新疆阿舍勒VMS型銅鋅礦床元素活化富集作用初步研究

鄭 義 ,李登峰張 莉王成明方 京

(1.中山大學 地球科學與地質工程學院,廣東 廣州 510275;2.中國科學院 廣州地球化學研究所 礦物學與成礦學重點實驗室,廣東 廣州510640;3.廣東省地質過程與礦產資源探查重點實驗室,廣東 廣州 510275)

0 引 言

VMS 型礦床(Volcanogenetic massive deposit,火山成因塊狀硫化物礦床)是僅次于斑巖型礦床的第二大礦床成因類型,受礦業界和學術界高度關注(Frankin et al.,2005)。越來越多的研究表明,VMS 型礦床在遭受后期造山作用過程中,常發生變質、變形和成礦物質的再活化,導致局部微量元素(尤其是Au、Ag 等貴金屬)的重新分布,從而顯著提高VMS型礦床的經濟價值(陳國達,1979;Cook et al.,1994;Marshall et al.,2000;陳國達和楊心宜,2003;顧連興等,2004;Tomkins,2007;Theart et al.,2010;Zheng et al.,2013;Zhang et al.,2014)。中亞造山帶的一些VMS型和造山型金礦等礦床在空間上疊合在一起,如吉林紅透山(顧連興等,2004)、內蒙古霍各乞(Zhong et al.,2011)和新疆阿爾泰克蘭盆地金多金屬成礦帶(Xu et al.,2011)。這些事實說明,后期造山作用對這些VMS型礦床產生了重要影響。但是,專門針對這些 VMS礦床在后期造山過程中成礦元素活化、遷移和再就位的機理缺乏系統研究。

新疆阿舍勒銅鋅礦床自發現以來,前人針對其礦田構造、礦床地質、同位素地球化學和年代學等方面進行了系統研究(陳毓川等,1996;王登紅,1996;李華芹等,1998;張良臣等,2003;劉德權等,2005;曾喬松等,2005;牛賀才等,2006;Wan et al.,2010),共識該礦床為VMS型礦床,其證據包括:(1)礦區發育大量玄武巖、凝灰巖和集塊巖;(2)大量條帶狀和塊狀礦石;(3)重晶石層大量出現;(4)富集生物成因的 S;(5)成礦大地構造背景屬于晚古生代弧間拉張盆地,等等。近年來,隨著勘探工作進展,Ⅱ號礦化帶發現了脈狀銅鉛鋅銀多金屬礦化,這明顯不同于VMS型礦床。常海亮(1997)對阿舍勒銅鋅礦各產狀的石英進行系統流體包裹體研究發現,成礦期石英中發育大量富含 CO2和純 CO2包裹體,估算壓力可達170 MPa,即其形成深度達15 km以上,這顯然不符合VMS成礦模型。因此,阿舍勒銅鋅礦可能是一個遭受變形變質作用而活化的VMS型礦床,但其活化富集機理不清,需要進行系統解剖研究。

本文基于詳細野外地質考察和鏡下光薄片觀察,識別出阿舍勒銅鋅礦床中一些不同于典型 VMS型礦床的結構構造,并運用冷熱臺和激光拉曼光譜分析技術,對脈狀礦石的流體包裹體類型進行鑒定。系統研究了流體包裹體熱力學和成分特征,探討了成礦流體性質。據此解析出阿爾泰造山帶由俯沖增生到碰撞拼貼的成礦演化過程,探討古VMS型礦床在后期造山–變質過程中元素活化富集機制。

1 區域地質背景

阿舍勒銅鋅礦床位于阿爾泰山造山帶南緣阿舍勒火山–沉積盆地內(圖1),大地構造位置屬于中亞造山帶阿爾泰南緣晚古生代弧間拉張盆地(王京彬等,1998;秦克章,2000;Wan et al.,2010)。

阿舍勒盆地內地質構造復雜,褶皺、斷裂發育,出露地層主要有:上志留統–下泥盆統康布鐵堡組一套海相酸性火山巖、火山碎屑巖和陸源碎屑巖;下–中泥盆統托克薩雷組海相陸源碎屑巖夾硅質巖、碳酸鹽巖;下–中泥盆統阿舍勒組海相中酸性、基性火山巖、火山碎屑巖、火山碎屑沉積巖夾碳酸鹽巖,是阿舍勒盆地主要的含礦層位;中–上泥盆統阿勒泰組海相類復理石碎屑沉積巖(最新鋯石 U-Pb年齡證實其形成于388～387 Ma(楊富全等,2013));上泥盆統齊也組淺海–半深海相中–中基性火山巖、火山碎屑巖、火山碎屑沉積巖;下石炭統紅山嘴組濱海–淺海相火山巖–碎屑沉積巖夾碳酸巖。上述地層單元之間多為斷層接觸,發生變質和多期次巖漿侵入活動,區域變質程度達到中級綠片巖相,特征變質礦物組合為黑云母–綠泥石–綠簾石–陽起石。盆地內出露的巖漿巖包括石英鈉長斑巖、輝綠巖、閃長玢巖和斜長花崗巖。

