Geochemical characteristics of ultramafic rocks in Sumdo area, Tibet and its enlightenment for the evolution of the Sumdo Paleo-Tethys Ocean
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摘要:
唐加-松多古特提斯缝合带的提出改变了地学界对青藏高原古特提斯演化格局的认识。为进一步约束唐加-松多古特提斯缝合带中蛇绿岩的岩石成因及类型, 以松多地区的超基性岩为研究对象, 对其进行了岩石学和全岩地球化学研究。结果显示, 松多地区超基性岩与原始地幔相比具有较高的MgO和TFe2O3含量, 以及较低的Al2O3和TiO2含量。样品稀土元素总含量介于4.04×10-6~9.31×10-6之间, 大部分低于原始地幔值。稀土元素配分曲线呈较宽缓的"U"型, 轻稀土元素较富集。微量元素分布形式与全球深海橄榄岩的微量元素分布形式基本一致, 具有明显的Th、Nb负异常, 大部分样品具有轻微的Zr、Hf负异常。定量模拟估算表明, 研究区超基性岩主要为尖晶石二辉橄榄岩地幔批式熔融后的难熔残留体, 熔融程度大于25%, 并具一定程度石榴子石相熔融的特征, 未受到后期岩石-熔体反应的改造, 其原岩应为亏损的深海橄榄岩。结合区域研究成果, 松多地区超基性岩可能形成于大洋中脊(MOR)环境, 为典型的大洋中脊玄武岩(MORB)型蛇绿岩端元之一。
Abstract:The proposal of Tangjia-Sumdo Paleo-Tethys suture zone has changed the understanding of Paleo-Tethys evolution pattern in the Qinghai Tibet Plateau.The petrological and geochemistry of ultramafic rocks in Sumdo area are studied to manifest the genesis and type of the ophiolite in the Tangjia-Sumdo Paleo-Tethys suture zone.The results show the ultramafic rocks have higher MgO and TFe2O3 but lower Al2O3and TiO2 contents compared with those of the primitive mantle.The total rare-earth element(REE)contents of the samples are 4.04×10-6~9.31×10-6, which are lower than those of the primitive mantle.The chondrite-normalized REE patterns display a U-type, and they are enrichment in LREE.The primitive mantle-normalized spider diagrams show an abyssal peridotites affinity, there are obvious negative anomalies of Th and Nb.Most of the samples show slight negative Zr and Hf anomalies.Through quantitative modeling, we conclude that the ultramafic rocks are refractory residual formed by more than 25% batch melting of spinel lherzolite mantle, and the inheritance of some garnet signatures was observed in the samples to a certain extent.They are not modified by later rock-melt reaction, the protolith of the ultramafic rocks may be depleted abyssal peridotite.Combining with regional geology, we suggest that the ultramafic rocks in Sumdo area may have been formed in the mid ocean ridge(MOR)setting and are one of the typical end members of mid ocean ridge basalt(MORB)type ophiolites.
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Keywords:
- Qinghai-Tibet Plateau /
- Sumdo /
- ophiolite /
- ultramafic rocks /
- geochemistry /
- Paleo-Tethys Ocean
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加甘滩金矿床位于甘肃省甘南州夏河-合作-临潭成矿带上，20世纪90年代以来，在该地区相继发现了以早子沟特大型金矿、加甘滩特大型金矿、地南大型金矿等为代表的大批金矿床(点)，探明总资源储量逾450 t，夏河—临潭地区已成为西秦岭地区最重要的金矿富集区。加甘滩金矿自1997年发现以来至2016年，基于大规模钻探、槽探等勘查工作，累计查明金资源量153.7 t，矿床平均品位2.76 g/t，成为中国西北地区备案资源量最大的金矿床。但加甘滩金矿找矿突破时间较短，研究程度极薄弱，只有部分勘查单位根据勘查实践从矿床地质特征、围岩蚀变、控矿因素、找矿标志、金的赋存状态等方面进行了基础性研究，并对矿床成因进行了初步探讨(张江苏等，2007；田向盛，2014；2016；代文军等，2016；白云等，2017)，而在成矿物质来源、热液流体运移沉淀、成矿时代等方面的研究几乎为空白。目前一般将西秦岭地区的主要金矿床划分为造山型和类卡林型2类(Mao et al., 2002；陈衍景等, 2004；Deng et al., 2016；Goldfarb et al., 2019；Qiu et al., 2020；Yu et al., 2020a, b)，或者造山型、卡林型和类卡林型3类(Liu et al., 2015)。近年，一些学者认为，夏河—合作地区一些金矿床的成矿作用与岩浆热液有关，因而将区内的早子沟、录斗艘、以地南等金矿床划分为与岩浆岩有关的金矿床(Jin et al., 2017；Sui et al., 2017；2018)。流体包裹体是研究成矿作用的“探针”(陈衍景等，2007)，封存了成矿流体的活动记录。稳定同位素通常是地质流体和某些热液矿物的主要组分，可以作为确定物质来源的示踪剂，在矿床研究中具有重要作用。本文在详细矿床地质调查研究的基础上，通过对加甘滩金矿床主成矿阶段的石英中流体包裹体、氢-氧同位素测试分析，结合矿石中黄铁矿、毒砂硫、铅同位素特征，揭示成矿流体来源，探讨矿床成因和成矿机制。
