成矿流体地球化学特征

地质流体在成矿过程中起了哪些重要作用~

不同类型的流体特征及其成矿机制，而在具体的成矿过程中，构造对成矿起着至关重要的作用。成矿物质由分散到富集并形成矿床的过程受多种地质因素控制，其 中，构造和流体起了重要的作用。从构造与流体的相互关系看， 在成矿过程中，构造是控制一定区域中各地质体间耦合关系的主导因素，是驱动流体运移的主要动力。各种构造形迹如断层、裂隙、角砾岩带等为地球内部流体的运移提供通道，其扩容空间是含矿流体大量停积和沉淀出矿石的场地。同时，构造应力对岩石的力学、物理性质也发生影响，从而影响流体在岩石中的流动状态、速率和水－岩作用过程。 俯冲带作为流体活跃的场所一直被关注。俯冲带内流体流动受岩石渗透性、俯冲速率、俯冲带热结构及流体性质以及地球化学众多因素的影响。大陆地壳在俯冲过程中，随着变质程度的升高，部分含水矿物相继分解，会有流体释放出来。当俯冲深度为40￣50km时，俯冲陆壳岩石中大量低级变质含水矿物（如绿泥石、绿帘石、阳起石）会脱水，并从俯冲陆壳逸出，形成大规模流体流。在俯冲深度为50￣100km时，变镁铁质岩石中的角闪石分解并释放出水，由于变镁铁质岩石在陆壳中所占比例较少，因此，这一阶段释放的水不能形成大规模的流体流。但形成局部循环，并加速变镁铁质岩石及其互层或邻近围岩的变质反应。在俯冲深度＞100km的超高压变质阶段，仅有少量的含水矿物分解。这时俯冲陆壳内只可能有少量粒间水存在，导致俯冲陆壳与周围的软流圈地幔不能发生充分的相互作用。俯冲带作为矿物质堆积、交换以及地球化学分馏的重要场所，加之流体对俯冲带地球化学特征演化的重要作用，使其成为重要的成矿构造环境。 剪切带是构造－流体活动的另一种重要的表现形式。深层次的韧性剪切带中形成的原生富气相的变质流体，随着流体向上运移，在韧脆性剪切带中，即过渡带，岩浆流体改造并稀释变质流体，形成以岩浆流体为主的混合成矿流体。在脆性剪切带中，碎裂岩、角砾岩带构建出明显的减压空间域，深部成矿流体则向低压区扩散、渗透，甚至涌入，并发生与地壳浅部地下水的混合，流体与围岩的交代反应，是成矿的最活跃时期。在剪切带中，成矿主要与脆性变形有关，其中剪切带过渡带，即韧性剪切变形向脆性剪切变形转变至关重要。目前研究比较多的是剪切带中流体与金矿成矿作用的关系，形成的金矿类型为热液型含金多金属矿，蚀变岩型金矿和石英脉型金矿。 在整个的成矿作用过程中，构造和流体是相互作用的控矿因素。构造在总体上对流体的运移起着控制作用；而在特定的空间、时间条件下，流体又表现为十分活跃的地球物质，对构造作用发生物理和化学效应，其强大的能量可突破构造的束缚和局限，并产出新的构造形式。总之，构造和流体的相互作用控制着成矿物质的运移和富集状态。

