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接触交代(矽卡岩)型矿床主要产于中酸性岩浆与碳酸质围岩的接触带上，该类型矿床在我国矿产总储量中占有较大的比重(赵一鸣，2013).国内外学者对其主要地质特征已做了非常详尽的研究(Einaudi and Burt, 1982；Meinert et al., 2005；Chen et al., 2007；王新利等，2016；赵一鸣等，2017).但关于成矿物质来源及演化问题仍存在争议，多数学者认为成矿金属来源于岩浆出溶(Ault and Williams-Jones, 2004; Williams-Jones et al., 2010)；而一些特殊的矽卡岩矿床的金属物质来源于地层(Gemmell et al., 1992; Ishihara et al., 2000; Zhao et al., 2003; Megaw et al., 1988).同样，流体作为成矿作用过程中矿质主要的载体，其复杂的演化过程对矿质的沉淀有着重要意义，是研究热点之一(Meinert et al., 1997, 2003; Baker et al., 2004).对于矽卡岩矿床而言，岩浆热液是成矿流体的主体乃至全部(Baker and Lang, 2003)，然而演化后期其他热液(如大气降水、地层水)的参与也成了不可或缺的一部分，尤其在远端铅锌矿化中具有重要意义(Singoyi and Zaw, 2001).
冈底斯成矿带是我国规模最大的斑岩型铜-钼(-金)成矿带(郑有业等，2002；侯增谦等，2003；郑有业等，2004)，同时也是一条重要的矽卡岩型Fe-Cu-Pb-Zn多金属成矿带(唐菊兴等, 2012, 2014; Zheng et al., 2015a).前人对该成矿带上的斑岩型矿床进行了大量深入的研究(莫宣学等，2005; Hou et al., 2015; Zheng et al., 2015b；冷秋锋等，2016；Wu et al., 2017)，但对矽卡岩型矿床的研究相对较弱(佘宏全等，2005；Xu et al., 2016a, 2016b).
印度-亚洲大陆的陆陆碰撞早期(70~ 60 Ma)，新特提斯洋板片向北俯冲亚洲大陆期间发生回转扰动岩石圈地幔，使岩石圈地幔发生对流，提供了热能，从而使地壳下部发生部分熔融，形成酸性岩浆(侯增谦等，2006)，恰功矿区的二长花岗斑岩正是在此时形成.恰功矿床发育有典型的矽卡岩矿物组合(石榴石+辉石+阳起石+绿帘石+绿泥石)，铁矿体发育于二长花岗斑岩与碳酸质围岩的接触带中，具有典型的矽卡岩矿床特征(李应栩等，2011；赵洪飞等，2014).原始岩浆出溶的高温、高盐度流体往往具有很强的金属携带能力，特别是Cu-Fe-Pb-Zn-Au等金属元素(毛晨等，2016).谢玉玲等(2009)研究早期二长花岗斑岩出溶流体时发现其具有高温、高盐度以及富含挥发组分等特征，且流体中含有高的成矿金属元素(尤其是Fe、Pb)，以及在包裹体中发现了黄铁矿、黄铜矿、赤铁矿、磁铁矿、闪锌矿等不透明子矿物，认为二长花岗斑岩出溶的流体具有形成铁铅锌矿床的潜力.恰功矿床是典型的与岩浆热液有关的矽卡岩矿床，其成矿岩体为二长花岗斑岩.
恰功矽卡岩型铁矿床位于冈底斯成矿带西部，前人对其地质特征、成矿岩体、岩浆熔体包裹体及成矿年龄等方面做了一定的研究(谢玉玲等，2009；李应栩等，2011)，但对该矿床的流体演化过程及成矿机制，尤其是铁-铅矿体的成矿作用尚缺研究.本文在厘定矿床成矿期次的基础上，总结不同阶段捕获于矿物中的流体包裹体的温度、盐度、成分及H-O同位素组成，探讨成矿流体的来源、演化以及矿质沉淀机制，以期更全面认识恰功铁矿床成矿过程，为找矿勘探提供依据.
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冈底斯成矿带位于印度河-雅鲁藏布江缝合带与北部班公湖-怒江缝合带之间，是一条近东西向的巨型构造-岩浆带(潘桂棠等，2006；朱弟成等，2012；杨震等，2017).区域内出露的地层主要有古生代海相沉积的石炭纪永株组、晚石炭世拉嘎组和昂杰组、二叠纪下拉组的灰岩和浅变质碎屑岩(Ding et al., 2003)；中生代侏罗纪林布宗组的碳质页岩、细粒砂岩，具有海陆交替特征的白垩纪楚木龙组的含砾石英砂岩、粉砂岩，塔克那组和设兴组的灰岩、粉砂岩以及晚白垩世以来的火山岩和火山碎屑岩包括下部与陆陆碰撞有关的林子宗群火山岩(董国臣等，2005).构造线方向总体以近东西向逆冲断层为主，发育有少量的近南北、北东向、北西向的断裂构造.近东西向断裂主要有南部的打加南-拉马野加-江当乡断裂带(DLJT)，中部的沙莫勒-麦拉-米拉山-洛巴堆断裂带(SMMLT)，北部的噶尔-隆格尔-南木林断裂带(GLNT)以及狮泉河-嘉黎断裂带(SNJ)，反映受印度大陆-亚洲大陆陆陆碰撞的影响，地体发生了南北向变形.近南北向断裂发育于陆陆碰撞的后伸展期(侯增谦等，2006)，多为正断层，并横切早期的近东西向断裂.后期受到近东西向断裂的挤压和近南北向断裂的伸展的双重影响，还发育了一系列北西向、北东向的走滑断裂.区域内广泛发育新近纪-三叠纪中酸性侵入岩(黑云母二长花岗岩、英云闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩等)以及少量后碰撞期的浅色花岗岩(莫宣学等，2005).
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恰功铁矿位于西藏日喀则地区谢通门县春哲乡境内，大地构造上处于印度-亚洲陆陆碰撞带雅江缝合带北部冈底斯成矿带西部、南冈底斯火山-岩浆弧带北侧，南距雅江缝合带约120 km.
矿区出露的地层包括晚白垩世塔克那组的灰岩、泥质粉砂岩、粉砂岩和板岩，古近纪林子宗群典中组、年波组的安山质、英安质火山岩、火山碎屑岩和凝灰岩，以及第四纪沉积物.塔克那组灰岩、粉砂岩和板岩主要分布于矿区中部，林子宗群典中组、年波组火山岩、火山碎屑岩及凝灰岩主要分布在矿区北部、北东部，第四纪沉积物呈北西-南东向带状横跨覆盖于矿区，地层走向北西西.矿区构造以近东西向为主，见部分北东、北西向的断裂构造，主体构造线方向与区域构造线方向一致.区域内出露的侵入岩岩性较单一，但出露面积广泛，岩性主要有二长花岗斑岩(67 Ma; 李应栩等，2011)、中粗粒黑云母二长花岗岩(51 Ma; 徐净，2017)，并见少量古新世石英斑岩脉(65 Ma; 谢玉玲等，2009)穿插于中粗粒黑云母二长花岗岩及二长花岗斑岩中.中粗粒黑云母二长花岗岩主要分布于矿区西南部及西部，二长花岗斑岩主要出露于矿区东部及南部(图 1).
图 1 研究区区域构造简图(a)和恰功矿区地质图(b)
Figure 1. Regional structure diagram of the study area (a) and the geological map of Qiagong mining area (b)
恰功矿床类型为矽卡岩型，分为西段铁矿体与东段产于板岩及灰岩断裂带的方铅矿体.铁矿体主要赋存于二长花岗斑岩与塔克那组灰岩之间的矽卡岩，是该矿床的主要矿体，矿石品位TFe在41.72%~67.5%之间，平均为55%；矿体规模较大，呈层状、囊状及透镜状产出，宽度可达100~300 m，长度达800 m，局部见分枝复合以及零星矿体出现，王方国等(2005)估计该矿床的资源量为50 Mt.前人研究了二长花岗斑岩与塔克那组灰岩的接触关系及其矿化蚀变特征，认为二长花岗斑岩为成矿岩体(谢玉玲等，2009；赵洪飞等，2014).钾化、矽卡岩化及青磐岩化是矿区重要的围岩蚀变类型，其中钾化主要在斑岩体中出现；矽卡岩化(石榴石、辉石、绿帘石、阳起石、绿泥石)在接触带上沿北西-南东向呈带状、透镜状、脉状分布；青磐岩化(绿帘石、绿泥石)主要发生在二长花岗斑岩与塔克那组粉砂岩以及林子宗群凝灰岩中(赵洪飞等，2014).而铅矿体则呈脉状产于铁矿体东部约1 km的塔克那组灰岩及砂板岩北西西向断裂构造中，长约80 m，宽0.3~ 2 m，严格受断裂控制(图 2l).
图 2 恰功铁矿床矿物特征及野外照片
Figure 2. Ore minerals and field photos of Qiagong iron ore deposit
金属矿物主要为磁铁矿、方铅矿，次要矿物为赤铁矿、镜铁矿及少量闪锌矿、黄铁矿、黄铜矿(图 3).磁铁矿多为半自形-他形粒状结构，铁黑色半金属光泽，多以块状、浸染状-稠密浸染状产于钙铁榴石矽卡岩中，镜下常见石榴石假晶(图 4f)，也常见磁铁矿矿体以角砾状、似层状、脉状的形式产于围岩裂隙中，少量以星斑状产于矽卡岩化灰岩中.部分磁铁矿常见赤铁矿化(图 2h、2i，图 4e)，镜下有时可见绿泥石被镜铁矿交代形成浸蚀结构(图 2f，图 4g).方铅矿石多为自形晶，块状构造，产于远离石榴石矽卡岩带的石英中，多与石英脉共生(图 2k，图 4h、4i).极少量黄铜矿、黄铁矿，多为半自形-他形，以脉状、细脉浸染状交代磁铁矿(图 2h).闪锌矿结晶较细，多以细脉状产于方铅矿与石英的裂隙中.
