北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨（精选5篇）

篇1：北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

1 地质特征

傲格特日贵花岗岩主要分布于欧龙布鲁克微陆块中南部 (图1) , 其分布面积约10km2, 其北部侵入到早元古代变质侵入体中, 南部为第四系覆盖, 向东延伸至图外。该岩体主要岩性为黑云母二长黑云母花岗岩、黑云母花岗岩、石英闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩。

主要岩性特征如下:

黑云母二长花岗岩:花岗结构, 块状构造, 岩石整体粒度较粗, 多大于3mm, 有向伟晶岩过度的趋势, 主要成分为黑云母、钾长石、斜长石、石英。其中黑云母约占10%-15%, 黄棕色, 分布均匀, 呈鳞片状, 轻微绿泥石化;钾长石含量约41%, 双晶发育, 以微斜长石为主;斜长石含量约29%, 成半自形板状, 主要以钠更长石为主, 绢云母化较强, 可见双晶;石英含量15%-20%。岩石中可见少量榍石, 以半自形为主。局部角闪石含量及较高, 称角闪石黑云母二长花岗岩。

黑云母花岗岩:花岗结构, 块状构造, 整体粒度较粗, 多大于3mm, 岩石接近伟晶岩, 主要成分黑云母、钾长石、斜长石、石英。其中黑云母含量约百分13%-15%, 呈黄棕色, 多分散于长石之间, 可见其与榍石共生;钾长石含量约36%-41%, 颗粒粗大, 粒度大于3mm, 它形粒状, 格子双晶发育, 以微斜长石为主;斜长石含量约26%-30%, 主要为钠长石, 可见聚片双晶, 绢云母化高龄土化比较强烈。石英呈它形粒状, 粒度大于2mm, 充填于长石之间。

石英闪长岩:花岗结构, 块状构造。主要成分:石英;17%、角闪石;8%、黑云母;11%、斜长石;64%。岩石强烈混染, 外源组分主要以角闪石以及少量的斜长石为主, 混染角闪石以深绿色普通角闪石为主, 斑杂状构造为特征, 也可见到筛状变晶, 混染斜长石, 多数已被白云母交代, 可见组分扩散形成微晶长石集合体, 晕圆, 而且长石牌号高, 岩石多斜长石以更长石为主, 可见环带以及聚片双晶, 受混染作用影响部分斜长石结晶不完整, 石英以它形粒状充填于斜长石之间, 原岩黑云母全部绿泥石化并可见细针状金红石折出。局部角闪石含量多, 称角闪石英闪长岩, 黑云母含量偏高, 称黑云石英闪长岩。

黑云母花岗闪长岩:花岗结构, 块状构造。主要成分:石英;29%、钾长石;4%、黑云母;21%、斜长石;46%、榍石:微量。岩石中, 石英以它形粒状结构, 团块状集合体为主, 分布于半自形斜长石之间, 斜长石主要成半自形, 轻微绢云母化, 黑云母全部以鳞片状集合体为主, 具斑杂状构造, 以黄棕色为特征, 钾长石仅见少量而且成它形, 主要以微斜长石为特征, 岩石中可见及少量粗粒榍石。

2 岩石化学特征

2.1 主要氧化物特征

由傲格特日贵花岗岩主要氧化物数据分析表 (表1) 可以看出, Si O2含量多在65%以上, 其归属酸性岩;PM14b3、PM14b4两个样品Si O2含量在61~62%, 其归属中性岩, 这与薄片鉴定结果石英闪长岩相吻合。

2.2 岩石系列

由表2可以看到, 里特曼指数σ=1.84~3.34<4, 依洪大卫标准, 岩石属于钙碱性序列, 不过个别样品超过3.3, 由向碱性序列过度的趋势。其Na2O含量均大于2.8, K2O/Na2O值多在1.2~2.2之间, 比值较大, 说明该序列碱值含量普遍偏高, 由此可见, 傲格特日贵花岗岩序列应属于一套钙碱性向碱性过渡的岩浆岩。SI为固结指数, 其指数越大, 说明越基性, 傲格特日贵序列SI指数在8.49-12.46之间, 说明该序列处于中酸性过度阶段 (参照日本火山岩安山岩SI=10~20,

