约1.3km2的马厂箐富碱斑岩体，位于红河深大断裂东侧的扬子克拉通西缘，处于洱海断裂与程海断裂所夹持的部位，侵位于下奥陶统细碎屑岩和泥盆系灰岩中（图3-2）。该岩体主要由似斑状碱性花岗岩和正长斑岩组成，属于哀牢山-金沙江富碱侵入岩带的组成部分之一，成岩时代约36Ma，是在第三纪时期的裂谷环境中由幔源母岩浆上侵并同化部分地壳围岩的产物。
马厂箐斑岩铜钼矿床位于云南省祥云县境内，产于马厂箐富碱斑岩体东侧和北东侧的内外接触带上的斑岩型铜矿床。矿体受构造控制，呈脉状和细脉浸染状，产在似斑状碱性花岗岩、正长斑岩、下奥陶统角岩和部分矽卡岩中。矿石中主要矿石矿物为黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿、斑铜矿、辉铜矿和磁黄铁矿；主要脉石矿物为石英、方解石、石榴子石、阳起石和透闪石，近矿围岩蚀变主要有硅化、钾化、绢云母化和绿泥石化等。
图3-2 马厂箐斑岩铜钼矿床矿区地质示意图（据西南有色310队简化）
1.富碱侵入岩；2.泥盆系灰岩；3.奥陶系细碎屑岩；4.断层
（二）马厂箐岩体地球化学特征
马厂箐岩体主要由似斑状碱性花岗岩和正长斑岩组成。野外可见似斑状碱性花岗岩和正长斑岩之间为相变关系。表3-2列出了世界A型花岗岩、中国和世界花岗岩以及马厂箐岩体的岩石化学成分数据。从表中可以看出马厂箐岩体的平均组成w（SiO2）为68.86%,w（K2O+Na2O）为8.59%,w（H2O）为1.09%。相对于世界花岗岩［w（K2O+Na2O）=7.75%）］和我国花岗岩类岩石［w（K2O+Na2O）=7.82%］的平均成分而言，马厂箐岩体的碱质含量［w（K2O+Na2O）=8.59%］明显偏高，而与世界范围内的A型花岗岩［w（K2O+Na2O）=8.72%］相当。在Collins等（1982）的Na2O-K2O图解（图3-3）中，马厂箐岩体的样品点也基本落入A型花岗岩区。
从作者测定的稀土组成看，马厂箐岩体的w（REE）总量很高（244.9×10-6），富集轻稀土，在球粒陨石标准化稀土模式图（图3-4）上表现为右倾的平滑曲线，轻稀土的分馏程度远远大于重稀土。资料对比显示，马厂箐岩体的稀土组成显示了碱性岩REE组成的典型特点（即REE总量高、相对富轻稀土），并与区域上具有A型花岗岩性质的哀牢山-金沙江富碱侵入岩带中的碱性花岗岩的稀土组成类似。
因此，从岩石化学和稀土组成特征看，马厂箐岩体具有富碱的特征，应为A型花岗岩（碱性花岗岩），这与前人的认识相一致。
表3-2 马厂箐岩体岩石化学成分结果（wB/%）
①测试单位：中国科学院地球化学研究所分析测试中心。
图3-3 Na2O-K2O图解（据W.J.Collins等，1982）
图3-4 马厂箐岩体球粒陨石标准化稀土模式
图中“×”为哀牢山富碱侵入岩带中碱性花岗岩的稀土组成
（三）马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体
1.流体包裹体
镜下研究表明，马厂箐斑岩铜钼矿床成矿阶段形成的脉石矿物石英中的流体包裹体以气液两相包裹体为主，含少量CO2三相包裹体及子矿物包裹体，流体包裹体常以孤立分散状产出，反映出以原生包裹体为主的特征。因此，石英中流体包裹体的气相和液相成分，基本可以代表成矿流体的化学组成。
利用SP3400型气相色谱仪和ZIC-ⅡA型离子色谱仪，作者测定了马厂箐斑岩铜钼矿床成矿期石英流体包裹体的气相和液相成分（表3-3、表3-4）。从表中可以看出，成矿流体中的阳离子主要为Na+，阴离子主要为Cl-，成矿流体的气相组分中CO2含量最高。因此，成矿流体属于NaCl-H2O-CO2性质的溶液。
表3-5为马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体物理化学性质的测定和计算结果。由表3-5可见，马厂箐斑岩铜钼矿床是在中性—弱碱性（pH=5.7～5.9）和中等含盐度［w（NaCleq）=14.4%～18.8%］的介质中形成的高中温（280～400℃）热液矿床。如果按27MPa/km增压率计算，则该矿床的成矿深度应大致为3～4km。
2.稳定同位素
前述研究表明，马厂箐岩体的岩石类型相当于A型花岗岩（碱性花岗岩）。所谓A型花岗岩指的是具有碱性（alkaline）、非造山（anorogenic）及无水（anhydrous）三项特征的一类花岗岩。因为这类岩石“贫水”，传统的观点常认为在这类岩石的形成演化过程中不可能分异出成矿流体。然而，以下证据显示在马厂箐岩体的形成演化过程中可能分异出了成矿流体。
表3-3 马厂箐斑岩铜钼矿床流体包裹体气相成分分析结果（mB/（mol·g-1））
测定单位：中科院地球化学研究所矿床开放研究实验室。
表3-4 马厂箐斑岩铜钼矿床流体包裹体液相成分分析结果（mB/（mol·g-1）
测定单位：同表3-2。
表3-5 马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体物理化学参数
1）氢、氧同位素
作者测定了马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体的氢、氧同位素组成（表3-6）。其中δ18OH2O是在测定石英的δ18O值后，通过1000㏑δ石英-水＝3.38×106t-2-3.40（Clayton等，1972）计算得出，而δD值则是通过石英中的流体包裹体而直接测得的。在δ18OH2O-δD关系图上，该矿床3个样品的投影点均落于岩浆水与大气降水之间靠近岩浆水区的范围内。因此，本矿床成矿流体中的水虽然有一定量的大气降水，但应以岩浆水为主。
表3-6 马厂箐斑岩铜钼矿床石英氢、氧同位素组成
测定单位：地质矿产部矿床所同位素室。
2）硫、碳同位素
本项研究测定了马厂箐斑岩铜钼矿床在成矿阶段形成的17件硫化物矿物样品的硫同位素组成和5件方解石样品的碳同位素组成，结果列于表3-7。
表3-7 马厂箐斑岩铜钼矿床硫、碳同位素组成
测定单位：地质矿产部矿床所同位素室。
马厂箐斑岩铜钼矿床矿物共生组合特征（见地质背景）表明，所测硫化物和方解石的硫、碳同位素组成基本可以代表成矿流体的总硫、碳同位素组成。由表3-7可见，马厂箐斑岩铜钼矿床的硫和碳同位素组成相当均一：17件硫化物样品的δ34S值均在0‰左右，且呈明显的塔式分布（图3-5），这种硫同位素组成显然反映出成矿流体中的硫应为深源或岩浆来源；5件方解石样品的碳同位素组成为—6.0%～—6.8‰，与幔源或岩浆源的碳同位素组成一致，显示出成矿流体中的碳亦应是深源或岩浆来源的。因此，与水的二重来源（岩浆水为主，大气降水其次）不同，成矿流体中的硫和碳具有单一岩浆来源的特点。
图3-5 马厂箐斑岩铜钼矿床矿石矿物硫同位素组成直方图
3）氦、氩同位素
