馬達加斯加Antanisoa石墨礦床成因分析*

楊明建，狄永軍**，張 達，吳大天，方 燁,3，王世偉

（1中國地質大學地球科學與資源學院，北京 100083；2中國地質調查局沈陽地質調查中心，遼寧沈陽 110034；3福建省地震局，福建福州 350001）

近幾年，隨著新材料、新能源產業的崛起，石墨及其相應產品逐漸成為了電子、國防、核工業、航空航天等領域不可或缺的重要材料（王星等，2015；張福良等，2015；游廣永等，2016；張蘇江等，2018）。工業上按石墨鱗片的大小將天然鱗片石墨分為大鱗片和細鱗片石墨，其中，大鱗片石墨較細鱗片石墨具有更高的經濟價值，但大鱗片石墨的產率十分不足（邱楊率等，2018）。馬達加斯加是世界優質大鱗片石墨礦的重要產地之一（黃國平等，2014；安彤等，2017；王力等，2017）。根據美國地質勘探局最新發布的數據顯示，馬達加斯加2018年石墨生產總量達9000 t，排名世界前十（USGS，2019），因此，對馬達加斯加石墨礦床的研究顯得十分重要。了解礦床的成因是研究石墨礦床的關鍵，同時，對石墨礦的開發和利用起到良好指示作用。然而，諸多當地公司企業以及部分國內外學者對此并不重視。

目前，對于馬達加斯加石墨礦床研究程度較低，普遍認為其是沉積變質成因（黃國平等，2014；張蘇江等，2018；Simandl et al.,1997），其中較為典型的屬馬達加斯加中東部的Antanisoa石墨礦床。2014年，Antanisoa石墨礦區項目報告中提到石墨是由含碳泥質沉積物通過變質作用演化而來。筆者通過野外考察以及顯微鏡下觀察石墨片巖的顯微結構、構造特征，并借助巖石探針、碳同位素等手段對該礦區樣品進行分析測試，發現Antanisoa石墨礦床為沉積變質成因的觀點不太妥當。

1 地質背景

Antanisoa石墨礦床位于馬達加斯加首都塔那那利佛以南80 km處，地質構造單元上屬于Antananarivo塊體（Collins,2006），礦區面積約為5.33 km2（圖1）。Antanisoa石墨礦床賦存于變質沉積單元安巴圖藍皮(Ambatolampy)群中。該群主要以云母片巖為特征，向東逐漸向片麻巖和混合巖演化。片巖中普遍含有黑云母、石榴子石、電氣石和石墨，它們以普通副礦物（＜1%）的形式富集在離散的層中（Archibald et al.,2015）?？v觀石墨礦山開采的歷史，發現Ambatolampy群層序的片理與地層產狀一致，均為NE-SW走向，傾向北西，傾角22°～40°。礦區內除偉晶巖外，無其他巖漿巖，晚期含電氣石偉晶巖和石英脈呈脈狀侵入Ambatolampy群變質巖中（圖2）。

Antanisoa石墨礦床南部可見4條石墨礦帶，總體走向為N220°～250°，傾向北西，傾角20°～40°，石墨平均品位6.49%～16.6%。北部石墨礦層總體走向為N230°～240°，傾向北西，傾角20°～32°,石墨平均品位7.98%。中部可見2個石墨礦帶，總體走向為N220°～250°，傾向北西，傾角 25°～45°，石墨平均品位14.16%～15.73%。礦體整體順云母片巖片理展布（圖3）。

Antanisoa石墨礦床礦石礦物為石墨，脈石礦物主要有石英、黑云母、電氣石、赤鐵礦-褐鐵礦和黏土礦物。礦區內的礦石以塊狀構造和片狀構造為主（圖 4a～c），另可見浸染狀（圖 4a）和細脈狀（圖 4d～i）。

筆者經過詳細的鏡下鑒定，將Antanisoa石墨礦床的礦石結構分為粗鱗片變晶結構（圖5a）、細鱗片變晶結構（圖5b）和包裹結構（圖5c、d）。另外，可見金云母與石墨共生，金云母顏色較淺，二者互相沿解理縫充填（圖5e、f）。在觀察樣品石墨片巖（編號110A）與偉晶巖（編號101A）時，發現2個樣品中都存在電氣石，但電氣石顏色存在明顯差異，石墨片巖中電氣石普遍呈淺黃褐色，偉晶巖中電氣石呈黑色（圖6a、b）。2個樣品電氣石的顏色明顯不同，原因可能與某些致色元素的含量不同有關。

