滇西北衙斑岩型金多金属矿床成矿流体特征及其演化*

2015-03-15王建华李文昌王可勇尹光候吴松姜文涛

岩石学报 2015年11期

关键词：矿段矽卡岩斑岩

王建华李文昌，＊＊王可勇尹光候吴松姜文涛

WANG JianHua1，LI WenChang1，2＊＊，WANG KeYong3，YIN GuangHou2，WU Song1 and JIANG WenTao1

1. 昆明理工大学国土资源工程学院，昆明 650093

2. 云南省地质调查局，昆明 650051

3. 吉林大学地球科学学院，长春 130061

1. Faculty of Land and Resource Engineering，Kunming University of Science and Technology，Kunming 650093，China

2. Yunnan Geological Survey，Kunming 650051，China

3. College of Earth Sciences，Jilin University，Changchun 130061，China

2015-03-03 收稿，2015-06-07 改回.

1 引言

北衙超大型金多金属矿床位于云南省鹤庆县，地处扬子陆块西缘与三江特提斯造山带的结合部位，赋存于金沙江-哀牢山大型走滑构造活动形成的富碱斑岩带中。该矿是在老矿山“北衙铅矿”资源枯竭后，云南地矿资源股份公司(后改为云南黄金集团)在该区找矿获得的重大成果，现已成为云南省最大的黄金矿山。截止目前，整个北衙矿区已探明金金属储量304 吨，平均品位2.42g/t，铁矿石1.38 亿吨，平均品位33.34%，铜金属储量59 万吨，平均品位0.48%;共伴生铅金属储量242 万吨，平均品位1.84%，锌金属储量51 万吨，平均品位0.35%，银金属储量7221 吨，平均品位42.56g/t。勘查工作正在进行，资源量不断增加。前人已对北衙金矿开展了大量有关成岩、成矿年龄(应汉龙和蔡新平，2004;肖晓牛等，2009a;和文言等，2013)，岩石和矿石、同位素地球化学(Bi et al.，2002;徐兴旺等，2006;肖晓牛等，2009b;吴开兴等，2010;Liu et al.，2015)，矿床特征与成因，成矿规律(刘秉光等，1999;刘建云，2004;徐受民等，2006;和中华等，2013;Deng et al.，2014;Deng and Wang，2015)，成矿作用与富碱斑岩体关系等研究工作(薛传东等，2008;邓军等，2010，2012;和文言等，2012;Lu et al.，2013;Deng et al.，2015)，而对于北衙矿区成矿流体的研究，多数限于斑岩体内斑晶、石英脉体、方解石脉体等单一地质体内发育的流体包裹体特征讨论(吴开兴等，2005;肖晓牛等，2009a)或各期次方解石脉体中的碳、氧同位素及流体包裹体内的微量元素组成的研究(吴开兴等，2010;肖晓牛等，2011)，但对整个矿区内发育的矽卡岩型、斑岩型以及外围地层中产出的似层状热液型矿化缺乏较系统的成矿流体研究和认识，且未能细致探究北衙矿区成矿流体与中心富碱斑岩演化的关系。长期以来，北衙矿区由于矽卡岩型矿化较斑岩型矿化发育、典型的斑岩型矿化蚀变分带不明显而被认为是矽卡岩型矿床(和文言等，2012);且对于外围地层中的铅锌银矿床，由于其表现出的“顺地层产出”特征且迄今尚缺乏可靠的成矿年代学研究而多被认为是“层控型”矿床(豆松，2013)。对于矿区内斑岩型铜金钼矿、矽卡岩型金铜铁矿及外围碳酸盐岩等地层中似层状热液型铅锌银矿等矿床系列，是否同属斑岩成矿系统的问题，一直没能得到很好的解决。本文通过对北衙矿区内发育的上述三类主要矿化类型进行的系统的流体包裹体研究，探讨了成矿流体与富碱斑岩的关系，为北衙矿区“三类矿床”构成一个以富碱斑岩为中心的斑岩型金多金属成矿系统提供了依据，并为指导矿区进一步找矿勘查工作提供线索。

2 区域地质背景

北衙金多金属矿床位于金沙江-红河大型走滑断裂带东侧扬子陆块西缘(图1a)。沿金沙江-红河断裂带产出的富碱斑岩带北起唐古拉，经玉树、芒康，向南至鹤庆、金平延伸到越南境内，长约2000km，宽5 ～80km，带内从北到南依次产有玉龙、崩哥、西范坪、北衙、马厂箐、哈播、金平等矿床。65Ma以来，印-亚大陆碰撞隆升形成青藏高原，随着应力的加剧，位于侧向碰撞区的地体向南逃逸，金沙江-红河大型走滑断裂切穿岩石圈，诱发深源岩浆上侵，沿金沙江-红河断裂两侧次级断裂就位形成富碱斑岩带，并发育广泛而强烈的构造-岩浆-热液成矿事件(Hou et al.，2003;许志琴等，2006;Bi et al.，2009;李文昌等，2010;杨立强等，2010，2011;Lu et al.，2013;Deng et al.，2014;Li et al.，2015;Deng and Wang，2015)。该带北段形成玉龙等系列斑岩型铜矿，南段形成北衙、马厂箐等斑岩-矽卡岩型金多金属矿床。

3 矿床地质特征

北衙矿区出露的地层主要有二叠系峨眉山组玄武岩(P2β)，下三叠统青天堡组砂岩(T1q)，中三叠统北衙组灰岩(T2b)以及上覆的第四纪残坡积物(图1b)。其中北衙组为一套渗透性好的不纯灰岩，其可进一步划分为5 段，各段之间广泛发育层间破碎带。矿区北衙向斜为区域松桂复式向斜的组成部分，断裂主要有近NS 向和近EW 向两组，对斑岩体的侵位有控制作用。北衙矿区岩浆活动以喜马拉雅期为主，岩性有石英正长斑岩、二长花岗斑岩、黑云母正长斑岩以及煌斑岩等。其中与成矿密切相关的石英正长斑岩形成于25.72 ～36.48Ma(应汉龙和蔡新平，2004;徐兴旺等，2006;肖晓牛等，2009b;和文言等，2013)。

图1 北衙金多金属矿床构造位置(a)及矿区地质图(b)Fig.1 The geological maps of tectonic position (a)and mining area (b)of the Beiya Au-polymetallic deposit

