内容提要

斑岩铜矿是铜资源的主要供给矿种，长期以来是研究和勘查的重要目标。２０００年以来进入了新一轮高潮，找矿勘查取得了新突破，研究获得重大进展。迄今为止，已探明斑岩铜矿储量约１８×１０^８ｔ，主要分布在南美和北美西部大陆边缘、西南太平洋岛弧、中亚地区以及特提斯东欧段、伊朗—巴基斯坦段和我国西藏地区，其中南美西部大陆边缘储量达１１×１０^８ｔ。已探明储量按时代分布，从新生代、中生代、晚古生代、早古生代到前寒武纪，依次降低。斑岩铜矿通常出现在大洋俯冲带上部，在岛弧形成斑岩铜金矿，在大陆边缘形成斑岩铜钼矿或斑岩铜金钼矿。俯冲板片由陡倾角变为缓倾角，甚至平板，有利于成矿；超大型矿床在空间上往往与无震海岭、海口山连和海中高原的低角度俯冲有关，大洋板片广泛发育的转换断层易于被海水交代，当俯冲到大陆或岛弧之下，有利于形成含矿岩浆；而在大陆不同构造单元的结合部位，俯冲板片易于撕裂，也是成矿带形成的重要场所。由于板片俯冲，将大量海水及海底沉积物（包括硫酸盐）携带进入软流圈，俯冲板片脱水导致交代作用和软流圈地幔楔的部分熔融被认为是弧岩浆成因的主要过程。这种高氧化度和富含挥发组分的基型岩浆在下地壳经历了 ＭＡＳＨ 过程和分异演化，逐渐形成中酸性含矿岩浆，这种岩浆比重较轻，沿断裂带上升到浅表定位和成矿。过去１０多年对于大陆斑岩铜矿的研究越来越受到关注，目前关注的焦点是成矿物质来自于大陆内部的壳幔反应产物（包括新生下地壳）还是俯冲板片残留重熔形成的交代岩石圈。从找矿勘查角度，矿床模型研究依然是重点，从单个典型矿化蚀变模型到矿床组合模型。此外，近年针对斑岩铜矿系统中的蚀变矿物（例如，绿泥石、绿帘石、明矾石和粘土矿物等），开展 Ｆｏｏｔｐｒｉｎｔ（找矿印痕）研究，探讨矿体的分布规律，提出找矿标志。

关键词：斑岩铜矿；俯冲与成矿；大陆成矿；时空分布规律；矿床模型

过去３０～４０年，斑岩铜矿床一直是找矿勘查和科学技术研究的重要目标，而且长盛不衰。在２０世纪７０～８０年代曾出现过一个高峰期，过去１０年以来又迎来一个新的高峰期。在过去１０年的国际矿床会议中，斑岩铜矿研究与勘查进展凸显一枝独秀，无论是在成矿理论和找矿效果方面都取得了重要进展。对此，姚春亮等、杨志明和侯增谦和陈华勇和肖兵曾经进行过比较全面地综述。本文基于前人工作基础，结合最近几年的新进展，在此针对一些找矿勘查和研究的新进展，进行总结研究。

大多数斑岩铜矿床出现于显生宙，仅极少数形成于前寒武纪，例如，我国中条山地区的铜矿峪中元古代斑岩铜矿，加拿大西北安大略省 Ｐａｒｍｏｕｒ太古宙斑岩铜矿和魁北克东北部太古宙 Ｌａｃ　Ｔｒｏｉｌｕｓ斑岩铜金矿，印度的 Ｍａｌａｊｋｈａｎｄ和澳大利亚的 Ｂｏｄｄｉｎｇｔｏｎ元古代斑岩铜矿。绝大多数 显 生宙斑岩铜 矿分布于 环太平洋、古亚洲造山带和新特提斯造山带，成矿时代分别主要为中新生代、晚古生代和新生代。无论是前寒武纪还是显生宙，斑岩铜矿广泛形成于板块聚合边界。

在图１ 中 Ｓｉｌｌｉｔｏｅ标注出重要矿带及超大型斑岩铜矿的空间分布及其已探明的储量。考虑到我国勘查进展，在 其中补 充 了我国冈底 斯，班公湖—怒江、长江中下游成矿带及德兴和驱龙超大型矿床。此外，也补充了新特提斯成矿带部分资料。

从分布图（图１）上可以看出，斑岩铜矿在空间上分布具有明显的不均一性，通常在某些特殊空间发生巨量聚集。Ｃｏｏｋｅ 等对全球２５个最大斑岩铜矿进行了时代和储量统计（图２），发现大多数超大型矿床均形成于新生代，主要分布于南美安第斯山中部、北美科迪勒拉山西南部和西北部、阿拉斯加、西南太平洋岛弧和特提斯成矿域的伊朗等地。在古亚洲成矿带中的 Ｏｙｕ　Ｔｏｌｇｏｉ形成于早古生代，时代为 ４１１ Ｍａ，哈萨克斯坦的 Ａｋｔｏｇａｉ和乌兹别克斯坦的 Ｋａｌ’ｍａｋｙｒ形成于晚古 生 代，时 代 为 ３２０～３３０ Ｍａ。从图１和图２中可以看出，前两者提供的某些矿床储量数据不一致，除了来源和年代差异外，导致这种结果的主要原因是 Ｃｏｏｋｅ 等提供的是单个矿床的储量数字，而Ｓｉｌｌｉｔｏｅ使用的是矿集区储量数字。值得指出的是美国阿拉斯加州的Ｐｅｂｂｌｅ斑岩铜金矿和蒙古国的 Ｏｙｕ　Ｔｏｌｇｏｉ斑岩铜金矿 是 ２０００ 年 以 来 全 球 最 重 要 的 发 现。由 于Ｐｅｂｂｌｅ斑 岩 铜 金 矿 探 明 时 间 较 晚 ，在图２中未列入。

