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大兴安岭南段维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体和同位素特征*

更新时间:2009-03-28

大兴安岭南段位于古亚洲成矿域和环太平洋成矿域的交汇部位,矿产资源丰富,是中国北方最重要的锡铜银铁多金属成矿带之一,据不完全统计被证实的银金属量超过4万吨、铜58万吨、铅+锌813万吨、铁2亿吨、锡58万吨、锆136万吨、铈26万吨以及铌18万吨(赵一鸣等,1997;徐志刚等,2008;毛景文等,2013;Ouyang et al.,2015)。中国钨锡多金属矿床主要产于南岭、右江(滇东南、桂西北)、赣北(叶天竺等,2014;陈郑辉等,2015),而北方的钨锡矿床较少。但近年来大兴安岭南段的锡多金属矿找矿工作不断取得重大突破,到目前为止,该区发现的以锡为主或共生锡的矿产地达23处(王春女等,2016),使大兴安岭南段成为中国北方最重要的锡多金属矿集区,主要的大中型锡多金属矿床有:维拉斯托、大井、黄岗梁、安乐、毛登、敖瑙达巴、白音查干、老盘道背后等。维拉斯托锡多金属矿床位于内蒙古自治区克什克腾旗北西巴彦查干苏木境内。20世纪末至21世纪初,维拉斯托作为锌铜银矿被发现,探明锌金属量37.8万吨,平均品位4.29%,铜6.96万吨,平均品位0.79%,伴生银616.8吨,品位65~80 g/t,是一个中型的锌铜银矿床(江思宏等,2010;Ouyang et al.,2014)。2014年,内蒙古地质勘查有限责任公司在原维拉斯托矿区西北侧约1.5 km处发现锡矿化,目前已控制锡金属量8.7万吨,平均品位0.79%,锌金属量8万吨,平均品位0.72%,氧化钨金属量1.4万吨,平均品位0.13%,钼金属0.14吨,平均品位0.013%,伴生元素铷金属量1.4万吨,还存在大量铌、钽、锂等成矿元素,其中锂的储量预计可达超大型,目前正在勘查中(内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司等,2015)。前人对维拉斯托锌铜银矿床开展了较为系统的研究,潘小菲等(2009)测得与铜锌矿石共生的蚀变白云母40Ar -39Ar年龄为(133.4±0.8)Ma;刘翼飞(2009)测得位于矿床西南部的北大山岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(140±3)Ma,并认为该期早白垩世的岩浆热液活动与成矿相关;王瑾等(2010)、梅微等(2015)和权鸿雁等(2017)对维拉斯托锌铜银矿床开展了流体包裹体研究和氢、氧同位素分析;江思宏等(2010)、欧阳荷根(2013)和Ouyang等(2014)报道了该矿床的硫、铅同位素组成。对于维拉斯托锡多金属矿床,前人的工作主要集中于成岩成矿时代的厘定(Liu et al.,2016;郭贵娟,2016;翟德高等,2016;祝新友等,2016;Wang et al.,2017);梅微等(2015)在对拜仁达坝-维拉斯托矿床开展流体包裹体研究时,仅个别样品涉及到维拉斯托锡多金属矿床;此外,前人对维拉斯托锡多金属矿床的成因类型亦有较大争议,多数研究者认为该矿床属于斑岩成矿系统(刘翼飞等,2014;梅微等,2015;Liu et al., 2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wang et al., 2017),但亦有部分研究者认为它属于与花岗岩有关的岩浆-热液成矿系统(祝新友等,2016)。鉴于上述原因,本次选取维拉斯托锡多金属矿床为研究对象,在详细的野外地质调查基础上,对其开展系统的流体包裹体显微测温、激光拉曼光谱分析和氢、氧、碳、硫、铅同位素测试,目的是查明成矿流体性质、成矿流体和成矿物质来源,厘定矿床成因类型,为大兴安岭南段锡铜多金属找矿提供理论支撑,为该区成矿规律研究提供依据。

1 区域地质背景

大兴安岭南段锡铜银铁多金属成矿带位于大兴安岭北东向晚古生代造山带,二连-贺根山断裂带为此成矿带的北界与额尔古纳-兴安地块相分隔,西拉木伦断裂带为南界与华北板块北缘早古生代增生造山带相隔,往东被嫩江-白城断裂所截与松辽盆地分隔,属于中亚造山带的一部分(图1a、b)(刘建明等,2004;王长明等,2006)。

研究区位于大兴安岭南段西坡(图1b)。区域上出露地层主要有古元古界宝音图群(锡林郭勒杂岩)、上石炭统本巴图组和阿木山组、下二叠统大石寨组、上二叠统林西组、中侏罗统万宝组、上侏罗统满克头鄂博组和第四系(图1c)。音图群岩性为黑云斜长片麻岩;本巴图组以粉砂岩和杂砂岩为主,夹安山质凝灰岩、安山岩及灰岩;阿木山组为一套海相碎屑岩、碳酸盐岩建造;大石寨组为一套海陆交互相碎屑岩与火山碎屑岩;林西组为一套陆相碎屑岩建造;万宝组主要是含碳泥岩、粉砂岩及砾岩夹煤层;满克头鄂博组为一套以流纹岩、流纹质熔结凝灰岩为主的酸性火山岩;第四系冲积层及风成砂土广泛分布(图1c)。

区域内主要的构造由贯穿全区的米生庙复背斜和断裂组成。复背斜及断裂以NE向为主,NW向断裂及近EW向断裂也较发育,构成了该区近网格状的构造格局。NE向的米生庙复背斜宽约60 km,由古元古界宝音图群组成复背斜轴部,石炭系、二叠系组成翼部,维拉斯托锡多金属矿床即位于该背斜南翼(图1c)。NE向断裂控制着区内岩体及脉岩的分布,其中NE向的华力西期断裂控制着区内石英闪长岩及大多数脉岩的分布;NE向的燕山期断裂控制着区内花岗岩的分布。NE向的燕山期断裂为主要的导矿和容矿构造,而EW向的燕山期断裂仅为容矿构造。

  

图 1 维拉斯托-拜仁达坝矿田区域地质图a. 中亚造山带地质简图(据Shen et al.,2010修改);b. 中国东北及邻区构造分区简图(据刘建明等,2004;王长明等,2006修改);c. 维拉斯托-拜仁达坝矿田区域地质图(内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司和内蒙古地质勘查有限责任公司,2015)1—第四系;2—上侏罗统满克头鄂博组酸性火山岩;3—中侏罗统万宝组碎屑岩;4—上二叠统林西组碎屑岩和板岩;5—下二叠统大石寨组碎屑岩、板岩和中酸性火山岩;6—上石炭统阿木山组和本巴图组碎屑岩、灰岩和酸性火山岩;7—古元古界宝音图群黑云斜长片麻岩和斜长角闪片麻岩;8—燕山期花岗岩;9—华力西期石英闪长岩;10—矿床;11—复背斜;12—背斜;13—向斜;14—走滑断层;15—逆断层Fig. 1 Simplified geological map of the Weilasituo-Bairendaba orefield a. Location of northeastern China in the schematic map of the Central Asian Orogenic Belt (modified after Shen et al., 2010); b. Simplified geotectonic divisions of Northeast China and its adjacent areas (modified after Liu et al., 2004; Wang et al., 2006); c. Simplified geological map of the Weilasi-tuo-Bairendaba orefield (modified after Inner Mongolia Weilasituo Mining Co., Ltd., and Inner Mongolia Geological Exploration Co., Ltd., 2015)1—Quaternary; 2—Upper Jurassic acid volcanic rocks of the Manketouebo Formation; 3—Middle Jurassic clastic rocks of the Wanbao Formation; 4—Upper Permian clastic rocks and slates of the Linxi Formation; 5—Lower Permian clastic rock, slate and intermediate-acidic volcanic rocks of the Dashizhai Formation; 6—Upper Carboniferous clastic rocks, limestone and acidic volcanic rocks of the Amushan and Benbatu formations; 7—Paleoproterozoic biotite-plagioclase gneiss and plagioclase-hornblende gneiss of the Baoyingtu Group; 8—Yanshanian granite; 9—Variscan quartz diorite; 10—Ore deposit; 11—Anticlinorium; 12—Anticline; 13—Syncline; 14—Strike-slip fault; 15—Reverse fault

区域侵入岩浆活动主要发生在华力西期和燕山期,受NE向断裂控制,呈岩基或岩株状分布。华力西期花岗岩类以石英闪长岩为主,亦有花岗岩和花岗闪长岩,该期岩体侵入古元古界宝音图群及上石炭统本巴图组,并在下二叠统砂砾岩内见其角砾。王瑾(2009)和王新宇等(2013)对维拉斯托地区的花岗岩类进行了SHRIMP锆石U-Pb测年,获得了(320.5±4.1)Ma的黑云母花岗岩的结晶年龄和(313.9±3.4)Ma黑云母二长花岗岩的结晶年龄(王瑾,2009)及(298.0±2.5)Ma的花岗闪长岩结晶年龄和(308.3±4.2)Ma的石英闪长岩结晶年龄(王新宇等,2013),表明维拉斯托矿区在晚石炭世先有一期花岗质岩浆侵入,后有一期闪长质岩浆侵入。薛怀民等(2010)报道了维拉斯托矿区石英闪长岩和闪长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄,其形成年龄分别为(310±2)Ma和(311±2)Ma,亦表明在晚石炭世期间矿区内存在闪长质岩浆活动。燕山期有3种类型的岩浆侵入活动:① 肉红色花岗岩,分布于矿区东北约7.5 km处的达青牧场一带,呈几个小岩株零星出露;② 浅灰色斑状花岗岩,分布于矿区东南部约8~9 km的北大山地区,刘翼飞(2009)报到了该岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(140±3)Ma,其边缘相斑状二长花岗岩形成年龄为(138 ± 2)Ma;③ 浅黄色中细粒花岗岩,分布于矿区西北部约13~14 km的巴音高勒苏木西部,岩体局部和部分伟晶岩内可见天蓝色天河石。

