岩石学报  2017, Vol. 33 Issue (3): 729-738   PDF    
引用本文
安燕飞, 李兴远, 王语, 朱启宽, 刘丙祥, 张文媛, 郑刘根, NenzheleleJDN. 2017. 钦-杭带南段坡仔营斑岩型钼矿中黄铁矿微组构及其标型意义. 岩石学报, 33(3): 729-738  
AN YF, LI XY, WANG Y, ZHU QK, LIU BX, ZHANG WY, ZHENG LG and Nenzhelele JDN. 2017. The microfabrics and significance of pyrite from the Pozaiying porphyry molybdenum deposits in southern section of Qinzhou-Hangzhou belt. Acta Petrologica Sinica, 33(3): 729-738(in Chinese with English abstract)   
钦-杭带南段坡仔营斑岩型钼矿中黄铁矿微组构及其标型意义
安燕飞1,2, 李兴远2,3, 王语2,3, 朱启宽1, 刘丙祥1, 张文媛1, 郑刘根1, NenzheleleJDN1     
1. 安徽大学资源与环境工程学院, 合肥 230601;
2. 广东省地质过程与矿产资源探查重点实验室, 广州 510275;
3. 中山大学地球科学与地质工程学院, 广州 510275
2016-01-03 收稿; 2016-08-31 改回.
基金项目: 本文受国家自然科学基金项目（41602173）、国家重点研发计划重点专项（2016YFC0600506）、中国地质调查局矿产远景调查专项（12120113067600）和安徽大学博士科研启动基金（J10113190091）联合资助
第一作者简介: 安燕飞, 男, 1982年生, 博士, 微观成因矿物学研究方向, E-mail:anyanfei0557@163.com
摘要: 坡仔营钼矿是钦-杭成矿带南段最重要斑岩型矿床之一。该矿床发育典型“中心式面型蚀变”和A、B和D三种类型矿化脉。为了加深对其成矿过程的认识，本研究选取不同矿脉中黄铁矿，通过扫描电镜（SEM）、X射线粉晶衍射（XRD）和激光拉曼光谱（Raman），研究其微组构标型特征，以期反演成矿过程的热力学及动力学信息。SEM结果显示，A脉内黄铁矿较少，呈100~200μm半自形-他形，籽晶呈扁平乳滴状；B脉黄铁矿强烈发育，呈500~1000μm自形-半自形，籽晶呈近椭圆形层状；D脉内黄铁矿呈立方体产出，粒度10~20mm左右，三组相互垂直晶纹发育，籽晶棱角状线形展布。A脉→B脉→D脉中黄铁矿粒度逐渐变大，籽晶更加规则，指示成矿早期至晚期，黄铁矿结晶速度逐渐变缓，成生环境趋于稳定。XRD结果展示，各样品谱线均发育着多组黄铁矿特征峰，但其强峰发育存在差异。A脉最强峰为28.5°，次强峰37.1°；B脉和D脉相应峰位分别为37.1°、33.1°和33.1°、56.3°。衍射峰型特征表明，A脉样品晶形应以（1 1 1）面组成的正八面体单形为主，其次为（2 1 0）晶面组成的五角十二面体，其成生温度应大于300度；B脉样品应以（2 1 0）组成的五角十二面体单形为主，其次为（1 0 0）晶面组成的立方体单形，形成温度应介于200~300℃之间或略大；D脉样品主要以（1 0 0）晶面组成的立方体为主，其形成温度应小于200℃。Raman光谱揭示，A脉样品的νEg=348.0~350.7cm-1、νAg=385.2~386.5cm-1、νTg=441.9~422.8cm-1，与之相比，B脉和D脉的对应值分别向低频偏移2~6cm-1和5~14cm-1；A脉样品的散射强度IEg=388.8~745.5、IAg=1532.8~2071.8、ITg=238.9~254.4，而B及D脉样品的散射强度依次明显增强。自A脉→B脉→D脉，拉曼位移向低频偏移，散射强度依次增强，指示三者的成生压力依次降低。本研究认为，坡仔营斑岩型钼矿的成生早期为一个高温、高压岩浆热液活动为主阶段，随着成矿温度、压力的降低，成矿系统氧逸度逐渐降低，硫及金属元素逐步转变为金属硫化物形式而成矿。
关键词: 黄铁矿     扫描电镜     X射线粉晶衍射     拉曼光谱     斑岩型钼矿     钦杭结合带    
The microfabrics and significance of pyrite from the Pozaiying porphyry molybdenum deposits in southern section of Qinzhou-Hangzhou belt
AN YanFei1,2, LI XingYuan2,3, WANG Yu2,3, ZHU QiKuan1, LIU BingXiang1, ZHANG WenYuan1, ZHENG LiuGen1, Nenzhelele JDN1     
1. School of Resources and Environmental Engineering, Anhui University, Hefei 230601, China;
2. Key Lab. of Geological Process and Mineral Resource Survey of Guangdong Province, Guangzhou 510275, China;
3. School of Earth Sciences and Geological Engineering, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China
Abstract: The Pozaiying deposit is one of most significant deposits in southwestern section of Qinzhou-Hangzhou Belt. The deposit is of the central planar alteration type and ore bodies are composed of three types' veins of A, B and D. In order to deepen the understanding of the mineralization process, some pyrite samples among ore veins from Pozaiying deposits were retrieved to characterize the signature of microfabrics with SEM, XRD and Raman spectral analysis for reshaping the metallogenic process of thermodynamics and kinetics. The results of SEM show three points as follows:(1) pyrite with droplets-shaped microcrystalline on crystal face among A vein is rare, hypautomorphic-xenomorphic, and about 100~200μm; (2) pyrite with oval-layered microcrystalline on crystal face among B vein is common, euhedral-hypautomorphic, and about 500~1000μm; (3) pyrite with angular and linear microcrystalline on cubic crystal face among D vein is about 10~20mm. Our analysis indicates that the size of pyrite particle increases and microcrystalline on crystal faces becomes more regular from A vein to B vein to D vein, which reveals that the crystallization rate of pyrite may be reduced and the crystallization environment tends to be stable from early to late period. The results of XRD shows an obvious difference that the main peak is 28.5° and the secondary peak is 37.1° in A vein, and respectively, are 37.1° and 33.1° in B vein, and are 33.1° and 56.3° D vein were detected, although the outline of the curves look similar between each sample of pyrite in different veins. All the above evidences indicate that pyrite in A vein may consist of an octahedron enclosed with (1 1 1) crystal plane and pentagonal dodecahedron enclosed with (2 1 0) crystal plane, by which, we speculate at its formation temperatures should be higher than 300℃. Samples in B vein should be made up of pentagonal dodecahedron enclosed with (2 1 0) crystal plane and cubic enclosed with (1 1 1) crystal plane, and its formation temperatures should be between 200~300℃ or higher. Samples in D vein mainly consist of cubic enclosed with (1 0 0) crystal plane and its formation temperatures should be less than 200℃. The Raman spectrμm reveals that all the parameter of samples in A vein νEg=348.0~350.7cm-1, νAg=385.2~386.5cm-1 and νTg=441.9~422.8cm-1, compare with them, the corresponding value of B vein and D vein were shifting to low frequencies by 2~6cm-1 and 5~14cm-1; the scattering intensity of sample in A vein IEg=388.8~745.5, IAg=1532.8~2071.8 and ITg=238.9~254.4, while the corresponding scattering intensity of B vein and D vein are enhanced significantly. Comparative analysis shows that the characteristics of Raman spectrum shift towards low-frequencies from A to B to D indicating that the growth pressure of the three types of pyrite decreases gradually and the scattering intensity increases from A to B to D also indicates that the formation temperatures between the three gradually decreases. Thus, our studies suggest that the formation temperature and pressure of the vein from early to late decrease in Pozaiying molybdenum deposit.
Key words: Pyrite     SEM     XRD     Raman     Porphyry molybdenum deposits     Qinzhou-Hangzhou Belt    

