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昌台岛弧作为甘孜-理塘洋壳向西俯冲的典型造山产物已被绝大多数学者所接受，但对其形成演化过程的认识尚未取得一致看法。本次研究获得的资料表明，甘孜-理塘洋壳向西俯冲形成的火山弧曾一度局部伸张开裂，一分为二。相对完整的火山弧保留在东侧，形成“外弧”；裂出的部分火山弧在西侧形成“内弧”；开裂中心则形成弧间裂谷，类似冲绳海槽，成为昌台火山-沉积盆地的主体和以呷村黑矿型矿床为代表的VMS矿床的重要成矿环境。这种古海底“槽-岭”体系不仅造成了弧火山岩系空间的分带性，而且严格地控制着弧沉积作用和沉积相组合及分布。（一）火山作用1.时空分布与火山旋回呷村旋回火山岩是昌台岛弧的主体。根据火山岩组合特征和时空分布特点，可将其分为两个亚旋回：第一亚旋回以安山质火山活动为主，形成昌台火山弧；第二亚旋回以双峰式火山活动为特征，伴随着火山弧开裂和弧间裂谷发育（图1-26）。1）第一亚旋回：火山岩分布区北起赠科，南达昌台，构成一条绵延百余公里、纵贯南北的“安山岩线”。火山喷发中心呈串珠状线性排列，以火口为中心向外缘，岩相呈现安山质集块岩→角砾岩→角砾熔岩→熔岩及凝灰岩依次变化规律。早期火山喷发以溢流相为主，间有少量爆发相，形成厚达百余米的安山岩。晚期火山强烈地爆发，形成厚达160～200 m的安山质火山碎屑岩系，分布于早期安山岩系西侧，由4个较大的韵律层组成，每一韵律均由下部安山质角砾岩、中部角砾熔岩和上部凝灰岩组成。火山活动末期，岩浆沿喷发中心溢出，形成若干NNW向等间距排布的安山岩穹丘。2）第二亚旋回：该亚旋回火山活动集中于安山岩线西侧，形成玄武质和流纹质（英安质）火山岩，构成典型的双峰火山岩系，是岛弧裂谷带的重要组成。在赠科地区，火山活动最强烈，规模最大，火山活动有早、中、晚3期，分别形成3个各具特色的火山地层单元。早期以酸性岩浆爆发活动为主，伴有次火山岩侵位。火山岩浆呈中心式喷发，火山喷口等间距线性排列，形成嘎衣穷、胜莫隆等火山穹体。自穹体中心向外围，岩相呈环形分布，由英安岩→流纹质凝灰岩+角砾岩→凝灰熔岩+熔岩→千枚岩→灰岩，主要显示火山碎屑涌流特征。稍晚，发生基性岩浆超浅成侵位，形成辉绿岩脉或岩墙，同时伴有多金属矿化，形成嘎衣穷等硫化物矿床。中期火山活动主要发育于嘎依穷矿区东南侧及外围，显示“似双峰”式活动特征。晚期火山岩系位于嘎衣穷矿区西北侧，具典型的双峰岩石组合特征。两套火山岩规模近等，互层产出，韵律层多达数个。在呷村地区，双峰岩石组合以酸性火山岩为主，基性火山岩次之。酸性火山活动显示多旋回、多期次喷发特征。火山呈中心式喷发，火山口呈点—线型分布，岩相围绕火山口呈规律性分布，自内而外依次为流纹质角砾岩→角砾熔岩→熔岩→凝灰岩。每次酸性火山喷发活动间隔期均接受碳酸盐岩和泥岩沉积。火山强烈爆发活动末期发生多金属矿化，形成著名的呷村特大型银多金属矿床。基性火山岩系分布于流纹岩系西侧，主体由气孔杏仁状玄武岩和玄武质凝灰岩组成，厚达百余米，整合覆于变质灰岩（大理岩）之上。由于区内强烈的褶皱、断裂构造破坏，玄武岩系与其东侧的流纹质火山岩系层位关系尚不很清楚，褶皱十分强烈的灰色砂板岩分别整合地覆盖于两套岩系顶部，揭示两者形成时间相近，层位大体相当。