中国地质大学考博矿床学题目及答案要点

一、以你熟悉的矿床为例，说明矿床的野外和室研究方法、步骤与容。

矿产是人类社会赖以生存和发展的一种物质基础。人类在很早以前已经懂得开发利用天然矿物资源。随着生产力的发展和社会生活的进步，人们对矿产开发的规模不断扩大，大矿床利用的程度不断提高。这就要求我们要加强对矿床的学习，认真掌握矿床的野外和室研究方法、步骤与容。现在以夹皮沟金矿为例，简要说明矿床的野外和室研究方法、步骤和容。

在确定研究区和研究矿种后，应该尽快查阅前人有关的研究成果，确定研究重点和野外工作的主要任务，避免做重复无用的工作，然后进行野外工作。

⑴野外研究

野外地质调查研究是一切矿床研究工作的基础，也就是说，对矿区现场观测仍是最基本的研究方法。离开了基础地质研究，其他的研究都是空中楼阁，无从谈起。野外观测的容一般包括，①了解矿床产出的构造背景，以及区域地层、构造、岩浆岩特征及其与矿化的关系。

②通过现场观测和编录，测制大比例尺地质图、剖面图和必要的地质素描图，查明矿区地层、构造、岩浆岩特征与矿化的关系。③通过现场的观测了解矿体的形态、大小，并测量矿体的产状。通过矿石的物质组分、组构及共生矿物特征，确定矿物生成顺序及矿化期次。并在此基础上采集一定的样品，以方便室工作的进行。

⑵室研究

野外观测是矿床研究的基础，但为了更加深入的研究矿床，必须对野外采集标本和样品进行处理，并借助各种仪器进行微光鉴定、测试分析，了解矿石的矿物成分、矿石组构、矿石和矿物的化学成分。一般室研究主要包括①利用显微镜，鉴定矿石中矿物成分、含量及相互关系，进一步确定矿物生产顺序和成矿其次的划分。②通过化学分析和仪器分析，查明矿石中常量元素、微量元素含量。为矿床的规模，矿体形态的圈定、有用矿物的分离与富集提高依据，为矿床成因提供佐证。③通过测定流体温度，估算成矿流体的盐度、密度和压力，并测定成矿流体的气液相成分，探讨成矿流体的来源。④利用同位素质谱计测试样品中的稳定同位素和放射同位素，估算成矿温度，确定成岩、成矿时代，判断成矿物质来源，为矿床成因，找矿预测提供可靠依据。

现以夹皮沟矿区为例讲述野外和室研究方法、步骤和容。例如夹皮沟矿区位于华北地台北缘东端，天山～阴西构造带东端北缘与新华夏第二隆起带广才领南端东缘交接地带，为辉发河华夏式构造与东西构造带的复合部位。

受NE挥发河、两江断裂和NW夹皮沟断裂控制形成了多条弧形挤压变质带。该区域主干控矿断裂指贯穿全区总体走向NW的夹皮沟－大砬子弧形断裂带。该断裂带由多条NW向断裂带复合而成，主要发育于群变质岩地层及其与古生代－中生代花岗岩杂岩体的外接触带中，在片麻岩、岩（夹砂岩）及片岩中形成挤压片理化破碎带及挤压扁豆体，带岩石可分成碎裂岩系列及糜棱岩系列，显示其经历了长期、多次、不同性质（如韧性和脆性）的构造形变。该复合断裂带中有较新的硅质成分，如伟晶岩脉、闪长岩体侵入，也有其他脉岩，如辉绿岩脉和霏细岩脉注入。夹皮沟矿体的形态主要为脉状、似脉状、扁豆状和板状矿体为主。区域金矿床均分布在该断裂带两侧，包括夹皮沟本区、三道岔、二道沟、八家子、四道岔、板庙子等金矿床和王家店子等金矿点。矿体大致走向分为NE、NW和SN 向。矿体或矿化带两侧围岩均有不同程度、不同类型的热液蚀变作用。由于围岩物质成分的差异，蚀变类型有所不同，几种蚀变作用常伴生。主要的围岩蚀变为硅化、碳酸盐化、黄铁矿化、绿泥石化，及绢云母化等。其中黄铁矿化与成矿关