图 3 恰功铁矿床常见矿物生成顺序
Figure 3. Mineral generation sequence of Qiagong iron ore deposit
图 4 恰功铁矿床显微岩相学特征
Figure 4. Micro-petrographic characteristics of Qiagong iron ore deposits
通过详细的野外地质工作及室内研究，笔者认为恰功矿床具有4阶段演化特征，即进矽卡岩阶段、退化蚀变阶段、石英-方铅矿阶段和石英-方解石阶段.
进矽卡岩阶段(Ⅰ)主要矿物为石榴石及辉石，可能在流体交代围岩过程中还会产生少许的方解石.石榴石呈自形-半自形结构，块状构造，粒度在0.5~6 mm之间，以钙铁榴石和钙铝榴石为主(图 2a、2b).钙铁榴石颜色深，为褐色、红棕色、黄色，颗粒相对粗大，正交偏光下为一级灰白，常呈核部为弱非均质性的钙铁组分、边部为钙铁与钙铝组分交互产出的环带结构；钙铝榴石呈绿色、黄绿色、黄色，结晶较细，正交偏光下为一级灰白并具双晶.常见绿色石榴石晶形间裂隙被后期的石英、方解石充填，部分呈网脉状侵入到围岩中.黄绿色、褐色及红棕色的钙铁榴石后期被大量磁铁矿交代形成矿体(图 2b、2d，图 4e、4f)，但未见绿色石榴石被磁铁矿交代.辉石常与石榴石共生，草绿-灰绿色，呈致密团块状、柱状、放射状集合体出现(图 4a).
退化蚀变阶段(Ⅱ)的矿物主要有绿帘石、阳起石、磁铁矿、绿泥石，少量方解石、镜铁矿以及金云母.该阶段为主要成矿阶段，磁铁矿通过交代石榴石而从流体中大量结晶(图 2b、2d，图 4e、4f)，同时析出较少的方解石(图 2a，图 4f).绿帘石和阳起石是退化蚀变阶段最常见的含水矿物之一，绿帘石为草黄绿色、绿色，自形程度较好，常呈柱状、致密团块状，偶见晶洞构造(图 2c，图 4b)，部分于围岩中呈浸染状.阳起石常呈绿色，中粗粒自形-半自形纤维状、放射状、短柱状结构，晶簇构造(图 2d、2e，图 4d).绿泥石为浅绿色，自形-半自形细粒结构，常呈放射状、鳞片状等(图 4c).晚期由于氧化作用出现镜铁矿及金云母(图 2f、2i，图 4g).
石英-方铅矿阶段(Ⅲ)，矿物主要为石英、方铅矿、方解石，少量闪锌矿、黄铜矿及黄铁矿.该阶段主要出现在矿区东部的断裂带中，石英和方铅矿呈脉状赋存于断裂带上(图 2l)，脉石矿物为石英，自形粗粒结构，块状构造.矿石矿物主要为方铅矿及少量闪锌矿.方铅矿呈中粗粒自形结构，块状构造，常与石英组成嵌晶结构(图 2k，图 4h)，偶见有方铅矿交代黄铁矿(图 3i).闪锌矿常赋存于方铅矿及石英裂隙中.
石英-方解石阶段(Ⅳ)，矿物主要有石英和方解石，为晚期流体结晶形成.常见单独无矿的石英脉、方解石脉或边部为石英、核部为方解石的复合脉(图 2j，图 4b)，少量呈浸染状分布.多数石英及方解石晶形发育完好，颗粒粗大，无色透明，块状构造，也见有破碎的石英分布.未见有矿石矿物.石英脉多穿插于矽卡岩岩体中，方解石脉多穿插于围岩中，而石英-方解石脉在两者中均常见.
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笔者在野外分别采集不同阶段样品，并将其磨制成厚约0.3 mm双面抛光的流体片，然后在显微镜下对包裹体进行岩相学观察，选择阶段Ⅰ的石榴石、阶段Ⅱ的绿帘石和阳起石、阶段Ⅲ的石英、阶段Ⅳ的石英和方解石用丙酮浸泡并清洗干净，最后进行均一法-冷冻法测温研究及激光拉曼光谱分析成分.
流体包裹体显微测温在中国地质科学院矿产资源研究所显微测温实验室进行，使用仪器为英国产的LinkamTHMS 600型冷热台，测试温度范围为-196~+600 ℃，温度 < 100 ℃时测试精度为±0.1 ℃，温度在100~600 ℃时测试精度为±1.0 ℃.升温速率控制在5~20 ℃/min以内，在相变点附近控制在0.1~1 ℃/min以内.一般气液两相包裹体可测得包裹体的冰点温度和完全均一温度，含子晶包裹体可测得子晶消失的部分均一温度和包裹体完全均一温度，CO2三相包裹体可测得CO2部分均一温度、CO2笼合物初熔温度、CO2熔化温度以及包裹体完全均一温度.包裹体低盐度H2O-NaCl体系根据Bodnar (1993)提出的盐度-冰点公式求得溶液包裹体的盐度(NaCleqv=1.78×θ-0.044 2×θ2+ 0.000 557×θ3；θ为冰点的绝对值，范围为0~-21.21 ℃，本公式只适用盐度在0~23.3% NaCleqv之间的流体包裹体).根据CO2笼合物熔化温度和盐度关系(Collins, 1979)，获得H2O-NaCl-CO2包裹体水溶液相盐度.
激光拉曼光谱分析在地质科学研究院矿产资源研究所进行，仪器为英国Renishaw System-2000显微共焦激光拉曼光谱仪，激发激光波长514.53 nm，激光功率20 mW，激光束斑最小直径1 μm，光谱分辨率1~2 cm-1.
氢氧同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行.其中氢同位素采用“石英包裹体D同位素连续流分析测试”方法测得，即将包裹体样品爆裂，释放出H2O、H2等含H气体，再将含H气体还原成H2，H2在高纯氦气流的带动下进入MAT253气体同位素质谱仪进行分析.测量结果以SMOW为标准，记为δDV-SMOW，分析精度优于±1‰；由于氢同位素测的是包裹体的D，所以测试结果记为δDH2O.氢同位素参考标准为：δDV-SMOW=-64.8‰(国家标准物质北京大学标准水)；δDV-SMOW=-84.55‰(兰州标准水).氧同位素采用“硅酸盐或氧化物矿物O同位素分析测试”方法测得，即BrF5法.样品在10-3 Pa真空、500~680 ℃恒温箱中，与纯净的BrF5反应14 h，释放出O2和杂质组分，将O2分离出来与石墨在700 ℃且以铂为催化剂的恒温箱中反应生成CO2，最后用MAT253气体同位素质谱分析样品的O同位素组成.测量结果以SMOW为标准，记为δ18OV-SMOW，分析精度优于±0.2‰.氧同位素参考标准为GBW-04409、GBW-04410石英标准, 其δ18O分别为11.11‰±0.06‰和-1.75‰±0.08‰.δ18OV-SMOW根据氧同位素平衡分馏公式计算：1 000lnα石英－水 = 3. 38×106/T2-3.40 (200~500 ℃；Clayton et al., 1972)；1 000lnα石榴石－水 = 1.22×106/T2-4.88 (Taylor, 1976)；1 000lnα绿帘石－水=4.05×106/T2-7.81×103/T+2.29(Zheng, 1993)；1 000lnα阳起石－水=3.96×106/T2-8.25×103/T+2.37(Zheng, 1993)；1 000lnα磁铁矿－水=2.88×106/T2-11.36×103/T+2.89(郑永飞等，2000)；1 000lnα方解石－水=2.78×106/T2-3.39 (O’ Neil and Taylor, 1969).T为包裹体测试均一开氏温度.
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根据室温下流体包裹体的相组成特征及其在各个阶段分布特点，笔者将恰功矿床流体包裹体分为5种类型，即S型、V型、W型、L型、C型.
S型包裹体(水溶液+石盐子晶±暗色子矿物，升温过程子晶先消失)数量较少，呈单个包裹体出现，多为负晶形、四边形、椭圆形等，大小在15 μm×5 μm左右，在升温过程中石盐子晶先于气泡消失，最终以气泡消失而达到完全均一.部分包裹体含未知成分的暗色子矿物.这类包裹体主要赋存于阶段Ⅰ的石榴石(图 5b)和阶段Ⅱ的绿帘石、阳起石中.
图 5 恰功铁矿床流体包裹体岩相学特征
Figure 5. Petrographic characteristics of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposits
V型包裹体(富气相包裹体)，气相成分在65%以上，升温过程以液相均一到气相而最终达到完全均一.大多颜色发暗，负晶形、椭圆形、四边形以及不规则形，大小为(5 μm×3 μm)~(25 μm× 10 μm)，部分可达40 μm×25 μm，多在12 μm× 6 μm左右.该类包裹体主要赋存于阶段Ⅰ的石榴石和阶段Ⅱ的绿帘石、阳起石中，部分赋存于阶段Ⅲ的石英(图 5e)和阶段Ⅳ的石英、方解石中(图 5h).常与S型包裹体共生于阶段Ⅱ.
W型(富液相包裹体)包裹体气相成分低于65%，并在升温过程中以气泡均一到液相而达到完全均一.该类型的包裹体在恰功铁矿床中最为常见，多呈负晶形、四边形、椭圆形以及不规则形，大小在(5 μm×3 μm)~(20 μm×10 μm)之间，其中以10 μm×5 μm居多，按其结构构造可分为4类(图 5g).第一类包裹体呈线性分布，且多数穿过晶体边界，包裹体体积较小，在(0.5 μm×2 μm)~(4 μm×2.5 μm)之间，属于次生包裹体；第二类包裹体常单独出现，个体较大，在10 μm×6 μm左右，为原生包裹体；第三类包裹体多沿晶体边界生长，为原生包裹体，或在晶体内呈短线性分布，但没有穿过晶体边界，属于假次生包裹体，大小在8 μm×5 μm左右；第四类包裹体无规则成群出现，大小为(5 μm× 3 μm)~(15 μm×10 μm)，甚至可达25 μm×10 μm，多数在8 μm×5 μm左右.各阶段包裹体的气液比例有所不同，在阶段Ⅲ的石英和阶段Ⅳ的石英、方解石中的W型包裹体气液比多为5%~30%(图 5e、5h)，在阶段Ⅰ的石榴石和阶段Ⅱ的绿帘石、阳起石中其气液比多为30%~65%(图 5a、5c)，石榴石中气液比为5%~20%的W型包裹体多为次生包裹体.
