收稿日期: 2012-09-17; 改回日期: 2013-01-17
项目资助: 国家自然科学基金项目(批准号: 40972073)资助。
第一作者简介: 蔡明海(1965-), 男, 博士, 研究员, 主要从事矿床地质学教学和科研工作。Email: gxdxcmh@https://www.doczj.com/doc/4f1489102.html, 卷(Volume)37, 期(Number)3, 总(SUM)138 页(Pages)530~538, 2013, 8(August, 2013)
大 地 构 造 与 成 矿 学
Geotectonica et Metallogenia
湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石
Sm-Nd 同位素研究
蔡明海, 王显彬, 彭振安, 刘 虎, 郭腾飞, 谭泽模, 唐龙飞
(广西大学 资源与冶金学院, 广西 南宁 530004)
摘 要: 荷花坪锡多金属矿床是近年来在湘南地区新发现的一个大型矿床, 矿区花岗质岩石主要有印支期中粗粒似斑状黑云母花岗岩和中细粒黑云母花岗岩, 以及燕山期花岗斑岩脉和强蚀变花岗斑岩脉等。其中, 与成矿有关的是中粗粒似斑状黑云母花岗岩和强蚀变花岗斑岩脉。本文对区内不同花岗质岩石进行了系统的主量元素、微量元素、稀土元素和Sm-Nd 同位素测试。结果表明, 区内花岗质岩石富Si(SiO 2＞70%)、富Al(Al 2O 3=11.06%~18.26%), K 2O+Na 2O=3.51%~8.18%, 且K 2O ＞Na 2O, 贫Ca 、Mg 、Fe 、Ti 和P, δ＜3.3, A/CNK=0.93~2.85, 微量元素Ba 、K 、Sr 、P 和Ti 出现亏损, Rb 、Ta 、La 、Nd 、Zr 和Hf 出现富集, Eu/Eu *=0.06~0.34, 均属钙碱性过铝质花岗岩, 具S 型花岗岩特点。花岗质岩石εNd (t )=?7.1~?11.2, 两阶段Nd 模式年龄t 2DM =1509~1903 Ma, 主要为中元古代基底部分熔融产物。
花岗质岩石的εNd (t )均高于华南地壳端元的相应值?12.1, 锆石εHf (t )变化于?10.14~＋4.61之间, 显示成岩过程中应有少量地幔物质参与, 且花岗质岩石的成矿能力可能与其成岩过程中地幔物质的参与强度有关。
关键词: Sm-Nd 同位素；岩石成因；岩浆作用与成矿；锡多金属矿；荷花坪；湘南地区 中图分类号: P597 文献标志码: A 文章编号: 1001-1552(2013)03-0530-009
荷花坪锡多金属矿是湘南地区新发现的一个大型矿床, 成矿作用主要与区内的王仙岭复式岩体及花岗斑岩脉有关(吴寿宁, 2006; 蔡明海等, 2006)。关于区内岩浆岩前人进行过较多研究, Wei et al. (2007)、章荣清等(2010)、郑佳浩和郭春丽(2012)分别应用SHRIMP 锆石U-Pb 和LA-MC-ICP-MS 锆石U-Pb 法对不同岩性进行了年龄测定; 柏道远等(2006)对王仙岭岩体的地球化学特征进行了研究; 章荣清等(2010)、郑佳浩和郭春丽等(2012)分别对花岗斑岩脉和王仙岭岩体的Lu-Hf 同位素特征进行了讨论。本文在前人工作基础上, 系统开展了荷花坪矿区花岗质岩石Sm-Nd 同位素研究, 进一步探讨了区内花岗质岩石成因以及成岩与成矿关系。
1 地质背景和岩体地质特征
1.1 地质背景
荷花坪锡多金属矿区位于华南古生代褶皱系湘南-桂东坳陷的东部, 向东毗邻赣南-粤北隆起(图1)。
区域出露地层可分为三套: ①震旦系-寒武系浅变质碎屑岩; ②泥盆系-中三叠统滨、浅海相碳酸盐岩和碎屑岩; ③上三叠统-古近系陆相碎屑岩。区域范围内中生代中酸性侵入岩发育, 成岩时代以侏罗纪为主, 三叠纪次之, 白垩纪主要是一些中酸性岩脉和酸性小岩体。钨锡多金属成矿主要与侏罗纪花岗岩关系密切, 如骑田岭岩基南北两侧产出有芙蓉锡矿和新田岭钨矿, 千里山岩株的周边产出有柿竹园钨
第3期
蔡明海等: 湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd 同位素研究
531
1. 古近系-上三叠统碎屑岩;
2. 下三叠统-泥盆系碳酸盐岩、碎屑岩;
3. 寒武系-震旦系浅变质碎屑岩;
4. 燕山期花岗岩;
5. 燕山期花岗斑岩;
6. 印支期花岗岩;
7. 断裂;
8. 铜铅锌多金属矿;
9. 钨锡多金属矿。
图1 湘南地区地质矿产简图(据毛景文等, 2004修改)
Fig.1 Geological sketch map of Southern Hunan (after Mao et al., 2004)
多金属矿、红旗岭锡多金属矿等, 但与印支期岩体有关的锡矿化目前仅发现有荷花坪锡多金属矿(图1)。
荷花坪矿区出露地层主要有中泥盆统跳马涧组(D 2t )石英砂岩、泥质砂岩, 钙质粉砂岩; 中泥盆统棋梓桥组(D 2q )炭泥质灰岩、灰岩、白云质灰岩、白云岩。棋梓桥组是区内有利赋矿层位, 特别是棋梓桥组与跳马涧组的界面附近对成矿较为有利。矿区构造以NE 向张扭性断裂为主, 在跳马涧组砂岩和棋梓桥组灰岩界面附近发育有顺层破碎带。NE 向断裂和顺层破碎带分别控制了矿区Ⅰ号、Ⅱ号、Ⅲ号脉状矿体和Ⅳ号似层状矿体的产出(图2)。 1.2 岩体地质特征
荷花坪锡多金属矿区出露的岩浆岩主要有西北侧呈岩株状产出的王仙岭复式岩体和东南侧NE 向花岗斑岩脉(图1, 2)。
王仙岭复式岩体出露面积约19.7 km 2, 侵位于泥盆系和石炭系, 主要由中粗粒似斑状黑云母花岗岩和中细粒黑云母花岗岩组成。
中粗粒似斑状黑云母花岗岩为王仙岭复式岩体的主体岩性, 岩石呈灰-灰白色, 似斑状结构、块状构造。主要矿物成分为石英(28%~35%)、钾长石
(35%~40%)、斜长石(28%~35%)、黑云母(3%~4%)、电气石<2%、白云母<1%, 副矿物有锆石、磷灰石、钛铁矿、独居石等。岩石普遍含少量电气石且产生了不同程度的云英岩化, 锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb 年龄为235.0±1.3 Ma(郑佳浩和郭春丽, 2012)。
中细粒黑云母花岗岩分布在主体岩性周边或呈岩枝、岩脉穿插其中, 岩石呈灰-深灰色, 等粒花岗结构、块状构造。主要矿物组成为石英(25%~40%)、钾长石(25%~38%)、斜长石(25%~35%)、黑云母(2%~3%), 白云母<1%, 副矿物有锆石、磷灰石、钛铁矿、磁铁矿、独居石等。Wei et al.(2007)获得其锆石SHRMIP U-Pb 年龄为212±4 Ma 。
NE 向花岗斑岩脉可分为两类: 一类岩脉无明显矿化和蚀变现象, 斑晶含量15%~20%, 主要由钾长石、少量石英和斜长石组成, 基质由粒径小于0.02 mm 的石英、长石、黑云母等组成, 锆石SHRIMP U-Pb 年龄为159±3 Ma(Wei et al., 2007); 另一类岩脉发育有显著的蚀变和矿化, 目前仅在矿区西侧的龙潭附近见到。斑晶含量约25%, 主要由石英、钾长石和斜长石组成, 岩脉普遍发育有强烈的硅化、绿泥石化、绢云母化, 局部地段整个岩脉锡含量达
532 第37卷
1. 第四系;
2. 中泥盆统棋梓桥组灰岩;
3. 中泥盆统跳马涧组砂岩;
4. 印支期中粗粒似斑状黑云母花岗岩;
5. 印支期中细粒黑云母花岗岩;
6. 燕山期花岗斑岩;
7. 断裂;
8. 锡矿体及编号。
图2 荷花坪锡多金属矿区地质图(据吴寿宁, 2006修改)
Fig.2 Geological map of the Hehuaping tin-polymetallic deposit
工业品位(吴寿宁, 2006)(图2)。Wei et al. (2007)获得强蚀变花岗斑岩脉锆石SHRIMP U-Pb 年龄为142±3 Ma 。
此外, 在王仙岭复式岩体南东边缘偶见有呈脉状产出的细粒黑云母花岗岩小露头, 郑佳浩和郭春丽(2012)获得其MC-LA-ICP-MS 锆石U-Pb 年龄为155.9 ±1.0 Ma 。
2 样品分析方法
2.1 主量、微量及稀土元素
岩石主量、微量和稀土元素测试在宜昌地质矿产研究所完成, 主量元素分析采用X-荧光光谱仪, Ba 、Co 、Ni 、Sc 、Sr 的分析采用ICP-AES, 稀土元素等其他元素采用ICP-MS 。测试精度: Fe 2O 3和FeO 的RSD<10%, 其他主量元素的RSD<2%~8%; 稀土
元素和微量元素的RSD<10%。 2.2 Sr 、Nd 同位素
全岩Rb-Sr 、Sm-Nd 同位素测试在宜昌地质矿产研究所完成。Rb-Sr 同位素测定利用(85Rb+84Sr)混合稀释剂、HF-HClO 4混合酸进行样品分解, 采用AG50×8阳离子交换技术分离杂质, 在MAT-261可调多接收质谱计上进行同位素分析, 采用同位素稀释质谱法测定Rb 和Sr 含量, 利用质谱计测定
87Sr/86Sr 比值。分析过程中采用NBS987标准物质的87
Sr/86Sr 同位素组成测定值与标准值的相对偏差小
于0.015%, NBS607标准物质的Rb 、Sr 含量及同位素比值与证书值在测定误差范围内, 全流程Rb 、Sr 空白本底分别为50 pg 和20 pg 。
Sm-Nd 同位素分析流程: 称取两份已碎至200目的全岩样品。一份样品中加入145Nd+149Nd 混合稀
第3期蔡明海等: 湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd同位素研究 533
释剂, 然后用HF-HClO4混合酸将样品分解, 总稀土元素分离采用直径6 mm、长100 mm的Dowex50×8阳离子树脂交换柱, HCl作淋洗液, 收集含Sm和Nd 的一次解析液, 用于测定Sm、Nd浓度。另一份在不加稀释剂的情况下利用上述方面收集含Sm和Nd 的一次解析液, 并利用HDEHP交换柱进一步分离Nd, 收集含Nd部分的解析液, 用于Nd比值测定。将两份解析液在MAT-261可调多接收质谱计上进行质谱测定, 计算机自动处理数据, 采用国际标准样NBS987和实验室标准ZkbzNd控制仪器工作状态, 国家一级标准物质GBW04419(Sm-Nd)监控分析流程。Nd的全流程本底为20 pg。
3 地球化学特征
3.1主量、微量及稀土元素
荷花坪锡多金属矿区不同花岗质岩石的主量、微量和稀土元素测试结果及特征比值见表1。
表1荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石主量(%)、微量及稀土元素(μg/g)组成
