浙西北湖安地區花崗巖剝露程度及其對螢石礦找礦的啟示
——來自于磷灰石裂變徑跡的證據

閆巧娟, 張文高*, 陳正樂 , 王曉虎,徐正華, 劉 勛, 丁志磊, 王 波

1)中國地質科學院地質力學研究所, 自然資源部古地磁與古構造重建重點實驗室, 北京 100081;2)東華理工大學地球科學學院, 江西南昌 330013; 3)浙江省核工業二六二大隊, 浙江湖州 313000

浙西北地區是我國螢石礦的重要產地之一。近年來, 在浙西北地區新發現了安吉蒲蘆塢、安吉民樂、德清庾村等大中型螢石礦, 找礦效果良好。這些礦床大多都產于燕山期巖漿巖的內外接觸帶附近,與巖體有著明顯的成因聯系, 應該屬于華南中生代大規模成礦作用的一部分(柴治溥, 1986; 葉錫芳,2014; 劉道榮, 2017)。前人從不同方面對浙西北地區的螢石礦床開展過較多的研究, 如成礦地質背景、控礦構造特征、成礦時代、礦床成因與成礦模式以及區域成礦規律和成礦系列方面(柴治溥, 1986;周濤發等, 2011; 劉道榮等, 2012; 王鵬程, 2013; 葉錫芳, 2014; 黃國成等, 2015; 劉道榮, 2017)。這些研究工作極大地提升了浙西北螢石礦的研究程度,也充分顯示了浙西北地區螢石礦良好的成礦潛力。然而, 總結前人的研究成果, 浙西北螢石礦床的成礦作用與形成機制一直存在著爭議, 如現今螢石礦床的成礦年齡為 80～90 Ma(葉錫芳, 2014; 鄒灝等,2016), 但礦區花崗巖的年齡卻集中在140 Ma左右(周靜, 2016), 現在暴露地表的花崗巖體是否為螢石礦的成礦地質體？而且隨著勘查工作的持續推進,地表找礦難度的增加, 對于浙西北螢石礦深部的保存潛力研究也日近緊迫。

隨著熱年代學技術的快速發展, 通過定量提供地質體時間和溫度的演化歷史, 有效地制約不同礦帶礦區的隆升剝露特征, 推測礦床深部的找礦潛力已經成為可能(翟裕生等, 2000; 王建平等, 2008; 莊玉軍等, 2014; 袁萬明, 2016; 劉文浩, 2017)。評價一個礦床深部的找礦潛力, 一般需要考慮成礦深度和成礦后剝蝕量兩個方面(莊玉軍等, 2014; 周靜,2016; 劉文浩, 2017; Malusà and Fitzgerald, 2019;Hickey et al., 2014)。從現有的技術方法來看, 這兩個方面的定量數據都存在著較大的誤差。目前較為可靠的方法是在同一成礦帶的不同部位, 選擇成礦作用相近的兩個對象, 分別利用熱年代學方法進行礦床保存潛力的評價, 然后相互對比, 這樣可以避免成礦深度和地溫梯度等誤差較大的參數, 保證結論的可靠性。

本次研究選擇浙西北湖(州)—安(吉)地區西側的民樂螢石礦、中部的蒲蘆塢螢石礦以及東側的庾村螢石礦, 采集三個礦區內地表出露的花崗巖樣品,利用磷灰石裂變徑跡測試結果及其溫度-時間模擬反演, 分析湖安地區不同區域的構造隆升-剝蝕的差異性, 結合目前研究區螢石礦的產出特征, 探討湖安地區螢石礦的找礦潛力及找礦方向, 為下一步螢石礦勘查工作提供依據。

1 區域地質背景

浙西北地區隸屬于揚子地塊, 其南東邊界為江山—紹興深大斷裂, 位于江南造山帶東段、欽杭成礦帶的北東段, 北側為長江中下游成礦帶。浙西北地區從新元古代以來經歷了晉寧運動、加里東運動、印支運動和燕山運動等多次構造運動, 中生代時期,又受到特提斯構造域、濱太平洋構造域和古亞洲構造域三大構造體系的影響, 構造樣式復雜, 巖漿活動劇烈, 巖石類型多樣。晚中生代燕山期的巖漿活動為該地區最強烈的一期巖漿活動, 與成礦有密切聯系(周靜, 2016)(圖 1)。

