金燦海，范文玉，張玙，張海，沈戰(zhàn)武，高建華

(中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川成都610082)

自20世紀(jì)90年代以來，中甸地區(qū)與印支期侵入巖有關(guān)的斑巖型礦床一直備受關(guān)注，國內(nèi)學(xué)者曾對斑(玢)巖及其成礦作用，斑巖型銅鉬、金多金屬礦床等進(jìn)行了大量的斑(玢)巖巖石學(xué)、地球化學(xué)、構(gòu)造背景，以及成礦學(xué)和年代學(xué)研究(葉慶同等，1992;劉增乾等，1993;曾普勝等，1999，2003，2006;莫宣學(xué)等，2001;楊岳清等，2002;侯增謙等，2001，2003，2004;范玉華和李文昌，2006;林清茶等，2006;徐興旺等，2006;李建康等，2007;王守旭等，2007，2008a;冷成彪等，2007，2008;曹殿華等，2009;李文昌等，2003，2009)，并確認(rèn)其為印支期斑巖成礦帶。

然而，由于該區(qū)矽卡巖型銅礦數(shù)量少，規(guī)模較小，對其研究工作未引起重視，目前僅對紅山及浪都矽卡巖型銅礦開展了礦床特征、礦物學(xué)、流體包裹體及穩(wěn)定同位素研究(王守旭等，2008b;李玉榮等，2009;任濤等，2009，2011)。本文通過對與浪都矽卡巖型銅礦床有密切成因聯(lián)系的二長斑巖的主量、微量元素及其鋯石的微量元素、U-Pb年代學(xué)研究，了解該區(qū)中酸性侵入巖的巖石地球化學(xué)特征、鋯石的微量元素特征，為認(rèn)識礦區(qū)巖漿活動與成礦作用之間的時空耦合關(guān)系提供新的可靠的年代學(xué)證據(jù)，探討巖漿成因及形成的構(gòu)造環(huán)境、巖漿氧逸度及其對成礦的作用，對印支期中甸島斑巖－矽卡巖型銅多金屬礦成礦系統(tǒng)的研究具有重要意義。

1 地質(zhì)背景

浪都銅礦位于西南三江地區(qū)印支期義敦島弧南段的中甸地區(qū)(圖1)。中甸地區(qū)經(jīng)歷了印支期的洋殼俯沖、燕山期的陸陸碰撞和喜山期的陸內(nèi)匯聚3大造山階段(楊岳清等，2002;侯增謙等，2004)。區(qū)內(nèi)NW向構(gòu)造十分發(fā)育，NW向斷裂及NW向褶皺對地層和巖漿活動起著重要的控制作用。燕山期巖漿活動在區(qū)內(nèi)熱林及休瓦促地區(qū)出露并與銅多金屬成礦相關(guān)(李建康等，2007)，然而出露最多保存最好的是印支期巖石和地層，為再現(xiàn)印支期的構(gòu)造－巖漿活動提供了重要的物質(zhì)支持。區(qū)內(nèi)出露地層以三疊系為主，其下、中統(tǒng)為一套碎屑巖夾碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖，上統(tǒng)為一套巨厚復(fù)理石砂板巖夾火山巖、碳酸鹽巖。火山巖主要為晚三疊世以安山巖為主的鈣堿性玄武巖和安山巖，分別分布于曲嘎寺組(T3q)和圖姆溝組(T3t)中。與安山巖伴生的印支期中酸性淺成斑巖與成礦密切相關(guān)(楊岳清等，2002)，往往以復(fù)式巖體形式出現(xiàn)，其巖性主要為石英閃長玢巖，同時也包含二長斑巖并常常出現(xiàn)在中心相。二長斑巖、石英閃長玢巖與銅礦化密切相關(guān)，其中工業(yè)礦體大多賦存在二長斑巖體中，部分產(chǎn)在巖體內(nèi)外接觸帶(李文昌等，2009;龐振山等，2009)。

圖1 中甸地區(qū)大地構(gòu)造位置(a)及地質(zhì)簡圖(b)，浪都銅礦地質(zhì)圖(c)(據(jù)任江波等，2011修改)Fig.1 Tectonic location(a)and simplified geological map of the Zhongdian area(b)，and the geological map of the Langdu copper deposit(c)(modified after Ren et al.，2011)

