斑岩型矿床作为全球 Cu、Mo、Au、Re 等战略性矿产的主要来源，是国际矿床学界和矿业界长期关注的热点。最新研究表明，斑岩矿床既可以产于俯冲带岩浆弧环境，也可以产于与俯冲无关的非弧环境（主要包括碰撞造山环境、陆内造山环境以及活化克拉通边缘及内部），后者发育于中国大陆。文章在总结全球斑岩矿床时空分布规律的基础上，重点从成矿斑岩成因与成矿动力学机制、成矿金属来源、蚀变-矿化分带等方面，综述了 2 类斑岩矿床的研究进展，阐释并总结了控制斑岩成矿的主要因素与机制，以及相关研究方法。研究表明，全球斑岩矿床集中产于 3 大成矿域，形成时代以中、新生代为主。其中，环太平洋成矿域斑岩矿床时空分布不均，集中发育于美洲西海岸，主要形成于白垩纪以来较年轻的几个短暂时期；古亚洲洋成矿域斑岩矿床形成时间跨度于奥陶纪—早白垩世，具有“西 Cu-Au 东 Cu-Mo、早 Cu-Au 晚 Cu-Mo”的成矿特征；特提斯成矿域主要发育三叠纪以来的斑岩矿床，主体沿造山带分布，时间分布不均，同一构造带内发育不同时期的斑岩成矿作用；中国斑岩矿床与 3 大成矿域既显示出对应性，也有独特性和复杂性。弧环境成矿岩浆、金属 Cu(Au)主要来源于交代地幔楔，大洋岩石圈板块俯冲是其根本性动力学机制；而非弧环境成矿岩浆、金属 Cu(Au)主要来自镁铁质新生/拆沉下地壳或富集地幔，大陆碰撞和陆内俯冲是其主要诱发机制。碰撞造山环境斑岩矿床矿化主要发生在叠加于钾硅酸盐化之上的绢英岩化阶段有别于弧斑岩矿床。两类斑岩均具有高氧逸度、富水和挥发分等特征，岩浆源区、岩浆性质、岩浆混合作用等可能是大型斑岩矿床的控制因素。岩浆岩 Hf-Nd 同位素、锆石和磷灰石等岩浆副矿物、镁铁质包体等，为约束斑岩成矿岩浆条件及其演变过程提供了思路。
关键词 地质学；斑岩矿床；时空分布；构造环境；成矿作用；控制因素
斑岩型矿床是产于中酸性浅成-超浅成侵入岩中及其内外接触带附近，以浸染状-细脉浸染状为主要矿化样式的一类岩浆热液矿床，具有埋藏浅、品位低、规模大等特点，为全球提供了 75% 的 Cu、50% 的Mo、20% 的 Au，以及绝大部分的 Ag、Zn、Sn、W、Re等，是最具有经济意义的矿床类型之一。根据有用金属元素的含量可将斑岩矿床分为斑岩型 Au、Cu、Mo、W 及 Sn 矿床以及它们之间的过渡类型。如许多斑岩型 Cu矿床中常含有 Au/Mo的富集，形成斑岩型 Cu-Au 或斑岩型 Cu-Mo 或介于二者的斑岩型 Cu-Au-Mo 矿床。中国主要发育斑岩型 Cu矿床和斑岩型 Mo矿床，其中斑岩型 Cu矿床是中国最主要的 Cu 矿床类型。最新资料显示，中国斑岩 Cu 矿总资源量约为 47 Mt，占全国 Cu 资源储量的 42%。由于斑岩型矿床的经济价值巨大，百余年来全球的勘探学家和矿床学家开展了大量的勘探和研究工作，取得了丰硕的研究成果，无论是在找矿效果和成矿理论方面都取得了重要进展，并逐渐形成较为完整的理论与学科体系。
经典的斑岩成矿理论是基于俯冲带岩浆弧环境斑岩矿床建立起来的。近年来研究发现，斑岩矿床还可以产于与俯冲无关的非弧环境，该类矿床广泛发育于中国大陆。本文主要从时空分布规律、产出构造环境、成矿斑岩成因与成矿动力学机制、成矿金属来源、蚀变-矿化分带等方面，系统总结了两类斑岩型矿床（岩浆弧斑岩矿床和非弧斑岩矿床）的研究进展，阐释了岩浆源区、岩浆性质（氧逸度、含水量、挥发分等）以及岩浆混合作用等控制斑岩成矿的因素和机制，及其主要研究内容和方法，旨在增进对斑岩 Cu-Mo-Au 矿床的认识和理解。
1 全球斑岩矿床的时空分布规律
全球的斑岩型矿床集中产于环太平洋、古亚洲洋和特提斯三大成矿域内（图 1），形成时代以中、新生代为主（约占 94.5%），另有少量产于前寒武纪造山带。
1.1 环太平洋成矿域
尽管古太平洋板块俯冲开始的时间尚存争议，但已有的观点表明其最早可能起始于侏罗纪甚至更早，并且经历了多个板块的多次漂移/俯冲方向的转变，形成了现存规模最为宏大、体系最为完整的斑岩成矿域，由东、西 2 条俯冲带组成，经典斑岩 Cu 成矿理论即起源于此。东、西 2 条俯冲带内斑岩矿床的时空分布很不均匀，主要成矿金属类型也有差异（图1）。
