Geology and genesis of the Dahuangshan REE-Nb-Fe polymetallic mineralization zone in Karakoram Range
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摘要:
对喀喇昆仑山大黄山稀土-铌-铁钛多金属矿化带地质特征及矿床成因进行研究，为该区找矿勘查工作部署提供依据。通过详细的野外地质调查，在总结大黄山稀土-铌-铁钛多金属矿化带地质特征的基础上，配合镜下鉴定、矿床地球化学分析，探讨矿床成因类型与成矿作用，分析成矿期后的构造变形，预测矿化体的空间就位，提出找矿方向和找矿思路。大黄山稀土-铌-铁钛多金属矿化带含矿建造沉积环境为近陆滨-浅海碳酸盐岩台地相。矿化带处于石炭系帕斯群灰岩组（a组）上段（含矿泥质灰岩段）上部，区内延伸大于30km，西段发现2条矿化体（Ⅰ-1、Ⅰ-1），东段发现7条矿化体（Ⅱ-1~Ⅱ-7）。单矿化体一般长170~2000 m，厚度10~32 m，矿化体产状与地层产状一致，层控特征明显。矿石化学测试结果表明，矿化体内含Fe、Al、Ti、LREE、Nb、Ta等多种金属成矿元素。矿床成因类型为近陆滨海相沉积型。矿源为古陆源区红土型风化壳，以沉积物重力流和胶体溶液混合流体形式快速搬运，并在近陆滨岸地带以事件沉积作用快速卸载堆积而成。成矿期后，含矿建造遭受了强烈的构造改造，形成了总体呈NWW向展布的断褶带，带内发育的复式-叠加反"S"型褶皱构造构成了区内最特征的控矿构造样式。该带找矿前景好，找矿潜力大，通过进一步的矿产地质工作，有望在该带实现Fe、Al、Ti，尤其是稀有、稀土元素的重要找矿突破。
Abstract:The study on geology and genesis of the rare earth niobium iron titanium polymetallic mineralization zone in Dahuangshan, Kunlun Mountain, Kara can provide the basis for the exploration work in this area.Based on detailed field geological survey and summarizing of the geological characteristics of the Dahuangshan RE-Nb-Fe-Ti deposit, together with microscopic identification and geochemical analysis, the genetic types and mineralization of the iron ore are discussed.The analysis of structural deformation after metallogenic period can lead to the prediction of orebody location and prospecting target generation.The depositional environment of the ore-bearing formation in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti mineralization belt is littoral-shallow sea carbonate platform facies.The mineralization zone is located in the upper part (limestone Formation) of the Pasi Group (ore-bearing argillaceous limestone), and extends over 30 km in the area, two mineralized bodies (Ⅰ-1, Ⅰ-1) were found in the west section, and seven mineralized bodies (Ⅱ-1~Ⅱ-7) were found in the east section, Single mineralized bodies are generally 170-2000 m long and 10-32 m thick.whose attitude is consistent with strata.The ore assaying show that the mineralized bodies contain RE-Nb-Fe-Ti and other metallogenic elements.The genetic type of the deposit is offshore marine sedimentary type.The ore source is lateritic weathering crust in ancient continental area.It is presumed that the original rock is rapidly transported by mixing fluid of sediment gravity flow and colloidal solution, and rapidly unloaded and accumulated by event sedimentation in coastal zone.After the metallogenic period, the ore-bearing formation underwent intense structural transformation.The mineralized layer and the ore-bearing formation were deformed synchronously with various ore-controlling structures.The eastern part of the ore-bearing formation is characterized by a compound-superimposed fold structure, while the western part is characterized by a compression fault block-steeply dipping monoclinic structure.This area shows great prospecting potential.Through further mineral geological work, it is expected to achieve important prospecting breakthroughs for Fe, Al and Ti, especially rare and rare earth elements.After the metallogenic period, the ore-bearing structure underwent a strong structural transformation, and formed a fault-fold belt with NWW direction on the whole.The compound-superimposed inverted "S" fold structure developed in the belt constituted the most characteristic ore-controlling structural style in the area. This area shows great prospecting potential.Through further mineral geological work, it is expected to achieve important prospecting breakthroughs for Fe, Al and Ti, especially rare and rare earth elements.
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锡石是锡多金属矿床中重要的矿石矿物，属于金红石族，当含有较高的U、Pb含量时，可以作为U-Pb和Pb-Pb同位素年龄测定的对象。利用锡石U-Pb同位素定年直接测定锡多金属矿床的成矿（锡矿化）时代，是非常有潜力的直接测定矿床成矿时代的方法。早在1992年便有人尝试利用热电离质谱（TIMS）法进行锡石U-Pb同位素年龄测定[1]，以确定锡多金属矿床的成矿（锡矿化）时代。TIMS法是矿物U-Pb同位素年龄测定的经典方法，测定精度较高，是比较可靠的锡石U-Pb同位素测年方法[2-3]。但是，用传统的TIMS法进行锡石U-Pb同位素年龄测定时，需要进行非常复杂、费时的化学前处理工作，效率很低，直接影响了该方法的推广应用。近年来陆续有文献[4-10]报道了利用新发展起来的激光烧蚀电感耦合等离子体质谱仪（以下简称LA-ICP-MS）技术直接进行锡石微区原位U-Pb同位素及微量元素测定的新方法，并对这一新方法的优点、局限性等关键性问题进行了初步探讨[11-12]。其中，非放射成因初始普通铅的合理扣除和元素分馏效应的校正问题，是获得准确的LA-ICP-MS锡石U-Pb同位素年龄的关键问题。
