0 前言

坦桑尼亚西北部维多利亚湖绿岩带为新太古代花岗—绿岩地体，是坦桑尼亚克拉通的重要组成部分，也是坦桑尼亚重要的金成矿带，产出有盖塔(Geita)、布鲁扬葫芦(Bulyanhulu)和卡哈马(Kahama)等世界级金矿床(崔小军等，2015)。前人对该区域地层特征、金成矿地质时代及金矿化作用的控制因素等方面进行了大量研究，并取得丰硕的成果(Borg,1992;Borg and Krogh,1999;Barth,1990)，但对区内变质火山岩成岩机制尚未取得共识，认为其形成地质背景存在大洋台地(Condie,1997)、弧后盆地(Corcoran and Dostal,2001)及俯冲—增生杂岩体(Polat et al.,1998)等构造环境。由于太古宙绿岩带大多经历了多期变形作用和绿片岩相至角闪岩相的区域变质作用，部分元素进行了迁移，但高场强元素(HFSE：Th、Nb、Zr、Hf、Ta、Ti、Y)、稀土元素(REE、La-Lu)和过渡金属元素(Cr、Ni、Co、V)是相对稳定的(陆顺富等，2014；曹建辉等，2015)，通过对这些元素的地球化学特征研究能有效厘定绿岩带动力学演化过程和成岩作用过程(Winchester and Floyd,1977)。

第二天，辛娜给王树林送来了协议书。他们在王树林公司不远的一家咖啡馆见面了。狠话既然出口，王树林亦无意服软。他故作轻松地说了一句，你出手很快啊，看来早有准备。废话少说，你要是没有异议，就签字吧。你既然决定了，我也不强求了。王树林快速地看完了协议内容，落笔前，他竟迟疑了起来。

本文通过分析坦桑尼亚维多利亚湖绿岩带变质火山岩常量和微量元素地球化学数据，对稀土元素特征及其REE分布模式进行了研究，系统总结其地质地球化学特征，探讨绿岩带构造动力学演化过程及成岩机制，为该区域金矿勘探工作提供基础地质资料。

1 地质背景

太古宙坦桑尼亚克拉通位于东非残留古陆的核心部位(Clifford,1970)，主要由三部分组成，基底为多多马系(Dodoma System)花岗片麻岩、混合岩等；中下部为尼安萨系(Nyanzian System)中基性和长英质火山岩、条带状含铁建造(BIF)及与之伴生的变质沉积岩；最上部为卡维龙多系(Kavirongian System)，其不整合覆盖在尼安萨超群之上，岩性主要为石英岩和沉积岩等。

  

图1 坦桑尼亚维多利亚湖绿岩带分布图(据Shukrani Manya,2008)

 

1—新第三纪火山岩；2—元古宇；3—太古宙片麻岩和花岗岩；4—太古宙绿岩带；5—苏库玛兰德绿岩带；6—新阳嘎—马耳他绿岩带；7—穆 索马—马拉绿岩带；8—乞力马费扎绿岩带；9—恩泽加绿岩带；10—伊兰巴—赛肯克绿岩带；11—城市；12—采样点

维多利亚湖绿岩带位于坦桑尼亚克拉通西北部(Shukrani Manya,2008)(图1)，由数个次级花岗—绿岩地体组成，绿岩带岩性单元主要为太古宙尼安萨系变质火山岩，局部夹条带状含铁建造和变质沉凝灰岩，变质程度为绿片岩相。现存的绿岩带呈断续的弧状或不规则带状展布，是受同造山期花岗岩体和后造山期花岗岩体不规则侵入的结果。在维多利亚湖南部地区，绿岩带明显呈两个断续出露的变质火山—沉积岩弧组成，内弧为下尼安萨系，主要由辉长岩、枕状玄武岩、长英质熔岩和火山碎屑岩组成；外弧是上尼安萨系，主要由条带状铁建造(BIF)、长英质火山碎屑岩、熔岩和碳质页岩组成。整个绿岩带厚度约5～7 km。

