2013, Vol. 29
2. 中国地质大学，北京 100083;
3. 吉林大学地球科学学院，长春 130061
2. China University of Geosicences, Beijing 100083, China;
3. College of Earth Sciences, Jilin University, Changchun 130061, China
滇西北红山铜矿床地处云南三江义敦岛弧南段格咱弧(即原中甸弧) 内，是20世纪70年代发现的一个以Cu为主，同时伴生有Pb、Zn等矿化的中型矿床。矿区地表以发育大范围的角岩及矽卡岩型矿化为特征，因此，长期以来，人们一直将其视为该区一典型的印支期矽卡岩型矿床(周维全等，1976；杨岳清等，2002；侯增谦等，2003)。近年来，随着矿区深部隐伏斑岩型Cu、Mo矿化的发现(徐兴旺等，2006；李文昌等，2011；王新松等，2011)，不仅拓宽了该区进一步找矿工作方向，同时也对其传统的矽卡岩型矿床成因认识提出了挑战。王守旭等根据对矿区矽卡岩矿物及硫化物矿物碳、氧及硫稳定同位素地球化学研究，提出区内矽卡岩并非岩浆热液交代成因，而是中酸性岩浆浅成侵位时同化碳酸岩围岩形成的富含钙质次生熔浆冷凝固结产物(王守旭等，2008)；李文昌等及王新松等分别根据对矿区深部隐伏斑岩型Cu、Mo矿化含矿斑岩体及辉钼矿定年研究结果，提出红山铜矿的形成经历了印支晚期与俯冲造山岛弧型岩浆活动有关的矽卡岩型矿化及燕山晚期与后造山伸展期A型花岗岩有关的斑岩型矿化两期成矿作用，因此为多期成矿叠加的大型铜多金属矿床(李文昌等，2011；王新松等，2011)；徐兴旺等通过对矿区地质及含矿斑岩年代学研究也认为，红山铜矿存在着与印支期石英二长斑岩有关的矽卡岩型铜多金属成矿系统及与燕山晚期花岗斑岩有关的斑岩型Cu-Mo-Pb-Zn成矿系统(徐兴旺等，2006)，前者形成与矽卡岩伴生的含铜磁铁矿体及磁黄铁矿体，后者则形成地表喷溢沉积含铁钙硅质岩、层状Pb-Zn矿体及斑岩型Cu-Mo矿化。由此可见，随着矿区勘查找矿及研究工作的不断深入，越来越多的证据表明红山铜矿并非一个简单的矽卡岩型矿床，而可能是一个与区域俯冲造山-(弧) 陆-陆碰撞造山-后造山伸展不同构造体制下形成的不同类型岩浆活动有关的斑岩-矽卡岩型叠生成因矿床。本文重点在于通过对矿区不同成矿阶段、不同矿物组合矿石流体包裹体岩相学、显微测温及碳、氢、氧稳定同位素研究，探讨成矿流体来源及其地球化学性质，并从成矿流体地球化学特征及其演化角度，对矿床成因进行分析和讨论。
1 区域地质背景义敦岛弧是我国西南部三江地区一重要的大地构造单元及Cu、Pb、Zn等多金属成矿带之一。它是晚三叠世以来，在古特提斯甘孜-理塘洋基础上，经历自东向西洋壳俯冲造山-(弧) 陆-陆碰撞造山-后造山伸展-大规模走滑推覆等一系列地质作用过程而形成的复合造山带(侯增谦等，2003；侯增谦等，2004；李文昌等, 2010, 2011)，格咱弧就位于义敦岛弧南端(图 1a)。
|
图 1 红山铜矿床构造位置(a)、区域(b) 和矿区地质图(c) 1-第四纪; 2-三叠系哈工组; 3-三叠系喇嘛垭组; 4-三叠系图姆沟组; 5-三叠系曲嘎寺组; 6-三叠系北衙组; 7-三叠系尼汝组; 8-三叠系雪鸡坪组; 9-三叠系青天堡组; 10-二叠系聂耳堂刀组; 11-二叠系峨眉山组; 12-二叠系中村组; 13-古近纪正长斑岩、闪长玢岩; 14-白垩纪二长花岗斑岩; 15-三叠纪石英斑岩; 16-三叠纪石英二长斑岩; 17-三叠纪石英闪长玢岩; 18-三叠纪英安斑岩; 19-三叠纪闪长玢岩；20-三叠纪矽卡岩；21-三叠纪大理岩；22-角岩；23-超基性岩/堆晶岩; 24-超基性岩；25-地质界线/断层; 26-构造单元; 27-逆断层；28-隐伏岩体界线/斑岩带界线; 29-铜矿床; 30-钼矿床；31-锑矿床；32-多金属矿床；33-金矿床；34-矿体；35-矿化体 Fig. 1 The geological map of tectonic position (a), regional (b) and mining area (c) of the Hongshan copper deposit 1-Quaternary; 2-Triassic Hagong Formation; 3-Triassic Lamaya Formation; 4-Triassic Tumugou Formation; 5-Triassic Qugasi Formation; 6-Triassic Beiya Formation; 7-Triassic Niru Formation; 8-Triassic Xuejiping Formation; 9-Triassic Qingtianpu Formation; 10-Permain Nieertangdao Formation; 11-Permain Emeishan Formation; 12-Permain Zhongcun Formation; 13-syenite porphyry and diorite porphyry of Paleogene; 14-monzonitic granite porphyry of Cretaceous; 15-Triassic quartz poyphyry; 16-Triassic quartz monzonite porphyry; 17-Triassic quartz diorite porphyry; 18-Triassic dacite porphyry; 19-Triassic diorite poyphyry; 20-Triassic skarn; 21 Triassic marble; 22-taconite; 23-ultra basic rock; 24-ultrabasic rock; 25-geological boundary/cumulate xenoliths; 26-tectonic unit; 27-reverse fault; 28-buried intrusive boundary/boundary of porphyry belt; 29-copper deposit; 30-molybdenite deposit; 31-stibnite deposit; 32-polymetallic deposit; 33-gold deposit; 34-ore body; 35-mineralized body |
区内出露地层主要为三叠系不同时期形成的海相及火山岛弧系沉积碎屑岩及火山岩，由老到新依次为尼汝组(Tn)、雪鸡坪组(T1+2x)、曲嘎寺组(T3q)、图姆沟组(T3t) 及喇嘛哑组(T3lm)，主体岩性为砂板岩夹碳酸盐、硅质岩及玄武岩、安山岩等。区内断裂构造发育，依走向分为NW及NE向两组。NW向断层一般规模较大，且与区域主构造线方向一致，力学性质多为逆断层，对区内岩浆岩带及矿床的空间产出与展布起着重要控制作用；而NE向断裂形成相对较晚，规模相对较小，常见其切错NW向断裂及其它地质体(图 1b)。
