中国科学院大学学报  2023, Vol. 40 Issue (5): 614-636 |
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Fig. 1Fig. 2Fig. 3Fig. 4Fig. 5Fig. 6
Table 1Table 2Fig. 7Table 3Fig. 8
盆地动力学环境控制着盆地的形成、沉积物源和盆地的构造格局。盆地形成于岩石圈构造演化的各个阶段以及不同的构造环境，岩石圈板块相互作用及深部作用与表生作用对于研究板内盆地的形成和演化以及理解板块构造如何支配能源和矿产资源的产生和分布至关重要[1-2]。通常，古生代和中生代的盆地以残留盆地和叠合盆地为主，而新生代的盆地多为原型盆地和叠合盆地[1-2]。右江盆地(又称南盘江盆地)经历了古生代—早中生代原型盆地-叠合盆地的复杂构造演化，最终形成残留盆地。前人针对该盆地构造演化进行了较多研究，主要集中在以下几个方面：不同时期右江盆地构造演化特征[3-5]，沉积古地理、岩相组合及其地球化学特征对盆地构造演化的指示[6]，岩浆岩分布、时代、地球化学特征及其对右江盆地构造演化的指示[3, 7]，盆地构造及其演化与能源矿产赋存[8-10]等方面。
右江盆地是中国重要的低温矿床分布区，产出一系列卡林型金矿，如水银洞、烂泥沟、丫他、戈塘、紫木凼、太平洞、泥堡、高龙、金牙、安那、八渡等(图 1)[10-13]，前人针对这些金矿床开展了大量研究，也取得了许多重要的认识，但由于金矿成矿具有多期多阶段性，且成矿流体来源复杂，目前对金矿的成矿时代、流体来源及演化过程、金的赋存状态、金成矿与区域构造演化的关系等的认识一直争议比较大，如关于成矿时代就存在275~35Ma的巨大差距。盆地构造演化控制着卡林型金矿的形成与分布及盆地成矿前景评价与远景区预测，需要系统地从盆地演化角度分析矿床的时空分布规律、成矿物质和成矿流体来源与演化。因此，本文选取右江盆地代表性卡林型金矿为研究对象，通过分析矿床地质特征和控矿规律、探讨盆地构造演化与金形成时代和成矿流体来源与演化的关系，以期阐明右江盆地构造演化对卡林型金矿成矿的控制作用，为区域地质矿产勘探提供理论依据。
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| 图 1 右江盆地区域构造概要及金矿床分布图(据文献[10-13]修改) Fig. 1 Outline of regional structure and distribution map of gold deposits in Youjiang basin (Modified after Refs.[10-13]) | |
右江盆地位于桂西与滇东南和黔西南的交接部位，大地构造位置上处于扬子板块南缘，受弥勒—师宗、紫云—亚都、凭祥—南宁和哀牢山—Song Ma缝合带等多条深大断裂控制，而呈“菱形”(图 1)。它是在早古生代褶皱基底上，经晚古生代再裂陷形成的伸展盆地，其典型的浅水碳酸盐台地与深水海槽沉积相间分布规模世所罕见[10]。盆地中穹状构造的周缘或核部分布着大量卡林型金矿[14]，这些金矿受各种不同级别和类型的褶皱、断裂构造和裂隙的控制，成矿作用与盆地及其构造的产生、发展与演化密切相关[9]。
盆地内出露地层主要有：泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、峨眉山玄武岩等，产出金矿床类型包括卡林型(水银洞、紫木凼、太平洞、泥堡、戈塘、烂泥沟、丫他、板其、央友、金牙、高龙、革档等)、红色黏土岩型(老万场、豹子洞、沙地、砂锅厂、老寨湾、堂上、隆或、果提、弯里、八南、浪全、板利等)、石英脉型(那桃)、方解石脉型(叫曼)和辉绿岩型(世加、八渡、拉乙、巴平、百定、蔡家湾等)，以卡林型为主[15]，其中红色黏土岩型金矿为“卡林型”金矿床或金矿化体遭受风化和氧化作用的产物[15]，辉绿岩型则是以辉绿岩为容矿围岩的卡林型金矿[16]。不同矿床赋存于特定地层单元，赋矿地层以二叠系和三叠系最为重要[10]。由于区域地质背景的不同，不同矿区围岩存在一定差异，但主要是碳酸盐岩、不纯碳酸盐岩及细碎屑岩，且常见大量有机质，碳酸盐岩与碎屑岩接触部位通常是矿化最有利部位。
从中泥盆世至早二叠世，盆地内火山活动零星分布，主要有基性岩及少量的中酸性岩、超基性岩等。盆地边缘深大断裂附近火山活动较为频繁[9]，盆地内存在较多隐伏的基性岩体和酸性岩体，金矿床(点)多分布于隐伏中酸性岩体分布区[10]。晚二叠世—早三叠世初伴随着峨眉山玄武岩的喷发，右江盆地基性火山岩侵入或喷发强烈，点多面广；三叠纪盆地西南部及南侧发育较多花岗岩及火山岩[12, 17-18]，仅在富宁—那坡地区发育少量超基性岩-基性岩[16, 19](图 1)；三叠纪之后岩浆活动主要为花岗岩和长英质岩脉[13, 20]，并在盆地东南缘杨屯地区发育高镁安山岩[21]和盆地东北部贞丰—册亨一带发育少量基性岩脉[22]。
2 右江盆地构造演化过程在经历了加里东早期盆地基底和盖层褶皱变形后，受古特提斯洋演化的影响，右江盆地从泥盆纪到晚三叠世(D-T3)经历了一个完整的威尔逊旋回(图 2)[3-4, 10]，为盆地主要演化阶段。中侏罗世起，受古太平洋板块向欧亚板块俯冲影响，右江盆地进入NW向挤压造山及造山后局部伸展阶段[9]。在前人对右江盆地构造演化史划分的基础上[9-10]，本文依据大地构造背景、沉积组合和岩浆岩发育情况等，对右江盆地泥盆纪基底及盖层形成、改造之后的盆地发育演化过程进行重新厘定：陆内伸展盆地(早期裂谷)演化阶段(D12-D21)、大洋伸展盆地(裂陷洋盆)演化阶段(D2-T1)、洋盆消亡及前陆挠曲盆地演化阶段(T12-T31)、褶皱造山及碰撞后伸展阶段(T31-J1)、NW向陆内挤压造山阶段(J2-K12)、局部伸展阶段(K13-E)。
