乌奴

我国斑岩铜矿床分布特征及研究进展

张宗祥;郑娇

【摘要】Rearchingofporphyrycoppermetallogenictheoryandmodel

y,the

distributionfeaturesoftheporphyrycopperdepositsisdiscusd,thatis

theporphyrycopperdepositsaremainlydistributedinthecircum-pacific

metallogenicbelt,Mid-Asia-Mongoliametallogenicbeltandtethys-

Himalayanmetallogenicbelt;then,therearchre-sultsoftheporphyry

copperdepositsinrecentyearsareanalyzedsummarized;finally,the

distributionregularityoforedepositisanalyzedindepthandthe

veanaly-sisresultshavesome

referencefortheprospectingexplorationofporphyrycopperdepositsin

ourcountry.%斑岩铜矿的成矿理论及矿床模型的研究对于找矿勘查实践具有重要

的指导意义。为此，首先讨论了斑岩铜矿床的分布特征，即全球斑岩铜矿床主要分

布于环太平洋成矿带、中亚—蒙古成矿带以及特提斯—喜马拉雅成矿带；然后对

近年来斑岩铜矿床的研究成果进行了分析总结；最后，详细分析了矿床的分布规律

并总结了找矿标志。上述分析对于我国斑岩型矿床的找矿勘探工作具有一定的参考

价值。

【期刊名称】《现代矿业》

【年(卷),期】2015(000)008

【总页数】6页(P76-81)