浪都銅礦位于紅山復(fù)式背斜北東側(cè)(圖1b)，是中甸地區(qū)迄今為止發(fā)現(xiàn)并評價的具典型矽卡巖型銅礦特征的礦床之一。礦區(qū)出露地層主要為上三疊統(tǒng)曲嘎寺組二段(T3q2)、三段(T3q3)及圖姆溝組一段(T3t1)，巖性為砂質(zhì)板巖夾變質(zhì)石英砂巖、大理巖。礦區(qū)為一向北傾伏的背斜構(gòu)造，發(fā)育北西向斷裂。礦區(qū)淺成侵入巖發(fā)育，呈巖株、巖脈產(chǎn)出，主要巖體為分布于礦區(qū)中北部的浪都二長斑巖體，該巖體呈巖株?duì)钋秩胗谇滤陆M砂巖、灰?guī)r中，面積為0.9 km2(圖1c)，受北西向的沃迪措斷裂及北東向的比都斷裂控制(李玉榮等，2009)，在二長斑巖體的南部發(fā)育有輝綠玢巖及閃長玢巖脈。礦區(qū)銅礦體多為隱伏礦體，主要賦存于二長斑巖體與曲嘎寺組三段(T3q3)大理巖接觸交代形成的矽卡巖帶中，在巖體內(nèi)部有少量斑巖型銅礦化。礦區(qū)以透輝矽卡巖礦化較好，而石榴石矽卡巖銅礦化弱或不具礦化。礦體為似層狀、透鏡狀及囊狀，頂板為二長斑巖，底板為大理巖。礦床蝕變強(qiáng)，主要為矽卡巖化、硅化、綠泥石化、大理巖化、角巖化。金屬礦物主要有黃銅礦、磁黃鐵礦、磁鐵礦，少量方鉛礦、閃鋅礦等(李玉榮等，2009)。

2 樣品及分析方法

用于定年的樣品采自浪都銅礦，為礦體頂部較新鮮的二長斑巖，地理坐標(biāo):東經(jīng) 99°57'07″，北緯28°10'13″，具體采樣位置見圖1c。

二長斑巖的主量元素在國土資源部西南礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心采用iCAP6300全普直讀等離子光譜議、AXIOS AXIOS-X－熒光光譜儀測定，分析方法和流程見文獻(xiàn)(張蕾等，2006)，二長斑巖的微量元素在國家地質(zhì)實(shí)驗(yàn)測試中心用等離子質(zhì)普儀(X-Series)分析，分析方法和流程見文獻(xiàn)(Qi and Gregoire，2000)。

二長斑巖的鋯石挑選在河北省廊坊區(qū)域地質(zhì)調(diào)查研究院完成，而后在雙目鏡下挑出晶型較好的鋯石，將其粘在雙面膠上，用無色透明環(huán)氧樹脂固定，固化之后拋光，然后在顯微鏡下觀察。鋯石陰極發(fā)光照相和LA-ICP-MS分析均在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，陰極發(fā)光在JEOL-JXA-8100電子探針儀器上進(jìn)行，鋯石U-Pb同位素和微量元素分析應(yīng)用德國MicroLas公司的GeoLas 2005準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)和美國Agilent公司的Agilent7500a型ICP-MS儀器。采用高純氦氣作為剝蝕物質(zhì)的載氣，激光剝蝕束斑直徑32 μm，剝蝕深度 20 ～40 μm，激光脈沖 8 Hz，鋯石年齡采用國際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外標(biāo)標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)，元素含量采用NIST610作為外標(biāo)，29Si作為內(nèi)標(biāo)元素。詳細(xì)測試流程及參數(shù)見文獻(xiàn)(Yuan et al.，2004)。樣品的同位素比值及元素含量計算采用GLITTER(ver4.0，Macquarie University)程序，年齡計算及諧和圖的繪制采用 Isoplot(ver2.49)程序(Ludwig，1992)。

3 巖石地球化學(xué)

本次研究的樣品均采自礦體頂部的二長斑巖，二長斑巖為礦區(qū)成礦母巖。樣品較新鮮，鏡下觀察未發(fā)現(xiàn)明顯的蝕變。二長斑巖呈灰色，斑狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。斑晶成分有鉀長石(20%)、斜長石(12%)、角閃石(5%)、石英(2%)、黑云母(1%)等，鉀長石有微斜長石和正長石，斜長石為更長石，斑晶礦物一般呈半自形粒狀，粒徑0.3～3 mm，個別鉀長石斑晶達(dá)5～7 mm?；|(zhì)包括鉀長石(35%)、斜長石(15%)、角閃石(9%)、石英(3%)，鉀長石和斜長石呈半自形板狀、它形粒狀，粒徑一般小于0.1 mm，基質(zhì)礦物雜亂分布于斑晶礦物之間。

