花岗岩体（精选五篇）
花岗岩体 篇1
1 地质特征
大地构造位置处于中央造山系中段祁连造山带和北秦岭造山带的接合部位, 主体隶属于秦岭褶皱系西段-西秦岭中部, 分跨南、北秦岭两大构造单元, 位于青藏高原东北缘, 是甘肃省重要的铅、锌、金等多金属成矿带。区内出露的地层有泥盆系、石炭系、二叠系、三叠系、白垩系、新近系及第四系地层。自晚泥盆世以来, 经历了海西期、印支期、燕山期、喜山期等多期次构造变动。印支期, 是区内全面碰撞、隆升成山时期。秦岭板块向北俯冲碰撞, 出现以块断裂陷、剪切平移作用为主的板内造山阶, 同时沿秦岭微板块南北边缘广泛发育了印支期碰撞型花岗岩体[2], 如图1所示。
碌础坝岩体呈岩基状侵入于泥盆系及石炭系灰岩、砂板岩地层中, 岩体与围岩呈侵入接触关系, 围岩不同程度的发生热力接触变质作用, 是区内出露面积最大的侵入岩, 约170.8km 2。结合五和湾黑云母二长花岗岩Rb-Sr法和K-Ar法测定年龄平均值 (208.5±1.0) Ma (样品由成都地矿所于1992.1~5月测定) 及区域构造运动综合分析认为, 碌础坝超单元为印支期侵出, 时代为三叠纪。在2004~2006年进行的甘肃宕昌—石桥镇地区矿产远景调查中, 根据岩体接触关系、岩性及结构特征, 碌础坝地区花岗岩可归并为一个超单元、五个单元, 见表1。
碌础坝超单元内各单元在平面上大体呈同心环状分布, 由外向内 (亦是由老到新) 依次为γδrk-ηγTw-ηγTj-ηγTd-ηγTt, 它们之间均呈脉动接触。主要特征是在较早的单元一侧有烘烤现象, 有时有较晚期单元的岩脉侵入, 在晚期单元一侧发育有冷凝边, 有时可见早期单元的捕虏体。
2 地球化学特征
根据QAP图解, 如图2所示, 碌础坝超单元主要岩性为二长花岗岩类, 但各单元岩性总体上仍具有成份-结构双重演化序列的特点, 岩石化学分析结果见表2。从表2可以看出, SiO2含量为63.4%~72.61%, 平均约67.02%, 变化较大, 表明岩体是经过多期次侵入形成的, Al2O3含量为13.03%~16.78%, 平均约15.19%, TiO2含量为0.17%~0.65%, 平均约0.46%, 低钛, Na2O含量为2.40%~4.67%, 平均约3.38%, K2O含量为3.44%~5.73%, 平均约4.34%, 除太阳坡单元K2O
1.白垩系河湖相砂砾岩, 2.岩山晚期超基性火山喷发岩, 3.石炭系滨海-浅海相非稳定型含炭细碎屑岩夹碳酸盐岩, 4.泥盆系滨海-浅海-次深海次稳定型陆屑-碳酸盐岩, 5.向斜构造, 6.背斜构造, 7.区域性大断裂, 8.正断层, 9.逆断层, 10.平移断层, 11.印支期花岗闪长岩, 12.印支期二长花岗岩, 13.整合地质界线, 14.不整合地质界线, 15.岩层产状, 16.断层/褶皱编号, F58.垫家沟-楼房沟大断裂, F51.金厂沟-罗家门断裂, F22.吊林沟-左家庄断裂.
将碌础坝岩体与秦巴花岗岩比较[3], TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MgO、K2O、P2O高于秦巴花岗岩, 特别是K2O、MgO含量明显偏高, MnO持平, SiO2、CaO、Na2O低于秦巴花岗岩, SiO2、Na2O明显偏低, 具有贫硅, 偏碱的特点, 见表2。
从以上可以得出, 碌础坝超单元总体上属于钙碱性花岗岩类, 但晚期向碱钙性方向演化。
Q.石英, A.碱性长石, P.斜长石.1a.硅英岩, 1b.富石英花岗岩类, 2.碱长花岗岩, 3a.花岗岩 (钾长花岗岩) , 3b.花岗岩 (二长花岗岩) , 4.花岗闪长岩, 5.石英闪长岩, 6*.石英碱长石正长石, 6.碱长正长石, 7*.石英正长岩, 7.正长岩, 8*.石英二长岩, 8.二长岩, 9*.石英二长闪长岩, 石英二长辉长, 9.二长闪长岩、二长辉岩, 10*.石英闪长岩、石英辉长岩、石英斜长岩, 10.闪长岩、辉长岩、
斜长石. (资料来源:earth-sciencereviews, vol.37, (1994) :215-224) Ir-Irvine分界线, 上方为碱性, 下方为亚碱性1.辉长橄榄岩, 2a.碱性辉长岩, 2b.亚碱性辉长岩, 3.辉长闪长岩, 4.闪长岩, 5.花岗闪长岩, 6.花岗岩, 7.硅英岩, 8.二长辉长岩, 9.二长闪长岩, 10.二长岩, 11.石英二长岩, 12.正长岩, 13.副长石辉长岩, 14.副长石二长闪长岩, 15.副长石二长正长岩, 16.副长正长岩, 17.副长深成岩, 18.霓方钠石/磷霞岩/粗白榴岩.●-康家沟单元, *-五和湾单元, ■-贾家山单元+-大石湾单元, ▲-太阳坡单元.
