In-situ sulfur isotope characteristics of pyrite and chalcopyrite from the Naruo porphyry Cu (Au) deposit in Xizang: Implications for geological significance
-
摘要:
拿若矿床是目前西藏多龙矿集区内第三大斑岩型铜（金）矿床，前人针对成岩成矿地质年代学、成矿地质背景等开展了大量研究，但对于其成矿物质硫的来源等成矿机制尚不明确。本文针对拿若矿床中广泛发育的黄铁矿和黄铜矿，利用镜下鉴定、LA-MC-ICP-MS同位素测试分析等方法，开展了矿相学特征和同位素地球化学研究，以期查明其原位硫同位素特征，揭示其矿床成因并指示找矿勘查。研究结果显示，黄铁矿主要分为三类，从早到晚分别为：Py-Ⅰ→Py-Ⅲ→Py-Ⅱ→Py-Ⅲ，除Py-Ⅰ外，其他均与黄铜矿的形成密切相关。黄铁矿δ34S值介于－4.05‰～3.49‰（均值为－0.2‰，n=53），黄铜矿表现出更小的δ34S值特征，即δ34S=－7.24‰～0.32‰（均值为－2.44‰，n=24），测试结果与矿集区内其他矿床数值相近。计算所得成矿流体总硫值（δ34SΣ）为－3.06‰，表明硫的来源主要与岩浆硫有关。硫同位素黄铁矿–黄铜矿矿物对显示成矿温度介于255℃～590℃之间，成矿中心温度为320℃，证实了中温成矿环境。硫同位素空间分布特征表明，从矿化中心到外围，δ34S值呈逐渐降低的趋势，这与某些碱性斑岩型矿床明显不同。本次研究认为，拿若矿床的成矿主要与中温环境和远端SO2的脱气作用有关，该特征可作为拿若矿床重要的找矿勘查指示标志。本次研究丰富了对于拿若矿床硫的来源和成矿温度等成矿机制的认识，为下一步成矿理论和找矿勘查研究奠定了基础。
Abstract:The Naruo deposit is the third largest porphyry Cu (Au) deposit within the Duolong ore district in Xizang. Previous studies have extensively investigated the petrogenesis, metallogenetic geological chronology, and metallogenic geological background. However, the ore-forming mechanism, including the source of sulfur, remains unclear. This study focuses on the widespread occurrence of pyrite and chalcopyrite in the Naruo ore deposit. Through methods such as optical microscopy identification and LA-MC-ICP-MS isotopic analysis, mineralogical characteristics and isotopic geochemistry were investigated. The aim is to elucidate the in-situ sulfur isotope characteristics, reveal the ore genesis of the deposit, and provide guidance for mineral exploration. Based on microscopic observations, three types of pyrite are categorized, from earlier to later: Py-Ⅰ→Py-Ⅲ→Py-Ⅱ→Py-Ⅲ. Except for Py-Ⅰ, all others are closely associated with the occurrence of chalcopyrite. Pyrite exhibits δ34S values ranging from －4.05‰ to 3.49‰ (with a mean of －0.2 ‰, n=53), while chalcopyrite demonstrates smaller δ34S values, ranging from －7.24‰ to 0.32‰ (with a mean of －2.44‰, n=24). These test results closely approximate values found in other deposits within the ore cluster. The total sulfur value of the ore-forming fluid (δ34SΣ) is －3.06‰, indicating that the source of sulfur is primarily associated with magmatic sulfur. The sulfur isotope mineral pairs of pyrite-chalcopyrite indicate ore-forming temperatures ranging from 255℃ to 590℃, with a central ore-forming temperature of 320℃, revealing a mesothermal ore-forming environment in the ore deposit center. The spatial distribution patterns of sulfur isotopes indicate a gradual decrease in δ34S values from the mineralization center to the periphery, which is notably different from some alkaline porphyry-type deposits. This study suggests that such variation is attributed mainly to ore formation in a mesothermal environment and the degassing of remote SO2, thus serving as crucial exploration indicators for the Naruo deposit. This study has enriched our understanding of the sources of sulfur and ore-forming temperatures, among other ore-forming mechanisms, in the Naruo ore deposit. It lays the foundation for further research in ore-forming theories and mineral exploration.
-
Keywords:
- pyrite /
- chalcopyrite /
- in-situ S isotope /
- Naruo deposit /
- Duolong ore district /
- Xizang
-
0. 引言
青藏高原被誉为“世界第三极”和“世界屋脊”，其数亿年复杂的地质演变历程塑造了独特而优越的成矿地质条件。尤其是近年来，随着一批重大勘查项目实现找矿突破，青藏高原地区成为我国最重要的矿产资源储备及开发基地（唐菊兴等, 2017）。班公湖–怒江成矿带（以下简称班–怒带）横贯于青藏高原中部，其所处的班公湖–怒江缝合带代表班公湖–怒江特提斯洋闭合后的残余遗迹（Yin and Harrison, 2000；潘桂棠等，2022；傅恒等，2024），属于南部拉萨地体和北部羌塘地体的分界线（任纪舜和肖黎薇, 2004；马安林和胡修棉，2021）。随着带内发现的众多斑岩–夕卡岩–浅成低温热液型铜金矿床，班–怒带已经成为与北喜马拉雅成矿带、冈底斯成矿带、三江成矿带（Hou et al., 2003; 雷传扬等, 2018; Lin et al., 2019, 2024; 谢富伟等, 2022; Sun et al., 2024）并肩的四大成矿带之一，而且未来找矿潜力巨大。尤其是班–怒带内西段北侧发现的多龙斑岩–浅成低温热液型铜多金属矿集区，其探获的资源量占整个成矿带的90%以上。截至目前，该矿集区内查明和潜在Cu金属资源量（原334及以上类型）达2 000万吨以上，伴生Au达400吨以上，伴生Ag大于
3800 吨（唐菊兴等，2014， 2016， 2017）。拿若矿床是多龙矿集区重要的斑岩–隐爆角砾岩型铜（金）矿床，是矿集区内目前发现的第三大矿床（Zhu et al., 2019），至今探获Cu资源量大于250万吨，伴生Au资源量大于80吨（唐菊兴等，2017; Lin et al., 2019）。尽管其经济价值引人注目，但是关于该矿床的整体研究相对有限，以往的研究主要集中于斑岩–隐爆角砾岩成矿系统解剖（丁帅，2014; 孙嘉，2015; 杨超等，2015; 祝向平等， 2015; 高轲等，2016a; Lin et al., 2019; Zhu et al., 2019）、成岩成矿年代学（丁帅，2014; 孙嘉，2015; 祝向平等，2015; Lin et al., 2019; 高轲等，2024; 白荣龙，2016）、元素和同位素地球化学（丁帅， 2014; 祝向平等，2015; 高轲等，2017a; Lin et al., 2019; Zhu et al., 2019）、岩浆源区性质（Zhu et al., 2019）、成矿流体特征及物质沉淀机制（孙嘉，2015，2021; 高轲等，2016b）等。硫同位素是示踪成矿物质中硫的来源、估算成矿温度的重要工具（张静等，2009; Chinnasamy and Mishra, 2013）。前人对拿若矿床的部分金属硫化物开展了硫同位素的研究，高轲等（2023）获得的黄铁矿和黄铜矿δ34S值分别为：δ34S=－2.3‰～2.3‰、δ34S=－1.5‰～0.8‰，其中黄铁矿硫同位素与吕丽娜（2012）获得的结果（δ34S=4.2‰～5.6‰）明显不同。这种显著差异的产生，可能因前人采用单矿物颗粒粉末样品开展质谱测试，无法识别不同阶段发育的矿物相互混染而导致δ34S值具有多解性所致。鉴于此，本文采用原位S同位素测试方法，对拿若矿床的黄铁矿和黄铜矿开展详细的测试分析，旨在更准确地反映不同位置金属硫化物δ34S值特征、有效示踪S的来源，并揭示金属硫化物结晶时的温度，为理解该矿床的成因机制提供新的证据。
