碰撞造山过程中流体向前陆盆地大规模迁移汇聚-来自长江中下游三叠纪膏盐建造和区域蚀变的证据
2004年 矿 床 地 质
M IN ERA L DEP OSIT S第23卷 第3期
文章编号:0258_7106(2004)03_310_17
碰撞造山过程中流体向前陆盆地大规模迁移汇聚:来自长江中下游三叠纪膏盐建造
和区域蚀变的证据
侯增谦 杨竹森 李荫清 曾普胜 蒙义峰 徐文艺 田世洪
(中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037)
摘 要 文章通过对长江中下游的地质调查,提出了大规模流体迁移汇聚的3个地质证据:①穿切寒武系_三叠系的大面积白云石化和硅化蚀变域,整体上发育在沿江成矿带与大别造山带的夹持地带,蚀变域内强弱相间的蚀变带呈NW向展布,受垂直于大别造山带的断裂系统控制,可能记录了长距离迁移的流体活动轨迹;②沿江局限盆地内大量发育的中下三叠统巨厚的膏盐建造,其结构构造特征揭示了区域热卤水在局限盆地内的排泄汇聚与化学沉积对其形成有重要的贡献;③早中三叠世同生沉积的铁碳酸盐建造和块状硫化物铁铜铅锌矿床,与膏盐建造或呈互层,或者分离,但均具有相同的产出层位和密切的伴生关系,是高盐度热卤水同生沉积的产物。根据调查结果,结合前人资料,提出了大别碰撞造山过程中流体迁移汇聚与成矿的概念性模式。
关键词 地质学 大规模流体迁移 碰撞造山 膏盐建造 区域蚀变 长江中下游
中图分类号:P611 文献标识码:A
造山作用过程中的地质流体,作为一种重要的介质,其迁移_汇聚直接关系到金属元素的活化_搬运_堆积成矿作用、油气的传输_运移_成藏过程以及煤系的生成_变质作用,因此,一直是地质学家们十分关注的科学问题。大洋钻探研究证实,洋壳板片俯冲过程中,从俯冲板片排挤出的流体沿俯冲带向上回流,并在增生楔和前陆大量汇聚(ODP Leg110 Scientic Party,1987)。Oliver(1992)和Deming (1992)研究表明,大陆板块汇聚_碰撞过程中,流体流从主碰撞带向前陆方向迁移汇聚,导致M VT型Pb_Zn矿床与油气田的共存发育(Johnston,1999)。对South Wales前陆盆地内流体流的数值模拟表明,向前陆盆地汇聚的流体,具有跨盆地的温度递变,最高排泄温度可高达300℃,并引起含沥青煤向无烟煤的递进变质(Gayer et al.,1998)。应该指出,这些认识虽给人以深刻的启迪,但仍带有一定的推断性。
长江中下游成矿带是中国东部的一条独具特色的Cu、Fe、Au大型成矿带(图1)。构造上,它历经了古生代的伸展裂陷和早中生代的浅海台地沉积,于中三叠世,伴随着向北俯冲的扬子陆块与华北陆块的强烈碰撞和大别碰撞造山带的形成,发育成为典型的前陆盆地。该成矿带不仅拥有众多与古生代热水流体活动和燕山期岩浆活动有关的大型Cu、Fe、Au矿床(常印佛等,1991;翟裕生等,1992;唐永成等,1998),而且发育大量的热卤水沉积的三叠纪膏盐建造及同层位的Fe、Cu、Pb、Zn矿化,同时伴有由水/岩反应形成的大面积硅化和白云石化,是研究碰撞造山作用过程中大规模流体侧向迁移_汇聚的理想地区。本文以野外地质调查为基础,重点描述前陆盆地内中三叠世卤水沉积建造及其下伏地层的白云岩化、硅化的时空分布,以及膏盐建造的精细结构与伴生矿化组合,初步论证碰撞造山过程中流体向前陆盆地的迁移_汇聚过程。
本文得到国土资源部专项研究计划“大型矿集区精细结构与含矿信息”(20010103)和国家自然科学基金重点项目(40234051)的联合资助第一作者简介 侯增谦,男,1961年生,博士,研究员,从事矿床学、地球化学研究工作。
收稿日期 2003_11_18;改回日期 2004_06_15。李 岩编辑。
DOI:10.16111/j.0258-7106.2004.03.005
图1 长江中下游成矿带构造格架与矿集区分布图(据P an et al.,1999,略修改)
T LF—郯城_庐江断裂;XGF—新县_广济断裂;YCF—宜昌_常州断裂
F ig.1 The tectonic framework of the M iddle_Low er Yangtze metallogenic belt and the distribution of ore co ncentration
areas(modified from Pan et al.,1999)
TLF—Tancheng_Lujiang fault;XGF—Xinxian_Guangji fault;YCF—Yichang_Changzhou fault
1 地质背景与成矿作用
长江中下游成矿带位于扬子陆块北缘,构造上处于扬子与华北陆块交接处,相当于大别—苏鲁造山带的前陆带,经历了复杂而独特的发育历史。扬子陆块具有“一盖多底”的地壳结构特征,其基底可划分为4种类型,自南而北为:①江南中元古代复理石基底,出露于扬子陆块核部;②崆岭—董岭晚太古_中元古古陆核式基底,出露于长江中下游成矿带中轴地带;③神农架中元古碳酸盐基底;④武当—张八岭中晚元古代裂陷槽式基底,出露于大别造山带西南缘(常印佛等,1996)。经晋宁运动,各基底汇聚拼贴形成扬子陆块。航磁资料显示,大致以大冶—九江—铜陵—芜湖一线为界,两侧具有不同的变质基底,暗示长江中下游成矿带处于两种不同的基底拼接带上。自震旦纪始,基本固结的扬子陆块接受连续统一的盖层沉积,并分别记录了扬子陆块北缘由区域张裂到陆内造山的发育历程。
(1)震旦系_下三叠统构造层发育稳定,无显著的褶皱变形和强烈的岩浆活动,主体为陆表海环境,但局部表现为拉张裂陷。D/C之交,沿长江沿岸形成向北东开裂的裂陷槽,随之出现大规模海侵,接受浅海_滨浅海相碳酸盐沉积。
(2)P/T之交,发育海退序列,早中三叠世全面海退,沉积海陆交互相含煤建造,标志着华北与扬子陆块于此间发生碰撞造山作用。古地磁资料也显示,从早三叠世开始,相对分离的华北与扬子陆块的古磁极从不同方向向中高纬度游移,古纬度曲线逐渐靠拢并走向重合(翟裕生等,1992)。中三叠统_中侏罗统构造层,为区内第一个陆相盖层构造层,也是华北与扬子陆块碰撞造山作用在前陆盆地的沉积记录。中三叠统下部为厚达200～700m的膏盐建造,上部为陆相碎屑岩建造。中侏罗统下部发育典型的磨拉石建造,标志着本区于中侏罗世大规模抬升。上侏罗统_下白垩统构造层与上下构造层均呈角度不整合。
(3)J/K之交,发生大规模的岩浆侵入和喷发活动,形成以钙碱性埃达克岩(adakite)为特征的中酸性侵入岩(王强等,2001),随之发生白垩纪双峰式火山活动(常印佛等,1991),标志着区域应力场此间由挤压向伸展转变。伴随着强烈的岩浆活动,形成著
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名的长江中下游中酸性岩浆岩带。
对应于上述3个构造事件,长江中下游出现了3个重要的成矿期,即①碰撞前的SEDEX 型Cu _Zn 成矿期,发育于D /C 之交的裂陷槽环境,在局限盆地内发育了SEDEX 型块状硫化物矿床,如新桥矿床和武山矿床等,成矿年龄分别为(313±32)Ma 和(328±21)M a (谢华光等,1995;李文达等,1997);②碰撞期前陆膏盐_硫化物成矿期,发育于中三叠世前陆盆地环境,沿长江中下游成矿带出现(倪若水,1995);③碰撞后陆内Cu _Au 和Fe 成矿期,产于碰撞地壳伸展环境,与燕山期中酸性侵入岩有关,成矿时限为150～90Ma ,成矿高峰集中在(137±5)Ma (唐永成等,1998;陈江峰等,1993;李文达等,1997)。这3期成矿作用,时间上具有继承性,早期成矿成为晚期成矿的胚基,晚期成矿作用成为早期矿床叠加富集的根源;空间上具有共存性和群集性,集中出现于几个重要的矿集区内(图1;Pan et al .,1999)。总体上,由长江中下游成矿带中段向两侧,矿集区的金属组合由Cu _Fe _Au 组合向Cu _Pb _Zn 组合变化(图1)。特别值得注意的是,长江中下游成矿带的两端,分别发育了油气盆地,东北端为苏北油气田,西南端为江汉油气田。
2 大规模流体迁移汇聚的地质记录
根据理论模式(Oliver ,1992)推测,伴随着扬子陆块与华北陆块在中三叠世的大规模碰撞,随扬子板片俯冲并埋藏于增生楔下的被动陆缘海底沉积物发生压实和挤压,排泄出大量流体,可能沿俯冲滑脱带向上回流,并向前陆盆地方向迁移。在长江中下游成矿带,记录了这次大规模流体迁移_汇聚事件的
地质记录主要包括:①沿垂直于大别造山带的断裂系统穿切寒武_三叠系地层的大面积白云石化和硅化蚀变带;②在沿江局限盆地中大量发育的中三叠世膏盐建造;③与膏盐建造同层位的铁碳酸盐建造和层状_似层状黄铁矿_铅锌矿化。
2.1 中三叠统膏盐建造
2.1.1 膏盐建造时空分布
中三叠世构造层是扬子与华北板块碰撞与造山的重要记录,是构造转折期(海相环境※陆相环境)的重要产物。中三叠世构造层中最具标志性的产物是膏盐建造,即由白云岩、石膏和硬石膏构成的岩系,沿江广泛分布,西起黄石,东抵镇江,延绵500km ,其中,大中型石膏、硬石膏矿30余处(图2)。
据
图2 长江中下游地区三叠纪岩相古地理与膏盐建造及相关矿床分布图
(据王文斌等,1994;范洪源等,1995;毕仲其等,1997;略修改)
Fig .2 M ap of T riassic lithofacies _paleogeography ,showing the distribution of anhy drock sequences and related mineral deposits in the M iddle _Low er Yang tze area (modified from Wang et al .,1994;Fan et al .,1995;Bi et al .,1997)
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生物地层对比,其地质年代在鄂东为早三叠世奥伦尼期(T 12,嘉陵江组),而在苏皖一带则为中三叠世安尼锡期(T 21,东马鞍山组和周冲村组)。岩相古地理分析表明,在中下三叠世,以九—瑞为界,发育东西两个大型沉积盆地,它们均受同沉积构造或基底断裂系统的控制(王文斌等,1994)。东部盆地呈NE 向展布,南浅北深,沉积中心位于南京—含山一带,最大沉积厚度达800余米。横向上,沉积相由东南侧的潮坪碳酸盐相向盆地中心的泻湖碳酸盐_硫酸盐相递变,垂向上潮坪_泻湖相膏盐建造向三角洲相碎屑岩建造和沼泽相含煤建造演变(毕仲其等,1997);西部盆地呈NW 向展布,沉积中心位于大冶一带,发育厚达千米的白云岩_膏盐建造(范洪源等,1995;图3)。
区域上,中三叠统膏盐岩系的下伏岩系为不透水的泥岩岩系,上覆岩系为呈整合产出的薄层泥岩和泥质粉砂岩。膏盐岩系一般厚百余米,最大厚度达600余米,呈透镜状或沙丘状,彼此在同层位孤立分布。岩石组合主要由灰岩_白云岩_硬石膏组成,三者常交替产出,形成韵律层,反映卤水发生周期性沉积。
2.1.2 膏盐层相结构
图4对比了长江中下游地区几个典型的膏盐建造剖面。总体上,该建造由3个单元构成,下部单元主要为纹层状白云岩和含白云石的块状硬石膏岩,中部单元为条带状和条纹状硬石膏岩及互层白云
岩,上部单元为泥质白云岩和白云质灰岩。但不同地区,膏岩建造的岩相特征不尽相同(图4)。在南京周冲村等地,下部单元的下段为灰黑色纹层状白云岩,遭受硬石膏交代,局部硬石膏化(毕仲其等,1997),中段为灰黑色纹层状白云岩与细粒硬石膏互层,上段主要为块状含白云石硬石膏;中部单元为纹层状的白云石_硬石膏岩与灰黑色纹层状白云岩互层,间夹生物碎屑灰岩;上部单元为微晶灰岩和白云质灰岩及少量微晶白云岩。在含山陶家厂等地,下部单元虽未见底,但主体由灰黑色白云岩构成,间夹细粒硬石膏层。中部单元由多次韵律重复的角砾状、块状、条带状和纹层状硬石膏岩组成,自下而上,角砾状※块状※条带状※条纹状硬石膏岩依次递变。上部单元为以白云岩团块为主体的膏溶角砾岩。在含山古昭关等地,中、上部单元发生膏溶,形成以白云岩角砾为主体的膏溶角砾岩,其中钙泥质胶结的角砾岩再次破碎,被具梳状构造的粗晶方解石所胶结
。
图3 长江中下游地区中三叠统代表性地层柱状对比图(资料来源于沿江各省局区调报告)
Fig .3 Representative M iddle T riassic stratigraphic columns in the M iddle _Low er Yang tze area (fro m the repor ts of
regional surveys by Bureaus of Geology and M ineral Resources of various provinces alo ng the Yang tze River )
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图4 长江中下游地区中下三叠统膏盐
建造细结构柱状图
F ig.4 Columns showing detailed structures o f the
M iddle_Low er T riassic anhydrock sequences in
the M iddle_Lo wer Yangtze area
