构造带中大花岗岩体的成矿作用——以折多山为例

造山带中非造山型幔源岩浆成矿作用——以牦牛坪为例~

1.牦牛坪矿床地质及岩浆碳酸岩的构造意义
四川牦牛坪稀土矿床是我国近年来发现的最大的稀土矿床，在同类矿床中排世界第三（阳正熙等，2001）。由于稀土资源在我国并不紧缺，国家实现保护性开采，地质工作投入也极其有限，因此钻探工作一般只控制到400m深度，但大部分矿体实际上继续往下延伸，同时还有一些新矿体出现，因此，牦牛坪是一个非常有潜力的矿床。该矿床品位高，稀土元素主要集中在氟碳铈矿等少数几种矿物，而且矿物粒度大，易采易选，矿山经济效益十分显著。这部分大粒度的氟碳铈矿常分布在碳酸岩中，构成伟晶状矿石，而碳酸岩本身就富含稀土元素，但是，关于碳酸岩的成因却争论了十多年。一种意见认为碳酸岩属于岩浆成因（蒲广平，1988，1993，2001；陈从德等，1991；蒋明全，1992；牛贺才，1994），另一种意见认为属于热液成因，碳酸岩应称为方解石脉（袁忠信等；1995）。近年来在开采过程中发现，地表零星分散的含矿方解石脉在深部往往互相连接，宽度可达40m、50m，局部侵入到英碱正长岩中，只是由于多期次矿化和强烈的热液叠加改造，常常难以一目了然地区分是岩浆碳酸岩还是热液矿脉（这可能是导致对方解石脉存在不同认识的原因之一）。但可以清楚地看到碳酸岩被碱性花岗斑岩和含矿石英脉穿切的现象，表明碳酸岩的形成在斑岩和热液石英脉之前。
根据矿区和区域地质特征（在大陆槽等地同样发现岩浆碳酸岩），考虑到碳酸岩主要由方解石组成，伴生有钠铁闪石、钾长石、霓石-霓辉石等硅酸盐矿物和氟碳铈矿等稀土矿物，属于典型的粗粒方解石碳酸岩（söviet），并且在地球化学上具有很高的稀土元素含量、轻稀土的强烈富集、高的Th/U比值、碳-氧同位素组成（δ13CPDB=-6‰～-7‰；δ18OSMOW=+7‰～+8‰）与岩浆岩相同而不同于热液成因方解石（Wang Denghong et al.，2001）等特征，结合对国内外其他碳酸岩的对比，此处认为应该属于岩浆碳酸岩。这样的岩浆碳酸岩一般出现在大陆裂谷区，如东非裂谷，对应于地壳的减薄。但是，牦牛坪的碳酸岩位于龙门山-锦屏山幔坡区（图6-1），此地正是新生代造山带，而且碳酸岩的形成时代与造山带的形成时代完全一致，属于同造山岩浆碳酸岩。除了碳酸岩外，区域上与稀土成矿作用有关的还有一系列的碱性岩（图6-2），此类碱性岩通常也是裂谷区常见的。

图6-1 攀西裂谷带莫霍面深度及深部构造分区

（据张云湘等，1988）
Fig.6-1 Depth of the Moho and deep tectonic setting of the Panxi rift zone
1—莫霍面等深线；2—深部构造分区线；3—西部幔坡缓倾区；4—龙门山—锦屏山幔坡缓倾区；5—东部幔坡区；6—凉山幔凹区；7—康滇幔隆区；8—滇西幔凹区

