2016, Vol. 32
2. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 10008 ;
3. 西南能矿集团股份有限公司, 贵阳 55000 ;
4. 贵州省地质矿产资源开发股份有限公司, 贵阳 550004
2. School of Earth Sciences and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 10008 ;
3. Southwest Energy and Mineral Resources Corporation Co., Ltd., Guiyang 55000 ;
4. Guizhou Geological and Mineral Resources Development Company Limited, Guiyang 550004, China
滇黔桂“金三角”是我国著名的卡林型金矿集区之一，区内已发现了多个大型、超大型金矿床和许多中小型矿床和矿点。按矿体产状，可将滇黔桂“金三角”卡林型金矿划分为层状型、断控型和复合型(陈懋弘，2011)。黔西南地区是滇黔桂“金三角”的重要组成部分，以坡坪逆冲推覆构造为界，大体上可分为北西、南东两个部分(图 1)。北西部为扬子陆块，属台地相区，含矿岩性主要为细碎屑沉积岩和不纯碳酸盐岩。南东部为右江褶皱带，属盆地相区，含矿岩性为陆源碎屑沉积岩。层状型矿床主要分布于台地相区，受背斜和地层控制，矿体主要分布在背斜核部及其附近，倾角一般较缓，典型矿床如水银洞、紫木凼和戈塘金矿床(王砚耕等，1995；韩至钧等，1999；刘建中等，2006)。断控型矿床主要分布在盆地相区，受高角度断裂控制，矿体主要产于断裂破碎带中，典型矿床如烂泥沟、金牙和丫他金矿床(王国田，1989；李甫安，1990；国家辉等，1992；Chen et al., 2011)。复合型矿床既受断裂控制，也受背斜和地层控制，典型矿床如泥堡和林旺金矿床(陈懋弘等，2010；祁连素等, 2014a, b)。
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图 1 滇黔桂“金三角”区域地质图(据Chen et al., 2015修改) 1-思茅地块；2-扬子地块；3-华夏地块；4-越北地块；5-三叠系台地相碳酸盐岩；6-三叠系盆地相砂泥岩；7-晚古生代孤立碳酸盐岩台地；8-花岗岩；9-石英斑岩脉；10-基性-超基性岩墙；11-断层/区域断层，其中：F1-红河大断裂，F2-盘县-师宗大断裂，F3-紫云-都安大断裂，F4-凭祥大断裂，F5-右江大断裂，F6-坡坪逆冲推覆构造；12-逆冲推覆构造; 13-卡林型金矿 Fig. 1 Regional geological map showing Yunnan-Guizhou-Guangxi "Golden Triangle" area (modified after Chen et al., 2015) 1-Simaoblock; 2-Yangzi block; 3-Cathysia block; 4-North Vietnam block; 5-Triassic carbonate rock of platform facies; 6-Triassic sandstone and mudstone of basin facies; 7-carbonate rock platform of Late Paleozoie; 8-granite; 9-quartz porphyry vein; 10-basic-ultrabasie dyke; 11-fault/regional large fault: F1-Honghe fault, F2-Panxian-Shizong fault, F3-Ziyun-Du'an fault, F4-Pingxiang fault, F5-Youjiang fault, F6-Poping nappe structure; 12-nappe structurel; 13-Carlin-type gold deposit |
前人对滇黔桂地区断控型和层状型金矿床的成矿流体都进行过详细的研究，如Zhang et al. (1997)对烂泥沟金矿，Su et al.(2009a, b)对水银洞和丫他金矿的研究，以及胡瑞忠等(1995)、Zhu and Hu (2000)和Wang et al. (2003)对一些矿床成矿流体的研究，Hu et al. (2002)还对整个滇黔桂卡林型金矿的成矿流体进行过系统总结。但对于复合型金矿床，前人研究较少。而现有研究认为，复合型矿床有可能成为断控型矿床与层状型矿床之间联系的纽带，对进一步理解成矿流体的运移和成矿物质的沉淀具有独特的优势(陈懋弘等，2010)。
泥堡金矿床最早发现于1988年(刘平等，2006a)，最初发现的矿体为背斜核部的层状型矿体。直到2010~2013年才新发现了受断裂控制的Ⅲ号矿(化)体(贵州省地质矿产勘查开发局105地质队，2013①；祁连素等, 2014a, b)，累计工程控制金资源量约63t，达到大型矿床规模。泥堡金矿床虽然位于台地相区，但却以断控型矿体为主(占资源量的83%)(祁连素等, 2014a, b)，层状型矿体为辅，属于典型的复合型金矿床。自泥堡金矿床发现以来，早期的研究主要集中在层状型矿体的研究方面，初步认为泥堡金矿床为层状型矿床，茅口组与峨眉山玄武岩组之间的沉积间断面是最主要的容矿空间，地层和背斜构造在成矿过程中起着重要作用(陶平等，2002；刘平等, 2006a, b, c)。随着断控型矿体的发现，近年来有不少的文章发表，对两类矿体的地质特征和构造控矿特征进行了详细的描述(陈文斌等，2009；祁连素等, 2014a, b；郑禄林等，2014)。
①贵州省地质矿产勘查开发局105地质队. 2013.贵州省普安县泥堡金矿勘探(阶段性)报告
在成矿流体的研究方面，早期刘平等(2006c)曾对泥堡金矿床的层状矿体进行过初步的成矿流体的研究，认为成矿流体属于H2O-NaCl体系，为沿断裂深循环的地表水。断控型矿体发现以后，王疆丽等(2014)曾对两类矿体中方解石、萤石中的流体包裹体进行了研究，认为成矿流体为地层建造水与深部变质流体的混合流体，但层状矿体为早阶段成矿作用的产物，流体属于H2O-CO2-NaCl体系；断控型矿体为晚阶段成矿作用的产物，流体属于H2O-NaCl体系。然而，我们发现王疆丽等(2014)的研究并未划分成矿阶段，特别是没有对主成矿阶段最典型的热液矿物石英进行研究，这是一个重大缺陷，其结论有待商榷。针对前人研究中存在的问题和不足，本文在详细划分成矿阶段的基础上，对两类矿体不同成矿阶段矿物中的流体包裹体进行系统的岩相学、显微测温以及激光拉曼分析，并对石英、方解石进行C、H、O同位素测试分析，据此探讨复合型矿床成矿流体的性质、来源、演化和成矿机理，为进一步研究滇黔桂卡林型金矿成因提供新资料。
1 成矿地质背景滇黔桂“金三角”是华南低温成矿域的重要组成部分(涂光炽，2002；Hu and Zhou, 2012)，大地构造位置属于扬子克拉通西南缘的右江盆地(曾允孚等，1995)，地处华夏地块、扬子地块、思茅地块和越北地块等几大构造单元的交接部位，四周以红河断裂、盘县-师宗断裂、紫云-都安断裂、凭祥断裂等深大断裂为界(图 1)。
右江盆地特殊的大地构造环境为区内“卡林型”金矿的形成提供了独一无二的成矿地质条件。早泥盆世晚期，受古特提斯洋打开的影响，右江地区发生裂解，形成陆缘裂谷，并逐渐演化为台沟相间的古地理格局。晚二叠世，随着印支板块的俯冲，裂谷盆地转换为弧后盆地，但此时的弧后盆地仍然是扩张的环境。中三叠世，随着印支板块和古太平洋板块联合对扬子板块(或华南板块)的挤压，盆地应力状态由扩张转为挤压，弧后盆地相应地转换为前陆盆地，沉积巨厚的陆源碎屑浊积岩，并向北西超覆淹没孤立碳酸盐台地(曾允孚等，1995)。盆地南东于中三叠世末期开始碰撞造山，造山过程由南向北推进；挤压造山末期，仅盆地西北部出现磨拉石堆积。因此，右江盆地主体是一个印支期的造山带。侏罗纪和白垩纪为造山后的伸展阶段，出现断陷盆地。
右江盆地的古地理格局控制了盆地内各不相同的三套地层序列。一是典型的深水盆地序列，包括深水碳酸盐岩、硅质岩、泥岩和沉凝灰岩，及其后发展起来的陆源碎屑浊积岩序列，主要分布在盆地相区；二是发育于扬子陆块的宽广被动大陆边缘浅水碳酸盐岩沉积夹少量的陆源碎屑岩沉积，主要分布在台地相区；三是右江盆地内的孤立碳酸盐岩台地序列，兼有上述二者的特征。地层层序不同，容矿岩石和赋矿构造均有差异。其中扬子被动大陆边缘碳酸盐岩台地相区以不纯碳酸盐岩型为主，主要矿体为层状型，表现为典型的“多层楼”样式。深水盆地相区以含钙陆源碎屑岩型为主，主要矿体为断控脉状型和复合型。盆地南北边缘以火山(碎屑)岩型为主，既有层状型，也有复合型。
右江盆地海西-印支期岩浆活动强烈，早期以与盆地裂解有关的基性岩浆活动为主，盆地晚期在南东部则以双峰式岛弧岩浆活动强烈为特征。燕山期岩浆活动和成矿作用则比较复杂：
右江盆地周缘深大断裂附近广泛出露燕山晚期壳源重熔型花岗岩。岩体规模大小不一，从规模巨大的岩基到岩株、岩枝和岩墙(脉)都有出露，包括著名的南丹-大厂岩群和个旧花岗岩群，成岩时代77~93Ma。伴有与之相关的Sn、W、Ag、Cu、Pb、Zn等成矿作用。
右江盆地内部仅出露少量的燕山晚期岩浆岩，主要包括黔西南贞丰白层超基性岩墙，以及桂西北巴马-凤山-凌云等地的石英斑岩脉。成岩时代为84~96Ma。成矿作用以卡林型金矿以及Sb、Hg、As等中低温热液矿床成矿为特色，但岩浆活动与成矿作用的关系尚需进一步工作。
2 矿床地质泥堡金矿位于普安县泥堡镇与兴仁县鲁础营乡的交界处，大地构造上处于扬子被动大陆边缘碳酸盐岩台地相区，夹有少量的玄武质凝灰岩和陆源碎屑岩(图 2)。
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图 2 泥堡金矿床地质简图(据贵州省地质矿产勘查开发局105地质队，2013) Fig. 2 Simplified geological map of the Nibao gold deposit |