目前，Th / Nb和Ce / Nb比值能有效反映海洋环境中不同幔源玄武质岩浆作用特征(Saunders and Norry,1988)。由于这些高场强元素具有相似的不相容度，它们的比值可以反映各自幔源的比值。具体特征表现为：亏损洋脊玄武岩幔源(相对高Ce / Nb比值)、俯冲带产生的循环残留体(低Ce / Nb值)和补偿残留体的循环俯冲带(高Th / Nb比值)。

  

图2 坦桑尼亚绿岩带岩石手标本(a、c)及显微镜下(b、d)照片

 

a—玄武岩；c—流纹岩；Pl—斜长石；Px—辉石；Q—石英

2 岩石学特征及样品分析方法

样品来自于卢瓦嘎杂(Rwamagaza)地区绿岩带新鲜露头和矿井中，共采集了17个镁铁质火山岩样品和3个长英质火山岩样品。镁铁质火山岩为玄武岩，岩石呈暗绿色，细粒结构，块状构造，杏仁状构造，受区域变质作用影响，发生绿帘石化、绿泥石化、硅化和绢云母化，主要由斜长石(25%～30%)、辉石(20%～25%)、绿帘石(10%～20%)、绿泥石(5%～10%)、石英(5%～10%)和绢云母(3%～5%)组成；长英质火山岩主要为流纹岩，岩石呈浅灰色，斑状结构，块状构造，斑晶为石英，粒径0.5～0.7 mm，发生方解石化交代，基质普遍发生方解石化、绿帘石化，基质中方解石、石英和绿帘石呈细粒状集合体，局部可见应力作用下形成的肠状方解石细脉(图2)。

近年来，尽管研究者们考察了同理心、社会支持、情绪表达和亲社会行为等与人际情绪管理相关的因素，但却忽略了情绪管理过程中社交因素的影响，忽略了人际间的深层互动对情绪调节的作用.人际情绪管理理论认为，情绪管理是社会情境下的自我管理，具有社交功能.这为明确情绪和焦虑性障碍提供了很好的解释框架[22].尽管如此，人际情绪管理研究仍然存在如下一些问题，有待进一步考察.

根据Ce/Nb-Th/Nb图解(图5)，除了R78样品落入洋脊玄武岩(MORB)区外，本次工作采集的其余样品都落入了正常型洋脊玄武岩(N-MORB)和岛弧玄武岩之间的区域，主要位于弧后盆地玄武岩区域及附近，说明其成分为亏损洋脊玄武岩幔源(DMM)物质和俯冲消减物质(SDC)的混合物。从地球化学特征来看，与典型的岛弧玄武岩不同(Nb / Lapm = 0.27)，本批样品Nb和La相对亏损特征(Nb/Lapm 为0.51～1.93)与弧后盆地玄武岩亏损特征是类似的(图5)，重稀土亏损异常特征是亏损洋脊玄武岩幔源(DMM)物质和俯冲消减物质(SDC)相互作用的结果。

3 岩石地球化学特征

坦桑尼亚太古宙绿岩带火山岩普遍经历了绿片岩相的变质作用和热液蚀变作用，导致火山岩中部分元素进行了迁移。研究表明，在风化作用、热液蚀变作用等次生作用过程期间，大离子亲石元素(LILE)比较容易迁移，而稀土元素(REE)和高场强元素则具有较好的稳定性(Borg and Shackletom,1997;Cann,1970)，特别是绿岩带火山岩中稀土元素和高场强元素的比值不受常量元素的损耗和增益影响(Condie,1997)。由表1数据可知，玄武岩中Th/Nb比值(0.13±0.05)接近于原始地幔值0.117(Sun and McDonough,1989)，且Nb/Lapm和Th/Lapm值与Eu/Eu*值没有任何相关性，说明地表风化作用、热液蚀变作用和绿片岩相的变质作用没有破坏岩石中Th-Nb-LREE的原始浓度。因此，稀土元素和高场强元素的比值用来描述绿岩带火山岩成岩机制过程是非常有用的。