图6-2 攀西稀土矿带地质构造略图

（据蒲广平，2001）
Fig.6-2 Sketch tectonic map of the Panxi REE mineralization belt
1—富稀土英碱正长岩和碱性花岗岩；2—正长岩；3—富碱花岗岩；4—碱性花岗岩；5—基底断裂；6—断裂；7—陆缘海相中生界分布区；8—前震旦系古陆分布区；9—古生界及陆相中生界分布区
总之，牦牛坪等地新生代造山运动过程中碳酸岩和碱性岩的出现，表明仅仅根据碳酸岩和碱性岩的出现还不能证明其时的构造环境为大陆裂谷，更不能仅仅根据岩石的地球化学资料来确定其大陆裂谷环境。也就是说，目前流行的依靠岩石地球化学数据、通过地球化学图解来判断大地构造环境的做法存在局限性。
2.牦牛坪矿床同位素地球化学特征
牦牛坪矿床的稀土元素主要富集在碳酸岩中。碳酸岩在宏观上可以分出淡红色碳酸岩和无色碳酸岩两种，均主要由粗粒方解石构成，在白色碳酸岩中方解石可占95%以上，在肉红色碳酸岩中方解石含量变化较大（50%～90%），其中还含有微斜长石、霓辉石、黑云母、钠闪石、钠铁闪石、磷钇矿、烧绿石等典型岩浆碳酸岩中常见矿物。方解石的粒度一般在1cm以上，因此可以称为粗粒方解石碳酸岩（sövite）。其他类型的碳酸岩如细粒方解石碳酸岩（alvikite）、铁白云石碳酸岩（ankeritic carbonatite）和镁云碳酸岩（beforsite）目前还很少见。碳酸岩本身又被后期含矿石英脉穿切，石英脉同样含有萤石、氟碳铈矿等有用矿物，但分布局限，脉的宽度也只有20～50cm。
对位于牦牛坪矿区中部牦牛坪矿段揭露出来的碳酸岩进行采样分析。每个样品在1kg左右，先碎样后筛分，然后由中国地质调查局同位素地球化学中心（宜昌）完成测试，其铅、锶、钕同位素资料列入表6-1、表6-2。其中，样品MN-1-2为含萤石氟碳铈矿碳酸岩，MN-1-4为钠铁闪石碳酸岩，MN-2-10和MN-2-7为白色碳酸岩，MN-2-6重晶氟碳铈矿碳酸岩，MN-40为淡红色粗粒方解石碳酸岩。图6-3显示了牦牛坪碳酸岩的同位素组成，并与其他地区的碳酸岩进行了对比。从图6-3可以看出，牦牛坪的碳酸岩具有比较均一的同位素组成，并且与EMI端元的地幔同位素组成相似，而与东非裂谷带Oldoinyo Lengai1993年喷发的钠质碳酸岩（来自于EMII型地幔端元）、Ugandan（来自于HIMU型地幔端元）以及印度Amba Dongar等地的碳酸岩明显不同。这些差别也反映了地幔同位素组成的不均一性。

表6-1 牦牛坪碳酸岩的铅同位素组成　Table6-1 Lead isotopic composition of carbonatites from the Maoniuping mine in Sichuan

注：测试单位：中国地质调查局同位素地球化学中心（宜昌）。

表6-2 牦牛坪碳酸岩的锶、钕同位素组成　Table6-2 Sr and Nd isotopic composition of carbonatites from the Maoniuping mine in Sichuan

