海南抱倫金礦區輝綠巖脈的成因及其對金成礦的啟示*

周岳強 許德如趙朝霞 單強 董國軍 寧鈞陶 朱昱樺

1. 中國科學院廣州地球化學研究所礦物學與成礦學重點實驗室，廣州 5106402. 中國科學院大學，北京 1000493. 湖南省地質礦產勘查開發局四〇二隊，長沙 4100044. 東華理工大學核資源與環境國家重點實驗室，南昌 3300131.

早在二十世紀七十年代，學者們就曾在普通二輝橄欖巖捕擄體中發現了Au(Frey and Green, 1974)。近幾十年來，在對世界各地金礦床的研究過程中，學者們更是發現眾多的金礦床在時間和空間上與基性巖、超基性巖有著密切的關系，其中包括加拿大Superior綠巖帶(Kitneyetal., 2011; Simardetal., 2013)、Red lake綠巖帶(Gulsonetal., 1993)、西非加納Ashanti帶(Berge, 2011)、芬蘭北部CLG帶(Eiluetal., 2003)和澳大利亞東南部Heathcote綠巖帶(Bierleinetal., 1998)的部分金礦床，澳大利亞西部Eastern Goldfields綠巖帶的超大型Kalgoorlie金礦床(Berge, 2013)，North Caribou綠巖帶的Musselwhite金礦床(Biczoketal., 2012)以及瑞典北部Skellefte地區的金礦床(Berge, 2013)等。在中國，云南墨江金廠金礦床、河北赤城金家莊金礦床、新疆托里縣薩爾托海金礦床、吉林延吉后底洞金礦床和陜西略陽煎茶嶺金礦床的金礦體均賦存于基性-超基性巖與圍巖的接觸帶或直接產出于基性-超基性巖中(謝貴明，1992)。從地球化學成分上來說，基性巖漿(特別是煌斑質巖漿)中含有所有火成巖中最高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba，且同時含有適量的S，是Au運移的合適載體(Rock and Groves, 1988)。近十多年來的研究進一步表明，基性巖漿確實可能在這類金礦床的成礦作用中提供了Au(Rusinovetal., 2005; Kamenovetal., 2007; Tanetal., 2012; Berge, 2013)。

抱倫金礦床位于海南島的西南部，目前由海南省地質局和海南山金礦業有限公司共同勘查和開采。該礦床已探明金金屬資源量80噸以上，平均品位達10.3g/t (Dingetal., 2005; 陳穎民等，2011)，是海南省目前儲量最大的高品位金礦床。抱倫金礦床的礦體賦存于下志留統陀烈組中，受NNW向斷裂破碎帶控制(丁式江等，2007)。自1992年被發現以來，許多單位和學者對其成礦時代、成礦流體和成礦物質來源進行了相關研究。前人通過白云母K-Ar、Ar-Ar同位素和伊利石K-Ar同位素測定的抱倫金礦床的成礦年齡分布于205～221Ma之間(陳柏林等，2001；劉玉琳等，2002；舒斌等，2004)。最新測定的抱倫金礦床礦石中與Au共生的輝鉬礦的Re-Os同位素年齡為224.6±7.2Ma (Xuetal., 2017)，與以前得到的成礦年齡值基本一致。然而，對于其成礦物質和成礦流體來源目前仍然存在著較大的爭議。因礦區下志留統陀烈組的金豐度平均值較高(達到5.58 ×10-9)，最初有觀點認為陀烈組為抱倫金礦床提供了部分成礦物質(丁式江等，2001)。但近年來的研究表明，遠離礦體處的陀烈組巖石金豐度值與地殼克拉克值接近，這表明陀烈組不是礦源層(鐘增球，2010(1)鐘增球. 2010. 海南抱倫金礦擴大礦產規?？赡苄缘牡刭|研究(內部資料). 1-104)。抱板群巖石的Au、Bi等元素含量高，因此，也有觀點認為抱倫金礦床的成礦物質來源于抱板群(謝才富等，2006)。相比前兩種觀點，目前大多數學者認為該地區的侵入巖為抱倫金礦床提供了成礦物質和成礦流體(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006；鐘增球，2010)。其中，有人認為是尖峰巖體(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006)，也有人認為是隱伏的燕山期侵入巖(鐘增球，2010)。

近年來，我們在對抱倫金礦進行研究的過程中，于礦井中發現了大量的輝綠巖脈，并發現其與金礦脈在空間上緊密伴生。為了探討這些輝綠巖脈與金成礦的關系，為抱倫金礦床的成因提供進一步制約，我們通過野外觀察和采樣、薄片鑒定，結合全巖主量和微量元素分析、Sm-Nd同位素分析、SHRIMP鋯石U-Pb定年和全巖金豐度分析，對這些輝綠巖脈的巖漿源區特征、巖漿演化過程、巖漿侵位的大地構造背景及其提供金成礦物質的能力進行了較詳細的研究。

1 區域地質與礦床地質特征

海南島位于華南地塊的西南緣，并通過瓊州海峽與后者相連。大地構造位置上，海南島處于太平洋板塊、印度-澳大利亞板塊和歐亞板塊的交匯部位(圖1a)，因此有著復雜的地質演化歷史，并形成了多種類型的金屬礦床(Xuetal., 2016, 2017)。

圖1 海南省構造地質圖(據Xu et al., 2013)Fig.1 Geological map of Hainan Province (modified after Xu et al., 2013)

海南島地層出露較完全，除泥盆系和侏羅系外，中元古界長城系到第四系都有發育(圖1b)。根據近年來同位素和地質年代學的研究成果，海南島還可能存在著太古宙的基底(許德如等，2001，2007；Lietal., 2002; Xuetal., 2007)。海南島斷裂和褶皺構造都較發育，主要構造方向為近東西向和北東向，局部地區為北西向和近南北向。巖漿巖在海南島出露尤其廣泛，占全島面積的51%，其中又以侵入巖為主(汪嘯風等，1991)。侵入巖除震旦紀、早古生代和新生代外，各個時代都有產出，主要呈酸性和中酸性。晚古生代至早中生代(約290～190Ma)的花崗巖非常發育，且均分布于王五-文教深大斷裂以南的地區，其中包括瓊中巖體和尖峰巖體等大的巖基?；鹕綆r主要分布于九所-陵水深大斷裂以北地區，自中元古代至新生代都有發育。其中，古生代火山巖呈夾層狀產出于奧陶系南碧溝組和石炭系南好組中。中生代火山巖在早白堊世陸相火山盆地和陸相火山-沉積盆地都有產出。新生代火山巖面積最廣，主要分布于瓊北地區，巖性主要為基性火山熔巖，部分為火山碎屑巖(圖1b)。海南島發育有大小規模不等的金礦床、礦(化)點達50余個，其中最具經濟意義的有抱倫金礦床、戈枕金成礦帶(含土外山、抱板、北牛、紅泉十八隊、紅泉、大田、風水山、紅甫門嶺和不磨等)、富文金礦床和王下金礦床(圖1b)。