图1-26 北段昌台岛弧的火山岩分布与基本构造格架值得指出的是，在双峰岩石组合带以西，尚存在另一个英安岩-安山岩带，与东部安山岩线平行展布。它与东安山岩带在时空分布、岩相学特征和岩石地球化学特征诸方面存在明显一致性，推测这两套岩系在火山弧开裂过程中被一分为二，东侧部分保留了火山弧主体，而西侧部分却残留下少量火山弧残片。2.火山岩岩石学与地球化学（1）岩相学特征呷村旋回火山岩分属两大岩石系列，即第一亚旋回安山岩为代表的钙碱性系列和第二亚旋回以基性岩为主的拉斑玄武系列（侯增谦，1988；胡世华等，1992；侯增谦等，1995）。拉斑玄武岩与辉绿岩以呷村旋回第二亚旋回玄武岩为代表，斑状结构明显，辉绿岩墙群相伴产出。钙碱性玄武岩以呷村旋回第一亚旋回玄武岩为代表，主要产于东安山岩带内，以玄武安山岩为主，多已蚀变（辉绿岩脉蚀变较弱），其中的辉石为普通辉石，成分与含Hy分子的碱性玄武岩中的辉石成分有较大差异，而类似于岛弧钙碱性火山岩中的辉石。安山岩-安山英安岩根据斑晶矿物种类将岩石分为角闪安山岩（安山英安岩）和石英安山岩（安山英安岩），前者集中于东安山岩带，后者主要产于西安山-英安岩带。岩石均具斑状结构，斑晶矿物主要为角闪石和斜长石。斜长石斑晶有两种形态：①半自形粒状斜长石，具岛弧火山岩典型的结构，如筛状和环状结构，环体少则两环，多则数十环，斑晶内的熔洞穿孔及熔蚀港湾多被绿泥石、绿帘石占据；②自形-半自形板柱状斜长石，不具环带，双晶发育，聚斑产出，相互产生。安山岩之斜长石占斑晶的70%～75%，普遍发生钠长石化。角闪石斑晶有两种形态：①大粒角闪石，粒径为2～4 mm，包裹小长石晶体，并与长石交生，成分以高Al2O3［w（Al2O3）为6.6%～6.9%］为特征；②小粒角闪石，呈板柱状，双晶发育，隐约见环带构造，以相对低Al2O3［w（Al2O3）为0.9%～1.8%］为特征。根据角闪石Al含量与其结晶压力的关系估算，高Al2O3角闪石结晶压力约25MPa（侯增谦等，1995），相当于安山质岩浆房压力。英安岩类似于安山岩，但角闪石明显减少，斜长石和石英斑晶大量出现。呷村旋回流纹质火山岩主要为流纹质熔岩、角砾熔岩、角砾凝灰岩，并构成呷村等地VMS矿床的重要含矿建造。流纹质火山岩系多呈韵律式层序，下部韵律层以英安质为主，上部韵律层以流纹质—高硅流纹质为特征。表1-4 昌台弧火山岩系主要元素和微量元素分析结果续表（2）主要元素地球化学钙碱性火山岩系 岩石组合为玄武岩—安山岩—英安岩—流纹岩，显示3个明显的成分演变阶段（表1-4）。玄武岩-玄武安山岩段的，w（SiO2 ）为50%～55%；安山岩段的w（SiO2 ）为60%～64%；英安岩-流纹岩段的 w（SiO2 ）＞64%。其中，玄武岩系w（MgO）（7.8%～8.3%）、w（FeO*）/w（MgO）（＜1.0）、w（Ni）（106×10 -6）、w（Cr）（399×10 -6）接近原生岩浆成分。该玄武岩以低 TiO2 [w（TiO2）为 0.85%～1.1%]、低 w（FeO*）/w（MgO）明显不同于其他各旋回火山岩，而与现代或古岛弧（或陆缘弧）钙碱性玄武岩雷同（Luhr and Carmichael，1985）（表1-5）。