注：方解石样品据袁忠信等（1995），由原地质矿产部地质研究所同位素实验室测定。其余为本文资料，由中国地质调查局同位素地球化学中心（宜昌）测定。

图6-3 牦牛坪碳酸岩同位素图解

Fig.6-3 Diagram showing the isotopic composition of carbonatites in Maoniuping
空心圈—牦牛坪；实心圈—Oldoinyo Lengai（Bell和Simonetti，1996）；三角形—Amba Dongar（Simonetti等，1995）EMI—I型富集地幔；EMII—II型富集地幔；HIMU—高μ型地幔；NMORB—正常洋中脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；NHRL—北半球参考线
3.讨论——成矿动力学过程
（1）牦牛坪矿区的构造背景
包括碳酸岩在内的碱性岩浆岩一般形成于裂陷拉张环境（白鸽等，1985）。牦牛坪稀土矿床位于攀西裂谷北缘哈哈断裂的中部，攀西裂谷是在早古生代地台基础上发展起来的陆内或陆缘裂谷，裂谷作用开始于早古生代末，发展于晚古生代及中生代，到新生代随着喜马拉雅造山运动的进行而封闭。因此，牦牛坪碳酸岩及稀土矿床的形成与攀西裂谷没有实质性的联系。据袁忠信等（1993）资料，牦牛坪成岩成矿的时代变化于40.3Ma至12.2Ma，属于新生代成矿。这个时期，一系列NNE向的断裂、褶皱在此收敛，实际上是一个压扭性的构造环境，属于龙门山-锦屏山新生代陆内造山带的一部分（骆耀南等，1998）。地球物理资料显示，牦牛坪地区处于康滇幔隆与龙门山-锦屏山幔坡陡倾区的过渡部位（张云湘等，1988）。
（2）牦牛坪与其它碳酸岩成岩环境的对比
碳酸岩主要形成于稳定地台区，但也可以出现在造山带甚至岛弧区，因而地质环境是多种多样的，但绝大多数形成于裂陷拉张过程中（冯钟燕，1985）。世界上500多个碳酸岩-碱性岩/碱性岩杂岩体主要集中在东非裂谷带、斯堪的纳维亚北部-科拉半岛、加拿大东部及巴西南部，在构造上受到大陆内部及边部的深断裂制约（Kamitani和Hirano，1990）。其中最典型的是东非裂谷带的一系列新生代碳酸岩-碱性岩杂岩体。牦牛坪虽然位于攀西裂谷带的北部，但新生代以来尤其是成矿阶段已经处于大陆内部演化阶段，属于龙门山-锦屏山新生代陆内造山带的一部分（骆耀南等，1998）。碳酸岩和碱性岩本身在地球化学上既有陆内拉张的某些特点，又有造山带的某些特点（图6-4），实际上也反映了造山过程的复杂性，或者说地壳在加厚，地幔物质又在不断上升。位于同一构造带（鲜水河大型走滑构造带）北部、出露面积达800km2的折多山花岗岩侵位于12.8Ma（许志琴等，1997），同样表明，牦牛坪一带在当时处于造山隆升阶段而非大陆裂谷。

图6-4 碳酸岩及其伴生英碱正长岩的微量元素Pearce构造图解

（部分数据引自袁忠信等，1995）
Fig.6-4 Plot the carbonatite and nordmarkite samples in the trace element tectonic diagram of Pearce
VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩；S-COLG—同碰撞花岗岩；ORG—洋中脊花岗岩；A-ORG—异常洋中脊花岗岩
（3）牦牛坪碳酸岩成岩成矿的地球动力学机制
由上可见，裂谷拉张环境对于碳酸岩及其有关成矿作用来说并非必须，而高度活动的地幔物质的存在以及有效的上侵作用对于牦牛坪稀土矿床的形成是关键的。考虑到小规模的碱性岩不容易穿透不断增厚的地壳，故推测深部可能存在一个强大的碱性岩浆房或富集地幔，它可以比较有效地沿深大断裂上侵并形成含矿碳酸岩-碱性岩带。此时，即使大部分地幔来源的岩浆物质不容易穿透不断加厚的地壳，也会有一些流动性很大岩浆-流体沿深大断裂上升到近地表，牦牛坪地区的碳酸岩-碱性岩杂岩体正是具备了这样的条件才最终成矿，并沿安宁河断裂带西侧形成一条与碳酸岩-碱性杂岩体有关的稀土成矿带。1994年在牦牛坪以南约130km处的大陆槽又发现了第二个大型稀土矿床。也就是说，在牦牛坪之后发现更多的稀土矿床并非偶然。
需要注意的是，牦牛坪碳酸岩的同位素组成具有EMI型地幔端元的特征（图6-3），而EMI型地幔是一种富集型地幔，并且不可能是洋壳或沉积物再循环的产物（Hart，1988）。其富集的原因是小规模的熔体和交代流体（Richardson等，1982）。EMI的典型代表是Walvis脊和夏威夷（White，1985），属于地幔柱产物，放射性成因铅的含量最低。根据碳酸岩的同位素组成，推测牦牛坪的碳酸岩来自于富集型地幔，并且没有受到地壳沉积物的明显污染（图6-3）。对牦牛坪矿区晚期侵入于碳酸岩中的石英脉进行He同位素测试，获得的3He/4He比值最高达1.95×10-4和3×10-4，而这样高的比值也只有深部地幔才会有。因此，牦牛坪的碳酸岩（以及相伴的其他碱性岩浆岩）意味着那里是探视新生代地幔物质活动的一个窗口。
考虑到牦牛坪碳酸岩及伴随的其他碱性岩浆岩在侵位时正是龙门山-锦屏山造山带形成之时，地表的强烈挤压只允许流动性很强的地幔物质才能快速到达上地壳而避免地壳物质的明显污染，同时也有助于含矿的熔浆-流体集中在一起形成大型矿集区而不至于分散。因此，如果没有挤压作用，成矿物质也可能难以集中成矿。因此，深部地幔流体-熔体的快速上升与地表造山带的同时形成（耦合事件）制约了牦牛坪碳酸岩及其稀土矿床的形成。

