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南秦岭成矿带自印支-燕山期经历了一系列俯冲碰撞-陆内造山等复杂构造及成矿作用，是中国重要的金、汞、锑矿化集中区（张国伟等, 2001；Mao et al., 2002；Liu et al., 2015；Dong et al., 2016），与此同时也是中国重要的造山型和卡林-类卡林型金矿床成矿带（Liu et al., 2015；Deng et al., 2016；陈衍景等, 2004；刘家军等, 2019）。镇安-旬阳（镇旬）盆地位于南秦岭成矿带中部，是镇旬盆地重要的中低温热液型金、汞、锑矿集区。前人将镇旬盆地自北向南划分出3个东西向的多金属成矿带，依次为：锡铜沟-金龙山铅锌、金、锑北成矿带，公馆-青铜沟汞锑矿中成矿带以及大岭-赵家庄-淋湘-泗人沟-关子沟铅、锌、金南成矿带。此外，镇旬盆地内矿床大多位于东西向、南北向和北西向构造叠加部位，具有集中分布、等间距展布的特征（朱华平等, 2003），是研究南秦岭金、汞、锑成矿作用的绝佳场所（陈松岭等, 2001；孟五一等, 2021）。
淋湘金矿位于镇旬盆地南成矿带，目前已探明金矿资源量已接近20 t，属中-大型矿床，成矿条件优越，成矿潜力巨大（薛仲凯等, 2024）。前人对于淋湘金矿矿床流体及物质来源研究成果表明，成矿物质来源主要来源于地层或地下热卤水，而成矿流体可能来源于地层封存水、深部热水、变质流体、雨水等（邹海洋等, 2000；陈松岭等, 2001）。笔者前期通过黄铁矿的LA-ICP-MS原位微区硫同位素、微量元素分析及流体包裹体研究，揭示了大气降水和变质流体组成的混合流体萃取地层成矿物质并沿构造裂隙运移的过程，后期岩浆热液的加入进一步促进了成矿物质的富集（薛仲凯等, 2024）。然而，关于成矿物质和流体的具体来源及其成矿机制仍需进一步深入研究。
此外，前人对旬阳盆地北侧洛南、山阳盆地和东侧秦岭-大别-苏鲁造山带低温热年代学研究结果表明，中新生代隆升剥蚀主要分为2个阶段：90 Ma以前的快速冷却，为太平洋板块向欧亚板块俯冲的反应；15 Ma以来的快速冷却为对青藏高原快速隆升的响应（胡圣标等, 2005；徐世钊等, 2017）。同时，旬阳盆地西侧的太白山、青藏高原东北缘和南侧汉南-米仓构造结、秭归盆地研究结果显示除以上2个阶段快速隆升外，在45 Ma左右存在一个快速隆升阶段，为印度板块与欧亚板块碰撞作用的远场响应（刘建辉等, 2010；余武等, 2017；张怀慧等, 2021；张已, 2024）。目前，镇旬盆地内矿床的剥露历史研究尚不够精细，特别是100 Ma以来的剥露过程仍需进一步限定，晚阶段冷却抬升历史的研究也较为薄弱。因此，结合低温热年代学研究，深入分析矿床深部找矿潜力具有重要意义。
综上所述，本文拟通过对淋湘金矿床的成矿流体、成矿物质来源及盆地中-新生代隆升剥蚀历史的研究，结合前人对东沟-金龙山及小河等典型金矿床的研究成果，探讨镇旬盆地南缘微细浸染型金矿床的成矿机制、剥露历史、保存程度及深部资源潜力，为南秦岭镇安-旬阳盆地金矿找矿突破提供理论依据。
1区域地质南秦岭成矿带位于勉略-巴山-襄樊断裂与商丹缝合带之间，淋湘金矿位于南秦岭次级造山带中部的镇旬晚古生代断陷盆地。镇旬盆地构造位置上处于南秦岭印支褶皱带金鸡岭-留凤关褶皱束中部，南北以山阳-凤镇、银杏-闾河-鲍峡断裂为界，与柞水-山阳盆地、牛山-平利隆相邻，东西与武当穹隆及佛坪穹隆相接。构造线呈北西西向—近东西向，公馆-白河断裂、柴坪-青铜关断裂、乾佑河断裂和南羊山-大羊山复向斜、仁河-双河复背斜、金鸡岭复向斜等，构成了区内主体构造格架，自北向南可以分为镇安推覆构造带、公馆推覆构造带和旬阳推覆构造带（张国伟等, 2001；唐永忠等, 2016）
镇旬盆地以晚古生代地层为主体，寒武系—三叠系广泛发育，其中泥盆系最为显著（图1）。泥盆系主要出露上段的铁山组、落驾河组、星红铺组，中段的杨岭沟组、大枫沟组、石家沟组以及下段的公馆组、西岔河组。镇旬盆地内岩浆岩不发育，仅在北部山阳-凤镇断裂以南出露新元古代侵入岩（743~635 Ma），以中酸性岩石为主，总体形成于伸展构造环境（牛宝贵等, 2006；吴发富等, 2012；杨志军等, 2020）；在盆地南部白河县黄石板铅锌矿区出露有少量376~364 Ma的钠长岩岩株，具有幔源成因特征，代表了晚泥盆世伸展构造环境（罗金海等, 2017）。此外，镇安-旬阳盆地北部和柞水-山阳盆地中，发育有土地沟、元子街、下官坊、双元沟、小河口、白沙沟、袁家沟及冷水沟等150~125 Ma的中性-中酸性的闪长玢岩、石英闪长玢岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩脉，其成因与下地壳镁铁质岩石的部分熔融或软流圈的上涌密切相关。综上，镇旬盆地古生代—中生代时期主要构造特征为伸展或碰撞后挤压向伸展转换体制（图1；Xie et al., 2017；Xiong et al., 2019；2021）。
2矿床地质淋湘金矿床位于南秦岭褶皱系大羊山复向斜的南翼，地层分区属南秦岭-大别山地层区迭部-旬阳地层分区（图1）。区内出露地层主要为下古生界志留系、上古生界泥盆系和石炭系以及第四系，由滨海海滩-浅海盆地相的碎屑岩-碳酸盐岩组成（杨兴科等, 2016；薛仲凯等, 2024）。大羊山复式向斜核部为下石炭统，两翼为泥盆系和志留系，志留系与泥盆系间发育韧性剥离断层，在伸展的同时伴随韧性剪切作用，为成矿提供必要的物源、热源、赋矿空间和流体。目前淋湘金矿床主要被划分为3个金矿体，主要受断裂构造控制。其中受近东西向断裂控制的矿体规模较大，矿体形态较规则，多为脉状、透镜状（图2）。
淋湘金矿床矿化蚀变发育，主要蚀变种类有铁锰碳酸盐化、黄铁矿化、硅化、褐铁矿化及褪色化。其中，黄铁矿化与成矿关系最密切，而褪色化与褐铁矿化直接发育于金矿脉两侧一定范围内，可作直接找矿标志。淋湘金矿床主要载金矿物有黄铁矿、褐铁矿、磁黄铁矿、石英、黄铜矿等，其中黄铁矿和褐铁矿是最主要的载金矿物。本次研究中，笔者选取主成矿阶段（第Ⅱ-Ⅲ阶段）的黄铁矿作为研究对象。主成矿期阶段的黄铁矿呈自形-半自形，颗粒较大；Ⅲ阶段黄铁矿（PyⅢ）较Ⅱ阶段黄铁矿（PyⅡ）裂隙发育，破碎程度较高，且表面孔隙发育。根据矿物之间穿插关系可知，该阶段矿物生成顺序为黄铁矿、白云石、石英、方解石-磁黄铁矿，不可见金主要赋存于白云石和石英中，自然金与磁黄铁矿主要分布在矿物裂隙中（图3）。黄铁矿破碎程度较高特点说明该阶段动力变质作用，黄铁矿脱硫转变为磁黄铁矿，表明该阶段有变质流体的混入使黄铁矿发生强烈交代，PyⅢ流体减压沸腾作用较强，热液活动强烈（图4）。在BSE下观察到自然金呈乳滴状和他形包含在黄铁矿内及充填在裂隙中，同时可见方铅矿、闪锌矿、辉钼矿、黄铜矿等。
