granites_GRANITE是什么颜色

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       下面，我将以我的观点和见解来回答大家关于granites的问题，希望我的回答能够帮助到大家。现在，让我们开始聊一聊granites的话题。

1.苏州善安浜超大型钽矿床地质特征及成因分析

2.新甘交界红柳河地区下二叠统玄武岩地球化学特征及其形成的构造背景

3.表中国各构造单元二长花岗岩化学组成和元素丰度

4.研究区前寒武纪重大地质事件群及其全球构造意义

5.九瑞地区中生代岩浆活动及其与成矿关系

苏州善安浜超大型钽矿床地质特征及成因分析

       何坚平

       （江苏省地质调查研究院，南京210018）

       摘要：江苏苏州善安浜钽矿床是江苏省地质调查研究院开展国土资源大调查所取得的重大成果之一。该矿床主要为钠长石（化）花岗岩类矿床。矿体主要赋存于隐伏花岗岩体隆起部位的顶部的钠长石花岗岩，极少量赋存于花岗伟晶岩中。自上而下分为3个矿体：Ⅰ矿体为钽矿，伴生铌；Ⅱ、Ⅲ矿体为铌矿体。矿石矿物主要为铌钽铁矿系列，自形－半自形细粒结构，星散浸染状构造。主要有益组分为钽、铌，伴生有益组分有锂、铷、铯、锆、铪。钽、铌主要赋存于铌钽铁矿系列中，铌钽铁矿主要嵌布于长石、云母及锆石、石英粒间。矿石可选性好。估算的资源量：钽达超大型矿床规模；铌达中型矿床规模。

       关键词：钽矿；矿床地质特征；矿床成因；苏州善安浜

       苏州善安浜钽铌矿床位于苏州西部浒关镇境内，是1989年原江苏省地矿局第四地质大队钻探验证磁异常时发现的。近年来，江苏省地质调查研究院在善安浜继续开展钽矿国土资源大调查后，取得了重大进展，并于2002年5月提交了《江苏苏州善安浜钽矿评价报告》。善安浜钽矿床资源量估算，经江苏省矿产资源储量评审中心评审，江苏省国土资源厅以“苏国土资储备［2005］30号”文认定，Ta2O5资源量达超大型，Nb2O5资源量为中型规模。

       1 区域地质背景

       苏州善安浜钽铌矿床，处于扬子准地台、下扬子台坳、南通—苏州陷褶带、太湖断块、光福断凸边部，北东侧为苏（州）—（无）锡基底断裂，南东方向有湖（州）—苏（州）深断裂，联合控制北东深部岩浆房成生及向南西浅部斜向贯入的岩浆活动，是重要的控岩构造。区域岩浆活动强烈，侵入岩、火山岩分布较广，主要形成于印支期至燕山期，主要有著名的苏州花岗岩。

       2 成矿地质条件

       2.1 地层

       善安浜钽矿区为第四系冲湖积平原，第四系厚达百余米，基岩均由钻孔揭露，地层由老至新有二叠系龙潭组、长兴组、三叠系青龙组、侏罗系黄尖组。

       龙潭组（P2l）：为矿体直接顶板，岩性为灰、深灰色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、细砂岩、长石石英砂岩等，遍及矿区。

       长兴组（P2c）：位于龙潭组之上，岩性为白至灰色大理岩、白云质大理岩及大理岩化灰岩。为矿体间接顶板。分布较广泛。

       青龙组（T1q）：见于善安浜背斜的两翼。岩性为灰－灰白色大理岩、大理岩化灰岩及泥质灰岩。

       黄尖组（J3h）：仅见于矿区的北东部，为一套中酸性熔岩及相应的火山碎屑岩。

       2.2 构造

       苏州西部印支期地质构造以褶皱为主，形成有木渎向斜和镇湖背斜，燕山期则以断裂构造为主，主要发育区域性逆掩推覆和局部性逆掩叠瓦状两种逆推断裂。前者以潭山—倪芝圩双重滑脱逆推断裂为代表；后者如阳山、穹窿山、蒋墩弧形叠瓦状逆推断裂。矿区基本构造为一短轴倾伏背斜，轴向北东30°，向北东倾伏，核部地层为二叠系龙潭组，组成善安浜钽矿的“顶盖”，两翼依次为二叠系长兴组和三叠系青龙组。花岗岩隆起构造是控矿构造，成矿母岩为钠长石花岗岩，分布于以上短轴倾伏背斜的核部。花岗岩隆起范围1km×1.5km，向四周倾伏，倾角10°～27°，隆起高度＞160m。钽（铌）矿床赋存于隆起构造顶部之钠长石花岗岩及花岗伟晶岩“壳”中。

       2.3 岩浆岩

       苏州西部岩浆活动频繁，延续时间自印支期至燕山晚期，以中酸性岩类为主，形成较大的岩体有：苏州花岗岩体、城隍山石英斑岩体，金墅二长花岗岩体、七子山—西塘村二长花岗岩体、青山花岗斑岩体、雅泥山—阳把山花斑岩岩脉群等。按岩石谱系，该区圈出的50个侵入体归并为4个超单元/序列、13个单元［1］。矿区位于苏州花岗岩（天平山超单元）向北东延伸的隆起部位，归属天平山超单元善安浜单元，岩性为钠长石花岗岩，岩石化学以低铁（Fe2O3）、富钠（Na2O）为显著特征。另有少量花岗伟晶岩和中基性岩脉。

       3 矿床地质特征

       3.1 矿体的的形态、产状与规模

       善安浜钽矿为隐伏矿床，矿体平面形状呈椭圆形，北东—南西向展布，长轴长1800m，宽630m。矿体埋深于地表以下380.75～561.08m，自上而下分为3个矿体。Ⅰ矿体为钽矿体，伴生铌，矿体中部厚、向四周变薄，呈透镜状～似层状。其中Ⅰ－1富钽矿体厚度介于4.04～61.46m，平均厚31.81m，厚度变化系数65.35％；Ta2O5含量介于0.0050％～0.068％之间，平均0.0139％。Ⅰ矿体为主矿体，Ta2O5资源量占该矿床的85.92％；Nb2O5含量介于0.0030％～0.142％之间，平均0.0665％。Ⅱ矿体为铌矿体，伴生钽，矿体呈似层状，厚度为8.08～31.24m，平均17.06m，厚度变化系数43.00％；Ta2O5含量介于0.0032％～0.0085％之间，平均0.0058％，Nb2O5介于0.0564％～0.139％之间，平均0.0937％。Ⅲ矿体为铌矿，厚度小。矿体空间分布总体上钽下铌特征极为明显。Ⅰ矿体与Ⅱ矿体大多相连，仅局部有钠长石花岗岩（夹石）或龙潭组砂泥岩捕虏体隔开；Ⅱ矿体与Ⅲ矿体均被龙潭组砂泥岩捕虏体隔开（图1）。

       3.2 矿石特征

       矿床矿石类型有钠长石花岗岩型和花岗伟晶岩型两种，以前者为主，约占99％。本文主要叙述钠长石花岗岩型矿石类型。

       钠长石花岗岩型矿石：呈灰白－灰色，中细粒自形－半自形晶粒状结构，星散浸染状构造。已查明矿物有51种，其中金属矿物29种，非金属矿物22种。以非金属矿物占主体，长石、石英、云母等3种造岩矿物占总量的99.0％。主要有用矿物（矿石矿物）为铌钽铁矿系列及细晶石，占0.0798％，另有微量锆石、萤石、黄玉等。岩石普遍具强弱不等的钠长石化。

       钠长石花岗岩型矿石岩化指数：SiO2含量67.07％～75.41％，平均71.73％，A12O3/Na2O＋K2O＋CaO（mol）＝1.017～1.137，平均1.058，logA·R＝4.288～5.726，平均5.102，属准铝质弱碱性岩石类型。

       3.3 矿石有益组分的赋存状态

       矿石主要有益组分为Ta2O5、Nb2O5，伴生有益组分有Li2O、Rb2O、Cs2O、ZrO2、HfO2。Ta2O5、Nb2O5，主要以铌钽铁矿形式存在，极少量为细晶石。铌钽铁矿中钽、铌的分配率分别为81.25％和85.55％，其余在长石、石英、云母中钽的占有率分别为14.85％、2.34％和1.56％，且这部分钽也是以铌钽铁矿的形式存在，但难以解离。经电子探针分析：含钽铌钠长石花岗岩中铌钽铁矿系列，铌与钽、铁与锰为完全类质同像，替代范围广、数量大，铌钽铁矿中Ta2O5含量从2.32％至77.35％，Nb2O5含量从1.40％至76.46％，Ta2O5：Nb2O5比值在矿床顶部为2.48～1.64，下部为0.06～0.03，平均0.2，还有极少量钛、锆、稀土、钍等的混入。形成了钽铁矿、铌钽铁矿、铌钽锰矿、钽铌铁矿和铌铁矿等5种矿物，且呈现一定的垂直分带，上部主要为富含钽的铌钽铁矿，下部为富含铌的铌铁矿。铌钽铁矿为最主要的有用工业矿物，是铌、钽存在的主要形式。

       图1 善安浜矿区Ⅰ勘探线剖面图

       铌钽铁矿多呈自形、半自形晶粒状，少数为他形粒状，粒径在0.076～0.5mm之间占87.89％，主要呈粒间嵌存，占铌钽铁矿总量的95.04％，多以单体状态呈浸染状分布于钠长石花岗岩的基质中，在0.15～0.076mm粒级样品中铌钽铁矿解离率达95.86％。

       伴生有益组分：ZrO2、HfO2主要以锆石形式存在，Li2O主要以含锂白云母、铁锂云母、黑鳞云母及锂云母的形式存在，Rb2O在云母、钾长石中较为富集，Cs2O主要富集于云母中。

       4 矿床成因

       4.1 矿床成因分析

       （1）钽、铌矿体绝大部分产于早白垩世善安浜单元钠长石花岗岩中，极少量产在花岗伟晶岩内。

       （2）善安浜单元钠长石花岗岩侵位于善安浜背斜核部，呈顶盖状位于大焦山单元（J3Dγ）中粗粒花岗岩、金山单元（K1Jπγ）斑状花岗岩之上，部分地段穿插于天池单元（K1Tγ）中细粒花岗岩内，是岩体隆起的最上部，且规模相对较小。

       （3）善安浜单元钠长石花岗岩呈灰白－灰色，中细粒结构，主要矿物成分为钠长石（20％～63％）、钾长石（15％～35％）、斜长石（10％～15％）、石英（25％～35％）、云母类（铁锂云母、白云母等，2％～4％），另有微量锆石、萤石、黄玉等；岩石化学成分显示该岩石为准铝质弱碱性类岩石。大量薄片鉴定资料显示，岩石普遍具有强弱不等的钠长石化，晶形较好、表面洁净的钠长石交代原岩中的石英、钾长石、斜长石，使后者形态不规则或呈残留状。钠长石化具有面性蚀变特征，并伴有少量黑鳞云母（铁锂云母）化。

