新疆阿尔泰成矿带是我国重要的有色金属、贵金属及稀有金属成矿带, 呈NW-SE向带状延伸。在该成矿带内分布有可可塔勒大型铅锌矿、阿舍勒大型铜锌矿、喀拉通克大型铜镍矿、可可托海大型稀有金属伟晶岩矿床, 此外还有铁木尔特、阿巴宫、乔夏哈拉、克因布拉克、库马苏等一批中小型矿床(王京彬等, 1998; 李景朝等, 2002; 王登红等, 2002;王少怀, 2006; 杨富全等, 2006, 2010; Song and Li,2009; Zhang et al., 2009; Li et al., 2012; 郑义等, 2013;焦建刚等, 2014; Liu et al., 2014; 王宪伟等, 2015; 梁培等, 2017)。阿尔泰成矿带由北向南可依次划分为诺尔特金铅锌成矿带、哈龙金铜镍钨稀有金属成矿带、克兰铅锌铜铁金稀有金属成矿带、阿舍勒铜铅锌金成矿带、额尔齐斯金成矿带、科克森套-乔夏哈拉铜钼金铁成矿带(刘德权等, 1996; 中国地质调查局, 2000;徐志刚等, 2008; 董连慧等, 2010) (图1a), 阿尔泰成矿带的划分与其构造单元的划分基本一致。

小土尔根铜矿位于新疆富蕴县境内, 处于库尔木图河上游阿克萨拉达坂一带, 位于诺尔特 Au-Pb-Zn(-W-Mo)成矿带北部, 大地构造处于诺尔特晚古生代断陷火山盆地, 其远景储量在中型以上(温超权等, 2015; 秦纪华等, 2016a)。诺尔特成矿带内矿(化)点众多, 矿产以金、铅、锌为主, 显示该地区具有较好的找矿潜力(董永观等, 2010), 近年来发现并确认存在工业矿体且正在勘查的矿区有库马苏铅锌矿、红山嘴乌图布拉克金矿、小土尔根铜矿, 此外还有托格尔托别金矿点、塔斯比伊克金矿点、阿克提什坎金矿点等(图 1b)。诺尔特地区的矿床多具层控矿床(红山嘴组火山岩控制)和火山沉积-热液改造型等矿床特点, 且主要为金矿和铅锌矿, 铜矿点报道很少。小土尔根铜矿产于海西早期的花岗闪长斑岩体中, 伴生铅、锌、金等有益组分, 矿石常具细脉浸染状、浸染状和细脉状构造, 围岩蚀变以硅化、绿泥石化和绢云母化等为主, 其成矿特征与国内外的还原性斑岩铜矿相似, 此类型铜矿床在该区首次发现。因此, 对小土尔根铜矿的成因研究对于深化该地区成矿作用的认识以及指导矿区进一步矿产勘查均具有重要意义。

模块划分原则是指导模块划分的一个重要依据,研究者们通过各种系统总结,构建了模块划分原则的三维示意图[6-10](见图5),能够比较完整地考虑模块划分中的各种影响因素,明确细分了可能牵涉关联的各种情况,具有一定的通用性和良好的指导作用.

前人对该矿床的研究程度较低, 仅对矿床地质特征和成因类型等进行过简单的探讨, 认为其可能为斑岩型铜矿(温超权等, 2015; 秦纪华等, 2016a, b),但未对其成矿物质来源和成矿机制做研究工作。本文通过分析矿区的流体包裹体类型和流体成分, 结合H-O、Cu同位素地球化学分析, 对成矿流体的性质和来源以及成矿元素Cu的来源进行研究, 并结合矿区的矿床地质特征, 对矿床的成因机制进行了详细探讨, 认为其应为与花岗闪长斑岩有关的还原性斑岩铜矿床。

图1 新疆阿尔泰地区成矿区带划分图(a, 据中国地质调查局, 2000; 董连慧等, 2010)和阿尔泰诺尔特地区地质图(b, 据董永观等, 2010) Fig.1 Map showing distributiion of metallogenic zones in the Altay region (a) and the geological sketch of the Nurt area, Altay, Xinjiang (b)

图(a)中: Ⅰ. 诺尔特金铅锌成矿带; Ⅱ. 哈龙金铜镍钨稀有金属成矿带; Ⅲ. 克兰铅锌铜铁金稀有金属成矿带; Ⅳ. 阿舍勒铜铅锌金成矿带;Ⅴ. 额尔齐斯金成矿带; Ⅵ. 科克森套-乔夏哈拉铜钼金铁成矿带。图(b)中: 1. 下石炭统红山嘴组; 2. 上泥盆统忙代恰组; 3. 前震旦系库威群;4. 燕山期花岗岩; 5. 海西中期花岗岩; 6. 海西中期斑状似斑状花岗岩; 7. 海西中期花岗斑岩; 8. 加里东晚期块状黑云母花岗岩类; 9. 加里东晚期片麻状黑云母花岗岩类; 10. 铅锌矿床; 11. 金多金属矿床、矿点、矿化点; 12. 砂金矿床、矿点; 13. 铜矿点; 14. 断层; 15. 地质界线。图(b)中矿(化)点: 1. 红山嘴; 2. 老金沟; 3. 新金沟; 4. 库尔木图; 5. 托格尔托别; 6. 塔斯比格北; 7. 巴东; 8. 塔斯比格南; 9. 阿克提什坎; 10. 库马苏; 11. 胡乐伦拜斯; 12. 小土尔根。

1 区域地质背景

新疆阿尔泰造山带是中亚造山带重要组成部分,是由蛇绿岩、增生楔和一些微陆块等块体复杂拼贴而成的显生宙增生造山带(Sengör et al., 1993; Jahn et al., 2000, 2004; Xiao et al., 2004, 2009; Windley et al., 2007)。何国琦等(2004)将阿尔泰造山带由北向南划分为北阿尔泰晚古生代陆缘活动带的诺尔特泥盆纪-石炭纪上叠火山-沉积盆地、喀纳斯-可可托海古生代岩浆弧、南阿尔泰晚古生代活动陆缘的克兰泥盆纪-石炭纪弧后盆地、卡尔巴-纳雷姆石炭纪-二叠纪岩浆弧、西卡尔巴石炭纪弧前盆地以及额尔齐斯-布尔根碰撞混杂带。诺尔特地区位于新疆阿尔泰北部山区, 西伯利亚板块的西南缘, 是在早古生代大陆边缘基底陆壳上发展起来的晚古生代断陷火山盆地(肖序常等, 1992; 何国琦等, 1995)。它西起红山嘴,向东南经库尔木图-诺尔特-塔斯比依克-金格至库马苏一带, 经青河延入蒙古国境内, 呈NW-SE向狭长带状, 长约 140 km, 宽 10～25 km, 面积约 1500 km2 (李东, 2013)。

不同成矿阶段流体的物理化学性质的差异, 归因于成矿流体的来源和演化, 而H和O同位素是示踪成矿流体来源的有效手段(Hoefs, 1997; 郑永飞和陈江峰, 2000; Pirajno, 2009)。12件石英脉样品的δ18Ofluid值为 3.7‰～8.1‰, 与岩浆水的范围(5.5‰～9.5‰) (Sheppard, 1986)相当或稍低, 8件石英脉的δDSMOW值(-72‰～-122‰)均低于岩浆水(-80‰～-40‰) (Sheppard, 1986)。在 δD-δ18O 图解中, 小土尔根两矿化阶段的H、O同位素投点均靠近岩浆水,落在其左下方, 且略向大气降水线漂移, 金属硫化物阶段的投影点相对于硅化蚀变阶段稍向大气降水线漂移(图10)。在O同位素组成分布图中, 小土尔根成矿流体δ18Ofluid值分布范围较窄, 与岩浆水十分接近, 同时一部分与大气降水重合(图 11)。综合分析表明, 成矿流体主要为岩浆水, 混合少量大气降水,且在金属硫化物阶段较硅化蚀变阶段混合得更多。

区内断裂构造非常发育, 以NW向和NNW向为主, 次为NE向、近EW向和近SN向。其中规模最大的红山嘴大断裂控制了盆地南界, 北西部自蒙古国境内进入研究区, 西起红山嘴, 向东南再延至蒙古国境内, 总体NW-SE走向, 产状较陡。红山嘴断裂是一条极为重要的控制盆地演化、沉积作用、变质作用、岩浆活动以及矿产分布的边界断裂。该断裂活动具多阶段性, 且时间长, 早期呈张剪性正断层发育在结晶基底之上, 向北倾斜。在断裂带附近, 岩石强烈发育片理化、碎裂化、糜棱岩化和劈理带。断裂以北广泛发育次级断裂, 多顺层发育于重要的岩性界面上, 沿这些断裂带, 广泛见到后期热液蚀变。诺尔特地区的铜、金多金属矿化主要沿这些断裂及其两侧分布(芮行健, 1993; 董永观等, 2010; 李东, 2013)。

