古近纪铜矿化斑岩（西范坪）群

（一）岩体地质及岩石学特征

1西范坪斑岩体群

西范坪斑岩体群位于盐源县桃子乡与云南省宁蒗县交界处，属扬子陆块西南缘锦屏山陆缘拗陷与玉树－中甸微陆块接合部南侧扬子陆块内侧，北邻甘孜－理塘结合带。斑岩群由大小不等的百余个斑岩体组成（图6-42）。其围岩主要为三叠系砂岩、泥岩，均已程度不同地产生角岩化、青磐岩化。斑岩体群主要由石英二长斑岩、二长斑岩，少许闪长玢岩及云煌岩脉，南与云南罗卜地斑岩体群、北与四川木里普尔地斑岩体相邻。南京大学地球科学系沈渭洲、徐士进等（1996）对西范坪斑岩进行了K-Ar同位素年龄测定，其测定结果见表6-17。其中矿化石英二长斑岩黑云母K-Ar年龄为346～341Ma，不含矿的石英二长斑岩的角闪石K-Ar年龄为322～335Ma，其成岩时代属古近纪。

表6-17 西范坪斑岩体群K-Ar同位素年龄测定结果表

（1）岩石组成

根据岩体相互接触关系和同位素测年资料、岩石特征，其由老到新岩石序列如下。

①石英二长斑岩：石英二长斑岩分布广泛，是西范坪斑岩体群主体岩石类型。石英二长斑岩和浅灰色斑状黑云角闪石英二长斑岩组成，后者侵入前者。但二者均以色浅、钾长石斑晶多、大，基质粒度偏粗为特征，局部地方（80号岩体）具铜矿化。

②二长斑岩：二长斑岩分布局限，由暗灰、灰色斑状角闪二长斑岩、黑云二长斑岩和灰白色含黑云二长斑岩组成，后者侵入前二者，且二长斑岩均侵入石英二长斑岩。

③正长斑岩：在钻孔中见及，呈捕虏体产出。

④闪长玢岩与云煌岩脉：零星分布，多呈脉状侵入上述岩石之中，由辉石黑云角闪玢岩、辉石云煌岩组成，普遍含黑云母斑晶而不含钾长石斑晶。

（2）岩体产状及组合型式

西范坪斑岩体群由百余个大小不等、产状各异的侵入体组成。其总体分布特点是：①大侵入体多呈岩株、枝产出，数量少，单个岩体面积大（> 2km2），不含矿；②小侵入体多呈岩床、岩墙产出，数量多，单个岩体面积小（< 05km2）；极少数呈岩筒产出（如80号岩体），偶见侵入（隐爆）角砾岩相伴，具明显铜矿化。

据王康明（1996）研究，根据西范坪岩体产状和组合型式，可将西范坪斑岩群分为主体、环带、边缘3部分。

主体部分位于斑岩体群中心，由大侵入体（如56号达其山岩体）组成，面积05～2km2，呈NE 向产出，形成斑岩体群分布区的正地形，由石英二长斑岩组成。岩石蚀变弱，矿化微弱。

环带部分由中等规模（01～04km2）侵入体组成，环绕主体部分断续分布，由石英二长斑岩、二长斑岩等多种岩性组成，局部见爆发角砾岩（如80号岩体）；岩体产状多为岩枝、岩床，少数呈岩筒产出；呈岩筒者，岩性复杂，围岩蚀变强烈，内见石英细脉，具明显铜矿化。

边缘部分分布于斑岩体群外缘，多由石英二长斑岩、黑云角闪玢岩、辉石云煌岩等岩床、岩墙组成，蚀变弱，矿化微。

图6-42 盐源县西范坪—模范村一带地质略图

1—第四系；2—中三叠统盐塘组；3—下三叠统青天堡组；4—上二叠统乐平组；5—上二叠统峨眉山玄；6—二长斑岩体及编号；7—煌斑岩体及编号；8—矿化二长斑岩体及编号；9—三叠系砂岩铜矿；10—地质界线及平行不整合界线；11—断层线；12—青磐岩化角岩带；13—向背斜构造；14—玄武岩火山机构及编号；15—隐伏环形影像及编号；16—隐爆碎裂岩筒、0号勘探线部面位置

（3）蚀变特征

据李立主等（1996）研究，西范坪斑岩群蚀变“总的说来属青磐岩化带，部分叠加绢英岩化。以黄铁矿化、绿泥石化、绢云母化、硅化、黑云母化、钾长石化为主；褐铁矿化普遍，绿帘石化、高岭土化、碳酸盐化、钠长石化、伊利石化分布不均匀”，可归并为青磐岩化、绢英岩化、3种蚀变类型。

①青磐岩化：分布广泛，包括黄铁矿化、碳酸盐化、绿泥石化、绿帘石化等。以铜矿化的80号岩体周围最强，蚀变带宽达数十米，常有黄铁矿－绿泥石细脉、含铜黄铁矿脉、绿泥石－黄铁矿－石英细脉产出，伴有弱铜、铅、锌矿化。

②绢英岩化：分布局限，一是岩石硅化重结晶，二是形成硅化石英脉，局部地方形成绢英岩。富含石英细脉常含较多硫化物及铜、铅锌矿化。

③钾化：包括钾长石化、黑云母化，主要出现于铜矿化的80号岩体及接触带围岩中，出露较少，局部形成黑云母－石英细脉，与铜矿化关系密切。

（4）矿化特征

西范坪斑岩体群经普查证实，存在中型铜矿床。其中工号矿体是西范坪矿区最主要矿体，呈桶状产于80号岩体内部，延伸达300余米。在出现辉铜矿等次生富集矿物的地方，铜矿品位明显升高，表明次生富集对铜矿再富集起到非常重要作用。出现辉铜矿的次生富集带在垂向上交替出现，在垂深150～180m 区间，伊利石化、辉铜矿等基本消失。Ⅱ、Ⅲ号矿体分别产于80号岩体东侧接触带和58号岩体南侧接触带，规模极小。目前，尚未在斑岩体接触带发现工业矿体。据李立主（1996）、任光辉（1994）研究，西范坪斑岩群具备大型－超大型（斑岩铜矿）矿床生成条件。

2普尔地斑岩体群

普尔地斑岩体位于木里县牦牛坪乡，南距盐源西范坪斑岩体群约70km，产于扬子陆块西缘与玉树－中甸陆块南缘内边缘，属喜马拉雅期木里推覆体异地系统。其围岩主要为晚三叠世双峰式火山岩组合的残片，包括安山玄武岩、英安岩及其火山碎屑岩和变砂岩、板岩、千枚岩。

（1）岩石组成

普尔地斑岩体群目前已在约8k m2范围内发现斑岩体6处（图6-43），其中有2个斑岩体矿化较强。最大矿化斑岩（①号岩体）体长≥160m，宽≥60m，形状为岩枝或者岩床。经地质调查和工程揭露，岩体接触面外倾（北东部：55°∠74°、南东部：100°∠35°、西北部：330°∠57°），具向下变大、矿化增强趋势（李维国等，1996）。

普尔地斑岩铜矿矿化岩石为灰色石英二长斑岩。岩石具变余斑状结构、基质为变余似粗面结构，块状构造。岩石由变余斑晶及基质组成，造岩矿物主要为钠－更长石（40%～45%）、钾长石（25%～30%）、其次为少量的石英（5%）。岩石中斑晶含量5%～12%，粒径025～2mm，以单斑为主，少数为聚斑；斑晶成分为钾长石和钠－更长石，形状为自形板状，部分斑晶的边部被基质熔蚀交代呈浑圆状，少数出现港湾状的外形；斑晶的内部常见裂隙，沿其裂隙有次生褐铁矿、绢云母分布。基质具微晶结构、霏细结构，主要由微晶钠长石和霏细状正长石组成，含少量石英、绢云母、褐铁矿等，粒径＜015mm。

（2）岩体产状及组合型式

普尔地斑岩体群中岩体规模小、数量少，集中产于木里推覆体（异地系统）的仰天窝背斜轴部。岩石具霏细、隐晶结构，多与安山玄武岩、紫红色玄武质凝灰岩伴生。无论是露头上，还是在显微镜下，均由于其粒度微细而与粗面岩不易区分，但其与围岩可见截然斜切接触关系表明其应为侵入岩，近年来对①号铜矿化斑岩普查工作显示，其产状呈楔状、似层状岩床。

图6-43 普尔地斑岩体群地质图

（3）蚀变特征

据李维国等（1996）研究，普尔地斑岩体和围岩蚀变普遍，资料显示蚀变呈未封闭环状，仅南部蚀变不强。由外向内可划分如下3个蚀变带（图6-44）。

图6-44 普尔地1号斑岩体蚀变分带特征示意图

（引自李维国等，1996）

①青盤岩化带：即绿泥－绿帘石－黄铁矿－碳酸盐化带。包括蚀变玄武岩、大理岩，蚀变带宽20～80m。与围岩呈渐变过渡关系。其特征是以黄褐色褐铁矿薄膜为主，含铜矿物少，具弱铜矿化现象，含铜品位为0001%～008%。

②绢英岩化带：即绢云母－弱硅（石英）化带。带宽100～150m，与青磐岩化带呈渐变过渡关系；主要表现特征仍是以褐铁矿化现象显著为特征（黄褐色薄膜或少量星点状黄铁矿），其次有少量的石英。含铜矿物有：孔雀石（常见）、斑铜矿、蓝铜矿、黄铜矿，是铜矿体的赋存部位，含铜品位一般为001%～04%，最高149%。

③绢云母－钠长石化带：即绢云母－硅化－钠长石化带，是岩体在地表的中心蚀变带，平均宽25m 左右，与绢英岩化带呈渐变过渡接触关系。主要特征是硅化现象较强，并有明显的钠化现象。含铜矿物有：孔雀石、斑铜矿、蓝铜矿、黄铜矿（地表少而坑道内较多），是铜矿赋存部位之一，含铜品位在001%～101%之间。

钾化带尚未发现，其原因可能有二：一是工程揭露深度不够，二是与岩石富钠贫钾有关。

普尔地①号铜矿化斑岩具全岩矿化特征，岩石具隐晶－霏细结构，顶部尚有玄武岩顶垂体，尚未发现钾化带，表明岩体属超浅成侵位，剥蚀程度浅。

（4）矿化特征

普尔地斑岩①、⑤号斑岩体为矿化斑岩体，①号斑岩体长160m，宽60m，呈楔状。岩体由内向外蚀变分带为：绢云母－硅化－钠长石化带（宽20～30m），绢云母－碳酸盐化－弱硅化带（宽15～35m）及青磐岩化带，前两带具铜矿化。矿石矿物组合为斑铜矿、辉铜矿及褐铁矿、孔雀石等，含矿品位001%～149%，一般031%～035%，最高可达139%～149%。地表可见Cu> 05%的工业矿体（54×34m）；另外在1号斑岩体约40m 深处（据坑道揭露）已发现隐伏矿化斑岩体，以致密状黄铁矿为主，含Cu 038%～051%（水平厚度494m）。

