云南思茅盆地上白堊統(tǒng)勐野井組自形黃鐵礦成因及地質(zhì)意義

董浩偉，王立成，劉成林，魏玉帥，王延路，伯 英

(1.中國地質(zhì)大學(北京) 地球科學與資源學院，北京 100083；2.中國地質(zhì)科學院 礦產(chǎn)資源研究所 國土資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037)

0 引 言

思茅盆地位于特提斯成礦帶東南段，上白堊統(tǒng)勐野井組是該區(qū)域一套廣泛分布的含鹽地層，該組內(nèi)賦存有我國目前唯一的前第四紀固體鉀鹽礦床[1-2]。在勐野井組的灰綠色泥巖中存在大量黃鐵礦[3]，灰綠色和雜色泥礫質(zhì)鉀鹽巖中黃鐵礦含量可達10%～15%[4]。黃鐵礦的成因可分為同生沉積作用形成的黃鐵礦，生物作用形成的黃鐵礦，以及熱液作用形成的黃鐵礦[5]。對于勐野井組含鹽系中黃鐵礦的成因問題，大多數(shù)學者認為是在還原條件下或經(jīng)細菌的還原作用，水中溶解的硫酸鹽被還原成H2S或自然硫，它們和鹽湖中硅酸鹽分解后游離出的Fe結合，便可形成黃鐵礦[4]，也就是說不少學者認為是同生沉積作用形成的黃鐵礦或生物作用形成的黃鐵礦。而由于不同的黃鐵礦賦存背景和分布特征可能代表了不同成因，黃鐵礦賦存于石膏背景且黃鐵礦晶體呈八面體、五角十二面體等良好晶形密集產(chǎn)出的現(xiàn)象在思茅盆地尚未報道，這種與石膏共生的黃鐵礦的成因還未可知。

本文通過對該區(qū)域黃鐵礦化學成分、硫同位素分析，討論思茅盆地南部江城地區(qū)黃鐵礦的成因，并根據(jù)其與勐野井組石膏層的成因關系探討其地質(zhì)意義。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

思茅盆地位于蘭坪—思茅地塊的南部，蘭坪—思茅地塊由華南地塊分離而來，西以景洪縫合帶為界，東邊和南緣以金沙江—哀牢山縫合帶和宋馬縫合帶為界[6-9](圖1(a)、(b))。前人根據(jù)不同地區(qū)的地球化學和蛇綠巖年齡認為哀牢山縫合帶可能代表思茅地塊和華南地塊之間的一個弧后盆地[6,10]或者古特提斯主洋的一部分[11-13]。思茅地塊和華南地塊碰撞發(fā)生在晚三疊世或晚二疊世到早三疊世[6,10]。

思茅盆地是在古特提斯基底上自三疊紀殘留海和海陸交互相盆地[14]演化成侏羅紀—白堊紀的大陸裂谷盆地[15-16]。侏羅紀—晚白堊世沉積充填是一套巨厚的大陸紅層序列。上白堊統(tǒng)勐野井組陸相蒸發(fā)巖和碎屑巖與下伏下白堊統(tǒng)扒沙河組不整合接觸[15,17]，與上覆始新統(tǒng)等黑組也為不整合接觸[18]。前人將勐野井組分為三段:下段為棕紅色、雜色泥礫巖夾泥質(zhì)巖、泥灰?guī)r、石膏等；中段是棕紅色泥質(zhì)巖、粉砂巖夾少量細砂巖、黃色泥巖和泥灰?guī)r；上段分下亞段、上亞段，下亞段主要是泥礫巖、巖鹽、鉀鹽、石膏，在江城有幾層凝灰?guī)r，上亞段包含棕紅色粉砂巖、泥巖和細砂巖[15](圖1(c))。

2 樣品與研究方法

在云南思茅盆地江城縣張家寨附近(101°50′21″E、22°34′57″N)出露有勐野井組石膏和紫紅色泥礫巖層，還夾有數(shù)層灰綠色凝灰?guī)r。在石膏層面和裂隙中發(fā)現(xiàn)有大量自生黃鐵礦，粒徑多在4～8 mm之間。本次共采集黃鐵礦晶粒樣品約50粒，賦存黃鐵礦的硬石膏5件。