诺尔特地区岩浆活动强烈, 岩浆岩多沿红山嘴断裂发育, 从红山嘴至库额尔齐斯河, 以及至中蒙边境一带均有大面积出露。侵入岩多为加里东晚期、海西中晚期以及燕山期的花岗岩(图 1b), 岩性以晚石炭世二长花岗岩、黑云母花岗岩、二云母花岗岩、花岗斑岩、石英斑岩和早二叠世斑状二长花岗岩为主(周涛发等, 2000; 袁峰等, 2001, 2002; 董永观等,2010; 李东, 2013; 秦纪华等, 2016a)。火山活动以海西期为主, 主要分布于中蒙边境的诺尔特-红山嘴-奎屯峰一带, 泥盆纪火山岩主要为英安质陆相火山岩、火山沉积岩, 石炭纪的火山岩主要为酸性、中-酸性陆相火山岩, 是新陆壳演化阶段地壳物质部分熔融的产物(袁峰等, 2001; 周涛发等, 2002)。

2 矿床地质特征

2.1 矿区地质

矿区出露下泥盆统诺尔特组, 主要岩性为晶屑凝灰岩、凝灰质粗砂岩、凝灰质细砂岩、凝灰质粉砂岩和泥质粉砂岩, 岩石多发生千枚岩化和硅化(秦纪华等, 2016a)。矿区断裂发育, 以NW向为主, 且规模较大, 次为NE向, NW向的F1断裂为花岗闪长斑岩体与南侧二长花岗岩体的界线(图2)。地层和岩体中劈理、节理普遍发育, 劈理多倾向SSW-SW, 倾角71°～85°; 节理多为剪节理, 倾向以NEE为主, 倾角 45°～88°, 片理的普遍发育为成矿热液的运移提供了通道, 也为成矿提供了有利场所。矿区内侵入岩主要为海西早期花岗闪长斑岩、二长花岗岩和少量花岗斑岩, 其中花岗闪长斑岩普遍发育片理化、硅化、绢云母化, 与铜成矿关系密切, 为矿区的主要赋矿岩石, 其西侧侵入诺尔特组(图 3a), 其接触面向 NW 外倾, 呈岩株状分布于矿区中东部, 出露面积约3.42 km2, 与南侧的二长花岗岩呈断层接触(秦纪华等, 2016a) (图 2)。

总而言之，想要构建小学美术高效课堂，教师要进行不断的探索和实践，找到切实可行的教学方法，提高课堂教学的效率。教师应从教学方法入手，充分激发学生的学习兴趣，利用课堂提问，培养学生独立思考的能力，促进学生思维的发展，最后通过科学的教学评价，树立学生进行美术创作的自信心，完善学生的综合素质，从而实现小学美术高效课堂的构建。

图 2 新疆阿尔泰小土尔根铜矿地质图(据新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队, 2015) Fig.2 Geological map of the Xiaotuergen copper deposit in Altay, Xinjiang

1. 第四系; 2. 下泥盆统诺尔特组; 3. 花岗闪长斑岩; 4. 花岗斑岩;5. 二长花岗岩; 6. 断层; 7. 地表矿化体; 8. 勘探线及编号。

花岗闪长斑岩呈灰黑色-灰绿色, 具斑状结构、碎裂结构, 块状、片理化构造(图3b)。岩石由斑晶和基质组成, 斑晶(55%～60%)呈碎斑结构, 主要由斜长石(28%～30%)、石英(15%～16%)、钾长石(3%～5%)和黑云母(7%～8%)组成(图3c, i)。斜长石为半自形板状、棱角状, 碎斑结构, 发生强烈绿泥石化和绢云母化, 发育交代假象结构, 残留聚片双晶, 隐约可见晶形。钾长石呈半自形板状-它形粒状, 为条纹长石,表面发生黏土化。石英呈它形粒状、溶圆状、溶蚀港湾状, 碎裂结构, 裂隙中多充填粒状碳酸盐。黑云母强烈暗化和绿泥石化, 析出磁铁矿。基质(40%～45%)呈显微粒状-隐晶质结构, 发生强绢云母化和绿泥石化, 弱碳酸盐化。

患有先天性甲减的患者会出现凝血因子Ⅶ、Ⅷ、Ⅸ、ⅩⅠ异常的情况，当腹直肌力量较小时，腹压也会随之减小，进而出现继发性宫缩乏力，导致孕妇出现产后出血[10-11]。患有甲亢的孕妇宫缩强烈，如果胎儿偏小，就会缩短产程，孕妇容易有软产道裂伤出现，也会诱发产后出血症状。

2.2 矿化特征

小土尔根铜矿赋存于花岗闪长斑岩体的内外接触带附近, 以内接触带为主, 在岩体内接触带形成由细脉浸染状矿化组成的复式脉状矿体(秦纪华等,2016a)。矿区共圈定3组工业矿体, 近EW-SE向雁行状排列, 由北向南依次为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号矿体(图4),铜品位0.20%～3.74%, 平均0.44%。Ⅰ号矿体是主矿体, 呈分枝脉状、透镜状沿花岗闪长斑岩体北侧接触带(图 4)分布于 13～12勘探线之间(图 2), 长度约600 m, 总体近EW向, 矿头埋深约3～15 m, 矿体控制厚度为 3.0～40.8 m, Cu品位 0.41%～1.96%, 伴生Zn、Pb、Ag。Ⅱ号矿体为隐伏矿体(图4), 呈分枝脉状分布于矿区中东部的5～4勘探线之间(沿其走向尚未有工程控制), 总体走向约150°, 矿头埋深约30 m。Ⅲ号矿体为隐伏矿体, 呈分枝脉状分布于矿区中西部 7～1勘探线之间(沿其走向尚未有工程控制), 沿岩体南侧接触带分布, 总体略呈弧形。

矿体围岩主要为蚀变的花岗闪长斑岩和诺尔特组火山碎屑岩。近矿围岩蚀变强烈, 以中低温热液蚀变为主, 主要为硅化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化和碳酸盐化, 局部可见微弱钾化和表生氧化形成的孔雀石(图3b)、蓝铜矿、高岭土和褐铁矿等。矿化主要发生于硅化和绢云母化强烈的花岗闪长斑岩(图4)及其破碎带中, 诺尔特组千枚岩化晶屑凝灰岩和硅化千枚岩中也有少量矿化(图 3h, l), 说明硅化和绢云母化与成矿关系密切, 是矿区的重要找矿标志。

因此, 根据前人在岩石学和矿物学方面的研究成果, 结合本文对稳定同位素和流体包裹体研究所获得的成矿流体特征来判断, 认为小土尔根铜矿应为诺尔特地区发现的首例还原性斑岩铜矿床。

2.3 矿石组构

矿石多具细脉浸染状、浸染状、细脉状、网脉状、角砾状及团块状构造, 矿物集合体形状不定,粒径多小于 0.1 cm, 常呈细脉浸染状较均匀地分布于花岗闪长斑岩、角砾岩和石英脉中(图 3e～h)。矿石发育半自形-它形粒状结构、充填结构和交代残余结构。黄铁矿常发育交代残余结构, 被后期的黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等交代, 呈港湾孤岛状,边部发育明显的溶蚀边(图 3j); 最早期的原生磁黄铁矿呈它形粒状或大片的集合体状, 常被晚期的黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿等交代(图 3k); 黄铜矿呈它形细小粒状沿着黄铁矿边缘和裂隙交代黄铁矿; 晚期方铅矿和闪锌矿交代早期的黄铁矿和黄铜矿, 并常见闪锌矿交代方铅矿。矿石中金属矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿, 次为磁黄铁矿、斑铜矿、褐铁矿、磁铁矿、孔雀石、辉铜矿。非金属矿物主要有石英、方解石、绢云母、黑云母、绿泥石, 次为钾长石、角闪石、绿帘石、磷灰石等。

2.4 成矿期次划分

根据野外观察和室内岩矿鉴定分析, 依据矿物的共生组合特征及相互间的穿插和交代关系, 矿区铜金多金属矿化可分为三个成矿阶段: (1)硅化蚀变阶段, 在次级断裂和破碎带中形成早期石英脉, 岩石发育较强的硅化、钾化等蚀变, 并生成大量磁黄铁矿和少量黄铁矿化; (2)金属硫化物阶段, 在次级断裂和破碎带形成晚期石英脉, 切穿早期石英脉,交代围岩, 硅化、绢云母化、绿泥石化等围岩蚀变强烈, 同时在岩浆岩和石英细脉中形成大量细脉浸染状、浸染状和细脉状的黄铁矿、黄铜矿、方铅矿和闪锌矿等金属硫化物, 交代早期的磁黄铁矿和黄铁矿, 是矿区的主成矿阶段; (3)碳酸盐化阶段, 形成晚期方解石脉, 切穿早期的石英脉, 并充填于石英、斜长石等的裂隙中, 可见绿泥石化蚀变及少量黄铁矿化和闪锌矿化(图3l)。金属硫化物生成顺序由早至晚依次为磁黄铁矿-黄铁矿-黄铜矿-方铅矿-闪锌矿(图 5)。

