2. 黑龙江省地质矿产测试应用研究所, 哈尔滨 150036;
3. 山东黄金资源开发有限公司, 济南 250100;
4. 中国地质调查局沈阳地质调查中心, 沈阳 110034
2. Geological Minerals Testing and Application Institute of Heilongjiang Province, Harbin 150036, China;
3. Shandong Gold Resources Development Co., Ltd, Jinan 250100, China;
4. Shenyang Geological Survey Center, China Geological Survey, Shenyang 110034, China
0 引言
佳木斯地块是我国重要的金矿聚集区之一，长期以来广受国内地质学家的关注，先后有团结沟、老柞山、四山林场、东风山、连珠山等10余座大中小型金矿床在此被发现。前人[1-6]在该区域成矿地质特征、成矿时代、成矿作用、流体演化及矿床类型等方面开展了大量的研究工作，并取得了一系列成果。田豫才[7]将佳木斯地块的金矿床划分为岩浆热液型、次火山岩型和沉积变质型。程飞[8]通过对前寒武系中含金量的研究，认为前寒武系对金矿具有控制作用，并认为大型剪切带与金矿密切相关。
老柞山金矿床是20世纪70年代在佳木斯地块上发现的一座大型金矿床，前人对此开展了大量的科研工作，但由于其复杂的矿化特征，导致流体演化和矿床成因方面一直存在较大争议。前人针对该矿床先后提出了混合岩化交代与再生岩浆热液两期叠加成矿[9-13]、中温岩浆热液金矿床[14]、深成造山型金矿床[15]和矽卡岩-热液脉型金矿床[16]等矿床成因类型。在流体方面研究较少，安瑞等[16]将成矿阶段划分为早期矽卡岩、晚期矽卡岩、石英-硫化物和石英-方解石阶段，其均一温度分别与前3个成矿阶段相对应，依次为287~472、156~421和155~412 ℃，但未测试其典型矽卡岩矿物(如石榴子石)的均一温度，并且缺少石英-方解石阶段的成矿温度。安瑞等[16]和李怡欣[17]均认为早期矽卡岩阶段富含挥发分流体与围岩发生水岩反应和后期的多次沸腾为主要的成矿机制，不同之处在于李怡欣[17]认为大气降水混合仅发生在成矿晚期的贫矿化阶段，而安瑞等[16]则认为岩浆驱动的大气降水参与了成矿作用，并交代叠加早期阶段成矿之上。鉴于此，本文在详细研究矿床地质特征的基础上，系统采集与成矿密切相关的石榴子石、石英和方解石进行流体包裹体分析，试图探明成矿流体的来源、性质和演化以及矿床成因，并为区域金矿找矿提供理论依据。
1 区域地质与矿床地质特征老柞山金矿床位于黑龙江省双鸭山市与七台河市的交界处、兴蒙造山带东段佳木斯地块的中北部(图 1)，先后经历了太古宙古陆核形成、元古宙裂谷及断坳、早古生代克拉通化、晚古生代兴蒙造山以及古太平洋构造域叠加的复合构造区[18]阶段。
1.1 区域地质
研究区地层由基底和盖层两部分组成。基底主要为麻山群，集中出露于鸡西麻山地区，为一套富铝富碳的高角闪岩相到麻粒岩相的变质岩系。盖层分布广泛，由古生界、中生界和新生界陆源碎屑岩或火山碎屑岩组成，主要分布于佳木斯地块的北部(图 1)。构造活动频繁，以断裂为主，主要发育有牡丹江断裂、敦化—密山断裂、伊通—依兰断裂和同江—当壁断裂。岩浆活动发育，主要出露有早古生代、晚古生代、中生代等时期的侵入岩(图 1)。
1.2 矿床地质特征矿区内出露的地层主要为早古生代麻山群，分布于矿区东北侧。构造主要为NW、NWW及NE向3组断裂，其中NW、NWW向的张性断裂是主要控矿断裂。区内岩浆岩十分发育，主要为海西期花岗岩以及星点状分布的闪长玢岩、花岗斑岩、斜长花岗岩等中酸性岩脉。东矿带与中矿带的赋矿围岩为麻山群混合岩和花岗岩，西矿带则以花岗岩和闪长玢岩为主(图 2)。
1.2.1 矿体形态、规模及产状
矿区内共发现矿体200多条，主要可分为东、中和西3个矿带，其中东、中矿带矿体以硫化石英脉型为主，西矿带矿体则以硫化物蚀变岩型为主。
东矿带：矿体主要赋存于NW、NWW向张性断裂及花岗岩和钙质大理岩及片麻岩的接触构造带内，受断裂和矽卡岩的双重控制，呈脉状、似层状、透镜状产出，倾向NE，倾角为60°~80°。
中矿带：矿体赋存于花岗岩与钙质大理岩或片麻岩的接触带和NW、NWW向张性断裂附近，呈脉状、透镜状以及似层状等。
西矿带：矿体赋存于花岗岩和闪长玢岩内，受控于NWW、NW向断裂，呈脉状产出，走向NW，倾向SW，倾角一般为45°~55°。