       （4）钽铌矿与钠长石化关系密切，通常存在钠长石化强烈、钽铌更为富集的现象。

       （5）钽铌分带明显，矿体上部钽相对富集，下部铌相对富集，中间呈连续渐变关系。

       （6）苏州地区的花岗岩为一自晚三叠世至晚白垩世多旋回、多期次的酸性杂岩体，据苏州西部超单元填图资料，铌钽含量在晚三叠世光福序列岩石中，一般低于克拉克值，而在晚侏罗世至早白垩世的天平山超单元中，则由早至晚有逐步增高的趋势，最高值均出现在晚期的善安浜单元和横山单元。横山单元中Ta、Nb含量分别为349.6×10-6和11.4×10-6，富集系数分别为16.65和3.23。善安浜单元在地表未见，而在矿区该单元岩石即为钽铌矿体。

       由上述特征可以看出，善安浜单元钠长石花岗岩既是含矿岩体，也是钽铌的成矿母岩。在岩浆分异阶段，铌钽相对富集并残留在晚期岩浆中，富铌钽富钠岩浆在热力梯度作用下上升，引起花岗岩的自变质－钠化，并同时析出铌钽（铌钽铁矿），且多以单晶状态呈星散状嵌布于钠长石花岗岩的基质中，主要嵌布于云母、长石、石英之间。同时，由于铌钽元素在地球化学性质上的微小差别，致使在具多阶段活动特征的同一岩体中，铌矿床形成较早，而钽矿床则形成较晚［2］。在空间上表现为铌矿体往往靠近岩体内部（下部），钽矿体则位于岩体的边部（上部）。

       综上所述，善安浜钽矿的成因类型属钠长石（化）蚀变花岗岩类型矿床［3］。

       4.2 成矿控制因素

       （1）构造：花岗岩隆起构造。隆起体为花岗岩组成，中心位于善ZK1孔附近，隆起高度大于160m，走向北东，向四周倾斜。构造隆起顶部为富含钽铌钠长石花岗岩及花岗伟晶岩，隆起构造为控矿、容矿构造。

       （2）岩浆活动：苏州主体花岗岩，即天平山超单元，属中酸性A型花岗岩。具有多次侵入；钽铌高背景含量；挥发分氟含量高；具广泛钠长石化蚀变。

       （3）围岩：善安浜钽铌矿位于善安浜背斜的核部，上部围岩为二叠系龙潭组，岩性主要有泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩、粉砂岩、石英砂岩等，岩芯完整，裂隙不发育。

       5 结束语

       善安浜钽矿床属隐伏矿床，矿石类型主要为钠长石花岗岩，产于苏州花岗岩体向北延伸之局部隆起部位的顶部，顶板为龙潭组砂泥岩。矿床上钽下铌特征明显，自上而下分为3个矿体。Ⅰ矿体矿石物质成分研究表明：铌钽铁矿是最主要有用矿物，占有用矿物的99.87％，呈自形－半自形晶粒状结构，微细粒星散浸染状构造，主要呈粒间嵌存嵌布于云母、长石、石英、锆石间；87.89％的铌钽铁矿颗粒粒径在0.076～0.5mm之间，然而0.15～0.076mm粒级样品中铌钽铁矿的解离率达95.86％，解离性甚好。善安浜钽矿床Ⅰ矿体经重——磁——浮联合工艺流程选矿试验，获得钽铌精矿产品，品位（TaNb）2O552.409％，回收率（TaNb）2O569.62％；另有副产品：长石精矿、石英精矿、云母精矿及锆铪精矿可综合开发。善安浜钽矿是苏州花岗岩地区找矿取得的重大突破，研究善安浜钽矿找矿标志和成矿规律，在长江中下游地区寻找该类型矿床具有重要意义。

       参考文献

       ［1］江苏省地质矿产调查研究所.江苏省苏州西部花岗岩区谱系法填图方法验试报告.1993

       ［2］刘源骏等.铌钽矿地质及普查勘探.北京：地质出版社，1979

       ［3］江苏省地质调查研究院.江苏苏州善安浜钽矿评价报告.2001

       ［4］WangRC，FontanF，XuSJetal.Theassociationofcolumbite，tantaliteandtapioliteintheSuzhougranite，China.Canadian

       [4] Wang R C, Fontan F, Xu S J et al. The association of columbite, tantalite and tapiolite in the Suzhou granite, China. Canadian Mineralogist, 1997(35):699～706

       Geologcal Characteristics and Mineralization Analysis of the Super Large-scale Ta Ore in Shan’ anbang, Suzhou, Jiangsu Province

       He Jianping

       (Jiangsu Institute of Geological Survey, Nanjing 210018)

       Abstract: The Ta orebody is one of the outputs of the integrated investigation of land and resources assigned by Jiangxi institute of geological survey. It mainly consists of Albites and Granites, lies in the top of the insidious granite ridg y part, but little lies in the granites pegmatites .From top to bottom there are three parts: Part Ⅰ Ta ore, incidentally with Nb; Part Ⅱ and Ⅲ are Nb ore. Ore and mineral mostly comprises the series of Nb, Ta and Fe, with euhedral-hypidiomorphic fine grained texture and sporadic dip-dyed structure. Its primary instructive components are Ta, Nb with incidental Li, Rb, Cs, Zr and Hf. Metal Ta and Nb locate in the series of Nb, Ta and Fe, which mostly scatter about the ore of feldspar, isinglass, zircon and quartz. Ore have good selectivity. It’s estimated resources amount: Ta ore is of super large-scale and Nb is of medium-sized scale.

       Key words: Ta deposit ; Geological characteristics; Mineralization analysis; Shananbang, Suzhou

新甘交界红柳河地区下二叠统玄武岩地球化学特征及其形成的构造背景

        花岗岩属于酸性（SiO2>66%）岩浆岩中的侵入岩，这是此类中最常见的一种岩石，多为浅肉红色、浅灰色、灰白色等。中粗粒、细粒结构，块状构造。也有一些为斑杂构造、球状构造、似片麻状构造等。主要矿物为石英、钾长石和酸性斜长石，次要矿物则为黑云母、角闪石，有时还有少量辉石。副矿物种类很多，常见的有磁铁矿，榍石，锆石、磷灰石、电气石，萤石等。石英含量是各种岩浆岩中最多的，其含量可从20—50%，少数可达50—60%。钾长石的含量一般比斜长石多，两者的含量比例关系常常是钾长石占长石总量的三分之二，斜长石占三分之一，钾长石在花岗岩中多呈浅肉红色，也有灰白、灰色的。灰白色的钾长石和斜长石在手标本上往往不易区分。这时我们要仔细观察这两种长石的双晶特征，因为斜长石具聚片双晶，转动手标本时可见到斜长石晶体上有规则的明暗相间的聚片，而钾长石为卡式双晶，表现为明亮程度不同的两半晶体。

        花岗岩还可以根据暗色矿物种类进一步命名，如暗色矿物主要是黑云母，可称为黑云母花岗岩，这是常见的一种花岗岩。如为黑云母和白云母，其含量接近相等，可称为二云母花岗岩，如果暗色矿物以角闪石为主，则称为角闪花岗岩，如果暗色矿物以辉石为主，则称为辉石花岗岩，几乎不含暗色矿物的则可称为白岗岩。