Table 1 Major (%) and trace element (μg/g) compositions of the granitoids from the Hehuaping tin-polymetallic deposit 样号HH21 HH22 Hf0405 HH6HH24Hf0406HH12HH13HH14 Hf0404 HH18 岩性中粗粒似斑状黑云母花岗岩中细粒黑云母花岗岩花岗斑岩强蚀变花岗斑岩SiO2 70.88 77.30 72.43 72.2272.3373.51 75.0076.3676.28 75.05 80.78 Al2O3 18.26 13.25 14.38 13.6014.8613.34 11.4311.0711.06 12.44 11.44 Fe2O3 1.14 0.65 1.23 0.18 0.19 0.25 0.06 0.17 0.28 0.41 0.74 FeO 0.42 1.30 1.00 2.45 2.15 2.75 2.28 1.78 2.19 2.02 1.36 CaO 0.41 0.25 1.01 1.06 0.88 0.53 0.92 0.79 0.11 0.97 0.09 MgO 0.22 0.23 0.54 0.62 0.44 1.84 0.33 0.16 1.02 0.37 0.16 K2O 5.56 3.90 4.61 3.96 4.01 5.79 5.45 4.68 5.34 5.12 3.48 Na2O 0.19 0.15 3.32 4.03 3.46 0.20 2.73 3.28 0.07 2.54 0.05 TiO20.10 0.13 0.21 0.22 0.14 0.04 0.14 0.08 0.20 0.22 0.11 P2O50.06 0.21 0.18 0.17 0.19 0.27 0.06 0.02 0.04 0.03 0.03 MnO 0.12 0.05 0.09 0.09 0.07 0.08 0.04 0.04 0.26 0.05 0.02 灼失 2.36 1.76 1.15 1.17 0.91 1.42 0.96 0.50 1.97 1.37 1.42 Total 99.72 99.17 100.15
99.7799.63100.02
99.3898.9398.82 100.59 99.69
δ 1.17 0.48 2.13 2.17 1.89 1.17 2.08 1.89 0.87 1.83 0.33 A/CNK 2.58 2.69 1.17 1.06 1.28 1.77 0.95 0.93 1.81 1.08 2.85 Al＇220 164 42 12 64 112 ?12 ?16 98 20 142 La 37.70
26.5 29.98
30.7019.40 2.28
83.4055.0071.90
73.42 40.90
Ce 60.60
40.00
61.52
60.3038.60 4.70
165.00114.0079.20
143.80 47.40 Pr 8.71 6.35 7.03 7.37 4.74 0.56 19.7014.3014.00 15.82 7.56 Nd 27.50
20.60 25.19
24.8016.10 1.93
64.9048.9042.00 54.59 21.00
Sm 5.03 4.55 5.14 5.35 3.68 0.56 12.7011.80 6.80 9.84 4.80 Eu 0.49 0.47 0.48 0.30 0.22 0.05 0.44 0.24 0.56 0.57 0.18 Gd 3.81 3.74 4.15 4.65 3.13 0.61 11.2011.00 6.26 8.47 4.98 Tb 0.52 0.65 0.67 0.80 0.58 0.13 1.88 2.22 1.06 1.49 1.21 Dy 2.42
3.42 3.63
4.11
3.11
0.79
10.9014.10 6.36 9.11 8.65
Ho 0.38 0.57 0.66 0.69 0.52 0.13 2.12 2.92 1.30 1.86 1.86 Er 0.94 1.50 1.78 1.76 1.40 0.40 6.23 8.74 3.94 5.88 5.64 Tm 0.14 0.26 0.26 0.31 0.26 0.07 1.16 1.66 0.74 0.92 1.10 Yb 0.95 1.72 1.70 2.04 1.73 0.52 7.58 11.20 5.02 6.65 7.34 Lu 0.13 0.23 0.24 0.27 0.23 0.08 1.08 1.63 0.71 0.95 1.05 Y 7.82
16.10
17.76
19.5015.20 4.04
59.7088.9035.00
50.19 52.50
Rb 731 307 330.2 292 293 815.7 320 349 274 364.3 313 Cs 223 166 60.88 55.5 64.0 87.69 18.0 25.4 24.2 14.34 17.7
534 第37卷
续表
样号 HH21 HH22 Hf0405 HH6HH24
Hf0406
HH12
HH13
HH14 Hf0404
HH18
岩性 中粗粒似斑状黑云母花岗岩
中细粒黑云母花岗岩
花岗斑岩
强蚀变花岗斑岩
Sr 4.87 10.8 64.16 23.4 24.4 33.42 17.4 10.3 10.8 42.42 4.73 Ba 66.7 83.9 259.6 52.8 49.3 197.3 119 38.0 156 161.9 113 Nb 23.1 20.0 22.67 28.7 24.7 23.28 31.5 32.1 19.5 22.96 31.6 Ta
12.8 6.17 6.24 4.26 6.80 22.0 4.36 5.79 3.04 4.14
4.92
Zr 59.7 52.3 92.36 65.2 48.4 9.15 173 123 147 190.4 144 Hf 2.66 2.22 3.17 2.73 2.34 1.43 7.50 6.96 6.29 7.45 7.05 Be 8.13 6.82 7.14 20.3 18.4 19.3 7.68 11.0 6.29 8.26 4.22 U 1.98 14.5 18.22 19.3 32.1 13.56 21.1 28.2 8.90 22.07 11.1 Th
13.80 11.5 25.43 21.0 15.0 1.162 55.8 57.3 50.8 69.11
52.7 Cr 20.7 8.17 6.31 10.1 11.0 13.53 17.2 7.19 23.1 6.43 1.28 Ni 6.28 2.33 0.88 2.73 2.06 0.52 2.02 1.01 12.90 2.09 1.28 Co 1.64 1.68 2.20 2.89 2.26 0.49 1.58 ＜1
1.77
2.11
＜1 V 7.71 6.17 13.6 13.4 8.51 1.94 5.81 2.04 7.52 9.77 7.52 B 1120 1460 1358 65.6 603 120.4 4.7 8.3 9.9
8.2
12.0 Se 0.02 0.08 0.06 0.05 0.09 0.07 0.05 0.05 0.06 0.06 0.12 Ga 34.3 19.5 19.44 23.2 21.6 17.44 19.9 19.9 17.8 19.09 18.5 Sn
114 25.9 98.3 27.6 18.7 19.8 22.1 22.9 12.8 16.5
20.8 Nb/Ta 1.80 3.24 3.63 6.74 3.63 1.06 7.22 5.54 6.41 5.54 6.42 ∑REE 149.32 110.56 142.43 143.45
93.70
12.81 388.29
297.71
239.85 333.37
153.67 LREE/HREE 15.07 8.14 9.89 8.81 7.55 3.69 8.21 4.57 8.45 8.44 3.83 Eu/Eu * 0.33 0.34 0.31 0.18
0.19 0.26 0.11 0.06 0.26 0.19 0.11
(1) 主量元素
从表1可以看出, 荷花坪锡多金属矿区中粗粒似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩和强蚀变花岗斑岩的主量元素含量基本一致, 均表现为富Si(SiO 2＞70%)、富Al(Al 2O 3=11.06%~18.26%), 碱质含量变化大(部分样品因云英岩化等蚀变导致Na 流失), K 2O+Na 2O=3.51%~8.18%, 且K 2O ＞Na 2O, 贫Ca(CaO= 0.09%~1.06%)、Mg(MgO=0.16%~1.84%)、Fe(Fe 2O 3= 0.06%~1.14%; FeO 0.42%~2.45%)、Ti(TiO 2=0.04%~ 0.22%)和P(P 2O 5=0.02%~0.27%)。里特曼指数δ＜3.3, 铝碱指数A/CNK 分别为1.17~2.69、1.06~1.77、0.93~1.81
和2.85。均属钙碱性过铝质花岗岩。
上述主量元素特别是SiO 2、CaO 、MgO 、Fe 2O 3、FeO 、TiO 2和P 2O 5等含量与华南壳源改造型花岗岩(SiO 2=72.82%、CaO=1.20%、MgO=0.72%、Fe 2O 3= 0.83%、FeO=2.12%、TiO 2=0.26%、P 2O 5=0.11%)相似, 明显有别于华南同熔型花岗岩(SiO 2=64.85%、CaO=3.83%
、MgO=1.79%、Fe 2O 3=1.77%、FeO=3.14%、TiO 2=0.57%、P 2O 5=0.19%)(刘昌实等, 1990a)。铝过饱和度Al ′(Al ′=Al －Na －K －2Ca, 原子数)除两个花岗斑岩样品外, 其他均＞0, 在Al ′-SiO 2图解上均落在改造型花岗岩范围内(图3)。
图3 荷花坪锡多金属矿区花岗岩质岩石Al ′-SiO 2图解(底图据刘昌实等, 1989)
Fig.3 Al'-SiO 2 diagram of the granitoids from the Hehuaping tin-polymetallic deposit (after Liu et al., 1989)
第3期
蔡明海等: 湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd 同位素研究
535
(2) 微量元素
在微量元素蛛网图(图4a)上, 荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石均出现Ba 、K 、Sr 、P 和Ti 亏损, Rb 、Ta 、La 、Zr 、Hf 富集。不同岩性的Ta 含量均较高, 介于3.04~22.0 μg/g, Nb/Ta 比值较低, 介于1.06 ~7.22之间, 具有高演化花岗岩特点(赵振华等, 2008)。此外, 早期中粗粒似斑状黑云母花岗岩中B 含量高, 为1120~1460 μg/g, 与其含电气石有关。
(3) 稀土元素
中粗粒似斑状黑云母花岗岩ΣREE=110.56~ 149.32 μg/g 、LREE/HREE=8.14~15.07、Eu/Eu *=0.31~ 0.34; 中细粒黑云母花岗岩ΣREE=为12.81~143.45 μg/g 、LREE/HREE=3.69~8.81、Eu/Eu *=0.18~0.26; 花岗斑岩ΣREE=297.71~382.29 μg/g 、LREE/HREE= 4.57~8.45, Eu/Eu *
=0.06~0.26; 强蚀变花岗斑岩ΣREE=153.67 μg/g 、LREE/HREE=3.83、Eu/Eu *=0.11
(表1)。不同岩性均表现为轻稀土富集型且Eu 负异常显著, 稀土配分模式基本一致, 均为向右倾斜的“V 型”(图4b)。 3.2 Sm-Nd 同位素
区内不同花岗质岩石Sm-Nd 同位素组成见表2。 从表2可以看出, 中粗粒似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩和强蚀变花岗斑岩Sm/Nd 比值分别为0.18~0.20、0.21~0.22、0.16~0.20和0.24, 均属地壳岩石正常值(0.16~0.24)范围, 且不同岩性的比值接近, 暗示不同期成岩物质均匀和成岩过程中Sm-Nd 体系比较封闭。由于Rb-Sr 比Sm-Nd 的活动性强, 因此岩石中
