构造-岩浆演化及壳幔分异

东昆仑及邻区岩浆-构造演化与成矿作用~

（一）前寒武纪基底的性质
1.问题的提出
对于东昆仑造山带前寒武纪基底的性质主要有4种不同认识。①占主导地位的传统观点，认为昆中断裂带以北属于华北型，为结晶基底（或硬基底），其南属扬子型，为变质基底（或软基底）（例如：青海省地质志，1991；姜春发等，1992）。②基于前长城系基底Rb同位素年龄，昆中断裂带以北约1800～1900 Ma和其南约2200～2400 Ma，提出昆北为扬子型，昆南则为华北型。③基于同位素年龄3个峰值（1800 Ma、1400 Ma年和1100 Ma）提出属于西域地台型，它不同于华北型（前长城系1800 Ma地台固结），也不同于扬子型（70～80 Ma地台固结）（陈炳蔚等，1995）。④东昆仑广泛出露的前寒武纪变质岩是抬升达地表的柴达木块体的深部陆壳（邓晋福等，1995）。

图6-9 昆仑山—西秦岭—三江地区岩石构造组合与成矿简图

（据曹永清，1999）
前寒武纪基底性质的厘定，不但对于显生宙的构造演化，而且对于成矿作用和矿产资源的区域远景预测有重要意义，有必要进行某些讨论。
2.克拉通的形成与地台的基底
全球大陆的地震层析成像（CT）结果，把古大陆分出两个年龄省：①大于1700～1800 Ma（太古宙—古元古代）的古大陆，与②1700～1800 Ma（中元古代—新元古代）古大陆。前者高速异常达250 km，后者则无。这样太古宙—古元古代克拉通均有一个平均深达250 km的岩石圈根，被称为大陆根（Polet和Anderson，1995）。
我国3个大的克拉通，中朝、扬子与塔里木均有大陆根（中朝克拉通的东半部-华北克拉通是一个例外，燕山期时大陆根丢失了约100 km厚度）（邓晋福等，1996 a），以及鞍山地区奥长花岗质片麻岩年龄3800 Ma和冀东地区石英岩3800～3600 Ma，角闪岩3500 Ma（Wu等，1993）和下扬子地幔橄榄岩捕虏体2800～3400 Ma（孙卫东等，1997）均表明，中朝、扬子与塔里木克拉通的前寒武纪花岗质基底形成的主要时代是太古宙。
3.造山带的基底
大多数造山带内显生宙花岗岩类的Nd模式年龄（TNdDM）占优势的为元古宙，其中大致有3个高峰值，～1800 Ma，～1400 Ma 和～1000 Ma（Jahn 等，1990；李献华等，1991；吴福元等，1997）。这表明，造山带内岩石圈的形成以及陆壳从地慢中分离出来的时间主要是元古宙，这与上面所讨论的克拉通是不同的。地质学研究表明，大多数造山带，虽然可能包含少量小块的太古宙地块，但主体出露的基底均为元古宙变质岩和花岗岩类。它们与其中广泛分布的显生宙花岩类的TDM所示踪的其源区从地幔中分离出来的时间主要为元古宙是一致的。它们均暗示，大多数造山带岩石圈和陆壳是在元古宙新生的。
这样，造山带的基底占优势的不是太古宙形成的，而是元古宙形成的，而克拉通的基底占优势的是太古宙形成的。它将成为我们讨论东昆仑前寒武纪基底性质的一个主要依据。
4.东昆仑前寒武纪基底的性质
上述讨论告诉我们，前寒武纪基底可分出两大类，即克拉通基底与造山带基底，鉴别它们的依据主要有：①TT（G）形成的年龄；②显生宙花岗岩类的TNdDM；③地幔橄榄岩的Re 亏损年龄。东昆仑金水口群被认为是最老的变质岩系，形成于古元古代，最老的同位素年龄为2448 Ma，但它是将苦海群与白沙河组斜长角闪岩放在一起获得的，因此，还需要进一步验证。根据金水口群主体为角闪岩相片麻岩与英云闪长岩-奥长花岗岩组合（TT）（邓晋福等，1995）或TTG组合（青海区综队，1995），以及侵入于金水口群的片麻状花岗岩类的Rb-Sr 等时年龄为1846 Ma（青海地质志，1991）来看，可以初步认为，东昆仑基底可能主要形成于古元古代晚期，它属于造山带的基底，而不是克拉通的基底。这与东昆仑的地质演化史——多次或多旋回（元古宙、加里东、晚海西—中生代、新生代）被卷入造山作用的地质事实符合，虽然其间存在短暂的相对稳定期，进而可以认为它不是扬子型、华北型基底，也不是塔里木的基底。东昆仑造山带的基底显然属于克拉通边缘或从克拉通边缘分离出来的“优地槽”的基底，到底它与那个克拉通更亲密，还有待进一步论证。另外，东昆仑前寒武纪变质岩类及花岗岩类的研究程度较低，同位素，特别是Sm-Nd和Re-Os同位素研究几乎是个空白，这是需要今后加强研究的重要方面。
昆中断裂是新生代以来形成的地貌景观的表现，与地质历史中的某些边界带并不完全符合，例如古元古变质结晶岩类在该断裂的两例均有分布。
（二）加里东造山旋回及其性质
1.火成岩构造组合与大地构造演化
（1）早古生代玄武岩类的岩石学-地球化学性质
岩石学与岩石化学的结果（表6-4）表明，它们主要是拉斑玄武岩类，它们与洋中脊、洋岛、俯冲弧、大陆裂谷拉斑玄武岩的比较见表6-4。由表6-4可以看出，东昆仑早古生代拉斑玄武岩类的TiO2 含量基本上排除它不属于俯冲弧的环境，而比较接近洋中脊环境，但K2 O含量显然类似大陆裂谷环境；所以，总体来看，它处于洋中脊、洋岛与大陆裂谷拉斑玄武岩的过渡位置。
从轻稀土的低度富集来看，可以排除它不属于N-MORB型，Nb-Zr-Y关系和Zr/r-Zr关系，则可以排除它不属于俯冲弧环境，主要特征类似板内拉斑玄武岩类，少数有 P-MORB特征。
矿物学特征中，斑晶岩组合中只见富钙单斜辉石、未见贫钙斜方辉石，但化学组成是拉斑玄武岩特征，这种特征类似洋中脊玄武岩，而不同于洋岛与大陆裂谷的拉斑玄武岩。
综上所述，岩石学及地球化学特征的共同约束表明，它不属于俯冲弧环境，总体上类似大陆裂谷环境、但具有向洋岛和洋中脊环境过渡的某些特征，其最佳模型是类似边缘海性质的小洋盆。