基本介绍 中文名 ：花岗岩 外文名 ：Granite 学科 ：岩石学 岩石类别 ：酸性侵入岩 SiO2含量 ：>66％ 分类,来源,研究历史,主要矿床类型, 分类 最初由H．H．Read在1933年提出的“有各种各样花岗岩”的名言，事实上，提出的花岗岩分类方案至少有20种(见Barbarin，1990、1999年的总结；以及Frost等人2001年对较常用的分类方法所作的评论)。最普遍的分类方案是地球化学和/或称成因字母分类方案，例如将花岗岩分为S型、I型、M型、A型和C型等(S型为由沉积岩改造而成的花岗岩；I型为岩浆起源；M型为地幔来源；A型为无水花岗岩；C代表紫苏花岗岩)；或者分为钙碱性、碱性、过碱性、过铝和铝质花岗岩等；或者根据构造背景分为“造山”花岗岩(大洋和大陆火山弧；大陆碰撞带)，“后造山”花岗岩(造山期后的隆起或塌陷区)，以及非“造山”花岗岩(大陆裂谷、热点、洋中脊、大洋岛)等。 花岗质岩石的模式分类（Streckeisen，1976） 来源 作为大陆的标志性岩石，花岗岩构成大陆上部地壳的基础，且花岗岩的形成过程通常与大陆的构造作用、变质作用和成矿作用密切相关。从地质科学尚处于摇篮阶段的18世纪起，花岗岩成因问题就是众多争论的主题。有关花岗岩成因的论战，可见Gilluly(1948)、Pitcher(1993)和Young(2003)等人的论著，在此不一一列举。需要提到的是，自板块构造理论在20世纪60年代问世以来，有关花岗岩成因的诸多解释，都被置于板块的理论框架中去重新认识。在许多情况下，认识似乎趋向一致，但实际争论仍在继续。 鲍文(Bowen)(1914，1922，1948)的玄武岩浆结晶分异理论的误区，是将矿物结晶顺序与岩浆岩从基性到酸性的岩石序列相结合。实验结果证明，玄武岩浆的结晶分异最终只能产生很少量的残余花岗质熔体，这与野外存在众多花岗岩的事实明显冲突(Holmes，1926；Read，1957)。矿物反应系列实际可以套用到不同组分的岩浆系统。换言之，从岩浆系统中最初晶出的不一定是基性岩，而最后形成的也未必就是长英质(酸性)岩石，因为从熔体中结晶的岩石的性质，取决于熔体的组分而非矿物结晶的顺序(Kennedy，1933)。Walton(1960)就曾对Bowen的认识做过如下的评论：“鲍文的化学理论或将该理论套用于玄武质岩浆的分离作用并没有任何错误，这依然是岩石学的一个基本原理。但是，火成论僵硬地束缚一个单独的模式上，认为大多数火成岩的演化都是玄武岩浆入侵地壳冷却、结晶和分离之故，那就有点臆测了。同样的化学理论可以套用于其他模式” 20世纪40年代(Gilluly，1948)以H．H．Read为代表的“变成论”者和以N．L．Bowen为代表的“岩浆论’’者之间的争论，随着其后越来越多的学者认同花岗岩的岩浆起源而结束。然而，组成花岗岩体的岩浆来自何方?用Bowen的话表示：Whence the granites?(花岗岩从何而来?) 对于这一问题，压倒性的认识是：花岗岩由地壳中各种不同成分的岩石部分熔融固而形成。这一观点揉合了早期关于花岗岩起源的两种不同认识：即岩浆论(认为花岗岩来自岩浆的结晶)和变成论(认为花岗岩是富矽铝的沉积岩在干或含水条件下经花岗岩化作用改造而成)。提出花岗岩是地壳岩石经超变质(深熔作用)的结果，这对研究地壳的起源和化学分异作用等具有重要意义，因为它们与特定时期内地壳的热状态和原岩的成分有关，包括可以产生多少花岗岩浆、花岗岩形成时的温度和水的数量和来源、构造背景和板块作用过程等等。 研究历史 人们要想恰当地理解所谓“花岗岩问题”，首先要搞清楚地质学家是如何获得形成现行学说结论的。因而有必要系统地阐述一下一个世纪以来或更久的观念的知识。从这些叙述可以看出，在最近二、三十年里发展起来的许多“新概念”正是过去100年或 150年一直在探讨和争论的题目。 在二十世纪三十年代，地质学家们就在哪些花岗岩是岩浆形成的，哪些是变质形成的或交代形成的这个问题上进行着激烈地争论。这一争端早在水戍论时代就已开始，直至十九世纪中叶，还纠缠于花岗岩是由水溶液中沉积形成的观念上。尽管自赫顿(Hutton)起，就已经认识到变质作用过程(莱伊尔提出的术语)，虽然对其性质还不够十分了解。甚至在使用显微镜以前，关于花岗岩是变质形成的问题就已经写了很多。赫顿本人则极力地提倡岩浆成因的观点。据赫顿意见，花岗岩不整合侵入层状岩石的特点、粗粒结晶组构和斜交岩层的花岗岩脉，都被认为是花岗岩由“地下熔浆(subterranean lava)”结晶形成的证据，地下熔浆后来称之为“岩浆”。 关于“岩浆”习性方面，如果不假定有水的存在，那么就会有许多情况不能够很好地解释，这一点早巳受到重视。在花岗岩的情况里尤为重要，因此这里有必要事先叙述一下十多年前复兴起来的一个问题。斯帕兰茨尼(Spllanzani，1794)可能是最先认识到水必须在熔融态岩石中出现的成因意义。其后，施科劳普(Scorp，1825)曾探讨过水在熔岩当中的赋存意义，而舍雷尔(Scheerer，1862)则更明确地把水的存在跟花岗岩岩浆联系在一起了。 此外，邦森(Bunsen，1861)也讨论过花岗岩的地质学问题，特别是讨论了花岗岩的成因问题。当时，已知在熔融状态下石英的结晶温度高于正长石，而且比云母的结晶温度高更多。“反火戍论者”不承认花岗岩是由岩浆形成的，并坚认如果花岗岩确实是由岩浆形成的话，那么在花岗岩当中这些矿物的结晶顺序应该是石英一正长石一云母。众所周知，实际结晶顺序正恰恰相反。因此证明花岗岩不可能是火成的。邦森认为，一个旷物熔点与在另一情况下旷物从其溶液中结晶的温度是不一样的。另一方面，在进一步讨论中，他对一些化学组分在水溶液中的行为进行了对比工作。 关于花岗岩化(酸性物质的迁移)的概念要追溯到1836年莱伊尔的时代。在当时有关花岗岩戍因问题的争改可以针对奥斯陆地区的情况来说明。利奥波德·冯·布赫(Leopold．Von．Buch)在十九世纪初期对该地区进行过调查，而查理斯·莱伊尔1837年在凯尔霍(B．M，Keilhau)的指导下也对这一地区进行了调查。关于这些调查霍耳蒂达赫(HoltedahI，1963)做过充分地评论。据这一记载，冯·布赫(魏尔纳的学生)相信这个地区的大多数花岗岩与玄武岩和其它“暗色”岩一般所表现的形式一样，覆盖在含化石的建造之上，而德拉明花岗岩(Drammen granite)则比石灰岩老，伏于灰岩之下。可是莱伊尔非常怀疑这些解释，他认为，有的地方花岗岩可以斜覆在沉积岩上，但这是一个次要特征，普遍地是花岗岩延伸出脉体贯入到相邻的地层中，并使灰岩变成大理岩，使页岩变为云母片岩。实质上，他采纳了赫顿的关于深成活动的概念；熔融物质猛烈地侵入到较老的建造中并使上覆岩体产生逆冲作用。然而，凯尔霍不接受这些观念，他不理解在原先曾为喷发岩所占据的地方，如何能会有如此巨大的空间为浸入到其中的侵人体开放。早往1838年，凯尔霍可能是首先重视到关于火成岩体侵位的“空间问题”的人。 凯尔霍提出了他的“变成作用”(tran *** utations)学说来代替上述观念。这一论点的看法是：早期岩体为一个缓慢而稳定的过程改造成为花岗岩和正长岩。凯尔霍将这一过程称之为“造花岗岩作用”(granitification)。他并声称找到过一个由沉积岩转变为花岗岩的实例；对于这一变化他既没重视与深部现象的联系也没考虑所涉及的温度升高。 然而，凯基鲁尔夫(Kjerulf，1855，1879)则主张奥斯陆的花岗岩是火戍的。他承认凯尔霍所提出的空间问题，但他认为灼热的侵入体吞噬了先前沉积岩。因而在火成岩岩石学中引入了“同化作用”的概念。过几十年后，密歇尔—列维(Michel-Levv，1894)——可能尚不知凯墓鲁尔夫的著述——在法国阐述花岗岩的成因时引用了交代作用和同化作用的概念。十九世纪末，花岗岩是由变质作用和交代作用形成的概念在法国颇为盛行。像挪威的凯基鲁尔夫那些在法国和英国受过教育的人则偏重于“岩浆火成”(magmatic—igneous)说的观点。 在芬兰、塞德霍姆(1893)原来反对过加拿大人劳森(A，C．Lawson)的观点， 劳森曾认为侵入到原始地壳和最老的沉积岩当中的那些最古老的花岗岩，是由于最底部的最老沉积物经过重熔作用形成的。塞德霍姆(1892)认为环斑花岗岩是真正的岩浆岩，在强烈的垂直移动期之际，岩浆能充填到似地堑的凹陷中(graben-like depressions)，就在这个时期环斑花岗岩呈大型的岩体侵入。后来，塞德霍姆对于其它一些花岗岩提出了他自己的再生作用和深熔作用概念，这些概念部分地与劳森在加拿大所阐述的概念相一致。泰格斯蒂德(T/gerstedt，1893)在描述芬兰南部的一些混成岩(后来这种岩石被称为混合岩)时，他发表了一个略不相同的概念。他认为这些岩石是由于花岗质物质贯入到变质了的沉积物一片麻岩中而形成的。这种花岗质物质含有相当一部分水，这些水的存在加速了作用的进度，并使花岗质物质形成细小的脉体贯入到片麻岩中。于是他又重提用水的存在解释窄小阻延长很远的细晶岩质脉体的形成；若用其它方式解释它们的形成就会遇到相当大的困难。 一般队为，花岗岩普遍形成巨大岩基。事实上，这些岩基很少是花岗岩，而大部分是山花岗闪，陡岩和石英闪长岩组成的。然而，有一些花岗岩则被认为是形成岩盖、岩盆或岩穹(domes)。 确定花岗岩的产状是一个很重要的问题，描述产状所使用的术语，在采用它们的人来看是具有戍因含意的。据吉尔伯特(Gil-bert，1877)的意见，岩盖是岩浆上升运动所造成的结果，而岩盆的含义则是岩浆被动地役位到底盘塌陷所形成的空间里。岩基这一术语是休斯(Suess，1895)推荐采用的；要想推断一个岩基的浸位漠式颇为困难。休斯本人曾以“用赤热的火钳强行穿入木板的进行过程”来比拟岩浆上升穿过地壳的进程。尽管如此，这个生动的比喻还决不是解释(列文生—列星格语)。凯基鲁尔夫(1855）和密歇尔—列维则认为岩体是由岩浆逐渐地同化围岩形成的，岩浆上升速度取决于岩浆消化围岩和顶板的速度。后来，九1923年克洛斯(Cloos)认为，许多曾被假定为岩某的岩体，实际上是一些大型侵入岩床，对于岩床的侵位来说，棘手的空间问题就不再是一个问题了。岩穹构造之中，往往有一个花岗质的核心，周围为片麻岩环绕。芬兰地质学家盖多林(Gadolin，1858)是第一个描述布苏萨利(Pusunsaari)拉道格(Ladoga)湖北部岩穹构造的人。据他的意见，岩穹构造是花岗岩岩体山下面侵入到了片麻岩建造，上部接触面倾角较缓，向下角度逐渐增加而被侵入建造保持平缓并由核部向外倾斜度减小。1951年爱斯柯拉关于岩穹做了如下解释：“正如在我1949年的论文中所总结的，事实表明，花岗岩化作用在加入大量钾质和体积增加的情况下，特别改造了岩体的边缘部分，而使古老侵入体隆起穿入岩穹之中”。 主要矿床类型 一、岩浆—热液矿床 (1)与地壳浅部型花岗岩有关的稀有金属伟晶岩矿床； (2)与地壳浅部型花岗岩有关的稀有金属花岗岩矿床； (3)与地壳深部型花岗岩有关的斑岩铜、钼矿床. 二、热液矿床 (1)与地壳浅部型花岗岩及地先深部型花岗岩有关的夕卡岩矿‘床； (2)与地壳浅部型花岗岩有关的云英岩矿床， (3)与地壳深邮型花岗岩有关的含金石英脉矿床， (4)与地壳深邮型花岗岩有关的脉状铅锌矿床： (5)与地壳深部型花岗岩有关的侵入型块状硫化物矿床。

表中国各构造单元二长花岗岩化学组成和元素丰度

       红柳河地区下二叠统拉斑玄武岩，主要表现为低Mg和全碱（Na2O+K2O）以及高Fe和Ti的特征，微量元素Rb、K、Sr和Ba等大离子亲石元素富集，轻稀土元素（LREE）相对富集。La/Yb=10.61～16.87，Th/Ta=1.03～1.99，Fe/Ti=5.30～6.39，Ti/P=5.61～7.30，Ti/Zr=38.83～46.30。另外，Zr=（254～328）×10-6，Zr/Y=5～10，Y/Nb=1.52～2.45。所有这些地球化学特征表明它们主要为板内玄武岩，其岩浆主要源于亏损地幔（DM）和富集地幔（EM）组分的混合，其中富集地幔（EM）为主要端元，且部分熔融程度低，受很低的地壳混染作用。

