云南中甸紅牛-紅山矽卡巖型銅礦床礦物學(xué)特征與成礦作用**

彭惠娟 李洪英 裴榮富 張長青 周云滿 田廣 李建新 龍飛PENG HuiJuan, LI HongYing, PEI RongFu, ZHANG ChangQing, ZHOU YunMan, TIAN Guang, LI JianXin and LONG Fei

1. 中國地質(zhì)科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究所，北京 1000372. 云南黃金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司，昆明 6500003. 中國地質(zhì)大學(xué)，北京 1000371. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China2. Yunnan Gold Mining Industry Group, Kunming 650000, China3. China University of Geosciences, Beijing 100037, China2013-04-19 收稿, 2013-08-08 改回.

成礦流體來源及演化一直是矽卡巖礦床研究的熱點(diǎn)問題之一(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Meinertetal., 1997; Harris and Golding, 2002; Peteretal., 2010; Yuanetal., 2011)。大多數(shù)矽卡巖礦床與巖漿侵入體具有密切的時(shí)間和空間關(guān)系，成礦流體來源于巖漿(Meinert, 1992; Hedenquist, 1995; 趙一鳴等, 2012; Yuanetal., 2008, 袁順達(dá)等, 2012)，且具有兩個(gè)階段的蝕變特征：早期交代作用形成矽卡巖礦物，例如石榴石和輝石，常形成于高溫、高鹽度流體(Kwak, 1986；Meinert, 1992; Bakeretal., 2004)；晚期的退化變質(zhì)作用形成含水礦物，例如綠簾石、透閃石和綠泥石等，形成于低溫、低鹽度流體(Kwak, 1986；Meinert, 1992)。成礦斑巖及矽卡巖礦物學(xué)特征往往記錄了成礦流體來源及演化的信息(Meinert, 1992; Meinertetal., 2003；Chang and Meinert, 2004, 2008；趙一鳴等, 1997)。因此，通過礦物學(xué)研究，不僅可以詳細(xì)刻畫礦床形成的物理化學(xué)條件及蝕變演化過程，還可以指示流體來源及金屬沉淀的相關(guān)信息。

三江特提斯地區(qū)是歐亞大陸一個(gè)重要的斑巖-矽卡巖銅多金屬成礦帶(毛景文等，2012；Maoetal., 2013)，其中中甸島弧斑巖型銅礦床是其重要的組成部分。中甸島弧主要發(fā)育兩期斑巖-矽卡巖成礦作用：晚三疊世與南古特提斯洋俯沖(許志琴等，1992；侯立瑋等，1994;楊岳清等，2002)有關(guān)的斑巖-矽卡巖型Cu礦床，如普朗、雪雞坪等大中型斑巖銅礦床(曾普勝等，2003；李文昌和曾普勝, 2007; 李文昌等，2009；王守旭等，2008b；冷成彪等；2008)；晚白堊世形成于后俯沖階段的斑巖-矽卡巖型Cu-Mo礦床，如紅牛-紅山矽卡巖型Cu礦床(彭惠娟等，2012a)，銅廠溝斑巖型Cu-Mo礦床(李文昌等，2012)。

紅牛-紅山礦床分為紅山和紅牛兩個(gè)礦段。位于北東部的紅山礦段經(jīng)過多年勘查工作，已探明銅資源儲(chǔ)量近80Mt。近幾年在紅山礦段西南部新探明紅牛矽卡巖型銅礦段，截止2012年底，已探明銅礦體資源量超過50Mt，目前正在進(jìn)一步勘查之中。近幾年，對(duì)于紅山礦段的成因存在較大爭議，有學(xué)者認(rèn)為紅山矽卡巖主要是由中酸性巖漿淺成侵位時(shí)局部同化碳酸鹽圍巖所形成的一種富含鈣質(zhì)成分的次生巖漿就位于碎屑巖與碳酸鹽巖之間的構(gòu)造薄弱帶冷凝固結(jié)而成(王守旭等，2008a)；也有學(xué)者認(rèn)為該礦區(qū)存在新生代熱泉噴流成礦作用(宋保昌等，2006)。通過對(duì)紅牛和紅山礦段的進(jìn)一步綜合深入工作表明，紅牛-紅山礦床為一與晚白堊紀(jì)中酸性侵入體有關(guān)的典型的熱液交代型矽卡巖銅礦床(Pengetal., 2013)。本文嘗試以花崗質(zhì)巖石、角巖和矽卡巖中主要造巖礦物為研究對(duì)象，探討礦床交代演化過程，推斷各成礦階段流體物理-化學(xué)條件及金屬沉淀機(jī)制，刻畫礦床形成過程，為礦床成因的確定提供依據(jù)。

1 地質(zhì)特征

紅牛-紅山銅礦床位于云南省香格里拉縣(中甸)格咱鄉(xiāng)，大地構(gòu)造位置處于云南三江造山帶義敦島弧南端的中甸弧，其東南方向?yàn)楦首?理塘結(jié)合帶南緣，西側(cè)為近SN 向展布的鄉(xiāng)城-格咱深大斷裂。中甸地區(qū)出露地層主要為三疊系下、中統(tǒng)碎屑巖夾碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖, 上統(tǒng)復(fù)理石砂板巖夾火山巖、碳酸鹽巖。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, NW 向斷裂規(guī)模較大, 發(fā)育較早, 與區(qū)域主構(gòu)造線方向一致, 多屬逆斷層;NE 向斷裂規(guī)模較小, 發(fā)育較晚, 常錯(cuò)開NW向斷裂。

紅牛-紅山礦床面積約24km2，海撥標(biāo)高4460～4060m，出露地層主要有三疊系上統(tǒng)曲嘎寺組三段灰色板巖、變質(zhì)石英砂巖、灰?guī)r，曲嘎寺組二段角巖化變質(zhì)砂巖、鈣質(zhì)板巖、灰?guī)r、火山碎屑巖，經(jīng)后期變質(zhì)作用，形成大面積角巖和大理巖；巖層傾向240°左右，傾角60°～90°(圖1)。區(qū)內(nèi)構(gòu)造以斷裂為主，可劃分為兩組：北西向斷層是主要的控礦構(gòu)造，根據(jù)鉆孔資料分析對(duì)比，該方向斷層為向南西陡傾的正斷層，礦體沿?cái)鄬酉卤P產(chǎn)出；北東向斷層規(guī)模較小，斷面南傾，屬平移正斷層。區(qū)內(nèi)巖漿巖出露較少，閃長玢巖出露于紅山礦段北東部，呈北北西向帶狀展布,與區(qū)域構(gòu)造線方向一致，年齡為200Ma(Pengetal., 2013)；石英二長斑巖形成于78Ma，與礦床成礦年齡一致(Pengetal., 2013)，呈兩個(gè)小巖珠狀產(chǎn)出于紅牛-紅山礦區(qū)中部，出露帶寬約6m，與銅、鉬礦化密切相關(guān)。

礦體呈北西-南東向平行展布(圖1)，與礦區(qū)地層、主構(gòu)造線方向一致，多為似層狀、脈狀、透鏡狀；地表淺部(4100m標(biāo)高以上)向南西陡傾，深部轉(zhuǎn)為向北東陡傾。礦體主要分布于矽卡巖和透輝石角巖中。礦石類型主要有兩種：賦存于矽卡巖中的塊狀、 浸染狀礦石和賦存于角巖中的脈狀礦石。

圖1 紅牛-紅山銅礦床大地構(gòu)造位置及礦床地質(zhì)圖(a, 據(jù)許志琴等，2006修改；b,據(jù)南地礦總公司，2011*南地礦總公司.2011. 香格里拉縣紅牛銅礦詳查報(bào)告修改)

Fig.1 Setting and geological sketch map of the Hongniu-Hongshan copper deposit (a, after Xuetal., 2006)

塊狀、浸染狀礦石為礦區(qū)最主要的礦石類型，金屬礦物組合為黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦-輝鉬礦-鐵閃鋅礦，脈石礦物主要為石榴石、透輝石、硅灰石、透閃石、綠簾石等。脈狀礦石在礦區(qū)也較為發(fā)育，細(xì)粒黃銅礦、黃鐵礦、磁黃鐵礦呈不規(guī)則細(xì)脈狀分布于角巖中，脈石礦物有石英、鉀長石、鈉長石、絹云母、透輝石及少量綠簾石、綠泥石、透閃石。

紅牛-紅山矽卡巖型礦床成礦具有明顯的多期、多階段特點(diǎn)。根據(jù)對(duì)礦區(qū)野外地質(zhì)的觀察、鉆孔的編錄和顯微鏡下礦物共生組合的研究，將紅牛-紅山礦床成礦過程劃分為3個(gè)礦化階段，主要礦物生成順序見表1。

(1)熱變質(zhì)作用期：三疊紀(jì)灰?guī)r、板巖和砂巖中的礦物在接觸熱變質(zhì)過程中發(fā)生重結(jié)晶，使灰?guī)r變?yōu)榇罄韼r, 泥質(zhì)巖薄層和鈣質(zhì)板巖變成條帶狀角巖和一系列鈣質(zhì)硅酸鹽角巖。在早期巖漿流體交代作用下，大理巖圍巖局部發(fā)生矽卡巖化作用，形成少量的石榴石-透輝石矽卡巖。

(2)矽卡巖期：形成大量矽卡巖，主要礦物組合為石榴石-輝石-硅灰石。

(3)酸性淋濾(礦質(zhì)沉淀)期：使礦區(qū)矽卡巖及角巖發(fā)生大規(guī)模退化變質(zhì)作用，可以進(jìn)一步劃分為三個(gè)階段：

退化變質(zhì)階段：主要形成含水硅酸鹽礦物，礦物組合為透閃石-陽起石-綠簾石-綠泥石，它們交代無水矽卡巖礦物，伴隨金屬硫化物的沉淀，礦石礦物組合為黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦-輝鉬礦；

石英-硫化物階段：形成大量脈狀、網(wǎng)脈狀的石英-硫化物脈，早期以石英-黃銅礦-黃鐵礦-磁黃鐵礦脈為主，晚期形成石英-方解石-黃鐵礦-鐵閃鋅礦脈碳酸鹽階段：主要形成方解石和少量黃鐵礦、石英、石膏等。

表1紅牛-紅山銅礦床主要礦物生成順序

Table 1 The formation order of minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit

2 礦物學(xué)特征

2.1 石英二長斑巖

研究區(qū)石英二長斑巖以巖株?duì)町a(chǎn)出，侵位于三疊紀(jì)曲嘎寺組大理巖中，出露面積約為60m2。巖體呈灰白色，斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶成分有斜長石(20%～25%)、鉀長石(5%～10%)、石英(15%～20%)以及角閃石(<5%)和黑云母(<5%)；副礦物組合為磁鐵礦+鋯石+磷灰石+榍石。巖體中可見浸染狀黃鐵礦和輝鉬礦，邊部發(fā)育有少量內(nèi)矽卡巖(圖2a)。

