Zircon U-Pb age and tectonic thermal event of the volcanic rocks from the Paleoproterozoic Yimen Group Luowadie Formation in Yimen area, Central Yunnan
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摘要:
易门群是综合了元江撮科、易门铜厂、东川因民等地区的最新野外地质资料、同位素年代学资料后厘定的古元古界浅变质地层。其记录了地球发展演化早期的一系列重大地质事件，如古元古代早期的休伦冰期事件及紧随其后的地幔柱事件、简单多细胞生物的首现、狭义的Lomagundi碳同位素正漂移事件、富氧大气崩溃后的缺氧富硒沉积等。采用锆石激光剥蚀法（LA-ICP-MS）对易门地区的易门群罗洼垤组微晶凝灰岩、英安质凝灰岩进行了年龄测定，获得锆石U-Pb年龄加权平均值为2241±16 Ma、2252±14 Ma，2件样品的锆石Th/U值为0.2~1.0，均具清晰的振荡环带结构，为岩浆成因的锆石。结果表明，滇中易门地区罗洼垤组沉积时代为古元古代中期，可与元江撮科的地幔柱岩石构造组合及东川因民的罗洼垤组凝灰岩的时代对比。罗洼垤组沉积时代可能是Kenorland超大陆裂解作用在扬子陆块的响应。
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关键词:
- 古元古界易门群 /
- 锆石U-Pb年龄 /
- 滇中易门地区 /
- Kenorland超大陆
Abstract:Yimen Group is the Palaeoproterozoic weakly metamorphic strata determined by the latest "Yunnan Province Regional Geology"(second edition of revision) project, which integrates the latest field geological data and isotope chronology data of Yuanjiang Cuoke, Yimen Tongchang and Dongchuan Yinmin. It records a series of major geological events in the early stages of the Earth's evolution, such as the Early Paleoproterozoic Huron Ice Age event and the following mantle plume events, the first appearance of simple multicellular organisms, the narrow Lomagundi carbon isotope positive drift event, and hypoxic selenium-rich deposits after the collapse of oxygen-rich atmosphere. The LA-ICP-MS zircon dating method was used to date the Luowadie microcrystalline tuff and the dacite tuff in the Yimen Group of Yimen area. The zircon U-Pb dating yielded a weighted average age of 2241±16 Ma(MSWD=0.64, n=14), 2252±14 Ma(MSWD=0.71, n=13). The zircon Th/U ratio of the two samples is 0.2~1.0, both of which have a clear oscillating ring structure, indicating the zircon of magmatic origin. The study indicates that the sedimentary time of the Luowadie Formation in the Yimen area of the Yime area is Middle Paleoproterozoic, which can be compared with the mantle plume tectonic combination of the Yuanjiang Couke and the tuff in the Luowadie Formation of Dongchuan Yinmin. The sedimentary time of the Luowadie Formation may represent the response of Kenorland supercontinent splitting in Yangtze.
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“一带一路”（One Belt，One Road）是“丝绸之路经济带”和“21世纪海上丝绸之路”的简称，这一区域是中国提出的未来开展国际合作的重要战略规划。“一带一路”地区矿产资源丰富，是全球重要的黄金供应中心。该区经历了长期的地质历史演化，受到多次构造-岩浆活动影响，金矿星罗棋布，其中有世界金探明储量排名第一的印尼格拉斯贝格（铜）金矿、世界黄金年产量最大的乌兹别克斯坦穆龙套金矿等。初步统计，“一带一路”地区金资源储量约35000t，约占全球的26%。据美国地质调查局2015年全球金矿资源年报，俄罗斯查明金储量8000t，居世界第二位，主要分布在远东、西伯利亚及乌拉尔地区；印度尼西亚查明金储量3000t，居世界第五位；乌兹别克斯坦查明金储量1700t，居世界第十位；中国查明金储量1900t，居世界第九位，中国黄金年产量490t，居世界第一。另外，蒙古、菲律宾、越南、印度、吉尔吉斯斯坦、哈萨克斯坦、伊朗、土耳其等国亦有超大型金矿分布。