       以天山为主的中亚型造山带，石炭纪时主要洋盆都已经闭合，构造格局进入新的阶段（Coleman，1989；Windley et al.，1990；Allen et al.，1992；马瑞士等，1993；郭召杰等，1993；Seng?r et al.，1993；Carroll et al.，1995；Dobretsov et al.，1995；Gao et al.，1998；Jahn，2000a）。近年来的研究表明，在古生代晚期，天山造山带伴随大量花岗岩的侵位（Han et al.，1997；韩宝福等，1999；Hu et al.，2000；Jahn et al.，2000a，2000b；Chen和Jahn，2002）和中基性火山岩的喷发（林克湘等，1997；Wartes et al.，2002；袁明生等，2002；赵泽辉等，2003）。该期花岗岩与造山阶段的岩浆活动明显不同，被认为是造山期后陆壳垂向增生的产物（Han et al.，1997；韩宝福等，1999；Jahn et al.，2000a，2000b）。新疆东部——北山地区二叠纪发育张性断陷盆地，盆地中发育厚层的中基性火山岩。对这些火山岩的研究，不仅对认识东天山的构造演化，而且对了解二叠纪时期该区的构造特征及其深部地质信息具有十分重要的意义。本书以红柳河地区下二叠统玄武岩为研究对象（图1-1-8），通过地球化学特征研究，阐述其形成的构造背景和动力学意义。

       图1-1-8 红柳河地区构造地质简图

       A—克拉美丽缝合带；B—中天山北缘缝合带；C—南天山缝合带；1—元古宇；2—上震旦统；3—上志留统；4—花岗岩；5—闪长岩；6—下二叠统火山岩；7—下二叠统砾岩；8—下二叠统砂岩；9—大理岩；10—超基性岩体；11—断层；12—铁路；13—第四系

       一、区域构造背景

       新甘交界红柳河地区位于古生代塔里木地块与中天山地块汇聚缝合带上（李锦轶等，1990；肖序常等，1992；马瑞士等，1993；左国朝等，2003）（图1-1-8）。红柳河蛇绿岩是南天山弧后洋盆的残骸，其缝合时间大致为晚泥盆世（郭召杰等，1993）。晚石炭世—早二叠世，新疆大部分地区的主要洋盆已经关闭（Coleman，1989；李锦轶等，1990；Windley et al.，1990；Allen et al.，1992；肖序常等，1992；Allen et al.，1993；马瑞士等，1993；Carroll et al.，1995；Gao et al.，1998；Chen et al.，1999）。从早二叠世—晚二叠世，在区域上表现为不同断陷带或是断陷盆地的形成，并伴随强烈的火山作用，如三塘湖盆地、吐哈盆地以及北山柳园断陷带和红柳河断陷带（Allen et al.，1991；Carroll et al.，1995；Wartes et al.，2002；赵泽辉等，2003）。

       二、下二叠统岩石组合特征

       红柳河地区二叠系主要为下二叠统红柳河组，角度不整合在早古生代地层之上，缺失上二叠统。下二叠统为一套海陆交互相碎屑岩，其中红柳河组下亚组下部为砾岩、砂岩及灰岩，最底部是一套磨圆度中等至良好的红褐色厚层状底砾岩。灰岩中采得腕足类化石：Camarophoria cf.mutabilis，Spiriferella sp.，Rhynchopora sp.，Waagenoconcha sp.，Dic?tyoclostus sp.，Muirwoodia cf.mammata等，相当于下二叠统上部。红柳河组下亚组上部为绿色、灰绿色玄武岩类岩石夹凝灰砂岩、泥质粉砂岩及碧玉岩透镜体，并出现灰白色灰岩和灰绿色凝灰岩互层（图1-1-9），其中有的玄武岩呈大小不一的枕状，枕间为灰岩充填（图1-1-9）。本亚组在各处的出露厚度不一，其最大厚度为2700m。红柳河组中亚组整合覆盖在下亚组之上，以砂岩或砾岩与下亚组上部的火山喷发岩清楚地分开，为一套碎屑沉积岩，最大厚度为1000m。红柳河上亚组整覆在中亚组之上，主要为灰色、灰绿色及褐红色砾岩及厚层状长石砂岩和复矿砂岩，夹极少量的粉砂岩透镜体，厚2520m。于福生等（2000）在红柳河车站西南红柳河下亚组下部砂质灰岩中也发现了晚石炭-早二叠世生物群落化石，并在该下亚组上部的安山岩中的层状生物碎屑灰岩中发现海百合茎等海相生物化石。本书主要选择了该组中玄武岩做了系列的地球化学分析。

       图1-1-9 红柳河枕状玄武岩野外

       三、地球化学特征

       本书选择岩石较新鲜的11个玄武岩样品进行了主要元素分析，并挑选5个代表性的样品进行了微量和稀土元素分析。主要元素数据由中科院地质研究所（HL2～6）和北京大学地质学系研究试验中心（HL7～12）使用X荧光光谱方法分析测试（表1-1-5），微量稀土元素数据由中科院地质研究所使用ICP-MS方法分析测试（表1-1-6）。

       表1-1-5 红柳河玄武岩的常量元素组成（wB/%）

       注：Fe2O3T为全铁。

       （一）主要元素特征

       SiO2含量为45.14%～49.60%，主要为基性玄武岩。MgO的含量为2.94%～7.80%，显示为Mg偏低的特征。全碱的含量（Na2O+K2O）为2.31%～4.36%，为一种低碱特征，其中K的含量变化较大，为0.21%～1.51%。TiO2的含量为1.70%～2.19%，P2O5的含量范围为0.21%～0.50%，表现为一种高Ti、P的特征。在AFM图（图1-1-10）上，该区玄武岩落在拉斑玄武岩区（Irvine和Baragar，1971）。

       图1-1-10 红柳河玄武岩的AFM图解

       （据Irvine和Baragar，1971）

       表1-1-6 红柳河玄武岩的微量稀土元素丰度（wB/10-6）

       注：（La/Yb）N为球粒陨石标准化。

       （二）微量元素特征

       微量元素特征：Rb、K、Sr和Ba等大离子亲石元素富集（图1-1-11），其中有两个样品的Rb和K异常富集，可能是玄武岩样品中含有富集Rb和K的杏仁体或气孔充填物所致。La/Yb比值为10.61～16.87，Th/Ta比值为1.03～1.99，Fe/Ti比值为5.30～6.39，Ti/P比值为5.61～7.30，Ti/Zr比值为38.83～46.30。另外，Zr=254～328，Zr/Y比值5～10，Y/Nb=1.52～2.45。

       图1-1-11 红柳河玄武岩N-MORB标准化的蜘蛛图解

       （标准化值据Sun和McDonough，1989）

       （三）稀土元素特征

       轻稀土元素（LREE）相对于重稀土元素（HREE）富集（图1-1-12），REE配分模式图类似于洋岛玄武岩的特征，表明玄武岩岩浆主要源于EM。球粒陨石标准化的（La/Yb）N的范围为7.78～12.16，说明LREE和HREE之间有明显的分馏作用。

       四、讨论

       （一）岩石成因讨论

       红柳河下二叠统玄武岩的TiO2和P2O5含量较高，Y/Nb的比值较低（1.52～2.45），表现为类似大陆拉斑玄武岩的特征（Floyd和Winchester，1975）。另外Zr的含量较高，Zr/Y的比值范围为5～10之间。从Zr和Zr/Y的判别图解上可以看出（图1-1-13），该区玄武岩和典型的板内玄武岩特征一致（Pearce和Norry，1979）。红柳河下二叠统玄武岩的Th/Ta比值为1.03～1.99，La/Yb比值为10.61～16.87。在Th/Ta对La/Yb图（图1-114）中，样品主要分布在亏损地幔（DM）和富集地幔（EM）之间的连线上，反映该玄武岩岩浆主要源于DM和EM两个端元组分的混合成因，其中EM约占为70%～80%的成分，并且部分熔融程度较低，受壳源混染的程度也很低（Condie，2001）。Fe/Ti比值为5.30～6.39，Ti/P比值为5.61～7.30，Ti/Zr比值为38.83～46.30。从Fe/Ti、Ti/P和Ti/Zr对Zr的图（图1-1-15）中可以看出，玄武岩岩浆表现为富集的特征，且部分熔融程度低，可能主要源于EM（La Flèche et al.，1998；Caprarelli和Leitch，2001）。其中Fe/Ti比值主要反映地幔源的部分熔融程度，Ti/P和Ti/Zr主要指示地幔源的富集程度（La Flèche et al.，1998）。

       图1-1-12 红柳河玄武岩球粒陨石标准化的REE模式图

       （标准化值据Sun和McDonough，1989）

       图1-1-13（Zr/Y）-Zr玄武岩判别图解

       （据Pearce和Norry，1979）

       A区是火山弧玄武岩；B区是大洋中脊玄武岩；C区为大洋中脊玄武岩和火山弧玄武岩；D区为板内玄武岩

       （二）构造背景

       从岩石组合特征来看，从早二叠世早期沉积的以砾岩为主的海相碎屑岩和碳酸盐岩，随后以玄武岩为主的火山岩喷发，晚期上亚组的灰色砾岩和红褐色砂岩互层，其间并出现灰白色灰岩和灰绿色凝灰岩互层，其中有的玄武岩呈大小不一的枕状，枕间为灰岩充填。总的来说，下二叠统发生在造山期后的山间坳陷中，属磨拉石建造。其特点是与下伏地层具有明显的不整合，属于海陆交互相沉积，厚度巨大，以碎屑岩为主，并伴有基性火山喷发岩，灰岩从下到上由多到少以至消失。以上特征说明红柳河地区早二叠世早期是一种伸展拉张的构造背景，随着不断的拉张断陷，伴随源于幔源的基性岩浆的喷发，随后被灰色砾岩和红褐色砂岩填充。从沉积地层的特征来看，在整个拉张断陷过程中，红柳河地区已经拉张为深度较浅的并伴有基性岩浆的喷发的海盆，但未出现典型的洋壳。

       图1-1-14 红柳河玄武岩Th/Ta对La/Yb图解

       （据Condie，2001）

       图1-1-15 红柳河玄武岩Ti/Zr、Ti/P和Fe/Ti比值对Zr含量的图解

       （据La Flèche et al.，1998）

       据前所述，天山、准噶尔和阿尔泰等地区多处发育有指示后碰撞幔源岩浆活动的花岗岩的侵位，其时代介于330～250Ma之间，普遍具有正εNd（t）的特征（Hopson et al.，1989；赵振华等，1996；周泰禧等，1996；Han et al.，1997；韩宝福等，1999；Hu et al.，2000；Jahn et al.，2000a；Jahn et al.，2000b；Chen和Jahn，2002），反映了该区域可能从晚石炭世造山的挤压环境转化为造山后伸展拉张的构造背景。