圖2 抱倫金礦礦區地質簡圖(據Xu et al., 2017)及輝綠巖脈采樣點分布Fig.2 Geological map of the Baolun gold deposit (modified after Xu et al., 2017) with sampling positions of the diabase dykes

抱倫金礦床位于海南島的西南部。礦區出露的地層有白堊系鹿母灣組、報萬組以及下志留統陀烈組的中段和下段(圖2)。陀烈組為抱倫金礦的賦礦地層，其北西側與尖峰巖體呈侵入接觸，南東側與白堊系報萬組和鹿母灣組通過鐵灣嶺斷裂呈斷層接觸，總體呈北東-南西向展布的楔形。陀烈組中段厚度849m左右，主要巖性為含碳千枚巖；下段厚度大于560m，主要巖性為絹云母石英千枚巖和絹云母粉砂巖(符國祥和符策銳，1999)。鹿母灣組和報萬組位于礦區的東南部，均為礫質砂巖和含礫砂巖，其中鹿母灣組內部夾有凝灰巖。報萬組整合于鹿母灣組之上。礦區構造較發育，主要有豪崗嶺背斜、發育于豪崗嶺背斜核部的一系列斷裂破碎帶、鐵灣嶺斷裂(F1)以及礦區中部的F2斷層(圖2)。豪崗嶺背斜發育于陀烈組中，核部為陀烈組下段的絹云母石英千枚巖，兩翼為陀烈組中段的含碳千枚巖。斷裂破碎帶發育于豪崗嶺背斜的轉折端至核部，和陀烈組有一定的交角。礦區的侵入巖主要為尖峰復式巖體，主要巖性為中粗粒似斑狀黑云母正長花崗巖，塊狀構造。沿礦區北北東向裂隙和局部層間裂隙還發育有細晶巖脈。

抱倫金礦區目前共發現27個礦體，主要賦存于一系列NNW向的斷裂破碎帶中(圖2)，其產狀與后者基本一致。其中，斷裂破碎帶Tr1中的V1-3礦體和斷裂破碎帶Tr4中的V4-1礦體規模最大，兩者金金屬資源量之和占抱倫金礦總資源量的44.34%(礦體V1-3占32.36%，礦體V4-1占11.98%)。礦體多成脈狀、透鏡狀和似透鏡狀產出，有膨縮尖滅再現或尖滅側現現象，尖滅再現的距離通常在幾米之內，主要為右斜列尖滅再現(丁式江等，2007)。礦體局部被小斷層錯斷。礦石類型可分為石英脈型和蝕變巖型，其中石英脈型的品位較高，是主要的礦石類型。礦石金屬礦物主要為黃鐵礦和磁黃鐵礦，也有少量的方鉛礦和閃鋅礦，微量的黃銅礦、毒砂、自然金、銀金礦以及鉍礦物(含自然鉍、黑鉍金礦、輝鉍礦、硫金鉍礦等)。脈石礦物以石英最為常見，其次為方解石、白云母、絹云母和金紅石，此外還有少量伊利石和高嶺石等黏土礦物。礦石Ag/Au比值低，且富含鉍礦物(Xuetal., 2017)。

本次研究的輝綠巖脈主要在礦區400m、130m和75m中段被揭露。巖石呈灰黑色、灰綠色，一般為細粒，呈脈狀、透鏡狀產出，整體走向為340°，與圍巖和礦體基本一致，但傾向變化大，表現出順層或沿構造面理侵入的特征(表1)。輝綠巖脈脈寬0.4～6m不等，延伸較大者沿走向長達1km以上。輝綠巖脈局部見石英和圍巖透鏡體，但兩者接觸面平整，無冷凝邊(圖3a-d)。

圖3 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈野外照片 (a)窄的輝綠巖脈與千枚巖接觸；(b)窄的輝綠巖脈與石英脈錯雜在一起，脈中有石英透鏡體；(c、d)寬的“干凈”輝綠巖脈與千枚巖接觸Fig.3 Field photographs of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

2 樣品描述和分析方法

本文中的輝綠巖脈樣品采于礦區的坑道內。為了排除和盡量減小礦化和蝕變作用對輝綠巖脈的影響，本次研究的樣品均采自脈體寬大的輝綠巖脈。采樣處離輝綠巖脈邊部較遠，且未觀察到石英脈和地層的混染。根據礦區坑道平面圖將采樣位置投影到地面如圖2所示。

輝綠巖脈由斜長石、角閃石、輝石和少量黑云母和碳酸鹽組成(圖4a-c)。斜長石呈自形-半自形，板條狀，發育卡納復合雙晶，部分發生綠簾石-黝簾石化(圖4c)，構成三角形格架。輝石發生強烈蝕變，蝕變為角閃石和碳酸鹽等，充填于較自形的斜長石構成的三角形空隙之中，呈輝綠結構(圖4b)。金屬礦物主要為磁鐵礦，其次為黃鐵礦和黃銅礦(圖4d)。

表1海南省抱倫金礦輝綠巖脈的產狀特征

Table 1 Occurrences of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

觀測地點產狀脈寬特征1號洞北主巷,20°方向H672m處走向340°1m脈中有石英透鏡體1號洞北主巷測點,H7南10m走向340°0.5～0.6m脈中見地層捕擄體1號洞北主巷測點,H7南22m走向340°0.5m75中段117-119主巷0.5m脈中見地層捕擄體和石英透鏡體1號洞北主巷錯車道處南端0.4～0.55m脈中見石英透鏡體,立方體黃鐵礦1號洞北主巷走向340°1號洞 V5-2礦體主巷口(H163樣對面)走向340°,傾角70°1.4m脈中有含黃鐵礦、磁黃鐵礦石英細脈 400中段15觀測點5m400中段Y13810采場110線4～6m24隊130中段北主巷0線296°∠50°6m75中段北主巷109穿口位置310°∠52°6m輝綠巖脈與地層平整接觸,無冷凝邊400中段,109線西,V1-4礦體附近13°∠68°5m

