斑岩型Cu±Mo±Au矿床的勘查标志：岩石化学和矿物化学指标
冷成彪
1,2,3
，陈喜连
1,2
，张静静
2
，冯晓花
2
，田丰
3
，郭剑衡
3
，张乐骏
4
1 东华理工大学，核资源与环境国家重点实验室
2 东华理工大学地球科学学院
3 中国科学院地球化学研究所，矿床地球化学国家重点实验室
4 Centrefor Ore Deposit and EarthSciences（CODES），University of Tasmania
作者简介：冷成彪，教授，从事矿床地球化学方面的科研与教学工作.
斑岩型矿床作为全球Cu、Mo等金属的主要来源，也是金的主要来源
，蕴藏着巨大的经济价值，
一直是矿业公司的重点勘查目标
。
斑岩型矿床规模大、矿体集中，极易实现快速找矿突破
，发现斑岩型矿床
当然是勘查人员找矿立功梦寐以求的目标
。
斑岩型矿床
由深部岩体侵入形成，矿体多为隐伏，平面分布范围小，找矿难度大。
本文阐述的岩石化学和矿物化学指标提供了找矿勘查实用标志！
本文从岩石化学和矿物化学两方面，
综述了有关斑岩矿床成矿
潜力评价与矿体定位方面的研究进展，总结了相应的勘查指标。
研究证实，成矿岩体一般
为富H
2
O、高氧逸度的浅成中酸性斑岩体，发育角闪石-磁铁矿-榍石等矿物组合，显示埃达克（质）岩的地球化学性质
。斑岩体
ALO
3
/TiO
2
、Sr/Y、La/Yb、V/Sc和Sr/MnO等比值
可以用来反映其成矿潜力
。
黑云母中Cu的含量、Cl/F比值以及特殊结构的石英等
也
可作为成矿潜力评价的重要指标
。
锆石、磷灰石和榍石等副矿物的化学组成
被广泛用来
评价岩浆的温度、压力、氧逸度以及H
2
O含量，进而反映其成矿潜力。
某些岩石化学和矿物化学参数
是岩浆成矿专属性的灵敏指标
。如：
Cu－Au成矿岩体
一般为分异程度较低的
闪长玢岩和石英闪长玢岩（
SiO
2
=54%
〜
66%
）；
Cu成矿岩体
通常为中酸性的
花岗闪长斑岩、石英二长斑岩
（
SiO
2
=62%
〜
66%
）；
Cu-Mo矿化有关岩体
往往为偏酸性的
花岗闪长岩－石英二长岩
（
SiO
2
=65%
〜
70%
），
而Mo-W矿床
一般与高分异的花岗岩
（
SiO
2
=>70%
）密切相关，
岩浆的氧逸度和结晶分异程度
可能是控制成矿专属性的
两个最关键因素。
斑岩矿床独特的蚀变－矿化－元素分带模式
是找矿勘查的基本准则
。
针对不同蚀变带发育的特征矿物
（如钾化带的金红石、青磐岩化带的绿泥石和绿帘石、绢英岩化带的绢云母等）
开展原位微区成分分析和（或）短波红外光谱分析，不
仅能够明确勘查方向，还有助于确定主矿体的位置。
文中详细综述了
含矿岩体与非含矿岩体
的岩石化学指标
和
10种矿物的矿物化学指标
研究进展，提供了大量图表指标和参数计算公式，
为分析成矿潜力和找矿勘查
提供了重要参考标志和有效勘查手段。
斑岩型矿床指的是与浅成—超浅成中酸性斑（玢）岩体
具有密切的时空及成因联系的一类岩浆－热液矿床
。该类矿床虽然品位相对较低（如Cu<1%、Mo<0.1%、Au<0.1g/t），
但是其矿化均匀、矿石量巨大
（0.1
〜
20Gt）、
且矿体埋藏浅
（1
〜
3km），
适宜大规模露天开采
。据统计，全球约75%的Cu.95%的Mo、80%的Re.20%的Au以及
几乎所有的Se和Te等关键金属，均来自于斑岩矿床的开发和利用
。巨大的经济价值使得
该类矿床长期受到学术界的青睐
，同时亦是矿业公司的主要勘查目标。
近年来，随着找矿勘查工作的不断深入，
出露于地表的斑岩矿（化）体可能基本均已被发现，
因此目前找矿勘查将
主要聚焦于隐伏在地表之下的深部盲矿体
。传统的地球化学勘探方法针对盲矿体的探测效果十分有限，
这是因为原生的地球化学异常晕可能由于遭受表生作用
或
地表起伏的影响而发生掩盖、破坏或者位置偏移。
鉴于此，
前人另辟蹊径，将目标聚焦于抗风化能力较强的副矿物
（如锆石、磷灰石等），
采用激光剥蚀电感耦合等离子质谱（LA-ICP-MS）等先进的微区分析技术
，并结合短波红外光谱分析技术（SWIR），针对这些单矿物开展了广泛而深入的研究，总结了相应的勘查指标（Chang et al.,2011；Cooke et al.,2014,2017,2020a；Wilkinson et al.,2015)，并成功应用于指导找矿(Cooke et al,2020b)
关于矿物化学指标
在斑岩矿床找矿勘查中的应用
，前人已做过系统总结(详见Cooke et al,2017,2020a；Zhang Lejun et al.,2017)，
本文将在此基础上，结合岩石化学指标
在斑岩矿床
找矿勘查中的应用进展，
向读者介绍国际上
新兴的找矿思路、勘查理念以及相应的技术手段
，以期为我国斑岩矿床的勘查提供参考信息。
全球绝大多数斑岩矿床
主要分布在环太平洋成矿域，其形成与洋壳俯冲有关的弧岩浆作用及其派生的热液活动密切相关
(Sillitoe,1972；Richards 2003)。
然而并非所有的弧岩浆体系都伴有斑岩矿床的产出
因此如何鉴别含矿岩体(成矿岩体)的物理化学特性
并有效区分含矿岩体与不含矿岩体，成为矿床学经久不衰的研究课题。前人针对斑岩成矿潜力(nagma fertility)
开展了大量研究并建立了诸多岩石化学(表1)和矿物化学(表2)指标
。
表1 斑岩成矿潜力评价的一些岩石化学指标
表2 斑岩成矿潜力评价的一些矿物学指标
Feiss(1978)基于岩浆配位场理论，分析了含矿岩体与非含矿岩体的岩石化学特征
发现前者AI
2
O
3
/(K
2
O+Na
2
O+CaO)比值明显高于后者
。这是因为Cu在岩浆结晶过程中倾向于富集在八面体位置，而熔体中AI
2
O
3
/(K
2
O+Na
2
O+CaO)比值的增高
将导致八面体位置的增加
从而利于Cu富集于残余熔体中
。
随后，Mason and Feiss(1979)对这一指标进行了验证,
他们发现西南太平洋含矿斑岩的Al
2
O
3
/(K
2
O+Na
2
O+CaO)比值略高于非含矿斑岩，但是重叠度较大
。Loucks(2014)通过对全球135个主要斑岩矿床含矿岩体的数据汇总
发现含矿岩体一般更富Al
2
O
3
、Sr和V，而亏损Sc和Y
(图1a，b)。究其原因
可能在于岩浆中较高的H
2
O含量(
＞
4%)，不仅在一定程度上抑制了斜长石和钛铁矿的结晶分异同时还促进了角闪石的结晶分异。
(a)—AI
2
O
3
/TiO
2
-SiO
2
(据Loucks,2014)；（b)—V/Sc-SiO
2
(据Loucks,2014)；（c)—Y-MnO(据Baldwin and Pearce,1982)；（d)—Sr/Y-Sr/MnO(据Ahmed et al.,2020)；（e)—Sr/Y-Y(据Richards and Kerrich,2007)；(f)—La/Yb-Yb(据Richards and Kerrich,2007).