对北衙矿区内基础地质资料及详细勘查成果的分析结果表明，在北衙矿区内呈现出明显的矿化分带现象:以斑岩体为中心，向外依次发育斑岩型Cu-Au-Mo 矿化，矽卡岩型Au-Cu-Fe 矿化以及外围地层中的热液型似层状Pb-Zn-Ag 矿化(Li et al.，2015)。其中，斑岩型矿化矿体主要发育于矿区万硐山及红泥塘部分石英正长斑岩体内，矿石以细脉浸染状为主，矿石矿物主要有黄铁矿、黄铜矿及少量辉钼矿，普遍见钾化、硅化、黄铁绢英岩化、钠长石化及碳酸盐化蚀变，但分带性较差。矽卡岩型矿化的矿体主要围绕区内万硐山和红泥塘石英正长斑岩体与北衙组灰岩接触部位产出，其中最大矿体KT52 单矿体金金属储量大于200t。矽卡岩型矿体多呈似层状、透镜状、囊状等形态产出，矿石构造以浸染状，稠密浸染状、块状以及局部脉状为主，矿石矿物可见磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿、褐铁矿、赤铁矿、磁黄铁矿等，局部见自然铜;发育围岩蚀变主要有硅化和碳酸盐化。热液型铅锌银矿体主要以似层状、透镜状产于北衙组碳酸盐岩的层间破碎带以及北衙组碳酸盐岩与下伏青天堡组砂岩的接触界面(Si-Ca 面)内，矿石构造以脉状、细网脉状、充填状为主，表现出明显的后生矿床特征，矿石矿物可见黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、菱铁矿、黄铜矿等，主要发育硅化以及碳酸盐化蚀变现象。

通过对矿区内矿石矿物组合及矿脉穿切关系等特点的观察研究与分析，笔者将矿区内成矿作用从早到晚依次划分为A(矽卡岩型矿化(矽卡岩矿物))、B(斑岩型黄铁矿+黄铜矿-石英脉)、C(热液型似层状黄铁矿±黄铜矿-石英脉)、D(热液型似层状方铅矿-石英-碳酸盐脉)4 个矿化阶段。各不同成矿阶段在相关地质体中分别产出不同类型的矿体。

4 流体包裹体研究

4.1 样品采集及研究方法

本次流体包裹体研究的23 件岩石和脉体样品分别取自于北衙矿区万硐山、红泥塘及笔架山三个矿段的采坑及钻孔内(图1b)，其中，斑岩体内斑晶3 件，矽卡岩型矿化脉体及矿物5 件，斑岩型黄铁矿+黄铜矿-石英脉体5 件，切穿矽卡岩的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体4 件，热液型似层状黄铁矿±黄铜矿-石英脉体4 件以及热液型似层状方铅矿-石英-碳酸盐脉2 件。涵盖了矽卡岩型、斑岩型及似层状热液型三类主要矿化类型(图2)。流体包裹体研究工作在吉林大学地质流体实验室完成，包裹体岩相学观察使用仪器为德国Zeiss Axiolab(10 × 50)显微镜;测温使用仪器为英国LinkamTHMSG-600 型冷热两用台，分析精度＜31.1℃时为±0.1℃，＞200℃时为±2℃。

图2 用于包裹体研究的不同矿化类型的地质体及矿脉(a)红泥塘矿段矽卡岩;(b)万硐山矿段富碱斑岩;(c)万硐山矿段斑岩型矿化中的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体;(d)万硐山矿段穿切矽卡岩的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体;(e)红泥塘矿段似层状热液型矿化中的黄铁矿±黄铜矿-石英脉体;(f)笔架山矿段似层状热液型矿化中的方铅矿-石英-碳酸盐脉体Fig.2 The photographs of geological bodies and ore veins in this fluid inclusion study(a)skarn (Sk)in the Hongnitang;(b)alkaline-rich porphyry in the Wandongshan;(c)pyrite +chalcopyrite-quartz (Py +Ccp-Qtz)vein of the porphyry mineralization in the Wandongshan;(d)pyrite+chalcopyrite-quartz (Py+Ccp-Qtz)vein cutting skarn in the Wandongshan;(e)pyrite±chalcopyrite-quartz (Py±Ccp-Qtz)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Hongnitang;(f)galena-quartz-carbonate (Gn-Qtz-Cab)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Bijiashan

单个包裹体激光拉曼光谱成分分析工作在吉林大学地质流体实验室完成。包裹体激光拉曼光谱分析使用仪器为英国Renishaw System-1000 型激光拉曼光谱仪，532nm 固体(半导体)激光器，激光功率200mW，狭缝宽度20nm，扫描范围1200 ～4500cm-1，积分时间10 ～30s。

4.2 流体包裹体岩相学特征

北衙矿区各类矿石中流体包裹体均较发育，按室温下的相态特征，主要可划分为6 种原生类型流体包裹体(图3)，分别如下:

4.2.1 含CO2包裹体

根据CO2的含量又可划分为以下三个亚类:

CO2包裹体(Ⅰ型):室温下多数呈单相状态，降温过程中出现另一CO2相而呈两相，VCO2所占比例多在85%以上;仅极少量此类包裹体室温下呈两相状态产出，VCO2所占比例一般为65% ～75%。该类包裹体大小一般为7 ～12μm，形态多为椭圆形、次圆状及长条形，在矿物颗粒中与它类包裹体成群产出。本类包裹体在各类矿石中发育数量相对较少。

富CO2包裹体(Ⅱ型):室温下部分此类包裹体由LH2O及CO2相两相组成，降温过程中出现另一CO2相而呈三相状态，CO2相所占比例一般为50% ～95%，其中VCO2占CO2相比例多在80%以上;部分此类包裹体室温下由LH2O、VCO2及LCO2三相组成，LCO2+ VCO2相所占比例一般为50% ～90%，VCO2所占比例一般为55% ～90%，多数在75% ～90%之间。该类包裹体大小一般在6 ～25μm 之间，多数为8 ～15μm，形态多为椭圆形、菱形及长条状;在矿物颗粒中，该类包裹体多与它类包裹体随机成群发育。该类包裹体在各类岩矿石中较发育。

