不同造山阶段花岗岩的多样性 造山期后花岗岩

上面我们结合几个地区的实例讨论了不同造山阶段花岗岩的特征及其所反映的地壳厚度情况,大致可概括如下:

(1)造山前阶段,地壳可以从很薄至很厚,可以出现本书厘定的所有类型的花岗岩:南岭型、浙闽型、喜马拉雅型和埃达克岩(主要是C型的,如安第斯),上述各类花岗岩从不同角度来说,可以有钙碱性、高钾钙碱性、碱性和钾玄岩系列的花岗岩;可以有Ⅰ型、S型、H型和A型花岗岩;或铝饱和、铝不饱和、过铝质和强过铝质花岗岩;或斜长花岗岩、淡色花岗岩和正长岩;或活动陆缘环境、板内裂谷环境和板内伸展环境的花岗岩等等。 总之,除了洋脊花岗岩、岛弧花岗岩、洋岛花岗岩和M型花岗岩外,凡是产于大陆上的花岗岩都可以出现在这个阶段。

(2)造山阶段,地壳较厚,以(C型)埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩为特征,也可以有浙闽型花岗岩出现,不大可能出现南岭型花岗岩。 与其相应的有钙碱性、高钾钙碱性、碱性和钾玄岩系列的花岗岩;有Ⅰ型、S型、H型和A型花岗岩;有铝饱和、铝不饱和、过铝质和强过铝质花岗岩;有淡色花岗岩和正长岩等。所有花岗岩统统是板内环境的,无需判别。

(3)造山后阶段,地壳减薄,以南岭型花岗岩为代表,浙闽型花岗岩常见,不大可能出现埃达克岩和喜马拉雅型花岗岩。 与该阶段相应的主要是碱性和钾玄岩系列的花岗岩、A型花岗岩、铝饱和、铝不饱和的花岗岩和正长岩;所有花岗岩均形成于板内裂谷或板内伸展背景。

20世纪80年代,许多学者曾致力于花岗岩构造环境和碰撞环境的研究(Harris et al., 1986; Pearce et al., 1984; de La Roche et al., 1980; Maniar and Piccoli, 1989),厘定了不少判别图。 本书作者曾经试图了解这些判别图何以能够区别造山和造山后花岗岩?发现有些判别图实际上判别的是花岗岩的地球化学特征及其所反映的源区组成特征,与造山和造山后没有多少关系。

许多人认为,造山后的伸展环境有利于岩浆侵入,于是,大量的岩浆活动被归入造山后(碰撞后)阶段。 如巴西南部和南天山的碰撞后花岗岩即包括过铝质淡色花岗岩、高钾钙碱性花岗岩、奥长环斑花岗岩、钾玄质花岗岩和硅饱和的A型花岗岩等(Wildner et al., 2002; Solomovich et al.,2007),几乎囊括了各种类型的花岗岩及某些基性岩。 Liegeois (1998)认为,碰撞后岩浆作用与大陆碰撞、岩石圈拆沉、板块消减以及裂谷的形成有关。 Harris et al.(1986)则强调碰撞后环境可以产生包括岛弧和板内环境的多种岩浆。 看来,碰撞后阶段可能产生各种类型的岩浆,很难有一个统一的判别标准了。 而许多判别图却试图用某些主元素和微量元素标志来判别造山和造山后环境(Harris et al., 1986; Pearce et al., 1984; deLa Roche et al., 1980;Maniar and Piccoli, 1989),实际情况表明,这种尝试是非常困难的。造山和造山后只是构造演变的不同阶段,在同一个地区,在构造演变的不同阶段,可能由于热的作用产生一些花岗岩,但是,花岗岩具有什么成分主要取决于被熔融的源岩,而不取决于造山或造山后,也与挤压或和伸展构造无关。有些判别图仅根据少数地区的资料得出的结论,对于局部区域来说可能是合适的,但是,不能推广到全球,不能视为普遍的真理。

许多人认为,碰撞阶段主要表现为地壳的构造加厚和形成高压变质作用,很难产生花岗岩,即使有花岗岩,也很难在强烈挤压的背景上侵位上来。 而在碰撞后的构造松弛阶段,由于地壳减薄,伴有软流圈地幔上涌,热流升高,有利于形成大量的从基性到中酸性的岩浆活动(Bonin et al., 1998; Collins, 1994;Sylvester, 1989, 1998; Solomovich et al.,2007; Wildner et al.,2002)。 因此,自然界与伸展构造有关的花岗岩出露较多,研究程度也高。这种认识在一般情况下是合理的,但是,并非到处如此。 如果在碰撞阶段有来自地幔的足够的热的供给,同样能够形成花岗岩,而且能够形成大规模的岩浆活动(如中国东部中生代大规模岩浆活动)。为什么在碰撞后的伸展阶段能够产生大量的岩浆? 问题也不在伸展构造本身,而在于热的作用。伸展导致地壳减薄,地幔抬升,软流圈上涌,地幔发生减压熔融作用,形成玄武岩,玄武岩底侵,使下地壳熔融形成花岗岩。归根结底,在造山和造山后阶段,花岗岩是否出现及其规模大小,主要受控于热源而非构造本身。