空间上，环太平洋成矿域的斑岩矿床主要分布在东太平洋俯冲带，且全球最大的超大型斑岩 Cu 矿床中的 80%（20 个）都分布在这条细长的成矿带上。其中，仅南美智利就集中了全球 40% 以上的斑岩 Cu矿，拥有 El Teniente、Chuquicamata 和 Rio Blanco-LosBronces 等 10 个储量排名全球前 25 的超大型斑岩 Cu矿床。除 Cu 以外，这些矿床通常还发育 Mo、Au资源，如 El Teniente和 Chuquicama‐ta 矿床 Mo 的金属量均在 1.8 Mt 以上，Au 的金属量也在 300 t 以上。与此形成鲜明对比的是，西太平洋俯冲带斑岩矿床无论从数量还是从单个矿床的储量上都要少且小很多，矿床主要金属类型也比较单一，几乎没有含 Mo 的斑岩矿床。带内大—中型斑岩 Cu-Au矿床主要分布在中国东部的德兴和长江中下游地区以及菲律宾岛到东帝汶之间。其中，菲律宾岛到东帝汶之间的 Cu-Au 矿床中 Au 含量较高，但不含 Mo，被认为是西南太平洋年轻的弧后盆地闭合的产物。而中国东部的德兴和长江中下游斑岩 Cu-Au矿床产出的构造环境和形成的动力学背景存在古太平洋俯冲和华南陆内造山（再造）之争。
时间上，环太平洋的斑岩矿床主要形成于几个较年轻的短暂时期（图 1）。其中，南美洲的斑岩矿床主要形成于始新世—渐新世和中新世—更新世 2 个时期；北美洲除了 Bingham 形成于始新世以外，其他大型—超大型矿床主要形成于晚三叠世—早白垩世和晚白垩世—古新世 2 个时期；西南太平洋斑岩 Cu-Au 矿床主要形成于中新世—更新世，而东亚陆缘主要是侏罗纪、白垩纪的斑岩Cu-Au矿床。
深入的研究指出，环太平洋成矿域内许多大型、超大型斑岩 Cu-Au矿床在空间上与正在俯冲的洋中脊有对应关系。因此，认为造成环太平洋成矿域斑岩 Cu-Au 矿床分布不均的原因，可能与东太平洋俯冲带数量较多、规模较大的洋脊俯冲有关。因为该过程中，热的、年轻的洋壳容易发生部分熔融形成富集 Cu、Au 的埃达克岩，有利于斑岩 Cu、Au 矿的形成。而造成金属 Mo存在差异的原因，可能与东太平洋白垩纪富 Mo沉积物比西太平洋更发育和东、西太平洋俯冲体制差异有关。白垩纪大洋缺氧事件所形成的富Mo 黑色页岩和弧前富 Mo 陆源沉积物为东太平洋陆缘俯冲带俯冲板片部分熔融形成富 Mo 原始岩浆提供了主要Mo源。
1.2 古亚洲洋成矿域
古亚洲洋闭合形成的中亚造山带的古亚洲洋成矿域是三大成矿域中最老的。该成矿域经历了新元古代到晚石炭世大洋板块俯冲体系，以及后续的碰撞、闭合及地体拼贴等重要过程，形成了全球最大的增 生 型 造 山 带。域内既发育有增生造山阶段的弧环境相关矿床（蛇绿岩型、斑岩型、VMS），也发育与碰撞造山（造山型）和后碰撞陆内岩石圈伸展相关的大陆环境矿床（岩浆型、斑岩型、热液型、砂岩型等）。其中，斑岩型是古亚洲洋成矿域 Cu-Au 矿床最为重要的成矿类型，发育蒙古国的 Oyu Tolgoi、乌兹别克斯坦的 Kal'makyr和哈萨克斯坦的Aktogay-Aiderly3 个储量排名全球前25 的超大型斑岩 Cu-Au 矿床，以及土屋-延东、多宝山等大型-超大型斑岩 Cu 矿。域内重要斑岩型 Cu-Au 矿床及相关浅成低温热液和矽卡岩型 Au-Cu矿床主要分布巴尔喀什湖南北、Kurama 山脉和蒙古国南。这些斑岩矿床形成时间跨度较大，主体形成于晚泥盆世—石炭纪和晚三叠世—早白垩世，也有部分矿床形成于奥陶纪，具有“西 Cu-Au东 Cu-Mo、早 Cu-Au晚 Cu-Mo”的成矿作用特征。如成矿域西部发育古生代（晚泥盆世—石炭纪）的 Kal'makyr、Aiderly 等Cu-Au 矿床，而东部主要为中生代（晚三叠世—早白垩世）的乌奴格吐山、Tsagaan Suvarga 等 Cu-Au 矿床（图1）。
古亚洲洋洋壳俯冲增生、陆-陆碰撞和后碰撞伸展等不同时期地质环境中，虽然均有斑岩 Cu-Au 成矿作用发生，但域内大型-超大型斑岩 Cu-Au 矿床主要形成于古亚洲洋俯冲形成的不同时期增生岛弧环境，大规模斑岩 Cu-Au成矿出现在洋盆演化末期、或即 将 关 闭 时 的 成 熟 岛 弧 环 境。而中生代斑岩 Mo 矿集中爆发成矿则分别受控于古亚洲洋体系后碰撞、古太平洋体系同俯冲及古太平洋体系俯冲回撤诱发的岩石圈减薄事件等不同大地构造背景。
1.3特提斯成矿域
横亘于地球中纬度地区的特提斯碰撞造山带，是全球规模最宏大、最年轻的陆-陆碰撞造山带。它由一系列微陆块或地体拼贴而成，经历了复杂的俯冲、增生和碰撞造山过程，形成了全球大陆地质现象最丰富、特提斯洋发育最典型、矿产和油气资源最丰富的地域。该带经历了古生代—新生代不同时期原 -古-新特提斯洋的洋-陆俯冲和随后的陆-陆碰撞过程，因此既发育俯冲阶段的成矿作用，又发育碰撞和后碰撞阶段的成矿作用，并且以斑岩成矿作用为主导，带内古-新特提斯洋演化和斑岩成矿作用包括以下5个过程：
（1）古特提斯洋俯冲成矿：成矿作用主要集中在青藏高原东南缘三江地区。晚三叠世，甘孜—古特提斯洋西向俯冲于中咱地块之下，于义敦岛弧带发育大规模的增生造山相关岩浆活动，伴生了一套与古特提斯洋俯冲岩浆活动相关的 Cu-Mo-Ag-Pb-Zn -Hg 成 矿 系 统。南北段板块俯冲的角度不同造就了不同的成矿环境，相应地形成了不同的岩石组合和矿床类型。北段昌台弧，俯冲角度较陡，发育呷村特大型 VMS Ag-Pb-Zn 多金属矿床（~217Ma，），并伴有 Cu-Mo-Au 矿化；南段中甸弧，俯冲角度较缓，发育晚三叠世普朗—松诺—欠虽带和春都—雪鸡坪—烂泥塘带斑岩矿床，成矿时 代 主 要 集 中 于 219~215 Ma（图 1）。
