| 中文名称 | TTG岩石 | 外文名称 | Trondhjemite |
|---|---|---|---|
| 化学式 | Al2O3 | 别 称 | 奥长花岗岩 |
TTG在地质学上是指Trondhjemite(奥长花岗岩)Tonalite(英云闪长岩)Granodiorite(花岗闪长岩)，它们这个系列的岩石在太古代时期的成因有一定的地质意义，一般认为，TTG成分岩石的大量出现，代表了大陆地壳的生长事件，所以将它们合称TTG。 TTG岩石组合按照Al2O3含量可以分为高铝和低铝两种类型(以SiO2=70wt%时Al2O3含量15wt%为界限)。虽然人们都赞同高铝的TTG岩石是由玄武质的岩石在高压的条件下部分熔融形成，但是对TTG岩石组合产出的构造背景还有不同的理解。目前主要有两种观点:一种是认为TTG岩石是加厚地壳发生部分熔融产生，另一种观点则认为TTG是俯冲板片发生部分熔融形成。
TTG 是一套富 Si 和 Na 的花岗岩( TTG 是单独的岩浆系列，显生宙的埃达克岩也不属于 CA 系列) ，Na/K >2 ，在 K-Na-Ca 三角图中遵循 Td( 奥长花岗岩) 的趋势，向富 Na 的方向演化，与显生宙花岗岩有很大的不同，后者大多遵循 CA( 钙碱性) 趋势。上述特征表明 TTG 很可能是贫钾的玄武质源岩在很高的温度下高程度部分熔融形成的。太古宙也有一些高钾钙碱性花岗岩，它们与 TTG 的区别主要在 K 含量不同以及同位素特征上的不同。为了区别它们，笔者收集了国内外部分太古宙宙花岗岩的资料。太古宙 TTG 富钠，Na2O / K2O 比值大多大于 2，部分大于 1; 而太古宙高钾花岗岩的 Na2O / K2O 比值大多在 1~ 0. 5之间。高钾花岗岩则落入高钾钙碱性系列和钾玄岩系列。太古宙 TTG 富 Sr 贫 Yb，大多落入埃达克岩范围，部分位于喜马拉雅型范围; 而太古宙高钾花岗岩也是富 Sr 贫 Yb 的，不过 Sr 含量不如 TTG 高而已，高钾花岗岩主要是喜马拉雅型的，少数落入埃达克型范围。太古宙宙 TTG 虽然分为富 Al 和贫 Al 两类( TTG 富硅质的岩石，SiO2= 65% ~ 75% 、Al2O3> 15% ( SiO2≤70%) ，< 14% ( SiO2≥70%) 、( FeOT+ MgO) 3. 4% 、FeOT/ MgO = 2 ~ 3、CaO = 1. 5% ~ 3% 、Na2O = 4% ~ 5. 5% 、K2O ≤ 2% 、Na2O / K2O > 1) ，在 SiO2= 70% ，如果 Al2O3>15% ，为高铝 TTG，如果 Al2O3< 15% ，则为低铝 TTG。而太古宙高钾花岗岩变化范围较大，主要集中在 14 % 左右。
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TTG氩弧焊和其他氩弧焊的区别与相同点是什么？
TIG焊（Tungsten Inert Gas Welding），又称为非熔化极惰性气体钨极保护焊。无论是人工焊接还是自动焊接0.5～4.0mm厚的不锈钢时，TIG焊比常用的。用TIG焊加填丝的方式常...
岩石的开挖
A.1土石方工程，工程量计算规则，第十一条第1款（第19页）：“......沟槽、基坑允许的超挖量并入岩石挖方工程量内。沟槽、基坑增加的深度、每边增加的宽度均为.....。” 我的疑问：1、岩石开挖，...
岩石分类
岩石总共分三类：岩浆岩，沉积岩，变质岩。 岩浆岩：侵入岩：花岗岩；喷出岩：安山岩，玄武岩，流纹岩 沉积岩：石灰岩，砾岩，砂岩，页岩 变质岩：片麻岩，大理岩，石英岩，板岩
关于岩石爆破
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岩石如何分类
从成因来划分，可以把岩石分为三大类：沉积岩、岩浆岩、和变质岩。1、沉积岩是在地表或近地表不太深的地方形成的一种岩石类型，它是由风化产物、火山唔知【有机物质等碎屑物质在常温常压下经过搬运、沉积和石化作用...
岩石的变形
岩石并不是理想的弹性体，岩石变形特性的物理量也不是一个常数。通常所提供的弹性模量和泊松比，只是在一定条件下的平均值。
岩石受力作用会产生变形，在弹性变形范围内用弹性模量和泊松比两个指标表示。弹性模量是应力与应变之比，以“帕斯卡”为单位，用符号Pa表示。相同受力条件下，岩石的弹性模量越大，变形越小。即弹性模量越大，岩石抵抗变形的能力越强。泊松比是横向应变与纵向应变的比。泊松比越大，表示岩石受力作用后的横向变形越大。
岩石的强度
岩石的强度是岩石抵抗外力破坏的能力，也以“帕斯卡”为单位，用符号Pa表示。岩石受力作用破坏，表现为压碎、拉断和剪切等，故有抗压强度、抗拉强度和抗剪强度等。
抗拉强度。抗拉强度是岩石抵抗拉伸破坏的能力，在数值上等于岩石单向拉伸破坏时的最大张应力。岩石的抗拉强度远小于抗压强度，故当岩层受到挤压形成褶皱时，常在弯曲变形较大的部位受拉破坏，产生张性裂隙。
抗压强度。抗压强度是岩石在单向压力作用下抵抗压碎破坏的能力，是岩石最基本最常用的力学指标。在数值上等于岩石受压达到破坏时的极限应力。抗压强度主要与岩石的结构、构造、风化程度和含水情况等有关，也受岩石的矿物成分和生成条件的影响。
抗剪强度。抗剪强度是指岩石抵抗剪切破坏的能力，在数值上等于岩石受剪破坏时的极限剪应力。在一定压应力下岩石剪断时，剪破面上的最大剪应力，称为抗剪断强度，其值一般都比较高。抗剪强度是沿岩石裂隙或软弱面等发生剪切滑动时的指标，其强度远远低于抗剪断强度。
三项强度中，岩石的抗压强度最高，抗剪强度居中，抗拉强度最小。抗剪强度约为抗压强度的10%～40%，抗拉强度仅是抗压强度的2%～16%.岩石越坚硬，其值相差越大，软弱岩石的差别较小。
包括单向和三向条件下的变形曲线特性、弹性和塑性变形、流变（应力-应变-时间关系）和扩容。岩石流变主要包括蠕变和松弛。在应力不等时岩石的变形随时间不断增长的现象称为蠕变。在应变不变时岩石中的应力随时间减少的现象称为松弛。岩石扩容是指在偏应力作用下，当应力达到某一定值时岩石的体积随偏应力的增大而增大的现象。研究岩石变形在室内常用单轴或三轴压缩方法、流变试验和动力试验等，多数试验往往结合强度研究进行。为了测定岩石应力达到峰值后的应力与应变关系，必须应用伺服控制刚性压力机。野外试验有承压板法、水压法、钻孔膨胀计法和动力法等。根据室内外试验可获得应力与应变关系和应力-应变-时间关系以及相应的变形参数，如弹性模量、变形模量、泊松比、弹性抗力系数、流变常数等。
岩石的强度是岩石抵抗外力破坏的能力，也以“帕斯卡”为单位，用符号Pa表示。岩石受力作用破坏，表现为压碎、拉断和剪切等，故有抗压强度、抗拉强度和抗剪强度等。
抗拉强度。抗拉强度是岩石抵抗拉伸破坏的能力，在数值上等于岩石单向拉伸破坏时的最大张应力。岩石的抗拉强度远小于抗压强度，故当岩层受到挤压形成褶皱时，常在弯曲变形较大的部位受拉破坏，产生张性裂隙。
抗压强度。抗压强度是岩石在单向压力作用下抵抗压碎破坏的能力，是岩石最基本最常用的力学指标。在数值上等于岩石受压达到破坏时的极限应力。抗压强度主要与岩石的结构、构造、风化程度和含水情况等有关，也受岩石的矿物成分和生成条件的影响。
抗剪强度。抗剪强度是指岩石抵抗剪切破坏的能力，在数值上等于岩石受剪破坏时的极限剪应力。在一定压应力下岩石剪断时，剪破面上的最大剪应力，称为抗剪断强度，其值一般都比较高。抗剪强度是沿岩石裂隙或软弱面等发生剪切滑动时的指标，其强度远远低于抗剪断强度。
三项强度中，岩石的抗压强度最高，抗剪强度居中，抗拉强度最小。抗剪强度约为抗压强度的10%～40%，抗拉强度仅是抗压强度的2%～16%.岩石越坚硬，其值相差越大，软弱岩石的差别较小。
鲁西地区新太古代花岗质岩石广泛出露，占同时代地质体的90%以上（图4—15）。构成呈北西向分布的巨型花岗杂岩带。根据它们的矿物组成、化学成分特征，可把花岗质岩石划分为三大类型，即TTG花岗岩、二长花岗岩和钾质花岗岩。另外还存在少量的闪长质岩石。化学数据见表4—4a,b,c。
一、TTG花岗岩
TTG花岗质岩石有广泛的分布范围，总面积大于2000km2。它们主要分布于该花岗岩带西南侧，即泰安-平邑一线之西南，在泰安-平邑—线和黑虎石-蒙阴一线之间也有大量的分布（图4—14）。其中奥长花岗质岩石出露范围相对较小，主要分布于泰安黑虎石和新泰富山。据大量同位素年龄测定，TTG花岗质岩石主要形成于260～270Ga之间（曹国权等，1996）。这与它们侵入包裹泰山群变质表壳岩系，又被更年轻的花岗质岩石侵入切割等广泛存在的地质现象相一致。
表4—4a 鲁西地区太古宙花岗质岩石的常量元素组成（%）
表4—4b 鲁西太古宙花岗质岩石的微量元素组成（10-6）
注：序号同表4—4a。
表4—4c 鲁西太古宙花岗质岩石的稀土元素组成（10-6）
图4—14 鲁西地区新太古代地质略图 （据曹国权等（1994）、林强等（1992），略作增减和修改）
1—表壳岩系；2—（石英）闪长岩；3—TTG花岗质岩石；4—二长花岗岩；5—钾质花岗岩；6—断层