与锆石相比，锡石的非放射成因初始普通铅含量较高，且分布不均一，同一锡石样品中不同锡石颗粒或同一锡石颗粒中不同晶域的非放射成因初始普通铅含量都可能有较大差异。用LAICP-MS法直接进行锡石的原位U-Pb同位素年龄测定时，应尽可能挑选锡石中非放射成因初始普通铅含量较低的颗粒或晶域进行测定，尽可能采用非放射成因初始普通铅含量较低的数据进行年龄计算。在难以通过其他方法准确测定锡石中非放射成因初始普通铅的同位素组成，难以准确扣除单次测定的非放射成因初始普通铅时，用UPb或Pb-Pb等时线法或谐和图法整体性扣除多次测定的非放射成因初始普通铅，并计算锡石的U-Pb或Pb-Pb同位素年龄，不失为准确扣除非放射成因初始普通铅并获得准确的锡石U-Pb同位素年龄的好方法。
近年来部分地质工作者在报道和使用锡石及其他一些类似的非锆石类含铀矿物U-Pb同位素年龄数据时[13-21]，由于对矿物微区原位U-Pb同位素年龄测定时的初始普通铅合理扣除，以及元素分馏效应的校正问题存在不同的认识，导致对数据处理方法和测定结果的理解产生分歧，甚至导致一些论文和数据资料的发表受阻。本文主要根据笔者的研究成果，结合近年来文献报道的资料，以及一些具体的例子，对锡石微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素定年中初始普通铅扣除的2种主要方法，即谐和图法和等时线法的原理、效果、方法的优点和局限性、针对具体样品选择扣除方法的基本原则等问题进行深入讨论，并对类似的非锆石类含铀矿物微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄测定中的初始普通铅扣除方法进行探讨。希望能对广大地质工作者利用LA-ICP-MS锡石U-Pb同位素定年技术测定各种锡多金属矿床成矿时代的工作有所帮助。
1. 测试方法及样品
1.1 测试仪器及方法
测试工作均在中国地质调查局天津地质矿产研究所同位素实验室进行，所用仪器为一套激光烧蚀多接收器电感耦合等离子体质谱仪（LA-MCICP-MS）。该套系统的多接收器电感耦合等离子体质谱仪为Thermo Fisher公司制造的Neptune，其离子光学通路采用能量聚焦和质量聚焦的双聚焦设计，并采用动态变焦使质量色散达到17%；仪器配有9个法拉第杯接收器和4个离子计数器接收器，除了中心杯和离子计数器外，其余8个法拉第杯配置在中心杯的两侧，并以马达驱动进行精确的位置调节，4个离子计数器捆绑在L4法拉第杯上。激光器为美国ESI公司生产的UP193-FX ArF准分子激光器，激光波长193nm，脉冲宽度5ns，束斑直径在2μm、10μm、20μm、35μm、50μm、75μm、76μm、100μm、150μm等数值中选择，脉冲频率1~200Hz连续可调。
具体的测试方法为：首先对待测锡石制靶、抛光、照相。其中包括对靶上样品进行显微镜下的反射光和透射光照相及阴极发光成像[22]，根据透射光和反射光及锡石阴极发光照片，选择锡石的合适晶域进行测定。在上机测试时，利用193nm激光器对锡石进行剥蚀，通常采用的激光剥蚀斑束为35μm、50μm或75μm，激光能量密度为10~13J/cm2，频率为8~10Hz（表 1），激光剥蚀物质以氦为载气送入Neptune，利用动态变焦扩大色散，使质量数相差很大的U、Pb同位素可以同时接收，从而进行锡石U-Pb同位素微区原位测定。采用实验室锡石工作标样作为外部标准锡石。测定前先用锆石标样作为一次标准校准仪器状态，然后再用实验室锡石工作标样作为二次标准与所测定的锡石样品交替进行测定。根据经验，每测定5~10次样品，需测定3~5次工作标样。数据处理方面，采用中国地质大学刘勇胜博士研发的ICPMSData-Cal程序[23]和Ludwig的Isoplot程序[24]进行数据处理。利用NIST610作为外标计算锡石样品的Pb、U、Th含量。
表 1 锡石LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测定的接收器配置及相关仪器参数Table 1. Machine conditions and protocols for cassiterite LA-MC-ICP-MS U-Pb analysisL4 L3 L2 L1 C H1 H2 H3 H4 204Pb 207Pb206Pb 208Pb 208Pb 2019.26 232Th 238U 冷却气体 16L/min 辅助气体 0.75L/min 裁气(氩） 0.968L/min 载气(氦） 0.86L/min RF功率 1251W 积分时间 0.131s 样品信号采集时间 60s(15~20s空白） 激光能量密度 10~13J/cm2 剥蚀斑径 32pm、50pm或75pm 激光频率 8~10Hz 1.2 测试样品
本次共选取了2件测试样品，第1件为中国湖南芙蓉锡矿的一个锡石样品（编号：AY-4）。有关该锡石样品的地质背景、精确的热电离质谱法UPb同位素定年结果和微区原位LA-ICP-MS UPb同位素定年结果及定年结果的地质解释等资料见参考文献[5]。在对此样品进行测试时，选取已获得精确TIMS法年龄结果的锡石样品（编号：WCP2-2，其TIMS法所得的年龄结果为157.8Ma）作为工作标样，并对AY-4获得的数据进行校正。第2件测试样品为采自中国湖南省永州市金洞管理区老寨岭矿区锡矿的一个锡石样品（编号：LZ-07）。有关该锡石样品的地质背景、定年结果的地质解释等另文报道。在对该样品进行测试时，选取锡石AY-4作为标准样品并对LZ-07获得的数据进行校正。选择AY-4作为锡石标样，是因为在目前分析研究的众多锡石样品中，AY-4是其中U、Pb含量较高、较为稳定，样品量较大，并且也获得了非常精确的TIMS法年龄结果的一个锡石样品（TIMS法所得的年龄为158.2Ma）。该锡石样品目前已成为本实验室最为常用的锡石工作标样之一。
2. 测试结果及讨论
对所选锡石样品的测试数据，分别用谐和图法和等时线法进行非放射成因初始普通铅的扣除、元素分馏效应的校正等数据处理，并计算年龄结果。在对测试结果进行比较和讨论之前，首先对用谐和图法和等时线法进行非放射成因初始普通铅扣除和元素分馏效应校正的原理、效果、方法的优点和局限性进行简要的讨论。
2.1 扣除非放射成因初始普通铅的谐和图法和等时线法简介
2.1.1 谐和图法
谐和图是显示U-Pb同位素定年数据并对其进行图解法计算年龄的图件，常用的有传统的谐和图（Concordia diagram）和Tera-Wasserburg的谐和图（Tera-Wasserburg diagram，有的中文文献[25]称之为逆谐和图）。U-Pb同位素定年技术是应用最广的同位素定年技术之一，具有其他许多同位素测年技术无法相比的优点。其中最突出的优点在于可以同时利用2个同位素衰变系列（即238U-206Pb和235U-207Pb衰变系列）进行测年，获得3个独立的同位素年龄（即206Pb/238U年龄、207Pb/235U年龄和207Pb/206Pb年龄），因而测年结果可以进行内部校正。这一优点源于U-Pb同位素定年的基本原理：矿物中的U同位素（238U和235U）经放射性衰变生成稳定同位素（206Pb和207Pb）。通过对试样中母体同位素（238U和235U）和子体同位素（206Pb和207Pb）含量及Pb同位素比值的测定，即根据放射性衰变定律，计算试样形成封闭体系以来的时间，即矿物形成以来的年龄, 包括206Pb/238U年龄、207Pb/235U年龄和207Pb/206Pb年龄。如果这3个年龄在测定误差范围内一致，说明矿物形成以来其U-Pb同位素系统是封闭的，其U-Pb同位素年龄是谐和的，这3个年龄中的任何一个都可以代表矿物形成的年龄；否则说明矿物形成以来U-Pb同位素系统是开放的，其U-Pb同位素年龄是不谐和的，需要进行内部校正才能获得正确的矿物形成年龄。通常采用传统的谐和图或Tera-Wasser-burg谐和图来进行这样的校正，这在锆石U-Pb同位素年龄测定的数据处理和年龄计算中已被广泛采用。传统的谐和图或Tera-Wasserburg谐和图中的谐和曲线（Concordia curve）是3个表面年龄在测定误差范围内相一致的点的轨迹，也就是说，在谐和曲线上的所有点，3个表面年龄在测定误差范围内是一致的。通常将样品的实际测定数据进行非放射成因初始普通铅扣除和元素分馏效应校正后再投点在谐和图中。如果样品的实际测定数据点偏离谐和曲线，说明样品的U-Pb同位素系统是开放的，其U-Pb同位素年龄是不谐和的，需要进行内部校正才能获得正确的矿物形成年龄。这样的内部校正通常包括一组测定数据点拟合成的不一致线与谐和曲线的上交点和下交点年龄。