1. 区域地质背景与矿床地质特征
多龙斑岩–浅成低温热液型铜多金属矿集区地处羌南–保山地层区内的羌南地层分区，矿集区外围地层从老到新主要有：上石炭统展金组（C2z）和曲地组（C2q），以及下二叠统龙格组（P1lg）。矿集区内地层单元由老至新依次为：上三叠统日干配错组（T3r），下侏罗统曲色组（J1q）、中侏罗统色哇组（J2s），下白垩统美日切错组（K1m），上白垩统阿布山组（K2a）和新近系的康托组（Nk）。其中日干配错组、曲色、色哇组被认为是一套整体无序、局部有序的非史密斯地层（图1；李光明等，2011）。区内构造活动以断裂为主，主要分为三组，即成矿前近东西向断裂、成矿时北东向控矿断裂和成矿后北西向破矿断裂，共同形成了“菱块状”构造格架（图1b），控制了矿集区内岩浆岩和矿床（点）的空间分布情况（王勤等，2019）。区内岩浆活动沿“菱块状”构造格架广泛发育，燕山期基性、中酸性、酸性岩浆活动，以中酸性岩浆岩为主，基性火山岩以裂隙式、溢流式喷发覆盖于地表，中酸性岩浆岩多以岩枝、岩脉、岩墙等形式侵位于侏罗系地层中。矿集区内目前发现了铁格隆南超大型斑岩–浅成低温热液型矿床，多不杂、拿若、波龙大型斑岩型矿床，拿厅、拿顿、尕尔勤、地堡那木岗等中小型矿床，以及2处矿化点（图1），目前探获查明和潜在Cu资源量达2000万吨以上，伴生Au资源量大于400吨，伴生Ag资源量大于
3800 吨（唐菊兴等，2017）。![]()
图 1 多龙矿集区地质、构造、矿产简图Figure 1. Sketch map of geology, structure, and mineral resources in Duolong ore district拿若矿床位于矿集区北侧，毗邻我国首例千万吨级斑岩–浅成低温热液型矿床铁格隆南（图1；唐菊兴等，2016），该矿区内发育地层主要为形成于中侏罗统的色哇组（J2s），属于被动陆缘环境下的类复理石—复理石建造，沉积环境类型为次深水的盆地和斜坡，岩性主要为长石石英砂岩和粉砂质、泥质板岩。另有第四系（Q）沉积物发育，以残坡积物为主，包括砂、砾石、砂土、腐殖土等（图2）。区域性断裂发育于矿区东南侧（图2），北东—南西走向延伸，从延伸方向看，该断层可能为控岩、控矿断裂，但目前尚无钻孔揭露其与矿体的关系。因此，其宏观上构造发育不明显。
![]()
图 2 拿若斑岩型铜矿床地质简图（修改自方向等，2014）Figure 2. Sketch map of Naruo porphyry copper deposit (modified from Fang et al., 2014)矿区岩浆活动较发育，地表出露较少，零星分布于矿区中东部、北部、西南部等，总出露面积小于0.1 km2（图2）。钻孔工程揭露发育较多侵入体，多呈隐伏岩株、岩脉和岩枝状发育。前人对该矿床的岩浆岩开展了大量的年代学研究，结论显示，拿若矿床含矿花岗闪长斑岩结晶年龄介于(124.3±0.9) Ma （Zhou et al., 2015）至(116.2±1) Ma（白荣龙，2016），时间跨度近8 Myr。其中斑岩成矿系统主要分为四期岩浆作用（121.6～115.5 Ma），包括成矿早期闪长玢岩（121.3 Ma），主成矿期花岗闪长斑岩（121.6～120.2 Ma）、成矿晚期花岗闪长斑岩（120.5 Ma）、成矿后花岗闪长斑岩（119.8～115.5 Ma）（丁帅，2014; 祝向平等，2015; Lin et al., 2019）。隐爆角砾岩成矿系统中，前人对其中发育的闪长玢岩、花岗闪长斑岩质角砾和胶结物开展了系统研究，结果显示岩浆作用形成于122.3～116.4 Ma（高轲等，2017a, 2024; Lin et al., 2019）。成矿时代方面，前人对矿区发育的与黄铜矿共生的辉钼矿开展了Re-Os同位素测年工作，显示拿若矿床成矿作用发生于119.6～116.6 Ma （丁帅，2014; 孙嘉，2015），整体上略滞后于含矿岩浆活动。结合矿区内发育的岩浆岩全岩元素和同位素地球化学研究，拿若矿床含矿岩浆被认为形成于班–怒洋北向俯冲背景下的壳幔混合作用（丁帅，2014; 祝向平，2015; 高轲等，2017b; Lin et al., 2019; Zhu et al., 2019）。
拿若矿床矿体由北东部分的斑岩成矿系统和南西部分的隐爆角砾岩成矿系统组成，前者主要赋存在花岗闪长斑岩体及长石石英砂岩围岩中，后者主要见于39线至23线勘探线之间（图2）。整个矿体范围呈北东—南西向展布。矿床蚀变强烈，分布范围广，从矿床中心到外围发育有钾化、绢英岩化、青磐岩化、高级泥化、硅化，但蚀变分带规模和类型存在不同观点，主要争议集中在斑岩蚀变−矿化分带模式与青磐岩化带的规模及其与矿化关系上（丁帅，2014; 孙嘉，2015; 杨超等，2015; 祝向平等，2015; 高轲等，2016a; Lin et al., 2019; Zhu et al., 2019）。一方认为，拿若矿床发育典型的斑岩蚀变–矿化分带模式，矿化主要与中心钾化蚀变有关（祝向平等，2015; 孙嘉，2015; 高轲等，2016a; Zhu et al., 2019）；而另一方认为青磐岩化带规模异常大而区别于传统斑岩模型，且矿化主要与青磐岩化蚀变有关（杨超等，2015; Lin et al., 2019）。
矿石特征上，矿石矿物主要为黄铜矿，其次为少量斑铜矿，微量辉铜矿、铜蓝、硫砷铜矿等；金属矿物以黄铁矿为主，其次为赤铁矿、褐铁矿、磁铁矿、闪锌矿、方铅矿、辉钼矿等；非金属矿物中造岩矿物主要为石英、长石、角闪石，蚀变矿物有绿泥石、绢云母、黑云母、绿帘石等，含少量硬石膏、方解石以及锆石、磷灰石、金红石等副矿物。其中，黄铁矿为发育最广泛、穿时性最强的金属矿物之一，在金属矿物中的占比约65%，其次为黄铜矿，其他金属矿物不足5%（高轲等，2023）。矿石结构主要有粒状结晶结构、交代结构、固溶体分离结构、压碎结构和表生结构5类，其中以粒状结晶结构和交代结构为主（图3）。根据Gustafson et al.（1975, 1995）对脉体的划分原则及类型，按照脉体矿物成分、产状、穿切关系等可将拿若矿床斑岩成矿系统中发育的热液脉划分为5期，先后分别为M脉（磁铁矿+石英）→A脉（石英±钾长石±热液黑云母±硬石膏±硫化物）→B脉（石英+黄铁矿+黄铜矿±磁铁矿±辉钼矿等）→C脉（绿泥石+黄铁矿±黄铜矿±石英）→D脉（石英+黄铁矿±硬石膏±方解石等）（Lin et al., 2019）。局部可见未按照以上顺序穿插的脉体，暗示发生了多阶段热液成矿事件。
![]()
图 3 拿若矿床典型矿石组构显微照片a、b. 结晶结构：黄铁矿、黄铜矿粒状结晶结构，可见自形晶黄铁矿发生断裂被黄铜矿充填；c. 交代结构：沿裂隙充填的黄铜矿边缘被铜蓝交代；d. 交代结构：黄铁矿被闪锌矿、方铅矿充填交代，可见港湾状交代结构，后期黄铜矿以包裹体和交代矿物边缘相方式形成；e. 固溶体分离结构：黄铜矿以固溶体分离方式存在于闪锌矿边缘；f. 压碎结构：早期黄铁矿受外力作用发生碎裂，后期黄铜矿沿裂隙充填发育；Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿，Cv—铜蓝，Sp—闪锌矿，Gn—方铅矿Figure 3. Micrographs of typical ore texture from Naruo deposit2. 黄铁矿矿相学特征
通过详细、系统的矿相学研究，本文将拿若矿床分为三类。第一类黄铁矿（Py-Ⅰ）为早期黄铁矿，呈浑圆状或他形粒状发育在岩体基质中（图4a），为成矿前黄铁矿，内部可见硅酸盐和黄铜矿等矿物包裹体，部分可见环带发育，受后期热液改造影响，该类型黄铁矿发育较少；第二类（Py-Ⅱ）为含矿物包裹体的热液成因黄铁矿（图4b-c），主要为他形粒状（Py-Ⅱa）和脉状（Py-Ⅱb）黄铁矿，两者先后关系尚无法判断，内部包含硅酸盐、黄铜矿、硫砷铜矿等矿物包裹体，该类型黄铁矿发育最多，且多与黄铜矿伴生，属于成矿期黄铁矿；第三类为表面光滑黄铁矿（Py-Ⅲ），该类同样发育较普遍，主要以脉状（Py-Ⅲa）（图4d）和自形粒状（Py-Ⅲb）（图4e）发育，矿物中常见裂隙并被后期黄铜矿等充填，其中黄铜矿多以交代方式形成于Py-Ⅲa边缘或脉体两端，而Py-Ⅲb多被黄铜矿粗脉穿切、填充发育（图4e），镜下观察未发现两者穿插关系。
![]()
图 4 拿若矿床不同类型黄铁矿显微镜下照片a. Py-Ⅰ期早期黄铁矿颗粒，呈椭圆状，发育于岩体基质中，受后期热液影响内部多发育硅酸盐矿物、黄铜矿等的包裹体，从内到外发育三期环带，S同位素先降低后升高；b. Py-Ⅱa期含矿物包裹体的热液成因粒状黄铁矿，与黄铜矿脉伴生；c. Py-Ⅱb期含矿物包裹体热液成因脉状黄铁矿，包裹体颗粒较大，主要为硅酸盐矿物、黄铜矿、硫砷铜矿等；d. Py-Ⅲa表面光滑黄铁矿脉，与黄铜矿共生；e. Py-Ⅲb表面光滑黄铁矿颗粒，呈半自形—他形粒状，裂隙被后期黄铜矿脉填充，S同位素多呈正值；f. 热液黄铁矿，发育于基质或围岩中，右下角黄铁矿可见3阶段，早期为光滑黄铁矿，中期为麻点+含矿物包裹体黄铁矿，晚期为光滑黄铁矿，左上黄铁矿中心发育为麻点+含矿物包裹体黄铁矿，外围发育光滑黄铁矿，总体从中心到外围S同位素逐渐升高；Qtz—石英，Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿，Eng—硫砷铜矿Figure 4. Microscopic photos of different types of pyrite in Naruo deposit另见少部分半自形粒状黄铁矿发育环带，如图4f所示，左上角黄铁矿中心发育表面麻点+含矿物包裹体的黄铁矿，边部发育为表面光滑的黄铁矿，右下角黄铁矿则发育三期环带，中心为表面光滑的黄铁矿，幔部为表面麻点+含矿物包裹体的黄铁矿，边部为光滑的黄铁矿，说明了表面麻点和含矿物包裹体黄铁矿为同期形成，而表面光滑黄铁矿发育有两期，分别为早于和晚于表面麻点+含矿物包裹体黄铁矿。由此，本文认为黄铁矿发育顺序为Py-Ⅰ→Py-Ⅲ→Py-Ⅱ→Py-Ⅲ，目前鉴别的黄铁矿类型中，早期黄铁矿与铜成矿无关，后期黄铁矿类型均与之有关，由于多期次岩浆活动叠加作用影响，尚无法具体识别哪个阶段黄铁矿与铜矿化更密切，后续可开展黄铁矿微量元素分析研究其与铜矿化的关系。
