金灿海，范文玉，张玙，张海，沈战武，高建华

(中国地质调查局成都地质调查中心，四川成都610082)

自20世纪90年代以来，中甸地区与印支期侵入岩有关的斑岩型矿床一直备受关注，国内学者曾对斑(玢)岩及其成矿作用，斑岩型铜钼、金多金属矿床等进行了大量的斑(玢)岩岩石学、地球化学、构造背景，以及成矿学和年代学研究(叶庆同等，1992;刘增乾等，1993;曾普胜等，1999，2003，2006;莫宣学等，2001;杨岳清等，2002;侯增谦等，2001，2003，2004;范玉华和李文昌，2006;林清茶等，2006;徐兴旺等，2006;李建康等，2007;王守旭等，2007，2008a;冷成彪等，2007，2008;曹殿华等，2009;李文昌等，2003，2009)，并确认其为印支期斑岩成矿带。

然而，由于该区矽卡岩型铜矿数量少，规模较小，对其研究工作未引起重视，目前仅对红山及浪都矽卡岩型铜矿开展了矿床特征、矿物学、流体包裹体及稳定同位素研究(王守旭等，2008b;李玉荣等，2009;任涛等，2009，2011)。本文通过对与浪都矽卡岩型铜矿床有密切成因联系的二长斑岩的主量、微量元素及其锆石的微量元素、U-Pb年代学研究，了解该区中酸性侵入岩的岩石地球化学特征、锆石的微量元素特征，为认识矿区岩浆活动与成矿作用之间的时空耦合关系提供新的可靠的年代学证据，探讨岩浆成因及形成的构造环境、岩浆氧逸度及其对成矿的作用，对印支期中甸岛斑岩－矽卡岩型铜多金属矿成矿系统的研究具有重要意义。

1 地质背景

浪都铜矿位于西南三江地区印支期义敦岛弧南段的中甸地区(图1)。中甸地区经历了印支期的洋壳俯冲、燕山期的陆陆碰撞和喜山期的陆内汇聚3大造山阶段(杨岳清等，2002;侯增谦等，2004)。区内NW向构造十分发育，NW向断裂及NW向褶皱对地层和岩浆活动起着重要的控制作用。燕山期岩浆活动在区内热林及休瓦促地区出露并与铜多金属成矿相关(李建康等，2007)，然而出露最多保存最好的是印支期岩石和地层，为再现印支期的构造－岩浆活动提供了重要的物质支持。区内出露地层以三叠系为主，其下、中统为一套碎屑岩夹碳酸盐岩、硅质岩，上统为一套巨厚复理石砂板岩夹火山岩、碳酸盐岩。火山岩主要为晚三叠世以安山岩为主的钙碱性玄武岩和安山岩，分别分布于曲嘎寺组(T3q)和图姆沟组(T3t)中。与安山岩伴生的印支期中酸性浅成斑岩与成矿密切相关(杨岳清等，2002)，往往以复式岩体形式出现，其岩性主要为石英闪长玢岩，同时也包含二长斑岩并常常出现在中心相。二长斑岩、石英闪长玢岩与铜矿化密切相关，其中工业矿体大多赋存在二长斑岩体中，部分产在岩体内外接触带(李文昌等，2009;庞振山等，2009)。

图1 中甸地区大地构造位置(a)及地质简图(b)，浪都铜矿地质图(c)(据任江波等，2011修改)Fig.1 Tectonic location(a)and simplified geological map of the Zhongdian area(b)，and the geological map of the Langdu copper deposit(c)(modified after Ren et al.，2011)

