新疆卡魯安硬巖型鋰礦床成礦流體性質：來自He—Ar同位素證據

劉濤，田世洪2,，王登紅，侯可軍，張玉潔，李賢芳，杰肯·卡里木汗，張忠利，王永強，趙悅，秦燕

1)核資源與環境國家重點實驗室，東華理工大學，南昌，330013；2)自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，中國地質科學院礦產資源研究所，北京，100037；3)中國地質大學地球科學與資源學院，北京，100083；4)新疆維吾爾自治區有色地質勘查局七○六隊，新疆阿勒泰，836500

內容提要:卡魯安鋰礦床位于新疆北部的阿爾泰造山帶，是以鋰輝石為主要礦石礦物的硬巖型鋰礦床。前人對該礦床的巖石成因、成礦機制及構造背景已經有了初步的認識，但對該礦區內成礦流體的研究仍是空白，這將在一定程度上影響對礦床成因的認識。本文通過分析卡魯安偉晶巖中鋰輝石和石英流體包裹體He、Ar同位素組成，對成礦流體進行示蹤研究。研究表明，含礦偉晶巖的n(3He)/n(4He)為0.25～3.19 Ra(平均0.97 Ra)，無礦偉晶巖與外圍偉晶巖n(3He)/n(4He)為0.13～5.32 Ra(平均1.13 Ra)，均介于殼源與幔源He之間。根據成礦流體的殼幔二元混合模式進行計算：含礦偉晶巖中的地幔流體比例為3.55% ～ 48.92%，平均值為14.67%；無礦偉晶巖與外圍偉晶巖地幔流體占比為1.70% ～ 81.79%，平均值為17.13%。含礦偉晶巖成礦流體的n(40Ar)/n(36Ar)為552.50～13353.00，n(40Ar*)相對含量為46.52% ～ 97.79%，平均值為87.25%，大氣的Ar貢獻平均為12.75%。分析結果顯示，成礦流體主要以殼源流體為主，部分幔源流體和改造型飽和大氣水的混合流體，隨著成礦作用的進行，地幔He與大氣飽和水改造Ar皆有所減少。值得注意的是卡魯安鋰礦床成礦流體中幔源物質并非真的來自于地幔物質上侵，更有可能是來源于元古代的不成熟陸殼熔融。新疆卡魯安鋰礦床形成于陸—陸碰撞造山作用晚期的后碰撞造山階段，造山后期的伸展導致含幔源物質的古老地殼與年輕地殼減壓熔融，熔融所形成的巖漿流體隨后經大氣降水改造為成礦流體。

稀有金屬以其獨特的物理和化學性質，已經被廣泛地應用于信息技術、航空航天、國防軍工等現代化產業，是不可多得且不能再生的重要礦產資源，對國家經濟建設和可持續發展具有重要的意義(Shaw et al.,2016；翟明國等，2019；劉濤等，2020)。阿爾泰造山帶位于新疆北緣，中亞造山帶中部，區域內廣泛分布著花崗偉晶巖脈，是我國稀有金屬、寶石及白云母的重要產地之一(鄒天人等，1988；Windley et al.,2002；張輝等，2019)。帶內發育稀有金屬偉晶巖礦田有可可托海、大喀拉蘇、柯魯木特、卡魯安—阿祖拜偉等。研究區位于哈龍巖體西部的卡魯安—阿祖拜偉晶巖田(圖1)，卡魯安礦床內偉晶巖礦脈主要有650、806和807號脈等，是阿爾泰地區一個潛在的超大型硬巖型鋰輝石礦床。前人對卡魯安礦床開展研究工作較少，而且爭議較大，直到近些年才對該礦床進行了系統的全巖地球化學、同位素地球化學、礦物學等方面的研究(馬占龍等，2015；張輝等，2019；劉濤等，2020)。前人的研究工作認為花崗偉晶巖形成于陸—陸碰撞體制下陸殼的減壓熔融，并發現有地幔物質的加入(李會軍等，2006；童英等，2006；Wang Tao et al.,2007；馬占龍，2015)。但地幔物質是否真正參與硬巖型鋰礦床的成礦作用尚未見報道，主要原因在于缺少對礦物的流體包裹體詳細研究，這將在一定程度上影響到對偉晶巖型鋰礦床成因的認識及對成礦過程的探討。

