区域地质概况
一、地层丽水市属华南地层区，主要分布有前寒武系、古生界变质岩及中生界火山岩、火山碎屑沉积岩及大面积第四系地层。（1）前寒武系八都群变质岩：自下而上分为汤源组、堑头组、张岩组、泗源组、大岩山组，是一套混合岩化片麻岩为主，夹有片岩、变粒岩层的变质岩系地层。主要分布于龙泉、遂昌及松阳部分地域。（2）前寒武系龙泉群变质岩：自下而上分为万山组、青坑组、南弄组，是一套片岩为主，夹有变粒岩、大理岩、磁铁石英岩的浅变质岩系地层。零星分布于龙泉城南青坑—查田一带及松阳玉岩、里庄局部地段。（3）古生界鹤溪群变质岩：主要由变质砂岩、大理岩及千枚岩、片岩等组成。零星出露于景宁鹤溪包山、赤木山及青田芝溪头等地。（4）侏罗系：可分为三套：下统枫坪组陆相沉积岩、中统毛弄组陆相沉积岩及上统磨石山群火山岩、火山碎屑岩。侏罗系下统枫坪组分布于龙泉花桥、松阳枫坪等地。该组为陆相含煤碎屑岩建造，岩性以含砾石英砂岩为主，夹薄层粉砂岩、泥岩、炭质页岩、薄煤层。侏罗系中统毛弄组零星出露于松阳毛弄、小槎、内陈，云和杨家山、陈源头，莲都朱村，青田陈村洋及龙泉宝剑。该组为一套含山火岩的陆相含煤沉积地层，岩性由砂岩、粉砂岩、砂砾岩、凝灰岩及薄煤层组成。侏罗系上统磨石山群可分为六个岩性段，自下而上分别为大爽组、高坞组、西山头组、茶湾组、九里坪组和祝村组，是一套岩性复杂的火山碎屑岩，分布极广。（5）白垩系：分为上下两统：下白垩统包括馆头组、朝川组，上白垩统包括塘上组、赖家组。通常分布于一些构造盆地中，岩性有砂岩、泥质粉砂岩、泥岩、砂砾岩、凝灰岩等。（6）第四系：丽水市第四系发育主要受地貌、新构造运动控制，多以冲积、洪积为主的陆相沉积地层展布于沟谷盆地与山间盆地中，沉积厚度不大。二、岩浆岩丽水市岩浆活动以燕山期最为剧烈，早期以喷发作用为主，形成大面积火山岩；晚期以侵入作用为主，以各类侵入岩体广泛分布、多期次为特征，次火山岩也较发育。侵入岩：各类侵入岩体有100多个，以酸性、中酸性岩类为主，其次为中性或偏碱性岩类，个别基性－超基性岩。出露面积最大的是缙云前村钾长花岗岩体达200平方公里，龙泉溪头、遂昌社后等10个岩体出露面积20～70平方公里，一般岩体出露面积在10平方公里以下。火山岩：大面积广布于侏罗系、白垩系中，厚度大，岩性复杂，可分为熔岩类、火山碎屑岩类、次火山岩类。三、构造丽水市大地构造位置属华南褶皱系浙东南褶皱带，位于丽水－宁波隆起南段的龙泉－遂昌断隆江（山）－绍（兴）深大断裂南东侧，丽（水）－宁（波）深大断裂穿过丽水市区。本市地质构造断裂发育，褶皱构造不明显。北东向、北北东向断裂，以及北西向断裂，构成本区的基本框架。北东向构造带：由北东向变质岩基底断块隆起和一系列北东向压性断裂组成，主要有遂昌县昌裘至上定断裂，遂昌县城至大柘构造带，松阳县高亭至里庄构造带，庆元县竹口至龙泉断裂，龙泉市至缙云新建构造带，庆元县至青田海口构造带。北北东向构造带：由一系列北北东向断裂及受它制约的北北东向白垩系构造盆地组成，主要有遂昌湖山至里东构造带，遂昌根竹口至龙泉市大桂溪断裂带，云和县大岭头至庆元县中村断裂带，丽水市至景宁县构造带。北西向构造带：主要有遂昌县关塘至龙泉市安仁至景宁县白鹤断裂带，松阳县古市至景宁县渤海构造带，青田县海溪至石平川断裂带。南北向构造带：如青田县境内吴岸至湖边断裂带。
区域地质概况