2 測試方法

電子探針測試工作在河北省區域地質礦產調查研究所電子探針實驗室完成，儀器型號為日本電子（JEOL）公司生產的JXA-8230，實驗過程中加速電壓為15 kV，束流2×10-8A，束斑直徑為5 μm。標準樣品為Si（石英）、Al（斜長石）、Ti（金紅石）、Fe（鐵鋁榴石）、Mn（薔薇輝石）、Mg（鎂橄欖石）、Ca（方解石）、Na（鈉長石）、K（透長石）等。主要氧化物的分析誤差約為1%。依據方法為電子探針定量分析方法通則GB/T 15074-2008。

全巖主量分析測試在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室進行。主量元素測試采用熔片法對樣品進行處理，使用順序式X射線熒光光譜儀進行測試，儀器型號為ARL ADVANT XP+（美國賽默飛公司）。激發電流為50 mA，激發電壓為50 kV，分析靈敏度0.001%，分析誤差小于1%。

碳同位素的測試是由北京市科萃測試技術有限責任公司負責，儀器設備為美國熱電公司的253plus、Gas Bench。色譜柱（熔硅毛細管柱：規格為Poraplot Q,25 mm×0.32 mm）溫度為70℃。其中，18個標準樣品（分別為 GBW04416、GBW04417、GBW04405和GBW04406），一般測試結果的δ18O和δ13C測試精度均高于0.1‰。PDB與SMOW之間的轉換采用以下公式：

δ18OV-PDB=(δ18OV-SMOW-30.91)/1.0309

圖1 馬達加斯加Antanisoa石墨礦區位置圖（a）與地質簡圖（b）(據Antanisoa Graphite Project Program,2014修改)Fig.1 Location(a)and simplified geological map(b)of the Antanisoa graphite mining area of Madagascar(modified after Antanisoa Graphite Project Program,2014)

3 測試結果

3.1 電子探針

金云母：樣品編號為110A，共完成電子探針數據點14個，各點數據見表1。其中，w（SiO2）為35.30%～39.40%，平均 38.26%；w（TiO2）為 1.57%～2.45%,平均 2.11%；w（Al2O3）為 17.40%～21.60%，平 均 19.94%；w（TFeO）為 2.88%～3.90%，平 均3.66%；w（MgO）為18.00%～21.80%，平均20.12%；w（K2O）為 4.94%～6.21%，平均 5.69%。對本礦區樣品在云母礦物分類圖解上投點，所有點均在金云母區域內（圖7）。

電氣石：利用電子探針方法對樣品110A與101A中的5個電氣石進行成分分析，共計73個點（表2）。結果表明，110A與101A中電氣石的Fe、Mg含量存在明顯差異。110A中，w（TFeO）為0.79%～1.59%，平均1.40%；w（MgO）為9.07%～10.18%，平均9.41%。101A中，w（TFeO）為8.17%～13.87%，平均11.32%；w（MgO）為0～6.01%，平均2.47%。由此可知，110A中的電氣石富Mg、貧Fe，而101A中的電氣石富Fe、貧Mg。

對石墨片巖與偉晶巖中的2組電氣石進行投圖，得到結果如圖8所示。圖8中Fe的數值為TFeO，該圖分為幾個區域，這些區域限制了電氣石的成分來自不同的巖石類型的范圍（Henry et al.,1985；Yang et al.,2015）。110A中淺色電氣石的29個點均在7號低Ca變質超基性巖區域中，為鎂電氣石；而101A中黑色電氣表現較為分散，但都相對靠近鐵電氣石范圍。

圖2 Antanisoa石墨礦床含暗色電氣石石英脈（a為單偏光，b為正交偏光）Qz—石英；Tur—電氣石Fig.2 Quartz veins with dark tourmaline in the Antanisoa graphite deposit(a:Plainlight,b:Crossed nicols)Qz—Quartz;Tur—Tourmaline

圖3 Antanisoa石墨礦區礦體平面展布示意圖(據AntanisoaGraphite Project Program，2014修改)Fig.3 Schematic diagram of orebody distribution in the Antanisoa graphite mining area(modified after Antanisoa Graphite Project Program,2014)