3. 采样位置、测试方法及结果
3.1 采样位置及测试方法
黄铁矿、黄铜矿的原位S同位素测试所需样品均采自拿若矿床钻孔样品，样品采集位置见图5，测试在厚度30 μm的探针片上进行，探针片加工在广州拓岩检测服务有限公司完成，原位S同位素分析工作利用激光剥蚀多接收杯电感耦合等离子体质谱仪（LA-MC-ICP-MS）完成，设备属于中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，激光剥蚀系统型号为Resolution S155，MC-ICP-MS型号为NeptunePlus。剥蚀过程中使用氦气作为载气，采用单点模式分析，激光能量密度固定5.0 J/cm2，根据矿物颗粒大小选择激光条件为中等束斑（32 μm）和低频率（4 Hz），以确保获得稳定的信号源。质谱仪Neptune Plus共配备有9个法拉第杯和
1011 Ω电阻放大器，为避免干扰峰的影响而采用中分辨模式（约7000 ），利用其中的L3，C和H3三个法拉第杯分别同时静态接收32S，33S和34S信号，采用SSB方法进行硫同位素质量分馏校正。黄铁矿S同位素测试采用黄铁矿标样Balmat（Crowe et al., 1996）和YP136（Li et al., 2020），黄铜矿S同位素测试使用黄铜矿标样HTS4-6进行校正（Li et al., 2020），δ34S分析精度在0.5‰以内。![]()
图 5 拿若矿床AA’剖面及样品采集位置图Figure 5. AA’ profile and sample location map of the Naruo deposit3.2 测试结果
测试结果如表1和图6a所示，整体上黄铁矿和黄铜矿δ34S值分布范围较大，介于－7.24‰～3.49‰，频率分布直方图显示呈“塔式分布”，峰值集中于－3‰～1‰之间（图6a）。黄铁矿δ34S值介于－4.05‰～3.49‰（均值为－0.2‰，n=53），峰值集中于－3‰～1‰之间；黄铜矿则便显出更小的δ34S值特征，δ34S=－7.24‰～0.32‰（均值为－2.44‰，n=24），峰值集中于－5‰～－1‰（图6a）。
表 1 拿若矿床金属硫化物原位S同位素测试结果及矿物对温度计Table 1. In-situ S isotope test results and mineral pair thermometers of sulfides in the Naruo deposit测试样品编号 δ34S/‰ 2σ 矿物类型 温度/℃ 测试样品编号 δ34S/‰ 2σ 矿物
类型0701-74.2-01-2 0.90 0.20 Py-Ⅱb 1504 -495.1-053.49 0.21 Py-Ⅲb 0701-74.2-01-3 0.57 0.27 Py-Ⅱb 1504 -495.1-062.35 0.12 Py-Ⅲb 0701-74.2-02-1 1.94 0.16 Py-Ⅱb 1504 -495.1-072.52 0.13 Py-Ⅲb 0701-74.2-02-2 0.74 0.20 Py-Ⅱb 1504 -495.1-082.03 0.12 Py-Ⅲb 0701-74.2-03-1 －0.84 0.09 Py-Ⅱa 0801-404.63-03 －0.69 0.09 Py-Ⅲa 0701-148.7-01 0.66 0.09 Py-Ⅲa 0801-593.97-03 －1.81 0.11 Py-Ⅱa 0701-217.4-01-1 －0.17 0.14 Py-Ⅱb 2301 -132.3-01－3.70 0.12 Py-Ⅱb 0701-217.4-01-2 －0.71 0.22 Py-Ⅱb 2301 -132.3-03－0.59 0.09 Py-Ⅱa 0701-411.3-01 0.37 0.08 Py-Ⅱb 2301 -257.6-010.31 0.14 Py-Ⅱa 0701-411.3-02 －0.38 0.08 Py-Ⅱb 2301 -257.6-030.53 0.11 Py-Ⅱb 0701-411.3-03 －0.27 0.09 Py-Ⅱb 2301 -257.6-04－4.05 0.10 Py-Ⅱb 1504 -158.5-01－0.41 0.13 Py-Ⅰ 2301 -400.7-010.56 0.09 Py-Ⅱb 1504 -158.5-02－0.99 0.09 Py-Ⅰ 2301 -400.7-02－1.24 0.08 Py-Ⅱb 1504 -158.5-03－2.21 0.10 Py-Ⅰ 2301 -400.7-03－2.26 0.08 Py-Ⅱa 0001-81.42-02 －0.49 0.12 Py-Ⅲa 437 0001-81.42-03 －1.38 0.14 Ccp 0001-155.4-01 1.05 0.09 Py-Ⅱa 320 0001-155.4-02 －0.23 0.22 Ccp 0001-400.5-02 1.94 0.10 Py-Ⅲa 255 0001-400.5-03 0.32 0.18 Ccp 0701-880.4-02 0.31 0.13 Py-Ⅱa 420 0701-880.4-03 －1.37 0.14 Ccp 0701-880.4-04 －0.44 0.10 Py-Ⅲa 264 0701-880.4-05 －1.25 0.15 Ccp 0801-593.97-02 －1.14 0.12 Py-Ⅲa 590 0801-593.97-01 －1.74 0.14 Ccp 0001-81.42-01 0.03 0.09 Py-Ⅲa 0001-31.2-01 －1.76 0.13 Ccp 0001-155.4-03 －0.73 0.18 Py-Ⅱb 0001-81.42-04 －1.33 0.15 Ccp 0001-280.6-01 1.09 0.10 Py-Ⅱb 0001-81.42-05 －1.38 0.13 Ccp 0001-280.6-02 －2.64 0.15 Py-Ⅱb 0001-155.4-04 0.26 0.53 Ccp 0701-669.5-01 －0.05 0.08 Py-Ⅱb 0001-400.5-06 －6.24 0.97 Ccp 0701-669.5-03 －1.14 0.13 Py-Ⅱa 0701-148.7-02 －2.87 0.14 Ccp 0701-669.5-04 －1.23 0.13 Py-Ⅱa 0701-411.3-04 －0.56 0.20 Ccp 0701-669.5-05 －1.01 0.11 Py-Ⅱa 0701-669.5-02 －2.27 0.14 Ccp 0701-880.4-01 0.04 0.08 Py-Ⅱa 0801-60.6-01 －3.67 0.15 Ccp 0801-60.6-03 －1.20 0.09 Py-Ⅲa 0801-60.6-02 －4.64 0.15 Ccp 0801-152.45-01 －2.92 0.16 Py-Ⅱb 0801-152.45-02 －2.37 0.18 Ccp 0801-196.15-01 －0.63 0.11 Py-Ⅱb 0801-196.15-02 －7.24 0.15 Ccp 0801-257.2-01 0.71 0.09 Py-Ⅱa 0801-257.2-02 －3.21 0.17 Ccp 0801-404.63-01 －0.77 0.12 Py-Ⅲa 0801-404.63-02 －1.35 0.22 Ccp 0001-400.5-01 2.18 0.09 Py-Ⅲa 0801-593.97-04 －2.35 0.16 Ccp 0001-400.5-04 －1.13 0.09 Py-Ⅱa 0801-593.97-05 －3.20 0.15 Ccp 0001-400.5-05 －0.51 0.13 Py-Ⅱa 2301 -132.3-02－4.06 0.20 Ccp 0701-74.2-01-1 1.37 0.29 Py-Ⅱb 2301 -257.6-02－4.69 0.20 Ccp 1504 -158.5-04－0.21 0.10 Py-Ⅰ 注：黄铁矿–黄铜矿S同位素矿物温度计（t）计算方法见公式(1)，含温度的单元格左右两侧的黄铁矿–黄铜矿即为计算该温度的矿物对。 ![]()
图 6 拿若黄铁矿和黄铜矿δ34S频率分布直方图（a）及δ34SΣ Pinckney法图解（b）Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿Figure 6. Histogram of δ34S frequency distribution of pyrite and chalcopyrite (a) and diagram of δ34SΣ Pinckney method (b) in the Naruo deposit利用Kajiwara and Krouse（1971）提出的黄铁矿–黄铜矿共生矿物对S同位素热力学分馏方程：
$$ \mathrm{1000ln\alpha }_{{\mathrm{\mathrm{Py}}}-{\mathrm{Ccp}}} \mathrm{=0.45\times 10}^{ \mathrm{6}} \mathrm{/} \mathit{T} ^{ \mathrm{2}} $$ (1) 式中，T为开尔文温度，对拿若矿床中发育的6对黄铁矿–黄铜矿共生矿物对进行了成矿温度计算，结果显示成矿温度介于255℃～590℃。
4. 讨论