1.2.2 矿物组合及围岩蚀变矿石矿物主要为磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿、黄铜矿、自然金等，其次是方铅矿、闪锌矿、孔雀石、褐铁矿、铜蓝等；脉石矿物主要有微斜长石、黑云母、石榴子石、透辉石、绿帘石、绿泥石、石英、方解石等(图 3)。
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| a.黄铁矿、毒砂镶嵌在磁黄铁矿中；b.黄铁矿呈细脉状充填在碎裂毒砂裂隙中；c.黄铜矿、铜蓝呈脉状充填在毒砂裂隙中；d.半自形毒砂。Apy.毒砂；Py.黄铁矿；Ccp.黄铜矿；Po.磁黄铁矿；Cv.铜蓝。 图 3 老柞山金矿床金属矿物镜下特征 Figure 3 Characteristics of metal minerals in Laozuoshan gold deposit |
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矿石结构主要为压碎结构、自形—半自形晶粒结构、交代结构、胶状结构等。矿石构造主要为稠密浸染状、致密块状、稀疏浸染状、脉状构造，其次为细脉浸染状、星散状，偶见晶洞构造(野外观察)。其中, 浸染状构造是矿石的主要构造类型。
围岩蚀变十分发育，主要包括钾化、硅化、绢云母化、矽卡岩化，其次为碳酸盐化、绿泥石化等。东、中矿带主要以矽卡岩化为主，西矿带以硅化、毒砂化、黄铁矿化为主。其中与成矿关系最为密切的主要为硅化、矽卡岩化、毒砂化。
前人对老柞山成矿阶段的划分存在较大分歧。薛明轩[19]将其划分为早期成矿阶段和晚期成矿阶段，前者包括磁黄铁矿+毒砂+石英阶段、胶状黄铁矿+白铁矿+石英阶段及粗粒毒砂+方解石+石英阶段，后者则为纯石英阶段、粗粒毒砂+石英阶段、多金属硫化物+毒砂+石英阶段及方解石+石英阶段。安瑞等[16]将其划分为4个成矿阶段。本文根据矿物组合、结构构造及围岩蚀变特征，认为该矿床可划分为矽卡岩和热液2个成矿期，5个成矿阶段。
1.2.3 成矿阶段划分矽卡岩成矿期包括矽卡岩阶段和氧化物阶段；热液成矿期包括早期石英硫化物阶段、晚期石英硫化物阶段和石英-方解石阶段。
矽卡岩阶段：主要矿物为透辉石和石榴子石，其中石榴子石韵律环带结构发育。这一阶段不生成有用矿物，不具有工业意义。
氧化物阶段：开始出现石英，呈斑晶状充填在早期矽卡岩矿物间，并伴有少量的磁铁矿。无工业价值。
早期石英硫化物阶段：主要金属矿物有磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿等，脉石矿物主要为石英。该阶段是主要的矿化阶段。
晚期石英硫化物阶段：金属矿物主要为黄铜矿、闪锌矿和方铅矿，石英和方解石继续增加，为次要矿化阶段。
石英-方解石阶段(成矿后)：方解石大量出现。
2 流体包裹体特征 2.1 实验样品和实验方法本文采集老柞山中、东矿带的矽卡岩、石英脉和石英方解石脉(表 1)磨制流体包裹体片，进行岩相学特征观察，并选择其中的4件样品开展显微测温和激光拉曼光谱成分分析，由经验公式估算出流体密度、成矿压力及深度等参数，研究成矿流体特征。
| 序号 | 编号 | 采样位置 | 样品名称(成矿阶段) |
| 1 | MLZ11-6 | 中矿带 | 矽卡岩(矽卡岩阶段的石榴子石) |
| 2 | MLZ11-6 | 中矿带 | 矽卡岩(氧化物阶段的石英斑晶) |
| 3 | 09Lzs-z1 | 中矿带 | 石英脉(早期石英硫化物阶段) |
| 4 | ELZ11-1 | 中矿带 | 石英方解石脉(晚期石英硫化物阶段) |
| 5 | 09Lzs-d1 | 东矿带 | 石英方解石脉(石英-方解石阶段) |
流体包裹体的显微测温和激光拉曼的实验测试工作均由核工业北京地质研究院完成。显微测温使用英国Linkam TMS94型显微冷热台，测温范围为-196~600 ℃。冷冻数据和加热数据精度分别为±0.2和±2 ℃；激光拉曼测定采用LABHR-VIS LabRAM HR800研究级显微激光拉曼光谱仪，Yag晶体倍频固体激光器，扫描范围100~4 200 cm-1、波长633 nm、温度25 ℃、湿度50%。
2.2 实验结果 2.2.1 岩相学特征样品中包裹体均较为发育，常成群或均匀分布，灰色-无色的气液两相包裹体、含子晶三相包裹体和无色透明的纯液相包裹体居多，零星分布的深灰色纯气相包裹体较少。按室温和均一相态，划分为含子晶三相包裹体(SL)、气液两相包裹体(VL，又可分为富液相和富气相)、纯液相包裹体和纯气相包裹体(图 4)。
