斑岩铜矿矿床研究综述

2011年第30卷第4期387 393页云南地质CN53－1041/P ISSN1004－1885

斑岩铜矿矿床研究综述

邹国富1，2，坚润堂1

（1.中国有色金属工业昆明勘察设计研究院，云南昆明650051； 2.昆明理工大学，云南昆明650093）

摘要：斑岩铜矿是重要的铜矿床类型，认识其成矿作用对找矿实践具有重要的指导意义。通过搜集和整理文献资料，介绍成矿动力学背景及构造环境、成矿斑岩岩浆及其侵位、岩浆－热液转换过程、蚀变与矿

化、成因模式等斑岩型铜矿研究中的重要进展，指出今后的研究方向。

关键词：斑岩铜矿；时空分布；构造背景；岩浆活动；研究进展；研究综述

中图分类号：P618.41文献标识码：A文章编号：1004-1885（2011）04-387-07

目前已知的主要铜矿类型：硫化物型铜镍矿、沉积型铜矿、火山岩型铜矿、矽卡岩型铜矿、斑岩型铜矿中，斑岩铜矿以其分布广、规模大、埋藏浅、易采选等特点成为最重要矿床类型。斑岩铜矿，最早是二十世纪初，美国西南部亚利桑那州和新墨西哥州开采石英二长斑岩和花岗闪长斑岩中巨大铜矿时，矿山工人叫出来的。1918年，Emmons正式把这种常与斑岩体有关的“浸染状铜矿”定名为斑岩铜矿。我国王之田将斑岩铜矿床定义为：与钙碱性、碱性、中—酸性火成岩的浅成—超浅成侵位斑岩有关，斑岩和围岩破裂裂隙强烈，并具K+、Si+、OH－蚀变矿物晕和Cu、Au、Ag、Pb、Zn、S等地球化学晕、岩浆晚期中温热液阶段、细脉浸染状硫化物铜矿。

1时空分布

1.1时代分布

斑岩铜矿形成时代集中在中、新生代，其次是古生代，前寒武纪斑岩铜矿床目前发现较少。据芮宗瑶（2004）统计，世界上超过500万t的斑岩铜矿集中分布于新生代，大约占59.5%，中生代约占35%［1］。斑岩铜矿形成时代极不均一，有随时代变新、矿床数目增多、矿化强度加大等特征。形成原因有两种观点：一是认为斑岩铜矿主要形成于板块汇聚区，而在前寒武纪全球板块活动机制尚未完善，大规模板块活动尚未形成，斑岩铜矿化自然很少。而中新生代是板块活动最强烈时期，也是斑岩铜矿形成的高峰期；另一种观点则认为，由于斑岩铜矿形成于板块俯冲、碰撞带，这些带的后期发育往往形成造山带，成为主要剥蚀区，加上斑岩铜矿多形成于浅成—超浅成侵入岩中，岩体及围岩节理、裂隙发育，有利于剥蚀作用形成，随着时间的推移古老的斑岩铜矿很难保存。

1.2空间分布

全球斑岩铜矿主要集中在三条大成矿带上：一是环太平洋成矿带。分东西两带：东带包括阿拉斯加、北美西部、墨西哥、玻利维亚、秘鲁、智利等。西带分内带和外带：内带包括俄罗斯鄂霍茨克北缘，我国东北东部、长江中下游及华南地区；外带包括日本列岛、我国台湾、菲律宾、亚所罗门群岛等。二是特提斯—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。三是古亚洲成矿带（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。此外，还有少量斑岩铜矿床形成于各地块边缘活动带。值得注意的是，我国中、新生代斑岩铜矿床有相当数量形成于大陆内部。

2成矿动力学及构造背景

全球斑岩铜矿研究证明：会聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿地质背景。包括两种观点：一是

