我国斑岩型铜矿研究现状

温宏雷 ，侯中健

（成都理工大学地球科学学院，成都 610059）

我国斑岩型铜矿研究现状

温宏雷 ，侯中健

（成都理工大学地球科学学院，成都 610059）

斑岩铜矿是我国最重要的铜矿床类型, 对其矿床地质特征和地球化学特征的认识对找矿实践具有重要指导意义。本文通过收集和整理近年来我国斑岩铜矿研究的最新成果，总结了斑岩铜矿在我国的时空分布特征、含矿岩体及围岩特征、元素组合、流体包裹体及同位素研究方面的最新进展。

斑岩铜矿；矿床地质特征；地球化学特征；研究现状

DO I：10.3969/j.issn.1006-0995.2014.01.014

斑岩型 Cu（-Mo-Au）矿床（以下简称斑岩铜矿）是世界范围内最重要的铜矿类型，其储量超过了世界铜金属储量的50%；而在我国，已探明储量也占全部铜矿床储量的一半以上[1]。

关于斑岩铜矿的概念，最早起源于20世纪初，是美国人开采亚利桑那州和新墨西哥州石英二长斑岩和花岗闪长斑岩中的大规模铜矿时采矿工人的叫法。1904年，Ransome通过对美国亚利桑那州Bisbee“浸染状铜矿”的详细野外观察，提出了浸染状铜矿化与斑岩体成因相关的学术思想[2]。至1918年，Emmons正式把这种与斑岩体有关的“浸染状铜矿”定名为斑岩铜矿[3]。斑岩铜矿至今没有一个准确的定义， 但目前大多数学者认可的斑岩铜矿的定义可以描述如下：是指在时间上、空间上、成因上与斑状结构的钙碱性、碱性、中酸性浅成或超浅成小侵入体（花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩等）有关，并具有钾、氢蚀变矿物晕和铜、钼、金、银、铅、锌、硫等地球化学晕的岩浆后期中―高温热液阶段形成的细脉浸染状硫化物铜矿床[4]。这类矿床存在 4个特点：埋藏浅、品位低、规模大、露天采，铜品位通常在0.4%左右，少数可达0.8%。矿石中除铜外，常伴生钼、金、银等元素，可综合利用。

自上世纪七八十年代斑岩铜矿成矿理论传入我国后，有了长足发展，尤其是进入21世纪，在中国冈底斯地区和新疆准格尔地区，许多中型—大型—超大型斑岩铜矿相继被发现，并进行了大量的研究工作，改变了全球范围内斑岩铜矿的分布格局，促使人们提出了新的斑岩铜矿成矿域[5]：特提斯成矿域和中亚成矿域(古亚洲洋成矿带)，也极大丰富了斑岩铜矿成矿理论与成矿模式。

1 大地构造环境

通过整理及对比前人的研究资料表明，板块构造对全球斑岩型铜矿床的形成有重要影响，不同的大地构造单元及其火山—深成岩建造对斑岩铜矿床的成矿具有明显的控制作用。在大地构造背景上，国内外学者认为斑岩铜矿应具有以下大地构造特征：①斑岩铜矿主要形成于两种构造环境，一种是由大洋板片俯冲产生的陆缘弧和岛弧环境，另一种是与大洋板片俯冲作用无关的大陆环境；②斑岩铜矿常成群成带出现，构成成矿区和成矿带，有时还和其他矿床类型相伴产出，构成一个成矿系列；③斑岩铜矿的形成往往与深大断裂有直接关系，但直接分布在深断裂带上的斑岩铜矿很少，矿体受更次一级的构造控制[6]。

我国斑岩铜矿在世界三大成矿域：环太平洋成矿域、特提斯成矿域、古亚洲洋成矿域（中亚成矿域）上均有分布（图 1）；矿床类型上，除我国东南环太平洋成矿域的斑岩铜矿是大洋环境斑岩铜矿外，其余均为大陆环境斑岩铜矿[7]。对比我国斑岩铜矿集中区域，基本与世界斑岩铜矿基本特征符合。例如西藏境内近年来发现的冈底斯斑岩铜矿成矿带，位于雅鲁藏布江缝合带北侧，班公错—怒江缝合带南缘的火山—岩浆弧中，至今已探明大型铜矿床3处(驱龙、甲马、厅宫)，中型铜矿床4处(冲江、南木、拉抗俄、帮普) 及一系列矿点和矿化点，金属铜资源量在1 500万吨以上[8]，经研究表明其大规模成矿作用发生在冈底斯碰撞造山带演化晚期的碰撞后伸展阶段。

