Research progresses on marine sandstone copper deposit and some existent problems A comparative study of the Katanga copper mine in Central Africa and the Dongchuan copper mine in Yunnan
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摘要:
海相砂岩型铜矿床是世界铜矿床主要类型之一，多产于新元古代和二叠纪的大型沉积盆地中。矿体通常呈层状、似层状赋存于碎屑岩或海相碳酸盐岩地层中，具多层位成矿特征。根据海相砂岩型铜矿的研究现状，从成矿物质来源和成矿流体性质、来源、运移、金属元素的沉淀机制等方面，综述中非加丹加铜矿带和云南东川铜矿带近年的研究成果，发现盆地卤水成矿模式逐渐替代了原来的沉积-改造模式，具有后生成矿特征。2个铜矿带属于元古宙砂页岩-白云质碳酸盐岩-黑色炭质页岩含铜建造，矿体具明显层控特征，受褶皱、断层和角砾岩的控制。通过2个铜矿带的含矿建造、矿化特征等对比，发现东川铜矿与中非加丹加铜矿有高度的相似性，具有盆地卤水成矿模式的特征。最后对海相砂岩型铜矿和东川铜矿的成因类型、成矿机制、流体来源等问题进行了讨论。
Abstract:Marine sandstone-hosted copper deposits constitute one of the most important copper deposits in the world, and most of them occur in giant Neoproterozoic and Permian sedimentary basins.The orebodies are usually stratified and stratoid in clastic or marine carbonate rock formations with multi-layered metallogenic characteristics.Based on the research status of marine sandstone-hosted copper deposits, the authors reviewed the research results of the Katanga copper belt and the Dongchuan copper belt discovered in recent years in the aspects of metallogenic material source, metallogenic fluid property, source, transportation and metal element precipitation mechanism, and found that the basin-brine-metallogenic model of epigenetic mineralization has gradually replaced the original sedimentary-transform model.Two copper deposit belts belong to the Proterozoic sand shales-dolomitic carbonate-black carbonaceous shales.The orebody has obvious stratigraphic characteristics, and is controlled by fold, fault and breccia.A comparison of the two copper belts in the aspects of ore-bearing structure and mineralization characteristics reveals that the Dongchuan copper deposit has a high degree of similarity to the Katanga copper deposit in that they both have the characteristics of basin-brine-metallogenic model.Then, the existing problems in the study of genetic type, metallogenic mechanism and fluid source from marine sandstone copper deposit and the Dongchuan copper deposit are discussed.
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花岗岩是大陆地壳重要的组成部分，花岗质岩浆作用在陆壳形成与再循环中扮演着重要角色。湖南岩浆岩出露面积约1.7×104km2，占湖南土地面积的8.3%，尤其在湘东南岩浆岩广泛分布，其中南岭花岗岩一直备受关注。花岗岩虽然本身不能直接反映地壳的生长情况，但是作为大陆地壳向长英质演化的重要指示物，它是地壳成分成熟度的重要标志，而且特定地区花岗岩产出的多少在某种程度上反映了地壳演化的程度[1]，Pearce等[2]、Eby[3-4]、Barbarin[5]等认为，对花岗岩的全面研究可探讨大陆的结构、生长、演化及壳-幔相互作用等方面的信息，对了解花岗岩物质来源、构造环境及深部能量的传导与转化过程具有重要的意义[6]。
湖南邓阜仙岩体位于南岭多金属成矿带上，与该岩体密切相关的湘东钨矿是南岭成矿带一个重要的钨矿床。邓阜仙岩体是一个多期次、多阶段侵位的复式岩体。前人研究[7-8]显示，邓阜仙岩体最早一期岩浆活动开始于印支期，最后一期岩浆侵入活动可能发生于燕山晚期，其形成过程贯穿了整个中生代。蔡杨等[7]近年报道的岩体锆石U-Pb年龄222.9±1.6Ma、224.3±2.4Ma及黄卉等[8]报道的二云母花岗岩年龄154.4±2.2Ma, 证实了湖南邓阜仙岩体多期侵位的特点。目前，对岩体的岩石类型、成因及形成构造背景研究不足，存在不同观点。杨毅[9]认为，岩体中发育燕山期细粒碱长花岗岩，蔡杨等[7]认为，岩体中燕山晚期主要为细粒白云母花岗岩，并且报道了与该期花岗岩密切相关的辉钼矿Re-Os同位素年龄为150.5±5.2Ma。对于岩浆起源，一致认为，其起源于区内古元古代地壳的部分熔融[7，10]，但对岩石类型的划分，蔡杨等[7]认为，岩体中印支晚期部分具有A型花岗岩的特征，其余则为S型花岗岩。关于岩体的形成环境，蔡杨等[7]认为，印支期花岗岩形成于造山运动后的伸展构造背景下，郑明泓等[10]认为，燕山期花岗岩形成于同碰撞构造背景。但邓阜仙岩体作为多期多阶段侵位的复式岩体，以往的工作仅局限于讨论印支期或燕山期花岗岩的成因类型、形成年龄，明显制约对邓阜仙岩体的总体认识。本文结合岩体岩石学、岩石地球化学及锆石U-Pb年龄特征，对邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩开展对比研究，分析岩体成因、岩浆源区及产出构造背景的异同。