作为全球最重要的矿床类型之一，斑岩型矿床规模大、埋藏浅、便于开采，一直是矿床学研究的重要议题和前沿热点 (葛文春等, 2007; Hou et al., 2009; 陈衍景等, 2012; Mao et al., 2013; Sillitoe, 2014)。自该矿床类型在宾汉姆矿被提出后的100多年来，研究者先后提出了“二长”(Lowell and Guilbert, 1970) 和“闪长”(Hollister et al., 1974) 蚀变模式，建立了“正岩浆”(Nielsen, 1968; Burnham, 1979)、“对流”(Norton, 1978) 及“混合”(Batchelder, 1977) 成因模型，划分了“岛弧”、“陆弧”和“造山带”等成矿构造单元 (Sillitoe, 1972)，提出了洋壳俯冲脱水交代地幔楔的“俯冲工厂”假说 (Hildreth and Moorbath, 1988; Richards, 2003; Niu et al., 2015)。然而，随着近年勘探研究工作的不断深入，大量与经典理论不符或相悖的事实不断涌现 (Einaudi et al., 2003; Cook et al., 2005; Richards et al., 2014)。如：A脉、B脉及D脉与经典蚀变模式的时空错位，原始岩浆演化对Cu、Mo金属运移分选，岩浆侵位过程与成矿动力学的构造耦合，矿化蚀变与成矿热力学的差异表征等。针对上述议题，国内外研究者重点分析了矿脉期次与蚀变分带的关系，厘定了岩浆氧逸度对金属元素分选的控制作用，探讨了斑岩体成岩的动力学过程 (杨言辰等, 2012; 袁峰等, 2012; 吴楚等, 2015; Li et al., 2015; Spencer et al., 2015; Zheng et al., 2015)。

分析可见，上述研究主要集中于矿床学、矿床地球化学、同位素年代学及流体包裹体等方面，成矿热力学及动力学过程方面的研究相对薄弱。研究显示，黄铁矿作为斑岩型矿床成矿过程中最发育金属硫化物 (Rusk et al., 2004)，其显微形貌、结构及成分标型 (简称微组构标型) 记录了成矿过程的微观综合响应，是研究斑岩型矿床成生动力学和热力学过程的绝佳选择和最优突破口 (叶荣等, 2005; 严育通等, 2012; SchmØkel et al., 2014; 安燕飞等, 2014)。因此，本研究拟以斑岩型矿床内不同期次脉体内均普遍发育的黄铁矿为研究对象，通过扫描电镜 (SEM)、X射线粉晶衍射 (XRD) 及显微激光拉曼光谱 (Raman) 分析，厘定其微组构特征，解译其标型特征的地质意义，从而重构成矿的热力学及动力学过程，以期提升对斑岩型矿床的理解和认识。

1 地质背景

钦-杭成矿带作为华南地区重要的矿集带和远景区，该带内斑岩型矿床分布广、资源潜力巨大 (杨明桂和梅勇文, 1997; 周永章等, 2015; 徐德明等, 2015)。研究表明 (梁锦等, 2012; 楚克磊等, 2013; 安燕飞等, 2014)，作为该带南段最重要的斑岩型矿床，坡仔营钼矿床位于广东省化州市南部，大地构造上属于钦-杭结合带南段东缘廉江-信宜断褶带南段 (图 1a)(杨明桂和梅勇文, 1997; 周永章等, 2012; 安燕飞, 2013)。野外调查显示，矿区出露侵入岩体主要由加里东期官山嶂岩体和燕山期蛇塘岩体、长径等岩体组成。前者岩性为花岗片麻岩，大面积分布于矿区东部；后二者由细粒花岗岩组成，呈枝状出露于矿区北东及南西部 (图 1b)。详细勘探表明，成矿斑岩主要为石英斑岩，斑晶以石英为主、少见长石，约含40%~55%，多数呈粒状、短柱状，一般大小5~8mm，少数大于10mm；基质主要为微-细晶石英和绢云母等。其化学成分为：SiO2=74.97%~77.27%、Al2O3=12.08%~12.17%、Fe2O3=0.26%~0.52%、FeO=1.06%~1.24%、CaO=0.49%~1.17%、MgO=0.24%~0.28%、K2O=5.53%~5.56%、Na2O=2.80%~3.53%(安燕飞, 2013)。赋矿地层主要由上泥盆统新信都组和棋梓桥组构成，前者广泛发育，岩性为深灰色-灰黑色中细粒碎屑岩；后者主要以透镜体夹层分布，岩性为片理化含碳质碳酸盐岩建造。钻探成果揭示，钼矿体以海拔-350m处石英斑岩体为中心，面型赋存于后者与泥盆系地层的外接触带内 (图 1c)。主矿体整体呈一个状轴向北东、略向南西倾伏的椭圆形凸镜平卧于坡仔营村一带。其纵向及横向边缘向外逐渐变薄、分叉为多个子矿体而尖灭。钻孔的精细编录成果指示，矿田内围岩蚀变发育，自内而外依次可划分为钾化带、绢英岩化带和青磐岩化带。钾化带主要分布于矿体底部及斑岩内，绢英岩化带在矿体中-下部强烈发育，青磐岩化带常见于矿体上部及外围区域。