图3 北衙矿区不同类型流体包裹体显微照片Ⅰ-CO2 包裹体;Ⅱ-富CO2 包裹体;Ⅲ-含CO2 包裹体;Ⅳ-含NaCl 子矿物三相包裹体;Ⅴ-富气相水溶液包裹体;Ⅵ-气液两相水溶液包裹体Fig.3 The micrographs of different types of fluid inclusions in the Beiya depositⅠ-CO2 fluid inclusions;Ⅱ-CO2-rich fluid inclusions;Ⅲ-CO2-bearing fluid inclusions; Ⅳ-halite-bearing three-phase fluid inclusions;Ⅴ-vapor-rich aqueous fluid inclusions;Ⅵ-aqueous twophase fluid inclusions

含CO2包裹体(Ⅲ型):同CO2及富CO2包裹体相似，该类包裹体室温下多数呈由LH2O及CO2相组成的两相形式产出，降温过程中出现另一CO2相而呈三相状态，CO2相所占比例一般为30% ～50%，其中VCO2所占比例多在50%以上，仅个别低于50%;另少部分此类包裹体室温下由LH2O、VCO2及LCO2三相组成，CO2相所占比例一般为30% ～50%，VCO2所占比例一般为25% ～45%。该类包裹体大小一般在6～22μm 之间，形态多为椭圆形、菱形及长条状;在矿物颗粒中，该类包裹体多与它类包裹体随机成群发育。此类包裹体在各类岩矿石中也较发育。

4.2.2 含子矿物三相包裹体(Ⅳ型)

本类包裹体为矿区各类矿石中发育的主要原生流体包裹体类型之一，室温下由VH2O、LH2O及一或两个固体子矿物组成，子矿物多呈较完好的立方体晶型，因此推断主要为NaCl 子晶。该类包裹体气液比一般为15% ～25%，少量达30% ±，子矿物所占比例一般为15% ～30%，多数在20%±，少数包裹体含2 个子矿物晶体，子矿物所占比例可达40% ～50%;该类包裹体大小一般为5 ～25μm，多数在8 ～15μm 之间，其形态多为椭圆形、长条状。在矿物颗粒中，该类包裹体随机成群分布，或与它类包裹体成群发育。

4.2.3 水溶液包裹体

根据水溶液的气液比可划分为以下两个亚类:

气液两相水溶液包裹体(气液比＜50%，Ⅵ型):各类矿石中最广泛发育的包裹体类型，室温下由VH2O及LH2O两相组成，气液比一般为15% ～40%，少量为10% ～15%;该类包裹体大小一般为5 ～15μm，形态多为椭圆形及长条形。在矿物颗粒中，该类包裹体多与它类包裹体成群产出。

4.3 流体包裹体显微测温

利用Linkam THMSG-600 型冷热台对不同矿化类型脉体中发育的流体包裹体进行显微测温研究，结果见表1、图4。

4.3.1 红泥塘矿段矽卡岩矿物(A 阶段)

用于包裹体测温的矽卡岩矿物主要绿帘石类矿物。其中发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ型所有六种类型的流体包裹体，其中Ⅰ、Ⅱ及Ⅲ型包裹体数量较少。测温结果表明:Ⅰ型包裹体固体CO2融化温度为-58.8℃±，均一温度为19.7℃±，并以均一至气相方式为主;Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为- 58.8 ～ - 57.6℃，CO2笼形物消失温度为7.6 ～8.5℃，对应盐度为2.9% ～4.6% NaCleqv，CO2部分均一温度为16.6 ～20.9℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为378.8 ～421.5℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为-58.1℃±，CO2笼形物消失温度为8.4℃±，对应盐度为3.2% NaCleqv±，CO2部分均一温度为19.5℃±，包裹体完全均一温度为395.6℃±;Ⅳ型包裹体在升温过程中，多数包裹体固体子矿物先于气泡消失，仅少量包裹体固体子矿物与气相近于同时消失，子矿物溶化温度为275.4 ～496.5℃，对应盐度为36.4% ～59.3% NaCleqv，包裹体完全均一温度为476.9 ～543.7℃;Ⅴ型包裹体冰点温度为-10.9 ～-6℃，对应盐度为9.2% ～14.9% NaCleqv，包裹体均一温度为396.5～516.8℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为-10.4 ～-7.1℃，对应盐度为10.6% ～13.6% NaCleqv，包裹体均一温度为407.3～523.4℃(图4a1，a2)。

4.3.2 万硐山矿段斑岩体内石英斑晶

度盐 NaCleqv）（wt%1.8 ～5.2 1.8 ～3.7 29.8 ～43.5 8.1 ～16.1 2.9 ～7.0 1.0 ～5.9 31.8 ～36.3 11.2 ～15.9）V）L）L）L）V）L）L）L）全）完（℃式体度方裹温一包一均（均329.8 ～379.6（!318.5 ～352.3（!312.8 ～361.3（!317.4 ～397.5（!325.9 ～379.6（!279.6 ～392.4（!236.7 ～317.5（!321.9 ～369.8（!物）矿（℃NaCl子度温化熔1 52.5 ～361.3 197.5 ～274.9度-5.3-6.7温）点冰（℃-12.1 ～-12.0 ～）分部（℃ 相度CO2温一均1 9.7 ～22.1 20.9 ～29.8 20.9 ～23.2 16.5 ～18.2 18.3 ～29.8 20.4 ～29.4 30.2 ～30.5失）消物（℃形度笼温7.3 ～9.1 8.1 ～9.1 6.2 ～8.5 6.9 ～9.5 CO2度-57.3）温-56.8-56.9-58.7-57.9-57.2-59.6固体化融（℃-57.9 ～-57.9 ～-57.7 ～-58.9 ～-58.8 ～-58.4 ～-60.3 ～型）量类体数试（5）（2）（2）（18）裹（10）（25）（23）（19）（10）!（10）!（16）（测!"包#$%"#$%1 表流体包裹体测温结果Table1 Theresultsofmicrothermometryoffluidsinclusions//化英/体晶矿-石象合岩斑型矿对组英斑铜物岩矿试山石物斑-黄测硐山万矿硐矿铁万黄2.0 ～5.3 V）318.9 ～365.0（!16.9 ～30.7 7.2 ～9.0-58.2-60.0 ～（11）1.8 ～3.7 36.3 ～40.2 6.8 ～14.9 2.9 ～4.6 3.15 ±36.4 ～59.3 9.2 ～14.9 10.6 ～13.6 4.9 ～6.0 5.2 ～6.3 31.8 ～33.8 12.2 ～15.9 5.2 ～5.7 5.3 ～6.4 6.2 ～9.5 L）L）L）L）L）L）L）L）L）L）328.6 ～363.8（!274.2 ～325.6（!296.4 ～352.4（!V）V）V）V）378.8 ～421.5（!L）395.6 ±（!476.9 ～543.7（!396.5 ～516.8（!407.3 ～523.4（!289.7 ～343.6（!276.7 ～368.5（!298.5 ～338.6（!278.6 ～315.6（!318.9 ～332.7（!265.9 ～334.5（!241.9 ～339.5（!274.2 ～325.6 275.4 ～496.5 197.8 ～239.5-4.3-6.0-7.1-8.4-10.9 ～-10.9 ～-10.4 ～-11.9 ～-3.9-6.2 ～17.9 ～28.2 19.7 ±16.6 ～20.9 19.5 ±21.9 ～30.1 22.3 ～29.7 18.9 ～26.8 13.9 ～16.6 8.1 ～9.2 7.6 ～8.5 8.4 ±6.8 ～7.4 6.6 ～7.3 7.0 ～7.3 6.6 ～7.2-58.3-57.6-57.9-57.5-57.9-58.0-59.9 ～-58.8 ±-58.8 ～-58.1 ±-58.5 ～-58.3 ～-58.4 ～-58.3 ～（10）（8）（11）（2）（4）（7）（12）（13）（22）（8）（14）（5）（15）（4）（3）（15）"#$%!"#$&%"#$%"#%///体/化化脉英物物矿英矿盐岩-石矿矿属-石属酸卡矿岩岩金矿金-碳矽铜卡卡多铜多英穿矽-矽状状切-黄塘矿层±黄层-石山矿泥铁似矿似矿硐铁红磁塘铁山铅万黄泥黄架方红笔