電子探針測試工作在中國地質(zhì)科學院礦產(chǎn)資源研究所電子探針實驗室完成，儀器型號為JXA-8230，工作條件為加速電壓20 kV，探針電流20 nA，電子束斑直徑5 μm，元素峰值計數(shù)時間和背景計數(shù)時間分別為10 s和5 s。共選取5顆黃鐵礦，每個顆粒布置兩條相互垂直的、穿過顆粒中心的線，每條線上等間距布置10個點，所有樣品共計打點100個，Se、As、S、Fe、Ni、Co的檢測限分別為220×10-6～227×10-6、232×10-6～250×10-6、71×10-6～76×10-6、176×10-6～199×10-6、152×10-6～181×10-6、153×10-6～176×10-6。

掃描電鏡測試在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所掃描電鏡實驗室完成，電鏡型號為FEI NOVA NANOSEM 450，能譜儀型號為OXFORD X-MAX (50)。工作條件：加速電壓為20 kV，發(fā)射電流為278 μA。

硫同位素分析在中國科學院地球化學研究所MAT-251EM型質(zhì)譜儀上完成。黃鐵礦顆粒先研磨成粉末，再直接以Cu2O 作氧化劑制備SO2，然后用SO2進行硫同位素測試分析，分析精度均為±0.2‰，結果以相對國際標準為V-CDT的δ34SV-CDT值表示。

3 黃鐵礦賦存特征

張家寨地區(qū)勐野井組地層為紫紅色泥巖和泥礫巖夾白色纖維狀石膏，夾有黑色泥巖和灰綠色凝灰?guī)r層(圖2(a))。石膏有原生石膏和呈“X”形分布于紫紅色泥巖中的次生石膏，黃鐵礦晶體自形程度高，沿石膏層面和裂隙密集分布(圖2(b)、(c))，硬石膏層內(nèi)也有少量分布(圖2(d)—(f))。黃鐵礦晶體呈八面體(圖2(g))和五角十二面體(圖2(h))等晶形，顆粒直徑多為4～8 mm。

掃描電鏡顯示石膏為主要礦物，其次還有黃鐵礦(圖3(a))。圖3(b)顯示五角十二面體晶形的黃鐵礦顆粒賦存于石膏的縫隙中，石膏和黃鐵礦是獨立的相。偏光顯微鏡顯示石膏中有黃鐵礦顆粒留下的五角十二面體截面圖3(c)。

4 分析結果

黃鐵礦樣品的主要化學成分為S和Fe，其中S含量范圍為51.58%～54.07%，均值53.00%；Fe含量范圍為44.75%～46.49%，均值45.67%(表1)。在檢測限之上的微量元素:Co含量0.02%～0.08%，均值0.06%；Ni含量0.01%～0.04%，均值0.02%；Cu含量0.01%～0.04%，均值0.02%；Zn含量0.01%～0.07%，均值0.03%；Pb含量0.01%～0.14%，均值0.05%；Bi含量0.01%～0.12%，均值0.05%；Se含量0.01%～0.03%，均值0.01%；As含量0.01%～0.17%，均值0.03%。

思茅盆地勐野井組黃鐵礦主量元素n(S)/n(Fe)值為1.94～2.06，平均值為2.02。思茅盆地勐野井組樣品得出的黃鐵礦w(Co)/w(Ni)值在3.01～10.74之間，變化范圍大(表2)。

為了分析思茅盆地張家寨黃鐵礦成因類型與巖漿熱液型、沉積型黃鐵礦在類質(zhì)同象上的差異，對該區(qū)黃鐵礦和北武夷蔡家坪沉積型黃鐵礦[19]、膠東金青頂巖漿熱液型黃鐵礦的化學成分[20]進行對比。如圖4所示，分別以10000×w(Co+Ni)/w(Fe)、10000×w(As+Se)/w(S)、100×(n(S)/n(Fe)-1.8))為三個端元作圖，對不同成因類型黃鐵礦樣品進行研究，分析Co、Ni替代Fe的程度，As、Se替代S的程度，n(S)/n(Fe)的比例，以及這三者之間的關系。從圖4可以看出成因不同的黃鐵礦具有明顯分區(qū)特征。