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| a，b，c.含子晶的三相包裹体；d，e.富气相的气液两相包裹体；f，g.富液相的气液两相包裹体；h.纯液相包裹体；i.纯气相包裹体。 图 4 老柞山金矿床包裹体显微照片图 Figure 4 Microphotograph of inclusions in Laozuoshan gold deposit |
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含子晶三相包裹体：占包裹体总量的10%~20%，气液比一般为10%~40%，粒径为1~10 μm，形态常呈不规则长条状、椭圆状及次圆状。大多数包裹体只含1个子矿物，子矿物粒径为1~3 μm，灰白色-白色，多为立方体，表明其为石盐(图 4a，b，c)。
气液两相包裹体：占包裹体总量的60%~70%，室温下呈气、液两相，按气泡所占包裹体的比例不同，又分为富气相包裹体和富液相包裹体。富气相包裹体形态呈椭圆状和次椭圆状，粒径为1~10 μm；富液相包裹体形态多呈短条状，粒径为1~10 μm(图 4d，e，f，g)。
纯气相或纯液相包裹体：占总量的10%~20%，室温下呈单独的气相或液相。纯液相者多呈无色透明，粒径为1~3 μm，长条状；纯气相包裹体呈不透明黑色，粒径为1~5 μm，以椭圆状、次椭圆状为主(图 4h，i)。
5个成矿阶段流体包裹体的岩相学特征如下：
矽卡岩阶段石榴子石包裹体较为发育，但粒径较小，通常为2~5 μm，少数达10 μm以上。常成群分布，以富气相包裹体为主，富液相包裹体较少，存在两种均一方式，均一为气相或液相。
氧化物阶段石英斑晶中以气液两相包裹体为主。流体包裹体的粒径多数为4~10 μm，比矽卡岩阶段石榴子石内流体包裹体大，气液比为10%~30%，液相均一。
早期石英硫化物阶段包裹体极为发育，气液两相包裹体、含子晶三相包裹体和无色透明的纯液相包裹体居多，零星分布深灰色纯气相包裹体。气液两相包裹体粒径一般为5~10 μm。含子晶三相包裹体气液比变化较大，子晶矿物主要为石盐，子晶存在两种均一方式，或先于气泡消失，或晚于气泡消失。
晚期石英硫化物阶段包裹体不太发育，但成群分布，以富液相包裹体为主，粒径较小，气液两相包裹体粒径多为3~8 μm，均一为液相。
石英-方解石阶段包裹体以气液两相为主，少量纯液相包裹体。
2.2.2 均一温度、盐度和密度测温结果显示，成矿流体具有明显的叠加现象，总体上均一温度跨度较大，变化范围为57~509 ℃，可划分为5个区间，与5个成矿阶段相对应(图 5，表 2)；盐度(w(NaCl))为1.73%~39.66%，含子晶包裹体的盐度较高，集中在23.64%~39.66%(图 5，表 2)。
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| a.矽卡岩和氧化物阶段包裹体；b.早期石英硫化物阶段的石英脉中包裹体；c.晚期石英硫化物阶段的石英脉中包裹体；d.石英-方解石阶段的石英方解石脉中包裹体。 图 5 老柞山金矿床流体包裹体均一温度和盐度直方图 Figure 5 Homogenization temperature and salinity histogram of fluid inclusions in Laozuoshan gold deposit |
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| 样品名称 | 包裹体类型 | 粒径/μm | 气液比/% | 包裹体数 | Tm/℃ | Th/℃ | 盐度/% | 密度/(g·cm-3) | 静水压力/MPa | 深度/km |
| 石榴子石 | VL | 3~9 | 80~90 | 9 | -6.0~-6.9 | 448~462 | 9.21~10.37 | 0.52~0.56 | 44.9~47.9 | 4.49~4.79 |
| 石英斑晶 | VL | 2~12 | 10~30 | 147 | -1.0~-9.8 | 240~509 | 1.73~13.77 | 0.19~0.80 | 5.5~44.6 | 0.55~4.46 |
| 毒砂-黄铁矿 | VL | 5~10 | 5~40 | 66 | -1.0~-21.5 | 166~480 | 1.73~23.71 | 0.40~1.10 | 14.0~29.0 | 1.40~2.90 |
