多金属矿床中方解石的地球化学特征反映的成矿流体性质

邹明亮，王 琦，李 剑，梁永东，李 冉

（1.核工业230研究所，长沙 410011；2.内蒙古地质矿产勘查院，呼和浩特 010011；3.湖南省地质研究所，长沙 410014）

多金属矿床中方解石的地球化学特征反映的成矿流体性质

邹明亮1，王 琦2，李 剑3，梁永东1，李 冉1

（1.核工业230研究所，长沙 410011；2.内蒙古地质矿产勘查院，呼和浩特 010011；3.湖南省地质研究所，长沙 410014）

利用多金属矿床中不同阶段形成的方解石Fe，Mn，Sr的质量分数及C，O，Sr的同位素特征探讨成矿过程中的流体性质，并尝试对成矿机制及其过程进行定量模拟。分析表明：①成矿期形成的方解石中Fe，Mn的质量分数明显增高，大部分Mn的质量分数高于1%，是岩浆期后热液作用的反映，利用阴极发光强度可区分不同期次沉淀的方解石；②δ（13C）和δ（18O）的联合变化趋势可定性判别方解石的沉淀机制，结合流体中碳氧同位素背景值可对方解石及与之伴生的多金属矿物沉淀过程进行定量模拟；③不同成矿区具有特定的87Sr／86Sr值区间，该值可作为区分不同端元流体的有利依据。Sr-87Sr／86Sr体系可用于蚀变-成矿体系中的流体／岩石值以及不同来源流体中Sr贡献度的定量计算；④成矿过程均伴随有放射性成因锶加入，古老铝硅酸盐是成矿物质的主要母源。

成矿流体；定量模拟；判别模式；锶同位素；方解石

0 引言

成矿流体来源问题一直是多金属矿床研究的重点，对于深入了解成矿背景、确定有利成矿区具有重要指导作用。不同地质时期流体性质表现出来的多变性是导致成矿流体来源具有多解性的主要原因，而利用与矿石矿物伴生的单矿物进行研究是解决该难点的重要手段之一［1-5］。方解石是与多金属矿物伴生的常见矿物之一，由于能较好记录成矿信息以及其更容易被用于对比分析而受众多学者关注，表现在方解石中的元素含量富集机制、稳定同位素示踪以及成矿过程的定量模拟等方面［6-19］。本文在前人研究基础上，根据多金属矿床中不同阶段形成的方解石中Fe，Mn，Sr的质量分数及C，O，Sr的同位素特征探讨成矿过程中的流体性质，并尝试对成矿机制及其过程进行定量模拟。

1 Fe，Mn的质量分数特征

图1 多金属成矿区方解石Fe-Mn质量分数相关性Fig.1 Diagram showing correlation of Fe-Mn content of varios calcites in polymetallic ore area

