滇东南富宁地区“半瓦型”辉绿岩地球化学特征及其与金矿成矿关系

王 涛，李云飞，和建华，易丙红，李 宾，俞少颖，佘中明

(1.云南省地质调查院(云南省地质科学研究院)，云南昆明 650216；2.云南省地质勘查基金管理中心，云南昆明 650224；3.自然资源部三江成矿作用及资源利用重点实验室，云南昆明 650051)

0 引言

滇东南富宁地区地处古特提斯构造域与环太平洋构造域的复合部位，位于华南、印支和思茅地块三者交界的南盘江-右江盆地内(图1a)(江鑫培，1996；李志伟等，2000；雷浩，2016；李若坚，2019)。自20世纪90年代以来，在滇东南陆续发现了具有工业价值的卡林型金矿，与黔西南、桂西一起组成了扬子地台西南缘著名的“滇黔桂”金三角(江鑫培，1996；张复新等，2004)。据不完全统计，目前已在滇东南发现金矿床(点)上百处，其中大型3处，中型6处(陈名全等，2010；陈少伟和张志平，2015)，于研究区内(图2)分布有金矿床(点)16处①。以区域金矿的容矿岩石来看，主要有三类：一是细碎屑岩-泥岩、粉砂岩、细砂岩，如那能金矿等(吕世堒等，2003)；二是火山碎屑岩-凝灰岩、沉凝灰岩、粉砂质凝灰岩，如底好金矿、堂上金矿等(周余国，2009)，者桑金矿也有此类型(国家辉等，2001)；三是蚀变辉绿岩，如那坪金矿(陈新敏等，2011)、安那金矿(董文斗等，2016)等，者桑金矿也有此类型(国家辉等，2001)。

区域沿北西向富宁断裂、南北向里达断裂以东广泛分布有以辉绿岩为主的基性侵入岩，岩体出露规模大小不一，面积达600 km2(图1b)②。1∶20万富宁幅区域地质调查报告将其分为早、晚两期，即早期“半瓦型”基性侵入岩，分布在富宁县城南北两侧，出露面积较大，与其有关的矿产为金矿、钛铁砂矿；晚期“安定型”基性侵入岩，分布在富宁县城附近，出露面积较小，与其有关的矿产为铜镍矿。以蚀变辉绿岩为容矿岩石的卡林型金矿首先是在桂西发现的(肖龙，1997；潘家永等，1998)，有学者将其命名为辉绿岩型金矿(陈开礼等，2002；黄立刚和罗寿文，2005)。本次野外调查发现“半瓦型”辉绿岩与金矿的关系极为密切，即金矿体产于不同规模“半瓦型”辉绿岩体的内接触带以及岩体内部同生张性裂隙中(图2，表1)。

表1 研究区以辉绿岩为容矿岩石的金矿床(点)一览表

图1 滇东南富宁地区大地构造(a，据杨成富等，2020修编)以及基性侵入岩分布图②(b)Fig.1 Tectonic structure of Funing area in sou the aste yunnan(a,modified from Yang et al.,2020) and distribution map of basic intrusive rock②(b)1-三叠系；2-二叠系；3-石炭系-二叠系；4-石炭系；5-泥盆系-二叠系；6-泥盆系；7-奥陶系；8-寒武系-奥陶系；9-寒武系；10-碱性-亚碱性基性侵入岩组合；11-拉斑系列基性侵入岩组合；12-断层；13-地质界线；14-角度不整合界线；15-平行不整合界线； 16-岩石构造组合界线；17-研究区；18-县城所在地；19-乡镇所在地；20-国境线；21-省界1-Triassic；2-Permian；3-Carboniferous-Permian；4-Devonian；5-Devonian-Permian；6-Devonian；7-Ordovician；8-Cambrian-Ordovician；9-Cambrian；10-alkaline-subalkaline basic intrusive rock assemblage；11-tholeiitic series basic intrusive rock assemblage；12-fault；13-geological boundary；14-angular unconformity；15-parallel unconformity；16-rock structure assemblage boundary；17-study area；18-county； 19-township；20-national border；21-province boundary

