李淼 孫祥＊＊ 鄭有業(yè)，2 郭峰

1.中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，地球科學與資源學院，北京 100083

2.中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，資源學院，武漢 430074

1 引言

斑巖型礦床作為世界上Cu、Mo 等金屬的主要來源，主要產出于島弧及陸緣弧環(huán)境(Sillitoe，1972，2010;Cook et al.，2005)，但近年來國內學者通過大量的研究提出陸陸碰撞造山帶也是斑巖礦床形成的重要環(huán)境(侯增謙等，2001)，亦有許多學者對該環(huán)境下形成的斑巖礦床的流體特征進行了大量研究(李諾等，2007，2009;楊永飛等，2009，2011;王運等，2009)。成礦流體的功能是萃取、溶解、搬運、沉淀和聚集成礦物質，溝通礦源場、運移場和儲礦場的媒介與紐帶(翟裕生，1999)。成礦流體的大量出溶對斑巖礦床的形成具有重大意義(Richards，2009)。斑巖礦床成礦流體特征可以通過各類脈體來研究。Meyer(1965)通過對美國Butte斑巖銅礦的研究首次提出了EDM 脈(即早期黑云母脈)是主成礦階段的產物。Gustafson and Hunt(1975)把智利EI Salvador 斑巖銅礦中的脈體依據時間從早到晚依次分為A、B、D 脈三種類型，早期的A 脈發(fā)育于巖漿未固結階段，因此脈體表現出不平直的特征;中期的B 脈的脈體常較平直，不發(fā)育蝕變暈，并且脈體中礦物常對稱分布;晚期的D 脈常平直且具有絹云母蝕變暈。Clark et al.(1995)又提出了M 脈(磁鐵礦脈)，并發(fā)現這類脈體形成早于A 脈。流體包裹體研究表明，斑巖礦床中這些脈體從早到晚包裹體的溫度和鹽度一般呈現明顯的降低趨勢(González-Partida and Levresse，2003;Hezarkhani，2006)，而礦質的沉淀可以通過流體的單一冷卻過程、流體相分離(包括沸騰)、流體混合作用等過程實現(Fan et al.，2003;Xu et al.，2008;Ni et al.，2008;Chen et al.，2009)。

岡底斯是我國重要的斑巖型銅礦帶，東段已發(fā)現一系列大型-超大型礦床，包括驅龍、甲瑪、沖江等礦床，國內外學者對其進行了很多工作，其中不乏有流體方面的研究(孟祥金等，2005;徐文藝等，2005;謝玉玲等，2006;羅茂澄等，2012;周云等，2012)。而西段由于研究程度較低目前僅發(fā)現朱諾一個大型斑巖銅礦。前人對朱諾礦床進行了一定的研究(康叢軒等，2010;曹軍等，2010;鄭有業(yè)等，2006，2007)，但是很少涉及成礦流體方面的研究。因此，本文擬開展朱諾礦床成礦流體研究，并與驅龍礦床對比，有助于查明岡底斯東西段斑巖礦床成礦過程異同。

2 朱諾礦床地質

朱諾銅礦地處世界三大斑巖成礦域之一特提斯-喜馬拉雅成礦域的岡底斯Cu、Mo、Pb、Zn、Au、Fe 成礦帶(圖1)，大地構造位置處于岡底斯-念青唐古拉板片次級構造單元岡底斯陸緣火山-巖漿弧西段(潘桂棠等，2006)。岡底斯弧發(fā)育大規(guī)模的中酸性侵入巖及火山巖，主要為侏羅紀-白堊紀與新特提斯洋俯沖有關的岡底斯巖基及葉巴組、桑日群火山-沉積地層(Ji et al.，2009;Zhu et al.，2009)、古新世-始新世與陸陸碰撞有關的林子宗群火山巖(Mo et al.，2008;Lee et al.，2012)及同時代侵入巖(Ji et al.，2009;Zheng et al.，2014)、以及漸新世-中新世與斑巖-矽卡巖型礦床密切相關的花崗質侵入巖(Hou et al.，2004;孫祥等，2013;Wu et al.，2014;徐凈等，2014)。朱諾礦床主要形成于陸內匯聚擠壓造山向造山后伸展走滑轉換的過渡階段(侯增謙等，2001;鄭有業(yè)等，2007)。

朱諾礦區(qū)出露的地層主要為林子宗群帕那組的一套英安質-流紋質火山熔巖(主要為流紋斑巖)。礦區(qū)內巖漿巖有斑狀黑云母二長花崗巖、二長花崗斑巖、花崗斑巖、石英斑巖以及少量煌斑巖脈(圖1)。朱諾銅礦體主要分布于二長花崗斑巖、斑狀黑云母二長花崗巖以及石英斑巖中，少部分在流紋斑巖中。礦石礦物主要為黃銅礦、輝鉬礦、黃鐵礦，次為斑銅礦;此外地表大量發(fā)育孔雀石、藍銅礦等表生氧化礦物。脈石礦物主要為石英、鉀長石、黑云母、絹云母、綠簾石、綠泥石等。礦石主要呈細脈浸染狀和團塊狀。礦區(qū)熱液蝕變類型包括鉀硅酸鹽化、青磐巖化、絹英巖化，鉀硅酸鹽化主要分布在二長花崗斑巖和斑狀黑云母二長花崗巖中，青磐巖化主要分布在流紋斑巖中，絹英巖化主要分布在二長花崗斑巖和石英斑巖中。

為了探討朱諾斑巖礦床成礦流體成分及演化特征，對朱諾礦區(qū)發(fā)育的不同特征的脈體進行了系統取樣和研究，所取樣品均來自鉆孔巖芯。按照Gustafson and Hunt(1975)的分類方法，本文根據礦物組合、切穿關系及蝕變特征，將朱諾礦區(qū)的脈體從早到晚分為成礦早期的A 脈、轉換階段的B 脈以及成礦晚期的D 脈，這些脈體具體特征見表1 和圖2。

(1)成礦早期的A 脈。此類脈體呈不規(guī)則狀及板狀產出，通常延伸不遠。包括以下4 種類型脈體:發(fā)育鉀長石蝕變暈的石英脈(圖2a)、石英-鉀長石± 硬石膏± 黃銅礦脈(圖2b，c)、石英-黃銅礦±黑云母±輝鉬礦脈(圖2d，e)、黑云母-石英-鉀長石-黃鐵礦脈(圖2e)。A 脈的形成主要與鉀硅酸鹽化有關，鉀長石為脈體蝕變暈或者本身為脈體的一部分;石英多為粒狀，不對稱，無礦化或有較弱的銅礦化。A 脈的四種類型脈體也有相對的早晚關系，如石英-黃銅礦-黑云母脈切割了石英-鉀長石脈(圖2e)，說明前者要晚于后者，即黑云母化可能比鉀長石化晚。A 脈階段包裹體測溫樣品主要來自鉆孔005、702、802、804、1502、1503 和1511。

表1 朱諾銅礦主要脈體類型及特征Table 1 Major types and characteristics of veins in Zhunuo Cu deposit

