第85卷 第2期
2011年2月
地 质 学 报 ACT A GEOLOGICA SINICA
V ol.85 N o.2Feb . 2011
注:本文为中国地质科学院地质力学研究所基本科研业务费项目(编号DZLXJ K200703)和国家自然科学基金项目(编号40342015)资助的成果。
收稿日期:2010-05-17;改回日期:2010-11-12;责任编辑:周健。
作者简介:陈宣华,男,1967年生。博士,研究员。主要从事构造地质学和矿产资源科学研究工作。Email:xhch en@https://www.doczj.com/doc/5813061749.html, 。
柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动
的化学地球动力学
陈宣华1,2)
,尹安3)
,Geo rge GEH RELS 4)
,李丽1,2)
,蒋荣宝1,2)
1)国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京,100081;
2)中国地质科学院地质力学研究所,北京,100081;
3)Depar tm ent of Earth and Space Sciences,U niversity of Califo rnia,Los Ang eles,CA 90095-1567,U SA;
4)Department of Geosciences,U niversity of Ar izona,T ucson,AZ 85721,U SA
内容提要:柴达木盆地东部是连接秦岭、祁连、昆仑三大造山带的关键构造部位,发育了以晚二叠世)中三叠世(P-T )花岗岩类为主的古特提斯域深成岩浆活动。岩石地球化学分析表明,柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类形成于大洋环境,主要为I 型花岗岩类。该期花岗岩类可分为两个时间演化系列,早期为钾长花岗岩)花岗闪长岩)英云闪长岩)闪长岩系列,晚期为碱性花岗岩)钾长花岗岩)花岗闪长岩系列,均具有与经典的鲍文反应系列相反(即反鲍文系列)的演化趋势,反映了深成岩浆的动态混合作用模式。N d -Sr -Pb -O 同位素组成特征说明,柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类具有年轻地壳的特征,其来源主要与富集地幔EM ò源区有关,具明显的造山带与上地壳Pb 同位素特征。柴达木盆地东部基底与西秦岭及扬子块体中生代花岗岩类的Pb 同位素组成具有相似性,说明了柴达木盆地基底与扬子地块具有亲缘性。研究表明,来自地幔的基性岩浆底侵作用,以及幔源镁铁质岩浆与壳源长英质岩浆之间的混合作用,可能是柴达木盆地东部基底地壳生长的重要方式。
关键词:化学地球动力学;深成岩浆活动;二叠纪)三叠纪;柴达木盆地东部;秦-祁-昆接合带
柴达木盆地(图1)是世界屋脊青藏高原内部最
大的、沉积巨厚的山间盆地(Yin et al.,2008)。柴达木盆地的原型可能是早、中侏罗世箕状断陷盆地(汪劲草等,2006)。由于阿尔金山沿着阿尔金断裂(许志琴等,1999)向西南方向的推拉门式的递进运动以及东昆仑和祁连山逆冲断层带的发育,形成了被关闭的柴达木盆地(Yin et al.,2002)。柴达木盆地东部地处密切相关但又存在显著差异的秦岭、祁连、昆仑三大造山带的结合部位(图1),由哇洪山、鄂拉山、哈茨谱山、森姆茨克山、香加南山和布尔汗布达山等一系列北西至北西西方向延伸的山链组成(图2)。柴达木盆地东部基底主要由二叠纪)三叠纪花岗岩类组成,保存有晚古生代)早中生代古特提斯构造体制叠加在祁连-东昆仑早古生代造山系统之上的地质记录(莫宣学等,2007)。柴达木盆地东部基底翘起而接受剥蚀的部分,是研
究东特提斯洋演化、柴达木盆地基底性质和柴达木盆地形成演化的关键部位,也是连接秦岭、祁连、昆仑三大造山带的重要/桥梁0,为重塑造山带形成、演化的大陆动力学过程提供了重要依据。
花岗岩类是探索地壳深部化学地球动力学的窗口。研究岩浆混合作用与底侵作用,就是从壳-幔相互作用的高度来理解大陆地壳生长与演化(邓晋福等,2004;莫宣学等,2007)。本文采集柴达木盆地东部基底花岗岩类样品进行岩石地球化学与同位素示踪研究,结合岩浆活动的年代学,探讨了柴达木盆地东部基底岩浆活动的性质与时间序列,提出了二叠纪)三叠纪柴达木盆地东部基底岩浆演化的反鲍文系列成因与岩浆动态混合模式。
1 地质背景
1.1 结晶基底与沉积地层
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第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
柴达木盆地东部地区出露有元古宇沙柳河群变质结晶基底,呈断块展布于沙柳河及古德尔岗以北地区,构成阿尔茨托山和巴音格莉山主体。岩性以二云斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩及大理岩为主。含榴辉岩透镜体,构成高压)超高压变质带(杨经绥等,1998,2001;吴功建,1998;许志琴等,1999,2003;宋述光等,2001;吴才来等,2004c)。由于都兰拆离断层(DDF;图2)和都兰逆冲断层(DT)的共同作用,将都兰地区含超高压变质榴辉岩的片麻岩抬升到地表。
柴达木盆地东部下古生界阿斯扎群为一套滨海)浅海相火山碎屑岩。上泥盆统牦牛山组为一套典型的陆相火山岩建造和磨拉石建造,底部为复成分砾岩,向上砾度逐渐变细,安山质火山岩成分增多,顶部以长石石英砂岩为主。下石炭统自下而上由陆相碎屑岩、滨海)浅海相碳酸盐岩及海陆交互相碳酸盐岩夹碎屑岩3个岩系组成;上石炭统下部为含砾粗砂岩、火山角砾岩夹英安岩及碳酸盐岩,上部为钙质粉砂岩、碳质板岩、流纹岩及英安岩。二叠系为一套浅海相碎屑岩、碳酸盐岩及火山岩建造,岩性以灰白色石英砂岩、砂质板岩、凝灰质板岩为主,夹灰岩、玄武岩及流纹岩。三叠系沉积巨厚,岩性复杂:下三叠统由砾岩、长石砂岩、凝灰岩、安山岩及灰岩组成;中三叠统为一套滨海)浅海相碎屑岩、碳酸盐岩及火山岩建造;上三叠统为陆相中)酸性火山熔岩及火山碎屑岩,岩性以安山岩、流纹岩、英安岩为主,夹凝灰岩及玻屑晶屑凝灰岩,局部地段火山角砾岩和火山集块岩极为发育。侏罗系出露面积不大,主要由厚层凝灰质砾岩、凝灰岩、英安质熔岩、安山质熔岩及火山砾岩组成,夹煤层。新近系为一套干旱气候条件的山麓相)湖泊相红色碎屑岩建造,下部为砾岩夹石膏层,上部为含砾砂岩、粉砂岩及泥岩。第四系分布广泛,厚1.4km左右,沉积类型有冰碛、洪积、冲)洪积、冲积及风成堆积(青海省地质矿产局,1991)。
1.2区域岩浆活动
前人研究表明,显生宙以来柴达木盆地及其周缘山系花岗质岩浆活动至少可以划分为7期,分别为:1>460Ma、o445~440Ma、?430~420Ma、?410~395Ma、?385~370Ma、?275~260Ma、?235~220Ma(图1)。柴达木盆地东部基底则主要发育二叠纪)三叠纪(P-T;年龄范围为257.8 ~228.8Ma,相当于第6期和第7期)花岗质岩浆活动,并具有422.9~420.4M a(第3期)和约493M a(第1期)的花岗质岩浆活动(图2)。
晚寒武世)早奥陶世(峰值为约493Ma)花岗岩类出现在温泉断裂的东北一侧并靠近断裂的位置,反映了柴达木盆地东部(甚至盆地周缘其他地区)显生宙岩浆活动的开端,与许志琴等(2003)给出的柴达木盆地北缘超高压变质带开始形成的时间(495Ma)相一致。
志留纪)泥盆纪(422.9~420.4M a)花岗岩类出现在都兰逆冲断层(DT)的北侧与柴达木北缘断裂(NQF)的两侧。该期岩浆活动明显地晚于柴达木北缘超高压变质带的形成时间(495~440M a;许志琴等,2003),而稍早于柴达木北缘超高压变质带最后的折返时代(400~406M a;许志琴等,2003),或持续到超高压岩石折返之后(如都兰北野马滩花岗闪长岩SH RIMP锆石U-Pb年龄为397?3M a; Wu et al.,2004)。
二叠纪)三叠纪(257.8~228.8Ma;峰值为243.6Ma)花岗岩类出现在从柴达木北缘断裂北侧到昆仑断裂北侧的广大地区,是柴达木盆地东部基底花岗岩类主要活动时期和主要的俯冲造山期,岩石普遍具有I型花岗岩特征。晚期则为陆相中心式火山喷发,火山角砾岩及火山集块岩发育。
二叠纪)三叠纪(P-T)花岗岩类岩石中存在大量的暗色微粒包体(MM E,图3),呈现清楚的流动构造,具有明显的岩浆不完全混合成因特征(邓晋福等,2004;莫宣学等,2007),尤以东昆仑东部波罗尔断裂与柴达木南缘断裂附近的约格鲁岩体最为典型(刘成东等,2004)。岩浆混合和底侵作用是显生宙东昆仑地壳生长的重要方式(邓晋福等,2004;莫宣学等,2007)。
1.3区域断裂系统
柴达木盆地东部地区是东昆仑、祁连山与柴达木盆地基底、共和盆地基底(属于西秦岭)共同作用的构造体系复合部位(图1和图2),构造复杂。就中生代和新生代构造演化而言,主要为2套断裂系统:走向北西的柴达木盆地东部逆冲断层系和走向北北西的温泉断裂带。
(1)柴达木盆地东部逆冲断层系:处在祁连山南缘的北宗务隆山断裂(NZF)与东昆仑的昆仑断裂(KLF)之间(图1和图2),主要由南边的柴达木南缘断裂(SQF;简称为柴南断裂)和北边的柴达木北缘断裂(NQF)以及它们之间的一系列逆冲推覆构造所组成,由北往南依次为鄂拉山断裂(ELSF)、哈茨谱断裂(H CPF)、察汗乌苏断裂(CWF;可能为绿
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第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
图2 柴达木盆地东部地质构造简图和花岗岩类采样点位置(据蒋荣宝等,2008修改)F ig.2 A sketched map of g eo lo gic str uctures in the eastern marg in of the Q aidam basin
sho wing sam ple localities (modified fro m Jiang et al.,2008)
图中给出本研究采样点位置与LA -ICP M S 锆石U -Pb 年龄数据(另文发表),和前人锆石U -Pb SH RIM P 年龄数据:1))野马滩岩体(Wu et al.,2004);2))东昆仑(刘成东等,2004)。年龄单位:M a 。1)第四系;2)新近系;3)中生界)古生界;4)元古宇;5)侏罗纪花岗岩类;6)二叠纪)三叠纪花岗岩类;7)志留纪)泥盆纪花岗岩类;8)寒武纪花岗岩类;9)左行走滑断裂;10)右行走滑断裂;11)逆冲断层;12)伸展构造(正断层);13)飞来峰;14)榴辉岩产地;15)采样点位置和编号;16)湖泊。WQF )温泉断裂;NZF )北宗务隆山断裂;NQF )柴达木北缘断裂;ELSF )鄂拉山断裂;H CPF )哈茨谱断裂;CWF )察汗乌苏断裂;GLF )沟里断裂;S QF )柴达木南缘断裂;BLF )波罗尔断裂;LKF )龙洼卡鲁断裂;KLF )昆仑断裂;DDF )都兰拆离断层;DT )都兰逆冲断层。STS )赛什塘山飞来峰构造;ZM T )醉马滩飞来峰构造
Sample localities and LA -ICP M S zircon U -Pb ages are shown for this s tudy.Zircon U -Pb SH RIMP ages are shown as:1)Yematan body (W u et al.,2004);2)East Kunlun (Liu et al.,2004).Age unit:M a.Legends:1)Quaternary;2)Neogene;3)M esozoic )Paleozoic;4)Proterozoic;5)Jurassic granitoids;6)Permian )Triassic grani toi ds;7)Silurian )Devonian granitoids;8)Cambrian granitoids;9)left -lateral strike -slip fault;10)right -lateral strike -slip fault;11)thrust fault;12)detachment (normal fault);13)klippe;14)eclogite locality;15)sample locality and numer;16)lake.WQF )W enquan fault;NZF )North Zongw ulongshan fault zone;NQF )North Qai dam fault;ELSF )Elashan fault;H CPF )H acipu fault;CW F )Chahanw usu fault;GLF )Gouli fault;SQF )South Qai dam fault;BLF )Boluoer fault;LKF )Longwakalu fault;KLF )Kunlun fault;DDF )Dulan detachment fault;DT )Dulan thrust fault.STS )Saishitang klippe;ZM T )Zuimatan klippe
