浙西北银山银多金属矿床地质特征及成因

2013-08-20王成彬陈建国吴光明张珍玉

地质与勘探 2013年4期

王成彬，陈建国，肖凡，吴光明，张珍玉

(1.中国地质大学(武汉)资源学院，湖北武汉 430074;2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，湖北武汉 430074;3.中国地质大学(武汉)地质调查院，湖北武汉 430074);4.国土资源部资源定量评价与信息工程重点实验室，湖北武汉430074;5.浙江省第一地质大队，浙江杭州 310016)

扬子地台边缘地区是我国重要的多金属矿富集区，在扬子地台的西南边缘、北缘以及东北缘都发现了一批具有热水喷流沉积(Sedex)和密西西谷河谷型(MVT)特征的铅、锌多金属矿床(李智明，2007;朱建东等，2008)。李进学等(2011)在研究扬子地台观音庵的铅锌矿矿床成因时认为，此铅锌矿和典型的MVT型铅锌矿具有一定差异，把此类矿床定为台缘型或扬子型铅锌矿。银山银多金属矿位于浙江省淳安县千岛湖北侧，毗邻安徽省，位于钦杭成矿带的东北缘，长江中下游成矿带南侧。近年来本地区找矿工作有了很大的突破，但成矿研究工作程度仍较低，限制了找矿工作的进一步开展和深入。本文在前人研究的基础之上，通过矿床地质特征、矿相学、矿床地球化学以及流体包裹体的研究，探讨本地区的矿床成因，为进一步找矿工作提供相应的矿床理论支持。

1 成矿地质背景

浙西北地区在大地构造位置上属于新元古板块俯冲带，银山银多金属矿位于钦－杭成矿带的东北段(图1)，扬子陆块东南缘怀玉山—天目山被动边缘盆地和江南古岛弧界线附近，即浏阳－苏州、萍乡－绍兴断裂带之间的怀玉古岛弧附近(杨明桂等，2009);此地区北接扬子板块，南邻华南板块，是中国南方大地构造单元江南造山带的重要地区(唐永成等，2010)。

区域上分布自元古代至中生代比较连续的地层，经历了多期次的构造岩浆活动，形成相对独特的地质构造格局(潘桂棠等，2009)。矿区出露地层相对比较简单，主要是寒武纪和震旦纪地层，中生代和古生代地层在矿区的东南方向有出露;地层整体具有从西北到东南由老到新的变化趋势，显示此地区的一种海退的古地理演化特征。区域内黑色硅质岩和硅质泥岩发育，主要含矿岩性为震旦纪蓝田组灰岩和白云质灰岩。

矿区位于钱塘台褶皱(Ⅱ级)中洲－昌化拱褶带(Ⅲ级)章村－学川隆褶带(Ⅳ级)的中段，鲁村－麻车埠复向斜的西北翼(浙江省地质矿产局，1989)。区内褶皱和断裂发育，呈现NNE向地质格局，以震旦纪地层为主在矿区内可以划分为3个褶皱，自北西到南东依次为蓬里背斜、银山背斜和石门背斜。

图1 银山矿区区域构造地质图(浙江省地质矿产局，1989;杨明桂等，2009;毛景文等，2011)Fig.1 Regional geological map of the Yinshan ore district(Geology and Mineral Resources Bureau of Zhejiang，1989;Yang et al.2009;Mao et al.，2011)

断裂构造以NE－NNE走向为主(图2，F1蓬里－刘家坞断层)，其次为NW－EW向，大多被后期岩脉充填，仅在脉岩边部以及近东西向断层的局部段可见构造角砾岩。这些断层大多是与褶皱构造同期形成的配套构造，是燕山期活动的结果。

