李善平, 潘 彤, 王秉璋, 嚴興鵬, 任 華, 余福承, 邱 煒, 王建軍, 唐 健, 王進壽, 金婷婷

柴達木盆地北緣鍥墨格山含綠柱石花崗偉晶巖特征及構(gòu)造意義

李善平1, 潘 彤2, 王秉璋1, 嚴興鵬1, 任 華1, 余福承1, 邱 煒1, 王建軍1, 唐 健1, 王進壽1, 金婷婷1

(1.青海省地質(zhì)調(diào)查院 青海省青藏高原北部地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源重點實驗室, 青海 西寧 810012; 2.青海省地質(zhì)礦產(chǎn)勘查開發(fā)局, 青海 西寧 810001)

宗務(wù)隆構(gòu)造帶是近年來發(fā)現(xiàn)的重要的鋰鈹成礦帶, 鍥墨格山地區(qū)隸屬宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段。本次通過對宗務(wù)隆構(gòu)造帶鍥墨格山地區(qū)含綠柱石花崗偉晶巖巖石學(xué)、地球化學(xué)及年代學(xué)研究, 結(jié)果顯示, 含綠柱石花崗偉晶巖脈以高硅、鈣堿質(zhì)和高分異以及低鐵、鎂、鈣和鈦為特征, 屬強過鋁質(zhì)花崗偉晶巖。微量元素特征上, 樣品明顯富集Rb、Nb、Ta等元素, 而虧損Zr、Hf、Th、Ce、Y、Yb等元素; 且稀土元素總量較低, 具輕稀土元素富集, 輕重稀土元素分餾明顯, Ce呈負異常, Eu為正異常特征, 顯示出巖漿演化晚期高度分異特性。鋯石U-Pb年齡顯示, 綠柱石花崗偉晶巖鋯石結(jié)晶年齡為229.5±1.3 Ma。綜合研究顯示, 花崗偉晶巖主要形成于中?晚三疊世, 是宗務(wù)隆地區(qū)構(gòu)造體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展背景下, 造山過程處于相對穩(wěn)定階段的產(chǎn)物。

鍥墨格山; 宗務(wù)隆構(gòu)造帶; 含綠柱石花崗偉晶巖; 鋯石結(jié)晶年齡; 構(gòu)造環(huán)境

0 引 言

近年來, 青海省地質(zhì)調(diào)查院在鍥墨格山及以西地段新發(fā)現(xiàn)偉晶巖脈800余條, 其中含鈹?shù)V偉晶巖脈105條, 含鋰鈹?shù)V偉晶巖脈15條, 部分含礦偉晶巖脈Li2O品位在1.33%～2.59%, 形成長約40 km、寬1.5～3 km呈NW向展布的含礦偉晶巖帶。鍥墨格山位于茶卡北山東段, 其大地構(gòu)造屬性上為宗務(wù)隆構(gòu)造帶。宗務(wù)隆構(gòu)造帶位于歐龍布魯克地塊與南祁連地塊之間, 呈NWW向展布。由于西秦嶺沿共和坳拉谷強烈斜向碰撞柴達木?歐龍布魯克地塊, 造成了宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段的造山隆升及強烈?guī)r漿活動(彭淵等, 2016)。王秉璋等(2020)在柴北緣茶卡北山地區(qū)新發(fā)現(xiàn)偉晶巖型含綠柱石鋰輝石礦中獲得鋯石U-Pb年齡為217 Ma; 吳才來等(2016)在茶卡北山地區(qū)許給溝花崗巖中測得鋯石U-Pb年齡為254.2±3.5 Ma, 認為宗務(wù)隆構(gòu)造帶為印支期構(gòu)造巖漿活動的產(chǎn)物。近年研究顯示, 宗務(wù)隆構(gòu)造帶是青藏高原繼“馬爾康?雅江?喀喇昆侖巨型鋰礦帶”之后又一重要的鋰鈹成礦帶(王秉璋等, 2020), 因此宗務(wù)隆印支期巖漿活動可能為研究區(qū)偉晶巖及稀有金屬成巖成礦物質(zhì)提供了充足的物質(zhì)來源。

目前, 對于綠柱石鈹?shù)V研究主要集中在鈹?shù)V形成地球化學(xué)過程、鈹?shù)V化及礦化分帶與花崗巖類巖石的成因聯(lián)系等方面(Lykhin et al., 2010; Yarmolyuk et al., 2011; Damdinova et al., 2015; Schilling et al., 2015)。本次研究對鍥墨格山地區(qū)含綠柱石花崗偉晶巖進行了詳細調(diào)查, 并在其成礦地質(zhì)特征, 全巖主量、微量及稀土元素, 鋯石U-Pb年齡分析的基礎(chǔ)上, 對偉晶巖成礦作用、成礦時代等進行探討, 以其為稀有金屬成礦的構(gòu)造環(huán)境提供制約, 并為該區(qū)進一步勘探工作提供指導(dǎo)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