87
Rb/86Sr 比值的变化范围
(36.27~217.4)远比Sm/Nd(以147Sm/144Nd 表示)的变化范围(0.0967 ~0.1332)大得多。计算得出, 不同岩石的εNd (t ) 介于?7.1~?11.2之间, t 2DM 介于1509~1903 Ma 之间。
图4 花岗岩微量元素蛛网图和稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)
Fig.4 Primitive mantle-normalized spider diagram(a) and REE distribution patterns(b) of the granites (normalization
values after Sun and McDonough, 1989)
表2 荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd 同位素组成
Table 2 Sm-Nd isotopic compositions of the granitoids from the Hehuaping tin-polymetallic deposit
样号
Rb (μg/g)
Sr (μg/g)
87
Rb/86Sr
87
Sr/86Sr
Sm (μg/g)Nd
(μg/g)
Sm/Nd
147
Sm/144Nd
143
Nd/144Nd
t (Ma) εNd (t )
t 2DM (Ma)HH21 1037 14.6 220.8 1.35583±0.00002 5.13427.910.180.1113 0.512049±0.000004 235 ?8.9 1736HH22 495.1 10.71 138.49 1.10309±0.00005 3.66517.930.200.1237 0.511991±0.000004 235 ?10.41858HH6 382.9 30.82 36.27 0.83649±0.00006 3.68216.720.220.1332 0.511993±0.000004 212 ?10.91874HH24 438.1 26.48 48.417 0.86138±0.00001 3.27715.560.210.1274 0.511967±0.000002 212 ?11.21903HH12 540.7 28.43 55.447 0.82481±0.00003 12.3264.820.190.1149 0.512176±0.000003 160 ?7.3 1546HH13 569.2 20.37 82.009 0.89161±0.00002 10.8647.380.200.1386 0.512210±0.000003 160 ?7.2 1532HH14 488.1 13.76 104.3 0.91228±0.00005 6.4740.470.160.0967 0.512133±0.000001 160 ?7.8 1584HH18 496.9 6.898 217.4 1.23087±0.00005 3.4114.1
0.24
0.1063 0.512192±0.000006 142 ?7.1
1509
注: (143Nd/144Nd)CHUR =0.512638。
536
第37卷
4 讨论
4.1花岗质岩石成因
区内四种花岗质岩石均为钙碱性过铝质花岗岩, 具有富Si、富Al和中等碱质, K2O＞Na2O, 贫Ca、Mg、Fe; 微量元素Ba、K、Sr、P和Ti亏损, Rb、Ta、La、Zr、Hf出现富集; 富轻稀土、Eu亏损强烈、稀土配分模式为向右倾斜的“V”型。主量、微量和稀土元素特点表明, 矿区内花岗岩类岩石与华南地区陆壳改造型(或S型)花岗岩特征基本一致, 属S型花岗岩。
区内不同花岗质岩石Sm/Nd比值介于0.16~0.22之间(表2), 与华南地区基底副变质岩层(0.15~0.24)基本一致(沈渭洲等, 1993), εNd(t)= ?7.1~?11.2, 均为较大的负值, t2DM介于1509~1903 Ma之间, 相当于中元古代。Nd同位素特点表明, 区内花岗质岩石主要为中元古代基底部分熔融产物。同时也可以看出, 尽管区内不同岩性εNd(t)以较大负值为特点, 但其均高于华南上地壳端元典型代表广西大容山堇青石花岗岩(εNd(t)=?12.1)和四堡群变质砂岩(εNd(t)=?12.8)(刘昌实等, 1990b), 暗示可能有部分地幔物质参与了岩浆作用过程。Hf同位素研究表明, 印支期中粗粒似斑状黑云母花岗岩εHf(t)为?7.92~＋4.61(郑佳浩和郭春丽, 2012), 燕山期花岗斑岩εHf(t)为?2.84~?10.14, 峰值为?6.5(章荣清等, 2010), 明显高于印支期壳源大容山-十万大山花岗岩的εHf(t)值(?9~?11)(祁昌实等, 2007), 以及十万大山旧州麻粒岩包体εHf(t)值(?6.5~?14.6)(赵亮等, 2010), 也表明王仙岭岩体及晚期花岗斑岩在成岩过程中有幔源物质参与。对比可以看出, 印支期花岗质岩石εNd(t)= ?8.9~?11.2, t2DM=1736~1903 Ma, 燕山期花岗质岩石εNd(t)=?7.1~?7.8, t2DM=1509~1584 Ma, 表明随着时代变新, 岩体中来自地壳再循环的组分相对减少, 而来自幔源岩浆组分相对增加。
综上所述, 荷花坪锡多金属矿区四种不同岩性的花岗质岩石主要为中元古代基底部分熔融产物, 总体显示出S型花岗岩特征, 但在成岩过程中可能有少量幔源物质参与。
4.2华南印支晚期花岗岩形成的地球动力学背景
华南地区印支晚期花岗岩具有面型分布特点, 成岩年龄主要集中在235~205 Ma之间(周新民, 2003), 比主碰撞期258~243 Ma (Carter et al., 2001)明显滞后, 形成于“后碰撞”动力学环境。华南地区印支晚期已有小规模的镁铁质岩浆活动产物, 如湖南道县辉长岩包体Sm-Nd等时线年龄为224±24 Ma(郭锋等, 1997)、锆石SHRIMP U-Pb年龄为225 Ma(范蔚茗等, 2003), 虎子岩基性岩中捕虏体的U-Pb年龄为220 Ma ( Dai et al., 2008)等, 均暗示了华南印支晚期存在拉张构造环境。Nd和Hf同位素研究表明, 印支期王仙岭岩体成岩过程中有少量幔源物质参与。
综上所述, 华南印支晚期花岗岩形成的构造动力学背景为区域拉张伸展, 且开始出现了地幔上涌和基性岩浆底侵。
4.3成岩对成矿的制约
(1) 成岩与成矿关系
荷花坪锡多金属矿区岩浆岩主要有中粗粒似斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、花岗斑岩和强蚀变花岗斑岩等, 其成岩时代分别为235 Ma、212 Ma、159 Ma和142 Ma(Wei et al., 2007; 郑佳浩和郭春丽, 2012)。区内矿化可分为矽卡岩型和蚀变碎裂岩型, 矽卡岩型矿化主要分布在王仙岭岩体内外接触带, 蚀变碎裂岩型矿化则叠加在早期矽卡岩型矿化边部或独立产出(吴寿宁, 2006; 蔡明海等, 2006)。蔡明海等(2006)获得早期矽卡岩型矿石辉钼矿Re-Os等时线年龄为224.0±1.9 Ma, 表明区内早期成矿与王仙岭早期中粗粒黑云母花岗岩有关。在晚期成矿作用中, 部分强蚀变花岗斑岩脉为矿体的组成部分, 因此强蚀变花岗斑岩成岩年龄值142±3 Ma应代表了区内晚期成矿作用的下限, 表明晚期成矿作用与强蚀变花岗斑岩脉同期或在其之后, 可能与邻区柿竹园矿床的第二期成矿作用134.0±1.6 Ma(毛景文等, 2004), 以及红旗岭矿床的形成时代143.1± 8.7 Ma(马丽艳等, 2010)相近。
由此可见, 荷花坪锡多金属矿区与成矿关系密切的主要是印支期的中粗粒似斑状黑云母花岗岩和燕山期的强蚀变花岗斑岩, 而印支期的中细粒黑云母花岗岩和燕山期花岗斑岩则与成矿关系不明显。
(2) 成矿与非成矿花岗质岩石的差异性
岩石地球化学特征表明, 荷花坪锡多金属矿区四种不同花岗质岩石的主量、微量以及稀土元素含量并无明显差异, 均显示了地壳改造型(或S型)花岗岩特征。野外观察表明, 区内与早期成矿有关的中粗粒似斑状黑云母花岗岩普遍产生了云英岩化, 与晚期成矿有关的花岗斑岩则产生了强烈的硅化、绢云母化和绿泥石化, 而与成矿关系不明显的中细粒黑云母花岗岩和花岗斑岩则无明显蚀变现象, 说明与成矿有关的岩体所伴随的流体作用要强于非成矿岩体。此外, 印支期中粗粒似斑状黑云母花岗岩、
第3期蔡明海等: 湘南荷花坪锡多金属矿区花岗质岩石Sm-Nd同位素研究 537
中细粒黑云母花岗岩和燕山期花岗斑岩、强蚀变花
岗斑岩Sn平均含量分别79.4 μg/g、22.0 μg/g、18.6
μg/g和20.8 μg/g, 同期花岗质岩石中与成矿有关的
岩性其Sn含量要高于不成矿岩性。
华南地区钨锡矿与陆壳改造型花岗岩有关, 但
并非所有的花岗岩都成矿。近年来研究表明, 与钨
锡成矿有关的花岗岩如骑田岭(蒋少涌等, 2006)、千
里山(赵振华等, 2000)、姑婆山(朱金初等, 2006)等大
多具有壳幔作用特征, 荷花坪锡多金属矿区花岗质
岩石Nd、Hf同位素特征也显示成岩过程中可能有
少量地幔物质参与。荷花坪锡多金属矿区中粗粒似
斑状黑云母花岗岩、中细粒黑云母花岗岩、花岗斑
岩脉和强蚀变花岗斑岩脉的εNd(t)均值分别为?9.7、
?11.1、?7.4和?7.1, t2DM均值分别1797 Ma、1889 Ma、1554 Ma和1509 Ma, 尽管这些特征值的差别不是很大, 但仍然显示出同期花岗质岩石中与成矿有关的
花岗质岩石εNd(t)均要高于不成矿岩石, 而t2DM则刚
好相反, 反映出与成矿有关的花岗质岩石在成岩过
程中幔源物质参与强度要高于不成矿岩石。陈斌等(2011)研究认为, 千里山岩体主要由粗粒似斑状黑
云母花岗岩和中细粒等粒二云母花岗岩组成, 其
εNd(t)分别为?7.8~?8.2和?5.9~?7.3, 后者的εNd(t)值
高于前者, 也显示出与成矿关系密切的中细粒等粒
二云母花岗岩有较大比例的幔源物质贡献。上述特
征有可能反映出花岗质岩石的成矿能力与成岩过程
中壳-幔作用强度相关联。
5 结论
(1) 区内花岗岩质岩石富Si(SiO2＞70%)、富Al (Al2O3=11.06%~18.26%), K2O+Na2O=3.51%~8.18%, 且K2O＞Na2O, 贫Ca、Mg、Fe, δ＜3.3, A/CNK=0.93~ 2.85, 微量元素Ba、K、Sr、P和Ti亏损, Rb、Ta、La、Zr、Hf出现富集, Eu/Eu*=0.06~0.34, 均属钙碱
性过铝质花岗岩, 具S型花岗岩特点。岩石的εNd(t)=
?7.1~?11.2, t2DM=1509~1903 Ma, 主要为中元古代
基底部分熔融产物, 形成于区域拉张伸展和基性岩
浆底侵的构造环境。
(2) 区内花岗质岩石的εNd(t)高于华南地壳端元
的相应值?12.1、锆石εHf(t)变化于?10.14~＋4.61, 显
示成岩过程中应有少量地幔物质参与。
(3) 成矿花岗质岩石εNd(t)高于同期不成矿的花
岗质岩石, 而t2DM则刚好相反, 表明区内花岗质岩
石的成矿能力可能与其成岩过程中地幔物质的参与
强度有关。致谢: 野外工作得到了湖南有色地质勘查一总队领导和同行的大力支持, 两位审稿人对本文的修改提出了宝贵意见, 在此一并表示感谢！
参考文献(References):
柏道远, 陈建成, 马铁球, 王先辉. 2006. 王仙岭岩体地质地球化学特征及其对湘东南印支晚期构造环境的
制约. 地球化学, 35(2): 113?125.
