LA-ICP-MS zircon U-Pb age of the Jinge plagiogranite in northern Fuyun of Xinjiang and its geological implications
-
摘要:
对新疆富蕴县北部金格岩体斜长花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定，获得了402.7±2.9Ma（MSWD=0.17）的岩浆结晶年龄，表明岩体形成时代为早泥盆世。金格岩体岩性组合为英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩，具有TTG组合特征，暗示与洋俯冲作用有关。岩石地球化学具有高硅（SiO2=72.55%~77.41%），富钠（Na2O=4.94%~6.63%），贫钾（K2O=0.24%~0.95%）的特征，Al2O3含量为12.11%~15.30%，铝饱和指数在0.94~1.04之间，呈低钾拉斑玄武岩系列、准铝质-弱过铝质、Ⅰ型花岗岩的特征。稀土元素显示轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损，中等-弱负Eu异常的右倾型，微量元素Rb、Th、U等大离子亲石元素富集，呈明显的"峰"，Nb、Ta、Ti等高场强元素强烈亏损，呈明显"TNT"负异常，显示了与俯冲作用有关的岩浆岩特征。结合区域地质资料，金格岩体形成于与洋俯冲作用有关的活动大陆边缘的陆弧环境，金格-正格河地区在早泥盆世处于局部拉张环境。
Abstract:LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of the Jin'ge plagiogranite in northern Fuyun of Xinjiang shows that it was formed at 402.7±2.9Ma (MSWD=0.17). This age reveals that the rocks of the Jinge Plagiogranite were formed in the Early Devonian. The igneous petrotectonic assemblage of the Jin'ge rocks was probably related to oceanic subduction and belonged to TTG series of tonalite-trondhjemite-granodiorite. The granites show high-SiO2, rich Na2O and poor K2O characteristics, with SiO2 content ranging from 72.55% to 77.41%, Na2O from 4.94% to 6.63%, K2O from 0.24% to 0.95%. Al2O3 from 12.11% to 15.30% and A/CNK from 0.94 to 1.04, suggesting a suite of low-K calc-alkaline series rocks, being quasi-sialuminous-wearly per-aluminous Ⅰ-type granites. The Jin'ge plagiogranite is characterized by enrichment of LREE, depletion of HREE, and strong light and heavy REE fractionation, with weak to moderate Eu negative anomalies. The trace element geochemical characteristics of the pluton show enrichment of Rb, Th, U (LILE) and La, Ce, Sm and depletion of Nb, Zr(HFSE) and Sr, P, Ti, exhibiting features of magmatic rocks related to subduction. In combination with previous studies, the authors hold that the Jin'ge pluton was formed in a continental arc under an active continental margin setting, which was related to the oceanic crust subduction, and this area was locally extensional in the Early Devonian period.
-
Keywords:
- Early Devonian /
- plagiogranite /
- TTG series /
- oceanic crust subduction /
- northern Fuyun, Xinjiang
-
玲珑金矿是著名的“玲珑型”石英脉金矿命名地，开采历史悠久。多年来，针对该矿床和矿田的地质特征、控矿构造、成矿物理化学条件、矿床成因等，前人开展了大量的研究和勘查工作[1-5]。特别是“玲珑-焦家式金矿”概念的提出[6]，即陆内岩浆期后热液蚀变剪切带硫化物石英脉-黄铁绢英岩蚀变破碎岩型金矿，在玲珑金矿乃至胶东和中国东部构造控矿规律认识方面上了一个新台阶。
20世纪90年代，当胶东金矿陷入资源危机严重困境时，吕古贤提出了考虑“构造附加静水压力”的成矿深度校正方法[7]，重新测算了玲珑、焦家等金矿的形成深度[8-9]，预测胶东金矿“空白区”下面存在“深部第二富集带”[8-11]。经山东地质六队钻探验证，取得找矿突破，引领了胶东金矿深部勘探的方向。此后，大量勘探与科研工作的持续投入，证实胶东主要金矿田都存在“深部第二富集带”[6, 11-13]。随着深部找矿禁区被接连突破，胶东地区资源/储量剧增，一跃成为世界第三大黄金主产区[14-15]。在发现“深部第二富集带”的过程中，除成矿理论和找矿模式的指导外[6, 10-14, 16-17]，还总结了一些找矿的物化探标志[14-15, 18]。然而，对于“深部第二富集带”的地质意义及其控制因素还缺少系统的研究，急需建立具有可操作性的深部找矿预测目标。
众所周知，原生金矿是受构造控制的热液型矿床，以往提出的控矿构造类型、构造岩相等概念，在指导找矿方面虽然发挥了较大作用，但多限于对构造形迹和结构面性质的描述，缺乏综合考虑“构造结合建造”的内容，难以从成生联系方面认识构造体系发育阶段与成矿作用的关系，在野外地质工作的可操作性方面也存在较大问题。
“构造变形岩相”，是“显示构造变形的那部分岩相”[16]，是岩石形变和相变密切共生的地质体，既能反映成岩地质环境，又包含成岩物理化学条件，是一种适用于开展“构造结合建造”观测和分析的构造岩石单元，特别适合于矿田-矿床级别，对于隐伏、深部矿产勘查和基础地质研究均具有重要的意义。本文基于多年的研究与找矿实践，以著名的胶东玲珑金矿田为例，将“含矿构造变形岩相带”作为预测目标[13, 16, 19-20]，为有效开展深部找矿工作提供地质依据。在玲珑-焦家式金矿床成矿模式和玲珑矿田不同矿段成矿构造变形岩相特征的基础上，分析矿田内新华夏构造体系“米字型”结构面控矿规律，建立了中生代岩浆核杂岩隆起-拆离凹陷带控矿模式，结合成岩深度、成矿深度、剥蚀程度等研究成果，总结深部第二富集带的分布规律，指出矿田深部找矿方向。
