An analysis of the emplacement mode and ore-search prospect of lamproite in the Maping area, Zhenyuan County, Guizhou Province
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摘要:
扬子克拉通金刚石原生矿找矿问题一直是极具争议和挑战性的课题，而贵州镇远作为扬子克拉通最丰富的含金刚石母岩出露区，对该区岩体侵位模式及找矿前景的研究，可为扬子克拉通金刚石成矿与找矿研究、地球深部重大科学问题探讨等提供新的思路和方法。通过梳理分析以往该区形成的勘查、研究资料，认为贵州东部所出露的一系列钾镁煌斑岩体受控于北东向的玉屏-施洞-三都断裂，就镇远马坪而言，至少出露2期钾镁煌斑岩侵入活动，在其深冲断层东侧可能存在未被剥蚀的岩体，仍具有一定的找矿前景。
Abstract:The Maping area of Zhenyuan County in Guizhou Province is the first primary diamond deposit discovered in China and is also the only outcrop of diamond-bearing parent rock area in Guizhou Province. The study of rock type, mineral composition and geochemical characteristics of lamproites and emplacement time of plutons in this area has been carried out for a long time, and most researchers hold that the plutons in the area have been denuded to the root facies, the quality of the selected diamond is poor and the prospects for prospecting are not good. The exploration of the primary diamond deposits beneath the Yangtze Craton has long been a controversial question. Zhenyuan area of Guizhou Province is the most abundant outcropping area of diamond-bearing rocks in the Yangtze Craton, and hence the study of emplacement model and ore-search prospect of lamproite in this area will be helpful to providing new ideas and methods for the research on Yangtze craton diamond prospecting and exploration so as to investigate major deep earth science problems. Through the analysis of regional information available, it is considered that a series of porphyritic lamproites exposed in the eastern part of Guizhou are controlled by the Yuping-Shidong-Sandu faults in the northeast, that at least two phases of intrusive activity of lamproite occurred in Maping area, and that, on the eastern side of the Shenchong fault, plutons might have not been denuded, and hence this area still has some ore-search prospects.
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Keywords:
- Zhenyuan, Guizhou Province /
- Maping area /
- lamproite /
- emplacement mode /
- ore-search prospect
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贵州是华南地区含金刚石母岩最丰富的出露区, 也是中国金刚石原生矿找矿的重点区域, 已在镇远(马坪、白坟、思南塘、魏家屯)、施秉(曹马龙)、黄平(黄泥庆、柳塘)、麻江(隆昌)、雷山(大塘、高岩)、榕江(平阳)、台江(南牛)、剑河(岑松)、三穗(捆双)等地发现钾镁煌斑岩及类似岩体(脉)达700多个。这些岩体(脉)大多规模较小, 工作程度较低, 缺乏综合研究, 多数岩体含矿性不明。长期以来, 贵州金刚石原生矿的找矿工作一直在质疑中寻求突破。镇远马坪岩区作为中国第一个含金刚石岩体的发现地, 也是区内唯一进行过金刚石原生矿评价的地区, 关于该区找矿前景的讨论由来已久。多数学者认同黔东地区自加里东运动以来多次大幅度隆起, 古地面遭深度剥蚀, 区内现已出露的钾镁煌斑岩均为根部相的观点, 因而认为贵州镇远一带不具备金刚石原生矿进一步找矿的价值[1-4]。近年来通过分析原生金刚石特点并与成都及南京地质调查中心开展金刚石调查评价工作, 认为该区深部存在一定规模的隐伏岩体或岩墙的可能性较大[5]。鉴于区内仍有许多重要的科学问题尚未解决, 这些问题在很大程度上制约了对该区金刚石成矿潜力的认识与评价, 因此, 关于贵州金刚石原生矿找矿前景仍有必要进行更深入的探讨。已有的研究成果[1, 4, 6-10]主要集中在对镇远钾镁煌斑岩岩石学和矿物学的研究方面, 对岩体侵位模式的研究较少, 本文通过对比分析镇远马坪地区钾镁煌斑岩的岩石地球化学信息和原生金刚石特征, 为镇远马坪地区金刚石原生矿找矿提供新的思路。
1. 区域地质概况
贵州省大地构造位置一级分区属羌塘-扬子-华南板块, 二级分区属扬子陆块。据贵州在地史演化过程中最高级别边界, 区域上北以师宗-松桃-慈利-九江一线为界, 划分出2个构造大区(三级构造分区), 即北侧的上扬子地块和南侧江南复合造山带[11-12]。贵州东部钾镁煌斑岩分布区属于江南复合造山带西南段, 区内出露的最老地层为中-新元古代的梵净山群, 其上地层包括青白口系、南华系、震旦系、寒武系、奥陶系及第四系[13]。区内经历了多期强烈的构造运动, 明显的造山运动有武陵运动、加里东运动、燕山运动和喜山运动, 不同时期不同的构造行迹相互叠加、改造而形成了现今十分复杂的构造面貌。北北东-北东向构造是区内最重要、最显著的一组构造形迹, 施洞口断层、玉屏断层等亦是区域性大断层的重要组成部分, 它们的形成和演化历史悠久, 褶皱多数具典型的阿尔卑斯型复式褶皱特点。近东西向构造在区内发育稀少, 主要有贵阳-镇远断层、翁哨断层等, 以及一些规模较小的近东西向断层, 未见大型褶皱[14]。区内与金刚石有关的母岩分布受克拉通和克拉通内隆起与断裂带间的深断裂控制, 为浅成侵入脉岩, 基本上以钾镁煌斑岩及类似的偏碱性超基性-基性岩浆岩为主, 岩体主要分布在镇远、施秉、三穗、麻江等地, 侵入层位主要为中上寒武统, 其次为下寒武统和青白口系。贵州东部镇远地区钾镁煌斑岩分布如图 1所示。
