卡林型金矿成矿机理的研究现状及问题_金矿成矿机制

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卡林型金矿成矿机理的研究现状及问题

摘要：卡林型金矿作为一种重要类型的金矿床，在岩浆作用、成矿物质来源、矿床成因诸多问题上争议颇大。本文通过分析卡林型金矿的矿床地质特征，总结前人地球化学研究现状，认为卡林型金矿是一类矿床特征相似的矿床，没有实际的成因意义。认为目前卡林型金矿的发展有两个方向，一是遵循“求同存异”（表面基本特征相同或相似，容矿岩石、产出地质背景、成因等不相同）原则，二是寻找一种或几种最符合卡林型金矿的矿床特征，再定义卡林型金矿，厘定卡林型金矿范围。对卡林型金矿的再定义和寻找更适合的地球化学研究方法将成为研究卡林型金矿的突破口。

关键字：卡林型金矿 地球化学 矿床成因 存在问题

第一章 前言

“卡林型金矿”这一名称最早由美国人S·拉德克(1974)提出，指产于未经区域性变质的细碎屑岩、碳酸盐岩和硅质岩中的微细浸染型中低温热液金矿床,又称为微细浸染型金矿床、渗透热(卤)水型金矿床、沉积岩型金矿床以及“化学上有利于成矿的沉积岩层中的浸染状矿床”[1]。

卡林型金矿床主要分布于美国和中国,在东南亚以及南美洲的秘鲁也有分布[2]。自 1961 年Newmont公司的地质学家在美国西部内华达州首先发现卡林金矿床以来，在长 60km 的 NNW 向线状分布的卡林金矿带（称为 Carlin Trend）内又先后发现了 40 多个金矿床，现在内华达卡林金矿带的探明储量超过 2000 吨[3]，美国卡林型金矿床的总储量达到3075吨,成为当今世界上第三大金矿产地。

上世纪 70 年代卡林型金矿找矿理论传入我国以后，相继发现了一大批卡林—类卡林型 金矿，如贵州黔西南册亨县板其金矿、贞丰县水银洞金矿等[4]。80年代以来，在扬子地块西南缘和西北缘发现了大批卡林型金矿床和地质地球化学特征类似的金矿床，构成了西南(滇一黔一桂)和西北(陕一甘一川)两个金三角，已发现200多处矿化点、矿点和矿床,探明了一批大型和中小型矿床，少数矿床的储量接近超大型矿床的规模[5]，使中国成为仅次于美国的世界第二大富集卡林型及其类似金矿的国家[6]。

第二章 矿床地质特征

2.1 地层

卡林型金矿床分布区以发育一套巨厚的大面积分布的古-中生代细碎屑岩、碳酸盐岩和硅质岩建造为特征。卡林金矿就位于林恩构造窗北东部的薄层碳酸盐岩地层中。我国卡林型金矿的赋矿地层主要为沉积岩地层，但是在不同的矿区，其赋矿岩性有明显的差异。如滇黔桂地区灰家堡矿田中部的水银洞大型金矿，主要位于大空隙度的不纯的碳酸盐岩[7]；其西段的紫木凼大型金矿主要位于褐黄色薄层状黏土质粉砂岩，碳质页岩及灰褐色薄层状粉砂岩夹石英砂岩和硅质岩[8]；川西北卡林型金矿主要围岩为砂岩、板岩和千枚岩，次为不纯碳酸盐岩；秦岭地区为砂、板岩，次为不纯碳酸盐岩和火山凝灰岩、硅质岩[9]。

卡林型金矿形成年代在不同矿区也有很大的差异，从寒武系到三叠系均有产出。美国内华达州卡林型金矿的赋矿层位是志留系-泥盆系罗伯茨山组和泥盆系波波维奇组；我国滇黔桂地区卡林型金矿主要产于三叠系，其次为二叠系和泥盆系[7~8]；秦岭地区以泥盆系双玉组、二台子组、八卦庙组、金龙山组等为主，寒武系拉尔玛组中也偶有产出；川西北地区主赋矿层位为三叠系[9]。

2.2构造

卡林型金矿往往发育于地壳活动较为强烈的部位，如不同大地构造单元的结合部位，稳定大陆边缘的裂谷带中等。美国的卡林金矿床位于美国西部内华达州盆岭山脉区西部冒地槽与优地槽接合部位之西侧的优地槽沉积岩组合区内。我国的卡林型金矿产出的构造位置主要为扬子地台周边的古生代、中生代褶皱带。