特别需要指出的是,这些膏盐建造中发育了几种指示成因意义的结构构造。其一是脉状_网脉状构造,主要见于下部单元的白云岩层和角砾状及块状硬石膏岩中,脉体宽1～8mm,呈细脉和网脉产出,由白色粗晶硬石膏构成;在白云岩层中,细脉切穿层理,反映石膏细脉形成于白云岩之后;在角砾状硬石膏岩中,硬石膏脉仅见于其中的白云质泥岩角砾内,但不穿切周围的硬石膏胶结物,显示在泥岩破碎成角砾之前曾发育硬石膏细脉,反映了以硬石膏细脉为标志的热水活动的存在。其二是角砾状构造,至少有两类,一类是所谓的膏溶角砾岩,主要由碎块状白云岩团块构成,角砾呈颗粒支撑,系石膏溶蚀后的垮塌产物;另一类是含大量角砾的石膏岩,广泛见于中部单元,角砾成分以黑色白云质泥岩为主,细晶白云岩次之,此外见有细晶硬石膏角砾和黑色硬石膏角砾。角砾多呈棱角状,大小不等(粒径0.4～2cm),杂基支撑,胶结物均为中粗晶硬石膏,反映了卤水池内快速滑塌堆积的构造特征。在含山陶家厂,黑色硬石膏角砾富含有机质,常由单颗粒巨晶硬石膏破碎形成,沿硬石膏解理缝充填有机质,与之伴生的纹层状和块状硬石膏岩内常发育有机质纹,暗示硬石膏的形成环境似乎为缺氧的还原环境。这些角砾状硬石膏岩常与其上的块状和纹层状硬石膏呈互层产出,其底面显示冲刷特征。其三是纹层状和条带状构造,常见于中部单元的硬石膏岩和泥质白云岩夹层中。在硬石膏岩中,纹层或条带主要由细晶硬石膏和微晶硬石膏微层构成,显示由细晶硬石膏向微晶硬石膏渐变过渡的粒序变化,反映了典型的化学沉积特征。其四是交代结构,常见于中下部单元的泥质白云岩中,岩石中的微细粒状硬石膏集合体交代早期的自形板状石膏或硬石膏晶体,保留其假象,呈星点状分布,暗示了热液交代作用过程。
过去通常把这套膏盐建造简单地解释为局限海盆萨布哈环境的蒸发岩。然而,萨布哈成因模式显然难以解释上述结构构造特征。相反,这些结构构造特征更多地反映了有机质大量参与的陆上热水(或热泉)活动信息(见后)。
2.2 与膏盐同层位的同生矿化
在长江中下游成矿带,矿化遍及寒武系至白垩系各个岩系,但主要出现于石炭系、二叠系和三叠系中,其中,中下三叠统为最主要的赋矿层位,多数Fe、Cu、Pb+Zn矿床与其中的膏盐建造关系密切(翟裕生等,1992;王文斌等,1994)。这种密切关系主要有两种体现形式:①与中酸性侵入岩有关的膏控矿化和②同膏盐层位的同生沉积矿化。前者因普遍发育而被研究者所关注,实际上,膏盐层作为不透水的屏障,封存成矿流体,控制矿体形成,成为含矿岩浆的就位空间;后者因燕山期构造_岩浆叠加改造而不易辨认,但对后期成矿意义重大。
同膏盐层位的同生沉积矿化主要见于燕山期Fe、Cu成矿带的边缘,赋存于中三叠统含膏盐碳酸盐建造内,矿体呈层状和透镜状产出。至少有两种形式和3种矿化类型:
共生式 膏盐建造与矿体直接呈互层共生,代表性矿床首推龙桥铁矿(倪若水,1995)和白象山铁矿(阮惠础,1982)。富铁碳酸盐建造主要赋存于东马鞍山组。矿体呈层状、似层状和透镜状,与围岩地层产状一致。矿体主要为菱铁矿_磁铁矿,后者核心残留菱铁矿,证实磁铁矿系菱铁矿变质分解而成(倪若水,1995)。矿石具典型的条带状和纹层状构造,
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由硬石膏_铁白云石_菱铁矿互层构成。矿化类型为菱铁矿型。
分离式 硫化物矿层虽与膏盐建造同层位不共生,但均赋存于含膏碳酸盐建造内。典型矿化有两种类型,即块状黄铁矿型和铅锌矿型,前者以江宁云台山硫铁矿为代表,后者以黄石狮子立山和庐江黄屯铅锌矿为代表。它们多分布于燕山期铁铜矿带外围。
江宁云台山硫铁矿产于上三叠统周冲村组内,下伏含膏白云岩,上覆层纹状、层状硅质岩和似碧玉岩。矿体呈层状、似层状和透镜状,与围岩地层产状一致。矿石具典型的块状和纹层状构造。典型矿物组合为黄铁矿_白云石和黄铁矿_石英等。庐江黄屯硫铁矿位于龙桥铁矿的外围,也显示类似的含膏碳酸盐_黄铁矿建造特征。其外围发育庐江黄屯铅锌矿,产于东马鞍山组含膏碳酸盐建造中。类似的矿床还见于鄂东南黄石狮子立山,其铅锌矿规模已达中型。
2.3 区域性大面积白云石化与硅化
2.3.1 区域蚀变空间分布
这里的所谓“区域性蚀变”是指产于不同地层单
元的、面积性分布的、以白云石化和硅化为主的蚀变,主要分布在长江中下游成矿带与大别造山带所夹持的狭长地带中。据路线地质调查和区域调查资料,区域性蚀变主要见于安徽滁县、全椒、含山、庐
江、怀宁、宿松以及湖北广济等地,构成大面积分布的白云石化和硅化带(图5)。尽管目前尚难准确地勾画出面积性蚀变的空间分布及分带结构,但其整体轮廓是清楚的:整体上呈近NEE 向展布,平行于长江中下游成矿带,受NEE 向断裂控制,局部呈NW 向条带状分布,从成矿带向北延伸到大别造山带近旁,受垂直大别造山带的NW 向断层系统控制(图5)。蚀变产出层位从下古生界碳酸盐岩至中下三叠统碳酸盐岩,但不同层位的蚀变类型和强度不尽相同。其中,原岩主要为白云质灰岩的寒武_奥陶系发生强烈的白云石化和硅化,规模较大的白云石化白云岩多为人们所开采,而中下三叠统的碳酸盐建造,除与膏盐共生的准同生沉积白云岩外,多数发生了强烈的白云石化(王文斌等,1994)。二叠系深水相碳酸盐大量发育,但白云石化微弱,而硅化强烈,常形成一些硅质条带,后者在区域调查中均被描述为碳酸盐建造的原生特征
。
图5 庐江—南京地区白云石化、硅化及石膏矿分布图
Fig .5 Distribution of dolomitization ,silicification and anhydrite deposits in the Lujiang _Nanjing area
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2.3.2 蚀变特征
本次研究主要对宁芜盆地的区域蚀变进行了系统观察,类似的区域蚀变在沿江其他地区也有广泛分布,但因工作程度有限,无法系统描述。这里仅以含山一带的寒武系和奥陶系蚀变为例,将白云石化和硅化特征简要概述于下。
寒武系_奥陶系的白云石化 安徽沿江一带寒武系_奥陶系地层的岩性包括寒武系的碳硅质页岩、白云岩、白云质灰岩、微晶灰岩和砾屑灰岩及下奥陶统的白云质灰岩、白云岩和中上奥陶统的灰岩。在含山县一带主要出露上寒武统观音台组白云质灰岩、泥质白云岩和硅质条带白云岩及下奥陶统的白云岩。野外区域蚀变调查发现,上寒武统和下奥陶统的白云岩均为次生白云岩,系原生碳酸盐岩经白云石化形成的。如在白云石化较弱的鲍庄一带,可见没有变化的灰岩与弱白云石化白云质灰岩呈过渡关系。而在白云石化较强的横龙铺、石杨和张家集等地,均强烈白云石化成中细晶白云岩,但在石杨水库北侧仍可见残留的砾屑结构和生物碎屑结构。
白云岩具自形菱面体晶粒结构,并发育由粗晶方解石构成的球状集合体。自形菱面体白云石普遍具有雾心亮边结构,暗褐色的雾心呈团块状,边界模糊,由含有机质的包裹体等构成,有时夹杂有绢云母等碎屑微粒;亮边则较为洁净,少数具环带结构。白云石粒径约0.1～0.2mm,晶体间呈点状接触,结构较疏松,孔隙发育。在白云石晶粒间常充填洁净的他形方解石,局部方解石聚集成球状集合体,直径约4～8mm。
白云石的雾心亮边结构显示白云岩是由两阶段形成的:第一阶段形成雾心部分的细粒白云石,粒间富含杂质(如有机质、粘土等),可能为准同生阶段形成,这与长江中下游一带寒武系和下奥陶统中发育有白云质灰岩和白云岩相一致;第二阶段是准同生白云岩发生白云石化,使准同生阶段的碳酸盐发生溶解和白云石的重结晶,未完全溶解的部分构成现存白云石的雾心,而亮边部分则是溶液中晶出的有序度较高的洁净白云石,交代作用完全的晶体雾心完全消失,部分洁净白云石的环带构造反映了结晶过程中溶液的盐度曾发生变化而使白云石晶体呈阶段性生长。
寒武系_奥陶系的硅化 与白云石化相伴,含山地区的寒武系_奥陶系还发生了强烈的硅化,形成了大量密集的规则硅质条带,它们主要沿白云岩的层间裂隙分布,局部沿切层裂隙分布,构成硅化脉。此外在白云岩层中还发育有不规则的硅质团块,硅质团块具同心环状构造。
硅质条带主要由微细晶石英构成,其中常残留有自形菱面体白云石颗粒,边部被石英交代。硅质条带中发育有由皮壳状、梳状石英集合体构成的晶腺构造,反映硅化过程中曾发生白云岩的溶蚀,并形成较大的空间。硅质条带的边界模糊,与白云岩呈过渡关系。在过渡带中,微细晶石英沿菱面体白云石间隙分布,显示硅化发生在白云石化之后。在硅质条带外围的白云岩中,发育有灰黑色的斑状团块和斑点,由微细晶他形、半自形白云石及其间的暗褐色有机质组成,显示在硅化和白云石化过程中发生了有机质的迁移和聚集。
上述岩相学和结构、构造证据表明,寒武系_奥陶系内的大面积性白云石化和与之共生的硅质条带及穿层硅质脉系,是外来热水流体广泛交代的产物。
3 讨 论
3.1 膏盐建造热水沉积的可能性
膏盐建造是海底热水成矿作用最常见的伴生产物(Rona et al.,1993),同时也是陆表泻湖环境卤水蒸发的重要结果。含膏盐的白云质碳酸盐过去通常被解释为萨布哈环境的蒸发产物,然而,类似的产物,作为一种典型的热水沉积岩,也在现代海底热水喷流区发现(侯增谦等,2003)。因此,正确地区分出这些膏盐_碳酸盐建造的形成方式并非易事,需详细论证。虽然萨布哈环境的蒸发作用可能是形成长江中下游三叠纪膏盐的一种重要机制,但是,热卤水的排泄汇聚与化学沉积可能也是一种重要方式,这主要是基于以下5点事实:
(1)膏盐与同生矿化。业已述及,三叠纪膏盐建造要么与层状菱铁矿矿体密切共生,呈互层产出,要么与同层位的硫化物矿体(黄铁矿和铅锌矿)时空相依、相变过渡。这种同生沉积关系无法用蒸发作用来解释,这是因为,卤水强烈蒸发虽然可能导致膏盐沉积,但却不足以引起金属硫化物堆积。不论是层状菱铁矿矿石,还是块状黄铁矿矿石和层状铅锌矿矿石,其形成深度可能不尽相同,但形成温度一般都介于100～250℃之间(侯增谦等,2003),而干旱蒸发显然无法达到这样的温度。这暗示,与同生矿化共生的膏盐建造可能是热水成矿系统温度降低后
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的化学沉积岩。实际上,类似的石膏_硫化物共生组合广泛见于古今海底热水活动区和VMS 型矿床中,如在日本黑矿,石膏_硬石膏矿作为喷气沉积岩构成
相对独立的矿体,并与黑矿矿体密切共生(Urabe et al .,1978);在大西洋脊TAG 活动热水区,钻探证实:硬石膏与含铜黄铁矿层呈互层产出,厚达300余米。硬石膏因受更高温热水流体的交代、溶解而发生垮塌,形成大量角砾状矿石:块状黄铁矿角砾岩、黄铁矿_硬石膏角砾岩和黄铁矿_非晶硅_硬石膏角砾岩(Humphris et al .,1995)。最近,H anning ton 等(2001)在冰岛北部热水区又发现了与硫化物矿化伴生的块状硬石膏矿体。在热水活动区,石膏和硬石膏是极易形成的热水沉积产物,它们通常形成于热水流体与冷海水的混合过程中,要么在海底形成黑烟囱生长的骨架,要么在海底堆积形成石膏层、石膏_非晶硅层及石膏_重晶石层,伴随于块状硫化物堆积丘周围。淀积石膏_硬石膏的热水流体往往不需要太高的盐度,一般为海水盐度〔w (NaCl eq )=3.5%〕的1～3倍(Ly don ,1988)。石膏_硬石膏形成后往往遭受随后的热水流体交代和溶解,甚至消失殆尽。(2)结构构造特征。如前所述,粗晶硬石膏细脉和网脉切割白云岩层理,网脉分叉联结、相互贯通,单脉宽窄不一、纵横交错,不应是白云岩泥裂中的充填产物,很可能是热卤水排泄通道的淀积产物;角砾状和碎屑状硬石膏大量发育,不同于海水稀释导致石膏溶解而形成的膏溶角砾岩,更像VMS 和SEDEX 型矿床中常见的滑塌堆积产物(石膏层或石
膏_重晶石层)。白云质泥岩和含有机质的方解石角砾呈似层状定向排列,并全部被硬石膏杂基胶结,似乎不能用萨布哈环境下低盐海水注入、动力破碎而
后蒸发沉积来解释,若如此,则沉淀的杂基应为微晶灰岩和白云岩而非硬石膏。膏盐层下段普遍存在的硬石膏化和交代型硬石膏岩,与其用蒸发作用解释,不如用高盐度热卤水交代淋漓来解释更为合理。
(3)流体包裹体特征。南京周冲村和含山陶家厂中三叠统膏盐建造中的硬石膏岩中,普遍发育呈团状或带状分布的流体包裹体群,单个包裹体多呈规则的负晶形状,大小一般在2×4～5×10μm ,显示原生特征。包裹体类型以单一液相为主,少数为气液两相,气液比5%～30%。相对于层状硬石膏岩来讲,脉状硬石膏岩中的流体包裹体个体较大,为5×10～8×16μm ,且气液两相包裹体较多,气液比为15%～30%,个别为>80%的富气体包裹体。两相包裹体均一温度有80～180℃、200～280℃、300～340℃三个区间(图6a ),平均值分别为136℃、230℃和313℃,其中数量最多的低温区段的包裹体主要见于层状硬石膏岩中,而高温区段的包裹体主要发育于脉状硬石膏岩中。包裹体盐度w (NaCl eq )介于5.1%～19.8%之间,平均为9.3%,大约是正常海水盐度的3倍(图7),其中层状硬石膏岩包裹体的盐度均小于7.9%,而脉状硬石膏岩中包裹体盐度高达
17.4%～19.8%。这些数据说明:①硬石膏层所处的温度场至少曾达到80～180℃,如果这些流体包裹体是原生沉积时的捕获物,
那么其流体温度至少应
图6 南京和含山中三叠统膏盐与寒武系_奥陶系蚀变岩流体包裹体均一温度直方图
a .南京周冲村和含山陶家厂中三叠统硬石膏岩;
b .含山横龙铺—张家集一带寒武_奥陶系硅化、白云石化碳酸盐岩
ig .6 Histog rams showing homogenization temperatures of fluid inclusions in M iddle Triassic anhydro cks and Cambrian _Ordovician
altered rocks in Nanjing and Hanshan
