張靜 蘇薔薇 劉學(xué)飛 和中華 周云滿 李智 趙凱

ZHANG Jing1，SU QiangWei1，LIU XueFei1，HE ZhongHua2，ZHOU YunMan2，LI Zhi1 and ZHAO Kai1

1. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083

2. 云南黃金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司，昆明 650000

1. State Key Laboratory of Geological Process and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. Yunnan Gold Mining Industry Group，Kunming 650000，China

2014-03-09 收稿，2014-05-10 改回.

滇黔桂“金三角”處于貴州、云南和廣西三省區(qū)的接壤地帶，大地構(gòu)造位于揚(yáng)子地臺(tái)西南緣與華南加里東褶皺系接合位置，是中國(guó)著名的卡林型金礦集中區(qū)之一(涂光熾，1990)。區(qū)內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的礦床、礦點(diǎn)近百個(gè)，其中超大型礦床(Au 儲(chǔ)量≥100t)2 個(gè)(貴州爛泥溝、水銀洞)，大型礦床(Au 儲(chǔ)量20 ～100t)7 個(gè)，其余均為中小型礦床或礦點(diǎn)，已查明的Au 資源儲(chǔ)量超過(guò)500t(陳懋弘等，2009)。近20 多年來(lái)，眾多地質(zhì)科研人員從不同方面對(duì)滇黔桂“金三角”，對(duì)區(qū)內(nèi)沉積巖賦礦的微細(xì)粒浸染型金礦床(卡林型金礦)的地質(zhì)特征、成礦物質(zhì)來(lái)源、成礦機(jī)制和模式進(jìn)行了較深的研究(劉建明和劉家軍，1997;劉學(xué)飛等，2008;Su et al.，2008)，并對(duì)比總結(jié)了滇黔桂地區(qū)同類型礦床的成礦規(guī)律。

無(wú)論是相比較于云南境內(nèi)西南三江特提斯成礦帶內(nèi)多類型金、銅等多金屬礦床的勘探規(guī)模與理論研究程度(Burnard et al.，1999;楊立強(qiáng)等，2010，2011a，b;鄧軍等，2013;Deng et al.，2014a，b;Zhang et al.，2014a;Wang et al.，2014a，b)，還是和秦嶺地區(qū)(陳衍景等，2004;Zhang et al.，2014b)以及貴州西南、廣西西北部的微細(xì)浸染型礦床(劉建明和劉家軍，1997;劉學(xué)飛等，2008;Su et al.，2008;陳懋弘等，2009)的勘探開(kāi)發(fā)和研究程度相對(duì)比，滇東南地區(qū)的微細(xì)浸染型金礦床發(fā)現(xiàn)較晚、規(guī)模較小、研究薄弱。

目前，在滇東南地區(qū)已發(fā)現(xiàn)規(guī)模不等的微細(xì)浸染型金礦床(點(diǎn))二十多個(gè)(鄧軍等，2012)，老寨灣金礦床是其中唯一詳查并大規(guī)模開(kāi)發(fā)的“卡林型”金礦，其礦石物質(zhì)組成簡(jiǎn)單、金微細(xì)浸染分布、品位低、儲(chǔ)量大、易選冶等特點(diǎn)，在該區(qū)具有典型的代表性特征。因此，對(duì)老寨灣金礦床成礦特征和成礦規(guī)律的科學(xué)認(rèn)識(shí)和總結(jié)，對(duì)尋找此類型礦床有著重要的指導(dǎo)意義。然而，老寨灣金礦床的理論研究工作非常薄弱，目前的報(bào)導(dǎo)主要集中在礦床地質(zhì)特征、控礦因素、成礦流體的初步研究(姚娟等，2008;羅剛和楊小峰，2010;王明聰?shù)龋?011;楊昌畢和舒培華，2012)，關(guān)于成礦物質(zhì)、流體的來(lái)源、成礦機(jī)制與過(guò)程的研究深度不夠，制約了對(duì)區(qū)域成礦規(guī)律的認(rèn)識(shí)，從而限制了在滇東南地區(qū)類似礦床的進(jìn)一步勘探工作?；谏鲜觯疚脑谇叭斯ぷ鞯幕A(chǔ)上，系統(tǒng)總結(jié)礦床的地質(zhì)特征，厘定礦化階段，分析H-O-S-Pb 等同位素特征，結(jié)合成礦時(shí)代與構(gòu)造背景，探討了老寨灣金礦床的成礦過(guò)程。

1 區(qū)域及礦區(qū)地質(zhì)

1.1 區(qū)域概況

滇黔桂地區(qū)位于揚(yáng)子地塊西南緣，南盤(pán)江造山褶皺帶的北部(Peters et al.，2007)。區(qū)內(nèi)的區(qū)域性大斷裂包括彌勒-師宗斷裂、南盤(pán)江斷裂、右江斷裂、文山-富寧弧形斷裂等(圖1，鄧軍等，2012)。加里東期、海西期幾次地殼升降運(yùn)動(dòng)均造成上、下地層的不整合和假整合接觸，印支期末及其后的造山運(yùn)動(dòng)使區(qū)域內(nèi)的地層沿深大斷裂方向發(fā)生褶皺和破裂。造山運(yùn)動(dòng)造成古生界地層穹形隆起帶也沿幾條主構(gòu)造方向不同程度、不同規(guī)模、不同構(gòu)造形式地表現(xiàn)出來(lái)。區(qū)內(nèi)金(銻、汞)礦床產(chǎn)出區(qū)域嚴(yán)格受上述深斷裂的控制，特別是幾大斷裂構(gòu)成的三角形地域內(nèi)呈SN 向和EW 向的隱伏構(gòu)造附近，金礦床(點(diǎn))最為密集(圖1)。

圖1 滇黔桂地區(qū)地質(zhì)及金礦分布簡(jiǎn)圖(據(jù)侯宗林和楊慶德，1989 修改)Fig.1 Regional geological structure and gold deposits in the Dian-Qian-Gui area (modified after Hou and Yang，1989)

滇黔桂地區(qū)在早古生代由寒武紀(jì)大片海域轉(zhuǎn)變?yōu)椤暗崆稹惫抨?，發(fā)育寒武系海相沉積巖系(梅冥相等，2005)。此后，該地區(qū)經(jīng)歷了從晚古生代-早中生代廣闊的、受限制的臺(tái)地環(huán)境到早三疊世潮坪環(huán)境的演化過(guò)程(Peters et al.，2007);滇黔桂地區(qū)北西臺(tái)地相淺水巖石組合由石炭系、二疊系碳酸鹽巖以及三疊系粘土巖、灰?guī)r和白云巖組成;同步形成南東部深海盆地的巖石由有機(jī)質(zhì)含量較高的硅質(zhì)碎屑巖組成;三疊紀(jì)以后該區(qū)轉(zhuǎn)變?yōu)殛懴喑练e(劉學(xué)飛等，2008)。

1.2 礦區(qū)地質(zhì)