表1 中国主要斑岩铜矿成矿年龄及围岩性质（据张洪涛等2004、张洪瑞等2009）

2 矿床地质特征

2.1 成矿年代

我国斑岩铜矿成矿年代从前寒武纪到第三纪都有，但主要集中在中、新生代及晚古生代，其中侏罗—白垩纪成矿期、晚古生代成矿期与新生代成矿期是我国斑岩铜矿成矿的三个高峰期（表1）。目前我国已发现的斑岩铜矿中，有少量于前寒武纪成矿，其中包括山西的铜矿峪和小西沟等铜矿[9]。志留纪成矿期(438～400Ma)，主要分布在华北地台北侧的海槽区中，如内蒙古四子王旗白乃庙铜金矿床、甘肃金塔白山堂锌铜矿床。

晚古生代成矿期(400～250Ma)，主要分布于下列地区：①北天山地区，如新疆精河莱历斯高尔铜钼矿床，甘肃安西公婆泉[10]铜矿床；②东天山地区，如新疆哈密土屋、延东铜矿床[11]；③西准噶尔地区，如新疆托里包古图铜(钼)矿床；④大兴安岭多宝山—阿尔山地区，如黑龙江嫩江多宝山铜钼矿床；⑤北山地区东部，如甘肃金塔白山堂[12]等铜(钼)矿床。

侏罗—白垩纪成矿期(205～65Ma)，主要分布于：①长江中下游地区，如湖北大冶铜山口，江西九江城门山等铜矿床和铜钼矿床；②赣东北地区，如江西德兴铜厂、富家坞等铜钼、铜多金属矿床；③浙闽粤沿海地区，如福建上杭紫金山铜金矿床；④燕辽地区，如河北平泉小寺沟铜钼矿床等；⑤得尔布干—根河断裂西侧的海拉尔—根河地区，如内蒙古乌奴格吐山铜矿床[13]；⑥西南三江地区，如云南中甸雪鸡坪铜矿床[14]。

新生代成矿期(65Ma以来)，主要分布于下列地区：①西藏东部的三江地区，东特提斯成矿域北部的重要组成部分，因燕山期至喜马拉雅期的中酸性侵入活动，形成大量浅成—超浅成斑岩体带，如藏东玉龙斑岩铜矿带；②雅鲁藏布江北岸，特提斯南部的喜马拉雅成矿域，燕山—喜马拉雅期岩浆活动形成以黑云母花岗岩、角闪花岗岩和花岗闪长岩为主的侵入体，如藏南冈底斯斑岩铜矿带等[15]。

2.2 侵入体及围岩

就我国斑岩铜矿床来看，含矿侵入岩体的规模变化很大，它们既可呈群或带出现，也可作为单独的复式岩体存在，侵位深度一般较浅（0～3km），最深可达4km，并呈多期次侵位、多岩相分带的特点，不仅成矿前、成矿期、成矿后的侵位相空间共存，而且最晚期隐爆角砾岩筒常相伴发育[16]。在空间上，含矿斑岩侵入体一般出露面积较小(1～2km2)，个别达10km2。

从矿物组份上看，含矿侵入岩多为中性火成岩，从岩体的边部到中心，长英质矿物组份明显增高，镁铁质组份相对减少，其中最常见的镁铁矿物为角闪石和黑云母，副矿物主要为磁铁矿、磷灰石、锆石和褐帘石。

从岩性上来看，与铜矿化有关的斑岩侵入体大多属于中酸性的钙碱性系列，斑岩主要岩相从中性的闪长质到酸性的花岗质斑岩均有发育。其中，大陆环境的含矿斑岩体主要为钙碱性系列，多见高钾钙碱性和钾玄岩质，以高钾为特征[17]，通常K2O＞Na2O，87Sr/86Sr较小，一般为0.703～0.706，少数可到0.709；大洋环境含矿斑岩体以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩。

