7、湖南中部中泥盆世的轮藻化石及其生活环境探讨

606中国科学D辑地球科学 2005, 35(7): 606~616湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb定年:成岩启示和意义*丁兴①陈培荣①**陈卫锋①黄宏业②周新民①(①南京大学地球科学系, 南京 210093; ②核工业部230研究所, 长沙 410011)摘要运用阴极发光技术, 对湖南沩山花岗岩中的锆石进行了细致的内部结构分析, 并在此基础上利用LA-ICPMS锆石U-Pb原位定年技术进行了同位素年龄测定. 结果表明, 沩山花岗岩体是一个印支晚期-燕山早期多次岩浆侵入的复式岩体, 其中印支期花岗岩(2个样品)形成时间为211.0±1.6和215.7±1.9 Ma; 燕山期花岗岩(2个样品)形成时间为187.4±3.5和184.5±5.1 Ma. 华南(尤其湖南)印支晚期花岗岩, 是秦岭-大别和松马两条印支期缝合带碰撞、挤压导致地壳叠置加厚后, 到了应力松弛阶段的产物; 而燕山早期花岗岩的形成与太平洋板块的俯冲物质无直接关系, 是伸展体制下板内中下地壳减压熔融的产物.关键词CL图像LA-ICPMS U-Pb定年花岗岩湖南沩山中生代时期, 华南先后经历了两大构造运动的影响, 即早中生代印支运动和晚中生代燕山运动[1], 形成了大面积广泛分布的花岗岩类和丰富的矿产资源[2]. 因此, 中生代的地质问题, 本质上是这两大构造运动的动力学及其物质表现问题[3]. 然而, 以前的研究更多地致力于晚中生代燕山期花岗岩类, 对早中生代印支期花岗岩类的研究较为薄弱, 从而限制了对华南构造框架、动力学性质和地质演化的更完整认识. 虽然华南印支期花岗岩类的分布具有一定局限性[4], 但总体上以湖南出露较多, 总面积超过5000 km2(据文献[5, 6]统计), 所以, 研究华南印支运动及其表现和产物的重点区域在湖南.沩山花岗岩体位于湘中宁乡、韶山、湘乡和安化等县市交界区, 出露面积达1240 km2[6], 是湖南最大的花岗岩体之一. 1/20万区调资料将它划归燕山早期, 而20世纪90年代多种同位素定年方法(黑云母K-Ar 法、全岩Rb-Sr法、锆石U-Pb法、独居石U-Th-Pb 法)的结果为163~257 Ma不等[5], 属于印支期到燕山早期. 最新的研究是按照单元-超单元填图法, 将岩体主要划分为唐市超单元和巷子口超单元[6], 时代分别对应于中三叠世和晚三叠世, 均属于印支期. 本文在仔细分析锆石内部结构的基础上, 利用近几年才第7期丁 兴等: 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb 定年: 成岩启示和意义 607发展起来并逐渐成熟的锆石激光剥蚀等离子体分析技术(LA-ICP-MS), 系统地对沩山花岗岩体不同部分进行了详细的微区原位单点定年, 以期更全面、细致地建立起岩体的年代学格架, 为研究该岩体的岩浆-构造作用乃至整个华南的印支运动提供依据.1 沩山花岗岩体概况沩山花岗岩体侵入新元古代至泥盆纪地层中, 晚白垩统红层覆盖其上. 岩体以唐市超单元花岗岩为主, 巷子口超单元花岗岩产出于唐市超单元花岗岩内部(图1).矿物组成上, 唐市超单元岩性以细中粒斑状或等粒状黑云母二长花岗岩为主, 主要矿物组成为石英(20%~45%)、钾长石(20%~30%)、斜长石(30%~35%, An=22~37)、黑云母(5%~10%). 局部(如五里堆、沙田街等地)含有少量角闪石(<1%)和较为自形的褐帘石及绿帘石. 