2.1 早泥盆世中期—中泥盆世陆内伸展盆地(早期裂谷)演化阶段(D12-D21)早泥盆世中晚期，印支地块从冈瓦纳大陆北缘分离开来，古特提斯洋开始打开[23]，金沙江—哀牢山—Song Ma洋开始演化。右江盆地发生NE-SW向的引张和构造裂陷，一系列NW向同沉积活动断裂开始活动，并形成裂陷盆地(图 2(a))，如紫云—垭都断裂、凭祥—富宁断裂等(图 1)，同时诱发NE向基底断裂活化，并发生右旋走滑。八渡地区硅质岩地球化学特征和海相玄武岩、麻栗坡八布蛇绿岩、金沙江蛇绿岩、哀牢山蛇绿岩等的形成时代等因素与盆地内早-中泥盆世碳酸盐台地和生物礁的分布特征共同反映出该区自早中泥盆世时开始形成裂陷盆地[6]。该时期裂陷盆地由南向北依次拉开，早泥盆世中期(D12)盆地最南部的广南—富宁盆地开始发育，早泥盆世晚期(D13)盆地中部的百色盆地开始发育，到中泥盆世早期(D21)盆地最北部的紫云—垭都盆地形成。
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| 图 2 右江盆地泥盆纪至今构造演化示意图(据文献[3-4, 10]修改) Fig. 2 Sketch map of Devonian to present tectonic evolution of Youjiang basin (Modified after Refs.[3-4, 10]) | |
金沙江地区发现的最早蛇绿岩年龄为387~374Ma，表明中泥盆世金沙江—哀牢山—Song Ma洋开始快速扩张[24]，并出现洋壳(图 2(b))。右江盆地自中泥盆世中期开始形成典型的堑、垒相间的古地理特征，并一直持续到早二叠世[3]。孤立台地及周缘沉积相组合表明晚泥盆世时，右江盆地至少演化出乐业、东(兰)—巴(马)—凤(山)和天鹅3个孤立台地。八渡地区上石炭统-中下二叠统四大寨组硅质岩地球化学组成特征表明其形成于开阔的洋盆环境，八渡地区辉绿岩的形成时代269~265Ma代表右江盆地的打开时限[7]，建水、麻栗坡和高平地区玄武岩(形成时代为269Ma)具有洋中脊玄武岩地球化学特征[25]，因此，早中二叠世时右江盆地为开阔洋盆环境[6]。这一时期，NW向控盆同生正断裂的活动控制了右江盆地的形成。晚二叠世(262~252Ma)，特别是262~257Ma[10, 26-28]，由于峨眉山地幔柱的影响，右江盆地及上扬子地区发生大规模抬升，海平面下降，大部分盆地区暴露[29]，形成以铁铝质岩石为代表的古风化壳。晚二叠世—早三叠世初(262~252Ma)形成大量与峨眉山玄武岩同源的玄武岩[3, 30]。盆地南部那坡地区早三叠世初玄武岩具有大洋玄武岩成因，其分布范围、喷出时限、化学成分指数等表明早三叠世初右江盆地仍有洋壳形成[3]，盆地中众多孤立碳酸盐岩台地，如乐业、隆林、来宾、靖西、广南—富宁等被下-中三叠统深水沉积物包围，表明右江盆地此时为古特提斯被动大陆边缘盆地。
2.3 早三叠世末—晚三叠世初洋盆消亡及前陆挠曲盆地演化阶段(T12-T31)右江盆地及邻区中-下三叠统及下伏古生界地层普遍褶皱变形，上三叠统普遍缺失，因此盆地在中三叠世时已处于收缩闭合阶段(图 2(c))[6]。八布、那坡(246Ma)和凭祥的岩浆岩具有岛弧-似岛弧岩浆的特征，弧岩浆分布于Song Hien缝合带的西南侧，表明早三叠世末，受华南板块与印支板块俯冲碰撞的影响，金沙江—哀牢山—马江—八步洋开始消亡[31-32]，右江盆地沿越南境内的黑水河俯冲带向SW方向俯冲于印支板块之下，前期同生控盆边界断裂逐渐停止活动，断层性质发生反转，形成逆冲断层。区域蛇绿岩、玄武岩及中三叠统复理石沉积分布特征、岩石地球化学、古水流方向及沉积物源、古应力场分布特征等表明右江盆地中三叠世时为一残留盆地，处于大洋盆地向前陆盆地转化的过渡阶段[5]，右江盆地由被动大陆边缘盆地逐步转变为前陆盆地(图 2(c), 2(d))[3-4]。沉积磁组构、古地磁特征揭示了盆地古流向总平均方向为NE45°，与华南区块的参考方向一致。通过磁偏角恢复古水流方向，表明这些沉积物在中三叠世期间来自南方，中三叠世印支和华南地块的近NS向汇聚及其相关的印支造山作用，导致了右江前陆盆地的形成，盆地南部被隆起造山带的大量碎屑充填。盆地中北部中上三叠统竹杆坡组、籁石科组及以上层位近EW走向的构造-沉积格局，与下伏地层近NS向构造-沉积格局不同，表明盆地中北部整体构造框架在中上三叠统竹杆坡组沉积时发生了重要转变，有一次明显的构造隆升，即盆地构造属性相应进入前陆挠曲盆地演化阶段。由于前陆褶冲体抬升，大量陆源碎屑物形成浊流沉积(图 2(d))，洋盆不断被火山-沉积楔填满，形成增生楔，沉积中心不断向扬子克拉通方向迁移[5]，这一阶段早期浊积岩仅在广西隆林地区发育，而后盆地中广泛发育浊积岩[3]。
2.4 晚三叠世初—早侏罗世褶皱造山及碰撞后伸展阶段(T31-J1)晚三叠世初，右江盆地开始回返、褶皱隆升，最终结束了前陆盆地演化阶段，增生楔与湘桂地块碰撞，并仰冲于其上，形成前陆冲断褶皱带(图 2(e))，右江盆地完全消亡，仅在盆地的西部和北部靠近板块缝合带以及大型造山带附近存在局部沉积作用[5]，表明这一时期右江盆地为强烈造山阶段。由于持续强烈挤压，NW向断裂仍具有逆冲断层性质。随着碰撞作用的结束，晚三叠世末右江盆地进入碰撞后伸展阶段，盆地中南部发现大量该时期的基性岩脉(如老君山猛垌辉长岩(221.5±5.3Ma)、富宁一带辉长岩-苏长岩和辉绿岩(229~215Ma)、那坡兴隆一带和右江断裂带辉绿岩(219~213Ma))[16]，表明晚三叠世末右江盆地已处于伸展环境。此阶段盆地沉降快，物源丰富，形成粗碎屑堆积，并逐渐过渡为浅水-深水相泥岩堆积，局部夹有灰岩透镜体或煤层，发育双峰式火山岩组合[33]。