2 矿床地质特征

维拉斯托锡多金属矿区出露地层单一,除广泛分布的第四系外,仅出露古元古界宝音图群黑云母斜长片麻岩和角闪斜长片麻岩(图2a)。岩石变形强烈,普遍硅化,局部具绢云母化、绿泥石化。地层走向36°~61°,倾向北西,倾角45°~70°,为矿体主要赋存围岩。

矿区主要发育一组NE向断裂,与区域上断裂重合,断裂走向变化不大,沿倾向变化较大,呈波状起伏,局部发育构造角砾岩,断层走向30°~40°,倾向南东,倾角21°~56°。

岩浆岩主要为华力西期石英闪长岩,呈岩株状侵入古元古界宝音图群片麻岩中,岩体内可见片麻岩的捕掳体。石英闪长岩为灰白色,半自形中细粒结构、块状构造,局部地段见石英闪长岩过渡为英云闪长岩及闪长岩,亦为矿体围岩之一。维拉斯托锡多金属矿床成矿与矿区隐伏的花岗质岩株有关(祝新友等,2016;Wang et al.,2017)。该花岗质岩株具似斑状结构。斑晶主要位石英、钾长石、微斜长石、条纹长石、钠长石、锂云母和黄玉,含量占岩石总量的40%~80%,斑晶大小不一,粒径2~8 mm;基质呈细粒和细晶结构,主要为钠长石、钾长石、石英、锂云母和黄玉,并含少量萤石;岩石中暗色矿物不发育(图3a~i)。斑晶石英呈他形粒状,由于边部发生熔蚀呈浑圆状,石英斑晶环带结构大量发育,常出现一圈或两圈环带,环带由细小矿物颗粒组成,细小矿物主要为粒状半自形钠长石、他形钾长石和石英。钾长石多呈半自形板状,主要为微斜长石,其次为条纹长石和天河石,钾长石边部发育生长边,并发育格子双晶或条纹结构。钠长石呈粒状、板状和片状,常见聚片双晶,多数钠长石呈细粒状分布于石英、钾长石斑晶之间,部分钠长石包裹于石英、钾长石中。锂云母多呈自形片状,在斑晶和基质中均普遍发育。黄玉呈短柱状和不规则粒状,常见垂直柱面的解理。上述岩相学特征表明该岩体为斑状细粒碱长花岗岩。

维拉斯托锡多金属矿床发育蚀变花岗岩型锡锌(铷、铌、钽)矿体、隐爆角砾岩型锡锌(铜)矿体和石英脉型锡锌(钨、钼、铜)矿体)3种类型的矿体:

(1) 蚀变花岗岩型锡锌(铷、铌、钽)矿体:该类型矿体位于矿床深部,矿体呈帽状产于斑状细粒碱长花岗岩体的顶部,呈NE向,矿体在岩体顶部厚度较大,在两侧逐渐变薄(图2b)。矿石矿物主要为锡石和闪锌矿,除了锡和锌主成矿元素外,尚伴生铷、铌和钽,矿化强度由上而下逐渐变弱,矿体中的锡石和闪锌矿常常一起产出形成团块,多呈稀疏浸染状分布于岩体顶部,团块大小不一,直径多集中在0.3~1.5 cm,最大者可达10 cm,团块的集中程度直接影响了矿石的品位(图4a、b)。主要矿体由于含有天河石呈现淡蓝色,部分钻孔中白色斑状细粒花岗岩与淡蓝色斑状细粒花岗岩交替出现(图4a),淡蓝色细粒斑状花岗岩体最厚处达300 m。该类型矿体的蚀变矿物主要为钠长石、天河石和黄玉。

(2) 隐爆角砾岩型锡锌(铜)矿体: 隐爆角砾岩位于斑状细粒碱长花岗岩岩体上方,呈陡倾筒状,地表出露范围约200 m×300 m(图2b)。角砾主要由黑云母斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩、石英闪长岩组成,大小不一,棱角分明(图4c);胶结物为富锂云母云英岩,主要为锂云母,含少量的黄玉、石英和萤石(图4d)。角砾岩中矿化不均匀,总体上,锡、锌、铜的品位均较低,金属矿物呈浸染状或呈含锡石的石英小细脉产出。地勘单位目前正在评价锂云母中的锂,认为有超大型锂矿潜力。

  

图 2 维拉斯托锡多金属矿床地质图(a)及A-A'勘探线剖面图(b)(据内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司和内蒙古地质勘查有限责任公司,2015改编)1—第四系;2—古元古界宝音图群片麻岩;3—燕山期碱长花岗岩;4—华力西期石英闪长岩;5—隐爆角砾岩及垂直投影范围;6—正断层;7—推测地质界线;8—锡矿体;9—锌矿体;10—钼矿体;11—钻孔及编号Fig. 2 Geological map (a) and geological cross-section along the A-A' exploration line (b) of the Weilasituo Sn-polymetallic deposit (modified after Inner Mongolia Weilasituo Mining Co., Ltd., and Inner Mongolia Geological Exploration Co., Ltd., 2015)1—Quaternary; 2—Paleoproterozoic biotite-plagioclase gneiss of the Baoyingtu Group; 3—Yanshanian alkali-feldspar granite; 4—Variscan quartz diorite; 5—Cryptoexplosive breccia and vertical projection range; 6—Normal fault; 7—Inferred geological boundary; 8—Sn orebody; 9—Zn orebody; 10—Mo orebody; 11—Drill hole and its number

  

图 3 维拉斯托锡多金属矿床隐伏岩体岩石的典型照片

a. 岩芯照片,石英和天河石呈斑晶出现,呈星点的锡石和闪锌矿紧密共生;b. 似斑状结构,石英、条纹长石、钠长石、钾长石、黄玉组成斑晶,基质以长石和石英为主;c. 微斜长石、钾长石、钠长石、锂云母和黄玉斑晶,锂云母中见锆石;d. 似斑状结构,斑晶主要为微斜长石、石英、钠长石和黄玉;e. 似斑状结构,斑晶主要为钾长石、钠长石、石英和锂云母;f. 似斑状结构,石英斑晶边部基质粒度变细;g. 石英斑晶边部细小矿物颗粒构成的生长环带;h. g图视域范围,细小矿物主要为钠长石和石英;i. 岩体内共生的锡石和闪锌矿

Qz—石英;Toz—黄玉;Mic—微斜长石;Ama—天河石;Pth—条纹长石;Ab—钠长石;Lpd—锂云母;Zrn—锆石;b~h—偏光显微镜下正交偏光;i—偏光显微镜下单偏光

Fig. 3 Representative photos of rocks from the concealed intrusion in the Weilasituo Sn-polymetallic deposit

a. Phenocrysts consisting of quartz and amazonite, and closely associated star-shaped cassiterite and sphalerite in the core; b. Porphyritic-like texture, phenocrysts consisting of quartz, perthite, albite, K-feldspar and topaz, and matrix mainly composed of feldspar and quartz; c. Phenocrysts consisting of microcline, K-feldspar, albite, lepidolite and topaz, and accessory mineral zircon in the lepidolite; d. Porphyritoid texture, and phenocrysts consisting mainly of microcline, quartz, albite and topaz; e. Porphyritoid texture, and phenocrysts consisting mainly of K-feldspar, albite, quartz and lepidolite; f. Porphyritoid texture, and matrix size becoming smaller at the edge of quartz phenocrysts; g. Growth rings made of fine mineral particles at the edge of quartz phenocrysts; h. Fine minerals consisting mainly of albite and quartz as the local amplification in Fig. g; i. Associated cassiterite and sphalerite in the intrusion Ab—Albite; Ama-Amazonite; Kf—K-feldspar; Lpd—Lepidolite; Mic—Microcline; Pth—Perthite; Qz—Quartz; Toz—Topaz; Zrn—Zircon;b~h—Crossed nicols under polarizing microscope; i—Plainlight under polarizing microscope

(3)石英脉型锡锌(钨、钼、铜)矿体:该类型矿体位于矿床浅部(图2b),是维拉斯托矿床最重要的工业锡多金属矿体。该类型矿体的矿石品位较高,锡平均含量约1%。矿体总体呈舒缓的波状,倾向SE110°,倾角约40°(图2b)。目前控制矿脉最大长度约800 m,倾向延伸约700 m,矿脉宽约1 m,最大宽度可达8m。石英脉型矿体以锡为主,共、伴生锌、钼、铜等,除了共、伴生锡锌(钨、钼、铜)矿体外,在局部地段亦可圈出少量的独立锌矿体和钼矿体(图2b)。该类型矿体的主要矿石矿物为锡石、闪锌矿、毒砂,少量辉钼矿、黑钨矿、磁黄铁矿、黄铁矿、黄铜矿、黝锡矿等(图4e~l);脉石矿物为石英,少量萤石、白云母和方解石等。矿石发育他形粒状结构(图4g~l)、自形-半自形粒状结构(图4h、k)、交代结构(图4h、k)、固溶体分离结构(图4i、k、l)、针状结构(图4j);矿石主要为团块状构造、脉状构造和浸染状构造。石英脉型矿体的主要蚀变类型为硅化、白云母化和萤石化。