思茅盆地南部江城地區(qū)勐野井組黃鐵礦樣品δ34SV-CDT值在-8.36‰ ～ -3.80‰之間，平均值為-6.79‰；石膏樣品δ34SV-CDT值為6.6‰～10.7‰，平均值為9.48‰；黃鐵礦樣品δ34SV-CDT與石膏樣品δ34SV-CDT的差值(Δ34SV-CDT)范圍為10.40‰～19.06‰，變化較大；石膏樣品87Sr/86Sr為0.706 729～0.708 559。思茅盆地勐野井組石膏δ34SV-CDT為20.58‰[4]，87Sr/86Sr為0.707 121 ～0.711 069[21]。思茅盆地北部會澤鉛鋅礦床的87Sr/86Sr為0.713 676～0.717 012，均值為0.716 295[22](表3)。

表1 黃鐵礦樣品的電子探針分析結果平均值(%)

注: “—”表示低于檢測限。

表2 黃鐵礦樣品微量元素 Co-Ni比值

注：“—”表示元素含量低于檢測限。

圖4 不同類型黃鐵礦成分三角圖解Fig.4 Triangular diagram showing different types of composition of pyrites

5 討 論

5.1 黃鐵礦成因

黃鐵礦的理論分子式為FeS2，在沒有類質(zhì)同象替代情況下，標準黃鐵礦主量元素成分w(Fe)=46.55%，w(S)=53.45%，n(S)/n(Fe)的理論值為2，黃鐵礦的實際值與理論值的比較往往具有可靠的指示意義[23]。一般將n(S)/n(Fe)<2稱為硫虧損型黃鐵礦，其形成溫度較高；將n(S)/n(Fe)≥2稱為硫富集型黃鐵礦，其形成溫度較低[24]。思茅盆地勐野井組黃鐵礦主量元素n(S)/n(Fe)平均值為2.02，屬硫富集型，指示了黃鐵礦形成溫度較低。

前人對多種不同成因類型黃鐵礦的Co和Ni含量進行系統(tǒng)研究后認為:較低的w(Co)/w(Ni)比值(w(Co)/w(Ni)<1)被視為沉積型黃鐵礦的標志，而較高的w(Co)/w(Ni)比值(w(Co)/w(Ni)>1)和較大的變化范圍則可作為熱液成因黃鐵礦的標志[25]。思茅盆地勐野井組的黃鐵礦w(Co)/w(Ni)>1，且變化范圍較大，判斷是熱液成因的黃鐵礦。

前人的研究結果證實，在黃鐵礦中Co和Ni常以類質(zhì)同象的形式代替Fe，而As 、Se 則常以類質(zhì)同象的形式代替S，這種類質(zhì)同象的代替程度與黃鐵礦的成因有一定關系[26]。圖4顯示巖漿熱液型黃鐵礦集中在10000×w(As+Se)/w(S)端，說明巖漿熱液型黃鐵礦中As、Se替代S的程度較高，這是因為成礦過程中受到了溫度高且均一的巖漿熱液作用。沉積型黃鐵礦在三角圖解上的投點比較分散。思茅盆地張家寨黃鐵礦除個別數(shù)據(jù)落入10000×w(As+Se)/w(S)端，大多數(shù)集中在100×(n(S)/n(Fe)-1.8)端元，說明該地區(qū)黃鐵礦微量元素代替主量元素的程度較低，反應并不充分。