2.3 岩石类型

在QAP图 (图2) 中, 该序列有两个样品落入到了石英二长岩中, 有1个样品落入到了普通花岗岩区域中, 有三个样品落入到了二长花岗岩区域中, 另外三个样品落入到了斜长花岗岩中, 值得说明的是, 在薄片鉴定中, 落入斜长花岗岩的范围中的三个样品 (PM14b3、PM14b4、PM14b5) 虽然不含钾长石, 当PM14b3、PM14b4均经历了同化混染过程, PM14b5范围接近花岗闪长岩范围, 鉴于斜长花岗岩的特殊性, 本次综合定名将PM14b3、PM14b4定名为石英闪长岩, 将PM14b5定为石英二长岩。PM14b6、PM14b7在薄片鉴定中显示其切片位置导致石英偏少, 再根据其他矿物组合, 综合定名采取薄片名称二长花岗岩较为合适。

在Na2O-K2O图解 (图3) 中, 该序列大部分的样品均落入到了A型花岗岩的范围, 此序列属于A型花岗岩, 至于3、4号样品可能是由于同化混染作用造成了元素的变化, 其结果参考价值不大。

3 微量元素地球化学特征

在傲格特日贵岩体微量元素蜘蛛网图 (图4) 中可看出:K2O、Rb、Ba、Th比Ta、Nb、Hf、Zr、Y、Yb富集;Rb的标准化丰度值特别高;Nb的标准化丰度值均低;Ce和Sm普遍比相邻元素富集 (这种选择性富集可能是地壳物质卷入引起的) ;Y和Yb值低于标准化成分。这些特征都与J·A·Pearce的火山岛弧型花岗岩的特征相吻合。

4 稀土元素地球化学特征

由图5可知, 傲格特日贵岩体稀土总量较高, 在240~439之间, 远大于中性岩平均值 (196) , 说明该序列稀土元素很富集。∑LREE/∑HREE>1, 多在8~11之间, 说明轻稀土比重稀土要富集的多。

稀土配分曲线为斜率较小的右倾式曲线, 表明该序列中轻稀土比重稀土更为富集。

(La/Sm) N值:即轻稀土元素分馏度。其值越大表明轻稀土元素之间分馏程度越好, 轻稀土元素越富集。在该序列中其值介于3.32~3.86, 指示该序列轻稀土元素之间分馏程度较高, 轻稀土元素富集。

(Gd/Yb) N值:即重稀土元素分馏度。其值越小表明重稀土元素之间分馏程度越好, 重稀土元素越富集。在傲格特日贵序列中其值介于1.72~4.49, 指示该序列重稀土元素之间分馏程度略高, 重稀土元素富集。

岩浆分异度δEu值:岩浆分异程度愈高则δEu值愈小, 铕亏损愈强烈。其那尔萨依序列中的δEu值均小于1, 在0.36~0.62之间, 说明该序列整体为铕较强亏损型, 岩浆分异程度较高;在稀土配分曲线中Eu呈明显负异常, 也可以说明铕在该序列中亏损较强。

5 傲格特日贵花岗岩体时代讨论

于该岩体内部取同位素样一件, 采用锆石U-Pb法, 选择环带清晰, 晶形完整, 长宽比高大等具岩浆成因特征的锆石, 共打点20个, 分析点多位于锆石环带的中央部位, 这些分析点的年龄能较好的反映岩体的侵入时代。分析结果显示 (图6) , 有11个点的加权平均年龄值在410-440 (Ma) 之间, 代表了该岩体的结晶成岩年龄, 时代应归属志留纪。

6 构造环境讨论

傲格特日贵花岗岩地处欧龙布鲁克微陆块中南部, 多侵入于古元古代变质侵入体 (亦为古老结晶基地) 。该序列在Y-Nb图解中 (图7) 落入了火山弧和同碰撞花岗岩的范围, 在Yb-Ta图解中 (图7) 落入火山弧花岗岩范围内, 在R1-R2图解中 (图8) 基本落入了 (4) 区域, 靠近 (6) 区域, 为晚造山区花岗岩区域内, 接近同碰撞花岗岩。

通过对区域构造环境的分析, 在寒武纪晚期, 柴达木陆块与欧龙布鲁克微陆块之间的大洋开始封闭, 柴达木陆块向欧龙布鲁克微陆块之下俯冲, 随着俯冲作用的加剧, 在欧龙布鲁克微陆块一侧形成临近大陆边缘的岛弧。

7 结论及探讨

7.1 德令哈市傲格特日贵花岗岩体主要岩石类型为黑云母花岗

岩、黑云母二长花岗岩、石英闪长岩、石英二长岩、花岗闪长岩, 属于一套钙碱性向碱性过渡的岩浆岩系列。

7.2 采用锆石U-Pb法同位素测年, 加权平均年龄值在410-440 (Ma) 之间, 代表了该岩体的结晶成岩年龄, 时代应归属志留纪。

7.3 岩石地化特征反应, 其特征都与J.A.Pearce的火山岛弧型花岗岩的特征相吻合。

参考文献

[1]卢松年, 等.中国前寒武纪重大地质问题研究-中国西部前寒武纪重大地质事件群及其全球构造意义[M].北京:地质出版社, 2006.

