斑岩铜矿成矿构造背景研究进展_熊欣

第29卷第2期2014年2月
地球科学进展
ADVANCES IN EAＲTH SCIENCE
Vol．29No．2
Feb．，2014
熊欣，徐文艺，贾丽琼，等．斑岩铜矿成矿构造背景研究进展［J］．地球科学进展，2014，29（2）：250-264，doi：10．11867/j．issn．1001-8166．2014．02．0250．［Xiong Xin，Xu Wenyi，Jia Liqiong，et al．Ｒeviews of structural settings of porphyry copper deposits in China［J］．Advances in Earth Science，2014，29（2）：250-264，doi：10．11867/j．issn．1001-8166．2014．02．0250．］
斑岩铜矿成矿构造背景研究进展*
熊欣1，徐文艺1，贾丽琼2，李骏1，2
（1．中国地质科学院矿产资源研究所，国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京100037；
2．中国地质大学地球科学学院，北京100083）
摘要：斑岩铜矿是指与具斑状结构的中酸性侵入岩伴生，蚀变与矿化受流体、构造控制且分带明显，矿石以细脉浸染状为主，低品位、大储量的铜矿床，是最重要的铜矿床类型。

大地构造背景对斑岩铜矿的形成具有重要意义，经典的斑岩铜矿主要产于岛弧、陆缘弧环境。

然而，近年来国内矿床学家发现，国内形成于大陆环境的斑岩铜矿与大洋板块俯冲、板块消减作用无关，斑岩铜矿还可产于碰撞造山带，甚至是在陆内环境。

相比之下，不同构造背景下形成的斑岩铜矿床含矿岩浆、成矿物质来源、矿床成因等方面存在一定差异与共性。

综述了目前斑岩铜矿研究内容中的关于构造背景的一些重要观点和几个重要进展，对比了不同构造背景下形成的斑岩铜矿床的含矿岩浆、蚀变矿化、成矿流体等方面的共性与差异，以期对斑岩型矿床的成因与找矿提供一定的线索。

关键词：斑岩铜矿；构造环境；成矿模型
中图分类号：P618．41文献标志码：A文章编号：1001-8166（2014）02-0250-15
1引言
凡是在时间、空间和成因上与浅成或超浅成中酸性斑岩体有关的细脉浸染型矿床，通称为斑岩型矿床［1，2］。

斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型矿床”［1，2］。

世界上大多数斑岩铜矿分布于岩浆弧环境，它们的形成与俯冲作用有关的钙碱性岩浆有关［3］。

由于斑岩铜矿时空分布比较广泛，常常用来示踪地球演化的过程，故而许多地质学家从大地构造背景和区域构造的角度来探讨有利于斑岩铜矿形成的环境［3 11］。

一些地质学家特别强调大地构造背景对形成斑岩铜矿的重要性，提出挤压背景有利于斑岩铜矿的形成［3 11］。

Sillitoe［12］首先提出斑岩铜矿的板块构造成矿模式，即斑岩铜矿是地幔与地壳物质交换作用的产物，成矿母岩主要为洋壳在俯冲作用过程中部分熔融形成。

部分学者认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆—热液是斑岩铜矿的惟一物质来源［13，14］。

此后，斑岩铜矿一直被认为主要产于岛弧带的过渡环境，并确立了环太平洋成矿带、特提斯成矿带和古亚洲成矿带三大全球性斑岩铜矿带。

近年来国内多数学者研究表明，有些斑岩铜矿床与板块消减作用并没有直接的成因联系，可能是板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆上侵形成的结果［4 11，15 18］。

侯增谦等［4 10］和杨志明等［11］认为在中国大陆内部斑岩铜矿产出的背景与大洋板块俯冲无关，其产出至少有4类环境：晚碰撞走滑环境、后碰撞伸展环境、后造山伸展环境和非造山崩塌环境。