收稿日期：2011-06-25

作者简介：邹国富（1970 ），男，黑龙江林甸县人，高级地质工程师，从事矿产资源开发研究。

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认为由大洋板片俯冲产生的陆缘弧和岛弧环境斑岩铜矿；二是与大洋板片俯冲作用无关的大陆环境斑岩铜矿。前者占斑岩铜矿90%以上，但后者也不容忽视。Sillitoe（1972）建立了经典斑岩铜矿板块构造模型，提出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，并在后来环太平洋成矿带斑岩型矿床的勘查中取得重大突破，成为科学理论指导矿床勘查的典范。Sillitoe（1998）最早提出汇聚板块边缘的挤压构造背景对形成斑岩铜矿床的重要作用，并识别出挤压环境有利于斑岩型矿床形成的一些关键因素，认为：①挤压环境可有效地阻止岩浆直接穿过上地壳形成火山岩，从而形成比伸展环境更大的浅部岩浆房；②挤压环境浅部岩浆房很难喷发，从而促进岩浆房的结晶分异，进而导致挥发分饱和以及大规模岩浆热液形成；③挤压环境下很难发育陡立张性断裂，从而有效地限制了在岩浆房顶部形成岩株（枝）的数量，有利于岩浆热液的聚集［2－3］。Richards等（2001）总结了有利于斑岩铜矿形成的地质因素，其中，构造背景因素包括：①上地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期；②成矿区域存在早期深大断裂，而且这些断裂在应力松驰期活化张开。Cooke等（2005）通过对世界主要斑岩铜矿带成矿背景的综合研究，发现大洋板片的低角度俯冲非常有利于挤压背景的形成。

大陆环境斑岩铜矿研究起步较晚。近年来随大陆环境斑岩铜矿大量发现，对其研究才逐渐深入。Hol-lister等（1974）首次开展碰撞造山环境斑岩铜矿的研究，拓展了经典斑岩铜矿成矿模型［4］。近年来，中国矿床学家的研究也发现：斑岩铜矿不仅可产于成矿模型所记录的岛弧及陆缘弧环境中，还可以产于碰撞造山带中（如青藏高原），甚至形成于陆内环境中（如德兴）。形成于碰撞造山带及陆内环境的斑岩铜矿，不能用西方学者基于板块构造理论建立的经典斑岩铜矿成矿模型来解释，因此经典的斑岩铜矿成矿模型遇到了挑战。芮宗瑶（2002）研究表明：有些斑岩铜矿与板块的消减作用没有直接的成因联系，可能是由板内构造岩浆活化作用或走滑断裂带作用导致深源花岗质岩浆上侵形成。侯增谦等（2007）认为：中国大陆内部斑岩铜矿产出的背景与大洋板块俯冲无关。至少有4类环境：晚碰撞走滑环境，后碰撞伸展环境，后造山伸展环境和非造山崩塌环境。大陆环境含矿斑岩的浅成侵位主要受大规模走滑断裂系统、切割造山带的断裂系统和基底线性断裂构造控制。

总结以上研究成果，会聚板块边缘是斑岩铜矿形成最重要的成矿地质背景，无论是岩浆弧环境还是大陆环境。同时，某些大陆环境中的斑岩铜矿（如：西藏冈底斯斑岩铜矿带），成矿作用是在洋陆俯冲基础上实现的陆陆碰撞条件下形成的，二种作用之间的相关性和继承性如何？应加以分析和研究。

3含矿岩浆性质、起源与侵位

斑岩铜矿床成矿过程，其实就是成矿元素分配过程，主要受扩散作用、溶解度和氧化还原性质、矿物与熔体之间的分配所决定。因此，岩浆源区性质、岩浆侵位机制和岩浆混合作用是制约岩浆能否携带金属元素、进入成矿流体、最终沉淀成矿的主要因素［5］。

早在上世纪20年代，矿床学家就已经意识到，一定特征的斑岩体是形成斑岩铜矿最重要的条件之一。Sillitoe（1972）在总结斑岩铜矿分布规律和岩浆岩地球化学特征后认为，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。Misra（2000）认为与Cu矿化有关的斑岩主要为中酸性钙碱性岩浆，岩性变化于石英闪长岩—花岗岩之间，其中陆缘弧环境含矿斑岩主要为钙碱性系列，少量为高钾钙碱性系列，岩性以花岗闪长岩和石英二长岩为主；而岛弧环境的含矿斑岩通常为典型钙碱性系列，岩性以石英闪长岩为主，少数为花岗闪长岩、石英二长岩。芮宗瑶等（1984）岩石学、地球化学研究表明：碰撞造山环境斑岩铜矿，尽管因矿化类型不同，其含矿斑岩岩性略有差异外，主要为中酸性岩浆，为高钾钙碱性系列－钾玄武岩系列，岩性以花岗闪长岩—二长花岗岩—花岗岩为主，与陆缘弧环境含矿斑岩较为类似。总体上，岛弧环境的成矿斑岩成分偏中性，而陆缘弧和大陆环境成矿斑岩偏酸性，反映穿过厚陆壳的长英质岩浆经历更充分的结晶分异作用。除中酸性的钙碱性岩浆外，一些富金的斑岩铜矿床，其形成还常与碱性岩有关，如正长岩等［6］。