“一带一路”各个国家的国际能源资源合作和基础设施建设的发展，必然会带动这一区域金矿勘查开发的热潮，另外，据世界黄金协会报道，印度和中国已经连续多年成为全球最大黄金消费国，因此，“一带一路”地区的金矿无论是找矿勘查，还是开发利用都将成为影响全球黄金矿业发展的热点地区。通过总结“一带一路”地区重要的大型超大型金矿床产出环境及地质特征，对其形成机理和找矿潜力进行系统论述，旨在为中国地质学家提供研究“一带一路”地区金成矿作用的区域基础地质特征分析，为政府和企业部署区域找矿勘查工作提供科学依据。
1. 成矿地质背景
大地构造位置上，“一带一路”主要分布有西伯利亚陆块、中朝陆块、东欧陆块、印度陆块、塔里木陆块、扬子陆块、阿拉伯陆块7个稳定陆块和乌拉尔-蒙古造山带、秦岭-祁连-昆仑造山带、特提斯-喜马拉雅造山带、环太平洋西部构造活动带[1]。“一带一路”超大型金矿主要分布在中亚-蒙古成矿域、特提斯-喜马拉雅成矿域的中段、东段和环太平洋成矿域西环[2]（图 1）。
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图 1 “一带一路”地区中国境外大型-超大型金矿分布图（据参考文献[2]修改）1-俄罗斯纳塔尔卡；2-俄罗斯苏霍依洛克；3-俄罗斯奥林匹亚达金矿；4-蒙古欧玉陶勒盖；5-哈萨克斯坦巴克尔奇克；6-哈萨克斯坦阿卡巴凯；7-吉尔吉斯斯坦库姆托尔；8-乌兹别克斯坦科齐布拉克；9-乌兹别克阿尔马雷克；10-乌兹别克斯坦穆龙套；11-罗马尼亚罗西亚蒙大拿；12-土耳其康尔普；13-埃及苏卡瑞；14-伊朗萨里古纳里；15-伊朗萨尔切什梅；16-印度科拉尔；17-老挝色潘；18-菲律宾阿库潘；19-菲律宾勒班陀-远东南；20-印尼巴都希贾乌；21-印尼格拉斯贝格Figure 1. Distribution of large-superlarge gold deposits in"One Belt, One Road"region outside China中亚-蒙古成矿域分布在亚洲大陆中部，西起欧亚交界的乌拉尔山脉南段，经哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、吉尔吉斯斯坦、中国新疆以北地区，往东经蒙古国、中国内蒙古、黑龙江北部地区，至俄罗斯贝加尔湖地区以南的俄罗斯西伯利亚地区[3]。这是横亘亚欧大陆中部的一条巨型复合型造山系，夹持于俄罗斯地块、西伯利亚地块与土兰地块-塔里木地块-华北地块之间，构成这些地块边缘的地壳增生带。靠近西伯利亚地块的北带是一条经历了元古宙构造运动的加里东期造山带，主要由元古宙-早古生代地层褶皱岩系和同期的花岗岩带、超基性岩带、蛇绿混杂岩带组成，其上覆为晚古生代海相、海陆交互相沉积岩和中-新生代陆相盆地、火山盆地型沉积岩；中带占据了该造山系的大部分，为华力西期造山带，主要由志留纪-早石炭世海相地层、中石炭世-二叠纪内陆盆地型沉积的褶皱系及同期的花岗岩带、基性-超基性岩带组成，上覆中生代（主要是侏罗纪-白垩纪）盆地型沉积岩和火山沉积岩；南带为加里东期造山带，主要出露于哈萨克斯坦西南缘、天山的婆罗科努山及华北地块北缘的部分地段，与北带的加里东期造山带遥相呼应，但规模远小于北带[1, 4-5]。
特提斯-喜马拉雅成矿域位于欧亚大陆与冈瓦纳大陆的交接部位，是一条巨型的中、新生代造山系，由一系列造山带和夹持于造山带之间的中、小型“中间地块”而形成的复杂构造格局，包括介于土兰地块、塔里木地块、华北地块、扬子地块与阿拉伯地块、印度地块之间的广大地区。尽管各地区地质发展的历史与特点不同，但总体上，该造山系经历了前晋宁期、晋宁期-泛非期、泛非期-印支期、印支期-燕山期及燕山期后5个发展阶段，形成5套不同性质、不同类型的地质建造序列。该造山系主要由一系列以中、新生代为主的褶皱系、推覆构造群、蛇绿混杂岩带、逆冲及走滑断裂系、构造-岩浆岩带组成，在不少地区卷入前寒武纪变质岩系及古生代地层。造山系中各造山带的形成时代有由北往南逐渐变新的趋势[1, 6-7]。
环太平洋成矿域西环主要从上扬斯克经大兴安岭、太行山、雪峰山至红河断裂，南界从伊里安经西南太平洋诸岛至新西兰，北部包括楚科奇半岛，上述范围的构造线方向与洋、陆板块边界即大陆边缘一致，是大陆消减和弧-陆碰撞的产物，主要由侏罗纪-白垩纪火成岩-深成岩组成。北部从楚科奇半岛向南，经锡霍特阿林和朝鲜半岛东南，日本本州西北至中国闽浙沿海，向西到大兴安岭-太行山以西的内蒙古和山西高原，由安山岩-英安岩-流纹岩组合的陆相火山岩、火山碎屑岩和相应的深成岩组成，此带以东发育晚白垩世和新生代海相地层和火山活动[7]；南部主要包括菲律宾-巽他群岛-新几内亚岛地区，由于板块间的汇聚、碰撞、俯冲等地质作用形成特有的沟-弧-盆体系，地壳活动活跃，地质现象复杂多样，岩石变形变质程度大，岩浆火山地质作用强烈。出露地层主要为中生界-第四系，前者以海相碎屑岩为主，后者分布广泛，岩性岩相复杂多样，以海相、海陆交互相碎屑沉积岩及火山碎屑沉积岩为主[8]。
2. 代表性矿床地质特征及成矿过程
2.1 俄罗斯苏霍伊洛格金矿（Sukhoi log）
苏霍伊洛格金矿位于伊尔库茨克地区博代博市北部约120km处，这里是俄罗斯金最富集的西伯利亚勒拿沉积型金矿矿集区。该矿床发现于1961年，至今仍然是俄罗斯最大的金矿，同伴生有铂族金属（PGE）。金资源储量1920t，平均品位2.8g/t（表 1）。
表 1 “一带一路”地区主要大型-超大型金矿地质特征Table 1. Geological features of the large-superlarge gold deposits in"One Belt, One Road"region
大地构造位置上，该矿床位于西伯利亚克拉通的东缘，由一套寒武纪变质岩不整合于太古代变质地层上而形成的博代博复向斜中。金矿体位于苏霍洛什斯克倒转背斜的轴部，轴面走向近东西向，向南倾斜，倾角5°~20°，矿体主要产于该背斜中央地段，该段长2.8 km，金主要赋存于受背斜内小构造控制的细脉浸染状含硫化物石英脉中。矿体呈层状、细脉状、透镜状、囊状。
