富金斑岩铜矿床研究进展

富金斑岩型铜矿床作为斑岩型矿床的一类，自20世纪70年代起逐渐引起了人们的重视。近年来又取得了很多重要进展，主要体现在以下5个方面：①富金斑岩型铜矿不仅在全世界范围内大量发现，而且部分矿床规模巨大；②绝大多数富金斑岩型矿床集中在新生代和中生代产出，尤以第三纪最为普遍；③富金斑岩型铜矿床不仅仅发育于汇聚板块边缘的岩浆弧环境，在大陆碰撞带甚至是陆内环境也发现了大量此类矿床；④含矿斑岩绝大多数为钙碱性岩浆系列，但部分矿床与高钾钙碱性（甚至钾玄质）岩浆密切相关；⑤富金斑岩型矿床金的富集，与大地构造背景、成矿时代、含矿斑岩性质、围岩性质、蚀变与矿化类型等因素关系不大，而主要受地幔岩浆过程、岩浆-热液过程及热液过程控制。

关键词：富金斑岩型铜矿；大地构造背景；高钾钙碱性岩浆；富金机制

斑岩型矿床作为金属铜、金、钼的重要储库，为世界提供了50％以上的金属铜资源。由于该类矿床金属储量巨大（Cu 储量可达千万吨），易于大规模开采，因此，一直是工业界的首要勘查目标和科学界的长期研究热点。部分斑岩型铜矿含有大量的 Au，金储量可达300～2600t。典型矿床包括印度尼西亚的 Grasberg 矿床（2607t），美国犹他州Bingham 矿床（1570t），菲律宾 Lepanto-FSE 矿床（973t），巴布亚新几内亚 Panguna 矿床（766t），印度尼西亚的 Batu Hijau 矿床（572t），阿根廷 Bajo de la Alumbrera 矿床（516t），巴布亚新几内亚 Ok Tedi 矿床（446 t），等等（图1；表1）。此类矿床不仅作为上地壳中最大的 Au 储库，容载了世界10％的金资源，而且又是目前经济效益最大的矿床类型之一，因此，引起了国际矿床学界的高度重视，并取得了重要研究进展。本文主要从成矿地质背景、时空分布规律、矿床基本特征和成因机制等方面综述了这类富金斑岩铜矿的研究进展，分析了研究状态和发展趋向，以期对从事该项研究的同仁们有所帮助和有所启迪。

1．1 富金斑岩铜矿的定义与分类

富金斑岩铜矿最早由 Sillitoe（1979）定义，指Au 平均品位≥0．4g／t 的斑岩矿床；后来 Kirkham and Sinclair和 Kesler 等为使富金斑岩铜矿的定义更具有科学性，将 Cu 的品位引进至定义之中，指 Au（g／t）／Cu（％）＞1或是 Cu／Au 原子比＜40000的一类斑岩铜矿床。

富金斑岩铜矿形成了由 Cu-Au、Au-Cu 到 Au斑岩 型 矿 床 的 连 续 系 列 （图2），其中，代表性的斑岩 型 Cu-Au 矿 床 有：Grasberg、Bingham、Ok Tedi、Lepanto-FSE 等；斑岩 Au-Cu 矿床有 Santo tomasⅡ、Cerro Casale、Dinkidi；斑岩 Au 矿有：智利北部的 Refugio、Lobo  和Marte，中国内蒙古的哈达庙和毕力赫金矿等。

1．2 富金斑岩型铜矿床的基本特征

富金斑岩型铜矿床作为斑岩型矿床的重要类型之一，具有斑岩型矿床的一般特征：①成矿岩体规模小（＜2km），多为斑状结构；②侵入体一般侵位较浅（1～4km），多为多期次多相侵入；③每一个矿化侵入体都发育了多期次的热液蚀变，部分矿床具有明显的蚀变分带特征；④矿床中脉体相当发育，从早到晚由A 脉、B 脉、D 脉和角砾岩体演化；⑤斑岩侵入体和围岩中的裂隙构造控制了蚀变和矿化；⑥早期引起蚀变和矿化的流体主要为岩浆流体，该流体盐度为30％ ～60％ NaCl equiv，温度为400～＞600℃；晚期蚀变和矿化流体混入天水组分，盐度低（＜15％NaCl），温度下降为200～400℃。

然而，随着近年来研究的不断深入，人们发现富金斑岩型铜矿床作为斑岩型矿床的一个特殊类型，往往具有某些特有的重要特征（表1）。

1．2．1 热液蚀变

20世纪70年代‚Lowell and Guilbert（1970）经过对美国的亚利桑那州的圣马纽埃-卡拉马祖斑岩铜矿的详细研究，从横向和纵向上将斑岩型矿床的热液蚀变分带划定，建立了斑岩铜矿床蚀变及矿化特征的一般性框架，使此成为斑岩铜矿热液蚀变分带的经典模式，即斑岩铜矿的围岩蚀变十分发育，范围可达数百米至数千米，具有规律的水平和垂直分带，分为了4种主要类型，由岩体中心向外依次为：钾硅酸盐化、绢英岩化、泥化及青磐岩化。

富金斑岩型铜矿床与上述斑岩铜矿的蚀变经典模式略有不同‚Sillitoe （2000）认为富金斑岩型铜矿床的蚀变在空间上从下向上依次为：Ca-Na 硅酸盐化、钾硅酸盐化、青磐岩化、中度泥化、绢英岩化、高级泥化（图3）：