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2. 钾镁煌斑岩特征
贵州钾镁煌斑岩主要集中于东部镇远和施秉地区。岩体大多沿东西向贵阳-镇远断裂和北东向施洞口断裂展布, 单个岩体规模较小。自北向南大致可分为3个近东西向的岩带, 分别为思南塘-魏家屯岩带、白坟岩带和马坪岩带(图 1)。岩石整体风化强烈, 常呈紫褐色、土黄色、浅黄褐色, 呈疏松的"黄土"或"红土"状, 偶见较新鲜者呈灰绿色或暗灰绿色, 具典型的斑状结构。镇远马坪深冲岩带D1 (东方1号)岩体是中国首个发现的含金刚石岩体, 其所含原生金刚石多呈浅灰色、浅黄褐色, 无色及浅黄色次之, 颗粒细小, 碎粒级含量较高, 品质较差。
2.1 马坪岩带钾镁煌斑岩特征
镇远马坪钾镁煌斑岩区已发现大小岩体共计300余个, 岩体分布在东西长15km、南北宽约7km的范围内, 分属于深冲、水花、朱老屯、冲牛4个岩带, 以深冲岩带规模最大, 含矿性最佳, 由270多个岩体组成, 其余岩带由数个或数十个岩体组成①。深冲岩带钾镁煌斑岩体沿东西向深冲断裂成群展布, 单个岩体呈岩墙式或岩床式岩脉产于小型断裂破碎带、节理密集带、断裂带旁侧层间剥离构造中, 产状为陡倾斜岩墙、岩脉及缓倾斜岩床, 规模较小, 延伸变化极大, 长宽一般数米至数十米, 厚度多小于1m, 并在平面上和剖面上呈侧列式, 以尖灭侧现或尖灭再现的形式分布。岩体侵入围岩为中上寒武统白云岩, 围岩蚀变不明显, 只是在外接触带见宽2~3cm的热烘烤边及重结晶现象。岩石整体风化蚀变强烈, 地表岩石多数已转变为由水云母、铁质氢氧化物组成的松散集合体, 原岩结构受到显著破坏。
从岩石特征看, 马坪地区出露的钾镁煌斑岩大致可分为2种类型:一类以D1、D3、D8、D11、D15号等岩体为代表, 产状以岩脉及缓倾斜岩床为主, 其新鲜岩石呈浅灰绿色或暗绿色, 风化后呈黄褐色-紫红色, 具块状构造和斑状结构, 斑晶由已蚀变为"绿豆"的含铬镁铝榴石、橄榄石、透辉石、金云母等组成, 大多数斑晶因熔蚀而使边缘略有圆化, 岩石中含有一定数量、大小不一的围岩(白云岩)角砾; 另一类以D2、D4、D5、D6、D16、D18、D19、D33号等岩体为代表, 产状以岩脉及陡倾斜岩墙为主, 区内未见新鲜岩体, 蚀变后的岩石呈浅黄褐色, 具斑状结构, 斑晶由蛇纹石化橄榄石及金云母组成, 岩石中同样包含有数量不等的围岩角砾, 在这2类钾镁煌斑岩中都发现了原生金刚石。关于这2类岩体, 以往定名比较混乱, 既有称之为橄榄钾镁煌斑岩和过渡型钾镁煌斑岩的②, 也有称为斑状镁铝榴石云母钾镁煌斑岩和云母钾镁煌斑岩[15], 或称之为橄榄钾镁煌斑岩和金云钾镁煌斑岩[16]; 为了便于下文的分析讨论, 本文综合已有资料并结合岩体岩石学特征, 将这2类岩石称之为橄榄钾镁煌斑岩和金云母钾镁煌斑岩。从2类岩体产状看, 橄榄钾镁煌斑岩侵位时间晚于金云母钾镁煌斑岩(图 2), 在空间上可见橄榄钾镁煌斑岩穿插、包裹较早形成的金云母钾镁煌斑岩。
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图 2 两种不同类型钾镁煌斑岩接触关系（据参考文献[18]修改）Figure 2. Contact relationship of two different types of lamproite2.2 白坟岩带钾镁煌斑岩特征
白坟岩带位于东西向镇远-贵阳断裂带的南侧, 区内已发现钾镁煌斑岩岩体共48个③, 岩体沿北东向展布, 多呈岩脉及网脉状、岩床状产出, 少数呈岩墙或囊状产出。岩体规模大多数延伸不到l00m。新鲜岩石呈暗灰绿色、灰绿色和黑绿色, 风化蚀变后为棕褐色、黄褐色, 为致密块状, 具典型煌斑结构, 肉眼可见大量的褐色金云母, 斑晶为钛金云母、透辉石、假象白榴石及已皂石化、碳酸盐化的假象橄榄石, 斑晶有堆晶趋势, 往往成团出现。基质除上述斑晶矿物外, 还有透长石、碱镁闪石等。副矿物有磷灰石、铁的氧化物等。区内岩体经少量选矿评价证实含微粒金刚石。
2.3 思南塘-魏家屯岩带钾镁煌斑岩特征
思南塘-魏家屯岩带位于镇远-贵阳断层北盘思南塘、魏家屯一带。思南塘地区已发现钾镁煌斑岩体22个④, 岩体呈北东向展布, 主要呈岩墙和岩脉产出。斑晶矿物主要为Ⅰ世代金云母、透辉石、假象白榴石、假象(皂石化、碳酸盐化)橄榄石, 斑晶有堆晶趋势, 往往成团出现; 基质为Ⅱ世代金云母、辉石、磷灰石、尖晶石类矿物, 透长石及闪石类矿物[8], 具典型煌斑结构。魏家屯地区已发现钾镁煌斑岩体17个④, 岩体呈北东向展布, 长数十米, 厚0.1~3 m不等, 主要呈岩脉及岩床产出。区内钾镁煌斑岩风化强烈, 相对新鲜者少见。钾镁煌斑岩多呈风化的灰黄色和褐黄色, 具斑状结构, 块状构造及角砾状构造。斑晶为钛金云母、次透辉石及假象橄榄石; 基质中除上述矿物外, 还有透长石、普通角闪石、磷灰石、锐钛矿、磁铁矿、铬铁矿等。
3. 岩石地球化学特征
镇远地区钾镁煌斑岩原岩大多受蚀变及风化作用影响, 多数原岩矿物均已碳酸盐化、硅化或蚀变为其他矿物如蛇纹石, 后期还有表生矿物的加入, 使得原岩组成更复杂。为了更好地展示出镇远地区钾镁煌斑岩的地球化学特征, 在选择样品时, 尽量挑选相对新鲜, 风化蚀变程度较低的标本, 并剔除明显可见的围岩角砾、深源和同源包体, 以减少岩石被混染的程度。样品前期处理流程包括表面去污、人工破碎、清洗烘干、捣钵细碎缩分, 最后用玛瑙研钵手工研磨至200目以下, 整个流程皆确保在无污染条件下操作。本文选择代表镇远地区不同岩区的20个样品主量元素分析数据和39个样品的微量元素分析数据。样品主量元素分析工作由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)和自然资源部贵阳矿产资源监督检测中心分别利用XRF-1800和WFJ-7200完成; 微量元素分析由中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用ICP-MS完成, 分析精度一般优于5%。
3.1 主量元素特征
尽管已对样品进行有选择的处理, 但样品中仍然或多或少地存在壳源物质混染的现象, 主要的地壳混染物质为碳酸盐, 岩浆期后的次生蚀变作用主要为蛇纹石化、绿泥石化、碳酸盐化等。因此在混染物质和次生蚀变作用都比较简单的情况下, 对样品分析数据进行解释, 结果仍是可以利用的。镇远地区钾镁煌斑岩主量元素化学成分列于表 1, 钾镁煌斑岩的主要氧化物对MgO的相关关系见图 3。
表 1 镇远地区钾镁煌斑岩主量和微量元素含量及相关参数Table 1. Major and trace elements content and relevant parameters of lamproites in Zhenyuan area