2.5 中侏罗世—早白垩世中期NW向陆内挤压造山阶段(J2-K12)中侏罗世，右江盆地逐渐由特提斯构造域向太平洋构造域转变，进入NW向陆内挤压造山阶段[16]，形成NE-NNE向挤压构造[34]，对先存的NW向和NE向构造进行叠加改造[16]，右江盆地构造格局基本定型[10]。这一时期的断裂具有超壳深大断裂特征，沿田林—巴马断裂、右江断裂和紫云—亚都断裂发育火成岩和火山碎屑岩[10]，这些深大断裂控制了晚白垩世盆地的形成与分布。
2.6 早白垩世末—古近纪局部伸展阶段(K13-E)早白垩世末，受古太平洋板块向欧亚板块俯冲回撤的影响，与岩石圈伸展有关的地幔热点以热弧波形式上涌侵位[35]，在贵州—广西等地发育多个晚白垩世-古近纪小型伸展盆地，同时伴有超基性岩浆活动[36]。
3 右江盆地代表性卡林型金矿特征根据金矿与地层、构造等的关系可将右江盆地卡林型金矿床划分为层控型、断控型和构造蚀变体控矿型(层控型的一种特殊类型)。其中层控型如水银洞金矿二叠系龙潭组中的层状、似层状金矿体，断控型如烂泥沟金矿、丫他金矿(多级构造控矿)、安那金矿和水银洞金矿高角度逆冲断层中的矿体，构造蚀变体控矿型如水银洞金矿茅口组与龙潭组之间的构造蚀变岩中的矿体和戈塘金矿。水银洞金矿具有复合控矿特征，发育层控型(包含构造蚀变体控矿)矿体和断控型矿体。本文重点介绍水银洞金矿、丫他金矿、安那金矿和戈塘金矿。
3.1 水银洞金矿水银洞金矿是黔西南典型的特大型卡林型金矿床，区域上属扬子板块西南缘与华南褶皱系右江褶皱带交接部位，与紫木凼、太平洞金矿等一同构成灰家堡金矿田(图 3(a))。区内出露地层主要有上二叠统和下三叠统，其中上二叠统有龙潭组(P3l)、长兴组(P3c)、大隆组(P3d)，下三叠统有夜郎组(T1y)和永宁镇组一段(T1yn1)(图 3(a))[15, 37]。矿体多顺层分布，少量沿断裂分布，单矿体储量大，主矿体达中型金矿床规模，但矿体较薄，平均厚度1.97m，矿石品位高，金平均品位达10.95×10-6[15]。主矿体赋存于灰家堡背斜核部茅口组(P2m)与龙潭组(P3l)之间的构造蚀变岩(SBT)中(图 3(b))[15, 37]，其次为龙潭组中顺层产出的层状、似层状金矿体；开采过程中发现少量赋存于背斜轴部近EW向高角度逆断层中的矿体，石英脉中毒砂、黄铁矿等呈条带状分布，一般品位较高，切穿不同标高层状矿体。矿石及围岩中见有较多有机质。主要赋矿矿物为含砷黄铁矿，且多具有环带状结构，其中至少可以分出3期，即：成矿前的内核、主成矿期含砷环带和成矿晚期不含砷的边缘，其金含量、S同位素组成均有一定差异[37-39]，表现为多期热液叠加成因，但热液活动的间隔尚无法确定[39]。
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| 图 3 右江盆地灰家堡金矿带区域地质图和水银洞金矿剖面图(据文献[15, 37]修改) Fig. 3 Regional geological map of huijiabao gold belt in Youjiang basin and section map of Shuiyindong gold deposit (Modified after Refs.[15, 37]) | |
丫他金矿矿区内出露地层相对简单，赋矿地层为中三叠统新苑组和边阳组的含金杂砂岩和含金黏土岩，区域上属于赖子山赋金层序，岩性递变频繁，韵律明显。构造主要为近EW向或NE、NW向弧形断裂褶皱带(图 4(a))[40]，近EW向的磺厂背斜，F1、F2及NE向的F8、F80、NW向的F5等。矿体主要富集于紧密褶曲和规模较大的断裂揉皱带，宽缓褶皱和挤压破碎带矿化较弱，压扭性控矿断裂与低次序层间断裂带的交汇处为成矿有利部位(图 4(b))，构造控矿特征明显，具多级构造控矿特点。矿石矿物主要为黄铁矿、毒砂、白铁矿、雄(雌)黄和磁黄铁矿等，脉石矿物主要为石英、方解石、黏土矿物、高岭石、碳质及少量重晶石、石膏。矿床成矿热液活动时间与构造形成时间一致，载金矿物或与金关系密切的热液矿物常具拉长、压扁等塑性变形特征，指示它们是同构造期产物[8]。
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| 图 4 丫他金矿矿区地质图及剖面图(据文献[40]修改) Fig. 4 Geological map and section of Yata gold deposit (Modified after Ref.[40]) | |
安那金矿区域上位于右江断裂与富宁—那坡断裂之间。矿区地层主要为下泥盆统坡脚组(D1p)、芭蕉箐组(D1b)，中泥盆统坡折落组(D2p)，中三叠统白逢组(T2b)以及第四系(Q)。矿区主要构造为近EW向的安那背斜，长2km，宽约1.5km，核部为辉绿岩，两翼为坡折落组(D2p)。断裂多沿背斜分布，走向近EW向或NE向，其中NE向F1切割EW向的F2和F3断裂和背斜核部的辉绿岩(图 5(a))，表明其形成较晚。背斜核部发育压扭性次级断裂，走向NE向和近EW向，长度30~200m，具多期次活动特征，断裂带强烈挤压破碎，断裂面发育断层泥，普遍发育石英脉和辉绿岩矿体。
