DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 2. 瞬变电磁法原理 2.1. 瞬变电磁正演响应计算 基于电磁场满足的亥姆霍兹方程，给定地表满足的边界条件，由于电磁矢量位和磁场之间的旋度关系，经过推导，得到均匀半空间电偶源，在任意一点的频率域磁场的垂直分量表达式，如公式(1)所示公式，(1)、(2)、(3)皆引用(李貅，2002)： H z ( ω ) = I d l 2 π ∫ 0 ∞ λ 2 λ + μ 1 e λ z J 1 ( λ r ) 1 r 2 d λ (1) 其中(I)表示电流强度，(dl)是电偶极子长度， λ 是电磁波波长， μ 1 = λ 2 + κ 1 2 ， σ i 表示电导率，若忽略位移电流， κ i 2 = i ω μ σ i 表示介质的波数， ω 表示为角频率。 在(Ζ)方向磁场强度用Hz表示；发射偶极长度用(AB)表示，(I)为发射电流；(r)为收发距离；( θ )为电偶极子(AB)同收发距(r)的夹角。 理想层状介质，频率域磁场表示为公式(2)； φ = 2 π ∫ 0 ∞ Im [ I 2 π ∫ 0 ∞ λ λ + μ 1 / R 1 J 1 ( λ r ) d λ ] cos ( ω t ) ω d t (2) 其中 ω 表示为角频率；t表示时间，r表示收发距长度； 当采用阶跃波作为发射波形时，频率域磁场经过数值的变换，可以得出时间域磁场表达式，公式(3)； H z ( t ) = 1 2 π ∫ − ∞ ∞ H z ( ω ) − i ω e i ω t d ω (3) 2.2. 全域视电阻率定义 从前述公式(1)，(2)和(3)可以看出，电阻率同电磁波传播之间存在一种很复杂的函数关系 [ 22 ] [ 23 ] [ 24 ]，引用(智庆全，2016)，简化后可以表达为公式(4)； d B = φ ( x ， y ， t ， ρ ， γ 0 ， I 0 ) (4) 公式(4)中，测点的坐标位置为( x ， y )，采样时间点为(t)，介质的真电阻率( ρ )，阶跃电流的大小为( I 0 )， γ 0 表示发射源到测点的偏移距， φ (   ) 表示电磁响应与电性源装置参数(线源长度、发射电流大小、观测点位置坐标、模型装置参数等)的函数关系式。 因为公式(4)难以用解析方法，所以暂时求不出电阻率与场之间的显式反函数，但通过实验室大量的数值模拟计算验证，电磁波响应与模型参数电阻率之间的函数关系具有单调性，于是拟采用迭代方法，求取其反函数值，从而替代反函数表达式的求取。 首先，构建稳定迭代格式，给定电祖率初值，在电阻率初值( ρ 0 )的邻域内，进行泰勒展开，即 φ ( ρ ， const ) = φ ( ρ 0 ， const ) + φ ′ ( ρ 0 ， const ) ( ρ − ρ 0 ) + φ ″ ( ρ 0 ， const ) 2 ! ( ρ − ρ 0 ) 2     + ⋯ + φ ( n ) ( ρ 0 ， const ) n ! ( ρ − ρ 0 ) n + R n ( ρ ) (5) 这样我们会得到一个新的电阻率值 ρ ，记为 ρ 1 ： ρ 1 = φ ( ρ ， const ) − φ ( ρ 0 ， const ) φ ′ ( ρ 0 ， const ) + ρ 0 (6) 令 ρ 0 = ρ 1 作为新的初值，在它的极小邻域内展开，并采取保留线性项的做法，我们又会得到新的 ρ 1 ，这样反复迭代下去，当迭代误差小于给定误差 ε 范围内，迭代终止： | d B − φ ( ρ 1 ， const ) d B | < ε (7) 其中(dB)表示接收点位置和接收时刻的磁场强度， φ ( ρ 1 ， const ) 表示电阻率为( ρ 1 )的地电模型在某位置点某时刻的场值，设置迭代终止的条件，就可以计算出电性源瞬变电磁全域视电阻率，公式(5) (6) (7)引用(张莹莹，2015)。
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user: 3. 地球物理特征 内蒙某区内多金属矿是属于与次火山岩有关的中温裂隙型充填热液矿床，因此，其控矿构造为一配套的旋转构造体系，于是在成矿过程中这种旋转产生了控矿作用，燕山期构造应力产生的一系列配套构造裂隙，为岩脉、矿脉的就位准备了良好的空间，使地层岩脉、矿脉的形成，存在有一定的时间差，矿床类型罕见。该多金属矿床矿脉分布的基本特点是，矿脉主要顺着构造裂隙贯入式的填充，脉体同层间裂隙呈现小角度交角，部分顺着层间之间的裂隙贯入，矿脉充填的构造性质以张性为主，兼具扭性。张性脉是该多金属矿重要的工业矿脉；缓倾扭性脉也是区内重要的工业矿脉，矿脉延长、厚度不如张性脉，但延伸较稳定，陡倾扭性脉一般规模小，剖面上扭性缓脉限制了张性陡脉，呈陡脉追踪的阶梯状。1982~1994年，华北有色地质勘查局综合大队及物探队在目前该多金属矿矿山的周边部和近外围开展了地物化找矿勘查及评价工作。该多金属矿地质特征表明，矿区深部及外围仍有可能存在另一种类型矿床、含矿第二空间，目前矿山开采的矿体集中分布于距地表500 m范围内，深部及外围找矿空间较大。就方法技术而言，矿山地球物理特征均表明，矿(化)石与围岩存在明显的密度和电阻率差异，具备使用重力、电磁法能对其深部资源进行探测和预测的良好地球物理前提。矿区内主要岩性有粉砂质板岩、流纹质凝灰岩、大理岩及花岗闪长岩。采用SCIP标本测试仪对本区标本进行物性参数测量，对测区已施工钻孔采集了92块岩心标本进行电性测试，结合标本物性测量结果，得到矿区物性参数统计结果见表1。 Table 1 Statistical table of electrical parameters of mineral specimen 标本数量(块) 岩性 电阻率平均值(Ω∙m) 极化率平均值(%) 电阻率范围(Ω∙m) 极化率范围(%) 15 粉砂质板岩 1772 2.1 608~5453 0.8~3.5 15 流纹质凝灰岩 3856 1.1 1079~6815 0.65~1.6 15 大理岩 7055 0.6 914~16225 0.38~1.02 15 花岗闪长岩 7831 1.2 1630~28672 0.28~0.88 15 铅锌矿矿石 302 8.2 32~1286 6.7~12.88 17 锡矿石 3407 2.0 1904~5266 1.2~3.4 表1. 矿区矿标本物性电参数统计表 本次工作现场采集标本电性测试，对每一块岩石标本进行电阻率测量，然后对同一种岩性标本分别取平均值，得到粉砂质板岩电阻率平均值为1772 Ω∙m，呈低阻高极化特征；流纹质凝灰岩电阻率平均值为3856 Ω∙m，呈中阻中极化特征；大理岩电阻率平均值7055 Ω∙m，花岗闪长岩电阻率平均值7831 Ω∙m，均呈现高阻低极化特征；铅锌矿矿石电阻率平均值为302 Ω∙m呈低阻高极化特征；锡矿石电阻率平均值为3407 Ω∙m呈中阻中极化特征。由表1可看出，矿区各类岩矿石电性差异明显，电阻率由高到低排列顺序为：花岗闪长岩 > 大理岩 > 流纹质凝灰岩 > 锡矿石 > 粉砂质板岩 > 铅锌矿石，各类岩石物性差异明显，具备电磁法的地球物理前提。