表6-4 不同构造环境下拉斑玄武岩类平均化学组成（w B /%）

注：Condie数据中Fe2 O3 与FeO合并为ΣFeO；俯冲弧指岛弧＋活动大陆边缘。
（2）早古生代玄武岩类的某些地质特征
玄武岩喷发时常夹有硅质岩沉积，表明是一种较深水的环境，它似乎排除了洋岛的可能性，因为后者一般不是深水环境。从空间分布来看，清水泉蛇绿岩旁侧无弧火成岩分布，而西半部大量玄武岩出露在无蛇绿岩岩石组合发育的地区，即不见蛇绿岩-弧火成岩空间上成对性分布（莫宣学等，1993），支持的最佳模型，为类似边缘海性质的小洋盆环境。
（3）地质事件序列与大地构造演化
清水泉蛇绿岩已获得5 l8 Ma和579 Ma年龄数据，为寒武纪。拉斑玄武岩类按地层划分归入晚奥陶世（青海地质志，1991）。弧花岗岩类有两个较为可靠的年龄，德拉托郭勒岩体全岩Rb-Sr等时年龄476 Ma，万宝沟岩体角闪石（40 Ar/ 39 Ar）年龄450 Ma，石灰沟花岗岩锆石一致线年龄为471和485 Ma，为奥陶纪。如果上述数据是可靠的话，从区域尺度上，我们可作出以下推测：①洋盆已于寒武纪就在清水泉一带形成，早奥陶世开始进入俯冲阶段；②东昆仑西部在晚奥陶世才开始形成洋盆。显然，还需进一步的研究论证。
东昆仑还未发现蓝片岩或榴辉岩类，但已发现有碰撞型二云母花岗岩类，在万宝沟沟头，锆石一致线年龄为412.6 Ma，属晚志留世，说明洋盆已完全闭合，进入碰撞造山阶段。需要说明的是，二云母花岗岩体至今只在万宝沟见到，其他地方有否？还有待于进一步调查。因此.它的空间展布仍不清楚。但从区域对比来看，祁连加里东造山带的二云母花岗岩出现的时限为417～404 Ma（邓晋福等，1996b），东昆仑此时已进入碰撞造山阶段是可信的。
造山后A型花岗岩还未发现，但早、中泥盆世地层的缺失，晚泥盆世陆相磨拉石的发育，可能是造山带在晚泥盆世已进入造山后崩塌阶段的间接标志。
加里东造山旋回的地质事件序列可概括于表6-5。

表6-5 东昆仑与北祁连加里东造山带事件序列对比

2.祁连-东昆仑加里东造山系统
从火成岩构造组合，地层发育，大地质事件及其序列等方面，东昆仑造山带与北祁连造山带、南祁连造山带、柴北缘造山带有类似的大地构造性质与演化历史。其中东昆仑与北祁连的对比可见表 6-5。北祁连、南祁连、柴北缘造山带的类似可参见邓晋福等（1996b），赖绍聪等（1996）。这样，我们可以建立一个比较完整的祁连-东昆仑加里东造山系统，它至少可包括4个造山带，北祁连造山带，南祁连造山带，柴北缘造山带，东昆仑造山带。每一个造山带在这个造山系统中的大地构造性质与演化历史仍表现出某些重要的差异，这是值得我们今后进一步研究的。因为，这种重要差异对于矿产资源的区域性预测提供重要约束。
现有资料表明，在这个造山系统中东昆仑造山带与其他造山带相比较，其洋壳发育程度可能最低，继而其俯冲造山和碰撞造山的发育程度也可能最低，它为东昆仑在加里东时期成矿预测提供了重要背景。
3.昆中缝合带的性质及其意义
昆中缝合带的蛇绿岩，只在清水泉有局部发育，其典型程度远不如北祁连蛇绿岩。其西半部的拉斑玄武岩类指示只存在类似边缘海的小洋盆，未见蛇绿岩岩石组合的分布。弧火成岩与碰撞火成岩均不发育。这些事实暗示昆中缝合带可能不代表曾经分离的两个独立大陆的陆-陆碰撞缝合带，而是一个大陆内部两个相对独立的分离陆块间的碰撞缝合带。从这个意义上看，柴达木地块与东昆仑曾是一个完整的大陆块，在早古生代曾拉开形成小洋盆，在其末期又碰撞拼合在一起。如是这样，我们把昆中断裂带附近出露的前寒武纪变质岩系看作出露的柴达木地块的基底（邓晋福等，1995）是合理的。同时也说明，我们在前面讨论的东昆仑前寒武纪基底的认识亦是合理的。
（三）晚海西—早中生代造山旋回及其性质
1.火成岩构造组合与大地构造演化
总体来看，晚海西期—早中生代东昆仑造山带的事件记录比较完整（表6-6）。蛇绿岩套中放射虫硅质岩的化石清楚地记录了在晚二叠世—早三叠世时洋盆已经形成，与弧火成岩形成的时间（260～220 Ma）是一致的。这种成对性的时空结构支持了洋壳在早二叠世—中三叠世时是存在的。但是，一般来说，洋盆打开的最早时间应早于俯冲作用，这个时限则是不清楚的，有待进一步的研究。研究表明（罗照华等，1999），早二叠世—中三叠世的弧火山岩类和弧花岗岩类与安第斯活动大陆边缘弧火成岩十分类似，而中三叠世—早侏罗世的火成岩类则与青藏大陆碰撞造山带的火成岩类十分相似，它们分别清楚记录了俯冲造山与碰撞造山的时限。东昆仑山南坡的兰道弯乌苏组（J1）分布于西段红山包、中段八宝山及东段塔妥等地，是达千米以上（还未见顶）的陆相类磨拉石沉积（青海地质志，1991）。从地质构造演化来看（表6-6），侏罗纪的高钾花岗岩类，可能属于造山后花岗岩类（？），但还未发现真正的碱性花岗岩类，这有待进一步研究。
从火成岩构造组合的记录（表6-6）来看，海西与早中生代不能分割开来成为两个造山旋回，东昆仑地区晚海西期—早中生代是一个完整的造山旋回。