浪都铜矿位于红山复式背斜北东侧(图1b)，是中甸地区迄今为止发现并评价的具典型矽卡岩型铜矿特征的矿床之一。矿区出露地层主要为上三叠统曲嘎寺组二段(T3q2)、三段(T3q3)及图姆沟组一段(T3t1)，岩性为砂质板岩夹变质石英砂岩、大理岩。矿区为一向北倾伏的背斜构造，发育北西向断裂。矿区浅成侵入岩发育，呈岩株、岩脉产出，主要岩体为分布于矿区中北部的浪都二长斑岩体，该岩体呈岩株状侵入于曲嘎寺组砂岩、灰岩中，面积为0.9 km2(图1c)，受北西向的沃迪措断裂及北东向的比都断裂控制(李玉荣等，2009)，在二长斑岩体的南部发育有辉绿玢岩及闪长玢岩脉。矿区铜矿体多为隐伏矿体，主要赋存于二长斑岩体与曲嘎寺组三段(T3q3)大理岩接触交代形成的矽卡岩带中，在岩体内部有少量斑岩型铜矿化。矿区以透辉矽卡岩矿化较好，而石榴石矽卡岩铜矿化弱或不具矿化。矿体为似层状、透镜状及囊状，顶板为二长斑岩，底板为大理岩。矿床蚀变强，主要为矽卡岩化、硅化、绿泥石化、大理岩化、角岩化。金属矿物主要有黄铜矿、磁黄铁矿、磁铁矿，少量方铅矿、闪锌矿等(李玉荣等，2009)。

2 样品及分析方法

用于定年的样品采自浪都铜矿，为矿体顶部较新鲜的二长斑岩，地理坐标:东经 99°57'07″，北纬28°10'13″，具体采样位置见图1c。

二长斑岩的主量元素在国土资源部西南矿产资源监督检测中心采用iCAP6300全普直读等离子光谱议、AXIOS AXIOS-X－荧光光谱仪测定，分析方法和流程见文献(张蕾等，2006)，二长斑岩的微量元素在国家地质实验测试中心用等离子质普仪(X-Series)分析，分析方法和流程见文献(Qi and Gregoire，2000)。

二长斑岩的锆石挑选在河北省廊坊区域地质调查研究院完成，而后在双目镜下挑出晶型较好的锆石，将其粘在双面胶上，用无色透明环氧树脂固定，固化之后抛光，然后在显微镜下观察。锆石阴极发光照相和LA-ICP-MS分析均在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，阴极发光在JEOL-JXA-8100电子探针仪器上进行，锆石U-Pb同位素和微量元素分析应用德国MicroLas公司的GeoLas 2005准分子激光剥蚀系统和美国Agilent公司的Agilent7500a型ICP-MS仪器。采用高纯氦气作为剥蚀物质的载气，激光剥蚀束斑直径32 μm，剥蚀深度 20 ～40 μm，激光脉冲 8 Hz，锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标标准物质，元素含量采用NIST610作为外标，29Si作为内标元素。详细测试流程及参数见文献(Yuan et al.，2004)。样品的同位素比值及元素含量计算采用GLITTER(ver4.0，Macquarie University)程序，年龄计算及谐和图的绘制采用 Isoplot(ver2.49)程序(Ludwig，1992)。

3 岩石地球化学

本次研究的样品均采自矿体顶部的二长斑岩，二长斑岩为矿区成矿母岩。样品较新鲜，镜下观察未发现明显的蚀变。二长斑岩呈灰色，斑状结构，块状构造。斑晶成分有钾长石(20%)、斜长石(12%)、角闪石(5%)、石英(2%)、黑云母(1%)等，钾长石有微斜长石和正长石，斜长石为更长石，斑晶矿物一般呈半自形粒状，粒径0.3～3 mm，个别钾长石斑晶达5～7 mm。基质包括钾长石(35%)、斜长石(15%)、角闪石(9%)、石英(3%)，钾长石和斜长石呈半自形板状、它形粒状，粒径一般小于0.1 mm，基质矿物杂乱分布于斑晶矿物之间。