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user: 4. 电性源瞬变电磁试验 电性源短偏移距瞬变电磁法，采用收发距接近目标探测深度或小于目标探测深度的方式，接收位置可以分布线源AB两侧一定位置范围内，引用(薛国强，2020)。本试验工作的仪器为GDP-32 II 多功能电磁仪，由美国Zonge公司研制生产，该仪器基频为0.000121 Hz到8024 Hz范围内，可以按二进制间隔，任意选择26个频率道。瞬变电磁在时间域内采集信号，本次测量采用基频16 Hz，选用GGT-30大功率(30 kW)发射机，最大输出功率为30 kW；最大输出电流为30 A；最高输出电压为1000 V；关断时间小于125 µs；稳流精度为0.1%。本试验发射电流为12 A，发射源长度为1000 m，接收探头采用TEM/3磁探头，设置K66线和K49线两条平行测线。K66测线偏移距为300 m，K49测线偏移距为640 m，测量点距为20 m，装置示意图如图1所示，技术路线流程图如图2所示。 图1. 电性源瞬变电磁装置示意图 图2. 流程图 4.1. 探测结果及电性分布 本试验目的是对矿区外围及深部进行探测，探测是否存在第二成矿空间。本试验共布置两平行测线，测线长度为2000 m，测线位置1500 m~2000 m位于矿区范围内，试验区地形平坦，地面海拔高度为800 m。本试验数据处理采用全域视电阻率定义程序进行处理，深度计算，采用电磁波趋肤公式，进行时–深转换，引用文献《接地导线源电磁场全域有效趋肤深度》，得当全域视电阻率剖面图。根据岩石物性参数测定，铅锌矿矿石电阻率平均值为302 Ω∙m呈低阻高极化特征。根据地质结构，成矿条件，该矿床为裂隙充填型。其中图3为K49线，测线偏移发射源640 m。根据图3所示电性分布特征所示，基岩分界面位于海拔高度0 m范围内，在水平位置1400 m和1900 m位置，高阻异常向上隆起，推测该处基岩分界面向上延伸，在水平位置1100 m存在一条低阻异常，推测该处存在断层或破碎带。如图4所示，K66线整体岩性分布表现为左侧岩性变化不大，无明显异常，地层平整性较好，但在水平位置1500 m~1800 m，海拔高度0 m位置，存在低阻异常圈闭，推测在已知矿区深部存在隐伏矿体。 图3. K49线全域视电阻率断面图 图4. K66线全域视电阻率断面图 图5. K49线CSAMT反演视电阻率剖面 图6. K66线重力异常曲线 图7. K66线重力布格异常曲线 4.2. 多方法验证 为了验证电性源瞬变电磁法的有效性，对K49线和K66线分别进行了可控源音频大地电磁测量和重力测量。可控源音频大地电磁法采用GDP-32接收机和GGT-30发射机，发射源位置距离接收位置为10 km。可控源音频大地电磁法K49线测线跟瞬变电磁K49线重合，测量点距为20 m，采用标量测量，并对原始文件进行格式转换，数据曲线圆滑，静态校正，最后采用GDP-32 Ⅱ 自带软件scs2d进行反演，然后surfer成图，处理结果如图5所示。根据图5所示，在水平位置1100 m处，同样存在低阻异常断裂带，同电性源瞬变电磁探测结果吻合良好，推断在该处存在裂隙充填型矿床。由于测线K66和K49线测线平行，相距340 m，因此两测线岩性基本一致，且1500 m~2000 m都位于矿区，矿区浅部成低阻体，深度高阻体向上延伸，在可控源音频大地电磁上，岩性分界并不明显，全域视电阻率断图电性分布更清晰。 K66线重力测量总长度为6 km，从总体曲线可以看到在1700 m位置出现重力异常负极值，如图7所示。为了便于对比图4所示的K66线全域视电阻率断面图，截取1000 m~2000 m进行单独成图。在图6所示1500 m位置，曲线向上凸起，形成突变，在图4位置对于高阻异常体向上凸起；在1500 m位置，重力异常曲线存在负极值，在图4全域视电阻率剖面上，显示低阻异常圈闭；在重力异常1800 m~2000 m位置，重力布格异常曲线上升，在图4全域视电阻率剖面上对应为高阻体向上延伸，因此，整体异常曲线更重力异常曲线吻合良好，说明全域视电阻率资料解释是可行，能很好的对地下岩性分布进行揭露，下一步结合钻孔进一步验证。
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user: 5. 结语 电性源短偏移距瞬变电磁法，数据采集区域位于近区，信号强度大，相比于可控源音频地电磁，数据质量更好。目前，在科研院校、实验室，该方法的三维正演数值模拟、视电阻率数据处理等基本完善。但是三维反演技术还未有成熟的技术，因此采用全域视电阻率定义的方式进行资料解释。此次试验采用现有勘探仪器GDP-32探测仪，根据装置参数多次调试，电性源瞬变电磁发射采用50%占空比，发射基频采用16 Hz，发射电流为10 A以上，探测效果最好，数据质量最好，信噪比最高。通过在内蒙金属矿区的电性源瞬变电磁试验，该方法分辨率高，能区分深部细微构造，电性分特征明显，施工方便，成本低，说明该新方法技术在生产实践中的探索是有效的，但该方法在金属矿产勘查中的应用还需更多研究。
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user: 摘要 肝移植是治疗儿童终末期肝病的首选治疗，活体肝移植很好地解决了供体不足的问题。门静脉并发症是儿童肝移植术后主要并发症之一，主要和外科技术、供受体门静脉直径不匹配等相关，门静脉并发症早期多无临床症状，常由彩超发现，血管造影证实；晚期常表现为门静脉高压症状，治疗上以控制门静脉高压为主。血管内介入治疗由于具有其独特的优点，广泛运用于临床之中。
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user: 1. 前言 自1967年美国Starz成功开展第一例儿童肝移植以来，目前美国每年有600名患儿接受肝移植，约占美国肝移植总数的7%到8%。在我国，每年有500余名患儿接受肝移植，约占肝移植总数的15%~20%，其中接受肝移植的主要为胆道闭锁的患儿，约占75% [ 1 ]。目前，国内外儿童肝移植术后1年和5年生存率分别可达90%和80%以上，预后好。并且减体积肝移植和全肝移植术后5年生存率无明显差异 [ 2 ]。近年来，为解决儿童肝移植供体不足的问题，活体肝移植被广泛运用于临床中。 血管并发症是导致儿童肝移植失败的主要原因之一，其中，门静脉并发症是儿童肝移植术后的常见并发症之一，约占1%~3% [ 3 ] [ 4 ]，主要包括：门静脉血流异常(Portal flow anomalies)，门静脉狭窄(Portal vein stenosis， PVS)，门静脉血栓形成(Portal vein thrombosis， PVT)等，此外还有门静脉破裂、门静脉动脉瘘等罕见并发症。门静脉血流异常通常不需要特殊干预，门静脉狭窄常需行血管内介入治疗，球囊扩张和支架置入能很好地解决门静脉狭窄问题。门静脉血栓常发生于术后早期，主要在72小时以内，是导致再次移植的主要原因之一 [ 5 ]。 人的肝脏接收约25%的心输出量，其中70%到75%的肝脏血流量来自门静脉，其余来自肝动脉。虽然门静脉血流只提供肝脏所需氧气的30%左右，但是却提供了大部分营养和生长因子。肝脏负责大多数营养物质的分配和吸收，包括一些外源物质，同时也是重要的解毒器官 [ 3 ]。此外，一些口服药物的生物活性在很大程度上取决于门静脉血流量，所以对于儿童肝移植术后需口服他克莫司等治疗免疫排斥反应的患儿，门静脉血流异常增加了术后免疫排斥反应的发生率。