1. 玲珑矿田地质概况与成矿模式
玲珑金矿田位于胶东半岛西北部，招平断裂带北段。矿田内多期次、多级别的NEE—NE—NNE向断裂构造控制着矿床、矿体的分布及成矿作用的发生和发展。自西向东，矿田可依次划分为欧家夼、108号矿段、双顶、玲珑-大开头、九曲、破头青、东风7个矿段。以热液充填为主的石英脉-蚀变岩型金矿床，形成了近100 km2的矿脉群集中区[8, 16]。矿田内已知大、小矿脉近600条，其中有工业价值者亦有几百条，多赋存于玲珑花岗岩中(图 1)。这些矿脉不仅走向变化大，倾向、倾角和延深变化也较大(图 2)。
![]()
![]()
图 2 玲珑金矿田赋矿标高剖面示意图(据参考文献[21]修改)Figure 2. Elevation profile diagram of the Linglong gold orefield玲珑金矿田地表出露的含金矿脉数量大、延伸方向多、产状变化大、空间交切关系复杂，矿石类型可分为“玲珑式”石英脉型、“焦家式”蚀变岩型及其过渡类型。从地质力学构造体系演化阶段和构造变形岩相成因的角度，将矿床类型归纳为“玲珑-焦家式金矿”(图 3)，受挤压-引张构造系统的统一控制[6, 16]。
![]()
图 3 玲珑-焦家式金矿床成矿模式[6]Figure 3. Metallogenic model of the Linglong-Jiaojia type gold deposit2. 玲珑矿田不同矿段构造变形岩相带分布特征
对玲珑矿田不同矿段构造变形岩相带开展了系统性的对比研究[6, 12, 16, 22-24]，结果如下。
(1) 矿田内构造变形岩相带主要有2种：石英脉型和蚀变岩型(图 3)。①石英脉型构造变形岩相带，可进一步划分为绢英岩带、钾化花岗岩带(包括强钾化花岗岩带和弱钾化花岗岩带)和未蚀变花岗岩带；②蚀变岩型构造变形岩相带，亦可进一步划分为绢英岩带、钾化花岗岩带(包括强钾化花岗岩带和弱钾化花岗岩带)和未蚀变花岗岩带。两者的蚀变分带组合近于一致，差别仅在于所控制的矿体类型、蚀变规模和形成环境(图 4)。
![]()
图 4 玲珑-焦家式金矿构造变形岩相矿化分带综合剖面简图[6]1—黄铁绢英岩化花岗岩；2—绢英岩；3—断裂带；4—珠状砾石碎糜岩带；5—钾化绢英岩化花岗岩；6—杆状砾石碎糜-糜棱岩带；7—绢英岩构造叶理带；8—含金硫化物石英脉；9—钾化花岗岩；10—硅化、钾化花岗岩；11—似片麻状黑云母花岗岩；12—蚀变岩矿体Figure 4. Comprehensive profile of tectonic deformation lithofacies mineralization zoning in the Linglong-Jiaojia type gold deposit(2) 2种构造变形岩相带的规模、环境和成分差别显著(图 3、图 4)：①控制石英脉型矿体的构造变形岩相带，规模较小，成矿时处于稳定和温度较低的氧化环境，化学组分以迁入为主，富集轻稀土元素；②控制蚀变岩型矿体的构造变形岩相带，规模较大，形成时处于动荡和温度较高的还原环境，微量元素以迁入为主，富集重稀土元素。
(3) 玲珑矿田NEE、NE、NNE三个方向的构造变形岩相带形成时代有差别(图 3)。初步研究结果表明，玲珑断裂带中钾长石的同位素年龄分布范围是69.47±0.9~110.3±1.0 Ma，在成矿期间和成矿后都发生过强烈的运动。其中，成矿期间的运动使后期热液再次叠加于早期品位较低的矿体上，形成工业矿体(如52号脉)；成矿后的活动，则破坏早期形成的矿体，具体表现在，西山和东山矿段的连续性在断裂带处被破坏。在九曲-大开头矿段，NNE向构造变形岩相带的蚀变矿物同位素年龄分布范围是90.35±0.88~99.49±1.01 Ma，集中于90~100 Ma，形成于玲珑金矿田大规模成矿的中晚期。
综上所述，西山、东山、九曲-大开头3个矿段的构造变形岩相带，均形成于同一期成矿热液，且形成构造变形岩相带时的成矿热液均处于较低温阶段。
3. 玲珑矿田成矿构造体系“米字型”特征及其控矿规律
在继承和发展地质力学构造体系学说的基础上，总结提出了“长江式”横张构造概念和构造体系“米字型”构造展布特征[13, 25]，分析了构造体系的发展阶段，为全面认识玲珑矿田控岩控矿规律提供了理论依据。
3.1 新华夏构造体系“米字型”构造特征
野外地质调查表明，新华夏构造体系的“米字型”结构(图 5)的地质特征表现如下。
![]()
图 5 新华夏构造体系结构面组成的“米字型”示意图[25]1—新华夏系主干压扭性构造岩带；2—“泰山式”压扭性构造岩带；3—“大义山式”张扭性构造岩带；4—“长江式”张性构造岩带；5—新华夏系区域反钟向应力场示意Figure 5. Schematic diagram of "米-type" formed by structural plane of Neo-Cathaysian Tectonic System(1) 新华夏主干构造：NE25°~30°方向大型褶皱、隆起带和沉降带及伴生的压扭构造岩相带；以整体挤压变形为特征，生成时期跨度在印支—燕山运动以来，其中强烈活动时代集中于120~140 Ma。
(2) 泰山式构造：早期表现为NEE75°左右扭性褶皱和断裂构造岩相带；压剪变形；活动时代为140~203 Ma；晚期表现为NEE75°左右的断裂构造岩相带，体现为花岗岩带、断陷盆地的线性展布；压剪变形；活动时代为100~120 Ma。
(3) 大义山式构造：NNW345°左右的扭性断裂构造岩相带；张剪变形；活动时代与泰山式和长江式构造活动相近，较晚期构造以岩浆活动为主，控制雁列构造和岩脉的分布。
(4) 长江式构造：早期显示为NWW290°~300°左右的张性断裂构造-岩相带，张裂变形，具有规模性的岩浆侵入，活动时代为130~144 Ma。晚期长江式构造：NWW295°~300°向张性断裂带，活动时期为100~120 Ma。
3.2 新华夏系“米字型”构造的形成阶段及其控矿作用
大量野外地质调查和观察结果表明，新华夏系“米字型”构造的形成包括如下阶段：①第一期，共轭构造发育阶段，NNW向(大义山式)张扭断裂和NEE向(泰山式)压扭构造；②第二期，主压扭构造发育阶段，由NNE向断裂带构成新华夏构造体系的主压扭带，形成“三隆三拗格局”；③第三期，横张构造发育阶段，发育NWW向(长江式)的张裂构造。
以构造体系“米字型”构造分布特征为指导，在综合考虑玲珑矿田构造变形岩相带的分布特征、构造活动的阶段性，以及叠加成矿等因素的基础上，将含矿构造岩相带的形成划分为3期：早期NEE向、中期NE向、晚期NNE向，分别对应新华夏构造体系演化的第一、第二阶段及两者之间的过渡阶段，其中，NEE向构造对应“泰山式”构造；NNE向构造对应新华夏主干构造，该期构造切割了NEE向构造；而NE向构造则是NNE向构造对NEE向构造的改造。新华夏构造体系的第三阶段，在本区发育不强。
4. “岩浆核杂岩隆起-拆离凹陷构造”模式对玲珑矿田的控制作用
前人研究结果表明，玲珑金矿成矿时代集中在晚白垩世[26]。该期成矿构造环境恰为新华夏构造体系控制，也是岩浆核杂岩隆起-拆离构造发育时期[27]。