容矿围岩主要是一套新元古代黑色沉积页岩，厚约1500m，主要岩性为黑色含炭质高的千枚岩、粉砂质页岩和粉砂岩。围岩蚀变主要是碳酸盐化，主要蚀变矿物为菱铁矿、铁白云石、镁菱铁矿和少量白云石。围岩碎屑LA-ICP-MS锆石年龄600±10Ma，独居石核部年龄573±12Ma（生长边年龄516±10Ma）和374±20Ma。矿石的金属矿物主要有自然金、自然银、铂金属矿物，除黄铁矿外, 还分布少量磁黄铁矿、毒砂、辉砷镍矿和辉钴矿。在深部和外围还广泛分布黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、镍黄铁矿、针硫镍矿。
苏霍伊洛格金矿经历了复杂的地质历史变化，主要有3个阶段，在800Ma，陆源碎屑岩碳酸盐岩在板内裂谷沉积，在520Ma经历了区域变质作用，在320Ma随着新生的花岗岩和低温热液流体的上侵聚集了大量的金属矿物，上升到地壳浅部沉积富集成矿。
2.2 蒙古欧玉陶勒盖（Oyu Tolgoi）
欧玉陶勒盖斑岩型铜（金）矿位于蒙古国南戈壁省，北距蒙古国首都乌兰巴托市550km, 南距中蒙边境80km。欧玉陶勒盖铜（金）矿是21世纪初由加拿大艾芬豪蒙古矿业公司（Ivanhoe Mines Mongolia Inc.，2012年8月2日起改名为绿松石山资源公司-Turquoise Hill Resources）探明的世界级超大型斑岩型铜（金）矿，矿体规模巨大。根据绿松石山资源公司网站发布的最新信息，其矿石总资源量（以铜当量品位0.6%为边界品位）为3.75×108t；平均品位分别为0.983%和0.35g/t的铜和金的金属资源量分别为3687×104t和1142t。
大地构造位置上，该矿床地处西伯利亚板块南缘近东西向和北东向深大断裂夹持的古生代岛弧带内，区内出露的地层主要为志留系和泥盆系泥岩、砂砾岩、玄武质熔岩、安山岩和凝灰岩，局部地段有奥陶系-石炭系中酸性火山岩和沉积岩。整个矿床由南部、西南部、中部和北部4个矿体及一系列铜（金）矿点构成，4处矿体的矿化范围分别为2000m×1200m（北部）、1300m×600m（中部）、600m× 300m（南部）和1500m×400m（西南部）。就单个矿体而言，其长度变化范围为400~1200m，平均值760m，宽度为90~225m，平均值120m，倾斜延深450~950m，平均620m。
受多期次热液活动影响，近矿体围岩蚀变以强度高、类型复杂和面积大为特点，自矿体中心向外依次为硅化-钾长石化、黑云母化、石英-绢云母（电气石）化、泥化和青磐岩化，其中钾硅酸盐蚀变与铜（金）矿化体具有密切的空间分布关系。原生矿石矿物组合为黄铜矿、黄铁矿、自然金、磁铁矿、钾长石、石英、绢云母、绿泥石、绿帘石和方解石。
该矿床产出于晚泥盆世洋底岛弧环境，随后被石炭纪次火山喷发物和块状碎屑覆盖。欧玉陶勒盖地区的泥盆纪和石炭纪地层记录了多期岛弧、大型斑岩铜（金）系统、喷发和多相变形的演化框架。斑岩型铜（金）矿床在空间上和时间上与中性到高钾钙碱性石英二长闪长岩（372Ma）和花岗闪长岩（366Ma）的侵入体相关，表明欧玉陶勒盖铜（金）矿床产出于泥盆纪-石炭纪火山岛弧环境。
2.3 吉尔吉斯斯坦库姆托尔（Kumtor）
库姆托尔金矿位于吉尔吉斯斯坦伊塞克湖东南部海拔4000m以上的高山区，距离伊塞克湖南岸的居民区130km，距中吉边界仅60km。该矿发现于1978年，目前由卡纳迪加黄金公司（Centerra Gold Inc.）所有。金资源储量334t，平均品位3.2g/t。
大地构造位置上，该矿床位于中亚南天山造山带的东南部，受控于图尔盖-中天山加里东-华力西期褶皱带，地处伊塞克地块南缘缝合带（尼古拉耶夫断裂带）南侧，缝合带北侧为北天山陆缘活动带。矿体受近东向（局部东西向）断裂破碎带控制，赋存于黑色岩系中，呈板状和脉状，倾向南东，倾角40°~70°，矿带长达12km，可划分为东、中、西3个矿段。围岩是一套炭质含量较高的千枚岩、砾岩、粉砂岩和含大理岩夹层的前寒武纪沉积岩，部分已石墨化，矿区外围为片麻岩。围岩蚀变强烈，以硅化为主，其次为黄铁矿化、碳酸盐化、绢云母化等，地表褐铁矿化形成红色铁帽。对库姆托尔金矿区的绢英岩和含绢云母金矿石分析，获得全岩40Ar-39Ar坪年龄285.5±1.2Ma和288.4±0.6Ma，其中绢云母单矿物坪年龄分别为284.3±3.0Ma（围岩）和285.4±0.2Ma（矿石），限定成矿年龄介于288~285Ma之间。金矿石类型有含金石英脉型和含金千枚岩型2种，以含金石英脉型为主。矿石中金属矿物主要有黄铁矿、自然金和辉铜矿，其次为赤铁矿、白钨矿、磁铁矿和钛铁矿。
金矿化与天山褶皱带后碰撞岩浆活动有关，后碰撞演化过程使中下地壳、花岗质岩浆及含金浅成低温流体混合，沿区域深断裂侵位黑色页岩形成金矿体及后碰撞花岗岩体。
2.4 乌兹别克斯坦穆龙套（Muruntau）
穆龙套金矿床位于乌兹别克斯坦克共和国克孜勒库姆（Kyzylkum）沙漠腹地，赋存于瓦雷里亚诺夫斯基（Valerianovsky）古生代火成岩带南部的山脉中，穆龙套金矿床发现于1956年，经快速勘探后于1967年正式露天开采。金资源储量1500t，平均品位2.5g/t，占乌兹别克斯坦金总储量的60%~70%。
大地构造位置上，穆龙套金矿位于卡拉库姆板块和中哈萨克斯坦-北天山板块的碰撞缝合带，属于中亚成矿域西南天山成矿省西段，位于塔拉斯费尔干纳断裂的西侧。穆龙套矿田在140km2范围内分布有多个金矿、银矿、钨矿。其中穆龙套金矿床面积约40km2，矿化带长12km。矿床总体为一规模巨大、构造复杂、向东微倾的陡立柱状矿体。含金石英脉产于近直立裂隙中，厚0.5~20m，长100~300m，Au最高品位在10g/t以上，主要发育网脉型金矿，脉体呈平缓顺层发育、陡倾切层，规模巨大，品位较低，一般为3~5g/t。
赋矿围岩为下古生界别索潘组含炭质黑色岩系，金主要赋存在石英脉中，与毒砂、黄铁矿、白钨矿等伴生。热液蚀变发育，主要蚀变类型有硅化、黑云母化、绿泥石化、钾长石化、钠长石化、绿帘石化、碳酸盐化、电气石化、泥化等。含金矿脉中早期白钨矿的Sm-Nd分析表明，成矿时代约为275Ma，穆龙套深部隐伏花岗岩体年龄为287Ma，矿区内闪长岩岩墙（脉）年龄286Ma。
