岩石地质学十篇

岩石地质学篇1

关键词：锡田岩体；流面构造；长石巨斑晶；共结结构；闪长质包体

0 引言

湖南锡田岩于湘东茶陵县城东25km处，属湖南省茶陵县、江西省井冈山境内。岩体出露面积约238km2，有大小不等的侵入体40多个，岩体侵入于下古生界地层之中，围岩均发生较强的大理岩化、角岩化、矽卡岩化等热接触变质作用，岩体北西侧被白垩纪红层覆盖[1]，空间展布形态呈近南北向的葫芦状（图1），为一个复式岩基。锡田地区大地构造位置上位于南岭中段、扬子板块与华夏板块间的钦—杭结合带中部，茶陵—郴州深大断裂东侧（图1）。国土资源大调查以来，锡田岩体找矿成果突出，已探明钨、锡资源量32万吨，具有巨大的找矿潜力[2]，因此对锡田岩体岩石学结构、构造方面的研究，探讨其岩体成因、富矿岩石等信息具有重要意义。

1 锡田岩体的侵入接触特征、流线构造

锡田岩体牛皮垅处花岗岩与围岩呈“假整合”侵入接触，其侵入接触面与围岩的变余层产状基本相同（图2 a），均为（190°∠40°）；在侵入接触的内接触带，可见岩浆侵位形成的冷凝边，冷凝边在岩体的不同部位宽窄不一，从几厘米到十几厘米不等，岩性为二长花岗岩，呈细粒花岗结构（岩体边部的主体岩性为中粗粒花岗结构），含少量长石斑晶，在岩体内接触带，偶见岩体侵位时捕获的围岩碎块；在岩体侵入接触的外接触带，热接触变质明显，变质带宽200—1000m不等，有角岩化、大理岩化等；在近岩基的热接触变质带，广泛发育有侵位诱发的边缘向斜构造， 边缘向斜是岩基侵位在围岩中形成的具特色的褶皱构造之一，其规模大小不一。

岩体边部的中粗粒斑状黑云母二长花岗岩发育流面构造（图2 b），流面产状（160°∠35°），可见自形板状斜长石斑晶（图3 a）、扁平椭圆状捕掳体（图3 b）长轴呈平行排列。流面上的斑晶斜长石、钾长石为自形晶，无塑性变形；基质斜长石、钾长石、黑云母及石英为岩浆结晶矿物，呈中粗粒花岗结构，未见重结晶。据王涛（1990）将花岗岩中发育的流面构造划分为岩浆流动形成和构造作用形成两种。锡田岩体围岩接触面产状和流面产状基本一致，花岗岩组成矿物未见构造变形，因而流面构造为岩浆流动过程中形成，而非构造成因，而斜长石斑晶、扁平捕虏体的定向方位指示了岩浆侵位时的流动方向。

岩体边部的流面构造（矿物长轴方向）与岩体侵入接触界线倾向产状趋于一致，在岩体内接触带中发育冷凝边及可见围岩碎块，岩体外接触带变质特征明显，而且发育边缘向斜构造，表明锡田岩体以膨胀方式扩展侵位空间的主动侵位特征。

2 钾长石、斜长石巨斑晶

锡田岩体主体岩性中粗粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγT3b）中发育含10%左右的钾长石巨斑晶[据路风香（2002），粒径大于1cm的矿物，可称巨晶]，巨斑晶（如图4 a）呈半自形宽板状，大小不等，一般4×6cm，个别更大，且分布不均匀。钾长石巨斑晶的新鲜断面上，可见环带结构和卡氏双晶，巨斑晶中包裹有斜长石、石英、黑云母等细粒矿物，包裹矿物呈同心环状排列，显示出环带特征；斑晶边缘凹凸不平，呈齿状轮廓，且有大量的石英、黑云母出现。钾长石巨斑晶中出现简单双晶、环带结构，斜长石、黑云母包裹体，因而钾长石巨晶是岩浆成因的[3—4]。钾长石巨晶的形成是岩体侵位后，首先结晶出斜长石、黑云母、石英等矿物，其后钾长石开始成核结晶[5]。在钾长石结晶的过程中，环境振荡、早结晶的矿物不断的迁移，正在结晶的钾长石捕获了这些迁移的矿物，因而在晶体内形成斜长石、黑云母等矿物包裹体。钾长石巨斑晶中呈环带状分布的包裹体，标志着结晶条件的改变，是温压变化的转换界面[3]。

中细粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγT3c）中含8 %左右的斜长石巨斑晶，巨斑晶呈长条状、自形板状，大小2×5cm，大者到3×10cm，在岩石中呈不均匀分布；斜长石巨斑晶中环带结构发育，环带清晰，巨斑晶与基质的接触界线平直（如图4b），表明斜长石巨晶与基质为同时结晶[6]。此时的温压条件及岩浆组分，对斜长石的快速生长极其有利，这时结晶出来的刚性晶体，在熔体中处于一种似悬浮状态[7]，晶体之间没有相互挤压及塑性变形 ，生长空间也相对充足，因而形成自形板状的斜长石巨晶。

斜长石、钾长石巨斑晶环带结构的发育，是晶体在不同温度和压力交互作用下，其生长的过程中不断地与环境（熔体）发生能量和物质交换，通过能量耗散、成分变化过程形成一种宏观时空有规律的结构[8—9]。因此，钾长石、斜长石巨晶的形成环境，是温压条件不断变化的振荡的环境中结晶而成。

3 共结结构

锡田岩体潭前处中粗粒斑状黑云母二长花岗岩呈共结结构（图5a），斑晶钾长石呈半自形—他形板状，大小3×6cm左右；石英斑晶呈他形粒状，大小1cm左右，石英斑晶嵌生在钾长石斑晶边部及其中。表明岩浆冷却时，结晶路线直达共结点，钾长石和石英同时结晶而交生在一起[6]。

然而，在斑晶周围，分布中粗粒的斜长石、黑云母及石英粒（图5b），这些矿物充填于斑晶的裂隙中，可见结晶时间明显晚于斑晶，说明中粗粒斑状黑云母二长花岗岩是两阶段结晶的产物。

4 闪长质包体及钾长石聚斑团块

锡田岩体中细粒斑状黑云母二长花岗岩中广泛发育暗色闪长质包体（图6a），包体呈微细粒结构，矿物的粒径在0.3—1.2mm间，由斜长石（60%—70%）、黑云母（约15%—25%）、石英（约10%—20%）、少量的钾长石组成，含有副矿物锆石、磷灰石等。斜长石呈半自形板状，黑云母呈半自形板片状，石英呈它形粒状充填于斜长石、黑云母的间隙，副矿物磷灰石呈针状，长宽比可达1：30。获得闪长质包体及其寄主花岗岩的LA—ICP—MS锆石U-Pb年龄分别为（145.09±0.63）Ma、（150.04±0.52）Ma（年龄数据在中国地质待刊），表明闪长质包体和寄主花岗岩形成于晚侏罗世。闪长质包体中发育淬冷边，反向脉及钾长石、斜长石捕获晶；淬冷边宽5—10mm，颜色较包体深，呈微细粒结构或玻璃质；闪长质包体中反向脉呈细脉状，偶尔可见；钾长石、斜长石捕获晶有的位于包体与寄主岩石的接触边界上，有的部分挤入包体，部分留在寄主岩石中，有的则完全被包体捕获。上述特征表明，闪长质包体是岩浆混合成因的。

岩石中局部可见钾长石聚斑团块（图6 b），大小在十几厘米到几十厘米不等。团块有两种，一种是由暗色包体和钾长石斑晶组成，钾长石斑晶以包体为中心在其边缘聚集；另一种仅由钾长石斑晶聚集而成。上述两种团块的钾长石巨晶间隙中均充填中粗粒的斜长石、石英、黑云母等矿物。一般而言，钾长石聚晶团块常与暗色包体共生，呈正相关关系，但也有不相关的情况[10]。聚斑团块与暗色包体的共生关系，可能是由于巨斑晶在岩浆里运移过程中， 遇到呈固态的暗色包体受阻而聚集所致[3]。另外，岩浆在运移的过程中，岩浆的流动速度、斑晶的大小的差异，也能导致局部斑晶的聚集，呈现不均一分布。

5 主要的地质意义

（1）锡田岩体内接触带及其边缘发育流面、流线构造，内接触带中可见围岩碎块以及外接触带热接触变质特征和发育边缘向斜构造，表明锡田岩体以膨胀方式扩展侵位空间的主动侵位特征。

（2）锡田岩体中发育斜长石、钾长石巨斑晶，并且斑晶中环带、矿物包裹体发育，表明巨斑晶是温压条件不断变化、振荡的环境中结晶而成；而在共结结构的花岗岩中，清晰可见两个时代的结晶矿物，表明锡田岩体是多阶段侵位的花岗岩体，陈迪等（2013）获得锡田岩体锆石U—Pb 年龄230.4±2.3Ma、215.7±3.3Ma、151.6±2.8Ma、141.6±4.1Ma也表明锡田岩体是多阶段侵位的花岗岩。

（3）锡田岩体中的闪长质包体具有淬冷边、反向脉，含有捕获晶钾长石、斜长石以及发育针状磷灰石，表明闪长质包体是岩浆混合成因的；而钾长石聚斑团块的发育表明，基性岩浆注入酸性岩浆过程中发生岩浆混合作用，快速冷凝的基性岩浆在运移的过程中受到熔体中钾长石的阻力而聚结成团块。

参考文献：

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[6] 路凤香， 桑隆康， 邬金华， 等. 岩石学[M]. 地质出版社. 2002。

[7] 王涛， 刘先文. 花岗质岩石中岩浆面理和构造面理鉴别标准的评述[J]. 世界地质，1990 （4） ： 188-194.

[8] 何安明. 斜长石环带结构成因机理研究[J]. 西安地质学院学报.

[9] 何安明. 斜长石环带结构与相干结构[J]. 西安地质学院学报，1989（11）.

岩石地质学篇2

关键词：兴和岩群 麻粒岩相 变质作用 PTt轨迹

1. 区域地质概况

内蒙古中部大青山地区是华北地块北缘前寒武纪变质结晶基底岩系出露区之一，到目前为止最古老的地质体为古太古界兴和岩群，其建组剖面位于内蒙古乌兰察布市兴和县。西乌兰不浪地区的兴和岩群二十世纪70年代1∶20万区域地质调查时称其为古太古界五台群，1987年《内蒙古地层表》称其为古太古界集宁群，李树勋等（1986） 认为其相当于色尔腾山岩群的高级变质岩系。同时，部分学者认为大量产出的麻粒岩、片麻岩系形成于太古代。之后，随着1∶5万及1∶25万区调的开展，对原地质体进行了系统解体，充分利用同位素年代学、岩石学、岩石化学、地球化学等手段，厘定出多个古太古界兴和岩群地块，本文所讨论的兴和岩群就是其中一部分。陶继雄等（2002）在召河庙北角闪斜长片麻岩中获锆石207Pb/206Pb表面年龄3049±1.4Ma，从而确定兴和岩群的形成年龄应为3049Ma，说明华北古陆块中存在着3000Ma的初始地壳。该兴和岩群的确立，为研究整个华北地台初始陆核的形成及地壳演化有着重要的地质意义。

2. 变质岩石组合

内蒙古中部的高级变质岩系是指武川县西乌兰不浪一带，经受了角闪岩相至麻粒岩相变质的太古宙岩石。由于太古宙强烈的深融作用和侵入岩的侵入，其原始地层层序已荡然无存，内部不同岩性间呈无序叠合分布，顶底不清，层内构造减薄、拉伸等变形构造十分发育。特别是由于受不均一的重熔作用（混合岩化），露头尺度上表现为残留体。总体特征是垂直岩体走向上麻粒岩、片麻岩、石英等岩石类型交替出现，成分层转换面与岩石内部透入性片麻理显示出平行一致。

2.1 二辉麻粒岩

测区二辉麻粒岩属兴和岩群的主要组成部分，其次为乌兰不浪基性岩墙，前者多数薄层状与斜长麻粒岩、长英质麻粒岩呈不规则韵律产出，或是夹层产于斜长麻粒岩和长英质麻粒岩之中。岩石变形强烈，片麻状构造十分发育，多数为暗色矿物定向排列而成，并形成十分复杂的层内剪切褶皱。后者呈岩墙沿兴和岩群片麻理北西向分布。

二辉麻粒岩的主要变质矿物共生组合为：紫苏辉石+透辉石+斜长石；石榴石+紫苏辉石+透辉石+普通辉石+斜长石±石英；紫苏辉石+透辉石+角闪石+斜长石±石英；紫苏辉石+透辉石+角闪石+黑云母±石英。

二辉麻粒岩的主要变质矿物反应：紫苏辉石+透辉石+斜长石角闪石+斜长石。角闪石+斜长石紫苏辉石+透辉石+斜长石；斜方辉石+单斜辉石石榴石+角闪石+石英。

斜长麻粒岩类

属于二辉麻粒岩与长英质麻粒岩的过渡岩系。在兴和岩群和狼牙山片麻岩中分布，兴和岩群中的斜长麻粒岩与薄层二辉麻粒岩和长英质粒状岩石呈韵律产出的现象。而狼牙山片麻岩中的斜长麻粒岩与长英质麻粒岩呈渐变关系。

斜长麻粒岩的主要变质矿物共生组合为：

紫苏辉石+石榴石+黑云母+斜长石+磁铁矿+石英；紫苏辉石+透辉石+角闪石+斜长石+钾长石+磁铁矿±石英；角闪石+紫苏辉石+透辉石+条纹长石+斜长石+磁铁矿±石英；黑云母+石榴石+紫苏辉石+斜长石±石英；石榴石+紫苏辉石+透辉石+斜长石+黑云母±石英等。

斜长麻粒岩变质矿物的转变（变质反应）为：透辉石+斜长石+紫苏辉石黑云母+角闪石+斜长石+石英；斜长石+石英+黑云母（黄褐色）+紫苏辉石+石榴石角闪石+黑云母（绿色）+石英（1P15b2）；紫苏辉石+斜长石+石英微斜长石+黑云母（褐色）+石英（1P15b1）；紫苏辉石+斜长石+黑云母+石英次闪石+绿泥石+石英（1P15b33）；石榴石+斜长石+角闪石紫苏辉石+斜长石+石英。

本区的长英质麻粒岩有两种类型，其一为具块状构造的长英质麻粒岩，在露头尺度均显示出侵入体的特征；而另一种长英质麻粒岩（兴和岩群）具有薄层状构造，与斜长麻粒岩呈互层产出，局部夹有二辉麻粒岩和榴英岩。

2.2 透辉石岩―斜长角闪石类

岩石类型为角闪透辉斜长角闪岩、石榴透辉斜长角闪岩、含黑云斜长角闪岩和角闪透辉石岩，呈“夹层”状产出。在兴和岩群和乌拉山岩群中村空山片麻岩中均有分布。

斜长角闪岩及透辉石岩主要变质矿物共生组合为：石榴石+透辉石+斜长石；斜长石+角闪石+透辉石+石榴石；透辉石+角闪石+石榴石±黑云母；斜长石+角闪石+斜长石等。

斜长角闪岩及透辉石岩变质矿物的转变（变质反应）：斜长石+角闪石+透辉石+石榴石钠黝帘石+绿帘石+绿泥石；透辉石+斜长石±石英绿帘石+绿泥石+更长石+石英。

2.3 角闪斜长片麻岩――黑云斜长片麻岩类

该类型岩石分布比较广泛，在兴和岩群和乌拉山岩群及村空山片麻岩中均有分布。主要岩石类型为榴石黑云斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩。斜长片麻岩系主要为角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪片麻岩、透辉斜长片麻岩和含榴石角闪紫苏斜长片麻岩。该类岩石在兴和岩群和乌拉山岩群中呈薄层状与其它岩系互层产出。

角闪透辉斜长片麻岩：在兴和岩群中，岩石呈灰白色，柱粒状变晶结构，片麻状构造。岩石由变晶粒状斜长石、透辉石、角闪石组成，偶见石榴石。矿物粒度多在0.5mm―1.0mm之间，2.0mm者少量。晶体间紧密相嵌，接触界线较规则。斜长石含量40%，具绿泥石化；角闪石含量25%，新鲜无蚀变；透辉石含量35%，普遍发生次闪石化，被兰绿色长柱状、针状阳起石交代。暗色矿物呈集合体断续定向排列，形成片麻状构造。

2.4 榴云片麻岩类

榴云斜长片麻岩的条带状、片麻状构造发育最普遍。长英质组份和相对富集的暗色组份之间条带相间，界线清楚―渐变，条带宽度不等，一般1cm―2cm左右。长英质条带普遍发育，是岩石部份深融所致，形成条带状混合岩。由于混合岩化程度不同，出现黑云斜长混合片麻岩―条带状混合岩―混合岩化黑云斜长片麻岩的一系列过渡类型。

含硅线黑云斜长片麻岩：岩石（乌拉山岩群）呈灰白色，柱粒状变晶结构，片麻状构造,由斜长石、石英及少量黑云母、硅线石和次生绿帘石等组成。共生矿物为Sl+Pl+Q。斜长石呈变晶粒状，粒径为0.3mm―1.0mm，表面污浊晶体及颗粒界线模糊，强烈钠黝帘石化；石英呈透镜状，变形强，亚颗粒结构发育，具强烈波状消光现象，集合体粒径多在1.0mm―5.0mm之间定向排列；黑云母部分呈残留体，强烈绿泥生化，部分转变为束状硅线石。

2.5 长英质粒状岩类

包括石英岩、浅粒岩和变粒岩，广泛分布于乌拉山岩群和兴岩群中。石英岩类：多呈现层状、透镜状产出，有长石石英岩，榴石石英岩、长石石英岩、磁铁石英岩等。

3. 变质作用

通过对本区兴和岩群麻粒岩中变质共生矿物的研究 ，确定了兴和岩群的主期变质作用经历了4个阶段。

本区未受后期变形变质叠加改造的地区，基性麻粒岩一般呈中细粒结构，各种矿物边界呈三连式接触，表明彼此为平衡共生。峰期阶段常见的矿物组合为Hy+Di+Pl+Gt和Hy+Di+Hb+Pl，次要矿物组合有Di+Gt+Pl+Q，Di+Hy+Pl+Q，Hy+Gt+Bi+Pl+Q等。紫苏辉石、透辉石和斜长石普遍存在，是麻粒岩相变质作用的代表。

