昌臺酒廠，貴州茅臺酒廠集團貴定晶琪玻璃制品有限公司營銷員有沒有五險百度知

有。貴州茅臺酒廠貴定晶琪玻璃制品有限公司是貴州茅臺酒廠技術開發(fā)有限公司出資成立的全資子公司。作為一家國企五險一金是必備的。公司位于貴州省黔南布依族苗族自治州貴定縣貴州昌明經濟開發(fā)區(qū)境內，規(guī)劃面積426畝，分兩期建設，一期工程總投資10.8億元，建筑面積11萬余平米，共設9座窯爐18條生產線，生產規(guī)模為15.3萬噸/年，可生產500ml容積480g規(guī)格玻璃瓶。

貴州茅臺酒股份有限公司屬于茅臺集團其中的一個公司。茅臺酒是世界三大名酒之一，是大曲醬香型白酒的鼻祖，是利用得天獨厚的自然環(huán)境，通過科學獨特的傳統(tǒng)工藝精心釀制、貯存、勾兌而成的純天然有機食品。使 命 -- 釀造高品位的生活愿 景 -- 健康永遠 國酒永恒核心價值觀 -- 天貴人和 厚德致遠企業(yè)精神 -- 愛我茅臺 為國爭光核心競爭力 -- 工藝 環(huán)境 品牌 品質 文化經營理念 -- 穩(wěn)健經營 持續(xù)成長 光大民族品牌質量理念-- 崇本守道 堅守工藝 貯足陳釀 不賣新酒

昌臺島弧作為甘孜-理塘洋殼向西俯沖的典型造山產物已被絕大多數(shù)學者所接受，但對其形成演化過程的認識尚未取得一致看法。本次研究獲得的資料表明，甘孜-理塘洋殼向西俯沖形成的火山弧曾一度局部伸張開裂，一分為二。相對完整的火山弧保留在東側，形成“外弧”；裂出的部分火山弧在西側形成“內弧”；開裂中心則形成弧間裂谷，類似沖繩海槽，成為昌臺火山-沉積盆地的主體和以呷村黑礦型礦床為代表的VMS礦床的重要成礦環(huán)境。這種古海底“槽-嶺”體系不僅造成了弧火山巖系空間的分帶性，而且嚴格地控制著弧沉積作用和沉積相組合及分布。（一）火山作用1.時空分布與火山旋回呷村旋回火山巖是昌臺島弧的主體。根據(jù)火山巖組合特征和時空分布特點，可將其分為兩個亞旋回：第一亞旋回以安山質火山活動為主，形成昌臺火山??；第二亞旋回以雙峰式火山活動為特征，伴隨著火山弧開裂和弧間裂谷發(fā)育（圖1-26）。1）第一亞旋回：火山巖分布區(qū)北起贈科，南達昌臺，構成一條綿延百余公里、縱貫南北的“安山巖線”?；鹕絿姲l(fā)中心呈串珠狀線性排列，以火口為中心向外緣，巖相呈現(xiàn)安山質集塊巖→角礫巖→角礫熔巖→熔巖及凝灰?guī)r依次變化規(guī)律。早期火山噴發(fā)以溢流相為主，間有少量爆發(fā)相，形成厚達百余米的安山巖。晚期火山強烈地爆發(fā)，形成厚達160～200 m的安山質火山碎屑巖系，分布于早期安山巖系西側，由4個較大的韻律層組成，每一韻律均由下部安山質角礫巖、中部角礫熔巖和上部凝灰?guī)r組成。火山活動末期，巖漿沿噴發(fā)中心溢出，形成若干NNW向等間距排布的安山巖穹丘。2）第二亞旋回：該亞旋回火山活動集中于安山巖線西側，形成玄武質和流紋質（英安質）火山巖，構成典型的雙峰火山巖系，是島弧裂谷帶的重要組成。在贈科地區(qū)，火山活動最強烈，規(guī)模最大，火山活動有早、中、晚3期，分別形成3個各具特色的火山地層單元。早期以酸性巖漿爆發(fā)活動為主，伴有次火山巖侵位?；鹕綆r漿呈中心式噴發(fā)，火山噴口等間距線性排列，形成嘎衣窮、勝莫隆等火山穹體。自穹體中心向外圍，巖相呈環(huán)形分布，由英安巖→流紋質凝灰?guī)r+角礫巖→凝灰熔巖+熔巖→千枚巖→灰?guī)r，主要顯示火山碎屑涌流特征。稍晚，發(fā)生基性巖漿超淺成侵位，形成輝綠巖脈或巖墻，同時伴有多金屬礦化，形成嘎衣窮等硫化物礦床。