（五）沉积变质型铁矿床

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沉积变质型铁矿床是我国最重要的铁矿类型，其储量占全国铁矿总储量的57.7%（图2-2）。矿床形成的地质时代一般为前寒武纪，尤其是早前寒武纪硅铁建造中。

前寒武纪条带状硅铁建造主要分布于华北地台，其次为扬子地台南缘、秦岭造山带和祁连造山带（图2-1）。其中最重要的铁矿集中区为辽宁鞍本地区、冀东迁滦地区、山西五台及吕梁地区和内蒙古中部。

1.时空分布

我国条带状硅铁建造形成的地质时代，最古老的为古太古代（≤3.5～3.2Ga；沈其韩，1998），以冀东曹庄岩群中条带状硅铁建造中的杏山铁矿和黄柏峪铁矿为代表，大致相当于乌克兰地盾Konka-Belozerka带的下Konka群中的硅铁建造（3.4Ga）。产于冀东迁安岩群条带状硅铁建造中的水厂铁矿的形成时代为中太古代（3.2～2.8Ga；伍家善等，1991），也相对较古老，它大致可与南非Swaziland超群（3.2Ga）、乌克兰Belozyrosky-Konsky（3.25Ga）和南美委内瑞拉地盾中的硅铁建造（3.2Ga）相对比。

新太古代（2.8～2.5Ga）是我国条带状硅铁建造形成的最主要时代，包括早期的鞍山岩群、遵化岩群、泰山岩群、霍邱岩群、登封群中的铁矿床以及晚期的滦县群中的铁矿床等。它们均产于华北地台的边缘或地台中部的局部隆起区结晶基底中。

新太古代和古元古代的硅铁建造（2.56～2.45Ga）以山西五台群和吕梁群为代表，沈其韩（1998）把这两个地区的硅铁建造划为新太古代和古元古代的过渡层，而马丽芳等（2002）则把它们划入新太古界。

古元古界（2.5～2.3Ga）中的条带状硅铁建造则以河北朱杖子群和山西吕梁群中的铁矿（如冀东柞栏杖子和晋北袁家村等）为代表。

成矿年代相对较新的条带状硅铁建造为祁连造山带的镜铁山群（相当于中元古界蓟县系）、秦岭造山带中新元古界的碧口群（鱼洞子铁矿）以及扬子地台南缘赣中-湘中地区的新元古界上部的下坊组和江口组中的铁矿床（江西新余和湖南祁东等）。

在几个重要条带状硅铁建造集中区，如冀东迁滦地区和内蒙古中部等，含矿建造往往跨越几个地质时代，就是说成矿作用在时间上有继承性，如前所述，在冀东迁滦地区、现有古太古代的铁矿（杏山），又有中太古代的（水厂），还有新太古代的（石人沟、司家营）和古元古代的（柞栏杖子）。又如内蒙古中部条带状硅铁建造的时代有中太古代（集宁群中的壕赖沟铁矿）、新太古代（乌拉山群中的书记沟铁矿）和新太古代至古元古代过渡层的（三合明群中的三合明铁矿等）。即使是在鞍本地区，弓长岭、庙儿沟等一批大型铁矿产于新太古代鞍山群下部，而东西鞍山和齐大山等大型铁矿则归属于新太古代鞍山群的上部，二者的围岩岩性和变质相也有明显差别。

表2-4示意地反映了我国前寒武纪重要条带状硅铁建造岩系的时空分布。

2.含硅铁建造的岩石组合、变质相及其原岩成分

含硅铁建造的岩石组合明显受原岩岩性和变质作用的程度所控制。不同的原岩岩性其岩石组合有所不同，同一原岩岩性由于变质程度不同，其变质岩石组合也不一样。现将我国各地区不同时代主要条带状硅铁建造的变质岩石组合、变质相、原岩建造和矿床实例列于表2-5。从表2-5可以看出：

表10-13 中国稀有稀土金属成矿区

1）按条带状硅铁建造的变质程度可分为以下几类：

麻粒岩相 主要岩性有麻粒岩、二辉斜长片麻岩、角闪辉石斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩等，见于冀东迁西（曹庄岩群和迁安岩群）、北京密云（密云岩群）和内蒙古中部地区的集宁群。

表2-5 中国各地区不同时代主要条带状铁建造的变质岩石组合表

续表

高角闪岩相 包括角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩、黑云斜长片麻岩和变粒岩等，广泛分布在鞍本（鞍山岩群下部）、冀东（遵化岩群）、豫中（泰山岩群）和安徽霍邱（霍邱群）等地。

低角闪岩相 主要有黑云（角闪）变粒岩、云母石英片岩和斜长角闪岩等，分布于鞍本、鲁西南、豫中（登封群）等地。

高绿片岩相 主要岩性有绿泥角闪片岩、黑云（角闪）斜长片岩、云母石英片岩、绢云千枚岩和变质石英砂岩等，分布于山西五台（五台群）、吕梁（吕梁群）、冀东（朱杖子群）和陕西略阳（碧口群）等地。

低绿片岩相 包括各类千枚岩和板岩，见于甘肃祁连山（镜铁山群）、赣中（震旦纪下坊组）和湘中（震旦纪江口组）等地。

岩石的变质程度与其生成的地质时代有关，总的看，地质年代愈老、变质程度也就愈高。古太古代和中太古代生成的条带状硅铁建造，通常遭到较强烈的混合岩化，岩石大多为麻粒岩相；新太古代的大多为高角闪岩相，部分为麻粒岩相或低角闪岩相；而古元古代岩组以高绿片岩相居多，中新元古代的则主要为低绿片岩相。

2）条带状硅铁建造的原岩均属海相火山沉积岩或海相沉积岩，可大致分为以下3种类型：

以基性火山岩为主的泥砂质、硅铁质沉积建造 主要遭受高角闪岩相至麻粒岩相变质作用，火山岩系的原岩以拉斑玄武岩为主，也有相应成分的凝灰岩和少量中、酸性火山岩。硅质铁矿产于火山喷发阶段所形成的火山沉积相或沉积相岩石中。矿床实例有冀东迁安岩群中的太平寨、豆子沟，遵化岩群中的石人沟和北京东北部密云岩群中的沙厂铁矿等。

含有不同比例沉积岩的火山岩系或火山沉积岩系和有关硅质铁矿 原岩包括基性、中性、中酸性熔岩、相应的凝灰岩与凝灰质沉积岩以及粉砂岩、杂砂岩、泥灰岩和泥质岩石。硅质铁矿大多产于厚度较大的火山沉积旋回上部，可构成较大规模的工业矿体，如辽宁鞍山岩群下部的弓长岭、庙儿沟、歪头山等铁矿和冀东迁安岩群中的水厂和滦县群中的司家营等铁矿床。