圖1 浙西北湖州地區地質礦產簡圖(據浙江省核工業二六二大隊, 2016)Fig.1 Map of geology and mineral resources of Huzhou area in northwest Zhejiang Province(after No.262 Geological Party of Zhejiang Nuclear Industry Corp., 2016)

湖安地區位于贛杭中生代火山巖帶的東北段,研究區形態明顯受區域性斷裂控制, 總體呈北北東向帶狀展布, 寬 10～15 km, 長 50～60 km, 整體面積約750 km2。研究區地層可以劃分為前寒武系變質基底、古生界蓋層和中生界火山巖三個部分。前寒武系變質基底主要由一套巨厚的陸源碎屑巖及雙峰式火山巖組成。下古生界蓋層廣泛分布在研究區的南半部, 以志留系的粉砂巖、泥巖分布最為廣泛, 只有在部分背斜核部可見奧陶紀和寒武紀的地層出露; 上古生界主要分布在研究區的北半部, 主要為泥盆系的砂巖以及砂巖與泥巖互層,石炭系僅零星出露。中生界火山巖疊置在古生代地層之上或與之呈斷層接觸。研究區的火山噴發活動整體可分為三期: 第一期火山巖主要分布在南部,早階段為凝灰質砂巖、粉砂巖等火山沉積碎屑巖,晚階段主要為流紋質的熔結凝灰巖, 局部夾流紋巖、球泡流紋巖。第二期火山巖主要分布在東北部,巖性英安巖、凝灰巖, 底部可見火山集塊巖。第三期火山巖分布在西北部, 與早期火山巖之間為噴發不整合接觸, 巖性為流紋質凝灰巖、熔結凝灰巖。研究區內的斷裂以北北東向為主, 其次為北西向和近東西向。

浙西北湖安地區的螢石礦屬于巖漿期后熱液型的螢石礦, 其成礦物質來源主要為高氟的花崗巖類, 成礦熱液以大氣降水為主, 成礦溫度集中在100～200℃, 屬中低溫熱液礦床, 一般認為螢石礦床形成與浙西北早白堊世拉張的構造背景有關, 礦體主要受斷裂控制(柴治溥, 1986; 葉錫芳, 2014; 黃國成等, 2015)。根據前人研究資料, 螢石成礦具有成礦時間跨度大, 成礦范圍分布廣, 且主要圍繞浙西北燕山晚期的巖體產出的特征(劉道榮等, 2012;黃國成等, 2015)。初步統計浙西北地區螢石礦的成礦年齡, 大致可以劃分為晚侏羅世—早白堊世早期、早白堊世晚期和晚白堊世 3個成礦期, 其中晚白堊世是浙西北螢石礦的主成礦期。此外, 浙西北螢石礦在部分礦田、礦床或礦脈的空間展布上顯示一定的等間距性(柴治溥, 1986; 葉錫芳, 2014; 黃國成等, 2015), 這也為本次研究進行區域成礦潛力對比提供了有利的前提條件。

2 樣品采集處理及測試結果

本次所測樣品采樣平面位置見圖 1, 分別采集了湖安地區的西側民樂螢石礦區、中部蒲蘆塢螢石礦區以及東側庾村螢石礦區內的花崗巖樣品共7件。樣品均采自新鮮基巖露頭, 所采樣品都盡可能遠離斷裂帶, 后期破碎變形弱, 以盡量減小斷裂活動對巖石熱演化的影響, 樣品高程是利用手持GPS獲得, 并依據局部地形進行校正。進一步挑選的磷灰石顆粒用于裂變徑跡測年分析。

磷灰石裂變徑跡分析(AFT)采用外探測器法(Sober and Dumitm, 1997; Donelick et al., 2005; 袁萬明和馮云磊, 2015; Xiang et al., 2019; Nieto et al.,2020), 巖石樣品經過粉碎、分選和晾干, 經初選后利用電磁、重液以及介電等手段, 對單礦物提純,分離出磷灰石的單礦物顆粒。然后將磷灰石顆粒固定在聚四氟乙丙烯塑料片和環氧基樹脂上, 制成光薄片, 并拋光至礦物顆粒內表面露出。將磷灰石薄片在恒溫25℃的7%的HNO3溶液中蝕刻30 s以揭示自發徑跡(袁萬明, 2016; Malusà and Fitzgerald,2019)。將低鈾白云母(＜4×10–9)蓋在光薄片上作為外探測器, 與磷灰石顆粒貼緊, 然后和 CN5(磷灰石)標準鈾玻璃一并接受熱中子輻照。完成后, 在25℃條件下的40%的HF中蝕刻白云母外探測器20 min揭示誘發徑跡。裂變徑跡年齡采用Zeta常數法校準(Malusà and Fitzgerald, 2019), Zeta常數ζ=410±17.6。樣品的粉碎和分選在廊坊市地科勘探技術服務有限公司進行, 磷灰石裂變徑跡測試在北京市澤康恩科技有限公司完成。測試結果見表1。