Fe，Mn的碳酸盐晶体结构属方解石型，为具原子结构的尖菱面体晶胞，不同于Sr的碳酸盐文石型晶体结构。Fe和Mn主要以＋2价元素的方式赋存于方解石晶格中，其中Ca2＋与Fe2＋、Mn2＋等只能形成有限互溶，Fe2＋-Mn2＋之间可形成完全互溶，有限互溶限制元素在方解石中质量分数的最高上限，而完全互溶的各元素之间可能会形成相互消长的关系［20］。Mn，Fe元素在方解石中的分配系数分别为5.4～1 700和1～20（转引自文献［21］），实验分析表明，Mn在方解石和水溶液之间的分配系数随沉淀速率增加而降低［22］，换言之，某一构造热事件中形成的方解石中应具有较低Mn，Fe质量分数，这一结论与远离矿体的非沉积成因方解石中Mn，Fe的质量分数接近0，且均位于投点图左下角的特征相吻合（图1）。当w（Mn）＜1%（主要为非成矿期方解石），Mn-Fe散点图的相关系数为0.60，表现出相互消长趋势；而当与矿石伴生的方解石（铜钼矿体内的方解石团块）中Mn的质量分数明显增加，最高达3.65%时［8，23］，两者之间的相关性系数降低至0.39；人工合成研究表明，方解石中w（Mn）＜2%［24］。因此，成矿过程中形成的相对富 Mn的方解石很可能是成矿流体信息的反映。Fe，Mn元素作为过渡型元素中的铁族元素，在岩浆体固结过程中随造岩元素的消耗而在残余岩浆中逐渐富集［25］。如兰坪金顶铅锌矿床中早期石英流体包裹体中Mn的质量分数最高为0.022×10-6，而硫化物阶段方铅矿和黄铁矿流体包裹体中Mn的质量分数最高可达26.004×10-6［26］，针对这一现象，前人认为富Mn是岩浆期后热液的特征［8］。Mn的存在形式及含量变化同样可作为pH-Eh条件的定性判别依据，在pH＜7的酸性介质中，Mn以离子化合物的形式溶解于溶液中；Eh值为负时，呈＋2价 Mn的矿物，据此推测晴隆大厂锑矿床成矿环境是碱性还原环境［6］。从Mn的质量分数在不同流体中的分布特征来看，大气水中w（Mn）最高（0.4×10-6），地幔流体中为0.131 7×10-6［27］，海水中接近0。因而大气水热液作用也是导致方解石中w（Mn）增加的主要原因，与铀矿物伴生的方解石Mn的质量分数可达2 040×10-6，远高于该地区非含矿方解石中的最高值（410×10-6）（表1），与成矿流体主要为大气水的结论吻合［28-30］。近年来，阴极发光研究广泛应用于海相碳酸盐岩中成岩蚀变研究。碳酸盐矿物晶体中Mn2＋作为激活剂激活发光，而Fe2＋作为猝灭剂抑制发光，可根据Mn，Fe质量分数的变化判别发光强弱程度［7，21，31-32］；根据不同流体中沉淀的方解石中Fe，Mn质量分数差异导致的阴极发光强度变化［33］（图2a，图2b），可直观鉴别出不同期流体中沉淀的方解石，进而确定与矿化有关方解石的生长阶段［34］。

2 δ（13C）-δ（18O）体系

碳氧同位素研究一直是同位素研究的重点及热点，根据方解石中碳氧同位素组成，地球化学上可以鉴别出3种不同来源的热液流体：①岩浆或深部地壳流体，其δ（13C）与正常地幔值（-9×10-3～-4×10-3；PDB，下同）相近，δ（18O）＝6×10-3～15×10-3（依赖于高温下与流体平衡的岩浆岩和变质岩；SMOW，下同）；②大气降水或地下水，其δ（13C）与沉积有机碳（-30×10-3～-20×10-3）相类似，δ（18O）＜0；③海水，其δ（13C）和δ（18O）值均接近0［35］。虽然碳同位素也被用于判别成矿流体来源，由于其分馏机制太复杂，很难用于成矿流体源区探讨。刘建明等［36］在大量文献资料调研基础上限定了各源区CO2δ（13C）-δ（18O）大致的范围，并分析了成矿流体提供CO2的多种机制，标出了同位素分馏过程中δ（13C）和δ（18O）的联合变化趋势，在判别成矿流体性质中具有一定的指导作用，其结果同矿区成矿研究结论基本吻合（图3）。研究表明，方解石的沉淀主要由于流体混合、去气及水-岩作用导致［35］，并根据流体性质建立起了方解石不同沉淀机制模拟方程，后期被应用于方解石沉淀机制讨论中。分析表明，香花岭锡多金属矿床中成矿早期方解石的沉淀是由于在CO2去气作用中，丢失的碳达到0.05～0.1摩尔分数所致［10］，湖北徐家山梯矿床中与辉锑矿相伴生的方解石则主要由流体与围岩之间的水-岩作用所致［11］。以桂东北地区中生代成矿流体中的碳氧同位素背景值结合与铀成矿相关的方解石中C，O同位素之间存在的负相关性（相关系数r＝0.8）为例（图4）［37］，将 H2CO3作为主要的溶解碳物种，利用瑞利去气模式方程，初步认为该地区方解石和相应铀矿物的沉淀是由于在CO2去气过程中大致丢失了0.45摩尔分数的碳所导致。

表1 桂东北3105铀矿区不同类型方解石的组分对比Table 1 Compsion of various calcites in uranium deposit 3105in Northeast Guangxi

图2 单偏光和阴极发光下的碳酸盐岩显微图像Fig.2 Thin-section photomicrographs of carbonate under plane-polarized light and cathodoluminescence

