滇西维西_德钦一带花岗岩年代学_地球化学和岩石成因
滇西北雪鸡坪铜矿区岩浆岩大地构造环境及成矿意义
滇西北雪鸡坪铜矿区岩浆岩大地构造环境及成矿意义滇西北雪鸡坪铜矿区是我国的一处重要岩浆岩型铜矿床，位于云南省昭通市大关县境内。
该区铜矿主要分布在火山岩、次生岩和基性岩中。
行业统计显示，该矿区备储量和开采量均居云南省岩浆岩型铜矿之首。
矿区的岩浆岩大地构造环境和成矿意义备受关注。
岩浆岩是形成于地壳深部的一种火成岩，由深源岩浆在地下逐渐凝固形成。
在深部岩浆与地壳岩石相互作用的过程中，往往伴随着大量热液的活动，这就为岩浆岩的成矿提供了条件。
而铜矿的形成更是与岩浆热液活动密不可分。
滇西北雪鸡坪铜矿区位于滇藏钙碱性岩带的西北部，该地区中生代花岗岩和其变异岩非常发育，这些岩石是形成该地区岩浆岩的重要成分，是矿床形成的重要基础。
在中生代晚期，由于地壳的加厚与广泛拉张而形成了一系列逆冲褶皱构造以及变形剪切构造，进一步促进了岩浆作用和热液活动。
因此，滇西北雪鸡坪铜矿区的大地构造环境非常重要，成矿环境的形成是必须专注于整个区域的地质演化历程。
滇西北地区被誉为我国岩浆岩型铜矿床的重要成矿区之一，主要开采对象包括黄铜矿、辉铜矿、硫砷铜矿以及铜钴矿等。
当地的铜矿具有很高的铜品位和广泛的品种。
据调查显示，该区岩浆岩成矿期最早可追溯到1.8亿年前，最新成矿期可复至6500万年前。
在这个漫长的历程中，地质热液活动丰富多彩，铜矿成分的多元化程度也就体现出来。
黄铜矿是在高温、高压条件下生成的，在成矿作用的过程中，由于硫化物与氧化物等成矿柱石的长效作用，黄铜矿与其它矿物共生的现象比较少见。
而辉铜矿则与黄铜矿一样，在类型和属于加温型铜矿。
硫砷铜矿属于另一类铜矿，其主要形成在中低温度下，可以和其他矿物结合生成矿体。
铜钴矿主要形成于热液流体迁移过程中，富铜的热液经由反应，进一步含有更多的钴。
在滇西北地区，与铜矿成因相关的地质因素非常复杂，既包括基本地质条件，也包括长期的地质历史和构造运动等。
从岩浆岩成矿特征分析，该区成矿活动与区域性正断层具有明显关系。
滇西北甘孜-理塘构造带放射虫地层、硅质岩地球化学及其构造古地理意义
岩 块体 中含有 大量 的 放 射虫 化 石 ， 些放 射 虫 化 石 这 所 反映 的地 质 时代 为泥 盆 纪 至三 叠 纪 （ 张世 涛等 ，
趋 势 （ 宣 学 等 ， ９ ３ 侯 增 谦 等 ，９ ５ 。也 有部 分 莫 １９ ； １９ ）
研 究者 根据 中泥 盆统或 下石 炭统 深水相 放射 虫硅 质
岩 的存 在而认 为 甘 孜一 塘洋 盆 中泥 盆 纪 之 前 已 经 理
裂开 并发展 成 为深 水 盆地 （ 桂 棠等 ， ９ ７ 张 世 涛 潘 １９ ；
关键 词 ： 射 虫 ； 孜 一 塘 构 造 带 ； 积混 杂 岩 ； 造古 地理 ； 盆 系 放 甘 理 沉 构 泥
甘 孜一 理塘 构造 带位 于特 提斯 构造 域 的东段 ， 呈 南 北 向展布 ， 三 江构 造 带 的重要 组 成 部 分 。该 构 是
造带 大面积 为 三叠 纪地 层 所 覆 盖 ， 生 代地 层 只 在 古
岩 地层 。其 中哈工 组第 三段 在 中甸 县城 附近分 布最
广， 出露厚 度最 大 。下 部 以灰 黄色 泥质 粉砂岩 为主 ， 上部 为灰 黄色 的粉砂 质泥 岩 ， 较 多 的粗 碎 屑 岩或 夹 混杂 岩块组 成 的透镜 状岩层 。岩 层 中夹 有早一 中泥 盆世 、 石炭 纪至 二叠 纪的硅 质岩 和碳酸 盐岩 的岩块 ，
等 ， ０ ０ ； 庆来 等 ，０ ２ 。 ２ ０ａ冯 ２ ０ ） 在 中甸 地 区 三 叠 系 分 布 着 广 泛 的沉 积 混 杂 岩 块 。其 中上三 叠统 哈工组 中发育 的沉积混 杂岩规 模 较大 ， 源复杂 ， 来 且集 中分 布在其 上部 第三 段 。这 些
混 杂岩块 主要 为硅质 岩 ， 数为 灰岩 和砂岩 ， 大小 少 其 不 一 ， 者十余 厘米 至数 十厘米 ， 小 大者 数十米 。硅 质
中祁连东段古生代花岗岩的年代学、地球化学特征及其大地构造意义
中祁连东段古生代花岗岩的年代学、地球化学特征及其大地构造意义雍拥;肖文交;袁超;闫臻;李继亮【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2008(24)4【摘要】位于中祁连中东段的董家庄花岗岩体和新店花岗岩体侵位于高级变质岩中.对其中的锆石所做LA-ICP MS定年表明,董家庄岩体和新店岩体的侵位年龄均为古生代.两个岩体均表现出强过铝、高K、K/Na,低Mg、Fe、Ca的主量元素特征,并富集Rb、Th、Pb亏损Ba、Nb、Sr、P、Ti,具有明显的Eu负异常和轻稀土富集.(87Sr/86Sr);分别为0.7129和0.7106,εNd(t)分别为-6.6和-5.2.综合研究表明它们为同碰撞的强过铝S型花岗岩,源岩为变杂砂岩.【总页数】12页(P855-866)【作者】雍拥;肖文交;袁超;闫臻;李继亮【作者单位】中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京,100029;中国科学院研究生院地球科学院,北京,100039;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京,100029;中国科学院广州地球化学研究所,广州,510640;中国地质科学院地质研究所,北京,100037;中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京,100029【正文语种】中文【中图分类】P588.121;P597.3【相关文献】1.中祁连东段白花沟岩体地球化学特征及年代学意义 [J], 高亮;任二峰;李杰;康伟浩2.中祁连西段肃北、石包城地区早古生代花岗岩年代学、地球化学特征及其地质意义 [J], 李建锋;张志诚;韩宝福3.中祁连东段上莫吉岩体地球化学特征及年代学意义 [J], 吕东奕;任二峰;杨启鹏;熊文顺4.中祁连东段黑龙二长花岗岩地球化学、年代学及其构造意义 [J], 徐磊;周伟;胡晓宇5.中祁连东段上莫吉岩体地球化学特征及年代学意义 [J], 吕东奕;任二峰;杨启鹏;熊文顺因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
大兴安岭中段柴河地区玛尼吐组火山岩年代学、地球化学及岩石成因
大兴安岭中段柴河地区玛尼吐组火山岩年代学、地球化学及岩石成因柴河地区位于大兴安岭中段，地质构造复杂，存在着丰富的火山岩。
本文主要研究了柴河地区玛尼吐组火山岩的年代学、地球化学和岩石成因。
年代学方面，通过对火山岩中的锆石进行U-Pb定年分析，确定了玛尼吐组火山岩的形成时代为晚侏罗世。
地球化学方面，火山岩中的主量元素和微量元素的含量分析显示，玛尼吐组火山岩富含SiO2、Al2O3等次碱性成分。
微量元素分析表明，火山岩富集了高场强元素如Rb、Th和U，同时具有亏损的Ti、Nb和P元素，这可能表明玛尼吐组火山岩源区经历了强烈的物质交换和深部过程。
岩石成因方面，结合地球化学数据和地质背景，推测玛尼吐组火山岩的形成可能与地壳深部岩浆活动有关。
大量的次碱性岩浆从地幔上涌升，与地壳岩石发生了混合作用，导致了岩浆成分的变化。
同时，伴随着地壳上的断裂活动，岩浆通过断裂口喷发至地表，形成了火山岩。
综上所述，柴河地区玛尼吐组火山岩的年代学研究显示其形成时代为晚侏罗世。
地球化学和岩石成因研究表明火山岩富含次碱性成分，可能与地壳深部岩浆活动和断裂活动有关。
这些研究对于柴河地区的地质演化和资源勘探具有重要意义。
进一步研究柴河地区玛尼吐组火山岩的性质和成因，对于理解大兴安岭中段的地质演化以及资源勘探具有重要的意义。
首先，通过对火山岩的地球化学特征进行分析，可以揭示玛尼吐组火山岩的起源和演化过程。
例如，火山岩中富集的高场强元素和亏损的Ti、Nb和P元素，可以指示地幔岩浆的直接或间接参与。
此外，通过分析火山岩中的同位素组成，可以进一步确定火山岩来源，例如Sr-Nd同位素的测定可以确定火山岩的地壳或地幔来源。
其次，对岩石成因的研究有助于了解火山岩的形成机制。
通过对玛尼吐组火山岩的岩石学特征和构造环境进行综合分析，可以得出火山岩是在大规模地壳活动的背景下形成的。
地壳上的断裂活动和岩浆上涌相互作用，形成了火山岩的喷发通道和火山喷发活动。
临沧花岗岩带三叠纪花岗岩地球化学特征与三稀金属成矿
第34卷增刊22020年12月资源环境与工程Resources Environment & EngineeringVol. 34,Sup 2.Dec. ,2020临沧花岗岩带三叠纪花岗岩地球化学特征与三稀金属成矿曾凯(湖北冶金地质研究所（中南冶金地质研究所），湖北宜昌443003)摘要：临沧花岗岩带地处滇西三江地区，呈近南北向展布，主体岩性为三叠纪黑云母二长花岗岩，花岗岩风化壳发育。
为深入认识临沧花岗岩与三稀金属成矿的内在联系，对带内三叠纪黑云母二长花岗岩及其 风化壳开展岩石学、地球化学等方面的研究，以典型矿床为例，总结三稀金属成矿特征与三叠纪花岗岩的 关系。
经地质勘查，三叠纪黑云母二长花岗岩具有富硅、富碱、铝过饱和的特点，富集大离子亲石元素、 轻稀土元素，稀土配分型式为右倾平缓的浅“V ”型，为（风化壳）离子吸附型稀土矿成矿母岩。
中北段 局部地区三叠纪花岗岩稀散元素丰度较高，为褐煤型稀散金属矿蚀源母岩。
三稀金属成矿海拔高，特别是稀土矿，一般在1 000 m 以上富集成矿，并具有南 特点。
关键词：临沧花岗岩带；三叠纪黑云母二长花岗岩； 中图分类号：P 588.12 + 1; P595文献标识码：DOI ：10. 16536/j. cnki. issn. 1671 - 1211. 2020. S2. 001三稀元素的物理、化学性质决定了三稀金属广阔 的应用前景。
三稀金属被认为是当前及今后培育发展 新一代信息技术、节能环保、高端装备制造、新材料、新 能源汽车等战略性新兴产业所需要的“三稀”功能材 料、结构材料，普遍受到高度重视[1 -2]。
以支撑找矿突 破战略行动为核心，为提高滇西地区矿产地质工作程度,基本查清三稀等重要矿产资源家底,2017年中国 地质调查局设立了 “滇西地区三稀等重要矿产地质调 查”项目，取得了大量矿产地质调查研究成果。
临沧花岗岩带地处滇西三江地区，位于三叠纪火 山岩系西侧，呈反“ S ”状沿澜沧江断裂（南段）近南北 向展布，是滇西地区出露的规模巨大且主要由三叠纪 花岗岩组成的多期侵入复式岩基[3]。