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图 3 镇远地区钾镁煌斑岩主要氧化物与MgO关系图解Figure 3. The relationship between major oxides and MgO for the lamproites in the Zhenyuan area由表 1可知, 马坪地区橄榄钾镁煌斑岩成分变化范围SiO2为29.68%~47.65%, TiO2为2.81%~ 4.63%, Al2O3为5.23%~19.51%, Fe2O3为8.32%~ 13.30%, MnO为0.01%~0.04%, MgO为3.60%~ 10.66%, CaO为4.02%~15.46%, Na2O为0.03%~ 0.05%, K2O为1.37%~1.89%, P2O5为1.16%~1.37%, Na2O+K2O为1.93%~4.63%, 属于钙碱性或偏碱性。金云母钾镁煌斑岩成分变化范围SiO2为20.90%~ 31.57%, TiO2为5.84%~12.02%, Al2O3为12.41%~ 17.72%, Fe2O3为16.11%~38.77%, MnO为0.01%~ 0.07%, MgO为1.05%~2.99%, CaO为2.97%~6.26%, Na2O为0.01%~0.05%, K2O为2.52%~4.82%, P2O5为2.29%~4.05%, Na2O+K2O为2.55%~4.84%, 属于钙碱性或过碱性。2类钾镁煌斑岩中MgO含量较低, 但其含量变化相对集中, 可能是因为岩石中缺乏含镁的矿物, 或橄榄石、镁钛铁矿等含镁矿物因后期蚀变作用导致镁质流失, 相较而言, 橄榄钾镁煌斑岩更富集MgO, 使得2类岩石在主要氧化物对MgO的相关关系图解中呈现不同的趋势(图 3)。2类岩石中Na2O含量很低, 但K2O含量较高, 可能与其中的云母含量有关, 若云母含量高则钾含量随之升高, 随着深度的增加, 钾的交代作用增强, 在较浅的地幔中相对富钠。因此, 富钾岩浆形成深度比富钠岩浆形成深度大[17-18]。Al2O3含量高低可能与风化作用强弱和原岩云母含量有关。MgO +CaO含量和MgO/CaO值也可以反映岩体含矿性的优劣[17]。橄榄钾镁煌斑岩在MgO+CaO含量和MgO/CaO值上明显高于金云母钾镁煌斑岩。在实际的选矿成果中, 橄榄钾镁煌斑岩含矿性也优于金云母钾镁煌斑岩①。
由主要氧化物对MgO的相关关系图解(图 3)可看出, 马坪地区金云母钾镁煌斑岩和橄榄钾镁煌斑岩主要氧化物对MgO的相关关系存在明显不同的变化趋势。对于TiO2、Al2O3、Fe2O3、K2O、P2O5而言, 金云母钾镁煌斑岩的含量要高于橄榄钾镁煌斑岩, 且随着MgO含量的增加而增加, 显示出正相关关系; 而橄榄钾镁煌斑岩氧化物随MgO的变化不明显, 或显示略微的负相关。不同岩体岩石化学的差异可能反映了不同期次、不同空间的钾镁煌斑岩源区成分的差异或岩浆分异作用过程的不同, 也反映其含矿性的不同。白坟岩体的主量元素含量与马坪金云母钾镁煌斑岩和橄榄钾镁煌斑岩都有联系, 说明白坟地区可能也存在不同类型的钾镁煌斑岩体, 而思南塘地区岩体中MgO含量极低, 显示晚期岩脉的特征[17-19]。
3.2 微量元素特征
钾镁煌斑岩中的微量元素按其地球化学行为, 可分为相容元素和不相容元素2类。相容元素包括Cr, Ni, Co, V, Sc, Cu, Zn等, 其丰度类似于超基性岩。不相容元素丰度类似于碱性岩, 包括稀土元素、碱土元素和碱性、挥发性元素。镇远地区钾镁煌斑岩中相容元素的含量列于表 1, 微量元素图解见图 4-图 6。
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图 4 镇远地区钾镁煌斑岩相容元素地幔标准化蛛网图（原始地幔值据参考文献[20]）Figure 4. Compatible element primitive mantle-normalized spider diagram of Zhenyuan area![]()
图 5 镇远地区岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（标准化数据据参考文献[21]）a—镇远魏家屯、思南塘、白坟地区；b—镇远马坪地区Figure 5. Chrondrite-normalized REE patterns of intrusions in Zhenyuan area![]()
图 6 镇远地区岩体微量元素地幔标准化蛛网图（标准化数据据参考文献[22]）a—镇远魏家屯、思南塘、白坟地区；b—镇远马坪地区Figure 6. Trace elements primitive mantle-normalized spider diagrams of Zhenyuan area3.2.1 相容元素
在部分熔融程度相似的条件下, 不同地区含或不含金刚石的钾镁煌斑岩、金伯利岩的相容元素含量的差异, 反映源区的差异相容元素包括Cr, Ni, Co, V, Sc, Cu, Zn等。主要赋存于金云母(Cr, Sc, V)、辉石(Sc, Cr)、尖晶石(Cr, Ni, Co, V)、钾碱镁闪石(Sc)、橄榄石(Ni, Co, Cr, Cu)、镁铝榴石(Cr, Sc)、钙钛矿(Sc, Zn)、硫化物(Cu, Ni)等矿物中[17]。马坪橄榄钾镁煌斑岩相容元素成分变化范围, Sc为12.24 × 10-6~ 28.35 × 10-6, V为25.83 × 10-6~97.89 × 10-6, Cr为797.70×10-6~1716.43×10-6, Co为68.26×10-6~95.13× 10-6, Ni为738.35×10-6~1502.94×10-6, Cu为58.28× 10-6~167.40×10-6, Zn为65.24×10-6~752.52×10-6; 云母钾镁煌斑岩相容元素成分变化范围, Sc为13.39× 10-6~62.73×10-6, V为96.51×10-6~438.03×10-6, Cr为812.42×10-6~2357.45×10-6, Co为13.58×10-6~43.51× 10-6, Ni为185.35×10-6~657.04×10-6, Cu为39.41× 10-6~329.35×10-6, Zn为24.14×10-6~1032.44×10-6。马坪金云母钾镁煌斑岩中的Sc、V含量高, Zn含量变化极大, 而橄榄钾镁煌斑岩中Cr、Co、Ni的含量较高, 白坟及思南塘岩体的变化趋势介于二者之间, 说明橄榄钾镁煌斑岩中包含了更多的深源橄榄石、石榴子石等矿物, 其V、Cu、Zn高, Cr、Ni、Co低, 表明其形成深度浅[17]。世界上含金刚石、不含金刚石钾镁煌斑岩中Sc的平均含量分别为19×10-6和17×10-6; V分别为100×10-6和130×10-6[18-19]。对于地幔矿物来源而言, V和Zn主要集中分布在单斜辉石和尖晶石中, Sc主要集中于石榴子石中, 反映金云母钾镁煌斑岩应来自相对富集的地幔, 形成深度比橄榄钾镁煌斑岩浅[19]。岩石中低Sc和V可能与其岩浆碱度较低、CO2含量较高有关[23]。白坟岩区、思南塘岩区和马坪岩区相容元素谱图, 显示不同的变化趋势, 白坟岩体与马坪橄榄钾镁煌斑岩变化趋势相近。