图 1 广东化州市坡仔营钼矿地质简图 Fig. 1 Geological sketch of Pozaiying molybdenite deposit in Huazhou City, Guangdong

矿脉的统计表明，坡仔营矿床脉体与前人报道 (Gustafson and Hunt, 1975; 孙诺等, 2014) 的斑岩型矿床相似，大致可以划归为A脉、B脉和D脉三个主要类型。A脉主要由细粒他形石英组成，常呈深烟灰色，两壁少见细粒黄铁矿星点状分布；多见于矿体下部，脉体规模较大，两壁凸凹不平、脉幅变化不定，一般宽2~5cm，局部见5cm以上 (图 2a, b)。B脉由半自形细粒石英、辉钼矿、黄铁矿及黄铜矿，局部亦可见辉钼矿独立成脉；该脉在矿体中下部及斑岩体上部均有发育，是辉钼矿主要产出矿脉。手标本可见辉钼矿沿脉壁两侧或中心线分布，该脉切穿A脉。与后者相比，该脉规模相对较小，但脉体平正，两壁光滑，脉幅相一般在0.2~0.8cm之间 (图 2c, d)。D脉由晶粒粗大的自形石英、方铅矿、闪锌矿、黄铁矿及少量黄铁矿组成，晶洞构造发育；以矿体中上部最为发育，手标本可见其切穿A脉及B脉。该脉规模介于后二者之间，脉体相对平正，脉壁现对平滑，脉幅较B脉稍宽，一般在0.5~1.5cm之间 (图 2e, f)。

图 2 坡仔营钼矿床内黄铁矿脉野外及镜下照片 (a) A脉手标本；(b) A脉边缘的细粒黄铁矿 (反光)；(c) B脉手标本；(d) B脉中条带状黄铁矿、黄铜矿及其边缘的流动构造 (反光)；(e) D脉手标本；(f) D脉中黄铁矿、方铅矿及石英的共生组合 (反光).Q-石英脉；Mo-钼矿脉；Py-黄铁矿 (脉)；Ccp-黄铜矿；Gn-方铅矿 Fig. 2 Photos of pyrite in ore vein from Pozaiying molybdenite deposits outdoor and under microscope
2 样品采集与测试 2.1 样品采集及处理

本研究统计分析了坡仔营矿区详探钻孔中岩芯标本中的不同类型脉体。分别选取A脉、B脉和D脉的代表性区域2处，分别命名为P01、P02、P03、P04、P05和P06，其具体分布及位置见图 1c。样品经室内清洗、拍照、干燥等预处理后切分成三分：一部分在安徽大学矿物微组构研究中心磨制形貌观察用扫描电镜片后，送至安徽大学现代实验技术中心进行扫描电镜观察；一部分在安徽大学地质样品前处理实验室粗磨至50~100目后，在体视显微镜下挑选纯净的黄铁矿颗粒，精磨至200目以上送至安徽大学现代实验技术中心进行X射线粉晶衍射测试；另一部分送至中国科学院广州地球化学研究所磨制光学薄片后，在安徽大学现代实验技术中心拉曼室进行激光拉曼光谱测定。

2.2 样品测试

样品XRD在北京普析通用仪器公司制造的XD-3型X射线衍射仪上进行。其衍射狭缝系统 (发散狭缝、防散狭缝、接受狭缝) 为1°，1°，0.3mm，采用Cu靶辐射，工作电压36kV，管内电流20mA。扫描速度2/min，采样步宽0.01°，扫描角度 (2θ) 为10°~80°。样品扫描电镜观察在日本日立公司制造的S-4800型扫描电子显微镜上室温、常压下进行。仪器采用ExB式探测器和电子减速功能；加速电压0.5~30kV，束流1pA~2nA；背散射及二次电子成像放大倍率为20~800000倍，图像分辨率小于1.0nm。样品Raman光谱测定在英国Renishow公司生产InVia-Reflex型号显微共焦拉曼仪上进行。仪器最佳分辨率小于1cm-1，重复性小于0.15cm-1，信噪比 (硅三阶峰) 好于15:1。本实验采用532nm的Ar+激光，发射功率25mW，狭缝长度50μm，50倍Leica物镜，范围扫描100~800cm-1。

3 结果分析 3.1 扫描电镜

本研究三组样品不同放大倍数下扫描电镜图像见图 3。图 3a显示，A脉内黄铁矿分布较少，常呈半自形-他形镶嵌于致密的石英脉内。其晶体颗粒相对较小，一般在100~200μm左右，晶体表面常呈不规则参差状。图 3b为左图黄铁矿晶面框选区进一步放大图像。该图显示，黄铁矿晶面发育大量不规则分布的籽晶。它们多数呈扁平的椭圆-近椭圆形状，外缘发育强烈的溶蚀乳滴化。其大小在10μm×15μm左右，个别小至几微米以下。图 3c显示，B脉内黄铁矿强烈发育，晶体呈自形-半自形分布，晶面平整，在背散射电子成像局部可见明暗相间的一组晶纹。其晶体颗粒较A脉中黄铁矿明显变大，一般在500~1000μm左右，晶体表面常呈相对规则的生长纹和不规则的层面。图 3c框选区进一步放大显示，该晶面发育大量不规则分布的黄铁矿籽晶。它们多数呈近椭圆形层状平整地展布于晶面上，外缘发育微弱或少见溶蚀现象。其大小在30μm×15μm左右，个别籽晶相连，大至100μm以上。图 3e显示，D脉内黄铁矿自形晶体强烈发育，晶粒粗大，一般在5000~10000μm左右。立方体α{100}晶形表面发育相互垂直的三组晶纹，晶纹间隔50~100μm左右，晶面相对平整。图 3e框选区放大显示，晶面黄铁矿籽晶规则排布，它们大小相近、棱角分明的线状展布于晶面上，一般在10~20μm左右，个别较大至30~50μm以上。

图 3 坡仔营钼矿床内黄铁矿脉扫描电镜照片 (a) A脉中细粒黄铁矿 (×1200倍背散射-二次电子混合图像)；(b) A脉内细粒黄铁矿晶面发育的乳滴状籽晶 (×7000倍，二次电子图像)；(c) B脉内中粒自形黄铁矿及其晶纹 (×450倍背散射-二次电子混合图像)；(d) B脉内细粒黄铁矿晶面发育的的片状籽晶 (×7000倍，二次电子图像)；(e) D脉内三组晶纹相互垂直的α{100}立方体晶形的黄铁矿 (×50倍背散射-二次电子混合图像)；(f) D脉中黄铁矿晶面上线状分布的自形籽晶 (×7000倍，二次电子图像).Q-石英脉；Py-黄铁矿 (脉) Fig. 3 Photos of pyrite in ore vein from Pozaiying molybdenite deposit under scanning electron microscope
3.2 X射线粉晶衍射