岩石地球化学一些原理
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MlSAMlsA(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。
东昆仑河尔格头地区晚三叠世花岗岩成因：年代学、地球化学及Sr- Nd- Pb同位素约束
Ｇｕｉｔａｎｇｅｔａｌ．，２００１）。 对 于 古 特 提 斯 洋 闭 合 时 限 也存 在 很 多 争 议，有 人 认 为 在 早中 二 叠 世 （Ｒｅｎ Ｊｉｓｈｕｎ，２００４；ＹａｎｇＪｉｎｇｓｕｉｅｔａｌ．，２００９），也 有 人 认 为是晚二叠世（Ｈｕａｎｇ Ｈｕｉｅｔａｌ．，２０１４），但 多 数 学 者认 为 印 支 晚 期 东 昆 仑 进 入 陆 内 造 山 阶 段 （Ｌｕｏ Ｚｈａｏｈｕａｅｔａｌ．，２００２；ＬｉｕＣｈｅｎｇｄｏｎｇｅｔａｌ．，２００４； ＪｉａｎｇＣｈｕｎｆａ，２００４；Ｃｈｅｎ Ｈｏｎｇｗｅｉｅｔａｌ．，２００５；Ｍｏ Ｘｕａｎｘｕｅｅｔａｌ．，２００７）。
１ 地质概况
研究区大地构 造 位 属 东 昆 仑 弧 盆 系 ，北 昆 仑 岩 浆 弧 内 ，属 伯 喀 里 克香 日 德 印 支 期 金 、铅 、锌 、铁 、 石 墨（铜 、稀 有 、稀 土）成 矿 带（图 １），经 历 了 早 古 生 代 至 早 中 生 代 的 多 期 强 烈 的 造 山 运 动 ，伴 有 多 期 构 造 岩 浆 活 动 和 成 矿 作 用 ，矿 床 成 因 类 型 主 要 有 矽 卡 岩 型 、热 液 型 、沉 积 变 质 型 。 区 内 出 露 的 主 要 地 层 为 ：奥 陶 系 祁 漫 塔 格 群 台 缘 浅 滩 相 碎 屑 岩 、碳 酸 盐 岩 及 基 性 火 山 岩 ，下 石 炭 统 石 拐 子 组 滨 浅 海 台 缘 浅 滩 相 碎 屑 岩 、碳 酸 岩 ，下 石 炭 统 大 干 沟 组 滨 海 潮 汐 滩 相 碎 屑 岩 、碳 酸 岩 。 岩 浆 侵 入 活 动 强 烈 ， 从 加 里 东 期 至 印 支 期 均 有 出 露 ，以 印 支 期 最 为 强 烈 。 岩 体 多 呈 岩 株 状 产 出 ，在 空 间 上 呈 长 条 状、不 规则状，多 沿 北 西南 东 向 展 布。 区 内 断 裂 主 要 呈 ＮＷ、ＮＷＷ 向展布，ＮＥ 向次之，总体构造线方向为 北西向。
云南德钦县羊拉铜矿成矿规律初步探讨
地球|地球|地质与矿产|罗诚羊拉铜矿“三江成矿带”中大型铜矿山之一，经历多年的地质找探矿工作及生产工作，里农矿段及路农矿段结合部是生产探矿中在资源量取得重大突破的区域之一，因此，研究总结矿山的成矿规律，对地质找探矿工作及生产有重大意义。
1成矿地质背景羊拉矿区位于金沙江缝合带与中咱地块中段，该岩带主要夹持于羊拉断裂和金沙江断裂间，西江达一维西火山弧和昌都一思茅微陆块，东邻得荣巴塘蛇绿混杂岩带和中咱微陆块。
岩带东侧与代表洋壳残片的蛇绿混杂岩伴生，说明该岩带的火山岩形成于大洋盆地。
而其东、西两侧微陆块的存在，说明该洋盆为裂谷洋盆。
火山岩锆石的U —Pb 非一致线的上交点年龄(1387Ma 和2525Ma)则显示，羊拉矿区存在中元古界扬子陆块基底的痕迹，进一步证明了金沙江洋盆是由大陆裂谷发育形成的裂谷小洋盆。
羊拉矿区的火山岩，下段由灰绿色块状玄武岩组成，不含陆源物质，岩石类型以拉斑玄武岩为主，另有少量高铝玄武岩和苦橄玄武岩，单一的玄武岩组合表明其形成于大洋环境。
从火山岩的地质地球化学特征和构造环境判别结果表明：从石炭纪以前开始，由于地幔热柱的上涌，使扬子陆块西缘从断陷拉张到昌都思茅微陆块的裂离，完成了大陆断陷向洋盆的转化；在石炭纪时，金沙江洋盆形成，洋脊一洋岛型火山作用开始，随着洋脊的持续扩张，沿金沙江洋盆形成大规模的厚层块状MORB 。
由于地幔的不均性或部分熔融程度的不同，羊拉矿区火山岩以E —MORB 为主；随着热幔柱的不断上升，其高热物质部分减压熔融，形成OIB 。
金沙江缝合带的其它地段也有大量洋脊一准洋脊型玄武岩产出。
2铜矿类型确定羊拉铜矿位于唐古拉—昌都—兰坪—思茅褶皱系云岭—墨江褶皱带云岭褶皱束北段，其包含的羊拉铜矿七个矿段（里农、路农、江边、贝吾、尼吕、加仁、通吉格）主要以铜金属为主，赋存Cu 、Au 、Ag 等多金属，铜矿体产于（斑）岩体外接触带围岩的矽卡岩、角岩化变质碎屑岩中，或产于岩体与围岩接触面附近，以及贯通式大脉状产于北东向裂隙带中，结合矿区地层、主要构造、岩浆岩分布和围岩蚀变方面综合分析，初步认为里农矿床喷流—沉积型Cu-Ag-Au-Sn 型铜矿床，路农矿段为接触交代矽卡岩型Cu-Au 矿床，江边为喷流—沉积型Cu-Au 矿床。
LuHf同位素体系及其岩石学应用
LuHf同位素体系及其岩石学应用随着科学技术的不断发展，岩石学研究的方法和手段也不断丰富和更新。
其中，LuHf同位素体系作为一种新的岩石学研究工具，在近年来越来越受到。
LuHf同位素体系是指由 lutetium（Lu）和氦（Hf）两种元素组成的同位素体系，具有独特的地球化学性质，可用于探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的研究。
本文将介绍LuHf同位素体系的基本知识及其在岩石学研究中的应用。
LuHf同位素体系的应用主要集中在岩石年代学和矿物成分测定两个方面。
在岩石年代学方面，LuHf同位素体系可以用于确定岩石的形成年龄。
这是因为在地球演化过程中，Lu和Hf元素会发生分异，不同成因的岩石具有不同的LuHf同位素组成特征。
通过对比不同岩石的LuHf同位素组成，可以推断它们之间的亲缘关系，进而确定岩石的形成年龄。
在矿物成分测定方面，LuHf同位素体系也具有很高的应用价值。
一些矿物在形成过程中会发生成分变化，导致其Lu和Hf元素的含量发生变化。
因此，通过测定这些矿物的LuHf同位素组成，可以推测出其形成过程中的成分变化情况，进而深入了解矿物的成因和演化历史。
LuHf同位素体系还可以用于探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的研究。
例如，在地球壳幔演化方面，LuHf同位素体系可以用于研究地壳与地幔之间的物质交换和地壳板块的运动。
在岩石成因方面，LuHf同位素体系可以用于探讨岩浆的形成和演化过程、岩石的变质和变形等过程。
LuHf同位素体系作为一种新型的岩石学研究工具，在岩石学研究中具有重要的应用价值和前景。
它不仅可以用于确定岩石的形成年龄，还可以用于推测矿物的成因和演化历史，探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的问题。
随着科学技术的不断发展，LuHf同位素体系的应用也将不断完善和深化，为岩石学研究带来更多的创新和突破。
秦岭山阳柞水地区位于陕西省南部，地处秦岭山脉东段。
该地区在燕山期经历了大规模的中酸性侵入岩活动，形成了丰富的地质资源和矿产资源。
滇西姚安富碱斑岩年代学、地球化学特征及岩石成因
滇西姚安富碱斑岩年代学、地球化学特征及岩石成因姚安位于扬子克拉通西缘,金沙江-哀牢山断裂带中段楚雄盆地中偏西部,境内受新生代印-亚大陆碰撞作用影响,发育一套岩型组合复杂的钾质岩浆岩和岩浆成因相关的铅-银-金矿床,是滇西富碱斑岩成矿带的重要组成部分。
本文通过对姚安铅银-矿床正长斑岩、粗面岩和白榴石斑岩进行岩石学、岩相学、地球化学、锆石U-Pb同位素和Hf同位素、全岩Sr-Nd-Pb同位素分析研究,探讨了姚安富碱斑岩形成时代,源区物质组成和岩石成因。
取得以下认识与成果:（1）U-Pb同位素分析结果显示,姚安富碱斑岩是印-亚大陆后碰撞阶段岩浆作用产物,岩浆活动时限约在31<sup>3</sup>5Ma之间,粗面岩与白榴石斑岩在整个过程中均有形成,正长斑岩形成相对较晚,集中在31<sup>3</sup>3Ma之间。
（2）主量元素分析结果显示姚安富碱斑岩属于中-酸性岩,均富碱、富铝,属于钾玄岩系列,过铝质岩石。
正长斑岩SiO<sub>2</sub>含量为66.52<sup>6</sup>8.66wt%,全碱含量（K<sub>2</sub>O+Na<sub>2</sub>O）为10.51<sup>1</sup>2.61wt%,Al<sub>2</sub>O<sub>3</sub>含量为14.80<sup>1</sup>6.00wt%,C/ANK=0.98<sup>1</sup>.29,I<sub>（Sr）</sub>=0.7088<sup>0</sup>.7100,εNd（t）=-16.18<sup>-</sup>9.04,εHf （t）=-11.5<sup>-</sup>7.53,T<sub>DMC</sub>=1.6<sup>1</sup>.8Ga;粗面岩SiO<sub>2</sub>含量为63.50<sup>6</sup>9.44wt%、全碱含量为10.07<sup>1</sup>1.65wt%,Al<sub>2</sub>O<sub>3</sub>含量为13.96<sup>1</sup>6.26wt%,A/CNK为1.23<sup>1</sup>.30,I<sub>（Sr）</sub>=0.7095<sup>0</sup>.7098,εNd（t）=-11.83<sup>-</sup>9.67;白榴石斑岩SiO<sub>2</sub>含量为54.04<sup>6</sup>8.69wt%,全碱含量为10.51<sup>1</sup>2.61wt%,,Al<sub>2</sub>O<sub>3</sub>含量为14.02<sup>1</sup>6.65wt%,A/CNK=1.02<sup>1</sup>.32,I<sub>（Sr）</sub>=0.7095<sup>0</sup>.7098,εNd（t）=-11.83<sup>-</sup>9.67。
a型花岗岩的地球化学特征,鉴别标志和岩石成因
a型花岗岩的地球化学特征,鉴别标志和岩石成因
a型花岗岩是一种普通的花岗岩，它以其典型的微量元素及其独特的地球化学特征而闻名于世。
鉴于它的独特特征，它可以用来鉴别及区分其他岩类，从而为岩石和岩石成因的研究提供有效的理论支持。
a型花岗岩的地球化学特征主要有四个方面：一是其大离子交换容量极低，碱性元素含量极低，其碱性元素的含量比它的其他元素含量小得多，例如钾、钠、钙、镁等；二是其元素组成中含有大量稀有地球磁性元素，其中，锆石稀土元素是它的主要组分，稀有气体元素（如氧、氮、氦等）是其第二大组分，这些元素使得a型花岗岩具有比其他花岗岩更高的稀有地球磁性元素含量；三是它的高熔温、高熔点，以及高的晶体渗透率；四是其非普通的钙镁含量。