区内岩浆活动强烈，依岩石类型、形成时代及产出的构造背景环境可划分出东、西两个印支期NNW向岩浆岩带及一个燕山期近南北向岩浆岩带(图 1b)。西侧格咱-雪鸡坪岩浆岩带，空间上夹持于乡城-格咱及娘央-夏隆瓦断裂带之间，主体岩性为闪长玢岩-石英闪长玢岩-二长斑岩-石英二长斑岩-花岗斑岩，侵入时代介于215~249Ma之间，与其相伴产有烂泥塘、春都及雪鸡坪等斑岩型铜多金属矿床，构成烂泥塘-雪鸡坪印支期斑岩铜多金属成矿带(曾普胜等，2004；李文昌等，2011)；东侧亚杂-普朗岩浆岩带，空间上分布于娘央-夏隆瓦断裂带以东地区，主要岩石类型为石英闪长玢岩、石英二长斑岩、花岗闪长斑岩，次为闪长玢岩、英安斑岩等，侵入时代介于199~230Ma之间，与其相伴产有普朗、红山、松诺、地苏噶、浪都等斑岩、矽卡岩型铜多金属矿床，构成亚杂-普朗印支期斑岩-矽卡岩铜多金属成矿带(曾普胜等，2004；李文昌等，2011)。岩石地球化学特征表明，上述两个岩带成岩成矿作用均主要发生于印支晚期甘孜-理塘洋壳由东向西俯冲造山形成的岛弧构造环境(侯增谦等, 2003, 2004；李文昌等, 2010, 2011)。区内燕山期岩浆活动自北而南沿休瓦促-热林-红山-铜厂沟一线近南北向分布，主要岩石类型为黑云母二长花岗(斑) 岩及花岗闪长(斑) 岩，侵入时代介于73~135Ma之间，与其相伴产有休瓦促、热林、铜厂沟等(铜) 钼矿床，构成休瓦促-铜厂沟斑岩-矽卡岩型(铜) 钼成矿带。该带跨越义敦岛弧进入扬子西缘，表明岩浆活动发生在义敦岛弧与扬子地台拼合以后。岩石地球化学特征显示，该期岩浆活动形成于燕山晚期后造山伸展构造环境(李文昌等，2011；王新松等，2011)。
印支期亚杂-普朗岩浆岩带与燕山期休瓦促-铜厂沟岩浆岩带空间位置部分重叠，红山铜矿即产于其叠合地段，因此，其研究对于分析该区铜、钼多金属成矿作用有着特殊意义。
2 矿床地质特征红山铜矿床地处格咱弧内亚杂-普朗NNW向岩浆岩带中段，南西距香格里拉城区约45km。矿区出露地层主要有上三叠统曲嘎寺组二、三段及图姆沟组二段(图 1c)。曲嘎寺组二段(T3q2) 出露于红山矿区西部及红山牛场铜矿段东部，岩性主要为深灰色砂泥质板岩、变质砂岩、大理岩、结晶灰岩夹基性火山岩及硅质岩，厚度1182~2042m；该组三段(T3q3) 分布于红山牛场铜矿段西部，岩性有深灰色薄层-中厚层状灰岩、微晶灰岩夹绢云母板岩、变质细粒长石石英砂岩及少量变质砾岩，厚度487~2683m；图姆沟组二段出露于红山铜矿区东部，主要岩性为灰-深灰色板岩、粉砂质绢云板岩及中-中酸性火山岩，厚度＞2437~2713m。上述地层空间上均呈北西向展布，倾向SW240°，倾角60°~80°，两组地层间呈断层接触关系。
矿区构造以规模较小的断裂及层间破碎带为主，断裂构造多走向NW，力学性质以正断层为主，少量属逆断层。
区内岩浆岩出露较少，主要有印支期石英闪长玢岩，呈NW向岩脉或小的岩株侵位于曲嘎寺组砂泥质板岩地层中。近期钻孔揭露矿区深部存在着隐伏的燕山期石英二长斑岩体，其规模及产状尚待进一步勘查工作确定。
矿区发育矽卡岩型、斑岩型及脉状三种类型矿化，并以前两者为主。矽卡岩型及脉型矿化发育于地表及相对较浅部位；斑岩型矿化为近期发现，属隐伏矿化，赋存于矿区相对较深部位。
矽卡岩型矿化主要赋存于曲嘎寺组二段角岩化地层之中及隐伏斑岩体外接触带部位。产于曲嘎寺组二段角岩化地层中的矽卡岩型矿体层状产出，并与角岩相间排列，常见矽卡岩与大理岩直接接触，但两者关系截然(王守旭等，2008)。目前，区内已圈定此类矿体15个，其走向长一般为30~1223m，宽20~420m，平均厚3.92~19.56m，铜品位一般为0.86%~1.76%。矿石金属矿物以黄铜矿为主，少量斑铜矿及黝铜矿，其它金属矿物有闪锌矿、方铅矿、磁铁矿、白钨矿、辉铜矿、辉铋矿、黄铁矿、磁黄铁矿等，常见矿石结构为自形、半自形-它形粒状结构、交代结构、固溶体分解结构等，矿石构造主要有浸染状、条带状、细脉状及块状构造等。
隐伏的石英二长斑岩体内部发育斑岩型矿化，外接触带发育矽卡岩型矿化，均以Cu、Mo为主。矽卡岩型矿体厚度可达56m，铜平均品位0.6%；斑岩型矿化具全岩矿化特点，以Mo为主，次为Cu。目前，对斑岩型Mo、Cu矿化矿体规模及产状的勘查勘探工作仍在进行之中。
矿区各类热液矿脉十分发育，它们在围岩地层、角岩和矽卡岩带内以及斑岩体中呈单脉或密集的细脉-网脉形式产出，其矿物组合多样，反映了热液成矿作用的多期、多阶段性特征。根据矿物组合及具不同矿物组合矿脉穿切关系，将矿区热液成矿作用划分为：Ⅰ黄铁矿-石英脉、Ⅱ黄铁矿-黄铜矿-石英脉、Ⅲ辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉、Ⅳ黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉、Ⅴ黄铁矿-方铅矿-石英脉及Ⅵ黄铁矿-石英-方解石脉6个阶段(图 2)。其中，Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ阶段矿脉在矽卡岩型矿体及角岩中均有发育，但在斑岩型矿体中仅见Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ阶段矿化，鲜见Ⅰ、Ⅱ矿化阶段脉体，这就表明Ⅰ、Ⅱ矿化阶段与矽卡岩阶段矿化关系密切，为矽卡岩形成之后硫化物阶段矿化产物；而Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ阶段矿化为斑岩体侵入引起的矿化，并叠加发育在早期矽卡岩型矿化之上。
|
图 2 不同成矿阶段矿脉及其穿切关系照片 (a)-黄铁矿-石英脉穿切矽卡岩；(b)-黄铁矿-黄铜矿-石英脉穿切矽卡岩；(c)-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿-闪锌矿-石英脉穿切矽卡岩；(d)-辉钼矿-黄铜矿-黄铁矿-石英脉穿切黄铁矿-石英脉；(e)-辉钼矿-黄铜矿-黄铁矿-石英脉穿切黄铁矿-黄铜矿-石英脉；(f)-黄铁矿-方铅矿-石英脉穿切辉钼矿-黄铜矿-黄铁矿-石英脉，后者又穿切黄铁矿-黄铜矿-石英脉 Fig. 2 The photographs of ore veins of different mineralizaton stages with various mineral assemblages and their crosscutting relationships (a)-pyrite-quartz vein (Py-Qtz) crosscutting skarn (SK); (b)-pyrite-chalcopyrite-quartz vein (Py-Ccp-Qtz) crosscutting skarn; (c)-pyrite-chalcopyrite-galena-sphalerite vein (Py-Ccp-Gn-Sp) crosscutting skarn (d)-pyrite-molybdenite-quartz vein (Py-Mo-Quartz) crosscutting pyrite-quartz vein (Py-Qtz); (e)-pyrite-chalcopyrite-molybdenite vein (Py-Ccp-Mo-Qtz) crosscutting pyrite-chalcopyrite-quartz vein (Py-Ccp-Qtz); (f)-chalcopyrite-galena-quartz (Ccp-Gn-Qtz) vein crosscutting molybdenite-chalcopyrite-pyrite-quartz vein (Mo-Ccp-Py-Qtz), while the later crosscutting pyrite-chalcopyrite-quartz vein (Py-Ccp-Qtz) |