1. 区域地质背景
加甘滩金矿床所在的夏河-合作成矿带位于西秦岭造山带的西北部(图 1-a)，秦岭-祁连-昆仑中央造山带西延，处于中秦岭早古生代陆缘褶皱带和南秦岭陆表海盆的结合部位。其基本构造格架定型于三叠纪以来的印支造山运动，地质构造复杂，岩浆活动频发，内生成矿作用强烈。区域出露地层从老到新依次有泥盆系(D)、石炭系(C)、二叠系(P)、三叠系(T)，其中泥盆系—二叠系分布在夏河-临潭区域断裂以北，呈背斜构造，主要岩性组合为灰绿色石英砂岩、长石石英砂岩、炭质板岩、钙质板岩、粉砂岩、生物碎屑灰岩、灰质砾岩等，主体为一套滨浅海相陆源碎屑沉积建造。三叠系主要分布在夏河-临潭区域断裂以南，岩性为灰绿色—深灰色长石杂砂岩、泥质板岩、粉砂质板岩，局部夹泥晶灰岩，为一套斜坡相浊积岩建造。研究区北部侵入岩发育，夏河二长花岗岩-老豆花岗闪长岩-美武花岗闪长岩等主要侵入体呈NW向弧形展布。喷出岩主要分布在甘南州东北部录斗艘金矿一带，岩性组合为凝灰岩、火山角砾岩、流纹岩、英安岩、安山岩等。夏河-临潭NW向区域断裂带(组)控制着区域矿床(点)的分布，NE向断裂及其与NW向断裂的交会部位往往是赋矿的有利空间，著名的矿床有加甘滩金矿(特大型)、早子沟金矿(特大型)、以地南铜金矿(大型)、格娄昂金矿(大型)、早仁道金矿、德乌鲁金铜矿、下拉地铅锌矿等。
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1—第四系；2—上三叠统华日组；3—中上三叠统；4—中下三叠统；5—二叠系；6—石炭系；7—泥盆系；8—晚三叠世花岗闪长岩；9—砂岩；10—板岩；11—砂岩夹粉砂岩；12—砂岩夹板岩；13—闪长岩脉；14—花岗闪长岩脉；15—断裂；16—正断层；17—逆断层；18—俯冲方向；19—断层运动方向；20—总应力方向；21—剖面位置；22—金矿体；23—金矿床(点)；24—铜矿床(点)；25—锑矿床(点)；26—砷矿床(点)；27—铅锌矿床(点)；AMS—阿尼玛卿古缝合带；CBS—柴达木北缘古缝合带；NQL—北祁连缝合带；MLS—勉略古缝合带；SDS—商丹古缝合带；GL—甘孜-理塘缝合带Figure 1. Sketch geological map of the geotectonic location (a), Xiahe-Hezuo regional geology (b) and the Jiagantan gold deposit(c)(Li et al., 2019; 2020; Liu et al., 2018)2. 矿床地质特征
2.1 矿区地质
矿区出露地层为中下三叠统和第四系，中下三叠统总体呈NNW—NW向展布，从上到下可分为4个岩性段，依次为：①灰色—浅灰绿色长石石英砂岩夹浅灰色粉砂质板岩、灰色粉砂岩段；②浅灰色粉砂质板岩段；③灰色—浅灰绿色长石石英砂岩夹浅灰色粉砂质板岩段；④灰绿色岩屑砂岩段。地层变形较强，揉皱、褶皱、节理、软沉积变形等均较发育。NW向断裂为区域夏河-临潭断裂带的组成部分，EW向断裂规模较小，形成较晚，切割NW向断裂。其中F1断裂是矿区主控断裂，产状210°~250°∠40°~60°，断层产状上缓下陡。断层破碎带最宽处约350 m，最窄处约180 m。F1断层控制着金矿化的分布、规模及产状变化(白云等，2017)，断层产状具有波状变化，控制的矿体形态随之膨大缩小、尖灭再现、分支复合。褶皱构造组合较复杂，矿区北西至中部地层走向为NW—SE向，倾角陡倾、较缓均有，倾向亦见反向变化，产状不协调处均为断层接触，表明矿区内存在规模较大的次一级NW向褶皱，但被NW向断裂严重破坏。矿区南东部位则发育相对连续的褶皱组合，表现为宽向斜，紧背斜，轴迹为近NS向，向N倾伏(倾伏角二十余度)，该组褶皱与矿区中部至北西部的构造形迹在形态和方位上明显不一致，二者呈断层接触。围岩蚀变主要有毒砂化、黄铁矿化、辉锑矿化、硅化、绢云母化、赤铁矿化、褐铁矿化、碳酸盐化等。
2.2 矿床地质
矿区共圈出金矿体316条，均受F1及其次级断裂控制，形成庞大的NW向矿体群。主矿体共16条，产出标高3310~2400 m，延长520~1560 m，厚度2.76~12.82 m，Au平均品位2.13×10-6~3.65×10-6，矿体呈脉状、板状、分叉状等，倾向220°~245°，倾角35°~45°(图 2)。
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图 2 加甘滩金矿0线勘查线剖面图1—金矿体；2—锑矿体；3—钻孔Figure 2. No. 0 prospecting profile of the Jiagantan gold deposit加甘滩金矿以金为主，伴生少量锑、砷。矿石类型以石英脉型、构造蚀变岩型为主，见少量辉锑矿化板岩型、毒砂-黄铁矿-白云石化长石砂岩型等。矿石中金属矿物主要为毒砂、黄铁矿、辉锑矿、自然金，氧化矿石中见赤铁矿、褐铁矿等，非金属矿物有长石、石英、白云母、方解石等。矿石构造有角砾状、浸染状、细脉浸染状、纹层状、块状等，矿石结构主要有碎裂结构、假象交代结构、交代结构、胶状结构、纤维状结构等。
矿石矿物主要有黄铁矿、毒砂、自然金、赤铁矿、褐铁矿、辉锑矿、磁铁矿等。脉石矿物主要有石英、长石、绢云母、少量方解石等(图 3)。根据矿物嵌布共生组合关系，将加甘滩金矿的成矿过程划分为2期4阶段：热液期，包括黄铁矿-毒砂阶段(早期硅化，普遍发育浸染状黄铁矿-毒砂)、石英-多金属硫化物阶段(石英-黄铁矿-毒砂-自然金-磁铁矿-辉锑矿等)和石英-碳酸盐阶段(形成无矿纯白色石英-方解石脉)；表生期，黄铁矿、毒砂、辉锑矿等硫化物在(近)地表发生氧化，形成赤铁矿、褐铁矿、锑华等。
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图 3 加甘滩金矿气液两相包裹体镜下照片L—液态；V—气态Figure 3. Microscopic picture of gas-liquid two-phase inclusions in the Jiagantan gold deposit3. 流体包裹体特征
本次研究的包裹体样品采自热液成矿期主成矿阶段的含矿石英脉，流体包裹体样品测试分析在核工业地质分析测试研究中心完成，冷热台型号为Linkam THMS600型，检测精度为±0.1℃，测温范围-196~600℃。
加甘滩金矿区石英中流体包裹体数量不多，孤立分布，偶见成群分布。形态可见椭球状、长条状、三角形及不规则状，大小4~20 μm。包裹体类型主要为气液两相，可进一步分为富气相和富液相，其中富液相两相包裹体占比较大，广泛发育，气液比一般介于10%~20%之间，偶见单相液态包裹体(图 3)。