3 微量元素、稀土元素特征
3.1 微量元素特征
岩石的微量元素含量, 见表3。碌础坝超单元微量元素采用光谱半定量分析, 从表3可看出亲石元素除Li、W高于维氏值, Be、V、Sr、Nb均低于维氏值, 其中W高于维氏值约5倍, 亲铜元素除Cu略低, Bi为39倍外, Pb、Sn、Ag、Zn均略高于维氏值, 亲铁元素Mo略低, Ni、Co接近。由此笔者认为, 在碌础坝岩体附近的雪坪沟白钨矿床, 至少有部分物源是碌础坝岩体提供。
*.碌础坝超单元, 1.太阳坡单元, 2.大石湾单元, 3.贾家山单元, 4.五和湾单元, 5.康家沟单元.
3.2 稀土元素特征
根据碌础坝稀土元素数据 (样品由甘肃地矿局第一大队于1997年测定) 碌础坝超单元稀土平均含量一般均低于地球丰度值。在稀土元素球粒陨石标准化型式图上, 如图5所示, 其分布模式为一向右倾斜的曲线, 属轻稀土富集型。δEU从老到新为0.80※0.59※0.57※0.62※0.65, 均小于1, 为负异常, 说明其源岩主要是由上地壳不同程度的部分熔融形成的。
4 侵入机制及演化规律
4.1 侵入体就位机制及成因讨论
碌础坝岩体区域上受垫家沟~楼房沟大断裂控制, 其侵入主要受金厂沟~罗家门 (F51) 断裂以及吊林沟~左家庄断裂 (F22) 等构造的控制, 岩浆的大量侵入对早期的断裂进行了改造, 使其发生了走向偏转, 甚至性质转变。碌础坝岩体以岩墙扩张※热气球膨胀的方式就位, 大致过程:印支运动使得洮坪以南地区的泥盆系和石炭系在南北向挤压力作用下形成一组北东、北西向共轭节理、断裂, 其中北东向的断裂较为发育。与此同时, 地壳深部的岩浆因密度差等作用而侵入比较发育的北东向断裂中, 向上运移并占据整个空间冷凝成岩, 从而以岩墙扩张式形成了康家沟单元。之后, 深部岩浆再次活动, 以热气球膨胀的形式沿先期不太发育的北西向断裂侵入冷凝成岩, 岩浆多次脉动, 后来的岩浆上侵进入到早一次形成的岩浆岩中心, 和四周推开前者, 从而形成了平面上从外向内, 由老至新呈同心环状分布的五和湾单元、贾家山单元、大石湾单元以及太阳坡单元。根据岩体侵位机制, 及岩体与围岩之间的侵入接触关系, 如岩体切割围岩层理、片理, 岩体具冷凝边和接触变质带等, 可以确定碌础坝岩体为岩浆成因, 非交代成因[4]。
4.2 岩浆演化规律
碌础坝岩体随着单元由老至新, 岩浆向偏酸的方向演化, 即岩石由花岗闪长岩演化为二长花岗岩, 黑云母含量由多到少, 斜长石由中长石变为钠—更长石为主, 由含角闪石到不含角闪石。在结构上, 斑晶含量由多※少, 基质由细※粗※细的方向演化。
随着岩浆的演化, 由早期单元到晚期单元, SiO2含量增大, FeO、MgO含量减少, K2O、Na2O含量升高, 大部分样品Na2O>K2O, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, Ni、Co、V、Mo、Cu、Ag等含量逐渐降低;δEu由0.80※0.59※0.57※0.62※0.65, εCe/εY由6.04※5.15※4.72※2.10※7.10, 均呈渐次降低趋势, 唯最末期的太阳坡单元例外, 由于电气石的大量加入, 导致SiO2及Na2O、K2O等含量降低, MgO、FeO等含量增大, 出现反向演化。
总之, 从岩石特征和岩体地球化学特征, 都说明碌础坝花岗岩体是不止一次侵入的, 反映出印支期岩浆活动具多旋回多期次特点。
5 成矿的作用
中三叠世开始, 整个秦岭地区海盆逐渐消亡, 进入陆内俯冲构造活动阶段, 表现为拉张、断陷、走滑、推覆和逆冲等构造形式的强烈发育。在西秦岭地区, 大量的印支期-燕山期陆壳深熔型中酸性岩浆侵入和陆内断陷盆地火山活动, 导致了Au、Ag、Pb、Zn、Cu、Hg、Sb、W等矿床的形成[2], 在区内主要表现为区域性岩石破碎和矿化蚀变, 并形成较大的北东向断裂破碎带。徐克勤等曾把我国东南部花岗岩分成两个系列, 即改造型花岗岩和同熔型花岗岩 (这与国外提出的S型和I型成因分类是相对的) 他们的成矿专属性也不同, 前者常与W、Sn、Be、Nb、Ta等金属矿床有成因上的联系;后者即同熔型花岗岩, 矿化以斑岩型Cu、Mo和其它类型的Fe、Pb、Zn及Ag、Au矿床是有利的, 从岩浆成因及成矿专属性分析, 本区对形成W矿床是有利的[5], 根据碌础坝岩体的侵入时代及岩体周边钨的维氏值高于5倍, 笔者认为碌础坝岩体的侵入为钨的富集提供了成矿物源。从早期单元到晚期单元, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, 可以看出, 钨的富集不是一次岩浆作用的结果。