圖1 北疆地區大地構造格架(據Chen et al.,2012修改)Fig.1 Tectonic framework of North Xinjiang,China

其中,下–中泥盆統阿舍勒組是阿舍勒盆地重要的含礦巖系,阿舍勒銅鋅礦、薩爾朔克銅多金屬礦、喀英德銅礦、樺樹溝銅礦等礦床均賦存于該組中。阿舍勒盆地重要礦產還包括賽都金礦和多拉納薩依金礦等幾個造山型金礦(沈遠超等,2007)。

2 礦床地質概況

阿舍勒礦區面積約 5 km×5.2 km,主要出露阿舍勒組和齊也組,另外發育多種侵入巖包括閃長巖、閃長玢巖、潛玄武安山巖、潛英安巖、潛流紋斑巖和少量輝長巖脈(圖2a)。阿舍勒組為一套海相鈣堿性細碧巖–石英角斑巖雙峰式火山巖建造夾沉積碎屑巖和灰巖(圖2b),分為2個巖性段:第一巖性段以凝灰巖為主,夾沉(含角礫)凝灰巖、凝灰質砂巖、流紋巖、灰巖。第二巖性段下部為凝灰巖、沉凝灰巖、含角礫凝灰巖,局部夾玄武巖、灰巖、重晶石巖;中部為凝灰巖、角礫凝灰巖、沉凝灰巖,頂部夾硅質巖、重晶石巖、灰巖;上部為玄武巖、流紋巖,夾凝灰巖、角礫凝灰巖。礦化主要產于阿舍勒組第二巖性段。齊也組也分為2個巖性段(圖2b),第一巖性段為集塊巖、火山角礫巖、角礫凝灰巖、集塊熔巖、凝灰質砂巖、凝灰質粉砂巖,少量流紋巖、角礫凝灰巖、含鐵碧玉巖。第二巖性段為砂巖、粉砂巖、凝灰質(砂)粉砂巖、(含角礫)凝灰巖、沉火山角礫巖、流紋巖。礦區圍巖變質相可達綠片巖相,特征礦物組合為綠泥石–黑云母–綠簾石(圖3a)。

目前已發現各類礦化蝕變帶14條。其中,經濟價值最大的是產于Ⅰ號礦化蝕變帶的Ⅰ號礦體,呈似層狀或大透鏡體狀產于阿舍勒組第二巖性段的第二巖性層玄武巖和凝灰巖之間(圖2b)。厚薄不等的硫化物礦層,與地層整合產出并同步褶曲(圖2b),多種硫化物礦脈切穿塊狀或條帶狀礦石及地層的現象也較為普遍(圖3b)。礦體呈南北向展布,沿走向已控制長 900 m,樞紐傾伏長 1520 m,距地表深25～1500 m,厚5～20 m。礦體向北北東向側伏,側伏角45°～65°。礦石成分以銅鋅為主,含少量銀、金、鉛,礦石平均品位(質量分數):Cu為 2.46%,Zn為2.93%,Pb為0.41%,Ag為18.37×10-6,Au為0.36×10-6,S為22.66%。

礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦,次為方鉛礦、鋅砷黝銅礦、含銀鋅銻黝銅礦等。非金屬礦物為石英、絹(白)云母、綠泥石、重晶石、方解石、白云石、長石等。圍巖蝕變包括綠泥石–綠簾石化、硅化、重晶石化和黃鐵礦化等。

圖2 阿舍勒銅鋅礦區地質圖(a)和礦床Ⅰ號礦體剖面圖(b)Fig.2 Geological map (a),and geological profile of the No.Ⅰ orebody (b)of the Ashele Cu-Zn deposit

圖3 阿舍勒銅鋅礦手標本尺度礦床地質特征Fig.3 Photographs showing ore geology of the Ashele Cu-Zn deposit