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图版Ⅰa~h.加甘滩金矿床典型矿石照片。a. 采坑；b.错断的石英大脉；c. 矿石中发育石英细脉；d. 毒砂交代黄铁矿；e、f. 他形黄铁矿；g. 细粒黄铁矿和毒砂；h. 被交代溶蚀的黄铁矿。Py—黄铁矿；Apy—毒砂图版Ⅰ.在岩相学研究的基础上，对加甘滩金矿床热液期第二阶段石英中的流体包裹体进行显微测温，获得42个均一温度和冰点温度(表 1)，均一温度为132.7~365.9℃(图 4-a)，平均值为248.7℃，整体显示为中温特征。冰点温度变化范围为-0.3~-5.1℃，根据H2O-NaCl体系盐度-冰点公式(Potter et al., 1978)，计算其盐度区间为0.53%~7.85% NaCl，主要集中在0~6.0% NaCl(图 4-b)，平均值为3.78%NaCl，显示成矿流体具有低盐度的性质。
表 1 加甘滩金矿矿石中石英流体包裹体均一温度、冰点与盐度Table 1. Homogenization temperature, freezing point and salinity of Jiagantan gold deposit序号 矿物 包体类型 大小/ μm 气液比 均一温度/℃ 冰点温度/℃ 盐度/%NaCl 1 石英 V+L 6×6 20 329.3 -1.7 2.90 2 石英 V+L 9×6 35 342.5 -2.1 3.54 3 石英 V+L 5×4 10 262.7 -2.9 4.78 4 石英 V+L 8×3 25 361.5 -1 1.74 5 石英 V+L 8×2 12 279.8 -2.1 3.54 6 石英 V+L 6×3 20 340.9 -2.9 4.78 7 石英 V+L 8×5 8 214.7 -0.9 1.57 8 石英 V+L 6×4 28 355.2 -1.8 3.06 9 石英 V+L 8×4 8 224.9 -3.2 5.23 10 石英 V+L 9× 8 8 163.7 -1.3 2.24 11 石英 V+L 16×12 5 173.6 -2.4 4.01 12 石英 V+L 10×6 10 181.7 -2.8 4.63 13 石英 V+L 9×5 8 167.4 -0.3 0.53 14 石英 V+L 6×4 5 176.2 -1.4 2.40 15 石英 V+L 6×5 3 180.3 -2.8 4.63 16 石英 V+L 10×3 12 216.6 -3.5 5.66 17 石英 V+L 7×2 l5 326.3 -1.3 2.24 18 石英 V+L 8×4 10 349.6 -3.7 5.95 19 石英 V+L 5×4 15 278.2 -5.1 7.85 20 石英 V+L 7×2 22 292.3 -2.7 4.47 21 石英 V+L 6×2 28 264.7 -0.6 1.05 22 石英 V+L 8×4 12 266.4 -2.3 3.85 23 石英 V+L 8×6 25 328.3 -0.7 1.22 24 石英 V+L 6×2 32 365.9 -1.4 2.40 25 石英 V+L 9×2 l8 286.7 -0.9 1.57 26 石英 V+L 9×5 17 279.9 -2.6 4.32 27 石英 V+L 16×12 15 259.2 -2 3.38 28 石英 V+L 8×5 9 250.7 -2.9 4.78 29 石英 V+L 8×7 15 344.6 -1.3 2.24 30 石英 V+L 14×7 8 201.3 -2.4 4.01 31 石英 V+L 8×6 8 219.3 -3.6 5.81 32 石英 V+L 10×6 10 201.7 -2 3.38 33 石英 V+L 5×3 1 261.3 -1.8 3.06 34 石英 V+L 9×5 12 273.4 -1.7 2.90 35 石英 V+L 8×3 10 247.4 -2.8 4.63 36 石英 V+L 9×6 15 263.9 -4.1 6.52 37 石英 V+L 8×5 5 132.7 -2.1 3.54 38 石英 V+L 11×8 12 179.4 -2.9 4.78 39 石英 V+L 12×4 7 135.2 -1.9 3.22 40 石英 V+L 10×5 10 149.1 -3.2 5.23 41 石英 V+L 6×4 8 146.2 -3.3 5.37 42 石英 V+L 8×7 8 169.7 -3.7 5.95 注：V—气态；L—液态 ![]()
图 4 加甘滩金矿流体包裹体均一温度直方图(a)及盐度直方图(b)Figure 4. Homogeneous temperature histogram (a) and salinity histogram (b) of fluid inclusions in Jiagantan gold deposit由盐度-均一温度-密度图可知，流体包裹体的密度介于0.6~0.95 g/cm3之间，集中分布在0.80 g/cm3附近(图 5)，表明成矿流体具有中低密度的性质。根据邵洁莲(1988)提出的流体压力经验公式：P1＝P0T1/T0(T0=374+920ω，P0=219+2620ω。式中：T0代表初始温度，T1代表均一温度，P0代表初始压力，ω代表成矿溶液盐度，温度单位为℃，压力单位为105 Pa，计算得出加甘滩矿区压力变化范围为101.6×105~313.4×105 Pa，平均值为189.5×105 Pa，估算深度变化范围为0.4~1.2 km，平均值为0.7 km。
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图 5 加甘滩金矿流体包裹体均一温度-盐度- 密度(Ahmad，1980)Figure 5. Homogeneous temperature-salinity-density diagram of fluid inclusions in Jiagantan gold deposit4. 稳定同位素特征
4.1 氢-氧同位素
氢、氧同位素与包裹体样品为同一样品，分析测试在核工业地质分析测试研究中心完成，所用气体同位素质谱仪型号为MAT-253型，测试结果以V-SMOW为标准，精度±1‰。本次共测试加甘滩金矿氢-氧同位素样品9件。分析结果见表 2。