浪都巖體代表性樣品的主量元素分析結(jié)果見表1。所有樣品的SiO2含量變化范圍較小(63.59% ～65.18%)，屬中酸性巖石，全堿(K2O+Na2O)含量較高(8.33% ～ 8.40%)，K2O/Na2O 值為1.25 ～1.58，巖石里特曼指數(shù)(δ)為 3.14 ～3.37，屬鉀質(zhì)鈣堿性巖類。分異指數(shù)(DI)為73.23～75.34，顯示巖漿分異程度較高。

浪都巖體代表性樣品的微量元素分析結(jié)果見表2。稀土元素總量∑REE 為139.07 ×10－6～148.02×10－6，LREE/HREE 為10.96 ～11.75，(La/Yb)N為15.88 ～17.21，(Ce/Yb)N為 11.17 ～11.69，輕重稀土分餾明顯;δEu為0.76～0.81，Eu弱負(fù)異常。從浪都、普朗、紅山地區(qū)二長斑巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(圖2a，普朗、紅山稀土數(shù)據(jù)為項(xiàng)目未刊數(shù)據(jù))看出，浪都二長斑巖稀土元素配分圖分布型式高度一致，表現(xiàn)為具有右傾平緩狀，銪弱異常的LREE富集模式，與中甸地區(qū)普朗、紅山印支期侵入巖的稀土元素配分圖相似。

表1 浪都二長斑巖主量元素組成(%)Table1 Major element contents of the Langdu monzonite porphyry(%)

表2 浪都二長斑巖微量和稀土元素組成(×10－6)Table2 Trace and rare earth elements concentrations of the Langdu monzonite porphyry(×10－6)

圖2 浪都、普朗、紅山礦區(qū)二長斑巖稀土元素配分曲線(a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(球粒隕石數(shù)據(jù)引自Taylor and Mclennan，1985;原始地幔數(shù)據(jù)引自Sun and McDonough，1989)Fig.2 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized spider diagram(b)of the monzonite porphyries from the Langdu，Pulang and Hongshan deposits(chondrite data from Taylor and Mclennan，1985;primitive mantle data from Sun and McDonough，1989)

在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖2b，普朗、紅山微量數(shù)據(jù)為項(xiàng)目未刊數(shù)據(jù))，浪都巖體具有高度一致的配分曲線，所有樣品均表現(xiàn)為大離子親石元素K、Rb、非活動性元素Ta、Hf及放射性元素Th、U相對富集，稀土元素Sr、Zr為負(fù)異常，并與中甸地區(qū)普朗及紅山侵入巖的微量元素配分形式非常相似。本次測得的普朗、紅山銅礦侵入巖微量數(shù)據(jù)與已報道的微量數(shù)據(jù)基本一致(曹殿華等，2009;任江波等，2011;黃肖瀟等，2012)。

4 鋯石微量元素、U-Pb年齡

鋯石粒徑為0.05～0.30 mm，多為長柱狀和短柱狀，自形程度較高，為自形到半自形。部分鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像及分析點(diǎn)位見圖3，大部分鋯石具有明顯振蕩環(huán)帶，結(jié)構(gòu)簡單，不具有核邊結(jié)構(gòu)，為典型巖漿鋯石。