本次工作自矿体地表露头及钻孔岩芯中采集35件不同成矿阶段矿石样品，系统开展了流体包裹体岩相学、显微测温及碳、氢、氧稳定同位素分析。流体包裹体岩相学及显微测温工作在吉林大学地球科学学院地质流体实验室完成。将样品磨制成厚约0.15~0.2mm双面剖光光薄片，用丙酮浸泡约3~4h后清水洗净晾干用于流体包裹体研究。包裹体岩相学观察使用仪器为德国Carl Zeiss Axiolab型显微镜(10×50)；流体包裹体测温使用仪器为英国Linkam THMSG-600型冷热两用台，测温精度＜31℃时为±0.1℃，＞300℃时为±2℃。包裹体测温数据处理利用MacFlincor计算程序完成(Brown and Hagemann, 1995)。流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素分析工作在中国地质科学院矿产资源研究所完成。
3.2 流体包裹体岩相学特征镜下观察表明，红山铜矿不同成矿阶段石英中主要发育含NaCl子矿物三相(SL)、气液两相(VL)、富气相(LV) 及含CO2三相(LC)4种类型的流体包裹体, 各类型包裹体岩相学特征如下：
SL型包裹体：室温下由气泡、液相及固体子矿物三相组成，气液比一般10%~20%, 子矿物所占比例一般为15%~20%；多数包裹体仅含一个子矿物，并发育较好的立方体晶形，表明主要为NaCl子晶(图 3a, b, g, j)；个别包裹体含两个子矿物，除NaCl子晶外，还有一个次圆形子晶，推测为KCl子矿物(图 3b)。该类包裹体大小一般为10~25μm, 个别个体较大者可达30μm，个体较小者仅为6~8μm。其形态一般呈椭圆形、菱形及多边形状，在石英颗粒中随机分布，或与它类包裹体成群产出。
|
图 3 不同类型流体包裹体显微照片 (a)-Ⅱ阶段含NaCl子矿物三相包裹体(SL型)；(b)-Ⅲ阶段含NaCl及KCl子矿物包裹体和气液两相包裹体；(c、d)-Ⅰ阶段气液两相包裹体(VL型)；(e)-Ⅲ阶段富气相包裹体(LV型)；(f)-Ⅲ阶段含CO2三相包裹体(LC1型)；(g)-Ⅳ阶段富气相及含NaCl子矿物三相包裹体；(h)-Ⅳ阶段含CO2三相包裹体(LC2型)；(i)-Ⅴ阶段富气相及气液两相包裹体；(j)-Ⅴ阶段含CO2及含NaCl子矿物包裹体 Fig. 3 The micrographs of different types of fluid inclusions (a)-halite-bearing three-phase fluid inclusion of mineralization stageⅡ (SL); (b)-halite, sylvite-bearing and aqeous two-phase fluid inclusion of mineralization stageⅢ; (c, d)-aqeous two-phase fluid inclusion of mineralization stage Ⅰ (VL); (e)-vapor-rich fluid inclusion of mineralization stage Ⅲ (LV); (f)-CO2-bearing three-phase fluid inclusion of mineralization stage Ⅲ (LC1); (g)-vapor-rich and halite-bearing fluid inclusion of mineralization stageⅣ; (h)-CO2-bearing three-phase fluid inclusion of mineralization stageⅣ (LC2); (i)-vapor-rich and aqeous two-phase fluid inclusion of mineralization stageⅤ; (j)-CO2-bearing and halite-bearing fluid inclusion of mineralization stageⅤ |
VL型包裹体：室温下由气泡及液相两相组成，气液比显示出15%~25%及30%~40%两组区间范围。该类包裹体大小一般6~30μm，形态一般呈椭圆形、长条形、菱形及次圆形等规则形状，在石英颗粒中多随机成群发育(图 3c, d)。
LV型包裹体：室温下主要由气泡及液相两相组成，气液比一般在50%以上，多数集中于70%~90%。该类包裹体大小一般为8~15μm，个别较大可达20~25μm，其形态一般呈椭圆形、次圆状等，在石英颗粒中多随机分布，或与它类包裹体成群产出(图 3e, i, j)。
LC型包裹体：室温下由气相CO2、液相CO2及水溶液三相组成，CO2相所占比例多数为30%~45%(LC1)，少量在65%~80%之间(LC2), 气相CO2占CO2相比例一般为45%~80%。该类包裹体大小一般为18~25μm，其形态多呈椭圆形、长条形及不规则状，它们零星分布于石英颗粒中，或与它类包裹体包裹体成群产出(图 3f, h)。
在石英颗粒中，常见不同类型包裹体成群共生发育现象，表明它们近于同时捕获的特点(图 3g, i, j)。
3.3 流体包裹体显微测温利用Linkam THMSG-600型冷热两用台，对不同矿化阶段石英中发育的各类流体包裹体进行了显微测温研究，结果见表 1和图 4。
|
表 1 流体包裹体测温结果 Table 1 The results of microthermometry of fluid inclusions |
|
图 4 流体包裹体均一温度、盐度直方图 (a, b)-黄铁矿-石英脉；(c, d)-黄铜矿-黄铁矿-石英脉；(e, f)-辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉；(g, h)-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉；(i, j)-黄铁矿-方铅矿-石英脉；(k, l)-黄铁矿-石英-方解石脉 Fig. 4 The histograms of temperature and salinity of fluid inclusions (a, b)-pyrite-quartz; (c, d)-pyrite+chalcopyrite-quartz; (e, f)-chalcopyrite+molybdenite-quartz; (g, h)-chalcopyrite pyrite-galena±sphalerite-quartz; (i, j)-pyrite-galena-quartz; (k, l)-pyrite-quartz-calcite |
该类石英中主要发育VL型气液两相包裹体及少量的LV型富气相包裹体，后者气液比一般在50%~65%，未见纯气相及气液比很大的LV型包裹体。冷冻-升温过程中，测得VL型包裹体冰点温度为-6.2~-8.4℃，对应包裹体盐度为9.45%~12.17% NaCleqv (图 4b), 包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为284.4~414.2℃(图 4a)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.66~0.83g.cm-3；LV型包裹体冰点温度一般为-3.1~-7.4℃，对应包裹体盐度为5.01%~10.97% NaCleqv (图 4b), 包裹体以均一至气相方式为主，均一温度变化范围为298.3~393.2℃(图 4a)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.66~0.81g.cm-3。