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user: 2. 门静脉并发症 门静脉并发症主要包括门静脉血流异常、门静脉狭窄(PVS)、门静脉血栓形成(PVT)。 2.1. 门静脉血流异常 儿童肝移植术后常发生门静脉血流异常，表现为彩超显示门静脉血流紊乱，红蓝信号影混合 [ 3 ]。首次行肝移植后11%的儿童会出现门静脉血流异常，再次移植后20%的儿童会出现门静脉血流异常，发生率较高，主要是因为肝移植术后门静脉肿胀造成血管相对狭窄。门静脉血流异常原因很多，比如肝移植术后血管肿胀，供受体门静脉血管角度差异，门静脉侧支循环分流等 [ 6 ]，门静脉血流异常通常不需特别处理，但仍需每天行腹部彩超监测门静脉血流情况，若发展为严重并发症可及时干预，调整治疗方式。 2.2. 门静脉狭窄 儿童肝移植术后发生门静脉狭窄(PVS)主要与供受体门静脉直径不匹配、门静脉迂曲、吻合口张力高等因素相关 [ 3 ]，当发生PVS时，可能出现移植物衰竭或门静脉高压的症状。但实际上，大多数PVS患儿是无症状的，PVS的诊断也是靠术后常规彩超监测门静脉血流时偶然发现的，有学者得出儿童肝移植术后PVS判断标准：狭窄处上方直径/狭窄处直径 > 2；狭窄处上方血流速度/狭窄处下方血流速度 > 4，且脾脏进行性增大或伴有其他门静脉高压症状 [ 3 ] [ 7 ] [ 8 ]。尽管多普勒超声对PVS的诊断具有很高的特异性和敏感性，但它不能区分PVS的严重程度，所以常需行腹部CT血管重建或血管造影进一步明确。 PVS根据术后发生并发症时间，可分为急性PVS和迟发性PVS。发生于肝移植术后3个月内为急性PVS，3个月后为迟发性PVS [ 5 ]。若PVS出现症状，可表现为腹腔积液、肝脾肿大、胃肠道静脉曲张、胃肠道出血等门脉高压症状 [ 4 ]。肝功能的结果与门静脉狭窄无直接关系。 对于临床表现和影像学证实有明显狭窄的患者，必须进行治疗干预，以避免移植物丢失、再次移植和死亡。常用的治疗方式包括：血管内介入、门静脉重建、局部溶栓术和二次肝移植等 [ 9 ]。血管内介入作为术后发生PVS的首选治疗，通常进行球囊扩张和支架植入 [ 10 ]，术后联合使用三种抗凝剂：低分子肝素、华法林和阿司匹林，可以获得更好的结果 [ 10 ] [ 11 ]。Zajko [ 12 ] 等报道支架植入后可能在支架周围产生不能溶解的血栓，需再次行肝移植。 对于PVS的血管内介入治疗，可以使用经肝、经脾、经颈静脉通路，大多数学者认为选择经肝门静脉穿刺通路更优。若肝移植术后出现PVS，首先行球囊扩张，若球囊扩张后再次出现狭窄，且再次行球囊扩张无法纠正PVS，可行支架置入术 [ 4 ] [ 13 ]。Sanada [ 11 ] 等人报道，单次球囊扩张可解决77.7%的患者术后发生的PVS。Funaki [ 14 ] 等认为球囊扩张后压力梯度 > 5 mmHg时，应植入支架，而Shibata [ 15 ] 等认为球囊扩张后压力梯度 > 3 mmHg时，应植入支架。 2.3. 门静脉血栓形成 儿童肝移植术后出现门静脉血栓形成(PVT)主要与供受者门静脉直径不匹配相关，可能由于术者的外科技术差异，导致门静脉过长或吻合口扭转等，门静脉差异大多可以通过纵向成形和锥形切口来解决 [ 3 ]。在大多数患儿中，门静脉血栓形成发生在术后早期，主要是72小时以内，常导致移植失败、再次移植，甚至死亡。M. Kyle Jense [ 16 ] 等人报道儿童术后早期发生PVT约为19/32 (59%)，Kyoden [ 17 ] 等人报道成人PVT在早期发生的频率更高，即8/11例(72%)。其临床表现往往取决于PVS的发生时间，早期主要为严重的急性肝功能不全和移植物衰竭为主；晚期取决于门静脉侧支循环的建立，以门静脉高压为主要表现，包括食管胃底静脉曲张和上消化道出血等 [ 5 ]。 超声作为常规监测手段，在术后7天内至少每日行一次彩超，彩超诊断PVT标准 [ 18 ]：门静脉管腔内见实性回声，彩色血流充盈缺损。若彩超诊断PVT，再由CT或血管造影证实。 PVT的治疗主要包括手术取栓、吻合口翻修、再次移植、血管内溶栓等。在术后72小时内，若血栓已完全阻塞门静脉，且合并多器官功能衰竭的患儿，应立即行手术取栓；如果手术取栓后门静脉血运仍差，应立即行再次移植。在术后早期(30天内)，多行介入治疗，联合药物溶栓、支架植入以恢复门静脉血流。晚期PVT(术后超过30天)常可形成侧支循环，门静脉主干或肝内门静脉分支阻塞可出现门静脉高压。晚期门静脉血栓主要围绕治疗和预防门静脉高压产生的并发症，最主要的就是胃底食管静脉曲张破裂出血 [ 5 ] [ 16 ]。 对于晚期PVT溶栓治疗应个体化考虑，Koji Hamasakik [ 19 ] 等人报道1例行活体肝移植术后晚期出现因门静脉狭窄导致的门静脉血栓，予以组织纤溶酶原激活剂(tPA)全身治疗，联合球囊扩张，使门静脉完全再通。以前报道的导管溶栓大多数都是使用尿激酶(UK)，但相对于tPA，其溶栓能力有限。Gluckelberger [ 20 ] 等人报道了1例行活体肝移植患者发生晚期PVT治疗成功的案例，在本例中，使用全身低剂量tPA实现门静脉完全再通。Henao [ 21 ] 等人对比了tPA和UK的疗效，认为在进行导管内溶栓治疗时tPA比UK更有效。Takatsuki M [ 22 ] 等人报道了1例成人和4例儿童肝移植术后发生晚期PVT，行短期、低剂量tPA全身治疗后，实现门静脉完全再通。 经颈静脉肝内门体分流术(TIPS)用于晚期门静脉血栓的最初目的是防治门脉高压引起的并发症，常用于治疗急性上消化道出血及难治性腹水等，但肝性脑病发生率高。其主要用于成人，对于儿童经验有限，且操作困难，尤其对于年龄较小的患儿 [ 23 ] [ 24 ]。对于儿童术后发生门静脉高压，常选择Rex手术，Rex手术是治疗小儿肝外门静脉高压得根治性方法。de Ville de Goyet [ 25 ] 于1992年最早使用Rex手术治疗了1例肝移植术后门静脉血栓的患儿，后来逐渐发展为治疗门静脉高压的理想术式。Rex手术是将一段血管在肠系膜上静脉和门静脉左支之间进行搭桥，使被阻断的门静脉血流通过搭桥的血管进入肝脏，恢复正常的门静脉血流。常用的搭桥血管有颈内静脉、髂外静脉、肠系膜下静脉、胃冠状静脉、脾静脉等 [ 26 ]。Lautz [ 27 ] 等将Rex手术与门体分流术的疗效进行了比较，研究了81例先天性肝外门静脉阻塞的患儿进行了手术，其中行Rex的患儿65例，因无法行Rex手术而行门体分流术的患儿16例，得出结论认为Rex手术在缓解脾功能亢进、改善凝血功能、改善血清氨水平、促进患儿生长发育方面都优于门体分流术。但是Rex手术手术难度大，需要术者有丰富的经验，且该手术有严格的适应症。张金山 [ 28 ] 等人详细总结了Rex手术治疗小儿肝外门静脉高压的应用进展，并总结了改良Rex手术对比传统Rex手术的优势。改良Rex手术即非血管移植的Rex手术，通过将门静脉系统血管转位于门静脉左支，吻合后可实现Rex分流，该术式避免了游离其他部位血管，减少了手术切口及血管吻合口数量，简化了手术操作，但是该术式要求转位血管扩张并有足够的长度。
