Geochemical characteristics, zircon U-Pb age and Hf isotope of the gabbro in the Huanghuatan Cu-Ni deposit, Darhan Muminggan Joint Banner, Inner Mongolia
-
摘要:
内蒙古达茂旗黄花滩铜镍矿位于华北克拉通北缘白云鄂博裂谷系，铜镍矿体产出于辉长岩体边缘与片麻岩的接触部位。利用LA-ICP-MS技术测得黄花滩铜镍矿辉长岩锆石206Pb/238U年龄为268.7±1.1 Ma（MSWD=0.44，n=32），限定黄花滩铜镍矿是中二叠世岩浆活动的产物。黄花滩矿区辉长岩具有高Al2O3（17.72%~19.81%）、偏碱性（K2O+Na2O=4.37%~5.09%）、低P2O5（0.28%~0.42%）、低Ti2O（0.83%~1.21%）的特征，属钙碱性系列。岩石稀土元素总量为144×10-6~167×10-6，富集轻稀土元素，（La/Yb）N介于7.43~8.85之间，显弱负Eu异常（δEu=0.84~0.88），微量元素富集大离子亲石元素（Rb、Ba、K、Sr），亏损高场强元素（Nb、Ta、Ti）。锆石εHf（t）变化范围为-17.69~-12.53（平均值为-15.21），二阶段"地壳"Hf模式年龄（tHf2）介于2082~2411 Ma之间。地球化学特征表明，辉长岩源区为大量遭受地壳混染的岩石圈地幔，地壳物质很可能由色尔腾山群岩石部分熔融形成。结合区域构造演化，认为黄花滩辉长岩形成于造山后构造背景，为晚古生代伸展体制下幔源岩浆活动的产物。
Abstract:Located in Darhan Muminggan Joint Banner of Inner Mongolia, the Huanghuatan Cu-Ni deposit is hosted in the contact zone of the gabbro and gneiss which lies in the Bayan Obo rift system on the northern margin of the North China Craton.LA-ICP-MS zircon U-Pb dating of Huanghuatan gabbro yielded a weighted average age of 268.7±1.1 Ma (MSWD=0.44, n=32), which suggests that the Huanghuatan Cu-Ni deposit is a product of Middle Permian magmatic activity.The Huanghuatan gabbro, belonging to calc-alkaline series, is characterized by high Al2O3 (17.72%~19.81%), rich alkali (K2O+Na2O=4.37%~5.09%), low P2O5 (0.28%~0.42%) and low Ti2O (0.83%~1.21%).The REE content ranges from 144×10-6 to 167×10-6, showing strong fractionation between LREE and HREE (LaN/YbN=7.43~8.85), with slightly negative Eu anomalies (δEu=0.84~0.88).The gabbro is distinctively enriched in LILE (Rb, Ba, K, Sr)but depleted in HFSE (Nb, Ta, Ti).The zircons have concentrated negative εHf(t) values (-17.69~-12.53) and two-stage Hf isotopic crust model ages (tHf2=2082~2411 Ma).The geochemical characteristics reveal that the parental magma of Huanghuatan gabbro was derived probably from the mantle, which was subjected to abundant crustal contamination.The crustal materials were probably formed by the partial melting of Sertengshan Group.Combined with the regional tectonic setting, the authors propose that the Huanghuatan gabbro was mantle origin and formed in an extensional regime of the Late Paleozoic.
-
Keywords:
- Cu-Ni deposit /
- LA-ICP-MS /
- Hf isotope /
- zircon U-Pb age /
- lithogeochemistry /
- Huanghuatan /
- Inner Mongolia
-
IOCG型矿床，即铁氧化物-铜-金矿床，指铁氧化物含量大于20%的铜-金矿床，主要分布在澳大利亚、巴西、智利、加拿大、美国、南非等国及中国内蒙古、海南、四川、长江中下游等地。其一般具有规模大、品位高、元素多、埋藏浅、易采选等特点，是近年来颇受国内外矿业界、勘查界、矿床界等地质领域重视的一种矿床组合类型[1-7]。由于IOCG型矿床富含铁氧化物，常缺失硫化物，且蚀变范围广阔，地球物理特征明显(成矿区的磁场和重力效应明显，具有重力高、中-高幅磁异常为标志)。因此，高精度磁测往往是寻找IOCG矿床重要的有效手段之一。
对于磁测数据的处理和解译是找矿预测的重要环节。其中RGIS是中国地质调查局发展研究中心牵头研发的物探重磁电数据处理与解释软件系统。与国内外重磁专业数据处理软件相比，RGIS系统具有重磁数据整理齐备、规范，数据预处理功能丰富，重磁数据处理功能全面、实用，数据范围和格式广泛，输入输出方便、快捷、规范等特点。目前已成为中国用户最多、覆盖面最广、产学研多方应用率最高的物探专业软件，在各类地质矿产和油气勘查与评价工作中发挥着重要作用[8-22]。
为探讨高精度磁测在IOCG型铁矿勘查中的应用效果，本文以智利英格瓦塞铁矿为例，在矿区1:5000地面高精度磁测基础上，利用RGIS软件重点针对中部矿区的磁测数据，进行面积上延、面积下延、精测剖面下延及2.5D反演拟合处理，初步确定了矿体的空间分布，为后期地质找矿勘探工作奠定了很好的基础。同时，通过初步对比海南石碌铁矿，发现IOCG型铁矿皆具有富含铁氧化物的特征，磁场特征明显，因而该方法也可进一步推广应用于中国IOCG型铁矿勘查。
1. 区域地质背景
智利英格瓦塞铁矿位于美洲大陆西缘安第斯褶皱山系南美褶皱带构造区内中生代格拉岛弧弧前盆地。区域出露地层主要为中生界上三叠统—下侏罗统水之歌组、下白垩统大十二弦琴组和查尼拉尔组、上白垩统塞里约斯组、新生界古近系—新近系和第四系。区域构造主要由褶皱和断层构成。其中褶皱主要分布在区域西北部；区域内断裂构造相对发育，主要为SN向断层(区域阿塔卡玛断裂近SN向贯穿本区)，其次为NE向、NW向断层。区域内岩浆活动强烈，主要为燕山期中酸性侵入体，岩体贯穿区域南北，规模巨大，呈岩基产出，出露面积占区域面积30%以上。区域内矿产资源丰富，主要矿种为铜、金、铁。铁氧化物铜金型(IOCG)矿床分布广泛(图 1)。
![]()
图 1 智利英格瓦塞铁矿中部矿区地质图(区域位置图据参考文献[1]修改)Figure 1. Geological map of the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile2. 矿区地质特征
智利英格瓦塞铁矿属于IOCG型矿床，由中部、北部、西南部3个矿区构成，中部矿区是其主要部分，位于智利阿塔卡玛大区巴耶纳尔市英格瓦塞镇北西约1.5 km处，隶属英格瓦塞镇管辖。