圖4 海南省抱倫金礦輝綠巖脈薄片照片 (a)解理良好的輝石被角閃石交代，絹云母集合體形成“假晶”；(b)斜長石、角閃石、黑云母和碳酸鹽伴生；(c)斜長石發生綠簾石-黝簾石化，后者的集合體呈長柱狀；(d)黃鐵礦、黃銅礦和磁鐵礦共生. 除(d)為反射光外，其余均為正交偏光. Amp-角閃石；Aug-輝石；Bt-黑云母；Cb-碳酸鹽礦物；Ccp-黃銅礦；Ep-綠簾石；Mag-磁鐵礦；Pl-斜長石；Py-黃鐵礦；Ser-絹云母；Zo-黝簾石Fig.4 Thin-section photos of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

將采集的5個輝綠巖脈樣品洗凈晾干，粉碎至200目，進行了主量元素、微量元素和Sm-Nd同位素分析，分析均在中國科學院廣州地球化學研究所同位素地球化學國家重點實驗室完成。樣品的金豐度分析在澳實分析檢測(廣州)有限公司完成。

首先采用堿熔法將樣品制成玻璃片，然后在X射線熒光光譜儀(XRF)上運用濕化學方法完成主量元素含量的測定，具體步驟參照李獻華等(2005)。測定微量元素含量時，運用酸溶液法制備樣品，在電感藕合等離子體質譜儀(ICP-MS)和全譜直讀電感耦合等離子體發射光譜儀(ICP-AES)上完成測定。通常，主量元素(H2O+除外)分析結果的誤差(相對標準偏差值)小于3%，稀土元素和Y小于4%，其它微量元素在3～7%之間，具體分析流程參考劉穎等(1996)。

金豐度分析采用的方法為AU-ICP21等離子體光譜分析法，檢測范圍：0.001×10-6～10×10-6。

本次進行鋯石挑選和年齡測定的樣品13BL-173采自抱倫礦區400中段V1-4礦體附近(圖2)，為50kg輝綠巖脈大樣。樣品采集回來，經洗凈，晾干后，粉碎至80目，先后經過清水粗淘、強磁分選、電磁分選和酒精細淘后，在實體顯微鏡下手工挑選出鋯石。鋯石分選工作由河北省廊坊市誠信地質服務有限公司完成。

將鋯石、RSES參考樣SL13和TEM置于環氧樹脂制靶，隨后拋光、洗凈并鍍金(Xuetal., 2007)。通過反射光、透射光和陰極發光(CL)對鋯石的內部結構進行研究，并在測試前在鋯石上標記好適宜的測試位置(圖5)。鋯石U-Pb成分分析在北京離子探針中心的SHRIMPⅡ上完成。采用參考鋯石TEM (417Ma)進行同位素分餾校正(Blacketal., 2003a)，采用SL13(572Ma，U含量：238×10-6)標定鋯石的U、Th和Pb的含量(Blacketal., 2003b)。為了保證分析的精確度，待測鋯石和參考鋯石TEM交叉測定。數據通過Ludwig的ISOPLOT程序進行處理 (Ludwig, 1999, 2001)。普通鉛根據試驗實測的204Pb含量校正。由于輝綠巖脈的形成時代為中生代，較年輕，年齡的計算采用206Pb/238U比值。

圖5 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈鋯石陰極發光圖Fig.5 Cathodoluminescence (CL) images of zircons from the diabase dykes in the Baolun gold deposit, Hainan Province

表2海南省抱倫金礦區輝綠巖脈(樣品13BL-173)SHRIMP鋯石U-Pb同位素測試結果

Table 2 Zircon SHRIMP U-Pb isotopic dating results of the diabase dyke (Sample 13BL-173) from the Baolun gold deposit, Hainan Province

測點號含量(×10-6)ThUTh/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ208Pb232Th1σ207Pb206Pb1σ208Pb232Th1σ206Pb238U1σ1.11191570.78 0.05128 9.62730 0.32457 9.75465 0.04590 1.57110 0.01275 6.89723 25422125618289.34.42.110018291.25 0.05064 2.71897 0.26978 3.07334 0.03863 1.43270 0.01194 1.78888 225632404244.43.43.11461740.87 0.03761 31.42618 0.16977 31.49092 0.03274 2.01830 0.00704 19.16958 -51383914227207.74.14.13137910.41 0.09503 3.32805 1.35046 3.57995 0.10306 1.31912 0.01559 5.99317 15296331319632.37.95.167911570.61 0.04701 2.86743 0.23593 3.15316 0.03640 1.31158 0.01034 2.53124 50682085230.536.12073290.65 0.04424 8.18490 0.22569 8.31200 0.03700 1.44803 0.00978 5.82665 -9720119711234.23.37.12374270.57 0.04558 6.73964 0.23100 6.90048 0.03676 1.48117 0.00958 5.62404 -2516319311232.73.48.14705770.84 0.04373 5.51499 0.20133 5.68098 0.03339 1.36323 0.00849 3.39696 -1261361716211.72.89.1506335531.47 0.04950 1.02444 0.23791 1.64057 0.03486 1.28140 0.00838 5.81995 1712416910220.92.810.151513070.41 0.04957 2.56261 0.24380 2.87776 0.03567 1.30939 0.00713 4.51400 175601446225.92.911.1110316680.68 0.05657 6.13646 0.28532 6.28280 0.03658 1.34811 0.00775 9.04295 47513615614231.63.112.195713140.75 0.04932 2.88840 0.24146 3.20600 0.03551 1.39125 0.01034 2.66046 163682086224.93.113.16519260.73 0.04795 3.47544 0.23983 3.72160 0.03627 1.33101 0.01034 3.59075 97822087229.7314.1475737431.31 0.05039 0.99115 0.26541 1.62122 0.03820 1.28296 0.01106 3.60304 213232228241.7315.14655630.85 0.04707 4.51793 0.24240 4.71793 0.03735 1.35912 0.01005 4.72861 5310820210236.43.216.11162280.52 0.04803 10.41858 0.24547 10.53620 0.03707 1.56995 0.00951 8.70705 10124619117234.63.617.1178412271.50 0.05040 5.00222 0.24991 5.17910 0.03596 1.34196 0.01085 2.63622 2141162186227.8318.12002280.91 0.05043 6.22627 0.26176 6.40060 0.03764 1.48365 0.01091 3.76901 2151442198238.23.519.1351000.36 0.03179 38.21764 0.15961 38.27960 0.03641 2.17711 -9841129230.54.920.11372500.57 0.04980 8.40240 0.25615 8.53523 0.03731 1.49996 0.01058 6.97908 18619621315236.13.521.11872390.81 0.04997 10.85336 0.25989 10.96749 0.03772 1.57810 0.01037 6.63902 19425220914238.73.722.16568960.76 0.04893 3.20800 0.24414 3.49605 0.03619 1.38962 0.01048 2.39245 144752115229.23.1