中期火山活動主要發(fā)育于嘎依窮礦區(qū)東南側及外圍，顯示“似雙峰”式活動特征。晚期火山巖系位于嘎衣窮礦區(qū)西北側，具典型的雙峰巖石組合特征。兩套火山巖規(guī)模近等，互層產出，韻律層多達數(shù)個。在呷村地區(qū)，雙峰巖石組合以酸性火山巖為主，基性火山巖次之。酸性火山活動顯示多旋回、多期次噴發(fā)特征?；鹕匠手行氖絿姲l(fā)，火山口呈點—線型分布，巖相圍繞火山口呈規(guī)律性分布，自內而外依次為流紋質角礫巖→角礫熔巖→熔巖→凝灰?guī)r。每次酸性火山噴發(fā)活動間隔期均接受碳酸鹽巖和泥巖沉積?；鹕綇娏冶l(fā)活動末期發(fā)生多金屬礦化，形成著名的呷村特大型銀多金屬礦床。基性火山巖系分布于流紋巖系西側，主體由氣孔杏仁狀玄武巖和玄武質凝灰?guī)r組成，厚達百余米，整合覆于變質灰?guī)r（大理巖）之上。由于區(qū)內強烈的褶皺、斷裂構造破壞，玄武巖系與其東側的流紋質火山巖系層位關系尚不很清楚，褶皺十分強烈的灰色砂板巖分別整合地覆蓋于兩套巖系頂部，揭示兩者形成時間相近，層位大體相當。圖1-26 北段昌臺島弧的火山巖分布與基本構造格架值得指出的是，在雙峰巖石組合帶以西，尚存在另一個英安巖-安山巖帶，與東部安山巖線平行展布。它與東安山巖帶在時空分布、巖相學特征和巖石地球化學特征諸方面存在明顯一致性，推測這兩套巖系在火山弧開裂過程中被一分為二，東側部分保留了火山弧主體，而西側部分卻殘留下少量火山弧殘片。2.火山巖巖石學與地球化學（1）巖相學特征呷村旋回火山巖分屬兩大巖石系列，即第一亞旋回安山巖為代表的鈣堿性系列和第二亞旋回以基性巖為主的拉斑玄武系列（侯增謙，1988；胡世華等，1992；侯增謙等，1995）。拉斑玄武巖與輝綠巖以呷村旋回第二亞旋回玄武巖為代表，斑狀結構明顯，輝綠巖墻群相伴產出。鈣堿性玄武巖以呷村旋回第一亞旋回玄武巖為代表，主要產于東安山巖帶內，以玄武安山巖為主，多已蝕變（輝綠巖脈蝕變較弱），其中的輝石為普通輝石，成分與含Hy分子的堿性玄武巖中的輝石成分有較大差異，而類似于島弧鈣堿性火山巖中的輝石。安山巖-安山英安巖根據(jù)斑晶礦物種類將巖石分為角閃安山巖（安山英安巖）和石英安山巖（安山英安巖），前者集中于東安山巖帶，后者主要產于西安山-英安巖帶。巖石均具斑狀結構，斑晶礦物主要為角閃石和斜長石。斜長石斑晶有兩種形態(tài)：①半自形粒狀斜長石，具島弧火山巖典型的結構，如篩狀和環(huán)狀結構，環(huán)體少則兩環(huán)，多則數(shù)十環(huán)，斑晶內的熔洞穿孔及熔蝕港灣多被綠泥石、綠簾石占據(jù)；②自形-半自形板柱狀斜長石，不具環(huán)帶，雙晶發(fā)育，聚斑產出，相互產生。安山巖之斜長石占斑晶的70%～75%，普遍發(fā)生鈉長石化。角閃石斑晶有兩種形態(tài)：①大粒角閃石，粒徑為2～4 mm，包裹小長石晶體，并與長石交生，成分以高Al2O3［w（Al2O3）為6.6%～6.9%］為特征；②小粒角閃石，呈板柱狀，雙晶發(fā)育，隱約見環(huán)帶構造，以相對低Al2O3［w（Al2O3）為0.9%～1.8%］為特征。根據(jù)角閃石Al含量與其結晶壓力的關系估算，高Al2O3角閃石結晶壓力約25MPa（侯增謙等，1995），相當于安山質巖漿房壓力。英安巖類似于安山巖，但角閃石明顯減少，斜長石和石英斑晶大量出現(xiàn)。呷村旋回流紋質火山巖主要為流紋質熔巖、角礫熔巖、角礫凝灰?guī)r，并構成呷村等地VMS礦床的重要含礦建造。