用谐和图法进行非放射成因初始普通铅扣除，是将未经非放射成因初始普通铅扣除的实际测定数据直接投点在谐和图（通常用Tera-Wasserburg的谐和图）中，并假定样品的实际测定数据点偏离谐和曲线的主要原因是非放射成因普通铅的加入。对同一矿物样品的不同颗粒或同一颗粒的不同晶域进行测定，得到的多个数据点如果都偏离谐和曲线，但是在谐和图中能够沿一条直线分散排列，便可以假定测定的矿物样品具有相同的U-Pb同位素年龄，只是其中的普通铅相对含量不同。将这样的多个数据点连成一条直线，这一直线与谐和曲线的下交点，便是该矿物样品扣除普通铅后（普通铅含量为零）的U-Pb同位素年龄。由于扣除普通铅后的U-Pb同位素年龄是谐和年龄，即其206Pb/238U年龄、207Pb/235U年龄和207Pb/206Pb年龄这3个年龄在测定误差范围内一致，而207Pb/206Pb年龄是不存在元素分馏效应的，因此采用206Pb/238U年龄或207Pb/235U年龄也就基本扣除了元素分馏效应。亦即，采用谐和图法进行非放射成因初始普通铅扣除时，可以同时扣除元素分馏效应。这一方法在计算一些普通铅含量稍高的锆石样品年龄时得到了较好的应用。有文献[26]报道，对于普通铅含量较高（普通铅含量为总铅含量的5%~40%）的锆石采用谐和图法进行非放射成因初始普通铅扣除，获得青藏高原年轻碱性玄武岩精确锆石U-Pb同位素年龄（3.8Ma）。但是对于普通铅含量更高（普通铅含量为总铅含量的50%以上）的锡石、磷灰石等矿物，用谐和图法进行非放射成因初始普通铅扣除有时会导致较大的年龄误差。
2.1.2 等时线法
等时线法最初用于Rb-Sr同位素年龄的计算。因为在岩石或矿物结晶时，总有一定数量的普通锶进入其中，给准确测定样品中放射成因锶的含量造成很大困难，因此通常采用等时线法来计算岩石或矿物的Rb-Sr同位素年龄。后来许多学者提出采用与Rb-Sr等时线相类似的图解法，即采用206Pb/204Pb-238U/204Pb、207Pb/204Pb-235U/204Pb、208Pb/204Pb-232Th/204Pb和206Pb/204Pb-207Pb/204Pb等时线图研究一组同时、同源样品的U-Pb同位素年龄，如果这组样品保持封闭的U-Pb同位素体系，并具有相同的初始值，就可以获得相应的等时线，该等时线的斜率代表样品的年龄[27]。Brian等[1]最初用热电离质谱（TIMS）法进行锡石U-Pb同位素年龄测定时，采用等时线法，用206Pb/204Pb-238U/204Pb等时线图成功获得了较年轻，且普通铅含量较高的锡石U-Pb同位素年龄[28]。
在锡石微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄测定中，因为204Pb信号很小，加上使用的载气（氦气）中往往含有204Hg，204Hg信号对204Pb信号产生干扰，204Pb信号很难测准，故一般不测204Pb。锡石样品普通铅含量较高而且不均匀，颗粒与颗粒之间差异很大，用208Pb扣除法也不能很好地扣除普通铅。而207Pb的信号约是204Pb的15倍，比较容易测准，加上238U含量为235U含量的137.88倍，对于较年轻（如小于400Ma）且普通铅含量较高的锡石，由235U衰变形成的放射成因207Pb*很少，当207Pb*含量占207Pb总量少于2%时，207Pb主要为普通铅中的207Pb，放射成因207Pb*可以忽略不计，那么206Pb/204Pb-238U/204Pb等时线图可以改为206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线图，用于研究年龄较轻（如小于400Ma）且普通铅含量较高的锡石微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素年龄。对于普通铅含量较低的锡石样品，由于207Pb含量较低，207Pb信号较小，不易测准，用206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线图获得的等时线年龄误差较大。另外，206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线图只适用于计算较年轻（如小于400Ma）的锡石样品U-Pb同位素年龄，不适用于计算较老（如大于400Ma）的锡石样品的UPb同位素年龄，因为随着锡石样品年龄的增大，其中放射成因207Pb*的含量也会增大，放射成因207Pb*影响就不能忽略不计，而放射成因207Pb*的影响的增大会导致206Pb/207Pb-238U/207Pb等时线图获得的等时线年龄误差增大。
与谐和图法普通铅扣除不同，用等时线法扣除普通铅时并没有考虑元素分馏效应的影响，因此对于用等时线法扣除普通铅后得到的等时线年龄，需要再进行元素分馏效应的校正，才能获得准确的U-Pb同位素年龄。
2.2 测试样品AY-4的数据及结果
测试样品AY-4时选取WCP2-2作为锡石标样，WCP2-2的LA-ICP-MS测试数据见表 2，年龄结果见图 1和图 2，其中图 1为用谐和图法扣除普通铅得到的结果，图 2为用等时线法扣除普通铅得到的结果。
表 2 锡石WCP2-2 LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试数据Table 2. LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic data for cassiterite WCP2-2样品号及测试点 同位素比值 238U/206Pb err% 206Pb/207Pb err% 38U/207Pb err% WCP2-2.1 11.30 8.05 1.53 2.06 17.33 8.05 WCP2-2.2 11.08 4.08 1.51 0.91 16.70 4.08 WCP2-2.3 12.15 3.08 1.56 0.78 18.98 3.08 WCP2-2.4 19.90 2.42 1.97 1.00 39.23 2.42 WCP2-2.5 8.72 3.37 1.43 0.60 12.46 3.37 WCP2-2.6 33.67 2.70 3.49 1.85 117.46 2.70 WCP2-2.7 3.79 0.99 1.28 0.13 4.83 0.99 WCP2-2.8 21.86 3.09 2.11 1.35 46.11 3.09 WCP2-2.9 45.40 5.99 14.82 5.67 672.83 5.99 WCP2-2.10 4.44 1.86 1.29 0.18 5.73 1.86 WCP2-2.11 23.25 2.30 2.12 1.08 49.35 2.30 WCP2-2.12 1.16 5.28 1.21 0.09 1.41 5.28 WCP2-2.13 28.64 3.96 2.81 2.29 80.58 3.96 WCP2-2.14 9.94 3.26 1.47 0.66 14.60 3.26 WCP2-2.15 33.59 1.49 3.55 0.99 119.29 1.49 WCP2-2.16 4.20 3.68 1.33 0.70 5.57 3.68 WCP2-2.17 3.49 2.96 1.26 0.21 4.39 2.96 WCP2-2.18 43.60 3.43 10.85 3.19 472.98 3.43 WCP2-2.19 43.24 2.81 9.15 2.47 395.75 2.81 WCP2-2.20 6.17 0.93 1.35 0.24 8.33 0.93 WCP2-2.21 19.70 3.97 1.95 1.55 38.44 3.97 WCP2-2.22 2.79 0.87 1.25 0.09 3.49 0.87 WCP2-2.23 15.72 5.11 1.73 1.64 27.21 5.11 WCP2-2.24 18.47 2.45 1.87 0.91 34.59 2.45 WCP2-2.25 4.28 2.22 1.29 0.21 5.52 2.22 WCP2-2.26 7.98 2.22 1.4 0.37 11.15 2.22 WCP2-2.27 9.41 7.20 1.44 1.32 13.56 7.2 WCP2-2.28 33.71 2.92 3.73 2.03 125.81 2.92 WCP2-2.29 23.03 5.56 2.18 2.5 50.31 5.56 WCP2-2.30 37.12 1.30 4.73 1.04 175.47 1.3 WCP2-2.31 22.46 2.16 2.12 0.97 47.74 2.16 WCP2-2.32 2.30 2.23 1.23 0.11 2.84 2.23 WCP2-2.33 39.28 6.12 6.27 5.11 246.3 6.12 WCP2-2.34 18.90 1.04 1.92 0.41 36.32 1.04 WCP2-2.35 14.19 1.51 1.64 0.43 23.25 1.51 WCP2-2.36 4.65 2.41 1.29 0.43 5.99 2.41 WCP2-2.37 2.98 1.76 1.25 0.1 3.73 1.76 WCP2-2.38 20.59 4.22 1.98 1.69 40.76 4.22 WCP2-2.39 5.23 1.86 1.31 0.19 6.85 1.86 WCP2-2.40 16.57 3.56 1.75 1.19 28.97 3.56 WCP2-2.41 46.85 2.67 19.01 2.56 890.66 2.67 WCP2-2.42 7.03 0.88 1.36 0.18 9.57 0.88 WCP2-2.43 28.75 3.26 2.77 1.9 79.74 3.26 WCP2-2.44 13.59 5.76 1.65 1.74 22.38 5.76 WCP2-2.45 23.55 2.14 2.25 1.06 53.1 2.14 WCP2-2.46 15.12 3.03 1.72 0.99 25.99 3.03 WCP2-2.47 9.71 8.85 1.45 1.59 14.07 8.85 WCP2-2.48 25.29 2.56 2.42 1.34 61.3 2.56 WCP2-2.49 40.70 2.37 6.65 1.96 270.76 2.37 根据实测的锡石标样WCP2-2的数据结果及其TIMS法所得的年龄结果157.8Ma，计算出不同方法扣除普通铅得到的不同的校正系数K值（K=TIMS法年龄结果/实测年龄结果）。