（1）Ca-Na 硅酸盐化常产于斑岩体的底部，是富金斑岩体早期演化的产物，以闪石（阳起石、阳起质角闪石、角闪石）-钠长石或奥长石-磁铁矿等矿物组合为特征，有时也可能出现透辉石。闪石和磁铁矿主要以细脉形式出现，而钠长石则更多以细脉的镶边或交代长石斑晶的形式出现。这类蚀变常因后期的 钾 硅 酸 盐 化 交 代 而 难 以 识 别 ，研究发现此带贫硫化物，但是在某些矿床中却发现大量的 Cu、Au 分布于此蚀变带中。另外‚在一些富金斑岩矿床中，Ca-Na 硅酸盐化蚀变与呈粗粒伟晶结构的碱性岩株相关。

（2）钾硅酸盐化分布于斑岩体中心或附近，以富镁的次生黑云母-热液钾长石或是阳起石-硬石膏-热液磁铁矿矿物组合为主要特征。在某些钙质体系中也可出现少量的绿帘石和碳酸盐。其中的硫化物以黄铜矿和黄铁矿为主，其次出现少量的斑铜矿。绝大多数富金斑岩铜矿床的矿化与钾硅酸盐化密切相关。

（3）青磐岩化常与钾硅酸盐化蚀变呈同心环状分布，远离斑岩中心，分布于斑岩体外围和围岩中。以绿泥石-绿帘石-方解石等蚀变矿物组合发育为特征，伴有少量的钠长石、阳起石和磁铁矿。其中硫化物主要为黄铁矿。

（4）中级泥化因钾化带叠加而很难识别，以绢云母（细粒白云母）-伊利石-绿泥石-方解石-蒙脱石等蚀变矿物组合发育为特征。

（5）绢英岩化常叠加在钾硅酸盐化蚀变与青磐岩化蚀变之间，以白色到灰色的石英-绢云母-黄铁矿发育为特征。其中黄铁矿是唯一的硫化物，以细脉状或是浸染状分布。但研究发现与其他斑岩铜矿相比，部分富金斑岩型铜矿床的绢英岩化带及部分D 脉的绢英岩化蚀变晕并不是很发育，有的甚至不发育，而导致这种现象的机制现在还不清楚。

（6）高级泥化以蛋白石-石英-明矾石-叶腊石-水铝石-地开石-高岭石等蚀变矿物组合发育为特征，主要分布于矿床的顶部，特别是发育富金斑岩型铜矿床的火山岩里。

富金斑岩型铜矿床热液蚀变普遍发育，可能与富金斑岩型铜矿床侵入体的多期次多相侵位相关。

1．2．2 脉体类型

斑岩型矿床在热液演化过程形成的各类脉体记录了热液蚀变与矿化流体演化的整个过程，因此为了查明矿床成因，识别出每个矿床中脉体的类型、特征也就成了关键问题。经典的斑岩铜矿中的脉体主要分为3大类：①A 脉形成于成矿早期、斑岩尚未固结时，多产于斑岩中，呈不规则-板状产出，与钾硅酸盐化蚀变有关；②B 脉是在各类斑岩已经固结、大规模裂隙事件发育时形成，与 A 脉相比，更远离斑岩体；③成矿晚期的 D 脉是由大量雨水加入成矿流体形成的，与 B 脉相比更加远离斑岩体，切穿了早期的 A 脉及 B 脉，另外此类脉体多具有明显的长石分解蚀变晕。

同样，富金斑岩型铜矿在热液蚀变过程中也发育各类脉体，但与经典的斑岩铜矿床发育的 A 脉、B脉、D 脉略有不同。在富金斑岩矿床中，现已识别出4种脉体类型：①与 Ca-Na 硅酸盐化相关的 M 脉（磁铁矿-阳起石细脉）；②发育于钾硅酸盐化带中的EB 脉（早期的黑云母脉）、A 脉（石英-磁铁矿-黄铜矿脉）、B 脉（具黄铜矿中心线的石英脉）；③绿泥石-黄铁矿脉发育于中度泥化带；④常见于绢英岩化带中的 D 脉（石英-黄铁矿脉）。不仅如此，在一些富金斑岩型矿床中，我们发现脉体类型更为复杂，还发育有石膏-黄铁矿脉或石膏脉等等。

这些独特的脉体类型表明，富金斑岩铜矿床热液活动与成矿过程可能与斑岩型 Cu-Mo 矿略有区别，这反映富金型与富钼型斑岩矿床的岩浆源区可能存在差异，或者是后期岩浆侵位上升演化的复杂过程造成了成矿岩浆的差异，另外，流体的性质、出溶时机以及出溶时的温度、压力、盐度等物理化学条件的不同也可能导致了两者的差异。

1．2．3 矿化特征

斑岩中的矿化既可产于斑岩侵入体中，也可产于围岩之中，但大部分产于接触带中。斑岩型矿床的矿化伴随热液蚀变分带的发生也显示了带状分布的特征。从侵入体中心向外围依此形成了：低品位核—富矿壳—富黄铁矿外壳，矿化主要与钾硅酸盐化带和绢英岩化带关系密切。矿石主要以浸染状和细脉浸染状形式产出。而大量研究发现，绝大多数富金斑岩型铜矿床的矿化与 Ca-Na 硅酸盐化带、钾硅酸盐化蚀变带密切相关。蚀变带中发育的大量微裂隙细脉控制了金和铜矿化，矿石主要以浸染状、细脉浸染状形式分布。矿床中的硫化物以斑铜矿-黄铜矿-黄铁矿为主。