背斜褶皱和断裂构造的控矿作用, 是国内外已知卡林型金矿床(田)的重要成矿地质作用之一。背斜构造倾伏端和背斜轴转折端，以及背斜翼部发育断裂破碎带、层间破碎带地段，往往是各种裂隙纵横交错、复合叠加的有利成矿地带[11]。

卡林型金矿集中区的断裂构造非常发育，翟裕生等[10]提出,我国卡林型金矿床多产于裂谷环境。在褶皱轴部和翼部，发育的以压扭性为主的断裂构造，常表现为不同级次的切层或层间断裂挤压破碎带，往往与褶皱构造联合控矿[12]。不同方向与不同序次的断裂破碎带交叉与复合部位，广泛发育各种微裂隙，岩石挤压破碎强烈，是成矿热液沉淀和富集的最佳场所。

活动的大地构造环境为卡林型金矿的产出提供了所需的物质与能量条件，因此它往往在区域上控制着卡林型金矿成矿区的分布[13]。区域性深大断裂很可以是导矿构造，热液通过它向浅部运移，它往往控制着矿带的分布。区域主干断裂控制矿床的分布，其次级断裂既是导矿构造又是容矿构造，它一方面使成矿热液向浅部迁移，另一方面又破坏了热液系统原有的平衡，促使矿质沉淀，从而控制矿体的产出部位[14]。而褶皱构造则为矿体定位提供了必要的容矿空间。从我国已发现的的卡林型金矿来看，活动的大地构造环境,发育的断裂构造体系是卡林型金矿产出的必要构造条件。

2.3 岩浆岩

岩浆岩与卡林型金矿的关系，目前各个学者间存在一些分歧。刘东升(1989)[15]等认为卡林型金矿与侵人岩无直接关系，但侵人活动是卡林型金矿成矿的有利条件；而H.西里托（1990）等认为矿源与热液均为岩浆岩，赋矿地层仅是有利赋矿层位。王登红(2000)[16]、应汉龙(2001)[5]通过北美卡林金矿带的一系列找矿新进展，认为地层对于成矿的控制作用,不如构造和深源的成矿流体对成矿的控制作用明显。

美国卡林地区岩浆岩呈两个小型岩株和许多岩墙产出，时代为晚侏罗世—早白垩世。两岩株成分为花岗闪长岩、石英闪长岩和闪长岩，岩体均已热液蚀变和矿化。卡林地区的岩墙时代为侏罗纪和白垩纪，沿NW向高角度断层侵位，岩墙多遭受强烈的蚀变与金矿化。该区出露的喷出岩为流纹岩和流纹英安岩，黑云母 K Ar 年龄测定为中新世，被认为是成矿系统的热源期[9]。

在我国卡林型金矿区都发现了大小不一，规模迥异的各类岩浆岩，而且在时代上与各卡林型金矿的成矿时间相当，最新地球物理资料证明滇黔桂金三角地区有大面积隐伏的超基性—基性—酸性岩浆岩，据测定和分析确认滇黔桂卡林型金矿的成矿年龄基本限定在燕山晚期至喜山早期，与金矿床成矿时代基本一致[17]。据滇东南老湾寨金矿出露的辉绿岩的化学成分分析，金在辉绿岩体的北西和南东两端富集成矿，可能为原始成矿物质来源[18]，说明我国卡林型金矿的形成可能与岩浆岩特别是基性岩浆岩关系密切。

2.4 围岩蚀变

卡林型金矿中与矿化有关的蚀变大都是中低温热液与围岩共同作用的结果，主要有硅化、似碧玉岩化、黄铁矿化、毒砂化、碳酸盐化或脱碳酸盐化、钠长石化、辉锑矿化、辰砂化和黏土化。不同矿床的蚀变类型存在一定差异，同一矿床中也存在着蚀变分带性。北美西部卡林型金矿床中与金矿化有关的热液蚀变在空间上从远到近,时间上从早到晚发育的顺序为:去碳酸盐化—硅化—泥化。（图1）