图2 研究区地质及以辉绿岩为容矿岩石的金矿床(点)分布图②Fig.2 Geology and distribution of gold deposits (spots) with diabase as host rock in the study area②1-三叠系；2-二叠系；3-石炭系；4-泥盆系-二叠系；5-泥盆系；6-奥陶系；7-寒武系-奥陶系；8-寒武系；9-三叠纪辉绿岩；10-实 测/推测断层；11-实测/推测地质界线；12-角度不整合界线；13-平行不整合界线；14-金矿床(点)；15-样品采集位置及编号1-Triassic；2-Permian；3-Carboniferous；4-Devonian-Carboniferous；5-Devonian；6-Ordovician；7-Cambrian-Ordovician；8-Cambrian；9-Triassic diabase；10-measured/inferred fault；11-measured/inferredgeological boundary；12-angular unconformity；13-parallel unconformity； 14-gold deposit(spot)；15-sampling site and number

前人对区内基性侵入岩的地球化学特征、同位素年代学等进行了大量研究(国家辉，2001；Zhou et al.，2006；朱明波，2010；周文龙，2013；熊风等，2014；雷浩，2016；皮桥辉等，2016；Pi et al.，2017；董文斗，2017；韦朝文等，2018；刘兵等，2018)，多数学者认为富宁地区基性侵入岩的形成是峨眉山地幔柱活动的产物，少数学者对基性岩浆侵入活动与金矿成矿的关系进行了研究(肖龙等，1996；国家辉，2001；李政林等，2015a；董文斗，2017；韦朝文等，2018；高云鹏和黄从俊，2018)，但未明确辉绿岩的期次与成矿的关系。总体来说，前人对早期“半瓦型”辉绿岩与金矿成矿的关系研究较少，未能更好地揭示其成矿性。本文在野外调查“半瓦型”辉绿岩体展布与金矿床(点)分布关系的基础上，对新鲜辉绿岩(成矿前)的地球化学特征进行研究，结合同位素年代学，分析其形成的构造环境，然后与前人对含矿辉绿岩(成矿期)地球化学特征、辉绿岩型金矿床成矿时代的研究进行综合对比分析，探讨“半瓦型”辉绿岩与金矿成矿的关系。

续表1

1 地质背景

富宁地区地处扬子陆块西南缘的右江盆地内，属富宁构造岩浆岩带，出露的基性岩与桂西岩浆岩同属南盘江-右江成矿带的重要物质组成(刘兵等，2018)。区内出露上寒武统、下中奥陶统、泥盆系、石炭系、中上二叠统、下中三叠统，受加里东运动和燕山运动的影响，缺失上奥陶统、志留系、侏罗系、白垩系。区域构造演化具有明显的多旋回性，晚古生代-晚中生代大致经历了裂前拱起(晚加里东期)→陆内-陆缘大陆裂陷(D1-P1)、陆间裂陷(P2)→大洋裂陷(T1)→活动大陆边缘裂陷(T2)等演化阶段，构成了一个完整的构造旋回。早印支期碰撞造山后，区域上遭受强烈褶皱，后期受丘北逆冲推覆和越北古陆逆冲推覆的影响，使得区内次级断裂及褶皱较为发育。

“半瓦型”辉绿岩体呈群、呈带集中分布在富宁断裂的北东侧，产状多为岩株、岩床、岩墙状，侵入至泥盆系-三叠系。岩体规模大小不一，出露个数约150个，多呈北西向或近东西向展布，长0.22～24.90 km，宽0.06～14.76 km。岩石新鲜面为灰绿色，辉绿结构(图3)，主要矿物为斜长石和单斜辉石，含少量黑云母、绿帘石、方解石、角闪石、石英、磷灰石等，微量钛铁矿、磁铁矿。普遍具轻微的钠黝帘石化、绢云母化、绿泥石化、皂石化等。含矿辉绿岩具有不同程度的硅化、褐铁矿化、黄铁矿化、毒砂化、绿泥石化、碳酸盐化等，矿石矿物为黄铁矿、毒砂，脉石矿物主要为石英、辉石、长石及粘土矿物。在规模较大岩体的中心部位出露有辉绿玢岩，与外侧辉绿岩呈渐变过渡的关系。部分地段辉绿岩风化强烈、岩石破碎，呈灰黄色、褐黄色砂土状。

图3 辉绿岩的辉绿结构Fig.3 Structure of diabase under microscopya-单偏光；b-正交偏光a-plane-polarized light；b-cross-polarized light

2 样品采集及分析方法

2.1 样品采集

本次工作共采集了7件辉绿岩样品，涵盖了研究区辉绿岩的出露范围(图2)。所取样品较为新鲜，仅可见轻微的钠黝帘石化、绿泥石化等，编号依次为PM001GS1(花甲)、PM003GS1(花甲)、PM001GS1(砂斗)、PM002GS1(砂斗)、PM001GS1(者桑)、PM001GS2(者桑)、D1011GS1(者桑)。