| SL | 5~10 | 10~40 | 31 | 208~324 | 277~450 | 23.64~39.66 | 1.07~1.11 | 38.1~41.7 | 3.81~4.17 | |
| 石英-多金属硫化物 | VL | 3~8 | 10~30 | 53 | -1.8~-4.0 | 118~360 | 3.05~6.44 | 0.80~0.95 | 13.1~19.3 | 1.31~1.93 |
| 石英-方解石 | VL | 3~5 | 5~30 | 46 | -1.1~-8.2 | 57~230 | 1.73~11.95 | 0.63~1.04 | 8.4~18.1 | 0.84~1.81 |
| 注：Tm.熔融温度；Th.均一温度。 | ||||||||||
中低盐度和密度分别采用Potter[20]和刘斌等[21]的公式计算，饱和或过饱和盐度与密度均采用Bischoff[22]的公式计算。流体演化过程中，叠加现象明显，数据表为未经分类的原始结果。
矽卡岩阶段石榴子石中气液两相包裹体较为发育，但粒径较小，常成群分布，以富气相包裹体为主，富液相包裹体较少。气液两相包裹体粒径通常为2~5 μm，少数达10 μm以上，均一温度很高，为448~462 ℃，主要为均一到气相，相应的盐度范围一般为9.21%~10.37%(图 5a)，估算流体密度为0.52~0.56 g/cm3。
氧化物阶段石英斑晶中纯气相、纯液相、含子晶三相和气液两相包裹体均有发育，以后两者为主。气液两相包裹体粒径略大，均一温度为240~509 ℃，盐度为1.73%~13.77%(图 5a)，密度为0.19~0.80 g/cm3。
早期石英硫化物阶段包裹体极为发育，成群或均匀分布，灰色-无色的气液两相包裹体、含子晶三相包裹体和无色透明的纯液相包裹体居多，零星分布深灰色纯气相包裹体。气液两相包裹体均一温度为166~480 ℃，盐度为1.73%~23.71%(图 5b)，密度为0.40~1.10 g/cm3。含子晶三相包裹体气液比变化较大，子晶矿物多为石盐，部分子晶先消失，部分后消失，均一温度为277~450 ℃，盐度为23.64%~39.66%(图 5b)，密度为1.07~1.11 g/cm3。
晚期石英硫化物阶段包裹体不太发育，但成群分布，以富液相包裹体为主，富气相包裹体较少，粒径较小。气液两相包裹体多为3~8 μm，均一温度、盐度和密度依次为118~360 ℃、3.05%~6.44%(图 5c)和0.80~0.95 g/cm3。
石英-方解石阶段包裹体以气液两相为主，均一温度为57~230 ℃，盐度为1.73%~11.95%(图 5d)，密度为0.63~1.04 g/cm3。
2.2.3 激光拉曼探针分析利用激光拉曼探针对富液相包裹体、富气相包裹体及含子晶三相包裹体进行了测试，测试结果(图 6)如下。
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| a，b.富气相包裹体；c，d.富液相包裹体；e，f.含子晶三相包裹体。 图 6 老柞山金矿流体包裹体激光拉曼光谱 Figure 6 Laser Raman spectra of fluid inclusions in Laozuoshan gold deposit |
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富气相包裹体(图 6a，b)，气相成分主要为CO2，少量的H2S、CH4、H2。
富液相包裹体(图 6c，d)，以CH4、H2O和CO2为主，少量的N2。
含子晶三相包裹体(图 6e，f)，气相成分主要为CH4和H2O，液相成分以H2O为主，子矿物成分中含有磷灰石。
综上所述，包裹体中的气相成分主要为CO2-H2O，含少量H2S、CH4、N2、H2，液相成分主要是H2O，成矿流体总体上属CO2-H2O-NaCl热液成矿体系。
