岩石地质学范文第1篇

关键词:岩石学;教学基地;实践教学;教学模式

岩石学是地质学类专业的很重要的专业基础课程。地质学中许多新理论如近年来超高压变质理论,均来自野外或镜下的新发现。因此,岩石学又是一门实践性很强的科学。

河南理工大学地质工程专业课程体系中岩石学包括“岩石学(一)——岩浆岩石学、变质岩石学”“岩石学(二)——沉积岩石学”,教材是20世纪90年代编写的,教学内容严重滞后于现代科技发展和改革开放的需要;出于种种原因,教员在教学上投入少,不同程度存在理论脱离实际的现象。

加强实践教学及其与理论教学的联系已成为高等理科教育各门课程教学改革的重要方面和发展趋势。建立地质学专业岩石学课程野外实践教学基地的实践表明,在这方面是大有可为的。

一、更新设备、改善条件,重建岩石学基础课教学实验室

岩石学基础课教学实验室主要包括2个偏光显微镜实验室、岩石学手标本实验室。2005年以来,学校和学院加大经费投入力度,投入经费25万元,购买了多套岩石手标本、更新设备、装修用房,使得实验室建设有了质的飞跃。实验室条件的改善使得实验课教学直观生动、富有效果而上了一个新台阶。

二、建立适应现代岩石学发展的课程体系

在以往计划经济体制的专门化教育模式下,形成达到大学本科岩石学庞大而陈旧的课程体系和教学内容已不能适应现代科技发展的需要。按旧模式培养出来的学生知识面窄、适应力差,因而出现了在改革开放的商品经济大潮中许多人束手无策的悲剧,显然必须坚决予以破除。2006年地质工程系在教学思想大讨论基础上提出增加较成熟的现代岩石学理论以拓宽学生知识面、增加实验以提高学生动手能力、减少岩类学讲课、减少课程间重复、”打通三大岩类,以改革岩石学课程体系和教学内容,破除旧的“岩浆岩石学”“沉积岩石学”和“变质岩石学”二大块的课程体系代之以一门“岩石学”课程的新体系。

三、建立野外实践教学基地,探索岩石学教学新模式

岩石学包括岩石学基本理论、基本知识,用偏光显微镜分析鉴定岩石的方法和野外工作方法三大部分。地质学中许多新理论如近年来超高压变质理论,均来自野外或镜下的新发现。遗憾的是在我国以往的教学中,存在理论与实际、课堂教学与实践教学脱节的现象,学生普遍存在实践能力较差的问题。近年来的教学改革在课堂教学与实践课教学相结合方面采取了不少措施,在提高学生能力方面取得了不少进步,但在培养野外工作能力方面仍涉及较少,而对地质学(理科)专业的学生而言,增强实际技能训练尤为重要。

通过建立岩石学野外实践教学基地的实践,提出了“课堂教学、实验室教学和野外教学三结合、将民族传统教育融入在野外教学中”的岩石学课程教学新模式。2007年上学期,野外实践教学基地已全面启动,正式将野外教学纳入地质类专业岩石学课程教学之中,取得了显著的教学效果。

嵩山是著名的世界地质公园,嵩山地层层序清楚,在原始的地壳上面覆盖着各个地质年代形成的地层(包括各个不同地质年代所形成的岩浆岩、变质岩和沉积岩)。在嵩山完整地出露着地壳所经历的,35亿年以来太古代、元古代、古生代、中生代和新生代五个地质历史时期的地层,实属全球少见,被称为“五世同堂”。嵩山古老的岩石系形成于23亿年前,嵩山地区的岩浆岩、沉积岩、变质岩的出露,构成了中国最古老的岩系,登封群的“登封杂岩”。据中国地质界测定,这里是世界上稀有的自然地质宝库。据地质学家考察,经过23亿年的“嵩阳运动”,8亿年前的“中岳运动”,五六亿年前“少林运动”,才结束了地质史上的元古代,进入了古生代的寒武纪和奥陶纪。又经过约两亿年,此处地壳上升至海平面以上,因其受风化和剥蚀作用,形成了嵩山地区的含煤地层。

太古代和早元古代的各种变质岩以中深变质的片岩、片麻岩、混合岩和石英岩为主。晚元古代至新生代为沉积岩系。在这里既有陆相沉积,又有海相沉积,涉及到砂岩、砾岩、粉砂岩、泥岩、石灰岩、白云岩、煤层及铁、铝沉积等10余种。岩浆岩以石秤花岗岩为主体,其周边和个别地带有各种石英岩脉或岩墙。在三大类岩石,本区变质岩系无论是年龄、岩石种类、剖面完整性在中国都堪称最优。

四、面向未来、面向现代化、面向世界

在校、院和有关部门领导支持下,按照邓小平同志教育要“面向未来、面向现代化、面向世界”的指示精神,为促进教学改革,我们从2008年起讲授英语“岩石学”课程。引进国外先进的教学内容和教学方法、提高学生英语交流能力、培养与国际接轨的师资队伍等多方面都取得了丰硕成果,受到广大师生的欢迎。

综上所述,随着现代科学技术的发展,地质学工作和研究方法还会不断扩大和更新,我们必须将岩石学实验教学内容不断系统化、科学化,不断更新。现代科学技术给我们提供了新的机遇,我们应当努力创新,把岩石学理论和实验教学提高到一个新的高度。

参考文献:

[1]杨吉.对地质学(理科)专业实验教学的思考[j].中国地质教育,2003:28-31.

[2]周鼎武,赖绍聪,张成立,等.地质学实践教学新体系[j].中国地质教育,2006,(4):47-53.

[3]桑隆康,邬金华,杨坤光,等.探索岩石学教学新模式的思路,中国地质大学学报(社会科学版)2001,1(4):57-61.

岩石地质学范文第2篇

关键词：二户来；新太古代；陡岭片麻岩；地质特征；地球化学；成因

中图分类号： P59 文献标识码： A

0 引 言

测区位于辽宁省本溪市桓仁县二户来镇，陡岭片麻岩（Ar3Dgn）主要分布于二户来镇幅海青伙洛、岗子沟、文治沟村等地，侵入变质表壳岩，其内可见磁铁石英岩、斜长角闪岩包体，出露面积约87.4km2见(图1)。

关于该片麻岩的成因存在争议，有两种认识，一是认为其二户来岩石经变质变形作用后而形成的；而另一种认为其原岩为侵入岩经后期改造而成。笔者有幸参与了辽宁本溪桓仁一带1：5万区域地质调查项目,按照1∶5万区域地质调查有关规范和技术

要求，在系统收集和综合分析已有地质资料基础上，对太古宙花岗质岩石的成分划分，其主题称为陡岭片麻岩。本文从岩石类型入手，分别阐述岩石学、岩石地球化学等等特征，并对其成因有了进一步认识，形成此文意在交流。

1区域地质特征

太古宙变质深成岩主要分布于测区的西北部，根据其地质特征、地质体间接触关系、岩石地球化学特征及同位素测年资料，陡岭片麻岩（Ar3Dgn）的时代为新太古代。岩石中变质表壳岩包体较发育，分布不均匀，包体岩性为斜长角闪岩、磁铁石英岩、细粒黑云斜长片麻岩、角闪石岩等，包体无明显的定向性，分布方向与寄主岩石中片麻理协调一致，大小不等，一般在30-50cm，最大者大于100cm。变质矿物共生由斜长石±角闪石+黑云母+石英组合而成，变质相为角闪岩相，被早白垩世二户来岩体侵入，其上被晚期地层不整合覆盖。

陡岭片麻岩中含有较多表壳岩包体，包体中富铁岩石主要为磁铁石英岩，其它一般为低品位含铁岩石。主要产于平顶山镇地区，位于这里的鞍山式铁矿，矿床地表不达规模，向下延深却具有一定规模，这表明变质表壳岩的纵横分布变化较大。其中规模较大的磁铁石英岩形成鞍山式铁矿，在陡岭片麻岩出露区东部庙沟一带，现正在地下开采，表明含磁铁变质表壳岩包体的延深部分具有一定规模见(图2)。