矿区内并无出露岩体，只有少量充填在断裂构造中的霏细岩脉。矿区东北方向出露黄石潭花岗岩体，面积1.32km2。岩石呈灰白色、花岗结构、块状构造，主要矿物成分为石英(35%)、钾长石(45%)、斜长石(15% ～20%)和黑云母(3%)，此外尚见少量萤石、黄玉等。岩石蚀变主要是绢云母化和绿泥石化。黄石潭岩体具富Si、K及低Al、Na的特征，里特曼指数为2.01～2.44，属超酸性钙碱质花岗岩。岩体的微量元素与维氏酸性岩平均值对比，Pb含量高2～4倍，Sn为10～13倍，Mo为2～6倍，Y为2～4倍，Nb为4～6倍，F为2～4倍。岩体的侵入深度约1.5～6km，岩浆源深度在12～21km间，成岩物质主要来自上部地壳，是在长期稳定的构造基础上，燕山运动才开始活动的重熔型花岗岩。根据地面重力测量成果，该岩体广泛隐伏于浙皖省界以东浙江一侧，面积超过100km2;银山矿区ZK012等钻孔钻遇隐伏岩体①。

2 矿床地质特征

2.1 含矿建造及其古地理环境

震旦纪的岩相古地理表明(图3)，蓝田期地层位于钱塘海湾西侧，属于一套碳酸盐岩相到泥质岩细碎屑岩相，其中的陆源沉积可能来自西南方向的江南岛台地，矿区层状矿体的主要含矿层位是上震旦统蓝田组地层，又以蓝田组四段含矿性最好。一段为含锰白云岩，厚度3m左右，与下伏南沱组整合接触。银山矿区该层普遍锌矿化，常伴生铅是含矿层，银山矿区该层普遍锌矿化。原生白云岩属蒸发岩，在盐分较高，水深较浅，PH＞8.3的咸化泻湖或海湾中形成，属台地边缘浅滩相;二段为黑色含碳硅质泥岩，泥质结构，局部变质为炭质板岩，大量细粒状黄铁矿、磁黄铁矿顺层分布，厚度较大地段可作为硫铁矿开采;局部夹灰岩透镜体，底部为灰色硅质泥岩，泥质结构，块状构造。厚度35～50m，偶夹银多金属矿层，由于碳质含量较高，该段的沉积环境应在浪基面和氧化界面以下，为海水较深无动荡的滞流还原环境，属台盆相沉积;三段为灰色至青灰色条带状泥灰岩夹灰岩(地表差异风化，俗称“肋骨状灰岩”)，白云质灰岩，细晶到粉晶结构，少量细粒状黄铁矿浸染状分布，块状构造，厚度25～40m;其沉积环境应在浪基面左右，海水低能，沉积较为缓慢的半还原－还原条件，属浅海盆地相;四段为灰白色含硅质条带钙质粉砂岩，硅质条带顶部较发育，往下过渡为钙质粉砂岩，粉砂质结构，局部尚有薄层硅质岩夹灰岩或白云质灰岩。厚度8～15m，为银多金属矿主要含矿层位，其沉积既接受陆源碎屑的粉砂质沉积，又具有半深海－深海的沉积特征，但明显属氧化环境，属浅海陆棚相。与上覆皮园村组呈整合接触。

2.2 矿体地质特征

银山银多金属矿矿带呈NE－SW方向展布，矿体在该方向上具有涨缩现象(图4)，矿体具有明显的层控和构造控矿的特征:矿体主要呈层状和似层状，少数呈脉状;褶皱转折端附近倒转翼内的矿体明显富集加厚。在褶皱作用形成的层间破碎带;蓬里－刘家坞断裂破碎带内矿化也相对比较明显。

图2 银山矿区地质图(根据浙江省第一地质大队整合勘查资料修编，2010)Fig.2 Geologic map of the Yinshan ore district(modified from The First Geological Brigade of Zhejiang Province，2010)

图3 浙西北晚震旦世岩相古地理图(据李双应，2001;浙江省区域地质志，1989)Fig.3 Lithofacies paleogeographic map in the late Sinian Period of northwestern Zhejiang(Regional Geology History of Zhejiang Province，1989;Li，2001)