(a)一AI
2
O
3
/TiO
2
vs SiO
2
(after Loucks,2014)；(b)一V/Sc vs SiO
2
(after Loucks,2014)；(c)一Y vs MnO(alterBaldwinandPearce,1982)；(d)一Sr/Y vs Sr/MnO(alter Ahmed et al.,2019)；(e)一Sr/Y vs Y(alter Richards and Kerrich,2007)；(f)一La/Yb vs Yb(alter Richards and Kerrich,2007)
Baldwin and Pearce(1982)详细
对比了安第斯成矿带的100余件斑岩样品
发现含矿斑岩与非含矿斑岩相比
明显亏损Y、Mn、Th和重稀土元素(图1c)，其中Y的亏损可能为角闪石的结晶分异所致，而MnO亏损的原因尚不完全清楚，推测可能与岩浆中富Mn流体的脱气有关。
最近有学者提出Sr/Y－Sr/MnO(图1d；Ahmed et al2020)、Zr－Y(Wels et al2020)能有效区分含矿与非含矿岩体
。
此外含矿斑岩
通常显示埃达克质岩的地球化学亲和性
(图1e，f)。对此有学者
提出通过洋脊俯冲产生的板片熔体(埃达克岩)
由于其高温、高压、高氧逸度、且富H
2
O和Cu的特征，
因而可能利于斑岩矿床的形成
。这是因为在高氧逸度条件下，S
主要以S
6+
的形式存在，抑制了硫化物的饱和熔离作用
。在硫化物不饱和的情况下
Cu、Au等成矿元素能够在岩浆演化的晚期得以富集，并最终形成矿床
。
然而由于埃达克岩的形成条件
非常苛刻如俯冲板片必须是热的、并且足够年轻俯冲角度必须是平缓的
；
并且埃达克岩所特有的高Sr/Y和低重稀土元素等特征
也可以通过钙碱性玄武质岩浆在深部地壳发生
以角闪石为主的分离结晶所形成。因此目前学术界
关于埃达克(质)岩的成因机制已不再片面强调俯冲板片熔体的贡献
而是将其归因于含矿岩浆富H
2
O的特征
以及深部地壳的AFC等演化过程。
关于埃达克(质)熔体的成矿潜力
主要体现在以下3方面
(Leng Chengbiao et al.,2007)：①与正常的长英质岩浆相比，埃达克质熔体具有相对更高的水含量和氧逸度。②不管是俯冲洋壳板片熔融形成的埃达克岩，还是幔源岩浆通过AFC等一系列演化过程产生的埃达克(质)岩，
其源区均相对富集Cu和Au等成矿元素
(Mclnnes et al.,1999)。③实验岩石学研究表明，埃达克(质)熔体的形成需要很高的压力(1.2
〜
40GPa)，在其形成过程中角闪岩相变为榴辉岩相，同时角闪石分解、释放出大量的水(Davidson et al.,2007)，大量流体对金属元素的萃取、富集和矿床的形成都非常有利。
近年来得益于商业性分析测试实验室的飞速发展，
先进的质谱仪器（如ICM-AES、ICP-MS等）被广泛用于勘查样品的日常分析
，使得矿业公司能够在短期内完成勘查区海量样品的测试。
最近，Halley（2020）建立了一套利用多元素岩石化学分析数据开展岩浆-热液过程填图的工作流程
。
本文主要介绍其中与斑岩矿床含矿性评价有关的部分研究内容：
①V/Sc-Sc图解有助于识别磁铁矿分离结晶过程（图2a
）
。这是因为，在氧化条件下，比Sc更倾向于进入磁铁矿晶格中，因而早期磁铁矿的分离结晶将会导致残余熔体中V/Sc比值的降低。此外，磁铁矿的分离结晶还将导致岩浆中S
6+
被还原成S
2-，从而诱发硫化物的饱和熔离，并降低其成矿潜力
（Sun et al.,2004）。
②Ta/Nb-Ti图解有助于揭示黑云母分离结晶过程
（Stepanov and Hermann,2013）。
原因在于，Ti、Nb和Ta在黑云母中的相容性依次递减，
因此，黑云母发生分离结晶作用将会导致残余熔体中Ti含量的降低、Ta/Nb比值的升高（Haey,2020）（图2b）。
图2 V/Sc-Sc(a)和Ta/Nb-Ti(b)图解(据Halley，2020)
Ta/NbvsTi(b)(afterHaley,2020)
众所周知，斑岩体的岩石化学组成与成矿专属性之间
存在对应关系
：
Cu－Au成矿岩体一般
为分异程度较低的闪长玢岩和石英闪长玢岩
（SiO
2
=54%
〜
66%）；
Cu成矿岩体通常
为中酸性的花岗闪长斑岩、石英二长斑岩
（SiO
2
=62%
〜
66%）；
Cu-Mo矿化有关岩体
往往为偏酸性的花岗闪长岩－石英二长岩
（SiO
2
=65%
〜
70%），
而Mo-W矿床一般
与高分异的花岗岩
（SiO
2
=>70%）
密切相关
。
岩浆的氧逸度和结晶分异程度
可能是控制成矿专属性的
两个最关键因素
（图3）；
而侵位深度、挥发份的组成及出溶时机、围岩的物理化学性质，可能是控制矿化质量及其规模大小的主要因素，遗憾的是，目前尚缺乏与之对应的岩石化学指标。
(a)—SiO
2
-DI(据Rui Zongyao et al.，1984)，DI为分异指数，用来指示岩浆分异程度，被定义为CIP.W标准矿物分子的Q(石英)+Or(正长石)+Ab(钠长石)+Ne(霞石)+Le(白榴石)+Kp(钾霞石)的百分含量之总和；（b)—Fe
2
O
3
/TFeO-SiO
2
(据Meinert，1995)，TFeO表示岩石中的全铁含量(Fe
2
O
3
+FeO)，下文同；（c)—
Δ
OxK/Rb(Blevin，2004)，M)x=ln(Fe
2
O
3
/FeO)+0.3+0.03XTFeO，
Δ
Ox>0.8表示超强氧化(VSO)、0.3
〜
0.8表示强氧化(SO)、0
〜
0.3表示中等氧化(MO)、-0.7
〜
0表示中等还原(MR)、小于一0.7表示强还原(SR)K/Rb用来反映岩浆分异程度，大于400表示低分异(UE)、200
〜
400表示中等分异(ME)、小于200表示高分异(SE)；（d)—Fe
2
O
3
/FeO-Rb/Sr(据Blevin et al，1996)
虽然全岩的岩石化学成分
蕴含着丰富的成岩成矿过程的有用信息，但是由于含矿岩体均遭受到一定程度的热液蚀变作用，因此影响了某些岩石化学指标的应用效果
。