3.1 变质镁铁质火山岩地球化学特征

变质镁铁质火山岩中微量元素Cr含量为96×10-6～492×10-6，平均值238×10-6；Ni含量55×10-6～177×10-6，平均含量106×10-6；镁指数Mg#(100 Mg/(Mg+Fe2+))为41～67，表明其经历了强烈的分异作用，且与Ni、Co、Cr、Nb和Th元素相关性较差。

  

图3 维多利亚湖绿岩带变质火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图

 

表1 维多利亚湖绿岩带变质镁铁质火山岩主量元素、微量元素及稀土元素分析 ωB/%

  

R06R07R08R09R10R11R12R13R38R39R40R42R65R66R67R68R69R75R76R78SiO250.1949.0748.3248.3747.1749.4048.3247.9048.8548.6648.4648.1751.0755.0952.0955.1650.4149.6754.3351.40TiO20.920.931.141.121.311.10.530.550.710.731.220.750.740.650.860.670.730.861.080.82Al2O317.1915.7115.0714.9414.6314.4915.515.7616.116.6114.3618.1912.4912.913.5513.414.213.7714.4813.67Fe2O312.1212.7614.4915.1815.0612.9510.8511.0510.129.5214.1410.0114.2311.8912.0511.2311.8211.4912.6811.51MnO0.290.280.270.310.260.180.200.180.240.180.230.180.250.210.260.230.260.170.180.15MgO4.054.504.954.536.536.968.768.866.548.365.926.027.456.397.426.558.766.463.528.70CaO11.2413.2412.1712.5611.4911.1011.5911.4113.612.8412.6313.0511.359.629.728.909.4713.989.669.90Na2O2.911.902.791.652.342.791.531.642.062.011.752.441.542.363.102.702.531.273.321.19K2O0.180.160.170.400.170.210.120.100.170.070.510.430.180.140.270.120.230.080.680.09P2O50.120.140.120.130.120.120.090.090.070.090.100.030.080.060.100.090.090.060.080.09LOI0.80 1.10 0.50 0.80 1.00 0.70 2.50 2.30 1.40 0.80 0.60 0.70 0.50 0.60 0.60 0.90 1.50 2.10 0.60 2.50 ∑100.0299.80 99.99 99.90 100.09 100.00 100.00 99.85 99.86 99.87 99.93 99.97 99.89 99.92 100.02 99.95 100.01 99.92 100.02 100.03 Mg#4445454150566665606750595558556064574264Sr111641461199813392981691131221375811111013081298194125Ni16610288817884991001771591151438878103103150595574Cr49239714716118423222019027039013822125631326028918021296116Th0.20 0.30 0.50 0.40 0.40 0.40 0.20 0.20 0.20 0.20 0.60 0.20 0.20 0.20 0.30 0.30 0.20 0.20 0.80 0.10 Nb1.651.832.882.503.402.691.051.041.982.153.712.031.751.682.261.921.592.303.701.80Ta0.20 0.20 0.30 0.20 0.30 0.20 0.10 0.10 0.20 0.20 0.50 0.20 0.10 0.10 0.10 0.10 0.10 0.40 0.50 0.40 Zr37.239.160.557.768.462.830.630.140.743.479.642.845.242.058.244.241.245.175.740.3Hf1.10 1.10 1.70 1.50 2.60 1.70 0.80 0.80 1.00 1.00 2.00 1.10 1.10 1.00 1.40 1.00 1.00 1.40 2.20 1.30 