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user: 3. 小结 目前，儿童肝移植尚处于发展阶段，与成人肝移植仍有很大差距。儿童肝移植术后发生门静脉并发症的原因很多，外科技术和供受体门静脉直径不匹配是导致术后发生门静脉并发症的主要原因。术后需严格检测患儿门静脉血流情况，做到及时发现，尽早干预。血管内介入手术对于儿童肝移植术后出现门静脉并发症的治疗具有重大意义。为降低儿童肝移植术后门静脉并发症的发生率，仍需继续研究。
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user: 摘要 四川盆地仪陇地区长兴组生物礁特征与元坝地区相似，具有“一礁一藏”的特点及广阔的勘探潜力；文中对比了仪陇地区和元坝地区生物礁的生长模式，分析沉积环境、储集空间类型及生物礁的地质特征。在此基础上，利用钻井、测井及地震等资料，进行生物礁模型地震正演，确定生物礁地震相识别模式。并采用古地貌分析确定生物礁发育的有利沉积相带，识别出了长兴组沉积晚期的一次海泛沉积–辅助层，并利用该辅助层对生物礁进行解释，极大得提高了长兴顶的古地貌刻画精度。其后在小礁体识别的基础上，开展了生物礁内幕精细雕刻攻关，形成了以多属性体融合技术下的生物礁内幕精细雕刻技术，更加直观、形象而准确的揭示了台缘带、生物礁群、单礁体分布特征，首次建立了一套针对四川盆地仪陇地区生物礁有效刻画技术，加快了仪陇地区长兴组生物礁的勘探进程，为仪陇地区天然气持续稳产提供资源保障。
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user: 1. 引言 生物礁是浅水、高能、低纬度等环境条件下的具有原地生成和生物格架的碳酸盐岩沉积体，生物礁油气藏具有极大的勘探开发潜力，上个世纪初，墨西哥黄金带内的阿苏尔4号井日产原油高达三万五千多吨，这充分证明了生物礁油气藏的勘探潜力 [ 1 ]。四川盆地的生物礁广泛发育于碳酸盐岩台地沉积，纵向上主要发育于上二叠统长兴组，平面上沿开江–梁平海槽边缘呈狭窄的条带状展布 [ 2 ]，随着地震正反演技术的快速发展，四川盆地普光、龙岗、元坝等地区生物礁气藏相继被发现 [ 3 ]。前期研究表明仪陇地区长兴组大量发育生物礁及生物礁带 [ 4 ] [ 5 ]，本次研究系统调研邻区元坝气田长兴组气藏地质特征，总结提炼元坝气田针对生物礁分布刻画技术与方法 [ 5 ] - [ 12 ]，调研发现元坝地区在二叠系长兴组生物礁气藏的勘探开发过程中形成了一套成熟的识别生物礁–储层–储层含流体性特征的方法技术，该技术主要通过单井相识别、地震模型正演、古地貌恢复、地震属性优选等一系列手段对生物礁储层内幕结构进行精细雕刻。对比分析元坝气田与仪陇地区长兴组生物礁气藏地质特征差异，为仪陇地区长兴组生物礁精细刻画提供成熟经验。利用钻井、录井、测井及分析化验等资料结合已有研究成果，开展仪陇地区长兴组沉积环境、储集空间类型等基本特征系统研究。根据最新地震处理解释成果，将研究重心主要集中在生物礁的地震响应特征分析上 [ 13 ] [ 14 ]，本次研究针对仪陇地区前期采用飞仙关组四段(飞四)底拉平后印模法恢复的长兴组顶古地貌高低起伏小，以此来预测厚度不大的生物礁难度较大等现状，本次研究中识别出了长兴组沉积晚期的一次海泛沉积–辅助层，利用该辅助层在台内反射稳定、遇生物礁即中断、地形显示隆起等特点，用该辅助层对生物礁进行解释，不仅提高了长兴顶的古地貌刻画精度，而且为提高低幅度生物礁体和小型滩体预测精度奠定了基础。同时在小礁体识别的基础上，开展了生物礁内幕精细雕刻攻关，形成了以多属性体融合技术(振幅 + 能量属性、瞬时相位 + 振幅、阻抗 + 振幅)下的生物礁内幕精细雕刻技术，更加直观、形象而准确的揭示了台缘带、生物礁群、单礁体分布特征，形成一套针对仪陇地区生物礁有效雕刻技术，加快了仪陇地区长兴组生物礁的勘探进程，为仪陇地区天然气持续稳产提供资源保障。
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user: 2. 生物礁的地质特征 仪陇地区处于四川盆地川中平缓褶皱带与川北坳陷交汇部位，开江–梁平海槽西侧(图1)，整体表现出构造简单，断层发育较少、规模小、多以零星分布且延伸范围很小的断层存在等特点。研究区长兴组处于晚二叠世环开江–梁平海槽西侧的边缘相变带，地层厚度、岩相、岩性分布变化极大。自北东–南西依次出现海槽相、斜坡(陆棚)相，台地边缘相和开阔台地相沉积。顶构造整体为南东高，北西低的单斜背景，台缘带相对两侧的台地及斜坡–海槽形成局部高带 [ 15 ]。由于生物礁的发育，造成长兴组顶界沿台缘发育一个相对两侧宽窄不一的陡带，该陡带随着台缘带向北西方向延伸，贯穿全区。 图1. 研究区位置图 2.1. 沉积微相分布 自元坝地区至仪陇地区台缘带，沉积微相也具有一定的差异性。元坝27井优势相具有典型的“多期礁滩”特点，与龙岗2井具有一定的相似性。而元坝地区逐渐过渡到研究区则礁滩相的发育程度有所减少，如元坝101井，出现潮坪相沉积。仪陇地区则主要是生物礁发育于长兴组上部，下部以潮坪和滩相为主，以龙岗2井、龙岗8井生物礁相对更发育(图2)。 图2. 元坝地区–仪陇地区长兴组沉积微相连井对比图 而台缘至台内地区，则沉积微相变化明显，如龙岗2井礁滩相十分发育，上部以生物礁为主，下部则是滩相和潮坪相为主，而靠近台内的龙岗9井则礁相减少，潮坪沉积逐渐发育，更远离台缘带的龙岗18井则由于环境变化，不发育生物礁，基本以潮坪沉积为主，还发育少量的滩相沉积，说明台内水体环境相对台缘较深，生物礁发育条件较差，仅发育少量滩相(图3)。 图3. 龙岗2井–龙岗19井长兴组连井沉积微相对比图 2.2. 储集空间类型 仪陇地区长兴组储集岩主要有2类，一种是生屑白云岩，是生物堆积在水动力作用下破碎后重新沉积形成的，一般多是生屑灰岩发生白云石化所形成 [ 16 ]。第二种则是晶粒白云岩，是灰岩发生较为彻底的白云石化后所形成的白云岩。仪陇地区长兴组储集空间以残余生屑之间的粒间溶孔、白云石晶体之间的晶间孔、晶间溶孔为主 [ 17 ]，此外岩心观察上可见大的溶蚀孔洞，见图4：(a)龙岗12井，铸模孔，6496 m；(b)龙岗26井，晶间孔、晶间溶孔发育，沥青充填，5794 m；(c)龙岗2，晶间溶孔，6120.41 m；(d)龙岗2，晶间溶孔，6120.41 m；(e)龙岗2，溶蚀孔洞发育，6125.37~6125.59 m；(f)龙岗2，粒间溶孔和晶间溶孔，6125.04 m。 图4. 仪陇地区长兴组储集岩典型照相