3.3.2 Ⅱ阶段黄铁矿-黄铜矿-石英脉该类石英中主要发育SL、LV及VL型3种类型的流体包裹体。冷冻-升温过程中，测得VL型包裹体冰点温度为-6.5~-8.1℃，据此计算包裹体盐度为9.84%~11.82% NaCleqv (图 4d)，包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为259.4~323.4℃(图 4c)，根据均一温度及盐度值，估算包裹体密度为0.81~0.88g.cm-3；LV型包裹体冰点温度为-1.9~-4.5℃，总体略高于VL型包裹体，据此计算包裹体盐度为3.11%~7.1% NaCleqv (图 4d)，明显低于VL型包裹体，包裹体以均一至气相方式为主，均一温度变化范围为296.5~336.9℃(图 4c)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.69~0.77g.cm-3。
SL型包裹体在升温过程中表现出三种均一行为：多数包裹体子矿物先于气泡消失，最终气相均一为液相；少量包裹体气泡先于子矿物消失，最终以子矿物溶解于液相实现均一；还有部分包裹体子矿物与气相同时消失而实现均一。此类包裹体子矿物溶化温度总体为148.5~305.6℃，据此计算包裹体盐度为29.6%~38.6% NaCleqv (图 4d)，包裹体完全均一温度为251.3~321.6℃(图 4c)，根据完全均一温度及盐度，估算流体密度为1.1~1.14g.cm-3。
3.3.3 Ⅲ阶段辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉该类矿脉石英中发育SL、LV、VL及LC型4种类型的流体包裹体。冷冻-升温过程中，测得VL型包裹体冰点温度为-5.9~-7.8℃，据此计算包裹体盐度为9.05%~11.46% NaCleqv (图 4f)，包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为251.2~321.3℃(图 4e)，根据均一温度及盐度值，估算包裹体密度为0.8~0.88g.cm-3；LV型包裹体冰点温度为-2.9~-4.7℃，总体高于VL型包裹体，据此计算包裹体盐度为4.7%~7.39% NaCleqv (图 4f)，明显低于VL型包裹体，包裹体以均一至气相方式为主，均一温度变化范围为286.7~329.8℃(图 4e)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.74~0.79g.cm-3。
SL型包裹体在升温过程中也表现出三种均一行为：部分包裹体子矿物先于气泡消失，最终气相均一为液相；也有部分包裹体气泡先于子矿物消失，最终以子矿物溶解于液相实现均一；还有少量包裹体子矿物与气相同时消失而实现均一。此类包裹体子矿物溶化温度总体为201.9~335.6℃，据此计算包裹体盐度为31.96%~41.1% NaCleqv (图 4f)，包裹体完全均一温度为244.5~335.6℃(图 4e)，根据完全均一温度及盐度，估算流体密度为1.08~1.12g.cm-3。
冷冻-升温过程中，LC型包裹体固体CO2熔化温度为-56.8~-57.9℃，明显低于纯CO2三相点，表明其CO2相中含有CH4等杂质成分。CO2水合物消失温度为5.3~7.7℃，据此计算包裹体盐度为4.44%~7.04% NaCleqv (图 4f)；包裹体部分均一温度为27.8~30.1℃，完全均一温度变化范围为251.2~321.3℃(图 4e)，据上述参数估算包裹体密度为0.71~0.9g.cm-3。
3.3.4 Ⅳ阶段黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉该类矿脉石英中发育的包裹体类型与黄铜矿-辉钼矿-石英脉相同。冷冻-升温过程中，测得VL型包裹体冰点温度为-4.5~-6.7℃，据此计算包裹体盐度为7.1%~10.35% NaCleqv (图 4h)，包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为237.2~358.4℃(图 4g)，根据均一温度及盐度值，估算包裹体密度为0.73~0.9g.cm-3；LV型包裹体冰点温度为-2.2~-4.1℃，总体高于VL型包裹体，据此计算包裹体盐度为3.59%~6.52% NaCleqv (图 4h)，明显低于VL型包裹体，包裹体以均一至气相方式为主，均一温度变化范围为287.9~381.5℃(图 4g)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.56~0.79g.cm-3。
SL型包裹体在升温过程中也表现出如上所述三种均一行为，子矿物溶化温度总体变化范围为154.5~335.6℃，据此计算包裹体盐度为29.83%~41.1% NaCleqv (图 4h)，包裹体完全均一温度为218.3~335.6℃(图 4g)，根据完全均一温度及盐度，估算流体密度为1.08~1.17g.cm-3。
冷冻-升温过程中，LC型包裹体固体CO2熔化温度为-56.8~-58.1℃，明显低于纯CO2三相点，表明其CO2相中含有CH4等杂质成分。CO2水合物消失温度为5.3~7.2℃，据此计算包裹体盐度为5.33%~8.5% NaCleqv (图 4h)；包裹体部分均一温度为27.2~30.4℃，以完全均一至液相方式为主，均一温度为261.8~375.2℃(图 4g)，据上述参数估算包裹体密度为0.74~0.89g.cm-3。
3.3.5 Ⅴ阶段黄铁矿-方铅矿-石英脉该类矿脉石英中主要发育VL型气液两相包裹体，偶见少量LV型富气相包裹体。冷冻-升温过程中测得VL型包裹体冰点温度为-3.5~-6.5℃，据此计算包裹体盐度为5.62%~9.84% NaCleqv (图 4j)，包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为246.8~319.4℃(图 4i)，根据均一温度及盐度值，估算包裹体密度为0.79~0.88g.cm-3；LV型包裹体冰点温度为-3.7~-4.2℃，总体略高于VL型包裹体，据此计算包裹体盐度为5.62%~6.66% NaCleqv (图 4j)，略低于VL型包裹体，包裹体以均一至气相方式为主，均一温度变化范围为266.8~330.8℃(图 4i)，根据均一温度及盐度值，估算流体密度为0.73~0.83g.cm-3。
3.3.6 Ⅵ阶段黄铁矿-石英-方解石脉该类石英中仅发育VL型气液两相包裹体。冷冻-升温过程中测得VL型包裹体冰点温度为-3.7~-6.1℃，据此计算包裹体盐度为5.92%~9.32% NaCleqv (图 4l)，包裹体以均一至液相方式为主，均一温度变化范围为205.6~242.6℃(图 4k)，根据均一温度及盐度值，估算包裹体密度为0.87~0.91g.cm-3。
