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青海大场金矿田矿床成因_流体包裹体地球化学及H_O同位素的约束_夏锐

青海大场金矿田矿床成因：流体包裹体地球化学及

H－O同位素的约束*

夏锐1，2邓军1卿敏2王长明1李文良2

XIA Rui1，2，DENG Jun1，QING Min2，WANG ChangMing1and LI WenLiang2

1.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京100083

2.武警黄金地质研究所，廊坊065000

1.State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing100083，China

2.Gold Geological Institute of CAPF，Langfang065000，China

2012-10-22收稿，2013-01-14改回.

Xia R，Deng J，Qing M，Wang CM and Li WL.2013.The genesis of the Dachang gold ore field in Qinghai Province：Constraints on fluid inclusion geochemistry and H-O isotopes.Acta Petrologica Sinica，29（4）：1358－1376

Abstract The Dachang gold ore field，one of the super large ore field in the Sichuan-Shanxi-Gansu boundary region，is located in the Kekexili-Songpanganze in Late Palaeozoic-Mesozoic turbidite basin and fold and fault belt.It is controlled by an NW-trending structural and altered belt，and hosted in the Triassic carbonaceous sandstone-slate of flysch deposition.The main ore minerals are pyrite，arsenopyrite and stibnite，and gangue minerals are quartz，feldspar and calcite.The gold occurred as grained gold. Microthermometric measurements show that auriferous quartz veins in the Dachang gold ore field have three types of fluid inclusions：

NaCl-H

2O inclusions（type W）；CO

brine inclusions（type C）and pure gaseous inclusions（type PC）.The salinity values of NaCl-

O inclusions have a peak of2% 5%NaCleqv，homogenization temperature values with a peak of180 200?and metallogenic

depths are7.9 12.3km.The pure gaseous inclusions are dominanted by N

2，CO

，O

，H

O，with minor H

S.Liquid phase

composition are Ca2+，Na+，Li+，K+and SO

2－，Cl－，NO3－，F－，with minor Mg2+.They suggest that the ore-forming fluids of the Dachang gold ore field are characterized by low salinity，low to moderate homogenization temperature.H-O isotopes analyses show that

δD=－62? －106?，δ18O H

2O =3.1? 10.5?，indicating that the ore-forming fluids are composed mainly of devolatilization of

organic matter，with meteoric water.Geological and fluild features and metallogenic mechanism suggest that the Dachang gold ore field may be Carlin-like gold deposit.

Key words Carlin-like gold deposit；Fluid inclusion；H-O isotopes；Dachang gold ore field；Qinghai

摘要青海大场金矿田位于可可西里-巴颜喀拉晚古生代-中生代浊积盆地褶断带内，是川陕甘交接地区的一个超大型矿田。矿床受NW向构造破碎蚀变带控制，赋矿围岩为三叠系炭质砂板岩，矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂和辉锑矿，脉石矿物主要为石英、长石和方解石。金的赋存状态以微细粒金为主。大场金矿田矿石中流体包裹体主要为盐水溶液包裹体(W型)、少量的含CO2包裹体(C型)和富CO2包裹体(PC型)组成。成矿流体具有中低温(180 200?)、低盐度(2% 5%NaCleqv)、成矿深度为7.9 12.3km的特征。气、液相成分测定显示气相成分以N2、CO2、O2、H2O为主;液相成分中阳离子以Ca2+、

Na+、Li+、K+为主，阴离子以富SO

42－、Cl－、NO3－、F－为特点，成矿流体属Ca2++Na++SO

2－型，有机碳参与了流体成矿作

用。氢氧同位素组成分别为δD=－62? －106?，δ18O H

=3.1? 10.5?，说明成矿流体主要为建造水，也有岩浆流体的加入。根据大场金矿田成矿地质背景、流体特征及演化和成矿的构造背景和机制，本文首次提出大场金矿为类卡林型金矿，为研究该区金矿成矿作用提供了参考。

关键词类卡林型金矿;流体包裹体;H-O同位素;大场金矿田;青海

中图法分类号P618.51

1000-0569/2013/029(04)-1358-76Acta Petrologica Sinica岩石学报

*本文受国家重点基础研究发展计划（973）项目（2009CB421008）、北京市优秀博士学位论文指导老师科研项目（20111141501）和武警黄金指挥部专项基金项目（HJ12-03）联合资助．

第一作者简介：夏锐，男，1988年出生，硕士生，助理工程师，现主要从事金矿地质研究工作，E-mail：xiaruiren@126．com．

青海大场金矿田属北巴颜喀拉成矿带金矿矿集区之一，是矿集区内一超大型金矿田。矿田内已发现多个大、中型金矿床和矿化点，如大场、扎家同哪、加给龙洼、稍日哦、大东沟、扎拉依（胡正国等，1998；张昆宏，2010；赵俊伟等，2007）等。2011年，研究区新增金资源量40t，总资源量达到220t。前人的研究重点集中在大场金矿床（张德全等，2001，2007；丰成友等，2003，2004a，b；赵财胜等，2005；韩英善等，2006；赵俊伟等，2007），取得了一定的成果和认识，但是仍然存在着明显的不足，尤其是矿床成因存在较大的争议。大部分学者根据矿床产出的构造背景认为其属于造山型金矿床（丰成友等，2003，2004a；赵财胜等，2005；张德全等，2001，2005，2007；丁清峰等，2010），另外一些学者根据矿石中的金赋存状态，认为其类型为卡林型金矿（韩英善等，2006；Inter-Citic Mineral Inc，2003①）。故本文拟通过矿田尺度对青海大场金矿田流体包裹体地球化学和H-O同位素研究，揭示导致大规模金富集的成矿流体组成、来源及其演化，进而探讨成矿元素的淀积机理，讨论矿床的成因类型，为深入认识该矿田的成矿机制和分布规律提供依据。

1区域地质

大场金矿田大地构造位于可可西里-巴颜喀拉晚古生代-中生代浊积盆地褶断带内（图1a）（李荣社等，2008；陈守建等，2011），是川陕甘“金三角”地区在扬子陆块周边的一个超大型矿田（欧阳玉飞等，2011；丁清峰等，2010）。

区域地层主要有二叠系布青山群马尔争组变砂岩

（P

1m1）和灰岩（P

m2）、三叠系巴颜喀拉山群变砂岩夹板岩

（TB

1）和板岩夹变砂岩（TB

）、第三系、第四系陆相河湖沉积

物。其中，二叠-三叠系主要为海相沉积，比较连续，尤以海相三叠系最具特色，著名的巴颜喀拉山群横贯全区，分布广泛，厚度巨大（＞6160m）（陈守建等，2011），也是区域内最主要的赋矿地层。

区域岩浆活动较弱，岩浆岩分布零星，以晚印支期中酸性钙碱性系列、I型花岗岩最为发育，侵入年龄为：SHRIMP U-Pb年龄218 197Ma，锆石207Pb/206Pb年龄216 221Ma，锆石U-Pb年龄228Ma（沙淑清等，2007；陈文和Arnaud，1997；陈守建等，2011），与巴颜喀拉俯冲、碰撞造山的构造岩浆事件发生时间（243 223Ma）相一致（陈文和Arnaud，1997；李海兵等，2001；许志琴等，2012），也与川陕甘“金三角”地区卡林-类卡林金矿成矿省成矿时间（220 100Ma）相吻合（陈衍景等，2004a；李晶等，2007）。火山岩主要赋存于二叠系、三叠系中，多为钠质型钙碱性系列，显示活动大陆边缘（或岛弧）构造环境（陈守建等，2011），其构造背景与分布于大陆边缘地区的美国卡林型金矿床相似（Kerrich et al．，2000；陈衍景等，2004b）。虽然岩浆活动微弱，但地球物理资料显示深部有隐伏岩体存在（孙丰月，2003②）。大场金矿矿石中绢云母40Ar-39Ar法年龄测定成矿年龄218.6?3.2Ma（张德全等，2005）和含金石英脉Pb-Pb年龄187Ma（青海省地质矿产勘查开发局，2011③），显示大场金矿田大规模成矿作用与巴颜喀拉的构造演化有密切关系，这与我国滇黔桂卡林型矿集区的成矿时代与地质演化相似（刘学飞等，2008）。

大场金矿田位于北巴颜喀拉构造带（图1）。褶皱构造以印支期变形为主，断裂构造依其展布方向可分为北西西向和北东向两组，以北西西向断裂为主（昆南断裂、甘德-玛多断裂、玛多断裂、玛多南断裂），该断裂形成早，规模大，具多期复合的特点，性质为北倾深大逆断层，具有明显的控岩、控矿作用；北东向断裂多属平移断层，形成时间晚，规模大小不一。

2矿床地质

矿区位于阿棚鄂里曲背斜构造南西和甘德-玛多深大断裂带内。大中型矿床主要有大场金矿、扎家同哪金矿、加给龙洼金矿和大场砂金矿（图1）。

矿区出露地层有三叠系巴颜喀拉群和第四系。岩金矿床赋存于三叠系巴颜喀拉群，砂金矿床赋存于第四系，砂金矿与岩金矿有明显的空间对应分布特点（张昆宏，2010），符合矿床中出现明金的事实。三叠系巴颜喀拉群主要为砂泥质类复理石沉积，主要为泥、砂质碎屑岩夹砾质岩和少量碳酸盐岩，局部地段有基性火山岩，砂岩局部含铁较高，板岩含炭或局部含炭质较高，以及部分板岩和砂岩富含黄铁矿（青海省地勘局，2003④），这些特征与内华达卡林型金矿的赋矿围岩特征（Strenger et al．，1998；Emsbo et al．，1999，2003）相一致（陈衍景等，2004b）。据胡继春等（2010）研究，变砂岩、粉砂质板岩和泥质板岩的金丰度分别为73.52?10－9、10.7?10－9和22.67?10－9，显著高于矿区背景值3.74?10－9，并分布一系列Au-Sb-As-Hg组合异常（徐文艺等，2001），总体构成了元素的高背景场（张德全等，2001），有利于大型、超大型卡林型金矿床的形成。

矿区缺乏具有规模的岩浆侵入体，仅在扎日加-琼走一带，出露规模不大，呈岩脉、岩株状产出，岩性为中粗粒二长花岗岩，K-Ar年龄为188 189Ma（青海省地质调查院，2005a⑤），表明为成矿期后岩浆活动。虽然与美国卡林-类卡林金矿区有侵入体和火山岩发育特征不同，但与我国陕甘川地区卡林-类卡林金矿成矿省特征相一致（陈衍景等，2004b）。

9531

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

①

②③

④⑤Prepared for Inte-Citic minerals Technologies Inc．2003．Dachang Gold Property in Qumalai County，Qinghai Province，People's Republic of China

孙丰月．2003．新疆-青海东昆仑成矿规律和找矿方向综合研究青海省地质矿产勘查开发局．2011．青海省金矿资源潜力评价成果报告

青海省地勘局．2003．青海省三轮区划报告

青海省地质调查院．2005a．青海省曲麻莱县大场金矿评价报告-青海曲麻莱县大场-加给龙洼地区区域地质矿产图

图1青海大场矿田地质简图（据青海省地质调查院，2004①；Prepared for Inte-Citic minerals Technologies Inc．，2003修改）

1-第四系、第三系泥、砂砾岩；2-巴颜喀拉山群变砂岩；3-巴颜喀拉山群变砂岩夹板岩；4-布青山群灰岩；5-布青山群变砂岩；6-中粗粒二长花岗岩；7-辉长岩；8-断裂；9-地质界线；9-金矿点；10-砂金矿点；11-铜矿点

Fig．1Simplified geological map of Dachang ore field in Qinghai Province

1-mudstone and sandy conglomerate of Tertiary-Quaternary；2-metasandstones of Bayankala group；3-metasandstone and slate of Bayankala Group；4-limestone of Buqingshan Group；5-metasandstone of Buqingshan Group；6-medium-coarse adamellite；7-gabbro；8-fault；9-gold occurrence；10-sand gold occurrence；11-Cu mining occurrence

