湘鄂西花岗岩体磷灰石裂变径迹年龄硕士学位论文.doc

2004.05 中国地质大学硕士学位论文 49 前 言一、选题依据1.研究现状裂变径迹是指含铀矿物中的铀裂变产生的高能量碎片使矿物晶格产生辐射损伤，从而留下裂变的痕迹。1965年，美国通用电气研究发展中心的fleischer等（1964）通过研究径迹的蚀刻特性，发现自发裂变径迹数与径迹积累的时间和矿物中铀的含量成正比，基于这一原理，他们测定了矿物的年龄，并提出了裂变径迹定年法（fleischer et al.,1964）。裂变径迹定年法是利用统计矿物（锆石、磷灰石）238u裂变产物裂变径迹数来测定矿物年龄的。由于磷灰石的裂变径迹具有较低的封闭温度70-120（gleadow et al.,1987），1980年代以来广泛应用于揭示山脉地区晚近地质时期的隆升剥露史。国外最早运用裂变径迹定年法研究造山带构造隆升史始于1978年，当时wagner（1978）用这种方法对中阿尔卑斯山进行了系统研究，所测得的磷灰石的ft年龄为2.2-17.4m.y.,并发现这些年龄随海拔高度的增高而增大。gleadow et al.（1984）利用磷灰石裂变径迹分析技术对南极的transantartic mountains(tam)地区进行了系统研究，作出年龄-高程图。近年来，随着对磷灰石裂变径迹退火特征的进一步研究，有关磷灰石裂变径迹定年法在山脉隆升剥露史方面的应用又有新的进展。wagner（1988）建立了新的投影裂变径迹长度分布温度时间之间的联系，使之对抬升剥露冷却历史的制约更为精确。运用此方法，wagner et al.（1989）对南极横断山北维多利亚地区、fitzgerald et al.（1988）和fitzgerald（1992）对南极的tam地区进行了研究，均取得了一些新的非常有意义的成果。thomson等（2000）利用ruhla结晶杂岩体的裂变径迹热年代学证据对欧洲大陆的saxo-bohemian地块的热演化史进行了新的限制。mitchell等（2002）利用磷灰石裂变径迹分析方法对澳大利亚南部的mt painter 区的剥露史进行了分析，得出重要结论。国内早期利用磷灰石裂变径迹法研究隆升速率多集中在青藏高原及其邻近地区。刘顺生等（1987）对西藏的拉萨、康马和告乌3个岩体利用年龄-高差法进行了隆升速率的计算，得到了较好的线形关系；丁林等（1995）通过磷灰石裂变径迹分析方法给出了东喜马拉雅构造结上新世以来快速隆升的证据；江万等（1998）在研究青藏高原的隆升速率时，利用测出的裂变径迹数据直接计算地质体的平均隆升速率。近年来，应用磷灰石裂变径迹年龄分析，b.l. chen等（2001）对秦岭造山带、王国灿等（2002，2003）对东昆仑东段、万景林等（2002）对西昆仑北部山前普鲁地区、吴堑虹等（2002）对东大别地区岩体的隆升剥露史和构造意义进行了深入的分析，取得重要成果，同时，他们对裂变径迹分析技术也进行了有益的探讨，为今后我们应用裂变径迹定年法进行研究提供了参考。综上，随着裂变径迹分析技术的发展，国内外学者应用磷灰石裂变径迹法研究造山带隆升剥露机制已取得重大进展，主要体现在通过裂变径迹分析可以为研究造山带隆升提供隆升时间、隆升幅度、隆升速率、隆升方式以及地温热历史等比较全面的山脉隆升史资料。2.研究目标近年来，随着对磷灰石矿物的退火规律的深入研究（fleischer et al.,1975,康铁笙，1991），发现磷灰石裂变径迹的退火与油气生成密切相关。磷灰石裂变径迹发生退火的温度范围（退火带）为70-120，而烃成熟度与温度的关系表明，石油大量生成所需要的温度范围与上述退火带刚好重合（gleadow et al.,1983）。据此，我们认为可以通过磷灰石裂变径迹分析反映含油气盆地经历的地质背景，进而对含油气盆地的构造破坏条件作出评价。本课题属于夏文臣教授主持的中石化重大基础项目“鄂西渝东海相油气的构造控制与保存条件研究（2002-2004）”的下属子项目“扬子板块东北缘晚古生代以来隆升过程的精细同位素冷却速率响应与储油层稳定性研究”，主要通过对湘鄂西一带近南北向分布的花岗岩体自印支期以来的冷却抬升剥露史进行研究，以查明构造非平稳运动的期次和作用时间，为鄂西渝东盆地石炭系及其稍晚以来成烃层的可能的破坏事件分析提供一个方面的约束。二、研究内容和研究方法1.主要的研究内容：（1）湘鄂西地区存在的重要构造活动期厘定（2）湘鄂西地区典型侵入体的岩石学特征和构造环境分析（3）典型岩体的平均古剥露速率研究（4）印支期以来的冷却速率和剥露速率研究（5）基底剥露速率与盆地油气藏保存条件和破坏条件分析2.