本次研究沿用笔者前期工作中矿物生长顺序及成矿期次划分依据，同时根据镜下观察、矿物相图及TIMA面扫特征（图3、4），将淋湘金矿成矿期次划分表中矿物进行了完善。磁黄铁矿在Ⅱ阶段就已经产生，方铅矿、闪锌矿在该阶段并未发现（表1）。笔者将淋湘金矿床划分为热液成矿期和表生成矿期2个成矿期（图3a、b），其中热液成矿期分为4个阶段：Ⅰ-黄铁矿-石英脉阶段；Ⅱ-磁黄铁矿-黄铁矿-银金系列-石英阶段；Ⅲ-多金属矿物-银金系列-石英碳酸盐阶段；Ⅳ-黄铁矿-石英碳酸盐阶段（图3c~f）。其中，第Ⅱ、Ⅲ阶段为金的最主要成矿阶段（邹海洋等, 2000；2001；薛仲凯等, 2024）。
3样品采集及测试方法笔者在淋湘金矿床Ⅲ号矿体内采集了块状矿石样品，在室内将样品磨制成厚度为150 μm的探针片后，在偏光显微镜下利用反射光观察硫化物的形态及分布特征，从矿石石英脉中挑选石英颗粒进行C-H-O同位素组成分析，对主成矿期黄铁矿探针片进行Fe同位素组成分析，从矿石中挑选磷灰石颗粒进行裂变径迹实验。
岩石薄片制备在中国地质调查局西安矿产资源调查中心完成，探针片磨制由河北省地质测绘院岩矿实验测试中心完成，H-O同位素组成分析在中国科学院地球化学研究所完成，C-O同位素组成分析在西安兆年矿物测试技术有限公司完成，裂变径迹测试工作在北京市泽康恩科技有限公司完成。
笔者对野外采集的岩矿石样品进行详细手标本描述，选择相应的样品磨制光薄片及探针片，并对其进行显微镜下的岩矿相鉴定，确定岩石和矿石类型、矿物组成及结构构造。
用作TIMA分析的样品，先制作成探针片，制作完成的探针片经过镀碳处理后，根据先前偏光显微镜鉴定结果，选择实验区域，在捷克泰思肯公司生产的TESCAN MIRA3仪器上进行分析。该系统由TESCAN MIRA 3扫描电镜和包括4个高通硅飘移能谱探测器(EDAX Element 30)在内的9个探测器组成，可以快速获取矿物种类、矿物丰度、矿物共生关系和元素赋存状态等方面信息。该实验主要查明富锂黏土岩的黏土矿物分布及元素含量。实验条件为：电子束能量25 000 eV；探针电流10.68 nA；光束强度19.60 lux；束斑大小180.92 nm；焦点距离15 mm，检测限为0.01%。实验选取点阵分析(Dot mapping)数据采集模式，每个点的X射线计数为1200个，BSE像素间距大小(Pixel spacing)为3μm，EDS测试点步长(Dot spacing)为9μm。测试结果由TIMA软件中的Panorama、Mineral properties、Grain viewer、Grainsize等模块生成。TIMA测试电流和BSE信号强度使用铂法拉第杯自动程序进行校准，EDS信号使用Mn标样进行校准。TIMA3软件系统将每个测试点的BSE和EDS数据自动进行统计、对比和拟合，通过相分割算法和谱图数据库匹配，从而区分出不同的矿物相并识别矿物。
石英H、O同位素测试由MAT‐253型质谱仪完成。采用热爆法测定H同位素组成，首先从样品中提取流体包裹体的水，然后用锌置换出水中的氢并对氢气进行质谱分析；O同位素分析则是将被测试样品先与BrF5进行反应以获得O2，纯化后的O2再与碳棒反应生成CO2，并用质谱仪测定其中的O同位素组成。δD和δ18O均以SMOW标准报出，氢同位素的分析精度为±1%，氧同位素的分析精度为±0.2%。
石英C、O同位素测试由MAT-253型质谱仪完成。每5个样品加入1个标准，用参考气对其比对测试，13C以V-PDB为标准，δ18O分别以V-PDB和SMOW为标准，计算δ18O时，采用Coplen等（1983）的公式δ18OSMOW=1.03091×δ18OPDB+30.91，其精度分别优于±0.1‰和±0.2‰。
Fe同位素的测定在西北大学实验室的Nu Plasma HR型多接收器电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）上进行，仪器在高分辨模式下运行，采用标准-样品交叉法对仪器的质量分馏进行校正。化学分离后的样品溶入0.1 mol/L HNO3介质中，通过自动进样器和膜去溶DSN-100进入等离子体火炬离子化，进样质量分数为5×10-6，样品和标准样品之间分别用10%和1%的HNO3清洗3 min和2 min。Fe同位素信号在静态模式下用3个法拉第杯同时接收。Fe同位素的测定结果以样品相对于国际标准物质（IRMM-014）的千分偏差表示，即：δ57FeIRMM-014（‰）=（（57Fe/54Fe）样品/（57Fe/54Fe）IRMM-014-1）×1000。
裂变径迹样品采集工作选取仁河口-双河镇断裂两侧磊石沟金矿赋矿围岩志留系梅子垭组（S1m）粉砂质娟云千枚岩和南沙沟铅锌矿赋矿围岩志留系双河镇组（S2s）粉砂质千枚岩各1件进行研究，采样标高分别为800 m和440 m，所有测试步骤和数据处理与Liu等（2010）相同。
4测试结果4.1稳定同位素组成（1）H-O同位素
淋湘金矿床Ⅱ~Ⅲ成矿阶段5件石英样品中H、O同位素分析结果显示，Ⅱ成矿阶段石英（3件）δD水-SMOW值为-54.50‰~-82.10‰，平均值为-69.07‰；δ18O石英-SMOW值为17.17‰~18.87‰，平均值为17.77‰；Ⅲ成矿阶段石英（2件）δD水-SMOW值为-68.30‰~-71.40‰，平均值为-69.85‰；δ18O石英-SMOW值为14.42‰~16.22‰，平均值为15.32‰（表2）。根据Clayton等（1972）提出的石英-水之间氧同位素的分馏方程，Th沿用Ⅱ~Ⅲ成矿期石英温度231℃（邹海洋，2001），计算获得与成矿流体平衡的Ⅱ成矿阶段石英δ18O水范围为7.27‰~8.97‰，平均值为7.87‰；Ⅲ成矿阶段石英δ18O水范围为4.52‰~6.32‰，平均值为5.42‰。
（2）C、O同位素组成
淋湘金矿床Ⅱ~Ⅲ成矿阶段3件石英样品中流体包裹体C、O同位素测试结果显示，Ⅱ成矿阶段石英（1件）的δ13CV-PDB值为-9.22‰，δ18OV-PDB值为-16.34‰，δ18OV-SMOW值为14.06‰；Ⅲ成矿阶段石英（2件）的δ13CV-PDB值为-9.86‰~-10.59‰，平均值为-10.22‰，δ18OV-PDB值为-14.87‰~-15.90‰，平均值为-15.38‰，δ18OV-SMOW值为15.57‰~14.50‰，平均值为15.04‰（表3）。