穆龙套超大型金矿床是长期的、复杂的地质事件综合作用的产物，主成矿阶段的年龄为287~275Ma，说明矿化作用至少持续了10Ma以上。深部上侵的花岗质岩浆不仅提供了部分成矿物质，而且为地壳中成矿物质和流体混杂提供了场所。在岩浆热能驱动下成矿热液与大气降水发生对流循环，形成了以岩浆期后热液为主的成矿流体。北西向桑格龙套-塔姆德套剪切带和北东向穆龙套-道古兹套剪切带的交会叠加部位，为成矿物质的运移提供了良好的通道，并为成矿流体的沉淀、富集提供了理想场所。矿体受剪切带、断裂破碎带控制。
2.5 罗马尼亚罗夏蒙大拿（Rosia Montana）
罗夏蒙大拿金矿位于罗马尼亚阿布鲁德镇东北7km处，属于南阿普塞尼山脉北部。罗夏蒙大拿金矿由加百利资源公司（Gabriel Resources Ltd. 80%）和罗马尼亚政府（20%）共同所有，金资源储量577t，平均品位1.04g/t，是欧洲著名的超大型金矿。
大地构造位置上，罗夏蒙大拿金矿位于亚得里亚微陆块嵌入欧洲板块形成的喀尔巴阡山脉造山运动带，与区域走滑机制控制下的局部伸展环境中的中新世岩浆低温热液活动相关。矿体分别为3个独立的火山爆破角砾岩体，矿化呈细脉浸染状、细脉状、团簇状、角砾岩状，围岩主要是含有大量变质变形的中生代之前的陆壳角砾组成的岩浆杂岩体，上覆白垩纪浊流沉积岩。主要围岩蚀变有冰长石化、碳酸盐化、绢云母化、泥化等。与矿化相关的蒙大拿英安岩体中锆石年龄为13.15~13.61Ma；矿化年龄由与浅成低温热液相关的冰长石40Ar-39Ar年龄确定，为12.71~12.85Ma。主要金属矿物为自然金、自然银、黄铁矿、黄铜矿、黝铜矿、方铅矿。
罗夏蒙大拿金矿经历了持续7Ma的多次间歇式岩浆活动，金矿化主要赋存于角砾岩体中形成的浅成低温热液体系中，主要动力是蒙大拿英安岩体浅部侵位引起的强烈的岩浆蒸汽作用。
2.6 土耳其康尔普（Copler）
康尔普金矿位于土耳其中东部埃尔津詹西120km处，由土耳其地质调查局（"MTA"）发现于20世纪60年代初期，金资源储量302t，平均品位1.54g/t，矿体下部是铜-金斑岩型矿化体，上覆共生后期的低硫热液型金矿化。
大地构造位置上，康普尔金矿位于TaurideAnatolide造山带中，空间上与中始新世侵入二叠纪-白垩纪变质碎屑岩和碳酸盐岩序列中的中酸性岩体有关，受北东东-南西西走向构造窗控制，侵入岩体主要由不同岩相组成，主要是石英闪长斑岩（斑晶是斜长石、角闪石和黑云母，基质是石英、斜长石）。主量和微量元素数据表明，该斑岩体属于I型钙碱性岩，与形成于大陆岛弧环境的岩浆岩特征相似。围岩蚀变具有典型斑岩铜矿体系蚀变特征，中央钾化蚀变，周围被连续的绢英岩化和青磐岩化交代包围。早期钾化蚀变以存在次生黑云母、少量钾长石和磁铁矿为特征，且与石英-磁铁矿-黄铜矿-黄铁矿-辉钼矿脉关系紧密。绢云母化蚀变是一组绢云母-石英-黄铁矿组合，与石英黄铁矿细脉联系紧密。金主要以固态溶解于含砷黄铁矿，同时伴有少量砷黄铁矿、黄铜矿、砷黝铜矿、黝铜矿、方铅矿、闪锌矿、雄黄和雌黄。斑岩体中的新鲜角闪石和黑云母斑晶的40Ar-39Ar年龄在43.75±0.26~44.13±0.38Ma之间，热液黑云母和绢云母40Ar-39Ar年龄为43.84±0.26Ma和44.44±0.28Ma，2个辉钼矿Re-Os模式年龄为43.9±0.2Ma和44.6±0.2Ma。
康尔普金矿成矿流体来自于先前洋壳俯冲引起的下地壳源区熔融，接着随白垩纪岩浆活动和古新世陆-陆碰撞运动，沿古特提斯缝合带在Ana-tolia地区上涌富集成矿，属于后俯冲斑岩热液成矿类型。
2.7 伊朗萨里古纳里（Sari gunay）
伊朗萨里古纳里金矿位于伊朗西部库尔德斯坦省德什凯森（Dashkasan）地区中部偏西北的一个微碱性粗安岩到粗面岩的火山杂岩体中，距哈马丹市区西北60km。1999年力拓接收伊朗萨里古纳里金矿项目，并获得重大突破，2011年力拓剥离了该金矿股份，目前由伊朗扎尔德山矿业有限公司（ZarKuh Mining Co）所有。金资源储量300t，平均品位2g/t。
大地构造位置上，该金矿地处古特提斯洋闭合后阿拉伯板块与欧亚板块拼接的塔卡卜缝合带，金矿化位于缝合带中火山机构杂岩体中。矿体浅部为角砾状、深部为细脉浸染状，受南北向和北东向2组断裂控制，走向北东-南西向（20°~30°），倾向北西，倾角为70°~90°。
围岩主要是次火山岩，上部为火山口爆破角砾岩和火山碎屑岩，下部是侵入的粗面-英安质斑岩体。围岩蚀变主要有电气石化、钾化、绿泥石化、强绢云母化和硅化。报道的侵入岩火山岩年龄为11.7~11Ma，与矿化相关的绢云母40Ar/39Ar年龄为10.7Ma。金矿石主要有角砾岩型和含金石英脉型，金属矿物主要有自然金、黄铁矿、磁铁矿、砷黄铁矿、毒砂、辰砂、雄黄辉锑矿。
新特提斯洋闭合过程中，欧亚板块与阿拉伯板块拼接，在塔卡卜缝合带引起大规模的岩浆火山活动，成矿物质与碰撞相关的碱性浅成低温热体系活化上涌，在下部与侵位的粗面-英安质岩浆混合，在岩体内形成含金细脉浸染状矿化体，在上部侵入火山爆破角砾岩体中，从而形成大量角砾岩型金矿化体。
2.8 菲律宾勒班陀-远东南（Lepanto-Far Southeast）
勒班陀-远东南（铜）金矿位于环太平洋火山岩带的菲律宾吕宋岛北部Mankayan地区，于1936年开始建设生产。金探明储量440t，平均品位1.24g/t。
大地构造位置上，该矿床位于环太平洋火山岩带的菲律宾北部地区，中央科迪勒拉造山带近南北向背斜的东翼。矿床处于科迪勒拉长达150km的矿化带内，该矿化带中铜-金矿化与钙碱性侵入岩体有关。矿体大部分存在于石英闪长斑岩体内，以Imbanguila英安岩为主要矿化围岩，由Lepanto断层和与其相交的不整合面控制。矿化沿斑岩型矿体的走向向北西方向延伸大于3km，并在海拔为1150m的地表出露。矿石（主要为斑铜矿、黄铜矿和自然金）富含磁铁矿，产在广泛蚀变的侵入岩和围岩中。斑岩体围岩为基底变火山岩或火山碎屑岩，矿体围岩为古新世英安质-安山质角砾岩、石英闪长斑岩，围岩蚀变的特征为钾化核心上叠加伊利石-绿泥石蚀变及晚期石英-伊利石-硫化物和硬石膏脉，向外及矿床上部，蚀变转变为泥质（高岭石）和高级泥质蚀变组合，与金矿化相关的主要是石英-黄铁矿-绢云母化组合。主要金属矿物有黝铜矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、银金矿、碲化物（碲金银矿、碲金矿、碲银矿、白碲金银矿）、硒化物及含Bi矿物。石英闪长斑岩体年龄为2.12~1.82Ma，明矾石K-Ar年龄为1.45±0.08Ma，热液黑云母年龄为1.45~1.34Ma。
