第 40 卷第 7 期地球科学 中国地质大学学报 Vo.40 No.7 2015 年 7 月 EahScence JounaofChnaUnveyofGeocence Ju. 2015 do:10.3799/dqkx.2015.097 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 李良 1, 孙丰月 1*, 李碧乐 1, 钱烨 1, 许庆林 2 1. 吉林大学地球科学学院, 吉林长春 130061 2. 山东科技大学地球科学与工程学院, 山东青岛 266590 摘要 : 成因类型与控矿条件的不确定一直是制约砂宝斯金矿床找矿突破的关键因素. 就成矿背景而言, 多数学者认为其形成于造山过程的挤压背景, 而是否与伸展构造体系有关则鲜有研究. 为重新确定砂宝斯金矿床的成因类型, 在详实的野外调研基础上, 对该矿床的控矿构造 成矿流体特征 成矿物质来源等方面展开深入研究. 结果表明, 矿床受大型拆离断层控制, 矿体主要赋存于拆离断层的次级张性断裂中. 通过扫描电镜首次发现了含砷黄铁矿, 与毒砂 黄铁矿共生于早阶段, 指示该矿床形成于中温或中温偏高的热液环境. 石英中流体包裹体较为发育, 以气液两相为主. 主成矿阶段流体具有中温 ( 峰值为 200~ 260 ) 低盐度 ( 平均值为 5.56% NaCequv.) 低密度 ( 平均值为 0.87g/cm 3 ) 的特征. 成矿流体气相成分主要为 H2O CO2 与 CH4, 属于 H2O-CO2-CH4 体系. 硫主要来自深源岩浆 ( 成矿早阶段黄铁矿 δ 34 S 为 -1.3 ~5.6 ), 也有少量地层硫. 成矿流体盐度随着温度降低而降低, 不同流体混合是成矿物质卸载沉淀成矿的主要机制. 综合研究表明, 砂宝斯金矿床的成因类型属受拆离断层控制的中温热液脉型金矿床, 形成于燕山晚期地壳强烈伸展和幔源物质大规模参与地壳演化的构造背景. 关键词 : 砂宝斯 ; 拆离断层 ; 成矿流体 ; 中温热液脉型金矿床 ; 矿床地质. 中图分类号 :P611.1 文章编号 :1000-2383(2015)07-1163-14 收稿日期 :2014-07-31 Oe-FomngFudFeaueandGeneofShabaoGod Depon MoheCouny, HeongjangPovnce LLang 1,SunFengyue 1*,LBe 1,QanYe 1,XuQngn 2 1.CoegeofEahScence,JnUnvey,Changchun 130061,Chna 2.CoegeofEahScenceandEngneeng,ShandongUnveyofScenceandTechnoogy,Qngdao 266590,Chna Abac:Unceanyofgeneandoe-conongcondonaeawayhekeyeconofoe-eachbeakhougho Shabaogoddepo.Fohemeaogencbackgound,mochoabeevehafomednhecompeonaengof oogencpoce,bufew obevehaeaedoheexenonaeconcyem.inodeoe-deemnehegeneof Shabaogoddepo,oe-conongucue,chaacecofoe-fomngfudandouceofoe-fomng maeaae udednhpapebaedonhedeaedfednvegaon.theeuofheudyhowhaheoebodeoccungnhe enonafacueaeconoedbyheage-caedeachmenfau.a-beangpyedcoveedbysemfohefme bonwhaenopyeandpyenheeaymeaogencage,whchndcaehashabaogoddepofomedn meohemaoghy meo-hypohemaenvonmen.fudncuonnquazganaewedeveoped manynga-qud phae.thefudofmajomeaogencagechaacezedbymodeaehomogenzaonempeaue(peak200-260 ),ow any(aveage5.56 % NaCequv.)andowdeny(aveage0.87g/cm 3 ).Bubbe(vapo-phae)ofheoe-fomngfud, beongngoh2o-co2-ch4yem,aemanycompoedofh2o,co2 andch4.theuphuaemanydevedfomhe magmawhheδ 34 Sofpyenheeaymeaogencageangeof-1.3 o5.6,wheaeaefomaa.theanyofoe-fomngfuddecendaheempeaueeduce.themxngofdfeenfudeadhepecpaonofoefomngmaea.compehenveudeuggehashabaogoddepobeongo meohemavengoddepocon- 基金项目 : 中国地质调查局项目 (No.1212011085485); 国家自然科学基金项目 (No.41272093). 作者简介 : 李良 (1986-), 男, 博士研究生, 主要从事矿床成矿理论与预测方面的研究.E-ma:angju2011@163.com * 通讯作者 : 孙丰月,E-ma:unfeng0669@na.com 引用格式 : 李良, 孙丰月, 李碧乐, 等,2015. 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因. 地球科学 中国地质大学学报,40(7):1163-1176.
1164 地球科学 中国地质大学学报 第 40 卷 oedbydeachmenfau,whcheaedoheeconcengofnenvecuaexenonandhecuevouonnvovngenomoumanedevedmaeanheaeyanhananpeod. Keywod:Shabao;deachmenfau;oe-fomngfud;meohemahydohemavengoddepo;oedepogeoogy. 砂宝斯金矿床位于大兴安岭北部的黑龙江省漠河县境内, 毗邻中俄边境 ( 图 1). 该区域砂金矿床密布, 是我国最古老而著名的砂金产地之一, 但岩金矿床较少. 因此, 大兴安岭地区的砂金来源一直是学者研究的焦点. 而与之毗邻的俄罗斯后贝加尔地区, 黄金资源异常丰富, 目前在该地区发现 33 处重要岩金矿床, 如达拉松 克留切夫 巴列依等大型 超大型金矿床, 金产量占前苏联的 65% ( 段瑞焱等,1990; Zon,1999). 虽然研究区内也产出一定数量的岩金矿床 ( 点 ), 包括老沟 三十二站 砂宝斯林场 二根河等, 但与该地区巨大的成矿潜力不相符. 