a .M iddl e Triassic anhydrock in Zhouchongcun ,Nanj ing ,and in T aoj iachang ,Hanshan ;
b .Cambrian _Ordovician s ilicified and dolomitized
carbonate rocks in Henglongpu _Zhangj iaji area ,Hanshan
317
第23卷 第3期 侯增谦等:碰撞造山过程中流体向前陆盆地大规模迁移汇聚
图7 南京和含山中三叠统膏盐与寒武_奥陶系蚀变岩流体包裹体盐度_温度图
Fig .7 Salinity _temperature diag ram of fluid inclusio ns in M iddle T riassic anhydrocks and Cambrian _O rdovician
altered rocks in N anjing and Hanshan
高于80℃,这是干燥蒸发难以达到的。如果是埋藏
成岩时期的流体记录,那么当时的古地温也应高于80℃,甚至高达340℃。②形成硬石膏的流体系统的盐度显著高于正常海水,部分高达17%～20%。虽然原生沉积与埋藏成岩均可以导致层状硬石膏岩的流体盐度变化于8%左右,但埋藏成岩作用无法大幅度提高流体盐度,并使之达到20%。③流体温度与流体盐度存在正相关关系。符合这种关系的地质过程只能是高温热卤水与低温水体(地下水、大气降水、海水)间的混合过程。高温热卤水可以是岩浆水,也可能是区域热卤水。在长江中下游,虽然燕山期岩浆活动十分强烈,但在上述两个膏盐发育区,并没有发育相应的岩浆活动和岩体侵位。因此,合理的解释是,沿断裂运移和上升的区域高温热卤水向卤水盆地的幕式排泄,并与盆地卤水混合,导致大量石膏_硬石膏在卤水盆地内大量沉积;不断向盆地排泄注入的高温热卤水,一方面穿越已堆积的石膏_硬石膏层,形成粗晶硬石膏脉体,一方面又不断与盆地卤水混合,引起石膏_硬石膏的再复堆积。
(4)同生矿化的硫同位素组成。在长江中下游,产出于石炭系和三叠系层位的硫化物和铁硫酸盐矿石富集重硫是其普遍特征(周涛发等,2000),反映矿石硫除少量岩浆硫外,主要来自海水的还原硫
酸根(SO 2-4)
。据已有资料,在中下三叠统膏盐建造
层中,周冲村硬石膏的δ34
S 高达27‰,龙桥硬石膏
的δ34
S 高达24.4‰ ,总体上接近早中三叠世海水的δ34S 值。这暗示,堆积中下三叠统膏盐的卤水,要
么是由海水浓缩而成,要么是地表或地下水大量溶蚀淋滤了早期海相环境的膏盐层而成。
图8展示了几个同生沉积成因的硫化物矿床和铁矿床的硫同位素组成,其中,受到燕山期岩浆热液叠加改造的庐江龙桥铁矿,其黄铁矿的δ34
S 值变化于9‰～13‰之间 ,钟姑地区白象山铁矿的情况类
似,其黄铁矿的δ34
S 值变化于11‰～16‰之间,暗示其硫源主要为海水的SO 2-4;
在不与膏盐直接共生的云台山硫铁矿,其δ34
S 值变化更大,介于6‰～23‰之间(倪若水,1995),而黄石狮子立山铅锌矿的
δ34S 值变化较小,介于4‰～11‰之间(王文斌等,1994),但仍显著高于岩浆硫的δ34S 值。这些资料证
实,同生沉积的硫化物,其大部分矿石硫的最终来源仍为海水的还原硫酸根。
诚然,由海水浓缩而成的卤水可以通过蒸发作用形成膏盐建造,但却无法产生同生沉积的金属矿化。沉积金属硫化物的卤水不能仅靠海水蒸发浓缩而成,其必然发生过复杂的水/岩反应,并淋滤和汇聚了成矿物质。因此,淀积金属物质的卤水,不管是海水还是地下水,在其活动过程中,要么溶解了同生沉积的膏盐层,要么淋滤过下部层位(如石炭系)较早形成的膏盐建造。但不论哪种机制,均难以用简单的萨布哈模式而概之。
(5)碳_氧同位素组成。笔者对膏盐建造中碳酸盐岩的碳_氧同位素进行了分析,其详细结果将另文发表。分析结果表明,南京周冲村和含山陶家厂中三叠统膏盐建造的碳酸盐岩夹层具有较高的δ18
O 值(平均25.5‰)(图9),盐度指数Z 平均为125,高于三叠系正常海相灰岩的氧同位素值(Keith et al .,1964),说明其形成于盐度高于正常海水的介质环境中。但是,这些碳酸盐岩的δ18
O 值变化范围狭窄
(24.2‰～27.3‰),而δ13
C 值变化范围较大(-2.1‰～+2.5‰),反映膏盐建造的形成环境除盐度较高外,还有富12
C 的流体加入,引起δ13
C 较大
的负值。据大场忠道等人的δ18
O 值与古温度的关
系式(t =17.04-4.34δ18O PDB +0.16δ18O PDB 2)(张
理刚,1985)计算,膏盐建造中碳酸盐岩夹层的形成温度为34～52℃;同样,据Craig (1965)碳酸盐古温
度计公式计算(取海水的δ18
O 为0),膏盐建造中碳
安徽省327地质队.内部资料.
318 矿 床 地 质 2004年
图8 长江中下游成矿带同膏盐层位的同生沉积矿床硫同位素组成对比图
a .火山盆地内部;
b .钟姑地区
Fig .8 Comparison of sulfur isotopic co mpositio ns be tw een syndepositional deposits in the same horizo n of anhydrocks
in the M iddle _Lower Y angtze metallogenic belt
a .Volcanic basin ;
b .Zhonggu
district
图9 南京和含山中三叠统膏盐建造与寒武_奥陶系蚀变岩δ13C _δ18O 及Z _δ13
C 图
Fig .9 Diag rams of δ13C versus δ18O (a )and Z versus δ13
C (b )of the M iddle T riassic anhydrock sequences
and Cambrian _O rdovician altered rocks in Nanjing and Hanshan
319
第23卷 第3期 侯增谦等:碰撞造山过程中流体向前陆盆地大规模迁移汇聚
酸盐岩夹层的形成温度为32～48℃,明显高于海水的温度,反映膏盐建造的碳酸盐岩形成过程中有热卤水的参与。这一点也同样反映在碳酸盐岩的碳同位素组成上,尽管δ13
C 平均值(0.3‰)属海相环境,但较大的变化范围(-2.1‰～2.5‰)说明其形成于剧烈变化的环境中,可能与热卤水周期性注入卤水盆地中有关。δ13
C 的高正值与蒸发环境的高盐度相适应,而高负值暗示注入的热卤水中富含12C 。
含山古昭关的膏溶角砾岩为T 2膏盐建造溶解坍塌形成,相对于膏盐建造,其碳、氧同位素组成明显低得多,δ18O 值介于19.1‰～21.5‰,平均
20.0‰,δ13
C 值介于-5.9‰～-3.9‰,平均-4.8‰,盐度指数Z 平均为114,说明膏盐建造遭受过循环大气水的作用,其碳、氧同位素均发生了较大的负向漂移(图9)。
基于上述分析,笔者认为,三叠纪膏盐建造的形成,很可能是两种机制联合作用的结果。亦即,受基底断裂控制的区域热卤水沿盆缘断裂“多点”排泄,向局限盆地中心汇聚,并大量注入长期蒸发的咸化海水中,形成低温热卤水池,同时伴随着卤水蒸发沉积,形成膏盐建造。
对现代海底黑烟囱的观察和对VMS 矿床的研究表明,硫化物堆积是一个动态的垂向加积过程(Lydon ,1988)。热水流体通常先沉积低温矿物组合(方铅矿+白铁矿+闪锌矿+石膏+重晶石),形成硫化物丘,随热水系统热强度增大,低温矿物组合通常被交代淋漓,取而代之的是高温矿物组合沉积(闪锌矿+黄铜矿+黄铁矿),形成块状黄矿和块状含Cu 黄铁矿,被淋漓的Pb 、Zn 物质向丘外迁移并快速堆积,形成似层状或块状黑矿(Elderidge et al .,1983)。随着热水系统的温度大幅度降低,喷气形成与硫化物伴生的热水沉积岩,如深水环境的碧玉岩、
硅质岩、重晶石岩、石膏岩,甚至富金属硅质_白云岩、浅水氧化环境的菱铁矿岩和石膏_硬石膏岩等(侯增谦等,1996;2003;Hou et al .,2001)。这些观察结果表明,硫化物_硫酸盐_碳酸盐的堆积过程受热水
流体系统的温度及与环境的温度梯度控制。在长江中下游,尽管与膏盐建造同层位沉积的铁矿(菱铁矿)、硫铁矿、铅锌矿之间的相互关系尚不清楚,但是三者具有明显的共生关系,比如在庐枞矿集区,龙桥铁矿(菱铁矿)、黄屯硫铁矿(黄铁矿)和黄屯铅锌矿,三者产出层位相当,空间密切伴生。根据海底热水成矿观察研究结果,可以推测,硫铁矿可能产出于热水排泄中心的附近,铅锌矿可能产出于热水排泄中心外围,菱铁矿可能产出于热水活动的边缘,而膏盐建造则产于热水流体侧向迁移汇聚的卤水盆地中央。图10示意性地表达了热水成矿系统及其矿化产物的成因联系。如果这个认识正确的话,在长江中下游地区,要注意在膏盐建造透镜体侧翼寻找SEDEX 型块状硫化物Pb _Zn 矿床。
3.2 区域流体的交代蚀变
在Oliver (1992)应用区域流体侧向迁移理论将中北美洲油气田及密西西比河谷型(MVT )Pb _Zn 矿与造山作用联系起来,提出著名的碰撞造山与流体迁移模式之前,人们已注意到,这些MV T 型矿床面积性分布于前陆盆地台型碳酸盐岩和褶皱推覆构造带中,具有强烈的偏白云岩倾向,而这些白云岩是长距离搬运的盆地卤水穿透其下部砂岩循环交代灰岩的产物(Gregg ,1985)。在长江中下游,虽然尚没有确认的MV T 型Pb _Zn 矿床,但面积性分布的白云石化和硅化却记录了区域性热卤水的活动与迁移的痕迹。其主要证据如下:
(1)交代结构证据。前已述及,在位于前陆盆地部位的含山县一带,
上寒武统和下奥陶统的白云
图10 长江中下游三叠纪膏盐建造与同生沉积矿床的成因关系示意图
Fig .10 Ske tch map show ing genetic relationship between T riassic anhydrock sequences and sy ngene tic sedimentary
ore depo sits in middle _lower Yang tze area
320 矿 床 地 质 2004年
岩中残留有砾屑结构和生物碎屑结构,表明这些白云岩为后生白云石化的结果。白云岩中普遍发育具雾心亮边结构的自形菱面体白云石,白云石晶粒间常充填洁净的他形方解石,局部方解石聚集成球状集合体,进一步说明这些白云岩是准同生白云岩或(和)灰岩受区域性热卤水交代而发生白云石化的结果。此外,白云岩中的硅质条带内常残留有自形菱面体白云石颗粒,并发育由皮壳状、梳状微晶石英集合体构成的晶腺构造,表明这些硅质条带是略晚于白云石化的硅化作用的产物。由此判断,含山地区寒武_奥陶系中大面积分布的白云岩及其中的硅质条带是区域性热卤水活动与迁移留下的地质记录。
一般准同生白云岩常由有序度低的富钙白云石组成,而高度有序的纯白云石只有在温度高于200℃的条件下才能形成(张玉宾等,1996),因此白云石化过程即是准同生富钙白云石脱钙形成较纯白云石的过程。含山地区寒武_奥陶系白云岩中白云石的雾心亮边结构,是准同生的富钙白云石受到热卤水的交代作用而发生排钙及重结晶形成的。由于白云石的晶胞参数较小,在富钙白云石发生溶解并重新结晶为较纯白云石的过程中体积减小,使得岩石中孔隙度增大,局部形成较大的空洞,因而有利于热水溶液的渗透,并促进钙质的排出。由此可以认为,寒武_奥陶系碳酸盐岩在白云石化过程中排出了大量的钙质,并通过热卤水的向上排泄,为膏盐盆地提供了大量的钙质。
(2)流体包裹体证据。含山地区的寒武_奥陶系受区域热卤水活动的影响发生大面积的白云石化和硅化,在晚期阶段于自形菱面体白云石粒间充填洁净的方解石,局部形成粗晶方解石球团。这些方解石中发育大量呈团状分布的流体包裹体群,单个包裹体呈椭圆状、柱状、菱面体状等,大小为4×5～10×20μm。包裹体类型大部分为单一液相,少数为气液两相,气液比10%～30%。包裹体均一温度介于140～380℃之间,包括140～240℃、260～320℃和360～380℃三个区间段(图6b),与上覆膏盐建造的均一温度分布模式基本相当,但温度稍高,暗示两者处于同一个系统中,即深层的热卤水在向上迁移和喷流排泄过程中温度不断衰减的流体系统。
方解石中流体包裹体的盐度w(NaCl eq)介于
1.6%～18.9%之间,其中大部分为介于1.6%～
2.4%的低盐度流体(图7)。由于这些方解石主要是区域热卤水活动晚期阶段的产物,其大部分流体包裹体低盐度的特征代表了区域热卤水活动晚期阶段的性状,而少数流体包裹体较高的盐度,暗示区域热卤水在活动的强烈时期(早中期)具有较高的盐度。
(3)碳、氧同位素证据。含山横龙铺、鲍庄和张家集等地的寒武_奥陶系白云岩具有分布范围较狭窄的碳、氧同位素组成,δ18O介于21.8‰～25.1‰,平均23.5‰,接近寒武_奥陶系正常海相碳酸盐岩的同位素组成(Lohmann et al.,1989);δ13C介于-1.9‰～-0.1‰,平均-0.8‰,盐度指数Z平均为122,说明这些白云岩主要为后生白云岩,系碳酸盐原岩与高温热卤水作用而发生的埋藏环境下的白云石化,这与白云岩的雾心亮边自形晶晶粒结构所反映的白云石化相一致。
大别超高压变质带中大理岩的同位素组成及其所反映的榴辉岩相脱碳酸盐作用(王清晨等,1999)以及δ18O值的降低(郑永飞等,1997),表明该区域曾经形成了富12C(夏新宇等,1999)和富18O的流体。这类流体在碰撞挤压环境下被排挤出造山带,并沿构造裂隙向前陆盆地运移。当此类流体与寒武_奥陶系碳酸盐岩相互作用时,可造成δ18O值的偏高及δ13C值的降低。对比含山一带寒武_奥陶系白云岩与宜昌及南京同层位碳酸盐岩的碳、氧同位素组成(陈荣坤,1994;沈渭洲等,1997)可以看到,含山一带的白云岩总体上δ18O值稍高,δ13C值稍低(图9),这与成岩作用引起δ18O值降低不同(陈荣坤,1994),是上升的热卤水沿层间裂隙和构造裂隙穿过碳酸盐岩地层,引起埋藏型白云石化(Mountjoy et al., 1991)造成的。据此认为,注入膏盐建造盆地中的热卤水主要是大别碰撞造山带的排泄流体,循环大气水的加入较少。这可解释膏盐建造中碳酸盐岩的氧同位素变化范围较小而碳同位素变化范围较大的现象。