深部成矿流体沿与Imbanguila斑岩岩浆活动有关裂隙上升，并在上升过程中与岩浆水和大气水发生混合作用，上升到浅成受Lepanto断层和与其相交的不整合断裂控制，而发生大量的金属矿物沉淀富集形成大型铜金矿床。
2.9 印度尼西亚格拉斯贝格（Grasberg）
格拉斯贝格斑岩型铜金矿床位于印度尼西亚新几内亚岛伊里安查亚中部的查亚维查亚山脉（Jayawi Jaya）内艾茨贝格（Ertsberg）地区，海拔4200m以上。包括雷姆巴赫蒂姆巴伽、库星莱尔、大铁帽、杜姆、伊欧兹、埃茨贝格、东埃茨贝格等一系列独立矿床，是亚洲最大的铜矿床和世界上最大的单体金矿床及露天矿场。该矿床于20世纪80年代中期发现，露天矿于1989年12月正式投产，目前该矿山由美国自由港公司（Freeport）和力拓公司共同拥有。2015年公布数据显示，格拉斯贝格矿床铜储量2761×104t、金储量2610t和银储量8500t，其平均品位分别为1.1%、1.04g/t和3.4g/t。
大地构造位置上，格拉斯贝格位于中新生代澳大利亚板块北缘的被动大陆边缘，属于澳大利亚板块与卡洛林板块（Caroline Plate）南部边缘的岛弧碰撞环境，碰撞形成的大型褶皱、高角度逆断层和滑动断层，遭受褶皱和断裂作用的地层在区内形成了高山地形，这些断裂控制了区内主要侵入岩的侵位。格拉斯贝格铜金矿床整体赋存于格拉斯贝格火成杂岩体内，该岩体上部侵入到始新世-渐新世碳酸盐岩-石灰岩中，在海拔3500m之下则发育在火山岩中。格拉斯贝格火成杂岩体出露面积约3km2，铜-金矿化呈网脉状和浸染状，且以前者为主。围岩蚀变在内带主要矿物有钾长石、黑云母和石英，热液交代石英二长岩中的暗色矿物而形成磁铁矿，外带主要矿物组合为绢云母、黄铁矿、硬石膏等，蚀变作用表现为以钾化为核心，向外逐渐变为绢英岩化，再向外至接触带部位出现薄的青磐岩化。侵入岩的穿插关系、热液蚀变和矿化之间的关系表明，格拉斯贝格铜金矿床在多期的岩浆侵入活动和热液蚀变过程中形成，与矿化相关的岩浆成因和热液成因云母的40Ar/39Ar年龄范围在3.33±0.1~3.01±0.06Ma之间，格拉斯贝格石英二长岩的成岩年龄为2.83~3.23Ma[3]，主要成矿时间在新生代。矿石的金属矿物组合特征为黄铜矿、斑铜矿、蓝辉铜矿、辉铜矿、磁铁矿、黄铁矿、铜蓝、硫砷铜矿、赤铁矿、自然金。
格拉斯贝格铜金矿床是典型的斑岩型矿床，主要成因是由基性岩浆携带成矿流体、金属元素及硫，在深部侵位于岩浆房，与长英质岩浆混合，导致流体循环和蚀变，从而形成巨量的金属堆积，最终形成斑岩型铜金矿床。
3. 地质背景与成矿作用讨论
板块构造理论提供了对矿床区域分布认识的理论基础，超大陆旋回和岩石圈演化规律为理解不同类型矿床的成因、时间分布及其周期性提供了一个很好的统一框架[41]。“一带一路”地区超大型典型矿床资源潜力较大，其所属的三大成矿域经历过复杂的地质演化历史，各大型超大型金矿床的成矿作用与古大陆板块碰撞和对接过程中所诱发的构造-岩浆活动密切相关，通过研究构造-岩浆活动与成矿作用的时空联系（表 2），为找矿潜力分析提供了时空分布线索。
表 2 “一带一路”地区大型超大型金矿时空分布Table 2. Spatial and temporal distribution of the large-superlarge gold deposits in"One Belt, One Road"region空间分布 时间分布 矿床名称 类型特征 环太平洋成矿域西环 更新世 菲律宾阿库潘（Acupan） 与石英脉相关 菲律宾勒班陀-远东南（Lepanto-Far Southeast） 与斑岩相关 上新世 印尼格拉斯贝格（Grasberg） 与斑岩相关 印尼巴都希贾乌（BatuHijau） 与斑岩相关 早二叠世 老挝色潘（Sepan） 与斑岩相关 早白垩世 俄罗斯纳塔尔卡金矿Natalka 与造山活动相关 古特提斯成矿域 中新世 伊朗萨里古纳里Sari Gunay 与火山爆破角砾岩相关 罗马尼亚罗西亚蒙大拿（Rosia Montana） 火山爆破角砾岩型金矿 伊朗萨尔切什梅（SarCheshmeh） 与斑岩相关 始新世 土耳其康尔普（Copler） 与斑岩相关 古新世 藏南 与造山活动相关 古亚洲洋成矿 中二叠世 乌兹别克斯坦穆龙套（Muruntau Open Pit） 与黑色页岩相关 - 乌兹别克斯坦科齐布拉克 与火山爆破角砾岩相关 晚石炭世 蒙古欧玉陶勒盖（OyuTolgoi） 与斑岩相关 哈萨克斯坦巴克尔奇克（Bakyrchik） 与黑色页岩相关 二叠纪 哈萨克斯坦阿卡巴凯（Akbakai） 石英脉 晚震旦世 俄罗斯苏霍依洛克（Sukhoi log） 与黑色页岩相关 早二叠世 吉尔吉斯斯坦库姆托尔（Kumtor） 与黑色页岩相关 中寒武世 俄罗斯奥林匹亚达金矿（Olimpiada） 与黑色页岩相关 红海沿岸 晚震旦世 埃及苏卡瑞（Sukari） 与石英脉相关 印度克拉通 新太古代 印度科拉尔（Kolar） 与绿岩带相关 3.1 中亚蒙古成矿域
金成矿作用主要与新元古代-古生代-早中生代时期古亚洲洋的形成、发展与消亡、大陆之间的碰撞和超碰撞过程相关[7]，超大型金矿床主要类型有斑岩型铜金矿床、造山型金矿和黑色页岩金矿。
晚泥盆世-早石炭世古亚洲洋板块俯冲形成的岛弧或陆缘弧环境中，源于新生的洋壳钙碱性中酸性岩浆和少量的碱性岩浆携带大量金属在古老的基底物质和围岩物质参与下侵位形成成矿斑岩系统[42]，在俄哈中阿尔泰地区、吉尔吉斯斯坦北部、乌兹别克斯坦东部、蒙古南部地区形成多个大型斑岩型铜金矿床含矿岩体为花岗闪长岩、闪长岩、英云闪长岩和少量二长岩，典型超大型矿床如乌兹别克阿尔马雷克铜金矿床、蒙古欧玉陶勒盖斑岩型铜金矿床。
造山型金矿与石炭纪末期-二叠纪古亚洲洋闭合期间的陆相火山活动相关，位于汇聚板块边缘挤压性-扭压性构造带内，形成作用与岩石圈减薄诱发的热液携带金属物质上涌富集成矿，主要分布在北天山地区[43]、俄罗斯乌拉尔地区[44]和哈萨克斯坦阿尔泰地区，超大型金矿床有哈萨克斯坦阿卡巴凯矿床和乌兹别克斯坦科齐布拉克矿床。