图3 小土尔根铜矿岩石和矿石照片 Fig.3 Photos of rocks and ores in the Xiaotuergen copper deposit

(a) 花岗闪长斑岩体(左)侵入诺尔特组(右); (b) 花岗闪长斑岩劈理中强烈的孔雀石化; (c) 花岗闪长斑岩手标本; (d) 二长花岗岩手标本;(e) 花岗闪长斑岩中细脉浸染状的黄铜矿和黄铁矿; (f) 角砾岩中浸染状的黄铁矿; (g) 石英脉中的黄铜矿和黄铁矿; (h) 硅化千枚岩中的黄铁矿和闪锌矿化; (i) 花岗闪长斑岩(正交偏光10×2.5): 斑晶为斜长石、石英、钾长石和黑云母, 基质为长英质矿物, 绢云母化和绿泥石化强烈; (j) 黄铜矿、方铅矿、闪锌矿交代早期形成的黄铁矿, 呈交代港湾状结构; (k) 最早期的大片原生磁黄铁矿被后期的黄铜矿和闪锌矿交代, 同时黄铜矿又被闪锌矿交代并呈现港湾状结构; (l) 千枚岩的石英脉中充填方解石脉, 并出现绿泥石化和闪锌矿化。矿物代号: Qtz. 石英; Kf. 钾长石; Pl. 斜长石; Bt. 黑云母; Chl. 绿泥石; Cal. 方解石; Ccp. 黄铜矿; Py. 黄铁矿; Gn. 方铅矿; Sp. 闪锌矿;Po. 磁黄铁矿。

图4 新疆小土尔根铜矿1号勘探线剖面图(据新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队, 2015; 秦纪华等, 2016a)Fig.4 Cross-section along the No.1 exploration line of the Xiaotuergen copper deposit

1. 砂岩; 2. 花岗闪长岩; 3. 矿体及编号; 4. 硅化蚀变带; 5. 岩体及地层界线; 6. 钻孔位置及编号。

图5 矿区主要矿物生成顺序表 Fig.5 Paragenesis of main minerals in the orefield

3 样品采集与分析方法

流体包裹体样品采自小土尔根矿区Ⅰ号矿化带的矿体, 样品为硅化蚀变阶段和金属硫化物阶段(主成矿阶段)与成矿密切相关的石英脉。样品采集之后,磨制厚度为 0.25～0.3 mm的双面抛光包裹体片, 进行包裹体岩相学观察和显微均一温度测试。包裹体测试工作在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室进行, 实验仪器为英国Linkam公司的 THMSG600冷热台, 测试过程受 Linksys软件控制, 可测温度范围为-196～600 ℃, 测试精度冷却时为±0.1 ℃, 大于300 ℃时为±1 ℃。

为了确定流体包裹体成分, 在中国科学院地球化学研究所激光拉曼实验室进行了激光拉曼光谱分析。测试仪器为英国Renishaw公司inVia Reflex型显微激光拉曼光谱仪, 实验条件为 514.5 nm Ar+激光器, 空间分辨率1 μm, 光谱分辨率0.5 cm-1, 积分时间60 s, 100～4000 cm-1连续取谱。

在完成流体包裹体岩相学和显微测温基础上,选取硅化蚀变和金属硫化物两阶段的 12件代表性样品进行 H、O同位素分析。制样过程为: 将所选样品进行逐级破碎、过筛, 在双目显微镜下挑选粒级 40～60目的纯净石英, 纯度在 99%以上。样品挑选工作由廊坊市诚信地质服务有限公司完成。样品经清洗、去吸附水和次生包裹体后进行上机分析。第一批8件样品的实验测试在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成, 第二批4件样品(XT15-1L、XT15-2L、XT15-5L、XT15-6L)的实验测试在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成。流体包裹体 H同位素均用爆裂法取水, 中国地质科学院采用高温下与铬粉发生还原反应制氢, 核工业北京地质研究院采用高温下与玻璃碳发生还原反应制氢(刘汉彬等, 2013); 石英 O同位素分析均采用 BrF5法, 测试仪器均为MAT 253气体同位素质谱仪。H和O同位素采用的国际标准为SMOW。H同位素的分析精度优于±1‰, O同位素的分析精度为±0.2‰。获得石英样品的δ18O值后, 根据O同位素平衡分馏方程: Δ(quartz-fluid)=3.34×106/T2-3.31 计算出流体的δ18Ofluid值, 计算过程中所需的温度数据取自样品中流体包裹体的均一温度平均值(Matsuhisa et al.,1979)。

目前运用的教学案例中，由教师亲自下临床收集的真实病例资料较少，很多案例是教师根据教学大纲、课程内容自编设计的。虚构的案例难以将一些临床实际问题很好地反映在教学中，其中还不乏有教师的主观判断和想象；再加上教材滞后于临床，使得案例脱离临床实际，不利于学生解决问题能力的提升。

小儿支气管炎大多数继发于上呼吸道感染后,或为一些急性呼吸道传染病的一种临床表现。其主要表现为咳嗽,初为干咳,以后有痰,婴幼儿全身症状较重,常有发热,多见于3岁以下,有湿疹或其他过敏史;有类似哮喘的症状如呼气性呼吸困难,肺部扣诊呈鼓音,听诊双肺满布哮鸣音及少量粗湿啰音。我院门诊对小儿喘息性支气管炎患儿在常规治疗基础上采用普米克令舒联合可必特雾化吸入治疗,取得满意效果,现报告如下。

Cu同位素分析在美国亚利桑那大学(The University of Arizona)同位素实验室完成。在超净实验室首先进行Cu样品的溶解、淋洗等化学处理: 称取约0.05 g黄铜矿, 放入 200 ℃的王水中过夜至完全溶解, 再放在 40 ℃加热板上低温蒸干。将蒸干后的样品转换为HCl介质后, 在阴离子交换树脂上, 用7 mol/L HCl+0.001% H2O2作为淋洗液, 将Cu淋洗出来。流程详细化学处理见Maréchal et al. (1999)和Mathur et al. (2005, 2009)。测试仪器为多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICPMS), 进样浓度约为 200×10-9, 进样介质为 0.1 mol/L HCl溶液, 测试过程中采用“标样-样品-标样”交叉法进行仪器质量歧视和同位素分馏校正。具体测试流程和分析方法见Maréchal et al. (1999)和蔡俊军等(2006)。

4 测试结果

4.1 流体包裹体岩相学特征

通过对两矿化阶段的石英脉进行岩相学观察,样品中流体包裹体非常发育, 数量丰富, 大小多在5～20 μm(图 6), 最大可见 30 μm, 原生和次生包裹体均有发育, 以原生包裹体为主。原生包裹体的形状多样, 主要有椭圆状、浑圆状、长条状、不规则状及负晶形, 常孤立或群集束状产出, 在晶体裂隙中可见次生包裹体产出。

李振清, 杨志明, 朱祥坤, 侯增谦, 李世珍, 李志红, 王跃. 2009. 西藏驱龙斑岩铜矿床铜同位素研究. 地质学报, 83(12): 1985–1996.