图1 卡林型金矿床围岩蚀变和矿化分带图

中国卡林型金矿床围岩蚀变围岩蚀变作用不仅种类丰富、蚀变组合复杂，蚀变强度大，蚀变分带性和蚀变退色现象也较明显[19]。秦岭地区部分矿床中,可出现不明显的蚀变分带现象，从断裂破碎带中心向外，大致可划分出3个蚀变带：①硅化带,蚀变矿物以石英为主，其次为绢云母、黄铁矿；②绢云母化-硅化带，蚀变矿物以绢云母、石英为主，还见有绿泥石和黄铁矿；③绢云母化带,蚀变矿物绢云母、碳酸盐矿物或绿泥石为主。

从围岩—弱蚀变岩—强蚀变岩(矿体)，不仅化学成分发生变化，微量元素变化更为显著。随蚀变作用的增强，Au、As、Sb、Hg、Ag等指示元素也随之增高，金矿体出现在蚀变中心部位或蚀变分带的内带，如硅化带、绢云母化-硅化带中。

2.5 元素（矿物）共生组合卡林型金矿有着非常相似的元素共生组合，即Au、As、Sb、Hg、Ba及Ag。美国卡林型金矿元素组合为Au、As、Hg、Ba、A g、Tl、Mo、W；我国卡林型金矿床元素组合为A u、As、Hg、Sb、Ba、Ag。李朝阳(1995)[20]认为Au与As、Sb、Hg(Tl)等的矿石矿物组合及异常组合是卡林型金矿的“特征”。欧阳玉飞（2011）[21]等认为Au与As、Sb、Hg等的组合关系既有必然性，又有偶然性，在研究卡林型金矿时不宜将Au与As、Sb、Hg相伴产出绝对化，它们之间的组合只是代表一种中低温成矿作用。但是从我国卡林型金矿的发现来看，As、Sb、Hg、Tl、Ba、Au元素组合来寻找未知的卡林型金矿是必须的技术手段。

卡林型金矿也有其特定的矿物组合：

美国卡林金矿原生矿石中的矿物为：黄铁矿、雄黄、雌黄、辉锑矿、辰砂、硫铊矿、方 铅矿、闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、石英、伊利石、高岭石、绢云母、重晶石、白钨矿、方解石、白云石和自然金等，尚有石膏和明矾石；我国卡林型金矿原生矿石中的矿物包括：黄铁矿、砷黄铁矿、毒砂、辉锑矿、辰砂、雄黄、雌黄、自然金、方铅矿、闪锌 矿、黄铜矿、砷黝铜矿、黝铜矿、石英、水云母、方解石、白云石、地开石、重晶石、绢云母、高岭石、萤石、硬石膏、电气石等[9]。

卡林型金矿中黄铁矿中的砷含量普遍很高。美国一些卡林型金矿中还见到红铊矿、硫砷铊矿等含铊矿物，它们与金矿化关系亦较密切，我国卡林型金矿中铊含量较低，极少见到铊矿物。

第三章 矿床地球化学研究现状

3.1 流体包裹体

卡林型金矿中的包裹体均很小，主要有富液两相包裹体、富气两相包裹体、CO2三相包裹体[5]。我国卡林型金矿成矿温度一般在 165~ 290℃，属于中低温热液矿床，成矿流体的盐度为0 ~ 6 wt% NaCl。不同成矿域的流体包裹体特点有轻微的差别：内华达州卡林一类卡林型矿床成矿温度集中在160 ~ 250℃范围，盐度一般低于8%[24]。黔西南卡林型金矿成矿流体具有低温低盐度和较高压力和富挥发份的特点，均一温度在 220℃左右，盐度6% NaCl 左右[22]；西秦岭地区卡林一类卡林型金矿的流体包裹体多为盐水溶液，少数矿床发现富C02包裹体和多相包裹体，均一温度在120 ~ 360℃之间，集中在160 ~ 300℃之间，属于中低温热液矿床，盐度多在1 ~ 10% NaCl [6]；对阳山金矿中的脉石英和方解石进行流体包裹体研究得出包裹体均一温度范围为 105℃～310℃，主要集中在 150℃～250℃之间，包裹体盐度集中在 1.6～6.5% NaCl，为低温低盐度流体[23]；但是秦岭的双王金矿成矿温度最高达350℃[25]，为中高温成矿流体。