矿体赋存于深大逆断层甘德-玛多断裂的次级断裂破碎蚀变带中，且矿体严格受破碎蚀变带控制，沿走向具有波状弯曲、膨大缩小、分支复合及分叉现象，倾向稳定，矿体平面上呈舒缓波状（图2a），上为脉状、似层状（图2c、图3a，b）。矿田内主要矿床的地质特征见表1，它们除赋存的地层不同外，其他特征几乎完全一致。

矿区内矿石类型主要为硫化物-蚀变破碎岩型，以硫化物-角砾岩型、硫化物-千枚岩型和硫化物-糜棱岩型为主，硫化物-千枚岩型、硫化物-粉砂岩型、硫化物-板岩型次之。围岩蚀变多表现为硅化、绢云母化、泥化及碳酸盐化（图3g-i），其中绢云母化、硅化与金锑矿化关系最为密切。矿体与围岩界限清楚，围岩岩性单一，矿体上下盘岩性多为板岩类和砂岩类，且破碎带的长度和宽度基本框定了矿体的长度和宽度。

矿石经光谱半定量和化学多项分析表明，矿石中砷碳铁

0631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）①青海省地质调查院．2004．曲麻莱县大场金矿评价报告

图2青海大场矿区地质-构造简图

（a）-大场金矿区地质略图（张德全等，2007）；（b）-3-18号矿体褶皱控矿地质平面图（张德全等，2007）；（c）-135号勘探线剖面图（据青海省地质调查院，2004修编）.1-三叠系变砂岩；2-三叠系砂岩；3-三叠系板岩；4-矿体

Fig．2Simplified geological map of Dachang gold ore field in Qinghai Province

（a）-sketch geological map of the Dachang gold ore field（Zheng et al．，2007）；（b）-geological sketch map of No.3-18ore body，showing the ore-controlling fold（Zheng et al．，2007）；（c）-schematic geological section along No.135exploration line in the Dachang gold deposit.1-Triassic metasandstone；2-Triassic sandstone；3-Triassic slate；4-orebody

表1大场金矿田矿床地质特征对比

Table1Contract of geologic feature on deposits in the Dachang ore field

矿床大场金矿区扎家同哪金矿区加给龙洼金矿区

地理位置东经96?14' 96?21'、北纬35?14'

35?19'

东经96?14' 96?21'、北纬35?14'

35?19'

东经96?15' 96?21'、北纬35?14' 35?19'

地层三叠纪巴颜喀拉山群变砂岩（TB2）三叠纪巴颜喀拉山群变砂岩（TB2）三叠统巴颜喀拉群变砂岩夹板岩（TB1）构造甘德-玛多的深大断裂北侧（下盘）甘德-玛多的深大断裂北侧（下盘）甘德-玛多的深大断裂北侧（上盘）

含矿岩性蚀变长石砂岩、粉砂岩夹粉砂质板

岩、泥钙质板岩

蚀变长石砂岩、粉砂岩夹粉砂质板岩

蚀变长石砂岩、粉砂质、泥质板岩、千枚状

板岩

矿体特征矿体走向北西西向，倾向南矿体走向北西西向，倾向南西矿体走向北西西向，倾向北

矿化蚀变黄铁矿化、毒砂矿化；硅化、绢云母化

发育

黄铁矿化、毒砂矿化；硅化发育

黄铁矿、毒砂、辉锑矿；硅化、绢云母化、碳

酸岩化、高岭土化

矿石类型硫化物-蚀变碎裂岩型硫化物-蚀变碎裂岩型硫化物-蚀变碎裂岩型

矿石矿物黄铁矿、毒砂为主，少量辉锑矿，偶见

黄铜矿、方铅矿，见明金

黄铁矿、毒砂为主及少量辉锑矿见

明金

黄铁矿、辉锑矿、毒砂、褐铁矿、雄黄、雌黄

及少量的孔雀石、黄铜矿钛铁矿等，未见

明金

脉石矿物石英、长石、方解石、砂板岩屑石英、长石、方解石、砂板岩屑石英、长石、方解石、绿泥石、高岭土矿石结构粒状、碎裂、交代粒状、碎裂粒状、碎裂、穿插

矿石构造浸染状、角砾状浸染状、网脉状、星点状浸染状、网脉状、角砾状

Au赋存状态显微、超显微金于矿物的裂隙、晶格

中，与黄铁矿、毒砂关系密切

显微金，与黄铁矿、毒砂关系密切

包裹在矿石中，与黄铁矿毒砂及辉锑矿关

系密切

硫含量较高（青海省地质调查院，2005b①）。矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂、辉锑矿（图3c-e），脉石矿物为石英、长石、绢1631

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

①青海省地质调查院．2005b．青海省曲麻莱县大场金矿评价报告

图3大场金矿田野外、手标本及镜下照片

（a）-矿体全景；（b）-炭质板岩；（c）-含金石英脉；（d）-石英黄铁矿脉；（e）-毒砂矿化；（f）-自然金；（g）-褐铁矿化；（h）-绢云母化；（i）-绿泥石化

Fig．3Photographs of field work，specimen and microphotographs form Dachang gold deposits

（a）-ore body；（b）-carbonaceous slate；（c）-auriferous quartz vein；（d）-quartz-pyrite vein；（e）-arsenopyrite mineralization；（f）-native gold；（g）-ferritization；（h）-sericitization；（i）-chloritization

云母和方解石等。自然金、黄铁矿、毒砂呈自形-半自形分散于脉石矿物中（图3e）。矿石呈粒状、碎裂、碎斑结构，浸染状、角砾状构造。自然金和金矿赋存于毒砂、黄铁矿和蚀变岩中，自然金（粒度0.74 2mm）约占21%，小于0.74mm和不可见的金占79%（赵财胜等，2009），总体而言，金矿石中有大量的金是以显微、超显微（＜0.02mm）金存在于矿石矿物裂隙及晶格中，且自然金多以次显微金形式存在于金属矿物中，但矿区内发现明金（图3f），其粒度可达2 5mm。

根据野外与镜下观察的矿物共生组合及其生成顺序，将大场金矿田热液成矿过程划分为三个成矿阶段：早成矿阶段

2631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）

图4青海大场金矿田石英中的流体包裹体照片

Fig．4Photomicrgraphs of fluid inclusions in the Dachang gold orefield

石英-绢云母-黄铁矿组合（Ⅰ）、主成矿阶段金-石英-黄铁矿-毒砂-（辉锑矿）组合（Ⅱ）、晚成矿阶段以发育透明度较高的石英-碳酸盐为特征（Ⅲ），本文重点对主成矿阶段（Ⅱ）进行了流体包裹体地球化学研究，其中成矿（Ⅰ）、（Ⅲ）阶段数据引至赵财胜等（2005）。

3样品和测试

本文研究样品主要采自大场、扎家同哪和加给龙洼3个矿床，其中大场3件、扎家同哪8件和加给龙洼2件。样品为主成矿阶段（Ⅱ）的黄铁矿-毒砂-石英脉矿石。

显微测温分析是在中国地质大学（北京）地质过程与矿产资源国家重点实验室流体包裹体实验室英国Linkam THMS600型冷热台上完成，测试温度范围是－196 +600?，在－120 －70?测试精度为?0.5?、－70 +100?范围的测试精度为?0.2?、＞100?时的测试精度为?2?，并利用美国FLUID INC公司的人工流体包裹体标准样品进行温度标定。测试过程中采用Wilkinson（2001）总结的冷冻-加热法来记录相变温度点，升温速率一般为0.2 5?/min，含CO

包裹体相转变点附近的升温速率为0.2?/ min，水溶液包裹体相变点附近的升温速率为0.2? 0.5?/min，基本保证了相转变温度的准确性。利用流体包裹体计算程序MacFlincor（Brown and Hagemann，1995）对测试结果进行了数据计算。根据Hall et al．（1988）提出H2O-NaCl体系盐度-冰点公式求得水溶液包裹体盐度，根据CO2笼合物熔化温度和盐度关系表（Collins，1979），获得H2O-NaCl-CO2包裹体水溶液相盐度；利用含CO2包裹体均一温度和CO2相密度关系图解（Shepherd et al．，1985）推算出CO2相的密度。

群体包裹体成分测试的样品为人工挑选的纯度大于99%的石英颗粒，粒度在0.2 0.5mm，样品挑选工作由廊坊市宇能岩石矿物分选技术服务有限公司完成。包裹体中气液相成分分析在地科院矿产资源研究所进行，气相成分测试仪器为日本岛津公司GC2010气相色谱仪和澳大利亚SGE 公司热爆裂炉，液相成分测试仪器为日本岛津公司Shimadzu HIC-SP Super离子色谱仪，GC-2010型气相色谱仪最低检出限1?10－6；HIC-SP Super型离子色谱仪最低检出限阴离子为1?10－9，阳离子为1?10－6。

氢、氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所完成。流体包裹体氢同位素用爆裂法取水，铬法制氢（万德芳等，2005）；氧同位素用BrF5法。氢、氧同位素采用MAT253质谱计测定，氢、氧同位素采用的国际标准为SMOW。氧同位素分析精度为?0.2?，氢同位素分析精度为?2?。根据

3631

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

石英中流体包裹体的均一温度和矿物-水氧同位素分馏方程，计算出流体的δ18O H

值。流体的均一温度取其平均值，石英与水的氧同位素平衡公式采用以下公式（Clayton et al．，

1972）：103lnα

quart-H2O

=3.42?106T－2－3.40。

4流体包裹体特征及显微测温

4.1岩相学

显微镜下不同蚀变带岩石及各成矿阶段脉体石英中均含有较丰富的流体包裹体，根据Roedder（1984）和卢焕章等（2004）提出的流体包裹体在室温及冷冻回温过程中的相态变化，可将成矿期的流体包裹体分为三种类型：水盐溶液包裹体（W型）、含CO2包裹体（C型）和富CO2包裹体（PC 型）。

（1）水盐溶液包裹体（W型）。室温下由气液两相（V

H2O +L

H2O

）组成。约占包裹体数的90%左右，包裹体形态为负晶形、椭圆形、长条形或不规则形（图4a），长轴2 16μm，个体变化较大。存在包裹体的泄漏现象（图4d）

（2）含CO

包裹体（C型）。根据相态进一步分为C1和

C2亚型。C1亚型常温下呈两相V

CO2+H2O +L

H2O

，包裹体形态

为椭圆形或不规则形，其中L CO

2+V

CO2

占包裹体总体积20%

50%不等。C2亚型常温下呈三相L

H2O +L

CO2

，包裹

体形态为椭圆形、不规则形、长条形等（图4b），包裹体长轴长一般为8 40μm，多数在12 15μm之间。

（3）富CO

包裹体（PC型）。几乎全部由CO2充填，包裹体形态为椭圆形和不规则形，富CO2包裹体气液体积比一般为75% 95%。包裹体总体颜色较暗，中心透明（图

4c）。其分布特征与含CO

三相包裹体极为相似，并常与其共生。其均一温度相近，这反映出该期流体在被捕获时可能有不混溶现象发生（Ramboz et al．，1982；Roedder，1984；Shepherd et al．，1985；卢焕章等，2004；胡芳芳等，2008）。

由上可见，早成矿阶段包裹体类型复杂，以W型为主，C 型、PC型为次（赵财胜等，2005）；主成矿阶段包裹体主要为W型，出现个别的C型和PC型；晚阶段为W型（赵财胜等，2005）。总之，大场金矿田流体包裹体主要为水盐溶液包裹体，少量含/富CO2包裹体。

4.2显微测温结果

对大场金矿田不同成矿阶段代表性样品（12件）中各类流体包裹体进行了详细的显微测温，其中早阶段的数据（2件）和晚阶段数据（1件）引用（赵财胜等，2005）、主阶段的数据（9件）结果见表2、图5，现分述如下。

（1）成矿早阶段包裹体W型、C型和PC型

早成矿阶段包裹体类型复杂，以W型为主，C型、PC型为次。

W型包裹体：冰点温度分布于－5.2 －0.8?之间，盐度集中为6% 8%NaCleqv，均一温度分布于165.4

图5石英中流体包裹体均一温度和盐度直方图

Fig．5Histograms of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in quartz

249.5?之间，集中在于240 250?。

C型包裹体：部分均一温度分布于23.6 29.6?之间，集中在于24 28?，均一温度分布于218.2 304.5?之间，集中在于240 260?；

PC型包裹体：部分均一温度分布于19.2 25.5?，集中在于22 23?。

（2）成矿主阶段包裹体W型

冰点温度分布于－0.1 －6.2?之间，盐度最大值为9.47%NaCleqv，最小值为0.18%NaCleqv，平均为3.91% NaCleqv，集中于2% 4%NaCleqv；均一温度为117 354?，集中在180 200?。