4.2 均一温度及盐度

根据流体包裹体和成矿流体 H、O同位素测试结果分析, 小土尔根铜矿早期的流体主要来源于岩浆水, 温度较高, 但盐度较低, 还原性较强, 流体渗入使造岩矿物发生蚀变, 形成绿帘石化、硅化、局部钾化等中高温蚀变, 但由于早期流体携带的成矿物质较少, 且温度较高, 在岩体中和早期石英脉中形成大量浸染状和细脉浸染状磁黄铁矿和少量黄铁矿。主成矿阶段的流体仍然主要来自岩浆水, 而大气水的混入比例有所增加, 该阶段流体的温度降低,但盐度有所上升, 还原性强, 携带大量成矿物质的流体沿着岩石裂隙渗入岩体和裂隙, 对围岩再次交代, 使围岩的硅化、绢云母化、绿泥石化等中低温蚀变更强烈(图 3i), 由于流体温度的降低和氧逸度变化, 成矿物质发生沉淀, 在岩体中先后形成浸染状和细脉浸染状的黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿(图 3e, f), 同时在流体通道, 成矿物质的沉淀形成细脉状和细脉浸染状的金属硫化物(图 3f～h), 成矿阶段石英脉边界较为平直, 石英颗粒较粗, 宽度变化较大(图 3g, h)。因为形成先后顺序的差异, 金属硫化物之间多出现晚期交代早期矿物的现象(图3j, k)。碳酸盐化阶段的晚期流体沿岩石裂隙和石英脉破碎带灌入, 形成切穿或充填早期石英脉的方解石脉, 矿化很少, 偶见黄铁矿和闪锌矿化(图3l)。

通过测试流体包裹体的冰点温度和CO2笼合物熔化温度, 根据冰点温度与盐度关系表(Bodnar,1993)及 CO2笼合物熔化温度与盐度关系表(Collins,1979)获得流体盐度, 如表1和图8所示。总体上, 气液包裹体盐度变化于 0.71%～15.53% NaCleqv, 主要集中于8.0%～12.0% NaCleqv, 平均9.22% NaCleqv。硅化蚀变阶段盐度介于0.71%～13.94% NaCleqv, 主要集中于0.71%～6.0% NaCleqv, 平均5.03% NaCleqv; 金属硫化物阶段盐度介于7.45%～15.53% NaCleqv, 主要集中于9.0%～11.0% NaCleqv, 平均10.75% NaCleqv。

4.3 流体包裹体拉曼光谱分析

实验对两矿化阶段的石英脉中包裹体的气液成分进行了激光拉曼光谱分析, 部分光谱图见图9。结果表明, 两矿化阶段包裹体的气相成分多有明显的CH4和 CO2谱峰, 较低的H2O峰(图 9a, b, d, e), 部分在拉曼位移2326～2328 cm-1附近显示N2的谱峰,且波峰较低(图 9a, d); 液相成分均显示清晰的 H2O谱峰, 说明流体为简单的盐水溶液(图9c, f)。两矿化阶段包裹体的气相成分中CH4均稳定存在, CO2略有变化, 但变化不大, 这与包裹体的冷冻法实验过程中观察的相变特征一致。

4.4 H-O同位素

刘汉彬, 金贵善, 李军杰, 韩娟, 张建锋, 张佳, 钟芳文,郭东侨. 2013. 铀矿地质样品的稳定同位素组成测试方法. 世界核地质科学, 30(3): 174–179.

图6 小土尔根铜矿石英脉中流体包裹体显微照片 Fig.6 Photomicrographs of the fluid inclusions from the quartz veins in the Xiaotuergen copper deposit

(a) 纯液相包裹体和液体包裹体; (b)～(d) 液体包裹体; (e) 气体包裹体; (f) 含子矿物包裹体。图中缩写: L. 水溶液; V. 气体; S. 子晶矿物。

表1 小土尔根铜矿流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric results of fluid inclusions in the Xiaotuergen copper deposit

注: “-”表示没有测试数据。

成矿阶段 样品号 采样位置 测定矿物 范围 平均值范围 平均值 范围 平均值 范围 平均值均一温度(℃) 冰点温度(℃) CO2络合物熔化温度(℃) 盐度(% NaCleqv)硅化蚀变阶段XT14-13L I号矿化带矿化石英脉露头 石英 241～360(20) 281 -10～-7.5 (2) -8.75 - - 13.94～11.1(2) 12.52 XT14-14L I号矿化带矿化石英脉露头 石英 190～421(39) 302 -5.6～-2.1 (5) -2.87 0.2～18.0(6) 11.42 8.68～3.55 (5) 4.62 XT14-17L I号矿化带水文孔 石英 280～421(39) 341 -2.0～-0.4(4) -1.0 7.7～15.7(5) 11.16 4.44～0.71(5) 2.20金属硫化物阶段XT14-4L1 I号矿化带ZK0504钻孔 石英 194～287(55) 230 -10.5～-5.0(19) -6.7 1.4(1) 1.4 7.86～14.46(20) 10.27 XT14-4L2 I号矿化带ZK0504钻孔 石英 188～320(57) 241 -11.5～-4.7 (7) -8.0 0～8.0(7) 4.83 7.45～15.53(12) 11.75 XT14-4L3 I号矿化带ZK0504钻孔 石英 221～290(39) 239 -6.7～-6.5(2) -6.6 - - 9.87～10.11(2) 9.99

图7 小土尔根铜矿流体包裹体均一温度直方图 Fig.7 Histogram of homogenization temperatures of fluid inclusions in the Xiaotuergen copper deposit

图8 小土尔根铜矿流体包裹体盐度直方图 Fig.8 Histogram of salinity of fluid inclusions in the Xiaotuergen copper deposit

4.5 Cu同位素

本文测试的 Cu 同位素结果以相对于国际 Cu同位素标准 NBS-976的千分偏差 δ65Cu表示, 表示方法为 δ65Cu=[(65Cu/63Cu)样品/(65Cu/63Cu)NBS-976-1]×1000。Cu同位素测试误差小于δ65Cu=0.01‰ (Mathur et al., 2009)。各样品的Cu同位素组成测试结果见表3。5件黄铜矿样品的 δ65Cu值为-0.12‰～0.93‰, 平均值 0.29‰, 除 XT14-21样品为负值(δ65Cu=-0.12‰)外, 其余4件样品均为正值(0.09‰～0.93‰)。

5 讨 论

5.1 成矿流体特征及其来源

流体包裹体研究表明, 小土尔根铜矿的成矿流体属性随着成矿阶段的不同而发生变化。早期的硅化蚀变阶段主要为气液两相包裹体(CH4-CO2-H2O)和少量纯液态水包裹体, 均一温度介于 190～421 ℃,集中于270～370 ℃, 盐度介于0.71%～13.94% NaCleqv,平均5.03% NaCleqv, 主要集中于0.71%～6.0% NaCleqv,表明早期成矿流体为相对高-中温、中-低盐度的流体。而金属硫化物阶段主要为气液两相包裹体(CH4-CO2-H2O), 偶见含子晶矿物包裹体, 均一温度介于188～320 ℃, 主要集中于 220～250 ℃, 盐度介于7.45%～15.53% NaCleqv, 平均10.75% NaCleqv, 主要集中于 9.0%～11.0% NaCleqv, 表明主成矿阶段成矿流体变为中温、中等盐度的流体。激光拉曼分析表明, 两矿化阶段气液包裹体的气相成分均为 CH4、CO2和气相H2O, 偶见少量N2, CH4大量并稳定存在于两矿化阶段, 而 CO2稍有变化, 具体表现为在硅化蚀变阶段, 随温度降低, 成矿流体中 CO2有减少趋势; 在金属硫化物阶段, CO2含量较少, 但比较稳定; 液相成分均为简单的盐水溶液。总体表明, 主成矿阶段(金属硫化物阶段)较硅化蚀变阶段温度有所降低, 盐度却有所升高, 成矿流体总体上应属于H2O- NaCl-CO2-CH4体系。

图9 流体包裹体激光拉曼分析谱峰图 Fig.9 Laser Raman spectra of fluid inclusions

(a)～(c)为硅化蚀变阶段包裹体; (d)～(f)为金属硫化物阶段包裹体。

表2 小土尔根铜矿成矿流体的H、O同位素组成 Table 2 H and O isotopic compositions of the ore-forming fluids of the Xiaotuergen copper deposit

注: δ18Ofluid为计算值, Δ(quartz-fluid)=3.34×106/T2-3.31 (Matsuhisa et al., 1979); “-”表示没有测试数据。

成矿阶段 样品号 矿物 采样位置 δDV-SMOW (‰) δ18OV-SMOW (‰) δ18Ofluid (‰) T(℃)XT14-13 石英 I号矿化带矿化石英脉露头 -92.8 12.5 5.0 281硅化蚀变阶段XT14-14 石英 I号矿化带矿化石英脉露头 -97.1 12.9 6.1 302 XT14-17 石英 I号矿化带水文孔 -86.4 12.8 7.3 341 XT14-24 石英 I号矿化带矿化石英脉露头 - 13.5 7.1 313 XT15-5L 石英 I号矿化带ZK0504钻孔 -122 14.5 8.1 313 XT14-4 石英 I号矿化带ZK0504钻孔 -80.9 13.7 4.2 237金属硫化物阶段XT14-20 石英 I号矿化带ZK0106钻孔 - 15.8 6.3 237 XT14-23 石英 I号矿化带ZK0504钻孔 - 13.2 3.7 237 XT14-26 石英 I号矿化带ZK0504钻孔 - 13.6 4.1 237 XT15-1L 石英 I号矿化带ZK0504钻孔 -79 14.6 5.1 237 XT15-2L 石英 I号矿化带ZK0106钻孔 -105 14.3 4.8 237 XT15-6L 石英 I号矿化带ZK0403钻孔 -72 14.1 4.6 237