3.2 主量元素特征

Antanisoa石墨礦區石墨片巖主量元素測試結果見表3。

石墨片巖的w（SiO2）為21.95%～49.05%，變化范圍較大，且含量相對較低，平均37.34%；w（Al2O3）為 12.89%～33.41%，平均 19.92%。w（Al2O3）高，w（CaO）、w（Na2O）和 w（K2O）低，w（TFe2O3）和w（MgO）適中，表現出富鋁副變質巖的特征。樣品102中，w（TFe2O3）略高，與鏡下有赤鐵礦-褐鐵礦細脈充填現象吻合。w（Al2O3）高，w（CaO）、w（Na2O）和w（K2O）極低，說明是某礦物發生了次生變化，形成了黏土礦物。燒失量內石墨碳的貢獻最大，其次為云母、電氣石等含水礦物。樣品103A中，w（MgO）偏高，說明有外來鎂的加入。

圖4 Antanisoa石墨礦床礦石顯微構造特征Fig.4 Microscopic structural characteristics of ores in the Antanisoa graphite deposit

3.3 碳同位素特征

從表4中可以看出，Antanisoa石墨礦區石墨δ13CPDB值變化于-20.1‰～-21.4‰；Antanisoa礦區石墨礦石中無機碳平均δ13CPDB值變化于-2.6‰～-3.8‰。

圖5 Antanisoa石墨礦床礦石顯微結構特征Fig.5 Microscopic structural characteristics of ores in the Antanisoa graphite deposit

圖6 Antanisoa石墨礦床石墨片巖(a)與偉晶巖(b)中電氣石的顏色Fig.6 Color of tourmaline in graphite schist(a)and pegmatite(b)in the Antanisoa graphite deposit

表1 Antanisoa石墨礦床金云母電子探針分析結果Table 1 Electron microprobe analyses of phlogopite from the Antanisoa graphite deposit

4 成因探討

4.1 前人對石墨礦床成因的認識

一般認為石墨礦床是通過接觸或區域變質作用或含碳流體（或較不常見的是熔體）的沉積使碳質物質轉化而形成的。前者形成同生礦床，根據寄主巖石的變質程度產生非晶質石墨和片狀石墨（Mitchell，1993）；第二個過程形成后生脈狀礦床，其中發生塊狀石墨（Luque，2014）。

圖7 110A樣品中云母Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mg)分類圖解(底圖據Foster，1960)Fig.7 Mg-(AlⅥ+Fe3++Ti)-(Fe2++Mg)ternary classification of biotite in sample 110A（base map after Foster，1960）

圖8 Al-Al50Fe50-Al50Mg50圖解(據Henry et al.,1985修改)Fig.8 Al-Al50Fe50-Al50Mg50diagram(modified after Henry et al.,1985)

Winchell（1911）認為，賦存于大理巖化石灰巖和石英片巖中的蒙大拿Dillon石墨礦床嚴格平行于層理的石墨層很可能代表這些巖石中碳質層變質作用的結果。這些碳質層的變質作用通常導致所謂的“非晶”石墨的產生，這種石墨顆粒非常細，通常很耐熱。但是，更劇烈的變質作用似乎有可能產生更粗、更純的石墨。人們已經認識到，流體沉淀的高結晶度石墨大量出現以前僅限于高溫環境（主要是麻粒巖相地體）。Luque等（2009）的研究表明，大量的高結晶度石墨可以從中溫流體中沉淀（約500℃）出來。在與巖漿作用有關的脈狀石墨礦床中，據流體包裹體數據，在礦床中石墨形成的主要階段，石墨沉淀可以通過以下反應實現：CO2→C+O2（Ortega et al．，2010）；CH4+O2→C+2H2O；CO2＋CH4=2C+2H2O（Barrenechea et al．，2009）。

表3 Antanisoa石墨礦床石墨片巖主量元素分析結果Table 3 Major elements content of graphite schist from Antanisoa graphite deposit

4.2 馬達加斯加構造單元特征與石墨礦分布規律對成因的約束

馬達加斯加主要由前寒武紀變質基底組成。Collins（2000）和Collins（2006）在前人的基礎上對變質基底進行了大量研究，依據形成時代、巖石組成、構造關系等特征將馬達加斯加前寒武紀地質單元劃分為Antongil塊體、Antananarivo塊體（簡稱塔那塊體）、Tsaratanana綠巖帶、Bemarivo帶、Androyen單元、Vohibory單元、Betsimisaraka單元、Molo單元8個塊體（圖9）。