用谐和图法扣除普通铅得到的校正系数K值，K1=157.8/136.6=1.16；用等时线法扣除普通铅得到的校正系数K值，K2=157.8/128.3=1.23。用谐和图法扣除普通铅得到的校正系数K值与用等时线法扣除普通铅得到的K值不同，是因为用谐和图法进行非放射成因初始普通铅扣除时，同时也扣除了元素分馏效应，其校正系数K值仅包括对仪器测定系统误差的校正；而用等时线法扣除普通铅时，并没有扣除元素分馏效应，对于用等时线法扣除普通铅后得到的等时线年龄，需要再进行元素分馏效应的校正，才能获得准确的U-Pb同位素年龄，其校正系数K值不仅包括对仪器测定系统误差的校正，还包括对元素分馏效应的校正。因此，用谐和图法扣除普通铅得到的校正系数K值小于用等时线法扣除普通铅得到的校正系数K值。根据计算得到的不同的校正系数K值，对测试样品AY-4测得的数据进行校正，校正后的数据见表 3，处理后的年龄结果见图 3和图 4，其中图 3为用谐和图法扣除普通铅得到的处理结果，图 4为用等时线法扣除普通铅得到的处理结果。
表 3 锡石AY-4 LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素校正后的数据Table 3. LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic corrected data for cassiterite AY-4样品测试点 同位素比值 谐和图法系数
K1=157.8/136.6238U/206Pb err% 207Pb/206Pb err% 等时线法系数
K2=157.8/128.3206Pb/207Pb err% 238U/207Pb err% AY-4.1 1.16 25.16 1.88 0.33 1.02 1.23 72.71 1.88 3.08 1.02 AY-4.2 1.16 37.82 1.12 0.07 1.11 1.23 485.02 1.12 13.65 1.11 AY-4.3 1.16 37.48 2.03 0.10 1.80 1.23 369.52 2.03 10.49 1.8 AY-4.4 1.16 36.63 2.01 0.12 1.80 1.23 287.28 2.01 8.35 1.8 AY-4.5 1.16 15.03 2.32 0.50 1.26 1.23 28.22 2.32 2.00 1.26 AY-4.6 1.16 35.14 1.50 0.12 1.23 1.23 277.96 1.50 8.42 1.23 AY-4.7 1.16 29.45 1.38 0.23 1.17 1.23 119.07 1.38 4.30 1.17 AY-4.8 1.16 38.63 1.54 0.06 1.40 1.23 597.65 1.54 16.47 1.4 AY-4.9 1.16 15.03 0.65 0.49 0.45 1.23 28.71 0.65 2.03 0.45 AY-4.10 1.16 28.20 3.74 0.23 2.76 1.23 117.06 3.74 4.42 2.76 AY-4.11 1.16 21.31 5.07 0.43 2.86 1.23 46.46 5.07 2.32 2.86 AY-4.12 1.16 39.19 2.30 0.07 2.31 1.23 559.52 2.30 15.20 2.31 AY-4.13 1.16 9.14 7.12 0.55 1.94 1.23 15.73 7.12 1.83 1.94 AY-4.14 1.16 37.32 2.92 0.09 2.76 1.23 398.44 2.92 11.37 2.76 AY-4.15 1.16 39.58 0.98 0.05 0.99 1.23 691.61 0.98 18.60 0.99 AY-4.16 1.16 35.58 1.21 0.14 1.02 1.23 236.17 1.21 7.07 1.02 AY-4.17 1.16 36.97 4.42 0.08 3.41 1.23 435.51 4.42 12.54 3.41 AY-4.18 1.16 18.20 3.67 0.44 1.97 1.23 38.81 3.67 2.27 1.97 AY-4.19 1.16 31.15 5.95 0.21 3.98 1.23 140.49 5.95 4.80 3.98 AY-4.20 1.16 36.33 1.83 0.14 1.54 1.23 0.17 19.10 1.15 1.29 AY-4.21 1.16 13.09 4.92 0.47 2.33 1.23 239.58 1.83 7.02 1.54 AY-4.22 1.16 34.89 1.90 0.15 1.53 1.23 25.89 4.92 2.11 2.33 AY-4.23 1.16 34.00 2.72 0.17 2.41 1.23 212.63 1.90 6.49 1.53 AY-4.24 1.16 22.52 1.38 0.39 0.82 1.23 189.14 2.72 5.92 2.41 AY-4.25 1.16 31.49 2.65 0.21 1.88 1.23 54.51 1.38 2.58 0.82 AY-4.26 1.16 17.86 5.32 0.41 2.41 1.23 144.10 2.65 4.87 1.88 AY-4.27 1.16 33.81 1.48 0.18 1.16 1.23 40.71 5.32 2.43 2.41 AY-4.28 1.16 31.76 2.64 0.22 2.01 1.23 176.00 1.48 5.54 1.16 AY-4.29 1.16 30.30 1.65 0.25 1.20 1.23 137.49 2.64 4.61 2.01 AY-4.30 1.16 14.89 4.58 0.50 1.71 1.23 114.41 1.65 4.02 1.2 AY-4.31 1.16 25.55 2.10 0.34 1.36 1.23 28.14 4.58 2.01 1.71 AY-4.32 1.16 17.09 2.29 0.50 0.91 1.23 71.03 2.10 2.96 1.36 AY-4.33 1.16 34.43 2.26 0.15 1.83 1.23 32.11 2.29 2.00 0.91 2.3 测试锡石样品LZ-07的数据及结果
测试锡石样品LZ-07时选取AY-4作为锡石标样（为了便于区分，在以下AY-4作为标样使用时名称改用ay-4），ay-4测试数据见表 4，年龄结果见图 5和图 6，其中图 5为用谐和图法扣除普通铅得到的处理结果，图 6为用等时线法扣除普通铅得到的处理结果。