3.2.2 相容元素
(1) 稀土元素
马坪橄榄钾镁煌斑岩稀土元素总量(REE)变化于1023.29×10-6~2399.83×10-6, 平均值为1312.94× 10-6; 轻稀土元素(LREE)含量变化于1001.06×10-6~ 2345.35×10-6之间, 平均值为1282.23×10-6; 重稀土元素(HREE)含量变化于22.22×10-6~54.48×10-6之间, 平均值为30.72 × 10-6; 轻、重稀土元素比值(LREE/HREE)变化于35.51~45.40之间, 平均值为41.95, 显示轻稀土元素富集趋势; δEu变化于0.95~ 1.27之间, 平均值为1.05。马坪金云母钾镁煌斑岩稀土元素总量变化于315.36×10-6~930.05×10-6, 平均值为597.81 × 10-6; 轻稀土元素含量变化于295.35×10-6~874.88×10-6之间, 平均值为565.82×10-6; 重稀土元素含量变化于16.99×10-6~59.34×10-6之间, 平均值为31.99×10-6; 轻、重稀土元素比值变化于11.67~33.86之间, 平均值为19.83, 显示轻稀土元素富集趋势; δEu值变化于0.75~1.13之间, 平均值为0.94。白坟岩区、思南塘岩区和马坪岩区稀土元素配分模式图(图 5)呈右倾趋势, Eu异常不明显, 具轻稀土元素富集型地幔岩浆成因特征。马坪橄榄钾镁煌斑岩的La和La/Yb值大于金云母钾镁煌斑岩, 显示更强的岩浆分异程度。
(2) 碱性和碱土元素
由图 6可以看出, 各岩区岩石总体富集Ba、La、Nd和Ti。马坪橄榄钾镁煌斑岩相对金云母煌斑岩贫Rb、Pb, 富集Ba、Nd、Sr, 主要在岩浆早阶段富集, Rb则恰恰相反[24], 火成岩中Rb/Sr值随分异程度增强而增加, 岩浆早期演化阶段Rb/Sr值近于常数, 随着分异作用增强, Rb/Sr值迅速增加到10以上, Rb容易富集于残余岩浆或流体中, 白坟岩体、思南塘岩体及马坪金云母钾镁煌斑岩中的Rb/Sr值符合岩浆晚期演化阶段特点。Rb主要赋存于云母中与K进行类质同象替代, 含金刚石的岩体的Rb含量低于不含金刚石的岩体[17], 马坪橄榄钾镁煌斑岩中Rb、Pb含量低, 说明可能存在K的丢失。在岩浆演化过程中La/Yb常作为岩浆分异演化程度的指标[25], 随着分异程度的增加, La/Yb值也相应增加。马坪橄榄钾镁煌斑岩La/Yb变化于150.22~243.44之间, 平均值为207.25;金云母钾镁煌斑岩La/Yb值变化于27.51~142.17之间, 平均值为69.91。Ba和Sr的化学性质相似, 但在火成岩中的产状有明显的区别, Sr主要与Ca产生类质同象, 而Ba主要赋存于红柱石、金云母、透长石和K-Ba钛硅酸盐中, 更多地与K产生类质同象[18-20, 23-25]。含壳源物质的岩体所含Ba, Rb, Sr明显低于不含壳源物质的岩体[16], 由图解可判断思南塘岩体和马坪金云母钾镁煌斑岩受到壳源物质的混染, 岩浆来源较浅。
白坟岩体的元素分配模式与马坪橄榄钾镁煌斑岩相似, 而思南塘岩体元素分配模式与马坪金云母钾镁煌斑岩相似。
3.3 分析
通过对比分析镇远地区钾镁煌斑岩的地球化学特征, 镇远地区存在不同类型的钾镁煌斑岩, 这些岩体可能并不是简单的岩浆演化关系, 而是分属不同类型不同期次的岩浆多次侵入形成。岩浆演化早期相对贫Al2O3、Na2O、Fe2O3、TiO而富CaO、BaO、K2O, 岩浆结晶晚期的矿物相对富Al2O3、Na2O、Fe2O3、TiO而贫CaO、BaO, 就马坪而言, 金云母钾镁煌斑岩地球化学特征显示晚期岩浆演化且来源较浅的特征, 而橄榄钾镁煌斑岩则显示岩浆早期演化阶段且来源较深的特征, 二者的产状关系显示橄榄钾镁煌斑岩穿插金云母钾镁煌斑岩, 说明橄榄钾镁煌斑岩侵位时间较晚。以往工作中, 将马坪地区分布的2类钾镁煌斑岩均视为岩浆晚期产物, 且认为已被剥蚀至根部相, 而没有全面考虑马坪地区岩体侵入期次问题。从橄榄钾镁煌斑岩的产状看, 岩体中含大量围岩角砾, 表现出岩浆浅部侵位隐爆的特征, 该期岩体应该尚未被完全剥蚀。
4. 镇远地区金刚石特征
镇远地区虽然已发现的岩体达百余个, 但已证实含金刚石的岩体仅分布于镇远马坪岩带中, 且以深冲岩带含金刚石最富。深冲钾镁煌斑岩带沿东西向深冲断裂展布, 中段被马坪断裂所截断, 马坪断裂东侧橄榄钾镁煌斑岩较西侧发育(图 7)。岩带中的橄榄钾镁煌斑岩和金云母钾镁煌斑岩均证实含金刚石①, 橄榄钾镁煌斑岩含金刚石平均品位为25.55mg/m3, 含矿性较好; 金云母钾镁煌斑岩多数含金刚石, 但品位低①, 且粒度多为0.5mm以下, 缺乏大颗粒金刚石(表 2)。橄榄煌斑岩中的金刚石无论是品位或大颗粒金刚石所占比例都要优于金云母钾镁煌斑岩。
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图 7 深冲岩带钾镁煌斑岩含矿情况略图Figure 7. Sketch map of the diamond-bearing situation of the Shenchong lamproites zone深冲岩带中的原生金刚石颜色以浅黄色为主, 其次为无色、浅黄绿、浅棕色, 少数为浅灰色、黑色、浅蓝色; 透明金刚石占65%以上, 80%以上具有金刚光泽; 以粒径小于lmm的金刚石为主, 占总数的98%以上; 不完整晶体占晶体总数的80%左右。金刚石的形态有平面八面体、阶状八面体、浑圆八面体、曲面菱形十二面体、曲面六八面体、八面体与十二面体的聚形晶体等。其中以曲面菱形十二面体最多(约占50%), 次为阶状八面体和平面八面体。晶体产出以单晶为主, 次为连晶。金刚石表面都具有规则或不规则的蚀象。金刚石有近半数具碳质包裹体[18]。原生金刚石表面普遍存在绿色、褐色、红色、黄色、橘黄色、黄褐色、黑色等不同颜色的附着物, 某些附着物还会沿表面裂隙进入金刚石内部; 个别样品表面存在褐色、绿色色斑[26]。岩体中Ⅱa型金刚石出现比例达70%以上[26]。普遍认为Ⅰ型金刚石主要形成于岩石圈地幔中150~250km处的橄榄岩或榴辉岩中, 而Ⅱ型金刚石的成因解释有形成于地幔超深处或熔融的碳酸盐岩与上地幔的相互反应等模式[27-29]。
深冲岩带原生金刚石高比例Ⅱa型、破碎度大、完整度差、品质低、表面强烈熔蚀、包裹体多等特征与金刚石原生成矿过程直接相关。以深冲D1岩体为例, 岩体中的金刚石可分为3种不同类型(图版Ⅰ), 一类为晶形较好、粒度中等、透明度高、溶蚀现象微弱、颜色以浅灰色或浅绿色为主的金刚石; 另一类为晶形不完整、粒度无论大小均为碎块状、溶蚀现象强烈、表面具黄褐色附着物, 大多具炭质包体, 颜色以浅黄色或浅褐色为主的金刚石; 第三类主要为细粒-微粒金刚石(粒度小于0.2mm), 晶形不完整, 熔蚀现象一般, 透明度较好。
表 2 深冲岩带钾镁煌斑岩选矿成果⑤Table 2. The results of mineral processing of the Shenchong lamproites zone序号 岩体
编号品味