单矿物的研究则在一定程度上弥补了岩石化学指标的局限性，尤其是那些耐风化、抗热液蚀变能力较强的副矿物
（如锆石等）。近50年来前人针对斑岩体中常见的造岩矿物（如黑云母、石英）和主要副矿物（磁铁矿、锆石、磷灰石和榍石等）
开展了大量研究，总结了一些矿物学指标
（表2）。
黑云母是各类中酸性岩体中最常见的
含水镁铁质矿物，既可以形成于成岩过程，又可以形成于高温热液蚀变过程
（如钾硅酸盐化蚀变）。
岩浆黑云母常呈斑晶和显微斑晶的形式产出，且其内包裹早期结晶的锆石、磷灰石、榍石和磁铁矿等副矿物；热液黑云母（次生黑云母）
常以细粒片状、鳞片状集合体的形式，呈浸染状散布于斑岩体中，有时也以黑云母-钾长石细脉或黑云母单矿物细脉等形式产岀。
研究表明，两类黑云母具有明显不同的矿物化学组成，前者以高
Ti（TiO
2
>3%）、低AKAI
2
O
3
<15%）、Mg/Fe<1.0为特征
；后者则以低Ti(TiO
2
<3%，多数小于2%)、高Al、Mg/Fe>1.5、Fe
3+
/Fe
2+
<0.3为特征。
由于黑云母的结构和化学组成
对岩浆以及岩浆热液的物理化学条件(如温度、压力、氧逸度等)
非常敏感因而成为研究岩浆性质、热液蚀变以及成矿过程的良好载体
。
本文重点介绍岩浆黑云母
在斑岩矿床
成矿潜力评价应用方面的若干进展
。
考虑到斑岩矿床是大规模流体蚀变的产物，因此
20世纪七八十年代
就有学者提出黑云母中卤素及Cu的含量
可能是有效的找矿指标，即含矿岩体与非含矿岩体中的黑云母相比更富
Cl和Cu
(Stolery et al1971)，然而
Kesler et al(1975)发现二者之中黑云母F、Cl含量差别极小，且前者与后者相比更贫
Cu
<
400X10
-6
)，
暗示Cu可能残留在熔体中，因而利于Cu进一步富集在流体中，并最终成矿
(Feiss，1978)。
大量研究证实，含矿斑岩中的黑云母
普遍
高钛(TO
>
3%)、富镁贫铁(Mg/Fe
>
0.5)、富钾贫钠(K/Na
>
10)、低铝(AI
2
O
3
<15%)、低钙(CaO<0.5%)，且氧逸度更高。
黑云母的矿物化学成分
还可用来指示成矿专属性
。
Rui Zongyao et al(1984)详细比较了
Cu(Mo)斑岩、Fe(Cu)玢岩以及W-Sn花岗岩类的黑云母组成，发现前两类岩体中的黑云母属于富镁云母-金云母系列，后一类岩体中的黑云母属于羟铁云母-铁叶云母系列；并且随着流体出溶，它们分别向不同方向演化，前者向金云母方向演化，而后者向羟铁云母方向演化(图4a)。
Parsapoor et al.(2015)提出Cu矿床
主要与富Cl岩浆系统有关，而
Mo矿床则主要与富F岩浆有关，Sn-W-Be岩浆成矿系统的F、Cl含量
通常介于两者之间(图4b)。
图4 黑云母的Mg/(Mg+Fe
3+
+Fe
2+
+Mn)-Si(a)(据Rui Zongyao et al,1984)和IV(F/Cl)-IV(F)(b)(据Munoz,1984)图解
IV(F/C1)和IV(F)的计算方法详见Munoz(1984)
石英作为中酸性斑岩体中最重要的造岩矿物，常以斑晶和基质的形式大量出现。不同阶段的热液蚀变也常伴有不同类型石英脉体
(如A型、B型和D型脉体等)。近20年来，得益于阴极发光图像技术(CL)在斑岩矿床研究中的广泛应用，
人们发现即便是石英这样的最常见矿物，可能也蕴含着成矿作用的有用信息
。
其中具有特殊结构
(如单向固结结构、眼球状结构等)
的石英可以作为衡量斑岩体成矿潜力的重要指标
(图5)。
图5 UST石英(a，b；照片b由阿德莱德大学地球科学系洪为提供)和石英眼(c，d；样品采自岗讲斑岩Cu-Mo矿床)
具有单向固结结构（
Unidirectional Solidification Texture,UST
）的石英
常见于分异程度高且侵位相对较深的斑岩型Mo-(W)和W-Mo矿床，少量见于分异程度低且侵位相对较浅的斑岩
Cu或斑岩Cu-Au。
研究表明，UST石英
主要分布在致矿岩体的顶部和边部以及岩体与围岩的接触带
，并且具有由岩体边缘向岩体中心单向固结生长的趋势。虽然前人对UST石英的成因认识还存在一定分歧，但是多数学者
普遍认为它们形成于岩浆-热液过渡阶段
。
眼球状石英(Quartz Eyes，石英眼)
也常见于各类斑岩矿床
(图5c，d)。Vasyukova et al.(2013)针对不同地区若干典型斑岩矿床
产出的300余个石英眼，开展了详细的阴极发光图像和矿物化学分析，发现这些石英眼具有极为复杂的内部结构，并识别出4类石英眼
(Quartz1
〜
Quartz4)。
其中，Quartz3记录了岩浆-热液过渡阶段流体出溶的信息，而
Quartz2遭受了岩浆流体的溶蚀作用
。总之，石英眼的大量发育
可能是大规模流体出溶的重要证据，因而具有重要的找矿意义。
磁铁矿是斑岩矿床中最常见的副矿物之一，主要形成于岩浆结晶和黑云母化阶段
。它们常以浸染状的形式包裹于黑云母等暗色矿物内、或以磁铁矿细脉的形式产出。
近年来，前人关于磁铁矿在斑岩矿床勘探以及成矿潜力评价
等方面的研究取得了显著进展
。Canil et al(2016)提出
与矿体密切相关的磁铁矿具有低Ti(<10000X10
-6
)、低Al(<4000X10
-6
)、Ni/Cr比值大于1的特征
(图6a)。这是由于与矿体相关的热液磁铁矿形成的温度相对较低，而Al、Ti含量主要受温度控制(Nadoll et al.，2014)，并且热液系统中N1比Cr具有更高的溶解度，从而导致热液磁铁矿的Ni/Cr大于1(Dare et al.，2014)。
Pisiak et al(2017)采用线性分析方法
(Liner discrimen antanalysis)，
将含矿岩体中的磁铁矿与贫矿火山岩中的磁铁矿加以区分
。
Huang X W et al(2019)利用偏最小二乘分析方法
(partialleast squares-discrimin antanalysis)
系统分析了磁铁矿中多种微量元素
(Ti、Mg、Si、V、Mn、Zr、Nb、HfTa、P、W、Pb、Co、NiGe、Sb)，
以区分不同斑岩矿床亚类
(图6b)，他们指出
Au-Cu矿床中的热液磁铁矿