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| 图 5 安那金矿矿区地质图及A-A′垂直纵投影图(据文献[16]) Fig. 5 Geological map and A-A′ vertical longitudinal projection of Anna gold deposit (After Ref.[16]) | |
Ⅰ号和Ⅱ号矿带产于辉绿岩与中泥盆统坡折落组的断层接触带中(图 5)，Ⅲ号矿带矿体呈脉状平行于F1断裂(NE向)展布(图 5(a))[16]。主矿体Ⅱ号矿脉严格受辉绿岩与地层的接触带和背斜形态控制，平面呈环形分布(图 5(a))产于安那背斜核部，矿体厚度大、延伸性好(图 5(b))，平均品位(2~3)×10-6，少数矿体产于坡折落组地层或辉绿岩中。矿化辉绿岩呈灰白色，发育EW向和NE向两组面理和大量石英脉，金矿化与石英脉关系密切，一些含矿石英脉，呈雁列式排列[16]，指示成矿与挤压剪切作用相关。
3.4 戈塘金矿戈塘金矿区域上位于黔北台隆六盘水断陷。矿区地层主要有中二叠统茅口组，上二叠统龙潭组，下三叠统夜郎组、永宁组、飞仙关组和中三叠统关岭组、杨树井组(图 6(a))[41]，二叠系地层分布于背斜轴部，其中能干层(P2m)变形微弱，非能干层(P3l)塑性变形强烈。区域主体构造为戈塘穹窿背斜，具弧形转折、走向多变的特点，轴向自西向东，由EW向转为SE向，矿区位于戈塘背斜南东翼(图 6(b))。茅口组、龙潭组间的区域性层间滑脱构造是主要的储矿构造，以蚀变灰岩角砾岩、含碳质泥岩角砾岩为主，硅化强烈，这套硅质蚀变岩石称为构造蚀变体(SBT)，矿床构造控矿特征明显，SBT控制了金矿床的分布，既是热液运移的通道，也是金矿沉淀的场所[37]，由于古岩溶不整合面的影响，SBT厚度变化大[42]。矿体走向以NW-SE向为主，长、宽和厚度变化较大，主要矿体长约200~1000m，宽20~70m，(最大660m)，平均厚2~7m(最大76m)，矿石品位为(3~5)×10-6，部分矿段可达30×10-6[41-42]，浅部以氧化矿为主，向深部逐渐过渡为原生矿。
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| 图 6 戈塘金矿矿区地质图及剖面图((a)据文献[41]，(b)据文献[42]) Fig. 6 Geological map and section of Getang gold deposit ((a) after Ref.[41], (b) after Ref.[42]) | |
为更好地对比不同类型矿床的主要特征，将4个典型矿床主要控矿因素及地质特征总结到表 1。由表 1可得到以下主要规律：1)断控型金矿通常赋存于背斜或穹窿侧翼的高角度逆断层中，层控型金矿受背斜或穹窿控制，构造蚀变体控矿型金矿则主要沿区域不整合面矿化；2)断控型金矿矿石赋存于钙质粉砂岩、粉砂质泥岩和辉绿岩等中，层控型金矿矿石赋存于渗透性较差的盖层下的渗透性灰岩中，构造蚀变体控矿型金矿矿石赋存于生物碎屑灰岩、灰岩角砾岩、含碳质泥岩角砾岩和粉砂质泥岩中；3)断控型金矿矿体形态以透镜状、脉状(包括环形脉状、雁行式排列的脉状)为主，层控型金矿矿体形态以层状和似层状为主，构造蚀变体控矿型金矿矿体形态以层状、似层状和透镜状为主；4)各种控矿类型金矿矿石矿物均以含砷黄铁矿和毒砂为主，少量辉锑矿、赤铁矿、褐铁矿、白铁矿、雄黄、雌黄和辰砂，其中黄铁矿和毒砂为重点赋矿矿物；5)脉石矿物主要为石英、绢云母、方解石、铁白云石、萤石、高岭石、黏土矿物和有机碳等，少量金矿(如丫他金矿和戈塘金矿)还有重晶石、石膏等；6)围岩蚀变主要为硅化、黄铁矿化、绢云母化、毒砂化、白云石化、方解石化、泥化和有机碳化等，其中硅化、黄铁矿化、绢云母化与金矿化关系最为密切，其次为褐铁矿化、辉锑矿化、高岭石化和黏土化等。
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表 1 右江盆地代表性卡林型金矿主要控矿因素和地质特征表 Table 1 Main controlling factors and geological characteristics of representative Carlin-type gold deposits in Youjiang basin |
右江盆地卡林型金矿成矿时代一直存在争议，成矿年龄跨度大，同一矿床不同方法获得的年龄也存在较大差异，前人对右江盆地诸多卡林型金矿成矿时代进行了大量的测试研究工作，获得了276~35.83Ma不等的年龄[3-4, 14, 16, 19, 36, 43-63]。本文选取测试精度较高的测年数据统计于表 2(对于需要假设初始源同位素组成的Pb模式年龄法，由于无法限定其精度，本文未列入表 2)。由表 2可知，成矿年龄大致可分为267~259，235~193，148~103，94~35Ma共4组。
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表 2 右江盆地卡林型金矿成矿年龄统计表 Table 2 Metallogenic age statistics of Carlin-type gold deposits in Youjiang basin |