表3 小土尔根铜矿的Cu同位素组成 Table 3 Cu isotope compositions of chalcopyrite from the Xiaotuergen copper deposit

注: 以上数据均相对于Cu同位素国际标准976NIST标准化, 标准偏差 2σ=0.16‰。

样品号 采样位置 测试矿物 δ65Cu(‰)XT14-4-1 I号矿化带ZK0504钻孔 黄铜矿 0.09 XT14-21 I号矿化带ZK0106钻孔 黄铜矿 -0.12 XT14-22 I号矿化带ZK0906钻孔 黄铜矿 0.35 XT14-27-2 I号矿化带ZK0906钻孔 黄铜矿 0.21 XT14-28-2 I号矿化带ZK0403钻孔 黄铜矿 0.93

诺尔特盆地发育下泥盆统诺尔特组、上泥盆统忙代恰组、下石炭统红山嘴组。基底为前震旦系库威群(AnZ)变质岩系(芮行健等, 1993; 董永观等,2010) (图1b)。库威群出露于诺尔特盆地以南, 主要岩性为片麻岩和片岩, 包括角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、石英二云母片岩、角闪片岩和变粒岩等(芮行健等, 1993; 张宗保等, 2007; 董永观等,2010)。诺尔特组出露于中蒙边境忙代恰河和诺尔特河一带, 下部为中酸性火山岩, 上部为碎屑岩夹千枚岩和浅变质粉砂岩(王登红等, 2002)。忙代恰组主要出露于诺尔特盆地北部, 为一套海相、海陆交互相炭质细碎屑岩和硅泥质岩, 底部为中性夹酸性火山沉积岩(芮行健等, 1993)。红山嘴组主要出露于红山嘴大断裂北侧的红山嘴、库尔木图河及金格河一带, 岩性主要为中-酸性陆相火山岩、火山沉积岩以及浅-滨海相碎屑岩、生物灰岩(李东, 2013)。

图 10 小土尔根铜矿成矿流体的 δD-δ18O 图解(底图据Sheppard, 1986) Fig.10 δD versus δ18O diagram of the Xiaotuergen copper deposit

气液包裹体均一温度测试结果见表 1和图 7。总体上矿区两矿化阶段石英脉中气液包裹体的均一温度变化较大, 介于188～421 ℃, 主要集中于220～300 ℃。在均一温度直方图上出现220～240 ℃、280～300 ℃和 320～360 ℃三个峰, 并且峰值依次降低。硅化蚀变阶段均一温度变化较大, 介于 190～421 ℃,主要集中于270～370 ℃, 平均313 ℃; 金属硫化物阶段均一温度变化较小, 介于 188～320 ℃, 主要集中于220～250 ℃, 平均237 ℃。

我曾见过二老摄于1992年的一帧照片，他们站在花丛中，相依相偎，共读一本书。此情此景，不禁让人想起宝黛共读《西厢记》的画面。

式中：Vv是的铝蒸气的体积分数；Vl是铝液体的体积分数，ε是气液界面的厚度；γl是水平集法参数，与流场中的流速有关。

5.2 成矿金属Cu的来源

图11 小土尔根铜矿O同位素组成分布图(底图据Sheppard,1986; 郑永飞和陈江峰, 2000) Fig.11 Distribution of δ18O(‰) values of ore fluids in the Xiaotuergen copper deposit

前人研究表明自然界中确实存在着较大的 Cu同位素分馏, 且Cu同位素组成可在一定程度上反映不同的成矿温度、矿化阶段和成矿物质来源(Zhu et al., 2000, 2002; 蒋少涌, 2001; Larson et al., 2003;Rouxel et al., 2004; Mason et al., 2005; 何德锋等,2007)。一般认为, 低温环境下比高温环境下的 Cu同位素分馏更大, 因此利用含铜矿物的Cu同位素组成变化, 结合流体包裹体测温可探讨矿床的成矿温度条件(Larson et al., 2003)。成矿物质来源是矿床地球化学研究的核心问题之一, 而不同地质条件和成矿环境中的 Cu同位素组成有显著差异(Maréchal et al., 1999; Zhu et al., 2000; Larson et al., 2003; Graham et al., 2004; Mason et al., 2005; 钱鹏等, 2006; Maher and Larson, 2007; 李振清等, 2009; Mathur et al.,2009; Li et al., 2010), 且对铜矿床而言, Cu是直接成矿元素, 因此利用含铜矿物的Cu同位素组成, 再结合矿石Pb和S同位素特征来确定成矿物质来源和成矿过程是一个直接有效的手段(葛军等, 2004; 何德锋等, 2007; 李振清等, 2009)。

图 12 小土尔根黄铜矿和其他地质体的 Cu同位素组成对比 Fig.12 Cu isotope ratios of chalcopyrite in the Xiaotuergen

数据据 Maréchal et al., 1999; Luck et al., 2000, 2003, 2005; Zhu et al.,2000, 2002; 蒋少涌, 2001, 2003; Maréchal and Albaréde, 2002; Larson et al., 2003; Albarède, 2004; Graham et al., 2004; Markl et al., 2006;Moynier et al., 2006; 钱鹏等, 2006; Asael et al., 2007; Li et al., 2009。

在小土尔根矿区选取的黄铜矿的 δ65Cu值范围为-0.12‰～0.93‰, 范围总体较宽且偏正(表 3, 图12), Cu同位素分馏较大, 此特点与花岗岩的 Cu同位素分馏特点(Zhu et al., 2000; 蒋少涌, 2001, 2003;Albarède, 2004; Markl et al., 2006; 李振清等, 2009)相似。Cu同位素较大的分馏特征说明其形成环境温度相对较低(葛军等, 2004; 何德锋等, 2007; 李振清等, 2009), 这与金属硫化物阶段中温(188～320 ℃)热液环境基本一致。不同地质体Cu同位素组成对比表明, 矿区 δ65Cu值总体落入花岗岩和低温热液矿床的Cu同位素范围(Li et al., 2009)(图 12), 但其分馏特点与低温热液矿床差别较大, 说明Cu可能来源于花岗质岩浆, 这与笔者所做的矿区金属矿物的 S同位素所得出的岩浆硫结论一致(樊献科等, 2016)。

3）结合远程控制系统，对其实时监测数据进行定期整理分析，通过大数据比对进行故障预防体系的方案设定，以此来最大限度降低微机继电保护装置故障出现概率，使其整体运行过程中的质量安全能够完全得以保障。

5.3 矿床成因

斑岩型铜矿是世界上铜的最重要来源, 全球至少80%的铜来自此类矿床(Sun et al., 2013)。大多数典型的氧化型斑岩铜矿在空间上和成因上均和高氧化性、磁铁矿系列的I型花岗岩有关(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Audétat et al., 2004; Sillitoe, 2010;Xiao et al., 2012), 并常伴随原生硬石膏、磁铁矿和赤铁矿等高氧化性的特征矿物(Audétat et al., 2004;Stern et al., 2007; Cao et al., 2012), 成矿流体通常含有大量氧化性气体(CO2)和高氧化的特征矿物(磁铁矿、赤铁矿、硬石膏), 流体中 S主要以 SO42-形式存在, 岩浆和流体均表现出高氧逸度的特征(Rowins,2000; Richards, 2003; Jugo et al., 2005; Moretti and Baker, 2008), 矿床规模和蚀变规模巨大。Rowins(2000)首次提出还原性斑岩 Cu-Au矿的概念, 认为还原性斑岩矿床和氧化性斑岩矿床的成矿特征有明显不同, 其成矿作用与钛铁矿系列的还原性 I 型花岗岩有关; 发育大量的原生磁黄铁矿, 缺乏原生的高氧化性特征矿物(硬石膏、磁铁矿和赤铁矿); 成矿流体中富含有大量还原性气体(如 CH4), 流体中不含高氧化特征矿物; 岩浆和流体均表现出低氧逸度(低于 Fe2SiO4-SiO2-Fe3O4线); 矿化类型比较简单,且蚀变规模与矿床规模较小等。目前认为比较典型的还原性斑岩铜矿有西澳的17 Mile Hill铜矿、墨西哥的San Anto斑岩铜矿、马来西亚的Mamut斑岩铜矿、阿根廷的San Jorge斑岩铜矿等(Rowins, 2000),中国报道的此类典型矿床是位于新疆西准噶尔地区的包古图斑岩铜矿(Cao et al., 2014a, b)。

