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论碰撞造山带的分类
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地 质 科 学
SCIENTIA GEOLOGICA SINICA
34(2)：129-- l38 1，年(z
造山带的分类
李继亮 孙枢 郝杰 陈海泓 侯泉林
— — — ～
(中国科学院地质研究所 北京
摘 要 近年来碰撞造 山带研究取得 了很大进展 ．为碰撞造 山带分类莫定了基础 。1992
年 ·Sengor提出了一个三分法的分类 。但是．这个分类 能涵盖所有的碰撞造山带．同时其 内
部还有重叠。车文主要依据参与碰撞的单元，即板块、截板块、前缘弧、残暂弧和增生弧，提出 、
一 个新的分类方案 ，即将碰撞造 山带分为陆一陆．陆一前缘弧 。陆一残暂弧，陆一增生弧．弧一
弧 ·陆一弧一陆6种类型。从世界各地的碰撞造山带来看 ，陆 陆碰撞型是很少见的，也就是
_=_碰说 ·威尔逊旋 回不论在现代还是古代地质历史上都是罕有发生的，而大多数碰撞造山带都是
撞非威 尔逊旋回型的。
关-调 丝望韭
堕壑垂旋』
丝苎垂 ，望
19世纪的晚期 ，Suess(1875)就 已经认识到造山带分类的重要意义，并把造山带分为
环太平洋型和特提斯型。环太平洋型也就是弧型造山带 后来人们又把它进一步划分为
西太平洋的岛弧型和东太平洋的山弧型。特提斯型即以阿尔卑斯和喜玛拉雅为代表的碰
撞型造山带。Suess没有对其作进一步的分类 。
阿尔卑新生造山带
日尔曼塑造山带
日尔曼壁置 山
图1 Stille(1934)的造山带分类
Fig．1 Stille's(1924)clarification0forogenicbd协
李鳢亮，1939年生人，研究员。大地构造和岩石学专业
19g8—12一O7收稿 ，19g9一O2—24改回，郭杰编辑 。
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青藏高原碰撞造山带成矿作用_构造背景_时空分布和主要类型
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青藏高原碰撞造 山带成矿作用 构造背景、
时空分布和主要类型
中国地 质科 学院地 质研 究所 ,
中国地质 大 学,
中国地 质科 学院 ,
中国地 质调 查局 成都地 质矿 产研 究所 ,
四 川 成都
中国地质科 学院 矿 产 资源 研 究所 ,
大 陆成 矿作
正在加载中，请稍后...青藏高原碰撞造山带__碰撞成矿作用
2006年8月Aug.,2006 矿 床 地 质MINERALDEPOSITS 第25卷 第4期Vol.25 No.4文章编号:06)04-0337-22Ξ青藏高原碰撞造山带:I.主碰撞造山成矿作用侯增谦1,杨竹森2,徐文艺2,莫宣学3,丁 林4,高永丰5,董方浏2,李光明6,曲晓明2,李光明7,赵志丹3,江思宏2,孟祥金2,李振清2,秦克章7,杨志明1(1中国地质科学院地质研究所,北京中国地质科学院矿产资源研究所,北京 中国地质大学,北京 中国科学院青藏高原研究所,北京 石家庄经济学院,河北石家庄 中国地质调查局成都地质矿产研究所,四川成都 中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029)摘 要 大陆碰撞与成矿作用是当代成矿学研究的重要前沿。与板块构造成矿作用研究相比,大陆碰撞造山带的成矿作用研究则明显薄弱。文章以青藏高原主碰撞带为对象,研究了印度―亚洲大陆主碰撞过程与区域成矿作用的耦合关系,并初步建立了主碰撞造山成矿模型。研究表明,印度―亚洲大陆主碰撞始于65Ma,延续至41Ma,形成了以藏南前陆冲断带、冈底斯主碰撞构造-岩浆带和藏北陆内褶皱-逆冲带为特征的青藏高原碰撞造山带主体。伴随陆-陆碰撞,在冈底斯带相继发育①壳源白云母花岗岩-钾质钙碱性花岗岩组合(66～50Ma)、②+εNd花岗岩-辉长岩组合(52～47Ma)和③幔源玄武质次火山岩-辉绿岩脉组合(42Ma),以及大面积分布的巨厚(5000m)的林子宗火山岩系(65～43Ma),反映深部相继发生大陆碰撞和板片陡深俯冲(65～52Ma)→板片断离(52～42Ma)→板片低角度俯冲(<40Ma)等重要过程。