经区域对比（表6-18），普尔地铜矿化斑岩与盐源西范坪、云南普郎斑岩铜矿特征差异明显，主要表现在以下几方面：①岩石粒度细，富钠贫钾；②蚀变相对较弱，未见钾化；③产出构造背景不同，普尔地－西范坪斑岩体群产于扬子陆块边缘，普朗斑岩体群产于昌台－乡城岛弧带；④相邻区岩浆活动微弱。

表6-18 普尔地与邻区斑岩铜矿特征对比表

（二）岩石化学特征

西范坪斑岩体群岩石化学成分见表6-3。

西范坪、普尔地石英二长斑岩主要氧化物中SiO2为643%,Al2O3为1551%，∑FeO 为393%,CaO为189%,MgO 为143%,Na2O为427%,K2O为501%,M=521,M#=5636,A/CNK=100，属酸性岩类。与世界石英二长岩均值（RMLeMaitre,1976）相比，岩石以富Al2O3、Na2O、K2O，贫SiO2、CaO为特征。

在FA M 图（图6-45）中，西范坪、普尔地石英二长斑岩均属钙碱性系列岩石，与钙碱性岩浆演化晚期岩石特征相近。与云南剑川－北衙铜矿化斑岩、玉龙铜矿化斑岩、西藏冈底斯铜矿化斑岩存在的差异是相对富铁贫镁。

图6-45 西范坪斑岩体群AFM图解

在Na-K-Ca图解（图6-46）中仍具钙碱性岩浆演化趋势，但主要显示演化晚期产物。以Na在Na+K+Ca三者中的相对含量可将东特提斯斑岩大致分为三组：①60%～80%，以普尔地斑岩为代表，以极低Ca高Na为特点；②35%～50%，以西范坪和北衙斑岩为代表，以低Ca中Na为特点；③20%～30%，以玉龙、剑川斑岩为代表，以低Ca低Na为特点。

在SiO2-K2O图解（图6-47）中，东特提斯铜矿化斑岩明显地显示了各自特点。西范坪斑岩体群以低硅高钾为特点，主体投入粗玄岩系列；普尔地斑岩以低硅低钾（富钠）为特点，主体投入钙碱性系列；玉龙斑岩以高硅高钾为特点，主体投入粗玄岩系列；冈底斯斑岩与玉龙斑岩十分接近，仍以高硅高钾为特点，但主体投入高钾钙碱性系列。

在R1-R2图解（图6-48）中，西范坪斑岩体群与整个东特提斯铜矿化斑岩几乎均投入造山晚期花岗岩区。从冈底斯→西范坪、普尔地→剑川、北衙→玉龙，随R2增大而有序排列，显示Ca+Mg+Al依次升高的特点。

（三）稀土元素特征

西范坪斑岩体群稀土元素特征见表6-4。

图6-46 西范坪斑岩体群Na-K-Ca图解

图6-47 西范坪斑岩体群SiO2-K2O图解

西范坪石英二长斑岩稀土总量∑REE2845×10-6，∑Ce/∑Y=115,（La/Yb）n=4588，δEu=081。属轻稀土富集，稀土分馏强，Eu弱亏损型。其稀土分配模式（图6-49）呈右倾型（轻稀土相对富集），Eu负异常不太明显。

西范坪－云南战河斑岩、云南剑川－北衙斑岩和冈底斯斑岩均有着相似的稀土元素分配型式和轻稀土富集，稀土分馏强，Eu弱亏损的特点。相对而言，从西范坪－云南战河→云南剑川－北衙→冈底斯斑岩，稀土总量和各稀土元素均具依次降低的特点。

（四）微量元素特征

西范坪斑岩体群岩石微量元素特征见表6-5。

图6-48 西范坪斑岩体群Rl-R2图解

图6-49 西范坪斑岩体群稀土元素分配模式图

西范坪石英二长斑岩主体9件样品微量元素平均值中Rb=178×10-6,Ba=1991×10-6,Sr=759×10-6,Sr=082,Sr微弱亏损，Rb/Sr=023，显示高Ba-Sr特点。微量元素分配模式图（图6-50）中相同构造岩浆岩带的云南战河铜矿化斑岩与西范坪斑岩微量元素分配模式十分一致，其中Nb、P、Ti均显负异常，尤以Nb负异常最为明显。Th、Zr则显示明显正异常。

西范坪－云南战河斑岩、云南剑川－北衙斑岩和冈底斯斑岩均有着相似的微量元素分配型式。相对而言，西范坪－云南战河斑岩Th正异常和P 负异常最为明显；云南剑川－北衙斑岩Th正异常和P负异常微弱；冈底斯斑岩则出现Ba负异常，P、Zr、Ti负异常均不明显。

图6-50 西范坪斑岩体群微量元素分配模式图

（五）同位素特征

南京大学地球科学系沈渭洲、徐士进等（1996）对西范坪斑岩同位素特征曾进行研究。

1Sr同位素特征

西范坪石英二长斑岩的Pb、Sr同位素组成见表6-19。（87Sr/86Sr）i=070552～070527，属低初始（87Sr/86Sr）i花岗岩类中（87Sr/86Sr）i偏高的花岗岩。其源岩虽位于玄武岩源区，但其（87Sr/86Sr）i甚至比地幔源岩浆受地壳少量混染的（87Sr/86Sr）i还要高，几乎与地壳物质部分熔融岩浆的（87Sr/86Sr）i（07057～07064）接近。在T（Ma）-（87Sr/86Sr）i图（图6-51）中，西范坪石英二长斑岩投入华南同熔型花岗岩区，其源区属玄武岩源区。由于西范坪石英二长斑岩含较多角闪石，稀土δEu异常不明显，表明斜长石分离微弱，源岩主要属下地壳，还可能有地幔物质混熔。

表6-19 西范坪石英二长斑岩Sm-Nd、Rb-Sr同位素组成表

图6-51 石英二长岩T（Ma）-（87Sr/86Sr）i岩图解

2Nd同位素特征

由表6-19可知，西范坪石英二长斑岩体的εNd值为－41～－45，相似于华南同熔花岗岩的值（－19～－74），在εNd-t图上均投入地壳演化线上方，说明它们的源区并不是变质沉积岩。按Nd模式年龄为1043～1079，相似西范坪石英二长斑岩的源岩为中元古代末期产物。

3δ180同位素特征

西范坪石英二长斑岩全岩δ18O值为772‰～861‰，变化较小，属正常18O花岗岩范畴，其来源于相对贫18O的火成岩或者火山碎屑岩。

综上所述，西范坪石英二长斑岩来源于元古代火成岩，其源岩成分与冕宁沙坝片麻岩、河口群变质火山岩相似。

（六）成矿物质来源

1来自铅同位素证据

西范坪石英二长斑岩和浸染状、角砾中脉状黄铁矿的铅同位素组成相当一致，206Pb/204Pb=18075～18082,207Pb/204Pb=15610～15645,208Pb/204Pb=38340～38401，表明成矿热液中铅的来源均一，矿床中成矿组分铅以岩浆来源为主。

2来自硫同位素证据

西范坪斑岩铜矿床中黄铁矿的硫同位素无论是浸染状，还是细脉状，耶或其产于斑岩中，或角岩中，黄铁矿的δ34S值变化小，为－168‰～166‰（平均064‰），相似于玉龙斑岩铜矿中黄铁矿的值（240O～167‰），平均047‰。表明硫来源单一，而且成矿过程中物理化学条件变化不明显，硫主要源于深部岩浆硫。

（一）分类

由于金伯利岩产状特殊，来源很深（可达260 km），在岩浆上升过程中要穿过地壳，往往捕虏不同的围岩碎块，形成后又有许多成分的改变，因此，到目前为止，有关金伯利岩的分类方案一直没有完全统一。在IUGS分类中没有涉及金伯利岩的进一步分类。

目前国内以山东省地质局（1980）提出的方案较为实用，该方案是根据结构构造分为三类：金伯利角砾岩、凝灰状金伯利岩和斑状金伯利岩；以后，以Mitchell（1986）为代表，提出按成因分类：浅成相、火山通道相和火山口相，在不同的各“相”中，又分出不同的岩石类型。池际尚、路凤香（1996）在上述国内外分类基础上，提出了一个较为详细的分类方案：

（1）浅成相 岩石类型包括细粒金伯利岩、粗晶斑状金伯利岩（macroporpyritic kimberlite）、粗晶斑状金伯利角砾岩（macroporpyritic kimberlite breccia）；

（2）火山通道相 岩石类型为凝灰状金伯利岩（tuffsitic kiberlite）凝灰状金伯利角砾岩；

（3）火山口相 岩石类型为火成碎屑金伯利岩（pyroclastic kimberlite，细碎屑胶结）和外力碎屑金伯利岩（epiclastic kimberlite，火山灰、蚀变和粘土矿物胶结，常具层状构造）。

该方案较全面，与目前国际常用分类基本一致。

本书在此基础上，综合国内其他分类，结合我国实际情况，提出一个较简单的方案（表6-1），表中碎屑物粒径和含量界限据路凤香等（1996）。表6-1中分为两部分，竖双线右侧表示按成因划分的两个相（火山通道相和浅成相）及其岩石名称；左侧为结构特征（碎屑状、斑状）。对具碎屑状结构的岩石，鉴定时首先统计粒径＞2 mm和＜2 mm的碎屑在岩石中各占的百分含量，若＞2 mm碎屑含量＜15%（如统计为10%），而＜2 mm的碎屑含量＞50%（如统计为65%），则在左侧粒径＞2 mm下面找到含量＜15%和粒径＜2 mm下面找到含量＞50%的横向栏，顺此向右查到该岩石名称为凝灰状金伯利岩。同样，当粒径＞2 mm的碎屑含量＞15%，而粒径＜2 mm的碎屑含量＜50%时，则向右查到岩石名称为凝灰状金伯利角砾岩。当粒径＞2 mm的碎屑含量＞50%，而细碎屑少或无时，称岩球金伯利岩（火山通道相）或金伯利角砾岩（浅成相）。对于具斑状结构的岩石，进一步分为斑状结构（岩石名称为斑状金伯利岩）和显微斑状结构，后者是指手标本不见斑晶，而镜下可见小斑晶（岩石命名为细粒金伯利岩）。该分类方案仅是金伯利岩主要类型的一般概括，应用时要注意：①金伯利岩的两种产状之间往往为相互连通、过渡的，因此，二者间存在着一系列过渡类型；②凝灰状金伯利角砾岩和金伯利角砾岩的区别是前者除角砾外含有较多的细碎屑（＜50%），其胶结物为蛇纹石等细粒集合体；后者金伯利角砾岩除角砾外，以熔岩为主，而细碎屑无或较少，胶结物为熔岩（斑状金伯利岩或细粒金伯利岩）。当蚀变强二者无法区分，且产状也不好确定时，可统称“金伯利角砾岩”；③根据金伯利岩中所含原生矿物种类，可进一步命名。如金云母细粒金伯利岩、镁铝榴石斑状金伯利岩、方解石金伯利角砾岩等。

