還原性圍巖在斑巖鉬礦成礦中的作用*

郭東偉，李延河，段 超，范昌福，萬 秋，孫鵬程

（1 自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室中國地質科學院礦產資源研究所，北京 100037；2 北京大學地球與空間科學學院，北京 100871；3 安徽省地質調查院(安徽省地質科學研究所)，安徽合肥 230001）

斑巖型鉬礦是重要的鉬礦資源類型，鉬金屬95%以上來源于斑巖型（+矽卡巖型）礦床（Sillitoe et al.,2010）。世界鉬資源分布不均，全世界約90%的鉬分布于中國、美國、智利、秘魯和加拿大等國家（U.S.G.S.,2023）。傳統觀點認為斑巖鉬礦床的形成與洋殼俯沖密切相關（Sillitoe, 1980），可劃分為裂谷/Climax 型（以美國Climax-Henderson 鉬礦帶為典型代表（Seedorff et al., 2004a; 2004b; Ludington et al.,2009））和巖漿弧型（以加拿大Endako（Selby et al.,2000）、MAX（Linnen et al., 1990; Lawley et al.,2010），美國Quartz Hill、Thompson Creek和Buckingham（Carten et al., 1993）以及秘魯Tamboras 鉬礦床（Heintze, 1985）為代表）。中國秦嶺-大別鉬成礦帶則發育于華北克拉通與揚子克拉通碰撞造山后的陸內伸展環境（毛景文等, 1999; 葉會壽等，2006a;2006b;Mao et al.,2011;Zhang et al.,2014）。

成礦斑巖常含有巖漿成因石膏，磁鐵礦/赤鐵礦等高氧化態礦物（Roedder, 1971; Thomas et al.,1982;Seedorff et al.,2004a;2004b;楊永飛等，2009a;Yang et al., 2013; 張娟等，2013; Zhang et al., 2014;Audétat,2015;Ouyang et al.,2022），指示初始成礦斑巖巖漿-熱液成礦系統具有較高的氧逸度。與斑巖銅礦相比，斑巖鉬礦的氧逸度稍低，氧逸度：斑巖銅礦＞斑巖銅鉬礦＞斑巖鉬礦（Sillitoe et al., 1998；Thompson et al., 1999; Sun et al., 2015）。高氧逸度有利于硫、鉬等成礦物質在部分熔融階段進入熔體，形成富硫、富鉬成礦巖漿；在巖漿結晶過程中，高氧逸度有利于富硫、富鉬成礦溶液的析出，因此高氧逸度已成為區分斑巖成礦與否的有效指標（Ballard et al., 2002; Burnham et al., 2012; Mu?oz et al., 2012;Trail et al., 2012; Sun et al., 2015; Zhang et al., 2017;Zhou et al., 2018; Gao et al.,2020; 李延河等, 2020;Ouyang et al., 2022; Xu et al., 2023）。高分異、高氧逸度、富水、富硫、富鉬等是斑巖成礦的有利因素（Jiang et al.,2021）。但許多斑巖鉬礦成礦巖漿具有較低 的w(Mo) （2×10-6～25×10-6）（Audétat, 2015;Audétat et al., 2017；Ouyang et al., 2020; 2021），說明成礦物質高效卸載聚集條件可能比巖漿中Mo 的初始濃度更重要(Vigneresse et al.,2019)。硫在高氧逸度成礦巖漿中主要以硫酸鹽形式存在，在礦石中以硫化物形式為主，說明斑巖巖漿-熱液成礦系統氧逸度從早到晚發生了重大轉變。什么物質和過程觸發了高氧化性巖漿-熱液成礦系統氧化-還原狀態發生轉變，促使成礦物質高效卸載成礦？是關系斑巖鉬礦成因和高效評價的重大科學問題。李延河等（2020）提出“高氧化性斑巖+還原性富碳質地層/富亞鐵火山巖”是評價斑巖銅礦成礦的有效指標，然而，前人在斑巖鉬礦研究中關注的焦點依舊是成礦母巖的起源與演化，還原性圍巖在斑巖鉬礦成礦中作用長期被忽視，至今尚不清楚。

與斑巖成礦有關的還原性圍巖主要有2 種：①黑色富碳質圍巖；②富亞鐵圍巖，主要是中基性火山巖（李延河等，2020）。在中國斑巖鉬礦中還原性碳質圍巖更發育（李永峰等, 2005；葉會壽等，2006a；向君峰等，2012;Yang et al.,2017;陳衍景等，2020；李延河等，2020），在南美斑巖銅鉬礦中富含亞鐵的安山質火山巖圍巖更普遍（Skewes et al., 2003;Cannell et al., 2005; Stern et al., 2007; Vry et al.,2010）。本文以中國南泥湖-三道莊-上房溝、沙坪溝、曹四夭和美國Mt.Emmons 等大型-超大型斑巖鉬礦為例，討論了還原性含碳質圍巖在斑巖鉬礦床成礦中的作用；以金堆城超大型斑巖鉬礦為例，討論了還原性中基性火山巖圍巖在斑巖鉬礦床成礦中的作用。

1 斑巖鉬礦床地質特征及其與還原性圍巖的關系

大量資料和研究表明，大型-超大型斑巖鉬礦的頂板及周邊圍巖中普遍存在暗色-黑色還原性含碳質地層和富含亞鐵的中基性火山巖。秦嶺-大別鉬成礦帶中的還原性含碳質圍巖主要為古元古界太華群水底溝組和盧鎮關巖群仙人沖巖組黑色含石墨片巖、含石墨片麻巖等（圖1a、b），新元古界欒川群煤窯溝組、白術溝組和南泥湖組、三川組黑色含碳質片巖、碳質頁巖等（圖1c、d），該成礦帶內中基性火山巖為廣泛分布的古元古界熊耳群安山質-玄武質火山巖（圖1e、f）（李永峰等,2005；葉會壽等，2006a；向君峰等，2012;Yang et al.,2017;陳衍景等，2020）；華北克拉通北緣鉬成礦帶中含碳質圍巖主要為古元古界集寧群含石墨的片麻巖（王時麒，1989；張家輝等，2019）；北美Climax-Henderson 鉬成礦帶含碳質圍巖主要為白堊系Mancos 組、Mesaverde 組黑色富含碳質砂巖和泥巖、油頁巖及含煤沉積巖層（Donnell,1961; Roehler, 1979;1987; Thomas et al., 1982；Sanchez,1990;Li et al.,2018;Collins,2020）。