鍥墨格山地區(qū)構(gòu)造單元上屬中南祁連弧盆系宗務(wù)隆山?夏河甘加裂谷(宗務(wù)隆構(gòu)造帶)東部(圖1)。宗務(wù)隆構(gòu)造帶由土爾根大坂?宗務(wù)隆?青海南山構(gòu)造帶組成(彭淵等, 2016); 總體走向近E-W, 東部偏向SE, 西部偏向NW, 呈橫臥S型(李平安和聶樹人, 1982), 被宗務(wù)隆?青海南山斷裂、宗務(wù)隆山南緣斷裂、阿爾金斷裂和哇洪山?溫泉斷裂所圍限。宗務(wù)隆構(gòu)造帶地處秦祁昆造山系結(jié)合部位, 是中央造山帶的重要組成部分, 構(gòu)造位置極為重要(陸松年等, 2006; 彭淵等, 2018), 一直是地質(zhì)研究熱點地區(qū)之一。前人研究顯示, 宗務(wù)隆構(gòu)造帶是一條具有完整構(gòu)造旋回的印支期造山帶(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009), 經(jīng)歷了早泥盆世?中三疊世的陸內(nèi)裂陷、洋盆及碰撞造山的演化過程(強娟, 2008; 郭安林等, 2009)。烏蘭地區(qū)泥盆紀A型花崗巖的出現(xiàn), 標志著宗務(wù)隆裂谷作用開始(王毅智等, 2001); 宗務(wù)隆群果可山組中晚石炭世蛇綠巖(Rb-Sr年齡318±3 Ma)標志著宗務(wù)隆洋盆的開始(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009); 二疊紀輝長巖(鋯石U-Pb年齡254 Ma)形成于島弧環(huán)境, 反映晚二疊世宗務(wù)隆構(gòu)造帶發(fā)生過洋殼俯沖(王蘇里和周立發(fā), 2016), 且晚二疊世?中三疊世洋殼向南俯沖, 形成一系列中酸性火山巖和以青海湖南山及天峻南山花崗巖為代表的島弧地體; 晚三疊世洋殼閉合進入陸內(nèi)碰撞造山期(彭淵, 2015)。閆臻等(2012)研究認為柴北緣東段出露大量印支期巖漿巖, 向東可與西秦嶺北緣同期花崗巖相連, 并共同構(gòu)成NW-SE向展布的青海南山巖漿巖帶。牛漫蘭等(2018)研究認為青海南山印支早期巖漿帶應(yīng)形成于古特提斯洋(阿尼瑪卿洋)向北俯沖的大陸邊緣弧環(huán)境。前期研究總體認為, 宗務(wù)隆構(gòu)造帶是一條經(jīng)歷了漫長地質(zhì)演化過程的造山帶(孫嬌鵬等, 2015), 為印支期構(gòu)造巖漿活動的產(chǎn)物(張雪亭等, 2007; 吳才來等, 2016)。近年來, 在宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段茶卡北山發(fā)現(xiàn)了含礦偉晶巖脈, 除Li和Be外, Nb、Ta、Cs和Sn也具有找礦潛力, 有望成為青藏高原北部一個新的鋰鈹資源基地(王秉璋等, 2020)。

1. 達肯大坂巖群片巖巖組; 2. 中吾農(nóng)山群果可山組; 3. 中吾農(nóng)山群甘家組; 4. 中二疊世輝長巖; 5. 下中三疊統(tǒng)隆務(wù)河組; 6. 第四系; 7. 奧陶紀石英閃長巖; 8. 三疊紀二長花崗巖; 9. 輝長巖脈; 10. 偉晶巖脈; 11. 斷裂; 12. 角度不整合地質(zhì)界線; 13. 地質(zhì)界線。

2 礦區(qū)地質(zhì)特征

茶卡北山鍥墨格山礦區(qū)內(nèi)出露地層主要為古元古界達肯達坂群片巖巖組(Pt2), 石炭系?二疊系中吾農(nóng)山群甘家組(CP2)、果可山組(CP2)以及下中三疊統(tǒng)隆務(wù)河組(T1-2)及第四系(Q)等(圖1)。其中達肯達坂群片巖巖組以中粒二云石英片巖為主, 夾少量黑云斜長片麻巖, 呈NW-SE向條帶狀展布。巖漿活動主要集中在奧陶紀、三疊紀, 其中奧陶紀巖體呈NW向帶狀分布于研究區(qū)中部茶干哈達一帶, 巖體侵入于古元古代變質(zhì)地層中, 且延伸較遠, 主要巖性為灰白色中細粒石英閃長巖(δοO); 三疊紀侵入巖主要出露于研究區(qū)單德日烏伊都伯伊南側(cè)一帶, 分布廣泛, 巖石組合主要為二長花崗巖和花崗閃長巖等。脈巖主要為中、酸性巖脈, 其中中性巖脈主要有石英閃長巖脈, 分布零星; 酸性巖脈為花崗偉晶巖脈、花崗細晶巖脈及二長花崗巖脈等, 其中花崗偉晶巖脈較發(fā)育, 脈體呈NW向展布, 其走向與構(gòu)造線方向基本一致。含鋰輝石花崗偉晶巖脈多侵入于達肯達坂群二云石英片巖中, 為區(qū)內(nèi)主要含礦偉晶巖脈。部分花崗偉晶巖脈沿節(jié)理、裂隙或次級斷裂侵入于石英閃長巖中, 巖脈規(guī)模相對較小。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造發(fā)育, 主要有NW向、NNW向和NE向三組, 其中NW向斷裂最為發(fā)育。斷層兩側(cè)巖石較為破碎, 具有糜棱巖化現(xiàn)象。變質(zhì)巖分布廣泛, 均有不同程度變質(zhì)變形, 總體以低綠片巖相區(qū)域變質(zhì)巖和動力變質(zhì)巖為主。

3 偉晶巖特征

鍥墨格山礦區(qū)內(nèi)已經(jīng)圈出100余條偉晶巖脈, 脈體規(guī)模不等, 脈寬一般0.2～20 m左右, 最寬可達60 m, 長約50～400 m, 呈透鏡狀、巢狀、囊狀、條帶狀等, 多呈NW向展布。含鈹偉晶巖主要為含鋰輝石花崗偉晶巖和含綠柱石花崗偉晶巖等。

3.1 巖相學(xué)

鍥墨格山地區(qū)花崗偉晶巖呈淺灰白色, 礦物主要由斜長石、鉀長石、石英、白云母、綠柱石、鋰輝石和電氣石等組成; 礦化以白云母化、鈉長石化及云英巖化為主; 主要為花崗偉晶結(jié)構(gòu)和碎裂結(jié)構(gòu); 塊狀構(gòu)造(圖2a)。

含鋰輝石花崗偉晶巖: 由鋰輝石(29%)、鉀長石(26%)、石英(21%)、斜長石(20%)、白云母(3%)、磷灰石及少量金屬礦物組成。其中鋰輝石呈板柱狀晶, 晶體長短軸值在15.0 mm×6.0 mm～40.0 mm×11.0 mm之間, 晶內(nèi)見有不規(guī)則狀裂紋; 鉀長石呈板狀和它形粒狀晶, 粒徑大小在11.0～35.0 mm之間, 晶內(nèi)發(fā)育格子雙晶和條紋結(jié)構(gòu), 具明顯黏土化蝕變, 晶內(nèi)見少量石英、斜長石微晶嵌布, 為微斜條紋長石, 多數(shù)晶內(nèi)見裂紋, 其間被粉末狀不透明礦物充填; 斜長石呈半自形板狀晶, 晶體長短軸值在0.32 mm× 0.08 mm～0.82 mm×0.24 mm 之間, 為更長石, 發(fā)育細密的聚片雙晶; 石英呈它形粒狀晶; 白云母呈片狀晶; 磷灰石呈細小柱狀晶; 不透明金屬礦物呈微粒狀、粉末狀集合體, 多沿裂隙分布, 量極少。