一、区域地层该区位于河北平原北部，新生代地层十分发育，但由于受基底构造制约和构造运动影响，地层厚度和岩性岩相变化较大。由新而老共有第四系堆积物和新、老第三系地层。1.第四系（Q）根据《廊坊地区南部农田供水水文地质勘探报告》本区第四纪地层厚度为510m，其地层岩性由老而新依次为：（1）全新统（Q4）：厚度约26m，岩性多以灰、灰绿、黑灰和黄灰色亚砂土、亚粘土为主，其次为粘土，砂层只在局部出现，且多以粉细砂为主，厚薄不均并多含粉土。（2）上更新统欧庄组（Q3o）：底板埋深148m，厚度122m，下部岩性以灰黄、黄灰或灰、黄绿灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为中砂、粉细砂层，含钙质结核；上部岩性以灰黄、黄灰色亚砂土、亚粘土为主，砂层为细砂、粉细砂层，含钙质结核。（3）中更新统杨柳青组（Q2y）：底板埋深354m，厚度206m，下段厚度为96m，地层岩性主要以灰黄、黄灰夹锈斑和灰棕黄色的亚粘土为主，砂层为中砂、细砂层；上段厚度约110m,以黄灰、灰绿、灰棕黄色夹锈斑的亚砂土、亚粘土为主。砂层为中砂、细砂层，含钙铁质结核。（4）下更新统固安组（Q1g）：底板埋深510m，厚度156m，由冲积物组成，下部以棕红色夹有铁锈黄、锰黑、钙白等斑纹构成杂色粘土为主，夹有中砂、细砂层；上部以红棕色、灰褐色亚粘土、粘土夹中、细砂为主，含钙核。2.新第三系地层（N）区内埋深在500～600m以下，为一套冲、洪积相沉积，主要由砾砂岩、泥岩、泥质粉砂岩组成，底部普遍存在底砾岩层。是矿泉水和地下热水的主要产出层位，底板埋深800～1500m。3.老第三系地层（E）在本区埋深在800～1500m之下，为一套河流、湖泊相沉积，主要由砂岩、粉砂岩、泥岩组成，夹灰质页岩和少许玄武岩薄层。是本区主要的储油、气地层。底板埋深1480～3300m。二、区域地质构造廊坊市城市规划区位于中朝准地台（Ⅰ级构造单元）华北断拗（Ⅱ级构造单元）东部，隶属于冀中台陷（Ⅲ级构造单元）廊坊—固安凹陷（Ⅳ级构造单元）之上。其北侧与北北东向大厂凹陷相邻；南东与武清—霸州凹陷相接；南临牛镇凸起；西北面为大兴凸起。本区断裂构造发育，活动断裂强烈，特别是第三纪以来的活动性断裂及隐伏断裂，是诱发本区地震的直接因素。4条较大活动性断裂分别是桐柏断裂、夏垫断裂、河西断裂和大王务断裂。主要特征见第二章。三、地质灾害概况廊坊市城市规划区属平原区，主要地质灾害有突发性地质灾害和缓变性地质灾害。突发性地质灾害有地震、地裂缝等；缓变性地质灾害有地面沉降、地下水污染等。根据《河北省（包括天津市、北京市）地震地质初步研究》报告资料，廊坊地区（包括天津市）为全省六个地震活动较强地区之一，雄县—安次地震地质背景带上存在6级以上地震危险。据历史资料记载，廊坊市自公元294～1993年底，全市范围内就发生了100余次地震，其中4级以上的地震49次，6级以上的地震3次，震源深度5～39km，其中8～25km的深度分布较集中。1994～1999年，该区域共发生地震79次，是多震区域。根据河北省水资源局有关报告提供，廊坊市自20世纪40～70年代以来地面缓慢下沉，80年代后期以均加速度下沉。1981～1983年年均沉降21.51mm,1983～1988年年均沉降量为24.05mm,1988～1998年年均沉降量为30.47mm，至1998年沉降中心累计沉降量已达548.23mm，沉降范围逐渐扩大。廊坊规划区尚未发现地裂缝。
荣成的革命先烈有哪些他们的事迹是什么
清明那天去青山公园看看,那里有个屋里有介绍的!