Y14.3 16.4 23.0 23.1 26.6 21.3 14.8 14.8 19.0 18.5 32.3 19.5 18.8 17.4 22.8 18.8 18.0 18.9 20.8 18.4 La2.80 2.80 4.20 4.30 4.70 4.60 2.00 1.80 3.10 2.80 6.10 3.60 0.90 2.80 3.60 2.60 2.30 3.50 7.20 2.40 Ce6.80 6.50 10.70 10.5 11.8 10.7 4.60 4.40 6.40 6.70 12.8 8.90 2.20 5.90 8.40 5.50 5.20 7.80 15.2 5.80 Pr1.10 1.06 1.77 1.73 1.56 1.53 0.74 0.72 1.16 0.99 2.20 1.25 0.48 1.00 1.36 0.94 0.89 1.12 1.96 0.84 Nd5.40 5.20 8.30 8.90 9.30 7.50 3.80 3.60 6.40 5.60 11.7 6.90 3.20 5.40 7.90 5.20 5.10 6.70 9.60 5.00 Sm1.80 1.60 2.60 2.60 2.80 2.20 1.20 1.20 1.90 1.80 3.60 2.10 1.50 1.80 2.40 1.70 1.60 1.90 2.60 1.70 Eu0.77 0.50 1.00 1.03 0.87 1.32 0.53 0.53 0.76 0.73 1.22 0.84 0.50 0.70 1.10 0.64 0.62 0.95 0.94 0.72 Gd2.34 2.31 3.54 3.32 3.79 2.94 1.84 1.90 2.44 2.57 4.55 2.64 2.16 2.18 3.11 2.31 2.21 2.40 2.93 2.33 Tb0.390.420.620.590.660.510.350.350.470.420.80.440.40.410.540.40.380.470.540.42Dy2.48 2.56 4.06 3.86 4.25 3.52 2.32 2.38 2.94 2.95 5.10 2.90 2.87 2.54 3.45 2.60 2.60 3.18 3.49 2.83 Ho0.60 0.62 0.93 0.92 1.01 0.86 0.56 0.56 0.68 0.67 1.11 0.67 0.66 0.56 0.75 0.60 0.58 0.63 0.71 0.58 Er1.53 1.64 2.43 2.28 2.63 2.25 1.45 1.55 1.86 1.80 3.22 1.90 1.85 1.63 2.14 1.75 1.72 1.92 2.18 1.92 Tm0.25 0.29 0.42 0.41 0.48 0.42 0.25 0.29 0.30 0.29 0.49 0.30 0.30 0.26 0.36 0.27 0.28 0.25 0.29 0.26 Yb1.311.422.242.122.582.191.371.401.601.622.731.631.751.471.971.651.561.732.061.78Lu0.24 0.26 0.42 0.39 0.46 0.37 0.27 0.28 0.28 0.28 0.46 0.30 0.31 0.25 0.34 0.28 0.27 0.26 0.29 0.25 Eu/Eu*1.07 1.22 1.01 1.03 0.91 1.26 1.68 1.08 1.03 1.04 0.95 1.03 0.94 1.02 1.10 1.00 1.01 1.15 0.98 1.06 Th/Nb0.12 0.16 0.17 0.14 0.12 0.15 0.19 0.19 0.10 0.09 0.16 0.10 0.11 0.12 0.13 0.16 0.13 0.09 0.22 0.06 La/Nb1.70 1.53 1.46 1.48 1.38 1.71 1.50 1.73 1.57 1.30 1.64 1.77 0.51 1.67 1.59 1.35 1.45 1.52 1.95 1.33 Ce/Nb4.103.603.703.603.504.004.404.203.203.103.504.401.303.503.702.903.303.404.103.20(La/Yb)N1.441.331.261.371.231.420.980.871.311.171.511.490.351.281.231.060.991.362.360.91(Nb/La)N0.590.650.680.670.720.580.520.570.630.760.60.561.930.60.620.730.690.650.510.74(Th/La)N0.60 0.90 1.00 0.78 0.72 0.73 0.84 0.94 0.54 0.60 0.83 0.47 1.87 0.60 0.70 0.97 0.73 0.48 0.94 0.35