巷子口超单元岩性为细粒-中粒二云母二长花岗岩, 主要矿物组成为钾长石(30%~40%)、斜长石(20%~30%, An=29~38)、石英(15%~30%)、白云母(3%~10%)和黑云母(5%±).2 测年样品及分析方法本文所选的4个测年样品采集地点如图1所示, GPS 坐标为: HWS-36 N27º52.663′, E112º19.923′; HWS-40 N28º1.599′, E112º7.951′; HWS-41 N27º57.490′, E112º3.403′; HWS-48 N28º2.672′, E111º59.552′. 它们均为原地花岗岩风化砂样. 采集之前, 先小心除去花岗岩风化体表面的堆积层, 避免外来的锆石混染, 再采集下面新露出的半固结风化样. 经淘洗、磁选和重液分选后, 分离出锆石. 然后, 在双目镜下挑出不同晶形、不同颜色的锆石约50颗. 锆石样品靶的制备与SHRIMP 定年的锆石样品制备方法基本相同[7]. 在开始锆石U-Pb 分析前, 先进行阴极发光(CL)分析, 以确定锆石颗粒的内部结构. 锆石阴极发光图像在中科院地质与地球物理研究所的Cameca 电子探针仪器上完成, 分析电压为50 kV, 电流为15 nA.608中国科学 D 辑 地球科学第35卷本文LA-ICPMS 锆石U-Pb 定年测试, 在西北大学大陆动力学教育部重点实验室进行, 将193 nm 的ArF 准分子激光与Elan 6100 DRC 型ICP-MS 仪器相接, 使用He 作为剥蚀物质的载气. 应用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参与物质NIST SRM610进行仪器最佳化, 应用RSES 参考锆石TEM(417Ma)进行元素分馏校正, 并采用91500 (1064Ma)标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb 分析. 样品测试过程中, 204Pb 信号较低, 基本与背景值相当, 而206Pb 和207Pb 的信号比扣除背景后的204Pb 信号要高出几个数量级, 因而未作普通Pb 的校正. 详细的测试方法及仪器参数可参考文献[8]. 每个锆石微区原位测试点的同位素比值和U-Pb 年龄由专用的GLITTER (ver4.0, Macquarie University)软件计算, 加权平均年龄及谐和图的绘制采用Isoplot 2.49a [9]完成.上述采样、选样和测试, 均由本文第一作者完成.3 测试结果和讨论3.1 CL 图像在具有复杂地质演化历史的地区, 花岗岩中锆石往往有复杂的内部结构特征[10~15], 记载着复杂的演化历史[15,16]. 因此, 对锆石内部结构分析是合理解 释所测年龄的依据. 目前, 阴极发光(CL)图像是揭示锆石内部结构的有效手段[10~15].图2是沩山花岗岩中典型锆石的CL 图像. 对于唐市超单元花岗岩(HWS-36和HWS-40), 其锆石多为短柱状, 显示明显的核-边双层结构(图2(a), (b)). 其中一部分锆石的核部呈不均匀斑杂状, 与边部的接触带具有微弱的韵律环带(反殃Nb/Ta 或Zr/Hf 比值变化), 这同经历了重结晶作用的岩浆锆石的特征十分相似[10,17,18], 属于早阶段结晶的岩浆锆石; 另一部分锆石的核部CL 较强, 颜色呈灰白色, 具有残留锆石的特征, 其边部都出现明显的韵律环带, 显示岩浆成因锆石的典型特征[10~13,15,18].对于巷子口超单元花岗岩(HWS-41和HWS-48), 其锆石内部结构比唐市超单元的复杂得多. 有两种类型:(1) 核-边双层结构: 以HWS-48最为典型(图2(d)). 锆石外形为颗粒状, 核部显示强CL 特征, 有明显的不规则状、斑点状结构, 局部还残存岩浆结晶环带, 少数核部呈现明显的港湾状溶蚀结构. 