海南省東方市踏王山金礦床H-O和S-Pb同位素特征及意義

熊瑛，朱自強，魯光銀，胡祥昭

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海南省東方市踏王山金礦床H-O和S-Pb同位素特征及意義

熊瑛，朱自強，魯光銀，胡祥昭

(有色金屬成礦預測與地質環境監測教育部重點實驗室，中南大學 地球科學與信息物理學院，湖南 長沙，410083)

通過對海南省東方市踏王山金礦床礦化期石英氫氧同位素、黃鐵礦、方鉛礦的硫、鉛同位素特征的系統分析和綜合研究，探討礦區的成礦流體來源與成礦物質來源。研究結果表明：礦石中18OSMOW的質量分數(18OSMOW)為7.7‰~16.3‰，18OH2O質量分數(18OH2O)為1.0‰~6.8‰，反映出成礦流體具有變質熱液和巖漿熱液的雙重性；礦石中(34S)變化范圍為6.3‰~9.1‰，平均值為7.8‰，極差為2.8‰，變化范圍較窄，略微偏離隕石硫；礦石硫化物(206Pb)/(204Pb)平均值為18.25，(207Pb)/(204Pb)平均值為15.53，(208Pb)/(204Pb)平均值為37.91；硫、鉛同位素表明成礦物質來源于深部巖漿，并有殼源物質的混染。

金礦床；同位素；成礦物質來源；海南踏王山

海南島地處華南地塊與印支地塊之間，具有復雜的地質構造演化歷史，這也造就了海南島豐富的礦產資源，其中金礦是其優勢礦種之一。LI等[1?5]對海南島金礦進行了大量研究。吳傳軍等[4]根據金礦床的空間分布、規模、成礦時代與成礦地質條件等，將海南島金礦床成因類型主要分為3類；王朝文等[5?7]則對海南抱倫金礦床從流體包裹體特征、演化與成礦作用等進行了深入研究。江明貴等[8]根據戈枕金礦成礦帶中成礦地質特征、控礦因素等，將成礦帶中的金礦床類型分為3種礦床類型。夏勇[9]針對瓊西戈枕剪切帶控制的金礦床，開展了典型礦床同位素地球化學的研究。踏王山金礦床位于海南省西南部戈枕韌性剪切帶東南部，礦化類型以蝕變巖型為主，金礦化(體)主要賦存在蝕變似斑狀花崗巖中，是近年來新發現的金礦床。但由于缺乏對該礦區金礦成礦特征、成礦規律等系統理論研究，對礦區進一步找礦造成很大的制約。為此，本文作者在詳細調研礦區已有的野外勘查資料基礎上，通過對比分析礦石中同位素特征，探討礦區的成礦流體來源以及成礦物質來源，以期對礦區進一步的找礦工作提供理論指導。

1 地質概況

踏王山金礦床地處華南褶皺系五指山褶皺帶的西部，位于白沙凹陷帶和抱板隆起區接觸部的江邊—金波斷陷帶上，區域上位于戈枕斷裂帶東南部[10?11]。區域出露地層主要為古生代志留系空列村組、陀烈組，石炭系南好組、清峽組，二疊系南好組、峨查組，中生代白堊系鹿母灣組以及新生界第四系。區域斷裂構造較發育，主要有牙老斷裂、王下斷裂、用望斷裂和燕窩嶺斷裂。區內巖漿巖發育，屬于廣壩超單元，該單元侵入于大仍村正好單元和二疊系峨查組，被壩王嶺超單元、南英嶺超單元侵入，金柄單元的鋯石U-Pb同位素年齡為(248.0±25.0) Ma，全巖Rb-Sr等時線年齡為(245.9±4.2) Ma。哇壽單元的Rb-Sr等時線年齡為(251.7±18.2) Ma。本超單元為印支早期巖漿活動的產物。礦區地層主要為第四系地層、晚古生代二疊系地層(見圖1)。二疊系地層呈北東向展布，成帶狀，寬為100~800 m，長近4 km，地層傾向北西，傾角為50°~65°。下段為結晶灰巖段，中段為矽線黑云石英片巖段，上段為變質砂巖夾硅質巖段。礦區主要斷裂構造可分為NNE向組和NEE向組。NNE向組斷裂走向10°，傾向北西，傾角為70°~80°，被NEE向斷裂錯斷。NEE向斷裂呈舒緩波狀，分支復合現象。斷裂傾向北西，傾角為35°~55°，總體呈壓扭性特征，局部伴有張性特征，其次一級東西向斷裂呈壓性雁列型分布，局部形成金多金屬礦體。礦區巖漿巖主要為印支期似斑狀花崗巖以及燕山晚期黑云母花崗巖2類。印支期似斑狀花崗巖分布于礦區北側，出露面積約11 km2，呈巖基狀，南部與地層斷層接觸，屬于區域上金柄巨斑狀黑云二長花崗巖一部分。黑云母花崗巖分布在似斑狀花崗巖巖基中，與其界線清楚，為侵入接觸關系，為不規則巖株狀。