矿区内出露地层较为简单，从老到新依次为二叠系茅口组(P2m)、龙潭组(P3l)，三叠系飞仙关组(T1f)、永宁镇组(T1yn)、关岭组(T2g)，少量第四系(Q)。二叠系茅口组为浅水台地相碳酸盐岩，厚度＞100m，未见底。龙潭组是区内重要的赋矿层位，根据岩性组合特征划分为三个段：第一段(P3l1)上部为沉凝灰岩与粘土岩、粉砂岩等互层，厚9～45m；下部为凝灰岩、沉凝灰岩，厚0~30m；第二段(P3l2)为粘土岩、粉砂岩、含炭质页岩等，厚20～40m；第三段(P3l3)为粘土岩、炭质粘土岩、粉砂岩、砂岩、硅质岩等互层组成，夹多层灰岩、泥灰岩及煤层，厚60～120m。二叠系茅口组与龙潭组之间在区域上夹有峨眉山玄武岩(P2-3β)，峨眉山玄武岩与下伏茅口组之间为区域性硅化蚀变的大厂层(P2mdc)。三叠系则以碳酸盐岩、细碎屑岩为主。
矿区内构造变形较为强烈，褶皱主要有北东东走向的泥堡背斜以及F1断层上盘的牵引褶皱(二龙抢宝背斜)。泥堡背斜在区内延伸长约7km，北翼岩层倾角10°~40°，南翼构造复杂，岩层倾角10°~25°。二龙抢宝背斜轴线呈北东东向展布，区内延伸长约5km，北西翼地层倾角较陡，一般在25°~45°之间，在靠近F1断裂带附近地层倾角大于40°，局部倒转，南东翼倾向130°~170°，倾角一般在5°~28°之间。以F3断层为界可分为北部构造区和南部构造区，北部构造区主要发育有北东向、北西向两组断层和层间断层，南部构造区构造较简单，为单斜地层，总体倾向北西。北东向断裂有F1、F2、F3、F4等，总体倾向南东，倾角25°~85°，其中，F1、F4为逆断层，为成矿期断裂，F2、F3为正断层，为成矿后期断裂；北西向组断层主要有F6、F11、F8、F14等，晚于北东向组，它们既切断了北东向组断层，又受北东向断层限制。
2.2 矿体特征按氧化程度可将金矿体分为氧化矿和原生矿，其中，原生矿按产状和空间位置分为断控型矿体和层状型矿体(图 3)。断控型矿体产于F1断层破碎带中(Ⅲ号矿体)，其分布与产状严格受断层破碎带控制，矿体呈似板状、透镜状产出，总体走向近北东，倾向南东，平均倾角35°，目前控制的矿体走向长4340m，倾向延伸540m，平均垂厚6.30m，平均品位2.56×10-6。该矿体是矿床最主要的矿体，占总查明资源量的83.64%。层状型矿体产于F1断层下盘龙潭组第一段(Ⅰ号矿体)、第二段(Ⅱ号矿体)，上盘的大厂层(Ⅳ号矿体)及龙潭组第二段中(Ⅵ号矿体)，矿体与围岩产状基本一致，呈似层状、透镜状产出，以产于大厂层中Ⅳ号矿体为代表，总体走向近北东，倾向南东，矿体走向长3900m，倾向延伸280m，平均垂厚5.23m，平均品位2.60×10-6，占总查明资源量的11.30%(贵州省地质矿产勘查开发局105地质队，2013)。
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图 3 泥堡金矿9460勘探线剖面图(据贵州省地质矿产勘查开发局105地质队，2013) Fig. 3 No.9460 exploration line profile of the Nibao gold deposit |
矿石矿物主要有黄铁矿、毒砂、辉锑矿、雄黄、雌黄、辰砂，少量黄铜矿、辉铜矿、闪锌矿(图 4b, c, e, f)。其中，黄铁矿和毒砂为主要载金矿物；脉石矿物主要有石英、方解石、白云石、高岭石、绢云母、萤石、重晶石、菱铁矿等，萤石和辉锑矿仅发育于层状型矿体中，其他矿物在两类矿体中均有发育。两类矿体中黄铁矿、毒砂和石英等矿物的类型、特征相同，矿石的结构构造也没有显著的差别。黄铁矿按成因可分为成岩黄铁矿和热液黄铁矿，前者多呈草莓状、粗粒立方体状，后者包括浸染状的黄铁矿(图 4b, c)和沿沉积期黄铁矿边缘生长的黄铁矿环带。毒砂单晶体一般呈自形针状、矛状，常聚集呈放射状集合体产出。石英以隐晶质玉髓和脉状、网脉状两种形式产出。矿石的构造主要有浸染状、块状、角砾状、条带状和脉状构造等，结构主要有砂状结构、岩屑-凝灰碎屑结构、不等粒结构、交代结构、环带结构和生物碎屑结构等。
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图 4 泥堡金矿床矿石和流体包裹体样品照片 (a)早阶段石英脉；(b)中阶段石英脉；(c)中阶段石英脉被晚阶段方解石脉切割；(d)晚阶段方解石-石英脉；(e)晚阶段石英-雌黄-雄黄脉；(f)晚阶段萤石-辉锑矿脉 Fig. 4 Photos showing ores and samples of fluid inclusions from the Nibao gold deposit (a) early stage quartz vein; (b) middle stage quartz vein; (c) middle stage quartz vein cut by late stage calcite vein; (d) late stage calcite-quartz vein; (e) late stage quartz-orpiment-realgar vein; (f) late stage fluorite-stibnite vein |
两类矿体的围岩蚀变特征基本相同，主要有硅化、绢云母化、碳酸盐化、黄铁矿化、毒砂化等，此外还有少量的绿泥石化、高岭土化等低温蚀变，其中与成矿有密切关系的围岩蚀变主要有硅化、绢云母化、黄铁矿化、毒砂化等。
2.5 成矿时代刘平等(2006a)对层状型矿体中6件脉石英中的流体包裹体进行Rb-Sr同位素定年，测得年龄为142±2Ma, 认为成矿时代为晚侏罗世。
2.6 成矿阶段划分根据脉体的穿插关系和矿物共生组合，两类矿体的成矿过程均可划分为以下3个阶段：
早阶段为石英-黄铁矿阶段，其中石英多呈白色细脉-网脉状顺层产出，黄铁矿呈细粒状，局部呈团包状(图 4a)。
中阶段为石英-黄铁矿-毒砂阶段，石英呈灰白色细脉-网脉状，黄铁矿、毒砂主要呈浸染状分布在石英脉周围和硅化岩石中(图 4b, c)。
晚阶段为方解石-石英-多金属硫化物±萤石阶段，发育大量方解石脉、石英脉和方解石-石英脉，局部可见雌黄、雄黄、辰砂和闪锌矿，萤石仅产于层状型矿体中，并和辉锑矿共生(图 4d-f)。
3 流体包裹体特征 3.1 样品采集和分析方法流体包裹体研究样品采自泥堡金矿床层状矿体和断控型矿体中的脉体(图 3)。系统采集采场及钻孔岩心各成矿阶段的石英、萤石和方解石脉样品36件，经流体包裹体岩相学观察后，选择其中具有代表性的流体包裹体进行气相成分的激光拉曼光谱分析和显微测温。流体包裹体气相成分的激光拉曼光谱分析在北京核工业地质分析测试研究中心完成，分析仪器为LABHR-VIS，型号为LabRAMHR800研究级显微激光拉曼光谱仪，使用Yag晶体倍频固体激光器，波长为532nm，扫描范围为100~4200cm-1。包裹体测温工作在中国地质大学(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完成，实验仪器为Linkam THMS600型冷热台，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℃。冷冻和加热过程中控温速率一般设置为20℃/min，在相变点附近速率一般不大于0.2℃/min。水溶液包裹体的盐度据Hall et al. (1988)公式计算求得，密度据刘斌和沈昆(1999)公式计算求得，CO2-H2O包裹体的盐度据Roedder (1984)公式计算求得。
3.2 流体包裹体类型及岩相学特征对早、中阶段石英和晚阶段方解石、萤石中的流体包裹体进行岩相学观察，根据包裹体在室温下(25℃)的相态特征以及冷冻回温过程中的相态变化，将泥堡金矿床各阶段热液矿物中的包裹体划分为以下三类：水溶液包裹体、CO2-H2O包裹体和CO2包裹体。两类矿体中均发育上述三种类型流体包裹体，并且同阶段相同寄主矿物中流体包裹体类型、特征相一致。
(1)水溶液包裹体(Ⅰ型)
根据包裹体的气液比，可进一步划分为富液相水溶液包裹体和富气相水溶液包裹体两个亚类。其中，富液相水溶液包裹体广泛发育于早、中阶段石英和晚阶段方解石、萤石中，占包裹体总量的绝大多数。石英中的富液相水溶液包裹体大小为4~10μm，气相百分数通常为5%~20%，形状一般为圆形、椭圆形、不规则形和负晶形(图 5a, g, h)。方解石中的富液相水溶液包裹体大小一般为6~12μm，气相百分数通常为5%~10%，形状一般为长条形、不规则形和四边形(图 5b)。萤石中的富液相水溶液包裹体较大，多数为8~15μm，个别可达20μm以上，气相百分数通常为5%~20%，形状一般为圆形、椭圆形和不规则形(图 5c)；富气相水溶液包裹体较少出现，主要发育于中阶段石英中，包裹体大小为5~9μm，气相百分数为70~90%，常呈椭圆形(图 5d)。
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图 5 泥堡金矿床包裹体显微照片 (a)层状型矿体早阶段石英中富液相水溶液包裹体；(b)断控型矿体晚阶段方解石中富液相水溶液包裹体；(c)层状型矿体晚阶段萤石中富液相水溶液包裹体；(d)层状型矿体中阶段石英中富气相水溶液包裹体；(e)层状型矿体中阶段石英中CO2-H2O包裹体；(f)断控型矿体中阶段石英中纯CO2包裹体；(g)层状型矿体中阶段石英中富液相水溶液包裹体与纯CO2包裹体共生；(h)断控型矿体中阶段石英中CO2-H2O包裹体与富液相水溶液包裹体共生 Fig. 5 Microphotographs of fluid inclusions of the Nibao gold deposit (a) liquid rich aqueous inclusion in early stage quartz from stratabound type orebody; (b) liquid rich aqueous inclusion in late stage calcite from fault-controlled type orebody; (c) liquid rich aqueous inclusion in late stage fluorite from stratabound type orebody; (d) vapor rich aqueous inclusion in middle stage quartz from stratabound type orebody; (e) CO2-H2O inclusion in middle stage quartz from stratabound type orebody; (f) mono-phase CO2 inclusion in middle stage quartz from fault-controlled type orebody; (g) the coexistence of liquid rich aqueous inclusions and mono-phase CO2 inclusion in middle stage quartz from stratabound type orebody; (h) the coexistence of CO2-H2O inclusion and liquid rich aqueous inclusions in middle stage quartz from fault-controlled type orebody |