a型花岗岩的独特的地球化学特征，不仅可以用于鉴别其他岩类，而且还可以用于研究其岩石成因。
根据其地球化学特征，a型花岗岩的成因可以划分为三种：第一种是山脉型成因，即它是受到岩浆活动影响而形成的；第二种是火山型成因，即它是受到火山火山灰和岩浆活动影响而形成的；第三种是沉积型成因，即它是受到沉积及其他环境因素的影响而形成的。
总之，a型花岗岩的典型的微量元素及其独特的地球化学特征，使它在研究岩石及岩石成因方面具有重要意义。
它可以用于鉴别及区分其他岩类，这将有助于研究岩石成因。
张广才岭中生代花岗岩成因及其地球动力学意义
张广才岭中生代花岗岩成因及其地球动力学意义张广才岭位于兴蒙造山带的东端，处于古亚洲洋构造域和环太平洋中生代构造域的交汇部位，是我国东北地区地质构造的一个重要的组成单元。
印支期花岗岩类岩石在本区分布广泛，特别是发育有巨大体积的花岗岩基。
其中，尚志地区一面坡岩体、苇河岩体及长林岩体出露面积较大。
本文通过对一面坡、苇河及长林三个岩体系统的岩石学、地球化学、Sr-Nd同位素地球化学、锆石Hf同位素地球化学及锆石U-Pb年代学研究,重点讨论了岩石的成因、成岩物质来源以及本区花岗岩类形成演化的地质意义。
研究工作取得以下主要认识:1.锆石U-Pb年代学分析获得-面坡岩体形成年龄为211+4Ma,属于晚三叠世侵位的花岗岩体。
岩石具有相对亏损的锆石Hf同位素组成，sHf(t)=+1.75~+13.81;而苇河岩体和长林岩体形成年龄分别是186+2 Ma和186+4 Ma,为同一时期花岗岩体。
它们的锆石Hf同位素组成分别为Hf(t)=-1.67~+11.28和gHf(t)=+2.42~+10.43.2.一面坡岩体、苇河岩体及长林岩体主要岩性均为黑云母花岗岩。
其中，一面坡岩体相对富硅、富碱，属于高钾钙碱系列，为准铝质/弱过铝质的高分异I型花岗岩类;苇河岩体同样属于高钾钙碱系列，准铝质/弱铝质I型花岗岩类,但主要成岩矿物普通角闪石、斜长石和副矿物榍石及磷灰石等，在岩石形成过程中发生了较低程度的分离结晶作用，因此不属于高分异型花岗岩;而长林岩体则属于钙碱高钾钙碱系列,为准铝质/弱铝质,没有发生明显分异作用的I型花岗岩类。
3.结合张广才岭地区已有的研究成果以及区域地质构造演化历史,本文认为张广才岭南段尚志地区花岗岩分两期，第一期为由于古亚洲洋闭合伸展作用下，使得新增生的下地壳物质发生局部熔融形成岩浆，之后又经过了高程度的分异演化过程，形成的晚三叠世高分异I型花岗岩;第二期形成于早侏罗世，是由于古太平洋俯冲消减，随着区域构造体制由挤压向伸展转换，岩石圈减薄，使得软流圈地幔中的玄武质岩浆上涌，并底侵上覆下地壳，导致先期形成的加厚地壳部分熔融的产物。
大兴安岭南段北大山岩体的年代学和地球化学：对岩石成因及成矿潜力的指示
ＪｉａＬ，ＷｕＣＺ，ＪｉａｏＪＧ，ＱｉａｎＺＺ ａｎｄＬｅｉＲＸ２０２４ＧｅｏｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙａｎｄｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙｏｆｔｈｅＢｅｉｄａｓｈａｎｐｌｕｔｏｎｉｎｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅｒｎＧｒｅａｔＸｉｎｇａｎＲａｎｇｅ，ＮｏｒｔｈｅａｓｔＣｈｉｎａ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｆｏｒｉｔｓｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓａｎｄｍｅｔａｌｌｏｇｅｎｉｃｐｏｔｅｎｔｉａｌ．ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａ Ｓｉｎｉｃａ，４０（３）：９６１－９８６，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１００００５６９／２０２４．０３．１６
９６２ ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报 ２０２４，４０（３）
德钦-维西地区地貌特征及其对构造活动的响应
第46卷第3期2023年7月地震研究JOURNAL OF SEISMOLOGICAL RESEARCH Vol.46,No.3 Jul.,2023地震研究46卷亚流域盆地,在此基础上,分别获得了澜沧江和金沙江两大流域4~7级共990个亚流域盆地的面积-高程积分值及12个主要次级流域盆地的面积-高程积分曲线,并探讨了德钦水系发育对构造活动的响应。
研究成果可为区内德钦、维西、香格里拉、宁蒗、兰坪等县地震灾害风险普查1:5万活动断层分布图及其报告的编写、活动断层数据库的建立等地震灾害风险普查工作提供重要基础资料。
1区域地震构造背景德钦维西地区地处青藏高原东南缘横断山脉中南段,区域构造环境复杂,盆地、山地、湖泊、河流广泛分布,加之强烈的外动力剥蚀作用,该区基岩裸露,构造地貌复杂。
沿东西向分布的“盆-岭构造”反映了地貌对该区域构造活动的响应。
区内多条断裂带纵横交错,为应力集中区,受川滇菱形块体SE向挤出的影响,德钦甸具断裂、维西乔后断裂表现为右旋走滑特征,兼具拉张分量的活动性质(图1)。
澜沧江断裂带和金沙江断裂带呈近NS向展布,澜沧江断裂带中段为韧性剪切带,但剪应力较小,断裂带活动性低。
GPS速度场显示金沙江断裂带中、南段均表现为右旋走滑,垂向运动不明显(徐晓雪等,2020;王银龙,2019),其南段活动性较低(康四林,2014;常玉巧等,2019;夏金梧,朱萌,2020;常昊等,2021)。
德钦中甸大具断裂活动性具有明显的分段特征,其中奔子栏以南为全新世以来活动断裂(常祖峰等,2014;吴富峣等,2019b)。
2013年以来维西乔后断裂曾多次发生5.0级以上的地震,受到广泛关注,但前人的研究主要集中在南段巍山盆地一带,北段研究程度较低(汤沛,2013;常祖峰等,2014,2016a,b,2021;贺赤诚等, 2015;Chang et al,2018)。
遥感影像显示,区内主要分布有两大水系:西侧澜沧江水系呈近SN向贯穿研究区;东侧金沙江水系呈NNW-SSE向流经研究区,并被德钦中甸大具断裂所截切,断裂以北多条小型河流并列展布,断裂以南多条河流汇为一支,南北两支之间沿断裂出现明显偏转(黄小巾等,2014)。
花岗岩成因类型划分与地球化学图解判别综述
花岗岩成因类型划分与地球化学图解判别综述
花岗岩成因类型划分可以通过地球化学图解判别进行划分。
常用的方法有通过观测岩石行质、显微结构及其元素和矿物组成特征，采用地球化学图表的形式给出的TAS（锆石-角闪石-钾长石）分类图来进行花岗岩分类。
研究发现，经过严格的地球化学图表分类，它不仅能提供一种直观的形式来辨别某一岩石的成因，而且也能提供一种精确的描述和学习方式，以帮助研究者定义岩石的基本成因类型。
西秦岭天水地区志留纪利桥花岗岩的岩石成因——来自地球化学和锆石U-Pb年代学与Hf同位素的约束
西秦岭天水地区志留纪利桥花岗岩的岩石成因——来自地球化学和锆石U-Pb年代学与Hf同位素的约束李国倩;周开;李云帅;张建新;武亚威;郭祺;毛小红【期刊名称】《岩石矿物学杂志》【年(卷),期】2024(43)2【摘要】花岗岩在探讨大陆地壳生长与演化、造山带的形成及地球动力学演化等方面具有重要的意义。
西秦岭天水地区利桥花岗岩主要由斜长石、石英、钾长石和黑云母等矿物组成,锆石U-Pb年代学表明岩体结晶年龄为439±3 Ma。
利桥花岗岩具有高硅、富碱的特征,其铝饱和指数A/CNK值介于1.01~1.16之间,属于弱过铝质高钾钙碱性-钙碱性花岗岩。
利桥花岗岩富集K、Ba等大离子亲石元素和La、Ce等轻稀土元素,亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素,显示具有俯冲带岛弧岩浆岩的地球化学特征。
利桥花岗岩具有较低的Mg#值(25~41),且La/Yb-La、La/Sm-La图解显示该花岗岩在形成明显与部分熔融作用相关,此外岩体中的镁铁质微粒包体和正的锆石εHf(t)值,表明这些花岗岩在形成过程中有幔源物质的贡献。
结合区域地质背景,我们认为利桥花岗岩是弧-陆碰撞前俯冲洋壳中先存的基性岩或新生地壳发生部分熔融所致,当然也不排除其为大陆边缘弧增厚下地壳部分熔融的产物。
【总页数】14页(P330-343)【作者】李国倩;周开;李云帅;张建新;武亚威;郭祺;毛小红【作者单位】天津大学地球系统科学学院;自然资源部大陆动力学重点实验室【正文语种】中文【中图分类】P588.12+1;P597【相关文献】1.滇西三江地区临沧花岗岩的岩石成因:地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束2.西藏措勤麦嘎岩基的锆石U-Pb年代学、地球化学和锆石Hf同位素:对中部拉萨地块早白垩世花岗岩类岩石成因的约束3.南祁连化隆地区鲁满山花岗岩的岩石成因:地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束4.北秦岭五朵山I-S型花岗岩成因及其对北秦岭早古生代构造演化的约束:来自锆石U-Pb年龄、地球化学和Sr-Nd-Hf同位素的证据5.祁漫塔格阿确墩地区花岗岩岩石成因:来自锆石U-Pb年代学、地球化学及Hf同位素的制约因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
岩石学中的岩石成因与岩石演化
岩石学中的岩石成因与岩石演化引言岩石学是地球科学的重要分支，研究地壳和地幔中岩石的成因、特性和演化。
理解岩石的形成过程和演化历史，对解释地球内部运动和地壳变化具有重要意义。
本文将介绍岩石学中的岩石成因和岩石演化的相关概念和研究方法。
一、岩石成因岩石成因指的是岩石形成的过程和机制，可以分为三类：岩浆成因、沉积成因和变质成因。
1. 岩浆成因岩浆成因是指岩浆在地壳中冷却和凝固形成岩石的过程。
常见的岩浆岩包括花岗岩、玄武岩和安山岩等。
这些岩石的形成与地壳上部的火山活动相关，岩浆侵入地壳后在高温高压条件下冷却并结晶形成固态岩石。
2. 沉积成因沉积成因是指河流、湖泊、海洋等水体中沉积物在重力作用下沉淀和堆积形成岩石的过程。
常见的沉积岩包括砂岩、页岩和石灰岩等。