1—第四系；2—二疊系灰巖；3—二疊系變質砂巖；4—二疊系云母片巖；5—二疊系硅質巖；6—黑云母花崗巖；7—似斑狀花崗巖；8—石英脈；9—花崗斑巖脈；10—閃長玢巖脈；11—輝綠巖脈；12—礦化帶及編號；13—下白堊統鹿母灣群頁巖、砂礫巖；14—二疊系結晶灰巖、變質砂巖；15—石炭系變質砂礫巖、結晶灰巖；16—奧陶系志留系變質粉砂巖、千枚巖、片巖；17—中元古界抱板群混合巖；18—印支期混合花崗巖；19—糜棱巖帶；20—斷層；21—地質界線；22—金礦點；23—礦區位置。

2 礦體特征

2.1 礦(化)體特征

踏王山金礦區目前共圈定出Ⅰ，Ⅱ，Ⅲ和Ⅳ共4個金礦帶，圈定金礦(化)體12條，見表1。金礦體多沿次一級的東西向斷裂構造分布。礦體主要分布于似斑狀花崗巖巖體中以及巖體與圍巖接觸帶附近，金礦與圍巖無明顯的界線。金礦體多呈脈狀、扁豆狀、透鏡狀，沿傾向和走向具有分枝復合、尖滅再現、膨脹收縮及局部形成無礦天窗等特點。

2.2 礦石特征

礦石類型為蝕變巖型和石英脈型，以蝕變巖型為主。蝕變巖型金礦含礦圍巖為蝕變似斑狀花崗巖、蝕變閃長玢巖(少量)。原巖普遍破碎，呈角礫狀、糜棱狀或巖粉，黏土化發育，有明顯的褪色蝕變。礦石礦物組成簡單，屬于少硫化物型，主要以細粒狀賦存在，大多為黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦。礦石結構以交代結構為主，其次為他形—半自形粒狀結構、骸晶結構、包含結構；礦石構造以星散浸染狀構造為主，其次為細脈—網脈狀構造、塊狀構造。

3 樣品采集、分析方法及分析結果

本次研究樣品均采自深部鉆孔巖芯。采樣前先對巖芯進行詳細觀察并編錄，根據巖性和蝕變特征進行分層，然后從上至下根據蝕變情況進行采樣(樣品采集信息見表2)。氫氧同位素分析樣品主要為挑選礦石中純凈石英單礦物；挑選純凈礦化期的黃鐵礦、方鉛礦作為硫、鉛同位素單礦物樣品。分析結果見表3和表4(表中列出了戈枕金礦帶典型金礦床同位素特征)。

表1 踏王山金礦區礦體特征表

表2 踏王山金礦區采樣位置以及樣品特征

表3 踏王山金礦區H，O和S同位素組成特征(含戈枕金礦帶上典型礦床特征)

表4 踏王山金礦區Pb同位素組成特征(含戈枕金礦帶上典型礦床特征)

氫氧同位素分析樣品在武漢地質礦產研究所同位素地球化學實驗室測定，所用質譜儀型號為MAT261。

流體包裹體中水的氫同位素：將分選的石英置于105 ℃以下烘干后，在真空系統中逐步加熱抽走次生包裹體的水，加熱至600 ℃使其中的包裹體熱爆，釋放的水通過收集、冷凝和純化處理，然后用鋅置換出水中的氫，對獲得的H2進行質譜分析。

石英中的氧同位素：首先用BrF5在500~550 ℃與石英礦物反應15 h，然后用液氮將產生的O2純化，最后在700 ℃將O2轉變為CO2，用于質譜分析。

硫、鉛同位素在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室測定。硫同位素采用EA-Isoprime同位素質譜儀分析，分析精度在±0.2‰之內；鉛同位素測試在MAT261質譜儀上完成，在實驗過程中采用國際標樣NBS?981校正。