玲珑矿田矿脉及控矿构造的发育特征符合“岩浆核杂岩隆起-拆离带”成矿模型[20]。而拆离-滑脱带作为矿化的主要分布位置，其主要的容矿构造为晚期的脆性构造，也分布在拆离-滑脱带中(图 6)。
![]()
图 6 玲珑矿田拆离-滑脱构造模式图(据参考文献[27]修改)1—剪切相-玲珑型似片麻状花岗岩；2—引张相-栾家河型中粗粒二长花岗岩；3—挤压相-郭家岭型花岗岩；4—矿体(玲珑式-石英脉型金矿、焦家式-蚀变岩型金矿)；5—拆离断层滑动方向；6—断裂带；7—片麻理Figure 6. Diagram of detachment-slip tectonic pattern of the Linglong orefield随着岩浆核杂岩的逐步隆起，构造应力场自西向东推进、演化，发生多次叠加，成矿深度也逐步加大，这也是“深部第二富集带”得以发育的主要控制因素。
因此，矿田东部破头青断裂带应作为下一步的首要找矿目标。拆离断层在剖面上呈“铲式”形态(图 6)，金矿体受断裂带控制，并呈现出“阶梯式”成矿规律，深部存在“第二富集带”，靠近拆离-滑脱带的原有矿体的深部延伸方向亦为找矿重点区段。
5. 玲珑矿田深部找矿预测
玲珑金矿田各个矿段的矿体分布、矿物组合、矿石结构构造、成矿时代、成矿物质来源、流体特征、成矿物理化学条件等，已有大量的研究成果，在此不予赘述。但是，关于其成矿深度、剥蚀深度、保留深度等与找矿预测有直接关系的关键问题，还缺少系统的研究。
5.1 玲珑矿田的成岩成矿深度
(1) 成岩深度
对胶东西北部地区不同岩体成岩深度的研究，有利于分析岩浆核杂岩系统的隆起与剥蚀问题。用黑云母全铝压力计方法的计算结果表明[28]，玲珑花岗质杂岩成岩压力为41.8~240.7 MPa，平均为140.9 MPa，相应的成岩深度范围为1.58~9.09 km，平均成岩深度为5.32 km。其中，玲珑岩体的成岩深度为3.85~8.13 km，平均为5.86 km；栾家河岩体的成岩深度为2.34~9.09 km，平均为6.83 km；郭家岭岩体的成岩深度为2.35~8.21 km，平均为4.52 km。
从计算结果看，玲珑岩体与栾家河岩体的成岩深度和成岩时代非常接近，显示其密切的隆起相关性；而郭家岭岩体的成岩深度较浅，显示前2期花岗岩形成后一直处于隆升剥蚀状态。
(2) 成矿深度
玲珑矿田的成矿深度问题一直是研究热点，采用的方法也不相同，包括流体包裹体法、地温梯度法和构造校正法。同一矿区，不同方法获得的深度数据差别很大(表 1)。
表 1 玲珑矿田成矿深度汇总Table 1. Summary of metallogenic depth data of the Linglong orefield矿段或采样位置 成矿深度估算 文献 发表时间 所用方法 大开头 1.624 km [29] 1993 未找到对应文献 玲珑金矿；玲珑西山 572~1418 m；0.906 km [30] 1994 流体包裹体 玲珑西山108脉；九曲47号脉 3.415 km；3.072 km [31] 1999 成矿温度(爆裂法和均一法) 胶西北金矿 10.9~14.7 km [32] 2007 流体包裹体 玲珑金矿52号脉群 5~12.7 km，集中在6.8~9.5 km [33] 2009 CO2三相流体包裹体压力估算 胶西北金矿 0.548~4.532 km，平均深度1.939 km，成矿峰值为2.5 km [34] 2009 综述总结性质 胶东西北部金矿床 上限2~3 km；下限5~8 km [35] 2011 综述总结性质 胶西北金矿 胶西北地区金矿最大成矿深度为7.6 km [36] 2016 地温梯度法 破头青NE向带较早成矿阶段； 3654.97 m； [8] 1995 构造校正法 破头青NE向带较晚成矿阶段； 1090.97 m； 西山NEE向带108号脉； 1914.42 m； 九曲蒋家NNE向带 720.55 m 大开头 2494.7 m；2711.8 m；2831.3 m；3042.2 m [24] 2018 构造校正法 从表 1可以看出，对九曲矿区、大开头矿区和台上矿区进行的成矿深度估算结果[24, 29, 31]，与吕古贤对玲珑金矿田成矿深度估算结果3.5~1.0 km相符[7-10]。按现代成矿理论分析，金矿最大成矿空间约10~12 km，推测该区深部尚有6 km左右热液成矿空间。由此推测，破头青构造带深部成矿前景良好。
目前，玲珑矿田东部几个矿段的开采深度皆在-1000 m以内。本次统计结果表明，在-1000 m以下仍然具有很大的找矿前景，为矿田东部矿区的深部找矿预测提供了数据支持。近年来，深部勘探成果也证实了这一认识[37-41]。
5.2 玲珑矿田的剥蚀深度
目前，裂变径迹法已成为研究区域隆升与剥蚀的有效手段之一，可以获得剥蚀量、剥蚀速率等定量数据。采用磷灰石裂变径迹法，对胶东西北部地区的剥蚀深度进行较系统的研究[28, 34, 42]，获得的玲珑矿田东部地区岩体剥蚀速率为0.032~0.035 mm/a，结合该地区样品获得的裂变径迹年龄，得出研究区剥蚀深度为2.6~3.1 km。按照剥蚀2.5 km左右的结论计算，预测深部矿化空间可能大于4 km。
统计分析表明，研究区大部分金矿形成于约2.5 km的深度，与本区金成矿后的整体剥蚀量相当。这也是本区蕴藏巨大黄金储量的重要原因，即不仅有优良的成矿条件，同时具备良好的保存条件。
5.3 玲珑矿田深部第二富集带的分布规律
5.3.1 深部第二富集带的总体分布特征
用构造校正法获得的测算结果表明，玲珑金矿田早期NE向构造变形岩相带相对形成深度约为3454.9 m，NEE向构造变形岩相带形成深度约为1914.4 m；其后，NE向构造变形岩相带形成深度由1090.9 m，NNE向构造变形岩相带形成深度720.5 m左右，依次变小。这种用“构造校正”方法实际测估的深度变化趋势，与区域大地构造研究的认识一致，即与“岩浆核杂岩隆起-拆离带构造控矿模式”吻合，说明本区金的成矿作用与燕山晚期基底逐渐上隆相关。即使考虑到地形、后期构造、地质作用对捕获压力的影响等因素，玲珑矿田仍然表现出主要在约3000 m以浅的上部地壳形成的特征。
总体可见，石英脉-蚀变岩型金矿的主要成矿深度在1500~2500 m范围，集中于2500 m左右，属中浅成矿床。矿田东部遭剥蚀的矿量少，深部资源保有量很大。这些隐伏矿床，在不同构造变形岩相带中的分布深度并不相同。通过构造校正测算和其他地物化资料分析，破头青—大开头一带213 Ma时的构造变形岩相带蚀变矿化作用的形成深度约为3454.97 m；100.28 Ma，西山矿区NEE向构造变形岩相带在深度1912 m形成；80.67 Ma，NE向构造变形岩相带在1091 m深处成矿；而71.89 Ma，形成了当时距地表720 m处的现今地表矿化构造变形岩相带，阜山矿段目前主要矿量发育在现今地表以下600 m左右。
以上主要认识和预测意见，是在20世纪80年代中期初步完成的，在1992年的预测报告里，吕古贤指出了各带深部第二富集带的赋存深度范围，预测远景储量在250 t以上。并向当时的招远金矿提出了“抓东山(NE向构造矿化富集带)、探九曲(NNE向构造矿化富集带)、保西山(NEE向构造矿化富集带)的总体战略布局”的建议。矿山领导和技术人员非常重视，将其应用于玲珑矿田地质勘查规划，起到了科技引领的作用。历年布置探矿工程进行预测靶区验证，在深部富集带取得了显著的地质找矿效果。特别是东风矿段100多吨隐伏矿床的揭露，充分证明预测工作的前瞻意义。