黄铁矿是热液矿床中普遍存在的矿物，其结构和地球化学性质已被广泛用于揭示矿床的成因类型等。例如，黄铁矿的结构、形态特征等可以记录矿物的交代或溶解过程，并且还可用于辨别过饱和、近平衡结晶或重结晶等事件（Craig et al., 1998; Alonso-Azcarate et al., 2001; Franchini et al., 2015; Chen et al., 2020）。黄铁矿的硫同位素组成可用于评估结晶过程中的物理化学条件，并提供成矿物质S来源等重要信息（Madyagan et al., 2013; Xue et al., 2013；赵伟策等，2023；冷秋锋等，2023）。因此本次研究重点选择拿若矿床AA’剖面的黄铁矿开展矿物结构和原位硫同位素研究，以期查明其结构、形态特征，利用S同位素特征揭示物质来源和成矿条件，进而为找矿勘查提供指导。
4.1 总硫同位素组成及矿物对温度
前人研究获得的黄铁矿δ34S值分别为：δ34S=－2.3‰～2.3‰（高轲等，2023）、δ34S=4.2‰～5.6‰（吕丽娜，2012），黄铜矿δ34S值为：δ34S=－1.5‰～0.8‰（高轲等，2023），尽管黄铁矿的数值不同，但都较为均一，明显区别于本次研究的结果（图7）。造成此类明显差别的原因可能与测试方法不同有关，前人利用金属硫化物粉末样品开展质谱测试，可能存在不同阶段矿物间的混染问题，造成测试结果的均一性。本次测得结果与矿集区其他矿床的金属硫化物硫同位素数值相近（图7），但是测试结果是否为成矿流体初始总硫同位素值，还需要进一步探讨。
![]()
图 7 多龙矿集区硫同位素值分布图（修改自高轲等, 2023）图中拿若已有硫同位素数据引自吕丽娜, 2012；高轲等, 2023；铁格隆南数据引自王艺云等，2017，2018；多不杂数据引自李金祥，2008；肖剑波，2012；波龙数据引自周玉等，2013；郭硕，2013；拿顿数据引自王松等，2017；色那、尕尔勤、铁格山数据引自吕丽娜，2012；斑岩型铜矿床数据引自Stefanova et al., 2023；地幔硫范围引自Chaussidon et al., 1989Figure 7. Distribution of sulfur isotope values in the Duolong ore district (modified from Gao et al., 2023)本文通过手标本和镜下观察发现拿若矿床中硬石膏较少发育，金属硫化物以黄铁矿和黄铜矿为主（>65%），发育少量的闪锌矿、方铅矿、硫砷铜矿、辉铜矿、蓝铜矿等（<5%），矿物组合比较简单，说明含矿热液中S主要以S2－和HS－形式存在（Ohmoto, 1997）。尽管整体上拿若矿床金属硫化物中硫同位素组成δ34SPy>δ34SCcp，但仍然存在相同脉体中δ34SPy<δ34SCcp的情况，表明金属硫化物之间的硫同位素分馏未达到完全平衡，因此直接将金属硫化物的δ34S值等同于成矿流体的δ34SΣ值是不准确的。Pinckney 和 Rafter（1972）研究认为，在一定温度范围内，成矿流体中的共生金属硫化物矿物（本文为Py和Ccp）之间以及两者与残余成矿流体之间均处于硫同位素分馏的平衡状态，通过两种共生矿物的δ34S值线性关系可以得到成矿流体的总硫同位素值。根据这一原理，本文将6对黄铁矿–黄铜矿共生矿物δ34S值与对应的1000lnαPy-Ccp作图发现，其中5对共生矿物对中的黄铁矿和黄铜矿具有很好的线性关系（图6b），黄铁矿的线性关系式为y=3.12x－3.06（R2=0.99），黄铜矿的为y=2.12x－3.06（R2=0.98），δ34S轴截距均为－3.06‰（图6b），即为拿若矿床成矿流体的δ34SΣ，接近岩浆硫范围，表明拿若矿床S主要来源于岩浆。黄铁矿测试点0701-880.4-02与共生的黄铜矿测试点0701-880.4-03的δ34S明显偏离回归曲线（图6b），经检查，该矿物对所在位置为浸染状黄铁矿+黄铜矿，而0701-880.4-04、0701-880.4-05矿物对为脉状，表明两个矿物对不是形成于同一期热液成矿事件，揭示了多期次岩浆热液成矿事件。
硫同位素金属硫化物矿物对温度计可以直接获得矿石矿物结晶时的温度。本文利用黄铁矿–黄铜矿共生矿物对温度计（公式(1)）获得拿若矿床金属硫化物成矿温度介于255～590℃，与前人测得拿若矿床流体包裹体均一温度（208℃～588℃）一致（高轲等，2016b）。由图8可知，斑岩成矿系统中金属硫化物成矿温度从顶部矿化中心到深部出现高温（437℃）—中温（255℃～320℃）—高温（420℃～590℃）的变化规律，揭示了深部晚期含矿岩体的存在，暗示着可能存在另一个热液矿化中心。ZK0001底部出现255℃以及ZK0701底部同一位置出现264℃和420℃的现象，也是深部存在另一热液矿化中心的佐证。从成矿温度与铜品位的关系看，矿化中心的成矿温度为320℃，验证了中温环境而非高温钾化阶段更利于黄铜矿的沉淀，但高温钾化阶段提供了成矿物质和容矿空间，因而也解释了富铜矿化中心分布于钾化带的现象。
![]()
图 8 拿若AA’剖面黄铁矿δ34S等值线图（a）及低δ34S值处发育硬石膏微观照片（b）Hem—赤铁矿，Anh—硬石膏Figure 8. Contour map of δ34S values for pyrite in AA’ profile of the Naruo deposit (a) and microphotographs of anhydrite development at low δ34S values (b)4.2 硫同位素空间分布特征及与矿化的关系
斑岩型矿床中，矿化中心由于成矿流体的高温高氧化特征，金属硫化物（斑铜矿、黄铜矿）沉淀过程中仍然有包括硬石膏、重晶石等硫酸盐矿物的存在。不同含硫矿物对34S的富集能力遵循该优先原则：SO42－≥HSO4－＞SO32－＞SO2＞S＞H2S≥HS－≥S2－（Ohmoto, 1997），因此中心位置的重硫多进入硫酸盐矿物中，导致残余流体亏损34S，使该时期形成的金属硫化物有着较负的δ34S值；越向外围，青磐岩蚀变带中的水–岩反应导致岩浆中的硫酸盐矿物发生还原反应生成氧化性的含铁矿物（磁铁矿等）以及S2－，使该阶段形成的黄铁矿中δ34S值逐渐升高。基于这一原理，S同位素组成特征成为一些碱性斑岩型矿床（如澳大利亚的Ridgeway、Cadia Quarry、Cadia Hill、Cadia East等）中的找矿勘查标志，即δ34S亏损区域利于寻找高品位矿（Wilson et al., 2007）。
本次研究在AA’剖面上绘制了热液黄铁矿和黄铜矿δ34S等值线图（图8），结果显示，从矿化中心到外围，δ34S表现出降低的趋势。该分布特征与澳大利亚的Ridgeway等碱性斑岩型矿床截然不同（Wilson et al., 2007）。等值线图显示，富矿位置δ34S值最高（δ34SPy>－0.2‰，δ34SCcp>－0.2‰），整体上向两侧出现明显的降低，两侧δ34S值相对富矿区域又有所升高。本次研究认为，造成该特征的因素可能有两点：（1）拿若矿床成矿过程中的高温钾化阶段抑制了含铜矿物的沉淀，而中低温绿泥石化过程为主要的成矿阶段，因此成矿流体中的34S得以富集到金属硫化物中，未出现矿化中心亏损34S的现象。（2）远端SO2的脱气作用造成δ34S值降低。斑岩型铜矿床成矿岩浆流体温度大于400℃时，流体中的含硫组分主要为SO2和H2S（Rye et al., 1992），当含矿流体扩散至岩浆边部与围岩接触带附近时，基于以下化学反应实现脱气作用（郑永飞等，1996）：
$$ \mathrm{2FeS+2CaO+2H}_{ \mathrm{2}} \mathrm{S+7O}_{ \mathrm{2}} \mathrm{=2FeO+CaSO}_{ \mathrm{4}} \mathrm{+SO}_{ \mathrm{2}} \mathrm{+H}_{ \mathrm{2}} \mathrm{O} $$ 矿物对温度计算所得拿若斑岩成矿系统上部钾化带成矿时温度可达到437℃，意味着流体中存在SO2和H2S。随着流体向外围的扩散，于岩体–围岩接触带等构造薄弱带发生脱气作用，ZK0801钻孔150～200 m处硬石膏和赤铁矿的出现证明了此过程的存在（图8b），使该位置出现δ34S极低值（－7.24‰）。拿若矿床黄铜矿较大的δ34S值变化特征（－7.24‰～1.77‰）也证明发生了SO2的脱气作用，因为该过程会导致硫化物的δ34S值发生约8‰的降低（郑永飞等，2000）。同样的原理也导致了远端ZK2301钻孔中的δ34S值出现降低趋势（图8）。因此，拿若矿床空间上具有较高δ34S值的金属硫化物区域可能作为寻找矿化中心的找矿标志之一。
5. 结论
（1）拿若矿床黄铁矿可以分为三种类型，分别为早期成矿前黄铁矿（Py-Ⅰ）以及成矿期的含矿物包裹体黄铁矿（Py-Ⅱ）、表面光滑黄铁矿（Py-Ⅲ），Py-Ⅲ存在两期，分别早于和晚于Py-Ⅱ。
（2）黄铁矿和黄铜矿的原位S同位素呈现出“塔式分布”特征，黄铁矿δ34S介于－4.05‰～3.49‰之间，黄铜矿则显出更小的δ34S值，介于－7.24‰～0.32‰之间。成矿流体总硫δ34SΣ=－3.24‰，暗示了拿若矿床的S主要为岩浆硫。共生矿物对温度介于255℃～590℃，与前人测得的流体包裹体均一温度一致。矿化中心温度为320℃，表明矿化中心位置形成于中温环境。矿物对温度变化规律显示在深部可能发育另一岩浆热液中心。
（3）黄铁矿的S同位素等值线图揭示了拿若矿床不同于某些碱性斑岩矿床δ34S的分布规律，其δ34S值从矿化中心到边部整体上出现逐渐降低的趋势，该现象是由于拿若矿床矿化普遍形成于中温环境和成矿系统边部SO2的脱气作用共同造成。因此，具有相对较高的δ34S值的黄铁矿特征是在拿若矿床寻找高品位铜矿富集区的找矿标志之一。
致谢：由衷感谢编辑老师和审稿人于百忙之中审阅稿件并提出宝贵意见。
-
![]()
图 1 多龙矿集区地质、构造、矿产简图
Figure 1. Sketch map of geology, structure, and mineral resources in Duolong ore district
![]()
图 2 拿若斑岩型铜矿床地质简图（修改自方向等，2014）
Figure 2. Sketch map of Naruo porphyry copper deposit (modified from Fang et al., 2014)
![]()
图 3 拿若矿床典型矿石组构显微照片
a、b. 结晶结构：黄铁矿、黄铜矿粒状结晶结构，可见自形晶黄铁矿发生断裂被黄铜矿充填；c. 交代结构：沿裂隙充填的黄铜矿边缘被铜蓝交代；d. 交代结构：黄铁矿被闪锌矿、方铅矿充填交代，可见港湾状交代结构，后期黄铜矿以包裹体和交代矿物边缘相方式形成；e. 固溶体分离结构：黄铜矿以固溶体分离方式存在于闪锌矿边缘；f. 压碎结构：早期黄铁矿受外力作用发生碎裂，后期黄铜矿沿裂隙充填发育；Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿，Cv—铜蓝，Sp—闪锌矿，Gn—方铅矿
Figure 3. Micrographs of typical ore texture from Naruo deposit
![]()
图 4 拿若矿床不同类型黄铁矿显微镜下照片
a. Py-Ⅰ期早期黄铁矿颗粒，呈椭圆状，发育于岩体基质中，受后期热液影响内部多发育硅酸盐矿物、黄铜矿等的包裹体，从内到外发育三期环带，S同位素先降低后升高；b. Py-Ⅱa期含矿物包裹体的热液成因粒状黄铁矿，与黄铜矿脉伴生；c. Py-Ⅱb期含矿物包裹体热液成因脉状黄铁矿，包裹体颗粒较大，主要为硅酸盐矿物、黄铜矿、硫砷铜矿等；d. Py-Ⅲa表面光滑黄铁矿脉，与黄铜矿共生；e. Py-Ⅲb表面光滑黄铁矿颗粒，呈半自形—他形粒状，裂隙被后期黄铜矿脉填充，S同位素多呈正值；f. 热液黄铁矿，发育于基质或围岩中，右下角黄铁矿可见3阶段，早期为光滑黄铁矿，中期为麻点+含矿物包裹体黄铁矿，晚期为光滑黄铁矿，左上黄铁矿中心发育为麻点+含矿物包裹体黄铁矿，外围发育光滑黄铁矿，总体从中心到外围S同位素逐渐升高；Qtz—石英，Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿，Eng—硫砷铜矿
Figure 4. Microscopic photos of different types of pyrite in Naruo deposit
![]()
图 5 拿若矿床AA’剖面及样品采集位置图
Figure 5. AA’ profile and sample location map of the Naruo deposit
![]()
图 6 拿若黄铁矿和黄铜矿δ34S频率分布直方图（a）及δ34SΣ Pinckney法图解（b）
Py—黄铁矿，Ccp—黄铜矿
Figure 6. Histogram of δ34S frequency distribution of pyrite and chalcopyrite (a) and diagram of δ34SΣ Pinckney method (b) in the Naruo deposit
![]()
图 7 多龙矿集区硫同位素值分布图（修改自高轲等, 2023）
图中拿若已有硫同位素数据引自吕丽娜, 2012；高轲等, 2023；铁格隆南数据引自王艺云等，2017，2018；多不杂数据引自李金祥，2008；肖剑波，2012；波龙数据引自周玉等，2013；郭硕，2013；拿顿数据引自王松等，2017；色那、尕尔勤、铁格山数据引自吕丽娜，2012；斑岩型铜矿床数据引自Stefanova et al., 2023；地幔硫范围引自Chaussidon et al., 1989
Figure 7. Distribution of sulfur isotope values in the Duolong ore district (modified from Gao et al., 2023)
![]()
图 8 拿若AA’剖面黄铁矿δ34S等值线图（a）及低δ34S值处发育硬石膏微观照片（b）
Hem—赤铁矿，Anh—硬石膏
Figure 8. Contour map of δ34S values for pyrite in AA’ profile of the Naruo deposit (a) and microphotographs of anhydrite development at low δ34S values (b)
表 1 拿若矿床金属硫化物原位S同位素测试结果及矿物对温度计
Table 1 In-situ S isotope test results and mineral pair thermometers of sulfides in the Naruo deposit
测试样品编号 δ34S/‰ 2σ 矿物类型 温度/℃ 测试样品编号 δ34S/‰ 2σ 矿物
类型0701-74.2-01-2 0.90 0.20 Py-Ⅱb 1504 -495.1-053.49 0.21 Py-Ⅲb 0701-74.2-01-3 0.57 0.27 Py-Ⅱb 1504 -495.1-062.35 0.12 Py-Ⅲb 0701-74.2-02-1 1.94 0.16 Py-Ⅱb 1504 -495.1-072.52 0.13 Py-Ⅲb 0701-74.2-02-2 0.74 0.20 Py-Ⅱb 1504 -495.1-082.03 0.12 Py-Ⅲb 0701-74.2-03-1 －0.84 0.09 Py-Ⅱa 0801-404.63-03 －0.69 0.09 Py-Ⅲa 0701-148.7-01 0.66 0.09 Py-Ⅲa 0801-593.97-03 －1.81 0.11 Py-Ⅱa 0701-217.4-01-1 －0.17 0.14 Py-Ⅱb 2301 -132.3-01－3.70 0.12 Py-Ⅱb 0701-217.4-01-2 －0.71 0.22 Py-Ⅱb 2301 -132.3-03－0.59 0.09 Py-Ⅱa 0701-411.3-01 0.37 0.08 Py-Ⅱb 2301 -257.6-010.31 0.14 Py-Ⅱa 0701-411.3-02 －0.38 0.08 Py-Ⅱb 2301 -257.6-030.53 0.11 Py-Ⅱb 0701-411.3-03 －0.27 0.09 Py-Ⅱb 2301 -257.6-04－4.05 0.10 Py-Ⅱb 1504 -158.5-01－0.41 0.13 Py-Ⅰ 2301 -400.7-010.56 0.09 Py-Ⅱb 1504 -158.5-02－0.99 0.09 Py-Ⅰ 2301 -400.7-02－1.24 0.08 Py-Ⅱb 1504 -158.5-03－2.21 0.10 Py-Ⅰ 2301 -400.7-03－2.26 0.08 Py-Ⅱa 0001-81.42-02 －0.49 0.12 Py-Ⅲa 437 0001-81.42-03 －1.38 0.14 Ccp 0001-155.4-01 1.05 0.09 Py-Ⅱa 320 0001-155.4-02 －0.23 0.22 Ccp 0001-400.5-02 1.94 0.10 Py-Ⅲa 255 0001-400.5-03 0.32 0.18 Ccp 0701-880.4-02 0.31 0.13 Py-Ⅱa 420 0701-880.4-03 －1.37 0.14 Ccp 0701-880.4-04 －0.44 0.10 Py-Ⅲa 264 0701-880.4-05 －1.25 0.15 Ccp 0801-593.97-02 －1.14 0.12 Py-Ⅲa 590 0801-593.97-01 －1.74 0.14 Ccp 0001-81.42-01 0.03 0.09 Py-Ⅲa 0001-31.2-01 －1.76 0.13 Ccp 0001-155.4-03 －0.73 0.18 Py-Ⅱb 0001-81.42-04 －1.33 0.15 Ccp 0001-280.6-01 1.09 0.10 Py-Ⅱb 0001-81.42-05 －1.38 0.13 Ccp 0001-280.6-02 －2.64 0.15 Py-Ⅱb 0001-155.4-04 0.26 0.53 Ccp 0701-669.5-01 －0.05 0.08 Py-Ⅱb 0001-400.5-06 －6.24 0.97 Ccp 0701-669.5-03 －1.14 0.13 Py-Ⅱa 0701-148.7-02 －2.87 0.14 Ccp 0701-669.5-04 －1.23 0.13 Py-Ⅱa 0701-411.3-04 －0.56 0.20 Ccp 0701-669.5-05 －1.01 0.11 Py-Ⅱa 0701-669.5-02 －2.27 0.14 Ccp 0701-880.4-01 0.04 0.08 Py-Ⅱa 0801-60.6-01 －3.67 0.15 Ccp 0801-60.6-03 －1.20 0.09 Py-Ⅲa 0801-60.6-02 －4.64 0.15 Ccp 0801-152.45-01 －2.92 0.16 Py-Ⅱb 0801-152.45-02 －2.37 0.18 Ccp 0801-196.15-01 －0.63 0.11 Py-Ⅱb 0801-196.15-02 －7.24 0.15 Ccp 0801-257.2-01 0.71 0.09 Py-Ⅱa 0801-257.2-02 －3.21 0.17 Ccp 0801-404.63-01 －0.77 0.12 Py-Ⅲa 0801-404.63-02 －1.35 0.22 Ccp 0001-400.5-01 2.18 0.09 Py-Ⅲa 0801-593.97-04 －2.35 0.16 Ccp 0001-400.5-04 －1.13 0.09 Py-Ⅱa 0801-593.97-05 －3.20 0.15 Ccp 0001-400.5-05 －0.51 0.13 Py-Ⅱa 2301 -132.3-02－4.06 0.20 Ccp 0701-74.2-01-1 1.37 0.29 Py-Ⅱb 2301 -257.6-02－4.69 0.20 Ccp 1504 -158.5-04－0.21 0.10 Py-Ⅰ 注：黄铁矿–黄铜矿S同位素矿物温度计（t）计算方法见公式(1)，含温度的单元格左右两侧的黄铁矿–黄铜矿即为计算该温度的矿物对。 