曾多次出访美国、日本、德国、丹麦等国家和香港和台湾等地区，并在国际性学术会议上多次进行学术报告。1997．Symposium on Coastal Ocean Resources & Environment‘97(97年海岸海洋资源与环境学术研讨会)（香港科技大学）, 任会议组委会委员, 并做学术报告“粤中长坑大型金银矿赋矿硅质岩地球化学特征及其成因意义”；2000．Symposium on Coastal Ocean Resources & Environment‘2000（2000年海岸海洋资源与环境学术研讨会）（台湾高雄中山大学）, 任分会场主持人；2001. The 3rd World Chinese Conference on Geological Sciences(第三届世界华人地质科学讨论会)（香港大学），做学术报告“N2-Ar-He, δD-δ18O and 87Sr/86Sr composition as a tracer of ore-forming fluids: a case study on Changkeng Au-Ag deposit, China”；2002．The 4th World Chinese Conference on Geological Sciences(第四届世界华人地质科学讨论会)，任学术委员会副主任和分会场主持人； 做学术报告“粤北大宝山铁矿不是海底黑烟囱沉积物：来自微量元素的证据”；2002．全国包裹体及地质流体学术研讨会，任学术委员会委员；做学术报告“粤北凡口超大型铅锌矿热液碳酸盐矿物微量元素和C，O，Sr同位素组成及其矿床成因”；2003. 13th International Goldschmidt Geochemistry Conference( 第13届国际Goldschmidt地球化学大会，日本仓鳌)，做2次学术报告：（1）REE and C, O and Sr isotopic compositions of hydrothermal carbonate minerals from Fankou superlarge Lead Zinc deposit, China；（2）Trace gaseous compositions in fluid inclusions as indicators of ore-forming fluid sources and processes: a case study on Songxi large-scaleAg(Sb) deposit, China；2004. 第二届全国成矿理论会议，任组委会委员和分会场主持人；做学术报告”微细浸染型金矿激光微区Ar-Ar原位定年“； 2005.8．Eighth Biennial SGA Meeting （第八届国际矿床地质学大会），任第二分会场“Basin evolution: base and precious metal mineralization in sediments“主持人，做学术报告“Trace gaseous tracing systematics of ore-forming fluid: A case study from Songxi large-scale Ag(Sb) deposit, China”；2005.11． 全国第八届同位素地球化学会议，任矿床地球化学分会场主持人，做主题学术报告（keynote speaker）“CCSD石英脉和东海水晶巨晶流体包裹体及其惰性气体同位素组成“;2005.12. 全国大洋地球科学与环境科学发展战略研讨会, 做学术报告“海底热液硫化物中的贵金属矿化和惰性气体地球化学研究进展”；2006.5． Asia Current Research On Fluid Inclusion First Meeting (ACROFI I)（亚洲首届流体包裹体会议）, 做2次学术报告，其中主题报告为（keynote speaker）” Crust-mantle Interaction in the Ailaoshan Gold Belt and Its Contribution to Gold Mineralization: A Case Study of Daping Gold Mine in Yunnan Province, China”; 另一次为“Noble Gas Isotopic Composition of Cobalt-rich Ferromanganese crusts from Submarine Seamounts of Pacific Ocean and Its Geological Applications for Genesis”；2006.11．2006年全国岩石学和地球动力学会议做学术报告“峨眉山大火山岩省白马寨铜镍硫化物矿床PGE地球化学和Re-Os定年”；2006.11．中国大陆科学钻探（CCSD） 国家973项目学术讨论会，做学术报告“CCSD 榴辉岩中磷灰石的出溶矿物及其地质意义”;2006.11．全国第八次矿床学会议, 任组委会委员, 分会场主持人, 做主旨学术报告（keynote speaker ）“粤中长坑大型金银矿床成因和成矿模式”；2007.1. 国家973项目2006年学术报告会, 做大会学术报告” 哀牢山金矿带成矿模式及与典型造山型金矿带的对比”；2007.3. International Symposium on Crustal-Mantle Evolution and Mineralization(壳幔演化和成矿国际学术研讨会), 任会场主持人,并做大会特邀学术报告” Characteristics and Metallogenic Model of Ailaoshan Cenozoic Orogenic Gold Belt, China”2007.4. 第十一届全国矿物学岩石学地球化学年会, 任会场主持人, 做主题报告(keynote speaker)” 哀牢山大坪剪切带型金矿富CO2成矿流体特征及其金矿成因意义”;2007.12. 第三届全国成矿理论和找矿方法学术讨论会, 任分会场主持人，做主题学术报告(keynote speaker)” 云南大坪喜山期造山型金矿成矿流体地球化学和地质年代学”;2008.1. 国家973项目2007年学术报告会, 做大会学术报告” 喜山期碰撞造山型金矿成矿特征和成矿模式：以哀牢山金矿带为例”;2008.3. 2008年华南及南海地区矿产资源和环境学术研讨会, 任大会秘书长, 并做主题学术报告”粤中长坑大型金银矿成矿模式”.