注：Pbc和Pb*分別表示普通鉛和放射成因鉛，普通鉛經實測的204Pb校正, 誤差為1σ

3 分析結果

3.1 輝綠巖脈的SHRIMP鋯石 U-Pb年齡

本次對從樣品13BL-173中挑選出來的22顆鋯石進行了測試分析，分析結果如表2所示。鋯石的陰極發光圖像、測試點位以及相應的206Pb/238U年齡見圖5。從圖中可看出，鋯石顆粒長80～120μm，長寬比為1:1～1:4。因為礦區流體易導致204Pb升高，且年齡小于1000Ma，所以采用經204Pb校正的206Pb/238U年齡來計算輝綠巖脈的結晶年齡?？紤]到本次研究的輝綠巖脈產出在礦區，不可避免地會受到流體的影響，在數據處理時放寬對于不諧和度的要求，對于絕對值小于400%的數據都視為可用。分析點7.1的不諧和度達到1049%，因此不參與年齡的計算。分析點3.1的普通鉛校正值較高(10.25%)，分析點9.1和14.1的放射性成因鉛含量分別高達106.7×10-6和123.1×10-6，不參與年齡的計算。分析點1.1和4.1的206Pb/238U年齡相對其它年齡顯著偏高，分別為289.3Ma和632.3Ma，可能是基性巖漿侵位時從圍巖中捕獲的鋯石。分析點2.1和8.1的206Pb/238U年齡可能因同位素體系被破壞而分別偏大和偏小(表2)。其余14顆鋯石在陰極發光圖上大都表現出不規則外形，不規則內部分帶等基性巖巖漿鋯石的典型特征(李懷坤等，2013)，個別發育巖漿振蕩環帶，且它們的Th/U比值都大于0.1，符合巖漿鋯石的特征(Chenetal., 2005)，表示在諧和圖上如圖6a所示。計算得到231.6±2.6Ma的加權平均年齡(圖6b)，可解釋為輝綠巖脈的成巖年齡。

圖6 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈鋯石U-Pb年齡諧和圖(a)和加權平均圖(b)Fig.6 Zircon U-Pb concordia (a) and weighted average age (b) diagrams of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

3.2 地球化學特征

3.2.1 主量元素

主量元素分析結果如表3。輝綠巖脈的SiO2含量分布于49.91%～51.03%之間，Al2O3含量分布于11.99%～14.59%之間，Fe2O3含量分布于12.75%～15.82%之間，MgO含量分布于6.78～7.55%之間，全堿(Na2O+K2O)含量分布于2.76%～3.72%之間，在AFM圖解上大多落在拉斑系列的區域(圖7)。

圖7 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈AFM圖解(據Irvine and Baragar, 1971)Fig.7 The AFM diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Irvine and Baragar, 1971)

圖8 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈球粒隕石標準化稀土元素分布型式圖(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrited-normalized REE patterns of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

3.2.2 稀土和微量元素

微量元素分析結果顯示(表3)，輝綠巖脈的∑REE含量較低，為41.88×10-6～75.76×10-6，是球粒隕石的14～40倍；LREE略虧損，為24.42×10-6～54.18×10-6，稀土配分曲線大多呈左傾模式；輕重稀土分異不明顯(LREE/HREE=1.40～2.51)；除樣品13BL-71有輕微的Eu負異常外，其它都呈現出Eu正異常，其中樣品13BL-44和13BL-173的Eu正異常尤其強烈(Eu/Eu*=1.11、1.44)，說明可能有斜長石的堆晶；所有樣品均表現出一定程度的中稀土(Sm-Ho)富集，且都沒有HREE強烈虧損的現象(圖8)。

在經N-MORB標準化的蛛網圖(圖9a)中，輝綠巖脈樣品相對N-MORB富集Sr、K、 Rb和Ba等LILE和Th，而Ta-Yb的HFSE相對N-MORB并沒有明顯的富集(樣品/MORB接近1)，或者說相對LILE“虧損”，LILE/HFSE比值高，這些特征類似于島弧巖漿巖。同時，輝綠巖脈的Cs、K和Pb均相對N-MORB富集，這被認為是島弧巖漿巖特有的特征(圖9b)(Winter, 2010)。

圖9 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈MORB標準化微量元素蛛網圖 (a)橫坐標元素排列順序引自Pearce (1983)，左側是LILE，右側是HFSE，從Ba-Th開始向外側相容性增加, MORB數據引自Pearce et al. (1981)；(b)橫坐標元素排列順序引自Sun and McDonough (1989)，從左至右元素相容性增加. 圖(b)中的MORB數據以及兩圖中的OIB數據均引自Sun and McDonough(1989)Fig.9 MORB-normalized trace element spidergrams of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

3.2.3 Sm-Nd同位素

Sm-Nd同位素分析結果顯示(表4)，輝綠巖脈的147Sm/144Nd值分布于0.17～0.21之間，143Nd/144Nd值分布于0.512665～0.512929之間，根據以上測定的輝綠巖脈成巖年齡(231.6Ma)計算εNd(t)值分布于0.3～5.6之間，fSm/Nd值除樣品13BL-44為-0.13，其它樣品都處于0.02～0.05的范圍內。