表 2 加甘滩金矿氢-氧同位素分析结果表Table 2. H-O isotopic analysis results of Jiagantan gold deposit样品原号 岩石/ 矿物 δDV-SMOW/‰ δ18OV-SMOW/‰ δ18OH2O/‰ JZK1408-6 石英 -99.3 20.1 11.32 JZK1408-15 石英 -99.9 21.3 12.52 JZK809-5 石英 -98 19.2 10.42 JZK1805-3 石英 -97.5 20.4 11.62 JZK1609-6 石英 -94.1 21.6 12.82 JZK1609-7 石英 -93.7 21.2 12.42 JZK1609-11 石英 -94.5 21.3 12.52 JGT2-2 石英 -101.2 20.3 11.52 JGT2-3 石英 -93.2 22.6 13.82 氧同位素按照分馏公式(Clayton，1972)：1000lnα石英-H2O=3.34×106/T2-3.31，1000lnα石英－H2O=δ18O石英-δ18OH2O进行换算，温度T取石英-多金属硫化物阶段的平均温度252.5℃。加甘滩金矿矿石中石英的δ18OH2O值在10.42‰~13.82‰之间，平均值为12.11‰；δD值为-101.2‰~-93.2‰，平均值为-96.82‰。在δ18OH2O-δD图解(图 6)中，所有样品点均落在变质水下方区域，靠近原生岩浆水的范围，表明成矿流体组成较复杂，可能既有岩浆水，也有变质水的参与。
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图 6 不同类型水的δ18O-δD图解(据杨学明等，2000)Figure 6. Diagram of δ18O-δD for different types of water4.2 硫同位素
硫同位素测试的样品采自主成矿阶段的金矿石，分别测试黄铁矿、毒砂的硫同位素组成。测试由核工业北京地质研究院完成，仪器为Delta v plus气体同位素质谱计，分析精度优于±2‰，结果以V-CDT为标准。本次研究选择了加甘滩金矿热液期第2成矿阶段2件黄铁矿、1件毒砂样品进行了δ34S值的测定。测试结果见表 3。
表 3 加甘滩金矿硫、铅同位素分析结果Table 3. S and Pb isotopic analysis results of Jiagantan gold deposit样品号 样品名称 S Pb δ34SV-CDT/‰ 208Pb/204Pb 207Pb/204Pb 206Pb/204Pb Δβ Δγ JZK1408-20 黄铁矿 -12.5 38.35 15.59 18.17 17.03 23.38 JZK809-7 黄铁矿 -7.5 38.65 15.68 18.55 22.77 31.44 JZK1609-11 毒砂 -13.4 38.50 15.59 18.41 17.16 27.41 加甘滩金矿床含硫矿物中未见含SO42-等离子硫酸盐，矿区均为硫化物，成矿流体的δ34S值可用硫化物δ34S的平均值代表(Ohmoto et al., 1979)。根据硫同位素分析测试结果，加甘滩金矿黄铁矿δ34S值的变化范围为-12.5‰~-7.5‰，极差为5‰，平均值为-10.1‰；毒砂样品δ34S值为-13.4‰，明显低于黄铁矿。综合来看，δ34S值的范围为-13.4‰~-7.5‰，极差为5.9‰，平均值为-11.13‰，说明加甘滩金矿硫化物δ34S值变化范围较窄，硫同位素组成较稳定。
4.3 铅同位素
铅同位素测试的样品采自加甘滩金矿热液期第二成矿阶段的金矿石，分别测试黄铁矿、毒砂的铅同位素组成。测试仪器为Phoenix热表面电离质谱仪，实验条件为温度20℃，相对湿度20%~30%，精度优于0.005%。测试结果见表 3。
由测试数据可以看出，加甘滩金矿黄铁矿和毒砂铅同位素组成相似，均一程度较高。206Pb/204Pb值为18.14~18.55，平均值为18.38；207Pb/204Pb值为15.59~15.68，平均值为15.62；208Pb/204Pb值为38.35~38.65，平均值为38.50。
为进一步确定加甘滩金矿床矿石的铅来源，将硫化物的铅同位素值进行了铅同位素构造模式和构造环境投图(图 7)。在铅同位素构造模式图207Pb/204Pb-206Pb/204Pb(Zartman et al., 1981)(图 7-a)上，1个毒砂、1个黄铁矿样品点落在上地壳和造山带之间，1个黄铁矿样品点落在上地壳演化线附近。在铅同位素208Pb/204Pb-206Pb/204Pb模式图(Zartman et al., 1981)(图 7-b)上，所有样品的铅同位素值投点落在下地壳演化线和地幔演化线之间，并靠近地幔一侧。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb、208Pb/204Pb-206Pb/204Pb构造环境判别图(Zartman et al., 1981)(图 7-c、d)上，样品点均落在造山带区域，表明加甘滩金矿硫化物中的铅主要来源于造山带铅，具有混合铅的特点，为地幔、地壳相互作用铅同位素均一化的结果(Doe et al., 1979)。
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图 7 铅同位素构造模式图和构造环境判别图(Zartman et al., 1981；A、B、C、D为各区域中样品相对集中区)Figure 7. Pb isotopic structural model map and structural environment discrimination map朱炳泉(1998)认为，Th、Pb的变化及Th、Pb与U-Pb同位素组成的相互关系对于地质过程与物质来源能提供更丰富的信息，为突出这种变化关系，将铅同位素表示成与同时代地幔的相对偏差，直观地表示为Δβ-Δγ成因分类图解。本次研究依据加甘滩金矿样品铅的相对偏差Δβ、Δγ(表 3)，将其放入Δβ-Δγ成因分类图解(图 8)。从图 8可以看出，铅分布较集中，均落入上地壳与地幔混合俯冲带铅范围，与岩浆作用紧密相关。
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图 8 铅同位素△β-△γ成因分类图解(朱炳泉，1998)1—地幔源铅；2—上地壳铅；3a—岩浆作用；3b—沉积作用；4—化学作用铅；5—热水作用铅；6—中深变质铅；7—下地壳铅；8—造山带铅；9—古老页岩上地壳铅；10—退变质铅Figure 8. △β-△γ diagram of genetic classification lead isotopes5. 讨论
5.1 矿床成因
硫同位素组成的差异往往代表来源的差异，硫同位素来源组成分为4类(Ohmoto，1972；1986)：①δ34S值在0附近(-5‰~+5‰)，为地幔、地壳深部物质演化的结果；②δ34S值较大(大于+20‰)，一般认为来源于海相沉积地层或海水；③δ34S值在+5‰~+15‰之间，一般认为为混合源；④δ34S值为较大负值，为开放条件下的有机还原硫。本次研究的加甘滩金矿床中毒砂、黄铁矿δ34S值呈现明显的负值，变化范围较窄，介于上述条件①和④之间。
加甘滩金矿与西秦岭地区主要金矿及全球主要岩石类型硫同位素对比(图 9)揭示，加甘滩金矿及其周围的录斗艘金矿、早子沟金矿的δ34S值变化范围与自然界花岗岩相似，显示成矿流体可能与岩浆活动有关。研究区侵入岩中As、Sb等元素的含量(As=15×10-6~20×10-6，Sb=1.7×10-6~2.1×10-6)与该区二叠系、三叠系沉积岩的含量(As=20×10-6~26×10-6，Sb=1.3×10-6~2.2×10-6)非常接近①，暗示侵入岩与地层岩石发生了强烈的同化混染，相应地发生了元素的交换，一些典型岩浆成因矿床因此出现地层来源硫同位素组成特征(Muntean，2011)。故认为，加甘滩金矿床硫主要来自岩浆或岩浆热液，可能在后期成矿过程中因环境变化引起硫同位素分馏，或有一部分地层硫的加入。