4 討論

4.1 成礦流體來源

對流體包裹體進行氫、氧同位素示蹤研究能夠很好地解決成礦物質中水的來源問題。將表1中的數據投影到TAYLOR的氫氧同位素組成圖解[14]，見圖2。從圖2可以看出：踏王山金礦的成礦流體投影點主要落在泰勒給定的變質水與巖漿水重疊區左側，并具有向大氣降水線漂移的趨勢。結合礦區礦體產狀特征(主要產于似斑狀花崗巖體裂隙中)，表明踏王山金礦床成礦流體為地下水和巖漿熱液的混合成因。

對比研究戈枕金礦帶內典型的金礦床的氫氧同位素特征(表3、圖2)發現：不磨金礦床(D)范圍為?56.0‰~?80.0‰，極差為24‰；(18OSMOW)變化范圍為8.1‰~ 11.9‰；(18OH2O)范圍為?5.4‰~3.1‰；抱板金礦床(D)變化范圍為?62‰~?67‰，(18OSMOW)變化范圍為11.5‰~15.1‰；(18OH2O)變化范圍為3.4‰~7‰。踏王山金礦床氫氧同位素特征與戈枕金礦帶內典型金礦床的氫氧同位素特征具有一定的相似性。典型金礦床成礦流體數據點均落在變質水與巖漿水重疊區的左側，同樣具有向大氣降水線漂移的趨勢，其中以不磨金礦向大氣降水線靠得最近，顯示了踏王山金礦床成礦流體特征與戈枕金礦帶內主要金礦床的成礦流體特征具有一定的相似性。

4.2 成礦物質來源

4.2.1 硫同位素示蹤

從表3可知：踏王山金礦床中蝕變巖型金礦石硫化物(34S)變化范圍為6.3‰~9.1‰，平均值為7.6‰，極差為1.5‰；石英脈型金礦石硫化物(34S)變化范圍為7.1‰~9.1‰，平均值為8.3‰，極差為2.0‰。雖然石英脈型金礦石硫化物(34S)略高于蝕變巖型金礦石(34S)，但總體上兩者的(34S)均顯示為較高的正值，硫同位素變化范圍較窄，組成相對均一，略微偏離隕石硫，這一特點與我國山東半島玲瓏金礦和焦家金礦情況類似，而與典型的巖漿熱液礦床和沉積礦床不同。

典型巖漿熱液礦床中硫化物的(34S)變化范圍很窄，且近于0，表明這種硫是原始成因的，來源于上地幔或下地殼；相反，沉積來源的硫則是次生成因的，由于風化、搬運、沉積過程中SO42?被還原成H2S的種種差異導致其(34S)變化范圍很寬，因此，推測踏王山金礦床硫源來源于巖漿硫與部分地層硫(二疊系淺變質巖系)的混合。

與硫同位素儲庫相比[15](圖3)，踏王山金礦床礦石中總硫的同位素質量分數比深部巖漿硫的高((34S)=0±5‰)，又低于圍巖地層中同時期海水的硫同位素質量分數(寒武紀海水的(34S)下限值為15‰)。同時(34S)顯示出較高的正值，與氧化性花崗巖類硫同位素質量分數接近[16]，可能與流體中H2S的去氣作用有關。

對比研究戈枕金礦帶內部分典型金礦床礦石中硫同位素質量分數(表3)可以看出：不磨金礦床礦石硫化物(34S)變化范圍為4.2‰~4.4‰；抱板金礦床礦石硫化物(34S)為6.7‰，踏王山金礦床的(34S)與這些產在抱板群中并受戈枕剪切帶控制的金礦床的(34S)具有很大的相似性，均顯示為正值，略偏離隕石硫的(34S)，且極差很小。這也說明：盡管踏王山金礦位于戈枕金礦帶的外圍，但是其硫源來源具有一定的相似性，均來自巖漿源與地層源的混合來源。

圖3 踏王山金礦床硫同位素分布直方圖(含不同巖類硫同位素特征)