在兴和岩群少量基性麻粒岩中的紫苏辉石偶见有褐绿色角闪石和斜长石被包裹体（图版1），既微粒紫苏辉石与蠕虫状斜长石及少许透辉石构成后成合晶，为一个典型的近变质反映结构，其变质反应为石榴石+斜长石+角闪石紫苏辉石+斜长石+石英，暗示在紫苏辉石之前有角闪石斜长石组合存在，是早阶段角闪岩相变质的产物。

在兴和岩群中的二辉麻粒岩出现环边状石榴石围绕紫苏辉石分布，形成反应环边结构。其变质反应为：紫苏辉石+斜长石透辉石+石榴石（+石英）,这是近等压冷却的代表性反应。

角闪石取代辉石的变质反应是区域上存在的普遍现象，如角闪石代替辉石，辉石细粒化形成辉石链并被部分被角闪石取代，新生角闪石具有良好的优选方位，与辉石链平行。此外，区域上普遍存在一次明显的变形，即片麻理构造与辉石链平行或斜交。角闪石发育的各个阶段均有大量的证据，从辉石边部被细粒角闪石围绕，到被角闪石大部分取代，辉石呈残留体被角闪石包裹，以致于辉石基本消失，矿物一系列的转变过程非常明显。有的紫苏辉石退变为次闪石和阳起石，形成反应边结构。

3.1 兴和岩群变质温度和压力的估算

结合区域地质调查大量的矿物对温压计资料，对兴和岩群不同变质阶段的温度和压力进行了计算,其结果如下：

3.1.1 早期变质条件

依据角闪石+斜长石共生矿物和角闪岩相的标准温压条件，推断兴和岩群早期角闪岩相变质阶段的温度为700℃―800℃，压力为0.8Gpa左右。

3.1.2 麻粒岩相变质阶段的温度计算

该阶段矿物组合以二辉石代替角闪石为特征，根据高级区麻粒岩相岩石中矿物的共生组合特点。对兴和岩群中的变质峰期的共生矿物单斜辉石、斜方辉石进行了电子探针分析（表1、表2、表3），利用二辉石地质温度计计算出该阶段的温度压力（表4）。

结果表明兴和岩群峰期变质的温度在836.273―1085.27℃之间，压力在1.198―1.326Gpa之间。

3.1.3 近等压阶段冷却的温度

石榴石和斜方辉石、单斜辉石温度计：兴和岩群中近等压冷却阶段形成矿物对为紫苏辉石边部的石榴石―单斜辉石。

用石榴石―斜方辉石温度计对环紫苏辉石边部的石榴石和斜方辉石样品B7699-4进行了计算，结果见表5：

用石榴石--单斜辉石温度计对环紫苏辉石边部的石榴石和单斜辉石样品B7699-4进行计算，结果见表6。

3.1.4 角闪石+斜长石温度计

角闪石取代辉石的变质反应，采用（лерчук，1966）共存角闪石―斜长石的Ca分配等温线图，求本区角闪石―斜长石共生矿物对的变质温度。结果是石榴角闪二辉麻粒岩与紫苏辉石边部生长的角闪石―斜长石变质温度为870OC（见图2）。

3.2 PTt轨迹及动力学特征

以上四个阶段不同世代矿物共生计算和变质反应推测的P―T条件，按先后顺序排列1―4个温度压力点，连成一个逆时针演进的变质作用PTt轨迹图(图3)。从图上可以看出兴和岩群主期变质、不同变质阶段的温度集中分布在600―900℃之间；压力变化区间在0.8―1.1Gpa之间。

3.2.1 峰期前变质阶段

该阶段的岩石学标志为紫苏辉石和透辉石环绕角闪石、斜长石分布，显示属于高角闪岩相的变质矿物组合。表明沉积的上壳岩当时已进入了深度超过25―30Km的下地壳，与太古宙地壳中普遍高热流值相比较，此值显示低异常，近地表成因的上壳岩进入了如此深度，是较强烈的构造加厚和同时引起的地壳热扰动，使地温梯度呈低异常。由于本区峰期前存在构造变动为大规模平卧皱褶作用，是地壳加厚的根本原因，也是峰期前变质的热动力条件［1］。

3.2.2 峰期变质阶段

峰期阶段典型矿物组合为紫苏辉石+透辉石+角闪石+石榴石+斜长石+石英，是兴和岩群主要矿物组合，该岩系PTt轨迹显示出由峰期前变质阶段到峰期变质阶段为增温增压的过程，是强烈的构造变动和区域性高热流共同作用的结果，使兴和岩群岩石变质为麻粒岩相的岩石。

3.2.3 近等压冷却阶段

其矿物转变为环紫苏辉石边部新生成石榴石和透辉石。区域地质和岩石学研究，结合同位素地球化学研究表明，该阶段变质温压条件与区域性重熔事件关系密切［2］。

结合卢良兆等对该地区的研究,本区兴和岩群在该阶段的变质温度为737-856°、压力为1.09Gpa，因此,具备了发生深熔作用的条件。大量矿物转化证据从岩理学角度证实本区深熔作用的存在，岩石中分布两个世代的石榴石，早阶段的石榴石与紫苏辉石和透辉石共生；晚阶段形成的石榴石，在榴石混合花岗岩中的粒度、形态、消光性和化学成分方面与残留体麻粒岩中的石榴石不同,这点表明榴石混合花岗岩中的石榴石不是岩浆直接结晶所成,而是来源于变质岩中的矿物相,花岗岩中石榴石含量则较残留体榴石二辉麻粒岩中石榴石多的多,且多呈粗大巨晶,使岩石呈现出特殊的斑杂状构造,表明它们在深熔过程中是不断增大和聚集［3］。

3.2.4 峰期后降温降压阶段

这阶段开始的主要标志是PTt向下，显示出降温和降压的特点。麻粒岩中的各种辉石转变为角闪岩相的黄绿色角闪石，表明地壳上升的迹象。这阶段温度较大幅度降低主要反映上地幔释放的热流减弱，是地壳减薄的动力学过程［4］。

通过上述兴和岩群麻粒岩变质PTt轨迹的研究，表明构造环境类似碰撞造山带，既上壳岩由于本身的构造堆垛及相邻地体的仰冲掩覆而进入下部地壳，它们先经历了增温增压的过程；变质峰期后出现的短暂的近等压冷却的变质阶段与区域性重熔事件关系密切；峰期后降温降压阶段，代表地壳减薄的构造环境的温压条件。

参考文献：

[1] 卢良兆.徐学纯.董永胜.中朝克拉通北部早前寒武纪变质作用演化的三种主要样式及其地质动力[J].高校地质学报，1998.Vol.4(1).

[2] 卢良兆.内蒙集宁地区太古宙麻粒岩相变质作用的PTt轨迹及其大地构造意义[J].岩石学学报，1991.4.

岩石地质学篇3

关健词：兴和岩群 PTt轨迹 等压冷却 麻粒岩相 角闪岩相

1. 区域地质特征

内蒙古中北部太古宙岩石――构造单位主要分布在武川县――固阳县一带，此外在包头东部大青山也有出露[1]。其中兴和岩群是内蒙古中部出露的比较广泛的太古界变质地层单位，其建群剖面位于兴和县一带，该岩系由李璞在1964年命名为集宁岩群，1991年内蒙古自治区区调队董启贤将集宁岩群分为上集宁岩群和下集宁岩群，而内蒙古自治区区调队沈鸿章将下集宁岩群称为兴和岩群。1995年由王楫、陆松年将本区该套地层与集宁地区的兴和岩群相对比，称为兴和岩群。多年来，许多地质学家对其进行了详细的研究，分别对其中的麻粒岩相变质岩系进行了划分和区域对比[2]，探讨了麻粒岩相变质作用和变形事件的关系，取得了重大突破[3]。作者有幸在大青山北进行1：25万区域地质调查，对分布与本区的兴和岩群进行较详细研究，在兴和岩群的变质PTt轨迹研究上取得了一些认识，以供参考。

兴和岩群岩石组合经历了强烈的变形变质作用，内部已丧失了岩石地层的层序特征，是无序的。岩性主要为石榴黑云紫苏斜长麻粒岩、黑云斜长片麻岩、石榴二辉斜长麻粒岩、角闪透辉斜长片麻岩、角闪透辉石岩、含铁石榴石英岩、长英麻粒岩等。

斜长麻粒岩变质矿物的转变（变质反应）：透辉石+斜长石+紫苏辉石 ■ 黑云母+角闪石+斜长石+石英；斜长石+石英+黑云母（黄褐色）+紫苏辉石+石榴石■角闪石+黑云母（绿色）+石英（1P15b2）；紫苏辉石+斜长石+石英■微斜长石+黑云母（褐色）+石英（1P15b1）；紫苏辉石+斜长石+黑云母+石英 ■次闪石+绿泥石+石英（1P15b33）；石榴石+斜长石+角闪石■紫苏辉石+斜长石+石英。

长英质麻粒岩共生矿物组合：紫苏辉石+斜长石+石英；紫苏辉石+石榴石+黑云母+石英；紫苏辉石+角闪石+黑云

2. 兴和岩群变质岩石矿物的共生和转变

区内早前寒武纪变质杂岩具有不同类型的变质源岩，经历了十分复杂的变质作用过程，同时又伴有动力变质和接触变质作用，形成了十分复杂的变质岩类型。对于包括工作区在内的包头――白云鄂博一带的早前寒武纪变质岩的变质作用特征的研究，前人已经作了大量的工作，取得大量的成果，普遍承认这一地区的高级变质杂岩经历了高角闪岩相――麻粒岩相的变质作用。

2.1区内高级变质岩的矿物共生组合

区内兴和岩群和狼牙山紫苏花岗质片麻岩所显示的矿物组合特征十分复杂，但紫苏辉石的普遍存在表明区内兴和岩群和紫苏花岗质片麻岩经历了麻粒岩相变质的变质作用，同时，区内岩石又显示出角闪岩相变质作用的组合，还有绿片岩相变质作用的组合。这些些特征是对区域麻粒岩相变质的不同阶段和后期变质作用对岩体的改造的体现，说明了区内变质作用的复杂性。

变质作用的标志和特征

（1）麻粒岩相变质作用的标志和特征

下列矿物组合可以说明区内兴和岩群和乌拉山岩群中遭受到麻粒岩相的变质：

①石榴石+紫苏辉石+单斜辉石+斜长石±红褐色普通角闪石（石榴二辉暗色麻粒岩）

②紫苏辉石+单斜辉石+斜长石±红褐色普通角闪石（角闪二辉暗色麻粒岩）

③石榴石+紫苏辉石+单斜辉石+红棕色黑云母+斜长石±条纹长石+石英（石榴黑云二辉中色麻粒岩）

④紫苏辉石+单斜辉石+红棕色黑云母+斜长石±条纹长石+石英（黑云二中色麻粒岩、紫苏花岗质片麻岩）

⑤透辉石＋石榴石＋斜长石＋石英（石榴透辉石岩）

⑥石榴石+紫苏辉石+红棕色黑云母+斜长石±条纹长石+石英（石榴紫苏黑云片麻岩）

这些组合大部分产于大青山幅内兴和岩群暗色麻粒岩岩组、中色麻粒岩岩组及紫苏石英闪长质和部分紫苏花岗质片麻岩中，说明了本区变质岩经历了麻粒岩相变质作用，而麻粒岩中石榴石的广泛存在存在意味着本区变质作用的可能压力较高。

（2）角闪岩相变质作用的标志和特征

下列矿物组合可以说明区内兴和岩群和狼牙山片麻岩中遭受到了角闪岩相变质作用的影响：

①单斜辉石+斜长石+褐色角闪石（角闪斜长透辉岩、透辉斜长角闪岩）

②褐色角闪石+斜长石（斜长角闪岩）

③褐色角闪石+斜长石+石英（角闪斜长片麻岩）

这些组合中，主要产于兴和岩群石榴石英岩岩组、暗色麻粒岩岩组中，是一套角闪岩相（高角闪岩相）变质作用的矿物组合。

（3）绿片岩相变质的标志和特征

绿片岩相变质的标志是岩石中出现绿色角闪石+斜长石组合，表现为褐色角闪石、单斜辉石、石榴石退变为绿色角闪石而保留残余核。这一绿片岩相变质组合是后期变质作用叠加的结果。

2.2兴和岩群变质岩石矿物的转变

通过对本区兴和岩群麻粒岩中变质共生矿物的研究 ，确定了兴和岩群的主期变

质作用经历了4个阶段。

本区未受后期变形变质叠加改造的地区，基性麻粒岩一般呈中细粒结构，各种矿物边界呈三连式接触，表明彼此为平衡共生。峰期阶段常见的矿物组合为Hy+Di+Pl+Gt和Hy+Di+Hb+Pl，次要矿物组合有Di+Gt+Pl+Q，Di+Hy+Pl+Q，Hy+Gt+Bi+Pl+Q等。紫苏辉石、透辉石和斜长石普遍存在，是麻粒岩相变质作用的代表。

在兴和岩群少量基性麻粒岩中的紫苏辉石偶见有褐绿色角闪石和斜长石被包裹体（图版1），既微粒紫苏辉石与蠕虫状斜长石及少许透辉石构成后成合晶，为一个典型的近变质反映结构，其变质反应为石榴石+斜长石+角闪石■紫苏辉石+斜长石+石英，暗示在紫苏辉石之前有角闪石斜长石组合存在，是早阶段角闪岩相变质的产物。

在兴和岩群中的二辉麻粒岩出现环边状石榴石围绕紫苏辉石分布，形成反应环边结构（图版2）。其变质反应为：紫苏辉石+斜长石透辉石+石榴石（+石英）。这是近等压冷却的代表性反应。

角闪石取代辉石的变质反应是区域上存在的普遍现象，如角闪石代替辉石，辉石细粒化形成辉石链并被部分被角闪石取代（图版3），新生角闪石具有良好的优选方位，与辉石链平行。此外，区域上普遍存在一次明显的变形，即片麻理构造与辉石链平行或斜交。角闪石发育的各个阶段均有大量的证据，从辉石边部被细粒角闪石围绕，到被角闪石大部分取代，辉石呈残留体被角闪石包裹，以致于辉石基本消失，矿物一系列的转变过程非常明显。有的紫苏辉石退变为次闪石和阳起石，形成反应边结构。

3．兴和岩群变质温度和压力的估算

结合区域地质调查大量的矿物对温压计资料，对兴和岩群不同变质阶段的温度和压力进行了计算。其结果如下：

3.1早期变质条件

依据角闪石+斜长石共生矿物和角闪岩相的标准温压条件，推断兴和岩群早期角闪岩相变质阶段的温度为700 ℃――800℃，压力为0.8 Gpa左右。

3.2麻粒岩相变质阶段的温度计算

该阶段矿物组合以二辉石代替角闪石为特征，根据高级区麻粒岩相岩石中矿物的共生组合特点。对兴和岩群中的变质峰期的共生矿物单斜辉石、斜方辉石进行了电子探针分析（表1、表2、表3 ），利用二辉石地质温度计计算出该阶段的温度压力（表4）。

结果表明兴和岩群峰期变质的温度在836.273――1085.27℃之间，压力在1.198――1.326Gpa之间。

3.3 近等压阶段冷却的温度

石榴石和斜方辉石、单斜辉石温度计：兴和岩群中近等压冷却阶段形成矿物对为紫苏辉石边部的石榴石――单斜辉石。

用石榴石――斜方辉石温度计对环紫苏辉石边部的石榴石和斜方辉石样品B7699-4进行了计算，结果见表5。

注：Sen，S.K &BhOteacharga.A，1984，计算公式：

用石榴石――单斜辉石温度计对环紫苏辉石边部的石榴石和单斜辉石样品母+B7699-4进行计算，结果见表6。

注：（1）Eills.D.J & Greeh.D.H 1979，计算公式：

能够代表近等压冷却阶段的温压条件为温度为800―1032OC，压力为1.099Gpa。

3.4 角闪石+斜长石温度计

角闪石取代辉石的变质反应，采用（лерчук，1966）共存角闪石――斜长石的Ca分配等温线图，求本区角闪石――斜长石共生矿物对的变质温度。结果是石榴角闪二辉麻粒岩与紫苏辉石边部生长的角闪石――斜长石变质温度为870OC（见图1）。

4. PTt轨迹及动力学特征

以上四个阶段不同世代矿物共生计算和变质反应推测的P―T条件，按先后顺序排列1―4个温度压力点，连成一个逆时针演进的变质作用PTt轨迹图(图2)。从图上可以看出兴和岩群主期变质、不同变质阶段的温度集中分布在600―900OC之间；压力变化区间在0.8―1.1Gpa之间。

4.1 峰期前变质阶段

该阶段的岩石学标志为紫苏辉石和透辉石环绕角闪石、斜长石的分布，显示属于高角闪岩相的变质矿物组合。表明沉积的上壳岩当时已进入了深度超过25―30Km的下地壳，与太古宙地壳中普遍高热流值相比较，此值显示低异常，近地表成因的上壳岩进入了如此深度，是较强烈的构造加厚和同时引起的地壳热扰动，使地温梯度呈低异常。由于本区峰期前存在构造变动为大规模平卧皱褶作用，是地壳加厚的根本原因，也是峰期前变质的热动力条件[4]。

4.2 峰期变质阶段

峰期阶段典型矿物组合为紫苏辉石+透辉石+角闪石+石榴石+斜长石+石英，是兴和岩群主要矿物组合，该岩系PTt轨迹显示出由峰期前变质阶段到峰期变质阶段为增温增压的过程。是强烈的构造变动和区域性高热流共同作用的结果。使兴和岩群岩石变质为麻粒岩相的岩石。

4.3近等压冷却阶段

其矿物转变为环紫苏辉石边部新生成石榴石和透辉石。区域地质和岩石学研究，结合同位素地球化学研究表明，该阶段变质温压条件与区域性重熔事件关系密切[5]。

结合卢良兆等对该地区的研究,本区兴和岩群在该阶段的变质温度为737-856°、压力为1.09Gpa，因此,具备了发生深熔作用的条件。大量矿物转化证据从岩理学角度证实本区深熔作用的存在，岩石中分布两个世代的石榴石，早阶段的石榴石与紫苏辉石和透辉石共生；晚阶段形成的石榴石，在榴石混合花岗岩中的粒度、形态、消光性和化学成分方面与残留体麻粒岩中的石榴石不同, 这点表明榴石混合花岗岩中的石榴石不是岩浆直接结晶所成,而是来源于变质岩中的矿物相,花岗岩中石榴石含量则较残留体榴石二辉麻粒岩中石榴石多的多,且多呈粗大巨晶,使岩石呈现出特殊的斑杂状构造,表明它们在深熔过程中是不断增大和聚集[6]。

4.4 峰期后降温降压阶段

这阶段开始的主要标志是PTt向下，显示出降温和降压的特点。麻粒岩中的各种辉石转变为角闪岩相的黄绿色角闪石。表明地壳上升的迹象。这阶段温度较大幅度降低主要反映上地幔释放的热流减弱，是地壳减薄的动力学过程[7]。

通过上述兴和岩群麻粒岩变质PTt轨迹的研究，表明构造环境类似碰撞造山带，既上壳岩由于本身的构造堆垛及相邻地体的仰冲掩覆而进入下部地壳，它们先经历了增温增压的过程；变质峰期后出现的短暂的近等压冷却的变质阶段与区域性重熔事件关系密切；峰期后降温降压阶段，代表地壳减薄的构造环境的温压条件。斜长石+石英；紫苏辉石+斜长石+钾长石+石英等。

参考文献：

[1] 卢良兆.靳是琴.徐学纯.刘福来.内蒙东南部早前寒武纪孔兹岩系成因及含矿性[M].长春:吉林科学技术出版社,1992.1－46.