矿区地层出露主要为中生界下白垩统大十二弦琴组(其岩性为安山岩)和第四系(冲积物)。矿区地层总体为一单斜构造，走向NE，倾向SE，倾角约为16°，局部有扭曲现象，产状略有变化。由于本区工作程度尚低，未见明显的断裂等构造。区内岩浆岩极发育，主要发育花岗闪长岩岩体、花岗斑岩岩脉及辉石角闪石岩岩体。其中，区内广泛发育花岗闪长岩，其侵入大十二弦琴组中，使地层出露分布较凌乱，同时亦侵入辉石角闪石岩岩体中，野外可见辉石角闪石岩岩体以捕虏体形式赋存于花岗闪长岩岩体中，两者之间界线清晰。辉石角闪石岩主要分布在矿区中部，局部根据含磁铁矿异同，可分为含磁铁辉石角闪石岩、磁铁角闪石岩、角闪磁铁岩。花岗斑岩岩脉主要分布在中部矿区的东北部，总体呈NW向产出，侵入于花岗闪长岩及含磁铁角闪石岩中。此外还出露少量正长岩，呈岩株产出(图 1)。
矿区目前发现4条规模较大的矿体，主要产于含磁铁辉石角闪石岩中，围岩基本为花岗闪长岩。矿体总体呈带状，走向NE，倾向NW，倾角较陡，多70°~90°，单个矿体长约几百米至上千米，宽约几十米至上百米。矿石类型可分为含磁铁辉石角闪石岩、磁铁角闪石岩，含角闪磁铁岩。矿石主要为细粒结构，块状构造。矿石矿物成分较简单，主要为磁铁矿，其次为赤铁矿，局部见孔雀石、蓝铜矿。脉石矿物以角闪、辉石为主。地表浅部围岩矿化与蚀变主要有褐铁矿化、磁铁矿化、赤铁矿化、镜铁矿化、孔雀石化、蓝铜矿化(多在岩石裂隙面发育)、高岭土化、绿泥石化等。
3. 中部矿区磁异常特征
从区域物性参数K(磁化率，单位为4π×10-6SI)和Jr(剩磁强度，单位为10-3A/m)可知，本区花岗闪长岩磁性一般为K=37.5~3046，Jr=14.74~350；花岗斑岩磁性一般为K=23.46~3792，Jr=12.24~228；磁铁角闪石岩为K=2000~120000，Jr=2000~160000；正长斑岩K=0.41~2000，Jr=0.01~30；安山岩K=5~3000，Jr=5~400；含磁铁辉石角闪石岩一般为K=10~10000，Jr=10~3000；辉石角闪石岩一般为K=0.1~1000，Jr=0.1~400。磁性最强的为磁铁角闪石岩，其次为含磁铁辉石角闪石岩，与围岩有明显的磁性差异，因此，本区采用磁法手段勘查非常有效。
根据1:5000地面高精度磁测ΔT等值线图，结合本地区地质及岩石磁性特征，有意义的异常区圈定为大于或等于1600 nT。该工区内的ΔT最大值为5173.3 nT，等值线总体呈NE向延伸。该磁异常区内含7个大于1600 nT的规模较大的磁异常圈，编号分别为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ(图 2)。
![]()
图 2 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT等值线图Figure 2. ΔT contour map of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in ChileⅠ号磁异常位于中部矿区的北部，异常中心ΔT最大值为3273.1 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈NE向，长321 m，短轴最大宽度123 m，规模为40936 m2。该磁异常东南翼等值线较密，梯度变化较大，北西翼梯度变化较小，定性判断引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW向倾斜。
Ⅱ号磁异常位于Ⅰ号磁异常的西南部，异常中心ΔT最大值为2229.3 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈EW向，长轴长340 m，短轴最大宽度为97 m，规模为39856 m2。该磁异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈EW走向、倾角较直立。
Ⅲ号磁异常位于矿区的中西部，异常中心ΔT最大值为2423.8 nT。该异常未完全封闭，长轴呈NE向，长轴长500 m，短轴最大宽度180 m，规模为98163 m2。该异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、倾角较直立。
Ⅳ号磁异常位于Ⅲ号磁异常的南部，异常中心ΔT最大值为2814.6 nT。该磁异常呈不规则长圆状，长轴呈NE向，长370 m，短轴最大宽度120 m，规模为53993 m2。该磁异常南部为负异常且梯度变化大，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
Ⅴ号磁异常位于矿区的南部，异常中心ΔT最大值为2511.3 nT。该异常呈不规则长圆状，长轴呈NE向，长190 m，短轴最大宽度64 m，规模为14396 m2。该磁异常两翼较对称，初步认定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、倾角较直立。
Ⅵ号磁异常位于矿区的东南部，异常中心ΔT最大值为4339.6 nT。该磁异常呈不规则椭圆状，长轴呈NE向，长660 m，短轴最大宽度170 m，规模为75645 m2。该磁异常南部为负异常且梯度变化大，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
Ⅶ号磁异常位于矿区的东北部，异常中心ΔT最大值为5173.3 nT。该磁异常呈椭圆状，长轴呈NE向，长300 m，短轴最大宽度130 m，规模为34740 m2。该磁异常西南翼等值线较密，梯度变化较大，东北部梯度变化较小，初步判定引起该磁异常的磁性地质体呈NE走向、向NW倾斜。
4. 中部矿区磁异常解释
磁异常是各种不同性质、不同深度、不同形态、不同规模的磁性体磁场叠加在一起反应的结果。但是在原始图件上很难识别，给地质解释及验证工作带来了难度。为了进一步提高对磁异常的分辨能力，突出更多有用信息，根据测区磁异常特征和地质解释需要，利用RGIS2010对智利英格瓦塞中部矿区磁测数据进行了面积上延、面积下延、剖面下延及2.5D反演拟合处理。
4.1 面积上延解释
面积上延计算主要目的是压制浅部干扰异常或规模较小的局部异常，突出埋藏较深和规模较大的磁异常。对英格瓦塞中部矿区面积磁测分别进行了向上延拓25 m、50 m、75 m、100 m的数据处理，经统计各矿体ΔT等值线分布情况，如表 1所示。
表 1 各地磁异常上延中心变化统计结果Table 1. Statistical table of the center variation of magnetic anomalies'upward continuation磁异常编号 延拓高度/m 中心异常/nT 与原始曲线差值/nT 每25 m变化值/nT 上延解译 Ⅰ 0 3273.1 0 0 Ⅰ号磁异常区峰值衰减速度快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏较浅，规模较小。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 2024.9 -1248.2 -1248.2 +50 1548.2 -1724.9 -476.7 +75 1315.1 -1958 -233.1 +100 1175.3 -2097.8 -139.8 Ⅱ 0 2229.3 0 0 Ⅱ号磁异常区峰值衰减速度较慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有一定的深度，磁性体有一定的规模。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1725 -504.3 -504.3 +50 1505.9 -723.4 -219.1 +75 1337.3 -892 -168.6 +100 1277 -952.3 -60.3 Ⅲ 0 2423.8 0 0 Ⅲ号磁异常区峰值衰减速度慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有深度，磁性体规模较大。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1934.7 -489.1 -489.1 +50 1710.4 -713.4 -224.3 +75 1557 -866.8 -153.4 +100 1443.7 -980.1 -113.3 Ⅳ 0 2814.6 0 0 Ⅳ号磁异常区峰值衰减速度较慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有一定深度，磁性体有一定的规模。