由此得出，思茅盆地江城張家寨地區(qū)勐野井組內(nèi)粒狀黃鐵礦為低溫熱液成因。

5.2 黃鐵礦硫源

一般認為，地球上硫的主要來源有以下三種情況:(1)地幔硫或巖漿硫，δ34S值接近0，并且變化范圍較小(0 ± 3‰)；(2)沉積硫(或還原硫)，δ34S值一般以負值為特征；(3)海水硫，由地質(zhì)歷史時期的海水硫同位素組成，隨時間發(fā)生變化，但普遍表現(xiàn)為δ34S值為較大的正值[5]。以上只是簡要概括了硫同位素的規(guī)律，實際上黃鐵礦硫同位素的分析過程往往比這要復雜得多，例如北大巴山地區(qū)從震旦紀到志留紀黃鐵礦雖然是由沉積作用產(chǎn)生但δ34S值為正值，為+8.25‰～+17.49‰[27]；細菌硫酸鹽還原作用(BSR)可形成2‰～70‰的硫同位素分餾[28]，熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)能產(chǎn)生0～20‰的硫同位素分餾[29]，δ34S值波動范圍變大也增加了分析硫同位素的難度。

表3思茅盆地江城地區(qū)勐野井組黃鐵礦硫同位素和石膏硫、鍶同位素分析結果

Table3Sulfurisotopedataofpyritesamplesandsulfur/strontiumisotoperesultsofgypsumsamplesfromtheMengyejingFormationintheSimaoBasin

采樣位置巖性樣品號δ34SV-CDT/‰87Sr/86Sr參考文獻思茅盆地南部(江城)張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?1-811張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?2-694張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?3-836張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?4-807張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?5-697張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?6-380張家寨黃鐵礦20160401JC04?05?7-528張家寨石膏 20120503?G10708559張家寨石膏 20120503?G210700706729張家寨石膏 20120503?G310400707445國慶鄉(xiāng)石膏 20120503?G4660國慶鄉(xiāng)石膏 20120503?G51020勐野井石膏 20580707121～0711069本文本文文獻[21]思茅盆地北部會澤 鉛鋅礦0716295文獻[22]

細菌硫酸鹽還原作用(BSR)和熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)的實質(zhì)是硫酸根(氧化劑)將烴類(還原劑)中低價態(tài)的碳元素氧化成高價態(tài)，而自身的硫元素被還原成低價態(tài)，其中一部分低價態(tài)的硫元素以H2S的形式存在[30]，而發(fā)生細菌硫酸鹽還原作用(BSR)和熱化學硫酸鹽還原作用(TSR)需要有機質(zhì)或甲烷的參與。思茅盆地勐野井組沉積時期總體為相對封閉的氧化環(huán)境的紅層沉積，但也不排除還原作用(BSR、TSR)的可能。

儲雪蕾等[31]針對羅河鐵礦紫色硬石膏-黃鐵礦的硫同位素地質(zhì)溫度的指示意義進行研究，對淺色蝕變帶(以石英等淺色礦物為主)采用“硫酸鹽類-黃鐵礦對”得到了與采用礦物氣液包裹體等方法獲得溫度范圍基本吻合的同位素溫度：

(1)

式中：T為同位素溫度, 單位是℃；Δ為硫酸鹽類和黃鐵礦的δ34SV-CDT值的差，‰。

基于公式(1)和表3數(shù)據(jù)計算得到該處黃鐵礦形成溫度范圍為314～336 ℃。

根據(jù)胡古月等的研究，當主成礦溫度為300 ℃時Δ34S達到20‰[32]，思茅盆地江城地區(qū)勐野井組石膏樣品和黃鐵礦樣品的Δ34S范圍為10.40‰～19.06‰，與20‰基本吻合,因此本區(qū)黃鐵礦的硫同位素組成可能來自硫酸鹽與硫化氫之間的硫同位素熱力學分餾。由此得出，研究區(qū)黃鐵礦中硫的來源是勐野井組沉積石膏層。