蔡明海, 陈开旭, 屈文俊, 刘国庆, 付建明, 印建平. 2006.
湖南荷花坪锡多金属矿床地质特征及辉矿Re-Os测
年.矿床地质, 25(3): 263?268.
陈斌, 马星华, 王志强, 王超. 2011. 南岭地区千里山复式岩体中补体与主体成因联系及其成矿意义. 矿物
学报, (增刊): 9?11.
范蔚茗, 王岳军, 郭锋, 彭头平. 2003. 湘赣地区中生代镁铁质岩浆作用与岩石圈伸展. 地学前缘, 10(3): 159?169.
郭锋, 范蔚茗, 林舸, 林源贤. 1997. 湘南道县辉长岩包体的年代学研究及成因探讨. 科学通报, 42(15): 1661 ?1663.
蒋少涌, 赵葵东, 姜耀辉, 凌洪飞, 倪培. 2006. 华南与花岗岩有关的一种新类型的锡成矿作用: 矿物化学、元
素和同位素地球化学证据. 岩石学报, 22(10): 2509?2516.
刘昌实, 朱金初. 1989. 华南四种成因类型花岗岩类岩石化学特征对比. 岩石学报, 5(2): 38?48.
刘昌实, 朱金初, 沈渭洲, 徐士进. 1990a. 华南花岗岩物源成因特征与陆壳演化. 大地构造与成矿学, 14(2): 125?138.
刘昌实, 朱金初, 沈渭洲, 徐士进. 1990b. 华南陆壳改造系列花岗岩类型划分和成岩物质来源. 地质学报, 64(1): 43?52.
马丽艳, 路远发, 付建明, 陈希清, 程顺波. 2010. 湖南东坡矿田金船塘、红旗岭锡多金属矿床Rb-Sr、Sm-Nd
同位素年代学研究. 华南地质与矿产, (4): 23?29.
毛景文, 李晓峰, Bernd Lehmann, 陈文, 蓝晓明, 魏绍
六.2004.湖南芙蓉锡矿床锡矿石和有关花岗岩的
40Ar-39Ar年龄及其地球动力学意义. 矿床地质, 32(2): 164?175.
祁昌实, 邓希光, 李武显, 李献华, 杨岳衡, 谢烈文. 2007.
桂东南大容山-十万大山S型花岗岩带的成因: 地球
化学及Sr-Nd-Hf同位素制约. 岩石学报, 23(2): 403?412.
沈渭洲, 朱金初, 刘昌实, 徐士进, 凌洪飞.1993.华南基底变质岩的Sm-Nd同位素及其对花岗岩类物质来源
的制约. 岩石学报, 9(2): 115?124.
538
第37卷
吴寿宁. 2006. 湖南郴州荷花坪锡多金属矿床地质特征.
矿产与地质, 20(1): 43?46.
章荣清, 陆建军, 朱金初, 姚远, 高剑峰, 陈卫锋, 招湛杰. 2010. 湘南荷花坪花岗斑岩锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb年龄、Hf同位素制约及地质意义. 高校地质学报, 16(4): 436?447.
赵亮, 郭锋, 范蔚茗, 李超文, 覃小锋, 李红霞. 2010. 广西十万大山地壳演化: 来自印支期花岗岩中麻粒岩包体锆石U-Pb年代学及Hf同位素记录.科学通报, 55(15): 1489?1498.
赵振华, 包志伟, 张伯友, 熊小林. 2000. 柿竹园超大型钨多金属矿床形成的壳幔相互作用背景. 中国科学(D辑), 30(增刊): 161?168.
赵振华, 熊小林, 王强, 乔玉楼.2008.铌与钽的某些地球化学问题. 地球化学, 37(4): 304?320
郑佳浩, 郭春丽. 2012. 湘南王仙岭花岗岩体的锆石U-Pb 年代学、地球化学、锆石Hf同位素特征及其地质意义. 岩石学报, 28(1): 75?90.
周新民. 2003. 对华南花岗岩研究的若干思考.高校地质学报, 9(4): 556?565.
朱金初, 张佩华, 谢才富, 张辉, 杨策. 2006. 南岭西段花
山-姑婆山A型花岗质杂岩带: 岩石学、地球化学和
岩石成因. 地质学报, 80(4): 529?542.
Carter A, Roques D, Bristow C and Kinny P. 2001.
Understanding Mesozoic accretion in southeast Asia: Significance of Triassic thermotectonism (Indosinian orogeny) in Vietnam. Geology, 29(3): 211?214.
Dai B Z, Jiang S Y, Jiang Y H, Zhao K D and Liu D Y. 2008.
Geochronology, geochemistry and Hf-Sr-Nd isotopic compositions of Huziyan mafic xenoliths, southern Hunan Province, South China: Petrogenesis and implications for lower crust evolution. Lithos, 102(1?2): 65?87.
Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle
composition and processes // Saunders A D and Norry
M J. Magmatism in the ocean basins. Geological
Society Special Publications, 42: 313?345.
Wei D F, Bao Z Y, Fu J M and Cai M H. 2007. Diagenetic and mineralization age of the Hehuaping tin-polymetallic orefield, Hunan province. Acta Geologica Sinica, 81(2): 244?252.
Study on Sm-Nd Isotope of Granitoids of the Hehuaping
Tin-Polymetallic Deposit, South Hunan Province
CAI Minghai, WANG Xianbin, PENG Zhen’an, LIU Hu, GUO Tengfei, TAN Zemo and TANG Longfei (College of Resources and Metallurgy, Guangxi University, Nanning 530004, Guangxi, China)
Abstract: The Hehuaping tin-polymetallic deposit is a large-scale deposit newly discovered in Southern Hunan province. It consists of four main ore bodies located in the Southeast portion of the Wangxianling granite pluton. The granitiod rocks are distinguished as two epochs: Indosinian biotite granite and Yanshanian granite porphyry dike. Tin-polymetal mineralization is related to the Indosinian middle-coarse grained biotite granite and the Yanshanian intensely altered granite porphyry dike. The granitic rocks are rich in Si (SiO2＞70%), Al (Al2O3=11.06%~18.26%), K2O+Na2O contents varying from 3.51% to 8.18%, with K2O＞Na2O, A/CNK=0.93~2.85, enriched in trace elements such as Rb, Ta, La, Nd, Zr and Hf, and depleted in Ba, K and Sr, Eu/Eu* values of the rocks vary from 0.06 to 0.34, indicating the rocks are calc-alkaline, peraluminous S-type granite. The εNd(t) values of the granitiod rocks vary in range of ?7.1 to ?11.2, and two stages Nd model ages (t2DM) range from 1509 Ma to1903 Ma, showing that the granitoids were derived from remelting of the Mesoproterozoic basement rocks. Considering that the εNd(t) values of the rocks are higher than the mean value of the South China crust (?12.1), and the rather high zircon εHf(t) values of the granitic rocks (?10.14 to＋4.61), we suggest that the mantle contribution is significant. The tin mineralization is closely related to the mantle participation.
Keywords: Sm-Nd isotope; magmatic origin; magmatism and tin mineralization; tin-polymetallic deposit; Hehuaping; South Hunan province
闪长岩 中文名称：闪长岩 英文名称：diorite 定义：含SiO2 53%~66%的中性深成岩，主要由中性斜长石和普通角闪石组成。是很好的建筑石材 概括： 闪长岩是中性钙碱性侵入岩的代表，为全晶质岩石，呈灰色或灰绿色，具半自行中粒结构，块状构造，也可有斑杂构造。主要由角闪石和斜长石组成，次要矿物为辉石或黑云母、钾长石、石英。钾长石和石英的含量很少，一般小于5%。 并不是每种闪长岩都含有以上次要矿物，常常是由其中的一两种，主要是在某些过度类型的闪长岩中，如向基性类过度的闪长岩，常有辉石出现，向酸性过度的闪长岩，则常有黑云母、钾长石和石英。 角闪石多呈半自行长柱状，新鲜的可见较清楚的解理面。斜长石多呈灰色或者灰白色，半自行长方板柱状晶体，较新鲜的晶体可见清
