Nature and evolution of crustal basement beneath the Duolong ore concentration area, northern Tibet, and their constraints on the metallogenesis: Insights from U-Pb ages of inherited zircons from the Bolong volcanic-intrusive rocks
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摘要:
地壳基底性质及其演化对区域金属成矿类型和成矿潜力具有重要影响。藏北多龙矿集区是目前中国规模最大的斑岩-浅成低温热液型铜多金属矿集区之一，其地壳基底性质与演化缺少研究，制约了对区内铜多金属成矿构造背景和成矿物质来源的全面认识。多龙矿集区内波龙火山-侵入岩中继承锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果显示，14颗继承锆石具有新太古代-古元古代年龄（2581~1670Ma），这些锆石多为自形-半自形颗粒，具有原地来源的特征，表明多龙矿集区深部存在新太古代-古元古代结晶基底。该基底应该是南羌塘中心地区古老基底向南延伸的一部分。该基底在中元古代-早古生代遭受多次构造-岩浆热事件改造，尤以泛非期-早古生代最强烈。进入晚中生代后，由于年轻地幔物质的加入，多龙地壳发生明显的垂向生长，形成富含金属和成矿组分的新生下地壳，该新生下地壳在早白垩世发生活化，为多龙成矿体系提供大量的金属及其他幔源有用组分。多龙矿集区是一个"两期岩浆叠加成矿"的典型例子。
Abstract:The nature and evolution of crustal basement controlled the types and potentials of ore deposits. The Duolong ore concentration area, located in northern Tibet, is the largest porphyry-epithermal Cu-Au ore district in China. However, the studies of the nature and evolution of crustal basement beneath the Duolong ore concentration area have been very insufficient. The present study reports LA-ICP-MS U-Pb data of inherited zircons from the Bolong volcanic-intrusive rocks in the Duolong ore concentration area. The authors hold that these data indicate the presence of an Archean-Paleoproterozoic crustal basement beneath the Duolong ore concentration area. This Archean-Paleoproterozoic crustal basement was a part of an extended ancient basement beneath the center of the South Qiangtang terrane, and experienced multiple tectonomagmatic events during the Mesoproterozoic-Early Palaeozoic period. It is also known that the ancient basement beneath the Duolong ore concentration area experienced significant addition of juvenile lower crust (i.e., vertical crustal growth) in the Late Mesozoic, which was induced by the underplating of mantle material. This juvenile lower crust would release substantial metals and other ore-forming components into the magmatic-metallogenic system during subsequent remelting and remobilization.
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Keywords:
- Qiangtang /
- Duolong /
- Cu deposit /
- basement /
- crustal growth /
- inherited zircon