表 4 锡石ay-4 LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素测试数据Table 4. LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic data for cassiterite ay-4样品号及测试点 同位素比值 238U/206Pb err% 206Pb/207Pb err% 238U/207Pb err% ay-4.1 39.50 0.62 531.93 7.74 13.61 7.33 ay-4.2 36.81 1.65 265.23 10.66 7.59 9.03 ay-4.3 39.45 0.91 606.49 10.05 15.42 10.01 ay-4.4 40.73 0.16 761.54 2.48 18.70 2.45 ay-4.5 40.16 0.51 542.88 6.58 13.57 6.42 ay-4.6 30.27 1.87 111.60 5.71 3.72 5.05 ay-4.7 38.34 0.92 478.88 10.56 12.47 10.65 ay-4.8 32.00 1.55 244.37 10.33 7.98 6.32 ay-4.9 35.52 2.74 332.73 23.38 10.88 12.70 ay-4.10 29.99 1.25 135.90 3.80 4.60 2.78 ay-4.11 36.72 1.39 377.03 12.65 10.92 9.39 ay-4.12 36.84 1.34 396.03 13.21 11.46 9.85 ay-4.13 34.24 1.62 221.07 9.41 6.80 6.43 ay-4.14 37.57 0.54 433.53 6.63 11.65 6.12 ay-4.15 27.27 4.03 86.97 10.90 3.35 5.72 ay-4.16 26.75 2.44 86.55 6.42 3.4 3.84 ay-4.17 37.03 0.55 325.13 4.2 8.78 4.16 ay-4.18 18.77 5.45 49.18 11.56 2.67 6.78 ay-4.19 23.9 3.69 89.16 14.52 3.77 12.09 ay-4.20 29.76 3.96 144.11 16.45 5.72 9.1 ay-4.21 34.13 0.89 289.78 6.42 8.52 6.13 ay-4.22 33.64 1.02 225.88 5.47 6.79 4.86 ay-4.23 24.53 3.15 71.92 8.11 2.98 5.35 ay-4.24 38.65 0.47 487.8 4.98 12.64 4.88 ay-4.25 36.93 0.82 308.1 6.64 8.47 5.7 ay-4.26 32.41 0.82 145.79 3.12 4.51 2.57 ay-4.27 36.49 1.87 246.2 11.32 7.19 7.77 ay-4.28 40.2 0.16 691.2 3.04 17.2 2.99 ay-4.29 36.26 0.73 292.97 6.99 8.23 6.06 ay-4.30 35.65 1.27 246.42 8.5 7.11 7.05 根据实测的锡石标样ay-4的数据结果及TIMS法所得的年龄结果158.2Ma，对测试样品LZ-07所测得的数据进行校正，校正后的数据见表 5，其中用谐和图法扣除普通铅得到的校正系数K值，K1=158.2/157.7=1.003；用等时线法扣除普通铅得到的校正系数K值，K4=158.2/147.2=1.07。处理后的年龄结果见图 7和图 8，其中图 7为用谐和图法扣除普通铅得到的处理结果，图 8为用等时线法扣除普通铅得到的处理结果。
表 5 锡石LZ-07 LA-MC-ICP-MS U-Pb同位素校正后的数据Table 5. LA-MC-ICP-MS U-Pb isotopic corrected data for cassiterite LZ-07样品号及测试点 同位素比值 谐和图法系数
K3=158.2/157.7238U/206Pb err% 207Pb/206Pb err% 等时线法系数
K4=158.2/147.2206Pb/207Pb err% 238U/207Pb err% LZ-07.1 1.003 24.28 0.92 0.10 8.22 1.07 212.94 9.05 9.59 8.22 LZ-07.2 1.003 25.69 1.36 0.08 11.44 1.07 283.16 11.6 11.84 11.44 LZ-07.3 1.003 11.59 0.59 0.54 0.43 1.07 20.11 0.96 1.86 0.43 LZ-07.4 1.003 25.72 1.58 0.12 10.41 1.07 207.04 10.76 8.65 10.41 LZ-07.5 1.003 27.22 0.51 0.08 4.98 1.07 309.39 5.02 12.18 4.98 LZ-07.6 1.003 27.10 1.34 0.09 13.45 1.07 295.61 13.62 11.71 13.45 LZ-07.7 1.003 3.03 4.52 0.80 5.20 1.07 3.59 4.2 1.25 5.2 LZ-07.8 1.003 27.04 0.59 0.08 6.10 1.07 301.33 6.4 11.96 6.1 LZ-07.9 1.003 27.46 0.47 0.08 4.61 1.07 326.39 4.82 12.77 4.61 LZ-07.10 1.003 26.10 0.84 0.13 4.17 1.07 188.88 4.35 7.76 4.17 LZ-07.11 1.003 27.05 1.00 0.10 11.71 1.07 247.59 11.87 9.83 11.71 LZ-07.12 1.003 23.54 1.00 0.20 5.11 1.07 108.87 5.16 4.95 5.11 LZ-07.13 1.003 25.15 0.68 0.16 3.49 1.07 142.49 3.81 6.08 3.49 LZ-07.14 1.003 9.31 2.33 0.60 1.12 1.07 14.52 3.17 1.67 1.12 LZ-07.15 1.003 27.22 1.19 0.09 10.85 1.07 277.55 11.14 10.97 10.85 LZ-07.16 1.003 28.09 0.43 0.07 6.09 1.07 381.31 6.17 14.56 6.09 LZ-07.17 1.003 27.09 0.69 0.10 4.91 1.07 245.48 5.61 9.81 4.91 LZ-07.18 1.003 27.59 0.47 0.10 3.71 1.07 269.14 3.92 10.47 3.71 LZ-07.19 1.003 27.50 0.39 0.08 5.19 1.07 341.15 5.22 13.29 5.19 LZ-07.20 1.003 4.20 6.33 0.81 6.77 1.07 5.01 4.79 1.24 6.77 LZ-07.21 1.003 28.26 0.35 0.09 2.67 1.07 308.2 3 11.71 2.67 LZ-07.22 1.003 25.75 0.99 0.16 5.66 1.07 152.45 6.15 6.39 5.66 LZ-07.23 1.003 25.26 1.90 0.15 7.86 1.07 145.64 10.14 6.52 7.86 2.4 数据处理结果的比较和讨论
从以上2种不同方法进行普通铅扣除得到的最终数据结果可以看出，AY-4采用谐和图法处理所得年龄结果为160.0±3.5Ma，采用等时线法处理所得年龄结果为159.9±1.9Ma；LZ-07采用谐和图法处理所得年龄结果为223.1±3.3Ma，采用等时线法处理所得年龄结果为223.0±4.2Ma。也就是说，对于较年轻（如小于400Ma）的锡石样品，同一个样品的同一组测定数据，用2种不同方法进行普通铅扣除得到的结果在误差范围内完全一致。但是，对于普通铅含量较高的锡石样品（普通铅含量为总铅含量的50%以上），如样品AY-4, 用谐和图法扣除普通铅得到的年龄结果误差稍大，而用等时线法扣除普通铅得到的年龄结果误差较小；对于普通铅含量较低的锡石样品（普通铅含量为总铅含量的50%以下），如样品LZ-07, 用等时线法扣除普通铅得到的年龄结果误差较大，而用谐和图法扣除普通铅得到的年龄结果误差较小。
有关文献[20]报道，可用微区原位LA-ICP-MSU-Pb同位素定年法测定一个年龄稍大的锡石样品U-Pb同位素年龄。该样品用谐和图法扣除普通铅后得到的年龄为433±19Ma （图 9），而本文采用等时线法对该样品的数据扣除普通铅后得到的年龄为427±13Ma （图 10）。虽然用2种不同方法进行普通铅扣除得到的结果在误差范围内完全一致，但是用等时线法扣除普通铅得到的年龄结果误差较小，而用谐和图法扣除普通铅得到的年龄结果误差较大。可见，即便对于年龄稍大于400Ma的锡石样品，如果普通铅含量较高，即普通铅含量大于总含量的50%以上时，用等时线法扣除普通铅得到的年龄结果误差小于用谐和图法扣除普通铅得到的年龄结果误差。
3. 结论
在实际工作中，为了解决特定的地质年代学问题，在锡石微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素定年中进行初始普通铅扣除时，最好根据具体样品分选出的锡石数量、粒度大小、年龄范围、U和Pb含量、普通铅相对含量、测年精度要求等因素，结合需要解决的地质年代学问题的目标要求，灵活地选择普通铅扣除方法。如果从样品中分选得到的适合测定的锡石数量较多、粒度较大、年龄较小（寒武纪之后的锡石）、U-Pb含量和普通铅相对含量都较高，则可以考虑用等时线法进行普通铅扣除；如果从样品中分选得到的锡石数量较少、粒度较小、年龄较大（寒武纪之前的锡石）、U-Pb含量和普通铅相对含量都较低，用谐和图法扣除普通铅较好；或在用等时线法进行扣除的基础上，再选择性地采用谐和图法扣除普通铅，2种方法相互校正，以提高校正的准确度和可靠性。