（3）成矿晚阶段包裹体（W型）

均一温度为152.2 207.8?，集中在160 180?，盐度为2.8% 8.81%NaCleqv，集中在2% 4%NaCleqv。

图5表明从早成矿期到成矿晚期，均一温度逐渐降低，同时显示了成矿流体具有中低温、低盐度的特征，符合卡林型金矿床的一般特征（刘家军等，2007；刘东升等，1994；张静等，2002；刘学飞等，2008）。

4.3成矿流体压力和深度估算

早期富含CO2流体的存在表明流体捕获时压力较高，此

4631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）

表2大场金矿田流体包裹体显微测温结果（?）

Table2Microthermometric data on fluid inclusions in the Dachang ore field（?）

成矿阶段样品号个数类型T m，clath T h，CO2T m，ice T h，TOT

早阶段

DC02-W1

DC12-W212W－4.2 －1.2162.8 225.9①2C8 8.127.6 29.6218.2 304.5①6PC8.5 9.922.4 29.6273.0 323.5①7W－5.0 －3.7228.9 249.5①7C5 6.319.2 27.5239.4 298.7①2PC 5.5 5.719.2 20.1

主阶段DC11-W411W－6.2 －4223.6 314.7①DC18-W226W－4.1 －0.9174.3 325①DCH-2-126W－3.5 －0.5168.0 329.0 DCH-312W－3.5 －1.3180.0 205.0 ZHJ-312W－3.5 －0.4185.0 354.0 ZHJ-4-210W－2.1 －0.9202.0 345.0 ZHJ-515W－2.2 －0.9151.0 377.0 JGLW-113W－3.3 －2.4159.0 209.0 JGLW-211W－2.5 －0.8117.0 229.0

晚阶段DC14-W215W－5.7 －2.7152.2 207.8①

注：T m，CO2-固相CO2的熔化温度；T m，clath-笼合物的融化温度；T h，CO2-CO2部分均一温度；T m，ice-冰点；T h，TOT-完全均一温度；DC-大场金矿；ZHJ-扎家同哪金矿；JGLW-加给龙洼金矿．①数据来源据赵财胜等，2005；其余为本文

表3大场金矿田包裹体气相成分（?10－6）

Table3Gaseous composition（?10－6）in fluid inclusions of the Dachang gold ore field

样品号CH4C2H2+C2H4C2H6CO2H2O O2N2CO DCH-20.2850.7480.049512115257125869.2 DCH-2-10.580 1.0140.0482*******.027325.0 DCH-30.0930.2970.00911753.485.73920 ZHJ-4-10.2400.3040.00957419835432559.3 ZHJ-30.0670.2300.01086.470.769.3314 2.89 ZHJ-50.1210.2710.00929994.228624127.0 ZHJ-6-10.0670.162微量75.745.494.23900 JGLW-10.0490.109微量57.746.881.03290 JGLW-20.0830.148微量95.914975.43180

注：中国地质科学院矿产资源研究所使用日本岛津公司GC2010气相色谱仪测试

表4大场金矿田包裹体液相成分（?10－6）

Table4Aqueous composition（?10－6）in fluid inclusions of the Dachang gold field

样品号Li+Na+K+Mg2+Ca2+F－Cl－NO2－Br－NO3－SO42－DCH-20.095 4.344 1.5320.07519.330.415 2.19700 1.436 6.962 DCH-2-10.312 5.9410.490.04321.640.497 3.64100 2.4210.92 DCH-30.301 6.0190.8190.07826.600.362 2.95800.133 2.0739.339 ZHJ-30 2.6970.6590.04118.030.238 1.3840.0150 1.931 6.154 ZHJ-4-10.306 2.9330.5380.0149.0310.102 1.09600 1.96712.56 ZHJ-50.071 3.4160.5640.0418.4910.201 2.6690.0240 2.4467.632 ZHJ-6-107.831 1.3340.0826.810.834 3.80700.16 2.51612.07 JGLW-10 5.148 1.1340.03714.88 3.351 2.44500 1.1347.409 JGLW-20 5.0070.5760.05726.850.747 4.03900.078 1.93414.00

注：中国地质科学院矿产资源研究所使用日本岛津公司Shimadzu HIC-SP Super离子色谱仪测试

时的构造主要以压扭性的为主，到主成矿期压扭性构造向张性构造转变，压力得到释放，导致流体压力下降，这对金的沉淀有重要意义（MacDonald and Ohle，1984；Robert and Kelly，1984）。

5631

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

图6主成矿阶段成矿流体气相成分协变图

Fig．6Covariation diagrams of gas composition CH

4，CO

，O

，N

and H

根据显微测温数据，利用流体包裹体数据处理MacFlincor程序（Bakker，1999）计算获得主成矿阶段流体压力（均一压力）为94 220MPa，平均130MPa。

孙丰月等（2000）将Sibson（1994）的断裂带流体垂直分带规律引入到脉状热液金矿床成矿深度的计算公式：当40MPa≦P≦220MPa时，H=0.0868/（1/P+0.00388）+2（P为流体压力（MPa），H为成矿深度（km））。大场金矿田严格断裂控矿特点符合该公式的适用条件。求得成矿深度范围为7.9 12.3km，平均9.5km，属于中深范围。

4.4流体包裹体成分

包裹体是解译成矿作用的密码，被喻为成矿溶液的原始样品（何知礼，1982），可以确定流体系统的演化（Vapnik，2002）。表3、表4列出了主成矿阶段色谱仪测试的石英样品群体包裹体气液相成分，显示出如下特征。

4.4.1气相成分

流体包裹体气相成分以N2、CO2、O2、H2O为主；其中N2平均为427?10－6、CO2平均为232?10－6、O2平均为149?

10－6、H

2O平均为110?10－6、CO平均为20.4?10－6、C

平均为0.365?10－6、CH4平均为0.176?10－6、C2H6

平均为0.022?10－6。

主成矿阶段成矿流体气相成分协变图（图6）表明，除CH

与H2O呈现良好的线性关系（R2=0.6336）外，CO2、O2、

与H2O之间的线性关系均较差（R2＜0.6）。假如CH4-

O的良好线性关系是由相分离造成的，相分离将同样造成其它气体与H2O之间的线性相关关系，因为这些气体在相分离过程中倾向于与CO2共同分馏到气相中，那么各气体组分与H2O之间应成相近或一致的变化关系，即线性拟合程度应很好（Liu et al．，2003；李新俊和刘伟，2002；高文亮和詹国年，2006）。图6说明本矿床成矿流体中各气相组分并非从相同的相态下分离形成，而是由流体在迁移过程中混入外来流体（王巧云等，2007），致使不同比例气相组分的加入而造成的。

主成矿阶段样品均含有C2H6，指示有机碳或有机质参与了流体成矿作用，与大场金矿田赋矿围岩含碳量相对较高的特点相吻合，很大程度上排除了岩浆热液主导成矿流体系统的可能性（李晶等，2007）；且C2H6的形成往往与还原环境

（李永胜等，2011）有关，丰富的CO

的出现可能与深部地壳甚至地幔流体的参与有关（孙晓明等，2010），且X（H2O）/X

（CO

）值较高（平均1.33）也证实了有岩浆热液参与成矿（李士辉等，2011）。有机组分可与金形成有机化合物和螯合物（Boyle，1984），增强了热液活化迁移岩石中的金属成矿元素的能力（卢焕章和郭迪江，2002），有利于金迁移、富集，而形成超大型矿床。

4.4.2液相成分

液相成分中阳离子含量从高到低顺序依次为Ca2+、

Na+、Li+、K+，阴离子以富SO

2－、Cl－、NO

－、F－为特点。其中液相成分中阳离子含量Ca2+平均为19.07?10－6、Na+平均为4.818?10－6、Li+平均为0.121?10－6、K+平均为0.85

?10－6、Mg2+平均为0.052?10－6；阴离子含量SO

2－平均为

9.673?10－6、Cl－平均为2.693?10－6、NO

－平均为1.984?10－6、F－平均为1.861?10－6、Br－平均为0.041?10－6、

－平均为0.004?10－6。表明大场金矿田成矿流体属于

Ca2++Na++SO

2－型。

6631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）

主成矿阶段包裹体溶液X（Na+）/X（K+）值变化范围为2.836 12.124，按照Roedder（1984）的研究成果，岩浆热液的X（Na+）/X（K+）＜1，变质热液X（Na+）/X（K+）≈1，而与沉积岩或地下热卤水有关的成矿流体较高，通常大于1。说明大场金矿田流体中有与沉积岩或地下热卤水有关的成矿流体的介入，这与赋矿围岩泥炭质砂板岩相符合。

主成矿阶段包裹体溶液X（F－）/X（Cl－）值集中在0 0.2之间。X（F－）/X（Cl－）较小时成矿常反映其地下热卤水或大气降水成因（卢焕章等，1990）。再次验证了成矿流体中有地下热卤水的加入。

溶液中SO42－代表了流体包裹体中的所有含硫物相，如S2－，HS－和SO

2－等（陈衍景等，2004b）。成矿流体中高的

2－浓度是岩浆水存在的有效证据（姜耀辉等，1994），大场金矿田成矿流体中SO42－含量普遍偏高，表明了成矿流体中岩浆热液的存在（李龚建等，未发表），这与深部有隐伏岩体的存在和后文中H-O同位素图解有两个点落入岩浆水区域相一致。

5H-O同位素地球化学

不同来源流体的同位素组成有明显的差异（White，1974），把成矿流体的同位素组成与已知流体源区的同位素组成进行对比是判断成矿流体来源的重要方法（宋国学等，2010）。本文收集了国内外典型造山型金矿和卡林型金矿石英脉成矿流体的H-O同位素数据，统一采用Clayton et al．

（1972）石英与水之间的氧同位素分馏方程计算石英δ18O

H2O 值。在δD-δ18O同位素图解（图7）上造山型金矿与卡林型金矿石英脉成矿流体的H-O同位素有两个明显的集中区，对成矿流体的来源和矿床成因的判别有一定的指导意义。

如表5所示，对大场金矿田主成矿阶段（Ⅱ）的黄铁矿-毒砂-石英脉流体包裹体进行了氢、氧同位素分析。从表中可见，大场金矿田中石英流体包裹体水的δD变化较大，为

－62? －106?，石英矿物δ18O

石英

为16.5? 19.7?。根据石英与水之间的氧同位素分馏方程计算的成矿流体的δ18

H2O

=3.1? 10.5?。

在δD-δ18O同位素图上（图7），大场金矿田样品中多数点落在建造水范围内，暗示成矿流体主要来自沉积建造水（或称沉积热卤水），与丰成友等（2004b）研究相一致。且处于中国造山型金矿与卡林型金矿氢氧同位素集中区域之间，表明大场金矿田与卡林型金矿和造山型金矿可能有一定的成因关系或为过渡中间产物（李晶等，2007，2008；朱赖民等，2009）。其中有两个点落入岩浆水范围内再次表明了成矿流体中岩浆热液的加入。

δ18O

石英

为16.5? 19.7?，与低级变质作用的千枚岩或片岩的δ18O（11? 13?）和浅变质岩中石英的δ18O（13? 15?）（郑永飞和陈江峰，2000）值要高，

主要原因是围岩

图7大场金矿田石英脉流体δD-δ18O同位素组成图

图中不同成因水的δD-δ18O同位素组成据Sheppard（1986）；造

山型金矿资料据：1-胶东地区（Fan et al．，2003；张连昌等，2002；辛洪波，2005；侯明兰等，2007；郭春影等，2008；郭春影，2009；陆丽娜等，2011；薛琮一，2011）；2-小秦岭地区（徐九华等，1997；王义天等，2005；陈莉，2006；简伟，2010；赵海香，2011；范寿龙等，2012）；3-东昆仑地区（丰成友等，2004b；沈鑫，2012；王冠，2012）；4-三江地区（Sun et al．，2009；葛良胜等，2007；石贵勇等，2010；梁业恒等，2011）；卡林型金矿资料据：