3.3 区域流体的活动时限
区域性蚀变的形成时限尚无可靠的年龄资料约束,只能根据地质观察来限定。在长江中下游,虽然伴随成矿作用的热液蚀变强烈而复杂,但至少可以以晚三叠世为界,区分出燕山期和前燕山期热液蚀变系统。铜陵地区流体_蚀变填图资料证实,燕山期热液蚀变系统由一整套热液蚀变岩(如K_硅酸盐化、Na_硅酸盐化、云英岩化、绿泥石化、粘土化)、交代岩(各类矽卡岩)和热变质岩(角岩和大理岩)构成。时间上,热液蚀变发生于燕山期火山岩浆大规模喷发侵位之后,空间上,多以岩体为中心呈补片状
321
第23卷 第3期 侯增谦等:碰撞造山过程中流体向前陆盆地大规模迁移汇聚
分布,补片中心为靠近岩体的交代岩,向外为热液蚀变岩,补片边缘为大理岩化晕圈(杨竹森等,2002;蒙义峰等,2003)。显然,这套区域蚀变系统与寒武纪_三叠纪碳酸盐建造的区域蚀变存在重大差异。这表明,三叠纪之后的区域热水流体活动以燕山期岩浆作用为主导驱动机制,而之前的区域热水流体活动似乎以区域构造为主导驱动机制。因此,区域性白云石化和硅化的形成上限应为中三叠世末期。
区域性白云石化和硅化的下限时代有更大的不确定性,因为区域地层极少出露,难以观察不同层位蚀变岩的空间连接关系。笔者认为,不论是硅化还是白云石化,单一蚀变是常见的,但两种蚀变近于同时发育可能是不多见的,因为硅化的发育和纯净白云石的形成要求区域流体具有较高的温度(> 150℃)以及较高的M g和Si浓度,这种流体应是一种被加热的演化海水或者是海相地层的建造水。合理的解释是,这些流体来自被俯冲的富含有机质和建造水的陆缘沉积物,后者经埋藏、压实、脱水等过程,排泄出的流体自深部穿越不同地层向上部迁移,并发生白云石化和硅化蚀变(Oliver,1992;Deming, 1992;Garven et al.,1993)。因此,根据这两种蚀变在寒武系_中下三叠统的发育特征,推测热水流体活动的时间下限应出现在碰撞前后的P/T之交。如果这个推测正确的话,那么,始于早三叠世而终于晚三叠世的区域性卤水流体活动,必然与更大区域的地质事件有关。在长江中下游地区,这个重要事件则是扬子_华北陆块碰撞与前陆盆地发育事件。而面积性分布的白云石化和硅化所记录的区域性热卤水活动与迁移痕迹,则可能反映了在造山过程中区域流体曾发生了大规模长距离的侧向迁移。
3.4 造山过程中流体的长距离侧向迁移
地壳中存在大规模流体早已被水文地质学家所关注(如Ellis,1979),并被地球物理探测所证实(Makovsky et al.,1999;Wei,2001)。Fyfe等(1978)最早注意到地壳大规模流体与成矿的关系,Oliver (1992)最早提出了大规模流体起源于造山过程,并向前陆盆地迁移汇聚的概念性模型。许多学者用大规模流体迁移解释大面积分布的MVT型Pb_Zn矿床乃至大陆金矿的形成机制(Bethke,1986;Sverjen-sky,1986;Viets et al.,1990;Johnston,1999;马东升, 1997;1998)。
在扬子地区,以超高压变质岩大量出露为特征的大别造山带(徐树桐等,1992;Ames et al.,1993;Cong et al.,1994)自北而南发育3个次级构造带,即:①北淮阳后陆盆地带,②大别变质_超高压变质带,和③红安—张八岭前陆冲断带。据杜建国等(2001)研究,大别UHP变质带主要为高压_超高压变质岩+干花岗岩,为排水带(无水区),排泄的流体类型以N2_CO2流体为主,几乎无矿产形成;前陆冲断带发育含水绿片岩系,为含水带,流体类型为含金的CO2_H2O流体或H2O_CO2流体,伴有逆冲_推覆带金银矿化。
在以长江中下游成矿带为代表的前陆盆地带,大面积高强度的白云石化和硅化带在此集中分布,证明前陆盆地具有汇水带特征。自前陆向大别造山带方向,蚀变层位逐渐变低(中下三叠统※寒武_奥陶系),强弱相间的蚀变带受NW向断层系统控制,呈NW向展布。反映区域性卤水流体整体上由大别造山带向前陆盆地方向搬运迁移,而NW向断层系统可能作为迁移通道输运了大量流体。这些排泄流体,可以南京石膏矿深部封存的黄褐色卤水为代表, Na(w B,下同)1330×10-6,K高达1393×10-6,Ca 507×10-6,M g58×10-6,Cl-414×10-6,SO2-4高达3660×10-6(范洪源等,1995)。流体类型为含金属的H2O_Na_K_Mg_Ca流体。这些流体在迁移过程中,沿途可能淋滤和清除了大量金属,如Fe、Cu、Pb、Zn等,并卸载于三叠系沉积层中,因此,三叠系不仅赋存了大量同生沉积的硫铁矿、铅锌矿和菱铁矿,而且具有异常高的Fe、Pb、Zn丰度,如含膏碳酸盐的Cu含量是地壳同类岩石的3～11倍,Pb是地壳碳酸盐平均值的3～20倍,Zn是1.5～38倍(范洪源等, 1995)。
图11示意性地表达了大别碰撞造山过程中流体的大规模长距离侧向迁移及其成矿作用。这个概念性模式,解释了下列几个重要事实:
(1)长江中下游地区的Cu、Fe、Au、Pb、Zn等金属高度浓集,而大别造山带却没有成规模的矿床。究其原因,是碰撞造山过程中大量流体被排挤出来,致使碰撞造山带呈现“干”状态,而大量流体向前陆盆地迁移汇聚,不仅带来大量成矿金属物质,而且导致了同生沉积成矿作用,同时为燕山期成矿提供了“源_储_盖”条件。
(2)大约50%以上的Fe、Cu、Au、Pb_Zn矿床选择性地赋存于三叠纪膏盐_碳酸盐建造中。究其原因,一方面是长距离大规模的迁移流体于中三叠世在沿江局限盆地内大量排泄并发生热水沉积成矿;
322
矿 床 地 质 2004年
图11 扬子与华北陆块碰撞过程中流体侧向迁移汇聚示意图
Fig.11 Schematic map sho wing the lateral mig ration and converg ence of fluids in the process of collision
betw een Yang tze and Nor th China blocks
另一方面是大量堆积的膏盐建造,为燕山期岩浆提供了侵位空间,为岩浆热液系统提供了高盐卤水和封存屏障,为金属硫化物淀积提供了大量必要的SO2-
4
和H2S。
(3)金属矿集区与油气田空间共存。究其原因,是随俯冲消减的陆源沉积物中富含大量有机物质,在压实脱水过程中形成含油气流体,同时,流体长距离迁移过程中也会使穿越地层的有机质发生热裂解形成烃类流体,并汇入含油气卤水流体中。在地处被动陆缘的墨西哥湾,已实地观察到正在进行的盐丘底辟、热卤水排泄和油气缓慢渗漏等现象(Roberts et al.,1997),这有力地证实了上述推测。之所以油气田不在长江中下游的膏盐建造区而在成矿带两端发育,很重要的原因可能是强烈的燕山期岩浆活动破坏了原来的储油构造,并在异常热场驱动下将油气向岩浆岩带的端部运移。
4 结 语
从区域流体迁移汇聚的新视角出发,重新审视长江中下游地区广泛发育的膏盐建造、同生矿化以及区域性蚀变,是一个新的尝试。由此提出的造山带流体长距离侧向迁移汇聚模式,也仅仅是今后开展研究的一个工作模型,或者说是一个供读者讨论和批判的靶子。很显然,这个模式还需要大量的研究来修改、补充和完善,这些研究包括:①区域流体_蚀变填图,以查明区域流体的活动范围、活动时限和迁移轨迹;②流体包裹体和同位素地球化学研究,查明热卤水对膏盐建造的相对贡献,以及区域流体的物理化学性状和区域演化趋势;③区域构造和实验模拟,借以了解区域流体的驱动机制和迁移路径等。
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Large _scale Migration of Fluids towards Foreland Basins During Collisional
Orogeny :Evidence from Triassic Anhydrock Sequences and Regional
Alteration in Middle _Lower Yangtze Area
Hou Zengqian ,Yang Zhusen ,Li Yinqing ,Zeng Pusheng ,Meng Yifeng ,Xu Wenyi and Tian Shihong
(Institute of M ineral Resources ,Chinese Academy of G eological Sciences ,Beijing 100037,China )
Abstract
The middle _low er Yangtze area has undergone a series of complex tectonic evolution processes ,such as Her -cy nian ex tensional rifting ,Indosinian foreland basining ,and Yanshanian transpression _transtension ,forming a
large distinctive Cu ,Fe ,and Au metallogenic belt .In the tectonic evolution ,large _scale migration and conver -gence of fluids tow ards foreland basins during collisional orogeny of the Yangtze and No rth China continental blocks w ere of vital importance in the form ation of the metallogenic belt .Throug h geological survey of the mid -dle _lower Yang tze area ,three pieces of evidence for large _scale fluid mig ration are recog nized .(1)The ex tensive dolomitic and silicic alteration penetrating Cambrian _Triassic strata generally occurs in a region sandw iched be -tween the metallogenic belt along the Yang tze River and the Dabie orogenic belt ,and the alternate strong and w eak alteration zones ex tending in a NW direction are controlled by the fault system of the Dabie orogenic belt ,w hich might record the locus of the activities of long _distance migrating fluids .(2)The textures and structures of very thick Middle _Lower Triassic anhydrock sequences in confined basins along the river reveal the important contribution made by the convergence and chemical deposition of regional ho t brine within confined basins in the formation of these sequences .(3)Although Early _M iddle Triassic sy ndepositional iron carbonate sequences and Fe _Cu _Pb _Zn massive sulfide deposits are alternated with or separated from anhydrock sequences ,they all occur in the same stratigraphic horizon and are intim ately associated w ith each other ,sug gesting they are syndeposi -tional products of high _salinity ho t brines .According to the geological survey combined w ith the data available ,the authors propose in this paper a conceptual model for fluid migration _convergence and mineralization in the Dabie collisional o rogeny .