含矿斑岩地球化学特征总体上具I型花岗岩的特征，锶同位素初始值较小，一般为0.703 0.706，少数可到0.709（芮宗瑶等，2004），并富铂族元素（唐仁理等，1995），一般来源于上地幔或壳幔过渡带［7］。矿石硫化物δ34S值变化范围极窄（－0.5ω? 5.5ω?），平均δ34S值近于0（芮宗瑶等，1984）；铅同位素比值变化也较小，且较稳定（黄崇轲等，2001），矿质来源比较简单，与斑岩体同源。稀土元素

总量多数较高，轻稀土富集，铕异常不明显，富含大离子亲石元素（芮宗瑶等，1984）。

对含矿斑岩的起源研究较早，俯冲洋壳或残留洋壳的部分熔融、加厚下地壳或新生下地壳的部分熔融，以及板片熔体交代上地幔的部分熔融等模式，均被用来解释含矿斑岩的成因，但众多研究成果都强调下地壳或者上地幔对岩浆成因的贡献。起初因含矿斑岩的产生常与板片俯冲带具有密切的时空关系，钙碱性岩浆常被认为是俯冲大洋板片直接熔融的产物（如Sillitoe ，1972）；最近的研究表明，除少数具有埃达克质亲和性钙碱性岩浆为年轻大洋板片直接熔融的产物外（Defant et a1.，1990），绝大多数的钙碱性岩浆都是板片释放流体交代楔形地幔部分熔融的产物（图1）［8］

。侯增谦等（2007）认为：斑岩铜矿含矿斑岩的岩浆源区为加厚的新生镁铁质下地壳、或拆沉的古老下地壳，石榴石角闪岩和角闪岩是斑岩铜矿成矿斑岩的源岩［9］。

Richards （2005）认为：岩浆通过MASH （熔融、同化、存储、均一）过程，由楔形地幔部分熔融产生的玄武质岩浆将会发生不断演化，当演化的岩浆具有比下地壳物质更小的密度时（如安山质岩浆），则会在浮力作用下穿过地壳而上侵。针对岩浆在地壳中运移方式的争议持续了近两个世纪，并一直延续至今，不过今天多数研究者认为，在热的韧性下地壳范围内，岩浆多以底辟方式侵位；而在相对较冷的中上地壳，岩浆则常以裂隙控制的岩墙扩展方式上升为主。岩浆浮力本身足以促使岩墙侵位，先存的地壳尺度的断裂系统常可为岩浆上升提供更为有利的路径。所以，含矿斑岩常沿大规模的裂隙/断裂带或线理带发育，特别是在走滑断裂系统产状变化部位（Riehards et a1.，2001）。侯增谦等（2007）认为：与走滑断裂系统相伴发育的走滑拉分盆地，切割造山带的张性断裂系统，平行造山带的逆冲断裂带交汇部位以及不同方向线性断裂构成的棋盘格子构造，控制着斑岩岩浆一热液系统的空间定位

。图1

俯冲带及陆缘弧环境下含矿斑岩形成的深部过程（据Richards ，2003，2005）Fig.1Deep Formation Process of Ore －Bearing Porphyry in Subduction Zone and Epicontinental Arc Environment 4成矿物质来源与金属富集

矿质来源是斑岩铜矿成矿作用的关键。尽管部分斑岩铜矿中存在铜来源于地层的证据，但岩浆来源的观点则长期占据统治地位。早期，金属来源于岩浆的观点主要基于斑岩铜矿与钙碱性火成岩的紧密时空关系、成矿作用早期流体的氢氧同位素特征和金属在岩浆活动过程中的化学特性三方面的证据。近年来的流

9834期邹国富等：斑岩铜矿矿床研究综述

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体包裹体研究为斑岩铜矿金属来自岩浆提供了新的证据。Burnham（1980）认为活动大陆边缘的钙碱性岩浆－热液是斑岩铜矿的唯一物质来源。Campos等（2002）通过对熔体和流体包裹体的研究指出：智利Zaldivar斑岩铜矿中的铜来自岩浆。虽然Cu、Au和Mo三种金属的地幔来源已被大多数学者接受，但仍有学者在部分地区找到了Cu、Mo和岩浆共同来源于下地壳的证据（Bouse et a1.，1999）［10］。杨志明等（2009）通过对玉龙铜矿含矿斑岩地球化学的研究表明：①成矿金属具有与含矿斑岩一样的源区；②上地壳尺度的热液循环萃取对金属的来源贡献不大。