这些岩石的形成与沉积物的搬运、沉积和固结过程密切相关。
3. 变质成因变质成因是指岩石在高温高压条件下经历化学、物理和结构上的改变形成新的岩石的过程。
常见的变质岩包括片麻岩、页岩和石英岩等。
这些岩石的形成与板块碰撞、地壳变形和地热作用等因素密切相关。
二、岩石演化岩石演化是指岩石在地球内部和地表环境中经历物理、化学和地质作用产生的变化。
岩石演化可以通过矿物组成、结构特征和地球化学特征来研究。
1. 矿物学演化矿物学演化研究岩石中矿物的形成、变化和分布规律。
不同的岩石类型具有不同的矿物组成，随着时间的推移和地质作用的影响，岩石中的矿物组成会发生变化。
例如，在矿化作用的影响下，石英可以从溶解状态重新析出形成石英脉。
2. 结构学演化结构学演化研究岩石中矿物的排列、形态和变形特征。
岩石中的结构特征可以反映其形成和演化历史，如岩层的倾角、断裂面的走向等。
通过观察和分析岩石中的结构特征，可以揭示地壳的变形历史和构造演化过程。
3. 地球化学演化地球化学演化研究岩石中化学元素的含量、分布和形态变化。
通过分析岩石化学元素的组成和比例，可以揭示岩石成因和岩石演化的过程。
例如，高镁含量的岩石可能是从含有富镁物质的岩浆中形成的。
青海祁漫塔格中晚三叠世花岗岩:年代学、地球化学及成矿意义
青海祁漫塔格中晚三叠世花岗岩：年代学、地球化学及成矿意义丰成友;王松;李国臣;马圣钞;李东生【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2012(028)002【摘要】地处柴达木盆地西南缘的青海祁漫塔格地区不仅是一个特征显著的构造-岩浆岩带,而且也是重要的多金属成矿带.本文对该区中晚三叠世花岗岩开展了详细的年代学、岩石地球化学及Sr-Nd-Pb同位素组成研究,并探讨了成矿意义.结果表明,本区中晚三叠世花岗岩均系准铝质到弱过铝质高钾钙碱性花岗岩类,晚三叠世花岗岩具有更高的K2O/Na2O比值,富集大离子亲石元素( LILE)和轻稀土元素(LREE),明显亏损高场强元素(HFSE),中等初始锶比值和偏负的εNd(t)值表明它们主要源于古老地壳物质的深熔或重熔,并可能有幔源物质的加入；发育闪长质暗色微粒包体的中三叠世花岗岩锆石U-Pb年龄为230～ 237Ma,大多具斑状或似斑状结构的晚三叠世高分异富钾花岗岩形成于204 ～ 228Ma,表明大约240Ma祁漫塔格主造山已由挤压转入伸展并伴有幔源岩浆活动,晚三叠世后演化到后碰撞阶段；中晚三叠世花岗岩与本区密集产出的矽卡岩型和斑岩型多金属矿床的时空与成因关系密切,具有重要找矿指示意义.%The Qimantage area, located on the southwestern margin of Qaidam Basin, is not only a characteristic intrusive magmatic tectonic belt, but also a very important poly-metallic metallogenic belt In this paper, detailed geochronological, element geochemical, Sr-Nd-Pb isotopic studies were carried out for the Middle to Late Triassic granitoids, and relationship between granitoids and poly-metallic mineralization wasdiscussed. The Middle to Late Triassic granitoids in Qimantage area are characterized by the metaluminous to peraluminous and high-K calc-alkaline rocks. Of them, the Late Triassic granitoids is much enriched inK2O/Na2O ratio, LILE and LREE, and poor in HFSE. The rocks exhibit moderate initial Sr/ Sr values and comparatively negative εNd (t) values, which indicate that they were derived from ancient crust sources and mixed probably by mantle material. The precise U-Pb zircon dating results define emplacement of the mianthite-riched granodiorite occurred during 230 ～ 237Ma, Late Triassic porphyritic granitiods intruded at 228 ～204Ma. It is inferred that the tectonic transformation from crustal compression to extension was produced at about 240Ma, and was accompanied by mantle source magmatism. The occurrence of Late Triassic high differentiated and high-K calcalkaline granitoids indicates that this area had evolved into post-collisional environment. The large numbers of porphyry and skarn-type poly-metallic deposits are temporally and spatially related to Middle to Late Triassic granitic intrusions.【总页数】14页(P665-678)【作者】丰成友;王松;李国臣;马圣钞;李东生【作者单位】中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京100037;中煤地质工程总公司,北京100073;中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京100037;中国地质科学院矿产资源研究所,国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室,北京100037;青海省第三地质矿产勘查院,西宁810029【正文语种】中文【中图分类】P588.121;P597.3【相关文献】1.青海祁漫塔格玛兴大坂晚三叠世花岗岩年代学、地球化学及Nd-Hf同位素组成[J], 吴祥珂;孟繁聪;许虹;崔美慧2.东昆仑骆驼峰地区中晚三叠世花岗岩年代学、地球化学及构造意义 [J], 顾焱;钱烨;李予晋;赵梦琪;刘雷;孙丰月3.东昆仑骆驼峰地区中晚三叠世花岗岩年代学、地球化学及构造意义 [J], 顾焱;钱烨;李予晋;赵梦琪;刘雷;孙丰月;;;;4.祁漫塔格东段晚三叠世花岗岩与流纹岩岩浆同源性:年代学、地球化学及Nd、Pb同位素制约 [J], 徐博; 李玉龙; 史连昌; 张晖青; 马德庆; 任鑫; 王成勇5.福建龙岩中甲锡矿区晚中生代花岗岩的年代学、地球化学及其成矿意义 [J], 林建平因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
滇西吉义独蛇绿混杂岩的岩石地球化学特征、成因和构造环境探讨
滇西吉义独蛇绿混杂岩的岩石地球化学特征、成因和构造环境探讨何琦;肖龙;魏启荣;倪平泽【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2009(025)012【摘要】滇西吉义独蛇绿混杂岩位于金沙江缝合带的南端,岩石组合出露较齐全,包括堆晶橄榄岩、堆晶辉石岩、堆晶辉长岩以及玄武岩等,它们呈构造岩片的形式产出并与外来岩块组成蛇绿混杂岩.堆晶橄榄岩和辉石岩具低Al_2O_3,低TiO_2,而高Mg~#值(Mg~#=0.88～0.92),富集Cr和Ni,稀土总量偏低(∑REE=14.82×10~(-6)～27.75×10~(-6)),倒"U"型的稀土元素分布特征.堆晶辉长岩和玄武岩的Mg~#值较低,分别为0.70～0.79和0.51～0.66,具拉斑系列的演化趋势.玄武岩可以细分为2组:第一组玄武岩以平坦型稀土配分模式,低Mg~#(Mg~#=0.44～0.46),低稀土总量(∑REE=52.29×10~(-6)～60.26×10~(-6))为特征;第二组玄武岩则为LREE 弱富集型的稀土配分模式,其Mg~#较高(Mg~#=0.54～0.68),稀土总量也较高(∑REE=62.13×10~(-6)～101.87×10~(-6)).在原始地幔标准化的微量元素配分图解中,两组玄武岩均相对富集大离子亲石元素而亏损Nb、Ta和Ti,与岛弧岩浆岩类似,明显不同于N-MORB.岩石的Sr-Nd同位素组成较为均一和稳定,堆晶橄榄岩和辉石岩的(~(87)Sr/~(86)Sr)_i=0.7051～0.7056,5_(Nd)(t)=2.8～4.1,玄武岩的(~(87)Sr/~(86)Sr)_i=0.7050～0.7056,ε_(Nd)(t)=5.1～5.8,且显示出原始地幔的同位素组成特征,暗示这些岩石为同源岩浆分异演化而成的岩浆产物.岩浆演化的主要方式为分离结晶作用,受地壳混染不明显.岩浆结晶形成岩石的顺序为:堆晶橄榄岩→堆晶辉石岩→堆晶辉长岩→玄武岩2组→玄武岩1组.岩石地球化学特征表明,吉义独蛇绿岩的形成与俯冲作用有关,且形成于金沙江洋内俯冲的消减环境.【总页数】12页(P3229-3240)【作者】何琦;肖龙;魏启荣;倪平泽【作者单位】中国地质大学研究生院,武汉,430074;中国地质大学地球科学学院,武汉,430074;中国地质大学资源学院,武汉,430074;中国地质大学研究生院,武汉,430074【正文语种】中文【中图分类】P588.125;P588.145【相关文献】1.西昆仑西北缘大洋斜长花岗岩带的岩石地球化学特征、成因及其构造环境 [J], 康磊;校培喜;高晓峰;王超;杨再朝;奚仁刚2.新疆卡拉麦里苏吉泉东斜长花岗岩岩石地球化学特征、成因及构造环境 [J], 米合古丽·海拉提3.盈江县超上地区橄榄辉石岩脉地球化学特征、岩石成因及其构造环境 [J], 赵宇新; 方乙4.闽北大坪萤石矿构造蚀变、岩石地球化学特征与矿床成因探讨 [J], 张青松;王春连;栗克坤;刘增政;冯校辉;闫晓博;韩志坤;蒋济勇;江建浪5.对哈尔滨市尚志市南晚三叠——早侏罗世正长花岗岩岩石化学特征、岩石地球化学特征及成因构造环境分析认识 [J], 水江涛;郭鸿斌因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
