铂族元素(PGE)是玄武岩浆硫化物熔离作用、部分熔融程度等敏感的示踪元素[1-2],包括Os、Ir、Ru、Rh、Pt和Pd,按其性质划分为Ir亚族(IPGE, 包括Os、 Ir和Ru)和Pd亚族(PPGE, 包括Pt、 Pd和Rh)。PGE对研究基性岩浆源区的性质、部分熔融程度和硫化物熔离等方面具有重要的指示意义,可为了解幔源岩石的成因提供帮助,也可用于研究大陆溢流玄武岩与矿化硫化物之间的起源关系[1,3-4]。

根据峨眉山大火成岩省(ELIP)的岩石学、地球化学、岩浆活动、古构造环境等特征,前人将峨眉山大火成岩省划分为内带、中带和外带[5-8](图1)。右江盆地位于峨眉山大火成岩省的东南端,盆地内的基性岩成因仍存在较大争议:有研究者认为桂西基性岩与ELIP在时空上有着密切的关系,是ELIP的延伸范围内[9-14],或是特提斯洋东延的产物[15-16];陈雪峰等[17]、邓发亮等[18]认为桂西那坡高Ti基性岩是峨眉山地幔柱岩浆活动的产物,而其低Ti基性岩受峨眉山地幔柱和古特提斯俯冲的双重影响。本文结合ELIP玄武岩PGE特征,从PGE的角度探讨那坡基性岩成因演化及其与ELIP玄武岩的关系。

  

图1 峨眉山大火成岩省内带、中带和外带简略分布图(a)(据文献[7]修改)及桂西地区地质简图(b)(据文献[12]修改)Fig.1 Schematic map of the inner, intermediate and outer zones of the ELIP(a)and geological map of western Guangxi(b)

1 地质背景

右江盆地位于特提斯洋构造域与太平洋构造域交汇部位, 是在两者复合作用下形成的产物, 涉及构造单元有扬子地块、云开地块、越北地块等[19-20]。右江盆地的演化经历3个阶段: 被动大陆裂谷、 弧后裂谷和凹陷盆地[21-22]。因为地处双重构造域的复合作用, 右江盆地褶皱构造和断裂构造极为发育, 从加里东期构造运动起, 桂西地区就发生了多次地壳升降运动,这些升降运动与地幔物质上涌息息相关, 地壳的抬升使得基性岩岩浆喷发[23]。

那坡位于右江盆地的西部,区域内零星分布的基性岩体多沿右江盆地北西向断裂断续分布,侵入中上石炭统和下二叠统地层中,与围岩呈整合接触[24](图1)。据前人对桂西地区分布的基性岩同位素年代学研究,阳圩、玉凤和民安玄武岩的40Ar/39Ar坪年龄分别为253.6±0.4、255±0.4和256±0.8 Ma,玄武岩的锆石U-Pb加权平均年龄为253.7±6.1 Ma[25];巴马和玉凤辉绿岩的锆石U-Pb年龄分别为255.3±3.9和257.6±2.9 Ma[9];云南富宁基性岩锆石U-Pb年龄为260 Ma[11]。桂西地区某基性岩Re-Os同位素年龄约为260 Ma(本课题组未发表数据),其形成时代与ELIP具有高度的重合性,根据岩石学、地球化学等数据,结合同位素年龄,认为桂西基性岩是峨眉山大火成岩省的外带组成部分[10,14,25]。

2 样品特征、分析方法及结果

2.1 样品特征

笔者等对那坡县城西边隆平村岩祥、念烟村、往百都县道818公路旁等地进行野外考察并采样。这套基性岩由层状、似层状火山岩相的辉绿岩、辉绿玢岩和球状岩组成。辉绿岩和辉绿玢岩存在不同程度的风化,岩石块状构造，斑状结构、似斑状结构发育,斑晶为辉石和斜长石,辉石粒径1～3 mm,斜长石粒径比辉石小。显微镜下,在辉绿岩中可见自形的斜长石呈板状搭成近三角空隙中充填呈他形的辉石颗粒;在辉绿玢岩中见大颗粒辉石中包含自形程度高的长板状斜长石。球状岩表面为硅质包壳,具有较强的抗风化能力,内部多见斑状结构,少部为隐晶质结构,斑晶为短柱状辉石,粒径0.5～2 mm,斜长石斑晶较少。