赋存蓝田组地层中的多金属矿可分为4个矿层。

①号矿层产出于蓝田组第三段灰岩裂隙中，总体规模较小，但含矿性较好。

②号矿层主要产在蓝田组第四段层间破碎带中，该矿层延伸较稳定，厚度较大，品位较高，受层间构造带控制明显，是目前控制的主要矿体。矿体主要产于皱褶倒转翼上(图4)。

③号矿层产于蓝田组二段含磁黄铁矿碳质硅质页岩中，基本顺层发育，厚度较小，Ag、Cu、Pb、Zn品位较低，地层中由于含黄铁矿纹层、团块，地表易形成褐铁矿帽。

④号矿层产于蓝田组底部的白云质灰岩中，与南沱组含砾泥岩直接接触，矿体呈层状，层位控制明显，延伸较稳定，但往北东矿体变差。磁黄铁矿化较强。围岩为强烈破碎的灰岩，可能是构造带的产物。

2.3 矿石特征

根据肉眼和镜下鉴定，矿石主要含有闪锌矿、方铅矿、黄铜矿、辉铜矿、黄铁矿、磁黄铁矿、白铁矿、另外还含有少量的磁铁矿、毒砂和钛铁矿。其中的闪锌矿以铁闪锌矿为主。铁含量较高 3.69% ～8.34%(何国锦等，2011)。银主要以类质同象的形式分布在方铅矿的晶格中，其次发育在黄铜矿晶体边部，镜下未见银的独立结晶矿物，银元素在不同矿物中的含量见图5。

图4 H0勘探线剖面(资料来源浙江省第一地质大队，2010)Fig.4 Geological profile No.H0(after The First Geological Brigade of Zhejiang Province，2010)

矿石结构与构造能够在一定程度上反映出成矿的物化条件、矿石矿物的先后生成顺序以及矿石矿物与脉石矿物的相对位置关系等。层状矿体的矿石多具有纹层状构造(图6－1)，部分成不规则脉状和树枝状构造(图6－2)，局部浸染状构造。脉状矿体的矿石主要为浸染状构造。另外可见原生沉积的黄铁矿颗粒以及集合体(图6－3)。

矿石结构主要有:自形－半自形粒状结构、共结边结构、乳滴状结构、交代残余结构等。呈自形－半自形结构主要是黄铁矿，呈大颗粒或者集合体出现;黄铜矿、闪锌矿一般呈乳滴状的固溶体结构(图6－5、6、7、8);交代现象比较普遍，例如后期透明矿物交代早期黄铁矿形成骸晶结构(图6－1)，闪锌矿交代方铅矿形成孤岛状结构(图6－7)，辉铜矿交代磁黄铁矿(图6－9)，毒砂、闪锌矿交代黄铁矿(图6－6、10)，白铁矿交代黄铁矿形成镶边结构(图6－12)。

根据野外观察、镜下观察的矿物之间穿插交代关系，分析认为银山银多金属矿床的形成可以划分为两个主要的成矿期:即热水沉积期和中低温热液改造期。其中热水沉积期为成矿元素的初步富集期，后期的热液改造是形成多金属矿的必要条件，是成矿元素进一步富集的关键阶段。

热水沉积期是整个矿床形成的奠基期，在此期间也形成了矿床内层状、似层状矿体，矿石矿物组成比较简单，矿石中发育特征性的同生沉积组构，闪锌矿、方铅矿等与黄铁矿、重晶石呈互层分布，这类矿化显示热水沉积成矿作用的特征。热液改造期矿化一般由热液沿构造破碎带充填或交代所致。矿石矿物比较复杂，受断裂构造控制作用明显，穿切或叠生在热水沉积型矿石之上，矿石结构构造反映后生成因特征

在热液改造成矿期矿物可以划分两个成矿阶段:(1)石英－黄铁矿－磁黄铁矿阶段;(2)方解石－方铅矿－闪锌矿阶段。每个阶段之间有一定的过渡关系。矿物共生关系与生成顺序见表1，其中第二阶段是多金属硫化物生成的主要阶段，含银矿物和载银矿物在这个阶段生成。