2、岩石学特征

本文选取二户来地区二长片麻岩（PP37-1）、黑云二长片麻岩（PP37-3）、碎裂变斑状二长片麻岩（PP37-9）、变斑状含黑云二长片麻岩（PP37-21）进行矿物成分和组构特征分析，集体特征如下：

2.1 二长片麻岩（PP37-1）

矿物成分主要又石英（25%）、微斜长石（40%）、斜长石（33%）、不透明矿物+铁质（2%）组成。板状变径结构。石英、斜长石均为粒状，有的略显近等轴的趋势，由于后期遭脆性构造，部分矿物遭细粒化，局部还保留斜长石被钾长石交代的蠕英结构，矿物缝隙被铁质填充。

2.2 黑云二长片麻岩（PP37-3）

矿物成分主要又石英（25%）、更长石（38%）、微斜长石（30%）、黑云母（7%）、不透明矿物+铁质（少量）、磷灰石（微量）组成。鳞片粒状变晶结构，块状构造。斜长石、钾长石为粒状，有沿长轴呈条带状定向分布的趋势，斜长石普遍绢云母化作用。长石一般粒径为0.9-5.0mm之间，局部还保留斜长石被钾长石交代的蠕英结构，石英粒状，颗粒之间为直线接触，有的略显等轴状，石英集合体有呈条带分布的趋势，石英粒径为0.3-1.3mm之间，黑云母黄色，沿长轴呈断续的条带定向分布，黑云母粒径为0.60mm。岩石有裂隙发育，被铁质填充。

2.3 碎裂变斑状二长片麻岩（PP37-9）

矿物成分主要又石英（25%）、更长石（40%）、微斜长石（25%）、黑云母（10%）、锆石（微量）组成。鳞片粒状变晶结构，片麻状构造。斜长石为粒状，多数呈近等轴状，但斜长石粒径大小不等，一般粒径为0.25-3.5mm之间，有的斜长石遭强烈绢云母化作用；钾长石为粒状，粒径大小不等，颗粒较大钾长石中有石英和斜长石包体，钾长石粒径为0.5-5.0mm之间；石英为近等轴粒状分布，黑云母黄色呈断续条带定向分布，黑云母粒径为0.7-2.0mm之间。

2.4 变斑状含黑云二长片麻岩（PP37-21）

矿物成分主要又石英（35%）、微斜长石（35%）、斜长石（30%）、黑云母（微量）、白云母+绢云母（少量）、不透明矿物+铁质（少量）组成。粒状变径结构，片麻状构造。斜长石、微斜长石均为粒状，集合体有呈条带状分布的趋势，单体有呈近等轴状的趋势。斜长石普遍遭强烈绢云母化作用，长石一般粒径为1.2-2.8mm之间；石英呈条带状分布，单体定向拉长，颗粒之间为直线接触，石英一般粒径为0.4-2.5mm之间，石英毕姆纹较发育，石英条带和长石条带相见分布，岩石有少量裂隙发育，被铁质充填。

3、岩石化学特征

陡岭片麻岩化学平均成分与中国花岗岩平均值(黎彤等1962):SiO2、Al2O3、CaO、K2O偏低,TiO2、FeO、P2O5、基本相同,其余成分偏高。Na2O/K2O小于2；里特曼指数δ值为1.5~4.02；K2O/Na2O(K2O+Na2O+CaO)铝过饱和类型,具“I”型花岗岩特征，源岩是未经风化的火成岩熔融形成的造山带产物，经平均值对比与中国花岗岩平均值（黎彤等1962）相接近。其它特征参数见（表1）。

表1 新太古代陡岭片麻岩岩石化学成分含量(%）（Table 1 Neoarchean steep ridge gneiss rock chemical composition content）

表2 新太古代陡岭片麻岩CIPW标准矿物成分岩石化学参数值

桓仁陡岭麻岩岩石化学成分，A/NCK值为1.12，K2O/Na2O值为0.88，岩浆分异程度较高，里特曼指数值为2.39；SiO2>66%为钙性-钙碱性岩；DI值为85.97。岩石化学成份，CIPW标准矿物成分及岩石化学参数如（表2）所示。

4 地球化学特征

4.1微量元素特征

陡岭片麻岩岩石微量元素含量平均值与黎彤陆壳丰度对比，Li、Ga、Rb、Ba、Hf、Th含量高于陆壳（据黎彤）和洋壳（据黎彤）丰度，其它微量元素含量低或接近陆壳（据黎彤）丰度，总体相差不大。Rb/Sr比值0.48，Zr/Hf、Sr/Ba值低。属强不相容元素富集型。从元素特征上可以反映出桓仁陡岭麻岩的物质元素来自陆壳（据黎彤）如（表3）。

表3 新太古代陡岭片麻岩微量元素质量分数一览

Table 3 Neoarchean steep ridge gneiss contents of trace elements

4.2稀土元素特征

稀土元素为轻稀土富集型,轻、重稀土分馏明显,在轻稀土段,曲线平行度较好,重稀土段曲线离散,通常反映有交代作用发生,Eu异常不明显或呈弱的峰值；Eu大于0.7,由基性岩浆分异形成的花岗岩(王中刚,1986)。稀土元素丰度与球粒陨石相似，原始地幔的稀土元素含量约为普通球粒陨石的1.9～2.6倍见（图3）。

新太古代陡岭片麻岩岩石稀土元素总量为135.65×10-6，略高于黎彤洋

壳稀土丰度，远高于黎彤上地幔丰度，稀土总量变化不大, 总体

质量分数较低,轻重稀土平均比值为13.33，δEu值为0.73，铕具弱正异常。(La/Sm),值为5.42，(Gd/Yb)，值为1.44，轻稀土分馏较强，富钙-铝包体嵌于基质，重稀土分馏中等，(La/Yb)N值为14.12，稀土曲线斜率较大，稀土模式曲线向右陡倾如(表4)。

表4 新太古代陡岭片麻岩稀土元素分析

Table 4 Analysis of the Neoarchean steep ridge gneiss of rare earth elements

5原岩恢复及成因

5.1物质来源

新太古代代陡岭片麻岩岩石类型单一，岩石主要为钙性-钙碱性岩，片麻岩主要由长石、石英和少量的黑云母组成；副矿物磁铁矿、锆石含量较高。根据桓仁陡岭麻岩岩石化学成分，A/NCK值为1.12，稀土总量多低于黎彤洋壳丰度，与黎彤陆壳丰度接近，稀土元素Sm/Nd比值为0.5。综上所述，新太古代代变质岩物质来源于陆壳，并有大量幔源物质混染。根据是在灰色片麻岩中可见未变形和未叶理化的英云闪长岩呈岩枝状斜切较老的岩石，它们的岩石化学和地球化学特征与沉积岩明显不同。

5.2成因类型

桓仁陡岭片麻岩经历了强烈的变形改造，黑云斜长片麻岩出现明显的正异常δEu=73、强的Ba正异常、无明显的Sr异常为特征而明显不同于其它类型的片麻岩。原岩根据岩石化学、微量元素等间接信息进行岩石类型的恢复认为原岩为一套经区域变质而成的侵入岩。其原岩为英云闪长岩、奥长花岗岩、石英二长岩组合（TTG），根据是在灰色片麻岩中可见未变形和未叶理化的英云闪长岩呈岩枝状斜切较老的岩石形成环境为陆缘岩浆弧。

6主要结论

陡岭片麻岩中主要由斜长石、角闪石、黑云母、石英和不透明矿物等组成，变质相为角闪岩相，被早白垩世二户来岩体侵入。

根据岩石化学特征分析里特曼指数δ值为1.5~4.02,岩石为钙性-钙碱性岩；以富钠为特征；K2O/Na2O

稀土、微量元素等特征分析，与陆壳（据黎彤）和洋壳（据黎彤）丰度总体相差不大，属强不相容元素富集型。Eu呈正异常，δEu值0.73，铕具弱正异常。(La/Sm),值5.42，(Gd/Yb)，值1.44，从元素特征上可以反映出桓仁陡岭片麻岩的物质元素来自陆壳。