流紋質火山巖系多呈韻律式層序，下部韻律層以英安質為主，上部韻律層以流紋質—高硅流紋質為特征。表1-4 昌臺弧火山巖系主要元素和微量元素分析結果續(xù)表（2）主要元素地球化學鈣堿性火山巖系 巖石組合為玄武巖—安山巖—英安巖—流紋巖，顯示3個明顯的成分演變階段（表1-4）。玄武巖-玄武安山巖段的，w（SiO2 ）為50%～55%；安山巖段的w（SiO2 ）為60%～64%；英安巖-流紋巖段的 w（SiO2 ）＞64%。其中，玄武巖系w（MgO）（7.8%～8.3%）、w（FeO*）/w（MgO）（＜1.0）、w（Ni）（106×10 -6）、w（Cr）（399×10 -6）接近原生巖漿成分。該玄武巖以低 TiO2 [w（TiO2）為 0.85%～1.1%]、低 w（FeO*）/w（MgO）明顯不同于其他各旋回火山巖，而與現(xiàn)代或古島?。ɑ蜿懢壔。┾}堿性玄武巖雷同（Luhr and Carmichael，1985）（表1-5）。安山巖系以低 TiO2 [w（TiO2 ）為 0.55%～1.13%]，低w（FeO）/w（MgO），高Al2O3[w（Al2O3）為13.67%～16.68%]和K2O[w（K2O）為0.92%～3.51%]為特征，類似于島弧中鉀—高鉀安山巖（表1-5，圖1-27）。圖1-27 昌臺地區(qū)火山巖系的ATK圖解拉斑玄武巖系 與流紋質火山巖構成典型的雙峰巖石組合。其SiO2含量為52%～59%，K2O含量為0.23%～0.93%，明顯低于呷村旋回的鈣堿性玄武巖和根隆旋回的玄武巖，屬較典型的低K2O拉斑玄武巖。TiO2含量為0.63%～1.74%，P2O5含量為0.06%～0.23%，與其他各旋回玄武巖亦有較大差異（表1-4）。依據(jù)該亞旋回的玄武巖產出層位和MgO、TiO2含量可將拉斑玄武巖分為：①高Mg，低TiO2玄武巖；②高Fe玄武巖（Hou，1993）。前者與酸性巖互層，層位較高；后者與酸性巖并列共存，層位較低。高Mg低Ti玄武巖的MgO含量為8.00%～11.42%，TiO2為0.63%～1.24%；低Mg高Fe玄武巖MgO含量為5.39%～7.28%，TiO2含量為1.17%～1.74%，F(xiàn)eO*為9.00%～11.05%（表1-4）。兩者在圖1-28中呈明顯分離的群體，而且變異趨勢也各有其特點。這暗示著高Mg低Ti玄武巖的TiO2含量高低與巖漿分異作用無關，而是原生玄武巖漿的內在特征。MgO—TiO2趨勢和低TiO2特征可能還暗示著巖漿源區(qū)相對富水（Tatsumi et al.，1983）。表1-5 不同環(huán)境下島弧安山巖的微量元素成分圖1-28 不同島弧造山帶內玄武巖的w（TiO2）-w（MgO）圖（3）微量元素地球化學鈣堿性火山巖系 是較典型的LREE富集型，w（La）/w（Yb）=9～10（圖1-29a），但REE含量偏低。自玄武巖至玄武安山巖，∑REE含量增高，與根隆旋回各玄武巖相比，Yb含量明顯偏低，可能暗示著源巖具較低的Yb豐度或相對貧HREE。安山巖的REE配分型式十分類似（圖1-29b），按巖系 Yb 含量和 w（La）/w（Yb）比，安山巖系分為兩組：① 低Yb[w（Yb）為1.44×10 -6 ～1.85×10 -6]組，以安山質下部巖系可為代表，其w（La）/w（Yb）比值為14～16；② 高Yb[w（Yb）為1.91×10 -6 ～2.52×10 -6]組，以安山質上部巖系為代表，w（La）/w（Yb）=10～13，表明兩者形成條件不盡相同。