由于大兴安岭地区广泛发育中生代陆相火山岩, 地勘工作者一直都致力于寻找与火山岩有关的斑岩型和浅成低温热液型金矿床 ( 祁进平等,2005; 武广等,2007).20 世纪 90 年代, 人们在中生代火山岩不甚发育的漠河 盆地内相继发现了老沟 二根河 三十二站等众多金矿床 ( 点 ), 随后人们愈加重视漠河盆地金矿床的勘查, 砂宝斯金矿床就是在此种背景下发现的 ( 武广等,2007). 漠河盆地内的金矿床不同于陆相火山岩中的浅成低温热液型金矿, 其受控于断裂构造且以砂岩作为围岩是这些矿床最大的共同特征, 甚至被学者们冠以 新类型 金矿 ( 权恒等,1998) 或蚀变砂岩型金矿 ( 齐金忠等,2000) 等成因类型 ( 武广等, 2007). 作为盆地内唯一的大型金矿床 砂宝斯金矿床的研究程度相对较高, 一直是大兴安岭北段金矿床研究的焦点, 人们视之为打开该地区 金库 的钥匙. 因此自砂宝斯金矿床发现以来, 前人相继对砂宝斯金矿床的成矿地质背景 控矿因素 成矿流体特征以及成因等方面展开了大量研究 ( 齐金忠等,1999, 图 1 砂宝斯金矿床区域地质图 Fg.1 RegonageoogcamapofShabaogoddepo 据武广等 (2006) 修改.EHS. 二连浩特 - 索伦山 - 黑河晚古生代缝合带 ;MOS. 蒙古 - 鄂霍茨克中生代缝合带 ;DBF. 得尔布干断裂带 ;KLF. 克鲁伦河断裂 ;MOAB. 蒙古 - 鄂霍茨克中生代增生带 ;ODAB. 欧玉陶勒盖 - 多宝山古生代增生带 ;XHAB. 锡林浩特 - 哈尔滨古生代增生带 ;XSAB. 兴凯 - 萨拉伊尔增生带 ;CMM. 中蒙地块 ;EM. 额尔古纳地块 ;VSM. 维吉姆 - 斯塔诺夫地块 ;MHB. 漠河盆地.1. 中生代沉积岩 ;2. 古生代沉积岩 ; 3. 前寒武纪基底 ;4. 中生代火山岩 ;5. 中生代花岗岩 ;6. 中生代花岗闪长岩 ;7. 古生代二长花岗岩 ;8. 断裂 ;9. 韧性剪切带 ;10. 金矿床 ( 点 ) 及编号 : 1 老沟 ;2 砂宝斯林场 ;3 砂宝斯 ;4 三十二站 ;5 东马扎尔 ;6 虎拉林 ;7 富克山 ;8 二根河 ;9 贡索库 ;10 马大尔 ; 奥拉齐 ; 二十一站
第 7 期李良等 : 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1165 2000; 赵春荣等,2000,2008; 武广等,2006,2007, 2008; 胡琴霞等,2007; 赵炳新等,2007). 但该矿床的成因却一直备受争议, 如齐金忠等 (2000) 和赵春荣等 (2000) 认为, 砂宝斯金矿床为蚀变砂岩型金矿床, 受地层 构造与岩浆岩三者联合控制, 中侏罗统陆相碎屑岩为直接矿源层, 构造破碎蚀变带控制矿体的产出形态, 岩浆活动提供热动力条件及部分成矿物质 ; 武广等 (2006,2007,2008) 认为矿床形成于蒙古 - 鄂霍茨克洋闭合的陆陆碰撞造山环境, 铅同位素表现出造山带铅同位素的特征, 含矿热液为中温低盐度流体且具有特征的 CO2 高含量 (11.65%), 与造山型金矿具有相似的地质 - 地球化学特征, 为一典型的造山型金矿 ; 赵春荣等 (2008) 认为漠河推覆构造的次级张扭性断裂构造破碎带为容矿构造, 成矿物质源于深部岩浆与中侏罗统细砂岩, 成矿流体具有低盐度 低密度 偏碱性 高硫低氧和相对还原的特点, 是岩浆热液与大气降水的混合流体, 与浅成低温热液型矿床具有相似的地质 - 地球化学特征, 为一低硫化型浅成低温热液金矿床. 总体来说砂 宝斯金矿床的研究程度比较高, 但前人对该矿床成因缺乏全面认识, 或强调成矿背景, 或强调构造控矿, 或强调成矿流体特征等. 砂宝斯金矿床的找矿工作始终没能取得更大的突破, 与已表现出来的成矿潜力明显不符. 由于矿床成因类型对找矿思路与方向具有重要决定作用, 而流体包裹体特征是厘定矿床成因类型的重要标志 ( 陈衍景等,2007), 因此, 本文通过详细的野外调研 流体包裹体显微测温 单个包裹体气相成分的激光拉曼光谱分析与硫同位素分析等手段, 重点研究该矿床的构造控矿特征 流体特征与成矿物质来源, 并结合区域构造背景重新确定砂宝斯金矿床的成因, 为该矿床的成因机制研究与找矿勘查提供依据, 并带动该地区同类型金矿找矿的突破. 1 区域及矿区地质特征 砂宝斯金矿地处额尔古纳地块的北东端 漠河 图 2 砂宝斯金矿区地质图 Fg.2 GeoogcamapofShabaogoddepo 据齐金忠等 (2000).1. 上侏罗统二十二站组砂岩 粉砂岩 ;2. 下泥盆统泥鳅河组灰岩 变砂岩 ;3. 下寒武统额尔古纳河组大理岩 板岩 变砂岩 ;4. 燕山期花岗闪长斑岩 ;5. 石英脉 ;6. 不整合界线 ;7. 断层及破碎带 ;8. 矿体及编号 ;9. 砂岩 ;10. 杂砂岩 ;11. 含泥粉砂岩 ;12. 含砾砂岩 ;13. 岩屑长石砂岩 ;14. 硅化黄铁矿化杂砂岩 ;15. 含碳粉砂质板岩 ;16. 含碳砂质板岩 ;17. 蚀变矿化体 ;18. 矿化蚀变破碎带 ;19. 实测断层
1166 地球科学 中国地质大学学报 第 40 卷 图 3 砂宝斯金矿床 Ⅲ-1 号矿脉与花岗闪长斑岩脉的关系 Fg.3 Theeaonhpbeweenhe Ⅲ-1oe-bodyandhe ganodoevennshabaogoddepo 据齐金忠等 (2000) 修编.1. 砂岩 ;2. 花岗闪长斑岩 ;3. 硅化砂岩 ( 矿体 );4. 破碎蚀变带 ;5. 角岩化 ;6. 断层泥 盆地的西缘 ( 图 1) 得尔布干成矿带东北段的老沟 - 二根河成矿带的西端. 漠河盆地内出露的地层有古元古代兴华渡口群 (P1xh) 片麻岩 斜长角闪岩 混合岩及大理岩, 下寒武统额尔古纳河组 (C1e) 大理岩 板岩, 泥盆系结晶灰岩 泥灰岩等, 中生界砾岩 砂岩及火山熔岩 火山碎屑岩等. 出露的侵入岩主要有兴凯 - 萨拉伊尔期花岗岩类 (504~517Ma; 武广等,2005) 印支期花岗岩与燕山期花岗岩类 ( 武广等,2004). 区域内构造主要表现为线性断裂构造和环状构造. 洛古河 - 二根河韧性剪切带与金矿床的形成及空间分布关系密切, 控制了砂宝斯 老沟 砂宝斯林场等金矿床的产出 ( 武广等,2006). 环状构造包括火山机构和侵入穹窿构造, 如砂宝斯 二根河 图 4 砂宝斯金矿床 0 3 7 号勘探线剖面 Fg.4 ThejoneconofNo.0,3and7expoaonnenShabaogoddepo a.7 号勘探线剖面图 ;b.3 号勘探线剖面图 ;c.0 号勘探线剖面图 ;1. 上侏罗统二十二站组碎屑岩 ;2. 下寒武统额尔古纳河组大理岩 板岩 变砂岩 ;3. 矿体及编号 ;4. 韧性剪切带 ;5. 钻孔及编号