篇2：北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

摘要：德令哈杂岩与达肯大坂岩群共同构成柴达木盆地北缘欧龙布鲁克微陆块的变质基底，主要由肉红色块状、眼球状花岗片麻岩组成，属于钙碱性-酸性过渡的岩浆岩系列，获得锆石U-Pb法同位素年龄为2318±15Ma，时代归属古元古代，岩石地球化学特征显示其为岛弧型花岗岩。

关键词：德令哈杂岩；同位素年龄；地球化学；构造环境

中图分类号：P588 文献标识码：A 文章编号：1009-2374（2013）26-0079-04

德令哈杂岩最早由陆松年先生提出，其与达肯大坂岩群共同构成柴达木盆地北缘欧龙布鲁克微陆块的变质基底，主要由肉红色块状、眼球状花岗片麻岩组成，斜长角闪岩以规模形态不等的包体赋存其中。本次在德令哈一带开展的1∶50000区域地质矿产调查过程中，详细地填绘出德令哈杂岩并对其地质、地球化学和同位素年龄进行了较为深入的研究，对于确定该区前寒武纪地层系统和构造格架有重要的意义。

1 地质特征

在本调查区，德令哈杂岩（图1）分布于乌吞那仁幅及红山煤矿幅南部，根据岩性组合的不同将其划分为两个岩体：花岗闪长片麻岩和黑云母花岗片麻岩。由于遭受了多期变质变形作用，二者接触界限多数为过渡接触，原生接触关系已经完全破坏。但是从空间分布特征及局部可见黑云母花岗片麻岩包含花岗闪长岩变质侵入体的残块推测，黑云母花岗片麻岩为后期侵入到花岗闪长片麻岩中。而且二者岩性相似，多处均为过渡关系，推测二者为涌动接触关系。

图1 德令哈杂岩分布图

主要岩性特征如下：

碎粒重结晶绿帘石化黑云母花岗闪长岩（花岗闪长片麻岩）：花岗变晶结构，片麻状构造。其主要成分为碎粒重结晶之后的石英、斜长石、黑云母、钾长石。其中石英含量约21%，全部碎粒化，部分包于斜长石内部；黑云母含量约12%，碎粒化，多被绿泥石交代；斜长石含量约61%，均被绢云母交代；钾长石含量较少，约6%，碎粒化。所有矿物首先经历了以绿帘石化为主的蚀变作用，然后再经历碎粒化为主的动力变质作用，后一次的碎粒化对岩石影响较大，岩石矿物基本均为原地碎粒化集合体，但是基本未改变各种矿物在岩石中的位置及空间分布。

碎粒重结晶二云母花岗岩：花岗变晶结构，块状构造-片麻状构造，矿物多以碎粒化集合体形出现，原地破碎，未改变原结晶特征。其主要矿物为石英、斜长石、白云母、钾长石、黑云母。其中石英含量约24%，全部碎粒化重结晶；斜长石含量约27%，全部重结晶，其中充填部分钾长石；钾长石基本未破碎，可见包裹的碎粒斜长石，可认定为钾长石在碎粒岩化之后结晶；黑云母、白云母含量约5%，多以集合体形式分布于斜长石及钾长石之间，白云母基本由黑云母退变而成，黑云母多绿泥石化。

碎粒重结晶二长花岗岩：花岗变晶结构，块状-片麻状构造。矿物成分基本是碎粒重结晶。主要由钾长石、石英、斜长石、白云母组成。斜长石含量约24%强烈破碎，形成碎粒化并且重结晶；钾长石含量约38%，其破碎后又活化，并对斜长石胶结并溶蚀，石英含量约31%全部被挤压，形成条带状消光及条带状分布，黑云母全部被白云母交代，定向排列。

2 岩石地球化学特征

2.1 主要氧化物特征

由表1可以看出，德令哈杂岩采集的10个样品，1～3号样品SiO2含量较少，在55%～65%之间，属于中性岩，其余7件样品均大于65%，属于酸性岩，整体来说，德令哈杂岩属于中酸性侵入体。

2.2 岩石系列

由表2可以看出，除3号样品外，其余样品里特曼指数σ<3.3，属于钙碱性系列，下方的硅-碱图也证实了这一点，1～5号样品固结指数较高，在7～15之间，相当于日本火山岩中的英安岩-安山岩，属于中酸性系列，6～10的固结指数均小于2，相当日本火山岩中的英安岩，属于酸性系列。该套样品其长英指数和镁铁指数都比较大，说明岩浆分离结晶作用强烈。