【关键词】斑岩铜矿床;分布特征;分布规律;找矿标志;成矿潜力

【作者】张宗祥;郑娇

【作者单位】贵州省有色金属和核工业地质勘查局二总队;贵州省有色金属和核工

业地质勘查局二总队

【正文语种】中文

斑岩型矿床是在时间上、空间上和成因上均与斑状结构的中—酸性浅成或超浅成

的小侵入体(如花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、花岗斑岩等)有关的矿床，是铜钼最

大的来源和金的主要来源[1-3]。对于斑岩型矿床的研究，在20世纪70—80年代

取得了较大进展[4-6]，对斑岩矿床的成矿构造背景、蚀变分带特征、矿物组合特

征等方面有了明确的认识。通过梳理近年来斑岩铜矿床的研究成果，详细分析矿床

分布规律，并系统总结找矿标志，为该类矿床的找矿勘探工作提供参考。

1.1环太平洋成矿带

环太平洋成矿带主要位于中国东部，其空间展布与环太平洋构造成矿域相当。自晚

三叠世以来，太平洋板块与欧亚板块发生强烈的相互作用，该区燕山期产生了大规

模的岩浆活动及成矿作用[7]，形成了众多斑岩铜(钼)矿床。该带上成矿岩体大多位

于燕山期花岗闪长斑岩、石英闪长岩、闪长玢岩和石英闪长玢岩等中—酸性浅成-

超浅成岩体中或与围岩的接触带内，部分小型矿床产于燕山期流纹斑岩、凝灰岩或

粗安斑岩内及其与围岩的接触带内。该成矿带最北部的大型斑岩铜矿床——乌奴

格吐山铜(钼)矿床，受NW向构造、NE向次级断裂及故火山机构的控制，发育有

早期流纹质晶屑凝灰熔岩。矿体产于花岗闪长斑岩[7](188.3Ma)的外接触带中，

部分在内接触带岩体内。蚀变在平面上呈以花岗闪长斑岩为中心的环状分带特征，

依次为硅化带—石英钾长石化带—石英绢云化带—水白云母伊利石化带，主要矿

物组合为黄铁矿-黄铜矿-辉钼矿。南部江西德兴斑岩铜矿田由朱砂红、铜厂和富家

坞3个大型、超大型矿床组成[8]，各矿床的主要矿体均赋存于燕山早期花岗闪长

斑岩体(1713Ma)[9]的浅侧部，沿接触带内外分布，其空间形态呈倾向北的空心

筒状，平面上呈环状；围岩蚀变广泛而强烈，且分带明显，由中心到边部，依次为

硅化带、石英绢云母化带、和青磐岩化带；矿石矿物以黄铁矿、黄铜矿为主，其次

为辉钼矿、斑铜矿以及孔雀石等。

1.2中亚—蒙古成矿带

中亚—蒙古成矿带西起俄罗斯境内的乌拉尔山脉，向东经哈萨克斯坦、乌兹别克

斯坦、吉尔吉斯斯坦以及我国的新疆、甘肃北部、内蒙古和蒙古国，至俄罗斯远东

和我国东北地区[10]。该成矿带在我国主要分布于北部昆仑—秦岭中央早山西、塔

里木—华北克拉通和天上—兴安造山系等，斑岩铜矿集中分布于天山—兴安造山

系，主要成矿时代为古生代和中生代，成矿高峰期为泥盆纪和石炭纪，含矿岩浆为

钙碱性中—酸性岩浆和少量的碱性岩浆，含矿岩体为花岗闪长岩、闪长岩、英云

闪长岩和少量的二长岩，矿床可分为斑岩型Cu-Au、Cu(Au，Mo)和Cu-Mo矿。

带内土屋和延东铜(钼)矿床位于新疆东天山康古尔断裂以北，哈密市西南180km

处。矿区内岩浆侵入作用强烈，发育浅成、超浅成中—酸性岩体，多呈岩株、岩

脉状侵位于石炭系企鹅山群玄武岩和安山岩中，岩性主要为闪长玢岩及英云闪长岩，

且英云闪长斑岩(335Ma)[11]为主要的成矿岩体。热液蚀变由岩体向外依次出现

石英带、黑云母化带、石英-绢云母带、泥化带以及青盘岩化带[12]。矿化与绢英

岩化和绿泥石、绢云母化有关。矿石矿物成分简单，主要为黄铜矿，次为斑铜矿、

黄铁矿、辉钼矿、铜蓝等。内蒙多宝山铜、金矿床位于内蒙古嫩江县城北146km

处，矿区出露一套中奥陶统多宝山组滨海-浅海相的火山熔岩和火山碎屑岩、碎屑

火山沉积岩组合，侵入岩主要为花岗闪长岩、花岗闪长斑岩，其次为石英闪长岩和

更长花岗岩等，与成矿关系密切的是花岗闪长岩和花岗闪长斑岩(479.54.6

Ma)[13]。蚀变发育，但分带不甚明显，从岩体向外依次为钾硅化带，黑云母、钾

长石化带，石英绢云母化、绿泥石化、绿帘石化带，青磐岩化带，其中石英绢云母

化、绿泥石、绢云母化为主要含矿蚀变带。金属矿物主要为黄铁矿、闪锌矿、方铅

矿，次为黄铜矿、辉铜矿、赤铁矿等。

1.3特提斯—喜马拉雅成矿带

特提斯—喜马拉雅成矿带在我国主要分布于西部及西南部地区，即昆仑—秦岭中