早先的研究认为,造山后(碰撞后)花岗岩是最复杂的(Liegeois, 1998; Liegeois et al., 1998; Harris et al., 1986; Bonin et al., 1998; Collins, 1994; Sylvester, 1989, 1998; Solomovich et al.,2007; Wildner et al.,2002)。而本书的研究表明,造山前和造山阶段的花岗岩才是最复杂的,造山后花岗岩则相对简单。因此,探讨不同造山阶段地壳厚度变化与花岗岩的关系,可能是一个更有效的方法。 当然,本书的探讨只是初步的,对于花岗岩中制约Sr和Yb的行为的因素也还需要进一步的研究。

野外地质观测路线主要观测内容~

1.沉积岩区的主要观测内容
填图中以现代地层学和沉积学理论为指导，以岩石地层单位划分为基础，开展生物地层、年代地层、层序地层、事件地层和磁性地层等方面的研究，进行地层多重划分对比。
1）查明各岩石地层单位主要岩性特征（物质成分和结构构造），基本层序构成（层厚、类型、数量等）、厚度、接触关系性质、叠覆特征及空间变化特点以及地球化学特征，并广泛收集沉积相（原生及成岩构造特点，古生物化石及其遗迹化石和古生态、古环境、古流向等）资料。
2）正确建立工作区的岩石地层层序，合理划分正式和非正式岩石地层填图单位。新建岩石地层单位必须符合《国际地层指南》和《中国地层指南》的要求，并应提供实测层型剖面资料，报上级主管部门审批或正式发表文章予以确认。
3）进行岩石地层单位与生物地层单位、年代地层单位、层序地层单位、事件地层单位、化学地层单位和磁性地层单位等多重地层单位的划分、对比，并结合接触界面性质进行综合对比研究，为建立区域层序地层，有关年代地层格架和海（湖）平面变化规律的认识，总结沉积岩性岩相变化和盆地充填序列及形成演化规律提供基础资料。
4）盆地形成发展中的沉积环境、沉积作用，以及古构造环境、盆地与山脉转变演化的综合关系进行研究，为探讨认识区域地质构造演化历史奠定基础。
5）对赋存沉积矿产的岩石地层单位，除应初步查明有关矿种的产状规模以外，还应注意收集有关沉积成矿作用的岩相古地理环境和构造资料，为研究有关矿产的形成分布规律提供依据。
6）对具特殊意义，或对地质生态环境产生重大影响的近代或现代沉积，应视需要重点开展以某专项内容为主的专项调查。
2.火山岩区的主要观测内容
火山岩区调查采用岩石地层—火山岩相双重填图法。重点如下：
1）参照沉积岩岩石地层工作方法，根据沉积或喷发叠覆或横向变化关系、喷发旋回、喷发韵律、岩浆演化特点综合考虑，正确建立岩石地层层序，合理划分正式与非正式岩石地层单位。注意寻找沉积岩夹层中的化石，为地层时代对比提供依据，在无化石的情况下，应采集同位素年龄样品确定其喷发时代。
2）查明火山岩岩石类型、矿物成分、结构构造（原生和次生构造）、矿化蚀变特征、岩石化学和地球化学特征。查明火山岩厚度、产状、空间分布及其变化规律。要注意观察火山岩中的各种接触关系和火山作用现象。火山通道、标志层、沉积夹层、岩流流动单元、冷却单元、流动方向标志、火山集块岩、角砾岩、火山断裂等火山地质作用现象按实际记录，重要现象在图上夸大表示，并进行必要的素描和照相。
3）依据岩石矿物结构构造特征及火山岩地质体产出分布状态，详细划分火山岩相，查明原生和次生构造特点，查明火山构造特征等，查明火山喷发过程中形成的古火山机构特点，研究古火山机构的活动历史。
4）根据火山岩岩石特征及产出分布特点，划分火山岩相及其组合类型，研究各种火山岩相组合类型，研究各种火山岩相的空间分布规律及形成的地质环境，探讨火山作用的规律及历程。
5）查明与火山活动有关的地质构造特征，结合火山岩岩石学、岩石化学、岩石地球化学以及相关的沉积岩性岩相特点和岩浆侵入活动等资料，探讨火山作用的大地构造环境及有关的成矿作用。
6）火山岩区应编制火山岩相构造图，应表示：岩性、岩相、岩层产状、流向、火山通道、火山断裂、潜火山岩、蚀变矿化、火山沉积夹层中古生物化石、同位素年龄值等，内容和原始资料吻合，为地质图编制打下坚实基础。
3.侵入岩区的主要观测内容
图区侵入岩主要为面积较广的花岗岩类，在划分侵入体的基础上，对同源岩浆演化序列的侵入体进行单元和超单元归并，确定侵入时代及其演化关系，研究就位机制。重点如下：
1）查明侵入岩体的产状规模、岩石类型、矿物成分、结构、岩石化学、岩石地球化学、稳定同位素，形成的温压条件或深度，以及岩体原生和变形构造、剥蚀情况、接触关系性质和产状、脉岩和包体、流体（成分、形态、分布、含量等）特征。
2）查明侵入岩体的同化混染和分异作用、内外接触带的变质、蚀变及变形作用，以及岩体相带划分及其成矿作用特点等。
3）稳定地区Ⅰ型花岗岩类（除古老变质基底岩系）一般可采用谱系单元法进行研究，按成分或结构序列，划分侵入体，建立岩体单元，归并超单元或序列；在造山带，应对花岗岩多样性进行研究，通过翔实的野外、室内工作，区分同源、异源及变位花岗岩类等类型，对不同类型的花岗岩可按岩性年代方法填图，进行填图单元的合理划分和填绘。
4）查明复式岩基侵入体间的接触关系性质，依据其相互关系与围岩接触关系、构造变形和矿化或蚀变特征以及同位素年龄资料等，确定岩体侵入时代和顺序。对侵入岩时代的确定，凡有直接地质证据为时代依据的，可按有关地层和岩体的相互关系加以确定，对没有直接地质证据为时代依据的岩体，应采集同位素测年样测定其时代。
5）在综合研究不同类型侵入岩资料的基础上，研究其就位机制及其与成矿作用的关系。探讨各类侵入岩形成的构造环境，建立区域岩浆演化旋回或序列的认识，探讨岩浆活动的演化历史。
6）对于基性和超基性岩（镁铁—超镁铁岩）的调查研究，除上述侵入岩调查的有关内容外，对岩体周围沉积岩的沉积岩相特征和岩体与其关系进行调查，以便获取岩体形成环境和形成时代的某些证据。
4.变质岩区的主要观测内容
区域地质填图中必须对区域变质岩的原岩成分、建造类型及其后期变质、变形叠加改造的特点，以及与岩浆岩作用和成矿作用的关系等进行综合调查。因此，在区域变质岩区的填图宜采用构造—地（岩）层—事件或构造—岩石—事件的方法进行。重点如下：
1）查明变质地质体的空间分布范围，建立变质岩岩石的构造—地（岩）层单元，研究单元间界面性质及叠置关系，收集各单元变质、变形事件特征的有关资料；查明主期变形的面理置换特点，收集先期变质变形和原生沉积构造形迹，注意研究多期变质变形事件叠加改造的相互关系，在查明宏观特征的基础上，有目的地采集各类分析测试样品，从不同规模尺度对变质地质体进行研究。
2）查明变质岩岩石类型，各类岩石矿物成分、结构构造及矿物共生组合和世代关系以及变质岩石的岩石化学、地球化学特点，恢复原岩建造。
3）在查明变质岩矿物共生组合和世代关系的基础上，结合构造变形特征，建立变质岩石形成的先后关系，划分变质相带和相系，确定变质作用类型，结合进行地层对比和同位素年龄资料，确定原岩时代。合理划分变质作用期次，并确定其时代，查明变质作用与成矿作用的关系。
4）在综合上述各类资料的基础上，建立有关变质地质体的构造变形相或构造层次，拟定多期变质变形事件序列，结合相关沉积作用、岩浆作用和成矿作用特点，探讨其大地构造环境，为建立区域大地构造演化模式提供依据。