圖1 秦嶺-大別鉬礦帶與斑巖鉬礦關系密切的黑色還原性含碳質地層和中基性火山巖圍巖a.沙坪溝鉬礦外圍盧鎮關巖群仙人沖巖組的三和石墨礦地表露頭；b.三和石墨礦巖芯；c.欒川南泥湖-三道莊鉬礦外圍欒川群白術溝組厚層狀黑色碳質板巖；d.欒川南泥湖-三道莊鉬礦外圍欒川群白術溝組黑色碳質板巖；e.熊耳群雞蛋坪組玄武安山巖；f.熊耳群馬家河組安山質火山集塊巖Fig.1 Reductive carbonaceous surrounding rocks and intermediate-basic volcanic rocks are closely related to Mo mineralization in the East Qinling-Dabie Mo mineralization belta.The surface exposure of the Sanhe graphite deposit occurred in the Xianrenchong Formation of the Luzhenguan Group in the periphery of the Shapinggou Mo deposit;b.Drill cores from the Sanhe graphite deposit;c.The thick-layered black carbonaceous slate of the Baishugou Formation of Luanchuan Group within the boundary of the Nannihu-Sandaozhuang Mo deposits in Luanchuan;d.Black carbonaceous slate of the Baishugou Formation of Luanchuan Group within the boundary of the Nannihu-Sandaozhuang Mo deposits in Luanchuan;e.Basaltic andesite of JidanpingFormation of the Xiong’er Group;f.Andesitic volcanic agglomerate of Majiahe Formation of the Xiong’er Group

這些黑色還原性含碳質地層的巖性以碳質砂板巖、碳質凝灰巖、碳質灰巖等沉積巖系和碳質千枚巖、含石墨片麻巖、含石墨大理巖等變質巖系為主。在部分斑巖鉬礦區由于構造隆升剝蝕，礦床形成時覆蓋在斑巖鉬礦床上部的還原性含碳質圍巖已被剝蝕（如美國Climax、Urad-Henderson 斑巖鉬礦），或僅在礦區外圍出露（如魚池嶺斑巖鉬礦），或以殘片的形式在礦區內及外圍零星出露（如沙坪溝斑巖鉬礦）。黑色還原性含碳質圍巖不僅為氧化性斑巖成礦系統提供還原劑，還是理想的天然隔水層，是形成大型高品位斑巖鉬礦的重要因素和條件。在成礦過程中圍巖中有機質熱解和/或碳質與熱液反應產生的甲烷等還原組分的加入，引發高氧化性成礦溶液中硫酸鹽還原和礦質高效卸載沉淀。斑巖成礦系統中高氧化性成礦溶液與富含亞鐵的還原性中基性火山巖反應是引起礦質高效卸載沉淀的另一種重要機制。

為深入了解還原性含碳質地層和中基性火山巖圍巖在斑巖成礦中的作用及成因聯系，下面以中國秦嶺-大別、華北克拉通北緣和美國Climax-Henderson 世界上重要的Mo 成礦帶中5 個典型斑巖鉬礦床為例，簡要介紹如下。

1.1 河南欒川南泥湖-三道莊-上房溝斑巖-矽卡巖型鉬鎢礦

南泥湖-三道莊-上房溝斑巖-矽卡巖型超大型鉬(鎢)礦田位于秦嶺-大別鉬成礦帶中段，欒川礦集區（圖2a），已查明Mo 資源儲量＞200 萬t，W＞70 萬t（葉會壽等，2006a），包括南泥湖斑巖型鉬礦床、三道莊矽卡巖型鉬礦床、上房溝斑巖型鉬鐵礦床等3 個超大型礦床（李永峰等,2005），共同組成舉世聞名的南泥湖鉬礦田（圖2b）（楊永飛等，2009b）。南泥湖鉬礦田出露的地層主要為中元古界官道口群和新元古界欒川群，后者分布于礦田中部，為主要的賦礦地層。欒川群是一套礦區內廣泛發育的含碳質地層（陳衍景等，2020），自下而上可分為4 個組：①白術溝組（Pt3b）（圖1c、d）：由碳質絹云千枚巖、碳質絹云石英片巖、碳質絹云石英巖夾大理巖組成，地層厚度～1000 m；②三川組（Pt3s）：下段為變質砂巖夾碳質千枚巖，上段為大理巖夾鈣質片巖，地層厚度471.57 m，為三道莊鉬礦床的主要賦礦層位；③南泥湖組（Pt3n）：下段主要為細粒石英巖，中段以變斑二云片巖、碳質絹云片巖及鈣質二云片巖為主，地層厚度509 m，是南泥湖斑巖型鉬礦床的主要賦礦層位；④煤窯溝組（Pt3m）：含碳絹云千枚巖、石煤層等，石煤夾層厚度＞150 m，地層厚度1100 m，為上房溝斑巖鉬礦床的主要賦礦層位。

圖2 南泥湖鉬礦田構造位置簡圖（a）和地質簡圖(b，據楊永飛等，2009b)1—第四紀沉積物；2—欒川群煤窯溝組；3—欒川群南泥湖組；4—欒川群三川組；5—欒川群白術溝組；6—官道口群；7—燕山期花崗斑巖；8—加里東期變輝長巖；9—礦區范圍；10—斷裂；11—背斜；12—向斜Fig.2 Tectonic location sketch(a)and geological map of the Nannihu Mo field(b,after Yang et al.,2009b)1—Quaternary sedimentary;2—Meiyaogou Fm.,Luanchuan GP.;3—Nannihu Fm.,Luanchuan GP.；4—Sanchuan Fm.,Luanchuan GP.;5—Baishugou Fm.,Luanchuan GP.;6—Guandaokou GP.;7—Mesozoic granite porphyry;8—Neoproterozoic metagabbro;9—Deposit boundaries;10—Fault;11—Anticline;12—Syncline