張家寨黃鐵礦與其他地區(qū)的沉積型、熱液型(低溫熱液型、高溫熱液型、變質(zhì)熱液型)黃鐵礦的δ34SV-CDT值對比如表4所示。在蘭坪—思茅盆地內(nèi)對比發(fā)現(xiàn)，張家寨黃鐵礦δ34SV-CDT明顯要比思茅盆地北部勐野井組原生沉積黃鐵礦δ34SV-CDT大，比思茅盆地中部高溫熱液黃鐵礦δ34SV-CDT小，而張家寨石膏的δ34SV-CDT明顯要比思茅盆地北部勐野井組原生沉積硫酸鹽δ34SV-CDT小(表3)。張家寨與蘭坪—思茅盆地外的對比發(fā)現(xiàn)，張家寨黃鐵礦δ34SV-CDT要比浙江銀坑淺成低溫熱液黃鐵礦δ34SV-CDT小，與湖南沃溪變質(zhì)熱液黃鐵礦δ34SV-CDT部分吻合。張家寨石膏中重硫相對減小導致硫同位素變小，而黃鐵礦重硫相對增大，其同位素值亦大于原生沉積型黃鐵礦值，小于高溫、低溫熱液型黃鐵礦值，究其原因可能是思茅盆地張家寨地區(qū)的黃鐵礦是在低溫熱液作用于勐野井組地層石膏，使得石膏發(fā)生熱液蝕變作用，同時石膏被還原形成的S2-(20‰左右的硫同位素分餾)與熱液帶來的Fe相結合而形成硫同位素較高的黃鐵礦。

表4 熱液蝕變型黃鐵礦與其它類型黃鐵礦對比

另外，張家寨石膏中87Sr/86Sr比思茅盆地沉積硫酸鹽和云南會澤的87Sr/86Sr要小(表3)，張家寨石膏中重鍶相對減小導致鍶同位素變小，也表明思茅盆地張家寨地區(qū)的黃鐵礦是勐野井組地層石膏受到后期流體活動的影響，使得其Sr同位素組成降低。

5.3 地質(zhì)意義

帥開業(yè)[35]1987年在論及云南中、新生代構造與成鹽作用的關系時，認為該區(qū)中、新生代蒸發(fā)巖建造不是孤立的沉積事件；他認為，勐野井組蒸發(fā)巖在成巖之后又經(jīng)歷了后期某些富含重金屬元素的熱鹵水活動的改造，這是勐野井組蒸發(fā)巖中重金屬含量比加拿大和美國的一些著名海相蒸發(fā)巖礦床明顯高出許多的可能原因。勐野井組內(nèi)鹽類礦物普遍再結晶，出現(xiàn)的裂隙型紅鉀、綠鉀都是熱液作用的產(chǎn)物，熱液流體可能為思茅盆地勐野井組鉀鹽形成的潛在物源[3,36]。曾普勝等2016年對蘭坪金頂鉛鋅礦成因研究時提出了金頂鉛鋅礦是三階段成礦作用疊加的產(chǎn)物，其中第三階段為新近紀深源的淺成低溫熱液型鉛鋅礦[37]，肯定了熱液作用對蘭坪盆地金屬硫化物運移、聚集等作用的重要影響。

通過對思茅盆地江城地區(qū)勐野井組黃鐵礦-石膏成因機制的研究得出，受印度板塊俯沖-碰撞活動控制，深部熱液對該區(qū)勐野井組內(nèi)原生蒸發(fā)巖有明顯改造作用并伴有金屬硫化物產(chǎn)生。思茅盆地晚白堊世以來熱液活動頻繁，多期次的熱液作用對盆地金屬成礦有積極作用，但由于對勐野井組鉀鹽沉積的改造作用，使得原生鉀鹽發(fā)生蝕變，普遍發(fā)生重結晶作用。

6 結 論

(1) 思茅盆地江城張家寨地區(qū)勐野井組內(nèi)粒狀黃鐵礦的n(S)/n(Fe)值為1.94～2.06，平均值為2.02，黃鐵礦w(Co)/w(Ni)值為3.01～10.74，變化范圍較大，指示黃鐵礦形成溫度較低且為熱液成因。

(2)思茅盆地江城地區(qū)勐野井組內(nèi)原生石膏的δ34SV-CDT值為6.6‰～10.7‰，平均值為9.48‰；黃鐵礦的δ34SV-CDT值為-8.36‰ ～ -3.36‰，平均值為-6.33‰。石膏樣品和黃鐵礦樣品的Δ34S范圍為10.40‰～19.06‰，指示該處黃鐵礦形成溫度范圍為314～336 ℃，黃鐵礦的硫來自勐野井組的石膏層。

(3)黃鐵礦是后期熱液作用于勐野井組地層石膏，使得石膏發(fā)生熱還原而形成的S2-與熱液帶來的Fe結合而成的；這些熱液活動使原生鉀鹽發(fā)生蝕變，但對金屬成礦有積極作用。

[1] WANG Licheng, LIU Chenglin,GAO Xiang,et al. Provenance and paleogeography of the Late Cretaceous Mengyejing Formation,Simao Basin,southeastern Tibetan Plateau[J]. Sedimentary Geology, 2014, 88(1):44-58.