碌础坝岩体的侵入对钨的富集具有重要的作用: (1) 结合前面所述, 岩体侵入时代为印支期。该期岩浆岩活动较强烈, 使先期形成多金属矿床改造, 形成与岩浆活动有关的热液型矿化。 (2) 钨矿产于碌础坝中酸性岩体的北缘外接触带上, 即岩体侵入活动过程中的热晕波及地带, 受北东向断裂破碎带所控制。 (3) 根据1∶5万水系沉积物所圈定的W 4号单元素异常显示, 钨异常面积大, 强度高, 分带性明显与Sn、Ag、Zn、As元素异常套合较好。对W 4异常区内各元素分析数据做R型因子分析, 见表4, (样品有由甘肃地矿局地质一队测定) , 可以看出钨矿是在一次独立的地质事件中形成的, 可能与构造或岩浆期后热液有关, 元素组合均为中高温元素, 说明该区岩浆活动频繁, 钨矿的形成与碌础坝岩体侵入有成因联系。
6 结论
1) 结合五和湾黑云母二长花岗岩Rb-Sr法和K-Ar法同位素年龄值, 地球化学信息及区域构造运动综合分析, 可以认为, 该地段花岗岩是在印支期侵入的。根据岩体接触关系、岩性及结构特征, 可将碌础坝花岗岩看做一个超单元, 下分为五个单元。
2) 碌础坝花岗岩体属钙碱性系列花岗岩;里特曼指数s约1.8%~3.7%。岩石化学表现为贫硅、偏碱的特征;随着单元由老至新, 岩浆向偏酸偏碱的方向演化, 即岩石由花岗闪长岩演化为二长花岗岩, 稀土配分型式具负铕异常的轻稀土富集型, δEu均为0.65, 源岩主要是由上地壳不同程度的部分熔融形成的。
3) 中三叠世开始的陆内俯冲构造活动, 使区内发生大规模的逆冲推覆造山作用, 形成横贯全区的冲断褶皱带, 此很可能是造成地壳物质部分熔融和碌础坝花岗岩侵入的地质动力学背景, 随着岩浆的演化, 由早期单元到晚期单元, 微量元素W、Sn、Li、Be、Bi等含量升高, 因此岩体的侵入对W的富集具有重要的作用, 为钨矿的形成提供了物源。
参考文献
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花岗岩体 篇2
湘南骑田岭岩体菜岭超单元花岗岩以角闪石黑云母二长花岗岩为主,其全岩Rb-Sr等时线年龄为159±1.2Ma,单颗粒锆石熔融法U-Pb年龄为161±2Ma,Sr同位素初始比值偏低(0.70854),Nd同位素初始比值偏高(-5.4～-5.8),Nd模式年龄偏低(0.94～1.49Ga).在岩石化学和微量元素方面,属钙碱系列,准铝,富含K、Rb等大离子亲石元素和Th、REE、Nb等高场强元素.常见较多具有岩浆混合特征的微花岗岩类暗色包体.这些同位素、岩石学和微量元素特征,总体上反映了菜岭超单元花岗岩的成岩组成中有明显的地幔物质的参与.该花岗岩可能是在燕山早期华南地壳开始拉张减薄的`构造背景下定位的,壳幔相互作用对本区大陆地壳物质的重熔和花岗岩浆的形成和演化起了重要的作用.
作 者：朱金初 黄革非 张佩华 李福春 饶冰 作者单位：朱金初,张佩华,李福春,饶冰(南京大学地球科学系,210093)黄革非(湘南地质勘察院,湖南郴州,423000)
刊 名：地质论评 ISTIC PKU英文刊名：GEOLOGICAL REVIEW 年，卷(期)：2003 49(3) 分类号：P58 关键词：花岗岩 同位素年龄 岩石学 微量元素 物质来源 骑田岭岩体 湘南★ 西安地区马兰黄土的结构强度研究
★ 引入河口地区方案研究
★ 桂西南石灰岩地区圆叶乌桕的生态解剖结构研究
★ 航路网络系统结构稳定性研究
★ 终极所有权结构研究综述
★ 汉英动结结构的比较研究
★ 联邦制分权结构的比较研究一
★ 欠发达地区高职院校人文素质教育研究论文
★ 基于灰色线性规划的土地利用结构优化研究
花岗岩体 篇3
关键词：锡田岩体；流面构造；长石巨斑晶；共结结构；闪长质包体
0 引言
湖南锡田岩体位于湘东茶陵县城东25km处，属湖南省茶陵县、江西省井冈山境内。岩体出露面积约238km2，有大小不等的侵入体40多个，岩体侵入于下古生界地层之中，围岩均发生较强的大理岩化、角岩化、矽卡岩化等热接触变质作用，岩体北西侧被白垩纪红层覆盖[1]，空间展布形态呈近南北向的葫芦状（图1），为一个复式岩基。锡田地区大地构造位置上位于南岭中段、扬子板块与华夏板块间的钦—杭结合带中部，茶陵—郴州深大断裂东侧（图1）。国土资源大调查以来，锡田岩体找矿成果突出，已探明钨、锡资源量32万吨，具有巨大的找矿潜力[2]，因此对锡田岩体岩石学结构、构造方面的研究，探讨其岩体成因、富矿岩石等信息具有重要意义。
1 锡田岩体的侵入接触特征、流线构造