本次研究及近年来文献报道的资料表明，用于锡石微区原位LA-ICP-MS U-Pb同位素定年中初始普通铅扣除的2种方法各有优点及局限性。在实际工作中，根据具体样品中分选出的锡石的年龄范围、总的U和Pb含量、普通铅相对含量、测年精度要求等因素，灵活地选择初始普通铅扣除方法，对于获得比较精确的结果非常重要。
致谢: 成文过程中得到项目组合体成员的帮助和支持，中国地质调查局西安地质调查中心杨合群教授对本文提出了宝贵意见，在此一并表示感谢。 -
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图 1 区域地质简图
Ⅰ—塔里木陆块；Ⅰ-1—铁克里克断隆带；Ⅱ—西昆仑造山带；Ⅱ-1—西昆北岩浆弧；Ⅱ-2—西昆中微陆块；Ⅱ-3—西昆南俯冲增生杂岩带；Ⅲ—巴彦喀拉褶断带；Ⅳ—塔什库尔干-甜水海陆块；Ⅴ—明铁盖陆块；①—阿尔金南缘断裂带；②—柯岗断裂带；③—库地-其曼于特蛇绿构造混杂岩带；④—苏巴什-柳什塔格蛇绿构造混杂岩带；⑤—康西瓦-木孜塔格构造混杂岩带；⑥—乌恰-郭扎错构造混杂岩带；⑦—塔阿西构造混杂岩带
Figure 1. Regional geological map
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图 2 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带IKONOS高分遥感影像特征
Figure 2. IKONOS high-resolution remote sensing image of the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
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图 3 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带局部变形IKONOS高分影像特征
Figure 3. IKONOS high-resolution image of local deformation in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
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图 4 研究区地质矿产图
Figure 4. Geological map showing distribution of mineral resources in the study area
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图 5 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿石野外露头照片
Figure 5. Photographs of ores in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
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图 6 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿石镜下光薄片特征
Dsp—硬水铝石；Hem—赤铁矿
Figure 6. Microphotoes of ores in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
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图 7 帕斯群a组含矿建造岩相与沉积序列柱状图
Figure 7. Lithofacies and sedimentary columnar of ore-bearing formation in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
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图 8 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿石稀土元素北美页岩标准化分布(标准化数据引自参考文献[50])
Figure 8. REE distribution in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Tipolymetallic mineralization zone
表 1 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿(化)体基本特征
Table 1 Ore bodies in Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
序号 矿体编号 形态 产状 长度/m 平均厚度/m Nb2O5/10-6 Ta2O5/10-6 REE2O3/10-6 Ti/% TFe/% 控制手段 1 Ⅰ-1 层状 242°∠44° 800 12 4.83 33.30 地表追索+探槽 2 Ⅰ-2 层状 232°∠42° 2000 10 4.90 22.97 3 Ⅱ-1 层状 222°∠62° 658 22 4.80 19.28 4 Ⅱ-2 层状 245°∠81° 743 15.9 476 29 1731 4.99 20.00 5 Ⅱ-3 层状 215°∠40° 580 32.3 276 19 918 3.35 21.45 6 Ⅱ-4 层状 260°∠56° 660 26.1 739 42 669 4.39 19.28 7 Ⅱ-5 层状 335°∠30° 631 22 403 23.62 544 4.01 17.88 8 Ⅱ-6 层状 210°∠55° 170 18 5.89 23.40 9 Ⅱ-7 层状 265°∠78° 780 20 5.36 20.45 
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表 2 大黄山稀土-铌-铁钛多金属矿化带内钛元素物相分析结果
Table 2 Phase analysis of titanium of ores from the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
物相种类 钛铁矿中钛 金红石中钛 钛磁铁矿中钛 榍石和硅酸盐中钛 总量 TiO2/% TiO2/% TiO2/% TiO2/% TiO2/% 含量 4.78 1.89 1.20 < 0.01 7.87 百分比/% 60.74 24.01 15.25 0 100
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表 3 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿石地球化学测试结果
Table 3 Assaying results of ores in the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
样品 MnO/TiO2 Na/Mg Fe/Ti Al/(Al+Fe+Mn) D6-1 0.03 0.69 0.92 0.85 D2-1 0.01 0.92 4.76 0.47 D8-1 0.001 0.13 2.86 0.48 D9-1 0.002 6.98 1.76 0.77 D10-1 0.01 2.78 7.07 0.38 D11-1 0.01 2.69 4.57 0.43
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表 4 大黄山稀土-铌-铁-钛多金属矿化带内矿石稀土元素测试结果
Table 4 REE assaying results of ores from the Dahuangshan REE-Nb-Fe-Ti polymetallic mineralization zone
10-6 样品号 TC3-2XT
WL6-1TC2-3XT
WL2-1TC2-1XT
WL8-1TC2-1XT
WL9-1TC2-1XT
WL10-1TC3-1XT
WL9-1La 192.00 196.00 226.00 412.00 130.00 136.00 Ce 318.00 366.00 483.00 802.00 313.00 304.00 Pr 35.80 54.40 72.80 101.00 30.70 40.00 Nd 112.00 219.00 290.00 474.00 112.00 158.00 Sm 17.00 40.40 41.80 64.90 19.80 28.90 Eu 4.62 11.60 10.20 15.10 6.63 8.42 Gd 12.80 34.80 31.60 48.00 18.60 25.30 Tb 1.47 4.93 3.60 4.89 2.36 3.55 Dy 5.75 20.60 12.70 15.10 10.00 15.70 Ho 0.91 2.93 1.88 2.11 1.48 2.52 Er 2.26 6.28 4.57 5.75 3.69 6.00 Tm 0.28 0.70 0.55 0.62 0.48 0.79 Yb 1.60 4.01 3.26 3.87 3.09 4.68 Lu 0.22 0.47 0.42 0.51 0.38 0.56 Y 21.50 61.30 38.90 45.40 37.00 61.20 LREE 679.42 887.40 1123.80 1869.00 612.13 675.32 HREE 25.29 74.72 58.58 80.85 40.08 59.10 LREE/HREE 26.87 11.88 19.18 23.12 15.27 11.43 LaN/YbN 11.31 4.61 6.54 10.04 3.97 2.74