大陆环境含矿斑岩的浅成侵位主要受大规模走滑断裂系统、切割造山带的断裂系统和基底线性断裂构造控制。

全球斑岩铜矿研究证明：汇聚板块边缘无疑是
*收稿日期：2013-11-12；修回日期：2014-01-20．
*基金项目：国家科技支撑计划项目“九瑞矿集区大比例尺蚀变—流体地质填图与成矿规律研究”（2011BAB04B03）资助．作者简介：熊欣（1989-），女，福建邵武人，硕士研究生，主要从事矿床地球化学研究．E-mail：xiongxin_1989@163．com
斑岩铜矿最重要的成矿地质背景，占斑岩铜矿的90%以上，但与大洋板块俯冲作用无关的大陆环境斑岩铜矿也不容忽视。

因此，需要重新看待斑岩铜矿的成矿构造背景。

2斑岩铜矿形成的构造背景
全球斑岩铜矿主要集中在3大成矿带上，即环
太平洋成矿带（90%）、特提斯—喜马拉雅成矿带（5%）和古亚洲成矿带（中亚成矿带）（4%）。

斑岩铜矿形成时代集中在新生代（60%）、中生代
（35%）［2，15 18］，其次是古生代，前寒武纪斑岩铜矿
床目前发现较少。

从斑岩铜矿在全球的分布来
看［19］
，
汇聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿地质背景，
包括大洋板块俯冲产生的岛弧和陆缘弧环境（滨太平洋带），以及陆—陆碰撞造山环境（特
提斯—喜马拉雅带，中亚—蒙古带）（图1）［15 18］
，但
值得注意的是，我国有相当数量的中、新生代斑岩铜
矿床形成于大陆环境，与大洋板块俯冲、板块消减作用无关。

板块构造理论建立之后，许多矿床学家试图用
板块构造理论来解释斑岩铜矿的成因［19］。

斑岩铜
矿可以在板块俯冲［12］、碰撞和拉张［20］
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
［21，22］。

Sillitoe ［12］首次采用斑岩铜矿板块成因模
式来说明板块运动与斑岩铜矿床形成的关系，他依
据斑岩铜矿在全球的分布，提出斑岩铜矿主要在板块俯冲背景下的主动陆缘钙碱性火成岩带中形成，金属来源与板块俯冲作用导致的岩浆活动有关。

Mitchell ［23］认为大洋板块俯冲的角度对斑岩铜矿的形成存在明显制约，该观点被后来的工作证实并被解释为是洋壳高浮力块体俯冲所造成的结果。

James 等［24］认为洋壳俯冲角度由陡变缓有利于斑岩铜矿的形成。

Ｒosenbaum 等
［25］
则指出，洋壳俯冲角
度由陡变缓并不能解释在洋壳高浮力块体俯冲开始
的瞬间所出现的斑岩铜矿爆发式成矿，他们认为洋壳高浮力块体俯冲所引发的地壳构造变形强度的变化才是斑岩铜矿大规模成矿的真正原因。

Cooke 等
［26］
认为平板俯冲过程中，来自俯冲洋脊的挥发份
对上部地幔楔的交代、
并可能伴随俯冲板片压力影区域沉积物变质导致的S 含量的增高，从而产生富氧的熔体使传输Cu ，
Au 和S 的氧化物成为可能。

压性弧有利于斑岩铜矿的形成
［27 29］。

Silli-
toe ［27］识别出挤压环境对形成斑岩铜矿的5种有利
因素：阻止岩浆上升通过上地壳，即抑制火山作用；相对于张性弧，在挤压环境下可形成较大的岩浆房；利于岩浆的充分分异、气相的饱和，形成大量的岩浆热液流体；限制一些可能形成于岩浆房顶部的小岩
体的形成，
使更多的有效流体集中于单个的岩体中；快速的隆升与剥蚀，促进由瞬间减压而引起的岩浆
热流体的有效萃取与搬运［30］。