小土尔根铜矿属于小型铜矿床, 远景储量可至中型(温超权等, 2015), 矿化规模和蚀变范围较小。秦纪华等(2016b)研究发现, 小土尔根铜矿与成矿有关的花岗闪长斑岩属于钛铁矿系列的 I型花岗岩,且岩石中普遍发育原生磁黄铁矿及大量热液磁黄铁矿, 缺乏高氧化性的原生磁铁矿、赤铁矿和硬石膏等, 表明为还原性岩浆。本文研究表明, 小土尔根铜矿的流体包裹体类型比较简单, 主要为气液两相包裹体, 少量纯液相包裹体, 偶见含子晶包裹体。通过对流体包裹体进行激光拉曼光谱研究, 发现两矿化阶段的流体包裹体均富含大量还原性气体 CH4, 同时含有一定量的 CO2, 成矿流体属于 H2O-NaCl-CO2-CH4体系, 是国内外还原性斑岩型矿床常见的流体系统(Rowins, 2000; Cao et al., 2014b)。小土尔根铜矿的成矿流体温度介于188～421 ℃, 盐度介于0.71%～15.53% NaCleqv, 主要集中于 8.0%～12.0% NaCleqv,为中-高温、中-低盐度成矿流体。还原性斑岩矿床成矿流体温度变化范围较大, 130～611 ℃均有分布,较集中分布于250～450 ℃, 例如西澳的17 Mile Hill斑岩铜矿平均温度约为350 ℃(Rowins et al., 1993);而成矿流体的盐度一般较高, 但也有低盐度流体,例如美国阿拉斯加的Fort Knox斑岩矿床(Yesilyurt,1996; Rowins, 2000)。小土尔根铜矿的成矿流体无论从流体成分, 还是从温度和盐度都与国内外典型的还原性斑岩铜矿特征一致。

栽培及野生粗茎秦艽质量研究——兼论秦艽质量标准………………陶爱恩，张晓灿，李 杨，罗丹丹，段宝忠（12）

5.4 找矿方向探讨

根据本矿区的地质研究成果, 分析对比诺尔特库马苏地区一些矿区研究实例, 如库马苏金多金属矿、阿克提什坎金矿、托格尔托别金矿、塔斯比格南(金)铜矿点等, 下石炭统红山嘴组为库马苏地区的主要含矿层位, 具有明显的层控特点(南京地质矿产研究所和新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队,2000), 但是在小土尔根矿区, 花岗闪长斑岩是重要的赋矿岩体, 矿体受花岗闪长斑岩岩体和破碎带控制, 围岩地层中仅有少量矿化, 所以根据其有利的成矿条件进行找矿可能会取得大的突破。有利的找矿方向如下:

(1) 在花岗闪长斑岩体发育区, 富含早期磁黄铁矿和黄铁矿的石英脉的广泛发育是热液活动的标志, 尤其是成矿阶段界线平直、具有矿化的石英脉,是铜多金属成矿的有利部位, 对该部位找矿是重要方向。

市场领导者应该立即采取行动，保持其市场地位，并从自己的优势出发利用机会制定行业标准。如果在一个政策和监管壁垒较少的场景，占有主导地位的玩家完全有机会建立市场标准的解决方案。对这类公司来说，最大的风险就是不作为，这将导致他们失去扩大竞争优势的机会。采用了行业领导者战略路径的一个例子是Change Healthcare，作为美国最大的独立的医疗行业IT公司之一，他们推出了企业级的医疗区块链平台，用于处理索赔和支付。

(2) 次级断裂和构造断裂破碎带发育区及其附近是成矿流体运移的重要通道, 也是主要的容矿场所, 尤其是破碎蚀变带区对成矿有利。I号矿化带中花岗闪长斑岩和诺尔特组接触带部位破碎带极为发育, 并且破碎带区孔雀石化和围岩蚀变强烈, 也是重要的找矿方向。

(3) 矿区广泛发育的围岩蚀变也是成矿期热液强烈活动的标志, 如硅化、绢云母化、绿泥石化等,以及稀疏浸染状黄铁矿的发育, 都可以作为该区的直接找矿标志。

(4) 在有利的成矿地质环境区段, 物化探异常的出现, 尤其是Cu、Ag、Pb、Zn、Au、As等多种成矿元素组合较好, 浓集中心明显的化探异常区的出现, 对于寻找铜多金属更为有利。

6 结 论

(1) 小土尔根铜矿流体包裹体类型较简单, 主要为液体包裹体和气体包裹体, 少量纯液相包裹体,偶见含子晶包裹体, 两相包裹体的气相成分主要为CH4和CO2, 液相均为简单的盐水溶液。金属硫化物阶段相对早期硅化蚀变阶段的成矿流体的均一温度有所降低, 盐度却有所升高, 成矿流体总体上属于H2O-NaCl-CH4-CO2体系, 是还原性斑岩铜矿床常见的流体系统。

今天我来到了“齐音琴行”学习吹萨克斯，心里既紧张又兴奋，紧张的是怕自己学不好，兴奋的是我有机会学萨克斯了，有一天我也能吹出优美的曲子，享受音乐带来的快乐。

(2) 成矿流体的 δDSMOW值介于-72‰～-122‰,δ18Ofluid值介于 3.7‰～8.1‰。在 O同位素组成分布图中 δ18Ofluid值分布范围较窄, 与岩浆水十分接近,同时一部分与大气降水重合。样品投影点在δD-δ18O图解中落于岩浆水附近, 且金属硫化物阶段的投影点相对于硅化蚀变阶段更向大气降水线漂移, 说明成矿流体主要为岩浆水, 混合有少量大气降水, 且随着成矿作用的进行, 大气降水混入的比例有所增大。

(3) 黄铜矿 δ65Cu值范围为-0.12‰～0.93‰, 落入花岗岩 δ65Cu值分布范围, 且分馏特征与花岗岩相似, 表明成矿元素Cu来自花岗质岩浆, 与金属矿物的 S同位素测试结果一致, 分馏较大特点也说明其形成于温度相对较低, 与金属硫化物阶段的中温(188～320 ℃)热液环境基本一致。

(4) 小土尔根铜矿区与成矿有关的花岗闪长斑岩属于钛铁矿系列的还原性 I型花岗岩, 成矿流体特征与国内外典型的还原性斑岩铜矿特征一致。因此, 我们认为小土尔根铜矿应为诺尔特地区首例还原性斑岩铜矿床。

参考文献(References):

蔡俊军, 朱祥坤, 唐索寒, 李世珍, 何学贤. 2006. 多接收电感耦合等离子体质谱Cu同位素测定中的干扰评估.高校地质学报, 12(3): 392–397.

董连慧, 冯京, 刘德权, 唐延龄, 屈迅, 王克卓, 杨在锋.2010. 新疆成矿单元划分方案研究. 新疆地质, 28(1):1–15.

董永观, 芮行健, 周刚, 张传林, 袁旭音, 丁汝福. 2010.新疆诺尔特地区化探特征及成矿潜力分析. 地质论评, 56(2): 215–223.

樊献科, 董永观, 秦纪华, 张传林, 姚春彦, 沈雪华. 2016.新疆阿尔泰小土尔根铜矿床硫化物微量元素、S-Pb同位素特征及地质意义. 地质论评, 62(2): 472–490.

葛军, 陈衍景, 邵宏翔. 2004. 铜同位素地球化学研究及其在矿床学应用的评述和讨论. 地质与勘探, 40(3):5–10.

何德锋, 钟宏, 朱维光. 2007. 铜同位素的分馏机制及其在矿床学研究中的应用. 岩石矿物学杂志, 26(4):345–350.

何国琦, 成守德, 徐新, 李锦轶, 郝杰. 2004. 中国新疆及邻区大地构造图(1∶2500000)说明书. 北京: 地质出版社: 1–65.

何国琦, 刘德权, 李茂松. 1995. 新疆主要造山带地壳发展的五阶段模式及成矿系列. 新疆地质, 13(2): 145–164.

蒋少涌. 2001. 云南金满热液脉状铜矿床Cu同位素组成的初步测定. 科学通报, 46(17): 1468–1471.

蒋少涌. 2003. 过渡族金属元素同位素分析方法及其地质应用. 地学前缘, 10(2): 269–278.

焦建刚, 王勇, 钱壮志, 王斌, 鲁浩, 刘欢, 郑鹏鹏. 2014.新疆喀拉通克铜镍硫化物矿床Y9岩体年代学与成岩成矿机制探讨. 矿床地质, 33(4): 675–688.

李东. 2013. 新疆阿尔泰北部诺尔特盆地成矿规律及找矿标志浅谈. 新疆有色金属, 2(S2): 48–50.

沿线国家发布的测绘标准很少，且大部分都是20世纪八九十年代的标准，有的甚至还是20世纪五六十年代的标准，不能适应当前数字测绘和网络测绘技术发展的需要，其精度指标也远远满足不了当今应急测绘、精确定位、灾害响应等的需要，需要进行修订或者新制定相关标准。

李景朝, 王世称, 杨毅恒. 2002. 阿尔泰成矿区大型、超大型矿床成矿规律综合信息研究. 吉林大学学报(地球科学版), 32(4): 353–357.

