铝质A型花岗岩微量元素地球化学特征及地质意义
第32卷第1期2010年3月
地球科学与环境学报
Journal of Eart h Sciences and Environment
Vol.32No.1Mar.2010
收稿日期:2009204220
基金项目:国家自然科学基金项目(40534020);新疆维吾尔自治区国土资源厅国土资源大调查项目(QD200508) 作者简介:杨高学(19802),男,宁夏固原人,理学博士研究生,从事区域地质调查和岩石地球化学研究。E 2mail :mllygx @https://www.wendangku.net/doc/8d13843526.html,
东准噶尔贝勒库都克铝质A 型花岗岩微量元素地球化学特征及地质意义
杨高学1,李永军1,司国辉2,吴宏恩3,张永智3,金 朝1
(1.长安大学地球科学与资源学院,陕西西安710054;2.西安地质矿产勘查开发院,陕西西安710100;
3.新疆维吾尔自治区有色地质矿产勘查院,新疆乌鲁木齐830000)
摘要:通过对新疆东准噶尔卡拉麦里地区贝勒库都克岩体的岩石地球化学特征的研究,结果表明,在贝勒库都克黑云母花岗岩中Rb 、K 和Th 等大离子亲石元素明显富集,相对富集Zr 、Hf 等高场强元素,相对亏损Ba 、Sr 、
Nb 和Eu 等元素,稀土元素含量相对较高,Eu 的负异常极强,稀土元素配分模式呈平坦的“V ”字型,属于典型的
铝质A 型花岗岩。该花岗岩在成因上属于A2型,形成于后碰撞的张性环境,其来源可能与洋壳和岛弧建造组成的年轻地壳有关。花岗岩微量元素构造判别图显示它是一种后碰撞花岗岩,标志卡拉麦里地区在晚石炭世造
山作用的结束和板内构造演化的开始。该岩体锡质量分数普遍都比较高(15150×10-6),为锡的成矿物质来源和锡矿矿床学的深入探索提供重要参考。
关键词:地球化学;A 型花岗岩;地质意义;贝勒库都克;东准噶尔中图分类号:P591 文献标志码:A 文章编号:167226561(2010)0120034206
T race E lem ents G eochemistry F eatu re and T ectonic Significance of the
B eilekuduke A luminous A 2type G ranite in E ast Ju ngg ar
YAN G Gao 2xue 1,L I Y ong 2jun 1,SI Guo 2hui 2,WU Ho ng 2en 3,ZHAN G Y ong 2zhi 3,J IN Zhao 1
(1.School of Eart h S ciences and Resources ,Chang πan Universit y ,X i πan 710054,S haanxi ,China;
2.X i πan Research I nstit ute of Geolog y and Mineral Resources Ex ploration and Ex ploitation ,X i πan 710100,S haanx i ,China;
3.X inj iang I nstit ute of Geological Ex ploration f or N onf errous Resources ,Urumqi 830000,X inj iang ,Chi na )
Abstract :The geochemistry feature of rock in Beilekuduke granite in Kalamaili region of East J unggar ,Xinjiang is discussed.The result shows that the biotite granites are typical aluminum A 2type granites because of the enrichment of large 2ion lithophile elements (Rb ,K ,Th ,etc ),relative enrichment of high field strength elements (Zr ,Hf ),relative loss of Ba ,Sr ,Nb ,Eu ,a high level of rare earth elements (REE ),Eu negative anomaly extremely and flat “V ”shaped of REE pattern.The granite is belong to A22type originally and formed in the post 2collision expansion environment ,and may be derived f rom the young crust constructed by the oceanic crust and island arcs.Trace elements in granite tectonic discriminate diagram shows that it is a post 2collisional granite ,and indicates that the end of Late Carboniferous orogenesis in Kalamaili region and the start of plate tectonic evolution.The content of Sn ,which is generally large (15.50×10-6)in the granite ,is very important for the study of tin mineral deposit and source.
K ey w ords :geochemistry ;A 2type granite ;geology significance ;Beilekuduke ;East J unggar
0 引言
东准噶尔属于巨型中亚造山带,也是中亚—兴
蒙巨型构造成矿域的主要组成部分,构造上位于西
伯利亚板块、哈萨克斯坦板块和准噶尔板块的交汇部位,是一个构造背景极其复杂、岩浆活动极其强
烈的地区。在东准噶尔的东北缘分布有3条富碱花岗岩带,从北向南依次为额尔齐斯花岗岩带、乌伦古花岗岩带和卡拉麦里花岗岩带[122]。对额尔齐斯花岗岩带、乌伦古花岗岩带前人有详细的研究,在岩石成因上,提出了地壳岩石部分熔融和幔源岩浆高度分异等不同的成岩模式[1,3],而对卡拉麦里地区大面积分布的花岗岩研究却显得较少,笔者选取贝勒库都克黑云母花岗岩体为研究对象,在论述其微量元素地球化学特征的同时(岩石化学另文讨论),进一步探讨构造意义。
1 地质概况
东准噶尔卡拉麦里地区夹持在野马泉和准噶尔2个陆块之间,是东准噶尔古生代造山带主要组成部分。早泥盆世形成的卡拉麦里蛇绿岩带北西向延伸,可能是有限洋盆的洋壳残片[428]。区内分布的地层单位主要为泥盆系卡拉麦里组和石炭系黑山头组、姜巴斯套组,卡拉麦里断裂的南部零星分布有少量志留纪地层。区内花岗岩发育,可分为与金、铜成矿有关的钙碱性花岗岩和与锡成矿有关的富碱花岗岩两类[9210],其岩性有花岗闪长岩、黑云母花岗岩、角闪石花岗岩和碱性花岗岩等。不同期次、大小不等的岩体出露面积约1100km2,主要侵入体包括萨惹什克北、黄羊山、苏吉泉、贝勒库都克(图1)。它们多为岩枝(株),具有强酸、富碱和高分异的特点,前人获得同位素年龄为248～338Ma[11],对黄羊山碱性花岗岩进行单颗粒锆石U2Pb测年,获得其年龄为300～305Ma[12]。
2 微量元素特征
分析样品均采自基岩露头,样品新鲜,无蚀变,采集位置避开了研究区内的接触带、蚀变带、断裂破碎带等。微量元素、稀土元素在宜昌地质矿产研究所采用ICP2MS法分析,符合DZ20130294标准。
贝勒库都克黑云母花岗岩微量元素质量分数列于表1。贝勒库都克岩体以低w(Ba)、w(Sr)和高w(Rb)/w(Sr)为特征。其中w(Rb)为(172～598)×10-6,w(Ba)、w(Sr)分别为(9104～245)×10-6和(713～8012)×10-6;高场强元素Zr、Nb、Y、Yb质量分数较低及Zr+Nb+Ce+Y总量较低,这些特征显示该岩体岩石具有后造山A型花岗岩岩石的地球化学特征[13214]。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图2)上,Ba、Nb、Sr、Eu
等元素形成
1-第四系;2-石炭系黑山头组;3-花岗闪长岩;4-花岗斑岩;
5-碱长花岗岩;6-二长花岗岩;7-正长花岗岩;8-破碎带;
9-脉动接触关系;10-超动接触关系;11-侵入接触关系;
12-构造带界线;13-断裂及编号;14-花岗岩带;15-构造区;
16-国界;17-地名;I1-阿尔泰构造带;I2-阿尔曼太构造带;
II1-卡拉麦里构造带;II2-准噶尔盆地;II3-将军庙构造带;
