曲高勇

摘要：好力寶礦床位于西拉木倫成礦帶東部，為斑巖型銅鉬礦床。礦體主要賦存于斜長(zhǎng)花崗斑巖的角礫巖帶中，與斜長(zhǎng)花崗斑巖關(guān)系密切，成礦作用劃分為3個(gè)階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）、石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）。流體包裹體測(cè)試結(jié)果表明：流體包裹體主要為氣液兩相包裹體（L型）、含CO2包裹體（C型）和純CO2包裹體（PC型）。成礦Ⅰ階段主要包括L型、C型和PC型流體包裹體，為典型的高溫（集中在380.0 ℃～400.0 ℃）、中低鹽度（集中在7.50 %～8.50 %）的CO2-NaCl-H2O體系;成礦Ⅱ階段主要包括L型和C型流體包裹體，屬于高溫（集中在330.0 ℃～350.0 ℃）、低鹽度（集中在4.25 %～5.00 %）的CO2-NaCl-H2O體系;成礦Ⅲ階段僅包括L型流體包裹體，屬于中低溫（集中在280.0 ℃～300.0 ℃）、低鹽度（集中在2.00 %～2.75 %）的NaCl-H2O體系。氫-氧同位素測(cè)試結(jié)果顯示，δDV-SMOW為-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OH2O為-8.32 ‰～0.28 ‰，暗示成礦流體主要來源于巖漿，含有少量大氣降水。研究結(jié)果表明，該礦床成礦流體為中高溫、中低鹽度流體，流體不混溶促使金屬礦物發(fā)生沉淀富集。

關(guān)鍵詞：流體包裹體;成礦階段;氫-氧同位素;礦床成因;好力寶礦床

中亞造山帶形成于晚古生代古亞洲洋俯沖時(shí)期，且在220～250 Ma達(dá)到大陸碰撞的頂峰[1-3]。西拉木倫成礦帶位于中亞造山帶東部，經(jīng)歷了強(qiáng)烈的構(gòu)造變形和多期次巖漿活動(dòng)[4-5]，是中國(guó)重要的銅鉬多金屬成礦帶之一。該區(qū)域重要的銅鉬礦床包括敖侖花 [4-5]、半拉山[6]、車戶溝[7]、羊場(chǎng)[8]和好力寶[9]等。好力寶斑巖型銅鉬礦床賦存于西拉木倫斷裂和嫩江斷裂的交匯處，以往研究已確定該礦床成礦作用發(fā)生在中二疊世[9]，但成礦流體特征、來源和演化還未得到深入研究。本文旨在通過流體包裹體和氫-氧同位素的研究，確定好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦流體的來源和演化，討論礦床成因，為今后的勘探工作提供理論支撐。

1 區(qū)域地質(zhì)特征

好力寶斑巖型銅鉬礦床位于西拉木倫成礦帶北側(cè)，大地構(gòu)造位置屬于中亞造山帶東段，華北克拉通北緣（見圖1-A）[10]。區(qū)域出露地層主要有晚古生界二疊系火山沉積巖，中生界侏羅系碎屑巖及新生界玄武巖、沉積物（見圖1-B）。區(qū)域范圍內(nèi)巖漿活動(dòng)頻繁，根據(jù)其侵入時(shí)代可將其分為海西期、印支期和燕山期巖漿活動(dòng)。其中，海西晚期（270～285 Ma）與好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦時(shí)代接近，該期巖漿巖在區(qū)域范圍內(nèi)廣泛分布，巖性包括二長(zhǎng)花崗巖、花崗閃長(zhǎng)巖、石英閃長(zhǎng)巖及富含云母的花崗巖等;燕山期巖漿活動(dòng)與區(qū)域內(nèi)銅鉬多金屬礦化關(guān)系密切，呈北東向帶狀展布[11]。區(qū)域內(nèi)銅鉬多金屬成礦作用主要受北東向和北西向斷裂控制，典型斷裂包括賀根山斷裂、西拉木倫斷裂。

礦區(qū)內(nèi)控礦構(gòu)造主要為斷裂，多數(shù)隱伏于地下，但北西向斷裂出露地表，屬于張性或張扭性斷裂，控制含礦斜長(zhǎng)花崗斑巖體的侵位和礦化的富集。