研究方法目前，研究山脉隆升剥露速率的研究方法主要有古生物-古气候法、古地理法、地质压力计法、热年代学方法及变质作用p-t-t轨迹法（王国灿，1995）。其中，（1）古生物-古气候法适用的前提是气候条件随高程而变化，不同高程有其相适应的气候条件及与该气候条件相适应的生物组合；（2）古地理法是利用能确定古高程的岩相古地理标志来确定隆升的幅度和过程；（3）地质压力计法是通过对某一时代形成的矿物的压力估算或流体包裹体的压力测定，判断其形成深度，进而分析其隆升历史；（4）热年代学方法的核心理论是封闭温度理论（doddson,m.h.,1973），理论的核心是认为造山带中深成岩矿物或变质矿物给出的年龄并不是原始结晶年龄，而是反映了它的冷却年龄，如果冷却年龄是由于正常地温梯度下地质体隆升或剥蚀作用所引起，那么冷却史就是隆升史的反映。利用冷却史探讨隆升史的方法可概括为以下三个方面：矿物对封闭温度年龄法、单矿物封闭温度年龄法、多重扩散域的40ar/39ar年龄谱法；（5）变质作用p-t-t轨迹法是地质压力计法与热年代学方法的综合，主要通过研究p-t-t轨迹中的抬升段（减压过程）的p-t变化，进而估算抬升速率。可以看出，以上5种估算山脉隆升剥露速率的方法中，热年代学方法是研究冷却速率的，其他几种是研究隆升速率的。基于地表效应的影响，目前讨论的隆升程度实际上是指剥露程度，我们所称的隆升即与剥露相当。综合这几种方法的适用条件，并针对区内基底变质岩变质程度低和破坏事件主要发生在印支期以来的特点，本文将采用地质压力计方法和热年代学方法来研究岩体的隆升剥露速率，热年代学方法采用多重扩散域的40ar/39ar年龄谱法和磷灰石裂变径迹年龄高程法。 三、技术路线1.选择采样剖面以往研究资料表明，海拔高并且绝对高程大的山体，用于年龄高程法测定隆升速率时，其数据效果更为理想，因此，我们通过分析盆地周缘岩体的图形资料后，最终选择了位于盆地东缘的鄂西黄陵岩体和湘西白马山岩体和近怀化市中华山岩体进行研究（图0-1）。图0-1 湘鄂西研究区岩体分布图2.采样要求用gps和1:5万地形图作为参考，按每100米高程差间隔一个岩样的要求进行采取岩石新鲜样和风化样，风化样用于挑选磷灰石，新鲜样作探针分析。3.样品分离样品人工粉碎和淘洗后，自然风干，用双目镜挑出磷灰石、锆石和钾长石。4.送样磷灰石、锆石和钾长石样品送到国家地震局地质研究所进行处理。5.数据处理对测出的数据进行分析，作出年龄-高程的隆升曲线和温度-年龄的冷却曲线，计算隆升速率和冷却速率。6.结论解释根据岩体隆升速率和冷却速率的快慢解释油气藏可能受到的破坏影响，主要提供地质上的参考依据。四、工作安排与工作量1.开展野外工作开展野外工作8次，共计46天，考察点包括陕西安康（2002/7/177/23）、湖南新化（2002/7/257/31，2002/11/111/6，2003/10/1110/15）、湖北宜昌（2002/8/108/15，2002/10/1110/17，2002/10/2410/27，2003/10/1810/22）等地区，主要涉及鄂西渝东区东部的湘西白马山岩体、中华山岩体和鄂西黄陵岩体，对上述岩体进行详细的野外调查，共采集样品100余件。2.室内工作主要包括：磨制岩石薄片、探针片共20片，分选锆石、磷灰石29件，完成18个磷灰石裂变径迹年龄和长度测定，3个磷灰石年龄-高程图示，3个样品的钾长石ar-ar年龄测定。表0-1 学位论文期间主要完成的工作量简表工作内容工作量工作内容工作量野外考察46天矿物电子探针分析10点路线剖面6条磷灰石、锆石裂变径迹年龄测定18件采集标本100件裂变径迹长度测定18件样品预处理40天钾长石ar-ar年龄3个薄片鉴定20片磷灰石年龄-高程图示3个矿物分选29件野外照片20张五、取得的主要认识1.矿物地质压力计法揭示湘西白马山岩体和鄂西黄陵岩体自侵位结晶至第一次剥露出地表的平均古剥露速率均为0.23mm/a。2.黄陵岩体和白马山岩体的磷灰石裂变径迹同位素热年代计揭示鄂西渝东盆地东缘在80-60ma间存在较慢速的构造抬升过程，剥露速率0.025mm/a，而80ma和60ma左右可能分别是该过程中的两个快速隆升幕。中华山岩体钾长石mdd模拟结果则揭示在130-140ma存在一次快速的构造抬升或剥露。 3.据唐俊红等（2003）对川西南震旦系储集层不同期次充填矿物中的有机包裹体的研究，表明在220ma、135ma和70ma分别存在三个重要的油气运移期，其中以70ma时的运移规模最大。