梁山-锡铁山南缘断裂LXSF 的东延)、沟里断裂(GLF)和柴南断裂南侧的波罗尔断裂(BLF),将东昆仑、柴达木盆地基底与祁连山3个不同的构造单元叠置在一起(图2)。柴达木盆地东部逆冲断层系的新生代逆冲断裂作用形成了多个断块和残余的新生代盆地,包括NQF 以南的乌兰盆地、ELSF 以南的都呆滩盆地、H CPF 以南的英特尔羊场沟盆地等。这些盆地均为充填新近系中新世油沙山组(24.6~12M a)沉积,说明柴达木盆地东部逆冲断裂系的形成时代应在新近纪早期。
图3 柴达木盆地东部花岗闪长岩中暗色微粒包体
F ig.3 M afic micro gr anular enclaves (M M E)in host g ranodior ite fr om eastern Q aidam basin
(a))柴达木南缘断裂上盘,镜头指向东;(b))波罗尔断裂上盘
(a))Hanging w all of S outh Qaidam fault,looking to east;(b))hanging wall of Boluoer fault
(2)温泉断裂带:主要沿哇洪山一线分布,呈NNW 向延伸达200km 以上(图2),构成了柴达木盆地东缘右行的温泉走滑断裂系统(Wang et al.,2004)。温泉走滑断裂系统构成柴达木盆地的东界与共和盆地的西界,也是东昆仑与西秦岭交接的部位。
温泉断裂(WQF)的南段切过一个三叠纪花岗闪长岩岩体,右行走滑视位移约为10km 。温泉断裂的右行走滑作用切过了柴达木盆地基底向昆仑山仰冲的逆冲断裂作用,断裂作用可能开始发生在中新世晚期)早上新世时期(约8M a;杨用彪等,2009)。
2 样品采集与分析方法
2.1 样品采集
本文从柴达木北缘断裂以北约18km 的地方开始,沿着近230km 的NNE-SSW 向剖面一直到东昆仑岩浆带,采集了柴达木盆地东部基底早古生代和二叠纪)三叠纪(P-T)花岗岩类样品共20个(采样点位置见图2),进行岩石地球化学测试分析与同位素示踪。其中包括晚寒武世)早奥陶世碱性花岗岩,志留纪)泥盆纪碱性花岗岩、花岗闪长岩、
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二长花岗岩和二长岩,和二叠纪)三叠纪(P-T)花岗闪长岩、钾长花岗岩、二长花岗岩、碱性花岗岩、英云闪长岩、闪长岩等。
2.2分析方法
柴达木盆地东部基底花岗岩类的岩石地球化学测试分析由国家地质实验测试中心完成。其中, Na2O、MgO、Al2O3、SiO2、P2O5、K2O、CaO、TiO2、MnO、Fe2O3检测采用GB/T14506.28-1993标准,FeO 检测采用GB/T14506.14-1993标准,H2O+检测采用GB/T14506.2-1993标准,CO2检测采用GB9835-1988标准,LOI检测采用LY/T1253-1999标准,检测仪器为X荧光光谱仪(2110型)。元素La、Ce、Pr、Nd、Sm、Eu、Gd、T b、Dy、H o、Er、Tm、Yb、Lu、Pb、Rb、Sr、Th、U 含量检测采用DZ/T0223-2001标准,检测仪器为等离子质谱(X-series)。
Sr、Nd、O、Pb同位素分析由国土资源部同位素地质重点实验室完成。Sr同位素分析采用仪器为MAT262固体同位素质谱计,电离带用Re带,蒸发带用T a带,标准测定结果为SRM987SrCO387Sr/ 86Sr=0.710247?12(2R),Sr同位素质量分馏采用88Sr/86Sr=8.37521校正。Nd同位素分析采用仪器为Nu Plasam H R M C ICP-MS,DSN-100膜去溶,标准测定结果为JM C Nd2O3143Nd/144Nd= 0.511125?10(2R),N d同位素质量分馏采用146Nd/144Nd=0.721900校正(何学贤等,2007)。
采用沈渭洲等(1999)给出的公式计算Sr同位素组成E Sr(t),采用DePaolo(1988)、陈江峰等(1999)和沈渭洲等(1999)给出的公式计算N d同位素组成E Nd(t)。N d同位素模式年龄(t DM)是最常用来描述地壳中N d同位素演化特征的参数,它将Nd 同位素演化与地壳演化的时间联系起来,本文采用两阶段模式(Liew et al.,1988)计算t DM,以最大限度地减少地壳演化阶段Sm-Nd分馏和147Sm/144Nd 值变化的影响(陈江峰等,1999)。计算时采用了Jahn等(1995)、M iller等(1985)、刘成东等(2003)等给出的标准化数据及参数。
铅(Pb)同位素比值用多接收器等离子体质谱法(M C-ICP MS)测定,所用仪器为英国Nu Plasma H R,仪器的质量分馏以T l同位素外标校正(何学贤等,2005),样品中T l的加入量约为铅含量的1/ 2。根据岩石形成时间(测定值和估计值)计算经时间校正的全岩铅同位素初始(t)比值。
氧同位素分析数据是通过BrF5分析方法获得的,质谱型号为MA T251EM,分析精密度为?0.2%。O同位素分析结果采用SMOW国际标准,计算得到D18O(j)。
3分析结果与讨论
3.1岩石地球化学特征
柴达木盆地东部基底花岗岩类主量元素分析结果见表1。通过皮科克钙碱指数作图,得到柴达木盆地东部基底P-T花岗岩类样品的钙碱指数(CA)为62.33,处在Peacock(1931)划分的4个岩系类型中的钙性岩系范围,反映了P-T花岗岩类形成的大洋环境。在A/NK-A/CNK图解中,柴达木盆地东部早古生代和二叠纪)三叠纪花岗岩类均处在准铝质和过铝质范围,其中早古生代花岗岩类A/CNK=0.80~1.09,二叠纪)三叠纪花岗岩类A/CNK=0.87~1.06,均显示非S型花岗岩类的特征(图4),主要为I
型花岗岩类。
图4柴达木盆地东部基底花岗岩类A/N K-A/CN K图解Fig.4P lot of A/N K vs A/CN K o f gr anitoids
fr om basement o f easter n Q aidam basin
I-S型花岗岩分界线据M aniar等(1989)
T he b ou ndary of I-and S-type granitoids is
after M an iar et al.,1989
R1-R2多阳离子图解可以用来划分花岗岩的构造环境(Batchelor et al.,1985)。其中,早古生代花岗岩类的分布比较分散,处在破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)、碰撞后抬升、造山后和深熔岩浆作用(同造山)等各种构造环境(图5)。柴达木盆地东部基底二叠纪)三叠纪花岗岩类的分布比较集中,主要处在破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)环境,其次为造山晚期环境(图5)。
柴达木盆地东部基底花岗岩类稀土元素分析数据和稀土元素特征参数见表2。稀土元素分析结果
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第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
表1 柴达木盆地东部花岗岩类主元素分析数据(%)
Table 1 Major element compositions (%)of granitoids from basement of eastern Qaidam basin
样品号
岩石名称年龄(M a)S iO 2TiO 2Al 2O 3Fe 2
O 3FeO M nO M gO CaO Na 2O K 2O P 2O 5H 2O +CO 2LOI
总量
1Xh 040913-3钾长花岗岩257.875.040.1813.600.280.200.030.270.83 3.56 5.520.040.540.220.37100.682Xh 040913-4二长岩422.955.951.8616.022.74 6.220.15 2.93 5.66 3.87 3.000.440.760.220.73100.553Xh 040913-5二长花岗岩
P-T
72.120.2314.250.760.920.050.44 1.39 3.80 4.800.060.480.050.5399.88
4Xh 040914-1A 二长花岗岩早古生代74.140.1913.740.990.830.050.40 1.55 3.70 4.240.050.280.140.47100.77
5Xh 040914-2花岗闪长岩早古生代66.870.4515.911.22 2.480.09 1.88 4.47 3.66 1.960.120.540.310.78100.746Xh 040914-3碱性花岗岩
493.173.480.2313.510.860.560.030.370.37 3.98 5.230.060.520.140.78100.127Xh 040914-4碱性花岗岩420.481.320.069.720.260.22<0.010.120.55 2.30 3.760.01 1.220.31 1.27101.128Xh 040914-5钾长花岗岩238.573.420.2313.880.34 1.170.030.41 1.16 3.66 4.600.080.700.31 1.30101.299Xh 040915-1花岗闪长岩253.171.030.3714.041.00 1.740.05 1.22 2.69 3.07 4.050.070.880.220.77101.2010Xh 040915-2碱性花岗岩早古生代79.000.2111.760.630.150.000.110.29 4.11 3.280.040.380.220.78100.96
11Xh 040915-4花岗闪长岩250.170.890.4014.361.25 1.740.06 1.03 2.68 3.55 3.280.100.840.220.89101.2912Xh 040915-5花岗闪长岩241.467.700.5115.280.99 2.590.08 1.24 3.33 3.75 3.320.14 1.000.22 1.01101.1613Xh 040916-1碱性花岗岩241.877.290.0812.310.550.520.020.100.40 3.89 4.740.010.180.140.53100.7614Xh 040916-3花岗闪长岩240.867.290.5016.121.07 2.410.060.92 2.78 4.64 3.000.15 1.100.22 1.16101.4215Xh 040916-4花岗闪长岩228.868.240.3516.280.90 1.370.040.95 3.57 4.33 2.690.100.740.140.98100.6816Xh 040916-5花岗闪长岩P-T 67.060.5016.211.27 1.900.05 1.58 4.32 3.92 2.470.140.940.140.81101.3117Xh 040916-6花岗闪长岩250.967.800.4615.991.38 2.350.08 1.30 3.97 3.80 2.400.120.420.220.55100.8418Xh 040916-8A 英云闪长岩245.164.990.6015.321.98 2.890.09 2.00 4.79 3.36 2.470.12 1.340.31 1.26101.5219
Xh 040916-9
花岗闪长岩25368.340.5014.711.41 2.660.09 1.48 3.52 3.48 2.720.110.900.140.81100.8720Xh 040917-1A
闪长岩
234.5
60.560.7716.321.74 3.950.10 3.48 6.03 3.29 2.170.16 1.160.140.91100.78
注:国家地质实验测试中心测试。年龄数据来自本研究(另文发表)。早古生代:志留纪)泥盆纪;P-T:二叠纪)三叠纪。
图5 柴达木盆地东部基底花岗岩类R 1-R 2构造环境图解
(据Batchelo r et al.,1985)
F ig.5 R 1-R 2tect onic env iro nment diag ram of g ranit oids
fro m basement of eastern Q aidam basin