       五、结论

       以上特征表明，红柳河下二叠统拉斑玄武岩喷发于深度较浅的海盆之中，是一种板内裂谷玄武岩，其岩浆主要源于亏损地幔和富集地幔成分的混合，其中富集地幔为主要端元，且部分熔融程度低，受很低的地壳混染作用。

       参考文献

       郭召杰，马瑞士，郭令智等.1993.新疆东部三条蛇绿混杂岩带的比较研究.地质论评，39（3）：236～247

       韩宝福，何国琦，王式洸.1999.后碰撞幔源岩浆活动、底垫作用及准噶尔盆地基底的性质.中国科学（D辑），29（1）：16～21

       李锦轶，肖序常，朱宝清等.1990.新疆东准噶尔克拉麦里地区晚古生代板块构造的基本特征.地质评论，36（4）：305～316

       李伍平，王涛，李金宝等.2001.东天山红柳河地区海西期花岗岩的岩石学地球化学及其构造环境.地质论评，47（4）：268～376

       林克湘，闫春德，龚文平.1997.新疆三塘湖盆地早二叠世火山岩地球化学特征与构造环境分析.矿物岩石地球化学通报，16（1）：39～42

       马瑞士，王赐银，叶尚夫.1993.东天山构造格架及地壳演化.南京：南京大学出版社，225

       肖序常，汤耀庆，冯益民，等.1992.新疆北部及其邻区大地构造.北京：地质出版社，169

       于福生，王涛，李伍平等.2000.甘新交界红柳河地区海西期构造演化特征.西安工程学院学报，2000，22（1）：18～22

       袁明生，张映红，韩宝福等.2002.三塘湖盆地火山岩地球化学特征及晚古生代大地构造环境.石油勘探与开发，29（6）：32～34

       赵泽辉，郭召杰，张臣等.2003.新疆东部三塘湖盆地构造演化及其石油地质意义.北京大学学报（自然科学版），39（2）：219～228

       赵振华，王中刚，邹天人等.1996.新疆乌伦古富碱花岗岩成因讨论.地球化学，25：205～220

       周泰禧，陈江峰，李学明.1996.新疆阿拉套山花岗岩类高εNd值的成因探讨.地质科学，31：69～71

       左国朝，刘义科，刘春燕.2003.甘新蒙北山地区构造格局及演化.甘肃地质学报，12（1）：1～15

       Allen M B，Windley B F，Zhang Chi，et al..1993.Evolution of the Turfan basin，Chinese central Asia.Tectonics，12（4）：889～896

       Allen M B，Windley B F，Zhang Chi.1992.Paleozoic collisional tectonics and magmatism of the Chinese Tian Shan，central Asia.Tectonophysics，220：89～115

       Capparelli G and Leitch E C.2001.Geochemical evidence from Lower Permian volcanic rocks of northeast New South Wales for asthenospheric upwelling following slab breakoff.Australian Journal of Earth Sciences，48：151～166

       Carroll A R，Graham S A，Hendrix M S，et al..1995.Late Paleozoic tectonic amalgamation of northwestern China：Sedimentary record of the northern Tarim，northwestern Turpan，and southern Junggar Basins.GSA Bulletin，107（5）：571～594

       Chen B and Jahn B M.2002.Geochemical and isotopic studies of the sedimentary and granitic rocks of the Altai orogen of northwest China and their tectonic implications.Geol.Mg.，129：1～13

       Chen Chuming，Lu Huafu，Jia Dong，et al..1999.Closing history of the southern Tianshan oceanic basin，western China：an oblique collisional orogeny.Tectonophysics，302：23～40

       Coleman R G.1989.Continental growth of Northwest China.Tectonics，8（3）：621～635

       Condie K C.2001.Mantle Plumes and Their Record in Earth History.Cambridge：Cambridge University Press，306

       Dobrestsov N L，Berzin N A，Buslov M M.1995.Opening and tectonic evolution of the Paleo-Asian.International Geology Review，37：335～360

       Floyd P A and Winchester J A.1975.Magma-type and tectonic setting discrimination using immobile elements.Earth Planet.Sci.Lett.，27：211～218

       Gao Jun，Li Maosong，Xiao Xuchang et al..1998.Paleozoic tectonic evolution of the Tianshan Orogen，northwestern China.Tectonophysics，287：213～231

       Guo Zhaojie，Ma Ruishi，Guo Lingzhi，et al..1993.A comparative study on three ophiolitic mélange belts in eastern Xinjiang.Geological review，39（3）：236～247（in Chinese with English abstract）

       Han B F，Wang S G，Jahn B M，et al..1997.Depleted-mantle magma source for the Ulungur River A-type granites from north Xinjiang，China：geochemistry and Nd-Sr isotopic evidence，and implication for Phanerozoic crustal growth.Chemical Geology，138：135～159

       Han Baofu，He Guoqi，Wang Shiguang.1999.Postcollisional mantle-derived magmatism，underplating and implications for basement of the Junggar Basin.Science in China（Series D），29：16～27

       Hopson C，Wen J，Tilton G，et al..1989.Paleozoic plutonism in East Junggar，Bogdashan，and eastern Tianshan，NW China.EOS Trans Am Geophys Union，70：1403～1404

       Hu A Q，Jahn B M，Zhang G X，et al..2000.Crustal evolution and Phanerozoic crustal growth in Northern Xinjiang：Nd-Sr isotopic evidence.PartⅠ：Isotopic characterization of basement rocks.Tectonophysics，328：15～51

       Irvine T N and Baragar W R A.1971.A guide to the chemical classification of the common volcanis rocks.Canad.J.Earth Sci.，8：523～548

       Jahn B M，Wu F Y，Chen B.2000a.Granitoids of the Central Asian Orogenic Belt and continental growth in the Phanerozoic.Trans.Royal Soc.Edinburgh：Earth Sci.，91：181～193

       Jahn B M，Wu F Y，Chen B.2000b.Massive granitoid generation in Central Asia：Nd isotope evidence and implication for continental growth in the Phanerozoic.Episodes，23：82～92

       La Flèche M R，Camiré G，Jenner G A.1998.Geochemistry of post-Acadian，Carboniferous continental intraplate basalts from the Maritimes Basin，Magdalen Islands，Québec，Canada.Chemical Geology，148：115～136

       Li Jinyi，Xiao Xuchang，Tang Yaoqing，et al..1990.Main characteristics of late Paleozoic plate tectonics in the southern part of east Junggar，Xinjiang.Geological Review，36（4）：305～316（in Chinese with English abstract）

       Li Wuping，Wang Tao，Li Jinbao，et al..2001.Petrology，geochemistry of Hercynian granites of Hongliuhe area and its tectonic setting in eastern Tianshan mountains，western China.Geological review，47（4）：368～376（in Chinese with English abstract）

       Lin Kexiang，Yan Chunde，Gong Wenping.1997.The geochemical characteristics and analysis of tectonic settings of early Permian volcanic rocks in Santanghu basin，Xinjiang.Bulletin of Mineralogy，Petrology and Geochemistry，16（1）：39～42（in Chinese with English abstract）

       Ma Ruishi，Wang Ciyin，Ye Shangfu.1993.Tectonic framework and crustal evolution of eastern Tianshan mountains.Nanjing：Publishing House of Nanjing University，225（in Chinese）

       Pearce J A and Norry M J.1979.Petrogenetic implications of Ti，Zr，Y and variations in volcanic rocks.Contrib.Mineral.Petral.，69：33～47

       Seng?r A M C，Natalin B A，Burtman V S.1993.Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia.Nature，364：299～307

       Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implications for mantle composition and processes.In：Saunders A D and Norry M J（eds），Magmatism in ocean basins.Geol.Soc.London Spec.Pub.，42：313～345

       Wartes M A，Carroll A R，Greene T J.2002.Permian sedimentary record of the Turpan-Hami basin and adjacent regions，northwest China：Constraints on postamalgamation tectonic evolutin.GSA Bulletin，114（2）：131～152

       Windley B F，Allen M B，Zhang C，et al..1990.Paleozoic accretion and Cenozoic redeformation of the Chinese Tien Shan Range，central Asia.Geology，18：128～131

       Xiao Xuchang，Tang Yaoqing，Feng Yimin，et al..1992.Tectionic evolution of northern XinJiang and its adjacent regions.Beijing：Geological Publishing House，169（in Chinese）

       Yu Fusheng，Wang Tao，Li Wuping，et al..2000.The feature of tectonic evolution within Hercynian period in Hongliuhe area located in the boundary between Gansu and Xinjiang.Journal of Xian Engineering University，22（1）：18～22（in Chinese with English abstract）

       Yuan Mingsheng，Zhang Yinghong，Han Baofu，et al..2002.The geochemical features of volcanic rocks and architectonic environment.Petroleum Exploration and Development，22（1）：18～22（in Chinese with English abstract）

       Zhao Zehui，Guo Zhaojie，Zhang Chen，et al..2003.Tectnic evolution of the Santanghu basin，east Xinjiang and its implication for the hydrocarbon accumulation.Acta Scientiarum Naturalium Unversitatis，39（2）：219～228（in Chinese with English abstract）

       Zhao Zhenhua，Wang Zhongguang，Zou Tianren，et al..1996.Study on petrogenesis of alkali-rich intrusive rocks of Ulungur，Xinjiang.Geochimica，25：205～220（in Chinese with English abstract）

       Zhou Taixi，Chen Jiangfeng，Li Xueming.1996.Origin of highεNd（t）granites from Alatao mountain，Xinjiang.Scientia Geological Sinica，31：71～69（in Chinese with English abstract）

       Zuo Guochao，Liu Yike，liu Chunyan.2003.Framework and evolution of the tectonic structure in Beishan area across Gansu province，Xinjiang autonomous region and Innermongolia automomousregion.Acta Geologica Gansu，12（1）：1～15（in Chinese with English abstract）

       （赵泽辉，郭召杰，张志诚，史宏宇，田杰）

研究区前寒武纪重大地质事件群及其全球构造意义

       表1.1.13 中国各构造单元二长花岗岩化学组成和元素丰度　Table1.1.13 Chemical composition and elemental abundance of monzogranites in the geotectonic units of China

       文献（Literature）：史长义等（2007），Shi et al.（2007）。

       含量单位：主成分，%；Au、Hg，10-9；其他元素，10-6。

       区域：1.天山—兴安造山系；2.中朝地台；3.昆仑—祁连—秦岭造山系；4.滇藏造山系；5.扬子地台；6.华南—右江造山带；7.喜马拉雅造山带。

       Concentration units：major elements，%；Au and Hg，10-9；other elements，10-6.