它们是来自围岩的捕掳晶或原岩中的残留锆石, 受后期岩浆作用的影响而发生重结晶[10,14,18]. 边部CL 图像颜色较深, 与核部界线分明. 这些特征类似于增生锆石第7期丁 兴等: 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb定年: 成岩启示和意义609(overgrowth)[10,11,14,18].(2) 核-幔-边三层结构: HWS-41和HWS-48的部分锆石均具有三层结构, 但两者不尽相同. 在HWS- 48(图2(d))中, 边部类似于上述双层结构的边部, 只是宽度太窄, 不超过10 μm, 难于定年. 幔部表现出明显的韵律环带, 为岩浆成因. 而核部部分CL较弱, 具有溶蚀结构; 部分CL较强, 局部残存微弱的环带, 与上述双层结构的核部相似. 在HWS-41(图2(c))中, 核部类似于唐市超单元花岗岩中的锆石核部. 幔部有明显的环带特征, 但部分出现环带的弯曲和错位现象, 揭示岩浆锆石受到了后期作用不同程度的影响[14,17]. 边部宽度较窄, CL较强, 颜色较亮, 显示微弱的环带结构, 与幔部环带相比, 并没有发生环带变形现象.CL图像清楚地表明, 唐市超单元花岗岩中锆石形态相似, 内部结构较为简单, 大多为岩浆结晶锆石, 极少含有残留核; 而巷子口超单元花岗岩的锆石则复杂得多, 形态以颗粒状和柱状为主, 内部结构可分双层和三层, 既有残留锆石, 也有岩浆锆石, 尤其是HWS-48号样品.3.2 锆石激光探针U-Pb年龄代表性锆石颗粒的U-Pb同位素定年结果见表1, 根据这些数据所做的U-Pb谐和图见图3. 由于本文所测定的花岗岩形成于中生代, 而在锆石LA-ICPMS 定年中, 年轻或U-Pb含量低的样品, 其207Pb/235U以及207Pb/206Pb比值精度较差[8], 所以, 本文采用206Pb/238U年龄进行加权平均值计算.对唐市超单元花岗岩的HWS-36号样品共进行了15个点的分析, 从图3(a)中可以看到, 大部分数据点都位于谐和线上或附近, 表明这些锆石形成后U-Pb体系是封闭的, 基本没有U或Pb同位素的丢失或加入, 个别数据点(HWS36-06和HWS36-09)明显偏离谐和线, 表现为207Pb/235U比值较大, 这主要与207Pb难以测准有关[8]. 除一个样品点(HWS36-20)表现为411 Ma外, 其他样品点年龄均集中在206~214 Ma之间(表1, 图3(a)). 对照锆石的CL图像(图2(a)), 的14个数据进行加权平均值计算, 获得加权平均年龄为211±1.6 Ma(图3(a)), 属于印支晚期.对唐市超单元花岗岩的HWS-40号样品共进行了13个点的分析, 如图3(b)所示, 样品点基本分布于一条水平线上, 年龄集中在211~221 Ma之间(表1, 图3(b)). 虽然大部分数据点水平地偏离谐和曲线, 但分布形式明显不同于Pb丢失引起的不谐和[19,20], 而且锆石CL图像也显示清晰、自形的环带(图2(b)), 表明锆石并没有发生或明显发生Pb丢失[21]. 因此该样品数据点的这种分布同样与207Pb的测定有关. 值得庆幸的是, 207Pb的测定结果并不影响206Pb/238U比值. 所以, 我们将采集于岩浆成因的韵律环带上的数据进行加权平均值计算, 获得加权平均年龄为215.7±1.9 Ma(图3(b)), 属于印支晚期.对巷子口超单元花岗岩的HWS-41号样品共进行了14个点的分析, 如图3(c)所示, 几乎所有数据点都位于谐和线上或附近, 但指示的年龄可分两组, 即220 Ma±和181~196 Ma(表1, 图3(c)). 