1. 地质特征
邓阜仙岩体位于湖南省东部茶陵县境内，大地构造位置处于南岭多金属成矿带中段、钦杭结合带中段（图 1-a）。区内构造以北东向褶皱和断裂为主，区域性北东向茶陵-郴州断裂为一条构造、岩浆带，控制了邓阜仙岩体的展布及茶陵-永兴盆地的北西边界，该断裂同时是一条非常重要的控矿断裂带，香花岭、黄沙坪、新田岭、柿竹园、锡田等一些大型-超大型多金属矿都分布在此断裂带上。区内发育古生代—新生代地层（图 1-b），下古生界为寒武系—奥陶系浅变质碎屑岩，主要分布在邓阜仙岩体西侧；晚古生界以泥盆系滨海相碎屑岩、浅海相碳酸盐岩和石炭系浅海相碳酸盐岩为主，滨海相砂泥质岩次之，还有二叠系滨海相灰质、泥砂质、硅质含煤沉积岩；中生界以白垩系山麓相、河相、湖相碎屑岩为主。邓阜仙岩体侵入古生代地层，围岩发生了不同程度的热液蚀变，主要蚀变岩石类型有大理岩化、角岩化、矽卡岩化等，蚀变带宽度数十米到数百米不等，其中，泥盆系棋梓桥组、锡矿山组与岩体的接触部位发育较强的矽卡岩化和钨锡多金属矿化。
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图 1 湖南邓阜仙岩体所处大地构造位置（a）及地质简图（b）K—白垩系；D-C—泥盆系-石炭系；∈—寒武系；ηγJ3—晚侏罗世花岗岩；ηγJ2b—中侏罗世第二次侵入体；ηγJ2a—中侏罗世第一次侵入体；ηγT3c—晚三叠世第三次侵入体；ηγT3b—晚三叠世第二次侵入体；ηγT3a—晚三叠世第一次侵入体；1—印支期似斑状花岗岩；2—燕山期含斑花岗岩；3—燕山期花岗岩；4—角度不整合界线；5—断层；6—热接触蚀变带.；7—年龄采样点位Figure 1. Geotectonic location (a) and geological sketch map (b)of Dengfuxian pluton in Hu'nan Province邓阜仙印支期花岗岩主要由中粒斑状黑云母二长花岗岩、细粒二云母二长花岗岩组成，岩体边部见少量的黑云母花岗闪长岩（图 1-b），燕山期花岗岩有中细粒斑状二云母花岗岩（少见）、中粒二云母花岗岩、细粒白云母花岗岩，主要分布在岩体中心部位。岩体内岩脉较发育，主要有细粒花岗岩脉、石英脉，次有花岗伟晶岩脉、正长斑岩脉等，脉体规模一般较小，岩体边部二长花岗岩中有角岩化围岩捕虏体、花岗质残余包体发育（图版Ⅰ-a）。
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图版Ⅰa.印支期斑状花岗岩及其中的花岗质包体；b.二长花岗岩中的绢云母化（正交偏光）；c.印支期花岗岩中的残余包体；d.燕山期花岗岩中的眼球状析离体；e.左下角为斑状黑云母二长花岗岩（印支期），右上角为斑状二云母二长花岗岩（燕山期）；f.燕山期斑状二云母花岗岩（正交偏光）图版Ⅰ.1.1 印支期花岗岩
斑状黑云母二长花岗岩，呈似斑状结构、细中粒花岗结构，块状构造。成分主要为石英（23%~30%）、微斜微纹长石（27%~30%）、斜长石（27%~36%）、黑云母（6%~10%）。斑晶含量3%~15%不等，主要为半自形板状微斜微纹长石，粒度一般在8~10mm之间，少部分大于2cm, 见卡氏双晶，格子双晶，斑晶中有时见黑云母、石英细小嵌晶。基质中斜长石为半自形板状，见钠氏双晶、卡钠复合双晶等，部分见环带构造，有轻度绢云母化，有交代微斜微纹长石现象，局部受应力作用双晶纹有扭折变形及亚颗粒产生，粒度大小为2~5mm。微斜微纹长石为他形板状，少数见卡氏双晶，格子状双晶。石英呈他形粒状，常为连晶，有破碎重结晶现象，大小为2~5mm。
细粒二云母二长花岗岩，细粒花岗结构，块状构造。主要成分为钾长石、斜长石、石英、黑云母、白云母。斜长石为半自形板状，粒度为0.4~1mm, 有不同程度的绢云母化（图版Ⅰ-b）；钾长石为他形-半自形板状，粒度为0.2~2mm, 少数见卡氏双晶。黑云母为他形-半自形板片状，大小为0.3~2mm。白云母多为他形，粒度为0.3~1mm。
印支期粗中粒斑状黑云母二长花岗岩中发育花岗质包体（图版Ⅰ-a）和残留包体（图版Ⅰ-c）。细粒花岗岩包体发现于岩体边部，与寄主岩的接触界线截然，长宽约73cm×21cm, 近似于长方形（图版Ⅰ-a），细粒花岗岩包体与寄主岩接触界线截然，蚀变较弱，甚至无蚀变，从花岗质包体的形状及蚀变特征来看，该类包体应为岩体侵位的后期捕获的花岗岩团块。在斑状黑云母二长花岗岩的新鲜露头上，可见残留体，残留体大小为22cm×28cm左右，颜色较寄主岩深（但深色不明显，在弱风化露头上很难辨别），在新鲜露头上包体和寄主岩接触界线较清楚。包体呈中细粒岩浆结构，分布有与寄主岩形态、大小、成分相同的斑晶，基质中见较多的暗色矿物（主要有黑云母、铁锂云母、金红石、绿泥石等）。在寄主岩与包体接触边界上，斑状黑云母二长花岗岩中的长石、石英等板状、柱状矿物具有弱定向性，显示出流动的特征；从残留体的结构、矿物组成及接触关系看，这类包体应为岩浆中的难熔残余物，可能与印支期花岗岩具有相同的源区，为岩浆演化不彻底的产物。杨毅[9]报道了岩体中发育眼球状析出物，其特征类似于云英岩析离体（图版Ⅰ-d），该类析离体成分主要为黑云母、铁锂云母、绿泥石等一些深色矿物，眼球状析出物外部包裹一圈硅质边，成分以石英为主，其次含有少量长石，具有岩浆-热液的特点，属于岩浆晚期液态不混溶作用形成的浆液过渡态流体。
1.2 燕山期花岗岩
燕山期花岗岩主要为中粒斑状二云母花岗岩和细粒二云母花岗岩。中粒斑状二云母花岗岩呈岩株状，细粒白云母花岗岩常呈岩脉、岩枝、岩墙状产出。
中粒斑状二云母二长花岗岩与晚三叠世花岗岩成脉动接触（图版Ⅰ-e），呈灰白色，中细粒花岗结构、似斑状结构（图版Ⅰ-f），斑晶含量约10%，呈块状构造，矿物主要由微纹长石（约32%）、斜长石（约28%）、石英（约35%）、黑云母（约2%）及白云母（约3%）组成，斜长石为半自形板状，见钠氏双晶、卡钠复合双晶等，普遍绢云母化，微斜微纹长石呈他形板状，格子双晶呈隐格状，有时见卡氏双晶，钠长石微纹呈稀疏点状、显微脉状，有时见细小斜长石嵌晶，石英为他形粒状，常为连晶，粒度大小一般为1~3mm, 黑云母为半自形板片状，部分已蚀变，被绿泥石交代。中粒斑状二云母花岗岩中局部见脉状、团块状白云母花岗岩，白云母花岗岩呈细粒花岗结构，矿物组成与二云母二长花岗岩相似，但暗色矿物较少，含少量甚至不含黑云母。
细粒二云母花岗岩，细粒花岗结构，块状构造，主要由微纹长石、斜长石、石英、白云母、黑云母等矿物组成，矿物粒径主要为0.4~2mm, 副矿物中含少量电气石，另外还有锆石、磷灰石、磁铁矿、榍石英等。次生蚀变有白云母化、绢云母化、绿泥石化等，白云母为磷片状，外形不规则，见交代微纹长石、斜长石、黑云母等现象。
2. 锆石U-Pb年龄特征
在邓阜仙岩体中采集1个斑状黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄样品。实验测试在中国地质科学院矿产资源研究所Finnigan Neptune型多接收等离子质谱上进行，激光剥蚀系统为Newwave UP213。测试采用静态信号采集模式Neptune MCICP-MS的虚拟放大器技术，分析器采集完1组数据后，软件自动依次更换其后的放大器电路，采集9组数据后，各放大器电路与原分析器恢复一致。运用该方法可有效地消除因各法拉第杯接收器的增益不同造成的同位素比值误差，提高同位素比值测定的精度[11]。