荣成是英雄的土地，革命的老区，荣成人民自古就有匡扶正义、精忠报国的民族责任感和不畏强权、保家卫国的光荣传统，谱写了一曲又一曲可歌可泣的壮丽诗篇，涌现了一批又一批义薄云天的时代楷模。特别是抗日和解放战争年代，荣成人民在中国共产党的领导下，踊跃参军参战，先后涌现出曲显明、宋澄、齐进虎、梁学福、张晶麟等6578名烈士。他们忠贞不渝、视死如归的大无畏精神，是中华民族的精神脊梁。在抗美援朝、对越自卫反击战中，862名荣成人民的英雄儿女把热血洒在异国他乡。在社会主义和平建设时期，又有沈秀芹、车孟义、周新平、吕式光等一批荣成优秀儿女用生命抗击灾难，用躯体搏斗邪恶。他们是历史的功臣，人民的骄傲，是我们学习的楷模。
山东荣成英烈事迹
尊敬的各位领导,老师,亲爱的同学们:
大家好!今天我演讲的题目是《唤来春风慰忠魂》.
同学们,每当五星红旗迎着朝阳冉冉升起的时候,你有没有想过:五星红旗为什么这样鲜艳 旗帜上的五星为什么这样闪亮 同学们一定能脱口而出:"国旗鲜红是因为染上了先烈的热血,五星闪亮,那是因为凝结着英雄的精神".是的,没有革命先烈的流血牺牲,就没有我们幸福的今天!
今年清明节前夕,我们大业学校号召同学们走出课堂,去调查访问家乡那些鲜为人知的英烈的事迹.通过调查,一个个英烈的名字赫然凸现于同学们的笔记本上,一件件惊天地,泣鬼神的事迹铭刻在我们的心田.
在凤凰崖山坡上的青松翠柏之间,长眠着一位年轻的八路军战士,他叫门益利,山西省人.为了中华民族的解放,为了把日本鬼子赶出中国,他南征北战,屡建战功.后来上级安排他到凤凰崖村兵工五厂工作,他在兵工厂里披星戴月,夜以继日,每天都想研制出高质量的武器和弹药,让我们的战士能够早日把日本鬼子赶出中国.可是在一次弹药试爆中,他不幸以身殉职,牺牲时年仅24岁.
在巍巍的马石山脚下,安息着另一位战斗英雄杨锡芳,他是东凤凰崖村人.1943年秋,在枣庄战斗中,部队曾被数倍于我军的日军围困,但他临危不惧,运筹帷幄,果断带领一部分战士冲出日本鬼子的包围圈,突围后,发现团长等仍旧陷在包围圈里,就举起枪,大喊一声:"同志们,回去救咱团长啊,跟我上!"他率领战士们冒着呼啸的子弹,喊着,冲着,杀了回去.团长脱险了,我们年轻的政委却把一腔热血洒在枣庄那片土地上,时年26岁.
英烈们,你们为人民的利益而死,你们的死重于泰山.面对你们,我们怎么能不肃然起敬呢 你们的辉煌业绩,将彪炳史册,万古流芳!你们的英名将与日月同辉,与江河共存.我们敬慕你们,无私奉献的英雄!你们的英雄躯体筑成了高高耸立的共和国雄伟大厦,你们的热血浇灌了根深叶茂的共和国参天大树.正是因为有了你们的崇高,有了你们的无私,有了你们的奉献,才有了我们今天的幸福生活,才有了祖国的繁荣昌盛,祖国和人民感谢你们,你们永远是我们心中的丰碑,英烈们,你们将永垂不朽!
同学们,逝者已斯矣,生者常思之.现在我们虽然无需面对国土的沦丧,更无需承受战火的硝烟,但是我们可能要阻挡不期而来的洪水,我们要抗击非典,我们要预防禽流感,我们的飞船要上天,我们要保护环境,维护世界和平……等等等等,毋庸置疑,我们这些祖国未来的建设者和接班人肩负重担,任重而道远.
长江后浪推前浪,一代更比一代强.先烈们开创了祖国的今天,我们就要造就祖国的明天.面对胸前跳动着的鲜艳的红领巾,用我们的铮铮誓言来告慰长眠于地下的英灵们:努力学习,报效祖国.今天我们以祖国为荣,明天,未来,祖国将以我们而自豪!