3 讨论 3.1 成矿流体性质测温和拉曼成分分析显示，老柞山金矿床成矿流体从早到晚发生了一系列变化：早期矽卡岩阶段主要发育气液两相包裹体，具有明显的高温(448~462 ℃)、中盐度(9.21%~10.37%)、富含CO2及少量CH4的水溶液特征，表明初始流体为高温中低盐度的CO2-H2O体系；氧化物阶段除气液两相包裹体外，开始出现含子晶三相包裹体，均一温度降低至240~509 ℃，盐度分解为中低盐度(1.73%~13.77%)，流体仍为含少量CH4的CO2-H2O体系; 早期石英硫化物阶段发育各类型包裹体，均一温度(166~480 ℃)进一步降低，中低盐度(1.73%~23.71%)和高盐度(23.64%~39.66%)并存，流体中还原性的CH4开始增加，流体属于含CH4的CO2-H2O体系，推测可能是由于岩浆溶液上侵过程中形成了高盐度，后期大气水的加入又形成低盐度；晚期石英硫化物阶段均一温度和盐度分别为118~360 ℃和3.05%~6.44%，流体演变为H2O体系；石英-方解石阶段以气液两相为主，均一温度降低至57~230 ℃，盐度为1.73%~11.95%，流体属于H2O体系。
总体而言，老柞山金矿初始流体为高温、中低盐度、富含CO2的氧化岩浆流体，氧化物阶段和早期石英硫化物阶段流体持续沸腾，CO2连续逃逸，流体逐渐由氧化向还原转变；晚期石英硫化物阶段，流体以还原为主，至石英-方解石阶段流体开始混入大气降水。
3.2 成矿流体演化野外调查发现，氧化物阶段矿石和早期硫化物阶段矿石中可见大量的隐爆角砾岩，并且与之伴生的石英中的富气相、富液相和含子晶三相包裹体共存，同时气液两相和含子晶三相包裹体的均一温度大体一致，表明岩体曾发生隐爆，并导致成矿流体发生了多次强烈“沸腾”或者持续“沸腾”。
成矿早期(矽卡岩阶段)，岩浆结晶分异产生高温中低盐度的富含CO2、H2O和少量CH4的初始成矿流体，温度高达520 ℃，处于超临界流体状态(图 7)，同时这些超临界流体溶解携带大量的成矿物质，在运移过程中部分脱气形成石榴子石、透辉石等高温矽卡岩矿物。该阶段由于超临界流体极强的溶解和携带金属的能力以及较高的氧逸度，金属矿物未能卸载。
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| 图 7 老柞山金矿床盐度-温度散点图 Figure 7 Temperature-salinity scatter plot of Laozuoshan gold deposit |
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此后随着流体的上升，压力逐渐增大。当温度降低至440 ℃以下时，岩体发生强烈的隐爆；同时，初始超临界含矿流体“沸腾”，分离出低盐度和高盐度两个端元，氧逸度增大，成矿流体的溶解度降低，此时流体处于氧化状态，铁等金属与氧结合，生成大量的磁铁矿和石英等。另外，出现少量的还原性气体，局部可见少量的磁黄铁矿等硫化物。
早期石英硫化物阶段，成矿流体进一步上升，流体持续“沸腾”，大量的O2和CO2逃逸，pH值升高，CH4含量升高，成矿流体由氧化转换为还原[19]；同时，成矿流体的溶解度继续降低，大量的铁、铜等高温元素卸载，与硫结合，形成磁黄铁矿、毒砂和黄铁矿等，此时载金络合物Au(HS)2-分解，金以自然金的形式包裹在硫化物中或充填在硫化物或脉石矿物裂隙内。
晚期石英硫化物阶段，随着温度的降低，大量低温金属卸载，如方铅矿、闪锌矿等，金络合物则继续分解，并进入硫化物或脉石中。实际上，以上两个阶段形成的硫化物和石英、方解石等脉石矿物叠加交代早期矽卡岩，使得流体表现出明显的叠加混合的特征。
成矿晚期(石英-方解石阶段)流体演化为低温中低盐度，形成大量的方解石和石英，未见明显的大气水大量混合的特征。
3.3 矿床成因探讨前人对老柞山金矿床的成因存在多种认识，曾先后提出后期热液叠加的混合岩化交代矽卡岩型金矿床[7]、再生岩浆热液叠加的混合岩化热液型金矿床[1-2, 6]、隐爆角砾岩型金矿床[20]、造山型中深成金矿床[9]及矽卡岩-热液脉型金矿床[16]等成因方式。本文根据矿床地质特征和流体包裹体物化性质及特征，推断其为矽卡岩型金矿床。
4 结论1) 老柞山金矿床包裹体主要为气液两相(富气相、富液相)和含子晶三相包裹体，成矿流体属于CO2-H2O-NaCl热液成矿体系。
2) 成矿流体从早到晚发生了一系列连续变化，矽卡岩阶段为高温(448~462 ℃)、中盐度(9.21%~10.37%)、富含CO2的CO2-H2O体系；氧化物阶段温度降至240~509 ℃，含矿流体“沸腾”，为中低盐度(1.73%~13.77%)、含少量CH4的CO2-H2O体系；早期石英硫化物阶段温度持续下降(166~480 ℃)、流体持续“沸腾”，演化出中低盐度(1.73%~23.71%)和高盐度(23.64%~39.66%)两个端元，属含CH4的CO2-H2O体系；晚期石英硫化物阶段流体演变为中温(118~360 ℃)中低盐度(3.05%~6.44%)的H2O体系；成矿期后的石英-方解石阶段温度继续降低，为低温(57~230 ℃)中低盐度(1.73%~11.95%)的H2O体系。