       Region：1.Tianshan?Hinggan orogenic system；2.Sino?Korean platform；3.Kunlun?Qilian?Qinling orogenic system；4.Yunnan?Tibet orogenicsystem；5.Yangtze platform；6.South China?Youjiang orogenic belt；7.Himalaya orogenic belt.

九瑞地区中生代岩浆活动及其与成矿关系

       就中央造山带而言，由于显生宙多期构造-热事件的叠加，事件的地质记录与较大的陆台相比较，显得极不完全，如中央造山带中的全吉一带虽发现了指示大陆壳扩张和减薄的奥长环斑花岗岩，但迄今未发现与其经常共生的块状斜长岩。此外，南华纪经典的冰碛层迄今也未曾发现，而这套冰碛层在塔里木及扬子陆台却甚为发育。指示寒冷性气候的冰碛层仅出露于全吉群红铁沟组，层位上与塔里木陆台北缘库鲁克塔格群顶部的汉戈尔乔克冰碛层相当，时代上属于震旦纪末期。然而，中央造山带中与造山作用有关的构造-热事件却极为复杂，其地质记录则比陆台上丰富得多。表6-2列出了中央造山带中主要地质事件的性质及年代，并进一步总结如下。

       表6-2 中央造山带前泥盆纪综合事件表

       续表

       注：No.1—东昆北金水口岩群变质年龄（460±8）Ma；No.2—堇青石花岗岩的深熔时代（402±6）Ma（张建新等，2003）；No.3—茫崖北云母片岩中白云母39Ar-40Ar坪年龄（453.4±8.7）Ma（Sobel等，1999）；No.4—西阿尔金高级变质岩峰期变质（450±4.3）Ma（张建新等，1999a）；No.5—全吉河钾长花岗片麻岩锆石变质年龄（440±7.5）Ma；No.6～7—甘肃白银厂细碧岩（449±4）Ma、石英角斑岩（445±6）Ma（陆松年等，2002）；No.8—阿尔金山榴辉岩（494±66.5）Ma（U-Pb法）（张建新等，1999a）；No.9～10—沙柳河及阿莫尼克山榴辉岩（497±10）Ma和（473±4）Ma（陆松年等，2002）；No.11—锡铁山滩间山群变流纹岩（486±13）Ma（李怀坤，1999a、b）；No.12～13—库地辉长岩（510±4）Ma（肖序常等，2003），伟晶辉长岩；No.14—清水泉辉长岩（522.3±4.1）Ma（陆松年等，2002）；No.15—滩间山辉长岩（496±6）Ma（袁桂邦等，2002）；No.16～17北祁连玉石沟、熬油沟辉长岩（550±17）Ma（史仁灯等，2004）、（503.7±6.4）Ma（本书）；No.18—沙柳河花岗片麻岩SHRIMP U-Pb年龄（917±21）Ma；No.19～23—鱼卡河一带单颗粒锆石U-Pb法年龄（917±25）Ma、（928±18）Ma、（987±93）Ma、（1020±41）Ma（U-Pb法）（陆松年等，2002）；No.24～25—阿克塔什塔格基性岩墙群及奥长花岗片麻岩（2351±21）Ma（U-Pb法）年龄（2374±10）Ma（陆松年等，2002）；No.26～27—阿卡孜二长花岗片麻岩（2426±46）Ma（U-Pb法），许许沟钾长花岗片麻岩（2358±10）Ma（U-Pb法）；No.28～29—德令哈杂岩中斜长角闪岩（2412±14）Ma，二长花岗片麻岩（2366±10）Ma（U-Pb法）（陆松年等，2002）；No.30—石包城水峡口英云闪长岩（2670±12）Ma（梅华林等，1998）；No.31—阿克塔什塔格英云闪长片麻岩（2604±102）Ma（U-Pb法）（陆松年等，2003）；No.32—阿克塔什塔格二长花岗片麻岩（3096±17）Ma（U-Pb法）（陆松年等，2003）。

       一、太古宙地质事件

       中央造山带内除南秦岭造山带外，迄今未发现经U-Pb同位素年龄证实的太古宙地质体。南秦岭造山带中的太古宙岩层实质上代表了扬子陆台边缘早期地质体，其出露范围较小，除勉-略缝合带北侧新太古代鱼洞子岩群外，张宗清等（2005）最近报道在河南陡岭以南也发现有新太古代岩层的存在。

       二、古元古代早期岩浆活动

       在中央造山带内唯一记录古元古代早期岩浆活动的岩石记录保存在中阿尔金-祁连-全吉地块的全吉地块中，现被称为“德令哈杂岩”的二长花岗片麻岩和斜长角闪岩是组成杂岩的主体，它们的TIMS/U-Pb年龄分别为（2366±10）Ma和（2412±14）Ma。

       三、古元古代末期（2000～1800Ma）与造山运动有关的重大事件群

       2000～1800Ma期间与造山运动有关的重大事件群在塔里木克拉通及欧龙布鲁克微陆块上表现得十分明显，其中包括约1900Ma的变质事件、约1900Ma的深熔事件和同造山花岗质侵入体，这些事件无疑表明这一时期造山运动的存在。Rogers认为这一时期的造山运动与Nena陆块群的形成有关，但除Nena陆块群外，其他大陆上这一时期的构造-热事件也相当发育，因此，在研究区内2000～1800Ma与造山运动有关的重大事件群究竟与哪一个大陆有更密切的亲缘关系目前尚难断定。

       四、约1800Ma裂解事件

       以斜长岩和奥长环斑花岗岩组合为标志的中元古代裂解事件保存在全球许多大陆，其中我国华北陆台也保存了中元古代早期大陆裂解的岩石记录。在华北古大陆上，极好地保存了1.7Ga前后的一系列非造山裂解事件的地质记录，在这一组裂解事件群中，AGMS组合，即斜长岩（anorthos?ites）-辉长岩（gabbro）-纹长二长岩（mangerites）-正长岩（syenite）和AMCG组合，即斜长岩（anorthosites）-纹长二长岩（mangerites）-紫苏花岗岩（charnockites）-奥长环斑花岗岩（rapakivi granites）深成侵入体组合可能是进行大陆之间对比的重要证据。AGMS和AMCG不仅存在于华北，而且也赋存于北美和波罗的地盾，只是华北AGMS的时代略老（1.78～1.60Ga），但仍揭示了华北与北美和波罗的之间的相似性。华北古大陆晋冀蒙毗邻地区1.75Ga的基性岩墙群十分发育，它应是探讨古大陆块体之间亲缘关系的另一个重要依据。这一时期的基性岩墙群尚未在其他大陆发现。

       中央造山带全吉地块是唯一保存约1800Ma裂解事件的地块，以侵位于德令哈杂岩中的基性岩墙群和鹰峰奥长环斑花岗岩的发育为标志，但迄今为止未能在全吉地块发现AGMS和AMCG组合中与环斑花岗岩共生的其他岩石类型，特别是块状斜长岩。值得注意的是，德令哈基性岩墙群（1852±15）Ma和鹰峰环斑花岗岩（1763±53）Ma的侵位时代均比华北陆台上同一类型的岩石（约1.70Ga）形成时代早了约70Ma，表明当时的华北陆台与中阿尔金-祁连-全吉地块不属于相连的同一陆块，裂解所形成的岩石组合也不是同一时代同一裂解作用的产物。

       五、与罗迪尼亚超大陆汇聚有关的重大事件群

       与罗迪尼亚超大陆汇聚及裂解有关的重大事件群在研究区内，特别是柴达木地块和北秦岭地块表现得十分醒目，无疑表明它们处于罗迪尼亚构造域之中。现以北秦岭地块为例，予以简要说明。

       新元古代早期同造山期花岗岩侵入体集中分布于北秦岭地块的秦岭岩群之中，这些花岗岩侵入体无一例外地经历了变质、变形而成为片麻岩。这些正片麻岩原划为秦岭岩群，前人已从其中区分出寨根、牛角山、德河、蔡凹等花岗片麻岩岩体，经过近两年工作，我们分别在甘肃天水县北道，陕西太白官山、周至以南涝峪和松树沟超基性杂岩体与富水杂岩体之间的黄土坳识别出新的花岗片麻岩岩体，并应用SHRIMP和TIMS法获得一批精度较高的原岩侵入时代（表6-3），表明它们主要形成于新元古代早期。

       北秦岭地块中的新元古代花岗片麻岩体多呈小的岩体成群分布于秦岭岩群之中，其片麻理与围岩的面理产状一致，同位素年龄介于955～844Ma之间，但多数集中于955～910Ma年龄段。地球化学参数显示钙碱性、富铝、轻重稀土元素分馏强烈、铕呈现明显负异常和高场强元素强烈亏损的特点，说明它们的原岩是在同造山构造环境中形成的陆壳重熔型花岗岩。与北秦岭地块相似，在柴达木地块北缘及南缘的金水口岩群中也鉴别出众多新元古代早期同造山构造环境中形成的陆壳重熔型花岗岩。

       表6-3 新元古代早期花岗片麻岩的同位素年龄

       （据陆松年等，2003）

       根据现有资料分析，在罗迪尼亚超大陆中，塔里木克拉通与扬子克拉通相连或相邻。按现代地理方位，塔里木南缘与扬子北缘相接的可能性较大，且柴达木地块和北秦岭地块可能夹于其间。其有利的证据有以下几方面：第一，北秦岭地块存在一条新元古代早期花岗片麻岩带，这条岩浆岩带与柴达木地块北缘新元古代花岗片麻岩带基本可以对比，二者可能原为一条岩浆岩带；第二，北秦岭地块秦岭岩群的原岩组合及地层时代与柴达木地块北缘沙柳河-鱼卡河岩群原岩组合及地层时代相似，两套地层可能是同一时代、相似沉积环境和构造背景中的产物；第三，柴达木地块南缘（东昆北）金水口岩群形成于一种被动大陆边缘的构造背景，有可能原为中元古代塔里木克拉通南部大陆边缘，南华纪大裂解使柴达木脱离塔里木，逐步成为游离于塔里木与扬子之间的独立块体，后来卷入了早古生代造山作用。因此，作者在塔里木克拉通与扬子克拉通连接的基础上，进一步提出塔里木-柴达木（北秦岭）-扬子连接的可能性，即在中元古代晚期至新元古代早期，塔里木南缘与扬子北缘之间，夹持着柴达木地块和北秦岭地块，而且柴达木地块在两个克拉通之间的位置与现代方位相比大致旋转了180°。