含綠柱石花崗偉晶巖: 由斜長石(32%)、鉀長石(30%)、石英(20%)、白云母(11%)、綠柱石(5%)、石榴石(1%)、磷灰石及少量金屬礦物組成。其中鉀長石多呈它形粒狀晶, 粒徑大小一般在0.93～1.78 mm之間, 具輕微黏土化蝕變, 晶內(nèi)見裂紋, 局部發(fā)生破裂; 斜長石呈半自形板狀晶, 晶體長短軸值在0.48 mm ×0.28 mm～1.8 mm×0.81 mm 之間, 發(fā)育細密聚片雙晶, 為更長石, 晶內(nèi)多具裂紋, 發(fā)育機械雙晶, 具輕微絹云母化蝕變, 在巖石中不均勻分布于鉀長石和石英之間; 石英呈它形粒狀晶, 具波狀消光; 白云母呈片狀晶, 晶粒大小多在0.31～1.05 mm之間; 石榴石呈多邊形狀, 晶內(nèi)不規(guī)則狀裂紋較發(fā)育; 磷灰石呈細長柱狀; 綠柱石多呈短柱狀, 晶內(nèi)裂紋發(fā)育(圖2b)。

在含綠柱石花崗偉晶巖中, 綠柱石與白云母、石英、長石密切共生, 反映了綠柱石是在富鉀、富揮發(fā)組分的熔體?溶液下結(jié)晶的, 其主體在結(jié)晶分異階段早期晶出; 部分綠柱石表現(xiàn)出晶形較好, 呈規(guī)則或不規(guī)則六棱柱狀產(chǎn)出(圖2a); 在晚期交代階段, 綠柱石含量明顯減少, 晶體呈細粒狀, 晶形不規(guī)則且較小, 沿白云母、石英以及更?鈉長石裂隙分布(圖2b)。

圖2 含綠柱石花崗偉晶巖野外及鏡下特征

3.2 礦石礦物

礦石礦物主要為鋰輝石和綠柱石, 鋰電氣石、鈮鉭鐵礦和鈮鐵礦等次之; 脈石礦物為鉀長石、斜長石、石英、石榴石和白云母等。其中鋰輝石呈板柱狀晶、粒狀變晶, 晶體長短軸值在2.0 mm×1.3 mm～ 40 mm×11 mm之間, 晶內(nèi)見有不規(guī)則狀裂紋, 不均勻分布于長石和石英等礦物間隙; 綠柱石呈六棱柱狀, 多呈淺灰綠色、灰白色, 因蝕變及動力變質(zhì)作用較破碎, 部分晶型不完整, 粒徑一般在0.2～1 cm之間, 分布于石英、斜長石及白云母等礦物晶間。

3.3 圍巖蝕變

礦區(qū)內(nèi)含礦偉晶巖脈主要產(chǎn)于石英閃長巖、二云石英片巖中, 與圍巖接觸的蝕變類型主要有碳酸鹽化、綠簾石化和高嶺土化等。其中碳酸鹽化呈灰白色、白色, 呈薄層狀、碎塊狀產(chǎn)于二云石英片巖片理面; 石英閃長巖中沿節(jié)理、裂隙穿插的石英脈邊緣可見綠簾石化; 偉晶巖脈侵入于石英閃長巖接觸邊界可見有高嶺土化現(xiàn)象。

4 樣品采集及分析方法

4.1 樣品采集

在鍥墨格山地區(qū)含綠柱石花崗偉晶巖脈中共采集了15件樣品(采樣位置: 36°59′02″N, 99°04′34″E,=4010 m)。其中用于測年的含綠柱石花崗偉晶巖樣品1件; 用于全巖主量、微量含量分析的樣品共14件, 分別為含綠柱石花崗偉晶巖、含電氣石花崗偉晶巖以及含白云母花崗偉晶巖。

4.2 分析方法

巖石主量、微量元素測試和鋯石U-Pb同位素定年均在北京燕都中實測試技術(shù)有限公司實驗室完成。主量元素采用XRF法, 微量元素測試采用消解法(GB/T 14506.30-2010), 對硅酸鹽粉末樣品(200目)進行前處理, 消解后使用Analytic Jena Plasma Quant MS由M90 ICP-MS進行測定。

鋯石U-Pb同位素定年利用LA-ICP-MS分析完成, 激光剝蝕系統(tǒng)為New Wave UP213, ICP-MS為布魯克M90。激光剝蝕過程中采用氦氣作載氣、氬氣為補償氣以調(diào)節(jié)靈敏度, 二者在進入ICP之前通過一個勻化混合器混合; 每個樣品點分辨包括大約20～30 s的空白信號和50 s的樣品信號。U-Pb同位素定年中采用鋯石標準91500和Plesovice作為外標進行同位素分餾校正; 鋯石微量元素含量利用SRM610作為多外標、Si作內(nèi)標的方法進行定量計算; 測試剝蝕光斑直徑根據(jù)實際情況選擇25 μm。普通鉛計算按3D坐標法進行校正(Anderson, 2002), 樣品同位素比值和元素含量計算采用GLITTER4.4軟件處理, 鋯石的諧和曲線和加權(quán)平均年齡計算采用Isoplot3.2等程序完成。

5 分析結(jié)果

5.1 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)

含綠柱石花崗偉晶巖中鋯石呈半透明, 為它形粒狀、柱狀、長柱狀, 顆粒長徑為100～200 μm, 長寬比為5∶1～2∶1。陰極發(fā)光圖像(CL)顯示, 鋯石幾乎不顯示韻律環(huán)帶, 其內(nèi)部呈多孔狀、斑雜狀, 發(fā)光弱且不均勻, 顯示熱液蝕變鋯石的特點, 經(jīng)歷了蛻晶質(zhì)化或流體交代作用。鋯石U和Th含量變化范圍較大, 分別為(7201～18034)×10–6和(41.2～110)× 10–6, 其Th/U值為0.01。14個分析點都落在諧和線或附近, 給出的年齡范圍為226.3～232.7 Ma(表1),加權(quán)平均年齡為229.5±1.3 Ma(MSWD=0.58)(圖3), 代表含綠柱石花崗偉晶巖結(jié)晶年齡。