（3）Fe同位素组成
淋湘金矿床Ⅱ~Ⅲ成矿阶段黄铁矿样品中16个铁同位素LA-ICP-MS分析结果显示（表4），Ⅱ成矿阶段黄铁矿的δ57Fe集中在-0.43‰~-0.03‰（均值为-0.19‰），δ56Fe集中在-0.87‰~-0.04‰（均值为-0.41‰），Ⅲ成矿阶段黄铁矿的δ57Fe集中在0.01‰~0.18‰（均值为0.08‰），δ56Fe集中在-0.26‰~0.23‰（均值为-0.02‰），反映Ⅱ成矿阶段铁轻同位素富集，Ⅲ成矿阶段铁轻、重同位素均较为富集（表4）。所有样品的δ56Fe和δ57Fe值呈线性相关（图5），其δ57Fe=0.5262×δ56Fe+0.0437（R2=0.9439），与理论上的铁同位素平衡质量分馏曲线斜率基本一致，表明本次测试的淋湘金矿床中Ⅱ~Ⅲ不同成矿阶段矿物中铁同位素数据质量较高，指示结果高度可信。
4.2磷灰石裂变径迹本次研究的2个磷灰石样品分别采集自仁河口-双河镇断裂两侧磊石沟金矿赋矿围岩志留系梅子垭组（S1m）粉砂质绢云千枚岩以及南沙沟铅锌矿赋矿围岩志留系双河镇组（S2s）粉砂质千枚岩（图1），样品采样标高分别为800 m和440 m。测试结果（表5、图6）显示，旬阳盆地样品的裂变径迹长度为(11.5±1.8)~(11.6±1.9) m，样品的裂变径迹中值年龄为(41±4)~(62±6) Ma．裂变径迹年龄为(40±4)~(62±6) Ma。一般常用P(χ2)值来判断所测磷灰石颗粒是否属于同一年龄组，当P(χ2)<5时说明所测磷灰石颗粒的年龄分布不均匀，样品颗粒的年龄是多物源的混合年龄；当P(χ2)>5时说明样品颗粒年龄分布较一致，可能来自同一物源。本次研究所测2个样品P(χ2)值均大于5，说明样品颗粒为同一物源。
5讨 论5.1成矿流体来源（1）H-O同位素
利用氢、氧同位素示踪成矿流体的来源目前在地质研究中广泛应用（李延河, 1998）。δ18O水-δD水-SMOW图解（图7）表明，淋湘金矿床H-O同位素数据主要落于变质水与岩浆水区域内。其中，Ⅱ成矿阶段倾向变质水区域，Ⅲ成矿阶段位于岩浆水区域，指示从Ⅱ成矿阶段至Ⅲ成矿阶段成矿流体从变质水向岩浆水演化，并表现出向大气降水运移的趋势，与淋湘金矿床Ⅱ、Ⅲ成矿阶段黄铁矿原位硫及微量元素特征一致。两者共同表明成矿物质主要来源于地层，成矿流体在运移中沿构造萃取地层中的成矿物质，成矿后期有深部岩浆加入成矿过程（薛仲凯等, 2024），成矿流体和成矿物质可能主要来源于下伏沉积地层的变质脱流体作用，是显生宙以来以沉积岩为容矿围岩的造山型金矿床的成矿物质和流体来源方式之一（Groves et al., 1998；Tomkins, 2010；Large et al., 2011；Goldfarb et al., 2015）。淋湘金矿主成矿期H-O值与造山型、卡林型金矿H-O同位素分布具有一定的差异，主成矿期成矿流体以变质流体为主，并在Ⅱ、Ⅲ阶段存在岩浆流体后期加入的特征（图7）。此外，淋湘金矿北带金龙山金矿主成矿期数据落于变质水与有机水区域之间，未落于岩浆水区域内，指示成矿流体主要来源于变质流体，可能有有机水的加入，金龙山金矿部分H-O值落于黔西南卡林型金矿床范围内，但卡林型金矿床的成矿流体和物质具有多源特征，最新研究表明，黔西南卡林型金矿中存在岩浆热液（Hu et al., 2018；Xie et al., 2018），但不能排除地层和变质流体的贡献（Hou et al., 2016；Yan et al., 2018；Su et al., 2019；Li et al., 2020），说明北带成矿流体来源可能受岩浆热液的影响，南、北两带流体来源存在明显差异。
（2）C-O同位素
通常认为成矿热液中碳的来源主要有3种：①地幔射气或岩浆来源，δ13CV-PDB分别为-5‰~-2‰和-9‰~-3‰（Taylor, 1986）；②沉积岩中碳酸盐岩的脱气或含盐卤水与泥质岩相互作用，其δ13CV-PDB为-2‰~+3‰（Veizer et al., 1980）；③有机成因碳来源，其C同位素组成很低，δ13CV-PDB为-30‰~-15‰，平均-22‰（Ohmoto, 1972）。与北矿带金龙山金矿相比，淋湘金矿床主成矿阶段δ13CV-PDB为-10.59‰~-9.22‰之间，表明碳主要为岩浆来源，有少量的有机成因碳加入，δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图解（图8）表明淋湘金矿床流体演化过程中可能存在沉积有机物脱羟基作用，Ⅲ成矿阶段较Ⅱ成矿阶段更接近岩浆源区，表明随着成矿过程的不断演化，岩浆热液逐渐参与其中（图8）。
5.2成矿物质来源有关地球中不同介质铁同位素组成的研究表明，可以通过地幔包体和地幔部分熔融形成的玄武岩的平均铁同位素数值来约束上地幔部分的铁同位素组成（Zhao et al., 2010；Huang et al., 2011；Weyer et al., 2011；何永胜等, 2015；曹辉辉等, 2016）；页岩和黄土的平均铁同位素数值可以代表上地壳部分的铁同位素组成（Beard et al., 2003; Rouxel et al., 2005），陨石铁同位素组成与上地幔平均铁同位素组成非常相近。前人统计数据显示，上地壳的平均铁同位素组成为0.14‰±0.38‰，上地幔的δ57Fe的总体为-0.64‰~0.40‰，均值为0.01‰±0.22‰（王跃等, 2012；梁鹏等, 2016）。不同学者对不同构造环境、时间和地区的火成岩的Fe同位素研究表明，岩浆岩的Fe同位素组成基本相同，δ57Fe≈0.15‰（Sharma et al., 2001；Beard et al., 2003）。淋湘金矿床Ⅱ成矿阶段黄铁矿δ57Fe数值为-0.43‰~-0.03‰，均值为-0.19‰，在不同储库中（图9）处于上地壳铁的组成特征（页岩和黄土），并有少量地幔同位素特征，Ⅲ成矿阶段黄铁矿δ57Fe数值为0.01‰~0.18‰，均值为0.08‰，具有上地幔铁的组成特征（陨石铁），并有少量地壳同位素特征。前人对淋湘金矿床主成矿阶段硫、铅同位素曾开展研究：硫同位素显示Ⅱ成矿阶段成矿物质以壳源为主，Ⅲ成矿阶段成矿物质以幔源为主（薛仲凯等, 2024）；铅同位素构造模式图反映其来源以地幔为主，少量落在地壳位置，显示以地幔为主的壳幔混源的特征（邹海洋等, 2000）；本次研究中铁同位素值显示Ⅱ成矿阶段成矿物质以壳源为主，Ⅲ成矿阶段成矿物质以幔源为主，具有壳慢混源的特征，与硫、铅同位素结果一致。综上，本次研究认为淋湘金矿床成矿物质成矿早期以壳源物质为主，随后幔源物质加入成矿作用。