2.2 分析方法

主微量元素分析均在国土资源部昆明矿产资源监督检测中心完成。首先采用碎样机将样品进行粗碎，然后在玛瑙研钵中进行研磨，最后过筛使样品在200目以下。主量元素分析采用XRF方法分析，使用ZSX Primus ⅡX荧光光谱仪测定，分析精度和准确度优于4%；微量元素采用ICP-MS方法分析，使用仪器为XSERIES2电感耦合等离子质谱仪，分析精度和准确度优于5%；CO2、烧失量等挥发份采用BP221S型电子天平进行测定。

3 测试结果

3.1 主量元素

主量元素分析结果见表2。样品SiO2含量介于46.04%～48.53%，属基性岩类。Na2O含量在1.75%～3.54%，K2O含量在0.97%～1.52%，K2O+Na2O含量2.95%～5.07%，所有样品均是Na2O>K2O，且Al2O3含量<16%，类似于典型的拉斑玄武岩(Wilson，1989)。样品TiO2含量在2.74%～3.78%，Ti/Y在474.28～908.24，平均690.63，属高Ti(Ti/Y>500)基性岩(李政林等，2015b)。在全碱-硅图解(TAS)中(图4a)，除1件样品(PM001GS1(砂斗))落入碱性玄武岩内，其余6件样品均落入亚碱性玄武岩区域。在AFM图解中(图4b)中，样品全部投入拉斑玄武岩范围内。

图4 辉绿岩TAS图解(a)和AFM图解(b)(据Irvine and Baragar，1971)Fig.4 TAS(a) and AFM(b) diagrams of diabase (Irvine and Baragar，1971)1-苦橄质玄武岩；2-玄武岩；3-玄武质安山岩；4-安山岩；5-英安岩；6-流纹岩；7-粗面玄武岩；8-玄武质粗面安山岩；9-粗面安山岩；10-粗面岩、粗面英安岩；11-碱玄岩、碧玄岩；12-响岩质碱玄岩；13-碱玄响岩；14-响岩；15-似长岩；虚线-Irvine分界线，上方为碱性，下 方为亚碱性；TH-拉斑玄武岩；CA-钙碱性玄武岩1-pecritic basalt；2-basalt；3-basaltic andesite；4-andesite；5-dacite；6-rhyolite；7-trachybasalt；8-basaltic trachyandesite；9-trachyandesite；10-trachyte and trachydacite；11-tephrite and basanite；12-phonolitic tephrite；13-alkali phonolite；14-phonolite；15-feldspathoidite;dashed line- Irvine boundary，upper is basic，lower is subalkaline;TH-tholeiite；CA-calc-alkali basalt

表2 辉绿岩主量元素分析结果(%)

续表2

3.2 稀土、微量元素

稀土、微量元素分析结果见表3。样品稀土元素总量较高，∑REE含量为184.02×10-6～288.85×10-6，是球粒陨石的35～55倍(Boynton，1984)，表现为∑REE较高，LREE富集，HREE相对亏损，LREE/HREE范围在2.64～3.61之间，平均3.18。(La/Sm)N在2.18～2.60，平均2.41；(Gd/Yb)N在1.72～2.59，平均2.28；(La/Yb)N在6.64～9.24，平均7.97；(La/Sm)N、(Gd/Yb)N、(La/Yb)N均大于1。以上特征表明，稀土元素分馏不是很强，但是轻、重稀土分异明显。7件样品中除1件样品δEu为0.89，其余均>1，平均1.07，显示微弱的Eu正异常，可能与岩石中含有少量的斜长石斑晶有关。

表3 辉绿岩微量元素分析结果

续表3

辉绿岩的球粒陨石标准化稀土分配图表现为平坦右倾型(图5a)，显示其稀土分异程度相当，具有同源岩浆特征，略具有Eu正异常和Ce负异常。稀土配分总体特征介于E-MORB和OIB之间，反映了其源区具板内岩浆作用特征。在微量元素原始地幔的标准化蜘蛛网图(图5b)中，样品亏损大离子亲石元素K、Rb、Sr，Sr具负异常，说明岩石与消减带无关。高场强元素Nb、Hf亏损，Ta、Th、Zr及LREE富集，Zr相对富集说明岩浆上升过程可能受到地壳物质的混染。