表6-6 东昆仑晚海西期—早中生代造山带事件序列

2.昆仑-秦岭-巴颜喀喇-松潘甘孜“古”特提斯构造系统与昆南缝合带的性质
为区别于侏罗纪开始的青藏特提斯构造系统，这里暂称为“古”特提斯，纯属“简化”之意，它主要时限指晚海西期—早中生代。东昆仑造山带属于“古”特提斯造山系统的北缘中段，叠加在原来的祁连-东昆仑加里东造山系统之上。东昆仑造山带的火成岩构造组合及构造演化与西昆仑、西秦岭造山带有着许多相似之处。看来，巴颜喀喇可能是东、西昆仑造山带的前陆盆地，松潘-甘孜可能是西秦岭造山带的前陆盆地。这样，昆南缝合带应该看做是中国南、北大陆的主要构造分界线。
中国南、北部大陆的构造分界线，在东昆仑地区到底是昆中缝合带，还是昆南缝合带，长期以来一直存在争议。我们的研究表明，昆中缝合带形成于加里东，它不具有分割两个大陆的性质，而是一个大陆内曾经分离的陆块之间的构造分界线；昆南缝合带形成于晚海西期—早中生代，它才是中国南、北大陆的构造分界线。
（四）新生代造山性质
众所周知，新生代时期东昆仑造山带又卷入青藏大陆碰撞造山系统的一部分。与西昆仑-可可西里带和三江构造带的一个极大不同是，东昆仑造山带内无新生代岩浆活动，但逆冲构造十分发育，陆壳的水平缩短导致增厚作用是新生代以来东昆仑山剧烈隆升的主要根源。
（五）东昆仑中段金、铜等矿产的成矿潜力与找矿方向
1.金矿的成矿潜力与找矿方向
已有工作表明，金在东昆仑地区已经逐渐成为优势矿种。目前在东昆仑中段已经发现大型金矿床1处，中、小型金矿床与矿点近10处。大型化探异常十几处。已发现的金矿床主要成因类型为构造蚀变岩型和石英脉型，其次为金-汞-锑共生的微细浸染型，还有矽卡岩型和热液型铁、铜、多金属矿床中的伴生金矿。
我们认为东昆仑金矿的区域成矿地质条件优越，找矿潜力很大。其主要依据是：
（1）具有很好基底条件
前已证明，东昆仑的前寒武系基底属造山带基底性质，是在元古宙由幔壳分离形成的。基底岩石中金的平均丰度超过地壳和地幔中金的平均丰度的数倍，为金富集成矿提供了足够的物质基础。对于金这种亲幔来源的，而其富集作用主要与循环于地壳中的岩浆流体及其他地质流体有关，在基底形成时大规模的壳幔分离作用对金的富集程度是至关重要的，这是评价在某一地区金能否成为优势矿种、是否具有找矿潜力的重要指标。
（2）具有很好的岩浆-流体条件
从区域构造-岩浆演化分析可见，东昆仑地区最后一次强烈的构造-岩浆活动属于晚海西期—早中生代造山旋回。而加里东造山旋回的造山强度和岩浆活动大大弱于晚海西期—早中生代；新生代基本上没有岩浆活动。前面已经指出，一个地区最后一次和最强的一次构造-岩浆活动与区域成作用关系最密切，因为它可对前存的陆壳与矿源层、甚至矿床进行强烈改造。所以，从东昆仑构造-岩浆演化角度，晚海西期—早中生代应是成矿的最佳时期和最主要的时期。成矿年龄的研究支持了这一认识，东昆仑最大的金矿床五龙沟矿床的脉石矿物石英中气液包裹体的Rb-Sr等时线年龄为（273±5）Ma；蚀变矿物绢云母的K-Ar年龄为252.9 Ma；石灰沟含萤石的黑云母花岗岩两组单颗粒锆石的U-Pb一致线年龄的上交点分别为471.1 Ma和485 Ma，对应的下交点分别为211 Ma 和175 Ma，表明该花岗岩形成于加里东期，早、中生代受到热事件干扰，后者可能与金成矿热事件有关。这些数据表明，五龙沟金矿床的主要成矿期属晚海西期—早中生代造山旋回。此外，硫同位素（S）、氧同位素（O）、氢同位素研究表明，东昆仑金的成矿流体主要与岩浆热流体有关。Pb同位素研究表明，东昆仑金矿的铅同位素具有非单阶段Pb演化特征，暗示矿质是多阶段、多来源的，东昆仑多次造山旋回都对此有所贡献。研究还表明，东昆仑各时期中酸性侵入岩金的丰度均大于世界同类岩石的平均丰度值和地壳的平均丰度值，其中尤以早中生代花岗岩金的丰度最高。说明各时期中酸性侵入岩（尤其是早中生代花岗岩）岩浆均可能提供了部分矿质来源。