美洲大陆西部边缘拥有２０多个超大型斑岩型铜钼矿和铜金矿，包 括智利中部Ｅｌ　Ｔｅｎｉｅｎｔｅ，Ｃｈｕｑｕｉｃａｍａｔａ和 Ｒíｏ　Ｂｌａｎｃｏ－Ｌｏｓ　Ｂｒｏｎｃｅｓ三个世界最大的斑岩铜矿，安第斯中部和北美科迪勒拉西南部是全球第一和第二斑岩铜矿富集区，后者也是当代斑岩铜矿成矿理论最早发祥地 。在南美大陆边缘中部智利—秘鲁—阿根廷西北部，铜矿在空间上从西部滨海向东陆内呈４个南北走向带的分布，分别为白垩纪氧化铁铜金矿（ＩＯＣＧ）、古新世—早始新世（６６～５２ Ｍａ）斑岩铜矿、晚始新世—早 渐新 世（４２～３１ Ｍａ）斑 岩铜矿和中新世中期—早上新世（１６～５ Ｍａ）斑岩铜矿（图３）。而在北美科迪勒拉西南部，斑岩铜矿发育于晚白垩纪—早新生代（７５～４５Ｍａ），呈分散矿集区形式出现于大陆内部，主要集中在美国的亚利桑那州、新墨西哥州、犹他州和德克萨斯州以及墨西哥北部，从大陆边缘，向陆内延伸１５００多公里。与太平洋东部大陆边缘相反，在太平洋西部大陆边缘没有发现世界级大型斑岩铜矿床，仅德兴矿田的铜储量大于１０００万吨。而且已探明的绝大多数斑岩铜矿发育于我国东部大陆边缘，集中发育于钦杭、长江中下游和北太行山－大兴安岭东侧三个北东走向的线性成矿带中以及大陆边缘一系列伸展盆地中，前三个成矿带形成于挤压环境（１７０～１３７Ｍａ），后者形成于伸展环境（１１０～８０ Ｍａ）（图 ４）。西南太平洋岛弧是全球第三大斑岩铜矿富集区，拥有巴布亚新几内亚 Ｇｒａｓｂｅｒｇ铜金矿以及印度尼西亚 Ｂａｔｕ　Ｈｉｊａｕ，Ｔａｍｐａｋａｎ，Ａｔｌａｓ和 Ｓｉｐｉｌａｙ超大型斑岩型金铜矿，这些是大洋岛弧斑岩铜矿的代表，明显特点是均为斑岩铜矿富金，更多表现为富铜的斑岩型金矿。

古亚洲成矿域是全球第四大斑岩铜矿富集区带，拥有蒙古 Ｏｙｕ　Ｔｏｌｇｏｉ，哈萨克斯坦 Ａｋｔｏｇａｉ和乌兹别克斯坦 Ｋａｌ’ｍａｋｙｒ超大型矿床。该富集区特点是成矿时代跨度很大，从早古生代早期到中生代中晚期。在古亚洲成矿域中，斑岩铜矿分布特点为从北部和南部向中部成矿时代变新（即：向中奥陶世—泥盆纪逐渐到晚石炭世），从东到西也 是 具 有 同 样 趋 势 （即 从 晚 泥 盆 世 到 晚 石 炭世），而有关的斑岩钼矿则从西向东，成矿时代从晚石炭世—早二叠世变为三叠纪（图 ５）。这些可能表明了古亚洲洋的多地块多次增生及大洋闭合和碰撞后演化特征（图６），即在岛弧环境形成斑岩 Ｃｕ－Ａｕ矿及斑岩 Ｃｕ－Ｍｏ矿（辉钼矿高度富 Ｒｅ／Ｏｓ），在活动大陆边缘形成斑岩 Ｃｕ－Ｍｏ矿和后碰撞型多种类型金属矿产。位于古亚洲东北部的蒙古－鄂霍茨克洋曾是古太平洋的组成部分，自三叠纪中期从西向东逐渐闭合，形成了一套三叠纪至中 晚 侏 罗 世 （２４０～１６０ Ｍａ）的 斑 岩 铜 矿 带（图５）。