安山岩系以低 TiO2 [w（TiO2 ）为 0.55%～1.13%]，低w（FeO）/w（MgO），高Al2O3[w（Al2O3）为13.67%～16.68%]和K2O[w（K2O）为0.92%～3.51%]为特征，类似于岛弧中钾—高钾安山岩（表1-5，图1-27）。图1-27 昌台地区火山岩系的ATK图解拉斑玄武岩系 与流纹质火山岩构成典型的双峰岩石组合。其SiO2含量为52%～59%，K2O含量为0.23%～0.93%，明显低于呷村旋回的钙碱性玄武岩和根隆旋回的玄武岩，属较典型的低K2O拉斑玄武岩。TiO2含量为0.63%～1.74%，P2O5含量为0.06%～0.23%，与其他各旋回玄武岩亦有较大差异（表1-4）。依据该亚旋回的玄武岩产出层位和MgO、TiO2含量可将拉斑玄武岩分为：①高Mg，低TiO2玄武岩；②高Fe玄武岩（Hou，1993）。前者与酸性岩互层，层位较高；后者与酸性岩并列共存，层位较低。高Mg低Ti玄武岩的MgO含量为8.00%～11.42%，TiO2为0.63%～1.24%；低Mg高Fe玄武岩MgO含量为5.39%～7.28%，TiO2含量为1.17%～1.74%，FeO*为9.00%～11.05%（表1-4）。两者在图1-28中呈明显分离的群体，而且变异趋势也各有其特点。这暗示着高Mg低Ti玄武岩的TiO2含量高低与岩浆分异作用无关，而是原生玄武岩浆的内在特征。MgO—TiO2趋势和低TiO2特征可能还暗示着岩浆源区相对富水（Tatsumi et al.，1983）。表1-5 不同环境下岛弧安山岩的微量元素成分图1-28 不同岛弧造山带内玄武岩的w（TiO2）-w（MgO）图（3）微量元素地球化学钙碱性火山岩系 是较典型的LREE富集型，w（La）/w（Yb）=9～10（图1-29a），但REE含量偏低。自玄武岩至玄武安山岩，∑REE含量增高，与根隆旋回各玄武岩相比，Yb含量明显偏低，可能暗示着源岩具较低的Yb丰度或相对贫HREE。安山岩的REE配分型式十分类似（图1-29b），按岩系 Yb 含量和 w（La）/w（Yb）比，安山岩系分为两组：① 低Yb[w（Yb）为1.44×10 -6 ～1.85×10 -6]组，以安山质下部岩系可为代表，其w（La）/w（Yb）比值为14～16；② 高Yb[w（Yb）为1.91×10 -6 ～2.52×10 -6]组，以安山质上部岩系为代表，w（La）/w（Yb）=10～13，表明两者形成条件不尽相同。钙碱性玄武岩与前岛弧期玄武岩相比，高场强元素 Zr[w（Zr）为99×10 -6]、Hf[w（Hf）为2.3×10 -6]、Th[w（Th）为3.8×10 -6]、Ta[w（Ta）为＜0.7×10 -6]等含量明显偏低；但与现代岛弧或陆缘弧钙碱性玄武岩相比，Zr、Hf含量相当，Nb、Ta、Th、U等元素含量明显偏高。安山岩的Nb、Ta、U、Th等含量亦高于大陆岛弧乃至陆缘弧安山岩（表1-5），反映本区钙碱性火山岩系比典型岛弧火山岩相对富含高场强元素。钙碱性玄武岩与本区其他玄武岩相比，明显富含大离子亲石不相容元素[w（Rb）为43.5×10 -6，w（Ba）为410×10 -6，w（Sr）205×10 -6，w（K2O）为0.8%～0.9%等]。