①-额尔齐斯断裂;②-阿尔曼太断裂;③-卡拉麦里断裂;引
自文献[15]
图1 东准噶尔贝勒库都克岩体分布
Fig.1 G eological Sketch of the Distribution of the
B eilekuduke G ranite in E ast Junggar
4个尖锐的低谷,其余元素呈富集状态,其中不相容元素w(Rb)、w(Th)等正异常最为明显,为原始地幔的1000倍左右,w(Sn)为(4161～80101)×10-6,平均为15150×10-6,约为地壳的5倍,在蛛网图中表现为显著的高峰。其次为La、Ce、Ta等元素质量分数约为原始地幔的40倍左右,而Hf、Zr、Y、Yb等相容元素质量分数正异常偏低,小于20倍。Nb、Ta质量分数的负异常为A2型花岗岩所特有,而A1型花岗岩表现为Nb、Ta的富集。在洋脊花岗岩标准化微量元素图解(图3)中显示具板内花岗岩的特征。10000×[w(Ga)/w(Al)]值为2.98～4.45,明显高于I型和S型花岗岩的平均值(分别为2110和2128)[16]。
贝勒库都克黑云母花岗岩的稀土元素质量分数较高((133114～337178)×10-6),w(∑REE)大多接
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第1期 杨高学,等:东准噶尔贝勒库都克铝质A型花岗岩微量元素地球化学特征及地质意义
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1～12-样品序号,同表1;引自文献[16];原始地幔标准化值来自Sun 等[17];w s -样品质量分数;w p -原始地幔质量分数
图2 原始地幔标准化微量元素配分模式
Fig.2 P rimitive M antle N orm alized
T race E lem ent P
atterns
1～12-样品序号,同表1;引自文献[19];w O -洋脊花岗岩
质量分数
图3 洋脊花岗岩标准化微量元素配分模式
Fig.3 Ocean R adge G ranite M antle N orm alized
T race E lem ent P atterns
近300×10-6,且随酸度增加而呈现增大趋势;相对
富集轻稀土元素。w (LREE )/w (HREE )为0145～2119,w (La )N /w (Yb )N 为0142～4112,Eu 的负异常
极强,δ(Eu )为0101～0113,呈平坦的“V ”字型稀土元素配分模式(图4),表明源区有斜长石强烈分离结晶作用,w (La )N /w (Yb )N 均小于5,说明轻、重稀土元素的分馏不明显,w (La )N /w (Sm )N 为1139～2175,
w (Gd )N /w (Yb )N 为0121～1118,其分馏程度与尼日
利亚及中国山海关等地产于裂谷、类裂谷环境的钠闪石花岗岩明显不同[20],而与祁漫塔格铝质A 型花岗岩较为相似[21]
。
1～12-样品序号,同表1;引自文献[22];球粒陨石标准化值来
自Sun 等[23];w c -球粒陨石质量分数
图4 球粒陨石标准化稀土元素配分模式
Fig.4 Chondrite 2norm alized REE P atterns
3 岩石成因及构造意义
贝勒库都克黑云母花岗岩的地球化学成分特征同典型的A 型花岗岩的特征相一致,属A 型花
岗岩。然而,Loiselle 等[24]提出的A 型花岗岩并没有包含成因方面的信息。A 型花岗岩在矿物组成以及地球化学成分上可能同上述定义的A 型花岗岩一致,但形成方式上可能有差异,或部分熔融作用,或岩浆分离结晶作用或交代作用。A 型花岗岩形成的构造环境也不只限于板内裂谷,还可以形成于造山期后的构造背景。同时,在成岩物质来源上也可能是多样化的。Eby [13]用微量元素比值将A 型花岗岩划分为A1和A2两个亚类,他们有着各自不同的成因及构造环境方面的信息:A1型代表着与洋岛岩浆、板内岩浆、裂谷带岩浆来源相同的地幔分异产物,其形成与裂谷环境或地幔柱热点有关,且侵位于大陆裂谷或板内的构造环境,A2型来源于大陆地壳或板下地壳,且与陆—陆碰撞或岛弧岩浆作用有关,代表着碰撞后环境或造山期后环境。
贝勒库都克黑云母花岗岩的投影点在Rb/Sr 2SiO 2图上(图5a )呈指数曲线,在Rb 2Sr 图解上(图5b )显示陡倾的负相关线,且这些花岗岩的Ba 、Sr 、Eu 等元素强烈亏损,表明分离结晶是该岩体的主
导成岩作用。
综合分析,贝勒库都克黑云母花岗岩来源可能与洋壳和岛弧建造组成的年轻地壳有关,这些年轻地壳在晚古生代的构造演化过程中很可能被埋深于下地壳[25],在幔源岩浆提供热源的情况下它们作为源岩部分熔融形成了本区花岗岩。李锦轶等[26]
7
3第1期 杨高学,等:东准噶尔贝勒库都克铝质A 型花岗岩微量元素地球化学特征及地质意义
1～12-样品序号,同表1
图5 贝勒库都克花岗岩Rb/Sr 2SiO 2及
Sr 2Rb 微量元素判别
Fig.5 Rb/Sr vs SiO 2and Sr vs Rb T race E lement Discriminant Diagrams of the B eilekuduke G ranite
的认识也支持以上结论,认为花岗岩的同位素幔源
特征不能表明这些岩浆岩都来源于亏损地幔,它们
也可以由洋壳岩石圈及其派生物质与古陆壳混合
物重熔所形成。另外,K ing 等[27]研究认为,由再循
环俯冲洋壳低程度部分熔融产生的酸性岩浆富集大离子亲石元素和高场强元素等不相容微量元素,这与笔者的认识相吻合。
花岗岩的微量元素组成明显受其成岩的构造环境制约,Pearce [28]对形成于不同构造背景下的大量花岗岩微量元素进行了统计研究,在此基础上提出了适用性较好的花岗岩构造环境的微量元素判别图。根据这些图解,本区花岗岩类都落在靠近火山弧花岗岩的板内花岗岩区域(图6a ),这表明本区花岗岩具有板内花岗岩的某些地球化学特征,但非板内花岗岩,是一种后碰撞花岗岩。这与在Nb 2Y 2Ce 图(图6b )中投图结果相一致。它们就位于后碰撞的张性构造背景,其形成标志着卡拉麦里地区造山作用的结束,并转入了板内构造演化阶段。
1～12-样品序号,同表1;Syn 2COL G -同碰撞花岗岩;WP G -板内花岗岩;VA G -火山弧花岗岩;OR G -洋中脊花岗岩
图6 贝勒库都克花岗岩Rb 2Y +Nb 及Nb 2Y 2Ce 判别
Fig.6 Rb 2Y +Nb and Nb 2Y 2Ce Discriminant Diagrams for the B eilekuduke G ranite
结合前人对卡拉麦里蛇绿岩研究[11212],对东准
噶尔卡拉麦里地区晚古生代构造—岩浆演化过程的认识大致如下:泥盆纪期间,卡拉麦里有限洋盆形成并发生南北双向俯冲,形成陆缘火山弧;早石炭世,有限洋盆最终关闭,转变为陆间残余海盆发育阶段;晚石炭世,随着碰撞造山作用结束,由发生俯冲的洋壳和岛弧岩石建造组成的年轻地壳(可能还有少量陆间残余海盆沉积物)经过部分熔融和结晶分异作用,形成巨量富碱花岗岩岩浆侵位,幔源岩浆的底垫作用[29]可能提供了热源;从晚石炭世末期开始,东准噶尔整个进入了板内演化阶段。
4 黑云母花岗岩与矿化
本区碱性花岗岩锡质量分数普遍都比较高
(15.50×10-6),在岩体顶部或边缘转弯处等有利地段,若发育有晚期自交代蚀变作用,如云英岩
化、钠闪石化、钠长石化及黄玉化等,锡得以富集,以含锡石云英岩或含锡石石英脉的形式成为矿床。在苏吉泉一带该岩体中产生出的球状石墨是一种特殊的矿化现象,强烈的硅化和弱孔雀石化与其相伴,据初步研究,是岩浆夹持的碳质岩石被改造的结果。另外,其中有水晶晶洞和钾长石伟晶岩发育。
5 结语
(1)贝勒库都克黑云母花岗岩明显富集Rb 、K 、Th 等大离子亲石元素,相对富集Zr 、Hf 等高场强
元素,相对亏损Ba 、Sr 、Nb 等元素,稀土元素含量
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较高,Eu的负异常极强,稀土元素配分模式呈平坦的“V”字型,属于准铝质A型花岗岩。
(2)贝勒库都克黑云母花岗岩在成因上属于A2型,形成于后碰撞的张性环境,其来源可能与洋壳和岛弧建造组成的年轻地壳有关,黄羊山碱性花岗岩的形成标志着卡拉麦里地区造山作用的结束和板内构造演化的开始。
(3)卡拉麦里地区贝勒库都克黑云母花岗岩与A型花岗岩有关的锡矿,不仅在中国,而且在世界其他地方也不多见。尽管目前矿床规模不算太大,但其为锡的成矿物质来源和锡矿矿床学的深入探索提供了珍贵的基础素材。同时,作为中国一种新的锡矿类型———与造山期后拉张构造环境A2型碱性花岗岩有关的锡矿床,也为中国锡矿资源的进一步探寻开辟了新的方向。对碱性花岗岩及其成矿作用的进一步研究都具有重要的理论和实际意义。
参考文献:
[1] 忻建刚,袁奎荣,刘家远.新疆东准噶尔北部碱性花岗岩的特
征、成因及构造意义[J].大地构造与成矿学,1995,19(3):
2142226.