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柴达木盆地北缘（柴北缘）构造带处于南祁连地块与柴达木地块的拼合部位[1-2]，研究表明其为构造复杂、物质组成多样、时间跨度大的多单元复合构造带[3]，由南向北主要由鱼卡河-沙柳河高压-超高压变质带、滩间山群火山-沉积岩系、欧龙布鲁克地块等组成[2-4]。随着研究程度的提高，绿梁山地区发现早古生代弧后盆地型蛇绿混杂岩[2, 5]及原岩为大洋蛇绿岩的榴辉岩[6-9]，说明早古生代蛇绿岩也是柴北缘构造带的重要组成部分。郝国杰等[10]指出，在古生代之前的南华纪—震旦纪，受Rodinia超级大陆裂解事件的影响，柴北缘发生了拉张与裂解，在乌兰以北形成具洋壳特点的蛇绿岩，代表了初始洋盆的形成；沿柴北缘构造带分布的一系列形成于消减带环境下的岩石[2, 11-13]表明，柴北缘古大洋在晚寒武世（约515Ma）已经开始俯冲消减，并至少持续至中奥陶世晚期（约460Ma）；吴才来等[12, 14-16]通过对团鱼山、柴达木山等地同造山陆-陆碰撞成因的S型花岗岩的研究，认为祁连洋于晚奥陶世闭合，祁连地块向南逆冲到柴达木地块之上并形成陆陆碰撞带；对区内大量高压/超高压变质岩的研究表明，柴北缘在志留纪（440~420Ma）主要处于陆-陆碰撞和深俯冲阶段[17-19]；Song等[20]认为，晚志留世—早泥盆世大陆深俯冲引起先期大洋地壳折返并发生减压熔融，在柴北缘形成TTG岩浆；而具典型伸展型磨拉石建造的牦牛山组的形成是柴北缘早古生代主造山作用结束的标志[21]。
基性岩脉是由源于地幔的玄武质岩浆及其分异的和受地壳混染作用影响的岩浆充填张性空间而成，是岩石圈伸展和地壳拉张的产物[22-23]，是一种特殊的构造岩浆类型，在大陆地壳演化中具有特殊而重要的研究意义[24-25]。近年来笔者等在柴达木盆地西北缘开展1:5万区域地质调查时，在柴北缘构造带西端欧龙布鲁克地块西北缘达肯大坂岩群中识别出大量基性岩脉，然而这些基性岩脉的形成时代、源区性质、构造环境及对柴北缘构造演化的意义尚不清楚。鉴于此，本次选择欧龙布鲁克地块西北缘达肯大坂岩群中的辉长岩脉为研究对象，通过岩石学、地球化学、年代学及Lu-Hf同位素特征研究，确定辉长岩脉的形成时代、源区性质、构造环境，并结合区域地质背景，为柴北缘构造演化的研究提供约束。
1. 区域地质概况
研究区位于阿尔金断裂以南，柴北缘构造带西端欧龙布鲁克地块的西北缘，其北为红柳沟-拉配泉蛇绿构造混杂岩，南部被第四系冲洪积物覆盖（图 1-a）。区内出露欧龙布鲁克陆块基底岩系古元古代达肯大坂岩群，该岩群主要由混合片麻岩段（Pt1DK1.）、条带状片麻岩段（Pt1DK2.）、片麻岩夹片岩段（Pt1DK3.）、片岩段（Pt1DK4.）、大理岩段（Pt1DK5.）等组成[27]①。达肯大坂岩群发育大量基性和中酸性岩脉，基性岩脉以（变）辉长岩脉为主，宽窄不一（1~ 5m）、延伸不远（5~50m），走向多为北东东向，局部呈北西—南东向延伸；中酸性岩脉主要为闪长岩、二长花岗岩、浅色花岗岩、花岗伟晶岩等（图 1-b），其中以花岗伟晶岩脉分布最广，但其分布无规律，一般长20~200m，宽2~5cm。本文研究的辉长岩脉多呈脉状、透镜状沿片理、片麻理侵入达肯大坂岩群片麻岩中，呈明显的侵入接触关系（图 2-a）。
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1—达肯大坂岩群；2—大理岩透镜体；3—晚奥陶世花岗闪长岩；4—早二叠世英云闪长岩；5—中二叠世花岗闪长岩；6—中更新统冰碛堆积；7—上更新统冲洪积堆积；8—全更新统洪冲积堆积；9—基性-超基性岩脉；10—伟晶岩脉；11—辉长岩脉；12—花岗岩脉；13—韧性剪切带；14—一般断裂；15—隐伏断裂；16—样品位置Figure 1. Sketch geological map of the northern margin of Qaidam Basin (a) and geological map of the study area(b)![]()
图 2 辉长岩岩相学特征a—辉长岩脉野外露头；b—角闪石、辉石等暗色矿物定向排列（正交偏光）；c—残留辉石（单偏光）；d—变余辉长结构（正交偏光）；Hbl—角闪石；Px—辉石；Pl-斜长石Figure 2. Petrologic features of metagabbro2. 岩相学特征
本次用于同位素及地球化学研究的辉长岩样品（编号为15-DK）采自冷湖镇北西82km处，地理坐标北纬39°07′42"、东经92°32′16"。样品风化色呈灰褐色，新鲜面绿黑色，具块状、弱片麻状构造，粒状变晶结构。岩石主要由角闪石（约50%）、斜长石（约38%）、辉石（约10%）、石英（< 1%）、榍石（< 1%），以及少量绢云母（< 1%）等组成。角闪石矿物晶体多呈粒状、粒柱状，颗粒长轴大致平行分布，多数由辉石变质形成（图 2-b），粒径大小一般为0.5~2.5mm。镜下角闪石呈绿色，具多色性，C∧Ng’≈24°，属普通角闪石。斜长石多为粒状或不规则粒状（图 2-b），粒径0.2~1.5mm，部分发育绢云母化、黝帘石化。辉石多数已发生角闪石化，残留辉石呈港湾状（图 2-c），局部可见变余辉长结构（图 2-d），单偏光镜下高突起明显，两组节理发育。
3. 分析方法