第7期 李 良等:黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1167 性剪切带,与典型的拆离断层有一定区别,目前尚未 发现变质核杂岩,多个钻孔深部揭露到该断裂. 通过 岩心编录与矿 体 剖 面 (图 4)发 现,断 裂 带 产 状 表 现 为波状起 伏,总 体 为 上 陡 下 缓 的 铲 形,走 向 近 SN, 图 5 拆离断层中的构造角砾岩 F 5 Te c on cb e c c a n hede a chmen f au g. 灰岩呈构造角砾产于拆离断层中; 拆离断 层 中 的 构 造 角 砾 呈 较 a. b. 明显的定向排列 倾向 W,宽为 3~5m;发 育 糜 棱 岩 片 理 化,显 示 出 韧性剪切带的特征;另一方面,构造带内发育大小不 一 棱角分明的断层角砾岩(图 5a 和 5b),角 砾 主 要 为结晶灰岩和泥灰岩,显示出张性断裂的特点. 主拆 离断层显示多期活 动 的 特 征,成 矿 前 表 现 为 左 旋 压 扭特征,成矿期表现为张性特征(齐金忠等, 2000). 次级 张 性 断 裂 发 育 在 主 拆 离 断 层 之 上,为 矿 区 最主要的控矿与容矿构造,近平行分布,在地面表现 为蚀变破碎带,带内 及 其 周 围 均 发 育 较 大 范 围 的 蚀 变与矿化,矿体主要赋存于破碎带当中,晶洞构造发 育,显示张性断裂 的 特 征,矿 化 类 型 为 稀 疏 浸 染 状 细脉状等,围岩普遍发生矿化. 实测地质剖面(图2) 图 6 砂宝斯金矿床次级张性断裂( F4 )野外照片 F 6 Pho o o f he e c onda en ona f au (F4 ) n g. y Shabao go ddepo 产于 Ⅱ1 号矿脉内的次级张性断裂 F4 具有上 陡 下 缓 的 特 征,上 下 盘之间有明显的错动与 位 移,与 多 条 大 致 平 行 的 次 级 断 裂 共 同 控 制了 Ⅱ1 号矿脉的产出 等地的穹窿构造. 砂宝斯金矿区主要出露下寒武统额尔古纳河组 ( C1e)石英大理岩 大 理 岩 夹 片 岩,下 泥 盆 统 泥 鳅 河 组( D1n)板 岩 结 晶 灰 岩 等,上 侏 罗 统 二 十 二 站 组 ( J3e ),最新 碎 屑 锆 石 测 年 结 果 显 示 其 形 成 时 代 最 早为晚侏罗世(待 发 表),而 非 前 人 认 为 的 中 侏 罗 世 (黑龙江省地 质 矿 产 局,1993),其 岩 性 主 要 为 一 套 陆源沉积及火山凝 灰 质 沉 积 建 造,包 括 各 种 粒 度 的 砂岩 凝灰质砂岩及 煤 线 夹 层(图 2). 矿区内未见大 面积的岩浆岩出露,但见少量闪长岩 花岗闪长(斑) 岩 霏细岩等脉岩,其中大部分脉岩均可见到明显的 热液蚀变与黄 铁 矿 化. 矿区中可见一花岗闪长斑岩 脉与 Ⅲ1 号矿体 产 于 同 一 构 造 破 碎 带 中 (图 2),外 接触带砂岩明显有被烘烤变质而产生角岩化的迹象 (图 3),且内外接触带均发育蚀变与 黄 铁 矿 化,显 示 两者具有密切的空间关系. 断裂 构 造 发 育,主 要 有 二 十 二 站 组 与 下 伏 额 尔 古纳河组 之 间 的 拆 离 断 层 及 其 之 上 的 次 级 张 性 断 裂. 拆离断层为矿区内最大的断裂构造,表现为一 韧 Ⅱ 号矿脉采坑内及 Ⅲ 号矿脉探槽均可揭露到多条断 裂,断裂带 浅 部 产 状 为 ( 235 ~280 ) ( 65 ~80 ), 可明显见到上盘地层下降,错距为 2~5m(图 6),断 裂带深部产状稍缓. 断裂带内低温硅化(主要为玉髓 和蛋白石)发育,浸染状 细脉状硫化物常见. 此外,二十二站组内还发育低角度层间破碎带, 近水平产出,为原始 层 理 和 层 面 构 造 在 拆 离 断 层 形 成和活动期间所形 成 的 层 间 破 碎 带,少 数 矿 体 赋 存 于其中. 2 矿床地质特征 目前,砂宝斯金矿床已经发现 6 条矿脉,其中规 模较大的为 Ⅰ Ⅱ Ⅲ 号矿脉. 各矿脉大致平行 产 出, 总体走向均为 SN 向,总体倾向 W. 金矿(化)体与围 岩呈渐变关系,矿 体 形 态 以 条 带 状 为 主,具 有 分 枝 复合与收缩膨大现象,均受控于蚀变破碎带. 金属矿物主要有黄铁矿 毒砂及少量褐铁矿 自 然金 黄铜矿 方铅矿 闪锌矿等,其中黄铁矿为主要 载金矿物. 硫化物含 量 一 般 不 超 过 3%,为 贫 硫 化 物 型矿石. 通过扫描电镜首次发现了含砷黄铁矿,多 呈 半自形粒状产出,与 毒 砂 黄 铁 矿 等 硫 化 物 共 生 (图 7),形成于成矿早阶段,指示矿床形成于中温或中温 偏高的热液环境. 非金属矿物有石英 长石 方 解 石 绢云母等. 矿 石 结 构 主 要 为 晶 粒 交 代 等 结 构;构 造 主要 为 浸 染 状 角 砾 状 (网 )脉 状 以 及 蜂 窝 状 等 构造. 围岩 蚀 变 以 中 温 热 液 蚀 变 为 主,主 要 类 型 有 硅
地球科学 中国地质大学学报 1168 第 40 卷 图 7 砂宝斯金矿床含砷黄铁矿背散射电子图像与能谱分析谱线 F 7 TheBEIandene c umana e o fa -be a ngpy e nshabao go ddepo g. gype y 黄铁矿; 毒砂; 石英;① ② 分别与谱图 1 Py. Apy. Qz. 2 对应 图 8 砂宝斯金矿床各成矿阶段的矿物特征 F 8 Cha a c e c o fm ne a ne a ch me a ogen c age nshabao go ddepo g. a. Ⅰ 阶段强硅化与 Ⅱ 阶段黄铁矿细脉; b. Ⅲ 阶段石英细脉穿切 Ⅱ 阶段黄铁矿细脉; c. Ⅰ 阶段 浸 染 状 自 形 毒 砂(Apy), 20 10(- ); d. Ⅱ阶段细 脉黄铁矿( 表生期褐铁矿( Py), 4 10(- ); e. Ⅲ 阶段碳酸盐( Ca )细脉, 2 10(+ ); f. Lm), 10 10(- ) 化 碳酸盐化与绢云母化及粘土化等,具有较明显的 蚀变分带特征(齐金忠等, 2000). 根据脉体 穿 插 关 系 矿 石 组 构 矿 物 共 生 组 合 等,该矿床可划分 为 2 个 成 矿 期:热 液 期 和 表 生 期; 其中热液期可划分为 3 个成矿阶段. Ⅰ 毒 砂 - 黄 铁 矿 阶 段:表 现 为 相 对 较 粗 的 石 英 (图 8a) 黄 铁 矿 含 砷 黄 铁 矿 与 毒 砂 呈 浸 染 状 产 出 (图 8c),该阶段黄铁矿 自 形 程 度 高,含 矿 性 差;Ⅱ 多 金 属硫化物 - 石英阶段:主要金属矿物组合 为 黄 铁 矿 黄铜矿 闪锌矿等,是该矿床的主要成矿阶 段. 硫 化物一般呈脉状(图 8a, 8b, 8d) 团块 状 和 细 粒 浸 染 状分布;Ⅲ 石英 - 方解石阶段:矿物组合为石英和方 解石 (图 8b, 8e),粘 土 矿 物 主 要 为 蒙 脱 石 伊 利 石 等,金属矿物少见,为热液活动晚期产物,不含金.