富金斑岩型矿床中的金主要以自然金的形式存在，与 Cu-Fe 硫化物以细粒状共生、伴生或是独立相形式位于石英颗粒内或附近。但是金到底与哪种硫化物关系更密切，或是如何出溶沉淀的呢，不同学者对这个问题有 不 同 的 看 法 和 见 解。Ulrich and Heinrich （2001）认为 Alumbrera 和 Cadia 两个富金斑岩矿床中主要是富黄铜矿的矿石，那么自由金在黄铜矿的斑岩系统中的量要多于斑铜矿，金可能与黄铜矿的关系更密切。但是 Cuddy and Kesler（1982）在研究英国哥伦比亚 Granisle 斑岩铜金矿床时发现金位于斑铜矿边缘，两者都是高温钾化产物的一部分。Arif and Baker（2004）研究 Baju 矿发现金可能是从斑铜矿中出溶而不是直接从热液流体中沉淀的。而在随后的斑岩型铜-金矿床研究中也发现金与斑铜矿的关系更密切，这其中包括 Grasberg、Panguna 和Santo TomasⅡ矿床。总之，斑岩矿床中的金由进入 Cu-Fe 硫化物中的金含量确定，金紧接着出溶形成自然金，或是含在硫化物或邻近磷化物或是重新分布，这些过程都是在随后冷却过程或是后期蚀变过程发生的。另外研究发现部分矿床中热液磁铁矿也相当发育，部分矿床中金矿化与磁铁矿密切相关，如智利的 Cerro Casale 矿床钾化带中的金矿化主要分布在石英里，与磁铁矿共生。

1．2．4 围岩性质及与火山岩关系

富金 斑 岩 型 铜 矿 床 的 围 岩 成 分 多 样，例 如Mamut 矿 床 围 岩 为 蛇 纹 岩 ，Skouries 矿 床 围 岩 为 片 岩 ，Grasberg、Bingham、Ok Tedi、Cerro Corona 等矿床围岩为灰岩，Bajo de la Alumbrera、Panguna、Tanama、Cabang Kiri、毕力赫等矿床围岩为安山质火山岩。另外，研究发现富金斑岩铜矿床通常与同期火山岩关系更为密切，与其共生的火山岩成分具有安山质-英安质（粗面安山质）-安粗质特征，通常形成层状火山地貌。

由上可见，富金斑岩型铜矿的围岩性质多种多样，那么围岩性质似乎与富金斑岩型铜矿床的形成就没有太大的关系了。

2．1 富金斑岩铜矿的时间分布规律

综观全球现已发现的富金斑岩型铜矿，其形成发育可以出现在任何时代，但是主要集中在新生代（约65％）和中生代（约35％），尤以第三纪最为普遍（图4）。Grasberg、Bingham、Panguna、Bajo de la Alumbrera、Lepanto-FSE、Refugio等均产于新生代，而产于中生代的矿床有加拿大的 Fish Lake和 Mount Polley 等，古生代的矿床包括澳大利亚的 Cadia Hill和乌兹别克斯坦的 Kal’makyr。

尽管大多数富金斑岩型铜矿床形成时代都比较年轻，但并不能依此现象就认为古老的地质环境不适宜产出此类矿床。另外，贫金斑岩型铜矿床形成时代也多集中在新生代，可见形成时代并不是引起矿床富金的原因。最近研究发现，富金斑岩型铜矿床形成时代较为年轻的主要原因可能有3个：一是许多富金斑岩型铜矿床与火山弧关系密切，而火山弧的侵蚀速度很快，从而使古代矿床难以保存下来；二是由于大部分矿床处于气候多雨湿润地区，丰富的雨水加速了侵蚀和剥露速率，使得矿床保存潜力减低；三是矿床多产于挤压性岩浆弧环境，挤压性弧的快速隆升也使得区域侵蚀加速，例如 Grasberg 的侵蚀速率为0．7 km／Ma。由此可见，富金斑岩型铜矿床可以形成于地球演化历史的任何时期，特别是超大陆的聚合期，但由于矿床形成后的地壳抬升和快速剥蚀使之保存潜力大大减小，因此现今发现的富金斑岩型铜矿床多集中于新生代，特别是第三纪。

2．2 成矿地球动力学背景

富金斑岩型铜矿的发育是不均匀的，但在空间分布上是有规律的（图1）。由于矿床的形成归根结底与地球动力学演化过程有关，因此，富金斑岩型铜矿的空间分布必定受特定的地质背景和成矿环境制约。目前，至少可以识别出3类重要的成矿地球动力学背景控制富金斑岩型铜矿床的形成与分布。

