第84卷 第4期
2010年4月
地
质 学 报 AC TA GEOLOGICA SINICA V ol .
84 N o .4
A pr . 2010
注:本文为国家自然科学基金重点项目(编号40739901)和“油气藏地质及开发工程”国家重点实验室开放基金课题“重庆石柱中上二叠统硅质岩特征及成因意义”(编号PLC 200605)联合资助成果。收稿日期:2009-02-28;改回日期:2009-09-08;责任编辑:周健。
作者简介:林良彪,男,1979年生。博士,讲师,从事沉积学教学与研究工作。Em ail :linliangbiao08@cdut .cn 。
川东茅口组硅质岩地球化学特征及成因
林良彪,陈洪德,朱利东
油气藏地质及开发工程国家重点实验室,成都理工大学沉积地质研究院,成都,610059
内容提要:川东地区中二叠统茅口组硅质岩广泛分布。通过野外剖面的详细研究和硅质岩主量、稀土和同位素的分析,认为茅口组硅质岩为沉积于台盆相中的热水硅质岩,其化学成分以SiO 2为主,含量为80.09%～97.91%,富集Fe 、M n 等元素,A l /(A l +Fe +M n )平均值为0.30;REE 总量平均值为8.72×10-6,δCe 值为0.39～
0.81,为负异常,δEu 值为0.35～5.85,从Eu 负异常到Eu 正异常;δ30
Si 值为0.2‰～1.2‰,与热水来源石英较为接近;根据δ18O 计算出硅质岩形成时古海水的温度为34～89℃。热水硅质岩的形成与火山活动和断裂有关,下渗
的海水与岩浆热液混合,并被加温,溶解了大量SiO 2等有关元素;然后以热泉形式通过断裂喷出,使附近海水中SiO 2含量极大提高并沉淀。
关键词:川东;茅口组;硅质岩;地球化学;成因
在全球沉积记录中,硅质岩从数量看只是一小部分,但它却分布广泛,在化学沉积和生物沉积的岩类中,其数量仅次于碳酸盐岩(冯彩霞等,2001)。它不仅是许多重要矿种的赋存层位和含矿岩系的重要岩类,而且由于它形成于特定的地球化学条件,常常位于关键的地层层位上,能够提供关于沉积盆地和构造活动的重要信息(M ur ray ,1994),反映出某些沉积相带特殊的地质背景。所以硅质岩的研究具有十分重要的理论意义和实用价值。
中国南方二叠纪的沉积过程中,同生断裂广泛存在,但它们的规模大小差别很大,活动历史长短不一,有的具有长期继承性,跨越多个世或纪,有的则十分短暂(王成善等,1998)。这些同生断裂活动的结果,沿断裂带出现岩性、岩相和沉积厚度的明显变化,火山活动的出现或重力流的发育,造成特有的古地理面貌,反映其特有的构造背景。四川盆地东部地区的同生断裂基本上夹持于华蓥山和齐曜山两条基底断裂之间,沉积作用、相带展布、火山活动明显受控于这些断裂(图1)。中国南方二叠系硅质岩广泛发育,前人对该层位的硅质岩做了大量的研究工作,夏邦栋等(1995)对下扬子区早二叠世(现中二叠世)孤峰组层状硅质岩进行详细研究,认为该套硅质岩具有热水的特征,但其中混有少量非热水成因的
物质;曾普胜等(2004)也认为安徽铜陵地区二叠系硅质岩是热水活动间歇式、多次活动的结果;付伟等(2004)通过研究认为湘中南中二叠统孤峰组硅质岩为正常沉积和热水沉积共同作用的结果。而M asao Kametaka 等(2005)通过对扬子地台东北部中二叠统硅质岩的研究,认为该套硅质岩是沉积于还原条件下,在成因上它是生物成因的;同样王强等(2008)和杨水源等(2008)通过他们各自的研究,也都认为安徽巢湖的孤峰组硅质岩为生物成因的。以上研究说明,中二叠统硅质岩的成因存在很大的争议,而且研究大都集中在中下扬子地区,而对于上扬子地区研究较少,本文以重庆石柱冷水溪中二叠统茅口组层状硅质岩(其层位相当于中下扬子的孤峰组)为主要研究对象,研究其地球化学特征及成因类型。
1 重庆石柱硅质岩产状与岩性特征
重庆石柱硅质岩发育于茅口组上部(图2),岩性为深灰色泥晶灰岩与黑色薄层硅质岩互层(图3)、黑色碳泥质灰岩夹黑色薄层硅质岩(图4、图5)和深灰色中—厚层含生物碎屑泥晶灰岩夹黑色薄层状硅质岩,厚度约50.99m 。下部黑色碳泥质灰岩宏观特征似“煤层”或“碳质页岩”,岩石污手,薄层状黑色硅质岩单层厚3～4cm ,与碳泥质灰岩比约为1
第4期林良彪等:
川东茅口组硅质岩地球化学特征及成因图1 川东地区二叠纪基底断裂及剖面位置图(据王一刚等,1998 修改)
F ig .1 Sketch sho wing the Permian basement faults and study ar ea in ea ster n Sichuan basin
(modified fro m Wang Yig ang et al .,1998 )
1—航磁解释的玄武岩;2—钻遇的玄武岩;3—断裂;4—推测基底断裂;5—钻井;6—野外剖面;F1—万源-巫溪断裂;F2—齐曜山断裂;F3—万县-长寿断裂;F4—万源-开县断裂;F5—开江-梁平断裂;F6—大竹-梁平断裂;F7—南充-涪陵断裂;F8—达县-开江断裂;F9—云安-黄龙断裂;F10—华蓥山断裂
1—Aeromagnetic basalt ;2—drilled basalt ;3—fau lt ;4—con jectu ral fault ;5—bore ;6—field p rofile ;F1—Wanyuan -W uxi fault ;F2—Qiyaosh an fault ;F3—W anxian -Ch angs hou fault ;F4—Wanyuan -Kaixian fau lt ;F5—Kaijiang -Liangpin g fault ;F6—Dazh u -Liangpin g fault ;F7—Nanchong -Fuling fault ;F8—Daxian -Kaijiang fault ;F9—Yu n 'an -H uanglong fault ;F10—Hu ayin shan fault
∶20;在碳泥质灰岩层里,可见有滑塌变形构造,生
物碎屑丰富,有海绵骨针、薄壳腕足(图6)、珊瑚、菊石等,另外硅质岩中见有灰岩砾石,反映其形成于较深水的台盆环境中(林良彪,2008;林良彪等,2008)。
2 硅质岩地球化学特征
主量元素主要由中国科学院地质与地球物理研究所岩矿分析实验室用顺序式X 射线荧光光谱仪
(XRF -1500)测试,少量由四川省冶金地质岩矿测试中心用硅酸盐湿法进行测试;稀土元素主要由核工业北京地质研究院分析测试研究中心用电感耦合等离子体质谱(ICP -MS )进行测试,少量由四川省冶金地质岩矿测试中心用ICP -光谱法进行测试;硅、氧同位素由中国地质科学院矿产资源研究所测试。2.1 主量元素特征
石柱冷水溪中二叠统茅口组硅质岩化学成分以SiO 2为主,含量为80.09%～97.91%,其次为CaO 、Al 2O 3、MgO 和Fe 2O 3,含量分别为0.24%～5.89%、
0.06%～0.75%、0.03%～0.87%和0.06%～
0.43%,,其他成分含量都很低(表1)。
现代大洋中脊热水体系中,Mg O 是严重亏损的组分,东太平洋中脊350℃热水中的M gO 总量为零,可把热水体系中M gO 的增高作为体系污染或混合的指标(Edm ond et al .,1983)。本区硅质岩中M gO 含量均较低,平均值0.39%,且SiO 2/M gO 比值大都在100以上,另外,硅质岩中A l 2O 3含量也很低,平均为0.43%,反映了硅质岩的形成与热水作用有关。
Bostro m 等(1969,1979)提出,海相沉积物中Al /(Al +Fe +Mn )比值是衡量沉积物中热水沉积含量的标志,该比值随着热水沉积含量的增加而减小。Adachi 等(1986)和Yamam oto (1987)通过研究指出,硅质岩Al /(A l +Fe +Mn )比值由纯热水的0.01到纯远海生物沉积的0.60,所有热水沉积的数据均落入A l -Fe -Mn 三角成因判别图解的富铁端,非热水沉积的数据均落入图中的富铝端。本区
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第4期林良彪等:川东茅口组硅质岩地球化学特征及成因
表1 重庆石柱中二叠统茅口组硅质岩化学成分(%)及部分比值
Ta ble 1 C hemical compositon (%)and so me ratios of the Middle Permian Maokou Formation
silicalites in Shizhu ,Chongqing
样品号P04-27-9P04-27-18P04-28-1P04-28-5P04-28-6P04-29-1P04-29-7SiO 284.9894.7195.3080.0997.9196.1694.71Al 2O 30.620.470.400.750.110.060.60TiO20.030.020.050.040.010.020.02Fe 2O 30.320.230.430.310.280.060.30M nO 0.0020.0030.0070.0020.0030.0140.002M gO 0.360.030.260.870.120.850.27CaO 5.891.170.248.540.520.911.22Na 2O
0.070.080.090.