通常的钙碱性岩浆之所以具有成矿潜力，大洋板片的脱水无疑是最为关键的过程。该过程不仅把大量的水、硫、卤素、金属，以及亲流体的大离子亲石元素（LILE）输送到地幔楔（Tatsumi et a1.，1986），O的大量加入，使得楔形地幔熔融产生的岩浆常具有较高的氧逸度（Richards，2003）。高氧同时还因H

2

逸度条件下，S则主要以硫酸盐的形式溶解于岩浆中（盐度约1.5ω%，Jngo eta1.，2001），从而导致通常优先向硫化物分配的Cu、Au等开始作为不相容元素向硅酸盐熔浆中富集（Hamlyn et a1.，1985；Rich-ards et a1.，1995），这就是正常钙碱性弧岩浆常含有较高的亲铜元素（如Cu、Au等）的原因［11］。杨志明等（2009）认为成矿金属的深部富集是因岩浆高氧逸度所致，S以硫酸盐溶解于岩浆中，从而导致通常优先向硫化物分配的Cu、Au等开始作为不相容元素向硅酸盐熔浆富集。大型矿床，特别是超大型矿床下部通常存在岩浆房，岩浆房流体出溶是引发矿床大规模蚀变与矿化的根源；成矿金属与S均来自岩浆，与含矿斑岩可能具有相同的源区。有些研究者认为与斑岩铜矿有关的岩浆中的硫除来自地幔深处外，尚有一部分“额外”来源，即认为来自海水硫酸盐及海底岩石中的硫化物，或来自岩浆通道附近的蒸发岩层，或由岩浆混合作用带来。

5岩浆—热液转换及金属分配

岩浆—热液流体的转换也是能否形成大型斑岩铜矿的关键。即使岩浆携带大量的金属成矿元素，如果这些成矿元素不能进入到成矿流体中，也不能形成具有经济意义的矿床。金属元素如何进入成矿流体中以及在岩浆一热液转换过程中，成矿元素在结晶相和流体相之间的分配问题，都会制约金属成矿作用的发生。通常认为岩浆房的形成，因通过MASH过程产生的安山质—英安质岩浆的密度，通常介于上地壳结晶基底及其上盖层岩石的密度之间，岩浆上升到此位置后很难再通过浮力作用继续上侵，常堆积成池，形成岩浆房（Dilles，1987）。如深部岩浆供应充足，则岩浆房会一直保持熔融，并不断以岩株、岩枝形态向外扩展。演化后期的富挥发分、低密度岩浆常浅成侵位，形成次火山岩（图2）（Richards，2003）。

流体出溶，浅成侵位的长英质岩株或岩枝将会因上覆压力减小而达到流体饱和；同时，深部的安山质一英安质岩浆房也会因为这些岩株或岩枝上侵加速冷凝结晶，两者都会导致岩浆流体的出溶。流体开始从岩浆中出溶时常以较小的气泡形式出现，这些富流体的岩浆常对流上升至岩浆房或岩株顶部（Shinohara et a1.，1995）；因岩浆的上升，必然导致压力的相应降低，这些小的气泡则不断扩大，并最终连在一起，形成流体的外壳（Harris et a1.，2004）。去气后的高密度岩浆将会下沉，留下空间以便新鲜的、富流体的低密度岩浆再次注入，进而向外壳继续释放新的流体和热，如此循环，直至岩浆完全固结（Burnham，1979）。

金属分配。研究表明，从岩浆中初始出溶的流体性质与封闭压力（即岩浆侵位深度）密切相关（Cline et a1.，1991），流体的盐度随压力的增加而增大（Kilinc et a1.，1972），而Cu的溶解度又随着流体盐度的增加而显著增大（Candela et a1.，1984）。因此，较高的压力条件（通常压力≥10Pa，即深度≥4km；Cline et a1.，1995）常有利于流体出溶时Cu向流体中富集。

成矿流体演化，较早应用氢氧同位素研究斑岩铜矿流体来源与演化的Sheppard等（1971）发现：斑岩铜矿成矿作用早期，成矿流体主要由岩浆水组成；而成矿作用晚期，流体以大气降水为主。Taylor （1974）依据北美斑岩铜矿的稳定同位素数据提出了斑岩铜矿的流体演化模式：早期两种流体作用体系并存，内带为岩浆流体作用体系，发生钾化和铜矿化，外带为外来流体作用体系，发生青磐岩化；晚期以外来流体为主，两种流体混合，发生绢英岩化，改造早期矿化。