第 7 期李良等 : 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1169 表生期蚀变砂岩氧化成褐黄色, 金属矿物氧化成褐铁矿 ( 图 8f) 孔雀石等. 3 样品特征与测试方法 3.1 矿物电子扫描电镜样品采自 Ⅱ-1 Ⅲ-1 号矿脉中的浸染状矿石, 先将挑选好的样品送至制片室磨制成大小约 1cm 2 厚约 1mm 的电镜片, 然后送至吉林大学地层学与古生物研究中心完成扫描电镜分析, 使用仪器为日立 X-650 型扫描电镜显微镜, 分辨率为 6nm, 加速电压为 30kV, 最大放大倍数为 20 万倍, 满量程为 111c. 3.2 流体包裹体显微测温及激光拉曼光谱分析样品采自 Ⅱ-1 Ⅲ-1 号矿脉与 ZK1112 中的各 成矿阶段石英脉, 首先将已经挑选好的样品磨至约 100~300μm 厚的双面抛光片, 放在配备冷热台的岩相学显微镜上进行包裹体的岩相学观察与描述, 然后进行测温实验, 先降温测定冰点温度, 再升温测定均一温度, 最后由经验公式估算出流体盐度 流体密度等参数, 结果见表 1. 流体包裹体显微测温工作在吉林大学测试中心地质流体实验室完成, 具体测试过程详见武广等 (2007). 流体包裹体激光拉曼光谱分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成. 测试样品为 ZK1112 中的早阶段不含矿石英脉与 Ⅱ-1 矿脉中的主阶段含矿石英脉. 测试仪器为 LABHR-VIS LabRAM HR800 研究级显微激光拉曼光谱仪. 激光器为 Yag 晶体倍频固体激光器, 波长为 532nm, 扫 表 1 砂宝斯金矿床气液两相包裹体测试结果 Tabe1 TheeeuoffudncuonnShabaogoddepo 样品编号阶段划分数量大小 ( μ m) 气液比 (%) T( ) Th( ) S (% NaCequv.) ρ( g/cm 3 ) P(MPa) H (km) SBS-ZK1112-W10 早阶段 12 4~10 20~40-5.6~-2.6247.5~326.4 4.34~8.68 0.76~0.8319.88~31.93 1.99~3.19 SBS-ZK1112-W18 早阶段 14 5~12 20~40-7.1~-2.6254.8~310.5 4.34~10.61 0.78~0.8220.46~32.73 2.05~3.27 SBS-Ⅱ-1-W3 主阶段 13 4~8 20~40-5.7~-1.7162.2~259.8 2.90~8.81 0.82~0.8712.06~23.28 1.21~2.33 SBS-Ⅱ-1-W7 主阶段 36 4~12 10~50-7.9~-1.8172.2~305.0 3.06~11.58 0.74~0.9414.65~31.16 1.47~3.12 SBS-Ⅲ-1-TC6-W2 主阶段 10 3~6 20~30-5.2~-1.6210.8~252.7 2.74~8.14 0.82~0.8715.34~24.21 1.53~2.42 SBS-Ⅱ-1-W1 晚阶段 15 4~10 20~40-4.0~-1.2151.4~236.3 2.07~6.45 0.85~0.9611.94~20.77 1.19~2.08 SBS-Ⅱ-1-W12 晚阶段 11 3~7 10~30-3.4~-1.7189.7~223.8 2.90~5.56 0.87~0.9014.10~18.44 1.41~1.84 测试人 : 李良 王键 ; 测试时间 :2011 年 11 月. 表 2 砂宝斯金矿床硫 氢 氧同位素组成 Tabe2 S,HandOoopccompoonofShabaogoddepo 样品编号矿石类型阶段划分测定矿物 δ 18 O( ) δ 34 SV-CDT( ) δd( ) 数据来源 SBS-I-1-B14 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 -1.00 本文 SBS-I-1-B15 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 -1.30 本文 SBS-I-1-B17 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 2.90 本文 SBS-I-1-B18 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 0.70 本文 SBS-I-1-B20 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 5.10 本文 S7-2 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 5.60 齐金忠等,2000 404.S2 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 3.03 齐金忠等,2000 S4 浸染状矿石 早阶段 黄铁矿 3.76 齐金忠等,2000 404.S1 细脉状矿石 主阶段 黄铁矿 -5.60 齐金忠等,2000 404.7 细脉状矿石 主阶段 黄铁矿 -8.30 齐金忠等,2000 705.S3 浸染状矿石 主阶段 闪锌矿 1.88 齐金忠等,2000 Hj1S1-1 石英细脉状矿石 主阶段 黄铁矿 2.20 武广等,2006 Hj1S1-2 硅化砂岩矿石 主阶段 黄铁矿 9.60 武广等,2006 Hj1S1-3 石英细脉状矿石 主阶段 黄铁矿 4.30 武广等,2006 16-1 块状辉锑矿 主阶段 辉锑矿 -1.60 武广等,2006 δ 18 OH 2 O( ) 成矿后石英脉石英 18.7 6.6-89 武广等,2006 Hj1D5 矿石中的石英脉石英 18.3 7.1-95 张炯飞等,2001 矿石中的石英脉石英 23.9 12.6-104 张炯飞等,2001 测试人 : 金贵善 ; 收样时间 :2011 年 11 月 8 日.