Key words :geology ,large _scale migration of fluids ,collisional orogeny ,anhydrock sequence ,regional al -teration ,Middle _Low er Yang tze Valley
326 矿 床 地 质 2004年
森林植被变化对水文过程和径流的影响效应.doc
森林植被变化对水文过程和径流的影响效应.doc
森林植被变化对水文过程和径流的影响效应 摘要：森林植被变化对水分分配和河川径流具有调节作用。对我国森林植被变化水文效应文献的综合分析表明：森林砍伐或火灾引起森林覆盖度下降会导致林冠截留率、凋落物对降水截留能力和蓄水能力、土壤的渗透和蓄水能力降低。不同地区森林植被变化对径流的影响幅度相差较大，但比较一致的结论是：除长江中上游外，森林砍伐会降低植被层的蒸发散，增加河川径流；反之，会减少河川径流量。森林火灾会导致林木蒸发散减少，河川径流增加。关键词：森林砍伐；森林火灾；水文过程；河川径流中图分类号：S715.3文献标识码：A文章编号：1000-3037(2001)05-0481-071 前言森林植被对陆地生态系统水分循环有着重要的调节作用，森林的水文效应是生态系统中森林和水相互作用及其功能的综合体现。在不同的地区，由于气候、地质条件、土壤和地形等因素的综合影响，森林的存在和变化将呈现出不同的水文功能。森林植被变化对森林水文过程的影响将会改变水量平衡的各个环节，影响森林的水分状况和河川径流。这将为不同地区森林变化对区域水分循环的调节作用提供重要信息，为森林生态工程的建设和森林保护提供科学参考，特别对当前西部开发“植树种草”生态保护工程具有重要的指导意义。森林与水关系的研究始于20 世纪初，早期的森林水文研究重点关注森林的变化，主要观测森林砍伐对森林流域产水量的影响，采用的研究方法是对比流域试验法和流域自身对比法。国际上对森林植被的变化，特别是森林砍伐、火灾对森林水量的影响及以增加流域水量为目的的森林经营等方面已有大量的研究，在20 世纪60～80 年代达到高潮，以国际上举行了一系列的国际会议为标志。目前国际上研究的初步结论是：森林覆盖度减少可以不同程度地增加流域的产水量，造林则导致流域水量降低，而森林植被变化对流域产水量的影响却大相径庭。在我国，也进行了大量的森林砍伐对森林径流的影响和对比流域不同森林覆盖度对森林水文影响的研究，但文献较为散乱。本文在广泛收集和研究文献的基础之上，分析了不同地区森林植被变化对水文过程的影响，试图提供森林变化对森林水分循环过程中林冠截留、林内雨的再分配、蒸发散和径流影响一般规律的认识，分析森林植被变化对水的调节和分配作用以及由此产生的空间格局和过程。2 森林植被变化对水文过
造山带的深部过程与成矿作用
造山带的深部过程与成矿作用 1．国内外研究现状及存在问题 矿产资源和能源历来是保障国民经济持续发展、支撑GDP快速增长、确保国家安全的重要物质基础。随着我国工业化进程的快速发展，对能源、矿产资源的需求量急剧增加，大宗矿产和大部分战略性资源日渐面临严重短缺的局面，并将成为制约我国经济快速发展的瓶颈。因此，深入研究能源和矿产资源的形成过程及成矿成藏机理，拓展新的找矿领域，增强发现新矿床的能力，是缓解我国当前大宗矿产资源紧缺局面的重要途径。 近年来，国内外矿床学理论研究和勘探技术得到了快速发展，在地壳浅表矿床日益减少枯竭的情况下，逐步提高深部矿床勘探和开发能力。例如，我国大冶铁矿床、红透山铜矿床、铜陵冬瓜山特大型铜矿床、新疆阿尔泰阿舍勒铜、金、锌特富矿床, 会理麒麟铅、锌矿床、山东增城、乳山金矿床等开采深度均已超过1000米, 有的矿床已近2000米（滕吉文等，2010）。加拿大萨德伯里( Sodbury) 铜-镍矿床已开采到2000米，最深矿井达3050米。南非金矿钻井深4800米。更为重要的是找矿勘探实践和地球深部探测实验证实，虽然绝大多数矿床的形成、就位和保存发生在地壳环境，但成矿系统的驱动机制和成矿金属的集聚过程则受控于岩石圈尺度的深部地质过程，地球深部蕴藏着巨量矿产资源，深度空间找矿潜力巨大。 深部过程与动力学是控制地球形成演化、矿产资源、能源形成，乃至全球环境变化的核心。因此，深入研究地球深部过程与动力学，不仅是提高人类对地球形成与演化、地球系统运行规律认识程度的重要途径，也是建立和研发新的成矿理论与勘查技术, 以促进我国找矿勘查的重大突破，是解决我国资源能源危机的根本途径。 20世纪90年代以来，国际地学界一直非常注重大陆岩石圈结构、深部作用过程和动力学研究，并将其作为国际岩石圈计划的主要研究领域。美国于20世纪70-80年代开展了地壳探测计划，首次揭示了北美地壳的精细结构，确定了阿帕拉契亚造山带大规模推覆构造，并在落基山等造山带下发现了多个油气田。欧
流体包裹体研究进展
流体包裹体研究进展 1.流体包裹体的分类及区分 流体包裹体是成岩成矿流体（含气液的流体或硅酸盐熔融体）在矿物结晶生长过程中，至今尚在主矿物中封存并与主矿物有着明显的相边界的那一部分物质。 1.1流体包裹体的分类 流体包裹体成分复杂且成因多样，其分类研究多年来一直是随着测试手段的改进和研究内容的深化而变化。早期的分类研究主要是以定性描述为主，随着流体包裹体研究水平额度不断发展，出现了以成因、成分、相态和不同包裹体之间的相互关系为主要依据的各种分类。具有代表性的包括： （1）1953-1976年：最有代表性的是1969年Ermakov提出的分类方案，他根据包裹体的成分和成因，建立了21个类型，并且根据相的相对比例，建立了一种应用很广的分类。另外一些人也建立了不同的分类方案，例如，许多分类方案是根据仍宜选用的气液比而划分的，然而气液比由于其连续变化而不易精确测定，限定了其广泛应用。 （2）1985-2003年：最有代表的芮宗瑶的分类方案，他根据捕获时的流体特征将包裹 体分为由均一体系形成的和由非均一体系形成的。其中，均一体系形成的包裹体又分为原生包裹体、次生包裹体、假次生包裹体和出溶包裹体；非均一体系形成的包裹体包括液相+固相、液体+气体或液体+蒸气、两种不混溶流体3类。 （3）2003年至今：有些学者在著作及文献中阐述了一些流体包裹体类型的划分方案，多以流体包裹体的物理状态、成因、形成期次等指标为划分依据。其中，卢焕章等根据包裹体相数的不同，将流体包裹体分为纯液体包裹体、纯气体包裹体、液体包裹体、气体包裹体、含子矿物包裹体、含液体CO2包裹体、含有机质包裹体和油气包裹体等8类。 1.2流体包裹体的区分 在流体包裹体的诸多分类中，按捕获时间与主晶矿物形成时间的关系可分为原生和次生流体包裹体。原生包裹体是矿物形成时包裹周围的流体而形成的，而次生包裹体的形成晚于主晶矿物，一般与后期主晶矿物的改造事件有关。二者由于形成时间和方式不同而携带了不同的信息。原生包裹体指示了主晶矿物形成时的流体环境和物理化学条件，次生包裹体则指示了主晶矿物后期被改造事件中的流体环境、构造特征以及物化条件。 一般，原生和次生包裹体区分可应用以下两条准则：一是根据包裹体的形状和分布特征判别，即原生包裹体的形状往往是规则的，常呈孤立状或沿主晶矿物某一结晶方位或生长环带分布，次生包裹体的外形一般是不规则的，多沿愈合裂隙分布；二是同一成因的包裹体密度、均一温度、盐度和成分是近似的，可与已知包裹体类比归类。 2.流体包裹体研究的技术方法 2.1流体包裹体显微测温方法 以显微热台、冷热台以及爆裂以为代表的流体包裹体显微测温技术现已达到成熟，实际应用中多采用均一法和爆裂法相结合的方法。 （1）均一法是将流体包裹体放在冷热台上加热，随着温度的升高，气液两相逐步复原为一个均一相，此时的温度为包裹体均一温度。这是包裹体测温的基本方法，其特点是可直接观察到包裹体相态随温度的变化，也能测得各相的体积，所测数据直观可信。具有针对性且便于区分原生和次生包裹体，因此在流体包裹体研究中得到广泛应用。但这种方法测温速度慢，且只适用于透明和半透明矿物。 （2）爆裂法是将流体包裹体加热，使得包裹体内压升高，当内压大于主矿物强度及外压时，流体包裹体就会爆破而发出响声，用仪器收集、放大、记录其爆裂声响，从而来测定爆裂温度。这种方法适用性广，适用于透明和不透明矿物，且测温速度快。缺点是肉眼无法观察到所研究对象的特征，测定结果受主矿物的物理性质与位置、流体成分、流体包裹体形态
森林生态学讲稿-第八章森林植被分布
森林植被分布 一、水平地带性 （一）概念：地球陆地表面由于气候因子的有规律变化，森林类型呈现出从低纬度到高纬度或沿经度从低到高的有规律分布，称为森林分布的水平地带性。水平地带性包括纬度地带性（主要由热量条件的有规律变化引起的）和经度地带性（主要由距海远近的水分引起的）。 （二）世界主要植被类型的水平地带性分布 1热带植被：热带雨林、季雨林、红树林、稀树草原 （1）热带雨林： 分布区气候特点：终年高温多雨，无季节变化，降雨量2000mm以上，全年分配均匀，相对湿度很高。 群落的基本特点： 种类成分最丰富，优势种不明显，如南美圭亚那半径为8公里的热带雨林中，有花植物达455种，亚洲马来亚岛仅树木就有2000种，而整个欧洲植物区系中的乔、灌木也不超过250种。 成层现象复杂，一般整个群落可分5-8层，层间界限不明显，乔木层高可达30-40米。 季相不明显。植物叶子全年都呈绿色，老叶脱落几乎与新叶的开放同时或稍前；全年都有植物开花； 热带雨林生活型谱中，以高位芽植物占绝对优势。 热带雨林还具有“绞杀植物”（藤本植物发达，如高等植物榕树）、“一木成林”（许多植物具有板状根、气生根或支柱根）、“茎花现象”（花、果生于无叶的茎上）、“叶尖滴水”等。 支柱根来源于树干上的不定根形成的气根，支柱根一方面支撑起作用，另方面可加强对水分、养分的吸收）。 气生根是生长在地面以上空中的根，这种根在生理功能和在结构上与其他根有所不同，又可分以下几种：（1）支持根：像玉米从节上生出一些不定根，表皮往往角质化，厚壁组织发达，不定根伸入土中，继续产生侧根，成为增强植物体支持力量的辅助根系。另像榕树从枝上产生多数下垂的气生根，部分气生根也伸进土壤，由于以后的次生生长，成为粗大的木质支持根，树冠扩展的大榕树能呈“一树成林”的壮观。还有甘蔗等植物也属这类型的根。（2）板根：板根常见于热带树种中，如香龙眼、臭楝、漆树科和红树科中的一些种类。板根是在特定的环境下，主根发育不良，侧根向上侧隆起生长，与树干基部相接部位形成发达的木质板状隆脊。有的板根可达数米，增强了对巨大树冠的支持力量。（3）攀援根：像常春藤、络石、凌霄等植物的茎细长柔弱，不能直立，生出不定根。这些根顶端扁平，有的成为吸盘状，以固着在其他树干、石山或墙壁表面，而攀援上升，有攀援吸附作用，故称攀援根。（4）附生根：在热带森林中，像兰科、天南星科植物生有附生根。附贴在木本植物的树皮上，并从树皮缝隙内吸收蓄存的水分，这种根的外表形成根被，由多层厚壁死细胞组成，可以贮存雨水、露水供内部组织用，干旱时根被失水而为空气所充满。附生根内部的细胞往往含有叶绿素，有一定的光合作用能力。（5）呼吸根：分布于沼泽地区或海岸低处的一些植物；例如水龙、红树、落羽松等。在它们的根系中，有一部分根向上生长，露出地面，成为呼吸根。呼吸根外有呼吸孔，内有发达的通气组织，有利于通气和贮存气体，以适应土壤中缺气的情况，维持植物的正常生活。还有海桑、水龙等植物。 关于茎花现象产生的两种说法：其一认为这是原始的性状，说明了热带雨林乔木植
中国历史地理作业 (2)