锡田岩体牛皮垅处花岗岩与围岩呈“假整合”侵入接触，其侵入接触面与围岩的变余层产状基本相同（图2 a），均为（190°∠40°）；在侵入接触的内接触带，可见岩浆侵位形成的冷凝边，冷凝边在岩体的不同部位宽窄不一，从几厘米到十几厘米不等，岩性为二长花岗岩，呈细粒花岗结构（岩体边部的主体岩性为中粗粒花岗结构），含少量长石斑晶，在岩体内接触带，偶见岩体侵位时捕获的围岩碎块；在岩体侵入接触的外接触带，热接触变质明显，变质带宽200—1000m不等，有角岩化、大理岩化等；在近岩基的热接触变质带，广泛发育有侵位诱发的边缘向斜构造， 边缘向斜是岩基侵位在围岩中形成的具特色的褶皱构造之一，其规模大小不一。
岩体边部的中粗粒斑状黑云母二长花岗岩发育流面构造（图2 b），流面产状（160°∠35°），可见自形板状斜长石斑晶（图3 a）、扁平椭圆状捕掳体（图3 b）长轴呈平行排列。流面上的斑晶斜长石、钾长石为自形晶，无塑性变形；基质斜长石、钾长石、黑云母及石英为岩浆结晶矿物，呈中粗粒花岗结构，未见重结晶。据王涛（1990）将花岗岩中发育的流面构造划分为岩浆流动形成和构造作用形成两种。锡田岩体围岩接触面产状和流面产状基本一致，花岗岩组成矿物未见构造变形，因而流面构造为岩浆流动过程中形成，而非构造成因，而斜长石斑晶、扁平捕虏体的定向方位指示了岩浆侵位时的流动方向。
岩体边部的流面构造（矿物长轴方向）与岩体侵入接触界线倾向产状趋于一致，在岩体内接触带中发育冷凝边及可见围岩碎块，岩体外接触带变质特征明显，而且发育边缘向斜构造，表明锡田岩体以膨胀方式扩展侵位空间的主动侵位特征。
2 钾长石、斜长石巨斑晶
锡田岩体主体岩性中粗粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγT3b）中发育含10%左右的钾长石巨斑晶[据路风香（2002），粒径大于1cm的矿物，可称巨晶]，巨斑晶（如图4 a）呈半自形宽板状，大小不等，一般4×6cm，个别更大，且分布不均匀。钾长石巨斑晶的新鲜断面上，可见环带结构和卡氏双晶，巨斑晶中包裹有斜长石、石英、黑云母等细粒矿物，包裹矿物呈同心环状排列，显示出环带特征；斑晶边缘凹凸不平，呈齿状轮廓，且有大量的石英、黑云母出现。钾长石巨斑晶中出现简单双晶、环带结构，斜长石、黑云母包裹体，因而钾长石巨晶是岩浆成因的[3—4]。钾长石巨晶的形成是岩体侵位后，首先结晶出斜长石、黑云母、石英等矿物，其后钾长石开始成核结晶[5]。在钾长石结晶的过程中，环境振荡、早结晶的矿物不断的迁移，正在结晶的钾长石捕获了这些迁移的矿物，因而在晶体内形成斜长石、黑云母等矿物包裹体。钾长石巨斑晶中呈环带状分布的包裹体，标志着结晶条件的改变，是温压变化的转换界面[3]。
中细粒斑状黑云母二长花岗岩（ηγT3c）中含8 %左右的斜长石巨斑晶，巨斑晶呈长条状、自形板状，大小2×5cm，大者到3×10cm，在岩石中呈不均匀分布；斜长石巨斑晶中环带结构发育，环带清晰，巨斑晶与基质的接触界线平直（如图4b），表明斜长石巨晶与基质为同时结晶[6]。此时的温压条件及岩浆组分，对斜长石的快速生长极其有利，这时结晶出来的刚性晶体，在熔体中处于一种似悬浮状态[7]，晶体之间没有相互挤压及塑性变形 ，生长空间也相对充足，因而形成自形板状的斜长石巨晶。
斜长石、钾长石巨斑晶环带结构的发育，是晶体在不同温度和压力交互作用下，其生长的过程中不断地与环境（熔体）发生能量和物质交换，通过能量耗散、成分变化过程形成一种宏观时空有规律的结构[8—9]。因此，钾长石、斜长石巨晶的形成环境，是温压条件不断变化的振荡的环境中结晶而成。
3 共结结构
锡田岩体潭前处中粗粒斑状黑云母二长花岗岩呈共结结构（图5a），斑晶钾长石呈半自形—他形板状，大小3×6cm左右；石英斑晶呈他形粒状，大小1cm左右，石英斑晶嵌生在钾长石斑晶边部及其中。表明岩浆冷却时，结晶路线直达共结点，钾长石和石英同时结晶而交生在一起[6]。
然而，在斑晶周围，分布中粗粒的斜长石、黑云母及石英粒（图5b），这些矿物充填于斑晶的裂隙中，可见结晶时间明显晚于斑晶，说明中粗粒斑状黑云母二长花岗岩是两阶段结晶的产物。
4 闪长质包体及钾长石聚斑团块
