多宝山铜矿田（包括多宝山铜矿床、铜山铜矿床和其周围的一些铜金矿床和矿点）位于黑龙江省嫩江县北部（图3-1）。矿区南距嫩江镇150km，有公路相通，距有铁路的黑宝山煤矿16km；西距嫩江25km，工业电网通过该区。
该矿田发现于1958年。从1958年到1962年属于工作的第一阶段。在此阶段内，对矿区及其周围进行了地质勘查工作，并提交了“多宝山铜矿床最终勘探报告”。其中，B＋C＋D级铜金属量19.6万t，钼金属量1.3万t。对于多宝山铜矿东南4km处的铜山矿床做了否定评价。1972年到1983年是工作的第二阶段。在此阶段内，使多宝山铜矿床铜金属量增至237万t，钼增至8万t，金73t，银1000t。与此同时，对铜山矿床重新作了评价，求得铜金属量80万t，钼6万t，认为铜山矿床铜等资源量应不亚于多宝山矿床。1992年到1993年是工作的第三阶段，通过工作使铜山铜矿床铜金属量由80万t增至90万t。2004年至2006年是工作的第四阶段，此次工作重点是查清铜山矿床内的东西向压扭性断层和推断其下盘铜的资源量。
由多宝山矿田向东南100km为新开岭隆起，隆起呈NEE走向，主要由前寒武系和下古生界组成，（图3-2）新开岭隆起以北，包括新开岭隆起属于大兴安岭褶皱系。在此褶皱系内，从下奥陶统到下石炭统基本上属于连续的海相沉积层。从早石炭世之后，新开岭隆起及其北部开始隆起，之后从未发生过海侵。新开岭隆起以南的广大地区属于吉黑褶皱系，从早石炭世到晚二叠世仍为浅海，沉积了巨厚的海相碎屑岩、火山岩和灰岩等，并伴有多宝山矿区与铜矿成矿有关的花岗闪长岩浆的侵入。在新开岭北部多宝山矿区周围，分布有石炭世中性和中酸性陆相火山岩及其凝灰岩。
在大兴安岭褶皱系内，古生界走向多呈北东向，少数呈北西向。而多宝山矿区却位于一条北西向构造带内。这条构造带不仅褶皱和压性断裂呈北西走向，而且奥陶纪的次火山岩体群，晚古生代的超基性岩体群，许多矿床和矿点以及新生代玄武岩都沿此构造带分布或分布于其旁侧断裂内。
地层：在多宝山矿区及其周围出露有早奥陶世到早泥盆世的海相地层，厚7500m；中泥盆世到早石炭世的海陆交互相地层，厚2300m，还有石炭纪和侏罗纪的陆相火山岩以及晚侏罗世的煤系地层。古生代的海相地层都有丰富的化石资料，年代依据充分。
在多宝山矿田，出露的下部地层为中奥陶统铜山组（O2t）中部。组成岩石为青灰色中酸性凝灰熔岩和含角砾灰岩，灰绿色凝灰质粉砂岩，灰绿色凝灰质砂岩、凝灰质砂砾岩夹灰岩透镜体，厚400m。铜山组上部由紫红色和灰色凝灰质砂砾岩、砾岩、含磁铁矿的长石砂岩、灰绿色千枚岩和钙质砂岩所组成，厚800～1200m。铜山组上部的砂砾岩疏松多孔，分布于矿区内者，多位于主矿体的下盘，蚀变异常强烈。该层向东南沿走向延伸十余千米，超出矿田范围。在该组未蚀变的岩石内，见有铜矿化。
图3-1 交通位置图
中奥陶统多宝山组（O2d）整合地覆盖在铜山组之上，下部主要由暗绿色安山岩组成，中间夹有一些紫色、灰色凝灰质砾岩、砂砾岩、粉砂岩和钙质砂岩等组成的透镜体，偶夹薄层灰岩。多宝山组中部主要由灰绿色安山岩，中性含角砾的凝灰岩和中性凝灰岩组成，夹有灰色凝灰质砂砾岩、凝灰质砂岩和灰岩。多宝山组上部由灰色含角砾的凝灰熔岩、角砾凝灰岩、灰紫色—浅灰色英安岩、安山岩及中酸性凝灰岩组成。
图3-2 区域地质构造区划示意图
多宝山组是矿田出露最广的地层。多宝山主矿体的顶部均赋存于多宝山组下部安山岩内。主矿体下盘常与铜山组上部砂砾层相接触。铜山组和多宝山组平均含铜量分别为80×10-6和130×10-6，向上为零星分布的上奥陶统裸河组