[2] 刘家远,喻亨祥,吴郭泉.新疆东准噶尔两类碱性花岗岩及其
地质意义[J].矿物岩石地球化学通报,1999,18(2):89294. [3] 韩宝福,王式洸,江博明,等.新疆乌伦古河碱性花岗岩Nd
同位素特征及其对显生宙地壳生长的意义[J].科学通报,
1997,42(17):182921832.
[4] 李锦轶.新疆东准噶尔蛇绿岩的基本特征和侵位历史[J].岩
石学报,1995,11(增刊):73284.
[5] 赵同阳,周可法,张晓帆,等.基于小波变换的反射光谱分析
在蛇绿岩识别中的应用研究———以西准噶尔地区为例[J].
西北地质,2007,40(4):87293.
[6] 宋泰忠,王 瑾,林 海,等.内蒙古北山地区小黄山蛇绿岩
地质特征[J].西北地质,2008,41(3):55263.
[7] 赵玉锁,路彦明,马德锡.东准卡拉麦里地区放射虫硅质岩地
球化学特征[J].西北地质,2008,41(3):64270.
[8] 李锦轶,肖序常,汤耀庆,等.新疆东准噶尔卡拉麦里地区晚
古生代板块构造的基本特征[J].地质论评,1990,36(4):
3052316.
[9] 毕承思,沈湘元,徐庆生,等.新疆贝勒库都克锡矿带含锡花
岗岩地质特征[J].岩石矿物学杂志,1993,12(3):2132223. [10] 刘家远,喻亨祥,吴郭泉.新疆北部卡拉麦里富碱花岗岩带的
碱性花岗岩与锡矿[J].有色金属矿产与勘查,1997,6(3):
1292135.
[11] 喻亨祥,吴郭泉,刘家远.新疆东准噶尔地区两类花岗岩与两
个成矿系列[J].大地构造与成矿学,1998,22(2):1192127. [12] 苏玉平,唐红峰,刘丛强,等.新疆东准噶尔苏吉泉铝质A型
花岗岩的确立及其初步研究[J].岩石矿物学杂志,2006,25
(3):1752184.
[13] Eby G N.Chemical Subdivision of t he A2type Granitoids:
Petrogenetic and Tectonic Implications[J].Geology,1992,
20(7):6412644.
[14] 洪大卫,王式洸,韩宝福,等.碱性花岗岩的构造环境分类及
其鉴别标志[J].中国科学(B辑),1995,25(4):4182426. [15] 李永军,吴宏恩,杨高学.新疆青河、奇台县红柳沟—苏吉泉
一带1∶50000区域地质矿产调查成果报告[R].乌鲁木齐:
新疆有色地质矿产调查局,2008.
[16] Whalen J B,Currie K L,Chappell B W.A2type Granites:
G eochemical Characteristics,Discrimination and Petrogenesis[J].
Contributions to Mineralogy and Petrology,1987,95(4):
4072419.
[17] 邱检生,王德滋,蟹泽聪史,等.福建沿海铝质A型花岗岩的
地球化学及岩石成因[J].地球化学,2000,29(4):3132321. [18] 新疆维吾尔自治区地质矿产局区调队.天山花岗岩地质
[M].北京:地质出版社,1985.
[19] Pearce J A,Harris N B W,Tindle A G.Trance Element
Discriminiation Diagrams for t he Tectonic Interpretation of
Granitic Rocks[J].Journal of Petrology,1984,25(4):
9562983.
[20] Bowden P,K innaird J A.The Pet rology and Geochemistry of
Alkaline Granites from Nigeria[J].Physics of t he Eart h and
Planetary Interiors,1984,35(1/3):1992211.
[21] 陈丹玲,刘 良,车自成,等.祁漫塔格印支期铝质A型花岗
岩的确定及初步研究[J].地球化学,2001,30(6):5402546. [22] 亨德森.稀土元素地球化学[M].田 丰,施 烺,译.北京:
地质出版社,1989.
[23] Sun S S,McDonough W F.Chemical and Isotopic Systematics of
Oceanic Basalt s:Implications for Mantle Composition and
Processes[J].Geological Society,London,Special Publica2
tion,1989,42:3132345.
[24] Loiselle M C,Wones D R.Characteristics and Origin of Ano2
rogenic Granites[J].Geological Society of America,Ab2
stract s wit h Programs,1979,11(7):468.
[25] Chen B,J ahn B M.Genesis of Post2collisional Granitoids and
Basement Nature of t he J unggar Terrane,NW China:Nd2Sr
Isotope and Trace Element Evidence[J].Joumal of Asian
Eart h Sciences,2004,23(5):6912703.
[26] 李锦轶,肖序常.对新疆地壳结构与构造演化几个问题的简
要评述[J].地质科学,1999,34(4):4052419.
[27] K ing E M,Valley J W,Davis D W,et a1.Oxygen Isotope
Ratios of Archean Plutonic Zircons from Granite2greenstone
Belt s of t he Superior Province:Indicator of Magmatic Source
[J].Precambrian Research,1998,92(4):3652387.
[28] Pearce J A.Sources and Settings of Granitic Rocks[J].Epi2
sodes,1996,19(4):1202125.
[29] 韩宝福,何国琦,王式洸.后碰撞幔源岩浆活动、底垫作用及
准噶尔盆地基底的性质[J].中国科学(D辑),1999,29(1):
16221.
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第1期 杨高学,等:东准噶尔贝勒库都克铝质A型花岗岩微量元素地球化学特征及地质意义
《地球物理勘探》基本特点
《地球物理勘探》基本特点 （1）地球物理勘探是一种间接的勘探方法 用钻机或其它的机械手段从地下取出岩样来认识地质构造是直接的勘探方法（或称为侵入方法，invasive method)。 地球物理勘探无须从地下取出岩样，而是通过使用专门的仪器在地面（或钻孔中）观察由地下介质引起的某种物理场的分布状态，
收集和记录某些物理信息随空间或时间的变化，并对这些信息的分布特征作出解释和推断，从而揭示地球内部介质物理状态的空间变化和分布规律，以此来了解矿产资源的分布及赋存状态、查明地质构造。
（2）地球物理勘探工作具有效率高、成本低的特点以往的地球物理勘探工作为矿产资源的调查、水文地质及工程地质工作提供了大量的、获得实践检验的重要资料；尤其是在覆盖地区对研究地质构造、指导勘探、成井等方面发挥了重要作用，加快了勘探速度，降低了施工成本，提高了水文地质钻孔的成井率。
（3）地球物理勘探能更全面了解勘探目标的全貌，避 免钻孔勘探‘一孔之见’的弱点 在工程勘察中，尤其是在浅层岩溶勘察中，地球物理勘探工作能提供勘探区域内二维、甚至三维的地下岩溶分布状态，克服钻孔‘一孔之见’的局限性。 跨孔声波、电磁波透视法能了解两孔之间的岩体的完整性，能从整体上评价岩体的完整性与基础的稳定性。