Sillitoe ［27］
注意到与图1
斑岩铜金矿床分布简图
［16 18］
Fig．1
Distribution of porphyry copper deposits in the world ［16 18］
1
52第2期熊欣等：斑岩铜矿成矿构造背景研究进展
挤压构造背景伴生的地壳隆升和许多巨型斑岩铜矿系统的形成是同时的，而在张性构造背景下则形成一些小的斑岩铜钼矿。

在广泛的压缩背景下有一些典型的特点：通过地壳增厚、表面隆起并快速折返，形成大型高品位的深成斑岩铜矿，如最新白垩世至
古新世北美西南部成矿省，
中东始新世至渐新世早期安第斯山脉中部（图2）和晚中新世米利托，伊朗
中新世中期带，新几内亚和菲律宾的上新世带。

可以观察到地壳压缩促进了中上地壳岩浆房的大量形成［31］，从而生成并释放岩浆流体，尤其是在快速隆
升和剥蚀去顶的地方［32］，这可能预示着压力开始松弛［33］。

地壳应力体制的转变被认为是一些矿床特
别是斑岩铜矿和高硫化浅成热液金矿床形成的有利
时间
［32 36］。

图2与板块构造有关的斑岩铜矿成因示意图Fig．2
The mode of porphyry copper associated
with plate tectonic
（a ）陆俯冲造山带（安第斯带）斑岩铜矿成因示意图；（b ）陆—陆碰撞造山带（地中海）斑岩铜矿成因示意图（a ）The mode of porphyry copper in subduction ；（b ）The mode of
porphyry copper in continent-continent collision orogeny
越来越多的研究表明，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［19］。

Ｒichards 等
［29，37］
对智利北部Escondida 地区进行了详细的地
质和地球化学研究，总结了有利于斑岩铜矿形成的
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。

Lowell 等
［38］
对斑岩铜矿床区域构造特征进行了系统研究后认为，区域性引张环境是形成斑岩铜矿床的重要条件。

Hollister ［39］的研究结果也证明了这一认识，该观点解释了世界上绝大多数斑岩铜矿床沿深大断裂被动侵位现象。

这种情况在中国斑岩铜矿也有出现，辉钼矿Ｒe-Os 同位素定年工作表明，中国西藏冈底斯斑岩铜矿带的矿化发生在14Ma BP 左右，在这一时
期，该区已处于碰撞后的拉张环境
［6，19］。

岩浆弧环境产生（包括弧后）的斑岩铜矿主要是受到了区域
规模应力影响，很明显为伸展向压缩环境转换的构造背景。

然而，强烈伸展环境，常形成典型的流纹岩、玄武岩的双峰式火山岩，并未形成显著的斑岩铜
矿系统
［24，32］。

另外，海沟的前进或后退、板块汇聚折返的倾斜度对斑岩铜矿的形成也有重要影响
［40］。

上述研究结果表明板块构造对全球斑岩铜矿床（尤
其是中、新生代斑岩铜矿床）的形成具有重要影响，区域性的引张环境、深大断裂和地下深部的热点则直接制约着含矿斑岩岩浆的形成与侵位。

近年来，中国矿床学家研究发现：斑岩铜矿不仅可产于成矿模型所记录的岛弧及陆缘弧环境中，还可以产于碰撞造山带中（如青藏高原），甚至形成于陆内环境中（如德兴），这些斑岩铜矿与板块消减作用没有直接的成因联系，
可能是由于板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆
上侵形成的
［4 19］。

芮宗瑶等［16 18］认为斑岩铜矿产出时间为板块汇聚大背景下（造山带或活化带）的
松弛（岛弧）阶段，如拉分盆地发育（pull-apart ba-sin ）和伸展裂陷发育时期。

侯增谦等［4 10］和杨志明等
［11］
认为在中国大陆内部斑岩铜矿产出的背景与大洋板块俯冲无关，其产出至少有4类环境：晚碰撞走滑环境、后碰撞伸展环境、后造山伸展环境和非造山崩塌环境。