流體包裹體的He—Ar同位素已經研究了幾十年，稀有氣體He、Ar以其獨特的地球化學惰性和不同層位同位素組成差異等特點，被廣泛應用于成礦古流體的示蹤及水—巖反應過程的研究(Ballentine and Burnard，2002；Kendrick et al.,2011；Wu Liyan et al.,2011；趙曉燕等，2021)。已有研究表明，不同圈層流體的He、Ar同位素組成具有明顯區別，幔源流體n(3He)/n(4He)值比殼源流體大1000倍(殼源流體n(3He)/n(4He)=0.01～0.05Ra；幔源流體n(3He)/n(4He)=6.00～7.00Ra；Stuart et al.,1995；Dunai and Baur，1995)。He同位素在地殼與地幔中的差異，使得地殼流體中即使有少量幔源He的加入也可以識別(Sun Xiaoming et al.,2009；Hu Ruizhong et al.,2009，2012)。此外，地殼Ar與地幔Ar也具有明顯區別，幔源流體n(40Ar)/n(36Ar)>40000.0，殼源流體n(40Ar)/n(36Ar)>295.5，空氣飽和水n(40Ar)/n(36Ar)=295.5。因此，He、Ar同位素在識別流體來源方面具有獨特的優勢(Wu Liyan et al.,2011；Burnard,2012；Xu Leiluo et al.,2014；Zhai Degao et al.,2015)。

本文選擇阿爾泰地區具有代表性的卡魯安硬巖型鋰礦床，對偉晶巖礦體內的鋰輝石、石英開展了包裹體He—Ar同位素的測定，對成礦流體的來源及演化進行探討，彌補礦區He—Ar同位素的研究空白，亦為阿爾泰地區乃至中亞造山帶內偉晶巖成礦流體、成礦物質來源研究提供借鑒。

1 區域地質背景

阿爾泰造山帶位于中亞造山帶(Central Asian Orogenic Belt)中部，西伯利亞板塊西南緣與哈薩克斯坦板塊結合部位，是一個呈北西向展布的古生代巖漿弧(Xiao Wenjiao et al.,2004；Long Xiaoping et al.,2008，2010；Sun Min et al.,2008；孫敏等，2009)。弧內發育大量花崗偉晶巖(出露面積高達40%)及少量分布的閃長巖—輝長巖，花崗偉晶巖分布主要受成礦前的構造裂隙(北西向)控制(Cai Keda et al.,2011；劉濤等，2020)。帶內出露的沉積地層主要為中奧陶統—早石炭統淺海—半淺海相類建造，與印支期花崗偉晶巖呈侵入關系。花崗偉晶巖型Li、Be、Nb、Ta礦床主要分布在哈龍—青河偉晶巖成礦亞帶上，礦集區自南東向北西依次有青河礦集區、卡拉額爾齊斯礦集區、柯魯木特—吉得克礦集區等。阿爾泰造山帶成礦作用主要集中于印支期，形成的礦床包括群庫爾稀有金屬偉晶巖(Be—Nb—Ta礦床；203.80±1.60 Ma)，佳木開稀有金屬偉晶巖(Li—Be—Nb—Ta—Cs礦床；212.20±1.70 Ma)，阿巴宮—塔拉特稀有金屬偉晶巖(Nb—Ta礦床；246.80±1.20 Ma)等(任寶琴等，2011)。

2 礦床地質特征

卡魯安花崗偉晶巖型鋰礦床位于阿爾泰中段，哈龍—青河早古生代深成巖漿弧北部，圍繞哈龍花崗巖體分布(圖1)，屬于群庫爾—阿祖拜偉晶巖帶的北端延伸部分(劉濤等，2020)。研究區內具有多期構造活動特征，褶皺、斷裂構造較為發育，主構造線呈近北西向。構造裂隙多沿著結晶片巖與花崗巖的內外接觸帶密集分布，接觸面為成礦母巖侵入時構造應力中心，接觸面產狀控制了花崗偉晶巖脈的空間分布，在縱向上有一定的延伸深度。因此，在深切的河谷及山坡上發現的花崗偉晶巖脈露頭較多且密集。