[2] WANG L, LIU C, FEI M, et al. First SHRIMP U-Pb zircon ages of the potash-bearing Mengyejing Formation, Simao Basin, southwestern Yunnan, China[J]. Cretaceous Research, 2015, 52:238-250.

[3] 高翔, 方勤方, 姚薇,等. 云南蘭坪—思茅盆地勐野井鉀鹽礦床物質(zhì)組分對成因的指示[J]. 地球學報, 2013, 34(5):529-536.

[4] 劉群. 中國中—新生代陸源碎屑:化學巖型鹽類沉積[M]. 北京:北京科學技術出版社, 1987：1-10.

[5] 李玉英. 河北高板河黃鐵礦礦物形態(tài)及成因[J]. 河北地質(zhì)學院學報, 1994(6):523-535.

[6] METCALFE I. Palaeozoic and Mesozoic tectonic evolution and palaeogeography of East Asian crustal fragments: The Korean Peninsula in context[J]. Gondwana Research, 2006, 9(1/2):24-46.

[7] METCALFE I. Late Palaeozoic and Mesozoic tectonic and palaeogeographical evolution of SE Asia[M]//BUFFETAUT E,GUNY G,LE LOEUFF J,et al.Late Palaeozoic and Mesozoic Ecosystems in SE Asia.London:Geological Society of London Special Publications, 2009: 7-23.

[8] METCALFE I. Palaeozoic-Mesozoic history of SE Asia[M]//HALL R,COTTAM M,WILSON M.The SE Asia Gateway:History and Tectonics of Australia-Asia Collision.London:Geological Society of London Special Publications, 2011:7-35.

[9] SONE M, METCALFE I. Parallel Tethyan sutures in mainland Southeast Asia: New insights for Palaeo-Tethys closure and implications for the Indosinian orogeny[J]. Comptes Rendus Geoscience, 2008, 340(2/3):166-179.

[10] FAN W, WANG Y, ZHANG A, et al. Permian arc-back-arc basin development along the Ailaoshan tectonic zone: Geochemical, isotopic and geochronological evidence from the Mojiang volcanic rocks, Southwest China[J]. Lithos, 2010, 119(3/4):553-568.

[11] 鐘大賚. 滇川西部古特提斯造山帶[M]. 北京:科學出版社, 1998:1-20.

[12] JIAN P, LIU D, KR?NER A, et al. Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (I): Geochemistry of ophiolites, arc/back-arc assemblages and within-plate igneous rocks[J]. Lithos, 2009, 113(3/4):748-766.

[13] JIAN P, LIU D, KR?NER A, et al. Devonian to Permian plate tectonic cycle of the Paleo-Tethys Orogen in southwest China (II): Insights from zircon ages of ophiolites, arc/back-arc assemblages and within-plate igneous rocks and generation of the Emeishan CFB province[J]. Lithos, 2009, 113(3/4):767-784.

[14] XUE C, ZENG R, LIU S, et al. Geologic, fluid inclusion and isotopic characteristics of the Jinding Zn-Pb deposit, western Yunnan, South China: A review[J]. Ore Geology Reviews, 2007, 31(1/4):337-359.

[15] 曲一華，袁品泉，帥開業(yè)，等. 蘭坪—思茅盆地鉀鹽成礦規(guī)律及預測[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 1998：1-50.

[16] 劉成林. 大陸裂谷盆地鉀鹽礦床特征與成礦作用[J]. 地球學報, 2013, 34(5):515-527.

[17] 張遠志. 云南省巖石地層[M]. 武漢:中國地質(zhì)大學出版社, 1996:1-50.