 

主量元素单位为%,微量和稀土元素单位为10-6,LOI为烧失量。

坦桑尼亚绿岩带变质镁铁质火山岩化学成分质量分数见表1。变质镁铁质火山岩中主量元素w(SiO2)为47.17%～55.16%，平均含量50.26%；w(TiO2)为0.53%～1.36%，平均含量0.87%；w(Fe2O3)为9.52%～15.18%，平均含量12.26%；w(MgO)为3.52%～8.86%，平均含量6.56%；w(K2O)为0.07%～0.68%，平均含量0.22%；w(Na2O)为1.19%～3.32%，平均含量2.19%；全碱w(K2O+Na2O)为1.28%～4.00%，平均含量2.42%；里特曼指数δ值为0.20%～1.65%，平均含量0.91%，属于钙性岩系列。

转发带来用户对企业官方微博的关注，增强企业的知晓度，从而企业可以发布产品。粉丝可以在微博下评论，使得企业与消费者进行直接的沟通，获得更多的消费者对于产品的认知信息以及消费需求，从而为客户解决更多更实际的问题。

在原始地幔标准化模式中，可识别出两种拉斑玄武岩。Ⅰ型玄武岩包括9个样品(R07、R08、R09、R11、R12、R13、R40、R68和R76)，Nb/La为0.51～0.73，Th/La值为0.88±0.09，La/Yb为1.38±0.42，呈现中等Nb负异常、弱Ti负异常和较弱的Zr和Hf负异常特征，相对Th和重稀土来说，呈现轻微的轻稀土富集(图4-a)；Ⅱ型玄武岩Nb/La值为0.77±0.39，Th/La值为0.70±0.41，La/Yb为1.17±0.32，不存在Nb异常，有微弱的Ti和Hf负异常，存在轻稀土富集，在标准化图解中呈平缓型(图4-b)。

《普通高中生物学课程标准（2017版）》（以下简称新课标）的基本理念是：以“生命观念、科学思维、科学探究和社会责任”学科核心素养为宗旨，内容聚焦大概念，教学过程重实践，关注学生主动参与，关注学生实践，动手结合动脑。教师围绕着生物学大概念来组织并开展教学活动，通过设置合理的教学情境，基于学生动手活动或对资料的分析及探究，将有助于学生对知识的深入理解和迁移应用，有利于促进学生对生物学概念的建立、和应用理解。

3.2 变质长英质火山岩地球化学特征

变质长英质火山岩中w(SiO2)为67.24%～70.86%，平均含量68.99%；w(K2O)为1.93%～4.13%，平均含量3.31%；w(Na2O)为2.34%～5.37%，平均含量3.74%；Na2O/ K2O比值为1.13～2.67；岩石中Al2O3相对富集，含量15.22%～16.61%，而Fe2O3(2.25%～2.70%)、TiO2(0.32%～0.35%)和MgO(0.33%～1.08%)含量相对较低。镁指数Mg#为30～54，代表了岩浆逐步演化的特征。微量元素Cr含量为55×10-6～152×10-6，Ni含量25×10-6～35×10-6；稀土元素配分模式呈左高右低的右倾型特征(图3-e)，表现为轻稀土富集，而重稀土亏损，(La/Yb)N值较高，为27～81，表明变质长英质火山岩经历了高度分异作用。(Nb/La)N值为0.11～0.20，原始地幔标准化模型显示Nb强负异常特征(图4-c)。

  

图4 变质火山岩原始地幔标准化微量元素配分曲线图

4 讨论

4.1 岩浆起源

根据高场强元素特性，热液蚀变作用和区域变质作用不是产生Th和Nb异常的原因。因此，岩石中Th-Nb-La的分布模式最有可能形成于重大的造岩作用过程。本次工作采集的玄武岩Nb和Th的富集和亏损反映了原生岩浆源的特征，Nb/Lapm和Th/Lapm比值的变化范围都非常大，分别为0.51～1.93和0.22～1.87，说明其为不同源岩浆熔融衍生而成。

在备课阶段，教师自己就要明确这一部分内容的重点与难点在哪里，只有这样才能在教学阶段做到有的放矢，更好地引导学生展开学习.经过备课组全体教师的商议，原电池的工作原理及构成条件是学生最有可能存在困难的知识点.