邓阜仙岩体斑状黑云母花岗岩（样号：D1）中锆石大部分呈柱状，粒径介于70~300μm之间，长宽比为2:1~3:1，晶形比较完整，锆石中不同程度地发育裂纹，部分锆石阴极发光图像较暗（图 2）。锆石普遍发育岩浆型振荡环带，韵律结构清楚。本次选择晶形完整、韵律结构清楚、裂纹较少的锆石进行年龄测定，共计分析20个点，有效点为19个，分析点D1-16因204Pb含量太高而未利用。同位素分析结果中（表 1），这些锆石U含量介于186×10-6~1818×10-6之间，Th含量介于73.3×10-6~488×10-6之间，Th/U值介于0.17~0.88之间。阴极发光图像及Th/U值特征表明，样品D1的锆石为典型的岩浆锆石。样品D1的19个测点206Pb/238U年龄集中于212~251Ma之间，其中15个点的206Pb/238U年龄加权平均值为225.1±1.2Ma（MSWD=0.24），代表黑云母花岗岩的结晶年龄（图 3）。测试点9的单点年龄为215.6Ma, 测试点14的锆石阴极发光图像较暗，单点年龄251.1Ma, 测试点18的单点年龄为212.2Ma, 误差较大；测点7因204Pb含量较高（200.1×10-6），误差较大。因此，上述4个测点年龄未参加加权平均值计算。
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图 2 邓阜仙岩体斑状黑云母花岗岩锆石阴极发光图像Figure 2. Zircon cathodoluminescence images of biotite granites from Dengfuxian pluton表 1 邓阜仙岩体斑状黑云母花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果Table 1. Isotopic analytical results of zircon LA-ICP-MS U-Th-Pb for biotite granites from Dengfuxian pluton测点
号含量/10-6 比值 年龄/Ma Pb Th U 207Pb/
206Pb1σ 207Pb/
235U1σ 206Pb/
238U1σ 208Pb/
232Th1σ 207Pb/
206Pb1σ 207Pb/
235U1σ 206Pb/
238U1σ 208Pb
232Th1σ D1-1 140.1 253.4 783.7 0.05126 0.00020 0.25199 0.00122 0.03567 0.00012 0.00223 0.00024 253.8 9.3 228.2 1.0 225.9 0.8 45.1 4.9 D1-2 96.8 189.4 582.0 0.05136 0.00021 0.25114 0.00138 0.03548 0.00015 0.00210 0.00023 257.5 4.6 227.5 1.1 224.7 0.9 42.4 4.6 D1-3 74.7 126.5 476.3 0.05069 0.00024 0.24860 0.00151 0.03557 0.00014 0.00268 0.00029 227.8 11.1 225.4 1.2 225.3 0.8 54.1 5.8 D1-4 122.2 192.6 1090.9 0.05159 0.00037 0.25635 0.00236 0.03603 0.00018 0.00293 0.00059 333.4 16.7 231.7 1.9 228.2 1.2 59.2 11.9 D1-5 140.0 217.9 484.2 0.05303 0.00231 0.25814 0.01191 0.03526 0.00018 0.00208 0.00028 331.5 102.8 233.2 9.6 223.4 1.1 41.9 5.7 D1-6 46.5 73.3 270.5 0.05313 0.00211 0.26137 0.01086 0.03563 0.00017 0.00392 0.00087 344.5 88.9 235.8 8.7 225.7 1.1 79.1 17.5 D1-7 200.1 353.4 829.5 0.05088 0.00019 0.24930 0.00133 0.03554 0.00014 0.00149 0.00017 235.3 4.6 226.0 1.1 225.2 0.9 30.1 3.4 D1-8 75.5 114.6 415.4 0.05343 0.00035 0.26176 0.00232 0.03552 0.00017 0.00221 0.00032 346.4 14.8 236.1 1.9 225.0 1.1 44.6 6.5 D1-9 338.3 488.4 1818.7 0.06525 0.00031 0.30599 0.00210 0.03401 0.00016 0.00149 0.00021 783.3 10.0 271.1 1.6 215.6 1.0 30.2 4.2 D1-10 86.8 137.0 596.8 0.05007 0.00039 0.24355 0.00240 0.03528 0.00024 0.00210 0.00045 198.2 13.9 221.3 2.0 223.5 1.5 42.4 9.0 D1-11 152.1 247.2 854.5 0.05247 0.00041 0.25682 0.00231 0.03550 0.00016 0.00138 0.00024 305.6 18.5 232.1 1.9 224.9 1.0 27.9 4.8 D1-12 72.8 139.2 339.2 0.05097 0.00057 0.24660 0.00284 0.03512 0.00024 0.00138 0.00028 239.0 25.9 223.8 2.3 222.5 1.5 27.9 5.7 D1-13 121.0 223.2 513.9 0.05101 0.00039 0.25040 0.00236 0.03560 0.00019 0.00105 0.00022 242.7 12.0 226.9 1.9 225.5 1.2 21.3 4.5 D1-14 148.6 210.4 655.9 0.05449 0.00027 0.29840 0.00224 0.03972 0.00021 0.00145 0.00032 390.8 38.9 265.1 1.8 251.1 1.3 29.3 6.4 D1-15 121.6 196.1 381.8 0.05805 0.00031 0.28018 0.00187 0.03502 0.00015 0.00131 0.00032 531.5 11.1 250.8 1.5 221.9 0.9 26.5 6.5 D1-17 120.5 176.5 563.3 0.04979 0.00037 0.24299 0.00261 0.03540 0.00026 0.00155 0.00043 183.4 21.3 220.9 2.1 224.2 1.6 31.3 8.7 D1-18 85.6 164.4 185.8 0.05161 0.00040 0.23800 0.00207 0.03347 0.00016 0.00130 0.00040 333.4 18.5 216.8 1.7 212.2 1.0 26.2 8.0 D1-19 48.6 113.3 258.1 0.05017 0.00048 0.24423 0.00249 0.03533 0.00020 0.00171 0.00062 211.2 22.2 221.9 2.0 223.8 1.3 34.5 12.5 D1-20 170.6 244.9 477.3 0.05146 0.00042 0.25234 0.00241 0.03558 0.00023 0.00136 0.00052 261.2 18.5 228.5 2.0 225.4 1.4 27.5 10.4 ![]()