表1 鍥墨格山偉晶巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果

圖3 鍥墨格山地區(qū)偉晶巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

5.2 主量元素

偉晶巖主量、微量元素測試結(jié)果見表2, 結(jié)果顯示含綠柱石花崗偉晶巖、含電氣石花崗偉晶巖和含白云母花崗偉晶巖中SiO2含量分別為69.67%～ 77.23%、72.04%～79.18%、67.61%～80.22%, 均屬于酸性巖的范疇; 在TAS圖解中多數(shù)點落在花崗巖區(qū), 僅有兩個樣品在正長巖、石英二長巖區(qū)(圖4a)。肖慶輝等(2002)認為強過鋁質(zhì)(SP)花崗巖A/CNK值≥1.1, 強過鋁質(zhì)(SP)花崗巖在時空上與鈣堿性花崗巖相關(guān)。國內(nèi)鈹?shù)V床主要產(chǎn)于過鋁質(zhì)成礦系統(tǒng), 礦石礦物主要為綠柱石, 多數(shù)形成于中生代(李建康等, 2017)。研究區(qū)A/CNK值處于1.01～2.75, 平均為1.56; 在A/NK-A/CNK判別圖解中, 多數(shù)點處于過鋁質(zhì)區(qū)(圖4b)。里特曼指數(shù)(σ)除個別樣品外, 多數(shù)為0.86～ 7.62, 平均為2.05, 屬于鈣堿性巖系列; K2O/Na2O值多數(shù)介于0.17～2.59之間, 平均為0.58, 具有富鈉花崗巖特性。在花崗巖K2O-SiO2判別圖解中, 樣品多落入或靠近鈣堿性巖系列巖區(qū)(圖5a)。大多數(shù)原生巖漿固結(jié)指數(shù)為40左右或更大, 且?guī)r漿分異程度差, SI值就大; 巖漿分異程度高, SI值就小(趙振華, 1997)。研究區(qū)樣品SI偏小, 多在1.10～2.36之間, 平均為1.26, 顯示出巖漿演化分異程度較高。研究區(qū)偉晶巖鐵鎂指數(shù)為0.76～0.94, 平均為0.89, 鐵鎂指數(shù)較小, 反映巖漿晚期分離結(jié)晶程度升高, 是晚階段高分異巖漿獨有的特點。分異指數(shù)(DI)是巖漿分離結(jié)晶程度和巖漿基性程度的標志, 分異指數(shù)越大, 巖漿分離結(jié)晶作用越強烈, 酸性程度越高(鄧晉福等, 2004)。研究區(qū)偉晶巖分異指數(shù)為42.86～55.86, 平均為49.36, 分異指數(shù)較高, 顯示巖漿分異結(jié)晶作用較強。在(K2O+Na2O)/CaO-(Zr+Nb+Ce+Y)圖解中, 多數(shù)點落在分異的I、S和M型花崗巖區(qū)內(nèi)(圖5b), 顯示具有高分異花崗巖特點?；◢弬ゾr在絕大多數(shù)情況下都為高分異花崗巖(London, 2008; Dill, 2015), 而要確定高分異花崗巖是I型還是S型花崗巖難度很大(Chappell, 1999; 吳福元等, 2007)。由上所述, 鍥墨格山地區(qū)花崗偉晶巖是以高硅、富鋁、鈣堿質(zhì)和高分異以及低鐵、鎂、鈣和鈦為特征, 屬過鋁質(zhì)花崗偉晶巖, 可能形成于大陸碰撞環(huán)境。

表2 鍥墨格山地區(qū)偉晶巖全巖主量(%)、微量和稀土元素(×10–6)分析結(jié)果

續(xù)表2:

圖4 鍥墨格山地區(qū)偉晶巖TAS(a;據(jù)Middlemost, 1994)和A/NK-A/CNK判別圖解(b;據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)

FG. 分異的I、S和M型花崗巖; OGT. 未分異的I、S和M型花崗巖; A型. A型花崗巖。

5.3 微量元素

研究區(qū)內(nèi)花崗偉晶巖明顯富集大離子親石元素Rb, 且富集高場強元素Nb、Ta, 而Sr、Ba相對虧損, Zr、Hf、Th、Ce、U等元素明顯虧損, Sm、Y、Yb強烈虧損(表2, 圖6b), 在洋脊花崗巖標準化微量元素蛛網(wǎng)圖中, 曲線呈“M”型特征(圖6b)。邱瑞龍(1998)認為大離子親石元素Ba和Sr屬不相容元素, Rb屬高度不相容元素, 其Rb/Ba及Rb/Sr值對巖漿作用敏感, 強烈的結(jié)晶分異作用可使Rb/Ba及Rb/Sr值增高。研究區(qū)花崗偉晶巖的Rb/Sr值為3.56～40.01, 平均為14.64; Rb/Ba值為5.07～33.56, 平均為20.14, 比值較高, 顯示具有強分異作用。全巖Zr/Hf和Nb/Ta值視為花崗巖漿結(jié)晶分異程度的標志(吳福元等, 2017)。研究區(qū)內(nèi)偉晶巖類Zr/Hf值介于7.65～27.25, 平均為12.63; Nb/Ta值介于0.45～6.83, 平均為3.40, 顯示偉晶巖結(jié)晶分異程度較高。微量元素Nb、Ta、W、Sn、Pb、Zn、Be、Li等含量隨巖漿的演化不斷增加(Du and Qiu, 1991); 華仁民等(2003)認為各類巖漿巖中的Nb含量都高于Ta含量, 但在巖漿結(jié)晶作用晚期, Ta趨向富集, 尤其是在花崗偉晶巖中, 從早期相到晚期相, Ta逐漸富集, Nb/Ta值逐漸減小。研究區(qū)花崗偉晶巖的Nb含量0.80×10?6～133×10?6, 平均為46.6×10?6; Ta含量2.07×10?6～49.5×10?6, 平均為17.3×10?6; 另外, 部分樣品中Rb、Be、Li含量較高(表2)。由上所述, 花崗偉晶巖中Rb、Ta、Nb、Be、Li等元素富集明顯, 而Zr、Hf、Th、Ce、Y、Yb等元素明顯虧損, 表明為巖漿演化晚期高度分異作用的產(chǎn)物。