以上事实表明，东昆仑金的成矿作用与中酸性岩浆侵入作用关系十分密切，它们为成矿提供了主要的热源、流体来源以及部分矿质来源。其中，晚海西期—印支期（早中生代）岩浆构造旋回起了主要作用。这个岩浆-构造旋回在东昆仑表现十分强烈，形成规模宏大的俯冲型与碰撞型花岗岩带，其特点可以与安第斯带对比。因此，金矿成矿的岩浆-流体条件是十分有利的。
（3）具有很好的导矿构造和容矿构造
昆中断裂与昆南断裂是横贯东昆仑全区的巨大区域性导矿构造或岩石圈尺度不连续。如前所述，昆中断裂带在加里东晚期是中国北大陆内两个分离陆块（柴达木与东昆仑）的碰撞缝合带，在晚海西期—早中生代金主要成矿时期及其以后是一条大断裂带。昆南断裂带是早中生代形成的中国南、北大陆之间的缝合带，同时也是一条大断裂带。这两条巨大的构造薄弱带，成为东昆仑地区内生金属矿床成矿流体的良好通过，控制着本区金矿和其他内生金属矿床的区域分布。这两条大断裂带的次级和更次级构造，控制着矿田、矿床和矿体的形成与分布。在研究矿田构造和矿床构造时，需要具体地查明构造的时空格架、力学体系及构造性质与方向的转换，掌握其控矿规律。
上述优越的成矿地质条件，加上已有的大量矿床、矿化、异常的显示，表明东昆仑金的找矿潜力是很大的，值得加大投入，进一步加强地质勘查工作。
东昆仑金矿的主攻类型应为构造蚀变岩型、含金石英脉型、（二者经常复合在一起）及金-锡-汞共生的低温微细浸染型。
区域找矿方向建议，应注意以下有利地区：昆中断裂与昆南断裂附近地区及两大断裂带之间的地区；晚海西期—早中生代花岗岩发育地区；东昆仑的前陆盆地的巴颜喀喇群中的小侵入体与断裂发育地区。
2.铜矿的找矿潜力与找矿方向
东昆仑地区尽管已发现许多铜矿化点和化探异常，但尚未发现形成规模的工业铜矿床。原因是工作程度不够。因此，还不能对东昆仑铜矿的找矿潜力提出确切的意见，还需进一步进行科学研究和对前期工作的检查。
由于加里东造山旋回的岩浆-构造作用在东昆仑地区比铜矿成矿条件很好的祁连造山带弱得多，洋壳发育程度较低，俯冲碰撞形成的火成岩也不发育。所以，东昆仑在加里东造山旋回产物中寻找大型铜矿床的希望可能不大。但是，在加里东早期形成的边缘海盆地环境仍有形成一定规模铜矿床的可能性。因此在早古生代玄武岩系分部的地区应注意寻找与海相火成山有关的铜矿床。
在晚海西—印支期（早中生代）造山旋回，东昆仑地区发育了典型的洋壳和洋盆，具有与海相火山岩有关的块状硫化物型铜矿床的成矿条件。事实上，在昆南缝合带东段蛇绿岩中已经发现了德尔尼大型铜-钴矿床。在大洋岩石圈向大陆俯冲的过程中，产生的巨大俯冲岩浆弧，为斑岩型铜矿床的形成创造了很好的成矿地质条件。
因此，在东昆仑地区，首先应在剥蚀不深的晚海西—早中生代弧花岗岩分布区，运用物探、遥感与地质相结合的方法，寻找斑岩体和斑岩型铜矿床。其次，应当注意在昆南蛇绿岩带内继续寻找大型块状硫化物铜矿床。
3.晚海西期—早中生代岩浆-构造作用
晚海西期—早中生代岩浆-构造作用对东昆仑内生金属矿产的成矿起着关键性作用。
不同的火成岩构造组合伴生不同的成矿系列：①布青山蛇绿岩伴生德尔尼大型铜-钴矿床；②弧火成岩与碰撞型火成岩组合伴生金-铜矿床，如五龙沟大型金矿床：③弧辉长岩-闪长岩类伴生铁矿床，如肯德可克铁-锌-铅矿床；④巴颜喀喇前陆盆地伴生低温锑-汞-金矿床，以及可能的油气聚集。
为了进一步弄清东昆仑的区域成矿潜力，应当对晚海西期—早中生代造山旋回进行更详细的研究。
4.新生代构造旋回的意义
新生代构造旋回虽然不是金属成矿时期，但东昆仑山脉的隆升与构造变形对矿床的剥露有重要的控制作用，对分散晕化探成果的解释有重要意义，这也是今后应加强研究的关键之一。