根据矿物组合、围岩蚀变类型及矿体穿插关系,维拉斯托锡多金属矿床的成矿过程可以划分为4个阶段:

(1) 钠长石化-天河石化阶段(Ⅰ阶段),该阶段的金属矿物为锡石、闪锌矿、黄锡矿、铌铁矿、铌钽铁矿,脉石矿物主要为天河石、钠长石、黄玉和石英,另有少量白云母、锂云母、绢云母和绿泥石,该阶段矿化主要发育在细粒斑状碱长花岗岩体顶部,构成蚀变花岗岩型锡锌(铷、铌、钽)矿体(图4a、b);

(2) 云英岩化阶段(Ⅱ阶段),该阶段金属矿物主要为锡石、闪锌矿、硫铜锡矿,脉石矿物主要为锂云母、含锂白云母,亦见少量的石英、黄玉和绢云母,其中锂云母和含锂白云母中的锂具有较大的经济价值,云英岩化阶段形成的矿体主要赋存于隐爆角砾岩筒中,构成隐爆角砾岩型矿体(图4c、d);

(3) 锡钨氧化物-多金属硫化物阶段(Ⅲ阶段),金属矿物以锡石、黑钨矿、闪锌矿和黄锡矿为主,其次为毒砂、斜方砷铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿、辉钼矿、自然铋、辉铋矿和硫铜锡矿,脉石矿物以石英为主,其次为白云母和萤石,该阶段是石英脉型锡钨矿体的最主要形成阶段(图4e);

(4) 钼多金属硫化物阶段(Ⅳ阶段),金属矿物为闪锌矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿和黝铜矿,脉石矿物主要是石英和萤石,该矿化阶段形成的多金属硫化物矿体常与石英脉型锡多金属矿体共、伴生在一起(图4f)。

  

图 4 维拉斯托锡多金属矿床典型矿石和岩石照片a. 钠长石化-天河石化斑状细粒碱长花岗岩;b. 碱长花岗岩中的团块状锡石和浸染状闪锌矿;c. 隐爆角砾岩;d. 角砾岩筒钻孔中的富云母云英岩; e. 锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的锡锌矿石;f. 钼多金属硫化物阶段钼矿石;g. 他形粒状锡石和闪锌矿;h. 黑钨矿与毒砂共生,黑钨矿被闪锌矿和黄铜矿充填交代;i. 少数闪锌矿中分布星点状黄锡矿,构成固溶体分离结构;j. 闪锌矿裂隙中充填自然铋;k. 自形-半自形黄铁矿颗粒,闪锌矿包裹黄铁矿和毒砂,闪锌矿中出溶黄铜矿,黄铜矿交代闪锌矿;l. 磁黄铁矿与他形毒砂共生,黄铜矿交代闪锌矿和磁黄铁矿,黄铜矿充填磁黄铁矿裂隙中Apy—毒砂;Bi—自然铋;Cp—黄铜矿;Cst—锡石;Gn—方铅矿;Lpd—锂云母;Mo—辉钼矿;Po—磁黄铁矿;Py—黄铁矿;Qz—石英;Sp—闪锌矿;Sta—黄锡矿;Wf—黑钨矿;a~f—手标本照片;i和j—右边为电子探针背散射(BSE)图像;g~l—反射光下单偏光图像Fig. 4 Representative photographs of ores and rocks from the Weilasituo tin-polymetallic deposita. Porphyritic fine-grained alkali-feldspar granite with albitization and amazonitization; b. Lumps of cassiterite and disseminated sphalerite within alkali-feldspar granite; c. Cryptoexplosive breccia; d. Phlogopite-rich greisen in cryptoexplosive breccia core; e. Sn-Zn ores of tin-tungsten oxide-polymetallic sulfide stage; f. Mo ores of molybdenum-polymetallic sulphide stage; g. Anhedral granular cassiterite and sphalerite; h. Paragenetic wolframite and arsenopyrite, and wolframite being filled by sphalerite and chalcopyrite; i. Stars-like stannite occurring within some sphalerites, forming an exsolution texure; j. Native bismuth filling cracks of sphalerite; k. Euhedral-subhedral pyrite, sphalerite wrapping pyrite and arsenopyrite,sphalerite exsolving chalcopyrite, and chalcopyrite replacing sphalerite; l. Paragenetic pyrrhotite and anhedral arsenopyrite, chalcopyrite replacing sphalerite and pyrrhotite, and chalcopyrite filling pyrrhotite

Apy—Arsenopyrite; Bi—Native bismuth; Cp—chalcopyrite; Cst—Cassiterite; Gn—Galena; Lpd—Lepidolite; Mo—Molybdenite; Po—Pyrrhotite; Py—Pyrite; Qz—Quartz; Sp—Sphalerite; Sta—Stannite; Wf—Wolframite; a~f—Photographs of hand specimen; j and i—Electron probe backscattered (BSE) images on the right of the two photographs; g~l—Plainlight under reflected light microscope

3 样品特征及分析方法

3.1 流体包裹体显微测温及激光拉曼光谱分析

该矿床云英岩化阶段(Ⅱ阶段)的云英岩属于富锂云母云英岩,石英含量较少,很难挑选出用于流体包裹体研究的石英样品。因此,本次对维拉斯托锡多金属矿床Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ成矿阶段的石英进行了流体包裹体显微测温和激光拉曼光谱分析。15件样品均采自该矿床的钻孔岩芯。其中样品ZK42取自ZK03101钻孔613 m处,样品ZK16取自IZK02307钻孔679 m处,均为Ⅰ阶段的石英细脉;样品ZK14-1和ZK14-2分别取自ZK01504钻孔229m和232m处,样品ZK5-1和ZK5-2分别取自ZK0010钻孔413 m和425 m处,样品ZK32-1、ZK32-2和ZK28分别取自ZK01508钻孔634 m、637 m和514 m处,均为Ⅲ阶段Sn-Zn-W矿石中的石英脉;样品ZK6-1和ZK6-2分别取自ZK03205钻孔391 m和394 m处,样品ZK23、ZK29和ZK31分别取自ZK01508钻孔127 m、508 m和496 m处,样品ZK-10取自ZK04001钻孔440 m处,均为Ⅳ阶段钼多金属矿石中的石英脉。包裹体片加工在廊坊诚信地质服务公司完成,将样品磨制成双面抛光、厚度约为300~900 μm的薄片。流体包裹体显微测温在中国地质大学(北京)流体包裹体实验室完成,使用Linkam THMSG600和THMSG1500冷冻-加热系统,与一台德国Zeiss显微镜匹配观察包裹体形态、大小及相态的变化等完成测定实验。用美国FLUIDINC公司的人工合成流体包裹体标准样品对冷热台进行校正,校正的温度为-56.6℃、0.0℃和374.1℃。包裹体先以5℃/min的速率降温到-100℃,保持1 min以确保完全被冻住,后以5℃/min的速率升温至-60℃,保持1 min,降低速率至0.5℃/min,并在温度降低到-56.6℃时保持1 min。随后以3℃/min升温到-10℃,保持1 min后以1 ℃/min的速度升温到10℃。然后以5℃/min速率升温至100℃后降低升温速率到3℃/min直到完全均一,相变点附近降低速率(约0.5~1 ℃/min),以便观察到临界点的变化。

有了好心情,自然会多喝一些酒。那天也不知道是怎么了,不知不觉,两瓶白酒、四箱啤酒都被我们消灭掉,我居然依旧头脑清晰,毫无醉意。包东坡甚至要张罗着换个场子,到歌厅再喝。

NaCl-H2O体系的包裹体盐度通过冰点与盐度关系表(Bodnar,1993)查得。CO2-NaCl-H2O体系包裹体的盐度则通过笼合物熔化温度用Collins(1979)提供的方程计算获得。含子矿物包裹体盐度根据子矿物熔化温度和盐度换算表查出(卢焕章,2004),利用Flincor程序(Brown,1989)估算流体包裹体流体密度。

单个包裹体成分的激光拉曼光谱分析在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成,仪器为Renishaw inVia型显微共焦拉曼光谱仪,光源为514 nm氩激光器,计数时间为10~30 s,每1 cm-1(波数)计数1次,100~4000 cm-1全波段一次取峰,激光束斑约1 μm。

3.2 氢、氧、碳、硫、铅同位素样品与测试方法

3.2.1 氢、氧同位素

本着为人民服务的宗旨,所里制作了一份“24小时全天候特别执勤表”,将全所人员的联系方式公诸于众,以解决群众在周末或节假日利益受损投诉无门的问题。通过该所执法者一次次牺牲自我、奉献人民的点滴行动,一座彼此间的理解之桥、互信之桥已经架起。