南泥湖燕山期成礦斑巖體侵入南泥湖地層中。巖體地表呈不規則橢圓狀，出露面積近0.12 km2，巖體深部變大。巖體淺部為斑狀二長花崗巖，向深部逐漸過渡為斑狀黑云母花崗閃長巖。南泥湖礦區鉬礦體賦存于南泥湖斑巖體內部及其外接觸帶的黑云母長英角巖中（圖3）。三道莊礦區鉬礦體主要賦存于三川組上段由接觸變質和交代作用形成的鈣硅酸鹽角巖和矽卡巖中，主礦體形態簡單，呈厚層狀，在礦區范圍內長度大于1420 m, 厚度80～150 m，最大厚度可達364 m（圖3）（楊永飛等，2009b）。上房溝鉬鐵礦鉬礦化位于花崗斑巖體內部、接觸帶矽卡巖及蝕變輝長巖中（Yang et al.,2013）。礦田金屬礦物主要為黃鐵礦、輝鉬礦、磁鐵礦、磁黃鐵礦、白鎢礦、黃銅礦等。熱液蝕變強烈、類型復雜，由巖體向外表現出一定的分帶性：①鉀化、②硅化、③絹英巖化、④矽卡巖化、⑤陽起石化、⑥碳酸鹽化、⑦螢石化。成礦過程分為4 個階段：階段Ⅰ，為硅化、鉀化和矽卡巖化，發育少量磁鐵礦、輝鉬礦；階段Ⅱ，為主要的鉬礦化階段，硅化、絹英巖化強烈，以大量發育石英-鉀長石-輝鉬礦脈、石英-輝鉬礦脈、石英-硫化物脈、薄膜輝鉬礦脈為特征；階段Ⅲ，為多金屬硫化物礦化，以發育黃鐵礦脈、石英-硫化物-碳酸鹽脈為特征；階段Ⅳ，以發育碳酸鹽脈、石英-碳酸鹽脈、碳酸鹽-螢石脈為特征，基本不含硫化物。上房溝鉬鐵礦床，階段I礦物流體包裹體以H2O-CO2包裹體為主，常見純CO2包裹體，子礦物為磁鐵礦等，顯示相對氧化環境特征，階段Ⅱ、階段Ⅲ，礦物流體包裹體除CO2和/或H2O外，含少量CH4、CO 還原性氣體組分，顯示相對還原特征（Yang et al.,2013）。

圖3 南泥湖-三道莊鎢鉬礦床橫9線勘探剖面圖(據楊永飛等，2009b)1—各類角巖；2—矽卡巖；3—花崗斑巖；4—斷裂構造；5—表內礦體；6—表外礦體；7—斑巖體邊界；8—矽卡巖邊界Fig.3 Geological section along No.9 exploration line in Nannihu-Sandaozhuang W-Mo deposit(after Yang et al.,2009b)1—Hornfels;2—Skarn;3—Granite porphyry;4—Fault;5—High-grade Mo orebody;6—Low-grade Mo orebody;7—Porphyry bodudary;8—Skarn boundary

1.2 安徽金寨沙坪溝斑巖型鉬礦

沙坪溝斑巖型鉬礦床位于大別造山帶東段，已探明鉬金屬儲量230 萬t，平均品位＞0.1%（張懷東等，2012），為世界第二大鉬礦床，該區出露地層主要為元古界盧鎮關巖群的變火山-沉積巖，巖性主要為黑云斜長片麻巖、二長片麻巖、斜長角閃片麻巖和變粒巖、大理巖、云母片巖、石墨片巖等。在金寨鐵沖鄉皂河一帶盧鎮關巖群仙人沖巖組中段石墨云母石英片巖、石墨紅柱石千枚巖等富集形成石墨礦床（圖1a、b）。由于受到燕山期強烈的巖漿構造作用的影響，沙坪溝鉬礦床形成后，該地區地殼發生了隆升，遭受了風化剝蝕，使盧鎮關巖群呈殘留體和捕虜體出露于沙坪溝礦田的西部和北部（圖4）（陸三明等，2019），使形成于數公里之下的斑巖鉬礦床逐漸接近于地表，花崗斑巖體正上部的青磐巖化帶、泥化帶以及脈型Pb-Zn 礦體已被全部剝蝕破壞，只保留下了巖體周邊的青磐巖化帶、脈型Pb-Zn 礦體，而斑巖鉬礦主體基本未受剝蝕（何俊等，2016；任志等，2020）。鉬礦體主要賦存于隱伏花崗斑巖體與正長巖（圍巖）的接觸帶內。

圖4 沙坪溝鉬礦床平面地質圖（據陸三明等，2019）1—第四系；2—盧鎮關群角閃斜長片麻巖；3—硅質大理巖；4—爆發角礫巖；5—石英正長巖；6—黑云母正長巖；7—黑云母正長斑巖；8—花崗巖；9—花崗閃長巖；10—閃長巖；11—花崗斑巖；12—石英斑巖：13—正長斑巖；14—角閃輝石巖；15—輝石巖；16—斷層；17—鉬礦；18—鉛鋅礦/螢石礦Fig.4 Geological map of the Shapinggou Mo deposit(Modified from Lu et al.,2019)1—Quaternary;2—Amphibole plagiogneiss of Luzhenguan Group;3—Siliceous marble;4—Explosion breccia;5—Quartz syenite;6—Biotite syenite;7—Biotite orthophyre;8—Granite;9—Granodiorite;10—Diorite;11—Granite porphyry;12—Quartz porphyry;13—Orthophyre;14—Hornblende pyroxenite;15—Pyroxenite;16—Fault;17—Molybdenum ore;18—Lead-zinc/Fluorite ore

沙坪溝鉬礦床的主礦體只有1 個，呈筒狀產出，厚度大，礦化連續。眾多的零星小礦體圍繞主礦體兩側分布。外圍多個鉛鋅礦床（點）以沙坪溝鉬礦床為中心呈環形分布，礦體明顯受斷裂控制。圍巖蝕變發育，從花崗斑巖體向外，劃分為3 個蝕變帶：（Ⅰ）鉀（鈉）長石-硅化帶→（Ⅱ）黃鐵絹英巖化帶→（Ⅲ）綠泥石-碳酸鹽化帶。成礦過程劃分為4 個階段：①鉀（鈉）長石-石英-磁鐵礦/赤鐵礦階段，含少量輝鉬礦和黃鐵礦，礦化弱，鐵氧化物呈浸染狀分布；②石英-鉀長石-輝鉬礦階段，為輝鉬礦的主成礦階段，石英-（黃鐵礦）-輝鉬礦細脈、網脈在巖體與圍巖接觸帶中廣泛發育；③黃鐵絹英巖化階段，以大量黃鐵礦化、絹云母化、硅化為主要特征，而輝鉬礦化減弱；④石英-螢石-石膏階段，以出現大量石英-螢石為主要特征，在該礦區的北東側形成了小型螢石礦床，石膏脈比較發育（圖5a～f）。礦物共生組合指示成礦系統氧逸度從巖漿-熱液期到主成礦期有逐漸降低的趨勢，至成礦晚期又有所升高。