礦區(qū)巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈，侵入巖類型包括斜長(zhǎng)花崗巖、斜長(zhǎng)花崗斑巖和石英斑巖。銅鉬多金屬礦化主要受斜長(zhǎng)花崗斑巖控制。斜長(zhǎng)花崗斑巖為斑狀構(gòu)造，不等粒結(jié)構(gòu)，斑晶主要為石英、斜長(zhǎng)石和少量黑云母（見圖3），基質(zhì)主要由石英和斜長(zhǎng)石組成，是礦區(qū)內(nèi)蝕變最為普遍和強(qiáng)烈的巖石。

3 礦床地質(zhì)特征

礦體主要賦存于斜長(zhǎng)花崗斑巖中（見圖4），共圈出5個(gè)銅鉬礦體，分別編號(hào)為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ號(hào)。Ⅰ號(hào)礦體呈脈狀產(chǎn)于巖體上部，長(zhǎng)250 m，縱深400 m，Cu平均品位0.34 %;Ⅱ號(hào)礦體賦存于Ⅳ號(hào)礦體上部，長(zhǎng)70 m，厚12 m，Cu平均品位0.44 %，Mo平均品位0.89 %;Ⅲ號(hào)礦體呈空心透鏡體狀，長(zhǎng)250 m，平均厚度>30 m，Mo平均品位>0.03 %;Ⅳ號(hào)和Ⅴ號(hào)礦體均呈不規(guī)則凹透鏡狀，長(zhǎng)約250 m，厚10～20 m，Mo平均品位0.03 %。

礦石中金屬礦物主要為黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦、閃鋅礦、黝銅礦、斑銅礦、方鉛礦、赤鐵礦和磁鐵礦（見圖5），非金屬礦物主要有石英、方解石等。礦石構(gòu)造包括浸染狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造、細(xì)脈狀構(gòu)造和團(tuán)塊狀構(gòu)造等。礦石結(jié)構(gòu)包括半自形粒狀結(jié)構(gòu)、交代浸蝕結(jié)構(gòu)和他形填隙結(jié)構(gòu)、膠狀結(jié)構(gòu)等。圍巖蝕變較為發(fā)育，主要為泥化、高嶺土化、綠泥石化、碳酸鹽化、絹云母化和硅化等，其中硅化、絹云母化與銅鉬礦化密切相關(guān)。

根據(jù)礦物組合和穿切關(guān)系，礦區(qū)成礦作用劃分為3個(gè)成礦階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）及石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）（見表1）。

4 分析方法

4.1 流體包裹體

石英中流體包裹體的顯微測(cè)溫在吉林大學(xué)地質(zhì)流體重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試儀器為L(zhǎng)inkam THMS-600型顯微冷熱臺(tái)（英國(guó)），測(cè)試溫度為-196 ℃～600 ℃。當(dāng)降溫冷凍時(shí)，分析誤差為±0.2 ℃;當(dāng)升溫加熱時(shí)，分析誤差為±2 ℃。氣液兩相包裹體的鹽度通過流體包裹體冷凍法所測(cè)冰點(diǎn)溫度計(jì)算;含CO2三相包裹體的鹽度通過CO2籠形物熔化溫度計(jì)算[13-14]。

4.2 氫-氧同位素

石英中氫-氧同位素測(cè)試在核工業(yè)北京地質(zhì)研究院分析測(cè)試研究中心實(shí)驗(yàn)室完成，同位素質(zhì)譜儀型號(hào)為MAT-253。采用傳統(tǒng)的BrF5分析法和鋅還原法分別對(duì)氧同位素和氫同位素含量進(jìn)行測(cè)定。氫、氧同位素分析精度分別為±1 ‰、±0.2 ‰[15-16]。

5 分析結(jié)果

5.1 流體包裹體巖相學(xué)特征

對(duì)原生包裹體（以孤立或隨機(jī)分布為特征）進(jìn)行了巖相學(xué)觀察和顯微測(cè)溫。根據(jù)室溫下的相態(tài)組成、升降溫過程中的相變化，識(shí)別出3種類型流體包裹體：氣液兩相包裹體（L型）、含CO2包裹體（C型）和純CO2包裹體（PC型）（見圖6、表2、圖7）。