图3 多金属成矿区方解石中碳氧同位素组成关系图解（底图据文献［36］，有修改）Fig.3 δ（13 CPDBvsδ（18 OSMOW）diagram of calcite from polymetal metallogenic province

图4 CO2逸气引起的方解石沉淀过程中方解石碳氧同位素组成Fig.4 Effect of CO2degassing from a hydrothermal fluid on the isotope compositions of both carbon and oxygen in precipitated calcite during batch Reyleigh degassing-precipitation

3 87Sr／86Sr体系

3.1 判别模式

3.1.1 Sr-87Sr／86Sr体系

从流体中Sr的质量分数分布特征来看，海相流体中Sr的质量分数无疑是最高的，平均值w（Sr）＝8.1×10-6，远高于大气水、变质岩以及花岗岩地区热流体［21，39］。87Sr／86Sr值不因物理、化学和生物过程发生同位素分馏作用，而主要是受到锶来源的控制［40］。幔源锶通过洋中脊热液系统测定其87Sr／86Sr平均值为0.703 5［41］，壳源锶主要由大陆古老岩石风化提供，全球平均值为0.711 9［42-43］。有关海相碳酸盐岩中的87Sr／86Sr研究已较为成熟，已公布了寒武纪以来的海相碳酸盐岩锶同位素值与年龄的LOWESS拟合演化曲线，为确定海相碳酸盐岩地区成矿流体来源提供了参考［44-45］。同时华南花岗岩中的锶同位素趋势面明显受莫霍面深度变化制约，与花岗岩系列、类型分布特征吻合（图5）。华南20个中生代同熔系列花岗岩类的锶同位素特征研究表明87Sr／86Sr值分布在0.705～0.710之间，是以地幔组分为主与华南上地壳端元混合的产物［46］。浅源南岭系列花岗岩的87Sr／86Sr值绝大多数大于东南部深／浅不同来源花岗岩的上限值0.710 0［47］，以诸广山型花岗岩为最低，平均值为0.719 3，关帝庙型则增加到0.722 1［48］。就某一成矿区域而言，浅部流体中Sr的质量分数及87Sr／86Sr值明显受围岩制约［39，49］，因而87Sr／86Sr值可用于判别成矿流体来源。如山东4类金矿床碳酸盐矿物的87Sr／86Sr值分析表明成矿流体主要来自地壳源区，最有可能是由下渗加热的大气水在地壳中环流时通过水-岩反应淋滤交换地壳岩石而获得［50］。诸广—下庄铀矿集区成矿期形成的方解石中87Sr／86Sr值分布在0.717～0.728 之间［12］，与诸广型花岗岩分布区间吻合［48］，表明铀源来自该地区重熔的古老铝硅酸盐。香花岭锡多金属矿床方解石中的Sr-87Sr／86Sr分析表明，成矿早期热液是碳酸盐围岩与区内花岗岩为主的多源Sr混合作用的结果［10］，结合流体中Sr的质量分数变化分析导致富含Sr的囚禁海水中的87Sr／86Sr值增加的原因主要是富放射性成因锶的加入，其来源于古老铝硅酸盐地区［11］。

图5 华南不同类型花岗岩中锶同位素四次趋势面分布图（据文献［47］，修改）Fig.5 The fourth-order trend surface analysis for 87Sr／86Sr of six types of granite in South China

3.1.2 δ（18O）-87Sr／86Sr体系

岩浆或深部地壳高温流体的δ（18O）值明显高于大气水及海水，而不同流体的87Sr／86Sr值存在着明显的差异，因而利用两者的相关性可以定性判别流体类型及作用方式。从O，Sr同位素分布特征来看（图6），同一地区形成的方解石中87Sr／86Sr值总体表现出随δ（18O）值变化而趋于稳定的特征，这一方面与87Sr／86Sr值不具有分馏效应有关，也反映出稳定的成矿物质（流体）来源是成矿的关键。同时δ（18O）-87Sr／86Sr投点图部分表现出随δ（18O）值降低而伴随着87Sr／86Sr值增加的演化趋势（图6左上），表明古老铝硅酸岩地区（放射性成因锶来源区）为后期成矿的主要母源，成矿元素在原始岩石中丰度的高低是决定重熔过程中能否成矿［25］。由于低温成矿（200～250℃及其以下温度）作用，氧同位素值具有随温度增加而降低的趋势，与成矿过程中对应热作用事件有关。