表1 岩石化学分析数据表

表2 德令哈杂岩特征参数表

2.3 岩石类型

从QAP图（图2及图3）中可看出，德令哈杂岩较为明显地分为两套岩性，其中1～5号样品主要岩性为花岗闪长岩，6～10号样品主要岩性为二长花岗岩。另外从参数特征表可以看出，该套样品1～5号样品和6～10号样品数据有明显的差异，验证了我们这次工作对德令哈杂岩的

解体。

图2 德令哈杂岩QAP图 图3 德令哈杂岩R1-R2图

在Na2O-K2O判别图（图4）上，德令哈杂岩有三个样品落入到了判别图范围之外，在范围内部的各点也比较分散，但是大致可以看出德令哈杂岩基本以I型和S型为主，投点较为分散可能是该变质侵入体时代较为久远，曾经遭受多期次的区域变质和动力变质作用，局部遭受混合岩化作用，使得该岩体显示不同的成因特征。

在A/MF-C/MF判别图（图5）中，1～5号样品大部分落入了C区域，为基性火山岩部分熔融，6～10落入到了B区域，为变质砂岩部分熔融。该图进一步证实了此次工作中解体出的德令哈杂岩至少含有两种不同成因的变质侵入体。再结合Na2O-K2O判别图，最终确认1～5号样品所代表的花岗岩类型为I型，6～10号样品所代表的花岗岩类型为S型或者A型。鉴于A型花岗岩分类并非以成因类型为组，暂定6～10号花岗岩为S型花岗岩，其为沉积岩部分熔融

而来。

图4 德令哈杂岩 图5 德令哈杂岩

Na2O-K2O图 A/MF-C/MF图

3 微量元素地球化学特征

由图6可看出，德令哈杂岩的亲石元素Sc、Hf、Th含量普遍比较高，Th元素为放射性元素，普遍高于维氏值，说明岩浆形成时候温度较高，1～5号样亲铁元素Sr含量较高，6～10号元素含量较低，但整体低于维氏值，说明德令哈杂岩受到了地壳下部硅镁层和上部硅铝层的热交换作用，导致地幔富集的一些亲铁元素在这个热交换过程中，一部分流失到了地壳中。亦有可能为混合岩化造成的地幔物质的流失。Rb、Ba等低场强元素普遍高于维氏值，说明德令哈杂岩形成过程中可能有流体的加入。

图6 德令哈杂岩微量元素蜘蛛网图解

在微量元素蜘蛛网图上，可看到其曲线基本为平缓式，略微右倾，其显现出较大的Ba异常，Rb、Th、hf和Sm富集程度较高，Ce在曲线中呈微弱的正异常。

4 稀土元素地球化学特征

由图7可以看出，德令哈杂岩的稀土总量在51～262之间，不同样品差别较大，其中1～3号样品属于稀土富集型，4～10号样品属于稀土亏损型。总体来说，德令哈杂岩稀土是亏损型，∑LREE/∑HREE在8.28～15.84之间说明轻稀土比重稀土要富集得多。

（La/Sm）N值：即轻稀土元素分馏度。其值越大表明轻稀土元素之间分馏程度越好，轻稀土元素越富集。在德令哈杂岩中其值介于3.25～7.35之间，指示该序列轻稀土元素之间分馏程度较高，轻稀土元素很富集。

（Gd/Yb）N值：即重稀土元素分馏度。其值越小表明重稀土元素之间分馏程度越好，重稀土元素越富集。在德令哈杂岩中其值介于2.15～4.59之间，指示该序列重稀土元素之间分馏程度差，重稀土元素亏损。

稀土配分曲线（图7）总体为略向右倾的平缓曲线，也表明德令哈杂岩中轻稀土略为富集，同时也说明其形成深度较大，局部熔融程度高。

图7 德令哈杂岩稀土元素曲线图解

岩浆分异度δEu值：岩浆分异程度愈高则δEu值愈小，铕亏损愈强烈。德令哈杂岩中的δEu值变化较大，从0.65到1.54不等，当总体趋势都接近1而小于1，说明库勒萨依序列整体为铕轻度亏损型，岩浆分异程度较高。Eu在稀土配分曲线中呈微弱的负异常，也可以说明铕在该序列中轻度亏损。