经岩石学、地球化学特征的总结，变质岩的原岩依据火成岩主量元素恢复其原岩为英云闪长岩、奥长花岗岩、石英二长岩组合（TTG）。

致谢：作者感谢辽宁省地质勘查院：张国仁、王海鹏等领导的指导及对本文提出的建设性修改意见。

Huanren Erhulai to gneiss geological characteristics and genesis of ancient steep ridge area the new study

Lu QuanWan Lu-fei Wang Hai-peng Cheng Pei-qi Lei Guang-xin

Liaoning Geological Prospecting Institute DalianJinzhouZip code 116100

A Bstract: Huanren Erhulai to area as the Neoarchean steep ridge gneiss major regional distribution, the rock type is complex, mainly: biotite gneiss, variable phenocryst. Two grain(biotite) in two gneiss, biotite plagioclase gneiss,which contains a lot of supracrustal enclaves, using SHRIMP isotope dating, determination of isotopic dating results of 2469±18Ma,(U-Pb),its age is late archean. Based on the petrochemistry and geochemistry of rare earth elements, trace elements and other think it has rich Na2O(3.67%~5%),SiO2 (>67%), Fe,Mg,Al2O3=12.8%~15.13%,A/CNK=0.97~1.4 features, the gneissic complex were analyzed, the research shows the gneiss formed by regional metamorphism due to its deformation, with the characteristics of I type granite, its original rock intrusive rocks.

Keywords: Two households; Neoarchean; steep ridge gneiss; geological characteristics; geochemistry; genesis

参考文献：

[1] 程裕淇主编，1994，中国区域地质概论，地质出版社。

[2] 房立民等，1991，变质岩类区1：5万区域地质填图方法指南，中国地质大学出版社。

[3] 王仁民等，1989，变质岩石学，地质出版社。

[4] 刘英俊，1984，元素地球化学，科学出版社。

[5] 游振东，王方正，1988，变质岩岩石学教程，中国地质大学出版社。

[6] 卢崇海等，1996，变质岩区1/5万区域地质调查报告

岩石地质学范文第3篇

苏鲁构造带（见图1）是大别造山带的东延部分，被郯庐断裂向北推移而出露到现在的位置。该变质带内合接触关系；（2）呈透镜状或条带状赋存于石榴石橄榄岩中，与围岩呈突变接触关系［23］。韩宗珠［24］曾将苏鲁榴辉岩分为胶东、鲁南和青岛3个区。胶东榴辉岩区是指文登、荣成及威海榴辉岩发育区，它包括文荣和威海2个榴辉岩集中分布区。该区位于胶东东部垛崮山－昆嵛山岩体以东地区，区内围岩为元古代片麻岩（多糜棱岩化）和少量变质地层（大理岩、石英岩等）及超基性岩（石榴橄榄岩、蛇纹岩）。区内榴辉岩出露数百个，荣成地区成北东展布，威海地区成近南北向展布。鲁南区榴辉岩多集中成群成带分布，构成青岛、诸城、莒南、东海（含临沭石门）5个榴辉岩集中分布区，围岩主要为元古界变质地层和花岗片麻岩，由于青岛榴辉岩较为特殊，故另作讨论。区内榴辉岩出露数千个，总体成NE和NNE向展布，仅临沭石门地区成北西向展布，主要分布于变质层状岩系和片麻岩中，少量分布于超基性岩中。

2样品和分析方法

本文榴辉岩样品来自江海至山东荣成苏鲁榴辉岩带，具体采样点如图1所示。将样品洗净烘干，选取新鲜部分粉碎至200目和60～100目左右，分别用于地球化学分析和单矿物颗粒的挑选。将粉碎至60～100目左右的样品颗粒冲洗烘干后过筛，随后在中国海洋大学海洋地球科学学院显微分析实验室利用体式镜挑选出纯净的绿辉石和石榴石，用玛瑙研钵研至200目左右进行地球化学分析。全岩主量元素在中国海洋大学海洋地球科学学院实验室用XRF完成测试，分析精度优于0．5％。全岩微量元素及单矿物主微量元素测试在青岛海洋地质研究所实验测试中心用ICP－MS／AES完成，分析精度优于5％。文中矿物缩写据WhitneyandEvans［26］，Grt：石榴石；Cpx：单斜辉石；Alm：铁铝榴石；Gro：钙铝榴石；Spe：锰铝榴石；Prp：镁铝榴石；Wef：硅灰石＋顽火辉石＋铁辉石；Jd：硬玉；Ae：霓石。

3岩石学特征

3．1岩相学特征

胶东－鲁南榴辉带上的榴辉岩主要呈片麻状构造和条带状构造，有时见斑杂构造和块状构造，压力挤压现象明显，矿物定向和分异普遍发育。由此可见，本区域大部分榴辉岩都经历了后期退变质作用和地壳物质混染，退变质作用尤以合晶化作用和角闪石化作用为主。岩相学观察表明，胶东地区榴辉岩呈中粗粒粒状变晶结构，块状构造，矿物组合为石榴石（30％～40％）、单斜辉石（40％～70％）和金红石（1％～2％），出露的主要岩石类型为榴辉岩、超镁铁质岩、片麻岩、面理化花岗岩（变质花岗岩、花岗质片麻岩）［21］，大部分是来自俯冲板片的大陆地壳。大量榴辉岩和超基性岩（约5％）呈大小不一的透镜状、团块状夹在大面积分布的围岩－变质表壳岩（约25％）和花岗质片麻岩（约70％）中［22］。苏鲁榴辉岩主要呈两种产状：（1）呈透镜状、条带状或肠状赋存于构造混杂岩系中，与围岩呈整部分样品中含有石英（8％）、白云母（3％）或角闪石（15％）。鲁南地区榴辉岩呈中粗粒粒状变晶结构，块状构造，矿物组合为石榴石（30％～60％）、单斜辉石（15％～40％）、角闪石（10％～20％）、白云母（2％～10％）和金红石（1％－3％），部分样品中含有石英（8％）。

3．2岩石化学特征

胶东地区榴辉岩各氧化物含量平均值分别为SiO2：45．71％，Al2O3：12．88％，Fe2O3：11．81％，CaO：10．91％，MgO：15．35％，Na2O：3．14％；鲁南地区榴辉岩各氧化物含量平均值分别为SiO2：45．15％，Al2O3：12．15％，Fe2O3：15．56％，CaO：11．55％，MgO：9．75％，Na2O：3．42％。鲁南榴辉岩的Fe2O3含量高于胶东榴辉岩，MgO含量则相对较低，多数苏鲁榴辉岩的主量元素化学成分相当于基性岩，部分榴辉岩SiO2＜45％，但其他氧化物的含量仍相当于基性岩，而非超基性岩［27］。

4矿物主量与微量元素化学

4．1石榴石

胶东和鲁南榴辉岩均主要由Prp、Alm、Gro和Spe4个端元组成，平均值分别为50．53％、25．32％、23．48％、0．68％和30．46、50．53％、29．85％、0．83％。胶东榴辉岩中石榴石∑REE平均值为16．46×10－6，低于鲁南榴辉岩中∑REE平均值25．53×10－6，东海榴辉岩Ec44－1的稀土总量偏低，仅2．9×10－6。稀土元素配分模式（见图2）为中重稀土富集的左倾型，具有明显的正Eu异常，部分样品具有Ce的负异常。石榴石微量元素主要有Cr、Zn、Sr、Sc、Co、Y、V、Ni，含有一定量的Ba（3．74×10－6～25．63×10－6）和Pb（0．65×10－6～35．35×10－6）。