研究區(qū)出露的地層包括上寒武統(tǒng)至下奧陶統(tǒng)海相碳酸鹽巖建造、砂泥質(zhì)建造;泥盆系砂泥質(zhì)、碳酸鹽巖建造、石炭-二疊系碳酸鹽巖建造和三疊系的碳酸鹽巖建造、砂泥質(zhì)建造(圖2)。從老到新依次為:

上寒武統(tǒng)博菜田組(3b)和唐家壩組(3t):主要分布于礦區(qū)南部和東南部，巖性主要為薄-中厚層狀灰?guī)r夾灰色中厚層狀白云巖。

下奧陶統(tǒng)老寨組(O1l)和閃片山組(O1s):主要分布于礦區(qū)西北部和中部，巖性分別為細(xì)-中粒中厚層狀石英砂巖和一套碳酸鹽巖。

下泥盆統(tǒng)坡腳組(D1p)和坡松沖組(D1ps):廣泛分布于礦區(qū)，巖性分別為薄層狀泥巖-粉砂質(zhì)泥巖和粉砂巖?？傮w上，坡松沖組呈角度不整合覆于下奧陶統(tǒng)閃片山組碳酸鹽巖之上，但在F8 斷層以東，呈角度不整合覆于寒武系上統(tǒng)唐家壩組之上(圖3)。

老寨灣礦區(qū)褶皺主要有椿樹(shù)灣單斜與袁家坪?jiǎn)涡?，斷層主要為南?北西向和東西-北東東向兩組(圖2)。椿樹(shù)灣單斜位于F3 斷層以北，由閃片山組、坡松沖組和坡腳組地層組成，傾向北西，傾角20° ～35°。袁家坪?jiǎn)涡蔽挥贔3 和F6 斷層之間，由閃片山組和坡松沖組地層組成，傾向北西，傾角為25° ～40°。構(gòu)成這2 個(gè)單斜的地層的東西兩端被斷層F1 和F8 夾持，底部為加里東構(gòu)造古隆起(羅剛和楊小峰，2010;鄧軍等，2012)。

2 礦床地質(zhì)

老寨灣金礦床目前劃分為袁家坪、椿樹(shù)灣和老鷹山3 個(gè)礦段(圖2)，已控制金儲(chǔ)量31.40t，達(dá)到大型規(guī)模。

2.1 含礦巖系

呈角度不整合覆于下奧陶統(tǒng)閃片山組碳酸鹽巖(圖4a)之上的下泥盆統(tǒng)坡松沖組是老寨灣金礦床的主要賦礦地層(圖2、圖3)，尤其是坡松沖組下段的厚層塊狀細(xì)粒石英砂巖(D1ps1)，是本區(qū)金礦(化)體的主要賦存部位(圖3)。此外，在椿樹(shù)灣礦段，可見(jiàn)輝綠巖脈侵入于坡松沖組硅化石英砂巖中，且后期風(fēng)化、蝕變強(qiáng)烈。在蝕變輝綠巖及其與地層接觸部位，蝕變礦化增強(qiáng)(圖3、圖4b)，因此部分礦體在平面上的產(chǎn)出狀態(tài)與輝綠巖脈一致(圖2)，暗示了該部分礦化可能與脈巖的活動(dòng)有一定關(guān)系。

圖2 老寨灣金礦床地質(zhì)略圖Fig.2 Geological sketch map of the Laozhaiwan gold deposit

2.2 控礦構(gòu)造

礦體產(chǎn)出主要受不整合面、單斜和斷裂構(gòu)造的多重控制。首先，礦體主要產(chǎn)于加里東不整合面之上的下泥盆統(tǒng)坡松沖組中，金礦體呈多層產(chǎn)出，最底部礦體緊貼不整合面，向北的深部延伸較遠(yuǎn)(圖3)。具體而言，椿樹(shù)灣、老鷹山2 個(gè)礦段的金礦體產(chǎn)在椿樹(shù)灣單斜的古隆起構(gòu)造面之上的坡松沖組下部地層中，袁家坪礦段金礦體則產(chǎn)于袁家坪?jiǎn)涡钡墓怕∑饦?gòu)造面之上的坡松沖組下部地層中(圖3)。其次，北西向、近直立的F7 逆斷層為后期巖漿、熱液活動(dòng)提供了通道，不僅輝綠巖脈沿此斷裂侵入，而且，熱液蝕變-礦化也明顯增強(qiáng)(詳見(jiàn)后文)。

2.3 礦體特征

椿樹(shù)灣礦段和老鷹山礦段分布于礦區(qū)中北部，勘探證實(shí)，金礦體在地下深處是連續(xù)的，因此被部分研究者視作一個(gè)礦段。該礦段包括V1、V2、V3 和V4 等礦體，其中，V3 為主礦體，產(chǎn)于不整合面之上的坡松沖組硅化、褐鐵礦化石英砂巖中，北段部分礦體產(chǎn)于輝綠巖內(nèi)外接觸帶內(nèi)，礦體總體似層狀產(chǎn)出，局部出現(xiàn)膨大、分枝復(fù)合現(xiàn)象(圖2、圖3a)。V3礦體總體傾向北西320°，傾角20° ～30°，地表延伸超1000m，控制最大延深1100m，單工程礦體鉛垂厚度1.36 ～41.97m，平均14.72m，金品位1.00 ～4.15g/t，平均1.71g/t(王明聰?shù)龋?011)。值得說(shuō)明的是，部分V3 礦體產(chǎn)于F7 斷層上盤(pán)、緊靠斷層和輝綠巖產(chǎn)出，其金品位急劇增高，平均高達(dá)9.06g/t(圖4b)(羅剛和楊小峰，2010)。

袁家坪礦段分布于礦區(qū)南部(F3 斷層南)，礦體分布受不整合面和F3、F8 的控制，金礦體均產(chǎn)于該單斜的古隆起構(gòu)造面之上的坡松沖組下部地層中，由4 個(gè)小礦體構(gòu)成(圖2)，礦體規(guī)模較小，金品位平均為1.23g/t(羅剛和楊小峰，2010)。

圖3 椿樹(shù)灣礦段257 勘探線(a)及老鷹山礦段9 勘探線(b)剖面圖(據(jù)鄧軍等，2012)Fig.3 Geological profiles of the No.257 exploration line in Chunshuwan section (a)and No.9 exploration line in Laoyingshan section (b)(modified after Deng et al.，2012)

2.4 礦石和礦物組合

根據(jù)礦石氧化程度不同，老寨灣金礦床礦石類型劃分為原生礦石和氧化礦石。

原生礦石一般呈灰-深灰色，基本保持原巖沉積碎屑巖特征，熱液蝕變較弱，以硅化、絹云母化和黃鐵礦-輝銻礦化為主(圖4c-h)。主要礦石礦物包括黃鐵礦、輝銻礦、毒砂等，脈石礦物主要是石英、絹云母、方解石等。原生礦石的主要構(gòu)造有浸染狀構(gòu)造、團(tuán)塊狀構(gòu)造、脈狀構(gòu)造、網(wǎng)脈狀構(gòu)造、角礫狀構(gòu)造等，常見(jiàn)結(jié)構(gòu)有他形-半自形結(jié)構(gòu)、交代結(jié)構(gòu)、放射狀結(jié)構(gòu)等。