(after Batchelo r et al.,1985)
1)地幔斜长花岗岩;2)破坏性活动板块边缘(板块碰撞前花岗岩);3)加里东/permitted 0深成岩(碰撞后抬升的花岗岩);4)亚碱性深成岩(造山晚期花岗岩);5)碱性/过铝质岩浆作用(造山后花岗岩);6)深熔岩浆作用(同造山)
1)M antle plagiogranite;2)des tru ctive active plate margin (pre -plate collision );3)Caledonian /permitted 0pluton (post collision u plift);4)sub -alkaline m onzonitic (late -or ogenic);5)alkaline and peralkaline (anorogenic and pos t -orogen ic);6)an atectic 2-mica
leucogranite (syn -collision)
经球粒陨石标准化后的稀土配分型式标绘于图6中。可以看出,早古生代花岗岩类样品为轻稀土轻微富集
型,稀土总量(2REE)变化范围为59.72@10-6~544.3@10-6,轻重稀土比值LREE/HREE 为3.64~37.13,(La/Yb)N =1.70~32.23,(La/Sm)N =1.91~7.90,
(Gd/Yb)N =0.72~2.75,D Ce=0.87~1.17,D Eu=0.07~1.50,从明显铕亏损到铕正异常均有。二叠纪)三叠纪花岗岩类为轻稀土明显富集型和明显铕亏损型,稀土总量变化范围较大,2REE 为108.51@10-6
~216.83@10-6,LREE/HREE 为10.43~53.76,(La/Yb)N =7.62~50.39,(La/Sm)N =3.06~9.45,(Gd/
Yb)N =0.92~3.00,D Ce =0.86~1.22,D Eu=0.16~1.02。根据Sr 、Yb 含量特点及其与花岗岩类形成压力
的关系(张旗等,2008),柴达木盆地东部基底二叠纪)三叠纪花岗岩类具有中等压力(喜马拉雅型)向低压(浙闽型)花岗岩过渡的特点。
柴达木盆地东部基底花岗岩类微量元素Rb 的含量范围为70.9@10-6~338@10-6(表3),平均为170.3@10-6
,略高于世界上花岗岩中Rb 含量的平均值(150@10-6)。岩石中K/Rb 值范围为106.5~384.0,平均为189.8,低于世界花岗岩的平均比值(约为230)。Rb/Sr 值范围为0.12~18.67,平均为2.56。利用亲湿岩浆元素(如La )与亲岩浆元素(如Sm)的浓度比值对亲湿岩浆元素的浓度作图,平衡部分熔融的轨迹是一斜线,而分离结晶作用为一水平线(赵振华,1997)。La/Sm -La 图解中,早古生代
163
地质学报2011年
表2柴达木盆地东部地区花岗岩类稀土元素分析数据(@10-6)
Table2Trace element compositions(@10-6)of granitoids from basement of eastern Qaidam basin 样品号La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy H o Er T m Yb Lu LREE H REE2REE D E u(La/Yb)N 1Xh040913-325.255.84.7715.22.750.462.520.442.630.601.910.312.200.34106.708.43115.130.537.72
2Xh040913-410324525.296.819.32.4716.92.6314.12.827.771.016.380.92508.6735.63544.300.4210.88
3Xh040913-540.267.26.7221.93.800.553.190.543.320.682.140.312.320.35143.569.66153.220.4811.68
4Xh040914-1A49.588.18.3326.44.160.643.020.462.330.481.500.201.430.22180.15 6.62186.770.5523.34
5Xh040914-212.932.03.5514.43.420.833.330.553.260.702.110.332.310.3670.439.6280.050.75 3.76
6Xh040914-352.01079.3929.54.140.652.630.391.920.371.210.191.260.19205.31 5.53210.840.6027.82
7Xh040914-415.038.44.9017.64.930.125.331.107.501.735.660.905.940.8886.2823.71109.990.07 1.70
8Xh040914-547.793.59.9734.96.180.734.460.572.710.451.290.171.200.19197.44 6.58204.020.4326.80
9Xh040915-133.463.75.8518.73.220.652.610.452.520.531.550.241.690.28128.137.26135.390.6913.32 10Xh040915-215.325.23.1511.01.670.661.090.140.620.120.340.050.320.0658.07 1.6559.72 1.5032.23 11Xh040915-437.070.86.6822.43.800.863.100.462.550.531.520.221.550.24144.647.07151.710.7716.09 12Xh040915-536.873.57.1625.04.421.183.600.552.930.571.740.231.610.25151.667.88159.540.9015.41 13Xh040916-122.541.05.8021.24.630.223.670.633.440.732.090.311.990.3099.029.49108.510.167.62
14Xh040916-351.493.710.636.96.461.324.850.744.020.792.370.312.080.32205.2310.63215.860.7216.66 15Xh040916-458.31079.9530.33.881.022.420.341.510.280.810.110.780.13212.87 3.96216.831.0250.39 16Xh040916-536.677.87.4926.04.251.063.210.441.970.391.010.140.930.14156.41 5.02161.430.8826.53 17Xh040916-649.196.19.0329.84.551.133.750.512.740.541.640.231.640.26193.467.56201.020.8420.18 18Xh040916-8A29.759.96.0521.44.170.993.890.623.560.762.310.352.440.38126.1010.42136.520.758.21
19Xh040916-935.676.27.5025.74.720.944.350.683.930.832.650.382.590.43155.0111.49166.500.639.27
20Xh040917-1A29.566.66.9126.04.991.094.410.673.740.742.140.301.940.29139.509.82149.320.7110.25注:国家地质实验测试中心测试。岩石名称同表1。
表3柴达木盆地东部地区花岗岩类Sr-Nd-O同位素分析数据
Table3Sr-Nd-O isotopic compositions of granitoids f rom basement of eastern Qaidam basin
样品号87Sr/86Sr?2R Rb Sr87Rb/86Sr143Nd/144Nd?2R Sm Nd147Sm/144Nd E Sr(t)E Nd(t)t DM(Ga)D18O V-SMOW
(j)
1xh040913-30.7260900.000022338150 6.3598790.5123450.000010 2.815.20.113820-20.33-2.99 1.2910.4
2xh040913-40.7180850.0000141103110.9982880.5119490.0000051996.80.125432114.63-9.60 1.939.1
3xh040913-50.7211680.000017243150 4.5723390.5123100.000011 3.821.90.10916123.59-3.778.9
4xh040914-1A0.7203690.000021154142 3.0609470.5121320.000005 4.226.40.099133-27.65-4.6411.6
5xh040914-20.7133370.00001693.13370.7797280.5122630.000010 3.414.40.14941566.30-4.7811.2
6xh040914-30.7460160.000010302124 6.8739870.5119850.000007 4.129.50.088289-5.91 1.868.0
7xh040914-40.8903710.00001829316.749.519310.5122970.000011 4.917.60.176223-5.56 1.378.4
8xh040914-50.7295400.000012266189 3.9723110.5120260.000012 6.234.90.111402168.20-9.35 1.808.5
9xh040915-10.7173680.000016196184 3.0065030.5122490.000005 3.218.70.10832933.24-4.74 1.449.9
10xh040915-20.7184210.00002070.947.3 4.2306640.5123210.000006 1.7110.095511-0.767.1
11xh040915-40.7125860.000025144306 1.3282030.5122680.000005 3.822.40.10672551.90-4.35 1.41 3.5
12xh040915-50.7121100.000025143352 1.1466130.5122650.000006 4.4250.11122756.19-4.65 1.427.2
13xh040916-10.8060810.00002129515.852.697300.5123060.000006 4.621.20.137396-4.65 1.358.8
14xh040916-30.7121630.0000161193440.9763640.5122510.000008 6.536.90.11013865.35-4.89 1.448.3
15xh040916-40.7101920.00001283.86830.3462950.5121810.000010 3.930.30.08055968.65-5.53 1.558.6
16xh040916-50.7112340.00001297.36490.4231470.5121830.000012 4.3260.10283679.46-6.0611.0
17xh040916-60.7118500.00001594.43320.8025230.5122670.000010 4.629.80.09605667.89-4.02 1.4110.2
18xh040916-8A0.7134270.000015120279 1.2139490.5122810.000009 4.221.40.12258970.76-4.65 1.398.7
19Xh040916-90.7112490.000019120238 1.4230750.5122780.000015 4.725.70.11554227.33-4.40 1.408.6
20xh040917-1A0.7148460.0000161234210.8246060.5122490.0000055260.120742111.77-5.32 1.4410.4注:同位素比值由国土资源部同位素地质重点实验室测试。Rb、Sr、S m、Nd含量由国家地质实验测试中心测试分析,单位为@10-6。岩石名称同表1。
花岗岩类表现出平衡部分熔融作用的特征;而二叠纪)三叠纪花岗岩类可能主要与岩浆的分离结晶过程有关,但是水平线不典型(图7)。3.2岩浆演化的时间序列与岩浆混合模式