构造：多宝山矿田位于一个大型背斜向北西的倾没部位，断裂构造异常发育，在多宝山矿田西侧有一条南北向扭性大断裂，北西向构造带受其拖动影响，在近大断裂20km的范围内被改造成一条北西向弧形构造带。此弧形构造带奠定了矿区的基本构造格局。在弧形构造带的基础上，不仅叠加了北西西向、北北西向压扭性断裂和片理化带，还叠加了次一级的北东向、北北东向构造，以及南北向和东西向构造。因此多宝山矿区正好位于多组构造的交会部位（图3-3）。
侵入岩：与成矿有关的侵入岩为花岗闪长岩和花岗闪长斑岩。它们的出露面积分别是9km2和0.17km2。K-Ar法同位素年龄分别是292Ma和283Ma。
花岗闪长岩略呈弓石燕形沿北西向弧形构造带分布，长达6km，向南西倾斜，倾角60°，与花岗闪长岩呈侵入接触的花岗闪长斑岩，沿北西向构造带呈似岩墙状分布。
花岗闪长岩和斑岩岩浆与被它们侵入的围岩之间，接触界面犬牙交错，侵入体有许多岩枝穿入围岩内，围岩有不少悬垂体伸到岩体内，岩体内还含有晚期侵入的脉岩和许多捕虏体。在主矿体两侧发育有岩浆角砾岩，但与岩浆接触的全部围岩和围岩角砾热变质作用都较微弱，且变质程度不一。
图3-3 黑龙江省嫩江县多宝山铜矿区构造体系示意图
1—第四系现代河谷冲积层；2—八十里小河组；3—黄花沟组；4—爱辉组；5—裸河组；6—多宝山组三段；7—多宝山组二段；8—多宝山组一段；9—铜山组三段；10—铜山组二段；11—黑云母斜长花岗岩；12—斜长花岗岩；13—更长花岗岩；14—石英闪长岩；15—花岗闪长斑岩；16—花岗闪长岩；17—闪长玢岩；18—霏细斑岩；19—辉长岩；20—闪长岩；21—次安山岩；22—闪长玢岩；23—倒转背斜及其编号；24—背斜轴及其编号；25—向斜轴；26—压扭性弧形断裂片理化带及编号；27—压扭性断裂及编号；28—压扭性断裂；29—实测及推测断层；30—实测地质界线；31—推测地质界线；32—矿体
在花岗闪长岩体内部，矿物成分很不均匀，岩体的边缘处为斜长花岗岩相带，一般宽百米到千余米，岩体内部为花岗闪长岩相带，两者之间存在着一条宽约500～1000m的过渡相带，称贫钾花岗闪长岩相带。
岩体内不同成分的相带大致与接触带的轮廓相对应。这种吸收围岩成分形成的相带不仅表现在岩体的边缘，而且也出现在岩体内部含悬垂体的部位。岩体内斜长石的牌号多数在10以下，但有时也出现大于30者。其他矿物成分分布也不均匀。因而局部形成了多种类型岩石；如二长花岗岩、英云闪长岩、石英二长岩、石英闪长岩和石英二长闪长岩等，这些岩石类型之间均呈过渡关系。
在岩体的边缘部分岩石多呈等粒结构，越近岩体中部（即岩浆活动中心处）岩石结构变化越大，呈似斑状结构。斑岩岩浆就是沿似斑状结构相带中心部位侵入上来，经过统计作图，结构相带的界线与成分相带的界线并不吻合，前者明显地切穿了后者。
在花岗闪长斑岩体内部，按其各个部位含斑晶种类和数量的差异，划分了三个相带：边缘相斑晶含量小于50%，多数为酸性斜长石，其次是石英；中心相带斑晶含量大于75%，以钾长石为主；中间者为过渡相带。由边缘相带向岩体中心，随着斑晶和钾长石数量急剧增加，逐渐过渡到中心相带。
在花岗闪长岩内矿物的平均含量：斜长石56.8%，石英20.4%，角闪石9.1%，黑云母1.7%，条纹长石11.5%，硫化物0.5%，副矿物有磷灰石、榍石和磁铁矿等。其平均化学成分为：SiO262.14%，TiO20.42%，Al2O315.41，FeO32.46%，FeO33.12%，MnO 0.07%，MgO 2.18%，CaO 3.50%，Na2O 2.81%，K2O 4.04%，P2O50.23%，H2O 2.51%。微量元素含量（×10-6）Cu 5.00，Mo 1.10，V 91.80，Ni 13.20，Co 11.90，Pb 10.60，Zn 38.30，Ag 0.16，Hg 0.01，As 2.80，F 461.00。与维氏值相比，Cu，V，Ni，Co，As，Hg，Mo均较高。其87Sr/86Sr比值变化于0.704～0.703之间，平均0.706，87Sr/86Sr初始比值为0.705。