流体是热液矿床形成的必要条件，是成矿物质的主要载体，而流体包裹体作为被保留下来的成矿流体，是矿床学研究的重要对象。利用流体包裹体的研究可以揭示有关成矿流体的温度、压力、组成以及来源等有关流体活动的重要信息，从而了解成矿过程中的物质运移过程、物理化学条件的变化，探究矿床的成因、成矿物质来源及成矿演化。

本次研究工作主要通过对含矿石英及方解石脉包裹体温度和成分测定，了解哈达门沟金矿成矿流体特征，揭示金矿床形成过程中成矿流体的产生、运移、成矿物质卸载并富集成矿的机制。

一、样品的采集、制备和测试技术方法

本次研究在详细的野外地质工作基础上，分别采集了哈达门沟113号脉、13号脉、32号脉深部含金石英脉、含金石英-钾长石脉和石英方解石脉，包裹体样品均采自各个矿床（点）的地表露头和井下采矿坑道。全部研究工作共采集包裹体样品65件，磨制双面抛光的包裹体片45片。经过细致的显微镜下观察，可供显微测温的较少，共计18片。其中113号脉共计12片（黄铁矿-石英阶段H11343，H11314；石英多金属硫化物阶段H11324，H11334，H11341，HSG4，11312；石英方解石脉阶段11303，11304，11305，11306，11308），13号脉3片（地表107线11坑西口含矿石英脉HDM13-1，578中段CM139石英-硫化物脉H1303，深部ZK131-9钻孔503米矿脉处HDZK13），32号脉2片（五中段以上含矿石英脉H32-1，五中段含矿石英脉H32-4），313号脉1片（313号脉地表179线矿化膨大富集处含矿石英脉LBG5）。

包裹体片的制备在河北廊坊市科大岩石矿物分选技术服务有限公司完成的。包裹体片的观察、照相和显微测温工作在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室完成，实验由陈伟十工程师完成。

测试主要流程如下：首先利用光学显微镜观察流体包裹体岩相学特征，划分包裹体类型和共生组合，并圈定包裹体较大且集中区域开展显微测温工作，使用仪器为英国Linkam公司生产的THMSG600型冷热台，可测温度范围在-198℃～＋600℃之间，均一温度误差±1℃，冰点温度误差±0.1℃。在测温之前利用标准样品对冷热台进行了温度校准，包裹体测温时，设置的升温/降温速率一般为10℃/分钟，在相变点温度附近，升温/降温速率降到＜1℃/分钟。测温时先冷冻后加热，NaCl-H₂O包裹体获得冰点温度（T_mi）及均一温度（T_h），含CO₂包裹体先后获得CO₂固相初熔温度（T_m（CO），CO₂笼形物熔化温度（T_c1）、CO₂相部分均一温度（T_h（CO）和完全均一温度（T_h）。

二、流体包裹体岩相学特征

镜下观察发现，含金石英脉及石英方解石脉中均分布有大量的原生流体包裹体，包裹体分布很不均匀，它们或沿石英和方解石生长愈合裂隙中呈定向排列，或孤立面状分布。包裹体个头一般较小，其长轴多集中在5～13μm之间，少数＞20μm；包裹体形态一般为椭圆形、多边形、不规则状或负晶形。根据包裹体相态特征，将原生包裹体分为气液两相包裹体（Ⅰ类）和含CO₂包裹体（Ⅱ类）两类。

