华北克拉通南缘晚中生代钼、金成矿关系:以祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床为例

詹 强, 吴 强, 陈 程, 孟 雷, 赵太平

华北克拉通南缘晚中生代钼、金成矿关系:以祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床为例

詹 强1, 2, 3, 吴 强1, 2, 3, 陈 程1, 2, 3, 孟 雷4, 赵太平1, 3*

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 矿物学与成矿学重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东 广州 510640; 4. 中国科学院 地球化学研究所, 矿床地球化学国家重点实验室, 贵州 贵阳 550081)

华北克拉通南缘是我国重要的钼、金成矿带之一, 已探明的钼资源量超过800万吨, 金资源量超过1300吨。前人研究表明, 区内金成矿事件多发生于晚侏罗世‒早白垩世(160～110 Ma), 与区内大规模的钼成矿事件(148～112 Ma)及岩浆侵位事件(158～112 Ma)时代相近, 且三者在空间上紧密相关, 但关于金与钼的成矿关系尚不清楚。本文以位于华北克拉通南缘熊耳山矿集区紧邻的早白垩世祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床为研究对象, 分析钼与金的成矿关系。通过对两个矿床中含矿斑岩体中的磷灰石进行详细的主量和微量元素分析, 结合前人已有的地球化学资料, 认为形成于130 Ma的祁雨沟花岗斑岩与雷门沟花岗斑岩具有相似的母岩浆, 但后者的氧逸度和分异程度更高,且相对更富F、贫Cl和S; H-O-S-Pb同位素组成表明, 钼与金矿床的成矿流体主要为岩浆热液, 成矿物质钼、金均来源于壳幔混合源区, 但相对于钼矿床, 金矿床的幔源组分所占比例更高。研究区内的钼、金成矿作用受不同演化阶段的岩浆岩控制; 造成钼、金差异性矿化的根本原因可能是成矿岩体的性质和金属来源不同, 金主要与幔源物质相关, 钼主要与古老地壳物质相关。

华北克拉通南缘; 晚中生代; 祁雨沟金矿床; 雷门沟钼矿床; 磷灰石

0 引 言

华北克拉通南缘是我国重要的Mo-Au-Ag-Pb-Zn多金属成矿带之一(陈衍景等, 2004; Mao et al., 2008)。区内金矿床主要分布于小秦岭和熊耳山两个矿集区(图1), 已探明金资源量超过1300 t(Wang et al., 2020)。小秦岭矿集区以石英脉型金矿床为主; 而熊耳山矿集区发育的金矿床以构造蚀变岩型金矿床为主, 并含少量的隐爆角砾岩型金矿床、石英脉型金矿床和斑岩型金矿床(Mao et al., 2002; Wang et al., 2020)。钼矿床主要为斑岩型钼矿(Mao et al., 2008), 钼资源量超过800万吨, 是世界上最大的钼矿带(李诺等, 2007; Mao et al., 2011a)。华北克拉通南缘金成矿事件主要发生于早白垩世(132～119 Ma)(王义天等, 2001, 2002; Li et al., 2012a, 2012b; 强山峰等, 2013; Tang et al., 2013; Zhao et al., 2018), 少量形成于三叠纪(230～201 Ma; 王义天等, 2010; 唐克非, 2014; Jian et al., 2015)和侏罗纪(160～155 Ma; Li et al., 2012b; 抄尉尉等, 2016)。钼成矿事件主要集中发生于晚侏罗世‒早白垩世(148～138 Ma)和早‒中白垩世(131～112 Ma; Mao et al., 2011b), 少量碳酸岩脉型钼矿床发生于晚三叠世(233～221 Ma; Mao et al., 2008)。同时, 华北克拉通南缘也发育大规模的、与区内多金属成矿同期的岩浆侵位事件(毛景文等, 2005; Mao et al., 2011b; Gao and Zhao, 2017), 侵位时间主要集中于158～112 Ma(Chen et al., 1998; 朱赖民等, 2008; 焦建刚等, 2009; Li et al., 2012b; Gao and Zhao, 2017)。

由此可见, 华北克拉通南缘钼与金的成矿作用多集中于晚中生代, 它们在空间上紧密相关(图1), 但二者是否具有成因联系尚不清楚。Han et al. (2013)通过对石瑶沟斑岩型钼矿床(132.8±2.8 Ma)及周围的元岭、南坪、红庄三个金矿床的研究, 认为钼矿床和金矿床为同一成矿事件的产物, 矿化类型由深部斑岩型钼矿化向浅部转化为构造蚀变岩型金矿化。唐克非(2014)根据区内前河金矿床成矿期绢云母Ar-Ar 年龄(127±1.6 Ma)与伴生辉钼矿Re-Os年龄(135±0.5 Ma),认为钼矿化和金矿化为两期独立的成矿事件, 与区内多期的岩浆作用有关(Tang et al., 2013)。李永峰(2005b)通过区内晚中生代钼矿床、金矿床以及相关花岗岩体的地球化学特征研究, 认为钼成矿与花岗斑岩密切相关, 而金成矿是岩浆热液萃取金并在适当空间富集成矿的结果。由于前人对区内钼、金成矿作用的研究多集中于单一矿床, 关于钼与金的成矿关系的研究仍存在一定不足。因此, 本文选择区内成矿时代相近、空间位置紧邻的祁雨沟金矿床与雷门沟钼矿床进行对比分析, 进而探讨钼与金的成矿关系。

图1 华北克拉通南缘花岗岩和矿产分简图(a;据Zhao et al., 2018修改)和熊耳山地区矿产分布简图(b)