花岗闪长斑岩内浅部矿物的平均含量斜长石52%，石英2.5%，钾长石13.7%，角闪石和黑云母8%，磁铁矿1.1%，磷灰石0.1%。此外，副矿物尚有锆石、金红石和少量硫化物，其平均化学成分：SiO271%，TiO20.19%，Al2O313.36%，Fe2O30.76%，FeO 2.48%，MnO 0.03%，MgO 0.62%，CaO 2.14%，Na2O 2.71%，K2O33.38%，P2O50.11%。岩石内SiO2含量偏高，可能是样品中含有石英细脉造成的。其微量元素含量（×10-6）Cu 80，Mo 4.3，Ni 10，Co 8.7，Mn 431，Pb 7.4，Zn 20.5，V 30.4，F 376，C 1317，Ag 0.18，S 379，As 5，与维氏值相比，Cu，Mo，Ni，Co，Ag，As 等明显偏高。其87Sr/86Sr比值变化于0.705～0.709 之间，平均为0.706，87Sr/86Sr 的初始比值平均为0.705。
根据花岗闪长岩和斑岩的岩石化学特点、副矿物成分、微量元素含量和87Sr/86Sr比值，应当属于Chappell和Whipe（1974）划分的Ⅰ型花岗岩。推测两者可能起源于岛弧环境，在优地槽回返形成造山带的过程中，沿增长的大陆边缘的构造活动带发生侵位的。
关于花岗闪长岩和斑岩体的形成深度，主要是根据岩浆侵位时上覆的地层厚度确定的。因从中奥陶统多宝山组向上分布有上奥陶世、志留纪、泥盆纪的沉积层，总厚度大于等于6000m，故岩浆的侵位深度应不少于6000m。
热液活动：多宝山矿田位于一条构造-岩浆活动带内，频繁的构造活动常常引起岩浆活动，在张性负压构造条件下演化而成的富H2O岩浆在其结晶晚期伴随着构造脉动就会引起热流体的活动，形成蚀变和矿化。多宝山矿区每次岩浆活动，或多或少都会引起热流体的活动，即便是成矿以后的少量煌斑岩的岩浆活动，在矿带附近也常常引起微弱的蚀变和矿化。但能够引起大规模流体活动的岩浆活动，在多宝山矿区主要有三次，它们可能来自同一岩浆房。它们是：①花岗闪长岩浆侵入之前的岩浆喷发活动；②花岗闪长岩岩浆活动；③花岗闪长斑岩岩浆活动。三次岩浆活动的特点虽然不同，但对岩浆-热流体成矿都起到了重要作用。
花岗闪长岩浆侵位之前的喷发活动伴随的热液活动，基本上发生于中奥陶统多宝山组内。矿区内青磐岩化安山岩全岩K-Ar法同位素年龄为315Ma，推测可能与中、晚石炭世火山活动伴生的热液活动有关。此期热液在广大范围内沿岩石的微裂隙缓慢向下渗流，使围岩的活动组分（包括石膏、岩盐、金属元素）发生大量迁移。根据地球化学场的资料，该期形成的第一次青磐岩化带是多宝山矿区含铜围岩的降低场。本期主要蚀变矿物有绿帘石、绿泥石、绢云母和少量碳酸盐矿物。上述四种矿物构成了本区第一期蚀变矿物组合。
花岗闪长岩岩浆活动伴生的蚀变矿物，虽然有黑云母、钾长石、钠长石、阳起石和石英等，但分布十分局限。分布广泛的蚀变矿物主要是绿泥石、绿帘石、绢云母和碳酸盐矿物。由它们组成的第二次青磐岩化带遍及花岗闪长岩体全部和其外接触带。此期青磐岩化是在矿区热液活动系统基本格局无明显改变的情况下，在相似的微裂隙系统条件下发生的。在花岗闪长岩体侵入接触带附近由于两次青磐岩化的叠加，青磐岩化明显增强，但其中的含铜量却进一步降低。花岗闪长岩经青磐岩化之后，含铜量也有所降低。