玲珑矿田近年的深部见矿状况是，NE带见矿较深且深部延伸大，与地质构造多期活动和性质有关；西山深部见矿不好，早期开采的富矿脉多在浅部，且多局限于近玲珑断裂附近，也与上述的推测总体上吻合。
5.3.2 各矿段深部第二富集带的分布特征
胶西北地区主要矿床在-300~-500 m区段较普遍发育无矿段或弱矿化带，以此深度作为划分矿体浅部第一矿化富集带与深部第二矿化富集带的分界。浅部第一矿化富集带、弱矿化带与深部第二矿化富集带之间，没有明显统一的划分界线。前人所指的浅部矿床(体)与深部矿床(体)，主要考虑的是只有部分矿区完成了深部系统勘查工作[43]。胶西北矿床开发深度多为-300~-500 m标高，部分矿床浅部矿体尖灭后，下部矿体再现的深度多为-300~-500 m标高。但是，目前见矿深度已经超过1000 m，因此，是否存在第三、第四矿化富集带的问题，尚待深部详查勘探结果。
玲珑矿田各构造变形岩相带的矿化富集地质特征明显不同，其深部第二富集带发育和赋存深度也不一样。根据前期研究成果，估测不同方向构造变形岩相带的第二富集带赋存深度：NEE带在-200 m以下，NE带在-400 m以下，NNE带在-600 m以下。在玲珑矿田的西侧，望儿山、新城、焦家、夏甸等矿山已经在-300 m左右无矿段或弱矿化段之下的深部揭露了第二富集带。目前，三山岛等千吨级金矿的深孔也已经在1000~3500 m深处揭露到矿体[14-15]。
(1) 西山矿段深部第二富集带
西山矿段主要发育NEE向的构造变形岩相带，大部分矿段叠加矿化富集的特点不明显，仅在靠近玲珑断裂发育叠加富集作用，其他区段基本为一期成矿。如果发育深部第二富集带，其出现的部位可能接近玲珑断裂带，且赋存深度至少在-200 m以下或更深。由此看，本带的形成深度较大(1914.42 m)，成矿时代较早(100.28 Ma)，且成矿期次单一，剥蚀量大，资源前景不乐观。但是，矿田西部玉皇顶断裂带尚未进行过勘查和调查，其资源潜力不宜过早定论。
(2) 东山矿段深部第二富集带
主要为NE向的构造变形岩相带，位于东山-大开头-九曲区段，特别是九曲蒋家断裂以东地区，发育深部第二富集带，具有良好的找矿远景。矿区在0 m以上为浅部矿化富集带，之下到-400 m范围内矿化相对贫乏，大部分低于边界品位。但深部采矿和钻探资料表明，在-400 m之下矿化厚度趋于稳定且品位变高，已经揭露到第二富集带的存在[44]。NE带的形成时代有多期(213 Ma、121 Ma和81 Ma)，且受多个方向的构造成矿作用叠加，在不同深度空间(3454 m和1000 m)发生了多期成矿作用，深部蕴藏着巨大的金矿资源潜力。
该矿段主矿体受招平滑脱-拆离带控制，在-200 m标高以上，矿体沿走向延长超过1000 m。除13号勘探线外，均出现弱矿化带，向深部尖灭。-200~-300 m标高，矿体沿走向延伸小于200 m。-300 m标高以下，沿走向延伸超过500 m，但向深部延伸至-800 m未尖灭，推测其深度超过2.5 km。
(3) 九曲-大开头矿段深部第二富集带
主要发育NNE向构造变形岩相带，相当于九曲蒋家断裂的下盘区带。测算结果表明，成矿时期(71 Ma)上覆岩石厚度仅700 m左右，说明NNE向构造变相岩相带为浅成矿床，深部矿体具有良好的保存条件。根据深达200 m左右的勘探资料和浅部矿化富集规律分析，推测第二富集带出现在-600 m以下的深处。前些年，地勘单位在深600 m以下已探明多层“焦家式”黄铁绢英岩矿层。由于成矿期较晚，保存条件好，综合考虑“入”字形构造控矿规律，其深部找矿远景极为可观。
5.4 玲珑矿田找矿方向
5.4.1 玲珑矿田的深部成矿边界
结合前文对玲珑金矿田“岩浆核杂岩隆起-拆离带构造”控矿规律的研究结果，建立了从区域上矿田-矿脉-矿体等一系列预测指标，限定了成矿边界。
(1) 区域预测方向：胶东地区金矿均发育于岩浆核杂岩隆起的边部拆离带下盘，为热液蚀变发育区段，具有较大的成矿潜力。
(2) 胶东金矿深部第二富集带的预测：在对研究区成岩深度、成矿深度和剥蚀深度综合分析的基础上，可依据成矿空间深度范围推算深部第二富集带的发育情况，推算下部成矿空间深度范围，对于勘探性钻孔的安排具有重要意义。
(3) 矿田预测：以矿田内一级构造为基础，调查热液蚀变成矿期次和叠加的成矿作用，评价成矿期构造变形岩相带；玲珑矿田东部大开头与九曲矿段，为破头青断裂构造蚀变带与九曲蒋家断裂构造蚀变带的复合部位，构造破碎严重，成矿构造相对发育。
(4) 矿区预测：选择构造交汇、复合及叠加区段，重点勘查宽大的构造变形岩相带。
(5) 矿化边界预测：依据弱钾长石化带与未蚀变花岗岩的边界，确定构造变形岩相带的分布宽度范围，进而依据蚀变空间边界圈定隐伏矿体的平面及剖面边界。
(6) 矿脉和矿脉群预测：预测指标是黄铁绢英岩带与强钾长石化带，进一步依据断裂发育情况圈定矿脉和矿脉群。
(7) 矿体延伸三维分布评价：根据构造变形岩相带的倾角推断矿体深部延伸方向，按照中段矿化蚀变的走向变化推断矿体走向延伸，结合构造变形岩相带上的矿体侧伏规律，圈定深部预测靶区。
5.4.2 矿田东区深部找矿预测
矿田东部是多期、多方向和多种成矿构造的复合部位，深部成矿规律复杂，NE向构造变形岩相带的深部成矿潜力巨大，该区是今后主要的金矿资源接替和开采区段。
在大开头-九曲矿段-700 m标高以下，对隐伏成矿空间进行预测：通过地表构造变形岩相填图可知，矿田内蚀变范围最宽可达2.5 km，因此将破头青断裂带及九曲蒋家断裂带下盘2.5 km距离作为构造变形岩相带范围。如图 7所示，以大开头矿段典型勘探线剖面为例，深部中段构造变形岩相带填图显示，大开头深部175号支脉矿化蚀变带倾向NW，倾角近75°，向NE侧伏成矿。依据石英脉的倾向延伸与蚀变边界的几何关系确定其成矿下界，可知175支脉成矿最深可至-1600 m。
![]()
图 7 大开头矿段典型勘探线剖面深部矿化蚀变带空间预测图(据参考文献[24]修改)Figure 7. Spatial prediction map of deep mineralization alteration zone along the geological section of typical exploration line in the Dakatou ore block如上所述，大开头矿区成岩深度校正结果在2.4~3 km范围内，结合前人对成矿期磷灰石裂变径迹研究结果，在玲珑矿田的剥蚀深度为2.6~3.1 km。因此，推测浅部已开采部分仅为成矿时的2.4~3.1 km深度。最新研究结果表明，前苏联科拉半岛超深钻孔SG-3的太古宙含金岩石赋存深度为9500~11000 m，其中9052~10744 m之间是金矿化带，在石英流体包裹体中发现了极高浓度(平均750×10-6，最高6000×10-6)的纳米金颗粒[45]。由此推测，玲珑矿田矿体被剥蚀的仅为地表浅部部分，深部还有约6 km的可成矿空间。
5.4.3 矿田外围的找矿方向
(1) 玲珑矿田破头青断裂和九曲蒋家断裂向北东和南西向继续延伸，但两侧地质工作相对薄弱。结合区域成矿学和玲珑矿田矿化特征综合分析，认为上述2条断裂延伸的北东和南西区域还存在很大的找矿远景。