对维拉斯托锡多金属矿床的15件石英及流体包裹体进行了氢、氧同位素测试。其中样品WZK10、W26、W37和ZK23的采样位置分别为IZK02306钻孔240 m、IZK0008钻孔83 m、IZK02302钻孔229 m和IZK01508钻孔128 m处,均为钠长石化-天河石化阶段的石英;样品ZK2-2、ZK3-1、ZK32-2、WL0、W35和W51分别采自ZK809钻孔272 m、IZK02307钻孔343 m、ZK01508钻孔635 m、IZK02302钻孔95 m、IZK02302钻孔371 m和IZK02302钻孔88 m处,均为锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的石英;样品W19、W22-1、W28、W39-1和W51-6分别采自ZK1601钻孔191 m、IZK0701钻孔199 m、IZK0008钻孔200 m、IZK02302钻孔215 m和IZK02302钻孔200 m处,均为钼多金属硫化物阶段的石英。样品在廊坊诚信地质服务有限公司加工并提纯至99%以上,挑选出石英进行氢、氧同位素测试。测试在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。氢同位素分析采用仪器型号为MAT 251EM质谱仪,分析精度为±2‰,先使用压碎法把水从流体包裹体中释放出来,然后在400℃条件下使水与锌反应产生氢气(Coleman et al.,1982),再用液氮冷冻后,收集到有活性炭的样品瓶中。对于石英中的氧同位素分析则采用了BrF5法提取CO2(Clayton et al.,1963),石英水中的氧同位素根据分馏方程1000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40(Clayton et al.,1972)计算获得。

3.2.2 碳、氧同位素

对维拉斯托锡多金属矿床6件激光拉曼光谱分析中显示明显CO2峰的石英样品进行了碳、氧同位素测试。其中样品WZK10采自IZK02306钻孔240 m处,为钠长石化-天河石化阶段的石英;样品W51-1和ZK2分别采自IZK02302钻孔90 m和ZK809钻孔274 m处,为锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的石英;样品ZK26、WZK2和WZK13分别采自ZK03205钻孔392 m、ZK03205钻孔350 m和ZK03205钻孔300 m处,均为钼多金属硫化物阶段的石英。样品在廊坊诚信地质服务有限公司加工并提纯至99%以上,挑选出的石英用于氧同位素测试,对其中的包裹体进行CO2的碳同位素分析。分析结果用V-PDB标准表示,测试精度优于±0.2‰,δ18OSMOW值根据公式δ18OSMOW=1.0309δ18OV-PDB+30.91(Coplen et al.,1983)换算获得,石英水中的氧同位素根据分馏方程1000 lnα石英-水=3.38×106/T2-3.40(Clayton et al.,1972)计算获得。

3.2.3 硫、铅同位素

腾格里沙漠之北,有一处缓起的沙丘,极目远望,但见正南方向沙峰骤起,纵横东西。沙若瀚海、随风聚势,浩浩荡荡,横无际涯。如此壮美的雄博之势,激活了我们的思路,脚下的这处缓丘达2平方公里之多,与旱地接壤,处在苏武大景区之内。沙漠与旱地接壤处,既不失大漠风情,也不失与城乡之间的联系,有利于公共艺术与受众的交融。因此,我们决定以雕塑的方式介入到这所特殊的场域之中。这是一处比较理想的展示雕塑艺术的地方;是一个具有前瞻性的选择与定位。我们坚信,在这处壮阔的自然景观中,以大体量的雕塑艺术安置于此,定会呈现出一处前所未有的,具有宏大叙事和强烈视觉引导效能的异域殊境!

对维拉斯托锡多金属矿床8件金属硫化物进行了S同位素分析。其中样品W14-2采自ZK1501钻孔960 m处,为钠长石化-天河石化阶段的锡锌矿石;样品W29、W34-1、W35、W36和W51-1分别采自IZK0008钻孔68 m、IZK0801钻孔287 m、IZK02302钻孔371 m、IZK02302钻孔238 m和IZK02302 钻孔90m处,均为锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的锡锌矿石;样品W21和W39-1分别采自IZK0701钻孔187 m和 IZK02302钻孔215 m处,为钼多金属硫化物阶段的矿石。对维拉斯托锡多金属矿床8件硫化物和4件斑状细粒碱长花岗岩中的钾长石进行了铅同位素分析。其中8件硫化物样品编号及采样位置与硫同位素样品一致,4件花岗岩样品(样品ZK16、ZK41、W53和W144)采自IZK02306钻孔深部隐伏的斑状细粒碱长花岗岩中。单矿物分选在廊坊诚信地质服务有限公司完成,首先将样品破碎,并提纯至99%以上,然后在双目镜下挑选出闪锌矿、方铅矿和钾长石进行硫、铅同位素测试。硫、铅同位素分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成。硫同位素分析采用Robinson等(1975)的方法从硫化物中分离出SO2,测试使用Delta v质谱仪,实验结果用δ34SCDT表示,分析误差优于0.2‰;铅同位素分析采用IsoProbe-T多接收热电离质谱仪,该仪器对1 μg样品的208Pb/206Pb和207Pb/206Pb测试精度优于0.005‰。

4 测试结果

4.1 流体包裹体

4.1.1 流体包裹体岩相学特征

根据室温下流体包裹体中各相态成分、比例和组合关系,包裹体加热过程中的相变和激光拉曼光谱分析结果,结合(卢焕章等,2004)的划分方法,将维拉斯托锡多金属矿床的包裹体划分为4种类型,即富液两相水溶液包裹体、富气两相水溶液包裹体、H2O-CO2包裹体和含子矿物多相包裹体。

ERP不仅能提高工作效率,密切联系企业内外部的各种信息资源,挖掘ERP巨大的信息价值,从而获得数据信息的集成管理,进而为企业领导者提供最为准确、及时的各种数据信息,使企业决策者做出最合理的决策,直接体现了战略性的价值。因此,ERP系统能够更好的解决企业的预算管理,为财务管理提供了更加便捷的条件。

(1) 富液两相水溶液包裹体(WL型):该类型流体包裹体最为发育,约占包裹体总量的80%。WL型包裹体多呈浑圆状、负晶形、椭圆状、多边形、长柱状、长条状以及不规则状(图5a、c、d),包裹体大小在2~30 μm,以5~15 μm居多。包裹体密集成群分布,有时亦见孤立分布的包裹体。包裹体的气相分数<50%,多数集中在5%~15%之间。此类包裹体在Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ阶段中均大量发育。包裹体加热升温过程中均一为液相。

(2) 富气两相水溶液包裹体(WG型):该类型包裹体呈椭圆状、浑圆状及不规则状(图5d),零星分布,大小在5~25 μm左右,以4~10 μm居多。包裹体的气相分数>50%,加热后均一为气相。此类包裹体分布较少,占包裹体总数的10%左右,Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ阶段均可见该类型包裹体。

(3) H2O-CO2包裹体(C型):此类包裹体分布相对较少,随机分布,大多以孤立形式出现,该类型包裹体占包裹体总数的5%左右,主要见于第Ⅳ阶段。包裹体多呈负晶形以及不规则状(图5e、f),大小6~20 μm。CO2相占包裹体总体积的25%~80%。该类包裹体在室温(25℃左右)下呈两相,即液态CO2和H2O,当冷却到20℃附近分离出气态CO2,-30~-50℃液态CO2与H2O的界线消失,在-100℃时过冷的CO2结成不规则不透明冰晶,气态CO2消失。在回温过程中,-75℃附近CO2冰晶熔尽,气态CO2跳出,液态CO2也隐约可见。6~8℃时包裹体出现气态CO2、液态CO2和H2O三相。该类型包裹体主要均一到气相,亦有少数包裹体均一到液相。

  

图 5 维拉斯托锡多金属矿床各阶段石英脉中代表性包裹体照片a. 阶段Ⅰ中WL型和S型包裹体,子矿物呈椭圆形,为钾盐;b. 阶段Ⅰ中S型包裹体,子矿物呈淡蓝色立方体,为石盐子晶,并含有不透明金属矿物;c. 阶段Ⅲ中WL型包裹体;d. 阶段Ⅲ中沸腾包裹体;e. 阶段Ⅳ中WL型和C型包裹体;f. 阶段Ⅳ中C型包裹体LH2O—液相水;VH2O—气相水;LCO2—液相CO2;VCO2—气相CO2;S—子矿物;Op—不透明金属矿物Fig. 5 Photomicrographs of representative Fuid inclusions in quartz crystals from the Weilasituo tin-polymetallic deposita. WL- and S-type inclusions in the stageⅠ, oval daughter mineral may be sylvite; b. S-type inclusion in stageⅠ, light blue mineral cube may be halite, containing an opaque metallic mineral; c. WL-type inclusion in stage Ⅲ; d. Boiling inclusion group in stage Ⅲ; e. WL- and C-type inclu-sions in stage Ⅳ; f. C-type inclusion in stage ⅣLH2O—Liquid phase H2O; VH2O—Vapor phase H2O; LCO2—Liquid phase CO2; VCO2—Gas phase CO2; S—Daughter mineral; Op—Opaque metallic mineral

流体包裹体岩相学和显微测温结果显示,维拉斯托矿床各阶段均发育WL、WG和S型包裹体;同一视域中可见WL型、WG型、S型及L型和G型包裹体共存;同一阶段内的WL型、WG型和S型包裹体具有相近的均一温度。此外,本次所测沸腾流体包裹体一般都是负晶形,可以排除后期捕获的流体包裹体的干扰(Audétat et al.,1999)。流体包裹体的上述特征是流体沸腾的标志(Ramboz et al.,1982;张德会,1997;Audétat et al.,1998;卢焕章等,2004)。流体沸腾被共识为热液矿床成矿物质沉淀的最重要机制之一,大量研究表明,沸腾使流体发生相分离,影响元素在不同相之间的分配,使流体中元素的浓度增加、pH值升高、氧逸度增加,破坏了络合物的稳定性,进而导致成矿物质沉淀(Audétat et al.,1998;金明霞等,1999;Moncada et al.,2012;武广等,2013;吴昊等,2014;王国瑞等,2014;Li et al.,2015;Wang et al.,2017)。研究表明,当沸腾作用发生在300℃左右时,只要有5%的流体转化为蒸汽就可使大多数金属元素从流体中沉淀出来(Henley et al.,1984;Drummond et al.,1985;Evans,2009)。压力释放是触发流体沸腾的主要因素,流体的内压增大或者由构造引起围岩破裂均可以引起流体沸腾(李荫清等,1989)。对于维拉斯托矿床,流体沸腾很可能是通过流体内压增大引起的,岩浆晚期分离出独立的处于临界或超临界的流体相,运移到碱长花岗岩的岩体顶部,大量聚集,造成流体内部压力急剧增大,当流体内压大于围岩静岩压力时,发生隐爆,形成隐爆角砾岩,压力释放,触发流体沸腾。