圖5 沙坪溝斑巖鉬礦床礦石特征a.礦床深部新鮮石英正長巖富含原生磁鐵礦；b.鉀化→硅化→螢石化（從早到晚）；c.鉀化和網脈狀輝鉬礦化；d.鋸齒狀輝鉬礦沿裂隙充填；e.晚期黃鐵礦交代早期輝鉬礦；f.成礦晚期沿裂隙充填的白色石膏脈Fig.5 Photographs of ore features in the Shapinggou porphyry Mo deposita.Primitive magnetite developed in fresh quartz syenite from deep deposits;b.Potassium alteration,silicification,and fluoritization from the early to late stages;c.Potassium alteration and vein of molybdenite mineralization;d.Sawtooth-shaped molybdenite filled in the fissures;e.Later pyrite replaced earlier molybdenite;f.White gypsum veins filled in the fractures in the late stage

1.3 內蒙古興和曹四夭斑巖型鉬礦床

內蒙古興和縣曹四夭斑巖鉬礦床位于華北克拉通北緣鉬成礦帶，已探明鉬金屬量175.6 萬t。在斑巖型鉬礦床的外圍和上部發育熱液脈型鉛鋅金礦床（圖6）。區內前寒武系變質巖系廣泛出露，主要包括古元古界興和群、集寧群（張家輝等，2019）。集寧群黃土窯巖組主要分布于礦區中部，為曹四夭斑巖鉬礦的賦礦圍巖，主要巖性有夕線石石榴子石鉀長片麻巖、夾石榴子石黑云斜長片麻巖、含石墨片麻巖、混合巖及透輝大理巖等。集寧群發育厚約300 m 的含石墨夾層，是內蒙古中部石墨礦床的重要賦存層位，產出多個大型石墨礦床（王時麒，1989；楊彪等，2023）。中生界主要為中侏羅統陸相碎屑巖，上侏羅統零星分布，主要為安山巖和凝灰巖。礦區內與鉬成礦有關的燕山期正長花崗斑巖呈巖株狀產出，LAICP-MS 鋯石U-Pb 成年齡為148.5～149.9 Ma (Wu et al., 2016; Wu et al., 2017)。輝鉬礦的Re-Os 等時線年齡和加權平均年齡分別為（148.3±1.3）Ma 和（148.5±1.1）Ma。曹四夭鉬礦體主要產于晚侏羅世正長花崗斑巖與集寧群黃土窯巖組斜長淺粒巖和含石墨黑云石榴斜長片麻巖的外接觸帶，少量產在內接觸帶（圖6）。

圖6 曹四夭斑巖鉬礦橫08勘探線剖面圖（據河南省地質礦產開發局第二地質勘查院，2014修改）1—新生界沉積物；2—古元古界集寧群黃土窯組變質巖；3—早白堊世角礫狀流紋斑巖；4—晚侏羅世正長花崗斑巖；5—晚侏羅世二長花崗巖；6—新元古代輝綠巖脈；7—斷裂破碎帶；8—隱爆角礫巖；9—斷裂；10—鉀化帶；11—絹英巖化帶；12—青磐巖化帶；13—泥化帶；14—工業鉬礦體；15—低品位鉬礦體；16—鉛鋅礦體；17—鉛鋅金礦體；18—鉛金礦體；19—金礦體Fig.6 Geological transverse-section along No.08 exploration of the Caosiyao porphyry Mo deposit(modified after No.2 Geoexploration Party,Henan Bureau of Geoexploration and Mineral Development,2014)1—Quaternary sediments;2—Huangtuyao Formation metamorphic rocks of the Palaeoproterozoic Jining Group;3—Early Cretaceous brecciated rhyolite porphyry;4—Late Jurassic syenogranite porphyry;5—Late Jurassic monzogranite;6—Neoproterozoic diabase dike;7—Broken fault zone;8—Crypto explosive breccia;9—Fault;10—Potassic alteration zone;11—Silicification-sericitization zone;12—Propylitization zone;13—Argillization zone;14—Mo orebody;15—Mo mineralized orebody;16—Pb-Zn orebody;17—Pb-Zn-Au orebody;18—Pb-Au orebody;19—Au orebody

礦床主要金屬礦物為輝鉬礦和黃鐵礦，其次為磁鐵礦、黃銅礦和磁黃鐵礦及少量黑鎢礦。脈石礦物主要為石英和絹云母，其次為鉀長石、黑云母、白云母、綠簾石、螢石和方柱石。曹四夭鉬礦床具有典型斑巖鉬礦床的圍巖蝕變類型及分帶特征，鉀化帶規模較小，僅出現在花崗斑巖體的頂部，并伴生少量鉬礦體；絹英巖化帶產于鉀質蝕變帶的外圍，規模最大，主要的鉬礦體均產于該蝕變帶中；泥化帶疊加于絹英巖化帶之上；青盤巖化帶位于蝕變帶的最外側，以集寧群變質巖中出現少量綠泥石化、綠簾石化和方解石化為標志，該蝕變帶中未見鉬礦化（圖6）（Wu et al.,2016;Wu et al.,2017）。成礦分為3 階段：①石英+輝鉬礦±磁鐵礦±黃鐵礦階段、②輝鉬礦+黃鐵礦±磁黃鐵礦±黃銅礦階段和③石英+方解石+螢石階段。

1.4 Mt.Emmons斑巖型鉬礦床

Mt. Emmons 斑巖型鉬礦田位于太平洋東岸北美Colorado（Climax-Henderson）鉬成礦帶中部，該成礦帶發育Urad-Henserson、Climax、Mt. Emmons、Silver Creek 等多個世界級斑巖型鉬礦床（圖7a）。Mt.Emmons 礦田包含位于Redwell 盆地下部的上Redwell 礦床和下Redwell 礦床，以及Red Lady 盆地西緣的Mt.Emmons 鉬礦床（圖7b）。白堊紀Mancos組、Mesaverde 組沉積巖在礦區廣泛分布，巖性主要為黑灰色層狀海相碳質泥頁巖，包含粉砂巖、砂巖和砂質灰巖等（Lorenz et al., 2002）。古近紀的Ohio Creek 組和Wasatch 組礫巖砂巖層覆蓋其上（圖7b）。Redwell 花崗斑巖體向上侵入至Mancos 組、Mesaverde組含碳質地層，接觸部位形成含黃鐵礦、磁黃鐵礦的角巖帶，靠近巖體300 m 厚深棕色角巖帶發生褪色蝕變，之上為150 m 厚黑色角巖帶（Thomas et al.,1982）。Redwell礦床礦體賦存于Redwell斑巖體與圍巖角巖接觸蝕變帶，下部礦體位于Redwell斑巖體內，Mt.Emmons 礦床礦體位于角巖接觸帶。從巖體向外蝕變帶依次為鉀化帶（石英、磁鐵礦和黑云母），絹英巖帶（石英、絹云母和黃鐵礦）和青磐巖化帶。礦石礦物包括輝鉬礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦、石英、綠簾石、綠泥石和方解石等。