央造山带以南、扬子陆块以西的青藏高原地区，是晚古生代以来，劳亚古陆和冈瓦

纳古陆之间的特提斯洋经扩张增生、俯冲消亡和碰撞造山等复杂演变而成的。由于

在特提斯构造域漫长的地质演化过程中发生了多期、多板块之间的俯冲消减、碰撞

造山作用，形成了多条不同时代的构造岩浆活动带，从而为斑岩型矿床的形成提供

了有力的地质条件。区内主要的成矿带有新生代的冈底斯斑岩铜矿带、玉龙斑岩铜

矿带以及印支期—燕山期的中甸斑岩铜矿带等。驱龙斑岩铜钼矿床位于冈底斯斑

岩铜矿带东部，是该铜矿带最为重要的超大型矿床，铜资源储量已达711Mt。矿

区内发育有侏罗纪—中新世的3套岩浆系统，即矿区西部的早期石英斑岩-花岗斑

岩、矿区东部的成矿期二长花岗斑岩、成矿晚期闪长玢岩等，该类岩体呈多期侵位

的特点，其中二长花岗斑岩(19.50.4Ma)是驱龙铜矿最主要的含矿围岩。驱龙铜

矿的蚀变特征具有一定的分带性，从岩体带外围依次是钾硅酸盐化蚀变(钾长石-黑

云母化)、石英-绢云母化、青磐岩化蚀变(绿帘石-绿泥石化)；铜、钼矿化与钾硅酸

盐化蚀变关系密切，主要含铜矿物为黄铜矿、辉钼矿、辉铜矿、黝铜矿、黄铁矿、

磁铁矿等，偶见斑铜矿。藏东玉龙超大型斑岩铜矿床位于玉龙成矿带，铜金属远景

储抗美援朝心得 量达650Mt[14]，是该成矿带最大的斑岩矿床。矿区出露黑云母二长花岗斑岩、

花岗闪长斑岩、碱长花岗斑岩、石英二长斑岩等所构成的复式岩体，具典型的斑状

结构。铜矿化主要与黑云母二长花岗斑岩(41.01.0Ma)有关，具有斑岩体内细脉

浸染状矿化和接触带夕卡岩-角岩型矿化的复合成矿特征。同样，玉龙铜矿床也具

有斑岩矿床普遍的蚀变特征，即从岩体中心到外围依次是钾化、硅化、绢云母化、

黏土化带，到矽卡岩化、大理岩化或角岩化、黏土化、青磐岩化、强硅化、绢云母

化带，然后是结晶灰岩或角岩化、青磐岩化带。矿石矿物以黄铜矿、黄铁矿、辉钼

矿等为主，其实还有磁铁矿、斑铜矿、赤铁矿等。值得注意的是，高氧逸度有利于

成矿，通常发育表征氧化环境的石膏、磁铁矿等矿物。该区普朗铜矿呈还原性，发

育大量表征环境的磁黄铁矿，而且在成矿流体中含有CH4、CO等还原性气体。

2.1大地构造背景

全球斑岩铜矿床主要分布于汇聚板块边缘，与板块俯冲有关[15]。洋壳俯冲脱水，

地幔楔部分熔融，形成富水岩浆，金属离子聚集于岩浆，岩浆上涌，金属离子转移

至流体中，并在合适的空间沉淀成矿[16]。该类矿床通常呈线性带状发育，大多长

几百公里，少见孤立存在的矿床，与下伏岩体的成分关系密切，成矿深度为5～

15km[15]。全球斑岩矿床可归并为著名的三大成矿域，即环太平洋成矿带、特提

斯—喜马拉雅成矿带(分布于罗马尼亚、南斯拉夫、伊朗、巴基斯坦和我国西藏等)、

古亚洲成矿带(中亚成矿带)(分布于乌兹别克斯坦、哈萨克斯坦及中国新疆、内蒙

古一带)[17]。

关于斑岩铜矿的成矿背景，Sillitoe[4]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，根据斑岩铜矿呈线状平行排列的分布特征，认为斑

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。Sun等[18]对几内亚巴布亚省马努斯盆地东部的火

山玻璃的研究认为，在汇聚边缘，铜矿床的形成应与熔融体的高氧逸度和俯冲板块

的流体释放或者是岩浆演化过程中盐卤水的分异有关。Lee等[19]认为岛弧岩浆是

氧化的，是大陆地壳的重要组成部分，大陆地壳的形成与氧化环境有关，在氧化条

件下，Cu的亲和性不高，从地幔(洋中脊)到岛弧，岩浆分异过程中，Cu含量在岛

弧岩浆中随着硫化物的分离而显著减少。由于大陆地壳形成过程中，在还原条件下，

含硫化物堆晶岩的形成有着重要的意义，因此，大洋板块沿毕尼奥夫俯冲带到达深

部后，发生脱水，责任与担当议论文 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

约1000℃。由于大陆板块的覆盖，即存在玄武岩底垫，温度陡然增高至1

400℃，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带形成相当规模的原始岛弧岩浆[20]。原始岛弧岩浆富