样品的主量、微量及稀土元素测试分析在中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心完成，其中主量元素采用SX45型X荧光光谱仪（XRF）分析，分析误差小于1%；微量和稀土元素利用SX50型电感耦合等离子体光谱仪（ICP-MS）测定，分析误差小于5%~10%。锆石挑选在河北廊坊诚信地质服务有限公司完成，锆石制靶及反射光、阴极发光照相在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成，测试点的选取首先根据锆石反射光和透射光照片进行初选，再与阴极发光图像反复对比，力求避开内部裂隙和包裹体，以获得较准确的年龄信息。LA-ICP-MS锆石微区U-Pb测年在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成，采用193nmArF准分子（excimer）激光器的Geo Las200M剥蚀系统，ICP-MS为Agilent 7700，激光束斑直径24μm，以GJ-1为同位素监控标样，91500为年龄标定标样，NIST610为元素含量标样进行校正，普通铅校正依据实测204Pb进行校正。
采用Glitter（ver4.0，Macquarie University）程序对锆石的同位素比值及元素含量进行计算，并按照Anderson的方法[28]，用LAMICPMS Common Lead Correction（ver3.15）对其进行了普通铅校正，年龄计算及谐和图采用Isoplot（ver3.0）完成[29]。
锆石原位Lu- Hf同位素分析在配备了Geolas2500激光剥蚀系统的Nu Plasma HR多接收电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)上完成，激光剥蚀脉冲频率为10Hz，激光束斑直径为44μm，剥蚀时间约50s。用176Lu/175Lu = 0.02669和176Yb/172Yb=0.5886进行同量异位干扰校正计算，测定样品的176Lu/177Hf和176Hf/177Hf值[30]。ɛHf（t）值计算采用176Lu衰变常数为1. 867×10-11a[31]，球粒陨石现今的176Hf/177Hf=0.282785、176Lu/177Hf=0.0336[32]；Hf亏损地幔模式年龄（tDM1）计算采用现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384值[33]。
4. 分析结果
4.1 岩石地球化学特征
4.1.1 主量元素
达肯大坂岩群中辉长岩脉的主量元素分析结果见表 1。岩石SiO2含量为50.86%~52.03%，平均51.22%；Al2O3、CaO含量较高，平均含量分别为16.00%、10.92%；低P2O5、TiO2，二者含量分别为0.07%~0.12%、0.81%~0.95%。在Nb/Y-Zr/TiO2 × 0.0001图解中，样品点均落入玄武岩区域（图 3）。全碱（K2O+Na2O）含量为3.86%~4.26%，Na2O/K2O值介于2.91~4.00之间，TFeO含量为8.66%~9.33%，MgO含量为5.10%~6.48%，在AFM图解中，样品点均落入钙碱性玄武岩范围（图 4）。Mg#[Mg#=100Mg/（Mg+Fe2+）]=55.0~59.9，小于原始岩浆玄武岩Mg#值（68~78），表明岩浆在演化过程中经历了一定程度的橄榄石、辉石等结晶分异作用[34]。
表 1 辉长岩主量、微量及稀土元素含量分析结果Table 1. Major, trace elements and REE compositions of metagabbro
4.1.2 稀土和微量元素
辉长岩稀土和微量元素分析结果见表 1。样品稀土元素总量（ΣREE）较低，为43.17 × 10-6~ 57.53×10-6，为球粒陨石的13~17倍；轻稀土元素LREE=28.14 × 10-6~40.74 × 10-6，重稀土元素HREE=13.77×10-6~20.21×10-6，LREE/HREE=1.82~2.77，平均2.29，（La/Yb）N=1.07~2.05，表明轻稀土元素富集，暗示辉长岩原始岩浆演化分异程度较低[35]；(La/Sm)N=1.16~2.07，(Gd/Yb)N=0.86~1.06，表明样品轻、重稀土元素内部分馏较弱。稀土元素分布模式曲线（图 5-a）整体表现为右倾型。δEu=0.80~ 0.83，显示弱的负异常，表明岩石演化过程中发生了弱的斜长石分离结晶作用[35]，此外，δCe=0.98~ 1.02，δCe的波动范围较小，暗示样品具有一致的源区和相似的演化过程[36]。样品微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 5-b)显示，所有样品均具有相似的配分型式，相对富集Rb、Th、Nd等元素，亏损Ba、Nb、Zr、Sr、P、Ti等元素。
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图 5 辉长岩稀土元素球粒陨石标准化图解（a）和微量元素原始地幔标准化蛛网图（b）[37]Figure 5. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized spidergrams (b) for metagabbro4.2 锆石U-Pb年龄