后两期的时间与本研究揭示的140-130ma和60ma的两个快速构造隆升期一致。由此看来，构造抬升既可能对储油层产生破坏作用，也可以使上覆生烃层形成可观的微裂隙，从而成为油气运移的重要通道。第一章 区域地质鄂西渝东区地处重庆、湖北两省市交界之处，东起湖北建始重庆彭水、西至长江、乌江，面积20200km2，构造上处于四川盆地川东褶皱带与湘鄂西褶皱带的结合部位。鄂西渝东区自雪峰运动形成统一的变质基底之后，先后经历了澄江加里东、海西印支、燕山喜山期三大沉积构造旋回。雪峰古陆在加里东形成之后，印支期发生自南东向北西的逆冲，东部由于逆冲抬升而缺失中三叠统，西部下降接受连续沉积（中三叠统巴东组）。因此，印支期的强烈构造运动发生在中三叠世（235220ma）,在雪峰山中南部有大量的印支期花岗岩岩体（240189ma）。燕山期雪峰山继续由南东向北西挤压逆冲，变形强度加大。强烈活动发生在晚侏罗世（150130ma），一直延续至早白垩世（100ma）。图1-1 研究区地质简图（改自李献华，2003）本研究区地处湘鄂西边区，从构造位置上看，主要位于华南板块的大陆区扬子地块之上，包括湘鄂褶断带的大部分、东北部跨黄陵隆起带和江南中生代基底拆离隆起区的一部分（图1-1）。鄂西黄陵地区以发育黄陵断穹为重要的地质特征（图1-2）。黄陵断穹南北长73km，东西宽36km，呈北北东向卵形产出；具有地台型双层结构及后地台型上叠构造层特征，皆以明显的区域性角度不整合分界。湘西白马山地区在大地构造位置上处于扬子准地台与华南褶皱带接壤部位的雪峰山弧性构造带的东南缘，而雪峰山弧性构造带又位于“江南古陆”的西南段，处于华南两个级大地构造单元的分界线附近（图1-3）。1.1 黄陵地区图1-2 黄陵地区地质简图1.1.1 地层横贯东西的青峰-襄广断裂将全省划分成南、北两个地层区：南部为扬子区，元古界及古生界总厚约30000m，下-中元古界为地槽型沉积，上元古界-古生界为地台型沉积；北部为秦岭区，元古界及古生界总厚约60000m，全属地槽型沉积。本工作区在扬子区内。全省中-新生界总厚约27000m，三叠系与侏罗系仅分布于扬子区，白垩系-第四系则在两区均有分布，尤以扬子区发育最好。省内上三叠统-第四系及扬子区的上元古界下部与下震旦统为陆相地层，其余均为海相地层。扬子区的崆岭群、杨坡群是湖北省内最古老的地层，共同构成湖北陆壳最早的结晶基底。综合地层资料可知，本区存在pt1-z、s2-d2、t3-k1三个角度不整合接触面，o3-s1之间为平行不整合接触关系(表1-1)。表1-1 鄂西区地层简表地层接触关系年代界限(ma)地层特征中生界白垩系上统角度不整合142下统底下部为类磨拉石建造，下统上部以及上统为内陆河湖相红色建造及内陆盐湖含盐建造，夹少量火山岩。下统三叠系中统巴东组整合接触250早期以碳酸盐岩沉积为主，中晚期逐渐过渡以碎屑岩为主夹碳酸盐岩的沉积，厚1100-3300m，主要含有双壳类、菊石、植物、牙形石和少量爬行动物、鱼类、轮藻、叶肢介等化石。下统嘉陵江组大冶组古生界二叠系上统大隆组整合接触292赋存煤、铝、锰、铁、硫、稀土及粘土矿、石灰岩等矿产，以浅海陆棚碳酸盐岩为主要沉积特征，全系厚度为300-580m。龙潭组下统茅口组栖霞组石炭系上统船山组整合接触354以碎屑岩、灰岩沉积为主，主要含有珊瑚、腕足类、植物及少量牙形石等。厚度为6-156m 。黄龙组下统和州组高骊山组金陵组长阳组泥盆系上统写经寺组不整合接触417以碎岩夹灰岩为特征，厚度1-160m。主要化石有腕足、珊瑚、牙形石、介形类、植物及少量双壳、鱼类等。黄家磴组中统云台观组志留系中统纱帽组平行不整合440复理石建造，厚910-1500m，化石丰富，主要含有笔石、腕足类、三叶虫、珊瑚、层孔虫以及少量头足类等。下统罗惹坪组龙马溪组奥陶系上统五峰组整合接触495由灰岩、泥灰岩及页岩组成，厚度一般为300-500m，各门类化石都十分丰富，其组合以介壳相与笔石相混合交替为特征。临湘组中统宝塔组大田坝组庙坡组下统牯牛潭组大湾组红花园组分乡组南津关组西陵峡组寒武系上统雾渡河组整合接触545发育完全，是我国标准剖面之一，早寒武世主要为浅海相黑色页岩、砂岩及石灰岩，最底部为含磷白云岩沉积，生物丰富，其中以较多的古盘古类、原油栉虫科三叶虫及古杯类为特征。中、晚寒武世的沉积主要是浅海和浅海近岸的白云岩和灰岩，化石较为稀少。中统新坪组覃家庙组下统石龙洞组天河板组石牌组水井坨组天柱山组前寒武系震旦系上统灯影组不整合接触760由一套碎屑岩、冰绩岩、泥质岩及硅质碳酸盐、碳酸盐岩等组成，其中陡山沱组的磷矿已构成大型工业矿床。