表6-1 金伯利岩岩石分类简表

（二）一般特征

金伯利岩颜色深，暗绿色、绿色、黄绿色，风化后呈土黄绿色、土红褐色。野外和手标本上常见大小捕虏体，常具角砾状构造和岩球构造（凤凰蛋）。

1化学成分

金伯利岩较一般超基性岩的SiO2质量分数低，平均约为33%，最高者45%左右，最低者27%左右。而碱特别是钾偏高，w（K2O）＞w（Na2O），w（MgO）较高约30%。含大量挥发分CO2和H2O。微量元素中Ni、Cr、Co、Nb、Y较高，它们往往作为寻找金伯利岩的指示元素

2矿物成分

矿物种类较多，按其来源和成因，分三类：

（1）岩浆期原生矿物 主要有镁橄榄石、金云母、镁铝榴石、钙钛矿、钛铁矿、铬铁矿、铬透辉石、顽火辉石和碳酸盐矿物；

（2）岩浆期后热液矿物 主要为蛇纹石、碳酸盐矿物、滑石、绿泥石等。

（3）同源或异源包体（捕虏体）中的矿物 常见的有橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、镁铝榴石，后三种矿物多见反应边结构，橄榄石可见肯克带。捕虏围岩中的矿物有角闪石、石榴子石、绿帘石、长石、石英等。

以上三种矿物的详细种属如表6-2所示。金伯利岩矿物成分的最大特点是含有高温高压相的矿物组合。下面仅介绍几种常见矿物的特征。

表6-2 金伯利岩中矿物类型

（1）橄榄石 是金伯利岩中最主要的造岩矿物，含量可达50%～60%。以斑晶、基质、捕虏晶、矿物包裹体以及作为超镁铁质岩捕虏体中的造岩矿物等形式产出。在浅成相金伯利岩中橄榄石具明显的世代性，一般出现2～3个世代，第一世代橄榄石为较大的斑晶，受熔蚀强，呈卵形、椭圆形、圆形（照片6-2～6，10，12，17～19），有时为拖鞋状，粒径一般为1～10 mm；第二世代橄榄石为较小的斑晶，熔蚀作用较弱，自形-半自形晶，棱角略显圆滑，粒径＜1 mm；第三世代橄榄石多属基质中的成分，很少受熔蚀，以自形晶为主，粒径01 mm±。二、三世代橄榄石往往为过渡关系。新鲜的橄榄石少见，多数遭受蚀变，最主要的是蛇纹石化、碳酸盐化，其次滑石化、金云母化、绿泥石化等。蚀变从边部或裂纹开始，极少的情况见橄榄石残留（照片6-3，6），而更常见橄榄石全部蚀变保留假象，形成蚀变网格、网环或蚀变环带结构。早晶出的橄榄石富镁贫铁且富含铬、镍。据山东资料，当金伯利岩中橄榄石斑晶大而多时，金刚石矿富。

（2）金云母 是金伯利岩中的主要矿物之一。从岩浆期到热液阶段均有晶出，多为富铁变种。岩石中其含量变化大，在橄榄石型金伯利岩中金云母含量少，甚至不含。而在金云母型金伯利岩中含量多，有时可高达80%～90%。金云母也常见2～3个世代，第一世代大晶体多熔蚀呈浑圆状，粒径一般＞1 mm；第二、三世代为基质成分，自形—半自形片状，常构成交织结构或席状结构。金云母的蚀变主要为绿泥石化、碳酸盐化、赤铁矿化、蛭石化等。新鲜的金云母手标本颜色为紫铜色，风化后明显褪色，显微镜下金云母为褐**、橙红色，多色性、吸收性明显，有时可见反吸收性。当金云母中含有Cr、Ni离子时，呈绿色。

（3）镁铝榴石 可以是原生矿物，也可作为捕虏晶或捕虏体中的矿物产出，与金刚石相伴生。原生镁铝榴石常呈斑晶出现，受熔蚀而呈浑圆状。多数镁铝榴石紫红—紫青色，有时为玫瑰色、浅粉红色或橙**，随着颜色加深，铁、铬含量增高，而铬含量较高时，金刚石含量也高。镁铝榴石常见绿色或黑色次变边（照片6-12，13），形成“绿豆”或“黑豆”（野外露头可见），次变边成分为绿泥石、蛇纹石、铬云母、水云母、碳酸盐矿物以及铁、锰矿物。次变边含较高的铬，以区别于产在非金伯利岩（如榴辉岩）中的镁铝榴石。在重砂找矿工作中，若发现具上述次变边的镁铝榴石，表明其附近可能存在原生金伯利岩体。

（4）钙钛矿 在我国一些金伯利岩的基质中常见。立方体或不规则粒状，一般＜01 mm。新鲜者褐黑色、灰黑色、棕褐色，风化后灰**、灰白色。镜下为褐**、浓褐色，半透明—不透明，具均质性，蚀变或风化后变为白钛矿，反射光下为白色，似云雾状。

（5）铬铁矿 分布较广泛的特征副矿物，含量低而稳定。斑晶和基质中均可见，黑色，几乎不透明，薄片中其边部有时呈现微透明的红褐色（强光下更明显）。斑晶中的铬铁矿浑圆状—半浑圆状，铬高铝低，基质中晶体完整，铬低铝高。我国金伯利岩中的铬铁矿一般含镁，称之为镁铬铁矿（picrochromite），在我国重砂寻找原生金伯利岩时，镁铬铁矿为指示矿物之一。在国外金伯利岩中没有镁铬铁矿的报道，在国外找矿中，镁钛铁矿（picrotitanite）是比镁铝榴石更可靠的标志矿物。

（6）铬透辉石 含量少而较常见的矿物，在含金刚石的金伯利岩中，呈分散状斑晶。浑圆状或椭圆状，鲜艳的翠绿色（照片6-21）。成分中富铬、贫铝低铁。捕虏体和超镁铁质岩中的铬透辉石或透辉石呈半自形柱状或不规则粒状，成分为低铬高铁。

（7）磷灰石 金伯利岩基质中常见矿物。可有两个世代，早期呈浑圆状—半浑圆状，颗粒稍大，有时见粗糙的熔蚀表面；第二世代磷灰石呈细小针状、棒状，常见放射状、束状集合体，构成特征的太阳晶结构（sun like crystal texture，照片6-8）。成分中含较高的锶和稀土元素。

3结构构造

主要为斑状结构、同矿物多世代结构、细粒结构、卵斑席基结构、凝灰状结构、深源矿物次变边结构等；常见的构造有角砾状构造、块状构造、岩球构造、流动构造。

（1）斑状结构 斑晶以橄榄石为主，有的金伯利岩中以金云母为主。斑晶常被熔蚀呈椭圆状或浑圆状，故称之为卵斑结构（ovi-form porphyritic texture，照片6-1～4，17～19）或圆斑结构（round porphyritic texture，照片6-6）。此外，斑晶成分可见镁铝榴石、铬透辉石等。

（2）同种矿物多世代结构（same mineral multiple generation texture）金伯利岩中的很多矿物都有世代性，其特点是早晶出的矿物比晚晶出的矿物自形程度低（照片6-5，6），这与一般火成岩结构恰好相反，表明了不同世代矿物是在不同深度形成的，早晶出的矿物被明显熔蚀，晚形成者则有好的生成条件。

（3）细粒结构 手标本观察不见斑晶，由细粒矿物组成，而显微镜下则见斑晶，具显微斑状结构microphyritic texture。斑晶为橄榄石、镁铝榴石、金云母，粒径01～02 mm；基质具微晶结构（照片6-7，8）。

（4）卵斑席基结构（ovi-form porphyritic sheet ground texture）斑晶为橄榄石或金云母，基质由大量自形的金云母构成席状或交织状，环绕于卵斑周围（照片6-9，10，19）。这种结构中的金云母一般＞40%。

（5）凝灰状结构（tuffisitic texture）晶屑、岩屑被细斑状金伯利岩胶结，显微镜下类似凝灰岩的外貌。晶屑、岩屑成分以早期的金伯利岩及其矿物碎屑为主（照片6-11，26），也可含有围岩及其矿物碎屑。碎屑粒径＜2 mm。

（6）深源矿物次变边结构（typhonic minerals kelyphitic rim texture）金伯利岩中第一世代矿物几乎均具次变边结构，尤其是镁铝榴石（照片6-12，13）更常见（如前述“绿豆”、“黑豆”）。这是由于早晶出的深源矿物，在随岩浆向上移动时，物化条件有所改变，其边缘与岩浆反应而成。

（7）角砾状构造（brecciated structure）角砾成分复杂，有同源角砾，如早期金伯利岩、二辉橄榄岩、榴辉岩等，也有异源角砾，如灰岩、页岩、片麻岩、甚至麻粒岩。角砾大小、形态不一（照片6-14，25，27）。一般粒径＞2 mm，有的学者（如Mitchell，1985）则定为＞4 mm。

（8）同生岩球构造（contemporaneous rock globular structure）是金伯利岩中常见的一种特殊构造。“岩球”顾名思义为圆形或椭圆形的球体（照片6-15）。岩球核心一般为蛇纹石化（或碳酸盐化）的橄榄石（照片6-16），有时也见镁铝榴石或岩屑。外壳由细粒金伯利岩组成，晚世代矿物围绕核心呈同心环状分布（照片6-16）。新鲜的岩球为绿色，与母岩界线不易分清，但风化后易脱落，呈鸟卵形，故在我国俗称“凤凰蛋”。