6热液蚀变与矿化

热液蚀变主要受控于三方面因素，即：流体性质、围岩成分及水岩比。斑岩铜矿床的蚀变具有明显的

图2弧环境斑岩型矿床火山－岩浆系统的典型剖面（Richards ，2003）Fig.2Deep Formation Process of Ore －Bearing Porphyry in Subduction Zone and Epicontinental Arc Environment （Richards ，2003）

分带性，也是斑岩铜矿床中最引人注目和最重要

的成果之一。Lowelli 和Sillitoe （1973）等人的研

究基本建立了弧环境斑岩铜矿床蚀变及矿化特征

的一般性框架（图3）。依据矿物组合，常可将斑

岩铜矿床蚀变（硅酸盐矿物蚀变）分为4种主要

类型，即钾硅酸盐化、绢英岩化、泥化及青磐岩

化（Loweli et a1.，1970）。钾硅酸盐化常产于斑

岩体中心或附近，以钾长石、黑云母、石英等蚀

变矿物组合发育为特征，硫化物以辉钼矿、黄铁

矿、黄铜矿为主。青磐岩化常与钾硅酸盐化蚀变

呈同心环状分布，但远离斑岩中心产出，以绿泥

石、绿帘石、方解石等蚀变矿物组合发育为特征，

硫化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。绢英岩

化常叠加在钾硅酸盐蚀变与青磐岩化蚀变之间，

以绢云母—石英等蚀变矿物组合发育为特征，硫

化物以黄铁矿、方铅矿及闪锌矿为主。泥化常呈

补丁状产出，受裂隙控制，依据成因可分为泥化

和高级泥化两种类型，前者以粘土类矿物（如高

岭石、伊利石）蚀变为特征，黄铁矿是该蚀变阶

段的主要硫化物类型；后者以水铝石—红柱石—

明矾石蚀变矿物组合发育为特征。

钾硅酸盐化通常为最早的蚀变类型，其形成与出溶的高温岩浆热液有关。（＞450?；Gustafson et a1.，1975）。青磐岩化同时或略晚于钾硅酸盐化蚀变，其形成通常也与岩浆热液有关，只是同钾硅酸盐蚀变相比，水/岩比要小的多。不过，有时青磐岩化的形成也可因加热的雨水所致（Proffett ，2003）。绢英岩化通常认为是由低温、高盐度岩浆热液与雨水混合后的流体蚀变导致（Reynolds et a1.，1985），其成因一直争论不休，最近人们发现，绢英岩化也可直接由高温、高盐度的岩浆热液引起（Harris et a1.，2002）。引起泥化蚀变的流体与引起绢英岩化蚀变的流体类似，只是该流体温度更低，混入的雨水更多。不过，特别需要注意的是，引起高级泥化的流体要复杂的多，既可以是由晚期因SO 2水解反应加剧而形成的酸性混

合流体，也可以由超临界流体相分离后形成的低盐度富气相形成（如Hedenquist et a1.，）［12－13］。7成因模式

斑岩铜矿的成因模式，常常是指斑岩岩浆侵位后所发生的岩浆结晶演化与蚀变作用。主要有以下几种观点（图3）：

①岩浆热液说，也称正岩浆成因模式。该观点认为斑岩铜矿的矿质、成矿热液及其相伴生的中酸性岩体都来自上地幔（或下地壳）。矿质和成矿热液是由中酸性岩浆在上侵过程及侵位后的结晶过程中，依次出现钾化带、石英—绢云母化带、泥化带和青磬岩化带，由于温度、压力等物理化学条件的改变而析出，并在有利的部位富集成矿。

②板块构造成矿说，也称洋壳重熔成矿。以国外R.H.西利托为代表，认为斑岩铜矿是含铜的大洋壳沿消亡带俯冲到地幔中发生局部熔融，在熔化过程中析出金属，并同钙碱性岩浆一起上升，然后在岩体的顶部富含氯化物的液相中富集成矿。

③活动转移说。认为高侵位的中酸性斑岩体含水量甚小，在温度下降、岩浆结晶过程中不会析出流体，矿质与成矿热液主要来自围岩，岩浆岩主要起热动力源作用。即：由于岩浆活动，使原赋存于地层中的地下水或层间裂隙水活化，并萃取围岩中的有用组分成为含矿热液，在岩浆热动力源的带动下，沿着一定的构造系统循环，并在有利部位富集成矿。