本次研究共測試7個樣品, 每個樣品的磷灰石單顆粒數量都為 35粒, 挑選徑跡數量較多的樣品進行熱演化歷史模擬(Richard and Ketcham, 2005;Yin et al., 2015; Johnson et al., 2017)。本次測試的P(x2)均大于 5%, 裂變徑跡選用“合并年齡”(Pool age)。本次測試樣品單顆粒徑跡年齡在誤差范圍內集中(圖 2, 圖 3), 說明各樣品的單顆粒年齡屬于同一年齡組分。樣品測試結果顯示, 樣品的裂變徑跡年齡集中在(29±2) ～ (53±3) Ma 之間(表 1)。前人研究顯示, 浙西北地區早白堊世的花崗巖的侵位時代主要集中在148～125 Ma之間(周靜, 2016), 所有樣品的磷灰石裂變徑跡年齡都遠小于原巖花崗巖的侵位時代, 表明其年齡值代表了后期的構造隆升-剝蝕的熱冷卻年齡, 而非巖漿冷卻年齡。樣品徑跡長度集中在(12.3±2.2) ～ (13.3±1.8) μm, 主體呈單峰分布, 具有未經擾動的基巖類型特征。

圖2 湖安地區西側和東側磷灰石裂變徑跡雷達圖及單顆粒年齡直方圖Fig.2 Radial plots and histograms of apitite single ages in the west and the east of the Hu’an area

圖3 湖安地區中部磷灰石裂變徑跡雷達圖及單顆粒年齡直方圖Fig.3 Radial plots and histograms of apitite single ages in the middle of the Hu’an area

表1 湖安地區磷灰石裂變徑跡測試結果表Table 1 Analytical results of fission track dating of apatite in Hu’an area

研究區西側馬鞍山巖體的兩個樣品(H16106-2、H16115-1), 裂變徑跡年齡分別為(53±4) Ma和(49±3) Ma, 顯示與高程良好的相關關系, 說明巖體磷灰石的裂變徑跡良好的記錄了山體隆升-剝露的熱演化歷史。中間的統里寺巖體的 3個樣品(H16133-1、H16134-1、H16136-1)裂變徑跡年齡分別為(42±3) Ma、(44±4) Ma和(43±4) Ma, 樣品平均徑跡長度為(13.0±2.3) μm、(13.2±1.8) μm 和(13.2±2.1) μm。采自于研究區東側的兩個樣品(H16148、H16149-1)的裂變徑跡年齡為(29±2) Ma和(28±4) Ma, 平均徑跡長度為(13.2±1.9) μm 和(13.0±2.0) μm。

3 磷灰石的溫度-時間反演模擬

相關研究表明, 裂變徑跡的長度信息記錄了樣品接近到 150℃以下所有的熱歷史, 因而對徑跡長度的研究可以獲取更多的溫度-時間信息(張志誠和王雪松, 2004; 沈傳波等, 2007; 高洪雷等, 2014;田云濤等2017; 張榮偉等, 2019)。根據實測的裂變徑跡數據和徑跡長度的參數, 本次研究利用 HeFly軟件(Richard and Ketcham, 2005), 開展了磷灰石的溫度-時間反演模擬研究。在模擬過程中,根據區域地質資料分析, 結合磷灰石裂變徑跡的封閉溫度, 設定約束條件, 樣品的模擬結果如圖 4和圖 5所示。每個樣品模擬時, 模擬結果的長度擬合度(K-S Test)和年齡配分擬合度(Age GOF)都遠大于0.5, 表明模擬結果是可靠的和可信的。顯然, 與單純的裂變徑跡年齡相比, 模擬結果更好的反映出了樣品的退火歷程(陳正樂等, 2012; 高成等, 2014; 常健和邱楠生, 2017; 張文高等, 2017; 陳雪等, 2018;趙珍等, 2019; 楊忠虎等, 2019)。