計算年齡所用18顆年齡較為一致的鋯石微區(qū)微量元素測試結(jié)果見表3。鋯石稀土元素總量較高，ΣREE 為1190.36 ×10－6～2135.70 ×10－6，平均為1610.75 ×10－6;LREE/HREE 為 0.019 ～ 0.040，平均為0.024，Th/U 值為0.68 ～1.24，平均為0.88，(Ce/Yb)N為 0.019 ～0.037，平均為 0.025，輕稀土元素虧損，重稀土元素強(qiáng)烈富集;δCe=3.95～251.02，平均124.67，強(qiáng)烈正 Ce異常;δEu=0.386～0.498，平均為 0.415，中度負(fù) Eu 異常。有學(xué)者對鋯石稀土元素進(jìn)行深入研究后指出，鋯石的Eu負(fù)異常的形成可能有以下3原因:①鋯石形成時有斜長石存在(Rubatto and Williams，2000)，因?yàn)殚L石富含Eu，若鋯石和長石同時結(jié)晶，長石會帶走大量的Eu，導(dǎo)致鋯石出現(xiàn)Eu負(fù)異常;②繼承寄主巖Eu異常特征(Hermann et al.，2001);③形成于較高的還原條件(Rubatto，2001)。浪都二長斑巖的斑晶及基質(zhì)中有較高的斜長石含量(27%)，且寄主巖石Eu弱負(fù)異常，因此，我們認(rèn)為:造成研究區(qū)巖漿鋯石負(fù)Eu異常明顯的原因主要是鋯石和長石同時生長，其次是繼承寄主巖。鋯石中的Ce正異常與鋯石形成環(huán)境的氧化條件有關(guān)(吳元保等，2004)，因?yàn)镃e3+被氧化為Ce4+后，其離子半徑類似于Zr和Hf，比輕稀土更容易進(jìn)入到鋯石晶格中，導(dǎo)致鋯石出現(xiàn)Ce正異常，表明浪都二長斑巖形成于氧化環(huán)境。

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圖3 浪都二長斑巖中鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.3 The cathodoluminescence(CL)images of zircons from the Langdu monzonite porphyry

在鋯石微區(qū)稀土元素配分模式圖上(圖4)，稀土配分曲線型式的整體形態(tài)一致，均表現(xiàn)為重稀土逐步富集的左傾曲線，配分曲線在Ce和Pr的位置分別呈現(xiàn)出明顯的峰和谷。鋯石稀土元素組成具有非常一致的變化趨勢反映出這些鋯石具有相同的成因來源，而鋯石較高的稀土含量，強(qiáng)烈的正Ce異常和HREE明顯富集區(qū)別于熱液鋯石和變質(zhì)鋯石(李長民，2009)，進(jìn)一步印證了其為巖漿鋯石。

二長斑巖同一樣品不同鋯石稀土含量有一定變化，但稀土配分曲線型式的整體形態(tài)一致。同時研究顯示，巖漿巖型鋯石Th、U含量較高，Th/U比值一般比較大(通常＞0.4)，而變質(zhì)成因鋯石的U、Th含量較低，Th/U比值較低(一般 ＜0.1)(Rubatto and Gebauer，2000)。浪都二長斑巖中鋯石的Th/U變化范圍較大，Th/U比值為0.54～49之間，平均為0.90，均大于 0.4，顯示出與巖漿鋯石相同的特點(diǎn)(Rubatto and Gebauer，2000)。在 Nb-Ta、U-Th 協(xié)變圖上(圖5a、b)，表現(xiàn)出Nb和Ta、U和Th為良好的正相關(guān)變化趨勢，表明它們是同一巖漿系統(tǒng)中不同結(jié)晶階段的產(chǎn)物(郭曉東等，2011)。

圖4 浪都二長斑巖中鋯石的稀土元素配分曲線(球粒隕石數(shù)據(jù)引自Taylor and Mclennan，1985)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the Langdu monzonite porphyry(chondrite data from Taylor and Mclennan，1985)

鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)見表4。在所獲得的20個鋯石年齡數(shù)據(jù)中，鋯石LD10-13、LD10-15數(shù)據(jù)諧和度分別為80%、43%，測試數(shù)據(jù)存在異議，其余18顆鋯石數(shù)據(jù)諧和度94%以上，年齡較為一致，在206Pb/238U-207Pb/235U諧和圖上表現(xiàn)為較好的諧和性(圖6)，年齡值較為集中，交點(diǎn)年齡為220.9±2.3 Ma(MSWD=2.6)。206Pb/238U表面年齡加權(quán)平均值為223±1 Ma(MSWD=0.43)(圖6)。樣品的 LAICP-MS鋯石U-Pb年齡在誤差范圍內(nèi)可信，206Pb/238U加權(quán)平均年齡能夠代表二長斑巖的成巖年齡。