（2）古特提斯洋碰撞成矿：包括同碰撞和后碰撞阶段，成矿作用主要集中于班公湖-怒江缝合带。该缝合带南北两侧分别发育以昂龙岗日-班戈岩浆弧和扎普-多不杂岩浆弧（包括多不杂火山岩浆弧、日土-材玛-弗野岩浆弧）为代表的成岩-成矿作用。前者主要形成一些矽卡岩型矿点（如插虚果棚矽卡岩型 Cu-Fe 矿床、桑日矽卡岩型 Au-Cu 矿床、班戈县青龙乡矽卡岩型Pb-Zn矿点、拉青Cu矿点等；）后者分别形成了以多龙矿集区为代表的斑岩型 Cu-Au 多金属矿床（包括多不杂、波龙、地堡那木岗、拿若、荣那等）（120~110 Ma，图1）和以弗野富磁铁矿和材玛铁锰多金属矿为代表的 Fe多金属矿床（成矿岩体年龄，弗野：130 Ma，材玛：164 Ma，）。
（3）新特提斯洋俯冲成矿：成矿作用时空分布不均，主要集中于冈底斯、巴基斯坦以及东南欧一带。其中，越来越多的证据表明新特提斯洋在晚三叠世就开始了向北俯冲。因此，位于青藏高原南部冈底斯中段岩浆弧的雄村斑岩 Cu-Au 矿集区（172~161 Ma，）和则莫多拉矽卡岩型Cu-Au 矿床（~151 Ma，）属于新特提斯俯冲成矿作用的产物；而新特提斯洋在巴基斯坦闭合时间较晚，中新世俯冲形成的 Chagai 陆缘弧呈东西向展布，宽 190 km，长约 400 km，带内岩浆岩发育，并赋存有 Saindak 和 Reko Diq 大型-超大型斑岩Cu-Au 矿床和一系列中小型斑岩 Cu-Au 矿（图 1），成矿时代主要集中于 24~10 Ma；欧洲东南部，新特提斯俯冲产生一套晚白垩世的钙碱性弧岩浆，发育 Majdanpek、Bor、Elatsite、MoldovaNoua 等一系列的斑岩型 Cu-Au 矿床和高硫型浅成低温热液矿床，构成 Bananitic 成矿带，这些矿床主要形成于 92~84 Ma。
（4）新特提斯洋碰撞成矿：随着新特提斯洋的闭合，印度和欧亚大陆开始进入全面碰撞阶段，随后发育一系列与碰撞相关的岩浆活动和成矿作用，且遍布整个特提斯造山带，以青藏高原碰撞造山带成矿作用最为典型。在青藏高原，印度-欧亚大陆在 65Ma 发 生 初 始 碰 撞，碰撞阶段代表性矿床为沿青藏高原南部冈底斯带北缘分布的亚圭拉斑岩-矽卡岩型 Pb-Zn-Ag 矿（65 Ma，）和沙让斑岩型 Mo矿（52.3 Ma，）。冈底斯带内还发育白垩纪花岗岩岩基、同碰撞冈底斯岩基和林子宗火山岩。
（5）新特提斯洋碰撞后成矿：碰撞后成矿指印度-欧亚大陆主碰撞后的成矿作用（也称后碰撞成矿）。后碰撞斑岩矿床贯穿特提斯成矿域的绝大部分地区，由北西向南东，依次由伊朗 Kerman 斑岩 Cu成矿带、冈底斯中新世斑岩 Cu-Mo成矿带、缅甸斑岩Cu-Mo 成矿带和三江斑岩 Cu-Au 成矿带等几条较大的斑岩成矿带构成（图 2），其中① 伊朗 Kerman 斑岩Cu 成矿带呈北西—南东向展布，绵延近 1500 km，发育大量新生代岩浆岩，赋存有 Sar Cheshmeh（储量排名全球前 25 的超大型斑岩 Cu-Au 矿床之一，~12.2Ma）和 Sungun 两个大型和一系列中小型斑岩矿床。这些矿床由北西到南东，成矿年龄逐渐变小，但主体集中于 24~10 Ma；② 冈底斯中新世斑岩 Cu-Mo 成矿带是后碰撞斑岩矿床中最为瞩目的，目前已经探明的 Cu 金属量超过了25 Mt，包括了驱龙、甲玛等超大型斑岩Cu-Mo 矿床和朱诺、冲江、岗讲等一系列大中小型斑岩矿床，这些矿床的形成时代集中于 24~15 Ma；③ 缅甸斑岩成矿带呈南北向展布，主要包括西缅甸始新世的斑岩型 Cu-Au 矿床（如 Shangalon-Kyungalon 矿）和滇缅马苏西部地块的 Sn-W 矿床（如 Mawchi 矿），它们的成岩成矿作用集中于 41~39 Ma；④ 三江斑岩 Cu-Au 成矿带位于青藏高原东南缘，是中国最重要的有色金属与贵金属新战略基地之一。带内矿床近南北向分布，受印度—欧亚碰撞应力转换控制，发育一系列新生代断裂、富碱斑岩和与之相伴的多金属矿床，由北西向南东形成了由玉龙斑岩Cu-Mo 矿、北衙斑岩-矽卡岩型 Au 多金属矿、马厂箐斑岩 Cu-Mo-Au 矿、姚安浅成低温热液-斑岩型 Pb-Ag-Au 多金属矿、哈播斑岩 Cu 多金属矿、长安冲斑岩 Cu 多金属矿等组成的多金属成矿区，被认为是中国重要的斑岩 Cu-Mo-Au 成矿省和成矿远景区之一，是中国 Cu-Au 多金属资源的重要产地，这些矿床的成矿年龄集中于43~32 Ma。
图2 新特提斯洋后碰撞斑岩矿床的分布
