2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院矿产资源研究所, 北京 100037;
3. 江西地勘局赣南地质调查大队, 赣州 341000
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Gannan Geological Survey Party of Jiangxi Province, Ganzhou 341000, China
铜坑嶂钼矿位于江西省寻乌县，地理坐标为东经115°40′00″~115°42′45″、北纬25°00′15″~25°0 2′00″，面积约15km2。在1999~2001年期间，国土资源大调查项目“江西会昌锡坑迳矿田及周边地区锡铜多金属矿评价”实施过程中，通过1︰2.5万化探测量在本区圈定面积8km2的Sn、Cu、Mo异常区，浓集中心达10余处；2005~2007年，江西省地矿局赣南地质调查大队对该异常区进行了查证及勘查工作，现已查明钼矿石量(332类)223万吨，钼金属量2555吨，平均品位0.1%。矿区位于武夷山成矿带西坡南段(图 1a)。武夷山成矿带在多年的找矿勘探工作中，先后发现了紫金山铜金矿、岩背锡矿、红山铜矿等多金属矿床(周济元等，2000；张德全等，2003；梅玉萍等，2007；毛景文等，2008；2009)。但以往工作中发现的钼矿多与铜、钨、锡矿等伴生，独立的斑岩型钼矿较少，相应的研究工作也比较薄弱，仅见少量年龄数据的报道(许建祥等，2007；张克尧等，2009)，缺乏对矿床成矿机制的研究。铜坑嶂斑岩钼矿自发现以来，许建祥等(2007) 报道了该矿床的地质特征和辉钼矿铼锇年龄134Ma，陈志民(2008) 对矿区的找矿潜力进行了分析，苏慧敏等(2010) 对矿区花岗斑岩开展了锆石LA-ICP-MS年代学的研究，获得了成岩年龄138±1Ma。前人的工作多侧重于矿床地质特征的描述及成岩成矿年代学的研究，而和矿床成因有直接联系的成矿流体的研究未见发表。本文在翔实的野外地质调查的基础上对成矿阶段进行了划分，并对不同阶段的流体包裹体进行了系统的分析，尝试探讨该矿床成矿流体的演化过程及其与成矿、蚀变作用之间的相互关系。
|
图 1 武夷山成矿带西坡南段(赣南地区)地质图(a)和铜坑嶂斑岩钼矿地质图(b) 1-第四系沉积物；2-早寒武世牛角河组浅变质细碎屑岩；3-新元古界寻乌岩组中深变质细碎屑岩；4-上侏罗统鸡笼嶂组英安质流纹质火山岩；5-上白垩统碎屑岩；6-三标岩体；7-帽子顶岩体；8-花岗岩；9-花岗斑岩岩；10-断裂；11-隐爆角砾岩；12-钼矿体 Fig. 1 Sketch map of southwestern area of Wuyishan metallogenic belt(a)and Tokengzhang deposit(b) 1-Quaternary sediments; 2-Early Cambrian meta-fine grained clastic rocks of Niujiaohe Formation; 3-Neoproterozoic meta-fine grained clastic rocks of Xunwuyan Formation; 4-Upper Jurassic dacite-rhyolitic volcanic rocks of Jilongzhang Formation; 5-Upper Cretaceous clatic rocks; 6-Sanbiao Triassic granite; 7-Maoziding granite; 8-granite; 9-granite-porphyry; 10-fault; 11-breccia; 12-molybdenum body |
铜坑嶂岩体为该矿床的主要赋矿岩石。该岩体为一复式岩体，可分为北西部的花岗岩和南东部的花岗斑岩两期(苏慧敏等，2010)。花岗斑岩呈东西向岩株状，出露面积2.6km2；花岗岩呈北东向不规则岩株状，分布于矿区西边，岩性为细粒少斑黑云母花岗岩。花岗斑岩为浅灰色至浅红色，斑状结构，块状构造，斑晶的含量为30%~40%，组成岩石的主要矿物为石英(20%~30%)，钾长石(25%~35%)，斜长石(10%~15%)，黑云母(5%~10%)。石英斑晶有较明显的熔蚀现象，钾长石、斜长石和黑云母斑晶均发育不同程度的蚀变。基质为细粒结构，主要由石英、钾长石和斜长石组成。副矿物有磁铁矿、磷灰石、锆石、赤铁矿等。镜下显微文象结构比较常见。花岗岩呈灰白色至浅肉红色，半自形中细粒结构或似斑状结构，斑状结构不明显，块状构造。主要矿物为石英(20%~30%)、钾长石(30%~40%)、斜长石(10%~15%、黑云母(4%~7%)，岩体整体蚀变较强，长石大部分已粘土化，部分黑云母颗粒沿解理缝或边缘发生较为强烈的绿泥石化，并遭受到石英等颗粒的填充。副矿物有磁铁矿、榍石、锆石、赤铁矿等。该岩体与围岩呈侵入接触，南侧侵入于寒武系牛角河组粉砂质板岩；北侧侵入于晚元古代寻乌组变粒岩、片岩。在岩体内部可见多个寒武系浅变质岩残留体。据铜坑嶂详查地质报告(赣南地质大队，2008①)，铜坑嶂岩体初始锶比值(87Sr/86 Sr)i为0.7286，δ18O石英为12.18‰，含矿斑岩的εNd(t)为-6.9，表明铜坑嶂岩体为陆壳重熔再生岩浆发展演化的产物。与中国花岗岩对比，该岩体SiO2、K2O含量明显偏高，CaO、FeO、MgO 明显偏低，属高硅、富钾、贫钙铁镁的弱碱性系列花岗岩。
① 赣南地质大队. 2008.铜坑嶂详查地质报告(内部资料)
矿区内断裂构造发育，根据总体走向分为NE-NNE向、NW-NNW向和近EW向三组。其中NE-NNE向断裂与NW-NNW向断裂复合控制了岩浆岩、隐爆角砾岩的空间展布。近EW向的断裂带由一组近于平行产出的断裂和裂隙带组成，该断裂带走向多为75°~82°、倾向南，倾角50°~60°，是钼矿化的主要控矿断裂。
矿区已圈出主要钼矿体11个，多分布于铜坑嶂北部花岗斑岩及其与花岗岩的接触带内侧中，少量产于上覆的老地层变质岩中(图 1b)。矿体呈脉状、透镜状产出，走向控制长96~504m，延深控制30~200m，矿体平均厚3.97m，钼平均品位0.1%，空间上有分支复合，尖灭再现及膨大缩小现象，矿石具有上贫下富的特征。金属矿物主要有辉钼矿，少量黄铁矿、黄铜矿、赤铁矿、黑钨矿和白钨矿，脉石矿物有石英、长石、萤石、云母、黄玉、绿泥石等。
2.2 矿化蚀变阶段与矿化特征通过对矿区西部坑道和东部部分钻孔的详细编录，根据围岩蚀变、矿物组合(图 2)和矿化特征的差异及流体包裹体测温数据，将铜坑嶂斑岩钼矿分以下三个矿化蚀变阶段：
|
图 2 不同成矿阶段矿物生成顺序图 Fig. 2 Schematic representation of mineral paragenetic relationships associated with mineralization stages |