4产状

世界范围内金伯利岩主要为浅成-超浅成侵入体，很少情况下，以喷发形式产出。仅在坦桑尼亚的Lgwisi山见有小的凝灰岩锥和一个小熔岩流，据报道（Reid等，1975）该熔岩具斑状结构，斑晶为橄榄石，基质中普遍见长条状原生方解石定向排列，构成粗面结构。我国未发现喷出金伯利岩。金伯利岩侵入岩体多呈岩筒（管）、岩墙、岩床、岩脉产出，并以岩筒为主。岩筒（管）形状多样，平面近于等轴状，直径一般几十米，有的达数百米，向下陡倾斜（90°左右）延伸，但逐渐收缩，并在深处变为岩墙或岩脉，它们往往沿构造线方向成群出现。图6-1为金伯利岩产状示意图。从时代上看金伯利岩形成是多期的，以侏罗纪、白垩纪为主，如南非、西非、北美、西伯利亚及我国山东、辽宁等地。其次为前寒武纪和古近纪和新近纪，我国贵州金伯利岩形成于加里东期。

图6-1 金伯利岩产状示意图

国内外多数学者认为金伯利岩的形成，需要较长的时期上升和相对稳定的地质环境。因此，主要产于古老的地台和地盾区，并伴有深断裂构造条件。例如，非洲金伯利岩几乎均分布于克拉通地区，俄罗斯西伯利亚金伯利岩体限于西伯利亚地台内，我国山东金伯利岩岩体群分布于华北地台，并与NNE向的郯城—庐江大断裂平行。

多数金伯利岩蚀变强烈，普遍为蛇纹石化、碳酸盐化，有时见滑石化、绿泥石化（后者主要是金云母蚀变产物）。

粗面岩是成分相当于正长岩的中性熔岩，它以出现大量（＞60%）碱性长石为鉴别特点，在QAP图解分类中，以P′=10为界，分为碱长粗面岩和粗面岩（图4-1，Q′=0-5），再根据石英含量（Q′=5-20）分为石英碱长粗面岩和石英粗面岩。在TAS分类图4-2的T区，根据CIPW计算出的标准矿物Q含量划分为粗面岩（Q＜20%）和粗面英安岩（Q＞20%），根据Al2O3和TFeO质量分数（图4-5），还可分为碱流质粗面岩和钠闪碱流质粗面岩。

1粗面岩（trachyte）

多呈暗灰色，风化面褐灰-褐红色，斑状结构或玻基斑状结构。斑晶成分有透长石、正长石、钠长石或歪长石、斜长石和少量辉石及暗化的角闪石或黑云母，基质以微晶透长石为主，常构成粗面结构（照片4-76，77，87，114，116）或玻璃质结构（照片4-118）、球粒结构（照片4-78）等。暗色矿物常以普通角闪石和（或）黑云母为主，辉石（普通辉石或透辉石）次之，偶见紫苏辉石。有时出现碱性辉石或碱性角闪石等，且与钠质长石共生。有时岩石中不见斑晶，主要由碱性长石微-细粒晶体构成粗面结构（照片4-76）。粗面岩进一步命名，可见歪长粗面岩（照片4-113）、角闪粗面岩，霓辉粗面岩（照片4-115）、玻基粗面岩（vitrotrachyte照片4-83，90）、气孔粗面岩等。

2石英粗面岩（quartz trachyte）

为粗面岩的富硅变种，特点是出现少量石英，多见于基质中呈显微嵌晶结构或显微文象结构。

3橄辉粗面岩（ciminite）

粗面岩的偏碱性变种，其矿物组成（据Washington）为碱性长石（51%）、单斜辉石（23%）、斜长石（13%）、橄榄石（11%）、磷灰石和金属矿物（2%）。斑晶为透长石、普通辉石，具正边结构的拉长石和少量橄榄石，基质为粗面结构，由正长石、拉长石、普通辉石、橄榄石和磁铁矿微晶所组成。辉橄粗面岩（arsoite）为含似长石粗面岩的变种，与橄辉粗面岩同义，其矿物成分相似，斑晶成分有透长石、透辉石、中长石及橄榄石，基质为透长石、更长石、透辉石和少量白榴石。

4角斑岩（keratophyre）

因基质致密角岩状而得名，为海底喷发的富钠质的粗面岩，呈浅绿—浅褐色，斑状结构，有时见自碎斑结构（见第91页有关结构描述）。斑晶主要为钠长石，其次为歪长石、微纹长石，偶见正长石。暗色矿物斑晶很少，主要为黑云母，有时为辉石和角闪石，它们多数已蚀变为绿泥石、方解石及褐铁矿集合体。基质为钠长石或钠-更长石及正长石、绿泥石和沸石等，构成粗面结构、交织结构（照片4-119）、霏细结构或隐晶质结构，有时为凝灰结构。若斑晶和基质中钾长石含量明显增多，可称为钾质角斑岩。角斑岩虽富钠但不出现碱性暗色矿物和似长石为其特点。角斑岩总是同细碧岩、石英角斑岩共生构成岛弧构造带特有的岩石组合。

2341 山东蒙阴金刚石/钻石矿区金伯利岩结构构造、矿物组成

岩管岩石以粗晶斑状结构，斑杂构造的粗晶金伯利岩为主。矿物主要由粗晶橄榄石及基质橄榄石、粗晶金云母及基质金云母、基质钙钛矿、磷灰石、铬铁矿、碳酸盐、绿泥石和蛇纹石组成，并含少量的镁铝榴石粗晶，其中橄榄石含量高者可达60%～70%，大多为40%～50%，基本已蛇纹石化，只剩下假像，金云母含量<5%，但金云母的含量在第Ⅲ岩带金伯利岩脉中的含量明显增高，最高可达40%～50%。

斑状金伯利岩：斑状金伯利岩的斑晶成分主要为蛇纹石化橄榄石，除此以外还有部分石榴子石和少量金云母，含量在5%～30%之间。其基质成分亦主要为上述矿物及其蚀变矿物。斑晶大小由几毫米至十几毫米不等，大者可达30mm。蛇纹石斑晶呈灰绿色，常呈浑圆状，可见其因多期交代而形成的环带。金云母斑晶为金**，大小不等，呈鳞片状集合体，外缘常常被熔蚀而呈现浑圆状。石榴子石斑晶多为暗紫红色的镁铝榴石，最大粒径仅几毫米，常呈椭圆形，手标本上可见外缘颜色稍暗的次变边。

细粒金伯利岩：在山东蒙阴地区可见细粒金伯利岩，其在矿物成分上与斑状金伯利岩相同，差别在于斑晶极少或无斑晶，呈细粒结构，矿物颗粒大小较均一。

岩球金伯利岩：主要是指具有岩球构造的金伯利岩，这类金伯利岩大多具有一个橄榄石或蛇纹石的核心，相当细粒金伯利岩的物质组分围绕其生长，形成圆形或近圆形的岩球。岩球金伯利岩大小不一，小至几厘米，野外可见其大可达数米。

金伯利角砾岩：金伯利角砾岩的角砾成分包含有金伯利岩（图222）以及围岩角砾。山东蒙阴金伯利岩的围岩岩性（现为金伯利岩中角砾）主要为灰黑色灰岩和黑云母斜长片麻岩（图223）。

山东蒙阴地区的金伯利岩镜下多见斑状结构，斑晶多为橄榄石，但其大部分均已蚀变为蛇纹石，仅部分保存下来，镜下可见其鲜艳的二级干涉色。斑晶约占50%，大部分为蛇纹石化的橄榄石（图224），部分薄片的斑晶为石榴子石。石榴子石在单偏光下呈现淡淡的紫红色，据推测其应为镁铝榴石。镁铝榴石的周边多被一圈暗红色的次变边所环绕。长条状的金云母在镜下清晰可辨，其排列无定向性，多杂乱无章地分布于蛇纹石斑晶周围。在橄榄石保存较完好以及石榴子石赋存较多的薄片中，金云母则较为少见。此外，还可以发现方解石及绿泥石等蚀变矿物。

图222 山东蒙阴金伯利角砾岩

a—角砾为岩球金伯利岩；b—斑状金伯利岩

Figure 222 Kimberlite breccia of Mengyin，Shandong

a—The sphere of kimberlite; b—Kimberlite with porphyritic texture

图223 山东蒙阴含围岩角砾的金伯利角砾岩

a—角砾为黑云母斜长片麻岩；b—角砾为致密块状灰岩

Figure 223 Mengyin kimberlites including various wall rock breccias enroute to the surface

a—Biotite microclitic gneiss breccias; b—Dense massive limestone breccias

蒙阴金伯利岩均遭受了较强的蚀变作用。橄榄石绝大部分被蚀变为蛇纹石，仅保留假象。石榴子石、金云母等矿物亦遭受了不同程度的蚀变，具体表现为绿泥石化、碳酸盐化及硅化等。碳酸盐化相对较为普遍，部分矿物被蚀变，矿物间隙亦充填了大量的方解石，而绿泥石多见于基质及矿物边缘，如石榴子石的次变边。黑云母斜长片麻岩角砾的金伯利角砾岩中还可见斜长石的钾长石化。

2342 金伯利岩的主微量元素地球化学特征

为了更进一步了解金伯利岩的地球化学特征，本项目从山东蒙阴挑选了8个样品（表221）进行了分析。在进行金伯利岩岩石地球化学样品准备时，我们尽量按照较新鲜且无包裹体的原则，将样品破碎后再挑出肉眼可见的捕虏体（捕虏晶），然后研磨至200目，各取5g左右，送至澳实分析检测（广州）有限公司用X荧光光谱定量分析方法进行全岩主量分析（表222），以及中国科学院广州地球化学研究所进行ICP-MS法全岩微量元素分析（表223）。

图224 金伯利岩的斑状结构及其蛇纹石化橄榄石斑晶（SLL Ⅰ-06）

a—单偏光；b—正交偏光

Figure 224 Porphyritic texture of kimberlite and its phenocrysts of serpentinized olivine

a—plane-polarized light; b—cross–polarized light

表221 山东金伯利岩地球化学分析样品岩石类型及产地　Table 221 Rock types and location of Mengyin kimberlite samples for geochemical analysis from Shandong

表222 山东金伯利岩主量元素含量表　Table 222 Major element content of Mengyin kimberlites in Shandong

表223 山东未混染金伯利岩微量元素含量表

全岩主量元素定量分析方法采用PANalytical AXIOS型号X荧光光谱仪，将样品煅烧后加入Li2B4O7–LiBO2助熔物，充分混和后，放置在自动熔炼仪中，使之在1000℃以上熔融，熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用X荧光光谱分析，分析精度为001%。