4．2单斜辉石

苏鲁榴辉岩中仅一个样品单斜辉石投影在Mg－Fe－Ca辉石区，属普通辉石，其余样品单斜辉石均为绿辉石（见图3）。胶东榴辉岩中单斜辉石Jd分子含量平均为26．73％，低于鲁南榴辉岩中单斜辉石Jd平均含量（39．27％）。胶东榴辉岩单斜辉石∑REE平均值（26．58×10－6）高于鲁南榴辉岩单斜辉石中的∑REE平均值（9．49×10－6），稀土元素配分型式（见图4）整体为中稀土上凸富集的“钟状”，多数样品轻稀土表现为左倾富集，个别为左倾亏损，重稀土为右倾亏损型。绿辉石的“钟状”稀土配分模式是绿辉石与富集重稀土的石榴石和富集轻稀土的矿物平衡共生所致，从而使得绿辉石相对富集中稀土。绿辉石中的微量元素主要有Sr、Cr、V、Ni、Zn、Co，含有一定量的Ba（2．67×10－6～48．91×10－6）、Sc（4．01×10－6～32．59×10－6）和Pb（2．22×10－6～12．98×10－6）。

5讨论

5．1榴辉岩成因

根据榴辉岩中石榴石端元组分与榴辉岩地质产状的关系将石榴石分成三类［28－29］（见图5），胶东榴辉岩全部位于A类榴辉岩区，鲁南榴辉岩除东海样品投影在A类榴辉岩区，其他均投影在B类和C类榴辉岩的重叠区，反映榴辉岩原岩及成因的多样性。稀土元素球粒陨石标准化配分模式（见图6）多为LREE富集的右倾型，具Eu正异常，其原岩可能是富斜长石的基性岩；少量为LREE亏损的左倾型，HREE富集，可能与多硅白云母含量较多有关。部分样品具有Ce的负异常，说明其原岩可能是氧化条件下形成的沉积物［30］，与基性岩一同俯冲形成了榴辉岩。胶东地区榴辉岩TiO2含量低，平均0．52，鲁南地区榴辉岩TiO2含量高，平均1．82，反映出胶东地区榴辉岩形成的压力环境高于鲁南地区的榴辉岩。在Mg／（Mg＋Fe2＋＋Mn）－Ca2＋相关性图解中（见图7）说明胶东和鲁南榴辉岩区具有不同的成因和物质来源，胶东地区榴辉岩投影的全部在ZC线以上，为地幔成因；鲁南地区榴辉岩既有壳内角闪岩相变质成因，又有地幔金伯利岩和刚玉变质成因。上述特征说明胶东地区榴辉岩的成岩深度可能大于鲁南榴辉岩区。

5．2矿物之间元素分配及与全岩成分的关系

石榴石中（见图8）明显富集重稀土元素和Y，含量大于全岩成分，重稀土元素配分型式与全岩基本一致，另外石榴石与全岩主量元素、REE、Ba、Cr、Sc、V、Co、Ni、Y、Ga之间具有良好的正相关关系，说明石榴石是全岩重稀土元素和Y的主要寄主矿物，且其主量元素、REE、Ba、Cr、Sc、V、Co、Ni、Y、Ga等含量明显受全岩成分的制约。单斜辉石（见图9）明显富集轻、中稀土、Sr、V和Ni，与全岩主量元素、Sr、Ba、Cr、Sc、V、Ni、Ga之间存在明显的正相关关系，说明辉石的化学成分明显受到全岩成分的制约。胶东榴辉岩单斜辉石的LREE、Sr、V、Ni、Cr和Ga含量高于全岩，说明胶东榴辉岩中的单斜辉石是LREE和Sr的主要载体，不含磷灰石和绿帘石或者含量非常少，鲁南地区榴辉岩单斜辉石中LREE、Sr含量低于全岩，说明该区榴辉岩中存在磷灰石和绿帘石等强烈富集LREE和Sr的矿物［32］。石榴石和单斜辉石中的稀土元素含量占全岩稀土总量的大多数，石榴石亏损轻稀土、富集重稀土，单斜辉石相对亏损重稀土、富集轻稀土，二者的轻重稀土含量相互消长，呈互补关系。Y和Sr分别在石榴石和单斜辉石中相对富集，Ga、Cr、Sc、V、Ni和Co等元素在石榴石和单斜辉石中含量相对较高，这些特征与它们在榴辉岩石榴石和单斜辉石间微量元素分配系数研究及可类质同像代替石榴石和单斜辉石矿物晶体结构中主要阳离子的研究结果相符［13，33］。榴辉岩中石榴石和单斜辉石之间的微量元素分配是温度、压力和成分的函数［34－35］。苏鲁榴辉岩中石榴石和单斜辉石之间的分配系数（见图10）基本相同，说明石榴石与单斜辉石之间微量元素的分配已经达到了化学平衡。稀土元素的分配系数随着原子序数的增加而减小，轻稀土的分配系数均大于1，HREE与Y的分配系数均小于1。单斜辉石与石榴石之间的Sr、V、Ni、Cr和Ga之间的分配系数均大于1，Co和Sc的分配系数小于1，Zn的分配系数在1附近。上述微量和稀土元素在单斜辉石和石榴石之间的分配系数与它们在两种矿物之间的富集特征是一致的，即轻稀土和过渡族元素主要赋存在单斜辉石中，而重稀土、Co和Sc主要赋存在石榴石中。综上可知，Ga、Cr、Zn主要赋存于石榴石和单斜辉石中，重稀土、Y、Co、Sc主要赋存于石榴石中，V、Ni主要赋存于单斜辉石中，轻稀土和Sr在胶东地区榴辉岩中主要赋存于单斜辉石中，但在鲁南地区的榴辉岩中可能赋存于磷灰石和绿帘石等矿物中。

5．3成岩温度

胶东－鲁南榴辉岩的成岩平衡温度是采用Elliss和Green的Grt－Cpx地温计计算，这一温度计强调了Ca2＋组分对温度的影响，其计算结果与高温高压实验资料基本一致，其计算式为T（K）＝［3104XCaGrt＋3030＋10．86P（kb）］／（lnKD＋1．9034）式中：KD＝（Fe2＋／Mg）Grt／（Fe2＋／Mg）CpxXCaGrt＝［Ca／（Ca＋Mn＋Fe2＋）］GrtP的单位为kPa，按此公式，当压力变化为1kPa时，温度只改变1℃，故压力的影响可忽略不计。苏鲁榴辉岩中存在的柯石英说明该区榴辉岩形成于高温超高压环境，柯石英的稳定压力至少为2．8GPa［36］，因此，将苏鲁榴辉岩的最低压力值假定为2．8GPa，估算的胶东及鲁南地区榴辉岩的成岩温度如表5所示。从计算结果来看，胶东地区榴辉岩成岩温度主要为935．46～1349．22℃，平均为1176．26℃，主要属幔源的A类榴辉岩，鲁南地区榴辉岩成岩温度为850．15～1094．66℃，平均为959．65℃，大致相当于B类榴辉岩。苏鲁榴辉岩的成岩温度自西向东有升高的趋势。Kosler［38］认为微量元素对岩石变质温度和压力的变化比主量元素更明显，因此，榴辉岩中石榴石与单斜辉石之间的微量元素分配系数能够反映榴辉岩的峰期变质温度。苏鲁榴辉岩中单斜辉石和石榴石之间的Sr和稀土元素分配系数（DiCpx／Grt）与二者之间的Ca分配系数（DCaCpx／Grt）具有良好的正相关性，对应的分配系数回归线与地幔榴辉岩相应元素的分配系数回归线基本一致（见图11），其中Sm、Tb和Mo的分配系数与地幔榴辉岩之间的一致性最好；Eu、Nd和Y次之，其分配系数比地幔榴辉岩稍高；Sr的分配系数比地幔榴辉岩要低。这种较好的一致性说明苏鲁榴辉岩中单斜辉石和绿辉石之间微量元素和稀土元素已达到平衡分配，榴辉岩的形成温度可能与地幔榴辉岩非常类似。

6结论

岩石地质学范文第4篇

关键词：兴城台里地区；花岗细晶岩；石榴子石；浅粒岩

The causes and characteristics of crystalline rock series containing garnet in Taili，Xingcheng

ZHOU Ming-xuan YU Xin-zhi LIU Cheng-pu

China University of Mining and Technology（Beijing），Beijing 100083 China；

Abstract： The author through the study of the measured mapping， field sampling， The specimen analysis， thin section observation on Taili Xingcheng Liaoning which has the garnet crystalline rock series. To research the garnet crystalline rock series ， causes and characteristics of garnet. Comprehensive analysis combined with related information， come to the conclusion that the garnet crystalline rock series are the early invasion of aplite granite by regional metamorphism magmatic period， the regular array of garnet residual come from the magmatic condensation when overflow and metasomatism. And it is verified that the main types of garnet is red pyrope.