系密切。通过镜下观察和电子探针测试，发现夹皮沟矿区的金属矿物主要有自然金、黄铁矿、黄铜矿，次要矿物有方铅矿、闪锌矿、磁铁矿、磁黄铁矿、辉铋矿、白铁矿、白钨矿、黑钨矿等。脉石矿物：主要为石英，次为绿泥石、绢云母、方解石等。黄铁矿可分为早、晚两期，早期黄铁矿呈半自形、自形晶，浸染状、条带状和团块状构造;晚期黄铁矿呈微晶它形粒状集合体，呈脉状穿切和交代早期黄铁矿(脉)，是金的主要载体。然金主要分布十黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿与黄铁矿接触处、黄铁矿裂隙中、黄铁矿与脉石接触处。并将成矿阶段划分为石英阶段、石英～黄铁矿阶段、多金属硫化物阶段和石英～碳酸盐阶段。其中多金属硫化物阶段有矿化关系较为密切。从稀土元素特征显示，夹皮沟地区花岗岩存在两类特征有所区别的花岗岩，与之相对应夹皮沟也明显存在两组稀土特征有所差异的含矿石英脉。矿石-花岗岩标准化及稀土含量特征显示：夹皮沟金矿存在两期独立成矿作用，结合锆石U-Pb测年结果，分别对应于晚元古代-早太古代和中生代燕山期。因此、在成矿靶区预测中，只要有花岗岩体，加之合适的构造断裂存在，便有成矿的可能，并不局限于燕山期花岗岩体接触带。石英脉矿石的稀土元素特征与花岗岩高度一致，而又局部相似于变质地层稀土元素特征，一方面反映了热液作用过程中稀土元素没有发生明显迁移活动，表明岩浆热液流体为主要成矿流体，提供主要成矿物质，有少量变质热液参与成矿；另一方面可以得出两期石英脉受地层混染程度不一致，中生代燕山期石英脉受地层混染作用更为强烈。夹皮沟地区花岗岩中的SiO2与多数主量元素之间存在良好的负相关，说明他们为一组同源岩浆演化的产物，但是K2O含量与SiO2的负相关，则表明夹皮沟地区花岗岩高钾特征可能不是岩浆分异演化的结果，而是源区固有特征或遭受后期钾化蚀变导致。联合前文中石英脉中Au的富集与K呈负相关，由此可以说明，Au

矿脉硅化过程中，K元素不断的被交代作用带出，在花岗岩岩浆中沉淀下来，导致石英脉富集花岗岩钾化现象显著。通过夹皮沟金矿的年龄测试得出该其成矿年龄应该在253.7～206.7Ma，为中生代印支期成矿。太古宙花岗岩及一系列构造岩浆及变质作用为中生代成矿提供良好的矿源层，后期燕山期花岗岩的喷出，对矿脉进行改造和叠加。因此，夹皮沟成矿带的金成矿作用，虽然有诸多控矿因素存在，但是，岩浆岩岩体的作用最为显著，它即是区金成矿作用的源泉，又是金成矿作用动力来源。简言之，夹皮沟金矿是属于中生代印支期岩浆热液矿床。夹皮沟金矿床H、O同位素分析结果见表1，其中δD值的变化围在-108～-80‰之间，δ18O石英(‰)的围在9.1～14.4‰之间，以富18O为特征。根据公式(1)和(2)，计算得矿物水的18O H2O‰变化围是：-9.094803～7.2888655‰。从夹皮沟金矿δD对δ18O的图解看六个矿区数据投影点均落入岩浆水的左下侧和大气降水

之间的区域，这反映了这六个矿区金矿床的成矿流体应具有相同的来源和演化历史，即成矿热液应该主要是岩浆水，但是由于夹皮沟断裂带，后期受大气降水影响。夹皮沟金矿δ13C CO2值介于-5～-1.9‰之间，明显高于有机质(平均‰，Schidlowski,1998)，低于海相碳酸盐δ13C CO2围(平均～‰，Hoefs,1997)，

结合该矿床的成矿地质背景，判定成矿流体中碳的有机来源，流体包裹体中的δ13C

值与岩浆系统δ13C CO2围(平均～，Hoefs,1997)最为接近，而CO2

与大气CO2、淡水CO2、和地壳总碳等有接近或部分重叠，由此表明成矿流体中的碳可能主要来源于地幔，部分来自海相碳酸盐。夹皮沟矿区的34S数值，其变化围从1.3‰～9.6‰。平均值为5.45‰，由此可以看出夹皮沟金矿床整体具有深源硫的特征，即硫主要来源与深源岩浆，但在后期构造运动中，夹皮沟矿区的矿石铅同位素投影点大多落在造山带与下地壳之间。