礦區出露地層為中上志留系庫魯木提群(S2-3Kla)的深變質片巖，呈淺海—半淺海相建造，巖性主要為灰綠—灰紫色細砂巖、粉砂巖與泥巖的不均勻互層，后面經過多期的構造運動與海西中、晚期大規模的巖漿活動，使該地層發生了強烈的變質，形成了一套以片巖、片麻巖、板巖及混合巖為主要巖性的地層(馬占龍等，2015；張輝等，2019)。礦區侵入巖主要包括花崗偉晶巖脈及少量石英脈和長英巖脈，花崗偉晶巖為礦床主要的成礦母巖及賦礦圍巖，成巖時代為205.00±12.00 Ma(劉濤等，2020)。偉晶巖脈的成巖成礦過程中伴隨著廣泛的自交代作用，主要有鈉長石化，局部出現白云母化。鈉長石化遍及全脈，在各巖體內均有發育，只是交代強弱和表現形式上的區別，其中以石英鈉長石鋰輝石偉晶巖中最為發育；白云母化多見于石英鈉長石偉晶巖中，是交代早期形成礦物的產物。研究區內花崗偉晶巖脈的圍巖蝕變范圍狹窄，主要為白云母化。

礦區地質特征較為簡單，花崗偉晶巖脈侵入于中上志留統庫魯木提群(S2-3kla)變質的片巖系中，南西部的807號脈和北部的806號脈為主體的21條花崗偉晶巖脈形成以鋰為主的鋰礦床。用于分析的樣品是從礦區不同的礦物帶收集的，均為新鮮致密狀的脈型礦石。分別挑選了含礦偉晶巖中的鋰輝石與石英、無礦偉晶巖與外圍偉晶巖的石英進行He—Ar同位素分析工作，采樣位置詳見圖1。

圖1 新疆卡魯安鋰礦床地質簡圖(修改自 Feng Yonggang et al.,2019；劉濤等，2020)Fig.1 Simplified geological map of the lithium deposit in Kalu’an,Xinjiang (modified after Feng Yonggang et al.,2019；Liu Tao et al.,2020&)

3 樣品及分析方法

本次研究測定了含礦偉晶巖的7件鋰輝石和8件石英、無礦偉晶巖的7件石英以及外圍偉晶巖的3件石英中流體包裹體的He和Ar同位素組成。本文測試用的石英樣品取自卡魯安鋰礦床新鮮致密塊狀的含礦偉晶巖、無礦偉晶巖和外圍偉晶巖中(表1)，鋰輝石與石英為同一手標本上的共生礦物(如：KLA2017-11-4、KLA2017-15-4、KLA2017-16-1、KLA2017-16-2、KLA2017-29-4、KLA2017-29-5；所有樣品的巖石地球化學特征見劉濤等，2020文章中表3)。石英和鋰輝石呈半自形到自形狀晶體，未見多期次特征及后期熱液蝕變改造(劉濤等，2020文章中圖3d和e)。綜上所述，鋰輝石與石英均為早階段偉晶巖熔體形成的產物。

石英和鋰輝石流體包裹體He、Ar同位素測試在中國地質科學院礦產資源研究所自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室完成。使用Helix SFT稀有氣體質譜儀測試，系統由壓碎、純化和質譜系統組成。在高真空條件下，壓碎和純化系統真空為n×10-7Pa，質譜系統真空為n×10-8Pa。質譜離子源采用Nier，靈敏度對He在800 μA阱電流時好于2×10-4amps/Torr (amps/Torr=A/1.33 bar=A/0.133 MPa)，對Ar在200 μA阱電流時好于1×10-3amps/Torr 。40Ar靜態上升率小于1×10-12cm3STP/min，36Ar本底小于5×10-14cm3STP(STP指標準溫壓狀態)。法拉第杯分辨率>400，離子計數器分辨率>700，可將3He與4He、HD+H3與3He峰完全分開。實驗流程：將高純度40～60目固體樣品先用蒸餾水洗凈，然后置于丙酮中，超聲波清洗20分鐘后烘干，取0.5～1.0 g裝入不銹鋼坩堝再移到壓碎裝置中，密封、加熱到130～140℃并持續40 h左右去氣，以去除次生包裹體和樣品表面吸附的He和Ar，從而所測試的He—Ar同位素組成可代表原始流體的同位素組成。用100～150 kg/cm2的壓力壓碎樣品，釋放出的包裹體氣經過分子篩、海綿鈦以及鋯鋁泵等多級純化，分離出純He和Ar。① He測試：He模式下，4He信號用法拉第杯接收，3He用離子倍增器接收。離子源電壓4.5 kV，電流1218 μA，trap電壓15.56 V，電流450 μA。② Ar測試：Ar模式下，40Ar和36Ar用法拉第杯接收，38Ar用倍增器接收。離子源電壓4.5 kV，電流454 μA，trap電壓15.02 V，電流200 μA。同位素比值結果校正，利用當天空氣標準的測試結果和空氣標準值校正樣品測試結果。空氣的n(3He)/n(4He)標準值采用1.4×10-6，n(40Ar)/n(36Ar)和n(36Ar)/n(38Ar)標準值分別采用295.5和5.35。利用0.1 mL標準氣4He(52.3×10-8cm3STP)和40Ar(4.472×10-8cm3STP)含量、標準氣和樣品的同位素信號強度以及被壓碎的樣品質量(樣品總質量減去壓碎后再經過100目篩后剩下的樣品質量)標定樣品中4He(cm3STP/g)和40Ar(cm3STP/g)含量。