浪都岩体代表性样品的主量元素分析结果见表1。所有样品的SiO2含量变化范围较小(63.59% ～65.18%)，属中酸性岩石，全碱(K2O+Na2O)含量较高(8.33% ～ 8.40%)，K2O/Na2O 值为1.25 ～1.58，岩石里特曼指数(δ)为 3.14 ～3.37，属钾质钙碱性岩类。分异指数(DI)为73.23～75.34，显示岩浆分异程度较高。

浪都岩体代表性样品的微量元素分析结果见表2。稀土元素总量∑REE 为139.07 ×10－6～148.02×10－6，LREE/HREE 为10.96 ～11.75，(La/Yb)N为15.88 ～17.21，(Ce/Yb)N为 11.17 ～11.69，轻重稀土分馏明显;δEu为0.76～0.81，Eu弱负异常。从浪都、普朗、红山地区二长斑岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(图2a，普朗、红山稀土数据为项目未刊数据)看出，浪都二长斑岩稀土元素配分图分布型式高度一致，表现为具有右倾平缓状，铕弱异常的LREE富集模式，与中甸地区普朗、红山印支期侵入岩的稀土元素配分图相似。

表1 浪都二长斑岩主量元素组成(%)Table1 Major element contents of the Langdu monzonite porphyry(%)

表2 浪都二长斑岩微量和稀土元素组成(×10－6)Table2 Trace and rare earth elements concentrations of the Langdu monzonite porphyry(×10－6)

图2 浪都、普朗、红山矿区二长斑岩稀土元素配分曲线(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石数据引自Taylor and Mclennan，1985;原始地幔数据引自Sun and McDonough，1989)Fig.2 Chondrite-normalized REE patterns(a)and primitive mantle-normalized spider diagram(b)of the monzonite porphyries from the Langdu，Pulang and Hongshan deposits(chondrite data from Taylor and Mclennan，1985;primitive mantle data from Sun and McDonough，1989)

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图2b，普朗、红山微量数据为项目未刊数据)，浪都岩体具有高度一致的配分曲线，所有样品均表现为大离子亲石元素K、Rb、非活动性元素Ta、Hf及放射性元素Th、U相对富集，稀土元素Sr、Zr为负异常，并与中甸地区普朗及红山侵入岩的微量元素配分形式非常相似。本次测得的普朗、红山铜矿侵入岩微量数据与已报道的微量数据基本一致(曹殿华等，2009;任江波等，2011;黄肖潇等，2012)。

4 锆石微量元素、U-Pb年龄

锆石粒径为0.05～0.30 mm，多为长柱状和短柱状，自形程度较高，为自形到半自形。部分锆石的阴极发光(CL)图像及分析点位见图3，大部分锆石具有明显振荡环带，结构简单，不具有核边结构，为典型岩浆锆石。

计算年龄所用18颗年龄较为一致的锆石微区微量元素测试结果见表3。锆石稀土元素总量较高，ΣREE 为1190.36 ×10－6～2135.70 ×10－6，平均为1610.75 ×10－6;LREE/HREE 为 0.019 ～ 0.040，平均为0.024，Th/U 值为0.68 ～1.24，平均为0.88，(Ce/Yb)N为 0.019 ～0.037，平均为 0.025，轻稀土元素亏损，重稀土元素强烈富集;δCe=3.95～251.02，平均124.67，强烈正 Ce异常;δEu=0.386～0.498，平均为 0.415，中度负 Eu 异常。有学者对锆石稀土元素进行深入研究后指出，锆石的Eu负异常的形成可能有以下3原因:①锆石形成时有斜长石存在(Rubatto and Williams，2000)，因为长石富含Eu，若锆石和长石同时结晶，长石会带走大量的Eu，导致锆石出现Eu负异常;②继承寄主岩Eu异常特征(Hermann et al.，2001);③形成于较高的还原条件(Rubatto，2001)。浪都二长斑岩的斑晶及基质中有较高的斜长石含量(27%)，且寄主岩石Eu弱负异常，因此，我们认为:造成研究区岩浆锆石负Eu异常明显的原因主要是锆石和长石同时生长，其次是继承寄主岩。锆石中的Ce正异常与锆石形成环境的氧化条件有关(吴元保等，2004)，因为Ce3+被氧化为Ce4+后，其离子半径类似于Zr和Hf，比轻稀土更容易进入到锆石晶格中，导致锆石出现Ce正异常，表明浪都二长斑岩形成于氧化环境。