中国历史地理作业 1.简述黄河下游湖泊演变的特点。 答：（1）从演变的过程来看，可分为三种：一种是由大变小，甚至完全消失，如荥泽、圃田泽、孟诸泽、菏泽、雷夏泽等；一种是湖区有移动，如大陆泽等；一种是从无到有，由小变大，如南四湖、洪泽湖等。（2）从湖泊演变的动力来看，湖泊的演变一方面受黄河河道的改变、泥沙的淤积有关，一方面与人为的垦殖有很大的关系。 2. 简述两晋南北朝时期我国森林植被的变迁。 答：（1）黄河流域的森林植被 A、平原地区的森林植被破坏殆尽。到公元6世纪时，关中平原、汾涑河平原、伊洛河谷、黄河下游平原等平原地区的天然森林已被彻底破坏，只是局部地区还有一些人工栽培的经济林和风景林 B、山地森林植被遭到破坏。在两晋南北朝时期，黄河中下游山地森林逐渐遭到破坏。 1、吕梁山、横山森林资源的开发 这一时期为修筑洛阳城，曾到山西吕梁山、陕北横山等山脉砍伐木材。 2、阴山山脉森林资源的开发 阴山山脉的林木也遭到砍伐，如北魏为讨伐夏国，曾到阴山砍伐木材制造武器。
总的来说两晋南北朝时期，黄河流域山地森林的破坏还只刚刚开始，广大的山地森林仍然茂密。 （2）长江流域的森林植被 这一时期自永嘉南渡以后，黄河中下游的汉族居民为躲避战乱大量南迁至长江流域从事农业生产，长江流域的局部地区随着农业经济区的形成，森林植被遭到一定程度的破坏。 森林植被破坏较大的区域： 太湖平原 洞庭湖平原 成都平原 长江流域的其他区域森林植被仍保持良好。 3.简述传统历史地理学的特点。 答：（1）研究内容主要是沿革地理，自然地理、经济地理、文化地理方面的内容少。 （2）研究的切入点主要是对各种地理现象的简单记载和描述，缺乏规律探讨。 （3）研究资料主要是来源于历史文献，资料来源比较单一。 （4）典型的地理著作少，大多数地理著作都要追溯历史，学科的独立性不明显。 4、论述历史时期气候变迁对人类社会的影响。 答：（1）第四纪气候的变化对人类产生的影响
森林植被变化的水文生态效应研究进展
森林植被变化的水文生态效应研究进展 王礼先 张志强 (北京林业大学水土保持学院,北京100083) 摘要 从森林植被变化对水量、径流泥沙和水质的影响等方面介绍了国内外森 林植被变化水文生态效应研究进展。从世界各国的研究来看,普遍的研究结论认 为森林减少可以增加流域年产水量;森林植被可以较大幅度地减少径流泥沙含 量;森林植被参与生物地球化学循环,可以有效地改善溪流水质状况。由于影响 森林水文生态效益的环境异质性的普遍存在,森林植被变化水文生态效应影响 程度在不同水文生态区差别很大,因此,要想将一个地区森林植被水文生态效应 研究结果可靠地外推到其他地区其他流域,必须重视森林水文生态过程动力学 机制的研究。 关键词 森林植被变化 流域水量 径流泥沙 水质 随着人类对自身生存来自环境的压力与日俱增的认识逐渐加深,森林作为工业社会的主要材料来源之一的生态学后果的突现,人们对森林与林业对人类生存与发展显示的重要作用产生了新的认识,使得林业经营与发展进入更为注重生态与社会效益的经营利用观。森林生态效益的产生与其对生物地球化学循环动力(能量)与介质(水文循环与大气循环)的影响密切相关,揭示森林植被变化(森林采伐、森林火灾、开垦、造林等)的水文生态效应,可以为森林经营、流域管理、景观管理、自然保护、山地防灾、水资源利用和土地利用规划等提供科学依据。本文拟从森林植被变化对水量、径流泥沙和水质的影响等方面介绍国内外森林植被变化的水文生态效应研究进展。 1 森林植被变化对水量的影响 集水区具有特定的系统边界是水文循环和水量平衡研究的天然场所,在森林水文生态效应研究中占有非常重要的位置。另一方面,从森林植被对降水—汇流过程的影响出发,森林植被对水量的影响又可分为林冠截流、枯枝落叶层截持水、林地土壤水分入渗及贮水、林地蒸发散等方面。 1.1 流域试验研究 森林与水的关系的科学研究始于本世纪初,森林水文研究从其早期发展阶段来看,主1998 世 界 林 业 研 究 WO RL D F OR EST RY RESEA RCH N o .6a 收稿日期:1998-10-12
中国造山带内生金属矿床类型_特点和成矿过程探讨_毛景文
注:本文为国家重点基础研究发展规划项目(编号G 1999043211和G 1999043216),地质调查项目(编号K 1.4)和国家自然科学基金项目(编号40434011)资助的成果。 收稿日期:2004-06-10;改回日期:2004-11-16;责任编辑:章雨旭。 作者简介:毛景文,男,1956年生。1982年和1988年于中国地质科学院获硕士和博士学位。现为中国地质科学院矿产资源研究所研究员和中国地质大学(北京)教授,主要从事金属矿床和地球化学研究。通讯地址:100037,北京阜外百万庄路26号;Email:jin gw enmao@https://www.wendangku.net/doc/984320593.html, 。 中国造山带内生金属矿床类型、特点和成矿过程探讨 毛景文 1,2) ,李晓峰2),李厚民 1,2,3) ,曲晓明2),张长青1),薛春纪3) , 王志良2) ,余金杰2) ,张作衡2) ,丰成友2) ,王瑞廷 1) 1)中国地质大学地球科学与资源学院,北京,100083;2)中国地质科学院矿产资源研究所,北京,100037 3)长安大学地球科学与国土资源学院,西安,710054 内容提要:中国是造山带最为发育的国家之一,尤其是在西部地区分布广泛。本文从成矿地球动力学演化角度对中国造山带中矿床类型、特点和成矿过程进行了初步的综合研究,将造山带矿床分为碰撞造山型和俯冲造山型两种。前者进一步可分为同碰撞造山过程成矿和后碰撞造山成矿。以青藏高原为例,又将同碰撞造山过程成矿分为碰撞造山期成矿、松弛期(伸展)成矿、走滑拉分盆地成矿和剪切带扩容成矿。以西秦岭和东天山为例,剖析了后碰撞成矿特点、过程和成矿规律。在扬子克拉通西南缘发育有中国颇具特色的低温成矿域,包括广泛分布的卡林型金矿、密西西比型铅锌矿和玄武岩型铜矿,本文研究提出这些矿床形成于中生代大陆边缘造山带弧后伸展盆地。 关键词:造山带矿床;低温成矿域;同碰撞;后碰撞;造山带弧后盆地;青藏高原;西秦岭;东天山 从成矿动力学角度考虑,中国大陆中新生代成矿主要特点表现为东部伸展和西部造山。最近几年通过对诸多大型—超大型以及典型矿床进行放射性同位素年龄精确测定,促使对中国东部大规模成矿的峰期(pulses )和相应的以伸展为主旋律的地球动力学背景有了一个初步的了解(毛景文等,2003a,d;2004a;2004b)。本文就中国造山带中内生金属矿床类型、特点和成矿过程提出初步的思考。 1 造山带矿床分类 在20世纪60年代以前,矿床学研究主要是对矿床本身的描述和探讨与其有关的岩石和控矿构造,同时按照成矿元素组合、与之有关的岩石类型和形成温度进行矿床分类。自20世纪60年代以后,越来越注意到矿产组合的区域分布规律与构造演化的关系。例如,在地槽开裂早期有基性—超基性岩浆活动,并伴随着铬铁矿矿床和含黄铁矿型铜矿床的形成;而在地槽褶皱回返的晚期有大量花岗岩的活动,伴随有与花岗岩有关的稀有金属和钨锡矿床(Smirnov ,1977)。板块构造理论的诞生和广泛应用,对矿床学研究产生了极大的影响,在全球 诸多成矿带地质学者在积极地探索不同组合矿产形成的构造背景。20世纪80年代初,两部专著《矿床与全球构造环境》(M itchell et al.,1981)和《矿床与 板块构造》(Saw kins ,1984)先后问世,基于Wilson (1968)板块构造演化旋回,全面总结了不同构造环境(包括大陆热点、裂谷和坳拉槽、被动大陆边缘和内部盆地、海洋环境、俯冲环境、碰撞造山环境、转换断层和大陆地壳线形断裂)中的矿产产出特征和分布规律。尽管只是一个初步的轮廓,但是奠定了现代地球动力学演化与成矿的基础。 20世纪80年代,对于同生矿床研究达到空前的高潮,深刻认识了全球在地质历史中同生矿床的形成环境和过程,以及现代成矿与古代的类比,比较准确和快速地厘定了大多数同生矿床的形成环境。与此同时,环太平洋成矿带——全球最大的跨洲际巨型成矿带吸引着地质学家思考在这种会聚大陆边缘中如此多的斑岩铜矿、浅成低温热液型铜金矿和其它与花岗岩活动有关的矿床是如何形成的?其成矿环境和控矿主导因素是什么?Sillitoe (1972)首先提出斑岩铜矿形成于板块俯冲边缘,Mitchell 等(1981)提出大洋板块俯冲的角度对于斑岩铜矿的 第79卷 第3期 2005年6月 地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICA V ol.79 N o.3 June 2005
中国历史地理教学大纲
《中国历史地理学》教学大纲 《中国历史地理学》是历史学的一门基础必修课，主要讲授历史时期地理环境变迁，及环境与人类和人类社会的关系的科学，并培养学生尽全时空、人地互动的理念。 三、课程的教学指导思想 本课程以历史唯物主义为理论指导，以尽全时空和人地互动为学科核心，从人地与时空角度研究中国历史发展的趋势，不仅为历史教学提供空间舞台的支持，而且在复原过去各个时间断面的空间分布演变规律基础上从唯物主义角度讨论历史现象的环境成因机理，为历史现象寻求原动的起始因素，对于我们深化中国历史的学习有十分重要的作用。 四、课程的教学目的 本课程为历史系必修课，其它专业学生可以作为非学位课程选修。通过本课程的学习，使学生较全面透彻地了解中国历史地理的学科性质、研究内容、方法，使学生对中国历史地理有用于世的作用有一个清晰化的认识，并能掌握一定程度的识图能力，并结合学生的考古学的知识，利用丰富的地理学、历史学的知识和方法，解决历史学和地理学学习中遇到的难题，撰写出一定程度的历史地理学专业的文章，达到历史学学士应具有的专业水平。 其教学的具体目标如下： （一）加强基础理论知识和原始材料的学习，要求对学科性质、归属有认识，了解主要的历史地理文献，特别是阅读部分古代地理文献。 （二）对历史自然地理的气候变化和人文地理中的政区沿革要重点掌握，然后对历史植被地理、历史经济地理和历史文化地理重点学习。 （三）对一些重要的历史地理名词要掌握。 四、课程的教学方法 以传统的教学方法为主，在实际讲授中归纳与演绎相结合，并以多媒体和网络为辅助教学手段。 五、课程内容 导言（2学时） 教学目的 本章主要学习历史地理学的学科性质，研究内容与方法，研究现状。通过教学，要求学生理解中国历史地理学的学科性质，了解历史地理学的研究内容、方法，认识历史地理学的研究现状和研究意义。 教学重点和难点： 历史地理学的学科性质 现代历史地理学的尽全时空和人地互动观念 教学内容 一、现代历史地理学的性质、归属和学科发展问题 历史地理学学科性质问题的争论，中国历史地理学由传统历史地理学向现代
流体包裹体成因判别