4.2.2 鉛同位素示蹤

從表4可以看出：踏王山金礦床礦石中硫化物(206Pb)/(204Pb)為18.09~18.39，平均為18.25；(207Pb)/(204Pb)為15.47~15.58，平均為15.53；(208Pb)/(204Pb)為37.74~38.17，平均為37.91，比值均低于39.00，顯示微弱的釷鉛虧損。礦石硫化物的(238U)/(204Pb)變化范圍為9.24~9.43，平均為9.34；(232Th)/(204Pb)變化范圍小，為34.18~35.35，平均為34.56，低于地殼平均值(36.84[17])，顯示出幔源鉛的特征。踏王山金礦床總體上體現出地幔鉛的來源特征，并混有少量的地殼物質。從表3可以看出：獲得的方鉛礦同位素模式年齡主要分布在2個年齡階段，分別為157~180 Ma和236~240 Ma，這可能是礦石中存在不同時代的方鉛礦所致。

將踏王山金礦床礦石中鉛同位素投影到ZARTMAN 等[18]的鉛同位素構造環境演化圖解中，結果見圖4。從圖4可見：(207Pb)/(204Pb)?(206Pb)/(204Pb)圖解中，樣品點位于地幔與造山帶演化線之間(圖4(a))；(208Pb)/(204Pb)?(206Pb)/(204Pb)圖解中，礦石樣品點落在造山帶與上地殼之間(圖(4(b))，反映了鉛來源于與造山作用有關的深源物質。將表2中的?和?投影到朱炳泉[19]的???成因分類圖解中，所得結果見圖5。從圖5可以看出：鉛同位素樣品點落在地幔源鉛和上地殼與地幔混合的俯沖帶鉛范圍內(靠近巖漿作用成因鉛范圍內)，部分數據點落在地幔源鉛范圍內。由此可知：踏王山金礦床的鉛主要來源于深源地幔，且有殼源鉛混染。

(a)(207Pb)/(204Pb)?(206Pb)/(204Pb)圖解；(b)(208Pb)/(204Pb)?(206Pb)/(204Pb)圖解

A—地幔；B—造山帶；C—上地殼；D—下地殼；

礦區：1—踏王山；2—不磨；3—抱板；4—雅亮。

圖4 踏王山金礦床鉛同位素構造環境演化圖解(含戈枕金礦帶上典型礦床投影)

Fig. 4 Diagram showing evolutionary tectonic setting of Pb isotope from Tawangshan gold deposit

1—地幔源鉛；2—上地殼鉛；3—上地殼與地幔混合的俯沖帶鉛(3a. 巖漿作用；3b. 沉積作用)；4—化學沉積型鉛；5—海底熱水作用鉛；6—中深變質作用鉛；7—深變質作用下地殼鉛；8—造山作用鉛；9—古老頁巖上地殼鉛；10—退變質鉛。

從圖4、圖5可以看出：踏王山金礦床礦石鉛同位素來源與戈枕金礦帶內金礦床礦石鉛同位素來源具有一定的相似性，均具有多來源性。這也表明踏王山金礦床作為戈枕金成礦帶外圍新發現的礦床，其成礦規律上可能具有一定的相似性。

5 結論

1) 踏王山金礦床礦體主要分布于似斑狀花崗巖巖體中以及巖體與圍巖接觸帶附近，礦體多呈脈狀、扁豆狀、透鏡狀，礦石類型為蝕變巖型和石英脈型，以蝕變巖型為主。礦石結構以交代結構為主，礦石構造以星散浸染狀構造為主。

2) 踏王山金礦床礦石中(D)為?59.0‰~ ?99.0‰，極差為40‰；(18OSMOW)為7.7‰~16.3‰；(18OH2O)為1.0‰~6.8‰，平均為4.1‰。H-O同位素特征反映礦區成礦流體為地下水和巖漿熱液的混合成因。

3) 踏王山金礦床中金礦石硫化物(34S)變化范圍為6.3‰~9.1‰，平均為7.83‰；(34S)均顯示為較高的正值，硫同位素變化范圍較窄，組成相對均一，略微偏離隕石硫，硫同位素特征顯示礦區硫源來自于巖漿硫與部分地層硫的混合。

4) 踏王山金礦床礦石中硫化物(206Pb)/(204Pb)平均為18.25；(207Pb)/(204Pb)平均為15.53；(208Pb)/(204Pb)平均為37.91，比值均低于39.00；Pb同位素特征反映成礦物質來源于深部巖漿，并有殼源鉛混染。

[1] LI Zhengxiang, LI Xianhua. Formation of the 1 300 km-wide intracontinental orogen and postorogenic magmatic province in Mesozoic South China: a flat-slab subduction model[J]. Geology, 2007, 35(2): 179?182.