5）中深变质岩区调查，除上述内容外，尚需对混合岩化作用特征进行调查。目前对混合岩形成原因存在不同观点和认识，本技术方法暂采用局部熔融或部分熔融的混合岩成因观点，开展混合岩区的调查工作。凡有混合岩化的变质岩区，应着重查明混合岩化范围，基体与脉体之间的比例关系，混合岩化结构构造特征，划分不同类型的混合岩化岩石，查明产生混合岩化的构造环境，收集有关变质地质体变质变形特点以及脉体流变特征，以确定混合岩化范围所处的构造层次及形成深度的温压条件。
5.混杂岩和蛇绿岩的主要观测内容
造山带区域地质填图中，特别要注意对混杂岩（mélange）和“蛇绿岩”（ophiolite）的调查和研究，应采用特殊的方法进行填图。造山带是混合物质场，尤其是多旋回造山带，在经历了多期次开合和洋陆转换及后期的陆内俯冲、叠覆、剪切走滑、伸展滑脱及一系列强烈的热事件、变质作用等重大地质事件作用下，更使原本成层有序的物质建造发生强烈改造、重组，最终大多以混杂岩的面貌出现在造山带区。重点如下：
1）造山带“混杂岩”或“蛇绿混杂岩”构成的主要特色是造山带大地构造演化各阶段的不同来源、不同时代、不同变形变质程度、不同大小的各种构造岩片（块）或重叠、或位移、或缺失，形成现今统一的混杂的物质场。针对这一主要特色，混杂岩调查和研究的首要任务是应查清其各类构造岩片（块）的裂解、运移、拼合定位及变形变质历程，从现存构成混杂岩各类基本构件—构造岩片（块）的物态（物质组成）、时态（时代依据）、相态（岩相特征）、位态（原始生成部位）和变形、变质调查入手，追寻其原始生成环境、时空结构和变位、变形、变质历程，从中恢复其造山带三维结构和揭示造山带形成机制及大地构造演化历程，这一调查方法称之为“混杂岩构造岩片四维裂拼复原法”。对混杂岩中不同类型的构造岩片或岩块，均需尽量详细圈定和填制。
2）从整体上查明“混杂岩”的内部构成和分布延伸范围，除对外来岩片（块）进行系统的“物态”“相态”“位态”和“变形变质”历程调查外，还要对外来岩片（块）赋存的“基质”进行系统的物质成分、时代、变形变质特点调查，即分别收集混杂岩的岩片（块）和基质两者各自的岩性、岩相和时代依据。
3）“蛇绿岩”发育保存完好的地区，应查明“蛇绿岩”岩石类型和结构构造特征，建立系统完整的“蛇绿岩”序列，研究上覆沉积单元的沉积岩相特征，尽量采集古生物化石，并结合同位素年龄资料，确定“蛇绿岩”形成时代。在“蛇绿岩”保存发育不好的“蛇绿混杂岩”地区，应着重查明有关岩浆岩组成的不同类型岩石的岩块规模、物质组成、产状、形态、相互接触关系，以及伴生沉积岩的沉积岩相和构造变形特征，寻找古生物化石。结合同位素年龄、岩石学、岩石化学和地球化学资料建立对“蛇绿岩”形成环境和时代的认识。
6.第四纪地质体
该类地质体因形成时代新，除沿滨海平原或平原地区以及大片沙漠和黄土堆积区大面积分布外，一般在丘陵山地区大多呈零星分布，且其成因类型复杂。重点如下：
1）第四系大面积分布区，应以突出国民经济建设和国计民生的需要，或以地质环境综合评价为重点开展特定片（区）的第四系区域地质填图。
2）丘陵山地区第四系分布零散，应着重查明区内第四系的空间分布范围，第四纪沉（堆）积物与地貌条件的关系，地形地貌特点（阶地与洞穴等）、物质成分、结构构造、厚度变化，收集有关古生物、古风化壳、古土壤、古文化层、古地震等资料，划分不同成因类型。
3）注意调查活动断裂的地质、地貌特征及其形态、规模、产状及延伸，调查收集地质灾害的有关资料。
7.地质构造主要观测内容
1）对与变质岩有关构造的研究，可参照变质岩区填图有关要求进行。
2）应用构造解析方法，对各种规模大小不等的构造变形形迹（包括褶皱、断裂、韧性剪切带以及各种面理、线理等）的产状、性质、规模、位态及有关运动学特征等资料进行详细收集，查明其区域分布特点和组合规律；研究其构造层次及构造变形相，建立区域构造变形序列，为探讨认识区域地质构造演化奠定基础。
3）应用现代造山带研究的理论和方法，开展对不同类型造山带的地质填图。着重查清造山带三维空间的物质组成、结构构造特征，研究造山带旁侧前陆、后陆/断陷盆地形成与发展演化的地层层序构筑特征和物源成分特点，为盆地、山脉转变演化的研究奠定基础。同时注意对卷入造山带不同大地构造单元构造变形特征进行系统调查，查明各类构造变形的运动学特征，为建立造山带形成演化过程中构造运动体制的演化转变、探讨造山作用产生的地球动力学机制提供依据。对造山带基底形成阶段、洋陆转化阶段、陆内造山阶段和后造山隆升—剥蚀阶段的物质建造、变形、变质特点进行研究，重塑其地质构造演化历史。
4）对新构造运动的表现及特点进行调查，广泛收集资料，研究新构造运动的时期和类型。地质灾害多发地区，应查明引起灾害的地质构造背景及具体构造部位。地震发育地区，应收集有关地震方面的资料，对活动性断裂应尽量查明其延伸、规模、性质、产状及运动学特征，为分析研究区域地质灾害规律和环境工程评价提供依据。
8.区域地质填图中的矿产调查主要内容
区域地质填图中的矿产调查工作，是和地质填图紧密结合进行的。在调查过程中，应贯彻以点突破，以面为主，重点检查或评价，点面结合的原则。在地质填图的基础上筛选10%矿（化）点进行检查评价。
9.其他专项调查主要观测内容
区域地质填图工作中的水文工作一般不作系统调查，但对泉水、温泉应进行观测、记录和采样，并研究其出露的地质构造条件。对区内具有旅游观赏价值和科学普及意义的典型地质现象和地理地貌景观均应进行调查研究和评价。涉及城市和居民密集区周围的有关生态环境、灾害地质、工程地质、水文地质、农业区进行综合评价，以增强区域调查成果全方位面向社会服务的功能。在需进行系统的水文地质、灾害地质、环境地质、工程地质、矿产地质、农业地质等专项调查评价区应专门立项进行系统调查评价，并按有关规范、规定要求开展工作。
1∶5万区域地质填图任务书或设计书批复意见书如专门规定了某类专项地质填图，其野外地质观测路线的布置，必须充分注意满足专项调查任务的需要。路线点、线间距以能较好控制专项调查特殊对象的总体特征，并能收集到有关对象比较系统完整的资料为目的。如大规模泥石流、大规模滑坡或垮塌堆积群发地区，存在有地震活动的活动断裂带，或因工程地质需要面对某部分地域进行的专题地质构造调查等。
10.野外填图手图地质体标定
1）野外手图上应尽可能标注所观察到的各种有意义的地质现象、各类地质体界线、各种构造形迹及各种有代表性的产状要素（含地层、岩层、面理、线理以及原生构造产状及各类样品的采样位置等）。
2）对具有重要意义的特殊地质体，用相应符号、花纹夸大或归并表示图上。
3）基岩区内面积小于表中限定的第四系，图上可不予表示，但类型特殊或含有重要矿产的第四纪沉积，其范围虽小，均应进行观察描述，并适当夸大表示。在大片第四系分布区，对前第四系基岩露头，凡地质路线所及，无论出露范围大小，都需进行观察描述，并标注在图上。
4）所有重要地质界线、地质体、正式填图单位和具有特殊意义的非正式填图单位等均应有足够的观察路线和观察点控制。在观察路线上要详细观察记录，采集必要的样品，取准、取全各种地质要素、参数数据。露头良好的路线、主干路线和专题研究路线，要求作好连续信手地质路线剖面，对重要地质现象、接触关系均应有素描图或照片反映其实际情况。