[2] 卢良兆.徐学纯.刘福来.中国北方早前寒武纪孔兹岩系[M].长春:长春出社,1996.1-69.3.1989,126:215-247.4

[3] 刘喜山.金巍.李树雄.内蒙古中部早元古代造山事件中麻粒岩相低压变质作用[J].地质学报,1992,66(3):244-256.

[4] 卢良兆.徐学纯.董永胜.中朝克拉通北部早前寒武纪变质作用演化的三种主要样式及其地质动力[J].高校地质学报, 1998, Vol.4(1).

[5] 卢良兆.内蒙集宁地区太古宙麻粒岩相变质作用的PTt轨迹及其大地构造意义[J].岩石学学报.1991,4

岩石地质学篇4

关键词：浅成侵入体；岩脉；地球化学；岩石成因；构造环境；金矿；古生代；祁连山

中图分类号：P588文献标志码：A

Geochemical Characteristics of Intermediateacid Hypabyssal Intrusions

and Dykes in Danghenanshan Area of South Qilian and

Its Implications on the Gold Mineralization

DAI Shuang1，2， LIU Bo1，2， YAN Ningyun1， ZHANG Xiang1，2，3， JIN Zhipeng4， MENG Zhen4，

YANG Huaiyu4， WU Zhijiang4， BAI Bin4， ZHANG Lili1，2， PENG Dongxiang1，2

（1. College of Earth and Environmental Sciences， Lanzhou University， Lanzhou 730000， Gansu， China；

2. Key Laboratory of Western Chinas Environmental Systems of Ministry of Education， Lanzhou University，

Lanzhou 730000， Gansu， China； 3. Gansu Institute of Geological Survey， Lanzhou 730000， Gansu， China；

4. No.2 Institute of Geological and Mineral Exploration of Gansu， Lanzhou 730030， Gansu， China）

Abstract： The Late Caledonian small intermediateacid hypabyssal intrusions and dykes in Danghenanshan area of South Qilian include granite and granite porphyry， subrhyolite porphyry， subdacite porphyry， quartz diorite and quartz diorite porphyrite. The mass fractions of SiO2 are 53.05%74.12%， and the sums of mass fractions of K2O and Na2O are 4.01%10.43%. The rock series include calcalkaline， highpotassium calcalkaline， shoshonite and alkaline with the characteristics of peraluminousquasialuminous， and the highpotassium calcalkaline and alkaline series are main. The rocks have the characteristics of low contents of rare earth elements， and are relatively enriched in light rare earth elements， large ion lithophile elements （Rb， Ba， La， Ce and Sr）， Th and U， and relatively depleted in high fieldstrength elements （Nb， Ta， Zr and Hf） and heavy rare earth elements with weakmediate negative Eu anomaly （0.70.9）. The occurrence characteristics of intermediateacid intrusions and dykes and the analysis results of trace elements show that the rocks form in postcollisional tectonic setting， and the source rocks of magma are mainly metabasite and a little of metasedimentary， so that the rocks maybe inherit the geochemical characteristics of source rocks. There is metasomatism between magma and wall rock in the process of emplacement. The magmatic differentiation is ranked by granite and granite porphyry， subrhyolite porphyry， subdacite porphyry， quartz diorite and quartz diorite porphyrite in the ascending order. The Au content of rock from dyke is low， and that of metaacid rock increases because of the alteration. The intermediate rock of dyke （quartz diorite） provides thermal source and provenance for gold mineralization in Langchagou and Dongdonggou mining areas.

Key words： hypabyssal intrusion； dyke； geochemistry； petrogenesis； tectonic setting； Au deposit； Paleozoic； Qilian Mountain

0引言

党河南山地区位于南祁连构造带西段党河以南，西接阿尔金断裂，东到97°E，呈NW向展布，东西长约250 km，南北宽为20～50 km。该区早古生代构造沉积及岩浆活动发育，近年来在该区发现并探明了贾公台、鸡叫沟等10多处金矿床，显示其具有较好的找矿潜力。金矿成矿大多与加里东期中酸性岩体关系密切。党河南山地区中酸性岩浆侵入活动可分为4期[12]，其中后两期岩体为金矿成矿提供成矿物质，并提供成矿流体和热源[39]。这些与金矿成矿关系密切的岩体具有一定的规模，多呈岩株状―岩枝状；岩石类型包括石英角闪闪长岩和二长花岗岩、奥长花岗岩等，岩体Au含量高出地壳克拉克值数倍以上[9]；岩体形成于岛弧或板块碰撞环境[1，9]，具有不同的矿床地质地球化学特征[3，7，9]和找矿前景。

党河南山地区还发育一系列中酸性小型浅成侵入体及岩脉，常见有辉绿岩脉、闪长玢岩脉等中基性岩脉或煌斑岩脉，它们与前述深成岩体成分差别较大，分别构成二分脉岩的浅色脉岩和暗色脉岩。这些中酸性浅成侵入体或岩脉也与金矿成矿有关，在党河南山地区东部狼查沟、东洞沟形成一定规模的金矿床。但目前对这些小型浅成侵入体及岩脉的地质地球化学特征、岩石成因及其与金矿成矿关系还缺乏研究，制约着对该区金矿成矿规律和找矿方向的全面认识。本文通过对这些中酸性小型浅成侵入体及岩脉的岩石学、岩石地球化学特征研究，探讨了岩浆来源及其与金矿成矿关系，以期对认识党河南山地区金矿成矿规律提供参考。

1地质背景与岩石学特征

1.1地质背景

党河南山地区大地构造位置属秦祁昆造山系中―南祁连弧盆系南祁连岩浆弧[10]西段（图1）。党河南山地区地层出露元古界、震旦系、奥陶系和志留系，呈NWW向展布。元古界出露在西部肃北县以南地区，为一套中高级变质片麻岩大理岩；震旦系出露在中西部扎子沟―钓鱼沟一带，为一套火山碎屑岩碳酸盐岩组合[3，11]；奥陶系由下奥陶统吾力沟组（O1w）火山碎屑岩碎屑岩、中奥陶统盐池湾组碎屑岩及中―上奥陶统碎屑岩组成；志留系主要为浅变质火山岩碎屑岩组合。

党河南山地区中酸入岩在西段发育，形成扎子沟超大岩基，而在东部岩体规模一般较小，多呈岩枝、岩脉产出。岩浆侵入活动分为5期[12]：第一期（活动时代约为500 Ma）为洋岛花岗岩和岛弧花岗岩类，第二期（465～480 Ma）和第三期（450～460 Ma）为岛弧花岗岩类，第四期（420～445 Ma）为碰撞（后）花岗岩类[1，12]，第五期以中酸性和碱性小型浅成侵入体、岩脉活动为主，包括石英闪长玢岩、次英安斑岩、次流纹斑岩、花岗斑岩、花岗岩、二长岩及辉绿岩、煌斑岩等[12]。其中，煌斑岩类是板块碰撞后地壳伸展作用的产物[13]。

①为石块地金矿床；②为清水沟金矿床；③为小黑刺沟金矿床；④为乌里沟金矿床；⑤为振兴梁金矿床；⑥为贾公台金矿床；⑦为黑刺沟金矿床；⑧为鸡叫沟金矿床；⑨为东洞沟金矿床；⑩为狼查沟金矿床；Ⅰ为北祁连蛇绿混杂岩带；Ⅱ为疏勒南山―拉脊山蛇绿混杂岩带；Ⅲ为宗务隆山―夏河甘加裂谷；Ⅳ为柴北缘结合带；图件引自文献[10]，有所修改中酸性浅成小岩体（脉）在大多数金矿区都有出露，多沿断裂带产出（图2）。小岩体平面上呈不规则状、脉状，面积一般为001～010 km2（图2）。

岩脉一般宽为1～4 m，最宽可达8～10 m。小岩体和岩脉多穿插侵位于奥陶系[图2（a）和图3（a）、（e）、（m）]或前4期中酸性岩体中[图2（b）、图3（b）]。在东段贾公台[图3（a）]、振兴梁、黑刺沟、狼查沟[图2（a）、图3（m）]、东洞沟一带，岩（体）脉穿插于下奥陶统吾力沟群中，在贾公台、鸡叫沟等地穿插于奥长花岗岩或石英角闪闪长岩中[1]。

在西段小黑刺沟，次英安斑岩脉穿插于震旦系中基性火山岩中[图3（c）]。在石块地，次流纹斑岩脉穿插于第一期花岗闪长岩与第四期似斑状二长花岗岩接触带及其内部[图2（b）]。第四期似斑状二长花岗岩LAICPMS锆石UPb年龄为（420.3±5.1）Ma[14]，说明次流纹斑岩脉就位年代应该晚于（420.3±5.1）Ma。

区域上，这些岩脉在党河南山地区以东、青海湖以西的泥盆纪地层中有报道，但在石炭纪地层中未见报道[15]，据此推测这些中酸性小岩体（脉）可能形成于泥盆纪―石炭纪过渡时期。这与北祁连地区泥盆纪处于前陆盆地发育阶段[16]以及党河南山地区泥盆纪以来处于抬升剥蚀阶段的事实相符。

1.2岩石学特征

花岗岩、花岗斑岩类为灰红色―浅肉红色，岩石具微晶结构、斑状结构，呈块状构造。花岗斑岩斑晶体积分数为5%左右，为长石及石英。基质主要由黑云母（体积分数为3%～8%）或白云母（1%～5%）、斜长石（25%～35%）、钾长石（20%～35%）和石英（30%～40%）组成，长石为半自形―自形柱状[图3（b）]，石英为不规则状他形。按照长石种类和含量，该类岩脉包括花岗岩脉、花岗斑岩脉、正长花岗岩脉（主要在鸡叫沟）、黑云二长花岗岩脉（主要在鸡叫沟、清水沟）。在振兴梁，斜长石（钠奥长石）体积分数可达80%，石英仅为10%左右[图3（g）]。

次英安斑岩呈灰―浅灰黑色，斑晶体积分数为5%～10%，由斜长石和石英组成[图3（d）]，斜长石为自形短柱状，石英为浑圆状，说明受到岩浆溶蚀作用，指示浅成就位特征。基质主要由微细粒状长英质矿物组成。在黑刺沟矿区，次英安斑岩多发生绿泥石化、绢云母化、黄铁矿化和毒砂化，黄铁矿和毒砂多呈脉状、团斑状产出[图3（h）]，并见毒砂交代黄铁矿现象[图3（i）]。黄铁矿和毒砂都是重要的载金矿物。

次流纹斑岩为酸性超浅成岩脉，呈灰―青灰色、浅紫红色[图3（e）]，具斑状结构。基质为梳状结构、霏细结构和球粒结构、羽状结构，具流动构造、块状构造。斑晶体积分数为5%左右，主要为石英、钾长石。石英呈不规则状，边部具溶蚀特征[图3（f）]。基质体积分数为95%左右，主要由长石和石英组成。

闪长（玢）岩类包括闪长玢岩、石英闪长岩、石英闪长玢岩，多呈脉状小岩体[图2（a）]或岩脉[图3（m）]产出，具深灰色―浅灰绿色斑状结构。基质具半自形―他形粒状结构和块状构造。斑晶体积分数为30%～35%，主要为普通角闪石及少量斜长石。角闪石呈自形柱状[图3（k）、（o）]，粒径为0.5～1.5 mm，多具暗化边现象[图3（k）]，说明其在浅部发生过氧化作用，指示岩体在浅部就位。基质体积分数为65%～70%，由普通角闪石、斜长石和少量石英（体积分数为10%左右）组成。石英闪长岩与石英闪长玢岩的区别在于前者具连续不等粒结构[图3（o）]，角闪石粒径为01～1.5 mm（与基质粒径相当），其他特征基本一致。该类岩石多发生蚀变矿化，表面多呈黄褐色[图3（j）、（l）、（n）]，见有绿泥石化、绢云母化和黄铁矿化，黄铁矿多呈团斑状产出[图3（l）、（p）]，是主要的载金矿物。

2岩石地球化学特征

本次采集了19件浅成侵入体和岩脉样品，岩石化学分析在西北矿冶研究院用化学分析法完成，结果见表1。3件中酸性岩脉和1件辉绿玢岩样品的微量元素和稀土元素分析在长安大学国土资源部成矿作用及其动力学开放研究实验室ICPMS 7700E分析仪上完成，结果见表2。

2.1主量元素特征

花岗岩类包括花岗岩、花岗斑岩、二长花岗岩和二长岩。岩石SiO2含量（质量分数，下同）变化范围较大（59.13%～74.12%，平均为68.12%），TiO2含量低（平均为034%），w（K2O）+w（Na2O）值变化范围也大（537%～10.43%，平均为8.45%），w（K2O）/w（Na2O）值为0.84～1.80（平均为124），MgO含量较低（平均为1.38%），A12O3含量较高（平均为15.24%），里特曼指数为1.19～6.74（平均为330），岩石分异指数为68.81～94.38，平均为82.29，分异程度较高。

次英安斑岩SiO2[KG-30x]含量较花岗岩类低（平均为6029%），TiO2[KG-30x]含量较高（平均为056%），w（K2O）+w（Na2O）值变化范围较小（4.77%～7.12%，平均为5.93%），w（K2O）/w（Na2O）值为038～436（平均为185），MgO含量较低（平均为1.20%），A12O3含量高（平均为17.09%），里特曼指数平均为2.42，岩石分异指数为53.00～69.78，平均为60.78，分异程度较低。

次流纹斑岩具有较高的SiO2含量、w（K2O）+w（Na2O）值和w（K2O）/w（Na2O）值（276），较低的MgO、A12O3含量和里特曼指数（2.51），分异程度最高（92.16）。

闪长（玢）岩类包括闪长岩、石英闪长岩、闪长玢岩和石英闪长玢岩，岩石SiO2[KG-30x]含量（5305%～6805%，平均为61%）和w（K2O）+w（Na2O）值（4.01%～8.04%，平均为5.73%）比花岗岩类及次流纹斑岩低，与次英安斑岩相当，TiO2[KG-30x]含量相对较高（平均为067%），MgO含量较高（平均为418%），A12O3含量中等（平均为1545%），里特曼指数变化较大（0.64～4.85，平均198），岩石分异指数为43.00～73.09（平均为57.50），分异程度低。

在TAS图解[图4（a）]上，花岗岩类投于花岗岩、花岗闪长岩及正长岩范围，次英安斑岩投于闪长岩、二长闪长岩和花岗闪长岩范围，次流纹斑岩投于花岗岩范围，闪长（玢）岩类投于闪长岩及花岗闪长岩范围。除次流纹斑岩（只有1个样品）外，其他类型岩石既有位于碱性区的样品，也有位于亚碱性区的样品。在SiO2K2O图解[图4（b）]上，亚碱性岩石主要投于高钾钙碱性系列和钾玄岩系列中，在A/NKA/CNK图解[图4（c）]上投于准铝质―过铝质范围。

综上所述，南祁连党河南山地区中酸性小岩体（脉）岩石系列包括钙碱性、高钾钙碱性、钾玄岩和碱性系列，以碱性和高钾钙碱性系列为主，具准铝质―过铝质性质。这些特征与当地煌斑岩及基性岩脉的特征[13]一样，略微不同的是，后者Al含量较低，为准铝质性质。岩石w（K2O）/w（Na2O）值普遍大于1，具有较低的TiO2含量。在AFM图解[图4（d）]上，中酸性岩脉不具富铁演化趋势，从闪长（玢）岩到花岗（斑）岩，MgO和FeO（全铁）含量均呈减小趋势，而碱质含量增高，暗示这些小型浅成侵入体和岩脉可能是同一岩浆在不同演化阶段形成的。

2.2稀土元素、微量元素特征

岩石微量元素和稀土元素分析结果见表2。岩石稀土元素总含量为（111.1～195.0）×10-6，花岗斑岩含量最高，次英安斑岩最低，石英闪长岩介于二者之间；岩石wLREE/wHREE值为8.48～10.70，轻稀土元素强烈富集；球粒陨石标准化稀土元素配分模式右倾[图5（a）]，w（La）N/w（Yb）N值为10.68～28.09，轻、重稀土元素分馏明显；Eu异常为076～090，具弱负Eu异常，表明浅成侵入体和岩脉由于在浅部快速就位，分离结晶作用较弱。比较而言，石英闪长岩岩浆分离结晶作用比英安斑岩略弱，但比花岗斑岩强，这与石英闪长岩以小岩体产出，岩石具连续不等粒结构，分离结晶作用比较充分的事实基本一致。

比较同期的基性岩脉（辉绿玢岩和角闪岩脉）和煌斑岩脉，后者的稀土元素含量较低（表2），稀土元素总含量为（64.37～10250）×10-6；wLREE/wHREE值为490～675，轻稀土元素相对富集，但是富集程度不及中酸性岩脉；球粒陨石标准化稀土元素配分模式右倾，但相对平缓[图5（a）]，w（La）N/w（Yb）N值处于中间水平（466～898），轻、重稀土元素分馏不甚明显；Eu异常为0.61～072，具中等负Eu异常，说明岩浆分离结晶作用比中酸性岩脉明显。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图[图5（b）]上，岩石富集大离子亲石元素（Rb、Ba、La、Ce、Sr）和Th、U，亏损高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf。辉绿玢岩、角闪岩脉富集Th、U，亏损大离子亲石元素（Rb、Ba）和高场强元素（Nb、Ta、Zr），与石英闪长岩相比具有更低的Nb、Ta、Zr、Hf含量。