模擬結果顯示, 大部分樣品的溫度-時間曲線沒有出現明顯的轉折, 為一條斜率中等的直線(圖 4,圖5)。這表明湖州地區的花崗巖樣品自晚白堊世以來, 沒有經歷明顯的快速隆升過程, 一直勻速隆升-剝蝕。但個別樣品(如H16115-1)顯示在晚白堊世時期經歷了一次快速的隆升過程, 表明晚白堊世華南的構造體制轉換可能對湖安地區的巖體存在影響。

圖4 湖安地區西側地質熱演化歷史模擬結果Fig.4 Modeling results of thermal history in the west of the Hu’an area

圖5 湖安地區內部地質熱演化歷史模擬結果Fig.5 Modeling results of thermal history in the middle and east of the Hu’an area

綜合分析, 本次研究認為湖安地區東側隆升較快, 剝蝕程度相對較深, 西側相對較淺。晚白堊世以來, 湖安地區沒有經歷明顯的構造-熱事件導致的快速隆升, 說明在早白堊世火山活動與螢石成礦之后, 礦體一直處于勻速的隆升-剝蝕過程中,直至礦體在新生代暴露地表。值得注意的是, 研究區東部的兩個樣品分別采自于學州—湖川斷裂的兩側, 在高程基本一致的前提下, 兩個樣品的裂變徑跡年齡差別較大, 斷裂東側H16148-1年齡為29 Ma, 西側H16149-1年齡為38 Ma。這可能代表了斷層活動對兩側巖體抬升剝露的影響。學州—湖川斷裂為一條區域性的正斷層(柴治溥, 1986),裂變徑跡年齡指示該斷層存在29 Ma啟動的正斷層作用, 即研究區存在著新生代的抬升和局部伸展。

4 剝蝕速率與剝蝕深度

裂變徑跡數據反演的溫度-時間曲線可以用來計算研究區域的平均剝蝕狀況, 通常稱為剝蝕厚度(Denudation), 表示以地表為參考系, 地層剝露厚度的總量。而冷卻速率則是地質熱演化歷史的一個重要指標(馮云磊等, 2015), 對于冷卻速率的計算,可以依據公式:

公式中θm為磷灰石裂變徑跡的封閉溫度,θsurf為現今地表溫度,tm代表樣品的裂變徑跡年齡。本次研究將磷灰石裂變徑跡的封閉溫度限定為 110℃,現今地表溫度限定為 20℃。根據公式(1), 樣品H16106-2、H16115-1、H16133-1、H16134-1、H16136-1、H16148-1和H16149-1的冷卻速率分別為1.70℃/Ma,1.84℃/Ma, 2.14℃/Ma, 2.05℃/Ma, 2.09℃/Ma,3.10℃/Ma和 2.37℃/Ma。

為了計算研究區的剝露速率, 需要估計古地溫梯度, 不同構造區、不同地質時期的地溫梯度相差較大。本次研究選取古近紀以來浙西北地區的古地溫梯度為35℃/km(朱傳慶等, 2017)。冷卻速率與地溫梯度的比值即為剝露速率。因此, 樣品H16106-2、H16115-1、H16133-、H16134-1、H16136-1、H16148-1和 H16149-1的剝露速率分別為 0.049 mm/a、0.052 mm/a、0.061 mm/a、0.058 mm/a、0.059 mm/a、0.089 mm/a和 0.068 mm/a, 平均剝露速率為0.062 mm/a。該剝露速率反映了湖安地區自53 Ma以來的剝蝕狀態。

同時, 利用磷灰石的溫度-時間反演模擬曲線,可以直觀地計算研究區內不同區域的剝蝕厚度。由于所有樣品的模擬曲線都是一條斜率中等的直線,針對這樣特點的冷卻歷史, 可以用某時間段內下降的溫度值與相應的古地溫梯度的比值, 即可計算出該時間段內的剝露厚度, 其公式如下:

公式中D為剝蝕厚度(km),θB為樣品記錄的快速冷卻事件開始時的溫度,θO代表快速冷卻事件結束時的溫度,G代表快速冷卻事件發生時研究區的古地溫梯度。θB可以在溫度-時間曲線上讀出, 冷卻事件結束時間為現今, 記為0 Ma, 結束點溫度近似于地表溫度, 取20℃。則可以計算出研究區不同區域的剝蝕厚度。對浙西北地區的螢石礦成礦年齡進行統計分析(表 2), 螢石礦的主成礦時代為早白堊世(梁修睦和謝立剛, 2008; 葉錫芳, 2014; 鄒灝等,2016)。前文已述, 研究區內的樣品溫度-時間曲線為一條斜率中等的直線, 為了更好的對比和更準確的計算研究區不同區域自成礦以來的剝蝕厚度, 我們依據樣品經過部分退火帶(圖4, 圖5)以來的時間來確定樣品記錄的剝蝕過程, 據此計算出成礦以來研究區不同區域的剝蝕厚度(表3)。

表2 浙江螢石礦床成礦時代統計表Table 2 Metallogenic age of fluorite deposits in the Zhejing area

表3 湖安地區螢石礦成礦以來冷卻速率及剝露厚度Table 3 The cooling rates and thickness of denudation since fluorite mineralization in the Hu’an area

5 討論

浙西北湖安地區作為江-紹斷裂帶北側揚子陸塊的一部分, 自中生代以來具有統一的隆升-剝露過程, 推斷產于其間的螢石礦應經歷了類似的剝露歷史。從計算的地層剝蝕厚度來看, 自晚白堊世以來,研究區西側的樣品(H16106-2和 H16115-1)平均剝蝕量為2.89 km, 中間的3個樣品(H16133-1、H16134-1和 H16136-1)平均剝蝕量為 3.69 km, 東側的樣品(H16148-1和H16149-1)平均剝蝕量為4.08 km。剝蝕程度自湖安地區西側到東側逐漸增加。從地理特征來看, 研究區西側主要以低山丘陵為主, 往東逐漸過渡到杭嘉湖平原, 整體地形為一個自西南向東北傾斜的地形, 這與本次研究西側剝蝕較少, 東側剝蝕較深相吻合。從地層整體出露特征來看, 湖安地區火山巖主要由流紋巖、英安巖等火山巖和后期侵位的花崗斑巖和石英斑巖等次火山巖組成。一般來說,次火山巖的形成深度應該大于火山巖。根據現今出露的巖性分布特征, 次火山巖在研究區東側較為普遍, 可以見到流紋巖中呈脈狀產出的花崗斑巖脈。但在研究區西側, 地表很少見到花崗斑巖出露, 這一現象也表明, 西側剝蝕程度較東側低。此外, 區域地質圖上顯示研究區內大面積出露早古生代地層, 也同樣表明, 湖安地區經歷過整體隆升-剝蝕過程。

從區域構造演化特征來看, 研究區位于江—紹斷裂帶北西側, 晚侏羅世—早白堊世時期的大規模火山活動, 形成一套巨厚的陸相火山-沉積巖, 這套巖石與下伏的三疊系以及更古老的地層呈明顯的角度不整合關系。前人研究表明, 古太平洋西部的伊佐奈岐板塊向北西運移導致華南整體的區域構造應力方向為 NW 向(萬天豐, 2004), 形成一系列NE–NNE向的逆沖斷層和軸跡為 NE方向的褶皺,這一方向的構造形跡在研究區占優勢地位, 其也控制著研究區螢石礦帶的產出。因此從早白堊世開始,研究區就開始了整體隆升的過程。前人對江山—紹興斷裂帶內的火山巖盆地研究表明, 從早白堊世晚期開始, 江—紹斷裂經歷了區域伸展作用, 形成火山巖盆地內的河湖相碎屑巖沉積(萬天豐, 2004; 鄒灝等, 2016; 韓效忠等, 2016)。晚白堊世末期江—紹斷裂伸展拉張作用停止, 古新世以后, 地殼整體隆升。本次研究的裂變徑跡數據也支持這一觀點, 這一方面說明浙北湖安地區從古新世以來與江-紹斷裂經歷了統一的隆升過程, 另一方面也表明新生代以來研究區基本繼承了先前的構造-古地理格架,整體以地殼抬升為主, 經受剝蝕。