安山岩Rb[w（Rb）为45×10 -6 ～75×10 -6 ]含量与大陆岛弧安山岩类似（Bailey，1981），Ba[w（Ba）为424×10 -6 ～556×10 -6 ]含量明显偏高（表1-5）。拉斑玄武岩系 高Mg低Ti玄武岩与高Fe低Mg玄武岩不仅TiO2、MgO、P2O5含量不同，REE配分型式和某些微量元素丰度亦有明显的差异。高Mg低Ti玄武岩富Cr［w（Cr）为223×10-6～511×10-6］、Ni［w（Ni）为158×10-6～177×10-6］，贫Zr［w（Zr）为18.9×10-6～25.42×10-6］、Y［w（Y）为6.0×10-6～12.9×10-6］，REE配分型式呈LREE富集型［w（La）/w（Yb）为9～13］。高Fe低Mg玄武岩则相对贫Cr［w（Cr）为44×10-6～261×10-6］、Ni［w（Ni）为10×10-6～73×10-6］，富Zr［w（Zr）为118×10-6～153×10-6］、Y［w（Y）为21.2×10-6～27.4×10-6］，REE标准化曲线相对平缓（图1-30）。两套玄武岩在微量元素标准化图型中总体类似（图1-31），如两者均以其独特的K谷、Sr谷和Y谷区别于岛弧玄武岩（图1-23）和裂谷型玄武岩。其微量元素标准化图型揭示，玄武岩浆源区似乎没有受到源自俯冲带组分（SZC）（如H2O、K、Rb、Sr、Ba）的强烈混染和交代，亦没有发生过高场强元素（如Ta、Nb、Zr、Hf）的强烈亏损。两套玄武岩出现Ti谷可能仅仅指示其岩浆源区具富水条件。“双峰”岩石组合中的酸性端员——英安岩或流纹质火山岩，REE配分型式总体呈LREE富集型，w（La）/w（Yb）为10.9～11.6，具明显的Eu负异常，δEu为0.36～0.57（图1-32a），反映岩浆经过了一定的分异演化。在赠科等地，英安质-流纹质火山岩系w（La）/w（Yb）为18.33，δEu为0.64，REE配分型式与昌台流纹岩类似（图1-32b），表明它们形成于同一阶段，并具有类似的成因。图1-29 昌台钙碱性玄武岩系和钙碱性安山岩系的REE配分型式图1-30 昌台地区拉斑玄武岩的REE配分型式图1-31 昌台地区拉斑玄武岩的微量元素标准化图图1-32 昌台岛弧流纹质火山岩的REE配分型式3.岩浆演化系列在昌台岛弧具有两个明显的岩浆演化系列：钙碱性玄武岩浆演化系列和拉斑玄武岩浆演化系列。前者伴随着昌台火山弧的形成而发育；后者伴随着弧间张裂作用而演变。（1）钙碱性玄武岩浆演化系列是昌台岛弧重要的岩浆演化系列，演化产物为钙碱性玄武岩+安山岩+英安岩+流纹岩，是火山弧主要物质组成。其中，安山岩是玄武岩浆的结晶分异产物，主要证据有：1）分离结晶作用证据。据岩石的强不相容元素Th含量估算，玄武岩派生出玄武安山岩所需岩浆固结量约30%（DTh =0），由此估算堆积相成分见表1-6。根据MgO-FeO在橄榄石熔浆、MgO-FeO和CaO-Na2O分别在辉石熔浆以及斜长石熔浆间的分配系数（侯增谦等，1995），堆积相成分揭示了Ol+Cpx+Plag及微量Mt+Ap分离结晶作用。安山岩段成分虽较分散，但其液相演化线总体趋势仍显示出随着SiO2增大，Al2O3、CaO、Na2O、TiO2、P2 O5系统降低，暗示着在岩石中呈斑晶出现的Plag+Cpx+Hb+Mt发生分离结晶。