通过成矿温度，估算得出不同矿区的成矿压力和成矿深度为：内华达州卡林型金矿成矿压力为40 ~ 100 MPa，成矿深度约1.5 ~ 4.5 Km；黔西南成矿压力为5 ~ 30 MPa，成矿深度约1 ~ 2 Km；西秦岭地区卡林型金矿成矿压力一般为5 ~ 70MPa，成矿深度2.5 ~ 4 Km；秦岭地区的双王、马鞍山金矿成矿温度均大于300℃，成矿压力大于150MPa，成矿深度大于5 Km，已向造山型金矿过度[6]。

综上所述，大部分卡林型金矿为中低温低盐度流体，成矿深度小于5 Km。秦岭地区卡林型金矿物理化学条件变化范围大，与造山型金矿呈过度关系。

3.2 硫同位素组成美国西部卡林型金矿床硫化物的硫同位素δ34S值为-30‰ ～ +20‰，热液重晶石的 δ34S值为 +15‰ ～ +25‰。含金黄铁矿的δ34S值接近 +20‰；成矿前黄铁矿的δ34S值为-5‰～ +7‰；成矿后不含金的砷黄铁矿和白铁矿的δ34S值为-12‰ ～ +30‰。成矿阶段硫化物的δ34S值一般为 +10‰ ～ +20‰，岩浆岩中硫化物的δ34S值为0～ +8‰，围岩沉积岩硫化物δ34S值为-15‰ ～ +5‰，硫酸盐的δ34S值超过 +25‰。成矿流体中硫的最可能的来源是围岩中硫酸盐还原作用[2]。

中国滇黔桂地区卡林型金矿床黄铁矿δ34S值的变化范围较大，板其金矿床黄铁矿δ34S值的范围为+6.72‰ ～ +14.7‰，地层中黄铁矿δ34S变化范围为+9.5‰ ～ +17.7‰；戈塘金矿床黄铁矿的δ34S为-29.2‰ ～ +8.91‰，地层中黄铁矿δ34S范围为-33.29‰～-13.29‰[26]；水银洞金矿中黄铁矿δ34S分析值为 1.6‰-21‰，围岩中黄铁矿的δ34S分析值为 3.7‰-6.8‰[7]，矿床中黄铁矿的S值范围与围岩S值范围有一定差异，有的矿床差异性还很大，说明矿床中的硫不可能仅仅来源于地层，而是多源硫混合的结果，可能为幔源硫与地层硫的混合[12]。秦岭地区δ34S值变化在-25.20‰ ～ +19.76‰。

3.3 氢氧同位素组成美国西部卡林型金矿床 δ18O为-16‰ ~ +8‰，δD为-130‰ ~-150‰；滇黔桂卡林型金矿成矿流体的δD为-32.30‰ ～-104.30‰，δ18O变化分为很大，为-5‰ ～ +15‰，表明滇黔桂卡林型金矿区成矿流体具有初始深部岩浆水和浅部、近地表大气降水相混合的特点，尤其是近地表大气降水的大量混入，导致主成矿流体表现出大气降水为主的混合多来源特征[27]。秦岭地区δD较为分散，平均值为-70.19‰，变化范围为-117.90‰ ～-10.90‰，反映成矿流体为大气降水、岩浆水以及部分变质水的混合流体；δ18O值为 +5.69‰ ～ +21.38‰，显示部分落入岩浆岩范围，表明在成矿过程中有岩浆流体加入[28]。氢氧同位素研究表明，秦岭地区的多数卡林—类卡林型金矿的成矿流体经历了从早期变质建造谁向晚期大气降水演化的过程[6]。

图2 滇黔桂地区卡林型金矿H-O同位素组成对比图

1,、2、3、4为滇黔桂地区不同矿床

从图2、3可以看出，滇黔桂与秦岭地区氢氧同位素分布范围很大，表明成矿流体后期混合其他流体（主要为大气降水）严重，又因为混合温度过低，流体混合不均匀，导致同一矿床氢氧同位素变化大。同一地区不同矿床由于成矿流体来源不一，成矿时代不均一等原因导致氢氧同位素严重分散，影响成矿流体来源的研究。