新特提斯斑岩铜矿带长达１００００多公里，东起始于缅甸，经越南北部、我国红河－哀牢山和西藏、阿富汗、巴基斯坦、伊朗、小高加索、土耳其，延伸到东欧巴尔干半岛－喀尔巴阡地区，尤其是在东欧的巴尔干－喀尔巴阡地区和伊朗－阿富汗－巴基斯坦地区形成一 系 列 大 型－超 大 型 矿 床，包 括 伊 朗 的 ＳａｒＣｈｅｓｈｍｅｈ，巴 基 斯 坦 的 Ｒｅｋｏ　Ｄｉｑ，罗 马 尼 亚 的Ｒｏｓｉａ　Ｐｏｉｅｎｉ和塞尔 维 亚的 Ｍａｊｄａｎ　Ｐｅｋ。巴尔干－喀尔巴阡地区的斑岩铜矿形成于晚白垩世（９０～６５ Ｍａ），成因上与钙碱性－高钾钙碱性火山－侵入岩有关，被认为是多阶段俯冲的产物。伊朗－阿富汗－巴基斯坦 地 区斑岩铜 矿形成时代为３５～６ Ｍａ，并 且从西北 向 东南年龄 渐次变新，其成矿与阿拉伯半岛与欧亚大陆聚合过程有密切的关系，两个陆块最终碰撞时间在中新世，尽管阿曼海湾仍在俯冲闭合之中。过去 １０ 年，在我国冈底斯和班公湖－怒江斑岩铜矿找矿取得了重要进展，发现了一批大型矿床，包括１０４０万吨的驱龙斑岩铜钼矿和甲 玛 斑 岩 铜 钼 矿。冈底斯斑岩铜矿的成矿时代为中晚侏罗 世和中新 世 ，而班公湖－怒江的成矿时代 为 白 垩 纪，可 能 形 成 于 岛 弧 环 境 。基 于 前 人 的 大 量 工 作，Ｍａｏ等（总结提出冈底斯成矿带斑岩铜矿和斑岩钼 矿 从 俯 冲 到 碰 撞 后 的 三 阶 段 成 矿 模 型 （图７）。在欧亚交界处的土耳其具有很好的找矿前景，是目前全球找矿勘查新的重要目标区之一 。

成矿环境：Ｓｉｌｌｉｔｏｅ（１９７２）首先注意到斑岩铜矿与板块俯冲的关系，并提出俯冲板片环境中的构造成矿模式，认为与斑岩铜矿成矿有关的岩体是洋壳在俯冲过程中部分熔融的产物。Ｓｉｌｌｉｔｏｅ（１９９８）进一步研究认为斑岩铜矿形成于挤压环境，并注意到挤压导致地壳加厚与智利中北部、亚利桑那西南部、伊朗Ｊａｙａ等超大型矿床形成上具有同步性，表明了挤压环境有利于形成斑岩铜矿。同时，注意到南美古新 世—始 新 世 弧 于 挤 压 走 滑 环 境 导 致 形 成Ｃｕｊａｏｎｅ超大 型和 Ｔｏｑｕｅｐａｌａ巨 型 矿 床，而 一 些 小型矿床出现在相邻的智利北部的引张环境。Ｓｉｌｌｉｔｏｅ总结提出挤压环境可有效地阻止岩浆直接穿过上地壳形成火山岩，因此形成比伸展环境更大的浅部岩浆房；挤压环境的浅部岩浆房很难喷发，从而促进了岩浆房的结晶分异，进而导致了挥发分的饱和以及大规模岩浆热液的形成；挤压环境下很难发育陡立的张性断裂，从而有效地限制了在岩浆房顶部形成岩株（枝）的数量，有利于岩浆热液的聚集。基于在秘鲁南部－智利北部古新世－渐新世岩石的研究，Ｊａｍｅｓ和 Ｓａｃｋｓ总结提出斑岩铜矿形成与大洋板片俯冲角度从正常到平板和再到正常有关，该过程具有７个特点：①一个宽广的碱性岩浆减少带；②由于挤压平面缩短；③平板板片上部岩石圈脱水；④由于岩石圈对流冷却导致异常的低热流；⑤回到正常俯冲和热软流圈作用及脱水地幔，引起湿熔；⑥地幔熔体通过大陆岩石圈导致地壳的大量熔融；⑦岩石圈减薄及薄弱区有利于热流 循 环，导 致 地 壳 的 强 烈 缩 短 和 隆 起。Ｊａｍｅｓ 和Ｓａｃｋｓ进一步提出相似的深部过程很可能出现于其他成矿省的低角度俯冲。Ｍｕｒｐｈｙ研究指出美国西南部斑岩铜矿与低角度板块 俯冲有关，其证据是缺少火山岩、广泛发育陆内变形和厚皮构造。Ｃｏｏｋｅ等通过对全球２５个巨型斑岩铜矿和斑岩金铜矿的研究，发现７个巨型斑岩铜矿中的６个和１３个巨型斑岩铜金矿中的９个在空间上都与无震海岭、海口山连和海中高原的低角度俯冲有关，导致地壳增厚、快速隆起和折返。这些特殊部位的洋壳俯冲也可以很好地解释为什么在南美洲中部自白垩纪以来的多期次大规模形成斑岩铜矿。Ｍａｏ等研究提出中国东部地区１７０～１３５Ｍａ期间受Ｉｚａｎａｇｉ板块或古太平洋板块斜向低角度俯冲，沿华夏地块与扬子地块之间的新元古代缝合带钦杭带、扬子克拉通与秦岭褶皱带之间结合带的长江中下游带以及大兴安岭—太行山东北段与东部平原结合带，俯冲板片撕裂和熔融导致生成含矿岩浆及上侵定位，形成３了个相互平行的北东向斑岩－矽卡岩型铜矿带（图４），之所以形成这３个矿带是由于俯冲板片在结合带发生撕裂和交代作用。前人 曾注意到洋中脊俯冲与斑岩铜矿在空间上的关系，Ｓｕｎ 等对该方面研究进行了总结，提出大多数巨型斑岩铜矿与洋中脊俯冲有关。Ｌｉｎｇ 等 提出长江中下游地区斑岩－矽卡岩成矿带是洋中脊俯冲成矿的一个典型例子。最近，Ｒｉｃｈａｒｄｓ和 Ｈｏｌｍ 研究发现大型－超大型斑岩铜矿与俯冲板片的转换断层具有成因联系。沿超基性洋壳或岩石圈内的转换断层通常发生交代作用（例如，蛇纹石化），一旦俯冲到岛弧或大陆下，这些富水的岩石圈容易发生撕裂，导致地幔流上升和板片重熔，形成含矿熔浆。