[2] LI Xianhua, LI Zhengxiang, LI Wuxian, et al. Initiation of the indosinian orogeny in South China: evidence for a Permian magmatic arc on Hainan Ialand[J]. J Geol, 2006, 114(3): 341?353.

[3] 謝才富, 朱金初, 丁式江, 等. 海南尖峰嶺花崗巖體的形成時代、成因及其與抱倫金礦的關系[J]. 巖石學報, 2006, 22(10): 2493?2508. XIE Caifu, ZHU Jinchu, DING Shijang, et al. Age and petrogenesis of the Jianfengling granite and its relationship to metallogenesis of the Baolun gold deposit, Hainan Island[J]. Acta Petrologica Sinica, 2006, 22(10): 2493?2508.

[4] 吳傳軍, 許德如, 傅楊榮, 等. 海南島重要類型金礦床成礦規律與成礦機制研究[J]. 礦物學報, 2011, 32(S1): 873?874. WU Chuanjun, XU Deru, FU Yangrong, et al. Research of metallogenic regularity and metallogenic mechanism of important types of gold deposits in Hainan island[J]. Acta Mineralogica Sinica, 2011, 32(S1): 873?874.

[5] 王朝文, 洪漢烈, 鐘增球, 等. 海南抱倫金礦含金石英脈流體包裹體特征及其意義[J]. 地球科學, 2011, 36(6): 1009?1012. WANG Chaowen, HONG Hanlie, ZHONG Zengqiu, et al. The characteristics of fluid inclusions in gold-bearing quartzes and their source indicator of Baolun gold deposition, Hainan[J]. Earth science, 2011, 36(6): 1009?1012.

[6] 舒斌, 王平安, 董法先, 等. 海南西南部抱倫金礦床流體包裹體及穩定同位素特征[J]. 地質通報, 2006, 25(7): 880?893. SHU Bin, WANG Pingan, DONG Faxian, et al. Fluid inclusion and stable isotope studies of Baolun gold deposit, Southwestern Hainan, China[J]. Geological bulletin of China, 2006, 25(7): 880?893.

[7] 王婧, 周漢文, 鐘增球, 等. 海南抱倫金礦床流體演化與成礦作用[J]. 中國礦業, 2013, 22(1): 76?82.WANG Jing, ZHOU Hanwen, ZHONG Zengqiu, et al. Evolution of fluid inclusion in the Baolun gold deposit, Hainan and its matallogenesis[J]. China Mining Magazine, 2013, 22(1): 76?82.

[8] 江明貴, 路西坤. 海南西部戈枕金礦成礦帶的礦床類型及成因[J]. 桂林工學院學報, 2004, 24(4): 402?406. JIANG Minggui, LU Xikun. Types and genesis of Gezhen gold deposit metallogenic belt in the western area of Hainan[J]. Journal of Guilin Institute of Technology, 2004, 24(4): 402?406.

[9] 夏勇. 瓊西戈枕剪切帶金礦同位素地球化學[J]. 貴州工業大學學報(自然科學版), 2002, 31(2): 18?23. XIA Yong. Isotope geochemistry of gold mineralization in Gezhen shear zone, Hainan, China[J]. Journal of Guizhou University of Technology(Natural Science Edition), 2002, 31(2): 18?23.

[10] 陳新躍, 王岳軍, 范蔚茗, 等. 瓊西南NE向韌性剪切帶構造特征及其40Ar?39Ar年代學約束[J]. 地球化學, 2006, 35(5): 479?488. CHEN Xinyue, WANG Yuejun, FAN Weimin, et al. Microstructure characteristic of NE trend ductile shear zones of southwestern Hainan constrains from40Ar?39Ar geochronology[J]. Geochimic, 2006, 35(5): 479?488.

[11] 肖力, 李漢光, 周遺軍, 等. 海南戈枕金礦帶成巖與成礦特征[J]. 礦床地質, 2002, 21(S1): 719?722. XIAO Li, LI Haiguang, ZHOU Yijun, et al. Diagenesis and mineralization of gold deposit in Gezhen gold ore belt Hainan[J]. Mineral Deposit, 2002, 21(S1): 719?722.