在我国，矿体围岩及夹石种类多样，顶、底板围岩具弱铜矿化，矿体与顶、底板围岩呈渐变过渡，其界线只能通过化学分析确定。夹石多呈条带状、透镜状产出，与矿体无明显界线。与斑岩铜矿有关的围岩主要有2类：一类为硅铝质岩，我国大部分斑岩铜矿围岩均为此类（表 1），主要为片岩、片麻岩、中—酸性侵入岩或喷出岩、火山碎屑岩、泥质粉砂岩以及各种角砾岩等；另一类为碳酸盐岩，有石灰岩、白云岩及泥灰岩等。围岩共同的特征是硬、脆、易碎，有利于矿液的运移和沉淀。

2.3 构造

斑岩铜矿的形成往往与深大断裂有直接关系。矿田尺度的结构和构造对于斑岩铜矿的侵位和成因也是至关重要的。如果说大地构造背景是判断是否能形成斑岩铜矿的话，那么矿田尺度的结构和构造则是制约在何时何地形成斑岩铜矿的重要因素[18]。芮宗瑶等(1984) 对中国40个斑岩铜矿进行了统计，发现57.5%受多组断裂交汇的控制，22.5%受两组断裂交切及褶皱的控制，12.5%受断裂旁侧的配套构造控制，强调了基底构造活化对矿床的控制。就我国的情况来看，构造对斑岩铜矿的影响主要为：①提供了深部热液向上运移的通道，为斑岩铜矿成矿提供了物质基础；②控制矿体的展布形态和空间分布；③使沉积岩地层破碎，有利于形成矿体的斑岩体与围岩和大气降水发生化学反应使成矿物质沉淀。

例如藏东玉龙斑岩铜矿带，位于红河—哀牢山巨型断裂带北延断裂系统中，其至今已发现的矿体全部呈串珠状分布在红河—哀牢山断裂东面。红河—哀牢山走滑断裂系统在始新世至早中新世处于扭压构造背景，而玉龙斑岩铜矿矿体成矿时间也与红河—哀牢山断裂活动的时间吻合[19]（图2）。

图2 玉龙斑岩铜矿带含矿斑岩形成构造模型（据梁华英等，2006）

图3 斑岩铜矿蚀变分带及各带矿物（据Lowell等，1970，修编）

2.4 围岩蚀变

斑岩型铜矿床的围岩蚀变具有非常明显的分带性（包括水平分带和垂直分带），不同环境下斑岩铜矿的围岩蚀变分带大体一致。根据矿物组合可将斑岩铜矿床的蚀变分为4个带（图3），从内向外分别是：①钾化带：属于早期蚀变阶段，主要蚀变矿物有钾长石、石英、黑云母等；②石英—绢云母化带：又称“千枚岩化带”，属中期蚀变阶段，是斑岩铜矿的主要赋存部位，主要蚀变矿物有绢云母、石英、水化白云母、水化黑云母等；③泥化带：也称为高岭石―蒙脱石化带，亦属于中期蚀变阶段，主要蚀变矿物有高岭石、蒙脱石、伊利石等；④青磐岩化带：属晚期蚀变阶段，主要蚀变矿物有绿泥石、绿帘石、方解石、黄铁矿等。

我国斑岩铜矿也都伴随着围岩蚀变分带，但是一个矿床中不一定都存在四个蚀变带，不同矿床同一个蚀变带中的矿物也不尽相同，但是钾化带与石英—绢云母化带较常见些。例如我国云南宾川小龙潭斑岩铜矿，矿区的最外带未见青磐岩化带；泥化带仅在矿区东侧部分露头可见；核心的钾化带，其主体尚未出露，零星可见钾长石交代斜长石、黑云母交代角闪石、长石现象[20]。又如我国四川盐源西范坪斑岩铜矿床，自斑岩岩体中心至围岩角岩，钾化带、石英—绢云母化带、青磐岩化带均可比较明显的识别，但是没有明显的泥化带，仅局部可见少量高岭土化，并且其青磐岩化带中可见较多的阳起石化、钠长石化及粘土化现象，与其他地区的斑岩铜矿床有显著区别。

2.5 矿石特征

对比我国的斑岩铜矿床，其含矿斑岩多具斑状结构, 以石英二长斑岩、二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩等岩性较为常见。矿石矿物主要以硫化物为主，主要金属矿物有黄铜矿、辉铜矿、黄铁矿、磁铁矿，在有些矿床中有斑铜矿、硫砷铜矿、赤铁矿、辉钼矿和蓝铜矿等，总体来看，成矿早期多为黄铁矿+黄铜矿+辉钼矿+磁铁矿组合，而晚期为黄铁矿+斑铜矿+赤铁矿组合；与其相伴的非金属矿物主要有石英、绢云母、钾长石、黑云母、高岭石类矿物等。