稀有气体有三个明显不同的源区，即饱和空气雨水中的稀有气体、地幔中的稀有气体和在地壳中由核过程形成的放射成因稀有气体。地壳流体中的稀有气体，通常被认为是这三个端员按不同比例混合而形成的混合物。与其他稀有气体相比，He和Ar在这三个端员中具有极不相同的同位素组成。尤其是氦，由于地壳氦（3He/4He=0.01～0.05Ra,Ra为空气的3He/4He值）和地幔氦（3He/4He=6～9Ra）的3He/4He值存在高达近1000倍的差异，即使地壳流体中有少量幔源氦的加入，用氦同位素也易于判别出来。
本次研究用的样品为马厂箐斑岩铜钼矿床成矿阶段热液脉体中的黄铁矿。黄铁矿样品中流体包裹体的氦、氩同位素组成，在英国Manchester大学用分辨率＞700、能将3He+和HD+完全分开的全金属稀有气体质谱计（MAP215）测定。具体步骤是：①取约50～500mg已在超声波丙酮溶液中洗净并烘干过的样品（粒径0.5～1.5mm）装入螺旋式压碎装置；②将装入压碎装置并已连接到气体提取处理系统中的样品烘烤（＜150℃）24h以除去样品表面吸附的大气，与此同时把气体提取和处理系统抽成所需要的高真空；③在高真空（约10-8mbar）条件下压碎样品，使矿物流体包裹体中的气体释放至气体提取和处理系统中，继而纯化被提取的气体；④将纯化后的氦送入质谱计作同位素分析；⑤将纯化后的氩送入质谱计作同位素分析。
表3-8为马厂箐斑岩铜钼矿床矿物流体包裹体的氦、氩同位素组成分析结果。氦和氩同位素的分析误差一般＜10%。由表3-8可见，在标准温度和压力条件下，流体包裹体中氦和氩的浓度变化范围较窄，4He为（1.5～11.4）×10-7cm3/g,40Ar为（4.3～19.4）×10-7cm3/g。由于①测试用的黄铁矿均具完好晶形，未见后期改造的痕迹，其中的流体包裹体当以原生包裹体为主，这与其共生矿物石英中的流体包裹体均以原生包裹体为主的事实相一致；②测试用的样品均为黄铁矿，其流体包裹体中的氦在流体包裹体被圈闭后不可能有明显丢失，这与图3-1和图3-2中各样品点的分布均有很好的规律相一致；③即使以流体包裹体的U含量为3×10-6（可能大大高于其实际值）、Th/U≈0（Th在热液中几乎是不溶的）、成矿时代为50Ma（马厂箐岩体成岩年龄上限值）作为边界条件来扣除流体包裹体形成后的原地放射成因4He，扣除后的3He/4He值与测定值之间的差异也只在测试误差范围内；④黄铁矿中钾的含量很低，因此其中钾的衰变不可能生成较可观的40Ar。基于以上事实，可以认为表3-8中氦、氩同位素组成的测定值，基本可以代表原生流体包裹体或成矿流体的初始值。
表3-8 马石箐斑岩铜钼矿床标准温度压力下矿物流体包裹体氦、氩同位素组成
注：（1）样品测定在英国Manchester大学进行；（2）因表格空间不够，有关各同位素的含量及其浓度项未列出误差；（3）40Ar*表示扣除空气40Ar后的过剩氩；（4）样品重量指样品被压碎至＜100μm的部分；（5）表中最后两栏4He和40Ar的“浓度”，是指每克寄主矿物中包裹体内的稀有气体量，它只是流体包裹体中稀有气体真实浓度的粗略衡量标准。
氦在大气中的含量极低，不足以对地壳流体中氦的丰度和同位素组成产生明显影响。本项研究用的黄铁矿均采自地下坑道，从而也可以排除样品中存在宇宙成因3He的可能性。因此，马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体中的氦只有两个可能的主要来源，即地幔和地壳。从图3-6和图3-7可以看出，在（3He/36Ar）-（40Ar/36Ar）和（40Ar*/4He）-（Rc/Ra）空间，流体包裹体的氦-氩同位素组成具有明显的线性相关性，由这种相关性可以确定出地壳组分和地幔组分两个端元。
（1）地壳组分端员 图3-6为流体包裹体的（3He/36Ar）-（40Ar/36Ar）图解。在用最小二乘法拟合的直线上，当3He/36Ar=5×10-8（雨水的3He/36Ar值）时，40Ar/36Ar=291.4，其值与溶解在白垩纪以来雨水中古大气的氩同位素组成（40Ar/36Ar≈295.5）相似，其中几乎不含放射成因的40Ar，此即成矿流体中具雨水性质的地壳端员。由图3-7可知，该端员的40Ar*/4He≈0.01，大大低于地壳岩石特征的40Ar*/4He值（约0.2）。已有研究表明，现代地下水4He/40Ar*值的升高，是地下水从流经岩石中优先（相对于40Ar）获取4He的结果。与地壳岩石的特征值相比，该端员极低的40Ar*/4He值（约0.01）意味着，雨水在地壳断裂系统中循环而获取地壳稀有气体的过程中，其获取4He的效率比获取40Ar要高出约20倍。
地下水在地壳中获取放射成因的4He和40Ar，与氦和氩的封闭温度有关。对大多数矿物而言，氦的封闭温度很低（＜200℃），而氩的封闭温度则高得多（＞200℃）。马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体中雨水端员对地壳岩石中氦获取的明显“偏爱”以及基本未能获取其中氩的特性，说明它们只可能是一种低温＜200℃）的流体。
图3-6 马厂箐斑岩铜钼矿床黄铁矿包裹体的3He/36Ar-40Ar/36Ar图解
图3-7 马厂箐斑岩铜钼矿床黄铁矿中流体包裹体的40Ar*/4He-Rc/Ra图解
（2）地幔组分端员 虽然放射成因氩和地幔氩都具有高40Ar/36Ar的特点，因而仅根据较高的40Ar/36Ar值无法区别它们究竟是放射成因氩还是地幔氩，但同时具有高40Ar/36Ar和高含量的3He，则是地幔所特有的。因此，图3-6中的高40Ar/36Ar和高3He/36Ar端员应是地幔流体。这一端员在图3-7中反映得更为明显，在该图中，当把40Ar*/4He-Rc/Ra趋势线外推至6～7Ra（陆下地幔的3He/4He值）时，其40Ar*/4He≈0.6，这一值与陆下地幔的40Ar*/4He值（0.33～0.56）几乎一致。
（3）流体的壳-幔混合途径 马厂箐斑岩铜钼矿床是与马厂箐富碱斑岩体有关的斑岩型矿床，成岩与成矿之间时差很小。已有研究表明，马厂箐岩体主要是由幔源母岩浆上侵同化部分地壳物质的产物。结合这些地质背景显然可以判断，成矿流体中的“地幔”端员，应是富碱斑岩岩浆分异出的岩浆流体。考虑到富碱斑岩在成岩期间已混入部分地壳物质，因此其分异流体的3He/4He值当然比典型陆下地幔值（6～7Ra）低。如果假设富碱斑岩中的氦约有70%来自地幔，其余30%左右为地壳成因，那么这种岩浆分异流体的3He/4He值就应在4Ra左右。若以4Ra作为岩浆分异流体的3He/4He值，成矿流体中由岩浆流体端员提供的氦，应在成矿流体总氦的10%～52%之间，其余氦则来自成矿流体中的大气成因地下水端员。