右江盆地卡林型金矿赋矿地层多为上二叠统龙潭组或中三叠统边阳组、新苑组，最新赋矿地层时代为247.2~237Ma[60]。267~259Ma比赋矿地层早，不能代表区域主要成矿时代，盆地中分布有大量该时期的基性岩浆岩，而峨眉山地幔柱玄武岩喷发时限集中在259~257Ma，是地幔穹隆上升之后的快速喷发[64]，可能为卡林型金矿提供一定的物源或热源[63]。矿源层沉积后，上覆地层静压力促使盆地成矿流体向构造高位发生运移，期间可能发生金的初步富集[65]，因此267~259Ma可能代表了与地幔活动有关的古含矿流体年龄[36]。
第2组(235~193Ma)和第3组(148~103Ma)年龄分布集中，代表盆地中两期重要的卡林型金矿成矿期。其中第2组年龄采用的测试方法主要为含砷黄铁矿、毒砂和沥青Re-Os等时线法，绢云母、伊利石40Ar-39Ar法，绢云母、伊利石、黄铁矿Rb-Sr等时线法，热液金红石SIMS U-Pb法等。其中绢云母Rb-Sr法和40Ar-39Ar法由于其热敏感性[66]，可能导致年龄数据偏小，因此选取样品时应特别注意，表 1数据中几种不同矿物Rb-Sr年龄和40Ar-39Ar年龄彼此叠置，因此具有一定可信度；含砷黄铁矿由于其成岩期核部的存在，可能会导致年龄数据偏大，本区含砷黄铁矿和毒砂Re-Os年龄数据相当，同时也与沥青Re-Os数据基本一致，而笔者研究也证明矿石与有机质沥青密切共生，有机质与成矿期石英、黄铁矿、辉锑矿等呈相互包裹、穿插关系，因此Re-Os数据相对可靠，区域卡林型金矿成矿与有机流体运移或古油藏破坏近同时发生；热液金红石SIMS U-Pb年龄来自辉绿岩赋矿的卡林型金矿，其W、Fe、V、Cr和Nb含量较高，地球化学投图显示为热液金红石[67]，且其与热液铁白云石、绢云母、含金黄铁矿和毒砂密切共生[16, 62]，因此其年龄可以较好的代表金矿成矿年龄[13, 62]。本组年龄除热液金红石SIMS U-Pb年龄(213.6±5.4)Ma外，其他17个数据平均值为216.9Ma，与热液金红石年龄一致，因此本文认为该组年龄可信，这一点与前人认识一致[12-13]。这组年龄对应的金矿床主要分布于盆地中南部地区，此时右江盆地进入消亡阶段(图 7)，该阶段早期盆地整体处于向南侧印支地块俯冲碰撞阶段，形成花岗质岩浆，晚期随着碰撞造山作用的结束，盆地进入造山后伸展阶段，发育系列岩浆活动[16, 33]，形成岩浆热液或变质热液[16]，向上迁移过程中活化萃取围岩中的金，到达浅表有利构造位置后，由于温度、压力或氧化还原条件等的剧烈变化，金卸载沉淀，为右江盆地第一个卡林型金矿集中成矿期。
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| 图 7 右江盆地卡林型金矿成矿时代与盆地演化关系图 Fig. 7 Relationship between metallogenic epoch of Carlin-type gold deposits and basin evolution of Youjiang basin | |
第3组年龄(148~103Ma)采用的测试方法主要为方解石、萤石Sm-Nd等时线法，石英Rb-Sr等时线法，磷灰石SIMS Th-Pb法，热液锆石U-Th/He法和SIMS U-Pb法，热液磷灰石LA-ICP-MS U-Pb法，热液金红石SIMS U-Pb法。其中本区金矿化与方解石关系密切，其Sm-Nd等时线年龄可以反映脱碳和成矿的时间[56, 58]，其平均年龄140.3Ma与萤石Sm-Nd平均年龄131.5Ma很相近，因此可以近似代表金成矿年龄；石英中因含有大量次生包裹体，其Rb-Sr等时线年龄可能偏小，其平均值为127.1Ma；本文引用的锆石来自矿体或矿化体中，岩相学、O同位素、U-Th-Pb含量特征均表明其为热液成因锆石[16, 63]，热液锆石被广泛应用于多种矿床的定年工作[16, 68-69]，因此锆石SIMS U-Pb年龄(128.9±5.8)Ma和(136.3±2.9)Ma可以代表燕山期卡林型金矿成矿年龄，而(238.6±3.0)Ma年龄则可能代表了印支期的热液成矿事件，并被后期成矿热液叠加；锆石U-Th/He体系的封闭温度约为180~200℃，等于或稍低于典型卡林型金矿的成矿温度180~240℃[70-71]，因此锆石U-Th/He平均年龄121.3Ma可以代表金成矿年龄；矿物学观察表明热液磷灰石与金矿化同期，因此其U-Pb和Th-Pb法平均年龄143.7Ma可以代表卡林型金矿的成矿年龄[16]；热液金红石SIMS U-Pb年龄(137.9±5.1)Ma可以代表金成矿年龄。综合以上各种方法与数据分析，本文认为这些方法所获得的数据均可在一定程度上代表卡林型金矿的成矿年龄，即148~103Ma是卡林型金矿第2个成矿高峰；其对应的金矿床分布于整个盆地中，此时盆地构造属性由古特提斯域向太平洋域转化，由于古太平洋板块向欧亚板块持续俯冲及后撤作用，右江盆地由强烈的NW向挤压造山阶段逐步进入局部伸展阶段(图 7)[10, 16, 34]。该时期，盆地中火山活动强烈，与之相关的岩浆热液或变质热液向地表迁移过程中，在挤压构造形成的破碎区或局部伸展构造发育区富集成矿，为右江盆地第2个卡林型金矿集中成矿期。
第4组年龄(94~35Ma)采用的测试方法主要为石英裂变径迹法、石英/萤石电子自旋共振(ESR)法、锆石U-Th/He法和萤石Sm-Nd等时线法。其中裂变径迹法主要适用于含铀矿物[72]，对石英通常不适用[13]，电子自旋共振法通常用于2~5Ma年龄的测定，因此这两种方法得到的数据可能无法代表金成矿时代，而锆石U-Th/He法年龄(94.7±1.5)Ma和最小的萤石Sm-Nd等时线年龄(35.83±0.37)Ma可能代表了成矿后的热液叠加活动。因此，晚白垩世及之后，在局部伸展作用下，盆地中发育小规模岩浆-热液活动，对成矿进行了一定的叠加改造，由于分布零星，对卡林型金矿成矿影响较小。