岩浆活动时限为73～135 Ma，高峰期集中于87 Ma，主体分布在义敦岛弧的弧后区，岩体的侵位深度较浅，最年轻地层为上三叠统喇嘛垭组。与前两类花岗岩不同的是，这类岩体在岩石化学成分上以富碱，贫水，富Zr、Nb、REE、Ta为特征，并且产生于深源浅成环境，属于A型花岗岩类。另外，岩体和围岩的侵入关系十分明显，在和砂泥质围岩接触时，在其外接触带普遍产生角岩化，和碳酸盐岩接触时常形成接触交代矽卡岩。伴随热液交代作用，在一些岩体的内外接触带发育了广泛的多金属矿化，特别是锡矿化。因而，该期岩体的主体——高贡-措莫隆花岗岩带也常称之为锡多金属矿化带。所以，对这套花岗岩的深入研究具有重大意义。
（一）成岩时代
这套花岗岩侵入的地层基本均为上三叠统，其中最广泛的是图姆沟组，但盖层除第四系外，还未见比上三叠统更新的地层。
岩体的同位素年龄前人已做了不少，例如：石渠高贡岩体黑云母的K-Ar年龄为87～116Ma（成都地矿所，1985）；巴塘措莫隆岩体黑云母的40Ar-39Ar年龄为77～85Ma（成都地矿所、中科院地质所，1990），中甸热林岩体的Rb-Sr年龄为80Ma（云南地质研究所，1995）。
作者也对一些与成矿有关岩体开展了同位素年龄工作，其中对渣陇、连龙、休瓦促3个岩体用Rb-Sr等时线法测定了全岩年龄（表2-2，图2-9，图2-10，图2-11），对绒依措岩体中的钾长石用K-Ar法测定了成岩年龄。
表2-2 渣陇等岩体Rb-Sr同位素年龄数据