值得指出的是，特提斯成矿域大规模斑岩成矿作用集中于后碰撞阶段，其成因机制尚存争议。有学者认为可能的原因为：① 古特提斯洋盆普遍缺氧，导致弧岩浆相对还原，不利于斑岩成矿；② 新特提斯构造域油气资源丰富，导致俯冲过程的氧逸度偏低，无法满足斑岩成矿条件。而后碰撞阶段，随着俯冲下去的有机物被分解释放，氧逸度逐渐升高，俯冲阶段积累的成矿物质得以活化富集，有利于斑岩矿床的形成。
1.4中国斑岩矿床
斑岩型矿床对中国矿业具有重要意义，自 20 世纪 60 年代以来，中国地质学家对其展开大量的研究工作，对其时空分布进行了详细总结。研究表明，中国斑岩型 Cu 矿床主要分布在冈底斯带、玉龙带、中甸带、长江中下游带、中亚造山带、哀牢山—红河带以及多龙、德兴、铜矿峪等矿集区（图 3），形成于古元古代（~2100 Ma）、奥陶纪（~480~440 Ma）、石炭纪（~330~310 Ma）、晚三叠世—早白垩世（~215~105 Ma）以及始新世—中新世（~40~14Ma）等 5 个时期，且主要集中于后 2 个时期。成矿期次主要为：华力西期（石炭纪—二叠纪，甘蒙北山带主要形成期）、印支期（义敦岛弧南段格咱岛弧斑岩 Cu 矿带）、燕山期（滨太平洋斑岩Cu 矿带、班公湖-怒江斑岩 Cu 矿带）和喜马拉雅期（冈底斯斑岩 Cu矿带、扬子西缘斑岩 Cu矿带）等 4个主要成矿期。
中国斑岩矿床与全球 3 大成矿域在时空分布规律上具有良好的对应性（图 1），但时间序列和形成环境有其独特性和复杂性。中国斑岩矿床成矿时代因产出地不同，时代跨度较大，但各成矿带成矿环境的一致性和时空分布规律性较强（图 3、4，表 1）。如西藏玉龙成矿带、哀牢山-红河成矿带形成于碰撞造山环境的构造转换阶段，形成时代集中在 43~32 Ma，西藏冈底斯成矿带则形于碰撞造山环境的地壳伸展阶段，成矿主要集中在 20~10Ma，均属喜马拉雅期。
图3 中国斑岩铜矿床的分布及形成年龄
除斑岩 Cu 矿外，中国还发育斑岩 Mo 矿。中国斑岩型 Mo 矿床主要分布在秦岭-大别、兴-蒙、长江中下游、华南、青藏高原和天山-北山等 6 个主要 Mo成矿带，形成于早古生代（480~420 Ma）、晚古生代（412~260 Ma）、中生代印支期（251~209 Ma）、中生代燕山期（194~77 Ma）和新生代（65~13 Ma）等 5 个时期，且主要集中于后 2 个时期。其中，秦岭-大别斑岩 Mo 矿带是世界著名斑岩 Mo 矿带，也是中国最为重要的 Mo 资源基地，目前控制储量约占全国总储量的 50%。130~170 Ma 是中国斑岩型 Mo 矿床成矿作用的主要发育时段。
2 产出构造环境
素有“俯冲带工厂”之称的岩浆弧（岛弧和陆缘弧）是产出巨型斑岩 Cu 矿的重要环境（图 1）。如前文所述，岛弧斑岩 Cu 矿以环西太平洋斑岩 Cu 矿带为代表，典型矿床包括菲律宾的 Far South East和 Atlas Cu-Au 矿床、印度尼西亚的 Batu Hijau 和 Tumpanpitu Cu-Au 矿床等；陆缘弧斑岩 Cu 矿以南美安第斯斑岩 Cu 矿带为代表，典型矿床包括阿根廷 Bajode la Alumbera Cu-Au 矿床和智利 El Teniente Cu-Mo矿床等。这些大型、超大型斑岩矿床常成群出现，表明产出斑岩矿床的岩浆弧环境具有特殊的动力学背景和（或）地壳结构。有学者指出汇聚板块边缘的挤压构造背景对形成斑岩矿床具有重要作用，而大洋板片的低角度俯冲是形成挤压背景的有利条件。但是长期持续的挤压背景却不利于斑岩型矿床的形成，而由挤压向伸展转换、俯冲角度变化等 构 造 机 制 转 换 阶 段，常被视为控制斑岩型矿床形成的有利因素。
图4 中国大陆非弧环境斑岩型矿床分布及年龄
近年来，国内外学者基于大地构造背景、岩浆岩岩石学和地球化学、成矿规律等多学科综合研究，提出斑岩型 Cu 矿床还可以产于与俯冲无关的陆-陆碰撞 环 境和 大 陆 陆 内 环 境。前者以青藏高原玉龙斑岩 Cu 矿带和冈底斯斑岩 Cu 矿带以及伊朗高原 Kerman-Arasbaran 巨型斑岩 Cu 矿带为代表；后者以华南地区斑岩 Cu 矿和长江中下游斑岩Cu-Au 成矿带等为代表（图 1~3）。由此构建了碰撞造山环境、陆内造山环境斑岩 Cu 矿成矿模式，取得了斑岩成矿理论上的突破。特别是，碰撞造山环境斑岩 Cu 矿成矿模式不仅丰富了世界斑岩 Cu 矿床的研究，而且进一步指导和推动了诸如冈底斯斑岩 Cu 矿带等的找矿重大突破。随着研究的深入，一大批地质年代学和地球化学资料涌现。前人根据这些资料，总结出产于各类构造环境的大型斑岩 Cu 矿均见于中国大陆（图 4），这些矿床除少量产于岩浆弧外，主要产于碰撞造山环境的构造转换和地壳伸展阶段、陆内造山环境的岩石圈伸展和崩塌阶段以及活化克拉通的边缘及内部（图 4）。进一步总结发现，中国超过一半的斑岩 Cu矿形成于碰撞造山环境，而不是在大多数斑岩 Cu 矿典型的陆缘弧或岛弧环境中。由此可见，以冈底斯中新世斑岩 Cu-Mo成矿带、玉龙斑岩Cu 成矿带等为代表的碰撞造山环境斑岩 Cu 矿在中国占有重要地位。