TTG花岗质岩石为中粗粒，一般都遭受了强烈变形，普遍具有清楚的片麻理构造。在平邑白彦、石莱和新泰富山等地，强烈的糜棱岩化作用使岩石面状、线状、条带状构造十分发育，形成较大规模的糜棱岩化带。强烈的变形使岩石的矿物粒度变细，并可呈条带状与粒度粗一些的同类岩石相间排列。岩石的组成矿物主要为斜长石、石英和少量的微斜长石及黑云母，在一些岩体中有角闪石存在。随着岩石类型的不同，其矿物比例有较大的变化。在同一岩体内部亦可如此。斜长石矿物粒度通常比石英大，呈它形、半自形，可具环带结构。在变形强的岩石中石英常以细粒集合体长条状存在。微斜长石一般为它形，具格子双晶。在一些岩体中微斜长石可呈斑晶形式出现。黑云母环绕长石或石英集合体定向分布，使岩石显示出明显的片麻理。岩石的副矿物组合为磁铁矿、锆石、磷灰石、榍石等，根据其比例不同，还可作进一步的划分。副矿物锆石一般都有较复杂的晶形。
TTG花岗质岩石的化学组成有较大变化，常量元素含量变化的通常范围是，SiO2:58%～70%,Al2O3:15%～17%,MgO:10%～25%,TFeO:20%～50%,CaO:20%～40%,Na2O:30%～55%,K2O:15%～30%。以Na2O>K2O为特征。在Ab—An—Or图中，TTG花岗质岩石主要分布于英云闪长岩区、花岗闪长岩区和奥长花岗岩区的靠上位置。富山奥长花岗岩成分特殊，作了单独表示，它们分布于奥长花岗岩区靠下位置。为清楚起见，图4—15A和B分别给出了前人和本项目分析样品的Ab—An—Or图解，我们的样品主要集中在花岗岩区。
图4—15 鲁西地区新太古代花岗质岩石的Ab—An—Or图解
图A：圆圈—英云闪长岩和花岗闪长岩，未充填正方形—黑虎石奥长花岗岩，充填正方形—富山奥长花岗岩，三角形—花岗岩（数据引自曹国权等，1996），徐惠芬等（1994），万渝生（1986），部分投影点代表一些岩体的平均值）；图B：充填正方形—TTG花岗质岩石，未充填正方形—钾化花岗闪长岩，充填圆圈—二长花岗岩，半充填圆圈—龙廷钾质花岗岩（数据由本项目分析获得）
图4—16A中，分别表示了曹国权等（1996）给出的英云闪长岩（实线）和花岗闪长岩（虚线）稀土组成的变化范围。岩石常量元素组成虽有较大变化，但稀土模式基本一致。它们一般具有轻重稀土较强分离、重稀土强烈亏损、不出现明显负铕异常的稀土模式。我们的分析结果也与之类似。其中采自平邑白彦南部的一个花岗闪长岩样品（SD9429）稀土总量最低。从野外关系看，它以脉状（约3m宽）穿插大面积分布的片麻状TTG花岗岩（SD9428），后者稀土总量明显的高。如果它们存在物源上的成因联系（无论是结晶分异或部分熔融），稀土组成上的差异则很可能表明花岗质岩石在形成过程中发生了副矿物的分离。在Pearce图上，所有的TTG花岗质岩石都出现Nb的相对亏损，Ba相对于Rb、Th无明显的富集，也无明显的亏损（图4—16B）。总体特征与辽北等地的同类岩石类似，其形成应与玄武质岩石的部分熔融和其后发生的结晶分异作用有关。
新泰城东二长花岗岩中的残余包体（样品SD9421），常量元素组成上虽与其它TTG岩石类似，但稀土模式却有较大区别。该样品重稀土亏损不强，存在一定的负铕异常（图4—16A）。在Pearce图上Ba相对于Rb、Th强烈亏损（图4—16B），也与其它TTG岩石明显不同。它们可能是经受过外生作用叠加改造的副变质岩。这种类型的残余包体在新泰的青云山二长花岗岩中也可见到。
鲁西地区奥长花岗岩出露面积约200km2，其比例在整个吉-辽-鲁岛弧带中最大。存在两种类型的奥长花岗岩（曹国权等，1996）。一类以黑虎石奥长花岗岩为代表，它们为奥长花岗岩的主体。这类岩石相对低硅、钾，高铁、镁、钙，在Ab—An—Or图上位于靠近英云闪长岩区的位置，与其它TTG花岗质岩石构成同一演化系列。但稀土模式和Pearce图解存在较大的变化。另一类为分布于富山和任家庄一带的奥长花岗岩，它们相对高硅（SiO2:7170%～7463%），高钾（K2O:152%～313%），低铁（TFeO:075%～160%）、镁（MgO:012%～047%）、钙（CaO:040%～217%），在Ab—An—Or图上远离英云闪长岩区，分布于奥长花岗岩区的靠下位置（图4—15A）。多数样品具有重稀土强烈亏损、无明显负铕异常的稀土模式，但稀土总量低（图4—16E），与典型的TTG花岗质岩石有较大区别。部分样品重稀土亏损相对较弱，出现较强的负铕异常（图4—16E）。在Pearce图上，相对于Rb、Th而言，Ba未显示出亏损。富山和黑虎石奥长花岗岩原岩组成的差异反映了它们成因的不同。
图4—16 鲁西地区TTG花岗质岩石的地球化学图解
A和B—TTG花岗质岩石的稀土模式和Pearce图解，图A中虚线和实线区域分别为曹国权等（1994）给出的英云闪长岩和花岗闪长岩的分布范围；C和D—黑虎石奥长花岗岩的稀土模式和Pearce图解（数据引自曹国权等的科研报告（1996），编号同表4—4a）；E和F—富山奥长花岗岩的稀土模式和Pearce图解（数据引自曹国权等的科研报告（1996），编号同表4—4a）根据地球化学组成特征，富山奥长花岗岩很可能形成于早期TTG花岗质岩石的部分熔融。稀土含量低与源区残余副矿物相有关。
TTG花岗质岩石遭受钾化，使岩石带红色色调。对两个遭受钾化的TTG花岗质岩石进行了分析。样品取自平邑的下后河村附近，分布于四海山钾质花岗岩体边部。岩石相对低SiO2（6483%～6800%），高MgO（077%～147%）、TFeO（339%～628%）、CaO（177%～312%），与TTG花岗岩类似，但是，由于钾化，岩石K2O（402%～489%）和Na2O（447%～452%）含量相近，在Ab—An—Or图上位于二长花岗岩区（图4—15B）。岩石轻重稀土分离较强，不存在明显负铕异常（图4—17A），在Pearce图上，Ba相对于Rb、Th无明显的亏损（图4—17B），其特征与其它TTG花岗岩类似。
图4—17 钾化TTG花岗质岩石的地球化学图解
A—稀土模式；B—Pearce图解
二、二长花岗岩
二长花岗岩在鲁西地区广泛分布，其总面积与TTG花岗质岩石不相上下。总体上，它们分布于该花岗岩带的中部和东北部，如泰安的傲徕山，新泰的雌山、青云山，沂源的九山，临朐的蒋峪等地（图4—14）。在许多地方都可见到花岗岩穿插包裹泰山群表壳岩系。表壳岩系以不同规模呈带状分布，岩体延伸与围岩及残余体分布方向一致。尽管花岗质岩石变形不强，一般呈块状或只具有弱的线状构造，但岩体本身及残余表壳岩系定向分布说明岩体形成时区域应力控制作用仍存在。在许多地方都存在二长花岗岩切割早期TTG花岗质岩石的现象。在新泰城东和青云山，二长花岗岩中见片麻状英云闪长岩残余，残余体规模不大，呈不规则状分布。根据穿插关系和变形特征，二长花岗岩无疑形成于TTG花岗质岩石之后。这也得到大量同位素年龄测定数据的支持，二长花岗岩类的同位素年龄一般都小于2500Ma（曹国权等，1994，江博明等，1988，万渝生，1990）。
岩石通常为灰白色，中粒或中粗粒结构，少部分为细粒—中细粒结构。花岗结构和二长结构等岩浆结构仍然可见。其矿物组合以微斜长石、斜长石、石英为主，含有一定量的黑云母，部分岩体含黑云母很少。微斜长石可以斑晶形式存在。在新泰的雌山、沂源九山等地花岗岩中，一些地方微斜长石含量很高，岩石带有明显的红色色调，实际上已向钾质花岗岩方向发生了转变。一些花岗质岩石中有角闪石零星分布，看来与斜长角闪岩的分解有关。局部强烈混染而出现黑云母团块。副矿物组合仍以锆石、磷灰石、榍石等为主，但与TTG花岗质岩石比较也存在较大的差异。总的来说，二长花岗岩中磁铁矿的含量更低，可出现独居石、钍石等稀土含量很高的副矿物。锆石一般都以简单晶形为主，颜色较浅。由于岩石富钾，锆石更易受到脱玻化作用的影响而呈乳白色，透明度也随之降低。
二长花岗岩在Ab—An—Or图上分布于花岗岩区靠上位置，但有较大的变化范围（图4—15）。一部分靠近奥长花岗岩区和花岗闪长岩区的位置，另一些相对富钾贫钙，与钾质花岗岩类似，分布于花岗岩区的靠下位置。岩石的稀土组成也表现出很大的变化，可划分出三种不同的类型。
1．类型一 二长花岗岩
以轻重稀土无明显分离，重稀土部分呈平坦型，出现明显负铕异常为特征。这类二长花岗岩出露不多，可以泰山地区的傲徕山花岗岩为代表。常量元素组成该岩体接近于钾质花岗岩。29个样品的平均值为，SiO2:7287（121）,Al2O3:1400（027）,TFe2O3:209（050）,MgO:038（016）,CaO:140（036）,Na2O:376（034）,K2O:450（046）（单位为%，括号内为方差。引自江博明等，1988）。从给出的数据看，部分参加统计的样品已是属于钾质花岗岩了。4个样品的分析结果（图4—18A），稀土总量有相当的变化。随着稀土总量的增高，轻重稀土的分离程度增大，负铕异常变得更为明显。根据岩石化学和稀土组成，结合Sr、Nd同位素研究，江博明等（1988）认为傲徕山花岗岩在物源上与陆壳物质有关，并很可能是望府山片麻岩部分熔融的产物。由于望府山片麻岩和花岗岩的重稀土含量相近，所以石榴石和角闪石在源区中残留不多，但花岗岩明显的负铕异常说明斜长石作为重要的残余相矿物留在源区。另一种可能是，它们形成于有过外生作用叠加改造，成熟度更高的陆源碎屑沉积变质岩的部分熔融，与钾质花岗岩存在物源上的成因联系。稀土模式反映的是源区物质的组成特征。不论哪种情况，岩石稀土总量发生大的变化都表明副矿物对岩石的稀土组成变化起了重要作用，一些样品稀土总量很低与部分熔融过程中富集稀土的副矿物在源区残余有关。