3.4 流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素特征对矿区5个矿化阶段矿石样品，分别挑选石英或方解石单矿物进行了流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素分析。其中，流体氧同位素采用Clayton et al.的石英-水氧同位素交换方程计算(郑永飞和陈江峰，2000)，计算时采用各阶段气液两相流体包裹体均一温度值(表 2)，而碳同位素直接分析包裹体中CO2获得。需要指出的是，除了成矿Ⅵ阶段外，其余阶段气液两相包裹体均与富气相或含CO2包裹体共生，反映成矿过程中流体不混溶或沸腾作用的存在，因此计算流体氧同位素时尽量采用与富气相包裹体均一温度相近的气液两相包裹体均一温度值，此值应接近成矿温度真实值；而成矿Ⅵ阶段仅发育气液两相包裹体，其均一温度值应低于成矿温度。各成矿阶段流体包裹体碳氢氧同位素分析结果详见表 2。在包裹体水δ18OSMOW‰-δDSMOW‰组成图解中，五类矿石样品石英流体包裹体氢-氧同位素组成均落于原生岩浆水及张理刚提出的金铜系列岩浆水范围左侧或下方(图 5)，其中Ⅰ、Ⅱ阶段包裹体水的氢氧同位素组成落于张理刚金铜系列岩浆水范围边缘，反映成矿流体主要来自于岩浆热液；其它阶段包裹体水的氢氧同位素投点位于其左侧或下方，反映可能有少量大气降水的参与；而在流体包裹体碳-氧同位素组成图解中，仅Ⅰ阶段浸染黄铁矿-黄铜矿-石英脉一个样品包裹体碳、氧同位素投点落于火成碳酸盐和地幔包体碳-氧同位素组成范围之内，其余样品投点均落于火成碳酸盐和地幔包体碳-氧同位素组成范围边缘或之外，且远离海相碳酸盐及沉积有机物碳、氧同位素组成范围，表明前者成矿流体可能主要来源于幔源岩浆活动，后者成矿流体则主要来源于壳幔混源或壳源岩浆活动(图 6)。
|
|
表 2 流体包裹体碳、氢、氧稳定同位素分析结果 Table 2 The analysied results of carbon-hydrogen-oxygen isotope of fluid inclusions |
|
图 5 流体包裹体氢-氧同位素组成图解(底图据张理刚, 1985修改) Fig. 5 The compositionnal map of hydrogen-oxugenisotopes of fluid inclusions (after Zhang, 1985) |
|
图 6 流体包裹体碳-氧同位素组成图解(底图据张瑞斌等，2003) Fig. 6 The compositional map of carbon-oxygen isotopes of fluid inclusions (after Zhang et al., 2003) |
红山铜矿床不同成矿阶段、不同矿物组合矿石中流体包裹体在类型、包体组合、测温参数及碳、氢、氧稳定同位素组成特征等方面均存在一定差异，反映了成矿过程中流体来源及地球化学演化的复杂性特点。成矿早期黄铁矿-石英脉阶段，石英中主要发育VL型包裹体及少量的LV型包裹体，缺乏SL型包裹体和大气液比LV型包裹体、以及VL及LV型包裹体均一温度、盐度、密度相近的事实表明此时成矿流体总体仍属较均匀的中等盐度、中高温NaCl-H2O体系热液(图 7)；其后的黄铁矿-黄铜矿-石英脉阶段，石英中普遍发育SL、LV及VL型包裹体组合，测温结果显示，VL及LV型包裹体均一温度范围相近，均一方式相反，SL型包裹体出现三种均一行为，上述特点表明此时成矿流体已发生了明显的沸腾作用(Roedder, 1984；Drummond and Ohmoto, 1985)，因此，该阶段成矿流体属中高温、高盐度不均匀的NaCl-H2O体系热液(图 7)。
|
图 7 流体包裹体均一温度-盐度-密度关系图解 (a)-黄铁矿-石英脉；(b)-黄铁矿-黄铜矿-石英脉；(c)-辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉；(d)-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉；(e)-黄铁矿-方铅矿-石英脉；(f)-黄铜矿-石英-方解石 Fig. 7 The correlation among homogenization temperature, salinity and density of fluid inclusions (a)-pyrite-quartz; (b)-pyrite+chalcopyrite-quartz; (c)-molybdenite±chalcopyrite±pyrite-quartz; (d)-pyrite-chalcopyrite-galena±sphalerite-quartz; (e)-pyrite-quartz; (f)-pyrite-galena-quartz-calcite |
辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉及黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉阶段，石英中均发育SL、LV、VL及LC型4种类型的流体包裹体，且同类型包裹体均一温度、盐度及密度等参数相近，表明成矿流体地球化学性质相同，均属中高温、高盐度NaCl-CO2-H2O型不均匀热液体系(图 7)。
黄铁矿-方铅矿-石英脉及黄铁矿-石英-方解石脉阶段石英中均主要发育VL型气液两相包裹体，尽管前类石英中也见LV型包裹体，但其发育数量极少，表明此时成矿流体已演变为中低温、中低盐度的较均一的NaCl-H2O体系热液(图 7)。
4.2 成矿流体来源及演化流体包裹体氢、氧同位素研究结果表明(图 5), 区内各矿化阶段成矿流体均主要来源于岩浆活动。红山矿区已证实存在两期岩浆侵入体，一为印支晚期呈脉岩或小岩株产出的石英闪长玢岩，其全岩Rb-Sr等时线年龄为216Ma；另一期为隐伏的石英二长斑岩，锆石U-Pb年龄为88.1±0.5Ma，为燕山晚期产物(王新松等，2011)。对区内Cu-Mo矿化体辉钼矿Re-Os同位素定年分析结果表明其成矿时代为77±2Ma~80.2±1.3Ma (李文昌等，2011；王新松等，2011)，略晚于石英二长斑岩体侵入时代，暗示了钼矿化与燕山期岩浆活动有直接的成因联系。最近，作者等对热林Cu-Mo矿床燕山期含矿二长花岗斑岩流体包裹体进行了研究，在岩浆岩石英中见到了共生发育的SL、VL、LV及LC型包裹体，与红山铜矿辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉阶段包裹体特征一致，表明燕山期岩浆活动分异流体为NaCl-CO2-H2O体系热液(另文发表)。因此，可以推断区内辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉矿化阶段成矿流体应主要来自于隐伏的燕山期石英二长斑岩侵入体。
黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉阶段与辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉阶段成矿流体地球化学性质相近(图 7)，仅其形成略晚于后者，故其成矿流体也来自于燕山期石英二长斑岩体。其后的黄铁矿-方铅矿-石英脉及黄铁矿-石英-方解石脉阶段成矿流体均属中低温、中低盐度NaCl-H2O体系热液，这两阶段VL型包裹体均一温度、盐度、密度分布范围与黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉阶段和辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉阶段VL型包裹体有较大范围重叠(图 7)，暗示出两者间可能存在继承性演化关系，即来源于燕山期石英二长斑岩的NaCl-CO2-H2O型热液，随着其不断与围岩作用，特别是碳酸盐化蚀变及方解石脉形成而逐渐耗尽流体中的CO2组分及部分盐分，进而演变为中低温、中低盐度NaCl-H2O体系热液，当然，也不排除有少量大气降水的混入而导致流体的稀释和降温作用。