流体包裹体成因判别 芮宗瑶译；张洪涛校 （据Roedder，1976，1979b年的资料修订，不包括出溶包裹体） 一、原生成因判据 1.根据在显示或不显示生长方向或生长环带的某一单晶中的产状。 ①在另一无包裹体的单晶中单独产出（或一个小型三维组合，Roedder，1965b，图10；1972，图版6）； ②相对围晶而言，其个体大。例如，其直径≧0.1围晶，特别是出现几个这样的包裹体时； ③远离其它包裹体孤立地产出，其距离约为该包裹体直径的5倍； ④呈遍布晶体的无规律的三维分布产出（Roedder和Coombs，1967，图版4，图A和B）； ⑤包裹体周围较规则的位错发生扰动，特别是如果这些位错由包裹体向外呈放射状时（Roedder和Weiblen，1970，图9）； ⑥如同主晶中产出的固体包裹体或产出同生相一样，产出的子晶（外来的固体包裹体）。 2.根据显示生长方向的子晶的产状。 ①产在远离（在生长方向上）干扰主晶生长的外来固相（同生相或其他相）处，有时直接产在这种外来固相的前方，而该处主晶尚未完全封闭（由于发育不完全，包裹体可能围着于固体上或离开一定距离，Roedder，1972，图版1）； ②产于某早期生长阶段的愈合裂隙之外，原因是该处新晶体生长不完善（Roedder，1965b，图18和19；Roedder等，1966，图15）； ③在某一复合晶体的近于平行的两个单元之间产出（Roedder，1972，卷首插图的右上角）； ④在几个生长螺旋体的交切面上或在一个在外表面可见到生长螺旋体的中心部位产出； ⑤尤其呈相对较大的扁平状包裹体产出，它们平行于某一外部晶面，并靠近于其中心（也即由于在晶面中心晶体生长发育不良），例如许多“漏斗状盐晶”； ⑥在板状晶体的核心产出（例如绿柱石）。这可能只不过是上述条款的一个极端情况； ⑦尤其沿两晶面的交切边缘成排产出。 3.根据显示生长环带的单晶中的产状（如根据颜色、透明度、成分、X衍射的暗度、捕获的固体包裹体、浸蚀环带和出溶相等标志确定）。 ①产于不规则的三维空间，在临近带中具有不同的富集程度（由于突变的羽毛状的或树枝状的生长）；
造山型金矿床成矿规律研究综述
造山型金矿床成矿规律研究综述 摘要：新矿床的发现往往可以带出大批相似矿床，从而建立新的矿床模型，为今后的找矿工作指导。造山型金矿是变质地体中受构造控制的脉状后生金矿床，增生造山作用会从时间与空间上对其产生影响。造山型金矿的概念包括石英脉型、构造蚀变岩型、韧性剪切带型等金矿床，通常在地壳绿片岩相环境中比较多见。对造山型金矿床的矿床时间分布规律、矿床空间分布规律、成矿物质来源规律和矿床共生规律的研究既是我们今后进行成矿分析的向导(基础)，又是成矿分析的结晶，它对预测找矿工作具有重要的指导作用。 关键词：矿床模型造山型金矿床成矿规律指导作用 一、造山型金矿的定义与矿床地质特征 造山型金矿是各个时代的地体中受构造控制的脉状后生金矿床，与增生造山作用有关的金矿床。金矿床一般呈脉状或似层状产出，主要产于石英脉或者蚀变岩中，或作为交代体产于脉体与剪切带周围的蚀变岩中，或者作为两种类型的结合体。造山型金矿的概念包括石英脉型、构造蚀变岩型、韧性剪切带型等金矿床，通常在地壳绿片岩相环境中比较多见。造山型金矿矿床地质特征表现如下：增生型造山作用会对成矿产生影响；通常重要超岩石圈构造附近比较多；造山作用在多个外来地体不断拼贴增生的造山带可持续较不时间，且成矿时间范围相对较大，不过与赋矿地体的峰期变质作用相比相对滞后或同步；在一些复杂的、大型地质构造单元中，矿床分布比较多；通常产于绿片岩相变质地体；受构造控制影响，矿床产于超岩石圈断裂带的二级或更次级的断层羽中，赋矿构造表现为高角度斜向走滑带、逆掩推覆带等；绿片岩相域的蚀变矿物组合主要为石英、云母、绿泥石以及黄铁矿；成矿流体多为富碳水溶液，盐度较低；在韧-脆生剪切带内，流体压力逐渐由超静岩下降至低于静岩；尽管矿区范围内有成矿元素分带性，不过单个矿床或矿脉系统有较大的垂直延伸，且不存在垂向分带现象，有明显的侧向分带[1]。 二、典型矿床实例综合分析 以柴北缘一东昆仑地区的造山型金矿床为例。 造山型金矿都产于汇聚板片的边缘、靠近深断裂的部位,与晚加里东或晚华
第二章历史时期森林植被的变迁
第二章历史时期森林植被变迁 历史时期我国现有的植被带已经基本形成，但是历史时期的变化幅度相对于地质时期不是太大。 第一节古代中国境内的森林植被变迁 一、黄河流域文明的推移发展与森林分布的变迁 新石器时代的文化遗址发掘证明，温暖湿润的气候有利于黄河流域森林植被的生长。研究表明，西周时候，黄河下游的山东、河南地区草木茂盛，禽兽逼人。到了秦汉时期，黄河中下游地区的森林仍比较丰富，黄河中游在秦汉时期，有松、柏、桑、榆、竹林、梅、杉、檀、棕、楠、豫章等树种，还有秦岭和崤山的楠、棕，关中的豫章等热带品种。唐宋时期黄河流域仍为中国文明的中心之地，开发的强度加大，植被被开垦为农田，采伐规模也大幅度增加。当时森林覆盖率在32﹪左右，伊洛河流域山地已经无巨大松林生长。宋代渭水北岸专门设立了采伐森林的采造务。华北平原森林已经受到严重破坏，绝大多数地区已经无森林，在山区仍有一些。 黄河流域森林资源的丧失，主要有二个原因： 一方面是近5000年来人类活动的影响，另一方面是黄河流域所处的中纬度地区，气候总的看来势相干冷演变，森林资源受影响，生存保护困难。 黄河流域的森林兴衰正好与黄河文明的兴衰同步，换河流域植被对文明的发展起着作用，有内在的必然联系。 二、明清皇木采办与南方森林资源的损耗
森林资源丰富的东北地区成为龙兴禁地，所以南方地区特别是长江汇总上游地区的楠木、柏木便成为明清两朝重大营造采办的主要对象。 唐宋对长江中下游地区的木材采伐过渡，到明清将采伐目光瞄准了长江上游的西南地区。其宫殿、陵寝等都用南方地区采办的皇木，主要是笔直的楠木和杉木，地方主要在湖广西部、四川、贵州地区，尤其是其中的四川马湖府、遵义府、贵州铜仁府、黎平府、镇远府、湖广的辰州府、永顺府、保靖司等地。由于明清时期的皇木采办，虽然南方地区歌声仍有楠木，但现在多为庭院风景区林。 三、近3000年来南方山地垦殖与森林资源的损耗 清中叶以来，中国南方丘陵和低山地区出现了一次规模十分大的山地垦殖运动。清代的人口总量在增长，造成耕地缺乏，人地比率缩小。鄂川陕交界地区的巴山，早期是由棚民开发的。山区垦殖是以南方丘陵山区为主，主要种植16世纪传入的玉米和17世纪传入的红薯、马铃薯。为了种植高产旱地作物，进一步破坏山地、森林，使农业生产受到破坏，形成恶性循环。南方地区森林覆盖率普遍下降。 四、近现代人口膨胀对森林资源的损耗 从太平天国、军阀混战到抗日战争间，森林资源急剧减少。鸭片战争后，全国森林覆盖率逐年减低。 近150年以来，闯关东的人破坏了鸭绿江流域一代的植被，政府也支持这种行为。造成周边地区森林大量被毁。20世纪后50年以来，中国人口增长十分快，对森林资源的影响尤大。尤其是50年代末的
中国历史地理
教学大纲 一、课程说明 （一）课程性质 本课程是全校大四各专业的公共选修课。 （二）教学目的 通过本课程教学，一是向学生传授中国历史地理的基本知识，使学生基本了解与与掌握历史上中华民族人文与自然历史的空间形成过程及其互动规律；二是在学习中进行科学思维方式的培养与训练，培养学生认识分析和解决问题的能力；三是进行爱国主义优秀传统文化和科学精神和教育，增强学生的爱同主义精神，提高综合文化修养。 （三）教学内容 本课程内容丰富，涉及面广，包容量大，主要包括中国历史自然地理、历史人文地理和历史地理学理论与文献等，涉及气候、河流湖泊、植被、地貌、政区、领域、都市、经济、人口、交通、文化等诸多方面。 （四）教学时数 本课程讲授一个学期， 32课时。 （五）教学方式 本课程以人地互动关系为主线，教学中以运用理论讲授与实践考察为主要教学方式，将采用讲授、讨论、参观考察、作业、论文、考察报告等多种形式有机结合的方法。 二、课程大纲 绪论 教学要点：历史地理学的概念和学习方法 教学时数：2学时 教学内容： 一、现代历史地理学的归属问题 二、现代历史地理学的发展 三、怎样学习历史地学
考核要点：了解历史地理学的学科性质及现代历史地理学的发展历史，学习中国历史地理学的基本方法。 第一章历史气候变迁 教学要点：历史时期我国气候演变的趋势。 教学时数：3学时 教学内容： 第一节历史时期的气候变迁（1学时） 一、冰后期气候的周期性变化 二、气候变化产生的原因 第二节气候变化产生的影响（2学时） 一、第四纪气候变化与人类产生 二、冰后期的环境与新石器时代文化繁荣 三、黄河文明产生的气候机理 四、汉唐盛世与气候波动 考核要点：历史时期我国气候变化及基本特点。 第二章历史时期森林植被变迁 教学要点：中国古代森林植被变迁基本趋势。 教学时数：2学时 教学内容： 第一节古代中国境内的森林植被变迁（1学时） 一、黄河流域文明的推移发展与森林分布的变迁 二、明清皇木采办与南方森林资源的损耗 三、近3000年来南方山地垦殖与森林资源的损耗 四、近现代人口膨胀对森林资源的损耗 第二节历史时期的植被变迁（1学时） 一、历史时期中国植被的分布演变 二、历史时期中国植被的变迁趋势及原因 考核要点：历史时期我国植被变化及基本特点。
非造山带型金矿_胶东型金矿的陆内成矿作用
非造山带型金矿———胶东型金矿的陆内成矿作用 翟明国, 范宏瑞, 杨进辉, 苗来成 (中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室,北京100029) 摘 要:综合了全球有关金矿床的资料,G oldfarb 和Groves 等发表了著名的造山带金矿的论述,提出了与造山带有关的金矿在全球范围和从中太古代到整个显生宙的地质时期有广泛的分布和周期性。该类金矿的特点是与变形和变质的中地壳岩块共生,特别是在空间上与相应的地壳构造一致。金矿出现在造山带的不同构造部位,与不同的金属共生或伴生成矿。胶东作为一个重要的金矿矿集区,以不到中国领土面积的0.2%,而金矿产量占全国的1/4。国内一些地质学家也将胶东型金矿划归为造山带型金矿。最近的研究表明,胶东矿集区的东界与华北克拉通的东界吻合,金矿以华北克拉通变质岩及其有关的侵入岩为控矿围岩。主成矿期成矿时代为(120±10)Ma ,约在不到10Ma 的短时限内。成矿物质具有多元性,既来自于控矿围岩———花岗片麻岩和变质岩,又来自于幔源的岩浆岩,特别是与中基性脉岩、偏碱的钙碱性花岗岩的侵入关系密切。除胶东金矿集区之外,华北克拉通的边缘和内部普遍含有金矿,而且金矿的物质来源、成矿方式、矿产类型、成矿围岩和成矿年龄都是一致的。这种大规模、短时限、高强度的成矿,被中国地质学家所重视并称为中生代成矿大爆发或金属异常巨量堆积。深部结构和成分的研究表明,华北东部的岩石圈在中生代急剧减薄,地幔和下地壳发生大规模置换,至130～110Ma 到达顶峰。中生代构造转折不具典型造作用特征,可能与周围块体夹持引发的区域性大规模地幔隆起有关。胶东大规模成矿的动力学过程受华北东部中生代构造转折体制制约,地幔上涌、地幔和下地壳置换引发的岩浆流体成矿作用,不同于经典的造山带成矿作用。文中从综述和评论的角度提出陆内非造山带型金成矿作用,并以胶东金矿为例加以讨论。关键词:非造山带型金矿;陆内成矿作用;成矿时代;胶东 中图分类号:P618.51 文献标识码:A 文章编号:10052321(2004)01008514 收稿日期:20040305基金项目:国家基金委重点资助项目(40234050);国家重点基础 研究规划项目(G1999043207);中国科学院重大创新项目 0 引言 胶东黄金矿集区面积不足全国大陆的0.2%,而黄金储量占全国的四分之一,是我国最大的黄金矿 集区。据不完全统计,该区密集分布着3个二级矿集区,超大型金矿5个,大和中型金矿30多个,以及数百个小型金矿,它具有区域集中、规模大、储量高和成矿期短的特点。揭示胶东矿集区的爆发成矿之 谜,是揭示巨量金属堆积与岩石圈过程的难得实例。综合了全球有关金矿床的资料,G oldfarb 等(2001)[1]和Groves 等(2003)[2]发表了著名的造山 带金矿的论述,提出了与造山带有关的金矿在全球范围和从中太古代到整个显生宙的地质时期有广泛的分布和周期性。比较了成矿地球化学,国内一些地质学家也将胶东型金矿划归为造山带型金矿[3]。作者在研究中注意到,胶东金矿的地质特征与造山带的环境不同,此外,金矿在华北的分布并不像以往所认为的仅仅是围绕在克拉通的周缘,而是边缘和内部普遍含有金矿,金矿的物质来源、成矿方式、矿 产类型、 成矿围岩和成矿年龄都是一致的,没有时间、 空间和物质成分的分带。朝鲜半岛最近的研究也证实,原来认为在京畿地块内的前寒武纪金矿也 是中生代成矿,矿床类型和胶东非常相似(S. C. Choi ,2003,科学交流)。对于金矿的成矿地质背 景,有不少文章[4～9]将其与华北东部中生代构造体第11卷第1期2004年3月 地学前缘(中国地质大学,北京) Earth Science Frontiers (China University of G eosciences ,Beijing ) Vol.11No.1Mar.2004