下载: 导出CSV
-
[1] Alonso-Azcarate J,Roads M,Fernadez-Diaz L,et al.,2001. Causes of variation in crystal morphology in metamorphogenic pyrite deposits of the Cameros Basin (N Spain) [J]. Geological Journal,36:159 − 170. DOI: 10.1002/gj.889
[2] 白荣龙,2016. 西藏多龙矿集区岩浆岩地球化学特征及成因研究[D]. 成都:成都理工大学:1 − 75. Bai R L,2016. Geochemical characteristics and genesis of magmatic rocks for Duolong ore concentrated area in Tibet [D]. Chengdu:Chengdu University of technology:1 − 75 (in Chinese with English abstract).
[3] Chaussidon M,Albarede F,Sheppard S M F,1989. Sulphur isotope variations in the mantle from ion microprobe analyses of micro-sulphide inclusions[J]. Earth and Planetary Science Letters,92(2):144 − 156. DOI: 10.1016/0012-821X(89)90042-3
[4] Chen Y,Fan Y,Zhou T F,et al.,2020. Pyrite textures and compositions in Jiangshan gold deposit, Bengbu Uplift, southeastern North China Craton: Implications for ore genesis[J]. Ore Geology Rviews,122:103512.
[5] Chinnasamy S S,Mishra B,2013. Greenstone metamorphism,hydrothermal alteration,and gold mineralization in the genetic context of the granodiorite-hosted gold deposit at Jonnagiri,Eastern Dharwar Craton,India[J]. Economic Geology,108(5):1015 − 1036 . DOI: 10.2113/econgeo.108.5.1015
[6] Craig J R,Vokes F M,Solberg T N,1998. Pyrite:physical and chemical textures[J]. Mineralium Deposita,34:82 − 101. DOI: 10.1007/s001260050187.
[7] Crowe D E,Vaughan R G,1996. Characterization and use of isotopically homogeneous standards for in situ laser microprobe analysis of 34S/32S ratios[J]. American Mineralogist,81(1-2):187 − 193. DOI: 10.2138/am-1996-1-223
[8] 丁帅,2014. 西藏改则县拿若铜(金)矿地质特征研究[D]. 成都理工大学:1 − 61. Ding S,2014. The study of geological characteristics of Naruo Cu (Au)deposit in Gaize,Tibet [D]. Chengdu:Chengdu University of Technology:1 − 61 (in Chinese with English abstract).
[9] 方向,唐菊兴,李彦波,等,2014. 西藏多龙矿集区拿若铜(金)矿床成矿元素空间分布规律及地球化学勘查模型[J]. 中国地质,41(3):936 − 950. DOI: 10.3969/j.issn.1000-3657.2014.03.019 Fang X,Tang J X,Li Y B,et al.,2014. Metallogenic element spatial distribution of the Naruo copper (gold) deposit in the Duolong ore concentration area of Tibet and its geochemical exploration model[J]. Geology in China,41(3):936 − 950 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.1000-3657.2014.03.019
[10] Franchini M,McFarlane C,Maydagán L,et al.,. 2015. Trace metals in pyrite and marcasite from the Agua Rica porphyry-high sulfidation epithermal deposit,Catamarca,Argentina:textural features and metal zoning at the porphyry to epithermal transition[J]. Ore Geology Reviews, 66:366 − 387.
[11] 傅恒,韩建辉,孙煜新,等,2024. 特提斯造山带[J]. 沉积与特提斯地质,44(1):100 − 133. Fu H,Han J H,Sun Y X,et al.,2024. Tethys orogenic belt[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology,44(1):100 − 133 (in Chinese with English abstract).
[12] 高轲,多吉,唐菊兴,等,2016a. 西藏多龙矿集区拿若铜(金)矿床蚀变特征[J]. 矿物岩石地球化学通报,35(6):1226 − 1237. Gao K,Duo J,Tang J X,et al.,2016a. Alteration of Naruo porphyry Cu (Au) deposit in the Duolong ore-concentration area,Tibet[J]. Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry,35(6):1226 − 1237 (in Chinese with English abstract).
[13] 高轲,多吉,唐菊兴,等,2017a. 西藏拿若铜(金)矿床隐爆角砾岩锆石U-Pb年代学及地球化学特征[J]. 中国地质,44(3):618 − 619. Gao K,Duo J,Tang J X,et al.,2017a. Geochronology and geochemistry of cryptoexplosive breccia from the Naruo Cu (Au) deposit,Tibet[J]. Geology in China,44(3):618 − 619 (in Chinese with English abstract).
[14] 高轲,宋扬,刘治博,等,2024. 西藏拿若铜(金)矿床隐爆角砾岩对成矿时代的约束[J]. 中国地质,51(2):385 − 398. DOI: 10.12029/gc20201104002 Gao K,Song Y,Liu Z B,et al.,2024. Constraints on metallogenic age from cryptoexplosive breccia in Naruo Cu(Au) deposit,Xizang[J]. Geology in China,51(2):385 − 398(in Chinese with English abstract). DOI: 10.12029/gc20201104002
[15] 高轲,宋扬,刘治博,等,2023. 西藏拿若铜 (金) 矿床硫,铅同位素组成及成矿物质来源[J]. 沉积与特提斯地质, 43(1):145 − 155. Gao K,Song Y,Liu Z B,et al.,2023. Sulfur and lead isotope composition and tracing for sources of ore-forming materials in the Naruo Cu(Au) deposit,in Tibet[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 43(1):145 − 155 (in Chinese with English abstract).
[16] 高轲,唐菊兴,宋扬,等,2016b. 西藏拿若铜(金)矿床隐爆角砾岩流体包裹体研究[J]. 地质与勘探, 52(5):815 − 825. Gao K,Tang J X,Song Y,et al.,2016b. Fluid inclusion study of the cryptoexplosive breccias in the Naruo Cu(Au) deposit of Tibet[J]. Geology and Exploration, 52(5):815 − 825 (in Chinese with English abstract).