老寨灣金礦床氧化礦石非常發(fā)育，幾乎占目前開(kāi)采礦石的90%以上。原生礦石遭受氧化及后期下滲表生溶液淋濾改造后，形成的氧化礦石。氧化礦石中常見(jiàn)褐鐵礦、銻華，多保留黃鐵礦或輝銻礦的假象，此外以高嶺石為主的粘土礦物增多，并與細(xì)粒熱液石英緊密伴生。最主要的載金礦物是褐鐵礦和粘土礦物。該類礦石常具有蜂窩狀、多孔狀、土狀構(gòu)造，鏡下見(jiàn)變余構(gòu)造和微晶洞構(gòu)造(圖4e)。

2.5 圍巖蝕變及成礦階段

老寨灣金礦床礦區(qū)內(nèi)圍巖蝕變強(qiáng)烈，近礦圍巖蝕變以中低溫?zé)嵋航M合為特征，明顯沿構(gòu)造帶發(fā)育。與金礦化密切相關(guān)的熱液蝕變類型主要有硅化、絹云母化、褐鐵礦化和粘土化。

綜合礦床的礦化特點(diǎn)、礦物組合等特征，可將老寨灣金礦的形成過(guò)程劃分為成巖期、熱液期、表生期，原生礦石主要形成于熱液期，可以進(jìn)一步劃分為3 個(gè)階段。早階段:石英-黃鐵礦階段，以面狀硅化、細(xì)粒黃鐵礦化為特征，黃鐵礦呈浸染狀分布，金礦化較弱(圖4c);中階段:石英-黃鐵礦-絹云母階段，以發(fā)育石英充填與交代作用、Fe-As-S 系列礦物(如黃鐵礦和毒砂)、絹云母化圍巖蝕變?yōu)樘卣?圖4c，g，h)，金礦化強(qiáng)烈，且主要賦存在黃鐵礦和毒砂中;晚階段:輝銻礦-方解石階段，以形成方解石脈、晶簇狀輝銻礦為主要特征，以銻礦化為主，金礦化微弱(圖4d)。

3 同位素特征

3.1 樣品與測(cè)試

目前礦山開(kāi)采有主要在椿樹(shù)灣礦段，工程剝露情況良好;另外兩個(gè)礦段相對(duì)工作程度很低，因此研究涉及的硫化物和石英樣品來(lái)源于椿樹(shù)灣礦段的原生蝕變巖型礦石或/和含礦石英脈，所選黃鐵礦多呈微細(xì)浸染狀、團(tuán)塊狀產(chǎn)出，輝銻礦為晶簇狀集合體，而石英一般呈細(xì)脈狀產(chǎn)出(圖4b-e，g，h)。

圖4 野外、手標(biāo)本及鏡下照片(a)-上盤(pán)碳酸鹽地層中交錯(cuò)層理;(b)-礦輝綠巖與圍巖接觸關(guān)系;(c)-中階段的石英-黃鐵礦貫穿在早階段浸染狀黃鐵礦-面狀硅化中;(d)-晚階段的輝銻礦，伴隨有碳酸鹽化;(e)-未完全氧化的石英砂巖型礦石;(f)-石英砂巖中可見(jiàn)浸染狀黃鐵礦(+，透射光);(g)-蝕變輝綠巖中的黃鐵礦脈(-，反射光);(h)-中階段形成的石英-黃鐵礦脈(-，反射光)Fig.4 Photographs of ore，wallrocks，textures and mineral assemblages at different scales

本文的H-O-S 同位素測(cè)試在中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素地球化學(xué)實(shí)驗(yàn)室完成。氧同位素是(δ18O石英)用BrF5法制備CO2，將挑選的石英樣品研磨到200目，于550 ～700℃與純BrF5恒溫反應(yīng)獲得氧氣，分離雜質(zhì)獲得純凈O2，將其在700℃鉑催化下與碳棒逐級(jí)反應(yīng)，收集生成的CO2氣體。流體包裹體的氫同位素(δDH2O)是用爆裂法獲取包裹體內(nèi)水，再用金屬鋅與其反應(yīng)制備H2，收集生成的H2。黃鐵礦、輝銻礦的硫同位素是用氧化亞銅在980℃條件將其中的硫氧化為SO2。將純化后的O2、H2等氣體送MAT-252 質(zhì)譜儀分析，SO2送Delta-S 質(zhì)譜儀分析。石英O 同位素?cái)?shù)據(jù)為SMOW 標(biāo)準(zhǔn)，流體D 同位素?cái)?shù)據(jù)為V-SMOW 標(biāo)準(zhǔn)，S同位素為CDT 標(biāo)準(zhǔn)。

Pb 同位素比值在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院測(cè)定，采用多接受器等離子體質(zhì)譜法(MC-ICP-MAS)，所用儀器為英國(guó)Nu Plasma HR，標(biāo)樣為NBS 981。

3.2 氫氧同位素

老寨灣金礦床石英的氧同位素及流體包裹體的氫氧同位素組成列于表1，其中氫同位素(δDH2O)的測(cè)試對(duì)象為石英中流體包裹體的水，氧同位素(δ18OQ)的測(cè)試對(duì)象為石英，石英流體包裹體中水的氧同位素(δ18OH2O)是借助石英-水氧同位素平衡交換分餾方程1000lnα石英-水=3.38 ×106T-2-3.40(Clayton et al.，1972)，根據(jù)校正之后的成礦流體捕獲溫度(早階段260℃，中階段200℃，晚階段160℃，本文未發(fā)表資料)，通過(guò)計(jì)算獲得的。

流體的δDH2O值變化范圍不大，總體介于為-109‰ ～-93‰，與云南地區(qū)中-新生代大氣降水的δDV-SMOW值(-110‰～-90‰，徐啟東和莫宣學(xué)，2000;燕旎等，2013)相近。而不同成礦階段流體的δ18OH2O值略有變化，早階段的3 個(gè)硅化石英砂巖中流體的δ18OH2O值變化于7.8‰ ～9.2‰，投影點(diǎn)落在變質(zhì)水和巖漿水的下方圍巖建造水的范圍內(nèi)(圖5)，而另1 個(gè)樣品的δ18OH2O值高達(dá)13.0‰，明顯高出巖漿水的范圍，反映了變質(zhì)流體的特征，這可能暗示了早階段的流體來(lái)源于礦區(qū)圍巖建造的變質(zhì)流體，但不能排除是否有巖漿熱液的參與。中階段流體的δ18O 值=5.9‰～7.0‰，投影點(diǎn)非常集中，落在巖漿水和變質(zhì)水的下方，考慮到該階段樣品3 個(gè)為產(chǎn)于蝕變輝綠巖中的石英，1 個(gè)為石英-黃鐵礦脈中的石英，推測(cè)該階段流體應(yīng)有巖漿熱液的參與。晚階段與輝銻礦共生的樣品δ18OH2O值為2.70‰，明顯偏移變質(zhì)流體與巖漿流體的范圍，有向大氣降水線漂移的趨勢(shì)。