区内成矿早期黄铁矿-石英脉及黄铁矿-黄铜矿-石英脉阶段成矿流体均属NaCl-H2O体系热液类型，与辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉及其后矿化阶段NaCl-CO2-H2O型成矿流体相比地球化学特征与性质明显不同。研究表明，熔浆中CO2溶解度远低于H2O, 因此在冷凝结晶过程中CO2较H2O更易于进入分异流体相(Lowenstern, 2001)。也就是说，如果黄铁矿-石英脉及黄铁矿-黄铜矿-石英脉阶段成矿流体来源于燕山期岩浆活动，且早于形成辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉的流体从岩浆中分异出来，那么石英中应该发育LC型包裹体，这与观察到的实际情况明显不符。因此，形成黄铁矿-石英脉及黄铁矿-黄铜矿-石英脉阶段矿化的流体不可能也来源于分异出NaCl-CO2-H2O型热液的燕山期二长花岗斑岩体。由于这两阶段矿化与矽卡岩化同期，推测其与印支晚期石英闪长玢岩侵入活动有关。黄铁矿-石英脉阶段成矿流体为中高温、中等盐度较均匀的NaCl-H2O体系热液，随着其进一步降温减压，流体发生沸腾作用即演化为形成黄铁矿-黄铜矿-石英脉阶段矿化的中高温、高盐度沸腾热液体系，两矿化阶段包裹体测温数据较好反映了这一演化趋势(图 7)。
4.3 区域构造-岩浆环境-成矿流体性质-成矿作用与中酸性岩浆活动有关的热液矿床，其成矿流体性质与形成构造背景环境有一定关系。国外岩浆岩熔融包裹体研究表明，岩浆结晶过程中可分异出多种成分、性质不同的流体，既可直接分异出NaCl-H2O体系热液，也可直接分异出含CO2流体，这主要取决于原始熔浆成分、侵位深度、初始CO2、Cl及H2O的含量等多种因素(Webster, 2004; Kamenetsky et al., 1999, 2002a, b; Roedder, 1992; Lowenstern, 2001; Cline and Vanko, 1995; Halter and Webster, 2004)。陈衍景等(2007)提出陆内环境下斑岩型矿床成矿岩体主要源于大陆地壳的部分熔融，陆壳相对于洋壳贫水、贫Na、Cl而高K、富F、富碳酸盐地层的特点必然使其熔浆分异热液富含CO2(陈衍景和李诺，2009；Chen et al., 2007, 2009; Yang et al., 2012, 2013; Li et al., 2012)；而岛弧环境下成矿岩体多起源于上地幔，因此其岩浆分异流体多为贫CO2的高盐度NaCl-H2O体系热液。红山矿床研究结果也明显表现出这一趋势。印支晚期，该区处于甘孜-理塘洋向西俯冲形成的岛弧构造环境，幔源岩浆浅成侵位形成了石英闪长玢(斑) 岩侵入体，其结晶分异热液为高盐度NaCl-H2O型，导致了区内矽卡岩的发育及伴生的以Cu为主的矽卡岩型矿体的形成；到了燕山晚期，该区进入陆-陆碰撞后造山伸展阶段，软流圈上涌导致增厚的陆壳熔融形成燕山期花岗岩类侵入体，其结晶分异热液属NaCl-CO2-H2O型，导致斑岩型Cu、Mo及脉型Pb、Zn多金属成矿作用的叠加发育。
综上所述，流体包裹体研究结果与前人根据地质及成岩成矿年代学研究所得认识吻合，即红山铜矿床为印支、燕山两期不同构造环境下岩浆热液叠加成矿的叠生成因斑岩-矽卡岩型矿床。
5 结论(1) 红山铜矿床的形成经历了Ⅰ黄铁矿-石英脉、Ⅱ黄铁矿-黄铜矿-石英脉、Ⅲ辉钼矿±黄铜矿±黄铁矿-石英脉、Ⅳ黄铁矿-黄铜矿-方铅矿±闪锌矿-石英脉、Ⅴ黄铁矿-方铅矿-石英脉及Ⅵ黄铁矿-石英-方解石脉6个热液成矿阶段，其中Ⅰ、Ⅱ阶段与早期矽卡岩型矿化有关，Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ与晚期斑岩型矿化有关。
(2) 早期矽卡岩型矿化成矿流体为中-高盐度NaCl-H2O体系热液，主要来源于印支晚期岛弧型石英闪长玢(斑) 岩类幔源岩浆活动；晚期斑岩型矿化成矿流体早期属中高温NaCl-CO2-H2O型热液，晚期演变为中低温、低盐度NaCl-H2O体系热液，主要来源于燕山晚期后造山伸展阶段石英二长斑岩类壳源花岗质岩浆活动，同时有少量大气降水参与。因此，红山铜矿床属叠生成因斑岩-矽卡岩矿床类型。
致谢 野外资料收集工作得到了云南地质调查局曹晓民高工及王建昆高工的大力支持；中国地质科学院万德芳老师在包裹体碳、氢、氧同位素分析方面给予了热心帮助；在此一并表示感谢！| [] | Brown PE, Hagemann SG. 1995. MacFlincor and its application to fluids in Archean lode-gold deposits. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(19): 3943–3952. DOI:10.1016/0016-7037(95)00254-W |
| [] | Chen YJ, Chen HY, Zaw K, Pirajno F, Zhang ZJ. 2007. Geodynamic settings and tectonic model of skarn gold deposits in China: An overview. Ore Geology Reviews, 31(1-4): 139–169. DOI:10.1016/j.oregeorev.2005.01.001 |
| [] | Chen YJ, Ni P, Fan HR, Pirajno F, Lai Y, Su WC, Zhang H. 2007. Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits. Acta Petrologica Sinica, 23(9): 2085–2108. |
| [] | Chen YJ, Li N. 2009. Nature of ore-fluids of intracontinental intrusion-related hypothermal deposits and its difference from those in island arcs. Acta Petrologica Sinica, 25(10): 2477–2508. |
| [] | Chen YJ, Pirajno F, Li N, Guo DS, Lai Y. 2009. Isotope systematics and fluid inclusion studies of the Qiyugou breccia pipe-hosted gold deposit, Qinling orogen, Henan Province, China: Implications for ore genesis. Ore Geology Reviews, 35(2): 245–261. DOI:10.1016/j.oregeorev.2008.11.003 |
| [] | Cline JS, Vanko DA. 1995. Magmatically generated saline brines related to molybdenum at Questa, New Mexico, USA. In: Thompson JFH (ed.). Magmas, Fluids, and Ore Deposits. Mineralogical Association of Canada Short Course Series, 23: 153–174. |