前述硫和碳同位素研究表明，成矿流体的δ34S＝—1.0‰～4.4‰、δ13C＝—6.0‰～—6.8‰，硫和碳同位素组成均相当均一，显示出成矿流体中的碳和硫等挥发性组分具单一岩浆来源的特点。但据氦和氩的同位素组成特征，成矿流体中除存在岩浆流体端员外，同时还存在一大气成因的低温地下水端员，且后者除含一定量的地壳放射成因氦外，几乎未从地壳岩石中获得任何放射成因的40Ar。由于成矿流体的硫、碳同位素并未显示出流体中的硫和碳具表生成因的特点，所以可以肯定这一大气成因的低温地下水端员，可能也未从地壳岩石中获得可观的硫和碳。因此，即使它与富硫和碳的岩浆流体混合，其混合流体所显示的仍是岩浆流体的硫、碳同位素特征。
综上所述，根据黄铁矿中流体包裹体的氦、氩同位素组成特征，并通过对成矿流体氦、氩同位素与硫、碳同位素耦合关系的研究，可以发现马厂箐斑岩铜钼矿床的成矿流体，系由不同性质和组成的两个端员流体混合而成。这两个端员流体是：①形成马厂箐富碱斑岩体之壳幔混合岩浆分异出的富含硫和碳等挥发分的高温岩浆流体；②富含地壳放射成因氦，但具空气氩同位素组成特征、贫硫和碳等挥发性组分的大气成因低温地下水。
3.讨论
氢、氧同位素研究表明，马厂箐斑岩铜钼矿床成矿流体中的水除岩浆水外，尚有一定量的大气降水，从而说明成矿流体至少应为二端员流体即岩浆流体和大气成因流体的混合物，这与我们根据氦、氩同位素研究得出的认识相一致。但该矿床的碳、硫同位素组成反映出，成矿流体中的碳和硫等矿化剂（成矿流体中能与成矿元素形成配离子而迁移的阴离子配位体）则几乎完全是岩浆来源的，其他来源的硫和碳可以忽略不计。根据这两方面的结果，我们不难得出这样的认识：虽然马厂箐斑岩铜钼矿床的成矿流体为岩浆流体和大气成因流体的混合物，但就其化学组成而言，在这两种流体混合之前，大气成因流体这一端员是贫硫和碳等矿化剂的，真正富含矿化剂的只是岩浆流体端员。据已有资料，铜在流体中主要以络合物形式迁移，只有富含矿化剂（如S、Cl和CO2等）的流体才有可能大量溶解、迁移铜。因此，从理论上推测，在有铜存在的前提下，这种铜无论在何时（两种流体混合前或混合后）转入流体，都应是富含矿化剂的岩浆流体起着决定性的作用，而贫矿化剂之大气成因流体对铜成矿流体的形成则是可有可无的。现在的问题是，对形成马厂箐斑岩铜钼矿床起着决定作用的这种富含矿化剂的岩浆流体究竟来自何方？
已知的地质事实是，马厂箐斑岩铜钼矿床为产于具有A型花岗岩性质的马厂箐富碱斑岩体顶部内外接触带上的斑岩型铜矿床；野外可见黄铜矿和黄铁矿等矿石矿物呈浸染状或细脉浸染状分布于正长斑岩和似斑状碱性花岗岩中；铜成矿之前除马厂箐富碱侵入体外，再无比该岩体更晚的岩浆活动，反映出马厂箐岩体的成岩与铜成矿是前后相继、连续发生的地质事件。结合这些地质背景，我们显然可以认为，对形成马厂箐斑岩铜钼矿床起着决定作用的富含矿化剂的岩浆流体，确实应该是由具有A型花岗岩性质、通常被认为是“无水的”富碱侵入岩的岩浆分异出来的。因此，“无水的”A型花岗岩并不一定真正无水。它们可能与钙碱性花岗岩类一样，在一定的条件下也能分异出具有重要成矿意义的成矿流体。
4.马厂箐斑岩铜钼矿床与钙碱性斑岩铜矿成矿特征对比
马厂箐斑岩铜钼矿床为与具有A型花岗岩性质的富碱斑岩有关的斑岩型铜矿床。与那些产在钙碱性斑岩或其内外接触带的斑岩铜矿的地质地球化学特征相比（表3-9），马厂箐斑岩铜钼矿床的围岩蚀变、矿化特征均与钙碱性斑岩铜矿类似，但两者在成矿侵入岩的岩石类型和产出构造环境方面存在有某些差异（赋矿的马厂箐富碱斑岩产于裂谷环境，岩性主要为正长斑岩和似斑状碱性花岗岩，钙碱性斑岩铜矿床的成矿母岩主要产在俯冲板块边界和板内深大断裂附近，岩性多为钙碱性的花岗闪长斑岩等）。成矿流体特征对比结果显示，马厂箐斑岩铜钼矿床与钙碱性斑岩铜矿床的成矿物理化学条件类似，但前者的成矿流体更富Na、Cl和具有较高的盐度。前述研究表明，马厂箐斑岩铜钼矿床的成矿作用，主要与马厂箐岩体形成过程中分异出的成矿流体有关，而已有研究表明，钙碱性斑岩铜矿成矿流体的形成亦与其成矿母岩有着密切的关系。
表3-9 富碱斑岩铜矿与钙碱性斑岩铜矿成矿特征的对比
通过这些对比分析可以发现：①两类斑岩铜矿都与岩浆活动密切相关；②两类斑岩铜矿除在成矿母岩（即斑岩）的物源、岩石类型和成岩构造环境以及成矿流体的化学组成等方面存在某些差异外，它们的近矿围岩蚀变、矿化特征、成矿物理化学条件、硫和碳的来源以及与岩浆活动的关系等方面均非常相似，表明两者具有类似的成矿过程。
（四）认识
根据上述研究，我们可以得出这样的认识：①马厂箐斑岩铜矿床是由以岩浆流体为主的流体而形成的斑岩型铜矿床；②这种岩浆流体是由具有A型花岗岩性质的马厂箐富碱侵入岩在其上升侵位过程中分异出来的，因此，以往有关该类岩石形成过程中难以分异出流体的认识值得修正或进一步商榷；③与富碱侵入岩有关的斑岩铜矿的成矿特征与钙碱性斑岩铜矿类似，斑岩铜矿的形成不仅与钙碱性斑岩具有成因联系，亦可与富碱斑岩具有成因联系，因此，成矿母岩的钙、碱性质不是控制斑岩铜矿形成的主导因素。
参考文献
1.Muller D.and Groves D.I.,Direct and indirect associations between potassic igneous rocks,shoshonites and gold-copper deposits,Ore geology reviews,1993,8:383～406.
2.Jamen L.W.,Mohammed I.and Feeix E.M.,Allard stock,La Plata Mountains,Colorado——an alkaline rock-hosted porphyry copper-precious metal deposit,Can.J.Earth Sci.,1984,21:630～641.
3.吕伯西等，三江地区花岗岩类及其成矿专属性，北京：地质出版社，1993。
4.胡瑞忠、毕献武和G.Turner et al.，马厂箐斑岩铜矿床黄铁矿流体包裹体He-Ar同位素体系，中国科学（D辑），1997,27（6）:503～508。
5.Hu Ruizhong et al.,Helium and argon isotope systematics in fluid inclusions of Machangqing copper deposit in west Yunnan province,China,Chem.Geol.,1998,146:55～63.
6.毕献武等，富碱侵入岩与铜成矿关系研究——以马厂箐铜矿为例，中国科学，1999,29（6）:489～495。
7.Thompson T.B.et al.,Mineralized veins and breccias of the Cripple Creek district,Colorado,Econ.Geol.,1985,80:1669～1688.
8.Colley H.,The Mineral deposits and metallogenesis of the Fiji platform,Econ.Geol.,1980,75:807～829.