本研究A脉、B脉和D脉内黄铁矿单矿物X射线粉晶衍射结果见图 4。该图显示，各样品谱线在2θ角在28.5°、33.1°、37.1°、40.8°、47.4°、56.3°、59.0°、61.7°、64.3°、76.6°和79.0°处均发育着黄铁矿的特征衍射信号。其中，A脉 (P01、P02) 黄铁矿衍射图谱中，散射强度以28.5°处最强，其强度达到500以上；其次为33.1°处和56.3°处，前者强度达300左右，后者强度接近200。B脉 (P03、P04) 衍射信号在37.1°处最强，其强度超过600；其次为33.1°处和56.3°处，二者强度均达到200以上。D脉 (P05、P06) 衍射图谱以33.1°处最强，达到600以上；其余各峰处56.3°处强度接近200外，散射强度均较低。

图 4 坡仔营钼矿不同类型矿脉内黄铁矿单矿物的X射线粉晶衍射结果图 Fig. 4 X-ray diffraction diagram of the pyrite in ore veins from Pozaiying molybdenite deposit
3.3 拉曼光谱

坡仔营钼矿A脉、B脉和D脉黄铁矿激光拉曼光谱测试结果见图 5。为便于进一步研究方便，本研究将上述测试结果经origin软件平滑、拣峰后，经Lorentz拟合后计算出各谱线散射峰的拉曼位移 (Δν)、散射强度 (I) 和半高宽 (F) 值，具体结果见表 1。图 5显示，各样品的拉曼光谱在拉曼位移300~500cm-1之间均发育着三个分别与黄铁矿岛状分子中Fe2+-[S2]2-变形振动峰 (Eg)、Fe2+-[S2]2-伸缩振动峰 (Ag) 和S--S-伸缩振动峰 (Tg) 相对应的强衍射峰。表 1可见，A脉样品的三个主散射峰位移分别为νEg=348.0~350.7cm-1、νAg=385.2~386.5cm-1和νTg=441.9~422.8cm-1，散射强度分别为IEg=388.8~745.5、IAg=1532.8~2071.8和ITg238.9~254.4。B脉样品对应峰位拉曼位移分别为νEg=346.6~347.8cm-1、νAg=383.7~384.1cm-1和νTg=435.6~436.9cm-1，其散射强度分别为IEg=1388.3~2068.2、IAg=2119.3~3033.4、ITg=116.1~290.7；D脉样品三主峰的拉曼位移分别为νEg=343.6~343.7cm-1、νAg=379.7~379.9cm-1和νTg=430.9~431.0cm-1，散射强度分别为IEg=1513.4~2892.9、IAg=5923.9~6062.5、ITg=394.8~570.1。

图 5 坡仔营钼矿不同类型矿脉内黄铁矿单矿物的激光拉曼光谱 P01、P02为A脉中细粒黄铁矿；P03、P04为B脉内中细粒黄铁矿；P05、P06为D脉内粗粒黄铁矿 Fig. 5 Raman spectra of pyrite in ore veins from Pozaiying molybdenite deposit

表 1 坡仔营钼矿不同类型矿脉内黄铁矿单矿物的激光拉曼光谱数值计算结果 Table 1 Raman spectrum data of pyrite in ore veins from Pozaiying molybdenite deposit
4 讨论

研究表明，斑岩成矿系统中，黄铁矿在各成矿阶段均有产出 (Lowell and Guilbert, 1970; Cook et al., 2005; Richards et al., 2014; 安燕飞等, 2014)。其特殊的标型特征常常指示着特定的环境属性 (胡瑞忠等, 1997; 李胜荣等, 2008; 陈衍景和张莉, 2008; SchmØkel et al., 2014)，对其研究可以揭示相应的成岩、成矿热力学和动力学特征 (李胜荣等, 2008; 严育通等, 2012; 谢巧勤等, 2014; 安燕飞等, 2016)。本研究三组黄铁矿样品分别采自不同类型矿脉，现从形貌、结构及热力学三个方面探讨其微组构标型及其所指示的热力学信息。

4.1 形貌标型

黄铁矿形态的基本样式取决于其结构特征，在基本样式制约下变化的标型性特征能够给出矿床成因方面的重要信息 (李胜荣等, 2008)。对比分析表明：A脉中少见黄铁矿颗粒，这可能与早期A脉形成时，斑岩未固结、热液组分恒定，较少发生金属硫化物沉淀有关 (Gustafson and Hunt, 1975; Burnham, 1979)。此时，亲铜的金属元素较少发生沉淀，可能指示热液系统中硫应以硫酸盐的形式存在 (Einaudi et al., 2003)。A脉中少见的黄铁矿，一般粒度细小，粒径在100~200μm之间，晶面籽晶多呈乳滴状，表明硫化物沉淀环境相对动荡，晶面不利于籽晶成核和生长 (黄菲等, 2009)。B脉体中黄铁矿极为发育，其粒径介于500~1000μm之间，显示在B脉形成阶段，成矿热液性质发生了巨大改变，系统中Fe、S元素在这一过程中大量脱离体系，以铁的金属硫化物——黄铁矿的形成沉淀结晶 (孙诺等, 2014)。这可能是岩浆热液外逸至还原性的围岩中，氧逸度骤然下降，系统中硫从硫酸盐向硫化物转变的直接结果 (Cook et al., 2005; Richards et al., 2014)。这一时期形成的黄铁矿晶粒较A脉中黄铁矿相对变大，这也暗示这一时期，成矿环境相对平静，黄铁矿成核后仍有足够的成长时间和空间，形成较大的矿物颗粒 (谢巧勤等, 2014; 安燕飞等, 2014)。这些黄铁矿晶面相对平整，表面籽晶呈层状生长，这也是成核后其晶体生长环境趋于稳定的微观表现 (黄菲等, 2009; Sun et al., 2014)。D脉体内黄铁矿的粒径多数大于5mm，较B脉中黄铁矿明显更为粗大，这可能暗示在成矿的晚期，D脉形成阶段，热液系统中硫化物持续溢出，其稳定结晶时间更长，此时的结晶环境更为稳定 (Einaudi et al., 2003; Cook et al., 2005)。此外，在D脉中，除黄铁矿外，Pb、Zn等金属硫化物大量出现，这可能是热液氧逸度持续下降，进入多金属硫化物成生阶段 (Sillitoe, 2014)。这也可能与成矿晚期大气降水淋滤围岩物质后，与岩浆热液混合有关 (Rusk et al., 2008; SchmØkel et al., 2014)。此外，D脉体中黄铁矿的籽晶多呈大小相近、棱角分明的线状展布，这表明黄铁矿晶面籽晶成核过程中，热液供给更加稳定，籽晶生长空间更加开阔 (Velásquez, 2005; SchmØkel et al., 2014)。由此可见，坡仔营钼矿床内，成矿热液自早期A脉形成阶段至晚期D脉形成阶段，从岩浆热液逐渐转变为较低氧逸度的岩浆水与大气降水混合热液，硫及金属元素逐渐转变为金属硫化物形式，黄铁矿的成矿动力学环境逐渐向更加稳定、平静转变。