2．类型二 二长花岗岩
以重稀土强烈亏损，轻重稀土强烈分离，不出现明显负铕异常为特征。它们轻重稀土的分离程度甚至比许多TTG花岗质岩石还要大。本区大多数二长花岗岩都具有这种类型的稀土模式（图4—18B和C，也见曹国权等，1996）。但它们在吉-辽-鲁岛弧带其它地区出露不多。根据岩石常量元素组成，它们难以由玄武质岩浆结晶分异或玄武质岩石部分熔融形成。由于无明显的负铕异常，重稀土强烈亏损，也可排除它们是由经受过外生作用强烈叠加改造成熟度很高的陆壳物质部分熔融形成的可能。这类花岗岩Nb亏损通常很强。特别是，Ba对于Rb、Th表现出明显的强烈亏损（图4—18D），都与TTG岩石有很大不同。可以认为TTG岩浆的结晶分异也不是这类花岗岩形成的主要成因方式。根据组成及其它特征，它们很可能是黑云变粒岩部分熔融的产物，具体讨论见后。
3．类型三 二长花岗岩
轻重稀土强烈分离，但出现明显的负铕异常（图4—18E）。这类二长花岗岩只见于新泰城东。岩石具较明显的片麻理，中粗粒，含有较多的黑云母，它们被类型二二长花岗岩切割，故形成在前。后者为中粒—中细粒，变形弱，岩石外貌和化学组成与之有很大不同。两个样品的化学分析，SiO2:6848%～7158%,Al2O3:1496%～1536%,MgO:052%～073%,TFeO:183%～307%,Na2O:444%～446%,K2O:414%～420%，在Ab—An—Or图上分布于靠近奥长花岗岩区的位置。岩石虽Ba相对于Rb、Th亏损，但Rb和Th的相对富集程度与类型二花岗岩却有明显的差异（图4—18F）。这些差异的存在表明它们之间无物源上的成因联系。另一方面，包裹于该二长花岗岩中的英云闪长质片麻岩存在负铕异常，Ba相对于Th更为富集（图4—17A和B中的SD9421）。有可能，该种类型的二长花岗岩是由英云闪长质片麻岩部分熔融形成。如是这样，由于花岗岩有比片麻岩轻重稀土分离更强的稀土模式，要求部分熔融过程中有富集重稀土的矿物相（石榴石或角闪石）残余下来，而负铕异常更为明显则与熔融源区斜长石残余有关。
图4—18 鲁西地区新太古代二长花岗岩的地球化学图解
A—泰山傲徕山（数据引自江博明等，1988）；B—新泰雌山（数据引自万渝生，1988）；C和D—沂源九山（SD9410和SD9414）、新泰青云山（SD9427）、龙廷西的苗庄（SD9417和SD9418-1），石莱花岗闪长岩中的细粒花岗岩（SD9424）；E和F—新泰城东（SD9419和SD9420）
三、钾质花岗岩
钾质花岗岩主要分布于该花岗岩带的东北部，它们与二长花岗岩空间上共生。其次在花岗岩带的西南部也有出露，如平邑的四海山岩体。
东北部花岗岩带的钾质花岗岩（图4—15），根据对龙廷东北部两县村附近的观察，岩石呈红色色调，风化后颜色变浅。具中粗粒片麻状、斑状构造，片麻理走向320°～330°。在一些地段岩石遭受强烈糜棱岩化，微斜长石斑晶发生旋转，出现压力影、拖尾构造，显示为顺时针旋转。它们是后期塑性变形作用的结果。岩体中局部残余有斜长角闪岩、含碳质变泥沙质沉积岩等表壳岩包体。岩石的矿物组合为微斜长石、石英、斜长石，黑云母较少，副矿物为锆石、磷灰石等。地球化学上，岩石组成与鞍本地区的钾质花岗岩十分类似。两个样品分析，它们高SiO2（7677%～7714%），低MgO（006%～009%）、TFeO（138%～141%）、CaO（061%～064%）,K2O（433%～451%）＞Na2O（362%～370%），在Ab—An—Or图上分布于靠近Ab—Or连线的位置（图4—16B）。稀土模式以出现明显负铕异常为特征（图4—19A）。Ba相对于Rb、Th强烈亏损，高场强元素Nb、P、Zr，特别是Ti相对亏损（图4—19B）。它们无疑形成于成熟度高的陆壳物质的部分熔融。
图4—19 鲁西地区新太古代钾质花岗岩的地球化学图解
A—稀土模式；B—Pearce图解；SD9415和SD9416采自龙廷东北部的两县村附近；SHSG为四海山钾质花岗岩
（数据引自曹国权等，1994）
平邑的四海山钾质花岗岩，有表壳岩系岩石包体残余，侵入早期的花岗质岩石，Rb—Sr等时年龄为2330Ma。岩石呈暗红色，中粗粒、中细粒，块状构造，局部为片麻状构造。主要矿物组成为斜长石、微斜长石、石英，也含有较多的黑云母，局部可达10%以上。黑云母常以集合体形式产出，部分黑云母为角闪石分解形成。微斜长石可以斑晶形式存在，其中常含有斜长石、石英包体。副矿物主要有磁铁矿、榍石、锆石、磷灰石等。常量元素组成上，它们与北部钾质花岗岩类似，但铁、镁含量稍高，与含更多的暗色矿物有关。据曹国权等的分析资料，四海山钾质花岗岩的常量元素组成与北部钾质花岗岩相似，但稀土模式存在较大区别，前者铕亏损程度明显的相对要低（图4—19A）。特别是，在Pearce图上，四海山钾质花岗岩Ba相对于Rb、Th无明显的亏损（图4—19B）。这种区别可能表明它们源区组成和形成条件有所不同。
四、闪长岩和辉长岩类
就整个吉-辽-鲁岛弧带而言，这类岩石在鲁西地区出露相对较多。主要有济南附近的桃科辉长岩，泰山地区的麻塔角闪石岩、金牛山角闪辉长岩、大众桥石英闪长岩和马刨泉石英闪长岩，平邑白彦北部的石洞口村的闪长岩等。它们主要存在于西南部TTG花岗岩带中，呈北西向分布。单个侵入岩的出露规模一般都不大。根据野外地质关系和同位素年龄测定，它们与TTG花岗质岩石大致同期形成或形成更早。下面重点对泰山地区的有关岩石（徐惠芬、庄育勋等1996）作一介绍。
图4—20 不同类型中基性侵入岩的化学图解
A—A—F—M图解，十字：麻塔角闪石岩，方框：金牛山角闪辉长岩，圆圈：大众桥石英闪长岩，三角：马刨泉石英闪长岩；B—麻塔角闪石岩的稀土模式；C—金牛山角闪辉长岩的稀土模式；D—大众桥石英闪长岩（Td032-1和Td052-6）和马刨泉石英闪长岩（P14D86YQ2）的稀土模式；E—麻塔角闪石岩的Pearce图解；F—金牛山角闪辉
长岩（D为头的样品号）和大众桥石英闪长岩（Td052-6）的Pearce图解
1．麻塔角闪石岩
岩石粒度粗大，块状构造，主要由角闪石组成，另有少量斜长石。岩石低硅，高铁、镁、钙，在A—F—M图上主要位于拉斑玄武岩区靠MgO端元一侧（图4—20A），具平坦或轻稀土稍富集型的稀土模式（图4—20B），大离子亲石元素相对富集（图4—20E）。
2．金牛山角闪辉长岩
中粗粒，块状，主要由角闪石和斜长石组成，可见辉石残余。一些地方角闪石和斜长石互层产出，构成堆晶构造。岩石SiO2为5070%～5649%,MgO为684%～935%,K2O+Na2O为286%～579%，在A—F—M图上多数进入钙碱性岩区（图4—20A）。具轻稀土富集型的稀土模式［4个样品（La/Yb）。平均值为948］（图4—20C），在Pearce图上，大离子亲石元素表现出相对富集，而高场强元素Nb出现相对亏损（图4—20F）。
3．大众桥石英闪长岩
中粒不等粒结构，片麻状构造。主要由斜长石和少量的石英和黑云母组成。SiO2为5800%～5891%,MgO为248%～370%,K2O+Na2O为637%～751%，在A—F—M图上位于钙碱性岩区（图4—20A），2个样品（La/Yb）。分别为3066和1090（图4—20D）,Pearce图解与金牛山角闪辉长岩相似，但高场强元素Nb存在更强烈的亏损（图4—20F）。
4．马刨泉石英闪长岩
中粒，弱片麻状构造。主要由斜长石和少量的石英、角闪石及微斜长石、黑云母组成。化学组成与大众桥石英闪长岩类似（图4—20A、D、F）。
根据岩石的组成特征，可把它们划分为两种成因系列。一是麻塔角闪石岩（也包括桃科辉长岩），它们组成上与表壳岩中玄武质岩石相似，稀土和高场强元素具平坦或亏损的性质，而大离子亲石元素相对富集。两者可能具有类似的成因，都形成于亏损地幔遭受交代之后发生的部分熔融，只是形成时间有所不同。麻塔角闪石岩含有较多的角闪石，可能与岩浆受过结晶分异作用有关。另一类是金牛山角闪辉长岩、大众桥石英闪长岩和马刨泉石英闪长岩。它们在A—F—M图上位于钙碱性岩区，轻稀土和大离子亲石元素明显相对富集，在许多方面与TTG花岗质岩石存在类似之处。它们同样可能是洋壳板块及其上覆沉积物俯冲熔融的产物，但熔融程度明显更高，熔融压力更低。角闪辉长岩和石英闪长岩化学组成的差异，可能反映了熔融程度的不同，也有可能后者是前者进一步结晶分异的产物。
太古宙灰色片麻岩（TTG岩系）和太古宙钾质花岗岩在本区广泛出露。根据前人在本区的工作成果，再结合我们的工作，对太古宙花岗质岩石的分布、规模、产出部位、类型、产出形态、地球化学特征、定位年龄诸方面都有了新的进展，并且把本区花岗质岩石和华北陆台其他地区太古宙花岗质岩石进行了对比，在此基础上提出了本区花岗质岩石的类型、分布、成因及在本区地壳演化中所起的作用。其特点如下。