圖1 朱諾礦床大地構造位置(a，據Yin and Harrison，2001 修改)及礦區(qū)地質簡圖(b)Fig.1 The tectonic position (a，modified after Yin and Harrison，2001)and geological sketch map of Zhunuo deposit

圖2 朱諾銅礦不同時期的脈體特征(a-e)為A 脈:(a)二長花崗斑巖中的無礦石英脈，發(fā)育鉀長石暈;(b)石英-鉀長石脈，鉀長石呈團塊狀-不規(guī)則狀出現;(c)石英-鉀長石-硬石膏脈;(d)二長花崗斑巖中的石英-黃銅礦脈，脈體呈不規(guī)則狀產出;(e)黑云母二長花崗巖中發(fā)育的較早的石英-黃銅礦-黑云母A 脈被較晚的石英-黃銅礦B 脈及黑云母-鉀長石-石英-黃鐵礦A 脈切割，說明黑云母化要早于鉀長石化;(f-i)為B 脈:(f)石英-輝鉬礦脈，輝鉬礦沿脈體兩側對稱發(fā)育;(g)石英-黃鐵礦脈切割了石英-輝鉬礦脈;(h)石英-黃銅礦脈，黃銅礦在脈體中心發(fā)育，石英為顆粒狀，在脈體兩側對稱發(fā)育;(i)石英-黃銅礦脈，黃銅礦在脈體兩壁對稱發(fā)育;(j-l)為D 脈:(j)黃鐵礦脈，發(fā)育特征的絹云母+綠泥石蝕變暈;(k)石英-黃鐵礦脈，黃鐵礦含量較多，具有石英未發(fā)育完全的晶洞;(l)石英-黃鐵-輝鉬礦脈，發(fā)育明顯的絹云母蝕變暈，代表了長石的分解蝕變.Ksp-鉀長石;Q-石英;Anhy-硬石膏;Bt-黑云母;Py-黃鐵礦;Mol-輝鉬礦;Cpy-黃銅礦;Ser-絹云母;Chl-綠泥石Fig.2 The veins of different stages in Zhunuo Cu deposit(a-e)are A veins:(a)Q vein in monzonitic granite porphyry with feldspar halo;(b)Q-Ksp vein，in which feldspar appears irregular-mass shape;(c)Q-Ksp-Anh vein;(d)Q-Cpy vein in monzonitic granite porphyry with irregular shape;(e)Q-Cpy-Bt vein and Bt-Ksp-Q-Py vein cuts the later Q-Cpy vein that indicated that biotitization was later than feldspathization.(f-i)are B veins:(f)Q-Mol vein with molybdenite on both sides;(g)QPy vein cutted Q-Mol vein;(h)Q-cpy vein with granulated quartz on both sides and the pyrite grows in the center of the vein;(i)Q-Cpy vein with chalcopyrite on both sides.(j-l)are D veins:(j)Py vein with Ser-Chl halo;(k)Q-Py vein with a mass of pyrite;the quartz has geode;(l)Q-Py-Mol vein with Ser halo which stands for feldspar decomposition alteration.Ksp-potash feldspar;Q-quartz;Anhy-anhydrite;Bt-biotite;Py-pyrite;Molmolybdenite;Cpy-chalcopyrite;Ser-sericite;Chl-chlorite

(2)轉換階段的B 脈。此類脈體通常平直，不發(fā)育蝕變暈，硫化物在脈體中對稱發(fā)育。主要包括3 種類型脈體，分別為:石英-輝鉬礦脈(圖2f，g)、石英-黃鐵礦脈(圖2g)、石英-黃銅±輝鉬礦±黃鐵礦脈(圖2h，i)。石英-輝鉬礦脈和石英-黃鐵礦脈呈連續(xù)板狀產出，硫化物呈線狀對稱分布與脈體兩壁，脈體一般不發(fā)育蝕變暈。石英-黃銅±輝鉬礦±黃鐵礦脈中黃鐵礦呈線狀分布于脈體中心，石英在其兩側對稱發(fā)育，這明顯不同于A 脈中石英-黃銅礦-黑云母脈，后者通常含有黑云母，且脈體較不規(guī)則。此外，石英-黃銅礦B 脈常切割了石英-黃銅礦-黑云母A 脈(圖2e)。石英-黃鐵礦B 脈(黃鐵礦沿脈體中心線分布)切割了石英-輝鉬礦B 脈(輝鉬礦沿脈體中心線分布)，說明前者晚于后者(圖2g)。B 脈階段包裹體測溫樣品主要來自鉆孔702、706、802、1502 和1503。

(3)成礦晚期的D 脈。此類脈體常平直，發(fā)育有長石分解蝕變暈。主要包括2 種類型脈體，即黃鐵礦脈(圖2j)和石英-黃鐵±輝鉬±黃銅礦脈(圖2k，l)。黃鐵礦脈多具有絹云母和綠泥石蝕變暈，石英、黃鐵礦常呈自形生長，顆粒較大。石英-黃鐵±輝鉬±黃銅礦脈常常發(fā)育較窄的絹云母暈，其與石英-黃鐵礦B 脈的區(qū)別在于后者基本未見絹云母暈。D 脈階段包裹體測溫樣品主要來自鉆孔005、802、804、806 和1503。

3 流體包裹體研究

3.1 分析測試方法

開展包裹體研究的樣品均來自鉆孔巖芯。首先把樣品磨制成雙面拋光、厚0.2～0.3mm 的包裹體片，通過光學顯微鏡觀察，確定主礦物特征和原生包裹體的大小、形態(tài)、分布、類型、共生組合及充填度，照相、定位后再進行熱力學研究，挑選有代表性的包裹體進行顯微測溫和激光拉曼成分測定。

流體包裹體顯微測溫在北京核工業(yè)地質研究院分析測試中心進行，所用儀器為英國產LinkamTHMS600 型冷熱兩用臺(測溫范圍:-195～600℃)，儀器精度±0.1℃。一般氣液兩相包裹體，可測定其冰點溫度(Tm，ice)和包裹體完全均一溫度(Th);含子晶包裹體可測得子晶消失時的部分均一溫度和包裹體完全均一溫度;CO2三相包裹體可測得CO2部分均一溫度(ThCO2)CO2籠合物融化溫度(Tm，cla)及完全均一溫度等。包裹體鹽度:氣液兩相水溶液包裹體的鹽度(%NaCleqv)利用Potter et al.(1978)公式求出，含子礦物包裹體的鹽度用Bischoff(1991)公式算得，含CO2三相包裹體鹽度用Collins(1979)公式算得。

在進行包裹體顯微測溫的同時，對包裹體進行了拉曼探針分析。拉曼探針實驗在北京核工業(yè)地質研究院分析測試中心進行，實驗采用LABHR-VIS LabRAM HR800 研究級顯微激光拉曼光譜儀對包裹體進行了氣相成分的測定，實驗條件:溫度25℃，濕度50%，采用Yag 晶體倍頻固體激光器(532nm)，掃描范圍100～4200(cm-1)。