锡田岩体中细粒斑状黑云母二长花岗岩中广泛发育暗色闪长质包体（图6a），包体呈微细粒结构，矿物的粒径在0.3—1.2mm间，由斜长石（60%—70%）、黑云母（约15%—25%）、石英（约10%—20%）、少量的钾长石组成，含有副矿物锆石、磷灰石等。斜长石呈半自形板状，黑云母呈半自形板片状，石英呈它形粒状充填于斜长石、黑云母的间隙，副矿物磷灰石呈针状，长宽比可达1：30。获得闪长质包体及其寄主花岗岩的LA—ICP—MS锆石U-Pb年龄分别为（145.09±0.63）Ma、（150.04±0.52）Ma（年龄数据在中国地质待刊），表明闪长质包体和寄主花岗岩形成于晚侏罗世。闪长质包体中发育淬冷边，反向脉及钾长石、斜长石捕获晶；淬冷边宽5—10mm，颜色较包体深，呈微细粒结构或玻璃质；闪长质包体中反向脉呈细脉状，偶尔可见；钾长石、斜长石捕获晶有的位于包体与寄主岩石的接触边界上，有的部分挤入包体，部分留在寄主岩石中，有的则完全被包体捕获。上述特征表明，闪长质包体是岩浆混合成因的。
nlc202309012232
岩石中局部可见钾长石聚斑团块（图6 b），大小在十几厘米到几十厘米不等。团块有两种，一种是由暗色包体和钾长石斑晶组成，钾长石斑晶以包体为中心在其边缘聚集；另一种仅由钾长石斑晶聚集而成。上述两种团块的钾长石巨晶间隙中均充填中粗粒的斜长石、石英、黑云母等矿物。一般而言，钾长石聚晶团块常与暗色包体共生，呈正相关关系，但也有不相关的情况[10]。聚斑团块与暗色包体的共生关系，可能是由于巨斑晶在岩浆里运移过程中， 遇到呈固态的暗色包体受阻而聚集所致[3]。另外，岩浆在运移的过程中，岩浆的流动速度、斑晶的大小的差异，也能导致局部斑晶的聚集，呈现不均一分布。
5 主要的地质意义
（1）锡田岩体内接触带及其边缘发育流面、流线构造，内接触带中可见围岩碎块以及外接触带热接触变质特征和发育边缘向斜构造，表明锡田岩体以膨胀方式扩展侵位空间的主动侵位特征。
（2）锡田岩体中发育斜长石、钾长石巨斑晶，并且斑晶中环带、矿物包裹体发育，表明巨斑晶是温压条件不断变化、振荡的环境中结晶而成；而在共结结构的花岗岩中，清晰可见两个时代的结晶矿物，表明锡田岩体是多阶段侵位的花岗岩体，陈迪等（2013）获得锡田岩体锆石U—Pb 年龄230.4±2.3Ma、215.7±3.3Ma、151.6±2.8Ma、141.6±4.1Ma也表明锡田岩体是多阶段侵位的花岗岩。
（3）锡田岩体中的闪长质包体具有淬冷边、反向脉，含有捕获晶钾长石、斜长石以及发育针状磷灰石，表明闪长质包体是岩浆混合成因的；而钾长石聚斑团块的发育表明，基性岩浆注入酸性岩浆过程中发生岩浆混合作用，快速冷凝的基性岩浆在运移的过程中受到熔体中钾长石的阻力而聚结成团块。
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花岗岩体 篇4
黄旗口岩体分布于贺兰山中段南水、黄旗口、白寺口沟一带, 呈近南北向长卵形展布, 北部被断层切割, 东边为第四系覆盖, 西与青白口纪黄旗口组不整合接触, 未见侵入于其它地质体中, 呈岩基状产出, 南北长约20 km, 平均宽约4.5 km, 出露面积约81 km2 (图1) 。
岩体中普遍含深灰色细粒黑云母变粒岩、暗灰色黑云斜长片麻岩等变质岩捕掳体, 见有灰白色斜长伟晶岩、伟晶岩脉 (团块) , 尚见有后期辉绿岩贯入其中。岩体具不甚明显的岩相分带现象。岩体大体可分出中心相—过渡相和边缘相。自中心相—过渡相和边缘相, 岩体呈现一定的变化规律:捕虏体由无到有, 由少而多;矿物粒度由粗变细, 斜长石斑晶消失;由似斑状结构变为中粗粒结构;酸度逐渐增高, 石英含量增大;斜长石由中长石 (An=33) 变为更长石 (A n=2 9) 。
1.1 岩石学特征
岩体岩石类型复杂, 以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主, 次为二云母花岗岩、二云母二长花岗岩, 蚀变较强烈。岩石为灰色、浅灰绿色, 块状构造, 中—粗粒花岗结构, 部分具似斑状结构, 净边、蠕虫、缝合线等交代结构明显。主要矿物为斜长石 (31.7%~60%) 、钾长石 (1.3%~18.5%) 、石英 (25%~35%) 、黑云母 (10%~13.7%) 。斜长石为中长石 (An=25~38, 平均An=31) , 板状半自形晶, 普遍绢云母化;钾长石以微斜长石为主, 条纹长石次之, 呈不规则的板柱状;石英它形粒状, 充填在长石间隙中。云母呈叶片状, 随交代作用的加强, 白云母增多。在变粒岩、片麻岩捕虏体外围黑云母密集。矿物粒径多在1~5 mm间。部分岩石中斜长石常呈巨大的斑晶出现。副矿物有锆石、磷灰石、黄铁矿等。
1.2 岩石化学特征
岩石氧化物平均值与中国花岗岩平均值 (黎彤、饶纪龙, 1963) 比较接近, 除Fe O、Mg O偏高外, 其余氧化物含量均较接近或相当。