图6 多金属矿床热液方解石的氧、锶同位素组成Fig.6 Oxygen and Strontium isotopic compositions of different hydrothermal calcites from polymetallic deposit

3.2 定量模拟

前人将水-岩反应划分为3种模式，分别为先溶解后沉淀（封闭体系）、先沉淀后溶解（开放体系1）和同时沉淀-溶解（开放体系2）［14-15］，并建立起了大洋中脊玄武岩热液蚀变过程中Sr-87Sr／86Sr体系交换模型，其计算公式为：

封闭体系：

开放体系1：

开放体系2：

式中，W／R为水／岩值；SrR（或SrF）为岩石／流体中原始的 w（Sr）／10-6；Srr（或Srf）为岩石／流体中最终的 w（Sr）／10-6；（87Sr／86Sr）R和（87Sr／86Sr）F为岩石和流体中原始的锶同位素值；（87Sr／86Sr）r为岩石中最终的锶同位素值。其中比较常用的为开放体系2模式，国内学者将其应用于一般热液矿床的研究［18-19］，对确定成矿体系、矿石的沉淀机制以及成矿体系中的流体／岩石比值具有重要意义。由其获得的蚀变成矿体系的Sr-87Sr／86Sr演化图上可以看出，虽然不同成矿区其流体-岩石背景值不同，但蚀变-成矿体系的W／R值存在明显差异。如云南会泽铅锌矿成矿过程中遭受了更强的流体作用（图7），其他2个矿区的 W／R值之间差异较少，但也存在流体作用明显增强的现象。在流体混合导致的87Sr／86Sr值变化研究方面，Stein M et al［51］定量描述了海水与大气淡水混合时其锶同位素组成的变化。由于87Sr／86Sr在成岩成矿过程主要受锶来源的控制，因而可应用于其他流体混合的定量计算，该公式为：

式中，有关物质的浓度cB的单位为mol／L；L为混合后的流体；（87Sr／86Sr）1，2和 Sr1，2分别代表二元流体中87Sr／86Sr比值和Sr的浓度值。假设：某地碳酸盐岩中 流 体 的 （87Sr／86Sr）1＝0.7078，c（Sr1）＝0.0924mmol／L；花岗岩流体中的（87Sr／86Sr）2＝0.7464，c（Sr2）＝0.0015mmol／L。可得到当成矿期沉淀的方解石中87Sr／86Sr＝0.710时，对应的fm＝0.8（图8），表明成矿流体相当于80%的花岗岩中流体与20%的碳酸盐岩中流体的混合。

图7 蚀变-成矿体系Sr-87Sr／86Sr演化图（开放体系2）Fig.7 Evolution diagram of Sr-87Sr／86Sr in the alteration-mineralization system（open system 2）

图8 碳酸盐地区与花岗岩地区流体混合时其87Sr／86Sr比值的变化方式Fig.8 The behavior of the 87Sr／86Sr ratio during fluid mixing of carbonate with ganite terrane

4 结语

（1）与多金属矿物伴生的方解石中Fe，Mn的质量分数明显增高，且两者之间的相关性明显降低，这种富Mn特征可能是岩浆期后的热液特征，富铀碳酸盐岩中Mn的质量分数显著增加，可作为大气水热液作用的判据。根据不同期流体形成的方解石中Fe，Mn质量分数的变化而导致阴极发光强度不同进而区分代表成矿期沉淀的方解石。

（2）碳氧同位素研究方面，单一同位素分馏机制太复杂，但两者的联合变化趋势在成矿流体及方解石沉淀机制的定性判别中具有指导作用，其结果同成矿研究结论基本一致。利用碳氧同位素对方解石沉淀机制的模拟已广泛应用于成矿机制的定量判别，两者的相关变化趋势结合流体中碳氧同位素背景值可应用于方解石及与之伴生的多金属矿物沉淀模拟。

（3）华南花岗岩中的锶同位素趋势面明显受莫霍面深度变化的制约，不同成矿区中的锶同位素值存在明显差异，该值可作为判别古老铝硅酸盐及地幔流体两端元的有利证据。根据不同环境下及流体混合导致Sr-87Sr／86Sr体系变化特征，可将其应用于蚀变-成矿体系的流体／岩石值的定量判别以及不同来源流体中Sr贡献度的定量计算。

（4）成矿过程均伴随有放射性成因锶的加入，在浅源南岭系列花岗岩地区表现最为明显，表明古老铝硅酸盐是成矿物质的主要母源，成矿元素在原始岩石中丰度的高低是决定后期重熔过程中能否成矿的关键。

［1］Larse R B，Jacamon F，Kronz A.Trace element chemistry and textures of quartz during the magmatic hydrothermal transition of Oslo Rift granites［J］.Mineralogical Magazine，2009，73：691-707.