Allegre和Minster（1978）研究表明，对于同一母岩浆结晶分异派生的一系列岩浆，在cH-cM图中构成一条通过坐标原点的直线，在cH/cM-cH图中构成一条平行CH轴的直线。由钙碱性玄武岩到英安岩，w（Th）/w（Ce）、w（Th）/w（La）值基本保持不变，分别在0.165和0.32左右浮动，证实结晶分离作用的存在。图1-33所展示的玄武岩-安山岩微量元素演变趋势清楚地反映，玄武岩段与安山岩段岩石具分离结晶关系。估定Th在岩浆体系中的分配系数D=0～0.1，据直线斜率（图1-33）可估算出REE总分配系数，DLaDyYbNdSmEu，以DEu最大，亦即随岩浆结晶，派生岩浆REE配分型式由“直线型”变为“上凹”型，与实际岩石REE配分曲线相符。DEu最大值揭示了斜长石大量结晶，DMREE>DLREE或DHREE反映了单斜辉石结晶。随着Th增大，Cr和Ni显著降低，暗示着橄榄石和单斜辉石的分离结晶。在岩浆结晶分异过程中，Y往往进入Hb矿物中。在玄武岩段，Y含量逐渐增高，表明该阶段无Hb结晶。在安山岩段，Y含量逐渐降低，可能反映了Hb大量结晶。总之，在玄武岩段，可能的结晶矿物相为Ol+Cpx+Plag；在安山岩段，可能的结晶矿物相为Hb+Plag+Cpx+Mt。由玄武岩至安山岩，岩浆可能经历了Hb+Cpx+Plag+Mt等分离结晶。表1-6 估算的堆积相成分图1-33 昌台地区钙碱性玄武岩-安山岩的微量元素变异图2）相平衡证据。图1-34是一个以斜长石为饱和组分的假三元体系Cpx-Ol-Qz相图（Grove et al.，1982、1983、1984；Baker and Egger，1987）。在Cpx-Ol-Qz体系中，压力增大，Cpx液相线面扩展，Ol区缩小，共结线向Ol角顶方向偏移。昌台岛弧钙碱性火山岩系中的玄武岩段成分点位于Ol区，成分演变趋势线大体与1个大气压下的液相演化线（共结线）平行，显示岛弧钙碱性玄武岩浆特有的高中压结晶分异特征（Grove et al.，1984）。由岩石成分演变趋势可见，玄武岩浆首先经Ol+Cpx结晶，后为Ol+Cpx+Plag共结，驱使岩浆向安山质岩浆方向演变。安山岩段的岩石在分点均位于1个大气压下的Opx液相区（首晶区），表明岩浆应首晶Opx。然而，安山岩并无此矿物相。由于实验体系是无水体系，故不出现角闪石相而出现斜方辉石，1个大气压下的相关系自然不适于出现大量角闪石斑晶的相对富水的安山岩浆体系。Helz（1976）的玄武岩熔融实验研究表明，角闪石通过下式分解：三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统图1-34 昌台地区钙碱性玄武岩-安山岩的Cpx-Ol-Qz相图这意味着角闪石结晶可能通过Aug+Ol+熔体反应，在Ol+Aug+Liq三相反应点晶出。安山岩中角闪石与橄榄石从不共生的事实亦证实这一关系存在。据此认为，玄武岩浆演变成安山岩浆，矿物相发生如下转变：三江义敦岛弧碰撞造山过程与成矿系统这一相转变表明，Ol与熔浆反应消失，Hb从岩浆中析出。图1-33反映了我们推测的安山岩浆的演化趋势及相关关系。由此相关系可见，玄武岩浆演化至反应点时，Ol反应消失，Hb析出，岩浆沿Hb+Cpx+Plag共结线向富Si方向演化，产生安山岩浆。