由于板块消减的活动陆缘环境下加厚的地壳熔融作用,二叠纪)三叠纪花岗岩类岩浆活动贯穿了
164
第2期陈宣华等:柴达木盆地
东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
图6 柴达木盆地东部基底花岗岩类稀土元素配分型式
(标准化数据据Boy nto n,1984)
F ig.6 Chr ondr ite norma lized R EE patterns of the g ranito ids fr om basement of easter n Q aidam basin
(nor malizing REE data fr om Bo ynton,1984)
(a))早古生代花岗岩类;(b ))二叠纪)三叠纪花岗岩类(a))Early Paleozoic granitoi ds;(b))Permian )Tri assic granitoids
整个柴达木盆地基底(图1)。在花岗岩类岩体年龄的空间分布上,该期岩浆活动最早出现在冷湖西北的柴达木大门口,该地区斜长花岗岩的年龄处在图7 L a/Sm -L a 图解反映的岩浆岩成岩过程F ig.7 L a/Sm -L a diag ram of g r anit oids fro m basement
o f easter n Qaidam basin
293.6~270M a 之间(Gehrels et al.,2003),标志着
柴达木盆地基底二叠纪)三叠纪岩浆活动的开始。侵入岩浆活动具有由西向东和由北向南扩展的趋势。在柴达木盆地东部地区,二叠纪)三叠纪基底岩浆活动的年龄范围为257.8~228.8M a 。
岩浆岩系列各种氧化物中,全碱(Na 2O +K 2O)、CaO 及SiO 2的变化最为特征。全碱随SiO 2的增加而增加,CaO 随SiO 2的增加而减少。根据花岗岩类样品锆石结晶年龄与SiO 2含量的变化,柴达木盆地东部基底二叠纪)三叠纪花岗岩类可以分为两个系列(图8):1早期为钾长花岗岩)花岗闪长岩系列,演化的顺序是钾长花岗岩)花岗闪长岩)英云闪长岩)闪长岩;o晚期为碱性花岗岩系列,演化的顺序是碱性花岗岩)钾长花岗岩)花岗闪长岩。两个系列演化的方向均是SiO 2减少、碱性降低,岩浆性质从酸性向中性方向过渡,反映了与经典的鲍文反应系列相反的演化趋势,这里暂称之为反鲍文系列。而从早期的岩浆系列向晚期的过渡,整个岩浆系统的性质向碱性增加的方向演化,同时酸度也有所增加;但是,两个岩浆系列的总体演化趋势
仍然是SiO 2减少、碱性降低的趋势。
图8 柴达木盆地东部基底P -T 花岗岩类SiO 2-t 图解Fig.8 SiO 2-t diag r am o f g ranitoids fr om basement
of eastern Q aidam basin
显示两个系列花岗岩类:1早期的花岗岩)花岗闪长岩系列;
o晚期的碱性花岗岩系列
Sh ow ing tw o series of granitoids:1early series of granites
-granodiorites;olate s eries of alkaline granites
花岗岩类D Eu 随时间的变化也可以反映岩浆演化的时间序列。二叠纪)三叠纪柴达木盆地东部基底花岗岩类的两个岩浆系列中,每一次岩浆活动都具有D Eu 增加的趋势,最终的D Eu 接近1(图9)。
刘成东等(2004)根据东昆仑山东段加鲁河两侧约格鲁岩体中花岗闪长岩(寄主岩)、角闪辉长岩和寄主岩中的暗色微粒包体给出基本一致的锆石
165
地质学报2011
年
图9柴达木盆地东部基底P-T花岗岩类D Eu-t图解
Fig.9D Eu-t diag ram o f gr anitoids fro m basement
o f easter n Q aidam basin
显示两个系列花岗岩类:1)早期的花岗岩)花岗闪长岩系列;
o)晚期的碱性花岗岩系列
Show ing tw o series of granitoids:1)early granite
)granodiorite series;o)late alkaline granite series
SH RIMPòU-Pb年龄(分别为242?6Ma,239?6 Ma和241?5Ma),认为这3种岩石为早、中三叠世岩浆混合作用的产物。他们认为,花岗质寄主岩更接近岩浆混合作用中的壳源酸性端元,角闪辉长岩则靠近幔源基性端元,而包体是注入到酸性岩浆中未完全混合的幔源基性岩浆团块(刘成东等,2004)。
本文根据柴达木盆地东部基底侵入岩浆活动的时间序列,提出二叠纪)三叠纪深成岩浆动态混合作用的模式。也就是说,岩浆混合作用是一个持续的过程(257.8~228.8M a)。在局部,可能会出现如刘成东等(2004)所述的同一年龄、不同性质岩浆的存在;它们实际上是岩浆不完全混合的证据,反映了岩浆混合作用的存在。而在整体上,将出现如本文所述的柴达木盆地东部基底两个反鲍文系列深成岩系列的演化趋势。在成因上,岩浆混合作用可能是加厚的中下地壳持续部分熔融的产物;随后可能有幔源物质的加入。早期(大陆地壳)部分熔融的产物偏向酸性成分,而晚期(洋壳)的产物更偏向中、基性成分,反映了部分熔融的深度和强度可能有加深和加强的趋势。随着晚期(洋壳)部分熔融形成的越来越偏向基性岩浆的不断加入,岩浆演化的方向也是越来越偏向基性。柴达木盆地东部基底岩浆演化的时间序列,正是反映了不同性质、年龄相近岩浆的动态混合模式。
花岗岩类岩浆演化的反鲍文系列趋势可能代表着部分熔融或岩浆混合过程中幔源物质(玄武质岩浆)的不断加入,也即与来自地幔的基性岩浆底侵与混合作用有关(邓晋福等,2004;莫宣学等,2007)。幔源镁铁质岩浆与壳源长英质岩浆之间的混合作用是对原来陆壳向基性方向的改造(莫宣学等,2007)。
3.3同位素示踪
花岗岩类Nd-Sr-Pb-O同位素组成是判断块体基底属性、物质来源、成因和构造模式的最有效示踪剂。全岩铅同位素可以近似地代表岩石的初始铅同位素组成;但是,经过时间校正的全岩铅同位素比值与长石铅同位素比值可能会更有效地反映岩石初始铅同位素比值(张宏飞等,2005)。因此,本文有关Pb同位素示踪的图解中,均采用经时间校正后的初始铅同位素比值。
柴达木盆地东部基底花岗岩类Sr-Nd-O和Pb同位素分析数据分别见表3和表4。其中,早古生代花岗岩类现今87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb比值的范围分别为01713337~01890371、01511949~01512321、1812452 ~1914113、1515717~1516535和3816674~ 3912436,P-T花岗岩类的相应比值范围分别为01710192~01806081、01512026~01512345、1817456 ~1915153、1516318~1517058和3818778~401186。它们具有高的现今87Sr/86Sr和206Pb/204Pb、207Pb/ 204Pb、208Pb/204Pb比值,以及低的143Nd/144Nd比值。根据分析数据计算得到早古生代花岗岩类E Sr(t)和E Nd(t)的变化范围分别为-27165~114163和-9160 ~-0176,具有年轻地壳的特征;D18O变化范围为711j~1116j,属于正常偏高18O花岗岩(郑永飞等, 2000;肖庆辉等,2002)。P-T花岗岩类E Sr(t)和E Nd (t)的变化范围分别为-20133~168120和-9135~ -2199,具有年轻地壳的特征;D18O变化范围为315j~1014j,部分为正常18O花岗岩,部分为低18O 花岗岩(郑永飞等,2000;肖庆辉等,2002)。柴达木盆地东部基底花岗岩类D18O特征(一般<10j)说明了S型花岗岩的缺乏。计算得到的早古生代花岗岩类t DM为1137~1193Ga,P-T花岗岩类t D M为1129~ 1180Ga,说明早古生代和P-T花岗岩类可能具有相同的来源。
由143Nd/144Nd-206Pb/204Pb(图10)和207Pb/ 204Pb-206Pb/204Pb(图11)同位素相关图解可以看出:柴达木盆地东部基底早古生代花岗岩类样品的投影点主要落在EMò和EM I区之间的部位,而与EM ò区的关系较为密切;P-T花岗岩类样品的投影点主要落在EMò区的外围,部分落在EMò区内部。这说明,柴达木盆地东部基底花岗岩类的来源主要与富集地幔(EM)ò源区有关。根据有关研究,
166
第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学表4 柴达木盆地东部地区花岗岩类Pb 同位素分析数据
Table 4 Pb isotopic compositions of granitoids from basement of eastern Qaidam basin
样品号206Pb/204Pb
207Pb/204Pb
208Pb/204Pb
U Th Pb
238U/204Pb
235U/204Pb
232Th/204Pb
(206Pb/
204Pb)
t (207Pb/
204Pb)
t (208Pb/
204Pb)t
1xh040913-319.515315.676740.1860 2.0631.1015.2010.280.07452156.2719.09615.65538.1802xh040913-418.245215.571738.8671 2.3414.0020.008.560.0620751.5817.66515.54037.7773xh040913-519.013915.652639.4756 2.2834.8029.00 5.860.0425490.1718.79115.64138.3994xh040914-1A 18.539815.623139.
2436 1.0621.3021.20 3.690.0267974.7618.29115.60937.6745xh040914-218.9732
15.653538.7755 1.247.2313.80 6.640.0481338.9818.52615.62937.9576xh040914-319.411315.638739.0803 5.8854.3034.2012.820.09300119.2918.39215.58136.1347xh040914-418.491915.597838.6674 5.3038.9085.60 4.530.0328833.5218.18615.58137.9638xh040914-518.923815.631838.8778 2.7326.6025.607.880.0571577.3418.62715.61737.9609xh040915-119.294515.694639.9427 2.3726.9015.7011.380.08253130.1018.83915.67138.30310xh040915-218.402315.608338.66750.51
2.8711.50
3.240.0235318.3918.18415.59638.28111xh040915-419.09315.682439.4397
4.8122.0017.8020.180.1463492.9618.2951
5.64238.28212xh040915-519.115515.684839.5796 1.881
6.6012.0011.720.08503104.2818.66815.66238.32713xh040916-118.977715.669239.2772 2.1718.2022.00
7.340.0532161.981
8.69715.65538.53114xh040916-318.745615.66643
9.1764 1.4816.6016.40 6.680.0484675.5018.49115.65338.27215xh040916-418.853815.66239.2283 1.6116.3017.007.030.0509771.6718.60015.64938.41216xh040916-518.74915.673539.1223 1.2011.9013.80 6.440.0466764.2818.50515.66138.35417xh040916-618.590615.632139.21890.7314.0011.00 4.900.0355794.7418.39615.62238.03518xh040916-8A 18.804915.642638.94650.9912.5017.40 4.200.0304853.4418.64215.63438.29419Xh040916-918.822515.643439.0964 1.2114.3016.00 5.600.0406066.6418.59815.63238.25720xh040917-1A