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 2000.2 -814.4 -814.4 +50 1619.5 -1195.1 -380.7 +75 1410.9 -1403.7 -208.6 +100 1283.8 -1530.8 -127.1 Ⅴ 0 2511.3 0 0 Ⅴ号磁异常区峰值衰减速度非常快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏较浅，规模较小。初步认为该磁性地质体为有限延深 +25 1751.2 -760.1 -760.1 +50 异常消失 +75 异常消失 +100 异常消失 Ⅵ 0 4339.6 0 0 Ⅵ号磁异常区峰值衰减速度慢，说明引起该异常的磁性地质体埋藏有深度，磁性体规模大 +25 2667 -1672.6 -1672.6 +50 1933.2 -2406.4 -733.8 +75 1641.1 -2698.5 -292.1 +100 1425.8 -2913.8 -215.3 Ⅶ 0 5173.3 0 0 Ⅶ号磁异常区峰值衰减速度快，说明引起该异常的磁性地质体埋藏浅，磁性体规模大 +25 2946.1 -2227.2 -2227.2 +50 1916.3 -3257 -1029.8 +75 1352.1 -3821.2 -564.2 +100 1013 -4160.3 -338.8 从地面磁测上延25 m、50 m、75 m、100 m的ΔT等值线统计结果(表 1)明显看出，随着向上高度的增加，Ⅰ、Ⅴ磁异常中心值迅速减小，且磁异常消失，说明引起Ⅰ、Ⅴ磁异常的磁性地质体规模小，埋藏浅且为有限延深；Ⅱ、Ⅳ、Ⅶ磁异常中心值衰减较慢，且磁异常有一定的规模，说明引起Ⅱ、Ⅳ、Ⅶ磁异常的磁性地质体有一定的规模，埋藏浅且为有限延深；Ⅲ、Ⅵ磁异常中心值衰减慢，且磁异常规模较大，说明引起Ⅲ、Ⅵ磁异常的磁性地质体有一定规模，埋藏有深度且有一定的延深。
4.2 面积下延解释
向下延拓是由实测磁场向磁源方向的延拓，利用向下延拓可以处理旁侧叠加异常，将多个单独异常从叠加异常中区分出来，同时延拓也可以用于分离上下叠加异常。对英格瓦塞中部矿区面积磁测分别进行了向下延拓25 m、50 m、75 m的数据处理，其磁异常分布情况如下(图 3、图 4、图 5)。
![]()
图 3 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延25 m等值线图Figure 3. ΔT contour map with downward continuation 25 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 4 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延50 m等值线图Figure 4. ΔT contour map with downward continuation 50 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 5 智利英格瓦塞中部矿区地面磁测ΔT下延75 m等值线图Figure 5. ΔT contour map with downward continuation 75 m of ground magnetic survey for the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile从图 3可以看出，Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号、Ⅳ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延25 m时，其磁异常中心值增加速度快，说明延拓深度接近磁性地质体深度；而Ⅶ号磁异常中心在下延25 m时，其中心值增加速度快，且磁异常区及周边场源明显出现凌乱，定性分析已经接近磁性地质体场源上表。由此推断，引起Ⅶ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在25 m左右。
从图 4可以看出，Ⅰ号、Ⅳ号磁异常中心在下延50 m时，磁异常区及周边场源明显出现凌乱，说明其已经接近磁性地质体场源上表，结合图 3推断，它们的磁性地质体顶板埋深在25~50 m之间；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延50 m时，磁异常区及周边场源开始出现凌乱，说明延拓深度接近磁性地质体深度；Ⅲ号磁异常中心在下延50 m时，其磁异常中心值增加速度快，说明延拓深度向磁性地质体深度靠近。
从图 5可以看出，Ⅰ号、Ⅳ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常周围非常凌乱，证实延拓深度超过磁性地质体顶板；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常区及周边场源出现明显凌乱，定性分析已经接近至磁性地质体场源上表。因此推断引起Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在75 m左右；Ⅲ号磁异常中心在下延75 m时，磁异常区及周边场源开始出现凌乱，说明延拓深度接近磁性地质体深度，推断引起Ⅲ号磁异常的磁性地质体顶板埋深在75 m以下。
磁异常面积下延综合表明，Ⅰ号、Ⅳ号磁性地质体顶板埋深在25~50 m之间；Ⅱ号、Ⅴ号、Ⅵ号磁性地质体顶板埋深在75 m左右；Ⅲ号磁性地质体顶板埋深在75 m以下；Ⅶ号磁性地质体顶板埋深在25 m左右。此外，地面磁测ΔT下延25 m、50 m、75 m等值线图显示，有一条NE向呈连续的串珠状的等值线，推测为一条断裂构造(TF1)。
4.3 精测剖面下延与2.5D反演拟合
通过对本区的7个异常8条(242线、246线、254线、274线、290线、292线、296线、336线)精测剖面进行曲线圆滑，高频滤波等数据处理，去掉了地表干扰和一些突跳点。利用RGIS2010对精测剖面进行向下延拓拟推断面处理和2.5D反演拟合，从下延拟推断面图和2.5D拟合结果看，8条精测剖面下延拟推与2.5D拟合结果基本一致(表 2)。
表 2 精测剖面下延拟推和2.5D反演拟合各地磁体空间分布统计结果Table 2. Statistical table of each magnetic bodies' spatial distribution by inferred profile with downward continuation and 2.5D inversion fitting线号 对应磁异常 推测磁性体顶板埋深/m 推测磁性体倾角/° 精测剖面下延拟推 2.5D反演拟合 精测剖面下延拟推 2.5D反演拟合 242 Ⅲ 118 62 75 78 246 Ⅳ 56 60 78 68 254 Ⅲ 60 55 75 75 274 Ⅱ 80 77 70 72 290 Ⅰ 37 42 75 69 292 Ⅵ 70 70 75 73 296 Ⅵ 60 80 75 70 336 Ⅶ 20 18 80 76 例如246线剖面，在对精测剖面进行向下延拓时，首先考虑到随着延拓深度的加大，在有意义的异常得到“放大”的同时，也把某些浅部的干扰或误差随着延拓深度的加大而放大，使延拓曲线发生剧烈的跳动，出现震荡现象，为克服延拓引起的震荡影响，在延拓前先对剖面异常进行“光滑”(即滤波处理)。向下延拓深度与精测剖面的取样点距(即采用数据的剖面长度)有直接关系，一般要求延拓的点距大于延拓的深度，本次取样点距为450 m。采用泊松积分公式进行向下延拓，结合向下延拓实践中出现的规律性，在向下延拓至100 m时，异常出现起伏跳动的震荡现象，就停止向下继续延拓，即到达延拓的深度。同时结合本次地面高精度磁测以大于等于1600 nT的异常确定为有意义的磁异常，推测磁性体顶部埋深56 m，倾角78°。在本剖面野外地质特征和磁异常的基础上，进行了2.5D反演拟合，剖面方位为150°，磁化强度为11271.3×10-2，模型密度为3.35 g/cm3，地磁倾角为为-26.2231°、磁偏角为-1.061°，反演结果磁铁矿体顶部埋深60 m，倾角68°。由此可见，下延拟推断面图和2.5D拟合结果基本一致(图 6、图 7)。