C型(含CO2三相包裹体)包裹体成分以液相H2O和液相CO2及气相CO2组成.LCO2+VCO2占包裹体体积的30%~85%，多数在65%左右.常温下可以看到气相的CO2成分，少部分包裹体的气相CO2在温度降到18 ℃时出现.大小为(3 μm×2 μm)~(12 μm×6 μm)，多数在8 μm×6 μm左右，常呈椭圆形、四边形、纺锤形以及不规则形.该类型包裹体在阶段Ⅲ的石英中大量出现(图 5f).也见有沿石英破碎裂隙呈带状分布于阶段Ⅳ(图 5i).
此外，有少量纯液相包裹体(L型)，液相成分在包裹体中占比在95%以上(图 5h)，多见于阶段Ⅲ和阶段Ⅳ的石英、方解石，未能测得其均一温度及盐度.L型包裹体常与W型、V型包裹体共生，形成从富液相至富气相的共生组合关系.
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测温过程中，由于受包裹体在不同寄主矿物中的发育情况、大小以及寄主矿物的颜色、透明度等因素的影响，只选取部分矿物内的包裹体进行测试.本次研究选取阶段Ⅰ的石榴石、阶段Ⅱ的绿帘石和阳起石、阶段Ⅲ的石英、阶段Ⅳ的方解石和石英来进行相关的显微测温及激光拉曼光谱分析实验，测温结果汇总于表 1.
阶段/寄主矿物 类型 原/次生 数量 气泡消失温度(℃) 石盐消失温度/冰点(℃) 盐度(% NaCleqv) 均值 范围 均值 范围 均值 范围 阶段Ⅰ Grt W P 17 468 400~550 -15.0 -13.0~-18.0 18.6 15.5~20.9 V P 6 487 410~515 -15.7 -13.5 ~-17.0 19.1 17.3~20.2 S P 5 505 485~520 475 465~486 56.5 55.1~57.8 W S 7 241 225~307 -8.0 -7.0~-9.0 11.7 10.4~12.8 阶段Ⅱ Ep W P 16 401 312~515 -9.7 -2.8 ~-15.0 12.9 4.6~18.6 V P 5 432 336~485 -9.8 -3.1~-12.5 13.4 5.1~16.3 S P 2 478 476~480 466 465~466 55.2 55.1~55.3 Act W P 26 390 345~510 -8.5 -1.4~-12.5 12.1 2.4~16.4 V P 3 355 354~355 -11.8 -11.0~-12.5 15.7 15.0~16.4 S P 3 492 454~520 460 435~485 56.8 51.4~57.8 阶段Ⅲ Qz W P 33 268 238~343 -5.4 -3.5~-10.0 8.2 5.7~13.9 V P 5 267 254~285 -4.3 -1.8~-7.1 6.8 3.1~10.6 C 盐度 CO2笼合物 初熔(℃) 熔化(℃) 部分均一(℃) P 14 297 248~315 5.0 -55.9 7.3 27.8 阶段Ⅳ Qz W P 54 268 242~341 -5.0 -1.0~-8.1 7.3 1.7~11.8 S 12 239 210~252 -5.3 -3.4~-6.8 8.2 5.6~10.2 Cal W P 12 294 245~360 -4.3 -2.0~-6.5 7.0 3.4~9.9 注：各矿物及包裹体类型缩写详见图 2和图 5；测试数据均值为算术平均值. 表 1 西藏恰功铁矿床各阶段流体包裹体测试结果
Table 1. Test results and pressure estimation of fluid inclusions at different stages of Qiagong iron ore deposit
阶段Ⅰ的流体包裹体数量较少，主要见于石榴石中.包裹体平均初熔温度在-21.2 ℃左右，均一温度变化范围为400~550 ℃，均值496 ℃，对应的盐度范围为15.5%~20.9% NaCleqv，平均为18.6% NaCleqv.含子晶多相包裹体均一过程中，气泡消失温度(均值515 ℃)高于子晶溶解温度(均值475 ℃)，对应的盐度平均为56.5% NaCleqv(图 6a、6b).激光拉曼光谱显示的气相成分为H2O，未见有CO2等其他成分出现(图 7a).
图 6 恰功铁矿床各阶段流体包裹体均一温度-盐度直方图
Figure 6. Homogeneous temperature-salinity histograms of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
图 7 恰功铁矿床流体包裹体组分的激光拉曼图
Figure 7. Laser Raman graphs of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
阶段Ⅱ流体包裹体数量较多，主要存在于绿帘石、阳起石中，主要类型为W型和S型，V型及L型少见.气液两相包裹体均一温度范围为312~510 ℃，均值为386 ℃，对应的盐度出现2个端元，其中一个端元的盐度范围为14.1%~16.6% NaCleqv，均值为15.8% NaCleqv；另一端元的盐度范围为2%~8% NaCleqv，均值为5% NaCleqv(图 6c、6d).S型包裹体部分均一温度在460 ℃左右，完全均一温度范围为454~520 ℃，均值为500 ℃，对应的盐度在55.8% NaCleqv左右(图 6d、图 8b).激光拉曼光谱显示的气相成分为H2O，液相成分还含有HCO3-和CO32-，未见有CO2等其他成分出现(图 7b、7c，图 9).
图 8 恰功铁矿床C型和S型包裹体相变过程
Figure 8. Phase transformation of C type and S type fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
图 9 恰功铁矿床流体包裹体均一温度-盐度图解
Figure 9. Homogeneous temperature-salinity diagram of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
阶段Ⅲ石英的包裹体均一温度范围为238~343 ℃，均值为276 ℃，对应的盐度范围为1.6%~13.9% NaCleqv，均值为7.4% NaCleqv.其中CO2三相包裹体的完全均一温度较本阶段其他类型包裹体的均一温度高，其完全均一温度范围为248~315 ℃，主要集中在290~310 ℃，均值为299 ℃；CO2初熔温度范围为-55.2~-56.5 ℃，均值为-55.9 ℃，熔化温度范围为6.0~9.5 ℃，均值为7.3 ℃；CO2部分均一温度范围为19.1~31.0 ℃，均值为27.8 ℃，其中降温过程出现CO2气泡的CO2三相包裹体的部分均一温度在20 ℃左右.对应的盐度范围为1.6~11.2% NaCleqv，均值为5.0% NaCleqv，与同阶段其他类型包裹体的盐度相比相对较低.激光拉曼光谱显示W型包裹体气相成分为H2O、CO2或H2O与CO2的混合(图 7d)，C型包裹体气相成分为CO2，两液相成分为CO2和H2O(图 7e、7f).
阶段Ⅳ包裹体寄主矿物为方解石与石英.方解石中的包裹体均一温度范围为245~360 ℃，均值为291 ℃，对应的盐度范围为3.4%~9.9% NaCleqv，均值为6.9% NaCleqv.石英的均一温度范围为242~341 ℃，均值为268 ℃，对应的盐度范围为1.7%~11.8% NaCleqv，均值为7.3% NaCleqv(图 6e、6f).该阶段均一温度及盐度数据显示为低温低盐度的流体作用.激光拉曼光谱显示气、液相成分大多为H2O(图 7g、7h).
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氢氧同位素分析结果表明，阶段Ⅰ的2件石榴石的δDH2O为-106.4‰和-113.2‰，δ18OV-SMOW为3.4‰和5.2‰，计算流体的δ18OH2O为6.2‰和8.0‰.阶段Ⅱ的2件绿帘石的δDH2O分别为-103.1‰和-107‰，δ18OV-SMOW为2.7‰和4.6‰，计算流体的δ18OH2O为3.3‰和5.2‰；2件阳起石的δDH2O为-84.8‰和-94.6‰，δ18OV-SMOW为4.7‰和5.5‰，计算流体的δ18OH2O为5.9‰和6.2‰；2件磁铁矿的δDH2O为-126.2‰和-130.1‰，δ18OV-SMOW为3.3‰和4.2‰，计算流体的δ18OH2O为10.9‰和11.8‰(由于未能直接测得磁铁矿的形成温度，因此取同阶段已测出的阳起石形成温度(约400 ℃)作为近似值).第Ⅲ、Ⅳ阶段的4件石英的δDH2O为-95.3‰~ -103.8‰，δ18OV-SMOW为6.7‰~8.9‰，计算流体的δ18OH2O为-1.6‰~0.6‰；1件方解石的δDH2O为-67.4‰，δ18OV-SMOW为4.1‰，计算流体的δ18OH2O为-0.8‰(表 2，图 10).