18.9895
15.7058
39.2025
1.17
9.79
12.1
7.19
0.05214
60.60
18.723
15.692
38.495
注:Pb 同位素比值由国土资源部同位素地质重点实验室测试分析。U 、T h 和Pb 含量由国家地质实验测试中心测试分析,单位为@10-6。岩
石名称同表1。238U/204Pb 、235U/204Pb 和232T h/204Pb 利用全岩测量的U 、Th 和Pb 含量和全岩现今的Pb 同位素比值计算得到。
EM ò具有与壳-幔再循环相联系的交代成因,与上部陆壳有亲缘关系(赵振华,2005)。
柴达木盆地东部基底和西秦岭花岗岩类与扬子块体中生代花岗岩类的Pb 同位素组成具有相似性(图11),说明扬子构造域可以扩展到阿尔金断裂以东的广大区域,柴达木盆地基底的性质与扬子地块具有亲缘性。此外,柴达木盆地东部基底早古生代花岗岩类Pb 同位素组成主要处在与西秦岭印支期花岗岩类(张宏飞等,2005)相类似的范围内,部分处在南秦岭印支期花岗岩类(张宏飞等,2005)范围内。与西秦岭印支期花岗岩类(张宏飞等,2005)相比较,柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类Pb 同位素组成的范围更靠近EM ò区,部分处在EM ò区内部,说明柴达木盆地东部基底P -T 花岗岩类与EM ò的关系更为密切。
在E Nd (t )-E Sr (t )图解中(图12),柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类处在与澳大利亚I 型花岗岩类似的区间范围。其中,坐标原点代表未分异地幔端元点,第ò象限为亏损地幔源区,第?象限为地壳富集源区,地幔端元与地壳端元不同比例的混合将构成曲线(M cCulloch et al.,1982)。根据壳型花岗岩的Nd 、Sr 同位素组成在第?象限呈水平条带状
图10 柴达木盆地东部基底花岗岩类143N d/144N d -206
P b/204Pb 关系图解(据Zindler 等(1986)
识别的地幔储库位置)
Fig.10
143
Nd/144N d -206Pb/204P b diag ram o f gr anitoids fr om basement of easter n Q aidam basin
(after Zindler et al.,1986)
DM M )亏损地幔(A 和B);EM ?)?型富集地幔;E M ò)ò型富集地幔;M ORB )大洋中脊玄武岩;PREM A )流行地幔;H IM U )高L 值地幔;BSE )全硅酸盐地球
DM M )Depleted M ORB -man tle (A and B );EM ?)en riched mantle ?;EM ò)enriched mantle ò;M ORB )mid -oceanic ridge basalt;PREM A )prevalent man tle;H IM U )high L man tle;BS E )bulk s ilicate Earth
分布、演化方向不指向地幔源区的特征(肖庆辉等,
167
地 质 学 报2011
年
图11 柴达木盆地东部基底花岗岩类207Pb/204P b -206
Pb/204P b 关系图解(据Z indler 等(1986)识别的地幔储库位置)
Fig.11
206
P b/204Pb-207
Pb/204Pb diagr am of g ranito ids
fro m basement of eastern Q aidam basin
(after Zindler et al.,1986)
DM M )亏损地幔(A 和B);EM ?)?型富集地幔;EM ò)ò型富集地幔;PREM A )流行地幔;HIM U )高L 值地幔;BSE )全硅酸盐地球。西秦岭和南秦岭印支期花岗岩类据张宏飞等(2005),西秦岭为全岩初始铅同位素比值。华北和扬子块体据张理刚等(1995)。NYCE(扬子陆块北缘东段中生代)、NQ1(北秦岭新元古代和早古生代)、NQ2(北秦岭印支期和燕山期)、SQW (南秦岭西段中生代)花岗岩类长石分区据张本仁等(2002)DM M )Depleted M ORB -mantle (A and B );EM ?)enriched mantle ?;EM
ò)en riched mantle ò;PREM A )prevalen t
mantle;H IM U )high L m antle;BSE )bulk silicate Earth.T he fields of w es t and south Qin ling granites are from Zhang et al.(2005).T he fields of In dosinian gran ites in North C hina and Yangtze block s are from Zhang et al.(1995).T he fields of feldspars from M es oz oic NYCE (east part of north Yangtze block),Pr oterozoic and early Paleozoic NQ1(north Qinling),Indosin ian and Yansh anian NQ2(n orth Qinlin g),and M esozoic S QW (west part of s outh Qinling )gran itoids are after Zhang et al.(2002)
2002),本文认为,柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类具有壳型花岗岩的特征,其源岩可能是变质沉积岩。
在Pb 同位素构造模式图解(图13)中,柴达木盆地东部基底花岗岩类所有的点均落在造山带与上地壳附近,而不具有地幔来源的显示。其中,早古生代花岗岩类更靠近造山带,部分处在造山带演化线上;而P-T 花岗岩类更靠近上地壳,显示了花岗岩类源区可能具有自早古生代向P-T 变浅的趋势,与壳型花岗岩的特征相一致。
4 结论
本文根据柴达木盆地东部基底早古生代以来、
特别是二叠纪)三叠纪(P-T )花岗岩类的岩石地球化学和同位素示踪分析,结合花岗岩类结晶年龄,得到如下结论:
(1)柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类形成于大洋环境,主要为I 型花岗岩类。
(2)柴达木盆地东部基底P-T 花岗岩类可以分为两个时间演化系列,早期为钾长花岗岩)花岗闪长岩)英云闪长岩)闪长岩系列,晚期为碱性花
168
第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
岗岩)钾长花岗岩)花岗闪长岩系列,均具有与经典的鲍文反应系列相反(即反鲍文系列)的演化趋势。
(3)提出柴达木盆地东部基底P-T深成岩浆活动的动态混合作用模式,以解释反鲍文系列深成岩浆演化趋势。
(4)Nd-Sr-Pb-O同位素组成特征说明,柴达木盆地东部基底早古生代和P-T花岗岩类均具有年轻地壳的特征,其来源主要与富集地幔EMò源区有关,具明显的造山带与上地壳Pb同位素特征。
(5)柴达木盆地东部基底早古生代和P-T花岗岩类与西秦岭及扬子块体中生代花岗岩类的Pb 同位素组成具有相似性,说明扬子构造域可以扩展到柴达木盆地东部地区,柴达木盆地基底与扬子地块具有亲缘性。
致谢:国家地质实验测试中心和国土资源部同位素地质重点实验室分别完成岩石地球化学和同位素测试分析,朱祥坤和李延河教授给予了有益的指导,审稿专家提出了宝贵的修改意见,特此感谢。
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170
171第2期陈宣华等:柴达木盆地东部基底花岗岩类岩浆活动的化学地球动力学
Chemical Geodynamics of Granitic Magmatism in the Basement
of the Eastern Qaidam Basin,Northern Qingha-i Tibet Plateau
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4)D ep artment of Geos ciences,Univ er sity of A r iz ona,T ucso n,A Z85721,US A
Abstract
The eastern margin of the Qaidam Basin lies in a key tecto nic lo catio n co nnecting the Qinling,Q ilian and Kunlun orog ens.T he Perm ian T riassic(P-T)I-ty pe g ranitoids in the basement of the eastern Qaidam Basin are parts of the intr usive magmatism of the Paleo-T ethyan orog eny for med in ocean environment.Litho geochemical analy ses,co mbined w ith previous LA ICP-MS zirco n U-Pb dating,reveal tw o time series of P-T gr anitoids.T he early series is composed of K-feldspar granites,gr anodio rites, to nalities,and diorites,and the later series is com posed of alkali gr anites,K-feldspar g ranites,and granodior ites.Both of them have litho geochemical trends of ant-i Bow en's reaction series,opposite to that of classical Bow en's reaction series.Nd-Sr-Pb-O isotope com positions of P-T g ranitoids show es character istics of young crust fo rmed in orog eny and upper crust w ith a close r elationship to enr iched mantle(EMò)so urce.T he Pb com positio n o f P-T g ranitoids fr om the basem ent of the eastern Qaidam Basin is very similar to that of the Meso zoic granito ids fro m West Qinling Orog eny and Yangtze Block, sugg esting the tecto nic affinity betw een the basement o f the eastern Qaidam Basin and the Yangtze Block. It is sugg ested that,underplating of mafic mag ma from the m antle and dy namic m ix ing betw een the mantle-derived m afic and crust-derived felsic magm as,m ay act an im por tant role in the crust g row th of the basem ent of the Qaidam Basin.
Key words:chem ical geody namics;intrusiv e magm atism;Permian-T riassic;eastern Q aidam Basin; joint zone of the Qinling-Qilian-Kunlun orog ens