大三江地区新生代的地质作用有许多与众不同的方面，仅就与成矿作用密切相关的地质作用而言，就可以概括出：
1）造山过程中成煤。中国东部的新生代煤矿均与地壳减薄过程中的裂谷化盆地有关，而四川盐源地区的煤矿及云南境内扬子地台西缘的晚第三纪煤矿却与地壳加厚、陆内造山过程有关。
2）高原寒冷气候成泥炭。中国东北部黑龙江及华北的第四纪泥炭矿床，均形成于平原地区，气候较寒冷；广东、江西等地的泥炭矿床也形成于平原地区，但气候较炎热；四川若尔盖、贵州草海等地的泥炭矿床则形成于高原环境，气候较寒冷。
3）中新生代残余盆地幔源流体成矿。中国东部渤海湾、苏北、三水等新生代盆地均是在新生代新形成的，并且与幔源岩浆作用有关，其中的成矿流体根据氦同位素资料判断有相当一部分来自于地幔，但目前已知的金属成矿作用除了广东三水盆地有富湾银矿之外，其他类型的矿床还比较少见。云南的兰坪-思茅盆地是一个中生代以来随着造山运动逐渐萎缩、消失的残余海盆地，不是新生代新生的，但同样有幔源流体残余成矿，而成矿作用主要是形成铅锌银等金属矿产，油气资源也可能曾经形成，但在造山运动的大背景下不容易成藏，即使形成过油气藏，也可能已经被破坏。
4）虽然是强烈的挤压造山，而且是陆内造山，但却出现了裂谷化过程或大陆裂谷环境中常见的岩浆岩组合；除了富碱斑岩大量出现外，四川境内冕宁-德昌一带的新生代碱性岩-碳酸岩及其大规模稀土成矿作用的出现，当属“造山带”成矿的特例。
5）除了出现造山过程中常见的热穹窿之外，沿大规模走滑断裂带还出现大面积分布的壳源花岗岩岩体，伴随有典型的与壳源花岗岩有关的W、Sn、Pb、Zn、Ag等的成矿作用。折多山岩体是其典型，而且，折多山虽然是大三江地区最年轻的大花岗岩岩体，其剥蚀程度却很高，意味着快速隆升，而快速隆升也可能造成了部分矿床已被剥蚀、破坏。
下面以牦牛坪和折多山为例探讨大三江地区“幔涌”型和“壳旋”型两类特殊的成矿构造环境。

1.岩体特征

折多山花岗岩岩体有三大特征：一是时代新，形成于12～8Ma（表6-1；图6-5）；二是剥蚀程度高，虽然形成年龄只有10Ma左右，却已经大量剥蚀，使得出露面积达800km²，意味着该岩体形成以来处于快速隆起的构造环境中；三是与NW向鲜水河断裂带的关系密切，岩体的走向与鲜水河断裂带的走向完全一致，并且受到鲜水河断裂带的切割，但在岩体形成的早期又存在通过剪切重熔形成花岗岩的可能性，即构造是形成花岗岩的重要因素，但岩体形成之后又被构造破坏。

折多山黑云母花岗岩呈NNW向沿鲜水河与磨西两条断裂带展布，长120km、宽7～16km，平均宽12km。从表面上看，折多山岩体“岩性单一，岩相分带清楚”（肖辉等，1987；傅德明等，2001），但实际情况还是很复杂的，以至于导致认识上的差别。如对于岩石相单元的划分，肖辉等（1987）认为“外细内粗”，即细粒黑云母花岗岩是边缘相，中粒黑云母花岗岩是过渡相，粗粒黑云母花岗岩是内部相，并根据岩体呈大岩基产出、产状陡、边部流动构造明显、围岩接触变质发育、角岩带宽达几十米至450m、岩体内已经同化混染的捕虏体、内部相粒度粗等特点，推断岩体形成深度为2～5km，属于中深成相。傅德明等（2001）则认为“中心相为中粒（等粒状）黑云母花岗岩；边缘及过渡相主体为中粗粒（不等粒状）似斑状黑云母花岗岩”，并认为这种“外粗内细”的特征反映了岩体是在相对封闭的环境中被动侵位的（热气球效应产物），与多期次形成的复式岩体有很大差异。笔者通过对野人湖、川藏公路沿线的路线调查，发现折多山岩体的岩性虽然主要是黑云母花岗岩，但依据粒度进行“相”的划分尚觉为时过早，因为即使在同一地点也常常是粗粒与细粒花岗岩同时存在，要分出“内粗外细”或“内细外粗”的相变十分困难，基于“相变”对岩体的侵位机制所作的推论也就缺乏充分的依据。

图6-5 折多山花岗岩地质平面图

（据侯立玮等，1983资料补充）

Fig.6-5 Geological map of the Zheduoshan granitic pluton（modefied after Hou L W et al.，1983）

1—三叠系；2—古生界（或包括上震旦统）；3—前震旦纪结晶基底；4—折多山花岗岩岩体；5—混合岩化；6—接触变质带；7—平移剪切带；8—逆冲断层；9—滑脱带；10—糜棱岩；11—同位素年龄（Ma）。SG—松潘-甘孜造山带；YZB—扬子地块；XSF—鲜水河断裂；LMS—龙门山造山带；GLF—甘孜-理塘断裂；JF—金沙江断裂；LF—澜沧江断裂；NF—怒江断裂；GWNB—冈瓦纳地块

折多山花岗岩侵入于杂谷脑组，不整合侵入接触，接触带主要倾向为NWW-SWW，局部倾向E，倾角56°～87°。岩体分枝状，常见花岗岩枝进入围岩，在岩体内部也见有围岩残留体。矿区位于折多山岩体的边缘，原岩为中-细粒似斑状黑云母花岗岩，经后期动力和热液蚀变形成为蚀变碎裂岩，可分为两个相带：①蚀变碎裂花岗岩：长大于1440m，宽20～200m，北宽南窄，楔形夹于围岩和正常花岗岩之间，是岩体型钨锡矿的围岩和石英脉型钨锡矿的母岩。根据碎裂程度不同可分为碎裂钾长石花岗岩、钾长花岗碎裂岩、钾长花岗糜棱岩和角砾岩四类。钨锡矿化多产于碎裂钾长石花岗岩中，并受次级裂隙控制。②似斑状黑云母花岗岩：原定为折多山岩体边缘相，节理发育，云英岩细脉充填裂隙。主要是钾长石（35%）、石英（30%）、斜长石（20%）、黑云母（10%～15%），次为白云母、绿泥石、磁铁矿、钛磁铁矿、褐铁矿等。微具碎裂结构，见钠长石双晶弯曲，石英波状消光，长石、黑云母边缘硅化。斑晶发育，可达20%，主要是微斜长石和少量石英，斑晶0.3～0.4cm，大者0.8～1.5cm。具云英岩化、钠长石化、蠕英石化、绿泥石化、黑云母化。岩石化学SiO₂过饱和，富铝低钙，高铁低镁。碎裂蚀变花岗岩以钾长石为主，似斑状黑云母花岗岩则以钠长石占优势。

区内脉岩发育，主要有闪长岩脉、花岗细晶岩脉、伟晶岩脉、石英脉、电气石脉和云英岩脉等。花岗伟晶岩脉在农戈山、海子山、大炮南山、色拉哈等地黑云母花岗岩中很常见，常常成群成组出现，呈多字形、雁列排布，形态复杂，有透镜状、巢状、树枝状等，脉体规模大小不一，长几米至几十米，偶达百米以上，宽几厘米至十余米，与围岩呈渐变过渡，接触界线不明显。伟晶岩脉多为白色，文象结构、块状构造或斑杂状构造；矿物成分以钾长石、斜长石、石英、白云母、黑云母为主，含少量绢云母、锆石、石榴子石、电气石等副矿物，无矿化。在森给洞溪、色拉哈、海子山的西坡，少数伟晶岩具有分带性，由里向外为：硅核→长石带→长石石英白云母带→似斑状花岗岩。在色拉哈一带，云英岩脉产于内接触带似斑状花岗岩、碎裂花岗岩中，规模小，一般长不足1m。

鲜水河及磨西断裂带除制约岩体分布外，对岩体的破坏与改造也十分明显。如岩体北端被切割为“扳钳状”两条分枝，并全由花岗碎裂岩及少量花岗糜棱岩组成；岩体东侧沿断裂带分布，有长80余公里、宽1～4km的边缘（构造）-混合岩化带，其间常见宽度达600～1500m的糜棱岩及变晶糜棱岩夹层；岩体北段构造-混合岩尚见于岩体内及角岩化围岩中。上述特征说明断裂构造活动是多期次的，并具由地壳深部向浅部演化的趋势，显示韧性—韧脆性-脆性变形变质转换，而且强度及规模也是很大的。

如上所述，折多山花岗岩的岩石类型除正常的等粒状和不等粒状黑云母花岗岩之外，还发育着大量不同层次的构造岩。其中形成部位较深的混合岩具明显的注入-交代成因，按形态可分为眼球状、条带状、条痕状等片麻岩；按岩性可分为黑云母（石英）斜长片麻岩、花岗片麻岩、辉石二长片麻岩等，不同的片麻岩类均为渐变过渡，无明显的分带特征。它们与主岩（黑云母花岗岩）无截然分界，与沉积围岩呈断层接触，并有透辉石、方柱石、堇青石等角岩出现。中深层次是韧性-韧脆性变形变质构造岩，可细分为糜棱岩化花岗岩、花岗糜棱岩及超糜棱岩等三类，中浅层次是等粒和不等粒状碎裂花岗岩及花岗碎裂岩类构造岩，它们是韧脆性-脆性变形变质产物。

2.折多山花岗岩的成因

折多山花岗岩在空间分布上受NW向鲜水河断裂带及NNW向磨西断裂带制约（图6-5）。其中鲜水河断裂带横贯松潘-甘孜造山带，全长达1800余公里，影响宽度达7～20km。由密集的劈理带、碳化带、破碎褶皱带、碎裂岩或糜棱岩带组成，具规模宏大、多期活动等特征。尤其在新生代，随印度大陆与亚洲大陆的持续碰撞和向NE推进，鲜水河断裂带作为陆内构造应力的调节和释放带，进入了极为活跃的构造活动期，显示左行走滑，挽近时期还有频繁的破坏性地震发生。

折多山花岗岩产出部位正好在北西向鲜水河断裂带与SN向康滇地轴边界磨西断裂带的交汇处。构造上是走滑断裂的拉分-热扩容空间，具有转换挤压（简单剪切和横向挤压）及转换拉张（伴有横向拉张的简单剪切）的活动历史及特征，证据是岩体中发育了透入性叶理和水平拉伸线理。此外，据糜棱岩及混合岩石英组构分析，显示高温-中温左行剪切（许志琴等1992）。折多山花岗岩被动侵位的主体与东侧沿断裂带分布1～4km宽度的构造-混合岩呈渐变关系，显示了岩体的同剪切、同构造成因。片麻状花岗质混合岩具动态重结晶及碱质交代等特点，可视为“半原地重熔花岗岩”，推测其深部存在有花岗质的熔融体。其成岩机制完全与剪切构造有关，即深部重熔花岗岩沿剪切带拉分-扩容空间上升和定位（骆耀南等，1998）。岩体内出现的规模巨大的糜棱岩及碎裂岩带，均是成岩后鲜水河断裂带后期构造活动的产物，与成矿作用有密切的关系。

折多山岩体花岗岩的SiO₂含量变化于66.70%～76.88%，具硅、铝、钾高，铁、镁值低等特点（表6-3），属酸度高、铝过饱和的富碱性岩石类型。在硅碱图上，有相当一部分样品落在含锡花岗岩的区域内，表明折多山花岗岩属于有利于锡矿化的岩石类型。这与色拉哈等钨锡矿床的出现是吻合的。

表6-3 折多山花岗岩的岩石化学特征/%　Table6-3 Chemical composition of the granites from the Zheduoshan pluton/%