9.涂光炽，关于富碱侵入岩，矿产与地质，1989,13（3）:1～4。
10.Collins W.J.,Beams S.D.and White A.J.R.et al.,Nature and origin of A-type granites with particular reference to south-eastern Australia,Contrib.Mineral Petrol.,1982,80:189～200.
11.Anderson J.L.and Thomas W.M.,Proterozoic anorogenic twomica granites:Silver Plume and St Vrain batholiths of Colorado,Geology,1985,13:177～180.
12.Whalen J.B.,Currie K.L.and Chappell B.W.,A-type granites:geochemical characteristics,discrimination and petrogenesis,Contrib.Mineral Petrol,1987,95:407～419.
13.冶金工业部地质研究所，中国斑岩铜矿，北京：科学出版社，1984。
14.涂光炽、张玉泉、赵振华、华南两个富碱侵入岩带的初步研究——花岗岩地质与成矿关系。江苏：江苏科学出版社，1984,21～37。
15.张玉泉、谢应雯、涂光炽，哀牢山－金沙江富碱侵入岩及其与裂谷构造关系初步研究，岩石学报，1987,（1）:17～25。
16.芮宗瑶、中国斑岩铜（钼）矿，北京：地质出版社，1984。
17.邱家骧，岩浆岩石学，北京：地质出版社，1985。
18.沈渭洲等，稳定同位素地质，北京：原子能出版社，1987。
19.Ohmoto H.,Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits.Econ.Geol.,1972,67:551～579.
20.Turner,G.,Burnard,P.B.and Ford,J.L.,Tracing fluid sources and interaction,Phil.Trans.R.Soc.Lond.A,1993,344:127～140.
21.Stuart,F.M.,Burnard,P.G.and Taylor,P.P.,Resolving mantle and crustal contributions to ancient hydrothermal fluids:He-Ar isotopes in fluid inclusions from Dae Hwa W-Mo mineralizsation,South Korea,Geochim.Cosmochim.Acta,1995,59:4663～4673.
22.Stuart,F.M.,Turner,G.and Duckworth,R.C.et al.,Helium isotopes as tracers of trapped hydrothermal fluids in oceasn-floor sulfides,Geology,1994,22:823～826.
23.Marty,B.,Jambon,A.and Sano,Y.,Helium isotope and CO2 in volcanic gases of Japan,Chem.Geol.,1989,76:25～40.
24.Torgersen,T.,Kennedy,B.M.and Hiyagon,H.,Argon accumulation and the crustal degassing flux of 40Ar in the Great Artesian Basin,Australia,Earth Planet.Sci.Lett.,1988,92:43～59.
25.Lippolt,H.J.and Weigel,E.,4He diffusion in Ar-retentive minerals,Geochim.Cosmochim.Acta,1988,52:1449～1458.
26.Mcdougall,L and Harrison,T.M.,Geochronoldogy and thermochronology by the 40Ar-39Ar Method,Oxford Univ.Press,1988.
27.Xu,S.,Nakai,S.and Wakita,H.et al.,Mantle-derived noble gases in natural gases from Songliao Basin,China,Geochim.Cosmochim.Acta,1995,59:4675～4683.
28.刘英俊、曹励明、李兆麟等，元素地球化学，北京：科学出版社，1984。
斑岩型铜矿~
一、内容概述
“斑岩铜矿”一词最早源于1904年Ransome对美国亚利桑那州斑岩铜矿带的研究，原意是指产于强烈绢云母和石英化长英质斑状侵入岩中的细脉浸染型铜矿床。斑岩铜矿以规模大、品位相对较低（一般小于1%）、矿体形成深度相对较浅（一般不深于3～4km）、含有金属矿物的斑岩铜矿脉为主要特征，外围可能含有矽卡岩置换碳酸盐岩等高中温硫化物热液系统（Sillitoe，2010）。斑岩铜矿是与侵入岩有关金属矿床家族的重要成员之一，其成矿作用与岩浆活动具有密切时空分布关系（Misra，2000）。斑岩铜矿形成于板块俯冲带的上盘和陆内造山带，一般发育于洋-陆（洋-洋）俯冲和陆-陆碰撞有关的汇聚板块边缘的大陆弧环境（Misra，2000），也可形成于陆内环境的走滑断裂带（Hou et al.，2003），总体环境为碰撞挤压环境，但成矿主要形成于挤压背景下的拉张环境（芮宗瑶等，2004）。Cooke et al.（2005）通过对世界主要斑岩铜矿带成矿背景的综合研究，发现大洋板片的低角度俯冲非常有利于挤压背景的形成。此外，断裂和断裂交汇处也是斑岩铜矿形成的有利构造部位。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，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，并且斑岩铜矿中富矿体的形成是多期岩浆活动相互叠加的结果（Patrick，2010；Vry，2010）。金属硫化物矿化在斑岩体及围岩中从内向外呈浸染-浸染＋微细脉-浸染＋细脉-细脉状产出。
斑岩铜矿在时间和空间上均与中酸性钙碱性系列浅成侵入体有关（Cook et al.，2005），化学成分以富K为特征，通常K2O＞Na2O，87Sr/86Sr较小，一般为0.703～0.706，少数可到0.709（芮宗瑶等，2006）。侵入岩岩性变化于石英闪长岩 花岗岩之间。其中，岛弧环境的含矿斑岩通常属于典型钙碱性系列，岩性以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩（Misra，2000）；而陆缘弧环境的含矿斑岩属于钙碱性系列，少量属于高钾钙碱性系列，岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主（Singer，2005）。一般与SiO2和K2O/Na2O比值较低的闪长岩类岩体有关的斑岩铜矿富含金，而与SiO2和K2O/Na2O比值较高的花岗岩类岩体有关的斑岩铜矿床富含钼（Singer et al.，2005a）。不同类型围岩的斑岩铜矿的成矿元素明显不同，花岗岩、正长岩和流纹岩中出现斑岩铜钼矿床的概率明显大于斑岩铜金矿床（Singer et al.，2005 b）。含矿侵入岩体及围岩均遭受到普遍和强烈的断裂与破碎作用，含矿斑岩侵入体及其附近常具有含矿的隐爆角砾岩。