华北克拉通北缘处于华北板块与西伯利亚板块、太平洋板块的接合部位，经历了长达3800 Ma的地质演化和多次构造-热事件（崔盛芹等，2000；裴荣富等，2003；李俊健等，2010）。
古太古代时，华北克拉通北缘分布着若干个古陆核，这些小陆核经多次拼合—裂解—再拼合，形成相对较大的陆核（伍家善等，1998；zhai et al.，2000）。现在可见的太古宙早期的陆核有龙岗古陆核、鞍本铁架山古陆核、冀东的迁安古陆核、鲁西古陆核等（赵国春，2003；翟明国等，2009）。它们的主体是花岗质深成岩，但也包括少量的表壳岩（绿岩和变碎屑岩）的小块体或透镜体，被认为是早期绿岩或下部绿岩（沈保丰等，1994；裴荣富等，2003；李俊健等，2010）。华北克拉通北缘阴山-燕山太古宙克拉通隆起区，由集宁、张家口、密云、冀东等古太古代—中太古代微古陆块（陆核）及焊接它们的中太古代—新太古代岩浆结合带及绿岩带组成，包括集宁群、桑干群、迁西群、乌拉山群、色尔腾山群，古太古代时期，在冀东一带已出现我国最古老的陆核（wan et al.，2005；刘敦一等，2007），中太古代时期，强烈的地幔热对流作用使早期较薄的地壳破裂，以基性为主的下地壳物质大量喷发和喷溢出地表，形成厚度可观的火山岩和火山沉积岩，而破裂的初始地壳则在地幔热流体的影响下形成麻粒岩相-片麻岩相高级变质体，与此同时，初始地壳的熔融和幔源玄武岩浆分异分别形成紫苏花岗岩和TTG岩系。新太古代时，发生多期次、大规模的火山-沉积活动、花岗质岩浆侵入活动及区域变质作用，导致陆核的增长和微陆块的形成以及广泛分布于微陆块之间的岩浆结合带，在岩浆结合带中分异有色尔腾山、五台山、遵化等绿岩带（裴荣富等，2003）。辽北-吉南广泛出露的太古宇统称鞍山群（沈其韩等，1996）。在早期形成过程中，堆积了厚大的镁铁质火山岩，并将地幔中的金带到地表形成了金的初始富集，新太古代早期，金成矿作用主要表现为矿源层的形成，并有伴生金矿床的出现，同火山喷气-沉积作用的块状硫化物伴生型金矿床，如清原红透山块状硫化物伴生金矿床（陈毓川等，2001；裴荣富等，2003）。新太古代末期，金矿床主要发生在华北板块第一次大规模的克拉通化或绿岩带早期变形变质过程中，形成的金矿床与太古宙绿岩带镁铁质变质火山岩及条带状硅铁建造有关的金的矿源层或矿床，如吉林夹皮沟-板庙子一带的八家子、二道沟（李俊健等，2006）、清原南龙王庙（陈毓川等，2001）等金矿床；与太古代绿岩带变质火山-沉积岩有关的红透山式块状金属硫化物矿床主要分布于辽宁浑北一带，以红透山、树基沟等铜锌矿床为代表（芮宗瑶等，1994；裴荣富等，2003）；条带状铁建造中的浸染状金矿床，如山西五台县的柏枝岩、东腰庄、康家沟等金矿床（陈毓川等，2001），这些矿床都有这个时期的同位素年龄。
古元古代华北克拉通一方面在局部地区仍旧保留了新太古代的活动特征，另一方面，又显示有稳定环境下一套浅变质的、层序清楚的、分布在局限海槽中的 “冒地槽” 式沉积，如上辽河群的大石桥组、盖县组，前者以镁质碳酸盐岩为主，后者以细碎屑岩为主，显示出准盖层的特征，如冀东地区的青龙河群、内蒙古大青山的二道凹群、基本上是由碎屑岩组成，显示出相对稳定的环境，具有准盖层的特征（李俊健等，2010），古元古代末的吕梁运动使华北原始的太古宙—古元古代的地块缝合到一起形成了统一的华北克拉通（赵国春，2009；翟明国，2010），这次构造-热事件使太古宙绿岩带发生广泛的退变质作用和韧性剪切变形作用，与此同时发育了广泛的金矿化。在古元古代时金矿化大致有两期：一期在古元古代早期（约2200 Ma），另一期是在古元古代末期，前者以金厂峪、排山楼金矿床为代表，后者如小营盘金矿床、猫岭金矿床以及近年在大青山一带发现的新地沟、油篓沟、卯独沁、哈拉沁等金矿床（陈毓川等，2001；李俊健等，2006）。金厂峪金矿糜棱片岩含金石英脉Ar/Ar年龄为2190 Ma（何永年，1992）和含矿钠长石石英脉SHRIMP U-Pb年龄1858 Ma（罗镇宽等，2001），排山楼受韧性剪切和蚀变交代的斜长角闪岩的Sm-Nd等时线年龄2149 Ma（骆辉等，1994），小营盘石英脉中的单颗粒锆石U-Pb稀释年龄1826 Ma和1800 Ma（胡小蝶等，1994），猫岭金矿床毒砂Re-Os等时线年龄2119 Ma（邱小平等，2003），新地沟金矿石中石英Ar/Ar年龄1991 Ma（李俊健等，2006）。
中新元古代是准稳定环境下的盖层形成时期，构造运动是以拉伸作用为主，在华北克拉通北缘东段形成燕山-太行山裂谷系、北缘西段的狼山-渣尔泰山裂谷和白云鄂博裂谷系，在克拉通内部的阜平、晋北、吕梁等地区，中元古代由于拉伸作用，形成了广泛分布的基性岩墙群（李俊健等，2010）。在狼山-渣尔泰裂陷槽中产出的铅锌矿床有霍各乞、东升庙、炭窑口、甲生盘等（芮宗瑶等，1994），金矿床如朱拉扎嘎、常山壕等（江思宏等，2001；聂凤军等，2010）。燕山-太行山裂谷系冀东青龙-迁安一带的 “长城式” 金矿床等（聂凤军等，1998；李俊健等，2010）。