对照锆石CL 图像, 我们可以看到, 以样品点HWS41-20为代表的第一组年龄, 基本都采集于呈半浑圆状的核部, 为印支晚期的继承核年龄. 以样品点HWS41-09为代表的第二组较老的年龄, 主要采集于经历了重结晶作用的岩浆锆石上, 指示的是早阶段结晶锆石形成的时间. 而以HWS41-18和HWS41-19为代表的第二组较年轻年龄, 则采集于岩浆成因的韵律环带上, 指示的是晚阶段结晶锆石的形成时间. 因此, 将第二组11个年龄数据进行加权平均值计算, 获得加权平均年龄为187.4±3.5 Ma(图3(c)), 属于燕山早期.对巷子口超单元花岗岩的HWS-48号样品也进行了14个点的分析, 从图3(d)可看到, 少数分析结果的谐和性较好, 大部分分析结果表现为明显的不谐和. 其中, 谐和的年龄除了一个为855 Ma(HWS48-10)以外, 其他的基本集中在180~188 Ma范围内; 不谐和的年龄最老的为2358 Ma(HWS48-06), 属于古元古代. 大部分不谐和年龄分布于237~380 Ma(表1). 对照锆石的CL图像, 我们发现, 印支期以前的年龄数据均采集于前述的双层结构的核部, 而较谐和的年610中国科学D辑地球科学第35卷第7期丁 兴等: 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb定年: 成岩启示和意义611612中国科学 D 辑 地球科学第35卷图3 沩山花岗岩中的锆石U-Pb 谐和图加权平均值计算, 获得加权平均年龄为184.5±5.1 Ma (图3(d)), 属于燕山早期.可见, 湖南沩山唐市超单元花岗岩形成于晚三叠世, 属于印支期; 而巷子口超单元花岗岩形成于早-中侏罗世, 属于燕山早期, 并非原来认为的晚三叠世.3.3 讨论结合锆石的内部结构分析和野外地质考察, 综合考虑上述测年结果, 可以进行以下三方面讨论:(1) 燕山早期巷子口超单元花岗岩的两个样品(HWS41, HWS48), 展示了四个采集于锆石核部的谐和年龄, 即221 Ma (HWS41-01), 221 Ma (HWS41- 16), 223 Ma (HWS41-20)和228 Ma (HWS48-07). 这动的记录. 另外, HWS-48号样品237 Ma 前的锆石与燕山早期的锆石无论在形态还是内部结构上差异较大(图2(d)), 暗示了在±237~±188 Ma 之间存在一次广泛而强烈的锆石改造活动. 并且, 237 Ma 之前的锆石测试结果基本为不谐和年龄, 很明显是受到过热事件的影响而发生了Pb 丢失[19]. 在谐和图图3(d)上, 由不谐和数据点构成的不一致线与谐和线的下交点为248±110 Ma, 与本区印支期岩浆作用的时间较一致[5,6,22,23]. 以上综合表明印支晚期的构造-岩浆作用在本区地质演化历史上扮演了非常重要而关键的角色.(2) 在野外地质关系上, 燕山早期花岗岩以多次第7期丁 兴等: 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb定年: 成岩启示和意义613锆石内部结构上, 燕山早期锆石的核部多为经历了溶蚀或重结晶作用的印支晚期岩浆锆石(图2(c), (d)); 在岩浆锆石形成时间上, 印支晚期锆石记录的时间变化于206~221 Ma, 燕山早期锆石记录的时间变化于180~196 Ma(表1), 最小时间差约10 Ma. 这些暗示了本区燕山早期的岩浆活动卷入了印支晚期的物质, 两期的岩浆活动可能具有一定的内在联系. 但相对而言, 燕山早期花岗岩面积不足/接近于印支晚期花岗岩的1/2; 印支晚期锆石形态完整(图2(a), (b)), 没有明显的后期改造痕迹, 年龄数据谐和性也较好(图3(a), (b)). 