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-
程裕淇. 中国区域地质概论[M]. 北京: 地质出版社, 1994: 1-200. 潘裕生. 昆仑山区构造区划初探[J]. 自然资源学报, 1989, 4(3): 196-203. doi: 10.3321/j.issn:1000-3037.1989.03.002 潘裕生. 青藏高原第五缝合带的发现与论证[J]. 地球物理学报, 1994, 37(2): 184-192. doi: 10.3321/j.issn:0001-5733.1994.02.006 Wang X, Zhang X, Gao J, et al. A slab break-off model for the submarine volcanic-hosted iron mineralization in the Chinese Western Tianshan: Insights from Paleozoic subduction-related to post-collisional magmatism[J]. Ore Geology Reviews, 2018, 92: 144-160. doi: 10.1016/j.oregeorev.2017.11.015
Li W, Dong Y, Guo A, et al. Chronology and tectonic significance of Cenozoic faults in the Liupanshan Arcuate Tectonic Belt at the northeastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2013, 73: 103-113. doi: 10.1016/j.jseaes.2013.04.026
Wang C, Liu A, Wang H, et al. Recognition and tectonic implications of an extensive Neoproterozoic volcano-sedimentary rift basin along the southwestern margin of the Tarim Craton, northwestern China[J]. Precambrian Research, 2013, 257: 65-82.
Liu L, Ya B, Lei L, et al. Early Paleozoic granitic magmatism related to the processes from subduction to collision in South Altyn, NW China[J]. Science China Earth Sciences, 2015, 58: 1513-1522. doi: 10.1007/s11430-015-5151-1
Fan Y, Wan Y, Wang H, et al. Application of airborne hyperspectral remote sensing image data in the gold-silver-lead-zinc ore district of Huaniushan, Gansu, China[J]. Eologia Croatica, 2021, 74(1): 73-84 doi: 10.4154/gc.2021.04
巫建华, 刘帅. 大地构造学概论与中国大地构造学纲要[M]. 北京: 地质出版社, 2008. 杨克明. 论西昆仑大陆边缘构造演化及塔里木西南盆地类型[J]. 地质论评, 1994, 1: 9-18. doi: 10.3321/j.issn:0371-5736.1994.01.002 潘裕生, 周伟明, 许荣华, 等. 昆仑山早古生代地质特征与演化[J]. 中国科学(D辑), 1996, 26(4): 302-307. doi: 10.3321/j.issn:1006-9267.1996.04.003 潘裕生. 青藏高原的形成与隆升[J]. 地学前缘, 1999, 6(3): 153-163. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.1999.03.015 姜春发, 朱松年. 构造迁移论概述[J]. 中国地质科学院院报, 1992, 25: 1-14. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQXB199200000.htm 姜春发. 中央造山带几个重要地质问题及其研究进展(代序)[J]. 地质通报, 2002, 21(Z2): 453-455. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=200208112&flag=1 姜春发, 杨经绥, 冯秉贵, 等. 昆仑开合构造[M]. 北京: 地质出版社, 1992: 161-168. 李涛, 王宗秀. 塔里木地块北部横向构造及断条模式[J]. 中国地质, 2006, 33(1): 14-27. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI200601001.htm 陆松年, 李怀坤, 陈志宏. 塔里木与扬子新元古代热-构造事件特征、序列和时代——扬子与塔里木连接(YZ-TAR)假设[J]. 地学前缘, 2003, 10(4): 321-326. doi: 10.3321/j.issn:1005-2321.2003.04.001 杨经绥, 王希斌, 史仁灯, 等. 青藏高原北部东昆仑南缘德尔尼蛇绿岩: 一个被肢解了的古特提斯洋壳[J]. 中国地质, 2004, 31(3): 225-239. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2004.03.001 李文渊, 张照伟, 高永宝, 等. 秦祁昆造山带重要成矿事件及其构造演化响应[C]//陈毓川, 薛春纪, 张长青. 主攻深部挺进西部放眼世界——第九届全国矿床会议论文集. 北京: 地质出版社, 2008: 15-16. 康磊, 校培喜, 高晓峰, 等. 西昆仑西段晚古生代-中生代花岗质岩浆作用及构造演化过程[J]. 中国地质, 2015, 42(3): 533-552. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.03.011 李文渊, 张照伟, 高永宝, 等. 秦祁昆造山带重要成矿事件与构造响应[J]. 中国地质. 2011, 38(5): 1135-1149. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2011.05.002 孙海田, 李纯杰, 李锦荣, 等. 新疆西昆仑昆盖山地区铜矿资源找矿地质条件[J]. 中国地质, 1997, 24(11): 29-30. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI199711010.htm 王书来, 汪东波, 祝新友. 新疆西昆仑金(铜)矿找矿前景分析[J]. 地质找矿论丛, 2000, 15(3): 224-229. doi: 10.3969/j.issn.1001-1412.2000.03.004 西北地质矿产研究所. 西北地区矿产资源找矿潜力[M]. 北京: 地质出版社, 2006. 杨合群, 姜寒冰, 谭文娟, 等. 西北地区重要矿产概论[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 2017: 19. 李先军, 赵祖应. 西昆仑北段矿产分布特征及找矿方向浅析[J]. 地质与勘探, 2009, 45(2): 1-7. doi: 10.3969/j.issn.1001-1986.2009.02.001 李宝强, 杨万志, 赵树铭, 等. 西昆仑成矿带成矿特征及勘查远景[J]. 西北地质, 2006, 39(2): 128-142. doi: 10.3969/j.issn.1009-6248.2006.02.008 李文渊. 中国西北部成矿地质特征及找矿新发现[J]. 中国地质, 2015, 42(3): 365-380. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.03.001 Qin Y, Feng Q, Chen G, et al. Devonian post-orogenic extension-related volcano-sedimentary rocks in the northern margin of the Tibetan Plateau, NW China: Implications for the Paleozoic tectonic transition in the North Qaidam Orogen[J]. Journal of Asian Earth Sciences. 2018, 156: 145-166. doi: 10.1016/j.jseaes.2018.01.009