阶段 样品号 矿物 δDV-SMOW(‰) δ18OV-SMOW(‰) δ18OH2O(‰) 均一温度(℃) 阶段Ⅰ QG-45 石榴石 -106.4 3.4 6.2 490 QG15-25 石榴石 -113.2 5.2 8.0 490 阶段Ⅱ QG15-38 绿帘石 -103.1 4.6 5.2 427 QG15-40 绿帘石 -107.0 2.7 3.3 427 QG15-23 阳起石 -84.8 4.7 5.9 410 QG15-39 阳起石 -94.6 5.5 6.7 410 QG-67 磁铁矿 -130.1 4.2 11.8 400 QG-66 磁铁矿 -126.2 3.3 10.9 400 阶段Ⅲ QG15-62 石英 -95.3 7.6 -0.7 265 QG15-63 石英 -103.8 6.7 -1.6 265 阶段Ⅳ QG15-16 石英 -98.0 8.9 0.6 265 QG15-16 方解石 -67.4 4.1 -0.8 300 QG15-40 石英 -101.0 7.7 -0.6 265 表 2 恰功铁矿床氢-氧同位素测试结果
Table 2. Hydrogen and oxygen isotope test results of Qiagong iron ore deposit
图 10 恰功铁矿床氢-氧同位素组成
Figure 10. Hydrogen-oxygen isotope composition of Qiagong iron ore deposit
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大多数类型热液流体和许多重要的金属矿物及工业型非金属矿物矿床在时间上、空间上以及成因上与花岗岩侵入体有密切联系(Hedenquist and Loweenstern, 1994；Chang and Meinert, 2004)，世界上典型的矽卡岩矿床是由热液流体与围岩的交代作用形成的.这些热液流体不仅仅直接来源于岩脉或侵入体的出溶，而且还会来源于矿床下伏的深部岩浆房，这些岩脉体或岩浆房的高流体通量和热量的组合使早期的流体在上升期间相对较热，这一结论已被普遍接受(Meinert et al., 2003).
通过对赋存于恰功矿床各阶段矿物中的流体包裹体镜下观察，发现退化蚀变阶段出现含子晶包裹体、富液相与富气相包裹体共存于同一视域的现象(图 5d)，且其均一温度相近(图 6a、6d)，而盐度分化成高低不同的两种流体相，表明流体在此阶段发生了液-液不混溶作用(Hedenquist et al., 1992).矽卡岩期流体的H-O同位素结果也显示流体具有岩浆热液的氢氧同位素特征，表明流体来自岩浆的出溶(Taylor, 1986; Meinert et al., 2003).在δD-δ18O散点图上，矽卡岩矿物的δ18O基本处于岩浆岩范畴，但δD都落在岩浆岩下方，表现出低的δD值(图 10)，表明岩浆演化早期由于深部岩浆房向浅部岩浆房过渡的过程中岩浆发生结晶分异作用以及流体液-液不混溶作用，导致大量气体脱离流体相逸出，使得D/H同位素发生瑞利分馏，在固相矿物中δD不断降低(Taylor, 1986; Hendenquist and Richards, 1998;Harris and Golding, 2002).岩浆分异出来的富含成矿物质流体在上侵过程中，与碳酸盐岩地层发生相互作用，流体-围岩反应产生了物质交换.成矿流体与碳酸盐岩发生双交代作用导致物质的迁入迁出，成矿流体δ18OH2O同位素值也因受到背景围岩的高δ18OH2O影响而升高.阶段Ⅲ、Ⅳ的δ18OH2O和δDH2O值都普遍偏低，表明流体受到了大气降水的影响，因为少量大气降水(< 10%)的混入也能使流体中的δDH2O明显降低(Suzuoki and Epstein, 1976)，因此该阶段可能为岩浆水、大气降水的混合流体；但是，由于该阶段存在许多的次生包裹体，所以也不排除这一因素的影响而使得所测δDH2O值偏低.
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由于矽卡岩矿床受流体控制，且原始的热液流体在侵入附近的原始围岩时，围岩对矽卡岩矿物的同位素质量平衡影响较小，因此，这些矽卡岩矿物组分能够代表原始热液的组分，至少能够代表附近侵入体的组分(Meinert et al., 2003).谢玉玲等(2009)对二长花岗斑岩的熔体-流体包裹体进行了研究，认为岩浆侵入到地壳6~7 km处形成岩浆房，由于温度下降和岩浆的结晶，导致岩浆房出溶高温、高盐度和富含挥发组分的超临界富含矿质流体.恰功矿床深部的岩浆房温度很高(> 550 ℃)，且附近围岩表现为韧性特征，从而阻止了岩浆出溶流体与外界流体的相互作用(Fournier, 1992).出溶的超临界含矿流体在上侵过程中，由于岩浆熔体的保护，温度变化不大(400~525 ℃).成矿流体在上侵过程中不断与碳酸质围岩发生交代作用而形成早期的矽卡岩矿物，阶段Ⅰ的石榴石和透辉石就在此时形成.压力的下降使得流体分异出高盐度的含子晶包裹体(即S型包裹体)，而温度没有太大变化，这类包裹体被认为是从原始不饱和溶液中捕获的(卢焕章等，2004).
随后成矿流体不断上侵，在阶段Ⅱ时没有了岩浆熔体提供的热能，流体温度、压力逐渐下降，围岩环境由韧性变为脆性特征，挥发分开始逸散(图 7)，并开始结晶出含水矽卡岩矿物(绿帘石、阳起石、绿泥石等).通常认为因退化蚀变早期氧逸度较高而出现大量的绿帘石，随后产出阳起石(赵一鸣和李大新，2003).成矿流体由于温度、压力的下降，流体发生液-液不混溶作用，分异成高低不同的2个盐度流体相，其中成矿元素(如Fe、Cu、Zn等)倾向富集于高盐度流体相，为磁铁矿的沉淀提供了有利条件(卢焕章等，2004).而且磁铁矿的H-O同位素高δ18O(10.9‰~11.8‰)而低δDH2O(-126.2‰~-130.1‰)，绿帘石、阳起石的同位素低δDH2O (-84.8‰~-130.1‰)，表明成矿流体与碳酸质围岩发生反应产生了物质交换.成矿流体混入了碳酸质围岩成分，导致pH值升高、温度降低，促使金属络合物分解, 导致金属氧化物(磁铁矿)沉淀(Reed et al., 1985).因此，成矿流体的铁质除部分参与形成硅酸盐矿物外，大量以磁铁矿形式沉淀(翟裕生等，2011).
矽卡岩矿床的矽卡岩期常见的包裹体类型主要为含子晶三相包裹体和水溶液包裹体，而CO2三相包裹体常在石英-硫化物阶段中发育.对这一现象，陈衍景和李诺(2009)认为当富CO2的岩浆热液流体侵入到碳酸质围岩时，流体与碳酸盐发生反应(CO2 + H2O + CaCO3(MgCO3)=Ca2+ (Mg2+)+ 2HCO3-)，从而导致流体中CO2的活度被降低、CO2未逸出，碳酸盐中的Ca、Mg等离子与流体或围岩中的SiO2、Al2O3等组分反应而形成矽卡岩矿物，流体中的HCO3-活度增加，提高流体对围岩中的成矿元素的活化、萃取能力，增加流体的成矿元素.当流体温度降低到一定程度且围岩中的碳酸盐矿物已被分解并转化形成矽卡岩矿物时，流体已不能再形成矽卡岩矿物(Meinert et al., 2005；翟裕生等，2011)，而围岩中也缺乏与流体CO2反应的碳酸盐，此时残余的CO2逸出并被捕获于矿物中.因此，在石英-方铅矿阶段常见大量含CO2的包裹体.
前人的研究表明，大多数矽卡岩型Zn矿体常在侵入体远端沉淀成矿，而且成矿温度、盐度一般较低(Meinert, 1992).Baker et al.(2004)研究墨西哥矽卡岩型Bismark Mine矿床时发现，矿床中的Pb含量非常低(0.5%)，而Zn的含量却很高(8%)，但是在各阶段流体包裹体中Pb的含量与Zn相差无几，甚至比Zn更高，这一现象表明大量的Pb更易赋存于流体中而不是在早期矽卡岩体内沉淀成方铅矿.恰功矿床后期大量易溶于流体的Pb等金属元素随流体从矽卡岩部位溢出并向东部运移，进入到东部的断裂构造中，造成流体压力急剧下降，CO2从流体中大量逸出，并被捕获封存于包裹体中，形成富含CO2的包裹体.大量不同相比的CO2三相包裹体混合共生以及气液两相包裹体在视域内从富液相到富气相的共生组合出现(图 5e、5f)，且温度测试显示其有极一致的均一温度和盐度，指示流体在该阶段由于压力急剧下降而发生了沸腾作用(卢焕章等，2004).流体的沸腾使得大量CO2等挥发分从成矿流体中逸散，pH值升高、氧化性降低、还原性增强，此时流体中的Pb以石英-方铅矿脉形式沉淀充填在构造裂隙中，形成方铅矿体，但同样条件下矽卡岩期未见Pb的矿化，表明温度的降低是导致Pb沉淀的根本原因.
流体演化后期的阶段Ⅳ，富含二氧化硅及碳酸钙的低温、低盐度残余流体在矽卡岩以及围岩中结晶出石英脉、石英-方解石脉、方解石脉.此时由于温度、压力低，流体中残余的CO2等成分逐渐逸出，部分靠近围岩的石英-方解石脉受到挤压作用，石英破碎严重，流体顺着这些破碎的石英裂隙灌入并被捕获于石英裂隙中，形成沿裂隙分布的带状CO2三相包裹体(图 5i).
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(1)恰功铁矿床主要分为进矽卡岩阶段(Ⅰ)、退化蚀变阶段(Ⅱ)、石英-方铅矿阶段(Ⅲ)和石英-方解石阶段(Ⅳ)，各阶段流体包裹体发育.其中阶段Ⅰ主要矿物有石榴石与辉石，常见富液相、富气相及含子晶包裹体，以单个负晶形出现；阶段Ⅱ矿物主要为绿帘石、阳起石、绿泥石、磁铁矿等，流体包裹体特征与阶段Ⅰ一致，但相对更发育些；阶段Ⅲ主要矿物为石英、方铅矿，流体包裹体常从富气相至富液相成群无规律出现，并见大量CO2三相包裹体；阶段Ⅳ主要矿物为石英及方解石，流体包裹体成群成带分布.
(2)初溶成矿流体为CO2-NaCl-H2O体系，矽卡岩期表现为富含成矿物质的高温(~450 ℃)、中高盐度(~18% NaCleqv)和低盐度(~5% NaCleqv)的流体相，退化蚀变阶段流体由于温压下降导致液-液不混溶作用.石英-方铅矿阶段由于压力的急剧下降导致流体发生沸腾作用.流体整体表现为从高温、中高盐度逐渐向低温、低盐度演化.