早古生代华北克拉通整体处于陆表海的稳定环境，此时整个克拉通才有了统一的稳定盖层。寒武系和奥陶系主要是由碳酸盐岩和碎屑岩组成，没有火山岩。到晚奥陶世，由于南北两侧洋壳俯冲强大的挤压力，使整个陆块抬升，而缺失上奥陶统、志留系、泥盆系和下石炭统。从晚石炭世开始，华北克拉通再次整体下陷，广泛接受浅海相沉积，并很快向海陆交互相、陆相沉积转变，到二叠纪则主要是陆相沉积。古生代华北克拉通内部的岩浆活动较弱，目前仅发现辽宁复县和山东蒙阴的金伯利岩侵入（李俊健等，2010）。但在华北克拉通北缘，由于古亚洲洋板块的消减和最后发生碰撞的影响，发育古生代花岗岩类的侵入。早古生代在华北克拉通北部白乃庙岛弧带中产出白乃庙铜金矿床，进入晚古生代，华北克拉通北缘岩浆活动比较强烈，与海西-印支期中酸性火山岩浆活动有关的金矿床，沿内蒙地轴内一些东西向深大断裂分布，产于乌拉山-大青山南麓深断裂的金矿床，如柳坝沟、哈达门沟金矿床，乌拉山-大青山北麓临河-集宁深断裂附近的金矿床，包括十八顷壕、北腮忽洞、老羊壕、东伙房、后石花等金矿床（Nie et al.，1994），尚义-赤城断裂附近的东坪、后沟、黄土梁、中山沟等金矿床（陆松年等，1997；罗镇宽等，2001）。
印支期，华北克拉通南侧的秦祁古海洋和北侧的古亚洲洋均已关闭，但克拉通南北两侧受到的碰撞挤压作用并未终止，使得一些近东西向的断裂、逆冲断裂和韧性剪切带重新活动，两缘的地壳增厚，导致深部地壳重熔形成了后碰撞花岗岩（李俊健等，2010）。岩浆岩在华北克拉通北缘及其以北造山带广泛发育，如冀东的都山花岗岩、柏杖子花岗岩、丰宁的撒岱沟门花岗岩、喀喇沁花岗岩、敖汉的西台子花岗岩等，这些花岗岩表现出后碰撞特点。这个时期华北克拉通北缘形成的金矿床，包括赛乌素金矿床Ar/Ar年龄为249 Ma（Nie et al.，2002）和253～220 Ma，230～180 Ma（Hart et al.，2002），哈达门沟金矿床的叠加矿化，有240 Ma的Ar/Ar年龄（聂凤军等，2005），小营盘金矿床蚀变钾长石Ar/Ar年龄241～246 Ma（Hart et al.，2002），冀东金厂峪金矿床辉钼矿Re-Os年龄240 Ma（宋扬等，2011）。这个时期有大量的钼矿床形成，如燕辽钼矿带、西拉木伦钼矿带以及西部大苏计、西沙德盖、查干花都形成于这一时期（代军治等，2006；张彤等，2009；张连昌等，2010；侯万荣等，2010）。
燕山期，蒙古-鄂霍次克大洋关闭导致向南俯冲，太平洋伊泽奈崎（Izanaqi）板块向北西-北方向亚洲大陆下的斜冲，华北克拉通东部受到来自北部和东部的挤压，构造体制由近东西向转变为北东—北北东向，形成了陆块东部隆起带和坳陷盆地相间的构造格局。伴随着构造体制的变化，发生了地幔上涌和岩石圈减薄，伴随构造体制的转变，中生代爆发了大规模的岩浆活动和金矿成矿作用（毛景文等，2003；翟明国，2010；李俊健等，2010），已获得的同位素年龄资料显示出吉南夹皮沟、海沟等金矿床，辽东五龙金矿床、猫岭等金矿床，胶东地区的金矿床，辽西排山楼、二道沟金矿床，赤峰金厂沟梁、安家营子、柴火栏子、热水、撰山子、大黑山、奈林沟等金矿床，冀东金厂峪、峪耳崖、牛心山等金矿床，冀北水晶屯、东坪、后沟等金矿床都有这个时期的年龄数据（陈毓川等，2001；Yang et al.，2003；李俊健等，2006）。
综上所述，华北板块北缘经历了太古宙-古元古代陆核形成、陆块汇聚和克拉通最终形成，这个阶段金成矿作用主要是形成含金高的花岗-绿岩带，即矿源层，为后来金矿床最终形成奠定基础。中新元古代华北板块北缘主要为张性环境，形成一系列张性裂谷和坳陷，如狼山-渣尔泰山裂谷和白云鄂博裂谷、燕辽裂陷槽，并使朱拉扎嘎、常山壕等金矿床金的得到初始富集。古生代华北克拉通北缘由于受到古亚洲洋的开合影响，华北克拉通北缘构造-岩浆活动比较强烈，这个时期在乌拉山-大青山一带形成了哈达门沟、十八顷壕、老羊壕、后石花等金矿床，沿北缘隆起带南、北大断裂产出。三叠纪，随着古亚洲洋的关闭，华北克拉通北缘由挤压转为碰撞/造山后的伸展环境，伴随着碱性岩浆活动，形成大量的钼矿床，冀东金厂峪金矿床最终也在这个阶段形成，燕山期，华北克拉通以整个欧亚大陆的面貌出现，太平洋板块向北西-北方向亚洲大陆下的斜冲，华北克拉通北缘东部伴随着构造体制的变化，发生了地幔上涌和岩石圈减薄，岩浆活动异常强烈，金矿成矿作用也主要集中在这个时期。在华北板块演化过程中，均伴随有金矿化的发生，但主要集中在太古宙-古元古代矿源层的形成和中-新生代矿床的形成，华北克拉通北缘一个金矿化集中区或一个金矿床有不同的同位素年龄可能是华北克拉通不同阶段演化的结果，裴荣富等（2003）按照成矿年代演化分为初生型、再生型、改造型、原生型四类矿床，认为华北克拉通北缘大都是多年代矿床，可出现多个矿体多层结构，即“多幢塔楼” 模式。