Key words：xingcheng taili area； Aplitic granite； Garnet； Leptite

辽宁兴城台里地区的结晶岩主要出露花岗伟晶岩、辉绿岩、黑云角闪斜长片麻岩、眼球状花岗片麻岩以及含石榴子石的结晶岩系[1-3]。石榴子石在该结晶岩系中主要分布在结晶岩的中部，为肉眼可见的红色颗粒。由于石榴子石是一种高温高压的特征变质矿物，所以其产出于该结晶岩中说明该岩系后期经过了强烈的高温高压变质作用，而其他老于该结晶岩的岩脉没有发生变质现象，说明其变质作用发生在岩浆结晶完成之后的岩体内部的变质作用。该岩系在地表都呈条带状或脉状产出，通过地表穿插关系可以显示出侵入的新老关系，其相互之间的切割穿插关系在吉林大学论文《辽宁兴城台里地区结晶岩系的演化特征》已经有了很充分的理论结果，但是对于含石榴子石结晶岩的形成和特征没有很详细的说明，对于石榴子石这一特征变质矿物的结晶产出没有做严格的阐述，对于变质现象的发生也没有过多的定论。

本次研究的主要内容是台里地区含石榴子石的结晶岩的岩性分析，以及对石榴子石的成因进行预测和矿物学特征方面来阐述，得出该区域含石榴子石结晶岩的成因和特征。

1. 地质概况

1.1 区域地质背景

兴城境内的地势总体上与华北地台一致，西北较高而东南较低，属于松岭山脉延续分布的丘陵地带。最高山峰为海拔701.8m的黄顶山，渤海沿岸的沿海平原沟通关内外。兴城市内较大的河流有兴城河、六股河、烟台河等[4]。

1.2 研究区构造背景

兴城台里地处辽宁省西南部，所处大地构造位置为华北地台北部燕山台褶带东段，东南为渤海湾盆地，北临内蒙地轴，如图1。兴城地区是中、新生代时期中国东部大陆边缘活动带的组成部分，属太平洋构造域（任纪舜等，1980），两大构造域交接复合（内蒙地轴和燕山台褶带），区域地质构造复杂[1-4，7]。

图1 辽西南部综合地质图

华北地台在早元古代末吕梁运动以后长期以来（尤其是古生代阶段）表现为相对稳定的地区。但是在地台发展阶段中，地台内部地质构造发育及发展历史是不均一的，根据其内部的差异可将华北地台进一步划分为十个二级构造单位，它们是：内蒙地轴、鲁东地盾、辽东台背斜、山西台背斜、鲁西台背斜、鄂尔多斯台向斜、辽冀台向斜、燕山台褶带、豫淮台褶带、贺兰―六盘山褶带。兴城地区位于燕山台褶带东段。

华北地台在进入中、新生代时期，尤其是燕山构造旋回，地台的构造运动和岩浆活动都加强了，显示出相当强的活动性。

2. 兴城台里地区含石榴子石结晶岩系相关特征

2.1 V物分析

石榴子石的相关种类主要有这些[9]：

（1） 镁铝榴石：红色、紫色、黄红色；

（2） 铁铝榴石：褐色、暗红色、紫红色；

（3） 锰铝榴石：黄橙色、橙红色；

（4） 钙铝榴石：褐黄色、黄色、黄绿色、绿色；

（5） 钙铁榴石：黄绿色、翠绿色、黑色；

（6） 钙铬榴石：绿色。

在台里地区产出的石榴子石为红色系，在结晶岩系中呈细小颗粒状产出，石榴石结晶岩在台里地区以脉状形式出现在早期形成的花岗闪长质片麻岩、眼球状花岗质变晶片麻岩中，并被后期的基性岩脉切穿。

结晶岩的矿物分析：根据矿物的定名法则，含石榴子石的结晶岩主要矿物以碱性长石40%～60%、斜长石20%～30%、石英30%～35%为主要矿物网，黑云母为次要矿物以及石榴子石为副矿物，初步定名为含石榴子石二长花岗岩，但是石榴子石为一种高温高压特征变质矿物，该结晶岩也可定位浅粒岩或者白粒岩。

浅粒岩：浅粒岩又称白粒岩，含暗色矿物很少，色白具细粒变晶结构，由酸性火山岩或长石砂岩经区域变质形成[9]。

能作为矿体的浅粒岩，要求其中长石和石英的含量大于90%（长石含量大于25%）。因为该种结晶岩长石和石英为含量在90%以上，而暗色矿物也很少，在矿物分析中有细晶结构，也可以说是粒状变晶结构，但是由于石榴子石是一种高温高压变质矿物，其主要产于变质岩中，含有石榴子石的结晶岩应为变质岩的一种。在阐述浅粒岩时，其由酸性火山岩或长石砂岩经过区域变质形成，而大量的石英和长石也正好论证了这一点。

2.2 成因分析

兴城台里地区主要出露的脉岩体有对于本区出露的较大规模岩石类型主要为黑云角闪斜长片麻岩、花岗质片麻岩、块状浅色花岗岩；对于脉岩类以眼球状花岗质片麻岩侵入规模较大，其它脉岩则以小规模的脉体形式产出，如伟晶花岗岩、石榴石结晶岩。根据其穿插关系大致知道其新老关系和产出先后[2-3]。

含石榴子石结晶岩在岩脉体出露中为较晚的，其出露过程中由于交代围岩产生高温环境，同时由于出露结晶岩的结晶作用或者是变质结晶作用明显，使得岩体颗粒大小相近，用岩浆岩的成因分析，应该是在结晶中心缓慢生长而绕结晶中心快速生长的过冷度环境生成的，如果用变质岩形成的原理，岩石形成条件在与围岩交代过程中就必须是有大量流体参与变质反应，而在岩浆期后变质结晶过程中绕早先形成的结晶中心缓慢变质结晶形成花岗变晶结构。在结晶岩与围岩接触带上有变质现象，这不能说明该岩石就是变质岩，因为在边部高温环境的变质不代表整体就是变质岩。但是石榴子石在结晶岩体中的中部条带状产出，分析是由于脉体在产出时受到挤压，可能产生了接触变质或者是动力变质作用，但是考虑到岩石没有明显的碎裂现象，应该不会是动力变质作用。

在对含石榴子石结晶岩成因分析中，推断有两种可能性：一、该种结晶岩为花岗细晶岩或者就是花岗岩，根据岩石矿物组成可以详细定名为石榴子石黑云母二长花岗岩；二、该种岩石为变质岩，同样符合这种矿物组合的浅粒岩（白粒岩），详细定名为花岗变晶结构石榴石白粒岩，单从矿物组成来看，这两种分析都是有存在的可能性的。如果认为该种岩石为变质岩也就是浅粒岩时，原岩是岩浆岩系脉岩产出，有可能是在脉体产出过程中同时发生变质，在高温高压条件通过区域变质或者接触交代变质形成石榴石，使得石榴石的分布在脉体的中部，如果是花岗岩体，石榴石集中在中部的可能性是由于岩体在产出地表时由于温度降低，岩体收缩而导致石榴子石集中在岩体中部。