(1)石英－黄铁矿－磁黄铁矿阶段:该阶段的金属矿物以毒砂、磁黄铁矿、黄铁矿为主，常被后阶段的其他矿物组合所交代，成为骸晶，其所在的裂隙通道核部也被后期的矿物充填，是成矿作用的准备阶段。脉石矿物主要是石英。

图5 主要金属矿物中银元素含量变化曲线Fig.5 Curve of silver element content in main metallic minerals

(2)方解石－方铅矿－闪锌矿阶段:该阶段的金属矿化是以方铅矿、闪锌矿为主，在镜下可见方铅矿交代磁黄铁矿;闪锌矿中出溶黄铜矿和少量的磁黄铁矿;颗粒小但自行程度较好的黄铁矿晶形。同时此阶段也是银元素富集成矿的主要阶段。脉石矿物以方解石为主。

2.4 蚀变特征

图6 矿石结构构造Fig.6 Photos showing texture and structure of ores from the Yinshan ore district

银山地区地层虽然比较古老，但总体变质程度低。区域变质作用主要表现为南沱组含砾泥岩、含砾粉砂岩的千枚岩化，部分层位碳酸岩的大理岩化，泥岩、碳质页岩的板岩化。大多数脉岩都有一定程度的变质重结晶;在岩体或脉岩接触带中，还可见到石榴子石、透闪石、透辉石、硅灰石、矽线石、萤石等矽卡岩矿物。此外，银山(包括银家坪)矿区荷塘组二段地层的普遍高岭土化，既有氧化淋滤的因素，也可能与岩浆热液有关。

表1 成矿期与成矿阶段划分Table 1 Metallogenic periods and stages

镜下鉴定蓝田组含矿围岩中主要蚀变矿物为石英、石榴子石(图7－2)、绿泥石(图7－4)、绿帘石(图7－1、6)、绢云母(图 7 －3、4)、叶腊石、方解石和白云石等碳酸盐岩化(图7－2、5、6)。

3 矿床地球化学特征

Bostrom(1973)认为热水沉积作用形成的沉积物元素存在分异性，往往富集 Fe、Mn、Si，而贫 Al、Ti、K 和 Na，并且提出了 Fe/Ti＞20、Al/(Al+Fe+Mn)＜0.35来作为热水沉积物的标志。将收集到的皖南蓝田组和银山矿区蓝田组、皮园村组的元素数据进行投图(图8):皖南地区和银山矿区震旦纪沉积不仅具有正常的盆地沉积，同时接受热水喷流沉积。皖南地区蓝田组中数据投点不仅靠近东太平洋陆隆(EPR)两翼热水沉积区和靠近陆源物质端元(TM)和生物物质端元(BM)，同时过渡区间也有分布。而银山矿区蓝田组透点主要靠近TM和BM和过渡区间，靠近EPR热水沉积区为该地区的皮园村地层，说明银山地区的热水喷流事件主要在晚震旦系，蓝田组中喷流强度弱于皖南地区，且呈间歇性存在。

微量元素Co、Ni的比值能够在一定程度上指示矿床形成条件，是研究矿床成因较可靠的地球化学标志。岩浆或火山热液成因的矿床，Co/Ni一般大于5，甚至大于10;海相火山岩型的铁铜矿床，Co/Ni值一般为5.33～17.35，海相火山沉积矿床 Co/Ni值一般为1.93～2.57;相反在一般的沉积岩中Co/Ni一般小于1(朱上庆等，1988;李双应，2001)。本文对ZK002、ZK103矿体的X荧光射线光谱数据及黄铁矿的探针数据中的Co/Ni进行统计(表2)，发现Co/Ni值的变化区间为0.53～4，对应的成因类型从一般沉积物到海相火山沉积物，这与蓝田组Fe/Ti－Al/(Al+Fe+Mn)图解得出的结论是一致的。