矿区包裹体类型较简单, 主要为气液两相包裹体, 少量纯液相包裹体和含子晶包裹体。根据室温相态下观察, 按卢焕章等(2004)的分类方案, 可将样品中原生流体包裹体分为四种类型: (1)纯液体包裹体: 在室温下全为液态水, 形态常为椭圆状、浑圆状、不规则状, 长轴大小多在1～10 μm, 数量较少(图6a); (2)液体包裹体: 在室温下由液态水和气态CH4-CO2组成, 气液比为 20%～45%, 加热均一到液相。其形态为椭圆状、浑圆状、长条状、负晶形和不规则状, 长轴 1～20 μm, 多数在 5～15 μm, 最大可达 30 μm。此类包裹体在矿区普遍发育, 存在于各个矿体, 是主成矿阶段的主要包裹体类型(图 6a～d); (3)气体包裹体: 室温下由气态CH4-CO2和液态水组成, 气液比为50%～80%, 加热均一到气相。形态多为椭圆状、浑圆状、长条状, 长轴主要在1～10 μm, 少数达15 μm。此类包裹体在矿区发育较少(图 6e)。(4)含子晶包裹体: 由子晶、液态水和气态 CH4-CO2组成, 气液比5%～30%。子矿物呈灰白色、浅灰色, 晶型较好, 呈长方体, 可能为石盐, 占包裹体总体积的1%～10%。包裹体长轴1～25 μm, 形态呈椭圆状、负晶形和不规则状。但此类包裹体数量很少(图 6f)。

梁培, 陈华勇, 韩金生, 吴超, 张维峰, 赵联党, 王云峰.2017. 东准噶尔北缘早石炭世构造体制转变: 来自碱性花岗岩年代学和地球化学制约. 大地构造与成矿学, 41(1): 202–221.

还可以把系统总目标划分成一些分区目标和分段目标，预案中包括防范预案、处险预案、避险预案等。纪律制度主要是指在溃坝临危时段对所有抢护人员，特别是管理人员的约束规定。

刘德权, 唐延龄, 周汝洪. 1996. 中国新疆矿床成矿系列.北京: 地质出版社: 1–174.

H和O同位素分析结果见表2。小土尔根铜矿成矿流体的 δDSMOW变化范围介于-72‰～-122‰,平均-91.9‰。δ18OSMOW值变化也较小, 介于12.5‰～15.8‰, 平均 13.8‰。根据石英-流体分馏方程Δ(quartz-fluid)=3.34×106/T2-3.31 (Matsuhisa et al., 1979)及对应的流体包裹体均一温度的平均值, 计算出成矿流体的 δ18Ofluid值为 3.7‰～8.1‰, 平均 5.5‰。金属硫化物阶段的δ18Ofluid值(3.7‰～6.3‰)相对于硅化蚀变阶段(5.0‰～8.1‰)有所降低。

卢焕章, 范宏瑞, 倪培, 欧光习, 沈昆, 张文淮. 2004. 流体包裹体. 北京: 科学出版社: 154–172.

南京地质矿产研究所, 新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队. 2000. 库马苏矿带金、多金属找矿预测研究报告.

钱鹏, 陆建军, 刘风香. 2006. 江西德兴斑岩铜矿成矿物质来源同位素示踪. 世界地质, 25(2): 135–140.

秦纪华, 耿新霞, 温超权, 郭建新, 任宇晨. 2016a. 阿尔泰小土尔根铜矿区岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及地质意义. 矿床地质, 35(1): 18–32.

秦纪华, 耿新霞, 温超权, 郭建新, 任宇晨. 2016b. 新疆阿尔泰小土尔根铜矿区岩体地球化学及其地质意义.岩石矿物学杂志, 35(2): 195–212.

芮行健. 1993. 新疆阿尔泰岩金矿床. 北京: 地质出版社:1–12.

王登红, 陈毓川, 徐志刚, 李天德, 傅旭杰. 2002. 阿尔泰成矿省的成矿系列及成矿规律. 北京: 原子能出版社: 1–493.

王京彬, 秦克章, 吴志亮等. 1998. 阿尔泰山南缘火山喷流沉积型铅锌矿床. 北京: 地质出版社: 1–210.

王少怀. 2006. 阿尔泰多金属成矿带矿床地质特征及其成矿历史演化. 地质找矿论丛, 21(2): 80–86.

王宪伟, 陈树民, 曹佰迪. 2015. 阿尔泰库马苏南一带铅锌多金属矿地质特征及找矿前景. 西北地质, 48(3):299–305.

温超权, 郭建新, 秦纪华, 耿新霞. 2015. 新疆阿尔泰小土尔根铜矿地质特征及成因类型. 新疆地质, 33(4):469–474.

肖序常, 汤耀庆, 冯益民. 1992. 新疆北部及其邻区大地构造. 北京: 地质出版社: 1–22.

新疆地质矿产勘查开发局第四地质大队. 2015. 新疆富蕴县小土尔根铜矿详查报告.

徐志刚, 陈毓川, 王登红, 陈郑辉等. 2008. 中国成矿区带划分方案. 北京: 地质出版社: 1–138.

杨富全, 毛景文, 刘锋, 董永观, 柴凤梅, 耿新霞. 2010.新疆阿尔泰克因布拉克铜锌矿床地质特征及成矿作用. 岩石学报, 26(2): 361–376.

杨富全, 毛景文, 郑建民, 徐林刚, 刘德权, 赵财胜, 叶会寿. 2006. 哈萨克斯坦阿尔泰巨型成矿带的地质特征和成矿模型. 地质学报, 80(7): 963–983.

袁峰, 周涛发, 岳书仓. 2001. 阿尔泰诺尔特地区火山岩岩石地球化学特征及构造背景. 地质地球化学, 29(2):31–35.

袁峰, 周涛发, 岳书仓. 2002. 新疆诺尔特地区岩浆岩形成的构造环境及其意义. 大地构造与成矿学, 26(2):148–155.

张宗保, 努尔兰, 林永全, 秦纪华. 2007. 阿尔泰山诺尔特地区库马苏金多金属矿的发现及找矿前景. 地质通报, 26(3): 299–304.

中国地质调查局. 2000. 全国第三轮成矿远景区划.

郑义, 张莉, 郭正林. 2013. 新疆铁木尔特铅锌铜矿床锆石U-Pb和黑云母40Ar/39Ar年代学及其矿床成因意义.岩石学报, 29(1): 191–204.

郑永飞, 陈江峰. 2000. 稳定同位素地球化学. 北京: 科学出版社: 143–192.

周涛发, 袁峰, 岳书仓. 2002. 诺尔特断陷火山盆地石炭纪火山岩成因及火山作用机理. 合肥工业大学学报,25(4): 481–486.

周涛发, 袁峰, 岳书仓等. 2000. 新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用. 北京: 地质出版社: 1–127.

Albarède F. 2004. The stable isotope geochemistry of copper and zinc. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 55:409–427.

Asael D, Mat thews A, Bar-Matthews M and Halicz L. 2007.Copper isotope fractionation in sedimentary copper mineralization (Timna Valley, Israel). Chemical Geology,243(34): 238–254.

Audétat A, Pettke T and Dolejš D. 2004. Magmatic anhydrite and calcite in the oreforming quartz-monzodiorite magma at Santa Rita, New Mexico (USA):Geneticconstraints on porphyry-Cu mineralization.Lithos, 72: 147–161.

Bodnar R J. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57: 683–684.

Cao M J, Li G M, Qin K Z, Seitmuratova E Y and Liu Y.2012. Major and trace element characteristics of apatites in granitoids from central Kazakhstan: Implications for petrogenesis and mineralization. Resource Geology, 62:63–83.

Cao M J, Qin K Z, Li G M, Jin L Y, Evans N J and Yang X R.2014b. Baogutu: An example of reduced porphyry Cu deposit in western Junggar. Ore Geology Reviews, 56:159–180.

Cao M J, Qin K Z, Li G M, Yang X R, Evans N J, Zhang R and Jin L Y. 2014a. Magmatic process recorded in plagioclase at the Baogutu reduced porphyry Cu deposit,western Junggar, NW China. Journal of Asian Earth Sciences, 82: 136–150.

Collins P L F. 1979. Gas hydrates in CO2-bearing fluid inclusions and the use of freeing data for estimation of salinity. Economic Geology, 74: 1435–1444.

Graham S, Pearson N, Jackson S, Griffin W and O'reilly S Y.2004. Tracing Cu and Fe from source to porphyry: In situ determination of Cu and Fe isotope ratios in sulfides from the Grasberg Cu-Au deposit. Chemical Geology, 207: 147–169.