地球化学找矿习题集 一、填空题 1．地球化学找矿具有对象的微观化，分析测试技术是基础，擅于寻找隐伏矿体和准确率高、速度快、成本低。的特点。 2．地球化学找矿的研究物质主要是岩石、土壤、水系沉积物、水、气体和生物。 3．地球化学找矿的研究对象是地球化学指标（或物质组成）。 4.应用地球化学解决地球表层系统物质与人类生存关系。 5.应用地球化学研究方法可以分为现场采样调查评价研究与实验研究。 6.元素在地壳的分布是不均匀的，不均匀性主要表现在空间和时间两方面。 7.克拉克值在0.1％以下的元素称为微量元素，其单位通常是ppm（或 10-6）。 8.微量元素的含量不影响地壳各部分基本物理、化学性质，但是在特定的条件下，可以富集而形成矿床。 9.戈尔德施密特根据元素的地球化学亲和性，将元素分为亲铁元素、亲硫（亲铜）元素、亲氧（亲石）元素、亲气元素和亲生物元素。 10.元素迁移的方式主要有化学-物理化学迁移、机械迁移和生物-生物化学迁移。 11.热液矿床成矿过程中，成晕元素主要呈液相迁移，迁移方式主要有渗透迁移和扩散迁移两种。 12．影响元素沉淀的原因主要有PH变化、Eh变化、胶体吸附、温度变化和压力变化。 13.地壳中天然矿物按阴离子分类，常见有含氧化合物、硫化物、卤化物和自然元素。 14.地球化学异常包括异常现象、异常范围、异常值三层含义。 15.地球化学省实质是以全球地壳为背景的规模巨大的一级地球化学异常。 16.地壳元素的丰度是指地壳中化学元素的平均含量，又称为克拉克值。 17.地壳中元素的非矿物赋存形式包括超显微非结构混入物、类质同象结构混入物、胶体或离子吸附和与有机质结合。 18.风化作用的类型包括化学风化、物理风化和生物风化。
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
岩浆混合作用及其成矿意义 摘要: 岩浆混合作用是岩浆演化的一种重要的表现形式,是指不同性质的岩浆在侵入过程中 在适宜的条件下发生相互混合的作用。岩浆混合作用的发生受到了多种因素的影响，它具有很多岩相学、包体、地球化学特征，但在混合机理等方面的研究中依然存在一些问题。它的成矿作用与斑岩型Cu-Au-Mo矿床具有紧密的联系，具有较好的成矿前景。 关键词：岩浆混合作用成矿作用 Cu-Au-Mo矿床识别标志 1.研究概况 岩浆混合作用(magma mixing)是岩浆演化的重要表现形式之一，不仅是形成火成岩多样性的主要机制，也与Cu、Zn、Mo、Au、Fe、Sn、W等成矿作用有着密切的联系。通过对岩浆混合作用以及岩浆混合的过程的研究，我们可以探究火成岩岩石成因以及多金属成矿元素迁移富集，也并以此来研究成矿作用背景和类型以及成矿潜力。 自化学家Rusend R W提出到现在，岩浆混合作用的研究已有150年的历史, 美国地质学家Wilcox总结认为,岩浆混合作用学说的发展经历了5个不同的阶段:提出岩浆混合学说并遭排斥阶段(1852～1879年);不断补充新证据阶段(1880～1914年);暂被遗忘阶段(1915～1952年);突破阶段(1953～1972年);深入和扩展 研究阶段(1973年至今)。 2.岩浆混合作用类型及标志 岩浆混合作用是指不同性质的岩浆在侵入过程中在适宜的条件下相互混合的作用。但岩浆的混合程度并不相同，因而也呈现出不同的混合类型。目前，由于技术水平限制，只能根据岩石和矿物的特殊现象来证明岩浆混合作用的存在。2.1岩浆混合作用类型 据詹华明等(2010),以岩浆的绝对温度和相对温度为基础,将岩浆混合作用的类型划分为以下三种: (1)混合作用: 参与混合端员的岩浆完全地混合在一起形成均一的新地质体( 岩浆或岩石), 后者表观上与单一岩浆形成的地质体几乎没有差别,但端员岩 浆混合时的温度和黏度相差很小, 并且保持液相状态, 以化学混合方式为主, 是高温环境下的一种混合作用。 (2)混杂作用: 参与混合的端员岩浆未完全混合均一, 表观特征明显, 含有丰富的不平衡标志, 可以识别出成层条带、岩浆团及大量包体的大致轮廓、形态与成分。其余特征与混合作用相同, 表现为端员岩浆混合时的温度和黏度相差较大, 以机械混合方式为主, 是中温条件下的一种混合作用。 (3) 注入作用:参与混合的端员岩浆相互穿插, 但基本上没有化学组分的迁移, 两者的接触处没有冷凝边, 能观察到条带状的物质成分交换,只有机械插入, 形成“你中有我、我中有你”的复杂景观, 为低温条件下的一种混合作用。 2.2岩浆混合作用的标志 根据张晓倩等（2014）、齐有强等（2008）、李昌年等（2002）的论述，将岩浆混合作用的标志总结如下： (1)野外特征:区域地质图上的混合岩侵入体多呈圈层状分布，或见于断裂带。在岩石组合上,形成复合岩流、复合岩墙和复合杂岩体，各端员成分间常具过渡带或涌动接触关系。有些地区可见混合岩浆两端员岩浆岩，有的只可见其一，
第三章 化学动力学基础 一 判断题 1.溶 液 中， 反 应 物 A 在 t 1 时 的 浓 度 为 c 1 ，t 2 时 的 浓 度 为 c 2， 则 可 以 由 (c 1 － c 2 ) / (t 1 - t 2 ) 计 算 反 应 速 率， 当△t → 0 时， 则 为 平 均 速 率。......................................................................（ ） 2.反 应 速 率 系 数 k 的 量 纲 为 1 。..........................（ ） 3.反 应 2A + 2B → C ， 其 速 率 方 程 式 v = kc (A)[c (B)]2， 则 反 应 级 数 为 3。................（ ） 4.任 何 情 况 下， 化 学 反 应 的 反 应 速 率 在 数 值 上 等 于 反 应 速 率 系 数。..........（ ） 5.化 学 反 应 3A(aq) + B(aq) → 2C(aq) ， 当 其 速 率 方 程 式 中 各 物 质 浓 度 均 为 1.0 mol·L -1 时， 其 反 应 速 率 系 数 在 数 值 上 等 于 其 反 应 速 率。......................................................................（ ） 6.反 应 速 率 系 数 k 越 大， 反 应 速 率 必 定 越 大。......（ ） 7.对 零 级 反 应 来 说， 反 应 速 率 与 反 应 物 浓 度 无 关。...........................................（ ） 8.所 有 反 应 的 速 率 都 随 时 间 而 改 变。........................（ ） 9.反 应 a A(aq) + b B(aq) → g G(aq) 的 反 应 速 率 方 程 式 为 v = k [c (A)]a [ c (B)]b ， 则 此 反 应 一 定 是 一 步 完 成 的 简 单 反 应。........................（ ） 10.可 根 据 反 应 速 率 系 数 的 单 位 来 确 定 反 应 级 数。 若 k 的 单 位 是 mol 1-n ·L n -1·s -1， 则 反 应 级 数 为 n 。...............................（ ） 11.反 应 物 浓 度 增 大， 反 应 速 率 必 定 增 大。...............（ ） 12.对 不 同 化 学 反 应 来 说， 活 化 能 越 大 者， 活 化 分 子 分 数 越 多。...................（ ） 13.某 反 应 O 3 + NO O 2 + NO 2， 正 反 应 的 活 化 能 为 10.7 kJ·mol -1， △ r H = -193.8 kJ·mol -1， 则 逆 反 应 的 活 化 能 为 204.5 kJ·mol -1。..............................................................................（ ） 14.已 知 反 应 A→ B 的△r H = 67 kJ·mol -1，E a = 90 kJ·mol -1， 则 反 应 B→ A 的 E a = - 23 kJ·mol -1。............................................................（ ） 15.通 常 升 高 同 样 温 度，E a 较 大 的 反 应 速 率 增 大 倍 数 较 多。..............................（ ）
第一章绪论 1.地球化学的定义：地球化学是研究地球及子系统(含部分宇宙体)的化学组成、化学作用和化学演化的科学（涂光炽）。 2.地球化学研究的基本问题 第一: 元素（同位素）在地球及各子系统中的组成（量） 第二: 元素的共生组合和存在形式（质） 第三: 研究元素的迁移（动） 第四: 研究元素（同位素）的行为 第五: 元素的地球化学演化 第二章自然体系中元素的共生结合规律 1.元素地球化学亲和性的定义：在自然体系中元素形成阳离子的能力和所显示出的有选择地与某种阴离子结合的特性称为元素的地球化学亲和性。 2.亲氧元素、亲硫元素与亲铁元素的特点 （1）亲氧元素：能与氧以离子键形式结合的金属（半金属）元素称为亲氧元素。 特点：惰性气体结构；电负性小；离子键为主；生成热>FeO；主要集中在岩石圈。（2）亲硫元素：能与硫结合形成高度共价键的金属（半金属）元素称为亲硫元素特点：铜型离子；电负性较大；共价键为主；生成热 1 第三章化学动力学基础课后习题参考答案 2解：（1）设速率方程为 代入数据后得： 2.8×10-5=k ×(0.002)a (0.001)b ① 1.1×10-4=k ×(0.004)a (0.001)b ② 5.6×10-5=k ×(0.002)a (0.002)b ③ 由②÷①得: 2a =4 a=2 由③÷①得: 2b =2 b=1 （2）k=7.0×103(mol/L)-2·s -1 速率方程为 （3）r=7×103×(0.0030)2×0.0015=9.45×10-5(mol ·L -1·s -1) 3解：设速率方程为 代入数据后得： 7.5×10-7=k ×(1.00×10-4)a (1.00×10-4)b ① 3.0×10-6=k ×(2.00×10-4)a (2.00×10-4)b ② 6.0×10-6=k ×(2.00×10-4)a (4.00×10-4)b ③ 由③÷②得 2=2b b=1 ②÷①得 22=2a ×21 a=1 k=75(mol -1·L ·s -1) r=75×5.00×10-5×2.00×10-5=7.5×10-8(mol ·L -1·s -1) 5解：由 得 ∴△Ea=113.78（kJ/mol ） 由RT E a e k k -=0得：9592314.81078.11301046.5498.03?=?==??e ke k RT E a 9解：由阿累尼乌斯公式：RT E k k a 101ln ln -=和RT E k k a 202ln ln -=相比得： ∴ 即加催化剂后，反应速率提高了3.4×1017倍 因△r H θm =Ea(正) -Ea(逆) Ea(逆)=Ea(正)-△r H θm =140+164.1=304.1(kJ/mol) 10解：由)11(ln 2 112T T R Ea k k -=得： )16001(314.8102621010.61000.1ln 2 384T -?=??-- T 2=698（K ） 由反应速率系数k 的单位s-1可推出，反应的总级数为1，则其速率方程为 r=kc(C 4H 8) 对于一级反应,在600K 下的)(1014.110 10.6693.0693.0781s k t ?=?== - ) ()(2O c NO kc r b a =)()(107223O c NO c r ?=) ()(355I CH c N H C kc r b a =)11(ln 2112T T R E k k a -=)627 15921(314.8498.081.1ln -=a E ) /(75.41046.5656314.81078.113903s mol L e e k k RT E a ?=??==??--36.40298314.810)140240(ln 32112=??-=-=RT E E k k a a 1712104.3ln ?=k k 三、名词解释：（每小题2分，共10分） 1、土壤质地：土壤中各粒级土粒含量的相对比例或质量分数，亦称土壤机械组成。 2、菌根：土壤中某些真菌与植物根的共生体。凡能引起植物形成菌根的真菌称为菌根真菌。 3、土壤的阳离子交换量：指每千克土壤或胶体吸附或代换周围溶液中阳离子的厘摩尔数，单位为cmol／1000g土。 4、土壤缓冲性能：指酸性或碱性物质加入土壤后，土壤具有缓和其酸碱反应变化的性能。 5、土壤肥力：指土壤为植物正常生长发育提供并协调营养物质和环境条件的能力。 四、简答题（每小题5分，共30分）： 1、简述简述土壤圈的功能。 答：（1）对大气圈：频繁的水、热、气地交换和平衡，是全球气候变化的重要方面。 （2）对生物圈：支撑和调节生物过程，提供植物生长的养分、水分与适宜的物理条件，决定自然植被的分布与演替。 （3）对水圈：降水在陆地的重新分配、元素的生物地球化学行为和水分平衡、分异、转化及水圈的化学组成。 （4）对岩石圈：具有一定的保护作用，以减少其受各种外营力破坏，与岩石圈进行物质交换与地质循环。（依内容酌情给分） 2、简述土壤的物质组成。 答：矿物质、有机质、水分、空气和土壤生物。土壤是一个由固相、液相和气相组成的多孔多相分散体系。（依内容酌情给分）3、简述菌根的作用。 答：①通过无数细长菌丝和菌索吸收土壤中的营养和水分，扩大根系的吸收面积，提高吸收能力。 ②菌根分泌的多种酶，能分解土壤中的有机物和矿物质，并把它们转化为植物能吸收的养分。 ③菌根还能产生多种植物激素和生长调节物质，调控植物生理活动，促进植物健康的生长，提高植物的抗病性和生存能力。 ④菌根的形成，提高了土壤活性和肥力，改良了土壤。（依内容酌情给分） 4、简述土壤微生物的分布特点。 答：1）绝大多数微生物分布在土壤矿物质和有机质颗粒的表面，附着或缠绕在土壤颗粒上，形成无机-有机-生物复合体或无机-有机-生物团聚体。 2）根系周围的土壤（根际土壤）比根外土壤更有利于微生物的旺盛生长。 3）表层土壤中微生物数量一般要比底层高。 4）土壤微生物在分布上也有地域特点，在不同气候、植被、土壤类型下，微生物的类群、数量都有很大不同。 5）土壤微生物的类群和数量，随土壤熟化程度的提高而增多。 6）土壤是个不均质体，能同时为要求不同的多种微生物类群提供生存条件。因此，土壤中同时存在着各种类群的微生物。（依内容酌情给分） 5、简述影响土壤氧化还原体系的因素。 答：1）土壤结构（土壤通气性）；2）微生物活动：好氧活动；3）易分解有机质的含量：好氧分解；4）植物根系的代谢作用：分泌物；5）土壤的pH：影响土壤Eh （每个因素1分） 6、何为盐基饱和度？其影响因素有哪些？ 主要标准矿物组合： Or ：正长石 Ab ：钠长石 An ：钙长石 Q ：石英 En ：辉石 Hy ：紫苏辉石 C ：刚玉 Mt ：磁铁矿 A/CNK=Al 2O 3/CaO+Na 2O+K 2O A/CNK 数值： ＞1.1，S 型花岗岩，过铝的 ＜1.1，I 型花岗岩 里特曼指数σ： σ＜1.8，钙性的 1.8＜σ＜3.3，钙碱性的 3.3＜σ＜9，碱钙性的 Σ＞9，碱性的 钙碱率A.R ，（适用于42%＜SiO 2＜70%的岩石），SiO2相同时，数值越大越碱性 NK/A=Na 2O+K 2O/Al 2O 3 NK/A 数值： NK/A ＜0.9，钙碱性 0.9＜NK/A ＜1，偏碱性 1≤NK/A ，偏碱性 分异指数DI ：数值越大表明岩浆分异演化越彻底，酸性程度越高 数值越小表明岩浆分异演化程度低，基性程度相对高 一般数值： 固结指数SI ：岩浆分异程度高，SI 就越小，岩石酸性程度高 岩浆分异程度差，SI 就越大，岩石基性程度高 一般数值： 长英指数FL 与镁铁指数MF ：岩浆分离结晶作用程度高，镁铁指数就大，长英指数也大 岩浆分离结晶作用程度低，镁铁指数就小，长英指数也小 一般长英指数和镁铁指数的数值在50—100，绝对小于100 碱性花岗岩 93 花岗岩 80 花岗闪长岩 67 闪长岩 48 辉长岩 30 橄榄辉长岩 27 橄榄岩 6 岩类 玄武岩 玄武安山岩 安山岩 安山英安岩 SI 30-40 20-30 10-20 0-10 稀土重量ΣREE：一般几百都是偏低，上千就高。 轻重稀土比值ΣCe/ΣY：一次热事件的早期单元，比值较大，轻稀土越富集 随着岩浆演化到晚期单元，比值减小， (La/Yb)N： (Ce/Yb)N： 反映轻稀土的分馏程度，比值越大，轻稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 (Sm/Eu)N： 反映重稀土的分馏程度，比值越小，重稀土分馏越明显，富集程度越高。 数值一般和1比较 元素铕值δEu：： δEu＞0.7，基性岩浆分异的花岗岩，成因与板块有关 0.3＜δEu＜0.7，分布最广泛，地壳经不同程度的部分熔融形成 δEu＜0.3，岩浆演化晚期的偏碱性花岗岩， 一个超单元的最后一、二个单元，由完全的分异结晶作用形成 δEu一般都是亏损 微量元素数据解释 元素含量数值对比，和地壳丰度值 特征参数： Nb*，Sr*，P*，Ti*，Zr*，数值小于1就亏损，大于1，就富集，与投图一致。 形成的构造环境解释 Tr，同熔型花岗岩，Gr，改造型花岗岩 R1-R2图解： 1，地幔分离 2，板块碰撞前 3，碰撞后抬升 4，造山晚期 5，非造山的 6，同碰撞期 7，造山后期 CRG：洋脊花岗岩，WPG：版内花岗岩，V AG：火山弧花岗岩，COLG：同碰撞花岗岩 岩石地球化学计算 1. TFe2O3=FeO+0.9Fe2O3 FeOT(wt.%)=FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*0.8998 =FeO(wt.%)+Fe2O3(wt.%)*(71.844/(159.6882/2)) 2. LOI 烧失量 3. Mg#=100*(MgO/40.3044)/(MgO/40.3044+FeOT/71.844) FeOm71.85 ；MgOm40.31 上述是分别测试分析了FeO和Fe2O3的计算方法，如果是测试的全铁，也可以近似计算。 通常说的高Mg，是指岩石具有较高的MgO含量，如火山岩中的高镁安山岩（通常情况下，异常高的MgO含量指示着可能有地幔物质参与，如俯冲带地幔楔或者软流圈熔体上涌等等）。Mg#（镁指数）也可以定量的表示岩石中的Mg含量高低。Mg#通常用于镁铁质岩石，可以粗略指示地幔岩石的部分熔融程度，高Mg#的地幔橄榄岩可能经历了更高程度的部分熔融，常在92-93左右，而原始地幔会相对富集，Mg#较低，在88-89左右。 4. 里特曼组合指数δ或里特曼指数δ=（K2O+Na2O）2/（SiO2-43）（wt%）δ<3.3 者称为钙碱性岩，δ=3.3-9 者为碱性岩，δ>9 者为过碱性岩。 5.A/NK = Al2O3/102/(Na2O/62+K2O/94) 6.A/CNK = Al2O3/102/(CaO/56+Na2O/62+K2O/94) 7.全碱ALK = Na2O+K2O 8.AKI = (Na2O/62+K2O/94)/Al2O3*102 9.AR = (Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/(Al2O3+CaO-Na2O-K2O) 10.固结指数(SI) =MgO×100/(MgO+FeO+F2O3+Na2O+K2O) (Wt%) 11.阳离子R1-R2图（岩石氧化物wt%总量不用换算成100%） R1=（4Si-11(Na+K)-2(Fe+Ti)*1000 R2=（6Ca+2Mg+Al）*1000 第三章 化学动力学 3-1．在1 100 K 时，3NH (g)在金属钨丝上发生分解。实验测定，在不同的3NH (g)的初始压力0p 下所对应的半衰期12t ，获得下列数据 0/Pa p 3.5×104 1.7×104 0.75×104 1/min t 7.6 3.7 1.7 试用计算的方法，计算该反应的级数和速率系数。 解： 根据实验数据，反应物3NH (g)的初始压力不断下降，相应的半衰期也不断下降，说明半衰期与反应物的起始浓度（或压力）成正比，这是零级反应的特征，所以基本可以确定是零级反应。用半衰期法来求反应的级数，根据半衰期法的计算公式 12 12 1 ,1 21,2 n t a t a -??= ??? 即 ()12,112,221ln /1ln(/) t t n a a =+ 把实验数据分别代入，计算得 ()() 12,112,244 0,20,1ln /ln 7.6/3.7110ln(/) ln(1.710/3.510) t t n p p --=+ =+ ≈?? 同理，用后面两个实验数据计算，得 () ln 3.7/1.710ln(0.75/1.7) n =+ ≈ 所以，该反应为零级反应。利用零级反应的积分式，计算速率系数。正规的计算方法应该是分别用3组实验数据，计算得3个速率系数，然后取平均值。这里只列出用第一组实验数据计算的结果，即 0100 22p a t k k = = 431001 3.510Pa 2.310 Pa min 227.6 min p k t -?===??? 3-2．某人工放射性元素，能放出α粒子，其半衰期为15 min 。若该试样有80%被分解，计算所需的时间？ 《普通地质学》试卷(B 名词解释（每小题2分，共20分） 1. 丰度：化学元素在地球化学系统中的平均含量。 2. 冰期：气候寒冷时期，冰川发育，冰雪覆盖面积扩大的地史时期。 3. 条痕：矿物粉末的颜色。 4. 向斜：岩层向下凹陷的一个弯曲，核心部位岩层时代较新，两侧岩层时代依次变老。 5. 解理：矿物受力后沿一定方向规则裂开成光滑面的性质。 6. 向源侵蚀：使河流向源头方向加长的作用称河流的向源侵蚀作用。 7. 类质同像：矿物晶体结构中的某种原子或离子可以部分地被性质相似的它种原子或离子替代而不破坏其晶体结构，此种现象称为类质同像。 8. 地震烈度：地震对地面和建筑物的影响或破坏程度。 9. 死火山：人类历史以来未曾活动的火山。 10. 标准化石：具有在地质历史中演化快、延续时间短、特征显著、数量多、分布广等特点，对于研究地质年代有决定意义的化石。 填空题（每小题2分，共30分） 1. 古生物的研究对象是化石。与现代生物一样，根据生物之间的亲缘关系，古生物可划分为动物界和植物界。 2. 某地层产状测得为3100∠600，则其产状三要素分别是走向为400或2200，倾向为3100，倾角为600。 3. 影响风化作用的因素是气候、地形、岩石特征。 4. 根据岩石SiO2的含量，岩浆岩可以分为四大类，分别是：（1）超基性岩、SiO2为<45%；（2）基性岩、SiO2为45-52%；（3）中性岩、SiO2为52-65%；（4）酸性岩、SiO2>65%。 5. 新生代在生物演化史上，植物为被子植物时代，动物为哺乳动物（人类）时代。 6. 按照岩石的成因（形成方式），岩石分为三大类：岩浆岩、沉积岩、变质岩。 7. 世界主要地震活动带有环太平洋地震带、阿尔卑斯-喜马拉雅地震带（地中海-印尼带）、大洋中脊地震带等。 8．中生代包括三叠纪、侏罗纪和白垩纪三个纪，其代号分别是、、。8. 早古生代包括三个纪，由老到新分别是寒武纪、奥陶纪、志留纪，其代号分别是888。 9. 断层要素主要有断层面、断层盘、断层线、断层位移等。 10.板块构造学说建立的基础是大陆漂移学说和海底扩张学说。 11. 根据断层两盘相对运动的方向分为正断层、逆断层及平移断层。 12.河谷形态的基本要素有谷坡、谷底、河床。 13. 海蚀地貌主要类型有：海岬、海湾、拱桥、海蚀柱、海蚀崖、海蚀洞穴、海蚀凹槽和海蚀沟谷等。 14. 地质学上计算时间的方法有两种，一是相对年代，另一是绝对年代。 15. 矿物摩氏硬度计中位于第3、第7和第8位的矿物分别为方解石、石英和黄玉。 三、判断题（正确打“√”，错误打“×”）（共7分） 潘家多金属矿岩浆岩地球化学特征及其成矿作用潘家钨钼铜多金属矿床坐落于浙江省北西段,是钦州湾-杭州湾成矿带北段新发现的大-中型钨钼铜矿床。大铜坑岩体是潘家矿区的主要岩 体,SiO2、K2O和 Na2O 的含量分别为 67.03-71.09%,2.453.03-4.89%和 0.24-3.37%;A/CNK（A/CNK=n （Al2O3）/[n（CaO）+ n（Na2O）+ n （K2O）]）、δEu 和δCe 分别为0.93-1.98,0.45-0.91和 0.93-1.07。 其主量元素特征表明大铜坑岩体为亚碱性、过铝质、高钾钙碱性花岗闪长斑岩。球粒陨石标准化图和原始地幔标准化图均显示右倾缺失重稀土特征,（La/Yb）N<10,Eu为轻微负异常,εNd（t）为-6.5～-3.9,Nd模式年龄集中在 1.63-1.77Gm,显示混染少量幔源物质的壳源岩体特征。 大铜坑岩体的S同位素数据呈塔型分布,岩体和黄铁矿中的Pb同位素显示明显的线性关系,指示岩浆作用影响及岩矿来源的统一。由锆石饱和温度测得的岩体结晶温度为721-808℃。 潘家辉钼矿Re-Os测年显示成矿时期为142.90±0.39Ma和146.47Ma;锆石U-Pb年龄指示成岩多期次中与成矿时代相关的时期集中在150-154Ma。总体来说,岩体来源为幔壳混源且以地壳为主,响应于岩浆底侵后地壳增厚拆沉,部分熔融的幔源物质为成矿作用提供了主要的物质来源。 最终潘家矿区形成两种矿床——大铜坑斑岩型钨钼多金属矿床和蓝田组热液充填型钨铜铅锌银多金属矿床。 中国地质大学(武汉)远程与继续教育学院 地球化学课程综合测试3 学习层次：专升本时间：120分钟 一．名词解释 1．元素的地球化学迁移：当体系与环境处于不平衡条件时，元素将从一种赋存状态转变为另一种赋存状态，并伴随着元素组合和分布上的变化及空间上的位移，以达到与新环境条件的平衡，该过程称为元素的地球化学迁移。 2．能斯特分配定律：在一定的温度和压力条件下，微量元素在两共存相中的活度比为常数。3．盐效应：当溶液中存在易溶盐类时，溶液的盐度对元素的溶解度有影响。