3 礦石結構構造

礦石構造主要有塊狀、準塊狀、條帶狀、層紋狀、浸染狀、脈狀、細脈狀等構造(圖3b～f)。礦石結構有自形–半自形晶粒結構、它形晶粒結構、填隙結構、反應邊結構、固溶體分離結構、假象結構、壓裂紋及碎裂結構、變晶結構、壓溶交代結構等(圖4)。

在巖芯中,經常可見浸染狀礦石逐漸變為稠密浸染狀–塊狀或致密塊狀礦石,或者由條帶狀礦石逐漸過渡到塊狀礦石。從宏觀上看,同生沉積特征并未遭到完全破壞(圖3e,f),在鏡下則發現有相當一部分塊狀、浸染狀和條帶狀礦石發生了重結晶,顆粒變粗,甚至出現大量的定向構造和壓力影構造以及碎裂結構、變晶結構、交代殘余結構和似斑狀結構等(圖4)。

4 流體包裹體研究

4.1 樣品特征及研究方法

圖4 阿舍勒銅鋅礦床地質特征(鏡下尺度)Fig.4 Microphotographs showing structures of the ores of the Ashele Cu-Zn deposit

本文研究樣品采自阿舍勒Ⅰ號礦體鉆孔,石英呈中細脈狀、角礫狀、粗脈狀或團塊狀。將14件樣品磨制成厚度約為 0.2 mm雙面剖光的薄片進行巖相學和流體包裹體觀察,然后挑選有代表性的包裹體樣品進行顯微測溫和激光拉曼光譜分析。包裹體顯微測溫在中山大學地球科學與地質工程學院流體包裹體實驗室完成。包裹體測試使用儀器為Linkam MDS600型冷熱臺,測定溫度范圍為-196～550 ℃,測量精度在-100～25 ℃范圍內為±0.1 ℃,25～400 ℃范圍內為±1 ℃,400 ℃以上為±2 ℃。測試升溫速率一般5 ℃/min,在相變點附近升溫速率降為0.2 ℃/min。流體包裹體激光拉曼光譜分析在中國科學院礦物學與成礦學重點實驗室完成,使用儀器為 Renishaw RW-1000型激光拉曼光譜儀,采用 514.5 nm的 Ar原子激光束,輸出功率為 20 mW,波數范圍為 50～4000 cm–1。

對于氣液兩相水溶液包裹體(W 型)而言,測定其冰點,利用冰點–鹽度關系表(Bodnar,1993;劉斌和沈昆,1998)查出相應的鹽度。對于含CO2三相包裹體(C型),測定CO2籠化物熔化溫度,利用CO2籠化物熔化溫度與鹽度關系表(Collins,1979)查得流體鹽度。對于純CO2(PC型),測定其CO2初熔溫度和均一溫度。根據顯微測溫數據,利用Flincor流體包裹體處理軟件(Brown and Lamb,1989),計算求得成礦流體的密度等數據。

4.2 包裹體巖相學

石英中發育大量的包裹體(圖5a),既有原生成因,又有次生成因,本次主要選擇原生包裹體為研究對象。根據包裹體在室溫和冷熱臺上相態變化,將包裹體劃分為四種類型,即水溶液包裹體(W型)、CO2-H2O包裹體(C型)、含子晶包裹體(S型)和純CO2包裹體(PC型)。

C型包裹體(圖5b):此類包裹體分布較為廣泛,約占包裹體總數的40%～60%,是數目最多的一類包裹體。個體一般在4～12 μm,個別可達20 μm,以橢圓形、負晶形或不規則狀為主,呈孤立狀產出,部分沿石英裂隙或X節理裂隙分布。室溫下表現為兩相,降溫至10 ℃左右出現三相。包裹體中CO2相(LCO2＋VCO2)所占比例差別較大,可變化于25%～60%之間。

W 型包裹體(圖5c):在各類石英礦物中均有發育,約占包裹體總數的10%～50%。大小介于4～12 μm,形態多樣,常見的有橢圓形、負晶形和不規則狀等,多成叢狀出現。室溫下由氣液兩相構成,氣液比介于5%～25%,大部分在15%左右。

圖5 阿舍勒銅鋅礦床典型流體包裹體顯微照片Fig.5 Photomicrographs of typical fluid inclusions in the Ashele Cu-Zn deposit

S型包裹體(圖5d):此類包裹體發育較少,僅在個別樣品中大量出現,約占總包裹體數的 5%以下。包裹體大小差別較大,介于6～30 μm,多呈長條形或不規則狀產出。包裹體多數只含一個子礦物,子礦物種類主要為石鹽。石鹽子晶長軸為 1～4 μm,晶形呈立方體狀,呈淡綠色調或無色透明,加熱過程中氣泡先消失,子晶最后消失。