图3 滇黔桂与秦岭地区卡林型金矿氢氧同位素特征图

表1 国内外卡林型金矿成矿物理化学对比表

物理化学条件特征

盐度 温度 δ34S‰ δ18O‰ δD‰ 成矿压力 成矿深度 内华达卡林型金矿

秦岭卡林型金矿 1 ～ 10％ 160 ～ 300℃

滇黔桂卡林型金矿

0.06 220℃

-25.20‰ ～ +19.76‰。-29.2‰ ～ +18‰ +5.69‰ ～ +21.38‰

-5‰ ～ +15‰

-117.90‰ ～-10.90‰-32.30‰ ～-104.30‰～ 70MPa 2.5 ～ 4Km～ 30MPa 1 ～ 2 Km 3.4 铅同位素组成图4 滇黔桂与秦岭地区卡林型金矿铅同位素特征图

如图4，在铅同位素的演化曲线上，多数样品点落入造山带和上地壳铅范围，少数点接近地幔和下地壳的区域，如庞家河、马鞍桥金矿的铅同位素值落入了接近地幔区域[28]。说明这些矿床的成矿过程有深部流体、物质成分的参与。此外可明显看出秦岭地区的卡林型金矿的铅元素主体来自造山带，而滇黔桂地区的铅元素大部分来自上地壳，这与两大矿集区的大地构造环境有关。

第四章 存在的问题及研究展望

4.1 存在问题

对于卡林型金矿，不同学者和专家做过各方面的研究，但是由于卡林型金矿其自身的复杂性，在岩浆作用、物质来源和矿床成因上尚存在许多争议，并且提出了大气降水成因、岩浆热液成因、区域变质成因等模式。

关于岩浆作用，一些学者（刘东升、Kuehn C A[29]）认为与岩浆无直接关系，还有许多学者（Ｈ·西里托,Ａ·潘捷列夫）认为矿源与热液均为岩浆岩,赋矿地层仅是有利赋矿层位；王登红[16]认为成矿热液是直接由地幔柱分离出来的，与出露的岩浆岩不一定有直接关系。

成矿物质来源方面，主要有三种观点：①赋矿地层即是矿源层；②卡林型金矿的所有成矿元素在浅部热液系统中都是活动组分，赋矿地层不是成矿元素的唯一来源，也不存在特定的矿源层[30]；③矿质主要来自地幔或地壳深部的岩浆活动或海底喷流作用而非沉积地层，赋矿层位仅由于其岩性或构造条件有利而起到“捕集器”的作用[31]。由于流体来源和物质来源达不成共识，导致出现几种不同的成矿模式，主要为：地层改造成矿、热泉成矿、岩浆热液成矿、喷流沉积成矿、区域变质成矿。

地层改造成矿模式认为成矿流体为深部热源加热和驱动的循环大气降水，金是循环大气降水从围岩中汲取的,金的搬运形式主要为二硫化物配合物。在构造拉张和碰撞造山过程中，由于温度梯度升高、渗透性增加和地形的调整,提高了流体循环的可能性，大气降水的深循环与还原程度不同的沉积岩反应，产生含硅和硫化物的稀溶液，能汲取金，但不能汲取贱金属。当流体上升时，新的和重新活动的构造汇聚稀流体。随着流体上升，各种机制如在合适的条件下冷却、减压、混合和水-岩相互作用而产生卡林型金矿化。此模式能较好解释卡林型金矿床的地质地球化学特征，但是如此大量的金是否全都来源于地层值得怀疑。

热泉成矿模式是在近地表环境热泉或地热系统中形成的矿床，与火山岩浆期后热液(水)有密切的关系。该模式认为在100—300℃的地热储集层中，升高温度，降低Eh值和pH值从中性向碱性转化，可以增大地热流体中金的溶解度，从而形成富含金的热流体。热泉成矿有特定的微量元素组合：Hg、Sb、As、Tl，其次为Pb、Zn、Cu、Ba等[32]。这与典型的卡林型金矿元素组合一致，是提出该模式的主要依据。但卡林型金矿床与火山热泉金矿床在矿化特征、蚀变矿物类型和高压低温的成矿物理化学特征等方面不同。

岩浆热液成矿模式认为卡林型金矿床与岩浆活动有直接关系，岩浆活动既提供了驱动热液循环的能量，也提供了流体以及金等微量元素，是岩浆热液体系的远源产物[33]。但是大多数卡林型金矿与侵入岩缺少明显的时空关系，并且同位素资料表明硫主要以沉积源为主,水为大气降水。