图 3 邓阜仙岩体斑状黑云母花岗岩锆石U-Pb谐和图Figure 3. Zircon U-Pb concordia diagram of biotite granites from Dengfuxian pluton本次进行锆石U-Pb定年的样品取自邓阜仙岩体边部的斑状黑云母花岗岩，该年龄（225.1±1.2Ma）与蔡杨等[7]获得的黑云母花岗岩年龄（225.7±1.6Ma、225.3±1.2Ma）、二云母花岗岩年龄（224.3±2.4Ma、222.9±1.6Ma）反映了邓阜仙印支期花岗岩在222.9~225.7Ma之间侵位，形成于晚三叠世。
3. 岩石地球化学特征
湖南邓阜仙岩体岩石主量、微量和稀土元素分析结果见表 2。
表 2 邓阜仙花岗岩体主量、微量和稀土元素组成Table 2. The composition of major, trace and rare earth elements for Dengfuxian pluton样号 Z7 D1 DF54 DF55 DF56 DF57 D2 D3 36 37 Z8 20 DF58 印支期花岗岩 燕山期花岗岩 SiO2 69.2 67.7 71.4 71.1 73.7 70.2 74.1 76.8 76.5 73.5 74.8 73.8 73.8 TiO2 0.72 0.66 0.39 0.42 0.21 0.38 0.18 0.05 0.27 0.18 0.14 0.11 0.16 Al2O3 14.5 15.8 13.7 13.7 13.6 13.8 14.6 13.5 12.5 14.6 14.5 14.7 13.8 FeO 3.71 3.62 1.97 2.28 1.92 2.16 1.47 0.61 0.91 0.61 1.14 0.71 1.05 Fe2O3 0.21 0.71 0.35 0.27 0.36 0.28 0.36 0.38 0.92 1.14 0.1 0.64 0.43 MnO 0.08 0.11 0.07 0.05 0.04 0.06 0.04 0.03 0.02 0.04 0.06 0.14 0.07 MgO 1.28 1.37 0.75 0.81 0.16 0.79 0.38 0.12 0.28 0.36 0.32 0.38 0.33 CaO 2.37 2.76 1.36 1.39 0.71 1.52 0.82 0.36 0.62 0.95 0.65 0.73 0.81 Na2O 2.65 2.36 2.48 2.72 3.12 2.66 3.12 3.59 2.82 3.32 3.17 3.68 3.71 K2O 5.02 4.64 5.63 5.89 5.43 5.73 4.83 4.52 5.01 5.12 4.95 4.95 4.25 P2O5 0.27 0.25 0.18 0.23 0.06 0.24 0.21 0.07 0.11 0.18 0.21 0.15 0.23 烧失量 0.11 0.09 1.12 0.54 0.32 1.32 0.17 0.12 0.13 0.21 0.14 0.21 1.08 总计 100 100 99.3 99.3 99.6 99.1 100 100 100 100 100 100 99.7 TFeO 3.89 4.26 2.29 2.52 2.24 2.41 1.79 0.94 1.73 1.64 1.23 1.28 1.44 ASI 1.03 1.13 1.08 1.02 1.10 1.04 1.25 1.18 1.12 1.14 1.23 1.15 1.13 A/NK 1.48 1.77 1.34 1.26 1.23 1.31 1.44 1.25 1.25 1.32 1.37 1.29 1.29 ALK 7.67 7.01 8.11 8.61 8.55 8.39 7.83 8.11 7.82 8.44 8.12 8.63 7.96 Rb 295 342 272 280 309 454 372 335 349 362 487 372 621 Zr 368 298 193 249 142 193 78.2 31.8 63.2 81.1 68.2 71.3 71.5 Nb 15.5 17.7 14.5 19.3 20.4 15.2 14.7 9.75 15.4 14 11.5 14.1 42.1 Hf 9.74 3.24 5.35 7.01 4.71 4.82 4.72 1.91 2.17 2.32 2.32 1.41 2.51 Th 45.1 37.2 43.7 57.5 63.9 40.3 13.5 3.71 11.4 11.7 11.5 12.3 11.2 U 7.53 5.25 6.91 7.53 9.49 9.85 7.74 8.98 9.67 4.23 13.6 10.4 27.6 Ba 802 900 850 801 210 608 258 57 178 660 203 189 54.6 Sr 337 246 214 188 48.2 159 78.1 60.2 58.1 70.2 46.8 60.4 35.8 Rb/Sr 0.88 1.39 1.27 1.49 6.42 2.86 4.76 5.56 6.01 5.17 10.4 6.16 17.35 La/Nb 8.97 6.67 5.81 4.95 2.96 4.88 1.53 0.81 1.23 1.86 1.33 0.08 0.29 Ba/Nb 51.7 50.9 58.6 41.5 10.3 40.1 17.6 5.85 11.5 47.1 17.7 13.5 1.29 Nb★ 0.12 0.15 0.13 0.16 0.21 0.14 0.21 0.17 0.22 0.19 0.17 0.24 0.74 Y 23.3 22.3 17.6 19.8 61.8 20.7 8.77 27.7 9.71 13.1 8.66 1.59 9.57 La 139 118 84.2 95.5 60.42 74.2 22.5 7.88 18.9 26.1 15.3 1.18 12.3 Ce 303 213 149 173 119 136 47.1 16.9 35.2 53.6 28.7 2.51 24.1 Pr 25.4 23.8 17.5 20.3 14.1 16.2 5.28 2.12 4.31 6.69 3.78 0.32 3.12 Nd 83.5 76.1 54.3 64.6 49.6 51.7 18.2 7.15 15.4 23.9 13.6 1.02 