圖3 紅牛-紅山礦床巖漿-熱液角礫巖照片(a)-角巖和灰?guī)r角礫具有明顯的交代邊緣；膠結(jié)物為長英質(zhì)熔體；(b)-膠結(jié)物中具有溶蝕結(jié)構(gòu)的石英斑晶(正交偏光)；(c)-長英質(zhì)熔體中石英細(xì)脈切穿斑晶Fig.3 Microscope photos of magmatic hydrothermal breccias in the Hongniu-Hongshan copper deposit

紅牛-紅山礦床石英二長斑巖中斜長石粒度為2～10mm，An為20～40，以更長石和中長石為主(表2)；部分斜長石具有較為明顯的環(huán)帶構(gòu)造，環(huán)帶核部富含An分子，邊緣貧An而富Ab，具有正環(huán)帶特征；長石表面顯示了渾圓狀的溶蝕特征(圖2b, c)。堿性長石粒度為5～30mm，Or為83～95(表2)，屬透長石。角閃石呈自形粒狀，粒度為0.5～2mm，邊緣被綠泥石交代(圖2d)。石英斑晶粒徑為1～5mm, 表面具有強(qiáng)烈的溶蝕結(jié)構(gòu)，呈渾圓狀、港灣狀、波狀；部分石英具有鉀長石細(xì)晶組成的外殼；石英內(nèi)部為破布狀，蜂窩狀，顯示了骸晶狀生長結(jié)構(gòu)(圖2a, e)。

此外，在0線鉆孔中(ZK011)發(fā)現(xiàn)了巖漿-熱液角礫巖，灰?guī)r和角巖角礫具有明顯的蝕變暈；膠結(jié)物為長英質(zhì)熔體，其中可見溶蝕狀的石英斑晶(圖3a, b)。角礫巖中發(fā)育有大量石英細(xì)脈，切穿膠結(jié)物及石英斑晶(圖3c)。

表2紅牛-紅山礦床石英二長斑巖長石成分電子探針分析結(jié)果(wt%)

Table 2 Electron microprobe analyses of feldspar from quartz-monzonite-porphyry minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

礦物鉀長石斜長石樣品號(hào)HN1-2HN4-5HN2-1HN3-2HN2-4HN2-5HN3-4HN4-1HN4-3HN4-2HN1-3HN2-1HN2-2SiO265.1065.4564.4164.7360.0362.2262.9754.6556.3655.4569.6369.4769.02TiO2———0.14—0.01—0.02—0.010.01—0.03Al2O318.0117.9818.5218.2723.9023.0122.9824.7023.5923.4020.0620.0120.07FeO0.040.110.010.020.020.210.090.090.040.100.100.050.03MnO——0.040.010.01———0.04—0.02—0.01MgO——————0.010.000.00—0.00——CaO0.010.000.03—5.765.204.7511.259.319.260.700.090.20Na2O0.990.910.561.788.228.248.466.907.917.7011.3011.1211.38K2O14.8414.9915.3013.550.250.810.860.860.781.120.030.100.10P2O5——0.01—0.01—0.020.030.000.02—0.01—Total98.9899.4498.8898.4998.2299.70100.1498.5098.0497.05101.84100.84100.85An0.05—0.15—27.5324.6522.5345.4337.9037.773.300.430.98Ab9.168.435.2616.6771.0370.7672.6450.4358.3056.8096.5399.0198.46Or90.7991.5794.5983.331.444.584.834.143.805.440.170.560.56

表3紅牛-紅山礦床輝石成分電子探針分析結(jié)果(wt%)

Table 3 Electron microprobe analyses of diopside from the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

組分內(nèi)矽卡巖(n=5)外矽卡巖(n=22)透輝石角巖(n=12)透輝石脈(n=5)最小最大平均最小最大平均最小最大平均最小最大平均SiO255.0454.1654.6155.0538.4052.4755.8953.9453.2453.3851.9652.00TiO20.000.010.000.000.050.000.010.000.000.000.000.00Al2O30.000.150.190.4522.940.250.100.240.290.420.050.36FeO2.575.132.973.0812.4611.843.968.466.539.9318.5015.93MnO0.230.610.790.170.090.690.180.340.340.210.090.92MgO16.9015.1116.0116.680.0310.7116.1013.0414.6012.186.648.14CaO25.8225.6425.6925.7123.6224.4425.5225.0424.9824.7824.2724.32Na2O0.010.020.010.000.000.020.030.080.040.050.060.09K2O0.000.020.000.030.000.000.000.000.020.010.000.00F0.000.000.000.170.110.140.200.000.060.040.260.02Total100.57100.86100.28101.3497.70100.56101.98101.13100.11100.99101.83101.78以6個(gè)氧原子和4個(gè)陽離子為基準(zhǔn)Si2.001.992.001.991.501.992.012.001.991.991.991.99Al(ⅳ)0.000.000.000.010.500.010.000.000.010.010.000.01Al(ⅵ)0.000.000.000.010.560.000.000.010.000.010.000.00Ti0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Cr0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Fe3+0.010.030.000.000.000.010.000.000.020.000.020.02Fe2+0.070.130.090.090.410.370.120.260.180.310.570.48Mn0.010.020.020.010.000.020.010.010.010.010.040.03Mg0.910.830.870.900.000.610.860.720.800.680.380.46Ca1.001.011.011.000.990.990.980.990.980.991.001.00Na0.000.000.000.000.000.000.000.010.010.000.000.01K0.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.000.00Jo0.721.922.470.510.302.190.551.071.050.653.542.97Di91.7883.1787.9089.390.1960.2886.9871.9179.0967.3937.9146.28Hd7.5014.919.6310.1099.5137.5312.4727.0219.8731.9558.5550.75

注：由于數(shù)據(jù)較多，篇幅有限，故給出各組輝石Hd分子最大值、最小值及平均含量

圖4 紅牛-紅山礦床典型角巖照片(a)-條帶狀角巖，黑色條帶為黑云母角巖，白色條帶為硅化角巖；(b)-角巖中的鉀長石-透輝石-黃銅礦脈(正交偏光)；(c)-退化變質(zhì)的長英質(zhì)角巖；(d)-方解石脈與長英質(zhì)角巖接觸部位發(fā)育鈣長石-鉀長石蝕變暈，角巖中的長石變?yōu)榻佋颇?正交偏光)；(e)-塊狀透輝石角巖；(f)-透輝石角巖中的鉀長石-黃銅礦脈(正交偏光).An-鈣長石;Bt-黑云母;Cal-方解石;Cpy-黃銅礦;Di-透輝石;Hd-鈣鐵輝石;Kfs-鉀長石;Qtz-石英;Srt-絹云母Fig.4 Microscope photos of hornfels of the Hongniu-Hongshan copper deposit

2.2 角巖

紅牛-紅山礦區(qū)角巖十分發(fā)育，當(dāng)原巖為砂質(zhì)板巖和砂巖時(shí)，主要形成深灰色長英質(zhì)角巖、紫紅色黑云母角巖和灰白色硅化角巖(圖4a, c)，礦物粒度細(xì)，主要呈角巖結(jié)構(gòu)或重結(jié)晶結(jié)構(gòu)，斑點(diǎn)狀、層紋狀、塊狀構(gòu)造；礦物組成主要有石英，斜長石，鉀長石，黑云母，紅柱石等。鈣質(zhì)板巖、泥巖主要蝕變?yōu)榛揖G色透輝石角巖(圖4e)；透輝石常呈變斑晶分布，大多呈細(xì)粒狀、短柱狀(粒徑0.1～0.2mm)集合體(圖4f),礦物在單偏光下為淺綠色, 最高干涉色二級(jí)橙黃(圖4a), Hd分子變化在12%～27%之間(表3)；基質(zhì)中礦物主要為石英，斜長石以及大量的鉀長石和次生黑云母，形成鉀質(zhì)硅酸鹽蝕變。

圖5 紅牛-紅山礦床角巖和矽卡巖中輝石、石榴石成分圖Fig.5 Composition of pyroxene and garnet in hornfels and skarn of the Hongniu-Hongshan copper deposit

礦區(qū)角巖中常見沿巖性分界面或者顯微裂隙灌入的鉀長石脈，脈體寬約0.5～2mm，鉀長石(Or=90.79～98.87)呈板狀、粒狀，具有卡斯巴雙晶(圖4b, f)。鉀長石常與鈣鐵輝石和金屬硫化物相共生。鈣鐵輝石呈柱狀和放射狀(粒徑0.5～1mm)，解理發(fā)育，最高干涉色二級(jí)藍(lán)綠(圖4b)，Hd分子變化在31%～58%之間(表3、圖5a)。金屬硫化物多為黃銅礦和黃鐵礦。部分樣品中可見晚期方解石脈與角巖接觸部位發(fā)育長石蝕變暈(圖4c)，在靠近方解石脈一端為自形的鈣長石(An>80)，靠近角巖一端則形成粒狀的鉀長石(圖4d)。此外，角巖中常發(fā)育石英-黃銅礦±磁黃鐵礦±黃鐵礦脈，形成該礦床中重要的脈狀礦石。

2.3 矽卡巖

在紅牛-紅山礦區(qū)，矽卡巖包括內(nèi)矽卡巖和外矽卡巖。內(nèi)矽卡巖規(guī)模很小，僅發(fā)育于石英二長斑巖中，出露部位寬約30cm，內(nèi)矽卡巖礦物主要有鈣鋁榴石、次透輝石等。外矽卡巖出露廣泛，是礦區(qū)最主要的礦石類型。由于原巖為大理巖，矽卡巖礦物類型較簡單，包括鈣鋁-鈣鐵榴石、次透輝石-鈣鐵輝石、硅灰石、斧山石等。

2.3.1 石榴石

石榴子石是紅牛-紅山銅礦床內(nèi)最發(fā)育的矽卡巖礦物之一，在內(nèi)外矽卡巖帶中均有產(chǎn)出，石榴子石端員組分與世界上絕大部分矽卡巖型銅礦床相似(Meinert, 2005)。根據(jù)石榴子石的野外及鏡下特征可將其劃分為三期：

(1)第I期石榴子石多發(fā)育于內(nèi)矽卡巖帶和大理巖中，以塊狀或斑點(diǎn)狀產(chǎn)出，呈肉紅色，粒度較細(xì)(0.1～2cm)(圖6a-c)；晶體常呈非均質(zhì)體，具有較低的雙折率，無環(huán)帶結(jié)構(gòu)，雙晶發(fā)育, 多以五角十二面體緩慢生長(圖7a, b)；電子探針測試表明，第I期石榴石的And分子變化在22%～57%之間(表4)，為鈣鋁-鈣鐵榴石固溶體。