如果把该种岩石认定为花岗岩类，对于岩石的成因目前有两种假说，一种是岩浆成因的，另一张是花岗岩化的。岩浆成因认为花岗岩类岩石是由花岗质的中性岩浆在温度降低岩浆冷凝过程中形成的；花岗岩化作用认为花岗岩石由于水热熔液、透岩浆熔液等以不同方式交代先成的固态岩石形成的，也就是先成的岩石在原地发生了花岗岩化作用，也叫作原地花岗岩[10-12]。当然通过分析可知，该种含石榴子石的结晶岩在原岩的脉体形成之后再发生花岗岩化作用的可能性要小得多，因为在台里这片区域还含有花岗片麻岩、辉绿岩等脉体，而且根据相互的穿插关系，如果该种结晶岩是由于原岩形成之后再发生交代作用，相对该种岩脉老的脉体就更应该会发生花岗岩化作用。如果该种岩石是由于花岗质熔体溢出地表在温压降低时岩浆冷凝收缩形成花岗岩是有说服力的，当然前提是该种结晶岩中没有出现石榴子石这种特征变质矿物。

再把该种岩石认定为变粒岩，变粒岩是属于区域变质岩的一种，在长英质岩类的区域变质岩中麻粒岩相主要矿物组合，有石英―正长石―斜长石―夕线石（蓝晶石）―石榴子石的矿物组合，同时由于区域变质岩一般呈大规模分布，而在台里地区的含石榴子石结晶岩只是局部一个小脉体，在矿物组合和区域概况上并不符合。所以在大的方向上该种岩石应该是岩浆成因的花岗岩脉，但是在局部空间上是由变质现象的反应，集中表现在岩体大量分布的石榴子石这种特征变质矿物，同时在该区域上还存在花岗片麻岩脉体，也就是该区域上是可以将原岩变质形成变质岩，只是由于时间和物化条件在空间上的差异，或者花岗岩体在形成之后发生两次变质作用，但是在前一次高强度变质作用发生之后才发生另一次花岗岩体也就是现在的含石榴子石结晶岩产出，之后再发生第二次较前一次变质作用浅的变质，该次变质发生在第二次岩体出露地表的冷凝收缩时候。

3. 兴城台里结晶岩系中石榴子石成因和特征

3.1 石榴子石特征

野外观察：石榴石在岩体分布主要在脉体的中部，颗粒状，新鲜面红色，风化面为浅红色的白色，花岗变晶结构或者细晶结构，条带状构造或者块状构造，主要矿物成分为石英、长石等，可见细小颗粒的石榴石。

镜下特征：粒状变晶结构或者花岗变晶结构、细晶结构，在接触带上有蚀变现象，主要矿物有碱性长石30%左右，微斜长石约20%，斜长石25%左右，石英30%，黑云母约3%，石榴石0～5%。其中，微斜长石在岩体中呈格子状双晶，斜长石多为卡式双晶，在微斜长石和斜长石组成的空隙中残留有圆度较好的和港湾状的石英颗粒，石英有反应边，反应岩浆期后的变质结晶现象。长石类矿物呈多期次性，在L石边部有明显蚀变现象，碱性长石与斜长石接触界限平直；石榴石含量较少，但是粒径较大，单偏光西正高突起，表面裂纹发育，蚀变现象明显，正交偏光下全消光，黑云母含量很少，部分已发生绿泥石化和绿帘石化。

根据石榴子石种类和环境分析，该石榴子石应为铁铝榴石。

3.2 石榴子石成因环境分析

石榴子石是一种高温高压的特征变质矿物，其存在的环境也就是在高温高压下，其在空间上的产出为分布在岩体中部，总体呈条带状，单晶呈颗粒状没有发生碎裂变形，石榴子石的存在反应的是高温高压的区域变质环境，但由于石榴子石是所在脉体只是小规模产出，没有形成区域上的大范围，则石榴子石的变质有可能是在满足于区域变质岩形成条件的小范围的环境之中[5-8]。

将石榴子石所在脉体认定为花岗岩类，则岩体的形成是在岩浆成因方式，也就是在地下岩浆上涌到地表时由于温压降低达到岩浆结晶的过冷度以下环境时固结成岩，在此过程中由于岩浆瞬间喷出地表时温度升高而发生局部变质，达到区域变质岩形成条件的局部变质状态，产生石榴子石该类特征变质矿物，同时由于温度的降低，以及岩浆在结晶固结时温度降低使得岩浆冷凝收缩，使得产生的石榴子石集中在脉体中部。该类花岗岩在结构上呈现细晶结构，而大多数细晶岩的形成机制是在侵入的花岗岩脉体结晶固结之后剩余残浆沿着花岗岩脉体及周围围岩中的裂隙充填形成。富水的剩余残浆贯入裂隙中，就从高压环境进入相对低压环境，残浆中的水分子快速气化溢出，体系处于无水和少水的固相线温度以下，导致剩余残浆快速成核并且绕核结晶，形成细粒的细晶结构。但是，在细晶岩成岩过程中还有一些形成机制，就是岩浆在溢出时交代围岩或者是通过岩浆与围岩的同化混染作用形成。

4. 台里地区含石榴子石结晶岩系与石榴子石结晶演化机制

台里地区结晶岩系出露很多，多以脉状产出，主要出露的岩脉一岩浆脉体和变质的岩浆脉体为主，含石榴子石的结晶岩的年龄在该区域是比较老的，故其形成之后有一定的变质。其形成演化的过程基本如下：

1、更老的脉体从地表溢出，这些脉体岩性主要是现在的花岗质片麻岩、眼球状花岗质糜棱岩等；

2、含石榴子石结晶岩产出，穿切原有的脉体，在岩浆热液喷出地表时压力减小、温度升高，使得岩浆快速形成大量核并在温度降低到过冷度以下时结晶固结，同时由于温度升高，含水残浆中的水分子逃逸而形成一个局部无水的状态，在固相线以下结晶形成细晶结构；

3、后期形成的其他侵入脉体产出切割先成脉体，同时在局部形成区域变质条件，在岩浆期后热液活动中发生局部变质，或者是在岩浆溢出地表时局部变质，产生满足于铁铝榴石形成条件和场所，由于岩浆冷凝收缩使得铁铝榴石主要集中在脉体岩石中部；

4、形成的各种结晶岩在漫长地质年生局部变质，使得该结晶岩中的云母部分绿帘石化和绿泥石化。

5. 结论

（1） 台里地区结晶岩中产出的红色颗粒状矿物质为石榴子石类的铁铝榴石；

（2） 铁铝榴石这种高温高压的特征变质矿物的出现标志着原岩脉体在形成中有区域变质的条件；

（3） 含石榴子石的结晶岩在岩性上为花岗细晶岩类，在种属上属于岩浆岩类，但是在局部是有变质现象的发生；

（4） 石榴子石在结晶岩中的产出状态为集中在脉体中部，是岩浆残浆在冷凝过程收缩和交代变质的结果。

参考文献：

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岩石地质学范文第5篇

关键词：地球化学；蛇绿岩；玄武岩；晚古生代；构造环境；北天山；新疆

中图分类号：P588.1文献标志码：A

0引言

新疆西天山内部发育多条显著的蛇绿混杂岩带，包括北天山晚古生代蛇绿混杂岩带、中天山北缘早古生代蛇绿混杂岩带、中天山南缘早古生代晚期―晚古生代早期蛇绿混杂岩带和南天山晚古生代蛇绿混杂岩带[12]。巴音沟蛇绿混杂岩属于北天山晚古生代蛇绿混杂岩带的一部分，从艾比湖经巴音沟向东延伸到后峡一带，是准噶尔板块与塔里木板块间的最终缝合带。巴音沟蛇绿混杂岩呈推覆岩片逆冲于下石炭统阿克沙克组之上，其上又被上石炭统奇尔古斯套组角度不整合覆盖。巴音沟蛇绿混杂岩中玄武岩为NMORB型，但根据SrNd同位素特征，这些洋中脊玄武岩受到了洋岛玄武岩（OIB）的影响[3]。对斜长花岗岩及辉长岩进行SHRIMP UPb测年，获得其年龄分别为（325±7）、（344±3）Ma[4]；但在硅质岩中获得放射虫及牙形刺微体化石，由此认为其形成于晚泥盆世―早石炭世[56]；同样，前人对巴音沟蛇绿混杂岩形成环境提出了边缘海盆环境[7]、弧后盆地环境[6]、弧前盆地环境[8]及准噶尔早古生代洋盆（古亚洲洋盆的组成部分）向南俯冲诱发岩石圈拉伸而形成小洋盆环境[5]等观点。由此可见，前人对巴音沟蛇绿混杂岩的研究主要集中在年代学及形成环境方面，对混杂岩带内部的各个岩块组成和性质研究较少。