图4 流体包裹体均一温度、盐度直方图(a1，a2)红泥塘矿段矽卡岩矿物;(b1，b2)万硐山矿段富碱斑岩石英斑晶;(c1，c2)万硐山矿段斑岩型矿化中的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体;(d1，d2)万硐山矿段穿切矽卡岩型矿化的黄铁矿﹢黄铜矿-石英脉体;(e1，e2)红泥塘矿段似层状热液型矿化中的黄铁矿±黄铜矿-石英脉体;(f1，f2)笔架山矿段似层状热液型矿化中的方铅矿-石英-碳酸盐脉体Fig.4 The histograms of temperature and salinity of the fluid inclusions in this study(a1，a2)skarn minerals in the Hongnitang;(b1，b2)quartz phenocryst of alkaline-rich porphyry in the Wandongshan;(c1，c2)pyrite +chalcopyrite-quartz (Py+Ccp-Qtz)vein of the porphyry mineralization in the Wandongshan;(d1，d2)pyrite +chalcopyrite-quartz (Py +Ccp-Qtz)vein cutting skarn in the Wandongshan;(e1，e2)pyrite±chalcopyrite-quartz (Py±Ccp-Qtz)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Hongnitang;(f1，f2)galena-quartz-carbonate (Gn-Qtz-Cab)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Bijiashan

万硐山斑岩体内矿物石英斑晶中流体包裹体极为发育，主要见有Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型五种类型的原生流体包裹体。测温结果显示:Ⅰ型包裹体固体CO2融化温度为-57.9 ～-57.3℃，均一温度为19.7 ～22.1℃，并以均一至气相方式为主;Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为-57.9 ～-56.8℃，CO2笼形物消失温度为7.3 ～9.1℃，对应盐度为1.8% ～5.2% NaCleqv，CO2部分均一温度为20.9 ～29.8℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为329.8 ～379.6℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为- 57.7 ～-56.9℃，CO2笼形物消失温度为8.1 ～9.1℃，对应盐度为1.8% ～3.7% NaCleqv，CO2部分均一温度为20.9 ～23.2℃，包裹体完全均一温度为318.5 ～352.3℃;Ⅳ型包裹体在升温过程中，多数包裹体气相先于子矿物消失，部分包裹体子矿物与气相近于同时消失，另有少量包裹体子矿物先于气相消失，子矿物溶化温度为152.5 ～361.3℃，对应盐度为29.8%～43.5% NaCleqv，包裹体完全均一温度为312.8 ～361.3℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为-12.1 ～-5.3℃，对应盐度为8.1%～16.1% NaCleqv，包裹体均一温度为317.4 ～397.5℃(图4b1，b2)。

4.3.3 万硐山矿段斑岩型黄铁矿+黄铜矿-石英脉(B 阶段)

斑岩体中西部发育以黄铁矿+黄铜矿-石英细脉或网脉为主的斑岩型矿化。详细的镜下观察表明，该类矿化矿物石英中主要发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型五种类型的原生流体包裹体，其中Ⅰ型包裹体发育数量较少。测温结果表明:Ⅰ型包裹体固体CO2融化温度为-58.9 ～-58.7℃，均一温度为16.5 ～18.2℃，并以均一至气相方式为主;Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为-58.8 ～-57.9℃，CO2笼形物消失温度为6.2 ～8.5℃，对应盐度为2.9% ～7.0% NaCleqv，CO2部分均一温度为18.3 ～29.8℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为325.9 ～379.6℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为-58.4 ～-57.2℃，CO2笼形物消失温度为6.9 ～9.5℃，对应盐度为1.0% ～5.9% NaCleqv，CO2部分均一温度为20.4 ～29.4℃，包裹体完全均一温度为279.6 ～392.4℃;Ⅳ型包裹体在升温过程中，多数包裹体子矿物溶化先于气相消失，少量包裹体子矿物与气相近于同时消失，子矿物溶化温度为197.5 ～274.9℃，对应盐度为31.8% ～36.3% NaCleqv，包裹体完全均一温度为236.7 ～317.5℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为-12 ～-6.7℃，对应盐度为11.22% ～15.95% NaCleqv，包裹体均一温度为321.9 ～369.8℃(图4c1，c2)。

模型选取gdp、城乡收入差距（gap）与解释变量进行回归分析，将没有制度资本参与的模型4、5与有制度资本参与的模型6、7进行对比分析，回归结果如表4。

4.3.4 万硐山矿段切穿矽卡岩的黄铁矿+黄铜矿-石英脉(B 阶段)