4.1.1 玄武岩

  

图5 变质镁铁质火山岩Ce/Nb-Th/Nb图解

 

DMM—亏损洋脊玄武岩幔源;SDC—俯冲带消减物质；RSC—残留体物质；PM—原始地幔；NMORB—正常型洋中脊 玄武岩；EMORB—富集型洋中脊玄武岩；OIB—海岛玄武岩

通过对坦桑尼亚维多利亚湖地区绿岩带上尼安萨超群流纹质火山碎屑岩中锆石单矿物进行U-Pb分析，其成岩时代在(2780±3)Ma和(2808±3)Ma之间(Borg and Krogh,1999)。

本次研究对这些样品进行了主量元素、微量元素及稀土元素含量分析，测试工作由坦桑尼亚达累斯萨拉姆大学分析测试中心完成，分析仪器采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)，误差优于4%，符合相关规范要求。将所采样品去污后粉碎至粉末状(200目)。做主量元素和稀土元素含量分析时，将0.2 g等分试样粉末与LiBO2助熔剂均匀混合，然后开始酸解，加HNO3稀释至300 ml，使用ICP-MS分析。做微量元素含量分析时，将1.5 g粉末样品添加至干净的Teflon溶样器中，加入2 ml HCL、2 ml HNO3和2 ml H2O混合溶解，然后加盖密封加热1 h(95℃)，溶液蒸干后加HNO3稀释至300 ml，使用ICP-MS分析。

4.1.2 变质长英质岩石

该区变质长英质岩石样品主量元素和微量元素特征表现为高Al2O3 含量(w(SiO2)﹥15%)、高Ni含量(﹥24×10-6)和高Cr含量(﹥36×10-6)，并且Yb含量小于1.8×10-6，La/Yb比值一般大于30，在原始地幔标准化曲线图中Nb表现为负异常，这些特征与太古宙TTG岩套非常相似(Smithies,2000;曾键年和许继峰，2008)。有点不同的是，变质长英质岩石Sr含量低(176×10-6～423×10-6，典型TTG岩套Sr含量>400×10-6)，Eu呈负异常，而Sr/Y比大于40(与TTG岩套相似)，说明其岩浆源岩为俯冲到一定深度的玄武质洋壳板片部分熔融的产物。

本次工作采集的大部分样品(La/Sm)N值为0.89～1.34，(La/Yb)N值为0.87～1.51，稀土元素配分模式呈平缓型特征(图3-a)；R65样品(La/Sm)N值为0.38，(La/Yb)N值为0.35，表现为轻稀土稀释亏损(图3-b)；R76样品(La/Sm)N值为1.74，(La/Yb)N值为2.36，稀土元素配分模式呈左高右低的右倾型特征，表现为轻稀土富集，而重稀土亏损，轻重稀土元素分馏相对明显(图3-b)；R07、R10、R11、R67和R75样品稀土元素配分曲线呈平坦型(图3-c)，除了R10样品外，其余4个样品Eu/Eu*值为1.10～1.26，呈现弱的Eu正异常，R10样品Eu/Eu*值为0.91，其呈现弱的铕负异常；R12、R38、R40、R66、R68和R69样品稀土元素配分曲线呈平坦型(图3-d)，呈现弱的Ce负异常。弱Eu和Ce负异常是由于岩浆期后元素的迁移因素导致的。