图2-9 渣陇岩体Rb-Sr全岩等时线图


图2-10 连龙岩体Rb-Sr全岩等时线图

3个岩体的同位素年龄分布在101～81 Ma，与前人的年龄研究结果非常吻合，即它们均形成于燕山运动晚期，且似有从北向南变新的趋势。
（二）产状及岩石学
岩体的规模与弧花岗岩相比要小得多，以岩基产出者很少，绝大多数为岩株、岩瘤，而且常为复式岩体，形态很不规则。岩性绝大多数为黑云母二长花岗岩，少数为黑云母钾长花岗岩，具有偏碱性特点。岩体中富挥发组分矿物，黑云母的含量有时高达15%。岩体侵位在中—浅深度。由于岩体中集聚了巨大热能和流体，因此与围岩的热接触变质作用普遍发育。岩体侵位受区域构造控制明显。

图2-11 休瓦促黑云二长花岗岩的Rb-Sr全岩等时线图

1.石渠县渣陇岩体
岩体呈NE—SW向伸展的不规则椭圆形，出露面积约4km2，与上三叠统砂板岩系呈侵入接触，接触面呈弯曲波状。围岩有明显的热接触变质晕，晕宽一般在300～1000m。岩体具岩相分带，中心呈粗中粒花岗结构，中外部具似斑状结构，斑晶含量从5%～25%。岩石的组成矿物主要为斜长石、钾长石、石英、黑云母，副矿物有磷灰石、褐帘石、锡石、电气石、锆石、磁铁矿等。斜长石呈板状，聚片双晶发育；钾长石呈他形不规则状，具条纹构造；石英呈他形粒状，常具波状消光；黑云母呈不规则片状，广泛被绿泥石交代，有明显的析钛现象；褐帘石呈柱粒状，多包于黑云母中；磷灰石和锆石呈柱状或柱粒状多包于长石中。钾长石为20%～25%；斜长石为30%～35%；石英为25%～30%；黑云母为5%～10%，副矿物以褐帘石含量最高，约0.1%。岩性主体为二长花岗岩。
2.连龙岩体
岩体主体尚未完全暴露出现，现由3个呈NNW向展布的小岩株组成，出露总面积约0.23 km2。岩石具粗中粒花岗岩结构，块状构造。主要组成矿物有斜长石（35%）、钾长石（33%）、石英（25%）、黑云母（7%）；副矿物有磷灰石、锆石、锡石、电气石、磁铁矿。岩性为黑云母二长花岗岩。岩体侵入于上三叠统图姆沟组含泥质和粉砂质的灰岩中。岩体与灰岩接触带上发育矽卡岩，伴随有Sn、Ag多金属矿化。岩体中黑云母被绿泥石交代强烈析铁析钛。锡石呈菱形或柱粒状，包于石英中或粒间分布；电气石呈柱状，具横裂纹包于石英中。
3.绒依措岩体
岩体位于夏塞银多金属矿床南约2 km处，面积约122 km2，岩体从中心向边缘有明显的岩相变化，依次为中粗粒花岗结构→不等粒花岗结构→交代残留结构。中心相的矿物组成为斜长石（30%）、钾长石（30%）、石英（30%）、黑云母（8%）。钾长石呈不规则板状，具条纹构造，颗粒内常见斜长石的交代残留，构成交代条纹长石。黑云母析铁明显。副矿物有褐帘石、磷灰石、电气石、锆石、磁铁矿。电气石呈柱状，具横裂纹，锆石呈柱粒状，包于斜长石或石英中。磷灰石有两种形态，一种呈细小的柱粒状，包于斜长石等矿物中；另一种呈粗大的他形粒状随黑云母一起分布，粒径可达1.5 mm，反映岩体经历过磷的活化聚集过程。岩石为块状构造，岩性主体为粗中粒黑云母二长花岗岩。
4.措莫隆岩体
出露长1.28 km，宽0.14～0.52 km，NW延伸，侵入的围岩为上三叠统图姆沟组，岩体为似斑状中—粗粒黑云母钾长花岗岩，主要由钾长石（46%）、斜长石（含量17.3%，An=37%）、石英（30%）、黑云母（5%）等组成。副矿物有电气石、锆石、磷灰石等。
5.热林岩体
分布于主弧带南端，出露面积约6.5 km2，NW向分布，主体为似斑状中—细粒黑云母二长花岗岩，主要由钾长石（25%）、斜长石（24%，An=28）、石英（25%）、黑云母（4%～10%）组成，副矿物中锆石，磷灰石较多，电气石次之。岩体有明显的岩相分带，由于岩体的侵入，在其围岩——图姆沟组板砂岩中形成范围较大的角岩化带。
（三）岩石地球化学
1.常量元素
该带花岗岩SiO2含量在73.78%～76.26%，比典型的花岗岩明显偏高，并且变化范围小，反映岩浆侵位固结之前经历了充分的分异作用。Na2O+K2O含量在7.16%～8.41%，普遍是K2O含量多于Na2O。在K2O-SiO2图上（图2-12），位于高K钙碱性岩区。碱质指数为0.60～0.67，尚未达到碱性岩系的最低值0.87，反映出钙碱性岩系的特点。在A/NK-A/CNK图上（图2-13），都落在过铝质岩区，但靠近分界线，反映岩浆属弱过铝质。符合Eby，G.N，（1992）对A型花岗岩的定义。