(2) CO2-H2O包裹体(Ⅱ型)
室温下表现为两相或三相(图 5e, h)，其中两相的CO2-H2O包裹体在冷冻的过程中有气相CO2出现，因而可以与Ⅰ型包裹体区分。该类包裹体主要发育于早、中阶段石英中，CO2相体积约占包裹体总体积的30%~40%，包裹体大小为10~15μm，呈椭圆形和不规则形，与Ⅰ型包裹体共生或呈孤立状产出。
(3) CO2包裹体(Ⅲ型)
主要发育于中阶段石英中，室温下一般呈纯气相(图 5f, g)，包裹体大小通常为5~12μm，多呈椭圆形，通常与Ⅰ、Ⅱ型包裹体共生。
3.3 流体包裹体激光拉曼分析本文选取了早、中阶段石英和晚阶段萤石中具有代表性的水溶液包裹体和CO2-H2O包裹体进行了激光拉曼测试。测试结果表明，两类矿体同种类型的包裹体气相成分相同，水溶液包裹体气相成分除H2O外，还含有CO2(特征峰：1285cm-1、1388cm-1)，以及少量的CH4(特征峰：2913~2919cm-1)和N2(特征峰：2328~2333cm-1) (图 6a, b)；CO2-H2O包裹体气相成分除CO2外，还含有少量的CH4和N2(图 6c, d)。
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图 6 泥堡金矿床流体包裹体激光拉曼图谱 (a)层状型矿体晚阶段萤石中水溶液包裹体气相成分含H2O和CO2，以及少量的CH4和N2；(b)断控型矿体中阶段石英中水溶液包裹体气相成分含H2O和CO2；(c)层状型矿体中阶段石英中CO2-H2O包裹体气相成分含CO2、CH4和N2；(d)断控型矿体中阶段石英中CO2-H2O包裹体气相成分含CO2、CH4和N2 Fig. 6 Laser Raman spectra of fluid inclusions of the Nibao gold deposit (a) H2O, CO2, CH4 and N2 spectrum of vapor phase in aqueous inclusion in late stage fluorite from stratabound type orebody; (b) H2O and CO2 spectrum of vapor phase in aqueous inclusion in middle stage quartz from fault-controlled type orebody; (c) CO2, CH4 and N2 spectrum of vapor phase in CO2-H2O inclusion in middle stage quartz from stratabound type orebody; (d) CO2, CH4 and N2 spectrum of vapor phase in CO2-H2O inclusion in middle stage quartz from fault-controlled type orebody |
本文主要对两类矿体早、中阶段石英和晚阶段方解石、萤石中的Ⅰ、Ⅱ型包裹体进行显微测温，结果见表 1和图 7。
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表 1 泥堡金矿床流体包裹体显微测温结果 Table 1 Microthermometric data on fluid inclusions in the Nibao gold deposit |
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图 7 泥堡金矿床各阶段流体包裹体均一温度和盐度直方图 Fig. 7 Histogram of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions in different stage from Nibao gold deposit |
早阶段石英中Ⅰ型包裹体冰点温度为-4.8~-0.4℃，对应的盐度为0.70%~7.59% NaCleqv。绝大多数包裹体均一至液相，仅个别包裹体均一至气相，均一温度为194~301℃，密度为0.71~0.90g/cm3。Ⅱ型包裹体在冷冻回温的过程中，固态CO2初熔温度为-59.7~-57.2℃，低于CO2的三相点(-56.6℃)，表明包裹体中可能含有少量的CH4等组份，这与激光拉曼光谱测试结果一致；CO2笼合物熔化温度为5.8~8.5℃，对应的盐度为3.00%~7.81% NaCleqv，CO2部分均一温度为21.3~24.5℃，部分均一至液相；加热至222~305℃时，包裹体完全均一至液相。
中阶段石英中Ⅰ型包裹体冰点温度为-3.9~-0.3℃，对应的盐度为0.53%~6.30% NaCleqv。绝大多数包裹体均一至液相，仅个别包裹体均一至气相，均一温度为125~278℃，密度为0.78~0.97g/cm3。因Ⅱ型包裹体个体较小，难以观察到相应的相变现象，仅对少量较大的包裹体进行测定，在冷冻回温的过程中，固态CO2初熔温度为-61.2~-58.3℃，CO2笼合物熔化温度为6.6~7.3℃，对应的盐度为5.23%~6.46% NaCleqv，CO2部分均一温度为15.6~22.9℃，部分均一至液相，加热至248~263℃时，包裹体完全均一至液相。
晚阶段方解石、萤石主要发育Ⅰ型包裹体，方解石中包裹体冰点温度为-4.7~-0.3℃，对应的盐度为0.53%~7.45%NaCleqv。包裹体全部均一至液相，均一温度为133~197℃，密度为0.89~0.97g/cm3。萤石中包裹体冰点温度为-2.7~-0.1℃，对应的盐度为0.18%~4.49%NaCleqv，较低于方解石中包裹体的盐度。包裹体全部均一至液相，均一温度为102~264℃，密度为0.77~0.97g/cm3。
3.4.2 断控型矿体中阶段石英中Ⅰ型包裹体冰点温度为-3.7~-0.2℃，对应的盐度为0.35%~6.01% NaCleqv。绝大多数包裹体均一至液相，仅个别包裹体均一至气相，均一温度为126~267℃，密度为0.80~0.95g/cm3。Ⅱ型包裹体在冷冻回温的过程中，固态CO2初熔温度为-58.3~-57.4℃，CO2笼合物熔化温度为5.5℃，对应的盐度为8.29% NaCleqv，CO2部分均一温度为22.8~24.2℃，部分均一至液相，加热至202~296℃时，包裹体完全均一至液相。
晚阶段方解石主要发育Ⅰ型包裹体，方解石中包裹体冰点温度为-4.4~-0.3℃，对应的盐度为0.53%~7.02% NaCleqv。包裹体全部均一至液相，均一温度为118~236℃，密度为0.85~0.99g/cm3。
4 同位素地球化学特征 4.1 样品采集和分析方法碳、氢、氧同位素测试样品为两类矿体早、中阶段石英脉和晚阶段方解石脉。碳、氢、氧同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所稳定同位素实验室完成，测试仪器为Finnigan MAT253型质谱仪，氢、氧同位素分析精度分别为±2‰和±0.2‰，分析结果均以SMOW为标准。碳同位素测定结果以PDB为标准，精度优于±0.2‰。流体δ18OH2O值据矿物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求得，石英与水之间氧同位素分馏方程采用1000lnα石英-水=3.38×106/T2-3.4 (Clayton et al., 1972)，方解石与水之间氧同位素分馏方程采用1000lnα方解石-水=2.78×106/T2-2.89(O’Neil et al., 1969)，T=273+t，t为均一温度，层状型矿体早、中、晚阶段分别为227℃、192℃、155℃，断控型矿体中、晚阶段分别为194℃、172℃。
4.2 测试结果对层状型、断控型矿体早、中阶段石英和晚阶段方解石进行碳、氢、氧同位素测试，结果见表 2和图 8、图 9。
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表 2 泥堡金矿床的碳、氢和氧同位素组成 Table 2 Carbon, oxygen and hydrogen isotope components of the Nibao gold deposit |