2010～2012年，西安地质矿产勘查开发院组织完成了中国地质调查局1∶50 000哈夏特等4幅区域地质调查，其中包括对巴音沟蛇绿混杂岩带的研究[9]。通过对蛇绿混杂岩带出露的典型地区进行1∶10 000地质填图和剖面测量，深入研究其空间展布特征、物质组成、构造变形特征和形成时代，丰富对巴音沟蛇绿混杂岩带的认识，以期更加全面地反映北天山晚古生代构造演化的基本过程。

1研究区地质概况

巴音沟蛇绿混杂岩位于中天山北缘断裂北侧，是北天山晚古生代构造岩浆作用的重要组成部分（图1）。巴音沟地区SW―NE向存在3个主要地质单元，依次为下石炭统沙大王组、巴音沟蛇绿混杂岩和上石炭统奇尔古斯套组（图2）。巴音沟蛇绿混杂岩呈推覆岩片逆冲于沙大王组之上，与上石炭统奇尔古斯套组为断层接触关系。

图件引自文献[10]

巴音沟蛇绿混杂岩带由蚀变超基性岩、含斜长花岗岩脉的辉长岩、闪长岩、辉绿岩墙、枕状玄武岩、块状熔岩（玄武岩和安山岩）、基性凝灰岩和硅质岩等组成。辉绿岩墙清楚地根植于辉长岩中，对上覆玄武岩起着补给通道的作用。在巴音沟地区，虽然蛇绿岩组合出露比较完整，但原始的蛇绿岩组合已被后期构造变动破坏。蚀变超基性岩主要由蛇纹岩化方辉橄榄岩和纯橄岩组成。巴音沟蛇绿混杂岩带由混杂基质和构造岩块组成，基质为强烈剪切变形的超基性岩及碎屑岩，而构造岩块较为复杂，主要为蛇纹岩、蚀变辉长岩、凝灰岩、深海放射虫硅质岩。另外，部分玄武岩与灰岩紧密伴生，而有的玄武岩却与紫红色硅质岩紧密伴生。

2玄武质岩石分类

在对巴音沟蛇绿混杂岩带的物质组成进行详细调查的基础上，对其中的玄武质岩石进行系统分析。结合野外产状、岩石组合特征及地球化学特征，可将混杂岩带中玄武质岩石初步分为3类：与变质橄榄岩及辉长岩等伴生的玄武质岩石、与火山碎屑岩及酸性火山岩伴生的玄武质岩石和分布于蛇绿混杂岩边部的玄武质岩石。

图3玄武岩与蛇纹岩的接触关系

Fig.3Contact Relationship Between Basalt and Serpentinite

2.1与变质橄榄岩及辉长岩等伴生的玄武质岩石

与变质橄榄岩及辉长岩等伴生的玄武质岩石多为浅灰绿色，在野外与变辉长岩、变辉长辉绿岩、变质橄榄岩及蛇纹岩紧密共生，它们之间均为构造接触（图3），是蛇绿混杂岩带中玄武质岩石的主体。基性熔岩通常具有聚斑结构、玻基交织结构、斑状结构或微晶结构，主要由斜长石、单斜辉石、磁铁矿、钛铁矿和少量锆石组成，发育低级变质作用形成钠长石、绿帘石、绿泥石、方解石、榍石和阳起石等矿物，它们常出现在基质中。辉长岩主要由粗粒斜长岩和单斜辉石组成，斜长石通常被辉石包裹构成嵌晶结构，岩石中含有少量钛铁矿、磁铁矿、榍石及锆石。

2.2与火山碎屑岩及酸性火山岩伴生的玄武质岩石

与火山碎屑岩及酸性火山岩伴生的玄武质岩石主要分布在蛇绿混杂岩带的中部大梁附近，所占比例不多但特征比较明显，多与中酸性火山碎屑岩岩块、碎屑岩分布在一起，它们之间均为断层接触关系，呈现网状镶嵌结构，变形基质多为火山碎屑岩、碎屑岩。该玄武质岩石主要有两种玄武岩：一种为紫红色块状玄武岩，呈紫红色块状构造，偶见小枕状构造；另一种为深灰色枕状玄武岩，岩石呈深灰色枕状构造，枕状构造十分发育，大多呈椭球状，直径一般为30～50 cm，也可见直径约1 m的球枕（图4），球枕之间有3～5 cm的冷凝边。枕状玄武岩具斑状结构，斑晶主要为斜长石和少量单斜辉石，基质为间隐结构（玻璃质已脱玻化），斜长石微晶发育海相火山岩特有的水下“淬火”结构。

图4枕状玄武岩分布

Fig.4Distribution of the Pillow Basalts

2.3分布于蛇绿混杂岩边部的玄武质岩石

分布于蛇绿混杂岩边部的玄武质岩石主要分布在混杂构造带边部及蛇绿混杂岩带两侧的地层中，均为断层接触关系，变形基质为中酸性火山碎屑岩和碎屑岩。该玄武质岩石主要为灰绿色枕状玄武岩，岩石多具杏仁状、枕状、球粒状构造，玄武岩枕体大小悬殊，呈不规则状鱼目混杂。其直径一般都小于20 cm，以5～10 cm的居多（图5）。枕状玄武岩特征与第2.2节枕状玄武岩类似，具斑状结构，斑晶主要为斜长石和少量单斜辉石，基质为间隐结构。

图5被构造破坏的枕状玄武岩分布

Fig.5Distribution of the Pillow Basalts Destroyed by Tectonics

3地球化学特征

对玄武质岩石分别进行样品采集及地球化学测试分析，分析结果见表1。根据地球化学参数可以看出：样品10DYQ821、D0933YQ1、D1908YQ2、11D1YQ471、11D1YQ541为洋中脊玄武岩（MORB）型；样品D0904YQ1、D0931YQ1、D0207YQ1为洋岛玄武岩（OIB）型；样品10DYQ751、10SYQ221、10UYQ91、D0903YQ1为大陆裂谷玄武岩（CRB）型。这3类样品与野外岩石组合特征相一致。

3.1MORB型岩石

MORB型岩石SiO2含量（质量分数，下同）为49.17%～52.5%，Al2O3为13.58%～15.03%， MgO为5.37%～6.16%，Mg#值为36～43；TiO2含量为0.60%～2.01%，明显高于岛弧拉斑玄武岩（TiO2含量为0.58%～0.85%），而与洋中脊玄武岩（TiO2含量为1%～1.5%）基本一致； Na2O含量为2.29%～5.08%，平均为3.83%，略高于碱性玄武岩的平均值（3.2%），K2O含量为0.23%～346%，绝大多数Na2O含量高于K2O，w（Na2O）+w（K2O）值为4.10%～5.75%。在抗蚀变元素0000 1Zr/TiO2Nb/Y图解（图6）中，样品全部落在亚碱性玄武岩安山岩区；利用FeOT+TiO2Al2O3MgO图解进一步判别，样品属于高钛拉斑玄武岩系列（图7）。

玄武岩稀土元素总含量较高，为（16.1～73.8）×10-6，无明显Eu异常（0.91～1.25）。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式（图8）中，轻稀土元素略亏损，重稀土元素曲线相对平坦，轻、重稀土元素分馏较不明显（w（La）N/w（Yb）N=0.67～1.57）。在原始地幔标准化微量元素蛛网图（图9）中，大离子亲石元素Rb、Ba、Th相对富集，高场强元素Zr、Nb明显负异常。总体上，与变质橄榄岩及辉长岩等伴生的玄武质岩石曲线跟典型洋中脊玄武岩形态基本一致。