| [] | Drummond SE, Ohmoto H. 1985. Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems. Economic Geology, 80(1): 126–147. DOI:10.2113/gsecongeo.80.1.126 |
| [] | Halter WE, Webster JD. 2004. The magmatic to hydrothermal transition and its bearing on ore-forming systems. Chemical Geology, 210(1-4): 1–6. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.06.001 |
| [] | Hou ZQ, Yang YQ, Wang HP, Qu XM, Huang DH. 2003. Collision-Orogenic Progress and Mineralization System of Yidun Arc. Beijing: Geologica1 Publishing House: 35-45. |
| [] | Hou ZQ, Yang YQ, Qu XM, Huang DH, Lü QT, Wang HP, Yu JJ, Lu YX, Liu XL. 2004. Tectonic evolution and mineralization systems of the Yidun arc orogen in Sanjiang region, China. Acta Geologica Sinica, 78(1): 109–118. |
| [] | 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 ore-forming process. Geology, 27(8): 691–694. DOI:10.1130/0091-7613(1999)027<0691:VEATDC>2.3.CO;2 |
| [] | Kamenetsky VS, Davidson P, Mernagh TP, Crawford AJ, Gemmell JB, Portnyagin MV, Shinjo R. 2002a. Fluid bubbles in melt inclusions and pillow-rim glasses: High-temperature precursors to hydrothermal fluids?. Chemical Geology, 183(1-4): 349–364. DOI:10.1016/S0009-2541(01)00383-7 |
| [] | Kamenetsky VS, van Achterbergh E, Ryan CG, Naumov VB, Mernagh TP, Davidson P. 2002b. Extreme chemical heterogeneity of granite-derived hydrothermal fluids: An example from inclusions in a single crystal of miarolitic quartz. Geology, 30(5): 459–462. DOI:10.1130/0091-7613(2002)030<0459:ECHOGD>2.0.CO;2 |
| [] | Li N, Ulrich T, Chen YJ, Thompson TB, Peace V, Pirajno F. 2012. Fluid evolution of the Yuchiling porphyry Mo deposit, East Qinling, China. Ore Geology Reviews, 48: 442–459. DOI:10.1016/j.oregeorev.2012.06.002 |
| [] | Li WC, Pan GT, Hou ZQ, Mo XX, Wang LQ, Ding Jun, Xu Q. 2010. Archipelagic-Basin, Forming Collision Theory and Prospecting Techniques Along the Nujiang-Lancangjiang-Jinshajiang Area in Southwestern China. Beijing: Geological Publishing House: 42-46. |
| [] | Li WC, Yi HG, Yu HJ, Lu YX, Liu XL. 2011. The porphyry metallogenesis of Geza volcanic magmatic arc in NW Yunnan. Acta Petrologica Sinica, 27(9): 2541–2552. |
| [] | Lowenstern JB. 2001. Carbon dioxide in magmas and implications for hydrothermal systems. Mineralium Deposita, 36(6): 490–502. DOI:10.1007/s001260100185 |
| [] | Roedder E. 1984. Fluid inclusions. Reviews in Mineralogy. Vol.12, Book Crafters, Michigan |
| [] | Roedder E. 1992. Fluid inclusion evidence for immiscibility in magmatic differentiation. Geochimica et Cosmochimica Acta, 56: 5–20. DOI:10.1016/0016-7037(92)90113-W |
| [] | Wang SX, Zhang XC, Leng CB, Qin CJ, Wang WQ, Zhao MC. 2008. Stable isotopic compositions of the Hongshan skarn copper deposit in the Zhongdian area and its implication for the copper mineralization process. Acta Petrologica Sinica, 24(3): 480–488. |
| [] | Wang XS, Bi XW, Leng CB, Tang YY, Lan JB, Qi YQ, Shen NP. 2011. LA-ICP-MS Zircon U-Pb dating of granite porphyry in the Hongshan Cu-Polymetallic deposit, Zhongdian, Northwest Yunnan, China and its geological implication. Acta Mineralogica Sinica, 31(3): 315–327. |
| [] | Webster JD. 2004. The exsolution of magmatic hydrosaline chloride liquids. Chemical Geology, 210(1-4): 33–48. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.06.003 |