/(mg·m3)粒度(mm)/% -8+4 -4+2 -2+1 -1+0.5 -0.5 1 D2 0.58 37.50 62.50 2 D4 0.34 2.38 23.81 73.81 3 D5 0.14 4.76 19.05 76.19 4 D6 0.55 15.52 84.48 5 D7 1.01 28.57 71.43 6 D9-1 0.30 61.54 38.46 7 D9-2 0.23 100.00 8 D14-1 0.15 100.00 9 D14-2 0.09 20.00 80.00 10 D14-3 1.25 66.67 33.33 11 D14-5 1.60 33.33 66.67 12 Dl+6 0.01 100.00 13 D16-2 0.06 100.00 14 D16-3 1.22 4.76 23.81 71.43 15 D164 0.97 75.00 25.00 16 D16-5 0.35 7.69 92.31 17 D17 0.12 7.14 92.86 18 D18 2.18 0.13 13.32 86.56 19 D19-1 0.18 6.25 93.75 20 D19-2 0.57 75.00 25.00 21 D19-3 0.01 100.00 22 D24 0.07 100.00 23 D25 0.01 100.00 24 D26 0.02 100.00 25 D28 0.21 33.33 66.67 26 D29 1.67 9.68 90.32 27 D30 0.18 100.00 28 D31 0.29 9.52 90, 48 29 D33-1 0.95 24 14 75.86 30 D33-2 0.09 50.00 50.00 31 D3U 0.69 100 00 32 D35 0.50 4.00 0.00 96.00 33 D36 0.13 16.67 83.33 34 D40 0.15 50.00 50.00 35 D41 0.07 100.00 36 D1 31.49 0.11 0.60 3.68 2608 69.52 37 D3 37.93 3.10 26.96 69.93 38 D8-1 26.37 0.13 2.36 14.68 82.83 39 D8-2 26.23 0.92 13 19 85 88 40 Dll-1 59.36 0.10 2.59 14.72 82.59 41 Dll-2 14.32 1.05 15.81 83.15 42 Dll-3 1.67 0.00 12 64 87, 36 43 Dll-4 6.75 1.43 14 87 83.71 44 D12 16.31 0.10 1.48 13.51 84.91 45 D13 15.79 3.70 33.33 62.96 46 D15-1 18.97 0.15 2.27 22 81 74.77 47 D15-2 28.48 0.33 3.29 31.72 64.65 48 D15-3 11.05 0.41 25.03 74.56 49 D16-1 3.13 0.99 26.73 72.28 50 D27 13.09 1.50 26 22 72.28 51 D37 28.07 0.02 0.11 1.51 13.62 84.74 52 D38 51.09 0.40 0.80 6 44 92.35 结合前面对岩体侵入期次的推测, 由于金云母钾镁煌斑岩侵入时间稍早, 岩体形成深度较浅, 所携带金刚石颗粒较小; 而稍晚形成的橄榄钾镁煌斑岩在金云母钾镁煌斑岩形成的通道中运移, 使其本身所含的大颗粒金刚石在高热流背景下发生强烈的熔蚀作用, 导致大量金刚石表面具熔圆特征和裂纹, 且裂纹内附着早期岩浆熔蚀后残留物质, 岩浆最后在浅部发生隐爆, 导致大比例的碎粒金刚石产生。
5. 讨论
5.1 镇远地区钾镁煌斑岩侵入时代
关于镇远地区钾镁煌斑岩体侵位时代, 依据现有测年数据[1]①②, 马坪D1岩体(橄榄钾镁煌斑岩)金云母K-Ar法年龄值为412Ma; 马坪D2岩体(金云母钾镁煌斑岩)全岩K-Ar法年龄值为446~467Ma; 白坟岩体金云母K-Ar法测得年龄值为412Ma, 结合岩体在该区的最高侵位层位为下奥陶统, 多数观点认同其岩浆活动主要集中在加里东期, 岩体形成于早古生代。
华南加里东运动的实质是扬子板块与华夏板块在奥陶纪末-志留纪发生板内碰撞运动, 这种碰撞导致的挤压作用使元古代地壳基底发生深熔作用, 这次运动的主碰撞期应位于443~430Ma之间[30]。加里东运动在贵州主要表现为奥陶纪末期的都匀运动和志留纪末期的广西运动[31]。凯里-三都断裂作为玉屏-施洞-三都断裂的组成部分, 是都匀运动和广西运动在贵州省内的影响界线[32]。玉屏-施洞-三都断裂经铜仁、玉屏、台江、丹寨、三都、独山等地, 北东走向, 斜贯贵州省全境, 长度大于340km, 由数条断层组成, 主断裂倾向南东东, 为黔南坳陷和雪峰古陆的分界线, 其可能为多期活动的隐伏岩石圈深大断裂[33]。沿该断裂有大的走滑逆冲断层纵排侧列, 特别是施洞口断裂延长远、断距大, 沿线地表发育与之同方向的断裂及少量褶曲, 两侧褶曲在附近转弯或枢纽起伏。凯里-三都断裂作为一条自加里东期就活动的断裂, 在都匀运动后期发育并活化了一系列东西向正断层, 如镇远-贵阳断层。到广西运动时期构造发生反转, 性质为逆断层。在加里东期凯里-三都断裂是应力释放位置, 都匀运动产生的构造应力影响至该断裂时, 应力大量释放, 断裂以东受都匀运动影响构造活动不明显。这一应力释放现象在后期广西运动产生由南东向北西方向运动的应力, 应力在运动过程中逐渐减弱, 再叠加凯里-三都断裂对该应力的释放作用, 导致断裂以东变形较强, 以西较弱。
沿玉屏-施洞-三都断裂两侧(图 8)均有钾镁煌斑岩及水系金刚石出露, 且锦屏-黎平一带水系金刚石品质优良, 但区内至今尚未发现金刚石原生矿体[2]。以往围绕黔东地区金刚石找矿工作较多地强调东西向镇远-贵阳断裂对区内钾镁煌斑岩分布的控制作用。但通过对区内钾镁煌斑岩及金刚石的分布情况分析, 玉屏-施洞-三都断裂可能起到了更为关键的作用。玉屏-施洞-三都断裂自都匀运动开始, 在其西侧发育并活化一系列的东西向断裂, 为接下来的岩浆侵入提供了疏导途径。都匀运动之后至广西运动期间可能发育了多期岩浆活动, 主要岩浆活动时期可能为广西运动。岩浆活动的运移方向与都匀运动和广西运动构造应力方向相匹配。岩浆在由南东向北西方向推进时, 沿北东向和EW构造薄弱部位侵入。玉屏-施洞-三都断裂东侧强烈的挤压变形可能不利于其浅部岩体的保存。
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图 8 贵州东部隐伏断裂与钾镁煌斑岩及金刚石分布Figure 8. Diagram of structural distribution of deep concealed faults and lamproites in east Guizhou5.2 镇远地区钾镁煌斑岩侵位方式
通过前面对镇远地区尤其是马坪深冲岩区钾镁煌斑岩地球化学分析的对比, 在深冲岩带存在2种不同类型的钾镁煌斑岩, 二者不是简单的岩浆演化关系, 而是分属于不同深度、不同成分、不同阶段的钾镁煌斑岩浆。
以往镇远马坪地区金刚石勘查工作是依据传统的金伯利岩筒而建立的"火山口相-火山道相-根部相"模式, 并据此认为马坪地区岩筒的火山口相和火山道相大部分已被剥蚀掉, 目前仅剩下根部相[1, 4]①。通过近年在该区开展的金刚石调查评价工作, 认为区内钾镁煌斑岩中含大量的围岩角砾, 岩体具隐爆特征, 深部仍具有找矿潜力⑥。马坪地区岩体的侵位方式不应局限于"岩管"这一固有形式, 由于受到广西运动由北东向南西推进的构造应力影响, 该区岩体并未形成传统的钾镁煌斑岩或金伯利岩型岩管, 而是岩浆侵入时形成一定的角度(图 9), 自西向东推进, 含金刚石较富的橄榄钾镁煌斑岩在早期金云母钾镁煌斑岩所形成的通道中运移固化。