[18] CHEN H, DOBSON J, HELLER F, et al. Paleomagnetic evidence for clockwise rotation of the Simao region since the Cretaceous: A consequence of India-Asia collision[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1995, 134(1/2):203-217.

[19] 代堰锫, 余心起, 吳淦國,等. 北武夷蔡家坪鉛鋅礦床硫化物特征、礦床成因類型及成礦時代[J]. 地學前緣, 2011, 18(2):321-338.

[20] 李勝榮，陳光遠，邵偉，等. 膠東乳山金礦田成因礦物學[M]. 北京:地質(zhì)出版社, 1996:1-10.

[21] 鄭智杰, 尹宏偉, 張震,等. 云南江城勐野井鹽類礦床Sr同位素特征及成鹽物質(zhì)來源分析[J]. 南京大學學報(自然科學版), 2012, 48(6):719-727.

[22] 黃智龍，陳進，韓潤生，等. 云南會澤超大型鉛鋅礦床地球化學及成因[M]. 北京：地質(zhì)出版社, 2004:1-10.

[23] 張宇, 邵擁軍, 周鑫,等. 安徽銅陵新橋銅硫鐵礦床膠狀黃鐵礦主、微量元素特征[J]. 中國有色金屬學報, 2013(12):3492-3502.

[24] 陳光遠, 孫岱生, 張立,等. 黃鐵礦成因形態(tài)學[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 1987,1(1):60-76.

[25] ECKERT T, BARNES A, DHAWAN V, et al. A revaluation of the Co/Ni ratio in pyrite as geochemical tool in ore genesis problems[J]. Mineralium Deposita, 1979, 14(3):353-374.

[26] 佟景貴, 李勝榮, 肖啟云,等. 貴州遵義中南村黑色巖系黃鐵礦的成分標型與成因探討[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2004, 18(1):41-47.

[27] 高長林, 吉讓壽，秦德余. 北大巴山地區(qū)沉積黃鐵礦的硫、鉛同位素及其構造學意義[J]. 中國區(qū)域地質(zhì), 1995，14(2):158-163.

[28] 陸紅鋒, 劉堅, 吳廬山,等. 南海天然氣水合物鉆孔自生黃鐵礦硫同位素特征[J]. 地學前緣, 2015, 22(2):200-206.

[29] 蔡春芳, 李宏濤. 沉積盆地熱化學硫酸鹽還原作用評述[J]. 地球科學進展, 2005, 20(10):1100-1105.

[30] 張建勇, 劉文匯, 騰格爾,等. TSR對氣態(tài)烴組分及碳同位素組成的影響——高溫高壓模擬實驗的證據(jù)[J]. 石油實驗地質(zhì), 2012, 34(1):66-70.

[31] 儲雪蕾, 陳錦石, 王守信. 安徽羅河鐵礦的硫同位素溫度及意義[J]. 地球化學, 1984,13(4):350-356.

[32] 胡古月, 李延河, 曾普勝. 膏鹽在金頂鉛鋅礦成礦中的作用:硫和鍶同位素證據(jù)[J]. 地質(zhì)學報, 2013, 87(11):1694-1702.

[33] 肖昌浩. 三江中南段低溫熱液礦床成礦系列研究[D]. 北京:中國地質(zhì)大學(北京), 2013.

[34] 嚴育通, 李勝榮, 賈寶劍,等. 中國不同成因類型金礦床的黃鐵礦成分標型特征及統(tǒng)計分析[J]. 地學前緣, 2012, 19(4):214-226.

[35] 帥開業(yè). 云南中、新生代地質(zhì)構造演化與蒸發(fā)巖建造[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 1987，1(2):207-229.

[36] SHEN L, LIU C, WANG L, et al. Degree of brine evaporation and origin of the Mengyejing potash deposit: Evidence from fluid inclusions in Halite[J]. Acta Geologica Sinica, 2017, 97(1):175-185.

[37] 曾普勝, 李紅, 李延河,等. 亞洲最大鉛鋅礦——三階段疊加成礦的金頂巨型鉛鋅礦床[J]. 地質(zhì)學報, 2016, 90(9):2384-2398.