PC型包裹體(圖5e):此類包裹體約占包裹體總數的10%。個體介于3～10 μm,多呈橢圓狀和負晶形,沿定向愈合裂隙分布,也有部分呈孤立狀分布。包裹體巖相學顯示呈單一相態,冷凍過程中呈現氣液兩相。

4.3 包裹體顯微測溫

不同類型流體包裹體顯微測溫結果如圖6所示,并分述如下:

C 型包裹體:CO2初熔溫度為–58～ –56.8 ℃;CO2籠合物融化溫度介于 2.5～7.5 ℃,對應鹽度為 3.52%～10.19% NaCleqv;CO2部分均一溫度為8.2～22.1 ℃,計算得到 CO2相密度為 0.58～0.97 g/cm3,包裹體總密度為0.93～1.11 g/cm3;完全均一溫度為180～279 ℃,均一方式主要為液相均一,極個別為氣相均一或臨界均一;部分 C型包裹體在均一前發生爆裂,爆裂溫度為252～274 ℃。

圖6 阿舍勒銅鋅礦床顯微測溫數據直方圖Fig.6 Histograms of micro-thermometer results of fluid inclusion in the Ashele Cu-Zn deposit

W 型包裹體:冷凍法測得冰點溫度為–7.9～ –3.5℃,對應的鹽度為 2.74%～8.55% NaCleqv;包裹體大多完全均一至液相,極個別均一為氣相,完全均一溫度介于191～307 ℃;根據上述溫度求得W型包裹體密度為0.58～0.96 g/cm3。

S型包裹體:在升溫過程中,氣泡消失溫度范圍為 168～268 ℃,包裹體通過氣泡先消失、子晶后熔化方式均一至液相,石鹽子晶熔化溫度范圍為257～299 ℃,對應鹽度為 34.68%～38.16% NaCleqv,包裹體密度為0.88～1.18 g/cm3。

PC 型包裹體:初熔溫度為–59.7～ –56.8 ℃,CO2部分均一溫度為20.2～29.1 ℃,包裹體密度為0.87～0.98 g/cm3。

4.4 激光拉曼光譜分析

激光拉曼光譜測試結果表明(圖7):W型水溶液包裹體氣相成分主要為 H2O(圖7a),少數包裹體氣相中含有少量 CO2(圖7b),但在測溫過程中無明顯的 CO2相變特征,可能是 CO2含量過低所致。C型CO2-H2O包裹體液相成分為 H2O,氣相成分主要為CO2(特征拉曼譜峰為 1286 cm–1和 1387 cm–1)、部分包裹體還含有 CH4(特征拉曼譜峰為 2916 cm–1)和N2(特征拉曼譜峰為 2318 cm–1)等成分(圖7c),這與測溫結果一致。PC型包裹體主要成分為純CO2,部分包裹體在 2916 cm–1或 2318 cm–1附近出現峰值,表明其中含有CH4或N2(圖7d)。

圖7 流體包裹體激光拉曼譜圖Fig.7 Representative Raman spectra of fluid inclusions

4.5 成礦壓力和成礦深度估算

本文采用等容相交法估算成礦壓力和深度:(1)利用Flincor軟件獲得W型和C型包裹體的等容線范圍,并表征在壓力–溫度圖解上;(2)將顯微測溫所得數據在溫度軸上投點;(3)利用內插法通過不同等容線限定所得壓力范圍(鄧小華等,2008,2009;Zhang et al.,2012;Zheng et al.,2012)。估算結果顯示,阿舍勒銅鋅礦最小捕獲壓力為85～295 MPa(圖8)。假設水的密度為1.0 g/cm3,則85 MPa的靜水壓力指示成礦深度為 8.5 km。同樣,假設上地殼巖石密度為2.7 g/cm3,則295 MPa的靜巖壓力相當于成礦深度為 10.9 km左右,據此估算的阿舍勒銅鋅礦床的成礦深度為8.5～10.9 km。

5 討 論

5.1 礦石結構構造及成因指示

圖8 壓力(P)–完全均一溫度(Th)圖解Fig.8 The P-Th diagram for the Ashele Cu-Zn deposit

礦石結構構造是研究古 VMS型礦床活化遷移的基礎,目前關于該方面的研究較多,一系列特征性的礦石結構構造用于指示 VMS型礦床的活化遷移過程,例如碎裂結構、壓溶結構、增生構造、核幔構造、礦石糜棱巖構造和黃銅礦疾病構造等(Marshall et al.,2000;顧連興等,2004;Zhang et al.,2014)。這些特征明顯不同于 VMS型礦床的原生結構構造(Frankin et al.,2005;Pirajno,2009),常用來證明 VMS型礦床在后期地質事件中發生活化遷移作用。