表明本区燕山早期岩浆活动不如印支晚期岩浆活动广泛、强烈. 而且燕山早期花岗岩(尤其HWS-48)含较多老年龄的残留锆石, 暗示其来源不浅于印支晚期花岗岩, 与印支晚期花岗岩可能并非同一源区, 也不存在演化关系.(3) 燕山早期HWS-48号样品中锆石, 常包裹发生重结晶作用的古生代-元古代的捕掳锆石或残留锆石核, 其同位素年龄最老的达到2358 Ma(表1); 在谐和图(图3(d))上, 不一致线与谐和线的上交点为2306±210 Ma, 由此推断燕山早期花岗岩的源岩有一部分可能属于古元古代. 此外, 以前的研究[24~26], 在长沙、益阳等湘东北、湘东南地区均发现1800~3100 Ma 的早前寒武纪结晶基底的存在, 因而本文2358 Ma的残留锆石年龄的获得, 表明沩山等湘中北地区也存在早前寒武纪的结晶基底, 是华南地块结晶基底的一部分.4 成岩启示和意义众所周知, 印支运动的提出, 始于上世纪初期, 是指发生在越南三叠纪地层中的构造不整合事件, 并认为它不仅与印支和华南地块之间的大陆碰撞作用有关[27], 而且还使华南大陆与华北大陆碰撞对接形成秦岭造山带[27,28].关于印支运动及印支期花岗岩的成因, 周新民[4]考虑到华南印支期花岗岩量少, 分散, 整体上呈面状分布, 并缺相应的共生火山岩, 认为“其成因不应与碰撞或消减作用直接关联”; “它们中的多数是浅色熔融为主导的机制下,在中地壳深度, 早-中元古代泥砂质沉积变质岩系发生部分熔融而形成”. 从区域构造位置上来看, 华南地块夹持在秦岭-大别和松马(Song Ma, 位于越南北部)两条印支期缝合带之间,因此无疑受到了印支运动的深刻影响.近年的研究表明, 越南北部Song Chay Massif地块[29]、Day Nui Con V oi附近的地块[30]和越南中部的Truong Son带[31]、Da Nang-Khe Sanh地块[32]及Kontum地块[33]变质基底的40Ar-39Ar同位素定年, 比较一致地记录了印支期变质作用的年龄为258~243 Ma. 而秦岭-大别-苏鲁超高压变质带主要形成于中、晚三叠世(240~220 Ma)[34,35]; 南秦岭同碰撞花岗岩形成于205~220 Ma[36]. 位于两条缝合带之间的华南,近几年也涌现了一批属于印支期的高质量年龄(表2):表2 华南印支岩石的同位素年龄地区测试方法年龄/Ma 文献海南什哺、长安SHRIMP241±1, 243±4,252±5[37]海南乐东尖峰岭岩体黑云母40Ar-39Ar法,等时线年龄(n=8)243±4 [38]桂东南十万大山-大容山SHRIMP, 加权平均年龄230±4, 233±5,236±4[39]福建明溪洋坊岩体SHRIMP, 加权平均年龄(n=15)242±4 [40]浙江景宁SHRIMP, 加权平均年龄(n=12)252±5 [41]云开大山东麓白云母40Ar-39Ar法,等时线年龄(n=8)229±3, 250±3,255±3[42]广东仁化长沙岩体锆石U-Pb稀释法, 加权平均年龄(n=4)224.8±4 [23]广东贵东岩体LA-ICPMS, 加权平均年龄236±8、239±5[3]江西全南五里亭岩体LA-ICPMS, 加权平均年龄(n=11)238±5 [43]江西上饶张天堂岩体锆石U-Pb稀释法, 加权平均年龄(n=2)216±7 [23]湘南道县SHRIMP 225±2[44]湘西南诸广山、越城岭锆石U-Pb稀释法, 加权平均年龄207±1, 212±5,220±2*湘南苗儿山全岩Rb-Sr等时线,等时线年龄214±13, 217±20,259±16*湖南桃江桃江岩体SHRIMP, 