3.3 金豐度特征

分析結果表明，樣品的Au含量變化較大，其中，13BL-99的Au含量小于0.001g/t，13BL-80和13BL-173的Au含量分別為0.003g/t和0.007g/t，而樣品13BL-44和13BL-71的Au含量較高，分別達到了0.187g/t和0.076g/t。

4 討論

4.1 巖漿來源和巖石成因

Sm/Yb比值對于源區是否有石榴石殘留非常敏感，可用來反演巖漿源區的深度(Huangetal., 2000)。本次輝綠巖脈樣品的Sm/Yb比值都較低，分布在Northland和Mercury Island區域的附近(圖10)，表明它們的巖漿源區較淺，且部分熔融時巖漿源區沒有石榴石相殘留。在稀土元素配分曲線圖上，樣品均未表現出HREE的強烈虧損(圖8)，也說明巖漿形成時巖漿源區不存在石榴石相的殘留。由于在俯沖洋殼板塊大量熔融的深度(110km)，玄武巖已轉變成了榴輝巖相(單斜輝石-石榴石)。所以，形成抱倫輝綠巖脈的巖漿不是由俯沖洋殼板片熔融形成的。

微量元素蛛網圖顯示(圖9a)，抱倫輝綠巖脈具有較高的LILE/HFSE比值，表明巖漿源區受到過俯沖帶含水流體的影響。富集巖石圈地幔的混染會引起Th和Ta的同步富集(Pearce, 1983)，而抱倫輝綠巖脈富集Th但虧損Ta，這表明其未受到過富集巖石圈地幔的混染。由于不活潑的HFSE含量可能反映地幔源區的特征(McCulloch and Gamble, 1991)，抱倫輝綠巖脈和MORB相似的HFSE含量說明其巖漿可能來源于虧損地幔源區。除13BL-44外，抱倫輝綠巖脈左傾型的稀土元素配分曲線(圖8)也支持這一推測。而13BL-44的右傾型稀土配分曲線可能是虧損地幔源區通過低程度的部分熔融演化而來的(Tatsumi and Eggins, 1995; Winter, 2010)。

表3海南省抱倫金礦輝綠巖脈主量(wt%)和微量(×10-6)元素含量

Table 3 Major element (wt%) and trace element (×10-6) compositions of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

樣品號13BL-4413BL-7113BL-8013BL-9913BL-173SiO250.23 50.17 51.03 49.91 50.59 TiO21.22 1.21 1.22 1.08 1.13 Al2O313.80 13.85 14.59 13.29 11.99 Fe2O313.21 14.96 12.75 13.89 15.82 MnO0.24 0.23 0.21 0.22 0.30 MgO7.28 7.15 7.55 7.18 6.78 CaO10.81 8.96 9.06 11.59 9.60 Na2O2.03 0.90 2.96 2.40 1.31 K2O1.11 2.49 0.56 0.36 2.41 P2O50.08 0.08 0.08 0.07 0.06 LOI1.07 6.45 2.60 1.18 1.38 Total99.53 99.89 99.59 99.53 99.51La9.48 3.91 4.15 3.40 4.69 Ce21.35 9.99 10.97 8.60 11.84 Pr3.01 1.61 1.71 1.39 1.77 Nd14.56 8.39 9.10 7.47 8.99 Sm4.11 2.83 3.10 2.54 2.98 Eu1.67 1.02 1.25 1.01 1.58 Gd5.19 3.95 4.46 3.65 3.79 Tb0.93 0.78 0.87 0.72 0.74 Dy5.99 5.15 5.81 4.89 4.83 Ho1.28 1.14 1.25 1.08 1.07 Er3.53 3.25 3.54 3.12 2.99 Tm0.53 0.48 0.52 0.46 0.46 Yb3.57 3.28 3.41 3.07 2.90 Lu0.56 0.52 0.52 0.48 0.45 Y30.9328.1731.2526.326.4ΣREE75.7646.2750.6441.8849.09LREE/HREE2.511.501.491.401.85(La/Yb)N1.91 0.85 0.87 0.79 1.16 δEu1.110.931.021.011.44δCe0.97 0.98 1.01 0.97 1.01 Sc55.46 54.60 61.06 51.62 48.17 Ti7539 7191 7589 6477 6648 V378 368 388 342 324 Cr205 108 271 218 241 Mn1941 1862 1645 1795 2303 Co36.3263.0842.7351.0142.95Ni71.58 56.01 67.76 88.50 108.30 Cu20.3917.951.5886.3515.98Zn141.7144.1112.799.62206.1Ga19.7518.117.5216.4316.74Ge3.83 3.06 2.79 2.54 4.91 Rb81.2 243.9 45.1 14.2 146.4 Sr220.1175.3158.8179.8244.1Zr72 70 70 60 61 Nb3.43 3.35 3.42 2.92 3.29 Ta0.31 0.29 0.30 0.23 0.24 Cs8.03 52.42 8.49 0.91 3.12 Ba195.5 190.068.30 13.08 268.6 Hf2.05 2.00 1.98 1.73 1.95 Pb5.77 5.18 28.89 13.48 14.22 Th1.18 1.05 1.04 0.89 1.00 U0.44 0.29 0.29 0.23 0.45

注：主量元素已換算成干體系，LOI代表燒失量, Fe2O3含量為全鐵含量

圖10 海南省抱倫金礦輝綠巖脈La/Sm-Sm/Yb圖解 圖中Auckland、Northland和Mercury Island的區域分別代表新西蘭這兩個地區玄武巖的數據分布范圍. 其中，Auckland玄武巖的Sm/Yb比值較高，表明源區部分熔融時殘留有石榴石，另一個區域表明源區沒有石榴石殘留，因此深度也較淺(Huang et al., 2000) 底圖以及Auckland、Northland和Mercury Island的范圍引自(Huang et al., 2000)Fig.10 La/Sm vs. Sm/Yb diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