图7 镜下主要蚀变矿物Fig.7 Main altered minerals under microscope

图8 Fe/Ti－Al/(Al+Fe+Mn)图(据 Bostrom，1973;资料来源于李双应等，1998;周乐尧等，2011)Fig.8 Fe/Ti－ Al/(Al+Fe+Mn)diagram(after Bostrom，1973;Li et al.，1998;Zhou et al.，2011)

蓝田组的岩性较为复杂，从硅质岩、硅质页岩、灰岩、白云质灰岩、含锰白云岩、粉砂岩等均有产出，各元素含量在整个钻孔中分布很不均一，但从垂向上讲仍有一定的规律可循，在矿体或矿化的区域，与成矿有关的元素如 Ag、Pb、Zn、Sb、Mn、Fe 等均呈现相应幅度的高值(图9)，蓝田组柱状图40 m附近为蓝田三段构造带的元素含量分布，其中Pb、Zn元素有较高的突起，这表明构造带中也应是矿化的层位之一。Ca、Ti、K(未列出)等主量元素随地层岩性起伏，但与是否矿化无直接联系，并无指示意义。Mn元素主要在碳酸盐岩中富集;而并非富集在富含粘土矿物的页岩中。这主要是Mn2+类质同象置换Ca2+和Mg2+的结果(韩吟文等，2003)。

表2 矿体中Co/Ni数据Table 2 Co/Ni data of ore bodies

4 成矿物理化学条件

本研究中流体包裹体的样品采自于银山矿区钻孔ZK012和ZK4401，选取成矿热液改造期早阶段的石英和晚阶段的方解石以及花岗岩体中石英磨制双面抛光的流体包裹体片。流体包裹体的均一温度和冰点温度的测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室荧光及红外显微实验室完成，所用仪器为Linkam MDS600型显微冷热台，测温精度为±0.1℃。

4.1 流体包裹体镜下特征

样本中的流体包裹体物理状态分类主要是为富液相流体包裹体，偶尔可见少量的富气相流体包裹体。

花岗岩中的流体包裹体主要分布在花岗岩石英颗粒以及石英脉中，大多数为气液两相富液相流体包裹体(图10－1)及少量的富气相和纯气相的流体包裹体(图10－2)，液相为灰黑色，气相为无色。原生和假次生流体包裹体主要分布在石英矿物晶格内部，以群状、线状(图10－3)以及孤立形式分布，类型主要为富液相流体包裹体。形状为矩形、六边形等负晶形，椭圆形以及不规则形状。次生流体包裹体贯穿矿物晶体，形状不规则，颈缩现象明显，此类包裹体主要为单一气相包裹体，只有少数可见液相。富液相流体包裹体大小3～30μm不等，充填度60%～90%不等，大多数流体包裹体充填度在85%～90%之间。富气相流体包裹体充填度约为30%。

图9 ZK002蓝田组柱状图及元素含量垂向分布Fig.9 Stratigraphic column of the Lantian Formation in drill hole ZK002 and vertical distribution of the element content

与花岗岩中的石英相比，矿石石英脉中的流体包裹体含量相对较少。原生流体包裹体成群或成线状分布在石英矿物晶格内部(图10－4)。流体包裹体的形状主要为负晶形(图10－5)、长方形以及与晶形部分相似的不规则形状。个别包裹体发育颈缩现象;大小从2～12μm不等，较小的包裹体大多呈负晶形结构。大多数为富液的两相流体包裹体，充填度从60%～90%不等。同时也含有少量的富气相的流体包裹体(图10－6)，气体相在镜下基本占满整个包裹体。