加权平均年龄(n=7)211±3 [45]湖南安化大神山岩体SHRIMP, 加权平均年龄(n=13)218±3 [45]江苏东海县SHRIMP 209±5,228±5[35]南秦岭锆石U-Pb稀释法,一致年龄206～220 [36]614中国科学D辑地球科学第35卷如海南岛闪长岩和正长岩类的成岩年龄为241~252 Ma[37,38], 桂东南十万大山-大容山堇青石花岗岩和紫苏辉石斑岩的成岩年龄为230~236 Ma[39], 云开大山片麻状花岗岩的成岩年龄为229~255 Ma[42], 赣南、粤北部分花岗岩的成岩年龄在216~239 Ma之间[3,43]. 而湘南道县爆发式玄武质角砾岩筒中辉长岩包体测得的年龄为225 Ma[44], 湘西南及湘中花岗岩类的成岩时间为207~220 Ma[45], 局部为259 Ma, 以及本文沩山岩体的LA-ICPMS年龄(211~216 Ma). 同时, 通过对湖南83个印支期年龄数据的统计分析[5~6], 我们发现, 湖南境内大于240 Ma的年龄数据较少, 年龄峰期出现于210~225 Ma之间. 因此, 虽然琼、桂、粤等地分布着一些印支早期岩体, 但在板内, 即湖南境内, 明显地以印支晚期岩浆活动为主. 正如前述, 印支晚期的构造-岩浆作用可能在湖南中生代的地质演化过程中扮演了相当重要的角色.这也说明早中生代时, 华南地块受印支板块侧面挤压后, 整体向北与华北板块碰撞. 两次碰撞的高峰期具有一定的时间间隔. 也暗示了印支板块与华南板块碰撞后, 应力由南向北逐步传播. 同时由于Qiangtang-Sibumasu增生到印支-华南板块[27], 以及松潘-甘孜挤压造山带的形成[27,46,47], 应力最终受南北两端挤压及西端造山带限制而在华南板块内部(尤其湖南境内)聚集[48]. 应力不断聚集的结果是地层的褶皱、大型逆冲推覆构造的产生[22]和同期盆地的受挤压, 并导致地壳加厚至≤50 km左右[4,23,49]. 王岳军等[49]在合理构建湖南印支期地质-物理模型的基础上, 就得出了陆内地壳叠置加厚是控制湖南印支期构造-岩浆作用形成的主导因素这一结论. 而地壳在加厚后10~20 Ma的时间间隔内会发生热-应力的松弛作用[50], 进入伸展应力体制[4], 从而形成了华南±205~±225 Ma的印支晚期花岗岩, 从这个意义上, 华南印支晚期花岗岩应属于碰撞后的板内花岗岩.另外, 考虑到沩山花岗岩体局部含有角闪石和自形的褐帘石、绿帘石等矿物, 以及湖南其他的同期较基性岩体的存在(如桃江岩体), 不排除局部有玄武岩底侵的可能. 总之, 华南(尤其是湖南)印支晚期花的联系, 是碰撞挤压后的应力松弛阶段的产物.沩山多时代复式花岗岩体, 特别是其中燕山早期花岗岩的厘定, 对全面认识华南燕山期花岗岩的成因和大地构造演化也具有重要的意义. 燕山早期花岗岩在华南地区分布甚为广泛, 其中仅南岭地区出露面积就达31546 km2[4]. 关于其成因, 现在比较公认的看法是, 这些燕山期花岗岩的形成与古太平洋向欧亚大陆的俯冲消减作用有关[4,23,51], 俯冲作用影响的西界是赣江断裂带. 而湖南燕山早期花岗岩产出于赣江断裂带西侧, 位于华南燕山期花岗岩分布区的最西北端; 没有沿海燕山期花岗岩明显的成带性; 产出时间正好处于南岭岩浆活动宁静期, 即J1[4,23], 说明湖南燕山早期花岗岩的成因与太平洋板块的俯冲, 并无物质上的直接联系, 与大多数印支晚期花岗岩一样是板内花岗岩. 