说实话（这是抄的）(*^__^*) 嘻嘻……
成矿物质来源
成矿物质来源是矿床成因研究的核心问题，也是长期以来矿床学研究的焦点之一。尽管目前对绿岩带金矿床的定义及成矿时代尚有歧见，但在成矿物质来源的讨论中都注意到了太古宙基底对金矿床的控制作用。（一）矿化的地球化学背景表2-26 花岗岩-绿岩带各类岩石含金丰度（WB/10-9）注：括号中为样品数；资料来源①王亨治等（1984）；②郭福琪（1988）；③胡正国（1989）；④黎世美等（1994）；⑤王来明等（1988）；⑥安郁宏等（1988）；⑦徐金方等（1989）；⑧刘连登等（1991）；⑨田永清等（1991）；⑩沈保丰等（1990）；（11）沈保丰等（1994）；（12）李俊建等（1994）；（13）孙大中等（1986）；（14）高占林等（1987）。矿化的地球化学背景指的是区域岩石地层单元中金的丰度以及岩石中金与其他微量元素的关联性。前者直接反映区域背景提供金的能力，后者说明金的赋存状态，间接地反映出区域背景提供金的可能性。随着测试技术的提高，国内外最新的资料都显示出绿岩带岩石金的背景含量都很低，一般介于0.5×10-9～2×10-9之间（Kerrich等，1991），早些年较高的金测定值需谨慎对待。表2-26给出了夹皮沟等几个绿岩带的岩石含金丰度，可见其金含量很低，均小于克拉克值，并且通常认为最可能是绿岩带矿源的镁铁质-超镁铁质岩石的金丰度和其他岩石类型金丰度相似，甚至更低。但是统计学揭示出岩石中的金分布具有多峰态的正态分布特点（图2-12）说明岩石中含有多个总体的叠加复合。需要提出的是绿岩带目前的含金量并非代表岩石原始的含金量，而是在漫长的地质演化过程中，受各种地质作用，诸如变质作用、韧性剪切作用、热液蚀变作用以及矿化作用影响下，金矿质活化迁移的结果。因此确定绿岩带的原始含金性就成了解决问题的关键，许多学者曾作出多种尝试，Keays（1982）等根据Au与Ir、Pd的相关性计算出太古宙绿岩带中镁铁质-超镁质火山岩的原始含金量较高，可推定为金矿床的矿源层。图2-12 绿岩带层序中金丰度对数频率直方图a—夹皮沟岩群；b—夹皮沟绿岩带TTG;c—五台群高凡亚群；d—五台群台怀亚群；e—清原岩群；f—太华岩群（黎世美等，1994；其他据李俊建，1994）利用Au与其他微量元素作相关分析，大多数绿岩带Au与Cu、Pb、Zn、Mo、Hg、Ag、Sb、As等亲硫性元素关系密切，显示金主要赋存在硫化物中，一些岩石如变镁铁质火山岩还表现出Au与Co、Ni、Cr、V等亲铁元素的相关性，表明Au赋存在黑云母、角闪石等易分解的暗色矿物中。金的这两种赋存状态使得金容易在热液蚀变中被活化迁移，从而有助于形成金矿床。（二）同位素地球化学1.硫同位素表2-27 绿岩带金矿床硫同位素组成注：Py—黄铁矿；Po—磁黄铁矿；CP—黄铜矿；SP—闪锌矿；Gn—方铅矿。①田永清等（1990）；②沈保丰等（1990、1994）；③戴仕炳等（1989）；④沈保丰等（1994）；⑤曲亚军等（1992）；⑥骆辉等（1994）；⑦陈路等（1982）；⑧程玉明等（1982、1994）；⑨王义文等（1988）；⑩杨连生等（1984）；（11）杨振升等（1991）；（12）胡小蝶等（1994）；（13）王时琪等（1994）。绿岩带金矿床的硫同位素δ34S值分布在-18.7‰～＋15.7‰之间（表2-27）。其中浸染型金矿床变化范围不大，与围岩呈同步变化趋势。脉型的夹皮沟金矿以正值为主，变化范围也较小，而小营盘金矿的变化范围较大，且出现了较大的负值。硫同位素的另一个特点是在同一金矿密集区不同矿床之间硫同位素值有差异。在夹皮沟成矿密集区硫同位素变化有一定的规律性，从矿带的西北部到东南部逐渐减小，而同一矿床由浅而深则呈增加的趋势。