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user: 3. 生物礁地震响应特征 优质生物礁储层往往油气产能高，生物礁在外型上具有比较典型的反射特征，这些特点往往能够在常规地震时间剖面或偏移剖面上反映出来，构成生物礁地震识别上的物理、地质基础(图5) (图中V (m/s)为声波在岩石中的传播速度，ρ (g/cm 3 )为岩石密度)。本文根据仪陇地区钻井特征，结合实际地震剖面，建立了仪陇地区的生物礁反射特征正演模型。通过模型正演，明确了生物礁的地震反射结构特征。并总结出生物礁具丘状外型反射特征，生物礁内部空白或杂乱反射(图6)。如果礁盖层储层发育，丘状外形顶部表现为“强振幅、强波谷”反射特征。 3.1. 辅助层的建立 仪陇地区二叠系长兴组钻井层序特征表明，在长兴组中可以划分为2个3级层序和4个4级层序 [ 18 ]，生物礁主要发育在第2个3级层序中，在第2个3级层序中，发育一期典型的海侵，该海侵时期，在台内地区普遍发育一套较为稳定的低能泥晶灰岩沉积，测井上表现为高自然伽马，但在台缘带钻井中则较多表现出生物礁沉积，由于台内潮坪相分布广泛，因此该海侵时期形成的这套潮坪沉积分布较稳定且广泛，横向可以连续追踪，故定义为本研究区辅助层。 图5. 生物礁体解释方案模式图 图6. 典型生物礁地震反射结构特征 3.2. 辅助层的标 通过龙岗37井的合成记录，获得仪陇地区长兴组在台内礁滩体不发育区的辅助层的反射特征(图7)，该井辅助层是长兴晚期的海泛期低能量潮坪环境中沉积的泥晶灰岩，在地震剖面上表现为较稳定形成的中–强反射特征，易于识别和解释追踪。 图7. 龙岗37井长兴组辅助层标定 3.3. 辅助层追踪解释 辅助层的追踪解释与常规地震剖面解释方式一致，在台内区解释长兴组相对稳定的强振幅反射。在辅助层解释过程中，如果遇到确认的生物礁丘状隆起，由于在生物礁发育带内，不发育类似台内潮坪环境的低能沉积，而是以生物礁替代，因此辅助层的解释需要追踪丘状隆起的顶部(图8)。 图8. 龙岗37–龙岗8井长兴组辅助层解释方案
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user: 4. 生物礁体精细刻画 4.1. 台缘礁带精细刻画 通过典型钻井解剖，结合前述生物礁正演模拟结果，建立了典型生物礁“丘状外形 + 内杂乱反射特征 + 两翼上超”的地震识别模式，指导生物礁体展布预测。生物礁主要发育在台缘礁带，台缘礁带分布刻画是礁体展布刻画的基础，本次研究主要以长兴组顶古地貌分析为主，以长兴组地层趋势厚度、地层倾角属性和地层反射波峰属性等为检验手段来刻画仪陇地区长兴组台缘礁带分布。 根据区域地质特征分析便得出，仪陇地区在长兴沉积期自北东–南西依次发育海槽相–斜坡(陆棚)相–台地边缘相–开阔台地相沉积，各沉积相之间具备明显的古地貌差异，地貌从高到低依次为台地边缘礁、礁后台地、斜坡、陆棚沉积相 [ 19 ]；同时，长兴沉积期台地处于纵向建造阶段，各沉积相的沉积速率差异导致了沉积厚度的差异，在地层厚度上，各沉积相的沉积速率的不同导致了沉积厚度的差异，加剧了各沉积相之间古地貌的差异，受沉积期古地貌及海平面频繁升降影响，礁滩体具有小、散、多期的特点，由此导致生物礁发育模式复杂多样 [ 20 ]。沉积厚度与古地貌高度成正比例，沉积厚度可以反映长兴沉积期的古地貌高低，进而反映各沉积相的展布。辅助层的提出在台缘生物礁以及台内礁滩复合体的识别和精细刻画上有重要意义。生物礁带属于发育在台缘带的“丘状”隆起异常，利用辅助层恢复后长兴组顶古地貌精细刻画，能够较好识别生物礁带的分布而准确的进行礁体地精细刻画(图9)，并获得仪陇地区台缘礁带的分布特征(图10)。 4.2. 生物礁群精细刻画 4.2.1. 生物礁礁群的识别 生物礁礁群是指发育在古地貌高的多个生物礁集合体，且生物礁异常体的内幕为杂乱–空白反射(礁灰岩发育)，礁群边部通常出现斜交反射特征，表明礁群与邻近地层非同一沉积环境。此外在礁群间常常发育一些低能礁间沉积。生物礁礁间水道的古地貌位置比较低，从沉积环境看属于礁群间的低能量沉积物，地震反射特征由生物礁体的杂乱空白反射变为相对稳定的较强反射特征，表明生物礁不发育，发育地层多为含泥灰岩与灰岩的岩性组合(图11)。 4.2.2. 生物礁礁群分布 利用古地貌精细刻画，在仪陇地区台缘生物礁带范围内，开展生物礁礁群的识别工作。累计识别出生物礁礁群7个，累计礁群面积为60.05 km 2 ，其中最大的是6#礁群，面积18.87 km 2 ，龙岗39和龙岗7井位于该礁群中，最小的2#礁群位于西北方向，面积只有2.15 km 2 ，获得较高产能的龙岗2井位于7#礁群范围内，龙岗8、龙兴1井位于4#礁群范围内，龙岗36井位于3#礁群范围内(图12)。 图9. 仪陇地区长兴组顶古地貌特征图 图10. 仪陇地区台缘礁带平面分布图 图11. 生物礁群的地震剖面特征 图12. 仪陇地区长兴组礁群分布图
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user: 4.3. 生物礁体精细刻画 单礁体是指生物礁群内部相对独立生长的一个个生物礁体，是生物礁生长个体。单礁体的识别是在生物礁礁群识别基础上，进一步利用单个生物礁体的地震反射结构特征，结合多种属性等进行单礁体边界的精细刻画。 4.3.1. 生物礁地震反射结构特征 从仪陇地区长兴组发育生物礁的钻井过井剖面地震反射特征可知：该地区长兴组生物礁具有典型的丘状外型反射特征，生物礁内部空白或杂乱反射。如果礁顶储层发育，丘状外形顶部表现为“强振幅、强波谷”反射特征。 4.3.2. 地震多属性综合识别生物礁 仪陇地区二叠系长兴组生物礁储层在平面上呈条带状分布、相变快、储层岩性复杂、非均质较强，储层精细刻画难。本文章在生物礁地震反射结构特征识别基础上，进一步利用振幅 + 相位、振幅 + 能量和振幅 + 阻抗等多属性融合识别技术，对仪陇地区长兴组的单礁体展布进行了精细刻画。 1) 振幅 + 能量属性融合识别法 通过振幅 + 能量属性融合剖面可以看出，这种剖面由于同时有波形及能量信息特点的显示，能够更清晰识别生物礁内幕结构特征，在生物礁发育处表现出有强振幅断续分布特征(图13)。识别生物礁效果较好。 图13. 过龙岗2井、龙岗18井生物礁振幅 + 能量融合剖面特征 2) 瞬时相位 + 振幅融合剖面确定礁体边界法 通过钻遇生物礁钻井的过井瞬时相位 + 振幅融合剖面特征，能够更清晰反映生物礁边界及内幕结构，礁体边界在相位上表现出尖灭明显，可以据此判断单礁体的发育边界(图14)。 图14. 过龙岗8井典型生物礁振幅 + 相位融合剖面特征 3) 阻抗 + 振幅融合剖面确定礁体边界法 通过钻遇生物礁钻井的过井阻抗 + 振幅融合剖面特征可知，在剖面上生物礁发育的区域表现为断续强振幅特征，如果生物礁中的储层厚度厚且物性好，则具有显著的低阻抗特征(图15)。 4.3.3. 单礁体平面分布 在仪陇地区长兴组礁群识别及预测的基础上，通过上述地震反射结构特征追踪识别单礁体，并进一步利用振幅、能量、相位和阻抗等地震属性，进一步精细刻画礁体的分布，获得了仪陇地区长兴组各生物礁群中的单礁体发育特征。共识别出28个单礁体，累计单礁体面积41.84 km 2 (图16)。 图15. 仪陇地区生物礁发育区振幅 + 阻抗融合剖面特征 图16. 仪陇地区长兴组生物礁礁体平面分布图
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user: 5. 结束语 本文的生物礁精细雕刻技术不仅为仪陇地区长兴组开发方案的编制提供了重要的依据，并还对其他地区生物礁体(群)的精细雕刻具有借鉴意义。通过本次研究，取得了以下几点认识： 1) 仪陇地区飞四底到飞一底印模法恢复的长兴组顶古地貌起伏小、以此来预测厚度不大的生物礁难以满足精度要求，通过对辅助层的标定及追踪，并利用该辅助层刻画长兴组顶古地貌更能精确地反映长兴组上部生物礁(群)的分布。 2) 本次研究在生物礁地震反射结构特征识别基础上，进一步利用振幅 + 相位、振幅 + 能量和振幅 + 阻抗等多属性融合识别技术，对仪陇地区长兴组发育的1个台缘生物礁带、7个礁群和28个单礁体展布进行了精细刻画。提高了生物礁体刻画的精度，认为生物礁主要沿开江–梁平陆棚南东侧台缘呈条带状展布，并具有“一礁一藏”的特点。