（1）由本区花岗质岩石及与其共存的表壳岩的单颗粒锆石定年和Sm-Nd同位素示踪结果（表6-1）认为花岗质岩石的定位时代属新太古代（最高2662Ma±24Ma），Sm-Nd模式年龄（tDM）最大值为2981Ma，表明花岗质岩石的源岩年龄为中太古代。Sm-Nd系统的εNd（t）值均为正值（表4-4），指示花岗质岩石来源于亏损地幔物质的部分熔融。
表4-1 花岗质岩石元素分析值
续表
注：①样品名称（据An-Ab—Or图解）和产地：1—含石榴、角闪奥长花岗质岩，密云水库主坝北头；2—英云闪长质岩，渠家沟西北1km;3—奥长花岗质岩，康各庄东25km;4奥长花岗质岩（原作者命名为康各庄片麻岩，推测原岩为奥长花岗岩）；5—奥长花岗质岩（原作者命名为荆子峪片麻岩，推测原岩为花岗闪长岩）；6—花岗闪长质岩（原作者命名为穆家峪片麻岩，推测原岩为石英闪长岩）；7—英云闪长质岩（原作者命名为沙厂片麻岩，推测原岩为英云闪长岩）；8奥长花岗质岩（原作者命名为得田沟片麻岩，推测原岩为奥长花岗岩）；9—英云闪长质岩（原作者命名为大北湾片麻岩；推测原岩为英云闪长岩）：10—（钾质）花岗岩，下庄头峪；11（钾质）花岗岩，祖各庄；12—含角闪花岗闪长质岩，上庄头峪东南15km;13—（钾质）花岗岩，峰峪；14—（钾质）花岗岩（原作者命名为旗杆顶片麻岩，推测原岩为花岗岩）；15（钾质）花岗岩，陈家峪北约07km;16奥长花岗质岩，陈家峪北约075km;17—（钾质）花岗岩，陈家峪北约05km;18—世界355个太古宙灰色片麻岩平均值（HMartin,1994）;19—太古宙灰色片麻岩平均值（KCCondie,1981）;20-世界太古宙钙碱性花岗深成岩（CA-1型）平均值（PJSylvester,1994）。主元素含量的数量级为%，微量、稀土元素含量的数量级为10-5。
②样品产出的岩石地层单元：1～6、10～14苇子峪TTG（A）-M-Me杂岩；7大漕沙厂混合岩化表壳岩系；8、9—马圈子TTG-M-Me杂岩；15～17—阳坡地TTG-M-Me杂岩。
③资料来源及测试单位：1～3、10～13、15～17据本书，其中1～3、10～13的主元素由天津地矿所化验室测定，15～17的主元素及全部样品的稀土和微量元素由国家地质实验测试中心测定；4～7、14据王世发等（1994）;8、9据北京市地质调查所（1990）。
④序号18～20中Fe2O3为全铁。
⑤
⑥DF为DFShaw的判别式。DF=1044—021wSiO2—032weFe2O3（全Fe）—098wMgO+055wCaO+146wNa2O+054wK2O。
（2）为判定所采集的花岗质岩石的原岩是火成岩成因还是沉积成因，本书使用Shaw（1972）的判别式对代表性的岩石主元素分析资料进行了计算（表4-1），大部分样品DF值为正值，说明岩石的原岩多为火成岩。少数样品（DF）为低的负值，说明虽然原岩经历了剥蚀和沉积作用，但为不成熟的沉积物，它仍保留了大部分火成岩特征。
（3）岩石化学计算和图解（图4-1）表明本区太古宙花岗质岩石既有TTG岩系的英云闪长质岩、奥长花岗质岩和花岗闪长质岩，又有太古宙的（钾质）花岗岩。但是本区的（钾质）花岗岩有些是TTG质岩遭受钾化所造成的，和华北陆台邻区有些太古宙（钾）质花岗岩不同（详见后述）。
图4-1 Ab—An—Or图解（O’Conner,1965）点号为表4-1的序号；Ⅰ—英云闪长岩；Ⅱ—奥长花岗岩；Ⅲ—花岗闪长岩；Ⅳ—花岗岩
（4）本区太古宙花岗质岩广泛出露于太古宙各个TTG（A）-M-Me杂岩和混合岩化表壳岩系之中。前者主体为太古宙花岗质岩，其中或多或少混杂有非层状混合岩和变质岩残体（图版Ⅴ-1），构成岩株状、岩基状杂岩体。其普遍具片麻状构造，晚期的灰白、肉红色长英质脉体已被强烈褶皱变形（图版Ⅴ-2）均表明太古宙花岗质岩遭受过强烈褶皱变形作用；后者太古宙花岗质岩一般与表壳岩相互成层，构成条带状混合岩（图版Ⅰ-1、Ⅰ-2），并同时遭受强烈的褶皱（图版Ⅷ-1、Ⅸ-1）。糜棱岩化的花岗质岩主要发育于四合堂混合岩化表壳岩系（图版Ⅴ-3）和马圈子TTG-M-Me杂岩中。
（5）本区太古宙花岗质岩石的产状类型可分为三类。①构造叠置“整合型”TTG质花岗片麻岩。TTG质岩（灰色片麻岩）与表壳岩大致“整合”或平行产出，并且同时遭受强烈褶皱变形（图版Ⅷ-1、Ⅷ-3、Ⅸ-1）。有些灰色片麻岩中的斜长角闪岩“残留体”并非为浑圆状，而是与片麻理整合的板状、条状或透镜状（图版Ⅴ-4），说明片麻岩在寄主岩中为原地、半原地产生，未有明显流动迁移的过程。与该“整合型”片麻岩共生的钾质花岗岩（深熔岩石）普遍以小脉状穿插表壳岩和片麻岩，或是呈条带状钾质伟晶岩与表壳岩同褶皱（图版Ⅴ-5）。该“整合型”灰色片麻岩难以圈出侵入体的形态。②侵入型片麻状灰色片麻岩。该类型基本对应于周绍林等（1993）划分的苇子峪组、四合堂群的阳坡地组和山神庙组及沙厂组个别地段。这些岩石或构成岩基状、岩株状杂岩的主体，或经受了强剪切运动的改造，形成糜棱岩化带（图版Ⅴ-3）。后期的钾化作用使部分岩石外观色调呈浅肉红色，但仍不失TTG岩石的本质特征。③深成小侵入体或岩墙、岩脉。岩石仍以TTG质岩石占优势，部分为太古宙肉红色钾质花岗岩，具多期次侵位的特征。钾质花岗岩代表了太古宙花岗岩浆活动由钠质向钾质的转化。在本区，钾质花岗岩构成深成岩体规模的极少。大多数钾质花岗岩主要由灰色片麻岩经深熔作用形成，呈肉红色脉状侵入表壳岩系（图版Ⅴ-5），或呈细脉穿插灰色片麻岩，有的钾质花岗岩脉与花岗伟晶岩、辉长岩、闪长岩岩脉和岩墙共生产出，这表明太古宙克拉通化作用的结束。
该区花岗质岩石主要分布于安子岭、秦皇岛、绥中一带，主要包括TTG花岗岩、二长和钾质花岗岩等类岩石。另外还有界岭口闪长岩（图4—10）。空间上，它们呈一定的带状分布。闪长岩和TTG花岗质岩石分布于西侧，二长和钾质花岗岩分布于东侧。时间上，闪长岩和TTG花岗岩形成在前，二长花岗岩和钾长花岗岩形成在后。下面对它们作分别介绍，其化学数据分别见表4—3a,b,c。
表4—3a 冀东（包括辽宁绥中和锦西）地区太古宙花岗质岩石及表壳岩的常量元素组成（%）
表4—3b 冀东（包括辽宁绥中和锦西）太古宙花岗质岩石及表壳岩的微量元素组成（10-6）
注：序号同表4—3a。
表4—3c 冀东（包括辽宁绥中、锦西）地区太古宙花岗质岩石及表壳岩系岩石的稀土组成（10-6）
图4—10 冀东（包括辽宁绥中）地区地质略图 （据林强等（1992），略作增减和修改）
1—朱杖子群；2—双山子群；3—界岭口闪长岩；4—TTG花岗质岩石；5—二长花岗岩；6—钾质花岗岩；7—断层
一、界岭口闪长岩
界岭口闪长岩位于冀东青龙－抚宁地区，有较大范围分布。南北长约34km，东西宽约14km。岩体在西侧与双山子群呈侵入接触，包裹变粒岩、条带状铁矿等表壳岩系岩石。东侧与安子岭花岗杂岩的关系不清楚。在双山子南的双龙寺沿公路一带，可见闪长岩体的西侧受到强烈糜棱岩化，形成角闪质片麻岩。在弱应变带里有弱变形或未变形的闪长岩块体残余下来。由于穿插其中的花岗质脉体也受到强烈变形，可知变形是在岩体侵入后才发生的。该糜棱岩化带呈近南北向延伸较远。除岩体边部受后期变形影响外，岩体内部的片麻理一般都较弱。在岩体内部可见尺度不等的辉长质、闪长辉长质细粒包体，呈不同形态，空间分布也不均匀。岩石为中粗粒。矿物组合为斜长石、角闪石、黑云母、石英等。自形的斜长石、角闪石还可得以保留，显示出岩浆结构的特点。副矿物为榍石、锆石、磷灰石、金红石等。
化学组成上，两个样品的分析结果为：SiO2:5459%～6036%,TFeO:654%～766%,MgO:278%～296%,CaO:516%～811%,Na2O:412%～449%,K2O:140%～189%，与闪长岩或石英闪长岩类似。在Ab—An—Or图上，它们位于英云闪长岩区（图4—11）。岩石的稀土含量不高，轻重稀土分离弱，无明显铕异常（图4—12A）。在Pearce图上，出现负Nb异常，P含量高。另外岩石还显示出Ba相对于Rb、Th的亏损（图4—13A）。包裹于闪长岩中的角闪质细粒包体在常量元素组成上与玄武质岩石相近，但有和闪长岩类似的稀土模式和Pearce图解（图4—14A和B）。不同之处主要在于细粒包体中元素Ba相对于Rb、Th未有亏损。显然它们不可能是界岭口闪长质岩浆结晶分异的聚集产物，界岭口闪长岩也不能由它们部分熔融而形成。根据岩石的地球化学组成特征，界岭口闪长岩的形成很可能与洋壳板块及上覆沉积岩俯冲并由此引起的高程度熔融作用有关。角闪质细粒包体为闪长质岩浆上升过程中捕获的下地壳深源物质。
图4—11 冀东（包括辽宁的绥中－锦西）
地区花岗质岩石的Ab—An—Or图解乘号—界岭口闪长岩；未充填圆圈—安子岭TTG花岗岩；未充填正方形—安子岭花岗闪长岩一二长花岗岩；未充填三角形—山海关钾质花岗岩；充填圆圈—绥中二长花岗岩；充填正方形—绥中－锦西地区钾质花岗岩；加号—安子岭钾质花岗岩；安子岭花岗杂岩数据主要引自穆克敏等（1989）