水，因此熔融岩浆具有较高的氧逸度[3]，携带相对较多的Cu，岩浆上升减压，物

理化学条件改变，易产生Cu分离，乃至形成矿床。除经典成矿模型所反映的岛弧

及陆缘弧环境外，斑岩铜矿还可产于碰撞造山带内，甚至产于陆内环境中。该类大

陆环境的斑岩铜矿，其基本地质特征与岩浆弧环境斑岩铜矿具有广泛的类似性，成

矿斑岩是在强烈挤压构造背景下形成的高K埃达克岩，岩浆可能起源于加厚的新

生下地壳中，岩浆源区直接或间接经历了板片流体的交代。板块断离或岩石圈拆沉

诱发的软流圈物质上涌，以及斜向碰撞导致的挤压-伸展的构造机制转换通常是引

发岩浆源区发生部分熔融的外部条件。

2.2矿床特征

斑岩矿床通常与浅成-超浅成花岗斑岩、石英闪长斑岩、石英二长斑岩、花岗斑岩、

英安玢岩等次火山岩等有关，以发育浸染状、网脉状、细脉状和角砾岩矿化为主要

特征[21]。斑岩型矿床以铜为主，其次为钼，也发育有金、铅、锌等矿种。因此，

对于伴生元素及其含量，已有的研究成果表明，成矿温度、岩浆源区演化、火成岩

岩石类型、地壳混染作用、岩浆侵位深度等多种因素均对斑岩铜矿的伴生元素及其

含量产生影响。高温环境下易于形成铜钼矿床，而相对低温则易于形成铜、锌、金

等矿床。从岩体到外围，通常因接触条件的不同而产生相应成因类型的矿床。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；如果围岩非碳酸

盐岩，则沿层交代出现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。Sillitoe[15]提出一个新的斑岩成矿系统模型，包括以侵入体为中心