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图3 浪都二长斑岩中锆石阴极发光图像Fig.3 The cathodoluminescence(CL)images of zircons from the Langdu monzonite porphyry

在锆石微区稀土元素配分模式图上(图4)，稀土配分曲线型式的整体形态一致，均表现为重稀土逐步富集的左倾曲线，配分曲线在Ce和Pr的位置分别呈现出明显的峰和谷。锆石稀土元素组成具有非常一致的变化趋势反映出这些锆石具有相同的成因来源，而锆石较高的稀土含量，强烈的正Ce异常和HREE明显富集区别于热液锆石和变质锆石(李长民，2009)，进一步印证了其为岩浆锆石。

二长斑岩同一样品不同锆石稀土含量有一定变化，但稀土配分曲线型式的整体形态一致。同时研究显示，岩浆岩型锆石Th、U含量较高，Th/U比值一般比较大(通常＞0.4)，而变质成因锆石的U、Th含量较低，Th/U比值较低(一般 ＜0.1)(Rubatto and Gebauer，2000)。浪都二长斑岩中锆石的Th/U变化范围较大，Th/U比值为0.54～49之间，平均为0.90，均大于 0.4，显示出与岩浆锆石相同的特点(Rubatto and Gebauer，2000)。在 Nb-Ta、U-Th 协变图上(图5a、b)，表现出Nb和Ta、U和Th为良好的正相关变化趋势，表明它们是同一岩浆系统中不同结晶阶段的产物(郭晓东等，2011)。

图4 浪都二长斑岩中锆石的稀土元素配分曲线(球粒陨石数据引自Taylor and Mclennan，1985)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns of zircons from the Langdu monzonite porphyry(chondrite data from Taylor and Mclennan，1985)

锆石U-Pb年龄数据见表4。在所获得的20个锆石年龄数据中，锆石LD10-13、LD10-15数据谐和度分别为80%、43%，测试数据存在异议，其余18颗锆石数据谐和度94%以上，年龄较为一致，在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上表现为较好的谐和性(图6)，年龄值较为集中，交点年龄为220.9±2.3 Ma(MSWD=2.6)。206Pb/238U表面年龄加权平均值为223±1 Ma(MSWD=0.43)(图6)。样品的 LAICP-MS锆石U-Pb年龄在误差范围内可信，206Pb/238U加权平均年龄能够代表二长斑岩的成岩年龄。

5 讨论

5.1 浪都岩体的形成时代

晚三叠世中酸性侵入岩在研究区所在的中甸地区分布范围较广，这些岩体呈面状分布。已有研究报道了大量中甸地区中酸性斑岩的Rb-Sr、K-Ar年龄以及锆石U-Pb年龄(曾普胜等，2003，2004，2006;林清茶等，2006;王守旭等，2008a;冷成彪等，2008;庞振山等，2009;曹殿华等，2009;张兴春等，2009;杨帆等，2011;任江波等，2011)，年龄主要集中在225～215 Ma，峰值年龄为218 Ma。我们用LA-ICP-MS方法测得的浪都二长斑岩中锆石的U-Pb年龄为223±1 Ma，这与曾普胜等(2003)对浪都黑云二长花岗岩岩体测得黑云母39Ar-40Ar坪年龄(216.9 Ma)基本一致，与整个义敦岛弧俯冲期215 Ma的岩浆事件相吻合(侯增谦等，2001)。