060.020.050.07K 2O 0.070.060.160.1500.040.07P 2O 50.03
0.02
0.25
0.02
0.01
0.15
0.01
LOI 7.102.642.598.710.461.322.18TOT AL 99.4799.4399.7899.5499.4499.6399.45FeO
<0.200.200.210.240.200.27<0.20Al /(Al +Fe +M n )
/0.440.310.500.140.11/S iO 2/M gO
236.06
3157.00
366.54
92.06
815.92
113.13
350.78
注:除样品P04-28-1、P04-29-1由四川省冶金地质岩矿测试中心邢智测试外,其余样品由中国科学院地质与地球物理研究所李禾测试。
5件层状硅质岩样品Al /(Al +Fe +M n )值分别为:0.44、0.31、0.50、0.14和0.11(表1),平均值为
0.30,与湖南二叠系层状硅质岩的特征相近(杨海生等,2003)。依据Al 、Fe 、M n 的值,做了Al 、Fe 、M n 判别图解,除样品P04-28-5和鱼池②落于Ⅰ区和Ⅱ区的交集区(图7)外,其余的样品都落于Ⅰ区,这一特征表明茅口组硅质岩可能不是单一作用的产物,但以热水成因为主。
以上主量元素特征表明,石柱冷水溪茅口组层状硅质岩的形成主要与热液有关。2.2 稀土元素特征
稀土元素含量特征也是区别热水沉积和非热水沉积的重要标志(Shimizu et al .,1977;M arching ,1982;Fleet ,1983)。总体上,热水沉积硅质岩具有以下特征:稀土元素总量低,铈的亏损较明显,而铕的亏损不明显,甚至出现正异常,且北美页岩标准化模式呈平缓的左倾斜等。
石柱冷水溪中二叠统茅口组层状硅质岩的稀土分析结果如表2,其REE 总量偏低,平均值为8.72×10-6
;轻稀土元素/重稀土元素(LREE /H REE )平均值为5.94,变化范围为:2.69～9.37;δCe 平均值为0.63,变化范围为:0.39～0.81;而δEu 平均值1.27,变化范围为0.35～5.85,从Eu 负异常到Eu 正异常,但大部分正负异常不明显。
图8为茅口组硅质岩REE 的北美页岩标准化配分模式图,表现为H REE 略微向左倾斜或平整;重稀土元素中度富集,Ce 中度异常,并未达到纯热
图7 重庆石柱中二叠统茅口组硅质岩A l -Fe -M n
判别图解(底图据Yamamo to ,1987)
Fig .7 A l -Fe -M n diag ram of silicalites o f the M iddle Per mian M aokou Fo rmation in Shizhu ,Cho ng qing
(after Yamamoto ,1987)
Ⅰ—热水成因硅质岩;Ⅱ—生物成因硅质岩Ⅰ—H ydrotherm al sil icalites ;Ⅱ—biogenic silicalites
水沉积的程度;除样品P04-29-7表现为明显的Eu 正异常外,Eu 无明显正异常。比照Flee t (1983)提出的理论型式,参考Shimizu 等(1977)资料,可以认为茅口组硅质岩成分以热水沉积为主,并有部分非热水成因的物质混入,正是由于这些非热水成因物
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表2 重庆石柱中二叠统茅口组硅质岩稀土元素含量(μg /g )
Table 2 REE analyses (μg /g )of the Middle Permian Mao kou Formation silicalites in Shizhu ,Chongqing
样品号P04-25-3P04-27-1P04-27-9P04-27-18P04-28-1P04-28-5P04-28-6P04-29-1P04-29-7P04-
30-3P04-31-4P 2m ⑤鱼池②北美页岩La 0.666.204.721.102.481.431.421.760.441.802.470.771.9532Ce 1.096.003.721.423.262.432.121.860.643.173.511.143.2273Pr 0.161.380.890.250.640.300.320.340.090.410.530.190.527.9Nd 0.745.443.430.962.631.131.201.380.341.471.930.791.8733S m 0.161.020.690.200.560.270.220.330.060.350.390.200.455.7Eu
0.04
0.25
0.14
0.05
0.11
0.06
0.06
0.06
0.08
0.03
0.08
0.05
0.07
1.24
Gd 0.221.020.690.200.650.250.190.360.060.410.380.260.495.2Tb 0.040.140.090.030.110.040.030.060.010.090.050.040.070.85Dy 0.260.830.560.160.340.240.140.180.050.640.290.290.355.8Ho 0.060.170.110.030.070.050.030.030.010.150.060.060.061.04Er 0.190.500.320.100.240.160.080.110.030.480.180.190.143.4Tm 0.060.070.050.010.030.020.010.010.010.080.020.030.020.5Yb 0.200.370.250.080.250.130.080.100.040.540.160.210.113.1Lu 0.030.060.040.010.030.020.010.010.010.080.020.030.020.48∑LREE 2.8520.2913.593.989.685.625.345.731.657.238.913.148.08152.84∑HREE 1.063.162.110.621.720.910.570.860.222.471.161.111.2620.37∑LREE ∑HREE 2.696.436.446.415.636.189.376.667.502.937.682.836.417.503∑RE E 3.9123.4515.704.6011.406.535.916.591.879.7010.074.259.34173.21δCe 0.730.450.390.590.560.810.680.520.700.800.670.650.701δEu
0.92
1.05
0.89
1.10
0.80
1.01
1.29
0.76
5.85
0.35
0.91
0.95
0.65
1
注:北美页岩REE 的丰度据Haskin 等(1968),δCe 、δEu 值为北美页岩标准化值所求得;除样品P04-28-1、P04-29-1由四川省冶金地质岩矿测试中心邢智测试外,其余样品由核工业北京地质研究院分析测试研究中心张彦辉测试;P 2m ⑤样品采自丰都县,鱼池②样品采自石柱鱼池坝。
图8 中二叠统茅口组硅质岩稀土元素北美页岩标准化分配模式
F ig .8 REE dist ribution patterns of the M iddle Permian M aokou Fo rmaito n silicalites
质削弱了δCe 负异常的程度,导致了多数δEu 呈现负异常。
通过对太古宙含铁建造及现代海洋裂谷热卤水沉积物和大洋中脊热液喷口附近海水稀土元素的研究(Klinkhamm er et al .,1983)发现:Eu (以北美页岩为标准)的正异常通常与热水活动有关。本区δEu 值的变化范围,表明在硅质岩形成过程中有中
温流体参与。
2.3 硅、氧同位素地球化学特征