![]()
图 6 智利英格瓦塞中部矿区246线精测剖面曲线及下延拟推断面图Figure 6. Fine profile curve and inferred profile with downward continuation of the 246 surveying line of the central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile![]()
图 7 智利英格瓦塞中部矿区246线精测剖面2.5D反演拟合剖面图Figure 7. Fine profile from 2.5D inversion fitting of the 246 surveying line of central mining area of the Incaguasi iron deposit in Chile需特别说明的是，242、246、254、274、292、336号线的2.5D反演拟合磁异常剖面曲线推测为由2个到几个不等的磁性体引起，若要开展下一步地质工作，应首先对引起磁异常峰值的磁性地质体进行验证。
5. 中国IOCG型矿床勘查简论
自20世纪70年代，在探明的澳大利亚奥林匹克坝铜-铁-金-铀矿床中发现了富铁氧化物这一新特征，受到大家的关注。Hitzman等[23]通过研究澳大利亚奥林匹克坝矿床、加拿大韦尔内克山矿床、瑞典基鲁钠铁矿、美国密苏里东南铁矿及中国白云鄂博矿床，发现它们具有富含铁氧化物矿物组合的共同特征，于1992年将其统称为元古宙铁氧化物(铜-铀-金-稀土)矿床。因该类矿床巨大的潜在经济价值和理论研究意义，也逐渐受到了中国专家学者的关注，并对IOCG矿床进行了研究现状评述[2-3, 24-27]。聂凤军等[3]认为，IOCG型矿床主要产于大陆边缘俯冲带或克拉通盆地(裂谷、张裂带)，容矿围岩多为元古宙、中生代和新生代火山-沉积岩，成矿与A型、I型或磁铁矿系列侵入岩有关，矿体主要为角砾状、脉型、浸染状或块状矿石构成，矿石矿物富铁氧化物(磁铁矿和赤铁矿)而相对贫铁硫化物，围岩蚀变从下往上为钠化带、钾化带和硅化-绢云母化-赤铁矿化带，其矿床成因主要有岩浆流体说、地表/盆地流体说和变质流体说3类[3]。尽管中国对IOCG型矿床的研究刚刚起步，但是一些专家根据其地质特征，建议将长江中下游宁芜庐枞地区的玢岩铁矿、海南石碌铁矿、东准格尔地区的老山口和乔夏哈拉铁-铜-金矿床、内蒙古白云鄂博铁矿、四川拉拉矿床等矿床归为IOCG型矿床[2-3, 27]，展示了很好的资源前景。
随着传统硫化物铁型铜多金属矿床浅部资源的耗竭和深部勘查难度的增大，寻找以氧化铁为主体的铜金矿床(IOCG型矿床)则是一新的勘查方向。富铁氧化物和贫铁硫化物是IOCG型矿床的重要特征，对于勘查IOCG型铁矿而言，利用高精度磁测可以快速地圈定因富含磁铁矿引起的局部磁异常，这也是国内外勘查磁铁矿床最常见、有效的勘查方法。再利用RGIS软件对磁异常进行反演处理分析，推测和圈定矿体埋深和产出状态，能有效地减少中国此类矿床的后期勘查风险，具有很好的应用前景。
比如，中国海南石碌铁矿，其大地构造位于华南褶皱系五指山褶皱带的西段。区内地层主要为青白口系石碌群、震旦系石灰顶组，东南部分布有石炭系南好组、二叠系南龙组、峨查组-鹅顶组等。其中，石碌群中段岩性为条带状透辉透闪石化白云岩、条带状透辉透闪岩、铁质千枚岩等，是主要的赋铁矿围岩。矿区北部、西部、南部三面均被花岗岩侵入。区内褶皱、断裂发育，对赋矿地层和矿体起着重要的控制或改造作用。主矿床主要呈层状、似层状产出。铁矿石中，赤铁矿和石英分别是富铁矿石主要的矿石和脉石矿物，而贫铁矿石矿物主要为赤铁矿和磁铁矿，脉石矿物由石英、透辉石、透闪石、白云石等组成[26, 28-29]。智利英格瓦塞铁矿大地构造位于美洲大陆西缘安第斯褶皱山系南美褶皱带构造区内中生代格拉岛弧弧前盆地，矿区地层主要为中生界下白垩统大十二弦琴组(其岩性为安山岩)，铁矿体主要产于含磁铁辉石角闪石岩中，赋矿围岩基本为花岗闪长岩。矿体呈带状、层状，矿石矿物主要为磁铁矿，次为赤铁矿。虽然中国海南石碌铁矿与智利英格瓦塞铁矿在产状背景、赋矿地层、赋矿围岩、成因有很大差别，但是两者的矿石皆具有富铁氧化物的特征，与围岩的磁性参数差异较大，为高精度磁测奠定了很好的基础。例如，蒋立婷[30]通过高精度磁测在中国海南石碌铁矿矿区东南部如翁—牙加地区发现了7个磁异常，确定了2个铁多金属重点找矿靶区。
6. 结论
(1) 通过对智利英格瓦塞铁矿进行矿区地质、地球物理特征综合研究，利用RGIS软件对高精度磁测数据进行了面积上延、面积下延、精测剖面下延及2.5D反演拟合处理。从结果看，英格瓦塞中部矿区磁异常总规模为371585 m2，引起磁异常的磁性地质体整体呈NE向延伸、倾向NW、倾角较陡。除Ⅰ号和Ⅴ号磁异常规模较小外，其他几个磁异常中心找矿前景较大，有规模的磁异常区大多埋深在50~120 m之间。为本区下一步地质找矿方向提供了很好的依据。
(2) 虽然对IOCG型铁矿床的产出背景、矿床特征、成因机制还有待进一步认识，但是该类矿床富含铁氧化物和明显的地球物理异常却是其显著特征，这为高精度磁测奠定了很好的基础。利用RGIS软件对高精度磁测数据进行处理和解译，可获得磁性体相对可靠的空间产状和分布特征。因而，结合RGIS软件，利用高精度磁测对IOCG型铁矿床的找矿勘查是一种有效的手段，建议在中国大力推广应用。
致谢: 研究过程中得到了中国地质调查局天津地质调查中心周红英教授、李俊建研究员、中国地质大学(北京)薛春纪教授的帮助和指导，审稿专家对本文提出了建设性意见，在此一并致谢。 -
![]()
![]()
图 2 黄花滩铜镍矿区辉长岩宏观(A)及微观(B)特征
Pl—斜长石；Hbl—角闪石；Bt—黑云母；Mag—磁铁矿
Figure 2. Macroscopic(A) and microscopic(B) characteristics of the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 3 黄花滩铜镍矿辉长岩锆石阴极发光(CL)图像、206Pb/238U年龄(实线圈)和εHf(t)值(虚线圈)
Figure 3. CL images showing 206Pb/238U ages and εHf(t) values of zircons from the gabbro in the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 4 黄花滩铜镍矿辉长岩锆石U-Pb谐和图
Figure 4. Zircon U-Pb concordia plots of the gabbro in the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 5 黄花滩铜镍矿辉长岩TAS图解(底图据参考文献[23])
Figure 5. TAS diagram for the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 6 黄花滩铜镍矿辉长岩AFM图解(底图据参考文献[22])
Figure 6. AFM diagram for the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 7 黄花滩铜镍矿辉长岩稀土元素配分图(A)和微量元素蛛网图(B)(标准化数据据参考文献[24])
Figure 7. Chondrite-normalized REE patterns (A) and primitive mantle-normalized trace element patterns (B) for gabbro in the Huanghuatan Cu-Ni deposit
![]()
图 8 黄花滩铜镍矿辉长岩Hf同位素演化图解
Figure 8. Diagrams of t-εHf(t) and t-(176Hf/177Hf)i of the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
表 1 黄花滩铜镍矿辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素数据
Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb data for the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
测点号 含量/10－6 同位素比值 年龄/Ma Pb Th U 232Th/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 1 6 92 118 0.78 0.0028 0.06 0.0042 0.35 0.0243 0.04 0.0005 607 151 303 21 265 3 2 38 804 702 1.14 0.0018 0.06 0.0013 0.34 0.0081 0.04 0.0004 516 49 300 7 273 3 3 20 335 400 0.84 0.0024 0.05 0.0022 0.31 0.0134 0.04 0.0005 339 94 277 12 269 3 4 30 650 580 1.12 0.0045 0.05 0.0015 0.30 0.0094 0.04 0.0004 205 71 264 8 271 3 5 49 1237 905 1.37 0.0021 0.05 0.0012 0.32 0.0073 0.04 0.0004 357 49 280 6 271 3 6 6 81 125 0.65 0.0006 0.06 0.0047 0.33 0.0275 0.04 0.0005 491 181 292 24 267 3 7 17 394 322 1.22 0.0061 0.06 0.0025 0.32 0.0153 0.04 0.0004 413 100 282 13 266 3 8 5 70 109 0.65 0.0008 0.05 0.0068 0.31 0.0394 0.04 0.0005 325 293 275 35 269 3 9 3 24 55 0.44 0.0017 0.05 0.0118 0.30 0.0579 0.04 0.0007 268 522 268 51 268 5 10 20 446 400 1.12 0.0027 0.05 0.0026 0.32 0.0155 0.04 0.0005 388 108 281 14 268 3 11 3 28 55 0.52 0.0028 0.06 0.0126 0.33 0.066 0.04 0.0006 425 508 286 58 269 4 12 7 122 161 0.76 0.0027 0.06 0.004 0.33 0.0239 0.04 0.0005 436 161 286 21 268 3 13 25 532 522 1.02 0.0035 0.06 0.0015 0.32 0.0092 0.04 0.0004 417 61 285 8 269 3 14 13 263 268 0.98 0.0032 0.07 0.0024 0.39 0.0144 0.04 0.0005 825 75 332 12 266 3 15 2 19 50 0.38 0.0007 0.08 0.0128 0.48 0.0679 0.04 0.0008 1291 297 401 56 264 5 16 8 146 165 0.89 0.0034 0.06 0.0087 0.32 0.0506 0.04 0.0005 438 349 286 44 267 3 17 6 76 133 0.57 0.0021 0.05 0.005 0.29 0.0284 0.04 0.0005 173 233 257 25 266 3 18 12 245 262 0.94 0.0019 0.06 0.0027 0.34 0.016 0.04 0.0005 549 100 297 14 266 3 19 5 76 122 0.62 0.0017 0.05 0.006 0.32 0.0346 0.04 0.0005 347 254 278 31 270 3 20 8 132 187 0.71 0.0028 0.05 0.0032 0.32 0.0193 0.04 0.0005 392 133 282 17 269 3 21 15 299 313 0.96 0.0042 0.05 0.0018 0.30 0.0113 0.04 0.0005 256 83 269 10 271 3 22 10 155 214 0.72 0.003 0.05 0.0038 0.30 0.0228 0.04 0.0005 219 175 265 20 270 3 23 10 168 215 0.78 0.0056 0.06 0.0032 0.33 0.0193 0.04 0.0005 495 125 290 17 266 3 24 5 61 113 0.54 0.0024 0.05 0.0065 0.32 0.0376 0.04 0.0005 361 275 279 33 270 3 25 15 62 363 0.17 0.0007 0.05 0.002 0.29 0.0117 0.04 0.0004 181 93 257 10 266 3 26 30 733 578 1.27 0.032 0.05 0.0013 0.29 0.0077 0.04 0.0005 143 60 258 7 271 3 27 13 265 260 1.02 0.0035 0.05 0.0024 0.31 0.0148 0.04 0.0005 282 108 271 13 270 3 28 19 384 386 0.99 0.0031 0.05 0.0021 0.29 0.0127 0.04 0.0004 189 99 261 11 269 3 29 10 180 206 0.87 0.0028 0.05 0.0029 0.31 0.0173 0.04 0.0005 343 125 277 15 269 3 30 4 26 83 0.32 0.0031 0.05 0.0075 0.30 0.0424 0.04 0.0006 199 346 263 38 271 4 31 19 332 368 0.90 0.0128 0.05 0.0018 0.30 0.011 0.04 0.0004 259 81 267 10 268 3 32 4 47 81 0.58 0.0027 0.06 0.0075 0.33 0.0429 0.04 0.0006 416 305 289 38 273 4 
下载: 导出CSV
表 2 黄花滩铜镍矿辉长岩锆石Lu-Hf同位素数据
Table 2 Zircon Lu-Hf isotope compositions of the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
测点号 t/Ma 176Yb/177Hf 2σ 176Lu/177Hf 2σ 176Hf/177Hf 2σ εHf(0) εHf(t) tHf1/Ma tHf2/Ma fLu/Hf 1 265 0.009247 0.000044 0.000254 0.000001 0.282122 0.000020 -20.79 -17.22 1561 2378 -0.99 2 273 0.069069 0.000798 0.001775 0.000025 0.282170 0.000027 -21.36 -15.62 1557 2282 -0.95 3 269 0.089309 0.000338 0.002179 0.000013 0.282153 0.000026 -19.34 -16.38 1598 2326 -0.93 4 271 0.025011 0.000307 0.000629 0.000007 0.282107 0.000023 -20.23 -17.69 1597 2411 -0.98 5 266 0.036620 0.000350 0.000861 0.000008 0.282254 0.000025 -18.81 -12.63 1403 2089 -0.97 6 269 0.083191 0.001569 0.001919 0.000029 0.282205 0.000033 -19.80 -14.49 1513 2208 -0.94 7 268 0.013847 0.000116 0.000332 