早成矿阶段(Ⅰ)：主要见于岩体内部，该阶段蚀变矿物组合以钾硅酸盐类矿物(次生黑云母、次生钾长石、石英)的广泛发育为特征，同时还有少量的磁铁矿、萤石等矿物生成。镜下次生钾长石以他形-半自形粒状变晶结构为主，大部分钾长石受后期粘土化叠加影响致使表面浑浊不清，呈尘土状。次生钾长石产出形式主要为：(1) 交代石英斑晶：次生钾长石可沿石英斑晶边缘或裂隙进行交代，被交代斑晶熔蚀现象明显，呈变余熔蚀结构，随着蚀变作用的增强，部分斑晶最终形成文象结构(见苏慧敏等，2010，图 2b)。(2) 交代长石斑晶：次生钾长石常沿斜长石斑晶边缘(图 3d)、节理和裂隙呈港湾状交代，或呈补丁状？从内部交代原生钾长石斑晶。(3) 呈细小颗粒交代基质中早期石英、长石等矿物。次生黑云母镜下呈黄褐色，多色性明显，粒径粗细变化较大，部分黑云母受后期蚀变作用影响发生了绿泥石化蚀变(图 3e)。次生黑云母集合体常呈细小脉状、不规则的大小不等的稀疏浸染状，也可和钾长石共生呈聚斑状产出(图 3c)。
|
图 3 铜坑嶂钼矿早成矿阶段蚀变矿化特征 (a)-早期钾长石(Kfsp)细脉;(b)-黑云母(Bit)细脉，辉钼矿(Mot)呈星点状;(c)-不规则团块状钾长石和黑云母;(d)-钾长石交代早期斜长石(Plag)，正交偏光;(e)-部分黑云母受后期蚀变影响蚀变为绿泥石(Chl)，单偏光;(f)-萤石(Fl)-黑云母-辉钼矿脉分别切割早期钾长石、黑云母、石英(Qz)细脉 Fig. 3 Early stage mineralization and alteration in Tongkengzhang deposit (a)-early K-feldspar vein;(b)-biotite vein with disseminated molybdenite;(c)-irregular cluster K-feldspar and biotite;(d)-plagioclase phenocryst replaced by K-feldspar，cross-polarized light;(e)-chlorite was produced by later alteration of biotite，plane-polarized light;(f)-fluorite-biotite-molybdenite vein cutting K-feldspar vein，biotite vein and quartz vein respectively |
早成矿阶段蚀变带中根据矿物组合可将脉体分为三种类型：钾长石细脉(图 3a)、黑云母细脉(图 3b)和石英-钾长石脉，钾长石在该脉体中主要呈脉体蚀变晕产出(图 3f)。
该阶段蚀变带中辉钼矿呈浸染状产出，矿化较弱，品位大多小于0.01%，不构成工业矿体。
主成矿阶段(Ⅱ)：为钼矿的主要成矿阶段，空间上赋存于岩体中上部。蚀变矿物组合以萤石、黑云母、白云母、辉钼矿、钾长石和石英发育为特征。黑云母主要呈片状、板状，粒度较大，正交偏光镜下为红褐色、黄色，部分黑云母已蚀变为白云母。钾长石大部分粘土化，镜下特征不明显，但手标本上长石颗粒一般较粗大，局部甚至达到伟晶岩化。辉钼矿呈叶片状、鳞片状(图 4d)的自形及半自形粒状结构与萤石或长石共生，部分沿黑云母、白云母解理产出。该成矿阶段晚期矿脉及围岩中黄玉逐渐增多，镜下黄玉多呈白色、浅灰、灰褐色，呈柱状晶形产出，柱面有纵纹，蚀变类型局部过渡为黄玉云英岩类型。
|
图 4 铜坑嶂钼矿主成矿阶段蚀变和矿化特征 (a)-萤石-黑云母-辉钼矿-钾长石呈网脉状，并切割早期不规则黑云母细脉；(b)-主成矿阶段典型矿脉剖面图；(c)-萤石-黑云母-辉钼矿-石英脉切割早期石英-黑云母细脉，后者切割最早期黑云母脉；(d)-辉钼矿叶片状与次生白云母(Ms)共生，正交偏光；(e、f)-围岩中的萤石-石英-黄玉(Toz)-辉钼矿-黑钨矿(Wol)脉 Fig. 4 Main stage mineralization and alteration in Tongkengzhang deposit (a)-Fl-bt-Kfsp-mo-qz vein cutting early irregular biotite veinlets；(b)-typical cross section photo of Fl-bt-Kfsp-mo-qz type vein；(c)-Fl-bt-mo-qz vein cuts and offsets qz-bt type vein，the earliest biotite type vein cut by qz+bt type vein；(d)-photomicrograph of molybdenite，cross-polarized light；(e，f)-Fl-qt-toz-mo-wo vein in country rock |
该成矿阶段矿脉组合可分为两种：(1) 萤石-黑云母(白云母)-辉钼矿-钾长石-石英脉(图 4a-c)，产于岩体中部；(2) 萤石-石英-黄玉-辉钼矿脉(图 4e,f)，产于岩体上部及岩体和围岩的接触带。
钼矿体主要产于该成矿阶段，此外该阶段还含有少量黑钨矿、白钨矿、黄铜矿等金属矿物。
晚成矿阶段(Ⅲ)主要出现在岩体顶部。该阶段蚀变呈面型发育，沿构造裂隙处尤其强烈，部分地区可见和上一阶段蚀变叠加共生。矿物组合以绢云母、石英、绿泥石和少量碳酸盐矿物发育为特征。绢云母镜下呈鳞片状集合体产出，常常交代早期长石斑晶呈假象交代结构(图 5e)。绿泥石常沿黑云母的边缘、节理进行交代并保持黑云母的假象，也可呈细小颗粒和石英共生。次生石英粒径大小不一，呈不等粒粒状变晶结构。
|
图 5 铜坑嶂钼矿晚成矿阶段蚀变与矿化特征 (a)-石英-黄铁矿(Py)细脉，围岩绢英岩化；(b)-石英-黄铜矿(Ccp)-黄铁矿脉，绿泥石、绢云母(Ser)、碳酸盐矿物(Cb)蚀变晕发育；(c)-围岩中石英-黄铁矿-黄铜矿脉；(d)-石英-萤石-黄铁矿细脉和绢云母蚀变晕，该脉被后期石英脉切割；(e)-绢云母交代长石斑晶呈假象交代结构，正交偏光；(f)-黄铁矿和绢云母、石英共生，反射偏光 Fig. 5 Late stage mineralization and alteration in Tongkengzhang deposit (a)-Qz-py vein with pervasive alteration of sericite-quartz；(b)-Qz-cpy-py veinlet with chl-ser-cb alteration halo；(c)-Qz-cpy-py vein in country rock；(d)-Qz-Fl-py vein with irregular sericite halo cut by later quartz vein；(e)-sericite pseudomorph of plagioclase，cross-polarized light；(f)-reflected light photomicrograph of ser-qz-cpy type vein |
该阶段矿脉主要以石英为主并含有绢云母、石英、绿泥石等矿物(图 5a,c)，部分岩体中产出的矿脉发育含绢云母、碳酸盐矿物的蚀变晕(图 5b,d)。