此外,还有少量的纯液相包裹体(L型)和纯气相包裹体(G型)。纯液相包裹体各阶段均零星发育,包裹体形态主要以椭圆状、浑圆状为主,大小为3~20 μm,以5~10 μm居多(图5a、c、d)。纯气相包裹体(G型)主要以椭圆状、浑圆状为主,大小一般为4~10 μm,常呈孤立状产出或与其他类型包裹体密切共生,颜色较暗(图5d)。

4.1.2 流体包裹体显微测温

流体包裹体显微测温结果见表1和图6。

钠长石化-天河石化阶段石英中的流体包裹体:该阶段发育WL、WG和S型包裹体。WL型包裹体的冰点介于-4.9~-5.2℃,盐度w(NaCleq)为8.1%~18.6%,完全均一温度介于372~408℃,流体密度介于0.68~0.82 g/cm3;WG型包裹体的冰点为-7.1~-3.2℃,盐度w(NaCleq)为5.3%~9.5%,完全均一温度介于388~473℃,流体密度介于0.57~0.69 g/cm3;S型包裹体的气泡消失温度介于223~273℃,子矿物消失温度介于391~434℃,盐度w(NaCleq)为46.4%~50.9%,流体密度介于1.07~1.21 g/cm3(图6a、b)。S型包裹体气泡先消失,子矿物后消失,表明成矿流体属于盐过饱和状态。

锡钨氧化物-多金属硫化物阶段石英中的流体包裹体:该阶段发育WL、WG和S型包裹体。WL型包裹体的冰点为-14.5~-8.9℃,盐度w(NaCleq)介于12.7%~18.2%,完全均一温度243~395℃,流体密度0.72~0.95 g/cm3;WG型包裹体的冰点介于-7.4~-2.6℃,盐度w(NaCleq)变化范围4.3%~11.0%,完全均一温度为328~401℃,流体密度介于0.55~0.78 g/cm3;S型包裹体的气泡消失温度为212~268℃,子矿物消失温度为384~412℃,盐度w(NaCleq)为46.4%~48.5%,流体密度介于1.09~1.15 g/cm3(图6c、d)。S型包裹体气泡先消失,子矿物后消失,表明成矿流体属于盐过饱和状态。

钼多金属硫化物阶段石英中的流体包裹体:该阶段发育WL、WG、C和S型包裹体。WL型包裹体的冰点介于-8.7~-2.8℃,盐度w(NaCleq)为4.6%~12.5%,完全均一温度215~316℃,流体密度为0.76~0.95 g/cm3;WG型包裹体的冰点介于-5.8~-9.7℃,盐度w(NaCleq)介于8.9%~13.6%,完全均一温度介于298~373℃,流体密度为0.85~0.97 g/cm3;C型包裹体的初熔温度为-61.7~-60.9℃,笼合物融化温度介于7.1~7.9℃,CO2相部分均一温度介于18.3~29.5℃,完全均一温度374~383℃,盐度w(NaCleq) 4.1%~5.5%,对应其流体密度为0.60~0.81 g/cm3;S型包裹体的气泡消失温度介于207~235℃,子矿物消失温度介于374~414℃,盐度w(NaCleq) 介于44.3%~48.5%,流体密度1.02~1.18 g/cm3(图6e、f)。S型包裹体气泡先消失,子矿物后消失,表明成矿流体属于盐过饱和状态。

表1 维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体显微测温结果及参数Table 1 Microthermometry data and relative parameters of fluid inclusions in the Weilasituo Sn-polymetallic deposit

  

注:*为H2O-CO2包裹体,初熔温度为-61.7~-60.9℃,笼形物消失温度为7.1~7.9℃,部分均一温度为18.3~29.5℃,均一温度为374~383℃。

  

图 6 维拉斯托锡多金属矿床各阶段均一温度(左)和盐度(右)直方图Fig. 6 Histograms of homogenization temperatures (left) and salinities (right) of fuid inclusions from the Weilasituo Sn-polymetallic deposit, showing average temperatures of various mineralization stages

4.1.3 流体包裹体激光拉曼光谱分析

对维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体中气相成分进行了显微激光拉曼光谱峰值扫描,包裹体激光拉曼光谱扫描结果显示出尖锐鲜明的特征峰值,不同阶段的流体包裹体具有相似的谱线特征,激光拉曼光谱测试结果如图7。

1.2.3 考核内容 ①喉切除术后相关知识理论考核成绩,包括社区护士对喉切除术后症状、作息管理、造口护理、并发症预防和语言重建等多方面知识的掌握情况。②喉切除术后护理技术操作考核成绩,包括伤口换药、喉套管取放消毒、更换气管垫等专科技术操作的掌握情况。均以100分为满分。

矿石铅同位素组成主要受初始铅同位素组成、μωκ值和形成时间的影响,而基本不受后期地球化学环境制约,因此,利用铅同位素组成探讨成矿物质来源是行之有效的手段(Townley et al.,2001;Kamenov et al.,2002;Marcoux et al.,2002)。μ值大于9.58为高放射成因铅,来自Th、U相对富集的上地壳,小于9.58为含深源物质的低放射成因铅,地幔来源Pb的Th/U值平均为3.45(Zartman et al.,1981);上地壳来源Pb的Th/U比值约为4(Stacey et al.,1975; 吴开兴等,2002)。维拉斯托锡多金属矿床的矿石Pb同位素组成较为均一,其206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值分别为18.310~18.381(平均18.340)、15.531~15.584(平均15.559)和38.151~38.326(平均38.232);μ值为9.34~9.44(均值为9.39);ω值为35.3~36.2(均值为35.7);Th/U值为3.65~3.71(均值为3.68)。维拉斯托矿床矿石的Pb同位素μ值、ω值和Th/U值高于地幔,但低于上地壳Pb同位素相关参数。上述Pb同位素结果表明,维拉斯托矿床的铅或者来自下地壳或者为上地壳与地幔的混合铅或者来自造山带。在Zartman等(1981)的207Pb/204Pb与206Pb/204Pb关系图解(图11a)中,矿石的Pb同位素投影点均分布在地幔与造山带演化线之间;在208Pb/204Pb与206Pb/204Pb关系图解(图11b)中,样品投影点全部落在造山带Pb演化线上及其附近。在朱炳泉(1998)铅同位素组成的Δβ-Δγ图解中,维拉斯托矿床的矿石铅全部落入与岩浆作用有关的上地壳与地幔混合的俯冲带铅范围内,但靠近幔源铅和造山带铅范围(图13)。维拉斯托矿床的矿石Pb同位素组成与矿区内的碱长花岗岩和北大山岩体的Pb同位素组成具有相似性,且更接近矿区深部隐伏的碱长花岗岩的Pb同位素组成(图11、图13)。考虑到维拉斯托矿床位于中亚造山带东段,该区基底主要由新元古代造山带物质组成,且该矿床的成矿作用与中生代花岗质岩浆活动关系密切,因此笔者推断维拉斯托矿床的矿石铅主要来自新元古代造山带物质部分熔融形成的岩浆。

总体上,维拉斯托锡多金属矿床各成矿阶段的流体气相成分均以H2O、CH4和CO2为主,成矿流体属于 H2O-NaCl-CO2-CH4体系。

4.2 同位素特征

维拉斯托锡多金属矿床8件硫化物、4件碱长花岗岩的钾长石和欧阳荷根(2013)报道的北大山岩体4件钾长石的Pb同位素分析结果见表4和图11。8件矿石中硫化物的206Pb/204Pb值介于18.310~18.381之间,207Pb/204Pb值介于15.531~15.584之间,208Pb/204Pb值介于38.151~38.326之间;碱长花岗岩4件钾长石样品的206Pb/204Pb值介于18.361~18.416之间,207Pb/204Pb值介于15.553~15.576之间,208Pb/204Pb的值介于38.228~38.311之间;北大山岩体4件钾长石的206Pb/204Pb值介于18.312~18.521之间,207Pb/204Pb值介于15.501~15.552之间,208Pb/204Pb值介于38.104~38.275之间。在207Pb/204Pb与206Pb/204Pb关系图解(图11a)中,矿石和岩体的Pb同位素投影点均分布在地幔与造山带演化线之间;在208Pb/204Pb与206Pb/204Pb关系图解(图11b)中,样品投影点全部落在造山带Pb演化线上及其附近。