的斑岩矿床、矽卡岩、碳酸盐交代以及外围沉积型金矿，叠加于高—中等强度硫

化作用的热液矿床之上，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。

斑岩铜矿系统中，以斑岩铜矿为中心，其中成矿带的形态主要取决于围岩或复式岩

体的整体形式，含铜硫化物的成矿位置，火山道位置和含矿侵入体的形态。因此，

圆柱状岩体通常形成柱状矿体，而横向发育的岩体产生的矿体具有相似的延伸、条

状外形。也有许多斑岩铜矿床垂直岩体产出，向外品位逐渐降低，而另一些则由于

Cu在深部沉淀较少而呈钟状和盖状。矿体顶部易于被石英网脉破坏和控制，任何

斑岩铜矿体的形状都可能是后期改造的结果。

斑岩体仅属于I型或磁铁矿系列，偏铝质和中钾钙碱性，但也可能落于高钾钙碱性

(钾玄质)或碱性区域，其岩性组成从钙碱性闪长岩、花岗闪长岩、石英二长岩到石

英闪长岩，碱性闪长岩到二长岩、正长岩少见。富钼的斑岩铜矿床通常与较多的长

英质侵入岩相关，尽管也有在长英质和石英二长岩中富含金的实例(马来西亚东部

的马穆特铜矿[22])但富金的斑岩铜矿床更趋向于与镁铁质组分相关。贫铜金矿床

的发育仅与钙碱性闪长岩和石英闪长玢岩相关[23]。

含矿热液来源于次火山岩体冷凝结晶关于孤独的句子 过程中挥发分的蒸馏和气化作用。矿床与火山

活动息息相关，受深大断裂控制，矿床常呈带状分布，矿体受岩体原生构造控制，

矿体形态复杂、变化大，矿床规模大、埋藏浅、矿石品位低，但矿化分布均匀，易

采易选。该类矿床通常发育黄铜矿、斑铜矿、黄铁矿、辉钼矿、闪锌矿、石膏和赤

铁矿等，如驱龙斑岩型铜钼矿床发育大量的硬石膏与赤铁矿[24]。部分矿床不见石

膏、赤铁矿等表征氧化环境的矿石矿物，发育有表征还原环境的磁黄铁矿，如普朗

斑岩铜矿床[25]、包古图斑岩铜矿床[26]等。矿石成分中可供综合利用的矿产较多，

除Cu、Mo、W、Sn、Au、Pb、Zn外，还有Ag、Se、Te、Re等元素，具有重

要的工业价值。

2.3蚀变分带特征

斑岩铜矿岩体蚀变较发育，由连续、宽阔的蚀变矿化带组成，在平面上具有一定的

分布特征，由岩体中心向外围蚀变特征依次为钾硅酸盐化带、石英绢云母化带、泥

化带、青磐岩化带。碱性岩体中绢云岩化，尤其是泥化比在钙碱性岩体中更为发育，

表明受岩浆化学成分K+/H+的控制。由于蚀变类型与流体的pH、主要产生的硫

化物、硫化作用状态等有直接联系，因此，每类蚀变都有一些特定的不透明矿物组

合。由低温到中温，再到高温，硫逸度逐渐下降。一般来说，矿化-蚀变类型向上

逐渐变年轻，其结果是较浅的矿化-蚀变区总是叠加和少部分的被改造[15]。西藏

驱龙斑岩铜矿具有明显的蚀变分带特征，以成矿二长花岗斑岩、(似斑状)黑云母二

长花岗岩为中心，具有中心环状对称的蚀变分带特征，即从斑岩体内部向外，由深

到浅，依次出现钠长石-榍石-硬石膏绿帘石化带、钾硅酸盐化(钾长石+硬石膏化+

黑云母+硬石膏化)蚀变带、石英-绢云母-绿泥石化带、石英-弱绢云母化-黏土化蚀

变带、硅化-绿泥石(绿帘石)蚀变带、青磐岩化蚀变带或角岩化以及外围矽卡岩化

带[27]。然而，并非所有的矿床都存在以上蚀变分带，可以只有1～2个带特别发

育，如云南普朗铜矿床，泥化带发育不明显，从岩体中心到边缘，该矿床表现为硅

化带、钾化带、石英-绢云母化带、青磐岩化带、角岩化带[28]。

2.4氧逸度

从全球斑岩铜矿分布来看，会聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿背景[2]；

但有学者认为斑岩铜矿还可产于碰撞造山带内,甚至产于陆内环境中。有利于斑岩

铜矿成矿的构造早在20世纪20年代，矿床学家便意识到，一定特征的斑岩体是

形成斑岩铜矿最重要的条件之一。Sillitoe[4,15]总结了斑岩铜矿的分布规律和岩浆

岩地球化学特征，认为斑岩铜矿主要与俯冲背景下产出的钙碱质中—酸性火成岩

有关。但并非所有的钙碱质中—酸性斑岩体都可形成斑岩铜矿，因而，找出含矿

与无矿斑岩之间的差别无疑对找矿工作具有重大意义。成矿斑岩代表高侵位的岩石，

斑晶含量达30%～70%，斑晶大小不等，如中甸普朗斑岩铜矿成矿岩体——石英

二长斑岩具有斑状结构，基质具半自形粒状结构，斑晶含量33%～35%，主要为

钾长石、更长石、中长石和石英。基质主要由斜长石、钾长石、石英、角闪石和黑

云母等组成，粒度小于0.3m。推测该类斑岩在上升过程中斑晶产生了碰撞，故有

时见到碎斑晶。

在氧化条件下，锆石中的Zr4+容易被Ce4+取代，因此，可通过

w(Ce4+)/w(Ce3+)值来判断岩浆氧逸度的相对高低。Ballard等[29]最早使用锆石

成分来反映岩浆氧化还原程度，将北智利的超大型斑岩铜矿作为研究对象，通过锆

石中的w(Ce4+)/w(Ce3+)值探讨成矿的氧化状态。在高氧逸度条件下，亲S元素，