大陆环境含矿斑岩的浅成侵位主要受大规模走滑断裂系统、切割造山带的断裂系统和基底线性断裂构造控制（表1）。

在此基础上，张洪涛等
［14，15］
根据中国大陆洋陆作用的关系和造山带的演化，重新划分了中国斑岩铜矿成矿域和成矿带，将
其分为古亚洲、北部特提斯、南部特提斯（喜马拉
雅）和环太平洋4个成矿域（表2）。

古亚洲成矿域又分为华北陆块北缘早—中古生代成矿带、哈萨克斯坦地块东北缘晚古生代成矿带、哈萨克斯坦地块南缘中晚古生代成矿带和西伯利亚板块西南缘晚古生代成矿带。

特提斯北部成矿域分为中咱地块西缘晚三叠世义敦成矿带、羌塘地块（昌都—思茅地块）北缘古近纪玉龙成矿带、塔里木地块南缘晚古生代
2
52地球科学进展第29卷
表1中国斑岩铜矿4类环境的特点及典型矿床［4 11］
Table1Four types of porphyry copper deposits in China［4 11］构造环境环境特点典型矿床晚碰撞走滑环境发育于青藏高原碰撞造山带陆—陆碰撞之后的陆块相
对运动阶段
西藏玉龙斑岩铜矿
后碰撞伸展环境发育于青藏高原碰撞造山带形成演化的最晚阶段西藏冈底斯斑岩铜矿
后造山伸展环境发育于华北板块与华南板块在三叠纪碰撞造山之后的
后造山阶段
江西德兴斑岩铜矿
非造山崩塌环境非造山崩塌环境发育于中国东部大陆发生构造体制的
重大转折时期长江中下游成矿带内的铜山口、城门山、封三洞、安基山和沙溪等斑岩铜矿
表2中国斑岩铜矿划分［14，15］
Table2The classification of porphyry copper
deposits in China［14，15］
主要斑岩铜矿带典型矿床
①华北陆块北缘早—中古生代斑岩铜矿
成矿带
②哈萨克斯坦地块东北缘晚古生代成矿带
③哈萨克斯坦地块南缘中晚古生代南天
山成矿带
④西伯利亚板块西南缘晚古生代成矿带
土屋—延东
①中咱地块西缘晚三叠世义敦成矿带
②羌塘地块北缘古近纪玉龙成矿带
③扬子地块西缘古近纪成矿带
④塔里木地块南缘晚古生代—新生代成
矿带
西藏玉龙斑岩铜矿
①班公错成矿带
②冈底斯成矿带
西藏冈底斯斑岩铜矿中国东部的环太平洋斑岩铜矿带德兴铜矿、小西南岔
铜金矿、紫金山铜金
矿、金瓜石铜金矿
—新生代成矿带和扬子地块西缘古近纪成矿带。

南部特提斯（喜马拉雅）成矿域分为班公错成矿带和冈底斯成矿带。

环太平洋成矿域分为晚中生代活动陆缘成矿带和台湾古近纪—新近纪岛弧成矿带。

3与板块俯冲相关的斑岩型矿床斑岩铜矿主要产于岩浆弧（岛弧和陆缘弧）环境，岛弧环境主要分布于太平洋西岸，如印度尼西亚和菲律宾岛弧［26，41］，主要产出斑岩型铜和铜—金矿床；而陆缘弧环境的经典成矿省则主要分布于太平洋东岸，如美国西南部的亚利桑那成矿省、墨西哥北部成矿省、智利北部成矿省和智利中部成矿省等［26，42］，主要产出斑岩型铜—钼矿床［43］。