3) 根据老柞山金矿的矿床地质特征和流体演化显示，推断其属于矽卡岩型金矿床。
| [1] |
马宇鹏, 任云生, 郝宇杰, 等. 黑龙江省羊鼻山铁钨矿床中钨矿成因及物质来源[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2018, 48(1): 105-117. Ma Yupeng, Ren Yunsheng, Hao Yujie, et al. Genesis and Material Source of Scheelite of Yangbishan Iron-Tungsten Deposit in Heilongjiang, NE China[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2018, 48(1): 105-117. |
| [2] |
丛智超, 孙丰月, 王冠, 等. 佳木斯地块中部岩浆岩锆石U-Pb年代学、地球化学及其大地构造意义[J]. 岩石学报, 2016, 32(4): 1141-1152. Cong Zhichao, Sun Fengyue, Wang Guan, et al. Zircon U-Pb Age and Geochemistry of the Magmatic Rocks in the Jiamusi Massif, NE China and Their Tectonic Implications[J]. Acta Petrologica Sinica, 2016, 32(4): 1141-1152. |
| [3] |
Sun Jinggui, Han Shijiong, Zhang Yong, et al. Dia-genesis and Metallogenetic Mechanisms of the Tuanjiegou Gold Deposit from the Lesser Xing'an Range, NE China:Zircon U-Pb Geochronology and Lu-Hf Isotopic Constraints[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 62: 373-388. DOI:10.1016/j.jseaes.2012.10.021 |
| [4] |
王永彬, 刘建明, 孙守恪, 等. 黑龙江省乌拉嘎金矿赋矿花岗闪长斑岩锆石U-Pb年龄、岩石成因及其地质意义[J]. 岩石学报, 2012, 28(2): 557-570. Wang Yongbin, Liu Jianming, Sun Shouke, et al. Zircon U-Pb Geochronology, Petrogenesis and Geological Implication of Ore-Bearing Granodiorite Porphyry in the Wulaga Gold Deposit, Heilongjiang Province[J]. Acta Petrologica Sinica, 2012, 28(2): 557-570. |
| [5] |
周建波, 曾维顺, 曹嘉麟, 等. 中国东北地区的构造格局与演化:从500 Ma到180 Ma[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 45(5): 1298-1316. Zhou Jianbo, Zeng Weishun, Cao Jialin, et al. The Tectonic Framework and Evolution of the NE China:from 500 Ma-180 Ma[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 2012, 45(5): 1298-1316. |
| [6] |
吴福元, S Wsilde, 孙德有. 佳木斯地块片麻状花岗岩的锆石离子探针U-Pb年龄[J]. 岩石学报, 2001, 17(3): 443-452. Wu Fuyuan, Wsilde S, Sun Deyou. Zircon SHRIMP U-Pb Age of Gneissic Granites in Jiamusi Massif, Northeastern China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2001, 17(3): 443-452. |