对含矿斑岩的起源研究较早，俯冲洋壳或残留洋壳的部分熔融，加厚下地壳或新生下地壳的部分熔融，以及板片熔体交代上地幔的部分熔融等模式，均被用来解释含矿斑岩的成因，但众多研究成果都强调下地壳或者上地幔对岩浆成因的贡献。最近的研究表明，除少数具有埃达克质亲和性钙碱性岩浆为年轻大洋板片直接熔融的产物外（Defant et a1.，1990），绝大多数的钙碱性岩浆都是板片释放流体交代楔形地幔部分熔融的产物。斑岩铜矿各蚀变带的形成，与岩浆的上侵、成矿物质的沉淀是同步的。Lowelli et al.（1973）的研究基本建立了弧环境斑岩铜矿床蚀变及矿化特征的一般性框架。依据矿物组合，常可将斑岩铜矿床蚀变分为钾硅酸盐化、绢英岩化、泥化及青磐岩化四种类型。Cox和Singer（1986）根据美国、智利、加拿大等地的超大型斑岩铜矿特征，总结出斑岩铜矿的描述性模式。Sillitoe et al.（1984，2010）基于对太平洋西南岛弧环境的48个斑岩铜矿的研究提出了斑岩铜矿系统模型。
二、应用范围及应用实例
（一）智利艾尔特尼恩特（El Teniente）斑岩铜钼矿床
智利艾尔特尼恩特斑岩铜钼矿床位于首都圣地亚哥以南约100km，属于太平洋东部安第斯山成矿带东部的超大型铜钼矿床。矿区内出露岩层有中、新生代的各种火山岩、沉积岩和侵入岩，最老的地层是三叠系。El Teniente矿区岩浆岩以角砾成分复杂的岩筒为特征，矿体分布于岩筒周围，最大宽度约600m。矿区发育一系列钙碱性酸性至中性侵入岩，岩性为英云闪长岩、闪长岩，晚期侵入岩为英安岩和安粗质玢岩（Maksaev et al.，2004）。El Teniente赋矿围岩为Farellones组安山质杂岩（安山玢岩、辉长岩、闪长玢岩和安山岩脉、黑云母角砾岩）。由于英云闪长岩、英安斑岩两种含矿岩体的侵入，发生了强烈的蚀变和矿化，形成了巨大的铜矿床（Cannll et al.，2005）。矿体呈网脉状分布，矿化带呈北西走向，平行英安斑岩分布，主要金属矿物有黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉铜矿，少量的磁铁矿、硅砷铜矿。大约80%的矿化作用发生在安山岩中，20%发生在石英闪长岩和英安斑岩中。矿体由内向外依次出现斑铜矿、黄铜矿和黄铁矿分带现象（Cannll et al.，2005）。除原生矿化作用外，还发育有后期的次生淋滤作用，因而矿体可以分成上部淋滤带和氧化矿石带，中部次生富集带以及下部原生硫化矿石带。通过整合侵入岩的年龄和系统的矿床研究，认为El Teniente矿床与侵入岩密切相关，存在着3个演化阶段（图1）（Skewes et al.，2007）。
图1 智利El Teniente矿床演化示意图
（据Skewes et al.，2007）
该矿床主要特点是：①英云闪长岩、英安斑岩侵入岩与大量的岩墙、角砾岩筒同时存在；②矿体呈网脉状分布，矿化带平行英安斑岩分布，围岩蚀变有钾化带、钾化-青磐岩化过渡带和青磐岩化带；③主要金属矿物有黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉铜矿、黝铜矿、砷黝铜矿，少量的磁铁矿、硅砷铜矿。
（二）印度尼西亚格拉斯贝格（Grasberg）斑岩铜金矿床
格拉斯贝格斑岩Cu-Au矿床位于新几内亚岛，成矿时代为晚中新世—上新世，属于西太平洋大陆边缘岛弧区，位于Mapenduma背斜北翼（图2）。控制矿床的断裂呈北西走向，为高角度断裂，形成于格拉斯贝格杂岩体，断裂交汇处发现大量的角砾。该矿床石英和磁铁矿之间交代作用强烈，存在网脉状和浸染状两种矿化类型。主要金属矿物包括黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、赤铁矿、蓝辉铜矿等，金为自然金，其成色与铜呈正相关关系，常呈包裹体产于黄铜矿和石英中，含金向下增加，至少到1300m深度。围岩蚀变十分普遍，并且与网脉状矿化同时发育，主要有钾化、磁铁矿化、阳起石化和绢云母化（Paterson et al.，2005）。
图2 印度尼西亚格拉斯贝格区域地质图
（据Polland et al.，2002）
围岩蚀变带分为内外两个带，内带形成钾化，矿物组合为钾长石、黑云母、石英、金红石等，外带矿物组合为绢云母、黄铁矿和硬石膏等。同位素和包裹体研究显示，基性岩浆侵位在深部岩浆房时导致流体循环和蚀变，基性岩浆提供流体、金属元素和硫成矿系统，是形成巨量金属堆积的主要原因（Pollard et al.，2005）。
该矿床主要特点是：①矿床位于西太平洋大陆边缘岛弧区，与东艾茨伯格（Ertsberg east）矽卡岩铜金矿床伴生；②一系列钙碱性至中酸性侵入岩与角砾岩筒、断层同时生成是有利的成矿环境，矿床被呈北西走向的高角度断裂控制；③围岩蚀变主要为钾化、磁铁矿化、阳起石化和绢云母化，呈现内、外分带现象，存在网脉状和浸染状两种矿化类型；④主要金属矿物包括黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、赤铁矿、蓝辉铜矿等。
三、资料来源
毛景文，张作衡，王义天等.2012.国外主要矿床类型、特点及找矿勘查.北京：地质出版社，189～233
芮宗瑶，张洪涛，陈仁义等.2006.斑岩铜矿研究中若干问题探讨.矿床地质，25：119～128
施俊法，唐金荣，周平等.2009.找矿模型与矿产勘查.北京：地质出版社，266～275
Cannell J，Cooke D R，Walshe J L et al.2005.Geology，mineralization，alteration，and structural evolution of the El Teniente porphyry Cu⁃Mo deposit.Economic Geology，100：979～1003
Cooke D R，Hollings P，Walshe J L.2005.Giant porphyry deposits：Characteristics，distrubution and tectonic controls.Economic Geology，100：801～818
Hou A Q，Ma H W，Zaw K et al.2003.The Yulong porphyry copper belt：Product of largescale strike⁃slip faulting in Eastern Tibet.Economic Geology，98：125～145
Misra K C.2000.Understanding Mineral Deposits.USA：Kluwer Academic Publishers，353～413
Patrick B R，Marco T E.2010.The Bingham canyon porphyry Cu⁃Mo⁃Au deposit.I.sequence of intrusions，vein formation，and sulfide deposition.Economic Geology，105（1）：43～68