5.4 稀土元素

稀土元素分析結(jié)果顯示, 花崗偉晶巖樣品稀土元素總量較低, 為0.34×10–6～3.44×10–6, 平均為1.24×10–6。由于稀土元素在多數(shù)情況下為不相容元素, 在巖漿結(jié)晶過程中易保存在殘余流體相中, 對于深部形成的熱液流體其稀土元素總量較低(趙振華, 1997)。樣品LREE/HREE=7.29～24.0, 平均為14.2, 具有輕稀土元素富集特點; (La/Yb)N一般為11.3～69.1, 平均為33.6, (La/Sm)N=4.90～23.6, 平均為11.1, 輕重稀土元素分餾明顯。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中, 曲線呈右傾型(圖6a); δCe為0.47～0.93, 平均為0.69, 呈負異常; δEu分布于0.83～3.05之間, δEu平均值為1.75, 具有正Eu異常, 推測Eu正異常與圍巖同化混染作用有關(guān)。綜上, 研究區(qū)花崗偉晶巖稀土元素總量較低, 且Eu呈正異常, 具有高分異花崗巖的特征(Gelman et al., 2014)。

球粒隕石標準化值據(jù)Boynton (1984); 洋脊花崗巖標準化值據(jù)Pearce (1981)。

6 討 論

6.1 偉晶巖成礦作用

一般認為, 花崗偉晶巖是由富含揮發(fā)分的花崗質(zhì)母巖的殘余巖漿結(jié)晶分異產(chǎn)生?；◢弬ゾr是重要的綠柱石鈹?shù)V類型, 世界上一半以上的鈹?shù)V物來自該類型礦床(李建康等, 2017)。富Be巖漿一般具有較高的F含量, 從巖漿晚期(晶洞、偉晶巖)到熱液階段, 是各類鈹?shù)V物的結(jié)晶和富集成礦過程中, Be含量有升高趨勢(London and Evensen, 2002)。當偉晶巖演化到晚期交代階段, 稀有元素大量沉淀、富集。偉晶巖中稀有元素是通過巖漿結(jié)晶分異而逐漸富集的(Evensen et al., 1999)。王登紅等(2002, 2004)認為稀有金屬元素在多期次巖漿活動中逐步富集成礦。偉晶巖富含水及揮發(fā)組分, 攜帶稀有金屬成礦元素一起遷移和富集成礦(Thomas et al., 2006)。盧煥章等(2004)研究認為花崗巖漿在結(jié)晶分異過程中將導(dǎo)致Cr、Ni、Co、Sr、Ba和Zr等微量元素的顯著降低, 以及Li、Rb和Cs等含量的顯著增高。研究區(qū)及鄰區(qū)印支期巖漿活動強烈, 偉晶巖為巖漿演化后期的產(chǎn)物; 花崗偉晶巖中Li、Be主要賦存于鋰輝石、鋰云母、鋰電氣石、綠柱石等獨立礦物中; 鋰電氣石主要分布在鉀長石表面或沿裂隙充填, 生成晚于鋰輝石、鉀長石、石英等; 綠柱石呈自形?半自形粒狀晶、它形粒狀晶, 與鈉長石、石英及白云母等礦物共生。因此, 研究區(qū)含綠柱石花崗偉晶巖的形成與印支期巖漿活動密切相關(guān), Li、Be等稀有元素是在多期次巖漿活動中逐步富集成礦。

6.2 偉晶巖形成時代

偉晶巖成巖年齡對于研究偉晶巖形成構(gòu)造背景、偉晶巖成因等有著極其重要意義。偉晶巖形成及稀有元素富集與造山過程和熱歷史演化是耦合的(王登紅等, 2004)?；◢弬ゾr可能是過冷卻狀態(tài)下快速生長形成的(李建康, 2012)。研究區(qū)偉晶巖與印支期花崗巖關(guān)系密切, 前人研究顯示, 柴北緣東段出露大量印支期巖漿巖, 向東可與西秦嶺北緣同期花崗巖相連, 共同構(gòu)成NW-SE展布的青海南山巖漿巖帶(閆臻等, 2012)。柴北緣烏蘭地區(qū)晚二疊世?早三疊世巖漿巖, 進一步又可細分為254～251 Ma、250～ 248 Ma、244～240 Ma三期, 對應(yīng)巖石組合為: 閃長巖+花崗閃長巖+花崗巖(吳才來等, 2016)。郭安林等(2009)和強娟(2008)在天峻南山、青海湖南山發(fā)現(xiàn)了246 Ma和238 Ma的印支期花崗巖。宗務(wù)隆構(gòu)造帶內(nèi)普遍發(fā)育240～220 Ma花崗巖侵入體(郭安林等, 2009)。盧欣祥等(2010)認為花崗偉晶巖年齡可能要稍微晚于相關(guān)花崗巖基年齡。而研究區(qū)含綠柱石花崗偉晶巖加權(quán)平均年齡為229.5±1.3 Ma; 王秉璋等(2020)在研究區(qū)西側(cè)茶卡北山地區(qū)含礦偉晶巖中獲得鋯石U-Pb成巖成礦年齡為217 Ma。由此, 研究區(qū)及鄰區(qū)含礦花崗偉晶巖成巖成礦年齡集中于217～229 Ma, 形成于中?晚三疊世, 其形成年齡稍晚于柴北緣東段地區(qū)花崗巖類(238～254 Ma)成巖年齡。

6.3 偉晶巖形成構(gòu)造環(huán)境

研究區(qū)內(nèi)花崗偉晶巖脈產(chǎn)出于古元古代變質(zhì)地層及奧陶紀侵入巖中, 形成長約40 km的偉晶巖帶, 具有高分異、過鋁質(zhì)含稀有金屬花崗偉晶巖的特征。含稀有金屬花崗偉晶巖往往產(chǎn)出在造山期后相對穩(wěn)定階段(王登紅等, 2004; 郝雪峰等, 2015; 李建康等, 2017), 且與過鋁質(zhì)S型花崗巖密切相關(guān)(Cerny et al., 1986; Williams and Mckibben, 1989); 世界上過鋁質(zhì)花崗巖主要形成于后碰撞構(gòu)造環(huán)境, 形成于造山作用所導(dǎo)致地殼增厚之后的構(gòu)造減壓過程(Sylvester, 1998); 因此研究區(qū)稀有金屬花崗偉晶巖可能形成于造山期后碰撞環(huán)境。