鈣堿性玄武巖與前島弧期玄武巖相比，高場強元素 Zr[w（Zr）為99×10 -6]、Hf[w（Hf）為2.3×10 -6]、Th[w（Th）為3.8×10 -6]、Ta[w（Ta）為＜0.7×10 -6]等含量明顯偏低；但與現(xiàn)代島弧或陸緣弧鈣堿性玄武巖相比，Zr、Hf含量相當，Nb、Ta、Th、U等元素含量明顯偏高。安山巖的Nb、Ta、U、Th等含量亦高于大陸島弧乃至陸緣弧安山巖（表1-5），反映本區(qū)鈣堿性火山巖系比典型島弧火山巖相對富含高場強元素。鈣堿性玄武巖與本區(qū)其他玄武巖相比，明顯富含大離子親石不相容元素[w（Rb）為43.5×10 -6，w（Ba）為410×10 -6，w（Sr）205×10 -6，w（K2O）為0.8%～0.9%等]。安山巖Rb[w（Rb）為45×10 -6 ～75×10 -6 ]含量與大陸島弧安山巖類似（Bailey，1981），Ba[w（Ba）為424×10 -6 ～556×10 -6 ]含量明顯偏高（表1-5）。拉斑玄武巖系 高Mg低Ti玄武巖與高Fe低Mg玄武巖不僅TiO2、MgO、P2O5含量不同，REE配分型式和某些微量元素豐度亦有明顯的差異。高Mg低Ti玄武巖富Cr［w（Cr）為223×10-6～511×10-6］、Ni［w（Ni）為158×10-6～177×10-6］，貧Zr［w（Zr）為18.9×10-6～25.42×10-6］、Y［w（Y）為6.0×10-6～12.9×10-6］，REE配分型式呈LREE富集型［w（La）/w（Yb）為9～13］。高Fe低Mg玄武巖則相對貧Cr［w（Cr）為44×10-6～261×10-6］、Ni［w（Ni）為10×10-6～73×10-6］，富Zr［w（Zr）為118×10-6～153×10-6］、Y［w（Y）為21.2×10-6～27.4×10-6］，REE標準化曲線相對平緩（圖1-30）。兩套玄武巖在微量元素標準化圖型中總體類似（圖1-31），如兩者均以其獨特的K谷、Sr谷和Y谷區(qū)別于島弧玄武巖（圖1-23）和裂谷型玄武巖。其微量元素標準化圖型揭示，玄武巖漿源區(qū)似乎沒有受到源自俯沖帶組分（SZC）（如H2O、K、Rb、Sr、Ba）的強烈混染和交代，亦沒有發(fā)生過高場強元素（如Ta、Nb、Zr、Hf）的強烈虧損。兩套玄武巖出現(xiàn)Ti谷可能僅僅指示其巖漿源區(qū)具富水條件?！半p峰”巖石組合中的酸性端員——英安巖或流紋質火山巖，REE配分型式總體呈LREE富集型，w（La）/w（Yb）為10.9～11.6，具明顯的Eu負異常，δEu為0.36～0.57（圖1-32a），反映巖漿經過了一定的分異演化。在贈科等地，英安質-流紋質火山巖系w（La）/w（Yb）為18.33，δEu為0.64，REE配分型式與昌臺流紋巖類似（圖1-32b），表明它們形成于同一階段，并具有類似的成因。圖1-29 昌臺鈣堿性玄武巖系和鈣堿性安山巖系的REE配分型式圖1-30 昌臺地區(qū)拉斑玄武巖的REE配分型式圖1-31 昌臺地區(qū)拉斑玄武巖的微量元素標準化圖圖1-32 昌臺島弧流紋質火山巖的REE配分型式3.巖漿演化系列在昌臺島弧具有兩個明顯的巖漿演化系列：鈣堿性玄武巖漿演化系列和拉斑玄武巖漿演化系列。前者伴隨著昌臺火山弧的形成而發(fā)育；后者伴隨著弧間張裂作用而演變。（1）鈣堿性玄武巖漿演化系列是昌臺島弧重要的巖漿演化系列，演化產物為鈣堿性玄武巖+安山巖+英安巖+流紋巖，是火山弧主要物質組成。其中，安山巖是玄武巖漿的結晶分異產物，主要證據(jù)有：1）分離結晶作用證據(jù)。據(jù)巖石的強不相容元素Th含量估算，玄武巖派生出玄武安山巖所需巖漿固結量約30%（DTh =0），由此估算堆積相成分見表1-6。