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user: 摘要 基性岩与金矿成矿关系密切。本文从者桑金矿的地质特征入手，详细描述了矿床地质特征、矿体围岩蚀变及矿化特征等，并依据前人对者桑金矿的年龄测定及华南区域构造演化史，在年代学及区域构造方面阐述基性岩与金矿的关系，并在此基础上提出一种印支期成矿的动力学模型，即：古特提斯洋的封闭导致了印支板块与扬子板块的碰撞，强大的区域构造事件为矿化提供了驱动力，形成了滇黔桂地区的卡林型金矿床。
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user: 1. 引言 基性岩与金成矿作用的关系多年来一直是国内外学者的研究热点，许多学者把基性岩中的煌斑岩作为金矿化的标志 [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] [ 5 ]。近几年对国内外卡林型金矿的研究均表明基性岩与金矿化紧密相关 [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]，如滇东南的老寨湾金矿、湖南的万古金矿、陕西凤县的八卦庙金矿等，它们在成矿过程中均有地幔流体参与 [ 9 ] - [ 15 ]，对于一些金矿床来说基性岩中的地幔流体不仅作为成矿物质，也是成矿流体的重要物质来源 [ 16 ]，此外，基性岩与金矿在时间和空间关系上也存在着密切的关系 [ 17 ] [ 18 ]。 云南省富宁县的者桑金矿是我国西南地区“金三角”矿区中的卡林型金矿床之一，从20世纪90年代以来，该矿床的找矿勘查工作已经取得了很大的进展，目前已达到大型矿床的规模，但由于该矿床探明时间较晚，且区域地质背景为复杂，因此该矿区的基础地质研究工作相对薄弱。许多研究学者已经在成矿流体 [ 19 ] [ 20 ]、金的赋存状态 [ 21 ] [ 22 ]、控矿规律 [ 23 ] [ 24 ] [ 25 ]、地球化学特征 [ 26 ] 等方面对该矿床进行了详细的研究。富宁地区发育有两期基性岩，分别侵入于中三叠世和石炭纪、二叠纪地层中。前人研究表明，富宁地区得基性岩可能与经过华南板块和印支板块的缝合带有关，也有学者认为富宁地区基性岩是由陆缘裂谷扩张形成的弧后裂谷盆地形成的，还有学者认为富宁地区基性岩是峨眉山地幔柱与特提斯洋俯冲的产物。本文将在前人研究的基础上分析者桑金矿的地质特征及基性岩的地球化学性质，结合区域构造运动阐述基性岩与金成矿的关系。
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user: 2. 区域地质与矿床地质 2.1. 区域地质 工作区出露地层(图1)由老至新依次为二叠系上统吴家坪组(P2w)、三叠系下统罗楼组(T1l)和三叠系中统百逢组(T2b)。其中吴家坪组(P2w)主要出露于者桑背斜的核部，上部主要为硅质泥岩及凝灰质粉砂岩，是矿区的主要赋矿层位，金多赋存于断裂接触带及侵入接触带中。下部主要为灰岩、碎屑岩互层，碎屑岩主要是凝灰质粉砂岩夹凝灰岩。与上部的罗楼组呈平行不整合接触；罗楼组(T1l)主要出露于者桑背斜翼部，上部为黄灰色的中厚层细砂岩、灰绿色的薄中层钙质粉砂岩。下部为灰黄色的中厚层砂岩夹泥岩，局部夹杂有基性凝灰岩。下部为紫红色薄层泥岩夹白色薄层石英细砂岩，是矿区主要的赋金层位。与下部的吴家坪组呈平行不整合接触；百逢组(T2b)主要岩性为紫红色、黄色及灰绿色的薄层泥岩，中厚层的细砂岩夹凝灰岩，是矿区的重要赋矿层位。 图1. 者桑金矿地质简图 [ 27 ] 2.2. 矿床地质 矿区(图2)位于者桑背斜的南部，受区域构造应力的影响，次级褶皱和断裂极为发育，不仅控制着地层及基性岩脉的分布和产状，很大程度上还控制了矿体的分布形态和产状。者桑背斜的核部为二叠系吴家坪组，两翼为罗楼组。区内发育有三期构造断裂活动，NE向的为早期断裂，NW向和近EW向的为后期断裂，主要控矿断裂有F2断裂，位于矿区中部，走向为NE 59˚，倾向为SE 150˚，倾角为60˚~80˚。断裂带内各种平卧褶皱、揉皱褶皱、倒转褶皱十分发育，是矿区内主要的控矿断裂。F3断裂位于矿区南部的辉长辉绿岩与粉砂岩的接触带，走向为NE，倾向为NW 330˚，倾角为50˚~80˚。F5断裂位于矿区北东部，走向为NW 335˚，倾向为NW，倾角为60˚~70˚，该断裂是晚期断裂，一般对矿体和地层有破坏作用，但也为矿体的氧化和次生富集提供了有利的通道及空间。 矿区矿体呈NE向近平行排列，受一系列NE向、NEE向断裂构造控制，多产于次级背斜和向斜的核部。主要出露的矿体有8个，其中III、VI、VII号矿体的规模最大。III号矿体赋存于罗楼组细砂岩和吴家坪组粉砂岩的接触带中，受F3断裂带和基性岩脉控制，矿体呈透镜状产出，受构造和捕掳体形态的控制，与岩体中的捕掳体(灰岩、凝灰岩、粉砂岩等)关系密切，矿体总体品位约为2.0 × 10 −6 。VI号矿体呈似层状产于F2断裂带内，受断裂褶皱的控制位于次级褶皱核部，总体走向为NE 60˚，倾向为SE 150˚，倾角为40˚~75˚，长约一千米，赋存于吴家坪组粉砂岩和凝灰质粉砂岩中，岩石黄铁矿化、硅化、褐铁矿化和毒砂化强烈，矿石平均品位约为1.44 × 10 −6 [ 28 ]。VII号矿体与VI号矿体呈近似平行排列，受岩脉和构造控制比较明显，矿石平均品位约为1.93 × 10 −6 ，岩脉接触带附近的矿石品位较高，可达3~6 × 10 −6 。 图2. 者桑金矿床矿体平面分布图 [ 27 ] 矿区矿石按氧化程度可分为原生矿石及氧化矿石，原生矿石品位总体上高于氧化矿石品位，原生矿石中主要的金属矿物有毒砂、黄铁矿及少量黄铜矿。氧化矿石中褐铁矿化十分明显，可见毒砂和黄铁矿氧化后形成的孔洞，此外还存在着一定的次生富集现象，金主要富集在构造后形成的孔洞里 [ 29 ]。矿床中主要的矿石矿物有毒砂、黄铁矿、褐铁矿，还有微量黝铜矿、黄铜矿、闪锌矿。其中黄铁矿占矿石矿物的75%以上，常与黄铁矿共生的毒砂约占15%，褐铁矿主要为黄铁矿和毒砂的次生氧化淋滤所致。主要的脉石矿物有碳酸盐矿物、石英(主要为脉石英，还有少量玉髓)，另外还有少量的白云母、绢云母、泥状及碎片状的炭质物 [ 30 ]。 根据矿区矿石的围岩类型，可将矿石分为辉绿岩、泥质板岩及粉砂岩和泥灰岩三种矿石类型。矿区围岩蚀变及金矿化主要沿着东西向背斜的核部断裂带发育，矿区围岩蚀变主要有黄铁矿化、毒砂化、硅化、褐铁矿化、粘土化，各种矿化的主要特征如下：黄铁矿化：黄铁矿一般呈细小的星点状和浸染状产出，粒径可达4 mm，主要的晶形有五角十二面体、立方体和不规则体，黄铁矿化的发育程度可直接反应出金矿化的强弱及金品位的高低，因此黄铁矿是该矿床矿石的主要载金矿物，也是该类型矿床的主要找矿标志 [ 31 ]。毒砂化：多与黄铁矿化密切共生，普遍发育于断裂接触带附近，近地表部分多已风化成褐铁矿，一般呈短柱状、针状、放射状、星点状分布，颜色为钢灰色。毒砂化也是重要的找矿标志。褐铁矿化：主要发生在近地表的断裂带内，其中在细小的石英脉存在的附近最为发育，多呈浸染状、细脉状、星点状、薄膜状产出于断裂带两侧的凝灰质玄武岩、凝灰岩和粉砂岩中，部分保留有黄铁矿和毒砂的晶形，经风化淋滤后呈褐黄色、姜黄色。硅化：矿区硅化普遍发育，局部较强，有大量石英脉发育在断裂接触带附近，因此石英脉附近的金矿化一般较好。硅化可分为三期：主成矿期为早期含黄铁矿和毒砂的石英脉；次成矿期为含黄铜矿的石英脉；矿化后期为纯白色的石英脉。粘土化：一般发生在断裂破碎带内，局部伴随有炭化。