该成矿阶段金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿(图 5f)，后者局部品位>0.4%，达到开采品位。
3 流体包裹体研究 3.1 样品采样及其实验方法为了探讨成矿流体的特点及演化规律，我们对矿区中不同蚀变类型、矿化阶段进行了系统的采样，磨制了34块包体片，从中选取10块具有代表性的包体片进行了测试分析。包裹体显微测温和激光拉曼实验是在中国地质大学(北京)流体包裹体实验室完成。显微测温在Linkam MDS 600冷热台上进行，冷热台工作温度范围-196℃到600℃。测试精度30℃以下时为±0.1℃，30℃以上时为±1℃，流体包裹体研究方法及盐度换算参照卢焕章等(2004) ，由于部分包裹体中还含有其他盐类组分(KCl，CaCl2等)，实验所获得值仅代表流体的最小盐度值；激光拉曼使用英国Renishaw in Via型激光拉曼光谱仪，激光波长514.5nm；扫描电镜/能谱测试工作在北京科技大学新金属材料国家重点实验室进行，电镜型号为剑桥S520型，分辨率6nm；能谱仪为Link860，精度0.1%~0.3%，测试方法参照范宏瑞等(1998) 、杨志明等(2006) 。
3.2 包裹体岩相学镜下观测显示，铜坑嶂斑岩钼矿中包裹体类型丰富，熔融包裹体、熔体-流体包裹体、流体包裹体均有出现。根据其常温下岩相学特征和升温后均一方式的不同，对本文研究所涉及的流体包裹体可划分为富液相包裹体、富气相包裹体和多相包裹体三种类型，而多相包裹体根据子矿物类型的不同又可细分为三个亚类(各阶段不同类型流体包裹体显微测温数据总结见表 1)。
|
表 1 各成矿阶段包裹体显微测温结果 Table 1 各成矿阶段包裹体显微测温结果 |
(1) 富液相包裹体(LV)：由气液两相组成，气液比变化较大，介于5%~40%之间，个体一般小于20μm，形态特征从负晶型到不规则状，加热后均一至液相(图 6l)，该类包裹体在各成矿阶段均有分布，但根据产状(以沿愈合裂隙定向排列产出为主)判断，该类包裹体主要为次生包裹体。
|
图 6 铜坑嶂斑岩钼矿的包裹体特征 V-气相；H-石盐；Op-不透明矿物；Hem-赤铁矿；S-钾盐 Fig. 6 Photomicrographs of fluid inclusion types in Tongkengzhang deposit V-vapor; H-halite; Op-opaque; Hem-hematite; S-sylvite |
(2) 富气相包裹体(VL)： 该类包裹体在早成矿阶段和主成矿阶段发育较普遍，主要由气液两相组成，少数该类包裹体还含有不透明金属和石盐子晶等子矿物(图 6g，h，i)，并发育有少量纯气相包裹体(图 6j)，晚成矿阶段该类包裹体产出较少。整体上，该类包裹体气液比介于70%~90%，个体变化较大6~40μm，形态特征以负晶型为主，加热后均一至气相。
(3) 含子矿物多相包裹体(VLH)：
亚类(VLHa)：主要分布于早阶段和主成矿阶段，晚阶段产出较少。椭圆形、负晶型和不规则状，含有石盐、钾盐和硅酸盐子矿物及不透明金属矿物，气相15%~35%，大小5~21μm。该类包裹体加热后部分均一至液相。(图 6a-c)
亚类(VLHb)：大量发育于主成矿阶段。包裹体为负晶型，含有石盐、钾盐等透明矿物，以不透明的子矿物(黄铜矿、辉钼矿？)和红色赤铁矿广泛发育为特征，气相20%~40%，大小6~35μm，加热后均一到液相(图 6d-f)。
亚类(VLHc)：以晚成矿阶段为主。椭圆形、长条形和不规则形为主，仅含石盐子矿物，个别含有不透明金属矿物，气相15%~30%，大小4~23μm，加热后均一至液相(图 6m,n)。
3.3 包裹体均一温度和盐度 3.3.1 早成矿阶段在石英斑晶、早阶段石英脉和钾长石-石英脉(样号：TKZ1002-380；TKZ1002-386a)中除亚类(VLHb)包裹体外，其它包裹体均有发育，富气相包裹体的均一温度范围371~＞600℃，均值＞527℃，在测试过程中，该类包裹体盐度数据并未测出。含子矿物多相包裹体中，亚类(VLHa)盐度31.1%~50.38% NaCleqv，均值41.16% NaCleqv，完全均一温度集中于两个区间325~391℃和522~＞600℃，前者均值为361℃，后者多数包裹体在升温至380℃以上发生爆裂，据少数所得数据推测后者均值应>550℃。亚类(VLHc)盐度30.92%~48.43% NaCleqv，均值39.13% NaCleqv，完全均一温度200~409℃，均值295℃。上述两类含子矿物包裹体大多以子矿物消失而最终完全均一。在对早阶段流体的测试过程中，仅观察到一个多相包裹体(VLHa，盐度49% NaCleqv)以气泡消失最终均一，其均一温度＞600℃。富液相包裹体均一范围128~329℃，均值212℃，盐度0.53%~19.84% NaCleqv，均值9.18% NaCleqv，该类低温、低盐度包裹体在各成矿阶段的普遍发育可能由于裂隙在成矿过程中经历了多次的张开闭合并捕获了晚期的大气降水所导致。
3.3.2 主成矿阶段萤石-黑云母(白云母)-钾长石-辉钼矿±石英脉(样号：TKZ1002-386b；TKZ6102cmH38；TKZ5402cmH78；TKZ5708cmH118；TKZ5402cmH55)中包裹体类型以多相包裹体亚类(VLHb)和富气相包裹体为主，富液相包裹体和多相包裹体亚类(VLHa)和亚类(VLHc)发育较少，亚类(VLHb)以气相消失最终均一，均一温度范围：339~514℃，均值432℃，盐度范围29.62%~40.18% NaCleqv，均值34.79% NaCleqv。在测试过程中，该类包裹体中的其它透明子矿物(可能为KCl，CaCl等)消失温度范围为71~325℃。富气相包裹体完全均一温度范围356~575℃，均值429℃，盐度范围4.96%~6.45% NaCleqv，均值5.68% NaCleqv。亚类(VLHa)以子矿物消失最终均一，完全均一温度为332~499℃，均值为405℃，盐度32.49%~42.68% NaCleqv，均值36.54% NaCleqv。亚类(VLHc)在测试过程中仅观察到一个，均一温度275℃，盐度35.72% NaCleqv。富液相包裹体均一温度：349℃~414℃，均值330℃，盐度1.2%~5.3% NaCleqv，均值4.49% NaCleqv(图 7)。
|
图 7 铜坑嶂斑岩钼矿各成矿阶段不同类型流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 7 Histogram showing homogenization temperatures and salinities of different types fluid inclusions in different stages form Tongkengzhang deposit |