图5 辉绿岩稀土元素球粒陨石标准化蛛网图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石标准化值据Boynton， 1984；原始地幔标准化值据McDonough et al.，1992)Fig.5 Chondrite-normalized REE diagram(a) and primitive-mantle-normalized trace element diagram(b) of diabase (chondrite normalized values from Boynton，1984；primitive mantle normalized values from McDonough et al.，1992)

4 辉绿岩形成的构造环境

由上述对新鲜辉绿岩的主量、微量及稀土元素地球化学分析结果，表明其具有板内玄武岩的地球化学特征。运用MgO-FeO*-Al2O3(图6)、Zr-Zr/Y(图7a)、Ti/100-Zr-3Y(图7b)图解对其形成的构造环境进行判别，说明其形成于大陆板内构造环境。

图6 MgO-FeO*-Al2O3图解(据Pearce et al.，1977)Fig.6 Diagram of MgO-FeO*-Al2O3 (after Pearce et al.，1977)1-洋脊及洋底；2-洋岛；3-造山带；4-大陆板内；5-扩张中心岛屿1-ocean ridge and sea floor；2-ocean island；3-orogenic belt； 4-continental intraplate；5-expansion central island

图7 Zr-Zr/Y(a，据Pearce and Norry，1979)和Ti/100-Zr-3Y图解(b，据Pearce and Cann，1973)Fig.7 Diagrams of Zr-Zr/Y(a，after Pearce and Norry，1979) and Ti/100-Zr-3Y(b，after Pearce and Cann，1973)(a) A-火山弧玄武岩；B-MORB；C-板内玄武岩；D-MORB和火山弧玄武岩；E-MORB和板内玄武岩；(b) A-岛弧拉斑玄武岩； B-MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C-钙碱性玄武岩；D-板内玄武岩(a) A-volcanic arc basalt；B-MORB；C-intraplate basalt；D-MORB and volcanic arc basalt；E-MORB and intraplate basalt；(b) A-island arc tholeiite；B-MORB,island arc tholeiite and calc-alkali basalt；C-calc-alkali basalt；D-intraplate basalt

前人研究表明，富宁地区深受印支运动的影响，区内基性岩浆活动与古特提斯演化有关。古特提斯洋盆在中三叠世地史时期全面封闭，即印支地块沿松马缝合带与华南陆块发生碰撞造山。从晚三叠世地史时期开始，云南地壳进入了陆内发展阶段。结合在区内花甲乡旁测得成矿前辉绿岩锆石U-Pb年龄为206.8±5.3Ma(云南省地质调查院区域地质调查所，2018，内部数据)，以及图1b中辉绿岩的分布特征，表明辉绿岩为印支期碰撞造山运动后基性岩浆沿区域断裂上升侵入的产物。

5 辉绿岩与金矿关系探讨

5.1 野外地质证据

笔者及项目组在野外调查工作期间，对表2中的金矿床(点)调查发现，以辉绿岩为容矿岩石的金矿体均产于辉绿岩体的内接触带(图8a、b、c、d)或者岩体内的裂隙带中(图8e、f)，含矿辉绿岩与新鲜辉绿岩无明显的界线，呈渐变过渡。

图8 弄歪、安那、腊刚金矿以辉绿岩为容矿岩石的矿体照片及素描Fig.8 Photos and sketches of diabase as host rock in Nongwai，Anna and Lagang gold depositsa、b-弄歪金矿含矿辉绿岩与领薅组硅质岩接触关系；c、d-安那金矿含矿辉绿岩与领薅组硅质岩接触关系；e、f-腊刚金矿含矿辉绿岩与辉绿 岩接触关系a and b-contact relationship between ore-bearing diabase and siliceous rock of Linghao Formation in Nongwai gold deposit；c and d-contact relationship between ore-bearing diabase and siliceous rock of Linghao Formation in Anna gold deposit；e and f-contact relationship between ore-bearing diabase and diabase in Lagang gold deposit

含矿辉绿岩较新鲜辉绿岩的区别为含矿辉绿岩蚀变较强，普遍具有硅化、碳酸盐化，大量分布褐铁矿、黄铁矿及毒砂等载金矿物。

5.2 构造控制证据

区内辉绿岩均分布于富宁断裂、里达断裂的东侧，基本上出露于次级断裂及褶皱的旁侧(图1、图2)，构造运动控制了辉绿岩体的展布。同时由图2可看出，区内金矿床(点)基本上产于辉绿岩体与构造的叠加部位，如者桑金矿、安那金矿受岩体与背斜的联合控制，那坪金矿受岩体与断裂的联合控制等。