4.2 结构标型

研究显示，黄铁矿衍射图谱中，入射角2θ角在28.5°、33.1°和37.1°位置分别对应 (1 1 1)、(1 0 0) 和 (2 1 0) 晶面 (李胜荣等, 2008; 于吉顺等, 2011)。结合黄铁矿Th6-Pa3的空间群结晶习性，推测在黄铁矿理想晶中，(1 1 1) 晶面应主要来自正八面体单形，(1 0 0) 晶面应主要来自立方体单形，(2 1 0) 面主要形成五角十二面体 (廖立兵等, 2007; 于吉顺等, 2011)。衍射结果显示，A脉黄铁矿样品散射强度以28.5°处最强，其次为33.1°处，这指示A脉黄铁矿晶体很可能主要由前二者组成的正八面体和五角十二面体单形组成。B脉中黄铁矿最强峰为2θ角为37.1°，次强峰33.1°。这表明B脉中黄铁矿晶体应主要由前者组成的五角十二面体单形为主，其次为后者组成的立方体单形及二者的共生晶体组成。D脉中黄铁矿最强峰为2θ角为33.1°，次强峰56.3°。已有报道指示，在黄铁矿晶体内，33.1°的入射角主要对应 (1 0 0) 晶面的衍射信号。这很可能指示D脉中黄铁矿晶体以立方体单形为主。

黄铁矿结晶形态和习性与成生温度关系密切，相同介质及其他条件下，不同温度场中形成的黄铁矿晶形存在显著差别 (严育通等, 2012; Pourghahramani and Akhgar, 2015)。当温度达到或超过300℃以上时，黄铁矿晶体通常主要以正八面体为主；当温度介于300~200℃之间，其晶形则明显向五角十二面体转变；当温度降低至200℃以下，黄铁矿通常以三组晶纹相互垂直的立方体出现 (李胜荣等, 2008; 谢巧勤等, 2014)。分析表明，本研究A脉体黄铁矿主要以正八面体单形为主、其次为后者组成的五角十二面体。暗示A脉体形成阶段，热液系统的形成温度应大于300℃。此时热液主要由来自斑岩体结晶分异挥发分和水，这一成矿热液活动区域也相对岩体较近或处于半固结岩体外部，处于一个较高的温度场，温度相对较高。分析还显示，B脉中黄铁矿主要以五角十二面体单形为主、其次为立方体单形。这表明，此时成矿系统的温度应介于200~300℃之间或附近。此时，伴随着侵入体的持续降温结晶，裂隙的出现，来自岩体的高温热液进一步向较冷的地层运移，在远接触带形成一个温度更低的中低温成矿体系。D脉体内黄铁矿晶形以立方体为主，这表明其形成温度低于200℃。这很可能指示，D脉形成阶段，热液系统持续向外发展，局部甚至与较冷的大气降水混合。此时，斑岩体所引起的高温度异常已经基本影响不到，成矿过程可能仅靠地温梯度和热液性质变换驱动。据此认为，早期A脉形成阶段温度大于300℃，至B脉形成阶段，温度降至200~300℃之间，晚期D脉形成阶段，温度应低于200℃。在这一过程中，硫化物的成生逐渐远离斑岩体，其成生温度从300℃以上的高温逐渐降至200℃以下低温。

4.3 热力学标型

分析图 5和表 1可见，各组黄铁矿样品三个主要散射峰的峰型组合、拉曼位移及其散射强度均存在明显不同。与A脉样品相比，B脉及D脉样品三个主要散射峰的拉曼位移均明显向低频偏移，二者分别平均偏移约2~6cm-1和5~14cm-1。这很能是指示与A脉样品相比，B脉和D脉黄铁矿样品中铁离子 (Fe2+) 与对硫离子 ([S2]2-) 及S原子之间的距离依次明显减小 (柯以侃和董慧茹, 1998; Kleppe and Jephcoat, 2004)。此外，与A脉相比较，B脉和D脉黄铁矿样品的拉曼散射强度分别依次增强，其中尤以与Fe-[S2]2-伸缩振动峰对应的Ag峰变化最为显著。该值在A脉样品中一般低于2000，大部介于1500~2000之间；在B脉中该值一般介于2000~3000之间；至D脉中该值达到6000左右。这也表明，与A脉样品相比，B脉和D脉黄铁矿样品中铁离子 (Fe2+) 与对硫离子 ([S2]2-) 及S原子之间的距离也依次明显减小 (Kleppe and Jephcoat, 2004; Utyuzh, 2014)。分析可知，本研究黄铁矿样品的原子间距变化特征指示，与A脉相比，B脉和D脉的形成压力依次降低。这表明坡仔营钼矿成矿早期，A脉形成阶段，黄铁矿的成矿环境处于一个压力相对较高的封闭空间，这封闭空间很有可能为斑岩体侵位所控制的蚀变带内。而成矿后期，B脉、D脉形成阶段，成矿环境逐渐过渡为一个压力较低的环境，这可能为成矿后期，随着裂隙出现、应力释放而导致的压力逐渐释放的直接结果。综上可见，本研究A脉、B脉、D脉黄铁矿的拉曼位移依次向低频偏移，拉曼散射强度依次显著增强，这指示三者中原子间距依次减小，表明在坡仔营钼矿成矿过程中，与早期A脉形成阶段相比，随后B脉、D脉形成阶段的成矿压力明显降低。这一过程很可能与斑岩体结晶后期裂隙产生而导致的应力释放有关。

5 结论

(1) 成矿热液自早期至晚期，从岩浆热液逐渐转变为较低氧逸度的岩浆水与大气降水混合热液；硫及金属元素转变为金属硫化物形式，其成矿动力学也逐渐向更加平静的环境转变。

(2) 成矿温度在早期A脉形成阶段大于300℃，至B脉形成阶段降至200~300℃之间，晚期D脉形成阶段低于200℃以下；硫化物的析出沉淀位置也由早期靠近斑岩体逐渐远至外接触带、远接触带。