Hedenquist J and Lowenstern J. 1994. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits. Nature,370: 519–527.

Hoefs J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. 4th Edition.Berlin: Springer Verlag: 1–201.

Jahn B M, Windley B, Natal’in B and Dobretsov N. 2004.Phanerozoic continental growth in Central Asia. Journal of Asian Earth Sciences, 23: 599–603.

Jahn B M, Wu F Y and Chen B. 2000. Granitoids of the Central Asian Orogenic Belt and continental growth in the Phanerozoic. Earth and Environmental Science Transactions of the Royal Society of Edinburgh, 91:181–193.

Jugo P J, Luth R W and Richards J P. 2005. Experimental data on the speciation of sulfur as a function of oxygen fugacity in basaltic melts. Geochimica et Cosmochimica Acta, 69: 497–503.

Larson P B, Maher K, Ramos F C, Chang Z, Gaspar M and Meinert L D. 2003. Copper isotope ratios in magmatic and hydrothermal ore forming environments. Chemical Geology, 201: 337–350.

Li C, Zhang M J, Fu P E, Qian Z Z, Hu P Q and Ripley E M.2012. The Kalatongke magmatic Ni-Cu deposits in the Central Asian Orogenic Belt, NW China: Product of slab window magmatism? Mineralium Deposita, 47(1–2):51–67.

Li W, Jackson S E, Pearson N J, Alard O and Chappell B W.2009. The Cu isotopic signature of granites from the Lachlan Fold Belt, SE Australia. Chemical Geology,258: 38–49.

Li W, Jackson S E, Pearson N J and Graham S. 2010. Copper isotopic zonation in the North parkes Cu-Au deposit,SE Australia. Geochimica et Cosmochimica Acta, 74:4078–4096.

Liu F, Zhang Z X, Li Q, Zhang C and Li C. 2014. New precise timing constraint for the Keketuohai No.3 pegmatite in Xinjiang, China, and identification of its parental pluton. Ore Geology Reviews, 56: 209–219.

Luck J M, Ben Othman D, Barrat J A and Albarède F. 2000.Copper and zinc isotopic variations in meteorites.Meteoritics and Planetary Science, 35: A100.

Luck J M, Ben Othman D, Barrat J A and Albarède F. 2003.Coupled 63Cu and 16O excesses in chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta, 67(1): 143–151.

Luck J M, Othman D B and Albarède F. 2005. Zn and Cu isotopic variations in chondrites and iron meteorites:Early solar nebula reservoirs and parent-body processes.Geochimica et Cosmochimica Acta, 69: 5351–5363.

Maher K C and Larson P B. 2007. Variation in copper isotope ratios and controls on fractionation in hypogene skarn mineralization at Coroccohuayco and Tintaya,Peru. Economic Geology, 102: 225–237.

Maréchal C N and Albarède F. 2002. Ion-exchange fractionation of copper and zinc isotopes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 66: 1499–1509.

Maréchal C N, Télouk P and Albaréde F. 1999. Precise analysis of copper and zinc isotopic compositions by plasma-source mass spectrometry. Chemical Geology,156: 251–273.

Markl G, Lahaye Y and Schwinn G. 2006. Copper isotopes as monitors of redox processes in hydrothermal mineralization. Geochimica et Cosmochimica Acta, 70: 4215–4228.

Mason T F D, Weiss D J, Chapman J B, Wilkinson J J,Tessalina S G, Spiro B, Horstwood M S A , Spratt J and Coles B J. 2005. Zn and Cu isotopic variability in the Alexandrinka volcanic-hosted massive sulphide (VHMS)ore deposit, Urals, Russia. Chemical Geology, 221:170–187.

Mathur R, Ruiz J, Titley S, Liermann L, Buss H and Brantley S. 2005. Cu isotopic fractionation in the supergene environment with and without bacteria.Geochimica et Cosmochimica Acta, 69: 5233–5246.

Mathur R, Titley S, Barra F, Brantley S, Wilson M, Phillips A, Munizaga F, Maksaev V, Vervoort J and Hart G.2009. Exploration potential of Cu isotope fractionation in porphyry copper deposits. Journal of Geochemical Exploration, 102: 1–6.

Matsuhisa Y, Goldsmith J R and Clayton R N. 1979. Oxygen isotope fractionation in the system quartz-albite- anorthitewater. Geochimica et Cosmochimica Acta, 43: 1131–1140.

Moretti R and Baker D R. 2008. Modeling the interplay of fO2 and fS2 along the FeS silicate melt equilibrium.Chemical Geology, 256: 286–298.

Moynier F, Albarède F and Herzog G F. 2006. Isotopic composition of zinc copper and iron in lunar samples.Geochimica et Cosmochimica Acta, 70: 6103–6117.

Pirajno F. 2009. Hydrothermal processes and mineral system.Berlin: Springer: 1–125.

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

Rouxel O, Fouquet Y and Ludden J N. 2004. Copper isotope systematics of the Lucky Strike, Rainbow, and Logatchev seafloor hydrothermal fields on the Mid-Atlantic Ridge.Economic Geology, 99: 585–600.

Rowins S M. 2000. Reduced porphyry copper-gold deposits:A new variation on an old theme. Geology, 28: 491–494.

Rowins S M, Groves D I, McNaughton N J, Brown P E,McLeod R L and Hall D. 1993. Evidence of unusually carbonic and reduced ore fluids in the Late Proterozoic 17 Mile Hill porphyry copper-style deposit, Telfer district // Western Australia: 2nd National Meeting of the Specialist Group in Economic Geology: Geological Society of Australia Abstracts, 34: 68–70.

Sengör A M C, Natal' in B A and Burtman V S. 1993.Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia. Nature, 364: 299–307.

Sheppard S M F. 1986. Characterization and isotopic variations in natural water. Reviews in Mineralogy,16(1): 165–183.

Sillitoe R H. 2010. Porphyry copper systems. Economic Geology, 105: 3–41.

Song X Y and Li X R. 2009. Geochemistry of the Kalatongke Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, NW China:Implications for the formation of magmatic sulfide mineralization in a postcollisional environment. Mineralium Deposita, 44(3): 303–327.

Stern C R, Funk J A, Skewes M A and Arevalo A. 2007.Magmatic anhydrite in plutonic rocks at the El Teniente Cu-Mo deposit chile, and the role of sulfurand copperrich magmas in its formation. Economic Geology, 102:1335–1344.

Sun W D, Liang H Y, Ling M X, Zhan M Z, Ding X, Zhang H, Yang X Y, Li Y L, Ireland T R, Wei Q R and Fan W M. 2013. The link between reduced porphyry copper deposits and oxidized magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 103: 263–275.

Windley B F, Alexeiev D, Xiao W J, Kröner A and Badarch G. 2007. Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt. Journal of the Geological Society,London, 164: 31–47.

Xiao B, Qin K Z, Li G M, Li J X, Xia D X, Chen L and Zhao J X. 2012. Highly oxidized magma and fluid evolution of Miocene Qulong giant porphyry Cu-Mo deposit,southern Tibet, China. Resource Geology, 62: 4–18.

Xiao W J, Kroner A and Windley B. 2009. Geodynamic evolution of Central Asia in the Paleozoic and Mesozoic.International Journal of Earth Sciences, 98: 1185–1188.Xiao W J, Windley B F, Badarch G, Sun S, Li J, Qin K and Wang Z. 2004. Palaeozoic accretionary and convergent tectonics of the southern Altaids: Implications for the growth of Central Asia. Journal of the Geological Society,London, 161: 339–342.

Yesilyurt S. 1996. Geology, geochemistry, and mineralization of the Liberty Bell gold mine area, Alaska. //Coyner A R and Fahey P L. Geology and ore deposits of the American Cordillera: Geological Society of Nevada Symposium Proceedings, 3: 1281–1313.

Zhang Z C, Mao J W, Chai F M, Yan S H, Chen B L and Pirajno F. 2009. Geochemistry of the Permian Kalatongke mafic intrusions, northern Xinjiang, northwest China:Implications for the genesis of magmatic Ni-Cu sulfide deposits. Economic Geology, 104(2): 185–203.

Zhu X K, Guo Y, Williams R J P, O’Nions R K, Matthews A,Belshaw N S, Canters G M, Waal E C, Weser U,Burgess B K and Salvato B. 2002. Mass fractionation processes of transition metal isotopes. Earth Planetary Science Letters, 200: 47–62.

Zhu X K, O’Nions R K, Guo Y, Belshaw N S and Richard D.2000. Determination of natural Cu-isotope variation by plasma-source mass spectrometry: Implication for use as geochemical tracers. Chemical Geology, 163: 139–149.