9.81 Sm 11.6 10.9 9.12 10.3 10.6 9.56 3.92 2.09 4.31 4.99 3.14 0.36 2.41 Eu 1.88 1.88 1.46 1.28 0.64 1.26 0.45 0.161 0.53 0.57 0.36 0.04 0.13 Gd 7.15 7.09 6.01 7.51 9.28 6.32 3.29 2.41 3.07 3.75 2.64 0.28 1.83 Tb 1.01 0.92 0.81 0.98 1.59 0.96 0.42 0.51 0.51 0.54 0.37 0.07 0.42 Dy 4.56 4.62 3.62 4.26 10.3 4.17 2.02 3.85 2.25 2.53 1.85 0.31 1.8 Ho 0.8 0.81 0.71 0.75 2.14 0.81 0.31 0.85 0.34 0.36 0.27 0.07 0.37 Er 2.43 2.02 1.92 2.12 6.11 2.18 0.69 2.78 0.85 1.01 0.75 0.12 1.01 Tm 0.29 0.31 0.23 0.26 0.91 0.29 0.11 0.53 0.12 0.13 0.08 0.04 0.15 Yb 1.86 1.94 1.79 1.65 5.93 1.97 0.66 3.86 0.72 0.87 0.54 0.17 0.95 Lu 0.28 0.29 0.28 0.26 0.86 0.27 0.09 0.63 0.11 0.12 0.08 0.03 0.16 ∑REE 606 484 349 403 353 326 114 79.4 96.3 138 80.1 8.1 68.1 (La/Yb)N 53.6 43.6 33.7 41.5 7.31 27.1 24.6 1.46 18.8 21.4 20.3 4.98 9.29 δEu 0.59 0.61 0.57 0.42 0.19 0.47 0.37 0.22 0.42 0.39 0.37 0.39 0.18 LREE 564 443.7 316 366 254 289 97.4 36.3 78.6 116 64.9 5.43 51.8 HREE 41.7 40.3 32.9 37.6 98.9 37.7 16.36 43.1 17.7 22.3 15.2 2.67 16.3 LREE/HREE 13.5 11.1 9.57 9.7 2.57 7.66 5.96 0.84 4.45 5.19 4.26 2.03 3.19 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量为10-6 3.1 主量元素
邓阜仙岩体印支期花岗岩SiO2含量为67.7%~74.1%，K2O含量为4.64%~5.89%，Na2O含量为2.36%~3.12%，K2O/Na2O值为1.61~2.27，K2O+Na2O含量在7.01%~8.61%之间；邓阜仙岩体燕山期花岗岩SiO2含量为73.5%~76.8%，K2O含量为4.25%~5.12%，Na2O含量为2.82%~4.71%，K2O/Na2O值为1.14~1.77，K2O+Na2O含量在7.82%~8.63%之间。邓阜仙岩体花岗岩的SiO2含量较高，K2O/Na2O值大于1，AIK（K2O+Na2O）大于7%。上述元素特征表明，邓阜仙岩体富硅、富碱、富钾，且燕山期花岗岩富碱特征较印支期明显。在SiO2-(K2O+Na2O)图解（图 4-a）中，邓阜仙花岗岩样品的投点主要落在亚碱性的花岗闪长岩、花岗岩区域；在Al2O3/（K2O+Na2O+CaO）-Al2O3/（K2O+Na2O）图解（图 4-b）中投点均落在过铝质区域。因此，邓阜仙印支期、燕山期岩石为富钾、亚碱性、过铝质花岗岩。
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3.2 微量元素
邓阜仙岩体印支期花岗岩大离子亲石元素Rb含量在272×10-6~454×10-6之间，Th含量在13.5×10-6~63.9×10-6之间，Ba含量在210×10-6~900×10-6之间，Sr含量在48.2×10-6~337×10-6之间；高场强元素Nb含量在14.5×10-6~20.3×10-6之间，Ti含量在0.83×10-6~3.32×10-6之间。燕山期花岗岩大离子亲石元素Rb含量在335×10-6~621×10-6之间，Th含量在3.71×10-6~12.3×10-6之间，Ba含量在54.6×10-6~660×10-6之间，Sr含量在35.8×10-6~70×10-6之间；高场强元素Nb含量在9.45×10-6~42×10-6之间，Ti含量在0.23×10-6~1.25×10-6之间。在微量元素原始地幔蛛网图（图 5）中表现为大离子亲石元素Rb、Th、U富集，Ba、Sr亏损；高场强元素Nb、Ti亏损。对Nb*值进行计算，印支期花岗岩的Nb*值在0.12~0.21之间，平均值为0.16；燕山期花岗岩的Nb*值在0.17~0.74之间，平均值为0.3，邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩的Nb*均小于1，表明Nb具有负异常，但印支期花岗岩的Nb相对K、La亏损较明显。
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图 5 邓阜仙岩体花岗岩微量元素原始地幔蛛网图（标准化数据据参考文献[15]）Figure 5. Primitive mantle-normalized spidergram of trace elements of granites from Dengfuxian pluton3.3 稀土元素
邓阜仙岩体印支期花岗岩稀土元素总量（ΣREE）在113×10-6~606×10-6之间，平均值为376×10-6；LREE（轻稀土元素）含量为97.4×10-6~265×10-6之间，HREE（重稀土元素）含量为16.3×10-6~98.9×10-6，LREE/HREE值为2.56~13.5，平均值为8.58；邓阜仙岩体燕山期花岗岩ΣREE在8.1×10-6~138×10-6之间，平均值为78×10-6；LREE含量为5.43×10-6~115×10-6之间，HREE含量为2.67×10-6~43.1×10-6，LREE/HREE值为0.84~5.18，平均值为3.23。邓阜仙岩体印支期花岗岩表现出岩石富集LREE特征，在稀土元素球粒陨石配分模式图中呈右倾（图 6），燕山期花岗岩总体表现为LREE富集，仅少部分富集HREE，其稀土元素球粒陨石配分模式图呈右倾型（图 6），但LREE富集的程度不如印支期花岗岩。邓阜仙岩体印支期花岗岩(La/Yb)N值在7.31~53.6之间，平均值为33，燕山期花岗岩的(La/Yb)N值在1.46~21.4之间，平均值为12.7，表明邓阜仙岩体花岗岩经历了中等程度分异。而邓阜仙岩体的δEu值均小于0.61，表现出较弱-中等的负异常，在球粒陨石配分模式图上呈“V”形分布模式（图 6）。