［2］Gagnon J E，Samson I M，Fryer B J，et al.The compostition and origin of hydrothermal fluids in a Nyf-Type granitic pegmatite，South Platte District，Colorado：evidence from LAICP-MS analysis of fluorite and quartz-hosted fluid inclusions［J］.The Canadian Mineralogist，2004，42：1331-1355.

［3］毕献武，胡瑞忠，彭建堂，等.黄铁矿微量元素地球化学特征及其对成矿流体性质的指示［J］.矿物岩石地球化学通报，2004，23（1）：1-4.

［4］双燕，毕献武，胡瑞忠，等.芙蓉锡矿方解石稀土元素地球化学特征及其对成矿流体来源的指示［J］.矿物岩石，2006，26（4）：57-65.

［5］陈小丹，陈振宇，程彦博，等.热液石英中微量元素特征及其应用：认识与进展［J］.地质论评，2011，57（5）：707-717.

［6］陈燊明，黄华斌，聂爱国.贵州省晴隆大厂锑矿锰离子分配特点的初步研究［J］.贵州地质，1989，6（3）：247-252.

［7］黄思静.碳酸盐矿物的阴极发光性与其Fe，Mn含量的关系［J］.矿物岩石，1992，12（4）：74-79.

［8］李荣清.湘南多金属矿床方解石中镁铁锰含量特征及其意义［J］.湖南地质，1995，14（2）：99-105.

［9］Savard M M，Chi G，Sami T，et al.Fluid inclusion and carbon，oxygen，and strontium isotope study of the Polaris Mississippi Valley-Type Zn-Pb deposit，Canadian Arctic Archipelago：Implications for ore gonesis［J］.Miner Deposita，2000，35（6）：495-510.

［10］袁顺达，彭建堂，李向前，等.湖南香花岭锡多金属矿床C，O，Sr同位素地球化学［J］.地质学报，2008，82（11）：1522-1530.

［11］沈能平，彭建堂，袁顺达，等.湖北徐家山锑矿床方解石C，O，Sr同位素地球化学［J］.地球化学，2007，36（5）：479-485.

［12］张展适，华仁民，邓平，等.诸广—下庄铀矿集区成矿过程中水-岩作用的地质地球化学特征［J］.地球化学，2005，34（5）：483-494.

［13］彭建堂，胡瑞忠，蒋国豪.贵州晴隆锑矿床中萤石的Sr同位素地球化学［J］.高校地质学报，2003，9（2）：244-251.

［14］Berndt M E，Seyfried W E，Beck J W.Hydrothermal alteration processes at Midocean Ridges：experimental and theoretical constraints from Ca and Sr exchange reactions and Sr isotopic ratios［J］.Journal of Geophysical Research，1988，93（B5）：4573-4583.

［15］Ridley W I，Perfit M R，Jonasson I R，et al.Hydrothermal alteration in oceanic ridge volcanics：A detailed study at the Galapagos Fossil Hydrothermal field［J］.Geoehimica et Cosmochimica Acta，1994，58（11）：2477-2494.

［16］Spangenberg J，FontbotéL，Sharp Z D，et al.Carbon and oxygen isotope study of hydrothermal carbonates in the zinclead deposits of the San Vicente district，central Peru：a quantitative modeling on mixing processes and CO2degassing［J］.Chemica1Geology，1996，133：289-315.

［17］Zheng Y F，Hoefs J.Carbon and oxygen isotopic covariations in hydrothermal calcites：Theoretical modeling on mixing processes and application to Pb-Zn deposits in the Harz Mountainsm，Germany［J］.Mineral.Deposita，1993，28：79-89.