幔源岩浆的部分熔融程度直接影响了岩浆中S是否达到饱和而发生硫化物熔离,进而决定岩浆中PGE的含量,即PGE的含量与地幔熔融程度呈正相关[40],在同一幔源岩浆体系下,PGE的含量可以近似地对等幔源岩浆的部分熔融程度。利用La/Sm-Gd/Yb和(Sm/Yb)pm-Al2O3/TiO2相关图对那坡高Ti和低Ti基性岩进行部分熔融程度的判别(图3),高Ti基性岩具有低的部分熔融程度,低Ti基性岩具有高的部分熔融程度。按上述PGE的含量与地幔熔融程度呈正相关关系来推断,如果那坡高Ti和低Ti基性岩来自同一幔源岩浆体系,具有低程度部分熔融的那坡高Ti基性岩应该具有低含量的PGE;反之,具有高程度部分熔融的那坡低Ti基性岩应该具有高含量的PGE。但是,那坡高、低Ti基性岩分别具有高和低的PGE含量,其PGE含量与部分熔融程度成相反关系(图3, 表1),暗示那坡高Ti和低Ti基性岩不可能来自同一地幔源区。

2.2 分析方法

在硅酸盐岩浆中,Y相比PGE是不相容元素,来自同一岩浆源区的玄武岩分离结晶或者硫化物熔离时,PPGE/Y值会具有一致或类似的演化趋势。在Pt/Y-Pd/Pt相关图上,那坡高Ti基性岩与ELIP玄武岩具有一致的演化趋势(图5b),表明两者具有相似的物质来源或者岩浆源区,PGE的变化主要受分离结晶作用的影响。而那坡低Ti基性岩不在ELIP玄武岩Pt/Y演化趋势内(图5b),其Pt/Y值位于ELIP玄武岩和MORB之间(表1、 表2),说明那坡低Ti基性岩受到古特提斯俯冲的影响,改变了源区的物质组成,使岩浆源区S达到饱和从而发生硫化物迁移,造成其低的Pt/Y和与ELIP玄武岩具有不一致的PGE演化趋势。

2.2 分析结果

5件样品的PGE分析结果见表1。那坡高、低Ti基性岩之间铂族元素含量差别较大,高Ti基性岩Ir(0.063～0.079)×10-9、 Ru(0.047～0.054)×10-9、 Rh(0.153～0.173)×10-9、 Pt(4.183～4.343)×10-9、 Pd(2.7～2.91)×10-9; 低Ti基性岩Ir(0.005～0.014)×10-9、 Ru(0.008～0.013)×10-9、 Rh(0.003～0.013)×10-9、 Pt(0.064～0.364)×10-9、 Pd(0.055～0.281)×10-9。高Ti钛基性岩PPGE较IPGE要富集。

 

表1 那坡基性岩PGE分析结果

 

Table 1 PGE analysis of the Napo mafic rock

  

样号12NP-2512NP-2712NP-2912NP-3412NP-47 岩性辉绿玢岩球状岩辉绿岩球状岩辉绿岩 Ir0.0630.0060.0140.0790.005 Ru0.0470.0080.0130.0540.009 Rh0.1530.0030.0130.1730.007 Pt4.1830.0640.3644.3430.132 Pd2.70.0550.2812.910.17 Cu91.45728813263.6 Pd/Ir42.869.1720.0736.8434.00 Pd/Pt0.6450.8590.7720.6701.29 Cu/Pd33 8521 036 3641 024 91145 361374 118 106×Pt/Y1922.3415.22266.17 Ti/Y804260296744295

测试精度:Os、Ir、Ru、Rh、Pt、Pd分别为2.2%、 5.9%、 5.7%、 3.8%、 5.5%、 3.4%。 Cu、 Ti和Y数据引自文献[17]。 单位: w(Cu)/10-6, 其余wB/10-9。