0.000002 0.282184 0.000027 -17.97 -14.97 1479 2239 -0.99 8 269 0.015206 0.000229 0.000333 0.000005 0.282168 0.000035 -23.20 -15.52 1501 2274 -0.99 9 266 0.140477 0.001273 0.003006 0.000019 0.282225 0.000045 -20.30 -14.04 1529 2177 -0.91 10 269 0.052841 0.000849 0.001232 0.000022 0.282200 0.000023 -21.64 -14.54 1492 2212 -0.96 11 271 0.124662 0.000959 0.002756 0.000015 0.282240 0.000032 -21.78 -13.36 1497 2138 -0.92 12 266 0.026205 0.000400 0.000713 0.000004 0.282212 0.000021 -22.35 -14.09 1455 2181 -0.98 13 266 0.094690 0.000876 0.002276 0.000016 0.282264 0.000029 -21.61 -12.53 1442 2082 -0.93 14 271 0.056553 0.001984 0.001391 0.000049 0.282116 0.000024 -20.79 -17.50 1617 2399 -0.96 15 269 0.020958 0.000219 0.000518 0.000006 0.282198 0.000019 -21.36 -14.49 1467 2209 -0.98 16 269 0.023321 0.000119 0.000647 0.000003 0.282160 0.000020 -19.34 -15.86 1525 2295 -0.98 17 271 0.013458 0.000123 0.000418 0.000004 0.282156 0.000020 -20.23 -15.91 1521 2300 -0.99 18 268 0.015530 0.000116 0.000496 0.000003 0.282140 0.000018 -18.81 -16.56 1546 2338 -0.99 19 273 0.027577 0.000967 0.000869 0.000030 0.282161 0.000018 -19.80 -15.77 1532 2292 -0.97 注：εHf(0)=[(176Hf/177Hf)S/(176Hf/177Hf)CHUR, 0-1]×10000; εHf(t)={[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR, 0-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1}×10000; tHf1=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]}; tHf2= tHf1-(tHf1- t)(fCC- fS)/(fCC- fDM); fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR-1;其中(176Hf/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为测定值，(176Lu/177Hf)CHUR和(176Hf/177Hf)CHUR, 0分别为0.0332和0.282772 [19]; (176Lu/177Hf)DM和(176Hf/177Hf)DM值分别为0.0384和0.28325 [20], fCC、fS、fDM分别为大陆地壳、样品和亏损地幔的的fLu/Hf。λ=1.867×10-11 a-1[21], t为锆石的形成时间
下载: 导出CSV
表 3 黄花滩铜镍矿辉长岩主量、微量和稀土元素分析结果
Table 3 Major, trace and rare earth element data of the gabbro from the Huanghuatan Cu-Ni deposit
样号 13HT01 13HT02 13HT03 13HT04 13HT05 SiO2 48.66 49.84 48.26 53.25 49.21 Al2O3 19.81 19.56 19.24 17.72 19.55 Fe2O3 2.70 2.40 2.31 2.14 2.55 FeO 7.12 7.02 7.51 5.78 6.98 FeOT 9.55 9.18 9.59 7.71 9.27 CaO 8.23 8.21 8.58 8.19 8.09 MgO 5.04 4.81 5.50 5.73 4.89 K2O 1.83 1.72 1.82 1.28 1.78 Na2O 3.26 3.18 3.09 3.09 3.25 TiO2 1.21 1.15 1.15 0.83 1.19 P2O5 0.41 0.38 0.40 0.28 0.42 MnO 0.15 0.14 0.15 0.14 0.14 烧失量 0.5 0.51 0.85 0.62 0.84 总量 98.92 98.92 98.86 99.05 98.89 Mg# 48.46 48.28 50.54 56.97 48.45 Na2O+ K2O 5.09 4.90 4.91 4.37 5.03 K2O/ Na2O 0.56 0.54 0.59 0.41 0.55 La 27.7 27.8 26.5 25.9 29.4 Ce 60.1 59.2 59.1 56.4 62.6 Pr 8.53 8.41 8.58 7.89 8.86 Nd 34.8 33.7 34.6 30.1 35.7 Sm 7.29 7.11 7.42 6.1 7.74 Eu 1.96 1.97 1.94 1.61 2.02 Gd 6.39 6.27 6.34 5.35 6.68 Tb 1.02 0.95 0.96 0.8 1 Dy 5.44 5.17 5.45 4.21 5.48 Ho 1.03 0.99 1.02 0.82 1.06 Er 2.67 2.60 2.71 2.15 2.78 Tm 0.4 0.39 0.4 0.34 0.42 Yb 2.5 2.38 2.56 2.10 2.52 Lu 0.37 0.36 0.38 0.33 0.40 Y 26.6 25.1 26 20.7 26.6 ∑REE 160.20 157.30 157.96 144.10 166.66 LREE 140.38 138.19 138.14 128.00 146.32 HREE 19.82 19.11 19.82 16.10 20.34 LREE/HREE 7.08 7.23 6.97 7.95 7.19 LaN/YbN 7.95 8.38 7.43 8.85 8.37 δEu 0.86 0.88 0.84 0.84 0.84 δCe 0.95 0.94 0.96 0.96 0.94 Li 10.2 9.82 8.91 8.17 10.4 Rb 33.3 33.3 34.6 24.5 33.90 Cs 0.66 0.59 0.62 0.4 0.58 Sr 778 745 708 656 827 Ba 725 707 648 384 734 V 232 224 234 193 234 Sc 28.3 27.7 29.7 28.7 28.4 Nb 7.17 6.9 6.79 6.3 7.38 Ta 0.32 0.33 0.28 0.3 0.34 Zr 116 121 89.2 89.9 162 Hf 3.34 3.52 2.94 3.05 3.8 Be 0.95 1.01 0.96 1.01 0.94 Ga 23 22.4 22.7 20.1 23.1 Ge 3.55 3.31 3.56 3 3.66 U 0.28 0.34 0.26 0.46 0.34 Th 1.39 1.26 0.75 1.87 1.76 F 855 816 818 813 822 注：Mg#=100×Mg2+/(Mg2++TFe2+)；TFeO=FeO+0.8998×Fe2O3；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