少量斑岩型钼矿床产于裂谷环境（如Clamaix型）。

斑岩铜矿系统在空间上常表现出显著的线性，通常与造山带平行，有几十到几百甚至几千公里长的范围［32］。

3．1含矿岩浆
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1000ħ。

由于大陆板块的覆盖，即存在玄武岩底垫，温度陡然增高至1400ħ，即在壳幔交界面上形成地幔流。

当地幔流透过过渡大陆地幔岩石圈即玄武岩底垫时，则在MASH （熔融、同化、存储、均一）带形成相当规模的初始岛弧岩浆［29］，即初始含矿岩浆。

俯冲机制的弧岩浆包括钙碱性岩浆［44］、埃达克岩浆［45］与碱性岩浆［46］。

陆缘弧环境的含矿斑岩多为高钾钙碱性，部分为钾质碱性和钾玄质，岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主［47］。

岛弧环境的含矿斑岩通常为典型钙碱性系列［12］，岩性以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩。

岛弧环境的含矿斑岩通常高水（高挥发分）、高S和富集大离子亲石元素（高LILE：Ｒb，K，Cs，Ba和Sr等），富集如Li，B，Pb，As和Sb等元素，相对亏损高强场元素如Ti，Nb和Ta［17］。

岩浆起源于被俯冲板片流体交代的地幔楔形区，岩浆熔体分凝上升并在相对封闭体系发生结晶分异和/或地壳混染，形成含矿斑岩。

Sillitoe［32］总结大量斑岩型矿床，得出与铜矿化有关的斑岩主要为中酸性钙碱性岩浆，岩性变化于石英闪长岩—花岗岩之间。

其中，斑岩铜矿斑岩侵入体与I型和磁铁矿系列关系密切［48］，为典型的铝质和中钾钙碱性，但也可能有高钾钙碱性（钾玄）或碱性［49］，岩性组分主要为钙碱性闪长岩、石英闪长岩、碱性闪长岩［50］。

富Mo的斑岩铜矿通常与长英质侵入体关系密切，而富Au斑岩铜矿与镁铁质端元关系更密切，虽然也存在富Au的矿床主岩为石英二长岩的例子［51］。

但是，贫Cu斑岩金矿床似乎
352
第2期熊欣等：斑岩铜矿成矿构造背景研究进展
毫无例外地出现在钙碱性闪长岩和石英闪长斑岩中［32］。

侵入岩斑岩内常包含不定量的斑晶，通常包括角闪石和/或黑云母斑晶，通常为细粒细晶岩基质，为挤压构造快速张开的产物［22］。

然而，最近的研究和不断增多的证据表明，许多含矿斑岩不是典型的岛弧岩石，它们多具有埃达克岩岩浆亲合性。

Thieblemont等［45］认为在全球规模上（美国西部、智利、巴布亚新几内亚），多数埃达克岩省是重要的成矿省（图1）；在地区规模上，多数矿床的主岩即埃达克岩；在矿区规模上，当埃达克岩与非埃达克岩共存时，成矿主要与前者有关。

3．2蚀变分带
斑岩铜矿床的蚀变具有明显的分带性，这也是斑岩铜矿床最引人注目、最重要的成果之一。

斑岩铜矿有一致的、大规模的蚀变矿化模式，由内向外分别为，钠—钙化、钾化、绢英岩化、泥化及青磐岩化［38，52］（图3）。

绿泥石和青磐岩化分别发生在远端的最浅部和深部。

钠—钙蚀变，通常存在于深部斑岩侵入体直接接触的围岩中［53，54］，但由于后期青磐岩化的叠加干扰通常很难保存。

但是，它也可存在一些斑岩铜矿矿体的特征［55，56］。

钠—钙蚀变通常形成贫硫化物和金属矿物（磁铁矿除外），但也可为富Au斑岩铜矿矿化的主岩（如菲律宾）［57 59］。

铜矿化主要形成于钾化带内［38，60］，特别对于深部形成［61，62］或相对侵蚀较深的矿床如El Abra［63，64］。

钾化带常产于斑岩体中心或附近，以钾长石、黑云母、石英等蚀变矿物组合发育为特征，硫化物以辉钼矿、黄铁矿、黄铜矿为主。

青磐岩化常与钾化呈同心环状分布，并远离斑岩中心产出，以绿泥石、绿帘石、方解石等蚀变矿物组合发育为特征，硫化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。