硅质岩的硅、氧同位素是由中国地质科学院矿产资源研究所测试的,首先对样品进行H Cl 处理,除去碳酸盐和硫化物,再进行焙烧,除去有机物质。然后用BrF 5氧化,置换出O 2和SiF 4气体,再进行质
谱(MA T -251EM )测试,测得δ30Si 和δ18
O 。
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第4期林良彪等:川东茅口组硅质岩地球化学特征及成因
2.3.1 硅同位素地球化学特征
成岩作用过程中,由于赋矿硅质岩基本上由石
英组成,故可将硅质岩的δ30Si值代表为石英的δ30Si
值来分析硅同位素地球化学成因。不同来源的硅具
有不同的硅同位素组成,低温水中自生沉积石英的
δ30Si值为1.1‰～1.4‰;热液来源石英δ30Si值较
小,为-1.5‰～0.8‰;而成岩过程中次生石英的
δ30Si值介于二者之间,交代成因的硅质岩为2.4‰
～3.4‰(Douthitt,1982;Clay to n,1986;彭军等,
1995;姚林波等,2002)。据宋天锐等(1989)对20件
已知沉积相的典型硅质岩样品的δ30Si的分析,深海
放射虫硅质岩往往具有较低的δ30Si值,而浅海或半
深海放射虫硅质岩往往具有较高的δ30Si值,指出从
深海—半深海—滨浅海环境,δ30Si平均值从0.16‰
～0.4‰～1.3‰,逐渐增大。通过对中国不同时代
硅质岩的研究表明,δ30Si值主要集中在两个区间,
一个为0.1‰～0.5‰,与火山岩及深海放射虫硅质
岩的范围一致;另一类δ30Si值为0.3‰～1.3‰,与
浅海及半深海放射虫硅质岩的变化范围一致,这类
岩石往往与碳酸盐岩相伴生,表现出浅海海相岩石
特征(丁悌平等,1994)。
本区茅口组硅质岩δ30Si的值为0.2‰～
1.2‰,平均为0.77‰(表3),与热液来源石英较为
接近,表明基本为热液来源石英,这说明茅口组硅质
岩主要是热水沉积作用下形成的,其形成环境为半
深海—滨浅海,这与通过岩石学、沉积结构构造等特
征得出的结论是相符合的(林良彪等,2008)。
表3 重庆石柱中二叠统茅口组硅质岩Si和O同位素组成
Table3 Silicon and oxygen istope compositions of
the Maokou Formation silicalites
序号样品号层位
样品
名称
δ30Si NBS-28
(‰)
δ18O V-SM OW
(‰)
温度
(℃)
1P04-25-3P2m硅质岩0.420.389
2P04-27-1P2m硅质岩1.221.481
3P04-27-9P2m硅质岩0.825.952
4P04-27-18P2m硅质岩0.925.157
5P04-28-6P2m硅质岩1.229.434
6P04-29-7P2m硅质岩0.721.481
7P04-30-3P2m硅质岩0.222.176层状硅质岩平均值0.7723.6667
注:样品由中国地质科学院矿产资源研究所万德芳测试。
2.3.2 氧同位素地球化学特征
硅质岩抗同位素的交换能力很强,在各种地质作用条件下的氧同位素交换仅限于厘米级范围内(刘家军等,1993),故硅质岩的氧同位素组成是判断硅质岩成因的重要依据之一。
根据燧石-水的氧同位素分馏方程(Knauth et al.,1976),可估计硅质岩的形成温度,方程如下: 1000lnα燧石-水=3.09×106T-2-3.29
表3列出了应用上述公式所选用δ18O H
2
O=0‰时计算的温度值,计算出重庆石柱中二叠统茅口组硅质岩形成时古海水温度变化范围为34～89℃,平均温度为67℃。据卢武长(1986),泥盆纪—石炭纪—二叠纪古海水温度大致为20～25℃之间,可见形成温度明显高于当时的古海水温度。
3 成因探讨
硅质岩的成因问题,主要涉及SiO2的来源及其形成方式问题。SiO2的来源,一般认为有陆源、深源和生物来源3种。陆源是指来自大陆风化产物中的硅酸盐或铝硅酸盐矿物的化学分解产物,形成这种SiO2来源的有利条件是温暖潮湿气候,靠近起伏小而排水通畅的准平原区。深源是指由火山喷溢作用、火山物质的海解作用或海相热水喷流作用所带来的。SiO2的生物来源,则是指硅质生物有从海水中直接分解和吸收SiO2的能力而后形成生物机体,当它们死亡后使SiO2再次进入水溶液中或直接发生沉淀。但SiO2的生物来源是一个复杂的问题,这是由于硅质生物获取SiO2的途径很多,它既可以从SiO2含量很低的正常海水中(SiO2的含量为0.5×10-6～4.0×10-6)吸取,也可以分解悬浮于水体中的硅酸盐矿物质点和粘土矿物(它们可以来自大陆,也可以来自海相火山作用)而获取SiO2,或吸取从海底喷出热水中的SiO2以组成其机体。因此从根本上说来,生物来源实际上也包括陆源或深源两部分,对于大洋浮游生物来说,深部来源还占有更为重要的地位。硅质岩的形成方式或沉淀方式,则可能包括化学沉积成因、生物化学成因、热水直接沉积成因以及交代成因等。
二叠纪是中国南方火山活动较为强烈的时期之一,在时间上,火山活动始于中二叠世茅口晚期,结束于晚二叠世之末,以中晚二叠世之交的火山活动最为强烈;在空间上,以上扬子地区最为强烈(王立亭等,1994),其喷发的岩浆岩即为“峨眉山玄武岩”,多发育于同生断裂的两侧(图1)。李凯明等(2003)和何斌等(2003,2006)研究认为峨眉山玄武岩是我国地质历史中一个典型的与地幔柱有关的大火成岩省。上升的地幔柱通常造成大规模的地壳抬升及形成穹状隆起,但与川东茅口组硅质岩的形成有无成
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因上的联系,尚需做进一步的研究工作。中国南方二叠纪的拉张运动同时形成了堑垒构造格局,造成了较深水硅泥质台盆相与浅水碳酸盐台地相的分异(罗志立,1981),组成了台盆相间、台中有盆、盆中有台的古地理格局(杨玉卿等,1997;冯增昭等,1996)。
在上述构造背景下,川东地区同沉积断裂发育,形成了一系列的断陷盆地,发育了台盆相沉积。而深部的岩浆热液正是沿着深部断裂(如齐曜山断裂)不断上涌,与下渗的海水混合,海水被加温后,溶解了大量的SiO2及其他有关元素,并以热泉形式通过断裂喷出,使附近海水中SiO2含量极大提高并沉淀,同时又促使海绵等硅质生物繁殖,形成生物硅质岩,并都沉积于台盆内。
综上所述,川东地区茅口组的SiO2主要来源于深部热液,硅质岩的形成发育以热水直接沉积为主,生物化学沉积为辅。热水硅质岩以富集Fe和M n 等元素为特征;贫Al,稀土总量低,Ce负异常以及重稀土不同程度富集。
4 结论
通过上述研究,得出以下几点结论:
(1)茅口组硅质岩化学成分以SiO2为主,含量为80.09%～97.91%,富集Fe、Mn等元素,Al/(Al +Fe+M n)平均值为0.30,所有数据基本上都落入Al-Fe-M n三角成因判别图解的富铁端。
(2)茅口组硅质岩的REE总量平均值为8.72×10-6,重稀土元素中度富集;δCe值变化范围为0.39～0.81,平均值0.63,为负异常;而δEu值变化范围为0.35～5.85,平均值1.27,从Eu负异常到Eu正异常,但大部分样品无明显的正负异常。
(3)茅口组硅质岩δ30Si值为0.2‰～1.2‰,平均为0.77‰,与热水来源石英较为接近;根据燧石-水的氧同位素分馏方程,计算出茅口组硅质岩形成时古海水温度变化范围为34～89℃,平均温度为67℃。
(4)茅口组硅质岩以热水沉积为主,生物化学沉积为辅,其形成与二叠纪频繁的火山活动和区域断裂有很大的关系,深部的岩浆热液沿着基底断裂不断上涌,与下渗的海水混合,海水被加温后,溶解了大量SiO2及其他有关元素,并以热泉形式通过断裂喷出,使附近海水中SiO2含量极大提高并沉淀,同时又促使海绵等硅质生物繁殖,形成生物硅质岩,并都沉积于台盆环境中。
注 释
王一刚,刘划一,文应初,等.1998.川东上二叠统生物礁气藏形成条件及勘探目标评价研究(内部资料).成都:中石油西南油气田分公司勘探开发研究院,1～324.