具有更高的Mg、Mn、Zr、Nb、Sn、Hf含量，这可能与该类矿床成矿岩体氧逸度更高、成分更偏基性以及流体中更高的氯含量有关。
W-Mo矿床则具有更高的Si和A1含量，
这可能与高分异的花岗侵入体有关。
Guo et al(2020)通过对滇西北中甸斑岩成矿带中广泛发育的磁铁矿
系统开展岩相学与原位微区化学成分的综合研究，提出磁铁矿中
Mn、V和Sn主要受控于氧逸度。
图6 磁铁矿的Ti-Ni/Cr(a；据Canil et al.,2016)和t
2
-t
1
判别图(b；据Huang X W et al.,2019)
t
2
、t
1
所代表的意义及其计算方法详见Huang X W et al.,(2019)
前人研究还指出，斑岩矿床中的磁铁矿常常会发生溶解
-再沉淀作用
。
Fe-V/Ti图解
可以很有效地区分原生磁铁矿、溶解-再沉淀的磁铁矿以及热液磁铁矿
(Wen et al.,2017)。
尽管通过磁铁矿的研究，可以确定磁铁矿的类型、并为隐伏矿床的勘查提供依据
，但是由于磁铁矿中
可能含有大量其他矿物的包裹体
(或显微包裹体)当使用较大的激光束斑进行分析时
将极大地影响分析数据质量
，若使用相对较小的激光束斑进行分析
又会影响到低含量元素的准确分析
。
因此，实验分析数据的质量控制对于磁铁矿的应用前景至关重要
(ZhangLejun et al,2017)。
锆石作为中酸性斑岩中最常见的副矿物，
结晶早，封闭温度高，具有耐高温，抗风化和抗热液蚀变的能力，能记录岩浆阶段的信息
。锆石中的变价元素Ce、Eu容易受岩浆氧化还原状态的影响，
锆石的Ce
4+
/Ce
3+
、
δ
Eu常用来反映岩浆相对氧逸度的高低，进而区分成矿与不成矿岩体、甚至不同成矿规模的斑岩矿床
。
Ballard et al.(2002)最早对比了
智利北部成矿和不成矿岩体，
发现成矿岩体的锆石Ce
4+
/Ce
3+
>300、δEu>0.4
(图7a)。
Liang et al(2006)
对玉龙斑岩铜矿带上成矿岩体和非成矿岩体研究，提出成矿岩体的锆石
Ce
4+
/Ce
3+
>120
。
Xu Leiluo et al.(2012)将锆石Ce
4+
/Ce
3+
>200
作为金沙江一红河成矿带内含矿斑岩高氧逸度的指标。
Wang et al(2014)发现
冈底斯南缘中新世
主成矿期斑岩体的锆石Ce
4+
/Ce
3+
>50，而非主成矿期古新世一始新世斑岩体的锆石
Ce
4+
/Ce
3+
<50。
Chen et al(2019)
对比冈底斯南缘侏罗纪两套弧岩浆岩，
发现与成矿相关的弧岩浆岩
(比马组火山岩)
比不成矿的弧岩浆岩(叶巴组火山岩)
具有明显高的锆石Ce
4+
/Ce
3+
和δEu值(图7a)。
Dilles et al.(2015)提出成矿花岗岩相比不成矿花岗岩具有较小的锆石Eu负异常，
大多数成矿花岗岩锆石
δEu
>0.4，且结晶温度相对较低
。
Shen et al(2015)
对中亚造山带中不同矿化规模的斑岩矿床的含矿岩体进行了对比，
发现规模越大的矿床锆石Ce
4+
/Ce
3+
越高
。以上这些规律的基础
主要是锆石的Ce
4+
/Ce
3+
、
δEu
可以反映岩浆氧逸度的相对高低，岩浆氧逸度越高，越有利于成矿，甚至成大矿
。随着锆石微量数据的不断积累，
锆石的其他特征微量元素比值
也被用来区分成矿与不成矿岩体
。例如，Lu et al(2016)统计全球多个地区的成矿和不成矿岩浆岩的锆石微量元素数据，
提出锆石的
δEu
、(Ce/Nd)/Y、Dy/Yb能反映其成矿潜
力(图7b)。
整体而言，成矿斑岩的锆石具有更高的
δEu
(>0.3)、(Ce/Nd)/Y(>0.01)和更低的Dy/Yb(<03
)(Lu et al，2016)。这主要因为成矿岩浆岩具有更高的水含量，诱发了早期角闪石结晶，但抑制了早期斜长石的结晶分异。
图7 成矿与不成矿岩体锆石Ce
4+
/Ce
3+
-δEu图(a)(据Ballard et al.,2002；Chen et al.,2019和锆石δEu-(Ce/Nd)/Y关系图(b)(据Ballard et al.,2002；Lu et al.,2016)
除了利用
锆石的微量元素比值反映岩浆相对氧逸度的高低，Trail et al.(2012
)提出
锆石Ce异常结合锆石Ti温度计
可以计算岩浆的绝对氧逸度
。Shen et al(2015)利用此方法
得出大型斑岩矿床的绝对氧逸度大于NNO+2，以此区分小型斑岩矿床。
但是利用该方法计算出的岩浆绝对氧逸度的变化范围较大
，有的甚至超出了正常值的范围(Yang et al.，2014；Zou et al.，2019)。
此外，Smythe and Brenan(2016)根据Ce在硅酸盐熔体中的氧化还原
逸度计；
该氧逸度计需要知道的先决条件较多
，如母岩浆的主量成分，结晶温度和水含量。
且由于该氧逸度计对于母岩浆中的水含量特别敏感
，水含量估算稍微有差别就会导致该方法估算的岩浆氧逸度差别很大(Shu et al.,2019)，因此，不太适合利用此方法评估成矿潜力。
在利用锆石Ce
4+
/Ce
3+
和
δEu
反映氧逸度时，首先需要排除锆石中矿物包裹体的影响
。另外，锆石Ce
4+
/Ce
3+
计算还与锆石中的La含量相关，而锆石中的
La含量常低于LA-ICP-MS的检测限，这可能造成La含量的分析误差较大，从而影响锆石的
Ce
4+
/Ce
3+
(Diles et al，2015)。此外，锆石的
Eu和Ce异常可能受到楣石和斜长石等矿物结晶分异作用的影响
(Loader et al.，2017)。
实验表明，Ce和Eu在锆石与熔体之间的分配系数
受锆石结晶温度、熔体碱度与铝饱和指数的控制
。
最近，Zou et al(2019)
对多种锆石氧逸度计的可靠性进行了评述，提
出引入新的地球化学过滤器
来识别干净的、不含矿物包裹体的锆石，
同时提出利用参数
SK
来过滤掉那些偏离了晶格应变模型的锆石，
以此确保应用锆石氧逸度计的有效性。
另外，
针对前人
利用锆石微量元素计算氧逸
度的局限性和较大的误差范围，Loucks et al.