在主碰撞期,初步识别出4个重要的成矿事件:①与壳源花岗岩有关的Sn、稀有金属成矿事件,在藏东滇西形成腾冲Sn、稀有金属矿集区;②与壳/幔花岗岩有关的Cu-Au-Mo成矿事件,在冈底斯南缘形成长达百余公里的Cu-Au矿化带;③与碰撞造山有关的剪切带型Au成矿事件,沿雅鲁藏布江缝合带分布,形成具有较大成矿潜力的Au矿化带;④与挤压抬升有关的Cu-Au成矿事件,形成以雄村大型铜金矿为代表的斑岩型/浅成低温复合型Cu-Au矿床。在综合研究基础上,初步建立了大陆主碰撞造山区域成矿模型。关键词 地质学;大陆碰撞造山;构造-岩浆作用;深部过程;成矿作用;青藏高原中图分类号:P611 文献标识码:AMetallogenesisinTibetancollisionalorogenicbelt:Ⅰ.MineralizationinmaincollisionalorogenicsettingHOUZengQian1,YANGZhuSen2,XUWenYi2,MOXuanXue3,DINGLin4,GAOYongFeng5,DONGFangLiu2,LIGuangMing6,QUXiaoMing2,LIGuangMing7,ZHAOZhiDan3,JIANGSiHong2,MENGXiangJin2,LIZhenQing2,QINKeZhang7andYANGZhiMing1(1InstituteofGeology,CAGS,BeijingInstituteofMineralResources,CAGS,BeijingChinaUniversityofGeosciences,BeijingInstituteofTibetanPlateauResearch,CAS,BeijingShijiazhuangCollegeofEconomy,Shijiazhuang050031,Hebei,C6ChengduInstituteofGeologyandMineralResources,Chengdu610082,Sichuan,C7InstituteofGeologyandGeophysics,CAS,Beijing100029,China)AbstractMetallogenesisofcontinentsisanimportantresearchfrontierinthepresentregionalmetallogeny,anditstheoreticframeworkmightbebuiltupbydeepeningtheunderstandingofmetallogenesisinthecollisionaloro2Ξ本文受到国家基础研究规划973项目()资助第一作者简介 侯增谦,男,1961年生,博士,研究员,博士生导师,长期从事海底与大陆成矿作用研究。收稿日期:;改回日期:。张绮玲编辑。 矿 床 地 质 2006年 338genicbelt.However,metallogenesisinthecollisionalorogenicbeltisratherpoorlyunderstoodincomparisonwithmetallogenesisintheplatetectonicsetting.TheHimalayan-Tibetanorogenicbelt,whichischaracterizedbytheexistenceoflarge-scale,intenseandyoungmineralizationsaswellasvariouskindsoflarge-sizeandweaklyreformeddeposits,isregardedasanidealfieldforunderstandingtheore-formingprocessesinthecollisionaloro2genicbelt.Basedonthreeyears’systematicalworkonmetallogenyintheTibetancollisionalorogenicbelt,theauthorshavesummarizedthemainore-formingeventsandtheirtemporal-spatialdistribution,analyzedfourim2portantmetallogenicbeltsandrepresentativedepositsaswellastheirplutonicprocessesandtectoniccontrolfac2torsand,onsuchabasis,setupametallogenicmodelinthemaincollisionalorogenicsetting.Themaincolli2sionaleventlastedabout25Ma(from65Mato41Ma),resultingintheformationoftheprincipalpartoftheTibetanplateauorogenicbeltcharacterizedbytheSouthTibetforelandthrustbelt,theGangdesemaincollisionaltectonic-magmaticbelt,andtheNorthTibetfold-thrustbelt.Incompanywiththecollisionalorogenicevent,manyimportantmagmaticeventsweredeveloped,asevidencedbytheexistenceof①thecrust-derivedmus2covitegranite-potassiccalc-alkalinegraniteassemblage(66～50Ma),②thepositiveεNdgranite-gabbroassem2blage(52～47Ma),and③themantle-derivedbasalticsubvolcanics-diabaseassemblage,aswellaswidespreadandthickLinzizongvolcanics(64～43Ma).ThedevelopmentofabovemagmaticactivitiessuggeststhatthedeeppartofTibetanplateauexperiencedinturncontinentalcollision(65～52Ma),breakoffofcontinentalplate(52～42Ma)andlowangleunderthrustofcontinentalplate(<40Ma).Atleastfourimportantore-formingeventsoccurredduringthemaincollisionalorogenicepoch,whichincluded①theSnandraremetaleventrelatedtocrust-derivedgranite,formingtheTengchongSnandraremetaloreconcentrationareaineastTibetanplateau,②thecopper-gold-molybdenumeventrelatedtocrust/mantle-derivedgranite,formingaCu-Auorebelt100kmlonginsouthGangdese,③theshearzonegoldeventrelatedtocollisionalorogeny,formingthepo2tentialAubeltalongtheYarlungZangbosuturezone,and④thecopper-goldeventrelatedtocrustuplift,form2ingporphyry/epithermaltransitionaltypeCu-AudepositsrepresentedbytheXiongcunCu-Audeposit.Keywords:geology,collisionalorogeny,tectono-magmaticactivity,geodynamicprocess,metallogenesis,Qinghai-Tibetanplateau 大陆成矿作用是当代成矿学研究的重要前沿。增进对大陆碰撞造山带成矿作用的理解和认识,是孕育和建立大陆成矿理论框架的核心和关键。然而,与板块构造成矿作用研究相比,大陆碰撞造山带成矿作用的研究则明显薄弱,因此,学术观点和基本认识常常大相径庭。比如,有人认为,大陆碰撞过程通常导致岩石圈缩短和地壳隆升,一般很少伴随成矿作用(Guild,1972;毛景文等,b),即使成矿,也因构造抬升而剥蚀殆尽;有人则持相反观点,强调大规模成矿作用伴随于大陆碰撞与造山演化的始终,具有巨大的成矿潜力和找矿远景(侯增谦等,2003b)。又如,成矿作用究竟发育于碰撞造山过程的什么阶段,多数人认为成矿作用主要发生在后碰撞(post-collision)伸展阶段(Seltmannetal.,1994;Marignacetal.,1999;Crawfordetal.,1992;Houetal.,2003a;王京彬等,2006),而部分人则强调成矿作用主要发生在大陆碰撞期的挤压向伸展的转换阶段(陈衍景等,)。