5.3 地球化学依据

国家辉等(2001)、董文斗(2017)分别对区内金坝(者桑)金矿、安那金矿、者桑金矿含矿辉绿岩的地球化学特征进行过研究，本次所采集的新鲜辉绿岩与含矿辉绿岩的主量元素对比见表4。由表4数据可以看出，含矿辉绿岩基本上继承了新鲜辉绿岩的特征，变化较大的为SiO2、TiO2、TFe、CaO、Na2O、K2O及烧失量。较新鲜辉绿岩而言，含矿辉绿岩的SiO2含量减少，与矿石中穿插有石英脉吻合；TiO2含量的高低与金矿化无直接关系，高Ti、低Ti辉绿岩(李政林等，2015b)均可形成辉绿岩型金矿石；TFe含量降低，表明矿化过程中有明显的铁质带入，与矿石中出现的黄铁矿、毒砂等载金矿物吻合；Na2O含量降低、K2O含量增高，表明矿化的过程为钾化过程；烧失量增高说明矿化过程中蚀变矿化强烈，产生的挥发份较多。

表4 辉绿岩与含矿辉绿岩主量元素分析结果对比(%)

金坝(者桑)金矿辉绿岩矿石∑REE为82.8×10-6(国家辉，2001)，安那金矿辉绿岩矿石∑REE为161.42×10-6～202.56×10-6(董文斗，2017)，平均177.70×10-6，者桑金矿辉绿岩矿石∑REE为92.22×10-6～141.45×10-6(董文斗，2017)，平均113.86×10-6。将上述三个矿床的稀土元素平均值进行球粒陨石标准化后叠合至图5a中，形成图9。从图9可以看出，安那金矿含矿辉绿岩样品的稀土元素特征与新鲜辉绿岩样品稀土元素特征基本一致，只是Eu正异常值略高；金坝(者桑)金矿、者桑金矿含矿辉绿岩的稀土元素特征基本一致，与安那金矿含矿辉绿岩、本次采集的新鲜辉绿岩样品的稀土元素特征总体较为一致，只是HREE基本上不存在亏损，这可能是因为者桑金矿含矿辉绿岩具有低Ti(TiO2<2.39%)的特点。综上分析，含矿辉绿岩与新鲜辉绿岩的稀土元素配分型式总体相似，表明了其在成因上具有相关性，暗示了辉绿岩为金矿的形成提供了部分物质来源(肖龙等，1996；韦朝文等，2018)。

图9 新鲜辉绿岩与含矿辉绿岩稀土元素球粒陨石标准化 分布型式图(标准化值据Boynton，1984)Fig.9 Chondrite-normalized REE distribution patterns of the fresh diabase and ore-bearing diabase(chondrite normalized values from Boynton，1984)

对安那金矿、金坝(者桑)金矿、者桑金矿等矿床的辉绿岩金矿石进行观察，其主要载金矿物为黄铁矿、毒砂，通过对其标型特征及形成条件进行研究，认为其属热液成因(代鸿章等，2011，2014a；陈翠华等，2012；董文斗，2017)。黄铁矿、毒砂的硫同位素组成显示，δ34S均为较高的正值(国家辉，2001；章永梅等，2013；董文斗，2017)，显示海水硫酸盐沉积硫的特征，与区域金矿赋矿地层下泥盆统、上二叠统的δ34S值接近(魏震环等，1993；姚娟等，2008)，表明硫来源于赋矿地层；铅同位素组成分析表明铅主要来自于上地壳，有少量岩浆物质的混入，或者说是壳幔混合铅(章永梅等，2013；董文斗，2017)。这也间接说明了辉绿岩参与了金矿成矿，辉绿岩浆携带了部分成矿物质，同时在上升侵入过程中萃取了地层中的金元素。