安山岩段的成分演变趋势明显偏离玄武岩浆趋势，介于50 MPa和1个大气压相平衡边界之间。实际上，两岩段的偏离是岩浆演化的必然结果。实验证明，在含水体系，随着P总增大，Ol区扩大，Plag区缩小。Heze（1976）亦证明，当含水体系的=50 MPa，含Hb的相边界强烈地向ZO2—XOR2O3边界偏移。因此，两岩段的偏离反映了岩浆由一个相对低水的干体系转变为一个相对富水的湿体系，最终导致Hb大量结晶。总之，相平衡关系证实，玄武岩浆首先经Ol+Cpx+Plag分离结晶，向玄武安山岩浆演化。至一定阶段，岩浆中析出Hb，Cpx+Hb+Plag共结，驱动岩浆演化成安山岩浆。图1-35 昌台地区钙碱性火山岩成分变异与模拟的岩浆演化趋势3）定量模拟。采用侯增谦（1988）提出的方法，进行定量模拟计算，其计算结果展示于图1-35和表1-7。在玄武岩阶段，结晶矿物相为Ol+Cpx+Plag±Mt±Ap。由母岩浆（台44）可计算出这些矿物相的成分，并利用最小二乘法估算w（Ol）∶w（Cpx）∶w（Plag）∶w（Mt）∶w（Ap）百分比为0.32∶0.26∶0.42∶0.0005∶0.0005。显然，估算了派生岩浆成分，除MgO稍低外，大体与实际岩石成分吻合。模拟岩浆MgO含量的快速降低，可能反映我们理论估算的Ol或Cpx相比稍高。模拟岩浆的Na2O和K2O与实际岩石（台2）成分的差异可能系后者蚀变造成的。显然，岩浆成分演变趋势的重大转变是导致安山岩浆产生的重要条件，也就是说，角闪石结晶分异是安山岩浆形成的关键。（2）拉斑玄武岩浆演化系列由昌台岛弧的弧间裂谷拉斑玄武岩构成来看，该岩浆系列显示两个演化阶段，最初为富铁趋势，之后转为富硅贫铁趋势，随着岩浆演化∑REE、Zr、Hf、Ta、Th等同步增长，Cr、Ni、V同步消减，反映岩浆可能经历了多阶段的分离结晶作用，最初结晶矿物可能主要为Ol，其后为Cpx、Plag及Mt等矿物组合。表1-7 模式计算结果表4.岩浆起源与幔源类型为定量判定昌台岛弧钙碱性玄武岩浆和拉斑玄武岩浆起源，进而了解其岩浆源岩地球化学特征，侯增谦等（1995）采用最大橄榄石法，定量地估算了这套玄武岩浆的原生岩浆成分（表1-8）。依据已有的实验和岩石学研究成果（Mysen and Kushiro，1977；Green，1976；Nieholls，1974），采用合适的矿物/熔浆分配系数（侯增谦等，1995），定量估算了岩浆源岩的REE和微量元素丰度（表1-8）。图1-36展示了各玄武岩浆源岩的微量元素配分型式。很明显，钙碱性玄武岩浆的源岩Yb丰度显著偏低，甚至低于原始地幔Yb丰度（43×10-6）（Wood，1979），大离子不相容元素（LILE）较原始上地幔明显为高，其中，w（Rb）为9.7×10-6，w（Ba）为85.4×10-6，相当于原始上地幔的10倍，w（K）为954×10-6、w（Sr）为39×10-6，分别相当于原始上地幔的4倍和2倍。这些估算暗示着，相对亏损的上地幔曾发生LILE的选择性富集，侯增谦等（1995）将这种地幔源岩称为“岛弧”型岩浆源岩。这种岩浆源岩的LILE相对富集可能与源自俯冲板片的脱水流体对地幔楔形区的交代作用直接相关。