[17] 高轲,唐菊兴,宋扬,等,2017b. 西藏拿若隐爆角砾岩中岩浆岩成因: 来自锆石Hf同位素证据[J]. 地质与勘探, 53(2):207 − 216. Gao K,Tang J X,Song Y,et al.,2017b. Genesis of magmatic rocks of cryptoexplosive breccia in the Naruo deposit of Tibet:Evidence from zircon Hf isotope[J]. Geology and Exploration, 53(2):207 − 216 (in Chinese with English abstract).
[18] 郭硕,2013. 西藏改则县多龙矿集区矿床模型与应用[D]. 北京:中国地质大学(北京):1 − 114. Guo S,2013. Mineral deposit model of the Duolong deposit cluster in Gaize county,Tibet and its application [D]. Beijing:China University of Geosciences (Beijing):1 − 114 (in Chinese with English abstract).
[19] Gustafson L B,Hunt J P,1975. The porphyry copper deposit at El Salvador,Chile[J]. Economic Geology,70(5):857 − 912. DOI: 10.2113/gsecongeo.70.5.857
[20] Gustafson L B,Quiroga G J,1995. Patterns of mineralization and alteration below the porphyry copper orebody at El Salvador,Chile[J]. Economic Geology,90(1):2 − 16. DOI: 10.2113/gsecongeo.90.1.2
[21] Hou Z Q,Ma H W,Zaw K,et al.,2003. The Himalayan Yulong porphyry copper belt:Product of large-scale strike-slip faulting in eastern Tibet[J]. Economic Geology & the Bulletin of the Society of Economic Geologists,98(1):125 − 145.
[22] Kajiwara Y,Krouse H R,1971. Sulfur isotope partitioning in metallic sulfide systems[J]. Canadian Journal of Earth Sciences,8(11):1397 − 1408. DOI: 10.1139/e71-129
[23] 雷传扬,吴建亮,尹显科,等,2018. 班公湖–怒江缝合带西段沙木罗组地层中闪长玢岩脉的发现及其地质意义[J]. 矿物岩石地球化学通报, 37(2):250 − 259. Lei C Y,Wu J L,Yin X K,et al.,2018. New discovery of the diorite porphyry dyke in the Shamuluo Formation in western segment of the Bangongco-Nujiang suture zone and its geological significance[J]. Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry, 37(2):250 − 259 (in Chinese with English abstract).
[24] 冷秋锋,李文昌,戴成龙,等,2023. 西藏那茶淌铅锌矿床S-Pb同位素组成及其示踪成矿物质来源[J]. 沉积与特提斯地质,43(1):168 − 179. DOI: 10.3969/j.issn.1009-3850.2023.01.013 Leng Q F,Li W C,Dai C L,et al.,2023. Sulfur and lead isotope composition tracing for the ore-forming material source of Nachatang Pb-Zn deposit in Tibet[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology,43(1):168 − 179 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.1009-3850.2023.01.013
[25] 李光明,段志明,刘波,等,2011. 西藏班公湖−怒江结合带北缘多龙地区侏罗纪增生杂岩的特征及意义[J]. 地质通报,30(8):1256 − 1260. DOI: 10.3969/j.issn.1671-2552.2011.08.012 Li G M,Duan Z M,Liu B,et al.,2011. The discovery of Jurassic accretionary complexes in Duolong area,northern Bangong Co-Nujiang suture zone,Tibet,and its geologic significance[J]. Geological Bulletin of China,30(8):1256 − 1260 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.1671-2552.2011.08.012
[26] 李金祥,2008. 班公湖带多不杂超大型富金斑岩铜矿床的成岩成矿年代学、岩石学及高氧化岩浆−流体−成矿作用[D]. 北京:中国科学院地质与地球物理研究所:1 − 224. Li J X,2008. Geochronology,petrology and metallogeneses of high oxidized magma-hydrothermal fluid of Duobuza gold-rich porphyry copper deposit in Bangonghu belt,Northern Tibet [D]. Beijing:Institute of Geology and Geophysics,Graduate University of Chinese Academy of Sciences:1 − 224 (in Chinese with English abstract).
[27] Li R C,Xia X P,Chen H Y,et al.,2020. A potential new Chalcopyrite reference material for Secondary Ion Mass Spectrometry sulfur isotope ratio analysis[J]. Geostandards and Geoanalytical Research,44(3):485 − 500. DOI: 10.1111/ggr.12330
[28] Lin B,Tang J X,Chen Y C,et al.,2019. Geology and geochronology of Naruo large porphyry-breccia Cu deposit in the Duolong district,Tibet[J]. Gondwana Research,66:168 − 182. DOI: 10.1016/j.gr.2018.07.009
[29] Lin B,Tang J X,Tang P,et al.,2024,Multipulsed magmatism and duration of the hydrothermal system of the giant Jiama porphyry Cu system,Tibet,China[J]. Economic Geology,119(1):201 − 217.
[30] 吕丽娜,2012. 西藏班公湖−怒江成矿带西段富铁与铜(金)矿床模型[D]. 北京:中国地质科学院:1 − 219. Lü L N,2012. Metallogenic model of rich iron and copper (gold) deposits in western part of Bangong Co-Nujiang metallogenie belt,Tibet [D]. Beijing:China Academy of Geosciences:1 − 219 (in Chinese with English abstract).
[31] 马安林,胡修棉,2021. 沉积记录约束班公湖−怒江缝合带东巧蛇绿岩的仰冲过程[J]. 沉积与特提斯地质, 41(2):163 − 175. Ma A L,Hu X M,2021. Constraining the obduction process of the Dongqiao ophiolite in the Bangongco-Nujiang suture zone by the sedimentary record[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 41(2):163 − 175 (in Chinese with English abstract).
[32] Madyagan L,Franchini M,Lentz D R,et al.,2013. Sulfide composition and isotopic signature of the altar Cu–Au deposit,Argentina:Constraints on the evolution of the porphyry-epithermal system[J]. Can Mineral,51:813 − 840. DOI: 10.3749/canmin.51.6.813
[33] Ohmoto H,1997. Applications of sulfur and carbon isotopes in ore deposit research[J]. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits:517 − 611.
[34] 潘桂棠,王立全,尹福光,等,2022. 青藏高原形成演化研究回顾、进展与展望[J]. 沉积与特提斯地质, 42(2):151 − 175. Pan G T,Wang L Q,Yin F G,et al.,2022. Researches on geological-tectonic evolution of Tibetan Plateau:A review,recent advances,and directions in the future[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 42(2):151 − 175 (in Chinese with English abstract).
[35] Pinckney D M,Rafter T A,1972. Fractionation of sulfur isotopes during ore deposition in the Upper Mississippi Valley zinc-lead district[J]. Economic Geology,67(3):315 − 328. DOI: 10.2113/gsecongeo.67.3.315
[36] 任纪舜,肖黎薇,2004. 1∶25万地质填图进一步揭开了青藏高原大地构造的神秘面纱[J]. 地质通报,23(1):1 − 11. DOI: 10.3969/j.issn.1671-2552.2004.01.006 Ren J S,Xiao L W,2004. Lifting the mysterious veil of the tectonics of the Qinghai-Tibet Plateau by 1∶250000 geological mapping[J]. Geological Bulletin of China,23(1):1 − 11 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.1671-2552.2004.01.006
[37] Rye R O,Bethke P M,Wasserman M D,1992. The stable isotope geochemistry of acid sulfate alteration[J]. Economic Geology,87(2):225 − 262. DOI: 10.2113/gsecongeo.87.2.225
[38] Stefanova E,Georgiev S,Peytcheva I,et al.,2023. Sulfide trace element signatures and S-and Pb-isotope geochemistry of porphyry copper and epithermal gold-base metal mineralization in the Elatsite–Chelopech Ore Field (Bulgaria)[J]. Minerals,13(5):630. DOI: 10.3390/min13050630
[39] 孙嘉,2015. 西藏多龙矿集区岩浆成因与成矿作用研究[D]. 北京:中国地质大学(北京):1 − 198. Sun J,2015. Magmatism and metallogenesis at Duolong ore district,Tibet [D]. Beijing:China University of Geosciences (Beijing):1 − 198 (in Chinese with English abstract).
[40] 孙嘉,段先哲,李玉彬,2021. 西藏多龙矿集区铜金流体演化过程探 讨——来自硫同位素的证据[J]. 矿床地质,40(5):1085 − 1099. Sun J,Duan X Z,Li Y B,2021. Investigation of fluid evolution in Duolong copper-gold ore district,Tibet:Evidence from sulfur isotope[J]. Mineral Deposits,40(5):1085 − 1099 (in Chinese with English abstract).
[41] Sun M,Tang J X,Klemd R,et al.,2024,The formation of a giant post-collision porphyry copper system: A case study of the Jiama deposit, Tibet[J]. Geological Society of America Bulletin,136(3-4),1675 − 1688.