含少量凝灰质岩石的沉积岩系和有关硅质铁矿 原岩主要为泥质和粉砂岩和砂质沉积岩，也可有少量凝灰质岩石，局部有中、基性熔岩。硅质铁矿产于较典型的沉积岩组中，矿层大多较稳定，可延展达一定或较长距离（数公里至十余公里），层数可为单层或多层。矿床实例如辽宁上鞍山群中的齐大山、东西鞍山，冀东朱杖子群中的柞栏杖子和山西吕梁群中的袁家村铁矿等。

3.条带状硅质铁矿石的化学组成和矿物组合

此类铁矿石以贫矿为主，含铁品位（TFe）一般为25%～36%，富矿只占极少数。富铁矿是在贫铁矿的基础上由热液作用进一步富集而成的，并明显受断裂构造控制，如鞍山地区的弓长岭和樱桃园等矿区所见（图2-6），富矿石含铁品位（TFe）可达52%～62%。在贫铁矿石中w（Fe2O3）／w（FeO）的比例通常为1.36～1.91，SiO2的含量可达39%～50%，而Al2O3则一般不高，仅0.42%～3.04%；CaO和MgO的含量也相对较低，分别为0.43%～2.42%和1.77%～3.51%。

矿石构造大多为条带状或条纹状，通常表现为以石英为主的条带（纹）和以磁铁矿为主的条带（纹）互间，变质程度较高的矿石可出现片麻状。矿石矿物主要为磁铁矿，其次为假象赤铁矿，少量黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿，个别矿区有大量镜铁矿（如甘肃镜铁山）。脉石矿物主要为石英，个别矿区为碧玉，次为角闪石、黑云母、透辉石、镁铁闪石、铁闪石、斜长石、阳起石、绿泥石和铁白云石等，在少数麻粒岩相的铁矿石中，可出现紫苏辉石和石榴子石。

图2-6 鞍山弓长岭铁矿含铁层及富铁矿产出地质条件示意剖面

4.条带状硅铁建造形成的地质环境

我国华北地台太古宇含有条带状硅铁建造的变质岩系为古老克拉通的组成部分。沈其韩（1998）曾指出，沉积铁建造的原始沉积盆地大部分属于大陆边缘海盆地或岛弧盆地，而且各不相连。古元古代和古元古—新太古过渡性质的硅铁建造主要形成于克拉通内断陷盆地或拗拉槽盆地。许多沉积盆地曾是封闭或半封闭的泻湖或局部盆地，处于与陆地碎屑相隔绝的条件，构成一个非扰动（或扰动中稳定）而相对平静的浅水—半深水沉积环境。

原苏联的库尔斯克磁异常区是目前世界上已知最大的铁矿区。位于原苏联欧洲部分的中部，总面积15万km2，硅铁建造带长达600km。其中仅富铁矿探明储量已达391亿吨。

如果把我国华北地台北缘的条带状硅铁建造和库尔斯克异常区的相对比，其差别十分明显。后者形成时的海盆地规模巨大，硅铁建造的沉积较稳定连续，构成宽200～600m，延长达6000km的铁矿带。而鞍本地区延续最长的铁矿层，也不过20km。就是说，无论是鞍本地区或冀东地区的前寒武纪硅铁建造都形成于较小的海盆、断陷盆地或坳陷槽盆地中。这是我国鞍山式铁矿的规模远小于世界上一些主要国家（原苏联、美国、澳大利亚和巴西）的主要原因。

众所周知，在早前寒武纪时大气圈缺氧，因而有利于铁呈低价状态呈胶状态在水中运移，通过微生物作用使铁质沉积。沉积变质铁矿石大多具有特征性的条纹条带构造，并具有韵律性，在世界各地均有惊人的一致性。这是一种典型的沉积构造。富铁与富硅条带连续呈条纹、条带沉积，多数研究者认为铁质是在胶体状态下的化学沉积产物。

铁矿往往有多个层位，其岩石组合和赋存部位常具有旋回性。当含矿建造为火山-沉积岩时，矿层则一般赋存于海侵沉积岩系的中部或中上部泥质沉积岩相中。

关于铁和硅质的来源，前人曾作过较深入的讨论，提出了火山源、陆源、生物源以及上升洋流带入等假说。目前看来，这么大规模的铁硅质最大的可能来自火山作用。由于距火山中心距离的不同，可形成不同的含铁建造岩相。

至于早前寒武纪硅铁建造中的富矿成因，在我国主要属热液型，如鞍山弓长岭二区和樱桃园所见的富铁矿。富铁矿是在条带状石英磁铁贫矿石的基础上经热液作用，进一步去硅富铁而成的（见前）。

应该指出，国外一些主要产铁国家的富铁矿石大多为前寒武纪条带状硅铁建造中的贫矿经风化淋滤后富集而成，如俄罗斯的库尔斯克、乌克兰的克里沃洛克、澳大利亚的哈默斯利和巴西的米纳斯-吉拉斯等。但这类富铁矿石在我国鞍本、冀东等沉积变质铁矿集中区基本缺失，只在山西袁家村有少量产出，而且不具工业意义。

笔者（1959、1960）曾先后对原苏联库尔斯克和山西袁家村铁矿中的条带状硅铁建造及其富矿作过有关研究，认为我国鞍山式贫铁矿中风化淋滤型富矿缺失或不发育的原因主要与华北地台演化的不稳定性有关。在俄罗斯地台具含铁建造的结晶基底形成后，有一个较长时间剥蚀期（元古宙至泥盆纪）。出露在地表的条带状磁铁贫矿层遭受了长时间的古风化淋滤作用，形成了厚达100～300m的多孔状假象赤铁富矿层（面型古风化壳）。此后，海盆地又沉积了石炭纪、侏罗纪和白垩纪等沉积盖层，使富矿得到较好地保存而免受剥蚀。但在我国的华北地台，活动性极大，再加上含条带状铁建造的规模本来就较小，遭受古风化淋滤作用的时间也较短，在结晶基底形成后很快就沉积了中元古代或寒武纪盖层。因此，就不易形成规模较大的古风化壳型富铁矿。

区域变质岩的主要类型

杨柳坪矿床位于杨柳坪穹状构造体系核部及两翼，围岩为晚古生代一套浅变质岩系；容矿岩石为一套顺层侵位的层状基性超基性侵入体，矿体均产于超基性岩体中下部及与围岩接触带部位，呈似层状－透镜状－脉状产出，部分矿体产于围岩中（图4-19、图4-20）。