黑色页岩型金矿最初形成于宁静的滨海浅海环境，经历了长期的构造运动及后期变质热液改造富集，区域上受区域深大断裂或板块缝合带及其次级构造控制[45]，黑色页岩系中炭质含量高，对Au、Pt等成矿元素有明显的吸附作用[46]，经区域变质作用及后期热液交代作用，形成多金属富集流体沿褶皱、断裂、层理、劈理、片理化带运移、汇集、沉淀成矿，主要分布在东西伯利亚、斋桑准葛尔、中天山、南天山等区[47]。东西伯利亚区主要与新元古代中-晚里菲世在西伯利亚克拉通南部形成近南北向大陆内部裂谷系相关的一套黑色页岩-陆源碎屑岩-碳酸盐岩建造相关，如俄罗斯苏霍依洛克、奥林匹亚达金矿；斋桑准噶尔区与泥盆纪-石炭纪基底断裂带及其交会处的沉积盆地中浅海三角洲富含有机质和炭质黑色页岩相关，后经石炭纪末期哈萨克斯坦-准噶尔板块和西伯利亚板块碰撞造山运动沉积成矿，如哈萨克斯坦巴克尔奇克矿床；南天山和中天山区主要与中奥陶世-早志留世滨浅海还原环境下的别萨潘组含炭复理石建造相关，后经加里东期的推覆、区域地质作用和后期板块碰撞造山岩体、脉体侵位的共同作用成矿，如乌兹别克斯坦穆龙套矿床和吉尔吉斯斯坦库姆托尔矿床。
3.2 特提斯-喜马拉雅成矿域
金成矿作用与中-新生代新特提斯洋扩张及闭合的过程中历经大规模的板块俯冲和碰撞密切相关，赋存的超大型金矿床主要类型是铜金伴生的斑岩型矿床和与火山活动相关的浅成低温热液型矿床。
白垩纪末-古新世初，新特提斯洋盆俯冲消减形成了大量火山岩浆弧，自土耳其境内，沿着小高加索山经亚美尼亚到伊朗西北部，经伊朗中部、南部到阿曼湾，然后在巴基斯坦向北东，通过中国的喜马拉雅，一直到缅甸的蒙育瓦（Monywa），构成一条世界级规模的巨型斑岩铜-金矿带，该带中蕴藏着巨量金资源[48]，如土耳其-伊朗造山带岛弧型钙碱性火山岩浆系赋存的康尔普大型斑岩铜-金矿床、伊朗中新世碰撞环境中埃达克质高钾花岗闪长斑岩相关的伊朗萨尔切什梅矿床大型斑岩铜-金矿床。
浅成低温热液金矿床主要与古近纪新特提斯洋闭合过程中火山活动相关，亚得里亚微陆块嵌入欧洲板块形成喀尔巴阡山脉造山运动带和东欧-喀尔巴阡金矿带，如罗马尼亚罗西亚蒙大拿金矿；欧亚板块与阿拉伯板块拼接引起大规模的岩浆火山活动，与碰撞相关的碱性浅层低温热体系活化上涌形成的土耳其北部、伊朗北部巴尔干金矿带，如伊朗萨里古纳里金矿；大陆碰撞后地壳伸展阶段，碰撞带附近的块体大都发生伸展、拆离，壳源或壳幔混源钾质岩浆活动遍布碰撞全区，在东南亚、中国藏南地区形成相关的浅成低温金-锑矿床，如藏南马攸木金矿床[49]。
3.3 环太平洋成矿域西环
金成矿作用与中、新生代太平洋板块、印度洋板块与欧亚板块的相互作用形成的岛弧及大陆边缘火山-深成作用相关，北部以造山型金矿为主，南部发育斑岩型铜-金矿床。
晚侏罗世-早白垩世，太平洋板块、西伯利亚板块和华北板块相互作用碰撞造山过程中，俄罗斯远东大陆边缘发育酸性岩浆侵入或喷发活动，来自地幔流体上涌携带Au等大量元素，沿区域断裂及次级构造沉淀富集，形成多个超大型造山型金矿，主要分布在上亚纳-科累马成矿带、鄂霍次克-克里亚克-堪察加半岛成矿带、蒙古-鄂霍次克成矿带、锡霍特-阿林成矿带[9]，如俄罗斯纳塔尔卡金矿。
新近纪以来，太平洋板块、印度洋板块向欧亚板块俯冲、碰撞过程中，斑岩型铜金矿床与菲律宾-巽他-新几内亚岛弧区与新生代钙碱性岩浆侵入喷出活动相关，矿床严格受构造、岩浆带的控制，具有多期次、分布广、规模大、品位高等特点，主要分布在菲律宾-加里曼丹东北部带、苏门答腊-爪哇带、北苏拉威西成矿带、新几内亚岛成矿带[8]，典型矿床有印尼格拉斯贝格、菲律宾阿库潘、菲律宾勒班陀-远东南、印尼巴都希贾乌。
3.4 其他地区
此外，还有埃及与新近纪非洲板块和阿拉伯板块离散边界活动相关的红海金矿带，如埃及苏卡瑞金矿；印度发育与太古代印度克拉通内部绿岩带相关的科拉尔金矿; 老挝晚古生代-早中生代马江洋南西向俯冲、大洋闭合、印支-华南陆块间发育汇聚碰撞运动相关的长山成矿带，如老挝色潘铜金矿床。这3个成矿带的超大型矿床规模和数量上相对前述三大成矿域较小，但是同样不可忽视。
3.5 找矿潜力分析
从目前勘查开发看，“一带一路”地区金矿资源潜力较大的国家主要有俄罗斯、菲律宾、印度尼西亚、乌兹别克斯坦、蒙古等。俄罗斯的金矿潜力区主要分布在马加丹州、远东（阿穆尔州）、乌拉尔和阿尔泰地区；菲律宾金矿潜力区位于环太平洋岛弧铜金矿集区，金矿资源主要集中于北部吕宋岛，是该国最为重要的找矿远景区；印度尼西亚多为与古近纪-新近纪火山岩有关的浅成低温热液型金矿床和矽卡岩-斑岩型铜金矿床，在所有的岛屿都有金矿的分布，其中巴布亚省的格拉斯贝格铜-金矿是世界上目前公布的金储量最大的矿山；乌兹别克斯坦的金矿主要分布在中亚天山成矿带，与中国境内的天山成矿带相连，其中乌兹别克斯坦发现的穆龙套金矿规模最大，而且周围有十几个大金矿，构成巨大的天山金矿带；蒙古的金矿资源也比较丰富，其潜力区主要是位于蒙古-外贝加尔成矿区的肯特金矿潜力区。其他周边国家，都发现有一定的金储量，目前很多国家由于工作程度相对较低，还具有非常好的找矿潜力，也是进行风险勘查的有利地区，如缅甸、印度。
此外，从金矿成矿作用及矿床时空分布看，“一带一路”地区具有巨大的金矿找矿潜力，体现在以下方面：①成矿条件良好，位于全球三大成矿域，矿化强度高，成矿规模大，普遍勘查开发程度不高；②随着金矿探、采、冶一体化技术进步，金矿工业品位越来越低，有足够多的老矿山及伴生矿山可利用，可供勘探开发的金矿山持续增加；③金矿勘查开发的深度普遍较浅，随着深部找矿开发技术不断突破，该地区仍然具有较大的开采空间。“一带一路”沿线国家矿产资源丰富，储量和资源量巨大，未来将成为全球最重要的矿产资源供应基地和重要的矿产资源消费区。该区域不仅与中国具有良好的资源互补性，而且矿产勘查开发及投资空间潜力巨大[50]。
4. 结论
（1）“一带一路”地区大型超大型金矿主要分布于中亚-蒙古成矿域、特提斯-喜马拉雅成矿域的中段、东段和环太平洋成矿域西环，主要与板块汇聚边界、古大陆板块碰撞和对接过程中所诱发的构造-岩浆活动密切相关。
（2）从大型超大型金矿床形成时间看，中亚-蒙古成矿域金成矿作用主要发生在古生代和中生代，高峰期为泥盆纪和石炭纪；特提斯成矿域成矿作用主要发生于中-新生代，高峰期为白垩纪末-古新世初；环太平洋西环成矿域金成矿作用主要发生于中-新生代，高峰期北部为晚侏罗世-早白垩纪，南部为新近纪。