火山岩浆弧：火山岩浆弧是板块汇聚边缘最重要的构造单元之一，其形成与大洋板块的俯冲消减作用有关。根据弧后盆地的发育与否，可分为岛弧和陆缘弧。前者缘于大洋板块的陡深俯冲，以发育弧后扩张盆地为特征；后者缘于大洋板块的较缓俯冲，其弧后区通常不发育扩张盆地。据目前所知，绝大多数的富金斑岩型铜矿床集中于板块汇聚边缘的火山岩浆弧中，矿床的形成与大洋岩石圈俯冲及其产生的弧岩浆系统有关。陆缘弧环境的经典成矿省包括美国西部（Bingham）、安 第 斯 中 部 （Bajo de la Alumbrera、Refugio、Marte）、巴 布 亚 新 几 内 亚-伊 里 安 爪 哇（Grasberg、Ok Tedi）；岛弧环境的经典成矿省以西南太平洋为典型代表，典型矿床包括 Panguna、Batu Hijau、Lepanto-FSE 等矿床（图1）。最近，在青藏高原，沿班公湖-怒江缝合带发现了巨大成矿潜力的斑岩铜金矿矿带，如多不杂斑岩 Cu-Au 矿床，产于班公湖洋壳板片俯冲形成的岩浆弧内。

大陆碰撞带：近年来研究发现，不仅仅在汇聚板块边缘的岛弧及陆缘弧环境发育大量富金斑岩型矿床，大陆碰撞带也发现了不少此类型矿床。碰撞指两个大陆对接碰撞，碰撞过程常因强烈挤压和收缩作用形成了造山带。世界上由大陆碰撞形成的巨型造山带有很多，近年来随着对陆-陆碰撞成矿作用的重视，在大陆碰撞环境发现了大量斑岩型矿床，当然也包括了富金斑岩型矿床。例如在印-亚大陆碰撞形成的青藏高原造山带的东缘发现有甭哥斑岩 CuAu 矿床、西范坪斑岩 Cu-Au 矿床、北衙斑岩 Au 矿等。同样，位于土耳其中部的 Anatolides 造山带，大地构造上夹持于欧亚大陆、阿拉伯板块和非洲板块间，从中新世开始，受阿拉伯板块与欧亚大陆南北碰撞影响，使其陆块地壳增厚，高原隆升，后碰撞相关的安山岩、英安岩、粗安岩等钙碱性和碱性火山岩散布于整个造山带。而土耳其目前发现的第一大金矿———Kisladag 斑岩金矿就位于中部的Anatolides 造山带的西南部，产于新近纪多阶段侵位的粗安岩中。另外在 Anatolides 造山带东部高原也发现了 Copler斑岩 Cu-Au 矿床，赋矿岩石为古新世的花岗闪长岩、石英二长岩、灰岩，矿床具有典型的斑岩型矿床蚀变分带特征，矿化集中分布在钾化带中。不难看出大陆碰撞环境也是富金斑岩型矿床产出的重要地质环境。

陆内环境：与大洋板块俯冲无任何关系的大陆环境，是斑岩型矿床产出的重要地质环境。以我国为例，陆内环境的富金斑岩型矿床，包括发育于扬子板块边缘的江西德兴斑岩Cu-Au 矿床和长江中下游成矿带的封三洞、城门山斑岩 Cu-Au 矿床。其中城门山矿床 Au 金属量有43．6t，金品位达0．24％。在华北板块北缘中生代陆相火山盆地的东南部也相继发现了哈达庙和毕力赫斑岩 Au 矿，两者相距10km 左右，共同的特征均是贫铜富金。另外，在我国还发现有多宝山、小西南岔、团结沟、裕耳崖等矿床。

2．3 深部过程与构造控制

迄今为止，已有大量论著讨论了富金斑岩型铜矿床形成的有利构造背景条件。对于火山岩浆弧环境‚Kerrich 等（2000）研究指出，地壳增厚、块体隆起和俯冲板块变平缓或倾角改变的构造背景是富金斑岩铜矿产出的有利构造背景之一；平缓俯冲作用的开始和结束阶段、俯冲带极性反转以及因碰撞作用致使俯冲作用中止的阶段，都被认为是利于形成富金斑岩型铜矿床的可能背景。

由于富金斑岩铜矿床与汇聚板块边缘密切相关，从而使人们认为挤压环境对于形成矿床的重要作用。但最近研究发现，许多矿床形成于火山弧的张裂时期，如秘鲁北部的 Cerro Corona 和 Minas Conga，智利北部的Maricunga 带 的 Marte， Lobo、Refugio 矿 床和 Cerro Casale，表明此类矿床的形成与伸展体制也密切相关。Corbett and Leach（1998）对比讨论了正向和斜向会聚对于岛弧环境矿床类型和地壳变形样式的影响，发现与侵入体有关的矿化特别发育在由正向会聚向斜向会聚转变的岛弧位置，可见构造机制转化可能控制形成了 此类矿床。

在大陆碰撞带，陆-陆碰撞、陆块-陆块碰撞或弧-陆碰撞环境，均可以产出富金斑岩型铜矿床。在碰撞过程中常形成如斜向碰撞、块体运动（逆冲、走滑）、岩石圈拆沉、小洋片俯冲和裂谷作用等地质事件 ，而伴随这些重要地质事件的发生常发育一系列构造系统，如因斜向碰撞导致板块逃逸诱发形成了大型走滑系统，可能从不同深度上控制造山带内富金斑岩型矿床的形成和分布，青藏高原东缘发育的富金斑岩型矿床就是典型代表。