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图 8 泥堡金矿床氢-氧同位素组成图解 岩浆水范围据Taylor, 1974; 雨水线据Epstein et al., 1965, 1970; 变质水范围据Taylor, 1974和Sheppard, 1981; 当地雨水的H、O同位素组成和水/岩交换曲线据Hofstra et al., 2005 Fig. 8 Diagram showing hydrogen and oxygen isotope compositions of the Nibao gold deposit The field of magmatic water is taken from Taylor, 1974; The meteoric water line is from Epstein et al., 1965, 1970; The metamorphic water field combines the values of Taylor, 1974 and Sheppard, 1981; H and O isotope composition of local meteoric water and the dashed arrows showing meteoric water/rock exchange are from Hofstra et al., 2005 |
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图 9 泥堡金矿床碳、氧同位素组成图解(底图据刘建明和刘家军，1997修改) Fig. 9 Carbon and oxygen isotope compositions of the Nibao gold deposit (modified after Liu and Liu, 1997) |
早阶段石英的δ18OV-SMOW为22.7‰~23.6‰，平均为23.1‰，石英中流体包裹体水的δDH2O为-84‰~-62‰，平均为-75.7‰。中阶段石英的δ18OV-SMOW为16.6‰~23.5‰，平均为22.0‰，石英中流体包裹体水的δDH2O为-80‰~-65‰，平均为-72.2‰。晚阶段方解石的δ18OV-SMOW为20.6‰~22.7‰，平均为21.4‰，方解石中流体包裹体水的δDH2O为-56‰~-47‰，平均为-51.5‰，δ13CV-PDB为-6.6‰~-1.6‰，平均为-4.7‰。计算得到早阶段流体的δ18OH2O为12.6‰~13.5‰，平均为13.0‰；中阶段流体δ18OH2O为4.4‰~11.3‰，平均为9.8‰；晚阶段流体δ18OH2O为8.3‰~10.4‰，平均为9.1‰。
4.2.2 断控型矿体中阶段石英的δ18OV-SMOW为21.9‰~23.7‰，平均为22.7‰，石英中流体包裹体水的δDH2O为-85‰。晚阶段方解石的δ18OV-SMOW为19.8‰~21.5‰，平均为20.5‰，方解石中流体包裹体水的δDH2O为-67‰~-55‰，平均为-60.8‰，δ13CV-PDB较集中，分布在-7.0‰~-4.7‰，平均为-6.1‰。计算得到中阶段流体δ18OH2O为9.8‰~11.6‰，平均为10.6‰；晚阶段流体δ18OH2O为8.7‰~10.4‰，平均为9.4‰。
5 讨论 5.1 成矿流体特征与演化泥堡金矿床流体包裹体研究结果表明，两类矿体成矿流体的特征和演化具有一致性(图 10)。
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图 10 泥堡金矿床流体包裹体均一温度和盐度散点图 Fig. 10 Sketch diagram of homogenization temperatures and salinities of fluid inclusions of the Nibao gold deposit |
层状型矿体：早阶段石英中主要发育水溶液包裹体，偶见CO2-H2O包裹体；中阶段石英中包含水溶液包裹体、CO2-H2O包裹体和CO2包裹体；晚阶段方解石、萤石主要发育水溶液包裹体。水溶液包裹体均一温度从早阶段194~301℃(平均227℃), 经中阶段125~278℃(平均192℃), 到晚阶段102~264℃(平均155℃)，逐渐降低。各阶段盐度范围变化不大，一般＜7%NaCleqv。水溶液包裹体密度从早阶段0.71~0.90g/cm3 (平均0.86g/cm3), 经中阶段0.78~0.97g/cm3 (平均0.90g/cm3), 到晚阶段0.77~0.97g/cm3 (平均0.93 g/cm3)，逐渐升高。
断控型矿体：中阶段石英中包含水溶液包裹体、CO2-H2O包裹体和CO2包裹体；晚阶段方解石中主要发育水溶液包裹体。水溶液包裹体均一温度从中阶段126~267℃(平均194℃), 到晚阶段118~236℃(平均172℃)，逐渐降低。中、晚阶段盐度范围变化不大，一般＜7%NaCleqv。水溶液包裹体密度从中阶段0.80~0.95g/cm3 (平均0.90g/cm3), 到晚阶段0.85~0.99g/cm3 (平均0.93g/cm3)，逐渐升高。
王疆丽等(2014)对泥堡金矿床流体包裹体研究，认为层状型矿体和断控型矿体成矿流体性质不同，主要表现在以下3个方面：(1)层状型矿体气相中含CO2、CH4、N2和H2O，断控型矿体气相中含CO2、CH4成分；(2)层状型矿体比断控型矿体成矿温度高；(3)层状型矿体比断控型矿体盐度低。然而，本文对断控型矿体流体包裹体的气相成分测定也检测到N2和H2O，由于王疆丽等(2014)并未划分出热液矿物的成矿阶段，断控型矿体流体包裹体的寄主矿物是晚阶段方解石，因此造成了“层状型矿体比断控型矿体成矿温度高”的假像，同时，本文对层状型矿体晚阶段方解石和萤石的测试结果也表明方解石中包裹体的盐度比萤石高，但层状型和断控型矿体晚阶段方解石中包裹体盐度一致。
综上可知，层状型矿体和断控型矿体成矿流体性质相同，总体属于中低温，低盐度，中低密度流体，同时含有少量的CO2、CH4、N2等挥发分。从早阶段到晚阶段，流体的均一温度逐渐降低，密度逐渐增大，盐度一般＜7%NaCleqv。
5.2 成矿流体来源当前，卡林型金矿成矿流体来源的争议较大。目前认为美国内华达州地区卡林型金矿的流体来源主要有以下3种：岩浆流体(Radtke et al., 1980; Ressel et al., 2000; Muntean et al., 2011)、变质流体(Groves et al., 1998; Cline and Hofstra, 2000)和大气水(Arehart, 1996; Emsbo and Hofstra, 2003; Emsbo et al., 2003)。
在δD-δ18O图解上(图 8)，泥堡金矿床两类矿体相同阶段样品的投影点基本落在相同的区域，表明二者的成矿流体具有相同的来源。全部样品的投影点均偏离雨水线，位于变质水与岩浆水重叠的区域、变质水及其附近区域。考虑到矿区地层未遭受明显的变质作用，矿区内也没有岩浆岩出露，因此，可以排除变质水和岩浆水参与成矿的可能。尽管泥堡金矿床大多数样品的投影点落在了变质水区域及其附近，但成矿流体并非来源于典型的变质水，这可能是多种流体混合的结果。右江盆地中储存有大量的海水和大气降水，成矿流体可能主要来源于这两种水的混合。图 8中可以看出，全部样品的投影点均落在水-岩交换曲线附近，表明成矿流体主要来源于大气降水。另外，图 8中可以明显的看出，全部样品投影点的连线似一条直线，且一端经过海水点，这表明成矿过程中可能有海水加入。由于海水的δDH2O和δ18OH2O值接近于零，与大气降水混合后，导致成矿流体的δDH2O值升高、δ18OH2O值降低。从早阶段到晚阶段，成矿流体氢同位素变重，氧同位素变轻，这说明成矿流体演化的过程中，海水所占的比例逐渐增大。
刘平等(2006a)对层状型矿体中的3件萤石和3件石英中包裹体氢同位素的测定结果为: δDSMOW分布于-99‰~-74‰，通过相应矿物氧同位素组成计算出流体的δ18OSMOW分布于-8.9‰~-0.1‰，并认为成矿流体以大气降水为主，这也反映了成矿过程中有大气降水参与。
晚阶段方解石的C同位素研究结果表明，两类矿体δ13CV-PDB值相近，均集中在-5‰左右。当δ13CV-PDB值在-5‰左右时，成矿热液中的碳可能来源于：(1)地幔射气或岩浆(Taylor，1986)；(2)不同碳储库的CO2混合(Ohmoto and Goldhaber, 1997)。虽然方解石的δ13CV-PDB值与岩浆碳相似，由于矿区周边以及区域上没有同时代的侵入岩，因此，成矿流体中的碳直接来源于岩浆的可能性非常小。在δ18OV-SMOW-δ13CV-PDB图解上(图 9)，层状型矿体和断控型矿体晚阶段方解石的投影点全都落在海相碳酸盐岩内及其附近，远离花岗岩区域，表明成矿热液中的碳主要来源于海相碳酸盐岩的溶解，而与岩浆岩关系不大。
泥堡金矿床同时发育断控型矿体和层状型矿体，因此，可作为整个滇黔桂地区断控型与层状型卡林型金矿之间成因联系的纽带。本文对泥堡金矿床层状型矿体和断控型矿体流体包裹体和稳定同位素研究的结果，证实了两类矿体成矿流体性质和来源一致，并且有相似的演化过程，从而在成矿流体的角度论证了层状型矿体和断控型矿体形成于同一成矿系统。
5.3 控矿因素与成矿机理前人研究表明，能干性和渗透性不同的岩性组合是形成层状型矿床的重要基础和岩性条件(张兴春等，2004；陈懋弘等，2010)。泥堡金矿床中高渗透性的以沉火山角砾凝灰岩为主的细碎屑岩和沉凝灰岩与低渗透性的碳质泥岩、纯灰岩和硅化灰岩组合对成矿具有重要的控制作用。产于F1断层破碎带沉火山角砾凝灰岩中的Ⅲ号矿体，顶板为炭质泥岩和纯灰岩，底板为炭质泥岩和泥岩。产于龙潭组和大厂层中的层状型矿体，赋矿岩石为沉火山角砾凝灰岩、粉砂岩、沉凝灰岩、硅化灰岩等，顶板为炭质粉砂岩和硅化灰岩，底板为炭质泥岩、泥岩、粉砂质泥岩和硅化灰岩、纯灰岩。低渗透性的炭质泥岩、纯灰岩等一般形成封闭层，限制了成矿流体的向上运移和扩散，而渗透性较好的细碎屑岩和沉凝灰岩容易形成透水层，有利于成矿流体的运移和扩散。成矿流体倾向于在炭质泥岩、纯灰岩等低渗透性的岩石下方沿渗透性较好的细碎屑岩和沉凝灰岩中侧向运移和流动。