4 分析結果

卡魯安鋰礦床中鋰輝石和石英流體包裹體的He和Ar同位素組成及相關參數如表1。

表1中列出了卡魯安鋰礦床樣品中流體包裹體中氣體的40Ar濃度和同位素數據。含礦偉晶巖中鋰輝石的40Ar濃度為(118.24～1577.74)×10cm3STP/g，n(40Ar)/n(36Ar)值為3747.3～13353.0，石英40Ar濃度為(30.52～417.44)×10cm3STP/g，n(40Ar)/n(36Ar)值為372.7～7590.7。無礦偉晶巖40Ar濃度為(67.96～209.69)×10-8cm3STP/g，n(40Ar)/n(36Ar)值為381.9～2855.5。外圍偉晶巖40Ar濃度為(125.37～164.90)×10cm3STP/g，n(40Ar)/n(36Ar)值為1013.1～1957.2。

5 討論

5.1 He、Ar同位素組成影響因素

前人研究表明He—Ar同位素可以用來追蹤金屬礦床中成礦流體的來源(Stuart et al.,1995；周振華等，2017；翟偉等，2018；趙曉燕等，2021)，鋰輝石與石英是卡魯安鋰礦床重要的礦石礦物與主要的組成成分，所以鋰輝石與石英中的流體包裹體是能夠反映出成礦過程中流體的最原始信息。但是礦物流體包裹體的He、Ar同位素測試值，能否代表流體包裹體的初始值，還要取決于流體包裹體被圈閉后一些后生過程的影響，主要包括：① 流體包裹體內初始He、Ar擴散丟失；②樣品分析過程中同位素分餾及大氣污染；③流體包裹體內放射成因新He、Ar；④成礦后流體的活動等(申萍等，2004；楊猛等，2012)。

陳陽等(2016)對卡魯安礦區807號脈進行了元素擴散模型的建立，發現影響含礦偉晶巖脈中元素擴散主要原因主要在于圍巖中組分的變化，擴散系數影響不是主要原因，所以后期稀有氣體擴散丟失所帶來的影響非常有限。本文所采用的是真空壓碎法來對流體包裹體內的稀有氣體進行采集，包裹體中稀有氣體提取過程中同位素不會產生明顯的分餾，且不會讓寄主礦物晶格中的He和Ar釋放(Turner and Stuart，1992)。大氣中He的含量很低，對熱液中He的豐度以及同位素組成不會產生明顯的影響，在本研究中n(3He)/n(36Ar)測量的值范圍(除個別外)為(0.01～68.82)×10-3(表1)，明顯高于空氣飽和水(ASW)和大氣的n(3He)/n(36Ar)值5×10-8和2×10-7(Marty et al.,1989；Stuart et al.,1995；Villa，2001；Hu Ruizhong et al.,2009)，故樣品分析過程中同位素分餾及大氣污染也十分有限。前人研究已經確定了新疆北部海西期古成礦流體形成后的各種作用對包裹體中的He、Ar初始同位素組成影響較小(申萍等，2004)，盡管流體包裹體中放射性元素(U、Th、K)衰變可產生少量的4He和40Ar，但卡魯安鋰礦床成礦年齡較新，衰變成因的4He和40Ar量極少，對石英與鋰輝石中流體包裹體的初始He、Ar同位素比值影響甚微。所以，本次實驗所測定石英和鋰輝石樣品中流體包裹體中的He、Ar同位素測定值是能夠代表成礦流體被捕獲時的初始值。