喷流沉积成矿模式是将沉积盆地看成一个巨大的开放动态化学反应器，其上部不断有新沉积物颗粒和以海水为主的流体的加入，在下部有来自基底的流体、下渗海水以及盆地边缘大气降水的渗入，盆地内则是一个由固体无机、有机沉积物颗粒和各种流体组成的多相反应体系。沉积岩在埋藏压实过程中会释放出大量的流体，这些流体经过一系列水岩相互作用使沉积物中的金属组分释放出来，生成高温、高压、较高盐度、酸性、还原的成矿热流体，这些成矿热流体被不透水层封存在地下，形成热水房。当地层发生构造运动，形成了释放流体的通道和空间，这些高压高温流体就会上升到达海底，以沉积喷流方式成矿[34]。提出喷流沉积模式的依据主要是：①矿石、含矿岩石及其中的硫化物具有大量同生沉积组构和成岩早期软变形组构，指示强烈的同沉积断裂活动，有利于喷流作用的发生；②硅质岩中稀土元素配分模式与现代热水沉积物的稀土元素配分模式一致；③硅质岩的硅同位素组成在热液硅质烟囱硅同位素组成范围内。如板其、戈塘金矿床就是典型实例。

区域变质成矿模式认为在地壳扩张以前，可能是深部幔源岩浆活动产生了足够的热，并使形成矿床所需要的流体循环。热液中的H2O和CO2是由来自周围变质沉积岩的去挥发分作用带来的，金属和硫也由变质作用形成。就区域意义而言，可能包括了岩浆热。

综上所述，关于卡林型金矿的成因问题争论最多，也是最难达成共识的。对于卡林型金矿成因之所以会出现如此多的不同认识，主要是因为研究者在研究矿床时的侧重点不同，加上对于卡林型金矿地质特征及定义界定上的分歧，不同区带、不同矿床又表现出地质特征的复杂性和多样性，测试手段和研究目标的不同也能导致对成因的不同看法。

4.2 研究展望

卡林型金矿与造山型金矿一样，都是一类矿床特征相似的矿床，但没有实际的成因意义。由此出现了许多“类卡林型矿床”，使得卡林型金矿繁杂混乱。如今卡林型金矿就好比一个大箱子，只要是低温热液成因的矿床都往里面丢，在我们今后的工作中，应该理性对待矿床类型，不能把产出在造山带的金矿都定义为“造山型金矿”，把与地层关系紧密的矿床都定义为“卡林型金矿”。

个人认为，卡林型金矿的发展有两个方向：一个方向为，本着“求同存异”的原则，将表面基本特征相同或相似，容矿岩石、产出地质背景、成因等不相同的一类矿床统称为卡林型金矿，那样，卡林型金矿就变成一种徒有其名，没有其实的矿床类型，相信不久就会束之高阁；另一个方向为，厘定卡林型金矿的范围，找到一种或几种最符合卡林型金矿的矿床特征，其他不符合此特征的矿床定义为其更合适的矿床类型。只有这样，“卡林型金矿”才能更好的指导找矿。

第五章 结论

卡林型金矿作为一类很重要的金矿类型，前任已经做过许多工作，但是由于其自身的复杂性和研究方向、方法的不同，不同学者对卡林型金矿有不同的定义，并且难以对矿床成因得出一致的结论。目前研究卡林型金矿的技术手段较为单一，主要为流体包裹体和稳定同位素，其可靠性也尚待研究。因此，对卡林型金矿再定义和寻找更适合的地球化学研究方法将成为研究卡林型金矿的突破口。