（4）地球物理勘探的应用具有一定的前提条件（一）必要条件： 要有物性差异； （二）充分条件： 1、目前仪器技术条件下，能测出异常： （1）场源体要有一定的规模， （2）场源体要有一定的埋深比， （3）仪器灵敏度要高； 2、干扰要小或能分辨异常； 3、环境条件允许。
（5）反演解释具有多解性 同一物理现象（或者说同一性质的物理场的分布）可以由多种不同的因素引起。 例如，在电法勘探中，视电阻率的变化可以由被测目标体电阻率值的变化引起；也可能由于地形，产状等其他因素的变化引起。这反映了地球物理勘探资料解释具有多解性。 要克服地球物理勘探资料解释的多解性，就必须将其与钻井资料或地质资料相结合进行推断解释，必须掌握一定的地层岩矿石的物性参数。
岩石地球化学特征
岩石地球化学特征 1火山岩岩石学特征 1.1主量元素特征该旋回岩石化学成分平均值与黎彤值和戴里值相比，该旋回火山熔岩，总体具高硅、高镁，低铁、铝、钙的特点；A/NKC值反映该旋回为铝过饱和岩石类型；分异指数（DI）为3 2.63～88.51， 均值为61.04，各氧化物随着DI值的增大有不同变化，如SiO2、K2O 明显升高，Na2O稍有增高，Al2O3变化不明显，TiO2、Fe2O3、FeO、MgO、CaO明显降低，MnO、P2O5稍微降低。总体上反映了该旋回火山 岩正常的分异趋势；里特曼组合指数说明本区义县旋回火山岩具钙碱 性向碱性演化的趋势。总体上来看，依据同源岩系的δ值事连续且相 近的原理，说明义县旋回火山岩浆是同源的。 1.2微量元素特征该旋回火山岩各岩石过渡元素分配型式曲线基本协 调一致，呈明显的“W”型，表明为同源岩浆分异产物。岩石曲线出现 相交现象，是因为个别元素在不同岩石中富集水准不同所致，反映了 岩浆在运移和成岩过程中可能有外界物质的介入和混染。图中给类岩 石的Ba、Nb呈明显的波谷，说明其在该旋回岩浆演化分异过程中分异 较好，而Zr具有明显的波峰说明该元素在该旋回中比较富集。仅在流 纹岩中Th元素具有明显的波谷，说明其在流纹岩中分异较好。 1.3稀土元素特征该旋回火山熔岩各岩石稀土总量差别较大，∑REE 在94.6～230.17，平均值为152.4。与世界同类岩石维氏值相比，该 旋回火山岩基性-中性岩，为富稀土岩石，中酸性-酸性岩为贫稀土岩石。LREE/HREE值为9.26～15.49，（La/Yb）N值为11.8～27.33，（Ce/Yb）N值为7.98～17.35，La/Sm值为3.36～8.83之间，以上参 数值及稀土配分曲线特征反映该旋回火山岩各岩石均具轻稀土富集， 分馏较好；重稀土亏损，分馏较弱的特点，火山岩浆可能来源于壳幔 混源。 2火山岩形成环境及源区
峨眉山地质概况及地球物理特征
峨眉山地质概况及地球物理特征 地质概况及地球物理特征 第一节地质概况 一、地层 井田内地层(见表1)有上二叠统峨眉山玄武岩组(PB)龙谭组(Pl)、下三22叠统飞仙关组(Tf)、永宁镇组(Tyn)及第四系Q。其岩性特征由新至老分述11 如下: 1、第四系(Q) 厚0,41m，以残积物、坡积物，崩积物滑坡堆积体为主。坡积物、残积物主要分布在同向坡及单斜谷中，崩积物分布于陡崖脚下，另外在井田内分布有大小6个滑坡区。冲积物主要分布在北盘江、发耳河两岸。与下伏基岩呈角度不整合接触。 2、三叠系下统永宁镇组(Tyn) 1 本区出露三段，四段被剥蚀，总厚平均405m。 3 第三段(Tyn):灰色薄至厚层状石灰岩夹泥质灰岩。区内可见残厚约100m1 左右。 2第二段(Tyn):以黄灰、灰绿争钙质泥岩及泥灰岩为主，夹钙质粉砂岩及细砂 1 岩，顶部25m左右为薄层泥灰岩，厚154-185m，平均厚160m。 1第一段(Tyn):以浅灰，灰色薄至中厚层状泥质灰岩，下部夹钙质泥岩薄层。1 厚144-150m，平均厚145m。 永宁镇组产:Tirolites SPinosus(刺提罗菊石)Pteria cf.murchisoni(莫氏翼蛤相似种)、Entoliun discites microtis(小耳海扇)等化石。 3、三叠系下统飞仙关组(Tf) 1
总厚约629m。分上、下两段，其上段分三个亚段。 2-3上段三亚段(Tf):黄灰色薄层状泥质灰岩夹钙质粉砂岩。底部20m左右为紫1 红色钙质泥岩，厚约161m。 发耳矿井地层简表表1 厚 地 度 (m 层 ) 0- 第四系(Q) 41 0- 90下第三系(E) 二上 桥1 统 三叠系(T) 组6 ( (6 T) 3
庐枞早白垩世火山岩的地球化学特征及其源区意义
高 校 地 质 学 报 Geological Journal of China Universities 2007年6月，第13卷，第2期，235-249页June 2007，Vol. 13，No. 2, p. 235-249庐枞早白垩世火山岩的地球化学特征及其源区意义 谢 智，李全忠，陈江峰，高天山 （中国科学技术大学?地球和空间科学学院，中国科学院?壳幔物质与环境重点实验室，合肥 230026）摘要：从中生代到新生代，华北东部岩石圈地幔发生了减薄以及地球化学性质置换, 而扬子地块东部中生代岩石圈地幔也表现出类似的过程，对中生代火山岩的地球化学研究有助于了解这一变化过程以及发生置换时的时空关系。庐枞火山岩出露于扬子地块东部，为一套包括粗玄岩–玄武粗安岩–粗面岩的富碱橄榄安粗岩系。研究了双庙组基性火山岩，这些岩石富集Rb，K，Sr，Th和轻稀土元素，亏损高场强元素。(87Sr/86Sr)i = 0.7060~0.7063，εNd (t )=-3.9~-6.2，(206Pb/204Pb)i =17.788~18.125，(207Pb/204Pb)i = 15.511~15.546，(208Pb/204Pb)i =37.735~38.184。在喷出地表过程中，火山岩没有受到明显的地壳物质混染，因此元素和同位素组成反映了地幔源区的地球化学特征。其地幔源区具有同位素富集特征，表明火山岩源区曾受到地壳物质的影响，是富集地幔部分熔融的产物，并经历明显的结晶分异作用。庐枞火山岩的岩浆成分和源区特征反映该地区在晚中生代岩石圈地幔的伸展和软流圈地幔上涌的演化过程。 关键词：微量元素；Sr -Nd -Pb同位素；橄榄安粗岩；岩石圈伸展；双庙组 中图分类号：P588.1 中图分类号：A 文章编号：1006-7493（2007）02-0235-15 收稿日期：2007-03-26；修回日期：2007-04-27 基金项目：自然科学基金项目（40673008）和国家自然科学基金青年基金项目（40203004） 作者简介：谢智，男，1969年生，博士，副教授，主要从事同位素地球化学和年代学研究。E -mail: zxie@https://www.wendangku.net/doc/8d13843526.html, 中国东部自北向南可以划分出如华北克拉通、大别–苏鲁造山带、扬子地块和华夏地块等地质单元。这些不同的单元有不同时代形成的基底，经历了不同的演化过程。但它们的一个共同特点就是广泛发育晚中生代岩浆岩，形成从超基性–基性到中酸性、碱性等不同系列的岩浆岩。这些岩浆岩的地球化学特征对了解中国东部晚中生代壳幔演化过程有重要的制约意义。 近年来，中国东部从中生代到新生代岩石圈减薄作用和岩浆动力学机制受到国内外学者的广泛关注，特别是华北岩石圈减薄的动力学演化研究取得了很大的进展，华北克拉通性质的岩石圈地幔被大洋型的岩石圈地幔所置换，岩石圈发生了至少100 km 的减薄（Menzies et al, 1993; Menzies and Xu, 1998; Griffin et al, 1998; Fan et al, 2000; Xu, 2001; Gao et al, 2002; Zhang et al, 2002a; Wu et al, 2003; Yang et al, 2003; Deng et al, 2004; 闫峻等，2003a；徐义 刚，2003）。同位素地球化学性质也发生显著改变，晚中生代基性岩如济南、邹平辉长岩的地幔源区表现出同位素富集的性质（Zhang et al, 2002a, 2003, 2004; Guo et al, 2001, 2003, 2004）。但在100 Ma 时，位于华北克拉通北缘的阜新碱性玄武岩表现出Nd 同位素亏损的特征(Zhang et al，2003)；73 Ma 时，鲁东幔源捕虏体的源区也具有亏损特征，并与中国东部新生代地幔特征一致（闫峻等，2003a）。 另一方面，扬子地块东部中生代—新生代玄武岩地幔源区表现出类似的从同位素富集到亏损转变的特征。对中生代长江中下游基性侵入岩和玄武岩的同位素地球化学研究表明，其原始岩浆来源于富集的岩石圈地幔，并表现出以EM II 为主的特征（Chen et al, 2001；闫峻等，2003b，2005），如相邻地区的蝌蚪山玄武岩（闫峻，2005）和北淮阳玄武岩；曾受到扬子地块俯冲物质影响的华北南缘方城玄武岩源区也同样具有趋向EM II 的同
海南白沙地区金矿地质地球化学特征与找矿标志
海南白沙地区金矿地质地球化学特征与找矿标志 通过对海南白沙地区金矿床5000余个土壤地球化学测量样品的6种元素分析数据，对该金矿地质特征和地球化学特征综合研究，建立了该矿床地质-地球化学找矿标志，对成矿远景作出评价，为下一步找矿提供地质和地球化学依据。 标签：金矿床土壤地球化学测量找矿标志成矿远景 0引言 工作区地质勘查工作薄弱，研究资料也相对匮乏，只有一些学者对该区进行了初步探讨，本文在对大量地球化学勘查数据处理分析的基础上，分析了研究区的异常成因，并根据其地质特征探讨了金矿勘查的找矿标志。 1区域地质特征 矿区位于海南省南西部，处于中生代白沙盆地南东边缘，大地构造位置属于华南褶皱系五指山褶皱带，北毗邻昌江-琼海构造带，东邻白沙大断裂。区内出露地层主要有有石炭纪-青天峡组、南好组并层，二叠纪-南龙组，白垩纪-鹿母湾组，其中下石炭统青天峡组是重要的金矿含矿层[1]。 按地质力学观点，海南岛位于我国第四纬向构造带与华夏、新华夏系构造体系及北西向构造体系交汇处。岛上发育几条明显的东西向断裂带和北东向主构造带，并与北西向构造带组成较复杂的复合与联合关系（图1）。其中矿区北部的昌江-琼海构造带是一条规模巨大以断裂带为主的断褶构造带，横贯东方、昌江、白沙、琼中、屯昌和琼海等县市，在其延伸方向上长达200公里以上。在该构造带上还分布有珠碧江、昌江—白沙、昌江—琼海等一系列东西向断裂带，是影响矿区的主要构造带。 区内岩浆活动频繁，岩浆岩分布很广，主要出露的岩性有：印支期花岗岩，角闪石黑云母二长花岗岩;燕山期角闪石黑云母花岗闪长岩。 从海南岛金矿成矿远景区划看，矿区位于IV远景区内，成NE-SW向展布，矿源层为下石炭统青天峡组，控矿断裂为白沙断裂。 2矿区地质特征 矿区内出露的地层主要有鹿母湾组（K1）和南好组、青天峡组并层（C1）。鹿母湾组（K1l）：下部以砂砾岩、含砾长石石英粗砂岩为主，夹泥质铁质粉砂岩、泥岩。上部长石石英细—粉砂岩夹钙质泥质粉砂岩、粉砂质泥岩。南好组：石英砂岩与板岩互层，底部砾岩、含砾不等粒石英砂岩;青天峡组并层（C1p）：主要为板岩与石英砂岩互层，底部夹灰岩。其中下石炭统青天峡组为区域上重要含矿层，地球化学土壤测量显示，西区青天峡组地层金元素分析值大于东区，且圈出
岩石地球化学数据解释
主要标准矿物组合： Or ：正长石 Ab ：钠长石 An ：钙长石 Q ：石英 En ：辉石 Hy ：紫苏辉石 C ：刚玉 Mt ：磁铁矿 A/CNK=Al 2O 3/CaO+Na 2O+K 2O A/CNK 数值： ＞1.1，S 型花岗岩，过铝的 ＜1.1，I 型花岗岩 里特曼指数σ： σ＜1.8，钙性的 1.8＜σ＜3.3，钙碱性的 3.3＜σ＜9，碱钙性的 Σ＞9，碱性的 钙碱率A.R ，（适用于42%＜SiO 2＜70%的岩石），SiO2相同时，数值越大越碱性 NK/A=Na 2O+K 2O/Al 2O 3 NK/A 数值： NK/A ＜0.9，钙碱性 0.9＜NK/A ＜1，偏碱性 1≤NK/A ，偏碱性 分异指数DI ：数值越大表明岩浆分异演化越彻底，酸性程度越高 数值越小表明岩浆分异演化程度低，基性程度相对高 一般数值： 固结指数SI ：岩浆分异程度高，SI 就越小，岩石酸性程度高 岩浆分异程度差，SI 就越大，岩石基性程度高 一般数值： 长英指数FL 与镁铁指数MF ：岩浆分离结晶作用程度高，镁铁指数就大，长英指数也大 岩浆分离结晶作用程度低，镁铁指数就小，长英指数也小 一般长英指数和镁铁指数的数值在50—100，绝对小于100 碱性花岗岩 93 花岗岩 80 花岗闪长岩 67 闪长岩 48 辉长岩 30 橄榄辉长岩 27 橄榄岩 6 岩类 玄武岩 玄武安山岩 安山岩 安山英安岩 SI 30-40 20-30 10-20 0-10
稀土重量ΣREE：一般几百都是偏低，上千就高。 轻重稀土比值ΣCe/ΣY：一次热事件的早期单元，比值较大，轻稀土越富集 随着岩浆演化到晚期单元，比值减小， (La/Yb)N： (Ce/Yb)N： 反映轻稀土的分馏程度，比值越大，轻稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 (Sm/Eu)N： 反映重稀土的分馏程度，比值越小，重稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 元素铕值δEu：： δEu＞0.7，基性岩浆分异的花岗岩，成因与板块有关 0.3＜δEu＜0.7，分布最广泛，地壳经不同程度的部分熔融形成 δEu＜0.3，岩浆演化晚期的偏碱性花岗岩， 一个超单元的最后一、二个单元，由完全的分异结晶作用形成 δEu一般都是亏损 微量元素数据解释 元素含量数值对比，和地壳丰度值 特征参数： Nb*，Sr*，P*，Ti*，Zr*，数值小于1就亏损，大于1，就富集，与投图一致。 形成的构造环境解释 Tr，同熔型花岗岩，Gr，改造型花岗岩 R1-R2图解： 1，地幔分离 2，板块碰撞前 3，碰撞后抬升 4，造山晚期 5，非造山的 6，同碰撞期 7，造山后期 CRG：洋脊花岗岩，WPG：版内花岗岩，V AG：火山弧花岗岩，COLG：同碰撞花岗岩
岩石地球化学计算
岩石地球化学计算 1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3 FeOT(wt.%)=FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*0.8998 =FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*(71.844/(159.6882/2)) 2. LOI 烧失量 3. Mg#=100*(MgO/40.3044)/(MgO/40.3044+FeOT/71.844) FeOm71.85 ；MgOm40.31 上述是分别测试分析了FeO和Fe2O3的计算方法，如果是测试的全铁，也可以近似计算。 通常说的高Mg，是指岩石具有较高的MgO含量，如火山岩中的高镁安山岩（通常情况下，异常高的MgO含量指示着可能有地幔物质参与，如俯冲带地幔楔或者软流圈熔体上涌等等）。Mg#（镁指数）也可以定量的表示岩石中的Mg含量高低。Mg#通常用于镁铁质岩石，可以粗略指示地幔岩石的部分熔融程度，高Mg#的地幔橄榄岩可能经历了更高程度的部分熔融，常在92-93左右，而原始地幔会相对富集，Mg#较低，在88-89左右。 4. 里特曼组合指数δ或里特曼指数δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）（wt%）δ<3.3 者称为钙碱性岩，δ=3.3-9 者为碱性岩，δ>9 者为过碱性岩。 5.A/NK = Al2O3/102/(Na2O/62+K2O/94) 6.A/CNK = Al2O3/102/(CaO/56+Na2O/62+K2O/94) 7.全碱ALK = Na2O+K2O 8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*102 9.AR = (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/(Al2O3+CaO-Na2O-K2O) 10.固结指数(SI) =MgO×100/(MgO+FeO+F2O3+Na2O+K2O) (Wt%) 11.阳离子R1-R2图（岩石氧化物wt%总量不用换算成100%） R1=（4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)*1000 R2=（6Ca+2Mg+Al）*1000