矿化穿切于矽卡岩及铁矿体内，其矿物组成与斑岩体内矿化相同，因此应属同一成矿阶段产物。该类矿化石英中也发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型五种类型的原生流体包裹体，其中Ⅰ及Ⅳ型流体包裹体发育数量较少。测温结果表明:Ⅰ型包裹体固体CO2融化温度为-60.3 ～-59.6℃，均一温度为30.2 ～30.5℃;Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为- 60 ～-58.2℃，CO2笼形物消失温度为7.2 ～9.0℃，对应盐度为2.0% ～5.3% NaCleqv，CO2部分均一温度为16.9 ～30.7℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为318.9 ～365℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为-59.9 ～-58.3℃，CO2笼形物消失温度为8.1 ～9.2℃，对应盐度为1.8% ～3.7% NaCleqv，CO2部分均一温度为17.9 ～28.2℃，包裹体完全均一温度为328.6 ～363.8℃;Ⅳ型包裹体在升温过程中，多数包裹体气相先于子矿物消失，少量包裹体子矿物与气相近于同时消失，子矿物溶化温度为274.2 ～325.6℃，对应盐度为36.3% ～40.2% NaCleqv，包裹体完全均一温度为274.2 ～325.6℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为-10.9 ～-4.3℃，对应盐度为6.8% ～14.9% NaCleqv，包裹体均一温度为296.4 ～352.4℃(图4d1，d2)。

4.3.5 红泥塘矿段地层中的似层状热液型黄铁矿±黄铜矿-石英脉(C 阶段)

该类脉体为产于斑岩体外围地层中、受层间破碎带控制的层状矿化早阶段产物，矿物组合与斑岩型、穿切矽卡岩及铁矿体的黄铁矿+黄铜矿-石英脉相近。该类矿化石英中主要发育Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型四种类型原生流体包裹体，偶见Ⅰ型包裹体。测温结果表明:Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为-58.5 ～-57.9℃，CO2笼形物消失温度为6.8 ～7.4℃，对应盐度为4.9% ～6.0% NaCleqv，CO2部分均一温度为21.9～30.1℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为289.7 ～343.6℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为-58.3～-57.5℃，CO2笼形物消失温度为6.6 ～7.3℃，对应盐度为5.2% ～6.4% NaCleqv，CO2部分均一温度为22.3 ～29.7℃，包裹体完全均一温度为276.7 ～368.5℃;Ⅳ型包裹体在升温过程中，包裹体固体子矿物多先于气泡消失，子矿物溶化温度为197.8 ～239.5℃，对应盐度为31.8% ～33.8%NaCleqv，包裹体完全均一温度为298.5 ～338.6℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为- 11.9 ～ - 8.4℃，对应盐度为12.2% ～15.9% NaCleqv，包裹体均一温度为278.6 ～315.6℃(图4e1，e2)。

4.3.6 笔架山矿段地层中的似层状热液型方铅矿-石英-碳酸盐脉(D 阶段)

该类矿化形成较晚，矿物石英及方解石中发育Ⅱ、Ⅲ及Ⅵ型三种类型原生流体包裹体，以Ⅵ型为主，其余两类发育较少。测温结果表明:Ⅱ型包裹体固体CO2融化温度为-58.4 ～-57.9℃，CO2笼形物消失温度为7.0 ～7.3℃，对应盐度为5.2% ～5.7% NaCleqv，CO2部分均一温度为18.9～26.8℃，并以均一至气相方式为主，包裹体完全均一温度为318.9 ～332.7℃;Ⅲ型包裹体固体CO2融化温度为-58.3～-58.0℃，CO2笼形物消失温度为6.6 ～7.2℃，对应盐度为5.3% ～6.4% NaCleqv，CO2部分均一温度为13.9 ～16.6℃，包裹体完全均一温度为265.9 ～334.5℃;Ⅵ型包裹体冰点温度为-6.2 ～-3.9℃，对应盐度为6.2% ～9.5%NaCleqv，包裹体均一温度为241.9 ～339.5℃(图4f1，f2)。

4.4 流体包裹体激光拉曼光谱成分分析

为进一步了解成矿流体成分，本次研究还对部分包裹体进行了单个包裹体的激光拉曼光谱成分分析。结果表明，北衙矿区的流体包裹体液相成分主要为H2O 和CO2，气相成分主要为H2O、CO2及少量的N2(图5)。其中，红泥塘矿段的矽卡岩内发育的富气相流体包裹体气相成分以水蒸气为主，此外为CO2及少量的N2(图5a);万硐山矿段斑岩型矿化内发育富CO2包裹体，其中也含有少量N2，水蒸气的含量较矽卡岩有所降低(图5b)。而红泥塘黄铁矿±黄铜矿-石英脉中的CO2包裹体数量减少，亦可见少量氮气(图5c);到了外围的笔架山矿段，其中的方铅矿-石英-碳酸盐矿脉中的流体则以气液两相为主(图5d)，CO2流体包裹体进一步减少。总体来看，从矽卡岩矿化到斑岩型矿化，再到外围的似层状热液型铅锌银矿化，CO2包裹体数量依次减少，气液两相包裹体渐增多，富气相包裹体只发育在矽卡岩矿化阶段。

5 结果分析与讨论

5.1 成矿流体地球化学特征

5.1.1 矽卡岩型矿化

对红泥塘矿段矽卡岩矿化中的矽卡岩中发育的流体包裹体研究结果表明:矽卡岩矿物中发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ及Ⅵ型所有六种类型的流体包裹体，且矽卡岩矿物中同类包裹体的均一温度均显著高于其他类型矿化，结合测温结果，表明成矿流体为一种高温的NaCl-H2O 及NaCl-H2O-CO2体系热液(图6a)。

5.1.2 斑岩型矿化

万硐山矿段的斑岩型矿化及穿切矽卡岩-磁铁矿矿体的黄铁矿+黄铜矿-石英脉型矿石中发育的流体包裹体特征研究结果表明:两类矿化不仅矿物组合基本相同，而且其与斑晶石英中发育的包裹体类型一致，均发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型五种类型的原生流体包裹体，测温结果显示，斑岩型矿化与穿切矽卡岩-磁铁矿矿体的黄铁矿+黄铜矿-石英脉型矿石中发育的同类流体包裹体相比，后者均一温度和盐度值仅略有降低(图6c，d)。如果考虑到两类矿化产出的空间位置差异，即前者产于斑岩体内部，后者产于斑岩体边缘及与围岩接触带附近，流体从岩体中心向外运移很可能伴随有温度下降现象，这就暗示两类矿化成矿流体可能具有相同来源的特点。总体反映成矿流体均为中-高温NaCl-H2O-CO2体系热液。