圖6 紅牛-紅山礦床典型石榴石照片(a)-第I期斑點(diǎn)狀石榴石；(b、c)-第I期塊狀石榴石矽卡巖,具有輝鉬礦化；(d)-磁黃鐵礦礦石中的第II期粗粒鈣鐵榴石；(e)-第II期粗粒鈣鐵榴石邊緣被第III期富鋁榴石交代，粒間充填晚期石英、方解石和黃鐵礦；(f)-第II期粗粒鈣鐵榴石被第III期富鋁榴石和綠泥石交代Fig.6 Photos of typical garnets of the Hongniu-Hongshan copper deposit

(2)第II期石榴石主要發(fā)育于外矽卡巖中，多以塊狀產(chǎn)出，幾乎全部由褐紅色粗晶(0.5～4cm)自形粒狀的鈣鐵榴石組成(圖6d-f)，與銅礦化關(guān)系密切, 金屬礦物(黃銅礦、黃鐵礦等)多呈他形充填于石榴子石顆粒之間，或沿石榴石生長環(huán)帶進(jìn)行交代。該期石榴石具有三種主要的晶體類型：第一種為非均質(zhì)體，晶型較好, 主要呈菱形十二面體、四角三八面體或兩者的聚形, 切面多為六邊形，具有明顯的同心環(huán)帶和雙晶(圖7c, i)，利用電子探針對(duì)該類石榴子石晶體沿橫切面進(jìn)行系統(tǒng)分析表明, And變化范圍為75%～98%(表4)，大多數(shù)環(huán)帶成分變化不明顯或無規(guī)律性(圖8a)；第二種沿第I期石榴石低鈣的晶面生長，在早期石榴石外部形成具有密集振蕩環(huán)帶的四角三八面體(Stowelletal., 2011)(圖7b)，單個(gè)石榴石從晶體核部到邊緣Al2O3的百分含量明顯降低，而TFe含量顯著升高(圖8b)；第三種石榴石為均質(zhì)體，常呈連晶產(chǎn)出(圖7e-h)，部分晶體邊緣具有振蕩環(huán)帶，在后期交代作用中發(fā)生碎裂， 溶蝕成破布狀， 港灣狀(圖7e)，并被金屬硫化物脈切穿(圖7f, h)。

表4紅牛-紅山礦床石榴石成分電子探針分析結(jié)果(wt%)

Table 4 Electron microprobe analyses of garnet from the Hongniu-Hongshan copper deposit (wt%)

組分內(nèi)矽卡巖外矽卡巖HN1HN4HN5311-210311-210311-229311-229311-238311-238311-470311-470SiO238.7837.9338.1537.2937.8737.3035.9837.0338.4337.5837.0037.3136.8937.55TiO20.270.400.261.340.020.220.150.021.100.080.040.040.070.04Al2O317.3113.8013.289.419.287.926.045.7114.9513.3610.0010.2617.959.87FeO6.7611.1812.4616.2017.3218.6021.6222.509.4912.9716.3016.656.7516.22MnO0.710.210.420.270.110.300.160.220.340.380.380.390.670.28MgO0.000.000.080.040.030.030.060.010.070.120.010.040.030.06CaO36.1436.1235.8635.0735.3234.7634.0834.3635.8334.5134.7434.8235.8234.82Na2O0.000.010.020.000.000.000.060.000.020.020.000.010.000.01K2O0.020.000.000.000.000.000.010.010.020.100.000.000.020.00F0.660.920.390.440.410.210.020.000.580.100.001.192.080.74Total100.65100.57100.91100.06100.3699.3398.1899.86100.8299.2198.47100.70100.2999.59以12個(gè)氧原子數(shù)為基準(zhǔn)計(jì)算的陽離子Si2.982.962.962.962.992.992.952.982.962.962.972.962.902.99Ti0.020.020.020.080.000.010.010.000.060.000.000.000.000.00Al1.571.271.210.880.860.750.580.541.361.240.950.961.660.93Fe3+0.430.730.801.071.141.251.451.470.610.781.071.060.411.08Fe2+0.000.000.010.000.000.000.030.040.000.080.020.040.040.00Mn0.050.010.030.020.010.020.010.020.020.030.030.030.040.02Mg0.000.000.010.010.000.000.010.000.010.010.000.000.000.01Ca2.973.022.982.982.992.982.992.962.962.922.992.963.012.97And21.5536.0639.7353.6756.8962.1471.2673.0530.6938.4553.1652.5519.6053.72Gro76.9063.4658.7845.5742.5837.0726.9724.9368.2557.5545.2845.0477.6045.25Pyr0.010.010.290.170.120.120.250.040.280.470.040.140.110.24組分石榴石環(huán)帶成分特征(類型2)311-212311-470311-479核部→邊緣核部→邊緣核部→邊緣SiO237.8138.3336.3735.3437.6338.0737.8637.3338.4938.2937.6738.1636.01TiO20.670.470.010.000.040.090.670.270.100.110.200.630.02Al2O312.5111.821.700.5315.3113.629.608.7913.8814.0713.8510.118.38FeO13.1914.7827.0728.7510.3212.4516.3317.8812.0711.6311.9916.0318.72MnO0.320.330.320.060.550.410.420.310.450.530.330.220.37MgO0.050.050.000.020.050.020.010.050.040.010.000.050.07CaO35.4034.5233.8333.7235.3135.2734.5534.5234.2835.1335.1334.1734.13Na2O0.000.030.000.000.000.010.000.000.020.000.000.000.07K2O0.000.010.000.000.000.000.000.000.000.000.010.010.01F0.980.940.000.111.700.520.510.330.250.810.520.430.26Total100.93101.2899.3098.52100.89100.4699.9499.4899.58100.5799.6899.8198.04以12個(gè)氧原子數(shù)為基準(zhǔn)計(jì)算的陽離子Si2.962.992.992.952.942.973.002.983.012.982.963.012.94Ti0.040.030.000.000.000.010.040.020.010.010.010.040.00Al1.151.090.160.051.411.250.900.831.281.291.280.940.81Fe3+0.850.901.841.980.620.761.081.170.710.710.731.021.23Fe2+0.010.070.010.030.050.050.000.020.080.040.050.040.04Mn0.020.020.020.000.040.030.030.020.030.030.020.010.03Mg0.010.010.000.000.010.000.000.010.000.000.000.010.01Ca2.972.892.983.022.962.952.932.952.872.932.962.892.98And42.4345.2591.8197.3930.6437.9254.6358.6635.7135.5936.3852.0760.46Gro56.2251.606.961.4566.2959.5244.3039.7660.5161.7260.9945.9636.93Pyr0.190.210.000.070.170.090.060.200.160.020.000.210.29

續(xù)表4

Continued Table 4

圖7 紅牛-紅山礦床典型石榴石顯微照片(a)-第I期石榴石，非均質(zhì)體，無環(huán)帶，扇狀消光(正交偏光)；(b)-具有緊密振蕩環(huán)帶的第II期石榴石疊生于第I期石榴石外部，與富Fe透輝石共存(正交偏光)；(c)-第II期具有明顯同心環(huán)帶的非均質(zhì)鈣鐵榴石(正交偏光)；(d)-第II期具均質(zhì)鈣鐵榴石，具有環(huán)帶邊緣，破碎溶蝕成破布狀，港灣狀(正交偏光)；(e)-第II期具均質(zhì)鈣鐵榴石被后期金屬硫化物脈切穿(正交偏光)；(f)-同e(反射光)；(g)-第II期具均質(zhì)鈣鐵榴石被第III期石榴石脈交代，粒間發(fā)育黃鐵礦(正交偏光)；(h)-同g(反射光)；(i)-第II期具環(huán)帶的鈣鐵榴石被第III期石榴石脈穿切(正交偏光)；(j)-石英二長斑巖中的斜長石被透輝石交代(正交偏光)；(k)-透輝石矽卡巖中的短柱狀透輝石，粒間充填大量黃銅礦(正交偏光)；(l)-硅灰石-透輝石矽卡巖中的透輝石，無明顯礦化(正交偏光). Cal-方解石;Cpy-黃銅礦;Di-透輝石；Grt-石榴子石；Po-磁黃鐵礦；Pl-斜長石；Py-黃鐵礦；Wol-硅灰石Fig.7 Micrographs of typical garnets of the Hongniu-Hongshan copper deposit

(3) 第III期石榴石呈脈狀產(chǎn)出，無晶型，呈淡紅色，常與綠泥石一起切穿早期石榴石(圖7i)，或呈細(xì)脈狀沿早期石榴石邊緣進(jìn)行交代(圖6d, f、7g)。電子探針數(shù)據(jù)表明晚期脈狀石榴石And變化范圍為14%～60%(圖5b、表4)，比第II期石榴石相對(duì)富鋁。

2.3.2 輝石

紅牛-紅山礦床內(nèi)矽卡巖中輝石含量較少，常由長石蝕變而成，呈淡綠色或白色，具有近正交的輝石式解理，粒度變化在0.5～5mm之間，正交偏光下干涉色較高、顏色鮮艷(圖7j)。電子探針結(jié)果表明，內(nèi)矽卡巖中的輝石Hd分子變化范圍為7～13(表3)，屬于透輝石和次透輝石(圖5a)。

外矽卡巖中發(fā)育大量的石榴石-透輝石矽卡巖，這類透輝石常呈柱狀或放射狀集合體，以淡綠色或深綠色為主，晶形好的單個(gè)顆粒長度最小者不足0.5mm，最大可達(dá)10mm 左右。單偏光鏡下呈無色或淡綠色，具弱多色性，正高突起，干涉色二級(jí)藍(lán)綠-橙黃，多與棕褐色石榴子石密切共生，形成嵌晶結(jié)構(gòu), 常發(fā)育黃銅礦+黃鐵礦+磁黃鐵礦+輝鉬礦的礦化(圖7b, k)。電子探針分析結(jié)果表明其Hd分子變化在10～99(表3)，屬于次透輝石-鈣鐵輝石系列(趙一鳴等, 1997)，與矽卡巖型銅鐵礦床中輝石特征相吻合(Meinert, 2005)。