3.2OIB型岩石

OIB型岩石SiO2含量为4783%～5098%， Al2O3为1365%～1652%， MgO为336%～596%；Mg#值为28～43，低于原生岩浆（Mg#值为68～75）；TiO2含量为26%～367%，明显高于岛弧拉斑玄武岩（TiO2含量为058%～085%）及洋中脊玄武岩（TiO2含量为1%～15%），而与加拿大Flin Flon带的Long Bay的洋岛玄武岩（TiO2含

REE为稀土元素总含量；w（・）N为元素含量球粒陨石标准化后的值；δ（・）为元素异常；主量元素在新疆地质矿产勘查开发局中心实验室采用X射线荧光光谱（XRF）方法分析完成，分析的相对偏差小于5%；FeO含量用湿化学分析法单独测定完成；微量元素在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室采用ThermoX7电感耦合等离子体质谱仪进行样品测定；除元素Nb和Ta的分析相对偏差小于10%外，其余元素均小于5%。

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；球粒陨石标准化数据引自文献[13]；岩石类型相同的多条曲线分别对应不同的样品编号

图8玄武质岩石球粒陨石标准化稀土元素配分模式

Fig.8Chondritenormalized REE Pattern for Basaltic Rocks

wp为原始地幔含量；原始地幔标准化数据引自文献[13]；岩石类型相同的多条曲线分别对应不同的样品编号

图9玄武质岩石原始地幔标准化微量元素蛛网图

Fig.9Primitive Mantlenormalized Trace Element Spider Diagram for Basaltic Rocks

量为1.35%～2.29%）[14]及中国克拉玛依OIB型枕状玄武岩（TiO2含量为129%～2.48%）相近[15]；Na2O含量为3.83%～4.82%，略高于碱性玄武岩的平均值（3.2%），K2O含量为0.8%～198%，Na2O含量高于K2O，w（Na2O）+w（K2O）值为4.63%～584%，与克拉玛依OIB型枕状玄武岩（w（Na2O）+w（K2O）值为433%～938%）[14]相近。在抗蚀变元素0.000 1Zr/TiO2Nb/Y图解中，样品全部落在碱性玄武岩区域（图6）。

玄武岩稀土元素总含量较高，为（132.9～160.9）×10-6，无明显Eu异常（0.96～1.03）。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式（图8）中，轻稀土元素强烈富集，重稀土元素相对亏损，曲线平坦，轻、重稀土元素分馏较为明显（w（La）N/w（Yb）N=351～828），配分模式与典型的洋岛玄武岩模式一致。在原始地幔标准化微量元素蛛网图（图9）中，大离子亲石元素Rb、Ba、Th相对富集，高场强元素Ti、Hf、Ta明显富集。总体上，与火山碎屑岩及酸性火山岩伴生的玄武质岩石曲线跟典型洋岛玄武岩形态基本一致。

3.3CRB型岩石

CRB型岩石SiO2含量为47.46%～51.33%， Al2O3为13.16%～14.9%， MgO为5.03%～583%；Mg#值为42～51，低于原生岩浆（Mg#值为68～75）；TiO2含量为2.07%～2.71%，明显高于岛弧拉斑玄武岩（TiO2含量为0.58%～0.85%）及洋中脊玄武岩（TiO2含量为1%～1.5%）；Na2O含量为249%～4.69%， K2O为1.17%～26%，Na2O含量高于K2O。在抗蚀变元素0000 1Zr/TiO2Nb/Y图解中，样品全部落在碱性玄武岩区域（图6）。

玄武岩稀土元素总含量较高，为（140～180.6）×10-6，无明显Eu异常（0.88～1.14）。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式（图8）中，轻稀土元素强烈富集，重稀土元素相对亏损，曲线平坦，轻、重稀土元素分馏较为明显（w（La）N/w（Yb）N=11.33～1509）。在原始地幔标准化微量元素蛛网图（图9）中，大离子亲石元素Rb、Ba、Th相对富集，高场强元素Ti、Hf、Ta无明显异常。总体上，分布于蛇绿混杂岩边部的玄武质岩石曲线与大陆裂谷玄武岩形态基本一致。

4讨论

4.1形成时代

徐学义等对新疆巴音沟蛇绿混杂岩中的辉长岩、斜长花岗岩分别进行了锆石UPb同位素测年研究[4]，测年结果分别为（344±3.4）、（324.8±7.1）Ma。另外，在巴音沟蛇绿混杂岩套的硅质岩中发现有放射虫Ceratoikicum sp.，时代为早石炭世[16]，同时也存在晚泥盆世法门期的牙形石Palmatolepis sp.和Palygnathus sp.[56]。Han等对侵位于蛇绿混杂岩带中具有钉合岩体特征的四棵树花岗岩进行了年龄测定，获得其年龄为316 Ma[10]。司国辉等对四棵树花岗岩不同侵入体进行了激光剥蚀等粒子质谱锆石测年，获得的年龄分别为（311.5±4）、（311.1±3.8）、（314.7±4.3）、（324.7±4.3）Ma[17]；同时，对上覆于蛇绿混杂岩带的前峡组测年，获得该组下段凝灰质粉砂岩夹层内安山岩的锆石年龄为（318.5±4.6）Ma。上述数据表明，巴音沟蛇绿混杂岩中蛇绿岩组分的形成年龄至少应从344 Ma开始，但其代表的北天山洋不晚于324 Ma关闭，也就是说，巴音沟洋关闭于早石炭世末，因此，也可以间接推测其中洋岛玄武岩组分形成时代介于324～344 Ma，而大陆裂谷玄武岩组分的年代应该晚于324 Ma。

4.2构造环境

在新疆巴音沟蛇绿混杂岩中，明显发育3种不同地球化学特征的玄武质岩石，分别为MORB型、OIB型和CRB型。采用抗蚀变元素（如Zr、Y及Ti等）进行构造环境判别。在ZrZr/Y构造环境判别图解（图10）中，MORB型火山岩样品全部落在了大洋中脊区域，OIB型及CRB型玄武质岩石样品落在了板内环境。在FeOTMgOAl2O3构造环境判别图解（图11）中，进一步区分OIB型及CRB型样品，但两者也不能很好地区分。考虑到前者伴生有灰岩，后者发育有酸性岩，可以认为巴音沟蛇绿混杂岩中发育OIB型玄武岩的同时，还存在CRB型玄武质岩石，当然也不排除全部是OIB型玄武岩及后期卷入的可能[18]。

图件引自文献[19]

图10玄武质岩石Zr/YZr构造环境判别图解

Fig.10Tectonic Setting Discrimination Diagram of Zr/YZr for Basaltic Rocks

图件引自文献[20]

图11玄武质岩石FeOTMgOAl2O3构造环境判别图解

Fig.11Tectonic Setting Discrimination Diagram of

FeOTMgOAl2O3 for Basaltic Rocks

5结语

新疆巴音沟蛇绿混杂岩带中发育3种不同类型的玄武质岩石，记录了该地区复杂的构造岩浆事件。这3种玄武质岩石分别为与变质橄榄岩及辉长岩等伴生的玄武质岩石、与火山碎屑岩及酸性火山岩伴生的玄武质岩石和分布于蛇绿混杂岩边部的玄武质岩石。根据地球化学参数发现，上述3种玄武质岩石分别对应MORB型、OIB型和CRB型岩石。其中， MORB型火山岩为正常洋中脊产生的大洋地壳，而OIB型玄武岩为大洋板内发育的大洋高原或者岛屿，CRB型应该代表的是大陆裂谷阶段火山岩，但遗憾没有时代约束。不过，这恰恰与自早石炭世开始整个天山造山带又进入造山后裂谷拉伸阶段相吻合。通过对巴音沟蛇绿混杂岩带两侧地质体的对比研究，认为巴音沟洋关闭于早石炭世末。下一步需要对北天山构造演化进行进一步验证。

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