抱倫輝綠巖脈樣品的εNd(t)皆為正值，顯示出虧損地幔源區的特征。樣品13BL-71的εNd(t) 僅為0.33，相對本組其它幾個樣品明顯降低。由于樣品從源區分離時同位素143Nd/144Nd的值和源區相同(李獻華，1996)，因此，樣品13BL-71對應的巖漿有其它源區成分的加入，這種源區可能是地殼和/或富集巖石圈地幔。但由于其fSm/Nd、蛛網圖和稀土配分模式的形態相對其它樣品沒有明顯的差異，說明其它源區混入的程度有限。樣品13BL-44的fSm/Nd為-0.13，明顯偏離其它樣品，而εNd(t)未出現明顯偏離，因此導致這種結果的主要原因是其發生了低程度的部分熔融，而不是不同源區的混合。根據3.2.2節的分析，樣品的巖漿源區應為島弧巖漿性質，然而，洋內島弧玄武巖的εNd(t)通常很高(+9)(錢青和王焰，1999)，而本次樣品的εNd(t)位于0.3～5.6之間，可能是地殼混染的緣故。

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在La/Sm-La圖解(圖11)中，輝綠巖脈樣品的La/Sm比值和La含量呈現出良好的正相關關系。在圖12a中，樣品的Rb/Nb和Rb/Zr明顯地呈現出正相關的關系，且大致沿部分熔融的方向變化；在圖12b中，樣品基本分布于代表部分熔融的水平方向上。這說明，抱倫輝綠巖脈是巖漿源區部分熔融的產物。

綜上所述，抱倫輝綠巖脈的巖漿源區為受到過俯沖帶含水流體影響的虧損地幔源區，具有島弧巖漿的性質，幾乎未受到過富集巖石圈地幔的混染，但可能受到過少量地殼物質的混染。所有樣品的巖漿源區均較淺，源區沒有石榴石相的殘余。抱倫輝綠巖脈是巖漿源區部分熔融的產物。

表4海南省抱倫金礦輝綠巖脈Sm-Nd同位素組成

Table 4 Sm-Nd isotopic compositions of the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province

樣品號年齡(Ma)Sm(×10-6)Nd(×10-6)147Sm144Nd143Nd144Nd2σfSm/Nd143Nd144Nd iεNd(t)tDM1(Ma)tDM2(Ma)13BL-4413BL-7113BL-8013BL-9913BL-173231.64.11 14.56 0.17 0.512888 0.000010 -0.13 0.512631 5.6 927 544 2.83 8.39 0.20 0.512665 0.000005 0.04 0.512359 0.3 7240 977 3.10 9.10 0.21 0.512929 0.000006 0.05 0.512618 5.4 4416 565 2.54 7.47 0.21 0.512918 0.000006 0.05 0.512608 5.2 4445 581 2.98 8.99 0.20 0.512878 0.000005 0.02 0.512576 4.6 3090 632

圖11 海南省抱倫金礦區輝綠巖脈La/Sm-La圖解(據Treuil and Joron, 1975) Fig.11 La/Sm vs. La diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Treuil and Joron, 1975)

圖12 抱倫金礦區輝綠巖脈部分熔融判別圖(據張貴山等, 2009) Fig.12 Discrimination diagrams of partial melting for the diabase dykes from the Baolun gold deposit (after Zhang et al., 2009)

4.2 構造背景

前人在尖峰花崗巖體的不同部位采樣，測得其成巖年齡分布于236±3.5Ma～249±5Ma之間(舒斌等，2004；謝才富等，2006；張小文等，2009)，這與本次抱倫輝綠巖脈的231.6±2.6Ma的年齡在誤差范圍內一致，抱倫輝綠巖脈的成巖年齡稍晚，且兩者的出露位置相鄰(圖2)。主量元素分析結果表明，抱倫輝綠巖脈的SiO2含量分布于49.91%～51.03%的狹窄范圍之內(表3)，而尖峰花崗巖的SiO2含量分布于70.90%～76.31%之間(謝才富等，2006)，缺失SiO2含量為52%～70%的巖石類型，呈現出雙峰式的特征。上述尖峰巖體和抱倫輝綠巖脈的特征與唐立梅等(2013)在海南興隆地區識別的雙峰式侵入巖類似。

抱倫輝綠巖脈在AFM圖解上大多分布于拉斑系列的區域(圖7)。在Ta/Yb-Th/Yb圖解(圖13)上落于島弧玄武巖的范圍。微量元素特征表明，抱倫輝綠巖脈富集Sr、K、Rb和Ba等LIL元素，虧損Ta、Ti等HFSE，且具有島弧巖漿巖的Cs、K和Pb特征峰值(圖9b)。這些特征與造山后伸展構造環境形成的基性巖一致(Gansetal., 1989; Turneretal., 1992; 李曉勇等，2002)，指示抱倫輝綠巖脈形成于造山后伸展的構造環境。在Maniar and Piccoli (1989)的構造環境判別圖上尖峰花崗巖幾乎全部落入造山后的區域(謝才富等，2006)也印證了這一點。

圖13 海南省抱倫金礦輝綠巖脈構造環境判別圖(據Pearce, 1983) IAB-島弧玄武巖；IAT-島弧拉斑系列；ICA-島弧鈣堿系列；SHO-島弧橄欖玄粗巖系列；WPB-板內玄武巖；MORB-洋中脊玄武巖；TH-拉斑玄武巖；TR-過渡玄武巖；ALK-堿性玄武巖Fig.13 Th/Yb vs. Ta/Yb diagram for the diabase dykes from the Baolun gold deposit, Hainan Province (after Pearce, 1983)

關于華南早中生代的構造演化，目前主要存在著兩種觀點：第一種觀點認為，此時的華南主要受特提斯構造域的控制，以近東西向古特提斯洋的閉合和南北向的陸陸碰撞為特征(周新民，2003；Zhouetal., 2006; 董樹文等，2007)。第二種觀點認為主要受太平洋構造域的控制，以垂直于古太平洋板塊俯沖方向發育的巖漿巖帶為特征(陳迪云等，1997；Wangetal., 2005; Lietal., 2006；Li and Li, 2007; 王麗娟等，2007)。根據Zhangetal. (2011)的研究，海南島公愛地區發育的韌性剪切帶與印支北部的韌性剪切帶有著相似的變形時序和變形樣式，且本次識別的雙峰式侵入巖與唐立梅等(2013)在萬寧市興隆鎮識別的雙峰式侵入巖分別位于尖峰-吊羅深大斷裂的西部和東部，兩者的連線呈東西向，兩者的形成年齡分布于250～230Ma。這表明，早中生代時期海南島主要受古特提斯構造域控制。