1）L型包裹體：在各個(gè)成礦階段均有發(fā)育，室溫下包含兩相（氣相和液相H2O），氣相與液相體積比<50 %（集中于15 %～35 %）（見圖6-a、e、f），多呈橢圓形、圓形或不規(guī)則狀，粒度4～30 μm。

2）C型包裹體：發(fā)育在成礦Ⅰ階段和成礦Ⅱ階段，室溫下由兩相（氣相CO2及液相H2O）或三相（氣相CO2、液相CO2和液相H2O）組成，氣相與液相體積比為10 %～30 %，粒度5～20 μm，多以橢圓形或長(zhǎng)條形與L型包裹體出現(xiàn)在同一視域內(nèi)（見圖6-a、c）。

3）PC型包裹體：僅發(fā)育在成礦Ⅰ階段，室溫下由一相（氣相CO2）或兩相（氣相CO2和液相CO2）組成，氣相與液相體積比為16 %～25 %，粒度8～15 μm，多以不規(guī)則狀或長(zhǎng)條形隨機(jī)分布（見圖6-b、d）。

5.2 流體包裹體測(cè)溫

成礦Ⅰ階段：發(fā)育PC型、C型和L型包裹體。PC型包裹體CO2初熔溫度為-59.2 ℃～-57.8 ℃，籠形物消失溫度為24.8 ℃～29.8 ℃，完全均一溫度為388.7 ℃～400.0 ℃。C型包裹體CO2初熔溫度為-59.1 ℃～-58.2 ℃，比純固相CO2熔化溫度（-56.6 ℃）偏低，暗示包裹體內(nèi)含有少量的CH4或N2;包裹體部分均一溫度為25.6 ℃～29.4 ℃，籠形物消失溫度為7.0 ℃～8.2 ℃，完全均一溫度為382.2 ℃～404.5 ℃，依據(jù)相應(yīng)公式[13，17-18]，求得鹽度為6.57 %～7.77 %，估算流體密度為0.64～0.68 g/cm3。L型包裹體冰點(diǎn)溫度為-6.1 ℃～-4.6 ℃，鹽度為7.30 %～9.34 %，完全均一溫度為354.1 ℃～413.0 ℃，估算流體密度為0.65～0.79 g/cm3。

成礦Ⅱ階段：發(fā)育C型和L型包裹體。C型包裹體CO2初熔溫度為-57.2 ℃～-58.0 ℃，比純固相CO2熔化溫度偏低，表明包裹體內(nèi)有少量CH4和N2;包裹體部分均一溫度為26.5 ℃～28.5 ℃，籠形物消失溫度為7.8 ℃～8.5 ℃，完全均一溫度為325.5 ℃～342.4 ℃，鹽度為3.62 %～4.93 %，估算流體密度為0.69～0.79 g/cm3。 L型包裹體冰點(diǎn)溫度為-4.7 ℃～-2.9 ℃，鹽度為4.29 %～6.44 %，完全均一溫度為320.5 ℃～354.5 ℃，估算流體密度為0.57～0.64 g/cm3。

成礦Ⅲ階段：發(fā)育L型包裹體。L型包裹體冰點(diǎn)溫度為-2.1 ℃～-1.1 ℃，包裹體最終均一至液相，完全均一溫度為268.0 ℃～308.2 ℃，鹽度為1.90 %～3.58 %，估算流體密度為0.50～0.58 g/cm3。

5.3 氫-氧同位素特征

對(duì)石英單礦物中氫、氧同位素進(jìn)行了分析，結(jié)果見表3。該礦床δDV-SMOW為-115.8 ‰～-94.5 ‰，δ18OV-SMOW為0.50 ‰～6.71 ‰，通過經(jīng)驗(yàn)公式[17]估算出δ18OH2O為-8.32 ‰～0.28 ‰。

6 討 論

6.1 成礦壓力及深度

好力寶斑巖型銅鉬礦床的包裹體中可見C型、L型和PC型包裹體，且同階段完全均一溫度相近，可認(rèn)為其為同期捕獲，可利用盧煥章等[13-14，18]的CO2-H2O體系等容線圖解法估算捕獲壓力，根據(jù)經(jīng)驗(yàn)公式[19]估算成礦深度。因此，好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦壓力為30～62 MPa（見圖8），成礦流體屬于低壓環(huán)境的流體;估算對(duì)應(yīng)成礦深度為1.0～2.1 km，該礦床屬于中淺成相。

6.2 成礦流體來源

成礦Ⅰ階段的δ18OH2O值和δDV-SMOW值在巖漿水和大氣降水之間，氫-氧同位素組成與典型巖漿水相似（見圖9、表3），表明成礦Ⅰ階段熱液系統(tǒng)中以巖漿水為主，含有少量大氣降水。成礦Ⅱ、Ⅲ階段氫-氧同位素組成逐漸向大氣降水線靠近，氫-氧同位素組成相對(duì)改變，可能是由于巖漿脫氣或大氣降水大量加入導(dǎo)致的[20]。δDV-SMOW值較低，與西拉木倫成礦帶內(nèi)中生代大氣降水值（-140 ‰～-90 ‰）[21]接近，這也表明大氣降水混入了成礦流體，致使流體δDV-SMOW值低于正常的巖漿水。該礦床δ18OH2O值和δDV-SMOW值與西拉木倫成礦帶許多礦床相似（δDV-SMOW=-134.2 ‰～-84.0 ‰，δ18OH2O=-5.75 ‰～6.98 ‰）[10，21-23]，進(jìn)一步表明好力寶斑巖型銅鉬礦床成礦流體主要來自巖漿水，有少量大氣降水的混入。

6.3 成礦流體性質(zhì)及演化

成礦Ⅰ階段流體為高溫、中低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系。該階段3種類型包裹體均一溫度大致相同，鹽度差異較小，符合成礦流體的相分離特征，這主要是由于不混溶作用導(dǎo)致的[24]。因此，認(rèn)為該階段礦物沉淀機(jī)制主要是由于流體不混溶作用導(dǎo)致均一超臨界流體發(fā)生相分離。氫-氧同位素?cái)?shù)據(jù)表明，在成礦Ⅰ階段，少量大氣降水與原生巖漿流體在高溫條件下混合。該階段流體析出了輝鉬礦和石英，但CO2含量過高限制了硫化物的析出。

成礦Ⅱ階段流體屬于高溫、低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系。L型包裹體占比明顯增多，C型和PC型包裹體占比明顯下降，成礦流體溫度和鹽度與成礦Ⅰ階段相比都有所降低[25]。這些現(xiàn)象表明，成礦Ⅱ階段，由于成礦流體釋放CO2和大氣降水的加入，CO2濃度顯著下降，流體pH升高，導(dǎo)致硫化物大量沉淀。

成礦Ⅲ階段流體屬于中低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系。該階段僅發(fā)育L型包裹體，溫度和鹽度與前2個(gè)成礦階段相比顯著降低（見圖10）。氫-氧同位素分析結(jié)果表明，該階段流體主要由大氣降水組成。

6.4 礦床成因

好力寶斑巖型銅鉬礦床和區(qū)域內(nèi)銅鉬多金屬礦床具有相同的同位素特征[4-8，21-22]。ZENG等[9]認(rèn)為該礦床的形成與區(qū)域內(nèi)花崗質(zhì)巖漿侵入有關(guān)，并對(duì)成礦巖體進(jìn)行鋯石U-Pb定年和輝鉬礦Re-Os定年，確定斜長(zhǎng)花崗巖、斜長(zhǎng)花崗斑巖侵入年齡分別為278 Ma±5 Ma、267 Ma±10 Ma，輝鉬礦等時(shí)線年齡為265 Ma±3 Ma，成礦時(shí)代限定在中二疊世。

CO2-NaCl-H2O體系中流體的不混溶作用與銅鉬成礦作用關(guān)系密切。不混溶造成流體中CO2濃度降低，流體pH升高，使流體中成礦物質(zhì)發(fā)生沉淀。該礦床成礦流體在演化過程中發(fā)生過不混溶，主要依據(jù)為：①C型與PC型包裹體共存（見圖6-b）;②L型與C型包裹體常共存于同一視域內(nèi)（見圖6-a、c），且在相似溫度均一。成礦Ⅲ階段石英中未見不混溶包裹體群，表明銅鉬礦化作用與流體不混溶相關(guān)。此外，從成礦Ⅰ階段到Ⅲ階段，成礦流體中CO2濃度顯著降低，也能證明這點(diǎn)。