1170 地球科学 中国地质大学学报 第 40 卷 描范围为 100~4200cm -1. 实验室温度为 25, 湿度为 50%. 3.3 硫同位素测试首先挑选出 5 块 Ⅱ-1 号矿脉成矿早阶段中的细粒浸染状黄铁化砂岩矿石, 送至河北省廊坊市区域地调中心实验室挑选出黄铁矿单矿物, 然后将黄铁矿单矿物送至核工业北京地质研究院分析测试研究中心进行测试. 测试仪器及型号为 MAT-251 稳定 同位素质谱仪. 主要技术指标 : 质量分析范围为 1~ 400, 分辨本领为 200, 分析精度为 0.01%. 检测方法和依据为 DZ/T0184.14-1997 硫化物中硫同位素组成的测定. 详细结果见表 2. 4 流体包裹体特征 图 9 砂宝斯金矿床流体包裹体显微照片 Fg.9 McogaphoffudncuonnShabaogoddepo a. 早阶段气液两相包裹体 ;b c. 主阶段气液两相包裹体 ;d. 晚阶段气液两相包裹体与纯液相包裹体 ; 图中 g 代表气相 代表液相 4.1 流体包裹体岩相学特征显微镜下显示, 包裹体形态多样, 以椭圆状与次圆状为主, 分布不均匀, 原生包裹体多呈孤立或群落随机分布 ; 各阶段绝大多数包裹体均为气液两相 ( 图 9), 占包裹体总数的 98% 以上, 晚阶段偶见少量纯液相包裹体, 而含 CO2 三相包裹体等其他类型的包裹体虽然发育, 但由于过小而难以观察. 气液两相包裹体在室温下由水溶液及气泡两相构成, 气液比为 10%~50%, 主要集中在 15% ~30%. 可观察的包裹体大小为 3~12μm, 多数为 5~7μm. 从早阶段到晚阶段, 包裹体的气液比和体积逐渐变小. 纯液相包裹体室温下由纯水溶液构成. 4.2 流体包裹体显微测温不同阶段流体包裹体显微测温结果列于表 和 图 10, 共 111 组数据, 现分述如下. 4.2.1 成矿早阶段成矿早阶段石英中原生包裹体主要为气液两相包裹体, 升温过程中大部分均一到液相, 个别均一到气相. 冷冻 - 升温过程中测得该阶段包裹体冰点温度为 -7.1~-2.6, 平均值为 -4.0. 根据 Bodna(1994) 提出的盐度 - 冰点关系式估算出盐度为 4.34% ~10.61% NaCequv., 平均值为 6.45%, 属于低盐度流体. 均一温度范围为 247.50~326.40, 峰值为 260.00~300.00 ( 图 10), 平均值为 285.01, 属中温范畴. 根据刘斌和沈昆 (1999) 提出的方程可估算出早阶段成矿流体的密度为 0.76~0.83g/cm 3, 平均值为 0.80g/cm 3, 属于低密度流体. 4.2.2 主成矿阶段主成矿阶段包裹体均为气液两相包裹体, 升温过程中都均一到液相. 主阶段包裹 图 10 砂宝斯金矿床流体包裹体均一温度直方图 Fg.10 Homogenzaonempeaueoffudncuonn Shabaogoddepo 1. 成矿早阶段气液两相包裹体 ;2. 主成矿阶段气液两相包裹体 ;3. 成矿晚阶段气液两相包裹体体冰点温度为 -7.9~-1.6, 平均值为 -3.4, 对应的盐度为 2.74%~11.58 % NaCequv., 平均值为 5.56%. 升温测得均一温度为 162.20~ 305.00, 峰值为 200.00~260.00 ( 图 10), 平均值为 228.94, 属中温范畴. 根据经验公式可估算出流体密度为 0.74~0.94g/cm 3, 平均值为 0.87g/ cm 3, 属于低密度流体. 由此可知, 砂宝斯金矿床主成矿阶段流体具有中温 低盐度 低密度的特征. 4.2.3 成矿晚阶段成矿晚阶段石英中原生包裹
第 7 期李良等 : 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1171 图 11 砂宝斯金矿床流体包裹体的激光拉曼图谱 Fg.11 LaeRamanpecaoffudncuonofShabaogoddepo a,b. 样品号为 SBS-ZK1112-W7, 成矿早阶段不含矿石英脉 ;c,d. 样品号为 SBS-Ⅱ-1-W13, 主成矿阶段含矿石英脉注. 测试人 : 张敏 ; 收样时间 : 2012 年 5 月 26 日 体主要为气液两相包裹体, 少量纯液相包裹体, 升温过程中都均一到液相. 冷冻 - 升温过程中测得该阶段包裹体冰点温度为 -4.0~ -1.2, 平均值为 -2.5, 对应的盐度为 2.07% ~6.45% NaC equv., 平均值为 4.18%, 属于低盐度流体. 升温测得均一温度为 151.40~236.30, 峰值为 200.00~ 220.00 ( 图 10), 平均值为 205.41, 属中低温范畴. 根据经验公式可估算出密度为 0.85~0.96g/ cm 3, 平均值为 0.89g/cm 3, 属于低密度流体. 4.3 成矿压力和成矿深度的估算成矿压力的估算可以根据邵洁涟 (1990) 提出的经验公式 :P =P0 Th/T0,P0 =219+2620S, T0=374+920S; 式中 :P0 为初始压力 (MPa),P 为压力 (MPa),Th 为实测均一温度 ( ),T0 为初始温度 ( ),S 为盐度 (% NaCequv.). 由上述公式可计算出该矿床的早阶段压力为 19.88~32.73MPa, 主早阶段压力约为 12.06~31.16 MPa, 平均值为 19.57MPa, 晚阶段压力为 11.94~20.77MPa. 利用孙丰月等 (2000) 拟合的深度与压力之间的关系式, 可求得砂宝斯金矿床早阶段深度为 1.99~ 3.27km, 主阶段深度为 1.21~3.12km, 平均值为 1.96km, 晚阶段深度为 1.19~2.08km; 并且认为主 成矿阶段的深度可以近似代表该矿床的成矿深度, 约为 1.96km, 属于浅成深度. 4.4 单个流体包裹体激光拉曼光谱分析分析结果显示, 不同阶段气液两相包裹体的气相成分有一定的差异, 具体表现为 : 早阶段气相成分主要为 CO2 与 CH4, 其次为 H2O( 图 11a 和 11b); 而主阶段基本不含 CH4, 而以 CO2 为主但强度比早阶段弱, 且 H2O 的相对含量增多 ( 图 11c 和 11d). 在激光拉曼图谱中, 早 主阶段均出现较为明显的但程度均非常弱的 CO2 峰,CO2 相对含量过低, 加之包裹体过小导致了室温下难以观察到含 CO2 三相等类型包裹体 ( 图 11b 和 11d), 但这足以证明了成矿流体确实含 CO2. 由上述结果可知成矿流体为简单的 H2O-CH4-CO2 体系, 表现出深源的特征. 5 稳定同位素特征 从表 2 可知, 成矿早阶段浸染状矿石中黄铁矿的 δ 34 S 值介于 -1.30 ~5.40 之间, 极差为 6.40, 平均值为 1.28 ; 分布较集中, 主要为正向偏离陨石硫, 而且偏离幅度较小, 总体上反映出深源岩浆硫的特点. 此外, 结合齐金忠等 (2000) 与武广等