表4 Antanisoa石墨礦床石墨碳同位素分析結果Table 4 Analytical results of carbon isotopes of samples from the Antanisoa graphite deposit

圖9 馬達加斯加構造單元劃分示意圖(據車繼英等，2013修改)Fig.9 Schematic diagram of tectonic units of Madagascar(modified after Che et al.,2013)

其中，Antongil塊體位于馬達加斯加的東緣，向西同Antananarivo塊體間隔著Betsimisaraka單元，北側受Bemarivo帶逆沖推覆不整合覆蓋，界線是Sandrakota剪切帶。該塊體存在馬達加斯加最古老巖漿活動記錄（3.1～3.3 Ga）（Tucker et al.,2011）。3.1～2.5 Ga由鎂鐵質火山巖的Mananara群和原巖為陸源碎屑巖的Ambodiritana組形成并發生變質作用（Thomas et al.,2009）；Antananarivo塊體是馬達加斯加最大的、組成復雜、經過多期構造變質作用的構造單元。塔納塊體上的元古宙變質沉積地層主要包括Mamampotsy群、Ambatolampy群、Andriba群、Itremo群、Ikalamavony群5個部分。年代學研究表明，它們均含有大量2.5～1.8 Ga之間的碎屑鋯石，且受到820～760 Ma巖漿巖侵入，因而Tucker等（2012）認為其形成于1800～820 Ma之間；Tsaratanana綠巖帶是分布在馬達加斯加中北部的3條南北向展布的太古宙綠巖帶（包括Maevatanana、Andriamena和Beforona）的統稱，3條綠巖帶主要由富鎂鐵質片麻巖和片巖組成。年代學研究表明，Tsaratanana綠巖帶巖漿作用分為新太古代和新元古代2個階段，其中新太古代巖漿作用發生于2.7～2.4 Ga，并有3.26 Ga捕擄鋯石年齡。新元古代同馬達加斯加其他地區一樣發生大規模的中基性巖漿侵入事件（Kabete et al.,2006）；Vohibory單元位于馬達加斯加最西側，內部副片麻巖原巖物質可能來源于850 Ma左右的新元古代塊體（Collins et al.,2012），而鎂鐵質變質巖原巖被認為是850～700 Ma的島弧玄武巖和安山巖（Tucker et al.,2011）；Androyen單元主要由2個層狀巖群（Mangoky和Imaloto群）組成，年代學研究表明Iakora群原巖沉積年齡為900～720 Ma，而Horombe群原巖形成于（736±16）Ma（Kr?ner et al.,1999）；Bemarivo單元位于馬達加斯加的最北部，該單元由南部的Sahantaha群和北Antsirabe巖套以及北部的Daraina超群及侵入其中的Manambata巖套組成，二者由Antsaba剪切帶分開。其中，南部的Sahantaha群巖碎屑鋯石年齡為2.2～1.8 Ga。北Antsirabe巖套由一系列片理化鈣堿性巖漿巖組成，形成時代為746～758 Ma，巖石地球化學特征顯示巖體形成于俯沖帶活動大陸邊緣（車繼英等，2013；Thomas et al.,2009）。

Tucker等（2012）提到 Bemarivo單元、Tsaratanana綠巖帶、Vohibory單元以及Androyen單元均屬外來塊體。目前，馬達加斯加地質年齡的統計和各前寒武紀塊體區域地質特征研究表明，馬達加斯加島是一個由多來源、多成分單元組成的復雜塊體。馬達加斯加石墨礦分布整體受塊體相互作用影響，多沿韌性剪切帶分布，受韌性剪切帶控制。馬達加斯加主要含礦單元為Antananarivo陸塊及其與其他地質單元相接觸的邊緣處，尤其是與Itremo群及Tsaratanana綠巖帶接觸的邊緣位置，Betsimisaraka縫合帶，Anosyen-Androyen構造帶及其與Vohibory構造帶之間的Ampanihy剪切帶，在Sahantaha群和北Antsirabe巖套及太古宙混合片麻巖中也有少量分布，多出現在韌性剪切帶附近（Tucker et al.,2012）。多個構造單元分布石墨礦床及廣泛的石墨礦化，約束了石墨礦的成因及成礦作用，沉積變質作用難以解釋原來不在一起的多個構造單元石墨礦化廣泛分布的事實。造成這一現象和事實有2種可能的成因模式：①原來構造單元上都有有機質沉積，后經變質成礦；②原來分開的構造單元經拼合后有一個統一的成礦作用。