5.3剥露历史与剥蚀厚度本次研究主要厘定了旬阳盆地中新生代隆升剥蚀情况及45 Ma左右印度板块与欧亚板块碰撞作用的东延响应情况。笔者将实验得出的磷灰石裂变径迹长度和年龄资料，结合其经历的最大古地温、锆石裂变径迹年龄等，通过热史模拟软件Hefty分析得出样品所经历的热历史，由于搬运沉积时间较短，因此，“滞后时间”可以看作是碎屑物从封闭深度剥露到露出地表的时间，从而根据“滞后时间”结合其他参数可以算出物源区的冷却速率(V)和剥露速率(E)。古地温梯度G=25℃/km，可以用下面的公式算出物源区的剥露冷却速率V和剥露速率E：
V=(Tc-Ts)／△t
E=(Tc-Ts)／G△t
式中：△t为滞后时间；Tc为磷灰石封闭温度；Ts为地表温度（李振华等, 2012）。
根据图10和表6观察到磊石沟地区120~0 Ma以来经历3个阶段，第Ⅰ阶段(115~92.5 Ma)冷却速率为2.44℃/Ma，剥露速率为0.10 km/Ma，第Ⅱ阶段(92.5~15 Ma)冷却速率为0.45℃/Ma，剥露速率为0.02 km/Ma，第Ⅲ阶段(15~0 Ma)冷却速率为2.33℃/Ma，剥露速率为0.09 km/Ma，剥蚀总厚度为5.15 km；南沙沟地区120~0 Ma以来经历4个阶段，第Ⅰ阶段(120~97.5 Ma)冷却速率为2.62℃/Ma，剥露速率为0.10 km/Ma，第Ⅱ阶段(97.5~45 Ma)冷却速率为0.16℃/Ma，剥露速率为0.01 km/Ma，第Ⅲ阶段(45~16 Ma)冷却速率为0.36℃/Ma，剥露速率为0.01 km/Ma，第Ⅳ阶段(16~0 Ma)冷却速率为2.75℃/Ma，剥露速率为0.11 km/Ma,剥蚀总厚度为4.82 km。结合区域构造演化历史，磊石沟地区第Ⅰ阶段与南沙沟地区第Ⅰ阶段为太平洋板块向欧亚板块俯冲作用的响应，磊石沟地区第Ⅱ阶段与南沙沟地区第Ⅱ阶段为缓慢抬升剥蚀阶段，南沙沟第Ⅲ阶段为印度板块与欧亚板块碰撞的远场响应，而仁河口-双河镇断裂北侧磊石沟地区并未发现上述碰撞作用的响应，表明印度板块与欧亚板块碰撞的远场响应东延至该断裂处，磊石沟地区第Ⅲ阶段与南沙沟地区第Ⅳ阶段为青藏高原抬升的远场响应。
5.4矿床成因及成矿模式对于该矿床的成因，前人认为其可能为浅层渗滤同生热盐水型（邹海洋等, 2001）或海底喷流沉积改造型（陈连红, 1998）金矿床，与北带东沟金龙山（刘云华等, 2016）远程低温热液型金矿床的成因明显不同。通过C-H-O同位素数据特征也明显看出淋湘金矿床与造山型、卡林型及金龙山金矿床成因不同，结合淋湘金矿与典型金矿床类型地质与成矿流体特征对比（表7），淋湘金矿床与类卡林型金矿床特征相似程度较高，推测淋湘金矿为类卡林型金矿床。
前人开展了大量的研究工作，认为在经历了晚三叠世印支期碰撞造山的峰期（220±Ma）之后，南秦岭进入了造山后伸展垮塌阶段（张国伟等, 2001；Dong et al., 2011）。在南秦岭南部形成一系列EW-NWW向右行脆-韧性剪切构造兼斜向逆冲运动（Li et al., 2013；陈虹等, 2014；谢晋强, 2014；杨兴科等, 2016），伴随180 Ma左右的花岗细晶岩脉产出（韩珂等, 2020）。在南秦岭北部形成以宁陕断裂带为代表的左行韧性剪切构造变形，伴随着200~160 Ma后碰撞花岗岩的侵入（胡健民等, 2009；陈虹等, 2014）。南秦岭南部的右行剪切变形和北部的左行剪切变形代表了印支期碰撞造山后侧向挤出和走滑为主的陆内构造变形。在旬阳盆地南缘形成了与EW向脆-韧性剪切构造相关的金矿床，如淋湘、长沟、黄龙、羊坪湾等（Han et al., 2020；韩珂等, 2020）。在剪切过程中，沿剪切带普遍发生了低绿片岩相动力变质作用（张国伟等, 1995），深部脆-韧性、韧性剪切带中发生了更普遍和高级别的变质作用，使赋存于沉积地层中的硫化物发生变质脱挥发分作用，释放了部分Au和S，形成了初始含金变质流体。南秦岭经历造山后伸展垮塌阶段后，燕山期受欧亚板块与太平洋板块相互作用的影响，中国东部经历了大规模的拆沉作用，导致岩石圈减薄、软流圈物质上涌和剧烈的岩浆活动和壳、幔相互作用，使包括东秦岭在内的中国东部的大规模成岩成矿作用爆发于135 Ma左右（胡受奚等, 1998；陈衍景, 2002；毛景文等, 2003），南秦岭进入燕山中晚期（J3—K1）的陆内造山阶段（张国伟等, 2001；Dong et al., 2011）。旬阳盆地周边发育的150~125 Ma的中酸性岩脉说明在燕山中晚期陆内造山阶段存在局部伸展环境（Xie et al., 2015；2017；Chen et al., 2018；Xiong et al., 2019；2021）。在金龙山金矿床形成以NE向脆性断裂，NWW向韧-脆性剪切带在NWW-SEE向压应力的作用下构造性质由早期压扭性转变为张扭性。引起深部含Au变质流体沿NWW断裂上升运移至浅部NE向断裂、节理等孔隙度更大的构造中，与围岩发生水岩反应，形成了金龙山金矿。结合裂变径迹结果，认为与区域金成矿关系密切的构造运动持续至90 Ma左右。
综上，本次研究认为镇旬盆地在中-新生代总体处于减压增温的特殊构造体制环境，由于减压、增温及上地幔物质的上涌，下地壳物质部分熔融形成壳-幔混合岩浆，幔源物质和流体随岩浆在减压条件下沿深大断裂上涌到地壳浅部，为金矿体的形成提供了热源、挥发分和少量成矿物质。
6结论（1） 镇旬盆地南带淋湘金矿床C-H-O同位素显示Ⅱ成矿阶段的成矿流体以变质水为主，Ⅲ成矿阶段的成矿流体以岩浆水为主，成矿流体在运移中沿构造萃取地层成矿物质，并在成矿后期有深部岩浆加入。
（2） 淋湘金矿床Fe同位素值显示Ⅱ成矿阶段的成矿物质以壳源为主，Ⅲ成矿阶段的成矿物质以幔源为主，Fe与S-Pb同位素共同指示成矿物质来源总体具有壳慢混源的特征。
（3） 镇旬盆地总体剥蚀厚度为(4.98±0.33)km，矿体被剥蚀程度较弱，深部具备良好的金成矿条件和巨大的找矿潜力。与旬阳盆地金成矿关系密切的太平洋板块向欧亚板块俯冲作用持续至90 Ma左右，45 Ma左右印度板块与欧亚板块碰撞的远场响应到达仁河口-双河镇断裂。
表2镇旬盆地典型金矿床H-O同位素特征表Table H-O isotope characteristics of typical gold deposits in Zhenxun Basin成矿带