(3)成矿流体主要来源于二长花岗斑岩的出溶，其在上侵过程中由于温压下降导致液-液不混溶作用，并与碳酸质围岩发生反应产生物质交换导致磁铁矿大量沉淀成矿.进入到断裂构造时成矿流体温度、压力下降，导致流体沸腾作用使挥发分逸散、pH升高、氧化性降低、还原性升高等，即温压下降是东部方铅矿沉淀的根本原因.
(4)早期铁矿化与后期铅矿化均受二长花岗斑岩出溶的热液流体控制，为深部岩浆房在同一套岩浆作用下经历不同的P-T演化过程并先后在浅部发生相分离作用，碳酸质围岩的参与促进了磁铁矿矿化.这一成矿机制为今后在该区域找矿提供了一定的指示意义.
Ore-Forming Fluids Signature and Evolution in the Qiagong Fe Skarn Deposit of the Gangdese Belt, Tibet: Implications for Fe-Pb Mineralization
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摘要: 目前关于恰功矽卡岩型铁矿床的流体演化过程及成矿机制，尤其是铁-铅矿体的成矿作用尚缺研究.对不同阶段的主要矿物进行包裹体均一温度-盐度、激光拉曼光谱分析以及H-O同位素测试.进矽卡岩阶段包裹体均一温度为400~550℃；盐度为15.5%~20.9% NaCleqv，其中S型盐度高达56.5% NaCleqv；气液相成分均为H2O.退化蚀变阶段包裹体均一温度为350~420℃；盐度集中于14.1%~16.6% NaCleqv，少量为2%~8% NaCleqv，而S型包裹体盐度亦高达55.8% NaCleqv；气液相成分均为H2O，液相富含HCO3-和CO32-.石英-方铅矿阶段包裹体均一温度范围为238~343℃，对应盐度为3.1~13.9% NaCleqv，其中含CO2三相包裹体完全均一温度集中在290~310℃，盐度为1.6%~11.2% NaCleqv.石英-方解石阶段包裹体均一温度与盐度分别为242~360℃和1.7%~11.8% NaCleqv，气液相成分均为H2O.H-O同位素显示：进矽卡岩阶段δDH2O为-106.4‰~-113.2‰，δ18OH2O为6.2‰~8.0‰；退化蚀变阶段δDH2O为-84.8‰~-130.1‰，δ18OH2O为2.7‰~5.5‰，退化蚀变阶段δ18OH2O值相对进矽卡岩阶段低；石英-方铅矿阶段δDH2O为-95.3‰~-103.8‰，δ18OH2O为-1.6‰~-0.7‰；石英-方解石阶段δDH2O为-67.4‰~-101.0‰，δ18OH2O为-0.8‰~0.6‰.结果表明流体整体具有从高温、中-高盐度逐渐向低温、低盐度演化的特征，矽卡岩期成矿流体来源于岩浆出溶；矽卡岩期流体的不混溶作用并与围岩发生反应是磁铁矿沉淀的重要机制，石英-方铅矿阶段流体温压下降是方铅矿沉淀的根本原因.Abstract: There is still lack of research on the evolution of ore-forming fluids and ore-forming mechanism of the Qiagong Fe skarn deposit in the Gangdese Belt,especially the mineralization of the iron-lead ore body. We studied the homogenization temperature,salinity,laser Raman spectroscopy and H-O isotopic compositions of major minerals in different stages. The homogeneous temperatures of the fluid inclusions that in the prograde stage range from 400 to 550℃,and the salinities vary from 15.5% to 20.95% NaCl eqv. Besides,the salinity of S-type fluid inclusion in this stage is up to 56.5% NaCleqv. Both the vapor and the liquid phases in these fluid inclusions are H2O. The homogeneous temperatures of fluid inclusions during the retrograde stage range from 350℃ to 420℃,and the salinities are primarily concentrated in 14.1%-16.68% NaCleqv,partly in 2%-8% NaCleqv. However,the salinity of type-S inclusion is up to 55.8% NaCleqv. Both the vapor and the liquid phases in these fluid inclusions are H2O. In addition,the liquid phase is also rich in HCO3- and CO32-. The homogeneous temperatures of the fluid inclusions in quartzgalena stage are 238-343℃,corresponding to the salinities of 3.1%-13.9% NaCleqv. Additionally,the total homogenization temperatures of CO2-bearing three-phase fluid inclusions are 290-310℃,corresponding to the salinities of 1.6%-11.2% NaCl eqv. Lastly,during the quartz-calcite stage,the homogeneous temperatures and salinities of the fluid inclusions vary in 242-360℃ and 1.7%-11.8% NaCl eqv respectively. The component of liquid phase in fluid inclusion is dominated by H2O,as well as the vapor phase. The H-O isotopes show that the δDH2O and δ18OH2O are-106.4‰—-113.2‰ and 6.2‰-8.0‰ during the prograde stage,and -84.8‰—-130.1‰ and 2.7‰-5.5‰ during the retrograde stage,respectively. The δ18OH2O compositions in the retrograde stage are lower than those in the prograde stage. The δDH2O and δ18OH2O are -95.3‰—-103.8‰ and -1.6‰—-0.7‰ in the quartz-galena stage and -67.4‰—-101.0‰ and -0.8‰-0.6‰ in the quartz-calcite stage,respectively. These data indicate that the fluids evolved from high temperature,medium-high salinity to low temperature and low salinity. The ore-forming fluids are mainly derived from magma exsolution in skarn stage. The fluid immiscibility and wall-rock interaction during skarn stage are the main mechanisms of magnetite precipitation. Decreased pressure and temperature during quartz-galena stage might be the prime reasons for precipitation of galena.
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Key words:
- fluid inclusion /
- H-O isotopes /
- laser Raman /
- skarn deposit /
- Qiagong /
- Tibet /
- ore deposit
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图 1 研究区区域构造简图(a)和恰功矿区地质图(b)
Figure 1. Regional structure diagram of the study area (a) and the geological map of Qiagong mining area (b)
图a据高顺宝(2015)修改；图b据李应栩等(2011)修改. DLJT.打加南-拉马野加-江当乡断裂带；GLNT.噶尔-隆格尔-南木林断裂带；SNJS.狮泉河-嘉黎断裂带；SMMLT.沙莫勒-麦拉-米拉山-洛巴堆断裂带
图 2 恰功铁矿床矿物特征及野外照片
Figure 2. Ore minerals and field photos of Qiagong iron ore deposit
a.被磁铁矿交代的黄绿色石榴石及充填其上的石英、方解石；b.黄铁矿交代石榴石呈浸染状构造；c.石英脉切割绿泥石化及绿帘石化的石榴石矽卡岩；d.磁铁矿交代石榴石的残余并结晶出阳起石、方解石、石英；e.退化蚀变阶段的石英、方解石及呈柱状、放射状的阳起石；f.绿泥石化的石榴石矽卡岩中见少量镜铁矿；g.灰岩被矽卡岩交代残余形成的角岩化；h.磁铁矿中见黄铁矿及后期表生赤铁矿化；i.金云母及局部表生氧化成赤铁矿的磁铁矿；j.石英-方解石脉体，脉体核部为方解石，边部为石英；k.石英-方铅矿阶段的石英及块状方铅矿；l.断裂带上的铅矿化. Grt.石榴石；Chl.绿泥石；Lim.灰岩；Act.阳起石；Cal.方解石；Qz.石英；Ep.绿帘石；Phl.金云母；Ig.镜铁矿；Hm.赤铁矿；Gn.方铅矿；Pb.铅
图 4 恰功铁矿床显微岩相学特征
Figure 4. Micro-petrographic characteristics of Qiagong iron ore deposits
a.石榴石及辉石共生；b.石英脉切穿绿帘石矽卡岩；c.绿帘石、绿泥石交代石榴石；d.阳起石交代石榴石；e.磁铁矿交代石榴石及少量磁铁矿被氧化成赤铁矿；f.磁铁矿交代石榴石形成的骸晶结构(BSE图)；g.镜铁矿交代绿泥石；h.石英与方铅矿共生；i.方铅矿交代黄铁矿(BSE图). BSE.背散射；Grt.石榴石；Di.辉石；Ep.绿帘石；Chl.绿泥石；Cal.方解石；Qz.石英；Mt.磁铁矿；Hm.赤铁矿；Ig.镜铁矿；Gn.方铅矿；Py.黄铁矿；Gr~50.钙铝榴石含量为50%
图 5 恰功铁矿床流体包裹体岩相学特征
Figure 5. Petrographic characteristics of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposits
a.进矽卡岩阶段石榴石中富气包裹体(V型)；b.进矽卡岩阶段石榴石中含石盐子晶包裹体(S型)；c.退化蚀变阶段阳起石中呈负晶形的包裹体；d.退化蚀变阶段含子晶包裹体与富气相包裹体共生；e.石英-方铅矿阶段的石英中局部从富液相包裹体至富气相包裹体的富集，表明流体发生沸腾作用；f.石英-方铅矿阶段的石英中见大量CO2三相包裹体；g.石英-方解石阶段的石英内部包裹体结构构造；h.石英-方解石阶段的方解石中富气相包裹体(V型)和富液相包裹体(W型)；i.石英-方解石阶段的破碎石英中见次生CO2三相包裹体呈带状分布. L.液相；V.气相；Hal.石盐子晶；Op.未知不透明矿物；LCO2.液相CO2；LH2O.液相水；VH2O.气相水；VCO2.气相CO2；P.原生包裹体；PS.假次生包裹体；S.次生包裹体；S型.含子晶±暗色矿物包裹体；V型(VH2O).气相成分为H2O的富气相包裹体；W型(LH2O, VH2O).气液相成分都为H2O的富液相包裹体；L型(LH2O).液相成分为H2O纯液相包裹体
图 6 恰功铁矿床各阶段流体包裹体均一温度-盐度直方图
Figure 6. Homogeneous temperature-salinity histograms of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
图 7 恰功铁矿床流体包裹体组分的激光拉曼图
Figure 7. Laser Raman graphs of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
图 8 恰功铁矿床C型和S型包裹体相变过程
Figure 8. Phase transformation of C type and S type fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
a.阶段Ⅲ石英的含CO2三相包裹体的相变过程；b.阶段Ⅱ绿帘石含石盐子晶包裹体的相变过程. V.气相；Hal.石盐子晶
图 9 恰功铁矿床流体包裹体均一温度-盐度图解
Figure 9. Homogeneous temperature-salinity diagram of fluid inclusions in Qiagong iron ore deposit
图 10 恰功铁矿床氢-氧同位素组成
Figure 10. Hydrogen-oxygen isotope composition of Qiagong iron ore deposit
表 1 西藏恰功铁矿床各阶段流体包裹体测试结果
Table 1. Test results and pressure estimation of fluid inclusions at different stages of Qiagong iron ore deposit
阶段/寄主矿物 类型 原/次生 数量 气泡消失温度(℃) 石盐消失温度/冰点(℃) 盐度(% NaCleqv) 均值 范围 均值 范围 均值 范围 阶段Ⅰ Grt W P 17 468 400~550 -15.0 -13.0~-18.0 18.6 15.5~20.9 V P 6 487 410~515 -15.7 -13.5 ~-17.0 19.1 17.3~20.2 S P 5 505 485~520 475 465~486 56.5 55.1~57.8 W S 7 241 225~307 -8.0 -7.0~-9.0 11.7 10.4~12.8 阶段Ⅱ Ep W P 16 401 312~515 -9.7 -2.8 ~-15.0 12.9 4.6~18.6 V P 5 432 336~485 -9.8 -3.1~-12.5 13.4 5.1~16.3 S P 2 478 476~480 466 465~466 55.2 55.1~55.3 Act W P 26 390 345~510 -8.5 -1.4~-12.5 12.1 2.4~16.4 V P 3 355 354~355 -11.8 -11.0~-12.5 15.7 15.0~16.4 S P 3 492 454~520 460 435~485 56.8 51.4~57.8 阶段Ⅲ Qz W P 33 268 238~343 -5.4 -3.5~-10.0 8.2 5.7~13.9 V P 5 267 254~285 -4.3 -1.8~-7.1 6.8 3.1~10.6 C 盐度 CO2笼合物 初熔(℃) 熔化(℃) 部分均一(℃) P 14 297 248~315 5.0 -55.9 7.3 27.8 阶段Ⅳ Qz W P 54 268 242~341 -5.0 -1.0~-8.1 7.3 1.7~11.8 S 12 239 210~252 -5.3 -3.4~-6.8 8.2 5.6~10.2 Cal W P 12 294 245~360 -4.3 -2.0~-6.5 7.0 3.4~9.9 注：各矿物及包裹体类型缩写详见图 2和图 5；测试数据均值为算术平均值. 