再如,在部分文献中,常常将后碰撞成矿作用与后造山成矿作用混淆,将碰撞造山期挤压背景下的局部伸展与陆内环境的区域伸展相混淆等。导致这些观点和认识不一致的原因,部分是对典型造山带大陆碰撞过程中的成矿作用缺乏深入系统的研究和剖析,部分是对碰撞造山过程及壳/幔相互作用与成矿作用的耦合关系和成因联系缺乏深刻的理解和阐释。《印度―亚洲大陆主碰撞带成矿作用》973项目组通过对青藏高原碰撞造山带成矿作用历时3年的系统研究,提出印度―亚洲大陆碰撞造山带是一个相继经历了主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞过程(25～0Ma)的,而目前仍处于活动状态的、全球最典型的大陆碰撞带(侯增谦等,2006a)。在这一完整地记录了大陆碰撞过程的造山带中,系统发育并完好保存了各个阶段的成矿作用的产物,产出不同类型的矿床。笔者据此概括出大 第25卷 第4期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:I.主碰撞造山成矿作用 339陆碰撞带3个重要成矿作用类型:主碰撞造山成矿作用(65～38Ma)、晚碰撞转换成矿作用(40～26Ma)和后碰撞伸展成矿作用(25～0Ma)。这3大成矿作用共涵盖数十余条重要成矿带和12种主要矿床类型(侯增谦等,2006a)。为深入认识和理解主碰撞造山成矿作用,本文以青藏高原主碰撞带为对象,在前人研究的基础上,阐述印度―亚洲大陆主碰撞时段(65～41Ma)的碰撞造山事件序列、造山特征和深部过程,总结主要成矿事件及其时空发育特征,解剖典型矿床,分析其深部过程和构造约束,建立主碰撞造山成矿模型。进一步把大陆初始碰撞时间约束在65Ma(王成善等,2003)。主碰撞结束的时间虽没有明确的限定,但在青藏高原东部地区,地层古生物证据指示,主碰撞结束时间约在50～41Ma(Rowley,1996;De2Cellesetal.,2004)。看来,印度―亚洲大陆从初始对接,经过强烈碰撞,再到碰撞衰减,跨越了近15Ma。这里,将主碰撞期时限介定于65～41Ma之间。1.2 碰撞造山事件始于65Ma的印度―亚洲大陆碰撞,形成了以藏南前陆冲断带、冈底斯主碰撞构造-岩浆带和藏北陆内褶皱-逆冲带为特征的青藏高原碰撞造山带(图1)。各构造带特征简述于下。藏南前陆冲断带:以主中央逆冲断裂(MCT)和主边界逆冲断裂(MBT)为边界的北喜马拉雅―高喜马拉雅和低喜马拉雅构造岩片(图1b),作为隶属印度大陆的喜马拉雅被动大陆边缘组成部分,在主碰撞期发生强烈褶皱、逆冲和叠覆,并产生一系列向北倾的叠瓦状逆冲断裂带,其底部存在统一的共同滑脱层(MHT;Zhaoetal.,1993;Nelsonetal.,1996),发育在下覆的向北俯冲的印度大陆岩石圈之上。上部地壳的强烈逆冲作用时限在50～17Ma间,地壳缩短规模达130km(Ratschbacheretal.,1994)。层析成像资料表明,在藏南特提斯喜马拉雅之下,存在一向北倾斜的高速体,其顶面向南自然延伸(吕庆田等,1998),与INDEPTH深反射地震发现的主逆冲断层相连,组成一个完整的俯冲图像(Zhaoetal.,1993;赵文津等,1996),证实3个构造岩片之下的印度大陆板块向北大规模俯冲(图1b)。区域高压―超高压变质岩研究表明,大致在53Ma前后,印度大陆的俯冲前缘抵达100km深处,形成含柯石英的榴辉岩和麻粒岩,后者于47Ma发生折返(Leechetal.,2005),并出露于西构造结。冈底斯主碰撞构造-岩浆带:建筑于中生代安第斯型冈底斯弧之上。该中生代岩浆弧的形成,缘于新特提斯(Neo-Tethys)大洋板片的向北俯冲消减(肖序常等,1981),致使雅鲁藏布江缝合带(IYS)、日喀则弧前盆地(Durr,1996)和冈底斯弧花岗岩基(120～70Ma;Schareretal.,1984)自南而北依次展布,完好保留。由于65Ma以来的印度―亚洲大陆碰撞,冈底斯带南缘的IYS分别被南倾的大反向逆冲断裂系(GCT)和北倾的冈底斯逆冲断裂系(GC)改造,并导致上盘冈底斯弧花岗岩基大面积剥露。