[42] 唐菊兴,宋扬,王勤,等,2016. 西藏铁格隆南铜(金银)矿床地质特征及勘查模型——西藏首例千万吨级斑岩−浅成低温热液型矿床[J]. 地球学报,37(6):663 − 690. DOI: 10.3975/cagsb.2016.06.03 Tang J X,Song Y,Wang Q,et al.,2016. Geological characteristics and exploration model of the Tiegelongnan Cu (Au-Ag) deposit:The first ten million tons metal resources of a porphyry-epithermal deposit in Tibet[J]. Acta Geoscientica Sinica,37(6):663 − 690 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3975/cagsb.2016.06.03
[43] 唐菊兴,孙兴国,丁帅,等,2014. 西藏多龙矿集区发现浅成低温热液型铜(金银)矿床[J]. 地球学报,35(1):6 − 10. Tang J X,Sun X G,Ding S,et al.,2014. Discovery of the epithermal deposit of Cu (Au-Ag) in the Duolong ore concentrating area,Tibet[J]. Acta Geoscientica Sinica,35(1):6 − 10 (in Chinese with English abstract).
[44] 唐菊兴,王勤,杨欢欢,等,2017. 西藏斑岩−矽卡岩−浅成低温热液铜多金属矿成矿作用、勘查方向与资源潜力[J]. 地球学报,38(5):571 − 613. Tang J X,Wang Q,Yang H H,et al.,2017. Mineralization,exploration and resource potential of porphyry-skarn-epithermal copper polymetallic deposits in Tibet[J]. Acta Geoscientica Sinica,38(5):571 − 613 (in Chinese with English abstract).
[45] 王勤,唐菊兴,陈毓川,等,2019. 西藏多龙超大型铜(金)矿集区成矿模式与找矿方向[J]. 岩石学报, 35(3):879 − 896. Wang Q,Tang J X,Chen Y C,et al.,2019. The metallogenic model and prospecting direction for the Duolong super large copper (gold) district,Tibet[J]. Acta Petrologica Sinica, 35(3):879 − 896 (in Chinese with English abstract).
[46] 王松,赵元艺,汪傲,等,2017. 西藏拿顿铜(金)矿床岩矿相学、流体包裹体和地球化学特征与成矿作用研究[J]. 地质学报, 91(7):1565 − 1588. Wang S,Zhao Y Y,Wang A,et al.,2017. The study of facieology-mineragraphy,fluid inclusions,and geochemical characteristics and mineralization in Nadun Cu (Au) deposit,Tibet[J]. Acta Geologica Sinica, 91(7):1565 − 1588 (in Chinese with English abstract).
[47] 王艺云,2018. 西藏铁格隆南超大型铜(金、银)矿床成因——矿物学、蚀变与成矿[D]. 成都:成都理工大学:1 − 154. Wang Y Y,2018. Genesis of Tiegelongnan super-large copper (gold and silver) deposit in Tibet,China-mineralogy,alteration and mineralization[D]. Chengdu:Chengdu University of Technology:1 − 154 (in Chinese with English abstract).
[48] 王艺云,唐菊兴,宋扬,等,2017. 西藏铁格隆南超大型Cu(Au、Ag)矿床S、Pb同位素地球化学研究[J]. 地球学报, 38(5):627 − 637. Wang Y Y,Tang J X,Song Y,et al.,2017. Geochemical characteristics of sulfur and lead isotopes from the superlarge Tiegelongnan copper (gold-silver) deposit,Tibet[J]. Acta Geoscientica Sinica, 38(5):627 − 637 (in Chinese with English abstract).
[49] Wilson A J,Cooke D R,Harper B J,et al.,2007. Sulfur isotopic zonation in the Cadia district,southeastern Australia:exploration significance and implications for the genesis of alkalic porphyry gold–copper deposits[J]. Mineralium Deposita,42(5):465 − 487. DOI: 10.1007/s00126-006-0071-9
[50] 肖剑波,2012. 班怒西段多不杂铜矿床成因浅析[D]. 成都:成都理工大学:1 − 59. Xiao J B,2012. Genesis of the Duobuza copper deposit in the western Bangong Co-Nujiang metallogenic belt,Tibet[D]. Chengdu:Chengdu University of Technology:1 − 59 (in Chinese with English abstract).
[51] 谢富伟,郎兴海,唐菊兴,等,2022. 西藏冈底斯成矿带成矿规律[J]. 矿床地质,41(5):952 − 974. Xie F W,Lang X H,Tang J X,et al.,2022. Metallogenic regularity of Gangdese metallogenic belt,Tibet[J]. Mineral Deposits,41(5):952 − 974 (in Chinese with English abstract).
[52] Xue Y,Campbell I,Ireland T R,et al.,2013. No mass-independent sulfur isotope fractionation in auriferous fluids supports a magmatic origin for Archean gold deposits[J]. Geology,41:791 − 794.
[53] 杨超,唐菊兴,宋俊龙,等,2015. 西藏拿若斑岩型铜(金)矿床绿泥石特征及其地质意义[J]. 地质学报,89(5):856 − 872. DOI: 10.3969/j.issn.0001-5717.2015.05.003 Yang C,Tang J X,Song J L,et al.,2015. Chlorite characteristic of the Naruo porphyry Cu (Au) deposit in Tibet and its geological significance[J]. Acta Geologica Sinica,89(5):856 − 872 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.0001-5717.2015.05.003
[54] Yin A,Harrison T M,2000. Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences,28(1):211 − 280. DOI: 10.1146/annurev.earth.28.1.211
[55] 张静,杨艳,胡海珠,等,2009. 河南银洞沟造山型银矿床碳硫铅同位素地球化学[J]. 岩石学报,25(11):2833 − 2842. Zhang J,Yang Y,Hu H Z,et al.,2009. C-S-Pb isotope geochemistry type silver deposit in Henan province[J]. Acta Petrologica Sinica,25(11):2833 − 2842 (in Chinese with English abstract).
[56] 赵伟策,祝新友,王书来,等,2023. 云南会泽铅锌矿灯影组矿石硫、铅同位素组成及找矿意义[J]. 沉积与特提斯地质,43(1):156 − 167. DOI: 10.3969/j.issn.1009-3850.2023.01.012 Zhao W C,Zhu X Y,Wang S L,et al.,2023. Sulfur and lead isotopic compositions of ores from the Dengying Formation and their prospecting implications in the Huize Pb–Zn deposit,Yunnan Province[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology,43(1):156 − 167 (in Chinese with English abstract). DOI: 10.3969/j.issn.1009-3850.2023.01.012
[57] 郑永飞,陈江峰,2000. 稳定同位素地球化学[M]. 北京:科学出版社:1 − 316. Zheng Y F,Chen J F,2000. Stable isotope geochemistry[M]. Beijing:Science Press:1 − 316 (in Chinese with English abstract).
[58] 郑永飞,傅斌,张学华,1996. 岩浆去气作用的碳硫同位素效应[J]. 地质科学,31(1):43 − 53. Zheng Y F,Fu B,Zhang X H,1996. Effects of magma degassing on the carbon and sulfur isotope compositions of igneous rocks[J]. Scientia Geologica Sinica,31(1):43 − 53 (in Chinese with English abstract).
[59] Zhou X,Fei G C,Zhou Y,et al.,2015. Chronology and crust-mantle mixing of ore-forming porphyry of the Bangongco:Evidence from zircon U-Pb age and Hf isotope of the Naruo porphyry copper-gold deposit[J]. Acta Geologica Sinica–English Edition,89(1):217 − 228. DOI: 10.1111/1755-6724.12406
[60] 周玉,多吉,温春齐,等,2013. 西藏波龙铜矿床 S,Pb 同位素地球化学特征[J]. 矿物岩石, 33(2):43 − 49. Zhou Y,Duo J,Wen C Q,et al.,2013. Geochemical characteristics of sulfur and lead isotopes from the Bolong copper deposit,Tibet[J]. J Mineral Petrol, 33(2):43 − 49 (in Chinese with English abstract).
[61] Zhu X P,Ji D,Li G M,et al.,2019. High oxidation magmatic evolution in the Naruo porphyry Cu deposit,Tibet,China[J]. Gondwana Research,76:26 − 43. DOI: 10.1016/j.gr.2019.05.006
[62] 祝向平,陈华安,刘鸿飞,等,2015. 西藏多不杂斑岩铜矿斑岩锆石U-Pb年龄、岩石地球化学特征及其成矿意义[J]. 地质学报,89(3):534 − 548. Zhu X P,Chen H A,Liu H F,et al.,2015. Zircon U-Pb ages,geochemistry of the porphyries from the Duobuza porphyry Cu-Au deposit,Tibet and their metallogenic significance[J]. Acta Geologica Sinica,89(3):534 − 548 (in Chinese with English abstract).
-
期刊类型引用(2)
1. 唐菊兴，林彬，杨欢欢，唐攀，谢富伟，王勇，周敖日格勒，顾枫华，邹兵，张晓旭，王勤，李发桥，张琪，付雪莲，张荣坤，余立锐，王梦蝶，熊妍，谢金玲，李文韬. 西藏斑岩-矽卡岩-浅成低温热液型矿床地质特征及找矿方向. 矿床地质. 2024(06): 1223-1265+1-16 . 
百度学术
2. 何云龙，王立强，洛桑塔青，李保亮，高腾. 班-怒成矿带西段切隆铜金矿点成矿物质来源：来自矿石硫化物原位S同位素的证据. 沉积与特提斯地质. 2024(04): 683-696 . 本站查看
其他类型引用(0)
计量
- 文章访问数: 80
- HTML全文浏览量: 19
- PDF下载量: 70
- 被引次数: 2