主要特征参数 (δ) 为0.82~2.92, 碱度率 (A.R) 为1.79~2.81, 岩石化学类型属钙性—钙碱性岩系。K/N比值变化范围较大, 在0.55~6.10间, 除2个样品小于1外, 其余均大于1, 反映岩石相对富钾, 这与岩石中含有较多的黑云母相一致。铝饱和度 (A/CNK) 为0.98~1.85, KN/A为0.35~0.65, 属过铝的岩石类型, 具S型花岗岩的特征。长英质指数 (FL) 为62.12~97.80, 分异指数 (D.I) 为60.34~80.54, 固结指数 (SI) 为11.27~26.85, 反映岩石在化学成分总体上呈中酸性、岩浆分异强的特点。
1.3 微量元素特征
黄旗口花岗岩微量元素分析结果与维诺格拉多夫花岗岩等平均值相比, Cu、Rb、Sr、Ba、Nb、Ta、Be、Mo、W、Th、U略低, 其余元素偏高或略高。与克拉克值相比, 除Cr、Pb、Ba接近外, 其余均偏低。
1.4 稀土元素特征
黄旗口花岗岩稀土元素样品分析数值表明稀土总量中等, ΣREE为153.15~314.31×10-6, 平均值为228.02×10-6;LREE/HREE为7.05~19.64, 平均值为11.38, ΣCe/ΣY为2.82~9.94, 平均值为5.11, 表明轻重稀土分异显著, 轻稀土相对富集, 重稀土相对亏损;δEu为0.41~0.80, 平均值为0.61, 为铕负异常, 中等亏损, 具壳型花岗岩的特征。
1.5 稳定同位素特征
黄旗口花岗岩全岩氧同位素分析数据, δ18O (V—SMOW) 变化在9.5‰~13.4‰之间, 变化范围小, 数值较为接近, 平均值为11.5‰, >10.0‰, 说明贺兰山地区黄旗口花岗岩属高δ18O花岗岩类, 氧同位素来自于地壳, 与我国南岭S型花岗岩δ18O相似。
1.6 副矿物特征
岩石中副矿物有锆石 (11.4~37 g/T) 、磷灰石 (1.7~2.8 g/T) 、黄铁矿 (十几粒—22.1 g/T) 、褐铁矿 (6 4.5 g/T) 及榍石、褐帘石、钍石、自然铅、白钨矿等。锆石以浅玫瑰色为主, 少数为无色、白色、浅黄色, 金刚光泽, 透明—半透明, 无包裹体, 硬度较大, 粒度一般为0.02×0.01 mm, 小者<0.01 mm, 大者为0.04×0.015 mm。锆石呈四方双锥柱状, 极个别为粒状。
2 成因类型与构造环境
2.1 成因类型
岩石化学特征表明, 贺兰山地区黄旗口花岗岩岩石化学类型主要属钙性岩系, 少数属钙碱性岩系, 在A.R—Si O2图解上样品全部落入钙碱性区间;K/N比值绝大多数>1, 反映岩石富钾;KN/A<1, A/CNK平均值>1, 表明岩石类型为过铝质的岩石。这些特征一致表明贺兰山地区古元古代花岗岩具有S型花岗岩的一些特点。
稀土配分曲线为向右倾斜的轻稀土富集型, 绝大多数δEu<0.95, 平均值为0.61, 铕负异常明显, 中等亏损, 具壳源型 (S) 花岗岩的基本特征。
综上所述, 贺兰山地区黄旗口花岗岩体成因类型属S型花岗岩无疑, 是上地壳深熔岩浆侵入而形成的花岗岩类。
2.2 构造环境
在 (Y+Nb) —Rb图解上样品集中落在火山弧花岗岩与同碰撞花岗岩分界线附近, 在 (Yb+Ta) —Rb图解上多数样品落入火山弧花岗岩区, 并且比较靠近同碰撞花岗岩区, 少数样品落入同碰撞花岗岩区。
Maniar等 (1989) 在研究花岗岩岩石化学与构造环境时指出, 同碰撞花岗岩A/CNK>1.15, 而火山弧花岗岩A/CNK<1.05。与之相比, 贺兰山地区黄旗口花岗岩绝大多数A/CNK>1.15, 平均值为1.35, 应与同碰撞花岗岩相当, 同时该花岗岩的其它化学参数与造山型花岗岩类的成分相比, 也符合同碰撞花岗岩 (CCG) 特征。
由此可见, 贺兰山地区黄旗口S型花岗岩形成于大陆碰撞造山环境。
3 就位机制及形成时代
3.1 就位机制
综前所述, 贺兰山地区黄旗口花岗岩具有如下一些特征。
(1) 呈北北东向展布于贺兰山褶断带中段, 平面形态为长椭圆形, 规模较大, 呈岩基状产出, 未见侵入于其它地质体中, 与青白口纪黄旗口组不整合接触。
(2) 岩石类型复杂, 以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主, 次为二云母花岗岩、二云母二长花岗岩。
(3) 岩石中普遍含深灰色细粒黑云母变粒岩、暗灰色黑云斜长片麻岩等变质岩捕掳体, 其长轴方向及片麻理走向大致与寄主岩中不甚发育的片麻理走向一致。
(4) 岩体大体可分出中心相—过渡相和边缘相, 自中心相—过渡相和边缘相, 岩体呈现一定的变化规律:捕虏体由无到有, 由少而多;矿物粒度由粗变细, 斜长石斑晶消失;由似斑状结构变为中粗粒结构;酸度逐渐增高, 石英含量增大;斜长石由中长石变为更长石。