3.2 流體包裹體巖相學特征

流體包裹體巖相學研究表明，朱諾礦床各種類型的脈體中包裹體非常發(fā)育(圖3、圖4)。根據流體包裹體室溫下相態(tài)特征及均一狀態(tài)，可將各個期次的包裹體分為如下四類:①富液相氣液兩相水溶液包裹體(LV)(圖4a-c):該類包裹體含氣液兩相，氣相充填度一般小于50%，形態(tài)多為橢圓形、不規(guī)則形以及負晶形;激光拉曼測試顯示氣相成分主要為H2O 和少量CO2(圖3a-c)，CO2在降溫過程中未變?yōu)槿?液相成分主要為水。包裹體均一至液相，常成群分布，也有部分沿微小斷裂分布，屬于次生包裹體，這部分包裹體未做測試。該類包裹體在A 脈、B 脈和D 脈中均有發(fā)育，且總體數量較多，另有少量孤立分布。②富氣相氣液兩相水溶液包裹體(VL)(圖4d，e):該類包裹體含氣液兩相，氣相充填度一般大于50%，氣泡多為橢圓形，在整個包裹體中占有很大的空間;氣相成分主要為CO2(圖3d)，CO2在降溫過程中未變?yōu)槿?液相成分主要為水。包裹體均一到氣相，常成群分布。該類型包裹體主要存在于A 脈和B 脈中，數量較少。③含子礦物三相包裹體(LVH)(圖4f，g):由液相、氣相和子礦物相組成，氣相成分主要為H2O 和少量CO2，CO2在降溫過程中未變?yōu)槿?液相成分主要為水，子晶多為立方體透明礦物(圖4f，g)，可能為NaCl。加熱時均一方式不盡相同，部分為子晶先消失，部分為氣泡先消失，最后都均一為液相。該類型包裹體主要發(fā)育在A 脈和B 脈中，D 脈中未見。④富CO2三相包裹體(C)(圖4h，i):由液相的H2O、液相的CO2以及氣相的CO2組成，該類包裹體在加溫過程中，兩相的CO2先部分均一，然后CO2與H2O 完全均一;常在A 脈中發(fā)育。該類包裹體在朱諾礦床中發(fā)現極少(僅見2 個)。

3.3 包裹體溫度及鹽度

A 脈:包裹體共發(fā)育LV、VL、LVH 和C 型包裹體(表2)。LV 包裹體均一溫度在223～592℃之間。該類包裹體由于不含石鹽子晶，因此普遍鹽度不高(＜23%)，鹽度為3.4%～22.1% NaCleqv。VL 包裹體均一溫度范圍為277～572℃;鹽度為2.9%～20.8% NaCleqv。LVH 包裹體均一溫度為225～550℃;鹽度為29.3%～55.8% NaCleqv。C 類包裹體僅見兩個，完全均一溫度為234～343℃，鹽度均為10.5%NaCleqv。統計結果顯示，A 脈中包裹體溫度峰值集中在250～550℃之間，可能由于受晚期流體疊加改造，在250～300℃之間頻次較高，而其實際的溫度范圍應該在350～550℃之間;鹽度集中于5%～25% NaCleqv 和30%～55% NaCleqv二個峰值(圖5)。

B 脈:發(fā)育LV、VL、和LVH 三種類型的包裹體。LV 包裹體均一溫度為221～488℃;鹽度為3.7%～22.1%NaCleqv。VL 包裹體均一溫度為316～548℃;鹽度為6.9%～10.1% NaCleqv。LVH 包裹體均一溫度216～465℃;鹽度為30.5%～55.8% NaCleqv。直方圖顯示B 脈均一溫度峰值在250～350℃之間;鹽度集中于5%～20% NaCleqv 和30%～40% NaCleqv 兩部分。在B 脈中不同種類的包裹體共存(圖4j，k)，從圖6 中可以看出，B 脈中發(fā)育的三種包裹體(LV、VL、LVH);均一溫度相似(集中于250～350℃)，而鹽度變化范圍大(3.7% NaCleqv～55.8% NaCleqv)，顯示沸騰流體包裹體特征(Roedder，1984;盧煥章等，2004;胡芳芳等，2008)，說明在成礦流體演化過程中發(fā)生了強烈的流體相分離作用。

表2 朱諾銅礦包裹體顯微測溫數據Table 2 Micro thermometry result of fluid inclusions in Zhunuo Cu deposit

圖3 包裹體成分的拉曼分析譜圖(a)石英脈中的LV 包裹體中氣相H2O 與CO2譜線;(b)石英脈中的LV 包裹體中H2O、CO2和N2譜線;(c)石英-鉀長石脈中LV 包裹體中的CO2譜線;(d)石英輝鉬礦脈中VL 包裹體中的CO2譜線Fig.3 Rama spectrum of aqueous and vapor phase of fluid inclusions(a)H2O and CO2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q vein;(b)H2O，CO2 and N2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q vein;(c)CO2 spectrum of the LV type fluid inclusion in Q-Ksp vein;(d)CO2 spectrum of the VL fluid inclusion in Q-Mol vein

D 脈:主要發(fā)育LV 相包裹體，VL 和LVH 均未見到。D脈中包裹體由于未受到更晚期的流體影響，因此其溫度應該更接近于真實捕獲溫度。LV 包裹體均一溫度185～392℃;鹽度為2.4%～9.7% NaCleqv。直方圖顯示D 脈均一溫度峰值為250～300℃，呈明顯正態(tài)分布;鹽度峰值為2%～10% NaCleqv。

3.4 成礦壓力及深度

由于測試結果以VL 和LV 包裹體居多，壓力估算時參考了NaCl-H2O 體系實驗數據(Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985;Bouzari and Clark，2006;Driesner and Heinrich，2007;Luo et al.，2014)，結果見圖7。

圖4 朱諾斑巖礦床不同階段流體包裹體顯微照片(a-c)D 脈中的LV 型包裹體;(d)A 脈中的VL 型包裹體;(e)B 脈中的VL 型包裹體;(f)A 脈中的LVH 型包裹體，子晶為石鹽;(g)B 脈中的LVH 型包裹體;(h-i)A 脈中的C 型包裹體;(j-k)B 脈中不同種類的包裹體組合.C-富CO2三相包裹體;VL-富氣相包裹體;LV-富液相包裹體;LVH-含子礦物三相包裹體;LH2O-液相水;VH2O-氣相水;LCO2-液相二氧化碳;VCO2-氣相二氧化碳;Halite-石鹽Fig.4 Micrographs of different stage inclusions of Zhunuo porphyry deposit(a-c)LV inclusions of D vein.LH2O-liquid water;(d)VL inclusions of A vein;(e)VL inclusions of B vein;(f)LVH inclusions of a vein，daughter mineral is halite;(g)LVH inclusions of B vein;(h-i)C type inclusions of A vein;(j-k)different types of fluid inclusions in B veins.C，CO2-rich three phase fluid inclusions;VL，vapor-rich fluid inclusions;LV，liquid-rich fluid inclusions;LVH，three phase fluid inclusions with daughter minerals;VH2O，vapor phase water;LCO2，liquid phase CO2;VCO2，vapor phase CO2;Halite，NaCl/KCl