伴随大陆碰撞,巨厚(约5000m)的林子宗火山岩系1 主碰撞造山作用喜马拉雅―青藏高原造山带,自印度与亚洲大陆于65Ma碰撞至今,相继经历了主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞(25～0Ma)演化历程(侯增谦等,2006a),至少已发生规模达1360km的SN向地壳缩短(Yinetal.,2000)和双倍于正常地壳的地壳增厚(60～80km),形成了全球最大的和最典型的碰撞造山带。1.1 主碰撞时限印度与亚洲大陆主碰撞的时限过去通常被限定在55～50Ma,但初始碰撞至少推定至65Ma,主要约束证据来自板块运动学、古地磁学、地层古生物和区域岩石学(Yinetal.,2000)。例如,50Ma前后,印度板块与亚洲板块间的相对速度从15～25cm/a迅速减小到13～18cm/a,这个板块汇聚速率突然减小的时间被视为印度―亚洲大陆碰撞的初始时间(Patriatetal.,1984)。然而,印度洋沉积岩古地磁分析表明,在55Ma左右,印度板块向北运动速度从18～19cm/a快速衰减到415cm/a,表明大陆初始碰撞可能早于55Ma(Klootwijketal.,1992)。印度西北地区的沉积相在52Ma前后出现从海相到陆相的巨变(Gaetanietal.,1991),使人们广泛地认为52Ma代表印度―亚洲大陆碰撞的时间。然而,沿巴基斯坦分布的亚洲大陆南缘增生楔和海沟地层(66～55Ma)逆冲到印度大陆的被动边缘上(Becketal.,1995),证实新特提斯大洋岩石圈的消失和印度―亚洲大陆的碰撞至少应发生在55Ma之前。最近,来自区域岩石学和同位素精细年龄的证据,将印度―亚洲大陆的初始碰撞时间限定于65Ma(莫宣学等,2003)。同时,青藏高原的岩相古地理证据也 矿 床 地 质 2006年 340图1 青藏高原碰撞造山带地质简图(a)和理想断面图(b)地质图和断面图据Yinetal.,2000。地质图中显示了主碰撞造山期矿床分布Fig.1 Sketchgeologicalmap(a)andidealizedcrosssection(b)oftheTibetancollisionorogenicbelt(afterYinetal.,2000)(65～43Ma)大面积分布(莫宣学等,2003),大规模入(Zhaoetal.,)等来实现。伴随着印度―亚洲大陆的强烈碰撞,在冈底斯还出现2种重要的地壳形变,即大规模剪切带和近EW向展布的正断层。大规模剪切带发育于冈底斯的壳源花岗岩和壳/幔混源花岗岩沿冈底斯弧相伴侵位,形成巨型规模的冈底斯碰撞期火山-岩浆带(图1a)。林子宗火山岩系的近水平展布表明,大陆碰撞虽使整个青藏地区发生大规模地壳缩短,但在冈底斯,上部地壳可能只发生有限缩短,并可能主要通过其内部发育的EW向展布的旁多―措勤逆冲系来调节(叶培盛,2004)。整个地壳的大幅度增厚,可能主要通过垂向增生(如岩浆底侵;Moetal.,2006)、大陆板片楔入(Powell,1986;Zhaoetal.,1993;Owensetal.,1997)或热塑性状态粘稠体注带的南缘,主要表现为向北陡倾的NEE向左行韧性剪切带和NEE向、NW向脆性断裂系统,显示主碰撞期南北向挤压下的共轭破裂和断块间相互调整(图1a)。平行于冈底斯带的EW向正断层系统最近被973项目组丁林研究员所识别。这些正断层部分被镁铁质和长英质脉岩或岩墙所贯入,后者的同位素定年资料表明,正断层可能出现于55～50Ma(丁 第25卷 第4期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:I.主碰撞造山成矿作用 341林,私人通信),证明主碰撞的中晚期阶段,碰撞造山带曾出现短暂的应力松弛或NS向伸展。藏北陆内褶皱-逆冲带:以班公湖―怒江缝合带(BNS)为标志的特提斯洋板块在中生代完成了向羌塘地体的俯冲过程(刘增乾等,1993),于碰撞期发育了2个大型新生代收缩系统,即①向南逆冲的狮泉河―改则―安多逆冲断裂带和②风火山―囊谦褶皱和逆冲断裂带(图1a;Yinetal.,2000)。前者沿BNS发育,由第三纪褶皱砾岩层构成,调节了200余km的地壳缩短;后者发育于羌塘地体北缘,向东延入松潘―甘孜地体,褶皱带被第三纪钾质岩贯入(42～45Ma),逆冲断裂至少调节了地壳61km的缩短(Yinetal.,2000;Spurlinetal.,2005)。在高原主体的主碰撞造山晚期,高原东缘开始发育大规模的剪切应变,在兰坪―思茅中生代拗陷盆地基础上,受大规模走滑断裂系统控制,形成了一系列走滑拉分盆地,其中充填了大量的第三纪含盐碎屑岩,其作为重要的膏盐建造和丰水层位,为晚碰撞期热卤水成矿作用奠定了重要的物质基础(侯增谦等,2006b)。