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第35卷第2期地球科学———中国地质大学学报Vol.35 No.22010年3月Earth Science —Journal of China University of G eosciencesMar. 2010doi :10.3799/dqkx.2010.019基金项目:国家自然科学基金(Nos.40772043,40572031).作者简介:高睿(1985-),男,博士研究生,岩石学、矿物学、矿床学专业.3通讯作者:肖龙,E 2mail :longxiao @滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因高 睿1,肖 龙23,何 琦1,袁 静1,倪平泽1,杜景霞11.中国地质大学研究生院,湖北武汉4300742.中国地质大学地球科学学院,湖北武汉430074摘要:金沙江弧盆体系消减与碰撞的确切时间存在较大的争议.运用L A 2ICP 2MS 地质年代学、地球化学及Sr 2Nd 同位素方法研究金沙江缝合带周边的花岗岩体.贡卡花岗闪长岩(232Ma )和羊拉花岗闪长岩(229.6Ma )形成于印支期,羊拉二长花岗岩(261Ma )形成于海西-印支期.羊拉二长花岗岩地球化学特征类似O 型埃达克岩,由大洋板片熔融与地幔楔交代(Mg #=55～61.8>40),且上升过程与岩浆房酸性岩浆混合,形成于俯冲消减环境;贡卡花岗闪长岩和羊拉花岗闪长岩可能由类似扬子地块的崇山群玄武质岩石和变质表壳岩部分熔融形成,产于碰撞后环境.金沙江缝合带从中二叠世末期-晚二叠世早期持续俯冲;碰撞阶段可能于晚二叠世末期开始,在中三叠世早期结束.关键词:古特提斯;埃达克质岩;Ⅰ型花岗岩;地质年代学;地球化学;Sr 2Nd 同位素;岩石成因.中图分类号:P597 文章编号:1000-2383(2010)02-0186-15 收稿日期:2009-01-11G eochronology ,G eochemistry and P etrogenesis of G ranites in W eixi 2Deqin ,W est Yu nnanGAO Rui 1,XIAO Long 23,H E Qi 1,YUAN Jing 1,N I Ping 2ze 1,DU Jing 2xia 11.Graduate School ,China Universit y of Geosciences ,W uhan 430074,China2.Facult y of Eart h S ciences ,China Universit y of Geosciences ,W uhan 430074,ChinaAbstract :There is still much dispute over the exact subduction and collision time of Jinshajiang arc 2basin system ,which reveals geological evolution history of the paleo 2Tethys in West China.This study provides chronological ,petrological ,and geochemi 2cal data of G ongka and Yangla granitoid plutons that are situated on the western margin of Jinshajiang suture zone but poorly studied in Deqin 2Weixi area ,Yunnan Province.The Yangla granitoid complex is divided into granodiorite and monzonite.L A 2ICP 2MS zircon dating results are 229.6Ma (Yangla granodiorite ),232Ma (G ongka granodiorite )and 261Ma (Yangla monzo 2nite ),respectively.Yangla monzonites ,showing O 2adakitic affinity ,was generated through partial melting of oceanic slab when subducting ,probably subjected to metasomatism of the mantle wedge.G ongka granodiorites and Yangla granodiorites were derived from partial melting of lower crustal rocks.In general ,we conclude that the subduction started f rom Middle Per 2mian to Late Permian and the collision started in Late Permian and terminated in early Middle Triassic.K ey w ords :paleo 2Tethys ;adakitic rock ;Ⅰ2type granite ;geochronology ;geochemistry ;Sr 2Nd isotope ;petrogenesis. 古特提斯主要发育于我国的青藏高原及云南、四川西部地区,以滇川西部发育和保存得最好,是研究古特提斯演化最为理想的天然实验室(钟大赉,1998).金沙江构造带是中国古特提斯区域3条重要的构造带之一.20世纪80年代初期以来,许多学者在构造地层划分、岛弧火山岩、蛇绿混杂岩和放射虫硅质岩等方面做了大量工作,取得了很大进展(黄汲清和陈炳蔚,1987;钟大赉等,1998;李兴振等,1999;简平等,1999,2003;Wang et al .,2000a ,2000b ;侯增谦等,2001;孙晓猛和简平,2004;Jian et al .,2008;Xiao et al .,2008).刘本培等(1993)认为金沙江造山带是弧后盆地 第2期 高睿等:滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因消亡闭合的产物,只是多洋盆格局中的一个支洋盆,而且自西往东的澜沧江带、昌都地块、金沙江带和扬子板块曾构成一个完整的大陆板块.王立全等(1999)认为金沙江带是一条古大陆边缘,依次是洋盆和海沟、岛弧、弧后盆地、特提斯弧后洋盆消亡的俯冲消减杂岩带.古特提斯在晚古生代是由稳定地块与洋岛及两者之间规模不等的洋盆所组成(刘本培等,1993;钟大赉,1998).Wang et al.(2000a, 2000b)对金沙江带地层进行了修改,划分为额阿钦杂岩体、金沙江蛇绿混杂岩带、嘎金雪山群和中心绒群4个地层单位.这些成果极大地促进了对金沙江构造带地质演化的认识.同时,一些不同的学术观点也被提出.张旗等(1996)认为金沙江古特提斯洋盆于晚石炭世形成,经历了完整的威尔逊旋回,但孙晓猛等(1995)和简平等(1999)通过对金沙江蛇绿混杂岩中放射虫化石的研究认为,金沙江洋盆可能于早石炭世就已形成.此外,金沙江弧盆体系消减与碰撞的确切时间也存在较大的争议,就金沙江弧盆体系碰撞时间来说,黄汲清和陈炳蔚(1987)认为是晚二叠世,汪啸风等(1999)认为是中三叠世,张旗等(1996)、钟大赉(1998)和林清茶等(2006)认为是中三叠世末到晚三叠世早期.岩浆活动是伴随板块俯冲碰撞造山过程的重要地质事件,通过对该区代表性岩体进行定年研究,锁定板块俯冲与陆壳碰撞时间显得尤为重要.本文运用L A2ICP2MS地质年代学、地球化学及Sr2Nd同位素方法研究金沙江缝合带周边的花岗岩体(贡卡岩体和羊拉岩体),拟解决花岗岩体成因、形成年代及构造环境,并通过埃达克质岩石与岛弧型花岗岩的成因联系更好地解释古特提斯时期金沙江缝合带的演化历史.1 区域地质背景与岩体地质金沙江缝合带西起青海玉树以西,南与哀牢山缝合带相接,是我国西南三江地区最重要的古特提斯缝合带之一(简平等,1999).在大地构造位置上,金沙江缝合带紧邻澜沧江与怒江缝合带,东临中咱-中甸陆块,西临昌都-思茅陆块,在地质图上呈现出一反“S”型NNW向展布的构造带(图1).本文的研究区位于金沙江结合带的南部滇西北部分.羊拉岩体位于德钦县羊拉乡SSE方向8km处,中心坐图1 滇西德钦-维西一带花岗岩岩类岩体地质图Fig.1G eological map of granitoids in Deqin2Weixi district, West Yunnana图据李兴振等(1999)修编;b图据孙晓猛和简平(2004);1.甘孜-理塘缝合带;2.金沙江缝合带;3.澜沧江缝合带;4.哀牢山缝合带;5.昌宁-孟连缝合带;6.怒江缝合带;7.中咱-中甸地块;8.昌都地块;9.思茅地块;10.保山地块;11.察隅地块;12.扬子地块;①中间地块;②被动大陆边缘;③蛇绿混杂岩带;④岛弧火山岩;⑤蛇绿岩;⑥磨拉石建造;⑦变质岩;⑧断层;⑨花岗岩闪长岩;⑩二长花岗岩标为99°4′E、28°46′N,处于金沙江缝合带西边,呈岩基状产出,长约25km,平均宽约6km.岩体面积约150km2,近南北向延伸.岩体北东向侵入嘎金雪山群,向西为波里拉组(T3b)灰岩超覆不整合覆盖.岩体岩性分为两类:花岗闪长岩与二长花岗岩.从图1中可见羊拉花岗闪长岩占羊拉岩体的90%以上,而羊拉二长花岗岩仅在岩体的边部和中心处有小面积的出露.云南省地质矿产局(1990)认为羊拉岩体整体为花岗闪长岩体,侵位于海西期;二长花岗岩是其后期热液蚀变、钾长石化的产物,被认定为同源同期781地球科学———中国地质大学学报第35卷侵入产物.