Richards J P.2005.Cumulative factors in the generation of giant calcalkaline porphyry Cu deposits.In：Porter T M，ed.Super porphyry copper＆gold deposits：A global perspective，PGC Publisihng，Adelaide.7～25
Sillitoe R H.2010.Porphyry copper systems：An invited paper.Economic Geology，105（1）：3～41
Singer D A，Berger V I，Menzie W D et al.2005a.Porphyry copper deposit density.Economic Geology，100（3）：491～514
Singer D A，Berger V I，Moring B C.2005b.Porphyry copper deposits of the world：Database，map，and grade and tonnage Models.U.S.Geological Survey Open⁃file Report，1060
Vry V H，Wilkinson J J，Seguel J et al.2010.Multistage intrusion，brecciation，and veining at El teniente，Chile：Evolution of a nested porphyry system.Economic Geology，105（1）：119～153
一、空间分布
已知的全球斑岩铜钼矿的时间和空间分布极不均一，主要集中于在环太平洋成矿域、特提斯-喜马拉雅成矿域和古亚洲成矿域，此外，个别地台区已发现前寒武纪巨型斑岩铜矿床(印度Malanjkhand，655万t铜储量)和巨型矽卡岩型钼矿(澳大利亚Mount Mulgine，122万t钼金属量)(戴自希等，2004)，与高硅流纹岩-碱性岩组合有关的斑岩钼矿分布于北欧挪威(Nordli)和北美洲东部北美洲格陵兰(Malmbjerg)(Misra，2000)。
全球斑岩铜钼矿床数量很多，在此统计铜金属量大于500万t的斑岩铜钼矿的分布。由图5-8可知，超大型斑岩铜钼矿主要分布于3个成矿域，其中环太平洋成矿域占到90%。根据位置可将环太平洋成矿域分为东部带和西部带，前者包括北美的科迪勒拉成矿集中区和南美安第斯成矿集中区，成矿时代以新生代为主，少量中生代;后者包括西南太平洋岛弧带(主要为新生代，靠近大洋一侧)和东亚陆缘成矿带(主要为中生代，离板块俯冲处较远的弧后一侧，主要铜钼矿位于中国)。特提斯-喜马拉雅成矿域分布在欧亚板块南缘，西起南斯拉夫，经匈牙利、罗马尼亚、保加利亚、土耳其、伊朗、巴基斯坦，到我国的青藏、滇西以至缅甸，斑岩铜矿主要集中于喀尔巴阡-巴尔干-喜马拉雅成矿带，成矿时代为中-新生代。古亚洲成矿域分布在亚洲大陆中部，包括中亚乌兹别克和哈萨克巴尔喀什湖地区至蒙古和我国的天山、内蒙古到大兴安岭地区，成矿时代主要为晚古生代华力西期，斑岩铜矿主要集中于中亚蒙古成矿带。斑岩铜矿本身含有钼矿以外，有时与斑岩钼矿伴生。美国西部的主要斑岩钼矿带位于斑岩铜矿带的东侧(两带相距达几百千米)，而加拿大不列颠哥伦比亚的斑岩钼矿和斑岩铜矿基本上分布于一个带上(秦克章，2002)。
图5-8 全球铜金属量大于500万t的斑岩铜钼矿分布图
整合已有的斑岩铜钼矿的资料，美国地质调查局提出斑岩铜矿成矿密度表示不同区带的潜力大小，图5-9和表5-2为全球不同区带的斑岩铜矿成矿密度分布图，由图5-9可知，西南太平洋成矿带、安第斯成矿带和喀尔巴阡山-巴尔干成矿带的斑岩铜矿成矿密度最大，具有较大的找矿潜力。
二、时间分布
分布于环太平洋成矿域、特提斯-喜马拉雅成矿域已知的全球斑岩铜钼矿的时代主要为中-新生代，新生代成矿强度明显高于中生代，古亚洲成矿域的斑岩铜钼矿成矿时代主要为古生代(秦克章，2002)。另外，个别地台区已发现前寒武纪巨型斑岩铜矿床(印度Malanjkhand，655万t铜储量;中国铜矿峪，265万t铜储量)和巨型矽卡岩型钼矿(澳大利亚MountMulgine，122万t钼金属量)(戴自希等，2004)。Sikka和Nehru(1997)列出全球共有40个前寒武纪斑岩铜矿(3314±6～561±9Ma)，其中重要矿床均为元古代，包括印度Malanjkhand、中国铜矿峪、加拿大TroilusLaket和纳米比亚HaibRiver，前两个矿床正在开采，后两个矿床正在勘查。而中国钼矿床，除个别矿床年龄在35～65Ma(如玉龙和马拉松多)之间外，一般钼矿床矿成矿年龄都在100～237Ma之间，相当于晚三叠世至早白垩世(罗铭玖等，1991)。
图5-9 全球不同区带斑岩铜矿分布图
表5-2 全球不同区带斑岩铜矿的矿床密度
(据Singer et al.，2005b，整理)
由图5-10可知，铜的储量新生代占到90%以上，且存在随时代变老，铜储量明显下降的趋势，这主要与早期形成的斑岩铜矿被剥蚀掉和后期的地质作用改造有关(Singeretal.，2002)。超大型斑岩铜矿呈现类似的时间分布特征(图5-10)。
图5-10 不同时代斑岩铜矿金属量(左)和超大型铜矿个数百分比(右)
根据已有的年代学资料分析，全球主要斑岩型钼矿的形成时代变化为340～5Ma(Misra，2000)，年龄跨度范围比较宽。全球钼矿成矿年龄一般在25～70Ma(如美国的Climax、Henderson，加拿大的Kitsault，格陵兰的Malmbjerg等)，相当于古近纪(Misra，2000)。
三、重要斑岩型±矽卡岩型铜、钼矿带
秦克章(2000)系统总结全球重要斑岩铜矿成矿集中区的特点，本书在此基础上，介绍全球重要斑岩型±矽卡岩型铜、钼的成矿区带的特点。
(一)安第斯成矿带
位于东太平洋沿海南美洲一带，该带主要包括智利、厄瓜多尔、秘鲁、阿根廷、玻利维亚等地的安第斯山脉，分布有大量的斑岩铜钼矿，其中铜占全球斑岩铜矿总储量的54%，呈北西向分布，其中智利是全球最多斑岩铜钼矿的国家，55个斑岩铜矿共有430Mt铜金属资源量(Sillitoe，1995;Camus et al.，1996;Singer et al.，2002，2005a)。全球最大斑岩铜矿(亦是全球最大铜矿)ElTeniente发育于智利山脉中，资源量和产量总和为94.4Mt铜金属量，每年产铜4.7Mt，占全球总产铜量的37%(Camus，2002)。该地区存在3个旋回，分别为早古生代Famatinian旋回、晚古生代Gondwana旋回和中新生代Andean旋回，前两者主要发育碰撞-俯冲和增生体，晚古生代I和S型花岗岩和流纹质火山岩发育于增生体的东部(Sillitoe，1988)，亦有二叠纪(295～266Ma)和三叠纪(239～195Ma)斑岩铜矿化点(Camus，2005)。早中生代发育弧后盆地，晚古生代自早白垩世以后大西洋打开导致一系列挤压变形且产生一系列岩浆弧向东迁移，斑岩铜矿形成时代分别集中于白垩纪(132～73Ma)、古近纪(65～50Ma)、始新世—渐新世(43～31Ma)、中新世(23～12Ma)和晚中新世—上新世(12～4Ma)，其中始新世—渐新世(43～31Ma)形成斑岩铜矿最为重要，共有22000万t铜资源量(Camus，2005)，发育非常多的巨型斑岩铜矿，太平洋洋壳向南美大陆板块俯冲和倒转，诱发始新世—上新世中酸性斑岩的侵位和斑岩铜矿的形成(Charrier et al.，2002)(图5-11)，矿化发生在网状脉或角砾岩筒内，具有典型的斑岩铜矿热液蚀变分带模式，主要硫化物有黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿和辉钼矿，次生富集对矿石品位的提高起重要作用(Munchmeyer，1996)。晚中新世—上新世形成了全球最大的El Teniente(9435万t铜，250万t钼)斑岩型铜钼矿，除此以外，还包括Rio Blanco-Los Bronces斑岩铜矿(5243万t铜)和Los Pelambres-El Pachon斑岩铜矿(2663万t铜);白垩纪和古近纪形成的斑岩铜矿资源量分别为460万t和5700万t，中新世主要形成斑岩型铜金矿(1300t金)(Camus，2002，2005;Cook et al.，2005)。