根據(jù)MgO-FeO在橄欖石熔漿、MgO-FeO和CaO-Na2O分別在輝石熔漿以及斜長石熔漿間的分配系數(shù)（侯增謙等，1995），堆積相成分揭示了Ol+Cpx+Plag及微量Mt+Ap分離結晶作用。安山巖段成分雖較分散，但其液相演化線總體趨勢仍顯示出隨著SiO2增大，Al2O3、CaO、Na2O、TiO2、P2 O5系統(tǒng)降低，暗示著在巖石中呈斑晶出現(xiàn)的Plag+Cpx+Hb+Mt發(fā)生分離結晶。Allegre和Minster（1978）研究表明，對于同一母巖漿結晶分異派生的一系列巖漿，在cH-cM圖中構成一條通過坐標原點的直線，在cH/cM-cH圖中構成一條平行CH軸的直線。由鈣堿性玄武巖到英安巖，w（Th）/w（Ce）、w（Th）/w（La）值基本保持不變，分別在0.165和0.32左右浮動，證實結晶分離作用的存在。圖1-33所展示的玄武巖-安山巖微量元素演變趨勢清楚地反映，玄武巖段與安山巖段巖石具分離結晶關系。估定Th在巖漿體系中的分配系數(shù)D=0～0.1，據(jù)直線斜率（圖1-33）可估算出REE總分配系數(shù)，DLaDyYbNdSmEu，以DEu最大，亦即隨巖漿結晶，派生巖漿REE配分型式由“直線型”變?yōu)椤吧习肌毙?，與實際巖石REE配分曲線相符。DEu最大值揭示了斜長石大量結晶，DMREE>DLREE或DHREE反映了單斜輝石結晶。隨著Th增大，Cr和Ni顯著降低，暗示著橄欖石和單斜輝石的分離結晶。在巖漿結晶分異過程中，Y往往進入Hb礦物中。在玄武巖段，Y含量逐漸增高，表明該階段無Hb結晶。在安山巖段，Y含量逐漸降低，可能反映了Hb大量結晶?？傊?，在玄武巖段，可能的結晶礦物相為Ol+Cpx+Plag；在安山巖段，可能的結晶礦物相為Hb+Plag+Cpx+Mt。由玄武巖至安山巖，巖漿可能經歷了Hb+Cpx+Plag+Mt等分離結晶。表1-6 估算的堆積相成分圖1-33 昌臺地區(qū)鈣堿性玄武巖-安山巖的微量元素變異圖2）相平衡證據(jù)。圖1-34是一個以斜長石為飽和組分的假三元體系Cpx-Ol-Qz相圖（Grove et al.，1982、1983、1984；Baker and Egger，1987）。在Cpx-Ol-Qz體系中，壓力增大，Cpx液相線面擴展，Ol區(qū)縮小，共結線向Ol角頂方向偏移。昌臺島弧鈣堿性火山巖系中的玄武巖段成分點位于Ol區(qū)，成分演變趨勢線大體與1個大氣壓下的液相演化線（共結線）平行，顯示島弧鈣堿性玄武巖漿特有的高中壓結晶分異特征（Grove et al.，1984）。由巖石成分演變趨勢可見，玄武巖漿首先經Ol+Cpx結晶，后為Ol+Cpx+Plag共結，驅使巖漿向安山質巖漿方向演變。安山巖段的巖石在分點均位于1個大氣壓下的Opx液相區(qū)（首晶區(qū)），表明巖漿應首晶Opx。然而，安山巖并無此礦物相。由于實驗體系是無水體系，故不出現(xiàn)角閃石相而出現(xiàn)斜方輝石，1個大氣壓下的相關系自然不適于出現(xiàn)大量角閃石斑晶的相對富水的安山巖漿體系。Helz（1976）的玄武巖熔融實驗研究表明，角閃石通過下式分解：三江義敦島弧碰撞造山過程與成礦系統(tǒng)圖1-34 昌臺地區(qū)鈣堿性玄武巖-安山巖的Cpx-Ol-Qz相圖這意味著角閃石結晶可能通過Aug+Ol+熔體反應，在Ol+Aug+Liq三相反應點晶出。安山巖中角閃石與橄欖石從不共生的事實亦證實這一關系存在。