但是本文中的羊拉二长花岗岩属于O型埃达克质岩,Sr2Nd同位素以及εNd(t)差异明显,均表明二长花岗岩不同于花岗闪长岩岩石化学特征,两者可能并非同源同期产物,有先后形成的可能.再者,前人并未对羊拉岩体的年龄进行过测定,只是简单地通过侵位于羊拉岩体东侧的印支期格亚顶西石英闪长岩体,就认定羊拉岩体侵位于海西期(云南省地质矿产局,1990).贡卡花岗闪长岩体位于滇西白茫雪山SE方向5km处(即白茫雪山岩体),金沙江缝合带西侧、澜沧江构造带德钦-沙冲大断裂东侧、呈NNW2SSE 向延伸;中心坐标为98°59′E、28°24′N;面积约134.5km2.东部与中三叠统上段、上三叠统人支雪山组呈侵入接触关系,局部为断层接触,西部侵入于下泥盆统中上段.该岩体受金沙江断裂控制,产出二长闪长质包体.2 岩石学特征羊拉岩体分浅灰色中粗粒花岗闪长岩(Y L13、YL1423)和灰白色细粒二长花岗岩(YL1522、Y L17)两种,等粒结构,块状构造.前者主要矿物有角闪石(5%)、黑云母(8%～10%)、石英(20%～25%)、斜长石(40%～45%)和钾长石(20%);后者主要矿物有石英(30%～35%)、斜长石(40%～45%)和钾长石(20%～25%).羊拉花岗闪长岩与二长花岗岩都具有弱的绢云母化和绿帘石化、绿泥石化等蚀变现象,而且后者较前者的样品蚀变程度更强,局部发育片麻理构造.贡卡岩体为浅灰色中粒黑云母花岗闪长岩,中粒等粒结构,块状构造;主要由黑云母(15%)、角闪石(20%～25%)、石英(20%～25%)、斜长石(30%)和钾长石(10%)组成.贡卡花岗闪长岩体中可见暗色包体,形态多呈椭圆形,与寄主岩石界限较清晰,其矿物粒度明显小于寄主岩石.包体岩性为二长闪长岩,主要由角闪石(40%)、石英(20%)、斜长石(25%)和钾长石(15%)组成.3 元素和同位素分析方法每个岩体各选1个样品进行锆石U2Pb体系定年.U2Pb定年是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室用L A2ICP2MS测定,详细方法及流程见Yuan et al.(2004).主量元素分析在湖北省地矿局测试中心完成,采用X荧光光谱法,分析精度优于5%.微量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室用电感耦合等离子质谱仪(ICP2MS)分析,分析精度优于5%～10%,详细分析方法和流程见Qi et al. (2000).全岩Sr2Nd同位素也在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室同位素室完成,采用同位素稀释质谱分析方法,147Sm/144Nd的2倍方差小于1×10-6,87Sr/86Sr的2倍方差小于50×10-6,均符合精度要求,实验流程及分析方法见凌文黎等(1998).用于初始Sr和Nd同位素比值计算的衰变常数为:λ87Rb=1.42×10-11/a;λ147Sm= 6.54×10-12/a.4 年代学全岩样品在河北廊坊诚信地质有限公司进行单颗粒锆石的挑选,然后在双目镜下挑纯,并进行了阴极发光研究,观察锆石的内部结构特征.实验测得的锆石U2Pb分析数据见表1.4.1 贡卡花岗闪长岩贡卡花岗闪长岩(GK34)的锆石发育有岩浆成因的韵律环带结构.U的含量变化范围为(75～901)×10-6,Th的含量变化范围为(70～597)×10-6,Th/U比值0.41～0.93,说明为岩浆成因特征.8个颗粒锆石U2Pb分析中,有7个分析给出的206Pb/238U年龄范围为225～241Ma.而GK34205为1033±9Ma,表明有继承性锆石的存在.一致曲线图(图2a)中,除去点GK34205,数据分布于一致曲线附近,且206Pb/238U加权平均年龄为232±5.1Ma(N=7,MSWD=7.6),侵位于中晚三叠纪,处于印支期阶段.4.2 羊拉花岗闪长岩羊拉花岗闪长岩(Y L09)的锆石发育有岩浆成因的韵律环带结构,U的含量变化范围为(739～1526)×10-6,Th的含量变化范围为(227～598)×10-6,且Th/U的比值为0.31～0.41,说明为岩浆成因.10个锆石颗粒的U2Pb分析给出的206Pb/238U 年龄范围为222～243Ma,一致曲线图(图2b)中,数据比较集中地分布于一致曲线附近,206Pb/238U加权平均年龄为229.6±4.4Ma(N=10,MSWD=881 第2期 高睿等:滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因981地球科学———中国地质大学学报第35卷图2 滇西花岗岩类样品U 2Pb 一致和谐曲线Fig.2U 2Pb concordian curves of granitoids in West Yunnan9.5),表明羊拉花岗岩的侵位年龄是在中晚三叠世,处于晚古生代印支期阶段.对羊拉花岗闪长岩进行锆石U 2Pb 定年,为229.6±4.4Ma ,表明其并非形成于海西期,而是印支期.4.3 羊拉二长花岗岩贡卡二长花岗岩(Y L17)的锆石发育有岩浆成因的韵律环带结构.U 的含量变化范围为(328.9～3369.5)×10-6,Th 的含量变化范围为(133.5～1607)×10-6,且Th/U 的比值为0.18～0.51,说明为岩浆成因.11个锆石颗粒U 2Pb 分析给出的206Pb/238U 年龄范围为259～262Ma.一致曲线图中(图2c ),数据比较集中地分布于一致曲线附近,206Pb/238U 的加权平均年龄为261.0±3.3Ma (N =11,MSWD =0.96),表明羊拉二长花岗岩的侵位年龄是在中二叠世末期,处于印支-海西期阶段.在羊拉花岗闪长岩与贡卡花岗闪长岩的一致曲线图中,数据点均在和谐曲线的下方,表明贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩中的锆石发生了Pb 的丢失.在正常的地热梯度下,只通过热传导很难使区域中下地壳达到角闪石脱水熔融的温度条件.Patino and Harris (1998)对地壳岩石熔融实验研究结果表明,在含水条件下,地壳物质发生部分熔融形成英云闪长质岩浆到钙碱性花岗质岩浆的温度必须大于780℃;角闪石在1GPa 发生脱水熔融临界温度为920℃,已超过麻粒相变质最低温度.锆石中Pb 的丢失导致年龄数据不在和谐线上的主要原因有退晶化作用、重结晶作用、扩散作用和增生作用(陈道公等,2001).锆石在600～650℃下最易发生重结晶作用(Mezger and Krogstad ,1997),因此在大于780℃的条件下,地壳熔融导致锆石发生重结晶作用使得放射性成因Pb 丢失.5 地球化学5.1 主量元素羊拉和贡卡岩体的主量元素分析结果见表2.它们的K 2O 2SiO 2图解与ACN K 2AN K 关系见图3.根据全碱-硅图解对两个岩体及其包体进行分类,主岩体及其包体均属于钙碱性岩石.在K 2O 2SiO 2图解(图3a )中,羊拉花岗闪长岩、贡卡花岗闪长岩与贡卡二长闪长质包体均属于高钾钙碱性系列;而羊拉二长花岗岩属于低钾钙碱性系列.在ACN K 2AN K 关系图(图3b )中,羊拉花岗闪长岩ACN K =0.96～0.98,AN K =1.88～2.12,属于准铝质花岗岩类型;羊拉二长花岗岩ACN K =1.09～1.13,AN K =1.75～1.8,基本属于强过铝质花岗岩.贡卡花岗闪长岩体的ACN K =0.93～0.98,AN K =1.91～2.89;贡卡二长闪长质包体的ACN K =0.99,AN K =1.78,属于准铝质类型.5.2 微量元素与稀土元素微量元素及稀土元素的分析结果列于表2.稀土元素球粒陨石标准化曲线与微量元素对原始地幔标准化分布图解见图4.羊拉岩体中花岗闪长岩和二长花岗岩的稀土元素含量和配分型式差异明显,其中花岗闪长岩的稀土配分型式为右倾的轻稀土富集型(图4a ),稀土总量较高(∑REE =(135.8～146.84)×10-6,L REE =(107.02～111.51)×10-6,HREE =(11.3～13.59)×10-6).其重稀土含量相对较高,且基本呈现水平分布,分馏程度低(Ce/Y =5.64～6.77,Sr/Y =15.67～18.29),这样的重稀土元素特点与岩石中含有角闪石与黑云母的现象一致.Eu 为中等负异常,δEu =0.61～0.67;羊拉二长花岗岩稀91 第2期 高睿等:滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因表2 滇西花岗岩类岩体及包体主量元素(%)、微量元素和稀土元素含量(10-6) Table2Trace elements(%)and REE contents(10-6)of granitoids and enclaves in West Yunnan样号Y L13Y L1423Y L1522Y L17GK3521GK3522GK3523羊拉花岗闪长岩羊拉二长花岗岩贡卡花岗闪长岩贡卡二长闪长质包体SiO263.1165.5567.2167.7261.9664.9065.01 Al2O316.3115.3117.6116.1715.8114.3115.65 FeO 4.77 4.17 1.67 2.42 5.02 3.75 3.27 Fe2O30.700.710.430.170.890.960.49 TiO20.610.540.310.390.770.590.59 MgO 2.23 1.87 1.48 1.72 2.66 3.28 1.89 MnO0.090.080.030.040.100.070.04 CaO 5.08 4.15 3.55 2.79 5.89 4.38 3.84 K2O 2.80 3.55 1.49 1.77 2.40 3.14 3.83 Na2O 2.83 2.61 4.96 4.45 1.75 2.49 2.81 P2O50.160.130.050.140.150.220.20 H2O+ 1.02 1.080.90 1.77 2.31 1.58 1.80 CO20.090.050.120.280.090.090.37 Total99.8099.8099.8199.8399.8099.7699.79 Rb116.42144.7742.12132.77165.72118.7247.66 