在陆内环境，由于板内挤压使地壳缩短，诱发了陆内造山过程。在造山时期，来自软流圈或是岩石圈的小规模岩浆沿着构造薄弱带上侵‚可能为形成矿床初始岩浆提供了最初的热源，为斑岩型矿床的形成提供了条件。如江西德兴斑岩铜金矿床就是形成于燕山早期陆内造山环境。而陆内造山的晚期，常发生后造山或非造山岩石圈伸展或造山带崩塌。研究发现长江中下游成矿带的斑岩铜金矿就是形成于后造山崩塌环境。

2．4 富金斑岩型铜矿床的岩浆系统

与经典斑岩铜矿成矿有关的斑岩主要为中酸性的钙碱性岩浆系列，其岩性变化于石英闪长岩—石英二长岩—花岗闪长岩—花岗岩之间。富金斑岩型铜矿床具有与经典斑岩铜矿相似的岩浆特征（表1，表2），其斑岩侵入体也主要为钙碱性系列，岩性变化为闪长岩—石英闪长岩—英云闪长岩—花岗闪长岩‚例如Lepanto-FSE、 Cerro Casale、 Panguna、 Pebble copper 等矿床，但是部分富金斑岩型铜矿床，甚至是一些巨型矿床表现出与富钾岩浆的明显亲和性，其斑岩侵入体主要为高钾钙碱性甚至是钾玄质岩浆系列，岩性主要为二长闪长岩、石英二长岩，代表性矿床包括了目前发现的金储量最大的3个富金斑岩型铜矿床（Grasberg、Bingham、Ka′l makyr），其中Grasberg 含矿斑岩主要为高钾钙碱性的二长闪长岩，Bingham、Ka′l makyr 主要为高钾钙碱性的石英 二 长 岩。阿根廷的Bajo de la Alumbrera 含矿斑岩主要为钾玄质的英安质斑岩。另外，研究还发现个别矿床产出于碱性岩中，如菲律宾的Dinkidi 含矿斑岩主要为碱性二长岩 ，中国北衙斑岩金矿含矿斑岩主要为正长斑岩。与富金斑岩型铜矿床形成相关的斑岩侵入体通常属于 I 型磁铁矿系列，具有高氧化性的特征。

富金斑岩型矿床的含矿斑岩一般侵位浅，规模小，多期次侵位，并且成矿前、成矿期、成矿后的侵入体在空间上共存，往往成矿后的侵入体对矿化起到了破坏和迁移的作用，例如澳大利亚的 Endeavour 矿田，该矿田包含有4个矿化中心，整个矿区的形成前后经历了9次侵入事件，矿体主要集中在石英二长斑岩体中，其他期侵入事件直接破坏了矿体或是降低了矿体的品位。另外研究发现，在富金斑岩型矿床岩体中常伴有隐爆角砾岩。

2．5 富金斑岩型铜矿床的富金机制

大量研究发现，斑岩型铜矿是否富金可能与大地构造背景、成矿时代、含矿斑岩性质、围岩性质、蚀变与矿化类型等因素关系不大（表2）。通过分析壳下岩浆的形成机制和正岩浆模型，推测此类矿床富金更可能受地幔岩浆过程、岩浆-热液过程及热液过程控制。

2．5．1 地幔岩浆过程

富金斑岩型铜矿床主要分布于俯冲作用相关的火山岩浆弧中。Sillitoe、Singer and Cox（1986）、VilaandSillitoe（1991）、Lang1等（1995）、Thompson 等（1995）对富金斑岩型铜矿的基本特征进行了系统描述，一致认为岩浆过程应该是富金斑岩矿床形成过程中的关键因素，岩浆为矿床形成提供热源、控制 p-v 条件，发育演化成矿流体和提供成矿金属（Cu、Au 等）。

澳大利亚克拉通前缘与岛弧碰撞背景下侵位形成的 Grasberg 和 Ok Tedi 矿床，岛弧和 Ontong Java 大洋板块碰撞后侵位形成 Panguna 矿床等等，均反映弧-弧碰撞、陆-弧碰撞、弧与洋壳板块碰撞事件导致俯冲中止，并诱发地幔熔融，形成了富金斑岩铜矿床的初始岩浆。另外，产于弧后环境的 Bingham、Bajo de La Alumbrera 等矿床，与弧后扩张引发板块回转以及板块边缘应力机制转换相关，这些事件诱发楔形地幔的部分熔融，也被认为是斑岩铜矿富金的有利地幔过程。

俯冲中止、板块边缘应力机制转换或板片回转等事件诱发的楔形地幔熔融‚通常产生高 f O₂的岩浆，促使地幔中的硫化物发生不稳而向岩浆中释放Au、Cu 等，可能为斑岩铜矿富金提供了有利的岩浆条件。