1.矿区地层

矿区内出露的地层主要为晚古生代泥盆系、石炭系及二叠系，另沿沟谷有少量第四系分布。

泥盆系是组成杨柳坪穹状构造的主体岩石地层，矿区内出露泥盆系中上段。主要为一套灰色、深灰色含碳质及绢云母板岩、千枚岩、绢云石英片岩为主与灰色、深灰色中薄层含碳质石英岩，石英（片）岩呈不等厚互层的岩石组合，层内夹少量灰色、深灰色中薄层状细晶大理岩、含石英大理岩，厚度大于1500m。主要出露于杨柳坪穹状构造核部，岩层受后期变形作用的改造，层内顺层剪切形成的劈理化带及顺层掩卧褶皱普遍发育。该套岩石整体呈灰色、深灰色，以含碳质浅变质碎屑岩为特征，区内的大部分基性—超基性岩体均侵位于该套地层内。

图4-19 杨柳坪矿区地质图

（据四川地矿局）

1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—变玄武岩；7—变基性岩脉；8—变辉长岩脉；9—变辉石岩；l0—滑石岩；11—蛇纹岩；12—逆冲断裂；13—地质产状；14—铂镍矿体；15—剖面

石炭系为杨柳坪矿区中上部地层，厚约300～500 m，由一套灰色、深灰色薄层－层纹状石英岩、硅质石英岩、碳硅质板岩、千枚岩、细晶大理岩呈韵律状互层组成，内夹毫米级厚的硅质条带。以大理岩出现与泥盆系分界，以具薄层状－纹层状的砂泥质岩石－碳酸盐岩石夹硅质条带的韵律状产出为标志，可与区域上的石炭系对比。由于该套岩石具有薄层和纹层状特征，其变形比较强烈，顺层褶皱大量发育。

二叠系为杨柳坪矿区的上覆地层系统，根据岩石建造及组合可划分出三道桥组和大石包组。三道桥组（Ps）以一套浅灰色、灰白色中厚层细晶大理岩、含砾屑大理岩、含生物碎屑结晶灰岩为主，夹钙质（绢云母）板岩、千枚岩。该套岩石以中厚层状含砾屑大理岩为特征，厚度大约50～100 m。经变形改造，其砾屑均已被拉伸变形而略显条带状构造。大石包组（Pd）以一套深灰色、灰绿色变玄武岩碳酸盐岩组成2～3个喷发沉积韵律，出露厚度大于500m。玄武岩均已发生变形变质改造，其变质岩石类型有：绿泥阳起石片岩、绿泥绿帘角闪片岩、斜长角闪（片）岩。岩石虽已遭受变形变质改造，但玄武岩的喷发－沉积韵律、杏仁状构造及变形枕状构造局部仍可以识别、恢复。

上述泥盆系－二叠系组成了杨柳坪矿区完整的地层系统，区域上各组之间均为平行不整合接触，并叠加有后期构造剪切变形。含矿的超基性岩体均顺层侵位于泥盆系中段上部及上段下部地层中。

2.矿区构造

杨柳坪矿区的总体构造格架为一个近似于椭圆形各向等轴的穹状构造，亦可称之穹窿背斜。断裂构造不发育，以层间剪切破裂为主（图4-20）。

图4-20 杨柳坪矿区地质剖面图

（据四川地矿局）

1—二叠系大石包组；2—二叠系三道桥组；3—石炭系；4—泥盆系危关组上段；5—泥盆系危关组中段；6—结晶灰岩；7—碳质、粉砂质板岩；8—碳质、粉砂质千枚岩；10—变玄武岩；11—变辉长岩脉；12—变辉石岩；13—蛇纹岩；14—铂镍矿体

（1）总体构造特征

杨柳坪地区平面上呈一个近似椭圆形穹窿状背斜（穹状构造），其南北、东西向延长各约为10km和12km。穹窿状背斜核部宽阔、产状平缓，倾角约在10°～20°；翼部缓倾，向四周倾没，倾角约在20°～40°之间。穹窿状背斜整体构造样式简单，各向对称，枢纽略具NE向或NW 向展布，向北、向西延展至竹子沟、双牛棚一带，由二叠系玄武岩组成一个倒转向斜，其南西翼被后期断裂构造切割改造；其北东翼由川主庙之西向南至鱼日沟尾，由二叠系玄武岩为核部组成一个宽缓对称向斜。上述特征表明，该穹窿背斜的形成经历了由北向南的推覆剪切及东西向挤压收缩的成穹过程，并经历了晚期韧脆性断裂叠加改造的演化过程，为多期变形综合作用的产物。

（2）构造活动与成岩成矿

杨柳坪矿区的穹状构造样式简单，形态并不复杂。但是形成过程具有多期次、多阶段叠加演化的特点，各阶段演化对成矿岩体的控制及改造各有不同的作用。

1）早期火山成穹控制了含矿岩体的侵位及展布：虽然目前尚无确切的同位素年龄资料，但已有相关的地层控制证明，含矿超基性基性岩体的侵位活动发生于海西末期。

根据专题研究认为，区域上自晚古生代以来的裂谷引张活动的持续作用造成了含矿超基性－基性岩体的侵位。其一，海西末期由于区域上裂谷引张造成了区内地层层间的分层剥离作用，形成了垂向的多层构造剥离空间；其二，由于裂谷引张作用具有持续性，陆壳拉薄导致幔源岩浆上涌，造成初始岩浆顶托成穹；其三，由于持续的拉张及幔源岩浆顶托作用造成地壳开裂、幔源岩浆沿裂谷通道上升，并顺层侵位于层间剥离作用形成的层间裂隙中，具多层侵位分布的特征，同时围岩也伴有局部热接触变质。因此，海西末期由于裂谷引张活动导致了晚古生代地层的层间分层剥离作用，形成了容岩及容矿的构造空间，幔源岩浆顶托作用造成了初始成穹。随着陆壳开裂，幔源岩浆侵位造成了大量基性－超基性岩浆侵位，并带来了杨柳坪铂镍矿床。

杨柳坪矿区的含矿岩体规模较大，岩浆演化系列齐全，矿化程度较高；而远离该区则岩体规模变小，岩浆岩系列不全，矿化明显减弱。推测杨柳坪地区在海西期可能为一个古火山机构的中心，并已为后期的构造掩盖或改造。

2）晚期构造成穹对含矿岩体造成叠加改造：该区经历了中生代—新生代的挤压造山作用.在挤压收缩造山机制下，形成了丹巴地区穹状构造体系。印支末期燕山期、喜马拉雅期的构造成穹作用对含矿岩体产生了叠加改造并使之剥露于地表。