1.气液两相包裹体（Ⅰ类）

在所有测试样品中比较发育，很常见，由气相（V_H）和液相（L_H）组成，气液比5％～30％，多数为5％～15％，个别样品可达30％，可见不同气液比的两相包裹体共存于一个视域（图3-11）。在升温过程中，该类包裹体都均一到液相，极个别包裹体在降温过程中气相不再出现，可能是包裹体破裂的缘故。

2.含CO₂包裹体（Ⅱ类）

数量相对较少，室温下可见呈现两相（V_CO和L_H，但降温后出现三相的含CO₂包裹体，部分此类包裹体由V_CO，L_CO和L_H三相组成，镜下成 “双眼皮”（图3-11）。CO₂相的体积分数最高达95％，最小为7％，多数为10％～25％。在升温过程中，气相CO₂逐渐缩小，先部分均一到液相L_CO，继续升温均一到液相L_H，也有部分样品先部分均一到气相V_CO，继续升温都均一到液相L_H。

三、显微测温结果

流体包裹体显微测温结果（表3-9）表明，113号脉Ⅰ类包裹体均一温度变化范围在162～317℃之间，主要集中在190～240℃和270～280℃两个温度区间，以前者峰值明显（图3-12），平均为230.7℃。包裹体冰点温度在-0.3～-11之间，相应的盐度为0.53％～14.97％ NaCl_eq，集中在13％～15％ NaCleq之间（图3-13），平均9.00 NaCl_eq，密度在0.75～0.98g/cm³（图3-14）；Ⅱ类含CO₂包裹体，在加温的过程中初熔温度在-56.6℃～-62.3℃之间，低于纯CO₂的三相点温度-56.6℃，表明含有少量的CH₄或N₂（Shepherd et al.，1985；张文淮等，1993；刘斌等，1999；卢焕章等，2004）。升温过程中，该类包裹体中普遍见到了CO₂笼形物存在，CO₂笼形水合物熔化温度0.1℃～9℃，换算得到的包裹体水溶液盐度为2.02％～13.98％NaCl_eq，峰值6％～12％ NaCl_eq（图3-13），CO₂相部分均一至液相方式为主，部分均一温度为3.7℃～31.3℃；少部分样品部分均一到气相，部分均一温度29.6℃～30.3℃；完全均一温度为172℃～314℃，主要集中在220℃～300℃之间（图3-21），平均为260.8℃，密度在0.76～0.96 g/cm³之间（图3-14），包裹体盐度和密度的计算办法参照卢焕章（2004）和刘斌等（1998）。

13号脉Ⅰ类包裹体均一化温度变化范围在151℃～303℃之间，主要集中在190℃～240℃和270℃～280℃两个温度区间，以前者峰值明显（图3-12），平均为220.7℃，冰点温度在-6.6℃～-15.9℃之间，相应的盐度为9.98％～19.37％ NaCl_eq，集中在12％～18％ NaCl_eq之间（图3-13），平均14.89％ NaCl_eq，密度0.86～1.15g/cm³（图3-14）；Ⅱ类含CO₂包裹体，在加温的过程中初熔温度在-56.6℃～-58.7℃之间，低于纯CO₂的三相点温度-56.6℃，表明含有少量的CH₄或N₂。升温过程中，该类包裹体中普遍见到了CO₂笼形物存在，CO₂笼形水合物熔化温度2.1℃～8.6℃，换算得到的包裹体水溶液盐度为2.42％～13.13％ NaCl_eq，峰值6％～8％ NaCl_eq（图3-13），平均7.86％ NaCl_eq，CO₂相部分均一至液相方式为主，部分均一温度为3.7～29.6℃；少部分样品部分均一到气相，部分均一温度21.4～29.6℃；完全均一温度为190～297℃，主要集中在190～240℃之间（图3-12），平均为229.6℃，密度在0.75～0.95 g/cm³之间（图3-14）。