5-滇黔桂地区（苏文超，2002；陈本金等，2010；韩雪等，2011；）；

6-陕甘川地区（付绍洪和王苹，2000；冯建忠等，2004；朱赖民等，2009；张玙，2011）

Fig．7Plot ofδD versusδ18O for ore forming fluids from the Dachang gold ore field

地层主要由高18O的岩石类型（石英砂岩，粉砂岩夹粉砂质板岩）组成。总之成矿流体主要来自三叠系的沉积地层，即含矿建造（陈衍景等，2004a），有部分岩浆热液的加入。

6矿床成因讨论

6.1成矿流体特征及演化

流体是热能的载体，也是不同存在形式矿质的载体（Wilkinson，2001），热液脉型矿床的成矿过程实质上就是流体作用的过程（邓军等，2000；Deng et al．，2011），包裹体类型、组成和均一温度等能反映成矿流体的演化规律（胡芳芳等，2005）。大场金矿田流体从早到晚发生了一系列规律性的变化，如包裹体的类型，由Ⅰ阶段水盐溶液包裹体为主，含CO

包裹体、富CO2包裹体次之，经Ⅱ阶段水盐溶液包裹体为主，出现个别的含CO2包裹体和富CO2包裹体，至Ⅲ阶段水盐溶液包裹体。均一温度逐渐降低，由Ⅰ阶段240 250?，经Ⅱ阶段180 220?，至Ⅲ阶段160 180?；盐度逐渐降低，从Ⅰ阶段至Ⅲ阶段依次为6% 8%NaCleqv，2%

6%NaCleqv和2% 4%NaCleqv。气相成分主要为N

、CO

、

、H

O，液相成分主要为Ca2+、Na+、SO

2－、Cl－。总体上讲，成矿流体为Ca2++Na++SO42－体系，属中低温、低盐度流体。这与已知卡林型金矿化集中区之一的川陕甘“金三角”

7631

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

表5大场金矿田成矿流体氢氧同位素组成

Table5Plot ofδD vs.δ18O for ore fluids from Dachang gold ore field

矿床样品号样品

名称

δ18D W

（?）

δ18O V-MOW

（?）

δ18O H

（?）

T（?）

资料

来源

大场

DCH-2

DCH-2-1

DCH-3

Dc-2

Dc-3

Dc-5

石英

－92.0

－104.0

－106.0

－72.0

18.0

16.5

18.7

18.6

19.7

17.4

8.5

7.0

6.2

5.5

8.0

8.9

238.0

188.0

180.0

200.0

260.0

本文

丰成友等，

2004b

扎家同那

ZHJ-3石英－62.016.69.5295.0本文ZHJ-4-1石英－103.017.79.4265.0本文ZHJ-5石英－93.017.29.1270.0本文ZHJ-6-1石英－99.018.310.5276.7本文

加给龙洼JGLW-1石英－106.017.6 4.6181.0本文JGLW-02石英－92.017.1 3.1167.0本文

注：δ18O H

2O 为计算值，103lnαquart-H

=3.42?106T－2－3.40

（Clayton et al．，1972）

地区在扬子陆块周边金矿床的成矿流体性质相似（卢焕章等，2004）。

6.2成矿构造背景及机制

大场矿石中绢云母40Ar-39Ar法年龄测定（张德全等，2005）成矿年龄为218.6?3.2Ma，证明大场金矿田形成于晚印支期。研究表明，巴颜喀拉造山带属于印支-燕山期的大陆碰撞造山带（任纪舜和肖黎薇，2004；许志琴等，2007a，b，2012），且东昆仑韧性断裂形成于236.8Ma（姜春发等，1992），20Ma之后，韧性应变向脆性应变转化（Arnaud et al．，1995），巴颜喀拉发生走滑型褶皱造山是与东昆仑走滑断裂有成因联系的古特提斯斜向碰撞的产物（李海兵等，2001；许志琴等，2012），如此以来，大场金矿田属于典型的同碰撞造山期形成的超大型矿田，显示了大场金矿田与区域内中生代构造体制转折作用有关。

碰撞造山作用的挤压伸展转变期就是大规模成矿时期，其内矿床往往受控于脆性-韧性变形的转变带或转变期（邓军等，1998；陈衍景，2006）。表现在成矿的早期到晚期阶段由水盐溶液包裹体，少量含/富CO2包裹体，经水盐溶液包裹体，个别含/富CO2包裹体，至水盐溶液包裹体，由于流体的演化也经历了脆性-韧性变形的转变带或转变期所导致的挥发份逃逸（Wilkinson，2001；陈衍景等，2007）。加之沸腾包裹体组合的存在（赵财胜等，2005；丁清峰等，2010），表明主阶段流体压力交替于静岩压力与静水压力系统之间（李晶等，2007），是赋矿断裂的断层阀作用（Sibson et al．，1988）的结果。也说明了大场金矿田成矿作用与应力场转变有关。

大场金矿田和整个松潘-甘孜构造带三叠系陆源碎屑为主的沉积物（胡健民等，2005；苏本勋等，2006；王伟等，2007），以板岩夹砂岩或砂岩、板岩互层为主，并分布一系列Au-Sb-As-Hg组合异常，且向成矿系统提供成矿物质，致使矿床往往具有卡林型金矿床的矿石矿物组合和成矿元素组合。

由于金主要赋存在硫化物-破碎蚀变岩中，因此硫化物的来源更能代表金矿的物质来源。丰成友等（2003）研究表明，变砂岩中黄铁矿δ34S为－3.3?，206Pb/204Pb为18.380；泥质板岩中黄铁矿δ34S为－3.7?，206Pb/204Pb为18.380；黄铁矿化蚀变岩中黄铁矿δ34S为－3.2?，206Pb/204Pb为18.338；破碎岩金矿石中黄铁矿δ34S为－4.7?，206Pb/204Pb为18.338；且包存义等（2003）研究也表明矿床围岩和蚀变破碎岩矿石中的黄铁矿δ34S介于－4.7? －3.2?，均认为围岩与矿石中的黄铁矿δ34S数值变化范围小。再次表明了成矿物质来源于围岩，与我国南秦岭卡林-类卡林型金矿表现出成矿元素来自容矿地层相一致（张复新等，2001）。

研究表明，成矿流体中金的搬运主要以金硫络合物［Au （Hs）0，HAu（Hs）

0，Au（Hs）

－］和金氯络合物［AuCl

－，AuCl0，AuCl（OH）－］等形式进行运移（Hayashi and Ohmoto，1991；Seward，1991；Zotov et al．，1991；Gammons et al．，1994；Benning and Seward，1996）。Phillips and Evans（2004）认为CO2在金的运移过程中起着至关重要的作用，CO2具有弱酸性，可调节流体的pH值使其保持在硫金络合物稳定存在的范围内，从而提高金的溶解度，随CO2出溶会引起流体pH值的降低，会导致金的大量沉淀。有机质在一定条件下具有搬运及卸载金的能力，对金矿床的物质搬运及卸载成矿及萃取围岩中分散的金可起重要作用（Gatallier and Disnar，1989；Kettler et al．，1990；李九龄等，1996）。

大场金矿田成矿流体属Ca2++Na++SO42－体系，主要来自三叠系的沉积地层，有岩浆热液的加入。这与地层中含钙、炭质成分、包裹体气相成分中含有C2H6和金矿石中Pt 含量高达0.4?10－6相吻合。由于SO42－的含量反映了介质中与金迁移有密切关系的HS－的数量，本区成矿流体中

2－的高含量，体现了金主要是以金硫络和物的形式迁移。围岩为富含有机生物的沉积碎屑岩建造，包裹体CO2、CH4气体中的碳也多为有机碳，或以有机碳为主的混合碳（王莉娟等，2008），很好的解释了大场金矿田中包裹体气相成分

、CH

高的原因，恰好反映了围岩沉积地层生物成因有机碳参与了该类型矿床金的搬运与卸载成矿，草莓状黄铁矿可以佐证（赵财胜等，2009）。

大场金矿田由于巴颜喀拉发生走滑型褶皱造山，产生了强烈的构造变形和变质作用，导致巴颜喀拉三叠系复理石沉积建造的改造脱水和变质脱水（陈衍景和富士谷，1992），为成矿系统发育提供流体；巴颜喀拉群富含Au-Sb-As-Hg等元素，且向成矿系统提供成矿物质；同时形成的甘德-玛多深大断裂和一系列韧性剪切带，为成矿流体提供通道；金主要是以金硫络和物的形式迁移，围岩沉积地层生物成因有机碳参与金的搬运；随后，构造体制由挤压环境向伸展环境转变，地幔上隆、岩石圈减薄，为幔源岩浆活动参与成矿提供了保障，应力场的转变促使流体介质条件发生强烈变化，形成了一个新的岩浆-流体-成矿系统（胡芳芳等，2008），引发流体

8631Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）

表6大场金矿田与造山型和卡林型金矿的地质和成矿流体特征对比

Table6The geological and ore-fluid feature of the Guoluolongwa deposit and their comparison with the orogenic-type and Carlin-types gold deposits

对比项目造山型金矿a卡林型金矿b大场金矿田备注c 构造背景造山带弧后伸展区或造山带造山带兼有赋矿地质体变质地体沉积地体复理石沉积建造卡林型岩性控制任意岩性碳酸盐碳质砂、板岩卡林型控矿构造韧脆性剪切带层间或正断层蚀变破碎带卡林型

矿体形态、边界脉状，边界清楚脉状、似层状，边界模糊脉状、似层状，边界清楚兼有矿石类型石英脉，蚀变岩蚀变的沉积岩蚀变岩卡林型

矿石矿物组合黄铁矿为主黄铁矿、毒砂等黄铁矿、毒砂、辉锑矿卡林型

矿化元素组合Au，Ag，（?As，Sb，Te，W，Mo，Bi，B）Au-As-Sb-Hg Au-Sb-As-Hg卡林型自然金粒度较粗，可见明金较细，无明金较细，见明金过渡包裹体类型CO2、含CO2、水溶液水溶液水溶液、含CO2兼有流体盐度＜6wt%NaCleqv＜8wt%NaCleqv 3.91wt%NaCleqv兼有

起始流体来源变质流体建造水或大气降水建造水卡林型主成矿温度200 500?160 250?180 200?卡林型成矿压力50 400MPa25 65MPa49 108MPa兼有

流体压力系统＞静岩-＜静岩（静水）静水（静岩）静岩-静水造山型流体不混容有无有造山型

注：a主要参照Kerich et al．（2000）、陈衍景（2006）、陈衍景等（2007）；b主要参照Kerrich et al．（2000），Cline and Hofstra（2000），Hofstra and Cline（2000）和李晶等（2007）；c表示大场金矿与造山型、卡林型金矿的关系

沸腾、成矿物质沉淀以及断裂构造的愈合和破裂，由此爆发短时限、高强度、大规模的金成矿作用。此即大场金矿田的成矿构造背景和机制。

6.3矿床成因类型

造山型金矿自提出以来，在国内外掀起了研究和讨论的热潮（Radtke et al．，1970，1980；Boyle，1984；Bagby and Berger，1985；Bache，1987；Li and Peters，1998；Kerrich et al．，2000；Hofstra and Cline，2000；Goldfarb et al．，2001；Muntean，2003；Groves et al．，2003；陈衍景和富士谷，1992；陈衍景等，1992，2004a；陈衍景，2006；刘东升等，1994；毛景文，2001）。大家普遍接受造山型的概念是：矿床主要产于造山带（含俯冲型和碰撞型）的断裂构造中，成矿流体具有富CO

、低盐度的特点，成矿作用发生在造山峰期变质之后，通常盐度低于6%NaCleqv，（CO2+CH4）含量为5% 30%mol，

δ18O H

值为8.32? 8.70?，其实质是变质热液矿床（Groves et al．，1998；Kerrich et al．，2000；Wang et al．，2008；毛景文，2001；陈衍景，2006；陈衍景等，2007）；而卡林型的概念是：产于含碳酸盐地层的沉积岩系的中低温浅层断控系统的微细粒浸染状金矿床，且地球化学组合为Au-Hg-Sb-As-W?U，其实质是构造驱动或岩浆驱动的改造热液主导了成矿作用（毛景文，2001；陈衍景等，2004a，2007）。虽然两大类金矿的成矿系统有所不同，但时空分布和成因有着紧密联系（Wang et al．，2010a，b；毛景文，2001）。