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user: 3. 矿石与矿物学特征 3.1. 矿化辉绿岩特征 图3. 辉绿岩型矿石矿物特征 图3A：早期的黄铁矿被后期的毒砂所交代；矿物蚀变强烈导致大部分矿物无法辨认，仅部分长石保留着长条结构、呈I级灰干涉色、斜消光，保留有聚片双晶等原矿物特征；图3B：斜长石强烈交代绢云母，部分斜长石被泥化，呈黄褐色细长条状；早期粗粒五角十二面体黄铁矿被细粒的菱形毒砂交代成骸晶结构。图3C：粗粒五角十二面体黄铁矿和中–细粒拉长菱形毒砂；图3D：后期细粒菱形毒砂交代早期粗粒五角十二面体黄铁矿，呈骸晶结构。 辉绿岩型矿石中矿石矿物主要有毒砂、黄铁矿，还有少量的褐铁矿和闪锌矿，脉石矿物主要有蚀变(粘土化、绢云母化)斜长石、方解石(脉)、石英(脉)、云母组成(图3)。黄铁矿粒径约为10~500 μm，主要呈中粗粒破碎状五角十二面体，有部分自形黄铁矿被针状毒砂所交代呈浸染状构造，部分成矿前期黄铁矿经热液蚀变作用形成胶状结构。毒砂粒径约为10 × 30~50 × 1000 μm，主要呈细粒、粗粒拉长菱形结构，部分呈微细粒菱形结构、超粗粒拉长菱形结构；蚀变斜长石多被粘土化和绢云母化，但残留着长柱状或板柱状晶形。方解石一般与石英呈脉状产出，部分以充填状产出，粒径约为30 × 100~70 × 300 μm，呈板状、菱面体结构，有一组或两组节理，在镜下可观察到聚片双晶结构；强绢云母化的斜长石在单偏光下呈白色、灰白色，在正交偏光镜下呈密集星点状，斜长石的粘土化一般与绢云母化共生，两者在长石内部共存时会使斜长石产生节理的假像。 3.2. 矿化泥质板岩及矿化粉砂岩特征 图4. 泥质板岩矿石矿物特征 图4A：不同特征的两种条状斜长石，可能已产生较为强烈的粘土化，还可能与辉石的蚀变关系密切；主要矿化有绢云母化、硅化；图4B：典型的鳞片状绢云母，与毒砂为密切的共生关系；图4C：长石中穿插着粗粒黄铁矿；图4D：细粒毒砂、中–细粒黄铁矿呈脉状产出，沿着硅化带分布，表明矿化与热液活动紧密相关，可能是侵入岩体的烘烤作用使地层中的矿物元素发生了萃取、富集、沉淀过程；图4E：典型的粉砂岩型矿石，主要由毒砂、黄铁矿、粉砂质、云母、石英、长石等组成。 黄铁矿一般以中–细粒破碎状五角十二面体结构产出，在反射光下多呈暗黄色，部分呈暗蓝色。毒砂在反射光下较黄铁矿高，一般呈亮黄色，多以中–细粒拉长菱形结构产出。石英多数以中细粒杂乱分布，部分以石英脉产出。白铁矿、褐铁矿、闪锌矿含量较少，多产出在黄铁矿的裂隙中，使黄铁矿形成残留或骸晶结构。泥质板岩或粉砂岩型矿石的炭化也普遍发育，泥质板岩是从辉绿岩到粉砂岩的过渡，在一些泥质板岩里可观察到部分斜长石还保留着聚片双晶结构。方解石多以空隙充填状产出，呈杏仁状结构，而且一般伴随着石英的产出。此外硅化、绢云母化、碳酸盐化也普遍存在于泥质板岩中，与之产生的矿化也比较强烈。 图5. 粉砂岩矿石矿物特征 图5A：立方体和中–细粒五角十二面体黄铁矿；图5B：中粒的毒砂穿插于粗粒五角十二面体黄铁矿中；图5C：粗粒破碎状黄铁矿、细粒胶状黄铁矿、中–细粒拉长菱形毒砂。 3.3. 矿化泥灰岩特征 泥灰岩型矿石主要矿物有黄铁矿、毒砂、石英、方解石、云母等，在显微镜下偶见闪锌矿和褐铁矿。黄铁矿粒径一般为50 × 100~200 × 400 μm，多为细粒和粗粒，主要为五角十二面体结构和立方体结构，呈浸染状构造产出，有粗粒的毒砂穿插于黄铁矿中，部分黄铁矿以脉状集合体形式产出，蚀变带主要遭受了硅化及粘土化，并伴有早期石英细脉生成。毒砂以中细粒为主，粒径一般为30 × 200~100 × 1000 μm，多呈菱形或拉长菱形结构，少数呈胶状或溶蚀状结构，部分呈放射状集合体产出。 图6. 泥灰岩矿石矿物特征 图6A：细粒脉状黄铁矿产出在矿物蚀变带边缘，蚀变带主要遭受了硅化和粘土化，伴有早期细石英脉；图6B：毒砂呈胶状产出于强绢云母化与硅化部位。
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user: 4. 讨论 4.1. 卡林型金矿基性岩与成矿关系 基性岩与金矿化关系密切，二者之间的关系一直是国内外学者的研究重点。本世纪初的一些国内外研究表明，许多热液金矿床都分布有基性岩 [ 32 ]，许多矿床进一步佐证了基性岩与金矿密切相关，即在时间 [ 33 ] [ 34 ] 和空间 [ 35 ] [ 36 ] [ 37 ] 关系上密切相关 [ 38 ]。对者桑金矿的年代学进行研究，发现该区基性岩年龄和金矿化年龄高度一致(图7)，分别为215 ± 5 Ma和215.3 ± 1.9 Ma [ 39 ]。中三叠世晚期，富宁地区的岩浆侵入活动为成矿物质的运移活化提供了热源和驱动力，促使成矿热液从高压部位运移并沉淀在低压断裂破碎带内，再经历后期多次构造运动得以叠加成矿。滇黔桂“金三角”地区的构造运动十分复杂。经过长期的陆内伸展，形成了裂谷盆地。在此期间，大量的基性岩岩浆被侵入和喷出，形成热液。岩浆活动对金的迁移和富集起着重要作用。因此该区金矿化可能与基性岩浆活动密切相关。者桑金矿矿区主要的赋矿岩体是辉绿岩，有学者通过对矿物包裹体的H-O同位素研究发现，成矿流体来源于地幔分异的可能性十分微小，应该主要来源于大气降水及地层水，这些证据从时间和成矿物质来源上说明成矿流体与基性岩活动有直接联系。就空间关系来说，我们认为存在着花岗岩隐伏岩体，其意义是在时间和空间关系上对该区成矿热驱动机制进行了进一步的佐证。 图7. 者桑金矿Ar-Ar坪年龄与基性岩锆石年龄图 4.2. 卡林型金矿床多期矿化历史 三叠纪时期由于印支运动的影响，华南地块的南部沿着松马缝合带与印支地块相连，北部沿着秦岭–大别造山带与华北克拉通相连。扬子地块西南部在中生代发生了大规模的低温成矿作用，形成了华南低温成矿域。在此期间滇黔桂“金三角”地区形成了大量的卡林型金矿 [ 40 ]。华南地块一个极为重要的中生代事件是在扬子板块和华夏板块中形成了一个大型花岗岩省和众多矿化事件 [ 41 ]。近年来的同位素资料表明，中生代的多金属矿化主要形成了二个阶段(表1)。印支晚期(230~200 Ma)：印支期的岩浆事件主要体现在华夏板块在258~205 Ma之间形成的过铝质S型花岗岩矿床和与之伴生的W-Sn-Nb-Ta矿化间的密切联系，如形成于214 Ma的栗木Sn-Nb-Ta矿床和荷花坪Sn矿床 [ 42 ]。燕山期(180~125 Ma)：燕山期的矿化类型主要有高温W-Sn矿床、Cu-Fe-Mo多金属矿床、Cu-Mo斑岩型矿床、低温Sb-Au-Hg-Tl矿床。