5.1.3 外围地层中的似层状热液铅锌银矿化

红泥塘、笔架山矿段中似层状热液型多金属矿体矿石中发育的流体包裹体特征表明:似层状矿体之黄铁矿±黄铜矿-石英脉及方铅矿-石英-碳酸盐脉中多数仅发育Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅵ型或Ⅱ、Ⅲ、Ⅵ型等几类原生流体包裹体，较其他两类矿化，包裹体的均一温度及盐度明显降低，结合测温结果可知成矿流体为中温的NaCl-H2O-CO2体系热液(图6e，f)。

5.2 成矿流体来源与演化

图5 激光拉曼光谱成分分析图(a)红泥塘矿段矽卡岩型矿化中的富气相包裹体;(b)万硐山矿段斑岩型矿化中含少量N2 和H2O 的富CO2 包裹体;(c)红泥塘矿段似层状矿化中含少量N2 的CO2 包裹体;(d)笔架山矿段含少量N2 及CO2 的气液两相包裹体Fig.5 Pictures of the Laser Raman spectroscopic analyses(a)vapor-rich fluid inclusion in the skarn mineralization in the Hongnitang;(b)a few N2 and H2O bearing CO2-rich fluid inclusion in the porphyry mineralization in the Wandongshan;(c)a few N2 bearing CO2-bearing fluid inclusion in the layer-like mineralization in the Hongnitang;(d)a few N2 and H2O bearing aqueous two-phase fluid inclusion in the Bijiashan

北衙金-多金属矿床矿石中发育的流体包裹体类型复杂，不同类型矿石之间流体包裹体种类、发育数量有一定的继承性演化特点。

从发育的流体包裹体类型特征来看，斑岩型矿化、穿切矽卡岩-铁矿体的黄铁矿+黄铜矿-石英脉、矽卡岩外围地层中的黄铁矿±黄铜矿-石英脉内发育的流体包裹体类型基本相同，均发育Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ及Ⅵ型包裹体，只不过由斑岩型矿化→穿切矽卡岩-铁矿体的黄铁矿+黄铜矿-石英脉→斑岩体外围地层中的黄铁矿±黄铜矿-石英脉Ⅰ、Ⅱ及Ⅳ型包裹体数量逐渐减少、Ⅵ型包裹体数量逐渐增多;同时，同类包裹体均一温度、盐度也总体呈现下降趋势(图6)。与斑岩体内石英斑晶中发育的流体包裹体相比，前述三类脉体中包裹体组合类型基本一致且包裹体均一温度变化很小，因此，推断成矿流体主要来自斑岩体结晶分异出的岩浆热液，随着成矿流体在富渗透率的北衙组不纯碳酸盐围岩中向外围扩散迁移，外围地层中方铅矿-石英-碳酸盐脉体中发育的包裹体CO2含量逐渐减少，温度、盐度也逐渐降低(图6)。

矽卡岩矿物内发育全部六种类型的原生流体包裹体，与其它矿化类型相比，多发育一类富气相包裹体，而且在矽卡岩矿物中，既有富气相包裹体，也有富CO2包裹体。但对富气相包裹体进行的单个包裹体激光拉曼光谱成分分析表明，除主要成分H2O 外，也检测出一定量的CO2及N2等。矽卡岩矿物中同类包裹体的均一温度显著高于其他类型矿化(图6a)，加之矽卡岩形成明显早于它类矿化的地质事实且发育富气相流体包裹体，可以推断岩浆侵位后先分异出富水蒸气的流体，在与围岩接触带处形成矽卡岩及磁铁矿矿化;随着岩浆结晶作用的进行，CO2随后才大量分异出来，形成富CO2流体，在结晶晚期于富碱斑岩体内形成斑岩型金铜(钼)矿化;同时，该类流体在由岩体向外围地层扩散迁移过程中，由于菱铁矿、白云石等碳酸盐矿物的形成而使得CO2消耗减少，随着热量散失及与围岩交代反应，成矿流体温度、盐度逐渐降低，在北衙组灰岩的层间破碎带及北衙组灰岩与下伏青天堡组砂岩界面内形成似层状热液型铅锌银矿化。

北衙矿区万硐山、红泥塘等矿段与外围北部芹河矿段矿石中的黄铁矿、方铅矿和闪锌矿的δ34S 值都在0‰值附近，均一化程度高，并具有塔式分布特征，显示成矿物质均一且可能来自深部地幔(肖晓牛等，2011)。吴开兴等(2005)对比了矿区内矿石、斑岩体与未蚀变围岩(灰岩、砂岩、玄武岩等)中的铅同位素特征，结果发现矿石与斑岩体的铅同位素组成范围和分布基本一致，而与未蚀变围岩明显不同，说明成矿物质与斑岩体具有密切的联系。吴开兴等(2010)对北衙矿区内不同产状的三期方解石的C、O 同位素研究认为，北衙矿区的成矿流体先以岩浆流体为主，随后亦有大气降水的参与。和文言等(2013)利用LA-ICP-MS 锆石U-Pb 同位素定年法，测得红泥塘矿段石英正长斑岩的形成年龄为36.48 ±0.26Ma，利用辉钼矿Re-Os 同位素定年法对红泥塘矽卡岩矿体测定的成矿年龄为36.87 ±0.76Ma，二者高度一致，从年代学的角度证明了富碱斑岩与成矿的密切相关性。总而言之，结合本次流体包裹体研究，北衙矿区内矽卡岩型、斑岩型及外围地层中的似层状热液型矿化属于与富碱斑岩体侵入活动有关、由岩浆分异热液形成的矿化系列;对应形成的矿床系列共同构成了一个斑岩型铁-铜金-铅锌(银)多金属成矿系统。

图6 流体包裹体均一温度、盐度关系图(a)红泥塘矿段矽卡岩矿物;(b)万硐山矿段富碱斑岩石英斑晶;(c)万硐山矿段斑岩型矿化中的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体;(d)万硐山矿段穿切矽卡岩型矿化的黄铁矿+黄铜矿-石英脉体;(e)红泥塘矿段似层状热液型矿化中的黄铁矿±黄铜矿-石英脉体;(f)笔架山矿段似层状型矿化中的方铅矿-石英-碳酸盐脉体Fig.6 Relationship map of homogenization temperature and salinity of fluid inclusions(a)skarn minerals in the Hongnitang;(b)quartz phenocryst of alkaline-rich porphyry in the Wandongshan;(c)pyrite+chalcopyrite-quartz (Py+Ccp-Qtz)vein of the porphyry mineralization in the Wandongshan;(d)pyrite + chalcopyrite-quartz (Py + Ccp-Qtz)vein cutting skarn in the Wandongshan;(e)pyrite±chalcopyrite-quartz (Py±Ccp-Qtz)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Hongnitang;(f)galena-quartzcarbonate (Gn-Qtz-Cab)vein of the layer-like epithermal mineralization in the Bijiashan