2.3.3 矽卡巖礦物分帶

通過大量巖心編錄，本文對(duì)紅牛-紅山銅多金屬礦床中矽卡巖礦物的基本分帶特征進(jìn)行了歸納總結(jié)。紅牛-紅山銅礦床矽卡巖礦物組合受大理巖分布的控制，由大理巖向上或向下依次出現(xiàn)硅灰石→硅灰石+石榴子石→石榴子石+硅灰石+透輝石→石榴子石+透輝石→石榴子石。就石榴石而言，自下向上具有較為明顯的變化規(guī)律?，F(xiàn)以3號(hào)勘探線311鉆孔為例具體說明(圖9)。鉆孔ZK311由上向下依次為紫紅色塊狀黑云母角巖→條帶狀硅化角巖→透輝石角巖→大理巖→硅灰石-石榴石矽卡巖→石榴子石-硅灰石-透輝石矽卡巖→石榴子石-透輝石矽卡巖→石榴石矽卡巖→透輝石角巖夾硅化角巖→石榴石矽卡巖→石榴子石-透輝石矽卡巖→硅灰石矽卡巖→大理巖。 詳細(xì)的礦物學(xué)研究表明，大理巖底部的硅灰石-石榴石矽卡巖具有明顯的黃銅礦化(鉆孔深度為210～212m)，石榴石呈肉紅色，粒度為0.5～2mm，具有明顯的同心環(huán)帶，粒間常充填黃銅礦和黃鐵礦；透輝石角巖頂部的石榴石矽卡巖呈致密塊狀，石榴石晶型較好，無環(huán)帶特征，呈淡紅色，粒間常發(fā)育有石英和方解石，無礦化(219～238m)； 向下到角巖底部(468～470m)，形成為塊狀石榴子石矽卡巖型黃銅礦礦石，石榴子石粒度逐漸變粗(5～20mm)，褐紅色石榴石邊部常具有肉紅色的鑲邊, 在正交偏光下具有鈣鋁石榴的核部，向外逐漸變化為鈣鐵榴石，石榴石粒間和環(huán)帶中常見黃銅礦和磁黃鐵礦，少量輝鉬礦；鉆孔底部與大理巖相接處的石榴石-硅灰石矽卡巖磁黃鐵礦化較為發(fā)育(479～489m)，石榴石多為粗晶棕褐色(10～50mm)，具有明顯的均質(zhì)性，具有溶蝕結(jié)構(gòu)，在矽卡巖與大理巖的接觸面形成寬約5cm寬的塊狀磁黃鐵礦帶。綜上所述，由淺到深，石榴石粒度逐漸變大，礦化常與鈣鐵榴石密切相關(guān)，尤其是具有強(qiáng)烈溶蝕結(jié)構(gòu)的均質(zhì)的鈣鐵榴石。

圖8 紅牛-紅山礦床外矽卡巖兩類石榴石晶體Al2O3和FeOT關(guān)系變化(類型2根據(jù)Stowell et al., 2011)Fig.8 Relationship for content of A12O3, FeOT from two types garnets in the Hongniu-Hongshan copper deposit (Type2 after Stowell et al., 2011)

圖9 紅牛-紅山礦區(qū)鉆孔ZK311剖面圖Fig.9 Column of drilling ZK311 in the Hongniu-Hongshan copper deposit

2.4 退化蝕變巖

矽卡巖形成之后,在原生矽卡巖和角巖中可見程度不一的退化蝕變現(xiàn)象, 形成退化蝕變巖。在紅牛-紅山礦床中常見透閃石、綠簾石、綠泥石、綠泥石、螢石、磁鐵礦等交代早先形成的石榴石和輝石等礦物。退化蝕變作用常與礦化作用密切相關(guān)。紅牛-紅山礦區(qū)綠簾石化現(xiàn)象較普遍, 內(nèi)外接觸帶均有。內(nèi)矽卡巖中的綠簾石呈放射狀集合體, 常為綠黃色-草綠色(圖10c)。外矽卡巖中的綠簾石一般為自形的粒狀顆?；虺扇撼霈F(xiàn)，粒度較細(xì)小，黃綠色-深綠色。單偏光下, 呈淺黃綠色, 正高突起; 正交偏光下, 具鮮艷的不均勻干涉色(圖10d)，常被石榴石等礦物包裹，或與透閃石和綠泥石等一起交代石榴石，形成石榴石假象(圖10a, b)。閃石呈纖維狀、放射狀集合體, 單偏光下呈淺綠色-綠色或白色-灰白色, 具弱多色性(圖10e, f)。該礦床絕大部分角閃石屬鈣角閃石系列, 主體為透閃石和陽起石(圖11a)。在陽起石-綠泥石蝕變巖中還發(fā)育有明顯的氣孔狀結(jié)構(gòu)(圖10b)

圖10 紅牛-紅山礦床退化變質(zhì)巖主要礦物照片(a)-綠簾石和透閃石交代石榴石，呈石榴石假象；(b)-陽起石和綠簾石交代石榴石，呈假象結(jié)構(gòu)，具有明顯的氣孔構(gòu)造，顯示了強(qiáng)烈的流體活動(dòng)；(c)-內(nèi)矽卡巖中的粗粒綠簾石(正交偏光)；(d)-綠簾石和黃銅礦伴生(正交偏光)；(e)-針狀集合體的陽起石(正交偏光)；(f)-透閃石集合體(正交偏光). Act-陽起石;Cpy-黃銅礦;Pyr-黃鐵礦; Epi-綠簾石;Grt-石榴子石;Qtz-石英;Tr-透閃石;Wo-硅灰石Fig.10 Microscope photos of typical diaphthorite minerals in the Hongniu-Hongshan copper deposit

綠泥石是紅牛-紅山礦區(qū)重要的熱液退化蝕變礦物, 常沿早期矽卡巖礦物石榴子石、透輝石等的裂隙、解理交代, 還可與方解石共生產(chǎn)出，膠結(jié)早期矽卡巖礦物。單偏光下, 呈淡綠色-淺黃綠色；正交偏光下, 有異常干涉色。對(duì)綠泥石進(jìn)行電子探針分析結(jié)果礦區(qū)蝕變綠泥石主要為葉綠泥石(圖11b)。

2.5 礦物中的F含量

已有研究表明，在斑巖-矽卡巖型礦床中揮發(fā)組分較為富集，花崗質(zhì)巖漿能否在晚期演化中分離出揮發(fā)相往往是能否形成較大規(guī)模斑巖-矽卡巖型礦床的關(guān)鍵因素(趙一鳴等，1983; Harrisetal., 2004; Chang and Meinert, 2004)。而揮發(fā)分中的F可能富集于各類斑巖、矽卡巖或鉀質(zhì)交代巖礦物中(芮宗瑤等,2003)，因此本文對(duì)紅牛-紅山銅礦床礦化各階段形成的典型礦物中的F含量，進(jìn)行了電子探針檢測，并與國內(nèi)一些斑巖-矽卡巖富F礦物中的F含量進(jìn)行了對(duì)比(圖12)。結(jié)果表明，礦床中各階段礦物的F含量均較高，但分布都不均勻，且變化較大。礦物中F含量可能與礦物本身的性質(zhì)有關(guān)，斑巖-矽卡巖型礦床中常見的富F礦物一般有方柱石、金云母、角閃石、符山石、螢石、蛇紋石和透閃石等(趙一鳴等，2012)。紅牛-紅山礦床石英二長斑巖中的角閃石和黑云母F含量較高，平均值分別為1.49%和2.62%。矽卡巖階段中符山石F平均含量為2.38%，遠(yuǎn)高于透輝石和石榴石。角巖中透輝石F平均含量(0.58%)明顯高于矽卡巖中的透輝石(0.16%)，而晚期石榴石脈中的F含量(平均為0.73%)高于內(nèi)矽卡巖和外矽卡巖中的石榴石(分別為0.56%和0.39%)。退化變質(zhì)階段所形成的礦物中F含量均較高，透閃石、陽起石、綠簾石和綠泥石F平均含量分別為1.17%、1.20%、1.15%和0.43%。

3 討論

3.1 巖漿巖與成礦

3.1.1 揮發(fā)相的形成

一般而言，大多數(shù)矽卡巖礦床的形成與礦區(qū)同時(shí)代的中酸性侵入體密切相關(guān)，其成礦流體來源于巖漿(趙一鳴等，1997；Meinertetal., 2003)，而巖漿中的金屬元素則一般優(yōu)先分離并進(jìn)入以H2O為主體的揮發(fā)相，而不是流體出溶后的硅酸鹽熔融體(Pasteris, 1999), 因此花崗質(zhì)巖漿中金屬的可用性決定于花崗質(zhì)巖漿晚期是否發(fā)生揮發(fā)相的分離。揮發(fā)相一般形成于花崗質(zhì)巖漿晚期階段(芮宗瑤等，2003；Harrisetal., 2004)，其形成具有兩種機(jī)制：一種是由于深部巖漿向淺部運(yùn)移過程中壓力的降低，引起巖漿不斷地分異出氣體和水蒸氣，形成超臨界流體(Lowenstern, 1994; Lowenstern and Sinclair, 1996)；第二種則是由于隨著巖漿分異作用的進(jìn)行，巖漿溫度不斷降低，無水礦物大量晶出，從而導(dǎo)致巖漿熔體中揮發(fā)份飽和，形成超臨界流體(Vigneresse,2007)。Burnham and Ohmoto (1980)的實(shí)驗(yàn)研究表明，花崗質(zhì)巖漿熔融體中H2O的溶解度依賴于壓力的大小，巖漿侵位越深，其H2O的溶解度越大。因此，只有當(dāng)花崗質(zhì)巖漿發(fā)生高侵位時(shí)才更容易導(dǎo)致熔融體中以水為主的揮發(fā)相達(dá)到飽和或過飽和。當(dāng)壓力為2000×105Pa, 巖漿侵位深度約為8km時(shí),熔融體中最大含水量為6.1%～6.4%(Burnham and Ohmoto,1980)，而當(dāng)巖漿圍巖是碳酸鹽巖時(shí)，巖漿會(huì)吸收碳酸鹽，其CO2含量增多，使H2O在巖漿中的溶解度降低(Meinertetal., 2003)，進(jìn)而更易發(fā)生相分離。

圖11 紅牛-紅山礦床閃石和綠泥石分類圖解(據(jù)Leake et al., 1997)Fig.11 Classification of amphiboles from the Hongniu-Hongshan copper deposit (after Leake et al., 1997)

圖12 紅山-紅牛礦床中富F礦物F含量對(duì)比圖(其它礦床數(shù)據(jù)來源于芮宗瑤等，2003；趙一鳴等，2012；彭惠娟等，2012b)Fig.12 F contains in some F-rich minerals the Hongniu-Hongshan copper deposit (data of other deposits were from Rui et al., 2003; Zhao et al., 2012; Peng et al., 2012b)

紅牛-紅山礦床中礦體的形成與石英二長斑巖具有密切的時(shí)空關(guān)系(Pengetal., 2013)。石英二長斑巖為一出露地表具有明顯斑狀結(jié)構(gòu)的淺成巖，含有黑云母和角閃石斑晶，指示其原始巖漿含水(質(zhì)量分?jǐn)?shù))在8%左右(Shinoharaetal., 1995)，說明礦區(qū)原始巖漿富水；而巖漿侵入地層為晚三疊紀(jì)曲嘎寺組的砂板巖和灰?guī)r，巖漿中CO2含量增多又會(huì)造成H2O 溶解度的降低，這就意味著研究區(qū)石英二長斑巖巖漿在侵位之前就已經(jīng)達(dá)到了以水為主的揮發(fā)分過飽和。