图5-11 安第斯成矿带斑岩铜矿的时空分布及锶初始值关系
(二)科迪勒拉成矿带
除了中美地区发育一些新生代大型斑岩铜矿(如巴拿马Cerro Colorado:3730万t铜资源量、波多黎各RioVivi:218万t铜资源量和海地Douvray:230万t铜资源量)(Singer et al.，2005a)以外，主要斑岩铜钼矿位于美国西南部、加拿大山脉和墨西哥等地区。
根据斑岩铜钼矿床的时空关系和成矿特征，将此带分为南北科迪勒拉两个成矿亚带，斑岩铜钼矿床分布的群聚性非常明显，呈北北西和北西向分布(图5-12)。北科迪勒拉成矿亚带中斑岩铜矿主要集中于200～175Ma和90～20Ma，而斑岩钼矿形成时代为60～50Ma，两者基本上处于同一成矿带，主要发育石英二长岩型斑岩钼矿，重要矿床有美国华盛顿Mount Tolman(矿石储量为2177Mt，Mo和Cu平均品位分别为0.054%和0.09%，钼金属量达118万t，铜金属量196万t)和阿拉斯加州Quartz Hill(矿石储量为1216Mt，Mo平均品位0.077%，钼金属量达94万t)石英二长岩型斑岩钼矿(Keith et al.，1992;Carten et al.，1993;Camus，2005)。
图5-12 北美洲斑岩铜钼矿床分布图
(三)西南太平洋岛弧带
该带基底层基性火山岩系较厚，硅铝壳混染不强，与成矿有关的闪长岩的Au/Cu比值高，而Mo/Cu比值低，主要铜矿类型为斑岩铜金矿(图5-13)(Van Leeuwen et al.，1994;Mathur et al.，2000，2005;Paterson et al.，2005a，2005b)，占目前全球斑岩铜矿总储量的8%，含有少量的含火山岩型多金属硫化物矿床，产于典型大陆边缘岛弧环境。
图5-13 印尼铜-金(-钼)矿床分布图
钼主要作为伴生组分产于斑岩铜-金矿床中，与成矿有关的岩石主要为石英闪长岩、石英二长岩，常具有角砾岩筒，成矿时代主要为新生代(Pollard et al.，2002，2005)。该区发育全球最大的Grasberg富金斑岩铜矿(铜金属量2802万t，金储量2604t)(Cook et al.，2005)，周围1.5km发育大型斑岩铜矿型矽卡岩铜金矿床(埃茨伯格Ertsberg，金储量91t)。另外，同一成矿区带发育很多大型斑岩铜金矿(如印尼松巴哇岛的Batu Hijau巨型斑岩铜金矿，铜金属量723万t，金储量572t;巴布新几内亚的Ok Tedi巨型斑岩铜金矿，铜金属量2802万t，金储量446t)(Cook et al.，2005)。该带铜金矿伴有钾硅酸盐蚀变，钾硅酸盐蚀变富含早期热液磁铁矿，后者在斑岩系统的浅部叠加由绢云母、绿泥石和赤铁矿组成的泥化矿物组合，发育大量的镁质矽卡岩，具有完整进退矽卡岩蚀变矿物组合，不仅大量发育镁橄榄石、钙镁橄榄石等高温矽卡岩矿物，而且阳起石和绿泥石退化蚀变矿物普遍存在(施俊法等，2006)。
值得提出的是，菲律宾斑岩铜金矿常与在成因上有联系的石英脉型金矿和含金铜的块状硫化物矿床(实为脉状矿)有规律的组合，石英脉型金矿位于斑岩金铜矿床的上方或外围，含金铜的块状硫化物矿床位置最浅(秦克章，2002)。
(四)中亚蒙古成矿带
该带包括乌兹别克斯坦、哈萨克斯坦、蒙古和我国东北地区，属于古亚洲成矿域(图5-14)。主要以斑岩铜金矿床为主，可以分为3个亚带，由西向东依次分别为天山中带阿尔马雷克(Almalyk)矿田、哈萨克斯坦境内的巴尔喀什成矿亚带和蒙古-鄂霍茨克成矿亚带，成矿时代为古生代(Seltmann et al.，2005)。
阿尔马雷克(Almalyk)矿田中斑岩铜矿床主要与石炭纪—二叠纪的花岗闪长斑岩有关(Golovanov et al.，2005)，主要发育超大型卡利马克尔(Kalmakyr)(铜金属量1080万t，金储量1374t)(Cook et al.，2005)和萨雷切库(Sarycheku)等斑岩铜金矿床，成矿时代为石炭纪。该矿田除了铜、金、银、钼的储量巨大外，其他伴生元素(如Mo、Au、Ag、Se、Te、Bi、Re、Os、Co、Ni、Pt、Pd等)的经济价值也非常可观(Golovanov et al.，2005;Singer et al.，2005a)。
巴尔喀什成矿区带是以华力西运动为主的多旋回构造区，发育大量的斑岩铜矿床，向东南延伸至中国新疆西天山成矿带，斑岩铜矿床分布在受深断裂控制的北滨巴尔喀什-伊犁火山岩带的边缘，矿化一般与侵入体较晚期分异的花岗闪长斑岩、石英二长斑岩和花岗斑岩的小岩株和岩墙在空间上紧密共生，大型斑岩铜矿多产在岩带的内缘弧(如科翁腊德、博尔雷、阿克斗卡、科克赛等)，而在外缘弧仅见一些小型矿床。在构造上，大多数铜矿与托克劳复向斜和巴卡纳斯复向斜的断块构造和环形火山构造有密切关系，矿床和矿田一般都赋存在不同方向的断裂共轭或交切地方(芮宗瑶等，1995)。该成矿亚带发育多个科翁腊德、阿克斗卡、博尔雷、萨亚克、科克赛等大型斑岩型和矽卡岩型铜矿(秦克章，2000)。其中以Aktogai-Aiderly矿田斑岩铜矿规模最大，铜金属量达1250万t，铜平均品位为0.4%，成矿时代为石炭纪(Cook et al.，2005)。
蒙古-鄂霍茨克成矿亚带斑岩铜矿化的有利地区为碱度偏高的安山岩和玄武岩火山活动区(Gerel et al.，2005)。该亚带斑岩铜钼金矿的勘探取得了重要的进展，最近发现Oyu-Tolgoi巨型斑岩铜金矿(铜金属量2057万t，金储量790t)(Cook et al.，2005)。蒙古北部额尔登特图音鄂博(Erdenet)斑岩铜钼矿和蒙古南部察干苏布尔加(Tsagaan Survarga)斑岩铜矿是该带两个最重要矿床(图5-15)，前者位于北蒙古火山带，矿体产于二长花岗闪长斑岩和石英闪长斑岩中，铜金属储量1100万t，铜平均品位为0.62%，钼金属储量45万t，平均品位为0.025%，辉钼矿的Re-Os年龄为240.6±0.6Ma，相当于晚二叠世(Watanabe et al.，2000)，还有金、银和钨等成矿元素;后者位于南蒙古火山带，产在正长闪长岩、二长花岗岩、花岗闪长岩等组成苏布尔加杂岩体西北接触带上，辉钼矿的Re-Os年龄为370.1±1.2～370.6±1.2Ma(Watanabe et al.，2000)，铜金属储量130万t，铜平均品位为0.53%，钼平均品位为0.02%(Seltmann et al.，2005)。
(五)喀尔巴阡-巴尔干-喜马拉雅成矿带
喀尔巴阡-巴尔干-喜马拉雅成矿带已成为世界上拥有丰富铜矿资源的地区之一，位于古地中海欧亚成矿带的东部，属特提斯-喜马拉雅成矿域。该带自西北的捷克斯洛伐克经匈牙利、罗马尼亚、南斯拉夫到保加利亚、土耳其、亚美尼亚、伊朗。