图2-12 造山后花岗岩的K2 O-SiO2图


图2-13 后造山花岗岩A/NK-A/CNK图

2.微量元素
各岩体洋中脊玄武岩标准化后的微量元素分布曲线见图2-14，图中曲线的分布形式清楚地反映出这些岩体经历了相似的演化途径，均以Rb强烈富集，Sr、P、Ti强烈亏损为特点。高场强元素和重稀土元素含量普遍较高。强不相容元素Rb强烈富集说明岩浆分异作用进行得很充分；Sr强烈亏损可能与斜长石大量分离有关；Ba亏损反映岩体远离岛弧的陆内岩浆作用特点；高场强元素Nb、Ta相对富集，特别是Ta峰的形成，说明岩浆作用已经远离岛弧；P和Ti的明显亏损说明磷灰石和钛铁矿也已从岩浆中强烈分离；重稀土元素较高意味着岩浆源区没有石榴子石残留。就单个岩体来讲，由微量元素分馏所反映的岩浆演化过程并不完全一致，渣陇岩体和绒依措岩体微量元素分馏高度一致，反映了岩浆分异过程的均一性。相比之下，连龙岩体局部（图2-14 b）出现不协调性，与总体趋势相比，其P、Ti相对富集，而Y、Yb轻度亏损，可能反映了两期岩浆活动源区条件发生了变化。这种变化可能与石榴子石在源区残留有关。

图2-14 造山后花岗岩微量元素标准化模式图

3.稀土元素
区内与Sn、Ag、W、Mo矿化相关的花岗岩的稀土元素总量总体是稳定的，REE含量为111.17×10-6～252.33×10-6，轻重稀土分馏不明显，w（La）/w（Yb）比绝大部分在2.46～5.99之间。个别岩体也可出现明显的分馏，w（La）/w（Yb）达21.99。由于这些花岗岩均具有强烈的Eu亏损，δEu为0.04～0.44，从而使经球粒陨石标准化后的分配曲线呈标准的“燕”型展布（图 2-15），反映出鲜明的壳源花岗岩的特点。强烈负Eu异常的存在与Sr的强烈亏损一致，共同指示着斜长石分离对岩浆分异演化起了重要作用。热林岩体的Eu负异常相对较小，则和该岩体中斜长石较多，剥蚀较深有一定关系。
（四）岩浆作用的构造环境
在用常量元素的综合指数R1-R2图中（图 2-3）这类花岗岩都落在造山后花岗岩区或晚构造—后构造花岗岩区，反映了一种弧—陆碰撞后陆壳隆升伸展的应力体制。在w（FeO*）/w（FeO*+MgO）-w（SiO2）图上（图2-16），这些花岗岩也都落在造山后区。在w（TiO2）-w（SiO2）图上（图2-17）进一步显示出它们的形成与大陆边缘造陆隆升有关。上述结果与这类花岗岩在岛弧带中所处的位置是吻合的。在Pearce（1984）花岗岩构造环境判别图上（图2-4），该类花岗岩大多数位于板内花岗岩区，部分向同碰撞区过渡。这种分布特点指示着一种碰撞造山后的形成环境。

图2-15 造山后花岗岩的稀土元素标准化模式图


图2-16 造山后花岗岩的w（Fe*）/w（FeO*+MgO）-w（SiO2）图


图2-17 后造山花岗岩的w（TiO2）-w（SiO2）图

（五）成岩机制讨论
1.源区性质和成分特点
通过对岩体的岩石化学、微量元素、稀土元素及同位素年龄的讨论，可以发现这条造山后花岗岩带主要产生于地壳浅层，是地壳浅部物质再度活化分异的结果。在常量元素综合指数R1-R2图上（图2-18 a），岩体主要分布于地壳浅成花岗岩附近。仅有连龙岩体显示出不均一性，个别样品中有部分深源基性物质参与。