根据CRClement（1982）提出的混染指数CI和Fesq等人（1975）提出的Si/Mg指数来判断金伯利岩的混染程度。Clement认为，受混染的金伯利岩CI>15，从送检的样品情况可以看出，8个山东金伯利岩样品除SLDⅠ-03（CL平均371）外均属于未受混染的样品，CI值介于11～15之间（平均为123）。此外，根据Fesq等人（1975）提出的Si/Mg>120为受壳源混染的金伯利岩，同样可得出只有个别样品有明显混染痕迹的结论（144），而未受混染的金伯利岩Si/Mg平均值仅为070。

蒙阴未混染金伯利岩总体属于Al2O3含量非常低（通常<5%），SiO2不饱和（一般<35%）及Na2O/K2O比值很低（<05%）的偏碱性超基性岩，其MgO与SiO2的比值近似于1。主量元素特征与世界其他地区大体一致，但Na2O含量明显偏低，且与津巴布韦的Murowa、Sese岩管数据偏差较大。其中山东金伯利岩的Al2O3、CaO、Na2O、K2O及P2O5含量比辽宁偏低，MgO和TiO2含量则相对较高，说明两个产地的金伯利岩浆成分并不完全一致。此外，比较MgO含量及其他主要氧化物的相关性，可以发现除Al2O3和CaO为负相关外，SiO2、Na2O+K2O、Fe3O2的含量均随MgO含量的增长而增长，K2O与MgO的相关性则较差。LW50-03为金伯利角砾岩，它的CO2和H2O含量都远远超过其他样品，故其相关氧化物的含量与其他样品差别较大。

根据样品的Ti/K比值，蒙阴金伯利岩大多与Ⅰ型金伯利岩关系密切（图24）（李昌年，1991）。而根据全岩F1和F2值，山东样品均落入ⅠA型金伯利岩区，与两种类型金伯利岩的主量元素含量平均值比较，山东蒙阴金伯利岩介于Ⅰ型和Ⅱ型之间（ADbeard等，2000）。

山东金伯利岩中的Co、Cr和Ni的含量较辽宁高。前者Co（平均值6831μg/g）、Cr（平均值168388μg/g）、Ni（平均值116114μg/g）均明显高于后者（Co平均值4498μg/g、Cr平均值81347μg/g、Ni平均值55066μg/g），Ni和Cr呈明显的正相关关系。山东蒙阴微量元素原始地幔标准化蛛网图（见辽宁部分，图25）和稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（见辽宁部分，图26）非常相似，除了Yb外，其余元素都较原始地幔富集，稀土球粒陨石标准化曲线均向右倾斜，表现出明显的富LREE的趋势，但山东金伯利岩的ΣREE、LREE、LREE/HREE、（La/Yb）N、（La/Sm）N以及（Gd/Yb）N都比辽宁瓦房店高，说明山东蒙阴金伯利岩轻稀土的富集程度高于辽宁瓦房店。

请问你想问的是煌斑岩吗？

煌斑岩为一种浅成岩，通常颜色较深，含有由暗色矿物组成的斑晶，在肉眼观察时，其标本闪闪发光，因此而得名。其组成成分多为长石和与斑晶相同的暗色矿物，尤其是云母。

按其成分可分为：

　　云母煌斑岩[1]，最为常见，黑色或灰黑色，风化后转为褐**，斑晶主要是黑云母； 闪辉煌斑岩，黑色、黑绿色或绿色，斑晶主要是角闪石和透辉石，有时有橄榄石和黑云母； 碱性煌斑岩，矿物成分复杂，硅质含量低，斑晶主要是碱性辉石或碱性角闪石；

　特殊的深色脉岩类岩石的总称。其特点是全晶质,具有明显的斑状结构。暗色矿物含量很高,主要为黑云母、角闪石、辉石,其含量在斑晶或在基质中不少于30%,且自形程度良好。常见的浅色矿物有斜长石、正长石等,它们都局限在基质中；此外,还有较多的含挥发分的矿物。随着深色矿物和浅色矿物组合的不同,可划分为云煌岩、云斜煌岩、闪斜煌岩、拉辉煌岩、方正煌斑岩等。煌斑岩脉大多与深成岩体有关,侵入于岩体或其围岩中,也有一些与火山岩有关,并经常显示热液蚀变的标志。煌斑岩按其成分而言,几乎都是镁铁质岩或超镁铁质岩。根据斑晶的性质同基质相对比,推测有些煌斑岩可能是混染成因,如某些含石英的云煌岩,可能是花岗岩质物质被基性岩浆部分同化而成。该术语源自希腊语lampros,意为辉煌、闪耀[2]。

　　一类深色、具煌斑结构、含较多挥发组分的中、基性或碱超基性火成岩。常呈岩墙产出。　煌斑岩的SiO2含量一般为30～56%（重量）,富FeO、MgO、Na2O和K2O（前两项含量合计约14～27%,后两项约3～10%）。此外，H2O、CO2、S、P2O5、Ba和稀有元素含量显著高于化学成分类似的其他火成岩。因此，煌斑岩在矿物成分上的特点是：富铁镁矿物，如橄榄石、辉石、 角闪石和黑色云母等；总含量一般大于35%，使岩石呈暗色;同一种铁镁矿物往往同时出现于斑晶和基质中;斑晶中铁镁矿物呈自形（有时半自形），构成煌斑岩特有的煌斑结构；长石和副长石限于基质中；方解石和沸石以及其他水热矿物多半是原生矿物，有时它们与副长石等一起,构成眼球体（常见于碱性煌斑岩中）,它由熔体不混溶作用，形成于水气压力升高、熔体沸腾的岩浆结晶晚期；黄长石可出现于碱超基性煌斑岩中;此外,煌斑岩还可含不定量的磷灰石、榍石、 煌斑岩

磁铁矿、绿泥石、蛇纹石、滑石、硫化物等

本区中生代燕山期火山岩岩石类型繁多，以中酸性岩类为主体，有火山熔岩、火山碎屑熔岩、火山碎屑岩、沉火山碎屑岩及火山碎屑沉积岩以及次火山岩类等。火山熔岩中主要是流纹岩，其次为安山岩、英安岩及少量玄武岩。玄武岩、安山岩、英安岩常分布在喷发亚旋回的下部或中部；流纹岩主要分布在亚旋回的上部。

（一）火山熔岩类

1玄武岩

玄武岩分布在金鸡组下部沉积岩中及高基坪群第二和第四段安山岩及英安岩中。岩石为黑灰色，粗玄结构，具气孔状、杏仁状构造，气孔中常为绿泥石、方解石、玉髓、石英等充填；基质主要由拉长石（占65%～70%）、普通辉石（占8%～10%）、橄榄石（占1%～2%）等组成。副矿物有磁铁矿、铬尖晶石、磷灰石等。

2安山岩

安山岩主要产于高基坪群第二段，其次在第四段及金鸡组中、下部。岩石为灰黑色、灰绿色，斑状结构。斑晶主要为中拉长石（An为32～59），含量为15%～36%，其它还有橄榄石、普通辉石、角闪石、黑云母、石英等；基质主要为斜长石微晶和玻璃质，其次为绿泥石、角闪石及少量金属矿物磁铁矿、赤铁矿等。

3英安岩类

英安岩类主要产于高基坪群第二和第四段中，在金鸡组、叶塘组中呈夹层产出。岩石为深灰色，斑状结构。斑晶主要成分为斜长石（An为35～40），其次为钾长石、石英、黑云母、角闪石等；基质主要为长英质及暗色矿物黑云母、角闪石、金属矿物等。

4流纹岩类

流纹岩类为高基坪群及叶塘组火山岩主体岩石。岩石为灰色、灰白色，斑状结构，可见双锥状、圆粒状石英，钾长石、黑云母等斑晶，流动构造明显。基质主要由长英质微晶矿物组成及副矿物磷灰石、锆石、磁铁矿等。基质中的长石和石英有的呈纤维状微晶，组成向心放射状排列，形成球粒和微球粒结构，构成球粒流纹岩，它们主要产于高基坪群第三段。由于火山喷发的岩浆结晶迅速，以细小斑晶、晶屑或气孔为核心结晶成球粒，构成球粒流纹岩与流纹岩呈渐变关系。在流纹岩的边部由于快速冷凝，基质主要为玻璃质组成，仅含少量斑晶，据其特殊结构、构造又可分出珍珠流纹岩、霏细岩等。

（二）火山碎屑熔岩

本区以流纹质、英安质火山碎屑熔岩为主，其次为安山质凝灰熔岩。它们常与流纹岩、英安岩和安山岩呈互层或夹层产出。

（三）火山碎屑岩类

火山碎屑岩类为火山爆发活动产物。根据火山碎屑粒径大小可分为火山集块岩、火山角砾岩和凝灰岩，其成分主要是流纹岩、英安岩和安山岩，也有少量沉积岩混杂。火山集块岩分布于近火山口处；火山角砾岩分布于火山口不远处，它们均为火山凝灰物质所胶结。其分布与产状特征可作为预测古火山口存在位置的重要依据。凝灰岩，在本区高基坪群第二至第四段火山岩中有较广泛分布。

（四）沉火山碎屑岩类及火山碎屑沉积岩类

火山喷发时，大量火山碎屑物降落在喷发区附近的河流、湖泊及滨海地区与正常沉积物一起沉积而成，其火山碎屑物约占50%～90%；而当火山碎屑物降落、沉积减少到10%～15%时则属火山碎屑沉积岩类。在本区金鸡组、漳平组和高基坪群第一及三段中较发育。

一、富碱斑岩的一般特征

该区富碱斑岩体一般规模较小 ( 从 ＜ 1km2到数平方千米) ，常密集成带出现。如前所述，岩性上分为富碱花岗斑岩类及偏基、偏碱性的正长斑岩类，产出特征从超浅成 － 浅成，少部分为中深成; 前者多见于北部及中部，后者则以南部的金平、绿春为多。

为了叙述方便，择其有代表性的岩体叙述如后。

1 以小龙潭岩体为代表的富碱花岗斑岩

这类岩体包括小龙潭、桃花、宝丰寺、玉召块、南板桥及大莲花山等岩体。这些岩体的共同特征是: 出露面积小 ( ＜10km2) ，均属中酸 － 酸性、浅成 － 超浅成侵入体，岩性为二长花岗斑岩、石英二长花岗斑岩、石英二长斑岩及碱长花岗斑岩。岩石一般为浅灰色，斑状结构，块状构造，斑晶以石英、钾长石为主，斜长石次之，黑云母常见，但含量一般仅为 5%左右，角闪石少见; 基质为隐晶质 － 显微晶质，基质中含大量的钾长石、石英及斜长石; 斑晶粒径粗大，熔化现象明显。常因炸裂而呈碎屑状，以暗色矿物为斑晶者则常见暗化边现象，斑晶矿物常呈聚斑结构。