方解石中的流体包裹体整体丰度较低且分布不均匀，具有线状、群状和孤立状三种分布形式;包裹体形状为矩形、棱形、长管状以及少量的不规则形状(图10－7、8、9);由于反射和折射原因，部分流体包裹体整体呈黑色不宜观察;原生的流体包裹体主要是存在于晶体的内部，零散或者成群出现在其中，晶形大多数为负晶形，也有少数为与晶形部分相似的不规则形状;为富液两相流体包裹体;大小6～25μm。液相为无色，气相为灰黑色，充填度85% ～95%，部分被拉伸的甚至更高。假次生的流体包裹体主要是存在于方解石的内部，呈一定的线性或者面性分布，终止于矿物的晶体边界或者是方解石的解理边界。一般假次生的流体包裹体较小，约1～3μm;从可见流体包裹体观察大多数的假次生流体包裹体为富液两相包裹体，充填度在80%左右，液相为无色，气相为灰黑色。包裹体的形状为负晶形或者与晶形相似的不规则形状。

4.2 成矿均一温度研究

流体包裹体均一测温结果如图11所示:花岗岩石英矿物中流体包裹体的均一温度区间为125.4～357.5℃，温度直方图成双峰式分布，说明本区域的岩浆最少经过两期活动，与在野外及标本中可见此穿插特征一致，峰值范围分别在180～240℃和260～310℃之间。石英脉流体包裹体的均一温度区间为171.65 ～348.1℃，峰值区间在180 ～250℃之间;方解石中的成矿温度区间为154～239.3℃，峰值区间166～220℃附近。通过花岗岩、石英脉、方解石的测温数据可以看出银山地区成矿流体从花岗岩到方解石的演化过程和次序。

4.3 成矿流体盐度和密度

成矿流体的盐度采用计算公式 S=0.00+1.78Ti－ 0.0442Ti2+0.000557Ti3(张文淮等，1993)。其中Ti为冰点温度，得出盐度成矿流体的盐度如表3所示。

图10 流体包裹体镜下特征Fig.10 Photos showing fluid inclusion characteristics under microscope

图11 流体包裹体均一温度Fig.11 Homogenized temperatures of fluid inclusions

表3 流体包裹体冰点及盐度统计表Table 3 Freezing points and salinity of fluid inclusions

成矿流体的密度是根据气－液两相包裹体水溶液的冰点温度确定。根据刘斌(1986)提出的盐水包裹体的流体密度等容式D=A+B·T+C·T2，其中

(A0=0.99351，A1=8.72147 × 10－3，A2=－2.43975 × 10－5;B0=7.11652 × 10－5，B1=－5.22080 × 10－5，B2=1.26656 × 10－6;C0=－3.4997 × 10－6，C1=2.12124 × 10－7，C2=－4.52311×10－9;A、B、C 为无量纲常数，D 为密度，T为均一温度，W为盐度)得出:方解石的密度位于0.82 ～0.93g/cm3，均值 0.89g/cm3;花岗岩 0.76 ～1.00g/cm3，均值 0.86g/cm3;石英 0.66 ～ 0.92g/cm3，均值0.84g/cm3。该矿床的成矿流体为低盐度、低密度流体。

根据含矿石英脉和方解石中的流体包裹体盐度、温度的演化(图12)，发现流体包裹体主要为低盐度流体，并呈现出向高盐度、高密度流体混合的趋势特征。热水喷流过程中热水物质沉积场所距离喷流口较远或者热水喷流的物质沸腾和相分离可能造成这种现象。

4.4 成矿压力及成矿深度

根据经验公式P1=P0×T1/T0，其中，P0=219+2620×S;T0=374+920×S，P0为初始压力，P1为成矿压力，T1为实测均一温度，T0为初始温度，S为盐度(邵洁莲，1988)。方解石所代表的成矿阶段流体压力366.49～617.45mPa。根据包裹体流体压力，利用成矿深度经验公式(张长青等，2007):H=P/270(km)成矿深度介于 1.36～2.29km 之间，平均1.80km，即该矿床成矿深度较浅。

5 银山银多金属矿床成因及成矿模式探讨

图12 流体包裹体盐度温度演化(底图据 Mcewan et al.，1996)Fig.12 Salinity and temperature evolution of fluid inclusions(base diagram from Mcewan et al.，1996)

浙西地区晚晋宁运动之后挤压构造体系转换为拉伸扩展体系，从震旦纪－奥陶纪长期处于裂陷槽环境。位于矿区附近的新元古代马金－乌镇大断裂，为本地区的热水喷流沉积提供了良好的通道和热源。