(2) 九曲蒋家断裂下盘向次级断裂、裂隙在地表陆续出露，组合形式与九曲北双顶矿段似网格状构造系统相似[46]，结合玲珑矿田矿体呈NE向侧伏的趋势，推测该地段深部形成较大规模的含金石英脉型矿体和过渡型矿体的可能性很大。近期研究认为，玲珑矿田九曲蒋家断裂带和破头青断裂带属同期构造、同一性质成矿流体、壳幔混合的中低温热液矿床，均为招平断裂带北段的分支控矿断裂带；通过对比含矿碎裂岩带宽度和探获金资源量，证实九曲蒋家断裂带规模及含矿性均强于破头青断裂带，九曲蒋家断裂带为招平断裂带北段最主要的控矿断裂，九曲蒋家断裂带深部是今后的重点找矿方向[40-41]。
(3) 玲珑矿田西部数十平方千米范围开发程度较低，仅有小规模的开采，有望在该区域找到一定规模的含金石英脉型矿体。
6. 结论
(1)“构造变形岩相带”填图方法，把几米至十几米宽度的“就矿找矿”标志尺度，发展到几百米~几千米宽度的矿田级中尺度大范围和远矿的找矿标志。该方法的创立和应用，显著扩大了找矿标志，在老矿区深部及外围的找矿预测中具有较强的实用性。
(2) 玲珑矿田各矿段具有相似的构造变形岩相分带规律，未来的找矿工作要关注晚期NNE向构造变形岩相带，以及被改造的NEE—NE向复合变形岩相带。将矿田东部和东南部作为找矿远景区，在深部构造变形岩相带控制的范围内寻找隐伏矿体。
(3) 基于成矿深度的构造校正方法测算结果，玲珑金矿田属于中浅成矿床，因此，在深部矿化薄弱带(区域上-300~400 m)之下可能发育第二或第三个金矿富集带。
致谢: 岩体成因与陕西省矿产地质调查中心张亚峰高级工程师进行了有益的探讨，审稿专家对文稿提出了宝贵的修改意见及建议，在此一致表示衷心的感谢。 -
![]()
![]()
图 2 金格岩体地质简图(据参考文献1修改)
1—岩体界线及代号；2—脉动/断层界线；3—采样位置；4—三叠纪岩体；5—石炭纪岩体；6—泥盆纪岩体；7—红山嘴组；8—苏普特岩群；9—泥盆纪斜长花岗岩/英云闪长岩；10—泥盆纪花岗闪长岩；11—泥盆纪石英闪长斑岩
Figure 2. Simplified geological map of the Jin'ge plagiogranite
![]()
图 3 金格斜长花岗岩野外照片(a、b)和显微岩相照片(c、d)
Pl—斜长石；Q—石英；Hb—角闪石；Bi—黑云母
Figure 3. Outcrop photographs (a, b) and microscopic photographs (c, d)of the Jin'ge plagiogranite
![]()
图 4 金格斜长花岗岩锆石阴极发光（CL）图像及年龄值
Figure 4. CL images for zircons and U-Pb ages of the Jin'ge plagiogranite
![]()
图 5 金格斜长花岗岩锆石U-Pb谐和图(a)和206Pb/238U年龄加权平均值图(b)
Figure 5. LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia diagram and 206Pb/238U ages of the Jin'ge plagiogranite
![]()
![]()
图 9 （Y+Nb）-Rb图解(a)和Y-Nb图解(b)(底图据参考文献[71])
ORG—洋中脊花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩
Figure 9. Diagrams of (Y+Nb)-Rb (a) and Y-Nb (b)
表 1 金格岩体斜长花岗岩(D1703/1RZ) LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果
Table 1 Isotopic analyses of LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb ages of the Jinge plagiogranite(D1703/1RZ)
下载: 导出CSV
表 2 金格斜长花岗岩主量、微量和稀土元素分析结果
Table 2 Major, trace elements and REE analyses of the Jin'ge plagiogranite
样品 D1703/1 D1703/2 D1703/3 PM16/15 PM16/16 SiO2 72.55 74.15 74.21 77.41 77.20 TiO2 0.37 0.10 0.33 0.17 0.17 Al2O3 15.03 15.30 13.98 12.46 12.11 Fe2O3 0.48 0.04 0.60 0.79 1.72 FeO 1.67 0.86 1.67 0.70 0.40 MnO 0.02 0.01 0.03 0.01 0.02 MgO 0.83 0.18 0.62 0.38 0.49 CaO 4.09 2.64 3.33 0.31 0.36 Na2O 5.01 6.11 4.94 6.63 6.04 K2O 0.32 0.43 0.24 0.52 0.95 P2O5 0.08 0.13 0.08 0.03 0.03 烧失量 0.12 0.19 0.32 0.06 0.10 总计 100.57 100.14 100.35 99.47 99.59 σ 0.96 1.37 0.86 1.49 1.43 AR 1.77 2.15 1.85 3.54 3.55 A/CNK 0.94 1.00 0.97 1.04 1.04 A/NK 1.75 1.45 1.67 1.09 1.10 Mg# 47.22 27.36 40.06 49.42 68.80 SI 9.98 2.36 7.68 4.21 5.10 Y 39.20 17.90 44.30 64.60 62.80 La 88.60 13.90 78.80 34.20 32.00 Ce 157.00 25.20 142.40 78.90 70.60 Pr 19.20 3.20 18.00 9.41 8.62 Nd 69.40 12.10 64.40 37.90 34.70 Sm 12.50 2.81 13.40 8.71 8.09 Eu 2.16 0.47 3.85 1.23 1.12 Gd 10.70 2.55 12.20 8.83 8.39 Tb 1.45 0.46 2.02 1.64 1.52 Dy 6.78 2.52 9.35 10.10 9.76 Ho 1.43 0.58 1.77 2.05 2.07 Er 3.58 1.64 4.11 6.48 6.43 Tm 0.49 0.24 0.60 0.98 0.97 Yb 2.99 1.52 3.48 6.42 6.55 Lu 0.45 0.23 0.51 0.98 0.98 δEu 0.56 0.53 0.90 0.42 0.41 ∑REE 376.73 67.42 354.89 207.83 191.80 (La/Yb)N 20.02 6.18 15.30 3.60 3.30 (La/Sm)N 4.46 3.11 3.70 2.47 2.49 (Gd/Yb)N 2.90 1.36 2.84 1.11 1.04 P 440 729.9 535.3 131 134 Ti 1396 547.8 1101.4 1020 1020 Cr 13.7 11 11.6 4.41 3.37 Zn 16.7 10.3 14.1 11.3 12.6 Ga 16 12.5 17.4 17.9 18 Sr 396 398.5 490.8 67.9 55.1 Zr 212 59.5 194.9 220 207 Ba 163 149.7 107.1 88.1 137 Rb 47.2 57.6 29.1 12.5 15.8 Th 15.9 8.7 11.7 10.9 12.2 U 1.51 1.37 2.36 1.1 1.26 Co 1.87 0.98 1.54 0.85 1.69 Ni 6.68 8.39 6.43 0.78 0.64 Nb 17.4 16.4 16.6 11.8 12.7 Ta 1.21 2.35 0.87 0.99 1.06 注：σ=(Na2O+K2O)2/(SiO2-43)；AR=(MgO+CaO+Na2O+K2O)/ (MgO + CaO- Na2O-K2O)；A/CNK=摩尔Al2O3/(CaO + Na2O+ K2O)，A/NK=摩尔Al2O3/(Na2O + K2O)；Mg# =100 ×Mg2+/(Mg2++ TFe2+)，SI=100×MgO/(MgO+FeO+ Fe2O3+Na2O+K2O)。