维拉斯托锡多金属矿床的δ18OH2O值介于2.4‰~8.5‰之间,δD值介于-120‰~-79‰之间。在氢、氧同位素图解(图8)中,钠长石化-天河石化阶段样品落在岩浆水区域或其附近,锡钨氧化物-多金属硫化物阶段样品落在岩浆水的正下方,钼多金属硫化物阶段样品落在岩浆水的左下方。与岩浆水的氢、氧同位素相比,该矿床的δ18OH2O值与岩浆水相似,但锡钨氧化物-多金属硫化物阶段和钼多金属硫化物阶段的δD值明显低于岩浆水的氢同位素组成。造成δD值偏低的主要原因有2种:一是高海拔地区大气降水的影响(Wilkinson et al., 1995);二是成矿流体为脱气作用后形成的残余岩浆热液流体(Rye, 1993)。大气降水的加入将导致流体的δ18OH2O值和δD值均降低,但锡钨氧化物-多金属硫化物阶段流体的δ18OH2O值与岩浆水范围基本一致, 且钼多金属硫化物阶段的δD值高于锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的δD值。 研究表明,由于热液流体以H2O为主,岩浆脱气作用对氧同位素值影响很小, 主要是导致氢同位素值降低(郑永飞,2001)。此外,维拉斯托锡多金属矿床各阶段均发育高盐度流体包裹体,且从早到晚成矿流体的盐度降低不明显(图12),亦表明成矿过程中没有明显的大气降水参与。 因此,笔者认为维拉斯托矿床的初始流体为岩浆热液,成矿过程中发生了岩浆脱气, 钠长石化-天河石化阶段和锡钨氧化物-多金属硫化物阶段基本上没有大气降水的加入, 但钼多金属硫化物阶段有少量的大气降水参与成矿过程。维拉斯托矿床的δ13C值介于-15.5‰~-14.9‰之间,对应样品的δ18OH2O值变化于2.4‰~6.3‰之间。在δ13CPBD18OV-SMOW图解(图9)中,钠长石化-天河石化阶段和锡钨氧化物-多金属硫化物阶段样品主要落在火山/岩浆系统的下方,钼多金属硫化物阶段样品落在火山/岩浆系统的左下方;从早到晚,δ18OH2O值逐渐降低,但δ13C值基本不变。该矿床的δ13C值高于有机质(平均值为-25‰;Hoefs, 2009)和溶于水中的CO2(介于-9‰~-20‰之间;Hoefs, 1997)的碳同位素组成,低于海相碳酸盐岩(0‰左右;Hoefs, 2009)、大气中CO2(约-8‰;Schidlowski, 1998或-7‰~-11‰;Hoefs, 1997)和地壳(-7‰;Faure, 1986)的碳同位素组成。大气降水的加入导致矿床的δ18OH2O值从早到晚逐渐降低,但大气降水的加入并不能明显改变岩浆系统的δ13C值。笔者推测,成矿流体中的CO2在成矿过程中发生了较强的同位素分馏,分馏方程:导致成矿流体中CO2的碳同位素偏低。综上,笔者认为维拉斯托矿床中流体的碳主要来自岩浆,成矿过程中碳同位素发生了较强烈的分馏,导致热液中的碳同位素明显低于岩浆系统的碳同位素组成,晚期偏低的δ18OH2O值是由于少量大气降水加入所致。氢、氧、碳同位素特征表明成矿流体与岩浆系统有关,成矿流体主要来自矿区内的早白垩世花岗质岩浆。

4.2.2 碳同位素

高校图书馆所拥有的馆藏资源极为丰富,这也是高校图书馆能够吸引读者的主要原因之一。无论是阅读、学习,还是科研,图书馆往往都是最佳的选择之一。最近几年,随着互联网技术与信息技术的发展与完善,高校图书馆为了紧跟时代步伐,在资源建设方面提升了投资力度,推出了更多符合现代读者需求的数字类产品。同时对图书馆的资源结构进行全面的优化,进而打造出了资源更加丰富、分类更加明确、风格更具特色的馆藏资源,这些优势非常有利于图书馆自身文化的建设与发展,同时也为建设具有特色的校园文化打下了坚实的基础[1]。

维拉斯托锡多金属矿床石英中流体包裹体6件CO2的碳同位素分析结果见表2。由表2可知,钠长石化-天河石化阶段1件样品的δ13CV-PBD值为-15.3‰;锡钨氧化物-多金属硫化物阶段2件样品的δ13CV-PBD分别为-15.5‰和-14.9‰;钼多金属硫化物阶段3件样品的δ13CV-PBD值介于-15.5‰~-15.1‰之间。在碳、氧同位素组成图(图9)中,所有样品均落在与岩浆活动相关的碳、氧同位素组成区域的左下方,且从早到晚样品投影点向左侧迁移。

  

图 7 维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体激光拉曼图谱a. 钠长石化-天河石化阶段中的流体包裹体气相成分;b. 锡钨氧化物-多金属硫化物阶段石英中的流体包裹体气相成分;c. 钼多金属硫化物阶段石英中的流体包裹体气相成分;d. 钼多金属硫化物阶段石英中的流体包裹体气相成分Fig. 7 Laser Raman spectra of fluid inclusions from the Weilasituo Sn-polymetallic deposita. Vapor phase composition of fluid inclusions in the albitization-amazonitization stage; b. Vapor phase composition of fluid inclusions in the Sn-W oxide-polymetallic sulfide stage; c. Vapor phase composition of fluid inclusions in the Mo-polymetallic sulfide stage; d. Vapor phase composition of fluid inclusions in the Mo-polymetallic sulfide stage

4.2.3 硫同位素

科学有效的民主生活会考评体系有利于加强高校领导班子民主生活会制度化规范化建设,有利于提高高校党建领导干部民主生活会质量,有利于保证民主生活会不流与形式,走走过场。考评主体应为代表不同阶层不同职业的上级领导、师生代表等人群构成。在评价方式上,实现总体与个体和定性与定量相结合,按照便于理解,利于操作、方便考核的基本要求,对民主生活会具体程序和做法进行有效的结合。

自杀的适应器理论认为,自杀对于社会性动物来说,在某些情况下可能是一种适应机制,个体以牺牲自我生命的方式用以保证自身基因的传递,这种传递不借助于自身而是借助于个体的家人(de Catanzaro, 1991)。这一理论包括三个推论:第一,自杀跟智商正相关; 第二,自杀具有遗传性; 第三,自杀受到表征整体适应性降低的进化线索和当前因素的影响。可以看到,这三个推论都得到了众多证据的支持,从而为自杀的适应器理论提供了初步的证据。不过,鉴于直接证据较为少见,因而这一理论还需要经受新的实证研究的检验。

维拉斯托锡多金属矿床7件闪锌矿和1件方铅矿样品的S同位素分析结果见表3和图10。表3显示。维拉斯托矿床各阶段硫化物的δ34SV-CDT值较为均一,其值介于-4.6‰~-2.2‰之间,平均-3.3‰。在硫同位素组成直方图上,样品集中分布,且塔式分布特征明显(图10)。

土地资源承载力一般是指一定地区的土地所能持续供养的人口数量,即土地资源人口载量,其实质是研究人口消费与食物生产、人类需求与资源供给间的平衡关系问题[19]。由于近年来农村居民点复垦在耕地补充以及促进农村可持续发展的重要性越来越明显,因此在区域农村居民点复垦分区研究中,进行土地资源承载力评价就显的十分必要。区域土地资源力越小,表明当地的人地矛盾越突出,通过农村居民点复垦增加耕地的需求越迫切,应进行优先复垦;相反,则进行适度复垦。

维拉斯托矿床各阶段均一温度和盐度直方图(图6)及各阶段包裹体均一温度-盐度协变图(图12)显示,均一温度与盐度之间不存在明显的线性关系,从钠长石化-天河石化阶段(平均均一温度429℃),经锡钨氧化物-多金属硫化物阶段(平均均一温度351℃),到钼多金属硫化物阶段(平均均一温度279℃),流体的温度逐渐降低,但盐度基本不变,且各阶段均发育WL、WG和S型包裹体,表明流体混合作用不明显,氢、氧、碳同位素组成亦显示钠长石化-天河石化阶段和锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的流体主要为岩浆水,钼多金属硫化物阶段有少量的大气降水参与。因此,维拉斯托矿床成矿过程中除了流体沸腾,亦经历了流体的冷却。成矿流体的冷却亦是导致矿质沉淀的机制之一(王旭东等,2013;叶天竺等,2014;Ni et al.,2015;王璇等,2016)。温度降低,将导致物质的溶解度降低,使溶液达到饱和状态,另外,降温可以使高温条件下稳定的络合物变得不稳定,从而导致矿质沉淀(Wood et al.,2000)。因此,随着成矿流体的冷却,流体中矿质的溶解度大大降低,络合物的稳定性遭到破坏,亦是导致维拉斯托矿床矿质沉淀的机制。

4.2.1 氢、氧同位素

应用地积累指数法(Igeo)评价土壤重金属污染程度时,除考虑了当地环境背景值、人为活动之外,还考虑到岩石自然成岩作用对当地背景值所带来的变动影响。因此,应用该方法评价土壤重金属污染状况时具有相对的客观性,可以作为评价工业活动(如矿业开采选冶等)产生的土壤重金属污染状况的定量指标[10]。

5 讨 论

5.1 成矿流体性质及演化

钠长石化-天河石化阶段的石英中发育WL、WG和S型包裹体,成矿流体具有高温(372~473℃)、盐度w(NaCleq)变化范围大(5.3%~50.9%)、气相成分含CH4和CO2的特征,成矿流体总体属于高温、盐度波动大的H2O-NaCl±CO2±CH4体系。锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的石英中亦发育WL、WG和S型包裹体,成矿流体具有中高温(243~412℃)、盐度变化范围大(w(NaCleq) 4.3%~48.5%)、气相成分含CH4和CO2的特征,成矿流体属于中高温、盐度波动大的H2O-NaCl±CO2±CH4体系。钼多金属硫化物阶段的石英中发育WL、WG、C型和S型包裹体。成矿流体具有中高温(215~414℃)、盐度w(NaCleq)变化范围大(4.1%~48.5%)、气相成分含CH4和CO2的特征,成矿流体属于中高温、盐度波动大的H2O-NaCl±CO2±CH4体系。