刘文均,郑荣才,张锦泉,陈洪德.1993.滇黔桂地区泥盆纪岩相古地理控矿特点研究(内部资料).成都理工学院,1～124.
参 考 文 献
丁悌平,蒋少涌,万德芳.1994.硅同位素地球化学.北京:地质出版社,1～102.
冯彩霞,刘家军.2001.硅质岩的研究现状及其成矿意义.世界地质,2
(20):119～123.
冯增昭,杨玉卿,金振奎,何幼斌,吴胜和,辛文杰,鲍志东,谭健.
1996.中国南方二叠纪岩相古地理.沉积学报,14(2):1～10.
付伟,周永章,杨志军,何俊国,张澄博,杨海生.2004.湘中南二叠系孤峰组硅质岩的成因属性及其地球动力学指示意义.矿物岩石地球化学通报,23(4):292～300.
何斌,徐义刚,肖龙,王康明,沙绍礼.2003.峨眉山大火成岩省的形成机制及空间展布:来自沉积地层学的新证据.地质学报,77(2): 194～202.
何斌,徐义刚,肖龙,王雅玫,王康明,沙绍礼.2006.峨眉山地幔柱上升的沉积响应及其地质意义.地质论评,52(1):30～37.
李凯明,汪洋,赵建华,赵海玲,狄永军.2003.地幔柱、大火成岩省及大陆裂解———兼论中国东部中、新生代地幔柱问题.地震学报, 25(3):314～323.
林良彪,陈洪德,朱利东,徐胜林,郝毅,钟怡江.2008.重庆石柱中上二叠统沉积特征与层序地层.成都理工大学学报(自然科学版), 35(6):648～654.
林良彪.2008.川东二叠纪层序充填与沉积物分布规律.成都理工大学博士学位论文,1～167.
刘家军,郑明华.1993.热水沉积硅质岩的地球化学.四川地质学报, 13(2):110～118.
卢武长.1986.稳定同位素地球化学.成都:成都地质学院出版发行组,1～334.
罗志立.1981.中国西南地区晚古生代以来地裂运动对石油等矿产形成的影响.四川地质学报,2(1):20～39.
彭军,夏文杰,伊海生.1995.湘西晚前寒武纪层状硅质岩硅氧同位素组成及成因分析.地质论评,41(1):34～41.
宋天锐,丁悌平.1989.硅质岩中的硅同位素(δ30Si)应用于沉积相分析的新尝试.科学通报,34(18):1408～1411.
王成善,陈洪德,寿建峰.1998.中国南方海相二叠系层序地层与油气勘探.成都:四川科学技术出版社,1～146.
王立亭,陆彦邦,赵时久.1994.中国南方二叠纪岩相古地理与成矿作用.北京:地质出版社,1～147.
王强,马占武,李红中,周永章,梁锦,徐丽,安燕飞.2008.安徽南部孤峰组硅质岩特征及其成因的综合评述.中山大学研究生学刊(自然科学、医学版),29(4):21～28.
夏邦栋,钟立荣,方中,吕洪波.1995.下扬子区早二叠世孤峰组层状硅质岩成因.地质学报,69(2):125～137.
杨海生,周永章,杨志军,张澄博,杨小强.2003.热水沉积硅质岩地球化学特征及意义———以华南地区为例.中山大学学报(自然科学版),42(6):111～115.
杨水源,姚静.2008.安徽巢湖平顶山中二叠统孤峰组硅质岩的地球化学特征及成因.高校地质学报,14(1):39～48.
杨玉卿,冯增昭.1997.华南下二叠统层状硅质岩的形成及意义.岩石学报,13(1):111～120.
506
第4期林良彪等:川东茅口组硅质岩地球化学特征及成因
姚林波,高振敏,杨竹森,龙洪波.2002.渔塘坝硒矿床富硒硅质岩的成因.中国科学(D辑),32(1):54～63.
曾普胜,杨竹森,蒙义峰,裴荣富,侯曾谦,徐文艺,王训城,田世洪.
2004.安徽铜陵矿集区硅质岩成因及意义.地质论评,50(2):153～161.
Adachi M,Yamamoto K,Suigiski R.1986.Hydrothermal chert and ass ociated s iliceous rocks from the Northern Pacific:their geological s ignificance as indication of ocean ridge activity.
S edimentary Geology,47(1/2):125～148.
Bos trom K,Peterson M N A.1969.Origin of aluminiu mpoor ferro-m anganoan sedim ents in area of high heat floow on the East Pacific Ris e.M arine Geol.,7:424～447.
Bos trom K,Rydell H,Joen suu https://www.doczj.com/doc/a916988938.html,n gban k:an exhalative sedimentary deposit.E con.Geol.,74(5):1002～1011.
C lay ton R N.1986.High tem perature isotope effects in th e early
solar sy stem.In:Valley,et al.,eds.Review s in M ineralogy.
Hous ton:Pergamon Pres s,129～1391.
Douthitt C B.1982.Th e geoch emis try of the s table is otopes of silicon.Geochim.C osmochim.Acta,46(8):1449～14581. Edmond J M,Dam m K V.1983.H ots pring at the Seafloor.
S cience,(8):37～50.
Fleet A J.1983.Hyd rothermal and hydrogen ou s ferromanganes e deposits.In:Rona P A,et al.ed.H ydrotherm al Process at S ea Floor S preading Centres.Am sterdam:Elsevier Science Pub lishers B V,537～570.
Haskin L A,Wildeman T R,Haskin M A.1968.An accurate procedu re for the determination of rare earth b y neutron
activation.Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry,1
(4):337～348.
Klink hammer G,E lderfield H,Huds on A.1983,Rare earth elements in seaw ater n ear hyd roth ermal Ven ts.Natu re,305: 185～188.
Knauth P L,Eps tein S.1976.H ydrogen an d oxygen isotope rations in nodular and bedded cherts.Geoch.Cosm och.Acta,40(9): 1095～1108.
M arching V,Gundlach H.,M oller P.,et al.1982,Some geochemistry indictors for dis crimination betw een diagenetic and hydrothermai metalliferous sedim en ts.M arine Geoiogy,50(3): 241～256.
M asao Kametaka,M asamichi Takeb e,Hiromi Nagaic,S izhao Zhu, Yukio Takay anagi.2005.Sedim en tary en viron men ts of the M iddle Permian phosp horite chert complex from the northeas tern Yang tze platform,C hina;th e Gufeng Formation:
a con tinental shelf radiolarian ch ert.Sedimentary Geology,
174:197～222.
M u rray R W.1994.Chemical criteria to iden tify the depositional environmen t of chert general principles and applications.
Sedimentary Geology,90:213～232.
Shimizu H,M asuda A.1977.Cerium in chert as an indication of marine environment of its formation.Natu re,266:346～348. Yam am oto K.1987.Geochemical characteristics and dep os ition environmen t of cherts and associated rocks in th e Franciscan and Shimena terranes.S edimentary Geology,52:65～108.