石英斑岩多见于地表及浅部，细斑花岗斑岩和粗斑花岗斑岩则分布于地表以下的较深部位，并于 200m 深度以下黑云母含量逐步增加。经对长石的研究，从石英斑岩 － 细斑花岗斑岩 － 粗斑花岗斑岩，其钾长石的光轴角、三斜有序度及斜长石的有序度依次增大，这也间接地证实了上述不同深度存在的岩石分布特征。

2 以马厂箐为代表的浅成富碱花岗斑岩

此类岩体包括马厂箐斑状花岗岩、铺台山花岗次长斑岩及马头湾花岗斑岩; 其共同特征是: 出露面积较前述岩体大，岩体为中酸性 － 酸性的浅成斑岩体，岩性为斑状花岗岩、花岗斑岩及花岗闪长斑岩。

马厂箐岩体为一多阶段侵入的复式杂岩体，岩浆活动为早新生代。可分为 3 期: 第一期 ( 早侵入阶段) 主要为正长 － 二长斑岩类，第二期 ( 主侵入阶段) 为斑状花岗岩和花岗斑岩，第三期 ( 辅侵入阶段) 为浅色碱长花岗斑岩 ( 表 3 － 2) ，与成矿关系密切的是第二期的斑状花岗岩和花岗斑岩。

表 3 －2 马厂箐岩体岩浆活动次序Table 3 － 2 The magmatic movement order of intrusions in the Machangqing area

斑状花岗岩和花岗斑岩体分相不清，仅边部有 2 ～ 5m 的冷凝边，岩石具斑状结构( 部分为似斑状结构) ，斑晶含量可达全岩的 5%，斑晶粒度粗大，一般为 2 ～4mm，大者达 10mm 以上，小者为 0 3 ～0 5mm; 斑晶成分主要由钾长石、石英及斜长石组成，石英呈六方双锥状，为 β 石英，钾长石经 X 射线衍射分析证实为正长石; 斑晶中常有基质包体，综合上述特征，确定该岩体属中浅成侵入体。

3 以姚安老街子岩体为代表的浅成花岗正长斑岩

姚安岩体包括姚安老街子花岗正长斑岩、白马苴石英正长斑岩、格苴坪花岗正长斑岩及与之相关的正长斑岩类。

这类岩体的共同特征是岩石属中性、偏碱性，超浅成 － 浅成侵入，岩性以花岗正长斑岩与石英正长斑岩为常见，岩石一般为浅肉红色 － 浅灰色，斑状结构，斑晶粗大，斑晶成分主要为正长石，有时可含少量石英，斑晶占全岩的 20% 以上，斑晶中常含有基质包体;正长石斑晶具卡斯巴双晶，常被熔蚀呈浑圆及港湾状，基质中除正长石外，尚有石英、角闪石，与火山熔岩 ( 粗面斑岩) 的特征十分相似，且与火山岩紧密共生。以上特征均说明此类岩体属浅成 － 超浅成相。

姚安老街子岩体与成矿关系十分密切，为铅、锌、铜、金、银等矿化的直接赋矿母岩。

4 以铜厂岩体为代表的中深成花岗正长斑岩 ( 或角闪正长斑岩)

金平铜厂岩体是扬子地台西缘富碱斑岩带国内最南端的岩体之一，岩体主要由石英二长斑岩、角闪正长斑岩和花岗正长斑岩组成，其岩石特征如下:

花岗正长斑岩为肉红色，斑状结构 ( 或似斑状结构) 。斑晶成分主要为正长石，正长石斑晶粗大，呈板状晶形，粒径一般为 3mm × 5mm，最大者在 1cm 以上。基质成分主要为正长石、石英及斜长石，少量角闪石，粒径在 1mm 以下。基质与斑晶之间无截然界线。

石英二长斑岩与花岗正长斑岩外观特征相似，颜色为浅灰色 － 肉红色，斑状结构( 似斑状结构) 。斑晶为正长石、斜长石，正长石斑晶与斜长石斑晶含量基本相同，正长石斑晶粗大，一般为 7mm ×5mm，最大者粒径在 1cm 以上，卡斯巴双晶常见; 斜长石斑晶粒径略小于正长石。基质中除正长石和斜长石外，尚含有石英、角闪石及黑云母等，石英含量在 1% ～5%，暗色矿物含量为 10%左右。

另外，岩体中还分布有少量的斑状二长花岗岩，其岩石学特征除石英含量高于石英二长斑岩外，其他与石英二长斑岩相似。

该岩体的主体部分为花岗正长斑岩，石英二长斑岩仅局部出现，而斑状二长花岗岩分布非常有限，仅在岩体边缘出现。

5 以卓潘碱性斑岩为代表的富碱斑岩

卓潘岩体是扬子地台西缘富碱斑岩带中典型的碱性岩体。

该岩体呈一近东西向长条状岩席产出。长约 15km，宽 5km，面积约 40km2; 岩体与围岩的接触面向南陡倾斜，倾角 45° ～ 60°，南部较缓，东部荒田梁子一带由边缘向中心倾斜，倾角 60° ～70°; 岩体剥蚀不深，脉岩发育，尚保留较多围岩捕虏体，内部节理发育，并呈放射状排列。

岩体自西向东，由下而上，由深色相过渡到浅色相。根据岩石成分和结构可分为 3 个岩相和 4 个岩带。水平分带与垂直剖面均相近似，符合岩浆分异的一般规律。

1) 中心相: 碱性辉石岩 ( 相) 带。该岩带由碱性辉石岩、含磷灰石辉石岩、霓辉岩、黑云辉石岩和钠闪辉石岩等组成，岩石为深绿色，自形粒状结构。出露面积占岩体的25% 左右。

2) 中间相: 即碱性辉长岩相带，岩石以辉石正长斑岩为主，在与中心相之过渡带之间为正长辉石岩和等色岩。该岩带出露面积大，占岩体总面积的 65% 左右，呈灰绿色，斑状结构。

3) 边缘相: 沿岩体边缘呈不规则状断续出露，出露面积约占岩体总面积的 10% 左右，由碱性正长岩和霞石正长岩组成。岩石为浅灰色、浅肉红色，半自形粒状结构。

该岩体岩石蚀变主要有硅化、绢云母化及角闪石化; 此岩体曾经由中国科学院及云南省地质矿产局第十四地质队等单位做过详细工作，1978 年云南省区调队在测制 1∶ 20 万永平幅时又做过不少工作。通过此次工作，作者认为该岩体属浅成侵入岩体，稀有元素和分散元素等含量不高，蚀变类型不全，蚀变强度不十分发育，唯金的含量较高，且在人工重砂中发现了自然金; 岩体周围之砂金可能来自该岩体。

二、富碱斑岩的矿物成分特征

富碱斑岩的矿物成分相似，均由石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石等矿物组成，但两类斑岩的矿物特征各有区别，现分别描述于下:

1 富碱花岗斑岩的矿物成分及特点

富碱花岗斑岩主要矿物成分由钾长石 ( 35% ～ 45%) 、石英 ( 35%) 、斜长石( 15%) 、角闪石 + 黑云母 ( 10% ± ) 组成。副矿物属磁铁矿 － 锆石 － 独居石型。

( 1) 钾长石

钾长石呈斑晶及基质产出。斑晶钾长石多为半自形，晶体粗大，粒径最大为 0 5cm ×2cm，一般为 0 1cm × 0 5cm，卡 斯 巴 双晶 常 见。经 X 射 线 粉 晶 分 析，按 照 卡 敏 采 夫( 1975) 和斯勉坦尼科娃 ( 1977) 的公式 ( 转引自叶大年等，1984) 分别计算了富碱花岗斑岩中钾长石的成分、有序度和 T 位置。其结果见表 3 －3。

Or( % ) = 1962 77 － 89 1 × 2θ( 201)

Sm =［14 267 + 2θ( 060) － 0 813 × 2θ( 204) ］/0 57

T1= t1( o)+ t1( m)= 13 015 + 0 695 × 2θ( 060) － 0 813 × 2θ( 204)

式中: Or( %) 代表碱性长石中钾长石 ( 化学分子式为 KAlSi3O8，代号为 Or) 成分的摩尔百分含量; 2θ 代表面网的夹角 ( 入射光线与面网间夹角的 2 倍，即入射光线与衍射线轨迹的夹角) ; Sm 代表碱性长石的单斜有序度; 201、204 及 060 代表钾长石晶体面网; 在描述长石结构时，长石架状硅酸盐的四面体结构中心的 Si 或 Al 的位置用 T 来表示，结构中有两套 T 的等效点 T1和 T2，根据长石中 Si 和 Al 的结晶学位置，将 T1分为T1( o)和 T1( m)两个、T2分为 T2( o)和 T2( m)两个共4 个位置，Si 或 Al 在每个位置中出现的概率最大为 1，最小为 0。t1( o)即是代表 Si 或 Al 出现于 T1( o)位置的概率，t1( o)+ t1( m)可以用来代表有序度，完全有序时为 1 00，完全无序时为 0 5。

表 3 －3 X 射性衍射法测得的钾长石三斜度及成分百分含量Table 3 － 3 The triclinity of potassic feldspar and its constituent percentage measured by X-ray diffusion

经红外光谱测定，按照 Q =0 05( ΔJ －90) ，求得钾长石有序度 Q =0 05( 100 －90) =0 5。据 X 射线粉晶、红外光谱测定数据等算出的钾长石成分、三斜有序度、T 位置大体吻合，与费氏台上测定的平均值 ( 表 3 －4) 也大体吻合。

分析结果表明: 富碱花岗斑岩中的钾长石属中正长石，为浅成相产物。将其 t1值投影于薛纪越等 ( 1984) 所设计的华南不同成因花岗质岩石钾长石的 Al/Si 有序度规律图中，其投影点位于该图 AB 线的上段，说明富碱花岗斑岩属岩浆成因的花岗岩类。

表 3 －4 费氏台测得的钾长石 2V、三斜有序度与斜长石牌号Table 3 － 4 The 2V angle and triclinity of potassic feldspar and plagioclase order number measured by Fedorov stage

( 2) 斜长石

斜长石也成斑晶和基质产出，费氏台上测得的 An = 25% ± ( 表 3 － 4) ，属更长石。经红外线光谱测定，按照 Q =0 048( ΔJ －96) 求得斜长石有序度 Q 为 0 65。