6 结论

北衙矿区斑岩型矿化及外围地层中似层状热液型铅锌银矿化脉体中发育的流体包裹体与斑岩体斑晶内发育的流体包裹体组合类型一致，表明成矿流体主要来自斑岩体结晶分异出的岩浆热液。

矽卡岩矿物中发育富气相的流体包裹体表明岩浆侵位后先分异出富水蒸气的流体，在与围岩的接触带形成矽卡岩及磁铁矿矿化;此后随着岩浆结晶作用的进行，CO2才从成矿流体中大量分异，形成富CO2流体，在结晶晚期斑岩体内形成斑岩型铜金钼矿化;成矿流体在由岩体向外围地层扩散迁移过程中，由于菱铁矿、白云石等碳酸盐矿物的形成而消耗CO2，同时随着成矿流体的热量散失及与围岩交代反应，成矿流体温度、盐度逐渐降低，于构造有利部位形成似层状热液型铅锌银矿化。

流体包裹体研究也表明，北衙超大型金多金属矿区内的矽卡岩型、斑岩型及外围地层中的似层状热液型铅锌银矿床系列为与富碱斑岩体侵位活动有关的，由岩浆分异热液并逐渐演化形成的斑岩型金-铁铜-铅锌(银)多金属成矿系统。

致谢感谢云南黄金集团的和中华副总工程师，杨瑞、吕永增高级工程师以及相关地质人员在本次研究的野外工作中给予的支持和帮助;感谢吉林大学地球科学学院付丽娟硕士在室内资料整理上的帮助;感谢审稿人在本文修改中提出的宝贵建议。

Bi XW，Cornell DH and Hu RZ. 2002. REE composition of primary and altered feldspar from the mineralized alteration zone of alkaline intrusive rocks，western Yunnan Province，China. Ore Geology Reviews，19(1 -2):69 -78

Bi XW，Hu RZ，Mungall JE and Hanley JJ. 2009. Mineral chemistry studies on crystallization conditions (T，P，fO2) of Cu-Au mineralized alkaline intrusions in Ailaoshan-Jinshajiang alkaline intrusion blet，western Yunnan，China. Mineralogy and Petrology，96:43 -58

Deng J，Yang LQ，Ge LS，Yuan SS，Wang QF，Zhang J，Gong QJ and Wang CM. 2010. Character and post-ore changes，modifications and preservation of Cenozoic alkali-rich porphyry gold metallogenic system in western Yunnan，China. Acta Petrologica Sinica，26(6):1633 -1645 (in Chinese with English abstract)

Deng J，Wang CM and Li GJ. 2012. Style and process of the superimposed mineralization in the Sanjiang Tethys. Acta Petrologica Sinica，28(5):1349 -1361 (in Chinese with English abstract)

Deng J，Wang QF，Li GJ，Li CS and Wang CM. 2014. Tethys tectonic evolution and its bearing on the distribution of important mineral deposits in the Sanjiang region，SW China. Gondwana Research，26(2):419 -437

Deng J and Wang QF. 2015. Gold mineralization in China:Metallogenic provinces， deposit types and tectonic framework. Gondwana Research，doi:10.1016/j.gr.2015.10.003

Deng J，Wang QF，Li GJ，Hou ZQ，Jiang CZ and Danyushevsky L.2015. Geology and genesis of the giant Beiya porphyry-skarn gold deposit，northwestern Yangtze Block，China. Ore Geology Reviews，70:457 -485

Dou S. 2013. Mineralization and prospecting prediction of the Luping lead polymetallic deposits in Heqing，Yunnan，P. R. China. Ph.D. Dissertation. Changsha:Zhongnan University (in Chinese with English summary)

He WY，Yu XH，Mo XX，He ZH，Li Y，Huang XK and Su GS. 2012.Genetic types and the relationship between alkali-rich intrusion and mineralization of Beiya gold-polymetallic ore field，western Yunnan Province，China. Acta Petrologica Sinica，28(5):1401 -1412 (in Chinese with English abstract)

He WY，Mo XX，Yu XH，He ZH，Dong GC，Liu XB，Su GS and Huang XF. 2013. Zircon U-Pb and molybdenite Re-Os dating for the Beiya gold-polymetallic deposit in the western Yunnan Province and its geological significance. Acta Petrologica Sinica，29(4):1301 -1310 (in Chinese with English abstract)

He ZH，Zhou YM，He WY，Su GS，Li WH and Yang SW. 2013.Genetic types and metallogenic regularity of Beiya superlarge goldpolymetallic deposit，northwestern Yunnan. Mineral Deposits，32(2):244 -258 (in Chinese with English abstract)

Hou ZQ，Ma HW，Zaw K，Zhang YQ，Wang MJ，Wang Z，Pan GT and Tang RL. 2003. The Himalayan Yulong porphyry copper belt:Product of large-scale strike-slip faulting in eastern Tibet. Economic Geology，98(1):125 -145

Li WC，Pan GT，Hou ZQ，Mo XX，Wang LQ and Ding J. 2010. The Multi-Island-Basin-Collision-Orogenic Metallogenesis and Prospecting Technologies in“Sanjiang”Region，SW China. Beijing:Geological Publishing House，1 -491 (in Chinese)

Li WC，Wang JH，He ZH and Dou S. 2015. Formation of Aupolymetallic ore deposits in alkaline porphyries at Beiya，Yunnan，Southwest China. Ore Geology Reviews，doi. org/10. 1016/j.oregeorev.2015.05.003

Liu B，Liu H，Zhang CQ，Mao ZH，Zhou YM，Huang H，He ZH and Su GS. 2015. Geochemistry and geochronology of porphyries from the Beiya gold-polymetallic orefield，western Yunnan，China. Ore Geology Reviews，69，360 -379

Liu BG，Lu DF and Cai XP. 1999. Study on the Gold Deposits in the West of Yunnan and Sichuan Province，China. Beijing:China Ocean Press，1 -241 (in Chinese)