| [] | Xu XW, Cai XP, Qu WJ, Song BC, Qin KZ, Zhang BL. 2006. Later cretaceous granitic porphyritic Cu-Mo mineralization system in the Hongshan area, northwestern Yunnan and its significances for tectonics. Acta Geologica Sinica, 80(9): 1423–1433. |
| [] | Yang YF, Li N, Chen YJ. 2012. Fluid inclusion study of the Nannihu giant porphyry Mo-W deposit, Henan Province, China: Implications for the nature of porphyry ore-fluid systems formed in continental collision regime. Ore Geology Reviews, 46: 83–94. DOI:10.1016/j.oregeorev.2012.02.003 |
| [] | Yang YF, Chen YJ, Li N, Mi M, Xu YL, Li FL, Wan SQ. 2013. Fluid inclusion and isotope geochemistry of the Qian'echong giant porphyry Mo deposit, Dabie Shan, China: A case of NaCl-poor, CO2-rich fluid systems. Journal of Geochemical Exploration, 124: 1–13. DOI:10.1016/j.gexplo.2012.06.019 |
| [] | Yang YQ, Hou ZQ, Huang DH, Qu XM. 2002. Collision orogenic process and magmatic metallogenic system in Zhongdian arc. Acta Geoscientia Sinica, 23(1): 17–24. |
| [] | Zeng PS, Wang HP, Mo XX, Yu XH, Li WC, Li TG, Li H, Yang CZ. 2004. Prospects of porphyry copper deposits in Zhongdian island arc belt. Acta Geoscientica Sinica, 25(5): 535–540. |
| [] | Zhang LG. 1985. The Application of the Stable Isotope to Geology. Xi'an: Shaanxi Science and Technology Press. |
| [] | Zhang RB, Liu JM, Ye J. 2003. C and O isotopic geochemistry of Shouwangfen copper deposit, Hebei Province. Mineral Resources and Geology, 17(2): 122–126. |
| [] | Zheng YF, Chen JF. 2000. Geochemistry of Stable Isotopes. Beijing: Science Press: 1-215. |
| [] | Zhou WQ, Zhou QQ and Li YF. 1976. Metallogenic geological characteristics of skarn copper deposit in Gezan, Yunnan. In: Institute of Mineral Resources Chinese Academy of Geological Sciences. Special Issue of Fe-Cu Minerals. Beijing: Geological Publishing House, 104-119 (in Chinese) |
| [] | 陈衍景, 倪培, 范洪瑞, PirajnoF, 赖勇, 苏文超, 张辉. 2007. 不同类型热液金矿系统的流体包裹体特征. 岩石学报, 23(9): 2085–2108. |
| [] | 陈衍景, 李诺. 2009. 大陆内部浆控高温热液矿床成矿流体性质及其与岛弧区同类矿床的差异. 岩石学报, 25(10): 2477–2508. |
| [] | 侯增谦, 杨岳清, 王海平, 曲晓明, 黄典豪. 2003. 三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统. 北京: 地质出版社: 35-145. |
| [] | 侯增谦, 杨岳清, 曲晓明, 黄典豪, 吕庆田, 王海平, 余金杰, 唐绍华. 2004. 三江地区义敦岛弧造山带演化和成矿系统. 地质学报, 78(1): 109–118. |
| [] | 李文昌, 潘桂棠, 侯增谦, 莫宣学, 王立全, 丁俊, 徐强. 2010. 西南"三江"多岛弧盆-碰撞造山成矿理论与勘查技术. 北京: 地质出版社: 42-46. |
| [] | 李文昌, 尹光侯, 余海军, 卢映祥, 刘学龙. 2011. 滇西北格咱火山-岩浆弧斑岩成矿作用. 岩石学报, 27(9): 2541–2552. |
| [] | 王守旭, 张兴春, 冷成彪, 秦朝建, 王外全, 赵茂春. 2008. 中甸红山矽卡岩铜矿稳定同位素特征及其对成矿过程的指示. 岩石学报, 24(3): 480–488. |
| [] | 王新松, 毕献武, 冷成彪, 唐永永, 兰江波, 齐有强, 沈能平. 2011. 滇西北中甸红山Cu多金属矿床花岗斑岩锆石LA-ICP-MS U-Pb定年及其地质意义. 矿物学报, 31(3): 315–327. |
| [] | 徐兴旺, 蔡新平, 屈文俊, 宋保昌, 秦克章, 张宝林. 2006. 滇西北红山晚白垩世花岗斑岩型Cu-Mo成矿系统及其大地构造学意义. 地质学报, 80(9): 1423–1433. |
| [] | 杨岳清, 侯增谦, 黄典豪, 曲晓明. 2002. 中甸弧碰撞造山作用与岩浆成矿系统. 地球学报, 23(1): 17–24. |
| [] | 曾普胜, 王海平, 莫宣学, 喻学惠, 李文昌, 李体刚, 李红, 杨朝志. 2004. 中甸岛弧带构造格架及斑岩铜矿前景. 地球学报, 25(5): 535–540. |
| [] | 张理刚. 1985. 稳定同位素在地质科学中的应用. 西安: 陕西科学技术出版社. |
| [] | 张瑞斌, 刘建明, 叶杰. 2003. 河北寿王坟铜矿碳-氧同位素地球化学特征及其意义. 矿产与地质, 17(2): 122–126. |
| [] | 郑永飞, 陈江峰. 2000. 稳定同位素地球化学. 北京: 科学出版社: 1-215. |
| [] | 周维全, 周其勤, 李云飞. 1976.云南格咱夕卡岩型铜矿成矿地质特征.见:中国地质科学院地质矿产研究所编.铁铜矿产专辑.北京:地质出版社, 104-119 |