圖5 石英中流體包裹體的δD-δ18 O 關(guān)系圖(底圖據(jù)Taylor，1974)Fig.5 δD-δ18O diagram of fluid inclusions from the quartz(after Taylor，1974)

表1 石英及流體包裹體的H-O 同位素組成(‰)Table 1 Hydrogen and oxygen isotopes of the minerals and fluid inclusions (‰)

考慮D-H 與18O-16O 相比，前者的質(zhì)量變化比遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于后者，這就使得流體與圍巖作用之后，成礦流體的氫同位素組成會(huì)因流體性質(zhì)的變化而明顯改變，而氧同位素則改變不大(魏菊英和王關(guān)玉，1988;Hoefs，1997)。據(jù)此綜合分析認(rèn)為，成礦熱液的來(lái)源可能與變質(zhì)流體密切相關(guān)，巖漿流體在中-晚階段參與了成礦作用，而在成礦晚階段，有大氣降水的參與，成礦溫度降低，金礦化接近尾聲，低溫的銻礦化占主導(dǎo)。

3.3 硫同位素

老寨灣金礦各類礦石或蝕變巖中硫化物δ34S 值變化范圍較大:早階段蝕變巖中的2 個(gè)黃鐵礦樣品的δ34S 值為6.115‰和6.412‰;晚階段的5 個(gè)輝銻礦的δ34S 值集中在2.096‰～4.691‰;而中階段的不同礦石中黃鐵礦的硫同位素組成略有不同，浸染狀-團(tuán)塊狀金礦石中6 個(gè)黃鐵礦樣品的δ34S 值介于3.428‰ ～32.289‰，與輝綠巖有關(guān)的蝕變礦石中5 個(gè)黃鐵礦的δ34S 值為3.517‰ ～7.684‰(表2)?？傮w上，該礦床礦石硫同位素組成以正值為主，不同階段硫化物δ34S 峰值集中在2‰～8‰，且黃鐵礦硫同位素值總體上高于輝梯礦的硫同位素值(圖6)。

圖6 老寨灣金礦床礦石的δ34S 直方圖Fig.6 Histogram of δ34 S for the different sulfides at Laozhaiwan gold deposit

研究(Hoefs，1997;Ohmoto and Rye，1979)表明，當(dāng)fO2較低時(shí)，流體中硫主要以HS-，S2-存在，所沉淀的黃鐵礦δ34S 值與整個(gè)流體的δ34S 相近;當(dāng)fO2較高時(shí)，發(fā)生富34S 的硫酸鹽沉淀，使流體系統(tǒng)和與之平衡的硫化物虧損34S，即黃鐵礦等硫化物的δ34S 值低于整個(gè)體系的δ34S 值?？紤]到老寨灣礦區(qū)范圍內(nèi)，未發(fā)現(xiàn)石膏等反映高氧逸度氧化環(huán)境的熱液礦物，暗示該礦床成礦時(shí)為弱的還原環(huán)境，即，所測(cè)硫化物的δ34S 值可以視作整個(gè)流體系統(tǒng)的δ34S∑。

綜上所述，該礦床的成礦流體的硫同位素組成高于幔源硫、或者源于深部與巖漿作用有關(guān)硫化物(δ34S =0 ±3‰，Rollinson，1993)，更明顯高于有機(jī)物(很低的負(fù)值，Ohmoto and Poulson，1990;Schwarcz et al.，1972)，但卻落在變質(zhì)巖(δ34S = - 20‰ ～ + 20‰，Hoefs，1997)、沉積巖(δ34S =-40‰～+ 50‰，Hoefs，1997)和蒸發(fā)巖(δ34S = 10‰ ～27‰，Rye and Ohmoto，1974)等的寬廣范圍內(nèi)。

考慮到礦區(qū)范圍內(nèi)未見(jiàn)蒸發(fā)鹽類及有機(jī)物等，推斷它們不可能為礦床的直接硫源或者與其它硫源混合參與成礦作用。另外，產(chǎn)在蝕變地層中與輝綠巖無(wú)關(guān)的浸染狀-團(tuán)塊狀含金黃鐵礦礦石，其硫同位素組成高達(dá)32‰，更暗示了礦區(qū)沉積巖地層的貢獻(xiàn)。而與輝綠巖有關(guān)的黃鐵礦或輝銻礦的硫同位素組成明顯低于同階段蝕變砂巖型礦石中的硫同位素組成，這進(jìn)一步印證了幔源低硫流體(δ34S = 0 ± 3‰，Rollinson，1993)在上侵過(guò)程中，混染了海相硫酸鹽硫(本區(qū)賦礦層之下的寒武系和奧陶系都有海相地層)的推斷。因此最可能的情況是，區(qū)內(nèi)大面積出露的沉積巖(尤其是富34S 的海相碳酸鹽巖)為成礦作用提供了必要的硫源，而與輝綠巖脈侵入有關(guān)的深部硫源或巖漿硫參與了成礦作用，并與沉積硫發(fā)生混合作用。

3.4 鉛同位素

老寨灣金礦床礦石鉛同位素組成分別為:206Pb/204Pb 變化于18.178 ～18.992，207Pb/204Pb 變化于15.635 ～15.774，208Pb/204Pb 變化于38.456 ～39.051(表3);μ 值介于9.53 ～9.77，明顯高于正常鉛μ 值范圍(8.686 ～9.238，宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，1979)，ω 值介于37.37 ～41.05(僅一件樣品為35.89)，也高于正常鉛ω 值(35.55 ±0.59，宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，1979);Th/U 值介于3.64 ～4.10(平均值3.91)，高于地幔值3.45，與地殼的Th/U 比值(約為4，Stacey and Kramers，1975;吳開(kāi)興等，2002)相當(dāng)?？傮w上，硫化物的鉛同位素組成變化范圍相對(duì)較小，相對(duì)富集放射成因鉛，說(shuō)明物源區(qū)富238U、232Th，這暗示了老寨灣金礦鉛等成礦物質(zhì)的源區(qū)具有相對(duì)穩(wěn)定、成熟度較高的特點(diǎn)，符合上地殼或沉積物的特征(張靜等，2009;Zhang et al.，2011，2013)。

表2 不同成礦階段硫化物的δ34S 同位素分析結(jié)果(‰)Table 2 δ34S values of the sulfide in different ore-forming stage (‰)

表3 老寨灣金礦鉛同位素組成及特征值Table 3 Lead isotopic composition of the sulfides in the Laozhaiwan gold deposit

圖7 老寨灣金礦床鉛同位素模式圖(底圖據(jù)Zartman and Doe，1981)Fig.7 Plumbotectonic model for the Laozhaiwan gold deposit (after Zartman and Doe，1981)

圖8 鉛同位素的Δβ-Δγ 成因分類圖解(底圖朱炳泉等，1998)Fig.8 Δγ vs. Δβ diagram of lead isotope genetic classification for different rocks (after Zhu et al.，1998)