（3）成矿环境上，中亚-蒙古成矿域成矿构造背景主要为岛弧环境；环太平洋成矿域西环岛弧环境或俯冲之后的陆缘弧-岛弧碰撞带；特提斯成矿域斑岩矿床形成于大陆碰撞带。
（4）从成矿条件、老矿山数量、潜在找矿空间看，该区具有巨大的找矿潜力。
致谢: 锆石LA-ICP-MS分析和阴极发光照片得到南京宏创地质勘查技术服务有限公司袁秋云、湖北省地质实验室测试中心岩石矿物研究室朱丹、潘诗洋及武汉上谱分析科技有限实验人员的帮助，审稿专家提出了宝贵的修改意见，在此一并表示衷心感谢。 -
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图 1 云南易门地区大地构造位置(a、b)、地质简图及采样点(c)
Pt1s—古元古界易门群杉木箐组；Pt1ls—古元古界易门群亮山组；Pt1l—古元古界易门群罗洼垤组；Pt1a —古元古界易门群阿不都组；Ar2e—中太古界元江群鹅头厂组；Ar2m—中太古界元江群曼林组；ξγ—钾长花岗岩
Figure 1. Tectonic location(a, b)and simplified geological map(c)showing sampling location in Yimen area, Yunnan
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图 2 样品D001(a、b、e)和D002(c、d、f)野外露头、显微照片及采样岩性柱
a—D001野外露头; b—D001显微照片; c—D002野外露头; d—D002显微照片; e—D001采样岩性柱; f—D002采样岩性柱
Figure 2. Outcrop photos, micrographs and sampling lithology columns of sample D001(a, b, e)and sample D002(c, d, f)
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图 3 微晶凝灰岩(D001)及英安质凝灰岩(D002)代表性锆石阴极发光(CL)图像
Figure 3. The CL images of zircons from quartz crystal tuff(sample D001)and dacitic tuff(sample D002)
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图 4 样品D001锆石U-Pb谐和图(a、b)及样品D002锆石U-Pb谐和图(c、d)
Figure 4. The U-Pb ages of zircons from sample D001(a, b)and sample D002(c, d)
表 1 LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析数据
Table 1 U-Th-Pb data of zircons using LA-ICP-MS method
测点 Th/U 同位素比值 年龄/Ma 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 样品D001(微晶凝灰岩) 1 0.4 0.1513 0.0028 9.3205 0.2487 0.4445 0.0094 2261 31 2370 25 2371 42 2 0.2 0.1493 0.0027 8.8506 0.1959 0.4298 0.0087 2239 31 2323 20 2305 39 3 0.5 0.0821 0.0014 1.8998 0.0396 0.1673 0.0030 1250 33 1081 14 997 16 4 0.1 0.0931 0.0014 3.4197 0.0674 0.2657 0.0050 1500 28 1509 16 1519 25 5 0.6 0.0920 0.0017 2.8903 0.0611 0.2271 0.0040 1533 35 1379 16 1319 21 6 0.4 0.1349 0.0042 7.9974 0.2588 0.4288 0.0062 2163 55 2231 29 2301 28 7 0.2 0.1386 0.0025 7.0851 0.1350 0.3675 0.0032 2210 25 2122 17 2018 15 8 0.5 0.1489 0.0029 8.5814 0.1677 0.4151 0.0037 2333 33 2295 18 2238 17 9 0.3 0.1250 0.0044 5.3810 0.2137 0.3117 0.0076 2029 63 1882 34 1749 37 10 0.1 0.0649 0.0019 0.8373 0.0308 0.0934 0.0024 772 63 618 17 576 14 11 0.3 0.1464 0.0028 7.9844 0.1570 0.3921 0.0035 2266 32 2229 18 2133 16 12 1.5 0.0970 0.0023 3.2621 0.0765 0.2420 0.0022 1569 43 1472 18 1397 12 13 0.4 0.0832 0.0021 2.1315 0.0533 0.1848 0.0018 1273 44 1159 17 1093 10 14 0.4 0.1452 0.0027 8.4514 0.1623 0.4186 0.0035 2270 32 2281 18 2254 16 15 0.4 0.1459 0.0051 11.1252 0.6086 0.5440 0.0177 2298 60 2534 51 2800 74 16 1.0 0.1053 0.0025 4.6771 0.1110 0.3206 0.0035 1720 43 1763 20 1793 17 17 0.3 0.1418 0.0029 8.3667 0.1778 0.4244 0.0040 2250 35 2272 19 2280 18 18 0.3 0.1407 0.0027 8.0905 