5 德令哈杂岩时代讨论

图8 德令哈杂岩TW3样品锆石CL图像

锆石样品（TW3）共分析测试了20个点。其中TW3-16明显偏离谐和线。点TW3-6的206Pb/238U谐和年龄为2138.8±26Ma，点TW3-14的206Pb/238U谐和年龄为2141±24.7±12.5Ma。其余17个点在锆石U-Pb谐和图中构成非常集中的主锆石群，其207Pb/235U的加权平均年龄为2318±15Ma（MSWD=1.2，95%置信度），主锆石群在U-Pb一致曲线图中集中分布于谐和线上，说明这些锆石在构造演化中没有发生Pb明显的丢失，这里我们就将17个没发生铅同位素丢失的测试点的207Pb/235U表面年龄加权平均值2318±15Ma（MSWD=1.2，95%置信度）作为样品的结晶年龄。

图9 德令哈杂岩 图10 德令哈杂岩

TW3样品年龄图（一） TW3样品年龄图（二）

由上可知，德令哈杂岩同位素年龄确定为2318±15Ma，时代归属古元古代。

6 德令哈杂岩地质意义及构造环境探讨

本次确定的德令哈杂岩年龄与以往工作同位素的年龄数据基本保持一致，此年龄小于王勤燕、陈能松等人测定的达肯大坂岩群中碎屑物锆石年龄（2467+28/-26）和（2474+66/-52）Ma，说明德令哈杂岩普遍较达肯大坂岩群形成时代要晚，且在工作中多处发现了达肯大坂岩群中的大理岩呈残块赋存于德令哈杂言的钾长花岗片麻岩中，说明德令哈杂岩侵入到达肯大坂岩群是可信的。

由于德令哈杂岩遭受了多期次热变质、动力变质及混合岩化作用，其岩石的元素也有较多次数的变化，部分已经无法反映其原始的元素组合特征，因此，在氧化物和微量元素为基础的构造环境判别图的准确性亦值得进一步商榷。这里就这次工作所采集的10个样品进行一些构造环境判别的图件制作，受限于工作量及工作手段以及项目工作组对德令哈杂岩的认识所限，对德令哈杂岩构造环境仅做一些探讨。

图11 德令哈杂岩 图12 德令哈杂岩

R1-R2构造环境图 Yb-Ta判别图解

图13 德令哈杂岩 图13 德令哈杂岩

Y-Nb判别图解 Y+Nb-Rb判别图解

由图11至图14可知，德令哈杂岩在R1-R2图解中，大部分落入了造山期后A型花岗岩、晚造山区花岗岩和同碰撞花岗岩的交汇区域，说明了该样品主量元素受到后期影响变化较大，导致R1-R2投影有较大的偏移，判断效果欠佳，后面的微量元素图解则相对规律性较好，基本都落入了火山弧花岗岩中，由此可以推测，德令哈花岗岩应该属于火山弧花岗岩，由于古元古代原始大陆刚刚形成，很多地方仅出现陆核，大陆弧花岗岩出现的可能性较小，因此推测德令哈杂岩为岛弧型花岗岩。

7 结论及探讨

（1）德令哈杂岩与达肯大坂岩群共同构成柴达木盆地北缘欧龙布鲁克微陆块的变质基底，主要由肉红色块状、眼球状花岗片麻岩组成，属于钙碱性-酸性过渡的岩浆岩系列。

（2）采用锆石U-Pb法同位素测年，获得锆石U-Pb法同位素年龄为2318±15Ma，时代归属古元古代。

（3）德令哈杂岩普遍较达肯大坂岩群形成时代要晚，两者为侵入接触关系。

（4）岩石地球化学特征显示其为岛弧型花岗岩。

参考文献

[1] 松年，等.中国前寒武纪重大地质问题研究——中国西部前寒武纪重大地质事件群及其全球构造意义

[M].北京：地质出版社，2006.

[2]（英）HughR，Rollison，杨学明，等.岩石地球化学[M].合肥：中国科学技术大学出版社，2000.

篇3：北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

1 区域地质概况

研究区地处江南造山带西南段, 在新元古代, 有大量的花岗岩体 (摩天岭花岗岩体) 和基性火山岩与规模较大的基性-超基性侵入岩产出。区域所在的黔桂毗邻地带-九万大山区, 其区域构造部位属吉羊穹状背斜北缘。

区域出露中元古界四堡岩群和新元古界青白口系下江群及第四系。新元古界青白口系下江群与中元古界四堡岩群呈角度不整合接触。四堡岩群分布在大弄、翠里、洞头地区, 主要由一套砂泥质岩和基性火山岩组成;下江群分布在下洋洞-平正、雍里-顶洞一带, 由砾岩、砂泥质岩、碳质泥岩、碳酸盐岩及基性火山岩组成。