矿石矿物与脉石矿物常呈不均匀相混分布。矿石矿物常呈半自形—它形柱粒状稀疏浸染状产出，部分相聚成细脉浸染状、团块状产出。氧化带中的黄铜矿多被斑铜矿或蓝铜矿交代，当含铜矿物被氧化成孔雀石后则多呈放射状集合体分布；在很多矿床中，铁质矿物都呈细粒浸染状分布在岩石中，在地表多以褐色铁矿薄膜或皮壳状分布在岩石的节理或裂隙面上。

矿石矿物的结构有隐晶质结构、它形晶结构、半自形晶结构、交代残余结构。以它形晶结构为主，半自形晶结构次之。氧化矿石构造以浸染状构造为主，其次为细脉浸染状构造和脉状构造、团粒状构造；硫化矿石则以浸染状构造为主。

矿体可产出于斑岩和围岩中，但主要产出于斑岩与围岩接触带附近，部分矿床全岩矿化，矿体形态总体呈筒状、空心筒状；矿石以细脉浸染状为主，浸染状和细脉状次之，在大多数矿床中从内向外呈浸染→浸染+微细脉→浸染+细脉→细脉状产出。

3 地球化学特征

图4 中国大陆环境斑岩铜矿的金属铜吨位与含矿斑岩εNd(t)值关系示意图（据侯增谦等，2007）

3.1 元素组合

我国绝大多数斑岩铜矿床Cu品位不高，多低于1%，在 0.5%左右。其矿石组分复杂，多伴生其他元素，以Mo最为常见，一般有用组分以Cu、Cu-Mo或Cu-Mo-Au为主，常伴有 Ag、Re、Se、Os、Pt、Pd等稀有分散元素，选矿过程中可作为副产品综合回收利用。

芮宗瑶等（2004）对中国古生代、中生代和新生代代表性矿床如土屋、德兴、驱龙和冲江矿床含矿斑岩的REE进行过系统研究，它们的共同特征为右斜式，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，Eu异常不显著。∑REE变化于 24.87(µg/g)～216.20(µg/g)，LREE 变化于22.15(µg/g)～206.25(µg/g)，HREE变化于 2.72(µg/g)～17.01(µg/g)，Y变化于2.43(µg/g)～13.07(µg/g)，(La/Yb)N变化于8～44。含矿斑岩的REE特征表明，它们介于大洋玄武岩与地壳花岗质岩石之间，因其稀土元素特征接近大洋玄武岩，推测其主要是大洋玄武质岩石部分熔融的产物。

3.2 流体包裹体

我国斑岩铜矿中常见三类包裹体：①单相包裹体，包括液体包裹体和气体包裹体；②气液包裹体，包括富气相包裹体（气相比率＞60%）和富液相包裹体（气相比率＜60%）[21]；③三相包裹体。我国大型斑岩铜矿中包裹体种类一般较多，其它小型矿床和矿点，包裹体类型相对比较单一。矿物包裹体普遍较小，其长径变化在0.5~30微米之间，大部分在5~10微米，大于10微米者较少见。

在前人的研究中，我国斑岩铜矿中流体包裹体均一温度差距较大，钱鹏等(2003)根据石英斑晶中包裹体的均一温度将江西德兴铜厂矿床划分为 3个区间：450℃~525℃、250℃~425℃、150℃~200℃；谢玉玲等（2006）通过对冈底斯斑岩铜矿带各大矿床中包裹体的系统研究，发现包裹体均一温度有两个峰值，分别位于160℃~240℃、280℃~440℃；王守旭等（2007）对云南普朗斑岩铜矿中的包裹体研究，发现富液相包裹体均一温度集中于181.8℃~217.4℃，含CO2两相包裹体均一温度在242.1℃~400℃，含子晶包裹体均一温度在245℃~457℃。

经过多年的研究，现在国内绝大部分学者都认为斑岩铜矿床成矿热流体的演化过程可划分为三个阶段：高温阶段(670℃~350℃)，相当于黑云母钾长石化的形成阶段；高—中温阶段(350℃~250℃)，主要集中在 300℃左右，相当于石英绢云母化的形成阶段；中—低温阶段(250℃~150℃)，大多数温度数据集中在200℃左右，相当于蒙脱石、高岭石化和青磐岩化蚀变矿物的形成阶段[21]。