主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6
下载: 导出CSV
-
Sengör A M C, Natal' in B A, Burtman V S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia[J]. Nature, 1993, 364(22):299-307. doi: 10.1038/364299a0
Xiao W J, Windley B F, Badarch G, et al. Palaeozoic accretionary and convergent tectonics of the southern Altaids:implications for the growth of Central Asia[J]. Journal of the Geological Society, 2004, 161:339-342. doi: 10.1144/0016-764903-165
Handy M R, Schmid S, Bousquet R, et al. Reconciling platetectonic reconstructions of Alpine Tethys with the geologicalgeophysical record mantle[J]. Geology, 2010, 39:155-158. doi: 10.1016/j.earscirev.2010.06.002
Zheng Y F. Metamorphic chemical geodynamics in continental subduction zones[J]. Chem. Geol., 2012, 328:5-48. doi: 10.1016/j.chemgeo.2012.02.005
Song S G, Niu Y L, Su L, et al. Continental orogenesis from ocean subduction, continent collision/sunduction, to orogen collapse, and orogrn recycling:The example of the North Qaidam UHPM belt, NW China[J]. Earth-Sci. Rev., 2014, 129:59-84. doi: 10.1016/j.earscirev.2013.11.010
宋述光, 王梦珏, 王潮, 等.大陆造山带碰撞-俯冲-折返-垮塌过程中岩浆作用及大陆地壳净生长[J].中国科学:地球科学, 2015, 45(7):916-940. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK201507003.htm Windley B F, Krner A, Guo J H, et al. Neoproterozoic to paleozoic geology of the Altai orogen, NW China:new zircon age data and tectonic evolution[J]. The Journal of Geology, 2002, 110:719-737. doi: 10.1086/342866
曾乔松, 陈广浩, 王核, 等.阿尔泰冲乎尔盆地花岗质岩体的锆石SHRIMP U-Pb定年及其构造意[J].岩石学报, 2007, 23(8):1921-1932. doi: 10.3969/j.issn.1000-0569.2007.08.013 王涛, 童英, 李舢, 等.阿尔泰造山带花岗岩时空演变、构造环境及地壳生长意义——以中国阿尔泰为例[J].岩石矿物学杂志, 2010, 29(6):595-618. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2010.06.002 邓晋福, 冯艳芳, 狄永军, 等.古亚洲洋构造域侵入岩时-空演化框架[J].地质评论, 2015, 61(6):1211-1224. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DZLP201506003.htm 章享云, 王根厚, 赵军, 等.阿尔泰乌希里克地区满克依顶萨依岩体地球化学特征、形成时代及其构造环境[J].地质通报, 2016, 35(8):1376-1387. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2016.08.017 付超, 李俊建, 唐文龙, 等.蒙古戈壁阿尔泰巴音陶勒盖地区二长花岗岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义[J].地质通报2016, 35(4):565-571. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2016.04.011 王中刚, 赵振华, 邹天人.阿尔泰花岗岩类地球化学[M].北京:科学出版社, 1998:1-152. Wang T, Hong D W, Jahn B M, et al. Timing, Petrogenesis, and Setting of Paleozoic Synorogenic intrusions from the Altai Mountains, Northwest China:implications for the tectonic evolution of an accretionary Orogen[J]. Journal of Geology, 2006, 114:735-751. doi: 10.1086/507617