(2020)提出了一种新的锆石氧逸度计方法
(图8)。该方法不需要确定熔体的温度、压力和成分，
主要依靠锆石的Ce、U、Ti的相关比值
。
其结果显示较小的误差范围，且与铁钛氧化物及角闪石计算出来的氧逸度吻合较好
。
图8 一种新的锆石氧逸度计的经验计算公式(据Loucks et al.,2020)
磷灰石也是斑岩矿床中最常见的副矿物之一，它既可以在岩浆结晶阶段形成，也可以形成于高
—中温热液蚀变阶段
(Rui Zongyao et al.,1984)。
Williams and Cesbron(1977)认为
斑岩中的岩浆磷灰石富Cl、OH
-
和F(含量分别为0.7%
〜
2.5%、0.61%
〜
0.99%、14%
〜
27%)
。除此之外，岩浆磷灰石和热液磷灰石
亦具有明显不同的晶体结构和阴极发光图像特征
。
Imai et al(1993)和Imai(2002，2004)
对产于西太平洋岛弧带(菲律宾、日本等地)中酸性侵入岩与火山岩中的岩浆磷灰石进行了详细研究，
发现与铜(金)矿床有关的斑岩中的磷灰石普遍富含S(SO
3
>0.1%)，而无矿岩体或火山岩中的磷灰石贫
S(SO
3
<0.1%)
。
Streck and Dilles(1998)
对产于美国内华达州Yerington岩基中斑晶磷灰石的SO
3
含量进行了测定，发现从磷灰石核部到边部
SO
3
含量从1%突然降低到0.2%，暗示早期富硫酸盐的岩浆可能经历了硬石膏的结晶分异
进而演化成晚期贫硫酸盐的岩浆。
Yao Chunliang et al
(2007)
报道了江西铜厂斑岩铜矿中3期磷灰石
(岩浆磷灰石、钾化期磷灰石和绢英岩化期磷灰石)
的微区化学组成
，其中岩浆期磷灰石
富含S和Si，钾化期磷灰石富含Mn和Fe，而绢英岩化期磷灰石富含S和F，而贫Cl
。3期磷灰石的Cl/F比值依次降低，
反映了岩浆流体Cl/F比值的演化趋势
。
研究表明，磷灰石中
SO
3
的含量
受岩浆氧逸度、温度及岩浆中S含量的影响。
Peng et al(1997)对实验中的磷灰石进行成分的测定，发现当氧逸度从
FMQ
(铁橄榄石-磁铁矿-石英缓冲剂)
增加到MH
(磁铁矿-赤铁矿缓冲剂)
时，磷灰石的
SO
3
含量从＜0.04%增加到1%
〜
2.6%。
Zhu et al(2018)发现Red Chris斑岩Cu-Au矿床成矿岩体中的磷灰石
比成矿前及成矿后的磷灰石
含有更高的SO
3
、Cl。
结合斜长石的反环带特征，表明成矿期岩体可能经历了富S、Cl基性岩浆的注入
。
此外，磷灰石的Cl/F比值也可以指示成矿潜力
(Pan et al.,2016)，即成矿岩体中的磷灰石普遍
具有更高的Cl/F比值
。
研究表明，
磷灰石的Ce、Eu异常可以反映岩浆氧逸度的变化
，这是因为Eu
3+
和Ce
3+
比Eu
2+
和Ce
4+
更容易进入磷灰石，
在高氧逸度情况下，磷灰石具有更高的δEu和更低的δCe。
由于δEu异常可能还受斜长石结晶分异的影响，
因此
δCe
可能更能反映岩浆氧逸度的变化，进而指示成矿潜力
。例如，玉龙成矿岩体比不成矿岩体磷灰石具有更低的
δCe
(HuangML et al.,2019)。同样Ga
2+
比Ga
3+
更容易进入磷灰石，
在低氧逸度情况下，磷灰石的Ga含量更高
。
Pan et al(2016)
根据三江地区多个成矿岩体磷灰石的Ga含量对比，
提岀与Cu-Mo矿化相关的埃达克质岩体
比脉状Mo矿化相关的非埃达克质岩体的
母岩浆氧逸度更高
。
此外，Miles et al(2014，2016)
通过系统测定了南苏格兰Criffell花岗质侵入体和火山岩中的磷灰石Mn含量，
发现Mn与氧逸度呈线性负相关，并得岀经验公式为：
log
f
o
2
=-0.0022(
±
0.0003)Mn(X10
-6
)-9.75(
±
0.46)，
R
2=0.9。
该经验公式适用的岩浆成分范围为钙碱性中酸性岩，
适用的温度范围为660
〜
920°C
。此外，该经验公式还受温度、岩浆成分和其他含Mn矿物对Mn竞争的影响。
Bouzari et al(2016)发现
斑岩矿床不同蚀变带中磷灰石的结构、阴极发光颜色和化学成分不同，根据它们之间的相关关系可以指导找矿
，并且可以运用到土壤、风化层以及冰川与河流的重砂矿物中找矿。
Mao et al(2016)
对不同类型热液矿床、碳酸岩以及不成矿岩体中的磷灰石
进行分析，结果表明磷灰石成分可以区分成矿与不成矿岩体，并且可以区分不同类型的矿床(图
9)
。这一研究也说明，通过区域上碎屑磷灰石的成分
分析对寻找冰川地体中埋藏的矿床
具有指示意义。
图9 不同类型矿床磷灰石微量元素判别图解(据Mao et al，2016)
斑岩矿床中的榍石
既有岩浆成因也有热液成因
，二者
在矿物形态、矿物共生组合、元素组成和形成温度上
都有一定差别
。岩浆榍石通常为自形—半自形，与造岩矿物共生或者被其包裹；热液榍石呈他形，与黑云母化或者绿泥石化共生，或者由角闪石分解形成，还有的产于各种热液脉中。
岩浆榍石相对于热液榍石，具有低Al高Fe、低Al/Fe、较高的REE总量、明显的Eu负异常和相对平坦的HREE配分模式
；此外，
前者的形成温度(687
〜
739°C)通常显著高于后者
。
研究表明，
榍石在示踪花岗岩成岩成矿过程和评价花岗岩成矿潜力方面具有重要的指示意义
。例如，楣石的Fe
2
O
3
/Al
2
O
3
、Ga、
δEu
、
δCe
可以指示岩浆的氧逸度，榍石的Al
2
O
3
含量可以反映岩浆形成时的压力
(Erdmann et al，2019)。
Pan et al(2018)
对义敦岛弧带分布的斑岩Mo矿床、石英脉型Mo矿床和不成矿岩体中的榍石
进行了系统对比，提岀结合Mo、F含量与Fe
2
O
3
/Al
2
O
3
比值可以很好地评估花岗岩的成矿潜力