表1 中国大陆非弧环境斑岩型矿床成矿岩浆起源
3 成矿斑岩成因与成矿动力学机制
弧斑岩型矿床通常形成于俯冲带上方的岛弧（图 5a）或陆缘弧（图 5b）环境，成因上与洋壳俯冲密切相关，尤其是与板片部分熔融或俯冲板片脱水触发 地 幔 物 质 部 分 熔 融 密 切 相 关（图 5a、b），成矿斑岩主要为钙碱性系列，主要岩相为花岗闪长岩、石英闪长岩、石英二长岩，地球化学特征多表现出高 Sr/Y 和 La/Yb 的埃达克岩属性（如洋脊俯冲、平板俯冲和成熟大陆弧环境中成矿斑岩）。大量研究表明，俯冲带斑岩 Cu矿的形成经历了以下过程：① 俯冲板片的脱水或部分熔融并交代地幔楔诱发橄榄岩部分熔融；② 地幔岩浆上升至下地壳底部并经历熔融—同化—储存和均一化（MASH）以及初期分离结晶；③ 初始母岩浆自下地壳底部上升至中上地壳底部形成岩浆房；④ 岩浆侵位与挥发分出溶；⑤ 成矿流体形成、运移、汇集与最终的金属沉淀等。在此过程中，大洋岩石圈板块俯冲无疑是导致弧岩浆作用和斑岩 Cu 矿形成发育的根本性动力学机制，大洋板片携沉积物俯冲和深部脱水造就了富水、高 S 和高氧逸度环境，使得深部金属以硫酸盐相被迁移而带入到浅部成矿系统。而洋脊俯冲、俯冲板片撕裂、俯冲角度变化与俯冲极性翻转等过程，常被视为控制地幔源区熔融、岩浆形成演化、岩浆-热液系统发育及斑岩成矿系统形成的有利因素。
图5 俯冲带岛弧（a，）和陆缘弧（b，）环境斑岩铜矿有关岩浆起源模型和斑岩铜矿成矿过程的示意图
对于非弧斑岩型矿床，不论是在大洋板片俯冲早已停止的碰撞造山带和板内环境，还是在俯冲板片前缘未必能到达成矿岩浆源区的陆内造山带或崩塌环境，成矿岩浆直接来自俯冲洋壳板片熔融的可能性较小。该类矿床成矿斑岩多为高钾钙碱性系列，主要岩相为石英闪长岩、二长花岗岩、花岗岩，少量为钾玄质系列，以高钾为特征，通常显示埃达克岩地 球 化 学 亲 和 性。前人对这类斑岩矿床中成矿岩浆的来源进行了深入研究，提出了不同的成因观点（表 1）。由于地质过程的复杂性，部分观点尚存争议。有学者综合最新研究成果（典型矿床的地质、地球化学、地球物理探测等）对不同成因理论进行分析总结，认为产于中国大陆非弧环境的成矿斑岩，主要起源于加厚的镁铁质新生下地壳或拆沉的古老下地壳，少数起源于遭受早期俯冲板片流体/熔体交代改造过的富集地幔。导致这些源区部分熔融的主要诱发机制包括大陆碰撞和陆内俯冲引起的地壳大规模增厚和紧随其后的板片撕裂或 断 裂、断 离、岩石圈拆沉；和软流圈上涌等。基于上述认识构建了非弧环境斑岩 Cu 矿岩浆起源模型（图6），为中国大陆非弧环境成矿斑岩成因提出了合理的解释。
陆-陆碰撞环境斑岩型矿床有别于经历洋壳俯冲、沉积物脱水交代地幔楔等一系列深部过程的弧斑岩型矿床，其形成经历了以下过程：① 大陆碰撞导致新生下地壳（俯冲改造的下地壳+部分岩石圈地幔）部分熔融；② 埃达克质岩浆上侵形成大的岩浆房；③ 岩浆房流体出溶形成斑岩矿床；相比之下，陆内造山环境斑岩型矿床所产出的构造环境和形成的动力学背景还尚存争议，目前较为合理的解释为：① 经历强烈陆内俯冲和地壳加厚的岩石圈因软流圈上涌而伸展，诱发新生下地壳熔融，产生岩石圈伸展阶段富 Cu-Au 岩浆；② 岩石圈拆沉导致下地壳熔融，其熔体与上覆交代富集的地幔岩发生反应，产生造山带崩塌阶段富 Cu-Fe-Au 岩浆（图6c、d）。
值得关注的是，这两类构造环境下成矿斑岩地球化学对比研究发现，不论是岩浆弧还是非弧环境，成矿斑岩常显示出类似的弧岩浆地球化学特征，如相对富集 LILE（如 K、Ba、Sr 等），相对亏损 HFSE（如Nb、Ta、Ti、P 等），暗示两类环境的岩浆源区具有内在的成生联系和继承关系。这种现象在特提斯成矿域尤为明显，特别是冈底斯带内俯冲和碰撞型矿床的时 空 分 布 显 示 了 这 种 相 关 性。因此，有理由相信大陆碰撞之前的洋壳俯冲作用为活动大陆边缘碰撞成矿提供了先决条件（水、S 和金属元素等）。
图6 非弧环境斑岩矿床岩浆起源和动力学背景示意图
a. 碰撞期大洋板片流体交代的楔形地幔和弧岩浆底侵形成的新生下地壳发生部分熔融，分别形成含 Cu-Au 和 Cu-Mo 岩浆，其侵位受大规模走滑断裂活动控制；b. 碰撞前的弧岩浆在地壳底部底侵形成新生下地壳（含硫化物和含水堆积带），其部分熔融和硫化物分解形成含Cu-Mo岩浆，并在横切碰撞带正断层系统的控制下侵位；c. 经历强烈陆内俯冲和地壳加厚后的岩石圈因软流圈上涌而伸展，诱发镁铁质弧岩浆底侵体（新生下地壳）熔融，产生富Cu-Au岩浆；d. 岩石圈拆沉导致下地壳熔融，其熔体与上覆的交代富集的地幔岩（地幔橄榄岩）发生反应，产生富Cu-Fe-Au 岩浆