4.2 构造环境

Condie将La / Nb比值=1.4作为区分岛弧玄武岩、海洋台地玄武岩和洋中脊玄武岩的临界点(Condie,1997)，认为海洋台地玄武岩和洋中脊玄武岩的La / Nb比值小于1.4，而岛弧玄武岩的La / Nb比值大于1.4。本次工作采集的大部分样品La / Nb比值均大于1.4，表明与岛弧环境具有密切的关系；只有R39、R65和R78 等3个样品La / Nb比值在0.51～1.33之间，根据球粒陨石标准化REE模式和原始地幔标准化模式，可以判定其为洋中脊玄武岩(MORB)。因此，该区熔岩具有洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩地球化学亲和性特征，表明处于聚敛边缘构造背景，与弧后盆地玄武岩类似(Hawkins et al.,1990;Manya,2004)。结合坦桑尼亚绿岩带玄武岩中枕状构造及覆盖在玄武岩之上的燧石岩和条带状含铁建造岩石单元展布特征，本文认为其形成构造环境为太古宙弧后盆地。

综上分析，坦桑尼亚太古宙绿岩带尼安萨系火山岩为一套双峰式火山岩，其中镁铁质火山岩主要为玄武岩，空间展布范围较大，位于尼安萨系中下部，长英质火山岩主要为流纹岩，位于尼安萨系中上部。玄武岩和流纹岩来自于两个不同源区岩浆，但在同一大地构造时期共存于弧后盆地中。综合分析主量和微量元素地球化学特征及地质约束条件，该区火山岩成岩机制简述如下：

根据修正模型2的协方差修正指标信息，若是将误差项e5、e10由固定参数改为自由参数，则至少可以降低卡方值7.004，因此增列误差变量e5与误差变量e10间有共变关系，得到修正模型3．修正模型3的卡方值为9.460，显著性概率值P=0.396>0.05，未达显著水平，表示假设模型图与观察数据契合，修正模型3标准化估计值模型图如图3所示．在修正指标数值表中，没有需要修正的数据，表示模型不需要再修正．

阶段Ⅰ：由于浅层俯冲板块的脱水反应，发生地幔交代变质作用，生成由亏损洋脊玄武岩幔源(DMM)物质和俯冲消减物质(SDC)组成的异源地幔岩浆(图6-a)。

阶段Ⅱ：弧后扩张作用开始(图6-b)，具有不同交代变质程度的地幔部分熔融生成了大量的玄武岩，上涌于浅部后与岛弧和洋中脊玄武岩混合(图6-c)。

  

图6 维多利亚湖绿岩带尼安萨系火山岩演化地质模型(据Manya,2004简化)

阶段Ⅲ：随着板块向下俯冲，温度和压力上升，洋壳板片部分熔融生成了“TTG熔岩体”，这些熔岩体渗入地幔中，以流纹岩的形式在弧后盆地中喷发(图6-d)。

自2018年以来，尽管价格有涨有跌，但总体呈震荡上行态势。10月份出现回调，也属正常，并且仅10月份经济回调并不能表示石化行业经济运行出现拐点，进入下行通道，今年后两个月石化市场走势还有待观察。

阶段Ⅳ：弧后拉张作用终止，上尼安萨系火山岩上覆于下尼安萨系火山岩，在岛弧进积层序中保存。

5 结论

(1) 坦桑尼亚维多利亚湖绿岩带火山岩类型主要为变质镁铁质火山岩和变质长英质火山岩；变质镁铁质火山岩属于钙性岩系列，岩浆源岩为亏损洋脊玄武岩幔源(DMM)物质和俯冲消减物质(SDC)的混合物；变质长英质火山岩地球化学特征与太古宙TTG岩套相似，岩浆源岩为俯冲到一定深度的玄武质洋壳板片部分熔融的产物。

(2) 该区熔岩具有洋中脊玄武岩和岛弧玄武岩地球化学亲和性特征，具有聚敛边缘构造背景，形成于太古宙弧后盆地。

参考文献

Barth H. 1990.Provisional Geological Map of Lake Victoria Gold Fields，Tanzania 1:50000[J].Geology Journal， 59(2)：1-11.