［18］邓海琳，李朝阳，涂光炽，等.滇东北乐马厂独立银矿床Sr同位素地球化学［J］.中国科学：D辑，1999，29（6）：496-503.

［19］彭建堂，胡瑞忠，邓海琳，等.湘中锡矿山锑矿床的Sr同位素地球化学［J］.地球化学，2001，30（3）：248-236.

［20］Reeder R J.Crystal chemistry of the Rhombohedral carbonate［J］.Rev Mineral，1983，11（1）：1-47.

［21］黄思静.海相碳酸盐矿物的阴极发光性与其成岩蚀变的关系［J］.岩相古地理，1994（4）：9-15.

［22］王烨.锰在方解石和水溶液之间分配系数的实验研究［D］.北京：北京大学，2002.

［23］Kontak D J，Jackson S.Laser-Ablation ICP-MS micro-analysis of calcite cement from a Mississippi-Vally-Type Zn-Pb deposit，Nova Scotia：dramatic variability in REE content on macro-and micro-scales［J］.The Canadian Mineralogist，1995，33：445-467.

［24］Temmam M，Paquette J，Vali H.Mn and Zn incorporation into calcite as a function of chloride aqueous concentration［J］.Geochim Cosmochim Acta，2000，64（14）：2417-2430.

［25］陈国能.成矿元素的离子结构及其在花岗岩成矿过程中的行为［J］.地学前缘，2011，18（1）：89-94.

［26］薛春纪，曾荣，高永宝，等.兰坪金顶大规模成矿的流体过程——不同矿化阶段流体包裹体微量元素制约［J］.岩石学报，2006，22（4）：1031-1039.

［27］徐九华，谢玉玲，王丽君，等.地幔矿物中流体包裹体的微量元素特征［J］.岩石学报，2003，19（2）：307-313.

［28］凌洪飞.论花岗岩型铀矿床热液来源——来自氧逸度条件的制约［J］.地质论评，2011，57（2）：193-206.

［29］张待时，罗毅，夭华.3105地区泥盆系铀成矿特征和成矿条件［J］.铀矿地质，1989，5（5）：277-285.

［30］杜乐天，王玉民.华南花岗岩型、火山岩型、碳硅泥岩型、砂岩型铀矿成矿机理的统一性［J］.放射性地质，1984（3）：1-10.

［31］Pierson B J.The control of cathodouminescence in dolomite by iron and manganese［J］.Sedimentology，1981，28（5）：601-610.

［32］Hemming N G，Meyers W J，Grams J C.Cathodoluminescence in diagenetic calcites：the role of Fe and Mn as deduced from electron probe and spectrophotometric measurements［J］.J Sediment Petrol，1989，59：404-411.

［33］Malcolm W W，Charles Kerans，Phillip E P，et al.Burial diagenesis in the upper Devonian reef complexes of the Geikie Gorge region，Canning Basin，Western Australia［J］.The A-merican Association of Petroleum Geologists Bulletin，1991，75（6）：1018-1038.

［34］Ebers M L，Kopp O C.Cathodoluminescent microstratigraphy in gangue dolomite，the Mascot-Jefferson city District，Tennessee［J］.Econ Geol，1979，74：908-918.

［35］郑永飞.稳定同位素体系理论模式及其矿床地球化学应用［J］.矿床地质，2001，20（1）：57-70.

［36］刘建明，刘家军，郑明华，等.微细浸染型金矿床的稳定同位素特征与成因探讨［J］.地球化学，1998，27（6）：585-591.

［37］石少华，胡瑞忠，温汉捷，等.桂北沙子江花岗岩型铀矿床碳、氧、硫同位素特征及其成因意义［J］.矿物岩石地球化学通报，2011，30（1）：88-96.

［38］李文博，黄智龙，张冠.云南会泽铅锌矿田成矿物质来源：Pb，S，C，H，O，Sr同位素制约［J］.岩石学报，2006，22（10）：2567-2580.

［39］赵平，多吉，谢鄂军，等.中国典型高温热田热水的锶同位素研究［J］.岩石学报，2003，19（3）：569-576.

［40］Aberg G，Wickman T，Mutvei H.用贻贝壳内锶同位素比值作为酸化指标［J］.黄仲杰，译.人类环境杂志，1995，24（5）：265-267，309.