花岗岩分布于研究区中南部 (图1) , 为黔桂边境摩天岭花岗岩基的北延部分, 摩天岭花岗岩岩基整体呈近北北东向椭圆形展布, 岩石均遭受不同程度的变形变质作用改造, 围岩为四堡岩群。研究区内的摩天岭花岗岩存在四个岩石单元, 分别为:更丹单元 (Pt3G) 、吉羊单元 (Pt3J) 、汪洞单元 (Pt3W) 、水碾单元 (Pt3S) 。混合花岗岩化主要分布于令里-归江、杆洞、刚边的宰鸭及板良等地, 是由与摩天岭大花岗岩同源的岩浆前锋与围岩混合、交代形成。

(据1/5万宰便-高武幅区域地质调查报告)

2 基性-超基性岩地质特征

研究区内基性、超基性岩体及火山岩体众多, 主要出露在摩天岭花岗岩体周边, 少量产出于花岗岩体内部。超基性侵入岩主要分布于黔桂交界的广西洞头一带;基性侵入岩主要分布在大弄-大花孖、甲烈以及加榜等地 (图1) ;而基性火山岩主要出露在平正-帮富山一带。

2.1 基性、超基性侵入岩

2.1.1 洞头基性-超基性岩区

(1) 岩体地质特征和产出状况

主要产出于岜朵-洋边山一带, 共9个侵入体, 岩性以超基性岩占绝对优势, 仅个别见基性岩。岩体呈岩株、岩脉产出围岩为四堡岩群鱼西组和唐柳岩组。岩体长轴走向总体呈北东向, 与该区主要构造方向基本一致。岩体颜色较深, 为黑色、墨绿色, 中心部位一般呈致密状构造, 边缘具片理化, 产状与围岩片理一致。岩体蚀变强烈, 主要有闪石化、蛇纹石化、滑石化、绿泥石化等。

(2) 岩石特征

洞头超基性-基性岩于研究区东南部洞头北约1km处出露较好, 岩体呈岩株状产出, 可分为橄榄岩、辉石橄榄岩、橄榄辉石岩及辉长岩四个岩相。

此外, 位于平城岩体以北约500m的洋边岩体也显示出相似的岩相分布特征。岩体呈环带状产出, 中心相为蛇纹石化滑石化的辉石橄榄岩和橄榄岩, 边缘相为绿泥石化、透闪石化橄榄岩、角闪辉石岩或辉石角闪岩[1]。

2.1.2 大弄基性-超基性岩区

(1) 岩体地质特征和产出状况

主要产出于大弄-杆洞一带, 另在南加等地零星出露, 共产出岩体33个。岩性主要为辉长辉绿岩、辉绿岩和辉长岩, 以及少量超基性岩。岩体延伸方向一般为北北西向、北西向, 与该区主要构造方向一致。其围岩为四堡岩群文通岩组、唐柳岩组和鱼西组。岩体呈深灰绿色、灰绿色, 块状构造, 部分岩体边部具片理化。

(2) 岩石特征

该区的岩石主要为辉长辉绿岩, 只有中大弄西岩体中部有少量橄榄辉石。岩石蚀变强烈, 主要为纤闪石化、钠黝帘石化、绿泥石化。主要矿物为辉石和长石, 原生斜长石多蚀变为钠黝帘石、绿泥石化及少量绢云母化。

2.1.3 加榜基性岩区

(1) 岩体地质特征和产出状况

主要产出于加榜一带, 在肯楼、平正等地有零星出露, 共个侵入体。岩体呈岩床侵位于甲路组和乌叶组中, 延伸方向大致呈南北向或北西西向。岩体规模普遍较小, 其中出露面积最大的岩体为加榜辉绿岩体。岩体呈岩床状侵位于甲路组第一段与第二段之间。岩石呈绿色-深绿色, 主要呈块状构造。岩石结构主要有辉绿结构、交代结构、海绵陨铁结构。岩体蚀变与中部岩区基性岩比较, 蚀变程度相对较弱。

(2) 岩石特征

岩石结构主要有辉绿结构、交代结构、海绵陨铁结构。岩石蚀变较强烈, 主要有绿泥石化、碳酸盐化、硅化及次闪石化。

2.2 基性火山岩

2.2.1 中元古代基性火山岩

(1) 产出特征

主要产出于雨田山-帮富山一带, 赋存于四堡岩群文通岩组中 (图2) , 共见有五层基性火山岩, 分别为:第一层 (Pt2B1) 、第二层 (Pt2B2) 、第三层 (Pt2B3) 、第四层 (Pt2B4) 、第五层 (Pt2B5) , 见图2。火山岩主要呈层状、透镜状产出。由于文通岩组岩石经过多次构造作用, 变形强烈, 很难恢复其层序和原岩, 各火山岩之间的关系有待进一步查明。