(图10)。
Xu et al(2015)
对金沙江-红河碱性岩带代表性成矿岩体和不成矿岩体进行对比，
发现前者中的楣石显示更高的Fe
2
O
3
/Al
2
O
3
、LREE/HREE、
δCe
、EREE+Y、U、Th、Ta、Nb和Ga，以及更低的Al
2
O
3
、CaO、
δEu
、Zr/Hf、Nb/Ta、Sr
。这种系统性差异可能反映两者经历了不同程度的斜长石结晶分异，并且前者的氧逸度可能更高。
Che et al(2013)认为岩浆榍石可以反映源区熔体中W、Mo含量
，进而指示了寄主岩体是否具有相应的成矿潜力。
Celis(2015)对加拿大不列颠哥伦比亚的
三个碱性岩相关的斑岩矿床的基岩及周围沉积物中的榍石进行了系统研究，
识别岀3种榍石：岩浆榍石、蜕晶质化榍石、次生榍石或蚀变榍石，
它们具有不同的形态、颜色和成分特征和形成关系；
发现周围沉积物中的榍石和这些斑岩矿床中的榍石特征相似，说明榍石在沉积物覆盖的地区有指示寻找斑岩矿床的潜力
。Xie et al.(2010)对骑田岭花岗岩中岩浆榍石、岩浆晚期榍石和热液榍石的研究表明，SnO
2
的变化可以揭示岩浆-热液过程中Sn富集成矿过程
。最近，Xiao et al.(2020)
在冬瓜山斑岩一矽卡岩Cu-Au矿床中
识别出岩浆楣石和热液榍石，
它们的结构和化学组成记录了岩浆一热液演化过程
。
图10 Mo矿化岩体和不成矿岩体中的楣石的Fe
2
O
3
/Al
2
O
3
-Mo-F变化特征图(据Pan et al.，2018)
众所周知，斑岩型矿床以其独特的蚀变矿物组合及其分带模式
而显著区别于其他类型矿床
。尽管不同矿区因成矿母岩成分、侵位深度、围岩性质等因素的差异，其蚀变分带结构可能不尽相同；
但大量研究证实，
一个完整的斑岩成矿系统，
从中心向外围通常依次发育：钾化带、青磐岩化带、绿泥石一绢云母化带、绢英岩化带和高级泥化带，且浅部蚀变带常叠加于深部蚀变带之上
(图11a)。此外，斑岩成矿系统
还常发育特征性硫化物、石英一硫化物脉体的分带以及元素组合分带
(图11b)。
这些独特的蚀变一矿化-元素分带模式
成为斑岩矿床勘查的基本准则
。然而，由于热液蚀变影响的范围有时可达数十平方千米以上，
而矿体却集中分布在几百米到1km的范围内，且相似的蚀变矿物也可以出现在贫矿热液系统、甚至区域变质岩中
。因此
，如何有效区分成矿和非成矿系统以及如何在蚀变带中定位矿(化)体的位置
，成为矿床学和勘查学研究中亟待解决的科学问题。
图11 典型斑岩成矿系统的蚀变矿化分带(a)与元素分带(b)模型(据Halley et al.，2015)
最近20年，随着矿物原位微区分析技术和短波红外光谱分析技术在斑岩矿床勘查中的广泛应用，前人在金红石、绿泥石、绿帘石、绢云母和明矾石等指示性矿物的研究方面积累了大量资料，并总结了诸多勘查指标。
考虑到：①金红石是钾化带中最常见的蚀变矿物，
绿泥石和绿帘石是青磐岩带化的标志性矿物，绢云母则常见于各蚀变带且在石英-绢云母化带最为发育，它们分别代表了不同蚀变带的特征矿物；
②明矾石主要产于斑岩成矿系统顶端的高硫化浅成低温系统中
，而且在中国的斑岩矿床中分布相对较少(Yang and Cooke,2019)；因此本文主要介绍前4种矿物的研究进展(表3)。
表3 斑岩矿床矿体定位的矿物学指标
由于斑岩矿床的形成深度相对较浅(<5km)，因此通过岩浆作用无法形成金红石。
大量研究表明该类矿床中的
金红石均为热液成因，且主要形成于钾化阶段
。
可能的成因机制包括：
①岩浆黑云母在蚀变成金云母过程中
释放多余的Ti形成；
②含钛磁铁矿在蚀变成磁铁矿时形成
；③钛铁矿在强蚀变情况下直接形成金红石；
④楣石在蚀变成方解石时形成
。尽管金红石的形成机制多种多样，但是以第一种机制最为常见。
研究表明，金红石的标型特征
(如颜色、含量、晶体结构、某些元素的含量及其比值)
可以用来指示矿化的强弱
。如，Williams and Cesbron
(1997)通过
对世界上77个斑岩铜矿床30000多个样品中的金红石进行详细的矿物结构与化学组成方面的
研究，发现从斑岩体系中心向外，金红石的长：宽分别从3：2变化到2：1；
并且金红石中铜含量很高
(100X10
-6
〜
500X10
-6
，其他成因的金红石铜含量通常小于50X10
-6
)，而铜含量的高低又能反映在金红石的颜色上，即在薄片下，其红色愈深则铜含量愈高(IGMMI，1984)。
Czamanske et al(1981)发现钾化蚀变带中的金红石含量较高、且颗粒较大
；而绢英岩化蚀变带中的金红石颗粒较小、含量亦明显降低。
Scott(2005)详细研究了
澳大利亚E26N斑岩Cu-Au矿床中
金红石的矿物结构与微量元素组成，结果表明离矿体100m范围内的金红石粒度大
(
>
4000um
2
)、V含量高(多数＞0.4%)，表明金红石中
V含量可以作为矿化作用的指示剂
。
Li Jinxiang et al(2008)对西藏班公湖带多不杂富金斑岩铜矿
中的金红石进行了详细研究，
发现金红石中除CuO、K
2
O、N
2
O含量较高外
，其V
2
O
3
含量也大于0.4%，表明成矿热液富含
Cu、K和Na，而V含量有助于确定主矿体的位置
。
最近，Dai Jie et al(2018)通过
对西藏冈底斯成矿带西段产出的朱诺斑岩Cu-Mo矿床中的金红石
开展类似研究工作，提出成矿斑岩中的金红石粒径
通常大于10um、且V
2
O
3
和Nb
2
O
5
含量均大于0.2%。
此外，
由于金红石具有较强的耐风化性
，即使在硫化物已经被风化淋滤破坏掉的情况下，
它仍然是有效的找矿标志
。有学者提出，在热带雨林地区，金红石的找矿效果甚至优于土壤地球化学法和槽探法(Force et al.，1984)。
此外，不同斑岩矿床亚类(如，Mo、Cu-Mo、Au-Cu等)之间的