楚的玻璃光泽，有时可见清晰的聚片双晶。 组成部分： 19世纪初、中期，闪长岩和辉长岩的划分标准分歧较大，命名混乱。其化学成分介于酸性、基性岩之间，SiO2 含量52%～65%，FeO、Fe2O3、MgO各约3%～5%，Al2O3约16%～17%，Na2O 3%，K2O 2%。矿物成分主要由中性斜长石和一种或数种暗色矿物组成。最常见的暗色矿物是角闪石，有时为辉石、黑云母。岩石中可含少量石英和钾长石，石英﹤20%，钾长石﹤10%。典型的闪长岩中浅色矿物含量65%～75%，暗色矿物20%～30%。结构多半为半自形粒状，斜长石晶形一般较好，呈板柱状，矿物颗粒均匀，多为块状构造。根据石英含量和暗色矿物种类，闪长岩（类）又可分为闪长岩、石英闪长岩、辉石闪长岩。 颜色特征: 闪长岩是一种颜色较深的岩石，多呈灰黑色，带深绿斑点的灰色或浅绿色，色率20%～35%。当暗色矿物因蚀变而绿泥石化，纤闪石化时，岩石显出不同程度的绿色色调，作为饰面石材更具美感。闪长
花岗岩：（为深成岩）主要矿物有石英（30%左右）、钾长石和酸性斜长石，一般钾长石多于斜长石，暗色矿物以黑云母为主，等粒结构，颜色一般呈灰白色、肉红色。深色矿物多时呈深灰色，有时钾长石斑晶很大，形成似斑状结构，称为斑状花岗岩。 花岗闪长岩：（为深成岩）是花岗岩和闪长岩之间的一种过渡性的酸性岩类，同花岗岩相比，它的主要特点是斜长石含量较多（大于40%），且多于钾长石，石英含量较花岗岩低些（约15%）。暗色矿物含量增高（约15%），并以角闪石为主，多于黑云母，岩石颜色较花岗岩较深，呈灰绿色或暗灰色，粒状结构，块状构造。 花岗斑岩：（为浅成岩）主要矿物有石英（30%左右）、钾长石和酸性斜长石，一般钾长石多于斜长石，暗色矿物以黑云母为主，斑状结构，斑晶为钾长石和石英，晶质是隐晶质-细粒结构。 花斑岩：（为深成岩）主要矿物有石英（30%左右）、钾长石和酸性斜长石，一般钾长石多于斜长石，暗色矿物以黑云母为主，具有似斑状结构，斑晶较大，基质为显晶中粒结构。 伟晶岩：是具有伟晶结构的浅色脉岩，矿物结晶粗大，一般在1-2cm以上，个别的甚至以米来衡量或以吨来计算。矿物成分有的相当于花岗岩，有的相当于闪长岩、辉长岩和正长岩，其中以花岗伟晶岩最常见，化学成分复杂，富含稀有、稀土以及放射性元素，可富集成有价值的矿床。 滑石：单斜晶系，属层状构造的硅酸盐，微细晶体，呈六方或菱形板状，通常呈致密块状或鳞片状集合体，解离面具有珍珠光泽晕彩，硬度1，具有滑感，单向极完全解离，薄片具有挠性，硬度1，比重2.7—2.8。 白云母片岩：灰白色。鳞片变晶结构。片状构造。石英、长石、白云母共存。主要出现于酸性岩浆岩；此外，还常出现于云英岩、变质片岩和片麻岩中。 石英正长岩：岩石颜色主要决定于所含钾长石的颜色，多为浅红色、浅灰色或白色，岩石稍带绿色，含有少量石英。 正长斑岩：为浅成岩，斑状结构，斑晶都是钾长石，有时也有角闪石或黑云母。斑晶晶形一般均较完整，基质为隐晶质。 辉长岩：（为深成岩，通常呈小规模深成倾入体或岩盘、岩床等形状产出）。由辉石和基性斜长石组成，二者近于1：1，含有少量橄榄石和角闪石，粗粒到中粒结构，块状构造，颜色为黑色或黑灰色，含辉石较少。 辉绿岩：（为浅成岩，多呈岩床或岩墙产出）由辉石和基性斜长石组成，二者近于1：1，细粒至隐晶质结构，长条状的斜长石交织成网状，生成较晚的辉石填充于其间隙，块状构造，有时有气孔和杏仁构造，常因辉石绿泥石化，基性斜长石也因钠长石化而分解为方解石、绿帘石等。而使岩石呈绿色或暗绿色，分布较少。 玄武岩：（分布最广的喷出岩）由辉石和基性斜长石组成，二者近于1：1，新鲜岩石多呈黑色、黑灰或暗灰色，风化后常呈黄褐色、暗红色或灰绿色，细粒至隐晶质结构，也可有玻璃质和斑状结构，多具气孔、杏仁构造，也有块状构造。 闪长岩：（为深成岩）矿物组分为中性斜长石（65%-75%）普通角闪石（25%-35%），两者比例为2：1,其次为辉石黑云母，没有或有少量石英。多为粗粒、中粒结构，块状构造。一般为灰色或或绿色，与基性岩过渡的种属，暗色矿物含量大于40%，则颜色较深，可呈深灰、灰黑色，可称为暗色闪长石；暗色矿物含量小于20%，可称浅色闪长石。 石英闪长岩：（为深成岩）矿物组分为中性斜长石（65%-75%）普通角闪石（25%-35%），两者比例为2：1,其次为辉石黑云母，没有或有少量石英。多为粗粒、中粒结构，块状构造。一般为灰色或或绿色，与基性岩过渡的种属，暗色矿物含量大于40%，则颜色较深，可呈深灰、灰黑色，可称为暗色闪长石；暗色矿物含量小于20%，可称浅色闪长石。石英含量达。
同位素地球化学调查研究方法综述 摘要：同位素地球化学可以分成稳定同位素地球化学和放射性同位素地球化学两类。根据两类同位素的不同特性，继而各自发挥所长，为地球化学研究作出卓越的贡献。例如稳定同位素地球化学是根据自然过程中发生同位素分馏现象的原理，探讨地质过程物质来源与环境条件等问题；[1]放射性同位素地球化学为研究地球或宇宙体的成因与演化，为地球科学从定性研究到定量研究的发展作出了重要贡献。[2] 关键词：同位素地球化学；稳定同位素；放射性同位素；成岩成矿 1放射性同位素地球化学 凡是原子能稳定存在的时间小于10 17年的核素就是放射性同位素或放射成因同位素,这些同位素多半是原子质量小于83,质量数小于209的核素. 1.1放射性同位素的特性 ①衰变作用是发生在原子核内部的反应,反应结果由一种核素变成另一种核素;②衰变不断的自发地进行，并有恒定的衰变比例；③衰变反应不受温度、压力、电磁场和原子核存在的形式等物理化学条件的影响；④衰变前和衰变后核素的原子数只是时间的函数。1.2同位素地质年代学基础 同位素年代学，是同位素地质学分支之一。利用自然界放射性衰变规律研究测定各种地质体的形成时代的同位素计时方法。它根据放射性同位素衰变规律确定地质体形成时间和地质事件发生的时代,以研究地球和行星物质的形成历史和演化规律[3]。 根据（一）中的同位素特性，由Rutherford总结出放射性同位素衰变定理，即单位时间内衰变的原子数与现存放射性母体的原子数成正比，数学表达式为： -dN/dt=λN ㈠（注释：式中N为在t时刻存在的母体原子数；dN/dt为t时的衰败速率，负号表示N随时间减少；λ为衰败常数，表示单位时间内发生衰败的原子数的比例数。）放射性同位素的衰变定律是同位素地质年代学的基础。还有一个公式是t=1/λ㏑{[(D/Ds)- (D/Ds)0]/(N/Ds)+1}㈡（注释：N为在t时刻存在的母体原子数；λ为衰败常数；D和D0分别是t时和t=0时的同位素的与原子数；DS是参照同位素；D/Ds代表样品现今的同位素原子数比值，用质谱仪直接测定获得；(D/Ds)0样品初始同位素原子数比值；N/Ds是母体同位素与参照子体同位素原子数比值，一般通过同位素稀释法分析计算获得；）满足（二）式有几个条件：①应当选择适当半衰期的放射性同位素体系；②准备测定衰变常数；③高精度的同位素制样和质谱测定技术；④测定对象处于封闭体系中。 1.3具体实例说明同位素在岩石成因研究中的应用 目前在地球科学研究中对新生代前的地质事件应用最广泛的同位素年代学方法有U-Th-Pb 体系、Sm-Nb体系、Rb-Sr体系、K-Ar体系、Ar-Ar体系、Re-Os体系、Lu-Hf体系、14C等 1.3.1锆石U-Pb年龄、Sr-Nd-Hf同位素地球化学与岩石成因 对赣东北鹅湖岩体进行了SHRIMP 锆石U-Pb 年代学、元素和Sr-Nd-Hf同位素地球化学及岩石成因研究。SHRIMP 锆石U-Pb 定年结果表明，鹅湖岩体形成于早白垩世的（121.7±2.9） Ma；
斜长浅粒岩，风化色与新鲜面均为灰白色，鳞片粒状变晶结构，块状构造。岩石主要由斜长石、石英、黑云母、石榴石构成。其中斜长石（65%±）灰白色，半自形板状－他形粒状，略显定向分布，约0.5mm；石英（30%±）烟灰色，他形粒状充填，约0.5mm；黑云母少量，黑褐色片状，被绿泥石交代；石榴石少量，他形粒状，约为0.5mm，被绿泥石交代。 橄榄方解石大理岩，风化色及新鲜面均为灰白色，粒状变晶结构、块状构造。主要成分为大理岩（55%），白云岩（35%），橄榄石（10%）。 英云闪长岩，风化色为淡黄色，新鲜面为灰白色。中-细粒结构，块状构造。岩石由斜长石、石英、黑云母、白云母组成，其中，斜长石近半自形板状－它形粒状，含量约为60%。石英它形粒状，含量约为25%，零散定向分布。黑云母片状，含量为约10%，局部绿泥石化。 石英闪长岩，风化色及新鲜面均为灰黑色，粗-中粒结构，块状构造。岩石主要矿物为斜长石、石英、黑云母、白云母构成。其中斜长石近半自形板状－他形粒状，略显定向分布，具绢云母化，含量75%。石英他形粒状，含量15%。黑云母鳞片－叶片状，零散略显定向分布，含量10%。 闪长岩，风化色及新鲜面均为灰黑色。岩石主要矿物为斜长石、角闪石、黑云母、石英组成。其中斜长石（70%±），近半自形板状－它形粒状，略显定向分布，绢云母化明显;角闪石（15%±），它形柱、粒状，与黑云母、石英等混杂定向分布。黑云母（10%±），片状，主与角闪石混杂相对显条纹状定向分布;石英（5%±），石英它形粒状，零散或集合体呈似条纹状等定向分布。 板岩，风化色及新鲜面均为灰白色，变余粉晶结构，似板状构造。岩石主要由方解石、白云石、生物碎屑组成。其中方解石（90%±），它形粒状，杂乱分布；白云石（5%±），它形粒状；生物碎屑（5%±），主为棘皮类，零星分布。 灰黑色细砂板岩，风化色为黑色，新鲜面为灰黑色，变余粉砂状结构，似板状构造。碎屑成分为砂级碎屑（70-75% ）；填隙物（20-25% ），部分变质为绢云母。胶结类型属基底式。 变质粉砂质细砂岩，风化色为黄绿色，新鲜面为绿色，变余粉砂质细砂状结构，似板状—变余层理构造。碎屑成分为砂级碎屑，其中细砂（50-55），粉砂（35-40%）。填隙物（10-15%），主要为粘土，已变为绢云母、绿泥石。胶结类型属基底式。 粗粒岩屑长石砂岩，风化色为灰绿色，新鲜面为绿色，粗粒砂状结构，块状构造。碎屑成分为砂级碎屑，其中长石（35-40%）、石英（35-40%）、岩屑（25-30%）。填隙物（1-5%），主要为粘土，已变为绢云母、绿泥石。胶结类型属接触式。 变质粗中粒长石砂岩，风化色为砖红色，新鲜面为肉红色，变余中粗粒砂状结构，块状构造。碎屑成分为砂级碎屑，其中石英（50-55%），长石（40-45%）。填隙物（10-15%），主要为粘土，已变为绢云母、绿泥石。胶结类型属接触式。
同位素地球化学研究进展