據(jù)此認為，玄武巖漿演變成安山巖漿，礦物相發(fā)生如下轉變：三江義敦島弧碰撞造山過程與成礦系統(tǒng)這一相轉變表明，Ol與熔漿反應消失，Hb從巖漿中析出。圖1-33反映了我們推測的安山巖漿的演化趨勢及相關關系。由此相關系可見，玄武巖漿演化至反應點時，Ol反應消失，Hb析出，巖漿沿Hb+Cpx+Plag共結線向富Si方向演化，產生安山巖漿。安山巖段的成分演變趨勢明顯偏離玄武巖漿趨勢，介于50 MPa和1個大氣壓相平衡邊界之間。實際上，兩巖段的偏離是巖漿演化的必然結果。實驗證明，在含水體系，隨著P總增大，Ol區(qū)擴大，Plag區(qū)縮小。Heze（1976）亦證明，當含水體系的=50 MPa，含Hb的相邊界強烈地向ZO2—XOR2O3邊界偏移。因此，兩巖段的偏離反映了巖漿由一個相對低水的干體系轉變?yōu)橐粋€相對富水的濕體系，最終導致Hb大量結晶。總之，相平衡關系證實，玄武巖漿首先經Ol+Cpx+Plag分離結晶，向玄武安山巖漿演化。至一定階段，巖漿中析出Hb，Cpx+Hb+Plag共結，驅動巖漿演化成安山巖漿。圖1-35 昌臺地區(qū)鈣堿性火山巖成分變異與模擬的巖漿演化趨勢3）定量模擬。采用侯增謙（1988）提出的方法，進行定量模擬計算，其計算結果展示于圖1-35和表1-7。在玄武巖階段，結晶礦物相為Ol+Cpx+Plag±Mt±Ap。由母巖漿（臺44）可計算出這些礦物相的成分，并利用最小二乘法估算w（Ol）∶w（Cpx）∶w（Plag）∶w（Mt）∶w（Ap）百分比為0.32∶0.26∶0.42∶0.0005∶0.0005。顯然，估算了派生巖漿成分，除MgO稍低外，大體與實際巖石成分吻合。模擬巖漿MgO含量的快速降低，可能反映我們理論估算的Ol或Cpx相比稍高。模擬巖漿的Na2O和K2O與實際巖石（臺2）成分的差異可能系后者蝕變造成的。顯然，巖漿成分演變趨勢的重大轉變是導致安山巖漿產生的重要條件，也就是說，角閃石結晶分異是安山巖漿形成的關鍵。（2）拉斑玄武巖漿演化系列由昌臺島弧的弧間裂谷拉斑玄武巖構成來看，該巖漿系列顯示兩個演化階段，最初為富鐵趨勢，之后轉為富硅貧鐵趨勢，隨著巖漿演化∑REE、Zr、Hf、Ta、Th等同步增長，Cr、Ni、V同步消減，反映巖漿可能經歷了多階段的分離結晶作用，最初結晶礦物可能主要為Ol，其后為Cpx、Plag及Mt等礦物組合。表1-7 模式計算結果表4.巖漿起源與幔源類型為定量判定昌臺島弧鈣堿性玄武巖漿和拉斑玄武巖漿起源，進而了解其巖漿源巖地球化學特征，侯增謙等（1995）采用最大橄欖石法，定量地估算了這套玄武巖漿的原生巖漿成分（表1-8）。依據(jù)已有的實驗和巖石學研究成果（Mysen and Kushiro，1977；Green，1976；Nieholls，1974），采用合適的礦物/熔漿分配系數(shù)（侯增謙等，1995），定量估算了巖漿源巖的REE和微量元素豐度（表1-8）。圖1-36展示了各玄武巖漿源巖的微量元素配分型式。很明顯，鈣堿性玄武巖漿的源巖Yb豐度顯著偏低，甚至低于原始地幔Yb豐度（43×10-6）（Wood，1979），大離子不相容元素（LILE）較原始上地幔明顯為高，其中，w（Rb）為9.7×10-6，w（Ba）為85.4×10-6，相當于原始上地幔的10倍，w（K）為954×10-6、w（Sr）為39×10-6，分別相當于原始上地幔的4倍和2倍。這些估算暗示著，相對虧損的上地幔曾發(fā)生LILE的選擇性富集，侯增謙等（1995）將這種地幔源巖稱為“島弧”型巖漿源巖。這種巖漿源巖的LILE相對富集可能與源自俯沖板片的脫水流體對地幔楔形區(qū)的交代作用直接相關。