  

图2 那坡基性岩与峨眉山玄武岩PGE原始地幔标准化图解Fig.2 Primitive mantle-normalized PGE patterns for Napo mafic rock and Emeishan basalts(原始地幔值引自文献[28];ELIP玄武岩数据引自文献[29-30]; OIB 和MORB引自文献[31-35])

由于PGE具有极高的硫化物熔浆/硅酸盐熔浆分配系数,使得PGE会强烈进入硫化物熔浆中,在幔源岩浆中,硫化物熔离可导致残余岩浆中PGE的显著亏损,比如0.01%的硫化物熔离将导致玄武岩浆中90%以上的PGE亏损[2,36]。影响幔源岩浆PGE含量的关键因素是S的饱和度和部分熔融程度,而这两者是相互关联的,因为地幔中S的丰度低,高的部分熔融程度能够使得地幔中的硫化物被熔融出来的硅酸盐岩浆全部吸收耗尽致使S不饱和,所形成的岩浆则具有高的PGE含量;相反,低的部分熔融程度则无法吸收耗尽岩浆中的硫化物,岩浆中S达到饱和发生硫化物熔离,所形成的岩浆亏损PGE。因为PGE元素的这些特殊性质,才会造成幔源岩浆中不同的地幔源区成分具有明显不同的PGE含量,例如部分熔融程度高的科马提岩具有高含量的PGE,而部分程度熔融低的MORB则具有极低的PGE含量[37-38](表2),故PGE在幔源岩浆形成和演化中具有重要的示踪意义。同一物质来源的幔源岩浆应该具有类似的演化形式或PGE含量;反之,不同物质来源的岩浆具有不一致的演化形式或PGE含量。

3 讨 论

在PGE原始地幔标准化图解上(图2),那坡高Ti基性岩位于ELIP配分曲线之间,且具有相似的配分型式,均为左倾型,暗示两者可能具有相同的物质来源。而那坡低Ti基性岩与ELIP的配分曲线不一致,暗示两者具有不同的物质来源。

 

表2 各种幔源镁铁-超镁铁喷出岩的Cu和PGE丰度

 

Table 2 Concentrations of Cu and PGE in different types of mantle-drived mafic-ultramafic extrusive rocks

  

科马提岩苦橄岩OIBMORB Ir1.60.760.180.001 Ru5.12.360.002 Rh1.60.760.310.002 Pt10.210.8613.50.045 Pd9.59.5460.06 Cu778614260.1 Pd/Ir5.912.633.360 Pd/Pt0.90.90.41.3 Cu/Pd8 1059 01423 6671 001 666 106×Pt/Y1.55

数据引自文献[31-35,39]；单位: w(Cu)/10-6, 其余wB/10-9。

3.1 部分熔融程度对那坡基性岩地幔源区判别

前人将TiO2>2.8%,Ti/Y>500的ELIP玄武岩定为高Ti玄武岩;将TiO2<2.8%,Ti/Y<500的玄武岩定为低Ti玄武岩[7]。本次分析的5件那坡样品,2件属于高Ti基性岩(12NP-25、 12NP-34), 3件属于低Ti基性岩(12NP-27、 12NP-29、 12NP-47)。那坡高Ti基性岩:SiO2含量为50.02%～50.63%,MgO为5.73%～6.07%,TiO2 为2.55%～2.97%;稀土元素球粒陨石标准化中,配分模式基本一致,轻稀土(LREE)相对富集,重稀土(HREE)略微亏损,配分曲线接近OIB;在微量元素原始地幔标准化图中,高Ti基性岩富集大离子亲石元素(LILE)和高场强元素(HFSE),与OIB具有一致的右倾型。而那坡低Ti基性岩:SiO2含量为51.99%～54.78%,MgO为6.42%～7.39%，TiO2为1.04%～1.25%;稀土元素球粒陨石标准化中,配分曲线较平缓,轻重稀土分馏程度低;在蛛网图中,富集LILE,强烈亏损Nb、Ta。主量、微量元素具体数据见参考文献[17]。