矿床
样品号
测试矿物
δD水-SMOW/‰
Th/℃
δ18O水/‰
数据来源
南带
淋湘金矿
LX-01
Ⅱ阶段石英
-82.10
231
7.37
本次工作
DGH-01
Ⅱ阶段石英
-70.60
231
7.27
DGH-02
Ⅱ阶段石英
-54.50
231
8.97
DGC-01
Ⅲ阶段石英
-71.40
231
6.32
DGC-03
Ⅲ阶段石英
-68.30
231
4.52
D011-1
Ⅱ~Ⅲ阶段石英
-63.20
231
6.90
邹海洋，2001
D014-1
Ⅱ~Ⅲ阶段石英
-74.00
231
6.00
R022
Ⅱ~Ⅲ阶段石英
-70.59
231
10.12
R035
Ⅱ~Ⅲ阶段石英
-42.80
231
10.01
R036
Ⅱ~Ⅲ阶段石英
-43.63
231
10.05
北带
金龙山
jPD52-1
Ⅱ阶段石英
-79
240
15.7
张复新等，1997
J153-2
Ⅱ阶段石英
-86
240
16.5
赵利青，1997
Y30-1
Ⅱ阶段石英
-77
240
13.6
赵利青，1997
JLS-5
Ⅲ阶段石英
-75
200
14.0
马渊博，2021
丘岭
qPD0-Ⅳ-2
Ⅱ阶段石英
-80
240
15.9
张复新等，1997
DG-05
Ⅱ阶段石英
-82
240
16.4
马渊博，2021
Q304-7
Ⅲ阶段石英
-71
200
13.8
张静等，2002
DG-02
Ⅲ阶段方解石
-71
200
11.6
马渊博，2021
腰俭
YJ-4
Ⅱ阶段石英
-68
240
15.7
马渊博，2021
古楼山
D3-4
Ⅱ阶段石英
-78
240
15.2
赵利青，1997
注：δ18O石英≈δ18OH2O≈103Inα石英-水=3.38×106/T2-3.40(Clayton et al, 1972）。表3镇旬盆地典型金矿床C-O同位素组成Table 3 C-O isotopic composition of typical gold deposits in Zhenshxun Basin成矿带
矿床
样品号
测试矿物
δ13CV-PDB/‰
δ18OV-PDB/‰
δ18OV-SMOW/‰
数据来源
南带
淋湘金矿
LX-02
Ⅱ阶段石英
-9.22
-16.34
14.06
本次工作
LX-03-01
Ⅲ阶段石英
-9.86
-14.87
15.57
LX-03-02
Ⅲ阶段石英
-10.59
-15.90
14.50
北带
金龙山
J153-1
Ⅲ阶段方解石
1.5
24.3
赵利青，1997
J112
围岩地层
1.5
23.4
赵利青，1997
丘岭
DG-02
Ⅲ阶段方解石
-1.0
-10.0
20.6
马渊博，2021
Q304-7
Ⅲ阶段方解石
-0.7
22.3
张静等，2002
腰俭
Y36-3-2
方解石
-2.6
21.8
赵利青，1997
Y36-3-1
方解石
-2.9
6.7
赵利青，1997
YJ-7
方解石
-3.9
-9.4
21.2
马渊博，2021
古楼山
D1-2
方解石
-3.9
20.8
赵利青，1997
注：ρs—自发径迹密度(×105/cm2)；Ns—自发径迹数目；ρi—外探测器诱发径迹密度(×105/cm2)；Ni—诱发径迹数目；ρd—在CN5剂量计玻璃附近的外部探测器中诱发径迹密度；Nd—标准玻璃上的诱发径迹数目十加P(χ2)—卡方检验。表4淋湘金矿床黄铁矿铁同位素特征表Table 4 Iron isotope characteristics of pyrite from the Linxiang gold deposit样号
样品阶段
δ56Fe/‰
2σ/‰
δ57Fe/‰
2σ/‰
LX-1
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.18
0.07
-0.05
0.13
LX-2
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.04
0.06
-0.03
0.12
LX-3
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.29
0.09
-0.16
0.12
LX-4
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.72
0.09
-0.35
0.13
LX-5
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.86
0.11
-0.43
0.12
LX-6
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.26
0.07
-0.11
0.13
LX-7
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.23
0.06
-0.11
0.12
LX-8
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.87
0.11
-0.38
0.12
LX-9
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.10
0.06
-0.07
0.12
LX-10
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.83
0.08
-0.39
0.14
LX-11
Ⅱ阶段黄铁矿
-0.13
0.06
-0.06
0.12
LX-12
Ⅲ阶段黄铁矿
-0.26
0.09
0.01
0.12
LX-13
Ⅲ阶段黄铁矿
0.23
0.08
0.18
0.12
LX-14
Ⅲ阶段黄铁矿
-0.11
0.08
0.02
0.13
LX-15
Ⅲ阶段黄铁矿
0.20
0.06
0.17
0.12
LX-16
Ⅲ阶段黄铁矿
-0.15
0.11
0.03
0.13
注：ρs—自发径迹密度(×105/cm2)；Ns—自发径迹数目；ρi—外探测器诱发径迹密度(×105/cm2)；Ni—诱发径迹数目；ρd—在CN5剂量计玻璃附近的外部探测器中诱发径迹密度；Nd—标准玻璃上的诱发径迹数目十加P(χ2)—卡方检验。表5旬阳盆地磷灰石裂变径迹年龄数据Table 5 Apatite fission track age data in Xunyang Basin样品号
颗粒数/n