对达肯大坂岩群辉长岩进行锆石阴极发光（CL）图像观察和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年。锆石阴极发光图像见图 6，U-Pb同位素比值和表面年龄测试数据列于表 2。大多数锆石镜下呈无色透明，长柱状、短柱状晶形明显（长50~250μm），长宽比为1:1~3:1，CL图像显示该类锆石发育宽缓或条带状振荡环带结构（1、4、10、13、20号等），部分锆石具有后期蚀变或变质产生的窄浅色增生边（2、8、35号），显示岩浆结晶锆石的特征。本次选择具有代表性的39粒锆石进行LA-ICP-MS测年，分析结果显示数据点均沿谐和线分布，部分数据点位置偏下（图 7-a）。206Pb/238U表面年龄介于348±4~368±4Ma之间。39个测点谐和度高且年龄值较集中，206Pb/238U年龄加权平均值为357±4Ma，代表了辉长岩的形成年龄（图 7-b）。
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图 6 辉长岩代表性锆石阴极发光图像（圆圈表示测点位置，圆圈中的数字表示测点号）Figure 6. Representative cathodoluminescence images of the zircons from metagabbro表 2 辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素测年结果Table 2. LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotopic analyses of metagabbro
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图 7 辉长岩锆石U-Pb谐和图（a）和206Pb/238U年龄加权平均值（b）Figure 7. U-Pb concordia diagram (a) and weighted mean 206Pb/238U ages (b) of zircons from metagabbro4.3 Lu-Hf同位素特征
在U-Pb测年的基础上, 对达肯大坂岩群辉长岩的39颗锆石进行原位Hf同位素分析，其中有效测点34个。所有锆石的176Lu/177Hf值均小于0.002（表 3），表明因Lu衰变形成的放射性成因Hf同位素的积累量极少，Hf同位素比值可代表锆石形成时的初始Hf同位素比值。176Hf/177Hf值为0.282813~ 0.282979，各单颗粒锆石U-Pb年龄计算的εHf（t）值介于9.29~15.16之间，平均为12.25，在年龄-εHf（t）图解（图 8）上，所有数据点均位于亏损地幔演化线附近或之下。测试数据显示，达肯大坂岩群辉长岩Hf模式年龄（TDM）分布在378~610Ma之间，平均为494Ma。
表 3 变辉长岩锆石Hf同位素组成Table 3. Zircon Hf isotope compositions of metagabbro
5. 讨论
蚀变作用和变质作用通常导致大离子亲石元素如K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+，具有明显的活动性，而稀土元素及部分高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Th、REE、Ce、U、Ti)甚至在高级变质作用中亦能相对稳定[38-40]。所以，本文主要利用不活动元素进行相关讨论。
5.1 岩浆源区性质
众所周知，基性岩浆岩源自地幔，而在Nb/YZr/TiO2×0.0001图解（图 3）中，辉长岩样品均落入玄武岩区域，表明辉长岩岩浆为玄武质岩浆。Ormerod等[41]指出，Zr/Ba值大于0.2的玄武岩源区来自软流圈地幔，Zr/Ba值小于0.2则来自岩石圈地幔，达肯大坂岩群辉长岩的Zr/Ba值为0.25~0.61，暗示其岩浆源区来自更深的软流圈地幔。此外，非常高的原始地幔标准化Th/Nb值(≫1)[42]和低Nb/La (< 1) [24]是地壳混染作用的2个可靠的微量元素指标。岩石地球化学分析数据显示，柴达木盆地西北缘达肯大坂岩群辉长岩样品具有高的ThN/NbN值（3.75~8.03）和低的Nb/La值（0.44~0.84）（图 9）；另外，Ti元素在后期地质过程中不易受蚀变影响[43]，且具有负Ti异常（相对于Eu），通常被认为是陆壳特征之一[44]，因此负Ti异常也常被作为判断幔源岩浆是否遭受壳源混染的指标之一。辉长岩样品中TiO2含量为0.81%~0.95%，在微量元素原始地幔标准化蛛网图中呈现明显的负异常。上述主量、微量元素特征表明，辉长岩在形成过程中受到较强的壳源组分混染。辉长岩样品稀土元素总量较低，富集轻稀土元素，轻、重稀土元素内部分馏程度较弱，稀土元素配分模式表现为右倾型（图 5），也暗示辉长岩形成过程中遭受一定程度的壳源组分混染。