目前大多學者都認同海南島在三疊紀發生了碰撞拼合，但對于海南島各個塊體間的縫合線位置仍然存在分歧。楊樹鋒等(1989)和張業明等(1997)均認為，海南島南北兩個塊體沿九所-陵水斷裂帶碰撞拼合。李獻華等(2000a, b)認為海南島沿昌江-瓊海斷裂拼合，劉海齡等(2004, 2006)認為王五-文教斷裂和九所-陵水斷裂將海南島分割為瓊南、瓊中、瓊北三個塊體，兩者均為塊體碰撞拼合的縫合線。

李獻華等(2000a, b)在邦溪、晨星兩地發現了古特提斯洋殼的殘片，其全巖Sm-Nd年齡為333Ma，認為海南島可能沿昌江-瓊海斷裂拼合。然而，隨后Xuetal.(2007)和王智琳等(2013)又在邦溪發現了產出于弧后盆地的變質基性巖，其成巖年齡為269Ma。這表明，李獻華等(2000a, b)在邦溪、晨星地區發現的洋殼殘片可能產出于弧后盆地擴張而形成的小洋盆。再者，邦溪、晨星兩地均分布于昌江-瓊海斷裂以北。而在海南省構造地質圖(圖1b)上，可發現晚古生代-早中生代(290～190Ma)產出的花崗巖無一例外地分布于王五-文教斷裂以南。因此，華南板塊和印支板塊在海南島的縫合帶可能位于王五-文教斷裂的位置，而不是昌江-瓊海斷裂的位置，沿昌江-瓊海斷裂可能在333～269Ma發育弧后盆地。因此，若以王五-文教斷裂和昌江-瓊海斷裂為界將海南島自北向南依次分為瓊北、瓊中和瓊南三個塊體，則瓊北塊體屬于華南板塊，瓊中、瓊南塊體屬于印支板塊。王五-文教斷裂以北完全不發育晚古生代-早古生代(290～190Ma)花崗巖，且王五-文教斷裂以南的抱倫輝綠巖脈、尖峰花崗巖、興隆輝綠巖、三亞霓輝石正長巖均受到俯沖帶含水流體的影響。這說明，瓊北塊體一側為被動大陸邊緣，瓊南塊體一側為主動大陸邊緣，兩者之間的古特提斯洋殼向南俯沖到了瓊南塊體之下，從而觸發了一系列的巖漿活動。

發育于瓊東樂來地區的255Ma的同造山巨斑狀花崗巖(謝才富等，1999)以及發育于石碌、邦溪一帶的257.5Ma同造山花崗巖(李孫雄，2005)表明，255Ma左右海南島已進入同造山期。249～231Ma尖峰巖體和抱倫輝綠巖脈構成的雙峰式侵入巖以及238～234Ma興隆雙峰式侵入巖(唐立梅等，2013)構成了造山后伸展構造環境下的雙峰式侵入巖組合。三亞地區發育的244Ma的三亞石榴霓輝石正長巖(謝才富等，2005)和樂東縣233Ma的A型花崗巖(王大英和云平，1999)、袁水地區230～215Ma 的A型花崗巖(謝才富等，1999)一起，構成了后碰撞時期的特征巖石組合(Turneretal., 1992; Boninetal., 1998; Bonin, 2004)，標志著造山作用的結束。

4.3 輝綠巖脈和金成礦關系

針對基性巖、超基性巖在時間和空間上和金礦的產出密切相關的現象，前人曾通過巖石學、礦物學、全巖地球化學、原位微區、Pb同位素和Sm-Nd同位素等手段研究了金的成礦作用和基性/超基性巖的成因聯系。研究結果表明，基性巖可能起源于上升的地幔柱(Kamenovetal., 2007; Berge, 2013)、裂谷(Kamenovetal., 2007)和深大斷裂(Bierleinetal., 2001; Tanetal., 2012)等伸展構造環境。與基性巖產出密切相關的金礦床中的Au可能來自于基性巖漿(Rusinovetal., 2005; Kamenovetal., 2007; Tanetal., 2012; Berge, 2013)，但也可能與基性巖漿沒有任何成因關系，只是含金成礦流體和基性巖漿在不同時間通過相同的斷裂構造上升而形成某種空間上緊密共生的關系(Bierleinetal., 2001)。

通常認為，地核是地球上最富Au的部位(Rock and Groves, 1988)。Frey and Green(1974)和Mitchell and Keays(1981)的研究發現，普通二輝橄欖巖捕擄體中也存在著來源于交代流體的富Au的硫化物成分和晶間物質?；詭r漿，特別是煌斑質巖漿中含有所有火成巖中最高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba，且同時含有適量的S，因此被認為是Au運移的合適載體(Rock and Groves, 1988)。但巖漿中S的含量亦不可過高，因為只有當S處于不飽和狀態時，巖漿才能把Au及其它許多親銅元素(如Pd、Pt、Ag、Cu和Zn)從地幔攜帶到地表(Keays, 1984, 1987)。隨著巖漿的演化，Au可隨著從巖漿中分離出來的揮發分繼續運移(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Heinrichetal., 1999)。

關于抱倫金礦床成礦物質和成礦流體的來源，目前主要有志留系陀烈組、尖峰巖體和燕山期巖體幾種觀點(丁式江等，2001；舒斌等，2004，2006；謝才富等，2006；鐘增球，2010)。然而，元素分布特征的研究表明，盡管近礦帶的志留系淺變質巖系金含量高，但未受礦化影響的巖系中金的含量與地殼豐度值接近(鐘增球，2010)。因此，志留系淺變質巖中金的高含量可能只是成礦熱液疊加的結果，陀烈組是抱倫金礦床礦源層的說法值得商榷。在礦床的礦物學研究中，前人(丁式江等，2001；王朝文等，2011)發現金的共生礦物中存在大量的砷、碲、鉍礦物，這是巖漿熱液成因礦床的特征(Thompsonetal., 1999; Baker, 2002; Maoetal., 2003)。此外，成礦階段流體包裹體的鹽度和密度也處于巖漿熱液礦床的范圍內(王婧等，2013)。礦石中黃鐵礦的硫同位素分析結果表明硫主要來源于巖漿(舒斌等，2006)；而成礦流體的氫氧同位素表明成礦流體主要由巖漿水和大氣降水混合而成(舒斌等，2006)，且從早到晚，大氣降水的比例逐漸升高(王婧等，2013)。以上這些都表明，成礦物質和成礦流體主要來源于巖漿。舒斌等(2006)認為其主要來源是印支期的花崗質巖漿。丁式江等(2001)認為成礦熱液即為尖峰巖體的巖漿期后熱液。