Liu JY. 2004. Geological characteristics of lamprophyre and its prospecting significance of the Beiya gold deposit，Yunnan. Gold Geology，10(1):20 -23 (in Chinese with English abstract)

Lu YJ，Kerrich R，Kemp AIS，Mccuaig TC，Hou ZQ，Hart CJR，Li ZX，Cawood PA，Bagas L，Yang ZM，Cliff J，Belousova EA，Jourdan F and Evans NJ. 2013. Intracontinental Eocene-Oligocene porphyry Cu mineral systems of Yunnan，western Yangtze craton，China:Compositional characteristics， sources， and implications for continental collision metallogeny. Economic Geology，108(7):1541-1576

Wu KX，Hu RZ，Bi XW，Peng JT，Su WC and Chen L. 2005. Study of the fluid inclusions in altered porphyres in the Beiya gold deposit，western Yunnan. J. Mineral. Petrol.，25(2):20 -26 (in Chinese with English abstract)

Wu KX，Hu RZ，Bi XW and Peng JT. 2010. An oxygen and carbon isotope study on the formation mode of calcite in Beiya gold deposit，West Yunnan Province，China. Acta Mineralogica Sinica，30(4):463 -469 (in Chinese with English abstract)

Xiao XN，Yu XH，Mo XX，Yang GL，Li Y and Huang XK. 2009a. A study of fluid inclusions from Beiya gold-polymetallic deposit in western Yunnan. Earth Science Frontiers，16(2):250 -261 (in Chinese with English abstract)

Xiao XN，Yu XH，Mo XX，Yang GL，Li Y and Huang XK. 2009b.Geochemistry，zircon SHRIMP U-Pb dating and origin of alkali-rich porphyries in Beiya area，north Erhai Lake，western Yunnan，China. Geological Bulletin of China，28(12):1786 - 1803 (in Chinese with English abstract)

Xiao XN，Yu XH，Mo XX，Li Y and Huang XK. 2011. Geochemical characteristics of the metallogenesis in the gold-polymetallic deposit in Beiya，western Yunnan Province. Geology and Exploration，47(2):170 -179 (in Chinese with English abstract)

Xu SM，Mo XX，Zeng PS，Zhang WH，Zhao HB and Zhao HD. 2006.Characteristics and origin of alkali-rich porphyries from Beiya in western Yunnan. Geoscience，20(4):527 -535 (in Chinese with English abstract)

Xu XW，Cai XP，Song BC，Zhang BL，Ying HL，Xiao QB and Wang J.2006. Petrologic，chronological and geochemistry characteristics and formation mechanism of alkaline porphyries in the Beiya gold district，western Yunnan. Acta Petrologica Sinica，22(3):631 -642 (in Chinese with English abstract)

Xu ZQ，Li HB and Yang JS. 2006. An orogenic plateau:The orogenic collage and orogenic types of the Qinghai-Tibet Plateau. Earth Science Frontiers，13 (4):1 - 17 (in Chinese with English abstract)

Xue CD，Hou ZQ，Liu X，Yang ZM，Liu YQ and Hao BW. 2008.Petrogenesis and metallogenesis of the Beiya gold-polymetallic ore district，northwestern Yunnan Province，China:Responses to Into-Asian collisional processes. Acta Petrologica Sinica，24(3):457 -472 (in Chinese with English abstract)

Yang LQ，Liu JT，Zhang C，Wang QF，Ge LS，Wang ZL，Zhang J and Gong QJ. 2010. Superimposed orogenesis and metallogenesis:An example from the orogenic gold deposits in Ailaoshan gold belt，Southwest China. Acta Petrologica Sinica，26(6):1723 -1739 (in Chinese with English abstract)

Yang LQ，Deng J，Zhao K and Liu JT. 2011. Tectono-thermochronology and gold mineralization events of orogenic gold deposits in Ailaoshan orogenic belt，Southwest China:Geochronological constraints. Acta Petrologica Sinica，27(9):2519 -2532 (in Chinese with English abstract)

Ying HL and Cai XP. 2004.40Ar-39Ar datings of orthoclase and muscovite from alkali-rich porphyries in the Beiya mine，Yunnan.Chinese Journal of Geology，39(1):107 -110 (in Chinese with English abstract)

附中文参考文献

邓军，杨立强，葛良胜，袁士松，王庆飞，张静，龚庆杰，王长明.2010. 滇西富碱斑岩型金成矿系统特征与变化保存. 岩石学报，26(6):1633 -1645

邓军，王长明，李龚建. 2012. 三江特提斯叠加成矿作用样式及过程. 岩石学报，28(5):1349 -1361

豆松. 2013. 云南鹤庆炉坪铅多金属矿成矿作用与成矿预测. 博士学位论文. 长沙:中南大学

和文言，喻学惠，莫宣学，和中华，李勇，黄行凯，苏纲生. 2012. 滇西北衙多金属矿田矿床成因类型及其与富碱斑岩关系初探. 岩石学报，28(5):1401 -1412

和文言，莫宣学，喻学惠，和中华，董国臣，刘晓波，苏纲生，黄雄飞. 2013. 滇西北衙金多金属矿床锆石U-Pb 和辉钼矿Re-Os 年龄及其地质意义. 岩石学报，29(4):1301 -1310

和中华，周云满，和文言，苏纲生，李万华，杨绍文. 2013. 滇西北衙超大型金多金属矿床成因类型及成矿规律. 矿床地质，32(2):244 -258

李文昌，潘桂棠，侯增谦，莫宣学，王立全，丁俊. 2010. 西南“三江”多岛弧盆-碰撞造山成矿理论与勘查技术. 北京:地质出版社，1 -491

刘秉光，陆德复，蔡新平. 1999. 滇川西部金矿床研究. 北京:海洋出版社，1 -241

刘建云. 2004. 云南北衙金矿煌斑岩地质特征及找矿意义. 黄金地质，10(1):20 -23

吴开兴，胡瑞忠，毕献武，彭建堂，苏文超，陈龙. 2005. 滇西北衙金矿蚀变斑岩中的流体包裹体研究. 矿物岩石，25(2):20 -26吴开兴，胡瑞忠，毕献武，彭建堂. 2010. 滇西北衙金矿方解石的碳氧同位素特征及其成因. 矿物学报，30(4):463 -469

肖晓牛，喻学惠，莫宣学，杨贵来，李勇，黄行凯. 2009a. 滇西北衙金多金属矿床流体包裹体研究. 地学前缘，16(2):250 -261