拉斑玄武岩浆的地幔源岩，Yb丰度相对较高，接近或稍高于原始上地幔Yb丰度，REE配分型式呈现LREE富集型，LILE丰度低于岛弧钙碱性玄武岩浆源岩，稍高于或接近于原始上地幔LILE丰度，暗示岩浆源岩可能亦曾遭受到来自俯冲带组合的较轻微“混染”。（二）沉积作用在昌台岛弧，挤压隆升—拉张沉陷过程和异常强烈的火山活动不仅造成了复杂的“槽—岭”相间的地貌形态，而且从根本上控制了沉积作用的物源、分布、组合、相序及其演化。表1-8 名类岩浆源岩的REE和微量元素丰度估算结果图1-36 义敦岛弧带各类岩浆源岩的微量元素配分型式1.沉积岩分布与特征昌台岛弧的主要地层为上三叠统，其中包括代表岛弧“基底”火山-沉积岩系的曲嘎寺组（或根隆组）和标志岛弧火山-沉积的图姆沟组（或呷村组）。中下三叠统及其更老地层（统称下义敦群）分布局限，且无年代依据。下义敦群分布于昌台岛弧西部及呷村矿区牛场沟背斜核部，为绿灰色岩屑石英砂岩、板岩、灰色绢云母石英千枚岩及石英片岩，部分层段具水平纹层，构成堑-垒系中的地垒地层。曲嘎寺组作为强烈伸展时期的火山-沉积产物，主要分布于昌台岛弧的东西两侧，分三个岩性段：下段由下部的黑色板岩、石英岩和大理岩化灰岩和中上部的玄武岩或玄武岩-流纹岩组合构成，玄武岩具有典型的大陆裂谷玄武岩地球化学特征，可与峨眉山玄武岩类比（侯增谦等，1995）；中段为黑色板岩夹石英岩屑砂岩和粉砂岩；上段由橄榄粗安岩和酸性流纹岩及流纹质熔结凝灰岩组成，其中玄武质岩石显示大陆裂谷玄武岩向洋脊玄武岩演变之趋势（侯增谦，1988）。图姆沟组作为典型火山-沉积，构成昌台岛弧主体。其下段为灰黑色板岩、粉砂板岩夹深灰色石英岩屑砂岩；中段为岛弧火山岩系，该岩系向南北快速相变为凝灰熔岩和层凝灰岩；上段由下部双峰火山岩组合及上部黑色板岩、钙质板岩和生物碎屑岩组成，其中，双峰组合的基性端员由玄武质熔岩、火山碎屑岩及伴生的辉绿岩墙群构成，长英质端员由英安、流纹岩及其同成分火山碎屑岩构成，成为以呷村黑矿型矿床为代表的VMS矿床的含矿主岩。图1-37以岩石地层单元为基础对昌台岛弧的沉积地层进行了综合对比（胡世华等，1992），清楚地显示，岛弧区的沉积及其空间分布严格受古地貌形态、沉积堆积条件及火山岩时空分布控制。图1-37 昌台地区综合地层对比图2.沉积环境与沉积相（1）岛弧前的沉积环境与沉积相曲嘎寺（根隆）组的下段岩系具有深浅相间的细条带，代表了较平静条件下悬浮物质的沉积，属于拉张背景下的地堑式盆地环境凝灰质砂泥岩相（胡世华等，1992），为局部变浅地垒上火山堆积体顶缘的生物礁和生物碎屑滩。其中含复杂的角砾岩，火山质角砾来源于附近的火山堆积体，碳酸盐岩角砾来源于生物礁和生物碎屑滩，它们组成了滑积角砾岩相（胡世华等，1992）。中段由灰黑色板岩、含钙粉砂质板岩夹块状细砂岩和微粒序细—粉砂岩组成，砂页岩之比为1∶10。以泥和砂为主的中段沉积形成于呈线状分布的地堑式狭长海盆中，顺堑-垒斜坡搬运的浊流受地形的阻隔，发生方向偏转，造成纵向的搬运，这种浊流不同于扇模式的浊流沉积，主要是沿长轴方向形成以粘土和粉砂为主的沉积。上段由双峰式火山岩系和沉凝灰岩及千枚岩组成，具有两种不同的韵律或剖面结构：第一种结构向上变粗，部分角砾略有磨圆，粗细不等的火山碎屑成层性较好，代表水下火山斜坡火山碎屑流沉积；第二种剖面结构具有向上变细的特点，角砾为棱角状，分选不好，局部略显粒序变化，代表斜坡前缘密度流的堆积。