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图 9 加甘滩金矿与西秦岭地区典型金矿床、主要岩石类型硫同位素分布对比图(底图据靳晓野，2013)Figure 9. Comparison of sulfur isotope distribution between Jiagantan gold deposit and typical gold deposits and main rock types of West Qinling area从流体包裹体测试分析结果可以看出，加甘滩金矿成矿流体具有中低温、低盐度的特征，介于陈衍景等(2007)提出的改造热液和变质热液之间，其矿床类型对应卡林型和造山型金矿。而硫同位素组成显示为卡林型，并有岩浆来源特点。加甘滩金矿铅同位素主要为造山带铅，铅的来源与岩浆作用紧密相关，看起来加甘滩似乎又是岩浆热液型金矿。但是，加甘滩金矿流体包裹体主要为气液两相包裹体，并未发现大量富CO2的流体包裹体，不同于典型的造山型金矿和岩浆热液型金矿。铅同位素具有明显的岩浆来源特点，金的赋存形式既有粗粒金，又有显微—次显微金，距加甘滩不远的完安囊金矿石英脉中的明金甚至有大于1 cm者，区别于典型卡林型金矿(微细粒浸染型)。
叶天竺等(2017)研究认为，中低温岩浆热液型金矿床多产于造山运动的中晚期及陆块活化期的中酸性、酸性和偏碱性岩浆活动地区，是由岩浆结晶分异产生的气水溶液形成的金矿床，成矿主阶段温度大致为300±50℃。根据矿床与成矿地质体的空间距离及成矿主阶段的温度，将中低温岩浆热液型金矿床划分为中温热液型金矿床和远成低温热液型金矿床2个亚类。通过与中温热液型金矿床、远成低温热液型金矿床典型特征对比发现，加甘滩金矿主要受张性断裂控制，成矿主阶段包裹体峰值温度在250℃左右，硅化发育，辉锑矿等低温矿物常见于成矿作用主阶段；元素组合为Au-As-Sb-Hg-Ag，As、Sb含量较高，Au与As呈正相关关系，氢-氧、硫、铅等同位素显示岩浆来源特征，并且在加木龙—加甘滩一带遥感解译有环形构造，暗示该区存在热隆构造。近年来，加甘滩金矿东部的拉古河金矿钻探出深部岩体也证实了这一猜想。基于以上分析，加甘滩金矿床成矿特征与远成低温热液型金矿床更吻合，为与深部岩浆结晶分异作用有关的远离成矿地质体的远成低温岩浆热液型金矿床。
5.2 矿床形成机制
综合前文流体包裹体、硫铅稳定同位素特征等研究，加甘滩金矿成矿物质来源与岩浆作用关系密切，成矿物质可能来自深部隐伏岩体。野外观察表明，加甘滩金矿矿体主要受控于断裂构造，矿体与围岩的空间关系主要取决于断裂构造的产状。区域上，早子沟金矿、以地南金矿等产于岩浆活动较强区域的金矿体也均为断裂控制，且控矿断裂穿过岩体(脉)，说明成矿热液作用滞后于岩脉侵位作用。
不少学者(Meng et al., 2005；Zhang et al., 2007；Li et al., 2013)研究认为，华北板块与扬子板块在秦岭地区可能于中三叠世末期发生初始碰撞，中三叠世西秦岭地区的洋壳仍处于俯冲阶段，导致西秦岭印支早期(250~230 Ma)岛弧岩浆岩的侵位，并形成夏河-临潭弧岩浆活动带(李康宁等，2019；2020a)。岩石固结过程中由于收缩应力形成原生节理，并在后期构造运动影响下，形成各类褶曲、断层等变形构造。深部成矿物质伴随着构造-岩浆活动，沿构造有利部位先侵入到一定位置。热泉、下渗水及各种形式的封存水在热能的驱动下对流循环，萃取岩浆中的成矿物质形成含金的地下热液。含矿热液沿断裂破碎带上升，运移到距侵入体较远的部位，在开放的断裂和裂隙系统中充填、交代，同时围岩遭受广泛的酸淋滤，析出大量Fe2+加入溶液中，成矿溶液中的金络合物被还原成独立金，并富集成矿，在地层中形成脉状的远成岩浆热液型金矿床(李康宁等，2020b)。
6. 结论
(1) 加甘滩金矿流体包裹体主要为气液两相包裹体，其中富液相两相包裹体最发育，气液比一般介于10%~20%之间。成矿流体均一温度为132.7~365.9℃，平均值为248.67℃，盐度为0.53%~7.85% NaCl，平均值为3.78% NaCl。成矿流体具有中低温、低盐度特征。
(2) 石英中δ18O H2O值为10.42‰~13.82‰，δD值为-101.2‰~-93.2‰。成矿主阶段黄铁矿和毒砂δ34S值的范围为-13.4‰~-7.5‰，极差为5.9‰，平均值为-11.13‰。黄铁矿和毒砂铅同位素组成相似， 206Pb/204Pb值为18.14~18.55，平均值为18.38；207Pb/204Pb值为15.59~15.68，平均值为15.62；208Pb/204Pb值为38.35~38.65，平均值为38.50。成矿流体组成较复杂，可能既有岩浆水，也有变质水的参与。成矿物质来源可能与深部隐伏岩体和浅变质地层有关。
(3) 加甘滩金矿的形成与印支期洋壳俯冲产生的岩浆作用密切相关，但成矿作用稍滞后于岩浆作用(250~230 Ma)，矿床成因类型应该为与岩浆热液有关的金矿床。
致谢: 在野外工作时吉林大学西藏科研队的队员们和后勤师傅们给予诸多帮助；在文章撰写期间吉林大学范建军副教授和曾孝文博士提供了宝贵的意见，在此一并致谢。 -
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图 1 青藏高原板块划分示意图(a)、松多地区地质简图(b)[5-6, 14-16, 24]和超基性岩采样位置(c)
JSSZ—西金乌兰-金沙江缝合带；LSLSZ—龙木错-双湖-澜沧江缝合带；BNSZ—班公湖-怒江缝合带；SNMZ—狮泉河-永珠-嘉黎蛇绿岩带；LMF—洛巴堆-米拉山断裂带；IYZSZ—印度河-雅鲁藏布缝合带；1—侏罗系-白垩系；2—石炭系-二叠系松多岩组；3—三叠纪岩浆岩；4—白垩纪岩浆岩；5—早侏罗世花岗岩；6—中生代地层；7—松多岩组变质石英砂岩；8—松多岩组石英岩；9—松多岩组白片岩；10—绿片岩；11—榴辉岩；12—洋岛玄武岩；13—超基性岩；14—堆晶岩；15—变质辉长岩；16—变质玄武岩；17—采样点；18—剖面位置
Figure 1. Tectonic outline of the Tibetan Plateau(a), geological map of the Sumdo area(b)and sampling location map of ultramafic rocks(c)
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图版Ⅰ
a.蛇纹岩远景露头；b.蛇纹岩的球状风化；c.强烈的蛇纹石化现象；d.方辉橄榄岩镜下照片；e.斜方辉石的两组斜交解理；f.纤维状蛇纹石。Ol—橄榄石；Opx—斜方辉石；Srp—蛇纹石；Mag—磁铁矿
图版Ⅰ.