溶液中易溶电解质的浓度增大，导致其它化合物溶解度增大的现象，称为盐效应。 4．放射性同位素：能够自发地衰变形成其它核数，最终转变为稳定核数的同位素。 5.大陆地壳：地表向下到莫霍面，厚度变化在5-80km，分为上部由沉积岩和花岗岩组成的硅铝层，下部由相当于玄武岩、辉长岩或麻粒岩等组成的硅镁层两部分组成。 6.不相容元素：在一定的温度和压力条件下，在部分熔融或岩浆分异结晶过程中，在固相/熔体相中的总分配系数<<1的微量元素称为不相容元素。 7. Ce：表征Ce与REE整体分离程度的参数。其计算公式为：δCe=2Ce n/（La n+Pr n）（n 表示相对于球粒陨石标准化）。 8.元素丰度的奇偶规律：偶序数元素的丰度大于相邻奇序数元素的丰度，这一规律又被称为Oddo-Harkins（奥多-哈金斯）法则。 二．简答题 1. 大陆地壳组成研究的基本方法。 答：由于大陆地壳的物质组成在横向和纵向上都具有极度的不均一性，因此，研究大陆的浅部地壳和深部地壳的手段不尽相同。其中，对大陆地壳浅部组成研究的方法包括区域大规模取样法、简化取巧方法以及细粒碎屑沉积物法等等。而对大陆深部地壳的研究手段则主要包括研究火山岩中的角闪岩和麻粒岩包体，暴露地表的深部地壳断面，或利用地球物理勘探获取的地震波速与岩石化学组成之间的对应关系进行反演。 2. 简述能斯特分配定律及元素分配系数的涵义。地球化学上按总分配系数将元素在岩浆作用过程中的行为分为几类？它们各自的地球化学特点是什么？（要求各类别至少举两个元素为例）。 答：能斯特分配定律：在一定的温度和压力条件下，微量组分在两共存相中的活度比为常数。将微量元素在两相之间的活度笔直称之为分配系数（K D）。 按元素在岩浆作用过程中的行为分为相容元素、不相容元素。其中不相容元素进一步分为高场强和低场强元素。 相容元素指总分配系数大于1的元素，如Ni、Co、Cr，在岩浆作用中优先进入矿物相或残留固相；不相容元素指总分配系数小于1的元素，它们优先进入熔体相，其中将分配系数小于0.1的又称为强不相容元素。大离子亲石元素如K、Rb、Sr、Ba以及高场强元素如Nb、Ta、Zr、Hf为不相容元素的代表。 3. 活度积原理及其在地球化学研究上的意义。 答：定义在一定的温度下，难溶化合物中该化合物的离子浓度乘积得到的常数为活度积。所谓的活度积原理指的是在天然水中，金属元素首先选择形成活度积最小的化合物的阴离子 花岗岩研究 一、花岗岩的系列划分 根据花岗岩化学成分划分为准铝(metaluminous)、过铝(peraluminous)和过碱性nous)和亚碱性(peralkaline)的成分分类。由于花岗岩通常具有较高的Si02含量，一般岩浆岩中的拉斑、钙碱性和碱性系列的划分在花岗岩研究中并不经常被采用。 所以花岗岩的系列划分时只用投K2O-SiO2 和ANK-ACNK就可以了。碱性-钙碱性-高钾钙碱性和准铝质-过铝质这些系列的划分，是因为通过大量数据证明，这些划分对岩石成因等方面有一些指示意义。例如：钙碱性花岗岩石是岛弧岩浆活动产物，碱性和过碱性与板内背景有关，过铝质花岗岩石（ACNK要大于 1.1）是沉积岩深熔作用形成，尤其是大陆碰撞时期。 二、花岗岩的成因分类MlSA MlsA(即M、I、S和A型)是目前最常用的花岗岩成因分类方案。其英文分别是I(infraerustal或igneous)、s(supraerustal或sedimentary)、A(alkaline，anorogenie 和anhydrous)和M(mantle derived)。 分类依据：花岗岩的岩浆源区性质划分，及火成岩、沉积岩、碱性岩和有地幔参与成分的源区。 A型特征及成因 A型：岩石学和实验岩石学(Clemensetal.，1986;patino Douce，1997）证据表明，A型花岗岩形成温度高，而且部分A型花岗岩形成压力还很低（即较浅部的中上地壳）。因此，正常的I或者S型花岗岩经分异作用是形成不了A型花岗岩的。 A型花岗岩都表现出低Sr、Eu和富集Nb、Zr等元素的特点，反映其源区存在斜长石的残留(形成的压力较低)，因此它也不可能是慢源岩浆分异而来(在极端情况下，慢源岩浆的强烈结晶分异可能会产生有限的低Sr、Eu的碱性岩石，但此时应与大规模的镁铁质岩石伴生)，或来源于镁铁质源岩的部分熔融。 A型花岗岩的最重要之处是，如果浅部地壳能够发生高温部分熔融，显然暗示其深部存在热异常，而这大多只会在拉张情况下出现。因此，A型花岗岩是判断伸展背景的重要岩石学标志。 关于微量元素地球化学的读书报告 (021111班2011100---- ---) 一微量元素基本概念 微量元素(minor elements)依不同学者给出了不同的定义。盖斯特(Gast, 1968)定义微量元素“不作作系内任何相主要组份存的非化学计量的分散元素”。按此定义微量元素是相对的，在一个体系中为微量元素，而在另一个体系中可能为常量元素。有人从热力学角度来定义微量元素：在研究的对象中元素的其含量低到可可近似地用稀溶液定律来描述其行为，则该元素可称为微量元素。一般的，将地壳中除O、Si、Al、Fe、Ca、Mg、Na、K、Ti 等9种元素（它们的总重量丰度占99％左右）以外的其它元素统称为微量元素，它们在岩石或矿物中的含量一般在1％或0.1％以下，含量单位常以10-6或10-9表示。 开始的研究主要集中在了解和查明微量元素在陨石、地球及其各层圈以及各类地质体中的分布、丰度及其规律，而后认识到微量元素作为一种示踪剂或指示剂，研究成岩成矿作用，如岩石类型划分，原岩恢复、成岩成矿的物质来源和物理化学条件微量元素的特殊的地球化学性质，同时可以利用热力学的有关理论，建立微量元素地球化学模型，对成岩和成矿的熔融和结晶作用过程进行定量理论计算，使微量元素地球化学有自己的特殊的研究方法和理论体系。在地球化学中最大量和最主要的应用集中表现为：利用微量元素的组成、相互关系等特征作为各类岩石、矿石的成因类型的“指纹元素”，并进一步利用微量元素来探讨和指示地质、地球化学过程。 二微量元素在成岩过程中的化学示踪作用 1.1微量元素地球化学对和组合关系图解 在将微量元素资料用于地球化学问题研究时，常将两个元素的关系、或将两个元素比值的关系、或两组元素和比值的关系进行对比，可统称为微量元素对，或微量元素地球化学对。一般说来，微量元素对常常是地球化学性质相近的元素，如Nb/Ta，Zr/Hf，Sr/Ba，Th/U，Cr/Ni，Cl/Br等，也可以其中一个是主元素，另一个是与其他化性质相似的微量元素，如K/Rb，Mg/Li，Ca/Sr，Fe/V，Al/Ga，S/Se等。前述各单个稀土元素比值（如La/Ce）也常用作元素对。 应该根据研究目的选择不同的元素对。如研究岩浆形成机制和过程鉴别要选择分配性质相同或相反的元素对，如Ba/Nb，Nb/Th，以及Ce－Ni，Cr－Ta等。要讨论氧化、还原状态，要选择变价元素对，如Fe2+/Fe3+，V3+/V5+，Eu2+/Eu3+，以及Mn/Mg等。要研究岩体剥蚀深度，要选择元素浓度随深变而增减的，如Li/Sc，Rb/Bi，Sb/Bi等。而要进行变质岩原岩恢复，则需选择对变质作用较稳定的元素，如Zr/Ti，Zr/Ni，Cr/Ti，Zr/Mg等等。有时为了 一、名词解释（每个2分，20分） 1、沉积有机质 2、稳定同位素分馏 3、有机圈 4、有效烃源岩 5、门限温度 6、氯仿沥青“A” 7、生物标志化合物 8、干酪根 9、大型气田 10、油气源对比 二、填空题（每题1分，10分） 1、原油中很难检测到糖类化合物是因为。 a、被细菌分解； b、进入干酪根无法查其原始面貌； c、原油中含氧化合物很少； d、连结糖类的醚键容易断裂。 2、下列过程属于油藏中原油次生变化的有。 a、聚合作用； b、生物降解； c、蒸馏作用； d、注气开发。 3、奥利烷的主要生源是。 a、高等植物； b、海洋植物； c、被子植物； d、原生动物。 4、正常情况下有机成因天然气中甲烷及其同系物的碳同位素表现为。 a、δ13C1<δ13C2<δ13C3<δ13C4； b、δ13C1>δ13C2<δ13C3>δ13C4 c、δ13C1>δ13C2>δ13C3>δ13C4； d、δ13C1<δ13C2>δ13C3>δ13C4。 5、鉴别生物成因天然气的主要标志是。 a、在天然气组成上主要是CH4，δ13C1重； b、在天然气组成上主要是CH4，δ13C1轻； c、在天然气组成上主要是CO2，δ13C1轻； d、在天然气组成上主要是CH4和CO2，δ13C1重。 6、Pr/Ph是反映。 a、烃源岩沉积环境的指标； b、原油成熟度指标； c、原油次生改造程度的指标； d、母质类型参数。 7、卟啉作为石油有机成因的重要证据之一，它是从原油中分离鉴定出第一个具有 生物成因的化合物。 a、Treibs（1934）； b、Serfert（1978）； c、Tissot（1974）； d、Smith（1954）。 8、年青沉积物中甾类化合物的主要构型是。 a、5α(H)14α(H)17α(H)20R； b、5α(H)14α(H)17α(H)20S； c、5α(H)14β(H)17β(H)20R； d、5α(H) 14β(H)17β(H)20S。 9、在同等条件下，最先进入生烃门限的是干酪根。 a、I型； b、II型； c、III型； d、IV型 10、同一成熟度条件下干酪根的H/C原子比值。 a、III>II>I型； b、II>III>I型； c、II>I>III型； d、I>II>III型。 三、判断改错题（每题1分，共8分） 1、烃源岩评价主要是评价有机质的丰度和类型。 2、镜质体反射率的测定是将样品浸入油中所测得的反射率值。 3、在油气源对比中，样品间的正相关性是样品具有成因联系的必要证据，而负相关性却 是样品之间缺乏亲缘关系的有力证据。 4、油藏受气浸时将产生两极分化，一方面形成凝析气藏，另一方面产生固体沥青沉淀， 从而使储层孔隙度和渗透率降低。 5、III型干酪根只能生气不能生油。 6、随着烃源岩成熟度的增高，生成的油气越来越多，导致可溶烃（残余油气或吸咐烃） 逐渐增多，而热解烃却逐渐减少。 7、凝析油是有机质在高演化阶段所特有的产物。 8、通常情况下，成熟度相当或相近的煤型气碳同位素组成比油型气轻。 四、回答题（每题8分，共40分） 1、论述干酪根分类方法及优缺点？（至少列举3种方法） 2、有机质成烃演化阶段及产物特征？ 3、生物标志化合物的主要类型及其在地质研究中的作用？ 4、油藏中原油的次生变化类型及其结果？ 5、应用化学动力学原理，阐述影响油气生成的主要因素？ 五、图谱识别（7分） 标出图示原油饱和烃气相色谱图中Pr、Ph和正构烷烃的碳数分布、指出主峰碳，判断 第3章岩浆作用 一、名词解释 岩浆岩浆作用喷出作用侵入作用火山火山口破火山口火山锥火山灰熔岩岩基岩株岩床岩盘烟墙捕虏体顶垂体液态分异结晶分异同化混染岩浆矿床伟晶矿床岩浆期后矿床科马提岩波状熔岩块状熔岩柱状节理红顶现象围岩 二、是非题 1.岩浆作用与变质作用是相互有着密切联系的两个作用。（） 2.溶解到岩浆中的挥发作用性物质实际上不是岩浆的物质组成部分。（） 3.地球上玄武质岩浆占所有岩浆总合的８０%。（） 4.溶解到岩浆中的气体对岩浆的性质不产生什么样的影响。（） 5.火山喷出的气体大部分是水蒸气，但是，大多数岩浆原生水的含量不超过３%。（） 6.熔岩的流动性主要取决于粘性。而粘性于主要取决于熔岩的成分，基性熔岩含铁镁成分多，比重大故粘性大不易流动。（） 7.熔岩的流动性与温度有关，温度越高，其粘性降低、因此，更易流动。（） 8.岩浆中二氧化硅的含量的多少对岩浆的粘性没有影响。（） 9.玄武岩质成分的岩浆通常流动缓慢，故多形成块状熔岩。（） 10.流纹质熔岩粘性很大所以流动缓慢。（） 11.安山质熔岩与流纹质熔岩由于岩浆粘性大，尤以酸性岩浆为甚，它们喷发时常很猛烈。（） 12.在大型复式火山锥的斜坡上可形成数个寄生锥。（） 13.有的人认为火山喷发的形式演化顺序是熔透式→裂隙式→中心式，现代火山多为中心式，而冰岛的火山是现代裂隙式火山的典型代表。（） 14.火山有活火山和死火山，一旦火山停止喷发，它就变成了死火山，永远不会再喷发了。（） 15.火山活动对于人类来讲是百害而无一利。（） 16.火山灰很容易风化形成较为肥沃的土壤。（） 17.地下的岩浆活动可能触发毁灭性地震。（） 18.火山喷发的尘埃悬浮在大气中可以保持许多年。（） 19.现在所有的热泉都与火山作用有密切关系。（） 20.含水的岩石其熔点低于不含水的岩石。（） 21.上地幔的成分很像在蛇绿杂岩体中所见到的橄榄岩。（） 22.安山质和流纹质的岩浆只能从陆壳物质的部分重熔中分异出来。（）第三章化学动力学基础课后习题参考答案
环境土壤学试卷(期中考试)参考答案
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岩石地球化学计算
第三章-化学动力学
《普通地质学》试卷B_(答案).
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