区域性后俯冲过程（post-subduction）亦可能是形成富金斑岩型矿床和浅成低温矿床的重要环境。岩石圈加厚，温度回弹，地幔岩石圈拆沉或是岩石圈扩张都可能诱发后俯冲过程。这种后俯冲过程诱发的熔融作用可能使得早期阶段弧岩浆过程中沉淀的金属和元素发生重新分配。早期的弧岩浆过程常常在地壳底部或岩石圈地幔中残留大量的含水堆积相。由于弧岩浆硫含量很高，从而使这些含水堆积体含有大量的硫化物相。由于弧岩浆具有较高的氧逸度使得硫在岩浆中以硫 酸盐形式存在，而Cu、Ni、Au和PGE等亲铜元素或亲铁元素则集中分配于硫酸盐相内。由于 Cu 在岩浆中浓度高而分配系数（D≈10³）小，所以弧岩浆在壳／幔过渡带发生结晶分异和堆积过程中，残余岩浆的铜含量不会有明显变化，而 Au、Ni 等亲铁元素浓度则大大减低，并残存于硫化物堆积相中，因此，与弧岩浆有关的斑岩矿床相对富铜而贫金。由于后俯冲过程致使再次的软流圈岩浆入侵或是岩石圈加厚引起温度回弹，可以导致部分富金残留堆积相发生二次熔融，从而形成了具有较高的 Au／Cu 比的岩浆，进而形成富 Au 斑岩矿床或浅成低温热液型 Au 矿。

2．5．2 岩浆-热液过程

斑岩铜矿床的金属聚集是通过上地壳岩浆房发生结晶并导致大规模的岩浆挥发份出溶而得以实现的。一个斑岩铜矿能否形成，很大程度上依赖于岩浆中金属的利用率，即金属在出溶过程中向挥发份中的分配情况以及出溶流体的演化历史等。因此，岩浆-热液过程及随后的热液演化中包含了金属出溶、运移、沉淀乃至富集成矿过程，要了解富金斑岩铜矿床富金机制，必须要厘清这两个与成矿密切相关的过程。

大量研究表明，金属迁移的主要载体是从岩浆中演化出的流体相，因此，岩浆-热液过程对金的富集不容忽视。Ulrich 等（1999） 系统研究了世界上最大的两个富金斑岩铜矿，发现矿床的 Au／Cu 比值通常与初始成矿流体的 Au／Cu 比值相当，表明一个斑岩铜矿能否富金与初始成矿流体的组分密切相关，随后的热液演化过程（如沸腾）尽管可以改变 Au、Cu 在流体中的浓度，但不会改变整个矿床的 Au／Cu 比值。由于初始成矿流体的组分（即 Au／Cu 比值）直接受控于岩浆-热液过程，因此，岩浆-热液过程中岩浆出溶的初始流体的性质、出溶过程的物理化学条件以及成矿金属在流体出溶过程中分配情况等等就成为了研究富金机制的关键。

过去的研究通常认为，由于减压或者是脱水矿物的结晶导致熔体饱和挥发份相，含金流体直接从熔体相中演化而来。最近，通过大量的流体包裹体、同位素和实验数据分析，发现岩浆系统中的成矿金属也可以直接向出溶的岩浆挥发份相。从熔体中分凝出的挥发份相，由于比周围的熔体和晶体密度小，可以从熔体中吸取成矿金属，并随着熔体不断上升以及压力、温度、酸度、盐度、氧逸度、硫逸度的改变而逐渐沉淀金属。

挥发份相饱和前后岩浆的主量、微量和挥发份相的成分特征等对金的富集也都将产生影响。Jugo等（1999）研究发现，岩浆中的 S 含量很大程度上决定了岩浆熔体中 Au／Cu。岩浆中的 S 不饱和，且 f_S2较低的高度氧化岩浆，其出溶的岩浆挥发份相中富集最多的 Cu 和 Au，这样，MVP中的 Au／Cu 则完全依赖于岩浆中两者的初始比值和 MVP 与熔体间两者的分配系数。一旦岩浆中 S 饱和，那么熔体中Cu、Au 的浓度和 MVP 中 Au／Cu 将取决于这些硫化物结晶出溶 MVP 的时间。若硫化物相的沉淀（密度4g／cm³）处在很深的位置或是其他岩浆相的结晶（例如实验发现磁黄铁矿和次生固溶体的结晶都能消耗熔体中的 Cu、Au，从而改变了熔体中的 Au／ Cu）将从熔体中带走金属从而使得 MVP 中金属量大量减少。来自含矿的岩浆系统的流体包裹体指示经历了临界状态下挥发份逃逸的熔体与 NaC-l H₂O卤 水 系 统 相 似。

一个完整的岩浆-热液过程应包括岩浆早期结晶过程（MVP 饱和前）及岩浆-热液过渡过程（MVP饱和后）。成矿金属是在岩浆早期结晶过程（MVP饱和前）还是岩浆-热液过渡过程（MVP 饱和后）中富集的，众多学者对此有不一致的看法。