岩浆来源：斑岩铜矿床在成因上主要与中酸性的钙碱性岩浆相关，其岩性介于石英闪长岩与花岗岩之间，其中，陆缘弧环境的含矿斑岩主要为钙碱性系列，少量为高钾钙碱性系列，岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主；而岛弧环境的含矿斑岩通常为典型钙碱性系列，岩性以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩；与斑岩铜钼矿有关的花岗质岩石主要为碱性花岗斑岩；斑岩铜金矿与碱性花岗 岩 有 关 。

对于在俯冲环境含矿岩浆来源和形成过程，前人已经进行了大量的探索，获得了丰硕的成果。以钙碱性岩浆为代表的含矿岩浆通常被认为是俯冲的大洋板片直接熔融的产物，俯冲板片脱水导致交代作用和软流圈地幔楔的部分熔融被认为是弧岩浆成因的主要过程．脱水橄榄质软流圈的部分熔融产物 是 高 镁 玄 武 岩 或 苦 橄 岩 ；，而 且 具 有 相 当 高 的 水 含 量（通常 １％～７．５％ Ｈ_２Ｏ；）．它们比来自典型软流圈的熔体具有更高的氧化度，估计氧逸度（ｌｏｇ　ｆＯ_２）相对于铁橄榄石－磁铁矿－石英缓冲线（ΔＦＭＱ）变化在＋１ ～ ＋３之间 。Ｓｕｎ 等１２９５（２０１４）指出在含矿岩浆中硫酸盐（ＳＯ^２－_４）比硫化物（Ｓ^２－）的溶解性大１０倍，因此，硫的溶解度依赖于氧逸度。业已证明由于氧化度控制硫的溶解性和硫的种类以及亲硫和亲石元素的溶解度和配分，从成熟的俯冲带到达上部板块岩浆通常是相对氧化状态较高。随着 氧 化 状 态 增 高 到 最 大 值 ΔＦＭＱ ≈ １～２以硫化物出现的金属在硅酸盐熔浆中的溶解度明显增大。

来自于成熟俯冲带的炙热、多水、高氧化度和富含金属元素的玄武质岩浆是含铜岩浆的基本特点。这种含矿岩浆比橄榄质地幔的密度小 ，所以能够穿透软流 圈和上部地幔岩石圈。但是这种上浮力不足以推动含矿岩浆到地表，因而镁铁质岩 浆 流 储 存 在 地 壳 底 部．热传导到周围地壳岩石导致出现地壳熔融（ｃｒｕｓｔａｌ　ｍｅｌｔｉｎｇ），混 染作用 （ａｓｓｉｍｉｌａｔｉｏｎ）和 均 一 岩 浆 的 储 存 （ｓｔｏｒａｇｅ　ｏｆ　ｈｏｍｏｇｅｎｉｚｅｄｍａｇｍａ）（即：ＭＡＳＨ 过程，Ｈｉｌｄｒｅｔｈ　ａｎｄ　Ｍｏｏｒｂａｔｈ，１９８８）。Ｈｉｌｄｒｅｔｈ 和 Ｍｏｏｒｂａｔｈ （１９８８）在南美智利中部研究发现地壳对形成斑岩铜矿的贡献，认为这些钙碱性岩浆是楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆在下地壳下部经历 ＭＡＳＨ 过程（即：熔融、同化、均一、存储）之后所形成。这些概念已经获得广泛接受和应用 。该过程的结果形成了杂交化和演化复杂的中性成分岩浆（包括玄武质安山岩和安山岩）。由于其密度低导致可以继续上升，在中上地壳形成大岩体（图８），而 富含挥发组分的岩浆以岩墙和岩株形式沿脆性断裂侵入浅表，甚至喷发到地表，构成安山岩－英安岩－流纹岩火山弧序列（图９）。

对于岩浆弧斑岩铜矿成矿过程，在前人基础上，Ｗｉｌｋｉｎｓｏｎ（２０１３）总结提出四个层次的关键作用（图１０）：其一，在地壳深部具有一个岩浆富集金属和水的过程；其二，岩浆的硫化物饱和过程，致使金属逐步聚集到一个比较小的富矿岩浆系统，随后可以释放出；其三，金属有效地从岩浆转移到出熔的流体系统的过程；最后，金属矿物在地壳的沉淀成矿过程。在这四个关键要素中，岩浆的硫化物是否饱和是形成斑岩型铜矿最关键因素。因此，火成岩的硫化物饱和度可以用于鉴别岩浆是否成矿的关键指标。

成矿物质来源：在岩浆弧环境，钙碱性岩浆通常之所以具有成矿的潜力，大洋板片的脱水无疑是最为关键的过程，该过程不仅把大量的水、硫、卤素、金属，以及亲流体的大离子亲石元素（ＬＩＬＥ）输送到地幔 楔 ，同时还因 Ｈ_２Ｏ 的大量加入，使得楔形地幔熔融产生的岩浆常具有较高的氧逸度。高 氧 逸 度 条 件 下，则 主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆之中（盐度约１．５％），从而导致通常优先向硫化物分配的 Ｃｕ，Ａｕ等开始作为不相容元素向硅酸盐熔浆中富 集 ，这就是正常钙碱性的弧岩浆常含有较高的亲铜元素（如 Ｃｕ，Ａｕ等）的原因。Ｃａｍｐｏｓ等（２００２）对智利 Ｚａｌｄｉｖａｒ斑岩铜矿床的矿化岩体（即 Ｌｌａｍｏ斑岩体）石英斑晶中的熔融包裹体进行了显微测温和电子探针成分分析，结果表明，这些熔融包裹体富铜但不含硫（低于检测限），其铜含量为０．０３％～０．５７％，平均为０．１％，比该区正常钙碱性侵入岩高一个数量级，在少数包裹体中还观测到不含硫的铜矿物。因此，Ｚａｌｄｉｖａｒ斑岩铜矿的铜来自岩浆。

ＰＩＸＥ、ＳＸＲＦ、ＬＡ　ＩＣＰ－ＭＳ 等微区分析 技术的迅速发展，使斑岩铜矿研究能够以微米级别的精度获 取 主 微 量、稀 土 元 素 含 量 以 及 同 位 素 组 成。Ｗａｌｌａｃｅ和 Ｅｄｍｏｎｄｓ（２０１１）利用 ＬＡ　ＩＣＰ－ＭＳ测定并对比了岩浆硫化物与硅酸盐熔融包裹体 的硫含量，精确约束了中酸性岩浆中的硫来源于下部的镁铁质岩浆。Ａｕｄèｔａｔ和 Ｓｉｍｏｎ（２０１２）进一步测定了镁铁质岩浆岩中熔融包裹体的主微量、稀土元素含量，发现随着岩浆结晶分异的进行，Ｃｕ易向岩浆硫化物分配，Ｍｏ则向硅酸熔体分配。微区分析技术另外一个重要应用是验证元素在不同相态之间的分馏行为，Ｚａｊａｃｚ等（２００８）报道了多个元素在熔体／气相流体间的分馏系数，Ｃｕ元素最高值可达２７００，支持了 Ｃｕ 在 去 气 过 程 中 可 由 气 相 运 移 的 观 点。Ｐｅｔｔｋｅ等（２０１０）利用 ＬＡ　ＩＣＰ－ＭＳ微区分析分别获得了美国 Ｂｉｎｇｈａｍ 矿床铜金矿化、晚期钼矿化阶段中单个流体包裹体的铅同位素组成，证实地幔参与了 Ｂｉｎｇｈａｍ 的铜金钼成矿作用。

斑岩铜矿除了形成于活动岛弧和大陆边缘外，也出现在大陆内部，空间上可以有两种形式，即：一种是沿古缝合带分布，另一种远离现代或古代缝合带分布，分别可能是碰撞后和板内环境的产物。

Ｈｏｌｌｉｓｔｅｒ等（１９７４）最早 注意和研究美国阿巴拉契亚造山带内的斑岩铜矿，发现随着地质历史演化先后形成一组古生代斑岩型矿床，早期为斑岩铜钼矿，晚期为斑岩钼钨矿。与斑岩铜钼矿成矿有关的岩石为石英斑岩、石英二长岩型和石英闪长斑岩，Ｈｏｌｌｉｓｔｅｒ等（１９７４）提出了与石英二长斑岩 为核 心的矿化蚀变模型，该模型略不同于以美国西南部斑岩铜矿为例建立的经典斑岩铜矿蚀变模型。在澳大利亚西南威尔士州的Ｌａｃｈｌａｎ褶皱带发育有 Ｇｏｏｎｕｍｂｌａ，Ｅｎｄｅａｖｏｕｒ　２６Ｎｏｒｔｈ，Ｒｉｄｇｅｗａｙ和 Ｃａｄｉａ等斑岩－矽卡岩型铜金矿，Ｐｅｒｋｉｎｓ等 （１９９０）测定 Ｇｏｏｎｕｍｂｌａ矿床成矿时代为４３９．２ ± １．２ Ｍａ，Ｗｉｌｓｏｎ 等（２００７）运用锆石Ｕ－Ｐｂ和辉钼 矿 Ｒｅ－Ｏｓ方 法测定 Ｒｉｄｇｅｗａｙ，ＣａｄｉａＱｕａｒｒｙ，Ｃａｄｉａ　Ｈｉｌｌ和 Ｃａｄｉａ　Ｅａｓｔ几个矿床的时代为４５６～４５４ Ｍａ。Ｊｏｎｅｓ （１９８５）和 Ｈｅｉｔｈｅｒｓａｙ 和Ｗａｌｓｈｅ（１９９５）研究认为这组南北向沿火山链分布的斑岩铜金矿位于 Ｂｏｇａｎ　Ｇａｔｅ海槽东部大陆边缘，是于晚奥 陶 世 － 早 志 留 世 在 大 陆 开 裂 过 程 形 成。Ｒｉｃｈａｒｄｓ等 （１９９０）认为位于大陆－岛弧碰撞带的巴布亚新几内亚 Ｐｏｒｇｅｒａ碱性斑岩及斑岩金铜矿也是板内环境的产物，形成于大洋板块俯冲的弧后伸展带。Ｒｉｃｈａｒｄｓ对于斑岩铜矿不同类型成矿环境进行了探索，提出与碰撞岩石圈加厚作用、后碰撞地幔岩石圈拆沉作用和后俯冲岩石圈伸展作用有关形成的斑岩铜矿的成矿物质主要来自俯冲板片交代的地幔岩石圈或早期弧岩浆再造的富水下地壳的残留堆积体。Ｓｈａｆｉｅｉ等 （２００９）在研究伊朗新生代斑岩铜矿时，也提出成矿物质来自于受交代的次大陆地幔岩石圈。迄今为止，关于在碰撞期间形成的斑岩铜矿较少报道，Ｃｌｏｏｓ和 Ｈｏｕｓｈ论证新几内亚斑岩铜金矿与碰撞拆沉有着密切的成因联系。伊朗 Ｋｅｒｍａｎ斑岩铜矿带可能是碰撞造山成矿的典例，该斑岩铜矿带形成时代在２９～９Ｍａ，主 要 峰 期 在 １５～９Ｍａ，与 碰 撞 造 山 时 间 十 分 接 近。Ｍｏｈａｊｊｅｌ 等认为在红海－亚丁湾打开后，阿拉伯半岛与伊朗沿 Ｚａｇｒｏｓ缝合带碰撞对接时间在中新 生 代。Ｓｈａｆｉｅｉ等提出新生代中期斑岩及其铜矿是同碰撞期的产物。Ｍｉｒｅｊａｄ 等认为１５Ｍａ左右的斑岩铜矿形成于碰撞造山期间，而９Ｍａ左右的斑岩铜矿形成于碰撞后环境。Ｈａｓｃｈｋｅ等进一步研究提出碰撞作用导致弧岩石圈根部拆沉和进而熔融，形成斑岩含矿岩浆和成矿。Ｓｉｌｌｉｔｏｅ总结提出非俯冲有关的三种铜矿成矿的地质构造环境（图１１），其一，伴随拆沉岩石圈地幔下沉到软流圈过程，受交代岩石圈地幔和俯冲停止后软流圈上涌期间的下地壳部分熔融形成斑岩铜矿岩浆；其二，大陆碰撞后含铜岩浆弧风化剥蚀后，在陆内伸展盆地内沉积形成砂岩铜矿；其三，在地幔柱活动期间来自富铜岩石圈地幔或下地壳的ＩＯＣＧ 矿产有关岩浆在板内成矿。

位于欧亚大陆东南部的我国，尽管已发现的斑岩铜矿规模虽然不大，但数量众多，在地质历史期间呈多幕次分布。因此，我国学者对于大陆斑岩铜矿研究起始较早，正如张洪涛等（２０１３）所总结：“芮宗瑶等（１９８４）提出斑岩铜矿的形成是壳幔长期作用的产物，在大陆板块边缘弧（陆缘弧）环境和大洋板块边缘弧（岛弧）环境都能形成斑岩铜矿，汇聚板块边缘的造山作用提供了最有利的成矿背景”，特别指出“陆－陆碰撞造山作用同样具有成矿前提”。芮宗瑶和张洪涛（１９８６）把分布于我国东部大陆边缘和西南部的印支、燕山和喜马拉雅期褶皱带中的斑岩铜矿称为造山期后斑岩铜矿 床，并 概 要 提 出 其 矿 化 蚀 变 模 式。真 允 庆（１９９９）、芮宗瑶等（１９８４）、黄崇轲等（２００１）认为并非所有的斑岩铜矿床都产于造山过程，有些可能与大陆裂谷作用有关，如中国中条山铜矿床。张洪涛等（２００４）认为，“中国东部中生代斑岩铜矿的成因，虽与太平洋板块向西的俯冲作用有关，但更直接的成矿地质作用则是岩石圈地幔的活化减薄；西藏冈底斯成矿带则是碰撞后的产物”。

过去１０多年，埃达克岩与斑岩铜矿成矿在我国产生了重大影响，推动了我国对大陆斑岩铜矿的深入探索。张旗等研究提出大陆埃达克岩（或 Ｃ型埃达克岩）新概念，认为其成因 Ｃ 型埃达克岩富 Ｋ（大部分仍然是钠质的，少数为钾质的），可能是玄武岩底侵到加厚的陆壳（＞５０ｋｍ）底部导致的下地壳麻粒岩部分熔融的产物。与来自俯冲洋壳板片重熔的埃达克岩类同，运用高 Ｓｒ低 Ｙ（或 Ｙｂ）特点可以有效辨别出 Ｃ 型埃达克岩，并论证为“埃达克岩有利于成矿的关键因素与埃达克岩形成时角闪石转变为石榴石的脱水作用有关，而水能萃取出在地 幔 和 基 性 岩 中 富 集 的 金 属 元 素 ”。Ｈｏｕ 等（２００４）将冈底斯斑岩铜矿带中 与 成矿有关的钙碱性－高钾钙碱性花岗质岩石论证为埃达克岩，并提出新生加厚的镁铁质下地壳是大陆斑岩铜矿的成矿物质源区。侯增谦等划分出后碰撞、后造山和非造山三种类型大陆斑岩铜矿，并提出模型图（图１２），其核心是成岩成矿物质与俯冲板片无关，而是来自新生下地壳或由于软流圈上侵导致壳幔相互作用所产生的熔浆。最近，Ｚｈｏｕ 等（２０１４）通过对长江中下游地区斑岩－矽卡岩型铜多金属矿带的研究，提出它们是一种典型的陆内斑岩铜矿，其成矿岩浆是来自富集地幔的基型岩浆与加厚下地壳部分熔融的长英质岩浆混合岩浆，而富集地幔岩浆提供了成矿所必须的Ｈ_２Ｏ，Ｓ和金属元素 Ｃｕ和 Ａｕ等。

目前关注的焦点问题：与俯冲环境成矿不同，对于大陆斑岩铜矿的成矿作用在某些方面仍然存在一些不同的认识，主要表现在以下两个方面：

板内成矿——低角度及平板俯冲成矿还是陆内俯冲成矿：在２０世纪７０～８０年代，对于大陆内部的矿产统称为板内成矿作用的产物，其形成机制曾困扰着人们。例如，像美国西南部的斑岩铜矿集中区，其分布范围从俯冲海沟向东经加利福尼亚州、亚利桑那州到德克萨斯州，向北达到犹他州的 ＢｉｎｇｈａｍＣａｎｙｏｎ，直径均长达１５００ｋｍ，斑岩铜矿多出现在盆岭构造的伸展盆地内。与部分斑岩铜矿同时代的矿产还有内华达州盆岭构造盆地中的卡林型金矿和科罗拉多州弧后盆地的斑岩钼矿。因此，当时大多数学者强烈质疑俯冲板块形成斑岩铜矿的构造模型，认为在板内伸展环境上地幔或下地壳来源的岩浆沿地壳薄弱地带上升定位与成矿，可以更好地解释北美西南地区斑岩铜矿和斑岩钼矿的成矿作用和分布规律。进而，Ｄａｖｉｅｓ（１９８９）发现整个北美西部矿产围绕北美克拉通从东向西成矿时代逐 渐 变 年 轻，分 别 为 ２００Ｍａ，１５０Ｍａ 和 ８０～４０Ｍａ，认为成矿与地块增生有密切关系。尽管对于沿着克拉通构造如何增生的机制尚不清楚，但很明显沿着克拉通深部的构造控制着 ＮＷ 向壳幔反应带及其发生地幔上涌，就是在克拉通与增生体之间这几条薄弱地带成为斑岩 铜矿 成矿的空间。进 入２０世纪８０年代后，越来越多证据表明斑岩铜矿与俯 冲 板 块 的 成 因 联 系，例 如，Ｔｉｔｌｅｙ 和 Ｂｅａｎｅ，Ｔｉｔｌｅｙ认为在晚白垩世期间，当板块快速俯冲停止和斜向俯冲变成主要方式后，北美板块相对于太平洋板块发生右旋，因此出现大量控制斑岩铜矿的伸展构造体系。直到２０００年左右，随着岩石地球化学、深部地球物理和地球动力学模拟研究的深入开展，板块低角度及平板俯冲及与成矿作用越来越被接受，而且与之有关形成诸多大型－超大型斑岩铜矿、斑岩钼矿以及钨锡多 金 属 矿 产 。

我国东部大陆内部一系列斑岩铜矿也是远离大洋，尽管目前不能完全确定中晚侏罗世－早白垩世的俯冲海沟当时在什么位置。即使在大陆边缘，斑岩铜矿出现在内陆延伸近１０００ｋｍ。由此以来，我国长期将这些斑岩铜矿称为大陆斑岩铜矿，由大陆内部壳幔相互作用而形成。戚建中（１９９０）、戚建中等（２０００）注意到太平洋板块俯冲和走滑与我国东部燕山期成矿作用的成因关系。过去１０多年，我国学者从构造地质、岩石学和矿产地质等方面的研究厘定东部大陆构造体制经历了两次大转变，即在１７０Ｍａ左右从特提斯南北向挤压体制转换为太平洋斜向俯冲体制，形成大规模斑岩－矽卡岩铜矿、钼矿和钨锡多金属矿产，在１３５Ｍａ左右大陆表现以走滑－伸展为主，１３５～８０Ｍａ形成的大多数斑岩铜矿－浅成低温热液型金银矿及锡矿和铅锌矿，主要出现在一系列伸展盆地或走滑拉分盆地中。在挤压体制中的斑岩铜矿主要来自撕裂的俯冲板片，而在伸展体制中斑岩铜矿主要来自后俯冲残留板片或受交代的次大陆岩石圈地幔。最近几年，Ｌｉｎｇ 等，Ｓｕｎ 等研究提出长江中下游斑岩和华南地区的中生代斑岩铜矿与洋中脊俯冲关 系 密 切，洋 中 脊 俯 冲 提 供 了 能 量 和 物 质来源。

碰撞后成矿———成矿物质来自于陆内壳幔相互作用的产物（或新生铁镁质下地壳）还是残留俯冲板片引致的交代地幔：尽管对大陆斑岩铜矿研究有４０多年历史，但是，其成矿成岩物质来源在近１０年成为关注的焦点。在我国，长期以来大家普遍认为大陆斑岩铜矿的物质主要来自陆内的壳幔相互作用，成矿物质源于下地壳和上地幔。最近几年，不少学者论述大陆斑岩铜矿主要来自新生下地壳，并开展了大量积极的探索。

如前所述，在国外，无论是碰撞、后碰撞还是后俯冲环境，斑岩铜矿的成矿物质来源被认为与前期大洋板块俯冲关系密切，残留的大洋板片重熔并交代次大陆岩石圈，甚至下地壳形成含矿岩浆。在我国也存在类似的认识，认为俯冲板片为大陆斑岩铜矿成矿不仅提供了大量铜元素来源，而且也提供了丰富的 流体 。这些残留板片不仅是碰撞前俯冲板片的残余，也可能是早期不同构造体制下残留的古老洋壳 板 片。例 如，Ｌｉｕ等 （研究提出德兴斑岩铜矿的成矿物质可能来自于新元古代扬子与华夏碰撞对接前华南大洋板片的残留体。又如，哀牢山－红河新生代的斑岩铜金矿成矿物质可能主要来自于三叠纪残留的大洋板片交代岩石圈。 