其次，紅牛-紅山礦床石英斑晶與甲瑪斑巖-矽卡巖型礦床具有相似性(彭惠娟等，2010, 2011)，都顯示了明顯的骸晶結(jié)構(gòu)，石英表面呈渾圓狀或港灣狀，部分還具有鉀長石微晶組成的外殼(圖2)。實(shí)驗(yàn)研究及巖相學(xué)觀察指出石英的溶蝕表面與巖漿物理化學(xué)條件的改變有關(guān)，可能由以下三種過程造成：(1)巖漿半絕熱減壓上升；(2)巖漿混合作用，即由于巖漿灌入和補(bǔ)給而造成不同巖漿的混入；(3)巖漿-熱液過渡階段巖漿流體的自交代作用(Mülleretal., 2006)。巖漿混合作用最明顯的標(biāo)志就是長英質(zhì)巖漿巖中發(fā)育有大量的鐵鎂質(zhì)巖漿包體，而研究區(qū)巖漿巖中并沒有發(fā)現(xiàn)此類暗色包體，因此巖漿混合作用存在的可能性不大。石英斑晶顯示的骸晶結(jié)構(gòu)指示了巖漿作用的動(dòng)力學(xué)條件，即骸晶狀生長形成于快速結(jié)晶過程，而這種快速結(jié)晶則指示了巖漿的不平衡生長(Vernon, 2004)。這就進(jìn)一步證明了斑巖巖漿經(jīng)歷了從深部到淺部的快速減壓過程，具有形成揮發(fā)相的條件。而石英表面的鉀長石外殼則可能是巖漿中早期分離出的富鉀質(zhì)超臨界流體對(duì)已經(jīng)結(jié)晶的石英斑晶進(jìn)行交代的結(jié)果，即巖漿流體的自交代作用。因此，該礦區(qū)的石英二長斑巖巖漿在侵位前已達(dá)到H2O過飽和，且形成了H2O為主體的揮發(fā)相。

3.1.2 揮發(fā)相的分離

以巖漿水為主的揮發(fā)份在一定壓力下可以有限地溶于硅酸鹽熔融相中,當(dāng)硅酸鹽熔融相中的揮發(fā)份含量超過其溶解度時(shí), 則會(huì)分離出獨(dú)立揮發(fā)相，使花崗質(zhì)巖漿具有很大的熱膨脹性，產(chǎn)生巨大的機(jī)械能(芮宗瑤等, 2003)。因此在巖漿分離出以水為主的揮發(fā)相晚期，由于巖漿內(nèi)部流體壓力超過限制壓力，花崗質(zhì)巖體冷凝頂殼和鄰近圍巖就會(huì)裂開，劇烈的減壓會(huì)造成巖漿突然的沸騰，即巖漿流體的二次沸騰(Harrisetal., 2004)，并釋放出巖漿體頂部所有剩余的巖漿揮發(fā)分，這種富含揮發(fā)分的超臨界流體與碳酸鹽圍巖發(fā)生交代反應(yīng)，才可能形成矽卡巖和堿質(zhì)硅酸鹽交代巖,帶動(dòng)成礦物質(zhì)的遷移聚集等。揮發(fā)相中F、Cl等揮發(fā)組分的存在不僅可以降低熔體的固相線溫度，延長巖漿超臨界流體出溶的過程(Parry, 1972; Parry and Jacons, 1975; Nedachi, 1980)，還可以與巖漿中的金屬元素形成穩(wěn)定的絡(luò)合物，有助于成礦物質(zhì)的運(yùn)移(趙一鳴等,1983 ;芮宗瑤等, 2002)。

紅牛-紅山銅礦床中，鉆孔ZK011巖漿-熱液角礫巖中同時(shí)存在角巖和灰?guī)r角礫，角礫邊緣存在明顯的蝕變現(xiàn)象，而膠結(jié)角礫的為長英質(zhì)熔體(可見大量港灣狀或渾圓狀的石英斑晶)，角礫巖中還存在大量的石英細(xì)脈(圖3)，這可能指示了巖漿內(nèi)部流體壓力超過靜巖壓力，發(fā)生了隱爆作用，使鄰近圍巖碎裂。劇烈的減壓造成了巖漿流體沸騰，并發(fā)生分離；而隱爆作用發(fā)生時(shí)，巖漿并未完全固結(jié)，為塑性熔體。

其次，巖漿流體富F的標(biāo)志之一為巖漿巖角閃石含F(xiàn)達(dá)1.53%～2.46%，黑云母含1.43%～3.87% F，矽卡巖符山石含1.29%～2.42% F(Chang and Meinert, 2004, 2008)，研究區(qū)石英二長斑巖中角閃石和黑云母平均含量分別為1.49%和2.62%，表明原始巖漿富F；而矽卡巖和退化變質(zhì)巖礦物中仍含有較高的F含量，則指示了F、Cl等揮發(fā)分在成礦期活動(dòng)甚為強(qiáng)烈。綜上所述，紅牛-紅山銅礦床石英二長斑巖巖漿經(jīng)歷了揮發(fā)相的分離和巖漿流體的二次沸騰，形成并出溶了含有大量揮發(fā)分的超臨界流體。

3.2 成礦流體特征及演化

鈣矽卡巖是在高溫氣液參與下,由碳酸鹽和部分鋁硅酸圍巖與花崗質(zhì)巖漿(侵入巖和火山巖)相互反應(yīng)的產(chǎn)物(趙一鳴等, 1997)。前述表明，紅牛-紅山礦床成礦斑巖存在以水為主體的揮發(fā)相分離，該過程不僅出溶了大量富含F(xiàn)等揮發(fā)分的超臨界流體，還使圍巖中形成了大量的裂隙系統(tǒng)，為矽卡巖及其一系列交代巖的形成和成礦提供了條件。矽卡巖及其他蝕變礦物的形成需在特定條件下進(jìn)行, 從巖體侵入到金屬礦化和成礦后的整個(gè)過程, 物理化學(xué)條件都存在較大差異, 這種差異決定了蝕變礦物的組合以及礦化類型(Meinertetal., 2005; 趙一鳴等, 2012)。因此, 通過對(duì)礦床中主要蝕變礦物的研究, 可以反演成礦流體運(yùn)移和金屬礦化過程環(huán)境的變化(Meinertetal., 2005) 。

圖13 共生輝石-石榴石礦物對(duì)的氧逸度-溫度圖解(據(jù)趙一鳴等，2012)Fig.13 lgfO2-T diagram for the assemblages of the pyroxene and garnet (after Zhao et al., 2012)

在矽卡巖階段，石榴子石和輝石的組成能夠指示矽卡巖系統(tǒng)的某些物理化學(xué)條件。對(duì)于矽卡巖型鐵銅礦床，與透輝石共生的一般為鈣鐵榴石，且透輝石-石榴石共生礦物對(duì)含鐵比值很小，說明矽卡巖化溶液的酸性較低，氧逸度較高；當(dāng)透輝石和鈣鋁-鈣鐵榴石的過渡種屬共生，則反映了矽卡巖溶液大體屬于中等酸度，其透輝石-石榴石共生礦物對(duì)含鐵比值與含鉬矽卡巖相當(dāng)(趙一鳴等，2012)。紅牛-紅山礦床內(nèi)矽卡巖中以鈣鋁榴石-透輝石組合為主，外矽卡巖帶則主要是鈣鐵榴石-透輝石-次透輝石組合為主, 從深部到淺部石榴石鈣鐵分子的逐漸增加，反映了從內(nèi)矽卡巖帶到外矽卡巖帶，從深部到淺部，成礦流體的溫度降低, pH值和氧逸度升高，這也解釋了礦床中石英二長斑巖近矽卡巖帶和鉆孔深部常發(fā)育輝鉬礦化，而在外矽卡巖和鉆孔中、淺部形成黃銅礦-磁黃鐵礦礦石(彭惠娟等，2012a)。

趙一鳴等(2012)根據(jù)共生的單斜輝石-石榴子石礦物對(duì)的礦物化學(xué)成分，構(gòu)建了lgfO2-T的相關(guān)系圖解，根據(jù)該相圖，本文大致估計(jì)了紅牛紅牛-紅山礦區(qū)矽卡巖階段成礦流體的溫度和氧逸度變化(圖13)。矽卡巖階段早期石榴石的化學(xué)組分(And22-57，平均為43)和形態(tài)特征反映了巖漿二次沸騰，即揮發(fā)相分離后，大理巖和巖漿高溫氣液主要以擴(kuò)散觸發(fā)的去揮發(fā)分方式進(jìn)行交代反應(yīng)，導(dǎo)致了石榴石主要以菱形十二面體富含鈣鋁榴石組分的形式緩慢生長(Jamtveitetal., 1993, 1995)。在矽卡巖階段早期，與鈣鋁榴石共生的輝石主要為透輝石(Hd7-27，平均為17)，反應(yīng)矽卡巖階段早期成礦流體溫度較高(450～550℃),氧逸度也較高(lgfO2=-25～-21)；矽卡巖階段中期，大量鈣鐵榴石(And75-98平均為89)的產(chǎn)生反映了氧化型矽卡巖的特征(梁祥濟(jì),1994)。巖漿流體大量出溶，導(dǎo)致富含鈣鐵榴石分子的石榴石快速生長，晶體由以菱形十二面體為主轉(zhuǎn)變?yōu)樗慕侨嗣骟w也反映了增大的生長速率(Jamtveitetal., 1993)。與之共生的輝石以透輝石-鈣鐵輝石為主(Hd10-99，平均為56)，表明流體溫度和氧逸度均有所升高(550～650℃)，lgfO2=-21～-18)。因鈣鐵榴石的形成需要大量的Fe3+, 從礦區(qū)外矽卡巖中石榴子石和透輝石發(fā)育的程度來看,石榴子石占主體, 這從另一個(gè)方面表明了矽卡巖期的成礦流體具有較高的氧逸度。Fe3+大量進(jìn)入鈣鐵榴石, 使得成礦流體氧逸度相對(duì)降低，在矽卡巖階段末期形成了鈣鋁榴石脈(And14-60，平均為42)和角巖中的鈣鐵輝石(Fe2+)脈(Hd31-58，平均為53)，此時(shí)流體溫度大致為350～450℃，lgfO2為-28～-24。矽卡巖礦物脈可能形成于交代反應(yīng)后的殘余溶液。

此外，研究區(qū)角巖中發(fā)育鉀長石化蝕變以及鉀長石脈，其鉀長石中鈉長石分子含量相對(duì)較低, 為Or90.8-98.9An0.4-9.2。一般而言，在高溫條件下，巖漿成因的鉀長石中鈉長石分子含量相對(duì)較高, 為Or82.3-88An11.7-17.3，而鉀長石交代巖中的鈉長石分子為Or89.3-94.8An5-10.5(趙一鳴等, 2012)。因此，紅牛-紅山礦床角巖中發(fā)育的鉀長石屬于巖漿熱液階段的產(chǎn)物，是斑巖-矽卡巖型礦床鉀質(zhì)交代的表現(xiàn)。