图3-11 哈达门沟金矿床石英方解石流体包裹体显微照片

图3-12 哈达门沟金矿床流体包裹体均一温度直方图

32号脉Ⅰ类包裹体均一化温度变化范围在166～265℃之间，主要集中在160～210℃和220～250℃两个温度区间（图3-12），平均为221.15℃，包裹体冰点温度在-4℃～-22.9℃之间，相应的盐度为6.45％～18.3％ NaCl_eq，其中有一个大于23.18％ NaCl_eq，主要集中在12％～16％ NaCl_eq之间（图3-13），平均13.49％ NaCl_eq，密度在0.89～1.10 g/cm³之间（图3-14）；Ⅱ类含CO₂包裹体，在加温的过程中初熔温度在-56.6～-58.1℃之间，低于纯CO₂的三相点温度-56.6℃，表明含有少量的CH₄或N₂。升温过程中，该类包裹体中普遍见到了CO₂笼形物存在，CO₂笼形水合物熔化温度4.3～6.1℃，换算得到的包裹体水溶液盐度为5.94％～12.1％NaCl_eq，峰值7％～9％ NaCl_eq（图3-13），平均8.42％ NaCl_eq，CO₂相部分均一至液相，部分均一温度为22.2～30.3℃；完全均一温度为192～304℃（图3-21），平均为240.7℃，密度在0.78～0.96g/cm³之间（图3-14）。

313号脉仅一件样品8个测点，均为Ⅰ类包裹体，共测得7个均一温度和一个爆裂温度值，其范围为204～326℃，主要集中在两个区间：230～270℃和310～330℃（图3-12），冰点温度在-3.5～-10.7℃之间，相应的盐度为5.71％～14.67％ NaCl_eq，平均8.43％ NaCl_eq，密度在0.76～0.92g/cm³之间（表3-9）。

图3-13 哈达门沟金矿床流体包裹体盐度直方图

另外从表3-9可以看出，113号脉在黄铁矿-石英阶段的平均温度为243.3℃，平均盐度为9.17％NaCleq；多金属硫化物阶段的平均温度为258.9℃，平均盐度为9.27％ NaCleq；石英-碳酸盐阶段平均温度为219.2℃，平均盐度为8.53％ NaCleq，表现出主成矿阶段相对其他两个阶段温度和盐度相对较高的特点。

表3-9 哈达门沟金矿床石英方解石流体包裹体显微测温结果表

续表

注:测试单位为中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室。 V—包裹体气相;L—包裹体液相;V-L—两相气液包裹体;CO₂—二氧化碳包裹体;↑—升温;↓—降温;→V_CO—CO₂包裹体部分相均—为气态二氧化碳; →L_CO—CO₂包裹体部分相均一为液态二氧化碳;→H₂O—完全均一为H₂O;→CO₂—完全均一为CO₂。

从以上测温数据可以看出，矿区各矿脉温度和盐度比较相近，表现出中温、低盐度和低密度的特点，总体上Ⅰ类包裹体盐度集中分布在5％～15％ NaCl_eq之间，密度在0.75～0.98 g/cm³之间，均一温度为160～300℃；Ⅱ类包裹体盐度集中分布在6％～12％ NaCl_eq和13％～14％ NaCl_eq之间，均一温度为220～300℃（表3-9，表3-10）。

图3-14 哈达门沟金矿床流体包裹体均一温度-盐度-密度图解

四、流体压力估算

以往研究利用等值线法、低-中盐度NaCl-H₂O溶液等容线法、CO₂-H₂O体系相图求压力，得出压力值为761×10⁵ Pa，820×10⁵ Pa和（375～765）×10⁵ Pa（平均为543×10⁵ Pa）（中国人民武装警察黄金指挥部，1995）。