锆石具有很高的Hf同位素体系封闭温度，可以记录岩浆源区不同性质的源岩特征，成为探讨岩浆起源、岩石成因甚至地壳演化及壳幔相互作用过程的重要工具[45]。研究表明，不同地球化学储库的176Lu/177Hf值不同，亏损地幔和球粒陨石的176Hf/177Hf值较高（≥0.282722），其对应的εHf（t）值为正值或零；地壳和富集地幔具有较低的176Hf/177Hf值，地壳的εHf（t）值通常为负值，而富集地幔的εHf（t）值可能为较小的正值或负值[45-46]。柴北缘达肯大坂岩群辉长岩的εHf（t）值为9.25~15.11，176Hf/177Hf值介于0.282815~0.283186之间，均大于0.282722，表明锆石母岩浆具有亏损地幔属性；然而，年龄-εHf（t）图解（图 8）显示，εHf（t）值均低于锆石形成时的亏损地幔εHf（t）值，暗示原始母岩浆来自于受富集组分影响的地幔[47]。锆石Hf模式年龄反映寄主岩石从亏损地幔中分离的时间，而锆石U-Pb年龄则代表锆石结晶年龄，如果锆石母岩浆直接来源于未受任何影响的亏损地幔，那么锆石结晶年龄应近似等于锆石Hf模式年龄。柴达木盆地西北缘达肯大坂岩群辉长岩锆石的Hf模式年龄（TDM）为378~610Ma，平均494Ma，明显大于其锆石结晶年龄357Ma，同样指示岩浆源区可能受到富集组分影响。综合上述岩石地球化学及锆石Hf同位素分析，认为柴达木盆地西北缘达肯大坂岩群辉长岩的岩浆源区为软流圈地幔并可能受到壳源富集组分的混染。
5.2 构造意义
研究表明，早古生代以来柴北缘经历了洋壳俯冲[2, 11-13] -大洋闭合及陆陆碰撞[49-50]碰撞后板块折返[12, 18]-后造山陆内伸展[21, 51-53]的完整的造山旋回。前已述及，沉积时代上限为晚志留世—早泥盆世的具典型伸展型磨拉石建造的牦牛山组被认为是柴北缘早古生代主造山作用结束的标志[21, 54]。李睿华等[53]通过柴北缘西段牛鼻子梁地区闪长岩的年代学、地球化学及Hf同位素研究，认为牛鼻子梁闪长岩的形成时代为361±3Ma，且形成于南祁连向柴达木板块俯冲碰撞后伸展的环境。吴才来等[12, 51]在柴北缘中段锡铁山—大柴旦—嗷唠山一带厘定出一系列晚泥盆世（约372Ma）具I型、S型成因的中酸性岩浆岩，并认为是受后造山伸展作用影响，造山带不同块体之间的均衡调整而产生的滑塌、拉伸，引起地壳的部分熔融形成的。Wang等[52]认为，柴北缘东段都兰地区侵位结晶年龄为386~360Ma的花岗质岩浆岩具后碰撞特征，其岩浆是造山带去根和软流圈上涌，在形成具有亏损地幔地球化学特征的镁铁质岩浆后，与中上地壳相互作用并引发中上地壳熔融的产物。上述分析说明，中—晚泥盆世（386~ 360Ma）整个柴北缘均处于后造山伸展的构造演化阶段。
一般认为，基性岩脉的形成与岩石圈伸展和地壳拉张具有直接联系，代表了伸展拉张的构造环境[55]。本文辉长岩侵位于柴北缘构造带西端欧龙布鲁克地块西北缘达肯大坂岩群中，LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果表明，其形成时代为357±4Ma，即早石炭世。结合前文关于柴北缘构造环境的阐述及辉长岩代表的伸展环境，认为早石炭世柴北缘仍处于后造山伸展的构造演化阶段。此外，岩石地球化学及锆石Hf同位素相关分析表明，辉长岩岩浆源区为软流圈地幔，可能是早石炭世后造山伸展阶段柴北缘造山带去根、软流圈地幔上涌作用的产物。
6. 结论
（1）欧龙布鲁克地块西北缘辉长岩中锆石206Pb/238U年龄加权平均值为357±4Ma，代表辉长岩的形成年龄。
（2）早石炭世（约357Ma）柴北缘仍处于后造山伸展的构造演化阶段。
（3）研究区辉长岩脉是后造山伸展阶段柴北缘造山带去根、软流圈地幔上涌作用形成的，其岩浆源区为软流圈地幔并可能受到壳源富集组分的混染。
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图 1 青藏高原大地构造纲要图（a）、南羌塘-保山板块西南缘晚中生代岩浆带分布图（b）和多龙矿集区地质简图（c）（据参考文献[16, 23-25]修改）
JSSZ—金沙江板块缝合带；LSLSZ—龙木错-双湖-澜沧江板块缝合带；BNSZ—班公湖-怒江板块缝合带；IYZSZ—雅鲁藏布江板块缝合带
Figure 1. Tectonic outline of the Tibetan Plateau (a), distribution of Late Mesozoic intermediate-felsic plutons on the southwestern margin of South Qiangtang-Baoshan Block (b) and simplified geological map of the Duolong ore concentration area (c)
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图 2 波龙火山-侵入岩中代表性锆石阴极发光（CL）图像及U-Pb年龄值（白色线圈代表测点位置；年龄大于1000Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄；年龄小于1000Ma的锆石采用206Pb/238U年龄）
Figure 2. Representative CL images and U-Pb ages of zircons from the Bolong volcanic-intrusive rocks