| [7] |
田豫才. 佳木斯隆起东南缘地质背景、金矿成矿地质条件及找矿方向[J]. 桂林工学院学报, 1999, 19(4): 303-309. Tian Yucai. Geological Background, Gold Ore-Forming Condition and Prospecting Direction in the Southeastern Margin of Jamusi Uplift[J]. Journal of Guilin Institute of Technology, 1999, 19(4): 303-309. |
| [8] |
程飞.佳木斯地块金的控矿条件与成矿模式[D].长春: 吉林大学, 2004. Cheng Fei. The Metalloteet and Metallogenic Model of Gold in Jamusi Massif[D]. Changchun: Jilin University, 2004. |
| [9] |
李伟实. 老柞山式金矿床特征及成矿模式[J]. 地质与勘探, 1986, 22(3): 2-10. Li Weishi. The Characteristics and Metallogenic Model of the Laozuoshan Gold Deposit[J]. Geology and Prospecting, 1986, 22(3): 2-10. |
| [10] |
何宝林. 老柞山金矿田东部段矿床成因探讨[J]. 黄金, 2002, 23(7): 8-12. He Baolin. Discussion on the Origion of Gold Ore Deposit at the Eastern Section of Laozuoshan Gold Ore Field[J]. Gold, 2002, 23(7): 8-12. |
| [11] |
裴志霞, 何宝林, 韩忠良. 黑龙江老柞山金矿田南东段矿床成因[J]. 黄金地质, 2004, 10(2): 28-32. Pei Zhixia, He Baolin, Han Zhongliang. The Genesis of the Southeast Section of the Laozhashan Gold Ore Field, Heilongjiang[J]. Gold Geology, 2004, 10(2): 28-32. |
| [12] |
姜宝龙. 黑龙江老柞山金矿床地质特征及成矿作用[J]. 矿产与地质, 1998, 12(3): 172-177. Jiang Baolong. Geological Features and Metallogenesis of Laozuoshan Gold Deposit, Heilongjiang Province[J]. Mineral Resources and Geology, 1998, 12(3): 172-177. |
| [13] |
张红军, 叶义成, 张霞. 老柞山金矿床成矿模式和找矿方向的探讨[J]. 资源产业, 2005, 7(1): 56-58. Zhang Hongjun, Ye Yicheng, Zhang Xia. Discussion on the Mineralization Model and Ore-Hunting Indicators of Laozuoshan Gold Deposit[J]. Resources Industries, 2005, 7(1): 56-58. |
| [14] |
周喜文, 李宪洲, 李晓敏. 黑龙江省老柞山金矿成矿模式探讨[J]. 地质与勘探, 2002, 38(2): 18-22. Zhou Xiwen, Li Xianzhou, Li Xiaomin. Research on Metallogenic Model of the Laozuoshan Gold Deposit, Heilongjiang Province[J]. Geology and Prospecting, 2002, 38(2): 18-22. DOI:10.3969/j.issn.0495-5331.2002.02.005 |
| [15] |