岩浆弧下地幔包体的研究表明，俯冲板片流体交代地幔楔形成的含金属辉石岩脉，比周围未被交代的橄榄岩富集了 2~800 倍不等的 Cu、Au 和 PGE，而俯冲带的 Os和 O 同位素研究揭示俯冲洋壳对于亲铜元素的贡献比例低于10%，指示 Cu、Au 等可能源于地幔而非俯冲板片熔体，板片流体交代作用促使成矿金属元素在地幔楔中再分配和再富集。因此，俯冲带岩浆弧环境中成矿金属主要来源于俯冲板片流体交代地幔楔，后者部分熔融使金属元素被释放到弧岩浆系统中，形成斑岩矿床。
对于非弧斑岩型矿床，不同构造环境下成矿金属来源不尽相同：① 碰撞造山环境（如冈底斯带），早中生代冈底斯幔源弧岩浆在地壳底部大规模底侵固结，局部发生堆晶（如堆晶角闪岩，Cu：~1000×10-6），形成富含金属硫化物的新生镁铁质下地壳（辉长岩及石榴子石角闪岩，发育岩浆成因原生 Cu 硫化物，）。碰撞期该新生下地壳重熔或分解，为岩浆提供大量的金属 Cu。带内成矿斑岩（δ65Cu=0.18‰~0.87‰）和热液黄铜矿（δ65Cu=0.08‰~1.01‰）较贫矿斑岩（δ65Cu=-0.04‰~+0.18‰）明显富集重 δ65Cu 同位素，同样证明成矿岩浆和金属源自硫化物富集的新生下地壳而非地幔（δ65Cu=0.03‰±0.24‰）；② 陆内造山带或板内环境，拆沉下地壳熔融产生的熔体（通常因榴辉岩化过程而贫金属，）与金属再富集的岩石圈地幔（如板片流体交代的楔形地幔）反应，并从后者萃取金属 Cu(Au)，形成含矿斑岩岩浆；③ 金属 Mo 则主要来自具有高 Mo 丰度大陆地壳熔融的长英质岩浆。
研究表明，不论在岩浆弧还是非弧环境，成矿岩浆通常相对富集成矿金属（Cu、Au、Mo），但斑岩矿床的形成并不要求成矿岩浆在初始阶段就异常富集金属组分，但要求金属硫化物相在岩浆流体出溶前没有发生大规模的饱和及分离，而该过程又受岩浆氧逸度和含水量等控制。
5 蚀变-矿化分带模式
斑岩矿床具有典型的蚀变分带特征。早在 20世纪 70 年代，Lowell 等就提出了一直沿用至今的经典的俯冲型斑岩 Cu 矿床蚀变分带模式，即从岩体中心向外表现为：钾硅酸盐化（钾长石-黑云母-石英等）→绢英岩化（绢云母-石英-黄铁矿等）→（泥化）→青磐岩化（绿泥石-绿帘石-方解石等）的水平蚀变带（图 7a）。在此模式中，Cu 矿化主要发生于钾化带和绢英岩化带及 2 者之间的过渡部位，并伴随不同程度的辉钼矿化，同时绢英岩化带也发育较强黄铁矿化；青磐岩化带或围岩中可能发生浅成低温热液成矿作用，形成 Pb、Zn、Ag、Au 矿化等。成矿过程中，当围岩是碳酸盐岩，成矿流体与围岩相互作用，在接触带可以形成矽卡岩型 Cu 多金属矿床，沿层交代出现 Cu-Pb-Zn 矿；在浅部形成脉状 Pb-Zn-Ag 矿以及低温热液脉型 Au-Ag-Sb-Hg矿。地质学家在研究南美洲和西南太平洋的斑岩 Cu 矿床中发现，早期钾硅酸盐化被晚期绢英岩化蚀变所叠加和覆盖，绢英岩化蚀变带通常发生在钾硅酸盐化带内，而不是在钾硅酸盐化带周围（图 7a）。随后，学者们越来越清楚地认识到，斑岩 Cu 矿早期蚀变（如钾化和青磐岩化）主要受斑岩侵入体的形状控制，而最终蚀变特征主要取决于构造背景和蚀变叠加程度。俯冲型斑岩 Cu 矿床中的 Cu 等金属元素主要沉淀于钾硅酸盐化阶段，含 Cu 矿物主要为蓝辉铜 矿 及 斑 铜 矿（图 7b）。
然而，经典的蚀变与矿化模型显然难以解释碰撞造山环境斑岩型 Cu 矿床，该类矿床在蚀变分带与矿化分带上呈现出某些特定的蚀变组合及分带特征。以青藏高原碰撞环境斑岩 Cu 矿为代表，绢英岩化强烈叠加于钾硅酸盐化之上，而非围绕其外围，且中国超过一半的超大型斑岩 Cu 矿床的 Cu 矿化主要发生在绢英岩化阶段，特别是绿泥石-绢云母阶段，而非通常认为的钾硅酸盐化阶段，矿石矿物主要为黄铜矿和黄铁矿（图 7b）。由此，杨志明等、Yang 等在详细总结中国主要斑岩铜矿床的蚀变特征的基础上，建立了碰撞型斑岩铜矿床蚀变与矿化分带模型（图 7a），并且认为导致绢英岩化强烈叠加在早期钾硅酸盐化带内的原因与中国碰撞造山带斑岩 Cu 矿及区域普遍都经历了同矿化期较高的构造抬升速率有关。这些发现和认识均有别于经典的俯冲带斑岩型 Cu 矿床，是对经典斑岩蚀变与矿化模型的重要补充和完善。
图7 斑岩Cu-(Mo-Au)矿床热液蚀变分带模式图（a）和矿物组合及矿化阶段（b）
6 斑岩成矿的控制因素