大场金矿田作为巴颜喀拉成矿带储量最大的金矿田，其成因类型前人提出了造山型和卡林型2种观点。其中甘肃阳山金矿（李晶等，2007）和陕西金龙山金矿（张静等，2002）也存在类似的争议观点，当然也是揭示碰撞造山带地区卡林型金矿流体成矿规律的理想研究对象。为较好探讨其成因类型，表6综合对比了其与造山型和卡林型金矿的地质和成矿流体特征。显示，大场金矿田的地质、构造、地球化学特征复杂，部分特征与造山型金矿一致，部分与卡林型金矿一致，部分特征兼与造山型和卡林型两类矿床一致。总体而言，矿床地质特征与卡林型金矿一致，突出地表现为赋矿地体特征、矿石矿物组合、成矿元素组合、赋矿围岩和矿体地质等方面；而成矿流体和产出构造背景、赋矿构造等方面兼有造山型和卡林型金矿的特征。

虽然大场金矿田属于典型的同碰撞造山期形成的超大型矿田，前人曾认为矿床成因为造山型。但是，本文的研究结果并不支持上述观点，具体解释如下：

（1）大场金矿田是由应力场转变驱动的改造热液（封存于沉积的盆地流体和大气降水的再活化）主导了成矿作用，符合卡林-类卡林型矿床成矿作用的实质，虽然少量富/含CO

包裹体被解释为类卡林或造山型或卡林与造山型之间的过渡型（陈衍景等，2007）。

（2）大场金矿田位于川陕甘“金三角”卡林-类卡林型成矿省，赋矿围岩为三叠系富Au-Sb-As-Hg的复理石沉积建造，属于中低温、低盐度、中浅成热液矿床，成矿流体主要以建造水为主，有机碳参与成矿，与内华达卡林-类卡林型金矿一致。

（3）卡林型金矿床最显著的特点之一，就是金不可见或其颗粒极细（纳米级）（Arehart，1996；Hofstra and Cline，2000；张湖和李统锦，2004）。至于，大场金矿田局部出现明

9631

夏锐等:青海大场金矿田矿床成因:流体包裹体地球化学及H-O同位素的约束

金，王奎仁等（1992a，b）和Zhou and Wang，（2003）对我国几个典型卡林型金矿的金赋存状态进行研究时，认为金主要以微细（＜1μm）自然金颗粒的形式赋存于黄铁矿、毒砂等矿物的内部，少量（7%）次显微可见然金颗粒（1 2μm）见于这些矿物的表面，被解释为由硫化物内部更微小的金颗粒归并聚集的结果（刘家军等，2007）。

鉴于大场金矿田成矿地质背景、流体特征及演化和成矿的构造背景和机制，成矿发生在前人重视不够的碰撞造山作用的挤压向伸展转变期（陈衍景等，2004a；杨荣生等，2006），构造动力体制转换叠合无论从空间上还是时间上是一个普遍发生的地质现象，在控制成矿过程的多种参数中，它可能起着根本的作用（Deng et al．，2004；Mo et al．，2007，2008；翟裕生和吕古贤，2002；邓军等2010a，b，2011，2012；杨立强等，2010），且矿床规模较大，在巴颜喀拉成矿带甚至松潘甘孜造山带具有较广泛的代表性，作者认为属广义的类卡林型金矿。

7结论

大场金矿田流体包裹体地球化学和H-O同位素特征表明，大场金矿田成矿流体属Ca2++Na++SO42－型，中低温、低盐度、中浅成；以建造水为主，也有岩浆流体的加入；成矿物质主要来源于赋矿围岩；金可能与以金硫络合物形式迁移搬运，有机碳参与了金的搬运与卸载成矿；成矿应力场转变导致的流体减压沸腾作用促使流体介质条件发生强烈变化，可能是大场金矿田金沉淀成矿的主要原因。

鉴于大场金矿田成矿地质背景、流体特征及演化和成矿的构造背景和机制，视为广义的同碰撞造山期形成的类卡林型金矿。

致谢野外工作中得到青海地调院人员的大力支持和协助；郭晓东高级工程师，陈永福博士、郭春影博士和李龚健博士也提出了宝贵的建议；实验室工作得到诸惠燕老师、杨丹老师、万德芳老师和张增杰老师的帮助；一并谨致谢忱。

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6731Acta Petrologica Sinica岩石学报2013，29（4）

江西金矿地球化学勘查模式

!""#年第$期第#$卷!""#年#"月%&’()*+)(,-.)/(,*’01(-+-12总第3$4 444444444444444444444444444444444444444444444444444444444期江西金矿地球化学勘查模式 5 万大理 6江西有色地勘局7江西南昌88"""#9摘要:论述江西省内有代表性意义的金山式剪切带型;氵吴村式微细粒型;银峰尖式火山岩型三大类型金矿床地球化学勘查模式7指导该区找矿< 关键词:剪切带型金矿=微细粒型金矿=火山岩型金矿=矿床地球化学勘查模式中图分类号:>?!!@8文献标识码:*文章编号:#""#A$??86!""#9"$A"B C !A"3 #金山式剪切带型金矿床地球化学勘查模式 #@#矿床地质概况金山韧性剪切带型金矿床分布在江西德兴市某地7矿区内出露中元古界双桥山群下亚群第三岩组7含金韧性剪切带是在第三岩组8个岩性段内变质变形发育而成7剪切带呈’((向蛇状展布7向’;’’D 向缓倾延伸<金矿体主要发育在韧性剪切带构造岩类的超糜棱岩; 糜棱岩;千糜棱岩等岩性中<矿床周边未见与成矿有成因联系的岩浆侵入体< #@!矿床地球化学异常特征及其指示意义 #@!@#分散流异常及其指示意义矿床处在#E!F $万化探分散流*G ;*H ;/G ;>I ;J K ;*L 等高背景地球化学场中7 分散流有*G 异常伴*H 异常7组合异常面积B $M N !<*G 以B "O#"A P 圈定的四级浓度异常7反映含金韧性剪切带7以#?"O#"A P 圈定的高浓度带异常反映矿床金矿体部位< #@!@!矿床次生晕异常及其指示意义 #E!万次生晕工作7在矿床上呈现#!M N !的*G 异常7 呈长轴状与含金韧性剪切带呈吻合分布7其它还有零星状*H ;,I ;D ;J K ;%Q ;R S 等弱小异常相伴<*G 以#"T8"O#"A P 圈定的#T!级浓度异常指示含金韧性剪切带7*G 以P "O#"A P 圈定的三级浓度异常反映金矿体赋存部位<#@!@8矿床原生晕异常及元素地化行为在矿床重点部位采原生晕样测试分析了*G ;*L ;*H ;,I ;/G ;>I ;J K ;D ;%Q ;R S ;/Q ;’S #!个元素7显异常的只有*G ;*H ;,I ;J K ;D $个元素7 见图#<由图可知矿床内主要为*G 异常7其它异常弱呈伴生性7且无明显元素分带现象7只有*G 异常浓度分带明显7*G 异常浓度分带性与矿床中蚀变矿化的关系为:*G 以! $O #"A P 圈定的一级浓度异常6根据各蚀变矿化带测定结果7该浓度级异常9主要反映矿床的蚀变矿化I # 带7为含碳千枚岩;绿泥石;方解石;绢云母化带=*G 以$"O#"A P 圈定的三级浓度异常7主要反映矿床的I ! 带7为初!C B 5收稿日期:!""#A"8A!?作者简介:万大理6#P $"A 97男7工程师7长期从事找矿研究<　万方数据

青海省五龙沟地区地质矿产特征及找矿潜力分析

青海省五龙沟地区地质矿产特征及找矿潜力分析五龙沟金矿是近年来发现的青海省重要的金矿之一。本文选择五龙沟地区地质为主要的研究对象，在经过详细的野外调查及室内样品研究之后，得出矿产特征及找矿潜力结论。标签：青海省五龙沟地质矿产特征找矿潜力 1引言构造成矿学认为，成矿作用主要发生于地质历史时期的某些特殊构造体制的演化阶段。青海省东昆仑造山带中段的五龙沟地区，古生代—中生代构造—岩浆作用与金矿成矿作用发育。但以往对五龙沟地区地质矿产特征及找矿潜力方面精细研究仍不够。本文以现代测试技术为支撑，应用现代成矿理论，探讨区内通过深入研究五龙沟地区矿产特征及找矿潜力的内在关系，为东昆仑中段的金矿勘查评价工作提供科学依据；根据研究区已有的地质特征，进行矿体深部预测和综合成矿异常分级，圈定成矿靶区，确定找矿靶区，以指导该地区的进一步找矿工作。 2青海省五龙沟地区基础地质特征五龙沟地区位于青海省柴达木盆地南缘，东昆仑中段北缘，行政区划隶属青海省海西蒙古藏族自治州格尔木市都兰县诺木洪乡管辖，西格公路从北侧通过，109国道最近里程碑20公里达研究区北部，五龙沟地区交通便利。研究区地处柴达木盆地南缘的东昆仑北部断块山区，地貌上属深切割高山区，山势陡峻险要，峡谷纵深、绝壁林立，区内水系较发育。研究区内气候属高原大陆型气候，同时属典型的干旱荒漠区。七、八月份最高气温为34℃，一月份最低气温一22℃。年降雨量40毫米/年左右，大气降水集中在6-8月份。冰冻期长，主要从每年10月开始结冰到翌年4月解冻。区内无居民点，主要以采矿为主。 3五龙沟地区地质矿产特征五龙沟地区位于昆中陆缘弧有色、贵金属成矿带的中段，集中产出石灰沟、红旗沟、淡水沟、黄龙沟—水闸东沟、中支沟等金矿床、矿（化）点，构成五龙沟矿集区，是青海省最具资源潜力的金成矿集中区之一。分析本区的地质矿产特征，对于阐明五龙沟地区的找矿潜力有重要意义。 3.1金矿化蚀变带分布特征五龙沟地区金矿体赋存于韧性剪切带中以蚀变发育为特征的脆性断裂带中，依照地勘单位的习惯，这些存在金矿化蚀变的脆性断裂带被称为金矿化蚀变带。五龙沟地区的金矿化蚀变带，主体呈北西西—北西向展布，局部有多条平行产出特征，密集处间距为400～500m，稀疏处间距1000～1200m。金矿化蚀变带的近等间距分布特征，本质上受到韧性剥离断层，在韧-脆性域至脆性域，褶皱断

金矿床地球化学异常模式的研究样本

3 金矿床地球化学异常模式的研究研究和建立金矿床地球化学异常模式是提高化探异常解释水平, 提高化探找金效果的重要途径之一。地球化学异常模式实际是一种异常评价标志和找矿预测模式, 是对所研究的地质体的各种地球化学特征, 特别是地球化学分带特征的提炼和概括。研究和建立模式的目的, 是为了提高化探异常的解释水平。研究的思路是以成矿唱成晕作用入手, 研究与成矿有关的地层、岩浆岩的演化特点, 以及成矿元素、伴生元素、矿化剂元素和控矿元素在成矿作用过程中随时间的演化规律和在空间上的分带特点, 经过对已知矿床（田）的地球化学异常特征（包括分散流、次生晕、原生晕的元素组合, 水平和垂直分带特点）的研究概括, 最后建立起模式。模式表示方式有多种, 但常见的是图示法。地球化学异常模式图一定要重点突出, 一目了然; 要清楚地反映出异常与矿体在时间上、空间上、成因上的联系, 其中关键性的问题是异常分带规律（指示元素的浓度分带和组合分带） ; 要反映出对异常评价所需要的标志, 即寻找盲矿和预测矿床剥蚀程度的标志。成矿唱成晕模式是比地球化学异常模式更高一级的模式。它是在成矿模式和地球化学异常模式的基础上建立起来的; 它要求在模式中清楚地反映出成矿地质背景（成矿物质来源, 成矿环境, 成矿作用在时间上的演化和矿床在空间上的分带规律, 以及成矿条件（ T , P , pH , Eh 等） , 还要能清楚地反映出地球化学异常发育特点和异常的水平和垂直分带。 3．1 典型金矿床的岩石地球化学异常分带模式研究典型金矿床的地球化学异常分带特征, 建立典型金矿床的地球化学异常分带模式, 对在典型矿区及其外围地球化学异常评价、寻找盲矿和预测金矿剥蚀程度具有重要的实用价值。下面介绍中国勘查地球化学家近年来建立的8 个典型金矿床的地球化学异常分带模式。 3.1.1 山东招掖金矿带金矿床的地球化学异常分带模式招掖金矿带是中国最重要的金矿带之一, 其成因为混合岩化热液型。包括有名的焦家式金矿（破碎带蚀变岩型金矿）和玲珑式金矿（典型石英脉型金矿）。金矿主要产于混合花岗岩内, 少部分金矿产于新太古界胶东群中。胶东群变质岩系为中—高级变质岩石, 主要为角闪岩相。混合花岗岩为胶东群地层受原地、半原地混合岩化、