一部分矿床学家倾向性地认为：岩浆减压与结晶将导致岩浆挥发份相饱和，MVP 饱和后从熔体中直接出溶高盐度流体或超临界流体。金属Au和Cu 主要以Cl 络合物形式迁移。但是当岩浆侵入到上地壳时在适当的 p、t 条件下，熔体饱和产生含氯的流体相可以演化分异为共存的低盐度气相和高盐度液相。Lowenstern等（1991）发现在岩浆去气过程中，从熔体中出溶的低盐度气相也富集 Au 和 Cu。高温条件下，低盐度气相和高盐度液相对 Au 和 Cu 均具有较强的富集能力，且与高盐度液相相比，低盐度气相对 Au 的富集能力更强。不同状态的挥发份相对Au、Cu 的迁移能力的不同可能导致了金属的不同的配分和富集。但是先前由于岩浆条件下关于金的实验数据欠缺‚而 Cu 和 Au 又具有相似的地球化学特征，实验证明在流体相中铜主要以氯的络合物的形式迁移从而推断金也如此；然而 Loucks and Mavrogenes（1999）发现，温度在550～725°C，压力110～400MPa 含硫的水溶液中金的浓度很高，从而促使人 们 关 注 S 在 Au 迁 移 过 程 充 当 的 角 色。Heinrich （2005） 和 Williams-Jones and Heinrich （2005）发现 Au 和 Cu 在迁移过程中，也可以以 HS络合物的形式迁移，特别当体系富 S 时。还原性硫的络合物可以在 S达到几 mol％的时候以岩浆热液气相的形式提高 Cu和 Au 的运移。试验发现在850℃和100 MPa 下有 S 参与且 Au 饱和的细晶花岗岩熔体中金的溶解度是 2～4^μg／g ，尽管试验过程中 HCl 的浓度很高。同样 Frank 等（2002）发现在800℃和100 MPa无 S 而 Au 饱和的细晶花岗岩熔体中金的溶解度仅为1^μg／g。由此可见‚Cl、S 在金从熔体出溶时都可以迁移金，那么到底是那种形式携带更多的金出溶，有待进一步试验证明。

2．5．3 岩浆演化过程

以上似乎说明岩浆-热液过渡过程更加利于富金斑岩铜矿床富金，但是 Harter 等（2005）通过对阿根廷的 Bajo de la Alumbrera 富金斑岩铜矿床的研究发现‚该矿床 Au、Cu 金属的富集在 MVP 饱和之前已经完成，因岩浆演化而饱和的硫化物熔体富集Au 和 Cu，是直接控制矿床 Au／Cu 比值的关键；Sun 等（2004） 研究发现，磁铁矿结晶致使从残余岩浆中出溶的初始流体 f O₂降低，可能是弧环境斑岩矿床 Au、Cu 富 集 的 重 要 机 制；另外，Mustard 等（2006） 研究表明，花岗质岩浆正常结晶分异过程，可使 Au 富集至工业品位。这样看来岩浆早期结晶过程也是富金斑岩铜矿床富金的有利过程。

综上所述，富金斑岩铜矿床做为斑岩型铜矿的一类，具有与贫金斑岩铜矿相似的地质特征，做为岩浆热液型矿床，它的形成要求有一个具有大量成矿元素 Au、Cu 的源区，要求大量成矿元素向岩浆熔体分配，在岩浆上升到上地壳时要形成一个巨大的岩浆房，为后期金属出溶提供热源，在不断的热动力驱使下，压力条件的改变使得成矿金属从岩浆中出溶、迁移、富集沉淀。那么富金斑岩铜矿床中 Au 到底是如何富集的，整个矿床的形成过程还有很多问题值得我们深入思考和研究。

3．1 富金斑岩铜矿富金机制与集聚-沉淀过程问题

近年来，人们发现富金斑岩铜矿床的大地构造背景、成矿时代、含矿斑岩性质、围岩性质、热液蚀变与矿化类型，甚至是地幔过程都不是斑岩铜矿床富金的主要原因，在研究中逐步认识到岩浆-热液过程可能更利于 Au 的富集，那么，岩浆-热液过程中 Au到底是如何富集的，主要是在岩浆的早期结晶过程或是正常的岩浆结晶分异过程，还是在岩浆-热液过渡过程，或者两者都有呢？另外，在岩浆—热液过程中，金的富集是通过高密度液相完成的，还是通过低密度气相完成的呢？这些问题还有待深入研究。

富含成矿物质的岩浆通常在壳／幔过渡带经历MASH 过 程后上升侵位，在地壳的浅部形成一个岩浆房。饱和水的长英质岩浆房必须大量出溶岩浆流体，成矿金属能有效地进入这些流体相中，是形成斑岩型铜矿的关键所在。Roedder（1992）发现岩浆较早达到水过饱和并发生流体相的出溶，能使更多的 Cu、Au 进入流体相并参与成矿。岩浆中水的含量和矿物结晶分异时的压力大小决定了岩浆能否较早达到水过饱和状态。总体上，岩浆中水的溶解度与压力呈正比，岩体定位越浅压力越小则越有利于流体的出溶。而目前我们发现富金斑岩铜矿床侵位深度一般为1～2km，尤其是智利北部的两例斑岩金矿，其中 Marte 矿床斑岩侵位深度为600～700m，Refugio 矿床斑岩侵位深度更浅（190～440 m），明显浅于斑岩铜矿（一般为1～4 km），这是否是 Cu、Au 更有效地分配进入流体相而形成富金斑岩铜矿的重要条件，值得考虑。

Kesler 等（2002）认为金出溶与沉淀是在矿床的冷却过程中发生的。例如‚Muntean and Einaudi （2000）研究智利北部 Maricunga 带的 Refugio 斑岩金矿时发现：在钾硅酸盐化带中早期 A 脉的流体包裹体的平均均一温度≥600℃，盐度高达84％NaCl‚其中 Cu 为0．1％，Au 为0．5×10^—6～1×10^—6；而后期的带状石英细脉流体包裹体数据显示温度 ≤ 350℃‚盐度＜35％ NaCl，但是 Au 却达到了0．5× 10^—6～2×10^—6。早期钾硅酸盐化带中的两期流体包裹体，说明流体的冷却可能是金属沉淀的主要机制，这被 Redmond 等在2004年研究 Bingham 矿床时也同样证明。那么，成矿金属从挥发份相中分离出来，到底是以何种形式迁移的，迁移机制又如何呢？这些问题有望通过单个包裹体研究的原位直测技术，来进一步约束富金斑岩铜矿床的成矿条件，破解成矿金属迁移富集机制。