萤石-石英-黄玉-辉钼矿-黑钨矿脉(样号：TKZ1002-215)中各种包裹体类型均有发育，富气相包裹体均一范围：430~436℃，均值432℃，未获得盐度值数据。多相包裹体亚类(VLHb)均一范围：351~478℃，均值为400℃，盐度范围30.79%~34.87% NaCleqv，均值32.61% NaCleqv。亚类(VLHa)完全均一温度＞550℃，盐度43.32%~55.40% NaCleqv，均值51.86% NaCleqv。亚类(VLHc)完全均一温度293~364℃，均值326℃，盐度37.63%~43.73% NaCleqv，均值40.44% NaCleqv。富液相包裹体均一温度：175~226℃，均值196℃，盐度1.74%~15.17% NaCleqv，均值10.65% NaCleqv。
3.3.3 晚成矿阶段石英-黄铁矿-黄铜矿-绿泥石脉(样号：TKZ5708cmH35，TKZ6102cmH10)中富气相包裹体在该阶段较之前数量减少，但仍有发育，均一温度范围：387~488℃，均值438℃，盐度4.96%~11.22% NaCleqv，均值7.22% NaCleqv。该类包裹体中部分较高温度可能代表的是早期流体中捕获保存的包裹体。多相包裹体以亚类(VLHc)为主，完全均一温度165~380℃，均值281℃；盐度29.58%~44.12% NaCleqv，均值36.99% NaCleqv。亚类(VLHa)仅观察到一个，完全均一温度315℃，盐度39.35% NaCleqv。富液相包裹体完全均一温度为162~442℃，均值238℃；盐度4.18%~15.17% NaCleqv，均值8.22% NaCleqv。
晚阶段石英脉(样号：TKZ5708cmH142)中富气相和多相包裹体亚类(VLHb)不发育，亚类(VLHa)观测到一个，完全均一温度＞600℃，盐度30.83% NaCleqv，该包裹体可能为后期流体所捕获早期流体中的残留包裹体。亚类(VLHc)局部发育，完全均一温度：230~261℃，均值246℃，盐度33.48%~35.38% NaCleqv，均值34.43% NaCleqv。富液相包裹体在该脉中比较发育，完全均一温度：189~230℃，均值206℃，盐度1.91%~10.36% NaCleqv，均值6.15% NaCleqv。
蚀变围岩(样号：TKZ5402cmH44)中发育少量富气相包裹体，均一温度370~390℃，均值378℃，仅测出一个盐度值3.71% NaCleqv，多相包裹体体中亚类(VLHb)不发育，亚类(VLHa)完全均一温度309~＞600℃，平均值为368℃，盐度值38.87%~55.15% NaCleqv，均值44.87% NaCleqv，亚类(VLHc)完全均一温度：251~355℃，均值306℃，盐度32.54%~42.87% NaCleqv，均值37.50% NaCleqv，富液相包裹体均一温度186~386℃，均值282℃，盐度为1.57%~14.15%，均值5.15% NaCleqv。
3.4 流体包裹体成分分析激光拉曼探针分析在早成矿阶段的多相流体包裹体(VLHa)中检测出微量的磁铁矿(图 8c)，同时也在早阶段气相包裹体(VL)中检测到了SO2(图 8d)，表明早期流体处于氧化状态。而主成矿阶段的气相包裹体(VL)中检测到CH4(图 8e)等还原性气体的存在，暗示了成矿流体的氧化状态在主成矿阶段发生了变化。扫描电镜分析显示，主成矿阶段流体中除NaCl、KCl及少量CaCl2等不透明矿物外还含有赤铁矿(图 8a)等金属矿物及少量硅酸盐类矿物(图 8b)，指示流体系统可能属于复杂的NaCl+KCl±CaCl2+H2O体系。晚阶段流体的激光拉曼和扫面电镜实验分析显示，该阶段流体包裹体液相成分以H2O为主，子矿物主要为NaCl晶体，流体系统属于NaCl+H2O体系。
|
图 8 扫描电镜照片和显微镜照片及其扫描电镜能谱和激光拉曼光谱图 Fig. 8 SEM/micrograph photos of mineral and Laser Raman，Energy Dispersive spectrum |
通过流体包裹体测温数据推测捕获压力，是还原原始成矿环境的重要手段之一，通过上文对包裹体成分分析，可将成矿流体系统视为NaCl-H2O体系，并在其P-T-X相图中(Driesner and Heinrich，2007)估算成矿压力。通常沸腾包裹体组合(高盐度含子矿物包裹体和低盐度气相包裹体共存)的存在及其数据被认为可用于近似估算真实的成矿压力(Roedder et al.，1980)。通过观察发现，早成矿阶段成矿流体中普遍发育该类包裹体组合，但均一温度差异很大。该阶段气相包裹体(VL型)均一温度均值527℃，个别气相包裹体在实验过程中测得均一温度超过600℃，和其共存的VLHa型包裹体大多数未测出最终均一温度。和最终均一温度相比(均值＞550℃)，VLHa型包裹体气液相均一温度较低(129~211℃)，且多数在最终均一前发生爆裂，说明该类包裹体捕获压力较大。结合该类包裹体镜下产状特征(和气相包裹体、熔融包裹体共生，Kamenetsky et al.，1999)，我们认为该类包裹体组合应为早成矿阶段所捕获，可代表原始成矿流体，上述现象也说明了早期出溶的成矿流体经过了充分的岩浆-流体演化过程，使金属元素得以在溶液中充分聚集，有利于后期的金属沉淀(Roedder，1991；张文淮等，2008)。但遗憾的是如上文所述，本次实验中早阶段VLHa型包裹体未测出准确的最终均一温度数据，同期产出的气相(VL型)虽部分测出最终均一温度，但未测出其盐度值，对此我们仅能根据上文个别数据推测早阶段的成矿压力可能大于1000bar，取25MPa/km的静岩压力，对应古深度应在4km左右。
主成矿阶段也大量发育沸腾包裹体组合(VLHb型+VL型，图 6k)，该阶段上述两种类型包裹体均一温度范围和峰值(图 7e,g)十分相似，说明该包裹体组合为同一期次流体所捕获。同时通过和早期流体包裹体进行流体包裹体岩相学的比较发现，该阶段包裹体体积较大，晶形较好，指示了该阶段成矿流体系统经历了压力的突然释放，成矿流体已由静岩压力系统转换为静水压力系统(Landtwing et al.，2010)，通过投图估算该阶段的成矿压力320~360bar(图 9)之间，取静水压力为10MPa/km，对应成矿深度大约在3.2~3.6km左右。
|
图 9 NaCl-H2O体系相图压力-盐度图解(据Driesner and Heinrich，2007) Fig. 9 P-X phase diagram of the system NaCl-H2O(after Driesner and Heinrich，2007) |
根据上文观察和实验结果显示，晚阶段流体中存在部分残留的代表早期成矿过程的流体包裹体，因此我们选择该阶段具代表性并广泛发育的多相VLHc类型包裹体及部分VL型气相包裹体进行投图估算成矿压力。如图 9所示，该期流体存在两种演化趋势，箭头a所示晚成矿阶段流体盐度和主成矿阶段流体相似只是温度变低，可能是主成矿阶段流体冷却所致。箭头b显示晚阶段流体盐度有所增加，该现象通常认为是由于后期流体捕获了早期残余的NaCl晶体所致，但镜下观察未发现残余固相NaCl晶体的存在，因此我们认为这可能和流体捕获后受后期事件(矿物变形改造造成包裹体的迁移或矿物晶体的生长等因素，Auétat and Günther，1999)影响使得流体中水的逸失或压力的增加进而造成了流体盐度的升高有关。但需注意的是投图所得的压力值无论是用静水压力值还是用静岩压力值所求的的成矿深度(分别为1km、200m)均与地质现象有很大差异，所以我们只能以该阶段脉体产出部位与主成矿阶段脉体产出部位的高差大致推算该阶段形成深度约为3km。