在K₂O-Na₂O图解中则大多数落在A型花岗岩区内而不是落在造山带花岗岩区（S型和I型）内（图6-6）。这与折多山花岗岩形成于造山带的实际情况不相符合，表明在岩体形成过程中，有大量的碱质组分加入，即Na和K不全是原始的被重熔的岩石（沉积岩或变质岩）所具有的，至少有一部分是外来的。因此，有理由推测，折多山岩体的形成不只是由于当地的沉积岩（主要是三叠系碎屑岩）埋藏到一定的深度、尔后通过重熔作用形成的。交代作用必然参与。初始锶⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值0.709～0.713，为典型来自地壳上部岩浆源（刘杕，1990）。那么，导致三叠系沉积岩或其他上地壳物质重熔的原因是什么？所加入的外来流体又从何而来？这是需要深入研究的。

图6-6 折多山花岗岩的硅碱图和K₂O-Na₂O图解

Fig.6-6 SiO₂-ALK diagram and K₂O-Na₂O diagram of granites，Zheduoshan

对折多山花岗岩中的岩石测试稀土元素含量，发现稀土元素的含量变化较大，从66.26×10^-6到627.56×10^-6，相差近十倍（表6-4），但均属于轻稀土明显富集的右倾型配分模型（图6-7）。除细粒花岗岩显示Eu具有正异常的特点外，其他粗粒花岗岩、中粒花岗岩和斑状花岗岩均显示Eu负异常。

表6-4 折多山花岗岩的稀土元素含量w（10^-6）　Table6-4 REE contents of granites from the Zheduoshan pluton/10^-6

注：武汉岩矿分析测试中心测试。

图6-7 折多山岩体花岗岩的稀土元素配分曲线

Fig.6-7 REE pattern of granites from the Zheduoshan pluton

折多山花岗岩的微量元素含量列于表6-5。从表6-5中可以看出，花岗岩的Th含量比较高，高出其克拉克值（8×10^-6）数倍至十倍，而U与克拉克值相似。Th及K的高含量表明折多山花岗岩也属于生热类型的花岗岩，但比起湖南千里山岩体等U+Th含量大于100×10^-6的典型成矿花岗岩来说还是低了一些。成矿元素Cu、Ni、Pb、Zn、Ag、Au、W、Sn等均偏低，矿化剂元素Cl和S也很低，因而岩体中部的花岗岩显示不利于成矿的特点。在微量元素比值蛛网图解中，折多山花岗岩的Nb、Ta含量不够富集，因而具有造山带花岗岩的特点（图6-8）。在Y-Nb等图解中清楚地显示折多山花岗岩属于造山带花岗岩而不同于板内花岗岩，但折多山花岗岩形成的时候实际上已经处于板内构造环境，而且完全是大陆内部的地质事件，与洋陆俯冲造山没有关系，属于陆内碰撞造山型花岗岩。

表6-5 折多山花岗岩的微量元素含量w（10^-6）　Table6-5 Trace element contents of granites from the Zheduoshan pluton/10^-6

注：武汉岩矿分析测试中心测试。

图6-8 折多山花岗岩的微量元素构造环境图解

Fig.6-8 Tectonic diagram of the granites from the Zheduoshan pluton

中国西部的新生代构造运动非常活跃，陆内造山带范围内与构造-岩浆活动相关的成岩-成矿作用十分强烈。许志琴等（1992）在松潘-甘孜造山带造山过程研究中指出，同构造及后构造的岩浆作用主要与地壳急剧增厚抬升相伴的大规模滑脱及剪切活动有关。并根据这一构造环境划分出“滑脱型”、“平移型”两类壳源重熔花岗岩。其中“平移型”花岗岩主要产出于陡倾斜且深延的韧性剪切带。剪切带及剪切作用不仅可为花岗岩浆提供通道，而且也是花岗岩浆的形成机理。折多山黑云母花岗岩可作为“平移型”花岗岩的代表。近年勘查实践表明，折多山花岗岩北段与韧性-韧脆性剪切作用相关的富银多金属矿化十分普遍，其中农戈山矿床已达大型规模，并具有类型新、找矿潜力大等特点，且矿床外围及邻区相似的矿产地不断被发现，显示了该区的找矿远景。

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慈利县13841142755： “地槽旋回”的概念是什么?？
荤超丙戊： 地槽旋回:一个地槽发展的全过程称为地槽旋回,包括早期下降接受沉积和晚期回返褶皱升起两个过程.