Ba557.05684.56269.48501.68681.83298.57231.29 Th13.9113.52 1.4119.3321.00 3.12 2.39 U 3.74 3.140.297.54 5.26 4.690.82 Ta 1.02 1.140.11 1.45 1.15 1.670.17 Nb9.9310.88 2.7312.7911.2012.96 2.61 Sr339.60320.33382.48430.91412.11366.83430.29 Zr110.63139.1295.65173.62192.81116.1195.37 Hf 3.21 3.96 2.34 4.90 5.43 3.84 2.61 La26.7526.377.6010.9733.7047.6216.66 Ce52.2650.5014.8619.8967.6796.6357.77 Pr 5.70 5.46 1.82 2.237.8910.269.90 Nd21.3719.957.158.2730.4336.9747.10 Sm 4.42 3.78 1.39 1.54 6.11 6.5613.06 Eu 1.020.960.510.63 1.37 1.43 2.23 Gd 3.73 3.18 1.12 1.41 5.01 5.1410.93 Tb0.560.470.140.180.690.69 1.64 Dy 3.55 2.960.78 1.07 4.02 3.7610.05 Ho0.740.620.130.210.790.7 2.08 Er 2.21 1.730.350.49 2.10 1.78 5.43 Tm0.320.250.050.070.290.240.77 Yb 2.16 1.790.340.39 1.88 1.61 5.15 Lu0.330.300.050.060.300.230.76 Y21.7417.48 3.94 5.2922.0019.7157.30∑REE146.84135.8040.2652.69184.25233.33240.84 L REE111.51107.0233.3443.53147.16199.47146.73 HREE13.5911.30 2.98 3.8715.0914.1536.81 La/Sm 3.76 4.34 3.40 4.42 3.43 4.510.79 Ce/Y 5.64 6.778.858.827.2111.49 2.36δEu0.610.670.99 1.030.600.600.45 (La/Yb)N8.359.9715.1019.0612.1120.58 2.19 Sr/Y15.6718.29109.1472.2119.5920.84 6.40 Rb/Sr0.340.450.110.110.310.400.32注:(La/Yb)N为La/Nb对球粒陨石标准化的值.土总量低(∑REE=(40.26～52.69)×10-6, L REE=(33.34～43.53)×10-6,HREE=(2.98～3.87)×10-6),稀土配分型式右倾明显,轻重稀土分异强烈((La/Yb)N=15.1～19.06),δEu=0.99～1.03.贡卡花岗闪长岩体的稀土配分曲线呈右倾,稀191地球科学———中国地质大学学报第35卷图3 滇西花岗岩类岩体及包体K 2O 2SiO 2图解(a )与包体的铝饱和指数图解(b )(Rickwood ,1989)Fig.3The K 2O 2SiO 2diagram (a )and Al 2saturation index diagram (b )of two granitoids and their enclaves in WestYunnan图4 滇西花岗岩类岩体与包体稀土元素配分型式图解(a )与微量元素配分型式图解(b )(标准化的球粒陨石REE 含量引自Sunand McDonough ,1989)Fig.4Chondrite 2normalized REE diagram (a )and primitive mantle 2normalized trace element diagram (b )of granitoids and enclaves in West Yunnan土总量高,∑REE =(184.25～233.33)×10-6,L REE =(147.16～199.47)×10-6,HREE =(14.15～15.09)×10-6,轻重稀土分异明显,Eu 为中等负异常(Ce/Y =7.21～11.49,δEu =0.6).贡卡二长花岗质包体的稀土总量最高(∑REE =240.84×10-6,L REE =146.73×10-6,HREE =36.81×10-6),配分形式右倾,除了轻稀土元素(La 、Ce )含量较寄主岩石要低外,中重稀土元素含量均较高.在微量元素方面,羊拉花岗闪长岩富集Rb (116.42～144.77)×10-6、Th (13.52～13.91)×10-6、Sr (320.33～339.6)×10-6、Ba (557.05～684.56)×10-6等大离子亲石元素,而亏损高场强元素Nb (9.93～10.88)×10-6、Ta (1.02～1.14)×10-6、Hf (3.21～3.96)×10-6.贡卡花岗闪长岩同样富集Rb (118.72～165.72)×10-6、Sr (366.83～412.11)×10-6、Ba (298.57～681.83)×10-6等大离子亲石元素,而亏损高场强元素Nb (11.2～12.96)×10-6、Ta (1.15～1.67)×10-6、Hf (3.84～5.43)×10-6,这与典型的I 型花岗岩微量元素特征相似,明显不同于S 型或A 型花岗岩(谭俊等,2008;孙金凤和杨进辉,2009).羊拉二长花岗岩的Rb (42.12～132.77)×10-6、Sr (382.48～430.91)×10-6、Yb (0.34～0.39)×10-6、Y (3.94～5.29)×10-6明显符合典型的O 型埃达克岩的特征.在蛛网图中(图4c ,4d ),羊拉花岗闪长岩、羊拉二长花岗岩和贡卡花岗闪长岩均表现出Rb 、Th 、U 、La 、Pb 的正异常,Ba 、Nb 、Ce 、P 、Ti 的负异常.5.3 Sr 2Nd 同位素两个岩体的Sr 2Nd 同位素分析结果见表3.羊拉花岗闪长岩样品87Sr/86Sr 为0.713613,143Nd/144Nd 为0.512216;取t =229.6Ma ,计算得出样品εNd (t )=-5.85,(87Sr/86Sr )i =0.7094.羊拉二长花岗岩样品87Sr/86Sr =0.705261;143Nd/144Nd =291 第2期 高睿等:滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因表3 滇西花岗岩类岩体及包体Sr 2Nd 同位素数据Table 3Sr 2Nd isotopic data of granitoids and enclaves in West Yunnan样号岩性Rb (10-6)Sr (10-6)87Rb/86Sr 87Sr/86Sr 2σ(87Sr/86Sr )i Sm (10-6)Y L1423花岗闪长岩145320 1.3080.71361320.7094 3.78Y L1522二长花岗岩47.74300.320.70526120.7040 1.39GK3521花岗闪长岩1334310.8920.71308820.7102 6.11GK3522花岗闪长岩167421 1.1510.71368930.7099 6.77GK3523二长闪长质包体岩1193670.9370.71357620.710513.10样号岩性Nd (10-6)147Sm/144Nd 143Nd/144Nd 2σ(143Nd/144Nd )i εNd (t )T DM (Ga )Y L1423花岗闪长岩200.11430.51221620.512-5.85 1.43Y L1522二长花岗岩7.150.11750.51249470.5123-0.169 1.04GK3521花岗闪长岩30.40.12150.51217710.512-6.79 1.61GK3522花岗闪长岩360.11370.51213920.512-7.30 1.54GK3523二长闪长质包体岩47.10.16810.51225910.512-6.562.970.512494.云南省地质矿产局(1990)认为二长花岗岩体形成时间不早于海西印支期,本文也根据其性质、形成的构造环境及锆石U 2Pb 测年得到羊拉二长花岗岩的侵位时间为261Ma ,因此取t =261Ma ,计算得出样品εNd (t )=-0.169,(87Sr/86Sr )i =0.7040.贡卡花岗闪长岩与二长闪长质包体87Sr/86Sr 集中在0.713088～0.713689之间,143Nd/144Nd 集中在0.512139～0.512259之间,取t =230Ma ,计算得出样品εNd (t )变化范围为-6.56～-7.30,(87Sr/86Sr )i 变化范围为0.7099～0.7105.6 讨论6.1 羊拉二长花岗岩6.1.1 岩石成因 羊拉二长花岗岩(Y L1522和YL17)的特征与O 型埃达克岩(Defant and Drum 2mond ,1990)极为相似:SiO 2%≥56%,Al 2O 3>图5 滇西羊拉二长花岗岩Sr/Y 2Y 图解(a )和Mg #2SiO 2图(b )(Sen and Dunn ,1994;Rapp and Wat son ,1995;Rapp et al .,1999)Fig.5Sr/Y 2Y diagram (a )and Mg #2SiO 2diagram (b )of granitoids in West Yunnan15%,无负Eu 异常,Na 2O/K 2O >2,高Sr (>300×10-6)、Sr/Y 值,富集L IL E ,亏损H FSE 等.在Sr/Y 2Y 图解(图5a )中两个样品都落入埃达克岩区域.据前人研究,以下4种情况下均能形成埃达克岩:洋壳俯冲熔融(Defant and Drummond ,1990)、下地壳拆沉熔融(Xiao and Clement s ,2007)、增厚的下地壳熔融(Xiao et al .,2007)和幔源岩浆在加厚下地壳A FC 过程(Castillo et al .,1999).