-
刘国军, 王建平.内蒙古镁铁质-超镁铁质岩型铜镍矿床成矿条件与找矿远景分析[J].地质与勘探, 2004, 40(1):17-20. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzykt200401004 Peng R M, Zhai Y S, Li C S, et al.The Erbutu Ni-Cu Deposit in the Central Asian Orogenic Belt:A Permian Magmatic Sulfide Deposit Related to Boninitic Magmatism in An Arc Setting[J].Economic Geology, 2013, 108:1879-1888. doi: 10.2113/econgeo.108.8.1879
江思宏, 聂凤军, 刘妍, 等.内蒙古小南山-铂-铜-镍矿区辉长岩地球化学特征及成因[J].地球学报, 2003, 24(2):121-126. doi: 10.3321/j.issn:1006-3021.2003.02.005 党智财, 李俊建, 赵泽霖, 等.内蒙古四子王旗地区小南山辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义[J].地质通报, 2016, 35(4):583-592. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2016.04.014 梁有彬.黄花滩铂矿地质特征及其找矿方向[J].地质与勘探, 1981, 12:17-21. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DZKT198112004.htm 朱建兴, 贾文艳, 李福占.内蒙古黄花滩铜、镍矿矿床地质特征及矿床成因[J].西部资源, 2014, 6:128-130. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/xbzy201401074 李尚林, 袁华钵, 杨文瑞, 等.内蒙古乌拉特中旗克布钴镍矿地质特征[J].矿物岩石地球化学通报, 2011, 30(增刊):68-69. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Conference/7680045 李鹏, 任陪林, 白启星, 等.乌拉特中旗克布矿区镍矿床岩石学特征及成因浅析[J].现代矿业, 2013, 530(6):65-66. doi: 10.3969/j.issn.1674-6082.2013.06.021 李志丹, 王佳营, 文思博, 等.内蒙古乌拉特中旗克布镍矿地质特征及超基性-基性岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄[J].矿物学报, 2015, S1:130-131. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Conference/9132928 马娟, 彭斌.内蒙古特颇格日图超基性岩体特征及成矿潜力研究[J].地质调查与研究, 2009, 33(3):175-180. doi: 10.3969/j.issn.1672-4135.2009.03.002 王楫, 李双庆, 王保良, 等.狼山-白云鄂博裂谷系[M].北京:北京大学出版社, 1992:1-132. Xiao W, Windley B F, Hao J, et al.Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China:Termination of the Central Asian Orogenic Belt[J].Tectonics, 2003, 22(6):1069-1089.
李怀坤, 耿建珍, 郝爽, 等.用激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪测定锆石U-Pb同位素年龄的研究[J].矿物岩石地球化学通报, 2009, 28(增刊):77. 李国占, 郝爽, 王家松, 等.浅谈多接收器电感耦合等离子体质谱仪的日常维护[J].地质调查与研究, 2019, 42(4):271-277. doi: 10.3969/j.issn.1672-4135.2019.04.007 Liu Y S, Gao S, Hu Z C, et al.Continental and oceanic crust recycling-induced melt-peridotite interactions in the Trans-North China Orogen:U-Pb dating, Hf isotopes and trace elements in zircons from mantle xenoliths[J].J.Petrol., 2010, 51(1/2):537-571. doi: 10.1093-petrology-egp082/
Ludwig K R.Users manual for isoplot/Ex (rsv.3.0):A Geochronologica Toolkit for Microsoft excel:Berkrley Geochronology Center[J].Special Publication, 2003, 1a:1-55.
耿建珍, 李怀坤, 张健, 等.锆石Hf同位素组成的LA-MC-ICP-MS测定[J].地质通报, 2011, 30(10):1508-1513. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2011.10.004 Morel M L A, Nebel O, Nebel-Jacobsen Y J, et al.Hafnium isotope characterization of the GJ-1 zircon reference material by solution and laser-ablation MC-ICPMS[J].Chemical Geology, 2008, 255(1/2):231-235. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=1c7ffc35c732ec0b528043cdec4a2a69
Blichert T J, Albarede F.The Lu-Hf geochemistry of the chondrites and the evolution of the mantle-crust system[J].Earth and Planetary Science Letters, 1997, 148:243-258. doi: 10.1016/S0012-821X(97)00040-X
Griffin W L, Pearson N J, Belousova E A, et al.The Hf isotope composition of cratonic mantle:LA-MC-ICP-MS analysis of zircon megacrysts in kimberlites[J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 2000, 64:133-147. doi: 10.1016/S0016-7037(99)00343-9
Söderlund U, Patchett J P, Vervoort J D, et al.The Lu-176 decay constant determined by Lu-Hf and U-Pb isotope systematic of Precambrian mafic intrusions[J].Earth and Planetary Science Letters, 2004, 219:311-324. doi: 10.1016/S0012-821X(04)00012-3
Wilson M.Igneous Petrogenesis[M].London:Unwin Hyman, 1989:1-464.