位于該成礦帶的Climax和Urad-Henderson超大型斑巖鉬礦床與Mt. Emmons 斑巖型鉬礦床地質特征和成礦時代相似，礦體直接賦存于Silver plume 花崗巖巖體之中（Clark, 1972; Seedorff et al., 2004a;2004b）。在Climax和Urad-Henderson等超大型鉬礦床附近，Mesaverde組和Wastch組中發現可開采的天然氣儲量達2.4×1013立方英尺（Drake et al., 2019），天然氣主要源自Mesaverde 組煤層及碳質頁巖。Wastch 組、Mesaverde 組黑色碳質泥頁巖、泥砂巖在區域上是重要的烴源巖，同時為斑巖鉬成礦提供了還原劑和良好的隔水層。Climax 和Urad-Henderson 等斑巖鉬礦區未見Wastch 組、Mesaverde組含碳質圍巖，可能與地殼抬升，沉積地層被剝蝕有關。

斑巖鉬礦區及附近發育黑色含碳質地層是非常普遍的地質現象，斑巖鉬礦的區域分布明顯受黑色含碳質地層控制。雖然有些斑巖鉬礦區缺失含碳質地層（如中國的魚池嶺、沙坪溝鉬礦，美國的Climax和Urad-Henderson 鉬礦等），但其附近分布的石墨礦、煤層或天然氣氣藏指示斑巖鉬礦形成時存在的含碳質地層可能因地殼隆升被剝蝕破壞。含碳質圍巖為氧化性成礦流體提供還原劑，使成礦流體中硫酸鹽還原形成輝鉬礦等礦石礦物，是形成大型高品位斑巖鉬礦的重要條件。

1.5 陜西華縣金堆城斑巖鉬礦

陜西省華縣金堆城斑巖鉬礦床位于秦嶺-大別鉬成礦帶的西端，已探明Mo資源儲量97.8萬t，平均品位0.099%，達超大型規模(王曉霞等，2015；陳衍景等，2020)。礦區內主要地層為熊耳群和官道口群（圖8a）。熊耳群巖性主要為安山巖和玄武安山巖，含少量流紋巖類、凝灰巖。官道口群高山河組分布于礦區南部，沿碌碡溝斷裂不整合覆蓋于熊耳群火山巖之上，為濱海-淺海相碎屑巖沉積建造。自下而上可分為3 個巖性段：下段為紫紅色礫巖、粉砂巖，灰白色石英巖夾變石英砂巖和泥板巖；中段為變石英砂巖夾泥砂質板巖；上段為厚層紫紅-灰白色石英巖夾變石英砂巖。金堆城花崗斑巖體呈巖枝狀侵入于熊耳群玄武安山巖中，地表出露長400 m，寬150 m，面積0.067 km2（圖8a）。金堆城花崗斑巖體形成于141 Ma（朱賴民等，2008；郭波等，2009），金堆城鉬礦床輝鉬礦Re-Os 同位素年齡為139 Ma（黃典豪等，1994），略晚于金堆城花崗斑巖的侵位年齡。

金堆城鉬礦體以金堆城花崗斑巖為中心賦存于巖體內部及其內外接觸帶中（圖8b），礦體呈一連續扁豆體狀展布，地表出露長約1600 m，深部鉆孔控制長度約2200 m，厚600～700 m，鉬礦化由巖體向四周逐漸減弱。金堆城鉬礦礦石類型以安山巖型為主（70%），花崗斑巖型次之（25%），石英巖型少量（5%）。礦石礦物以輝鉬礦和黃鐵礦為主，其次為黃銅礦、方鉛礦、閃鋅礦和磁鐵礦；脈石礦物主要為鉀長石、斜長石、石英、黑云母，其次為絹云母、白云母、螢石、綠簾石、方解石等。磁鐵礦等鐵氧化物在安山巖型和花崗斑巖型礦石中更發育。金堆城鉬礦床具典型斑巖型鉬礦床圍巖蝕變特征，自斑巖體向外呈現有規律的面型蝕變：①鉀化，②絹英巖化，③硅化，④青磐巖化，⑤碳酸鹽化。根據礦物共生組合、礦石組構及脈體穿插關系，將成礦過程分為早、中、晚3 個階段：①早階段以發育鉀長石脈、鉀長石-石英±黃鐵礦脈、石英脈為特征，硫化物較少；②中階段以發育石英-硫化物±鉀長石網脈、石英-輝鉬礦脈、石英-硫化物±螢石±方解石網脈、多金屬硫化物網脈為特征，為鉬礦化的主要階段；③晚階段以出現低溫的綠泥石和方解石為特征，主要發育無礦石英脈、石英-螢石-碳酸鹽脈、石英-碳酸鹽脈，基本不含硫化物。金堆城鉬礦床各成礦階段脈石礦物中流體包裹體類型豐富，形態多樣。主要類型有4 類：①純CO2包裹體（PC 型），主要存在于早-中階段石英脈中；②CO2-H2O 型包裹體（C 型），在早、中階段熱液石英中大量發育；③水溶液包裹體（W 型），成礦各階段均有發育；④含子晶多相包裹體(S型)，多見于早、中階段石英中，子礦物有赤鐵礦、黃銅礦、方解石和石膏。