4.2 辉钼矿的沉淀机制还原硫的含量、温度、pH值、氧逸度、都是制约钼沉淀的重要机制(Wood et al.，1987; Cao，1989; Selby et al.，2000)，我们的研究结果显示铜坑嶂钼矿的沉淀机制主要和压力的突然释放、氧逸度和pH值的变化有关。
流体包裹体显微测温数据表明钼矿成矿温度区间较宽泛(351~478℃)，但主成矿阶段大量测温数据都主要集中于420~440℃(图 7 e,g)，暗示了钼矿的沉淀过程集中且短暂，因此多数斑岩型矿床研究中所认为的温度降低(Ulrich et al.，2001; Landtwing et al.，2005；Klemm et al.，2008)是导致矿质沉淀的主要机制显然不能用于解释此处钼矿的沉淀。同时主成矿阶段广泛发育具有相似均一温度的高盐度(均值为34.79%NaCleqv)多相流体包裹体(VLHb型)和低盐度(均值为5.68% NaCleqv)气相包裹体(VL型)的沸腾包裹体组合指示了成矿过程中流体系统发生了显著的减压沸腾作用，因此我们认为成矿流体系统的减压沸腾作用是导致钼矿沉淀的主要机制。
Sun et al.(2004) and Liang et al.(2009) 研究表明斑岩矿床成矿流体系统中氧逸度的变化是导致矿石沉淀的重要机制。铜坑嶂斑岩钼矿中激光拉曼在早阶段流体包裹体中检测到磁铁矿(Fe3O4)、SO2的存在说明早阶段成矿流体系统氧逸度较高，而主成矿阶段中部分气相包裹体中检测到CH4等还原气体的存在，表明该矿床成矿流体在矿质沉淀过程中也经历了相似的氧逸度变化，使得早阶段主要以硫酸盐(SO42-)形式存在的S转换为钼矿沉淀所需的还原硫(S2-)。需指出的是，Sun et al.(2004) and Liang et al.(2009) 的研究主要针对斑岩型铜金矿。他们的研究结果显示磁铁矿的结晶是导致氧逸度变化的主要因素。但和斑岩型铜金矿相比，铜坑嶂斑岩钼矿成矿阶段磁铁矿发育较少，说明从矿物学角度，控制铜坑嶂钼矿氧逸度变化的机制和斑岩铜金矿有明显的不同。对此，Taner et al.(1998) 给出了较合理的解释。他在对Cadillac钼铋矿床的研究过程中发现，辉钼矿与白云母(绢云母)共生关系密切，而白云母(绢云母)通常为交代早期钾长石所形成，暗示了辉钼矿的沉淀过程伴随着pH值的降低，该原理如以下方程式所示。
|
在铜坑嶂斑岩钼矿中，辉钼矿和白云母(绢云母)共生的现象也非常发育。并且同Cadillac钼铋矿床(Taner et al.，1998)类似，铜坑嶂钼矿中白云母(绢云母)也是由交代早期钾硅酸盐矿物(黑云母、钾长石)蚀变形成，说明上述两个矿床具有相似的成矿机制。同时不难由方程式看出，该沉淀过程也伴随了氧逸度的变化。
综上所述，我们认为铜坑嶂钼矿的沉淀机制主要与成矿流体系统的减压沸腾作用、氧逸度变化及pH值的降低有关。
4.3 成矿流体与围岩蚀变关系在构建斑岩矿床的成矿流体演化模式过程中，前人对成矿流体与围岩蚀变的关系做了大量细致的研究和讨论(芮宗瑶等，1984; Hedenquist et al.，1998; Heinrich，2005; Ulrich et al.，2001; 杨志明等，2008)，这些工作对早阶段蚀变(钾硅酸盐化)取得了比较一致的认识，即早期从岩浆房出溶的富含挥发份(HCl、HF等)并带有一定碱质成分的流体在上升及冷凝过程中与斑岩和围岩发生反应形成了早期的钾化蚀变。通过激光拉曼、扫描电镜对成矿流体的分析表明，早期成矿流体含有丰富的碱质成分(KCl、NaCl、CaCl2等)。流体中检测到Fe2O3、SO2也指示了早期流体具有较高的氧化性，而富F矿物(萤石、黄玉)的大量发育也说明成矿流体富含挥发份。因此，我们认为引起铜坑嶂钼矿早期蚀变的流体也是富含碱质、挥发份的高氧化性岩浆流体。
对晚阶段蚀变(绢云母化等)而言，早期研究大多认为该蚀变是由岩浆流体和天水混合所引起(Gustafson and Hunt，1975)。而Harris et al.(2003) 通过对环太平洋地区的斑岩矿床的H、O同位素研究表明，晚期蚀变主要是岩浆流体在自身冷凝过程中形成。流体包裹体研究显示，铜坑嶂钼矿和晚期蚀变有关的脉体中，除个别石英脉以液相包裹体为主而多相包裹体仅有少量发育，表明该类硅化石英脉可能与后期天水混合作用有关以外，绢云母化、碳酸盐化等蚀变的脉体中，高盐度(29.58%~44.12% NaCleqv)多相包裹体(VLHc型)非常发育，这和Seedorff and Einaudi(2004) 对Henderson斑岩钼矿的晚期流体研究结果相似，表明与岩浆流体和天水的混合作用相比，流体温度的衰减、pH值的变化等因素可能是导致绢云母化、碳酸盐化等蚀变的主要原因。同时，在岩体上部与围岩接触带中局部产出的黄玉云英岩化蚀变可能是由于流体受到物理化学条件变化(Seedorff and Einaudi，2004)及其与铝硅酸盐围岩(片岩、粉砂岩、板岩)相互作用的影响(胡受奚等，2004)所形成。
4.4 流体演化过程岩浆房出溶的早期成矿流体在压力约1000bar，深度4km左右发生了沸腾，分离出高温(550~>600℃)的高盐度多相包裹体和低盐度气相包裹体，并在该阶段形成了早期的钾化蚀变。随着流体的继续上升(约3.2~3.6km处)，成矿流体系统由静岩压力向静水压力转换，导致了大量裂隙的产生，引起流体的再次沸腾，同时辉钼矿也在该阶段沉淀。该阶段流体系统属于复杂的NaCl+KCl±CaCl2+H2O体系。之后随着温度进一步的降低(＜380℃)，流体中的黄铜矿、黄铁矿也相继沉淀，围岩蚀变也变为晚期的绢云母化、碳酸盐化等蚀变，并且随着钾长石、碳酸盐等矿物的沉淀，流体系统转换为简单的NaCl+H2O体系。
5 结论(1) 铜坑嶂斑岩钼矿矿体主要赋存于花岗斑岩体内，成矿过程可分为三个矿化蚀变阶段：钾硅酸盐化阶段、萤石-黑云母(白云母)-钾长石-辉钼矿阶段(辉钼矿主要在该阶段沉淀)和石英-绢云母-碳酸盐阶段。
(2) 本区流体包裹体类型有气相(VL型)包裹体、多相包裹体(VLH型)和液相(LV型)。多相包裹体可进一步分为VLHa、VLHb和VLHc三个亚类。早阶段以VL型和VLHa型为主，流体均一温度较高(550~>600℃)，成矿压力约1000bar，深度约4km；主成矿阶段以VL型和VLHb型为主，成矿均一温度集中于420~440℃，成矿压力为320~360bar，成矿深度3.2~3.6km，该阶段广泛发育的沸腾包裹体组合表明，流体系统的减压沸腾作用是导致辉钼矿沉淀的主要因素；晚阶段以LV型和VLHc型为主，均一温度变化范围较大(390~＜200℃)，形成深度约3km。
(3) 激光拉曼和扫描电镜实验在早阶段流体中检测到Fe3O4、SO2，表明该阶段流体氧化性较高，钾长石化发育，属碱性环境。主成矿阶段流体中还原性气体CH4等的存在，以及辉钼矿与蚀变白云母共生，揭示出该阶段处于相对还原的酸性环境，亦表明氧逸度的变化，pH值由碱性到酸性的变化也可能是导致钼沉淀的主要因素。