二、安子岭花岗杂岩体
安子岭地区花岗质岩石以杂岩形式产出。杂岩体呈穹隆状产出，出露面积约100km2左右。在杂岩体西部与双山子群为混合岩化渐变接触或侵入接触。安子岭花岗杂岩体在岩石类型、结构构造等多方面都存在很大变化。计有英云闪长质、花岗闪长质、二长花岗质、钾长花岗质等多种不同类型的岩石。这种变化甚至在一个不大的露头范围内就可表现出来。大多数花岗质岩石都具有中粗粒片麻状构造。在一些地方存在红色微斜长石大斑晶，成为典型的眼球状片麻岩。岩石交代结构发育，存在大量由石英和两种长石组成的微粒交生体，它们可能为低程度熔融作用的产物（穆克敏等，1989）。在片麻状花岗质岩石中常存在大小不等的层状、似层状、透镜状斜长角闪岩、变粒岩残余体。部分二长花岗岩和钾质花岗岩为中细粒，变形弱。它们呈较大范围分布或以脉状产出，穿插片麻状花岗质岩石和各种类型的表壳岩系岩石。花岗质岩石的产出特征表明它们形成于陆壳物质的交代作用和部分熔融，其出露范围大致相当于岩浆起源的原地或半原地位置。
图4—12 冀东（包括辽宁绥中-锦西）地区花岗质岩石的稀土模式
A—界岭口闪长岩（圆圈）和安子岭TTG花岗岩（三角形）；B—安子岭TTG花岗岩（数据引自穆克敏等，1989）；C—安子岭二长花岗岩（用实线相连的乘号和三角形）和安子岭钾质花岗岩（用虚线相连的圆圈和正方形）（数据引自穆克敏等，1989）；D—绥中二长花岗岩，E—山海关钾质花岗岩（数据引自穆克敏等，1989）；F—绥中-锦西地区钾质花岗岩
相应地，安子岭花岗杂岩在化学组成上也表现出很大的变化。在Ab—An—Or图上，它们分布于英云闪长岩到花岗岩的一个很大的成分范围（图4—11）。我们和穆克敏等（1989）的分析数据都表明，TTG花岗质岩石有轻重稀土分离较强，重稀土强烈亏损，无明显负铕异常的稀土模式（图4—12A和B）。在Pearce图上TTG花岗质岩石与界岭口闪长岩虽有类似的元素分布形式（图4—13A），但由两者的稀土组成判断，不能用闪长质岩石的结晶分异或部分熔融把它们联系起来。这与从安子岭杂岩体本身地质产状得出的认识相吻合。样品QS16-2的重稀土亏损不强，总稀土含量也较高（图4—12B），看来是岩石中含有较多磷灰石副矿物的缘故。该样品P2O5含量为037%（穆克敏等，1989）。图4—12C中实线为安子岭杂岩体中二长花岗岩的稀土模式，与TTG岩石比较，它们总稀土含量更高，但重稀土同样亏损，无明显的负铕异常。样品Qs50-1的稀土组成看来也受到副矿物磷灰石的影响，它的P2O5高达038%（穆克敏等，1989）。这表明富集稀土的副矿物相，对花岗质岩石的稀土组成有很大影响，有时甚至大于不同岩石类型之间的区别。安子岭钾质花岗岩稀土含量高，变化很大，无明显负铕异常。其中一个样品（图4—12C中样品S377-1）稀土含量很高，（La）。值高达1000，显然也与副矿物存在有关。安子岭钾质花岗岩虽然富钾，但其它组成上与典型的钾质花岗岩存在很大区别。从野外产状看，混合岩化交代熔融是安子岭钾质花岗岩的形成机制。
三、绥中二长花岗岩
绥中二长花岗岩有较大的分布范围，向南与山海关钾质花岗岩的关系不清，但很可能形成在前。岩体向北到锦西一带，岩石变形弱，空间上组成变化不大。一般为中粗粒，浅肉红色，风化后呈灰白色。矿物组合为石英、两种长石，常含有较多的暗色矿物黑云母（5%～10%）。副矿物为锆石、磷灰石、榍石等。在绥中的高甸子乡刘家村一带可见片麻岩类暗色团块存在，并可见到被钾质花岗岩脉体穿插的现象。一个样品（LS9201-1）的化学分析，SiO：为7106%,K2O、Na2O含量相近且都高，分别为398%和423%。在Ab—An—Or图上位于花岗岩区（图4—11）。岩石有轻重稀土分离，重稀土强烈亏损，无明显铕异常的稀土模式（图4—12D），相对于Rb、Th,Ba无明显的亏损，但高场强元素Nb、Ta出现相对亏损（图4—13B）。总体特征与安子岭杂岩体有一定区别。
绥中地区靠近海边的团山子二长花岗岩，以前是把它们和北部的绥中二长花岗岩划归为一类，但两者在岩石外貌和化学组成上都不相同。团山子二长花岗岩呈灰白色，中粗粒，矿物无定向或弱定向排列。主要由石英、钠质斜长石组成，钾长石和黑云母含量都相对较低。岩石（LS9202）的Na2O比K2O明显的高，稀土总量很低，轻重稀土分离不强，也无铕异常存在（图4—12D）。在Pearce图上，岩石不具有Nb、Ta负异常，而P、Ti出现相对的亏损，Ba对Rb、Th表现出相对的富集（图4—13B）。在我们所有分析的花岗质岩石中，只有团山子二长花岗岩无Nb、Ta负异常。岩石组成特征表明它们很可能来自于稀土亏损的下地壳源区，并经历了强烈的结晶分异作用。还未获得团山子花岗岩的同位素年龄，也未见到它们与绥中花岗岩的接触关系。它们有可能为更年青的花岗质岩石，但从被辉绿岩墙切割判断，它们至少形成于中元古代之前。
四、钾质花岗岩
山海关岩体是该区主要分布的钾质花岗岩。与典型的钾质花岗岩相比，它们TFeO、CaO含量更高一些，所以在Ab—An—Or图上分布于花岗岩区的靠上位置。岩石出现明显负铕异常，重稀土部分呈平坦型（图4—12E），与鞍本地区的钾质花岗岩十分类似。锦西地区也有钾质花岗岩分布，但其范围还不清楚。一个样品（LJ9202）的分析结果表明，它的常量元素（高硅，富钾低钠）和微量元素组成（Ba对于Rb、Th的明显亏损，Nb、Ta、P等的强烈亏损，见图4—13C）与其他地区典型的钾质花岗岩十分相似，但稀土总量偏低，负铕异常也不十分明显。岩石的这种组成特征可能与其经历过后期强烈结晶分异，富含稀土的副矿物发生分离有关。样品LS9201-2为一钾质花岗岩脉体，穿插绥中二长花岗岩。从Ba未发生明显的相对亏损，与绥中二长花岗岩（LS9201-1）相似来判断，该脉体很可能是二长花岗岩进一步结晶分异的产物。但由于结晶母岩的不同，它与样品LJ9202在组成上也存在较大的区别，这特别反映在Ba—Rb—Th相关关系方面（图4—13C）。
图4—13 冀东（包括辽宁绥中-锦西）地区花岗质岩石的Pearce图解
A—界岭口闪长岩（圆圈）和安子岭TTG花岗岩（三角形）；B—绥中二长花岗岩；C—绥中-锦西地区钾质花岗岩
辽北地区新太古代花岗质岩石广泛出露，且以TTG系列为主。主要分布于清原浑河以北和抚顺以南大片地区。根据地质特征和同位素年龄测定，清原以南的花岗质岩石以中太古代为主，但其中一些可能也属新太古代，图4—1中作了示意性的表示。TTG花岗质岩石一般呈大面积分布，部分以小的岩株产出。对于大面积分布的TTG花岗质岩石，可进一步划分为英云闪长岩、奥长花岗岩或花岗闪长岩，但要在图上把它们分别表示出来则十分困难，故未作进一步区分。二长花岗岩出露不多，主要分布于该区北部。根据岩相学和地球化学研究，这些二长花岗岩与TTG岩石有成因上的联系，构成同一演化系列。较大规模的钾质花岗岩主要分布于该区南部（图4—1），呈现出一定的分带现象。清原以北较为重要的钾质花岗岩是红石砬子岩体，但规模不大，成因上也与南部的钾质花岗岩不同。
一、TTG系列花岗质岩石
1．地质地球化学特征
TTG系列岩石一般呈灰-深灰色，中-中粗粒，具强弱不等的片麻状构造。浑河断裂以北片麻理走向多为北东东，抚顺以南则以北北西为主。TTG系列花岗质岩石侵入新太古代表壳岩系，岩体中大都包裹有规模不等的斜长角闪岩、片麻岩、变粒岩等岩石包体，多呈条带状、似层状和透镜状产出。在北三家，见斜长角闪岩包体被强烈改造，角闪石转变成为黑云母、绿泥石、帘石构成的后成合晶冠状体。
图4—1 辽北地区新太古代地质略图 （据l∶50万地质图，赵宗溥等（1993），沈保丰等（1994）及其他人，略有增减和修改）
1—新太古代表壳岩系；2—（石英）闪长岩（）；3—英云闪长岩；4—TTG花岗质岩石未分；5—花岗闪长岩；6—二长花岗岩；7—钾质花岗岩；8—剪切带；9—断层
TTG系列岩石中，英云闪长岩几乎都含有角闪石，含量一般少于10%。花岗闪长岩可含也可不含角闪石。抚顺南部郑家堡子的奥长花岗岩中无角闪石。TTG系列花岗质岩石虽大都有斜长角闪岩包体存在，但多数情况下角闪石是岩浆成因的，而不是斜长角闪岩分解的结果。角闪石具蓝绿（Ng）—黄绿（Nm）—浅黄（Np）多色性，晶形良好，粒度较大，可见简单双晶，这通常是岩浆成因角闪石的标志，在变质成因的角闪石中难以见到。特别重要的是，它们的稀土元素分配系数大于1（为2～10），而斜长角闪岩中角闪石的分配系数小于1，两者有很大的区别（沈保丰等，1994）。黑云母普遍可见，含量一般为5%～10%，它们与角闪石共生或单独存在。部分岩石中它们聚集成斑点状不均匀分布，可能为角闪石退变形成。浅色矿物主要为斜长石（50%～65%）、石英（10%～30%）和少量微斜长石。斜长石常有绢云母化。在演化程度较高的柏家二长花岗岩中含有较多的微斜长石。副矿物主要为锆石、磷灰石、榍石等。