[12] 涂紹雄, 高艷君. 海南島西南幾個金礦床成礦流體與穩定同位素地球化學[J]. 礦床地質, 1993, 12(4): 338?348. TU Shaoxiong, GAO Yanjun. Ore-forming fluids and stable isotope geochemistry of several gold deposits in southwestern Hainan island[J]. Mineral Deposits, 1993, 12(4): 338?348.

[13] 熊瑛, 朱自強, 胡祥昭, 等. 海南省東方市踏王山金礦床流體包裹體特征及礦床成因[J]. 中國有色金屬學報, 2016, 26(6): 1281?1292. XIONG Ying, ZHU Ziqiang, HU Xiangzhao, et al. Charateristics of fluid inclusions and genesis of Tawangshan gold deposit in Dongfang County, Hainan Province, China[J]. The Chinese Journal of Nonferrous Metals, 2016, 26(6): 1281?1292.

[14] TAYLOR H P. Oxygen and hydrogen isotope relationships[C]// BARNES H L. Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits. New York: John Wiley and Sons, 1979: 236?277.

[15] OHMOTO H. Systematics of sulfur and carbon isotopes in hydrothermal ore deposits[J]. Econ Geol, 1972, 67(1): 551?578.

[16] NIE Fei, DONG Guochen, MO Xuanxue, et al. The characteristics of salfur and lead isotopic compositions of the Xiyi Pb-Zn deposite in Baoshan Block, western Yunnan[J]. Acta Petrologica Sinica, 2015, 31(5): 1321?1334.

[17] LIU Changzheng, LI Shijin, GAO Yongwang, et al. Isotopic geo-chemistry and origin of the Duocaima lead-zinc deposit in the northern Sanjing area[J]. Acta Scientiarum Naturalium University Sunyaseni, 2015, 54(1): 136?144.

[18] ZARTMAN R E, DOE B R. Plumb tectonics-the model[J]. Tectonophysic, 1981, 75(1): 135?162.

[19] 朱炳泉. 地球科學中同位素體系理論與應用: 兼論中國大陸殼幔演化[M]. 北京: 科學出版社, 1998: 34?37. ZHU Binquan. Isotope system theory and application in the earth science-crust-mantle evolution of mainland China[M]. Beijing: Science Press, 1998: 34?37.

(編輯 陳燦華)

Isotope characteristics of H-O and S-Pb in Tawangshan gold deposit, Dongfang City, Hainan Province

XIONG Ying, ZHU Ziqiang, LU Guangyin, HU Xiangzhao

(Key Laboratory of Metallogenic Prediction of Nonferrous Metals and Geological Environment Monitoring, Ministry of Education, School of Geoscience and Info-Physics, Central South University, Changsha 410083, China)

The Tawangshan gold deposit in Hainan Province is located in the southwest of the Gezhen ductile shear zone in southwestern Hainan Island. Through systematic analysis and comprehensive study on the characteristics of hydrogen and oxygen isotopes of quartz, sulfur and lead isotopes of pyrite and galena during the mineralization period of Tawangshan gold deposit in Dongfang City, Hainan Province, the source of ore-forming fluids and source of ore-forming materials in the mining area were discussed. The results show that the mass fraction of18OSMOW, i.e.,(18OSMOW), ranges from 7.7‰ to 16.3‰, and(18OH2O) ranges from 1.0‰ to 6.8‰,suggesting that the ore-forming fluid is the dual nature of the metamorphic and magmatic hydrothermal.(34S) ranges from 6.3‰ to 9.1‰, with an average of 7.8‰, showing a narrow range and slight deviation from meteorite sulfur. The average value of(206Pb)/(204Pb) is 18.25, and(207Pb)/(204Pb) is 15.53,(208Pb)/(204Pb) is 37.91. The compositions of sulfur isotope and lead isotope imply that the metallogenic materials of the deposit derive from the deep magma mixed with the shell source material contamination.

gold deposit; isotopes; ore-forming material source; Tawangshan in Hainan Province

10.11817/j.issn.1672-7207.2018.09.018

P611.1

A

1672?7207(2018)09?2249?08

2017?09?18；

2017?10?15

國家自然科學基金資助項目(41174061，41374120) (Projects(41174061, 41374120) supported by the National Natural Science Foundation of China)

魯光銀，博士，教授，從事地球物理勘探研究；E-mail: 307745092@qq.com