為進(jìn)一步確定該礦床礦石的鉛源區(qū)，作者將研究區(qū)內(nèi)礦石、蝕變巖和地層等有關(guān)地質(zhì)體的鉛同位素分別投圖(圖7)。在Zartam 圖解上，可發(fā)現(xiàn)礦石樣品點(diǎn)主要落入上地殼及造山帶演化線附近;蝕變巖及地層的分布范圍與礦石相似，但206Pb 含量相對(duì)較高。在Δβ ～Δγ 成因分類圖解(朱炳泉等，1998)上，礦石樣品主要落在上地殼鉛和與巖漿作用有關(guān)的上地殼與地?；旌香U范圍內(nèi)(圖8)，進(jìn)一步說(shuō)明，礦區(qū)內(nèi)礦石鉛具有雙重來(lái)源特征。首先，礦石鉛來(lái)源于成熟度較高的上地殼，老寨灣金礦鉛源最可能為奧陶系下統(tǒng)閃片山組(O1s)碳酸鹽巖、下泥盆統(tǒng)坡松沖組(D1ps)的厚層塊狀細(xì)粒石英砂巖等;其次，與脈巖活動(dòng)有關(guān)的巖漿作用成因鉛也是礦石鉛的重要組成部分。同時(shí)，礦區(qū)內(nèi)蝕變巖和巖漿巖等鉛顯示出造山帶鉛源特點(diǎn)，同時(shí)還具有遠(yuǎn)洋沉積和洋殼消減鉛的特征，但受到非克拉通地殼鉛不同程度的混合，根據(jù)區(qū)域地質(zhì)背景推測(cè)，老寨灣金礦區(qū)輝綠巖脈應(yīng)為造山作用中有地殼物質(zhì)或者海相物質(zhì)加入的侵入體。

4 討論

4.1 成礦物質(zhì)和流體來(lái)源

前文的詳細(xì)分析已經(jīng)表明，礦區(qū)內(nèi)礦石硫鉛具有雙重來(lái)源特征。首先，區(qū)內(nèi)大面積出露的海相沉積巖和深部硫源或巖漿硫?yàn)槌傻V作用提供了必要的硫源;同時(shí)，礦石鉛源自成熟度較高的上地殼，且?guī)r漿作用成因鉛也是礦石鉛的重要組成部分。這說(shuō)明老寨灣金礦的物源區(qū)應(yīng)主要是區(qū)內(nèi)下奧陶統(tǒng)的碳酸鹽巖、下泥盆統(tǒng)石英砂巖、碎屑巖等沉積地層，而后期與巖漿活動(dòng)有關(guān)的深部物質(zhì)也是該礦床不可或缺的物質(zhì)基礎(chǔ)。

這一認(rèn)識(shí)與前人對(duì)區(qū)內(nèi)奧陶統(tǒng)淺海相碳酸鹽-碎屑巖建造、泥盆系河湖相碎屑巖-碳酸鹽建造的巖相學(xué)特征及成礦元素的研究成果是一致的:(1)下泥盆統(tǒng)坡松沖組河湖相泥質(zhì)巖石，奧陶系閃片山組碳酸鹽巖構(gòu)成隔擋層，其間的老寨組濱-淺海相石英砂巖具較大的孔隙度和較好的滲透性，與F7 斷裂帶溝通，為成礦元素運(yùn)移、沉淀、富集提供有利空間和場(chǎng)所(楊昌畢和舒培華，2012)。(2)區(qū)內(nèi)巖漿巖只有基性輝綠巖，沿F7 斷層呈斷續(xù)線狀分布，輝綠巖中可見(jiàn)硫化物時(shí)，其金品位(高達(dá)9.06g/t，羅剛和楊小峰，2010)比遠(yuǎn)離脈巖的礦石金品位高(1.00 ～4.15g/t，平均1.71g/t，王明聰?shù)龋?011)，說(shuō)明沿著F7 斷裂存在著礦化疊加的現(xiàn)象。

本文對(duì)石英和流體包裹體的H-O 同位素的分析已經(jīng)初步表明，成礦熱液來(lái)源于區(qū)域淺變質(zhì)過(guò)程中產(chǎn)生的變質(zhì)水和/或部分地層建造水，主成礦階段有巖漿流體的參與，而成礦晚期可能以大氣降水參與為主。而流體包裹體熱力學(xué)和成分研究表明，老寨灣金礦床以NaCl-H2O 型流體系統(tǒng)為主，流體包裹體類型單一，以氣液兩相鹽水溶液包裹體為主，其均一溫度集中在110 ～250℃之間(鄧軍等，2012)，顯示沉積巖賦礦的微細(xì)浸染型礦床的特征(陳衍景等，2007);而個(gè)別流體包裹體測(cè)溫獲得的鹽度高達(dá)23% NaCleqv(姚娟等，2008)也暗示了巖漿流體參與成礦作用。

4.2 成礦時(shí)代與構(gòu)造背景

老寨灣金礦床的年代學(xué)研究工作非常薄弱，目前已有的測(cè)試是對(duì)黃鐵礦化蝕變的輝綠巖中的石英進(jìn)行的熱活化ESR 測(cè)年，獲得的年齡為64.8 ±6.5Ma(姚娟等，2008)。從礦體的產(chǎn)出特征看，椿樹(shù)灣礦段主礦體V3 的部分金礦化即產(chǎn)于該巖脈內(nèi)外接觸帶中，蝕變輝綠巖中硫化物-石英脈發(fā)育，大部分呈細(xì)脈狀和網(wǎng)脈狀;從成礦物質(zhì)/流體來(lái)源看，巖漿熱液為成礦熱液活動(dòng)提供了必要的物源和熱源。因此，該年齡可以代表本礦含礦熱液的主活動(dòng)的上限，即老寨灣金礦的主成礦作用發(fā)生在燕山晚期-喜馬拉雅期，不晚于64.8Ma;后期巖漿熱液攜帶的成礦物質(zhì)與早期初步富集的礦(化)體產(chǎn)生疊加，使得該地段金品位更高。

對(duì)滇黔桂地區(qū)的卡林型金礦測(cè)年數(shù)據(jù)的統(tǒng)計(jì)(劉學(xué)飛等，2008;鄧軍等，2012)表明，滇黔桂地區(qū)集中卡林型金礦的成礦時(shí)代變化于200 ～40Ma，集中在200 ～180Ma 和160 ～60Ma。而西秦嶺(陜甘川地區(qū))卡林型金礦集中區(qū)的成礦年齡主要集中在230 ～90Ma 之間，以210 ～150Ma(陳衍景等，2004)為峰值。成礦時(shí)代的差別，反映了成礦所處構(gòu)造背景的不同:西秦嶺卡林型金礦主要分布在華北與揚(yáng)子板塊之間的碰撞造山帶，礦床形成于碰撞造山作用的晚期及隨后的擠壓-伸展轉(zhuǎn)變期(Zhang et al.，2014a，b);而滇黔桂地區(qū)卡林型金礦主要分布在揚(yáng)子板塊與華南板塊的結(jié)合帶，中三疊世至晚三疊世的印支運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致早期裂陷槽封閉，構(gòu)造作用表現(xiàn)為擠壓推覆特點(diǎn)，形成了部分卡林型金礦(200 ～180Ma)，在后期燕山-喜馬拉雅期的陸內(nèi)改造階段，受太平洋和特提斯洋構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響(鄧軍等，2010，2013;Deng et al.，2014a，b)，區(qū)內(nèi)主要表現(xiàn)為擠壓逆沖，該時(shí)期是卡林型金礦另一個(gè)重要的成礦期(160 ～40Ma)。老寨灣金礦應(yīng)主要形成于滇黔桂地區(qū)的后一成礦期，區(qū)域強(qiáng)烈的構(gòu)造為成礦提供了深源礦質(zhì)和熱液循環(huán)條件。