(5) 岩体见有灰白色斜长伟晶岩、伟晶岩脉 (团块) , 与岩体分界截然且界面平直, 岩脉走向为北北东向, 大致与寄主岩中不甚发育的片麻理走向一致。
从上述特征可以看出, 贺兰山地区黄旗口花岗岩具有强力就位的特点, 其就位过程表现为:晋宁运动使贺兰山地区地壳逐渐加厚、压力增大、温度增高, 上地壳岩石局部熔融生成中酸性花岗岩浆, 在挤压机制的构造环境下, 这些岩浆借助于岩浆与围岩的密度差所产生的浮力沿薄弱地带 (断裂、裂隙、节理等) 上升到地壳浅部应力相对松弛部位汇聚、离散、扩张而最终定位。
3.2 形成时代
1978年, 宁夏地矿局区调队在进行1∶20万巴伦别立幅区调时于该岩体中获得了两组伟晶岩黑云母K—Ar法年龄值, 分别为16 96M a、16 81 Ma, 据此将其形成时代厘定为古元古代吕梁期。
20世纪90年代, 天津地质矿产研究所在该岩体中获得了两组锆石U—Pb法年龄值, 分别为1425±135Ma和1539±49Ma, 认为黄旗口花岗岩形成时代的下限不会早于长城纪晚期至蓟县纪早期。
通过上述四组同位素年龄值综合分析, 将黄旗口S型花岗岩形成时代厘定为中元古代长城纪 (晋宁期) 。
4 结语
贺兰山地区黄旗口花岗岩体呈岩基状产出, 岩体具不甚明显的岩相分带现象。岩石类型复杂, 以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主, 二云母花岗岩、二云母二长花岗岩次之, 蚀变较强烈。岩石化学成分总体呈中酸性, 岩浆分异强烈, 化学类型属钙性—钙碱性系列, 具壳源型花岗岩的基本特征。
综合分析表明, 贺兰山地区黄旗口花岗岩为上地壳深熔岩浆侵入形成的花岗岩类, 属S型花岗岩, 形成于大陆碰撞造山环境。具有汇聚、离散、扩张的强力就位特点, 形成时代厘定为中元古代长城纪 (晋宁期) 。
摘要：贺兰山地区黄旗口花岗岩体呈岩基状产出, 岩体具不甚明显的岩相分带现象。岩石类型复杂, 以黑云母英云闪长岩、二云母英云闪长岩为主, 二云母花岗岩、二云母二长花岗岩次之, 蚀变较强烈。岩石化学成分总体呈中酸性, 岩浆分异强烈。化学类型属钙性—钙碱性岩系, 具壳源型 (S) 花岗岩特征。综合分析表明, 贺兰山地区黄旗口花岗岩体成因类型属S型花岗岩, 形成于大陆碰撞造山环境, 具有汇聚、离散、扩张的强力就位特点, 形成时代厘定为中元古代长城纪 (晋宁期) 。
关键词：长城纪,花岗岩,地质特征,成因类型,构造环境,贺兰山地区
参考文献
[1]宁夏地质局区域地质测量队[R].1∶20万巴伦别立幅区域地质测量报告, 1984.
[2]宁夏回族自治区地质环境监测总站[R].1∶250000银川市幅区域地质调查报告, 2007.
[3]宁夏回族自治区地质调查院[R].宁夏回族自治区区域地质志, 2010.
花岗岩体 篇5
西昆仑山位于青藏高原的西北部,北与塔里木板块相邻[1],是古亚洲构造域和古特提斯构造域的结合部位[2],大地构造位置特殊,也是全球构造活动最活跃和地质景观最宏伟的地带之一。复杂的构造环境使该区花岗质岩石广泛分布,也成为众多地质学者关注研究的热点地区。
2002～2004年,笔者在西昆仑地区进行国土资源大调查工作过程中收集了大量第一手资料。宏观上,西昆仑地区岩体时代空间上总体呈现自北向南由老变新的特点,而阿卡孜岩体是西昆仑地区众多中酸性侵入体中同位素年龄最古老的酸性岩体,通过对阿卡孜岩体的研究,在揭示西昆仑地区构造演化历史方面具重要意义。通过对阿卡孜岩体的地球化学特征进行研究,并结合区域地质背景对其构造意义进行探讨,对西昆仑地区陆内造山活动进行反演追踪。
1 地质特征
阿卡孜岩体因位于西昆仑地区叶城县境内的阿卡孜大坂北侧而得名(图1)。出露面积19 km2,长约9.5 km,最宽处约3 km,岩体呈近东西向不规则透镜状岩株产出。大地构造位置属于西昆仑复合造山带北带。岩体北部、西部侵入古元古界赫罗斯坦岩群,南部与长城系塞拉加兹塔格群呈断层接触,东部被蓟县系博查特塔格群不整合覆盖[3]。岩体中部以细粒正长花岗岩为主,边部以细粒二长花岗岩为主。岩石呈灰红、浅灰白色,细粒花岗结构,块状构造、微定向构造、片麻状构造。据野外观察,该岩体岩石定向构造明显,定向面理向北北西方向,以60°以上倾角倾斜;岩体内局部可见较小暗色富云包体,包体沿区域构造片麻理方向强烈拉长,定向排列,包体长宽比一般为3∶1～5∶1,大者可达10∶1以上,清楚地表明该构造带的变形以强烈挤压、横向缩短为主要特征;相关岩脉主要为灰黑色辉绿岩墙,岩墙规模0.35～10 m,具冷凝边,长度不等,产状123°～170°∠60°～70°,为后期侵位的产物。