花岗闪长斑岩岩浆活动伴生的蚀变矿物，基本上产于斑岩及其周围的各种裂隙和微裂隙内。可分为岩浆晚期热流体活动生成的黑云母、钾长石、钠长石和石英，岩浆期后生成的绿泥石、绿帘石、绢云母、石英、碳酸盐矿物和粘土矿物等。在这些蚀变矿物中，除了在地层内局部形成绢云母化，在斑岩内形成的硅化核和发生石英钾长石化外，其他蚀变均分布在花岗闪长岩体内，形成了由各种蚀变矿物组成的蚀变花岗闪长岩。
斑岩岩浆活动与黑云母化同时发生，根据大量薄片鉴定资料对黑云母化范围恢复后，黑云母化原来的范围与现在的绢云母化带的范围基本相当。伴随着黑云母化，铜在黑云母化亚带内有明显的富集，富集处局部可以构成铜矿体。黑云母化亚带形成稍后出现了以硅化为主的钾硅化，在它对黑云母化亚带的叠加部位，铜遭到迁移贫化，但在强硅化处钼却得到了富集，有时可以构成钼矿体。
从黑云母化到硅化是斑岩岩浆房热流体的退缩过程，随着热流体的退缩，天水的进入，大致在原来的黑云母化亚带的边缘发生了第三次青磐岩化。
斑岩岩浆期后的绢云母化基本上是沿着北西向弧形构造带和北西向片理化带发生。它大致叠加在原来的黑云母化亚带上面，并对它进行了强烈的改造。
绢云母化阶段延续的时间较长，在绢云母化带内热液曾发生过多次活动。主期绢云母化是在压性构造条件下产生的。黄铁绢英岩则是在张性条件下产生的。铜富集成铜矿体则是在黄铁绢英岩化的基础上，经过多次构造脉动和热液活动，对铜等元素经过多次活化迁移富集而成的。
在绢云母化带内按绢云母化强度不同，可以分成石英绢云母化，绿泥石绢云母化和绿泥石、绿帘石绢云母化亚带。石英绢云母化岩石片理化较发育，常常位于绢云母化带的中偏下盘。而铜的矿化则主要赋存于石英绢云母化亚带和绿泥石绢云母化亚带内。
在含铜的绢云母化带的基础上，沿南北向构造带叠加上碳酸盐化后，原来的含铜矿带可以得到进一步富集，但当碳酸盐化叠加在不含矿岩石时，除了碳酸盐化外，见不到任何矿化。
在碳酸盐化之后，矿田经常出现的张性构造环境已转变为稳定的压性构造环境。后来的（245Ma前）更长花岗岩岩浆的主动侵位是在相对封闭的条件下发生的。它除了对外接触带围岩发生同化混染和角岩化之外，未曾引起大规模流体活动。近接触带处的铜矿带遭受热变质后，铜明显地发生了贫化。
矿床的蚀变分带就是在上述的多次岩浆活动伴随的多次热液活动的相互叠加改造的情况下形成的。大致说来，花岗闪长岩岩浆之前和其期后生成的青磐岩化带形成了蚀变带的外带，与花岗闪长斑岩岩浆活动的同时和稍后的钾化带（包括硅化核、钾长石、石英化亚带和钾长石黑云母化亚带）产于斑岩体内和环绕斑岩体分布，绢云母化带呈扁环状大部分叠加在钾长石黑云母化亚带上面，小部分叠加在青磐岩化带上面，构成了蚀变带的中间环带。碳酸盐化带则呈条带状切穿了各个蚀变带。
矿带和矿体：铜矿带内铜的迁移富集是热流体多次活动的结果。黑云母化阶段形成了铜的初次富集，在黑云母化的基础上，后来的绢云母化和碳酸盐化都使铜得到进一步富集，从而形成了目前矿床内的矿体和矿带。
多宝山矿床内的矿带和矿体大体上环绕着斑岩体和钾化带分布于叠加在黑云母化带上的绢云母化带内。铜矿带和矿体产状与斑岩体的产状吻合。由于斑岩体呈似岩墙状向西南倾斜向北西侧伏，倾角70°～80°，矿带内诸矿体基本上也呈此产状。相对于斑岩体而言，斑岩体上盘（南西盘）比下盘（北东盘）蚀变和矿化强烈，矿区内雁行状排列的1，2，3，4号四个矿带，其中3，2，4号矿带均分布于上盘，只有1 号矿带位于下盘。斑岩体侧伏的西北部与翘起的东南部相比，西北部比东南部蚀变和矿化强烈，1，2，3号矿带均分布于西北部，只有4号带分布于东南部。