总体来看，党河南山地区中酸性岩脉（小岩体）、基性岩脉、煌斑岩脉（源自本文及文献[13]）的稀土元素配分模式类似，显示具有相同的岩浆来源[图5（a）]。但是，中酸性岩脉（小岩体）比基性岩脉、煌斑岩脉的稀土元素总含量要高，轻、重稀土元素分馏更明显，从石英闪长岩、次英安斑岩到花岗斑岩，稀土元素总含量渐次升高，Eu异常也升高，更富集大离子亲石元素[图5（b）]，说明岩浆分异作用越来越强。

3讨论

3.1岩石成因与构造环境

区域上，中酸性小型浅成侵入体和岩脉大多穿插于较大规模的中酸入岩或围岩中，岩石学特征与该区规模较大的中酸入岩差别较大。在一个矿（地）区，产有两种或两种以上不同岩性的小型浅成侵入体和岩脉：在贾公台和振兴梁矿区不足1 km2范围内，见有花岗岩脉[图3（a）]、花岗斑岩脉及辉绿岩脉；在狼查沟和东洞沟矿区，见有石英闪长岩、闪长玢岩、次英安斑岩和煌斑岩脉。这些小型浅成侵入体和岩脉大多在空间上相伴产出，总体走向为NWW向或NE向，与NWW向区域构造线平行或与NE向次级构造走向一致。另外，这些小型浅成侵入体和岩脉具有类似的岩石地球化学性质，稀土元素配分模式和微量元素蛛网图类型更与煌斑岩、基性岩脉相似（图5），说明其可能具有相同的构造背景及岩浆来源。岩石分异指数变化范围较大，从4300到93.48连续变化，中性到中酸性，再到酸性，逐渐升高，说明岩石类型不同可能是岩浆分异程度不同所致。浅色的中酸性小侵入体及岩脉与暗色的煌斑岩、辉绿岩等构成二分岩脉，代表一种张裂环境。在石块地矿区，流纹斑岩穿插第四期二长花岗岩（LAICPMS锆石UPb年龄为（420.3±5.1）Ma），该期花岗岩属A型花岗岩，代表碰撞后地壳张裂环境岩浆活动[14]。区域上，泥盆纪祁连山整体处于碰撞后伸展阶段，因此，从宏观地质特征来看，脉岩的形成环境为张裂环境。

在岩石A/MFC/MF图解（图6）上，大多数样品均落入基性岩部分熔融区域或附近，只有石块地次流纹斑岩投于变质泥质岩范围，钓鱼沟花岗斑岩投入变质砂岩范围，反映这些中酸性小型浅成侵入体和岩脉的源岩除少量为沉积岩外，大多为变质基性岩，与党河南山地区主期岩浆源岩一致[12]。值得注意的是：岩石w（K2O）/w（Na2O）值较大（均大于1），说明源岩含有较多的壳源成分；出现连续的岩石系列（包括钙碱性、高钾钙碱性、钾玄岩及碱性系列），以及既有准铝质又有过铝质性质岩石，说明岩浆可能存在不同程度的混合[19]，这种混合可能是基性岩浆（如辉绿玢岩岩浆）与酸性岩浆的混合，也可能是岩浆同化混染上地壳围岩造成的，或者两种情况都存在。

岩石均富集轻稀土元素，表明岩浆重熔与深部地质过程有关，可能是幔源岩浆底侵（或地幔底劈）触发深部地壳重熔形成了长英质岩浆。酸性岩脉（次英安斑岩和花岗斑岩）MgO含量低，Ni含量（6.0×10-6和189×10-6）、Cr含量（660×10-6和25.79×10-6）也较低，而中性小岩体石英闪长岩MgO含量中等，Cr含量（（107.91～130.64）×10-6）和Ni含量（（34.91～84.38）×10-6）较高，但远低于基性岩脉和煌斑岩脉。综上所述，本区中酸性小岩体（脉）代表的岩浆熔体与地幔楔发生过交代作用[2122]。

在Rb（Y+Nb）图解（图7）上，中酸性小型浅成侵入体及岩脉均投入碰撞后构造环境，这与前述小型浅成侵入体和岩脉穿插于前泥盆纪地层、岩体及与区域断裂走向平行的裂隙中（即明显处于张裂环境）的事实相一致。样品位于岩浆弧一侧，可能反映了脉岩岩浆继承了源区岩石地球化学特征，即源岩形成与岛弧环境[12，13]有关。

早奥陶世以来，党河南山地区处在岛弧活动时期[12]，与南部柴北缘[2633]一样，形成了大量的岛弧岩浆沉积产物，这些物质构成了党河南山地区深部岩石圈的重要部分。在晚奥陶世[34]或志留纪[3536]，柴北缘及南祁连地区碰撞造山后，由于应力松弛，浅部地壳发生伸展，深部熔融形成的岩浆快速或者比较快速地上升并在裂隙中就位，形成中酸性岩脉（小岩体）、基性岩脉和煌斑岩脉[13]。

3.2岩脉与金矿成矿关系

党河南山地区目前探明了10处金矿，其中7处与规模较大的中酸性岩体有关[39]，3处（清水沟、东洞沟和狼查沟）与小型浅成侵入体（岩脉）有关。经过对党河南山地区中酸性小型浅成侵入体（岩脉）成矿元素的统计（表3），发现Au含量普遍较低，偏酸性岩脉Au含量与地壳克拉克值相当（如花岗岩脉、正长花岗岩脉、次英安斑岩脉、次流纹斑岩脉），但是蚀变后一些岩脉的Au含量普遍升高，甚至高达46倍，说明这些小侵入体（岩脉）不具备提供成矿物质的条件，蚀变后Au含量升高，可能指示Au来源于后期构造热液活动，有待于进一步的研究证实。

偏中性岩脉（石英闪长岩）Au含量略高。狼查沟石英闪长岩脉中普遍含有毒砂和黄铁矿[图3（l）、（p）]，Au含量为（1.4～10.6）×10-9，平均为5.58×10-9，略高于地壳克拉克值，可能提供了部分成矿物质。在东洞沟和狼查沟矿区，金矿体赋存于下奥陶统吾力沟组与石英闪长岩、闪长玢岩接触带[图2（a）]，共圈出金矿体18条（狼查沟矿段有11条，东洞沟矿段有7条），矿体呈似层状、透镜状，长45～640 m，厚100～623 m，Au品位为（192～17.85）×10-6。岩脉与地层接触面呈波状、枝杈状，局部地段呈断层接触。接触带内矿化蚀变强烈，发育钾长石化、硅化、绢云母化、钠黝帘石化、碳酸盐化、黄铁矿化、褐铁矿化等，金矿化与钾化、硅化、黄铁矿化关系密切。矿石具自形―半自形粒状结构，交代残余结构，具块状构造、浸染状构造，显示金矿成矿与石英闪长岩、闪长玢岩有一定关系，岩脉就位可能为金矿成矿提供了热源。岩脉和紧邻的凝灰质砂岩在蚀变后Au含量普遍升高，上升超过10倍，同质矿石Au含量平均为1 092×10-9（表3），说明它们为成矿提供了物源。

4结语

（1）南祁连党河南山地区中酸性小型浅成侵入体（岩脉）包括花岗（斑）岩、次流纹斑岩、次英安斑岩、石英闪长（玢）岩。岩石系列包括钙碱性、高钾钙碱性、钾玄岩和碱性系列，具准铝质―过铝质性质。岩石低MgO、Cr、Ni含量，富含大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素，轻、重稀土元素分馏作用明显，具弱―中等负Eu异常。从石英闪长（玢）岩次英安斑岩花岗（斑）岩次流纹斑岩，岩石分异程度逐渐升高。

（2）中酸性小型浅成侵入体（岩脉）宏观地质特征显示其形成于地壳伸展环境，岩浆源岩主要为变质基性岩，少量为变质碎屑岩；构造环境判别显示其形成于后碰撞环境，源岩可能继承了岛弧区岩石地球化学特征。不同类型的脉岩起源于同一构造环境下的岩浆源，岩浆在侵位过程中与围岩发生了交代作用，从而在不同演化阶段形成了不同的岩石类型。

（3）偏酸性脉岩Au含量总体不高，但蚀变后脉岩Au含量普遍升高，原因尚不明确。偏中性脉岩（如石英闪长岩脉）Au含量较高，在东洞沟、狼查沟矿区与金矿成矿关系密切，脉岩就位为成矿提供了热源和物源。

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岩石地质学篇5

关键词：房县盆地 古近系 沉积体系

中图分类号：P512.2 文献标识码：A 文章编号：1674-098X（2013）03（b）-00-03

1 区域地质特征

房县盆地位于南秦岭造山带与扬子克拉通接壤部位，以青峰-襄樊-广济断裂带为界，北侧属南秦岭造山带，南侧为扬子克拉通北缘前陆褶皱―冲断带（图1），研究区属秦岭―大别山地层区十堰―随州地层分区[1-2]，区内出露最老地层为青白口纪武当岩群，沉积盖层主要为一套陆相红色碎屑岩系，在河流沟谷和山麓缓坡地带，且分布有第四系松散堆积物。

2 岩石地层单元特征

根据岩性岩相、岩石组合、地层接触关系，同时结合区域构造演化特征，房县盆地岩石地层单位分别为白垩纪寺沟组、古近纪玉皇顶组、大仓房组、核桃园组以及上寺组以及新近纪沙坪组。

2.1 白垩纪寺沟组（K2s）

测区寺沟组主要分布在房县盆地北部，呈带状分布。岩性主要为紫红色厚层钙质复成分厚层中―粗砾岩、长石石英（杂）砂岩、含钙质结核粘土质粉砂岩为主，该组以紫红色含漂砾粗卵石砂砾岩为标志，与上覆玉皇顶组（E1-2y）整合接触，与下伏基底呈角度不整合接触关系。

2.2 古近纪玉皇顶组（E1-2y）

测区主要分布房县盆地北缘东沟至化龙一带。岩性为紫红色厚层复成分粗―中砾岩、含砾钙质长石岩屑砂岩、厚层中―细粒长石石英砂岩、砂质粉砂岩。玉皇顶组（E1-2y）在盆缘与上覆大仓房组（E2d）呈假整合接触，下部则超覆于武当岩群变质岩基底之上，呈角度不整合接触关系（图2）。在测区房县幅东北部，与上覆大仓房组（E2d）呈假整合接触，与下伏寺沟组（K2s）呈整合接触。

2.3 古近纪核桃园组（E2h）

测区主要分布房县盆地中部军店一带。岩性主要为浅紫色砾质粗粒岩屑砂岩、长石岩屑砂岩、细粒长石石英杂砂岩、紫红色厚层―块状含砂粉砂质粘土岩，灰白色中厚层微晶灰岩、生物碎屑微晶灰岩夹紫红色薄层粉砂质泥岩。与下伏大仓房组呈整合接触，两者为渐变过渡，总体以砾岩层、灰泥岩的出现及岩石颜色变深为划分标志。

2.4 古近纪大仓房组（E2d）

测区主要分布房县盆地龙脉沟―东沟一带，呈近北东东向展布。岩性主要为紫红色中―厚层状中-细砾岩、杂砂岩、粉砂质泥岩。大仓房组底部与下伏玉皇顶组（E1―2y）呈假整合接触，为不规则侵蚀冲刷面（图3），以砾岩层出现及岩石结构变细为划分标志。

上覆地层为砾岩、砂岩、泥岩；

下伏地层为绢云钠长片岩

①砾岩、含砾砂岩、砂岩；

②泥岩

2.5 古近纪上寺组（E3s）

测区主要分布房县盆地南部付家寨、盘峪河、作峪沟一带。岩性以紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩夹紫红色长石石英砂岩为主，与下伏核桃园组呈整合接触关系，相变明显，标志不十分清晰，在盆地东缘以灰褐色砾岩层的出现为特征。

2.6 新近纪沙坪组（Ns）

岩性为灰色厚层块状复成分粗砾岩、含砾不等粒长石岩屑砂岩夹紫红色长石石英砂岩，层理不发育，与下伏上寺组（E3s）呈角度不整合接触，区内未见顶。

3 沉积体系特征

所谓沉积体系是指空间上相互关联的成因相组合，也是某一时空地层单元内，根据物源性质、搬运过程、沉积作用和发育演变几方面，把有内在联系的各个成因相组成一个连续体系，它能与相邻的体系区分开来。成因相是构成沉积体系内部的基本构成单元，一般与次一级的沉积环境的沉积相对应 [3-6]。区内古近纪地层为一套陆相红色碎屑岩系，由砾岩、砂岩、砂砾岩、粉砂岩、泥岩及灰岩组成，与前白垩纪基底以断层或角度不整合接触。本次研究以现代沉积学、陆相层序地层学理论为指导，采用“岩石地层―成因相―沉积体系”等陆相红层研究方法，在详细野外地质调查和室内综合分析的基础上，通过区域对比，将房县盆地古近纪地层玉皇顶组、大仓房组、核桃园组以及上寺组进行了沉积体系分析。

3.1 玉皇顶组（E1―2y）

下部岩石组合为紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩、紫红色长石石英砂岩、夹紫红色中厚层含钙质结核泥质粉砂岩或粉砂质泥岩，局部夹有中薄层或透镜状含泥砂质微晶灰岩。向盆地西部方向逐渐过渡到紫红色中厚层泥质粉砂岩或粉砂质泥岩、紫红色长石石英砂岩夹紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩为主体。发育平行层理、楔状交错层理、板状交错层理、粒序层理、低角度斜层理（图4）等，并由上述岩性构成退积型基本层序，上部为灰白色中厚层含泥砂质微晶灰岩、紫红色中薄层含钙质结核泥质粉砂岩、紫红色中薄层泥岩、夹有中薄层灰绿色岩屑石英砂岩，在青沟―尾巴山一带夹有膏盐矿，观兵场一带偶见碳质泥岩，以水平层理为主，并组成进积型基本层序。向盆地东部方向则逐渐过渡到紫红色中厚层含钙质结核泥质粉砂岩、紫红色不等粒长石岩屑砂岩、紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩为主体，常见平行层理、交错层理、斜层理。总之，玉皇顶组岩石组合及沉积构造横向岩性变化大，在盆缘以紫红色粗―中砾岩、紫红色不等粒长石岩屑砂岩、紫红色泥质粉砂岩为主体，在盆中则以白色泥砂质微晶灰岩、紫红色泥质粉砂岩及中薄层泥岩为主体，属炎热气候条件下的扇三角洲相―浅湖相沉积。盆缘砾岩中砾石成分以灰岩（微晶灰岩、藻迹微晶灰岩）硅质岩及脉石英为主，其次为变质岩，反映物源主体来自盆地南部沉积岩区。砾岩及岩屑砂岩具一定磨圆和分选，常见交错层理、斜层理、平行层理，显示扇三角洲相辫状河流沉积特征。

3.2 大仓房组（E2d）

主要岩性为浅灰色中―厚层复成分细―中砾岩，灰黄色中―厚层含钙含砾不等粒岩屑砂岩，灰黄色中―细粒长石岩屑砂岩，灰黄―浅紫色薄层含砂粉砂质泥岩夹泥质粉砂岩，并构成退积型基本层序。层理发育，以大型槽状交错层理、大型板状交错层理、大型楔状交错层理（图5）、平行层理为主。岩性横向变化大，垂向具有明显向上变细的韵律粒度结构。在每一个一个韵律底部常常发育波状起伏或凹形有底冲刷构造。砾石成分以灰岩（微晶灰岩、藻迹微晶灰岩）硅质岩及脉石英为主，含少量变质岩，反映物源主体来自盆地南部沉积岩区。部分地段发育下伏玉皇顶组（E1―2y）紫红色泥砂质砾石、灰白色松散状微晶灰岩砾石。砾岩厚度10～50 cm，向上与砂砾岩、砂岩呈过渡关系，横向稳定较差，砾石具一定磨圆和分选，砾径1～5cm，局部地段底部砾石见大于10 cm的灰岩或紫红色泥砂质砾石。砾石呈椭球状、扁平状、不规则状，长轴方向沿岩层面近于平行分布，局部砾石可见叠瓦状排列，显示古流水方向为SEENWW。总之，大仓房组岩性或岩石组合特征及沉积构造总体显示河流相沉积。

3.3 核桃园组（E2h）

下部岩石组合为紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩、紫红色长石石英砂岩夹砾岩透镜体或薄层。见块状层理、槽状交错层理，锯齿状冲刷构造（图6），并构成退积型基本层序，中部为灰白色中厚层微晶灰岩、生物碎屑微晶灰岩夹紫红色薄层粉砂质泥岩，向上单层变薄。岩相横向变化大，盆地东部以泥质粉砂岩、岩屑砂岩夹泥岩为主，灰岩呈透镜体产出，在盆地西部则过渡到紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩、紫红色长石石英砂岩夹泥质粉砂岩。上部以紫红色厚层粉砂质泥岩夹紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩为主，常见低角度斜层理、小型槽状交错层理及平行层理，并构成进积型基本层序。在盆地东缘或西缘则过渡到紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩、紫红色长石石英砂岩夹泥质粉砂岩或砾岩透镜体。总之，核桃园组岩石组合横向岩性变化大，在盆缘以紫红色粗―中砾岩、紫红色不等粒长石岩屑砂岩夹紫红色泥质粉砂岩为主体，在盆中则以灰白色厚层泥砂质微晶灰岩、灰白色中厚层生物碎屑微晶灰岩、紫红色中薄层泥岩、紫红色中厚层泥质粉砂岩夹紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩为主体，属炎热气候条件下的扇三角洲相―滨湖相沉积。盆缘砾岩中砾石成分以灰岩（微晶灰岩、藻迹微晶灰岩）、白云岩、硅质岩及砂岩为主，反映物源来自盆地南部沉积岩区。砾岩及岩屑砂岩具一定磨圆和分选，常见交错层理、斜层理、平行层理，显示扇三角洲相辫状河流沉积

特征。

3.4 上寺组（E3s）

岩性横向变化较小，以紫红色厚层钙质复成分粗―中砾岩、紫红色含砾不等粒长石岩屑砂岩夹紫红色长石石英砂岩为主，常见低角度斜层理（图7）、小型槽状交错层理及块状层理，并构成进积型基本层序。砾岩中砾石成分以灰岩（微晶灰岩、藻迹微晶灰岩）、白云岩、硅质岩及脉石英为主，反映物源来自盆地南部沉积岩区。砾岩具一定磨圆和分选，显示扇三角洲相辫状河道沉积特征。

4 结语

（1）运用成因地层分析方法，根据岩性相组合的成因联系和空间关系，将房县盆地古近系玉皇顶组-上寺组划分出扇三角洲沉积体系、河流沉积体系和湖泊沉积体系共3种沉积体系类型，为揭示房县盆地结构和指导找矿勘探实践提供了新的基础地质资料。

（2）通过区域地质调查和室内综合研究分析，对房县盆地古近纪地层沉积相进行了划分，玉皇顶组为扇三角洲相―浅湖相沉积，大仓房组为河流相沉积，核桃园组扇三角洲相―滨湖相沉积，上寺组扇三角洲相辫状河道沉积，

参考文献

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[2] 湖北省地质矿产局.湖北省岩石地层[M].中国地质大学出版社，1996.

[3] Galloway W E.Siliclastic slope and base-of-slope depositional systems：component facies，stratigraphic architecture，and classification[J].AAPG Bulletin，1998，82（4）：569-595.

[4] 姜在兴.沉积学[M].北京：石油工业出版社，2003：257-441.

岩石地质学篇6

关键词:锆石;年代学;地球化学特征;地质应用

随着能够显示矿物内部复杂化学分区的成像技术和高分辨率的微区原位测试技术的发展和广泛应用,研究颗粒锆石等副矿物微区的化学成分、年龄、同位素组成及其地质应用等已成为国际地质学界研究的热点[1]。锆石U2Pb法是目前应用最广泛的同位素地质年代学方法,锆石的化学成分、Hf和O同位素组成广泛应用于岩石成因、壳幔相互作用、区域地壳演化的研究等,对地球上古老锆石的化学成分和同位素的研究是追朔地球早期历史的有效工具。笔者着重综述锆石的化学成分、同位素组成特征及其在地质学中的应用。

1微区原位测试技术

锆石等副矿物在地质学中的广泛应用与近年来原位分析测试技术的快速发展密不可分。论文目前已广泛应用的微区原位测试技术主要有离子探针、激光探针和电子探针等。

1.1离子探针

离子探针(sensitivehighresolutionionmicro-probe,简称SHRIMP)可用于矿物稀土元素、同位素的微区原位测试。在目前所有的微区原位测试技术中,SHRIMP的灵敏度、空间分辨率最高(对U、Th含量较高的锆石测年,束斑直径可达到8μm),且对样品破坏小(束斑直径10～50μm,剥蚀深度<5μm)[2-3],是最先进、精确度最高的微区原位测年方法。其不足之处是仪器成本高,测试费用昂贵,测试时间较长(每测点约需20min)。

2000年,CamecaNanoSIMS50二次离子质谱开始用于对颗粒大小为1～2μm的副矿物进行U-Th-Pb年代学研究。毕业论文NanoSIMS对粒度极细小的副矿物进行定年要以降低精度为代价,且用于U-Th-Pb定年还没有进行试验,还未完全估算出其准确度和分析精度,有可能在西澳大利亚大学获得初步的成功[2,4]。

1.2激光探针

激光剥蚀微探针2感应耦合等离子体质谱仪(la-serablationmicro2probe2inductivelycoupledplas-mamassspectrometry,简称LAM2ICPMS),即激光探针技术可实现对固体样品微区点常量元素、微量元素和同位素成分的原位测定[5]。近年研制成功的多接收等离子质谱(MC-ICPMS)可同时测定同位素比值,该仪器现今已经成为Hf同位素测定的常规仪器[6]。近年来激光探针技术在原位测定含U和含Th副矿物的U-Pb、Pb-Pb年龄或Th-Pb年龄方面进展极快,在一定的条件下可获得与SHRIMP技术相媲美的准确度和精确度,且经济、快速(每个测点费时<4min,可以直接在电子探针片内进行分析[5,7-8]);但与SHRIMP相比,激光探针要求样品数量较大,对样品破坏大(分析束斑大小一般为30～60μm,剥蚀深度为10～20μm),其空间分辨率和分析精度一般低于SIMS、SHRIMP[1,9210]。

1.3电子探针、质子探针、X射线荧光探针

电子探针(electronprobeX-raymicroanalysis,简称EPMA)、质子探针(protoninducedX-rayemissionmicro-probe,简称PIXE)和X射线荧光探针(X-rayfluorescenceprobe,简称XRF)均属微区化学测年技术。其优点是可以直接在岩石探针片上进行测定,不破坏样品,保留了岩石的原始结构,样品制备方便,便于实现原地原位分析,与同位素定年相比,价格低廉,分析快速;其缺点是不能估计平行的U-Pb衰变体系的谐和性[1,11],且由于化学定年不需进行普通铅的校正,容易导致过高估计年轻独居石、锆石等矿物的年龄[12]。

电子探针测定锆石的Th-U-全Pb化学等时线年龄方法(chemicalTh2U2totalPbisochronmeth-od,简称CHIME)的优点是空间分辨率高达1～5μm,可进行年龄填图[5,8],可进行锆石和独居石、磷钇矿、斜锆石等富U或富Th副矿物年龄的测定[11,13215];缺点是因对Pb的检出限较低而导致测年精度偏低,不能用于年龄小于100Ma的独居石等矿物的定年。

质子探针是继电子探针之后发展起来的、一种新的微束分析技术,能有效地进行微区微量元素、痕量元素的分析,近年来用于测定独居石的U-Th-Pb年龄,其分析原理与电子探针相似。对EPMA无能为力的、小于100Ma的独居石年龄的测定,PIXE具有明显的优势[5,8]。

此外,近年逐步改进的X射线荧光探针在测定年轻独居石年龄方面具有较大的优势。在分析束斑为40～60μm、使用单频X射线的条件下,Pb的检出限可达10×10-6,对于年龄为数十百万年甚至是15Ma的年轻独居石,可获得与ICP-MS同位素定年相近的结果,XRF化学定年的精度和分辨率大大高于EMPA,但在相同空间分辨率的情况下,XRF化学年龄与同位素年龄测定的比较有待进一步研究。其另一优势是仪器成本较低,装置简单,易于组建和操作。但由于XRF的空间分辨率较低,因此不适于分析内部具有不均一年龄分区的、粒度小的独居石[12,16]。

尽管微区原位测试技术给出了重要的、空间上可分辨的年龄信息,但在精确度、准确度方面仍无法与传统的同位素稀释热电质谱技术(ID-TIMS)相比。硕士论文在副矿物不存在继承性(如对幔源岩石、陨石等中的锆石进行定年)的情况下,ID-TIMS仍得到广泛使用。

2锆石U-Th-Pb同位素年代学

2.1锆石U-Th-Pb同位素体系特征及定年进展

由于锆石具有物理、化学性质稳定,普通铅含量低,富含U、Th[w(U)、w(Th)可高达1%以上],离子扩散速率很低[17],封闭温度高等特点,因此锆石已成为U-Pb法定年的最理想对象[1]。

虽然锆石通常能较好地保持同位素体系的封闭,但在某些变质作用或无明显地质作用过程中亦可能丢失放射性成因铅,使得其t(206Pb/238U)和t(207Pb/235U)两组年龄不一致。造成锆石中铅丢失的一个最主要原因是锆石的蜕晶化作用;此外,部分重结晶作用也是导致锆石年龄不一致的又一原因[18-19]。

锆石内部经常出现复杂的分区,每一区域可能都记录了锆石所经历的结晶、变质、热液蚀变等复杂的历史过程[20-21]。因此,在微区分析前,详细研究锆石的形貌和内部结构对解释锆石的U2Pb年龄、微区化学成分和同位素组成的成因至关重要。只有对同一样品直接进行结构和年龄的同步研究,才能得到有地质意义的年龄。利用HF酸蚀刻图像、阴极发光图像(cathodoluminescence,简称CL)和背散射电子图像(back2scatteredelectronimage,简称BSE)技术可观察锆石内部复杂的结构[20]。

近年来,锆石年代学研究实现了对同一锆石颗粒内部不同成因的锆石域进行微区原位年龄分析,提供了矿物内部不同区域的形成时间,使人们能够获得一致的、清楚的、容易解释的地质年龄,目前已经能够对那些记录在锆石内部的岩浆结晶作用、变质作用、热液交代和退变质作用等多期地质事件进行年龄测定,从而建立起地质过程的精细年龄框架。

例如,变质岩中锆石的结构通常非常复杂,对具有复杂结构锆石的定年可以得到锆石不同结构区域的多组年龄,这些年龄可能分别对应于锆石寄主岩石的原岩时代、变质事件时间(一期或多期)及源区残留锆石的年龄等。对这些样品中锆石的多组年龄如何进行合理的地质解释,是目前锆石U-Pb年代学研究的重点和难点[21],而明确不同成因域的锆石与特定p-T条件下生长的、不同世代矿物组合的产状关系是合理解释的关键。吴元保等[21]的研究表明,锆石的显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等可以对锆石的形成环境进行限定,从而为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效的制约。目前对变质岩中锆石、独居石等矿物定年的主要方法是先从岩石中分选出测年用的单矿物,然后用环氧树脂固定并抛光制成靶,再进行微形貌观察和年龄的原位测定。但这样往往破坏了待测矿物与特定地质事件的原始结构关系。为此,陈能松等[8]提出了原地原位测年的工作思路,即利用各种微区原位测试技术直接测定岩石薄片中与特定温压条件下生长的不同世代矿物组合、产状关系明确的锆石和独居石等富U-Th-Pb的副矿物在不同成因域的年龄,从而将精确的年龄结果与特定的变质事件或变质反应联系起来。

2.2锆石微区定年的示踪作用

火成岩中耐熔的继承锆石可以保持U-Pb同位素体系和稀土元素(REE)的封闭,从而包含了关于深部地壳和花岗岩源区的重要信息[22-23],可用于花岗岩物源和基底组成的示踪。职称论文笔者在研究江西九岭花岗岩中的锆石时,发现部分锆石边部发育典型的岩浆成因的环带,其中心具有熔融残余核(图1)。SHRIMP分析表明,这2部分的年龄组成有明显的差别,环带部分的年龄约为830Ma,而核部的年龄集中在1400～1900Ma,核部年龄可能代表花岗岩源岩的锆石组成年龄。

deleRosa等[23]通过研究葡萄牙境内欧洲Variscan造山带缝合线两侧的花岗闪长岩、星云岩中继承锆石的稀土元素和U2Pb同位素特征,发现这2组锆石无论是在年龄谱上还是在REE组成上,均存在明显差异,说明它们来源不同,即这2个地区深部地壳的物质组成(基底)不同。

近年来,随着LA-ICP-MS技术的发展,沉积岩中碎屑锆石的年龄谱分析广泛应用于沉积岩源区物质成分组成和地壳演化的研究[24-27]。通过对比盆地沉积物中锆石的U-Pb年龄谱和盆地毗邻山脉出露岩体的年龄,可以了解某一沉积时期沉积物源区的多样性及盆地不同时期物源性质的变化特征。该方法同时还可估算地层的最大沉积年龄。3锆石化学成分特征及其在岩石成因中的应用

通常,在组成锆石的总氧化物中,w(ZrO2)占67.2%、w(SiO2)占32.8%,w(HfO2)占0.5%～2.0%,P、Th、U、Y、REE常以微量组分的形式出现。由于Y、Th、U、Nb、Ta等离子半径大、价态高,留学生论文使得它们不能包含在许多硅酸盐造岩矿物中,趋向于在残余熔体中富集,而锆石的晶体结构可广泛容纳不同比例的稀土元素,因此锆石成为岩石中U、Th、Hf、REE的主要寄主矿物[1,28231]。稀土元素和一些微量元素是限定源岩性质和形成过程最重要的指示剂之一,锆石中的离子扩散慢,因此锆石中的稀土元素分析结果可为它们的形成过程提供重要的地球化学信息。

3.1锆石中的w(Th)、w(U)及w(Th)/w(U)比值

大量的研究[21,28]表明,不同成因的锆石有不同的w(Th)、w(U)及w(Th)/w(U)比值:岩浆锆石的w(Th)、w(U)较高,w(Th)/w(U)比值较大(一般大于014);变质锆石的w(Th)、w(U)低,w(Th)/w(U)比值小(一般小于011)。但也有例外情况,有些岩浆锆石就具有较低的w(Th)/w(U)比值(可以小于0.1),部分碳酸岩样品中的岩浆锆石则具有异常高的w(Th)/w(U)比值(可以高达10000)[21,28],所以,仅凭锆石的w(Th)/w(U)比值有时并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石。

3.2锆石微量元素、稀土元素特征及其应用

锆石的稀土元素特征研究主要用于判断其寄主岩石的成因类型,但岩浆锆石的微量元素特征是否能判断寄主岩石的类型目前还存在较大的争议[21]。而一些变质岩(如麻粒岩)中的变质锆石可以具有较高的w(Th)/w(U)比值[21]。

Hoskin等[29-30]认为,虽然幔源岩石中的锆石与壳源岩石中的锆石在REE含量及稀土配分模式上具有明显差别,但并未发现不同成因的壳源岩石中锆石的REE特征存在系统差异,它们具有非常类似的REE含量和稀土配分模式,目前对壳源锆石REE组成如此相似的原因并不清楚。

Belousova等[28,31]的研究结果表明,锆石中的稀土元素丰度对源岩的类型和结晶条件很敏感。从超基性岩基性岩花岗岩,锆石中的稀土元素丰度总体升高。锆石的w(REE)在金伯利岩中一般低于50×10-6,在碳酸盐岩和煌斑岩中可达600×10-6～700×10-6,在基性岩中可达2000×10-6,英语论文而在花岗质岩石和伟晶岩中可高达百分之几。这种趋势反映了岩浆的分异程度。

正长岩中锆石具有正Ce异常、负Eu异常和中等富集重稀土元素(HREE);花岗质岩石中锆石明显负Eu异常、无Ce异常,无明显HREE富集;碳酸岩中锆石无明显的Ce、Eu异常,轻、重稀土元素分异程度变化较大;镁铁质火山岩中锆石的轻、重稀土元素分异明显;金伯利岩中锆石无明显的Eu、Ce异常,轻、重稀土元素分异程度不明显[28,31](图2)。大部分地球岩石中锆石的HREE比LREE相对富集,显示明显的正Ce异常、小的负Eu异常;而陨石、月岩等地外岩石中锆石则具强的Eu亏损、无Ce异常[28]。Belousova等[28]建立了通过锆石的微量元素对变化图解和微量元素的质量分数来判别不同类型的岩浆锆石的统计分析树形图解。

与岩浆锆石相比,变质锆石HREE的富集程度相对LREE的变化较大。岩浆锆石具有明显的负Eu异常,形成于有熔体出现的变质锆石具有与岩浆锆石类似的特征:富U、Y、Hf、P,REE配分模式陡,正Ce异常、负Eu异常。但变质锆石的w(Th)/w(U)比值低(<0.1),这是区别于岩浆锆石的惟一的化学特征。在变质过程中,锆石是否发生了重结晶以及结晶过程中是否有流体或熔体的参与,都会显著影响锆石稀土元素组分的变化[32]。

变质增生锆石的稀土元素特征除与各个稀土元素进入锆石晶格的能力大小有关外,还与锆石同时形成的矿物种类有关(如石榴石、长石、金红石等),这些矿物的存在与否对变质作用的条件(如榴辉岩相、麻粒岩相和角闪岩相等)有重要的指示意义,锆石的REE组成可反映锆石母岩的变化,至少在某些情况下反映了锆石与其他矿物如石榴石(稀土元素总量低、亏损HREE)[32-35]或长石(负Eu异常)[32,36-37]、金红石[34]的共生情况。

变质增生锆石的微量元素特征不仅受与锆石同时形成的矿物种类的影响,而且还与其形成时环境是否封闭有关。在“封闭”的榴辉岩相的体系中,REE的供应有限,由于石榴石是榴辉岩中富集HREE的矿物,固相线下石榴石的形成会使熔体亏损HREE;而在开放环境中,石榴石的形成并不能引起局部环境HREE质量分数的改变,这种条件下与石榴石共生的锆石就不会出现HREE的相对亏损。因此,HREE的相对亏损与否并不能直接用来判别变质锆石是否与富集HREE的石榴石同时形成[21]。

锆石微区的稀土元素分析与微区定年、锆石中的包裹体研究相结合能够较好地限定锆石的形成环境,可以将锆石的形成与变质条件联系起来,从而将变质过程中的p-T-t有效地联系在一起,在造山带研究中用于追溯超高压变质岩的形成过程[21,36-38]。4锆石同位素的地质应用

4.1锆石的Lu2Hf同位素

Lu与Hf均为难熔的中等2强不相容性亲石元素,这与Sm-Nd体系类似,因此Hf同位素示踪的基本原理与Nd同位素相同。

Hf与Zr呈类质同象存在于锆石的矿物晶格中,相对其他矿物,锆石中w(Hf)高[w(HfO2)≈1%],这为获取高精度的Hf同位素比值数据提供了保障;同时其w(Lu)/w(Hf)值极低[w(176Lu)/w(177Hf)n0.01][39-40],由176Lu衰变形成的176Hf比例非常低,对锆石形成后的Hf同位素组成的影响甚微,这样锆石的Hf同位素组成基本上代表了锆石结晶时的初始Hf同位素组成。加上锆石化学性质稳定,具有很高的Hf同位素封闭温度,即使经历了麻粒岩相等高级变质作用也能很好地保留初始Hf同位素组成,因此锆石中的Hf非常适合于岩石成因的Hf同位素研究[41-42]。Lu-Hf同位素体系本身所具有的高于Sm-Nd同位素体系的封闭温度及锆石特有的抗风化能力,使得锆石成为研究太古宙早期地壳的理想研究对象。

近年来,一些作者应用锆石的Hf同位素原位测试成功地解决了太古宙早期是否存在超亏损地幔的问题。在太古宙的Sm-Nd同位素研究中,部分太古宙早期岩石(年龄约为3.8Ga)具有较高的ε(Nd)值[ε(Nd)≈+4][43-44],似乎显示当时地球发生过极大规模的壳幔分异作用,并出现地幔的极度亏损。通过锆石Lu2Hf研究发现,高ε(Nd)t值的样品并未显示高的ε(Hf)t值,同一时期不同地质单元的太古宙岩石中的锆石具有十分相近的ε(Hf)t值,这表明由Nd同位素确定的极度亏损地幔,是由于Sm-Nd同位素体系开放造成的假象[45-48]。

沉积岩中碎屑锆石的REE特征及其原位的U-Pb年龄、Hf同位素组成测定已被作为研究沉积物母岩以及地壳演化的强有力工具[25,42,49]。

在岩石由多种组分构成、而其Nd同位素数据只有一个的情况下,可以通过多组锆石的Hf同位素来认识其演化过程。

锆石微区年龄、稀土元素的测定与Hf同位素研究相结合,是示踪壳幔相互作用、研究区域大陆地壳增长的有力工具[50-51]。如郑建平等[51]对玄武岩中麻粒岩捕虏体的锆石进行了年龄、REE、Hf同位素分析,探讨了早元古代华北克拉通的形成和壳幔相互作用。

由于性质不同的岩石的Hf同位素组成可能存在一定的差别,物理条件或结晶途径也可能改变矿物的化学成分,但不会影响Hf同位素组成。如果锆石在生长过程中不仅存在化学成分和晶体形貌上的变化,而且还伴随了Hf同位素组成的变化,则说明有来源明显不同的岩浆发生了化学混合。这为研究岩浆作用过程中不同组分的混入提供了重要途径。工作总结对于一个由多种组分构成的岩石样品,岩浆岩中形态不同的锆石晶体及同一锆石内部不同环带均记录了不同组分的岩浆相互作用的过程,因此通过多组锆石和同一锆石颗粒内不同环带的Hf同位素研究,可追踪岩体的结晶历史,获得岩浆演化的信息。

Griffin等[52]通过对华南平潭和桐庐I型花岗岩体中锆石的Hf同位素研究,发现不同生长阶段的锆石的Hf同位素组成不同,且它们的微量元素组成也存在差异[53],揭示这2个I型花岗岩体在形成过程中有多于2种不同来源的岩浆发生了混染。虽然化学混合(mixing)使岩体中不同类型的岩石具有类似的Sr、Nd同位素组成,但锆石却像“录音机”一样记录了不同岩浆产生和相互作用的细节。

汪相等[54]利用锆石中的Hf同位素探讨了幔源岩浆对过铝花岗岩成因的制约。华南过铝花岗岩在岩相学和岩石化学上充分显示了壳源的基本特征,且在这些花岗岩体中很少见到地幔岩浆侵入形成的淬冷包体或基性岩脉,故它们的成因无法与地幔活动联系起来。锆石颗粒内部的多阶段生长的环带,记录了岩浆形成和冷凝过程中的物理化学信息。因此对颗粒内部不同环带的同位素原位分析可以直接揭示中下地壳花岗质岩浆形成过程的复杂性和岩浆性质的演化,这些现象很难在野外观察到,通过全岩同位素分析也难以检测出来,而锆石中的Hf同位素特征却可以有效地揭示幔源岩浆对花岗岩形成的贡献。

由于锆石中的Hf很难与岩石外部的Hf发生交换,因此,除Hf同位素组成本身可以作为地球化学的示踪剂外,还可通过对锆石Hf同位素的研究来解译导致锆石U2Pb年龄不一致的原因。对于重结晶的锆石,如果体系在锆石结晶前后在成分上未发生明显变化,则其锆石的同位素组成符合单体系的线性演化规律;但如果有外来Hf的加入,则会形成年轻的、Hf同位素组成明显不同的增生锆石。基于同样的原因,锆石的Hf同位素组成能够指示锆石的U-Pb体系是否、何时发生了重置,因而在解释下地壳、地幔来源的高级变质岩的锆石年龄时帮助很大[55]。

4.2锆石的氧同位素

由于地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在差异,因此氧同位素可以很好地示踪壳幔的相互作用。此外,氧同位素是一种敏感的、示踪地壳中的流体和固体相互作用的、依赖于温度的示踪剂,岩浆岩的氧同位素比值对那些经历了低温水2岩反应的物质混染尤其敏感,这些物质可能曾经与大气水、沉积物及与那些曾经和大气水发生蚀变的岩石发生了相互作用,因此氧同位素是示踪岩浆来源的最有效的工具之一[56]。

高温下锆石和岩浆的同位素分馏很小,锆石的氧同位素组成基本上反映了锆石形成时岩浆的氧同位素特征[57]。研究表明锆石中的氧同位素扩散很慢,氧扩散的有效封闭温度≥700°C[58-59],其氧同位素组成不像其他矿物那样易受高温变质、热液蚀变的影响而发生变化[59-60],即使岩石经历了麻粒岩相的变质作用,岩浆锆石也能在干的岩石中保留岩浆氧同位素的初始比值[57]。

正常地幔的δ(18O)约为5‰,源于地幔的岩石表现出接近该值的、均一的氧同位素比值(该值被认为是正常地幔火成岩的比值)。在高温条件下锆石与正常地幔岩石达到平衡时的δ(18O)=5.3‰±0.3‰[61]。幔源岩浆分异出的火成岩结晶的锆石δ(18O)接近正常地幔的δ(18O)[61262]。研究表明,锆石的δ(18O)是岩浆物质来源的良好示踪剂。通过锆石氧同位素分析,可以判断结晶出锆石的岩浆是直接来自地幔还是来自经过地壳循环的物质[56,60-63]。

如果岩浆的氧同位素比值低于正常地幔值,通常认为岩浆的产生是与发生了热液蚀变的地壳岩石有关,这些岩石可能是洋壳岩石与高温海水或者陆壳岩石与大气降水发生了高温热液蚀变的结果[64-66]。但如果岩浆锆石的δ(18O)明显高于正常值,则说明岩浆来源于曾经历低温水2岩交换的岩石的部分熔融或岩浆在形成过程中有表壳物质的加入[56,67-68]。

锆石的氧同位素分析为研究花岗质岩石的成因和岩浆系统的演化提供了新的方法[60-61,69]。在岩浆演化过程中,如果体系是封闭的,且同位素分馏达到平衡(此假设在大多数情况下都成立),那么从基性-酸性的岩浆结晶的锆石的δ(18O)应该相同;但如果发生了同化混染,则锆石从内到外的生长区往往记录了岩浆成分的变化。分析各组锆石或同一锆石颗粒不同区域的氧同位素,可为岩浆的同化混染、不同来源的岩浆混合的定量化研究提供信息,也有助于深入认识岩浆的期次问题。

如能对锆石的U-Pb年龄和氧同位素组成以及REE进行同步测定,就有可能把氧同位素组成特征与某阶段年龄相联系,对具有复杂地质历史的岩石的成因环境进行限定。将锆石的氧同位素与U-Pb年龄(必要时进行REE分析)原位测定相结合是锆石的氧同位素研究的发展趋势。

近年来,一些学者对澳洲JackHills地区的古老碎屑锆石进行了微区离子探针U2Pb年龄和氧同位素组成的研究,获得了目前已知的最古老的锆石单颗粒年龄(4.4Ga),其δ(18O)为7.4‰～5.0‰,比地幔值高,暗示着岩浆混染和高δ(18O)物质的重熔,这些高δ(18O)的物质可能是沉积物或低温水2岩反应的热液蚀变岩石,表明有上地壳物质参与的岩浆过程最早可追溯到4.4Ga前。这些锆石的氧同位素组成表明,地球在4.4Ga前就可能存在水圈,地球的表面温度在地核和月球形成后不到100Ma的时间里就已冷却到允许液体水存在的温度[56,67,69]。

陈道公等[65]、郑永飞等[66]分别对大别2苏鲁超高压变质岩中的锆石进行了U-Pb和氧同位素微区原位分析,发现即使在榴辉岩相高级变质作用中,锆石仍基本保存了原岩中锆石的氧同位素特征,其中原岩年龄为0.7～0.8Ga的变质岩中锆石的δ(18O)明显低于地幔平均值,表明其形成时岩浆源区明显有大气降水的加入,这可能与新元古代华南Rodinia超大陆的裂解和全球的雪球事件有关。

5结语

锆石的结构和成分记录了岩石所经历的复杂地质过程。对内部结构复杂的锆石进行同位素和化学成分的微区原位分析,必须在对其内部结构进行详细研究的基础上进行。

由于幔源锆石和壳源岩浆锆石的化学组成存在较明显的区别,因而容易区分,但利用壳源岩浆锆石的微量元素、稀土元素特征识别其寄主岩石的类型还有待于成因明确的锆石微区原位测试数据的积累,因为目前用于建立“判别树”的数据比较有限,且有些数据的来源不太明确。此外,在原始成因产状不清楚的情况下(如碎屑锆石),变质锆石和岩浆锆石的区分除利用w(Th)/w(U)比值外,能否通过其他的微量元素、稀土元素的比值或图解来有效区分,这方面的研究目前报道较少。

分别对锆石颗粒中的不同区域进行年代学、化学组成、Hf或O同位素进行原位分析,可以提供有关岩石成因的丰富信息,而这些信息的提取依赖于分析仪器和分析技术的进步。虽然现在的测试技术已实现了矿物的微区原位测试,但分析仪器的空间分辨率不够高(目前锆石REE、O、Hf同位素微区测定的束斑直径一般为20～40μm),且锆石颗粒一般较小,尤其是变质岩中变质增生或变质重结晶部分的锆石,或者是记录了几个期次岩浆活动的岩浆锆石,每一次地质作用形成的生长区域可能较小(<10μm),致使很多重要的信息无法提取。随着原位测试技术的进一步发展,对锆石内部不同结构域地球化学特征的研究将提供更多、更详细、有关岩石成因的重要信息。参考文献:

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岩石地质学篇7

关键词：岩石；建筑工程；地质勘查；问题；勘查设施

中图分类号：F407.1 文献标识码：A 文章编号：

前言

中国近代的工程地质勘查实践可以追溯到上个世纪6O年代，工程地质勘查学科在理论和实践上积累、总结了诸多学术资料和工程经验，该学科逐渐进入独立发展的阶段。在各大院校也专门开设相关学科、在实践上也有一些专门成立的地质勘查公司，为我国工程项目的地质勘查工作出谋划策。而地质勘查工作是保证房屋建筑不可缺少的工作。特别是对岩石地区建筑工程的地质进行勘查，就易出现一些问题，而这些问题会直接影响到将要建设项目的质量问题，对此，应该加以重视。

1 岩石概况

岩石是一种固体矿物或矿物的混合物，其有三态：固态、气态（如天然气）、液体（如石油），但主要是固态物质，是组成地壳的物质之一，是构成地球岩石圈的主要成分。不同的矿物质拥有不同的属性，也就致使不同岩石拥有着不同的性质。并且，各种各样的岩石又会在地壳的不断运动中，变换属性。这样也使得辨析岩石的性质和对其进行分类成为地质勘查工作中不可或缺的部分。

岩石的分类形式多种多样，而根据岩石的成因，我们可以将岩石分为沉积岩、火成岩、变质岩。沉积岩，是由以前的岩石风化成碎屑，或动植物的尸体沉淀积压而成。年代越久远，沉积地底就越深，相对的，越靠近地面的岩石，沉积的时间则越短。火成岩，又称岩浆岩，是由于岩浆活动致使岩浆侵入地壳内部，或流出地表形成熔岩，再经过冷却而凝固造成的，如花岗岩。变质岩，是由原来的岩石在外力（高温、高压或化学成分的加入）的作用下，使原来的矿物成分和结构发生变化而形成的新岩石。三种岩石中，沉积岩是地球上分布最广泛的，但是在做地质勘查工作时，对各种岩石的性质和构造都应该了如指掌。

2 建筑工程地质勘查应具备的条件

随着社会经济的不断发展，建筑工程越来越多，工程也越来越大，对工程地质的勘查要求也越来越高。那么岩石地区建筑工程地质勘查应具备哪些条件呢？

2.1 高端精密的勘查设备

地质勘查有钻探、井探、触探等多种手段，而每一种勘查手段都是建立在高端勘查设备上的。例如，在进行钻探作业时，就应该选择稳定性能好的钻机。如果所选钻机性能差，那么在选样过程中，对岩芯的破坏性就会加大，所取样芯的效果也会不好，也就直接影响到整个勘查结果。地质勘查是建筑工程实施的基础，而勘查设备则是基础中的基础。俗话说“巧妇难为无米之炊”，没有勘查设备，那么勘查则无从下手，而设备精密与否，则关系着勘查结果的准确性。

2.2 专业的勘查人员及勘查技术

作为专业的勘探工作人员，应做到对各类岩石性状、属性和各项勘探技术都了如指掌，能够在使用时做到得心应手。根据所取得的岩芯来识别岩石，通过岩石碎屑分辨岩石所属种类，根据岩石的实地情况确定岩石的钻井深度，通过对勘查所得的数据进行计算推算岩石的承压能力等等，都是专业人员必须具备的能力。要知道，一个工程的建造区域，无论是在广度上，还是深度上，都有可能出现多种不同的岩石，而对于这些岩石就需要技术人员应用自己专业的勘查技术和专业的理论知识来进行识别和确认。

勘查人员不仅要有过硬的专业勘查技术，还要具备负责任的心态。因为在整个勘探过程中，技术人员不仅要对每个阶段所得的勘探结果进行或详细，或简略的记录，而且还要将所得的样品进行不同方式的保存。这是一个枯燥乏味的工作过程，如果勘查人员心态不好，在勘查工作中遇到的事情只是敷衍了事的话，那么勘查结果会一些出现误差，会导致整个勘探工作的瘫痪。那么也会影响建筑项目的实施和建筑成功后的稳定性。如此说来，勘查人员的责任心在勘查过程中有着举足轻重的作用。

3 岩石地区地质勘查存在的问题

3.1 岩石取样不准确

岩石地区建筑工程的地质勘查工作，不仅要做到准，还要做到细。准，是对这一岩石区域内的岩石种类和构造进行勘查和分析，然后得出明确的答案。细，则是对同一区域内，从岩石的断面和平面进行多层次的细查和分析，从而让这一范围内的岩石状况得到全方位的确定。但是在岩石地区的勘查仍然很容易因为岩石种类多且分布无规律，所用经费不足，技术设备和人员无法达到勘查要求等，导致取样难，取样不准确的后果。

3.2 岩石识别不准确

钻井取样，不同层次会潜藏不同性质的岩石，即同一岩石，在不同的层面会表现出不同的属性。在岩石地区建筑工程进行地质勘探时，工作人员很容易被岩石体所表现出来的假象迷惑。现以沉积岩为例，作个简要的分析。沉积岩是全球分布最广的岩石，而它并不是从浅到深，从左到右都是同一种性质，同一个构造。从纵向来看，越深入地下，沉积的时间越长，颜色越深，而距地表越近，则表明沉积的时间越短。沉积岩从浅到深，呈现的是一个时间越来越长的趋势，而这样的时间变化，也就使得岩石性质和类属各不相同。所以在岩石的辩别过程中，就必须分辨出不同层面的岩石所具有的特性。然而在某些偶然的情况下，某种岩石会因为内因或外因的作用，呈现他种岩石的性状，这也就很容易导致勘探人员被岩石所表现出来的假象迷惑，从而作出错误的判断。

3.3 范围大，容易取样不足，导致检测不到位

整个建筑场地的面积大，在进行勘查作业时，不可能孔挨着孔，洞挨着洞的进行探查。但是岩石在面的分布上，又会因为各种因素作用的不同，出现不同的性质和构造。而不同性质和结构又决定了该片岩石抵抗外力破坏的能力。所以，在岩石地区建筑工程地质的勘查工作中，由于范围广，造成取样的不足，就导致了岩石检测的不到位，这也就直接影响建筑工程中桩基工程的实施。

4 总论

地质勘探是进行建筑建设的基础，也是最为重要的一步。通过地质勘查，我们能够很好地掌握地质的情况，从而设计出更加合理的施工方案。现阶段，岩石地区建筑工程的地质勘查还存在很多的问题，使得整个勘查工作运行起来频频受阻。这就需要工作人员在过往的理论基础上，不断添加实践所总结出来的经验，促进整个地质勘查理论的完善和勘查技术的进步。

参考文献：

[1]周卫红.地质勘查工作环境亟待改善[J].地质勘查导报.2010.007

[2]沈珊珊.加强地质勘查质量管理刍议[J].中国矿业报.2010.B02

[3]刘涛，刘红军.青岛岩石地区基坑工程设计与施工探讨[N].岩土学报.2010.32

[4]常士彪,张苏民.工程地质手册[M].北京:中国建筑工业出版社,2007.

岩石地质学篇8

关键词：超高压变质带；变质不均一性；大陆深俯冲；折返；碰撞造山带；榴辉岩；退变质作用

中图分类号：P588.3文献标志码：A

Metamorphic Heterogeneity Within a Single Ultrahighpressure Belt

JIANG Weijia1，2， LIU Yican1，2

（1. Key Laboratory of Crustmantle Materials and Environments， Chinese Academy of Sciences， Hefei 230026，

Anhui， China； 2. School of Earth and Space Sciences， University of Science and Technology of China， Hefei 230026， Anhui， China）

Abstract： Ultrahighpressure （UHP） index minerals， such as coesite and diamond in eclogites and related metamorphosed supracrustal rocks from various orogenic belts， suggest that continental crustal rocks can be subducted to mantle depths of more than 120 km and subsequently return to the surface. Furthermore， eclogites and related eclogitefacies rocks， and lowgrade mineral assemblagebearing rocks （i.e. metagranite， granitic gneiss， metabasalt and amphibolite） commonly coexist in UHP metamorphic belts. However， their relationship and petrogenetic links between highgrade and lower grade assemblagebearing rocks are often matter of debate. Hence， to clarify the metamorphic evolutionary histories and the correlation of the two groups of rocks plays a significant role in understanding the continental deep subduciton and exhumation processes. Some investigations on the metamorphic heterogeneity within a single UHP metamorphic belt were summarized. On this basis， several key factors such as protolith nature， metamorphic fluids， structural deformation and retrogression， which affect the preservation of UHP metamorphic records， were discussed.

Key words： UHP metamorphic belt； metamorphic heterogeneity； continental deep subduction； exhumation； collisional orogenic belt； eclogite； retrogression

0引言

板块构造理论自20世纪60年代以来已被地球科学研究领域所熟识，并成为认识岩石圈结构、组成及演化的基本理论。传统板块构造理论对大陆岩石圈的认识有所缺乏，认为大洋岩石圈密度大，可以俯冲进入地幔，而密度低的大陆地壳则不能进入地幔。然而，表壳岩石中柯石英[13]和金刚石[45]等超高压变质矿物的发现证明了陆壳物质可以俯冲到超过120 km地幔深度，然后折返至地表。

目前已发现的含柯石英和金刚石超高压变质带主要由片麻岩、榴辉岩、石榴橄榄岩、大理岩和片岩等组成。高压―超高压岩石是汇聚型板块边缘，特别是大陆碰撞造山带中最常见的典型岩石，其中榴辉岩及榴辉岩相岩石代表着地壳俯冲物质经过高压―超高压变质作用的产物，众多学者已对其进行了详细的岩石学、构造地质学、地球化学、同位素年代学以及地球物理学等方面的研究。然而，除高压―超高压榴辉岩之外，花岗片麻岩等一些缺乏超高压指示性矿物并具有低级变质矿物组合的岩石，并未引起足够重视，它们之间的关系更是地质学家长期争议的焦点。同时，同一造山带内高压―超高压岩石与变质程度较低的岩石之间的关系与成因联系对理解和重建陆壳物质俯冲和折返过程及变质演化历史具有重要意义。

高压―超高压榴辉岩与片麻岩、变质泥岩等低变质程度围岩密切伴生的现象[67]（图1、2）已在众多典型的陆陆碰撞带中被发现，如挪威西部片麻岩地区（Western Gneiss Region）、西阿尔卑斯的DoraMaira 地块、哈萨克斯坦的Kokchetav地块及中国中东部的大别―苏鲁造山带。在世界各地很多造山带中均可见高压―超高压岩石（如榴辉岩等）呈豆荚状、布丁状、透镜体状或夹层状生长在变泥质岩、变质花岗岩等围岩中。高压榴辉岩与具有低压矿物组合的围岩是经历了相同的变质过程，还是两者各自具有不同的变质历史，已成为超高压变质带中变质不均一性研究的核心争议问题。到目前为止，很多地质学家认为与榴辉岩伴生的花岗片麻岩同样经历过超高压变质作用，两者之间相邻的空间位置及相似的压力（P）温度（T）轨迹和年龄记录都为该观点提供了证据[813]，但由于反应动力学因素或后期流体和变形作用及退变质作用的影响，导致超高压记录被抹去。然而，Cong等在进行深入的岩石学及野外工作后对此观点持否定态度，认为花岗片麻岩是后期与超高压岩石构造并置在一起的低级变质岩[1416]。早在几十年前，Bryhni等通过同位素与岩石学分析，认为Norwegian低压片麻岩与其包裹的榴辉岩具有相同的PT轨迹[17]，据此推断两者作为一个整体同时经历俯冲与折返过程；而Lappin等在对该地区的榴辉岩和片麻岩围岩做了充分的岩石学工作之后，认为榴辉岩和片麻岩形成的温压条件不一致[18]，并建立了高压榴辉岩在固态下侵位于低压片麻岩中的模型。本文总结了不同超高压变质带中变质不均一性的表现，同时根据前人有关超高压变质带中变质不均一性的研究成果，分别对上述两大类成因解释进行了分析和讨论，并在此基础上试图阐述影响超高压变质矿物形成及保存的主要因素。

图件引自文献[7]，有所修改；图件反映了榴辉岩相与角闪岩相、绿片岩相岩石的相互关系

1构造并置及折返过程

众多学者认为，大陆碰撞带中榴辉岩与片麻岩围岩作为一个整体共同经历了深俯冲作用[1920]。然而围岩中高压―超高压矿物组合的缺失使得部分学者对该观点持怀疑态度，他们认为榴辉岩为片麻岩的外来岩体，它们具有不同的变质历史，后因构造变形等作用使榴辉岩卷入低压片麻岩中，形成构造混杂带。强烈的构造运动能够使处于不同板片位置（不同地壳层次或深度）甚至不同区域的岩石混杂在一起并最终抬升出露于地表[16]，作为整体俯冲到地幔深度并经历超高压变质作用的各岩石应具有一致的PT轨迹，而后期通过构造运动并置在一起的不同变质级岩石的峰期条件则截然不同。

波西米亚地块东北部Velke Vrbno地区发育的以变泥质岩为主的火山沉积层序中穿插有正片麻岩岩席，并且片麻岩中包裹有布丁状榴辉岩。为了查明密切伴生的榴辉岩与变泥质岩之间的关系，Stipska等利用Thermocalc软件对榴辉岩与变泥质岩的温压条件进行估算[21]，得出两种不同的PT轨迹（图3）。变泥质岩峰期温压条件为P=11×105 Pa，T=640 ℃，地温梯度约为17 ℃・km-1，随后经历了近等温降压而后冷却的过程；榴辉岩峰期温压条件为P=18×105 Pa，T=700 ℃，地温梯度约为11 ℃・km-1，石榴石分解成斜长石代表榴辉岩经历了减压而后冷却的过程，两类岩石在P=11×105 Pa的深度至地表的折返过程中所经历的PT轨迹一致。

单位为℃・km-1的值为地温梯度；图件引自文献[21]

同时，榴辉岩与变泥质岩中的矿物包裹体证明其进变质过程中的矿物组合均在含水条件下生成，故排除了变泥质岩经历高压变质作用但其矿物相由于动力学方面因素而未发生转变的可能性。因此，上述两类岩石各自俯冲到不同深度，而后在中上地壳发生构造并置，并一起折返到地表。

西阿尔卑斯的Entrelor地区出露有大面积蓝片岩相变泥质岩，其中包裹大量榴辉岩与绿片岩相岩石。Bousquet对这些不同变质程度岩石的PT轨迹分别进行重建，发现两类岩石具有截然不同的峰期温压条件（两类岩石峰期变质温压条件分别为P=12 GPa，T=450 ℃和P=2.3 GPa，T=550 ℃），但同时发生折返，据此提出了4种可能的成因解释：①热力学数据误差；②折返过程中高压矿物组合的改变；③原岩性质不同；④构造混杂[16]。将基于局部平衡和全岩平衡两种不同的方法同时运用于变泥质岩与高压榴辉岩的PT估算，得到相似的结果，因此，不可能存在如此大的数据误差导致高达1 GPa的差异。另外，不同类型原岩对变质过程的影响将在后文叙述，然而将该区榴辉岩与变泥质岩变质程度的不同归因于不同的原岩性质并不合理，因为原岩均为基性岩的榴辉岩与绿片岩相岩石PT轨迹仍不一致。同时，并未在绿片岩相岩石和变泥质岩中发现任何超高压矿物或其残留假象，故无法证明变质程度低的岩石为高压榴辉岩的退变产物。因此，上述绿片岩相岩石及变泥质围岩并未随榴辉岩一同俯冲到地幔深度，这些具有低级变质矿物组合的岩石是后期在地壳深度与高压榴辉岩构造并置在一起，随后被抬升到地表。

Alm为铁铝榴石，Sps为锰铝榴石，Grs为钙铝榴石，And为钙铁榴石，Prp为镁铝榴石；A区为镁铝榴石端元组分大于55%的榴辉岩；B区为镁铝榴石端元组分在30%～55%之间的榴辉岩；C区为镁铝榴石端元组分小于30%的榴辉岩；图件引自文献[14]

图4双河地区榴辉岩和片麻岩中多硅白云母SiAl图解和石榴石端元组分图解

Fig.4SiAl Diagrams of Phengites and （Alm+Sps）（Grs+And）Prp for Garnets from Eclogites and Gneisses in Shuanghe Area

大别超高压造山带的双河地区同样具有相似的变质不均一现象，含柯石英榴辉岩、硬玉石英岩、石榴黑云片麻岩及大理岩被花岗片麻岩包围。超高压岩石整个俯冲折返过程分为4个阶段：前榴辉岩阶段、峰期超高压含柯石英榴辉岩阶段（P≥（27～28）×105 Pa，T=（700±50）℃）、石英榴辉岩阶段和后成合晶阶段（角闪岩相）。超高压岩石中除含有柯石英之外，还发现多晶石英集合体及石榴石中的多硅白云母包裹体等证据[14]， 而其围岩中未发现任何高压―超高压证据，峰期温压条件估算也落在角闪岩相（P=4×105 Pa，T=（400±50）℃）范围内。同时，在矿物成分上（如石榴石和多硅白云母），花岗片麻岩围岩与超高压岩石也有明显差别（图4）。

高压―超高压岩石的折返机制以及和低级变质岩石如何同时出露于地表一直广受关注，学者也提出了多种解释模型，比如挤出伸展模式[22]、浮力驱动模式[23]、角流及浮力联合模式[24]和多板片差异折返模式[25]等。Bousquet认为Entrelor地区混杂在一起出露地表的蓝片岩相变泥质岩及榴辉岩折返的主要动力为推力，即存在一个由弱变形的片麻岩及花岗质岩石组成的刚性体，其自身与周围岩石的密度差使其在浮力的作用下上升，而此刚性体则充当“推土机”依次将俯冲到不同深度的3种变质岩推送到地壳同一深度，然后一并抬升至地表（图5）[16]。然而，对于刚性体的来源以及浮力作用是否足够大到能使榴辉岩等高密度岩石折返仍存在疑问。Davies等提出俯冲板片断离是导致超高压岩片在浮力作用下从地壳深部快速抬升折返的主要机制[26]。Zheng等以大别―苏鲁造山带为例，认为在三叠纪陆陆碰撞之前洋壳先俯冲的过程中，其上覆沉积物被刮下留在地表经历低级变质作用，而后陆壳俯冲到一定深度（100～300 km）时大洋岩石圈与大陆岩石圈断离，由于俯冲过程中摩擦阻力及密度差使得陆壳岩片在浮力差的作用下折返到地表，之后在褶皱、剥蚀等一系列构造作用的影响下形成了由变质等级不同的岩石所组成的混杂带[27]。浮力被认为是高压―超高压岩石折返的主要动力，而试验证明：当浮力为唯一驱动力时，只有在俯冲岩片与地幔之间的密度差不小于10%的情况下，浮力才能触发俯冲岩片折返[28]。榴辉岩相的中上地壳密度（306～331 g・cm-3）与地幔密度（3.3 g・cm-3）十分相近[29]，因此，仅靠两者密度差引起的浮力作用不足以使陆壳岩石返回地表。

图件引自文献[16]；由弱变形的花岗质岩体和片麻岩组成的刚性体将其上方不同类型的岩石（榴辉岩、变质沉积岩、绿片岩）推向地表

刘贻灿等提出的俯冲地壳内部的多层次拆离解耦并呈多板片差异折返模型也对不同变质程度岩石的折返做出了合理解释[25]，他们认为在大陆碰撞过程中深俯冲陆壳并不是整体折返，而是在不同深度发生多层次拆离解耦并相继折返[25]。在陆壳俯冲初始阶段（如绿片岩角闪岩相阶段）被解耦的岩片俯冲深度浅变质程度低，而俯冲到较大深度（如高压或超高压榴辉岩相变质深度）发生拆离的岩片变质程度高。因此，俯冲到不同深度变质程度不一致的岩石先后折返到地表，之后经历后期构造隆起剥蚀等一系列运动，呈现高压―超高压变质岩和低级变质岩紧密伴生的不均一变质现象。但是，多板片差异折返模型无法解释Entrelor地区具有不同变质峰期温压条件（P=1.2 GPa，T=450 ℃和P=2.3 GPa，T=550 ℃）的岩石却具有相同折返时代的现象。

2超高压变质作用及退变质叠加

2.1超高压变质证据

超高压带中常见高压―超高压榴辉岩相变质岩与具有低级变质矿物组合的岩石密切共生，但是变质岩中未发现柯石英等超高压矿物或深俯冲的变质记录，也不能排除其经历过深俯冲的可能性[30]。超高压岩石在折返过程中因温压条件改变而发生退变质作用，其中超高压矿物组合可能转变为低压矿物组合，特别是花岗质片麻岩更容易退变而不易保留早期超高压变质证据[11，31]，从而掩盖了超高压变质作用的历史。然而，通过深入细致的岩相学观察和锆石学研究，Tabata等已陆续在不同造山带超高压榴辉岩及相关岩石的围岩（花岗片麻岩等）锆石中发现了柯石英等超高压矿物变质记录[3233]，也就是说，至少有一部分具有低级变质矿物组合的岩石经历过深俯冲但很少保留有超高压变质记录。南大别变质花岗岩中尽管未发现柯石英等标志性超高压矿物，但是通过岩相学观察，在南大别榴辉岩的石榴石中发现柯石英假象[34]，证明南大别榴辉岩带为经历过深俯冲的超高压变质带。Li等对南大别超高压榴辉岩带中的花岗变质岩进行温压估算，其峰期温压条件为P=3.3 GPa，T=670 ℃[3435]。Liu等对苏鲁超高压榴辉岩等围岩中锆石的研究表明[3637]：①不同类型的变质表壳岩石（如正片麻岩、副片麻岩、大理岩、石英岩、斜长角闪岩以及榴辉岩）的锆石中均发现含柯石英等榴辉岩相矿物包裹体；②所研究的榴辉岩与其围岩中含柯石英包裹体的锆石区域所记录的温压条件一致；③榴辉岩与围岩的锆石UPb定年结果表明，两者具有一致的三叠纪超高压变质年龄和角闪岩相退变质年龄。笔者近期的岩石学研究也表明，中大别含柯石英和金刚石的超高压变质带中与榴辉岩相共生的花岗片麻岩常常有两种表现形式：一类片麻理发育，另一类片麻理不发育且呈块状。前者的锆石中发现少量柯石英、金红石和石榴石等包裹体，证明发生过超高压变质作用。此外，野外调查和相关研究指示这两类岩石可能经历过相同的变质过程，只是变质不均一性或反应动力学等方面原因导致二者不同的表现和岩石学记录。由此说明，大别―苏鲁造山带中超高压榴辉岩的围岩大多数随榴辉岩一起俯冲到地幔深度并发生超高压变质作用，这为二者之间的相互关系提供了可靠的岩石学和年代学证据。通常，榴辉岩相岩石经过退变质作用后，其中的绿辉石通常转变成透辉石/角闪石+斜长石后成合晶，石榴石转变成斜方辉石+斜长石的冠状体结构，硬玉周围则形成钠长石+磁铁矿次变边，而绿辉石中的石英出溶体是早期超高压变质的证据之一[38]。

大别地块东南部片麻岩和石榴硬玉石英岩中，由石英多晶集合体组成的柯石英假象包裹在石榴石和硬玉中，这些柯石英假象不仅指示了峰期超高压变质条件，还反映了峰期之后的减压退变质过程[39][图6（a）]；同时，在相伴生的大理岩中，石榴石和绿辉石也发现由多晶方解石构成的文石假象，指示其经历过超高压变质作用[40]。Carswell等在大别石马地区正片麻岩围岩的绿帘石中发现长石的二次生长结构[图6（b）]，这种绿帘石中包裹气泡状、蠕虫状钠长石的现象也出现在邻近区域的超高压片岩中，指示着前期富霓石端元的辉石存在[11]。另外，相同矿物经历不同的变质过程之后其成分也有所区别。超高压片岩的石榴石中多硅白云母（AB2[C4O10]（OH）2）包裹体的Si原子数高达3.62 p.f.u.，而基质中与黑云母共生的白云母Si原子数一般小于3.3 p.f.u.，而且通过对大多数超高压峰期形成的多硅白云母的分析，发现其A位上的阳离子占位率小于1；Dora Maira含柯石英和石榴石的超高压石英岩围岩为绿片岩相的片麻岩，围岩中多硅白云母的Si原子数约为3.55 p.f.u.明显高于绿片岩相条件下形成的白云母[41]，指示其经历了退变质作用。同时，钙铝榴石和锰铝榴石的固溶体及金红石和钙铝榴石共存的现象也一致指示该片麻岩有高压变质历史[42]

大别超高压片麻岩与低级片麻岩中的石榴石端元组分也有明显区别，前者锰铝榴石端元组分质量分数一般小于0.03，相反低级变质岩中锰铝榴石组分（0.18～0.45）明显高于超高压岩石；超高压条件下，榍石中Ti和O会大量被Al和F替代[43]，因此，高AlF含量的榍石也可以成为超高压条件指示剂之一。此外，基于反应动力学等原理，在大陆深俯冲或超高压变质条件下，有些岩石（特别是位于板块内部或缺乏变质流体等）中矿物有可能未发生转变而仍表现为低级变质矿物组合[12，31，33，44]。

超高压变质岩与其围岩的稳定同位素特征对追溯其变质历史也有一定作用。大别造山带中榴辉岩的δ18O值（-4‰～6‰）及其玄武质原岩（6‰～7‰）与国外著名超高压带（1.5‰～120‰）相比明显偏低[45]；而苏鲁造山带东海地区附近超高压榴辉岩与其片麻岩围岩也具有低的δ18O值[46]。因此，榴辉岩为原位变质，并且在俯冲之前其原岩与片麻岩原岩同时经历过大气水热液蚀变，这两类岩石并不是在地壳深度才并置在一起。

2.2超高压变质矿物的形成及保存

高压―超高压榴辉岩相岩石成分变化非常广泛，超基性岩到酸性岩均可变质形成榴辉岩相岩石。同一区域密切伴生的岩石俯冲到地幔深度，由于折返期间部分岩石受到退变质作用的影响，抬升至地表后因构造作用而造成不同变质等级的岩石混杂在一起的现象。然而，为什么这些具有相同变质过程的岩石只有部分可以在折返过程中保存超高压记录，而其他岩石却无法抵抗退变质作用的影响？或者一些岩石虽俯冲到地幔深度却未转变成超高压矿物组合？试验数据表明，干的、粗粒的地壳岩石在P=3 GPa，T≥700 ℃的条件下依然可以保持亚稳态，不转变成榴辉岩相矿物组合[4748]，这说明岩石向高压―超高压相转变的过程受俯冲带流体、原岩性质、岩石变形等诸多因素的影响。

2.2.1俯冲带流体

当外界环境发生改变以及岩石经历变质作用时，其组分为了适应新的温压条件将重新反应达到再次平衡，在此过程中流体（本文中指代H2O）起着至关重要的作用，其对变质反应进程、微观尺度同位素平衡及深俯冲陆壳的化学分异具有重要意义。岩石由低级变质相向高压―超高压变质相转变的过程与流体作用密不可分[49]。在陆壳俯冲带岩石中，流体不仅作为反应物存在，还能催化或改变变质反应[50]，促使岩石达到热力学平衡状态。研究表明，很多相态转变是通过溶解再沉淀反应形成的，在缺乏流体的情况下，岩石可以在更高的温压条件下以亚稳态的原岩矿物相存在。此外，大别超高压带港河地区发育具有低级变质矿物组合的岩石与超高压岩石密切共生，但两者之间缺失明显的构造边界，却具有相同的原岩及变质年龄记录，而且具有低级变质矿物组合的岩石中保留有原始的层状构造和火山角砾等现象，表明该岩石从未转变成超高压矿物组合[5152]。Dong等根据以上现象排除这些具有低级变质矿物组合的岩石为外来岩体的可能性，并认为其与超高压变质岩一同俯冲到地幔深度，但可能由于反应动力学等因素而不利于低压矿物向超高压矿物的转变，使其保持亚稳态的原岩矿物相存在[51]。