Middlemost E A K.Magmas and Magmatic Rocks[M].London:Longman, 1985:1-266.
Sun S S, McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[J].Geological Society, London, Special Publications, 1989, 42(1):313-345. doi: 10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19
赵磊, 吴泰然, 罗红玲.内蒙古乌拉特中旗北七哥陶辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄、地球化学特征及其地质意义[J].岩石学报, 2011, 27(10):3071-3082. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201110022 Peng R M, Li C S, Zhai Y S, et al.Geochronology, petrology and geochemistry of the Beiligaimiao magmatic sulfide deposit in a Paleozoic active continental margin, North China[J].Ore Geology Reviews, 2017, 90:607-617. doi: 10.1016/j.oregeorev.2017.05.004
Sklyarov E V, Gladkochub D P, Mazukabzov A M, et al.Neoproterozoic mafic dike swarms of the Sharyzhalgai metamorphic massif, southern Siberian craton[J].Precambrian Research, 2003, 122(1):359-376.
孔会磊, 李金超, 栗亚芝, 等.青海东昆仑东段加当辉长岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年及其地质意义[J].地质与勘探, 2017, 53(5):889-902. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dzykt201705006 Condie K C.Geochemical changes in baslts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary:Identification and significance[J].Lithos, 1989, 23(1):1-18.
Davidson J P.Deciphering mantle and crustal signatures in subduction zone magmatism[J].Washington Dc American Geophysical Union Geophysical Monograph, 1996, 96:251-262.
Anderson D L.Komatiites and picrites:evidence that the 'plume' source is depleted[J].Earth and Planetary Science Letters, 1994, 128(3/4):303-311. https://www.sciencedirect.com/science/article/pii/0012821X9490152X
Taylor S R, McLennan S M.The Continental Crust:Its composition and Evolution[M].London:Blackwell, 1985:57-72.
McCulloch M T, Gamble J A.Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism[J].Earth and Plenetary Science Letters, 1991, 102(3):358-374. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/0012821X9190029H
Hawkesworth C J, Gallagher K, Hergt J M, et al.Mantle and Slab Contribution in Arc Magmas[J].Annual Review of Earth & Planetary Sciences, 1993, 21:175-204. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dxqy-e201806016
Amelin Y, Lee D C, Halliday A N.Early-middle Archaean crustal evolution deduced from Lu-Hf and U-Pb isotopic studies of single zircon grains[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta, 2000, 64(24):4205-4225. doi: 10.1016/S0016-7037(00)00493-2
Vervoort J D, Patchett P J, Gehrels G E, et al.Constraints on early Earth differentiation from hafnium and neodymium isotopes[J].Nature, 1996, 379(65/66):624-627. https://ui.adsabs.harvard.edu/abs/1996Natur.379..624V
王荃, 刘雪亚, 李锦轶.中国华夏与安加拉古陆间的板块构造[M].北京:北京大学出版社, 1991:50-60. Sengör A M C, Natal'in B A, Burtman V S.Evolution of the Altaid tectonic collage and Palaeozoic crustal growth in Eurasia[J].Nature, 1993, 364(6435):299-307. doi: 10.1038/364299a0
Windley B F, Alexeiev D, Xiao W, et al.Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt[J].Journal of the Geological Society, 2007, 164(12):31-48. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=407c8a0b623113b1dd6b69ee8fde6a21
李锦轶, 张进, 杨天南, 等.北亚造山区南部及其毗邻地区地壳构造分区与构造演化[J].吉林大学学报(地球科学版), 2009, 39(4):584-605. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/cckjdxxb200904002 Tang K.Tectonic development of Paleozoic foldbelts at the north margin of the Sino-Korean Craton[J].Tectonics, 1990, 9(2):249-260. doi: 10.1029-TC009i002p00249/
邵济安.中朝板块北缘中段地壳演化[M].北京:北京大学出版社, 1991:1-135. 洪大卫, 黄怀曾, 肖宜君, 等.内蒙古中部二叠纪碱性花岗岩及其地球动力学意义[J].地质学报, 1994, 68(3):219-230. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.1994.03.001 徐备, 陈斌.内蒙古北部华北板块与西伯利亚板块之间中古生代造山带的结构及演化[J].中国科学(D辑), 1997, 27(3):227-232. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK199703005.htm 张晋瑞, 初航, 魏春景, 等.内蒙古中部构造混杂带晚古生代-早中生代变质基性岩的地球化学特征及其大地构造意义[J].岩石学报, 2014, 30(7):1935-1947. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201407009 施光海, 苗来成, 张福勤, 等.内蒙古锡林浩特A型花岗岩的时代及区域构造意义[J].科学通报, 2004, 49(4):384-389. doi: 10.3321/j.issn:0023-074X.2004.04.015 Zhu Y F.Permian volcanism in the Mongolian orogenic zone, northeast China:Geochemistry, magma sources and petrogenesis[J].Geological Magazine, 2001, 138(2):101-115. doi: 10.1017/S0016756801005210
Zhang X H, Zhang H F, Tang Y J, et al.Geochemistry of Permian bimodal volcanic rocks from central Inner Mongolia, North China:implication for tectonic setting and Phanerozoic continental growth in Central Asian Orogenic Belt[J].Chemical Geology, 2008, 249(3/4):262-281. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0009254108000053
Miao L C, Fan W M, Liu D Y, et al.Geochronology and geochemistry of the Hegenshan ophiolitic complex:implications for late-stage tectonic evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling Orogenic Belt, China[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2008, 32(5/6):348-370. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S1367912007002222
晨辰, 张志诚, 郭召杰, 等.内蒙古达茂旗满都拉地区早二叠世基性岩的年代学、地球化学及其地质意义[J].中国科学(地球科学), 2012, 42(3):343-358. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgkx-cd201203004 中国建筑材料工业地质勘查中心内蒙古总队.内蒙古自治区达茂联合旗黄花滩铜镍铂矿区V号矿体资源储量核实报告.2005. -
期刊类型引用(2)
1. 安国强，鲁宝亮，高新宇，朱武，李柏森. 边缘特征和深度加权约束的重力三维相关成像反演. 物探与化探. 2024(01): 113-124 . 
百度学术
2. 闫顺尚，王玲，董方营，刘晓，吕晓磊. 基于电-磁法联合勘探的火烧区范围及富水性的预测. 煤田地质与勘探. 2022(02): 132-139 . 百度学术
其他类型引用(3)
计量
- 文章访问数: 3041
- HTML全文浏览量: 599
- PDF下载量: 2655
- 被引次数: 5