4.3 碳的來源

碳的主要來源為有機碳、碳酸鹽巖碳和地幔來源的巖漿碳，它們有不同的同位素組成范圍。有機質（活體和死體）的δ13C值范圍-40‰～+6‰，平均為-25‰，即有機物質碳同位素是輕的（Schidlowski，1987；2001；）；另一方面，寒武紀—新近紀的海相碳酸鹽巖具有更重的δ13C值，其值在0‰左右。盡管報道明顯來自地幔的碳與假定的地幔δ13C值有較大的同位素偏差（Boyd et al.,1987；Sugisaki et al.,1994），金剛石和洋中脊玄武巖（MORB）的同位素組成表明，地幔來源的碳明顯比生物來源的碳重（δ13C=-7‰）（Weis et al.,1981；Hirner et al.,1981）。

Luque等（2014）研究認為，賦存于麻粒巖石墨脈中的碳來源于巖石圈下源或含碳酸鹽巖石的脫碳反應，并且碳主要以富含CO2的流體形式遷移，從中可以沉淀。當富CO2流體通過相對低的f（O2）巖石時，可通過冷卻、通過逆水合反應除去水或還原發生石墨沉淀。在火成巖環境中，碳來源于富含有機質的地殼物質的同化，這導致不混溶和富碳流體或熔體的形成。這些火成巖為寄主的礦床中的碳以CO2和/或CH4的形式運輸，并最終通過冷卻和/或通過影響容礦巖石的水化反應以石墨形式沉淀（Luque et al.,2014）。

Nemchin等（2008）在西澳大利Jack Hills變質沉積物中發現了地球最古老的鋯石顆粒（形成于4252 Ma前）中的金剛石-石墨包裹體，其δ13CPDB值介于-5‰～-58‰，中間值為-31‰。這超出了典型的地幔值，延伸到變質金剛石和一些榴輝巖金剛石中觀察到的值，這些值被解釋為反映了低δ13CPDB地表生物成因碳的深度俯沖。低δ13CPDB值也可能是由無機化學反應產生的，因此，4252 Ma前低δ13CPDB值就不是地球上生命的明確證據。低δ13CPDB源可能在早期地球上存在。

馬達加斯加石墨礦區所采集樣品中石墨與全巖的δ13C數據截然不同（表4），指示巖石中的C具有兩種截然不同的碳源。其中，石墨礦石石墨碳δ13C集中分布在-20.1‰～-21.4‰，而無機碳δ13C變化于-2.6‰～-3.8‰，前者與有機物碳源的平均值（-25‰）接近，后者與海相碳酸鹽巖δ13C接近，說明在變質作用過程中可能發生了碳同位素的交換。

脈狀石墨礦床也有輕的碳同位素，如Crespo等（2006）報道了Serrania de Ronda（西班牙）和Beni Bousera（摩洛哥）超鎂鐵質巖石中罕見的石墨硫化物礦床。這些礦床以脈狀、網狀和不規則塊狀出現，其寬度從幾厘米至幾米厚。原生礦物組合主要由Fe-Ni-Cu硫化物、石墨和鉻鐵礦組成。風化作用發生在一些由石墨（高達90%）、鉻鐵礦和針鐵礦組成的貧硫化物礦床中。從結構上，石墨可以作為片狀或簇狀的片狀物和圓形、結核狀集合體出現。石墨具有高度結晶性，并顯示輕碳同位素特征（δ13C幾乎等于-15‰～-21‰）。有時，一些結核狀石墨集合體顯示出較大的同位素分帶，具有較重的立方體形式（可能是在具有δ13C至-3.3‰的金剛石的假像），由向外逐漸變成較輕的薄片（δ13C至-15.2‰）覆蓋。軟流圈來源的熔體起源于橄欖巖和輝石巖的部分熔融（以及熔體-巖石反應），產生殘余熔體，從而形成石墨硫化物礦床。這些殘余熔體濃縮了揮發性成分（主要是CO2和H2O），以及S、As和親銅元素。含石墨（原為金剛石）的石榴子石輝石巖與滲透軟流圈熔體的熔體-巖石反應將碳引入熔體中。富石墨石榴子石輝石巖是通過UHP轉化俯沖進入地幔的富干酪根的地殼物質而形成的。因此，大多數研究中的石墨具有輕（生物）碳特征。局部地，熔體中輕碳與富13C石墨化金剛石的反應（可能由俯沖洋殼中的熱液方解石脈生成）的殘余物與部分熔融物反應形成同位素結核狀的石墨集合體。因而，不能簡單的根據石墨的碳同位素組成認為馬達加斯加Antanisoa石墨礦床就是沉積變質成因的。