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图5 浪都二长斑岩中锆石的Nb-Ta、U-Th协变图Fig.5 Nb vs Ta and U vs Th diagrams of zircons from the Langdu monzonite porphyry

图6 浪都二长斑岩中锆石的U-Pb年龄谐和图Fig.6 Concordia diagram for zircons from the Langdu monzonite porphyry

5.2 岩浆成因及形成的构造环境

在典型的壳源岩浆锆石中，单颗粒锆石ΣREE(不含 Y)的值变化很大，其数值为250×10－6～5000×10－6，平均值为 1500 ×10－6～2000 ×10－6(Hoskin and Ireland，2000)。浪都二长斑岩中锆石的 ΣREE(不含 Y)值 527.83 ×10－6～942.45 ×10－6，较集中，平均值为 671.04 ×10－6，明显低于壳源岩浆锆石ΣREE(不含Y)平均值，说明研究区岩浆不是典型的壳源岩浆;锆石大离子亲石元素K、Rb和轻稀土元素(LREE)富集，反映了壳源物质对岩浆成分的贡献;二长斑岩的亲岩浆元素 Cr为36.7 ×10－6～47.7 ×10－6、Co为 8.83 ×10－6～14.5×10－6，含量较高，岩石87Sr/86Sr初始值为 0.7044 ～0.7069，εNd(t)值为 －2.8 ～ －2.2(任涛等，2011)，较集中，说明幔源组分对母岩浆成分有较大贡献。从以上分析认为:浪都二长斑岩的岩浆主要是地幔物质和部分地壳的混熔作用形成。

岩石Ba/Rb为 8.15～9.86(＜50)、Nb/La为0.42～0.48(＜1)，说明岩浆源区与俯冲带有关;Th/La为0.55～0.61(＞0.25)，反映了俯冲带流体交代作用及壳源物质加入对研究区岩浆源区的影响(任涛等，2011)，强烈亏损 Nb、Ta、Ti等高场强元素，岩石具有岛弧型花岗岩特征(曲晓明等，2010)。表明该岩体是与板块俯冲碰撞造山作用密切相关的岛弧型花岗质岩石。

浪都、普朗、红山二长斑岩的稀土及微量元素的配分曲线高度一致，岩石地球化学特征相似，成岩年代相近，它们是中甸晚三叠世岛弧型花岗岩带的重要组成部分。

结合研究区的大地构造演化历史，中甸岛弧位于“三江”义敦岛弧南部，是三江构造－岩浆－成矿带的重要组成部分。已有的研究表明，中三叠世－晚三叠世早期，甘孜－理塘洋盆停止扩张并开始向西俯冲消减，在中甸形成不成熟岛弧，发育了曲嘎寺组以安山玄武岩为主的中基性火山－沉积岩系，中晚期洋盆继续向西俯冲，使中甸岩浆弧进一步发展为成熟岛弧，发育了图姆沟组以安山岩、英安岩为主的中酸性火山－沉积岩系，晚三叠世晚期洋盆封闭，在中甸格咱一带发生同熔型中性－中酸性岩浆侵入活动(曾普胜等，2004;王守旭等，2007)。

5.3 二长斑岩的岩浆氧逸度及成矿意义

与铜矿化有关的中酸性岩浆大多具有较高的氧逸度(Hedenquist and Lowenstern，1994;Mungall，2002;Richards，2003;Liang et al.，2006，2009)，主要因为高氧化态的岩浆状态下硫化物转变为硫酸盐，提高了硫的饱和度，有利于中酸性岩浆分异出含金、铜的成矿流体(Sun et al.，2004)。熔体中Ce4+以及Eu3+相对Ce3+以及Eu2+更容易进入锆石晶格中，氧化条件的高低影响锆石结晶过程中Ce及Eu在REE元素中的分配。浪都二长斑岩中锆石的REE 具有强烈的 Ce正异常(δCe=4.11 ～272.19，平均 134.88)，中度的负铕异常(δEu=0.40 ～0.50，平均为0.44)，指示浪都成矿岩浆具有较高的氧逸度。浪都铜矿化主要为产于二长斑岩体内外接触带的矽卡岩型，少量为产于岩体内部的斑岩型，铜矿化与岩体具有密切的时空关系和成因联系(李玉荣等，2009)。表明岩浆氧逸度对矿区二长斑岩锆石的形成具有重要意义。