3．2 富金斑岩铜矿与高 K 岩浆富 Au 亲和性问题

与富金斑岩铜矿床有关的斑岩体多为高钾钙碱性和钾玄岩质，富 K 岩浆似乎显示出明显的富 Au 亲和性，岩浆弧环境的富金斑岩铜矿如此，大陆碰撞带和陆内环境的富金斑岩铜矿更是如此。这些高 K 岩浆的发育可能反映了某种构造动力学环境，导致了不同源区的部分熔融，可能驱使了成矿金属 Au、Cu 向熔体中富集，从而形成富集成矿金属的初始岩浆。然而，岩浆高 K 与斑岩富 Au 之间的成因耦合关系究竟为何，尚未很好地揭示。岩浆高 K 可由多种机制形成，如：①加厚的大陆地壳或大陆岩石圈地幔的小比例部分熔融被认为是钾质的主要来源；②俯冲带中的沉积物和由俯冲板块脱水形成的流体富含钾及其他碱金属，被流体交代后的地幔楔发生部分熔融也有可能产生富钾岩浆；③俯冲过程中形成的超高压单斜辉石（＞5GPa）能把地球浅部的水和钾携带到地幔深处，它在折返过程中当温度足够高到发生部分熔融时，H₂O和 K₂O 将进入熔体相，形成富钾岩浆；④富钾岩浆也可能由含金云母和／或 Krichterite 的地幔岩石圈的低程度部分熔融或是由岩石圈最底部和软流圈顶部的 OIB 地幔部分熔融形成的。

富钾岩浆的成因解释很多，但是多数学者认为弧岩浆富钾与交代地幔密切相关，而在对加厚陆壳的深入研究后又使得部分学者认为地壳混染和低压演化作用对其的约束，。

由此看来岩浆富钾可能有很多成因机制，不同构造环境下形成的富钾岩浆也可能具有不同的化学组成特点，例如迟效国等（2007）提到钾质—超钾质岩浆按 CaO 与 MgO 的含量和 CaO 与 Mg＃ 值的关系将其划分成贫钙和富钙两种不同类型的原生岩浆。那么究竟是哪种构造背景形成的岩浆更利于成矿金属的富集呢，这仍需更多的研究去探讨验证。

3．3 富金斑岩铜矿与构造控制问题

富金斑岩铜矿床常产于特定的构造-岩浆带中，例如，智利北部的 EI Indio-Maricunga 带，哥伦比亚的Middle Cauca 带，加拿大 Cordillera 中部和菲律宾 Luzon 带。Maricunga 带中两个斑岩金矿具有不同的成矿时代（约24～21Ma 和约14～11Ma），但是两者都是闪长质-石英闪长质斑岩侵入安山质火山岩中，都为钙碱质—高钾钙碱质的岩浆系列。Middle Cauca 带也具有相似的特征，证明富金斑岩铜矿床的形成与分布受特定的构造控制，与某些关键的地质过程有关。例如‚Kay 等（1999）和 Kay and Mpodozis发现，Maricunga 带中的 Refugio 成矿前由于一系列的高角度俯冲发生了区域扩张。安第斯山脉中部 Cordillera 的矿化岩体在侵位前夕或同期的挤压构造导致了地块的局部变形和地壳加厚。那么到底是什么样的构造和地质过程使得这些特定的带中产出了富金斑岩铜矿床，还有待深入研究。

3．4 不同地球动力学背景下的富金斑岩铜矿床成因问题

大量研究发现不论是板块汇聚边界的岩浆弧环境，还是与大洋俯冲无关的大陆碰撞环境或是陆内环境同样都可以产出富金斑岩型矿床，那么在不同的地球动力学背景下，什么样的动力学机制控制形成了富金斑岩型矿床呢，这也有待更深入的研究。

现在对于岩浆弧环境的动力学机制人们的认识已经很多（图5），普遍认为是由于俯冲大洋板片大规模脱水，形成富含溶解质的流体交代上覆地幔楔，诱发其部分熔融形成了初始岩浆，该岩浆因相对富水而具有高 f O₂，从而使 S 难以以硫化物的形式存在，促使成矿金属 Cu、Au 等向岩浆中富集。而对于大陆碰撞带环境或是陆内环境的富金斑岩型矿床的形成机制还不是很清楚。但是现在我国学者逐渐认为大陆环境斑岩矿床的含矿斑岩是起源于新生的加厚下地壳。在大陆碰撞带环境，俯冲大陆板片断裂产生断离窗，软流圈物质通过断离窗上涌，导致新生的镁铁质下地壳部分熔融，产生含矿埃达克岩浆；陆内环境里由于岩石圈伸展，使得小批量的软流圈物质上涌，交代古老的下地壳物质形成新的注入幔源物质的下地壳，新生地壳部分熔融产生了德兴式含矿斑岩。

上述过程是不是就是富金斑岩型矿床形成有利的动力学环境呢，是否另有机制呢，这还需要将来更多的研究去证实解释。