矿区内硅质岩、白云岩、萤石、重晶石等热水沉积岩广泛分布，含矿地层为震旦系白云岩，矿石主要以纹层状或者层间破碎带充填为主，既有同生沉积特点也有后期改造的特征。

根据矿床地球化学，蓝田组地层中Fe/Ti－Al/(Al+Fe+Mn)图解、Co/Ni比值显示蓝田组层中铅锌矿成矿具有明显的热水沉积的特征。

根据流体包裹体测温以及盐度显示方解石中的流体包裹体的均一温度154～239.3℃，盐度1.05～7.44NaCl%，略低于Sedex矿床，可能与矿区距离喷流口较远或喷出热液的沸腾、相分离有一定的关系。

根据对比，银山银多金属矿既有与经典Sedex矿床相似之处，但在某些方面仍存在着自己的一些特性。这与银山银多金属矿为一热水喷流沉积加后期改造的矿床有关。早期的含矿热水沿着大断裂喷出在裂陷槽盆地沉积下来，为后来改造成矿提供了良好的物源条件后期的黄石潭岩体侵入为矿物质的二次富集成矿提供了必要的动力条件。

［注释］

① 浙江省第一地质大队.2010.浙江省淳安县威坪镇银山地区银多金属矿综合普查总体设计［R］

Bostrom K.1973.The origin and fate of ferromanganoan active ridge sediments［J］.Stockholm Contributions in Geology，2(27):243 － 250

Mcewan C J A，Fallick A E，Rice C M.1996.The Rosita Hills epithermal Ag-Base metal deposits，Colorado，USA A stable isotope and fluid inclusion study［J］.Mineralium Deposita，1(31):41 － 51

Han Yin-wen，Ma Zhen-dong.2003.Geochemistry［M］.Beijing:Geological Publishing House:370(in Chinese)

He Guo-jin，Yang Xiao-chun，Wu Guang-ming，Zhang Guo-fang，Cai Xiong-xiang，Zheng Jian.2011.A study of ore mineral characteristics and metallogenic stages of the yinshan Ag-Pb-Zn polymetallic ore deposit，Northwest Zhejiang Province［J］.Acta Geoscientica Sinica，32(3):304－312(in Chinese with English abstract)

Li Shuang-ying.1998.Sedimentary environments of lantian formation inlanntian basin in south of Anhui province［J］.Geology of Anhui，21(5):68－74(in Chinese with English abstract)

Li Shuang-ying.2001.A study of the origin of Ag-Pb-Zn polymetallic ores in the Lantian Formation in Southern Anhui［J］.Geological Review，47(2):129－138(in Chinese with English abstract)

Li Xue-jin，Hou Mang-tang Zhu Zeng-wu.2008.Ore-prospecting model and potential predicition of lead-zinc mineralization in Guanyinan at the Northern Margin of the Yangtze land – mass［J］.Geology of Shanxi，29(01):1 －9(in Chinese with English abstract)

Li Zhi-ming.2007 .Lead-zinc deposit and prospecting target of Northern margin and surrounding area of the Yangtze Platform［D］.Xi＇an:Chang＇an University:1 － 133(in Chinese with English abstract)

Liu Bin.1986.Use not miscible fluid inclusions as a geological thermometer and pressure gauge［J］.Chinese Science Bulletin，(18):1432－1436(in Chinese with English abstract)

Mao Jing-wen，Chen Mao-hong Yuan Shun-da，Guo Chun-li.2011.Geological characteristics of Qinhang(or Shihang)Metallogenic Belt in South China and spatial-temporal distribution regularity of mineral deposits［J］.Acta Geologica Sinica，85(05):636 － 658(in Chinese with English abstract)