綜合已有地質(zhì)、流體包裹體、氫-氧同位素和年代學(xué)資料，認(rèn)為好力寶斑巖型銅鉬礦床的成礦過程為：中二疊世，華北板塊和西伯利亞板塊碰撞過程中形成一系列斷裂和鈣堿性巖漿活動(dòng);早期高溫、高鹽度成礦流體（富含Cu、Mo、Pb、Zn等成礦元素）沿構(gòu)造裂隙上升，水熱系統(tǒng)經(jīng)歷了從靜巖到靜水的快速減壓過程，這種減壓導(dǎo)致流體不混溶的發(fā)生，降低成礦流體中CO2濃度，提高熱液pH，從而促進(jìn)Cu、Mo、Zn、Pb等成礦元素的快速沉淀富集。較晚階段，大氣降水大量混入成礦流體，但由于流體中成礦物質(zhì)較少，僅沉淀了少量硫化物礦物。

7 結(jié) 論

1）好力寶斑巖型銅鉬礦床形成于中二疊世與古亞洲洋閉合有關(guān)的島弧環(huán)境，是海西晚期巖漿活動(dòng)形成的中高溫斑巖型銅鉬礦床。成礦過程可分為3個(gè)階段：石英-黃銅礦-黃鐵礦-輝鉬礦階段（Ⅰ）、黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-輝鉬礦-石英脈階段（Ⅱ）及石英-方解石-螢石階段（Ⅲ）。

2）流體包裹體和氫-氧同位素分析結(jié)果表明：成礦Ⅰ階段流體為高溫、中低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系，以巖漿水為主;成礦Ⅱ階段流體屬于高溫、低鹽度的CO2-NaCl-H2O體系，以巖漿水為主，有少量大氣降水的混入;成礦Ⅲ階段流體為中低溫、低鹽度的NaCl-H2O體系，以大氣降水為主。成礦壓力為30～62 MPa，成礦深度為1.0～2.1 km，反映成礦具有中淺成相特征。

3）成礦流體不混溶造成的CO2濃度降低、流體pH升高，是該礦床礦物沉淀的主要機(jī)制。

[參 考 文 獻(xiàn)]

[1] CAWOOD P A，KRNER A，COLLINS W J，et al.Accretionary orogens through earth history[M]∥CAWOOD P A，KRNER A.Earth Accretionary Systems in Space and Time.London：Geological Society of London，2009：1-36.

[2] BADARCH G，CUNNINGHAM W D，WINDLEY B F.A new terrane subdivision for Mongolia：implications for the Phanerozoic crustal growth of Central Asia[J].Journal of Asian Earth Sciences，2002，21（1）：87-110.

[3] XIAO W J，WINDLEY B F，HAO J.Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture，Inner Mongolia，China：termination of the Central Asian orogenic belt[J].Tectonics，2003，22（6）：1 069-1 088.

[4] 馬星華，陳斌，賴勇，等.內(nèi)蒙古敖侖花斑巖鉬礦床成巖成礦年代學(xué)及地質(zhì)意義[J].巖石學(xué)報(bào)，2009，25（11）： 2 939-2 950.

[5] ZENG Q D，LIU J M，CHU S X，et al.Re-Os and U-Pb geochronology of the Duobaoshan porphyry Cu-Mo-（Au） deposit，northeast China，and its geological significance[J].Journal of Asian Earth Sciences，2014，79：895-909.

[6] ZENG Q D，LIU J M，ZHANG Z L.Re-Os geochronology of porphyry molybdenum deposit in south segment of Da Hinggan Mountains，Northeast China[J].Journal of Earth Sciences，2010，21（4）： 392-401.

[7] ZENG Q D，LIU J，YU C，et al.Metal deposits in the Da Hinggan Mountains，NE China：styles，characteristics，and exploration potential[J].International Geology Review，2011，53（7）：846-878.