ρs/(105/cm2)(Ns)
ρi/(105/cm2)(Ni)
ρd/(105/cm2)(Nd)
P(χ2)/%
中值年龄/Ma(±1σ)
池年龄/Ma(±1σ)
长度/μm(N)
LSG-01
35
1.834(172)
6.793(637)
11.787(6317)
100
62±6
62±6
11.6±1.9(57)
NSG-01
41
1.417(152)
8.439(905)
12.283(6317)
65
41±4
40±4
11.5±1.8(108)
注：ρs—自发径迹密度(×105/cm2)；Ns—自发径迹数目；ρi—外探测器诱发径迹密度(×105/cm2)；Ni—诱发径迹数目；ρd—在CN5剂量计玻璃附近的外部探测器中诱发径迹密度；Nd—标准玻璃上的诱发径迹数目十加P(χ2)—卡方检验。表6旬阳盆地磷灰石裂变径迹剥蚀速率表Table 6 Apatite fission track denudation rate in Xunyang Basin样品号
阶段
TC/℃
TS/℃
tC/Ma
tS/Ma
△t/Ma
G/(℃/km)
V/(℃/Ma)
E/(km/Ma)
LSG-01
Ⅰ
140
85
115
92.5
22.5
25
2.44
0.10
Ⅱ
85
50
92.5
15
77.5
25
0.45
0.02
Ⅲ
50
15
15
0
15
25
2.33
0.09
NSG-01
Ⅰ
140
81
120
97.5
22.5
25
2.62
0.10
Ⅱ
81
72.5
97.5
45
52.5
25
0.16
0.01
Ⅲ
72.5
62
45
16
29
25
0.36
0.01
Ⅵ
62
18
16
0
16
25
2.75
0.11
注：资料来源：造山型矿床（陈衍景, 1996；Kerrich et al., 2000）；卡林型矿床（Kerrich et al., 2000; Cline et al., 2013）；类卡林型金矿床（李晶等, 2007；孙树浩, 2009）；淋湘金矿床（Xue et al., 2024）。表7淋湘金矿床与典型矿床类型成矿要素对比Table 7 Comparison of metallogenic elements between Linxiang gold deposit and typical deposit types对比项目
造山型金矿床
卡林型金矿床
类卡林型金矿床
淋湘金矿床
构造背景
造山带
弧后伸展区或造山带
碰撞造山带
碰撞造山带
赋矿围岩
变质地体
沉积地体
浅变质沉积建造
浅变质沉积建造
岩性控制
任意岩性
钙质粉砂岩
碳质千枚岩、钙质粉砂岩、花岗斑岩
千枚岩、灰岩
控矿构造
次级脆-韧性剪切带
层间或正断层
剪切带和层间断层
剪切带和层间断层
矿区岩体
常见
不常见
常见
不常见
矿体形态
脉状、透镜状
脉状、浸染状
脉状、似层状
脉状、浸染状、透镜状
矿体边界
与围岩边界清楚
与围岩边界模糊
与围岩边界模糊
与围岩边界模糊
矿石类型
石英脉、蚀变岩
蚀变的沉积岩
石英脉、蚀变千枚岩和蚀变花岗斑岩
石英脉、蚀变千枚岩
矿物组合
以黄铁矿为主，少量自然金、黄铜矿、毒砂、磁黄铁矿、方铅矿、闪锌矿
以黄铁矿和毒砂为主、次为含砷黄铁矿、辰砂、雄黄、雌黄、自然砷、辉锑矿
以黄铁矿和毒砂为主、次为磁黄铁矿、钛铁矿、辉锑矿
黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、菱铁矿
脉石矿物
石英、铁白云石、方解石、绿泥石、斜长石、绢云母、电气石
石英、绢云母、方解石等
铁白云石、石英、白云母、绢云母、方解石等
铁锰白云石、石英、方解石、绢云母等
蚀变类型
硅化、绿泥石化、黑云母化、钠长石化、电气石化及碳酸盐化
硅化、黄铁矿化、绢云母化及碳酸盐化
硅化、黄铁矿化、菱铁矿化、绢云母化及碳酸盐化
铁锰碳酸盐化、黄铁矿化、硅化、菱铁矿化、绢云母化
自然金粒度
较粗，可见明金
较细，无明金
较细，偶见明金
较细，无明金
包裹体类型
CO2，含CO2，水溶液
水溶液
CO2，含CO2，水溶液
CO2，含CO2，水溶液
流体来源
变质流体为主
岩浆流体+大气降水
岩浆流体±建造水±变质水
岩浆流体±建造水±变质水
物质来源
地层源±岩浆源
岩浆源±地层源
岩浆源
地层源±岩浆源
流体不混容
有
无
有
有
注：资料来源：造山型矿床（陈衍景, 1996；Kerrich et al., 2000）；卡林型矿床（Kerrich et al., 2000; Cline et al., 2013）；类卡林型金矿床（李晶等, 2007；孙树浩, 2009）；淋湘金矿床（Xue et al., 2024）。
图1南秦岭旬阳盆地金、汞锑、铅锌矿产分布图（据马渊博等, 2021）
Fig. 1 Distribution map of gold, mercury, antimony, and lead zinc minerals in the Xunyang Basin of the South Qinling orogenic belt (after Ma et al., 2021)
图2淋湘金矿地质图（据陈连红, 1998）
Fig. 2 Geological map of the Linxiang gold deposit (after Chen, 1998)
图3淋湘金矿矿石及显微镜下照片 a.原生矿石手标本；b.氧化矿石手标本；c.石英脉中黄铁矿；d.黄铁矿中的自然金；e.闪锌矿呈他形包裹在黄铁矿中；f.方解石中的黄铁矿 Qz—石英；Py—黄铁矿；Au—自然金；Sp—闪锌矿；Gn—方铅矿；Cal—方解石；PyⅠ~PyⅣ代表不同成矿阶段黄铁矿
Fig. 3 Photos and microscopic photos of ores from the Linxiang gold deposit a. Hand specimen of primary ore; b. Hand speoimen of oxidized ore; c. Pyrite in quartz veins; d. Natural gold in pyrite; e. Anhedral sphalerite is wrapped in pyrite; f. Pyrite in calcite Qz—Quartz; Py—Pyrite; Au—Natural gold; Sp—Sphalerite; Gn—Galena; Cal—Calcite; PyⅠ~PyⅣ represents pyrite in different mineralization stages