Pan Gui-tang，Xiao Qing-hui，Lu Song-nian，Deng Fu-jin，Feng Yi-min，Zhang Ke-xin，Zhang Zhi-yong，Wang Fang-guo，Xing Guang-fu，Hao Guo-jie，Feng Yan-fang.2009.Subdivision of tectonieu ults inChina［J］.Geology in China，36(1):1 － 16(in Chinese with English abstract)

Shao Jie-lian.1988.Gold Prospecting Minerallogy［M］.Beijing:China U-niversity of Geosciences Press:1－158(in Chinese)

Tang Yong － cheng.2010.Regional Geology and Mineral Resources Evaluation of Southeastern of Anhui［M］.Beijing:Geological Publishing House:1－220(in Chinese)

Yang Ming-gui，Huang Shui-bao Lou Fa-sheng，Tang Wei-xin，Mao Subin.2009.Lithospheric structure and large-scale metallogenic process in Southeast China continental area［J］.Geology in China，36(3):528－543(in Chinese with English abstract)

Zhang Chang-qing，Mao Jing-wen，Yu Jin-jie，Li Hou-min.2007.Study on fluid inclusion and the metallogenetic mechanlsm of Chipu Pb-Zn deposit in Sichuan［J］.Acta Petrolgica Sinica，23(10):2541 －2552(in Chinese with English abstract)

Zhang Wen-huai，Chen Zi-ying.1993.Fluid inclusion geology［M］.Wuhan:China University of Geosciences Press:246(in Chinese)

Zhejiang Bureau of Geology and Mineral.1989.Regional geology of Zhejiang Province［M］.Beijing:Geological Publishing House:38 － 690(in Chinese)

Zhou Le-yao，Wu Guang-ming，Liu Rong，Qian Jun-feng，Xu Fei-qi.2011.The geological-geochemical characteristics and genesis of Yinshan silver polymetallic deposit，Chunan County，Zhejiang Province［A］.Hong Yong-xing.Geology and Mineral Research of Zhejiang Province［C］.Hangzhou:Zhejiang Institute of Geology and Mineral Resources:3－16(in Chinese)

Zhu Jiang-dong ，Liu Yuan-jun Zhu Jing-ming，Zhang Han-jin，Yan Dairong.2008.The genesis type and geological thinking of Lead-zinc Deposit in western Hubei North-east of Yangtse Platform［J］.Resources Environment＆ Engineering，22(3):281 － 288(in Chinese)

Zhu Shang-qing，Huang Hua-sheng.1998.Stratabound deposit in geology［M］.Beijing:Metullregy Industry Publishing House:348(in Chinese)

［附中文参考文献］

韩吟文，马振东.2003.地球化学［M］.北京:地质出版社:370

何国锦，杨晓春，吴光明，张国防，蔡雄翔，郑剑.2011.浙江西北银山银铅锌多金属矿床矿石矿物特征及成矿期次初步研究［J］.地球学报，32(3):304－312

李双应.1998.皖南蓝田盆地蓝田组的沉积环境［J］.合肥工业大学学报(自然科学版)，21(5):68－74

李双应.2001.皖南上震旦统蓝田组中银铅锌等多金属矿床成因探讨［J］.地质论评，47(2):129－138

李进学，侯满堂，朱增伍.2011.扬子地块北缘观音庵铅锌矿找矿模型及远景预测［J］.陕西地质，29(01):1－9

李智明.2007.扬子北缘及周边地区铅锌成矿作用与找矿方向研究［D］.西安:长安大学:1－133

刘斌.1986.利用不混溶流体包裹体作为地质温度计和地质压力计［J］.科学通报，(18):1432－1436

毛景文，陈懋弘，袁顺达，郭春丽.2011.华南地区钦杭成矿带地质特征和矿床时空分布规律［J］.地质学报，85(05):636－658

潘桂棠，肖庆辉，陆松年，邓晋福，冯益民，张克信，张智勇，王方国，邢光福，郝国杰，冯艳芳.2009.中国大地构造单元划分［J］.中国地质，36(1):1－16

邵洁莲.1988.金矿找矿矿物学［M］.北京:中国地质大学出版社:1－158