0.1673 0.4134 0.0042 2236 34 2241 19 2231 19 19 0.3 0.1407 0.0027 8.1905 0.1673 0.4341 0.0042 2233 32 2235 18 2231 19 20 0.3 0.1409 0.0025 8.0528 0.1674 0.4128 0.0046 2234 34 2240 19 2231 19 21 0.2 0.1386 0.0025 7.0851 0.1350 0.3675 0.0032 2210 25 2122 17 2018 15 22 0.8 0.1435 0.0021 8.5018 0.1212 0.4268 0.0034 2269 25 2286 13 2291 15 23 0.2 0.1398 0.0018 7.9435 0.1432 0.4112 0.0052 2225 23 2225 16 2220 24 24 0.4 0.1436 0.0039 8.6393 0.4036 0.4250 0.0113 2272 42 2301 43 2283 51 样品D002(英安质凝灰岩) 1 0.3 0.1394 0.0031 7.2570 0.1956 0.3757 0.0081 2220 38 2144 24 2056 38 2 0.2 0.2205 0.0049 15.7498 0.4467 0.5171 0.0136 2984 36 2862 27 2687 58 3 0.6 0.1398 0.0028 7.0806 0.1868 0.3613 0.0059 2225 35 2122 24 1988 28 4 0.5 0.1497 0.0030 8.3100 0.1792 0.3980 0.0040 2342 33 2265 20 2160 18 5 0.4 0.1544 0.0030 7.8538 0.1558 0.3652 0.0036 2395 33 2214 18 2007 17 6 1.3 0.1391 0.0032 7.7147 0.2333 0.3946 0.0072 2216 40 2198 27 2144 33 7 0.8 0.1512 0.0032 7.7515 0.1900 0.3670 0.0060 2361 36 2203 22 2015 28 8 0.2 0.1512 0.0032 9.1010 0.2009 0.4306 0.0049 2359 37 2348 20 2308 22 9 0.1 0.1294 0.0028 5.8176 0.1859 0.3192 0.0074 2090 38 1949 28 1786 36 10 0.2 0.1157 0.0032 4.3521 0.1360 0.2703 0.0040 1891 50 1703 26 1542 20 11 0.3 0.1406 0.0034 6.6673 0.1858 0.3406 0.0032 2235 41 2068 25 1889 15 12 0.2 0.1623 0.0033 8.9415 0.2883 0.3913 0.0080 2480 29 2332 29 2129 37 13 0.3 0.1277 0.0032 5.4734 0.1501 0.3085 0.0040 2066 44 1896 24 1733 20 14 0.1 0.1231 0.0033 5.1251 0.1362 0.3002 0.0029 2067 47 1840 23 1692 14 15 0.2 0.1278 0.0027 5.7280 0.1523 0.3227 0.0057 2078 37 1936 23 1803 28 16 0.4 0.1486 0.0035 7.7632 0.2491 0.3714 0.0067 2329 40 2204 29 2036 31 17 1.3 0.2237 0.0058 15.6306 0.4189 0.5019 0.0066 3009 42 2854 26 2622 28 18 0.7 0.1704 0.0045 10.8101 0.4066 0.4400 0.0096 2562 45 2507 35 2351 43 19 0.7 0.1781 0.0042 11.8782 0.3834 0.4707 0.0088 2636 40 2595 30 2487 38 20 0.5 0.2880 0.0052 23.0218 0.4475 0.5750 0.0055 3407 28 3228 19 2928 23 21 0.8 0.1402 0.0020 7.5871 0.1422 0.3916 0.0061 2231 24 2183 17 2130 28 22 0.4 0.1417 0.0016 8.4561 0.1424 0.4325 0.0061 2250 20 2281 15 2317 27 23 0.8 0.1412 0.0023 7.3362 0.1773 0.3774 0.0099 2243 28 2153 22 2064 47 24 0.7 0.1432 0.0017 8.3691 0.1606 0.4233 0.0076 2266 16 2272 17 2275 35 25 0.5 0.1455 0.0019 8.7200 0.1648 0.4336 0.0074 2294 22 2309 17 2322 33 26 0.2 0.1442 0.0036 7.1560 0.2586 0.3537 0.0069 2280 43 2131 32 1952 33 27 0.3 0.1400 0.0031 9.1023 0.1847 0.4557 0.0086 2228 39 2348 19 2421 38 28 0.8 0.1414 0.0022 8.7799 0.1537 0.4491 0.0069 2244 26 2315 16 2391 31 29 0.6 0.1419 0.0022 9.1328 0.1608 0.4643 0.0072 2250 26 2351 16 2458 32 
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