其成因可能受控于印支运动影响后的华南地壳的持续自然减薄, 以及从侏罗纪开始的太平洋板块对欧亚板块的俯冲应力, 该应力经刚性陆壳传递到华南内陆(在地壳深度内表现为伸展力), 就在上述两种伸展应力共同作用下, 经中下地壳继续减压熔融而形成.5 结论(1) 湖南沩山花岗岩体中的唐市超单元花岗岩形成于印支晚期, 211±1.6和215.7±1.9 Ma(2个样品); 巷子口超单元花岗岩形成于燕山早期, 而不是原来认为的印支晚期, 187.4±3.5和184.5±5.1 Ma(2个样品). 因此, 沩山花岗岩体是一个印支晚期-燕山早期多期次岩浆侵入的复式岩体.(2) 锆石的CL图像表明, 印支晚期花岗岩的锆石形态相似, 内部结构较为简单, 多为岩浆结晶锆石; 而燕山早期花岗岩的锆石则复杂得多, 形态以颗粒状和柱状为主, 内部结构可分双层和三层, 既有变质残留核, 又有岩浆增生锆石. 总体上反映了燕山早期花岗岩比印支晚期花岗岩复杂. 由此说明印支晚期构造-岩浆作用在本区地质演化历史上扮演了非常重要而关键的角色.(3) 沩山存在大量古生代-元古代的捕掳锆石或第7期丁 兴等: 湖南沩山花岗岩中锆石LA-ICPMS U-Pb定年: 成岩启示和意义615有关. 而2358 Ma的残留锆石年龄的获得, 表明沩山等湘中地区也存在早前寒武纪的结晶基底, 它是华南地块结晶基底的一部分.(4) 沩山复式花岗岩体中, 印支晚期的唐市超单元花岗岩为碰撞后花岗岩, 滞后于前述印支主碰撞期(258~243) Ma约20多百万年; 燕山早期的巷子口超单元花岗岩形成于印支运动后的继续伸展和燕山运动最早期板内伸展应力条件下. 因此, 它们都是经陆壳部分熔融的板内岩浆作用产物.参考文献1 陈培荣, 周新民, 张文兰, 等. 南岭东段燕山早期正长岩-花岗岩杂岩的成因和意义. 中国科学, D辑, 2004, 34(6): 493~5032 华仁民, 陈培荣, 张文兰, 等. 华南中、新生代与花岗岩类有关的成矿系统. 中国科学, D辑, 2003, 33(4): 335~3433 徐夕生, 邓平, O’Reilly S Y, 等. 华南贵东杂岩体单颗粒锆石激光探针ICPMS U-Pb定年及其成岩意义. 科学通报, 2003, 48(12): 1328~13344 周新民. 对华南花岗岩研究的若干思考. 高校地质学报, 2003,9(4): 556~5655 湖南省地质矿产厅区域地质调查所. 湖南省花岗岩类岩体地质图. 湖南地质, 1995, 增刊8附件: 1~736 湖南省地质矿产厅区域地质调查所. 湖南省花岗岩单元－超单元划分及其成矿专属性. 湖南地质, 1995, 增刊8: 1~847 宋彪, 张玉海, 万渝生, 等. 锆石SHRIMP样品靶制作、年龄测定及有关现象讨论. 地质论评, 2002, 5(增刊): 26~308 袁洪林, 吴福元, 高山, 等. 东北地区新生代侵入体的锆石激光探针U-Pb年龄测定与稀土元素成分分析. 科学通报, 2003, 48(14): 1511~15209 Ludwig K R. 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鄂Ⅰ—2井中生代轮藻化石的发现及其地层地质意义
杨平;路艳丽;等
【期刊名称】《青海石油》
【年(卷),期】2001(019)004
【摘要】鄂Ⅰ-2井的下部岩屑古生物分析中发现了中生代化石轮藻Aclistochara，从其产状和形态特征来看，为柴达木盆地首次发现，区域对比结果与准葛尔盆地吐谷鲁群（下白垩统)王氏轮藻Wangichara(刘俊英，等1985；1985）比较接近，但该属已于1990年被卢辉楠等归入开口轮藻属Aclistochara，时代分布为J3-K1；鄂Ⅰ-2井的化石从形态及演化特征分析，其地质层位为上侏罗统的可能性较大，
也存在下白垩统的可能性；有较重要的地层及石油地质意义，为本地区地层划分级构造发展史的研究提供了新的参考依据。