印支末期，印支造山运动结束，深部成矿流体沿着深大断裂和同生断裂向上运移。成矿流体进入F1断裂后，沿着断裂破碎带继续向上流动，并在渗透性较好的细碎屑岩和沉凝灰岩组成的碎裂岩中交代形成断控型矿体。当流体继续向上运移，到达F1断层与其上盘牵引褶皱的不整合面附近时，流体改为沿不整合面向穹窿核部运移流动，一方面在不整合面附近形成大厂层中的层状矿体，另一方面也通过背斜核部附近陡立的切层断裂穿透封闭层运移到龙潭组中渗透性较好的沉火山角砾凝灰岩、粉砂岩地层中，逐渐交代围岩形成龙潭组中典型的层状矿体。本文流体包裹体岩相学观察显示，不同气液比的水溶液包裹体、CO2-H2O包裹体、纯CO2包裹体共生(图 4g, h)，进一步的显微测温证实了它们具有相近的均一温度，这表明成矿流体发生了不混溶作用。然而，岩相学观察仅发现少量不混溶包裹体组合，因此，流体不混溶作用对金的沉淀作用是有限的。更多的研究表明，水-岩交换反应对金的沉淀起到了更为关键的作用(Hofstra et al., 1991; Hofstra and Cline, 2000; Kesler et al., 2003; Su et al., 2008, 2009a, b, 2012)，流体中的H2S对围岩中Fe的硫化作用形成了含砷黄铁矿和毒砂，金在这个过程中伴随着含砷黄铁矿和毒砂沉淀下来(Su et al., 2008, 2012)。流体在运移流动的过程中不断与围岩进行交代反应，在渗透性较好的细碎屑岩和沉凝灰岩中形成了断控型矿体(Ⅲ号矿体)和层状型矿体(Ⅰ、Ⅱ、Ⅳ、Ⅵ号矿体)，最终形成了独具特色的同时发育层状型矿体和断控型矿体的泥堡金矿床。
表 3列出了滇黔桂地区部分层状型、断控型卡林型金矿床的成矿流体性质。可以看出，在区域上，层状型矿床和断控型矿床成矿流体的性质也基本一致。成矿温度主要为180~240℃左右，盐度一般 < 7%NaCleqv。成矿流体来源较复杂，可能主要由大气降水组成，并且混有一定比例的海水等流体，碳主要由海相碳酸盐岩的溶解作用产生。结合本矿床的研究，可以认为整个滇黔桂地区的卡林型金矿床，不论是层状型还是断控型，基本都属于同一个成矿大系统，它们具有相同的成矿背景。深部成矿流体沿着深大断裂和同生断裂形成的流体通道向上运移，进入次一级的断裂或不整合面迁移流动，最后在渗透性和能干性不同的岩性组合所组成的断裂构造或不整合面中形成具有相似特征的卡林型金矿床。
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表 3 滇黔桂地区部分层状型、断控型卡林型金矿床成矿流体性质 Table 3 Properties of ore-forming fluids of some stratabound type and fault-controlled type Carlin-type gold deposit in Dian-Qian-Gui area |
通过对层状型、断控型以及复合型矿床的综合对比研究，笔者认为，断裂构造和不整合面是形成卡林型金矿床的主要构造控制因素，在成矿的过程中充当着流体通道和储矿空间的角色，渗透性和能干性不同的岩性组合是形成卡林型金矿床的重要岩性基础。此外，是否能形成具有工业价值的矿体，还取决于断裂构造和不整合面规模的大小，如水银洞金矿床，虽然在背斜核部也发育一些切层断裂，但总体上切层断裂规模小，以至于难以形成具有工业价值的断控型矿体(刘建中等，2006)。当成矿流体运移到渗透性较好的断裂破碎带时，与断层岩交代反应形成断控型矿体；当成矿流体运移到渗透性和能干性不同的岩性组合组成的不整合面及其上盘时，与围岩交代反应形成层状型矿体。所以，整个滇黔桂地区的卡林型金矿床，无论是断控型矿床还是层状型矿床，本质上并没有区别，它们的成矿机理是一致的。
6 结论(1) 泥堡金矿床层状型矿体和断控型矿体中流体包裹体类型相同，包括水溶液包裹体、CO2-H2O包裹体和CO2包裹体。
(2) 层状型矿体和断控型矿体成矿流体性质相同，总体属于中低温，低盐度，中低密度流体。从早阶段到晚阶段，流体的均一温度逐渐降低，密度逐渐增大，盐度一般＜7%NaCleqv。
(3) 氢氧同位素研究表明，层状型矿体和断控型矿体成矿流体均来源于大气降水和海水的混合，并且从早阶段到晚阶段，海水所占的比例逐渐增大。碳同位素研究表明，层状型矿体和断控型矿体碳来源相同，主要来自海相碳酸盐岩的溶解。
(4) 综合矿床流体包裹体特征和稳定同位素地球化学研究结果，证实了层状型矿体和断控型矿体成矿流体性质和来源一致，并且有相似的演化过程，从成矿流体的角度论证了两类矿体形成于同一成矿系统。
致谢 野外调研得到了西南能矿集团股份有限公司、贵州省地质矿产资源开发股份有限公司和贵州省地质矿产勘查开发局106地质队的大力支持; 两位审稿人对论文初稿提出了宝贵的修改意见; 在此一并致以诚挚的感谢！| [] | Arehart GB. 1996. Characteristics and origin of sediment-hosted disseminated gold deposits:A review. Ore Geology Reviews , 11 (6) :383–403. DOI:10.1016/S0169-1368(96)00010-8 |
| [] | Chen MH, Huang QW, Li JX, Jiang BC, Zhang CM. 2010. Structure analysis and structural metallogenesis of the Linwang gold deposit, Leye, Guangxi, China. Geotectonica et Metallogenia , 34 (3) :349–361. |
| [] | Chen MH. 2011. Tectonic pattern and tectonic background of Carlin-type gold deposits in Yunnan-Guizhou-Guangxi. Acta Mineralogica Sinica , 31 (Suppl) :192–193. |
| [] | Chen MH, Mao JW, Bierlein FP, Norman T, Uttley PJ. 2011. Structural features and metallogenesis of the Carlin-type Jinfeng (Lannigou) gold deposit, Guizhou Province, China. Ore Geology Reviews , 43 (1) :217–234. DOI:10.1016/j.oregeorev.2011.06.009 |
| [] | Chen MH, Mao JW, Li C, Zhang ZQ, Dang Y. 2015. Re-Os isochron ages for arsenopyrite from Carlin-like gold deposits in the Yunnan-Guizhou-Guangxi "golden triangle", southwestern China. Ore Geology Reviews , 64 :316–327. DOI:10.1016/j.oregeorev.2014.07.019 |
| [] | Chen WB, Wei BG, Yang TC, Ge ZH. 2009. Geological character and prospecting Potential of Nibao gold deposit in Pu'an County, Guizhou. Guizhou Geology , 26 (3) :170–176. |
| [] | Clayton RN, O'Neil JR, Mayeda TK. 1972. Oxygen isotope exchange between quartz and water. Journal of Geophysical Research , 77 (17) :3057–3067. DOI:10.1029/JB077i017p03057 |
| [] | Cline JS, Hofstra AA. 2000. Ore-fluid evolution at the Getchell Carlin-type gold deposit, Nevada, USA. European Journal of Mineralogy , 12 (1) :195–212. DOI:10.1127/ejm/12/1/0195 |
| [] | Emsbo P, Hofstra AH. 2003. Origin and significance of postore dissolution Collapse breccias cemented with calcite and barite at the Meikle gold deposit, Northern Carlin Trend, Nevada. Economic Geology , 98 (6) :1243–1252. |
| [] | Emsbo P, Hofstra AH, Lauha EA, Griffin GL, Hutchinson RW. 2003. Origin of high-grade gold ore, source of ore fluid components, and genesis of the Meikle and neighboring Carlin-type deposits, Northern Carlin Trend, Nevada. Economic Geology , 98 (6) :1069–1105. DOI:10.2113/gsecongeo.98.6.1069 |
| [] | Epstein S, Sharp RP, Gow AJ. 1965. Six-year record of oxygen and hydrogen isotope variations in South Pole firn. Journal of Geophysical Research , 70 (8) :1809–1814. DOI:10.1029/JZ070i008p01809 |
| [] | Epstein S, Sharp RP, Gow AJ. 1970. Antarctic ice sheet:Stable isotope analyses of Byrd station cores and interhemispheric climatic implications. Science , 168 (3939) :1570–1572. DOI:10.1126/science.168.3939.1570 |