拉斑玄武巖漿的地幔源巖，Yb豐度相對較高，接近或稍高于原始上地幔Yb豐度，REE配分型式呈現(xiàn)LREE富集型，LILE豐度低于島弧鈣堿性玄武巖漿源巖，稍高于或接近于原始上地幔LILE豐度，暗示巖漿源巖可能亦曾遭受到來自俯沖帶組合的較輕微“混染”。（二）沉積作用在昌臺島弧，擠壓隆升—拉張沉陷過程和異常強烈的火山活動不僅造成了復雜的“槽—嶺”相間的地貌形態(tài)，而且從根本上控制了沉積作用的物源、分布、組合、相序及其演化。表1-8 名類巖漿源巖的REE和微量元素豐度估算結果圖1-36 義敦島弧帶各類巖漿源巖的微量元素配分型式1.沉積巖分布與特征昌臺島弧的主要地層為上三疊統(tǒng)，其中包括代表島弧“基底”火山-沉積巖系的曲嘎寺組（或根隆組）和標志島弧火山-沉積的圖姆溝組（或呷村組）。中下三疊統(tǒng)及其更老地層（統(tǒng)稱下義敦群）分布局限，且無年代依據(jù)。下義敦群分布于昌臺島弧西部及呷村礦區(qū)牛場溝背斜核部，為綠灰色巖屑石英砂巖、板巖、灰色絹云母石英千枚巖及石英片巖，部分層段具水平紋層，構成塹-壘系中的地壘地層。曲嘎寺組作為強烈伸展時期的火山-沉積產物，主要分布于昌臺島弧的東西兩側，分三個巖性段：下段由下部的黑色板巖、石英巖和大理巖化灰?guī)r和中上部的玄武巖或玄武巖-流紋巖組合構成，玄武巖具有典型的大陸裂谷玄武巖地球化學特征，可與峨眉山玄武巖類比（侯增謙等，1995）；中段為黑色板巖夾石英巖屑砂巖和粉砂巖；上段由橄欖粗安巖和酸性流紋巖及流紋質熔結凝灰?guī)r組成，其中玄武質巖石顯示大陸裂谷玄武巖向洋脊玄武巖演變之趨勢（侯增謙，1988）。圖姆溝組作為典型火山-沉積，構成昌臺島弧主體。其下段為灰黑色板巖、粉砂板巖夾深灰色石英巖屑砂巖；中段為島弧火山巖系，該巖系向南北快速相變?yōu)槟胰蹘r和層凝灰?guī)r；上段由下部雙峰火山巖組合及上部黑色板巖、鈣質板巖和生物碎屑巖組成，其中，雙峰組合的基性端員由玄武質熔巖、火山碎屑巖及伴生的輝綠巖墻群構成，長英質端員由英安、流紋巖及其同成分火山碎屑巖構成，成為以呷村黑礦型礦床為代表的VMS礦床的含礦主巖。圖1-37以巖石地層單元為基礎對昌臺島弧的沉積地層進行了綜合對比（胡世華等，1992），清楚地顯示，島弧區(qū)的沉積及其空間分布嚴格受古地貌形態(tài)、沉積堆積條件及火山巖時空分布控制。圖1-37 昌臺地區(qū)綜合地層對比圖2.沉積環(huán)境與沉積相（1）島弧前的沉積環(huán)境與沉積相曲嘎寺（根隆）組的下段巖系具有深淺相間的細條帶，代表了較平靜條件下懸浮物質的沉積，屬于拉張背景下的地塹式盆地環(huán)境凝灰質砂泥巖相（胡世華等，1992），為局部變淺地壘上火山堆積體頂緣的生物礁和生物碎屑灘。其中含復雜的角礫巖，火山質角礫來源于附近的火山堆積體，碳酸鹽巖角礫來源于生物礁和生物碎屑灘，它們組成了滑積角礫巖相（胡世華等，1992）。中段由灰黑色板巖、含鈣粉砂質板巖夾塊狀細砂巖和微粒序細—粉砂巖組成，砂頁巖之比為1∶10。以泥和砂為主的中段沉積形成于呈線狀分布的地塹式狹長海盆中，順塹-壘斜坡搬運的濁流受地形的阻隔，發(fā)生方向偏轉，造成縱向的搬運，這種濁流不同于扇模式的濁流沉積，主要是沿長軸方向形成以粘土和粉砂為主的沉積。上段由雙峰式火山巖系和沉凝灰?guī)r及千枚巖組成，具有兩種不同的韻律或剖面結構：第一種結構向上變粗，部分角礫略有磨圓，粗細不等的火山碎屑成層性較好，代表水下火山斜坡火山碎屑流沉積；第二種剖面結構具有向上變細的特點，角礫為棱角狀，分選不好，局部略顯粒序變化，代表斜坡前緣密度流的堆積。