(3) 成矿压力沿A脉→B脉→D脉形成阶段，成矿压力依次逐渐明显降低，这一过程很可能与斑岩体结晶后期裂隙产生而导致的应力释放有关。

(4) 坡仔营斑岩型钼矿的成生早期为一个高温、高压岩浆热液活动为主阶段，随着成矿温度、压力的降低，成矿系统氧逸度逐渐降低，硫及金属元素从硫酸盐结合态转变为金属硫化物形式而成矿。

致谢 本文在写作及实验过程中得到中山大学周永章教授、郑义副教授、安徽大学现代实验技术中心高贵琪老师、林中清老师、赵慎强老师及两位匿名专家的支持和帮助，在此一并感谢。
参考文献
[] An YF. 2013. Study on geological characteristics and resource prospective of Hechun area in Qinzhou-Hangzhou Belt, South China. Ph. D. Dissertation. Guangzhou:Sun Yat-Sen University, 34-37 (in Chinese with English summary)
[] An YF, Zhong LL, Jiang DP. 2014. Micro-Raman spectral characteristics and implication of FeS2 from augen granites in west of Guangdong. Spectroscopy and Spectral Analysis, 34(9): 2439–2443.
[] An YF, Zheng LG, Sun QW, Jiang YL, Wang CJ, Wang RR, Niu K. 2016. Micro-Raman spectral characteristics and implication of FeS2 from metamorphic belt between coal and intrusion in Wolonghu coal mine of Anhui Province, China. Spectroscopy and Spectral Analysis, 36(4): 986–990.
[] Batchelder J. 1977. Light stable isotope and fluid inclusion study of the porphyry copper deposit at Copper Canyon, Nevada. Economic Geology, 72(1): 60–70. DOI:10.2113/gsecongeo.72.1.60
[] Burnham CW. 1979. Magmas and hydrothermal fluids. In:Barnes HL (ed.). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. 3rd Edition. New York:Wiley and Sons, 71-136
[] Chen YJ, Zhang L. 2008. Middle-stage δD-depletion in ore fluids of sulfide-bearing lode deposits:Examples and origin. Geochimica, 37(4): 353–360.
[] Chen YJ, Zhang C, Li N, Yang YF, Deng K. 2012. Geology of the Mo deposits in Northeast China. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 42(5): 1223–1268.
[] Chu KL, Mao JW, Chen MH, Zhao J, Yu CF, Lin LZ, Lin XG. 2013. Source of metallogenic materials and ore-forming fluids, and metallogenic mechanism of the Yuanzhuding porphyry Cu-Mo deposit, western Guangdong Province, South China. Earth Science Frontiers, 20(5): 115–125.
[] Cook DR, Hollings P, Walsh JL. 2005. Giant porphyry deposits:Characteristics, distribution, and tectonic controls. Economic Geology, 100(5): 801–818. DOI:10.2113/gsecongeo.100.5.801
[] Einaudi MT, Hedenquist JW and Inan EE. 2003. Sulfidation state of fluids in active and extinct hydrothermal systems:Transitions from porphyry to epithermal environments. In:Simmons SF and Graham I (eds.). Volcanic, Geothermal, and Ore-Forming Fluids:Rulers and Witnesses of Processes within the Earth. Society of Economic Geologists Special Publication, 10:285-313
[] Ge WC, Wu FY, Zhou CY, Zhang JH. 2007. Porphyry Cu-Mo deposits in the eastern Xing'an-Mongolian Orogenic Belt:Mineralization ages and their geodynamic implications. Chinese Science Bulletin, 52(24): 3416–3427. DOI:10.1007/s11434-007-0466-8
[] Gustafson LB, Hunt JP. 1975. The porphyry copper deposit at El Salvador, Chile. Economic Geology, 70(5): 857–912. DOI:10.2113/gsecongeo.70.5.857
[] Hildreth W, Moorbath S. 1988. Crustal contributions to arc magmatism in the Andes of Central Chile. Contributions to Mineralogy and Petrology, 98(4): 455–489. DOI:10.1007/BF00372365
[] Hollister VF, Potter RR, Barker AL. 1974. Porphyry-type deposits of the Appalachian orogen. Economic Geology, 69(5): 618–630. DOI:10.2113/gsecongeo.69.5.618
[] Hou ZQ, Yang ZM, Qu XM, Meng XJ, Li ZQ, Beaudoin G, Rui ZY, Gao YF, Zaw K. 2009. The Miocene Gangdese porphyry copper belt generated during post-collisional extension in the Tibetan Orogen. Ore Geology Reviews, 36(1-3): 25–51. DOI:10.1016/j.oregeorev.2008.09.006
[] Hu RZ, Bi XW, Turner G, Burnard PG. 1997. Helium and argon isotope systematics in pyrite fluid inclusions of Machangqing copper deposit. Science in China (Series D), 27(6): 503–508.
[] Huang F, Kou DM, Yao YZ, Ni P, Ding JY. 2009. Study on structure and phase transformation laws of natural FeS2 whisker by Raman spectroscopy. Spectroscopy and Spectral Analysis, 29(8): 2112–2116.
[] Ke YK, Dong HR. 1998. Manual of Chemical Analysis (The Third Volume:Spectral Analysis). 2nd Edition. Beijing: Chemical Industry Press: 1120-1183.
[] Kleppe AK, Jephcoat AP. 2004. High-pressure Raman spectroscopic studies of FeS2 pyrite. Mineralogical Magazine, 68(3): 433–441. DOI:10.1180/0026461046830196
[] Li BL, Zhi YB, Zhang L, Ding QF, Xu QL, Zhang YJ, Qian Y, Wang G, Peng B, Ao C. 2015. U-Pb dating, geochemistry, and Sr-Nd isotopic composition of a granodiorite porphyry from the Jiadanggen Cu-(Mo) deposit in the Eastern Kunlun metallogenic belt, Qinghai Province, China. Ore Geology Reviews, 67: 1–10. DOI:10.1016/j.oregeorev.2014.11.008