青磐岩化形成同时或略晚于钾化，通常与岩浆热液有关，但是，也可由加热的雨水形成［65］。

与钾化相比，青磐岩化带内水/岩比值要小的多［32］。

绢英岩化常叠加在钾化与青磐岩化之间，以绢云母—石英等蚀变矿物组合发育为特征，硫化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。

蚀变将镁铁矿物由部分直至完全转变为绿泥石，斜长石转变为绢云母（等粒白云母）和/或伊利石，岩浆和热液磁铁矿转变为赤铁矿（假象赤铁矿和/或镜铁矿），同时产生黄铁矿和黄铜矿。

绿泥石—绢云母化存在于一些斑岩铜矿特别是斑岩铜金矿的较浅部，覆盖了早期形成的钾化［22］。

尽管钾化带内铜和/
或金的品位可能
图3斑岩铜矿床蚀变分带特征［22］
Fig．3Alteration zoning character of porphyry
copper deposit［22］
会因为绿泥石—绢云母化的叠加而降低［66］，但也可能存在金属元素的加入［67］，在少数的一些矿床中，Cu含量增加［68］。

绢英岩化成因一直争论不休，通常认为是由低温、高盐度岩浆热液与雨水混合后的流体的产物［22］，但最近发现，也可由高温、高盐度的岩浆热液直接产生［66］。

泥化常呈补丁状产出，受裂隙控制，依据成因可分为泥化和高级泥化两种类型，前者以黏土类矿物（如高岭石、伊利石）为特征，黄铁矿为主要硫化物类型；后者以发育水铝石—红柱石—明矾石矿物组合为特征。

钾化通常为最早的蚀变类型，其形成与出溶的高温岩浆热液有关（＞450ħ）［69］。

泥化带与绢英岩化带流体性质相似，但前者温度更低，混入的雨水更多。

但需要特别注意的是，高级泥化阶段流体要复杂的多，既可以是晚期因SO2水解反应加剧而形成的酸性混合流体，也可以由超临界流体相分离后形成的低盐度富气相流体［44］。

3．3成矿流体特征
越来越多的证据显示岩浆流体为斑岩铜矿的主体成矿流体［70 72］。

斑岩铜矿成矿流体通常为富含金属元素（Cu，Au，Mo等）、卤素、硫化物和气相的热水溶液［71］。

通常认为Cu，Au在高盐度液相流体中以氯化络合物的形式运输［70，72 74］，但最近的含硫流体包裹体分析结果表明Cu和Au也可在气相流体中挥发性硫配位体内运输［75 77］。

相比之下，Mo有着不同
452地球科学进展第29卷
的运输方式，可在高盐度流体中以酰硫化物形式运输［78］。

在550 700ħ范围内，主要为高盐度气液相或单相（少见）包裹体，这些高温流体包裹体类型复杂，常见含子矿物、富气相、富液相、含CO2包裹体，可能与岩浆侵位过程中爆发导致压力释放所引起的流体沸腾或相分离作用有关。

这些高温流体包裹体反映了成矿系统的较早期流体特征，该阶段属于岩浆—热液过渡阶段［79，80］。

此阶段，热液流体开始发生以钾长石化蚀变为特征的热液蚀变作用，这种蚀变有助于分散于造岩矿物和副矿物中的Mo元素在钾交代过程中析离出来，并与来自地壳深部的热液液体携带含Mo络合物向上运移，形成含矿热液，可在早期的斑岩侵入体内及周围发生金属沉淀［81］。

在350 550ħ范围内，流体常存在流体沸腾现象，沸腾用促进成矿流体冷却和大量CO2等气体逃逸，破坏原有的平衡状态，引起含钼络合物的不稳定，有利于金属元素的大量沉淀。