这一特征说明硫同位素的分馏作用受多种因素的制约，如矿床在整个成矿场中的位置不同，成矿物理化学条件的差异等，因而硫同位素的组成也不尽相同，不能由此认为硫的来源也不同。同理，总硫同位素近于零值也不能说明硫全部为幔源硫，因为对于太古宙沉积岩来说其硫同位素值也为零（Cameron等，1988）。考虑到硫同位素的分馏特点，可以推断排山楼、五台山、夹皮沟等绿岩带金矿床的硫化物δ34S值比相应围岩的δ34S值要大一些，且其变化范围较小，很可能反映硫来源于围岩地层，且硫化物的沉淀是在较还原的状态下进行的。而小营盘、金厂峪等金矿床出现了较大的负值，说明矿液沉淀或迁移中发生氧化作用，在这些矿床中出现了赤铁矿或磁铁矿以及重晶石就说明，成矿时f（O2）较大。对这种氧化热流体的来源有两种看法，一种认为来源于I型偏碱性的高氧化的长英质岩浆，另一种认为来于高CO2蒸气压下镁铁质岩石的变质反应（Cameron,1988;Dis-sanayake等，1992）。2.铅同位素绿岩带金矿床的铅同位素如表2-28和图2-13所示，有如下二个方面的特点：表2-28 绿岩带金矿床铅同位素组成注：各矿床资料来源同表2-27。（1）浸染型金矿床和金厂峪脉型金矿床含有较低的放射性成因铅，而夹皮沟等脉型金矿床及排山楼浸染型金矿床含有较多的放射性成因铅。辽北红透山等铜锌块状硫化物伴生金矿床含放射性成因铅最低，铅同位素模式年龄2422～2996Ma，与该绿岩带的Sm-Nd同位素年龄（2844Ma）和Rb-Sr同位素年龄（2624Ma）近于一致，其次是五台山盘道沟BIF中金矿床，它们与国外太古宙绿岩带中典型的块状硫化物矿床及铁建造金矿床的铅同位素组成非常相似。不同绿岩带金矿床之间铅同位素组成的差异性既与不同地区构造铅的特征有关，也反映了成矿时代上的演化关系，还受后期热液的改造叠加作用的影响。因而在形成机理上是非常复杂的。（2）各金矿床或金矿密集区内铅同位素组成呈明显的线性关系，并与绿岩带表壳岩的铅处于同一条演化线上，从而构成了不具时代意义的混合演化线，这反映矿石铅和绿岩带铅存在非常紧密的联系。图2-13 206Pb/204Pb-207Pb/204Pb图解1—矿石；2—表壳岩；3—钾质花岗岩；4—排山楼矿区白云质大理岩；5—五台山绿岩带狐狸山金矿床（三）微量元素和稀土元素地球化学绿岩带金矿床矿石的微量元素和稀土元素变化规律与绿岩带表壳岩具有一定的相似性和演化关系。如南龙王庙金矿床矿石的Au与Cu、Ag正相关，而与Zn不相关，表壳岩中Au也具有相同的元素亲疏关系。另据曲亚军（1992）研究，排山楼金矿床也具有与南龙王庙相似的地球化学规律，矿石和变质岩的Au皆与Ag、Co、Ni、Cu呈正相关关系，而与Pb、Hg之间呈反相关，两者稀土元素配分模式基本一致。此外小营盘金矿的含金石英脉与该区遭受退变质作用的基性麻粒岩稀土元素配分图谱基本一致（具Eu负异常、轻稀土元素强烈富集、重稀土元素亏损）。夹皮沟八家子矿石石英的稀土元素配分模式与围岩斜长角闪片麻岩中石英一致。上述种种证据表明绿岩带是绿岩带金矿床成矿物质的重要来源，但深源如麻粒岩化变质作用、幔源-壳源岩浆活动也可能提供部分金矿质。事实上，矿质来源不可能是惟一的，这是因为成矿作用不是地壳局部表层的活动，而是一种三维地壳规模的事件，不是特定地质体内封闭体系内物质成分再调整，而是上下左右贯通的开放体系。因此，对金成矿作用来说试图寻找绝对单一矿源层的努力在理论和实际意义上都不一定可取，正如Kerrich（1993）指出，“金和成矿流体的源岩在岩石学上是很复杂的，而不是单一特殊的金矿源层，因此矿源层模式（Source Bed Model）正在被大源体（Large Source Volumes）的概念取而代之”。
成矿物质来源