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图 3 波龙火山-侵入岩锆石U-Pb谐和图
Figure 3. U-Pb concordia diagrams of zircons from the Bolong volcanic-intrusive rocks
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图 4 多龙矿集区早白垩世中酸性岩中继承锆石U-Pb年龄频谱图（数据来源见表 1；年龄大于1000Ma的锆石采用207Pb/206Pb年龄；对于年龄小于1000Ma的锆石采用206Pb/238U年龄）
Figure 4. Age-spectrum diagram of inherited zircons from the Early Cretaceous intermediate-felsic rocks in the Duolong ore concentration area
表 1 多龙矿集区早白垩世中酸性岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果
Table 1 LA-ICP-MS U-Th-Pb isotopic analytical data for zircons from the Early Cretaceous intermediate-felsic rocks in the Duolong ore concentration area
点号 元素含量/10-6 207Pb/206Pb 同位素比值 年龄/Ma Pb 232Th 238U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ DT15T10 01 42 38 326 0.12 0.0662 0.0014 1.2297 0.0214 0.1347 0.0015 813 45 814 10 815 9 02 71 299 964 0.31 0.0564 0.0008 0.5841 0.0084 0.0751 0.0009 467 15 467 5 467 5 03 19 135 246 0.55 0.0609 0.0012 0.6230 0.0125 0.0742 0.0009 635 23 492 8 462 5 04 81 176 351 0.50 0.0905 0.0013 2.8032 0.0395 0.2248 0.0026 1435 12 1356 11 1307 14 05 8 59 122 0.49 0.0542 0.0018 0.4648 0.0153 0.0622 0.0008 379 50 388 11 389 5 06 15 145 195 0.74 0.0559 0.0013 0.5396 0.0125 0.0700 0.0009 448 30 438 8 436 5 07 22 291 292 0.99 0.0567 0.0012 0.5042 0.0102 0.0645 0.0008 479 24 415 7 403 5 08 59 104 119 0.88 0.1518 0.0021 9.2124 0.1275 0.4400 0.0051 2367 11 2359 13 2350 23 09 24 156 208 0.75 0.0750 0.0013 1.0368 0.0181 0.1003 0.0012 1068 17 722 9 616 7 10 75 403 768 0.53 0.0592 0.0008 0.7665 0.0109 0.0940 0.0011 573 14 578 6 579 6 11 133 571 942 0.61 0.0660 0.0010 1.1995 0.0175 0.1318 0.0015 806 14 800 8 798 9 12 91 132 291 0.45 0.1025 0.0014 4.2074 0.0572 0.2976 0.0034 1670 11 1675 11 1680 17 13 76 64 220 0.29 0.1146 0.0015 5.3272 0.0733 0.3372 0.0039 1873 11 1873 12 1873 19 14 42 121 412 0.29 0.0609 0.0009 0.8698 0.0132 0.1035 0.0012 637 15 635 7 635 7 15 21 384 242 1.59 0.0554 0.0012 0.5199 0.0113 0.0681 0.0008 428 28 425 8 425 5 16 77 822 885 0.93 0.0634 0.0024 0.6371 0.0229 0.0729 0.0009 720 83 501 14 454 5 17 12 118 276 0.43 0.0539 0.0013 0.3302 0.0076 0.0444 0.0006 366 30 290 6 280 3 18 74 59 175 0.34 0.1454 0.0029 7.8648 0.1256 0.3924 0.0046 2292 35 2216 14 