铅同位素地球化学

铅同位素地球化学铅同位素地球化学 lead isotope geochemistry 研究自然物质中铅同位素的丰度、变异规律及其地质意义。自然界铅由204Pb、206Pb、207Pb和208Pb4个稳定同位素组成,它们的丰度分别为1.4％、24.1％、22.1％和52.4%。204Pb是非放射成因的,206Pb、207Pb、208Pb是由238U和235U 和232Th 3个天然放射性同位素经过一系列α、β衰变后最终形成的稳定同位素。这3个衰变系列可分别用下列简化式来表示： 238U→8α+6β-+206Pb 235U→7α+4β-+207Pb 232Th→6α+4β-+208Pb 铅同位素地球化学主要用于研究含放射性元素极低的矿物或岩石中的铅同位素组成。这些铅同位素组成自矿物或岩石形成之后不再发生变化，即不再有放射成因铅的加入，如方铅矿、白铅矿、长石、云母等及其所形成的矿石和岩石中的铅均属此类，把此类铅叫做普通铅。根据普通铅的演化历史和源区性质可分为单阶段铅和多阶段铅。单阶段铅是指封闭体系中铅同位素组成保持恒定。如果一组样品是同源的，那么，它们的铅同位素比值如206Pb/204Pb、207Pb/204Pb、208Pb/204Pb等应该也是相同的。多阶段铅是指开放体系中普通铅同位素组成的变化。这种铅曾与具有不同U/Pb、Th/Pb比值的体系伴生过,而且铅在这些体系中存在的时间也各异，因此，铅同位素比值就会发生相应的变化。为追索这种铅的复杂历史，已建立了多种数学模式。通过铅同位素地球化学研究，不仅可以确定成矿时代（见区域成矿学）或模式年龄（按照某种理论模式确立的公式计算年龄），而且还可判断成矿物质来源、矿床成因等。例如根据铅同位素组成及其特点，认为成矿物质的最初来源可分为幔源、壳源和混合来源。207Pb／204Pb比值或μ值(238U/204Pb)高的铅来自上地壳，低μ值的铅来自下地壳或上地幔。造山带（岛弧）铅被认为是地壳铅与地幔铅混合的结果。再如，矿床是单成因还是多成因、成矿物质是单一来源还是多种来源等问题均可利用铅同位素比值来判断。

水文地球化学

水文地球化学研究现状、基本模型与进展摘要：1938 年, “水文地球化学”术语提出, 至今水文地球化学作为一门独立的学科得到长足的发展, 其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究, 以及人类开发资源和保护生态的需要, 水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域, 并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开, 在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果( 沈照理, 1985) 。水文地球化学在利用地下水化学成分资料, 特别是在查明地下水的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20 世纪60 年代后, 水文地球化学向更深更广的领域延伸, 更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用( 任福弘, 1993) 。 1981 年, Stumm W 等出版了5水化学) ) ) 天然水化学平衡导论6 专著, 较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992 年, C P 克拉依诺夫等著5水文地球化学6分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分, 全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题, 以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等, 概括了20 世纪80 年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解答( 谭凯旋, 1998) , 逐渐构架起更为严密的科学体系。 1 应用水文地球化学学科的研究现状 1. 1 油田水研究水文地球化学的研究在对油气资源的勘查和预测以及提高勘探成效和采收率等方面作出了重要的贡献。早期油田水地球化学的研究只是对单个盆地或单个坳陷, 甚至单个凹陷进行研究, 并且对于找油标志存在不同见解。此时油田水化学成分分类主要沿用B A 苏林于1946 年形成的分类。1965 年, E C加费里连科在其所著5根据地下水化学组分和同位素成分确定含油气性的水文地球化学指标6中系统论述了油气田水文地球化学特征及寻找油气田的水文地球化学方法。1975 年, A G Collins 在其5油田水地球化学6中论述了油田水中有机及无机组分形成的地球化学作用( 汪蕴璞, 1987) 。1994 年, 汪蕴璞等对中国典型盆地油田水进行了系统和完整的研究, 总结了中国油田水化学成分的形成分布和成藏规律性, 特别是总结了陆相油田水地球化学理论, 对油田水中宏量组分、微量组分、同位素等开展了研究, 并对油田水成分进行种类计算, 从水化学的整体上研究其聚散、共生规律和综合评价找油标志和形成机理。同时还开展了模拟实验、化学动力学和热力学计算, 从定量上探索油田水化学组分的地球化学行为和形成机理。 1. 2 洋底矿藏研究

海南白沙地区金矿地质地球化学特征与找矿标志

海南白沙地区金矿地质地球化学特征与找矿标志通过对海南白沙地区金矿床5000余个土壤地球化学测量样品的6种元素分析数据，对该金矿地质特征和地球化学特征综合研究，建立了该矿床地质-地球化学找矿标志，对成矿远景作出评价，为下一步找矿提供地质和地球化学依据。标签：金矿床土壤地球化学测量找矿标志成矿远景 0引言工作区地质勘查工作薄弱，研究资料也相对匮乏，只有一些学者对该区进行了初步探讨，本文在对大量地球化学勘查数据处理分析的基础上，分析了研究区的异常成因，并根据其地质特征探讨了金矿勘查的找矿标志。 1区域地质特征矿区位于海南省南西部，处于中生代白沙盆地南东边缘，大地构造位置属于华南褶皱系五指山褶皱带，北毗邻昌江-琼海构造带，东邻白沙大断裂。区内出露地层主要有有石炭纪-青天峡组、南好组并层，二叠纪-南龙组，白垩纪-鹿母湾组，其中下石炭统青天峡组是重要的金矿含矿层[1]。按地质力学观点，海南岛位于我国第四纬向构造带与华夏、新华夏系构造体系及北西向构造体系交汇处。岛上发育几条明显的东西向断裂带和北东向主构造带，并与北西向构造带组成较复杂的复合与联合关系（图1）。其中矿区北部的昌江-琼海构造带是一条规模巨大以断裂带为主的断褶构造带，横贯东方、昌江、白沙、琼中、屯昌和琼海等县市，在其延伸方向上长达200公里以上。在该构造带上还分布有珠碧江、昌江—白沙、昌江—琼海等一系列东西向断裂带，是影响矿区的主要构造带。区内岩浆活动频繁，岩浆岩分布很广，主要出露的岩性有：印支期花岗岩，角闪石黑云母二长花岗岩;燕山期角闪石黑云母花岗闪长岩。从海南岛金矿成矿远景区划看，矿区位于IV远景区内，成NE-SW向展布，矿源层为下石炭统青天峡组，控矿断裂为白沙断裂。 2矿区地质特征矿区内出露的地层主要有鹿母湾组（K1）和南好组、青天峡组并层（C1）。鹿母湾组（K1l）：下部以砂砾岩、含砾长石石英粗砂岩为主，夹泥质铁质粉砂岩、泥岩。上部长石石英细—粉砂岩夹钙质泥质粉砂岩、粉砂质泥岩。南好组：石英砂岩与板岩互层，底部砾岩、含砾不等粒石英砂岩;青天峡组并层（C1p）：主要为板岩与石英砂岩互层，底部夹灰岩。其中下石炭统青天峡组为区域上重要含矿层，地球化学土壤测量显示，西区青天峡组地层金元素分析值大于东区，且圈出

同位素地球化学复习题

同位素地球化学复习题 1.1同位素地球化学的基本任务 1)研究自然界同位素的起源、演化和衰亡历史； 2)研究同位素在宇宙体、地球和各地质体中的分布分配、不同地质体中的丰度及典型地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；阐明同位素组成变异的原因。据此来探讨地质作用的演化历史及物质来源； 3)利用放射性同位素的衰变定律建立一套行之有效的同位素计时方法，测定不同天体事件和地质事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时标。 4 )研究同位素分馏与温度的关系，建立同位素温度计，为地质体的形成与演化研究提供温标。 1.2 同位素地球化学的一些基本概念核素同位素同量异位素稳定同位素放射性同位素重稳定同位素轻稳定同位素 2.1 质谱仪的基本结构四个部分：进样系统离子源质量分析器离子接收器 2.2 衡量质谱仪的技术标准有哪些质量数范围分辨率灵敏度精密度与准确度 2.3 固体质谱分析为什么要进行化学分离具相同质量的原子和分子离子的干扰; 主要元素基体中微量元素的稀释; 低的离子化效率; 不稳定发射。 2.5 同位素稀释法是用于元素含量分析还是用于同位素比值分析？元素含量分析 2.6 氢气的制取方法？(有哪些还原剂) U－还原法Zn －还原法Mg －还原法Cr －还原法 2.7 氧同位素的制样方法有哪些？ 1. 大量水样氧同位素制样方法？ 2. 硅酸盐氧同位素的BrF5法制样原理？ 3. 碳酸盐样品的磷酸盐制样法(McCrea法) 2.8 水中溶解碳的提取与制样McCrea法 2.9 硫化物硫同位素直接制样法 2.10硫酸盐的硫同位素制样法(直接还原法) 把硫酸盐、氧化铜、石英粉按一定比例混合（置于石英管中）在真空条件下加热到1120 ℃左右时，硫酸盐被还原而转变成二氧化硫。 2.11 了解下列质谱仪

《水文地球化学》教学大纲

《水文地球化学》教学大纲 Hydrogeochemistry－Course Outline 第一部分大纲说明一、课程的性质、目的与任务《水文地球化学》是水文与水资源工程专业本科生必修的一门主要专业基础课。通过本课程的学习，使学生掌握水文地球化学的基本原理和学会初步运用化学原理解决天然水的地球化学问题和人类对天然水的影响问题的方法与手段，为学习后续课程和专业技术工作打下基础。二、与其它课程的联系学习本课程应具备普通地质学、综合地质学、工程化学和水文地质学的基础。后续课程为水质分析实验、铀水文地球化学、环境水文地质学和水文地质勘察。三、课程的特点 1．对基本概念、基本规律与常见的应用方法的理解并重。 2．对基本理论与常见水文地球化学问题的定量计算方法的掌握并重。 3. 采用英文教材，中、英语混合授课。四、教学总体要求 1．掌握水文地球化学的基本概念、基本规律与研究方法。 2．掌握控制地下水与地表水化学成分的主要作用：酸碱反应与碳酸盐系统；矿物风化与矿物表面过程；氧化－还原反应；有机水文地球化学作用等。 3．通过理论讲述、研究实例分析与习题课，使学生理解天然水中常见的化学组份与同位素组成，掌握最基本的地球化学模拟方法与整理水化学数据的能力。五、本课程的学时分配表编号教学内容课堂讲课学时习题课学时实验课学时自学学时 1 引言及化学背景（Introduction and Chemical Background） 6 2 酸碱反应与碳酸盐系统 (Acid-Base Reactions and the Carbonate System) 4 2 3 矿物风化与矿物表面过程 Mineral weathering and mineral surface processes 6

第十讲稳定同位素地球化学

第十讲地质常用主要稳定同位素简介 18O Full atmospheric General Circulation Model (GCM) with water isotope fractionation included.