Borg G，Krogh T. 1999.Isotopic age data of single zircons from the Archaean Sukumaland Greenstone Belt，Tanzania[J].Journal of African Earth Sciences， 29(2)：301-312.

Borg G，Shackleton R M. 1997.The Tanzania and NE Zaire cratons[J].Clarendon Press， 5(4)：608-619.

Borg G. 1992.New aspects of lithostratigraphy and evolution of the Siga Hills，an Archaean granite-greenstone terrain in NW Tanzania[J].Journal of Geology， 38(3)：89-93.

Cann J R. 1970.Rb，Sr，Y，Zr and Nb in some ocean floor basalt rocks[J]. Earth Planetary Science Letters 10， 12(3)：7-11.

Clifford J R. 1970.The structural framework of Africa[J].Oliver and boyd， 3(4)：1-26.

Condie K C. 1997.Contrasting sources for upper and lower continental crust:the greenstone connection[J].Journal of Geology， 105(1)：729-736.

Condie K C. 1997.Contrasting sources for upper and lower continental crust:the greenstone connection[J].Journal of Geology， 63(1)：729-736.

Corcoran P L，Dostal J. 2001.Development of an ancient back arc basin overlying continental crust:The Archaean Peltier Formation，Northwest Territories，Canada[J].Journal of Geology，109(2)：329-348.

Hawkins J W，Lonsdale P F，Macdougall J D. 1990.Petrology of the axial ridge of the Mariana Trough back arc spreading center[J].Rarth and Planetary Science Letters， 55(3)：226-250.

Manya S. 2004.Geochemistry and petrogenesis of volcanic rocks of the Neoarchaean Sukumaland Greenstone Belt，Northwestern Tanzania[J].Science Direct， 51(4)：269-279.

Polat A，Kerrich R，Wyman D A. 1998.The late Archaean Schreiber-Hemlo and White-River greenstone belts，Superior Province:collages of oceanic plateaus，oceanic arcs，and subduction accretion complexes[J].Tectonophysics， 289(1)：295-326.

Saunders A D，Norry M J. 1988.Origin of MORB and chemically depleted mantle reservoirs:trace element constraints[J].Journal of Petrology Special Lithosphere Issue， 42(4)：415-445.

Shukrani Manya. 2008.Geochemistry and geochronology of Neoarchaean volcanic rocks of the Iramba-Sekenke greenstone belt，central Tanzania[J].Science Direct， 11(3)：265-278.

Smithies R H. 2000.The Archaean tonalite-trondhjemite-granodiorite(TTG)series is not an analogue of Cenozoic adakite[J].Earth and Planetary Science Letters， 77(5)：115-125.

Sun S S，McDonough W F. 1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implication for mantle composition and progress[J].Geological Society of London Special Publication， 37(2)：313-345.

Winchester J A，Floyd P A. 1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements[J].Chemical Geology， 20(4)：325-343.

曹建辉，袁万明，郝娜娜，冯云磊，陈小宁，段宏伟，程学芹. 2015.东昆仑沟里地区花岗岩年代学、岩石地球化学及其地球动力学意义[J] .地质科技与情报， 34(2)：42-51.

曾键年，许继峰. 2008.埃达克质岩与成矿：困惑与探索[J].地学前缘， 15(6)：278-292.

崔小军，彭 俊，李水平，孟有杰，毛金彪，司建涛. 2015.坦桑尼亚绿岩带构造蚀变岩型金矿床找矿方法[J].物探与化探， 39(4)：722-727.

陆顺富，李锦伟，曾键年，龚鹏飞，吴亚飞，李小芬，余冯力. 2014.铜陵地区狮子山矿田侵入岩地球化学特征及成岩机制探讨[J].地质科技与情报， 33(5)：43-52.