區(qū)域上偉晶巖脈成群分布于宗務(wù)隆構(gòu)造帶東緣, 與偉晶巖密切相關(guān)的印支期侵入巖主要分布于研究區(qū)南側(cè), 巖石類型主要有二長花崗巖、花崗閃長巖、正長花崗巖等。研究宗務(wù)隆構(gòu)造帶內(nèi)巖漿活動可為偉晶巖提供構(gòu)造約束, 進而明確其產(chǎn)出的構(gòu)造環(huán)境。宗務(wù)隆構(gòu)造帶是在歐龍布魯克地塊與中?南祁連地塊共同構(gòu)建的加里東地塊之上發(fā)育起來的印支期造山帶(張雪亭, 2007), 吳才來等(2016)認為柴北緣烏蘭地區(qū)晚二疊世?早三疊世I型花崗巖類的形成與宗務(wù)隆洋殼向南俯沖于歐龍布魯克陸塊之下有關(guān); 閆臻等(2012)認為青海南山巖漿巖帶的形成與古特提斯洋演化緊密相關(guān); 牛漫蘭等(2018)指出早?中三疊世巖漿活動與古特提斯洋向北俯沖誘發(fā)的幔源巖漿底侵和巖漿混合作用有關(guān); 而青海南山中三疊世巖漿形成于陸塊碰撞造山的后碰撞階段(王季偉, 2019), 且具有相似構(gòu)造帶的鄂拉山構(gòu)造帶巖漿巖形成于碰撞及碰撞后階段(李玉曄, 2008; 彭淵等, 2016); 三疊紀鄂拉山組(～220 Ma)是與蛇綠巖相伴出現(xiàn)的磨拉石建造, 表征為拉張作用的后造山?非造山巖漿作用記錄(吳福元, 2020); 晚三疊世A型花崗巖(230～214 Ma)的發(fā)現(xiàn)(強娟, 2008; 彭淵, 2015), 標志著晚三疊世碰撞造山已結(jié)束, 表明宗務(wù)隆地區(qū)構(gòu)造體制由中三疊世碰撞及碰撞后階段轉(zhuǎn)換為晚三疊世伸展階段。研究區(qū)中?晚三疊世花崗偉晶巖脈主要產(chǎn)出于宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段, 該時期宗務(wù)隆地區(qū)構(gòu)造體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展階段, 而花崗偉晶巖可能形成于造山期后相對穩(wěn)定階段。

7 結(jié) 語

(1) 研究區(qū)隸屬中南祁連弧盆系宗務(wù)隆山?夏河甘加裂谷中東部。偉晶巖脈主要產(chǎn)于奧陶紀石英閃長巖及古元古界達肯達坂群片巖中, 偉晶巖脈呈透鏡狀、巢狀、囊狀、條帶狀等, 北西向展布; 含礦偉晶巖類型主要為含鋰輝石綠柱石偉晶巖和含綠柱石偉晶巖等。

(2) 含綠柱石偉晶巖中鋯石206Pb/238U年齡為226.3～232.7 Ma, 加權(quán)平均年齡為229.5±1.3 Ma, 代表含綠柱石偉晶巖鋯石的結(jié)晶年齡。

(3) 偉晶巖具有高硅、鈣堿質(zhì)和高分異以及低鐵、鎂、鈣和鈦為特征, 屬強過鋁質(zhì)花崗偉晶巖; 稀土總量較低, ∑REE平均為1.24×10–6, δEu平均值為1.75, 稀土元素球粒隕石標準化曲線右傾。Nb/Ta值平均為3.40, Zr/Hf值平均為12.63; Rb、Be、Li等元素富集明顯, 具有高分異花崗巖特征。

(4) 研究區(qū)含礦偉晶巖脈主要產(chǎn)出于宗務(wù)隆構(gòu)造帶東段, 中?晚三疊世宗務(wù)隆地區(qū)構(gòu)造體制由擠壓轉(zhuǎn)換為伸展階段, 花崗偉晶巖可能形成于碰撞造山期后相對穩(wěn)定階段。

致謝:野外工作期間, 得到韓杰、張堯、鄭英、劉建棟等人提供的便利及支持; 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所王強研究員在相關(guān)調(diào)研過程中進行了有益指點, 并對本文進行詳細而全面的審閱, 使本文質(zhì)量得到很大提高; 在此一并表示衷心感謝。

鄧晉福, 羅照華, 蘇尚國, 莫宣學(xué), 于炳松, 賴興運, 譫宏偉. 2004. 巖石成因、構(gòu)造環(huán)境與成礦作用. 北京: 地質(zhì)出版社: 1–281.

郭安林, 張國偉, 強娟, 孫延貴, 李廣, 姚安平. 2009. 青藏高原東北緣印支期宗務(wù)隆造山帶. 巖石學(xué)報, 25(1): 1–12.

郝雪峰, 付小方, 梁斌, 袁藺平, 潘蒙, 唐屹. 2015. 川西甲基卡花崗巖和新三號礦脈的形成時代及意義. 礦床地質(zhì), 34(6): 1199–1208.

華仁民, 張文蘭, 陳培榮, 王汝成. 2003. 贛南大吉山與漂塘花崗巖及有關(guān)成礦作用特征對比. 高校地質(zhì)學(xué)報, 9(4): 609–619.

李建康. 2012. 花崗偉晶巖結(jié)構(gòu)結(jié)晶動力學(xué)的研究進展. 地學(xué)前緣, 19(4): 165–172.

李建康, 鄒天人, 王登紅, 丁欣. 2017. 中國鈹?shù)V成礦規(guī)律. 礦床地質(zhì), 36(4): 951–978.

李平安, 聶樹人. 1982. 宗務(wù)隆裂陷槽的構(gòu)造特征. 青海地質(zhì), 2: 65–76.

李玉曄. 2008. 西秦嶺?東昆侖蛇綠巖及島弧型巖漿巖的年代學(xué)和地球化學(xué)研究: 對特提斯洋演化的制約. 合肥: 中國科學(xué)技術(shù)大學(xué)博士學(xué)位論文: 26–75.