The Origin and Geochemical Characteristics of Maokou Formation Silicalites
in the Eastern Sichuan Basin
LIN Liang biao,C H EN H ongde,ZH U Lido ng
S tate K ey L aboratory of Oil/Gas Reserv oir Geology and E x ploitation,Institute of S edimentary Geology,
Chengdu University of Technolog y,Cheng du,610059
Abstract
Silicalites are distributed w idely in the M iddle Permian M aokou Form ation in the eastern Sichuan basin.Detailed observatio n in the field and the contents of m ajo r elements,REE and isotope of silicalites sugge st that the Maokou Fo rm atio n silicalites we re hy dro thermal origin and w ere deposited under platfo rm-basin facies enviro nments.The silicalites are characterized by relatively high co ntents(80.09%～97.91%)of SiO2and enrichment of Fe and M n,with a ratio of Al/(A l+Fe+M n)being0.30and average to tal REE o f8.72×10-6.δCe v alues range from0.39to0.81w ith a nega tive ano mly.δEu of0.35～5.85,changes from no obvious anomaly to positive anomaly.δ30Si is fro m0.2‰to1.2‰that is ve ry similar to that of hydrotherm al quartz.δ18O calculation also indicates that the paleo temperatures o f the sea w ater w as34～89℃during the form ation of the silicalites.The fo rmatio n of hy drothermal silicalites is clo sely related to v olcanic activities and faulting,the mixed fluid of seaw ater and mag matic fluid w as heated and dissolved a large voluminous of SiO2,and other minerals,w hich erupted alo ng faults in the fo rm of spring and then deposited in adjacent areas.
Key words:eastern Sichuan basin;M ao ko u Fo rmatio n;silicalites;geochemistry;origin
507
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
adakite地球化学特征及成因 1968年，Green and Ringwood提出，大洋玄武岩（MORB）在岛弧俯冲带转变为榴辉岩之后，可以发生部分熔融，形成钙碱性的安山岩。然而，Stern和Gill的试验和地球化学研究表明，绝大多数岛弧安山岩不可能由俯冲的MORB部分熔融形成。现今各大洋周边俯冲洋壳的平均年龄为60Ma，已基本冷却，岩Benioff带的地热梯度较低（≤10 ℃/km），洋壳在俯冲过程中不能直接熔融，而是发生变质并逐步脱水。富含大离子亲石元素（LILE）的水热流体向上运移，交代地幔楔，并使之发生部分熔融，形成岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩。岛弧玄武岩经过分离结晶等演化，形成典型的岛弧玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩岩系。 1990年，Defant and Drummond重新提出，某些岛弧钙碱性安山岩和英安岩为俯冲版片部分熔融形成。在一些地区，如果年轻、热的洋壳发生俯冲，则沿Benioff带的地热梯度高（25~30 ℃/km），洋壳可能发生脱水熔融，形成高铝的中-酸性岩石。这类岩石最早发生于aleutian群岛的Adak岛，因此，被命名为adakite，指的是新生代与年轻洋壳俯冲有关的、具有独特地球化学特征的一类中-酸性火山岩或侵入岩，其地球化学特征与太古代高铝的英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩（TTG）相似。由于其特殊的成因，对研究陆壳的起源和演化、俯冲带的元素地球化学行为以及壳-幔相互作用有重要意义，对探讨一些造山带的古构造演化也很有帮助。 1、adakite的岩石地球化学特征 adakite的主要矿物组合为：斜长石+角闪石±黑云母，单斜辉石和斜方辉石极少，只在Aleutian和墨西哥的高镁安山岩中有所发现。
第54卷 第1期 2008年1月 地 质 论 评 GEOLOGICAL REVIEW V ol.54 N o.1Jan. 2008 注:本文为国家自然科学基金资助项目(编号40162002)、黔科合J 字[2007]2151号、973项目(编号2006C B806401)、中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX3 SW 141)和贵州大学博士启动基金项目的成果。收稿日期:2007 05 20;改回日期:2007 09 19;责任编辑:章雨旭。 作者简介:杨兴莲,女,1976年生。副教授,博士。古生物学与地层学专业。Em ail:yangxinglian2002@https://www.doczj.com/doc/a916988938.html, 。 黔东震旦系 下寒武统黑色岩系 稀土元素地球化学特征 杨兴莲 1) ,朱茂炎2),赵元龙1),张俊明2),郭庆军3),皮道会3) 1)贵州大学资源与环境工程学院,贵阳,550003; 2)中国科学院南京地质古生物研究所现代古生物学和地层学国家重点实验室,南京,210008; 3)中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室,贵阳,550002 内容提要:通过对黔东丹寨南皋剖面和三都渣拉沟剖面的稀土元素分析发现:两条剖面的梅树村期与筇竹寺期分界处大量稀土元素明显富集,黑色页岩中存在明显的Ce 负异常和Eu 、Y 正异常,表明为缺氧和热水沉积的产物。这套黑色岩系总体沉积于缺氧和具热水注入的环境中,但发生缺氧和热水注入的时间和强度在不同地方会有不同的表现。 关键词:黑色岩系;前寒武纪 寒武纪转换时期;稀土元素;黔东 最近30多年来,稀土元素地球化学日益受到人们重视。一方面,稀土在农业和科学技术中显示出越来越广泛的应用,促进人们对稀土资源的日益增长的需求;另一方面,稀土元素作为示踪剂,显示出他们在成岩和成矿过程中,对物质来源、形成环境和构造位置等有着重要的指示作用(涂光炽等,1998)。 稀土元素的含量、总量及组合规律客观反映地质体的演化过程、地质作用的物理化学条件以及成矿的物质来源,常被用作地球化学作用的指示剂(刘云,1998)。稀土模式可用来指示沉积岩的物源,LREE/H REE 比值低,无Eu 异常,则物源可能为基性岩石;LREE/H REE 比值高,有负Eu 异常,则物源多为酸性岩石(赵红格等,2003),因而对其组成和配分的研究是探讨沉积岩岩石物源的重要途径之一。 在中国南方下寒武统广泛发育一套以富含有机质为特征的海相黑色岩系,包括各种暗色页岩、硅质岩、粉砂岩和少量碳酸盐岩(高振敏等,1997)。