這些角礫巖直接被千枚狀凝灰?guī)r和層凝灰?guī)r覆蓋，代表向盆地推進的沉積層序。（2）島弧沉積環(huán)境與沉積相呷村組代表著島弧火山-沉積巖系，其下段為島弧火山噴發(fā)活動前的寧靜期產物，下部沉積具有比較好的韻律，常見粒序層理，可以用鮑馬序列進行描述；上部沉積以泥質為主，屬于細屑濁積巖；中部由板巖夾薄層狀的細—粉砂巖組成。據(jù)其平面展布和剖面相分析，這些沉積出現(xiàn)在濁流運動之后的平靜期，其沉積特點與濁積巖類似。中段由中、酸性熔巖、凝灰?guī)r和沉凝灰?guī)r組成?；鹕綆r在呷村最為發(fā)育，若干點（線）式火山噴發(fā)中心多次噴發(fā)使火山巖具成帶分布的特點。在許多地方都可見到火山角礫巖、集塊巖等，它們一般出現(xiàn)在近火山堆積形成的海山斜坡環(huán)境。中、酸性火山巖上部的凝灰?guī)r、層凝灰?guī)r具有比較好的成層性，代表凝灰?guī)r與凝灰熔巖混合型的韻律結構。這種類型形成于近火山的緩坡型海嶺斜坡。此外，還發(fā)育由中粗粒凝灰?guī)r塊狀層和層凝灰?guī)r水平層組成的韻律結構，它們代表了遠火山海嶺斜坡前緣沉積物。上段包括槽盆黑色鈣質泥巖相（已變質成板巖）和頂部碳酸鹽礁灘相。在平面上泥巖分布范圍較窄，常被其他巖相包圍，表明黑色鈣質泥巖形成于局限的嶺間盆地中，其中鈣質泥巖發(fā)育的呷村可能是一個局限的破火山盆地，盆地中主要為富鈣的懸浮沉積，因此沉積深度應該在碳酸鹽補償面之上。碳酸鹽礁灘相出現(xiàn)在火山槽-嶺體系的正地形區(qū)，平面分布多為透鏡體。群體珊瑚、腕足類、藻類等淺水型化石組合指示其形成環(huán)境相對較淺。（3）相序變化根據(jù)前島弧期和島弧期地層組段沉積相分布，可歸納為兩種典型相序變化，即前島弧期的塹-壘環(huán)境相序變化（圖1-38）和島弧期槽-嶺環(huán)境相序變化（圖1-39）。在塹-壘環(huán)境相序類型中，構造活動和基性巖堆積構成成地塹（地壘），碎屑的物源來自火山，這里的火山活動具有較高的瞬時釋放能量速率，因此碎屑物質充分，易形成火山碎屑流?；鹕剿樾嘉锏亩逊e降低了坡度，并為邊緣地塹中濁積巖的形成創(chuàng)造了條件。由于受地塹狹長狀地貌的限制，順坡運動的濁流受到阻隔，方向發(fā)生改變，形成順長軸方向運動的縱向濁流。圖1-38 根隆組相序、塊斷對比示意圖圖1-39 呷村組相序、塊斷對比示意圖在槽-嶺環(huán)境相序中，火山堆積形成海嶺或海山（熔巖丘?），層凝灰?guī)r夾凝灰熔巖形成于火山“中心”附近，與遠源細火山碎屑流呈漸變過渡。碳酸鹽巖和不同成因的火山碎屑巖圍繞著海山和海嶺生成，它們與熔巖呈疊覆或側向加積的關系。火山活動平息后，火山堆積體圍限的盆地或崩落塌陷的破火山口盆地是泥質物沉積的場所。垂向層序反映了由深到局部變淺再又變深的變化。3.沉積演化與古環(huán)境再造圖1-40示意性地表示了昌臺島弧不同時期的沉積變化與古環(huán)境特征（胡世華等，1992）。前島弧期，長期的區(qū)域性伸展作用在昌臺地區(qū)表現(xiàn)為塹-壘系發(fā)育，地壘目前出露于昌臺火山弧西側，地壘兩側為長期處于淺海環(huán)境的地塹盆地。其中，東部地塹盆地沉積中心分別位于昌臺區(qū)和呷村礦區(qū)，而西部地塹盆地則成為勉戈弧后擴張盆地的基礎。島弧期火山-沉積巖系主要堆積于東部地塹盆地內部的較深水環(huán)境，每次火山堆積后均使部分海域變淺，造成深—淺相間的復雜沉積相結合，顯示典型的火山槽-嶺地貌特點。圖1-40 昌臺地區(qū)火山堆積和沉積演化橫剖面示意圖