图2-18 后造山花岗岩岩石成因判别图

微量元素Co、Zr由于具有截然不同的地球化学性质，在岩浆演化中表现出不同的行为，因而对岩浆过程具有示踪作用。在基性岩浆中，Co是强相容元素，它随着橄榄石、辉石等铁镁矿物的结晶分离其含量急剧降低。Zr则相反，它在岩浆作用中表现出强烈的不相容性，主要以副矿物锆石的形式从岩浆中分离。而锆石的分离结晶除了受岩浆的温度和碱度影响之外，岩浆的酸度（SiO2含量）也是一个重要的控制因素。另外，岩浆演化在SiO2含量达到68%之前，锆石的结晶受到有效的抑制，只有在含量达到68%以后，才有锆石明显的结晶分离。因而在岩浆演化过程中，在w（Co）-w（Zr）相关图上（图2-18 b）从基性岩浆到酸性岩浆之间出现一演化间断，位于间断区的岩石反映是混合成因。本区的这类花岗岩在图中都位于酸性花岗岩一端，说明它们的形成与基性岩浆的结晶分离无关，而是来自地壳浅层岩石的直接改造。

图2-19 后造山花岗岩源岩性质判别图

Chappell and White（1992）研究碰撞造山后碱性花岗岩时指出，岩体中的CaO和Na2O含量可以反映源区粘土的丰度。Sylvester（1998）进一步指出碱性花岗岩中w（CaO）/w（Na2O）比值是沉积源区泥质组分多寡的良好指示剂。近年来，大量的熔融实验已证实，在以泥质岩和砂屑岩为原岩熔融产生的熔体中，其CaO和Na2O含量变化受温度、压力、H2O活度及源岩成分多种因素影响，但w（CaO）/w（Na2O）比值则主要反映源区斜长石与粘土含量的比例：由贫斜长石、富粘土的源岩（泥质岩）产生的熔体其w（CaO）/w（Na2O）比值比由富斜长石、贫粘土源岩（砂屑岩）产生的熔体低得多。后者的w（CaO）/w（Na2O）比与源岩持平或稍低。本区富碱花岗岩w（CaO）/w（Na2O）比值在0.14～0.42之间，明显低于页岩和硬砂岩的w（CaO）/w（Na2O）比（1.2和0.93），说明这些花岗岩主要是由富含泥质的沉积岩熔融形成的。在w（CaO）/w（Na2O）-w（Al2O3）/w（TiO2）相关图上（图2-19 a），本区花岗岩大都分布于泥质岩生成的熔体一端，反映了泥质岩在这些花岗岩源区的主导地位，并且不同地区、不同岩体之间泥质岩丰度及源区均一性还存在差异。绒依措花岗岩源区的泥质岩丰度最高且很均一；渣陇、高贡、措莫隆、热林诸岩体的源区含一定数量基性火山岩；连龙西直沟岩体源区的最大特点是成分不均一。同时，微量元素Rb、Sr、Ba的相关变化也为我们判断花岗岩源区特性提供了一致的信息（图2-19 b）。
2.熔融温度与熔融程度
实验研究表明，在泥质岩部分熔融过程中，随着熔融温度增高，石榴子石、铝硅酸盐、斜长石等含铝矿物呈残留相保存，这样就使熔体的Al2O3浓度基本保持不变。然而，TiO2却相反，由于黑云母、钛铁矿等含钛矿物随温度升高不断分解，熔体中TiO2浓度则不断升高。这样一来，富碱花岗岩熔体的形成温度就可以相对地由w（Al2O3）/w（TiO2）比值反映出来。w（CaO）/w（Na2O）-w（Al2O3）/w（TiO2）（图2-20）是天然泥质岩缺水条件下的实验结果，本区花岗岩在图中都落在过铝质花岗岩区，不同岩体在不同熔融温度（或程度）线上形成差异分布。绒依措岩体位于15%熔融线上，与7kbar、825℃时的熔体接近；渣陇和高贡岩体在35%熔融线附近，温度高于875℃，接近900℃；措莫隆、热林、休瓦促等岩体其熔融程度和温度还要更高些，连龙岩体依然以不均一为特点。

图2-20 后造山花岗岩与天然贫斜长石泥质岩熔融实验结果对比

3.花岗岩熔体的分异演化
与深源基性岩浆不同，在壳源深熔岩浆的形成和分异演化过程中，决定岩浆性质和走向的是长石及一些副矿物的熔融行为和结晶分离特点，镁铁矿物基本不起什么作用。对于斜长石和钾长石的行为，除了从常量元素CaO、Na2O、K2O含量进行判断外，微量元素Rb、Sr、Ba的浓度和比值及稀土元素Eu的异常特征也能给出可靠的信息。从微量元素蛛网图（图2-14）上可以清楚地看出，本区花岗岩以Rb高度富集，Sr强烈亏损为特点。Ba一般是亏损的，在个别样品中出现较大的变异性。Rb的富集与岩体富K2O相吻合，并且与该岩带所处的板（陆）内构造环境相一致。在远离俯冲带的缺水环境中，壳层岩石的熔融以钾长石优先发生，对斜长石不利，这已为大量的实验结果所证实。另一方面，由于本区花岗岩的源区以泥质岩为主、斜长石碎屑的含量本身就不高，单由这些斜长石在源区优先残留似乎还解释不了岩体中出现的强烈的Sr亏损和高的负Eu异常。看来在分熔熔体从源区分离之后的上升途中，冷凝的同时伴随着斜长石的结晶分离。从高场强元素分析，P、Ti、Zr的亏损似乎与副矿物磷灰石、钛铁矿、锆石在源区残留关系更大，因为从熔融条件来看，830～900℃的温度还不足以使这些副矿物充分熔融。稀土配分曲线呈水平的“燕”型，缺少中稀土（MREE）和重稀土（HREE）亏损，意味着岩浆源区不具备使角闪石和石榴子石大量残留的条件。