【总页数】4页(P8-11)
【作者】杨平;路艳丽;等
【作者单位】勘探开发研究院，甘肃敦煌736202;勘探开发研究院，甘肃敦煌736202
【正文语种】中文
【中图分类】P618.130.2
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意义 [J], 陈文彬;贺永忠;占王忠;熊兴国;吴滔;黎文本;程金辉
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4.柴达木盆地冷湖地区中—晚始新世化石轮藻LAMPROTHAMNIUM GANCHAIGOUENSIS组合带及其层序生物地层学意义(英文) [J], 杨平
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第一章地质第一节地层湘西州域地层横跨场子、华南两大一级地层区，含中元古界至第四系58个地层单元，除缺石炭系、侏罗系、第三系之外，大部分地层层序完整，分层标志明显，沉积类型复杂，横向变化明显，尤以古生界为著。

古生物化石丰富，种类繁多，过渡特色明显。

各系地层分布范围比较集中，区分明显，出露面积约占州境总面积的98．5％。

一、中元古界冷家溪群冷家溪群在湘西州境出露为最老地层，仅分布在古丈县大溪至永顺县镇溪一带。

属中元古界，为一套浅灰、浅灰绿色为主的浅变质细砂碎屑岩、粘土岩及含凝灰质细粒碎屑岩组成的复理石建造。

按岩性特征分为上下两段：上段为砂质板岩段，主要由灰绿色砂质板岩、粉砂质板岩及变质细砂岩互层；下段为板岩段，主要由灰色、灰紫色千枚状板岩、条带状砂质板岩组成。

总厚1.640米，以明显角度不整合伏于板溪群马底驿组之下。

二、上元古界板溪群板溪群在湘西州境分布在古丈背斜轴部，另在凤凰、泸溪、花垣等地背斜核部亦有出露，呈高角度不整合覆于冷家溪群之上。

为紫红色、灰绿色为主的浅变质砂岩、砂砾岩、砂岩、粉砂岩及板岩组成的两大沉积旋回。

按岩性组合、沉积旋回等特征，自下而上，分为马底驿组和五强溪组。

三、上元古界震旦系震旦系在湘西州内主要分布在古丈背斜轴部附近，另在凤凰、泸溪、花垣等地背斜核部亦有出露，呈角度不整合至假整合覆盖在板溪群五强溪组之上。

属湖南省震旦系湘西北区地层分区。

根据岩性组合特征和古气候特征，分为上、下两统和江口组、湘锰组、南沱组、陡山沱组和灯影组五个地层单元。

其下统主要为海洋冰川沉积和正常海洋与海洋冰川的混合沉积建造，夹少量间冰期建造，上统为温暖气候条件下的硅质岩、页岩、碳酸盐岩和磷块岩沉积建造。

四、下古生界寒武系寒武系在湘西州域分布最广，主要在永顺、保靖、古丈、花垣、吉首、凤凰6个县(市)，其次为龙山县中部及南部。

另在泸溪县的解放岩至白洋溪、兴隆场至浦市、洗溪等地亦有出露。

上与奥陶系，下与震旦系，均为连续沉积。

湖北秭归泄滩沙镇溪组底部轮藻化石的发现
陈辉明;张振来
【期刊名称】《华南地质与矿产》
【年(卷),期】2003(000)003
【摘要】晚三叠世轮藻化石在世界各地发现很少,在我国南方亦尚属首次发现.报道了秭归盆地上三叠统沙镇溪组底部的轮藻化石,计有3属4种(包括2个新
种):Stellatochara subspaerica Kozur et Reinhardt,S. xietanensis
sp.nov.,Cuneatochara sanxiaensis sp.nov.,Vladimiriella decora(Saidakovsky).根据沙镇溪组轮藻化石在国内外地质时期的分布,结合同层中所产孢粉化石的组合特征,详细讨论了含化石层位的地质时代,认为属晚三叠世早期,并对当时的古植被、古地理、古气候做了初步探讨,对化石进行了描述.
【总页数】6页(P54-59)
【作者】陈辉明;张振来
【作者单位】宜昌地质矿产研究所,湖北,宜昌,443003;宜昌地质矿产研究所,湖北,宜昌,443003
【正文语种】中文
【中图分类】Q913.84
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