由此可见，斜长石与钾长石有序度基本一致。二者的结构状态也证实富碱花岗斑岩属浅成相产物。

( 3) 石英

石英呈斑晶及基质产出。石英斑晶普遍受到熔蚀，大多被熔蚀成浑圆状及港湾状。基质石英无色透明，大多为他形粒状，粒径一般小于 0 5mm; 基质石英往往填充在钾长石的间隙中。

( 4) 黑云母

黑云母多呈斑晶产出，常呈不规则片状，斑晶黑云母暗化边明显，与矿化有关的岩体中的黑云母已基本蚀变成绿泥石。

2 正长 ( 二长) 斑岩的矿物成分及特点

正长斑岩类的矿物成分主要为钾长石，其次为斜长石、石英及少量暗色矿物角闪石和黑云母。其主要矿物的特征如下:

( 1) 钾长石

钾长石是该类岩石中最主要的矿物，其含量约占 50% 以上，呈斑晶和基质产出; 斑晶粗大，一般 5mm ×8mm，大者粒径在 1cm 以上，卡斯巴双晶常见。

该带部分正长斑岩体岩石中的钾长石的化学成分、X 射线资料及结构状态列于表 3 －5 中。从表 3 － 5 中可以看出，正长斑岩中的钾长石属高正长石 － 低透长石，为浅成相产物; 其 Or 成分及主要化学成分与该带富碱花岗斑岩的钾长石相类似，说明它们是同一地质条件下不同的产物。

( 2) 斜长石

斜长石与钾长石一起构成斑晶的主要成分，斑晶中的钾长石常呈板状晶形，聚片双晶发育，其中尤以卡 － 钠联合双晶更为普遍，环带构造发育; 斜长石的 An 为 20% ～40% 左右，属更长石 － 中长石。

斜长石的化学分析和 X 射线资料及结构状态列于表 3 －6 中。从表 3 －6 中可以看出:该区斜长石属更长石，少数为中长石，与镜下鉴定结果一致。据贵阳地球化学研究所的斜长石有序度分类 ( 有序度 30 以下为无序型，30 ～70 为过渡型，70 ～100 为有序型) ，该区斜长石属过渡型，与其形成的浅成 － 超浅成环境相一致。

将从同一样品中选取的两种长石测定的有序度投入共生长石结构分类图中，该区岩体均集中于 V 区 ( 图3 －2) ，即两种长石的有序度均处于过渡状态，这一结果也充分证实该区岩体处于浅成 － 超浅成环境。这与各种客观分析与微观分析结果相一致。

( 3) 石英

在此类岩石中，石英成为次要矿物，其含量一般不超过 15%，石英呈斑晶及基质两种状态产出; 斑晶中的石英呈不规则粒状，常被熔蚀成港湾状及浑圆状，其粒径均在1mm 以上，基质中的石英呈不规则粒状填充在长石的间隙中。

( 4) 黑云母

黑云母在此类岩石中含量较少，一般少于 5%，且多以斑晶形式产出。斑晶黑云母暗化边明显，在矿化岩体中黑云母基本蚀变成绿泥石。

黑云母在镜下均呈褐 － 棕色，多色性明显，粒径一般为 0 3mm × 0 8mm，经 X 射线粉晶分析，皆属 37 型金云母，反映出富镁特点。

表3－5 正长(二长) 岩钾长石成分斑、分及结构状态组Table3－5 The composition，constituent and textures of potassic feldspar in syenite porphyry (monzonite) rocks

表3－6 正长(二长) 斑岩斜长石成分、组分、结构态Table3－6 The composition，constituent and textures of plagioclase in syenite porphyry (monzonite) rocks

图 3 －2 长石共生结构状态分类Fig 3 － 2 The intergrowth texture classification of feldspars

区内部分岩体黑云母的化学分析、电子探针分析结果及计算的阳离子数列于表 3 －7中。从表 3 －7 中可知，黑云母含 SiO2、MgO、K2O 极高，而含 Na2O、CaO 等极低，反映在 MF 值上就极高，可见区内斑岩体中黑云母绝大部分属镁质黑云母。

根据王德滋等的研究，在岩浆演化的过程中，随着分异程度的增大，黑云母总是向富铁方向演化，因此，可以认为区内岩浆分异演化的程度不高。

表 3 －7 黑云母、角闪石的化学成分及阳离子数Table 3 － 7 The chemical compositions and cations number of biotites and hornblendes

续表

注: 1 哈播、铜厂数据引自 《滇西斑岩铜矿地质》，其余数据来源于本书;

2 姚安数据为电子探针分析结果，其余为化学分析。

( 5) 角闪石

角闪石的含量高于黑云母的含量。显微镜下角闪石多呈绿 － 深绿 － 黄绿色，多色性明显，部分角闪石已蚀变成阳起石。角闪石粒径为 0 4mm ×2mm。

区内部分岩体角闪石和黑云母的化学成分及计算的阳离子数列于表 3 －7 中。

从表 3 －7 中可以看出，该区角闪石为钙角闪石及镁角闪石; 将其结果投入到角闪石成因矿物三角图解中，均位于岩浆成因区偏碱性角闪石一侧 ( 图 3 －3) 。

图 3 －3 角闪石成因矿物族三角图解( 据陈光远简化)Fig 3 － 3 The genesis diagram of the hornblende mineralogy

( 6) 副矿物

区内岩体副矿物均以磁铁矿、榍石、锆石、磷灰石为主，部分矿化岩体 ( 宝丰寺、姚安) 含较高的褐帘石及辉铜矿、方铅矿等。

（一）岩石特征

1英安斑岩

达巴特矿区的英安斑岩出露于椭圆形火山机构东南侧（图2-9），呈蘑菇帽状喷发不整合于中、上泥盆统凝灰质砂岩之上（见图2-4），柱状节理极为发育，具陆相火山岩喷发特征，其次火山岩相有花岗斑岩流纹斑岩以及近喷出相凝灰熔结角砾岩。

岩石呈现灰绿色，具斑状结构，斑晶为斜长石及少量钾长石、石英和角闪石等。斜长石：无色，自形-半自形柱状、板状，多被鳞片状绢云母-水白云母集合体或黝帘石集合体交代，偶见中长石环带结构，含量10%～12%；钾长石：自形—半自形板状、柱状，部分被蠕虫状石英交代呈文象结构，含量5%；石英：不规则锯齿状，含量为2%；角闪石：熔蚀长柱状及不规则残留状，前者为暗灰色，已完全被绿帘石、黝帘石、钠长石集合体取代，见明显的富铁质暗化边柱状轮廓，后者为绿色，具多色性，见一组微细角闪石解理，多被叶绿泥石交代，含量为2%～5%；黑云母：浅褐色，见完全解理，已完全被绢云母交代，含量约为1%。

2次火山岩

达巴特矿区次火山岩出露于矿区中部，侵入于上泥盆统托斯库尔他乌组的凝灰岩和凝灰质砂岩中，岩性自北西向南东依次为花岗斑岩、流纹斑岩和流纹质凝灰角砾岩，这些次火山岩组成了一个椭圆形火山机构（王核等，2000a），该椭圆形火山机构的长轴长1800m左右，短轴长200～500m，面积约06km2，长轴走向295°，倾向北东，倾角70°～86°。

3花岗斑岩

位于椭圆形火山机构的西北部，岩石具斑状结构，斑晶粒度较粗，一般在3～7mm之间，斑晶成分为石英、斜长石和钾长石以及少量黑云母。石英：熔蚀圆形，边部呈不规则状，个别见裂纹，含量8%～10%；斜长石：主要为更长石，个别为中长石，自形—半自形板状，无色，见聚片双晶、卡钠联晶，多数边部或局部被石英、绢云母交代，个别完全绢云母化，含量为10%～12%；钾长石：主要为微斜长石，少量为显微条纹长石，表面常见白色、褐色分解物，呈半自形宽板状，不同程度地被绢云母、白云母和石英交代，含量10%～15%；黑云母：片状，褐色，多被绿泥石交代，含量1%～2%。

图2-9 达巴特铜钼矿区次火山岩及矿床地质图

基质为细粒花岗结构，局部具花斑结构。主要成分为石英、斜长石和绢云母。岩石普遍具绿帘石化、硅化、萤石化及黄铁绢英岩化，局部见电气石化，表现为一种高温热液蚀变特征，在此段中，偶尔见到细脉状孔雀石化分布于岩石裂隙中及接触带上。岩体边部常见自爆和隐爆角砾岩。

4流纹斑岩

位于椭圆形火山机构的中部。岩石呈斑状结构，斑晶成分为石英、更长石、钾长石和角闪石等，斑晶粒度在2～3mm间。石英：为无色，多为碎裂晶，个别呈港湾状，含量3%～5%；更长石：自形—半自形板状，单个斑晶或聚斑晶，常见裂纹，聚片双晶发育，含量5%～10%；钾长石：无色或褐色，半自形—自形宽板、板状及不规则状，个别见有不完整的聚片双晶或微条纹，部分被绢云母及白云母交代，含量5%～8%；角闪石：半自形长柱状，见黑云母化。

基质由显微他形粒状石英、显微长条状长石、水白云母、高岭石和绢云母组成，显微粒状石英与显微长条状长石镶嵌呈显微霏细结构，定向分布，构成流纹构造，含量60%～65%；次生石英、水白云母、高岭石、绢云母交代基质中的长石，呈蠕虫状团块和准文象结构，含量约15%。

岩石自碎裂作用较强，微裂隙发育，沿微裂隙见孔雀石脉、石英-萤石脉、孔雀石-黄铁矿-石英脉、石英-白云母（绢云母）脉及石英细脉，上述矿物组合有时呈团块状不均匀分布于岩体中。

5流纹质凝灰角砾岩

位于椭圆形火山机构的东南部。岩石呈土红色—灰白色，凝灰结构，流纹构造和角砾状构造，由大量玻屑、晶屑和角砾组成。晶屑主要为钾长石、石英和斜长石。石英晶屑有明显熔蚀现象。角砾约5%～15%，呈棱角状和次棱角状，角砾成分复杂，主要由流纹岩、熔岩、凝灰岩和英安岩等组成，砾径2～5mm，具有方向性，长轴方向与流纹流线一致。

（二）岩石地球化学特征

1常量元素

本次研究选取了达巴特矿区出露的比较新鲜的英安岩和花岗斑岩，对同一样品进行了系统的常量元素、微量元素及稀土元素配套分析。测试工作在国家地质实验测试中心实验室测定。常量元素采用熔片XRF方法在X荧光光谱仪（3080E）上完成，其中FeO采用容量滴定法，CO2用电导法，H2O+用重量法分析。稀土元素样品用Na2O2熔融，经分离富集后用ICP-MS测定。Sc，V，Cr，Co，Ni，Cu，Zn，Rb，Sr，Zr，Nb，Ba，Hf，Ta，U，Th，Pb，Ga，Be，W，Cs，Mo，Li样品经Na2O2熔融后，水提酸化，用ICP-MS测定。分析结果见表2-3。