2 討 論

2.1 氧化-還原狀態轉換是斑巖成礦關鍵環節

高氧化性斑巖是形成斑巖鉬（銅）礦的必要條件，但并不是所有的氧化性斑巖都能成礦。斑巖成礦不僅需要將S、Mo(Cu)等成礦物質從巖漿-熱液系統以溶液形式析出，還需要將溶液中的S、Mo(Cu)等成礦物質以金屬硫化物的形式在礦體圈閉位置高效沉淀富集起來（Wilkinson,2013）。如前所述，硫在高氧化性巖漿中主要以SO2-4形式存在，在斑巖鉬（銅）礦中主要以硫化物形式存在，表明成礦過程硫的氧化-還原狀態發生了重大轉變。這已被一系列地質現象研究所證實，如沙坪溝斑巖型鉬礦床，成礦斑巖中鋯石的Ce4+/Ce3+和Eu/Eu*比值普遍較高，指示成礦斑巖具有高氧化性特征（張紅，2011），新鮮成礦斑巖富含原生磁鐵礦，在早期高溫鉀硅酸鹽化成礦階段鉬礦化較弱，礦物組合以含磁鐵礦、赤鐵礦和硬石膏等高氧化性礦物組合為特征，含子晶多相包裹體中見赤鐵礦子晶，指示成礦系統氧逸度較高；中期中高溫鉀化-石英化-輝鉬礦化-黃鐵絹英巖化階段為主成礦期，主要礦物為輝鉬礦、黃鐵礦等還原性礦物，不見磁鐵礦、硬石膏等高氧化性礦物，指示成礦系統氧逸度下降；在成礦晚期，出現綠泥石-石英-螢石-石膏-碳酸鹽組合，指示成礦系統氧逸度又升高（陸三明等，2019；任志等，2020）。南泥湖-三道莊鉬鎢礦床早期成礦階段發育磁鐵礦、赤鐵礦等高氧化性礦物，早期成礦流體明顯富K+、CO2和，指示成礦系統氧逸度較高；中期主成礦階段成礦流體富含CH4、H2S 和CO，鹽度顯著增加，硫化物大量沉淀，指示成礦流體發生了沸騰，成礦系統氧逸度降低；成礦階段晚期成礦流體基本不含還原性氣體，硫化物礦化微弱，說明成礦系統氧逸度又升高（劉孝善等，1987；石英霞等，2009；陳衍景等，2020）。上房溝鉬礦床階段Ⅰ石英斑晶內的包裹體氣相成分以CO2和H2O 為主，子礦物出現磁鐵礦、赤鐵礦等，說明階段I為氧化環境；主成礦階段Ⅱ、Ⅲ石英包裹體內主要為CO2和H2O，含少量CH4和CO，顯示階段Ⅱ、Ⅲ為還原環境（Yang et al., 2013）。曹四夭斑巖鉬礦早期成礦階段富含磁鐵礦，中期主成礦階段富含磁黃鐵礦，指示成礦系統氧逸度從早到晚有逐漸降低的趨勢（范海洋等，2018）。金堆城鉬礦床早階段流體包裹體含赤鐵礦子晶等，指示早階段成礦流體氧逸度較高，中階段流體包裹體含黃銅礦等子礦物指示氧化性流體呈還原性，晚階段成礦流體基本不含還原性氣體，硫化物礦化微弱，指示成礦系統氧逸度升高。

關于斑巖成礦系統氧化-還原狀態轉變的原因，目前主要有以下3 種不同認識：①磁鐵礦結晶：Wilkinson(2013)和Sun 等(2013;2015)認為巖漿中磁鐵礦結晶析出是造成巖漿-熱液成礦系統氧化-還原狀態轉變的主要原因。Richards(2015)持不同觀點，指出在相對氧化的斑巖巖漿中，磁鐵礦結晶不僅不能使巖漿f(O2)的降低，反而使殘余巖漿f(O2)的升高。②SO2脫氣：SO2脫氣被認為是造成巖漿-熱液系統氧化還原狀態轉變的原因之一(Kelley et al.,2012)。Richards (2015)認為, 在典型富硫、中等氧化的弧巖漿中SO2脫氣將造成熔體中f(O2)升高,而不是降低。李延河等（2020）認為在高氧化性成礦巖漿中，硫主要以形式存在，而不是SO2，SO2是高度不穩定的活性氣體組分，會不斷與周圍其他組分反應直至穩定態，因此SO2不能長時間、大范圍存在于巖漿熔體中，可能只是還原或S2-氧化的一個中間產物。③SO2的歧化反應：傳統觀點認為從巖漿中分離出的巖漿熱液與巖漿具有類似的高氧化性，當系統溫度冷卻至450℃時，熱液中SO2發生歧化反應，生成H2S 和H2SO4（式(1)），二者分別與Fe、Mo 和Ca等元素結合形成金屬硫化物和石膏沉淀（Kusakabe et al., 2000; Simon et al., 2011; Hedenquist et al.,2013;Richards,2015）。如果SO2歧化反應是向成礦系統提供還原硫的主要方式，則礦床中形成硬石膏的量應遠大于硫化物的量，這與實際情況不符，因此SO2歧化反應可能是向成礦系統提供還原硫S2-的途徑之一，但可能不是主要的。

以上3種觀點均認為斑巖巖漿-熱液成礦系統氧化還原狀態的轉變是系統自身演化的結果，是一個漸變過程。實際上1 個大型高品位熱液礦床的形成，不僅需要豐富的成礦物質，而且要求成礦物質高效卸載富集機制，以上3 種機制均不能使成礦物質高效卸載富集，容易造成成礦物質分散，故不能作為形成大礦富礦的主要途徑。

2.2 圍巖中還原組分加入是成礦系統氧化-還原狀態轉變的關鍵

圍巖在斑巖鉬（銅）礦成礦中的作用長期被忽視，實際上，圍巖在斑巖鉬（銅）礦成礦過程中發揮了極其重要的作用，很多斑巖鉬（銅）礦床、礦體的分布和礦石品位明顯受特定的圍巖地層、巖性控制，有些礦體直接產在圍巖中、圍巖-巖體接觸帶，如美國Mt.Emmons(Thomas et al.,1982)、智利El Teniente(Cannell et al., 2005；Stern et al., 2007 )、蒙古國Oyu Tolgoi(Perello et al.,2001)、中國南泥湖-三道莊-上房溝(葉會壽等，2006a)斑巖鉬/銅礦等。

圍巖中還原組分多種多樣，但常見的能使斑巖成礦系統氧化-還原狀態發生重大轉變的還原組分主要有2 種：還原性富亞鐵（Fe2+）圍巖和還原性富碳質圍巖。

（1）還原性富亞鐵（Fe2+）圍巖。圍巖中Fe2+能夠將高氧化性成礦巖漿熱液流體中有效還原為S2-，圍巖中部分Fe2+自身被氧化形成磁鐵礦/赤鐵礦沉淀，S2-與未氧化Fe2+和Mo4+結合形成黃鐵礦和輝鉬礦等金屬硫化物沉淀（李延河等，2013；2014；Duan et al.,2021;Guo et al.,2022；2023）（式(2)）。