［41］Palmer M R，Elderfield H.Sr isotope composition of sea water over the past 75Ma［J］.Nature，1985，314：526-528.

［42］Palmer M R，Edmond J M.The strontium isotopic budget of the modern ocean［J］.Earth Planet Sci Lett，1989，92：11-26.

［43］吴卫华，杨杰东，徐士进，等.源自青藏高原11条河流的Sr通量、同位素组成及其对海水87Sr／86Sr变化的贡献［J］.中国科学：D辑，2009，39（5）：655-633.

［44］Veizer J，Ala D，Azmy K，et al.87Sr／86Sr，δ13C andδ18O evolution of Phanerozoic seawater［J］.Chem Geol，1999，161：59-88.

［45］McArthur J M，Howarth R J，Bailey T R.Strontium isotope stratigraphy：LOWESS Version 3：Best fit to the marine Sr-isotope curve for 0～509Ma and accompanying look-up table for deriving unmerical age［J］.J.Geol.，2001，109：155-170.

［46］朱金初，沈渭洲，刘昌实，等.华南中生代同熔系列花岗岩类的Nd-Sr同位素特征及成因讨论［J］.岩石矿物学杂志，1990，9（2）：97-105.

［47］王联魁，朱为方，张绍立.华南花岗岩两个成岩成矿系列的演化［J］.地球化学，1982，11（4）：329-338.

［48］王联魁，王谦身，徐文新，等.华南花岗岩分类与锶同位素和莫霍面的关系：花岗岩系列／类型分布与锶同位素趋势面分布和莫霍面深度变化的制约［J］.高校地质学报，2005，11（3）：358-363.

［49］Drake H.Oskarshamn site investigation：Fracture mineralogy of the Gotemar granite，results from drill cores KKR01，KKR02and KKR03［R］.Swedish Nuclear Fuel and Waste Management Co.，2006：3-61.

［50］刘建明，叶杰，徐九华，等.胶东金矿床碳酸盐矿物的碳-氧和锶-铷同位素地球化学研究［J］.岩石学报，2003，19（4）：775-784.

［51］Stein M，Starinsky A，Agnon A，et al.The impact of brinerock interaction during marine，evaporite formation on the isotopic Sr record in the oceans：Evidence from Mt.Sedom，Israel［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，2000，64：2039-2053.

The mineralizing fluid property reflected by gochemical characteristics of calcite in polymetallic deposit

ZOU Ming-liang1，WANG Qi2，LI Jian3，LIANG Yong-dong1，LI Ran1
（1.Research Institute NO.230，CNNC，Changsha410011，China；2.Inner Mongolia Institute of Geology and Mineral Exploration，Hohhot010010，China；3.Institute of geology of Hunan Province，Changsha410014，China）

This paper tries to discuss the mineralizing fluid property during mineralization and simulate metallogenetic mechanism and process quantitatively on basis of characteristics of Fe，Mn，Sr content and C，O，Sr isotope value of calcite from polymetallic deposit.The analysis indicate that 1）the intensity of cathodoluminescence could be used to distinguish calcite of different stages and the content of Fe and Mn increase obviously in calcite during the metallizing phase and the majority content of Mn was more than one percent that is the reflection of postmagmatic hydrothermal activity；2）The precipitation mechanism of calcite could been distinguished qualitatively based on the conjuncture variational tendency ofδ13C andδ18O value and combined with theδ13C andδ18O value in fluid precipitation process of calcite and polymetallic minerals associaed with the calcite could been simulated quantitatively；3）each metallogenic provinces have specific87Sr／86Sr value range which is the basis for distinguishing the end fluid.The Sr vs87Sr／86Sr system could been used to calculate the fluid-rock ratio value and contribution of Sr content from different fluid in alteration-mineralization system quantitatively.4）The radioactive Sr is involved with the mineralization and ore materials are derived from the paleo-aluminosilicate rocks.

mineralizing fluid；quantitative simulation；discrimination model；strontium isotopic；calcite

P575.3；P618.4

A

1001-1412（2012）04-0391-08

10.6053／j.issn.1001-1412.2012.04.001

2011-12-04；改回日期：2012-10-08；

余和勇

邹明亮（1983-），男，硕士研究生，主要从事成矿流体方面研究工作。E-mail：zoumingliang2001＠163.com