3.基性－超基性岩浆岩

杨柳坪矿区范围内岩浆岩分布广泛，主要为与海西期区内裂谷事件相伴的基性－超基性浅成侵入体及广泛分布的海相玄武岩；二者具一定成因演化联系。基性－超基性浅成侵入体主要分布于泥盆系危关组中上段地层内，石炭系及早二叠纪地层内极为少见，且不具规模。二叠系海相玄武岩出露于矿区穹状体的周边，时代均属海西末期。

（1）岩石学特征

矿区内基性－超基性岩体及海相喷发玄武岩均已变质蚀变，原岩物质组分均不易识别，主要岩石类型如下：

1）蛇纹岩。岩石呈灰绿色、墨绿色，细粒纤状变晶结构，变余自形等粒结构，矿物粒径0.2～1mm，块状构造。岩石均已蛇纹石化和部分碳酸盐化。主要矿物为蛇纹石（70%～90%）、铁白云母（10%～15%）、金属硫化物：镍黄铁矿、磁黄铁矿、黄铁矿等（1%～10%），常含不等量的滑石、次闪石、绿泥石以及磁铁矿、钛铁矿、铬铁矿等。蛇纹岩类岩石约占区内超基性岩的20%～40%。根据岩石中滑石及次闪石的含量，可划分为滑石蛇纹岩及次闪石蛇纹岩。蛇纹岩类岩石一般分布于超基性岩体的下部，呈似层状或巨大透镜状，与岩体长轴走向一致，脉厚10余米至180余米，延长100～1500余米不等。岩体与下伏围岩之接触处均具不同程度的角岩化及矽卡岩化，与上覆的滑石岩呈渐变的相变过渡。区内的杨柳坪、台子坪、协作坪及正子岩窝下部含铂镍铜矿体均产于这种岩石内。

2）滑石岩。岩石呈灰白色，粒状、鳞片状变晶结构，矿物颗粒片径1～3mm左右，片状、块状构造。岩石均已滑石化、蛇纹石化及次闪石化，未见原生矿物残留。主要由滑石（70%～80%）、白云石（10%～15%）、金属硫化物（1%～8%）组成，常含少量的蛇纹石、次闪石、绿泥石、黑云母及磁铁矿、钛铁矿等。根据岩石中碳酸盐矿物、蛇纹石、次闪石或绿泥石含量的变化，可划分出碳酸盐滑石岩、蛇纹滑石岩、次闪滑石岩、绿泥滑石岩。滑石岩类岩石分布面积约占矿区超基性岩的30%，一般呈脉状、似层状或透镜状，脉厚10余米至200余米不等，产状与地层一致，与蛇纹岩相变过渡，或呈独立侵入体与围岩地层直接接触（与围岩接触处具角岩化）。矿区内打抢岩窝及正子岩窝上部矿体部分赋存于此套岩石内。

3）次闪石岩。岩石呈黄绿色、深灰绿色，粒状、鳞片纤维状变晶结构，局部具堆晶结构，块状构造。岩石主要由次闪石（50%～70%）、绿泥石（20%～40%）、碳酸盐（2%～5%）和不等量的黑云母、滑石、蛇纹石及微量金属硫化物及磁铁矿组成。在岩石中次闪石粒径有变化，一般上部粒度较细，约为1～2mm，下部粒度较粗，可达3～5mm，略具堆晶岩特征。次闪石岩约占区内超基性岩类岩石的10%～20%。岩石因不同程度含黑云母、绿泥石、滑石及蛇纹石可命名为黑云母次闪石岩、绿泥次闪石岩、滑石交代闪石岩等。次闪石岩一般位于超基性岩体上部与滑石岩渐变过渡，或呈独立似层状－脉状侵入体顺地层走向产出，岩体厚一般数米至十余米，延长数十米至近千米。区内该类岩石略显铂镍矿化，但矿化程度较低且不均匀。

4）变质辉长岩。岩石呈灰绿色、淡绿色，细粒纤状变晶结构或变余辉长结构，块状构造。主要矿物由透闪石或角闪石（变质程度较高者）（35%～60%）、斜长石（20%～30%）、黑云母（5%～10%）及少量石英、黝帘石、绿泥石、榍石、磷灰石、磁黄铁矿、黄铁矿、钛铁矿组成。变质辉长岩一般产于超镁铁岩边部或上部接触带，与超镁铁岩相变过渡，部分呈独立脉状侵入体产出，脉厚1～3m至10余米不等，延伸数百米至千余米。约占区内岩体的10%，一般不具铂镍矿化。

由上可知，区内基性－超基性岩浅成侵入岩分布齐全，属于一个完整的裂谷演化的岩浆活动产物。矿区内基性－超基性岩具下部蛇纹岩中部滑石岩上部次闪石岩－顶部变质辉长岩的特点，反映了岩体基性程度的变化和幔源岩浆在上侵过程中具分异演化的特点。王登红等（2003）认为矿区基性－超基性岩也具有科马提岩的岩石化学特征，与邓尹良等人观察到的科马提岩地质现象吻合。

（2）岩石化学特征

杨柳坪各类岩石的化学成分特征见表4-10。蛇纹岩类SiO2的含量为31.30%～42.03%，整体偏低；MgO含量为25.74%～33.15%，低于模拟地幔岩（38.67%）;Fe2O3+FeO含量为（0.64%～6.75%）+（7.44%～9.18%），整体偏高（地幔岩FeO为9.20%）。M/F值为2.06～3.09，明显较低，属铁质系列。

滑石岩类SiO2的含量为38.18%～46.68%，除个别样品外，均介于38%～40%之间，略高于蛇纹岩类；MgO含量为24.65%～26.34%，均比较低，且整体低于蛇纹岩类岩石；Fe2O3+FeO含量为（3.21%～7.92%）＋（8.80～6.60%），均比较高。M/F值为2.29～2.41，属铁质系列。

表4-10 杨柳坪地区基性超基性岩的化学成分　（wB/%）

次闪石岩类SiO2的含量为40.57%～51.02%，均高于蛇纹岩类和滑石岩类，除一件样品高于超基性岩的SiO2含量外，其余在42%～45%之间；MgO含量为21.65%～26.88%，变化较小，Fe2O3+FeO含量为（0.77%～3.09%）＋（6.19%～11.37%），含量比较高。M/F值为1.76～2.89。

变质辉长岩的SiO2含量为49.20%～54.70%，属于正常基性岩；MgO 含量为6.43%～7.70%，明显低于其他岩石类型；Fe2O3+FeO含量为（1.52%～4.56%）＋（5.60%～9.53%），含量变化不大。M/F值为0.8，明显降低。