斑岩型矿床的形成离不开 3 个关键过程：① 岩浆在出溶流体之前就具有成矿潜力，且在演化过程中有能力发生流体出溶；② 出溶的成矿热液能够运移到成矿有利部位；③ 成矿热液在物理化学条件改变的情况下，发生成矿金属元素的沉淀富集。因此，岩浆能否形成具有成矿潜力的岩浆热液及迁移、富集成矿过程，是形成斑岩型矿床的关键环节。大型斑岩矿床的形成需要岩浆具有较高的氧逸度、水含量以及 S、Cl 等挥发分元素，因此，限定斑岩岩浆系统中熔体的氧逸度、水含量和挥发分组成，并解析其演化的影响因素，成为约束斑岩矿床成矿岩浆条件及其演变过程的重要内容。此外，斑岩型矿床的形成需要许多有利条件的高度耦合，或是需要某些特殊条件，如源区性质、岩浆性质（氧逸度、含水量、挥发分等）、岩浆混合作用等，这些因素或作用对斑岩成矿的影响和贡献值得深入探讨。
6.1 岩浆源区
岩石圈尺度的深部构造和地质过程演化控制着大型成矿系统的形成发育和空间分布，如冈底斯成矿带内斑岩Cu 矿床严格地限制于南、北拉萨地体之内，与新生地壳分布区相对应，矽卡岩型 Fe(-Cu)和 Pb-Zn 矿床及其成矿带严格地限定在中拉萨地体及其边界带，与古老地壳和再造地壳相对应。而岩浆源区性质、演化及地质过程等对斑岩型矿床的形成起到关键控制作用，主要表现在：① 岩浆源区壳幔组分的富集程度对矿化元素具有一定的制约，如少量幔源物质的加入有利于形成含 Cu 或含Mo 的岩体，而新生地壳组分的加入有利于形成含Au 岩体；② 岩浆源区受流体交代程度的高低会导致斑岩—矽卡岩型矿床形成不同的金属矿化，如低程度流体交代形成的岩浆容易形成 Mo(-Cu)矿化，而高程度流体交代形成的岩浆容易发生Cu-Mo(-Au)矿化；③ 成矿金属元素在源区的预富集能有效提高该富集金属硫化物地壳 部 分 熔 融 形 成 的 岩 浆 的 成 矿 潜 力；④ 源区岩浆演化过程中岩浆的全碱含量（Na2O+K2O）也对矿化元素具有一定制约，如 Cu、Mo矿化与亚碱性或高钾钙碱性岩浆有关，而 Au矿化多与具有较高的 Na2O+K2O 和 K2O/Na2O 的碱性岩浆有关，高 K+能够提高 Au 在熔体中的溶解度。
地壳物质组成（如新生地壳/古老地壳/再造地壳）、深部地质过程（如岩石圈拆沉、岩浆底侵/热蚀、地壳减薄/加厚等）及地球动力学背景（如俯冲造山、碰撞造山、陆内造山、板内构造等）等都在一定程度上控制了成矿母岩浆的构造-岩浆组合和岩石地球化学特征。因此，岩浆源区具有一定复杂性。而近年来随着同位素地质学的发展，Hf-Nd 同位素为解决岩石源区问题，提供了很好思路。全岩 εNd(t)和 TDM2可以用于区分岩浆的可能来源和地壳源岩的形成年龄，而锆石 εHf(t))值可用于识别新生地壳（εHf(t)＞0）和古老地壳（εHf(t)＜0）。因此，岩浆岩 Hf-Nd 同位素可以效示踪岩石的源区特征、成分与性质和追溯岩石圈及地壳形成演化。区域尺度的 Hf-Nd 同位素填图，则可整体探测造山带和克拉通岩石圈物质结构，精细刻画不同地壳块体深部物质组成和时空分布，并深刻揭示深部致矿过程和区域成矿规律。
6.2 岩浆氧逸度
由此可见，岩浆氧逸度的估算对揭示斑岩矿床金属富集成矿的关键过程和成矿潜力研究均具有重要意义。前人关于岩浆氧逸度的估算方法已有一定积累（表 2），为选择合适的方法以获取更能反映真实情况的数据提供了依据。同时，从表中可以看出，作为岩浆岩的副矿物，锆石、磷灰石等在岩浆氧逸度估算中展现出广阔的应用前景。
表2 岩浆岩氧逸度常用估算方法
6.3 岩浆含水量
母岩浆富水亦是形成斑岩型矿床的关键，含水量决定了岩浆流体能否饱和及出溶。岩浆形成过程中，较高的含水量（如镁铁质熔体）能够降低源区岩石的熔点，促进岩浆部分熔融，形成的高温岩浆能够降低源区 Cu(Au)等金属硫化物的稳定性，使得早期残留于源区内的金属硫化物发生重熔，并且能够随着熔体向上运移。富水岩浆侵位至浅部（3~6 km），高的初始含水量有利于岩浆 在 减 压 过 程 或 者 分 离 结晶过程中达到水饱和，并使熔体中的水以流体的形式出溶，使 Cu、Au 等金属元素卸载、迁移并聚集成矿。
研究表明，不论是俯冲还是碰撞背景下的斑岩矿床，成矿岩浆都具有高的水含量（＞4.5%，甚至高达10%）。
而近期有研究指出，并不是含水量越高越有利于成矿。Chiaradia采用蒙特卡罗法对全世界范围内的斑岩型Cu矿床的母岩浆水含量进行了模拟计算，结果显示，2%~6%是最有利于矿化的弧岩浆含水量范围。可见，岩浆含水量的估算对斑岩成矿潜力研究具有重要意义。相比氧逸度，岩浆水含量的估要困难得多，学术界关于斑岩矿床成矿岩浆水含量的估算经历了早期定性描述（成矿岩浆富水或贫水）到后期定量分析的转变，常用的测算方法见表3。
6.4 S、Cl等挥发性组分