  

图3 那坡基性岩部分熔融程度Fig.3 Partial melting of Napo mafic rocks

在图2中,那坡高Ti基性岩与ELIP玄武岩具有相似的PGE标准化配分特征,且处于ELIP 玄武岩PGE标准化范围内,表明两者具有相似物质源区,而低Ti基性岩比ELIP高-低Ti玄武岩均具有更低的PGE含量特征,介于洋中脊玄武岩(MORB, 表2)与ELIP玄武岩之间,暗示了那坡低Ti与高Ti基性岩存在不同的PGE源区特征和成因机制。陈雪峰等[17]认为那坡高Ti基性岩是峨眉山地幔柱岩浆活动的产物,而低钛基性岩是古特提斯俯冲与峨眉山地幔柱共同作用的产物。据此推测，那坡高Ti基性岩的高PGE特征继承了ELIP玄武岩的源区特征,而低Ti基性岩的低PGE特征可能受到了ELIP和古特提斯俯冲作用的共同影响,是峨眉山地幔柱源区与古特提斯软流圈地幔混合的产物。

3.2 地壳混染演化趋势

已有研究表明[30,41],ELIP高Ti至低Ti玄武岩的成因与地壳混染有关,从高Ti至低Ti具有一致的地壳混染演化趋势(图4), 如随着地壳混染程度增强, (Nb/Th)pm与(Th/Yb)pm呈负相关的关系,因为在地壳岩石中,Zr和Th相对于Nb和Ta要富集[42],地壳混染的程度越高,(Nb/Th)pm值越小, 而(Th/Yb)pm值越大。那坡高Ti基性岩完全落入了ELLP玄武岩地壳混染演化趋势内,而那坡低Ti基性岩完全不在ELLP岩浆演化趋势内(图4),进一步证明那坡高Ti与低Ti基性岩不是同一岩浆作用(ELIP岩浆作用)的产物。这一区别在那坡高Ti与低Ti基性岩的PGE原始地幔标准化配分特征中表现得更加明显:高Ti基性岩与ELIP玄武岩具有相似的PGE配分特征(似V型)及丰度;而低钛基性岩相比ELIP玄武岩,则呈现更低的PGE含量和不一样配分特征(似U型)(图2)。上述特征进一步揭示了那坡高Ti与低Ti基性岩可能具有不同的岩浆源区与成因。

Study on the detection and evolution of intense convective cloud with data from the

  

图4 那坡基性岩与峨眉山玄武岩(Nb/Th)pm-(Th/Yb)pm相关图Fig.4 (Nb/Th)pm-(Th/Yb)pm ratios of Napo mafic rocks and Emeishan basalts(PM、N-MORB、OIB数据引自文献[43];上地壳数据引自文献[44];ELIP数据引自文献[29-30])

3.3 那坡高Ti和低Ti基性岩PGE差异机制

在少不更事的年纪里，不懂家人的饭局，只觉得闹。醉酒之人大声地发笑，不停地絮叨，看着长辈们频频举杯，摇头走掉。而多年后的此刻，当我深切地坐在其中，便发觉原来一切都是那么的顺理成章。酒里带着一种氛围，一种让人无法抗拒的魔力。美食佐酒，深秋之味，让人相信美好的事物是这个世界的根源。即使生活未必完美，却总有美好内里。