       六、与罗迪尼亚超大陆裂解有关的重大事件群

       一个超大陆形成后的裂解事件群往往比前期的汇聚事件群保存得完整，也更易识别。中央造山带中与罗迪尼亚超大陆有关的裂解地质记录主要保存在全吉和南秦岭地区，而且这些裂解事件与相邻的塔里木和扬子陆台完全可以对比。例如全吉地块大柴旦以西鹰峰一带发育的辉绿岩基性岩墙群、南秦岭新元古代耀岭河群和碧口群裂谷火山岩与相邻陆块的基性岩墙群或新元古代裂谷火山岩系均是820Ma至800Ma裂解的产物。然而，在塔里木和扬子陆台上新元古代裂解表现出幕式特点，除820Ma至800Ma第一幕裂解事件外，约780Ma至750Ma的第二幕裂解也是很强烈的。与相邻陆台相比，在中央造山带内对多幕式裂解地质记录的研究远不如相邻陆台的研究程度。

       七、震旦纪顶部冰碛层

       新元古代冰川活动记录在中国古陆，特别是扬子和塔里木陆台上保存极好，普遍发育两套冰碛层，其间被间冰期沉积相隔。下冰碛层以湖北峡东地区古城组为代表，上冰碛层以南沱组为代表。然而，在中央造山带内，包括南秦岭的新元古代地层内尚没有公认的与古城组或南沱组相当的冰碛层存在。目前唯一的前寒武纪冰碛层赋存于全吉群红铁沟组，该组与上覆寒武系呈平行不整合接触。

       八、早古生代环冈瓦纳重大事件群

       根据现在获得的资料，可以判断中央造山带与泛非造山带不属同一造山带，而是在时代和地理位置上均有差异的两条造山带。前者主要与原特提斯洋—古特提斯洋的演化有关，位于东冈瓦纳北缘，呈近东西向展布，而后者受控于莫桑比克洋的闭合作用，位于东、西冈瓦纳之间，呈近南北向延伸。作者赞同IGCP-369“特提斯洋形成与演化”项目研究成果的观点，即早古生代中国诸陆块位于古亚洲洋与原特提斯洋之间，构成多岛-弧-盆系的东端，而这一多岛-弧-盆系又更接近冈瓦纳大陆，是Peri?Gondwana（“冈瓦纳周缘”或“环冈瓦纳”）的多岛-弧-盆系，所以那时的原特提斯洋的规模比古亚洲洋要小得多。

       罗小洪

       （江西省地质调查研究院，向塘330201）

       摘要：通过对九瑞地区中生代不同时期形成的花岗岩的研究，认为该区主成矿期前（160～200Ma）形成C型埃达克岩，这时的地壳是增厚的地壳（＞40km），随后在该地区的软流圈地幔上涌和岩石圈的伸展减薄作用过程中，形成Ⅰ型花岗岩（130～160Ma）及其有关矿床，达到该地区铜金成矿高峰期。随着地壳减薄作用进一步加强，岩浆活动和成矿作用减弱。不但强调Ⅰ型花岗岩的成矿专属性，而且也强调成矿时间，强调大地构造环境转换期成矿。

       关键词：C型埃达克岩；大地构造环境转换；成矿；九瑞

       岩浆岩是地球动力学过程的记录之一，也是研究壳幔作用与成矿的窗口。岩浆活动是本区铜金成矿的主导因素。探讨伸展造山作用与成矿的关系，研究者比较多（马长信等，1999；卢树东等，2004）。本文将从研究该区中生代岩浆岩的成因的不同，以及从其岩石地球化学特征对比出发，探讨该区中生代地壳线型减薄作用。从而证明与形成武山、城门山矿床有关的代表主成矿期的花岗岩为Ⅰ型花岗岩，应为增厚（＞40km）地壳在减薄过程中形成的，在地壳减薄到一定程度后，地幔物质混入，形成与矿有关的武山、城门山花岗闪长斑岩，强调大地构造环境转换期成矿。

       1 区域中生代岩浆活动概况

       区内中生代岩浆活动较强，以小型岩体成带展布为特征。出露约30个小岩体，呈北西西和北东东向带状分布，呈北西西向近纬向线性分布为主成矿期前和主成矿期花岗岩，范围约900km2，单个岩体出露面积为0.01～2.5km2，总面积约14km2。另一条为主成矿期后花岗岩带，近北北东向沿赣江断裂带呈带状展布。其中城门山、武山、东雷湾3个岩体呈岩株产生，其他岩体呈岩墙或岩脉。主成矿期岩体以武山（140Ma）、城门山花岗闪长斑岩体（148Ma）为代表，主成矿期前岩体以东雷湾（196Ma）、宝山（176Ma）花岗闪长斑岩体为代表，主成矿期后则为武山煌斑岩（107Ma）、城门山石英斑岩（103Ma）和沿赣江断裂带分布的星子二云母花岗岩（100Ma）、海会变斑状（眼球状）花岗岩（107Ma）为代表。岩体属浅成－超浅成相，岩石类型主要有闪长岩、石英闪长玢岩、花岗闪长岩与石英斑岩等，其中以花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩占绝对优势。造岩矿物主要由斜长石、钾长石、石英组成，其次为黑云母、角闪石。岩石以斑状结构为主。

       2 区内3个时期的岩浆岩特征

       2.1 岩浆岩研究概况

       主成矿期前形成的东雷湾，宝山花岗闪长斑岩体为C型埃达克岩。埃达克岩（adakite）是1978年在阿留申的Adak岛上发现的（Kay，1978），Defant et al.和Drummond et al.（1990）从现代火山弧中厘定出一种新的富钠火成岩——“adakite”（绝大多数学者给出的中文译名为埃达克岩），现己引起广泛关注（张旗，王焰，1999；李献华，2002，等）。

       张旗、李献华、熊小林（2001）在研究中国东部和西部燕山期岩浆作用时，发现有许多中酸性火山岩和侵入岩类似埃达克岩的地球化学特征，但它们是陆相的，产于板内环境，其成因与板块的消减作用无关，而可能是加厚的陆壳底部的基性岩部分熔融形成的，因此，埃达克岩可分为O型和C型的两类，O型埃达克岩与板块的消减作用或玄武岩底侵作用有关，C型埃达克岩则是加厚的地壳底部的中－基性岩部分熔融的产物。C型埃达克岩富K（大部分仍然是钠质的，即K2O/Na2O＜1，少数为钾质的），产于大陆内部，可能是玄武岩浆底侵到加厚的陆壳（＞40km）底部导致的下地壳中基性变质岩部分熔融的产物。两类埃达克岩的对比见表1。

       表1 两类埃达克岩的对比

       主成矿期形成的武山、城门山花岗闪长斑岩，为Ⅰ型花岗岩。谢桂青，胡瑞忠，贾大成等（2002），认为主成矿期后形成的武山煌斑岩为挤压隆起转变为拉张裂陷，在软流圈上涌和岩石圈伸展拉张时形成的基性岩脉。

       2.2 3个不同时期花岗岩的岩石学、岩石化学特征

       2.2.1 样品采集与测试

       主成矿期前的东雷湾和宝山岩体，样品分别采自两个岩体的坑道中，样品送中国科学院地球物理地球化学勘查研究所分析，其中Ce、La、Sc、Y、Dy、Er、Eu、Gd、Ho、Hf、Lu、Nd、Pr、Sm、Tb、Tm、Yb、Ta、Co、Cs、Ni、Th、Nb、U采用等离子体质谱法，Ba、Sr、Cr、Rb、V、Zr采用压片法X－射线荧光光谱法，SiO2、Al2O3、MgO、CaO、TFe2O3、Na2O、K2O、TiO2、P2O5、MnO采用熔片法X－射线荧光光谱法，CO2采用电导法， ＋采用重量法，FeO采用容量法。主成矿期为武山和城门山岩体，样品成果引自《江西省花岗岩类的基本特征及与钨矿成矿的关系》（刘家远等，1983）。主成矿期后的基性岩脉样品，引自谢桂青等（2002），样品采自武山铜矿区的斑岩脉，其岩石化学样品分析者为中国科学院地球化学研究所李荪蓉，微量元素样品由中国科学院地球化学研究所电感耦合等离子体－质谱（ICP－MS）实验室漆亮分析。

       2.2.2 岩石学特征

       东富湾、宝山岩体主要岩性为花岗闪长斑岩，斑状结构，基质显微花岗结构，块状构造。其中斑晶：斜长石30％，石英2％，角闪石7％，黑云母2％；基质：斜长石10％，钾长石20％，石英20％，黑云母少量，角闪石少量；斑晶多为1～5.5mm，基质主要矿物粒径0.05～0.2mm；副矿物榍石少量，磷灰石、锆石、磷铁矿和钛铁矿微量。

       武山、城门山岩体主要岩性为花岗闪长斑岩，斑状结构，基质显微花岗结构，块状构造。其中斑晶：斜长石36％，钾长石2％，石英4％，黑云母6％，角闪石7％；基质：斜长石8％，钾长石15％，石英16％，黑云母2％，角闪石1％；副矿物磷灰石、榍石、锆石、金孔石微量。

       武山基性岩脉主要岩性为闪斜煌斑岩，黑绿色，主要由斜长石和角闪石组成，少量的石英和黑云母，有时出现辉石和橄榄石，斑晶以角闪石为主，含有部分斜长石，基质大小为0.05～0.03mm，主要以斜长石为主，含有少量角闪石，具有典型的煌斑结构，仅见少量的碳酸盐蚀变。

       2.2.3 岩石化学特征

       本区代表性岩体岩石化学分析结果见表2。从表2可看出，东雷湾和宝山岩体岩石化学成分与张旗等（2001）研究的C型埃达克岩相似。在岩浆岩的MgO－SiO2图解上（图1），可看出东雷湾、宝山岩体与武山、城门山岩体的SiO2含量相近，变化不大，但MgO含量前者远小于后者，武山煌斑岩就更高，说明后者上地幔物质含量较前者高，东雷湾与宝山岩体皆落入埃达克岩区，城门山岩体也落入埃达克岩区，而武山则不在埃达克岩区。在岩浆岩的SiO2（wt％）－Mg＃［（Mg＋Fe）molar］图解中（图2），东雷湾、宝山岩体落在新西兰的白垩纪的SeparationPoint岩基镁铁质地壳部分熔融形成的埃达克质岩石区，而武山、城门山岩体则沿着地幔混染的演化线分布，同样表明武山、城门山岩体受到了地幔橄榄岩的混染，地幔物质增加，说明这时地壳减薄，上地幔上隆，在下地壳熔融形成的熔体易于受到地幔物质的混染。而武山煌斑岩则地幔物质更多，推测应是地壳进一步减薄，上地幔进一步上隆，熔融体具更多的地幔物质，而上侵时混染了少量地壳物质。