这套黑色页岩组合,蕴藏着丰富的石煤、钒、磷、钡及多金属富集层等矿产资源,是地质历史发展进程中重要的岩相标志层。近年来不少学者对这套黑色岩系进行了多种地球化学分析,试图解释其物质来源、形成环境和一些地球化学元素的富集机理等(李胜荣等, 1995;彭军等,1999;冯洪真等,2000;曹双林等,2004;杨剑等,2005;Steiner et al.,2001;Feng et al.,2004;Pan et al.,2004;Jiang et al.,2003, 2006;杨瑞东等,2007),基本都得出了该期沉积主要为缺氧环境,且热水提供了大量多金属元素物质来源的结论。就贵州地区而言,研究主要集中在扬子地台浅水相区,而在扬子地台过渡区和江南区的研究几乎为空白。因此本文对贵州东部深水相区的丹寨南皋剖面和三都渣拉沟剖面进行了系统的稀土元素地球化学研究,旨在探讨该区前寒武纪 寒武纪转换时期沉积的黑色岩系的形成环境和物质来源。 1 地质背景 丹寨和三都地区位于贵州东南部,分属寒武纪华南沉积区的过渡区和江南区(尹恭正,1987),发育了不同的沉积组合及生物组合特征。 丹寨南皋下寒武统地层剖面位于丹寨以北南皋乡九门村(图1),出露较好,剖面层序自下而上为灯影组、老堡组、牛蹄塘组、九门冲组、变马冲组。老堡组由黑色薄层硅质岩及磷块岩组成,厚7 8m ;牛蹄塘组由黑色炭质页岩、泥岩、粉砂质泥岩组成,厚121 1m ,产大量海绵化石,主要有Saetasp ongia,Choia 和Sanshap entella 等;九门冲组由深灰色、黑
一、元素地球化学背景特征 工区对Au、Ag、Cu、Pb、Zn、As、Sb、Bi、W、Sn、Mo等十一种元素的含量进行了统计分析，其地球化学特征参数见表3-1。 1、全区内背景值对比特征， （1）从1∶5万水系沉积物测量—土壤测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Sb、Pb、Ag、Cu、Zn等元素，其中以Pb、Ag、Zn变化最为显著，Pb在1∶5万水系沉积物测量中最低为17.36×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到40.64×10-6,在岩石中最高为85.45×10-6;Ag在1∶5万水系沉积物测量中最低为0.06×10-6,到1∶1万土壤地球化学测量中增加到0.10×10-6,在岩石中最高为0.13×10-6,增加了一个数量级;Zn在1∶5万水系沉积物测量中最低为72.78×10-6,到1:1万土壤地球化学测量中增加到96.38×10-6,在岩石中最高为537.88×10-6, 增加了一个数量级,是正常的成矿序列,反映了是区内的主成矿元素，从岩石中迁移进入土壤经次生变化后迁移到水系中进一步的贫化。 （2）区内从岩石测量或土壤测量—1∶5万水系沉积物测量，背景值逐渐增高的有Sn、Au等元素，Sn在岩石中最低为1.72×10-6; 到1:1万土壤地球化学测量中增加到 2.21×10-6,在1∶5万水系沉积物测量中最高为2.51×10-6,是一个反正常的变化序列,但同处一个数量级；Au在岩石中为0.97×10-9; 到1:1万土壤地球化学测量中减少到0.54×10-9,在1∶5万水系沉积物测量中最高为1.22×10-9,反映出Sn、Au元素从岩石中迁移进入土壤经次生变化后，迁移到水系中富集。 （3）区内从土壤测量—1∶5万水系沉积物测量—岩石测量，背景值逐渐增高的有Bi、W、Mo等元素，这类均是高温元素，其中Bi在土壤中最低0.36×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为0.46×10-6, 在岩石中最高为0.50×10-6; W在土壤中最低2.19×10-6，在1∶5万水系沉积物测量中为2.29×10-6, 在岩石中最高为3.18×10-6; Mo在土壤中最低0.51×10-6，在1∶5万水
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。
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.doczj.com/doc/a916988938.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
化探复习 1、勘查地球化学的概念; 在地质与地球化学的理论指导下,在各种介质(包括岩石、土壤、水、水系沉积物、生物、气体等)中系统地在不同比例尺与规模上采集地球化学样品,经测试分析与数据处理,发现地球化学异常与其它地球化学指标,据此作为找矿的线索与依据,进而寻找矿床;同时用以解决一些地质等其它问题。 2、勘查地球化学的分类; 丰度(Abundance):泛指元素在一定的自然体系中的平均含量,也叫克拉克值。 浓集系数:它就是某元素在矿体中的含量(通常以最低可采平均品位作标准)与其地壳丰度的比值。 浓集系数反映了元素在地壳中局部集中(成矿)的能力。 浓集系数较大的元素在矿体周围呈现的地球化学异常强度较大。 对于某些伴生的微量元素,如果其浓集系数较主要成矿元素明显地大,则这些伴生元素便就是寻找该矿床的良好指示元素。Hg、Sb、Bi、As成为金矿床的指示元素便就是这个原因。浓度克拉克值:即地质体中某元素的平均含量与其克拉克值的比值。浓度克拉克值＞1,说明元素富集,反之则分散。 化学元素在不同成分岩浆岩中的丰度变化,反映了岩浆成因与物质来源的差异,以及结晶分异与地球化学演化过程中元素的分配;同时也体现出造岩元素对微量元素含量变化的制约作用。 研究岩浆岩中化学元素的丰度变化具有重大找矿意义。 2、化学元素在各类沉积岩中的分布 (1)碱金属元素(2)碱土金属(3)亲氧元素 元素在地质体内的分布形态一般有五种情况:
①结合在多种矿物中的元素一般服从正态分布; ②集中在一、二种矿物内的元素呈对数正态分布; ③多次地化作用迭加形成的含量呈正态分布;单一作用呈正态分布。 ④扩散作用形成的含量呈对数正态分布;对流混匀作用呈正态分布。 ⑤两次不同地质作用,可引起两种类型相同而参数不同的分布形式。 研究分布类型的目的就是:正确选择背景值、背景上限以及各种数据处理方法。 通过对分布形式检验直接得到某些地化信息。 地壳中元素的存在形式与元素的迁移 地球化学环境就是使元素所在的地球化学系统得以保持平衡的各种物理化学条件的总合 原生环境,就是指从天然降水循环面以下直到能够形成正常岩石的最深水平的环境; 次生环境,就是地表天然水、大气所能够影响范围的环境 丰度研究的意义 1.判断特殊地球化学过程 2.衡量研究区化学元素富集或贫化的程度 3.作为选择分析方法灵敏度的依据 4.作为矿产资源评价预测的依据 地球化学系统中元素的总量称为地球化学储量。 在地球化学储量中,能被人类开采利用的部分叫作资源,资源中被探明的部分叫作矿产储量。资源量占地球化学储量的百分比叫作矿化度。 短吨= 907、18474 公斤=0、91吨 岩石的酸度,就是指岩石中含有SiO2 的重量百分数。 岩石的碱度即指岩石中碱的饱与程度 通常把Na2O+K2O的重量百分比之与,称为全碱含量 各岩类的标型元素组合为: 1、超基性岩元素,典型代表就是Cr、Ni、Co、Mg及Pt族。 2、基性岩元素,Cu、Fe、V、Ti、P、Mn、Ca、Sc、Sb等。 3、亲中性岩元素,Al、Ga、Zr、Sr等。 4、亲酸性岩元素,种类最多,以Li、Be、Ta、U、Th、K、Rb、Cs、F、B为代表。 5、碱性岩以富含Nb、Ta、Be及REE(稀土元素)为特征。 沉积岩可以分为碎屑岩、泥质岩与化学沉积岩三个类型 二、元素的赋存形式 1、矿物形式:独立矿物(主要造岩矿物)、副矿物、主矿物中的机械包裹体、固熔体分解物、液相包裹体中的子矿物; 2、非矿物形式:类质同象混入物,元素呈离子、分子、胶体被矿物表面吸附,超显微非结构混入物,有机结合物。 三、元素迁移 元素迁移的方式 1、化学及物理化学迁移 2、机械迁移 3、生物及生物地球化学迁移 地球化学异常:就是指某些天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的含量偏离正常含量或某些化学性质明显的发生变化的现象。 地球化学背景及背景区: 在化探中将无矿或未受矿化影响的天然物质(岩石、土壤、水系沉积物、生物等)中某一特征元素的正常含量(一般含量)称为背景。 而将那些具有正常含量的地区称为背景区或正常区。