(2) 斜马道宽度应不大于在坝体原设计内外坡坡度范围内对坝面轮廓线进行贴坡和削坡所能产生的最大理论宽度，不建议因上坝道路修筑对坝体整体坡度进行变更[5]。

在封闭体系的岩浆下,岩浆中PGE的含量受S饱和程度的影响,因为PGE在硫化物与硅酸盐熔体间的分配系数比Cu的分配系数要大得多[28],岩浆在S不饱和发生结晶分异时,随着橄榄石、辉石、尖晶石和铬铁矿的分离结晶,Cu和Pd是这些矿物的不相容元素,残余岩浆中的Cu和Pd会逐渐增加,IPGE和Pt的含量会逐渐降低,即Cu/Pd值变化不大,而Pd/Ir和Pd/Pt值会显著增加;若岩浆中的S达到饱和时,发生硫化物的熔离,造成PGE较Cu更亏损,残余岩浆的Cu/Pd值将迅速增大,明显高于地幔值(7 000～10 000)。Liang等[30]根据龙舟山玄武安山岩和碱玄岩PGE含量相对较低、Cu/Pd值具有高且变化大的特征(分别为130 000～370 000和33 286～428 846),提出是由于硫化物熔离造成的。研究表明,由结晶分离形成的玄武岩具有PGE未亏损和低Cu/Pd值的特征[36,41],而经历硫化物熔离的玄武岩具有PGE亏损和高Cu/Pd值[8,41]。在图5a中,那坡高Ti基性岩比低Ti基性岩具有更低的Cu/Pd值和更高的Pd含量,与峨眉山高Ti玄武岩具有相似的Cu/Pd值和Pd含量[30,41],表明那坡高Ti基性岩与峨眉山高Ti玄武岩均由S不饱和条件下岩浆的分离结晶形成;而那坡低Ti基性岩并不具有与峨眉山低Ti玄武岩相似的Cu/Pd值和Pd含量,表现出比峨眉山低Ti玄武岩具有更高的Cu/Pd值和更低的Pd含量。一般认为,峨眉山低Ti玄武岩的高Cu/Pd值是地壳特征混染导致玄武岩浆S饱和引起的,然而那坡低Ti基性岩比峨眉山低Ti玄武岩具有更高的Cu/Pd值，不可能仅是与峨眉山低Ti玄武岩同一源区情况下因硫化物熔离而形成,必须要有其他地幔源区参与才能形成。实际上,那坡低Ti基性岩的Cu/Pd值是介于峨眉山低Ti玄武岩与MORB之间,由于MORB母岩浆在喷出前或在源区被认为是S饱和[45-46](表2),所以在岩浆分异过程中,不混溶的液相硫化物迁移造成MORB中PGE含量的急剧减少,而Cu的亏损远远弱于PGE,所以MORB具有极高的Cu/Pd值。因此,那坡低Ti基性岩极高的Cu/Pd值应该是由峨眉山地幔柱源区与古特提斯MORB型软流圈地幔源区共同作用下发生硫化特熔体引起的。

  

图5 那坡基性岩与峨眉山玄武岩Pd-Cu/Pd(a)及Pt/Y-Pd/Pt(b)协变图Fig.5 Pd-Cu/Pd(a) and Pt/Y-Pd/Pt(b) diagrams for the Napo mafic rocks and Emeishan basalts

铂族元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室进行,采用铁镍硫火试金结合ICP-MS分析,流程主要为:将样品与Na2B4O7、Fe粉、Ni粉和S混合,倒入坩埚中,加入适量铼锇稀释剂,再用Na2B4O7覆盖,然后在1 050 ℃马弗炉内煅烧45 min,冷却后取出铁镍扣放入装有少许水的烧杯中,铁镍扣化开后加30 mL的浓HCl,加热蒸煮至溶液澄清,冷却。减压过滤,将滤纸上残渣移入烧杯,依次加HNO3和水冲洗过滤管,加热蒸至近干后加浓HCl 1 mL,再加2次HNO3,蒸至近干后加水10 mL,过滤至离心管,最后在ICP-MS上测定Pt、Pd、Rh、Ru、Ir。标样WGB-1(辉长岩)测定值(wB): Ir 0.183×10-9,Ru 0.159×10-9,Rh 0.229×10-9,Pt 5.38×10-9,Pd 10.6×10-9。具体方法参见文献[26-27]。

另外,PGE在硫化物中的含量除了受岩浆体系内部作用(部分熔融程度和硫化物熔离)外, 也可能受外部环境(后期热液作用)的影响而改变[47]。研究表明,受热液交代作用影响的岩体Pd/Ir值一般大于100,岩浆硫化物矿床则具有相对高的Ir含量和低的Pd/Ir值[48]。那坡基性岩的Pd/Ir值小于100(表1),这就排除了后期热液作用改变那坡基性岩的PGE含量。