右江盆地卡林型金矿成矿时代与区域构造演化关系表明卡林型金矿主要受盆地构造演化与热液活动的共同控制，成矿过程可能经历了多个阶段：晚二叠世—早三叠世岩浆-热液活动可能对金具有初步富集作用；中晚三叠世—早侏罗世扬子板块和印支板块碰撞造山与古太平洋板块向欧亚板块的俯冲叠加，触发了富金年轻下地壳的熔融，岩浆流体向上迁移，最终形成富金长英质岩浆和富金岩浆流体，岩浆热液或变质热液在向上迁移过程中与盆地卤水的混合，导致盆地中南部多数金富集成矿；中侏罗世—早白垩世中期因古太平洋板块向欧亚板块持续俯冲，右江盆地发生NW向挤压造山作用，形成NE-NNE向构造，对先存构造的叠加改造过程中，大规模岩浆热液运移，促进了盆地中北部金的大规模成矿及盆地中南部金的叠加成矿作用；晚白垩世以后局部伸展构造相关的热液活动对早期形成的金矿具有一定的叠加作用。
4.2 卡林型金矿S同位素组成与成矿流体特征右江盆地卡林型金矿中主要载金矿物为黄铁矿，赋矿黄铁矿多具有环带状结构，金主要富集于含砷环带中，其核部和边部形成于不同时代，物质组成也具有一定差异[15, 17, 53, 73-74]。因此，传统的黄铁矿单矿物S同位素法不能准确反映成矿流体S同位素组成。为探究右江盆地卡林型金矿成矿流体来源问题，本文系统收集了与金矿化关系密切的黄铁矿原位以及毒砂、辉锑矿、雄黄等硫化物S同位素数据[38-39, 51, 59, 75-86](表 3)，结果显示各矿床间S同位素组成变化较大(图 8)。
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表 3 右江盆地主要卡林型金矿S同位素统计表 Table 3 S isotope statistics of main Carlin type gold deposits in Youjiang basin |
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| 图 8 右江盆地主要卡林型金矿S同位素特征图 Fig. 8 S isotope characteristics of main Carlin-type gold deposits in Youjiang basin | |
右江盆地卡林型金矿区草莓状黄铁矿、环带状黄铁矿核部及围岩中少量无环带黄铁矿为成矿前黄铁矿。由表 3和图 8可知，太平洞、水银洞和泥堡金矿草莓状黄铁矿δ34S依次为：(-51.2~-44)‰、(-37.5~-30.9)‰和(-53.2~-46.9)‰，反映了其沉积成因或生物成因特征，因此，草莓状黄铁矿应为沉积成岩期形成，与金矿化关系不大，其沉积环境为深海或静海的硫酸盐开放环境。作为围岩中主要的硫化物，其与成矿热液作用过程将改变矿体最终的δ34S组成，使其趋于富集轻S同位素。沉积成岩期黄铁矿δ34S变化较大，为(-53.2~ 17.7)‰，如此大范围的δ34S值表明硫化物是在H2S开放和硫酸盐封闭海洋系统中经硫酸盐细菌还原作用产生的[87-88]，表明随着沉积物被逐步埋藏，成岩环境由硫酸盐开放逐步过渡为H2S开放和硫酸盐封闭环境。不同矿区间δ34S存在差异，如戈塘金矿沉积黄铁矿为(-38.4~-4)‰，表明其可能形成于H2S开放系统的硫酸盐细菌还原作用；其南侧丫他、尾若和烂泥沟金矿沉积黄铁矿δ34S依次为(9.6~17.7)‰、(10.6~13.7)‰和(5.1~10.5)‰，表明其可能形成于有机质分解或有机还原作用[89]，反映了其形成温度分别＞50℃和＞80℃；而盆地北侧的纳秧、水银洞、太平洞、紫木凼金矿和盆地中南部高龙、金牙金矿δ34S则在0‰附近，具有岩浆成因的特征。因此，不同矿区沉积黄铁矿的S具有不同成因和来源。
通常沉积物形成于2~8km的深度，温度为190~300℃，平均约250℃[87]，当流体温度高于200℃时，H2S是大多数热液流体中的主要硫物种[90]。右江盆地卡林型金矿主要矿化阶段，流体温度为(210±20)℃，存在CO2和CH4，流体铁含量极低，表明流体氧逸度低，H2S占主导地位[71]，此时硫化物矿物之间的S同位素分馏很小(<2‰)，因此形成卡林型金矿床的初始成矿流体的δ34S值与矿石相关硫化物相近。与金矿化关系密切的成矿期热液矿物除黄铁矿外，还有毒砂、辉锑矿、雄黄、雌黄等，其中黄铁矿需注意其成因及是否有环带。高龙金矿由同生沉积黄铁矿→含砷黄铁矿→毒砂→辉锑矿，其δ34S均值依次减小[59]，符合热液矿床硫化物的δ34S富集顺序，表明在卡林型金矿硫化物沉淀过程中S同位素分馏近似达到平衡，这一系列硫化物的δ34S值可以代表成矿流体δ34S值。由表 3和图 8可知，右江盆地卡林型金矿热液硫化物δ34S为(-15.27~17.7)‰，整体表现为在0‰值两侧分布，各矿床之间具有一定差距。
盆地中南部高龙、金牙和板其金矿热液硫化物δ34S值分别为：(-15.27~7.99)‰[75-76]、(-9.0~2.02)‰[59, 75-76]和(-4.8~0.4)‰[77]，其值较围岩中沉积黄铁矿δ34S具有负偏特征，因此其成矿热液最可能为变质热液，但不能排除岩浆热液参与的可能。盆地中北部的卡林型金矿热液硫化物δ34S值则主要为正值，如丫他、尾若、烂泥沟、戈塘、纳秧、水银洞、太平洞和紫木凼金矿。