6 结论

(1)浪都二长斑岩为高钾钙碱性岩，岩石轻重稀土分馏明显，Eu弱负异常，大离子亲石元素K、Rb和LREE，过亲岩浆元素Cr、Co含量较高;其锆石的ΣREE值较集中，LREE及LILE(K、Rb)富集，岩浆为地幔和部分地壳的混熔作用形成。该岩体与同地区普朗、红山印支期中酸性侵入岩的岩石地球化学特征相似，成岩年龄相近，与中甸岛弧晚三叠世花岗质岩石的成岩年龄基本一致，是中甸晚三叠世岛弧型斑岩带的重要组成部分。

(2)浪都二长斑岩锆石为自形到半自形，具有明显振荡环带，不具有核边结构，锆石稀土含量较高，HREE富集，强烈的正Ce异常，为典型岩浆锆石。获得的二长斑岩成岩年龄为223±1 Ma，与中甸岛弧晚三叠世花岗岩的成岩年龄基本一致，同属甘孜－理塘洋在晚三叠世向西俯冲消减过程产物。

(3)二长斑岩锆石的REE具有强烈的Ce正异常，中度的负Eu异常，浪都斑岩岩浆具有较高的氧逸度，岩浆氧逸度对矽卡岩－斑岩型矿床的形成具有重要意义。

致谢:野外工作得到了云南省地质调查院张世权教授级高级工程师、董涛工程师的帮助。中国科学院地球化学研究所张兴春研究员、昆明理工大学李峰教授提出了宝贵的修改意见，在此一并向他们表示诚挚的感谢。

曹殿华，王安建，黄玉凤，张维，侯可军，李瑞萍，李以科.2009.中甸弧雪鸡坪斑岩铜矿含矿斑岩锆石SHRIMP UPb年代学及Hf同位素特征.地质学报，83(10):1430－1435.

范玉华，李文昌.2006.云南普朗斑岩铜矿床地质特征.中国地质，33(2):352－361.

郭晓东，王治华，王梁，杨玉霞，陈晓吾.2011.云南马厂箐岩体(似)斑状花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及地质意义.中国地质，38(3):610 －622.

侯增谦，曲晓明，周继荣，杨岳清，黄典豪，吕庆田，唐绍华，余今杰，王海平，赵金花.2001.三江地区义敦岛弧碰撞造山过程:花岗岩记录.地质学报，75(4):484－497.

侯增谦，杨岳清，王海平，曲晓明，黄典豪.2003.三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统.北京:地质出版社:35－145.

侯增谦，杨岳清，曲晓明，黄典豪，吕庆田，王海平，余金杰，唐绍华.2004.三江地区义敦岛弧造山带演化和成矿系统.地质学报，78(1):109 －118.

黄肖潇，许继峰，陈建林，任江波.2012.中甸岛弧红山地区两期中酸性侵入岩的年代学、地球化学特征及其成因.岩石学报，28(5):1943－1506.

冷成彪，张兴春，王守旭，秦朝建，苟体忠.2007.云南中甸地区两个斑岩铜矿容矿斑岩的地球化学特征——以雪鸡坪和普朗斑岩铜矿床为例.矿物学报，27(3－4):414－422.

冷成彪，张兴春，王守旭，秦朝建，苟体忠，王外全.2008.滇西北中甸松诺含矿斑岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及地质意义.大地构造与成矿学，32(1):124－130.