祁雨沟金矿床以发育隐爆角砾岩型金矿体为主, 还发育石英脉型金矿体。最近的找矿勘查发现, 祁雨沟金矿床还存在斑岩型矿体(189矿体,图2), 且岩体中发现少量辉钼矿, 其与矿区角砾岩型矿体和石英脉型矿体构成一个完整的斑岩型金成矿系统(Wang et al., 2020)。与成矿有关的189花岗斑岩体的锆石U-Pb年龄为130 Ma(Wang et al., 2020; 吴强, 2021), 与祁雨沟金矿床的成矿年龄(132～129 Ma; Qi et al., 2019; Wang et al., 2020)一致。结合前人成矿年代学研究, 形成于～130 Ma的花岗斑岩为祁雨沟金矿床的致矿岩体。雷门沟斑岩型钼矿床位于祁雨沟金矿床以西2 km处(图2), 成矿年龄为130 Ma左右(Cao et al., 2018; Hu et al., 2020)。因此, 二者成矿年代相近, 且均与矿区内同时期的早白垩世花岗斑岩密切相关。张元厚(2006)认为雷门沟斑岩型钼矿化与祁雨沟角砾岩型金矿化可能是同一个矿化系统。但随着祁雨沟189斑岩型矿体的发现, 具有时空相似性的雷门沟钼矿床与祁雨沟金矿床的成因联系仍需要进一步深入研究。

图2 祁雨沟金矿床与雷门沟钼矿床矿区地质图(据Xiong et al., 2019修改)

磷灰石是斑岩矿床中最常见的副矿物之一, 通常含有大量挥发分(F、Cl、S、OH)、稀土元素(REE)、Mn和Sr, 且具有与寄主岩石一致的稀土元素配分模式(Belousova et al., 2001)。磷灰石在后期热液蚀变和变质作用的影响下保持稳定, 能够记录和保存母岩浆的原始成分信息, 其微量元素特征也可以指示岩浆的演化过程(Henderson and Pierozynski, 2012)。磷灰石中的挥发分和微量元素(如, Mn、Sr、LREE、Th、Y、Eu、Ce等)对岩浆成分和氧化状态特别敏感, 有助于判别成矿岩浆的性质(Miles et al., 2014; Mao et al., 2016; Du et al., 2019)。

综上所述, 为了探讨华北克拉通南缘晚中生代斑岩型钼矿与斑岩型金矿的差异性成矿的原因, 本文以祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床为研究对象, 开展详细的矿床地质与磷灰石矿物学研究, 结合区域内已有的构造‒岩浆‒流体‒成矿研究成果, 探讨两类矿床的成矿关系, 分析熊耳山地区与钼、金成矿作用有关岩石的元素和同位素组成, 探讨成矿物质来源和动力学背景, 深化了对整个华北克拉通南缘钼、金成矿规律的认识, 促进区域找矿工作突破。

1 成矿岩体地质特征

1.1 祁雨沟金矿床成矿岩体地质特征

祁雨沟金矿床位于华北克拉通南缘熊耳山矿集区的东南部(图1), 受NW向、NE向断裂控制, 以发育典型的隐爆角砾岩型金矿化为主。截至2021年, 该矿床累计探明金资源量达70 t, 规模达到大型。祁雨沟矿区的金矿化可分为赋存于花岗斑岩体以及围岩中的斑岩型金矿(资源储量＞8 t, 平均品位2.15 g/t) (万利敏和陈冰丽, 2017)、赋存于隐爆角砾岩体中的角砾岩型金矿(资源储量＞47 t, 平均品位1.68 g/t) (Chen et al., 2009; Fan et al., 2011)以及赋存于构造破碎带中的NE向脉状金矿(资源储量＞10.3 t, 平均品位10.07 g/t)(李永峰等, 2005a)三种类型(图2)。角砾岩型金矿体是矿区最主要的矿化类型。金矿体主要赋存于角砾岩筒胶结物中, 部分矿体呈脉状赋存于角砾岩筒外围的多金属硫化物脉中。斑岩型矿体(189矿体)主要赋存于花岗斑岩杂岩体的硅化带中, 其次为蚀变岩及片麻岩。脉状金矿体主要分布于祁雨沟‒公峪金矿区北部古元古界太华群杂岩与熊耳群不整合接触带附近断裂带中, 矿化类型以硫化物石英脉型为主, 少量为构造蚀变岩型。

矿区地层主要为太华群杂岩和熊耳群火山岩, 第四系沉积物分布较为局限, 仅在沟谷、河流地区出露。矿区隐爆角砾岩筒、断裂构造发育, 按其展布方向可分为NE向、NNE向或近SN向、近NW向三组断裂。其中, NE向和NNE向断裂为区内主要含矿断裂, 而NW向断裂控制了区内角砾岩筒的产出。祁雨沟金矿床具有工业价值的含金角砾岩筒有4个(J2、J4、J5、J6)(图2)。角砾岩型矿体主要受角砾岩筒控制, 岩筒中可产出有一个或数个不等的金矿体。矿区与成矿相关的岩浆岩主要分布在矿区东部和中部(图2), 通常为燕山期岩浆岩, 且与金矿化密切相关, 不同类型的侵入岩的特征如下:

石英斑岩: 分布在矿区边缘, 手标本呈浅肉红色, 斑状结构, 斑晶主要为石英、钾长石, 含量约为5%, 基质为隐晶质, 块状构造, 发育明显钾化蚀变(图3a、b), 其形成年龄为157～159 Ma(Wang et al., 2020; 吴强, 2021)。

(a) 石英斑岩以角砾形式存在于角砾岩筒中, 边部发育明显的钾化蚀变; (b) 石英斑岩(单偏光); (c) 成矿后二长花岗斑岩体; (d) 二长花岗斑岩显微照片; (e) 含矿的189花岗斑岩体; (f～g) 花岗斑岩岩相学和显微照片; (h) 含辉钼矿脉的雷门沟花岗斑岩体; (i) 雷门沟花岗斑岩显微照片。矿物代号: Amp. 角闪石; Py. 黄铁矿; Kfs. 钾长石; Ap. 磷灰石; Pl. 斜长石; Qtz. 石英。

花岗斑岩: 主要出露在矿区J8角砾岩体西南边缘(图2), 出露面积最大, 手标本呈灰白色、浅红色(图3e)。斑晶主要是钾长石、石英及少量斜长石、角闪石。其中石英含量～30%, 粒径大小0.75～1.25 mm, 呈它形粒状; 钾长石含量～40%, 粒径大小0.6～1 mm, 表面发生绢云母化蚀变; 斜长石含量～20%。基质的成分和斑晶相同。副矿物主要包括锆石、磷灰石、榍石和磁铁矿等(图3f、g)。岩石的形成年龄为～130 Ma (Wang et al., 2020; 吴强, 2021)。