2 维拉斯托锡多金属矿床石英的氢氧同位素和包裹体中CO2的碳同位素组成Table 2 H and O isotopic compositions for quartz and C isotopic compositions for CO2 of the Weilasituo deposit

 
  

图 8 维拉斯托矿田δ18OH2O-δD同位素组成图解(底图据Taylor et al., 1974; Hedenquist et al., 1994)Fig. 8 δ18OH2O versus δD diagram of the Weilasituo Sn-polymetallic deposit (base map after Taylor et al., 1974; Hedenquist et al., 1994)

  

图 9 维拉斯托锡多金属矿床δ18OVSMOW13CVPDB同位素组成图解(底图据Keller et al., 1995; 刘建明等,2003)Fig. 9 δ18OVSMOW versus δ13CVPDB diagram of the Weilasituo Sn-polymetallic deposit(base map after Keller et al., 1995; Liu et al., 2003)

 

3 维拉斯托锡多金属矿床硫同位素分析结果Table 3 Sulfur isotopic compositions of sulfides from the Weilastiuo deposit

  

样号成矿阶段采样位置测试矿物δ34SV-CDT/‰δ34SH2S/‰计算温度/℃W14-2ⅠZK1501960m闪锌矿-2.9-3.1429W29ⅢIZK000868m闪锌矿-3.1-3.4351W34-1ⅢIZK0801287m闪锌矿-3.7-4.0351W35ⅢIZK02302371m闪锌矿-4.6-4.9351W36ⅢIZK02302238m闪锌矿-3.0-3.3351W51-1ⅢIZK0230290m闪锌矿-3.7-4.0351W21ⅣIZK0701187m闪锌矿-3.0-3.3279W39-1ⅣIZK02302215m方铅矿-2.2-2.5279

  

图10 维拉斯托锡多金属矿床硫同位素分布直方图Fig. 10 Sulfur isotope histogram of the Weilastiuo Sn-polymetallic deposit

从早到晚,维拉斯托锡多金属矿床各阶段成矿流体的均一温度逐渐降低,从钠长石化-天河石化阶段的372~473℃,到锡钨氧化物-多金属硫化物阶段的243~412℃,再到钼多金属硫化物阶段的215~414℃(图6)。流体盐度变化不明显,但大致可以看出盐度降低的趋势(图12)。尽管各成矿阶段流体的气相成分均为H2O、CH4和CO2,但钼多金属硫化物阶段出现C型包裹体,表明从到到晚,流体的CO2含量逐渐增加。

5.2 成矿流体及成矿物质来源

5.2.1 成矿流体来源

维拉斯托锡多金属矿床21件石英的氧同位素和15件流体包裹体的氢同位素分析结果见表2。由表2可知,钠长石化-天河石化阶段5件样品的δ18O值介于9.7‰~12.0‰之间,4件样品δD值变化于-90‰~-79‰之间,计算获得δ18OH2O值在6.3‰~8.5‰之间;锡钨氧化物-多金属硫化物阶段8件样品的δ18O值介于9.6‰~13.8‰之间,6件样品的δD值介于-120‰~-107‰之间,计算获得δ18OH2O值在4.3‰~8.5‰之间;钼多金属硫化物阶段8件样品的δ18O值介于10.1‰~12.4‰之间,5件样品的δD值变化于-107‰~-95‰之间,计算获得δ18OH2O值在2.4‰~4.7‰之间。在H-O同位素组成图(图8)中,钠长石化-天河石化阶段样品落在岩浆水区域或其附近,锡钨氧化物-多金属硫化物阶段样品落在岩浆水的正下方,钼多金属硫化物阶段样品落在岩浆水的下方,但有向大气降水演化线偏移的趋势。

  

图 11 维拉斯托锡多金属矿床矿石和相关岩石的铅同位素组成图解(底图据Zartman et al.,1981)a. 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解;b. 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解LC—下地壳; UC—上地壳; O—造山带; M—地幔Fig. 11 Lead isotope plot of ore sulfdes from the Weilasituo Sn-polymetallic deposit and related rocks (base map after Zartman et al.,1981)a. 207Pb/204Pb Pbversus 206Pb/204 diagram; b. 208Pb/204Pb versus 206Pb/204Pb diagramLC—Lower crust; UC—Upper crust; O—Orogen; M—Mantle

  

图 12 维拉斯托锡多金属矿床流体包裹体盐度-均一温度关系图(NaCl 饱和曲线据 Bodnar,1983)Fig. 12 Diagram of homogenization temperature versus salinity ofi fluid nclusions in the Weilasituo Sn-polymetallic depositi (NaCl saturation curve after Bodnar,1983)

5.2.2 成矿物质来源

硫同位素组成是探讨成矿物质来源的有效手段,在热液矿床中,硫化物的硫同位素组成是δ34SΣ、氧逸度、pH、离子强度和温度的函数(Ohmoto,1972)。当氧逸度较低时,流体中硫以HS-和S2-的形式存在,此时黄铁矿或H2S的硫同位素组成近似代表了成矿流体的总硫同位素组成(Ohmoto,1972;1997)。钠长石化-天河石化阶段金属矿物主要为锡石、闪锌矿、黄锡矿;锡钨氧化物-多金属硫化物阶段金属矿物以锡石、黑钨矿、闪锌矿和黄锡矿为主,其次为毒砂、斜方砷铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿、辉钼矿、自然铋、辉铋矿和硫铜锡矿;钼多金属硫化物阶段金属矿物主要为闪锌矿、辉钼矿、黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿和黝铜矿。该矿床各成矿阶段均未见磁铁矿和硫酸盐矿物,矿物组合表明钠长石化-天河石化阶段成矿环境为氧化还原过渡环境-弱还原环境,锡钨氧化物-多金属硫化物阶段为弱还原环境,而钼多金属硫化物阶段处于还原环境。流体包裹体激光拉曼光谱分析显示维拉斯依托矿床各阶段流体中均含CH4和CO2,亦暗示成矿流体的氧逸度并不高。因此,黄铁矿或H2S的硫同位素组成可以近似代表流体中的总硫同位素组成。将各阶段闪锌矿和方铅矿的δ34S值换算为H2S的δ34S值,其值介于-4.9‰~-2.5‰,H2S的δ34S值变化范围很小,表明矿床硫来源具有一致性,但维拉斯托矿床δ34S值均为绝对值较小的负值,其硫同位素组成略低于陨石的硫同位素组成。研究表明,3种因素可以导致δ34S值偏低:一是高氧逸度条件下,成矿流体中硫以的形式存在,并富集沉淀形成富含δ34S的硫酸盐,从而导致流体中δ34S值偏低,所形成硫化物δ34S值也偏低;二是富含有机质的地层硫加入到成矿流体中;三是岩浆脱气(郑永飞等,1996)。前已述及,维拉斯托矿床未见硫酸盐矿物,因此,可以排除第一种因素导致的硫同位素分馏。维拉斯托矿区未见富含有机质的地层,尽管区域上存在林西组碳质板岩,但林西组硫同位素组成极为分散(储雪蕾等,1999),维拉斯托矿床的硫同位素组成较为均一,且具明显的塔式效应(图10),表明其硫源单一,因此,笔者认为富含有机质的林西组地层硫的加入可能性不大,或者至少不是导致本矿床硫同位素组成偏低的主要原因。氢-氧-碳同位素研究表明,维拉斯托矿床成矿过种中经历了岩浆脱气过程,因此,推断维拉斯托矿床δ34S值偏低的原因可能是由于SO2的脱气作用所致。

钠长石化-天河石化阶段流体包裹体气相成分主要为H2O、CO2(1285 cm-1和1388 cm-1)和CH4(2917 cm-1)(图7a);锡钨氧化物-多金属硫化物阶段流体包裹体气相成分主要为CH4和CO2(图7b);钼多金属硫化物阶段流体包裹体气相成分亦主要为CH4和CO2(图7c、d)。

5.3 矿质沉淀机制

Naumov 等(2011)统计了全球320个锡矿,大部分锡石所含流体包裹体的均一温度在300~500℃,集中在300~400℃,与本文获得的维拉斯托矿床含锡成矿阶段的温度一致。锡主要有Sn2+和Sn4+两种价态,在主要的载体矿物中锡以Sn4+形式存在,在流体中锡主要以Sn2+存在。Sn2+在流体中的存在形式主要有:氯化物、氯的络合物、氟的络合物、羟基氯化物络合物、锡氢化物等(如SnOHCl、SnCl2、KSnOHCl2、KSnCl3、K2SnCl4、K3SnCl5、K4SnCl6、NaSnOHCl2、NaSnCl3等)。锡在高温、高盐度流体中主要以Sn2+-Cl络合物形式搬运,而在低温条件下则以Sn4+-Cl-OH络合物为主(Taylor,1979;Eugster,1985;Heinrich,1990;Taylor et al.,1993;Müller et al.,2001)。在还原岩浆环境下多出现CH4,在氧化环境下形成CO2,在含CO2流体中含有大量CH4表明流体处在还原状态(Ishihara,1981;Keppler et al.,1991),说明含锡的成矿流体阶段,不仅处于相对较高的温度,还处在一个还原的环境。锡氢化物形成于还原性环境,酸性介质中,CO2含量高,代表着强氧化环境,不利于锡氢化物形成(郑大中等,2001)。锡石的沉淀主要是由于Sn2+氧化成Sn4+,发生生成CH4和HCl的反应,并同时伴随温度的下降,如反应:4SnCl2+CO2+6H2O = 4SnO2+CH4+8HCl(Müller et al.,2001)。这与维拉斯托矿床各阶段流体中气相组分均存在CH4一致;此外,维拉斯托矿床的钠长石化-天河石化阶段和锡钨氧化物-多金属硫化物阶段均为高温-中高温的高盐度流体,表明该矿床的Sn主要以Sn(2+)-Cl络合物形式进行运移。