4.3 成礦過(guò)程

綜合上述研究結(jié)果，結(jié)合區(qū)域大地構(gòu)造演化特點(diǎn)，老寨灣金礦床的成礦過(guò)程可以概括如下:

在早泥盆世沉積時(shí)，在早古生代加里東不整合面上，濱淺海相沉積形成的細(xì)碎屑巖(石英細(xì)砂巖、粉砂巖為主)含金并不太高，經(jīng)過(guò)燕山期深部巖漿活動(dòng)及伴隨的同生斷裂構(gòu)造活動(dòng)，使深部成礦流體進(jìn)入構(gòu)造帶及其附近的沉積地層，導(dǎo)致沿?cái)嗔?、層間構(gòu)造帶和不整合面控制的沉積地層形成具有較高金含量或初始富集，從而形成初始含金建造及礦源層。

此時(shí)含金物質(zhì)滲濾沉積雖未成礦，卻形成了金的初始礦層。以后隨著巖漿活動(dòng)形成局部地?zé)釄?chǎng)，形成構(gòu)造-巖漿-熱液循環(huán)體系，促使區(qū)域流體加熱循環(huán)并使區(qū)域分散金活化，產(chǎn)生富金、砷、銻、硫的含礦熱液，沿老寨灣金礦的斷裂破碎帶運(yùn)移，沿途大量淬取成礦物質(zhì)形成成礦熱液，伴隨物理化學(xué)環(huán)境條件的改變，在斷裂破碎帶、特別是與不整合面復(fù)合的地段，蝕變交代容礦地層形成與硅化、黃鐵礦化等硫化物有關(guān)的微細(xì)粒浸染型礦床。

礦床形成之后，由于金礦體受構(gòu)造破碎帶控制明顯，地下水、地表水沿構(gòu)造破碎帶滲透活動(dòng)強(qiáng)烈，加劇了金礦石的氧化與酸淋濾作用;同時(shí)，地殼的抬升也加速了礦床的風(fēng)化剝蝕。因此，破碎帶原生金礦石和含礦巖石經(jīng)此褐鐵礦化、粘土化蝕變后，氧化礦物與殘余礦物充填于破碎裂隙中。經(jīng)過(guò)多期碎裂與多期礦化蝕變疊加后，酸性氧化淋濾使金礦石體重變輕，并導(dǎo)致氧化礦石的金的品位進(jìn)一步提高，最終形成碎裂狀及角礫狀硅化褐鐵礦化型金礦石(圖4e)，這也是老寨灣金礦床目前已勘探開(kāi)發(fā)礦石以氧化型為主的原因。

5 結(jié)論

通過(guò)對(duì)老寨灣金礦床地質(zhì)及同位素地球化學(xué)特征的研究，取得了以下主要結(jié)論與認(rèn)識(shí):

(1)老寨灣金礦床產(chǎn)于加里東古隆起不整合面之上的下泥盆統(tǒng)蝕變細(xì)粒石英砂巖中，是一大型低品位卡林型金礦床;礦體的產(chǎn)出和礦化的富集程度受不整合面、單斜及斷裂構(gòu)造、巖漿活動(dòng)的共同控制。成礦過(guò)程可以劃分為早、中、晚三個(gè)階段，分別以石英-黃鐵礦、石英-黃鐵礦-絹云母、輝銻礦-方解石為典型礦物組合特征。

(2)成礦流體的δDH2O值介于為-109‰ ～-93‰，而不同成礦階段流體的δ18OH2O值略有變化，早階段3 個(gè)硅化的石英砂巖中的δ18OH2O值變化于7.8‰ ～9.2‰，中階段流體的δ18O 值=5.9‰～7.0‰，晚階段δ18OH2O值為2.70‰，表明成礦熱液來(lái)源于區(qū)域變質(zhì)水和/或部分地層建造水，主成礦階段巖漿流體的參與對(duì)金礦化富集起到了重要作用，在成礦晚期有大氣降水的參與。

(3)不同階段、不同類型礦石或蝕變巖中硫化物δ34S 值變化范圍較大(2.096‰ ～32.289‰)，但總體上礦石硫同位素組成以正值為主，硫化物δ34S 峰值集中在2‰～8‰。礦石鉛同位素組成分別為:206Pb/204Pb 為18.178 ～18.992，207Pb/204Pb 為15.635 ～15.774，208Pb/204Pb 變化于38.456 ～39.051，相對(duì)富集放射成因鉛。硫鉛同位素分析表明老寨灣金礦床的成礦物質(zhì)具有多重來(lái)源的特點(diǎn):區(qū)內(nèi)的沉積碎屑巖及巖漿活動(dòng)共同提供了必要的成礦物質(zhì)。

(4)老寨灣金礦的主成礦作用發(fā)生在燕山晚期-喜馬拉雅期;礦床的形成經(jīng)歷了初始富集、變質(zhì)熱液和巖漿熱液對(duì)成礦物質(zhì)的萃取、遷移和富集成礦、后生氧化富集等過(guò)程。

致謝 研究工作得到了李文昌高工、符德貴高工的悉心指導(dǎo)與關(guān)懷;野外工作得到了云南黃金礦業(yè)集團(tuán)股份有限公司的大力支持;審稿人對(duì)論文的進(jìn)一步修改提出了寶貴的建議;在此一并表示衷心的感謝。

Burnard PG，Hu R，Turner G and Bi XW. 1999. Mantle，crustal and atmospheric noble gases in Ailaoshan gold deposits， Yunnan Province，China. Geochimica et Cosmochimica Acta，63 (10):1595 -1604

Chen MH，Mao JW，Chen ZY and Zhang W. 2009. Mineralogy of arsenian pyrites and arsenopyrites of Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi “golden triangle” area，southwestern China. Mineral Deposits，28(5):539 - 557 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ，Zhang J，Zhang FX，Pirajno F and Li C. 2004. Carlin and Carlin-like gold deposits in western Qinling Mountains and their metallogenic time，tectonic setting and model. Geological Review，50(2):134 -152 (in Chinese with English abstract)

Chen YJ，Ni P，F(xiàn)an HR，Pirajno F，Lai Y，Su WC and Zhang H. 2007.Diagnostic fluid inclusions of different types hydrothermal gold deposits. Acta Petrologica Sinica，23(9):2085 -2108 (in Chinese with English abstract)

Clayton RN，Onuma N and Mayeda TK. 1972. Oxygen isotope temperatures of“equilibrated”ordinary chondrites. Geochimica et Cosmochimica Acta，36(2):157 -168

Deng J，Hou ZQ，Mo XX，Yang LQ，Wang QF and Wang CM. 2010.Superimposed orogenesis and metallogenesis in Sanjiang Tethys.Mineral Deposits，29 (1):37 - 42 (in Chinese with English abstract)