二长花岗斑岩: 呈岩脉、岩墙状分布于矿区中南部, 宽40 m左右, 倾角一般＞80°, 截穿花岗斑岩和石英斑岩。手标本呈暗灰色、肉红色, 斑状结构, 斑晶为钾长石(～30%)、斜长石(～20%)、石英(～20%)和角闪石(3%～6%), 粒径为0.1～4 cm, 基质为隐晶质, 块状构造, 副矿物有锆石、磁铁矿和赤铁矿(图3c、d),其形成年龄为125～128 Ma(Wang et al., 2020; 吴强, 2021)。

1.2 雷门沟钼矿床成矿岩体地质特征

雷门沟钼矿床是熊耳山地区典型的斑岩型钼矿床之一, 位于祁雨沟金矿床西侧约2 km(图2), 探明钼资源量达34万吨以上, 平均品位0.07%(陈小丹等, 2012)。矿区主要出露古元古界太华群杂岩, 岩性为角闪斜长片麻岩、黑云母斜长片麻岩和黑云母角闪斜长片麻岩。矿区发育近EW向、NNE向、NE向和NW向断裂构造。

雷门沟钼矿体主要赋存于花岗斑岩体与围岩的内外接触带附近。矿石矿物主要为辉钼矿和黄铁矿, 脉石矿物包括石英、斜长石、钾长石、绿泥石、绿帘石、绢云母、方解石和萤石等。矿石构造主要为浸染状、细脉浸染状和网脉状构造。后期热液蚀变十分强烈, 常见钾长石化、硅化、绢云母化、绿泥石化、碳酸盐化和萤石化等。钾长石化主要发育于花岗斑岩体与围岩的内外接触带附近; 硅化广泛发育, 主要呈石英脉和浸染状分布。雷门沟花岗斑岩体呈岩株状产出, 出露面积约0.77 km2(图2)。岩石呈浅红色, 块状构造, 斑状结构。斑晶以钾长石、斜长石和石英为主(图3h、i), 局部可见黑云母斑晶; 基质主要为石英、钾长石和斜长石以及极少量的黑云母。矿区东部零星产出脉状或不规则椭圆状灰白‒肉红色的石英斑岩和浅肉红色的二长花岗斑岩, 切穿雷门沟斑岩体。

2 研究对象和测试方法

本次研究在雷门沟钼矿床露天采场以及祁雨沟金矿床中最新勘查发现的280中段189斑岩型金矿体中分别采集了花岗斑岩样品, 分析岩石中的磷灰石和锆石等矿物学组成, 以获取与钼、金成矿有关的岩浆性质及其演化信息。

磷灰石的扫描电镜(SEM)和电子探针(EPMA)分析在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室完成, 所用仪器为JEOL JXA-8230型电子显微探针。EPMA的分析条件为加速电压15 kV, 电流20 nA, 束斑直径为3 μm, 分析峰值为20 s, 背景值为10 s。本次实验所用的标样为Na(Albite), F(BaF2), Si(Kaserutite), Ca(Diopside), Mg(Olivine), S(FeS2), Fe(Magnetite), Mn(Rhodonite), Cl(Tugtupite), P(Apatite)。磷灰石和锆石的LA-ICP-MS 原位微量元素分析测试在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)完成。激光剥蚀系统为CetacAnalyte HE, 电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)为Agilent 7900。激光剥蚀过程中采用氦气(0.9 L/min)作载气, 氩气(0.85 L/min)为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过T型接头进行混合。激光束斑直径为30 μm, 重复频率为8 Hz, 激光能量约为4 J/cm2。每个剥蚀点的分析时间为60 s, 其中包括20 s的剥蚀前背景值测定和40 s的激光剥蚀测定值, 剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试(汪方跃等, 2017)。采用EPMA获得的43Ca作为内部标准, NIST-610和SRM-612作为外部标准, 绘制校准曲线。利用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008)对数据进行离线处理, 对分析信号图谱进行截选, 避免异常信号对分析结果的影响, 并输出最后的含量(×10−6)结果。

3 分析结果

祁雨沟金矿床花岗斑岩中的磷灰石主要呈六方柱状或细长柱状, 多无色透明或半透明, 部分晶体包在斜长石或钾长石中(图3g、4a)。阴极发光图像显示, 磷灰石成分不均一, 发育明显的核边结构, 标记为Ap‒核、Ap‒边(图4c)。分析结果显示, 磷灰石的主量元素成分变化范围较小(表1), CaO含量为53.86%～55.50%, P2O5含量为40.16%～42.45%, 具有低的MnO含量(0.04%～0.13%), 较高的SiO2含量(0.14%～0.74%), 说明其为岩浆成因(Du et al., 2019)。磷灰石的F含量较高(2.85%～3.84%, 平均3.18%)、Cl含量较低(0～0.07%)(表1, 图5), 属于氟磷灰石。Ap‒核中的SO3含量为0.55%～1.23%(平均为0.85%), 高于Ap‒边(0.01%～0.68%), 同时Ap‒核中Na2O含量为0.10%～0.23%, 高于样品Ap‒边(0.01%～ 0.11%)。磷灰石的微量元素组成见表2。Ap‒核的稀土元素特征与Ap‒边的稀土元素特征一致, 配分模式与花岗斑岩一致, 但相较于母岩浆其存在较明显的Eu负异常(δEu=0.44～0.82; 图6)。

(a) 祁雨沟花岗斑岩显微照片; (b) 雷门沟花岗斑岩显微照片; (c) 祁雨沟花岗斑岩中磷灰石的CL图像, 发育明显的核边结构; (d) 雷门沟花岗斑岩中磷灰石的CL图像。矿物代号: Py. 黄铁矿; Kfs. 钾长石; Ap. 磷灰石; Chl. 绿泥石; Qtz. 石英。

表1 磷灰石电子探针分析结果(%)

续表1:

上房沟、鱼库与南泥湖钼矿床磷灰石数据引自Du et al., 2019。

表2 磷灰石微量元素特征(´10−6)

数据来源: 雷门沟花岗斑岩据曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 祁雨沟189矿体花岗斑岩据吴强, 2021。