综上所述,那坡高Ti基性岩的低Cu/Pd值和高Pd/Ir值特征,揭示了与峨眉山地幔柱相似成因均为S不饱和条件下岩浆的分离结晶形成；而低Ti基性岩的极高Cu/Pd和极低Pt/Y值特征揭示了其由峨眉山地幔柱源区与古特提斯MORB型软流圈地幔源区共同作用下发生硫化物迁移引起的。

科研人员大多擅长科研，不擅长市场营销，因而科技成果转化为生产力就受到很大的影响，因此需要大量的专业化技术转移人才帮助科研人员实现成果的转化。虽然江苏省的技术经纪人队伍已经形成了一定规模，但总的来说技术经纪工作仍处于起步阶段，专业化的人才队伍仍然极度缺乏，尤其是既具有较强科研能力，又具有较强经营管理能力，懂市场运作的专业化、复合型人才队伍。

4 结 论

(1)那坡高Ti与低Ti基性岩PGE的特征存在差异,高Ti基性岩具有高PGE含量,低Cu/Pd和高Pt/Y值,PGE配分特征与峨眉山玄武岩相似,表明其PGE特征继承了峨眉山玄武岩地幔源区特征。

(2)那坡低Ti基性岩具有低PGE含量,极高Cu/Pd和极低Pt/Y值,PGE配分特征完全不同于峨眉山玄武岩,表明其低Ti基性岩的PGE特征可能受到了ELIP和古特提斯俯冲作用的共同影响,是峨眉山地幔柱源区与古特提斯软流圈地幔混合的产物。

研究表明，酵母菌通过膜通透性的破坏和流动性的变化实现对乙醇毒性的适应性响应，膜的完整性依赖于存活因子（甾醇和长链不饱和脂肪酸）的补充，含有高浓度存活因子的酵母细胞具有很强的迅速完成发酵的能力，这也是适应性活化的主要作用[11]。

参考文献:

[1]Maier W D, Barnes S J. Platinum-group element in silicate rocks of the lower, critical and main zones at union section, western Bushveld complex[J]. Journal of Petrology, 1999,40(1):1647-1671.

[2]Lightfoot P C, Keays R R. Siderophile and chalcophile metal variations in flood basalts from the Siberian Trap, Noril’sk region: implications for the origin of the Ni-Cu-PGE sulfide ores[J]. Economic Geology, 2005, 100(3): 439-462.

[3]Ely J C, Neal C R. Using platinum-group elements to investigate the origin of the Ontong Java Plateau, SW Pacific[J]. Chemical Geology, 2003,196:235-257.

[4]Vogel D C, Keays R R. The petrogenesis and platinum-group element geochemistry of the Newer Volcanic Province, Victoria, Australia[J]. Chemical Geology, 1997, 136: 181-204.

[5]熊舜华, 李建林. 峨眉山区晚二叠世大陆裂谷边缘玄武岩系的特征[J].成都地质学院学报,1984(3):43-59.

[6]He B, Xu Y G, Chung S L, et al. Sedimentary evidence for a rapid, kilometer-scale crustal doming prior to the eruption of the Emeishan flood basalts[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2003,213(3):391-405.

[7]Xu Y G, Chung S L, Jahn B M, et al. Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian-Triassic Emeishan flood basalts in southwestern China[J]. Lithos,2001,58:145-168.

[8]Wang C Y, Zhou M F, Qi L. Permian flood basalts and mafic intrusions in the Jinping(SW China)-Song Da(northern Vietnam) district: mantle sources, crustal contamination and sulfide segregation[J].Chemical Geology, 2007, 243: 317-343.

[9]张晓静,肖加飞.桂西北玉凤、巴马晚二叠世辉绿岩年代学、地球化特征及成因研究[J].矿物岩石地球化学通报,2014,33(2):163-176.