2134 21 19 74 324 1188 0.27 0.0575 0.0008 0.5114 0.0073 0.0646 0.0007 509 15 419 5 403 4 20 318 636 776 0.82 0.1566 0.0020 7.8624 0.1040 0.3640 0.0041 2420 10 2215 12 2001 19 21 12 121 100 1.20 0.0655 0.0017 0.8833 0.0220 0.0977 0.0012 791 31 643 12 601 7 22 225 188 631 0.30 0.1174 0.0015 5.6348 0.0750 0.3479 0.0039 1918 11 1921 11 1925 19 23 188 191 512 0.37 0.1149 0.0015 5.7490 0.0772 0.3628 0.0041 1879 11 1939 12 1995 19 24 3 72 168 0.43 0.0486 0.0024 0.1291 0.0062 0.0193 0.0003 128 81 123 6 123 2 25 64 535 672 0.80 0.0577 0.0008 0.6663 0.0097 0.0837 0.0010 519 15 518 6 518 6 DT15T23 01 21 468 552 0.85 0.0519 0.0009 0.2463 0.0044 0.0344 0.0004 282 20 224 4 218 3 02 19 557 300 1.86 0.0522 0.0011 0.3375 0.0071 0.0469 0.0006 292 25 295 5 296 4 03 117 690 3164 0.22 0.0530 0.0007 0.2874 0.0042 0.0393 0.0005 329 15 257 3 249 3 04 33 99 408 0.24 0.0582 0.0008 0.6924 0.0108 0.0864 0.0011 535 16 534 6 534 6 05 204 89 610 0.15 0.1174 0.0015 5.5950 0.0789 0.3455 0.0043 1918 11 1915 12 1913 20 06 22 160 159 1.01 0.0625 0.0010 1.0587 0.0179 0.1228 0.0016 692 17 733 9 747 9 07 318 235 805 0.29 0.1332 0.0017 7.0794 0.0992 0.3854 0.0047 2141 11 2121 12 2101 22 08 24 173 208 0.83 0.0612 0.0010 0.8833 0.0152 0.1047 0.0013 645 18 643 8 642 8 09 270 249 508 0.49 0.1724 0.0022 11.5225 0.1618 0.4847 0.0060 2581 10 2566 13 2548 26 10 31 64 91 0.71 0.1094 0.0016 4.6153 0.0717 0.3060 0.0039 1789 13 1752 13 1721 19 11 9 124 228 0.54 0.0628 0.0027 0.3133 0.0129 0.0362 0.0005 700 95 277 10 229 3 12 32 245 147 1.67 0.0717 0.0011 1.6187 0.0261 0.1638 0.0021 977 15 977 10 978 11 13 36 147 197 0.75 0.0722 0.0011 1.6628 0.0269 0.1670 0.0021 992 15 994 10 995 12 14 110 140 338 0.41 0.1080 0.0014 4.6902 0.0672 0.3150 0.0039 1766 12 1765 12 1765 19 15 17 185 356 0.52 0.0522 0.0010 0.3304 0.0067 0.0459 0.0006 292 24 290 5 290 4 16 108 504 695 0.73 0.0666 0.0009 1.3121 0.0188 0.1428 0.0018 826 13 851 8 860 10 17 13 39 94 0.41 0.0665 0.0013 1.2609 0.0247 0.1375 0.0018 822 21 828 11 830 10 18 14 282 353 0.80 0.0508 0.0012 0.2602 0.0060 0.0372 0.0005 231 30 235 5 235 3 19 10 176 258 0.68 0.0509 0.0013 0.2560 0.0063 0.0365 0.0005 234 33 231 5 231 3 20 12 228 245 0.93 0.0542 0.0012 0.3267 0.0074 0.0437 0.0006 379 28 287 6 276 4 21 71 157 168 0.93 0.1220 0.0017 6.0723 0.0900 