矿带是由矿体群组成的。当矿体群中间部位铜矿化强烈，相邻矿体之间分布着浸染状铜矿化时，就可以构成厚大矿体，大矿体的厚度一般200～400m，延深和延长均大于1000m。在厚大矿体两侧仍分布着条带状、透镜状从属矿体，矿区的主矿带3号矿带即属此种情况。如果矿带内条带状矿体之间基本上无浸染状铜矿化时，就形成一些彼此隔离的条带状矿体。这些矿体的规模一般厚几米到二三十米，延深和延长约三五百米。如斑岩体下盘的1号矿带即属此种情况。2号和4号矿带矿化特点基本同1号带，局部地段也有类似3号矿带者。
在多宝山矿床四个矿带中，1，2，4号带内诸矿体均分布于花岗闪长岩内。多宝山矿床的主矿带（3号带）和铜山矿床的Ⅰ和Ⅱ号大矿体的下部也分布于花岗闪长岩内，但其顶部和中部却赋存于安山岩内。根据统计资料，安山岩内矿化强度和规模与下面花岗闪长岩内矿化的强度和规模，大致呈正相关关系，顶部安山岩内铜矿化较好时，下面的花岗闪长岩就会赋存着规模较大的铜矿体，这些主矿带和大矿体，除了顶部赋存于多宝山组（O2d）底部的安山岩外，下盘都分布有铜山组（O2t3）顶部的厚层砂砾岩。矿带下盘的砂砾岩层蚀变强烈。
在主矿带内，硫化物的分带特点是，在厚大矿体的中心部位，以斑铜矿为主，向外斑铜矿数量减少，黄铜矿数量居多并过渡到以黄铜矿为主，至大矿体的边缘（包括上盘、下盘）常分布一些分支矿体，在分支矿体附近和外侧分布有黄铁矿化带，有时在黄铁矿化带的内侧和外侧，分布有锌矿化带。
铜山铜矿床：矿床内有一条东西向压扭性断层，把矿床内Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ号矿体由南东向北西推覆上来。断层上盘的Ⅲ号矿体全被剥掉，Ⅰ号矿体剥掉一半，Ⅱ号矿体的西北部刚被剥露出来。断层上盘的Ⅰ，Ⅱ号矿体仅为矿体的顶部，其上、中、下部均位于断层下盘。因上盘的Ⅱ号矿体水平投影面积较大（长1500m，平均宽230m），延深稳定，且宽度向下迅速增大，故其断层下盘的资源量可能相当可观。
矿区因地处寒温带，物理风化作用强烈。矿石致密坚硬，硫化物含量有限，不利于含铜水溶液的生成和渗滤。氧化带不发育，淋滤带与次生富集带基本缺失。从地表向下，氧化带只有10～20m，再向下常常与原生带相接。
矿石矿物：矿区的矿石类型以浸染状为主，细脉浸染状次之，在构造交叉部位和矿体的顶部有时也可见到细脉状矿石。矿石的矿物成分特点是，主要金属矿物成分简单，微量金属矿物种类繁多，石英、绢云母、绿泥石等典型脉石矿物种类较少，其他非金属矿物种类繁多。矿区已知的矿物达74种，其中金属矿物36种，非金属矿物38种，主要矿石矿物为黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿和辉钼矿，其次为辉铜矿和黝铜矿。次生铜矿物有孔雀石、蓝铜矿、赤铜矿、铜蓝和辉铜矿等，能够综合回收利用的矿物有自然金、银金矿、自然银、辉银矿和碲银矿等。钼精矿中主要有Re，187Os，Se和一些铂族元素。氧化铜矿石在矿床中仅占矿石总量的1%～2%，脉石矿物以石英、绢云母、叶绿泥石、绿帘石、方解石、黑云母、钾长石、钠长石为主，其次是水黑云母、透辉石、铁白云石、透闪石、阳起石、高岭石、硬石膏、蒙脱石、沸石、绿泥石、白云母、红柱石、伊利石、矽线石、石膏和石榴子石等。
矿石中有用组分以铜为主，伴生有益组分有钼、金、银、铼、硒、锇、铂、钯、铱等。金和银多呈独立矿物存在，与硫化物紧密共生。通过硫化物单矿物分析，斑铜矿内含金、银较多，其他硫化物如黄铜矿、辉钼矿内也含有一定数量。通过矿石加工技术试验，铼与锇多富集在钼精矿内，99%以上的锇均为锇187Os。其他伴生有益组分可以在铜精矿和钼精矿中顺便回收。