A 脈中大量VL 包裹體處于液相區(qū)，說明這些包裹體的溫度被低估或鹽度被高估。如果是鹽度被高估，將其還原到氣相區(qū)，則其對應的最高溫度為550℃;如果是溫度被低估，將其還原到氣相區(qū)后最高溫度為600℃。因為均一溫度為最低捕獲溫度，因此測試結果中較高的溫度值更能代表真實捕獲溫度。若取A 脈中溫度較高的值(550～600℃)作為A 脈包裹體的真實捕獲溫度，那么其對應的壓力應該為80 ±10MPa，采用27MPa/km 的靜巖壓力，那么其對應深度為2.9±0.4km。

圖5 朱諾礦床不同階段均一溫度及鹽度直方圖Fig.5 The temperature and salinity of different stage inclusions in Zhunuo deposit

圖6 朱諾礦床不同類型包裹體溫度-鹽度圖Fig.6 The temperature-salinity figure of different type inclusions in Zhunuo deposit

B 脈中也有部分VL 包裹體位于液相區(qū)，但其鹽度分布較集中而溫度范圍較大，說明其鹽度被高估的可能性較小，更大可能是溫度被低估，那么取其最較高的溫度500～550℃，對應壓力為70 ±10MPa，采用27MPa/km 的靜巖壓力，深度為2.7 ±0.4km。

由于D 脈中僅發(fā)育LV 相包裹體，因此D 脈以LV 相包裹體為對象進行估算。如果取他們的較大值作為捕獲溫度，即350～400℃，則其捕獲壓力23 ±6MPa，在D 脈時期，因流體通常處于靜水壓力(Gustafson and Hunt，1975;Hanson，1995，1996)，故按靜水壓力計算(10MPa/km)，則其對應深度為2.3 ±0.6km。

圖7 朱諾包裹體鹽度-壓力體系相圖(據Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985)Fig.7 Salinity-Pressure figure of inclusions in Zhunuo deposit (modified after Sourirajan and Kennedy，1962;Bodnar et al.，1985)

4 討論

4.1 成礦流體特征及演化

流體包裹體研究表明，在成礦早期，A 脈中出現的LV、VL、LVH 及C 型包裹體表明初始成礦流體為H2O-CO2-NaCl體系。流體包裹體均一溫度集中于350～550℃，而C 型和LV、VL 型包裹體鹽度在5%～25% NaCleqv，LVH 型包裹體鹽度較高(29.3%～55.8% NaCleqv)，同時LVH 包裹體既有子晶先于氣泡消失的樣品，又有子晶晚于氣泡消失的樣品，而其中子晶晚于氣泡消失的樣品應該是非均勻捕獲的結果(Bodnar，1994;Becker et al.，2008)，不能代表真實的流體鹽度，但是子晶先于氣泡消失的樣品則可以證明早期流體具有高鹽度的特征。以上特征說明早期流體具有斑巖礦床普遍表現的高溫、高鹽度的特征(González and Levresse，2003;Cooke et al.，2005;Bouzari and Clark，2006;Nateghi and Hezarkhani，2013;Wang et al.，2014)。而CO2三相包裹體的發(fā)育則說明早期流體還具有富CO2的特征。隨著溫度降低，這種高溫、富CO2、高堿金屬離子的初始巖漿-流體系統與圍巖進行水巖反應，導致黑云母、鉀長石和石英等造巖礦物的形成(胡受奚等，2002)，通常表現為A 脈階段的各種蝕變礦物(如黑云母、鉀長石等)。由于此階段巖漿尚未完全固結，因此形成的A 類脈體常不規(guī)則，延伸不遠。

A 脈階段的水巖反應不僅消耗了流體的熱量和溶質，而且導致了流體溫度和鹽度的降低。B 脈階段的溫度集中于250～350℃，明顯低于A 脈(350～550℃)，且B 脈階段包裹體的鹽度的峰值(5%～20% NaCleqv 和30%～40%NaCleqv)低于A 脈階段(5%～25% NaCleqv 和30%～55%NaCleqv)的包裹體。A 脈階段的水巖反映消耗了大量的Na+和OH-，使H+活度增加，導致2H++ CO32-→H2O +CO2↑平衡右移，流體中CO2大量逃逸;SiO32-或SiO2的消耗導致流體粘度降低，滲透能力增強;而流體與圍巖中Fe 的反應(Heinrich，2005)降低了流體的氧逸度，導致Mo6+→Mo4+，SO42-→S2-。上述流體性質的一系列變化勢必導致早階段水巖反應之后，發(fā)生了流體沸騰、CO2逸失和大量硫化物沉淀等現象(胡受奚等，2002;Heinrich，2005;楊永飛等，2011)。該階段斑巖基本固結，所以B 脈通常由于高壓致裂，形成平直的、無蝕變暈的脈體。

進入晚階段(D 脈階段)，斑巖系統裂隙大量發(fā)育，地下水與巖漿熱液進行對流(Norton and Knight，1977)，巖漿熱液能量進一步消耗，流體變?yōu)镹aCl-H2O 體系，溫度和鹽度進一步降低。D 脈階段僅發(fā)育LV 包裹體，溫度集中于250～300℃，鹽度也降低至2%～10% NaCleqv，且不發(fā)育含子礦物包裹體，表明巖漿熱液系統已逐漸被大氣降水熱液所替代。該階段脈體發(fā)育規(guī)模也有所減少。

4.2 成礦物質沉淀機制

斑巖礦床中金屬特別是Cu 的沉淀機制，前人開展了詳細的實驗研究工作，研究表明，成礦過程中的諸多因素，如溫度降低、壓力降低、pH 增加、氧逸度增加均可促進Cu 的沉淀，其中溫度降低可能是金屬沉淀的最重要機制(Hezarkhani et al.，1999;Ulrich et al.，2001;Redmond et al.，2004;Landtwing et al.，2005;盧煥章，2011)。

斑巖礦床的一個普遍特征是具有廣泛而強烈的圍巖蝕變，圍巖蝕變的本質就是流體與巖的化學反應，即通常所說的水巖反應，水巖反應的結果勢必改變流體的化學成分，流體化學成分的改變則可能增強成礦元素的溶解度而使他們從圍巖中萃取出來(Skinner，1979;盧煥章等，2004;盧煥章，2011)。A 脈中十分發(fā)育的各類蝕變暈則是水巖反映最直接的證據。而對成礦有利的水巖反應有:①氫離子交代作用，主要是長石及不含水的鎂鐵礦物的水化作用(形成云母和黏土礦物等)，這種水巖反應導致流體pH 值升高及氯的絡合物的穩(wěn)定性降低，有利于礦物沉淀;②圍巖中還原硫加入流體而使硫化物沉淀;③流體與圍巖的氧化還原反應使流體中成礦元素的價態(tài)發(fā)生變化而沉淀(Skinner，1979)。斑巖型礦床圍巖蝕變絕大部分屬于水化反應，是有利于礦物沉淀的。A 脈階段大量的黑云母蝕變?yōu)槠涮峁┝撕芎玫淖糇C。A 脈階段主要是水巖反映，尤其是水化反應為礦質沉淀提供了有利條件。