1172 地球科学 中国地质大学学报 第 40 卷 床成矿过程中的 S 具有多源性, 早阶段的 S 主要来源于深源岩浆, 主阶段有少量地层中的硫加入. 据武广等 (2006) 与张炯飞等 (2001) 资料, 石英 δ 18 O 值为 18.3 ~23.9, 平均值为 20.3 ; δ 18 OH 2 O 值为 6.6 ~12.6, 平均值为 8.8 ;δd 值为 -89 ~-104, 平均值为 96, 表现出变化范围大的特征, 且 δ 18 O 值高于深源岩浆水的 δ 18 O 值 (7.5 ), 暗示其来源复杂性. 在 δd-δ 18 OH 2 O 同位素组成图中 ( 图 13) 样品落入原生岩浆水下方, 并向大气降水线漂移, 显示来源多源性, 为岩浆水与大气降水的混合流体. 6 讨论 图 12 砂宝斯金矿床硫同位素直方图 Fg.12 HogamhowngSoopenShabaogoddepo 1. 成矿早阶段 ( 本文数据 ; 齐金忠等,2000);2. 主成矿阶段 ( 齐金忠等,2000; 武广等,2006) 图 13 砂宝斯金矿床成矿流体 δd-δ 18 OH 2 O 关系 Fg.13 ReaonofδDveuδ 18 OH 2 O ofoe-fomngfud nshabaogoddepo 据张炯飞等 (2001) 武广等 (2006); 底图改自 Tayo(1974) Kech(1989) 和李士先 (2007) (2006) 数据 ( 表 2) 与直方图 ( 图 12) 可知, 砂宝斯金矿床早阶段黄铁矿的 δ 34 S 值介于 -1.30 ~5.60 之间, 平均值为 2.35, 众值集中于 0 左右, 反映早阶段的 S 来自深部岩浆流体 ; 主阶段的 δ 34 S 值介于 -8.30 ~9.60 之间, 平均值为 0.35, 极差为 17.90, 离散性较大, 反映 S 来源的复杂性, 地层中的 S 参与了成矿. 辉锑矿的 δ 34 S 值小于黄铁矿的 δ 34 S 值, 表明硫同位素达到了平衡. 上述特征表明矿 6.1 成矿流体演化单个流体包裹体激光拉曼光谱显示, 砂宝斯金矿床成矿流体的一个显著特征是早阶段含 CH4, 而主阶段不含 CH4. 流体包裹体气相成分主要有 CH4 CO2 与 H2O, 属 H2O-CH4-CO2 体系. 早阶段流体含 CH4, 表明成矿流体中有机质的存在, 其对成矿元素的活化迁移可能有重要影响.H O 同位素特征显示成矿流体以岩浆水为主, 后期有大气降水加入 ( 张炯飞等,2001; 武广等,2006). 早阶段的 δ 34 S 平均值为 2.35, 极差为 6.90, 主阶段的 δ 34 S 平均值为 0.35, 极差为 17.90 ; 表明矿床 S 的来源主要为深源岩浆, 在其长期的循环运移过程中萃取地壳岩石其他成因硫, 而显示出离散性较大的过渡型硫的特征. 流体的冷却 沸腾 稀释 氧化 ph 变化 硫化物沉淀等均可导致 Au 的溶解度降低 ( 陈衍景等, 2007), 从而沉淀成矿. 盐度 - 均一温度图 ( 图 14) 趋势显示从早阶段到晚阶段, 成矿流体的均一温度与盐度较快速降低, 暗示在流体演化过程中, 以岩浆水为主的初始流体在沿着断裂通道上升过程中被较低温较低盐度流体混合并稀释, 使其物理化学条件发生变化, 致使混合后流体的温度 盐度快速降低及使其转变为相对氧化环境, 从而导致流体中还原性 S - 的配位基减少,Au(HS) 2 等络合物被破坏,Au 的溶解度降低, 并最终卸载沉淀成矿. 同时在演化过程中, 伴随着流体气相成分由早阶段的 CH4 CO2 与 H2O 到主阶段的 CO2 H2O 的转变, 主阶段大量硫化物的沉淀亦一定程度上加速了成矿物质沉淀并成矿. 此外, 主成矿阶段同一个石英颗粒中的包裹体体积相差较大 (2~10μm), 气液比变化也较大, 可从 10% 变化到 60%, 构成了一个连续变化的序列, 且
第 7 期李良等 : 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1173 金矿 (116Ma; 陈静和孙丰月,2011) 三道湾子金矿 (112 Ma; 陈静和孙丰月,2011) 与东安金矿 (112Ma; 薛明轩等,2002), 笔者认为砂宝斯金矿成 图 14 砂宝斯金矿床均一温度 - 盐度双变量 Fg.14 Bvaaeeaon of homogenzaon empeaue andanynshabaogoddepo 1. 成矿早阶段气液两相包裹体 ;2. 主成矿阶段气液两相包裹体 ;3. 成矿晚阶段气液两相包裹体. 趋势 1 代表初始流体与较低温 低盐度流体相混合 ; 趋势 2 与 2 代表初始流体与不同盐度的流体等温混合 ; 趋势 3 代表初始流体发生沸腾作用 ; 趋势 4 代表初始流体单纯冷却 ; 趋势 5 代表加热过程中包裹体发生渗漏 ; 趋势 6 与 6 代表包裹体的颈缩现象气液比为 20%~30% 的包裹体占大多数 ; 这种现象是两种性质差别较大的流体端元即较高温度较高盐度的初始流体与较低温度较低盐度流体发生不同程度混合的结果. 由此可知, 初始流体与低温低盐度流体不同程度混合是砂宝斯金矿床矿质卸载成矿的主要机制. 6.2 成矿动力学背景野外观察表明, 砂宝斯金矿的围岩主要为上侏罗统二十二站组中细粒砂岩, 矿体主要赋存于二十二站组内的大型拆离断层之上的陡倾次级张性断裂中, 说明成矿作用不会早于晚侏罗世. 矿区及外围发育成矿前闪长玢岩 闪长岩 煌斑岩 辉绿玢岩 流纹斑岩 花岗斑岩等岩脉 ( 赵春荣等,2000), 区内闪长玢岩的 Au 含量为 15 10-9 ~27 10-9, 还说明脉岩可能提供部分成矿物质 ( 齐金忠等,2000).Rb-S 法测年结果显示煌斑岩和闪长玢岩等脉岩的年龄为 133.0±5.0Ma( 赵春荣等,2000). 此外, 与砂宝斯金矿属于同一大地构造背景的洛古河东花岗岩体 SHRIMP 锆石 U-Pb 年龄为 129.8±2.2 Ma( 武广等,2004), 塔木兰沟组 上库力组 依列克得组等中生代火山岩广泛分布于漠河盆地, 表明该地区的大规模构造 - 岩浆活动发生在早白垩世. 由此, 通过与区域伸展构造有关的矿床形成时代对比, 如乌拉嘎 矿时代应为早白垩世, 属燕山晚期. 目前, 研究区内关于燕山晚期的构造背景, 邓晋福等 (1996) 认为与大陆根柱构造有关 ; 朱勤文等 (1997) 认为是中生代兴 - 蒙造山带碰撞后陆内伸展作用和后期太平洋板块向中国大陆俯冲消减伴随的弧后拉张作用背景下, 形成的大陆边缘扩张型活动带 ; 林强等 (1998) 认为是地幔柱构造所引起的岩石圈伸展, 形成类似大陆裂谷环境 ; 邵济安等 (1999) 认为大兴安岭火山活动是中生代大陆岩石圈内部伸展背景下幔源岩浆积极参与地壳演化的一次造山运动. 总体而言, 人们普遍接受燕山晚期 (100~ 120Ma) 区域内地壳强烈伸展和幔源物质大规模参与地壳演化的认识. 研究区中生代处于滨太平洋大陆边缘活动带, 尤其在早侏罗世 - 早白垩世晚期, 由于受太平洋板块俯冲作用, 大陆板块经历了一个由挤压到伸展的转换过程, 该区的构造背景也由古亚洲洋构造域转变为太平洋构造域, 发生了大陆岩石圈增厚 - 拆沉的地质历史事件 ( 邵济安等,1999), 形成了该区最年轻的重大伸展构造变形产物 得尔布干断裂带 (115~130Ma; 郑常青等,2009). 强烈的地质构造运动伴随着大规模的岩浆活动, 形成了塔木兰沟组与伊列克得组双峰式火山岩组合 (125.0±2.0Ma; 林强等,2003) 以及洛古河东岩体 (129.8Ma; 武广等, 2004) 等大规模的花岗岩浆岩带. 早白垩世 (100~ 120Ma), 地壳加厚导致地壳发生了大规模的拆沉和岩石圈减薄, 软流圈上涌, 岩石圈上部物质发生熔融形成大规模的岩浆活动, 浅部地壳强烈伸展, 矿区内拆离断层及次级张性断裂均为该期构造 - 岩浆事件的产物. 与此同时, 起源于深源岩浆的流体携带大量 S Au 等成矿物质沿着拆离断层大量上侵, 萃取围岩地层的成矿物质, 并与大气降水等其他低温度低盐度流体混合, 促使物理化学条件改变, 导致 Au 的溶解度降低, 并最终在次级张性断裂不同深度上富集成矿. 区域上出现了一个成矿高峰期 (120~ 100Ma; 祁进平等,2005), 黑龙江省境内大部分浅成低温热液成矿作用均发生在该时期, 如乌拉嘎金矿 东安金矿与三道湾子金矿. 6.3 矿床成因探讨砂宝斯金矿床位于漠河盆地内, 形成于燕山晚期太平洋俯冲占主导作用下地壳伸展的大地构造背