从伊朗起，该矿带分叉，形成了两条不同的矿带(图5-16)，其中一条为从伊朗近东西向延伸，经阿富汗到我国喜马拉雅地区;另一条呈北西-南东向，从伊朗一直延伸到巴基斯坦境内(Blundell et al.，2005;国土资源信息中心等，2003)。
图5-14 中亚蒙古成矿区带主要斑岩铜钼矿床分布图
图5-15 蒙古国重要的斑岩铜矿分布图
图5-16 喀尔巴阡-巴尔干阿尔卑斯期铜钼矿带分布图
该带西部发育大量新生代钙-碱性火山-侵入杂岩体(花岗闪长岩-石英二长岩系列)，岩株与主要区域性大断裂平行，斑岩铜矿床主要产于大陆边缘岩浆弧(Blundell et al.，2005)。东部板块俯冲形成中新世与钙碱性火山岩浆岩有关的斑岩铜矿，主要矿床产在东西与南北向构造复合带上(Dunning et al.，1982)。该带发育较多的超大型斑岩铜(钼)矿和铜金矿，铜金属储量超过500万t的斑岩铜金(钼)矿包括:保加利亚Elatsite(铜金属量550万t)、罗马尼亚Moldova Noua(铜金属量500万t)和Rosia Poieni(铜金属量1000万t)、塞尔维亚Veliki Krivelj(铜金属量750万t)和MajdanPek(铜金属量1000万t)、希腊罗马尼亚Skouries/Fisoka(铜金属量568万t)、匈牙利Recsk(铜金属量700万t)、意大利Sungun(铜金属量660万t)(Kelly et al.，2003;Singer et al.，2005a;Armstongetal.，2005)、巴基斯坦RekoDiq(铜金属量556万t，金储量282t)、伊朗SarCheshmech(铜金属量1440万t，钼金属储量36万t，金储量324t)(Cooketal.，2005)和阿富汗Aynak(铜金属量＞500万t)(施俊法等，2006)。中国西南地区发育重要斑岩铜钼矿，如玉龙、驱龙等铜矿(Houetal.，2003)。
四、小结
综上所述，根据构造环境和时代，可将斑岩(-矽卡岩)型铜钼矿床分为环太平洋东部新生代斑岩铜钼矿床和斑岩钼矿床、环太平洋西部新生代斑岩铜金矿床、古亚洲成矿域古生代斑岩铜金矿床、特提斯成矿域新生代斑岩铜钼金矿床。为了更加全面介绍国外斑岩-矽卡岩铜钼矿床的地质特征，根据已有的最新资料，选择各类型储量最大者作为典型矿床。主要包括:智利El Teniente斑岩铜钼矿(全球最大斑岩铜钼矿，铜金属量9435万t，钼金属量为250万t)(Camus，2002;Cook et al.，2005)代表环太平洋东部新生代斑岩铜钼矿，美国Climax斑岩钼矿(不含铜斑岩钼矿，钼金属量达166万t)(Misra，2000)代表环太平洋东部新生代Climax型斑岩钼矿，印度尼西亚新几内亚岛Grasberg斑岩铜金矿床(全球最大斑岩铜金矿，铜金属量2802万t，金储量为2604t)(Cooketal.，2005)代表环太平洋西部新生代斑岩铜金矿，蒙古OyuTolgoi斑岩铜金矿床是古亚洲成矿域最大的古生代斑岩铜金矿，铜金属量2075万t，金790t(Cooketal.，2005)，2007年资料显示铜金属量3214万t，金987t。以这些典型矿床为例，介绍它们的成矿地质背景、矿床地质特征、成矿作用特征和矿床模型。
图5-17 阿尔卑斯-巴尔干-喀尔巴阡-迪纳里德山脉地区构造-地质背景和岩浆分布图
分布规律
答：需要指出，世界大多数斑岩铜矿床的斑岩属钙碱系列，而这一条火山弧里与超钾岩、玄粗岩、粗面岩建造伴生的斑岩体多属富钾质偏碱性斑岩，例如，玉龙和马厂箐等矿区（MEI Hou-jun et al.,1989）。在东南沿海地区陆相火山岩型银山铜多金属矿床，不仅在其附近有大型的铜厂斑岩型铜矿床，而且银山矿床深...
区域成矿系统划分
答：丽江-大理地区发育了富碱斑岩型姚安Pb-Zn-Au矿床、马厂箐Cu-Mo-Au-Ag矿床、北衙Cu-Fe-Pb-Zn-Au矿床、萝卜地-西范坪Cu-Au矿床和矽卡岩型的北衙-马厂箐Cu-Au矿床等。在金平-范士版地区具有相同特点的矿床和矿化广泛发育,有铜厂-长安Cu-Mo-Pb-Zn-Au成矿系统、哈播铜矿、懂棕河金矿、老卡金矿、亚拉坡...
斑岩型矿床特征
答：斑岩型矿体按矿石有用组分可分为银铅锌矿体、铅锌矿体、金矿体、铜矿体等,以银铅锌矿体为主,矿体呈规则透镜状产于花岗斑岩前缘带、主体带及接触带附近,部分产于岩体近根部带及外带火山岩中,产状与花岗斑岩产状一致(图3.2),走向北东,倾向北西,矿体倾角浅部至中浅部为10°～30°,中深部为35°～50°。矿体...
陆内造山体制下的构造控矿分析
答：金沙江-哀牢山中轴断裂的大规模走滑运动，导致偏碱斑岩带的大规模侵入，走滑伴生的背斜、向斜及次级断裂常常成为斑岩型铜、钼、多金属矿床的聚矿空间，如玉龙、马厂箐等矿床。强烈的走滑挤压作用可使地壳剪切重熔形成剪切型花岗岩，伴有多金属矿床形成，如鲜水河走滑断裂带的折多山剪切型花岗岩体中的农戈山...
成矿预测小结及远景评价
答：扬子地台西缘富碱斑岩金铜多金属成矿预测范围,南起金平,北至宁蒗,南北长600km,东自姚安、南华,西至巍山、剑川,东西宽约 200km,预测全区找矿远景可望找到大型金矿 3 个 ( 姚安、北衙、马厂箐) ,大型铜矿 2 个 ( 腊梅 - 白马苴,马厂箐 - 小龙潭) ,大型银矿、铅矿 1 个 ( 姚安) 及一批中小型矿床。
用圆涌构造理论分析矿床的实例
答：6.中蒙边境欧玉陶勒盖斑岩铜矿区 欧玉陶勒盖圆涌是地跨阿尔泰东段的中型深层地壳结构块体,中心在...本书前边的很多实例预测就是基于这一原理而论述的,此对称、对偶原则的地质构造基础也逐渐明晰起来,如Y...(图3-89);③四川红格岩浆型铁矿床(图3-90);④骆驼山矽卡岩硫多金属矿床(图3-91);⑤云南兰坪...
与新生代侵入岩有关成矿作用的矿源、水源和热源
答：斑岩;9—东竹林比幅山花岗斑岩、老王寨更长玄武岩;10—头合阱石英二长斑岩;11—大莲花山石英二长斑岩;12—姚安正长斑岩、粗面岩;13—马厂箐花岗斑岩;...实践表明,稀土元素的丰度、配分型式及其特征比值等,可以作为岩石、矿床成因的示踪剂,进而可以通过岩石与矿床之间的稀土元素相关数值的比较,视其共性、差异性...
斑岩型钼矿
答：斑岩型矿床指规模很大、中低品位、矿化时空均与中酸性斑状侵入岩密切相关的内生金属矿床(Kirkham,1972),矿体形成深度相对较浅,一般不深于3～4km,规模可达上百米(面积可达4km2),网脉宽度仅毫米至厘米,斑岩的岩浆-热液流体系统的时间和空间的规模变化较大,空间上从小于1mm至大于10km,时间可长达5Ma(Seedorff et ...
矿床组合
答：区域分布(矿床实例):阿尔金断裂带(长沙沟、阿克萨依、鱼目泉南),昆北蛇绿构造混杂岩带(朝阳沟东、朝阳沟西)。 地质背景:裂谷(或裂陷槽)。 成矿环境:拉伸裂解。 (二)与陆-陆碰撞或陆内俯冲造山成矿作用有关的矿床组合 1.斑岩型 成矿元素:Cu,Cu(Mo)。 成矿岩体:钙碱性系列或高钾钙碱性系列的斑岩(花岗...
斑岩型矿床哪里有
答：斑岩型矿床是一种陆相的次火山热液矿床，包括中酸性及酸性次火山岩有关的斑岩型铜矿床、斑岩型铜钼矿床、斑岩型金矿床、斑岩型钨矿床、斑岩型锡矿床、斑岩型铅锌矿床等。从大地构造背景上说，一般均出现于活动大陆边缘、岛弧和板块内部的构造岩浆活动带内。斑岩铜（钼）矿床是其中较为常见的一种矿床类型...