雷门沟花岗斑岩中的磷灰石主要呈长柱状, 多无色透明或半透明。阴极发光图像显示, 磷灰石的成分均一, 无明显的核边结构(图4d)。磷灰石的CaO含量为54.60%～55.33%, P2O5含量为41.05%～42.36%, MnO含量为0～0.09%, SiO2含量为0.17%～0.31%, MgO和FeO含量多低于检测限, 为岩浆成因(Du et al., 2019)。磷灰石的挥发分富F(3.17%～4.56%)、贫Cl(多低于检测限)和S(SO3=0.09%～0.24%)(表1, 图5), 属于氟磷灰石。磷灰石的ΣREE=1698´10−6～2866´10−6, δEu为0.33～0.71, 与花岗斑岩的REE配分模式一致(图6)。

4 讨 论

4.1 成岩与成矿的关系

前人对熊耳山矿集区的成岩成矿时代开展了大量同位素年代学研究, 区内中酸性岩浆侵入事件多集中于晚侏罗世‒早白垩世(158～112 Ma; Gao and Zhao, 2017)。伴随着大量的岩浆活动, 该地区发育众多与中酸性岩浆密切相关的矿床。晚中生代的典型斑岩型钼矿床有南泥湖(141±2.1 Ma; 李永峰, 2005b)、上房沟(145±2.1 Ma; 李永峰, 2005b)、石瑶沟(132.8± 2.8 Ma; Han et al., 2013)、石家湾(136±6 Ma; Stein et al., 1997)和鱼池岭(131.2±1.4 Ma; Zhang et al., 2014)等矿床。晚中生代与岩浆关系密切的金矿床有前河(127±1.6 Ma; Tang et al., 2013)、吉家洼(118.2±2.4 Ma; 张兴康, 2015)和庙岭(117±1.6 Ma; 翟雷等, 2012)等矿床。

本次研究的祁雨沟矿区石英斑岩、花岗斑岩、二长花岗斑岩年龄分别为159.5±5.7 Ma、130.1±0.9 Ma～ 131.3±0.7 Ma、125.5±1.2 Ma(吴强, 2021)。石英斑岩(～160 Ma)是矿区早期岩浆活动的产物, 同时也是祁雨沟金矿床角砾岩筒中角砾的重要组成部分, 钾化蚀变明显。二长花岗斑岩(～125 Ma)晚于石英斑岩与花岗斑岩(～130 Ma), 野外产状也显示其切穿金矿体与花岗斑岩体, 且无明显蚀变或矿化, 说明二长花岗斑岩体为成矿后侵入。为了明确祁雨沟金矿床的成矿时代问题, 近年来多位学者对该矿床中的辉钼矿和黄铁矿等矿石矿物开展Re-Os同位素定年研究, 获得其Re-Os等时线年龄为129～133 Ma(Qi et al., 2019; Wang et al., 2020; Tang et al., 2021)。此外, 唐克非(2014)报道了祁雨沟金矿床的绢云母40Ar-39Ar坪年龄为130.7±1.5 Ma～129.8±0.9 Ma。两者在误差范围内基本一致, 且与区内花岗斑岩的时代(～130 Ma)吻合。结合祁雨沟矿区角砾岩筒主要围绕花岗斑岩体分布, 且矿区斑岩型矿化也主要赋存于花岗斑岩体中(图2), 因而推测花岗斑岩体为祁雨沟金矿床的致矿和赋矿岩体。

雷门沟花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为131.0±0.6 Ma (曹晶等, 2016), 辉钼矿的Re-Os年龄为131.6±2.0 Ma～ 133.1±1.9 Ma(李永峰, 2005b), 表明成岩成矿具有同时性。

综上可知, 祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床的成矿时代都与区内侵位于～130 Ma的花岗斑岩的结晶年龄近乎一致, 表明钼、金矿化都与矿区内侵位于～130 Ma的花岗斑岩体密切相关。

4.2 成矿岩体的成因

4.2.1 岩石类型和岩浆源区特征

前人研究显示, 祁雨沟矿区内189矿体花岗斑岩的A/CNK＜1.1(图7a), 为准铝质花岗岩。在FeOT/MgO- 10000×Ga/Al图解(图8a)中, 样品落于I、S、M型花岗岩区域内。样品的P2O5与SiO2含量呈负相关关系(图8b), 与I型花岗岩相似。以上特征表明祁雨沟矿区内花岗斑岩体为I型花岗岩。

数据来源: 雷门沟花岗斑岩据曹晶等, 2016; 祁雨沟189矿体花岗斑岩据吴强, 2021。

图8 FeOT/MgO-10000×Ga/Al(a)和P2O5-SiO2(b)图解(数据来源同图7)

雷门沟花岗斑岩的A/CNK为1.12～1.17(图7a), 属于过铝质花岗岩。在FeOT/MgO-10000×Ga/Al图解(图8a)中, 样品落于I、S、M型花岗岩区域内。样品的P2O5含量低(0.07%～0.1%), P2O5与SiO2含量具负相关关系, 与I型花岗岩演化趋势一致。且在华北克拉通南缘, 晚侏罗世‒早白垩世(160～130 Ma) 的花岗岩均以I型花岗岩为主, 伴有I-A过渡型花岗岩(曹晶等, 2016)。

雷门沟花岗斑岩的地球化学特征明显区别于A型花岗岩, 如: ①其FeOT/MgO值较低(3.21～10.2,平均7.04), 有别于A型花岗岩显著富铁的特征(FeOT/MgO>10; Whalen et al., 1987); ②Zr、Nb、Ce、Y等元素的含量(Zr+Nb+Ce+Y=117´10−6～330´10−6)也显著低于建议的A型花岗岩的下限值(350´10−6; Whalen et al., 1987); ③斑岩体的锆饱和温度为716～799 ℃(Watson and Harrison, 1983; Hu et al., 2020),较低的成岩温度同样不支持其为A型花岗岩。在矿物学方面, 该岩体中暗色矿物以黑云母为主, 不含石榴子石、白云母等富铝矿物, 也不含A型花岗岩的特征矿物——碱性暗色矿物, 与具有高分异I型花岗岩特征的祁雨沟成矿岩体一致。

在Harker图解(图9)上, 祁雨沟和雷门沟花岗斑岩的主量元素具有连续演化的趋势, 雷门沟成矿花岗斑岩比祁雨沟花岗斑岩富Si, 贫Ca、Mg、Fe、Ti、P等元素。两个岩体的样品具有相似的REE配分模式, 均表现为富集轻稀土元素亏损重稀土元素的右倾特征, 具有中等Eu负异常(图6a)。微量元素蛛网图显示, 所有样品均富集K、Rb、Ba、Sr、Pb等大离子亲石元素, 亏损Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(图10)。元素组成特征表明祁雨沟花岗斑岩与雷门沟花岗斑岩具有相似的母岩浆, 结晶分异作用导致两者的元素组成差异。

数据来源同图7。原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989。

祁雨沟花岗斑岩和雷门沟花岗斑岩中磷灰石的LREE含量很高, HREE含量相对较低, 且有明显的负Eu异常(图6b), 具有壳幔混合来源的特征(Du et al., 2019)。在磷灰石的ΣLa～Nd–ΣSm～Ho–ΣEr～Lu图解(图11) 中, 样品测点主要落在地幔、壳幔混合区域, 也说明其物质源区为壳幔混合岩浆源, 但祁雨沟样品的幔源物质贡献更大。两个岩体样品的Sr-Nd-Hf同位素组成也反映其源区有地幔物质的贡献(曹晶等, 2016; Hu et al., 2020; 吴强, 2021), 与磷灰石的REE特征表明其来自壳幔混合源区一致。以上分析表明祁雨沟和雷门沟花岗斑岩可能是有地幔流体参与的加厚下地壳重融的结果。晚中生代, 华北克拉通南缘的构造环境由挤压向伸展转变, 软流圈上涌, 岩浆底侵作用导致中下地壳发生大规模熔融, 产生大面积花岗质岩浆侵位, 并形成了与之相关的钼、金多金属大规模成矿(Mao et al., 2011b; 陈衍景等, 2020)。

图11 磷灰石ΣLa-Nd–ΣSm-Ho–ΣEr-Lu图解(底图据Yang et al., 2020)

4.2.2 岩浆演化和氧逸度特征

在岩浆演化过程中, 由于受到其他矿物结晶的影响, 磷灰石的微量元素也会发生变化。由于Sr优先被分配进入到斜长石和碱性长石的晶格中, 随着长英质岩浆分异, 斜长石和碱性长石的结晶作用会降低残余熔体中Sr的含量, 结晶晚于长石的磷灰石的Sr含量将会降低(Belousova et al., 2001; Hendersonand Pierozynski, 2012), 且Sr的分配对熔体组分和温度并不敏感(Watson and Green, 1981); 同时,磷灰石属于富REE矿物, 且会在其结晶过程中从母岩浆中分离稀土元素, 因此磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N、(Sm/Yb)N和Sr含量可以指示岩浆的演化过程(Watson and Green,1981)。祁雨沟和雷门沟花岗斑岩中磷灰石的(La/Sm)N、(La/Yb)N和(Sm/Yb)N值与Sr含量呈正相关关系(图12),雷门沟花岗斑岩相对于祁雨沟花岗斑岩具有较低的Sr含量以及(La/Sm)N、(La/Yb)N和(Sm/Yb)N值。研究表明, 斜长石和褐帘石的结晶以及岩浆结晶过程中富含Cl的热液的出溶将导致磷灰石的(Sm/Yb)N值降低(Keppler, 1996), 由于雷门沟花岗斑岩的磷灰石显著贫Cl, 所以雷门沟花岗斑岩较低的Sr含量和(Sm/Yb)N值可能是由于其演化分异程度相对更高, 大量的斜长石结晶造成的。磷灰石的Ce/Pb、Th/U值可以反映岩浆形成过程中流体活动性(Sun and McDonough, 1989), Ce/Pb值高、而Th/U值越低反映流体活动性越强, 相反则指示流体活动性较弱。在Ce/Pb-Th/U图解(图12d)中, 雷门沟花岗斑岩中磷灰石的Ce/Pb值更高, 反应在演化过程中其岩浆流体活动性比祁雨沟花岗斑岩的流体活动性更强。因此, 认为祁雨沟花岗斑岩与雷门沟花岗斑岩为相似母岩浆结晶分异的结果, 但雷门沟斑岩体的结晶分异演化程度更高。

图12 磷灰石中元素浓度和比值的变化图

研究显示, 岩浆氧逸度是影响斑岩型矿床的一个重要因素(Richards, 2003; Tang et al., 2019)。中酸性火成岩磷灰石中的Mn含量与其形成时整个体系的氧逸度也存在密切的相关性, 根据经验性公式: “logO2=−0.0022(±0.0003)Mn(×10−6)−9.75(±0.46)”可以推断出长英质岩浆的氧逸度(Miles et al., 2014)。基于此计算得出的祁雨沟花岗斑岩的logO2=−12.0～ −10.4(核部平均值为−11.3, 边部平均值为−11.1), 雷门沟花岗斑岩的logO2=−11.3～−9.8(平均值为−10.5; 表1),两者相差不大, 表明雷门沟和祁雨沟花岗斑岩都具有较高的氧逸度, 雷门沟花岗斑岩的氧逸度可能相对稍高。

锆石的Ce4+/Ce3+值可以估算岩浆的氧逸度(Ballard et al., 2002)。祁雨沟花岗斑岩中锆石的Ce4+/Ce3+值为19.3～773(平均241; 表3), 锆石结晶温度为527～790 ℃ (平均670 ℃,=43)。而雷门沟花岗斑岩体中锆石的Ce4+/Ce3+为346～895(平均547), 锆石结晶温度为625～793 ℃(平均716 ℃,=10; Hu et al., 2020)。两个岩体的结晶温度相似, 且锆石的Ce4+/Ce3+值与δEu呈正相关关系(图13), 表明Ce4+/Ce3+与δEu在锆石结晶过程中主要受氧逸度控制, 但雷门沟花岗斑岩体相对祁雨沟花岗斑岩体具有相对更高的氧逸度。

图13 锆石Ce4+/Ce3+-δEu图解

斑岩型矿化与高氧逸度岩浆关系密切(Richards, 2009; Sillitoe, 2010)。对金矿床而言, 在还原状态下, Au易与S2−离子结合而过早达到饱和沉淀下来,不利于Au在岩浆中的运移; 而在中‒高氧逸度的状态下, S以SO42−的形式存在, 并且硫酸盐在硅酸盐中的溶解度比硫化物高(Sun et al., 2013),有利于Au在岩浆中富集(Mungall, 2002)。在斑岩型钼矿床中, 由于Mo在硫化物和硅酸盐熔体之间的分配系数较高; 所以当S2−存在时, 可能会导致Mo进入硫化物相, 造成其在残余熔体中亏损(Mengason et al., 2011); 同时Mo4+易替代富含Ti矿物(如榍石和黑云母)中的Ti4+(Candela and Holland, 1986)。因此, 当岩浆氧逸度较高时(≥Ni/NiO缓冲线), 岩浆中的Mo主要以六价的形式存在, 且S也主要以硫酸根的形式存在, 其演化过程会造成Mo在残余熔体中富集(Lowenstern et al., 1993)。因此无论钼矿床还是金矿床, 岩浆氧逸度都是控制成矿的关键因素之一。

由于大多数金矿床难以查明与其相关的侵入岩体, 因此也难以确定与斑岩型金矿化相关的岩体地球化学性质。岩浆的氧逸度和结晶分异程度可能是控制斑岩型矿化成矿专属性的两个最关键因素(冷成彪等, 2020)。Blevin (2004)通过对澳大利亚东部花岗岩类成矿作用的各岩石地球化学参数对比研究, 指出与金矿化相关的I型花岗岩体演化分异程度不能过高, 在花岗质岩浆中早期硫化物或磁铁矿的沉淀会使得Au在岩浆熔融相中难以保存, 在FMQ～NNO的弱氧化区间才有利于Au在长英质花岗岩浆中保存, 进而促进Au的成矿。Botcharnikov et al. (2011)指出O2在～FMQ+1时, 熔体中的Au含量达到最高值, 而随着O2继续增加, 熔体中的Au则会显著降低。对比不同矿化类型中成矿岩体的岩石地球化学组成发现, 相较于金矿床, 与斑岩型钼矿床相关的成矿岩体氧逸度、岩浆的演化分异程度更高(Blevin, 2004)。值得注意的是, 两个岩体有相似的源区, 祁雨沟岩体的演化分异程度较低, 在该金矿床内仅发现少量的辉钼矿。而雷门沟露天采场东南部的下雷门沟处存在不成规模、未达到开采标准的金矿化点, 表明雷门沟岩体在演化过程中可能也发生了小范围的含Au流体出溶与金矿化, 但由于该岩体分异程度较高, 所以其整体以发育大规模的钼矿化为主要特征。综上可知, 不同的岩浆氧逸度和岩浆演化分异程度是造成雷门沟钼矿床和祁雨沟金矿床差异性矿化的重要因素。

4.2.3 岩浆挥发分特征

在岩浆演化过程中, 挥发分对成矿元素的迁移搬运至关重要(Webster et al., 2009; Williams-Jones et al., 2012; Kusebauch et al., 2015)。由于全岩中挥发分含量低且易受后期风化作用影响, 并不能反映熔体的挥发分含量。在岩浆体系中, 磷灰石是挥发分(F、Cl、S)的重要载体, 且结构稳定不易被后期改造, 可以反映其结晶时岩浆中挥发分的含量(Pan et al., 2016)。磷灰石中的Cl、F含量也可指示其源区差异(Boudreau and Kruger, 1990; Mathez and Webster, 2005)。

对比祁雨沟花岗斑岩与雷门沟花岗斑岩中的磷灰石, 发现所有磷灰石都具富F特征: 祁雨沟花岗斑岩中的磷灰石F含量为2.85%～3.53%, Cl含量为0.01%～0.07%; 雷门沟花岗斑岩中的磷灰石F含量为3.17%～4.56%, Cl含量为0～0.013%, 部分低于检测限, 其F/Cl值明显高于祁雨沟花岗斑岩(表1, 图5)。研究表明, Cl和F在岩浆系统中的分配系数不同, Cl主要富集在地幔流体相, F的亲石性使其更易进入熔体相, 主要在地壳中富集(Boudreau and Kruger, 1990; Mathez and Webster, 2005; Webster et al., 2009), 表明祁雨沟花岗斑岩源区可能有更多幔源物质加入。祁雨沟矿区花岗斑岩中Ap‒核的SO3含量为0.55%～1.23%(平均0.85%), Ap‒边的SO3含量为0.08%～0.68%(平均0.23%), 其SO3含量均高于雷门沟花岗斑岩(0.09%～0.24%, 平均0.15%)。祁雨沟花岗斑岩中磷灰石的SO3含量相对较高, 说明相对Mo而言, S对Au的运移富集成矿可能起更重要的促进作用。

挥发分在钼成矿过程中起重要作用, 成矿流体中的F和Cl对Mo在流体和熔体间的分配, 以及Mo的迁移有重要影响(Keppler and Wyllie, 1991; Carten et al., 1993; Zajacz et al., 2008)。Zajacz et al. (2008)指出成矿流体中Cl的含量增加会降低Mo的分配系数流体/熔体; 实验岩石学结果也表明富F的热液体系相对于富Cl的热液体系Mo具有更高的流体/熔体(Keppler and Wyllie, 1991)。Zhang et al. (2022)应用新的黑云母/熔体OH-F-Cl交换分配模型计算也得出斑岩型钼矿的早期岩浆具有极高F, 熔体F含量可高达～20000´10−6; 斑岩型金矿的早期岩浆明显具有低F的特征, 熔体F含量不高于1000´10−6, 而熔体Cl含量则相对较高(～3000´10−6)。此外, 磷灰石中的SO3含量也可以评价岩体的含矿性。Imai (2002, 2004)对产于西太平洋岛弧带(菲律宾、日本等地)中酸性侵入岩与火山岩中的岩浆磷灰石进行了详细研究, 发现与Cu-Au有关的含矿斑岩体中磷灰石的SO3＞0.1%,而不含矿岩体中磷灰石的SO3＜0.1%。Zhu et al. (2018)发现Red Chris斑岩型Cu-Au矿床成矿岩体中的磷灰石比不成矿岩体中的磷灰石含有更高的SO3和Cl, 成矿岩体中的磷灰石具有更低的F/Cl值。因此, 本文认为不同的挥发分成分体系可能对钼、金成矿专属性有重要影响, 在Mo、Au元素的运移或者聚集过程中发挥了不同的作用, 富F贫Cl, 具有相对高F/Cl值的岩浆体系有利于斑岩型钼矿化的产生, 而与斑岩型金矿有关的岩浆体系则具有相对更高的SO3、Cl和低的F/Cl值。

4.3 钼、金成矿物质来源

祁雨沟金矿床、雷门沟钼矿床和华北克拉通南缘晚中生代其他钼、金矿床不同成矿阶段的流体包裹体的H-O同位素组成显示, 钼矿床的δDH2O整体介于−102‰～−59‰之间(平均值为−81‰), δ18OH2O介于−3.2‰～+6.7‰之间(平均2.6‰)(图14a); 金矿床的δDH2O介于−102‰～−37.3‰之间(平均−70.38‰), δ18OH2O介于−4.6‰～+9.7‰之间(平均+3.7‰)(图14b)。虽然与金矿床相比钼矿床流体的H-O同位素组成变化范围较大, 但大部分接近岩浆水范围, 指示成矿流体主要来自岩浆体系, 但在流体循环演化过程中有大气降水等外部流体的加入。

数据来源: 范宏瑞等, 1994; 高永丰等, 1995; 王海华等, 2001; 陈衍景等, 2004; 李永峰等, 2005a; 王义天等, 2005; 王长明等, 2006; 叶会寿, 2006; Chen et al., 2009; 高亚龙, 2010; 赵海香, 2011; 向君峰等, 2012; Li et al., 2012a, 2012b; 唐克非, 2014; Jian et al., 2015; Yang et al., 2015, 2017; Zhao et al., 2018。

综合分析祁雨沟金矿床、雷门沟钼矿床和华北克拉通南缘其他晚中生代钼、金矿床S同位素组成发现, 钼矿床的S同位素相对集中, 大部分在−5‰～5‰之间(图15); 金矿床的δ34S值介于−16.80‰～10.22‰之间, 虽然δ34S值变化较大, 但绝大多数样品的δ34S值集中在0附近, 为−2‰～4‰(图15)。S同位素特征表明, 区内钼、金矿床都具有岩浆硫的特征。祁雨沟金矿床的斑岩型金矿体、角砾岩型金矿体和构造蚀变岩型金矿体的不同成矿阶段硫化物的δ34S值主要集中分布在−2‰～1‰之间(图15), 低于太华群(1.3‰～5.7‰)、熊耳群(2.5‰～5.4‰)和花山岩体中的黄铁矿(1.8‰～5.4‰, 范宏瑞等, 1994), 具幔源S的特征(0±3‰, Chaussidon, 1989)。雷门沟钼矿床的S同位素主要分布在−1.8‰～2.6‰之间(Chen et al., 2014), 落入地幔S范围内, 与太华群部分重合。在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图16a、c)中, 区内钼、金矿床的Pb同位素主要落于下地壳和地幔演化线之间, 暗示其成矿物质均来自于壳幔混合源区。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(图16b、d)中,区内钼、金矿床的Pb同位素主要落于造山带和地幔演化线之间, 而127～116 Ma的钼矿床以及127～118 Ma的金矿床更靠近地幔演化线, 表明其源区幔源物质的贡献更大, 该时期区域构造体制由挤压向伸展环境转换。这与前人研究显示区域花岗岩在～127 Ma存在元素和同位素组成的系统变化的认识一致(Gao and Zhao, 2017), 表明127 Ma前后是华北克拉通南缘晚中生代构造体制发生转变的关键时期。

数据来源: 黄典豪等, 1984; 罗铭玖, 1991; 周作侠等, 1993; 聂凤军等, 2001; 王海华等, 2001; 李永峰等, 2005a; 王义天, 2005; 叶会寿, 2006; 黄凡, 2009; 高亚龙, 2010; 赵海香, 2011; 陈小丹等, 2012; Lietal., 2012a, 2012b; Yangetal., 2017; Zhaoetal., 2018; Wangetal., 2020; Tangetal., 2021。

数据来源: 黄典豪等, 1984; 罗铭玖等, 1991; 范宏瑞等, 1994; 聂凤军等, 2001; 王海华等, 2001; 陈衍景等, 2004; 郭波, 2018; 赵海香, 2011; 陈小丹等, 2012; Li et al., 2017; Yang et al., 2017; Zhao et al., 2018。

辉钼矿是钼矿床中常见的矿石矿物, 其Re含量可反映成矿物质来源。Mao et al. (1999)在综合分析、对比了中国各种类型钼矿床中辉钼矿的Re含量后, 认为Re含量从地幔(×10−4)到壳幔混源(×10−5)再到地壳(×10−6)会呈现10倍的下降。李永峰等(2006)报道了雷门沟钼矿中辉钼矿的Re含量为11.5×10−6～ 16.2×10−6, 认为其成矿物质主要来源于下地壳, 混有少量地幔组分。而祁雨沟金矿床189矿体中辉钼矿的Re含量为2.6×10−6～95.2×10−6(Qi et al., 2019; Wang et al., 2020; Tang et al., 2021), J4角砾岩筒中辉钼矿的Re含量为19.3×10−6～522×10−6(姚军明等, 2009; 唐克非, 2014), 整体来说其辉钼矿的Re含量明显高于雷门沟钼矿床。虽然两者的成矿物质均显示壳幔混合来源的特征, 但祁雨沟金矿床的幔源组分更多, 也说明华北克拉通与金相关的成矿流体主要来自地幔(朱日祥和孙卫东, 2021)。

成矿物质/熔流体有大量幔源物质的参与是整个华北克拉通金爆发式成矿的重要特点(朱日祥等, 2015)。Au为中等不相容元素, 虽然在强烈亏损不相容元素的克拉通岩石圈地幔中并不富集, 但巨量的Au可来自于交代的岩石圈地幔(朱日祥等, 2015), 而华北克拉通巨量的Au成矿物质均来源于滞留在地幔过渡带脱水的俯冲板片(朱日祥和孙卫东, 2021)。Mo也属于中等不相容元素, 尽管目前对于华北克拉通南缘钼矿床中Mo的来源依然存有争议, 但研究者对钼矿集中区存在富Mo的背景已基本达成共识(李诺, 2022), 这种富Mo背景可能主要是下地壳物质(Farmer and DePaolo, 1984; Mercer et al., 2015)。对于秦岭钼矿带而言, 超大型钼矿床主要分布在华北克拉通南缘的熊耳山和外方山地区, 该区域贡献了95%的钼资源量, 而同样发育燕山期花岗岩的北秦岭地区则仅有弱的钼矿化甚至无矿化, 原因可能是该地区缺少古老的克拉通基底, 而华北克拉通南缘则广泛发育古老的克拉通基底(李永峰等, 2005a; 李诺等, 2007; 陈衍景等, 2020)。华北克拉通南缘基底太华群杂岩和熊耳群的Mo丰度均较高(平均分别为2.62×10−6和3.76×10−6)(陈衍景等, 2020), 钼矿区内的中‒新元古界栾川群和官道口群局部层位Mo含量也比较高(李诺, 2022), 这些地层也多是区内超大型钼矿床的赋矿围岩, 说明华北克拉通南缘的Mo来源可能以地壳物质为主。

综上所述, 华北克拉通南缘的金矿床与钼矿床差异性成矿根本因素可能是成矿金属来源不同, Au主要与幔源物质有关, Mo则主要与古老地壳物质有关。综合对比祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床两个与斑岩体有关的矿床的地质特征(表4), 表明两者的致矿花岗斑岩体均为中高氧逸度的I型花岗岩, 具有较为一致的时空关系, 相似的物质源区和成因类型表明二者可能为相似的母岩浆结晶分异的结果。但雷门沟花岗斑岩相对祁雨沟花岗斑岩其氧逸度更高, 岩体的结晶分异演化程度更高, 更有利于斑岩型钼矿化的产生。此外, 雷门沟斑岩体相对更加富F贫Cl的挥发分组成更加有利于钼矿的产生, 而相对富SO3和Cl的挥发分组成更有利于祁雨沟金矿床的形成。

表4 祁雨沟金矿床与雷门沟钼矿床地质特征对比表

5 结 论

(1) 华北克拉通南缘熊耳山矿集区紧邻的早白垩世祁雨沟金矿床和雷门沟钼矿床的钼、金差异性成矿作用, 受不同演化阶段的岩浆岩控制, 雷门沟成矿岩体相较于祁雨沟斑岩体具有更高的氧逸度。

(2) 岩体和磷灰石元素特征显示雷门沟岩体的演化分异程度更高, 二者均富挥发分F, 但雷门沟岩体相对贫Cl, 其F/Cl值更高, 更利于钼矿化的产生, 祁雨沟岩体富SO3和Cl的挥发分组成则更有利于金矿化。

(3) 成矿物质来源是控制华北克拉通南缘钼、金差异性矿化的根本因素, 金矿化与幔源物质相关, 钼矿化主要与古老地壳物质、岩浆岩具有更高的氧逸度和演化分异程度有关。

致谢:感谢中国黄金集团在野外工作中给予的支持和帮助, 感谢中国地质大学赵新福教授、东华理工大学冷成彪教授和另外一名匿名评审老师对本文提出的建设性意见和建议, 对提高文章质量起了重要作用！

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Genetic Links Between Late Mesozoic Mo Deposits and Au Deposits in the Xiong’ershan Area, Southern Margin of the North China Craton: A Case Study of Leimengou Mo Deposit and Qiyugou Au Deposit

ZHAN Qiang1, 2, 3, WU Qiang1, 2, 3, CHEN Cheng1, 2, 3, MENG Lei4, ZHAO Taiping1, 3*

(1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeney, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 4. State Key Laboratory of Ore Deposit Geochemistry, Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guiyang 550081, Guizhou, China)

The southern margin of the North China Craton (NCC) is the largest Mo-Au polymetallic belt in China, which contains more than 8 million tons Mo and more than 1300 tons Au. The gold deposits in the belt were mostly formed in the Late Jurassic to Early Cretaceous (160 – 110 Ma), which are roughly contemporaneous with the spatially closely related large-scale Mo mineralization (148 – 112 Ma) and granite magmatism (158 – 112 Ma). Extensive studies in this regard have been conducted, however, the relationship between the Au mineralization and the Mo mineralization remains unclear. The closely spatiotemporal related Qiyugou Au deposit and Leimengou Mo deposit in the Xiong’ershan ore district were formed in the Early Cretaceous. Thus, we chose the two deposits as the research objects to investigate their genetic links, aiming to obtain a better understanding of the metallogenic relationship between molybdenum and gold in this region. Based on detailed analysis of major and trace elements of apatite, combined with the available geochemical data, it is considered that the Qiyugou and the Leimengou granite porphyries were formed in 130 Ma and derived from similar magma source. The oxygen fugacity and degree of magmatic differentiation for the Leimengou granite porphyry are relatively higher, the volatile is relatively rich in F, but poor in Cl and S. The H-O-S-Pb isotopic data of the Mo and Au deposits show that the ore-forming fluids of the Late Mesozoic Mo deposits and Au deposits in the southern margin of the North China Craton are predominantly derived from a magmatic source, the Mo and Au deposits originated from mixed crust-mantle sources. Furthermore, these data suggest that the source of the Au deposits contain more mantle component than that of the Mo deposits. From these results, it can be concluded that the Mo- and Au-related granites are the products of similar magma in different evolution stage. The nature of the ore-related intrusions and metal sources likely play an important role in mineralization types. In detail, mantle-derived components are responsible for Au mineralization, whereas ancient crust-derived components are responsible for Mo mineralization.

southern margin of North China Craton; Late Mesozoic; Qiyugou Au deposit; Leimengou Mo deposit; apatite

2021-12-23;

2022-03-06

国家自然科学基金项目(41872088)和矿床地球化学国家重点实验室开放研究基金项目(201806)联合资助。

詹强(1996–), 男, 博士研究生, 矿物学、岩石学、矿床学专业。E-mail: 826315132@qq.com

赵太平(1963–), 男, 研究员, 从事前寒武纪重大地质事件和燕山期岩浆作用与成矿研究。E-mail: tpzhao@gig.ac.cn

P612; P597

A

1001-1552(2023)06-1267-024

10.16539/j.ddgzyckx.2023.06.005