Deng J，Li WC，F(xiàn)u DG，Yang LQ，He ZH，Zhou YM，Zhang J and Ge LS. 2012. Cenozoic Gold Metallogenic System in the Southern Section of Sanjiang Region，Southwest China. Beijing:Geological Publishing House，1 -371 (in Chinese)

Deng J，Ge LS and Yang LQ. 2013. Tectonic dynamic system and compound orogeny:Additionally discussing the temporal-spatial evolution of Sanjiang orogeny，Southwest China. Acta Petrologica Sinica，29(4):1099 -1114 (in Chinese with English abstract)

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

Deng J，Wang QF，Li GJ and Santosh M. 2014b. Cenozoic tectonomagmatic and metallogenic processes in the Sanjiang region，southwestern China. Earth-Science Reviews， doi: 10.1016/j. earscirev.2014.05.015

Hoefs J. 1997. Stable Isotope Geochemistry. 3rdEdition. Berlin:Springer-Verlag，1 -201

Hou ZL and Yang QD. 1989. Discussion on metallogenic condition and model for micro-fine disseminated gold ore in the triangle area of Yunnan，Guizhou and Guangxi provinces. Contributions to Geology and Mineral Resources Research，4(3):1 -13 (in Chinese with English abstract)

Liu JM and Liu JJ. 1997. Basin fluid genetic model of sediment-hosted micro-disseminated gold deposits in the gold-triangle area between Guizhou，Guangxi and Yunnan. Acta Mineralogica Sinica，17(4):448 -456 (in Chinese with English abstract)

Liu XF，Wang QF，Yang LQ，Gong QJ，Zhang J and Gao BF. 2008.Geological and metallogenic features of Carlin-type gold deposits in Qinling and Dianqiangui areas，China. Geological Science and Technology Information，27(3):51 -60 (in Chinese with English abstract)

Luo G and Yang XF. 2010. Geological characteristics and metallogenic regularity of fine disseminated type gold deposit at Laozhaiwan in Guangnan area，Yunnan，China. Geological Bulletin of China，29(9):1362 -1370 (in Chinese with English abstract)

Mei MX，Ma YS and Deng J. 2005. Carboniferous to Permian sequence stratigraphic framework of the Yunnan-Guizhou-Guangxi basin and its adjacent areas and global correlation of third-order sea-level change.Geology in China，32(1):13 - 24 (in Chinese with English abstract)

Ohmoto H and Rye RO. 1979. Isotopes of sulphur and carbon. In:Barnes HL (ed. ). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.New York:John Wiley，509 -567

Ohmoto H and Poulson SR. 1990. An evaluation of the solubility of sulfide sulfur in silicate melts from experimental data and natural samples. Chemical Geology，85(1 -2):57 -75

Peters SG，Huang JZ，Li ZP and Jiang CG. 2007. Sedimentary rockhosted Au deposits of the Dian-Qian-Gui aera，Guizhou，and Yunnan provinces，and Guangxi District，China. Ore Geology Reviews，31(1 -4):170 -204

Rollinson HR. 1993. Using Geochemical Data:Evaluation，Presentation，Interpretation. New York:John Wiley ＆ Sons，1 -352

Rye RO and Ohmoto H. 1974. Sulfur and carbon isotopes and ore genesis:A review. Economic Geology，69(6):826 -842

Schwarcz HP，Burnie SW and Croket JH. 1972. A sulfur isotopic study of the white pine mine，Michigan. Economic Geology，67(7):895-914

Stacey JS and Kramers JD. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters，26(2):207 -221

Su WC，Xia B，Zhang HT，Zhang XC and Hu RZ. 2008. Visible gold in arsenian pyrite at the Shuiyindong Carlin-type gold deposit，Guizhou，China:Implications for the environment and processes of ore formation. Ore Geology Reviews，33(3 -4):667 -679

Tu GC. 1990. The SW Qinling and the SW Guizhou uranium and gold metallogenic belts，and their similarities to the Carlin-type gold deposits in the western States，USA. Uranium Geology，6(6):321-325 (in Chinese with English abstract)

Wang CM，Deng J，Carranza EJM and Santoch M. 2014a. Tin metallogenesis associated with granitoids in the southwestern Sanjiang Tethyan. Gondwana Research，26(2):576 -593

Wang MC，Li JX，Mao YL and Shu PH. 2011. Geological features and genesis of the Laozhaiwan gold deposit in southeastern Yunnan Province. Geology and Exploration，47(2):261 -267 (in Chinese with English abstract)

Wang QF，Deng J，Li CS，Li GJ，Yu L and Qiao L. 2014b. The boundary between the Simao and Yangtze blocks and their locations in Gondwana and Rodinia:Constraints from detrital and inherited zircons. Gondwana Research，26(2):438 -448

Wei JY and Wang GY. 1988. Isotopic Geochemistry. Beijing:Geological Publishing House，1 -166 (in Chinese)

Wu KX，Hu RZ，Bi XW，Peng JT and Tang QL. 2002. Ore lead isotopes as a tracer for ore-forming material sources:A review.Geology-Geochemistry，30(3):73 -81 (in Chinese with English abstract)

Xu QD and Mo XX. 2000. Regional fluid characters and regimes of“Sanjiang”middle belt during Neo-Tethys. Acta Petrologica Sinica，16(4):639 -648 (in Chinese with English abstract)

Yan N，Zhang J，Yuan WM，Gong QJ，Wang QF and Luo JH. 2013.Characteristics of isotopic geochemistry and metallogenesis of the Gala gold deposit in Ganzi-Litang suture zone，western Sichuan Province，China. Acta Petrologica Sinica，29(4):1347 -1357 (in Chinese with English abstract)

Yang CB and Shu PH. 2012. The new knowledge of ore control horizon age and factor of Laozhaiwan Au deposit. Yunnan Geology，31(1):12 -17 (in Chinese with English abstract)

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

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

Yang LQ，Deng J，Zhao K，Liu JT，Ge LS，Zhou DQ，Li SH and Cao BB. 2011b. Geological characteristics and genetic type of Daping gold deposit in the Ailaoshan orogenic belt，SW China. Acta Petrologica Sinica，27(12):3800 -3810

Yao J，Luo M，Ren GM and Wang YT. 2008. Characteristics of oreforming fluid of gold deposit in Laozhaiwan，Yunnan Province.Resources Environment ＆ Engineering，22(2):163 - 167 (in Chinese with English abstract)

Yichang Institute of Geology and Mineral Resources. 1979. The Basic Problems of the Lead Isotope in Geological Studies. Beijing:Geological Publishing House 1 -246 (in Chinese)

Zartman RE and Doe BR. 1981. Plumbotectonics-the model.Tectonophysics，75(1 -2):135 -162

Zhang J，Yang Y，Hu HZ，Wang ZG，Li GP and Li ZL. 2009. The C-SPb isotope geochemistry of the Yindonggou orogenic-type silver deposit in Henan Province. Acta Petrologica Sinica，25(11):2833-2842 (in Chinese with English abstract)