研究表明，不混溶可以破壞成礦流體的相平衡，相態(tài)變化導致溶液中金屬絡合物發(fā)生分解并沉淀出金屬礦物，是礦質沉淀的重要機制(Roedder，1984;Reed and Palandri，2006;Klemm et al.，2008)。不混熔分離(或沸騰作用)即原始均勻的流體，在地質演化過程中由于多種原因，導致原始均勻流體發(fā)生不混溶分離，分成物理或化學性質不一致的兩個相(盧煥章等，2004)。在B 脈包裹體研究過程中，發(fā)現有明顯指示流體沸騰(即不混熔作用)的現象，列舉如下:①在同一視域下發(fā)育了充填度相差很大(LV 和VL)的一群原生包裹體(圖4j，k);②而在B 脈階段這些不同類型的包裹體具有相似的均一溫度，但鹽度變化較大(圖5);③具有相似均一溫度的LV 相包裹體和VL 相包裹體分別均一至液相和氣相。以上均說明在B 脈階段由于壓力降低發(fā)生了不混熔流體的相分離，從而導致CO2等揮發(fā)分的逸出，而這些揮發(fā)分的逸出能有效升高流體的pH 值，降低礦物溶解度，促使礦物沉淀(Drummond and Ohmoto，1985;張德會，1997;盧煥章，2011)。

D 脈階段均一溫度為185～392℃，與B 脈的均一溫度(216～548℃)相比，有一個較明顯的降溫過程(表2)，而這一過程可能是由于巖漿流體與地下水的混合所引起的，而二者混合除了引起溫度降低，還可導致鹽度降低、pH 升高(盧煥章等，2004;盧煥章，2011)，從而促進礦物沉淀?？偟膩碚f，溫度降低、壓力減小以及pH 值的增加是影響朱諾礦床銅元素沉淀的主要因素。

4.3 與驅龍斑巖銅礦的對比

岡底斯斑巖銅礦帶東西段成礦條件及成礦作用特征是否存在差異一致是大家關注的熱點問題。為此，本文開展了朱諾和驅龍兩個礦床脈體類型及流體特征方面的對比。驅龍礦床A 脈階段發(fā)現大量硬石膏(硫化物的脈體組合，此外還有巖漿型硬石膏發(fā)育(楊志明和侯增謙，2009)，這些都表明驅龍含礦巖漿及早期成礦流體具有高氧逸度特征;而朱諾礦床A 脈中僅僅見少量的的硬石膏發(fā)言，表明朱諾礦床成礦巖漿及相應的初始流體氧逸度相對較低(Jugo，2009)。在B脈階段，驅龍發(fā)育有石英+硬石膏及石英+綠簾石組合，但是在朱諾未見含硬石膏的脈體。驅龍A 脈到B 脈階段，硬石膏沉淀一方面導致氣相中S 含量下降使得Cu 在氣相中溶解度降低，另一方面促進了SO2水解反應的進行，使H2S 含量增加，從而導致黃銅礦等含Cu 硫化物的沉淀(楊志明和侯增謙，2009)。而朱諾A 脈及B 脈階段礦物沉淀主要是水巖反應及流體不混溶引起的一系列物理化學條件的變化所導致的礦物沉淀。但在D 脈階段，驅龍和朱諾的礦物沉淀因素均以溫度降低為主導。

朱諾與驅龍均發(fā)育VL、LV 及LVH 三種包裹體類型，朱諾礦床發(fā)育少量CO2三相包裹體。鄭有業(yè)等(2006)通過包裹體群體成分分析得出驅龍流體富含氣相CO2，但CO2含量還不足以形成CO2三相包裹體，同時在驅龍的包裹體也的確未發(fā)現CO2三相包裹體(鄭有業(yè)等，2006;楊志明和侯增謙，2009)，說明驅龍礦床流體中的CO2總體含量比朱諾低。前人對于碰撞造山及造山后伸展階段背景下形成的斑巖礦床的流體包裹體研究顯示，流體除具有高溫高鹽度的特征外，一般還具有富CO2(不一定形成CO2三相包裹體)的特征(李諾等，2007;李諾等，2009;王運等，2009;楊永飛等，2011)。朱諾A 脈(223～592℃)、B 脈(216～548℃)、D 脈(185～392℃)的包裹體均一溫度與驅龍A 脈(280～565℃)、B 脈(270～575℃)、D 脈(282～395℃)近似。朱諾A 脈(2.9%～55.8% NaCleqv)和B 脈(3.7%～55.8%NaCleqv)的包裹體鹽度較驅龍A 脈(2.6%～49.2%NaCleqv)和B 脈(5.3%～44.4% NaCleqv)略高，朱諾D 脈階段鹽度(2.4%～9.7% NaCleqv)與驅龍的(3.4%～7.9%NaCleqv)相似?？傮w來看朱諾的成礦溫度和鹽度與驅龍的相似。成礦深度方面，在A 脈階段，朱諾估算深度為2.9 ±0.4km，而驅龍A 脈階段古深度為3.6 ±0.8km;而朱諾B 脈階段古深度估算結果與A 脈近似，而驅龍由于樣品原因未做估算(楊志明和侯增謙，2009);到D 脈階段朱諾古深度變?yōu)?.3 ±0.6km，而驅龍為3km?？傮w來看，朱諾的成礦深度比驅龍的略淺。岡底斯西段林子宗火山巖大面積出露，而東段出露較少，表明西段總體剝蝕程度相對東段低，在這種情況下，西段斑巖礦床形成深度較淺有利于礦床的發(fā)現，而東段礦床形成相對較深則有利于礦床的保存。

5 結論

(1)朱諾礦床共發(fā)育四種類型的包裹體:富液相氣液兩相水溶液包裹體(LV)、富氣相氣液兩相水溶液包裹體(VL)、含子晶多相包裹體(LVH)及CO2三相包裹體(C);其中LV 型包裹體在ABD 脈階段均有發(fā)育，而VL、LVH 在A 脈和B 脈階段發(fā)育，而C 型包裹體僅在A 脈階段見少量。從成礦早階段到晚階段，包裹體溫度和鹽度呈遞減趨勢。

(2)通過壓力估算，得到朱諾A 脈階段壓力大概為80 ±10MPa，采用27MPa/km 的靜巖壓力，其對應深度為2.9 ±0.4km;B 脈階段壓力為70 ± 10MPa，對應深度為2.7 ±0.4km;到D 脈階段，壓力為23 ±6MPa 左右，采用10MPa/km的靜水壓力進行深度估算，得到成礦晚期深度為2.3±0.6km。

(3)B 脈階段出現的明顯的流體沸騰所反映的壓力降低和流體相分離從另一方面促使了B 脈階段硫化物的沉淀;而D 脈階段，主要是流體混合引起的溫度降低、鹽度降低和pH值升高導致了硫化的物沉淀。