5 討論

5.1 浪都巖體的形成時代

晚三疊世中酸性侵入巖在研究區(qū)所在的中甸地區(qū)分布范圍較廣，這些巖體呈面狀分布。已有研究報道了大量中甸地區(qū)中酸性斑巖的Rb-Sr、K-Ar年齡以及鋯石U-Pb年齡(曾普勝等，2003，2004，2006;林清茶等，2006;王守旭等，2008a;冷成彪等，2008;龐振山等，2009;曹殿華等，2009;張興春等，2009;楊帆等，2011;任江波等，2011)，年齡主要集中在225～215 Ma，峰值年齡為218 Ma。我們用LA-ICP-MS方法測得的浪都二長斑巖中鋯石的U-Pb年齡為223±1 Ma，這與曾普勝等(2003)對浪都黑云二長花崗巖巖體測得黑云母39Ar-40Ar坪年齡(216.9 Ma)基本一致，與整個義敦島弧俯沖期215 Ma的巖漿事件相吻合(侯增謙等，2001)。

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圖5 浪都二長斑巖中鋯石的Nb-Ta、U-Th協(xié)變圖Fig.5 Nb vs Ta and U vs Th diagrams of zircons from the Langdu monzonite porphyry

圖6 浪都二長斑巖中鋯石的U-Pb年齡諧和圖Fig.6 Concordia diagram for zircons from the Langdu monzonite porphyry

5.2 巖漿成因及形成的構(gòu)造環(huán)境

在典型的殼源巖漿鋯石中，單顆粒鋯石ΣREE(不含 Y)的值變化很大，其數(shù)值為250×10－6～5000×10－6，平均值為 1500 ×10－6～2000 ×10－6(Hoskin and Ireland，2000)。浪都二長斑巖中鋯石的 ΣREE(不含 Y)值 527.83 ×10－6～942.45 ×10－6，較集中，平均值為 671.04 ×10－6，明顯低于殼源巖漿鋯石ΣREE(不含Y)平均值，說明研究區(qū)巖漿不是典型的殼源巖漿;鋯石大離子親石元素K、Rb和輕稀土元素(LREE)富集，反映了殼源物質(zhì)對巖漿成分的貢獻(xiàn);二長斑巖的親巖漿元素 Cr為36.7 ×10－6～47.7 ×10－6、Co為 8.83 ×10－6～14.5×10－6，含量較高，巖石87Sr/86Sr初始值為 0.7044 ～0.7069，εNd(t)值為 －2.8 ～ －2.2(任濤等，2011)，較集中，說明幔源組分對母巖漿成分有較大貢獻(xiàn)。從以上分析認(rèn)為:浪都二長斑巖的巖漿主要是地幔物質(zhì)和部分地殼的混熔作用形成。

巖石Ba/Rb為 8.15～9.86(＜50)、Nb/La為0.42～0.48(＜1)，說明巖漿源區(qū)與俯沖帶有關(guān);Th/La為0.55～0.61(＞0.25)，反映了俯沖帶流體交代作用及殼源物質(zhì)加入對研究區(qū)巖漿源區(qū)的影響(任濤等，2011)，強(qiáng)烈虧損 Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素，巖石具有島弧型花崗巖特征(曲曉明等，2010)。表明該巖體是與板塊俯沖碰撞造山作用密切相關(guān)的島弧型花崗質(zhì)巖石。

浪都、普朗、紅山二長斑巖的稀土及微量元素的配分曲線高度一致，巖石地球化學(xué)特征相似，成巖年代相近，它們是中甸晚三疊世島弧型花崗巖帶的重要組成部分。

結(jié)合研究區(qū)的大地構(gòu)造演化歷史，中甸島弧位于“三江”義敦島弧南部，是三江構(gòu)造－巖漿－成礦帶的重要組成部分。已有的研究表明，中三疊世－晚三疊世早期，甘孜－理塘洋盆停止擴(kuò)張并開始向西俯沖消減，在中甸形成不成熟島弧，發(fā)育了曲嘎寺組以安山玄武巖為主的中基性火山－沉積巖系，中晚期洋盆繼續(xù)向西俯沖，使中甸巖漿弧進(jìn)一步發(fā)展為成熟島弧，發(fā)育了圖姆溝組以安山巖、英安巖為主的中酸性火山－沉積巖系，晚三疊世晚期洋盆封閉，在中甸格咱一帶發(fā)生同熔型中性－中酸性巖漿侵入活動(曾普勝等，2004;王守旭等，2007)。