李长民.2009.锆石成因矿物学与锆石微区定年综述.地质调查与研究，33(3):161－170.

李建康，李文昌，王登红，卢映祥，尹光侯，薛顺荣.2007.中甸弧燕山晚期成矿事件的Re-Os定年及成矿规律研究.岩石学报，23(10):2415－2422.

李文昌，尹光侯，余海军，卢映祥，刘学龙.2003.滇西北格咱火山－岩浆弧斑岩成矿作用.岩石学报，27(9):2541－2552.

李文昌，尹光候，刘学龙，许东，曹晓民，张世权.2009.中甸普朗复式斑岩体演化及40Ar-39Ar同位素依据.地质学报，83(10):1421－1429.

李玉荣，范玉华，孟青.2009.滇西北浪都矽卡岩型铜矿.云南地质，28(2):137－142.

林清茶，夏斌，张玉泉.2006.云南中甸地区雪鸡坪同碰撞石英闪长玢岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其意义.地质通报，25(1－2):133－135.

刘增乾，李兴振，叶庆同，罗建宁，沈敢富.1993.三江地区构造岩浆带的划分和矿产分布规律.北京:地质出版社:18－68.

莫宣学，邓晋福，董方浏，喻学惠，王勇，周肃，杨伟光.2001.西南三江造山带火山岩-构造组合及其意义.高校地质学报，7(2):121 －138.

庞振山，杜杨松，王功文，郭欣，曹毅，李青.2009.云南普朗复式岩体锆石U-Pb年龄和地球化学特征及其地质意义.岩石学报，25(1):159 －165.

曲晓明，江军华，辛洪波，陈华.2010.西藏冈底斯造山带几乎同时形成的两套埃达克岩为什么一套含矿一套不含矿?矿床地质，29(3):381－394.

任江波，许继峰，陈建林.2011.中甸岛弧成矿斑岩的锆石年代学及其意义.岩石学报，27(9):2591－2599.

任涛，钟宏，陈金法，朱维光，张兴春.2011.云南中甸地区浪都高钾中酸性侵入岩的地球化学特征.矿物学报，31(1):43－54.

任涛，钟宏，张兴春，朱维光.2009.滇西北浪都矽卡岩型铜矿床的矿物学及流体包裹体研究.矿物学报，29(增刊):241－243.

王守旭，张兴春，冷成彪，秦朝建.2007.滇西北中甸普朗斑岩铜矿床地球化学与成矿机理初探.矿床地质，26(3):277－288.

王守旭，张兴春，冷成彪，秦朝建，马德云，王外全.2008a.滇西北普朗斑岩铜矿锆石离子探针U-Pb年龄成矿时限及地质意义.岩石学报，24(10):2313－2321.

王守旭，张兴春，冷成彪，秦朝建，王外全，赵茂春.2008b.中甸红山矽卡岩铜矿稳定同位素特征及其对成矿过程的指示.岩石学报，24(10):480 －488.

吴元保，陈道公，夏群科，涂湘林.2004.大别山黄土岭麻粒岩锆石和共生矿物的微量元素分析及其地质意义.地球化学，38(4):334－341.

徐兴旺，蔡新平，屈文俊，宋保昌，秦克章，张宝林.2006.滇西北红山晚白垩世花岗斑岩Cu-Mo成矿系统及其大地构造学意义.地质学报，80(9):1422－1433.

杨帆，邹国富，吴静，李峰，姜永果，赵向东.2011.中甸春都铜矿区岩体成岩时代及地质意义.大地构造与成矿学，35(2):307－314.

杨岳清，侯增谦，黄典豪，曲晓明.2002.中甸弧碰撞造山作用与岩浆成矿系统.地球学报，23(1):17－24.

叶庆同，胡云中，杨岳清.1992.三江地区区域地球化学背景和金银铅锌成矿作用.北京:地质出版社:12－57.