阿舍勒銅鋅礦床大多數塊狀硫化物礦體與圍巖一起發生協和變形,礦體的形狀發生明顯的變化,在褶皺轉折端部位形成厚大礦體,如Ⅰ號礦體(圖2b)。同時,區域片理發育過程中的剪切作用,使礦體常常被切成幾個相距較近,中間高度片理化和圍巖蝕變所隔開的透鏡狀礦體。礦石構造主要有塊狀、準塊狀、條帶狀、層紋狀、浸染狀、脈狀、細脈狀等(圖3b～f)。手標本尺度,可見浸染狀礦石逐漸變為稠密浸染狀–塊狀或致密塊狀礦石,或者由條帶狀礦石逐漸過渡到塊狀礦石。鏡下則發現有相當一部分塊狀、浸染狀和條帶狀礦石發生了重結晶,顆粒變粗,甚至出現大量的定向構造和壓力影構造以及碎裂結構、變晶結構、交代殘余結構和似斑狀結構等(圖4)。這與世界其他地區報道的發生過活化富集作用的VMS型礦床在礦區、礦體、手標本和鏡下等尺度觀察到的現象一致,如歐洲伊比利亞黃鐵礦帶、吉林紅透山銅金礦床和非洲 Matchless礦床等(Marshall et al.,2000;Gu et al.,2007;Castroviejo et al.,2011;Zhang et al.,2014),指示阿舍勒銅鋅礦床發生了強烈的活化富集作用。

5.2 成礦流體性質及成因指示

“包裹體探針”逐漸成為識別礦床成因的重要部分(范宏瑞等,2003;陳衍景等,2007)。VMS型礦床成礦流體為中低溫、低鹽度和貧CO2的近似于海水的鹽水體系(Zaw et al.,1999;Luders et al.,2001)。然而,許多古 VMS型礦床中脈石礦物出現富含 CO2的流體包裹體,甚至出現大量純液相的高密度 CO2的碳質包裹體(徐九華等,2009),估算成礦深度超過15 km,這顯然不是VMS型成礦系統的產物。例如,Christian (2003)對歐洲 Iberian VMS成礦帶上的Tharsis礦床研究發現,脈石礦物捕獲大量純液相CO2和 CO2-H2O相的流體包裹體,其估算的最大成礦壓力500 MPa,最大成礦深度可達20 km。由此認定,Iberian VMS礦床在后期造山過程中發生強烈的元素活化遷移,變質形成的礦石在該VMS型礦床中占據重要地位。類似的現象在我國新疆阿爾泰造山帶鐵木爾特鉛鋅銅礦、大東溝鉛鋅礦等礦床也有報道(常海亮,1997;徐九華等,2007;Zhang et al.,2012)。

阿舍勒銅鋅多金屬硫化物石英脈中的石英廣泛發育流體包裹體,識別出水溶液包裹體、純 CO2包裹體、CO2-H2O包裹體及含子礦物多相包裹體四類;顯微測溫獲得均一溫度集中在 220～280℃,流體鹽度集中于4%～8% NaCleqv之間;激光拉曼結果證實,流體包裹體中普遍富含 CO2,甚至出現少量純液相和純氣相的 CO2包裹體。阿舍勒銅鋅礦床脈狀礦石的成礦流體表現出中溫、低鹽度和富CO2的特征,與造山型金礦的變質流體特征一致(范宏瑞等,2003;陳衍景等,2007;李晶等,2007;鄧小華等,2008,2009;張莉等,2009)。估算的成礦深度可達8.5～10.9 km,顯然不是VMS型礦床熱水沉積作用的產物。因此可以判斷,造成阿舍勒銅鋅礦活化富集的成礦流體性質為變質流體,來源于塊體拼合過程中地層脫揮發份作用。