1 概述 同位素研究是地质学的重要研究手段之一，可以视之为科学研究史上的革命，它的发展极大地加速了许多科学研究进程。同位素地质应用是同位素地球化学的重要组成部分。随着放射性现象的发现，同位素的分析逐渐被建立为独立的研究领域。作为独特的示踪剂和形成环境与条件的指标，同位素组成已广泛的应用到陨石、月岩、火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物以及各种矿床等领域的研究。通过研究同位素在地质体的分布及在各种地质条件下的运动规律来研究矿物、岩石和矿床等各个领域，成为解决众多地质地球化学问题的强有力手段。 地球的历史是一个由大量地质事件构成的漫长的时间序列，它具有灾变和渐变相间的特点。我们在认识这一复杂的过程时，主要依据能保留事件踪迹的证据。同位素的迁移活动寓于地质作用之中，地质事件对地球的影响有可能跨越后期作用而被保存下来，因此同位素组成上的变异常常能提供最接近事实的证据，并且相关研究也用一系列显著成绩证实了这点。 1.1 同位素地球化学的发展现状 同位素的丰度和分布的研究正经历着飞跃性的发展。在不到一百年的时间里，已经取得了非凡的成果，解决了一系列重要的问题，如南非南德斯金矿的成因问题。此外，随着大量的数据和文章的面世，理论基础的不断完善，实验技术的不断发展，同位素地球化学迄今为止仍在快速的发展着，并不断与其他学科相互渗透形成新的学科分支，如宇宙同位素地球化学、环境同位素地球化学等。因此，同位素地球化学已非局限于研究地球及其地质现象，而是扩展到了太阳系的其他星体和其他科学领域。显然，地质学已到了一个新的时期，即同位素地质学时期。 1.2 同位素概念 1913年，Soddy提出了同位素概念，即原子内质子数相同而中子数不同的一类原子即为同位素。一个原子可以有一种或多种同位素。有的元素仅有稳定同位素（如O、S），稳定同位素的原子核是稳定的，目前还未发现他们能自发衰变形成其他的同位素。有的仅有放射性同位素（如U、Th）。放射性同位素原子核是不稳定的，他们能自发的衰变形成其他的同位素，最终转变为稳定的放射成因同
世上无难事，只要肯攀登 闪长岩 闪长岩为全晶质中性深成岩的代表岩石，也是花岗石石材中主要岩石类型 之一。主要由斜长石（中－更长石）和一种或几种暗色矿物组成，后者总量一 般为20～35％。不含或仅含少量的钾长石，一般不超过长石总量的10％。不 含或含极少量石英，其量不超过浅色矿物总量的5％。暗色矿物以角闪石为 主，有时有辉石和黑云母。副矿物主要有磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和榍石等。19 世纪初、中期，闪长岩和辉长岩的划分标准分歧较大，命名混乱。其化学成分介于酸性、基性岩之间，SiO2 含量52%～65%，FeO、Fe2O3、MgO 各约3%～5%，Al2O3 约16%～17%，Na2O3%，K2O2%。矿物成分主要由中性斜长石和一种或数种暗色矿物组成。最常见的暗色矿物是角闪石，有时为辉石、 黑云母。岩石中可含少量石英和钾长石，石英﹤20%，钾长石﹤10%。典型的闪长岩中浅色矿物含量65%～75%，暗色矿物20%～30%。结构多半为半自形粒状，斜长石晶形一般较好，呈板柱状，矿物颗粒均匀，多为块状构造。根据石 英含量和暗色矿物种类，闪长岩（类）又可分为闪长岩、石英闪长岩、辉石闪 长岩。 闪长岩是一种颜色较深的岩石，多呈灰黑色，带深绿斑点的灰色或浅绿色，色率20%～35%。当暗色矿物因蚀变而绿泥石化，纤闪石化时，岩石显出不同程度的绿色色调，作为饰面石材更具美感。闪长岩的物理特征是：压缩强 度130～200MPa（干）或100～160MPa（湿），抗弯强度为10～25MPa，体积密度2.85～3.00g/cm3，吸水率0.4%。闪长岩类石材矿床多分布于地盾上，其它构造单元上亦可见到。闪长岩很少组成独立的岩体，往往与基性岩，酸性岩
放射成因同位素分析报告 在地学领域中，同位素地球化学是现代地球科学研究的不可缺少的分支和重要支柱，在进行地质和天体演化事件的定年、研究天体演化、地幔和岩石圈的分异演化、岩石成因和恢复古大地构造环境等方面起着极大的作用,而应用同位素比值进行定年或地质历史示踪，是两大主要应用。我将从放射成因同位素地质年代测定、地球化学示踪和同位素的样品处理与数据报道三个方面来讲叙我对该课程的理解。 一是介绍原理，当岩石或矿物或某个自然体系在某次地质事件形成时，放射性同位素以一定形式进入其中，随时间延续，该母体同位素不断衰减，放射成因子体同位素逐渐增加。只要体系中母体和子体的原子数变化仅仅由放射性衰变引起，那么准确测定岩石矿物中母体和子体同位素含量，就可根据放射性衰变规律计算出该岩石矿物形成的地质年龄。 等时线法：以Rb-Sr体系为例： 由此可见，为测定一地质体系的年龄，需要知道现代子体同位素比值和母子体同位素比值以及子体同位素的初始比值。在许多情况下，初始比值是不知道的，因此一般情况下并不能用式(1.2)定年。但是如某一体系中有若干样品，它们(与体系)同时形成，且有相同的初始值，而且此体系从形成后一直保持封闭，因此该式具有Y=aX+b的形式。对一组具备上述条件的样品，投在直角坐标图中，样品点应呈线性排列，此直线称之为等时线，其在纵坐标上的截距即为初始比值；由斜率(k= eλt-1)可计算年龄。这种方法称之为等时线法。但是需要满足以下几个要求： a.等时：测量对象同时形成。 b.同源：岩石来源于同一源区，有相同的初始比值。 c.封闭：体系形成后，未受扰动，没有母子体同位素丢失，或外来母子体同位素的加入。 d.较大的母子体比值差异：数据点能拉开，获得的年龄精度较高。 还有就是锆石U-Pb定年法，是近年来比较流行常用的方法，此方法快速精确，应用很广，这里就不多介绍了。 下面讲讲放射性同位素地球化学示踪原理。当源区岩石部分熔融形成岩浆时，在高温下，同位素组成成达到平衡，因此岩浆的同位素组成与源区岩石的同位素组成一致，岩浆侵位到地壳浅部凝固，此时的放射成因子体同位素比值就是岩浆岩的同位素初始比值，当岩浆冷却到封闭温度以下时岩浆岩中的放射性母体同位素衰变形成的放射成因子体同位素开始在岩浆岩中积累，经过很长时间到现在，因此，岩浆岩的同位素初始比值就是体系(岩浆)形成时源区岩石的同位素比值，由此可以追索源区的性质。 然而，同一性质的岩石经常表现出同位素组成的不均一性，同位素组成的不均一可能由于源区物质本身的不均一而引起，也可能由于外来物质对母岩浆的混染而引起，而初始比值的不均一和岩浆的同化混染都可以用同位素体系示踪。现在已有了许多模型，描述岩浆混合过程中同位素组成的变化。虽然这些模式是十分简化了的，但仍能用来模拟实际地质情况。在这一方面同位素比值是十分有用的参数。当然也必须指出，在结晶分异过程中，一般不改变放射成因同位素的组成，所以放射成因同位素比值不能直接用来作单纯结晶分异过程的示踪剂，只有当与微量元素结合在一起时才能检验单纯的结晶分异作用。 再讲讲同位素的样品处理与数据。无论是放射性同位素定年还是地球化学示踪，都需要获得精确地测定地质(或天体)样品的放射成因子体同位素对参照同位素的比值以及放射性母体同位素对参照子体同位素的比值。在整个实验中，需要注意：选用能精确测量元素比值的方法，如采用同位素稀释法，即：向某种样品加入已知量的已知同位素组成的稳定同位素稀释
铅锌多金属硫化矿捕收剂与起泡剂的使 用情况 我国铅锌多金属硫化矿的浮选实践中使用的捕收剂有：丁黄药、乙黄药、丁铵黑药、25号黑药、31号黑药，其次有乙硫氮、苯胺黑药、丁钠黑药、ONSO—234等。常用的起泡剂有2号油，其次有松醇油、浓70油、甲酚、甘苄油等。捕收剂和起泡剂的使用情况见下表。 铅浮选和铜铅混选回路中使用最多的是丁黄药、乙黄药和乙铵黑药。甲酚黑药（25号黑药、31号黑药）由于其对环境的污染，近年来的使用明显减少，逐渐被丁铵黑药或其他捕收剂所取代。丁铵黑药由于具有良好的选择性、毒性小、使用方便、近几年来在实践中得到广泛应用，已成为铅浮选和铜铅混选的主要捕收剂之一。西林选厂1980年开始以丁铵黑药代替黄药选铅，使氰化物用量由原来的200～300克/吨降到20克以下，银的回收率提高11%。
在这些新药剂中，乙硫氮有明显的效果。 浮选实践证明：乙硫氮对铜、铅、锌等金属硫化矿物捕收力强，对黄铁矿、磁黄铁矿捕收力弱。因而表现出选择性好的特点，并在高碱度矿浆中能显著改善铅、锌分离浮选的效果，是实现无氰浮选，综合回收贵金属的优良捕收剂。 桃林铅锌矿采用乙硫氮作浮铅的捕收剂，显著地改善了锌精矿质量，创造了建矿以来的最好水平，药剂用量由黄药的20～25克/吨下降至乙硫氮的9～10克/吨，锌精矿一级品率由27.81%提高到79.88%，消灭了五级品。按年产锌精矿10000吨计算，每年可增收12.34万元。 乙硫氮用于黄沙坪铅锌矿的铅、锌分离浮选也取得了满意的技术经济指标。该矿矿石产于中深条件的高温热液矿床。矿物嵌布特性为中细粒不均匀嵌布，原矿含Pb 1.8～3.5%；Zn 4.5～6.5%；S 10～18%. 该矿1977年以前，铅的回收率从未达到90%，1979年以后在技术上做了一些改进，其中包括在铅锌分离浮选中采用乙硫氮，克服了铅混选用开路流程后给分离浮选带来的困难，解决了跑槽现象，提高了锌、硫分离浓度，减少了锌在硫精矿中的损失，提高了选别指标（见下表）。
花岗岩质岩石的特征及主要种属 花岗岩质岩石常以大规模的岩基产出，形成大型山链的主体，据岩石的酸、碱度，可分为以下类型 1、中性岩类（SiO2=53-66%） 钙碱性岩系列（δ<3.3代表岩性为闪长岩） 钙碱性-碱性岩系列（δ3.3-9；代表岩性为正长岩） 2、酸性岩类（SiO2>66%） 钙碱性系列（δ<3.3；代表岩性为狭义的花岗岩） 碱性系列（δ3.3-9；代表岩性为碱性花岗岩）。 两个要区别的概念： 1、广义的花岗岩质（类）或长英质岩类：一般指花岗岩及与花岗岩具密切共生关系，SiO2>53%，矿物成分以含石英（>5%）和长石为主的中酸性侵入岩。 2、狭义的花岗岩：是指SiO2>66%，石英含量大于20%，主要组成矿物为石英、碱性长石的酸性侵入岩。 一、花岗岩类的特征及主要种属 1．花岗岩（狭义的）一般特征 （1）化学成分： SiO2高（>66%）富K2O+Na2O,低FeOt、MgO 、CaO （2）矿物成分： a、浅色矿物：石英、碱性长石、酸性斜长石组成。 石英（Q）：>20% 碱性长石(A):钾长石(正长石和微斜长石)、钠长石（An<5的斜长石）、钾钠长石（条纹长石） 斜长石：为钠、更长石 b、暗色矿物：一般<15% ，黑云母、角闪石，可有少量辉石 角闪石：在钙碱性系列的花岗岩中为普通角闪石， 辉石：很少出现， c、副矿物：磷灰石、锆英石、榍石、磁铁矿 （3）花岗岩（狭义的）结构： a、花岗结构：是一种半自形-他形的等粒结构，暗色矿物自形程度较好，长石次之，石英呈它形充填在不规则的空隙中。 b、条纹结构：钾钠长石成条纹状规则交生，是一种出溶或交代结构，前者是中-深成相侵入岩的一种结构标志 c、蠕虫结构：石英成蠕虫状与钾长石或斜长石成规则交生，是一种共结或交代结构