2 岩石地球化学特征
2.1 岩石化学特征
该岩体岩石主量元素组成及有关参数显示。其中SiO2含量较高,为63.68%～74.83%,变化较大,K2O为4.35%～6.5%,Na2O为2.91%～3.75%,Na2O/K2O=0.67～0.58,具富钾特征,全碱含量8.25%～9.02%,里特曼指数2.14～3.25,属钙碱性岩系,铝指数在0.97～1.05之间,为铝饱和型花岗岩。岩石主量元素接近于板内花岗岩的成分,在R1—R2命名图(图2)等多种类型样品成分投图判断,投点主要落入二长花岗岩及正长花岗岩区。
2.2 岩石微量元素特征
阿卡孜岩体的微量元素含量在球粒陨石标准化图[4]上(图3),显示富集Rb、Th、Ce、Sm,亏损Ba、Nb、Hf、Zr及Yb。具明显的大陆亲缘性,表明阿卡孜岩体物源是大陆物质或被大陆物质所混染。
2.3 岩石稀土元素特征
阿卡孜岩体岩石稀土元素丰度大于80×10-6,∑REE=166.14×10-6～992.1×10-6。稀土元素含量总体偏高,变化较大,分馏程度高,稀土元素球粒陨石标准化模式图[5]上(图4),其斜率为10.85～30.45,显示出向右倾的不对称“V”字型特点,显示了轻稀土元素明显富集的特征,具有明显的Eu负异常,与岩浆混合花岗岩有所不同,岩石具壳源型花岗岩特征,但源岩基性程度明显较高。图4显示除了一个样品外,绝大数样品均具有明显的Eu负异常,表明该岩体经历了大量的斜长石的分离结晶。
3 构造环境分析
该岩体的化学成分在A-C-F图解上均落入S型花岗岩区,微量元素比值K/Rb=206.5～278.1,Rb/Sr=0.72～3.83,Rb/Li=10.98～38.98,均属同熔型花岗岩,另据岩体与围岩关系,岩石富硅、碱、高钾、铝指数及稀土总量偏高、负Eu异常等综合判断,表明岩浆应来自地壳的部分熔融,相当于岩石S型花岗岩。而其中石英的δ18O=11.8%,属高δ18O花岗岩, 也说明其属S型花岗岩。阿卡孜岩体在Rb-Y+Nb和Rb-Yb+Ta图解[6](图5)上均落入板内花岗岩区域,在R1-R2构造环境分类均落在晚期(接近同碰撞)花岗岩区,地球化学型式(图3)苏丹萨巴洛卡板内花岗岩类似。总体上显示碰撞后花岗岩的地球化学特征,综合判定其形成环境为板内同碰撞期—造山晚期。据前述接触关系可判定该岩体形成时代早于蓟县系,晚于新太古代。岩体锆石U-Pb谐和曲线上交点年龄为2 261+98/-75Ma[7],侵入其中的浅色角闪正长花岗岩株、岩脉钾长石Rb-Sr模式年龄为1 508.0 Ma[8],全岩等时线年龄为1 408.0 Ma[9]。综合判断阿卡孜岩体应形成于古元古代。从西昆仑地区规模不等的52个中酸性侵入岩体地质年龄比较判断(见表2),阿卡孜岩体为该地区地质年龄最老的酸性侵入岩体。
4 结论与讨论
西昆仑地区不同时代不同规模的中酸性侵入岩体众多,通过对阿卡孜岩体的岩石地球化学特征及构造环境分析研究,表明西昆仑造山带陆内岩浆活动从古元古代就一直非常活跃。从卷入阿卡孜岩体地层特征来看,古元古界赫罗斯坦岩群已强烈变质变形,而蓟县系博查特塔格群不整合在阿卡孜岩体之上,推断西昆仑造山带强烈的陆内造山活动应在古元古代已经开始了。另外,纵观西昆仑地区,基底的硬结年代及性质、沉积相和沉积建造的类型、岩浆活动的方式和年代、构造变形的样式及年代、变质作用等,表现出由北向南减弱等差异特征,显然也指示西昆仑地区的构造活动和变质作用是自北向南发起的。通过对西昆仑地区不同时代的中酸性侵入众多岩体分析结果表明,阿卡孜岩体不仅是西昆仑造山带构造演化的产物,也是大规模陆内造山作用开始的标志。该时期陆内造山作用下的岩浆作用不仅使地壳增生加厚,同时也是古老的结晶基底隆起成山。西昆仑地区中酸性侵入岩横向对比也表明,阿卡孜地质年龄最老一期岩浆活动的产物,从另一个角度揭示出,塔里木板块在太古代晚期就已经存在板块构造活动迹象。
+ 张传林等,2003数据; △王中刚等,2000数据;▲王世炎等,2004 VAG—火山弧花岗岩, WPG—板内花岗岩, ORG—花岗岩, Syn—COLG—花岗岩, B—阿卡孜岩体
区域上,在我国华北地区太古代末期～古元古代初期的钾质花岗岩侵入具有普遍性,代表太古代末期～古元古代初期曾有一次重要的构造—热事件发生,也表明本区前寒武纪构造演化及陆壳增生事件与华北地区具有相似性。
参考文献
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