Zhang J，Chen YJ，Yang Y and Deng J. 2011. Lead isotope systematics of the Weishancheng Au-Ag belt，Tongbai Mountains，central China:Implication for ore genesis. International Geology Reviews，53(5 -6):656 -676

Zhang J，Chen YJ，Pirajno F，Deng J，Chen HY and Wang CM. 2013.Geology，C-H-O-S-Pb isotope systematics and geochronology of the Yindongpo gold deposit， Tongbai Mountains， central China:Implication for ore genesis. Ore Geology Reviews，53:343 -356

Zhang J，Deng J，Chen HY，Yang LQ，Cooke D，Danyushevsky L and Gong QJ. 2014a. LA-ICP-MS trace element analysis of pyrite from the Chang’an gold deposit，Sanjiang region，China:Implication for ore-forming process. Gondwana Research，26(2):557 -575

Zhang J，Li L，Liu JJ and Shi WS. 2014b. LA-ICP-MS and EPMA studies of Fe-S-As minerals from the Jinlongshan gold deposit，Qinling Orogen， China: Implications for ore-forming process.Geological Journal，doi:10.1002/gj.2594

Zhu BQ，Li XH and Dai TM. 1998. Theories and Application of Isotopic System in Geoscience:Crustal and Mantle Evolution in China Continent. Beijing:Science Press，1 -330 (in Chinese with English abstract)

附中文參考文獻(xiàn)

陳懋弘，毛景文，陳振宇，章偉. 2009. 滇黔桂“金三角”卡林型金礦含砷黃鐵礦和毒砂的礦物學(xué)研究. 礦床地質(zhì)，28(5):539 -557陳衍景，張復(fù)新，Pirajno F，李超. 2004. 西秦嶺地區(qū)卡林-類卡林型金礦床及其成礦時(shí)間、構(gòu)造背景和模式. 地質(zhì)論評(píng)，50(2):134-152

陳衍景，倪培，范宏瑞，Pirajno F，賴勇，蘇文超，張輝. 2007. 不同類型熱液金礦系統(tǒng)的流體包裹體特征. 巖石學(xué)報(bào)，23(9):2085-2108

鄧軍，侯增謙，莫宣學(xué)，楊立強(qiáng)，王慶飛，王長(zhǎng)明. 2010. 三江特提斯復(fù)合造山與成礦作用. 礦床地質(zhì)，29(1):37 -42

鄧軍，李文昌，符德貴，楊立強(qiáng)，和中華，周云滿，張靜，葛良勝.2012. 西南三江南段新生代金成礦系統(tǒng). 北京:地質(zhì)出版社，1-371

鄧軍，葛良勝，楊立強(qiáng). 2013. 構(gòu)造動(dòng)力體制與復(fù)合造山作用-兼論三江復(fù)合造山帶時(shí)空演化. 巖石學(xué)報(bào)，29(4):1099 -1114

侯宗林，楊慶德. 1989. 滇黔桂地區(qū)微細(xì)浸染型金礦成礦條件及成礦模式. 地質(zhì)找礦論叢，4(3):1 -13

劉建明，劉家軍. 1997. 滇黔桂金三角區(qū)微細(xì)浸染型金礦床的盆地流體成因模式. 礦物學(xué)報(bào)，17(4):448 -456

劉學(xué)飛，王慶飛，楊立強(qiáng)，龔慶杰，張靜，高幫飛. 2008. 秦嶺與滇黔桂地區(qū)卡林型金礦地質(zhì)與地球化學(xué)特征. 地質(zhì)科技情報(bào)，27(3):51 -60

羅剛，楊小峰. 2010. 云南廣南地區(qū)老寨灣微細(xì)粒浸染型金礦床地質(zhì)特征與成礦規(guī)律. 地質(zhì)通報(bào)，29(9):1362 -1370

梅冥相，馬永生，鄧軍. 2005. 滇黔桂盆地及其鄰區(qū)石炭紀(jì)至二疊紀(jì)層序地層格架及三級(jí)海平面變化的全球?qū)Ρ? 中國(guó)地質(zhì)，32(1):13 -23

涂光熾. 1990. 西南秦嶺與西南貴州鈾金成礦帶及其與美國(guó)西部卡林型金礦床的類似性. 鈾礦地質(zhì)，6(6):321 -325

王明聰，李炷霞，毛燕琳，舒培華. 2011. 滇東南老寨灣金礦地質(zhì)特征及成因探討. 地質(zhì)與勘探，47(2):261 -267

魏菊英，王關(guān)玉. 1988. 同位素地球化學(xué). 北京:地質(zhì)出版社，1-166

吳開(kāi)興，胡瑞忠，畢獻(xiàn)武，彭建堂，唐群力. 2002. 礦石鉛同位素示蹤成礦物質(zhì)來(lái)源綜述. 地質(zhì)地球化學(xué)，30(3):73 -81

徐啟東，莫宣學(xué). 2000. 三江中段新特提斯階段區(qū)域流體的性質(zhì)與狀態(tài). 巖石學(xué)報(bào)，16(4):639 -648

燕旎，張靜，袁萬(wàn)明，龔慶杰，王慶飛，羅建宏. 2013. 川西甘孜-理塘結(jié)合帶嘎拉金礦床同位素特征及成礦作用研究. 巖石學(xué)報(bào)，29(4):1347 -1357

楊昌畢，舒培華. 2012. 老寨灣金礦控礦層位時(shí)代及控礦因素新認(rèn)識(shí). 云南地質(zhì)，31(1):12 -17

楊立強(qiáng)，劉江濤，張闖，王慶飛，葛良勝，王中亮，張靜，龔慶杰.2010. 哀牢山造山型金成礦系統(tǒng):復(fù)合造山構(gòu)造演化與成礦作用初探. 巖石學(xué)報(bào)，26(6):1723 -1739

楊立強(qiáng)，鄧軍，趙凱，劉江濤. 2011a. 哀牢山造山帶金礦成礦時(shí)序及其動(dòng)力學(xué)背景探討. 巖石學(xué)報(bào)，27(9):2519 -2532

楊立強(qiáng)，鄧軍，趙凱，劉江濤，葛良勝，周道卿，李士輝，曹寶寶.2011b. 滇西大坪金礦床地質(zhì)特征及成因初探. 巖石學(xué)報(bào)，27(12):3800 -3810

姚娟，羅梅，任光明，王玉婷. 2008. 云南老寨灣金礦床成礦流體的特征. 資源環(huán)境與工程，22(2):163 -167

宜昌地質(zhì)礦產(chǎn)研究所. 1979. 鉛同位素地質(zhì)研究的基本問(wèn)題. 北京:地質(zhì)出版社，1 -246

張靜，楊艷，胡海珠，王志光，李國(guó)平，李忠烈. 2009. 河南銀洞溝造山型銀礦床碳硫鉛同位素地球化學(xué). 巖石學(xué)報(bào)，25(11):2833 -2842

朱炳泉，李獻(xiàn)華，戴橦謨. 1998. 地球科學(xué)中同位素體系理論與應(yīng)用——兼論中國(guó)大陸殼幔演化. 北京:科學(xué)出版社，1 -330