5.3 二長斑巖的巖漿氧逸度及成礦意義

與銅礦化有關(guān)的中酸性巖漿大多具有較高的氧逸度(Hedenquist and Lowenstern，1994;Mungall，2002;Richards，2003;Liang et al.，2006，2009)，主要因?yàn)楦哐趸瘧B(tài)的巖漿狀態(tài)下硫化物轉(zhuǎn)變?yōu)榱蛩猁}，提高了硫的飽和度，有利于中酸性巖漿分異出含金、銅的成礦流體(Sun et al.，2004)。熔體中Ce4+以及Eu3+相對Ce3+以及Eu2+更容易進(jìn)入鋯石晶格中，氧化條件的高低影響鋯石結(jié)晶過程中Ce及Eu在REE元素中的分配。浪都二長斑巖中鋯石的REE 具有強(qiáng)烈的 Ce正異常(δCe=4.11 ～272.19，平均 134.88)，中度的負(fù)銪異常(δEu=0.40 ～0.50，平均為0.44)，指示浪都成礦巖漿具有較高的氧逸度。浪都銅礦化主要為產(chǎn)于二長斑巖體內(nèi)外接觸帶的矽卡巖型，少量為產(chǎn)于巖體內(nèi)部的斑巖型，銅礦化與巖體具有密切的時空關(guān)系和成因聯(lián)系(李玉榮等，2009)。表明巖漿氧逸度對礦區(qū)二長斑巖鋯石的形成具有重要意義。

6 結(jié)論

(1)浪都二長斑巖為高鉀鈣堿性巖，巖石輕重稀土分餾明顯，Eu弱負(fù)異常，大離子親石元素K、Rb和LREE，過親巖漿元素Cr、Co含量較高;其鋯石的ΣREE值較集中，LREE及LILE(K、Rb)富集，巖漿為地幔和部分地殼的混熔作用形成。該巖體與同地區(qū)普朗、紅山印支期中酸性侵入巖的巖石地球化學(xué)特征相似，成巖年齡相近，與中甸島弧晚三疊世花崗質(zhì)巖石的成巖年齡基本一致，是中甸晚三疊世島弧型斑巖帶的重要組成部分。

(2)浪都二長斑巖鋯石為自形到半自形，具有明顯振蕩環(huán)帶，不具有核邊結(jié)構(gòu)，鋯石稀土含量較高，HREE富集，強(qiáng)烈的正Ce異常，為典型巖漿鋯石。獲得的二長斑巖成巖年齡為223±1 Ma，與中甸島弧晚三疊世花崗巖的成巖年齡基本一致，同屬甘孜－理塘洋在晚三疊世向西俯沖消減過程產(chǎn)物。

(3)二長斑巖鋯石的REE具有強(qiáng)烈的Ce正異常，中度的負(fù)Eu異常，浪都斑巖巖漿具有較高的氧逸度，巖漿氧逸度對矽卡巖－斑巖型礦床的形成具有重要意義。

致謝:野外工作得到了云南省地質(zhì)調(diào)查院張世權(quán)教授級高級工程師、董濤工程師的幫助。中國科學(xué)院地球化學(xué)研究所張興春研究員、昆明理工大學(xué)李峰教授提出了寶貴的修改意見，在此一并向他們表示誠摯的感謝。

曹殿華，王安建，黃玉鳳，張維，侯可軍，李瑞萍，李以科.2009.中甸弧雪雞坪斑巖銅礦含礦斑巖鋯石SHRIMP UPb年代學(xué)及Hf同位素特征.地質(zhì)學(xué)報，83(10):1430－1435.

范玉華，李文昌.2006.云南普朗斑巖銅礦床地質(zhì)特征.中國地質(zhì)，33(2):352－361.

郭曉東，王治華，王梁，楊玉霞，陳曉吾.2011.云南馬廠箐巖體(似)斑狀花崗巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡及地質(zhì)意義.中國地質(zhì)，38(3):610 －622.

侯增謙，曲曉明，周繼榮，楊岳清，黃典豪，呂慶田，唐紹華，余今杰，王海平，趙金花.2001.三江地區(qū)義敦島弧碰撞造山過程:花崗巖記錄.地質(zhì)學(xué)報，75(4):484－497.

侯增謙，楊岳清，王海平，曲曉明，黃典豪.2003.三江義敦島弧碰撞造山過程與成礦系統(tǒng).北京:地質(zhì)出版社:35－145.

侯增謙，楊岳清，曲曉明，黃典豪，呂慶田，王海平，余金杰，唐紹華.2004.三江地區(qū)義敦島弧造山帶演化和成礦系統(tǒng).地質(zhì)學(xué)報，78(1):109 －118.