总之,由印度大陆向北汇聚俯冲而成的主碰撞造山带,在空间上,自俯冲盘至仰冲盘依次发育:藏南前陆冲断带、冈底斯碰撞构造-岩浆带和藏北陆内褶皱-逆冲带(图1b),在时间上,相继经历了早期的强烈碰撞挤压(65～53Ma)、随后的大规模剪切和应力松弛(<53Ma)、晚期的挤压抬升(<40Ma)等复杂演化过程。图2 青藏高原碰撞造山带主碰撞期构造-岩浆-成矿事件Fig.2 Maincollisionaleventsoftectono-magmatic-mineralizationintheTibetancollisionorogenicbelt层构成(董国臣,2002)。精细测年资料表明,在林周盆地,3个岩性组的火山岩40Ar/39Ar年龄分别为Ma、5615Ma和Ma(周肃等,2001;莫宣学等,2003);在措勤地区,典中组火山岩K-Ar年龄为5819Ma,在阿里地区,相当层位的火山岩K-Ar年龄介于Ma(郭铁鹰等,1991),反映主碰撞期火山活动起始于65Ma,一直延续至43Ma。林子宗火山岩总体属钙碱性系列,但自火山岩系底部至顶部,岩石系列由钙碱性系列经高钾钙碱性系列向钾玄岩系列演变。底部典中组火山岩以安山岩系为主,中部年波组以英安岩系为主,而顶部帕那组则以流纹岩为主体。地球化学研究表明,林子宗火山岩均具有LREE富集型配分型式(莫宣学等,2003),不同程度地亏损高场强元素,如Nb、Ta、Ti、P2 主碰撞造山岩浆岩序列印度―亚洲大陆主碰撞期的火山-岩浆活动,贯穿于主碰撞造山过程的始终,火山活动形成著名的林子宗火山岩系,岩浆作用形成了3个时间连续、但组合不同的岩浆序列(图2),即①壳源花岗岩组合(65～52Ma)、②壳/幔混源花岗岩-辉长岩组合(52～47Ma)和③幔源玄武质次火山岩-辉绿岩脉组合(42Ma)。2.1 主碰撞期火山岩系等,相对富集大离子不相容元素,如Rb、K、Th等,具有弧型火山岩的地球化学特征(莫宣学等,2003),反映岩浆源区相对含水,并受到了来自俯冲带组分的交代混染(Tastumi,1986)。然而,与典型的岛弧或陆缘弧环境的钙碱性火山岩相比,林子宗火山岩系中的Ba和Sr含量明显偏低,暗示其形成环境与岛弧或陆缘弧环境明显不同。Sr-Nd-Pb同位素系统特征揭示,典中组安山岩的岩浆源区具有交代富集的岛弧型楔形地幔源特征,年波组英安岩的岩浆源区主碰撞期火山活动以林子宗火山岩系为标志,广泛发育于冈底斯带,构成一条长达1000km的火山岩带(图1a)。厚达5000余米的林子宗火山岩系可划分为3个岩性组,即典中组、年波组和帕那组,至少由3个喷发旋回、9个亚旋回和46个火山韵律
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1------------------------------第
Ｖｏｌ．８９Ｎｏ．９２０１５
地 质 学 报
ＡＣＴＡＧＥＯＬＯＧＩＣＡＳＩＮＩＣＡ
Ｓｅｔ．１５３９ ２０１５ ９ １５３９ １５５９
大陆碰撞造山样式与过程：
来自特提斯碰撞造山带的实例
张洪瑞，侯增谦
中国地质科学院地质研究所，北京，
１０００３７
内容提要：本文选取特提斯域内比利牛斯、阿尔卑斯、扎格罗斯、喜马拉雅 青藏高原四个地球上最年轻的陆 陆
碰撞造山带，对其造山带结构、类型、物质组成、构造岩浆过程等方面进行详细介绍，进而讨论各个造山带的差异性
及其缘由，分析碰撞造山普遍性规律。资料分析表明，四个碰撞造山带具有不同的结构和组成。根据板块汇聚方
向与造山带边界间的夹角可将造山带分为正向和斜向两种；根据造山带结构可将碰撞带分为对称式和不对称式两
种。由此本文将碰撞造山带划分为四种基本式样：正向对称式、正向不对称式、斜向对称式、斜向不对称式，分别以
比利牛斯、青藏高原、阿尔卑斯和扎格罗斯碰撞带为代表。综合分析四个造山带碰撞以来的岩浆构造活动，本文发
现完整的碰撞过程可以划分为三个阶段，第一阶段主要发生挤压缩短、地壳加厚，高压变质和钙碱性火山岩浆活
动；第二阶段以大规模走滑系统发育和高钾钙碱性或钾质火山岩浆作用为特征；第三个阶段挤压应力向碰撞带两
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大别造山带碰撞后岩浆岩地球化学：壳幔相互作用和深部过程
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