(4)朱諾礦床與驅龍礦床相比，后者廣泛發(fā)育硬石膏，預示驅龍礦床高氧逸度巖漿和流體特征，而朱諾礦床相對較低，二者在包裹體類型及溫度鹽度方面大致相似，但朱諾的成礦深度比驅龍的略淺，考慮到岡底斯西段總體剝蝕程度相對東段低，這有利于西段礦床的發(fā)現。

Becker SP，Fall A and Bodnar RJ.2008.Synthetic fluid inclusions.XVII.PVTX properties of high salinity H2O-NaCl solutions(＞30wt% NaCl):Application to fluid inclusions that homogenize by halite disappearance from porphyry copper and other hydrothermal ore deposits.Economic Geology，103(3):539-554

Bischoff JL.1991.Densities of liquids and vapors in boiling NaCl-H2O solutions:A PVTX summary from 300° to 500°.American Journal of Science，291(4):309-338

Bodnar RJ，Burnham CW and Sterner SM.1985.Synthetic fluid inclusions in natural quartz.III.Determination of phase equilibrium properties in the system H2O-NaCI to 1000℃ and 1500 bars.Geochimica et Cosmochimica Acta，49(9):1861-1873

Bodnar RJ.1993.Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions.Geochimica et Cosmochimica Acta，57(3):683-684

Bodnar RJ.1994.Synthetic fluid inclusions:XII.The system H2ONaCl.Experimental determination of the halite liquidus and isochores for a 40wt% NaCl solution.Geochimica et Cosmochimica Acta，58(3):1053-1063

Bouzari F and Clark AH.2006.Prograde evolution and geothermal affinities of a major porphyry copper deposit:The Cerro Colorado hypogene protore，I Región，Northern Chile.Economic Geology，101(1):95-134

Cao J，Li DW，Xiao DY，Guo JC and Ci Q.2010.Miocene intraplate Thermo-upwelling extension of Zhunuo porphyry copper deposits in Gangdese.Geological Science and Technology Information，29(1):66-73 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ，Pirajno F，Li N，Guo DS and 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

Clark MB，Brantley SL and Fisher DM.1995.Power-law vein-thickness distributions and positive feedback in vein growth.Geology，23(11):975-978

Collins PLF.1979.Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and the use of freezing data for estimation of salinity.Economic Geology，74(6):1434-1444

Cooke DR，Hollings P and Walshe JL.2005.Giant porphyry deposits:Characteristics， distribution， and tectonic controls.Economic Geology，100(5):801-818

Driesner T and Heinrich CA.2007.The system H2O-NaCl.Part I:Correlation formulae for phase relations in temperature-Ppressurecomposition space from 0 to 1000 degrees C，0 to 5000 bar，and 0 to 1 X-NaCl.Geochimica et Cosmochimica Acta，71 (20):4880-4901

Drummond SE and Ohmoto H.1985.Chemical evolution and mineral deposition in boiling hydrothermal systems.Economic Geology，80(1):126-147

Fan HR，Zhai MG，Xie YH and Yang JH.2003.Ore-forming fluids associated with granite-hosted gold mineralization at the Sanshandao deposit，Jiaodong gold province，China.Mineralium Deposita，38(6):739-750

González-Partida E and Levresse G.2003.Fluid inclusion evolution at the La Verde porphyry copper deposit，Michocan，Mexico.Journal of Geochemical Exploration，78(1):623-626

Gustafson LB and Hunt JP.1975.The porphyry copper deposit at El Salvador，Chile.Economic Geology，70(5):857-912

Hanson RB.1995.The hydrodynamics of contact metamorphism.Geological Society of America Bulletin，107(5):595-611

Hanson RB.1996.Hydrodynamics of magmatic and meteoric fluids in the vicinity of granitic intrusions.Geological Society of America Special Papers，315:251-259

Heinrich CA.2005.The physical and chemical evolution of low-salinity magmatic fluids at the porphyry to epithermal transition: A thermodynamic study.Mineralium Deposita，39(8):864-889

Hezarkhani 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

Hezarkhani A.2006.Mineralogy and fluid inclusion investigations in the Reagan porphyry system，Iran，the path to an uneconomic porphyry copper deposit.Journal of Asian Earth Sciences，27(5):598-612 Hou ZQ，Qu XM，Hung W and Gao YF.2001.Gangdise porphyry copper metallogenic belt:The possible second“Yulong”copper belt.Geology in China，28(10):27-30 (in Chinese with English abstract)

Hou ZQ，Gao YF，Qu XM，Rui ZY and Mo XX.2004.Origin of adakitic intrusives generated during Mid-Miocene east-west extension in southern Tibet.Earth and Planetary Science Letters，220(1-2):139-155

Hu FF，Fan HR，Yu H，Liu ZH，Song LF and Jin CW.2008.Fluid inclusions in the Sanjia lode gold deposit，Jiaodong Peninsula of eastern China.Acta Petrologica Sinica，24(9):2037-2044 (in Chinese with English abstract)

Hu SX，Zhao YY，Sun JG，Ling HF，Ye Y，Lu B，Ji HZ，Xu B，Liu HY and Fang CQ.2002.Fluids and their sources for gold mineralization in the north China platform.Journal of Nanjing University (Natural Sciences)，38(3):381-391 (in Chinese with English abstract)

Ji WQ，Wu FY，Chung SL，Li JX and Liu CZ.2009.Zircon U-Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese Batholith，Southern Tibet.Chemical Geology，262(3-4):229-245

Jugo PJ.2009.Sulfur content at sulfide saturation in oxidized magmas.Geology，37(5):415-418

Kang CX，Xiao YF，Hu T，Zhao ZQ and Zhang L.2010.The indicator for Zhunuo copper deposit，in the middle Gangdese metallogenic belt，Tibet.Mineral Deposits，29 (Suppl.1):201- 202 (in Chinese)

Klemm LM，Pettke T and Heinrich CA.2008.Fluid and source magma evolution of the Questa porphyry Mo deposit，New Mexico，USA.Mineralium Deposita，43(5):533-552

Landtwing MR，Pettke T，Halter WE，Heinrich CA，Redmond PB，Einaudi MT and Kunze K.2005.Copper deposition during quartz dissolution by cooling magmatic-hydrothermal fluids:The Bingham porphyry.Earth and Planetary Science Letters，235(1-2):229-243

Lee HY，Chung SL，Ji JQ，Qian Q，Gallet S，Lo CH，Lee TY and Zhang Q.2012.Geochemical and Sr-Nd isotopic constraints on the genesis of the Cenozoic Linzizong volcanic successions，southern Tibet.Journal of Asian Earth Sciences，53:96-114

Li N，Chen YJ，Lai Y and Li WB.2007.Fluid inclusion study of the Wunugetushan porphyry Cu-Mo deposit，Inner Mongolia.Acta Petrologica Sinica，23(9):2177-2188 (in Chinese with English abstract)

Li N，Chen YJ，Ni ZY and Hu HZ.2009.Characteristics of ore-forming fluids of the Yuchiling porphyry Mo deposit，Songxian County，Henan Province，and its geological significance.Acta Petrologica Sinica，25(10):2509-2522 (in Chinese with English abstract)