致谢 野外工作期间得到了桂林矿产地质研究院谭运金教授，赣南地质调查大队刘翠辉、刘江临和黄健等工程师，上都矿业公司陈志民总经理，宋开族、刘光文等工程师的大力帮助；室内工作得到了中国地质科学院矿产资源研究所叶会寿研究员，中国地质大学地球化学实验室诸慧燕老师和高建京博士的指导和帮助；两位匿名审稿人仔细审阅了本文初稿，并提出了宝贵意见；在此一并表示感谢。| [] | Auétat A, Günther D. 1999. Mobilig and H2O loss from fluid inclusions in natural quartz crystals. Contrib. Mineral. Petrol., 137: 1–14. DOI:10.1007/s004100050578 |
| [] | Cao X. 1989. Solubility of molybdenite and the transport of molybdenum in hydrothermal solutions. Ph. D. Dissertation. Ames: Iowa State University: 1–91. |
| [] | Chen ZM. 2008. Geological characteristics of the Tongkengzhang Mo deposit with its prospecting prediction. Mineral Resources and Geology, 22(1): 6–9. |
| [] | Driesner T, Heinrich CA. 2007. The system H2O-NaCl. Part I: Correlation formulae for phase relations in temperature-pressure-composition space from 0 to 1000 ℃, 0 to 5000 bar, and 0 to 1 XNaCl. Geochimica et Cosmochimica Acta, 71: 4880–4901. DOI:10.1016/j.gca.2006.01.033 |
| [] | Fan HR, Xie YH, Wang YL. 1998. Determing daughter minerals in fluid inclusions under scanning electron microscope. Geological Science and Technology Information, 17: 111–117. |
| [] | Gustafson LB, Hunt JP. 1975. The porphyry ore deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, 70: 857–912. DOI:10.2113/gsecongeo.70.5.857 |
| [] | Harris AC, Golding SD. 2003. New evidence of magmatic-fluid-related phyllic alteration: Implications for the genesis of porphyry Cu deposits. Geology, 30: 335–338. |
| [] | Hedenquist JW, Arribas A, Reynolds TJ. 1998. Evolution of an intrusion-centered hydrothermal system: Far Southeast Lepanto porphyry and epithermal Cu-Au deposits, Philippines. Economic Geology, 39: 374–404. |
| [] | Heinrich CA. 2005. The physical and chemical evolution of low-salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition: A thermodynamic study. Mineralium Deposita, 39: 864–889. DOI:10.1007/s00126-004-0461-9 |
| [] | Hu SX, Ye Y, Fang CQ. 2004. Petrology of the Metasomatically Altered Rocks and Its Significance in Prospecting. Beijing: Geological Publishing House : 1 -264. |
| [] | Kamenetsky VS, Wolfe RC, Eggins SM, Mernagh TP, Bastrakov E. 1999. Volatile exsolution at the Dinkidi Cu-Au porphyry deposit, Philippines: A melt-inclusion record of the initial ore-forming process. Geology, 27: 691–694. DOI:10.1130/0091-7613(1999)027<0691:VEATDC>2.3.CO;2 |
| [] | Klemm LM, Pettke T, Heinrich CA. 2008. Fluid and source magma evolution of the Questa porphyry Mo deposit, New Mexico, USA. Mineralium Deposita, 43(5): 533–552. DOI:10.1007/s00126-008-0181-7 |
| [] | Landtwing MR, Pettke T, Halter MR, et al. 2005. Copper deposition during quartz dissolution by cooling magmatic-hydrothermal fluids: The Bingham porphyry. Earth and Planetary Science Letters, 235(1-2): 229–243. DOI:10.1016/j.epsl.2005.02.046 |
| [] | Landtwing MR, Furrer C, Redmond PB, et al. 2010. The Bingham Canyon porphyry Cu-Mo-Au deposit. III. Zoned copper-gold ore deposition by magmatic vapor expansion. Economic Geology, 105(1): 91–118. |