从上述基性超基性岩至基性熔岩的化学成分特点可知：

1）超基性岩类的SiO2量均偏低（可能存在蚀变影响？），大部分低于模拟地幔岩44.12%的含量（Green和Ringwood,1976），属硅酸盐不饱和岩石系列；Al2O3含量变化较大，大部分高于模拟地幔岩3.81%的含量；Fe2O3+FeO含量平均在10%以上，反映了铁质含量较高；MgO含量均小于模拟地幔岩38.67%的含量；M/F值在2～3之间，属于较低值岩石系列。据以上特征可认为区内超基性岩应属正常系列的铁质超基性岩；

2）矿区内基性－超基性岩类岩石SiO2、Al2、Ca O、Na2O+K2O呈有规律递增，MgO含量、M/F值、MgO/（MgO+TFeO）呈有规律递减，Fe2O3+FeO含量整体变化不大，反映了岩体基性程度的变化特点及同源岩浆分异演化的特征；

3）区内岩石均已变质蚀变，但岩石化学成分特点基本上反映了原岩原始物质组分的特征。中国地质科学院矿床地质所王荫祥（1983）曾对矿区超基性岩类进行了原岩恢复，成果表明，蛇纹岩类下部岩石单元属斜辉辉橄岩，中上部属二辉辉橄岩；滑石岩的中上部及下部原岩属二辉橄榄岩脉、斜辉橄榄岩，次闪石类（包括蛇纹次闪岩、次闪蛇纹岩或滑石交代闪岩）的原岩主体属辉石岩类。因此，矿区变质基性超基性岩岩石类型属斜辉（二辉）橄榄岩－辉石岩－辉长岩系列。

（3）稀土元素特征

本次研究对杨柳坪、正子岩窝及矿区外围的岩石进行了REE分析测试，结果表明（表4-11）：蛇纹岩的∑REE含量为（20.26～35.02）×10-6，平均28.24×10-6；滑石岩∑REE为（40.50～70.91）×10-6，平均54.76×10-6；次闪石岩为（9.2～170.36）×10-6，平均为74.74×10-6。REE丰度值呈有规律性地增高，均远高于球粒陨石值，反映了本区裂谷扩张构造环境富集∑REE的特征。蚀变基性岩类的岩石类型均为（辉石）辉长岩类，∑REE含量为（90.90～180.80）×10-6，平均129.99×10-6，为球粒陨石的10余倍以上，REE丰度值普遍高于超基性岩类，具继承性演化特征。

表4-11 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）

REE配分模式可能由于分析原因或变质、蚀变作用影响，有些投点波动较大，但总体趋势近于一致（图4-21），均为LREE中等富集型。REE配分曲线右倾，滑石岩及次闪石岩略具Eu异常；蛇纹岩、滑石岩、次闪石岩和蚀变基性岩的REE分配模式近于一致，表明它们为同源岩浆分异产物；其REE高丰度值表明本区变质超基性岩的REE亏损程度很低，具有富集型地幔的特征。

上述各类岩石的REE总量呈有规律的变化，LREE/HREE比值（、La/Sm）N值及（Gd/Yb）N值均有近似一致的弱负Eu异常，以及相似的REE配分模式曲线，均反映了同源岩浆分异演化的特点。

矿区岩石的高REE总量、LREE富集型特征、同源岩浆分异演化特点及伴随的玄武岩喷发特征，可类比于攀西裂谷阶段的镁铁质杂岩。据董显扬等（1995）研究，杨柳坪矿区该类基性－超基性岩应属“暗色岩”型超镁铁质岩。

图4-21 柳坪矿床基性超基性岩REE配分模式图

（4）微量元素特征

从表4-12可以看出，变质超基性岩富相容元素Cr、Ni、Co，其中蛇纹岩Cr为（2693～3511）×10-6、Ni为（1081～5124）×10-6、Co为（90.76～216.80）×10-6；滑石岩Cr为（3706～3815）×10-6、Ni为（1310～2120）×10-6、Co为（113～153）×10-6；次闪石岩Cr为（420.90～4175）×10-6、Ni为（590～2460）×10-6、Co为（111～176）×10-6。变质超基性岩的Rb、Nb、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等不相容元素亏损，一般均小于（5～10）×10-6,Ba、Zr、Sc含量中等。

表4-12 杨柳坪地区基性－超基性岩REE丰度表　（wB/10-6）

总体上，变质基性岩中微量元素的含量变化较大，Cr含量为（46～234.88）×10-6，极差为188.88×10-6，平均值为147.34×10-6;Ni含量为（51～1084）×10-6，极差为59.30×10-6，平均值76.09×10-6;Co含量为（36～47.28）×10-6，极差11.28×10-6，平均值43.36×10-6。与变质超基性岩相比，Cr、Ni、Co总体含量均低，而相对富V（233.75～418 25）×10-6、Sr（173.69～658.80）×10-6、Sc（26.37～36.18）×10-6、Zr（106.10～187.82）×10-6。其他不相容元素Rb、Ba、Na、Ta、Hf、La、Sm、Tb、Yb、Lu等虽然变化较大，但与超基性岩比较，整体均有不同程度的增高，可能反映了其为岩浆分异演化后期的产物，并且局部遭受了同化、混染或蚀变作用的影响。从图4-22中可见，基性－超基性岩中过渡族元素的球粒陨石配分模式基本一致，也反映了同源岩浆继承性演化的特点。

图4-22 柳坪矿床基性超基性岩过渡元素配分模式图

岛弧火山岩

1.板岩

板岩（slate）是具板状构造的浅变质岩石，由泥质岩、粉砂岩或中酸性凝灰岩经轻微变质作用而成。原岩的矿物成分只有部分重结晶，仅发生脱水，硬度增高，岩石外表呈致密隐晶质，矿物颗粒很细，肉眼难以鉴别。有时在板理面上有少量的云母、绿泥石等新生矿物。板岩一般可根据颜色和杂质的不同详细命名，如黑色炭质板岩、灰绿色钙质板岩等。板岩因具有板状构造，可沿板理面成片剥下，作为房瓦、铺路等建筑材料。如我国北方滹沱群、南方的板溪群和昆阳群都有大量的板岩产出。

2.千枚岩

千枚岩（phyllite）是具有典型的千枚状构造的浅变质岩石。由泥质岩、粉砂岩或中酸性凝灰岩经低级变质作用所形成，变质程度比板岩的稍高。原岩矿物成分基本上已全部重结晶，主要由细小的绢云母、绿泥石、石英、钠长石等新生矿物组成。当原岩中含FeO较多时，可出现硬绿泥石、黑云母。岩石一般呈细粒鳞片变晶结构，颗粒平均粒径小于0.1mm，岩石的片理面上，具有明显的丝绢光泽，并常具小的皱纹构造。根据颜色、所含主要变质矿物及杂质成分，千枚岩可进一步划分和命名，如银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩、黄绿色钙质千枚岩等。板岩和千枚岩之间的过渡类型，可以称之为千枚状板岩或板状千枚岩。