内容提要 ●基本特征●氢同位素●碳同位素●氧同位素●硫同位素

10.1. 传统稳定同位素基本特征 ?只有在自然过程中其同位素分馏变化为可测量范围的元素，才能应用于地质研究用途，这些元素的质量范围多<40； ?多为能形成固、气、液多相态物质的元素，其稳定同位素组成可发生较大程度变化。总体上，重同位素趋于在结合紧密的固相物质中富集；重同位素趋于在氧化价态最高的物相中富集； ?生物系统中的同位素变化常用动力效应来解释。在生物作用过程中(如光合作用、细菌反应及其它微生物过程)，相对于反应初始组成，轻同位素趋于在反应生成物中富集。

10.2. 氢(hydrogen) ?直到1930年代，人们才发现H不是由1 个同位素，而是由两个同位素组成： 1H：99.9844% 2H(D)：0.0156% ?在SMOW中D/H=155.8 10-6 ?氢还有一个同位素氚(3H)，但为放射性核素，半衰期仅为~12.5y。

10.2.1 氢同位素基本特征 ?与多数重元素的同位素组成不同，太阳系物质具有高度不均一的氢(氧)同位素组成，尤其是内地行星与彗星之间； ?1H与D同位素间质量相对差最大，在地球样品中表现出最大的稳定同位素变化(分馏)范围； ?从大气圈、水圈直至地球深部，氢总是以H O、OH-， 2 H2、CH4等形式存在，即在各种地质过程中起着重要作用； ?氢同位素以 D表示，其同位素测量精度通常为0.5‰至2‰(相对其它稳定同位素偏低)。

东昆仑五龙沟金矿床成矿热历史的裂变径迹热年代学证据

东昆仑五龙沟金矿床成矿热历史的裂变径迹热年代学证据东昆仑五龙沟金矿床成矿热Ξ 历史的裂变径迹热年代学证据袁万明王世成王兰芬 ()中国科学院高能物理研究所核分析研究室 ,北京 () 摘要本文将取自五龙沟地区 3 个金矿体区的锆石和磷灰石进行裂变径迹热年代学分析 , 实测锆石裂变径迹年龄为 197 . 4,235 . 0 Ma ,实测磷灰石年龄为 200 . 5 Ma ,磷灰石校正年龄为 244 Ma ,这与已有的 Rb2Sr 和 K2Ar 同位素年龄范围 207 . 1,252 . 9 Ma 基本一致 ,代表了相应温度时的成矿时代。热历史模拟结果显示 ,矿区主要经历了 2 次升温和降温过程 ,不仅体现了成矿作用的长期性 ,而且体现了成矿作用多期次的特征 ,各矿体矿石中锆石的裂变径迹年龄相差较大亦是佐证 ,并且符合多期次成矿的地质特征。关键词裂变径迹热年代学热历史成矿时代金矿床东昆仑五龙沟地区属于青藏高原北部的东昆仑山 ,区内金矿产丰富 ,现已发现多个矿床 ,矿点星布 ,其类型较多 ,并尤以热液型金矿床最为重要。本文应用裂变径迹热年代学方法研究五 1 , 2 龙沟金矿的成矿热历史,对查明金成矿的时代 ,研究矿床成因、区域成矿规律以及找矿预测有着重要意义。

1 五龙沟地区金成矿背景区域上发育 3 条近于 N W 向深大断裂带 ,长度大于 25 km ,宽度 10,100 余米 ,处于岩体与地层接触带附近 ,构成控制矿田的构造。深大断裂带旁侧次级断裂发育 ,形成一系列较密集的 N W —N N W 向断裂破碎带 ,一般长 3,5 km 以上 ,宽 5,40 m 。受区域构造活动的影响 ,研究区内断裂构造十分发育 ,破碎强烈 ;地层出露较少 ,主要为新元古代丘吉东沟群和古元古代金水口群变质岩 ,并以后者为主 ;岩浆活动十分强烈 ,岩浆岩出露面积占研究区面 ( ) 积 95 %以上 ,以中酸性岩为主。主要岩浆事件有 3 次 ,即新元古代青白口纪前兴凯期、泥 () () 盆纪华力西期和三叠纪印支期。岩石成因类型有 I 型、S 型和 A 型 ,其中较晚形成的红 3 Ο 石岭钾长花岗岩 Rb2Sr 同位素年龄为 228 . 25 Ma, K2Ar 同位素年龄为 207 . 1 ?31 Ma 。区内金矿化强而广 ,金矿规模较大 ,品位较富 ,沿构造带集中分布 ,主要属构造破碎带蚀变岩型。围岩蚀变主要是硅化和绢云母化 ,它们与黄铁矿的复合矿化与金成矿直接关联。现已划分出的含金破碎蚀变带有 13 条 ,其中 ?带位于岩金沟 N WW 向脆韧性剪切带中 , ?带分布于岩金沟与水闸2红旗沟 2 个剪切带所夹持的 N W 向断层带内。矿体一般赋存于断裂破 Ξ 中国博士后科学基金和中国科学院核分析技术开放研究实验室资助项目第一作者 :袁万明 ,男 ,1956 年生 ,副教授 ,从事裂变径迹与地质应用以及岩石学研究 ,邮编 :100080 Ο 青海省地球物理勘查技术研究院 ,1995 ,内部资料碎带的中部偏下部位 ,沿走向和倾向方向矿化分段富集比较明显 ,常见尖灭再现、膨大狭缩和分枝复合现象。矿体规模一般较大 ,产状与断层产状一致 ,其

穆龙套金矿地质和地球化学

矿物岩石地球化学通报 ?综述? Bulletin of Mineralogy ,Petrology and Geochemistry Vol 127No 14,Oct 12008 收稿日期:2008201210收到,05216改回基金项目:国家科技支撑计划重点项目(2006BAB07B08) 作者简介:谭娟娟(1985— ),女,研究生,专业方向:矿床地球化学通讯作者:朱永峰.E 2mail :yfzhu @https://www.wendangku.net/doc/1417200841.html,.穆龙套金矿地质和地球化学谭娟娟,朱永峰北京大学地球与空间科学学院,造山带与地壳演化教育部重点实验室,北京100871 摘　要:总结了世界最大造山型金矿穆龙套金矿(黄金储量>6100t )的地质、地球化学特征。穆龙套金矿的赋矿围岩为晚奥陶世2早志留世黑色碳质页岩,矿床产于剪切带和断裂的交汇部位,受韧性剪切带控制。下部有强烈蚀变的白岗岩(约287 Ma ),矿体北部出露火成岩岩墙(273～286Ma )。金主要赋存于石英脉中,矿石及其围岩蚀变组合的地球化学特征指示了岩浆流体对成矿作用的贡献,但流体包裹体研究表明,成矿流体中绝大多数He 来自地壳,惰性气体主要来自大气。金矿年龄被确定为约275Ma (Sm 2Nd 等时线)、226～254Ma (绢云母40Ar/39Ar 坪年龄)和约290Ma (毒砂Re 2Os )。在有限的地区内短时期形成巨型金矿需要特殊的机制和长期的流体演化过程。关　键　词:穆龙套金矿;黑色页岩;剪切带;成矿流体中图分类号:P618151 文献标识码:A 文章编号:100722802(2008)0420391208 G eology and G eochemistry of Muruntau G old Deposit TAN J uan 2juan ,ZHU Y ong 2feng T he Key L aboratory of Orogenic B elts and Crustal Evol ution ,M inist ry of Education ,China; S chool of Earth and S pace S cience ,Peking Universit y ,B ei j ing 100871,China Abstract :This paper summarized t he geological and geochemical features of the Muruntau gold deposit ,t he largest orogenic 2type gold deposit in t he world wit h gold reservoir of >6100t.The ore bodies locate at the intersection of shear zones and fault s.The wall 2rock of t he gold veins is black carbon schist of Upper Ordovician 2lower Silurian.Alaskite (～287Ma ),occurring beneat h t he Muruntau ore body ,had been extensively altered.Igneous dikes (273-286Ma )expose in t he nort h of t he ore region.Native gold grains occur in quartz veins.Geochemistry of t he al 2teration assemblages and t he ores suggested magmatic contributions of t he ore 2forming fluid in some degree.The fluid inclusion analysis ,however ,implied t hat overwhelming majority of He came from continental crust ,and t he noble gases were from at mosphere.Age of gold mineralization had been determined to be ～275Ma (Sm 2Nd isoch 2rone ),226-254Ma (sericite 40 Ar/39 Ar plateau )and ～290Ma (arsenopyrite Re 2Os ).It requires special mecha 2 nisms and prolonged fluid evolution for such a giant ore deposit to form wit hin a short time span and wit hin a limited area.Shear zones ,which control t he terminal location of t he Muruntau gold deposit ,are t he widespread signals and exploration indicators for gold deposit s in t he Central Asian Metallogenic area.K ey w ords :Muruntau gold deposit ;black carbon schist ;shear zone ;ore 2forming fluid 乌兹别克斯坦穆龙套金矿是世界上最大的金矿床之一[1～6],位于中亚成矿域西南天山成矿省西段。前苏联学者于上世纪50年代发现了大规模金异常,1964年开始开采。该矿床的黄金储量超过6100t ,是世界上最大的造山型金矿[7]。本文系统总结了该矿床的地质和地球化学特征,期望对在我国寻找类似矿床的工作有所启迪。 1　区域地质概况中亚成矿域由若干个成矿省组成,其中最主要

青海省五龙沟地区中支沟金矿找矿前景分析

青海省五龙沟地区中支沟金矿找矿前景分析青海省都兰县五龙沟金矿区是上世纪九十年代末发现的具有巨大资源潜力和找矿前景的金矿田，近年来，五龙沟地区岩金勘查工作取得突破性进展，已发现中-小型岩金矿床7处，金矿（化）点25处。而中支沟则位居其中，东邻百吨沟金矿区，北接五龙沟-红旗沟金矿区、五龙沟西等金矿区，区内成矿地质条件优越。研究处于五龙沟地区成矿背景条件下的中支沟一带岩金找矿远景，对评价中支沟一带金矿找矿前景具有重要意义。标签：金矿找矿远景中支沟沟青海省 1矿区地质特征矿区大地构造位置隶属东昆仑造山带（II）伯喀里克—香日德元古宙古陆块体（Ⅲ）。出露的地层为中元古代长城纪小庙组（Chx）一套中深变质的混合岩、片麻岩、变粒岩、片岩等组成；构造发育；侵入岩分布广泛。 1.1地层矿区分布最广泛的地层为测区内仅出露长城纪小庙组（Chx），主要分布于测区南西部，由一套中深变质的混合岩、片麻岩、变粒岩、片岩等组成。厚度大于1380.50米。该地层依岩性组合特征划分为上、下两个岩性段，分别为小庙组a岩段（Chxa）和小庙组b岩段（Chxb）。 1.2构造区内构造发育，苦水泉—三道梁韧性剪切带由南东至北西横贯测区中部，其规模较大，向北西、南东均延伸出工区。区内延展长度>5千米，宽300～500米，表现为一狭长的变形带，糜棱岩化带，退变质带。区内断裂构造极为发育，为一断裂构造密集分布区。其断裂的产生与剪切带的发展演化有密切的关系，属剪切带后期脆性活动的产物，与成矿关系密切的主要有XII、XIV两条，在其两侧发育一系列北北西向及近南北向次生断裂，总体上形成一宽1～2千米的断裂密集区或断裂束。 1.3岩浆岩区内岩浆活动强烈，期次多，分布面广，约占测区面积60%以上。主要表现于早、晚古生代，中生代三个岩浆活动期，以中—酸性岩浆侵入活动为主，其展布方向与区内总体构造线方向一致。 2矿体地质特征