慈利县13841142755： “地槽旋回”的概念是什么? - ？
荤超丙戊： 有. 槽台论者将地槽从开始形成坳陷,继之强烈沉降到地槽回返闭合,褶皱上升形成山系的演化过程称为地槽旋回.构造旋回,又称造山旋回,大地构造旋回“槽台论”把一段时间内,在其中原来的活动带通过前造山带、造山带和后造山带演变为稳定的造山带(或称年青地台),称为构造旋回,法国地质学家(M.Bertrand)1886-1887年,首先对西欧、北美的不同褶皱区进行比较,根据地槽褶皱回返的几个集中时期划分为:休伦、加里东、海西、阿尔卑斯等四个褶皱期,也就是四个构造旋回.我国地质学家尹赞勋等只承认地区性的旋回,认为迄今已经建议的世界性的旋回.都经不起认真的科学验证,所谓构造旋回的世界一致性,是由于把一个地区的研究成果强加于全球之故.

慈利县13841142755： 矿床成因分类的依据是什么?共有哪些矿床成因类型? - ？
荤超丙戊： 矿床是在各种不同的地质环境下形成的.按照成矿作用来源、成矿物质来源、成矿作用发生的条件、发展过程和生、外生和变质三大类,有人也叫做三种成矿作用系列.1. 内生成矿作用 地球内部热能是导致这类成矿作用得以发生的能量来源,...

慈利县13841142755： 晚期岩浆矿床与后生矿床有何不同? - ？
荤超丙戊： 两者属于不同的矿床成因分类方案. 晚期岩浆矿床是岩浆矿床中按照形成方式划分的矿床类型,在岩浆冷凝结晶的晚期,由岩浆分异作用形成的矿床. 按照矿体和围岩形成的地质作用先后,有人将矿床划分为同生矿床和后生矿床.后生矿床矿床形成晚于围岩,二者分属不同时代,不同地质作用过程的产物.大部分热液矿床属于后生矿床.

慈利县13841142755： 铁矿资源类型是什么 - ？
荤超丙戊： 铁矿资源类型如下:(一)沉积变质型铁矿床这类铁矿床又称受变质沉积型铁矿床,主要产于前寒武纪(太古宙、元古宙)古老的区域变质岩系中,是我国十分重要的铁矿类型,其储量占全国总储量的 57.8%.并具有“大、贫、浅、易(选)...

慈利县13841142755： 什么是成矿省 - ？
荤超丙戊： 属成矿域范围内的次级成矿区(带),它的范围受大地构造旋回的控制,成矿作用形成于一个或几个成矿旋回;发育有特定的矿化类型;成矿物质的富集主要与地球层圈间的相互作用有关;成矿作用明显受区域岩浆活动、沉积地层、变质作用的...

慈利县13841142755： 新元古代的地质 - ？
荤超丙戊： 与新元古代地质对应的,就是新元古界.新元古界,也是处于泛大陆与泛古洋的第一次演化时期.北秦岭构造带主要由北西西向展布的秦岭岩群、宽坪岩群、二郎坪岩群以及丹凤岩群等岩石地层单元构成.其中的秦岭岩群形成于古元古代(2 ...

慈利县13841142755： 岩浆矿床是怎么形成的 - ？
荤超丙戊： 岩浆中有用组分析出、聚集和定位的过程称为岩浆成矿作用.与岩浆矿床有关的镁铁-超镁铁质岩体的成岩过程十分复杂,因此成矿作用也是多种多样的.根据成矿作用的方式和特点,岩浆成矿作用主要可分为结晶分异成矿作用、残余熔融成矿作用和熔离成矿作用三类.

慈利县13841142755： 变质岩相类型对成矿有何影响? - ？
荤超丙戊： 在变质地区,因受区域变质作用影响使成矿物质富集而形成的矿床,以及原有矿床经受强烈的区域变质,成为具有另一种工艺性质的矿床.由内生作用或外生作用形成的岩石或矿石在遭受变质作用时,由于地质环境的改变,温度和压力的增加,...

慈利县13841142755： 岩浆矿床的形成过程? - ？
荤超丙戊： 地壳深处的各种岩浆,经分异和结晶作用,使分散在岩浆的成矿物质聚集而形成的矿床,称为岩浆矿床.岩浆矿床形成的时间,主要在岩浆阶段.矿床的物质来源,主要是含矿的岩浆.在岩浆矿床中,与来自上地幔的基性—超基性岩浆有成因...