盧煥章, 范宏瑞, 倪培, 歐光習, 沈昆, 張文準. 2004. 流體包裹體. 北京: 科學(xué)出版社: 32–65.

盧欣祥, 祝朝輝, 谷德敏, 張畫眠, 吳梅, 吳艷. 2010. 東秦嶺花崗偉晶巖的基本地質(zhì)礦化特征. 地質(zhì)論評, 56(1): 21–30.

陸松年, 于海峰, 李懷坤, 陳志宏, 王惠初, 張傳林, 相振群. 2006. “中央造山帶”早古生代縫合帶及構(gòu)造分區(qū)概述. 地質(zhì)通報, 25(12): 1369-1382.

毛景文, 李紅艷, 裴榮富. 1995. 湖南千里山花崗巖體地質(zhì)地球化學(xué)及與成礦關(guān)系. 礦床地質(zhì), 14(1): 12–25.

牛漫蘭, 趙齊齊, 吳齊, 李秀財, 閆臻, 李繼亮, 孫毅, 苑瀟宇. 2018. 柴北緣果可山巖體的巖漿混合作用: 來自巖相學(xué)、礦物學(xué)和地球化學(xué)證據(jù). 巖石學(xué)報, 34(7): 1991–2007.

彭淵. 2015. 柴北緣宗務(wù)隆構(gòu)造帶海西晚期?印支期構(gòu)造特征研究. 北京: 中國地質(zhì)科學(xué)院博士學(xué)位論文: 1–164.

彭淵, 馬寅生, 劉成林, 李宗星, 孫嬌鵬, 邵鵬程. 2016. 柴北緣宗務(wù)隆構(gòu)造帶印支期花崗閃長巖地質(zhì)特征及其構(gòu)造意義. 地學(xué)前緣, 23(2): 206–221.

彭淵, 張永生, 孫嬌鵬, 邢恩袁, 于華泰. 2018. 柴北緣北部中吾農(nóng)山構(gòu)造帶及鄰區(qū)中吾農(nóng)山群物源和構(gòu)造環(huán)境: 來自地球化學(xué)與鋯石年代學(xué)的證據(jù). 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 42(1): 126–149.

強娟. 2008. 青藏高原東北緣宗務(wù)隆構(gòu)造帶花崗巖及其構(gòu)造意義. 西安: 西北大學(xué)碩士學(xué)位論文: 1–69.

邱瑞龍. 1998. 九華山花崗巖巖漿分異特征及巖石成因. 巖石礦物學(xué)雜志, 17(4): 308–315.

孫嬌鵬, 陳世悅, 彭淵, 邵鵬程, 馬帥, 劉金. 2015. 柴達木盆地北緣宗務(wù)隆構(gòu)造帶早古生代鋯石SHRIMP年齡的測定及其地質(zhì)意義. 地質(zhì)論評, 61(4): 743–752.

王秉璋, 韓杰, 謝祥鐳, 陳靜, 王濤, 薛萬文, 白宗海, 李善平. 2020. 青藏高原東北緣茶卡北山印支期(含綠柱石)鋰輝石偉晶巖脈群的發(fā)現(xiàn)及Li-Be成礦意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué), 44(1): 69–79.

王登紅, 陳毓川, 徐志剛, 李天德, 傅旭杰. 2002. 阿爾泰成礦省的成礦系列及成礦規(guī)律研究. 北京: 原子能出版社: 1–492.

王登紅, 鄒天人, 徐志剛, 余金杰, 付小方. 2004. 偉晶巖礦床示蹤造山過程的研究進展. 地球科學(xué)進展, 19(4): 614–620.

王季偉. 2019. 青海南山中三疊世中酸性侵入巖的地球化學(xué)、鋯石U-Pb年代學(xué)特征及構(gòu)造意義. 華南地與礦產(chǎn), 35(2): 200–215.

王蘇里, 周立發(fā). 2016. 宗務(wù)隆山角閃輝長巖 LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年、地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義. 西北大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版), 46(5): 716–724.

王毅智, 拜永山, 陸海蓮. 2001. 青海天峻南山蛇綠巖的地質(zhì)特征及其形成環(huán)境. 青海地質(zhì), 21(1): 29–35.

王中剛, 于學(xué)元, 趙振華. 1986. 國外稀土元素地球化學(xué)的進展. 礦物巖石地球化學(xué)通訊, (1): 1–4.

吳才來, 雷敏, 吳迪, 李天嘯. 2016. 柴北緣烏蘭地區(qū)花崗巖鋯石SHRIMP定年及其成因. 地球?qū)W報, 37(4): 493–516.

吳福元, 李獻華, 楊進輝, 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報, 23(6): 1217–1238.

吳福元, 劉小馳, 紀偉強, 王佳敏, 楊雷. 2017. 高分異花崗巖的識別與研究. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 47(7): 745–765.

吳福元, 萬博, 趙亮, 肖文交, 朱日祥. 2020. 特提斯地球動力學(xué). 巖石學(xué)報, 36(6): 1627–1674.

肖慶輝, 鄧晉福, 馬大銓, 洪大衛(wèi), 莫宣學(xué), 盧欣祥, 李志昌, 汪雄武, 馬昌前, 吳福元, 羅照華, 王濤. 2002. 花崗巖研究思維與方法. 北京: 科學(xué)出版社: 21–138.

辛后田, 王惠初, 周世軍. 2006. 柴北緣的大地構(gòu)造演化及其地質(zhì)事件群. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 29(4): 311–321.

閆臻, 王宗起, 李繼亮, 許志琴, 鄧晉福. 2012. 西秦嶺楔的構(gòu)造屬性及其增生造山過程. 巖石學(xué)報, 28(6): 1808–836.

張雪亭, 楊生德, 楊站君. 2007. 青海省板塊構(gòu)造研究: 1∶100萬青海省大地構(gòu)造圖說明書. 北京: 地質(zhì)出版社: 35–95.

趙振華. 1997. 微量元素地球化學(xué)原理. 北京: 科學(xué)出版社: 113–138.

Anderson T. 2002. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report204Pb., 192(1–2): 59–79.

Boynton W V. 1984. Cosmochemistry of the rare earth elements: Meteorite studies., 2: 63–114.