一、硫同位素特征测试和收集到的哈达门沟矿区、柳坝沟矿区矿体、蚀变围岩、地层、大桦背岩体以及中生代岩脉中黄铁矿的硫同位素数据列于表3-13。表3-13 哈达门沟金矿床硫化物硫同位素分析结果哈达门沟矿区本次测试了15件矿石硫化物样品，收集前人数据36个，总体来说富集轻硫，硫化物δ34S变化于-21.7‰～5.4‰之间，极差为27.1‰，平均值为-10.6‰，其中黄铁矿δ34S变化范围为-18.37‰～-0.2‰，极差为18.35‰，平均值为-9.95‰，方铅矿δ34S变化范围为-18.37‰～-0.2‰，极差为18.35‰，平均值为-10.94‰，黄铜矿δ34S变化范围为-14.3‰～-4.4‰，极差为18.7‰，平均值为-8.34‰。按矿脉来说，113号脉硫化物δ34S变化于-19.4‰～5.4‰，极差为24.8‰之间，平均值为-9.9‰，13号脉硫化物δ34S变化于-21.7‰～-0.2‰之间，极差为21.5‰，平均值为-12.63‰，在硫同位素组成直方图上，哈达门沟矿区δ34S值变化于5.4‰～-21.7‰之间，主要集中在两个峰值区间，分别为-17‰～-8‰，-7‰～-3‰（图3-16）。柳坝沟矿区本次测试了4件矿石硫化物样品，收集10件样品的测试数据，总体来说313号脉矿体和近矿蚀变围岩中黄铁矿以富轻硫为特征，δ34S值变化于-4.3‰～-15.1‰之间，平均值为-10.6‰，极差为10.8‰，其中，黄铁矿δ34S值介于-4.3‰～-15.1‰之间；方铅矿δ34S值变化于-14.7‰～-15.1‰之间，在硫同位素组成直方图上，主要集中在-13‰～-11‰和-10‰～-9‰区间范围内（图3-16）。本次收集了前人对哈达门沟太古代变质岩，大桦背岩体和脉岩中硫同位素数据，其中变质岩中黄铁矿的δ34S值变化相当大（-18.3‰～18.5‰），从现有的数据来看，主要集中在1～2和-17～-19两个区间内。大桦背岩体和闪长玢岩脉δ34S值变化范围分别为1.3‰～2‰和2.6‰～4.1‰（Nieet al.，1994）。不管前人还是本次测试，矿石硫同位素均表现了一致结果，即δ34S值为偏离陨石值较大的负值。按同位素经典理论应为沉积硫来源，显然与矿床成矿地质环境不符。根据Ohmoto at al.（1979）研究认为，热液黄铁矿的δ34S值不仅取决于热液系统中总硫的δ34S值，而且也受含矿热液的物理化学条件的影响。只是在低pH值、低氧逸度，中低温条件下晶出的硫化物同位素组成与矿液的总硫同位素组成近似。而哈达门沟金矿床包裹体的研究表明，成矿热液为低盐度、高氧逸度、pH值在6～8之间。前人用Ohmoto et al.（1979）提出的大本模式，认为成矿热液的δ34SΣS在0‰附近（中国人民武装部队黄金指挥部，1995），具有岩浆硫的特征，我们结合区内变质岩中黄铁矿的δ34S值，认为哈达门沟成矿流体中硫主要为深部流体和太古代地层的混合硫。图3-16 哈达门沟-柳坝沟金矿区硫同位素直方图二、铅同位素特征本次收集了20个哈达门沟矿石硫化物Pb同位素数据和13个柳坝沟矿区矿石硫化物Pb同位素数据，从数据表3-14可以看出，哈达门沟金矿区矿石中黄铁矿206Pb/204Pb比值变化为15.937～18.875，207Pb/204Pb为15.215～15.684，207Pb/204Pb为36.067～38.503，计算出H-H模式年龄为-66 Ma～1514 Ma，μ为9.16～9.58，Th/U为3.54～4.04；方铅矿206Pb/204Pb比值变化为17.064～17.548，207Pb/204Pb为15.400～15.467，207Pb/204Pb为36.571～37.054，H-H模式年龄为631 Ma～903 Ma，μ为9.12～9.26，Th/U为3.55～3.56。钾长石206Pb/204Pb比值变化为14.834～14.902，207Pb/204Pb为14.984～14.987，207Pb/204Pb为35.27～34.925，H-H模式年龄为2099 Ma～2052 Ma，μ为9.12～9.16，Th/U为3.94～4.24。