Lu HZ，Fan HR，Ni P，Ou GX，Shen K and Zhang WH.2004.Fluid Inclusion.Beijing:Science Press，168-169 (in Chinese)

Lu HZ.2011.Fluid in the Earth.Beijing:Higher Education Press，329-330 (in Chinese)

Luo G，Zhang ZY，Du YS，Pang ZS，Zhang YW and Jiang YW.2014.Origin and evolution of ore-forming fluids in the Hemushan magnetite-apatite deposit，Anhui Province，eastern China，and their metallogenic significance.Journal of Asian Earth Sciences，doi:10.1016/j.jseaes.2014.08.018 Luo MC，Mao JW，Wang LQ，Leng QF and Chen W.2012.Fluid inclusion evidence for magmatic-hydrothermal evolution in the bangpu porphyry molybdenum-copper deposit， Tibet.Acta Geoscientica Sinica，33(4):471-484(in Chinese with English abstract)

Meng XJ，Hou ZQ and Li ZQ.2005.Fluid inclusions and ore-forming processes of three porphyry copper deposits in Gangdese belt，Tibet.Mineral Deposits，24(4):398- 408 (in Chinese with English abstract)

Meyer C.1965.An early Potassic type of wall rock alteration at Butte，Montana.American Mineralogist，50:1717-1722

Mo XX，Niu YL，Dong GC，Zhao ZD，Hou ZQ，Zhou S and Ke S.2008.Contribution of syncollisional felsic magmatism to continental crust growth:A case study of the Paleogene Linzizong volcanic succession in southern Tibet.Chemical Geology，250(1-4):49-67

Nateghi A and Hezarkhani A.2013.Fluid inclusion evidence for hydrothermal fluid evolution in the Darreh-Zar porphyry copper deposit，Iran.Journal of Asian Earth Sciences，73:240-251

Ni P，Zhu X，Wang RC，Shen K，Zhang ZM，Qiu JS and Huang JP.2008.Constraining ultrahigh-pressure (UHP)metamorphism and titanium ore formation from an infrared microthermometric study of fluid inclusions in rutile from Donghai UHP eclogites，eastern China.Geological Society of America Bulletin，120(9-10):1296-1304

Norton D and Knight J.1977.Transport phenomena in hydrothermal systems:Cooling plutons.American Journal of Science，277(8):937-981

Pan GT，Mo XX，Hou ZQ，Zhu DC，Wang LQ，Li GM，Zhao ZD，Geng QR and Liao ZL.2006.Spatial-temporal framework of the Gangdese Orogenic Belt and its evolution.Acta Petrologica Sinica，22(3):521-533 (in Chinese with English abstract)

Potter RW，Clynne MA and Brown DL.1978.Freezing point depression of aqueous sodium chloride solutions.Economic Geology，73(2):284-285

Redmond PB，Einaudi MT，Inan EE，Landtwing MR and Heinrich CA.2004.Copper deposition by fluid cooling in intrusion-centered systems:New insights from the Bingham porphyry ore deposit，Utah.Geology，32(3):217-220

Reed MH and Palandri J.2006.Sulfide mineral precipitation from hydrothermal fluids.Reviews in Mineralogy and Geochemistry，61(1):609-631

Richards JP.2009.Postsubduction porphyry Cu-Au and epithermal Au deposits:Products of remelting of subduction-modified lithosphere.Geology，37:247-250

Roedder E.1984.Fluid inclusions.Reviews in Mineralogy，12:644

Sillitoe RH.1972.A plate tectonic model for the origin of porphyry copper deposits.Economic Geology，67(2):184-197

Sillitoe RH.2010.Porphyry copper systems.Economic Geology，105(1):3-41

Skinner BJ.1979.The many origins of hydrothermal mineral deposits.In:Barners HL (ed.).Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.New York:John ＆ Sons，1-12

Sourirajan S and Kennedy GC.1962.The system H2O-NaCl at elevated temperatures and pressures.American Journal of Science，260(2):115-141

Sun X，Zheng YY，Wu S，You ZM，Wu X，Li M，Zhou TC and Dong J.2013.Mineralization age and petrogenesis of associated intrusions in the Mingze-Chengba porphyry-skarn Mo-Cu deposit，Gangdese.Acta Petrologica Sinica，29(4):1392-1406 (in Chinese with English abstract)

Ulrich T，Gunthur D and Heinrich CA.2001.The evolution of a porphyry Cu-Au deposit，based on LA-ICP-MS analysis of fluid inclusions:Bajo de la Alumbrera，Argentina.Economic Geology，96(8):1743-1774

Wang P，Chen YJ，Fu B，Yang YF，Mi M and Li ZL.2014.Fluid inclusion and H-O-C isotope geochemistry of the Yaochong porphyry Mo deposit in Dabie Shan，China:A case study of porphyry systems in continental collision orogens.International Journal of Earth Sciences，103(3):777-797

Wang Y，Chen YJ，Ma HW and Xu YL.2009.Study on ore geology and fluid inclusions of the Tangjiaping Mo deposit，Shangcheng County，Henan Province.Acta Petrologica Sinica，25(2):468-480 (in Chinese with English abstract)

Wu S，Zheng YY，Sun X，Liu SA，Geng RR，You ZM，Ouyang HT，Lei D and Zhao ZY.2014.Origin of the Miocene porphyries and their mafic microgranular enclaves from Dabu porphyry Cu-Mo deposit，southern Tibet: Implications for magma mixing/mingling and mineralization.International Geology Review，56(5):571-595 Xie YL，Yi LS，Xu JH，Li GM，Yang ZM and Yin SP.2006.Characteristics of ore-forming fluids and their evolution for Chongjiang copper deposit in Gangdise porphyry copper belt，Tibet:Evidence from Fluid Inclusions.Acta Pertrologica Sinica，22(4):1023-1030 (in Chinese with English abstract)

Xu J，Zheng YY，Sun X，Jiang JS，Geng RR and Shen YH.2014.Mineralogical characteristics of Zhibula skarn-type Cu deposit in Tibet and their geological significance.Earth Science，39(6):654-670 (in Chinese with English abstract)

Xu JH，Ding RF，Xie YL，Zhong CH and Shan LH.2008.The source of hydrothermal fluids for the Sarekoubu gold deposit in the southern Altai，Xinjiang， China: Evidence from fluid inclusions and geochemistry.Journal of Asian Earth Sciences，32(2- 4):247-258

Xu WY，Qu XM，Hou ZQ，Chen WS，Yang ZS and Cui YH.2005.Fluid inclusion studies of the Xiongcun copper-gold deposit in central Gangdese，Tibet.Acta Petrologica et Mineralogica，24(4):301-310 (in Chinese with English abstract)

Yang YF，Li N and Ni ZY.2009.Fluid inclusion study of the Jinduicheng porphyry Mo deposit，Hua County，Shaanxi Province.Acta Petrologica Sinica，25(11):2983-2993 (in Chinese with English abstract)