低温矿床年龄大多在170~150 M，主要分布在华夏板块，如165 Ma的大宝山铜铅锌矿、170 Ma的德兴斑岩铜矿、158 Ma的水口山热液多金属矿、155 Ma的瑶岗仙钨矿床、158 Ma的西华山钨矿床 [ 43 ] [ 44 ]。 滇黔桂金三角地区的卡林型金矿床主要矿化时代为中生代的印支期、燕山早期及晚期。以往的研究认为印支期是金三角地区金矿的主成矿年代，而燕山早期和晚期则主要是对印支期形成的矿床进一步的改造、萃取、叠加。对者桑金矿中热液蚀变成因的绢云母进行Ar-Ar测年，测得年龄为215.3 ± 1.9 Ma，而该区基性岩的锆石U-Pb 年龄为215 ± 5 Ma，成岩成矿时代非常一致 [ 39 ]。此外，对矿床中与含金硫化物有关的热液金红石进行锆石U-Pb年龄测定，结果为213.6 ± 5.4 Ma，与该地区的烂泥沟、金牙、水银洞金矿的Re-Os同位素年龄十分相近，分别为204 ± 19 Ma、206 ± 22 Ma、235 ± 33 Ma。最新的研究显示，皮桥辉 [ 9 ] 等人利用独居石U-Pb定年法测定了老寨湾金矿的热液年龄，结果分别为228 ± 9 Ma和230 ± 16 Ma，种种例证均表明金三角地区的卡林型金矿主成矿期在印支晚期(200~230 Ma)。动力学研究表明，印支期的岩浆作用和成矿作用可能是由古特提斯洋的封闭导致印支板块与扬子板块碰撞导所致的 [ 45 ] [ 46 ] [ 47 ]。印支早期，研究区受峨眉山地幔柱的影响形成了早期基性岩，地层中的成矿元素被岩浆进行了萃取，形成了该区较小的几个矿化点。晚二叠世–中三叠世，研究区受华南板块和印支板块俯冲碰撞的影响，使地幔物质与俯冲物质混合，岩浆在上升过程中萃取了部分地层中的成矿物质，使成矿物质活化运移，与大气降水进行物质交换，最终形成成矿流体，成矿流体在上移的过程中反复浸取地层中的金，同时与基性岩相互作用，最终在构造叠加部位成矿。基性岩在成矿过程中除了作为热源，同时也萃取了大量地层中的成矿物质。 Table 1 Statistical age of basic rocks in South Chin 矿床 测年方法 年龄(Ma) 参考文献 自溪–广泽 锆石 U-Pb 220.1~231.7 Ma 覃晓云，2015 Chunan papaya 锆石 U-Pb 135 ± 2 Ma 李福林等，2011 迎江 锆石 U-Pb 183.7 ± 1.8 Ma 刘慧民，2018 建水 锆石 U-Pb 169. 6 ± 2 Ma 刘娇等，2016 班轮 锆石 U-Pb 175 Ma 熊风等，2014 下栏 锆石 U-Pb 205~241 M、150~160 Ma 舒徐洁，2014 保伦 锆石 U-Pb 224.6 ± 7.2 Ma 周岳强，2015 Guangdong coast K-Ar 132~138 Ma 曹建劲，2006 福建 K-Ar 125 Ma、165~180 Ma 杨永峰，2008 大容山 锆石 U-Pb 229~231 Ma Chen et al. 2011 Kuokeng 锆石 U-Pb 164.1 ± 1.8 Ma、230 ± 5 Ma Li et al. 2016 Western Zhejiang 锆石 U-Pb 125~145 Ma Li et al. 2018 Kyanigan Hills 锆石 U-Pb 128~112 Ma、185~170 Ma Zhang et al. 2018 金沙江 锆石 U-Pb 231 ± 1.6 Ma Zhu et al. 2011 福建古田 锆石 U-Pb 158~161 Ma Li et al.， 2016 紫金山 锆石 U-Pb 150~165 Ma Duan et al. 2017 江南造山带 锆石 U-Pb 130~144 Ma、170~176 Aa Xu et al. 2017 响鹿山 Re–Os 125.5 ± 0.7 Ma Dai et al. 2018 南岭 锆石 U-Pb 150~165 Ma Ye et al. 2013 松达 锆石 U-Pb 205~225 Ma Faure et al. 2014 橘州 zircon U-Pb 133 ± 2.1 Ma Yang et al. 2017 西华山 zircon U-Pb 120~136 Ma、150~165 Ma Zhao et al. 2017 western SCB zircon U-Pb 205~235 Ma Shu et al. 2008 仙游 zircon U-Pb 135 ± 5 Ma Wang et al. 2017 表1. 华南地区基性岩石的统计年龄
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user: 5. 结论 1) 者桑金矿的成矿年龄是215.3 Ma，基性岩的年龄为215 Ma，二者高度一致，在时间尺度上表明基性岩与金矿关系密切。此外，滇黔桂地区矿床的主成矿期是印支晚期，燕山期也存在小规模的矿化，但成矿作用相对较弱，主要是对印支晚期形成的矿床进行进一步的改造叠加。 2) 滇黔桂“金三角”地区的矿床主要形成于印度板块与华南板块俯冲后的伸展构造环境中，与沿着地幔构造裂隙上升的基性岩浆热液关系密切，因此认为该地区的金矿化、基性岩浆活动、及区域范围内的构造热事件活动之间存在着密切的关系，即板块碰撞导致基性岩浆活化，在运移过程中萃取了大量地层中的金，最终在有利的构造位置沉淀成矿。
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user: 摘要 研究幼虫天敌和成虫天敌作用下的具有阶段结构虫媒传染病动力学，基于数值模拟分析虫媒出生率、死亡率和转化率对疾病流行区域和平衡值的影响，为虫媒疾病的长远防治提供理论依据。
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user: 1. 引言 虫媒传染病指以虫类为媒介导致宿主致病并传播的疾病，其预防与控制可从虫媒和染病宿主两方面入手。生物控制是虫媒控制比较好的方法，具有无污染、成本低、安全性、持续性强等特点，利用生物或生物制剂消灭或缩短媒介的预期寿命，以达到阻断虫媒疾病传播之目的，已成功应用于许多疾病，例如疟疾、登革热、莱姆病和蜱虫病等。 阶段结构是影响传染病传播与发展的重要因素。虫媒的生理阶段结构可分为幼虫、成虫等阶段。一些传染病可由虫幼虫传染，如猪囊虫病和恙虫病；一些传染病仅由虫媒成虫传染，如由蚊子传染的疟疾、登革热等，又如由松墨天牛成虫传染的松树枯萎症等。虫媒在自然界天敌众多，以松树枯萎症为例，松墨天牛在自然界的天敌多达97种，文 [ 1 ] [ 2 ] 实证研究表明肿腿蜂和白僵菌双管齐下的防控效果比单种天敌对松墨天牛幼虫的防治效果更好。 文 [ 3 ] 研究天敌作用下具有阶段结构的虫媒传染病模型，讨论平衡点的局部与全局动力学性态，得到疾病控制阈值，并理论证明稳定极限环的存在性，进一步分析无天敌与单天敌存在下具有阶段结构虫媒传染病模型的基本再生数关于虫媒出生率、死亡率与幼虫向成虫转化率的不同变化。 本文主要在文 [ 3 ] 基础之上，引入幼虫天敌，基于数值分析研究多天敌作用下疾病稳定性区域、染病宿主与虫媒的平衡点值变化，以及染病宿主与虫媒密度关于阶段结构系数的变化。本文内容有助于人们理解物种生态环境多样性的破坏与虫媒疾病频繁爆发的潜在关系，为虫媒疾病的长远防治提供理论支持。