       图1 岩浆岩的MgO－SiO2图解（据Defantetal.，2002）

       2.2.4 微量元素特征

       从表2可看出，东雷湾和宝山岩体微量元素含量特征与张旗等（2001）研究的C型埃达克岩相似，其Sr含量大于400μg/g，分别为601μg/g和420μg/g，而武山和城门山Sr含量小于400μg/g，分别为256μg/g和248μg/g。武山煌斑岩Sr含量平均为535.2μg/g。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Y含量分别为12.5μg/g和13.2μg/g，皆符合埃达克岩小于等于18μg/g的标准；武山、城门山岩体的Y含量分别为13.8μg/g和14.2μg/g，而武山煌斑岩Y含量平均为19.68，大于18μg/g。从主成矿期前→主成矿期→成矿期后岩体，其Y含量依次增高。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Sr/Y比值分别为48.08和31.82，皆符合埃达克岩大于20～40的标准；武山、城门山花岗闪长斑岩Sr/Y比值分别为18.55和17.46，皆小于20；武山煌斑岩平均为27.19。从图3可以看出，在岩浆岩的Sr/Y－Y图解上，东雷湾、宝山花岗闪长斑岩落于底侵玄武质下地壳熔融形成的C型埃达克岩区，武山、城门山花岗闪长斑岩则落于泛埃达克岩区，落在C型埃达克岩与正常火山弧安山岩、英安岩流纹岩区之间。而武山煌斑岩则落在正常火山弧安山岩、英安岩流纹岩区，Sr/Y－Y图解为研究埃达克岩较为经典的图解。东雷湾、宝山花岗闪长斑岩Yb含量分别为1.10μg/g和1.24μg/g，皆小于埃达克岩的1.9μg/g；武山、城门山花岗闪长斑岩Yb含量分别为0.94μg/g、0.92μg/g，亦小于1.9μg/g；而武山煌斑岩平均为1.81μg/g，比前4个岩体高出很多。从图4岩浆岩的球粒陨石标准化的（La/Yb）N－YbN图解可以看出，东雷湾、宝山花岗闪长斑岩落在埃达克岩或高铝奥长花岗岩-英云闪长岩-英安岩（TTD）区，而武山煌斑岩则落入低铝TTD区。

       图2 岩浆岩的岩浆岩的SiO2（wt％）－Mg＃［Mg/（Mg＋Fe）molar］图解

       与俯冲板片熔融有关的埃达克岩或埃达克质岩：1.美国Aleutians的埃达克质高镁安山岩；2.日本Ryukyu中部的埃达克质高镁安山岩；3.美国Aleutians的Adak岛的埃达克岩；4.南美Cook岛的埃达克岩；5.阿根廷CerroPampa的埃达克岩；6.南美Burney的埃达克岩；7.南美AndeanAustral火山带北部的埃达克岩；8.日本西南的埃达克岩；9.菲律宾的埃达克岩；10.南美AndeanAustral火山岩带Reclus的埃达克岩；11.巴拿马的埃达克岩；12.秦岭三岔子晚古生代的埃达克岩和埃达克质高镁安山岩；13.俄罗斯Kamchatkan弧北部橄榄岩包体中的埃达克岩脉；14.地幔橄榄石中的埃达克质的熔融包裹体；15.北大别地块埃达克质灰色片麻岩；

       新底侵的镁铁质地壳部分熔融形成的埃达克质岩石：16.秘鲁科迪勒拉的Blanca岩基；17.新西兰的白垩纪的Separationpoint岩基；18.东雷湾、宝山花岗闪长斑岩；

       熔融实验：21.被方辉橄榄岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；22.被二辉橄榄岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；23.被地幔岩混染的角闪岩化的玄武岩的熔体；24.在1～4GPa下的俯冲板片熔体；

       其他：25.与俯冲板片熔融有关的埃达克岩、埃达克质岩石分离结晶和受地幔混染的演化线；26.岩浆分离结晶和受地壳混染的演化线；19.武山、城门山花岗闪长斑岩；20.武山煌斑岩

       图3 岩浆岩的Sr/Y－Y图解（据Defantetal.，1990；王强等，2001）

       图4 岩浆岩的球粒陨石标准化的（La/Yb）N－YbN图解（据Drummond et al.，1990，王强等，2001）

       东雷湾宝山“C”型埃达克岩强烈亏损HREE和Y，暗示埃达克岩浆熔出后的残留物中有石榴石，形成榴辉岩或含石榴石的麻粒岩，而富Al、Sr，无负铕异常则说明残留物中无斜长石（Taylor et al.，1985；刘勇胜等，1998）。实验研究表明，埃达克岩可以在较宽的压力范围内（10～32kbar）

       由低钾拉斑玄武岩脱水熔融形成，但是在大多数情况下形成的压力较高（18～26kbar），大约相当于60～85km深度（Drummond and Defant，1990；Rapp et al，1991；Peacock et al，1994）。Defant and Drunmond（1990）和Kay等（1993）认为，在增厚的地壳下因拆沉作用形成的岩浆与年轻的、热的俯冲岩片熔融产生的岩浆有相似的成分（如高La/Yb、Sr），因为两者都是高压下基性岩熔融形成的，残留物为不含斜长石的榴辉岩。

       一般认为，由地幔部分熔融直接形成埃达克岩的可能性极小（Defant and Drummond，1990；Martin，1999；Atherton and Petrofed，1993）根据埃达克岩具有高的Sr/Y和La/Yb比值，低的Yb和HREE丰度以及Sr和Ba的正异常，玄武岩浆的分离结晶（斜长石、角闪石和辉石）、岩浆混合及地壳岩石的混染成因也是不可能的（Martin，1986，1999；Defant and Drummond，1990，1993；Drummond and Defant，1990；Atherton and Detford，1993）。因此，不论是O型或C型埃达克岩，都是镁铁质岩石在高压下部分熔融形成的，残留物为榴辉岩或含石榴石的麻粒岩。

       表2 花岗岩化学分析（主元素％，微量元素μg/g）

       3 不同时期岩浆岩成因及大地构造意义讨论

       由上述岩浆岩的论述可知，在主成矿期前（170～200Ma）形成东雷湾、宝山C型埃达克岩时，该区为挤压环境，地壳增厚（现在的莫霍面深度应为32.5km），这时下地壳可能变成榴辉岩，从而拆离并下沉到地幔中（拆沉），这个拆沉过程将导致下地壳下部或拆沉的下地壳的上部与相对热的地幔接触，进而引起下地壳熔融和埃达克岩的形成。东雷湾、宝山岩体形成后，埃达克岩浆房被一定程度地抽空，这时，区域构造发生了转换，由挤压转换至伸展，形成了不均衡的物理化学环境，软流圈地幔上涌和岩石伸展、减薄，一定地幔物质混入岩浆房，岩浆上侵形成武山、城门山主成矿期Ⅰ型花岗闪长斑岩。尔后，岩浆房继续被抽空，区域进入了较为稳定的伸展期，在软流圈地幔上涌和岩石圈进一步减薄过程中，形成含有更多地幔物质的武山煌斑岩脉，物理化学环境由强烈的不均衡演化至较为均衡，岩浆活动由减弱至终止。必须强调的是，当地壳开始减薄作用时成矿，在区域构造发生转换时形成的Ⅰ型花岗闪长斑岩是主成矿期岩体，应强调转换期成矿。当纬向线性减薄作用进一步发展，物理化学环境趋于均衡时，并不成矿，只形成没有矿化蚀变的煌斑岩。

       本文只是起到抛砖引玉的作用，埃达克岩与Ⅰ型花岗岩如何更有效去研究区分，目前在区内甚至国内都还是有待进一步解决的问题。

       本文得到了杨建国教授级高级工程师、陈祥云博士的帮助，作者并与李武显博士进行了有益的讨论，在此一并致谢。

       参考文献

       ［1］崔学军，赵赣，陈祥云等.江西庐山中生代构造事件的40Ar/39Ar同位素年龄研究.成都理工学院学报，2002（6）：646～649

       ［2］卢树东，高文亮，汪石林等.江西彭山锡铅锌多金属矿床成矿特征与成因浅析.华东理工学院学报（自然科学版），2004（4）：1～4

       ［3］马长信，项新葵.赣北燕山期花岗岩浆的底辟伸展造山作用.华东地质学院学报（自然科学版），1999（1）：4～8

       ［4］史晓颖.35Ma——地质历史上一个重要的自然周期：自然临界的概念及其成因.地球科学——中国地质大学学报，1996（3）：235～241

       ［5］王焰，张旗，钱青.埃达克岩（adakite）的地球化学特征及其构造意义.地质科学，2000（2）：251～256

       ［6］王强，许继锋，赵振华.一种新的火成岩——埃达克岩的研究综述.地球科学进展，2001（2）：201～206

       ［7］王强，赵振华，熊小林等.底侵玄武岩下地壳的熔融：来自安徽沙溪adakite质富钠石英闪长玢岩的证据.地球化学，2001（4）：353～360

       ［8］谢桂青，胡瑞忠，贾大成等.赣西北基性岩脉的地质地球化学特征及其意义.地球化学，2002（4）：329～337

       ［9］张旗，王焰，钱青等中国东部燕山期埃达克岩的特征及其构造－成矿意义.岩石学报，2001（2）：236～242

       ［10］张旗，钱青，王二七等.燕山中晚期的中国东部高原：埃达克岩的启示.地质科学，2001（2）：248～255

       ［11］张旗，王焰，王元龙.燕山期中国东部高原下地壳组成初探：埃达克质岩Sr、Nd同位素制约.岩石化学，2001（4）：505～512

       [12] Defant M J, Drummond M S. Derivation of some modern are magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 1990,347:662～665

       [13] Kay R W. Aleutian magnesia n andesites:melts from subducted Pacific Ocean crust. J. Volcanol. Geotherm. Res.,4:117～132

       The Mesozoic Magma Activity and Relation with Mineralization in Jiu-Rui Area

       Luo Xiaohong

       (Jiangxi Institute of Geological Survey, Xiangtang 330201 )

       Abstract: By studying the Mesozoic granites formed at different time in Jiu-Rui area, it’s concluded that C-type adakites come into being before the primary mineralization time , when the earth’s crust is incrassate, then during the course of the interactions between the ascent and the lithosphere’s estension or attenuation, I -typegranites and their orebodies formed and Cu or Au mineralization reached the climax. With the incrassation of the earth’s crust further strengthening, the magma activity and mineralizationaction weakened. The paper emphasizes not only the exclusive speciality of I -type granites, but also the mineralizationtime and the mineralizationaction during the geotectonic environmental conversion time.

       Key words: C-type adakites; Geotectonic environmental conversion; Ore-forming; Jiu-Rui area

       今天关于“granites”的讨论就到这里了。希望通过今天的讲解，您能对这个主题有更深入的理解。如果您有任何问题或需要进一步的信息，请随时告诉我。我将竭诚为您服务。