图4淋湘金矿Ⅱ阶段矿物相图（TIMA）a.矿物相图；b. Au单元素分布图（颜色越蓝代表Au含量越少） 表1淋湘金矿床矿物生成顺序表（据邹海洋等, 2001修改）
Fig. 4 Phase II mineral distribution map of ore from the Linxiang gold deposit (TIMA) a. Mineral distribution map; b. Au single element distribution image Table 1 Sequence of mineral generation in the Linxiang gold deposit (modified from Zou et al., 2001)
表1淋湘金矿床矿物生成顺序表（据邹海洋等, 2001修改）
Table 1 Sequence of mineral generation in the Linxiang gold deposit (modified from Zou et al., 2001)
图5淋湘金矿床主成矿阶段黄铁矿铁同位素分馏 表5旬阳盆地磷灰石裂变径迹年龄数据 注：ρs—自发径迹密度(×105/cm2)；Ns—自发径迹数目；ρi—外探测器诱发径迹密度(×105/cm2)；Ni—诱发径迹数目；ρd—在CN5剂量计玻璃附近的外部探测器中诱发径迹密度；Nd—标准玻璃上的诱发径迹数目十加P(χ2)—卡方检验。
Fig. 5 Fractionation of iron isotope of pyrite in main minera-lization stage of the Linxiang gold deposit Table 5 Apatite fission track age data in Xunyang Basin
图6旬阳盆地样品裂变径迹长度和年龄测定结果
Fig. 6 Results of fission track length and age determination of samples from Xunyang Basin
图7镇旬盆地典型金矿床成矿流体δ18OH2O-δDV-SMOW图解 （原生岩浆水范围据Taylor，1974；变质水范围据Giggenbach，1992；有机水范围据Sheppard，1986；内华达卡林型金矿据Pat Shanks，2014；黔西南卡林型金矿据Su et al.2019；南秦岭造山型金矿据毛晨，2019）
Fig. 7 The δ18OH2O-δDV-SMOW diagram of ore-forming fluids of typical gold deposits in Zhenxun Basin (Primary magmatic water range according to Taylor, 1974; Metamorphic water according to Giggenbach, 1992; Organic water range according to Sheppard, 1986; Carlin-type gold deposit, Nevada according to Pat Shanks, 2014; Kalin-type gold deposit in southwest Guizhou according to Su et al.，2019; orogenic gold deposits of southern Qingling according to Mao. 2019)
图8镇旬盆地典型金矿床δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW图（底图据刘建明等, 2003）
Fig. 8 δ13CV-PDB-δ18OV-SMOW diagram of typical gold deposits in Zhenxun Basin (base map after Liu et al., 2003)
图9不同地质储库的Fe同位素变化（底图据李成禄等, 2018）
Fig. 9 Changes of Fe isotopes in different geological repositories (base map after Li et al., 2018)
图10研究区部分磷灰石样品（a、b）的模拟温度-年龄曲线图 表6旬阳盆地磷灰石裂变径迹剥蚀速率表 表7淋湘金矿床与典型矿床类型成矿要素对比 注：资料来源：造山型矿床（陈衍景, 1996；Kerrich et al., 2000）；卡林型矿床（Kerrich et al., 2000; Cline et al., 2013）；类卡林型金矿床（李晶等, 2007；孙树浩, 2009）；淋湘金矿床（Xue et al., 2024）。
Fig. 10 Simulatedt-T curves (a, b) of some apatite samples in the study area Table 6 Apatite fission track denudation rate in Xunyang Basin Table 7 Comparison of metallogenic elements between Linxiang gold deposit and typical deposit types
-
参考文献
摘要
淋湘金矿床是南秦岭镇安-旬阳盆地南缘一处典型的微细浸染型金矿床。关于其成矿物质和成矿流体的来源，学界存在不同观点，且对成矿机制的认识尚不充分。本研究选取Ⅱ-Ⅲ主成矿阶段的石英和黄铁矿，分别进行了C-H-O同位素和Fe同位素分析，并采集了仁河口-双河镇断裂两侧志留系样品进行裂变径迹分析。研究结果表明，淋湘金矿床主成矿期δ13CV-PDB值为-10.59‰~-9.22‰，δ18OV-SMOW值为14.06‰~15.57‰，δD水-SMOW值为-82.10‰~-68.30‰，δ18O水值为4.52‰~8.97‰，表明成矿流体在运移中沿构造萃取地层成矿物质，并在成矿后期有深部岩浆的加入。δ56Fe值为-0.87~0.23，δ57Fe值为-0.43~0.18，指示成矿早期阶段成矿物质以壳源物质为主，随后幔源物质加入成矿作用。裂变径迹结果显示磊石沟地区120~0 Ma以来经历3个阶段，南沙沟地区120~0 Ma以来经历4个阶段，与镇旬盆地金成矿关系密切的太平洋板块向欧亚板块俯冲作用持续至90 Ma左右，45 Ma左右印度板块与欧亚板块碰撞的远场响应到达仁河口-双河镇断裂。镇旬盆地总体剥蚀厚度为(4.98±0.33)km，矿体被剥蚀程度较弱，深部具备良好的金成矿条件和巨大的找矿潜力。结合前人对南秦岭构造演化的认识，笔者认为在三叠纪时期陆内造山演化阶段形成大量含Au变质流体，在陆内造山运动晚期，盆地基底演化为伸展环境或碰撞后挤压-伸展过渡环境，幔源物质和流体随岩浆在减压条件下沿深大断裂上涌到地壳浅部，为金矿体的形成提供了热源、挥发分和少量成矿物质。