3.片岩

片岩（schist）是分布极为广泛的变质岩，其原岩类型复杂，可以是超基性岩、基性岩、各种凝灰岩和含杂质砂岩、泥灰岩和泥质岩，经低中级变质作用而形成。片岩多为显晶质的等粒鳞片变晶结构，或基质为鳞片变晶结构的斑状变晶结构，片状构造。主要由片状矿物（云母、绿泥石、滑石等），柱状矿物（阳起石、透闪石、普通角闪石等）和粒状矿物（长石、石英等）组成。有时也含有石榴子石、十字石、蓝晶石等特征变质矿物的变斑晶。片岩中片状矿物含量一般大于20%；对于柱状矿物组成的片岩，岩石中定向构造发育，含量一般大于65%。粒状矿物常以石英为主，可含有一定数量的长石，长石含量小于20%。变晶粒度常大于0.1 mm。片岩的矿物成分可用肉眼辨认，这一点可与千枚岩区别。

◎云母片岩：主要由黑云母、白云母、石英和中酸性斜长石组成，一般粒状矿物含量较低，并可出现某些高铝的特征变质矿物，如铁铝榴石、堇青石、红柱石和十字石等。它们常呈变斑晶出现，云母片岩通常由粘土岩经中级区域变质后所形成，也可由酸性火山岩变质形成。根据主要矿物组合可给予不同名称，如黑云母片岩、二云母片岩、绿泥钠长白云片岩等。

◎石英片岩：常为细粒鳞片粒状变晶结构片状构造，主要由石英（>50%）和片状矿物、柱状矿物所组成。片状、柱状矿物含量为20%～50%。这种岩石常是粉砂岩、泥质砂岩或酸性凝灰质砂岩变质而成。

◎绿片岩（greenschist）：细粒鳞片变晶结构，片状构造。其主要矿物有绿泥石、绿帘石、黝帘石、阳起石、钠长石和石英，还可含少量绢云母、方解石等；副矿物有榍石、磷灰石、锆石、磁铁矿等；暗色矿物含量一般大于40%，长石含量不超过25%。命名时，通常以最多的一种矿物作基本名称，其他含量相对高的矿物取一种或两种作为形容词，如某片岩主要矿物为绿泥石，其次为绢云母，则可称绢云绿泥片岩；如次要矿物为绿帘石，则可称绿帘绿泥片岩等。

绿片岩一般为中－基性的火山岩、火山碎屑岩及泥灰岩等经低级区域变质作用形成。

绿片岩在我国分布广泛，如祁连山、秦岭、四川龙门山等都有广泛出露；山西繁峙产的绿泥石片岩，主要由绿泥石和少量滑石组成；四川青川、彭县产有绿帘钠长阳起片岩和绿泥钠长阳起片岩。

◎角闪片岩：原岩成分与绿片岩的相似，由基性岩和泥灰岩在温度较高的情况下变质形成。岩石具细针柱状变晶结构，片状构造，岩石定向构造发育。主要矿物为角闪石，一般大于65%，其次为石英、斜长石。由于原岩成分的差异，岩石经常出现较明显的暗色和浅色成分相间的条带。

◎蓝闪石片岩（blueschist）：即蓝片岩，特点是有含钠的角闪石和含钠的辉石，其他常见矿物有白云母、绿泥石、绿帘石、石榴子石、石英、钠长石等。主要由基性岩和杂砂岩变来，自从板块构造学说提出以后，蓝闪石片岩受到重视，不少人强调它的重要性。认为蓝闪石片岩是高压低温变质的产物，分布于板块俯冲带。造山带中蓝闪石片岩的存在可说明，在某一地质时代，那里曾发生过两个板块相撞，一个俯冲，一个仰冲，是高压变质的结果。我国学者王嘉荫认为：蓝闪石的形成与压扭性应力有关，因而在断裂带中，在扭应力作用下，经错动和褶皱之后，也可出现蓝闪石。例如陕西商南秦岭断裂带中的细粒蓝闪石石英片岩，可见蓝闪石直接交代更长石后形成。尽管成因说法不一，但都认为蓝闪石片岩是在高压和相对低温的条件下变质形成的。

蓝闪石片岩可与绿片岩、榴辉岩等共生，例如分布于环太平洋褶皱带的日本，印尼苏拉威西，新西兰，美国加利福尼亚州，智利，欧洲的阿尔卑斯山脉，乌拉尔山脉等地。其时代以中生代和新生代为主，前寒武纪地区迄今尚未发现蓝闪石片岩。

4.片麻岩

片麻岩（gneiss）具明显的片麻状构造。含长石、石英较多，粒度较粗（一般＞1mm），岩石中长石（钾长石、斜长石）和石英的含量大于50%，长石含量一般大于25%。片状或柱状矿物增多时过渡为片岩，片状或柱状矿物可以是云母、角闪石、辉石等。有时可含矽线石、蓝晶石、石榴子石、堇青石等特征变质矿物。

片麻岩可根据所含长石的种类，分为钾长片麻岩、斜长片麻岩及二长片麻岩三大类，然后再根据暗色矿物和特征变质矿物，进一步分类命名，如黑云母斜长片麻岩、矽线钾长片麻岩等。

5.变粒岩

变粒岩是一种含长石、石英较多（>70%），且长石大于25%，云母或其他暗色矿物较少（一般少于30%），具细粒等粒粒状变晶结构（一般＜1 mm）近块状构造的岩石。暗色矿物可以是黑云母、普通角闪石、透闪石、透辉石、电气石、磁铁矿等。变粒岩和片麻岩的主要区别是变粒岩的结构较细，片麻状构造不清楚，但二者之间常有过渡类型存在。变粒岩是粉砂岩、岩屑砂岩、基性－酸性凝灰岩及少量中酸性喷出岩，经中高级变质作用所形成。变粒岩的进一步命名，可根据主要的片状、纤状矿物进行，如黑云母变粒岩、角闪石变粒岩；暗色矿物含量＜10%者，称为浅粒岩（或长英粒岩）。

6.斜长角闪岩

斜长角闪岩是主要由角闪石和斜长石组成的岩石。角闪石等暗色矿物含量不低于50%，石英很少或无；矿物成分除角闪石和斜长石外，常见铁铝榴石、绿帘石、黝帘石和少量云母、透辉石等，具粒状变晶结构。其中角闪石呈短柱状，斜长石为中性或中基性斜长石，呈粒状。斜长角闪岩为块状构造，或略具定向构造，其原岩主要为基性岩（侵入岩、喷出岩、火山碎屑岩）和富铁白云质泥灰岩，是在中至高温区域变质条件下形成的。