第四节 地球物理异常特征
第四节地球物理异常特征 一、物探异常确定原则 1、岩矿石电性参数测定 矿区内震旦系灯影组四段是铅锌矿的主要含矿地层，矿体顶、底板围岩主要为白云岩、含硅质条带白云岩。围岩与铅锌矿石的物性差异较大，且无炭质层和石墨化层干扰，实践证明选择物探测量中的电法测量是可行的。物探测量之前，对矿区不同岩矿石样品进行了物性测定，以了解岩、矿石的电性背景参数，岩矿石物性参数见表1。 从表1可以看出，铅锌矿与围岩白云岩的物性差异明显，铅锌矿的幅频率为1.2～22.3％。而白云岩幅频率为0.1～2.3％。测试数据表明铅锌矿为高幅频率；白云岩为低幅频率。铅锌矿与围岩幅频率差异甚大，选取幅频率作为圈定物探异常参数。 岩矿石样品物性参数测量统计表表1
区内幅频率测量值经统计全样本231件，其中最小值为－32.5%，最大值99.8%，剔除其中的特高、特低值，保留Fs在0－15%作为计算样本，计算平均值X为5.52%，样本标准离差Sx为4.16，结合物性测量参数值特征，确定幅频率异常下限为C A＝X+2Sx＝13.84，Fs异常下限定为14.0%。以14.0－20.0%为异常外带，20.0－30.0%为异常中带，大于30.0%为异常内带。 2、物探工作方法选择 山水沟铅锌矿采用1:5000幅频激电中梯短导线测量，根据矿体分布及地形地貌特征，垂直矿体走向，测线平行布设，测线间距为400米，AB距为510～850米，测量点距MN为20米。大致按220～310度方向布线。 二、中间梯度法物探异常特征 （一）异常总体特征 1、SF0 2、SF05、SF06、SF07、SF08、SF09六线多表现为低背景值下的低缓异常，高值异常没有或较少，Fs通常在14以下，以2.1－7居多。而SF01、SF0 3、SF0 4、SF10四线异常较好，FS值表现为低背景值下的连续中、高值异常，梯度明显，同一测线异常值多达数个。 2、异常点连续，异常大都与矿层倾方呈反向偏移。 3、异常波动幅度大，级别明显，受硫铁矿层、铅锌矿层影响，异常来源复杂，不同级别的异常可能对应不同的激化体。 4、在一定测深范围内，幅频率值（Fs）具有随深度递增而升高的
草滩沟群火山岩的地球化学特征及其形成构造环境
第41卷 第1期 2008年 (总164期) 西 北 地 质 NORT HWESTERN GEOLOGY Vol.41 No.1 2008(Sum164) 文章编号:1009-6248(2008)01-0059-08 草滩沟群火山岩的地球化学特征 及其形成构造环境 朱涛1,董云鹏1,王伟2,徐静刚3,马海勇3,查理4 (1.西北大学大陆动力学国家重点实验室,西北大学地质学系,陕西西安 710069; 2.贵州大学环境与资源学院,贵州贵阳 550003; 3.中国石油长庆油田公司研究院, 陕西西安 710021; 4.长庆油田第一采油厂,陕西延安 716000) 摘 要:通过对出露于东—西秦岭交接处的草滩沟群火山岩地球化学特征的研究表明,草滩沟群火山岩具有较高的A l2O3含量和较低的T iO2含量,低 R EE等特征;球粒陨石标准化稀土元素配分图解显示呈平坦型-微弱富集型;微量元素组成以富集大离子亲石元素Cs、Rb、Ba、T h,强烈亏损N b、T a,以及高场强元素(HFSE)不分异为特征,N b、T a、Z r、Hf丰度及N b/L a,Hf/T a,L a/T a,T i/Y等值特征均显示岩浆源区受到消减组分加入的影响,与典型的岛弧玄武岩相似。综合地质、地球化学资料认为,草滩沟群玄武岩可与东秦岭丹凤群变基性火山岩对比,是早古生代秦岭洋俯冲消减作用的岩浆活动产物,代表了商丹缝合带的西延组成部分,向西延伸可与西秦岭天水关子镇-武山蛇绿混杂岩带相接。 关键词:秦岭造山带;草滩沟群;玄武岩;地球化学;构造环境 中图分类号:P591 文献标识码:A 秦岭造山带是中国南、北诸板块拼合形成的构造结合带,在研究中国大陆的形成演化过程中具有重要的意义。现有的研究表明,秦岭造山带中存在南北两条缝合带,即南部的勉略缝合带和北部的商丹缝合带(张国伟等,1996,2001),而商丹缝合带则是中国华北和华南最主要的构造边界,也是分割中国南北大陆的主要边界构造结合带。沿该带分布着一系列蛇绿混杂岩块和岛弧火山岩(张国伟等, 1995,1996;张旗等,1995;李曙光等,1993)。其中,出露较好、研究程度较高的地段主要集中在东秦岭商南—丹凤一带,目前许多研究表明在西秦岭天水关子镇及武山等地区存在蛇绿混杂岩带,并认为该蛇绿混杂岩带是商丹带的西延部分(裴先治等, 2004;杨钊等,2006;董云鹏等,待刊)。然而,在东西秦岭之间的交接地区,关于商丹缝合带的研究程度还比较薄弱,对其时空展布尚不清楚,这关系到商丹缝合带是否存在于该区以及能否西延至西秦岭地区等基础地质问题,也直接影响到对秦岭造山带早古生代带构造格局以及秦岭-祁连造山带构造交接关系的认识。 笔者在区域地质调研基础上,选取东西秦岭交接部位太白县魏家湾地区出露的一套变质火山岩,重点研究其地质、地球化学特征,探讨岩石成因及形成环境,为秦岭造山带早古生代构造格局及演化研究提供依据。 草滩沟群火山岩产于斜峪关岩群南部,其形成时代通过古生物化石间接限定为奥陶纪,而关于该套火山岩形成构造环境尚存争议,因此,在野外地 收稿日期:2007-07-21;修回日期:2007-10-18 基金项目:国家自然科学基金项目(编号:40234041,40472115)资助 作者简介:朱涛(1983-),男,青海乐都人,西北大学地质学系,硕士。通讯地址:710069,西安市太白北路229号,西北大学地质学系;E-ma il:Z hut-1983@163.co m。
历年地球物理试题总结
地球物理基础历年真题总结（按频率高低） 一、名词解释 1、惠更斯原理(5) 2、地球重力位(4) 3、叠加速度(4) 4、视电阻率(4) 5、磁场强度(4) 6、地震波传播介质的品质因子(Q值) (3) 7、磁化率(3) 8、时距曲线(3) 9、DMO(2) 10、地震勘探中的4D和4C(2) 11、虚反射(2)
12、磁法勘探(2) 13、重力勘探(2) 14、岁差和章动(2) 15、勒夫数(h, k)、志田数(l) (1) 16、地心纬度和天文纬度(2) 17、米兰科维奇旋回(2) 18、相干合成孔径雷达（INSAR） 19、地震子波 20、地震波阻抗 21、相干噪声 22、相干加强 23、均方根速度 24、地球重力场
25、全球海平面变化 26、布格重力异常 27、自由震荡 28、古地磁学 29、频散曲线 30、群速度 二、问答题 1、地壳、地幔界面和内核界面存在的地震学证据有那些？简述研究地球内部速 度结构的几种方法的原理，所需资料及已取得的成果。
2、试述全球板块构造学说的地球物理和地质方面的主要依据。 3、从地震资料解编到水平叠加有哪些主要处理环节。他们的作用是什么？为什 么要进行叠前深度偏移？(3) 4、怎样根据地震波速度变化和地震波的衰减特性研究地下的热状态？怎样根 据大地电磁测深结果研究地下的热状态。(3)
5、试述地壳上地幔内低速高导层的可能成因。(3) 6、解释下面几种重力校正的目的，并说明这些校正通常是加到勘测重力值还是 从勘测重力值中减去（即校正值的正、负）(3) （1）自由空气校正（2）布格校正 （3）地下校正（4）均衡校正 7、请简要叙述大洋中脊扩张的地球物理证据。(2)
浙江省区域地球物理化学特征
一、区域地球物理场（重磁）特征、分区及地质解释 （一）我国东南沿海重磁场特征 1. 物性特征与物性层划分 （1）密度特征 由表1可知，浙闽粤三省各地层和侵入岩的密度参数主要有两个特点 密度参数单位：g/cm3 ①新老地层的密度值有明显的差异，地层时代越老，其密度值越大。平均密度值在地层学的“界”之间存在显著差异，相应形成4个大的物性层。新生界密度值最小约2.3g/cm3；中生界内部白垩与侏罗系之间也存在一密度界面；古生界内部志留系为一低密度层。具有较为明显密度差异的层位有：a 以元古界变质岩为主的层位，密度值在2.71g/cm3左右；部分岩性密度值低，接近古生代沉积岩的密度值；b以古生界沉积岩为主的层位，密度值在2.65 g/cm3左右；c本区地表大片分布的中生界侏罗系火山岩密度值在2.58 g/cm3左右；白垩系是本区密度值较低的地层，其密度值在2.50 g/cm3，但方岩组密度值比较大，由于其