分析研究區的螢石礦床的成礦作用特征, 可以發現與螢石礦成礦關系密切的花崗巖體多形成于早白堊世 130—140 Ma(周靜, 2016), 而螢石礦的主成礦期為晚白堊世 80—90 Ma(表 2), 二者具有幾十個Ma的時間差。理論上來說, 早白堊世的花崗巖體不可能是晚白堊世形成的螢石礦的成礦地質體。前文已述, 螢石礦成礦溫度集中在 100～200℃,成礦溫度較低, 成礦巖體應該距離螢石礦體較遠,還未被剝露到地表。浙西北地區的螢石礦存在晚侏羅世—早白堊世早期、早白堊世晚期和晚白堊世三個成礦期。而研究區晚白堊世以來剝蝕量在2 km以上。因此, 我們推測, 目前礦區出露地表的晚侏羅世—早白堊世巖體所對應的應該為浙西北螢石的第一期成礦作用, 目前大部分已經被剝蝕, 現今剝露到地表的螢石礦的成礦巖體還在深部, 未露出地表。現在螢石礦與礦區花崗巖只是在空間上共存(圖6)。

圖6 浙北湖安地區螢石礦成礦模式圖Fig.6 Metallogenic model map of fluorite deposit in Hu’an area, North Zhejiang

從螢石礦體的產出形態分析, 本次樣品分別采于研究區西側的民樂螢石礦區、內部的蒲蘆塢螢石礦區附近以及東側的庾村螢石礦區。對于礦體保存來講, 礦體所在的地質體的剝露厚度對于礦體來說影響顯著, 地質體的剝露厚度大于礦體形成深度,礦體才會暴露地表或者遭受剝蝕, 甚至完全消失;如果地質體剝露厚度小于礦體形成深度, 則礦體不會受到剝蝕, 礦體保存較好; 若地質體的剝蝕厚度遠小于形成深度, 又會導致礦體失去經濟價值。湖安地區西側的民樂礦區, 目前勘探顯示, 主要包含兩個螢石工業礦體, 均充填產出于 F1斷裂帶內,Ⅰ號礦體為主礦體, 地表可見, Ⅱ號礦體地表未見出露, 為隱伏礦體。中部的蒲蘆塢螢石礦礦床包含3個螢石工業礦體, 近似平行充填于F1斷裂構造帶及平行的次級斷裂內, 礦體形態產狀嚴格受斷裂控制。從頂板至底板分別為Ⅱ號礦體、Ⅰ號礦體、Ⅲ號礦體, Ⅰ號礦體為主要礦體, 其中Ⅲ號礦體為隱伏礦體。東側的庾村螢石礦包含一條主礦脈及兩條小礦脈, 礦脈基本連續, 但往深部有尖滅趨勢。對比這三個典型的螢石礦, 由于它們具有相似的成礦背景和成礦條件, 我們認為螢石礦的原始形成深度相差不大, 就目前的剝蝕程度來講, 研究區西側民樂螢石礦區還未遭受大規模剝露, 保存較為完好,向深部勘探的潛力較大。對比研究區西側和東側的平均剝蝕量, 東側較西側多剝蝕1.2 km以上, 這也表明西側民樂礦區螢石礦向下可能還有一定的延深,深部具有較好的找礦潛力。

6 結論

(1)通過磷灰石裂變徑跡技術, 對浙西北湖安地區西側、內部和東側出露的花崗巖體進行了熱年代學研究, 7個樣品均獲得了磷灰石裂變徑跡年齡, 樣品的裂變徑跡年齡集中在(29±2) ～ (53±3) Ma之間, 且年齡有自西向東逐漸變新的趨勢。

(2)磷灰石的溫度-時間反演模擬顯示, 湖安地區自晚白堊世以來沒有經歷大規模的構造-熱事件的影響, 但可能存在新生代的抬升和局部伸展, 平均剝蝕速率為0.062 mm/a, 剝蝕量在2 km以上。研究區螢石礦對應的成礦地質體可能還在深部, 并非礦區的花崗巖。

(3)對比湖安地區西側民樂螢石礦區、內部蒲蘆塢螢石礦區和東側庾村螢石礦區的剝蝕厚度, 認為研究區西側螢石礦深部具有較好的找礦潛力。

致謝:感謝兩位審稿人提出的意見和建議, 使筆者受益匪淺！

Acknowledgements:

This study was supported by Central Public-interest Scientific Institution Basal Research Fund(No.DZLXJK201904), China Geological Survey (No.DD20190161), National Key Research & Development Program of China (No.2018YFC0604005), National Key Research and Development Program of China (No.41902214), and the Special Fund Research Project of Industrial Structure Adjustment of Zhejiang Geological Exploration Bureau(No.ZDK2020-3).