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图 6 邓阜仙岩体花岗岩稀土元素球粒陨石配分模式图（标准化数据据参考文献[15]）Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns of granites from Dengfuxian pluton3.4 Sr-Nd同位素
邓阜仙岩体的Sr-Nd同位素组成见表 3。为了便于总结和对比，部分Sr-Nd同位素引用蔡杨等[7]的数据。
表 3 邓阜仙岩体花岗岩全岩Sr-Nd同位素组成Table 3. The Sr-Nd isotopic data of granites from Dengfuxian pluton样品号 年龄/Ma 87Rb/86Sr 147Sm/144Nd 87Sr/86Sr(2σ) (87Sr/86Sr)i 143Nd/144Nd(2σ) (143Nd/144Nd)i εNd(t) 数据来源 邓阜仙
印支期227 2.641 0.082 0.723602（15） 0.7151 0.512016（5） 0.511894 -8.82 227 0.1321 0.511967（4） 0.511771 -11.24 本文 227 0.1267 0.511951（6） 0.511763 -11.87 225.7 2.27 0.099 0.723783（9） 0.716493 0.511958（2） 0.511812 -10.4 [7] 225.7 2.83 0.092 0.725229（7） 0.716155 0.511959（4） 0.511823 -10.2 225.7 1.95 0.092 0.722598（6） 0.716339 0.511988（13） 0.511853 -9.7 225.7 3.24 0.081 0.726328（8） 0.715923 0.511958（9） 0.511839 -9.9 222.9 20.2 0.13 0.785388（4） 0.721407 0.511961（20） 0.511772 -11.3 222.9 13.2 0.128 0.769876（5） 0.728078 0.511940（14） 0.511754 -11.7 160 0.1267 0.511951（5） 0.51182 -11.87 本文 154.4 44.8 0.133 0.806505（8） 0.708145 0.511988（4） 0.511854 -11.4 邓阜仙 154.4 69 0.137 0.830597（13） 0.679049 0.512010（6） 0.511871 -11.1 燕山期 154.4 18.9 0.161 0.787593（8） 0.746210 0.512007（22） 0.511845 -11.6 [7] 154.4 23.7 0.146 0.790698（135）0.735473 0.511980（23） 0.511859 -11.3 154.4 17.2 0.146 0.776834（7）0.752989 0.511944（4） 0.511832 -11.8 邓阜仙印支期花岗岩Sr、Nd同位素初始比值、εNd(t)值及Nd的模式年龄根据样品对应的年龄227Ma和225.7Ma进行计算，样品的87Rb/86Sr值为1.95~20.2，87Sr/86Sr值为0.722598~0.785388。计算得到初始的87Sr/86Sr值(87Sr/86Sr)i=0.7151~0.728078。样品147Sm/144Nd值为0.081~0.1321，143Nd/144Nd值为0.51194~0.512016，计算得到的初始143Nd/144Nd值(143Nd/144Nd)i=0.511754~0.511894，εNd(t)=-11.87~-8.82。邓阜仙燕山期花岗岩Sr、Nd同位素初始比值、εNd(t)值及Nd的模式年龄是根据样品对应的年龄160Ma和154.4Ma进行计算，样品的87Rb/86Sr值为17.2~69，87Sr/86Sr值为0.776834~0.830597。计算得到初始的87Sr/86Sr值(87Sr/86Sr)i=0.679049~0.752989。样品147Sm/144Nd值为0.1267~0.161，143Nd/144Nd值为0.511944~0.512016，计算得到初始143Nd/144Nd值(143Nd/144Nd)i=0.51182~0.511871，εNd(t)=-11.87~-11.1。
4. 岩石成因及构造背景
4.1 岩石成因
邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩均含过铝质花岗岩的特征矿物白云母、堇青石，具有高的SiO2含量，平均值分别为71.1%和74.9%；高的A/CNK值，平均值分别为1.09和1.16，尤其是燕山期花岗岩的A/CNK >1.1，为强过铝质；在微量元素方面，大离子元素Rb、Th、U富集，Nb、Ba、Sr、Ti亏损明显；在稀土元素方面，轻稀土元素富集明显，配分模式呈右倾型，Eu亏损相对明显。上述特征表明，邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩应属于S型花岗岩范畴。
同位素示踪方面，邓阜仙岩体εNd(t)值较低，印支期和燕山期的平均值分别为-10.6和-11.5，(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解显示，邓阜仙岩体为S型花岗岩（图 7）；锆石Hf同位素方面，邓阜仙岩体εhf(t)值全为负数，印支期εHf(t)平均值为-8.27，燕山期为-11.7[7]，印支期花岗岩中锆石176Hf/177Hf值为0.281589~0.282458，极差为0.0009。燕山期花岗岩中锆石176Hf/177Hf为0.282257~0.282418，极差为0.0002[7]，郑明泓等[10]报道了邓阜仙八团岩体176Hf/177Hf值为0.281656~0.282501，极差为0.0008，表现出锆石Hf同位素变化不大，组成较均一，但其176Hf/177Hf值均小于球粒陨石的值0.282772[17]，表明成岩物质来源于地壳重熔或富集地幔的特征。
关于岩浆源区地壳成分的特征，Sylvester[18]提出用CaO/Na2O值进行判别：CaO/Na2O>0.3，表示源区物质属于贫粘土质岩石；CaO/Na2O＜0.3，表示源区物质属于富粘土质岩石。邓阜仙岩体印支期花岗岩的CaO/Na2O值为0.23~1.17，绝大部分大于0.3；燕山期花岗岩的CaO/Na2O值为0.1~0.28，指示邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩具有不同的源区，印支期源区物质属于贫粘土质岩石，源岩可能为砂岩或页岩，燕山期源区物质属于富粘土质岩石。利用Sylvester[18]提出的Rb/Sr-Rb/Ba图解对岩浆源区地壳成分进行判别，其源区特征（图 8）与CaO/Na2O值判别特征一致。蔡杨等[19]报道了邓阜仙岩体印支期花岗岩Hf同位素的两阶段模式年龄TDMC为1.65~1.88Ga, 主要集中在1.75~1.80Ga之间，平均值为1.77Ga, Nd同位素的两阶段模式年龄T2DM为1.72~1.92Ga；邓阜仙岩体燕山期花岗岩的Hf同位素的两阶段模式年龄TDMC为1.79~2.15Ga, 主要集中在1.90~1.95Ga之间，平均值为1.94Ga, Nd同位素的两阶段模式年龄T2DM为1.92Ga, 表明邓阜仙岩体印支期花岗岩、燕山期花岗岩为区内古元古代地壳的部分熔融。