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表 2 恰功铁矿床氢-氧同位素测试结果
Table 2. Hydrogen and oxygen isotope test results of Qiagong iron ore deposit
阶段 样品号 矿物 δDV-SMOW(‰) δ18OV-SMOW(‰) δ18OH2O(‰) 均一温度(℃) 阶段Ⅰ QG-45 石榴石 -106.4 3.4 6.2 490 QG15-25 石榴石 -113.2 5.2 8.0 490 阶段Ⅱ QG15-38 绿帘石 -103.1 4.6 5.2 427 QG15-40 绿帘石 -107.0 2.7 3.3 427 QG15-23 阳起石 -84.8 4.7 5.9 410 QG15-39 阳起石 -94.6 5.5 6.7 410 QG-67 磁铁矿 -130.1 4.2 11.8 400 QG-66 磁铁矿 -126.2 3.3 10.9 400 阶段Ⅲ QG15-62 石英 -95.3 7.6 -0.7 265 QG15-63 石英 -103.8 6.7 -1.6 265 阶段Ⅳ QG15-16 石英 -98.0 8.9 0.6 265 QG15-16 方解石 -67.4 4.1 -0.8 300 QG15-40 石英 -101.0 7.7 -0.6 265
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[1] Ault, K. M., 2004. Sulfur and Lead Isotope Study of the EL Mochito Zn-Pb-Ag Deposit. Economic Geology, 99(6): 1223-1231. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.99.6.1223 doi: 10.2113/gsecongeo.99.6.1223 [2] Baker, T., Achterberg, E.V., Ryan, C. G., et al., 2004. Composition and Evolution of Ore Fluids in a Magmatic-Hydrothermal Skarn Deposit. Geology, 32(2): 117-120. https://doi.org/10.1130/g19950.1 doi: 10.1130/g19950.1 [3] Baker, T., Lang, J. R., 2003. Reconciling Fluid Inclusion Types, Fluid Processes, and Fluid Sources in Skarns: An Example from the Bismark Deposit, Mexico. Mineralium Deposita, 38(4): 474-495. https://doi.org/10.1007/s00126-002-0306-3 doi: 10.1007/s00126-002-0306-3 [4] Bodnar, R. J., 1993. Revised Equation and Table for Determining the Freezing Point Depression of H2O-NaCl Solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(3): 683-684. https://doi.org/10.1016/0016-7037(93)90378-a doi: 10.1016/0016-7037(93)90378-a [5] Chang, Z. S., Meinert, L. D., 2004. The Magmatic-Hydrothermal Transition—Evidence from Quartz Phenocryst Textures and Endoskarn Abundance in Cu-Zn Skarns at the Empire Mine, Idaho, USA. Chemical Geology, 210(1-4): 149-171. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.018 doi: 10.1016/j.chemgeo.2004.06.018 [6] Chen, Y. J., Chen, H. Y., Zaw, K., et al., 2007. Geodynamic Settings and Tectonic Model of Skarn Gold Deposits in China: An Overview. Ore Geology Reviews, 31(1-4): 139-169. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2005.01.001 doi: 10.1016/j.oregeorev.2005.01.001 [7] Chen, Y.J., Li, N., 2009. Nature of Ore-Fluids of Intracontinental Intrusion-Related Hypothermal Deposits and its Difference from those in Island Arcs. Acta Petrologica Sinica, 25(10):2477-2508 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=ysxb98200910016 [8] Clayton, R. N., Rex, R. W., Syers, J. K., et al., 1972. Oxygen Isotope Abundance in Quartz from Pacific Pelagic Sediments. Journal of Geophysical Research, 77(21): 3907-3915. https://doi.org/10.1029/jc077i021p03907 doi: 10.1029/jc077i021p03907 [9] Collins, P. L. F., 1979. Gas Hydrates in CO2-Bearing Fluid Inclusions and the Use of Freezing Data for Estimation of Salinity. Economic Geology, 74(6): 1435-1444. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.74.6.1435 doi: 10.2113/gsecongeo.74.6.1435 [10] Ding, L., Kapp, P., Zhong, D.L., et al., 2003. Cenozoic Volcanism in Tibet: Evidence for a Transition from Oceanic to Continental Subduction. Journal of Petrology, 44(10): 1833-1865. https://doi.org/10.1093/petrology/egg061 doi: 10.1093/petrology/egg061 [11] Dong, G.C., Mo, X.X., Zhao, Z.D., et al., 2005.A New Understanding of the Stratigraphic Successions of the Linzizong Volcanic Rocks in the Lhünzhub Basin, Northern Lhasa, Tibet, China. Regional Geology of China, 24(6):549-557 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgqydz200506012 [12] Einaudi, M. T., Burt, D. M., 1982. Introduction: Terminology, Classification, and Composition of Skarn Deposits. Economic Geology, 77(4): 745-754. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.77.4.745 doi: 10.2113/gsecongeo.77.4.745 [13] Fournier, R.O., 1992. The Influences of Depth of Burial and the Brittle-Ductile Transition on the Evolution of Magmatic Fluids. Geological Survey of Japan Report, 279: 57-59. [14] Gao, S.B., 2015. Copper-Iron Polymetal Metallogenic Regularity and Election of Targennt Areas in the Western of Gangdise Metallogenic Belt, Tibet (Dissertation). China University of Geosciences, Wuhan (in Chinese with English abstract). [15] Gemmell, J. B., Zantop, H., Meinert, L. D., 1992. Genesis of the Aguilar Zinc-Lead-Silver Deposit, Argentina: Contact Metasomatic vs. Sedimentary Exhalative. Economic Geology, 87(8): 2085-2112. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.87.8.2085 doi: 10.2113/gsecongeo.87.8.2085 [16] Harris, A. C., Golding, S. D., 2002. New Evidence of Magmatic-Fluid-Related Phyllic Alteration: Implications for the Genesis of Porphyry Cu Deposits. Geology, 30(4): 335-338. https://doi.org/10.1130/0091-7613(2002)030 < 0335:neomfr > 2.0.co; 2 doi: 10.1130/0091-7613(2002)030<0335:neomfr>2.0.co;2 [17] Hedenquist, J. W., Arribas, A., Reynolds, T. J., 1998. Evolution of an Intrusion-Centered Hydrothermal System: Far Southeast-Lepanto Porphyry and Epithermal Cu-Au Deposits, Philippines. Economic Geology, 93(4): 373-404. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.93.4.373 doi: 10.2113/gsecongeo.93.4.373 [18] Hedenquist, J. W., Lowenstern, J. B., 1994. The Role of Magmas in the Formation of Hydrothermal Ore Deposits. Nature, 370(6490): 519-527. https://doi.org/10.1038/370519a0 doi: 10.1038/370519a0 [19] Hedenquist, J. W., Reyes, A. G., Simmons, S. F., et al., 1992. The Thermal and Geochemical Structure of Geothermal and Epithermal Systems: A Framework for Interpreting Fluid Inclusion Data. European Journal of Mineralogy, 4(5): 989-1016. https://doi.org/10.1127/ejm/4/5/0989 doi: 10.1127/ejm/4/5/0989 [20] Hedenquist, J.W., Richards, J.P., 1998. The Influence of Geochemical Techniques on the Development of Genetic Models for Porphyry Copper Deposits. Economic Geology, 10:235-256. doi: 10.1134-S1063776111060203/ [21] Hou, Z. Q., Duan, L. F., Lu, Y. J., et al., 2015. Lithospheric Architecture of the Lhasa Terrane and Its Control on Ore Deposits in the Himalayan-Tibetan Orogen. Economic Geology, 110(6): 1541-1575. https://doi.org/10.2113/econgeo.110.6.1541 doi: 10.2113/econgeo.110.6.1541 [22] Hou, Z.Q., Lu, Q.T., Wang, A.J., et al., 2003. Continental Collision and Related Metallogeny:A Case Study of Mineralization in Tibetan Orogen. Mineral Deposits, 22(4):319-333 (in Chinese with English abstract). [23] Hou, Z.Q., Mo, X.X., Gao, Y.F., et al., 2006.Early Processes and Tectonic Model for the Indian—Asian Continental Collision:Evidence from the Cenozoic Gangdese Igneous Rocks in Tibet. Acta Geologica Sinica, 80(9):1233-1248 (in Chinese with English abstract). [24] Ishihara, S., Jin, M. S., Sasaki, A., 2000. Source Diversity of Ore Sulfur from Mesozoic-Cenozoic Mineral Deposits in the Korean Peninsula Region. Resource Geology, 50(4): 203-212. https://doi.org/10.1111/j.1751-3928.2000.tb00070.x doi: 10.1111/j.1751-3928.2000.tb00070.x [25] Leng, Q.F., Tang, J.X., Zheng, W.B., et al., 2016.Geochronology, Geochemistry and Zircon Hf Isotopic Compositions of the Ore-Bearing Porphyry in the Lakang'e Porphyry Cu-Mo Deposit, Tibet. Earth Science, 41(6):999-1015 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dqkx201606007 [26] Li, Y.X., Xie, Y.L., Chen, W., et al., 2011.U-Pb Age and Geochemical Characteristics of Zircon in Monzogranite Porphyry from Qiagong Deposit, Tibet, and Geological Implication. Acta Petrologica Sinica, 27(7):2023-2033 (in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201107011 [27] Lu, H.Z., Fan, H.R., Li, P., et al., 2004. Fluid inclusions. Science Press, Beijing (in Chinese). [28] Mao, C., Lü, X.B., Chen, C., et al., 2016.Characteristics and Metallogenic Significance of Melt-Fluid Inclusions of Shanshenfu Granite in the Hongyan Area, Inner Mongolia. Earth Science, 41(1):139-152 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dqkx201601011 [29] Megaw, P. K. M., Ruiz, J., Titley, S. R., 1988. High-Temperature, Carbonate-Hosted Ag-Pb-Zn(Cu) Deposits of Northern Mexico. Economic Geology, 83(8): 1856-1885. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.83.8.1856 doi: 10.2113/gsecongeo.83.8.1856 [30] Meinert, L.D., 1992. Skarns and Skarn Deposits. Geoscience Canada, 19(4): 145-162. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/hbjzkjxyxb200901022 [31] Meinert, L.D., Dipple, G.M., Nicolescu, S., 2005. World Skarn Deposits. In: Hedenquist, J.W., Thompson, J.F.H., Goldfarb, R.J., eds., Economic Geology 100th Anniversary Volume. Society of Economic Geologists, Littleton, Colorado. [32] Meinert, L. D., Hedenquist, J. W., Satoh, H., et al., 2003. Formation of Anhydrous and Hydrous Skarn in Cu-Au Ore Deposits by Magmatic Fluids. Economic Geology, 98(1): 147-156. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.98.1.147 doi: 10.2113/gsecongeo.98.1.147 [33] Meinert, L. D., Hefton, K. K., Mayes, D., et al., 1997. Geology, Zonation, and Fluid Evolution of the Big Gossan Cu-Au Skarn Deposit, Ertsberg District, Irian Jaya. Economic Geology, 92(5): 509-534. https://doi.org/10.2113/gsecongeo.92.5.509 doi: 10.2113/gsecongeo.92.5.509 [34] Mo, X.X., Dong, G.C., Zhao, Z.D., et al., 2005.Spatial and Temporal Distribution and Characteristics of Granitoids in the Gangdese, Tibet and Implication for Crustal Growth and Evolution. Geological Journal of China Universities, 11(3):281-290 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=gxdzxb200503001 [35] O'Neil, J.R., Taylor, H.P., 1969. Oxygen Isotope Equilibrium between Muscovite and Water. Journal of Geophysical Research, 74(25): 6012-6022. https://doi.org/10.1029/jb074i025p06012 doi: 10.1029/jb074i025p06012 [36] Pan, G.T., Mo, X.X., Hou, Z.Q., et al., 2006. Spatial-Temporal Framework of the Gangdese Orogenic Belt and Its Evolution. Acta Petrologica Sinica, 22(3):521-533 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=ysxb98200603001 [37] Reed, M.H., Spycher, N.F., 1985. Boiling, Cooling, and Oxidation in Epithermal Systems: A Numerical Modeling Approach. Economic Geology, 1:249-272. [38] She, H.Q., Feng, C.Y., Zhang, D.Q., et al., 2005.Characteristics and Metallogenic Potential of Skarn Copper-Lead-Zinc Polymetallic Deposits in Central Eastern Gangdese.Mineral Deposits, 24(5):508-520 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kcdz200505005 [39] Singoyi, B., Zaw, K., 2001. A Petrological and Fluid Inclusion Study of Magnetite-Scheelite Skarn Mineralization at Kara, Northwestern Tasmania: Implications for Ore Genesis. Chemical Geology, 173(1-3): 239-253. https://doi.org/10.1016/s0009-2541(00)00278-3 doi: 10.1016/s0009-2541(00)00278-3 [40] Suzuoki, T., Epstein, S., 1976. Hydrogen Isotope Fractionation between OH-Bearing Minerals and Water. Geochimica et Cosmochimica Acta, 40(10): 1229-1240. https://doi.org/10.1016/0016-7037(76)90158-7 doi: 10.1016/0016-7037(76)90158-7 [41] Tang, J.X., Duo, J., Liu, H.F., et al., 2012. Minerogenetic Series of Ore Deposits in the East Part of the Gangdise Metallogenic Belt.Acta Geoscientica Sinica, 33(4):393-410 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dqxb201204002 [42] Tang, J.X., Wang, L.Q., Zheng, W.B., et al., 2014.Ore Deposits Metallogenic Regularity and Prospecting in the Eastern Section of the Gangdese Metallogenic Belt. Acta Geologica Sinica, 88(12):2545-2555 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dizhixb201412027 [43] Taylor, B.E., 1986. Magmatic Volatiles: Isotopic Variation of C, H, and S. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 16(1): 185-225. [44] Taylor, H.P., Turi, B., 1976. High-18O Igneous Rocks from the Tuscan Magmatic Province, Italy. Contributions to Mineralogy and Petrology, 55(1): 33-54. https://doi.org/10.1007/bf00372753 doi: 10.1007/bf00372753 [45] Wang, F.G., Li, G.M., Lin, F.C., et al., 2005.Ore Potential of Skarn-Type Ore Deposits in the Gangdise Metallogenic Belt, Tibet. Regional Geology of China, 24(4):378-385 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgqydz200504014 [46] Wang, X.L., Gu, X.X., Peng, Y.W., et al., 2016. Geological Features, Metallogenic Setting and Exploration Potential of the Skarn Fe-Cu Polymetallic Deposits in the Eastern Segment of the Boluokenu Mineralization Belt, Xinjiang. Acta Petrologica Sinica, 32(5):1315-1332 (in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201605005 [47] Williams-Jones, A. E., Samson, I. M., Ault, K. M., et al., 2010. The Genesis of Distal Zinc Skarns: Evidence from the Mochito Deposit, Honduras. Economic Geology, 105(8): 1411-1440. https://doi.org/10.2113/econgeo.105.8.1411 doi: 10.2113/econgeo.105.8.1411 [48] Wu, S., Zheng, Y. Y., Geng, R. R., et al., 2017. Geology, Fluid Inclusion and Isotope Constraints on Ore Genesis of the Post-Collisional Dabu Porphyry Cu-Mo Deposit, Southern Tibet. Ore Geology Reviews, 89: 421-440. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2017.06.030 doi: 10.1016/j.oregeorev.2017.06.030 [49] Xie, Y.L., Li, Y.X., Chang, Z.S., et al., 2009. Magmatic Evolution and Characteristics of Magmatic Fluid in the Qiagong Porphyry System. Acta Geologica Sinica, 83(12):1869-1886 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dizhixb200912006 [50] Xu, J., 2017. Metallogenic Mechanism and Model of the Paleogene Fe-Cu-Pb-Zn Skarn Deposits in Nyainqentanglha, Tibet (Dissertation). China University of Geosciences, Wuhan (in Chinese with English abstract). [51] Xu, J., Zheng, Y. Y., Sun, X., et al., 2016a. Geochronology and Petrogenesis of Miocene Granitic Intrusions Related to the Zhibula Cu Skarn Deposit in the Gangdese Belt, Southern Tibet. Journal of Asian Earth Sciences, 120: 100-116. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2016.01.026 doi: 10.1016/j.jseaes.2016.01.026 [52] Xu, J., Zheng, Y. Y., Sun, X., et al., 2016b. Alteration and Mineralization at the Zhibula Cu Skarn Deposit, Gangdese Belt, Tibet. Ore Geology Reviews, 75: 304-326. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.11.028 doi: 10.1016/j.oregeorev.2015.11.028 [53] Yang, Z., Jiang, H., Yang, M.G., et al., 2017.Zircon U-Pb and Molybdenite Re-Os Dating of the Gangjiang Porphyry Cu-Mo Deposit in Central Gangdese and Its Geological Significance. Earth Science, 42(3):339-356 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dqkx201703003 [54] Zhai, Y.S., Yao, S.Z., Cai, K.Q., 2011. Mineral Deposits (3rd Edition). Geological Publishing House, Beijing (in Chinese). [55] Zhao, H.F., Zhong, K.H., 2014.The Geologic Characteristic and Genesis of Qiagong's Skarn-Related Iron Deposit, Tibet, China. Sichuan Nonferrous Metals, (3):15-17 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=scysjs201403003 [56] Zhao, Y.M., 2013.Main Genetic Types and Geological Characteristics of Iron-Rich Ore Deposits in China. Mineral Deposits, 32(4):686-705 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kcdz201304004 [57] Zhao, Y. M., Dong, Y. G., Li, D. X., et al., 2003. Geology, Mineralogy, Geochemistry, and Zonation of the Bajiazi Dolostone-Hosted Zn-Pb-Ag Skarn Deposit, ProvinceLiaoning, China. Ore Geology Reviews, 23(3-4): 153-182. https://doi.org/10.1016/s0169-1368(03)00034-9 doi: 10.1016/s0169-1368(03)00034-9 [58] Zhao, Y.M., Feng, C.Y., Li, D.X., et al., 2017.New Progress in Prospecting for Skarn Deposits and Spatial-Teporal Distribution of Skarn Deposits in China. Mineral Deposits, 36(3):519-543 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kcdz201703001 [59] Zhao, Y.M., Li, D.X., 2003. Amphiboles in Skarn Deposits of China. Mineral Deposits, 22(4):345-359 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kcdz200304003 [60] Zheng, Y. C., Fu, Q., Hou, Z. Q., et al., 2015a. Metallogeny of the Northeastern Gangdese Pb-Zn-Ag-Fe-Mo-W Polymetallic Belt in the Lhasa Terrane, Southern Tibet. Ore Geology Reviews, 70: 510-532. https://doi.org/10.1016/j.oregeorev.2015.04.004 doi: 10.1016/j.oregeorev.2015.04.004 [61] Zheng, Y. Y., Sun, X., Gao, S. B., et al., 2015b. Metallogenesis and the Minerogenetic Series in the Gangdese Polymetallic Copper Belt. Journal of Asian Earth Sciences, 103: 23-39. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.11.036 doi: 10.1016/j.jseaes.2014.11.036 [62] Zheng, Y. F., 1993. Calculation of Oxygen Isotope Fractionation in Hydroxyl-Bearing Silicates. Earth and Planetary Science Letters, 120(3/4): 247-263. https://doi.org/10.1016/0012-821x(93)90243-3 doi: 10.1016/0012-821x(93)90243-3 [63] Zheng, Y.F., Xu, B.L., Zhou, G.T., et al., 2000. Geochemical Studies of Stable Isotopes in Minerals. Earth Science Frontiers, 7(2):299-320 (in Chinese with English abstract). [64] Zheng, Y.Y., Wang, B.S., Fan, Z.H., et al., 2002. Analysis of Tectonic Evolution in the Eastern Section of the Gangdise Mountains, tibet and the Metallogenic Potentialities of Copper Gold Poly Metal. Geological Science and Technology Information, 21(2):55-60 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dzkjqb200202012 [65] Zheng, Y.Y., Xue, Y.X., Cheng, L.J., et al., 2004. Finding, Characteristics and Significances of Qulong Superlarge Porphyry Copper (Molybdenum) Deposit, Tibet. Earth Science, 29(1):103-108 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=dqkx200401018 [66] Zhou, Z.H., Liu, H.W., Chang, G.X., et al., 2011. Mineralogical Characteristics of Skarns in the Huanggang Sn-Fe Deposit of Inner Mongolia and Their Metallogenic Indicating Significance. Acta Petrologica et Mineralogica, 30(1):97-112 (in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=yskwxzz201101009 [67] Zhu, D.C., Zhao, Z.D., Niu, Y.L., et al., 2012. Origin and Paleozoic Tectonic Evolution of the Lhasa Terrane. Geological Journal of China Universities, 18(1):1-15 (in Chinese with English abstract). [68] 陈衍景, 李诺, 2009.大陆内部浆控高温热液矿床成矿流体性质及其与岛弧区同类矿床的差异.岩石学报, 25(10):2477-2508. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200910016 [69] 董国臣, 莫宣学, 赵志丹, 等, 2005.拉萨北部林周盆地林子宗火山岩层序新议.地质通报, 24(6):549-557. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2005.06.012 [70] 高顺宝, 2015.西藏冈底斯西段铜铁多金属成矿作用与找矿方向(博士学位论文).武汉: 中国地质大学. [71] 侯增谦, 吕庆田, 王安建, 等, 2003.初论陆-陆碰撞与成矿作用——以青藏高原造山带为例.矿床地质, 22(4):319-333. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2003.04.001 [72] 侯增谦, 莫宣学, 高永丰, 等, 2006.印度大陆与亚洲大陆早期碰撞过程与动力学模型——来自西藏冈底斯新生代火成岩证据.地质学报, 80(9):1233-1248. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2006.09.001 [73] 冷秋锋, 唐菊兴, 郑文宝, 等, 2016.西藏拉抗俄斑岩Cu-Mo矿床含矿斑岩地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素组成.地球科学, 41(6):999-1015. doi: 10.3799/dqkx.2016.083 [74] 李应栩, 谢玉玲, 陈伟, 等, 2011.西藏恰功铁矿二长花岗斑岩锆石的U-Pb年代学与地球化学特征及意义.岩石学报, 27(7):2023-2033. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201107011 [75] 卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 等, 2004.流体包裹体.北京:科学出版社. [76] 毛晨, 吕新彪, 陈超, 等, 2016.内蒙古红彦镇地区山神府花岗岩熔融-流体包裹体特征及其成矿意义.地球科学, 41(1):139-152. doi: 10.3799/dqkx.2016.011 [77] 莫宣学, 董国臣, 赵志丹, 等, 2005.西藏冈底斯带花岗岩的时空分布特征及地壳生长演化信息.高校地质学报, 11(3):281-290. doi: 10.3969/j.issn.1006-7493.2005.03.001 [78] 潘桂棠, 莫宣学, 侯增谦, 等, 2006.冈底斯造山带的时空结构及演化.岩石学报, 22(3):521-533. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200603001 [79] 佘宏全, 丰成友, 张德全, 等, 2005.西藏冈底斯中东段矽卡岩铜-铅-锌多金属矿床特征及成矿远景分析.矿床地质, 24(5):508-520. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2005.05.005 [80] 唐菊兴, 多吉, 刘鸿飞, 等, 2012.冈底斯成矿带东段矿床成矿系列及找矿突破的关键问题研究.地球学报, 33(4):393-410. doi: 10.3975/cagsb.2012.04.02 [81] 唐菊兴, 王立强, 郑文宝, 等, 2014.冈底斯成矿带东段矿床成矿规律及找矿预测.地质学报, 88(12):2545-2555. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dizhixb201412027 [82] 王方国, 李光明, 林方成, 等, 2005.西藏冈底斯地区矽卡岩型矿床资源潜力初析.地质通报, 24(4):378-385. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2005.04.014 [83] 王新利, 顾雪祥, 彭义伟, 等, 2016.新疆博罗科努成矿带东段矽卡岩型铁铜多金属矿床:地质特征、成矿背景与找矿潜力.岩石学报, 32(5):1315-1332. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201605005 [84] 谢玉玲, 李应栩, Chang, Z.S., 等, 2009.西藏恰功铁矿岩浆演化序列及斑岩出溶流体特征.地质学报, 83(12):1869-1886. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2009.12.006 [85] 徐净, 2017.西藏念青唐古拉古近纪矽卡岩型铁铜铅锌矿床成因机制与成矿模式(博士学位论文).武汉: 中国地质大学. [86] 杨震, 姜华, 杨明国, 等, 2017.冈底斯中段岗讲斑岩铜钼矿床锆石U-Pb和辉钼矿Re-Os年代学及其地质意义.地球科学, 42(3):339-356. doi: 10.3799/dqkx.2017.026 [87] 翟裕生, 姚书振, 蔡克勤, 2011.矿床学(第三版).北京:地质出版社. [88] 赵洪飞, 钟康惠, 2014.西藏恰功矽卡岩型铁矿床地质特征与成因分析.四川有色金属, (3):15-17. doi: 10.3969/j.issn.1006-4079.2014.03.003 [89] 赵一鸣, 2013.中国主要富铁矿床类型及地质特征.矿床地质, 32(4):686-705. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/kcdz201304004 [90] 赵一鸣, 丰成友, 李大新, 等, 2017.中国矽卡岩矿床找矿新进展和时空分布规律.矿床地质, 36(3):519-543. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/kcdz201703001 [91] 赵一鸣, 李大新, 2003.中国夕卡岩矿床中的角闪石.矿床地质, 22(4):345-359. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2003.04.003 [92] 郑永飞, 徐宝龙, 周根陶, 等, 2000.矿物稳定同位素地球化学研究.地学前缘, 7(2):299-320. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2000.02.001 [93] 郑有业, 王保生, 樊子珲, 等, 2002.西藏冈底斯东段构造演化及铜金多金属成矿潜力分析.地质科技情报, 21(2):55-60. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzkjqb200202012 [94] 郑有业, 薛迎喜, 程力军, 等, 2004.西藏驱龙超大型斑岩铜(钼)矿床:发现、特征及意义.地球科学, 29(1):103-108. http://www.earth-science.net/article/id/1334 [95] 周振华, 刘宏伟, 常帼雄, 等, 2011.内蒙古黄岗锡铁矿床夕卡岩矿物学特征及其成矿指示意义.岩石矿物学杂志, 30(1):97-112. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2011.01.009 [96] 朱弟成, 赵志丹, 牛耀龄, 等, 2012.拉萨地体的起源和古生代构造演化.高校地质学报, 18(1):1-15. doi: 10.3969/j.issn.1006-7493.2012.01.001 -
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