如Cu、Au，在岩浆中的富集程度与岩浆氧化还原性密切相关，S以S6+，即形式

存在，Cu、Au等成矿元素以离子形式随岩浆迁移，形成含矿流体，从而利于成矿。

岩浆结晶分异过程中如果S2-大量存在便会导致Cu、Au硫化物过饱和而过早沉淀，

不利于残余岩浆中Cu、Au的富集。Liang等[30]对西藏玉龙铜矿含矿斑岩和不含

矿斑岩中锆石的w(Ce4+)/w(Ce3+)值进行测试，得出含矿斑岩的

w(Ce4+)/w(Ce3+)值为5～1314，而不含矿岩体的w(Ce4+)/w(Ce3+)值为3～

295，含矿岩体氧逸度较高。此外，鹤庆北衙金多金属矿床[31]、祥云马厂箐斑岩

铜钼多金属矿床[32]、金平铜厂铜钼多金属矿床[33]也具有相似的成矿特征。因此，

尽管成矿斑岩体的高氧逸度形成机制仍存在较多争议[34]，但高氧逸度岩体有利于

成矿，低氧逸度岩体不利于成矿，这是一个广泛的认识。因此，利用锆石中稀土元

素的含量计算岩浆的氧逸度在对于斑岩矿床的找矿勘探具有重要的指示作用。

3.1找矿标志

(1)基础地质标志。斑岩铜矿床主要分布于汇聚板块边缘，根据前人区域构造研究

成果，可排除非成矿区。另外，斑岩体是斑岩型矿床发育的必要条件，岩体及其围

岩的蚀变分带特征，即从岩体到外围，依次发育硅化钾化带、黄铁石英绢云母化带、

青磐岩化带、泥化带。虽然并非每座矿床都具有这一完整的蚀变分带特征，但往往

会有2～3个矿化带发育比较明显。

(2)地球物理标志。虽说斑岩是一种浅成侵入岩，但往往有些岩体未受足够的剥蚀

而出露地表，并且斑岩体的电阻率、磁性特征等与围岩均有一定的特征性差异。因

此，特定的磁异常、电法异常对于寻找隐伏岩体乃至斑岩矿床或其他类型矿床具有

重要的指示意义[35]。

(3)地球化学标志。斑岩体的发育并非斑岩矿床形成的充分条件。岩体须具有一定

特征才具有成矿潜力，岩浆富水、高氧逸度，则易携带成矿元素(Cu、Au、Ag等)；

矿体通常与具高Sr低Y的埃达克岩亲和性的岩体有关[36]。因此，对岩体的化学

成分、含水性、氧逸度等方面的特征进行分析，也是斑岩矿床成矿潜力评价的有效

方法之一。

3.2矿床模型与找矿勘查

基于斑岩铜矿的基本地质特征，可根据斑岩铜矿的蚀变分带、矿种分带、岩体氧化

还原性等因素，结合数学地质理论分析、三维地质建模，运用分形理论、混沌边理

论等，建立可靠的相关三维地质模型，为找矿勘探提供更直观、更具可靠性的依据。

在斑岩铜矿勘查与研究早期，Lowell等[21]根据蚀变特征及其分带，提出了斑岩

铜矿蚀变分带模型，有效指导了斑岩铜矿的勘查工作。Hedenquist等[37]提出了

斑岩铜矿-浅成低温热液型金矿床模型，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

矿找矿勘查具有重要的指导作用，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。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，Sillitoe[15]提出了一个新的模

型，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，有力推动了综合找矿勘查工作的开展。Sillitoe[15]认

为：①选择研究成熟的斑岩Cu、Au成矿带；②对于新兴地区，至少有一座重要

的已勘查出的该类型矿床；③板块边界应具有成矿地质条件。基于近年来的找矿突

破，上述观点是行之有效的。

3.3我国斑岩型矿床成矿潜力

各成矿带岩体具有各自特征，即环太平洋成矿带目标岩体为燕山期成岩；中亚—

蒙古成矿带岩体成岩时期为古生代；特提斯—喜马拉雅成矿带的矿床则相对复杂，

有冈底斯成矿的中新统岩体，玉龙成矿带始新统岩体，以及中甸矿集区印支期、燕

山期—喜山期岩体。通过地表观察、槽探、浅井、平硐、钻孔等勘探工程，分析

相应的蚀变特征，是否具有分带性，并建立蚀变模型。结合岩体蚀变特征及氧逸度

特征信息，运用MapGIS[38]、Surpac等12月的英语 软件，建立相应的成矿模型及找矿模型，

有效圈定成矿靶区，进而进行成矿预测。

在我国属于环太平洋成矿带和中亚—蒙古成矿带的地区，区域构造活动较为古老，

成矿期次相对较少，矿床分布相对稀疏。而特提斯—喜马拉雅成矿带，从印支期

开始，构造活动及成矿作用频繁，印支期、燕山期、喜山期均有成矿，且该区矿床

分布相对较密，资源量大。另外，中甸地区印支期发育有较为少见的还原性斑岩铜

矿(普朗斑岩铜矿)且为超大型，即该区斑岩成矿环境复杂多样。综合上述分析可认

为，特提斯—喜马拉雅成矿带成矿潜力较大。

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