斜长角闪岩的分布也很广泛，在区域变质岩发育地区，常见它与片岩、片麻岩伴生，如四川丹巴的斜长角闪岩即是。若角闪石含量小于50%，斜长石大于25%，具片麻状构造者则为角闪斜长片麻岩；若角闪石含量大于50%浅色矿物以石英为主，具片状构造者则为角闪片岩；若角闪石含量大于85%，外貌呈绿黑或黑色，块状构造者则称为角闪岩。

7.麻粒岩

麻粒岩（granulite）是一种在高温和中压下稳定的区域变质岩，其特征是岩石中含水矿物（如角闪石、黑云母）均不稳定，一般含量很低或不出现。暗色矿物中主要为紫苏辉石、透辉石，浅色矿物中有长石和石英，石英显暗色，有时含石榴子石、矽线石、蓝晶石、堇青石等。一般为中、粗粒状变晶结构，有的为不等粒状变晶结构，多为块状构造。某些麻粒岩中含有拉长透镜状石英颗粒或集合体，使岩石略显定向构造。由于原岩成分不同，麻粒岩中暗色矿物含量大于30%者，称为暗色麻粒岩或基性麻粒岩；若暗色矿物小于30%者，称为浅色麻粒岩或酸性麻粒岩。

8.榴辉岩

榴辉岩（eclogite）主要由绿色绿辉石和粉红色的石榴子石（钙铝－铁铝－镁铝榴石）所组成。典型的榴辉岩不含长石，可含少量石英，有时含蓝晶石、辉石、金红石、尖晶石等。岩石一般为深色中粗粒不等粒粒状变晶结构，块状构造。以密度大（3.6～3.9g/cm3）为特征。榴辉岩的产状和成因比较复杂，根据地质产状可分为三种类型：A型，呈包体产于金伯利岩和超基性岩中；B型，呈透镜体产于角闪岩相和麻粒岩相的区域变质岩石中；C型，呈透镜体产于蓝闪石硬柱石片岩相的岩石中。其化学成分和基性岩浆岩的相当，一般认为它是在极高压力条件下形成的，但温度范围变化较大。在金伯利岩中呈包体的榴辉岩被认为是来自地幔的金伯利岩浆成分分凝结晶作用的产物。

9.石英岩

石英岩（quartzite）是石英含量大于85Gr的t变质岩。由石英砂岩或硅质岩经区域变质作用或热接触变质作用而成。由于原岩所含杂质和变质条件不同，岩石中除石英外，可含少量长石、绢云母、绿泥石、白云母、黑云母、角闪石、辉石等。一般具粒状变晶结构及块状构造，有时可具条带状构造。石英岩分布广泛，是优良的建筑材料和制造玻璃的原料。

10.大理岩

大理岩（marble）是一种碳酸盐矿物（方解石，白云石为主）含量大于50%的变质岩。它是由石灰岩、白云岩等碳酸盐岩经区域变质作用或热接触变质作用而成。由于原岩所含杂质和变质条件不同，大理岩中可含少量蛇纹石、透闪石、透辉石、方柱石、金云母、镁橄榄石或硅灰石等特征变质矿物，形成各种大理岩。其命名法则见图8-3。一般具粒状变晶结构和块状构造，有时可具条带状构造。大理岩可根据碳酸盐矿物的种类、特征变质矿物、特殊的结构构造及颜色等详细命名，如白云质大理岩、透闪石大理岩、条带状大理岩、粉红色大理岩等。大理岩一般呈白色，如含有不同的杂质，则可出现不同的颜色和花纹，磨光后非常美观，其中结构均匀、质地致密的白色细粒大理岩又称汉白玉。大理岩分布广泛，云南大理县点苍山盛产具复杂褶皱的石墨大理岩，经过加工磨光即成各式美丽花纹的大理岩而闻名于世，大理岩即由此而得名。

图8-3 变质碳酸盐岩及相关岩石

（引自Douglas Fetes＆Jacqueline Desmons,2007）

C—碳酸盐矿物（方解石、白云石和文石）；CS—钙质硅酸盐矿物；S—全部硅酸盐矿物

1.岛弧火山岩的岩石组合

岛弧火山岩即为滩间山岩群，从东部的乌兰县至西部的赛什腾山均有断续分布，岩石组合以变质基性—中性火山岩为主，部分变质碎屑岩，少量碳酸盐岩。对于这套火山岩，前人已进行过一些研究工作，曾经被认为是一套裂谷型建造（熊兴武等，1994）；赖绍聪等（1996）依据滩间山岩群火山岩具洋岛火山岩性质，推测柴北缘为一蛇绿构造混杂岩带；孙延贵等（2000）也认为，在柴达木盆地东段托莫尔日特一带的滩间山岩群及其伴生的侵入体具有似蛇绿岩岩石组合特征。最近两年的研究工作表明，这套火山建造具有岛弧火山岩的特点，与沙柳河-鱼卡河榴辉岩带的形成具有密切的成生联系（王惠初等，2003；史仁灯等，2004）。

（1）变质基性—中性火山岩

以中基性的玄武岩和玄武安山岩为主，少量英安岩，主要岩石类型如下。

变余斑状辉石玄武岩 灰色—灰绿色，变余斑状结构，基质为细粒—微细粒变晶结构或糜棱结构，片麻状构造。斑晶为辉石假象，呈半自形短柱状，粒度1～6mm，已变质成阳起石或透闪石，部分为阳起石集合体，含量变化较大，5%～40%。基质主要由绿帘石、阳起石、绿泥石和斜长石组成，有不同程度的碳酸盐化。岩石韧性变形较强时，呈眼球状构造，辉石假象为透镜状残斑，糜棱岩化的基质绕其分布，基质矿物成分出现分异，暗色矿物和浅色矿物分别聚集成条带状出现。根据矿物成分的相对含量，岩性可分为：绿泥钠长绿帘阳起石岩、绿帘斜长阳起石岩、绿泥绿帘阳起石岩、阳起斜长绿帘石岩和斜长阳起石岩等。

变余斑状安山岩 以含较多斜长石斑晶为特征，岩石呈灰绿色，变余斑状结构，基质细粒—微细粒变晶结构、变余交织结构，片麻状构造，部分呈块状构造。斑晶以斜长石为主，偶见阳起石，含量10%～35%；斜长石为中长石，呈他形粒状—半自形板柱状，粒度0.5～2mm，可见聚片双晶，有时显环带构造。基质成分主要为斜长石（25%～40%）、绿泥石（5%～25%）、绿帘石（3%～15%）和石英（2%～10%），少量阳起石、磁铁矿和方解石等。基质粒度一般小于0.2mm，多在0.03～0.1mm之间。