与花岗岩类有关成矿系统的结构特征
答：翟裕生等(1996)研究了长江中下游燕山期I型花岗岩类有关的成矿系统的内部结构及其与沉积成矿系统的相互关系,发现有几种基本特性,即在成矿时间结构上具有时限性和阶段性,空间分布上具有共生性、过渡性、重叠性和分带性,在物质结构上具有矿质组合的多样性、继承性和矿量分布的互补性等,简述如下。 1.时间结构上的...

不同时代花岗岩类及不同岩石类型花岗岩REE分布特征
答：图7-23 中国不同构造单元不同岩石类型花岗岩REE分布模式 （采用赫尔曼（1970）的球粒陨石数据（赵伦山等，1987）标准化）DY1—天山-兴安造山系；DY2—中朝准地台；DY3—昆仑-祁连-秦岭造山系；DY6—滇藏造山系；DY7—扬子准地台；DY8—华南-右江造山带；DY9—喜马拉雅造山带 Fig.7-23 ...

造山(碰撞) 阶段
答：按照花岗岩的时代,可以分为早中晚3个次级阶段:(1)造山的初期阶段(55～45 Ma)。这个阶段主要发育的是冈底斯花岗岩基和林子宗群帕那组火山岩。 莫宣学等(2007)指出,冈底斯花岗岩是同碰撞的,如曲水岩基,峰期年龄在50 Ma左右。 冈底斯花岗岩基规模很大,但是,其时代和地球化学性质并不是很清楚。有些...

请问几个关于与造山带相关的花岗岩概念?
答：请问几个关于与造山带相关的花岗岩概念? 10 1.什么是同造山花岗岩?2.什么是后造山花岗岩?3.什么是浅色花岗岩?他们是如何反映构造属性的?多谢... 1.什么是同造山花岗岩?2.什么是后造山花岗岩?3.什么是浅色花岗岩?他们是如何反映构造属性的?多谢 展开  我来答 ...

花岗岩的成因类型
答：华力西中期该地区出现过非挤压的拉张体制，形成了部分花岗岩，反映在多阳离子图上，华力西中期花岗岩一部分位于Ⅵ区（同造山），一部分位于Ⅰ区（幔源分异）与幔源分异型花岗岩相似，但是这部分花岗岩又明显区别于幔源分异型花岗岩，表现在岩石组合（钾长花岗岩、二长花岗岩）、物质来源（地壳）、造岩矿物（...

不同构造背景的花岗岩质岩石组合
答：造山带花岗岩可分为两大类，一是在造山运动时期形成的花岗岩，褶皱作用（造山作用）、区域变质作用和花岗质岩石的形成大体上是同时的；另一类是造山运动后形成的花岗岩，是造山带进入稳定发展时期形成的，主要受区域性断裂的控制，成带状延伸。活动大陆边缘花岗岩的物质来源复杂，不同的构造部位岩浆形成的...

关于花岗岩形成机制的讨论
答：由此联想,近年研究表明过铝花岗岩也不一定形成于挤压造山环境,可以形成于拉张环境,例如南岭燕山早期的二...在浅位的岩浆房中分成不同温度、密度的岩浆层,并且形成各自的对流层,上部岩浆相对偏酸性,下部偏基性

造山型环斑花岗岩的研究现状及意义
答：该造山带的构造演化特点，特别是一个大的造山旋回结束时都出现环斑花岗岩，使其成为造山运动终结的标志，为造山带的研究提供新的信息和物质的证据，并且有可能在环斑花岗岩研究的某些领域取得突破性进展。由于中国独特的优势和良好的地质条件，因此对造山型环斑花岗岩进行深入细致的研究，具有重要的理论和...

花岗岩成因
答：3）岩体中的围岩交代残余体，与围岩方向一致，显然没有经过移动；4）岩石的交代结构比较发育。事实上，花岗岩体的形成同其他地质体一样，是长期、复杂地质作用的结果，地壳的不同部位所处的地质条件不同，经历的构造变动也不同，造成花岗岩成因的多样性。3.花岗岩的成因分类 近年来，由于对花岗岩类岩石...

花岗岩类岩浆的成因及其类型
答：3.花岗岩的成因类型——I型、S型、A型及M型花岗岩 广义花岗质岩浆的物质来源较复杂,它可来自地壳不同结构层及消减带的消减洋壳和地幔楔形区。产出的构造背景也多样,如岛弧造山带、活动大陆边缘、大陆碰撞带、陆内造山带及大型逆冲断层带、大陆裂谷甚至大洋中脊等构造部位。花岗岩类据物质来源和产出的构造背景,也...