岩石化学分析数据见表4—1a,b,c。TTG系列花岗质岩石以相对低SiO2、K2O，高MgO、TFeO、CaO,Na2O＞K2O为特征。从英云闪长岩到二长花岗岩，岩石SiO2、K2O不断增高，MgO、TFeO、CaO不断降低，与岩石中角闪石含量不断降低的趋势相吻合。在Ab—An—Or图上（图4—2），柏家岩体分布于靠近TGG点的花岗岩区内，郑家堡子奥长花岗岩分布于远离TTG演化趋势的奥长花岗岩区，它们各自的分异产物细粒花岗岩向富钾方向演化，图中用连线说明了它们的关系。
表4—1a 辽北地区太古宙花岗质岩石及表壳岩的常量元素组成（%）
表4—1b 辽北太古宙花岗质岩石及表壳岩的微量元素组成（10-6）
注：序号同表4—1a。
图4—2 辽北地区新太古代花岗质岩石的Ab—An—Or图
（个别数据引自沈保丰等，1994）
三角—TTG花岗质岩石；充填圆圈—花岗闪长岩；未充填圆圈—钾质花岗岩；图中下部用连线相连的三角和充填圆圈的右下侧样品分别是郑家堡子奥长花岗岩和柏家花岗闪长岩的演化产物；个别数据引自沈保丰等，1994
TTG系列花岗质岩石的稀土总量虽有变化，但一般都不太高。根据稀土组成特征，可划分出三种不同类型的稀土模式。
1）轻重稀土强烈分离，重稀土强烈亏损，出现明显的正铕异常（图4—3A）。
表4—1c 辽北太古宙花岗质岩石及表壳岩的稀土元素组成（10-6）
注：序号同表4—1a。
2）与第一种的类似，但铕异常不明显（图4—3C）。
3）轻重稀土分离相对较弱，具一定的负铕异常（图4—3E）。
岩石的稀土模式与其矿物组合之间存在明显的相关关系。具明显正铕异常的岩石一般不含有角闪石，岩性上为花岗闪长岩；不具明显正铕异常的岩石一般都含有较多的角闪石，岩性上主要为英云闪长岩。我们未作分析的摩里红岩体为英云闪长岩，含有角闪石，也不具有明显的正铕异常（沈保丰等，1994）。郑家堡子奥长花岗岩不具有正铕异常，不含角闪石。取自清原南部古城岩体的岩石样品具第三种类型的稀土模式，可能并不反映整个岩体的真实情况，而是表壳岩斜长角闪岩混染的结果。
图4—3 辽北新太古代TTG花岗质岩石的地球化学图解
采样位置：A和B—永陵北（LX9201），柏家（LF9209-1（中粗粒）和LF9209-2（细粒）），台沟（LF9208），北三家（LQ9202-1）；C和D—郑家堡子（LF9207-1（中粗粒）和LF9207-2（细粒）），大苏河（LQ9208-1），黑虎山（LF9204和LF9205），狍子沟（FQ9203-1）；E和F—古城（清原南，LQ9207-1）
在Pearce图上，所有岩石都表现出高场强元素Nb、Ta的相对亏损。郑家堡子奥长花岗岩（LF9207-1和2）和柏家花岗闪长岩（LF9209-1和2）的Ba相对于Rb、Th出现较明显的富集，与其它花岗质岩石有较大区别。所有岩石样品都不存在Ba相对于Rb、Th明显亏损的现象。值得注意的是，除郑家堡子奥长花岗岩外，其它花岗质岩石不活动性的高场强及轻稀土元素间存在不同程度的线性关系（图4—4）。这种现象在一些未受陆壳物质混合混染的玄武质岩石中可以见到，但在花岗质岩石，特别是成熟度较高的花岗质岩石中很少存在。
图4—4 辽北新太古代TTG花岗质岩石的元素相关图解
箭头指示了花岗质母岩和其演化产物细粒花岗岩之间的成分关系。异常成分点给出了岩石样品编号。图中方框为郑家堡子奥长花岗岩，表现出不同的演化趋势
2．成因讨论
英云闪长岩中通常存在数量不等的角闪石，但如前所述，它们大都是岩浆成因的。地球化学上，辽北地区新太古代斜长角闪岩一般具有平坦型的稀土模式，部分岩石轻稀土富集。重稀土部分的球粒陨石标准化值一般在10左右（沈保丰等，1994）。成熟度高的富铝质片麻岩重稀土亏损也相对较弱，并出现一定的负铕异常。而TTG系列岩石轻重稀土强烈分离，重稀土明显亏损与之有很大的区别。所以，轻重稀土强烈分离，重稀土强烈亏损应代表TTG花岗质岩石的固有特征，因此认为本区TTG花岗质岩石的稀土组成特征与斜长角闪岩和富铝质沉积变质岩包体的存在关系不大。
TTG系列岩石中，英云闪长岩演化程度最低，最能反映其原始岩浆的组成特征。由于高MgO、TFeO、CaO、Cr、Ni，低SiO2、K2O，稀土含量一般也低，它们难以由成熟度较高的陆壳物质如片麻岩类部分熔融形成，而很可能为玄武质岩石部分熔融的产物。如是这样，要熔出重稀土强烈亏损的英云闪长质岩浆，源区应有重稀土强烈富集的石榴石矿物相残余。另一方面，由于岩石中常有岩浆成因的角闪石存在，它们也应是源区稳定矿物相之一，这与岩石的稀土组成不矛盾。岩石中Al2O3含量普遍较高，不具有明显的负铕异常，表明斜长石在源区已被完全熔融或残余很少。可以认为，英云闪长质岩浆的熔融母岩为石榴斜长角闪岩类，残余相矿物主要为石榴石和角闪石。根据实验研究（Wyllie，1979；Rapp，1991），此种岩浆形成的压力条件大约是016～022Gpa，相应深度为55～70km之间。
如前所述，岩石的稀土模式与其组成矿物及岩性关系密切。英云闪长岩一般含有较多的角闪石，不具有明显的正铕异常。花岗闪长岩不含或只含有很少的角闪石，一般具有明显的正铕异常。另外，后者轻重稀土分离通常更强，重稀土更为亏损。根据花岗质岩石中岩浆成因角闪石重稀土相对富集，出现明显负铕异常的稀土组成特征（沈保丰等，1994），可以推知，角闪石的结晶分异对岩石稀土组成的变化起了重要的作用。但是，角闪石的SiO2含量较低，变化于40%～49%范围内（沈保丰等，1994），它们的结晶分异将增加岩石SiO2的含量，所以单用角闪石的结晶分异看来还不能完全解释岩石中La与SiO2之间虽不明显但却存在的负相关现象（图4—4F）。其原因还需作进一步的研究。
矿物组成对岩石稀土模式的影响也可从同一岩体演化产物的成分对比反映出来。抚顺的柏家岩体，含有少量的角闪石，具不明显的正铕异常。其分异产物，穿插在柏家岩体中细粒花岗岩不含有角闪石，出现较为明显的正铕异常，同时轻重稀土发生更为强烈的分离（图4—3）。与母岩相比，细粒花岗岩的轻稀土La,Ce更为富集，表明它们的总分配系数小于1。
TTG系列花岗岩中，不活动性元素La、Zr、P、Nb、Y等相互间存在不同程度的相关关系，亦表明它们之间具成因联系。其源区为未受外生作用影响或影响不大的火成岩源区，这些元素在源区主要不以副矿物形式存在。这与源区岩石为玄武质岩石的认识一致。元素间的相关性还表明花岗质岩石在形成演化过程中未受陆壳物质的强烈混染，锆石、磷灰石等副矿物未发生明显分离。花岗质岩石中虽普遍存在锆石、磷灰石等副矿物，但它们的晶出是在岩体定位之后的冷凝阶段，迁移范围一般未超过手标本大小。上述元素的变化关系可根据它们在角闪石中的分配系数得到合理的解释。岩石稀土组成及变化关系受造岩矿物而不是副矿物的明显制约，这与演化程度高的年青的花岗质岩石（吴澄宇等，1992）形成了鲜明的对比，显然与TTG系列花岗岩演化程度低有关。在这种情况下，应用分配系数进行模拟计算是可行的。
辽北地区TTG系列岩石中奥长花岗岩较少。郑家堡子奥长花岗岩的轻重稀土虽也强烈分离，但在多方面与其它TTG岩石存在大的差异。它们可能形成于成熟度更高的陆壳物质的部分熔融。由于岩体不含角闪石，穿插其中的分异产物细粒花岗岩稀土总量增高，稀土曲线大致平行上升，还出现一定的负铕异常。其演化趋势与柏家岩体中的细粒花岗岩完全不同。看来斜长石和黑云母的结晶分异起了重要作用。这与细粒花岗岩MgO、TFeO、Cr、CaO、Na2O含量降低是一致的，显示出分离矿物相不同对岩石成分演化影响的差异存在。
清原北部的狍子沟英云闪长岩体较为特殊，某些方面与（石英）闪长岩相似，在图4—1中把它作了单独表示。该岩体岩石中，存在较多的自形环带斜长石。样品（LQ9203-1）的Ba相对于Rb、Th表现出明显的相对亏损，与其它TTG系列岩石有很大区别，而与包裹于该岩体中的暗色角闪质包体（LQ9203-2）却十分类似（图4—5A）。角闪质包体大小不等，细粒，圆形或椭圆形，岩石外貌与表壳岩系岩石有很大区别。包体已发生强烈变质变形，主要由角闪石、斜长石组成。可以见到细粒包体与英云闪长岩之间的相互反应。一个样品分析给出：SiO2:5257%，MgO:392%，TFeO:856%，CaO:730%，Na2O:467%，K2O:127%，总稀土含量不高，轻稀土弱富集（图4—5B），具有玄武质安山岩的成分特征。由于岩体和包体都有Ba相对于Rb、Th的亏损，它们之间有可能具有成因上的联系。
图4—5 辽北狍子沟岩体中角闪质包体的地球化学图解
A—稀土模式，B—Pearce图解
图4—6 辽北钾质花岗岩的地球化学图解
A和B—边牛钾质花岗岩的稀土和Pearce图解；C和D—红石砬子钾质花岗岩的稀土模式和Pearce图解（样品BH3数据引自沈保丰等，1994）
二、钾质花岗岩