1174 地球科学 中国地质大学学报 第 40 卷 景, 即受大型拆离断层控制而非前人认为的大型推覆断裂构造 ( 邱殿明等,2004; 武广等,2006,2007), 矿体主要赋存于近 SN 向主拆离断层带之上的陡倾次级张性断裂中而非前人认为的缓倾的层间破碎带构造 ( 齐金忠等,1999,2000; 邱殿明等,2004), 远离次级断裂矿化减弱. 矿体围岩为上侏罗统二十二站组陆源碎屑岩. 金矿石中硫化物以黄铁矿为主, 含量少于 3%, 为贫硫化物型矿石. 稳定同位素研究结果表明, 矿石中的硫主要来源于深源岩浆, 但也有少量地层中的硫 ; 成矿流体为不同流体的混合流体, 以岩浆水为主体, 后期有大气降水混入. 流体包裹体研究表明, 成矿流体为 H2O-CO2-CH4 体系, 主阶段流体表现出低盐度 ( 平均值为 5.56% NaCequv.) 中温 ( 峰值为 200~260 ) 低密度 ( 平均值为 0.87g/ cm 3 ) 的特征, 成矿深度为浅成深度 ( 平均值为 1.96km). 综上所述, 笔者认为砂宝斯金矿床成因类型应为受拆离断层控制的中温热液脉型金矿床, 形成于燕山晚期地壳强烈伸展和幔源物质大规模参与地壳演化的构造背景. 7 结论 (1) 砂宝斯金矿床形成于燕山晚期地壳伸展的大地构造背景, 矿区内的拆离断层为地壳伸展运动的产物, 矿床的形成严格受拆离断层控制, 矿体主要赋存于次级张性断裂中. (2) 成矿流体为 H2O-CO2-CH4 体系, 包裹体类型主要为气液两相包裹体 ; 主成矿阶段流体具有低盐度 ( 平均值为 5.56 % NaCequv.) 低密度 ( 平均值为 0.87g/cm 3 ) 的特征, 均一温度峰值为 200~260, 成矿压力约为 19.57MPa, 深度约为 1.96km. (3) 成矿物质硫主要来源于深源岩浆, 也有少量地层硫 ; 成矿流体以深源岩浆水为主, 后期有部分大气降水加入. (4) 矿床的成因类型为受拆离断层控制的中温热液脉型金矿床. 致谢 : 黑龙江省有色金属地质勘查七 0 七队薛明轩队长与吉林省第一地质调查研究所汪志刚所长参与了野外调研, 此外吉林大学地质流体实验室 核工业北京地质研究所分析测试研究中心提供样品测试方面的帮助, 在此一并表示衷心的感谢. nnghefeezngpondepeonofh2o-nacsou- on.geochm.comochm.aca,57:683-684. Bueauof Geoogyand MneaReouceof Heongjang Povnce,1993.RegonaGeoogyofHeongjangPovnce.GeoogcaPubhngHoue,Bejng (nchnee). Chen,J.,Sun,F.Y.,2011.Zcon U-Pb AgeofSandaowanz God Depo and I Geoogca Sgnfcance, HeongjangPovnce.God,5(32):18-22 (nchnee whenghabac). Chen,Y.J.,N,P.,Fan,H.R.,ea.,2007.DagnocFud IncuonofDfeenType HydohemaGod Depo.AcaPeoogcaSnca,23(9):2085-2208 (n ChneewhEnghabac). Deng,J.F.,Lu,H.X.,Zhao,H.L.,ea.,1996.YanhananIḡ neourockand Oogeny Moden Yanhan-Laonng Aea.Geocence,10(2):137-148 (n Chnee wh Enghabac). Duan,R.Y.,Yang,F.,L,L.Y.,ea.,1990.GeoogyofGod Depon Neghboung Coune and Popecof GodDepon Chna.GeoogcaPubhng Houe, Bejng,41-81 (nchnee). Hu,Q.X.,Zhao,C.R.,Song,B.J.,ea.,2007.SudyonChaacecofOe-FomngFudnShabaoGodDepo,HeongjangPovnce.GodScenceandTechnoogy,15(3):5-10 (nchneewhenghabac). Kech,R.,1989.Achean God:Reaono GanueFomaonoFecInuon.Geoogy,17:1011-1015. Ln,Q.,Ge,W.C.,Cao,L.,ea.,2003.GeochemyofMeozocVocancRocknDaHngganLng:TheBmoda Vocanc Rock.Geochmca,32(3):208-222 (n ChneewhEnghabac). Ln,Q.,Ge,W.C.,Sun,D.Y.,ea.,1998.TeconcSgnfcance of Meozoc Vocanc Rock n Noheaen Chna.ScenaGeoogcaSnca,33(2):129-139 (n ChneewhEnghabac). Lu,B.,Shen,K.,1999.ThemodynamcofFudIncuon. GeoogcaPubhngHoue,Bejng (nchnee). Q,J.P.,Chen,Y.J.,Pajno,F.,2005.GeoogcaChaacecandTeconcSengofheEphemaDepon henoheachna.jounaof Mneaogyand Peoogy,25(2):47-59 (n Chnee wh Enghabac). Q,J.Z.,L,L.,Guo,X.D.,1999.OeConongFacoof ShabaoAeedSandoneTypeGodDepo,Nohen Daxnganng,Chna.Aca Geocena Snca,20 (Supp.):227-232 (nchneewhenghabac). Refeence Bodna,R.J.,1994.RevedEquaonandTabefoDeem- Q,J.Z.,L,L.,Guo,X.D.,2000.GeoogcaChaacecof heshabaoaeedsandonetypegod Depon