5.3 阿舍勒銅鋅礦床成礦過程及勘查啟示

阿舍勒銅鋅礦床與多拉納薩依和賽都金礦等造山型金礦毗鄰(沈遠超等,2007;徐九華等,2009),且發育一些不同于典型 VMS型礦床的特征。例如,原生條帶狀結構普遍遭受后期構造的破壞,鏡下可見骸晶結構和定向變形構造,脈石礦物中富含高密度 CO2包裹體,與毗鄰的造山型金礦成礦流體特征相似(Xu et al.,2011;Zheng et al.,2013;鄭義,2013;鄭義等,2013)。這些特征表明,后期造山作用很可能對這些晚古生代形成的VMS型礦床產生重要影響。雖然阿舍勒銅鋅礦大部分礦石保留了原生的礦物組合、結構構造和化學組分特征,但后期變質作用和多期次變形導致阿舍勒的礦體發生顯著的構造肢解、褶皺、重結晶和成礦元素活化等。從原生礦石結構構造和礦物組合,到受改造作用的礦石結構和礦物組合,都有發育。因此,阿舍勒銅鋅礦床是一個遭受變質作用改造的VMS型礦床典例,或者說是陳國達(1982,1996,2000)所倡導的多因復成礦床。

海底熱液噴流沉積和后期變質熱液活化作用是造成阿舍勒大型銅鋅礦床超常富集的兩個重要因素。這兩種因素與中亞造山帶復雜的增生造山歷史相關:晚古生代大陸增生強烈的背景下,洋陸俯沖機制有利于發育弧后盆地,為VMS型礦床形成提供有利條件,如阿舍勒銅鋅礦和可可塔勒鉛鋅礦(王京彬等,1998;耿新霞等,2010;楊富全等,2013);晚石炭世–二疊紀碰撞拼合造山事件,伴隨著大規模的巖漿重熔、變質變形和流體遷移活動,有利于形成脈狀造山型金礦(徐九華等,2007;Xu et al.,2008)。

以往在阿爾泰南緣地區集中尋找與火山巖地層有關的VMS型礦床,本研究啟示阿爾泰南緣火山巖地層和褶皺復合部位則有利于尋找類似阿舍勒的大型疊加富集礦床,對于拓寬阿爾泰南緣找礦思路具有重要意義。

6 結 論

(1)阿舍勒銅鋅礦床礦體與圍巖發生諧和變形,局部可見脈狀礦石切穿條帶狀礦石,并伴隨硫化物礦物顆粒變粗現象,鏡下可見定向構造、壓力影構造、碎裂結構、變斑晶結構、交代殘余結構和港灣交代結構等,這與典型VMS型礦床不一致,暗示可能發生了后期活化改造。

(2)阿舍勒銅鋅礦床脈狀礦石成礦流體為中溫、低鹽度、富 CO2的變質流體,與造山型金礦成礦流體特征一致。

(3)阿舍勒銅鋅礦床可作為一個變質加富 VMS型礦床的典例,區域上火山巖地層和褶皺復合部位是尋找此類礦床的理想靶區。

致謝:謹以此文紀念陳國達院士誕辰 102周年！研究工作在陳衍景教授指導下完成,野外工作得到國家305項目辦公室、新疆有色局706隊和紫金集團阿舍勒銅礦公司的大力支持,在此表示感謝！感謝專輯組稿人陳國能教授的指導。

常海亮.1997.新疆阿舍勒1號銅鋅礦床流體包裹體特征及時序關系.華南地質與礦產,3:23–32.

陳國達.1979.成礦構造研究法.北京:地質出版社:1–412.

陳國達.1982.多因復成礦床并從地殼演化規律看其形成機理.大地構造與成礦學,6(1):1–55.

陳國達.1996.地洼學說——活化構造及成礦理論體系概論.長沙:中南工業大學出版社:193–206.

陳國達.2000.關于多因復成礦床的一些問題.大地構造與成礦學,24(3):199–206.

陳國達,楊心宜.2003.活化構造成礦學.長沙:湖南教育出版社.

陳衍景,倪培,范宏瑞,Pirajno F,賴勇,蘇文超,張輝.2007.不同類型熱液金礦系統的流體包裹體特征.巖石學報,23(9):2085–2108.

陳毓川,葉慶同,馮京,牟傳林,周良仁,王全明,黃光昭,莊道澤,任秉琛.1996.阿舍勒銅鋅成礦帶成礦條件和成礦預測.北京:地質出版社:1–330.

鄧小華,李文博,李諾,糜梅,張穎.2008.河南嵩縣紙房鉬礦床流體包裹體研究及礦床成因.巖石學報,24(9):2133–2148.

鄧小華,糜梅,李文博.2009.河南土門螢石脈型鉬礦床流體包裹體研究及成因探討.巖石學報,25(10):2537–2549.

范宏瑞,謝奕漢,翟明國,金成偉.2003.豫陜小秦嶺脈狀金礦床三期流體運移成礦作用.巖石學報,19(2):260–266.