地球化学 第三次课后作业 班级： 021131班 学号： 3838438 姓名：刚果河边草泥马 指导老师：张利
同位素在研究岩石成因方面的应用同位素地质应用是同位素地球化学的重要组成部分和研究的目的。随着放射性现象的发现 , 同位素的分析逐渐被建立为独立的研究领域。 同位素的迁移活动寓于地质作用之中, 地质事件对核的影响有可能跨越后期作用而被保留下来, 因此同位素组成上的变异常常能提供最接近事实的证据并且取得了显著的成绩。同位素的丰度和分布的研究正处在一种飞跃的状态中。在以往短短的不到一百年的时间里 , 自应用这种新的方法得出初步的解释以来, 已经取得了非凡的成果。 同位素拥有其他元素或别的物质不具有的特点，所以其可以提供大量其他物质所表达不出的地质信息。基于同位素独特的性质，如放射性同位素子母体可作为时钟，成分变化可以示踪，稳定同位素分馏与温度的关系等特点，它可以作为独特的示踪剂和形成环境和条件的指标, 同位素组成已广泛的应用到陨石、月岩、地球火成岩、沉积岩、变质岩、大气、生物、海洋、河流、湖泊、地下水、地热水及各种矿床的研究。通过研究同位素在地质体的分布及在各种地质条件下的运动规律来研究矿物、岩石、矿床等各个领域 , 成为解决许多重大地质地球化学问题的强大武器。 同位素包括稳定同位素和放射性同位素，课堂上主要讲了放射性同位素，以下为本人阅读的相关文献，并总结了这两种同位素在成岩中的相关应用。 一、同位素示踪指示岩石中矿物来源 即同位素组成变化不仅能够用来指示地质体的物质来源和地质体系经历的地球化学过程,而且能指示成矿流体的来源。所以通过追踪同位素可以找出地质体的物质来源，主要有依靠放射性同位素。 文献：《桂中镇圩碳酸盐岩型滑石矿床热液方解石的锶同位素研究》 在这篇文献中，作者在镇圩碳酸盐岩型滑石矿床中采取了大量方解石样品，然后分析了方解石中的锶同位素。他首先指出，镇圩滑石矿床中热液方解石的Rb含量极低，S r含量较高，Rb／Sr值小，因此，该方解石的锶同位素组成可以代表其沉淀(或矿化)时流体的锶同位素组成。
花岗斑岩 花岗斑岩（Granite prophyry） 花岗斑岩的矿物成分与相应的深成岩--花岗岩相同，不同的是它具有斑状结构，标明它是浅成岩。 花岗斑岩的斑晶含量一般为15-20%，主要为石英和长石，有时也有黑云母和角闪石。石英斑晶往往呈六方双锥状。钾长石为正长石或透长石。黑云母和角闪石有时可见暗化边。斑晶通常被基质熔蚀，基质呈微花岗结构。 花岗斑岩与斑状花岗岩不同，后者具有似斑状结构，属花岗岩的一种；而花岗斑岩则具斑状结构，不是花岗岩，只是与它成分相当。 花岗斑岩通常以小岩株、岩瘤、岩盘、岩墙产出，或作为同期晚阶段的侵入体穿插于大花岗岩岩体中。 花岗斑岩
斑状花岗岩 [英]porphyritic granite 亦称“似斑状花岗岩”，具有似斑状结构的花岗岩。 中粒斑状黑云母花岗岩 花岗岩属侵入岩，容易形成似斑状结构，而一般不会形成斑状结构。具有似斑状结构的花岗岩，因其同样具有“斑晶”，通常称为斑状花岗岩而较少称为似斑状花岗岩。似斑状花岗岩中，斑晶一般为正长石，直径可达1cm至数cm。由于斑晶构成的花纹，斑状花岗岩多可作装饰材料。产地很多，如山东日照的“日照红”即为一例。 斑岩与玢岩、XX斑岩与斑状XX岩怎么区分？
斑岩与玢岩、斑状结构与似斑状结构、XX斑岩与斑状XX岩等概念经常让一些地质工作者头晕眼花不知所措。这里简单给出答案仅供参考。斑状结构是斑岩和玢岩的共有特点，因此首先要弄清斑状结构的概念。 1、斑状结构：是指岩石中的矿物颗粒可以分为明显的两群，一群结晶较为粗大肉眼可以识别矿物颗粒，而另一群则颗粒细小以至于肉眼无法辨认（如玻璃质和隐晶质），这粗大的一群矿物颗粒就是所谓“斑晶”，而细小到肉眼无法辨识的一大群矿物集合体就叫做“基质”。一般要求斑晶粒度大于基质颗粒的5倍，斑晶含量应达到5%以上。 斑状结构的形成：斑晶由早阶段岩浆结晶产生，形成于地下较深部位；而细粒或隐晶质基质为浅部晚阶段岩浆结晶产物，岩浆裹挟着早期结晶的矿物（即斑晶）上升到浅部冷凝结晶，可能使斑晶受到熔蚀，如六方双锥状石英斑晶呈港湾状轮廓、斜长石形成很亮的钠化边等。 2、玢岩：这个词是中国地质学家提出的，也只在中国使用。是指具斑状结构的基性、中基性（偶尔也有弱酸性者，如花岗闪长玢岩）浅成岩和超浅成岩（以岩墙、岩脉或中基性侵入体的边缘相出现），有时候专指安山玢岩。常见者如： 1）辉石玢岩：几乎全由辉石单矿物组成，但具有斑状结构（即斑晶和基质都是辉石）。如果辉石颗粒均匀（等粒结构）则叫辉石岩。 2）辉绿玢岩：从结构上看是既有灰绿结构又有斑状结构的岩石，其实就是具有斑状结构的辉绿岩，斑晶为基性斜长石和辉石. 3）安山玢岩：超浅成或次火山相的斑状安山岩（喷出相即便有斑状结构也不叫安山玢岩，而是忽略斑状结构直接叫安山岩或叫辉斑安山岩之类） 4）闪长玢岩：具斑状结构且斑晶为中性斜长石、角闪石、黑云母等的浅成侵入岩。
微量元素在岩石成因研究中的应用 -----大洋玄武岩和埃达克熔体成因分析 20131000380 011134班 范伟国 改革开放以来，我国社会经济各个方面发生了深刻而快速的转型，取得了举世瞩目的成就在创新型国家战略目标的引导下，我国科学技术实现了高速发展，地球化学这门学科也同样处在历史最佳发展时期。在此背景下，与同位素组成一样，微量元素组成也是研究各种地质—地球化学作用过程的重要工具。本文我们主要利用微量元素组成的变化特征来分析岩石成因及其演化信息。 1.大洋玄武岩成因 地幔的不均一性一直被认为是由于地壳物质的加入，而地壳物质加入地幔的途径有地壳拆沉和板块俯冲等，其中最主要的是板块俯冲，这也是地球成分分异的主要驱动力，同时又是造成地幔不均一性的最基本原因[Pilet S,Hernandez J，Sylvester P，Poujol M.The metasomatic alternative for ocean island basalt chemical heterogeneity.EPSL，2005，236：148～166]。俯冲进入地幔的地壳组分包括四点：洋壳玄武岩及其上覆沉积物、大洋岩石圈地幔、路壳结晶基底及沉积盖层、大陆岩石圈地幔。这些物质通过俯冲进入地幔，部分熔融交代或变质脱水地幔岩石，造成地幔岩石圈地球化学的不均一性。 过去很难直接观察到俯冲带深部，所以主要依赖原始大洋弧玄武岩OAB与正常洋中脊玄武岩MORB的对比或者实验模拟一定温压下的MORB变质脱水或部分熔融交代来间接反推出板块俯冲的主要过程。但是地壳中的元素会随着俯冲深度增加，岩石在变质脱水或部分熔融交代过程中会发生元素分异，理解此类过程对大洋玄武岩的分析具有重要意义。 由于某些副矿物会显著富集某些元素（如大洋俯冲带榴辉岩中的多硅白云母是大离子亲石元素LILE的主要载体，褐帘石是轻稀土LREE和Th的主要载体，而金红石是高场强元素HFSE的主要赋存矿物[Hermann J.Allanite:Thorium and light rare earth element carrier in subductingcrust.Chem Geol,2002,192:289～306]），因此这些矿物在板块俯冲时的稳定性对交代熔体或流体的组成有着巨大的影响。因此，如果变质脱水或者部分熔融交代发生时这些矿物作为稳定的残余相存在，那么必定会对富水流体或含水熔体中的某些元素含量（如Ti、P、Zr、Th和LREE）和一些元素的比值（如Th/La、Ce/Pb和Zr/Hf）产生显著影响。由
东天山阿其克库都克断裂南侧花岗岩和花岗闪长岩锆石SHRIMP U-Pb测 2010-11-10 东天山地区古生代的构造格局一直是地质界争议的问题之一.本文对阿其克库都克断裂南侧花岗岩和花岗闪长岩2个岩体进行锆石SHRIMP U-Pb定年,分别获得318Ma±5Ma和350Ma±7Ma的'206Pb/238U表面年龄,综合分析岩体结构及锆石的矿物学特征,将上述2个年龄分别解释为所研究的花岗岩和花岗闪长岩的侵位年龄.通过对已有资料的综合研究,得出如下结论:①中天山地区在古生代期间的构造背景为类似安第斯型的活动陆缘或岛弧链,其形成与南天山洋盆岩石圈板块向北的俯冲作用有关;②花岗闪长岩锆石中还保留有继承锆石的信息,表明研究区存在老于503Ma±9 Ma的基底物质;③研究区内沿阿其克库都克断裂右行走滑变形事件的下限时间是350Ma±7Ma,很可能发生在石炭纪以后. 作者：孙桂华李锦轶王德贵高立明宋安江 SUN Gui-hua LI Jin-yi WANG De-gui GAO Li-ming SONG An-jiang 作者单位：孙桂华,李锦轶,SUN Gui-hua,LI Jin-yi(中国地质科学院地质研究所,北京,100037) 王德贵,宋安江,WANG De-gui,SONG An-jiang(新疆地勘局第一区域地质调查大队,新疆,乌鲁木齐,830011) 高立明,GAO Li-ming(中非地质工程勘查设计研究院,北京,100102) 刊名：地质通报 ISTIC PKU英文刊名：GEOLOGICAL BULLETIN OF CHINA 年，卷(期)：2006 25(8) 分类号：P588.12+1 P597+.3 关键词：阿其克库都克断裂花岗岩花岗闪长岩锆石SHRIMP U-Pb定 年岩浆活动东天山