Abstract
Abstract The Linxiang gold deposit, located on the southern margin of the Zhen'an-Xunyang Basin in the South Qinling Mountains, Shaanxi Province, is a typical fine disseminated gold deposit. There are divergent views regarding the sources of ore-forming materials and fluids, and the understanding of the metallogenic mechanism remains insufficient. This study focuses on quartz and pyrite from the main mineralization stages (Ⅱ-Ⅲ), C-H-O isotope and Fe isotope analyses are conducted, respectively. Additionally, apatite fission track analysis was performed on Silurian strata from both sides of the Renhekou-Shuanghezhen fault. The results reveal that during the main mineralization period, the δ13CV-PDB values of the Linxiang gold deposit range from-10.59‰ to -9.22‰, δ18OV-SMOW values from 14.06‰ to 15.57‰, δ18OV-SMOW values from-82.10‰ to-68.30‰, and δ18Owater values from 4.52‰ to 8.97‰, indicating that the ore-forming fluids extracted materials from the strata along structural pathways during migration, with deep magmatic contributions in the late mineralization stage. The δ56Fe values range from-0.87‰ to 0.23‰, and δ57Fe values from-0.43‰ to 0.18‰, suggesting that the ore-forming materials were primarily crust-derived in the early stage, followed by mantle-derived contributions. Fission track analysis shows that the Leishigou area experienced three stages from 120 Ma to the present, while the Nanshagou area underwent four stages. The subduction of the Pacific Plate beneath the Eurasian Plate, closely related to gold mineralization in the Xunyang Basin, persisted until approximately 90 Ma. The far-field effects of the collision between the Indian Plate and the Eurasian Plate reached the Renhekou-Shuanghezhen fault around 45 Ma. The total erosion thickness is (4.98±0.33) km, with minimal erosion of the ore bodies, indicating favorable deep gold mineralization conditions and significant exploration potential. Integrating previous insights into the tectonic evolution of the South Qinling Mountains, this study proposes that abundant Au-bearing metamorphic fluids formed during the Triassic intracontinental orogenic evolution. In the late stage of intracontinental orogeny, the basin basement evolved into an extensional or post-collisional transitional environment, where mantle-derived materials and fluids ascended along deep faults under decompression, providing heat, volatiles, and minor ore-forming materials for the formation of gold deposits.