陈汉林, 杨树锋, 厉子龙, 等.阿尔泰晚古生代早期长英质火山岩的地球化学特征及构造背景[J].地质学报, 2006, 80(1):38-42. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dizhixb200601005 童英.阿尔泰造山带晚古生代花岗岩年代学、成因及其地质意义[D].中国地质科学院博士学位论文, 2006: 12-101. 童英, 王涛, 洪大卫, 等.中国阿尔泰北部山区早泥盆世花岗岩的年龄、成因及构造意义[J].岩石学报, 2007, 23(8):1933-1944. doi: 10.3969/j.issn.1000-0569.2007.08.014 李会军, 何国琦, 吴泰然, 等.阿尔泰-蒙古微大陆的确定及其意义[J].岩石学报, 2006, 22(5):1369-1379. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200605025 李会军, 何国琦, 吴泰然, 等.中国阿尔泰早古生代后碰撞花岗岩的发现及其地质意义[J].岩石学报, 2010, 26(8):2445-2451. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201008017 杨富全, 毛景文, 闫升好, 等.新疆阿尔泰蒙库同造山斜长花岗岩年代学、地球化学及其地质意义[J].地质学报, 2008, 82(4):485-499. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DZXE200804006.htm 孙桂华, 李锦轶, 杨天南, 等.阿尔泰山脉南部线性花岗岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义[J].中国地质, 2009, 36(5):976-987. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2009.05.003 柴凤梅, 毛景文, 董连慧, 等.阿尔泰南缘克朗盆地康布铁堡组变质火山岩年龄及岩石成因[J].岩石学报, 2009, 25(6):1403-1415. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200906011 柴凤梅, 董连慧, 杨富全, 等.阿尔泰南缘克朗盆地铁木尔特花岗岩体年龄、地球化学特征及成因[J].岩石学报, 2010, 26(2):2946-2958. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201002002 刘国仁, 董连慧, 高福平, 等.新疆阿尔泰克兰河中游泥盆纪花岗岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄及地球化学特征[J].地球学报, 2010, 31(4):519-531. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqxb201004004 张志欣, 杨福全, 柴凤梅, 等.阿尔泰南缘乌吐布拉克铁矿区花岗质岩石年代学及成因[J].地质论评, 2011, 57(3):350-365. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzlp201103005 张亚峰, 蔺新望, 郭岐明, 等.阿尔泰南缘可可托海地区阿拉尔花岗岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb定年、岩石地球化学特征及其源区意义[J].地质学报, 2015, 89(2):339-354. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dizhixb201502010 王春龙, 秦克章, 唐冬梅, 等.阿尔泰阿斯喀尔特Be-Nb-Mo矿床年代学锆石Hf同位素研究及其地质意义[J].岩石学报, 2015, 31(8):2337-2352. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-YSXB201508015.htm 宋鹏, 童英, 王涛, 等.阿尔泰东南缘泥盆纪花岗质岩石的锆石U-Pb年龄、成因演化及构造意义:钙碱性-高钾钙碱性-碱性岩浆演化新证据[J].地质学报, 2017, 91(1):55-79. doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2017.01.004 Condie K G. Plate Tectonics and Crustal Evolution[M]. Pergamon: 1982, 1-310.
Maniar P D, Piccoli P M. Tectionic discrimination in of granitoids[J]. Geol. Soc. Am. Bull., 1989, 1:635-643.
Barbarin B. A review of the relationships between granitiod types, their origins and their geodynamic environments[J]. Lithos, 1999, 46:605-625. doi: 10.1016/S0024-4937(98)00085-1
邓晋福, 罗照华, 孙尚国, 等.岩石成因、构造环境与成矿作用[M].北京:地质出版社, 2004:1-381. 邓晋福, 肖庆辉, 孙尚国, 等.火成岩组合与构造环境:讨论[J].高校地质学报, 2007, 13(3):392-402. doi: 10.3969/j.issn.1006-7493.2007.03.009 冯艳芳, 邓晋福, 肖庆辉, 等. TTG岩类的识别:讨论与建议[J].高校地质学报, 2011, 17(3):406-414. doi: 10.3969/j.issn.1006-7493.2011.03.005 何国琦, 韩宝福, 岳永君, 等.中国阿尔泰造山带的构造分区和地壳演化[C]//新疆地质科学(第2辑).北京: 地质出版社, 1990: 14-25. Li J Y, Xiao W J, Wang K Z, et al. Neoproterozoec-Paleozoic tectonostratigraphy, magmatic activities and tectonic evolution of eastern Xinjian, N W China[C]//Mao J W, Goldfarb S, Wang X, et al. Tectonic Evolution and Metallogeny of the Chinese Altay and Tinanshan. IACOD Cuidebook Series, 2003, 10: 31-74.
Anderson T. Correction of common Pb in U-Pb analyses that do not report 204Pb[J]. Chemcal Geology, 2002, 192(12):59-79. doi: 10.1016/S0009-2541(02)00195-X
Ludwig K R. Isoplot/Ex, Version 2. 49. A Geochronological Tool kit for Microsoft Excel[J]. Berkeley: Berkeley Geochronology Center Special Publication, 1999: 1: 47.