南岭中西段发育一条北东向的燕山早期钨锡A型花岗岩带，主要由花山、姑婆山、九嶷山、骑田岭等花岗质岩基组成，这些岩体都位于北东向临武-郴州-茶陵深大断裂带上[20-21]。最近，陈迪等[22]认为，中生代的锡田复式岩体具有A型花岗岩的特征，而邓阜仙岩体位于该带上，与南东的锡田岩体比邻，但其是否具有A型花岗岩的特征，蔡杨等[7]认为，邓阜仙岩体中印支期黑云母花岗岩具有A型花岗岩的特征，而印支期二云母花岗岩、燕山期二云母花岗岩属于S型花岗岩。基于以上认识，根据本文和以往的研究资料，对邓阜仙岩体是否具A型花岗岩的特征展开讨论。岩石地球化学方面，邓阜仙岩体的全碱、K2O含量较高，富集高场强元素、稀土元素，亏损Sr、Ba、Ti、P等元素，但是其A型花岗岩的特征并不明显，尤其是负Eu异常特征不及A型花岗岩（δEu＜0.3）[23]，将邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩的微量元素蛛网图（图 5）、稀土元素配分模式图（图 6）与典型A型花岗岩的分布曲线进行对比（图 9），其判别A型花岗岩特征元素的分布特征不典型。张旗等[23]认为，A型花岗岩具有贫Al和Sr的显著特征，并认为Al2O3含量为12%~13%、低Sr含量（含量甚至小于10×10-6）肯定是A型花岗岩无疑。然而，邓阜仙岩体Al2O3含量（12.5%~15.8%，平均值14.1%），Sr含量（35.8×10-6~317×10-6，平均值123×10-6）与典型花岗岩的含量存在差异。另外，利用SiO2-TFeO/MgO判别图解（图 10-a）、10000×Ga/Al-TFeO/MgO图解（图 10-b）对邓阜仙岩体花岗岩进行判别，其投点的特征不明显。无论印支期还是燕山期花岗岩，大部分落在S型花岗岩及分异长英质花岗岩区域，同时也有部分落在A型花岗岩区域。因此，通过上述图解判别邓阜仙花岗岩类型的效果并不显著。
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图 9 典型A型花岗岩稀土元素球粒陨石标准化图（a）及微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）[23]Figure 9. Chondrite-normalized REE patterns (a) and standardized primitive mantle-normalized spidergram of trace elements (b) of A-type granite![]()
图 10 邓阜仙花岗岩岩石类型判别图解（底图据参考文献[24]）a—A型花岗岩SiO2-TFeO/MgO判别图解；b—A型花岗岩10000×Ga/Al-TFeO/MgO判别图解Figure 10. Discrimination diagram for rock types of Dengfuxian graniteA型花岗岩通常具适度碱性、贫水、富F等特征[25]，普遍认为A型花岗岩的形成具壳幔岩浆混合作用的特点，其岩相学、元素地球化学及同位素地球化学特征显示岩浆混合作用的印记[26]，但邓阜仙岩体中未发育岩浆混合成因的暗色微粒包体，而是见一些析离体、花岗质的难熔残余物及花岗质包体，其全岩εNd(t)、锆石εHf(t)同位素值也未显示有幔源岩浆参与。因此，笔者认为，邓阜仙岩体印支、燕山期花岗岩不具典型A型花岗岩特征，而是地壳重熔的S型花岗岩。
4.2 构造背景及意义
长期以来，华南板块中生代由挤压到伸展转换的时限问题一直存在很大争议。周新民等[27]通过长期对南岭地区的研究，提出华南的印支运动受特提斯构造域制约，燕山运动受古太平洋构造域制约。陆陆碰撞造山作用形成了早中生代印支期花岗岩，洋对陆消减过程中的伸展造山作用形成了晚中生代燕山期花岗岩和火山岩。但是，三叠纪越南Sibu⁃masu地块与华南地块发生碰撞，在此构造背景下形成的花岗岩应形成于挤压构造背景。Carter等[28]对越南中北部（Truong Son带、Song Chay地块等）变质基底的40Ar-39Ar年代学研究表明，印支运动的变质峰期在258~243Ma之间，约240Ma扬子陆块与秦岭-大别-苏鲁造山带发生顺时针旋转俯冲-碰撞或深俯冲-碰撞，形成了秦岭-大别超高压碰撞造山带，其超高压峰期发生在218~238Ma之间[29]，华南在这一时期形成大量印支期花岗岩，该时期花岗岩形成滞后于印支运动主碰撞期，是晚三叠世形成的，亦是在印支运动碰撞后伸展构造体制下形成的，属于后碰撞花岗岩。
邓阜仙岩体印支期花岗岩的侵位时间集中在222.9~225.7Ma（表 4）之间，侵位时间滞后于印支运动的变质峰期（258~243Ma），印支期花岗岩的岩石学特征也未显示具有挤压变形特征，Maniar等[14]研究的花岗岩主量元素构造环境判别图解显示，邓阜仙岩体印支期花岗岩的投点分布具有POG（后造山）型花岗岩的特点（图 11）。同样，用该图解对邓阜仙岩体燕山期花岗岩进行环境判别，其投点分布也显示为POG型花岗岩（图 11）。POG型花岗岩为后造山花岗岩类，指造山作用的最后阶段侵入的花岗岩类岩石，代表了大陆地壳在经历后造山以后向稳定化发展的转变期[6]，因此，结合邓阜仙印支期花岗岩不具有变质变形特征、成岩年龄集中在晚三叠世且滞后于印支运动的变质峰期，认为邓阜仙印支期花岗岩是在碰撞后伸展构造体制下形成的。
表 4 邓阜仙岩体成岩成矿年龄对比统计Table 4. The statistical table for the comparison of diagenetic and metallogenic ages for Dengfuxian pluton岩体期次 样品特征 测试对象 测试方法 测试结果/Ma 文献 邓阜仙岩体
印支期花岗闪长岩 锆石 LA-ICP-MS 225.1±1.2 本文 黑云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 225.7±1.6 [19] 黑云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 225.3±1.2 二云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 224.3±2.4 二云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 222.9±1.6 黑云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 230±1.6 [8] 黑云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 218.03±0.85 邓阜仙岩体
燕山期二云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 154.4±2.2 [7] 斑状二云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 151.1±2.3 [7] 二云母花岗岩 锆石 LA-ICP-MS 159±0.8 [30] 邓阜仙岩体