(据1/5万宰便-高武幅区域地质调查报告)

(2) 岩石特征

岩石主要组成矿物为透闪石 (阳起石) 、纤闪石、绿帘石、绿泥石, 其次为角闪石、黑云母、次生石英等。局部可见斜长石残迹或假象, 呈厚板状斑晶产出, 具泥化现象, 黑云母呈不规则片状斑晶, 具熔蚀现象, 基质由放射状、纤维状次闪石及绿泥石、绿帘石等组成。

2.2.2 新元古代基性火山岩

新元古代基性火山岩产于下江群 (板溪群) 中, 共三层, 均已发生蚀变形成绿泥石千枚岩 (图3) 。分布在党扭-平正、根勇-中讲一带, 赋存于下江群甲路组一段上部和二段, 是目前本区新元古界最低层位的火山岩。

(据1/5万宰便-高武幅区域地质调查报告)

第一层:分布在新村南西至中讲一带, 产于Qbj1b中上部千枚岩中。岩石蚀变为绿泥石千枚岩, 边部局部见眼球状石英集合体。

第二层:分布在翁浪-地虎一带, 赋存于甲路组二段底部钙质千枚岩中。岩石为绿泥石化 (基性) 火山岩、绢云母化火山岩。呈暗绿色, 致密块状。具斑状结构。

第三层:分布在平正-地虎一带, 赋存于甲路组二段上部钙质千枚岩底。火山岩已蚀变为绿泥石化片岩。呈暗绿色, 致密块状, 具花岗鳞片变晶结构。

3 黔东南铁镁质岩体形成过程初探

对华南晋宁期花岗岩及周围的铁镁质小岩体的微量元素地球化学、同位素和侵位年龄的研究, 形成了两种截然不同的认识。Li等[3]根据广西境内摩天岭花岗岩与铁镁质岩体形成时代的一致性 (约825Ma) , 提出了新元古代中期超级地幔柱的观点。认为Rodinia大陆裂解在华南产生了超级地幔柱, 地幔柱的加温导致上面的地壳发生重熔产生了晋宁期花岗岩浆。相反, Zhou等[4]和周金城等[2]通过微量元素和同位素年龄分析认为扬子地块晋宁期花岗岩是大陆碰撞作用的产物, 而周围的铁镁质小岩体则起源于岛弧玄武岩。

由于区内铁镁质岩体并不是一期形成, 时代从825Ma一直延续到788Ma, 而华南晋宁期花岗岩的年龄基本分布在825Ma左右, 而且铁镁质岩体规模均很小, 缺乏相关的溢流玄武岩、科马提岩等产出, 因此认为新元古代时期华南虽有裂谷作用产生, 但并无地幔柱产生。

笔者认为研究区铁镁质岩体的产生过程为:1.3Ga以前的岛弧岩浆作用产生了初始的铁镁质岩石, 其后 (约1.0Ga~800Ma) 大洋岩石圈板块俯冲至大陆岩石圈板块之下, 此即四堡造山运动, 岩石圈加厚导致本区花岗岩的形成;大约800Ma开始的Rodinia超大陆裂解使区内软流圈地幔上涌, 造成原有的铁镁质岩石发生部分熔融, 产生铁镁质岩浆, 在岩浆上升过程中又遭受不同程度的地壳混染, 最后就位形成区内的铁镁质岩体。

4 结论

通过以上分析, 得到以下几点认识:

(1) 黔东南地区铁镁质岩体主要分布于摩天岭花岗岩体周围, 呈岩墙状、层状侵位于中元古代至新元古代地层中;其产状受区域构造控制;

(2) 黔东南地区铁镁质岩体岩石学特征研究表明, 其岩类从超基性的橄榄岩、辉石橄榄岩到基性的辉绿岩和玄武岩均有分布, 但均已遭受比较强烈的后期蚀变作用;

(3) 综合研究表明, 本区铁镁质岩石是1.3Ga以前的岛弧玄武岩俯冲到大陆板块后, 在Rodinia超大陆裂解过程中重新熔融后形成, 与地幔柱作用无关。

参考文献

[1]广西壮族自治区地质矿产局.广西壮族自治区区域地质志[M].北京:地质出版社, 1985.

[2]周金城, 王孝磊, 邱检生, 等.桂北中-新元古代镁铁质-超镁铁质岩的岩石地球化学[J].岩石学报, 2003, 19 (1) :9~18.

[3]Li Z.X., Li X.H., Kinny P.D., et.al.Geochronology of Neoproterozoic syn-riftmagmatism in the Yangtze Craton, South China and correlations with other continents:evidence for a mantle superplume that broke up Rodinia[J].Precambrian Research, 2003, 122:85~109.