盆地中部戈塘金矿围岩中沉积黄铁矿δ34S值为(-33.3~-4)‰，具有生物成因特征，表明在沉积和成岩过程中，海洋硫酸盐的细菌还原作用产生S[79]。戈塘金矿热液硫化物δ34S组成变化较大((-5.1~17.7)‰)，成矿期早、中、晚3个阶段的黄铁矿δ34S组成分别为(3.8~17.7)‰、(1.9~8.4)‰和(5.3~6.4)‰，说明成矿早期黄铁矿为海洋硫酸盐完全热化学还原(t＞250℃)，成矿中晚期S可能主要来源于岩浆[79]。通过对比区域其他金矿δ34S组成特征，本文认为戈塘金矿成矿前黄铁矿成因主要为细菌还原硫酸盐作用，成矿早阶段δ34S组成为海洋硫酸盐无机热化学还原成因(t＞250℃)，可能是盆地沉积埋藏过程中发生热变质作用，导致热液与地层中硫化物反应使成矿物质活化所致，可能代表了金矿的初次富集。而成矿主阶段δ34S值整体具有岩浆成因特征，因此戈塘金矿成矿流体应具有多种来源，为岩浆热液、变质热液与盆地热卤水的混合。尾若、烂泥沟金矿热液δ34S值分别为(12.5~14.0)‰和(8.9~11.2)‰，略高于围岩，处于变质岩分布范围和花岗岩最富重S区域的边界，因此具有变质热液或岩浆成因特征。丫他金矿热液硫化物δ34S值为(4.1~5.8)‰，较地层明显偏低，与岩浆岩及陨石范围相当，笔者研究发现与成矿相关的硫化物原位δ34S值为(-8.9~9.6)‰，主要集中在(-3.0~9.6)‰，本文推测丫他金矿成矿热液主要来源于深部岩浆或与之相关的火山-次火山热液，不排除有变质热液参与的可能。
盆地北部纳秧和太平洞金矿热液δ34S值为(-0.3~0.9)‰和(-0.5~1.5)‰，分布范围小于围岩，具有典型的岩浆成因特征。水银洞和紫木凼金矿热液S同位素为(-4.88~7.4)‰和(0.8~3.1)‰，与围岩基本相当，整体上具有岩浆S同位素组成特征(图 8)。水银洞金矿环带结构不发育的黄铁矿S同位素组成出现两种截然不同的特征[38-39]，一组δ34S值接近0‰，反映了其可能来源于岩浆活动[39]，另一组为(-21.1~-18.5)‰，较草莓状黄铁矿δ34S值((-37.5~-30.9)‰)相对偏正，可能为岩浆热液交代早期草莓状黄铁矿成因。笔者研究发现水银洞热液黄铁矿也有无环带的立方体结构，其δ34S值(6.0‰)与五角十二面体黄铁矿((-2.2~7.6)‰)相当，均具有岩浆来源的特征。因此，本文认为盆地北部卡林型金矿成矿流体可能来源于岩浆热液。
前人关于黄铁矿微观结构、微区元素组成和原位S同位素研究表明水银洞金矿成矿具有多期多阶段性[38-39, 82]，成矿热液主要来源于地下热(卤)水，可能受到火山-次火山热液的改造[73]。本研究表明右江盆地中南部卡林型金矿成矿热液以变质热液为主，盆地中部成矿热液具有多来源特征，盆地北部成矿热液则主要为岩浆来源，这种差异与成矿时代的分布规律较为一致。因此，右江盆地卡林型金矿成矿作用主要受盆地构造演化与岩浆-热液活动的共同控制，成矿过程伴随着流体成分的改变[74]。盆地沉积埋藏过程中发生的热变质作用导致热液与地层中硫化物反应使成矿物质活化，引起金的初次迁移与富集，受峨眉山地幔柱或印支中晚期—燕山早期扬子板块与印支板块碰撞造山及造山后伸展作用影响，盆地中南部地区深部岩浆-变质热液向上运移过程中与盆地热卤水混合，形成大量以变质热液为主的卡林型金矿。燕山期古太平洋板块向欧亚板块俯冲引起的NW向挤压造山活动，产生中酸性岩浆及其相关的火山-次火山热液活动，在整个盆地，特别是盆地北部形成了以岩浆热液为主的卡林型金矿。
4.3 盆地构造演化对卡林型金矿成矿与改造作用右江盆地卡林型金矿成矿背景一直存在争议，有学者认为燕山中晚期右江盆地处于伸展背景，地幔上涌或地壳拉张引起的驱动力控制了盆地流体运移和成矿[77]；但也有学者认为这些金矿并非形成于伸展背景[65]。右江盆地卡林型金矿受构造控制明显，大部分金矿床位于披覆背斜的高点和翼部中的褶皱冲断构造中，如灰家堡、戈塘、泥堡、烂泥沟、板其、八渡和安那金矿等，矿石和围岩中挤压构造明显[16, 65]，有学者提出这些金矿受到背斜和逆冲断层的联合控制[91]。矿体通常产出于背斜核部或断裂构造及其交汇部位，控矿构造多具有冲断-褶皱的特征，矿床围岩和矿石中发育大量小型褶皱冲断现象[65]，如水银洞金矿发现赋存于逆冲断层中的金矿体品位较高，穿切不同标高顺层产出的矿体，以上证据表明右江盆地卡林型金矿形成于挤压背景。
Au元素地壳丰度值为4×10-9，贵州省1∶20万水系沉积物含金(1.06~2.52)×10-9，平均1.5×10-9，二叠系平均3.09×10-9。黔西南地区泥盆系—中三叠统地层金含量(0.5~6.27)×10-9；黏土化玄武岩为(44.71~54.33)×10-9，其中西部玄武岩为80×10-9，东部玄武岩为(3.54~5.78)×10-9[92-93]；中二叠统大厂层为一套砾岩，砾石母岩以玄武岩为主，填隙物主要为火山灰和熔岩碎屑，该层金含量达58.24×10-9[92]，比其他地层高出20~30倍，个别可达880×10-9，因此，玄武岩和中二叠统大厂层可能是本区金矿的主要矿源层之一[92]。峨眉山东部黑石头段下部单元的玄武岩地球化学特征表明在侵位前存在明显的硫化物饱和趋势[94]，岩浆演化早期阶段低氧逸度和硫化物饱和度有利于堆积岩中亲铜元素的富集[63]。金宝山铂钯硫化物矿床中，发现原生金颗粒[95]，峨眉山边缘的镁铁-超镁铁质岩体中Au仅以原生金的形式存在[95-96]，而不是富集在堆积岩的硫化物中[63]。