| [] | Groves DI, Goldfarb RJ, Gebre-Mariam M, Hagemann SG, Robert F. 1998. Orogenic gold deposits:A proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types. Ore Geology Reviews , 13 (1-5) :7–27. DOI:10.1016/S0169-1368(97)00012-7 |
| [] | Gu XX, Zhang YM, Li BH, Dong SY, Xue CJ, Fu SH. 2012. Hydrocarbon-and ore-bearing basinal fluids:A possible link between gold mineralization and hydrocarbon accumulation in the Youjiang basin, South China. Mineralium Deposita , 47 (6) :663–682. DOI:10.1007/s00126-011-0388-x |
| [] | Guo JH, Huang DB, Shi LD, Pan YT, Kong XM, Huang HM, Li CY, Deng XM.1992. The Super Micrograin-Type Gold Deposit and its Metallogenic Modelandprospecting Model in Northwest Guangxi. Beijing: Seismological Press : 1 -136. |
| [] | Hall DL, Sterner SM, Bodnar RJ. 1988. Freezing point depression of NaCl-KCl-H2O solutions. Economic Geology , 83 (1) :197–202. DOI:10.2113/gsecongeo.83.1.197 |
| [] | Han ZJ, Wang YG, Feng JZ, Chen TJ, Luo XH, Liu YH.1999. Geology and Exploration of Gold Deposits in Southwestern Guizhou. Guiyang: Guizhou Science and Technology Publishing House : 1 -69. |
| [] | Hofstra AH, Leventhal JS, Northrop HR, Landis GP, Rye RO, Birak DJ, Dahl AR. 1991. Genesis of sediment-hosted disseminated-gold deposits by fluid mixing and sulfidization:Chemical-reaction-path modeling of ore-depositional processes documented in the Jerritt Canyon district, Nevada. Geology , 19 (1) :36–40. DOI:10.1130/0091-7613(1991)019<0036:GOSHDG>2.3.CO;2 |
| [] | Hofstra AH, Cline JS. 2000. Characteristics and models for Carlin-type gold deposits. Reviews in Economic Geology , 13 :163–220. |
| [] | Hofstra AH, Emsbo P, Christiansen WD, Theodorakos P, Zhang XC, Hu RZ, Su WC and Fu SH. 2005. Source of ore fluids in Carlin-type gold deposits, China:Implications for genetic models. In:Mao JW and Bierlein FP (eds.). Mineral Deposit Research:Meeting the Global Challenge. Berlin, Heidelberg:Springer, 533-536 |
| [] | Hu RZ, Su WC, Bi XW, Li ZQ. 1995. A possible evolution way of ore-forming hydrothermal fluid for the Carlin-type gold deposits in the Yunnan-Guizhou-Guangxi triangle area. Acta Mineralogica Sinica , 15 (2) :144–149. |
| [] | Hu RZ, Su WC, Bi XW, Tu GZ, Hofstra AH. 2002. Geology and geochemistry of Carlin-type gold deposits in China. Mineralium Deposita , 37 (3) :378–392. |
| [] | Hu RZ, Zhou MF. 2012. Multiple Mesozoic mineralization events in South China:An introduction to the thematic issue. Mineralium Deposita , 47 (6) :579–588. DOI:10.1007/s00126-012-0431-6 |
| [] | Kesler SE, Fortuna J, Ye ZJ, Alt JC, Core DP, Zohar P, Borhauer J, Chryssoulis SL. 2003. Evaluation of the role of sulfidation in deposition of gold, Screamer section of the Betze-Post Carlin-type deposit, Nevada. Economic Geology , 98 (6) :1137–1157. DOI:10.2113/gsecongeo.98.6.1137 |
| [] | Li PA. 1990. Geological characteristics of the principal gold deposits in northwestern Guangxi. Guangxi Geology , 3 (3) :49–64. |
| [] | Li WK, Jiang XS, Ju RH, Meng FY, Zhang SX.1989. The Geological Characteristics and Metallogenesis of Disseminated Gold Deposits in Southwestern Guizhou, China. In:Regional Ore-forming Condition of Main Gold Deposit Styles in China (6). Beijing: Geological Publishing House : 1 -86. |
| [] | Liu B, Shen K.1999. Thermodynamics of Fluid Inclusions. Beijing: Geological Publishing House : 182 -281. |
| [] | Liu JM, 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. |
| [] | Liu JZ, Deng YM, Liu CQ, Zhang XC, Xia Y. 2006. Metallogenic conditions and model of the superlarge Shuiyindong stratabound gold deposit in Zhenfeng County, Guizhou Province. Geology in China , 33 (1) :169–177. |
| [] | Liu P, Li PG, Ma R, Han ZH, Yang GL, Ye DS. 2006a. A gold deposit associated with pyroclastic rock and hydrothermal exhalation:Nibao gold deposit in Guizhou Province, China. Mineral Deposits , 25 (1) :101–110. |
| [] | Liu P, Lei ZY, Ye DS, Li KQ, Jin HY, Wei SY, Lv TQ. 2006b. Geology and geochemistry of the Nibao gold deposit in Guizhou. Sedimentary Geology and Tethyan Geology , 26 (4) :78–85. |
| [] | Liu P, Du FY, Du CQ, Lei ZY, Fan ZL, Xu SH, Kan XB. 2006c. Discussion on origin of Nibao gold deposit in view of the characteristics of fluid inclusion. Guizhou Geology , 23 (1) :44–50. |
| [] | Muntean JL, Cline JS, Simon AC, Longo AA. 2011. Magmatic-hydrothermal origin of Nevada's Carlin-type gold deposits. Nature Geoscience , 4 (2) :122–127. DOI:10.1038/ngeo1064 |