陡山沱组下统南坨组大塘坡组古城组莲坨组崆岭群低压区域动力热流变质岩系，未见底，顶被震旦系不整合覆盖。1.1.2岩浆岩本省岩浆岩形成时代有早元古代大别期、中元古代扬子期、早古生代加里东期和中新生代燕山-喜马拉雅四个主要时期。大别期基性、超基性侵入岩主要出露于大别山和黄陵两个地区。扬子期岩浆岩在扬子地台区仅出露于神农架、大洪山和黄陵三个地区，其中神农架、大洪山地区以基性火山岩为主，局部有酸性火山岩产出，并有相应的浅成辉绿岩相伴生，分布也很局限。黄陵地区则发育有中酸性侵入岩，其成因类型可能属构造重熔型花岗岩，并可能形成于扬子末期。本省加里东期岩浆活动不很发育，本区没见分布。燕山-喜马拉雅期是我省岩浆活动最发育的一个时期，并以中酸性岩浆的侵入和喷发为主要特征，岩体多集中在鄂东地区。1.2白马山地区图1-3 白马山地区地质简图1.2.1地层湖南省地层分布广泛，约占全省面积的91.7%；发育较全，从中元古界至第四系均有存在。省内各系大部分层序完整、出露良好、化石丰富，加之地跨古生代扬子和华南两个海域的交界处，横向变化明显，沉积类型较多，是研究中国南方古生代地层不可缺少的地区。综合地层资料可知，湘西区存在s1-d1、t1-j1、j2-k1三个不整合接触面（表1-2）。1.2.2岩浆岩本区岩浆活动频繁，时代上从雪峰期到燕山期都有相应的岩浆岩，岩性上包括了从超基性到中酸性的岩类。其中超基性、基性、煌斑岩类多以岩脉、岩墙产状出露在雪峰山弧性构造带带中。中酸性岩体一般规模较大，呈串珠状出露于天龙山白马山东西向隆起带内。一、雪峰期岩性上表现为超基性、基性岩。岩体一般呈群带分布，呈北东向展布，大小不一，单个岩体出露面积较小，一般在0.1km2以下。岩石蚀变强烈，通过原岩恢复为辉绿岩、橄榄岩类。表1-2 湘西区地层简表地层接触关系年代界限沉积特征中生界白垩系上统高村组不整合接触142陆相沉积，主要为滨湖、浅湖相砂泥岩，局部夹盐湖相膏泥岩，其次为山麓相砾岩、砂岩。总厚227-2983m。锦江组小洞组下统洞下场组侏罗系中统阳路口组不整合接触205为陆相沉积，一般含可采煤层，总厚701-1210m。下伏地层为下三叠统大冶组，上覆地层为白垩系。跃龙组下统高家田组石康组三叠系下统嘉陵江组整合接触250为碳酸盐岩及砂、页岩等，化石丰富，以双壳类、菊石为主，厚度为30-958m。下伏地层为上二叠统大隆组，上覆地层为下侏罗统石康组。大冶组古生界二叠系上统大隆组整合接触292自底至顶基本都是连续沉积，底部无含煤碎屑岩，下统上部主要是含铁锰质底硅质岩和页岩，上统为很厚的含煤碎屑岩和硅质泥质岩，总厚260-1900m。龙潭组下统茅口组栖霞组石炭系上统船山组整合接触354上统一般为灰岩夹白云岩，中统为浅海碳酸盐岩沉积，下统以滨海泥砂碎屑岩为主，夹碳酸盐岩和硅质岩，厚168-1332m。中统黄龙组下统大塘组岩关组泥盆系上统锡矿山组不整合接触417岩性以碳酸盐岩为主，总厚605-2028m，与下伏地层呈角度不整合接触，与上覆地层呈整合接触。佘田桥组中统沙河组棋子桥组跳马涧组半山组下统源口组志留系下统周家溪群上组整合接触440岩性为一套灰、灰绿、黄褐等浅变质底巨厚底泥砂质复理石沉积，总厚723-4000m左右。与下伏上奥陶统五峰组整合接触，与上覆中泥盆统跳马涧组和半山组呈角度不整合接触。周家溪群下组奥陶系上统五峰组整合接触495区内沉积物以碎屑岩为主，间夹碳酸盐岩。生物群以笔石为主，三叶虫、腕足类次之，属混合相。厚500-1000m，顶底与志留系、寒武系均为整合接触。中统南石冲组磨刀溪组烟溪组下统乔亭子组白水溪组寒武系上统田家坪组整合接触545本区沉积物颗粒极细，硅质、炭质含量较高。生物群以球接子类和营飘游生活地三叶虫为主，在中统开始繁盛，上统则极为丰富。下统极少有化石发现。全系总厚577-4000m。米粮坡组中统探溪组下统小烟溪组前寒武系震旦系上统留茶坡组下统主要为冰渍岩建造，夹少量间冰期板岩、含锰碳酸盐岩；上统主要为一套硅质岩建造和碳酸盐岩建造。全系总厚77.3-5064m。金家洞组下统洪江组湘锰组江口组二、加里东期印支期本区两期岩石多为侵入岩，形成多期次的复式岩体，岩性主要呈中酸性。加里东期岩体为第二阶段第一次侵入体，岩体侵入下志留统，并与上覆中泥盆统呈沉积接触。接触面一般倾向围岩，围岩主要是下古生界或元古界浅变质砂、泥质碎屑岩。外接触带变质作用较强，其宽度多受接触面产状制约。岩体相带发育较好，可划分出边缘和过渡两个相带。岩石蚀变作用不强。