分布范围有限，对重力区域场影响不大。变质岩和古生界地层以及中生界潜山常形成局部正异常。 ②侵入岩的密度值差异也较大。一般是来自地壳深度较大的侵入体密度值较大，而浅成侵入体密度值较小。如基性侵入岩的密度值为2.90 g/cm3左右，中性侵入岩和中酸性侵入岩的密度值分别在2.70 g/cm3和2.65 g/cm3左右，酸性侵入岩的密度值在2.58 g/cm3左右。 （2）磁性特征（表2图1） 表 2 磁性参数表 单位：K10-6×4πsi、r10-3A/M
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① 以中生界为主的火山岩，除部分火山沉积岩外，大部分基性、中性和酸性火山岩有较强的磁性，并以有较强的剩余磁性为特征。 ② 以古生界为主的沉积岩，除部分受矿化蚀变影响的岩石有一定磁性外（如角岩化），大部分沉积岩没有磁性或仅有微弱磁性。 ③ 以元古界为主的变质岩，除部分大理岩，石英岩，浅粒岩等岩石有微弱磁性外，相当一部分变质岩有一定的磁性，并以剩余磁性较弱，磁化率相对较强为特征。 ④ 侵入岩中除部分酸性侵入岩磁性较弱外，其他侵入体都有一定的磁性，基性、中性侵入岩的磁性最强。 ⑤ 根据物性资料较详细的浙江地区按地层顺序编制的磁性参数变化曲线中也可以看出，有磁性的地层主要分布在中生界的侏罗系和白垩系，古生界的磁性很弱，元古界有一 定的磁性。由此形成一个时间顺序上，新、老地层磁性强，新、老地层之间的中间地层磁 性弱的特性。这一特性对从磁场信息中提取隐伏于火山岩下古生界沉积岩分布与厚度信息是重要的依据。 （3）磁性、密度参数的综合特征 为了研究不同地层和岩石的磁性与密度参数之间的关系，根据浙江较详细的物性资料,编制了各类岩石磁性、密度参数关系图 （图2）。 图中可见岩石类型从综合参 数可分为五类。基性侵入岩是磁性和密 度参数值最大的物性体，很容易与其它 物性体加以区别。古生代沉积岩是弱磁 性、中等密度的物性体。元古界变质岩 中和中酸性侵入岩体都是具有中等磁性 中等密度的物性体，两者的差异是变质 岩磁性弱一些，密度高一些，中酸性侵 入岩磁性强一些，密度小一些。中生代 火山岩和酸性侵入岩都是有一定磁性而 密度值较低的物性体，两者很难区分， 说明两者在成因上有密切的关系。它们磁性变化很大，从弱磁性到强磁性的都有，而密度值变化不大，一般在2.58 g/cm 3左右；部分火山岩和酸性侵入岩由于磁性较弱，常常与沉积岩不易区分，表明它们在成因的性质和物质的来源上与沉积岩有一定的相似性和相关性。 h t t p ://g m c 886.t a o b a o .c o m
岩石地球化学一些原理
花岗岩研究 一、花岗岩的系列划分 根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。 所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于 1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。 二、花岗岩的成因分类MlSA MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。 分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。 A型特征及成因 A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。 A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。 A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。
地球物理参数特征
伽玛照射量率的变化特征：通过对施工钻孔伽玛测井资料进行统计，统计结果见表1、表2结果反映出工作区中主要的各岩层伽玛照射量率具有以下特点： （1）工作区内次花岗斑岩、次花岗斑岩破碎带和凝灰岩中伽玛照射量率平均值较高，说明这三种岩层是本区放射性元素的主要聚集层。其中次花岗斑岩和破碎带是最主要的放射性元素聚集层。二号工地放射性元素主要聚集岩层中伽
玛照射量率远远大于中心工地，说明二号工地岩层放射性元素富集程度较中心工地强。 （2）区内次花岗斑岩、破碎带和凝灰质砂岩层位中伽玛照射量率值的变异系数较大，说明在岩层中放射性元素分布不均一，只是在岩层较为有利的地段易富集成矿。 （3）在二号工地凝灰质砂岩的伽玛照射量率值的变异系数最大，这因为在统计时，将凝灰质砾岩、粉砂岩、泥质粉砂岩统归为一类，放射性元素在不同的岩性中富集程度不同而造成的。 地球物理参数特征 工作区及邻近地区岩石磁性特征：通过对岩石磁性参数的测定（见表3）得知，在本区内中性和酸性岩石均属于非磁性或弱磁性，基性岩石的磁性较强，特别是在该区成矿主岩次花岗斑岩是非-微磁性。只有相邻的岩性变化较大时，磁性参数才有显著差别。 岩石磁性是按磁化率变化分的，兹将分级数值列下，备参考： <5nT 非磁性
5~10nT 微磁性 10~100nT 弱磁性 100~500 nT 磁性 >500 nT 强磁性 工作区岩石电性特征：根据工作区测井和地质编录资料进行统计的各岩石电性特征值见表4，从表中可知： （1）各岩性之间的视电阻率值有较大的差别，具有明显的分辨性。中心工地次花岗斑岩及破碎带的视电阻率值明显低于二号工地值，说明中心中心工地次花岗斑岩岩性较破碎或次花岗斑岩中含水性较强，在破碎带中岩屑磨圆度较好或含水性较强。这需在以后做进一步的工作，找出出现这一差别的原因（2）主含矿岩层次花岗斑岩在区内视电阻率变化比较均一；破碎带视电阻率变化较大。 （3）破碎带中视电阻率值较低，是区内一个明显的低阻带，可作为该区的一个标志层。 表5中心工地主要岩石电性参数统计表
不同构造环境中双峰式火山岩的地球化学特征
不同构造环境中双峰式火山岩 的地球化学特征3 钱 青1) 王 焰1,2) 1)(中国科学院地质研究所,北京,100029) 2)(西北大学地质系,西安,710069) 摘 要 近年来的研究表明,双峰式火山岩套可以形成于大陆裂谷、洋内岛弧、活动大陆 边缘、弧后盆地等多种环境。Sm -Nd 同位素与不活动微量元素(REE ,Zr ,Ti ,Th ,Nb 等)相结合,进行综合研究,可帮助判断双峰式火山岩套成因和形成环境。本文总结了不 、稀土元素、同位素地球化学特征, 并根据对北祁连边马沟双峰式火山岩研究提出了其形成环境可能为岛弧环境,这一认识 对探讨该地区造山带演化的地球动力学具有一定的意义,对在该地区的找矿工作也有一 定的启发。 关键词 双峰式火山岩 形成环境 地球化学 边马沟 第一作者简介 钱 青 男 1969年出生 博士研究生 从事岩石学研究 通常认为,双峰式火山岩与拉张构造作用有关,产于大陆裂谷环境。近年来的研究发现,双峰式火山岩可以产于地球动力学特征明显不同的环境,如大陆裂谷、洋内岛弧[2]、活动大陆边缘[3]、弧后盆地[4]等。双峰式火山岩形成环境的判别及其成因的探讨,对恢复地球动力学演化历史有重要意义。Christian 等(1997)[1]将双峰式火山岩归纳为两大类(板内拉张和破坏板块边缘)和五种环境(大陆裂谷、板块扩张、洋内岛弧、活动陆缘和弧后扩张的早期阶段)。此外,在板块碰撞后阶段还可以形成一套与岩石圈拆沉作用有关的双峰式火山岩[5]。下面将各类双峰式火山岩组合的基本地质和地球化学特征加以归纳。 1 板内和板块扩张环境 1.1 大陆裂谷环境 此种环境以东非裂谷最著名;此外,产于洋岛、与地幔柱活动有关的双峰式火山岩也归为此类,如冰岛和加拉帕戈斯岛。东非裂谷的基性岩主要是富碱质的,可以包括从正常的拉斑玄武岩到碱性玄武岩、SiO 2不饱和的碧玄岩和霞石岩、超钾质的白榴岩以及碳酸岩等,长英质岩石也是偏碱质的,如粗面岩、响岩和碱性流纹岩等[6]。产于这种环境的玄武岩通常富Ti 、K 、P 、Nb 、Th 等大离子亲石元素(L IL E )和高场强元素(HFSE ),Zr/Nb 比值低(3～10)[1],在微量元素模式图中呈钟型分布。REE 分布为L REE/HREE 强烈分离的模式,L REE 丰度通常较高,为球粒陨石的50～500倍。由于受到不同程度陆壳混染的影响,Nd 和Sr 同位素比值可以变化很大[6],一般εNd (t )为中等的正值(+2～+5)。产于这种环境的酸性岩主要是碱性和过碱性的粗面岩和流纹岩,明显富集L REE 1998年9月24日收稿,11月25日改回。3国家自然科学基金(编号:49472101)资助项目。 9 21999年第27卷第4期Vol.27,No.4,1999 地 质 地 球 化 学GEOLO GY 2GEOCHEMISTR Y