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图 10 深冲地区深部钾镁煌斑岩分布情况Figure 10. The distribution of lamproites in the depth of the Shenchong area以往工作的重点主要围绕马坪断裂以西开展, 布置了一系列的钻孔对深部岩体进行预测和控制, 但效果不佳。对于马坪断层东侧, 前人认为该区出露地层为中寒武统石冷水组, 较之断层西侧的上寒武统娄山关组剥蚀深度大(大于400m)②, 深部无找矿前景。但通过总结以往钻孔资料可知, 马坪断层东侧橄榄钾镁煌斑岩体露头标高之下200m范围内, 仍可以见到细小的岩脉(图 10), 推测在马坪断层东侧已被剥蚀的岩体属于金云母钾镁煌斑岩, 而稍晚形成的橄榄钾镁煌斑岩尚未被剥蚀, 在深部(300~800m)范围内可能存在较大的橄榄钾镁煌斑岩体(墙)。
6. 结论
(1) 马坪地区发育2种不同类型的钾镁煌斑岩, 二者之间并不是简单的演化关系。金云母钾镁煌斑岩来源较浅, 具有岩浆晚期演化阶段特征; 橄榄钾镁煌斑岩来源较深, 岩浆成分复杂。
(2) 深冲岩带通过选矿工作所获的金刚石具有明显不同的3种特征, 推测分别属于不同岩浆类型所携带的产物。金云母钾镁煌斑岩携带的金刚石颗粒较小, 而橄榄钾镁煌斑岩本身所含的大颗粒金刚石在高热流背景下发生强烈的熔蚀作用, 导致大量金刚石表面具熔圆特征和裂纹, 且裂纹内附着早期岩浆熔蚀后的残留物质。
(3) 镇远地区钾镁煌斑岩受控于玉屏-施洞-三都断裂, 加里东期发育了多期岩浆活动, 岩浆活动的运移方向与加里东期都匀运动和广西运动构造应力方向匹配。对于黔东钾镁煌斑岩成矿预测工作而言, 在马坪断层东侧深部(300~800m)范围内可能存在较大的橄榄钾镁煌斑岩体(墙)。
致谢: 文中引用了贵州省地矿局101地质大队一些未公开发表的地质资料, 在此表示衷心感谢。 -
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图 2 两种不同类型钾镁煌斑岩接触关系（据参考文献[18]修改）
Figure 2. Contact relationship of two different types of lamproite
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图 3 镇远地区钾镁煌斑岩主要氧化物与MgO关系图解
Figure 3. The relationship between major oxides and MgO for the lamproites in the Zhenyuan area
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图 4 镇远地区钾镁煌斑岩相容元素地幔标准化蛛网图（原始地幔值据参考文献[20]）
Figure 4. Compatible element primitive mantle-normalized spider diagram of Zhenyuan area
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图 5 镇远地区岩体稀土元素球粒陨石标准化配分模式图（标准化数据据参考文献[21]）
a—镇远魏家屯、思南塘、白坟地区；b—镇远马坪地区
Figure 5. Chrondrite-normalized REE patterns of intrusions in Zhenyuan area
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图 6 镇远地区岩体微量元素地幔标准化蛛网图（标准化数据据参考文献[22]）
a—镇远魏家屯、思南塘、白坟地区；b—镇远马坪地区
Figure 6. Trace elements primitive mantle-normalized spider diagrams of Zhenyuan area
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图 7 深冲岩带钾镁煌斑岩含矿情况略图
Figure 7. Sketch map of the diamond-bearing situation of the Shenchong lamproites zone
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图 8 贵州东部隐伏断裂与钾镁煌斑岩及金刚石分布
Figure 8. Diagram of structural distribution of deep concealed faults and lamproites in east Guizhou
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图 10 深冲地区深部钾镁煌斑岩分布情况
Figure 10. The distribution of lamproites in the depth of the Shenchong area
表 1 镇远地区钾镁煌斑岩主量和微量元素含量及相关参数
Table 1 Major and trace elements content and relevant parameters of lamproites in Zhenyuan area
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表 2 深冲岩带钾镁煌斑岩选矿成果⑤
Table 2 The results of mineral processing of the Shenchong lamproites zone
序号 岩体
编号品味
/(mg·m3)粒度(mm)/% -8+4 -4+2 -2+1 -1+0.5 -0.5 1 D2 0.58 37.50 62.50 2 D4 0.34 2.38 23.81 73.81 3 D5 0.14 4.76 19.05 76.19 4 D6 0.55 15.52 84.48 5 D7 1.01 28.57 71.43 6 D9-1 0.30 61.54 38.46 7 D9-2 0.23 100.00 8 D14-1 0.15 100.00 9 D14-2 0.09 20.00 80.00 10 D14-3 1.25 66.67 33.33 11 D14-5 1.60 33.33 66.67 12 Dl+6 0.01 100.00 13 D16-2 0.06 100.00 14 D16-3 1.22 4.76 23.81 71.43 15 D164 0.97 75.00 25.00 16 D16-5 0.35 7.69 92.31 17 D17 0.12 7.14 92.86 18 D18 2.18 0.13 13.32 86.56 19 