由表2-3可以看出，达巴特英安岩各样品氧化物的总量为9950%～10015%。样品的SiO2含量总体较高，而且变化幅度不大，为6212%～6438%。TiO2 的含量为052%～105%。Al2O3的含量变化不大，为1463%～1590%。MgO的含量介于136%～330%，CaO的含量为275%～463%。K2O和Na2O的含量，分别为168%～296%和292%～385%。由SiO2-Na2O+K2O图解（图2-10）可以看出，所有样品的投影点都落在了钙碱性范围。

表2-3 达巴特矿区英安岩和花岗斑岩的岩石化学分析 w（B）/%

达巴特矿区花岗斑岩各样品氧化物的总量为9933%～9995%。样品的SiO2含量总体较高，而且变化幅度不大，为7397%～7632%。TiO2的含量为008%～013%。Al2O3的含量偏低，变化不大，介于1248%～1313%。MgO的含量很低，介于004%～013%，CaO的含量为027%～154%。K2O和Na2O的含量，分别为542%～698%和157%～384%。

对比达巴特矿区的英安岩和花岗斑岩的化学特征发现，按照岩石演化的顺序，SiO2的含量增加，从6212%增加到7632%，Al2O3的含量下降，K2O有大幅度的升高，从168%到698%。Fe2O3，MgO和CaO的含量都有不同程度的下降。从岩石的SiO2-Na2O+K2O图解上（图2-10，图2-11）上判断，两类岩石均属于钙碱性系列。

图2-10 英安岩的SiO2-Na2O+K2O图解

图2-11 花岗斑岩的SiO2-Na2O+K2O图解

2稀土和微量元素

对与常量元素相对应的样品分别进行了稀土元素和微量元素的测试，结果列于表2-4。从表2-4可以看出，英安岩的稀土总量较低，从9462×10-6～13939×10-6，其中轻稀土含量从8025×10-6～11504×10-6，重稀土含量从1437×10-6～2435×10-6。轻、重稀土之比值（∑Ce／∑Y）变化于469～603。花岗斑岩的稀土总量较高，从15106×10-6～21691×10-6，其中轻稀土含量从11739×10-6～18281×10-6，重稀土含量从3233×10-6～3601×10-6。轻、重稀土之比值（∑Ce／∑Y）变化于349～536。两种类型岩石稀土元素的δEu分别变化于064～081和01～013。

稀土总量，轻、重稀土比例等表明英安岩的稀土元素在岩浆演化过程中经历了比较充分的分馏，轻稀土表现出明显的分馏，而重稀土的分馏程度很低。稀土元素配分模式总体上基本一致，轻稀土明显富集，分配曲线右倾（图2-12）。就Eu亏损程度变化规律来看，δEu变化于064～081，在花岗岩中Eu相对于Sm和Gd比英安岩更为富集。Eu从英安岩到花岗岩亏损程度更加明显，反映了花岗岩在分离结晶过程中，斜长石不断晶出。

上述稀土元素配分形式的相似性，表明本区不同类型火山岩和次火山岩具有相似的源区物质组成，稀土元素特征的变化也符合岩浆演化的规律。

图2-12 达巴特矿区英安岩和花岗斑岩的稀土元素配分模式

表2-4 达巴特矿区英安岩和花岗斑岩的稀土和微量元素组成

对英安岩微量元素研究结果（表2-4；图2-13）表明，微量元素经MORB标准化后的配分型式，接近于板内过渡型玄武岩系列岩石的配分模式，主要表现为富集K，Rb，Ba和Th等大离子元素，严重亏损Cr和Ni等元素为特征。

由微量元素丰度值可以看出，不论是英安岩还是花岗斑岩，铜元素的值均高于地壳平均值，Pb，Ag，W，Sn，Mo，Bi和As的元素丰度也比较高，从表中还可以看出，相对早期的英安岩中这些元素的丰度值要低于晚期的花岗斑岩，反映出随着岩浆的不断分异演化和地壳物质的加入，上述元素不断增加，而Cr，Co和Ni的丰度相应降低。

图2-13 达巴特矿区英安岩微量元素MORB标准化配分模式

图2-14 达巴特花岗斑岩的Y-Nb图解

根据微量元素Y和Nb的含量作了Y-Nb（图2-14）来进行岩体形成环境判别。在图2-14上，所有花岗斑岩的投影点都位于板内靠近造山带的范围。

（三）岩体的形成时代

1样品特征

测年样品采自火山机构中部的流纹斑岩和花岗斑岩。

流纹斑岩呈斑状结构，斑晶成分为石英、更长石、钾长石和角闪石等，斑晶粒度在2～3mm间。基质由显微他形粒状石英、显微长条状长石、水白云母、高岭石和绢云母组成，岩石自碎裂作用较强，微裂隙发育，沿微裂隙见孔雀石脉、石英-萤石脉、孔雀石-黄铁矿-石英脉、石英-白云母（绢云母）脉及石英细脉，上述矿物组合有时呈团块状不均匀分布于岩体中。

花岗斑岩具斑状结构，斑晶粒度较粗，其成分为石英、斜长石、钾长石及少量黑云母。基质主要成分为石英、斜长石和绢云母。

2测年方法

对岩体的同位素测年采用锆石SHRIMP U-Pb法，测试工作是在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成。首先在双目镜下挑选出晶形完好，具有代表性的锆石颗粒。将选出的锆石与一定数量TEM标准锆石置于环氧树脂中，然后镀金抛光，直至锆石完全暴露，随后对锆石进行显微照相（反射光、透射光、阴极发光和背散射）。SHRIMP分析的详细流程和原理可参考Compston 等（1992）和宋彪等（2002）有关描述。分析点的选择首先根据锆石反射和透射照片进行初选，再结合背散射和阴极发光照片进行最后确定，力求避开内部裂隙和包裹体。分析时采用跳峰扫描，记录Zr2O+，206Pb+，背景值，207Pb+，208Pb+，U+，Th+，ThO+，UO+ 共9个离子束峰，每7次扫描记录1次平均值。1次离子流强度约45nA，10kV的O2-，靶径25～30μm，质量分辨率约5000（1%峰高）。应用澳大利亚国家地调局标准锆石TEM（417Ma）进行元素间的分馏校正。采用置于调试靶上的RSES（澳大利亚国立大学地学院）标准锆石SL13（年龄为572Ma、U质量分数约238×10-6）标定所测锆石的U，Th，Pb 的质量分数。数据处理采用Ludwig SQUID 10 及ISOPLT程序。

3测试结果

达巴特铜钼矿区流纹斑岩锆石SHRIMP U-Pb同位素年龄分析结果见表2-5。在表2-5中，19个分析点的206Pb/238U和207Pb/235U比值在测定误差范围内一致。由于年轻锆石一般无铅丢失，且207Pb的积累较少，207Pb/235U比值年龄误差较大，故取206Pb/238U比值年龄的加权平均值作为所测锆石的年龄。在锆石SHRIMP测年数据表（表2-5）和U-Pb和谐曲线图（图2-15）中，流纹斑岩的206Pb/238U为2973±80Ma～3324±82Ma，加权平均年龄为3159±59Ma，置信度为95%，MSWD为19。这一年龄数据表明，达巴特铜钼矿区火山机构东南部流纹斑岩形成于早石炭世，即早石炭世北天山（巴音沟）洋向南俯冲作用过程中，属于岛弧型陆相火山岩（见图1-15j）。

表2-5 达巴特铜钼矿区流纹斑岩锆石SHRIMP U-Pb测年数据

图2-15 达巴特矿区流纹斑岩锆石U-Pb谐和图

图2-16 达巴特矿区花岗斑岩锆石U-Pb谐和图

花岗斑岩的SHRIMP锆石U-Pb同位素年龄分析结果见表2-6。在表2-6中，15个分析点的206Pb/238U和207Pb/235U比值在测定误差范围内一致。在锆石SHRIMP测年数据表（表2-6）和锆石U-Pb和谐曲线图（图2-16）中，花岗斑岩的206Pb/238U为245±14Ma～323±22Ma，加权平均年龄为2787±57Ma，置信度为95%，MSWD为16。这一年龄数据表明，达巴特铜钼矿区火山机构中部花岗斑岩形成于早二叠世，为板内裂谷拉张作用过程中形成的产物。

表2-6 达巴特铜钼矿区花岗斑岩锆石SHRIMP U-Pb测年数据

4火山岩形成的构造环境

岩石化学特征和微量以及稀土元素特征表明从英安岩到花岗斑岩，岩体具有明显的分异演化特征和很好的继承性。火山岩和次火山岩的精确定年为准确厘定火山岩形成的时限和地球动力学背景提供了准确的依据。岩石地球化学特征也为判断岩体的形成环境提供了有利的帮助，在对矿区花岗斑岩所作的R1-R2（图2-17）上，所有的投影点比较集中分布在后碰撞和同碰撞的边缘。在Y Nb（见图2-14）上，所有的投影点都位于板内环境。

区域地质资料表明，晚古生代期间，早泥盆世随着伊犁洋的关闭，别珍套—汗吉尕一带转入挤压抬升造山阶段，出现由南向北的逆冲推覆构造并有花岗岩类岩浆侵位，由此古亚洲洋板块运动进入早期碰撞造山阶段。中泥盆世，由于受板内伸展作用的影响，在艾比湖—巴音沟一带形成早石炭世的北天山（巴音沟）洋，北天山洋向南的俯冲作用形成一个完整的早、中石炭世沟-弧-盆体系，即依连哈比尔尕早、中石炭世弧前-海沟带、别珍套-汗吉尕早、中石炭世岛弧带和吐拉苏早、中石炭世弧后盆地。别珍套-汗吉尕早、中石炭世岛弧带的火山-侵入岩带特征明显，火山活动和岩浆侵入广泛发育。在达巴特铜钼矿区形成上泥盆统托斯库尔他乌组凝灰岩、凝灰质砂岩和凝灰质角砾岩等，在达巴特火山机构早石炭世的流纹斑岩3159±59Ma。晚石炭世末—早二叠世初2787±57Ma，西天山地区进入板块碰撞-板内伸展阶段，由于深源斑岩岩浆侵位，在达巴特矿区形成由花岗斑岩、流纹斑岩和流纹质凝灰角砾岩组成的椭圆形火山机构，并导致相关矿床的形成。

图2-17 达巴特花岗斑岩体R1-R2图解