④变质岩浆成矿说。认为斑岩铜矿也具“层控”的特点，保留了原层状铜矿的很多特征，如矿床在

1934期邹国富等：斑岩铜矿矿床研究综述

图3

弧环境下斑岩铜矿床成矿模型（Lowell et al.，1970）Fig.3Metallogenetic Model of Porphyry Cu Deposit in Arc Environment （Lowell et al ，1970）

注a 、b 、c 分别为蚀变、矿化及硫化物分带模式

一定区域内产于一定时代地层、一定的含Cu 岩石建造中，矿体主要产于含Cu 建造中两种岩相的过渡部位。矿床的产出还受岩相古地理（含矿斑岩体赋存的最老时代围岩的古地理）的控制。

⑤混合成因说。认为成矿物质主要来源于岩浆，部分来源于围岩。岩浆侵位后的演化分异出岩浆热液，产生钾化带后向外流动；同时，岩浆演化也会引起围岩中的流体流动，并不断发生水—岩反应，形成青磐岩化带、泥化带，再向内流动，与向外流动的岩浆热液发生混合。这两种流体的混合形成似千枚岩化带，并改变物理化学环境，导致成矿物质的沉淀。

以上斑岩铜矿的成因模式，是从深部构造活动、岩浆演化、成矿热液及岩性古地理控制等方面各有侧重建立的成因模式。但针对具体的矿床，其成因一般将更为复杂，更多的是以构造、岩浆和热液演化系统为基础的上述成因的综合模式。

8矿床分类

随着斑岩型矿床的不断发现，斑岩矿床分类问题越来越受到重视。全世界存在数以千计的特点不同的斑岩矿床，产于不同构造环境，具有多样的矿化主岩，呈现形形色色矿化形式，构成各种矿化组合，拥有不等的矿床规模。要建立一种包罗万象的分类十分困难。但是，可以从不同的角度划分为不同类型组合，代表性的有以下五种：

①根据有用金属元素成分分为：斑岩铜矿、斑岩铜钼矿和斑岩铜金矿。

②耶夫斯特拉欣和依茨克松（1980）根据大地构造环境划分为四类：产于克拉通的斑岩矿床，产于次冒地槽的斑岩矿床，产于次优地槽的斑岩矿床和产于岛弧带的斑岩矿床。

③布朗（1976）根据加拿大科迪勒拉地区的斑岩矿床特点划分为三类：茎状斑岩矿床，火山斑岩矿床，侵入斑岩矿床。

④北京大学地质系（1978）根据矿体产状和形态划分为三类：产于陆相火山岩破碎带的矿床，产于斑岩和围岩中的矿床，产于斑岩体内的矿床。

⑤芮宗瑶等（1984）根据岩浆定位深度和矿化深度，将我国斑岩铜矿划分为三大类，再根据矿化特征分为8亚类：火山斑岩矿床（海相和陆相），浅成斑岩矿床（角砾岩筒式、全岩筒式、接触交代式和复合式）和中深成斑岩矿床（网脉带式和大脉－网脉式）。

笔者根据众多地质学家近年研究，依据斑岩矿产的形成与大洋板片俯冲作用的关系，划分为：大洋板片俯冲作用有关的弧岩浆环境型斑岩铜矿（包括陆缘弧型和岛弧型）和大洋板片俯冲作用无关大陆环境型斑岩铜矿（碰撞造山型和大陆裂谷型）二大类。

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（1．Kunming Institute of Exploration ＆Design ，China Nonferrous Industry ，Kunming 650051）

（2．Kunming University of Science and Technology ，Kunming 650093）

Abstract ：The porphyry Cu deposit is an important type of Cu deposit．The knowledge of this metallogenesis is very significant in the direction of ore prospecting practice．Based on the collection and arrangements of docu-ments of important advance in the study on porphyry Cu depost ，such as metallogenetic dynamic setting and struc-tural environment ，magma and emplacement of metallogenetic porphyry ，transition of magma －thermal fluid ，al-teration and metallogenesis ，genetic model ，etc ，we put forward the study direction in the future in this paper．

Key Words ：Porphyry Cu Deposit ；Time －Space Distribution ；Structural Setting ；Magmatism ；Study Ad-vance 3

934期邹国富等：斑岩铜矿矿床研究综述