这些角砾岩直接被千枚状凝灰岩和层凝灰岩覆盖，代表向盆地推进的沉积层序。（2）岛弧沉积环境与沉积相呷村组代表着岛弧火山-沉积岩系，其下段为岛弧火山喷发活动前的宁静期产物，下部沉积具有比较好的韵律，常见粒序层理，可以用鲍马序列进行描述；上部沉积以泥质为主，属于细屑浊积岩；中部由板岩夹薄层状的细—粉砂岩组成。据其平面展布和剖面相分析，这些沉积出现在浊流运动之后的平静期，其沉积特点与浊积岩类似。中段由中、酸性熔岩、凝灰岩和沉凝灰岩组成。火山岩在呷村最为发育，若干点（线）式火山喷发中心多次喷发使火山岩具成带分布的特点。在许多地方都可见到火山角砾岩、集块岩等，它们一般出现在近火山堆积形成的海山斜坡环境。中、酸性火山岩上部的凝灰岩、层凝灰岩具有比较好的成层性，代表凝灰岩与凝灰熔岩混合型的韵律结构。这种类型形成于近火山的缓坡型海岭斜坡。此外，还发育由中粗粒凝灰岩块状层和层凝灰岩水平层组成的韵律结构，它们代表了远火山海岭斜坡前缘沉积物。上段包括槽盆黑色钙质泥岩相（已变质成板岩）和顶部碳酸盐礁滩相。在平面上泥岩分布范围较窄，常被其他岩相包围，表明黑色钙质泥岩形成于局限的岭间盆地中，其中钙质泥岩发育的呷村可能是一个局限的破火山盆地，盆地中主要为富钙的悬浮沉积，因此沉积深度应该在碳酸盐补偿面之上。碳酸盐礁滩相出现在火山槽-岭体系的正地形区，平面分布多为透镜体。群体珊瑚、腕足类、藻类等浅水型化石组合指示其形成环境相对较浅。（3）相序变化根据前岛弧期和岛弧期地层组段沉积相分布，可归纳为两种典型相序变化，即前岛弧期的堑-垒环境相序变化（图1-38）和岛弧期槽-岭环境相序变化（图1-39）。在堑-垒环境相序类型中，构造活动和基性岩堆积构成成地堑（地垒），碎屑的物源来自火山，这里的火山活动具有较高的瞬时释放能量速率，因此碎屑物质充分，易形成火山碎屑流。火山碎屑物的堆积降低了坡度，并为边缘地堑中浊积岩的形成创造了条件。由于受地堑狭长状地貌的限制，顺坡运动的浊流受到阻隔，方向发生改变，形成顺长轴方向运动的纵向浊流。图1-38 根隆组相序、块断对比示意图图1-39 呷村组相序、块断对比示意图在槽-岭环境相序中，火山堆积形成海岭或海山（熔岩丘?），层凝灰岩夹凝灰熔岩形成于火山“中心”附近，与远源细火山碎屑流呈渐变过渡。碳酸盐岩和不同成因的火山碎屑岩围绕着海山和海岭生成，它们与熔岩呈叠覆或侧向加积的关系。火山活动平息后，火山堆积体围限的盆地或崩落塌陷的破火山口盆地是泥质物沉积的场所。垂向层序反映了由深到局部变浅再又变深的变化。3.沉积演化与古环境再造图1-40示意性地表示了昌台岛弧不同时期的沉积变化与古环境特征（胡世华等，1992）。前岛弧期，长期的区域性伸展作用在昌台地区表现为堑-垒系发育，地垒目前出露于昌台火山弧西侧，地垒两侧为长期处于浅海环境的地堑盆地。其中，东部地堑盆地沉积中心分别位于昌台区和呷村矿区，而西部地堑盆地则成为勉戈弧后扩张盆地的基础。岛弧期火山-沉积岩系主要堆积于东部地堑盆地内部的较深水环境，每次火山堆积后均使部分海域变浅，造成深—浅相间的复杂沉积相结合，显示典型的火山槽-岭地貌特点。图1-40 昌台地区火山堆积和沉积演化横剖面示意图