金红石可能显示不同的元素组合特征
。其中，Mo
矿床中的金红石相对富集Nb，且
Fe/W、Nb/W、Sn／W比值较高；
而Au-Cu矿床中的金红石相对亏损Fe和W，且具有更高的
Nb/W和Sn/W比值，
这些特征表明金红石的成分特点
可能与成矿专属性具有某种耦合关系
。因此，对金红石开展矿物化学研究
还有助于判断斑岩矿床的成矿元素组合。
绿泥石作为青磐岩化蚀变带的标志性矿物之一
，通常发育在斑岩体系的外围。
若赋矿围岩为中基性火山熔岩-火山碎屑岩
，热液蚀变形成的绿泥石、绿帘石、方解石及少量阳起石和沸石等的分布范围(即
绿色岩石环境，the green rock environment)可达10km
2
以上
。
Wilkinson et al.(2015)
通过对印度尼西亚Batu Hijau斑岩Cu-Au矿床中的绿泥石
开展原位微区分析，发现绿泥石中
Ti的含量主要受矿物结晶温度的控制
，因而Ti含量的
空间变化反映了其距离矿化中心的远近程度
；
而Mn、Zn含量则随着距矿体中心的距离增大
而升高，
并且在大约1.3km左右的位置出现峰值，
可能反映了这两种元素在岩浆-热液体系中迁移的距离。
通过绿泥石矿物化学的系统研究
可以将斑岩矿床的
蚀变晕延伸到4
〜
5km以外。
Wilkinson et al(2015)还提出
，基于
绿泥石Ti／Sr比值可以估算其距矿体中心的距离，这极大地提高了矿体预测的准确性
。
具体计算公式为：
X=[ln(R/a)]/b，式中
X
表示距矿床中心的距离
；
R
表示绿泥石中某些元素的比值
(如Ti/Sr)；
a
和
b
为拟合的指数参数。以印尼BatuHijau矿床为典型实例，
他们拟合的具体公式为：X=ln[Ti/3X10
6
Sr]/(-0.0088)
(图12)。
图12 根据印尼BatuHijau矿床绿泥石的Ti/Sr与矿体距离拟合的线性关系(据Wilkinson et al，2015)
绿泥石矿物化学的勘查指标
得
到了国际勘探领域的应用和验证，如针对
美国Resolution超大型斑岩矿床中预测的矿体位置
与矿体的实际位置
偏差小于100m
(Cooke et al，2020)。
前人关于铜山口斑岩-矽卡岩型Cu矿床
(Han et al.，2018)和延东斑岩铜矿床蚀变矿物的
勘查研究
(Xiao et al.，2018)
也进一步证实了绿泥石矿物化学指标的有效性
。有学者提出，绿泥石的
Al
IV
、Fe
2+
/(Fe
2+
+Mg
2+
)、Cr/Ti与矿床中Cu、Au的品位呈正相关，因而可以
作为斑岩型矿床富矿体的指示标志
(Yang Chao et al.,2015)。
大量研究证实，绿泥石中某些短波红外吸收峰的位值
(Pos2250、Pos2335)
也是有效的勘查指标
。如，Yang et al.(2005)在研究新疆土屋斑岩Cu-Au矿床时
发现，越靠近矿化中心，绿泥石的特征吸收峰的位值越向长波方向偏移
。
绿帘石作为青磐岩化蚀变带的特征性矿物之一，亦广泛出现在斑岩体的外围。
绿帘石通常呈细粒集合体与绿泥石一起交代角闪石、斜长石和黑云母等含钙矿物，可保留原矿物的假象；也常沿岩石裂隙面充填交代，与石英、绿泥石、方解石和硫化物等构成复合脉或单独形成绿帘石脉。
大量研究业已证实，绿帘石矿物化学能够为评价
斑岩成矿潜力、指示矿化中心以及反演成矿过程
等方面提供有用信息
。
Cooke et al.(2014)对菲律宾Baguio地区斑岩Cu-Au矿床
中的绿帘石开展了微区成分分析，发现其中某些元素含量的系统性变化可能与其距斑岩矿化中心的距离有关(图13)。如，成矿元素(如
Cu、Mo、Au和Sn等)在距离矿体最近的绿帘石中富集，而远端指示元素(如
As、Sb、Pb、Zn和Mn)则在距矿体中心15km外的绿帘石中相对富集。
Baker et al.(2017)指出绿帘石中Sr/As、Pb/U等比值能有效区分
斑岩热液系统成因的绿帘石与区域变质成因的绿帘石。
Hart et al(2017)运用多元变量统计分析法，将蒙古
Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿床中的绿帘石
分成两组：泥盆纪成矿系统和石炭纪成矿后系统，这
对于找矿方向与靶区的有效筛选极为重要。
图13 菲律宾Baiguio地区典型斑岩体系中绿帘石的微量元素变化示意图(据Cooke et al.，2014)
此外，有学者
提出绿帘石Ps值(Ps=100XFe
3+
/(Fe
3+
+Al))与样品的含矿性呈负相关关系，即含矿绿帘石的
Ps值明显低于无矿绿帘石的Ps值
；而造成近矿绿帘石贫Fe富Al的原因，可能在于金属硫化物在形成过程中消耗了流体中的Fe
3+
(Zhang Jiajia et al，2019)。
与绿泥石类似，绿帘石中某些特征性短波红外光谱吸收峰的位值
也
可用来指示斑岩矿床的勘查方向
。因此，在应用矿物化学进行找矿勘查时，
应将短波红外光谱技术与原位微区成分技术有机结合
。
绢云母一般被定义为细小鳞片状的白云母
，它们主要呈显微晶质—隐晶质的鳞片状集合体产于斑岩矿床的各类蚀变带中，
其中尤以绢英岩化带最为发育
。
研究表明，斑岩矿床中的绢云母类矿物，
至少包括了白云母、水白云母、伊利石和蒙脱石等4种矿物
，它们主要由原岩中的长石类矿物(及少量暗色矿物)在酸性流体中发生水解作用形成。因此，
绢云母化蚀变通常又被称为长石破坏性蚀变
。鉴于该类矿物主要呈细粒集合体的形式产出，并且其矿物化学成分较为复杂多变，
因而难以利用LA-ICP-MS开展原位微区成分的研究
。近年来，
前人主要通过短波红外光谱的研究
揭示其所蕴含的成矿与找矿信息。
研究表明，
绢云母类矿物Al-OH基的吸收峰位值(Pos2200)及伊利石结晶度
(SWIR-IC，可用Al-OH吸收强度与H