黃肖瀟，許繼峰，陳建林，任江波.2012.中甸島弧紅山地區(qū)兩期中酸性侵入巖的年代學(xué)、地球化學(xué)特征及其成因.巖石學(xué)報，28(5):1943－1506.

冷成彪，張興春，王守旭，秦朝建，茍體忠.2007.云南中甸地區(qū)兩個斑巖銅礦容礦斑巖的地球化學(xué)特征——以雪雞坪和普朗斑巖銅礦床為例.礦物學(xué)報，27(3－4):414－422.

冷成彪，張興春，王守旭，秦朝建，茍體忠，王外全.2008.滇西北中甸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.

李長民.2009.鋯石成因礦物學(xué)與鋯石微區(qū)定年綜述.地質(zhì)調(diào)查與研究，33(3):161－170.

李建康，李文昌，王登紅，盧映祥，尹光侯，薛順榮.2007.中甸弧燕山晚期成礦事件的Re-Os定年及成礦規(guī)律研究.巖石學(xué)報，23(10):2415－2422.

李文昌，尹光侯，余海軍，盧映祥，劉學(xué)龍.2003.滇西北格咱火山－巖漿弧斑巖成礦作用.巖石學(xué)報，27(9):2541－2552.

李文昌，尹光候，劉學(xué)龍，許東，曹曉民，張世權(quán).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，83(10):1421－1429.

李玉榮，范玉華，孟青.2009.滇西北浪都矽卡巖型銅礦.云南地質(zhì)，28(2):137－142.

林清茶，夏斌，張玉泉.2006.云南中甸地區(qū)雪雞坪同碰撞石英閃長玢巖鋯石SHRIMP U-Pb定年及其意義.地質(zhì)通報，25(1－2):133－135.

劉增乾，李興振，葉慶同，羅建寧，沈敢富.1993.三江地區(qū)構(gòu)造巖漿帶的劃分和礦產(chǎn)分布規(guī)律.北京:地質(zhì)出版社:18－68.

莫宣學(xué)，鄧晉福，董方瀏，喻學(xué)惠，王勇，周肅，楊偉光.2001.西南三江造山帶火山巖-構(gòu)造組合及其意義.高校地質(zhì)學(xué)報，7(2):121 －138.

龐振山，杜楊松，王功文，郭欣，曹毅，李青.2009.云南普朗復(fù)式巖體鋯石U-Pb年齡和地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義.巖石學(xué)報，25(1):159 －165.

曲曉明，江軍華，辛洪波，陳華.2010.西藏岡底斯造山帶幾乎同時形成的兩套埃達(dá)克巖為什么一套含礦一套不含礦?礦床地質(zhì)，29(3):381－394.

任江波，許繼峰，陳建林.2011.中甸島弧成礦斑巖的鋯石年代學(xué)及其意義.巖石學(xué)報，27(9):2591－2599.

任濤，鐘宏，陳金法，朱維光，張興春.2011.云南中甸地區(qū)浪都高鉀中酸性侵入巖的地球化學(xué)特征.礦物學(xué)報，31(1):43－54.

任濤，鐘宏，張興春，朱維光.2009.滇西北浪都矽卡巖型銅礦床的礦物學(xué)及流體包裹體研究.礦物學(xué)報，29(增刊):241－243.

王守旭，張興春，冷成彪，秦朝建.2007.滇西北中甸普朗斑巖銅礦床地球化學(xué)與成礦機(jī)理初探.礦床地質(zhì)，26(3):277－288.

王守旭，張興春，冷成彪，秦朝建，馬德云，王外全.2008a.滇西北普朗斑巖銅礦鋯石離子探針U-Pb年齡成礦時限及地質(zhì)意義.巖石學(xué)報，24(10):2313－2321.

王守旭，張興春，冷成彪，秦朝建，王外全，趙茂春.2008b.中甸紅山矽卡巖銅礦穩(wěn)定同位素特征及其對成礦過程的指示.巖石學(xué)報，24(10):480 －488.

吳元保，陳道公，夏群科，涂湘林.2004.大別山黃土嶺麻粒巖鋯石和共生礦物的微量元素分析及其地質(zhì)意義.地球化學(xué)，38(4):334－341.

徐興旺，蔡新平，屈文俊，宋保昌，秦克章，張寶林.2006.滇西北紅山晚白堊世花崗斑巖Cu-Mo成礦系統(tǒng)及其大地構(gòu)造學(xué)意義.地質(zhì)學(xué)報，80(9):1422－1433.