印支期第二阶段的三次侵入体均有出露，第一次侵入体的西段侵入到加里东期岩体中，东段侵入最新地层为泥盆系。第二、第三次侵入体侵入到早期岩体中形成同心复式岩体，为突变侵入接触关系。三、燕山期 燕山期岩体在本区岩浆活动的表现形式不强，仅在印支期第二阶段第一次侵入体中有小规模产出，岩性为花岗岩类。第二章 黄陵岩体、白马山岩体 和中华山岩体的岩石学特征前已述及，本研究主要选择了鄂西地区的黄陵岩体和湘西地区的白马山及中华山岩体为对象，以前人的基础地质工作为基础，在典型露头上对岩体的局部地段岩性和相互关系进行了观察，并通过岩石薄片上观察，对岩体的地球化学特征进行研究，从地球化学角度对岩体的侵入环境进行了分析和约束。以下分别介绍黄陵岩体、白马山杂岩体和中华山岩体的岩体地质、岩相学特征、地球化学特征，然后分析有关岩体形成的构造环境。2.1 岩体地质2.1.1黄陵岩体图2-1 黄陵岩体地质简图黄陵岩体位于黄陵背斜核部，构造上处于扬子地台北缘，面积约970km2，其北部和西部与崆岭群呈侵入接触，东部及南部为震旦系莲沱组不整合覆盖（图2-1），岩体与新太古代-古元古代的崆岭群中深变质岩系构成扬子地台北缘前震旦纪基底。马大铨等（2002）把黄陵岩体解体为4个岩套，即三斗坪石英闪长岩-英云闪长岩、黄陵庙奥长花岗岩-花岗闪长岩和大老岭石英二长闪长岩-二长花岗岩以及晓峰脉岩。岩体的主体为三斗坪和黄陵庙两个岩套。三斗坪岩套位于岩体南部，总出露面积192km2，约占全岩体1/5；黄陵庙岩套是岩体的主要组成部分，出露面积占全岩体3/5以上。在黄陵庙附近可见奥长花岗岩侵入英云闪长岩中，而奥长花岗岩向东与花岗闪长岩之间呈渐变过渡关系。黄陵岩体已有的的测年数据有：三斗坪岩套锆石u-pb一致曲线法年龄（83210）ma（冯定犹、李志昌，1991）、黄陵庙岩套乐天溪单元锆石u-pb一致曲线年龄（8197）ma（马国干等，1984）、黄陵庙岩套下堡坪单元全岩的rb-sr等时线年龄（80835）ma（马大铨等，2002）。2.1.2白马山岩体白马山复式岩体位于雪峰山断隆带与天龙山白马山东西向隆起带交汇部位，总面积1185km2（图2-2）。岩体出露于湘西新化县小沙江镇西南侧，为加里东期第二阶段侵入岩，其中心部位后又被印支期第二阶段侵入体侵入，两期岩体构成同心相似形复式岩体。岩体的形态与被其侵入的加里东期隆起构造形态协调一致，除了与北北东向的隆起构造形态相吻合外，其串珠状的排列也显示了东西向构造控制的特征。岩体侵入于前泥盆纪地层中，接触面一般倾向围岩，倾角各地变化较大，围岩主要是下古生界泥质碎屑岩。外接触带变质作用较强，变质宽度150-3000m不等，多受接触面产状的制约。本岩体主要岩性为黑云母二长花岗岩。已有的白马山岩体的年龄资料来源于湖南省地质志，加里东期侵入体的锆石u-pb年龄有416ma和355ma，印支期侵入体的锆石年龄为207ma，黑云母k-ar年龄为189ma（湖南省地质志，1982）。2.1.3中华山岩体中华山岩体位于白马山岩体西北缘，呈岩株状，岩体侵位于前泥盆纪地层中，为印支期第一阶段侵入体，岩体的外接触变质带以角岩化为主，部分具大理岩化。岩体主要岩性为中粒黑云母花岗岩。已有的岩体的黑云母k-ar年龄240ma。图2-2 白马山岩体地质简图2.2 岩相学2.2.1 黄陵花岗岩的主要岩石及特征根据野外地质工作并结合前人资料表明，黄陵花岗岩以奥长花岗岩-花岗闪长岩系列为主，次有英云闪长岩和二长花岗岩。奥长花岗岩呈灰白色，中粒花岗结构，块状构造。主要矿物为石英（20%），斜长石（50%-60%），钾长石（10%），次要矿物为黑云母（5%），角闪石（4%）。副矿物主要为磷灰石、锆石，有少量电气石。据薄片观察，斜长石为奥-中长石，环带结构发育。花岗闪长岩呈灰白色，中粒花岗结构，块状构造。主要矿物为石英（25%），斜长石（50%），碱性长石（15%），次要矿物为角闪石（5%）、黑云母（5%），副矿物可见锆石、磷灰石和磁铁矿等。斜长石较少发育环带结构，多见聚片双晶；碱性长石多呈斑晶，内有细小石英、斜长石包体或残留；黑云母部分绿泥石化。英云闪长岩呈浅灰白色，由斜长石（50-60%）、石英（20-25%）、角闪石（5-15%），黑云母（1-10%）组成。角闪石呈长柱状；斜长石多呈半自形板柱状，可见聚片双晶和钠长石双晶，环带结构发育。二长花岗岩呈灰白色，细粒花岗结构，块状构造。主要矿物为石英（25%-30%），碱性长石（40%-45%），斜长石（25%-30%），黑云母（5%-8%）。据薄片观察，斜长石半自形，中粒，普遍发育聚片双晶及复合双晶。