5.2 成礦流體來源示蹤

從表1中可見卡魯安鋰礦床礦物流體包裹體中He—Ar濃度變化范圍較大，一方面，這可能存在一些高鋰礦物通過6Li (n，α)→3He進行放射性的He積累，通過與可可托海、大喀拉蘇、庫威四礦等地偉晶巖He同位素數據進行對比(王登紅等，2001)，本文將這些不正常的3He數據引起n(3He)/n(4He)值異高(>8Ra)排除在本次討論之外。另外，為了解高濃度的He是否會對n(3He)/n(4He)值產生影響，本文對含礦偉晶巖的n(3He)/n(4He)與3He與4He進行投圖，從圖2中可以看出不管是3He還是4He都與n(3He)/n(4He)不具有線性相關特點，這說明所討論含礦偉晶巖流體包裹體內的n(3He)/n(4He)值并不受捕獲后放射性成因3He或4He的影響。另一方面，濃度變化范圍大可能指示著成礦流體來源不均一性，不同來源的成礦流體以不同比例混合控制著不同成礦階段。

圖2 新疆卡魯安鋰礦床含礦偉晶巖流體包裹體3He—R/Ra、4He—R/Ra圖解Fig.2 3He—R/Ra、4He—R/Ra plot of inclusion trapped fluids in spodumene-bearing pegmatites from the lithium deposit in Kalu’an,Xinjiang

卡魯安鋰礦含礦偉晶巖流體包裹體n(3He)/n(4He)值分別為0.25～3.19Ra(平均0.97Ra)，無礦偉晶巖與外圍偉晶巖流體包裹體n(3He)/n(4He)值為0.13～5.32Ra(平均1.67Ra)和0.14～0.69Ra(平均0.42Ra)；偉晶巖的n(3He)/n(4He)值均遠高于地殼值(0.01～0.05Ra)，但低于地幔值(6.00～7.00Ra，Stuart et al.,1995；Burnard et al.,1999；Kendrick et al.,2001)。前文已經說明大氣He的含量低且在低溫含水流體中的溶解度小。同時，含礦偉晶巖F4He值{F4He =[n(4He)/n(36Ar)]樣品/[n(4He)/n(36Ar)]大氣}為(23～5.2×105，87068)，說明含礦偉晶巖中的He平均為大氣值得87068倍，所以空氣飽和水(ASW)和大氣對大多數殼幔源流體的He同位素組成幾乎沒有影響(Marty et al.,1989；Stuart et al.,1995；Burnard et al.,1999)。因此，所測得的n(3He)/n(4He)值可以推斷為地殼和地幔He源混合的結果。同樣，從表1數據中也可以看出含礦偉晶巖的流體包裹體內同時具有高的n(40Ar)/n(36Ar)和3He值，高n(40Ar)/n(36Ar)值可能存在于地殼放射成因He和地幔He中；但是，同時具有高n(40Ar)/n(36Ar)值和高含量的3He則是地幔所特有的(Xu Sheng et al.,1995；Hu Ruizhong et al.,2009；陳嫻等，2016)，這表明成礦流體不僅存在地殼流體，還具有地幔流體組分。從He同位素組成演化圖中(圖3a)也可以看出相同結論，本區鋰輝石、石英流體包裹體的n(3He)/n(4He)值主要位于10-5～10-7之間，即地殼與地幔He同位素組成混合帶。

圖3 卡魯安鋰礦床含礦偉晶巖、無礦偉晶巖、外圍偉晶巖流體包裹體中3He—4He及R/Ra —40Ar*/4He關系圖(據胡瑞忠等，1999修改)Fig.3 3He—4He(a)and R/Ra —40Ar*/4He(b)plot of inclusion trapped fluids for the outer pegmatites,spodumene-bearing pegmatites,and spodumene—barren pegmatites from the lithium deposit in Kalu’an(modified after Hu Ruizhong et al.,1999#)

通過與阿爾泰地區的可可托海鋰輝石偉晶、綠柱石偉晶巖和富蘊南的含銅石英脈對比，我們發現該區域內的花崗偉晶巖都具有較高n(40Ar)/n(36Ar)與高含量的n(3He)/n(4He)特征，將區域內偉晶巖He、Ar同位素數據進行n(40Ar)/n(36Ar)—n(3He)/n(4He)投圖時也可以看出，投影點均落在地殼和地幔區域之間(圖4)，顯示幔源流體與殼源流體兩端元混合的特征，這表明阿爾泰地區稀有金屬偉晶巖在成礦過程中均有地幔流體參與。