Yuan H L, Gao S, Liu X M, et al. Accurate U-Pb age and trace element determinations of zircon by laser ablation-inductively coupled plasma-mass spectrometry[J]. Geostandards and Geoanalytical Research, 2004, 28(3):353-370. doi: 10.1111/j.1751-908X.2004.tb00755.x
Rubatto D. Zircon trace element geochemistry:Paritioning with garnet and the link between U-Pb ages and metamorphism[J]. Chemcal Geology, 2002, 184:123-138. doi: 10.1016/S0009-2541(01)00355-2
吴元保, 郑永飞.锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约[J].科学通报, 2004, 49(16):589-1604. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/kxtb200416002 Peccerillo A, Taylor S R. Geochemistry of Eocene Calc-alkaline rolcanic rocks from the kastamonu area, nortnern Turkey[J]. CMP, 1976, 58:63-81. doi: 10.1007/BF00384745
Rickwood P C. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides for major and minor element[J]. Lithos, 1989, 22:246-263. doi: 10.1016/0024-4937(89)90028-5
Taylor S R, Mclenann S M. The continental crust:Its composition and evolution[M]. Blackwell:Oxford Press, 1985:1-312.
Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[J]. London:Geological Society Special Publication, 1989, 42:313-345. doi: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
牛贺才, 于学元, 许继峰, 等.中国新疆阿尔泰晚古生代火山作用及成矿[M].北京:地质出版社, 2006. 肖序常, 汤耀庆, 冯益民, 等.新疆北部及其邻区大地构造[M].北京:地质出版社, 1992:1-171. 袁峰, 周涛发, 岳书仓.阿尔泰诺尔特地区花岗岩形成时代及成因类型[J].新疆地质, 2001, 19(4):292-296. doi: 10.3969/j.issn.1000-8845.2001.04.013 张亚峰, 蔺新望, 郭岐明, 等.阿尔泰南缘可可托海地区二厂房岩体LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、岩石成因及其地质意义[J].岩石矿物学杂志, 2014, 33(1):13-28. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2014.01.002 张亚峰, 蔺新望, 王星, 等.阿尔泰造山带南缘昆格依特岩体锆LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学、岩石成因及其地质意义[J].现代地质, 2014, 28(1):16-28. doi: 10.3969/j.issn.1000-8527.2014.01.002 童英, 王涛, 洪大卫, 等.阿尔泰造山带西段同造山铁列克花岗岩体锆石U-Pb年龄及其构造意义[J].地球学报, 2005, 26(增刊):74-77. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqxb2005z1026 张海洋, 牛贺才, Hiroaki S, 等.新疆北部晚古生代埃达克岩、富铌玄武岩组合:古亚洲洋板块南向俯冲的证据[J].高校地质学报, 2004, 10(1):106-113. doi: 10.3969/j.issn.1006-7493.2004.01.010 刘伟, 刘丽娟, 刘秀金, 等.阿尔泰南缘早泥盆世康布铁堡组的SIMS锆石U-Pb年龄及其向东向北延伸的范围[J].岩石学报, 2010, 26(2):387-400. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201002003 耿新霞, 杨福全, 柴凤梅, 等.新疆阿尔泰南缘大东沟铅锌矿区火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年及地质意义[J].矿床地质, 2012, 31(5):1119-1131. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2012.05.014 王星, 蔺新望, 张亚峰, 等.阿尔泰诺尔泰地区泥盆纪正格河火山岩的厘定及其地质意义[J].中国地质, 2015, 42(1):180-191. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.01.014 张海祥, 牛贺才, Kentaro T, 等.新疆北部阿尔泰地区库尔提蛇绿岩中斜长花岗岩的SHRIMP年代学研究[J].科学通报, 2003, 48(12):1350-1354. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.2003.12.023 肖庆辉, 邓晋福, 邱瑞照, 等.花岗岩类与大陆地壳生长初探——以中国典型造山带花岗岩类岩石的形成为例[J].中国地质, 2009, 36(3):594-622. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2009.03.008 韩宝福, 何国琦.阿尔泰山南缘泥盆纪火山岩带的大地构造性质[J].新疆地质科学, 1991, 3:89-100. 陈毓川, 叶庆同, 冯京.阿舍勒铜锌成矿带成矿条件和成矿预测[M].北京:地质出版社, 1996:1-85. 王京彬, 秦克章, 吴志亮, 等.阿尔泰山南缘火山喷流沉积型铅锌矿床[J].北京:地质出版社, 1998:18-60. 牛贺才, 许继峰, 于学元, 等.新疆阿尔泰富镁火山岩系的发现及其地质意义[M].科学通报, 1999, 44(9): 1002-1004. 万博, 张连昌.新疆阿尔泰南缘泥盆纪多金属成矿带Sr-Nd-Pb同位素地球化学与构造背景[J].岩石学报, 2006, 22(1):145-152. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200601015 单强, 曾乔松, 罗勇, 等.新疆阿尔泰康布铁堡组钾质和钠质流纹岩的成因及其同位素年代学研[J].岩石学报, 2011, 27(12):3653-3665. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-YSXB201112013.htm 单强, 曾乔松, 李宁波, 等.新疆阿尔泰南缘康布铁堡组钾-钠质流纹岩锆石U-Pb年龄和地球化[J].岩石学报, 2012, 28(7):2132-2144. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201207015 许继峰, 梅厚钧, 于学元, 等.准噶尔北缘晚古生代岛弧中与俯冲作用有关的adakite火山岩:消减板片部分熔融的产物[J].科学通报, 2001, 46(8):684-687. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.2001.08.016 Yuan C, Sun M, Xiao W J, et al. Accretionary orogenesis of the Chinese Altai:Insights from Paleozoic granitoids[J]. Chemical Geology, 2007, 242:22-39. doi: 10.1016/j.chemgeo.2007.02.013
丛峰, 唐红峰, 苏玉平, 等.阿尔泰南缘泥盆纪流纹岩的地球化学和大地构造背景[J].大地构造与成矿学, 2007, 31(3):359-364. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2007.03.014 龙晓平, 袁超, 孙敏, 等.北疆阿尔泰南缘泥盆系浅变质碎屑沉积岩地球化学特征及其形成环境[J].岩石学报, 2008, 24(4):718-732. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200804011 O'Connor J T. A Classification for quartz-rich igneous rocks based on feldspar ratios[J]. U. S. Geol. Survey Professional Paper, 1965, 525B:B79-B84.
赵振华.关于岩石微量元素构造环境判别图解使用的相关问题[J].大地构造与成矿学, 2007, 31(1):92-103. doi: 10.3969/j.issn.1001-1552.2007.01.011 Pearce J A, Harris N B L, Tindle A G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of the granitic rocks[J]. Journal of Petrology, 1984, 25:956-983. doi: 10.1093/petrology/25.4.956
蔺新望, 王星, 赵端昌, 等. 新疆富蕴县阿拉一带1:5万L45E003023、L45E003024、L45E004023、L45E004024、L46E004001五幅区域地质调查报告. 2019.
计量
- 文章访问数:
- HTML全文浏览量: 0
- PDF下载量:
