一、斑岩铜矿床
由于斑岩型铜矿床的规模大，伴生组分包括金和银，有时还有钴、硒、碲、铂族、钨、铅锌等多金属，具有非常重要的工业价值。因此，对它们的研究一直是国际矿床学界的研究热点。斑岩铜矿床的成矿作用的基本前提是富含挥发分的花岗质岩浆侵位至浅成-超浅成地壳中形成小斑岩体，成矿作用经历了早期的岩浆阶段和晚期的大气水阶段。大量研究表明:斑岩铜钼矿床产于板块俯冲的上盘和陆内造山带，一般发育于与洋-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(地质矿产部情报研究所，1975;Misra，2000)，斑岩铜矿床也可以形成于走滑断裂带，如三江玉龙斑岩铜矿床(Hou et al.，2003)和中欧Carpathian-Pannonian斑岩铜矿床(Drew，2003)，总体环境为碰撞挤压背景，但成矿主要形成于在挤压背景下的拉张环境(夏斌等，2002;芮宗瑶等，2004)。
对于斑岩型铜矿床来说，Sillitoe(1972)首先提出斑岩铜矿床的板块构造成矿模式，认为斑岩铜矿床是地幔与地壳物质交换作用的产物，与成矿有关的岩体是大洋地壳在俯冲作用过程中部分熔融的产物。Burnham(1979)认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆热液是斑岩铜矿床的唯一物质来源。虽然各个矿床具有一些差异性，存在一些基本的共性，如斑岩铜矿床一般位于中酸性侵入体内或其附近;侵入体多数为浅成且具有斑状结构，含有角闪石和/或黑云母斑晶;多呈岩株状，也呈岩颈、岩墙和岩床状;面积一般小于1～10km2，规模较小，正所谓“小岩体成大矿”，但也有例外，少数矿床产于出露面积达1000～2000km2大岩基中(美国比尤特矿床产于博耳德岩基中)(地质矿产部情报研究所，1975)。但部分学者提出不同的认识，如Beane和Tiley(1981)指出大型矿床(大于100Mt矿石)产于与相对较大侵入岩或侵入杂岩中，而小型矿床与小岩体有关。从我国斑岩铜矿地质特征来说，“小岩体成大矿”符合现实情况。
侵入体的岩性决定了斑岩铜矿床的构造环境，大陆边缘环境斑岩铜矿常与花岗闪长岩和石英二长岩伴生(如美国西南部、墨西哥北部和南美西部斑岩铜矿)，岛弧环境的矿床与低钾石英闪长岩相伴生(如太平洋西南部斑岩铜矿)(MacDonald et al.，1994)。若矿区发育多期不同岩性的复式岩体时，斑岩铜矿多产于相对晚期且低钾侵入相(如巴布亚岛-新几内亚斑岩铜矿)，且少数斑岩铜矿与石英不饱和碱性岩浆系列的闪长岩-二长岩-正长岩组合有关(如英国Mt Milligan和希腊Skouries斑岩铜金矿)(Misra，2000)。每个斑岩铜矿成矿区带均发育未含矿的侵入体，含矿与未含矿的侵入岩的地球化学特征对比研究表明，一般含矿岩体具有较高Al2O3/(K2O+Na2O+CaO)、低Y和Mn值，岩体中角闪石和黑云母具有从中心到边缘Mg/(Mg+Fe)值变高的成分变化分带(Misra，2000)。
含矿斑岩的岩浆侵入深度较浅，一般为1～4.5km，大多数深度均小于2km(Sillitoe，1973)。成矿深度制约斑岩铜矿的矿化在岩体与围岩中的分配比例，如西藏马拉松多成矿深度为0.5～1km，铜矿化体几乎全部产于斑岩体中;西藏玉龙成矿深度为2.5～3km，约2/3铜矿化产于斑岩体中，约1/3铜矿化产于围岩中;江西德兴成矿深度为3～4km，铜矿化体1/3产于斑岩体中，2/3铜矿化体产于围岩中;黑龙江多宝山和新疆土屋成矿深度为4～6km，铜矿化体的10%产于斑岩体中，90%产于围岩中(芮宗瑶等，1984;芮宗瑶，2002)。侵入体的空间形态展布与断裂密切相关，含矿的岩体发育很高裂隙密度，特别是含矿细脉的密度与矿床规模之间存在很大的联系，通常达到300条/米含矿细脉者的斑岩铜矿床为超大型矿床;300～100条/米为大型矿床;100～50条/米为中型矿床;50条/米为小型矿床(芮宗瑶等，1984)。
根据经典的斑岩铜矿床的描述性模型，斑岩铜矿床对成矿的围岩没有选择(Cox et al.，1986)，如美国西南部斑岩铜矿床的成矿的围岩可以从元古宙基底至古生代海相地层到中生代火山碎屑岩(Titley，1993)。中国也具有类似的特征，据芮宗瑶等(1984)统计表明，我国斑岩铜矿成矿前的围岩由元古宙到新生代，岩性中火山岩占37.5%，碎屑岩占17.5%，碳酸盐岩占17.5%，板岩、千枚岩、片岩、片麻岩和混合岩等变质岩占27.5%。其中硅铝质岩石(包括火山岩、碎屑岩和变质岩)占82.5%，碳酸盐岩占17.5%。由此可见，斑岩铜矿床对成矿的围岩不具有明显的选择性。
斑岩铜矿系统存在矿化蚀变、硫化物和矿化的水平和垂直分带现象(Lowell et al.，1970)，特别对于大陆边缘环境中含矿岩体为花岗闪长岩和石英二长岩。斑岩铜矿床的蚀变自独立挥发相从花岗质岩浆房析出开始发生，至岩浆房能量枯竭为止，一般由岩体中心到外接触带依次发育4类蚀变分带(图5-3)，即钾化蚀变带:分布于斑岩体顶部，剖面上位于下部，主要矿物组合为正长石-黑云母-石英，有时出现硬石膏或者出现钠长石化以及形成一系列富钠矿物，如钠闪石、钠柱石等。如围岩为碳酸盐岩石时，碱质硅酸盐交代形成矽卡岩。似千枚岩化带:分布于斑岩体与围岩的接触带，若斑岩为中酸性岩体，主要矿物为石英-绢云母-黄铁矿;若斑岩为中性-中基性的玢岩，需要大量的H+才能抵消斑岩中的铁镁质等，则片状矿物以绿泥石化为主。泥岩化带:主要矿物组合为绢云母-高岭土等，多发生于构造破碎和渗透性较强的地带，如构造破碎带和接触带。青磐岩化带:分布于外部围岩和下盘，主要矿物组合为绿帘石、碳酸盐-绿泥石，除了上述3种矿物外，有时还有钠长石等矿物叠加，主要由于斑岩铜矿在蚀变和矿化过程中有大量铁、钙、镁、钠等带出，在最外带沉淀交代而形成的。绢英岩化带或绿泥石化带为工业矿化的主要地段，钾硅酸盐蚀变带和青磐岩化带只部分工业矿化。中度泥化或深度泥石带如果叠加了表生富集作用可以构成主要工业矿化，有时由于有用金属被淋滤掉了，则不能构成工业矿化。影响蚀变分带情况的因素有矿床出露深度、成矿前围岩成分、成矿前构造、容矿火山岩的来源和化学成分、矿床规模、角砾岩化、成矿构造以及原生蚀变和次生蚀变的范围(Seedorff et al.，2005)。若含矿岩体为石英闪长岩和闪长岩-正长岩时，蚀变分带模式有所不同，正如Hollister(1975)提出的闪长岩模式，钾长石在富黑云母钾化带不发育，似千枚岩化带发育较少或不发育，主要发育绿泥石化，称为青磐岩化带，工业矿化产于钾化带或青磐岩化带中。产于碱性岩的斑岩铜矿蚀变分带模式类似于闪长岩模式(Misra，2000)。
图5-3 典型斑岩铜矿的蚀变分带模式
斑岩铜矿床的矿石矿物非常丰富，主要金属矿物以黄铁矿和黄铜矿为主，次要矿物包括斑铜矿、辉钼矿、砷黝铜矿、黝铜矿、方铅矿和闪锌矿等，若为斑岩铜-钼矿床，辉钼矿成为主要矿物。另外，还有少量的矿物包括金属硫盐矿物、碲化物(如辉碲铋矿)、金属自然元素(如自然金)、金属氧化物(如磁铁矿)、表生金属矿物(如孔雀石)(芮宗瑶等，2006)。通过总结南北美洲27个矿床的特征，原生矿化存在明显的分带性(图5-4)，一般由矿床中心往外，依次为黄铜矿+辉钼矿、黄铁矿、方铅矿+闪锌矿+自然银+自然金，剖面中由下向上依次为黄铜矿+辉钼矿、黄铁矿。矿化产状由中心向外依次为浸染状±微细脉状、细脉状±浸染状、细脉状、脉状+细脉状、脉状(Lowell et al.，1970)。
斑岩铜矿床中除铜以外，还有钼、金、银等元素具有非常重要的价值(Sillitoe，1979;1993)。斑岩铜钼矿床亦是钼矿床的重要来源，北美斑岩铜矿中钼平均品位为0.02%，南美(特别是智利)斑岩铜矿床含有较高钼，平均品位为0.05%(Misra，2000)，含钼量占全球总储量的38.4%(中国有色金属工业总公司北京矿产地质研究所，1987)。所有斑岩铜矿床含有一定量的金(品位变化为＜0.05×10-6～2×10-6)，Sillitoe(1993)将金品位大于0.4×10-6的斑岩铜矿床定义为富金斑岩铜矿床，近年来新发现的印度尼西亚Grassberg、菲律宾Lepanto Far Southeast和智利Marte及Lobo斑岩铜矿估计金平均品位达1.5×10-6，金储量达700～900t，以细粒自然金(一般＜60μm，多数＜20μm)形态产于网脉状斑岩中，铜与金含量呈线性相关(Misra，2000)。斑岩铜-金矿床中的金大都赋存在硅-钾蚀变带的中心部位，蚀变带中携有大量的热液黑云母、碱性长石及其他矿物，如:阳起石-透闪石、石榴子石(Sinclair et al.，1986)。富金核中钼富集晕的出现一般也较普遍，这在阿根廷的Bajio de La Alumbrera、巴基斯坦的Saindak和菲律宾的Dizon矿床都可以见到。Sillitoe(1993)研究发现硅钾蚀变带中高金品位值与磁铁矿之间存在一定相关性，热液磁铁矿一般以细脉(有或无透明石英)或斑状和浸染状赋存。为什么有些斑岩铜矿床含金，而有些斑岩铜矿床不含金的原因尚未研究清楚，金主要取决于上地壳中迁移和沉淀地球化学性质(Misra，2000)。在很多富金斑岩铜矿床中，由富含磁铁矿引起高的金品位而形成富金核带，在贫磁铁矿的情况下，金一般倾向于赋存于矿化蚀变分带的外带，例如:智利的Andacollo斑岩铜矿床含有较高的金品位(0.25×10-6)矿体位于青磐岩化最外层的气孔流纹岩中;美国内华达州的BattalMountain地区大型的Tomboy金矿体赋存在远离Copper Canyon岩筒的钙质砾岩(Sillitoe，1973，1983)。
图5-4 典型斑岩铜矿矿物分带模式
图5-5 典型斑岩铜矿床的均一温度和盐度的特征
已有大量研究表明:斑岩铜矿床的成矿流体以很宽的均一温度(200～860℃)和盐度(30%～80%)为特征，多数矿床具有较高的均一温度(＞600℃)和盐度(＞40%)，存在流体沸腾作用(Misra，2000)。根据美国西南部斑岩铜矿的温度和盐度系统的研究，存在3种类型成矿流体(图5-5)，分别为Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ三类。其中第Ⅰ类为过盐度流体，形成于岩浆阶段，具有很高盐度(＞30%)和均一温度(＞650℃);第Ⅱ类为高盐度流体，主要发育于早期热液阶段，是大气水加入第Ⅰ类流体演化而来，具有与第Ⅰ类相近的盐度，但均一温度为350～500℃;第Ⅲ类为低盐度流体，主要发育于晚期热液阶段，盐度多数＜20%，均一温度相对较低(＜450℃)(Titley，1993)。
二、斑岩钼矿床
斑岩铜钼矿床是斑岩铜矿床的最重要类型之一，在此不加详说，成矿机制如前文所述。对于斑岩钼矿床分类来说，本书将其分为石英二长岩型钼矿床和Climax型钼矿床。石英二长岩型钼矿床是斑岩钼矿床的最重要类型，类似于斑岩铜矿床的特征，品位为0.10%～0.2%，低于Climax型钼矿床，一般发育于汇聚板块边缘的大陆弧环境(Canicanian和QuartzHill)(Misra，2000)。与斑岩铜矿床相比，石英二长岩型钼矿床具有较高W/Mo比值和低Re/Mo比值，白钨矿和萤石可以作为副矿物出现，此类型的钼矿床不发育岩浆的喷发相，斑岩钼矿床的深度大于与铜矿有关的斑岩(Hollister，1975)。有些矿床(Mount Tolman、Cumo和Buckingham)的Mo/Cu比值变化为1～10，中部为辉钼矿矿带，外围叠加了黄铜矿等硫化物(Whitle et al.，1981)。
为什么在相似的构造环境和相似成分的侵入岩在一些地方形成斑岩铜矿床，而在另一些地方发育斑岩钼矿床?Misra(2000)通过对斑岩铜-钼矿床的研究表明，造成这种现象的原因可能存在以下两方面:①在岩浆演化过程中铜和钼的地球化学行为存在明显不同，铜在岩浆结晶过程中水饱和之前作为相容元素，而在气饱和之后作为不相容元素;相反，钼则在岩浆结晶演化的整个过程中始终作为不相容元素。②两个系统具有不同的Cw1.0/Cw1.s比值(Cw1.0熔融体中初始水的含量;Cw1.s饱和状态熔融体中初始水的含量)(Candela et al.，1986)。低Cw1.0/Cw1.s比值代表了在熔融体中水饱和之前存在大量的结晶作用，导致了水溶液相中高Mo/Cu比值;相反高Cw1.0/Cw1.s比值反映了铜的富集。因此，水在饱和状态中的含量控制了热液流体中的Mo∶Cu比值。水在硅酸盐中的溶解度受压力的影响比温度更明显，因此，熔体中Cw1.s值可以作为一个独特的地质压力计，反映岩浆溶离出水时的深度。因此，浅部的气相演化有利于斑岩铜矿床的形成，深部的气相演化有利于斑岩钼矿床的形成(Misra，2000)。
Climax型斑岩钼矿床以品位高(变化范围为0.34%～0.45%，平均0.20%)为主要特征，与第三纪富硅花岗岩和流纹斑岩有关，构造背景为发育于前寒武纪稳定地块中与造山有关的地壳拉张环境，一般与以花岗斑岩为主的多期次侵入体，成矿元素和蚀变存在叠加现象，主要矿化类型为直立的石英+辉钼矿±萤石细脉，辉钼矿产于脉璧，存在3个阶段分别为早期贫矿石英脉、石英+黄铁矿脉和晚期萤石+闪锌矿+方铅矿+菱锰矿+黄铜矿脉，多发育于岩体的外接触带。斑岩钼矿床的钼矿化的成矿流体以较高的均一温度(300～400℃)和盐度(＞30%)为特征，高盐度的流体是由岩浆结晶作用直接产生的(Bloom，1981;Bookstrom et al.，1989)，早期和中期成矿阶段的成矿流体主要来自岩浆水，后期存在大气水的加入。Stein和Hannah(1985)通过对Climax、Henderson和MountEmmons-Redwell矿床中硫同位素的研究表明(δ34S:Climax为+2.5～+3.6;Henderson为+4.7～+5.3;MountEmmons-Redwell为+3.7～+4.6)其成矿物质主要来自岩浆，与围岩关系不大。引起Climax型斑岩钼矿床钼的沉淀主要有3个条件:①含矿流体从饱水系统中逃逸至裂隙系统中，导致系统氧逸度的降低;②成矿体系温度的降低;③成矿体系硫逸度相对升高。前两个因素是导致SiO2沉淀的主要因素，这也就说明钼矿化与硅化有关(Westra et al.，1981;White et al.，1981;Stein et al.，1985;Bookstrom，1989;Wallace et al.，1993)。
表生作用形成的次生富集对于形成超大型氧化斑岩(-矽卡岩)型铜钼矿床具有非常重要的作用，一般由上而下分为5个带，分别为淋滤带、氧化矿石带、混合矿石带、次生硫化物富集带和原生矿石带，铜-钼含量最高位于次生硫化物富集带的上部，该带分布深度为100～250m，厚度为10～200m。对于钼矿来说，氧化型钼矿的分选技术造成钼矿的回收率大大降低，因此，次生富集反而不利于斑岩钼矿的利用(Sillitoe，2005)。
三、矽卡岩铜钼矿