| [] | Ohmoto H, Goldhaber MA.1997. Sulfur and carbon isotopes. In:Baenes HL (ed.). Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.3rd Edition. New York: John Wiley & Sons : 517 -611. |
| [] | O'Neil JR, Clayton RN, Mayeda TK. 1969. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates. The Journal of Chemical Physics , 51 (12) :5547–5558. DOI:10.1063/1.1671982 |
| [] | Peng YW, Gu XX, Zhang YM, Liu L, Wu CY, Chen SY. 2014. Source and evolution of ore-forming fluid of the Huijiabao gold field, southwestern Guizhou:Evidences from fluid inclusions and stable isotopes. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry , 33 (5) :666–680. |
| [] | Qi LS, He YN, Qi J, Yang TC, Zhang MM, Zheng Y, Zhang C. 2014a. New cognizance of orebody type and formation mechanism of Nibao gold deposit in Guizhou. Guizhou Geology , 31 (2) :109–115. |
| [] | Qi LS, He YN, Qi J, Li JH, Pan ZD, Zhang YG. 2014b. Ore-control structure type and its regulation of Nibao gold deposit in Guizhou. Guizhou Geology , 31 (1) :1–9. |
| [] | Radtke AS, Rye RO, Dickson FW. 1980. Geology and stable isotope studies of the Carlin gold deposit, Nevada. Economic Geology , 75 (5) :641–672. DOI:10.2113/gsecongeo.75.5.641 |
| [] | Ressel MW, Noble DC, Henry CD, Trudel WS. 2000. Dike-hosted ores of the Beast deposit and importance of Eocene magmatism in gold mineralization of Carlin trend, Nevada. Economic Geology , 95 (7) :1417–1444. |
| [] | Roedder E. 1984. Fluid inclusions. In:Ribbe HP (ed.). Reviews in Mineralogy. Washington DC:Mineralogical Society of America , 12 :1–12. |
| [] | Sheppard SMF. 1981. Stable isotope geochemistry of fluids. Physics and Chemistry of the Earth , 13-14 :419–445. DOI:10.1016/0079-1946(81)90021-5 |
| [] | Su WC. 2002. The hydrothermal fluid geochemistry of the Carlin-type gold deposits in the southwestern Yangtze Craton, China. Ph. D. Dissertation. Beijing:Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, 1-116 (in Chinese with English summary) |
| [] | Su WC, Xia B, Zhang HT, Zhang XC, 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. DOI:10.1016/j.oregeorev.2007.10.002 |
| [] | Su WC, Heinrich CA, Pettke T, Zhang XC, Hu RZ, Xia B. 2009a. Sediment-hosted gold deposits in Guizhou, China:Products of wall-rock sulfidation by deep crustal fluids. Economic Geology , 104 (1) :73–93. DOI:10.2113/gsecongeo.104.1.73 |
| [] | Su WC, Hu RZ, Xia B, Xia Y, Liu YP. 2009b. Calcite Sm-Nd isochron age of the Shuiyindong Carlin-type gold deposit, Guizhou, China. Chemical Geology , 258 (3-4) :269–274. DOI:10.1016/j.chemgeo.2008.10.030 |
| [] | Su WC, Zhang HT, Hu RZ, Ge X, Xia B, Chen YY, Zhu C. 2012. Mineralogy and geochemistry of gold-bearing arsenian pyrite from the Shuiyindong Carlin-type gold deposit, Guizhou, China:Implications for gold depositional processes. Mineralium Deposita , 47 (6) :653–662. DOI:10.1007/s00126-011-0328-9 |
| [] | Tao P, Li PG, Li KQ. 2002. The structure of the deposits of the Nibao goldfield and its relationship with metallogenesis. Guizhou Geology , 19 (4) :221–227. |
| [] | Taylor BE. 1986. Magmatic volatiles:Isotopic variation of C, H, and S. In:Valley JW, Taylor HP Jr and O'Neil JR (eds.). Stable Isotopes in High Temperature Geological Processes. Reviews in Mineralogy , 16 :185–225. |
| [] | Taylor HP. 1974. The application of oxygen and hydrogen isotope studies to problems of hydrothermal alteration and ore deposition. Economic Geology , 69 (6) :843–883. DOI:10.2113/gsecongeo.69.6.843 |
| [] | Tu GC. 2002. Two unique mineralization areas in Southwest China. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry , 21 (1) :1–2. |
| [] | Wang CH, Wang DH, Liu JZ, Deng YM, Liu CQ, Li JK, Chen FE, Zhang JZ. 2010. Characteristics of isotopic geochemistry of Shuiyindong super-large Carlin gold deposit in Guizhou. Earth Science Frontiers , 17 (2) :396–403. |
| [] | Wang GT. 1989. Preliminary discussion on the ore-forming mechanism of the micro-grained disseminated JY gold deposit in northwestern Guangxi. Guangxi Geology , 2 (2) :15–24. |
| [] | Wang GZ, Hu RZ, Su WC, Zhu LM. 2003. Fluid flow and mineralization of Youjiang Basin in the Yunnan-Guizhou-Guangxi area, China. Science in China (Series D) , 46 (Suppl.1) :99–109. |