2.2.2 白马山花岗岩的主要岩石及特征图2-4 白马山印支期侵入体斑晶图2-3 白马山加里东期侵入体野外工作及室内薄片研究表明，白马山花岗岩岩性较为单一，均属角闪石黑云母二长花岗岩。其中加里东期侵入体岩石为中细粒斑状结构（图2-3）；印支期侵入体钾长石斑晶较大，且数量多，岩石为粗中粒似斑状结构（图2-4）。黑云母二长花岗岩呈灰-浅灰色。中心带为粗中粒似斑状花岗结构，边缘带为中细粒结构，一般为块状构造。似斑状结构者，斑晶大多为钾长石，少量为斜长石，分布不均匀，大小不一，介于1.5-6cm之间。主要矿物石英30-35，钾长石30-35，斜长石25-30，黑云母6-8，角闪石2-4。副矿物主要为锆石、磷灰石，见少量电气石。钾长石：呈他形-半自形板状晶体，主要是微斜长石，条纹长石少量；卡斯巴双晶发育（图2-5）。较大的颗粒内常见有斜长石、黑云母等嵌晶。斜长石：呈自形-半自形粒状，常见卡钠双晶、聚片双晶，利用卡钠复合双晶消光角法测其牌号，加里东期斜长石牌号在36-41左右，印支期牌号在33-35左右，属于中长石系列。环带发育，属正环带。黑云母：常含细小颗粒的锆石、磷灰石嵌晶。棕褐色浅棕黄色多色性，黑云母晶形多遭受挤压破碎，部分成长条状（图2-6），从加里东期到印支期逐渐减少。图2-5 条纹长石的卡斯巴双晶图2-6 斜长石的环带结构角闪石图2-7 普通角闪石双晶图2-8 角闪石的重结晶细粒集合体角闪石：自形半自形柱状，绿色，可见有角闪石双晶（图2-7）和角闪石的重结晶细粒集合体（图2-8）。2.2.3 中华山花岗岩的主要岩石及特征中华山岩体岩性单一，为浅灰色中粒黑云母花岗岩。中粒似板状结构，块状构造。斑晶矿物主要为钾长石、石英及少量斜长石，一般长1-2.5cm。基质粒径约1-4mm。暗色矿物主要为黑云母。副矿物主要为电气石。矿物含量分别为石英30，钾长石36，斜长石25，黑云母5。主要造岩矿物特征：钾长石：以微斜长石为主，条纹长石少，格状双晶一般明显，条纹构造不发育至中等发育，多为不规则细纹状。斜长石：主要是更中长石，聚片双晶发育。黑云母：多呈半自性片状，多色性为褐色-黄褐色。2.3 岩体地球化学特征2.3.1 主量元素特征1.黄陵岩体黄陵侵入岩体岩石主量元素分析结果见表2-1（数据来源于李献华，2003）。sio2的含量为61.1774.44%，且三斗坪、黄陵庙基本依次升高；na2o/k2o的比值为1.223.09；al2o3/（cao +na2o+k2o）即acnk的比值为0.931.05，但大部分是大于1的，显示出花岗岩表2-1 黄陵花岗岩的岩石主量元素 (wb%)分析结果三 斗 坪黄 陵 庙sio261.1770.7372.0272.7965.0374.44tio20.650.310.190.220.390.13al2o317.2915.7314.8213.9316.7113.65fe2o36.032.522.212.74.521.88mno0.110.060.050.050.10.06mgo2.780.660.390.51.850.38cao5.733.222.632.554.451.76na2o4.024.664.134.064.434.01k2o1.481.512.291.931.683.29p2o50.20.10.070.060.080.04总量100.39100.5499.8599.83100.21100.66na2o/k2o2.723.091.802.102.641.22na2ok2o5.506.176.425.996.117.3a/cnk0.931.041.051.040.971.021.661.371.421.201.691.69是属于过铝质或偏铝质的；里特曼指数（k2ona2o）2/（sio2-43），其值为1.201.69，属于钙碱性系列的花岗岩。在haker 图解（图2-9）中，主要氧化物之间相关性较好，显示岩体基本是属同一岩浆演化而成。图2-9 黄陵花岗岩主要氧化物haker图解2.白马山岩体白马山杂岩体岩石主量元素分析结果见表2-2（数据来源于湖南省地质志,1982）从表中可以看出，加里东期侵入体与印支期侵入体主要氧化物含量有些差异。w(sio2)在64.773.6之间，其中加里东期侵入体的含量相对印支期较低。过al2o3， w(al2o3)在14.215.8之间，acnk的值在0.991.26之间，显示出花岗岩是属于过铝质或偏铝质的。里特曼指数在1.5左右，属于钙碱性系列。