辽北地区钾质花岗岩出露相对较少。较大的钾质花岗岩体分布于南部如新宾南部四花顶子、抚顺南部边牛等地，与鞍本地区齐大山、弓长岭钾质花岗岩体等组成北东东向展布的钾质花岗岩带，断续向北东延伸至吉林南部夹皮沟、和龙等地。岩石呈肉红色，中粒-中粗粒，块状，组成矿物微斜长石、石英、斜长石，只有少量暗色矿物黑云母。微斜长石可以斑晶形式存在。取自边牛岩体的一个岩石样品，高SiO2、K2O，低MgO、TFeO、CaO,K2O>Na2O，在Ab—An—Or图上位于十分靠近Ab—Or线的位置（图4—2）。出现明显的负铕异常，高场强元素，特别是Nb、Ta强烈的相对亏损（图4—6A和B）。与鞍本等地的钾质花岗岩十分类似，只是重稀土部分亏损更强。北部出露的钾质花岗岩主要为清原的红石砬子岩体。明显侵入新太古代表壳岩系。岩石外貌、结构构造、矿物组合和常量元素组成与南部同类花岗岩无明显区别，但存在具斜长石出熔条纹的钾长石，斜长石常具环带结构。岩石稀土总量相对较低，负铕异常不明显（图4—6C），在Pearce图上，Nb、Ta亏损不明显，Ba对于Rb、Th也无亏损（图4—6D），与南部钾质花岗岩有较大的区别。根据沈保丰等（1994）的研究，红石砬子岩体虽主体为钾质花岗岩，但其东部出露的是白色钠质花岗岩。
本节将简要叙述各陆块的分布范围、主要地质、地球物理场特征。
一、胶辽陆块（包括朝鲜半岛）
1．地理位置
自吉林省南部和龙、桦甸以南，西至辽宁省、河北省东部青龙河以东，向南过渤海至山东半岛，向东过黄海至朝鲜半岛，大致呈一椭圆形样式。总面积约占中朝古大陆面积的1/3左右，约500000km2。
图1—2 中朝古大陆构造分区图
2．主要地质特征
（1）该陆块保存有从3800Ma至2500Ma全太古宙时期的较连续的地质记录，其小而全的特点在全球太古宙地质体中是十分罕见的，是研究太古宙陆壳形成与演化的天然实验室，是记录全太古宙地质演化历史的瑰宝。
（2）环形地质结构样式。由中太古代龙岗穹隆、铁架山穹隆、胶北古隆（据航磁推断）、京畿片麻岩块组成胶-辽陆块的主体，在陆块的西半部边缘由新太古代岛弧系岩带所环绕，中老边新，在平面上形成发育不全或保存不好的环形地质结构样式。
（3）陆块中部的中太古代铁架山穹隆、龙岗穹隆主要由TTG岩石组成，代表这一时期陆壳的形成是以地幔上涌的岩浆底板垫托方式为主，表现为陆壳的垂直增生演化过程。
（4）新太古代的链状火山岩环绕中心古陆分布，火山岩的岩石组合、地球化学特征相近，变质程度相近，形成时代大都在2700Ma间，表明它们是相同构造环境的产物。
（5）新太古代岩浆杂岩就位于链状火山岛弧区，从杂岩带的外侧向大陆边缘，岩石类型由中性的闪长岩、辉长岩向酸性的花岗闪长岩、英云闪长岩、花岗岩及偏碱质的钾质花岗岩演化，侵入序次也表现为由早到晚（2600～2400Ma）。
（6）大陆岛弧火山岩、岩浆杂岩的区域构造方向随邻近古陆边缘的位置而异，并均向大陆外侧倾斜。在吉林南部为北西向，辽北为东西向或北东东向，辽西为北东向，青龙河一带为近南北向，鲁西为北西向。这种有规律的变化，表明它们在变形过程中受更大范围内同一构造应力场的控制。
3．区域航磁场特征
在1/400万中国航磁图上，胶辽陆块的主体为磁力值低的宽广背景场，陆块边缘的链状岛弧和岩浆杂岩带则以磁力值略高的带状正磁场环绕陆块展布。在上延20km、40km的中国东部1/100万航磁图上，胶辽陆块仍为低或负磁背景场，而胶辽陆块西部的陆块总体表现为不同方向的正磁场背景（图1—1）。在两种不同磁场区之间还夹有一条近南北向的高磁异常带。从青龙河西侧向南延伸至山东西部济宁一带，成为划分胶辽与西部陆块的重要标志。
二、迁（西）怀（安）陆块
1．地理、地质边界
迁怀陆块的东、北、西边界，北以隆化崇礼断裂以南为界，西以大同—吴旗断裂的北段为界。南界尚不清楚，大致是以迁安片麻岩与滦县岩群的分界线向西，经北京以南至山西桑干河以北。主要地质标志是以麻粒岩相与角闪岩相岩石分界，以及一些零星出露的新太古代钾质花岗岩体。迁怀陆块东与胶辽陆块相邻，南与晋冀陆块相对，西与蒙-陕陆块相接。在平面上大致是一向东倾斜的平行四边形。
2．主要地质特征
（1）主要由新太古代麻粒岩相变质杂岩和花岗质岩石组成，其中包有一些中太古代、始太古代岩块（如迁安岩系、黄柏峪岩块）。一些地质学家认为，怀安片麻岩穹隆是中太古代的产物，但至今没有可靠的同位素年代学证据。大量的同位素年代学的工作表明，迁怀陆块的主体是新太古代形成的。
（2）组成该陆块的物质主要来源于地壳的中下部和上地幔源区，大量的TTG和部分镁铁质变质火山岩广泛分布，也夹有少量陆壳物质的再循环产物。
（3）迁怀陆块的主体岩石经历了复杂的多期次的麻粒岩相变质作用，成为著名的中朝古大陆北缘的麻粒岩相变质带，而有别于其它陆块。
（4）至少经历了3～4期强烈的区域变形作用过程。早期以强烈的塑性变形为特征，后期以韧脆性变形为主。现存的构造样式，表现为一系列片麻岩穹隆与紧闭倒转褶皱的条带状褶皱群分段排列。总体上成为近南北向，并向西弯曲的复杂叠加构造样式，与相邻几个陆块的构造样式明显不同。
3．区域磁异常特征
在1/400万中国航磁图上，主要显示为由球状或条带状高磁异常区组成的弧形异常带，其间夹有一些孤立的低磁背景场。在上延20km的磁异常图上，显示出由三个较大的高磁异常组成的三角形。磁异常高，可能与组成岩石的变质程度较深有关。
三、晋冀陆块
1．范围
位于迁怀陆块以南，东与胶-辽陆块相邻，西以大同—吴旗断裂与蒙—陕陆块分界，南与豫—皖陆块北界相接，平面上成为不规则的四边形，主要由太行山区阜平群、赞皇群、吕梁山区界河口岩群、晋中南霍县岩群、涑水杂岩组成。
2．地质特征
（1）主要由新太古代沉积变质岩系组成，原岩为砂质、粉砂质、砂泥质碳酸盐岩的韵律沉积建造。变质基性火山岩很少。陆壳物质来源于古陆壳的风化剥蚀，多形成于大陆边缘环境（伍家善等，1987；山西省区域地质志，1989）。目前还未发现陆块内新太古代之下的更老岩石。
（2）经受了中压角闪岩相变质作用，并表现有递增变质的变化趋势，部分岩群的底部可达角闪麻粒岩亚相。
（3）经历了较强烈的区域构造变形作用。早期以塑性变形为主，规模小；中晚期褶皱变形强烈，形成规模巨大的线型复式褶皱群，不同地区区域构造方向有变化。陆块北部，主要为近东西向（阜平群及界河口岩群），陆块中南部以北东向为主；晚期形成规模不等的北东向、东西向韧性剪切带，以及规模不大的叠加褶皱。
（4）花岗质岩浆侵入活动较微弱，一般不形成明显的岩浆活动带；但随区域变质作用不断增强，陆壳岩石的深熔作用时有发生，在背斜的核部形成规模不等的混合花岗岩。
3．区域磁异常特征
在1/400中国航磁图和1/100万中国东部航磁图上，陆块内分布两条弧形高磁异常带，北段为近东西向，中南段为北东向，异常的走向与变质岩层的区域构造方向一致。在高磁异常带之间夹有不连续的低磁异常区。在上延20km的航磁图上，仍然保留上述异常的基本特征。
四、豫皖陆块
1．范围
北与晋冀陆块和胶辽陆块呈锯齿状相接（据航磁异常推断），南部边界以卢氏-确山断裂为界，西部边界呈楔形尖灭于西安以西，东部被郯庐断裂截断，平面上呈东宽西尖的不规则状。组成陆块的新太古代岩石为登封岩群、太华岩群、林山岩群、霍丘岩群、五河岩群等。
2．地质特征
（1）豫皖陆块主要由两种来源不同的岩石组成。陆块的北部岩石的原岩，下部由中基性火山岩及TTG岩石组成，夹有少量陆源碎屑岩（以登封岩群为代表）；南部及东部的岩石（太华群、霍丘群等）的原岩，下部部分地区以基性火山-中酸性火山沉积岩为主，部分由沉积岩和TTG岩石组成，上部以陆源沉积岩系为主，由砂-泥质-碳酸盐岩组成的韵律性沉积十分明显，并含有机质（已变质为石墨）。初步认为，陆块北部可能为岛弧带，南部为弧后盆地环境。
（2）陆块的主体构造为近东西向延伸的短背、向斜褶皱群，不同地区有变化。安徽北部五河岩群为东西向，向西至霍丘地区转为近南北向，再向西至河南舞阳一带转为东西或北西向。
（3）陆块北部岛弧带变质程度为低角闪岩相；陆块南部岩石变质程度以高角闪岩相为主，部分可达角闪麻粒岩亚相。
3．区域航磁异常特征
在1/400中国航磁图和1/100万中国东部航磁图上，豫皖陆块显示以东西向展布的高磁场背景，上延20km的航磁图上仍然保留其原状。区域航磁异常特征表明，它同北部的晋冀陆块明显不同，应属不同的构造单元，这与地质上的划分是一致的。此外，该陆块的东西向异常，在安徽北部和江苏徐州以南并未被郯庐断裂截断，在延拓20km的1/100万中国东部航磁异常图上，该异常已延至连运港一带。故此推测，豫皖陆块的东段可能断续隐覆于东海边缘海域之中，并多呈碎块逐渐消失在海洋之中。
五、蒙陕陆块
1．范围
东南以大同—吴旗断裂为界，北以地台北缘断裂西段为界，南以地台南缘北西向断裂为界，呈倒三角形状。总面积约为中朝古大陆的1/4左右。包括内蒙古南部、陕西北部、宁夏及甘肃的西北部地区。蒙陕陆块的大部分被覆盖，太古宙岩层只出露于陆块的北缘。
2．地质特征
（1）陆块的东北边缘主要由新太古代沉积变质岩系组成（乌拉山群、贺兰山群），其原岩主要为砂泥质、铝土质夹透镜状碳酸盐岩，含较丰富的有机质，大多数地质学家称它为孔兹岩系，形成于大陆棚沉积环境（刘金中等，1989；沈其韩等，1990）。在阿拉善地区发现有大于2900Ma的变质基性火山岩。因此，蒙陕陆块的基底中可能主要为中太古代变质岩。
（2）经历了较强烈的区域热流变质作用，变质程度为中低压麻粒岩相（沈其韩等，1987,1990；贺高品、卢良兆等，1991；徐学纯，1991）。
（3）构造变形作用强烈。陆块北部的太古宙岩群经历了四期变形作用，主体构造方向为NEE的复式褶皱，褶皱轴面向北西倾斜。陆块北部（乌拉山区）主体褶皱呈近东西向，以紧闭同斜褶皱为主，并伴随有同褶皱轴面一致的近东西向韧性剪切带（李树勋等，1994）。