[10]黄文龙,刘希军,时毓,等.桂西巴马地区极高Ti/Y基性岩地球化学特征——来自峨眉山地幔柱高Ti母岩浆?[J].地质通报,2015,34(2-3):474-486.

[11]Zhou M F, Zhao J H, Qi L, et al. Zircon U-Pb geochronology and elemental and Sr-Nd isotope geochemistry of Permian mafic rocks in the Funing area, SW China[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2006,151:1-19.

[12]Fan W M, Zhang C H, Wang Y J, et al. Geochronology and geochemistry of Permian basalts in western Guangxi Province, Southwest China: evidence for plume-lithosphere interaction[J].Lithos, 2008, 102:218-236.

[13]Lai S C, Qin J F, Li Y F, et al. Permian high Ti/Y basalts from the eastern part of the Emeishan Large Igneous Province, southwestern China: petrogenesis and tectonic implications[J].Journal of Asian Earth Sciences, 2012, 47:216-230.

[14]Liu X J, Liang Q D, Li Z L, et al. Origin of Permian extremely high Ti/Y mafic lavas and dykes from Western Guangxi, SW China: implications for the Emeishan mantle plume magmatism[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 141:97-111.

[15]王忠诚,吴浩若,邝国敦. 桂西晚古生代海相玄武岩的特征及其形成环境[J].岩石学报,1997,13(2):260-265.

[16]吴浩若,邝国敦,王忠诚.桂西晚古生代基性岩的再认识及其大地构造意义[J].地质科学,1993,28(3):288-289.

[17]陈雪峰,刘希军,许继峰,等.桂西那坡基性岩地球化学:峨眉山地幔柱与古特提斯俯冲相互作用的证据[J].大地构造与成矿学,2016,40(3):531-548.

[18]邓发亮,姚野,刘希军,等.桂西隆林-西林地区辉绿岩成因:峨眉山地幔柱外带岩浆作用的启示[J].桂林理工大学学报，2017,37(2):231-244.

[19]曾允孚, 刘文均, 陈洪德, 等. 右江复合盆地的沉积特征及其构造演化[J]. 广西地质, 1992, 5(4): 1-14.

[20]吴浩若. 晚古生代—三叠纪南盘江海的构造古地理问题[J].古地理学报,2003,5(1):63-76.

[21]秦建华, 吴应林, 颜仰基, 等. 南盘江盆地海西-印支期沉积构造演化[J]. 地质学报, 1996, 70(2): 99-107.

[22]陈翠华,何彬彬,顾雪祥,等. 右江沉积盆地演化与微细浸染型金矿床成矿作用关系探讨[J].地质与勘探,2004,40(1):21-25.

[23]广西壮族自治区地质矿产局. 广西壮族自治区区域地质志[M].北京:地质出版社,1985.

[24]范蔚茗,王岳军,彭头平,等.桂西晚古生代玄武岩Ar-Ar和U-Pb年代学及其对峨眉山玄武岩省喷发时代的约束[J].科学通报,2004,49(18):1892-1900.

[25]李政林, 刘希军, 许继峰,等. 右江盆地基性岩的地球化学演化特征及其区域构造意义[J]. 桂林理工大学学报, 2015, 35(4):727-735.

[26]Sun Y L, Sun M. Nickel sulfide fire assay improved for pre-concentration of platinum group elements in geological samples: a practical means of ultra-trace analysis combined with inductively coupled plasma-mass spectrometry[J]. Analyst, 2005,130:664-669.

[27]Sun Y L, Chu Z Y, Sun M, et al. An improved Fe-Ni sulfide fire assay method for determination of Re, platinum group elements, and Os isotopic ratios by inductively coupled plasma and negative thermal ionization-mass spectrometry[J]. Applied Spectroscopy, 2009,63(11):1232-1237.

[28]Barnes S -J, Maier W D. The fractionation of Ni, Cu and the noble metals in silicate and sulfide liquids[J]. Geological Association of Canada-Short Course Notes, 1999,13:69-106.