事实上，运用岩石地球化学很难鉴别与斑岩铜矿有关花岗质岩石的物质来源，由于新生下地壳、交代岩石圈地幔、甚至大洋板片的物质成分，具有类似的岩石化学、Ｓｒ－Ｎｄ－Ｈｆ同位素特征。之所以强调交代岩石圈对成矿的贡献主要考虑三种因素：其一，几乎所有的碰撞、后碰撞和后俯冲有关的斑岩铜矿大多数出现在造山带，沿古老结合带两侧分布，少数出现在活动大陆边缘（例如，我国东部１３５～８０Ｍａ的斑岩铜矿－浅成低温热液型金银矿系统）；其二，洋壳更加富含铜元素，可达８６×１０^－６，而原始地幔３０×１０^－６，亏损地幔２９．１×１０^－６和下地壳２６×１０^－６；其三，也是更重要的一点是大洋板片俯冲过程把大量海底沉积物，水和硫化物携带到软流圈，以至于发生交代作用，形成含矿岩浆。俯冲有关的 岩 浆 通 常 至 少 含 有 ４％ Ｈ_２Ｏ，Ｏｙａｒｚｕｎ 等 认为相对于来自软流圈部分重熔的岩浆，俯冲板片熔融的岩浆异乎寻常地被氧化且富集 Ｈ_２Ｏ 和ＳＯ_２，这种岩浆特别易于在上地壳形成岩浆－热液的斑岩铜矿系统。

矿床模型是找矿勘查过程总结出的理论卡通模型，可以有效地指导进一步找矿勘查。在斑岩铜矿勘查与研究早期，Ｌｏｗｅｌｌ和 Ｇｉｌｂｅｒｔ（１９７０）根据蚀变特征及其分带，提出了注明斑岩铜矿蚀变分带模型（图１３）。该模型不仅对于开展找勘查具有重要指导意义，并取得了很好的效果，而且可以有助于判别斑岩铜矿系统的剥蚀风化程度．例如，如果在矿区有大量钾长石化发育，就表明该斑岩铜矿已经风化到下部或者接近残留根部，进一步找矿效果将很有限。在２０世纪９０年代，通过对西南太平洋斑岩铜金矿和浅成低温热液型金银矿的研究，发现两者之间有着密切的联系，Ｈｅｄｅｎｑｕｉｓｔ和 Ｌｏｗｅｎｓｔｅｒｎ（１９９４）提出了斑岩铜矿－浅成低温热液型金矿床模型（图１４），包括下部的斑岩铜金矿，上部高硫型浅成低温热液型金矿和外围的低硫型浅成低温热液型金银矿。该模型对于全球开展铜金矿找矿勘查起到了重要的指导作用，从此浅成低温热液型金矿成为主要金矿类型之一，也成为找矿的重要目标。在我国，紫金山矿田就是一个很好地范例，首先探明了紫金山高硫型浅成低温热液型铜金矿，接着在其外围发现和探明悦洋（碧田）低硫型浅成低温热液型银金矿，最近几年又探明了罗卜岭斑岩铜钼矿。最近几年，在班公湖－怒江成矿带探明了荣纳大型斑岩－高硫型浅成低温热液型铜金矿，目前正进一步勘查之中。

斑岩铜矿在形成过程中，如果围岩是碳酸盐岩，成矿流体与围岩相互作用，形成矽卡岩型铜矿，沿层交代出现 Ｍａｎｔｏ型铜铅锌矿，甚至脉状铅锌银矿以及低温热液脉型金银锑汞矿。据此，Ｓｉｌｉｔｔｏｅ研究提出了一个新的模型（图１５），表明以斑岩铜矿为核心，向上有浅 成 低温热 液 型金银矿，向 上或向外，在沉积岩中发育有铅锌银锑汞矿，因此，有力地推动了综合找矿勘查的开展。显而易见，与单个矿床模型相比，矿集区矿床模型具有更多优点，对于找矿勘查具有更重要的指 导意 义。毛景文等 根据在铜陵矿集区和德兴矿集区的研究结果，提出了斑岩－矽卡岩－沿层交代型铜多金属矿床模型和斑岩铜矿－浅成低温热液型银铅锌－远接触带金矿床模型。杨志明和侯增谦以冈底斯后碰撞斑岩铜矿带研究为基础，提出了一个综合性矿床模型。这些模型对于目前我国在斑岩铜矿带和在开采的矿山进一步找矿勘查都具有重要的引导性。

最近 几 年，澳 大 利 亚 塔 斯 马 尼 亚 大 学 ＤａｖｉｄＣｏｏｋｅ教授领导的科 研 团 队 致 力 于 与 矿 业 公 司 合作，针 对 斑 岩 铜 矿 系 统 中 的 蚀 变 矿 物，开 展Ｆｏｏｔｐｒｉｎｔ（找矿印痕）研究，取得了初步成果。主要原理是利用常见的蚀变矿物，例如，绿泥石、绿帘石、明矾石和粘土矿物等进行成分和形成物理化学条件的测定，探讨这些与成矿有关矿物的特征及其空间的分布 规 律，提出进一步找矿的标志。Ｃｈａｎｇ 等（２０１１）在这方面开展了先导 性研究，取得了好的效果。