紅牛-紅山礦床退化變質(zhì)早期主要生成磁鐵礦、透閃石等礦物，表明成礦流體溫度降低，而其高氧逸度的特點(diǎn)也是磁鐵礦沉淀的原因。退化變質(zhì)晚期主要生成綠簾石、綠泥石等礦物。綠簾石交代石榴石時(shí)，常觀察到伴隨發(fā)生石英-方解石-硫化物交代石榴石的某些環(huán)帶，并充填石榴石粒間的空隙。在高氧逸度條件下, 成礦流體中的S主要以高價(jià)態(tài)(S6+、S4+) 存在, 不利于銅硫化物沉淀。因此，在退化變質(zhì)晚期已經(jīng)發(fā)生金屬硫化物的沉淀指示了成礦流體氧化還原條件的改變，其氧逸度降低，使以高價(jià)態(tài)(S6+、S4+)存在的S還原, 形成還原性的S2-, 為以黃銅礦為主的銅硫化物的沉淀創(chuàng)造了有利條件。在該階段氧逸度降低的原因則可能是退化變質(zhì)階段早期磁鐵礦的沉淀。在石英-硫化物脈階段，大量金屬硫化物的沉淀指示了成礦流體含有大量的還原性S2-(Hezarkhamietal., 1999)。

3.3 礦物對(duì)成礦過程的指示

紅牛-紅山斑巖-矽卡巖銅礦床成礦作用與燕山晚期的巖漿活動(dòng)密切相關(guān)。該礦床的成巖-成礦作用可以模式化為圖14。

研究區(qū)燕山晚期石英二長斑巖巖漿在侵位過程中，帶來了巨大的熱能，使三疊紀(jì)曲嘎寺組砂板巖、鈣質(zhì)板巖、灰?guī)r重結(jié)晶形成角巖和大理巖。在此過程中，巖漿揮發(fā)相還未完全分離，少量高鋁低鐵的巖漿流體在圍巖中發(fā)生小規(guī)模的流動(dòng)，并與圍巖中的泥質(zhì)組分進(jìn)行了少量的物質(zhì)交換，形成了含有透輝石的鈣硅酸鹽角巖(Meinert, 1992)(圖14a)。

隨著巖漿的進(jìn)一步上侵，富含成礦金屬、F、Cl等物質(zhì)的揮發(fā)相通過巖漿減壓作用發(fā)生相分離。由于巖漿內(nèi)部流體壓力超過靜巖壓力，花崗質(zhì)巖體冷凝頂殼和鄰近圍巖裂開，劇烈的減壓造成巖漿巖漿流體的二次沸騰，并釋放出巖漿體頂部所有剩余的巖漿揮發(fā)分和大量的超臨界流體，引發(fā)大規(guī)模熱液活動(dòng)，與圍巖發(fā)生交代反應(yīng)。紅牛-紅山礦區(qū)的巨大塊狀矽卡巖正是由來自花崗巖體的高溫?zé)崴芤貉貛r體接觸帶和圍巖巖性界面，通過滲濾交代作用及局部擴(kuò)散作用而生成。從野外觀察來看, 硅灰石代表著交代前鋒，隨著交代作用增強(qiáng), 前鋒不斷向外移動(dòng), 隨著交代反應(yīng)的加劇，生成大量輝石、石榴石，形成塊狀矽卡巖，原巖結(jié)構(gòu)和礦物徹底改變(圖14b)。矽卡巖礦物的大量生成，將造成大理巖CO2丟失(可能發(fā)生的反應(yīng)如(1)～(6))，密度增加，礦物發(fā)育成粒狀，體積減少，使原巖孔隙度和滲透性增加，有利于金屬以絡(luò)合物形式搬運(yùn)(如Cl絡(luò)合)。而成礦流體中CO2含量增高，又增強(qiáng)了流體萃取鐵銅等礦質(zhì)的能力(Meinert, 1992)。巖漿熱液除帶來Si、Al、Mg、Fe等元素外，還帶來了K、Na，使鈣硅酸鹽角巖發(fā)生鉀化蝕變，生成了大量鉀長石、次生黑云母以及少量的鈉長石。

(1)

硅灰石

(2)

鈣鋁榴石

(3)

透輝石

(4)

鈣鐵輝石

(5)

鈣鐵榴石

(6)

鈣鐵輝石 硅灰石 鈣鐵榴石

繼矽卡巖階段之后，紅牛-紅山礦區(qū)矽卡巖和角巖普遍發(fā)生了退化蝕變作用(圖13c)。磁鐵礦和透閃石的發(fā)育標(biāo)志了退化蝕變作用的伊始，其主要蝕變反應(yīng)可能為：

(7)

鈣鐵榴石 石英 磁鐵礦 方解石

鈣鐵輝石 透閃石 石英

3CaCO3+2O2↑

(8)

方解石

輝石 陽起石

+ 2SiO2+ 3CaCO3

(9)

石英 方解石

從反應(yīng)式可以看出，隨著流體溫度的降低，石榴石常常直接蝕變?yōu)槭?、磁鐵礦和方解石的集合體，而輝石則在水化反應(yīng)中被透閃石和陽起石所替代。在退化蝕變作用后期綠簾石和綠泥石的大量發(fā)育指示了成礦流體Al組分的帶入，而Al可能來自于斑巖或角巖中長石類的分解以及鈣鋁榴石的蝕變。鈣鐵榴石核部具有較高鈣鋁榴石分子的部分被綠簾石和方解石交代，其反應(yīng)式可能為：

石榴石 綠簾石

+ CaCO3

(10)

方解石

圖14 紅牛-紅山礦床成巖-成礦過程模式圖(a)-燕山晚期長英質(zhì)巖漿上侵使三疊紀(jì)曲嘎寺組鈣質(zhì)板巖和灰?guī)r變?yōu)殁}硅酸鹽角巖和大理巖，巖漿頂部不斷聚集揮發(fā)分，少量巖漿流體沿圍巖巖性界面和斷裂進(jìn)行交代，形成部分輝石角巖；(b)-巖漿快速上侵，巖漿流體減壓沸騰，圍巖破裂，超臨界流體出溶，圍巖發(fā)生大面積熱變質(zhì)作用的同時(shí)，巖漿流體沿巖性界面和裂隙與大理巖和鈣硅酸鹽角巖發(fā)生交代作用，形成大量塊狀矽卡巖和透輝石角巖；(c)-礦區(qū)發(fā)生大面積退化蝕變作用和酸性流體淋濾作用，在大理巖和角巖的巖性界面形成層狀銅礦體，由于流體增壓-泄壓機(jī)制的反復(fù)發(fā)生和耦合，在角巖中形成了細(xì)脈浸染狀的斑巖型礦體；(d)-礦床垂向蝕變分帶Fig.14 Rock-forming and ore-forming evolution model of the Hongniu-Hongshan deposit

退化變質(zhì)反應(yīng)消耗了成礦流體中大量的CO2和水，生成含水礦物，而這種含水礦物的體積增量很大，許多反應(yīng)過程體積膨脹會(huì)達(dá)到30%～55% (O’Hanley, 1996)。退變質(zhì)反應(yīng)生成物體積增加的結(jié)果已不僅僅是導(dǎo)致孔隙流體壓力的增加，還能導(dǎo)致固體應(yīng)力場的巨大變化，使巖石發(fā)生破裂(Jamtveitetal., 2008)，導(dǎo)致流體因擴(kuò)容而壓力驟降，這種泄壓作用結(jié)果必然是流體的沸騰和相分離以及周圍巖石中的流體向破裂處匯流、混合和反應(yīng)，沸騰相分離和混合反應(yīng)的結(jié)果是礦物的沉淀，因此在紅牛-紅山礦床在退化變化后期發(fā)生了金屬硫化物的沉淀。此外，退化變質(zhì)巖礦物中含有較高的F含量以及發(fā)育的氣孔構(gòu)造(圖10b)，也指示了含F(xiàn)、Cl等揮發(fā)分的超臨界流體的在成礦期的強(qiáng)烈活動(dòng)。

在退化變質(zhì)作用階段含水礦物、石英、方解石的形成以及金屬的沉淀的同時(shí)，實(shí)際也使破裂的圍巖愈合，又使得巖石的孔隙度和滲透率減少，再一次使流體減容，進(jìn)入下一次泄壓的循環(huán)(劉亮明，2011)，形成了大量酸性流體淋濾階段的石英-硫化物脈。礦區(qū)深部角巖具有明顯的碎裂現(xiàn)象，且被石英膠結(jié)，形成硅化的碎裂角巖和一系列裂隙系統(tǒng)，為后期形成脈狀礦化提供了先決條件。

圖15 熱液礦床石英中Al和Ti含量(Ti在所有熱液礦床中均小于10×10-6)(據(jù)Brian, 2008)紅牛-紅山礦床Al, Ti 在國家測試中心由La-ICP-MS檢測獲得Fig.15 Al and Ti concentrations measured in quartz from hydrothermal ore deposits (Titanium is below detection limits of 10×10-6 in all low-temperature deposits) (after Brian, 2008)

熱液石英中Al含量在很大程度上取決于溶液pH值，在低pH值時(shí)Al溶解度比其在中性溶液中高6個(gè)數(shù)量級(jí)(Reed, 1998)。Rusketal. (2008)對(duì)來自McLaughlin、Butte Main Stage、Creede、Comstock Lode和Jerritt Canyon等礦床中的石英Al,Ti含量進(jìn)行了檢測，結(jié)果表明來自斑巖型礦床中的高溫石英，普遍具有較高含量的Ti和中間含量的Al；在低溫石英中不含Ti, 而Al具有明顯的“雙峰式”分布(圖15)，指示了在礦床形成過程中，至少有某些階段為酸性環(huán)境，且存在酸性流體的中和作用。紅牛-紅山礦床石英-硫化物脈中石英Al含量也顯示了明顯的“雙峰式”分布(圖15)，這說明在石英-硫化物階段，酸性的成礦流體可能與中性的大氣水發(fā)生了混合。

綜上所述，紅牛-紅山礦床中金屬礦物的大量堆積其動(dòng)力來源于自巖漿階段開始的壓力變化體系，即流體超壓→流體沸騰，裂隙生成→減壓排泄，裂隙愈合→流體超壓的循環(huán)，直至整個(gè)成礦體系完全開放，并與大氣水發(fā)生混合，使成礦流體中剩余金屬最終沉淀。