岩石的全碱w(na2o+k2o)含量在6.46.7之表2-2 湘西白马山岩体主量元素分析（wb）期次加里东期印支期编号1234567891011sio269.9369.2467.7366.2164.766.568.568.972.972.273.6tio20.380.440.460.610.660.560.440.370.100.210.19al2o314.7514.9315.7715.3015.7815.315.114.714.414.614.2fe2o33.093.033.694.940.922.13.00.410.771.151.68feo2.342.222.82.794.443.312.342.561.221.381.34mno0.060.050.060.080.090.080.050.060.050.040.06mgo1.331.331.451.972.661.951.461.30.170.630.48cao2.542.993.393.423.673.372.922.990.711.481.41na2o2.812.942.942.642.722.943.083.213.402.662.88k2o3.623.643.363.263.313.553.423.734.264.704.02p2o5-0.1360.135-0.110.120.10-总量101.4100.72101.88101.499.599.7100.399.798.999.999.6注：数据来源于湖南省地质志间变化，岩石的含碱度w(na2o+k2o)及w(k2o)从加里东期到印支期总体上有增加的趋势，并且逐渐贫ca、mg，这与一般的岩浆演化方向是一致的。在haker图解（图2-10）中，岩体中tio2、al2o3、mgo、cao与sio2的相关性较好，而na2o、k2o与sio2的相关性较差，显示岩体可能是由同源岩浆分异后多次侵入形成的。图2-10 白马山花岗岩主要氧化物haker图解2.3.2微量元素及稀土元素特征1.黄陵岩体黄陵花岗岩微量元素和稀土元素的分析结果见表2-3。表2-3 黄陵花岗岩微量元素、稀土元素分析(10-6)元素三 斗 坪黄 陵 庙ba5606301153766608910rb37.626.817.857.434.263.1sr465376297294445334y22.512.56.588.189.357.49zr1191241129148.382.6nb8.287.625.68.597.979.3th24.78.345.048.724.234.56ga18.71715.216.116.114.7ni21322131v952010.911.353.88.26cr26546227hf2.83.192.962.541.072.44续表2-3cs1.410.740.391.711.190.64ta0.520.650.3410.871.17co16.33.281.883.049.332.5u1.170.520.451.270.450.99rbn/ srn0.2530.2230.1880.6110.2400.591la90.733.12631.429.120.9ce18155.247.357.749.237.5pr18.56.885.036.144.993.81nd60.124.316.821.817.413.6sm7.053.892.333.292.562.35eu1.540.90.70.870.790.54gd4.62.861.491.911.71.53tb0.730.430.230.330.320.28dy3.62.161.141.541.711.36ho0.710.40.220.280.330.25er1.941.060.570.760.880.66tm0.30.170.090.130.160.13yb1.991.150.610.790.890.73lu0.310.180.10.120.140.11总量373.07132.68102.61127.06110.1783.75eu0.7760.7891.0740.9741.0890.817cen/ ybn25.26513.33321.53920.28815.35614.269lree/hree25.20114.66921.90120.53416.84315.477 图2-12 黄陵岩体稀土元素配分曲线图2-11 黄陵岩体微量元素蛛网图微量元素标准化蛛网图显示（图2-11），黄陵花岗岩亲石大离子元素（lil）sr、ba、放射性生热元素th及非活动性元素ta较明显富集，高场强元素y、大离子亲石元素rb具有不同程度的亏损。