挥发性组分（H2O、CO2、卤族元素和 S 等）不仅可以作为岩浆的重要组成部分，直接或间接地影响到岩浆性质和岩浆作用过程，而且制约着元素在熔体/流体相中的分配，以及在流体中的地球化学行为和 成 矿 效 应。在斑岩成矿系统中，S、Cl 等挥发性组分对Cu、Au 等金属元素的运移和沉淀至关重要，主要表现为金属元素主要以 S、Cl 络合物的形式搬运，以金属硫化物的形式沉淀,如 Cu、Au 在熔体中低氧逸度条件下以氯络合物形式迁移，Au 在高氧逸度条件下以硫氢络合物形式迁移，岩浆系统高氯含量有助于提高 Cu、Au 的溶解度。因此，研究挥发分 S、Cl 等以及成矿元素本身的地球化学行为，有助于理解斑岩矿床成矿物质富集—演化过程。
由于蚀变和风化作用，很难通过全岩研究岩浆挥发分。然而，磷灰石因其特殊的晶体结构，可接纳复杂微量元素的替换，富集了岩石圈地幔和地壳中普遍存在的挥发物（如 Cl、S）和稀土元素等，特别是磷灰石在斑岩系统中早期结晶。因此，磷灰石可以更完整地记录这些岩浆中挥发分的演化历史，其矿物结构和成分可以有效限定复杂岩浆热液成矿体系中的物理化学信息，从而有效约束斑岩成矿体系的复杂岩浆-热液过程，而成为研究成岩成矿过程的理想“矿物探针”。研究表明，在哈萨克斯坦地区斑岩 Cu 矿、西藏班公湖-怒江带俯冲期斑岩 Cu-Au 矿、冈底斯后碰撞环境斑岩 Cu-Mo 矿以及 Biga 半岛斑岩成矿带和 Afyon-Konya 成矿带等，这些俯冲、碰撞-后碰撞和伸展环境的斑岩矿床形成过程中，成矿期高氧逸度岩浆中的磷灰石常 具 有 较 高 的 SO3含 量。因此，可以根据磷灰石 SO3含量准确区分成矿斑岩与无矿岩体，而成为岩浆成矿潜力预测的有效指标。
表3 岩浆水含量常用测算方法
6.5 岩浆混合作用
除富硫和金属的源区、较高的岩浆氧逸度、水含量以及 S、Cl 等挥发分外，钾质镁铁质岩浆注入引起的强烈岩浆混合作用也可能是形成超大型斑岩矿床的一个关键过程，因为该过程可能为斑岩系统提供部分金属（Au、Cu）、S、Cl 和 H2O。这种现象在特提斯成矿域的土耳其西部、普 朗、北 衙、马厂箐以及美国的 Bingham Canyon、菲律宾的Baguio矿集区等斑岩系统中较为普遍。镁铁质的超钾质岩浆的水溶解度（~11.5%；500 MPa）比玄武岩（~9.5%；500 MPa）更高，并随压力的增大而增加。因此极度富水的幔源超钾质岩浆注入地壳底部诱发地壳熔融，或直接注入长英质岩浆房，为斑岩岩浆系统提供额外的水。
这一幔源超钾质岩浆水注入模式的关键证据有：① 马厂箐广泛发育于埃达克质岩浆中的镁铁质微粒包体（MME）中发现仅在同期超钾质岩中才含有的金云母，表明超钾质岩浆注入了埃达克质岩浆；② 在冈底斯下地壳麻粒岩包体中发现富 F-Ti 金云母和高硅白云母，表明西藏下地壳曾被富水超钾质岩浆改造；③ 在驱龙矿区发现与成矿斑岩时空相依的高镁闪长斑岩 ，暗 示 富 水 的 超 钾 质 岩 浆 曾 与 成 矿 岩 浆 混 合。镁铁质岩浆注入往往会形成近同时期侵位的镁铁质侵入体和镁铁质暗色包体（MME），这些镁铁质侵入体和暗色包体的成因、组分信息，可以示踪岩浆演化过程及对成矿的贡献，进而为研究深部岩浆储库演化过程及成矿控制因素提供依据。
7 研究展望
斑岩型矿床作为全球 Cu、Mo、Au、Re、Se、Te 等战略性矿产的主要来源，蕴藏着巨大的经济价值，一直是国际矿业界的重点勘查目标和矿床学家们研究的热点课题。尽管俯冲有关的岩浆弧环境斑岩 Cu 矿成矿理论已日臻成熟，但仍尚存一些科学问题有待深刻揭示，如导致斑岩 Cu 矿超大规模产出的关键要素和有效过程、斑岩 Cu 矿岩浆演化的构造动力学背景、成矿金属 Cu 的富集过程与迁移机制（特别是金属 Cu 与 S 在成矿流体中的迁移机制）等。近年来非弧环境斑岩矿床的研究是对斑岩 Cu 矿经典理论和传统认识的补充和完善，特别是与碰撞有关的斑岩 Cu 矿的研究已经取得了重要的阶段性成果。但仍有几方面的问题需要深入，侯增谦等将其概括为：① 下地壳生长过程与金属富集/亏损机制；② 浅部地壳精细结构对斑岩成矿系统的制约机制；③ 岩浆房详细过程与成矿物质迁移富集；④ 成矿环境对蚀变-矿化分带的控制机制。此外，大陆内部斑岩 Cu 矿，由于其时空分布与同时期俯冲带具有明显不协调的关系，其成因机制及其动力学过程还不十分清楚。这些有关斑岩矿床研究的国际前沿问题，也是矿床学研究的热点和难点。
不同地质构造背景（岛弧、陆缘弧、陆-陆碰撞、陆内环境）下，控制大型斑岩矿床形成的关键因素及其地球动力学机制一直是矿床学研究的重大科学问题。上述岩浆的源区、岩浆性质（氧逸度、含水量、挥发分等）、岩浆混合作用等方面的研究，能约束斑岩矿床成矿岩浆条件及其演变过程，为揭示斑岩矿床成矿机制提供重要信息。此外，还应该关注岩石圈属性与结构、地壳厚度与深部结构、岩石圈构造变形与大型矿集区形成就位机制、岩浆房大小、岩浆侵位深度、岩浆热液活动历史及其冷却速率以及成矿物质来源等。这些问题的深入对于完善斑岩成矿系统的成矿理论及指导相关找矿勘查具有重要科学意义。