值得注意的是，紅牛-紅山礦區(qū)特殊的圍巖結(jié)構(gòu)為該地區(qū)成礦作用提供了有利條件。礦區(qū)圍巖主要為三疊紀(jì)曲嘎寺組的砂板巖、灰?guī)r、泥巖，常呈互層狀產(chǎn)出，在燕山晚期的巖漿熱變質(zhì)作用中，形成了條帶狀角巖夾大理巖的韻律組合。由于這種不同的巖性間存在較大的差異應(yīng)力，因此巖石破裂由流體壓力和構(gòu)造應(yīng)力共同決定，且構(gòu)造應(yīng)力作用更加強(qiáng)烈，破裂具有一定的方向性，優(yōu)先發(fā)生在一些特殊的結(jié)構(gòu)面上，例如巖體接觸帶和巖層的層間滑脫帶(劉亮明，2011)。在該礦區(qū)體現(xiàn)為礦化經(jīng)常發(fā)生在巖性界面，形成大量層狀礦體。而低滲透率致密角巖層的存在有利于流體壓力的儲(chǔ)存，引發(fā)超壓流體沸騰。紅牛-紅山礦區(qū)角巖中發(fā)育的大量細(xì)脈浸染狀石英-硫化物脈得益于流體增壓-沸騰泄壓反復(fù)和耦合過程中圍巖的破裂和金屬的沉淀。

4 結(jié)論

(1)紅牛-紅山礦床石英二長斑巖中角閃石和黑云母斑晶的出現(xiàn)以及較高的含F(xiàn)量，表明其巖漿為富H2O富揮發(fā)分熔體；石英斑晶具有港灣狀、渾圓狀的溶蝕表面和鉀長石細(xì)晶外殼，并且顯示了典型的骸晶狀結(jié)構(gòu)指示了其巖漿經(jīng)歷了快速上升侵位過程和巖漿熱液的自交代作用；鉆孔中巖漿熱液角礫巖和大量石英細(xì)脈的出現(xiàn)暗示了巖漿在快速上侵過程中發(fā)生了隱爆作用，形成并出溶了含有大量F、Cl等組分的高鹽度超臨界流體。

(2)矽卡巖階段石榴子石和透輝石具有明顯的三個(gè)期次：早期細(xì)粒的鈣鋁榴石和角巖中的透輝石形成于少量高溫氣液巖漿流體與圍巖的擴(kuò)散交代作用；中期粗粒的富Fe榴石榴石和次透輝石-鈣鐵輝石形成于大量高溫、低氧逸度的巖漿流體與圍巖的滲濾交代作用；晚期的鈣鋁榴石脈和鈣鐵輝石脈形成于低溫、高氧逸度的早期交代殘留溶液。矽卡巖礦物的生成，使碳酸鹽圍巖丟失CO2，礦物體積減少，孔隙度和滲透性增加，為成礦提供了條件。

(3)退化變質(zhì)階段的透閃石、陽起石、綠簾石、綠泥石等交代早期矽卡巖礦物，形成大量蝕變巖。退化變質(zhì)作用消耗了成礦流體中大量的CO2和H2O，生成含水礦物以及石英、方解石，使圍巖裂隙愈合，孔隙流體壓力增加，導(dǎo)致成礦流體沸騰，形成大量黃銅礦、磁黃鐵礦、黃鐵礦、輝鉬礦化。

(4)石英-硫化物階段，由于成礦流體超壓→流體沸騰，裂隙生成→減壓排泄，裂隙愈合→流體超壓的循環(huán)，在此過程中圍巖經(jīng)歷了多次破裂和裂隙的愈合，直至整個(gè)成礦體系完全開放，并與大氣水發(fā)生混合，使成礦流體中剩余金屬最終沉淀。

致謝感謝云南黃金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司對(duì)野外工作的支持！

Baker T, Van Ryan AEC and Lang JR. 2004. Composition and evolution of ore fluids in a magmatic-hydrothermal skarn deposit. Geology (Boulder), 32(2): 117-120

Burnham CW and Ohmoto H. 1980. Late-stage processes of felsic magmatism. In: Ishihara S and Takenouchi S (eds). Granitic Magmatism and Related Mineralization. Society of Mining Geologists of Japan, Mining Geology Special Issue, (8): 1-11

Chang ZS and Meinert LD. 2004. The magmatic-hydrothermal transition: Evidences from quartz phenocryst textures and endoskarn abundance in Cu-Zn skarns at the Empire Mine, Idaho, USA. Chemical Geology, 210: 149-171

Chang ZS and Meinert LD. 2008. The Empire Cu-Zn mine, Idaho: Exploration implications of unusual skarn features related to high fluorine activity. Economic Geology, 103(5): 909-938

Einaudi MT, Meinert LD and New berry RJ. 1981. Skarn deposits. Economic Geology, 75thAnniv.: 317-391

Harris AC and Golding SD. 2002. New evidence of magmatic-fluid-related phyllic alteration: Implications for the genesis of porphyry Cu deposits. Geology, 30(4): 335-338

Harris AC, Khmelnitsky VS, White NC and Steele DA. 2004. Volatile phase separation in silicic magmas at Bajo dela Alumbrera porphyry Cu-Au deposit, NW Argentina. Resource Geology, 54(3): 341-356

Hedenquist JW and Lowenstern JB. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits. Nature, 370(6490): 519-527

Hedenquist JW. 1995. The ascent of magmatic fluid: Discharge versus mineralization. Mineralogical Association of Canada Short Course, 23: 263-290

Hezarkhami A, Williams-Jones AE and Gammons CH. 1999. Factors controlling copper solubility and chalcopyrite deposition in the Sungun porphyry copper deposit, Iran. Mineralium Deposita, 34(8): 770-783

Hou LW, Dai BC and Yu RL. 1994. Collision Orogenic Belt and the Main Metallogenic Series at Yidun Arc, Western Sichuan. Beijing: Geological Publishing House, 1-200 (in Chinese with English abstract)

Jamtveit B, Wogelius RA and Fraser DG. 1993. Zonation patterns of skarn garnets-records of hydrothermal system evolution. Geology, 21(2): 113-116

Jamtveit B, Ragnarsdottir KV and Wood BJ. 1995. On the origin of zoned grossular-andradite garnets in hydrothermal systems. European Journal of Mineralogy, 7(6): 1399-1410

Jamtveit B, Malthe-Srenssen A and Kostenko O. 2008. Reaction enhanced permeability during retrogressive metamorphism. Earth and Planetary Science Letters, 267(3-4): 620-627

Kwak TAP. 1986. Fluid inclusions in skarns (carbonate replacement deposits). Journal of Metamorphic Geology, 4(4): 363-384

Leake BE, Woolley AR and Arps CES. 1997. Nomenclature of amphiboles: Report of the Subcommittee on Amphiboles of the International Mineralogical Association, Commission on New Minerals and Mineral Names. American Mineralogist, 82: 1019-1037

Leng CB, Zhang XC and Wang SX. 2008. Geochemical characteristics of porphyry copper deposits in the Zhongdian area, Yunnan as exemplified by the Xuejiping and Pulang porphyry copper deposits. Acta Mineralogica Sinica, 27(1): 124-130 (in Chinese with English abstract)

Li WC and Zeng PS. 2007. Characteristics and metallogenic model of the Pulang superlarge porphyry copper deposit in Yunnan, China. Journal of Chengdu University of Technology (Science & Technology Edition), 34(4): 436-446 (in Chinese with English abstract)

Li WC, Yin GH and Lu YX. 2008. The evolution and40Ar-39Ar isotopic evidence of the Pulang complex in Zhongdian. Acta Geologica Sinica, 83(10): 1421-1429 (in Chinese with English abstract)

Li WC, Yu HJ, Yin GHetal. 2012. Re-Os dating of molybdenite from Tongchanggou Mo-polymetallic deposit in Northwest Yunnan and its metallogenic environment. Mineral Deposits, 32(2): 282-292 (in Chinese with English abstract)

Liang XJ. 1994. Garnets of grossular-andradite series: Their characteristics and metasomatic mechanism. Acta Petrologica et Mineralogica, 13(4): 342-352 (in Chinese with English abstract)

Liu LM. 2011. Fluid overpressure and rock fracturing caused by shallow intrusion and their constraints on hydrothermal mineralization. Earth Science Frontiers, 18(5): 78-89 (in Chinese with English abstract)

Lowenstern JB. 1994. Dissolved volatile concentrations in an oreforming magma. Geology, 22(10): 893-896

Lowenstern JB and Sinclair WD. 1996. Exsolved magmatic fluid and its role in the formation of comb-layered quartz at the Cretaceous Logtung W-Ma deposit, Yukon Territory, Canada. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences, 87(1-2): 291-304

Mao JW, Zhou ZH and Feng CY. 2012. A preliminary study of the Triassic large-scale mineralization in China and its geodynamic setting. Geology in China, 39(6): 1437-1471 (in Chinese with English abstract)

Mao JW, Pirajno F, Lehmann B, Luo J and Beraina A. 2013. Distribution of porphyry deposits in the Eurasian continent and their corresponding tectonic settings. Journal of Asian Earth Sciences, 79(Part B): 576-585

Meinert LD. 1992. Skarns and skarn deposits. Geoscience Canada, 19(4): 145-162

Meinert LD, Hefton KK, Mayes D and Tasiran I. 1997. Geology, zonation, and fluid evolution of the Big Gossan Cu-Au skarn deposit, Ertsberg district, Irian Jaya. Economic Geology, 92(5): 509-526

Meinert LD, Hedenquist JW and Satoh H. 2003. Formation of anhydrous and hydrous skarn in Cu-Au ore deposits by magmatic fluids. Economic Geology, 98(1): 147-156

Meinert LD, Dipple GM and Nicolescu S. 2005. World skarn deposits. Econ. Geol. 100thAnniversary Volume. Society of Economic Geologists: 299-336

Müller A, Thomas R, Wiedenbeck M, Seltmann R and Breiter K. 2006. Water content of granitic melts from Cornwall and Erzgebirge: A Raman spectroscopy study of melt inclusions. European Journal of Mineralogy, 18(4): 429-440

Nedachi M. 1980. Chlorine and fluorine contents of rock-forming minerals of the Neogene granitic rocks in Kyushu, Japan. In: Ishihara S and Takenouchi S (eds.). Granitic Magmatism and Related Mineralization. Society of Mining Geolgoists of Japan, Mining Geology Special Issue, (8): 39-48

O’Hanley DS. 1996. Serpentinites: Recorders of Tectonic and Petrological History. New York: Oxford University Press, 1-296

Parry WT. 1972. Chlorine in biotite from basin and range plutons. Economic Geology, 67(7): 972-975

Parry WT and Jacons DC. 1975. Fluorine chlorine in biotite from basin and range plutons. Economic Geology, 70(3): 554-558

Pasteris JD. 1999. Mount Pinatubo volcano and "negative" porphyry copper deposits. Geology, 24(12): 1075-1078

Peng HJ, Wang XW, Qin ZP, Zhou Y and Hou L. 2010. The characteristics of cathodoluminescence-visualized microstructure in quartz: A case study from the Jiama igneous rock in Tibet. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry, 29(3): 279-283 (in Chinese with English abstract)