矽卡岩型铜钼矿床是矽卡岩矿床的重要类型之一，据不完全统计，全球共有573个矽卡岩铜矿床，矿床个数最多，主要分布于加拿大西部和中国，均发育于大洋和大陆俯冲环境中。规模较大的矽卡岩铜矿床与斑岩有关，铜金属量可达到500万t，被称为与斑岩有关的矽卡岩铜矿床(Einaudi et al.，1981)。矽卡岩铜矿床多与Ⅰ型或磁铁矿系列的钙碱斑状侵入岩密切相关，多数发育同时代的火山岩，以网脉、脆性断裂、角砾和强烈热液蚀变为特征，暗示成矿作用形成较浅的环境。矽卡岩铜矿体发育的矽卡岩矿物组合为石榴子石-透辉石-符山石-硅灰石-绿帘石和绿泥石(Einaudi et al.，1981)，普遍发育磁铁矿和赤铁矿，若围岩为白云质碳酸盐岩，可能发育块状磁铁矿大脉形成局部铁矿体(Meinert et al.，2005)。矽卡岩铜矿床经常出现硫化物组合、矽卡岩矿物、石榴子石颜色的分带特征，对于矿床的勘探具有非常重要的意义(Meinert，1997)，如图5-6所示，岩体边缘发育块状石榴子石，向外依次发育辉石，大理岩附近发育符山石和/或硅灰石，石榴子石颜色从岩体到大理岩依次红褐色、绿色和黄色，岩体的边缘普遍发育黄铁矿和黄铜矿，大理岩接触带黄铜矿含量增大，最后硅灰石带发育斑铜矿。与斑岩有关的矽卡岩铜矿强烈发育绿帘石-绿泥石退蚀变，而含石榴子石和辉石的进蚀变大多数被破坏，矿化岩体的内矽卡岩蚀变较少;相比而言，与矽卡岩铜矿有关的贫矿岩体较发育绿帘石、阳起石和绿泥石的内矽卡岩。含钙镁橄榄石的矽卡岩铜矿床，斑铜矿和辉铜矿为主要铜铁硫化物，并不是黄铁矿和黄铜矿，部分矽卡岩铜矿发育粗粒阳起石、黄铜矿、黄铁矿和磁铁矿矿石，被部分学者认为它属于氧化磁铁矿-铁-铜-金矿床(IOCG)(Meinert et al.，2005)。
图5-6 美国Bingham矿田Carr Fork矽卡岩铜矿的分带特征
矽卡岩钼矿的研究程度较低。多数矽卡岩钼矿床与淡色花岗岩有关，前寒武纪稳定地台伟晶岩、细晶岩和淡色花岗岩附近均发育大量的小矿化点。大多数矽卡岩钼矿中含有钨、铜、铅、锌、铋、锡和铀，矽卡岩钼、钨、铜矿床为最主要类型，矽卡岩钨和铜矿床含有伴生的钼，只有含有多金属的矽卡岩钼矿床才有开发的价值。矽卡岩钼矿床的围岩为粉砂质碳酸盐岩和钙质碎屑岩，最普遍的矽卡岩矿物为辉石，少量石榴子石、硅灰石、角闪石和萤石，暗示高F的还原环境(Meinert et al.，2005)。
大量研究表明:矽卡岩矿床均与侵入岩密切相关，不同来源和成因的侵入岩产于特定的构造环境，因此矽卡岩矿床的构造背景的研究一直得到地质学者的关注。已有研究表明单个矽卡岩矿床的构造环境比较复杂，矽卡岩矿床组合与特定构造环境密切相关，整合矽卡岩矿床的成矿元素组合、与成矿有关的岩体成分和区域地质的资料，有助于识别矽卡岩矿床形成的构造背景(图5-7)。研究表明:钙质矽卡岩铜铁矿床毫无例外形成于大洋岛弧环境，矽卡岩金矿可以形成于大洋火山岛弧的弧后盆地(图5-7a)。大多数矽卡岩矿床与大陆地壳俯冲的岩浆弧有关，与成矿有关的岩体成分变化较大，岩性为花岗闪长岩和花岗岩，矽卡岩金矿多与还原性岩体有关(图5-7b)。稳定大陆地壳俯冲至俯冲后构造的过渡环境的研究较少，与低角度俯冲相关的侵入岩源区包含有更多地壳混入，大洋俯冲楔的拆沉可能导致局部裂谷，岩浆弧可以很宽或迁移到内陆，成矿岩体为二长岩和花岗岩，常形成斑岩钼矿床、矽卡岩钼或钨钼矿床及少量锌、铋、铜和锌，为矽卡岩多金属矿床，部分矿床局部富金(图5-7c)。与软流圈上涌有关的裂谷环境多与走滑断裂有关，成矿岩体为花岗岩，含有白云母、黑云母、暗灰色石英巨晶、晶洞和云英岩化蚀变，常形成于矽卡岩锡矿床，演化花岗岩富含W、Be、B、Li、Bi、Zn、Pb、U、F和REE(图5-7d)。综上所述，矽卡岩铜钼矿床的构造背景较广(Meinert et al.，2005)。
图5-7矽卡岩矿床与特定构造背景耦合