3.3 同位素研究

对于斑岩铜矿的同位素组成研究，前人已经做了很多工作，特别是对一些最具代表性的斑岩铜矿做了深入的研究。在前人对土屋、玉龙和德兴铜厂斑岩铜矿钕、锶同位素研究中，土屋斑岩铜矿样品中εNd(t)值变化于-14～+9.4；εSr(t)值变化于-1.12～-17.5（芮宗瑶等，2004），其特征类似于大洋玄武岩，可能是古亚洲洋俯冲过程中发生部分熔融所致；德兴铜厂εNd(t)为-1.9左右，εSr(t)值为0.1左右[22]，可能是地幔楔部分熔融，混合部分下地壳物质成矿；玉龙斑岩铜矿的εNd(t)值变化于-0.8～-2.9，εSr(t)值变化于21.3～39.8（芮宗瑶等，2004），可能是在陆—陆碰撞环境中地壳下插部分熔融的产物。

侯增谦等（2007）通过综合研究发现，我国大陆环境斑岩铜矿的吨位规模与同位素揭示的幔源物质的贡献份额之间存在明显的相关关系：岩浆起源过程中幔源物质的贡献与斑岩铜矿的金属铜储量存在正相关关系（图 4），这也客观地反映了成矿物质主要来源于地幔物质的基本事实。我国大陆环境斑岩铜矿的硫同位素组成接近于陨石硫组成，也为此提供了有力佐证。

斑岩铜矿岩浆的起源、成矿物质的来源等问题依然有争论，但是通过对比前人研究结果，可以得出总结，不论是大陆环境斑岩铜矿，还是岩浆弧环境斑岩铜矿，其成矿金属物质都主要来自于地幔。在岩浆弧环境，含矿斑岩无论是直接来源于幔源MORB质洋壳物质熔融，还是来源于经历流体交代的楔形地幔，地幔岩石圈都直接向岩浆系统提供了大量成矿金属元素。对于大陆环境，直接起源于古老下地壳物质的长英质岩浆显然是不能成矿的，而成矿者，主要通过三种方式从地幔物质中吸纳或萃取了大量成矿金属元素：幔源岩浆的底侵成壳、软流圈物质对古老地壳的渗透交代、初生熔浆与地幔岩反应[7]。

4 结论

通过总结前人对我国斑岩铜矿的研究资料可以发现我国斑岩铜矿有如下特点：

1）我国斑岩铜矿既有在洋壳俯冲背景下的岩浆弧环境成矿的，又有与洋壳俯冲环境无关的大陆环境斑岩铜矿，且斑岩铜矿常成群成带出现，构成成矿带和成矿区；

2）我国斑岩铜矿成矿年代从前寒武纪到第三纪均有，这在世界范围内都是很少见的，其中侏罗—白垩纪成矿期、晚古生代成矿期与新生代成矿期是我国斑岩铜矿成矿的三个高峰期；

3）我国斑岩铜矿普遍品位不高，但是储量巨大，含矿侵入体多出露面积小，侵位深度浅，并呈多期次侵位、多岩相分带的特点，岩性上多属于中酸性钙碱性系列，围岩岩性种类较多，大体上可分为硅铝质及碳酸盐两类，其共同的特征是硬、脆、易碎，有利于矿液的运移和沉淀；

4）我国斑岩铜矿具有明显的Cu、Cu-Mo或Cu-Mo-Au元素组合，但是少见Cu-Au组合，从流体包裹体的研究成果上，可将斑岩铜矿成矿过程分为高温阶段(670~350℃)，高—中温阶段(350~250℃)，中—低温阶段(250~150℃)三个阶段，对应斑岩铜矿围岩蚀变的分带；

5）我国斑岩铜矿成矿流体的起源仍存在争论，但是从近年研究成果上来看，我国大陆环境斑岩铜矿中，地壳增厚、软流圈上涌和岩石圈拆沉，是含矿岩浆形成的主导性机制；正常的地壳部分熔融机制通常难以产生含铜岩浆，因此幔源物质以不同的方式参与岩浆形成过程并贡献金属物质，是斑岩含矿性的主导因素。