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图 3 超基性岩主量元素判别图解
a—ACM图解；b—Al2O3-SiO2/MgO图解；c—MgO-Al2O3图解
Figure 3. Discrimination diagrams of major elements in the ultramafic rocks
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图 5 松多超基性岩(MgO+TFeO)-(m+f)/Si图解
(贡布爬拉蛇纹岩数据据参考文献[17])
Lh—二辉橄榄岩；Hz—方辉橄榄岩：D—纯橄岩Figure 5. (MgO+TFeO)-(m+f)/Si diagram of the ultramafic rock in Sumdo
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图 7 超基性岩批式熔融图解
a—Yb-Ti图解；b—全岩稀土元素批式熔融模型
Figure 7. Partial melting diagrams of the ultramafic rocks
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图 8 超基性岩岩石-熔体反应判别图解
a—La-Nb图解；b—La-Zr图解
Figure 8. Rock-melting reaction diagram of the ultramafic rocks
表 1 松多超基性岩全岩地球化学分析结果
Table 1 Whole rock composition of the ultramafic rocks in Sumdo
样品编号 ST64H1 ST64H2 ST64H3 ST64H4 ST64H5 ST74H1 ST74H2 ST84H1 ST84H2 ST84H3 SiO2 40.36 44.26 37.65 41.34 38.30 43.28 39.15 40.90 37.59 41.14 TiO2 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.01 0.02 0.04 0.01 0.01 Al2O3 0.52 0.53 0.65 0.71 0.61 0.67 0.87 0.81 0.72 0.66 TFeO 9.41 9.19 12.98 8.78 11.69 5.63 7.73 8.75 9.19 8.33 MnO 0.17 0.12 0.18 0.15 0.14 0.06 0.23 0.12 0.14 0.10 MgO 39.08 36.52 39.50 39.21 39.83 36.69 42.48 40.91 42.89 39.82 CaO 0.08 0.00 0.01 0.21 0.06 0.09 0.08 0.72 0.35 0.10 Na2O 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.03 0.02 0.03 0.02 K2O 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.03 0.01 P2O5 0.01 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 烧失量 9.33 8.36 8.13 8.55 8.38 12.67 8.59 6.75 8.09 8.80 总计 99.01 99.03 99.14 99.00 99.08 99.12 99.19 99.04 99.05 99.01 Li 0.20 1.00 0.44 0.71 1.13 0.30 0.40 0.82 0.65 3.61 Sc 10.99 10.12 10.02 10.61 11.63 7.94 4.56 9.88 8.65 8.97 V 49.04 35.26 36.18 35.38 65.34 10.54 206.8 52.98 38.42 19.68 Cr 4708 3950 3940 4396 5628 1997 13052 3162 2878 3914 Co 130.9 124.6 142.3 127.6 139.5 87.9 123.3 137.1 124.5 123.0 Ni 1196 1173 1132 1209 1298 2112 2022 2574 2408 2424 Cu 3.24 4.58 4.30 3.28 4.08 4.49 2.94 0.84 1.84 5.66 Zn 65.68 47.90 64.56 57.12 52.02 45.36 113.6 47.90 49.22 62.52 Ga 2.05 2.07 1.93 2.21 3.19 0.73 2.27 1.14 0.98 1.05 Rb 1.68 0.86 1.11 0.88 0.99 0.42 1.40 2.25 19.58 14.08 Sr 0.4 0.3 0.3 0.2 0.4 1.7 428.6 363.2 238.2 354.8 Y 0.57 0.53 0.44 0.68 0.54 0.22 0.42 0.76 0.43 0.33 Zr 1.68 0.86 1.11 0.98 1.10 0.84 1.28 1.64 1.22 0.82 Nb 0.36 0.28 0.27 0.22 0.35 0.23 0.23 0.22 0.22 0.14 Cs 0.13 0.39 0.19 0.21 0.17 0.04 0.04 0.05 0.08 0.13 Ba 2.61 5.02 4.18 6.15 7.08 3.23 3.02 4.48 6.71 6.89 La 0.22 0.14 0.22 0.31 0.18 0.17 0.63 0.36 0.26 0.10 Ce 0.46 0.31 0.43 0.58 0.35 0.38 0.93 0.52 0.31 0.27 Pr 0.06 0.04 0.05 0.07 0.04 0.05 0.09 0.08 0.05 0.03 Nd 0.25 0.20 0.21 0.30 0.19 0.19 0.30 0.33 0.21 0.15 Sm 0.08 0.06 0.06 0.08 0.06 0.04 0.06 0.08 0.06 0.04 Eu 0.03 0.03 0.03 0.04 0.02 0.01 0.02 0.03 0.02 0.01 Gd 0.09 0.08 0.08 0.11 0.09 0.04 0.06 0.11 0.07 0.05 Tb 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 Dy 0.11 0.10 0.09 0.12 0.10 0.04 0.07 0.13 0.07 0.05 Ho 0.02 0.02 0.02 0.03 0.02 0.01 0.02 0.03 0.02 0.01 Er 0.06 0.06 0.05 0.07 0.07 0.03 0.04 0.08 0.05 0.04 Tm 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Yb 0.06 0.06 0.05 0.08 0.06 0.04 0.04 0.10 0.06 0.05 Lu 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 Hf 0.04 0.02 0.03 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.02 Ta 0.03 0.02 0.03 0.02 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.01 Pb 0.61 0.29 0.38 0.32 0.36 0.37 0.44 0.94 0.41 0.38 Th 0.02 0.01 0.03 0.01 0.01 0.04 0.03 0.04 0.04 0.02 U 0.03 0.02 0.03 0.03 0.03 0.04 0.05 0.02 0.02 0.01 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6 
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Liu Y M, Li S Z, Santosh M, et al. The generation and reworking of continental crust during early Paleozoic in Gondwanan affinity terranes from the Tibet Plateau[J]. Earth Science Reviews, 2019, 190: 486-497. doi: 10.1016/j.earscirev.2019.01.019
Xu Z Q, Dilek Y, Cao H, et al. Paleo-Tethyan evolution of Tibet as recorded in the East Cimmerides and West Cathaysides[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 105(1): 320-337.
李才. 龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带与羌塘古特提斯洋演化记录[J]. 地质通报, 2007, 26(1): 13-21. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2007.01.003 Yang J S, Xu Z Q, Li Z L, et al. Discovery of an Eclogite Belt in the Lhasa Block, Tibet: A New Border for Paleo-Tethys?[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2009, 34(1): 76-89. doi: 10.1016/j.jseaes.2008.04.001
Cheng H, Zhang C, Jeffrey D V, et al. Zircon U-Pb and garnet Lu-Hf geochronology of eclogites from the Lhasa Block, Tibet[J]. Lithos, 2012, 155: 341-359. doi: 10.1016/j.lithos.2012.09.011
Cheng H, Liu Y M, Jeffrey D V, et al. Combined U-Pb, Lu-Hf, Sm-Nd and Ar-Ar multichronometric dating on the Bailang eclogite constrains the closure timing of the Paleo-Tethys Ocean in the Lhasa terrane, Tibet[J]. Gondwana Research, 2015, 28(2015): 1482-1499.
Li Z L, Yang J S, Xu Z Q, et al. Geochemistry and Sm-Nd and Rb-Sr isotopic composition of eclogite in the Lhasa terrane, Tibet, and its geological significance[J]. Lithos, 2009, 109: 240-247. doi: 10.1016/j.lithos.2009.01.004
申婷婷, 张聪, 田作林, 等. 拉萨地块吉朗榴辉岩的岩石学研究及其对古特提斯洋壳俯冲折返过程的限定[J]. 岩石矿物学杂志, 2018, 37(6): 51-66. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSKW201806004.htm Weller O M, St-Onge M R, Rayner N, et al. U-Pb zircon geochronology and phase equilibria modelling of a mafic eclogite from the Sumdo complex of south-east Tibet: insights into prograde zircon growth and the assembly of the tibetan plateau[J]. Lithos, 2016, 262: 729-741. doi: 10.1016/j.lithos.2016.06.005
Zeng L S, Liu J, Gao L E, et al. Early Mesozoic high-pressure metamorphism within the Lhasa block, Tibet and implications for regional tectonics[J]. Earth Science Frontiers, 2009, 16(2): 140-151.
Zhang C, Bader T, van Roermund H, et al. The metamorphic evolution and tectonic significance of the Sumdo HP-UHP metamorphic terrane, central-south Lhasa Block, Tibet[J]. Geological Society London Special Publications, 2019, 474: 209-229. doi: 10.1144/SP474.4
黄杰, 田作林, 张聪, 等. 拉萨地块松多榴辉岩的变质演化过程: NCKMnFMASHTO体系中的相平衡关系[J]. 中国地质, 2015, 42(5): 1559-1571. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.05.024 Li Y, Zhang C, Liu X, et al. Metamorphism and Oceanic Crust Exhumation-Constrained by theJilang Eclogite and Meta-Quartzite from the Sumdo (U) HP Metamorphic Belt[J]. Journal of Earth Science, 2019, 30(3): 510-524. doi: 10.1007/s12583-019-0894-9
Wang B, Xie C M, Fan J J, et al. Genesis and tectonic setting of Middle Permian OIB-type mafic rocks in the Sumdo area, southern Lhasa terrane[J]. Lithos, 2019, 324/325: 429-438. doi: 10.1016/j.lithos.2018.11.015
Wang B, Xie C M, Dong Y S, et al. Middle Permian adakitic granite dikes in the Sumdo region, central Lhasa terrane, central Tibet: Implications for the subduction of the Sumdo Paleo-Tethys Ocean[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2021, 205(2021): 104610.
Shi R D. Research Progress, Existing Problems and Consideration of Ophiolite[J]. Geological Review, 2015, 51(6): 681-693.
陈松永. 西藏拉萨地块中古特提斯缝合带的厘定[D]. 中国地质科学院博士学位论文, 2010. Chen S Y, Yang J S, Li Y, et al. Ultramafic blocks in the Sumdo Region, Lhasa Block, Eastern Tibet Plateau: an ophiolite unit[J]. Journal of Earth Science, 2009, 20: 332-347. doi: 10.1007/s12583-009-0028-x
Wang B, Xie C M, Dong Y S, et al. Middle-late Permian mantle plume/hotspot-ridge interaction in the Sumdo Paleo-Tethys Ocean region, Tibet: Evidence from mafic rocks[J]. Lithos, 2021, 390/391(2021): 106128.
Niu Y, O'Hara M J. Origin of ocean island basalts: A new perspective from petrology, geochemistry, and mineral physics considerations[J]. Journal of Geophysical Research Solid Earth, 2003, 108(B4): 2209.
Niu Y. Bulk-rock Major and Trace Element Compositions of Abyssal Peridotites: Implications for Mantle Melting, Melt Extraction and Post-melting Processes Beneath Mid-Ocean Ridges[J]. Journal of Petrology, 2004, 45(12): 2423-2458. doi: 10.1093/petrology/egh068
Zhu D C, Zhao Z D, Niu Y L, et al. The Lhasa Terrane: Record of a microcontinent and its histories of drift and growth[J]. Earth Planet. Sci. Lett., 2011, 301: 241-255. doi: 10.1016/j.epsl.2010.11.005
杨经绥, 许志琴, 耿全如, 等. 中国境内可能存在一条新的高压/超高压(?)变质带——青藏高原拉萨地体中发现榴辉岩带[J]. 地质学报, 2006, 80(12): 1787-1792. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2006.12.001 王斌. 西藏松多地区蛇绿岩的识别及构造意义[D]. 吉林大学硕士学位论文, 2019. 解超明, 宋宇航, 王明, 等. 冈底斯中部松多岩组形成时代及物源: 来自碎屑锆石U-Pb年代学证据[J]. 地球科学, 2019, (7): 2224-2233. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQKX201907003.htm 于红. 陕西商南松树沟橄榄岩矿物地球化学特征及成因机理示踪[D]. 中国地质大学(北京)硕士学位论文, 2011. Coleman R G. Ophiolite-ancient Oceanic Lithosphere[M]. Berlin. Heidelberg, New York, Spring-Verlag. 1977.
Bodinier J L, Godard M. Orogenic, Ophiolitic, and Abyssal Peridotites[J]. Treatise on Geochemistry, 2014, 2: 103-167.
Whattam S A, Stern R J. The subduction initiation rule: a key for linking ophiolites, intra-oceanic forearcs, and subduction initiation[J]. Contributions to Mineralogy & Petrology, 2011, 162(5): 1031-1045.
Boynton, William V. Cosmochemistry of the Rare Earth Elements: Meteorite Studies[J]. Developments in Geochemistry, 1984, 2: 63-114.
Mcdonough W F, Sun S S. The composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 1995, 120(3/4): 223-253.
陈德潜, 陈刚. 实用稀土元素地球化学[M]. 北京: 冶金工业出版社, 1990. 王希斌, 郝梓国. 中国造山带蛇绿岩的时空分布及构造类型[J]. 中国区域地质, 1994, 13(3): 193-204. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-ZQYD403.000.htm Parkinson I J, Pearce J A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc (ODP Leg 125): Evidence for Mantle Melting and Melt-Mantle Interaction in a Supra-Subduction Zone Setting[J]. Jour. Petrol., 1998, 39(9): 1577-1618. doi: 10.1093/petroj/39.9.1577
Dick H J B, Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1984, 86(1): 54-76. doi: 10.1007/BF00373711
Uysal I, Kaliwoda M, Karsli O, et al. Compositional variations as a result of partial melting and melt-peridotite interaction in an upper mantle section from the ortaca area, southwestern turkey[J]. The Canadian Mineralogist, 2007, 45(6): 1471-1493. doi: 10.3749/canmin.45.6.1471
Mysen B O, Kushiro I. Compositional variations of coexisting phases with degree of melting of peridotite in the upper mantle[J]. American Mineralogist, 1977, 62(9/10): 843-865.
Jaques A L, Green D H. Anhydrous melting of peridotite at 0-15kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1980, 73(3): 287-310. doi: 10.1007/BF00381447
Himmelberg G R, Loney R A. Petrology of the Vulcan Peak Alpine-type peridotite, southwestern Oregon[J]. Geological Society of America Bulletin, 1973, 84(5): 1585-1600. doi: 10.1130/0016-7606(1973)84<1585:POTVPA>2.0.CO;2
Kelemen P B, Dick H J, Quick J E. Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle[J]. Nature, 1992, 358(6388): 635-641. doi: 10.1038/358635a0
Crawford A J, Beccaluva L, Serri G. Tectono-magmatic evolution of the West Philippine-Mariana region and the origin of boninites[J]. Earth Planet. Sci. Lett., 1981, 54(2): 346-356. doi: 10.1016/0012-821X(81)90016-9
徐德明, 黄圭成, 雷义均. 西藏西南部拉昂错地幔橄榄岩的地球化学特征及其构造意义[J]. 岩石矿物学杂志, 2008, 27(1): 1-13. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSKW200801002.htm Dupuis C, Hébert R, Dubois C V, et al. Petrology and geochemistry of mafic rocks from mélange and flysch units adjacent to the Yarlung Zangbo Suture Zone, southern Tibet[J]. Chemical Geology, 2005, 214(3/4): 287-308.
刘函, 王保弟, 陈莉, 等. 日喀则夏鲁N-MORB型辉长岩与辉绿岩: 雅鲁藏布江特提斯洋早白垩世初始俯冲记录[J]. 地质通报, 2021, 40(11): 1836-1851. doi: 10.12097/j.issn.1671-2552.2021.11.004 Bedarde E, Hebert R, Guilmette C, et al. Petrology and geochemistry of the Saga and Sangsang ophiolitic massifs, Yarlung Zangbo Suture Zone, Southern Tibet: Evidence for an arc-back-arc origin[J]. Lithos, 2009, 113(1/2): 48-67.
徐向珍, 杨经绥, 郭国林, 等. 雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩中地幔橄榄岩的岩石学研究[J]. 岩石学报, 2011, 27(11): 3179-3196. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201111003.htm 徐梦婧, 金振民. 西藏罗布莎地幔橄榄岩变形显微构造特征及其地质意义[J]. 地质通报, 2010, 29(12): 1795-1803. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20101207&flag=1 连东洋, 杨经绥, 熊发挥, 等. 雅鲁藏布江蛇绿岩带西段达机翁地幔橄榄岩组成特征及其形成环境分析[J]. 岩石学报, 2014, 30(8): 2164-2184. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201408004.htm 张利, 杨经绥, 刘飞, 等. 南公珠错地幔橄榄岩: 雅鲁藏布江缝合带西段一个典型的大洋地幔橄榄岩[J]. 岩石学报, 2016, 32(12): 95-118. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB201612007.htm -
期刊类型引用(7)
1. 焦阳，冯俊环. 西秦岭地区猪婆沟金矿成矿物质来源及矿床成因分析. 西北地质. 2024(01): 219-229 . 
百度学术
2. 袁臻. 多组分气体地球化学测量技术在加甘滩金矿应用研究. 世界有色金属. 2024(09): 145-147 . 百度学术
3. 张陇军. 甘肃西和县冉湾金矿成矿地质条件与找矿潜力研究. 世界有色金属. 2024(10): 106-108 . 百度学术
4. 张陇军. 甘肃两当县太阳寺地区金多金属矿成矿地质条件与资源潜力分析. 世界有色金属. 2024(12): 99-101 . 百度学术
5. LIU Jiawang，WANG Shuzhi，WANG Tao，CAO Chong，QIU Junting，XIE Fenquan. A Comparative Study of Ore-bearing Dikes and a Barren Dike in the Zaozigou Gold Deposit, Western Qinling: Zircon Morphology, U-Pb Chronology and Geochemical Constraints. Acta Geologica Sinica(English Edition). 2024(06): 1489-1500 . 必应学术
6. 樊婷，任子杰，张乾坤，何宇豪，宋昱晗，刘志，向璐. 双极端对比检测法定量分析高纯石英砂气液包裹体含量. 岩矿测试. 2024(06): 892-900 . 百度学术
7. 第鹏飞，汤庆艳，刘东晓，王玉玺，梁自兴，宋宏，刘聪，黎卓明，张燕. 西秦岭甘南地区金矿床黄铁矿微量元素地球化学特征及意义——以加甘滩和早子沟金矿为例. 稀土. 2023(04): 140-154 . 百度学术
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