由于在哈达门沟金矿区矿石中经常可以见到晶洞、晶簇构造，代表一种开放体系环境，其成矿流体压力介于静水与静岩压力之间，接近静水压力，本次依据邵洁莲（1988）提出的经验公式计算其捕获压力及成矿深度，求得成矿压力为（139～366）×10⁵ Pa，同以往计算比较，压力偏低，换算成相应的深度，静岩深度为0.515～1.354 km，静水深度为1.39～3.66 km（表3-10）。

表3-10 哈达门沟金矿床成矿流体主要参数表

总之，哈达门沟金矿石英脉成矿温度在160～300℃范围内，成矿温度集中在200～280℃之间，成矿压力（平均值）在（139～366）×10⁵ Pa之间，集中在（198～252）×10⁵ Pa之间，对应的成矿深度为1.5～3 km（静水）。

五、流体成分

（一）流体包裹体激光拉曼测试

包裹体片激光拉曼测试在中国地质科学院矿产资源研究所流体包裹体实验室完成。首先利用光学显微镜观察流体包裹体岩相学特征，划分包裹体类型和共生组合，并圈定包裹体较大且集中区域开展显微激光拉曼测试工作。流体包裹体激光拉曼测试是在徐文艺研究员的协助下由作者完成，使用仪器为英国Reinshaw公司生产的System-2000型显微共焦激光拉曼光谱仪，有关工作参数为：光源采用Ar＋激光器，波长为514.5 nm，激光功率为20 mW，光谱分辨率为1～2 cm^-1，内置CCD探测器。

结果表明，除了石英的特征峰外，Ⅰ类包裹体液相成分以H₂O为主，气相中除H₂O峰外，还可见到CO₂峰；Ⅱ类包裹体水溶液相以H₂O为主，含CO₂气相和液相均可见到H₂O和CO₂的特征峰（图3-15），但都未检测到其他挥发分（如CH4或/和N2），可能是由于检测时所用激光功率较低的原因造成的。

图3-15 哈达门沟金矿床流体包裹体拉曼光谱分析

（二）包裹体群体分析

包裹体群体成分分析是在中国地质科学院矿产资源所包裹体室完成，气体成分分析用日本岛津公司GC2010气相色谱仪和澳大利亚SGE公司热爆裂炉完成，液相成分用日本岛津公司HIC-6A型离子色谱仪完成。

包裹体气相色谱分析的测试流程如下：将纯度大于95％，粒度为40～60目石英单矿物放入100ml烧杯中，加20 ml王水，在电热板上80℃～90℃保温3小时。倒去残余酸并用水清洗，洗至洗涤液电导与Mili-Q水电导一致，水浸泡过夜（除去吸附在样品表面及样品晶格内的残余酸）。倒去浸泡液，加入水，用超声波清洗器清洗样品数分钟，立即抽滤，并用水洗涤数次，样品置于器皿中，于80℃烘干，放入干燥器中保存备用，继续对样品进行吹扫15min，在色谱工作站TCD通道观测到空气和H₂O出峰完毕，在500℃温度下对样品进行爆裂15 min，然后开始色谱分析流程。具体的测试流程详见杨丹等（2007）的文献。

样品的液相离子色谱分析流程如下：取清洗干净的样品1g在马福炉中爆裂10 min，石英样品的爆裂温度选择500℃，然后加入5 ml蒸馏水、超声离心（震荡10分钟）；最后取离心后的清液到离子色谱中测量阴离子、阳离子成分。淋洗液是2.5 mM邻苯二甲酸-2.4 mM三（羟）甲基氨基甲烷；流速为阴离子1.2 ml/min，阳离子1.0 ml/min。