[8] 張作倫，劉建明，褚少雄.內(nèi)蒙古西拉沐倫成礦帶羊場(chǎng)石英脈型鉬礦床成礦流體地球化學(xué)特征研究[J].巖石學(xué)報(bào)，2012，28（2）：391-400.

[9] ZENG Q D，SUN Y，DUAN X X，et al.U-Pb and Re-Os geochronology of the Haolibao porphyry Mo-Cu deposit，NE China：implications for a Late Permian tectonic setting[C]∥中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所.中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所2013年度（第13屆）學(xué)術(shù)論文匯編——固體礦產(chǎn)資源研究室.北京：中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，2014：11.

[10] 歐陽(yáng)荷根.大興安嶺南段拜仁達(dá)壩—維拉斯托銀多金屬礦床成礦作用及動(dòng)力學(xué)背景[D].北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（北京），2013.

[11] 趙一鳴，王大畏，張德全，等.內(nèi)蒙古東南部銅多金屬成礦地質(zhì)條件及找礦模式[M].北京：地震出版社，1994.

[12] WANG Y C，WANG K Y，LI S D，et al.Genesis of the Bianbian-shan Cu-polymetallic Deposit of the Xilamulun Cu-Mo metallogenic belt，Inner Mongolia，China：a fluid inclusion and O-H-S-Pb isotope study[J].Journal of Asian Earth Sciences，2018，165：241-255.

[13] 盧煥章，范洪瑞，倪培，等.流體包裹體[M].北京：科學(xué)出版社，2004.

[14] BAKKER R J.Package FLUIDS 1.Computer programs for analysis of fluid inclusion data and for modelling bulk fluid properties[J].Chemical Geology，2003，194（1/2/3）：3-23.

[15] POTTER II R W，CLYNNE M A.Solubility of highly soluble salts in aqueous media.Part 1.NaCl，KCl，CaCl2，Na2SO4，and K2SO4 solubilities to 100 ℃[J].Journal Research of United States Geological Survey，1978，6（6）：701-705.

[16] 張文淮，陳紫英.流體包裹體地質(zhì)學(xué)[M].北京：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)出版社，1993.

[17] CLAYTON R N，ONEIL J R，MAYEDA T K.Oxygen isotope exchange between quartz and water[J].Journal of Geophysical Research，1972，77（17）：3 057-3 067.

[18] ROEDDER E.Fluid inclusions[M]∥WHITE W.Encyclopedia of Geochemistry.Cham：Springer，1984：6-17.

[19] 邵潔漣.金礦找礦礦物學(xué)[M].武漢：中國(guó)地質(zhì)大學(xué)出版社，1988.

[20] ULRICH T，GUENTHER D，HEINRICH C A.Gold concentrations of magmatic brines and the metal budget of porphyry copper depo-sits[J].Nature，1999，399：676-679.

[21] 馬星華，陳斌.大興安嶺南段敖侖花斑巖鉬（銅）礦床成礦流體來源與成礦作用：穩(wěn)定同位素C、H、O、S和放射性Pb同位素約束[J].吉林大學(xué)學(xué)報(bào)（地球科學(xué)版），2011，41（6）：1 770-1 783.

[22] 孟樹，閆聰，賴勇，等.內(nèi)蒙古車戶溝鉬銅礦成礦年代學(xué)及成礦流體特征研究[J].巖石學(xué)報(bào)，2013，29（1）：255-269.

[23] 張作倫，劉建明，段曉俠，等.內(nèi)蒙古西拉沐倫成礦帶碾子溝鉬礦床成礦流體地球化學(xué)特征[J].巖石學(xué)報(bào)，2010，26（5）：1 375-1 385.

[24] RUSK B G，REED M H，DILLES J H，et al.Compositions of magmatic hydrothermal fluids determined by LA-ICP-MS of fluid inclusions from the porphyry copper-molybdenum deposit at Butte，MT[J].Chemical Geology，2004，210（1/2/3/4）：173-199.

[25] LOWENSTERN J B.Carbon dioxide in magmas and implications for hydrothermal systems[J].Mineralium Deposita，2001，36（6）：490-502.