变玄武岩 与变余斑状辉石玄武岩的主要区别是不含或含极少辉石假象斑晶，可含少量斜长石斑晶；该类岩石矿物成分变化较大，根据矿物成分的相对含量可分为下列几种岩性：含黑云绿帘绿泥斜长石岩、阳起绿泥斜长石岩、绿帘绿泥钠长片岩、含阳起绿帘绿泥片岩、斜长阳起绿帘石岩等。岩石均为灰绿色，鳞片粒状变晶结构或变余交织结构，片状构造或弱片麻状构造，岩石中可含少量石英（＜5%），均有一定程度的碳酸盐化，部分碳酸盐脉发育。

变火山碎屑岩 主要为变晶屑玻屑凝灰岩，岩石呈变晶屑玻屑凝灰结构，块状构造或弱定向构造，由玻屑、晶屑和火山灰组成。玻屑：呈弧面棱角状，压扁拉长，定向排列，均脱玻化为微粒长英质集合体；晶屑：包括斜长石、黑云母、角闪石。斜长石为不规则或阶梯状晶体，具聚片双晶，已帘石化和钠长石化。火山灰均匀地分布于火山碎屑周围的空隙中，多蚀变为绿泥石、绿帘石等。另有少量方解石、石英、葡萄石呈网脉状分布于裂隙中。

（2）变质碎屑岩

主要由石英岩和变粒岩组成，此外可见少量大理岩。

石英岩（变硅质岩）岩石呈灰色，细粒粒状镶嵌变晶结构，薄层条带状构造，矿物成分以石英为主（70%～90%），石英呈他形粒状，略显压扁拉长，波状消光，多呈带状分布；部分岩石中见石榴子石、黑云母和白云母（绢云母）。

变粒岩 主要为黑云母变粒岩，岩石呈灰色，细粒鳞片粒状变晶结构，部分糜棱结构，片状构造或薄层条带状构造，主要矿物成分有石英（35%～45%）、斜长石（25%～35%）、黑云母（8%～15%）、石榴子石（2%～5%），部分样品中见电气石。岩石普遍碳酸盐化，方解石含量最多可达30%。部分变粒岩中的斜长石可分成碎斑和基质两部分，推测其原岩为火山碎屑岩。

2.岛弧火山岩的地球化学特征

岛弧火山岩的部分样品分析结果见表4-3，变火山岩的SiO2含量变化较大，介于48.27%～58.31%之间，属基性—中基性岩石。区域上见有SiO2含量达70%的酸性岩样品（史仁灯等，2004）。在火山岩分类的全碱-硅（TAS）图上以亚碱性为主，少量属碱性。由于岩石遭受了绿片岩相—绿帘角闪岩相的变质作用，变质作用过程中，岩石中碱质尤其是Na2O有可能发生强烈交换而使岩石分类出现失真现象。应用微量元素分类的w（Zr）/w（Ti）-w（Nb）/w（Y）图解判别均落在亚碱性区。在AFM图上样品具有钙碱性系列演化趋势（图4-4）。变火山岩的TiO2均较低，w（TiO2）＜1%，与岛弧火山岩相似。

表4-3 岛弧火山岩等的岩石化学分析结果

变火山岩的稀土元素图谱有平坦型和轻稀土元素富集型两种。其中平坦型的稀土元素总量低［w（ΣREE）为13.59×10-6～22.01×10-6］，稀土元素分馏不明显，w（LREE）/w（HREE）在1.86～2.16之间，［w（La）/w（Yb）］N为1.28～2.02，［w（Gd）/w（Yb）］N为0.81～1.08；δEu为0.94～1.18，基本无铕异常（图4-5）。富集型稀土元素总量高，w（ΣREE）为93.03×10-6～94.32×10-6；稀土元素分馏强，w（LREE）/w（HREE）为7.65～10.15，［w（La）/w（Yb）］N为8.76～11.6，为典型的轻稀土元素富集型，［w（La）/w（Sm）］N为3.02～3.73，［w（Gd）/w（Yb）］N为2.09～2.27，轻稀土元素分馏高于重稀土元素；铕异常不明显，δEu为0.98～1.13。平坦型稀土元素曲线与岛弧拉斑玄武岩或过渡型洋脊玄武岩的特点类似，轻稀土元素富集型稀土元素曲线与岛弧钙碱性玄武岩的稀土元素曲线类似。

图4-4 岛弧火山岩的AFM图解

图4-5 岛弧火山岩的稀土元素配分图谱

岛弧变质火山岩的微量元素变化较大，多数样品中的Nb相对Th和Ce出现负异常，Zr、Ti、Y出现亏损，具有火山弧玄武岩的微量元素特点。应用微量元素图解判断成岩构造环境，在w（Hf）/3-w（Th）-w（Nb）-/15图解上，投点均落入钙碱性岛弧玄武岩区（图4-6）。

图4-6 岛弧火山岩的w（Hf）-w（Th）-w（Nb）图解

综上所述，岛弧火山岩以基性、中基性为主，酸性单元少见；以平坦型稀土元素配分型式为主；岩石中Nb含量低（0.7×10-6～9.2×10-6），表明它们形成于洋内岛弧环境，预示着早古生代俯冲碰撞作用的早期阶段为洋壳之间的俯冲。

3.岛弧火山岩的形成时代

目前从滩间山岩群中已获得了一批同位素年龄数据，如锡铁山地区中酸性火山岩的锆石U-Pb年龄为（486±13）Ma（李怀坤等，1999b），托莫尔日特地区火山岩Rb-Sr等时线年龄为（450±4）Ma和斜长花岗岩Rb-Sr等时线年龄为（447±22）Ma（韩英善，2000），均属奥陶纪。锆石U-Pb年龄可视为成岩年龄，Rb-Sr等时线年龄很可能反映了变质作用的时代。

作者等在绿梁山的变辉石玄武岩中采样，获得了464.2Ma的单颗粒锆石U-Pb年龄，三个锆石测点均落在一致线上。

最近史仁灯等（2004）从赛什腾山结绿素的变安山岩中取样，应用LA-ICP-MS法对锆石进行了测试，获得了（514.2±8.5）Ma的U-Pb年龄。

上述测年结果结合野外地质关系和区域资料，可以确定该套岛弧火山岩形成时代为早古生代，与其南侧榴辉岩带的形成时代大致相同。

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