Hou Q, Mou C, Wang Q, et al. Provenance and tectonic setting of the Early and Middle Devonian Xueshan Formation, the North Qilian Belt, China[J]. Geological Journal, 2018, 53: 1404-1422. doi: 10.1002/gj.2963
Fan Y, Wang H. Application of remote sensing to identify copper-lead-zinc deposits in the Heiqia Area of the West Kunlun Mountains, China[J]. Scientific Reports, 2020, (10): 12309. http://www.nature.com/articles/s41598-020-68464-7
Fan Y, Wang H, Yang X, et al. Application of high resolution remote sensing technology for the iron ore deposits of the West Kunlun mountains in China[J]. Eologia Croatica, 2021, 74(1): 57-72 doi: 10.4154/gc.2021.03
董永观, 郭坤一, 肖惠良, 等. 西昆仑地区成矿远景[J]. 中国地质, 2003, 30(2): 173-178. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI200302009.htm 褚少雄. 西昆仑及其邻区成矿地质背景及成矿规律探讨[D]. 中国地质大学硕士学位论文, 2008. 贾群子. 新疆西昆仑块状硫化物铜矿床[M]. 北京: 地质出版社, 1999. 侯增谦, 宋玉财, 李政, 等. 青藏高原碰撞造山带Pb-Zn-Ag-Cu矿床新类型: 成矿基本特征与构造控矿模型[J]. 矿床地质, 2008, 27(2): 123-144. doi: 10.3969/j.issn.0258-7106.2008.02.001 李文渊, 张照伟, 高永宝, 等. 秦祁昆造山带重要成矿事件与构造响应[J]. 中国地质, 2011, 38(5): 41-50. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI201105003.htm 赵佳楠, 刘正军. 新疆西昆仑造山带北缘中元古代帕什托克闪长岩侵入序列及其地质意义[J]. 中国地质, 2014, 41(1): 92-107. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2014.01.007 高晓峰, 校培喜, 康磊, 等. 新疆塔什库尔干塔阿西一带火山岩成因及地质意义[J]. 地球科学-中国地质大学学报, 2013, 38(6): 1169-1182. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQKX201306002.htm 贠杰, 高晓峰, 校培喜, 等. 西昆仑下石炭统乌鲁阿特组火山岩地球化学特征及地质意义[J]. 中国地质, 2015, 42(3): 587-600. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.03.014 新疆自治区地质矿产局. 新疆自治区区域地质志[M]. 北京: 地质出版社, 1993: 1-841. 王永, 李德贵, 肖序常, 等. 西昆仑山前晚新生代构造话动与青藏高原西北缘的隆升[J]. 中国地质, 2006, 33(1): 41-47. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DIZI200601003.htm 于晓飞. 西昆仑造山带区域成矿规律研究[D]. 中国地质大学博士学位论文, 2008. 李荣社, 计文化, 杨永成, 等. 昆仑山及邻区地质[M]. 北京: 地质出版社, 2008: 1-5. 伍耀中, 乔耿彪, 陈登辉, 等. 昆仑-阿尔金成矿带金属矿产成矿条件与成矿远景预测[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 2016: 14. 计文化, 陈守建, 李荣社, 等. 青藏高原及邻区古生代构造-岩相古地理综合研究[M]. 武汉: 中国地质大学出版社, 2014: 112-116. Gao S, Ling W, Qiu Y, et al. Contrasting geochemical and Sm-Nd isotopic compositions of Archean metasediments from the Kongling high-grade terrain of the Yangtze craton: evidence for cratonic evolution and redistribution of REE during crustal anatexis[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1999, 63(13/14): 2071-2088. http://www.sciencedirect.com/science/article/pii/S0016703799001532
Sugisaki R, Yamamoto K, Adachi M. Triassic bedded cherts in central Japan are not pelagic[J]. Nature, 1982, 298(5875): 644-647. doi: 10.1038/298644a0
Murray R W, Buchholtz T B, Marilyn R, et al. Rare earth elements as indicators of different marine depositional environments in chert and shale[J]. Geology, 1990, 18(3): 268. doi: 10.1130/0091-7613(1990)018<0268:REEAIO>2.3.CO;2
Brookins D G. Aqueous geochemistry of rare earth elements[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 1989, 21(1): 201-225.
刘平, 廖友常, 张雅静. 黔中-渝南石炭纪铝土矿含矿岩系中的海相沉积特征[J]. 中国地质, 2015, 42(2): 641-654 doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2015.02.022 刘长龄, 覃志安. 我国铝土矿中微量元素的地球化学特征[J]. 沉积学报, 1991, (2): 25-33. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-CJXB199102002.htm 巴多西G. 等著, 顾皓民, 等译, 红土型铝土矿[M]. 沈阳: 辽宁科学技术出版社, 1993. 张启明, 江新胜, 秦建华, 等. 黔北-渝南地区中二叠世早期梁山组的岩相古地理特征和铝土矿成矿效应[J]. 地质通报, 2012, 31(4): 558-568. doi: 10.3969/j.issn.1671-2552.2012.04.009 刘平, 廖友常. 黔中-渝南沉积型铝土矿区域成矿模式及找矿模型[J]. 中国地质, 2014, 41(6): 2063-2082. doi: 10.3969/j.issn.1000-3657.2014.06.020
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