0.3610 0.0045 1985 12 1986 13 1987 21 22 3 36 147 0.25 0.0511 0.0042 0.1386 0.0112 0.0197 0.0003 246 152 132 10 126 2 23 122 109 230 0.47 0.1685 0.0022 11.2299 0.1584 0.4833 0.0059 2543 11 2542 13 2542 26 24 20 96 253 0.38 0.0573 0.0010 0.6360 0.0116 0.0805 0.0010 503 20 500 7 499 6 25 2 45 109 0.41 0.0515 0.0042 0.1383 0.0110 0.0195 0.0004 263 147 132 10 124 2 DT13T2-2*（继承锆石） 18 7 51 299 0.17 0.0493 0.0041 0.1718 0.0143 0.0253 0.0005 161 148 161 12 161 3 25 4 55 126 0.44 0.0497 0.0079 0.2045 0.0322 0.0299 0.0008 179 279 189 27 190 5 DT13T8*（继承锆石） 01 19 181 377 0.48 0.0461 0.0038 0.2390 0.0193 0.0376 0.0006 – 181 218 16 238 4 15 22 35 36 0.98 0.1636 0.0076 10.3543 0.4717 0.4589 0.0085 2493 52 2467 42 2435 38 16 6 72 235 0.31 0.0520 0.0077 0.1701 0.0250 0.0237 0.0005 285 287 160 22 151 3 19 4 66 135 0.49 0.0496 0.0074 0.1818 0.0270 0.0266 0.0006 174 272 170 23 169 4 22 6 63 192 0.33 0.0473 0.0056 0.1609 0.0189 0.0247 0.0005 62 242 152 17 157 3 23 7 68 114 0.60 0.0530 0.0039 0.3897 0.0282 0.0533 0.0011 331 128 334 21 335 7 24 18 129 593 0.22 0.0513 0.0028 0.2042 0.0109 0.0289 0.0005 253 91 189 9 184 3 DT13T12*（继承锆石） 05 107 246 297 0.83 0.0994 0.0028 3.8954 0.1119 0.2842 0.0043 1613 31 1613 23 1612 22 09 26 456 584 0.78 0.0507 0.0042 0.2561 0.0209 0.0367 0.0007 226 149 232 17 232 4 12 73 277 406 0.68 0.0709 0.0024 1.4689 0.0505 0.1503 0.0024 953 45 918 21 903 13 18 24 88 97 0.91 0.0795 0.0038 2.1506 0.1019 0.1961 0.0034 1186 66 1165 33 1154 18 DT15T11**（继承锆石） 01 8 61 104 0.59 0.0563 0.0019 0.5820 0.0193 0.0749 0.0011 – – 466 12 466 6 02 7 73 285 0.25 0.0542 0.0017 0.1749 0.0055 0.0234 0.0003 – – 164 5 149 2 04 29 139 341 0.41 0.0576 0.0010 0.6616 0.0119 0.0833 0.0010 – – 516 7 516 6 05 7 87 268 0.33 0.0493 0.0019 0.1785 0.0069 0.0263 0.0004 – – 167 6 167 2 06 2 45 99 0.45 0.0489 0.0053 0.1538 0.0165 0.0228 0.0005 – – 145 14 145 3 08 13 251 268 0.93 0.0518 0.0014 0.3121 0.0084 0.0437 0.0006 – – 276 6 276 4 09 10 125 144 0.87 0.0542 0.0015 0.4497 0.0125 0.0601 0.0008 – – 377 9 376 5 DL02***（继承锆石） 02 3 31 136 0.23 0.0492 0.0023 0.1704 0.0078 0.0251 0.0004 157 80 160 7 160 2 09 4 51 147 0.35 0.0588 0.0027 0.2288 0.0105 0.0282 0.0004 558 75 209 9 179 3 注：*据参考文献[16]；**据参考文献[55]；***为笔者未刊数据 
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