（一）构造-岩浆演化

根据上述中生代火成岩时空分布，岩石系列和岩石组合特征，结合前已讨论的东南大陆岩石圈的演化，可将中国东南大陆中生代火山侵入杂岩与构造演化综合于表4-5。

本研究区新生代早第三纪以拉斑玄武岩系列的石英拉斑玄武岩-橄榄拉斑玄武岩组合为主，并出现少量粗面岩-碱性流纹岩（表4-13），如广东三水、河源盆地以及苏北盆地，台湾西部以碱性系列玄武岩为主。晚第三纪为拉斑玄武岩系列和碱性玄武岩系列共存，主要出露在广东三水、河源和南海海域、海南岛，福建的明溪、龙海，浙江的新昌、嵊县以及江苏江宁方山和六合山等，台湾东部则为钙碱性系列的安山岩-英安岩组合。第四纪大多为碱性玄武岩系列的碱性橄榄玄武岩-碧玄岩-橄榄霞石岩组合，在台湾北部更新世为钙碱性系列安山岩和少量橄榄安粗岩系。全新世的碱性系列玄武质火山活动仅发生在海南岛和雷州半岛。

本研究区新生代岩浆作用与大陆裂谷和南海扩张有关（表4-13）。台湾新生代岩浆作用具两重性，即台湾东南部发育了向东倾斜的俯冲带，西部表现为裂陷作用，菲律宾海板块又仰冲到该岛之上，东部和北部为碰撞造山带（表4-14）。

表4-13　中国东南大陆新生代构造演化与岩浆作用

表4-14　台湾新生代火成岩岩石系列与构造环境

（二）岩石圈的岩石学-地球物理综合模型

我们根据人工地震测探和折射剖面（朱介寿，1986），大地电磁测深资料（刘国栋，1986；熊绍柏，1993）以及岩石学资料（Fountain,1981；赵海玲，1992），提出东南大陆三种类型的岩石圈-岩石学-地球物理综合模型3种类型地壳结构不均一，主要表现在：

1）中下扬子区为上中、下地壳三层结构，武夷区为上、下地壳二层结构，浙闽粤滨海区为多层结构，中、上地壳间有厚约3km的低速层（v_P=5.89），相当于花岗闪长质岩石。

2）莫霍面深度不等，武夷区为34km，中下扬子区为30km，浙闽粤滨海区为28～29km，莫霍界面上隆5km。

3）地壳减薄主要表现为下地壳减薄，武夷区为14km，中下扬子区为9km，浙闽粤滨海区减至6.43km。

4）浙闽粤滨海区中、下地壳v_P偏大（分别为6.57～7.00km/s），而上地幔顶部VP偏小（为7.50km/s，熊绍柏，1993），显示壳/幔转换带存在与地幔上隆有关的镁铁质岩浆的底侵垫托的造壳作用（145Ma±），发生地幔组分加入的垂直增生。

5）南扬子区具扬子陆块和华夏陆块碰撞缝合带的“双陆壳叠置”模型（邓晋福，1992），中生代花岗岩类长石的铅同位素反映南扬子区与武夷区基底明显重叠。

三种结构类型的上地幔都可分出两层，莫霍面到75km为尖晶石二辉橄榄岩，75～120km为石榴二辉橄橄岩，其间60～95km为尖晶石向石榴子石转变的相过渡带，三种结构类型的主要差异在于：①软流圈顶部在武夷区为70～75km，中下扬子区为55～60km，浙闽粤滨海区为45～55km，并在该深度内有一厚薄不一的高导层，为深部软流层；②尖晶石向石榴子石相转换界线在武夷区约为80km，中下扬子区约70km，浙闽粤滨海区约60km，大地热流值依次增高，分别为0.8～1.0,1.0～1.4和1.2～1.6（HFU）（刘国栋，1986），岩石圈活动性依次增强。

上述三种岩石圈岩石学-地球物理综合模型，尽管是依据新生代岩石学和地球物理资料建立的，但中生代以来经历的印支、燕山和喜山期构造-岩浆活动都留下了明显的地球物理印记。浙闽粤滨海区和中下扬子区相对活动，地壳减薄，中生代岩浆活动为幔源物质加入的扩张增生，而武夷区相对稳定，岩浆作用以地壳重熔，碰撞增生为主，地幔物质的加入并不显著。

（三）东南沿海中生代火山-侵入杂岩的类型

多年来，国内外众多学者利用俯冲型火山岩组成极性来研究中国东南大陆中生代火山-侵入杂岩带的组成极性，并将其归因于西太平洋向西的消减作用，从而确定俯冲带深度和倾角，认为是类似于安第斯型的一种俯冲型火山-侵入杂岩带。

王德滋（1989）、陶奎元（1992）研究后指出，东南沿海中生代火山-侵入杂岩在形成时代，岩石组合、岩石地球化学特征，岩浆源区，形成时构造应力环境等方面，不同于安第斯型和岛弧型钙碱性系列岩石，并分别建议将其命名为“浙闽沿海钙碱性系列”和“中国东南大陆钙碱性系列”，他们认为基底岩石熔融形成的火山岩具有板内性质，从根本上否定采用俯冲型火山岩的组成极性来确定俯冲带的深度和倾角。谢窦克（1989,1992）认为130～90Ma中国东部岩石圈发生扩张和NNE—SN向巨型裂解，将这套大陆型英安-流纹岩系列称为“裂解-扩张增生构造岩浆地体”，是由于地幔楔向上隆起诱发的引张作用所形成的，因而否定用现代板块俯冲模式来解决这一岩浆地体的成因。