[29]Qi L, Zhou M F. Platinum-group elemental and Sr-Nd-Os isotopic geochemistry of Permian Emeishan flood basalts in Guizhou Province, SW China[J]. Chemical Geology, 2008,248:83-103.

[30]Qi L, Wang C Y, Zhou M F. Controls on the PGE distribution of Permian Emeishan alkaline and peralkaline volcanic rocks in Longzhoushan, Sichuan Province, SW China[J]. Lithos, 2008,106:222-236.

[31]Brügmann G E, Naldrett A J, Asif M, et al. Siderophile and chalcophile metals as tracers of the evolution of the Siberian Trap in the Noril’sk region, Russia[J].Geochimica et Cosmochimica Acta, 1993,57(9): 2001-2018.

[32]Fryer B J, Greenough J D. Evidence for mantle heterogeneity from platinum-group-element abundances in Indian Ocean basalts[J]. Canadian Journal of Earth Sciences, 1992, 29:2329-2340.

[33]Maier W D, Roelofse F, Barnes S J. The concentration of the platinum-group elements in South African komatiites: implications for mantle sources, melting regime and PGE fractionation during crystallization[J]. Journal of Petrology, 2003,44(10): 1787-1804.

[34]Maier W D, Barnes S -J, Marsh J S. The concentrations of the noble metals in Southern African flood-type basalts and MORB: implications for petrogenesis and magmatic sulphide exploration[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2003,146:44-61.

[35]Bézos A, Lorand J-P, Humler E,et al. Platinum-group element systematics in Mid-Oceanic Ridge basaltic glasses from the Pacific, Atlantic, and Indian Oceans[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2004, 69(10): 2613-2627.

[36]宋谢炎,胡瑞忠,陈列锰. 铜、镍、铂族元素地球化学性质及其在幔源岩浆起源、演化和岩浆硫化物矿床研究中的意义[J].地学前缘,2009,16(4):287-305.

[37]Barnes S-J, Mungall J E, Maier W D. Platinum group elements in mantle melts and mantle samples[J]. Lithos, 2015, 232:395-417.

[38]Fiorentini M L, Barnes S J, Lesher C M, et al. Platinumgroup element geochemistry of mineralized and nonmineralizedkomatiites and basalts[J]. Economic Geology, 2010,105:795-823.

[39]Dowling S E, Hill R E T. The distribution of PGE in fractionated Archaean komatiites, Western and Central Ultramafic Units, Mt Keith region, Western Australia[J]. Australian Journal of Earth Sciences, 1992, 39: 349-363.

[40]Bockrath C, Ballhaus C, Holzheid A. Fractionation of the platinum-group elements during mantle melting[J]. Science, 2004,305(5692):1951-1953.

[41]Song X Y, Keays R R, Xiao L, et al. Platinum-group element geochemistry of the continental flood basalts in the central Emeisihan Large Igneous Province, SW China[J].Chemical Geology, 2009, 262:246-261.

[42]Pearce J A,Lippard S J,Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites[J]. Geological Society London Special Publications, 1984, 16:77-94.

[43]Sun S -s, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes[M]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the ocean basins. Geological Society, London, Special Publication, 1989, 42: 313-345.

[44]Gao S, Luo T C, Zhang B R, et al. Chemical composition of the continental crust as revealed by studies in east China[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1998, 62(11):1959-1975.

[45]Mathez E A. Sulfur solubility and magmatic sulfides in submarine basalt glasses[J]. Journal of Geophysical Research, 1976, 81(23): 4269-4276.

[46]Czamanske G K, Moore J G. Composition and phase chemistry of sulfide globules in basalt from the Mid-Atlantic Ridge rift valley near 37°N lat[J]. Geological Society of America Bulletin, 1977, 88: 587-599.

[47]Ebel D S, Naldrett A J. Fractional crystallization of sulfide ore liquids at high temperature[J]. Economic Geology, 1996, 91:607-621.

[48]Keays R R. The role of komatiitic and picritic magmatism and S-saturation in the formation of ore deposits[J]. Lithos, 1995,34:1-18.