D19-1 0.18 6.25 93.75 20 D19-2 0.57 75.00 25.00 21 D19-3 0.01 100.00 22 D24 0.07 100.00 23 D25 0.01 100.00 24 D26 0.02 100.00 25 D28 0.21 33.33 66.67 26 D29 1.67 9.68 90.32 27 D30 0.18 100.00 28 D31 0.29 9.52 90, 48 29 D33-1 0.95 24 14 75.86 30 D33-2 0.09 50.00 50.00 31 D3U 0.69 100 00 32 D35 0.50 4.00 0.00 96.00 33 D36 0.13 16.67 83.33 34 D40 0.15 50.00 50.00 35 D41 0.07 100.00 36 D1 31.49 0.11 0.60 3.68 2608 69.52 37 D3 37.93 3.10 26.96 69.93 38 D8-1 26.37 0.13 2.36 14.68 82.83 39 D8-2 26.23 0.92 13 19 85 88 40 Dll-1 59.36 0.10 2.59 14.72 82.59 41 Dll-2 14.32 1.05 15.81 83.15 42 Dll-3 1.67 0.00 12 64 87, 36 43 Dll-4 6.75 1.43 14 87 83.71 44 D12 16.31 0.10 1.48 13.51 84.91 45 D13 15.79 3.70 33.33 62.96 46 D15-1 18.97 0.15 2.27 22 81 74.77 47 D15-2 28.48 0.33 3.29 31.72 64.65 48 D15-3 11.05 0.41 25.03 74.56 49 D16-1 3.13 0.99 26.73 72.28 50 D27 13.09 1.50 26 22 72.28 51 D37 28.07 0.02 0.11 1.51 13.62 84.74 52 D38 51.09 0.40 0.80 6 44 92.35
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罗会文, 杨光树, 盛学庸.我国的第一批含金刚石金云火山岩——为贵州已知的含金刚石岩石正名[J].贵州地质, 1994, 11(01):8-26. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ401.001.htm 盛学庸.试谈贵州金刚石找矿的前景[J].中国地质, 2000, (2):29-32. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/zgdizhi200002009 盛学庸.古地面研究在金刚石原生矿找矿中的意义——兼谈贵州金刚石的找矿前景[J].贵州地质, 1997, (3):228-234. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-GZDZ199703005.htm 罗会文, 杨光树.贵州省镇远地区钾镁煌斑岩岩石特征[J].岩石矿物学杂志, 1989, 8(2):97-109. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSKW198902000.htm 黄远成, 石睿, 林泽渊, 等.贵州镇远苍蒲塘钾镁煌斑岩管发现及找矿意义[J].贵州地质, 2015, 32(1):32-36. doi: 10.3969/j.issn.1000-5943.2015.01.006 马大铨, 赵子杰, 徐涛, 等.贵州马坪云母金伯利岩及伴生偏碱性超基性岩的岩石特征[J].中国地质科学院宜昌地质矿产研究所所刊, 1983, 7:65-75. http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGDJ198310003007.htm 卢登蓉, 任怀翔.贵州省施秉地区金伯利岩与偏碱性超镁铁煌斑岩岩石特征[J].贵州地质, 1987, 1:73-81. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ198701009.htm 江万.贵州东部镇远地区钾镁煌斑岩的矿物学和岩石学研究[J].现代地质, 1995, 9(3):351-358. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-XDDZ503.011.htm 梅厚钧, 唐春景, 李荪蓉, 等.中国的钾镁煌斑岩和金伯利岩与金刚石矿床生成[J].中国科学(D辑), 1998, 28:71-77. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-JDXK1998S2010.htm 方维萱, 胡瑞忠, 苏文超, 等.贵州镇远地区钾镁煌斑岩类的侵位时代[J].科学通报, 2002, 47(4):306-312. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/kxtb200204015 王砚耕.贵州构造基本格架及其特征[C]//贵州区域构造矿田构造学术讨论会论文集.贵阳: 贵州科技出版社, 1992: 戴传固, 李硕, 张慧.试论江南造山带西南段构造演化——以黔东及邻区为例[J].贵州地质, 2005, 22(2):98-102. doi: 10.3969/j.issn.1000-5943.2005.02.006 贵州省地质矿产局.贵州省岩石地层[M].武汉:中国地质大学出版社, 1997:2-17. 贵州省地质矿产局.贵州省区域地质志[M].北京:地质出版社, 1987:554-608. 罗会文, 杨光树, 盛学庸.我国的第一批含金刚石金云火山岩——为贵州已知的含金刚石岩石正名[J].贵州地质, 1994, 11(1):8-26. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-GZDZ401.001.htm 池际尚, 路凤香, 刘永顺, 等.中国原生金刚石成矿地质条件研究[M].武汉:中国地质大学出版社, 1996:133-161. 董振信.中国金伯利岩[M].北京:科学出版社, 1994:255-256, 22-32. 杨建民, 黄蕴慧, 秦淑英, 等.晋北金伯利岩钾镁煌斑岩研究[M].北京:地质出版社, 2002:49-65. 刘观亮, 汪雄武, 吕学淼, 等.大洪山钾镁煌斑岩[M].北京:地质出版社, 1993:90-135. Jagoutz E.The abundances of major, minor and trace elements in the earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules[J]. Proceedings of the 10th Lunar and Planetary Science Conference, 1979, 11(2):2031-2050.