基于对上述几个金矿床热液成矿期的石英、石英包裹体、方解石的H、O、C同位素研究，代鸿章等(2014b)认为成矿流体来源为大气降水；董文斗(2017)认为成矿流体可能主要来源于变质水，有大气降水的参与；国家辉(2001)认为成矿热液中流体水主要来自岩浆活动期后热液；高云鹏和黄从俊(2018)认为主成矿阶段流体为岩浆水和大气降水的混合，同时对热液成矿期晚阶段方解石的C、O同位素研究表明，方解石中的C质由辉绿岩岩浆热液提供。同时，上述学者对几个金矿床的石英流体包裹体测温表明，各个矿床的成矿温度均大于200℃，由此可见，如果没有岩浆热液的参与，仅由地温梯度加热大气降水或者是变质水是难以达到该温度的，所以辉绿岩岩浆的侵入可能为成矿流体提供热源(高云鹏和黄从俊，2018)。

5.4 年代学依据

前人对区内辉绿岩成岩时代及金坝(者桑)金矿、安那金矿、者桑金矿的成矿时代均进行了报道。Zhou et al.(2006)测得砂斗新鲜辉绿岩年龄为260±3Ma；江文等(2017)认为富宁地区以辉绿岩为主的基性岩成岩时代至少晚于中三叠世Anisian期，即基性岩侵位发生于241Ma之后；刘兵等(2018)测得“半瓦型”新鲜辉绿岩年龄介于254.0±2.0～260±3Ma之间；云南省地质调查院区域地质调查所(2018)在富宁县花甲乡旁测得新鲜辉绿岩年龄为206.8±5.3Ma(内部数据)。国家辉(2001)测得金坝(者桑)金矿含矿辉绿岩钾氩年龄值为182.9±6.2Ma；皮桥辉等(2016)利用热液成因的绢云母测得者桑金矿Ar-Ar坪年龄为215.3±1.9Ma；Pi et al.(2017)热液金红石U-Pb年龄显示者桑金矿床成矿时代为213.6±5.4Ma；董文斗(2017)采用伊利石40Ar/39Ar限定安那金矿的成矿期为232～243Ma，利用黄铁矿Rb-Sr定年揭示者桑金矿的成矿期为212～228Ma。由上可看出，辉绿岩的成岩时代总体早于安那金矿、者桑金矿等金矿床的成矿时代。

另外，在野外实地观察，辉绿岩最高侵位为中三叠统板纳组，呈顺层侵入，与围岩产状基本一致，这也表明了辉绿岩的形成时代是晚于中三叠世的，有可能更晚；刘建明和刘家军(1997)、张景荣等(1997)、庞保成和林畅松(2001)认为中三叠统板纳组、兰木组为滇东南地区金矿的矿源层，国家辉(2001)报道了者桑金矿区内的辉绿岩具有较高的金丰度值(59.5×10-9)。这也间接说明了辉绿岩的侵入与金矿成矿具有时间上的一致性，辉绿岩浆侵入时间晚于中三叠世，在上升侵入过程中活化并萃取矿源层中的金元素，加之本身携带部分成矿物质，易在构造有利部位富集形成一定规模的金矿床。

综上所述，将辉绿岩与金矿成矿的关系总结如下：在印支碰撞造山后，富宁地区进入岩石圈伸展发展阶段，辉绿岩浆沿区域断裂上升侵入，其自身携带了部分成矿物质，同时在上升侵入过程中对地层中的金元素进行活化、萃取，与下渗的大气降水进行混合及物质交换，对其进行加热并驱动成矿流体向上循环，使地层中的金元素发生反复活化、迁移，伴随着温度及压力的降低，辉绿岩体在次一级的断裂、褶皱构造部位定位，金发生沉淀富集形成矿体。

6 结论

(1)富宁地区“半瓦型”辉绿岩属亚碱性玄武岩系列，其源区具板内岩浆作用特征，形成于大陆板内构造环境，为印支期碰撞造山运动后基性岩浆沿区域断裂上升侵入的产物。

(2)辉绿岩与金矿成矿关系密切，辉绿岩浆本身提供了部分成矿物质，在上升侵入过程中为成矿流体提供热源，活化、萃取地层中的金元素，在有利的构造部位富集、沉淀析出，形成以辉绿岩为容矿岩石的金矿体。

致谢：云南大学孙涛副教授、昆明理工大学王加昇教授在文章撰写中提供了许多宝贵意见，审稿人提出了富有建设性的修改意见，在此表示感谢。

[注 释]

①云南省地质调查院．2020．云南省1∶5万花甲那能砂斗者桑矿产地质调查报告[R]．

②云南省地质局．1978．1∶20 万富宁幅区域地质调查报告[R]．

③云南省地质调查院．2010．云南省富宁县百岩金矿详查报告[R]．

④云南省地质调查局．2013．云南省成矿地质背景研究报告[R]．