Peng HJ, Wang XW, Müller A, Qin ZP, Hou L and Zhou Y. 2011. Magma mixing in JiaMa Cu-polymetalic deposits of Tibet: Evidence form quartz and feldspar phenocrysts. Mineral Deposits, 34(2): 249-265 (in Chinese with English abstract)

Peng HJ, Zhang CQ and Zhou YM. 2012a. Geological and geochemical characteristics of the Hongniu copper deposit in Zhongdian area, northeastern Yunnan Province. Geology in China, 39(6): 1743-1758 (in Chinese with English abstract)

Peng HJ, Wang XW, Hou Letal. 2012b. Magmatic-hydrothermal transitions evidence from mineralogy of Jiama Cu-polymetallic deposit in Tibet, China. Journal of Chengdu University of Technology (Science and Technology Edition), 39(1): 40-48 (in Chinese with English abstract)

Peng HJ, Mao JW, Pei RF, Zhang CQ, Tian G, Zhou YM, Li JX and Hou L. 2013. Geochronology of the Hongniu-Hongshan porphyry and skarn Cu deposit, northwestern Yun’nan Province, China: Implications for mineralization of the Zhongdian arc. Journal of Asian Earth Sciences, 79(Part B): 682-696

Peter K, Jaroslav L and Anthony E. 2010. Formation of the Vysoká-Zlatno Cu-Au skarn-porphyry deposit, Slovakia. Mineralium Deposita, 45(8): 817-843

Reed MH. 1998. Calculation of simultaneous chemical equilibria in aqueous-mineral-gas systems and its application to modeling hydrothermal processes. Economic Geology, 10: 109-124

Rui ZY, Li YQ, Wang LSetal. 2002. Preliminary discussion on ore-forming fluids and enrichment system of metallic minerals. Mineral Deposits, 21(1): 83-89 (in Chinese with English abstract)

Rui ZY, Zhao YM, Wang LSetal. 2003. Role of volatile components in formation of skarn and porphyry deposits. Mineral Deposits, 22(1): 141-148 (in Chinese with English abstract)

Rusk BG, Lowers HA and Reed MH. 2008. Trace elements in hydrothermal quartz: Relationships to cathodoluminescent textures and insights into vein formation. Geology, 36(7): 547-550

Shinohara H, Kazahaya K and Lowenstern JB. 1995. Volatile transport in a convecting magma column: Implications for porphyry Mo mineralization. Geology, 23(12): 1091-1094

Song BC, Cai XP, Xu XWetal. 2006. Cenozoic hot-spring exhalative mineralization in Hongshan copper-polymetallic deposit in Zhongdian, NW Yunnan. Chinese Journal of Geology, 41(4): 700-710 (in Chinese with English abstract)

Stowell H, Zuluaga C, Boyle A and Bulman G. 2011. Garnet sector and oscillatory zoning linked with changes in crystal morphology during rapid growth, North Cascades, Washington. American Mineralogist, 96(8-9): 1354-1362

Vernon RH. 2004. A Practical Guide to Rock Microstructure. New York: Cambridge University Press

Vigneresse JL. 2007. The role of discontinuous magma inputs in felsic magma and ore generation. Ore Geology Reviews, 30(3-4): 181-216

Wang SX, Zang XC and Leng CB. 2008a. 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): 481-493 (in Chinese with English abstract)

Wang SX, Zang XC and Leng CB. 2008b. Zircon SHRIMP U-Pb dating of the Pulang porphyry copper deposit, northwestern Yunnan, China: The ore-forming time limitation and geological significance. Acta Petrologica Sinica, 24(10): 2313-2321 (in Chinese with English abstract)

Xu ZQ, Hou LW and Wang ZX. 1992. The Orogenic Process of Songpan-Ganze Belt, China. Beijing: Geological Publishing House, 1-60 (in Chinese with English abstract)

Xu ZQ, Li HB and Yang JS. 2006. An orogenic platean: The orogenic collage and orogenic types of the Qinghai-Tibet Plateau. Earth Science Frontiers, 13(4): 1-17 (in Chinese with English abstract)

Yang YQ, Hou ZQ and Huang DH. 1997. Collision orogenic process and magmatic metallogenic system in Zhongdian arc. Acta Geoscientia Sinica, 23(1): 17-24 (in Chinese with English abstract)

Yuan SD, Peng JT, Hu RZ, Bi XW, Qi L, Li ZL, Li XM and Shuang Y. 2008. Re-Os dating of molybdenite from the Xintianling giant tungsten-molybdenum deposit in southern Hunan Province, China and its geological implications. Acta Petrologica Sinica, 28(1): 27-38 (in Chinese with English abstract)

Yuan SD, Peng JT, Hao SH, Li HM, Geng JZ and Zhang DL. 2011. In situ LA-MC-ICP-MS and ID-TIMS U-Pb geochronology of cassiterite in the giant Furong tin deposit, Hunan Province, South China: New constraints on the timing of tin-polymetallic mineralization. Ore Geology Reviews, 43(1): 235-242

Zeng PS, Mo XX and Yu XZ. 2003. Porphyries and porphyry copper deposits in Zhongdian area, northwestern Yunnan. Mineral Deposits, 22(4): 393-400 (in Chinese with English abstract)

Zhao YM, Bi CS and Li DX. 1983. The characteristics of volatile components and alkaline metasomatism in main skarn-type iron deposits of China and their role in ore deposit formation. Geological Review, 29(1): 66-74 (in Chinese with English abstract)

Zhao YM, Zhang YN and Lin WW. 1997. Characteristics of pyroxenes and pyroxenoidsin skarn deposits of China and their relationship with Metallization. Mineral Deposits, 16(4): 318-329 (in Chinese with English abstract)

Zhao YM, Lin WW and Bi CG. 2012. China Skarn Deposit. 2ndEdition. Beijing: Geological Publishing House (in Chinese)

附中文參考文獻(xiàn)

侯立瑋, 戴丙春, 俞如龍等. 1994. 四川西部義敦島弧碰撞造山帶與主要成礦系列. 北京: 地質(zhì)出版社, 1-200

冷成彪, 張興春, 王守旭等. 2008. 滇西北中旬松諾含礦斑巖的鋯石SHRIMP U-Pb年齡及地質(zhì)意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 32(1): 124-130

李文昌, 曾普勝. 2007. 云南普朗超大型斑巖銅礦特征及成礦模型. 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 34(4): 436-446

李文昌, 尹光候, 盧映祥等. 2009. 中甸普朗復(fù)式斑巖體演化及40Ar/39Ar同位素依據(jù). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 83(10): 1421-1429

李文昌, 余海軍, 尹光侯等. 2012. 滇西北銅廠溝鉬多金屬礦床輝鉬礦Re-Os同位素年齡及其成礦環(huán)境. 礦床地質(zhì), 32(2): 282-292

梁祥濟(jì). 1994. 鈣鋁-鈣鐵系列石榴子石的特征及其交代機(jī)理. 巖石礦物學(xué)雜志, 13(4): 342-352

劉亮明. 2011. 淺成巖體引發(fā)的流體超壓與巖石破裂及其對(duì)成礦的制約. 地學(xué)前緣, 18(5): 78-89

毛景文, 文周振華, 豐成友等. 2012. 初論中國三疊紀(jì)大規(guī)模成礦作用及其動(dòng)力學(xué)背景. 中國地質(zhì), 39(6): 1437-1471

彭惠娟, 汪雄武, 秦志鵬, 侯林, 周云. 2010. 石英顯微構(gòu)造陰極發(fā)光特征研究——以西藏甲瑪巖體為例. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 29(3): 279-283

彭惠娟, 汪雄武, Müller A, 秦志鵬, 侯林, 周云. 2011. 西藏甲瑪銅多金屬礦區(qū)成礦斑巖的巖漿混合作用: 石英及長石斑晶新證據(jù). 礦床地質(zhì), 34(2): 249-265

彭惠娟, 張長青, 周云滿等. 2012a. 云南省中甸紅牛銅礦床地質(zhì)地球化學(xué)特征. 中國地質(zhì), 39(6): 1743-1758

彭惠娟, 汪雄武, 侯林等. 2012b. 西藏甲瑪銅多金屬礦床巖漿-熱液過渡階段的礦物學(xué)證據(jù). 成都理工大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 39(1): 40-48

芮宗瑤, 李蔭清, 王龍生等. 2002. 初論成礦流體及金屬礦物富集系統(tǒng). 礦床地質(zhì), 21 (1): 83-89

芮宗瑤, 趙一鳴, 王龍生等. 2003. 揮發(fā)份在矽卡巖型和斑巖型礦床形成中的作用.礦床地質(zhì), 22(1): 141-148

宋保昌, 蔡新平, 徐興旺, 王杰, 秦克章, 張寶林. 2006. 云南中甸紅山銅多金屬新生代熱泉噴流沉積型礦床. 地質(zhì)科學(xué), 41(4): 700-710

王守旭, 張興春, 冷成彪, 秦朝建, 王外全, 趙茂春. 2008a. 中甸紅山矽卡巖銅礦穩(wěn)定同位素特征及其對(duì)成礦過程 的指示. 巖石學(xué)報(bào), 24(3): 481-493

王守旭, 張興春, 冷成彪等. 2008b. 滇西北普朗斑巖銅礦鋯石離子探針U-Pb 年齡: 成礦時(shí)限及地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 24(10): 2313-2321

許志琴, 侯立瑋, 王宗秀等. 1992. 中國松潘-甘孜造山帶的造山過程. 北京: 地質(zhì)出版社, 1-60

許志琴, 李海兵, 楊經(jīng)綏. 2006. 造山的高原-青藏高原巨型造山拼貼體和造山類型. 地學(xué)前緣, 13(4): 1-17

楊岳清, 侯增謙, 黃典豪等. 2002. 中甸弧碰撞造山作用和巖漿成礦系統(tǒng). 地球?qū)W報(bào), 23(1): 17-24

袁順達(dá), 張東亮, 雙燕, 杜安道, 屈文俊. 2012. 湘南新田嶺大型鎢鉬礦床輝鉬礦Re-Os同位素測年及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 28(1): 27-38

曾普勝, 莫宣學(xué), 喻學(xué)忠等. 2003. 滇西北中甸斑巖及斑巖銅礦. 礦床地質(zhì), 22(4): 393-400

趙一鳴, 畢承思, 李大新. 1983. 中國主要矽卡巖鐵礦床的揮發(fā)組份和堿質(zhì)交代特征及其在成礦中的作用. 地質(zhì)論評(píng), 29(1): 66-74

趙一鳴, 張軼男, 林文蔚. 1997. 我國夕卡巖礦床中的輝石和似輝石特征及其與金屬礦化的關(guān)系. 礦床地質(zhì), 16(4): 318-329

趙一鳴, 林文蔚, 畢承恩. 2012. 中國矽卡巖礦床.第二版. 北京: 地質(zhì)出版社