楊帆，鄒國富，吳靜，李峰，姜永果，趙向東.2011.中甸春都銅礦區(qū)巖體成巖時代及地質(zhì)意義.大地構(gòu)造與成礦學(xué)，35(2):307－314.

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

葉慶同，胡云中，楊岳清.1992.三江地區(qū)區(qū)域地球化學(xué)背景和金銀鉛鋅成礦作用.北京:地質(zhì)出版社:12－57.

曾普勝，李文昌，王海平，李紅.2006.云南普朗印支期超大型斑巖銅礦床:巖石學(xué)及年代學(xué)特征.巖石學(xué)報，22(4):989－1000.

曾普勝，莫宣學(xué)，喻學(xué)惠，盧振權(quán).1999.滇西北中甸地區(qū)中酸性斑巖及其含礦性初步研究.地球?qū)W報，20(增刊):359－366.

曾普勝，莫宣學(xué)，喻學(xué)惠，侯增謙，徐啟東，王海平，李紅，楊朝志.2003.滇西北中甸斑巖及斑巖銅礦.礦床地質(zhì)，22(4):393－400.

曾普勝，王海平，莫宣學(xué)，喻學(xué)惠，李文昌，李體剛，李紅，楊朝志.2004.中甸島弧帶構(gòu)造格架及斑巖銅礦前景.地球?qū)W報，25(5):535－540.

張蕾，李小紅，陳超英，舒朝濱.2006.X-射線熒光法在地質(zhì)樣品分析測試中的應(yīng)用.資源環(huán)境與工程，20(4):455－458.

張興春，冷成彪，楊朝志，王外全，秦朝建.2009.滇西北中甸春都斑巖銅礦含礦斑巖的鋯石SIMS U-Pb年齡及地質(zhì)意義.礦物學(xué)報，29(增刊):359－360.

Hedenquist J W and Lowenstern J B.1994.The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits.Nature，370(18):519－527.

Hermann J，Rubatto D and Korsakov A.2001.Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous，deeply subducted continental crust.Contributions to Mineralogy and Petrology，141(1):66 －82.

Hoskin P W O and Ireland T R.2000.Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator.Geology，28(7):627 －630.

Mungall J E.2002.Roasting the mantle:Slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits.Geology，30(10):915－918.

Liang H Y，Campbell I H，Allen C，Sun W D，Liu C Q，Yu H X，Xie Y W and Zhang Y Q.2006.Zircon Ce4+/Ce3+ratios and ages for Yulong ore-bearing porphyries in eastern Tibet.Mineralium Deposita，41(2):152 －159.

Liang H Y，Sun W D，Su W C and Zartman R E.2009.Porphyry copper-gold mineralization at Yulong，China，promoted by decreasing redox potential during magnetite alteration.Economic Geology，104(4):587 －596.

Ludwig K R.1992.ISOPLOT:A plotting and Regression program for radiogenic-isotope data.US Geological Survey Open-File Report，91 －445:1 －47.

Qi L and Gregoire D C.2000.Determination of trace elements in twenty six Chinese geochemistry reference materials by inductively coupled plasma mass spectrometry.Geostandards News letter，24:51 －63.

Rubatto D.2001.Zircon trace element geochemistry:Partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism.Chemical Geology，184:123－138.

Rubatto D and Gebauer D.2000.Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by IOM Microprobe:Some examples from the western Alps//Pagel M，Barbin V，Blanc P and OhnenstetterD.Cathodoluminescence in Geoscience.Springer-Verlag Berlin Heidelberg， Germany， Springer-Verlag:373－400.

Rubatto D and Williams I S.2000.Imaging，trace element geochemistry and mineral inclusions:Linking U-Pb ages with metamorphic conditions.EOS，21:25.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.Geological Society，42:313 －345.

Sun W，Arculus R J，Kamenetsky V S and Binns R A.2004.Release of gold-bearing fluids in convergent margin magmas prompted by magnetite crystallization.Nature，431:975 －977.

Taylor S R and Mclennan S M.1985.The continental crust:Its composition and evolution.Blackwell Oxford，UK:1 －312.

Richards J P.2003.Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au)deposit formation.Economic Geology，98(8):1515－1533.

Yuan H L，Gao S and Liu X M.2004.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry.Geostandards and Geoanalytical Research，28:353－370.