由上文可知，卡魯安含礦偉晶巖的成礦流體是地幔流體與地殼流體的混合流體，那么可以根據殼幔二元體系的He含量公式計算出地幔流體和地殼流體的比例，幔源4He的貢獻可以計算為：4He地幔(%)=100 × [(n(3He)/n(4He))樣品-(n(3He)/n(4He))地殼]/[(n(3He)/n(4He))地幔-(n(3He)/n(4He))地殼] (Anderson,2000 ；Ballentine et al.,2002)，其中(n(3He)/n(4He))地幔值取大陸地幔6.50Ra，地殼中 (n(3He)/n(4He))地殼值為0.02Ra(Stuart et al.,1995)。

卡魯安鋰礦床含礦偉晶巖成礦流體的n(40Ar)/n(36Ar)值變化較大，為552.5～13353.0(表1)，均高于大氣氬同位素組成(n(40Ar)/n(36Ar)=295.5，Stuart et al.,1995)，介于殼源與幔源放射性成因氬之間，較為趨近地殼端元，與He同位素數據一致(圖3，圖4)，表明成礦流體中可能以地殼流體、大氣降水為主，同時存在少量地幔流體的混入。同樣對樣品中放射性成因40Ar相對含量可由下式計算(Kendrick et al.,2001；Ballentine and Burnard，2002)：

計算結果顯示含礦偉晶巖的n(40Ar*)相對含量為46.52% ～ 97.79%，平均值為87.25%，大氣的Ar貢獻平均為12.75%。外圍偉晶巖與無礦偉晶巖的40Ar*相對含量為22.62% ～ 89.65%，平均值為71.96%；大氣的Ar貢獻為10.35% ～ 77.38%，平均值為28.04%。Ar同位素數據顯示，成礦流體中具有部分的大氣降水的參與，但并不占據主導地位，隨著成礦作用進行大氣降水含量也有所下降。

由上述可見，新疆卡魯安鋰礦床成礦作用與殼源流體密切相關，He、Ar同位素組成顯示成礦流體中的He主要來源于殼源的放射性成因He，Ar的主要來源也是地殼放射性成因的Ar，部分來源于與大氣平衡的飽和空氣水。由此可知，卡魯安鋰礦床成礦流體是一種以殼源巖漿熱液為主、部分幔源流體和改造型飽和大氣水三者的混合流體。

5.3 構造環境意義

新疆卡魯安鋰礦床含礦偉晶巖形成于古亞洲洋閉合之后，阿爾泰—蒙古微板塊與相鄰板塊之間的陸—陸碰撞造山作用晚期的后碰撞造山階段，造山后期的伸展導致含幔源物質的古老地殼與年輕地殼減壓熔融，熔融所形成含幔源物質的巖漿沿斷裂上涌至淺表，而后巖漿經結晶冷凝所析出巖漿熱液與地殼巖石中循環的改造型飽和大氣水共同作用，形成了卡魯安地區偉晶巖型鋰礦床。其中在成礦過程中殼源流體始終占據主導地位，控制著成礦作用的進行，為成礦提供所需的物質。

6 結論

(1)卡魯安鋰礦床成礦流體的He同位素比值顯示，成礦流體中具有幔源流體的加入，幔源He的平均含量為14.67%，并隨著成礦作用的進行比例逐漸減小。

(2)He和Ar同位素特征顯示，成礦流體中除幔源流體外還有改造型飽和大氣水的加入，成礦流體是一種以殼源巖漿熱液為主、部分幔源流體和改造型飽和大氣水三者的混合流體。

(3)新疆卡魯安鋰礦床形成與造山作用晚期的后碰撞造山階段，造山后期的伸展導致含幔源物質的古老地殼與年輕地殼減壓熔融，含幔源物質的巖漿熱液大規模的上侵，并與改造型飽和大氣水相互作用控制成礦作用的進行。

致謝：感謝各位審稿專家和編輯提出的寶貴意見，感謝項目組人員及相關實驗測試人員在野外工作和室內測試方面的幫助，在此表示衷心的感謝！