4.4 馬達加斯加主剪切帶是幔源流體的通道

Pili等（1997）和Pili等（1999）根據野外和衛星填圖，碳、氧和氫同位素地球化學和重力測量3個獨立的數據集，將馬達加斯加地殼劃分為3個帶：剪切帶外帶、次要剪切帶（長＜140 km和寬7 km）和主剪切帶（長＞350 km，寬20～35 km），主剪切帶根植于地幔，并受地?？刂?。

研究人員抽取碳通量與洋中脊脫氣的數量級相同的地幔來源CO2。一個主剪切帶由于地幔-流體的滲透及其與地殼的相互作用，顯示出豐富的金云母-透輝石-磷灰石-方解石礦化（眾所周知的地幔交代作用的共生組合）。碳酸鹽質巖漿可能聚集在地殼底部的主剪切帶中，可能是CO2上升流以及其他交代劑的來源。地幔/地殼界面流體遷移受構造環境和地熱梯度的控制，證明了交代巖石圈剪切帶的存在，它們是地幔揮發份的通道。這種交代作用是馬達加斯加主要金云母礦床的成因。本文研究的Antanisoa石墨礦床中與石墨共生的云母為金云母，可能指示馬達加斯加石墨礦床的形成與馬達加斯加主要金云母礦床的形成有成因上的聯系。

4.5 石墨的熔體包裹體對成因的約束

由前文所述可知，Antanisoa礦區石墨片巖的淺色鎂電氣石中包裹有石墨、硅酸鹽礦物熔體包裹體。這一現象有2種的可能成因：一是峰期變質形成的淺色鎂電氣石包裹了石墨、硅酸鹽礦物的殘留；二是淺色鎂電氣石是富含揮發份的巖漿結晶的。同一個樣品中既有鎂電氣石，又有金云母，形成它們的鎂有2個可能的來源，一個可能是區域上的白云質大理巖，另一個可能是超鎂鐵質巖漿的鎂。電氣石可以記錄形成過程（Trumbull et al.,2011；Vincent et al.,2011）。結合圖 8可知，Antanisoa礦區石墨片巖的淺色鎂電氣石中的鎂來源于與地幔超鎂鐵巖有關的流體物質。

綜上所述，馬達加斯加石墨礦分布整體受各塊體相互作用的影響，多沿韌性剪切帶分布。多個構造單元分布石墨礦床及廣泛的石墨礦化，說明要么原來構造單元上都有有機質沉積，后經變質成礦，要么是原來分開的構造單元拼合后有一個統一的成礦作用。顯然后一種說法更有說服力。通過對Antanisoa石墨礦床中樣品的鏡下觀察，發現礦石中流體充填現象明顯。雖然Antanisoa石墨礦床中樣品的碳同位素結果顯示石墨碳具有較輕的值，但前人種種研究表明，僅僅根據碳同位素的組成就斷定該區石墨礦床系有機質沉積變質形成顯然不妥。通過對鎂電氣石投圖，發現電氣石中的鎂與地幔超鎂鐵巖有關。結合Pili等（1997）和Pili等（1999）提出的馬達加斯加金云母礦床主要受殼幔界面流體遷移的交代作用影響，而Antanisoa石墨礦床中與石墨共生的云母為金云母，可能一定程度上指示了石墨礦床的形成與主要金云母礦床的形成有成因上的聯系。深達地幔的韌性剪切帶可能為深部流體提供了運移通道及容礦空間。

5 結 論

（1）通過巖相學和礦物化學特征研究，發現馬達加斯加Antanisoa石墨礦床與石墨共生的云母為金云母，形成這些礦物需要外來物質的加入，為Antanisoa石墨礦床的成因探討提供了依據。

（2）Antanisoa石墨礦床中與石墨共生的電氣石為鎂電氣石，與幔源超鎂鐵巖有關。

（3）種種證據表明，馬達加斯加Antanisoa石墨礦床屬于沉積變質成因的觀點似有不妥，更有可能與幔源流體充填有關，有待進一步研究。