Yang YF，Li N and Wang LJ.2011.Fluid inclusion study of the Donggou porphyry Mo deposit，Henan Province.Acta Petrologica Sinica，27(5):1453-1466 (in Chinese with English abstract)

Yang ZM and Hou ZQ.2009.Genesis of giant porphyry Cu deposit at Qulong，Tibet:Constraints from fluid inclusions and H-O isotopes.Acta Geologica Sinica，83(12):1838- 1859 (in Chinese with English abstract)

Yin A and Harrison TM.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen.Annual Review of Earth and Planetary Sciences，28:211-280

Zhai YS.1999.On the metallogenic system.Earth Science Frontiers，6(1):13-27 (in Chinese with English abstract)

Zhang DH.1997.Some new advances in ore forming fluid geochemistry on boiling and mixing of fluids during the processes of hydrothermal deposits.Advance in Earth Sciences，12 (6):546- 552 (in Chinese with English abstract)

Zheng YY，Gao SB，Zhang DQ，Ma GT and Cheng SB.2006.Oreforming fluid controlling mineralization in Qulong super-large porphyry copper deposit，Tibet.Earth Science，31(3):349-354(in Chinese with English abstract)

Zheng YY，Zhang GY，Xu RK，Gao SB，Pang YC，Cao L，Du AD and Shi YR.2007.Restriction of mineralogenetic epoch in the Zhunuo porphyry copper deposit in Gangdese metallogenic belt，Tibet.Chinese Science Bulletin，52(21):2542-2548 (in Chinese)

Zheng YY，Sun X，Gao SB，Zhao ZD，Zhang GY，Wu S，You ZM and Li JD.2014.Multiple mineralization events at the Jiru porphyry copper deposit，southern Tibet:Implications for Eocene and Miocene magma sources and resource potential.Journal of Asian Sciences，79(Part B):842-857

Zhou Y，Tang JX，Qin ZP and Peng HJ.2012.A study of fluid inclusions and their constraints on the genesis of the Jiama (Gyama)copper polymetallic deposit in Tibet.Acta Geoscientica Sinica，33(4):485-500 (in Chinese with English abstract)

Zhu DC，Mo XX，Niu YL，Zhao ZD，Wang LQ，Liu YS and Wu FY.2009.Geochemical investigation of Early Cretaceous igneous rocks along an east-west traverse throughout the central Lhasa Terrane，Tibet.Chemical Geology，268(3-4):298-312

附中文參考文獻

曹軍，李德威，肖燈意，郭建慈，次邛.2010.岡底斯朱諾地區(qū)中新世板內熱隆伸展成礦.地質科技情報，29(1):66-73

侯增謙，曲曉明，黃衛(wèi)，高永豐.2001.岡底斯斑巖銅礦成礦帶有望成為西藏第二條“玉龍”銅礦帶.中國地質，20(10):27-30

胡芳芳，范宏瑞，于虎，劉振豪，宋林夫，金成偉.2008.膠東三甲金礦床流體包裹體特征.巖石學報，24(9):2037-2044

胡受奚，趙乙英，孫景貴，凌洪飛，葉瑛，盧冰，季海章，徐兵，劉紅櫻，方長泉.2002.華北地臺重要金礦成礦過程中的流體作用及其來源研究.南京大學學報(自然科學版)，38(3):381-391康叢軒，肖淵甫，胡濤，趙志強，張林.2010.西藏岡底斯中段朱諾斑巖型銅礦床找礦標志研究.礦床地質，29(S1):201-202

李諾，陳衍景，賴勇，李文博.2007.內蒙古烏努格吐山斑巖銅鉬礦床流體包裹體研究.巖石學報，23(9):2177-2188

李諾，陳衍景，倪智勇，胡海珠.2009.河南省嵩縣魚池嶺斑巖鉬礦床成礦流體特征及其地質意義.巖石學報，25(10):2509-2522

盧煥章，范宏瑞，倪培，歐光習，沈昆，張文淮.2004.流體包裹體.北京:科學出版社，168-169

盧煥章.2011.地球中的流體.北京:高等教育出版社，329-330

羅茂澄，毛景文，王立強，冷秋鋒，陳偉.2012.西藏邦鋪斑巖鉬銅礦床巖漿-熱液流體演化:流體包裹體研究.地球學報，33(4):471-484

孟祥金，侯增謙，李振清.2005.西藏岡底斯三處斑巖銅礦床流體包裹體及成礦作用研究.礦床地質，24(4):398-408

潘桂棠，莫宣學，侯增謙，朱弟成，王立全，李光明，趙志丹，耿全如，廖忠禮.2006.岡底斯造山帶的時空構造及演化.巖石學報，22(3):521-533

孫祥，鄭有業(yè)，吳松，游智敏，伍旭，李淼，周天成，董俊.2013.岡底斯明則-程巴斑巖-夕卡巖型Mo-Cu 礦床成礦時代與含礦巖石成因.巖石學報，29(4):1392-1406

王運，陳衍景，馬宏衛(wèi)，徐友靈.2009.河南省商城縣湯家坪鉬礦床地質和流體包裹體研究.巖石學報，25(2):468-480

謝玉玲，衣龍升，徐九華，李光明，楊志明，尹淑蘋.2006.岡底斯斑巖銅礦帶沖江銅礦含礦流體的形成和演化來自流體包裹體的證據.巖石學報，22(4):1023-1030

徐凈，鄭有業(yè)，孫祥，姜君勝，耿瑞瑞，申亞輝.2014.西藏知不拉矽卡巖型銅礦床礦物學特征及地質意義.地球科學，39(6):654-670

徐文藝，曲曉明，侯增謙，陳偉十，楊竹森，崔艷合.2005.西藏岡底斯中段雄村銅金礦床流體包裹體研究.巖石礦物學雜志，24(4):301-310

楊永飛，李諾，倪智勇.2009.陜西省華縣金堆城斑巖型鉬礦床流體包裹體研究.巖石學報，25(11):2983-2993

楊永飛，李諾，王莉娟.2011.河南省東溝超大型鉬礦床流體包裹體研究.巖石學報，27(5):1453-1466

楊志明，侯增謙.2009.西藏驅龍超大型斑巖銅礦的成因:流體包裹體及H2O 同位素證據.地質學報，83(12):1838-1859

翟裕生.1999.論成礦系統.地學前緣，6(1):13-27

張德會.1997.流體的沸騰和混合在熱液成礦中的意義.地球科學進展，12(6):546-552

鄭有業(yè)，高順寶，張大全，馬國桃，程順波.2006.西藏驅龍超大型斑巖銅礦床成礦流體對成礦的控制.地球科學，31(3):349-354

鄭有業(yè)，張剛陽，許榮科，高順寶，龐迎春，曹亮，杜安道，石玉若.2007.西藏岡底斯朱諾斑巖銅礦床成巖成礦時代約束.科學通報，52(21):2542-2548

周云，唐菊興，秦志鵬，彭惠娟.2012.西藏甲瑪銅多金屬礦床成因研究——來自流體包裹體的證據.地球學報，33(4):485-500