在南美火山巖地區的斑巖銅鉬礦，富含亞鐵的巖石主要為安山巖-玄武巖等中基性火山巖（Cannell et al., 2005；Stern et al., 2007），智利El Teniente 斑巖銅鉬礦圍巖為輝長巖-輝綠巖-玄武巖雜巖（Skewes et al.,2003；Vry et al.,2010），蒙古國Oyu Tolgoi 斑巖銅鉬礦為拉斑玄武巖系列(Perello et al.,2001)。中國秦嶺-大別鉬礦帶，以安山-玄武質火山巖為斑巖鉬礦圍巖的情況也非常普遍，如金堆城鉬礦、東溝鉬礦均產在成礦花崗斑巖與熊耳群安山巖、玄武安山巖的內外接觸帶（楊永飛等，2011；Xu et al.,2023）。這些富亞鐵的火山巖為氧化性斑巖成礦系統提供了大量Fe2+作為還原劑，使快速還原，Fe2+被氧化形成磁鐵礦等鐵氧化物，同時鐵鉬銅等金屬硫化物高效沉淀富集，在成礦斑巖與鐵鎂質巖石的接觸帶部位形成高品位鉬礦，過量的形成石膏、重晶石等硫酸鹽礦物。

（2）還原性碳質圍巖。Rowins(2000)研究發現盡管絕大部分斑巖銅礦是高氧化性的，但也有部分顯示還原性特征，這些還原性斑巖銅（金）礦床缺乏原生赤鐵礦、磁鐵礦和石膏等硫酸鹽礦物，含有豐富的巖漿成因磁黃鐵礦，成礦流體中含有大量CH4等還原性氣體。近年來研究發現部分斑巖鉬礦也具有上述還原性特征，并將其命名為還原性鉬礦床（曹沖，2018），如新疆的蘇云河、宏遠、白山鉬礦床等。Rowins(2000)認為這些還原性斑巖銅（金）礦與氧化性斑巖銅礦一樣，初始母巖漿也是氧化的，只是后來在巖漿上升過程中同化混染了含石墨的還原性地層，進而轉變為還原性斑巖（Ague et al., 1988;Wilkinson, 2013）。 還原性斑巖鉬礦只是碳質圍巖影響斑巖成礦的一個特例，不是本研究的主要內容。實際上含碳質地層分布廣泛，還原性碳質圍巖的加入不僅發生在巖漿階段，更多、更普遍地發生在熱液成礦階段，這些將在下文進行討論。

2.3 甲烷是碳質圍巖向成礦系統提供的重要還原劑

碳質圍巖不僅可以向斑巖成礦系統提供碳質還原劑，還可以提供甲烷等氣體還原劑。甲烷等是地層中有機質熱分解產生的主要氣體，也是熱液與碳質反應的重要產物（2C+2H2O=CH4+CO2）（Andersen et al., 1996；Fan et al., 2004），是斑巖銅-鉬礦流體包裹體中最主要的還原性氣體成分，如南泥湖-三道莊-上房溝、沙坪溝斑巖鉬礦主成礦期礦物流體包裹體中均含CH4、CO 等還原性氣體組分（圖9a～d）（劉孝善等，1987；Yang et al.,2013），指示CH4參與了斑巖鉬礦的形成。Climax，Urad-Henderson 和Mt. Emmons 等超大型鉬礦床附近Mesaverde 組和Wasatch組中發現大量可開采的天然氣（Drake et al.,2019）。

圖9 南泥湖-三道莊-上房溝斑巖型鉬礦床流體包裹體激光拉曼圖譜a、b.上房溝鉬礦床石英包裹體含CH4、CO等還原氣體組分(Yang et al.,2013)；c、d.南泥湖-三道莊鎢鉬礦床C型包裹體中含CH4、H2S、CO等氣體組分(石英霞等,2009)Fig.9 Laser Raman spectra of fluid inclusions of the Nannihu-Sandaozhuang-Shangfanggou porphyry Mo depositsa,b.Reductive components such as CH4 and CO of fluid inclusions in quartz of the Shangfanggou Mo deposit(Yang et al.,2013);c,d.Gas components such as CH4,H2S and CO of C-type inclusions of the Nannihu-Sandaozhuang W-Mo deposit(Shi et al.,2009)

甲烷還原性強，遷移速度快，遷移距離遠，而且無需碳質圍巖與巖體直接接觸，就可以沿成礦構造裂隙向成礦系統提供還原劑（李延河等，2020）。在巖漿熱液活動過程中，隨著熱液的不斷累積，圍巖發生超壓爆裂，形成網脈狀構造裂隙和角礫巖，流體壓力驟降，發生減壓沸騰，巖漿熱液由巖漿系統進入圍巖；同時圍巖地層中有機質受熱分解和或碳質與熱液反應產生甲烷等還原性氣體，并隨加熱循環的大氣降水熱液沿成礦裂隙快速由圍巖擴散至斑巖巖漿-熱液成礦系統，在成礦斑巖體內、斑巖體與圍巖的接觸帶，與高溫、高氧化性巖漿熱液混合，引發快速還原形成S2-，S2-與Fe2+、Mo4+等結合形成輝鉬礦等金屬硫化物高效沉淀富集，以微細網脈形式充填于裂隙系統，發生大規模鉬礦化。同時CH4被氧化形成CO2（式(3)），成礦流體中CO2大量富集，圍巖多發生碳酸鹽化（青磐巖化）。

南泥湖-三道莊-上房溝斑巖-矽卡巖型鎢鉬礦床中熱液方解石的δ13CV-PDB值異常低，變化范圍-9.1‰ ～-1.6‰，平均-5.9‰，與三川組沉積碳酸鹽巖圍巖的碳同位素組成（2.0%～2.3%）明顯不同（圖10）（劉孝善等，1987，向君峰，2012;Yang et al.,2017）。曹四夭斑巖鉬礦床早期階段石英流體包裹體的δ13CV-PDB值異常低，-16.5‰～-8.8‰，平均-12.8‰，中間階段流體包裹體的δ13CV-PDB值為-9.3‰，晚階段流體包裹體的δ13CV-PDB值為-11.4‰～-5.3‰，平均-7.7‰，與海相沉積碳酸鹽巖和深源巖漿的碳同位素組成明顯不同，而與有機碳同位素相似（Hoefs, 2015；Wang et al., 2017），指示成礦系統中的碳可能來自集寧群黃土窯巖組圍巖中的石墨及其熱解產生的甲烷。沙坪溝鉬礦中含輝鉬礦石英脈中流體包裹體的δ13CV-PDB值為-4.9‰，位于沙坪溝鉬礦外圍，與沙坪溝鉬礦屬于同一斑巖成礦系統的銀母寺Pb-Zn 礦中石英流體包裹體的δ13CV-PDB值更低，-25.8‰～-9.2‰，平均-17.7‰（吳皓然等，2019），指示廬鎮關群仙人沖組富含石墨的圍巖向成礦系統提供了甲烷等還原劑。這些結果為碳質圍巖參與斑巖礦化提供了可靠的證據。