哈达门沟金矿床矿石的石英流体包裹体的气相和液相组成见表3-11和3-12。从表3-11可以看出，包裹体气相成分中均以H₂O（66.56％～89.81 mol％）和CO₂（5.64％～16.74 mol％）为主，其次为N₂，O₂，含微量的CH₄，C₂H₆，C₂H₂和C₂H₄等。其中，H₂O的含量在气相组分中占有绝对优势，H₂O＋CO₂含量都大于90mol％，这与上述激光拉曼测试结果中主要显示为H₂O和CO₂的特征峰相吻合。CO₂/CH4特征值141.39～407.10，说明成矿期的环境处于弱氧化状态。CO₂/H₂O比值0.0085～0.252，说明成矿热液以水为主。R/O为包裹体气相组分还原参数，其大小指示还原性的相对强弱，比值为0.004～0.006，反映了成矿阶段偏氧化的状态。

表3-11 哈达门沟金矿床各类岩（矿）石流体包裹体的气相组成（mol％）及特征比值

注：测试单位中国地质科学院矿产资源所包裹体室。“-” 为未检出结果，R/O＝（C₂H₆＋CH₄）/CO₂。

从表3-12中可以看出，包裹体液相组分中阴离子以Cl^-和 为主，Cl^-为7.12～26.59μg/g， 在4.90～53.77μg/g之间，含量变化较大， 比值在0.33～2.03之间，还有少量的 和F^-，微量Br^-；阳离子以Na^＋，K^＋和Ca^2＋为主，Na^＋为6.79～33.64μg/g，K^＋为2.42～6.53μg/g，Ca^2＋在5.68～26.17μg/g之间，含量变化明显，K^＋/Na^＋为0.185～0.828，表现为Na^＋＞K^＋，含少量Mg^2＋，因此成矿流体应属于Na^＋-Cl^-- 型流体。说明Cl^-在成矿中曾发挥重要作用，它可以与Au形成氯的配合物而迁移， 的存在说明当时流体可能为弱氧化状态。

表3-12 哈达门沟金矿床各类岩（矿）石流体包裹体的液相组成（μg/g）及特征比值

注：测试单位中国地质科学院矿产资源所包裹体室。取样温度100～500℃。

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巫溪县19271999173： 矿床成因的研究方法 - ？
木信奥利： 首选,要填好矿区地质图,分辨出控矿地层、构造、岩浆岩以及矿化蚀变.在剖面上查明矿体受什么控制(断裂、褶皱、岩体、地层).其次,系统地采集标本、薄片、光片(矿体) 包裹体片(少数))、挑单矿物、对全岩或单矿物作化学分析(主量、微量、稀土、同位素).第三,收集矿区地球化学、地球物理资料. 第四,对矿区蚀变带进行详细划分,蚀变对围岩的影响,什么物质带入、什么物质带出;蚀变与矿化的关系;蚀变发生时的物理化学条件;蚀变的矿物特征(标型:形态、成分、物性特征);成矿期次的确定.对于热液矿床,最好的话能做出流体运移路径.与岩浆有关的矿床要研究岩浆分异过程、揭顶时间. 最后,室内综合研究. 大致就是这些,具体矿床具体分析吧

巫溪县19271999173： 如何勘探温泉 - ？
木信奥利： 温泉资源勘查主要进行三方面的工作:一是基础地质勘察,搞清楚地质单元与构造逻辑关系,首先判断温泉的赋存基本条件,如果没有最基本的环境,即地下无温泉资源;二是利用地球物理和地球化学的方法圈定地下深部构造关系及其成矿区域;三是钻探与综合分析,获取地下水温度、压力、流量、流速、补给条件、岩石热物性等参数,最后做出综合评价.为地热资源开采利用的决策提供科学依据.

巫溪县19271999173： 英语翻译燕子洞矿床位于云南省兰坪县北部灰山矿区,属于兰坪盆地的一部分.(通过对矿床地质、地球化学特征等的研究,可以得到以下结论:1、成矿以中... - ？
木信奥利：[答案] Yanzi Dong deposit is located in northern Yunnan Lanping County,mountain ash mining area,is part of Lanping basin.(... 2,according to the sulphur ore,lead isotope analysis results reflect a deep source of minerals with characteristic sulphur ore with the ...