| [] | Liang HY, Sun WD, Su WC, Zartman R. 2009. Porphyry copper-gold mineralization at Yulong, China, promoted by decreasing redox potential during magnetite alteration. Economic Geology, 104: 587–596. DOI:10.2113/gsecongeo.104.4.587 |
| [] | Lu HZ, Fan HR, Ni P, Ou GX, Shen K, Zhang WH. 2004. Fluid Inclusions. Beijing: Science Press : 1 -487. |
| [] | Mao JW, Xie GQ, Guo CL, Yuan SD, Cheng YB, Chen YC. 2008. Spatial-temporal distribution of Mesozoic ore deposits in South China and their metallogenic settings. Geological Journal of China Universities, 14(4): 510–526. |
| [] | Mao JW, Xie GQ, Cheng YB, Chen YC. 2009. Mineral deposit model of Mesozoic ore deposits in South China. Geological Review, 55(3): 347–354. |
| [] | Mei YP, Li HQ, Wang DH, Lu YF, Yang HG, Xu JX, Zhang JJ. 2007. Rock-forming and ore-forming ages of the Yanbei porphyry tin deposit in Jiangxi Province and their geological significance. Acta Geoscientica Sinica, 28(5): 456–461. |
| [] | Roedder E, Bodnar RJ. 1980. Geologic pressure determination from fluid inclusion studies. Earth and Planetary Science Letters, 8: 263–301. DOI:10.1146/annurev.ea.08.050180.001403 |
| [] | Roedder E. 1991. Fluid inclusion evidence for immiscibility in magmatic differentiation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56: 5–22. |
| [] | Rui ZY, Huang CK, Qi GM, Xu J, Zhang HT. 1984. Porphyry Copper (Molybdenum) Deposit of China. Beijing: Geological Publishing House : 1 -350. |
| [] | Seedorff E, Einaudi MT. 2004. Henderson porphyry molybdenum system, Colorado: Ⅱ. Decoupling of introduction and deposition of metals during geochemical evolution of hydrothermal fluids. Economic Geology, 99: 39–72. |
| [] | Selby D, Nesbitt BE, Muehlenbachs K, Prochaska W. 2000. Hydrothermal alteration and fluid chemistry of the Endako porphyry molybdenum deposit, British Columbia. Economic Geology, 95: 183–202. DOI:10.2113/gsecongeo.95.1.183 |
| [] | Su HM, Xie GQ, Sun J, Zhang CS, Cheng YB. 2010. Zircon U-Pb dating for the granite prophyries in Hongshan prophry cppper deposit and Tongkenzhang porphyry molybdenum deposits in East Jiangxi Province and its significance. Acta Petrologica Sinica, 26(3): 819–829. |
| [] | Sun WD, Arculus RJ, Kamenetsky VS, Binns RA. 2004. Release of gold-bearing fluids in convergent margin magmas prompted by magnetite crystallization. Nature, 431: 975–978. DOI:10.1038/nature02972 |
| [] | Taner H, Williams-Jones A, Wood S. 1998. The nature, origin and physicochemical controls of hydrothermal Mo-Bi mineralization in the Cadillac deposit, Quebec, Canada. Mineralium Deposita, 33(6): 579–590. DOI:10.1007/s001260050174 |
| [] | Ulrich T, Günther D, Heinrich CA. 2001. The evolution of a porphyry Cu-Au deposit, based on LA-ICP-MS analysis of fluid inclusions: Bajo de la Alumbrera, Argentina. Economic Geology, 96: 1743–1774. DOI:10.2113/gsecongeo.96.8.1743 |
| [] | Wood SA, Crerar DA, Borcsik MP. 1987. Solubility of the assemblage pyrite-pyrrhotite-magnetite-sphalerite-galena-gold-stibnite-bismuthinite-argentite-molybdenite in H2O-NaCl-CO2 solutions from 200℃ to 350℃. Economic Geology, 82: 1864–1887. DOI:10.2113/gsecongeo.82.7.1864 |