柳坝沟矿区矿石中黄铁矿206Pb/204Pb比值变化为17.253～18.117，207Pb/204Pb为15.434～15.519，207Pb/204Pb为37.476～37.762，计算出H-H模式年龄为281 Ma～805 Ma，μ为9.29～9.37，Th/U为3.52～3.91；钾长石206Pb/204Pb比值变化为16.064～16.883，207Pb/204Pb为15.218～15.338，207Pb/204Pb为36.769～37.954，H-H模式年龄为936 Ma～2099 Ma，μ为9.08～9.16，Th/U为3.77～4.52。矿脉的铅同位素组成（表3-14）与本区太古代地层铅同位素组成具有很好的一致性，这种组成上的一致性表明了两者在成因上的密切关系。一般认为，铅同位素值的高低取决于含铅矿物形成时的238U的浓度，而U在偏酸性的上地壳岩石中更加富集，因此高μ值代表了地壳性质的形成环境，地球的正常值为：μ＝9.58，ω＝35.50，κ＝3.8（王时麒等，1994），当μ＞9.58时，表示铅来自岩浆或海底沉积物；当μ＜9.58时，铅来自下地壳或上地幔（李金祥等，2004），哈达门沟和柳坝沟矿石硫化物的μ值绝大多数都小于9.58，暗示其来源于下地壳或上地幔。从计算的单阶段模式年龄，Th/U比值、μ值等一系列参数（表3-14）可以看出，铅模式年龄变化范围比较大，部分模式年龄出现了负值，以此为基础计算的Th/U比值也有比较大变化范围，这表明铅不是在单一的铀、钍-铅系统中演化的，而是多阶段，因而模式年龄也失去了直接指示时间的意义，铅同位素的组成并非是正常铅，而是混合铅。将收集到的铅同位素数据投影在Zartman et al.（1981）提出的构造图解（图3-17）上可以看到：图3-17 哈达门沟含金硫化物铅同位素构造模式图哈达门沟矿区矿石中，黄铁矿绝大多数投在了地幔铅演化曲线和造山带铅演化曲线之间靠近地幔的一侧，2个投在了下地壳演化曲线和地幔演化曲线之间；另还有2个投在了上地壳演化曲线附近，还有4个样品投在下地壳附近，表明哈达门沟黄铁矿中铅主要来自于地幔，同时有造山带铅和下地壳铅的混入，少量可能来自于上地壳，这也反映出成矿物质多源的特点。柳坝沟矿区矿石中，黄铁矿铅同位素主要投在了地幔铅演化曲线和造山带铅演化曲线之间靠近地幔铅演化曲线的一侧，反映了铅的来源主要为地幔，同时有造山带铅的加入，另外3个样品主要投在了下地壳演化曲线附近，反映了其铅的来源有下地壳。表3-14 哈达门沟金矿区硫化物铅同位素分析结果续表三、氢-氧同位素特征本次共测试哈达门沟石英脉样品12件，柳坝沟石英脉包裹体样品2件（表3-15），挑选石英单矿物在廊坊科大矿物分选公司完成，氢-氧同位素测定在中国地质科学院矿产资源研究所完成，氧同位素按照克拉顿计算公式：1000lnα石英-水＝3.38（106T-2）-3.4，1000lnα石英-水＝δ18O石英-δ18O水进行换算，哈达门沟取平均温度260℃，柳坝沟取现有平均温度265℃进行计算，哈达门沟金矿脉的δ18O水‰在3.80～5.20‰之间，平均4.49‰，δD为-90‰～-62‰，平均-76.6‰；柳坝沟金矿脉δ18O水‰在4.22‰～4.32‰之间，平均4.27‰，δD为-95‰～-87‰，平均-91‰。泰勒认为岩浆水的δ18O为5.5‰～10‰，δD为-40‰～-80‰，将结果投入δ18OH-δD图（图3-18）上，两个矿区投影点均落在原生岩浆水及变质水附近，说明哈达门沟金矿成矿热液来源于岩浆水和部分变质热液，后期有天水的混入。表3-15 哈达门沟金矿床石英包裹体的氢氧同位素组成 (‰)注：测试单位为中国地质科学院矿产资源研究所。图3-18 哈达门沟金矿床流体包裹体的δD-δ18OH图解