其rb/sr的比值为0.1880.611。稀土配分曲线见图2-12。有着强分馏的稀土分配模式，其ree为83.75373.07ug/g，分布曲线明显右倾，轻重稀土元素分馏明显，轻稀土富积（lan=20.990.7），重稀土（ybn= 0.611.99）亏损，lree/hree比值在14.6725.20之间，cen/ybn比值在13.3326.26之间。銪异常较弱，其值为0.781.09。2.白马山岩体白马山花岗岩微量元素分析结果见表2-4。微量元素标准化蛛网图显示（图2-13），白马山花岗岩放射性生热元素th及非活动性元素ta较明显富集，亲石大离子元素（lil）rb、sr、ba具有不同程度的亏损。其rb/sr的比值为1.52412.297。表2-4 白马山花岗岩微量元素分析(10-6)元素白 马 山rb149208224279214sr30615010471119zr170115267171193th3018302020ga716161310ni8199108v2639184639cr637781816co65655cs918151917ta8318510u940102020li43215010672nb1210151514rbn/ srn1.5244.3396.74012.2975.627图2-13 白马山岩体微量元素蛛网图2.3.3构造环境判别近年来，人们长英质岩浆岩提出了一系列构造环境的地球化学判别图解，较常用的为maniar & piccoli（1998）设计的四组构造环境判别图解（图2-14，图2-17），即tfeo/(tfeo+mgo)-sio2,al2o3-sio2,tfeo-mgo,(tfeo+mgo)-cao图解。根据图解将花岗岩类形成的构造环境分为造山花岗岩类和非造山花岗类两类。造山花岗岩类又分为以下四种:岛弧花岗岩类（iag）；大陆弧花岗岩类（cag）；大陆碰撞花岗岩类（ccg）；后造山花岗岩类（pog）。非造山花岗岩类又可分为以下三种: 与裂谷有关的花岗岩类（rrg）；大陆的造陆抬升花岗岩类（ceug）；大洋斜长花岗岩类（op）。 1. 黄陵岩体陶洪祥(1986)曾论述扬子地台北缘的中晚元古代沟弧盆系，指出黄陵汉南地区在晋宁期时为成熟岛弧或弧后盆地；杨巍然(1987)也认为本区当时为岛弧或陆缘弧，是板块俯冲机制导致的陆壳改造区； li, z.x. 等(1999)认为黄陵岩体的形成与rodinia超大陆裂解有关；马大铨等（2002）认为黄陵岩体形成于晋宁晚期扬子地台北侧的“秦岭洋”壳向南俯冲导致的大陆边缘造山运动过程中。本文通过黄陵岩体主量元素构造环境判别图解（图2-14），推断黄陵岩体的构造环境可为岛弧环境或大陆弧环境。图2-14 黄陵岩体构造环境判别(maniar.p.d & piccoli.p.m)微量元素方面根据（pearce et al.,1984）的微量元素构造判别图解，利用微量元素nb-y和rb-（y+nb）的数据做出图解（图2-15）。不考虑微量元素的活动性及其受污染的程度，推断岩体形成的构造环境可能为同碰撞、岛弧两种构造环境。图2-15 黄陵花岗岩nb-y与rb-y+nb判别图（pearce et al.1984）综上，本文认为黄陵岩体形成的构造环境可能为大陆弧环境，与马大铨等（2002）的观点是一致。2.白马山岩体图2-16 r1-r2与板块构造关系图（据bachelor等,1985）丘元禧等(1999)通过对雪峰山东南缘加里东期桃江绥宁一带花岗岩系统的微量元素、稀土元素等特征的研究，认为白马山岩体是华夏板块和扬子板块碰撞形成的碰撞性花岗岩类，但由于长期以来对华夏板块与扬子板块拼接时代的认识还有很大的差异，所以这一结论的可靠性还有待进一步验证。本节将从r1-r2图解(bachelor 等，1985)、主量元素的角度来进一步分析白马山岩体各期次侵入体形成的构造背景。在花岗岩r1-r2与构造环境图解（图2-16）中，加里东期侵入岩投点基本落在板块碰撞前构造环境中，少数落在同碰撞期，说明加里东岩体为碰撞前-同碰撞花岗岩。印支期侵入体的投点基本落在造山后的构造环境中，为造山后花岗岩。主量元素构造环境判别图解（图2-17）中，加里东期侵入体和印支期侵入体的投点基本投在后造山花岗岩类区，少部分显示岩体为大陆碰撞或大陆弧、岛弧环境。 图2-17 白马山岩体构造环境判别(据maniarp.d & piccolip.m)综上，本文认为加里东侵入体为碰撞前-同碰撞花岗岩，印支期侵入体为造山后花岗岩。这与丘元禧等(1999)的观点是一致的。第三章 矿物化学分析矿物电子探针分