[] Li SR, Xu H, Shen JF, Li GW. 2008. Crystallography and Mineralogy. Beijing: Geological Publishing House: 309-312.
[] Liang J, Zhou YZ, Li HZ, Yin ZZ, Zhou LY, Zeng CY, Yu PP. 2012. Geological characteristics and genesis of porphyry copper deposits in Qinzhou-Hangzhou suture zone, South China. Acta Petrologica Sinica, 28(10): 3361–3372.
[] Liao LB, Li GW, Cai YF and Huang JJ. 2011. Application of powder X-ray diffraction in mineralogy and petrology. Physics, 2007, 36(6):460-464 (in Chinese)
[] Lowell JD, Guilbert JM. 1970. Lateral and vertical alteration-mineralization zoning in porphyry ore deposits. Economic Geology, 65(4): 373–408. DOI:10.2113/gsecongeo.65.4.373
[] Mao JW, Cheng YB, Chen MH, Franco P. 2013. Major types and time-space distribution of Mesozoic ore deposits in South China and their geodynamic settings. Mineralium Deposita, 48(3): 267–294. DOI:10.1007/s00126-012-0446-z
[] Nielsen RL. 1968. Hypogene texture and mineral zoning in a copper-bearing granodiorite porphyry stock, Santa Rita, New Mexico. Economic Geology, 63(1): 37–50. DOI:10.2113/gsecongeo.63.1.37
[] Niu YL, Liu Y, Xue QQ, Shao FL, Chen S, Duan M, Guo PY, Gong HM, Hu Y, Hu ZX, Kong JJ, Li JY, Liu JJ, Sun P, Sun WL, Ye L, Xiao YY, Zhang Y. 2015. Exotic origin of the Chinese continental shelf:New insights into the tectonic evolution of the western Pacific and eastern China since the Mesozoic. Science Bulletin, 60(18): 1598–1616. DOI:10.1007/s11434-015-0891-z
[] Norton D. 1978. Sourcelines, sourceregions, and pathlines for fluids in hydrothermal systems related to cooling plutons. Economic Geology, 73(1): 21–28. DOI:10.2113/gsecongeo.73.1.21
[] Pourghahramani P, Akhgar BN. 2015. Characterization of structural changes of mechanically activated natural pyrite using XRD line profile analysis. International Journal of Mineral Processing, 134: 23–28. DOI:10.1016/j.minpro.2014.11.005
[] Richards JP. 2003. Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au) deposit formation. Economic Geology, 98(8): 1515–1533. DOI:10.2113/gsecongeo.98.8.1515
[] Richards JP, Spell T, Rameh E, Razique A, Fletcher T. 2014. High Sr/Y magmas reflect arc maturity, high magmatic water content, and porphyry Cu±Mo±Au potential:Examples from the Tethyan Arcs of Central and Eastern Iran and Western Pakistan. Economic Geology, 107(2): 295–332.
[] Rusk BG, Reed MH, Dilles JH, Klemm LM, Heinrich CA. 2004. Compositions of magmatic hydrothermal fluids determined by La-ICP-MS of fluid inclusions from the porphyry copper-molybdenum deposit at Butte, MT. Chemical Geology, 210(1-4): 173–199. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.06.011
[] Rusk BG, Reed MH, Dilles JH. 2008. Fluid inclusion evidence for magmatic-hydrothermal fluid evolution in the porphyry copper-molybdenum deposit at Butte, Montana. Economic Geology, 103(2): 307–334. DOI:10.2113/gsecongeo.103.2.307
[] Schmøkel MS, Bjerg L, Cenedese S, Jorgensen MRV, Chen YS, Overgaard J, Iversen BB. 2014. Atomic properties and chemical bonding in the pyrite and marcasite polymorphs of FeS2:A combined experimental and theoretical electron density study. Chemical Science, 5(4): 1408–1421. DOI:10.1039/c3sc52977k
[] Sillitoe RH. 1972. A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits. Economic Geology, 67(2): 184–197. DOI:10.2113/gsecongeo.67.2.184
[] Sillitoe RH. 2014. Porphyry copper systems. Economic Geology, 105(1): 3–41.
[] Spencer ET, Wilkinson JJ, Creaser RA, Seguel J. 2015. The distribution and timing of molybdenite mineralization at the El Teniente Cu-Mo porphyry deposit, Chile. Economic Geology, 110(2): 387–421. DOI:10.2113/econgeo.110.2.387
[] Sun N, Huang M, Min Y, Chen L, Liu JT, Cao BB, Xiong YQ. 2014. Characteristics of ore-forming fluid of the Baoxingchang Cu-Mo-Au deposit, western Yunnan, China. Acta Petrologica Sinica, 30(9): 2644–2656.
[] Utyuzh AN. 2014. Influence of temperature on Raman spectra of the FeS2 single crystal with pyrite structure. Physics of the Solid State, 56(10): 2050–2055. DOI:10.1134/S1063783414100321
[] Velásquez P, Leinen D, Pascual J. 2005. A chemical, morphological, and electrochemical (XPS, SEM/EDX, CV, and EIS) analysis of electrochemically modified electrode surfaces of natural chalcopyrite (CuFeS2) and pyrite (FeS2) in alkaline solutions. The Journal of Physical Chemistry B, 109(11): 4977–4988. DOI:10.1021/jp048273u