圖10 沙坪溝鉬礦、南泥湖-三道莊-上房溝鎢鉬礦床和圍巖碳氧同位素組成（據劉孝善等，1987；向君峰等，2012；Yang et al.,2017；Guo et al.,2023）Fig.10 Carbon and oxygen isotopic compositions of calcite from the Shapinggou Mo deposit,the Nannihu-Sandaozhuang-Shangfanggou porphyry W-Mo deposits,and surrounding marine carbonate(data are from Liu et al.,1987;Xiang et al.,2012;Yang et al.,2017;Guo et al.,2023)

總之，含碳質圍巖是斑巖成礦的重要條件，甲烷等還原性氣體加入是引起氧化性斑巖成礦系統氧化還原狀態轉變的理想還原劑。

2.4 碳質圍巖中還原組分加入的時機

碳質圍巖中還原組分的加入，不僅發生在巖漿階段，更普遍地發生在熱液階段。

（1）巖漿階段：圍巖中還原組分在成礦巖漿侵位過程中加入。高氧化性成礦斑巖在上侵過程中，在巖漿房與富碳質圍巖發生同化混染，使成礦巖漿的氧逸度大幅降低，形成所謂的還原性斑巖（Rowins,2000）。碳質還原組分在巖漿階段加入將導致成礦巖漿中SO2-4過早還原生成金屬硫化物，不利于鉬、硫等成礦物質從熔體中全部轉移出來，造成鉬、硫等成礦物質分散，難以形成大礦、富礦（Gao et al.,2020）。

（2）熱液階段：圍巖中的還原組分在成礦巖漿侵位之后的熱液階段加入，可進一步分為2種情況：①碳質圍巖碳質含量高，規模大（形成石墨礦），產生的甲烷數量多、濃度高，甲烷等還原劑沿成礦裂隙大規?？焖贁U散至成礦斑巖之中，與氧化性成礦流體混合，使熱液中SO2-4全部還原，形成金屬硫化物沉淀富集，礦體主要產在斑巖體內及早階段形成的雜巖體中，如沙坪溝鉬礦（陸三明等，2019）、魚池嶺鉬礦（李諾等，2009；周柯等，2009）；②圍巖中碳質含量低，規模小，提供的甲烷數量少，濃度低，不足以將斑巖體內溶液中硫酸鹽全部還原沉淀。剩余未還原的氧化性成礦熱液沿構造裂隙從斑巖體中遷出進入圍巖地層之中，繼續與地層中的C、CH4等還原劑反應，形成輝鉬礦等金屬硫化物沉淀，礦體多分布在巖體與圍巖的內外接觸帶或圍巖之中，礦體明顯受含碳地層控制，如南泥湖-三道莊-上房溝鉬礦（Yang et al.,2013;2017）。因此以甲烷為還原劑時，礦化不僅發生在巖體-圍巖的內外接觸帶，也發生在斑巖體內部。

2.5 高氧化性巖漿+還原性碳質圍巖/富亞鐵圍巖是評價斑巖鉬（銅）成礦的有效新指標

高氧逸度巖漿是公認的評價斑巖成礦的有效指標，高氧化性巖漿-熱液成礦系統有利于銅-鉬、硫等成礦物質從熔體轉移至流體，形成高濃度成礦溶液。但并非所有的高氧化性斑巖都成礦，成礦還需要圍巖提供還原組分將高氧化性成礦流體中的SO2-4還原，使鉬等成礦物質以輝鉬礦等硫化物的形式快速沉淀、高效富集。在中國大型斑巖鉬礦的圍巖中普遍存在暗色-黑色還原性含碳質砂板巖、千枚巖、碳酸鹽巖等，這些黑色巖系不僅可以為氧化性斑巖成礦系統提供還原劑，自身還是優質的天然隔水層，是斑巖成礦的重要條件。甲烷等是地層中有機質熱分解和碳質與熱液反應產生的主要氣體產物，還原性強，遷移能力強，可以擴散進入斑巖體內，是斑巖熱液成礦系統理想的還原劑。含碳質圍巖等還原組分的加入是造成高氧化性成礦流體還原、礦質卸載沉淀的關鍵因素之一。因此，高氧化性斑巖+還原性碳質圍巖/富亞鐵圍巖是評價斑巖成礦的有效新指標。

值得注意的是，由于巖體侵入和構造抬升，可導致礦區地殼隆升，還原性含碳質圍巖可能被剝蝕不見或殘缺不全，但礦區外圍仍可能保留了該套地層。因此斑巖銅-鉬礦區內部及其外圍沉積地層中是否發育含石墨礦/石煤、黑色碳質泥-砂巖、黑色碳質灰巖、天然氣等還原性組分的沉積建造及富含亞鐵的中-基性火山巖，是找尋斑巖銅-鉬礦的重要依據，為找尋斑巖型銅-鉬礦提供了新思路。

3 結 論

（1）高氧逸度巖漿是斑巖鉬（銅）礦成礦的必要條件，圍巖中還原組分加入是觸發斑巖成礦系統氧化-還原狀態轉變和礦質卸載成礦的關鍵。黑色富碳質圍巖和富鐵中-基性火山巖是2 種最常見的引發氧化性斑巖成礦系統還原成礦的圍巖類型。

（2）典型大型斑巖鉬礦圍巖或附近地層中普遍發育黑色含碳質地層，在成礦過程中普遍發生褪色蝕變，流體包裹體普遍含有甲烷等還原性氣體組分，蝕變圍巖和礦床中方解石及礦物流體包裹體的δ13C值異常低，與海相碳酸鹽巖圍巖顯著不同。

（3）甲烷等還原性氣體是碳質圍巖向斑巖成礦系統提供的重要還原劑，CH4等沿構造裂隙擴散進入斑巖成礦系統，無需斑巖與圍巖直接接觸就能將成礦系統還原：如圍巖碳質含量高，產生甲烷數量大，能夠將成礦溶液中SO2-4在斑巖體內全部還原，則礦體主要產在斑巖體內；如圍巖碳質含量低，產生甲烷數量不足，礦體主要賦存于斑巖體與圍巖的內外接觸帶。

（4）高氧化性斑巖巖漿+還原性碳質圍巖/富亞鐵圍巖是高效評價斑巖銅-鉬成礦的新指標。

致 謝在野外工作中得到了安徽省地質礦產勘查局313 地質隊王波華、方明高工的大力支持和幫助，兩位審稿人提出建設性修改意見和建議，在此表示一并表示感謝！