主要形成低硫化态铜铁硫化物、并可沉淀少量金［43，62］，从而有可能形成典型的浅层富金斑岩铜矿［82］。

在250 350ħ范围内，主要为单相、低到中等盐度流体［83］。

高盐度流体分离后可能形成单相液体［84，85］。

基于氢、氧同位素、流体包裹体和蚀变矿化研究的基础上，得出绢云母蚀变和低中等盐度流体是岩浆和大气流体的混合的结果，且后者占主导地位［86］，但最近稳定氧和氢同位素数据表明，特定的岩浆流体有能力产生绢云母—绿泥石、绢云母蚀变组合［87］，但这绝不排除在后期绢云母蚀变有大气水的参与［66，83］。

由于绿泥石—绢云母蚀变部分或全部叠加于钾化，部分地质工作表明本地的再活化可生成高硫化集合体［22］，因此绢云母蚀变对于钾化和/或绿泥石—绢云母蚀变组合具有一定影响。

3．4成矿物质来源
成矿物质来源是研究斑岩铜矿成矿作用的关键。

尽管部分斑岩铜矿床提供了Cu来源于地层的证据，但岩浆是提供Cu的主要来源的观点长期占据统治地位。

早期，金属来源于岩浆的观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方面的证据。

近年来，流体包裹体研究为斑岩铜矿金属来自岩浆提供了新的证据。

Sillitoe［32］指出，斑岩Cu矿中的Cu可来自岩浆，如智利Zaldivar。

Burnham等［73］则认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆—热液是斑岩铜矿的唯一物质来源。

虽然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，但众多研究成果均强调了下地壳或者上地幔对岩浆成因的贡献。

Sillitoe［12］较早对板块俯冲背景下成矿金属在深部的起源进行了详细探讨，他认为斑岩铜矿的成矿金属主要来源于俯冲洋壳。

在洋壳俯冲过程中由于温度升高，成矿金属与挥发组分一起从洋壳中释放出来，这些金属进入由地幔楔熔融所产生的岩浆，并与岩浆一起到达地壳浅部。

由于俯冲板片在平缓俯冲情况下直接部分熔融产生的幔源O型埃达克质岩浆具有高水含量、高氧逸度和富S的特征，可能为金属S的载体，暗示成矿物质来源于俯冲板片。

地幔作为Cu和Au的直接来源越来越受到重视。

Sillitoe［12］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会被释放出来进入岩浆并与岩浆一起到达地壳浅部。

在岩浆弧环境，含矿斑岩无论是直接来源于幔源洋中脊玄武岩（MOＲB）质洋壳物质熔融，还是来源于经历流体交代的楔形地幔，岩石圈地幔都直接向岩浆系统提供了大量成矿金属元素。

虽然Cu，Au和Mo3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［88］。

Ｒichards［29］认为：岩浆通过MASH（熔融、同化、存储、均一）过程，由楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆将会发生不断演化，当演化的岩浆具有比下地壳物质更小的密度时（如安山质岩浆），则会在浮力作用下穿过地壳而上侵［89］。

4中国大陆环境斑岩铜矿
我国斑岩型铜矿床主要分布在以下6个地区：①江西北部德兴地区，有铜厂、富家坞、朱砂红、银山4个大型铜矿床；②福建南部上杭地区，已知有紫金山大型铜矿床；③内蒙满洲里地区，有乌奴格吐山大型铜矿床和八大关铅矿床；④黑龙江嫩江多宝山地区，有多宝山、铜山2个大型铜矿床；⑤藏东江达地区，有玉龙、多霞松多、莽总、马拉松多等铜矿床；⑥藏东玉龙斑岩铜矿带。

其中藏东玉龙斑岩铜矿带、西藏冈底斯斑岩铜矿带以及中国东部德兴斑岩铜矿田和长江中下游成矿带的斑岩铜矿是中国大陆环境斑岩铜矿典型代表。

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第2期熊欣等：斑岩铜矿成矿构造背景研究进展。