  

图13 维拉斯托锡多金属矿床矿石和相关岩石铅的Δβ- Δγ成因分类(底图据朱炳泉等,1998)1—幔源铅;2—上地壳源铅;3—上地壳与地幔混合的俯冲带铅(3a—岩浆作用;3b—沉积作用);4—化学沉积型铅;5—海底热水作用铅;6—中深变质作用铅;7—深变质下地壳铅;8—造山带铅;9—古老页岩上地壳铅;10—退变质带铅Fig. 13 Δγ-Δβ genetic classifcation diagram for lead iso-topes of the Weilasituo Sn-polymetallic deposit and related rocks (base map after Zhu et al., 1998)1—Mantle Pb; 2—Upper crust Pb; 3—Subduction zone with Pb mixed from the upper crust and mantle (3a—Magmatism; 3b—Sedimentation); 4—Chemically deposited Pb; 5—Submarine hydrothermal Pb; 6—Meso—hypometamorphism Pb; 7—Hypometamorphic lower crust Pb; 8—Orogenic belt Pb; 9—Upper crust Pb in ancient shale; 10—Retrograded Pb

(4) 含子矿物多相包裹体(S型):此类型包裹体主要为负晶形、不规则状(图5a、b),大小在4~15 μm。由子矿物+液相+气相组成,气相体积分数为10%~30%。子矿物呈立方体或球体,主要为石盐、钾盐和不透明矿物。该类型包裹体占包裹体总数的3%左右,多呈孤立分布,见于第Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ阶段样品中。

4.2.4 铅同位素

因此,流体沸腾和冷却是维拉斯托锡多金属矿床成矿物质沉淀的主要机制。

5.4 矿床成因类型

关于维拉斯托锡多金属矿床的成因类型,尚有不同认识,多数研究者认为维拉斯托锡多金属矿床属于斑岩-热液脉复合型成矿系统(刘翼飞等,2014;梅微等,2015;Liu et al, 2016;翟德高等,2016;樊志勇等,2017;Wang et al., 2017);但亦有部分研究者认为属于岩浆-热液型锡多金属矿床(祝新友等,2016)。矿床成因争议的根本原因是对矿区隐伏的花岗质岩株岩石类型的不同认识。刘翼飞等(2014)、Liu等(2016)、翟德高等(2016)和Wang等(2017)认为该岩株的岩石类型为石英斑岩,而祝新友等(2016)将该隐伏岩株厘定为细粒斑状碱长花岗岩。本次的岩相学研究表明,维拉斯托矿区深部隐伏的花岗质岩株为斑状细粒碱长花岗岩,不是石英斑岩。

维拉斯托锡多金属矿床的成矿过程经历了钠长石化-天河石化阶段、云英岩化阶段、锡钨氧化物-多金属硫化物阶段和钼多金属硫化物阶段。其中钠长石化-天河石化阶段形成了低品位的锡锌矿体,共伴生铌、钽、铷,该阶段矿体呈"帽状"产于斑状细粒碱长花岗岩体的顶部,主要的蚀变类型为钠长石化、天河石化、黄玉化和锂云母化,金属矿物呈星点状和团块状分布于蚀变的斑状细粒碱长花岗岩中。云英岩化主要发育在隐爆角砾岩筒中,维拉斯托矿床的云英岩为富锂云母云英岩,石英含量较少,该阶段除了形成少量的低品位浸染状锡锌铜矿石外,还含有大量的锂云母。锡钨氧化物-多金属硫化物阶段形成了维拉斯托矿床最重要的锡多金属矿石,矿体主要以石英大脉形成产出在断裂破碎带中,亦有少量石英细脉型矿石,该阶段的脉石矿物主要为石英,其次为白云母和萤石。钼多金属硫化物阶段形成闪锌矿、辉钼矿及黄铜矿等矿石矿物组成的硫化矿体,矿体呈脉状产于构造破碎带中,常与石英脉型锡多金属矿体共伴生在一起。维拉斯托锡多金属矿床不发育斑岩型矿床常见的细脉浸染状和网脉状矿体,缺失斑岩型矿床常见的硅化、绢云母化、泥化和青磐岩化,且不具备面型蚀变及斑岩型矿床蚀变分带现象,成矿岩体内部及岩体与围岩接触带亦缺失细脉浸染状和网脉状的巨大工业矿体,尽管该矿床发育含子矿物多相包裹体,但其仅占包裹体总数的3%左右,而典型的斑岩矿床常发育大量的含子矿物包裹体(陈衍景等,2009)。鉴于上述地质事实,笔者认为维拉斯托锡多金属矿床不是斑岩型矿床。维拉斯托矿床成矿岩体顶部自交代作用发育,形成钠长石、天河石等,这种类型的矿化形成于岩浆-气化热液过渡阶段(祝新友等,2016),因此,钠长石化-天河石化阶段形成的锡锌(铷、铌、钽)矿体属于蚀变花岗岩型;角砾岩筒中的低品位锡锌(铜)矿体属于隐爆角砾岩型,赋存于锂云母中的锂矿化属于云英岩型;锡钨氧化物-多金属硫化物阶段和钼多金属硫化物阶段形成的钨锡矿体及锌铜钼矿体属于石英脉型。上述各种类型的矿化均与矿区隐伏的斑状细粒碱长花岗岩有密切的成因联系,矿床的成因类型属于岩浆-中高温热液型矿床。

安装双向调压塔和单向调压塔,水泵出口阀两阶段关闭后。从图2(a)中可以看出系统最大压力38.85 m,出现在泵出口阀后,最小压力-1.15 m,出现在14+613.95处,系统中没有出现汽化现象。但图(b)显示事故停泵300秒后,双向调压井内水全部流空。

6 结 论

(1) 到维拉斯托锡多金属矿床的成矿过程可以划分为4个阶段:钠长石化-天河石化阶段、云英岩化阶段、锡钨氧化物-多金属硫化物阶段和钼多金属硫化物阶段。

(2) 维拉斯托锡多金属矿床发育富液两相水溶液包裹体、富气两相水溶液包裹体、H2O-CO2包裹体和含子矿物多相包裹体。

从图8和图9可以看出,在低速区和中、高速区,采用交互双模自适应无迹卡尔曼滤波算法时ω的精度明显提高,其估计曲线几乎与实际曲线重合。从图10和图11可以得知所采用的算法能够有效辨识出变速模型M2和变速因子ζ,表明交互双模自适应无迹卡尔曼滤波算法能够良好地跟踪永磁转子变速运动状态。

(3) 钠长石化-天河石化阶段为高温(372~473℃)、高盐度(w(NaCleq)为5.3%~50.9%)流体;锡钨氧化物-多金属硫化物阶段为中高温(243~412℃)、高盐度(w(NaCleq)为4.3%~48.5%)流体,钼多金属硫化物阶段为中高温(215~414℃)、高盐度(w(NaCleq)为4.1%~48.5%)流体;成矿流体总体上属于H2O-NaCl-CO2-CH4体系。

由于是对自己利益的伤害,在客观上,张新富的“赌咒”行为一般会带来正义恢复的社会后果,“狗咬羊”案中张新富的死亡属于意外,恰好也是这一点,才更加证明了“青楞”的错误。对于“气”,暴力惩罚具有恢复正义的功能。在本文的纠纷中,乡土正义的找寻需要通过惩罚“青楞”以出气的方式才能实现。按照乡村秩序的一贯逻辑,“青楞”是边缘人而王贵春一家是大户,“青楞”一般不会挑战大户。如果大户受到了“青楞”的挑战,通常会通过暴力惩罚的方式出气,以获得“常识性的正义衡平感觉” [28]。如果能够将“青楞”暴打一顿,王贵春的“气”也就消了,村庄的强弱法则与“中心—边缘”秩序也得到了维持。

(4) 矿床的成矿流体主要为岩浆水,晚阶段有少量大气降水的加入;成矿物质主要来源于岩浆;流体沸腾和冷却是维拉斯托锡多金属矿床矿质沉淀的主要机制。

(5) 维拉斯托锡多金属矿床的成矿作用与早白垩世的碱长花岗岩有关,矿床成因类型为岩浆-中高温热液型矿床。

野外工作得到了内蒙古维拉斯托矿业有限责任公司各级领导的大力支持和帮助;内蒙古自治区地质调查院李雪娇、赵静、闫洁、张婷婷和魏雅玲参加了部分野外工作;流体包裹体显微测温得到了中国地质大学(北京)流体包裹体实验室张鹤老师的帮助;氢、氧、碳、硫、铅同位素测试得到核工业北京地质研究院刘牧高级工程师的帮助;在此一并志以诚挚的感谢。

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刘瑞麟,武广,陈公正,李铁刚,江彪,武利文,章培春,张彤,陈毓川
《矿床地质》 2018年第02期
《矿床地质》2018年第02期文献

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