Cerny P, Goad B E and Hawthorne F C. 1986. Fractionation trends of the Nb and Ta bearing oxide minerals in the Greer Lake pegmatitic granite and its pegmatite aureole, southeastern Manitaba., 71(3): 501–517.

Chappell B W. 1999. Aluminium saturation in I- and S-type granites and the characterization of fractionated haplo-granites., 46(3): 535–551.

Damdinova L B, Smirnov S Z and Damdinov B B. 2015. Formation conditions of high-grade beryllium ore at the Snezhnoe deposit, eastern Sayan., 57(6): 501–512.

Dill H G. 2015. Pegmatites and aplites: Their genetic and applied ore geology., 69: 417–561.

Du S H and Qiu R Z. 1991. A Preliminary study on the evolutionary characteristics of REE in granitoid rocks and their formation mechanisms in Xianghualing region, Hunan Province, China., 10(1): 68–79.

Evensen J M, London D and Wendlandt R F. 1999. Solubility and stability of beryl in granitic melts., 84(5): 733–745.

Gelman S E, Deering C D, Bachmann O, Huber C and Gutiérrez F J. 2014. Identifying the crystal graveyards remaining after large silicic eruptions., 403: 299–306.

London D. 2008. Pegmatites., 10: 347.

London D and Evensen M. 2002. Beryllium in silicic magmas and the origin of beryl-bearing pegmatites., 50(1): 445–486.

Lykhin D A, Kovalenko V I, Yarmolyuk V V, Kotov A B and Kovach V P. 2010. The Yermakovsky deposit, western Transbaikal Region, Russia: Isotopic and geochemical parameters and sources of beryllium bearing granitoids and other rocks., 52(4): 321–336.

Maniar P D and Piccoli P M. 1989. Tectonic discrimination of granitoids., 101(5): 635–643.

Middlemost E A K. 1994. Naming materials in the magma/ igneous rock system., 37(3–4): 215–224.

Nakada S and Takahashi M. 1979. Regional variation in chemistry of the Miocene intermediate to felsic magmas in the outer zone and the Setouch province of Southwest Japan., 85(9): 571–582.

Pearce J A, Alabaster T, Shelton A W and Searle M P. 1981. The Oman ophiolite as a Cretaceous arc-basin complex: Evidence and implications., A300: 299–300.

Peccerillo R and Taylor S R. 1976. Geochemistry of Eocene cal-calkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, northern Turkey., 50(1): 63–81.

Schilling J, Bingen B, Skr O, Wenzel T and Markl G. 2015. Formation and evolution of the Hgtuva beryllium deposit, Norway., 170(3): 170–191.

Sylvester P J. 1998. Post-collisional strongly peraluminous granites., 45(1): 29–44.

Thomas R, Webster J D and Davidson P. 2006. Under-stan-ding pegmatite formation: The melt inclusion approach // Webster D J. Melt Inclusion in Pluton Rock. New York: Mineral ogical Association of Canada: 189–210.

Whalen J B, Currie K L and Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis., 95(4): 407–419.

Williams A E and McKibben M A. 1989. A brine interface in the Salton Sea Geothermal System, California: Fluid geochemical and isotopic characteristics., 53(8): 1905–1920.

Yarmolyuk V V, Lykhin D A, Shuriga T N, Vorontsov A A and Sugorakova A M. 2011. Age, composition of rocks, and geological setting of the Snezhnoe beryllium deposit: Substantiation of the Late Paleozoic East Sayan raremetal zone, Russia., 53(5): 436–447.

Characteristics and Tectonic Significance of Beryl-bearing Pegmatites in Qiemoge Mountain, Northern Margin of Qaidam Basin

LI Shanping1, PAN Tong2, WANG Bingzhang1, YAN Xingpeng1, REN Hua1, YU Fucheng1, QIU Wei1, WANG Jianjun1, TANG Jian1, WANG Jinshou1and JIN Tingting1

(1. Key Laboratory of the Northern Qinghai-Tibet Plateau Geological Processes and Mineral Resources, Qinghai Geological Survey Institute, Xining 810012, Qinghai, China; 2. Bureau of Geology and mineral exploration and development of Qinghai Province, Xining 810012, Qinghai, China)

TheZongwulong structural belt is an important lithium beryllium metallogenic belt discovered in recent years. The Qiemoge Mountain area belongs to the eastern section of the Zongwulong structural belt. In this study, we carried out a detailed study on petrology, geochemistry and chronology of the beryl-bearing granite pegmatites in the Qiemoge Mountain area of the Zongwulong structural belt. The results show that the beryl-bearing granite pegmatite veins in the study area are characterized by high silicon, calc-alkali, high heterogeneous and low iron, magnesium, calcium and titanium, and belong to strong peraluminous granite pegmatite. The granite pegmatites are obviously enriched in Rb, Nb, and Ta, while depleted in Zr, Hf, Th, Ce, Y, and Yb. In addition, the total amount of rare earth elements is low, which is characterized by light rare earth element enrichment, obvious fractionation of light and heavy rare earth elements, negative Ce anomalies and positive Eu anomalies. The above signatures of the granite pegmatites show that the magma is highly differentiated. The beryl-bearing granite pegmatites have zircon U-Pb age of 229.5±1.3 Ma. Our results show that the granite pegmatites in the Qiemoge Mountain area in the eastern section of the Zongwulong structural belt were mainly formed in the Middle-Late Triassic, under a compression to extension transitional tectonic background.

Qiemoge Mountain; Zongwulong structural belt; beryl-bearing granite pegmatite; zircon crystallization age; tectonic environment.

2019-12-22;

2020-09-27

青海省科技計劃項目(2018-SF-109、2018-ZJ-779)、青海學(xué)者專項資金項目(QHS201802)、青藏高原二次科考項目(2019QZKK0702)和中國地質(zhì)調(diào)查局中國礦產(chǎn)地質(zhì)與成礦規(guī)律綜合集成和服務(wù)(礦產(chǎn)地質(zhì)志)項目(DD20160346)聯(lián)合資助。

李善平(1974–), 男, 碩士, 正高級工程師, 主要從事區(qū)域地質(zhì)及成礦作用研究。Email:lishanping1952@163.com

P581

A

1001-1552(2021)03-0608-012

10.16539/j.ddgzyckx.2021.03.009