3．区域航磁特征
在1/400万中国航磁图和1/100万中国东部航磁图上，陆块的东北部为高磁正异常背景，向东被大同—吴旗北东向低磁线性异常带截断。在上延20km的航磁异常图上，近东西向并向南凸出的香蕉形高磁异常仍然不变。高磁场的北面为变化较大的磁异常区，该区深部地壳结构如何，是否为太古宙岩石所引起的区域负异常，尚不清楚。
成矿作用是特定条件下地质演化过程的产物，这些使金矿质赖以运移和沉淀的基本条件即为成矿控制因素。夹皮沟地区在长约45km，宽4～10km的狭长地带内，分布有近千条含金石英脉，产出有3个大型金矿床，4个中型金矿床和若干个小型金矿床，其成矿强度之大是令人惊奇的，研究成矿控制因素对于探索金矿成因机制和找矿勘探都是必不可少的重要一环。
一、岩性地层的控矿作用
一般认为，绿岩带某些特定的岩石是金矿化优选的容矿围岩，镁铁质、超镁铁质火山岩和条带状铁建造等特定的岩石组合在许多金矿成因研究中倍受重视；但是深入的研究表明，世界上典型绿岩带，如加拿大苏必利尔构造区绿岩带里的所有岩石类型均含有金矿化（Colvine等，1988）。就夹皮沟地区金矿床的容矿围岩来说，确实又存在选择性，除八家子、四道岔等金矿床赋存于TTG岩石中之外，其它矿床几乎都赋存在斜长角闪岩和斜长角闪片麻岩中，总体上看矿体与变质镁铁质火山岩存在密切空间关系。究其缘由可以从以下几个方面考虑。
1提供金矿源
在许多绿岩带金矿床的研究中，镁铁质和超镁铁质火山岩被看作是金的来源，这是因为金在地幔中的平均丰度为5×10-9，约为地壳中金的平均丰度的两倍，因此由上地幔部分熔融而生成的超镁铁质－镁铁质岩携带一定数量可溶的金到地壳上部就是顺里成章的事了。但是后来的研究发现镁铁质岩石的金丰度和其它岩类并无差别，这使得不少学者认为镁铁质火山岩的金含量并非是成矿的必要因素，而有部分学者则相信镁铁质火山岩的原始金丰度是较高的，Keays等（1982）用Pd/Au值等地球化学参数证明镁铁质特别是高镁铁质火山岩的Au含量很高，因而是金成矿最有利的矿源。从逻辑上分析，岩石中的金应该包括两个部分，一是易释放金，另一是不易释放金。金的释放与否主要与寄主岩石或矿物的稳定性有关，镁铁质岩石由于含有较多的变价元素和硫化物，化学性质不稳定，易于被蚀变交代或发生变质反应，这样也就使其中的金易于释放。
2易于变形
从岩石的物理性质上看，镁铁质火山岩与其围岩广泛分布的长英质火山岩有较大的差别，因而应变强度也不一致。这种能干性的差别为韧性剪切和脆性破裂面的发育提供了有利条件。而金矿床与韧性剪切带等构造又有密切的联系，这势必造成了金矿床与镁铁质火山岩在空间上密不可分。在夹皮沟花岗岩－绿岩带中，变质镁铁质火山岩常呈规模不等的透镜体包裹在TTG岩系之中，两者之间常是韧性剪切带发育的地方，因此金矿床与镁铁质火山岩的空间关系实际上也是构造发育的必然结果。
3提供沉淀剂
从岩石化学特征上看，变质镁铁质火山岩常含有大量的铁等变价元素，因而有利于氧化还原交代反应的进行，这就为金矿热液的沉淀提供了地球化学圈闭。
二、构造控矿作用
构造是金成矿作用发生的驱动力和成矿物质运移的通道及容矿空间，因而构造特点直接决定了矿化的空间分布特征。
1区域控矿构造格架
从区域上看，夹皮沟金矿带夹持于青茶馆－白水滩与会全栈断裂之间，这两个断裂将该区切割成3个地体：青茶馆－白水滩断裂为槽台边界内侧，其北东分布的是大面积的显生宙复合岩浆侵入体；会全栈断裂之南西分布的是中太古代麻粒岩－片麻岩地体；二者之间分布的是夹皮沟花岗岩－绿岩带。在遥感影像图上，金矿带呈线形围绕着会全栈环形构造分布（图8-1）（刘允良，1982）。线性构造反映的是花岗岩－绿岩带，而环形构造反映的可能是中太古代的麻粒岩－片麻岩穹隆，这与地质研究的结果相吻合。区域构造的这种特点表明夹皮沟花岗岩－绿岩带可能是一个外来地体拼贴于中太古代古陆核之上，金矿带与两者的缝合构造有关，反映成矿受地壳规模的构造控制。
图8-1 吉林夹皮沟地区复式环形构造（MSST）解译图
（刘允良，1982）
1—构造片岩穹隆构造；2—韧性剪切带；3—线形断裂；4—金矿床
2剪切变形的控矿特征
夹皮沟地区的金矿床或矿点几乎无例外地受剪切变形构造控制，大到整个矿带，小到细小的矿脉，剪切带控矿反映在各种不同的尺度上。就区域上看，夹皮沟地区的剪切带有两组方向：一组从二道沟到板庙子，呈NW向；另一组呈NNE向或近EW向，有多条，主要由二道沟至本区。前一组规模巨大，具明显的区域性，而后一组规模较小，可能是NW向剪切带的几何分支。剪切带作为一种以位移为特征的构造带具有特定的变形标志：其宏观特征表现为强烈的片理化带、线性延展的蚀变带和退变质带；中观露头尺度上，出现勾状褶皱、A型褶皱、眼球状构造、石英的定向拉长和石香肠等；微观构造特征更为复杂多样，如石英的核幔构造、亚颗粒构造、残斑眼球和旋转眼球构造等以及显微S-C组构、书斜式构造、波状消光、变形双晶、压力影和云母鱼等；超显微的构造特征表现出石英的位错。石英组构的优选方位型式及滑移系是对温度、应力和应变率的反映，实质上它是随着应变的增加由于晶体位错作用的产生而发育的。
（1）剪切带在成矿中的作用
剪切变形对金矿床控制是近年来金矿床研究的热点之一。剪切带既是深部热流体上升的通道，也是成矿作用的一种表现形式，因为大规模的剪切活动释放出大量的构造热动力，使剪切带内矿物发生热液交代、退变质作用，从而使矿质活化迁移。韧－脆性剪切带还是地壳中重要的物理化学条件的转变带，该带以下岩石的渗透率低，而其上较大。因此过渡带下部流体通过构造应力、断层泵吸力和地热梯度或岩浆热加热上升，并在过渡带内发生自由对流，而过渡带以上主要是天水下渗，两种性质和温度不同的流体在过渡带内混合势必造成含矿流体失稳沉淀。
（2）剪切带控矿的时间特点
剪切带和金矿脉在时间上关系不外乎有3种：一是剪切作用在前，成矿在后；二是剪切作用与成矿同时；三是成矿在前，剪切作用在后。在野外观察中常发现含金石英脉具有明显的变形条带状构造，在庙岭等矿床可见含金石英脉被拉断而呈眼球状或透镜状（图8-2）。在高压透射电镜下明显可见含金石英脉中石英的位错现象（图8-3）。据此可以认为，夹皮沟主期含金石英脉就位于剪切带主要发展阶段（大规模剪切、恢复、重结晶）之后，但并没有超越韧性剪切变形的时期，即就位于剪切作用发育的中晚阶段。
（3）剪切带控矿的空间特征
图8-2 糜棱岩中的含金石英脉透镜体（a）和含金石英脉的条带状糜棱岩化（b）
a—产于小北沟：l—含金石英脉；2—糜棱岩b—产于大猪圈：1—石英脉条带；2—含金硫化物和绿泥石条带；3—糜棱岩
图8-3 夹皮沟金矿含金石英脉透射电镜下的位错构造
（据骆辉等，1994）
a—87C743号样；b—88C1004号样
剪切带不论是在纵向上还是在横向上变形强度都很不均匀。在横向上可见从糜棱岩化、初糜棱岩到糜棱岩的变化规律，而纵向上随着深度的增加岩石的剪切变形也有增强的趋势。金矿脉常产于剪切带强应变带、剪切带转折弯曲部位或主剪切带与分支剪切带的交叉复合部位。从矿体角度看，矿脉常充填于里德尔剪切裂隙和张性裂隙内，矿脉与糜棱叶理产状近于一致，但有一定的交角，不同方向的矿脉组合与里德尔剪切裂隙模型一致（图8-4）。
总之，剪切带的控矿作用具有时空结构性。从时间上看，含金剪切带经历了长期演化历史，早期以韧性或脆－韧性为主；而晚期在早期的强应变带上叠加了韧－脆或脆性的剪切变形，金矿化与晚期叠加的剪切变形密切相关。从空间上看，剪切变形带的产状直接控制了金矿体的产状，如二道沟、三道岔等金矿体呈陡倾产出，而本区的大猪圈等金矿床呈缓倾产出；金矿床的产出部位皆是剪切带的复合部位或走向的拐弯部位。
三、岩浆岩的控矿作用
矿化与岩浆活动共同产出的特点在世界绿岩带都很普遍，金矿化与长英质岩浆活动、碱性岩浆活动和煌斑岩、脉岩的关系长期以来一直引起许多学者的极大兴趣。尽管矿化和岩浆活动的成因联系依然悬而未决，但矿化与岩浆活动的时空关系是客观存在的事实。
在夹皮沟花岗岩－绿岩带中存在有4种不同时代形成的侵入岩体、岩脉：新太古代晚期形成的TTG岩系；新太古代末期形成的钾质花岗岩；显生宙形成的花岗闪长岩、闪长岩－二长花岗岩系；华力西—燕山期形成的各种脉岩。它们都与金矿床存在不同性质的联系，如TTG岩系中直接赋存有八家子、四道岔等金矿床，钾质花岗岩与NW向金矿带平行共生，显生宙花岗质复式岩体分布在矿带的北东部，而各种脉岩与矿体密切共生。从成因联系上看，TTG岩系形成在矿化前，主要起容矿围岩的作用；显生宙的花岗岩实际上离矿区较远与成矿关系不明显；各种脉岩基本上切穿矿体，是晚期叠加的产物；只有新太古代末期形成的钾质花岗岩的侵入年代与金矿体的形成时间近似。实际上在矿床的近矿围岩中发育钾长石化可能预示着与钾质的花岗岩浆脱挥发分作用有关。
图8-4 板庙子矿区控矿断裂配置分析图
（据程玉明等，1996）
在有关绿岩带金矿床岩浆成因论中，多数学者认为，金矿化与偏碱性的长英质斑岩和属于橄榄粗玄岩类的煌斑岩有关，在夹皮沟地区这两类岩石实际都不发育，因此综合来看岩浆岩对夹皮沟金矿的控制作用不太明显。