Zhu等[63]基于热力学模型，提出峨眉山大火成岩省岩浆活动在下地壳形成富金的堆积层(与超镁铁质岩一起)，形成潜在的金储层，为后期卡林型金矿奠定了物质基础。氧化条件下受俯冲相关流体驱动的岩浆可促进金再活化[97]，大洋俯冲可能导致岩石圈伸展和氧化流体释放，从而有效地驱动了峨眉山地幔柱产生的新生下地壳堆积岩内金的再活化[63]，因此峨眉山地幔柱产生的新生下地壳富金堆积岩也可能为本区金矿的主要矿源层之一。峨眉山边缘苦橄岩熔岩中新鲜橄榄石斑晶中发现纯天然金颗粒(30μm)[96]，而研究表明纳米尺度金颗粒可以以气相形式迁移[98]，因此在峨眉山地幔柱活动形成富金年轻下地壳的同时，可能有一部分以气相存在的金随岩浆活动向上迁移，并最终喷出地表，形成富金的玄武岩或者大厂层等沉积岩。右江盆地卡林型金矿床(点)多分布于隐伏中酸性岩体分布区[10]，成矿流体为混合来源流体[73]，具有幔源、盆地流体(建造水)和大气降水特征[65]，本文S同位素分析也表明该区卡林型金矿成矿流体具有岩浆流体、变质流体和盆地热卤水混合特征，因此这些金矿可能与隐伏岩浆岩具有成因上的联系。
碰撞造山过程的中阶段，即挤压向伸展构造应力场转换过程的减压-增温条件常伴随大规模成矿作用[99]，结合右江盆地代表性卡林型金矿构造控矿特征和本文关于成矿时代与盆地演化关系的探讨(图 7)，本文认为右江盆地卡林型金矿主要形成于印支板块与扬子板块碰撞造山过程，并一直持续到造山后伸展阶段。晚二叠世，峨眉山地幔柱活动形成年轻下地壳富金堆积岩和含金的火山-沉积岩层；中晚三叠世前陆挠曲盆地演化阶段，随着上覆地层不断沉积，地层静压力使得盆地深部富金地层(如大厂层)形成变质(含矿)流体[93]。中晚三叠世—侏罗世(235~193Ma)扬子板块和印支板块碰撞造山与古太平洋板块向欧亚板块的俯冲叠加，触发了富金年轻下地壳的熔融，并通过氧化流体沿深大断裂进入上地壳，促进了富金长英质岩浆和富金岩浆流体的形成[52, 63]。与此同时挤压应力导致的逆冲作用一方面驱动盆地变质流体沿不整合面向古隆起方向运移，另一方面在古隆起上形成褶皱-冲断构造[14]，形成减压扩容开放空间，深源岩浆热液与变质热液或盆地卤水混合，导致压力、温度和pH值等的改变，最终在有利部位富集成矿[40]，这种成矿作用一直持续到造山后伸展阶段，并在右江盆地中南部形成了一系列卡林型金矿。晚侏罗世—早白垩世(148~103Ma)随着古太平洋板块向欧亚板块持续俯冲，右江盆地在NW向挤压应力作用下，形成NE-NNE向挤压构造，对先存的NE向挤压构造和NW向构造叠加改造过程中，大规模岩浆-热液运移，促进了盆地中北部金大规模成矿及盆地中南部叠加成矿作用。晚白垩世以后局部伸展构造相关的岩浆-热液活动对早期金成矿作用具有一定的叠加改造作用。
5 结论1) 古生代加里东运动之后，右江盆地依次经历6个演化阶段：陆内伸展盆地(早期裂谷)演化阶段(D12-D21)、大洋伸展盆地(裂陷洋盆)演化阶段(D2-T1)、洋盆消亡及前陆挠曲盆地演化阶段(T12-T31)、褶皱造山及碰撞后伸展阶段(T31-J1)、NW向陆内挤压造山阶段(J2-K12)和局部伸展阶段(K13-E)。其中与挤压碰撞相关的前陆挠曲盆地演化阶段(T12-T31)—碰撞后伸展阶段(T31-J1)和NW向陆内挤压造山阶段(J2-K12)控制着盆地卡林型金矿的成矿作用，分别对应235~193Ma和148~103Ma这2个集中成矿期。
2) 右江盆地卡林型金矿具有多期叠加成矿特点，主成矿期均对应碰撞造山的挤压背景，其中235~193Ma，由于扬子板块和印支板块碰撞造山与古太平洋板块向欧亚板块的俯冲叠加，诱发岩浆熔融作用，岩浆及岩浆热液向上运移过程中萃取围岩中的金，形成富金岩浆流体，在有利部位与变质热液或盆地卤水混合，富集成矿，形成盆地中南部的大量金矿；148~103Ma，NW向挤压应力形成NE-NNE向挤压构造，对先存的NE向和NW向构造叠加改造过程中，大规模岩浆-热液运移，促进了盆地中北部金大规模成矿及盆地中南部金叠加成矿作用。区域岩浆-热液活动不仅决定了大规模金成矿，而且具有初次富集成矿元素或成矿后叠加改造作用。
3) 右江盆地卡林型金矿成矿作用主要受盆地构造演化与岩浆-变质热液活动的共同控制；成矿元素可能来源于峨眉山地幔柱产生的富金新生下地壳堆积岩或喷出的富金玄武岩或与之相关的沉积岩；成矿流体来源于变质热液、或碰撞造山阶段及造山后伸展阶段的岩浆活动及其相关的火山-次火山热液和盆地卤水等，其中盆地中南部卡林型金矿成矿热液以变质热液为主，盆地中部成矿热液具有多来源特征，盆地北部成矿热液则主要为岩浆来源；挤压作用下褶皱-逆冲断裂形成减压区，不同来源热液的混合，导致压力、温度和pH值发生变化，成矿元素析出沉淀，形成金矿床。
4) 含砷黄铁矿、毒砂和沥青Re-Os等时线年龄，绢云母、伊利石40Ar-39Ar年龄，绢云母、伊利石、石英、黄铁矿Rb-Sr等时线年龄，方解石、萤石Sm-Nd等时线年龄，热液磷灰石U(Th)-Pb年龄，热液金红石、锆石U-Pb年龄和U-Th/He年龄，均可在一定程度上代表卡林型金矿的成矿年龄，各种方法的应用都具有一定的问题或局限性，因此可通过多种方法联合应用来限制卡林型金矿的成矿时代。
感谢西南能矿集团冉瑞德教授级高级工程师为野外地质考察提供的协调与帮助，感谢贵州紫金矿业股份有限公司工会主席刘家贵先生、杨康工程师、刘世川工程师和贵州华金矿业有限公司总经理史继佳先生、彭师华工程师、焦国林工程师、王宇工程师等对野外地质考察与采样提供的帮助和支持。| [1] |
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