贵州典型岩溶区土壤地球化学特征研究 摘要：土壤是农作物生长的基础，本文以贵州花溪党武、遵义虾子和安龙木咱三个地区的土壤为主要研究对象，从地球化学的角度研究其土壤中相关矿物元素的含量、元素在岩—土剖面中的迁移富集特征及其风化成土系数，综合表征出研究区土壤的农业地质环境特征，并对其土壤环境质量做出初步评价，最终揭示出以化学溶解为主的贵州喀斯特碳酸盐岩分布区成土作用缓慢，岩石—土壤中元素含量差异性较大，土壤中矿物营养元分素相对贫瘠的基本特征。 关键词：喀斯特；土壤地质环境；营养元素；地球化学；贵州 The Research of the Property of soil geochemistry in Typical Karst Areas of Guizhou Province CHEN Wu1，2,REN Mingqiang3，wang Ninnin1，2 (1. Institute of Resource and Environment, Guizhou University, Guiyang 550003, China；2.Key Laboratory of Karst Environment and Geohazard Prevention, Guizhou University,Ministry of Education,Guiyang 550003 China; 3. Guizhou Bureau of Geology and Mineral Exploration & Development, Geologic Environment Monitoring institute, Guiyang 550001 China) Abstract：Soil is the base of crops growth. Gathering the soil samples from Huaxi dangwu, Zunyi xiazi and Anlong muza of Guizhou provice as the researching object, this paper mainly studies the mineral contents in the soil, mineral’s migr ation enrichment in the rock-soil profile and the coefficient of weathering and pedogensis by geochemistry to synthetically describing the characteristics of agro-geological environment and evaluating the soil environmental quality. Finally, it reveals that the weathering and pedogensis effect in the way of chemical dissolution of carbonate rock in Guizhou provice is slow, the difference of mineral contents between rock and soil samples are biggish and the nutritive element in the soil is relatively poor. Key word:Karst; soil geologic environment; nutritive element; geochemistry; Guizhou 1 前言 贵州省是我国典型的碳酸盐岩地区，在贵州17.6128万km2的土地上，碳酸盐岩出露面积达10.90万km2，占全省国土面积的61.9%，从而形成了贵州独特的喀斯特生态环境，是全省农业生态环境的重要组成部分。其生态环境容量和承载力低下，表现为岩石裸露面积大、水土流失严重，生态环境质量日趋恶化，农产品产出率低、制约了区域农业经济的发展。从上世纪八十年代起，有许多专家和学者从地质、农业、生态环境等方面对形成喀斯特生态环境的根本原因进行了不断的探索和研究，取得了许多突破性的进展，并有针对性地提出了许多治理喀斯特生态环境的地球化学方法，努力改善全省喀斯特生态环境,因此,摸清碳酸盐岩地区土壤的特性对于保护和恢复碳酸盐岩地区土地资源具有非常重要的现实意义[1，2]。 2 研究区选择与地质环境概述 根据王明章等人2005年研究，将贵州岩溶区分为弱发育区、中等发育区、较强发育区和强烈发育区四等，本次所选择的三个采样点花溪党武、安龙木咱和遵义虾子分别位于强烈发育区、较强发育区和中等发育区，此外，其生态地质环境质量又分属于中等、较差和良好，故在表征贵州典型岩溶环境有较强的代表性，采样点位置如图1所示。
西藏阿里多龙地区中侏罗统碎屑沉积岩的地球 化学特征及其构造环境分析 学号：120110100 姓名：胡维云专业：构造地质学 前言 班公湖—怒江成矿带西段位于西藏自治区西北部的阿里地区境内，跨班公湖—怒江缝合带南北两侧，由于仅开展过 1∶25 万区域地质调查、1∶20万区域化探等少量基础地质工作，是西藏地质工作程度最低的地区之一。近年来该成矿带内资源评价工作取得了突出的进展，多龙超大型斑岩铜金矿床和嘎尔穷、嘎拉勒、弗野、材玛等大型矽卡岩型铜铁多金属矿床的相继发现与评价，揭示出班公湖—怒江成矿带成矿条件优越，找矿潜力巨大。关于班公湖—怒江结合带所代表的特提斯洋盆的性质，打开、闭合的时限和多龙大型矿集区的构造背景、成矿作用，不同的学者存在很大的争议。目前，己有许多资料证明了该带代表了一个已消失的具有一定规模的洋壳盆地。王恒忠等（2005）认为班公湖--怒江缝合带内的早白奎世OIB型火山岩是班公湖—怒江洋盆演化晚期的洋岛(塔仁本区早白垩世OIB型玄武岩(主要依据于上覆灰岩中化石时代))；而张玉修等（2004）研究认为该套玄武岩是早白垩世冈底斯弧弧后盆地的产物。 一、研究目的及意义 拟通过研究多龙地区中侏罗统地层的岩石类型及组合特征和岩石地球化学特征，分析该地区中侏罗统地层形成的大地构造环境，为正确认识多龙超大型斑岩铜金矿床的成矿地质背景和结合带的演化提供了新的线索。 二、研究区地质背景 构造位置上，多龙地区处于班公湖—怒江缝合带北侧, 羌塘地块的南缘；地理位置上处于西藏自治区阿里地区。该区构造以断裂为主，呈近东西向带状断续展布。断裂构造主要表现为一系列走向近东西向且大致平行的北倾逆冲断层，并控制着地层和岩浆岩的分布。沿构造-岩浆带，大规模的岛弧火山活动发生在中—晚侏罗世，形成燕山早期陆缘火山弧，为一套含大量火山碎屑岩的以安山质为主的玄武—安山—流纹岩组合，火山作用晚期岩浆成分向碱性演化，以陆相中心式喷发为主，兼具熔岩溢流（西藏自治区区域地质志，2000）。岩浆的深成侵入作用发生在早白垩世至晚白垩世早期，以中酸性幕式侵入为特点，岩体一般呈岩珠或小岩基沿东西向呈带状分布，岩性主要有石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、似斑状花岗岩及花岗斑岩，年龄在70—140Ma之间（西藏自治区区域地质志，2000）。研究区地层主要为晚三叠统的日干配错组、中侏罗统的曲色组一段、色哇组、，早白垩统的美日切组，新近系中新统的康托组、更新统和全新统。地层属羌塘—昌都地层区内的羌南地层分区之多码分区，出露宽度大于10km。 三、研究依据 据现有资料研究表明：砂岩的TFe2O3+MgO、TiO2含量，以及Al2O3/SiO2、K2O/Na2O 和A12O3/(CaO+Na2O)等比值具有显著的构造背景差异，因而成为其形成的大地构造环境判别的重要参数(Bhatia，1983)。Roser等人(1986)认为，K2O/Na2O值与SiO2值可有效地示踪砂岩形成构造环境，并编制了构造判断图解。在Bhatia(1983)提出的TiO2-TFe2O3+MgO图解，Roser和Korsch（1988）提出了区分物源区是铁镁质的、中性的或长英质火成岩和石英沉积