深处压力条件下岩浆中石榴石的析出导致残余岩浆Sr/Y 、La/Yb 迅速变大,而对Sr 、L REE 等含量无影响,无负Eu 异常暗示不受幔源物质分离结晶控制(Feeley and Hacker ,1995),斜长石并未大量结晶分离出去.在Mg #2SiO 2图(图5b )中羊拉二长花岗岩落入埃达克岩区域,明显不同于肖龙等(2004)所统计的高钾埃达克质岩和蚀变玄武岩部分熔融(下地壳起源,形成于伸展构造环境)所形成的埃达克质岩(Wang et al .,2003);样品Mg #高(Mg #=55～61.8),表明岩浆经历了与地幔楔的相互作用,只有在俯冲板片熔融的条件下才能满足条件.Tat sumi391地球科学———中国地质大学学报第35卷et al .(1986)认为典型的俯冲洋壳熔融形成的熔体会带有HFSE ,而俯冲洋壳脱水形成的流体富含L IL E 却不带有HFSE.羊拉二长花岗岩的Nb 、Ta 亏损,但其Zr 、Ti 、P 并不具有明显的亏损,这说明羊拉二长花岗岩的形成是洋壳俯冲熔融的结果.6.1.2 岩浆源区 俯冲的洋壳在下插到地幔楔下发生部分熔融所产生的原生岩浆必定会在其最终喷出地表或侵入到上部地壳前或多或少与地幔楔和地壳发生作用(肖龙等,2004).那么岩石中的地幔组分的保留是板片熔融最直接的证据.典型的大洋中脊玄武岩的Mg #为60,所产生的岩浆Mg #远低于60.Rapp (1997)证明了玄武岩部分熔融产生的熔体Mg #<45.因此,高Mg #表明板片的熔体受到地幔楔的混染.地幔岩一般不能直接熔融形成花岗岩,玄武质岩浆上升到地表最多也只能形成闪长岩.结合火山弧环境及本区样品的同位素特点((87Sr/86Sr )i =0.7040和εNd =-0.51),羊拉埃达克质岩浆在上升的过程中可能还受到一定量地壳物质的混染或俯冲沉积物的参与熔融,从而造成了εNd 的弱负值.羊拉二长花岗岩富集Sr 和具有Eu 正异常,究其主要原因是Sr 、Eu 的分配系数在斜长石中远远高于其他矿物,这表明羊拉二长花岗岩源区残留相中缺少斜长石.熔体中的Nb 、Ta 、Ti 主要受到残留金红石的控制,羊拉二长花岗岩中Nb 、Ta亏损极有图6 (143Nd/144Nd )t 2(87Sr/86Sr )i (a )和εNd (t )2εSr (b )图解Fig.6Diagrams of (143Nd/144Nd )t 2(87Sr/86Sr )i (a )and εNd (t )2εSr (b )DM.亏损地幔;BSE.全硅酸岩地球;HIMU.高238U/204Pb 比值地幔;EMI.富集Ⅰ型地幔;EM Ⅱ.富集Ⅱ型地幔;点苍山群,崇山群,大勐龙群,惠民变火山岩和粟义变火山岩属于扬子地块西南缘,分布于滇西地区的前寒武纪变质基底的岩石单位;高黎贡群属于缅泰马地块前寒武纪变质基底岩石单位(钟大赉,1998)可能是因为残留相中含有金红石(肖龙等,2004;Xiong et al .,2006).Wang et al .(2003)提出不同的源岩发生部分熔融所产生的熔体可以通过化学成分变化进行示踪,运用Al 2O 3/(MgO +FeO 3)2CaO/(MgO +FeO 3)图(Wolf and Wyllie ,1994;Martin ,1995)判断出羊拉二长花岗岩的源岩为变质玄武岩.熊小林等(2005)对变质玄武岩进行了实验岩石学研究,在1.0～2.5GPa 、900～1100℃和5%H 2O 条件下使得含水玄武岩发生部分熔融并获得了角闪岩或榴辉岩矿物组合与熔体实验产物.要想所获得的熔体具有埃达克质岩的组成特点(高Sr/Y 、低HREE 和Nb 2Ta 负异常),只需要残留相中同时存在金红石与石榴子石.金红石控制变质玄武岩部分熔融过程中Nb 和Ta 的分配行为,石榴子石控制HREE 的亏损,而且基于玄武岩部分熔融过程中金红石1.5GPa 稳定压力下限,认为埃达克质熔体的产生大致在50km 以上.6.2 羊拉花岗闪长岩与贡卡花岗闪长岩6.2.1 岩石成因 在区分Ⅰ型与S 型花岗岩类型的ACF 图中,贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩均属于Ⅰ型花岗岩范畴.羊拉花岗闪长岩(Y L13和Y L1423)和贡卡花岗闪长岩的εNd (t )(分别为-5.86、-6.56～-7.30)、(87Sr/86Sr )i (0.7094、0.7099～0.7105)、K 2O/Na 2O (1.36、1.26～1.37)与S 型花岗岩(87Sr/86Sr )i >0.7080,εNd (t )<0,K 2O/Na 2O >1的特点相似,但从岩相学特征来看,样品中含有黑云母与角闪石,却并未发现白云母,表明它们并非S 型花岗岩,而是Ⅰ型花岗岩.另外,ACN K =0.93～0.98符合相关界定(Ⅰ型花岗岩ACN K <1.0,S 型花岗岩ACN K >1.1).出现以上现象的原因可能与造山带区构造发育程度复杂性有关(Li et al .,2003).6.2.2 岩浆源区 羊拉花岗闪长岩、贡卡花岗闪长岩在(143Nd/144Nd )t 2(87Sr/86Sr )i 图6a 中处于Man 2tle Array 线的右下方壳源区,表明羊拉花岗闪长491 第2期 高睿等:滇西维西-德钦一带花岗岩年代学、地球化学和岩石成因岩、贡卡花岗闪长岩物源来源于壳源物质.羊拉花岗闪长岩和贡卡花岗闪长岩相对较高的SiO2含量、具有地壳特征的Sr2Nd同位素组成也基本排除了两个花岗岩体直接来自地幔源区的可能性.Wang et al.(2003)根据实验岩石学得出:不同的源岩发生部分熔融所产生的熔体可以通过化学成分变化进行示踪,以变质泥岩为主的源岩发生部分熔融产生的熔体以高Al2O3/(MgO+FeO3)和低CaO/(MgO+ FeO3)为特点;来自变质火成岩,尤其是镁铁质岩石的熔体以低Al2O3/(MgO+FeO3)和高CaO/ (MgO+FeO3)为特点.贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩明显落入变质玄武岩部分熔融区域.已有研究表明深部地壳源区缺水,其部分熔融的发生必须通过含水矿物的脱水反应进行.不同源区物质部分熔融会有不同的组成特征,角闪石脱水熔融形成的熔体常具有低的K2O/Na2O比值.较高的Na、K含量(Alt herr and Siebel,2002),而且角闪石主要存在于变质玄武岩或变质安山岩中,其低程度部分熔融形成的熔体表现出过铝质特征,在>1000℃较高温条件下形成的熔体才表现出准铝质的特征(Rapp et al.,1991).羊拉花岗闪长岩和贡卡花岗闪长岩富Na、K和K2O/Na2O比值较低,呈现出准铝质到弱过铝质的组成特征,说明两个岩体来自变玄武岩源区部分熔融的可能性,反映源区中含相当比例的角闪石,这与岩相学观察到的含有相当比例的角闪石相一致,其源岩可能为变玄武质岩石.岩石中Nb、Ta和Sr亏损、较高的Rb/Sr比值以及较低的Sr/Y和(La/Yb)N比值(表2,图4),表明在部分熔融残留相中存在少量石榴石、辉石和部分斜长石.综上所述,贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩应该来自于变玄武质岩石的部分熔融作用.讨论滇西基底时代与性质的文献与专著很少,一般认为滇西几个变质带,主要是扬子板块的哀牢山群、大勐龙群、澜沧群、崇山群、石鼓群、点苍山群和缅泰马地块的高黎贡群构成滇西地壳的结晶基底(钟大赉,1998).εNd(t)2εSr图(图6b)表明贡卡花岗岩与羊拉花岗闪长岩的源岩可能来自于类似崇山群或者高黎贡群特征的玄武岩,而羊拉二长花岗岩则落入粟义变火山岩范围.翟明国和从柏林(1993)对前寒武纪基底进行了研究,崇山群的源岩是火山岩、火山碎屑岩以及花岗质岩石,计算得到崇山群黑云母斜长片麻岩的Nd模式年龄为1.7～1.9Ga;而高黎贡群包括正片麻岩、变火山沉积岩、混合岩,计算其斜长角闪岩的Nd模式年龄在840～1094Ma,花岗片麻岩全岩Rb2Sr等时线年龄为806Ma.贡卡花岗闪长岩Sm/Nd=0.1137～0.1215,接近平均大陆地壳Sm/Nd比值(0.118),在整个大陆岩石Sm/Nd比值(0.098～0.138)变化范围之内.前面已论述并认为贡卡花岗岩与羊拉花岗闪长岩来自于壳源,所以得到的Nd模式年龄是满足条件的.壳型花岗岩的单阶段演化年龄T DM指示源岩的平均年龄,计算出贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩的Nd模式年龄T DM为1.43～1.61Ga,羊拉二长花岗岩的Nd模式年龄为1.04Ga.所以贡卡花岗闪长岩与羊拉花岗闪长岩源岩极有可能来自类似于崇山群火山岩特征的玄武岩.由于羊拉二长花岗岩在形成过程中与地幔楔发生过交代,其Nd模式年龄没有意义. 6.3 贡卡二长闪长质包体包体主要有以下几类:源区岩石经过部分熔融留下的耐熔物质残留体;岩浆上升侵位过程中捕获的围岩捕虏体(Maas et al.,1997);岩浆作用过程中暗色矿物相对集中形成的析离体,也叫同源包体(Barbarin,1991);酸性岩浆与基性岩浆混合时未完全消化的产物(Vernon,1983).如果是捕虏体或者耐熔物质残留体的话,包体一定会有变晶结构、变余结构,而贡卡二长闪长质包体没有类似的变质结构和构造特点,所以是捕虏体或者耐熔残留体的可能性不大.在没有外来物质加入的情况下,促使岩浆演化形成包体的岩浆作用有分离结晶、扩散作用和岩浆熔离,运用Mg/(Mg+Fe)和Na/(Na+Ca)原子数之比探讨包体的形成机制(周金城和徐夕生, 1992).周金城和徐夕生(1992)发现在分离结晶过程中,包体与寄主岩相比Mg/(Mg+Fe)和Na/(Na+ Ca)比值有较大变化;在扩散作用过程中,Na/ (Na+Ca)比值变化较大,Mg/(Mg+Fe)变化不明显;而在熔离作用过程中,Mg/(Mg+Fe)变化不明显,Na/(Na+Ca)稍有变化.贡卡花岗闪长岩与包体的Mg/(Mg+Fe)比值为0.48和0.51～0.61, Na/(Na+Ca)比值分别为0.22和0.35～0.41,说明包体可能受控于岩浆的熔离作用.6.4 构造环境6.4.1 羊拉二长花岗岩 羊拉二长花岗岩所具有的高Sr/Y、高Sr、Nb2Ta负异常、低HREE、低Y、Yb等特点均表明其具有O型埃达克岩的特征.从而说明羊拉二长花岗岩形成的构造环境应该是俯冲环境(Defant and Drummond,1990),此点在前面已经讨论,这里不再论述.通过锆石U2Pb测年得到羊591。