淡色花岗岩的岩石地球化学特征及其成因
淡色花岗岩的岩石地球化学特征及其成因 发表时间：2018-07-12T09:45:03.553Z 来源：《新材料新装饰》2018年1月下作者：王兴企 [导读] 淡色花岗岩是一类高铝高硅碱的酸性侵入岩，主要地球化学特征是:SiO2含量，富Rh，亏损Th, Ba, Sr，稀土总量较一般花岗岩低，一般具有Eu负异常，同位素指示其岩桨明显的陆壳来源。 （河北地质大学，河北石家庄 050031） 摘要：淡色花岗岩是一类高铝高硅碱的酸性侵入岩，主要地球化学特征是:SiO2含量，富Rh，亏损Th, Ba, Sr，稀土总量较一般花岗岩低，一般具有Eu负异常，同位素指示其岩桨明显的陆壳来源。淡色花岗岩主要发育于陆壳碰撞加厚带，由逆冲折返的俯冲板片变沉积岩部分经过脱水熔融产生。 关键词：淡色花岗岩；大陆碰撞;脱水熔融 淡色花岗岩在造山带演化、青藏高原深部地质作用和高原隆升过程的研究中至关重要，对回答碰撞造山过程与岩浆作用的关系，检验造山带花岗岩成因理论，探讨岩石圈深部动力学等具有重要意义，因此淡色花岗岩常被赋予特有的岩石大地构造学意义而备受关注。 1淡色花岗岩分布 目前研究最充分、分布最广泛的淡色花岗岩是高喜马拉雅淡色花岗岩。它呈不连续的带状沿高喜马拉雅带分布，该带由十数个形状各异体积不等的淡色花岗岩侵人体组成，研究较多的岩体包括:尼泊尔和中国西藏境内，中国定结和印度境内的,以及不丹境内的一些小岩体，此外低喜马拉雅困和北喜马拉雅也有淡色花岗岩出露。 2淡色花岗岩岩石地球化学特征 淡色花岗岩的典型矿物主要为石英、斜长石、钾长石、白云母等，常见副矿物包括磷灰石，错石，独居石等，暗色矿物很少见，故称为淡色花岗岩。淡色花岗岩的典型地球化学特征是:主量元素含量稳定;微量元素在不同岩体间有较大变化，;稀土总量较一般花岗岩低,LREE 轻度至中度富集，一般具有Eu负异常，且淡色花岗岩源区具有鲜明的上陆壳特征，它的源岩可能是变沉积岩或古老的S型花岗岩。 3淡色花岗岩分类和不同类型间地化特征对比 3.1岩石学分类 依据矿物组合的不同，淡色花岗岩可划分为三种类型：二云母或黑云母型、电气石型和石榴子石型。 (1)二云母或黑云母型。其矿物组合是黑云母、白云母、电气石等。很多学者称之为黑云母型而不是二云母型。天然淡色花岗岩样品除电气石型外，多数含大致等量的黑云母和白云母，因此称为二云母型更为合适，真正缺乏白云母的黑云母型只是少数。 (2)电气石型。其矿物组合是电气石、白云母、黑云母等。尽管二云母型中也可含少量细粒电气石，但通常情况下，电气石型淡色花岗岩中却总是缺失黑云母，这可能是受矿物结晶环境中Ti和B相对含量控制。二云母型与电气石型淡色花岗岩经常相伴产出，前者形成大的岩体，后者则多以岩墙形式发育于二云母型外围或切割二云母型。二云母型与电气石型构成了淡色花岗岩的主体。 (3)石榴子石型。除大量报道的二云母型和电气石型淡色花岗岩外，还有一个特殊的淡色花岗岩类型一石榴子石型淡色花岗岩。虽然石榴子石也是喜马拉雅电气石型中常会出现的矿物，但与二云母型和电气石型淡色花岗岩表现出很大的不同，形成机制也有区别。 3.2不同淡色花岗岩类型间地球化学特征对比 3.2.1黑云母一二云母型与电气石型间的对比 不同地区和类型的淡色花岗岩不仅具有非常相似的矿物组合，几种主要矿物所占的比例也十分稳定，因而给出非常一致的主量元素组成。同一地区不同岩石类型的主要氧化物含量表现出有限的变化，一般来说，二云母型淡色花岗岩在组成上较电气石型淡色花岗岩更为基性。 淡色花岗岩微量元素含量的共同特征是在微量元素Ba、Sr、Ti的负异常和Pb的正异常，Nb则由于La的富集程度很低而不显示明显负异常。淡色花岗岩稀土总量较一般花岗岩低。 3.2.2石榴子石型淡色花岗岩地球化学特征 石榴子石型与二云母型的主要地球化学差异表现明显高和较低的轻重稀土分异。虽然石榴子石型也具有与高喜马拉雅淡色花岗岩相似的较低。本文解释为独居石的分离结晶产物，认为石榴子石型淡色花岗岩的低REE丰度和低分异特征很可能是下地壳高级变质岩中独居石或褐帘石等富LREE矿物对REE分配控制的结果，这类矿物在部分熔融过程中作为残留相存在必然引起岩石LREE亏损，从而降低REE丰度和轻重稀土分异。 3.2.3淡色体与淡色花岗岩的地球化学差异 石榴子石淡色体和电气石淡色体，矿物及主量元素组成分别与石榴子石型和电气石型淡色花岗岩相似，Sr-O同位素也在多数淡色花岗岩范围内，但淡色体的K2O远大于Na2O,，微量元素上更与石榴子石型和电气石型显示出差别。因而具有比石榴子石型低的多的Rb/Sr,Rb/Ba 和非常高的Sr/Y，解释为源区有石榴子石+角闪石士斜长石做残留相。虽然也是LREE富集型，却无Eu异常或仅有弱的负异常。 4淡色花岗岩成因 4.1淡色花岗岩地球化学特征的成因 4.1.1高Rb/Sr，Rb/Ba和低Sr含量 淡色花岗岩普遍具有高Rb/Sr，这不仅取决于高Rb含量，更依赖于强烈的Sr亏损。研究表明，在有自由流体参与的地壳深熔过程中，白云母、斜长石、石英反应产生的熔体Rb/Sr仅>1.5,电气石型所具有的高Rb/Sr应该产生于缺乏流体的白云母脱水熔融叫，这种熔融使得熔体较其变泥质岩源岩富Rb，亏损Ba,Sr。 4.1.2Sr,Eu负异常 Sr,Eu在钾长石中的分配系数与斜长石相似，均远远高于其他矿物。熔融实验证明，变泥质岩发生白云母脱水熔融，因此，淡色花岗岩源区残留相中有钾长石是产生Sr,Eu负异常的一个原因。也有观点认为无需钾长石分离结晶或做残留相，独居石和磷灰石分解进人熔体就可形成淡色花岗岩Eu的负异常，这也可能是某些具较高P2O5含量的电气石型样品Eu负异常的部分原因。此外，本文认为淡色花岗岩的Sr含量
岩石地球化学-杨学明
第一章岩石地球化学数据的控制因素和分析方法 第一节引言 本书主要讨论岩石地球化学数据及其如何用来获取有关地质过 程和成因信息的方法。习惯上，地球化学数据可分四类：主要元素、 微量元素、放射性成因同位素和稳定同位素地球化学数据(见表1.1)。 我们将以这四类地球化学数据为主线，分别来进行介绍和编写本书 的主要章节。每一章将说明如何用特定的地球化学数据来追索一套 岩石的成因，讨论数据的表达方式和评价其优缺点。 表1.1 津巴布韦Belingwe绿岩带科马提岩岩流的全岩地球化学数据 (据Nisbet等，1987) ZV14 ZV85 ZV10 ZV14 主要元素氧化物(wt%) SiO2 48.91 45.26 45.26 Ni 470 TiO2 0.45 0.33 0.29 Cr 2080 Al2O3 9.24 6.74 6.07 V 187 Fe2O3 2.62 2.13 1.68 Y 10 FeO 8.90 8.66 8.70 Zr 21 MnO 0.18 0.17 0.17 Rb 3.38 MgO 15.32 22.98 26.31 Sr 53.3 CaO 9.01 6.94 6.41 Ba 32 Na2O 1.15 0.88 0.78 Nd 2.62 K2O 0.08 0.05 0.04 Sm 0.96 P2O5 0.03 0.02 0.02 S 0.04 0.05 0.05 放射性成因同位素比值H2O+ 3.27 3.41 2.20 εNd+2.4 H2O- 0.72 0.57 0.28 87Sr/86Sr 0.7056 CO2 0.46 0.84 1.04 总计100.38 99.03 99.20 稳定同位素比值(‰) δ18Ο+7.3 *注明: 主要元素和微量元素Ni，Cr，V，Y，由XRF测定；FeO 由湿化学法测定；H2O和CO2由量重法测定；Rb，Sr，Sm，Nd 由IDMS测定。 主要元素(第三章)是指在任何岩石中占绝对多量的元素，如Si，