[] Wu C, Liu Y, Cao MJ, Hong T, Xu XW, Dong LH. 2015. Characteristics and formation mechanism of reduced porphyry Cu and Mo-Cu deposits. Acta Petrologica Sinica, 31(2): 617–638.
[] Xie QQ, Chen TH, Fan ZL, Xu XC, Zhou YF, Shi WB, Xie JJ. 2014. Morphological characteristics and genesis of colloform pyrite in Xinqiao Fe-S deposit, Tongling, Anhui Province. Scientia Sinica (Terrae), 44(12): 2665–2674.
[] Xu DM, Lin ZY, Luo XQ, Zhang K, Zhang XH, Huang H. 2015. Metallogenetic series of major metallic deposits in the Qinzhou-Hangzhou metallogenic belt. Earth Science Frontiers, 22(2): 7–24.
[] Yan YT, Li SR, Jia BJ, Zhang N, Yan LN. 2012. Composition typomorphic characteristics and statistic analysis of pyrite in gold deposits of different genetic types. Earth Science Frontiers, 19(4): 214–226.
[] Yang MG, Mei YW. 1997. Characteristics of geology and metatllization in the Qinzhou-Hangzhou paleoplate juncture. Geology and Mineral Resources of South China(3): 52–59.
[] Yang YC, Han SJ, Sun DY, Guo J, Zhang SJ. 2012. Geological and geochemical features and geochronology of porphyry molybdenum deposits in the Lesser Xing'an Range-Zhangguangcai Range metallogenic belt. Acta Petrologica Sinica, 28(2): 379–390.
[] Ye R, Tu GC, Ma ZS, Zhao LS. 2005. The surface micromorphology of minerals in hydrothermal ore deposits and growth environments of crystal. Earth Science Frontiers, 12(2): 240–246.
[] Yu JS, Lei XR, Zhang JH, Wu HD. 2011. Mineral X-ray Powder Identification Manual. Wuhan: Huazhong University of Science and Technology Press: 1-756.
[] Yuan F, Zhou TF, Wang SW, Fan Y, Tang C, Zhang QM, Yu CH, Shi C. 2012. Characteristics of alteration and mineralization of the Shaxi porphyry copper deposit, Luzong area, Anhui Province. Acta Petrologica Sinica, 28(10): 3099–3112.
[] Zheng Y, Zhou YZ, Wang YJ, Shen WJ, Yang ZJ, Li X, Xiao F. 2015. A fluid inclusion study of the Hetai goldfield in the Qinzhou Bay-Hangzhou Bay metallogenic belt, South China. Ore Geology Reviews, 73: 346–353.
[] Zhou YZ, Zeng CY, Li HZ, An YF, Liang J, Lü WC, Yang ZJ, He JG, Shen WJ. 2012. Geological evolution and ore-prospecting targets in southern segment of Qinzhou Bay-Hangzhou Bay juncture orogenic belt, southern China. Geological Bulletin of China, 31(2-3): 486–491.
[] Zhou YZ, Zheng Y, Zeng CY, Liang J. 2015. On the understanding of Qinzhou Bay-Hangzhou Bay metallogenic belt, South China. Earth Science Frontiers, 22(2): 1–6.
[] 安燕飞. 2013. 钦-杭成矿带 (南段) 粤西河唇地区成矿地质条件及矿产资源远景研究. 博士学位论文. 广州: 中山大学, 34-37
[] 安燕飞, 钟莉莉, 姜大朋. 2014. 粤西眼球状花岗岩FeS2拉曼光谱特征及意义. 光谱学与光谱分析, 34(9): 2439–2443.
[] 安燕飞, 郑刘根, 孙倩文, 姜亚琳, 汪成结, 王蓉蓉, 牛坤. 2016. 皖北卧龙湖煤矿岩-煤蚀变带黄铁矿拉曼光谱特征及意义. 光谱学与光谱分析, 36(4): 986–990.
[] 陈衍景, 张莉. 2008. 含硫化物脉状矿床成矿流体的中阶段δD亏损:实例与原因. 地球化学, 37(4): 353–360.
[] 陈衍景, 张成, 李诺, 杨永飞, 邓轲. 2012. 中国东北钼矿床地质. 吉林大学学报 (地球科学版), 42(5): 1223–1268.
[] 楚克磊, 毛景文, 陈懋弘, 赵军, 余长发, 林良庄, 林秀广. 2013. 广东圆珠顶斑岩型铜钼矿床成矿物质、成矿流体来源和成矿机理研究. 地学前缘, 20(5): 115–125.
[] 葛文春, 吴福元, 周长勇, 张吉衡. 2007. 兴蒙造山带东段斑岩型Cu, Mo矿床成矿时代及其地球动力学意义. 科学通报, 52(20): 2407–2417.
[] 胡瑞忠, 毕献武, TurnerG, BurnardPG. 1997. 马厂箐铜矿床黄铁矿流体包裹体He-Ar同位素体系. 中国科学 (D辑), 27(6): 503–508.
[] 黄菲, 寇大明, 姚玉增, 倪培, 丁俊英. 2009. 拉曼光谱研究天然FeS2晶须结构及其相变规律. 光谱学与光谱分析, 29(8): 2112–2116.
[] 柯以侃, 董慧茹. 1998. 分析化学手册 (第三分册:光谱分析). 第2版. 北京: 化学工业出版社: 1120-1183.
[] 李胜荣, 许虹, 申俊峰, 李国武. 2008. 结晶学与矿物学. 北京: 地质出版社: 309-312.
[] 梁锦, 周永章, 李红中, 尹缀缀, 周留煜, 曾长育, 虞鹏鹏. 2012. 钦-杭结合带斑岩型铜矿的基本地质特征及成因分析. 岩石学报, 28(10): 3361–3372.
[] 廖立兵, 李国武, 蔡元峰, 黄俊杰. 2007. 粉晶X射线衍射在矿物岩石学研究中的应用. 物理, 2007, 36(6): 460-464
[] 孙诺, 黄明, 闵毅, 陈浪, 刘江涛, 曹宝宝, 熊伊曲. 2014. 滇西宝兴厂斑岩铜钼金矿床成矿流体特征. 岩石学报, 30(9): 2644–2656.
[] 吴楚, 刘妍, 曹明坚, 洪涛, 徐兴旺, 董连慧. 2015. 还原性斑岩型Cu与Mo-Cu矿特征与形成机制. 岩石学报, 31(2): 617–638.
[] 谢巧勤, 陈天虎, 范子良, 徐晓春, 周跃飞, 石文兵, 谢晶晶. 2014. 铜陵新桥硫铁矿床中胶状黄铁矿微尺度观察及其成因探讨. 中国科学 (地球科学), 44(12): 2665–2674.
[] 徐德明, 蔺志永, 骆学全, 张鲲, 张雪辉, 黄皓. 2015. 钦-杭成矿带主要金属矿床成矿系列. 地学前缘, 22(2): 7–24.
[] 严育通, 李胜荣, 贾宝剑, 张娜, 闫丽娜. 2012. 中国不同成因类型金矿床的黄铁矿成分标型特征及统计分析. 地学前缘, 19(4): 214–226.
[] 杨明桂, 梅勇文. 1997. 钦-杭古板块结合带与成矿带的主要特征. 华南地质与矿产(3): 52–59.
[] 杨言辰, 韩世炯, 孙德有, 郭嘉, 张苏江. 2012. 小兴安岭-张广才岭成矿带斑岩型钼矿床岩石地球化学特征及其年代学研究. 岩石学报, 28(2): 379–390.
[] 叶荣, 涂光炽, 马喆生, 赵伦山. 2005. 热液矿床矿物微形貌与晶体生长环境研究. 地学前缘, 12(2): 240–246.
[] 于吉顺, 雷新荣, 张锦化, 吴红丹. 2011. 矿物X射线粉晶鉴定手册. 武汉: 华中科技大学出版社: 1-756.
[] 袁峰, 周涛发, 王世伟, 范裕, 汤诚, 张千明, 俞沧海, 石诚. 2012. 安徽庐枞沙溪斑岩铜矿蚀变及矿化特征研究. 岩石学报, 28(10): 3099–3112.
[] 周永章, 曾长育, 李红中, 安燕飞, 梁锦, 吕文超, 杨志军, 何俊国, 沈文杰. 2012. 钦州湾-杭州湾构造结合带 (南段) 地质演化和找矿方向. 地质通报, 31(2-3): 486–491.
[] 周永章, 郑义, 曾长育, 梁锦. 2015. 关于钦-杭成矿带的若干认识. 地学前缘, 22(2): 1–6.