2
O吸收强度之比表示)
不仅能够用来反演成矿的地质环境，还可以帮助确定矿化中心
。例如，Yang et al.(2005
)在新疆土屋斑岩Cu-Au矿床的研究中发现，远离矿化中心时，绢云母的
Pos2200峰位将向长波方向漂移
(>2206nm)；与此同时，绿泥石的特征吸收峰的位值将向短波方向漂移。
Yang Zhiming et al(2012)
对西藏念村矿区开展了短波红外光谱填图工作，
提出越靠近矿化中心，绢云母的Pos2200峰位越向短波方向漂移
(<2203nm)，并且伊利石的结晶度变大(>1.6)。
最近，Tian Feng et al.(2019)
通过研究西藏岗讲斑岩Cu-Mo矿床的蚀变矿物分带结构
也得到了类似于前人的认识
。研究表明，绢云母Pos2200的位值主要受到矿物晶格中八面体Al(Al
VI
)含量、流体的pH值与Si活度的控制。具体表现为：
Al
VI
含量越高，Pos2200值越小；流体的酸度越强，形成的绢云母Pos2200的位值也会越小。
在斑岩系统中，向上运移的岩浆流体随着歧化反应的不断进行与温度的持续下降，酸度将不断增加，从而导致越到浅处，形成的绢云母越来越富集Al，
即Pos2200值越低。同样在横向上，越靠近流体运移通道，水/岩比越高，酸度越强，形成的
Pos2200值也会越小(Tian Feng et al.,2019)。
斑岩型矿床
作为中国、乃至全球Cu、Mo、Au、Re、Se、Te等战略性关键金属的最重要来源
，在保障国家经济安全、支撑高科技领域发展等方面发挥着举足轻重的作用。
我国是资源需求大国，尤其是最近20年来随着经济建设的飞速发展，矿产资源的供需矛盾日益突出
，许多关键金属的对外依存度高达70％
〜
80％，严重威胁着国民经济的健康发展。在这种形势下，
亟需加强斑岩矿床的成矿理论与找矿方法的研究，以期实现Re.Se及Te等关键矿产找矿勘查的新突破
。为此，上文从岩石化学和矿物化学两个角度，
系统梳理了国内外在成矿潜力评价与矿体定位方面的新进展，
同时总结了相应的勘查指标
。然而，由于区域成矿构造背景的复杂多样性，
不同矿区（床）的成矿母岩的成分、侵位深度、围岩性质
、
蚀变矿化分带模式
可能均存在明显差异
，因此已有勘查模型与找矿指标的有效性
仍需更多的研究实例加以验证
。在未来的科学研究与找矿实践中，
应特别注重并加强以下几方面工作：
（1）由于矿区岩石普遍遭受了不同程度的热流体改造作用，
因此在开展岩体的成矿潜力评价时，
不宜采用流体活动性较强的大离子亲石元素
（如Na、K、Sr、Rb等）
作为评价指标
，而应重点关注
流体活动性较弱的高场强元素
（如Zr、Sc、V、Al、HREE等）
及其比值
。
（2）
查清单矿物中特征微量元素的赋存状态
并准确测定是开展矿物化学指标的基础，
只有那些以类质同象形式进入矿物晶格的元素
才可以作为找矿指标（如绿泥石中的Ti）
。然而，由于矿物自身复杂的内部结构以及微米—纳米级杂质矿物的大量存在给微量元素的准确分析带来了严峻挑战。
因此，单矿物原位微区成分分析的研究（特别是LA-ICP-MS）
必须结合岩相学、矿相学以及矿物微区结构形貌的精细观测，
才能获得元素组成的真实信息。
（3）
近20年，锆石等副矿物的原位微区分析
引起了学术界的极大关注，
而针对造岩矿物的研究则显得尤为薄弱
，这在一定程度上限制了成因矿物学的全面发展。就斑岩矿床而言，
未来可以适当加强不同成因钾长石和黑云母的矿物化学研究。
（4）
根据单矿物化学组成
估算的岩浆物理化学参数变化范围可能极大。
如利用锆石Ce
4+
／Ce
3+
比值计算获得的氧逸度变化
可达几个数量级
，有些明显与地质事实不符
。因此，
未来研究应加强实验地球化学方面的研究，准确标定矿物化学组成与岩浆物理化学参数之间的耦合关系
。
（5）尽管大量研究证实绢云母
等矿物中特征性短波红外吸收峰位值的系统性变化有助于确定矿化中心
，但是关于导致这些吸收峰发生变化的
内在机制仍不十分清楚，未来应加强这方面的研究。
（6）
目前已有少量研究将LA-ICP-MS和短波红外光谱技术有机结合
，以揭示目标矿物（如明矾石、绿泥石、绢云母类矿物、碳酸盐类矿物等）
在岩浆-热液体系演化过程中的变化规律
。
未来可将这两项技术与原位微区同位素分析技术（LA-MC-ICP-MS）结合
，进一步约束成矿流体与成矿物质的来源与演化过程。
（7）由于实验标样的稀缺（如硫化物标样），不
同实验室单矿物原位微区分析的方法和标准不一致
，导致不同实验室数据质量的差异，因而限制了相应找矿指标的推广。
（8）加强数理统计分析与机器学习等先进算法
在矿物微量元素数据处理方面的应用
。随着海量的单矿物元素组成数据的日积月累，仅用简单的数学运算显然是不够的。在未来研究中，应通过数学模型（聚类分析、多元线性回归分析、偏最小二乘分析等）和机器学习的方法，
综合剖析不同元素之间及其与矿物形成过程、物理化学条件之间的耦合关系
，并据此提炼找矿指标。
致谢：
笔者在撰写本文过程中参阅了国内外大量相关文献，因篇幅限制，部分参考文献未能一一列出，特表歉意。感谢侯增谦院士、胡瑞忠研究员和张兴春研究员多年来对笔者的指导和帮助。杨志明研究员和秦克章研究员仔细审阅了本文，并提出了许多富有建设性的修改意见，在此表示感谢
原文来源：
冷成彪，东喜连，张静静，马晓花，田丰，郭剑衡，张乐骏.2020.斑岩型Cu±Mo±Au矿床的勘查标志：岩石化学和矿物化学指标.地质学报，94（11）：3189
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3212，doi：10.19762/j.cnki.dizhixuebao.2020200.
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