第 7 期李良等 : 黑龙江省漠河县砂宝斯金矿床流体特征及矿床成因 1175 NohenDaHnggan Mounan.MneaDepo,19 (2):116-125 (nchneewhenghabac). Qu,D.M.,Zhang,X.Z.,Yu,B.X.,ea.,2004.Chaacec ofsucua Mneazaon-Conong and PopecngDeconofShabaoGod Depo,Heongjang Povnce.God,25(11):13-17 (nchneewhenḡ habac). Quan,H.,Wu,G.,Zhang,J.F.,1998.A New God Depo TypeandIReoucePopecvenDebugan MeaogencBe.Joumaof Pecou Meac Geoogy,7 (4):302-303 (nchnee). Shao,J.A.,Zhao,G.L.,Wang,Z.,ea.,1999.TeconcSengofMeozocVocanmnDaHnggan Mounan, Noheaen Chna.Geoogca Revew,45(Supp.): 422-430 (nchneewhenghabac). Shao,J.L.,1990.Pepecng Mneaogyof God Depo. ChnaUnveyofGeocencePe,Bejng (nchneewhenghabac). Sun,F.Y.,Jn,W.,L,B.L.,ea.,2000.Condeaononhe MneazngDephofHydohemaLodeGodDepo.Jouna of Changchun Unvey Scence and Technoogy,30(Supp.):27-30 (nchneewhenḡ habac). Tayo,H.P.,1974.TheAppcaonofOxygenand HydogenIoopeSudeoPobemofHydohemaAeaonandOeDepoon.EconomcGeoogy,69(6): 843-883. Wu,G.,L,Z.Q.,M,M.,ea.,2008.ChaacecofOe- FomngFudandGeneofheShabaoGodDeponhe Nohen Da Hnggan Mounan.Jounaof MneaogyandPeoogy,28(1):31-38 (nchnee whenghabac). Wu,G.,L,Z.T.,L,G.Y.,ea.,2004.Magmamand Mneazaon of Luoguhe Aea n Mohe Couny, HeongjangPovnce.Buenof Mneaogy,PeoogyandGeochemy,23(Supp.):78 (nchneewh Enghabac). Wu,G.,Sun,F.Y.,Zhao,C.S.,ea.,2005.Dcoveyofhe Eay Paeozoc Po-Coona Ganen Nohen MagnofheEgunaMafandIGeoogcaSgnfcance.ChneeScenceBuen,50(20):2278-2288 (n Chnee). Wu,G.,Sun,F.Y.,Zhao,C.S.,ea.,2007.FudIncuon SudyonGodDeponNoheaenEgunaMeaogencBe,Chna.Aca Peoogca Snca,23(9): 2227-2240 (nchneewhenghabac). Wu,G.,Sun,F.Y.,Zhu,Q.,ea.,2006.GeoogcaChaacec and Gene of God Depo n Uppe HeongjangBan.MneaDepo,25(3):215-230 (n Chnee wh Enghabac).do:0258-7106 (2006)03-0215-16 Xue,M.X.,Ye,S.Q.,Lu,Z.M.,ea.,2002.TheGeoogyand Geochemy of he Dongan God Depo n HeongjangPovnce.God,23(7):1-3 (n Chnee whenghabac). Zhang,J.F.,Wang,X.Z.,Quan,H.,ea.,2001.TheFomng CondonofNonfeouandPecou MeaDepon henohofdebuganmeaogencpovnce.geoogyand Reouce,10(4):220-225 (nchneewhenghabac).do:1671-1947(2001)04-0220-06 Zhang,Z.L.,Huang,Z.L.,Rao,B.,ea.,2005.Concenaon Mechanm of Oe-Fomng Fudn HuzeLead-Znc Depo,YunnanPovnce.Eah Scence Jounaof ChnaUnveyof Geocence,30(4):444-450(n ChneewhEnghabac). Zhao,B.X.,Song,B.J.,Zhou,D.Y.,ea.,2007.GeoogcaFeaueandOe-FomngRueofheShabaoGodDepo n Mohe,Heongjang.God Scenceand Technoogy,15 (2):20-25(nChneewhEnghabac). Zhao,C.R.,Wang,X.Y.,Hu,Q.X.,ea.,2008.Oe-Fomng Condonand GeneofheShabaoGod Depo, HeongjangPovnce.God Scenceand Technoogy, 16(6):22-26 (nchneewhenghabac). Zhao,C.R.,Zhao,S.H.,Lang,H.J.,2000.GeoogcChaacecandExpoaonDeconofShabaoGodDepo,Heongjang.God Geoogy,6(4):28-32 (n ChneewhEnghabac). Zheng,C.Q.,Zhou,J.B.,Jn,W.,ea.,2009.Geochonoogy nhe Noh Segmenofhe Debugan FauZone, GeaXng anrange,nechna.acapeoogcasnca,25(8):1989-2000 (n Chnee wh Enghabac). Zheng,Y.Y.,Gao,S.B.,Zhang,D.Q.,ea.,2006.Oe-FomngFud Conong Mneazaonn QuongSupe- LagePophyyCoppeDepo,Tbe.EahScence Jounaof Chna Unveyof Geocence,31(3): 349-354(nChneewhEnghabac). Zhu,Q.W.,Lu,F.X.,Xe,Y.H.,ea.,1997.VocancRock AembagenAcveBeofSpeadngTypenConnena Magn:Sudy on Meozoc Vocanc Rock aoundsongaoban.acapeoogcasnca,13(4): 551-562 (nchneewhenghabac). ZonY.A.,1999.Geodynamcofhe WeenPaofhe Mongoa-OkhokCoonaBe,Tan-BakaRegon (Rua)and Mongoa.Teconophyc,306:33-56.
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