图中百分数均为体积分数；箭头表示矿物相转变过程中岩石组成的变化；图件引自文献[53]

图7挪威西部片麻岩地区岩石变质相转变历史

Fig.7Transformation History of Rock Metamorphic Facies in the Western Gneiss Region of Norway

挪威西部片麻岩地区岩石变质相转变历史（图7）表明，即使在P>2 GPa，T>700 ℃的进变质过程中也只有部分岩石发生榴辉岩相转变，其中大部分基性岩在俯冲过程中形成榴辉岩相矿物组合，部分长英质片麻岩在折返减压过程中生成石榴石，形成角闪岩相矿物组合，而麻粒岩、黑云母片麻岩等在俯冲与折返过程中均未发生明显矿物学转变[53]。长英质片麻岩延迟到折返过程中才发生矿物的转变，这很大程度上归因于折返期间流体的加入[5455]，而且片麻岩若发生过变形或者体系中有流体存在，则在高压条件下其常常转变形成高压矿物组合[56]。Zhang等在苏鲁超高压带中发现一个30 m宽的岩体，其核部为保留有岩浆结构的变辉长岩，周围环绕着含有柯石英的榴辉岩，核部岩石未转变成榴辉岩相矿物组合是因为流体的缺失而导致矿物之间反应被阻碍[57]。在干的岩浆岩或麻粒岩相岩石榴辉岩化过程中，流体被认为是必不可缺的条件之一。图8显示了在同一温度条件下相同反应物在缺水和含水情况下的反应，发现流体的加入降低了斜长石分解所需的压力，进而促进了处于亚稳态斜长石的分解转变[5859]。

超高压矿物组合的保存一般在两种情况下实现：①退变质反应过程中缺水或流体；②化学反应动力学因素阻止矿物达到再平衡。反应动能可以很大程度地被岩石变形及流体推动，流体作为反应物、催化剂或运输媒介加入[60]。Bergen Arcs地区出露的麻粒岩经历了榴辉岩相变质作用的叠加，调查发现只有在剪切带附近的麻粒岩相斜长岩才转变成榴辉岩相矿物组合，并且部分榴辉岩石榴石中保存了具有麻粒岩相石榴石组成的核部，而多硅白云母、斜黝帘石等含水矿物的形成需要流体的加入，说明流体的存在对麻粒岩向榴辉岩的转变起了关键作用[61]。同时，Zhang等将苏鲁仰口地区辉长岩只有部分变质形成榴辉岩的现象也归因于进变质过程中流体的缺失[57]。

虚线为水合反应，实线为无水反应；Jd为硬玉；Qtz为石英；

Pl为斜长石；Ky为蓝晶石；Zo为黝帘石；图件引自文献[59]

图8800 ℃封闭体系中长石的分解反应

Fig.8Plagioclase Breakdown Reactions in a Closed System at 800 ℃

虚线为白云母中硅原子数等值线；实线为水含量（质量分数，下同）等值线；黑色粗线为矿物稳定域边界；F点为PT轨迹与

水含量等值线的切点；百分数为水含量；单位为p.f.u.的值

为Si原子数；Kfs为钾长石；Ms为白云母；Ab为钠长石；

Bt为黑云母；图件引自文献[31]

图9大别石马超高压岩片中变质花岗岩温压视剖面

Fig.9PT Pseudosection for Metagranite

from Shima UHP Slice in Dabie

强烈的退变质作用很大程度上甚至完全改变已形成的矿物组合，从而抹灭其高压―超高压变质记录或历史。其中，流体对退变质过程的影响起着必不可少的作用。多个俯冲碰撞带中榴辉岩相岩石经历了麻粒岩相变质叠加和角闪岩相退变质作用过程，反映其很大程度上受流体作用的控制，榴辉岩相到麻粒岩相的转变是固固反应过程（绿辉石+石英透辉石+斜长石），但该反应在流体做催化剂的条件下被推进[6，62]；而角闪岩相退变质的水合反应在流体缺失的条件下并不能进行。变质岩倾向于保持其“最干”的矿物组合作为最终记录的状态[63]。大别石马超高压岩片中变质花岗岩的视剖面图（图9）描述了在矿物组合稳定域内矿物成分及流体行为的变化。F点之后体系中不再含可供退变质反应消耗的流体相；由于流体的缺失导致反应停止，进而F点所对应的矿物组合作为最终状态保留下来[31]。

2.2.2原岩性质

俯冲带中流体既可以来自体系内部，即岩石本身含水矿物分解以及名义上无水矿物中的分子水及结构羟基出溶，也可以来自外部（围岩脱水），因此，原岩成分差异对退变质过程会造成不同程度的影响，不同原岩类型（侵入岩、火山岩、沉积岩等）流体含量相差较大。陆壳作为俯冲过程中流体的主要来源，不同地壳层次或深度的岩石含水量也不相同，这取决于岩石类型和形成过程。上地壳主要由相对富水的表壳岩和花岗质花岗闪长质岩浆岩组成[64]；下地壳则主要为已经脱水的麻粒岩相变质岩[65]。不同超高压变质带的研究发现，长英质片麻岩比变基性岩（榴辉岩等）更难记录高压矿物组合[11，31，66]，片麻岩比榴辉岩赋存更多的含水矿物；对于前者来说，退变质流体基本来自内部脱水，对后者来说，引起内部退变质作用的流体来自榴辉岩本身，而引起其边缘部分退变质的流体则一般来自其片麻岩围岩。由于榴辉岩的退变质行为需要围岩为其提供流体来源，所以流体的运移会降低榴辉岩退变质作用的速率，并且该岩石较高的能干性也影响了热力学再平衡的速率。

在很多情况下，经历过相同演化过程的变基性岩所记录的温压条件比变泥质岩等围岩高。这是因为两类岩石的能干性不同，强硬的榴辉岩比较能够抵抗变形作用的影响，加上矿物颗粒较大的表面能和较慢的扩散速度使得退变质反应进行不彻底[67]，而能干性较低的变泥质岩、变质花岗岩则受退变质作用影响较大，更容易转变成低压变质矿物组合。

2.2.3岩石变形

在陆陆碰撞造山带中陆壳岩石经历深俯冲后，一般在剪切带周围容易生成高压―超高压岩石，指示岩石变形对变质反应有一定的影响，如Pognante发现阿尔卑斯西部地区剪切带附近变辉长岩向榴辉岩转变得比较彻底，而其围岩则依然保留有大量岩浆结构[68]，证明岩石变形对其变质反应有一定的促进作用。变质反应速率（R）表达式为R=k（T）ΔGnAs。其中，k（T）为与温度相关的函数，ΔGn为化学相关性系数，As为比表面积。岩石变形减小矿物粒度，从而增大比表面积，使反应速率增加，同时矿物颗粒粒度的减小导致元素扩散距离变小，也会加快反应速率[56]，从而使岩石各变质相之间转变更加彻底。众多试验及自然样品研究表明，裂隙的存在会增大反应物与流体之间的接触面积，加快反应速率[69]，相反若岩石中不存在裂隙，那么现存的空隙将快速被反应生成物所阻塞，影响流体的运移，阻碍后续反应的进行[70]。另外，除了超高压变质过程中流体及变形作用缺乏之外，板块的快速俯冲和在地幔深度短暂的停留等也是不利于矿物发生相转变从而保持亚稳态状态的原因[51]。

3结语

超高压岩石常常与具有低级变质矿物组合的岩石密切伴生，两者的成因关系有3种：①两者为构造并置关系，包括不同成因岩石（即具有不同变质过程和峰期变质条件）的共存；②围岩在超高压变质时处于亚稳定状态，从而未发生矿物相转变；③围岩和超高压岩石均发生了超高压变质作用，但在退变质过程中围岩早期的超高压变质记录已经被抹掉。关于超高压变质带中变质不均一性，前人已开展了大量的岩石学、矿物学、年代学、稳定同位素地球化学、构造地质学以及地球物理学等方面的研究，并对不同超高压带中岩石的变质不均一性做出了合理解释，但仍存在一些需要进一步深入研究的关键问题：

（1）超高压变质带中未发现超高压矿物或记录的岩石并不一定代表没有经历过深俯冲或发生过超高压变质作用，也许只是退变质作用以及原岩性质、岩石变形程度及流体含量不同等导致部分岩石无法保留超高压变质记录。那么如何来查明？

（2）岩石俯冲到高压―超高压深度不一定能够发生高压―超高压变质相转变。部分岩石可能由于流体的缺乏可在高压―超高压环境下保持亚稳定的状态，而不形成与外界达到再平衡的矿物组合。那么如何来识别？

（3）构造并置的超高压变质岩和具有低级变质矿物组合的岩石详细构造过程如何？抬升机制又如何？

为了更好地理解超高压变质带中榴辉岩等超高压岩石和相伴生的、具有低级变质矿物组合岩石之间的成因联系和相互关系，尚需进一步开展深入系统的综合研究。在岩石学研究方面，两类岩石PT轨迹的重建至关重要。但是，为了避免常规矿物对温压计中矿物成分环带计算结果的影响[71]，除了采用常规方法外，还需要应用现代岩石学分析方法（包括相平衡和PT视剖面图以及锆石中Ti温度计和金红石中Zr温度计等）来限定温压条件；在年代学方面，对超高压岩石和具有低级变质矿物组合的岩石原岩及变质年龄的研究，需结合矿物包裹体以及锆石微量元素分析来准确限定两类岩石的年代学意义；在元素和同位素地球化学方面，需开展OHfSrNdPb等同位素分析，以便查明两类岩石是在原位变质作用还是在峰期变质作用之后折返期间构造并置在一起的。

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岩石地质学篇9

1.说出地球的圈层结构，概括内部圈层的主要特点。

2.运用示意图说明地壳内部物质循环过程。

二、教学目标：

1.知识技能目标：

（1）了解地球的圈层结构，认识自然环境的组成。

（2）了解地球内部的圈层结构，认识岩石圈的范围、结构，掌握地壳结构的特点。

（3）岩石圈的组成物质及物质循环。

2.过程与方法目标：

（1）能够运用课本插图说明地球的圈层结构，岩石圈的位置、范围、结构，提高运用读图观察的方法学习地理知识的能力。

（2）能够熟练阅读“地壳内部物质循环示意图”同时能绘制简单示意图说明地壳物质的循环过程。

3.情感目标：通过三大岩石的转化和岩石圈物质循环知识的学习，使学生树立物质的运动性的辩证唯物主义思想观念，认识世界万物是相互联系的，是发展变化的；

三、重点、难点：

沉积岩的特征；岩石圈物质循环

四、教学方法：读图观察、自主探究、列表分析、比较分析法

五、教具准备：多媒体、板图

六、教学流程：

1.新课导入：地球是由以地心为球心的一些同心圈层构成的，今天我们一起学习第二单元从地球圈层看地理环境。

2.进行新课：

第一，地球的圈层结构及内部圈层：

自学探究1、2、3：

读课本P25“地球圈层结构图”完成下列问题。

完成表1；

________、________、________、岩石圈四大圈层相互联系、相互作用，共同形成了人类赖以生存的自然地理环境。

自学课文P26～27“地球内部圈层和岩石圈的结构”，读“地震波在地球内部传播速度变化图”完成下列问题。

地球内部圈层划分的依据是什么？

完成下列各小题。①图中字母表示纵波的是____________。判断的理由是_________。②地震波分别在地下________千米和________千米深度，其传播速度分别突然发生怎样的最剧烈变化？___________。③图中A表示的不连续面叫做_____ 界面，B表示的不连续面叫做_____界面。④A以上的部分叫做____；C表示____；D表示_____。

地球内部圈层结构及其特点？①在图中填出莫霍界面、古登堡界面。②在图中填出地壳、地幔、地核。③在图中填出软流层、岩石圈。④岩石圈是指 和____顶部（ ____以上）的部分，他们都是由 构成。⑤ ____位于上地幔上部，是____的发源地。

合作探究一：

读表2及“地壳结构图”，总结地壳结构特征。

第二，岩石圈的结构及组成：

自学探究四：

自学课文P27～28“岩石圈的组成”，完成下列问题。①组成岩石圈的岩石按照成因可以分为：____ 岩、____岩、____岩。②岩浆岩是____活动的产物。软流层中的岩浆在地下巨大的压力作用下，沿着地壳薄弱地带____地壳上部或____地表，____形成岩浆岩。常见的侵入岩有____；玄武岩属于岩浆岩中的____。

合作探究二：

观看“沉积岩形成过程”视频，完成下列问题：①理解沉积岩的形成，总结沉积岩的两大特征。②____和____是记录地球历史的“书页”和“文字”。③常见的沉积岩有____、____、____等。

自学探究五：

观察大理岩的形成过程，完成下列问题。①石灰岩按照成因属于____岩，石灰岩遇到炽热的演讲，矿物成分和结构发生改变，形成____岩，该岩石按照成因属于____。②页岩按照成因属于____；经过变质作用变成____。③花岗岩按照成因属于____；经过变质作用变成____。

过渡：由以上岩石之间的转换，说明组成岩石圈的物质是在不断变化的，岩石圈物质是可以循环的。

第三，岩石圈物质循环：

自学探究六：

读“岩石圈物质循环图”，完成问题。①结合课文内容及岩石圈物质循环图，自绘一幅简易图，说明岩石圈物质循环过程，并说出他们之间相互转化的作用。②总结岩石圈物质循环的意义。

3.检测探究：

岩石地质学篇10

[关键词]华力西期 二长花岗岩 岩石学 主量元素 稀土元素 微量元素 时代

[中图分类号] P59 [文献码] B [文章编号] 1000-405X（2014）-4-54-2

本文建立在青海省拉陵灶火地区区域地质矿产调查项目的基础上，工作区内侵入岩发育，出露面积广，岩石类型丰富多样，从基性到酸性均有不同程度的分布，受断裂控制明显，总体呈北西-南东向展布。

侵入活动主要发生在奥陶纪、志留纪、泥盆纪、三叠纪、侏罗纪等几个时期。侵入岩与测区多旋回造山带不同演化阶段的动力学过程息息相关，构成测区侵入岩在空间上具成带性、时间上具多旋回性、构造成因上具多成因的特征。

工作区内出现的华力西期侵入岩分布范围有限，共由16侵入体组成，出露岩性主要有石英闪长岩、二长花岗岩，岩性组合相对简单，本文试图通过对华力西期二长花岗岩的岩石化学特征研究，分析其构成成分，形成确定其形成时代。

1地质特征

二长花岗岩中见有少量闪长质包体分布，形态主要有长条状、椭圆状、浑圆状及不规则状，含量约为2-5%，包体大小约为2cm-18cm2左右。局部岩石表面风化强烈，节理发育，沿裂隙面见后期石英脉穿插。

2岩石化学特征

2.1岩石学特征

二长花岗岩：岩石为灰白色，浅肉红色，细粒，粗粒均可见，不等粒结构，块状构造，主要由斜长石，钾长石，石英，黑云母及少量角闪石等矿物组成。斜长石与钾长石的含量基本相同，两者呈交叉状分布，其次是石英：烟灰色，半自形粒状，含量约占总体的25%，暗色矿物中黑云母含量略多于角闪石，两者均匀分布于岩石中。

2.2主量元素

由岩石化学特征统计结果表明，岩石主量元素中SiO2介于72.18-73.08×10-2，属酸性岩范围，与地球平均化学成分（克拉克值，1924年）相比，随SiO2呈含量增多，Na2O、K2O含量呈明显增多趋势，显示出向富硅富钾富碱贫钛铝钙铁镁演化的特点，里特曼指数σ介于1.96-2.57间，小于3.3，均为钙碱性岩。在硅碱图（图1）中均落在亚碱性系列区，在AFM图解中（图2）均落在钙碱性系列区内，并显示向富碱方向演化的趋势，长英质指数较高，FL介于81.38-88.09间，表明岩石酸性较大，SiO2过饱和类型，岩石属于低钙高钾类型（KCG），具壳幔混合型花岗岩特征，K2O/Na2O介于1.59-2.41大于1，反映岩石具陆壳熔融形成的S型花岗岩特征。其中A/CNK介于1.01-1.12间，表明岩为偏铝质-过铝质岩石类型，在铝饱和指数图解中（图3），均落在过铝质花岗岩区内，表明岩石中具有I型和S型花岗岩的过渡类型特征。

2.3稀土元素

由稀土元素特征统计结果表明，稀土总量在150.41-172.18×10-6间，接近地壳平均值（165.35×10-6）。LREE/REE集中于5.47-9.34间，轻稀土强烈富集，δEu=0.41-0.44，（La/Yb）n介于5.77-12.04间，具典型壳源花岗岩稀土特征，稀土配分曲线呈右倾“V”型，轻稀土陡倾，分馏强烈，重稀土相对平坦，具较强的负铕异常（图4），显示出地壳重熔的特点，并反映岩石经历了强烈的结晶分异。个别样品中Er具弱正异常，三条曲线走势有一定差异，表明岩石形成的物质来源有差异，多样性，具壳幔混合花岗岩特征。

2.4微量元素

由微量元素化学特征统计结果表明，以ORG为标准的微量元素分布形式（图5），具K2O、Th的强烈正异常，物质来源于地壳，Ta、Hf、Sm的中等正异常以及Ba、Zr强烈的负异常，亏损较严重，Nb、Ce具弱负异常，与阿曼同碰撞花岗岩的分布形式（Pearce，1984年）近于重叠，具火山弧花岗岩特征，反映大洋板块俯冲到大陆板块之下，在大陆板块形成的花岗岩。

3构造环境判别

从上述岩石的岩石学和岩石化学特征中可知岩石SiO2为过饱和类型，具高钾低钙特征，岩石为钙碱性系列，显示S型花岗岩特征，物质来源壳幔混合型，其中壳源物质所占比例较大，表现KCG类型花岗岩特征。

在R1-R2图解中（图6），样点均落于6区，同碰撞区间内，表明岩石形成于中泥盆世昆北板块与昆中板块碰撞环境下。