张立亚.黑龙江老柞山金矿床地质特征及矿化富集规律研究[D].长春: 吉林大学, 2008. Zhang Liya. Study on Geological Characteristics and Enrichment Regularities of Gold Mineralization in Laozuoshan Gold Deposit, Heilongjiang Province[D]. Changchun: Jilin University, 2008. |
| [16] |
安瑞, 王可勇, 马雪俐, 等. 黑龙江省老柞山矽卡岩-热液脉型金矿成矿流体演化模式[J]. 西北地质, 2017, 50(2): 122-135. An Rui, Wang Keyong, Ma Xueli, et al. Evolution Mode for the Ore-Forming Fluid System of the Laozuoshan Skarn-Magmatic Hydrothermal Vein Gold Deposit, Heilongjiang Province, China[J]. Northwestern Geology, 2017, 50(2): 122-135. DOI:10.3969/j.issn.1009-6248.2017.02.014 |
| [17] |
李怡欣.黑龙江省老柞山金矿床的成因与成矿地质模式[D].长春: 吉林大学, 2012. Li Yixin. The Study on Ore Genesis and Metallogenic Geological Model of Laozuoshan Gold Deposit in Heilongjiang Province[D]. Changchun: Jilin University, 2012. |
| [18] |
孙景贵, 邢树文, 郑庆道, 等. 中国东北陆缘有色、贵金属矿床的地质特征、地球化学[M]. 长春: 吉林大学出版社, 2006. Sun Jinggui, Xing Shuwen, Zheng Qingdao, et al. Geological Characteristics and Geochemistry of the Nonferrous and Precious Metal Deposits in the Northeast Margin of China[M]. Changchun: Jilin University Press, 2006. |
| [19] |
薛明轩.黑龙江省内生金矿成矿作用研究[D].长春: 吉林大学, 2012. Xue Mingxuan. Metallogenesis of Endogenic Gold Deposits in Heilongjiang Province[D]. Changchun: Jilin University, 2012. |
| [20] |
Potter R W, Brown D L. The Volumetric Properties of Aqueous Sodium Chloride Solutions from 0℃ to 500℃ at Pressures up to 2000 Based on a Regression of Available Data in the Literature[J]. U S Geological Survey Bulletin, 1977. |
| [21] |
刘斌, 段光贤. NaCl-H2O溶液包裹体的密度式和等容式及其应用[J]. 矿物学报, 1987, 7(4): 59-66. Liu Bin, Duan Guangxian. The Density and Isochoric Formulae for NaCl-H2O Fluid Inclusion and Their Application[J]. Acta Mineralogica Sinica, 1987, 7(4): 59-66. |
| [22] |
Bischoff J L. Densities of Liquids and Vapors in Boiling NaCl-H2O Solutions:A PVTX Summary from 300 to 500℃[J]. American Journal of Science, 1991, 291(4): 309-338. DOI:10.2475/ajs.291.4.309 |