耿新霞,楊富全,楊建民,郭正林,郭旭吉,黃承科,劉鋒,柴鳳梅,張志欣.2010.新疆阿爾泰鐵木爾特鉛鋅礦床穩定同位素組成特征.礦床地質,29(6):1088–1100.

顧連興,湯曉茜,鄭遠川,吳昌志,田澤滿,陸建軍,肖新建,倪培.2004.遼寧紅透山塊狀硫化物礦床的變質變形和成礦組分再活化.巖石學報,20(4):923–934.

李華芹,謝才富,常海亮,蔡紅,朱家平,周肅.1998.新疆北部有色貴金屬礦床成礦作用年代學.北京:地質出版社:1–264.

李晶,陳衍景,劉迎新.2004.華北克拉通若干脈狀金礦的黃鐵礦標型特征與流體成礦過程.礦物巖石,24(3):93–102.

劉斌,沈昆.1998.流體包裹體熱力學.北京:地質出版社:1–290.

劉德權,唐延齡,周汝洪.2005.中國新疆銅礦床和鎳礦床.北京:地質出版社:1–360.

牛賀才,于學元,許繼峰,單強,陳繁榮,張海祥,鄭作平.2006.中國新疆阿爾泰晚古生代火山作用及成礦.北京:地質出版社:1–184.

秦克章.2000.新疆北部中亞型造山與成礦作用.北京:中國科學院地質與地球物理研究所博士后出站報告:39–61.

沈遠超,申萍,李光明,曾慶棟,劉鐵兵.2007.新疆額爾齊斯金礦帶構造控礦規律研究.礦床地質,26(1):33–42.

王登紅.1996.新疆阿舍勒火山巖型塊狀硫化物銅礦硫、鉛同位素地球化學.地球化學,25(6):582–590.

王京彬,秦克章,吳志亮,胡劍輝,鄧吉牛.1998.阿爾泰山南緣火山噴流沉積型鉛鋅礦床.北京:地質出版社:1–210.

徐九華,林龍華,王琳琳,褚海霞,衛曉峰,陳棟梁.2009.阿爾泰克蘭盆地VMS礦床的變形變質與碳質流體特征.礦床地質,28(5):585–598.

徐九華,謝玉玲,丁汝福,陰元軍,單立華,張國瑞.2007.CO2-CH4流體與金成礦作用:以阿爾泰山南緣和穆龍套金礦為例.巖石學報,23(8):2026–2032.

楊富全,李鳳鳴,秦紀華,鄭開平,劉鋒.2013.新疆阿舍勒銅鋅礦區(潛)火山巖LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb年齡及其地質意義.礦床地質.32(5):869–883.

張莉,劉春發,武廣.2009.新疆望峰金礦床流體包裹體地球化學及礦床成因.巖石學報,25(6):1465–1473.張良臣,劉德權,王有標,李慶昌,李博權,周汝洪,鄒天人,唐延齡,王京彬,吳乃元,趙殿甲,杜佩軒.2003.中國新疆優勢金屬礦產成礦規律.北京:地質出版社:1–405.

曾喬松,陳廣浩,王核,李鵬春.2005.基于多因復成礦床理論探討阿舍勒銅礦的成因.大地構造與成礦學,29(4):545–550.

鄭義.2013.中亞造山帶二疊–三疊紀造山過程與成礦作用——以阿爾泰南緣4個多金屬硫化物礦床為例.廣州:中國科學院廣州地球化學研究所博士論文:1–243.

鄭義,張莉,郭正林.2013.新疆鐵木爾特鉛鋅銅礦床鋯石U-Pb和黑云母40Ar/39Ar年齡及其礦床成因意義.巖石學報,29(1):191–204.

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

Brown P E and Lamb W M.1989.P-V-T properties of fluids in the system H2O±CO2±NaCl:New graphic presentations and implications for fluid inclusion studies.Geochimica et Cosmochim Acta,53:1209–1221.

Castroviejo B,Quesada C and Soler M.2011.Post depositional tectonic modification of VMS deposits in Iberia and its economic significance.Mineralium Deposita,46:615–637.

Chen Y J,Pirajno F,Wu G,Qi J P,Xiong X L and Zhang L.2012.Epithermal deposits in North Xinjiang,NW China.International Journal of Earth Sciences,101:889–917.