造山型金矿
在这样的模型中的一个重要因素是引起流体在板坯和沉积楔中释放的触发。正如Seno和Kirby所讨论的，这种触发可能是在俯冲期间板块的俯冲或失速的结束，这可能导致应力状态的变化，因为板块被重新组织，随后发生从压缩到变形的转变。Wyman和Kerrich进一步建议，这种脱挥发分过程将受到板块俯冲的支持，并可以追溯到太古代。 可以通过圣安德列斯大断裂体系和Karakorum断裂带的放射性同位素，卤族元素和惰性气体数据显示这种流体可以从地幔运输到地壳尺度断层区的地壳层。 但是必须强调的是，板块脱挥发分模型只是一个假设的，因为所有放射性和稳定同位素比率和其他地球化学数据对任何模型的造山型金矿的成因是模棱两可的，它是唯一的实用模型，可以满足可用的地质和地质年代约束。 但是必须强调的是，板块脱挥发分模型只是一个假设的，因为所有放射性和稳定同位素比率和其他地球化学数据对任何模型的造山型金矿的成因是模棱两可的，它是唯一的实用模型，对于胶东金矿，它可以满足的地质和地质年代约束。 Goldfarb和Groves进一步指出，板块源模型是华北板块南缘潜在的秦岭大金矿中唯一合理的金矿床模型，该区域标志着最北端的古特提斯洋和扬子板块和华北克拉通的构造缝合。Goldfarb 等人还指出，墨西哥西北部和亚利桑那州最南端的三级金矿床位于古生界基底伸展构造的变质核杂岩中，与华北板块中的矿床类似。 问题是，胶东大金矿省以及其他具有上述相似特征的矿床是造山型金矿的异类，或是了解所有时代地层中造山金矿床的关键。当然，Goldfarb和Santosh的胶东模型可以解释普遍存在的世界范围内俯冲和新地壳生成的关系，造山型金矿化后期变质的时间，以及含矿流体释放和从压缩过渡到压裂的时间重合，如果失速的板块导致远场的变化。它还可以解释前寒武纪矿床在地壳深度低于推断的上地壳变质模型和主要同位素证据流体与基底的相互作用。它还消除了大量横向流体流动的一些的问题，因为地壳尺度断裂延伸到莫霍界面并且板块相关的变质流体可以随后向上流动直接引导到它们中。它还完美地解释了上部到下部地壳和地幔组分的相互矛盾的同位素和卤族元素和稀有气体的证据。最后，它克服了不同来源岩石随时间的影响的问题，因为最有利的源岩，是在地球历史上的下行板块上方的沉积楔中的富含金和黄铁矿海洋沉积物。变质加热一致地将黄铁矿转化为磁黄铁矿，将金和相关元素例如Ag，As，Bi，Sb，Te和W释放到含硫矿石流体中。高含量CO2的古生代含矿流体可以用取决于更易受影响的高MgO玄武岩和缺乏CO 2沉降的组合的较高碳酸盐化的古生代海底岩石来解释。洋中脊玄武岩，在扩散轴处的碳酸盐化，在与海底扩散相关的横向运输期间，在会聚板块边界处的俯冲期间最终发生去碳酸盐化。他们推测，通过传导可能引发碳酸盐进入亚洲大陆岩石圈，这至少在4 Ga前开始。海洋碳酸盐在俯冲期间渗入深地幔区域，碳酸岩化地幔位于古大陆（> 2.0 Ga）之下。从这些区域释放的流体将在稳定缓慢的变化下运移至地壳尺度的断裂中，然后在地震活动期间随着压力和渗透率梯度瞬时迁移到低于韧性脆性的次级构造和/或热液断裂岩体中。因此，板块脱挥发分模型，如图所示，可以潜在解释造山型金矿参数的连贯性和一致特征。与所有模型一样，它们缺乏对系统深处的精确过程的完全理解，在这种特定情况下，在金矿化时缺乏俯冲带几何形状的了解，以及流体迁移到现代前弧是否可以用于板块重熔时期弧后岩区的物质组成。然而，如果用于造山型金矿系统的统一模型（例如用于其他连贯的成矿域的模型）的基本概念是有效的，则该模型在这里被认为是最一致的。 5.结语 没有现代的年轻的记录良好的造山金矿床的例子，但不经济的造山型金矿化发生在约欧洲阿尔卑斯山，距今约12e15Ma，最近的重要的造山型金矿床形成约50Ma。它们形成的地壳深度范围远超过任何其他金矿成矿域，除了氧化铁铜金矿床。在非常复杂的构造环境中，
历史时期中国江河湖泊演变概论
我国是一个江河众多的国家。如果把我国的天然河流连接起来，总长度可达43万公里，可绕地球赤道10.5圈。其中流域面积在100平方公里以上的河流有5万多条；流域面积在1000平方公里以上的河流1580条，流域面积大于1万平方公里的河流有79条。我国也是个湖泊众多的国家，面积1平方公里以上的有2800多个，总面积约8万平方公里。中国是历史悠久的国家，历史时期中国的江河湖泊也经过了漫长的演变过程。 我国历史时期江河湖泊演变的规律总的来说可以归纳为以下四点：第一，河流湖泊的总体水量在下降；第二，河流中的泥沙含量增加；第三，河道的变化主要集中在江河的中下游平原地区；第四，人为活动越来越多地影响着河流水文状况的变化。我国最具代表性的水系莫过于黄河水系和长江水系了，这里就以这两大水系来分析我国历史时期江河湖泊演变的总体规律。 首先是河流湖泊的总体水量在下降。其具体表现之一是河流径流量的减少。这在黄河流域表现得较明显，黄河主流断流的时间越来越长，支流的径流量大减，失去了航运之利。比如关中平原西安附近，在唐代还有八水绕长安，现在许多的河流干涸，八水绕长安已成为历史名词了。长江上游的支流也存在不同程度的径流量减少的趋势。河流湖泊总体水量下降的另外一个表现就是湖泊大量消亡或萎缩。如黄河流域的荥泽、圃田泽、孟诸泽、菏泽、雷夏泽，长江流域的云梦泽等，现在都已淤浅成陆地。研究统计表明，全国大于10平方公里的天然湖泊已经从《中国湖泊志》统计的656个减少到2007年的581个，总面积从85256.94平方公里缩小到07年的68671.58平方公里。不少湖泊在泥沙的淤积和人为垦殖的影响下日渐萎缩，如黄河流域的巨野泽、大陆泽、长江流域的洞庭湖、鄱阳湖、太湖等都存在这种情况。 其次是河流中的泥沙含量增加。由于黄河流域的开发时间早，历史时期上黄河流域的植被破坏严重，所以历史时期黄河的输沙量较大，导致黄河下游泥沙淤积成为地上“悬河”。历史时期的长江的泥沙含量也呈上升趋势，自明代中期以来的南方山地垦殖运动，导致长江中的泥沙含量大幅度地增加。到20世纪时，长江上游金沙江的含沙量已与黄河相差不多。另外，在荆江也形成了地上悬河。有人甚至推测长江可能成为第二条黄河。 再次，河道的变化主要集中在江河的中下游平原地区。黄河河道的变迁主要集中在黄河的下游平原地区。据粗略统计，黄河下游决口泛滥见于20世纪50年代前历史记载的约1500余次，较大的改道有二三十次，洪水遍及范围北至海河，南达淮河，纵横25万平方公里，对中国黄淮海平原的地理环境影响巨大；黄河中游的汾渭河平原黄河河道虽也有左右的摆动，但变化幅度都不大。长江河道的变化主要集中在长江中下游平原，河道变化比较大的属荆江河段，号称九曲回肠。 最后是人为活动越来越多地影响着河流水文状况的变化。为了水利建设，人为筑堤、决堤、裁弯取直影响着河道的走向，例如长江的荆江河段的裁弯取直工程。另外人类对森林资源的无限制开发利用、山地垦殖加剧了水土流失，增加了河流中的含沙量，加剧了中下游河道泥沙的淤积和河床的抬升，最典型的就是黄河流域植被的破坏，导致下游地上悬河的形成。水利的兴修、生活和工业用水也影响了河流的水量。比如黄河的断流，20世纪50年代，黄河下游灌区灌溉140万公顷农田，90年代灌溉面积上升到500万公顷，工业生产用水也数十倍地增长。在50年代初期，黄河供水地区年均耗水量122亿立方米，90年代初达到300亿立方米，而同时年均降水量反而有所下降。与50年代相比，90年代黄河下游非汛期来水减少24．5亿立方米，同期耗水量反而增加81．5亿立方米，水资源供需矛盾尖锐。生活污水、工业废水影响了水质。近20年来，由于湖区工业发展和城镇人口数量增加，大量耗氧物质、营养物质和有毒物质排入湖泊，使水体富营养化，水体中生物量降低，取而代之的是浮游植物，它们因吸收丰富的营养物质而大量疯长，形成以藻类为主体的富营养型的生态体系。
流体包裹体研究方法
流体包裹体研究方法 一、野外样品采集和室内样品加工 1、野外样品采集 这里只叙及构造岩的显微样品的采集与制备。微观构造研究的首要工作就是野外标本的采集。构造岩主要产于脆性断层及韧性剪切带内，因此，在野外充分观察的基础上，首先就是以垂直断裂带（面）或剪切带片（麻）理走向作剖面，对构造岩作初步分带，并沿带取样。第一块样应从未变形岩石开始。取构造岩最好是定向标本。定向的方法是：将标本从露头上敲下，再放回原来位置，在标本上选取一平面，用记号笔画上水平线（利用罗盘测量），并标出其方向（一般在右侧用箭头表示），再测出倾向及倾角。其次是做好记录。记录包括：标本号、倾向及倾角、采样处片（麻）理产状、线理或断层擦线产状等，并尽可能作详细素描。 2、室内样品加工 首先是用记号笔将野外编号和定向线一一标好，再标出要切制的薄片面，然后送磨片室切制薄片。若只需切一片，破碎岩薄片一般要平行擦线、垂直断面；糜棱岩薄片则是尽量平行矿物拉伸线理、垂直片（麻）理，这样做出来的切片可直接用来判断运动方向或剪切运动指向（注意：一定要通过手标本恢复到野外产状）。糜棱岩如果要做三维有限应变测量，除平行线理、垂直面理的切片外，一般是垂直线理及面理再切一片。并常用该片做岩组测量，因为该片所切矿物数量最多，信息也最多，而组构图可以旋转到平行矿物线理的方向上。如果岩石本身矿物线理及面理不十分发育，应变测量则需作三个互为垂直的切片（根据三个切片的实际产状和测量结果用计算机拟合）。 二、显微镜下观察和冷热台下测定 1、显微镜下观察 对每个包裹体应做的观察内容包括如下几个方面。 ⑴包裹体的大小：应该注明包裹体两个或三个方向上的尺寸（以μm表示）。这一点很重要，因为有些包裹体的性质，特别是密度、形状可能随包裹体的大小有规律地变化；通常与CO2包裹体比较，水溶液包裹体很少有规则的形状。 ⑵包裹体的形状：大多数包裹体具有不规则的形状，然而如果包裹体具有诸如带晶面的形状（负晶形）、球形、椭球形和扁平形等形状时，需要注意。 ⑶气泡大小：应该在一定温度下测量气泡的直径，或是在温度超过CO2临界点时测量CO2+H2O混合包裹体中富CO2相的大小，以便随后在加热或冷却时引起包裹体的任何泄露能够鉴别出来。 ⑷体积百分数：应该记录温度超过CO2临界点（31.3℃）时（一般是+40℃）CO2+H2O 混合包裹体中富CO2相（内部相）的估计体积（或面积），其目的是计算包裹体中CO2的摩尔分数。 ⑸包裹体丰度：每平方毫米还有包裹体的个数。 ⑹包裹体的产状：包裹体岩相学和产状的研究十分重要，包裹体产在岩石什么显微构造中，它们的成因类型和成分类型。一个包裹体可以产于很多条件或环境中，简言之，包裹体可以呈单个产出，或成群产出，沿愈合裂隙（包裹体轨迹）产出，沿次颗粒边界产出，或是沿晶体各生长面产出，以及伴随着变形薄层（叶理）产出。 2、冷热台下测定 抛光的样品必须切成小片，使之符合冷热台腔的大小。切片的大小也要由包裹体的分布来确定。冷热台下测定以下几项内容。