Henderson P. Rare Earth Element Geochemistry[C]//Boynton W V. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies. Amsterdam: Elsevier Press, 1984: 63-114.
Sun S S, Mcdonough W F. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts:Implications for mantle composition and processess[J]. Geological Society of London Special Publications, 1989, 42:313-345. doi: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
池际尚, 路凤香.华北地台金伯利岩及古生代岩石圈地幔特征[M].北京:科学出版社, 1996:107-127. 刘英俊, 曹励明.元素地球化学导论[M].北京:地质出版社, 1993:113-192. 张振华.微量元素地球化学原理[M].北京:科学出版社, 1997:56-100. 黄远成, 李志翔, 丘志力, 等.贵州镇远钾镁煌斑岩原生及砂矿金刚石矿物学特征及其地质找矿意义[J].中山大学学报(自然科学版), 2016, 55(5):108-118. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-ZSDZ201605019.htm Stachel T, Brey G P, Harris J W. Inclusions in sublithospheric diamonds:Glimpses of deep Earth[J]. Elements, 2005, 1:73-78. doi: 10.2113/gselements.1.2.73
Bulanova G P, Walter M J, Smith C B, et al. Mineral inclusions in sublithospheric diamonds from Collier 4 kimberlite pipe, Juina, Brazil:subducted protoliths, carbonated melts and primary kimberlite magmatism[J].Contributions to Mineralogy and Petrology, 2010, 160:489-510. doi: 10.1007/s00410-010-0490-6
Araujo D P, Gaspar J C, Bulanova G P, et al. Juina diamonds from kimberlites and alluvials: A comparison of morphology, spectral characteristics carbon isotope composition[C]//Proceedings of 10th International Kimberlite Conference Volume 1, 2013: 255-270.
胡艳华, 钱俊锋, 褚先尧, 等.华南加里东运动研究综述及其性质初探[J].科技通报, 2012, 28(11):42-48. doi: 10.3969/j.issn.1001-7119.2012.11.011 戴传固, 秦守荣, 陈建书, 等.试论贵州深部隐伏断裂特征[J].地质科技情报, 2013, 32(6):1-13. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DZKQ201306002.htm 汤世凯, 马筱, 杨坤光, 等.黔东桂北加里东期两类构造变形特征与成因机制探讨[J].现代地质, 2014, 28(1):109-118. doi: 10.3969/j.issn.1000-8527.2014.01.010 李学刚, 杨坤光, 胡祥云等.黔东凯里-三都断裂结构及形成演化[J].成都理工大学学报(自然科学版), 2012, 39(1):18-26. doi: 10.3969/j.issn.1671-9727.2012.01.003 贵州省地矿局101队.贵州省镇远县马坪金刚石原生矿详查报告.1967: 1-17, 60-70. 贵州省地质矿产局101地质大队区测分队. 1: 5万镇远幅、施洞口幅区域地质调查报告. 1992: 52-72. 贵州101地质队.贵州省镇远县白坟金刚石原生矿普查找矿地质报告.1980: 1-30. 贵州省地矿局101地质大队.贵州省镇远马坪矿区金刚石原生矿详查评价及外围普查找矿总结. 1969: 2-17 贵州101地质队.对马坪地区金刚石原生矿选矿成果的讨论. 1976: 3-12. 贵州省地质矿产勘查开发局一〇一地质大队.贵州镇远马坪调查评价成果报告.2014: 70-82. -
期刊类型引用(11)
1. 程涌，周家喜，孙国涛，黄智龙. 贵州半边街锗锌矿床锗的富集特征及其地质意义. 岩石学报. 2024(01): 43-59 . 
百度学术
2. 田超，金旭，杨正坤，郑明泓，杜蔺. 贵州白马洞铀矿构造应力场演化与铀成矿. 矿物学报. 2024(03): 445-455 . 百度学术
3. 杨献忠，肖凡，劳金秀，郭维民，范飞鹏，周延. 我国原生金刚石矿找矿勘查实践与研究新进展. 华东地质. 2024(02): 158-172 . 百度学术
4. 刘文军，吴波，刘成万，王世贵，曾国平. 贵州都匀市牛角塘矿田大亮锌矿床找矿突破与指示意义. 矿产与地质. 2023(05): 897-905 . 百度学术
5. 程涌. 黔东牛角塘大亮锌矿矿物学与成矿温度研究. 有色金属(矿山部分). 2022(02): 93-102 . 百度学术
6. 程涌，崔苗，许赛华，卢萍，聂琪，刘聪，文义明，伍伟，蹇龙. 贵州都匀大亮锌矿床闪锌矿稀土元素地球化学特征及其指示意义. 地质与勘探. 2022(03): 465-474 . 百度学术
7. 程涌，胡煜昭，崔苗，聂琪，许赛华，范惠珺. 黔东柏松铅锌矿床矿物特征及地质意义. 有色金属(矿山部分). 2022(05): 160-172 . 百度学术
8. 崔苗，程涌. 贵州牛角塘铅锌矿区大亮锌矿闪锌矿微量元素地球化学特征及其地质意义. 化工矿物与加工. 2022(12): 37-45 . 百度学术
9. 高军波，杨光海，汪龙波，杨瑞东，陈军. 贵州镇远煌斑岩风化壳中稀土-铌的富集特征与赋存状态. 矿物学报. 2021(Z1): 548-557 . 百度学术
10. 李睿哲，曾普胜，王十安，刘斯文，温利刚，赵九江. 钾镁煌斑岩:优质金刚石主要载体与幔源流体活动标志. 地球学报. 2021(06): 761-770 . 百度学术
11. 曾普胜，李睿哲，刘斯文，温利刚，赵九江，王十安. 中国东部燕山期大火成岩省:岩浆-构造-资源-环境效应. 地球学报. 2021(06): 721-748 . 百度学术
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