Christian M,Bocar D,Michel C,Marie-Chriatine,David B,Serge F and Jean V.2003.Remobilisation of base metals and gold by Variscan metamorphic fluids in the south Iberian pyrite belt:Evidence from the Tharsis VMS deposit.Chemical Geology,194:143–165.

Collins P L F.1979.Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and use freezing data for estimation of salinity.Economic Geology,74:1435–1444.

Cook N J,Klemd R and Okrusch M.1994.Sulphide mineralogy,metamorphism and deformation in the Matchless massive sulphide deposit,Namibia.Mineralium Deposita,29:1–15.

Frankin J M,Gibson H L,Jonasson I R and Galley A G.2005.Volcanogenic massive sulfide deposits.Economic Geology 100th Anniversary Volume:523–560.

Gu L X,Zheng Y C,Tang X Q,Fernando D P,Wu C Z,Tian Z M,Lu J J,Ni P,Li X and Yang F T.2007.Copper,gold and silver enrichment in ore mylonites within massive sulphide orebodies at Hongtoushan,NE China.Ore Geology Reviews,30:1–29.

Luders V,Pracejus B and Halbach P.2001.Fluid inclusion and sulfur isotope studies in probable modern analogue Kuroko-type ores from the JADE Hydrothermal field(Central Okinawa trough,Japan).Chemical Geology,173:45–58.

Marshall B,Vokes F M and Larocque A C L.2000.Regional metamorphic remobilisation:Upgrading and formation of ore deposits.// Spry P G,Marshall B and Vokes F M.Metamorphosed and Metamorphogenic Ore Deposits,Reviews in Economic Geology,11:19–38.

Pirajno F.2009.Hydrothermal Processes and Mineral System.Perth,Australia:Springer Press:1–1250.

Theart H F J,Ghavami-Riabi Mouri H and Graser P.2010.Applying the box plot to the recognition of footwall alteration zones related to VMS deposits in a high-grade metamorphic terrain,South Africa,a lithogeochemical exploration application.Geochemistry,71:143–154.

Tomkins A G.2007.Three mechanisms of ore re-mobilization during amphibolite facies metamorphism at the Montauban Zn-Pb-Au-Ag deposit.MineraliumDeposita,42:627–637.

Wan B,Zhang L C and Xiang P.2010.The Ashele VMS-type Cu-Zndeposit in Xinjiang,NW China formed in a rifted arc setting.Resource Geology,60(2):150–164.

Xu J H,Ding R F,Xie Y L,Zhong C H and Shan L H.2008.The source of hydrothermal fl uids for the Sarekoubu gold deposit in the southern Altai,Xinjiang,China:Evidence from fl uid inclusions and geochemistry.Journal of Asian Earth Sciences,32:247–258.

Xu J H,Hart C,Wang L L,Chu H X,Ling L H and Wei X F.2011.Carbonic fluid overprints in VMS mineralization:Examples from the Kelan Volcanic Basin,Altaids,China.Economic Geology,106:145–158.

Zaw K,Huston D L and Large R R.1999.A chemical model for remobilisation of ore constituents during Devonian replacement process within Cambrian VHMS Rosebery deposit,western Tasmania.Economic Geology,94:529–546.Zhang L,Zheng Y and Chen Y J.2012.Ore geology and fluid inclusion geochemistry of the Tiemurt Pb-Zn-Cu deposit,Altay,Xinjiang,China:A case study of orogenic-type Pb-Zn systems.Journal of Asian Earth Sciences,49:69–79.

Zhang Y J,Sun F Y,Li B L,Huo L and Ma F.2014.Ore textures and remobilization mechanisms of the Hongtoushan copper-zinc deposit,Liaoning,China.Ore Geology Reviews,57:78–86.

Zheng Y,Zhang L,Chen Y J,Pete H and Chen H Y.2013.Metamorphosed Pb-Zn-(Ag)ores of the Keketale VMS deposit,Xinjiang:Evidence from ore textures,fluid inclusions,geochronology and pyrite compositions.Ore Geology Reviews,54:167–180.

Zheng Y,Zhang L,Chen Y J,Qin Y J and Liu C F.2012.Geology,fluid inclusion geochemistry,and40Ar/39Ar geochronology of the Wulasigou Cu deposit,and their implications for ore genesis,Altay,Xinjiang,China.Ore Geology Reviews,49:128–140.

Zhong R C,Li W B,Chen Y J and Huo H L.2011.Ore-forming conditions and genesis of the Huogeqi Cu-Pb-Zn-Fe deposit in the northern margin of the North China Craton:Evidence from ore petrologic characteristics.Ore Geology Reviews,44:107–120.