第14卷 第3期山 西 矿 业 学 院 学 报V o l114 N o13 1996年9月SHAN X IM I N I N G I N ST ITU T E L EA RN ED JOU RNAL Sep.1996 奥陶系中统灰岩原始 矿物成分的地球化学证据 王 飞① (山西省煤炭地质公司) 摘 要 通过对太原西山奥陶系中统灰岩氧碳同位素和微量元素的测定分析, 认为灰岩的原始矿物成分是以文石为主,而不是以方解石为主。 关键词 奥陶系中统;地球化学;灰岩 中图分类号 P5881245;P595;P597 ?? 0 前 言 碳酸盐矿物的形成与海水的温度密切相关,在热带地区海水中沉淀的碳酸盐矿物是以文石为主(M illi m an,1974),而在温带地区海水中沉淀的碳酸盐矿物是以方解石为主(R ao, 1981,N elson,1988)。最近的实验表明从海水中沉淀的碳酸盐矿物与海水的温度密切相关,其结论和在自然界的分布是一致的(B u rton等,1987)。 然而,关于奥陶系碳酸盐岩原始矿物成分的性质仍有争议。一些地学工作者认为其原始矿物成分是以方解石为主而不是以文石为主(Sandberg,1975;T ucker,1984)。本文将通过对奥陶系中统灰岩的地球化学特征和现代碳酸盐地球化学特征进行对比,来探讨灰岩的原始矿物成分。 1 地质概况 研究剖面位于太原西山地区,太原市西南50km处(见图1),奥陶系中统碳酸盐岩整合于寒武系和早奥陶碳酸盐岩之上,平行不整合于石炭系海陆交互相煤系地层之下。其灰岩的岩石类型是以泥晶灰岩为主,生物化石有棘皮类,海百合茎、介形虫、腹足类等,为正常海水组合(见图2)。 ①本文作者:王飞,男,39岁,山西省煤炭地质公司,副总工程师,030045 文稿收到日期:1996—04—26
海南省前寒武纪的研究现状 海南岛地处欧亚板块、印度-澳大利亚板块和菲律宾板块的交汇部位，大地构造位置独特，据前人研究，海南岛出露有一套中元古代结晶基底岩石，对研究华夏一直华南地块在columbia大陆裂解以后和Rodinia聚合之前的演化具有重要意义。 海南岛前寒武纪基底岩石仅在琼西戈枕断裂带上盘抱板-饶文-公爱一带及琼中上安地区零星出露。其中，琼西地区以一套具花岗-绿岩系建造特征的抱板杂岩为主。岩性主要发育有以斜长角闪片(麻)岩为主的变质岩，混合花岗质类岩石，中-基性火山岩；琼中地区发育有一套变质火山岩系，并有少量麻粒岩及紫苏花岗岩分别以透镜状和脉状分布其中。 随着海南戈枕金矿的发现，大批学者对海南岛以抱板杂岩为代表的元古宙地层进行了较为详细的研究，目前所取得的较为统一的认识有：抱板群的形成、组成与演化；石碌群的地层出露以及琼中地区变质岩的主要组成、年代学特征等。 据(候威等.1992，涂少雄.1993，梁新权.1995，马大栓等.1998)等抱板杂岩主要包括一套深变质岩、花岗质类岩石以及中-基性火山岩。 谭忠福(1991)，候威等(1992)，涂少雄.(1993) 梁新权(1995) 马大栓等(1998)，许德如(2000)等对分别对分布在琼中乘坡农场、抱板、土外山、二甲矿区的抱板群变质岩进行研究，认为变质岩主要可以分为变质沉积岩和绿片岩，变质沉积岩主要由石英二云母片岩和白云母石英片岩，是组成抱板群的主要岩石类型，绿片岩主要由斜长角闪片(麻)岩组成，两者产状基本一致互层产出。梁新权(1998)，许德如(2001)，徐德明等(2008)对花岗质类岩石研究，认为其主要组成部分为花岗闪长岩和二长花岗岩，呈岩株或岩枝侵入于抱板群片岩或片麻岩中,与围岩呈侵入接触关系谭忠福等(1991)，涂少雄(1993)马大栓(1998)对二甲矿区，琼中乘坡农场万泉河边及东方县戈枕水库大坝处发育的斜长角闪(片)岩进行研究，认为斜长角闪岩呈脉状斜切围岩中，角闪岩见冷凝边，围岩见有明显的热接触蚀变现象，指示为后期岩脉。 叶伯丹等(1990)研究认为抱板群的变质时期及条纹-眼球状混合岩形成时期应在1145±40Ma，进而推测其原岩时代应为中元古代或更早，候威(1992)对抱板群内的变火山岩、混合花岗(质)片麻岩及其中的暗色包体进行地质年龄分析，得到Sm-Nd等时线年龄为1699.64 士3Ma、1379.54 士25Ma及2885.07士23Ma. 从而他认为抱板群中的斜长角闪片岩的原岩形成于前寒武纪古元古代长城纪时期, 混合花岗(质)片麻岩形成时代是中元古蓟县纪时期并推测海南到存在有太古宙基底；谭忠福等(1991)对海南岛中部抱板群中的变火山岩进行Sm-Nd 法测年，得年龄为975±8.6Ma,张业明等(1998)对海南岛西部的变基性火山岩进行研究，认为其形成于1165Ma士；涂少雄(1993)通过对抱板群内岩体进行同位素测定研究，认为抱板群形成于中元古代早期（1600～1700Ma），1400Ma士经历了一次角闪岩相变质作用混合演化和地壳重熔，并在1000Ma士发生基性岩浆侵入事件，对应于晋宁运动。 梁新权(1995)研究了土外山除发育的变基性玄武岩并认为其主量元素特征与全球大陆拉斑玄武岩和大洋拉斑玄武岩化学成分的算术平均值相当接近, 是一种过渡性拉斑武岩，稀土元素特征及大地构造背景分析图解均指示原岩倾向于岛弧拉斑玄武岩，Sr一N d同位素分析结果,斜长角闪片岩的。e N d ( T ) 为正值( e N d ( T ) = 2.555 ) , 说明这套玄武岩浆来源于亏损地慢区，但e N d ( T ),又要比17 亿年前全球地慢亏损平均值(e N d ( T )= 十6.26 ) 要小些，猜测是受到了少量下地壳物质混染。形成的大地构造背景为岛弧环境，并位于大洋一侧。许德如(2000)，斜长角闪片麻岩呈绿色、墨绿色，片麻状构造，柱状、粒状变晶结构，主要变质矿物为绿色普通角闪石（75%～80%）、斜长石（15%～20%）、石英（0%～5%），ＳｉＯ２变化范围小(48.86%~52.38%)，平均为50.13%，TiO2平均为0.85%，基本上小于1.0%，P2O5基本小于0.1%，显示了岛弧火山岩特征，与许多元古代低钛拉斑玄武岩一致。Al2O3平均为14.06%，MgO平均为7.75%，CaO 8.9%～13.85%，K2O 和Na2O 平均值分别为0.78%和1.67%且K2O 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 成都市土壤元素地球化学背景 四川省地质矿产勘查局区调队朱礼学刘志祥陈斌邮编610213 国土资源部成都岩矿测试中心李小英邮编610081 摘要：本文扼要介绍了成都市辖区环境背景及土壤环境地球化学背景的调查方法，重点介绍了成都市土壤第一环境、第二环境地球化学元素的背景值及元素分布特征，地球化学分区，首次揭示本区土壤的地球化学背景。 关键词：成都市，土壤，地球化学背景。 成都市位处四川省中部，四川盆地西部，成都平原腹地，地跨东经1020 55＇—1050 53＇北纬300 6＇—310 26＇，东西长192km，南北宽148km，幅原12900多平方公里，境内有平原、台地、丘陵、山地等多种地貌，海拔387—5364m，气候属于亚热带湿润季风气候区，是四川省工农业、政治、经济文化中心，随着社会的进步与发展，资源与环境日渐成为人们关注的热点，土壤与水、大气、阳光一样是万物生长之源，其环境背景及现状倍受人们关注。由中国地调局部署，四川地勘局实施的国土资源大调查项目“成都平原多目标地球化学调查”首次揭示了成都市土壤环境地球化学背景值及元素分布特征。 一、成都市土壤环境背景 成都市辖区北西部为龙门山区，南东为龙泉山区，腹地为平原，平原与山地间分布有浅丘台地，龙门山区为浅覆盖深切割区或基岩裸露区. 龙泉山区为浅切割、浅覆盖地区，平原区为深覆盖地区，全区覆盖及切割特征见图1。 除龙门山基岩裸露区外，全市土壤是以第四系、第三系、侏罗系、白垩系母岩为基础发育而成的。主要有水稻土、紫色土、黄土、棕壤等主要土壤类型（图2）。 全市土地农业综合分区可划分为五大区： Ⅰ．近郊平原、浅丘粮、油副食品区；Ⅱ．中部平原农、牧、渔区；Ⅲ．中部丘陵粮、果（经作林、枚区）；Ⅳ．远郊中低山林、土特产区，Ⅴ．远郊高山水源涵养区（图3）。 二、土壤环境元素地球化学背景调查方法 不同地球化学景观区，土壤成土母质、成土作用、覆盖厚度、农业土壤利用存在着较大差异。地球化学背景的影响因素亦较为复杂，用以确定本地区地球化学背景的样品的采集深度、层位、采集密度、样品分析介质的粒度等应力求一个科学的、经济可行的、易于实施的模式。经国土资源部物化探研究所（河北廊坊）周国华等人研究评估（2000年）认为:本地区土壤第二环境浅层采集深度0—0.2m ，第一环境（深层）深度在0.8m以下，分析样土壤粒度平原区过干筛-20目，低山丘陵区紫色土-40目，土壤样品中地球化学元素的分布能较好地反映采样区的土壤环境地球化学背景。 （一）采样方法技术 平原区采样深度1.50—1.80m，丘区紫色土地区采样深度0.40—0.80m，龙门山区0.80m以 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海南白沙地区金矿地质地球化学特征与找矿标志
成都市土壤元素地球化学背景
不同构造环境中双峰式火山岩的地球化学特征
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