参考文献

[1] 波伊尔RW.金的地球化学和金矿床[M].马万钧,等译.北京:地质出版社,1984,1-785.[2] Arehart G B.Characteristics and origin of sediment-hosted dieminated gold deposits: a review[J].Ore Geology Review,1996, 16:383-403.[3] Knutsen G C, Zimmerman C J, Christensen O D.Current geological research and deep deposits of the Carlin trend, northeast Nevada[J].The Gangue(Geol.Aoc.Canada, Mineral Deposits Branch),1991,(34):3-5.[4] 刘源，侯忠建，李定武.我国卡林型金矿研究现状.四川地质学报.2013,33（2）:132~136.[5] 应汉龙.卡林型金矿床的特征和成因.地质地球化学.2001,29（4）:56-64.[6] 陈衍景,张静,张复新, 等.西秦岭地区卡林—类卡林型金矿床及其成矿时间、构造背景和模式.地质评论.2004,50（2）:134-152.[7] 王成辉, 王登红, 刘建中, 等.贵州水银洞超大型卡林型金矿同位素地球化学特征[J].地学前缘，2010,17（2），396-402.[8] 邰瑜辉, 李永胜.紫木凼微细粒浸染型金矿的地质特征及矿产成因探讨.黄金地质，2006,9（27），14-17.[9] 普传杰, 高振敏.国内外卡林型金矿对比研究.云南地质，2003,22（1），27-38.[10] 翟裕生,张湖,宋鸿林,等.大型构造与超大型矿床[M ].地质出版社, 1997.[11] Radtke, A.S., Rye, R.O., and Dickson , F.W..Geology and stable isotope studies of the Carlin gold deposit, Nevada;ECON.G EOL.k , 1980 , 75, 6 41-672.[12] 朱赖民,刘显凡,等.滇黔桂微细浸染型金矿床的时空分布与成矿流体来源研究[J].地质科学, 1998, 33(4): 463-472.[13] 赵庆会.中国卡林型金矿成矿构造环境及热液特征.地质找矿论丛，1999,14(3):34-41.[14] 翟裕生.区域成矿学与找矿新思路.现代地质.2001,2:151-156.[15] 刘东升.卡林型金矿找矿方向.地质与勘探, 1989,2:22.[16] 王登红.卡林型金矿找矿新进展及其意义[J].地质地球化学,2000,28(1):92-96.[17] 刘显凡，刘家铎, 等.地慢柱和地慢流体作用与深部找矿应用研究[J].地球科学进展，2004,19,93-101.[18] 王明聪, 等.滇东南老寨湾金矿地质特征及成因探讨[J], 地质与勘探，2011,47（2）:261-267.[19] 吴烈善，彭省临.国微细浸染型金矿床围岩蚀变地质特征.地质找矿论丛.2005, 20(3): 152-160.[20] 李朝阳.有关卡林型金矿的几点认识[J].矿物学报,1995,15(2):132-137.[21] 欧阳玉飞,刘继顺,周余国,等.卡林型金矿研究的若干问题探讨.地质找矿论丛,2011, 26(2): 151-156.[22] 王泽鹏，夏勇, 等.黔西南卡林型金矿成矿环境及成矿预测研究[J].矿物学报，2009,138-139.[23] 喻光明，郭华.川陕甘地区卡林型金矿对比研究[J].地质学报，2010,30（2），163-16.[24] Lamb J B, Cline J.1997.Depths of formation of the Meikle and Betze/Post deposits.Society of Economic Geologists Guidebook Series, 28: 101-107.[25] 李超.陕西双王—二台子金矿成矿流体研究.北京大学硕士学位论文, 2001，1-94.[26] 袁万春,李院生,张国平,等.滇黔桂汞锑金砷等低温矿床组合碳、氢、氧、硫同位素地球化学[J].矿物学报,1997,17(4):422-426.[27]谭运金.滇黔桂地区微细粒浸染型金矿床的矿床地球.化学类型 [ J ].矿床地质, 1994(4).[28] 刘学飞,王庆飞,杨立强,等.秦岭与滇黔桂地区卡林型金矿地质与地球化学特征.地质科技情报,2008, 27(3), 51-60.[29] Kuehn C A, Rose A W.Carlin gold deposit, Nevada: Origin in a deep zone of mixing between normally preured and over preured fluids [J].Economic, Geology, 1995,90:17-36.[30] Nebitt B E.Gold deposit continuum: A genetic model for lode Au mineralization the continental crust [J].Geology, 1998,16:1044-1048.[31] 王登红,林文蔚,杨建民,等.试论地幔柱对我国两大金矿集中区的控制意义[Ｊ],地球学报,1999,20(2):157-162.[32] 王连国, 侯玉树, 李东一.热泉型金矿地质特征及其研究现状[J].科技创新与应用, 2013(23): 24-25.[33] Sillitoe R H, Bonham H F.Sediment-hosted gold deposits: Distal products of magmatic-hydrothermal systems[J].Geology, 1990, 18(2): 157-161.[34] 陈翠华, 何彬彬, 顾雪祥, 等.一种典型的同生沉积型微细浸染型金矿床——桂西北高龙金矿床[J].吉林大学学报: 地球科学版, 2003, 33(3): 290-295.