| [] | Wang JL, Lin FC, Hou L, Zhang JR, Peng Z, Zhu SB, Wu SY. 2014. Characteristics and metallogenic significance of fluid inclusions in the Nibao gold deposit, Guizhou. Bulletin of Mineralogy, Petrology and Geochemistry , 33 (5) :688–699. |
| [] | Wang YG, Wang LT, Zhang MF, Wang LL. 1995. Texture of the upper crust and pattern of the disseminated gold deposits distributed in Nanpanjiang area. Guizhou Geology , 12 (2) :91–183. |
| [] | Wu CY, Gu XX, Liu L, Li BH, Chen WB, Zhang YM, Peng YW. 2012. Fluid inclusion characteristics of Yata Carlin-type gold deposit, Guizhou Province and its metallogenic significance. Geoscience , 26 (2) :277–285. |
| [] | Xia Y. 2005. Characteristics and model for Shuiyindong gold deposit in southwestern Guizhou, China. Ph. D. Dissertation. Beijing:Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, 1-123 (in Chinese with English summay) |
| [] | Zeng YF, Liu WJ, Chen HD, Zheng RC, Zhang JQ, Li XQ, Jiang TC. 1995. Evolution of sedimentation and tectonics of the Youjiang composite basin, South China. Acta Geologica Sinica , 69 (2) :113–124. |
| [] | Zhang XC, Spiro B, Halls C, Stanley CJ, Yang YK. 1997. Sediment-hosted disseminated gold deposits in Southwest Guizhou, PRC:Their geological setting and origin in relation to mineralogical, fluid inclusion, and stable-isotope characteristics. International Geology Review , 45 (5) :407–470. |
| [] | Zhang XC, Su WC, Xia Y, Liu JZ, Tao Y, Gao ZM. 2004. A discussion on the relationship between invisible gold and the overpressured fluid of the Carlin-type gold deposits:A case study of the Shuiyingdong gold deposit. Guizhou Geology , 21 (4) :274–275. |
| [] | Zheng LL, Wang LX, Wang GL. 2014. REE characteristic of structure alteration rocks in tableland lithofacies area, southwestern Guizhou Province. Metal Mine , 32 (10) :122–125. |
| [] | Zhu LM, Hu RZ. 2000. Au-Sb association and fractionation in micro-disseminated gold deposits, southwestern Guizhou:Geochemistry and thermodynamics. Science in China (Series D) , 43 (2) :208–216. |
| [] | 陈懋弘, 黄庆文, 李继贤, 蒋柏昌, 张长明.2010. 广西乐业林旺金矿床构造解析及构造成矿作用. 大地构造与成矿学 , 34 (3) :349–361. |
| [] | 陈懋弘.2011. 滇黔桂卡林型金矿的构造型式和构造背景. 矿物学报 , 31 (增) :192–193. |
| [] | 陈文斌, 韦标根, 杨天才, 葛枝华.2009. 贵州普安县泥堡金矿床地质特征与找矿潜力. 贵州地质 , 26 (3) :170–176. |
| [] | 国家辉, 黄德保, 施立达, 潘有泰, 孔祥民, 黄惠民, 李存有, 邓孝明. 1992. 桂西北超微粒型金矿及其成矿和找矿模式. 北京: 地震出版社 : 1 -136. |
| [] | 韩至钧, 王砚耕, 冯济舟, 陈潭钧, 罗孝桓, 刘远辉. 1999. 黔西南金矿地质与勘查. 贵阳: 贵州科技出版社 : 1 -69. |
| [] | 胡瑞忠, 苏文超, 毕献武, 李泽琴.1995. 滇黔桂三角区微细浸染型金矿床成矿热液一种可能的演化途径:年代学证据. 矿物学报 , 15 (2) :144–149. |
| [] | 李甫安.1990. 桂西北主要金矿床地质特征. 广西地质 , 3 (3) :49–64. |
| [] | 李文亢, 奖信顺, 具然弘, 孟繁义, 张树新. 1989. 中国金矿主要类型区域成矿条件文集6:黔西南地区. 北京: 地质出版社 : 1 -86. |
| [] | 刘斌, 沈昆. 1999. 流体包裹体热力学. 北京: 地质出版社 : 182 -281. |
| [] | 刘建明, 刘家军.1997. 滇黔桂金三角区微细浸染型金矿床的盆地流体成因模式. 矿物学报 , 17 (4) :448–456. |
| [] | 刘建中, 邓一明, 刘川勤, 张兴春, 夏勇.2006. 贵州省贞丰县水银洞层控特大型金矿成矿条件与成矿模式. 中国地质 , 33 (1) :169–177. |
| [] | 刘平, 李沛刚, 马荣, 韩忠华, 杨光龙, 叶德书.2006a. 一个与火山碎屑岩和热液喷发有关的金矿床——贵州泥堡金矿. 矿床地质 , 25 (1) :101–110. |
| [] | 刘平, 雷志远, 叶德书, 李克庆, 金华英, 韦胜永, 吕天权.2006b. 贵州泥堡金矿地质地球化学特征. 沉积与特提斯地质 , 26 (4) :78–85. |
| [] | 刘平, 杜芳应, 杜昌乾, 雷志远, 樊正烈, 徐石辉, 阚小波.2006c. 从流体包裹体特征探讨泥堡金矿成因. 贵州地质 , 23 (1) :44–50. |
| [] | 彭义伟, 顾雪祥, 章永梅, 刘丽, 吴程赟, 陈思尧.2014. 黔西南灰家堡金矿田成矿流体来源及演化:流体包裹体和稳定同位素证据. 矿物岩石地球化学通报 , 33 (5) :666–680. |
| [] | 祁连素, 何彦南, 祁杰, 杨天长, 张明民, 郑媛, 张丞.2014a. 贵州省泥堡金矿床矿体类型及其形成机理的新认识. 贵州地质 , 31 (2) :109–115. |
| [] | 祁连素, 何彦南, 祁杰, 李俊海, 潘政达, 张应国.2014b. 贵州省泥堡金矿床控矿构造类型及其控矿规律. 贵州地质 , 31 (1) :1–9. |
| [] | 苏文超. 2002.扬子地块西南缘卡林型金矿床成矿流体地球化学研究.博士学位论文.北京:中国科学院地球化学研究所, 1-116 |
| [] | 陶平, 李沛刚, 李克庆.2002. 贵州泥堡金矿区矿床构造及其与成矿的关系. 贵州地质 , 19 (4) :221–227. |
| [] | 涂光炽.2002. 我国西南地区两个别具一格的成矿带(域). 矿物岩石地球化学通报 , 21 (1) :1–2. |
| [] | 王成辉, 王登红, 刘建中, 邓一明, 刘川勤, 李建康, 陈发恩, 张金忠.2010. 贵州水银洞超大型卡林型金矿同位素地球化学特征. 地学前缘 , 17 (2) :396–403. |
| [] | 王国田.1989. 桂西北微细粒浸染型JY金矿床形成机理初探. 广西地质 , 2 (2) :15–24. |
| [] | 王疆丽, 林方成, 侯林, 张锦让, 彭正, 朱斯豹, 吴松洋.2014. 贵州泥堡金矿床流体包裹体特征及其成矿意义. 矿物岩石地球化学通报 , 33 (5) :688–699. |
| [] | 王砚耕, 王立亭, 张明发, 汪隆六.1995. 南盘江地区浅层地壳结构与金矿分布模式. 贵州地质 , 12 (2) :91–183. |
| [] | 吴程赟, 顾雪祥, 刘丽, 李保华, 程文斌, 章永梅, 彭义伟.2012. 贵州丫他卡林型金矿床流体包裹体特征及其成矿意义. 现代地质 , 26 (2) :277–285. |
| [] | 夏勇. 2005.贵州贞丰县水银洞金矿床成矿特征和金的超常富集机制研究.博士学位论文.北京:中国科学院地球化学研究所, 1-123 |
| [] | 曾允孚, 刘文均, 陈洪德, 郑荣才, 张锦泉, 李孝全, 蒋廷操.1995. 华南右江复合盆地的沉积构造演化. 地质学报 , 69 (2) :113–124. |
| [] | 张兴春, 苏文超, 夏勇, 刘建中, 陶琰, 高振敏.2004. 卡林型金矿不可见金与超压流体(Overpressured fluid)关系探讨——以贵州贞丰水银洞金矿为例. 贵州地质 , 21 (4) :274–275. |
| [] | 郑禄林, 王兰香, 王甘露.2014. 黔西南台地相区金矿构造蚀变体稀土元素特征. 金属矿山 , 32 (10) :122–125. |