我们同意上述学者的开创性观点，认为套用事实证据并不确凿的西太平洋板块向大陆俯冲的模式，无助于建立起符合中国地质特色的东南大陆中生代岩浆作用的新概念和新模式，必须去寻找其他的动力学机制，并更应着重于大陆内部自身反映的地质事实，即中国东南部自早中生代高钾钙碱性系列火山-侵入杂岩带（145～90Ma）不同于聚敛板块活动大陆边缘型和岛弧型的中性、中基性钙碱性系列，而是在微陆块最终拼合后松弛至扩张裂解条件下，由一系列NNE—NE向巨型剪切性张陷断裂或微陆块的边界断裂伸展拆离，以及地幔底辟参与增生的条件下形成，东南大陆的晚中生代岩浆作用是碰撞停止后（155Ma），向东下插的岩石圈去根（或称拆沉作用Delamination）作用引起的，是一种大陆地幔隆起总体由西向东，以大陆向大洋迁移转化的离散型板块边界。因此，将这种钙碱性系列火山-侵入杂岩带称为大陆扩张裂解型钙碱性系列更具普遍意义。三种不同的钙碱性系列火山—侵入杂岩带特征见表4-15。

表4-15　三种不同类型钙碱性系列岩石特征对比

续表

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揭西县15323942025： 岩浆作用对大地构造演化的意义,急!!! - ？
呈政降压： 地壳深处的岩浆具有很高的温度和压力,当地壳因构造运动出现断裂时,可引起地壳局部压力降低,岩浆向压力降低的方向运移,并占有一定的空间,或喷出地表.岩浆在上升,运移过程中发生重力分异作用、扩散作用,同围岩发生同化作用、...

揭西县15323942025： 岩浆岩岩石组合时空分布规律对构造演化阶段约束 - ？
呈政降压： (一)奥陶纪-早志留世构造岩浆阶段(洋陆俯冲阶段) 走廊域内北祁漫塔格构造岩浆岩带内三类早古生代海相火山岩的形成均具有弧后扩张的特点,已获得的资料证明这个与大洋俯冲相关的弧后裂张主要发生在奥陶纪,早志留世滩北雪峰组合...

揭西县15323942025： 上地幔和地壳为什么能够产生岩浆 - ？
呈政降压： 在地壳和上地幔区,要产生岩浆,必须至少满足这两个条件中的一个:1.减压熔融;2.升温熔融.引起减压熔融的方式多种多样:对地壳来说,常见的是板块碰撞后的伸展模式构造减压熔融;而对上地幔来说,除了碰撞后伸展模式减压熔融外,还...

揭西县15323942025： 岩浆岩的构造 - ？
呈政降压： 岩浆岩的构造 ( structure) 是指岩浆岩中不同矿物集合体之间,或矿物集合体与岩石的其他组成部分之间的排列、充填空间方式所构成的岩石特点.岩浆岩常见的构造如下: 块状构造 ( massive structure) 矿物均匀无向分布组成的一种构造,...

揭西县15323942025： 如何判断壳源与幔源岩浆? - ？
呈政降压： 作地球化学分析.壳源岩浆与幔源岩浆在同位素组成、微量元素和稀土元素组成上都有些差别,判断的参数很多.但没有哪种判断是绝对可信的,需要综合分析,综合判断.

揭西县15323942025： 为什么岩浆岩具有多样性 - ？
呈政降压： 原生岩浆形成后,在其上升运移过程中,由于岩浆本身成分的分异或与围岩的互相作用,或不同岩浆之间的混合作用.可使最初一种成分的岩浆最终形成了种类繁多的岩浆岩.1.分异作用 分异作用是指原来均匀的岩浆在没有外来物质加入下,...

揭西县15323942025： 岩浆岩常见的结构和构造有什么区别? - ？
呈政降压： 结构:指组成岩浆岩的矿物颗粒大小和结晶程度等.在实际工作中,结构一般着重微观的室内研究. 常见的有等粒结构、不等粒结构(斑状和似斑状结构:大的矿物颗粒散布于小颗粒之中,大的叫斑晶,小的叫基质,若基质为显晶质,则为似斑状结构) 2)构造:指岩石外表的整体特征,它是由矿物集合体的排列方式和充填方式决定的. 常见的有块状构造、流纹状构造、气孔状构造、杏仁状构造.

揭西县15323942025： 岩浆岩有哪些结构和构造 - ？
呈政降压： 岩浆岩又称火成岩,是由岩浆喷出地表或侵入地壳冷却凝固所形成的岩石,有明显的矿物晶体颗粒或气孔,约占地壳总体积的65%.岩浆是在地壳深处或上地幔产生的高温炽热、粘稠、含有挥发分的硅酸盐熔融体.是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的母体.岩浆的发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的全部过程,称为岩浆作用.岩石结构:是指岩石的组成部分的结晶程度、颗粒大小、自形程度及其相互间的关系. 结晶程度 是指岩石中结晶物质和非结晶玻璃质的含量比例.岩浆岩的结构分为三大类: A、全晶质结构:岩石全部由结晶矿物组成. B、半晶质结构:岩石由结晶物质和玻璃质两部分组成. C、玻璃质结构:岩石全部由玻璃质组成.

揭西县15323942025： 成矿构造演化序列 - ？
呈政降压： 胶东西北部构造形迹的组合特征及对成矿的控制作用反映了该区曾经历过多期构造变动和多次成矿作用. 太古宙构造-岩浆活动强烈,有一系列的海底火山喷发沉积,并伴有海相沉积.元古宙中期的胶东运动,使地壳层受到强烈南北向挤压,形...

揭西县15323942025： 岩浆的形成 - ？
呈政降压： 岩浆活动发源于大陆30km,洋壳6km以下.即软流圈.但软流圈的物质并不是岩浆.软流圈在巨大的岩石静压力下呈半塑性状态.只有当压力降低,如地壳裂开时才转变为岩浆并朝着压力低的方向移动,如大洋裂谷.其二,当温度升高时也能形成岩浆,并把上覆岩层熔透而形成火山喷发.