| [] | Xu JX, Zeng ZL, Li XQ, Liu JS, Chen ZH, Liu SB, Guo CL, Wang CH. 2007. Geological characteristics and mineralization age of the Tongkengzhang molybdenum deposit in Xunwu County, South Jiangxi Province, China. Acta Geologica Sinica, 81(7): 924–928. |
| [] | Yang ZM, Xie YL, Li GM, Xu JH. 2006. SEM/EDS constraints on nature of ore-forming fluids in Gangdese porphyry copper belt: Case studies of Qulong and Tinggong deposits. Mineral Deposits, 25(2): 147–154. |
| [] | Yang ZM, Hou ZQ, Song YC, Li ZQ, Xia DX, Pan FC. 2008. Qulong superlarge porphyry Cu deposit in Tibet: Geology, alteration and mineralization. Mineral Deposits, 27(3): 281–318. |
| [] | Zhang DQ, She HQ, Li DX, Feng CY. 2003. The porphyry-epithermal metallogenic system in the Zijinshan region, Fujian Province. Acta Geologica Sincia, 77(2): 253–261. |
| [] | Zhang KY, Wang JP, Du AD, Lin QT, Huang JM, Hu RH, Huang QM. 2010. Re-Os isotopic dating of molybdenite from the Chilu molybdenum deposit in Fuan, Fujian Province. Geology in China, 36(1): 147–155. |
| [] | Zhang WH, Qin JY, Zhang DH, Tian L, Wang LL, Wang Y. 2008. Fluid inclusion indicators in prophyry Au deposits: Taking Jinchang gold deposit, Heilongjiang Province as an example. Acta petrologica Sinica, 24(9): 2011–2016. |
| [] | Zhou JY, Cui BF, Chen HM, Mao JR, Fang WB, Chen SZ, Wang WG, Zhang SL. 2000. Metallogenic Regularities and Prognosis of Copper and Tin Deposits in the Hongshan-Xikengjing Area, South of Jiangxi Province. Beijing: Geological Publishing House, 1-195(in Chinese with English abstract) |
| [] | 陈志民.2008. 铜坑嶂钼矿床的地质特征及找矿预测. 矿床与地质, 22(1): 6–9. |
| [] | 范宏瑞, 谢奕汉, 王英兰.1998. 扫面电镜下流体包裹体中子矿物的鉴定. 地质情报科技, 17: 111–117. |
| [] | 胡受奚, 叶瑛, 方长泉. 2004. 交代蚀变岩岩石学及其找矿意义. 北京: 地质出版社: 1-264. |
| [] | 卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈昆, 张文淮. 2004. 流体包裹体. 北京: 科学出版社: 1-487. |
| [] | 毛景文, 谢桂青, 郭春丽, 袁顺达, 程彦博, 陈毓川.2008. 华南地区中生代主要金属矿床时空分布规律和成矿环境. 高校地质学报, 14(4): 510–526. |
| [] | 毛景文, 谢桂青, 程彦博, 陈毓川.2009. 华南地区中生代主要金属矿床模型. 地质论评, 55(3): 347–354. |
| [] | 梅玉萍, 李华芹, 王登红, 路远发, 杨红梅, 许建祥, 张家菁.2007. 江西岩背斑岩锡矿的成岩成矿时代及其地质意义. 地球学报, 28(5): 456–461. |
| [] | 芮宗瑶, 黄崇坷, 齐国明, 徐珏, 张洪涛. 1984. 中国斑岩铜(钼)矿床. 北京: 地质出版社: 1-350. |
| [] | 苏慧敏, 谢桂青, 孙嘉, 张承帅, 程彦博.2010. 江西铜坑嶂钼矿和红山铜矿含矿斑岩锆石U-Pb定年及其地质意义. 岩石学报, 26(3): 819–829. |
| [] | 许建祥, 曾载淋, 李雪琴, 刘俊生, 陈郑辉, 刘善宝, 郭春丽, 王成辉.2007. 江西寻乌铜坑嶂钼矿床地质特征及其成矿时代. 地质学报, 81(7): 924–928. |
| [] | 杨志明, 谢玉玲, 李光明, 徐九华.2006. 西藏冈底斯斑岩铜矿带成矿流体的扫描电镜(能谱)约束——以驱龙和厅宫矿床为例. 矿床地质, 25(2): 147–154. |
| [] | 杨志明, 侯增谦, 宋玉财, 李振清, 夏代祥, 潘凤雏.2008. 西藏驱龙超大型斑岩铜矿床:地质、蚀变与成矿. 矿床地质, 27(3): 279–318. |
| [] | 张德全, 佘宏全, 李大新, 丰成友.2003. 紫金山地区的斑岩-浅成热液成矿系统. 地质学报, 77(2): 253–261. |
| [] | 张克尧, 王建平, 杜安道, 林仟同, 黄金明, 胡荣华, 黄庆敏.2009. 福建福安赤路钼矿床辉钼矿Re-Os同位素年龄及其地质意义. 中国地质, 36(1): 147–155. |
| [] | 张文淮, 秦江艳, 张德会, 田路, 王丽丽, 王永.2008. 斑岩型Au矿床的包裹体标志:以黑龙江金厂金矿床为例. 岩石学报, 24(9): 2011–2016. |
| [] | 周济元, 崔炳芳, 陈宏明, 毛建仁, 方文碧, 陈世忠, 王文冈, 张松林. 2000. 赣南红山-锡坑迳地区铜锡矿地质及预测. 北京: 地质出版社: 1-195. |