成矿年龄石英脉型黑钨矿 辉钼矿 Re-Os等时线 150.5±5.2 [31] ![]()
图 11 邓阜仙岩体构造环境判别图解（底图据参考文献[14]）IAG—岛弧花岗岩；RRG—与裂谷有关的花岗岩；CAG—大陆弧花岗岩类；CEUG—大陆的造陆抬升花岗岩类；CCG—大陆碰撞花岗岩类；POG—后造山花岗岩类Figure 11. Discrimination diagram for tectonic settings of Dengfuxian pluton邢光福等[32]认为，从晚三叠世晚期开始延续到中侏罗世初期的伸展作用，与白垩纪的伸展拉张并非同一拉张地质事件的不同发展阶段，而是2个互不关联的地质事件，前者可能是印支期主造山后的伸展，而后者是燕山期主碰撞造山后的伸展。周新民等[27]认为，印支运动和燕山运动，2个构造域的转换发生在华南中生代岩浆活动相对平静的早侏罗世。陈培荣等[33]认为，印支期以后中国东南部进入持续拉张，在中侏罗世早期可能进入一个新的威尔逊旋回。
邓阜仙岩体为印支期、燕山期侵位的复式岩体，现有年龄资料表明，印支期花岗岩侵位年龄222.9~225.7Ma[8，19]与燕山期侵位年龄151.1~159Ma[7，30]相隔60Ma之多，该间隔期是华南中生代岩浆活动相对平静的早侏罗世。因此认为，邓阜仙岩体燕山期花岗岩的形成构造背景有别于邓阜仙岩体印支期花岗岩。邓阜仙岩体燕山期花岗岩的形成构造背景，在Maniar等[14]研究的花岗岩主量元素构造环境判别图解中显示为POG型花岗岩，形成于造山后的伸展环境。区域上，南岭中西段发育一条北东向的燕山早期钨锡A型花岗岩带，该带花岗岩形成年龄在150~160Ma之间[20]，邓阜仙岩体燕山期花岗岩形成时限（151.1~159Ma）与该带花岗岩一致。据Maniar环境判别图解，该带上发育同时期的A型花岗岩，结合区域背景特征，认为邓阜仙燕山期花岗岩形成于伸展的构造环境。该认识与范蔚茗等[34]、王岳军等[35]认为的中生代以来华南至少存在220Ma、175Ma、120~150Ma、80~90Ma四期强烈的岩石圈减薄作用一致。
Jiang等[36]和Zhao等[37]的研究认为，晚中生代古太平洋板块可以俯冲到湖南南部的十杭带，中国东南部在中侏罗世处在与古太平洋板块俯冲有关的大陆岛弧环境。Li等[38]认为，华南在燕山早期应该处于古太平洋板块裂解引起的伸展环境。区域上，早白垩世岩浆活动在中国东部不同地区或造山带同时产出，华南地区广泛分布的近北东、北北东向展布的与太平洋板块俯冲方向相关的走滑断裂，表明在华南内陆地区，燕山期花岗岩产出受太平洋板块俯冲消减作用影响。因此笔者认为，邓阜仙岩体燕山期花岗岩的构造演化地球动力学机制，有别于印支期花岗岩产出于印支碰撞造山后的伸展环境，是在太平洋板块的俯冲消减作用下形成的。
综上所述，认为邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩均形成于伸展构造体制下，其印支期花岗岩与印支运动碰撞后的伸展环境有关，燕山期花岗岩在太平洋板块的俯冲消减作用下形成。
5. 结论
（1）本次研究获得邓阜仙岩体中黑云母花岗岩的锆石U-Pb年龄为225.1±1.2Ma, 表明其形成于晚三叠世，邓阜仙岩体是侵位于晚三叠世（222.9~225.7Ma）和晚侏罗世（151.1~159Ma）的中生代复式岩体。
（2）邓阜仙岩体印支期、燕山期花岗岩分别为区内古元古代地壳贫粘土质岩石、富粘土质岩石部分熔融形成的S型花岗岩，具有S型花岗岩高SiO2含量、高A/CNK值，含过铝质的白云母、堇青石等矿物；富集大离子元素Rb、Th、U，亏损Nb、Ba、Sr、Ti、Eu及低εNd(t)值等特征。
（3）印支期、燕山期花岗岩均形成于伸展构造体制，其印支期花岗岩形成于印支运动碰撞后的伸展环境，燕山期花岗岩是在太平洋板块俯冲消减作用下形成的。
致谢: 野外调查期间得到了云南金沙矿业股份有限公司的大力帮助，在成文过程中色地科矿产勘查股份有限公司和北京中资环钻探有限公司海外项目组提供了大量加丹加铜钴矿带相关资料，审稿专家提出了宝贵的修改意见，在此致以诚挚的感谢。 -
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图 8 红层盆地卤水循环与蚀变带的关系图[7]
Figure 8. The brine circulation model of a red-bed basin and relationship with alteration zone
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图 10 中非铜矿带(a)与东川铜矿(b)同位素年龄投影图(a数据据参考文献[9, 17, 30-31, 61, 66, 69-70]; b数据据参考文献[11, 42, 50, 56, 60, 71])
KCB-1—Luiswishi、Luishia、Shinkolobwe、Swambo、Kalongwe矿区；KCB-2—Mososhi、Luiswishi、Kambove、Kamoto矿区；KCB-3—Shinkolobwe、Luishia、Swambo、Kalongwe矿区；KCB-4—Nkana、Luiswishi、Kolwezi、Kamoto、Mososhi矿区
Figure 10. Isotopic ages in Central Africa(a)and the Dongchuan copper deposit(b)
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图 11 东川铜矿与加丹加铜矿赋矿层位及矿化特征对比图(图中代号注释同图 4)
Figure 11. Comparison of ore-bearing strata and mineralization characteristics between Dongchuan and Katanga copper deposits
表 1 中非铜矿带与东川铜矿成因观点
Table 1 Genetic view of central Africabelt and the Dongchuan copper deposit
中非铜矿带 东川铜矿 年代 成因观点 观点代表 年代 主要成因观点 观点代表 20世纪初 岩浆侵入热液成因 20世纪60—80年代 基性岩奖热液成因 20世纪30—40年代 同沉积成因 沉积-变质学说 海相喷流-沉积成因 文献[45-46] 20世纪80年代 裂谷成矿模式 元古宙裂谷型铜矿成矿：“四层楼”式矿床模式 文献[38, 52] 20世纪90年代至今 沉积-改造成因：同生沉积作用是主成矿阶段 文献[15-18, 34-35, 44] 20世纪90年代至今 沉积-改造成因 文献[40, 47, 51, 53] “沉积-活化改造” 文献[41, 48-49] 热液成因 文献[50] 海相砂岩型铜矿(盆地卤水成矿) 文献[1, 3, 5, 7-8, 19] 海相砂岩型铜矿(盆地卤水成矿) 文献[6, 10, 24] 
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