然而，在對成礦流體中的CO2進行碳同位素分析時，發現其中的C主要來源于地幔，少量來源于地層(舒斌等，2006；王朝文等，2011)。礦石中黃鐵礦包裹體的He-Ar同位素數據(中國科學院廣州地球化學研究所許德如課題組，未發表數據)也表明成礦過程中有地幔物質的參與。而舒斌等(2006)提出的印支期花崗質巖漿和丁式江等(2001)提出的尖峰巖體提供成礦物質和成礦流體的觀點都不能很好地解釋地幔物質的參與。鐘增球(2010)和王朝文等(2011)提出，成礦物質和成礦流體可能來自于燕山期的千家巖體，其顯示出來的深源淺侵位特征(王朝文等，2011)也表明能為成礦過程帶來地幔物質。但礦石定年結果表明，抱倫金礦床的成礦年齡為224.6±7.2Ma(礦石中與Au共生的輝鉬礦的Re-Os定年：Xuetal., 2017)，不支持燕山期巖漿提供成礦物質的觀點。

圖14 海南島晚石炭世-晚三疊世大地構造發展史及抱倫金礦成礦模式Fig.14 Schematic diagrams showing the possible tectonic evolution of Hainan Island from Late Carboniferous to Late Triassic and the mineralization of the Baolun gold deposit

輝綠巖脈的侵位年齡為231.6±2.6Ma，與成礦年齡在誤差范圍內一致，且來源于地幔。從輝綠巖脈的金豐度分析結果可以看出，輝綠巖脈樣品13BL-44和13BL-71的金豐度達到187×10-9和76×10-9，遠遠高于地殼克拉克值，而其它3個樣品的金豐度僅3×10-9～7×10-9或在檢測線以下，數據離散度大。這表明輝綠巖脈中的Au可能在成礦過程中被活化、遷移。樣品13BL-80、99、173的金豐度低可能是其中的Au已被活化遷移而在斷裂破碎帶中成礦的結果。

研究表明，低鹽度、富CO2、含適量S的流體能運移Au，但不能運移賤金屬，單金礦床的成礦物質是通過這種流體運移的(Phillips and Groves, 1983)。而擁有適當含量的S以及高含量的CO2、H2O、F、K、Rb和Ba的巖漿和上述這種流體很接近(Rock and Groves, 1988)。抱倫金礦床屬于單金礦床。抱倫輝綠巖脈主微量元素分析數據(表3、圖9)顯示，輝綠巖脈富集K、Rb、Ba等元素，且曾受到過來自俯沖板片的含H2O流體的交代。而F-的離子半徑和OH-相近，F能部分替代含水礦物(如角閃石和金云母)中的(OH)(Tatsumi and Eggins, 1995)。從而可推測，源區受到過含水流體交代的抱倫輝綠巖脈的巖漿也含有F的成分。因此，抱倫輝綠巖脈的巖漿是Au合適的運移載體，具備將Au從深部攜帶到淺部的能力。綜上所述，抱倫金礦床的Au很可能來源于產出在抱倫金礦區的輝綠巖脈。

根據上文的論述，構建海南島晚石炭世-晚三疊世大地構造發展史及抱倫金礦成礦模式：

330～270Ma，華南板塊往南向印支板塊俯沖，在海南島表現為瓊北塊體向南俯沖。古特提斯洋洋殼的俯沖在昌江-瓊海斷裂一帶產生拉張的應力，從而將南部塊體分為瓊中和瓊南兩個塊體，形成弧后盆地(圖14a)。

270～250Ma，古特提斯洋以及弧后盆地閉合，在海南島表現為瓊北、瓊中、瓊南塊體的碰撞，分別在古特提斯洋和弧后盆地閉合的位置形成現在的王五-文教斷裂和昌江-瓊海斷裂。洋殼殘片逆沖就位于邦溪、屯昌、晨星等地(圖14b)。

250～215Ma，造山作用進入后碰撞時期，伴隨著富集巖石圈地幔的拆沉，應力機制由原來的擠壓為主逐漸向伸展為主的機制轉換。地殼中的雜砂巖或變砂屑巖因升溫減壓而發生大規模的部分熔融，形成尖峰巖體。受到過俯沖帶含水流體影響但未被富集巖石圈地?；烊镜奶潛p地幔源區減壓熔融，在以部分熔融為主導的巖漿演化過程中沿裂隙上升，并將Au從地球深部攜帶到近地表處?；詭r漿熱液攜帶著Au等成礦元素和尖峰巖體的酸性巖漿熱液混合，隨后沿著裂隙運移上升。當遇到志留系陀烈組的含碳千枚巖時，成礦流體的化學性質發生改變，導致Au在陀烈組中的斷裂破碎帶中富集成礦。從地表下滲的天水和成礦流體混合也改變了成礦流體的物質化學性質，促進了礦化作用的進行(圖14c)。

5 結論

(1)抱倫金礦區的輝綠巖脈形成于拉斑玄武質巖漿，巖漿源區為受到俯沖帶含水流交代和少量地殼混染的虧損地幔。

(2)輝綠巖脈形成于231.6±2.6Ma，與尖峰嶺花崗質巖體構成雙峰式侵入巖，產出于造山后伸展環境。

(3)抱倫金礦床的Au可能來源于輝綠巖脈。

致謝在野外地質工作中，海南省山金礦業有限公司劉永堂副總經理、高鵬工程師、王立國工程師，海南省資源環境調查院張小文院長、海南省地質調查院林弟工程師等給予了極大的幫助和支持。于學元研究員和張湖研究員及二位審稿人對本文的初稿提出了寶貴的修改意見。在此一并表示衷心感謝！