曾普胜，李文昌，王海平，李红.2006.云南普朗印支期超大型斑岩铜矿床:岩石学及年代学特征.岩石学报，22(4):989－1000.

曾普胜，莫宣学，喻学惠，卢振权.1999.滇西北中甸地区中酸性斑岩及其含矿性初步研究.地球学报，20(增刊):359－366.

曾普胜，莫宣学，喻学惠，侯增谦，徐启东，王海平，李红，杨朝志.2003.滇西北中甸斑岩及斑岩铜矿.矿床地质，22(4):393－400.

曾普胜，王海平，莫宣学，喻学惠，李文昌，李体刚，李红，杨朝志.2004.中甸岛弧带构造格架及斑岩铜矿前景.地球学报，25(5):535－540.

张蕾，李小红，陈超英，舒朝滨.2006.X-射线荧光法在地质样品分析测试中的应用.资源环境与工程，20(4):455－458.

张兴春，冷成彪，杨朝志，王外全，秦朝建.2009.滇西北中甸春都斑岩铜矿含矿斑岩的锆石SIMS U-Pb年龄及地质意义.矿物学报，29(增刊):359－360.

Hedenquist J W and Lowenstern J B.1994.The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits.Nature，370(18):519－527.

Hermann J，Rubatto D and Korsakov A.2001.Multiple zircon growth during fast exhumation of diamondiferous，deeply subducted continental crust.Contributions to Mineralogy and Petrology，141(1):66 －82.

Hoskin P W O and Ireland T R.2000.Rare earth element chemistry of zircon and its use as a provenance indicator.Geology，28(7):627 －630.

Mungall J E.2002.Roasting the mantle:Slab melting and the genesis of major Au and Au-rich Cu deposits.Geology，30(10):915－918.

Liang H Y，Campbell I H，Allen C，Sun W D，Liu C Q，Yu H X，Xie Y W and Zhang Y Q.2006.Zircon Ce4+/Ce3+ratios and ages for Yulong ore-bearing porphyries in eastern Tibet.Mineralium Deposita，41(2):152 －159.

Liang H Y，Sun W D，Su W C and Zartman R E.2009.Porphyry copper-gold mineralization at Yulong，China，promoted by decreasing redox potential during magnetite alteration.Economic Geology，104(4):587 －596.

Ludwig K R.1992.ISOPLOT:A plotting and Regression program for radiogenic-isotope data.US Geological Survey Open-File Report，91 －445:1 －47.

Qi L and Gregoire D C.2000.Determination of trace elements in twenty six Chinese geochemistry reference materials by inductively coupled plasma mass spectrometry.Geostandards News letter，24:51 －63.

Rubatto D.2001.Zircon trace element geochemistry:Partitioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism.Chemical Geology，184:123－138.

Rubatto D and Gebauer D.2000.Use of cathodoluminescence for U-Pb zircon dating by IOM Microprobe:Some examples from the western Alps//Pagel M，Barbin V，Blanc P and OhnenstetterD.Cathodoluminescence in Geoscience.Springer-Verlag Berlin Heidelberg， Germany， Springer-Verlag:373－400.

Rubatto D and Williams I S.2000.Imaging，trace element geochemistry and mineral inclusions:Linking U-Pb ages with metamorphic conditions.EOS，21:25.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.Geological Society，42:313 －345.

Sun W，Arculus R J，Kamenetsky V S and Binns R A.2004.Release of gold-bearing fluids in convergent margin magmas prompted by magnetite crystallization.Nature，431:975 －977.

Taylor S R and Mclennan S M.1985.The continental crust:Its composition and evolution.Blackwell Oxford，UK:1 －312.

Richards J P.2003.Tectono-magmatic precursors for porphyry Cu-(Mo-Au)deposit formation.Economic Geology，98(8):1515－1533.

Yuan H L，Gao S and Liu X M.2004.Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry.Geostandards and Geoanalytical Research，28:353－370.