青海格尔木中恺沟铜金矿普查

附件一、青海省格尔木市中恺沟铜（金）矿普查 1、概况工区位于青海省格尔木市雪山峰东南部的中恺沟一带，行政区划隶属青海省海西蒙古族藏族自治州格尔木市管辖，探矿权面积29.77km2。交通比较便利。 2、取得的主要成果通过实验性激电剖面测量圈出激电异常2个。其中JD1异常表现甚好。通过地表路线地质调查圈定出3条孔雀石化带：宽40～80m，长约180～2600m，呈近东西向延伸。Cu最高品位在0.26%～1%。 3、找矿前景 1）工区内圈出水系异常5处，通过土壤测量显示了较好的重现性。 2）地表发现矿化体，并且具有一定的规模，物探剖面测量通过反演推断下部存在激化体。 3）从孔雀石化带、激电异常看吻合程度高。激电异常和孔雀石化带沿中酸性岩体与大理岩外接触带边缘分布，延伸长大。综上，认为区内应存在较好的矽卡岩型矿找矿前景，通过进一步的工作应会有喜人的突破。二、青海省格尔木市华夏岭铜（金）矿普查 1、概况工区位于青海省格尔木市雪山峰东南部的中恺沟一带，行政区划隶属青海省海西蒙古族藏族自治州格尔木市管辖，探矿权面积57.21km2。交通比较便利。 2、取得的主要成果 1）经对称四极电法剖面测量发现1个低阻高极化异常带，呈一不规则面状，控制长约720m，宽约320m，峰值6.31%。推测为金属硫化物引起。 2）在普查区西北角圈定了一条孔雀石化带，呈北西向展布，走向长度约2000m，宽100～230m。孔雀石呈被膜状、皮壳状分布于层间裂隙或侵染状分布于层间石英脉表面，地表拣块样Cu最高0.28%。其位置大致与AS1异常的Cu元素异常位置吻合。 3、找矿前景 1）工区内圈出水系异常3处。异常面积大，强度高，异常查证程度过低；地表发现矿化蚀变带1条，并且具有一定的规模。 2）已发现的蚀变矿化、激电测量成果，显示本项目区中西段具有规模宏大的矿化，展示出沿中酸性岩体与大理岩外接触带边缘分布寻找矽卡岩型矿良好找矿前景。综上，认为区内应存在较好的矽卡岩型矿找矿前景，通过进一步的工作应会有喜人的突破。三、青海省格尔木市高雪西铜金矿普查 1、概况工区位于青海省格尔木市高雪西石子山一带，行政区划隶属青海省海西蒙古族藏族自治州格尔木市管辖，探矿权面积25.1km2。交通比较便利。 2、取得的主要成果 1）发现了1：5万水系沉积物测量综合异常5个；发现了1：1万土壤测量综合异常9个；

水文地球化学习题讲解学习

水文地球化学习题第一章第二章水溶液的物理化学基础 1．常规水质分析给出的某个水样的分析结果如下（浓度单位：mg/L）： Ca2+=93.9；Mg2+=22.9；Na+=19.1；HCO3-=334；SO42-=85.0；Cl-=9.0；pH=7.2。求：（1）各离子的体积摩尔浓度（M）、质量摩尔浓度（m）和毫克当量浓度（meq/L）。（2）该水样的离子强度是多少？（3）利用扩展的Debye-Huckel方程计算Ca2+和HCO3-的活度系数。 2．假定CO32-的活度为a CO32- =0.34?10-5，碳酸钙离解的平衡常数为4.27?10-9，第1题中的水样25℃时CaCO3饱和指数是多少？CaCO3在该水样中的饱和状态如何？ 3．假定某个水样的离子活度等于浓度，其NO3-，HS-，SO42-和NH4＋都等于10-4M。反应式如下： H+ + NO3- + HS- = SO42- + NH4＋问：25℃和pH为8时，该水样中硝酸盐能否氧化硫化物？ 4．A、B两个水样实测值如下（mg/L）：组分Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-NO3- A水样706 51 881 310 204 4 5．请判断下列分析结果（mg/L）的可靠性，并说明原因。组分Na+K+Ca2+Mg2+Cl-SO42-HCO3-CO32-pH A水样50 6 60 18 71 96 183 6 6.5 B水样10 20 70 13 36 48 214 4 8.8 6．某水样分析结果如下：离子Na+Ca2+Mg2+SO42-Cl-CO32-HCO3-含量(mg/l) 8748 156 228 928 6720 336 1.320 试计算Ca2+的活度(25℃)。 4344 含量（mg/l）117 7 109 24 171 238 183 48 试问：（1）离子强度是多少？（2）根据扩展的Debye-Huckel方程计算，Ca2+和SO42－的活度系数？（3）石膏的饱和指数与饱和率是多少？（4）使该水样淡化或浓集多少倍才能使之与石膏处于平衡状态？ 8．已知温度为298.15K（25℃），压力为105Pa（1atm）时，∑S=10-1mol/l。试作硫体系的Eh-pH图（或pE-pH图）。 9．简述水分子的结构。 10．试用水分子结构理论解释水的物理化学性质。 11．温、压条件对水的物理、化学性质的影响及其地球化学意义。 12．分别简述气、固、液体的溶解特点。

同位素水文地球化学

第四章同位素水文地球化学环境同位素水文地球化学是一门具有良好的前景、发展迅速的新兴学科，也是水文地球化学的一个重要分支。目前，地下水资源可持续利用中的重要问题是地下水补给的更新能力及地下水污染程度的评价。用环境同位素技术研究地下水补给和可更新性，追踪地下水的污染是当前国内外较为新颖的方法之一。目前世界上许多国家已将同位素方法列为地下水资源调查中的常规方法。近年来，国内外环境同位素的研究从理论到实践都有较快的发展。除了应用氢氧稳定同位素确定地下水的起源与形成条件，应用氚、14C测定地下水年龄，追踪地下水运动，确定含水层参数等常规方法外；在应用3H-3He、CFCs示踪干旱、半干旱地区浅层地下水的补给，应用14C、36Cl确定深层地下水的年龄，追溯地下水的入渗史，应用34S研究地下水中硫酸盐的来源，分析地下水的迁移过程，应用11B/10B研究卤水成因等方面都有重要进展。 4.1 同位素基本理论 4.1.1 地下水中的同位素及分类我们知道，原子是由原子核与其周围的电子组成的，通常用A Z X N来表示某一原子。这里，X为原子符号，Z为原子核中的质子数目，N为原子核中的中子数目，A为原子核的质量数，它等于原子核中的质子数与中子数之和，即： A=Z+N( 4-1-1 ) 为简便起见，也常用A X表示某一原子。元素是原子核中质子数相同的一类原子的总称。同一元素由于其原子核中中子数不同可存在几种原子质量不同的原子，其中每一种原子称为一种核素，如C原子有12C、13C、14C等核素，氧原子有16O、17O、18O等核素。某元素的不同几种核素称为该元素的同位素(蔡炳新等，2002)，或者说同位素指的是在门捷列耶夫周期表中占有同一位置，其原子核中的质子数相同而中子数不同的某一元素的不同原子。同位素可分为稳定同位素和放射性同位素两类，稳定同位素是指迄今为止尚未发现有放射性衰变（即自发地放出粒子或射线）的同位素；反之，则称为放射性同位素。地下水中的同位素一方面包括水自身的氢、氧同位素，另一方面还包括水中溶质的同位素。

同位素地球化学作业

同位素地球化学论文近年来，随着同位素样片制备技术的改进和高精度质谱的问世，大大地提高了同位素测试结果的精度和准确性，使同位素地球化学的理论和方法进一步成熟和完善，研究领域不断拓宽。同位素地球化学研究内容同位素地球化学是根据自然界的核衰变、裂变及其他核反应过程所引起的同位素变异，以及物理、化学和生物过程引起的同位素分馏，研究天体、地球以及各种地质体的形成时间、物质来源与演化历史。同位素地质年代学已建立了一整套同位素年龄测定方法，为地球与天体的演化提供了重要的时间座标。比如已经测得太阳系各行星形成的年龄为45～46亿年，太阳系元素的年龄为50～58亿年等等。另外在矿产资源研究中，同位素地球化学可以提供成岩、成矿作用的多方面信息，为探索某些地质体和矿床的形成机制和物质来源提供依据。 ①自然界同位素的起源、演化和衰亡历史。 ②同位素在宇宙体、地球及其各圈层中的分布分配、不同地质体中的丰度及其在地质过程中活化与迁移、富集与亏损、衰变与增长的规律；同位素组成变异的原因；并据此探讨地质作用的演化历史和物质来源。 ③利用放射性同位素的衰变定律建立一套有效的同位素计时方法，测定不同天体事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时间坐标。根据同位素的性质，同位素地球化学研究领域主要分稳定同位素地球化学和同位素年代学两个方面。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化。同位素年代学随研究领域的深入，又分为同位素地质年代学和宇宙年代学。同位素地质年代学主要研究地球及其地质体的年龄和演化历史。宇宙年代学则主要研究天体的年龄和演化历史。自然界同位素成分变化

水文地球化学研究现状与进展

本文由国土资源部地质调查项目“全国水资源评价”和“鄂尔多斯自留盆地地下水赋存运移规律的研究”项目资助。改回日期:2001212217;责任编辑:宫月萱。第一作者:叶思源,女,1963年生,在读博士生,副研究员,从事矿水、地热水及水文地球化学研究。水文地球化学研究现状与进展叶思源1)　孙继朝2)　姜春永3) (1)中国矿业大学,北京,100083;2)中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北正定,050803; 3)山东地质工程勘查院,山东济南,250014) 摘　要　1938年,“水文地球化学”术语提出,至今水文地球化学作为一门独立的学科得到长足的发展,其服务领域不断扩大。当今水文地球化学研究的理论已经广泛地应用在油田水、海洋水、地热水、地下水质与地方病以及地下水微生物等诸多领域的研究。其研究方法也日臻完善。随着化学热力学和化学动力学方法及同位素方法的深入研究,以及人类开发资源和保护生态的需要,水文地球化学必将在多学科的交叉和渗透中拓展研究领域,并在基础理论及定量化研究方面取得新的进展。关键词　水文地球化学　研究现状　进展 Current Situ ation and Advances in H ydrogeochemical R esearches YE Siyuan 1) 　SUN Jichao 2) 　J IAN G Chunyong 3 ) (1)Chi na U niversity of Mi ni ng and Technology ,Beiji ng ,100083;2)Instit ute of Hydrogeology and Envi ronmental Geology ,CA GS , Zhengdi ng ,Hebei ,050803;3)S handong Instit ute of Geological Engi neeri ng S urvey ,Ji nan ,S handong ,240014) Abstract Hydrogeochemistry ,as an independent discipline ,has made substantial development since the term “hydrogeochemistry ”was created in 1938.At present hydrogeochemical theories have been applied to various fields such as oil field water ,ocean water ,geothermal water ,groundwater quality ,endemic diseases and groundwater microorganism ,and related research methods have also become mature.With the further development of chemical thermodynamics ,kinetics method and isotope method ,hydrogeochemistry will surely extend its research fields in the course of multi 2discipline interaction and make new progress in basic theory and quantifica 2tion research ,so as to meet the demand of human exploration and exploitation as well as ecological protection.K ey w ords hydrogeochemistry current state of research advance 早期的水文地球化学工作主要围绕查明区域水文地质条件而展开,在地下水的勘探开发利用方面取得了可喜的成果(沈照理,1985)。水文地球化学在利用地下水化学成分资料,特别是在查明地下水的补给、迳流与排泄条件及阐明地下水成因与资源的性质上卓有成效。20世纪60年代后,水文地球化学向更深更广的领域延伸,更多地是注重地下水在地壳层中所起的地球化学作用(任福弘,1993)。1981年,Stumm W 等出版了《水化学———天然水化学平衡导论》专著,较系统地提供了定量处理天然水环境中各种化学过程的方法。1992年,C P 克拉依诺夫等著《水文地球化学》分为理论水文地球化学及应用水文地球化学两部分,全面论述了地下水地球化学成分的形成、迁移及化学热力学引入水文地球化学研究的理论问题,以及水文地球化学在饮用水、矿水、地下热水、工业原料水、找矿、地震预报、防止地下水污染、水文地球化学预测及模拟中的应用等,概括了20世纪80年代末期水文地球化学的研究水平。特别是近二十年来计算机科学的飞速发展使得水文地球化学研究中的一些非线性问题得到解答(谭凯旋,1998),逐渐构架起更为严密的科学体系。第23卷　第5期2002210/4772482 地　球　学　报ACTA GEOSCIEN TIA SIN ICA Vol.23 No.5 Oct.2002/4772482