[1] 李朝阳等．中国铜矿主要类型特征及其成矿远景[M]．北京：地质出版社．2000．

[2] Ransome F L．The geology and Ore Deposits of the Bisbee Quadrangle，Arizona[M]．United States：Goverment Printing Of fice，1904．

[3] Emmons W H．Principles of Economic Geology[M]．New York：McGraw-Hill，1918．

[4] 高合明．斑岩铜矿床研究综述[J]．地球科学进展，1995，10 (1)：40～46．

[5] 冷成彪，张兴春，陈衍景等．中国斑岩铜矿与埃达克(质)岩关系探讨[J]．地学前缘，2007，14 (5)：199～210．

[6] 张云国，周朝宪．斑岩铜矿床研究进展[J]．地球科学进展，2011，26(11)：1173～1190．

[7] 侯增谦，潘小菲，杨志明．初论大陆环境斑岩铜矿[J]．现代地质，2007，21 (2) ：332～351．

[8] 谢玉玲，衣龙升，等．冈底斯斑岩铜矿带冲江铜矿含矿流体的形成和演化：来自流体包裹体的证据[J]．岩石学报，2006，22(4)：1023～1030．

[9] 芮宗瑶，张立生，陈振宇, 等．斑岩铜矿的源岩或源区探讨[J]．岩石学报，2004，20(2)：229～238．

[10] 唐治乾．甘肃公婆泉铜矿古火山口控矿特征及找矿意义[J]．矿床与地质，1990，5(6)：11～17．

[11] 芮宗瑶，王龙生，王义天, 等．东天山土屋和延东斑岩铜矿床时代讨论[J]．矿床地质，2002，21 (1)：16～22．

[12] 聂凤军，江思宏，白大明, 等．蒙甘新相邻(北山)地区金铜矿床时空分布特征及成矿作用[J]．矿床地质，2003，22 (3)：235～247．

[13] 王之田，秦克章．中国铜矿床类型、成矿环境及其时、空分布特点[J]．地质学报，1988，3 (1)：257～267．

[14] 曹殿华，等．中甸弧雪鸡坪斑岩铜矿含矿斑岩锆石SHRIMP U-Pb年代学及Hf同位素组成[J]．地质学报，2009，83 (10)：1431～1435．

[15] 王科强，黄辉，王治华, 等．中国铜矿床成矿期划分及其时空分布特征[J]．矿产与地质，2006，20 (6)：583～589．

[16] 侯增谦．斑岩Cu-Mo-Au矿床：新认识与新进展[J]．地学前缘，2004，11 (1)：131～143．

[17] 侯增谦，高永丰，孟祥金, 等．西藏冈底斯中新世斑岩铜矿带：埃达克质斑岩成因与构造控制[J]．岩石学报，2004，20 (2) ：239～248．

[18] 李晓峰，梁金城，冯佐海．斑岩铜矿研究最新进展[J]．桂林工学院学报，2009，29 (2)：216～222．

[19] 梁华英，孙卫东，喻亨祥．西藏东缘玉龙斑岩铜矿带含矿岩体时代及斑岩铜金矿床形成研究[J]．矿床地质，2006，25 (Z)：415～418．

[20] 薛步高．宾川小龙潭斑岩铜矿地质特征及找矿远景探讨矿产与地质[J]．矿产与地质，2002，16(2)：82～86．

[21] 冶金工业部地质研究所．中国斑岩铜矿[M]．成都：科学出版社．1984．

[22] 朱金初，沈渭洲，刘昌实．华南中生代同熔系列花岗岩类的Nd-Sr同位素特征及成因讨论[J]．岩石矿物学，1990，9(2)：97～105．

Present Situation of Research on Porphyry Cu Deposits in China

WEN Hong-lei HOU Zhong-jian
(College of Earth Science, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059)

The porphyry copper deposit is the most important type of Cu deposits in China, the know ledge of its geological and geochem ical characteristics is of great importance to prospecting practice. This paper deals w ith advances in research on porphyry Cu deposits in China, such as spatial and temporal distribution, host rocks and wall rock, element association,fluid inclusions andisotopic composition and so on.

porphyry copper deposit; geological feature; geochemical characteristics

P618.41

A

1006-0995（2014）01-0058-06

2013-01-29

温宏雷（1988-），男，湖北人，在读硕士研究生，专业：矿物学、岩石学、矿床学