第26卷第3期V o l.26,N o.3 2012年6月 ??????????????????????????????????????????????????? M I N E R A LR E S O U R C E SA N D G E O L O G Y J u n.2012 四川牦牛坪稀土矿床碳酸岩S m-N d 等时线年龄及其地质意义① 胡文洁1,2,田世洪2,王素平3,陈林杰3,苏嫒娜4,岳量3,王银喜5 (1.东华理工大学,江西抚州344000;2.中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京100037; 3.安徽省地质矿产勘查局321地质队,安徽铜陵244033; 4.中国地质科学院水文地质环境地质研究所,河北石家庄050061; 5.南京大学现代分析中心,江苏南京210093) 摘要:川西冕宁-德昌R E E成矿带是中国最重要的R E E成矿带之一,包括牦牛坪超大型R E E矿床二 大陆槽大型R E E矿床二木落寨中型R E E矿床和里庄小型R E E矿床等三R E E成矿作用与碳酸岩-碱性 杂岩体有关,受印度-亚洲大陆碰撞带的一系列新生代走滑断裂系统控制三碳酸岩-碱性岩杂岩体主 要侵位于元古代结晶基底岩石和古生代-中生代沉积盖层三碳酸岩主要为方解石碳酸岩,碱性正长岩 以英碱正长岩为主,两者微量元素分布模式及S r-N d同位素组成特征相一致,表明两者为岩浆不混溶产 物,因此两者的成岩时代应该基本相近三然而,前人研究成果表明,牦牛坪碳酸岩中钠铁闪石K-A r年 龄为31.7M a,正长岩全岩K-A r年龄为40.8M a,两者相差10M a三此外,研究表明,大陆槽二木落寨和 里庄R E E矿床碳酸岩-正长岩杂岩体成岩年龄与其相应的成矿年龄基本一致,而牦牛坪R E E矿床两 者相差甚远三本文利用碳酸岩中方解石进行了S m-N d等时线年龄测定,结合前人资料,重新厘定了牦 牛坪R E E矿床碳酸岩的成岩年龄和矿床的成矿年龄,分别为29.9M a和26~27M a,两者在误差范围 内相一致三 关键词:R E E矿床;S m-N d等时线;成岩时代;碳酸岩;四川牦牛坪 中图分类号:P597文献标识码:A 文章编号:1001-5663(2012)03-0237-05 0引言 川西冕宁-德昌R E E成矿带是中国最重要的R E E成矿带之一,长约270k m,宽15k m,包括牦牛坪超大型R E E矿床二大陆槽大型R E E矿床二木落寨中型R E E矿床和里庄小型R E E矿床(图1)三前人研究成果表明,该R E E矿带中所有R E E矿床均与碳酸岩-正长岩杂岩体有关,碳酸岩与正长岩空间上密切共生以及两者的稀土元素地球化学二微量元素地球化学和P b-S r-N d同位素地球化学等均显示两类岩石具有共同的母岩浆,为岩浆不混溶作用的产物[2~5],因此两者的成岩时代应该基本相近三比如,田世洪等[6]通过对冕宁-德昌R E E成矿带第二大R E E矿床 大陆槽矿床碳酸岩和正长岩中的锆石S H R I M PU-P b年代学研究,首次确定了碳酸岩的形成年龄为12.99?0.94M a,重新厘定了正长岩的形成年龄为14.53?0.31M a(杨光明等②获得大陆槽正长岩全岩K-A r年龄为65M a),表明两者近乎同时形成三对于冕宁-德昌R E E成矿带第一大R E E 矿床 牦牛坪矿床,正长岩全岩K-A r年龄为40.8 M a[7],碳酸岩中钠铁闪石K-A r年龄为31.7M a[8],两者相差10M a三正如大陆槽R E E矿床所获得的正长岩K-A r年龄不准确一样,笔者认为牦牛坪碳酸岩和正长岩的K-A r法年龄也存在一定问题,K-A r法 732 ①②收稿日期:2011-12-20作者简介:胡文洁(1986-),女,硕士研究生,矿产普查与勘探专业,主要从事地球化学学习和研究工作三 基金项目:国家自然科学青年与面上基金(编号:40603012和40973013)二中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室基金(编号:200907)资助三 杨光明,常诚,左大华,等.四川省德昌县D L稀土矿床成矿条件研究,1998.
闪长岩——安山岩类 中性岩类SiO2含量在53-66%之间。矿物成分主要特点是以长石为主，暗色铁镁矿物含量比基性岩少而又比酸性岩较多，一般在30%左右，有的岩石中有石英，有的则有似长石。中性岩可分为三类： 闪长岩——安山岩类钙碱性岩 正长岩——粗面岩类钙碱性-碱性岩 霞石正长岩——响岩类过碱性岩 它们在分布上常常与基性岩或酸性岩密切共生，形成一些过渡性岩石。 一、一般特征 闪长岩—安山岩类，为钙碱性系列中性岩烃，属硅酸饱和及弱过饱和的岩石。矿物成分特点主要由中性斜长石和一种或几种暗色矿物组成。常见的暗色矿物是普通角闪石，有时为辉石或黑云母，一般含量在于20-35%左右。无石英或含量较少。在岩石特征上，地质分布上闪长岩可向辉长岩类过渡，也可向花岗岩类过渡；喷出的安山岩与玄武岩、流纹岩关系密切，常共生在一起，它们间也有过渡的岩石类型。基其分布情况与基性岩类相似，侵入岩（闪长岩）分布较少，仅占岩浆岩总面积2%，而喷出岩（安山岩）则分布较广，占岩浆岩总面积24%。 二、侵入岩 以闪长岩为代表。岩石为灰、灰白色，具等粒结构、似斑状结构、斑状结构、块状构造。闪长岩常构成独立的岩体，也有不少不单独出现，而是多成分杂岩体的组成部分。 1、矿物成分 斜长石：一般为中长石，在向酸性岩过渡的种属中则为更-中长石。晶体呈厚板状，大多数半自形，环带结构发育。
角闪石：为普通角闪石，主要为绿色，有时有褐色的。半自形长柱状晶体。次生蚀变为绿泥石，同时析出磁铁矿、榍石等。 钾长石：含量较少，多呈它形充填于其它矿物之间。向正长岩和酸性岩过渡的岩类中含量较多。常见高岭土化。 辉石：常见于和辉长岩过渡的种属中，主要为透辉石及普通辉石，有时还能见到紫苏辉石。次生变化有绿泥石化、碳酸盐化、纤闪石化等。 黑云母：在偏酸性的种属中含量较多，颜色以褐色、棕红色为主。不单独存在，总是和角闪石共同产出。次生变化为绿泥石、蛭石等。 石英：不含或含量＜5%，呈它形充填于期它矿物之间。 副矿物：种类不多，主要为磷灰石、榍石、磁铁矿和锆石。副矿物在不少岩体中有两期产出：早期的副矿和自形程度好，颗粒小，被角闪石、长石包裹；晚期的是在岩浆期后暗色造岩矿物遭受演变产生的，如辉石变为阳起石及角闪石变成绿泥石或纤闪石时，可析出粒状磁铁矿、榍石及磷灰石的集合体。一般晚期形成的副矿物自形程度较差，形态受其它矿物制约。 2、结构构造 常见半自形粒状结构。在偏基性的种属中，斜长石呈半自形，石英及钾长石成它形充填于其中，近似二长结构。浅成或超浅成闪长岩多为斑状结构，少数可为似斑状结构。暗色矿物或斜长石往往成斑晶，基质为细-微粒结构。闪长岩常见块状构造、条带状构造，在同化混染作用发育较强的地区，斑杂构造也可见。 3、种属划分及主要种属描述 闪长岩与花岗岩类及正长岩之间都有过渡种属。若闪长岩中碱性长石含量增加，可过渡为二长岩至正长岩，若石英含量增加，暗色矿物含量降低，可过渡为石英闪长岩至斜长花岗
收稿日期:2007207227。本文由本刊编委郑荣才组稿并审稿。 基金项目:国家自然科学基金/川渝地区海相三叠系的锶同位素研究0资助(编号:40472068)。 作者简介:刘昊年,1976年生,男,硕士研究生,主要研究方向为沉积地质学。电话:(028)84079073。E 2mail:liable @https://www.doczj.com/doc/4f1489102.html, 文章编号:167328926(2007)0320059207 锶同位素在沉积学中的研究与进展 刘昊年,黄思静,胡作维,吴 萌,王庆东 (成都理工大学/油气藏地质及开发工程0国家重点实验室,四川成都 610059) 摘 要:随着海相碳酸盐锶同位素测试样品溶解技术和成岩蚀变检测方法以及地质历史中海相地层锶同位素数据库的不断完善,锶同位素在沉积学各领域的研究得到了突飞猛进的发展。文章综述了近年来国内在利用锶同位素进行物质来源分析、海相地层定年、古气候与古环境分析、水2岩相互作用研究、水文地球化学研究等领域的最新进展及发展方向。关键词:锶同位素;海相碳酸盐;示踪技术;水2岩相互作用中图分类号:P 597文献标识码:A Advances of strontium isotope in sedimentology LIU H ao 2nian,H UANG Si 2jing,H U Zuo 2wei,WU Meng,WANG Qing 2dong (S ta te Key La bor ator y of Oil &Gas Reser voir G eology a nd Exp loitation, Cheng du Univer sity of T echnology ,Chengd u 610059,China ) Abstr act:The studies on str ontium isotope have received r apid developments in all fields of sedimentology,with the continuous development of dissolution technology for strontium isotope samples of marine carbon 2ate,testing method for diagenetic alter ation and str ontium isotope database of marine sediments in the pe 2r iod of geologic history.Strontium isotope is applied to carry out the r esearches in the aspects of the prove 2nance analysis,dating mar ine sediments,paleoclimate and paleoenvironment analysis,water 2rock interac 2tion and hydrogeochemistry.The latest progr ess and development tr ends in these fields ar e discussed.Key words:strontium isotope;marine carbonate;tracer technology;water 2rock interaction 1 锶同位素的基本地球化学特征 (1)锶有4种天然同位素84 Sr 、86 Sr 、87 Sr 和88 Sr,它们都是稳定的。其中87Sr 是由87Rb 经B 衰变而成,故随着87Rb 的衰变,87Sr 在地质历史中是逐渐增多的。实际工作中,锶同位素的组成一般用87 Sr/86 Sr 值来表示。 (2)锶和钙在元素周期表中同属一个主族且位置相邻,并且锶的离子半径(0.113nm)与钙的离子半径(0.099nm)接近,同时锶与钾的离子半径(0.133nm)也相差不大,所以锶常常以类质同象的方式分散在含钙、钾的矿物中,如钙质碳酸盐(尤其 是文石)、角闪石和磷灰石等,而很少形成自己独立的矿物。 (3)在化学与生物化学过程中,锶不会产生同位素分馏,因而在研究物质迁移和变化过程中, 87 Sr/ 86 Sr 是有效的示踪剂。 (4)锶在海水中的残留时间(U 106a)大大长于海水的混合时间(U 103a),因而任一时代全球海水锶元素在同位素组成上是均一的,不受纬度、深度的影响[1]。 (5)海水中锶同位素有2个来源:1大陆古老的硅铝质岩石化学风化所提供的相对富放射性成因的壳源锶,具有较高的87Sr/ 86 Sr 值,全球平均值为 第19卷第3期 2007年9月岩 性 油 气 藏LITH OLOGIC RESERVOIRS Vol.19No.3 Sep.2007