篇4：北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

【关键词】云南金厂；镍-金矿床；镍矿化；地质特征

0.引言

云南墨江金厂镍-金矿床是我国西南地区比较大的且同时富含银、镍、铂的石英脉型金矿床。其位于哀牢山混杂岩带，矿床分布于超基性岩体附近的破碎带中，围岩主要是粉砂、石英砂岩和板岩，另含少量硅质菱镁岩和蛇纹岩。镍矿体多由围岩过渡而来，镍矿体与金矿体常常处于分离状态，极少有重合、交叉发生。通常镍矿化的时间相对晚些，而金矿化的时间则相对较早。成矿物质的变迁多数由超基性岩体矿化而来，同时经过强烈的蛇纹岩和碳酸盐化这些蚀变作用而生成。镍矿体的成矿地质特征主要表现在强烈铬绢云母化、硅化和黄铁矿化等方面，而镍矿化则可归为中低温热液矿化。

云南墨江金厂镍-金矿床最早的开采记录可追溯至清代，建国以后，有部分勘探队在金厂矿区以及周边对铁、金、镍矿以及石棉矿进行勘探。上世纪80年代，武警黄金13部队也对该矿床区域进行了勘探，认为镍储量达到1.08万吨，而金储量达30吨。从武警黄金部队的勘探报告看，砷硫化物镍矿床形成于燕山期中末期，这一时期，酸性岩侵入热岩浆，热液将超基性岩中的镍矿物分解，导致镍、硫、砷反应出镍的硫砷化物。所以，由此也可证实，该金厂矿床中镍和金主要是源自超基性岩体，而硫主要源于超基性岩。

1.矿床地质特征

1.1地层特征

矿区上构造层为红层，只有下端地层出露，岩性多是灰紫色砾岩和夹砂质泥岩。底部砾石一般是变质岩和超基性岩，局部有石英脉碎砾，岩层的厚度变化范围较大。下构造层由碎屑沉积构成，地层为北北西向。底部是砾岩和含砾砂岩透镜体构成，中部有砂岩和板岩互层，上部是砂板岩互层。在变质和蚀变作用下，形成了石英岩、板岩和片岩。按照岩性不同，各段镍金含量的差异也极为显著，中下部丰度值明显趋高。

1.2构造

矿床区域内主要是褶皱构造，进而影响了超基性岩体和整个金矿床的分布。核部主要由下构造层构造，翼部主要由上构造层组成。超基性岩体纵贯金厂大断裂。矿床的断裂构造可以分成三级，一级断裂带宽由几百到两千多米，为压扭性断裂，由超基性岩体以及酸性岩脉填充，控岩构造。二级断裂有矿床和矿脉群的导矿组成。三级断裂是配矿和熔矿构成。三季断裂是主要的断裂构造，对矿脉和矿体的分布影响最大。

1.3岩浆岩

岩浆岩在矿床中的分布，主要是超基性岩，掺有部分基性岩以及酸性岩。而其中超基性岩是岩浆岩组成中规模最大、分布最广的。正是这些超基性岩对镍金的生产起到了重要作用，它们构成了一个两头小中间大的岩墙，其变质作用较为强烈，发生广泛，蚀变深度可达到五百多米，硅化强烈，形成了硅化带和滑石片岩带。基性脉岩多是北北西向断裂分布，主要成分是灰色、绿色浅成辉绿岩。基性脉岩规模小，多数硅化或者绿泥石矿化。基性脉岩局部发生金矿化。花岗岩规模较小，但是分布较为普遍，少数穿插于超基性岩体。从基性或是喷发活动看，矿区北部地区多有灰绿色基性火山熔岩，在区域变质和蚀变作用下黄铁矿化。但在其中可发现自然金颗粒。

1.4矿床

矿床中下部的石英岩和板岩以及滑石片岩的断裂带中富含矿体。其中含金矿体多分布于四种矿体中，即石英脉、石英岩、石英脉与石英岩混合以及滑石脉型。而镍矿体共有76各，在矿区中分布于南北长两千五百米东西宽三百米的范围内。镍矿体主要在超基性岩体和围岩接触带地区。围岩一般是石英岩还有粉砂岩，其中有部分为蛇纹岩和硅质菱镁岩。北西走向的断裂带对矿体的控制和影响最大，云母化蚀变带超出了矿体的范围。从单独的镍矿体规模来看，其规模较小，以透镜状居多，倾向北东。有泥岩稠密和石英岩两种浸染状黄铁矿类型的矿石。前者依构造破碎带的地形分布，含镍百分之零点八至百分之一点二。后者以黄铁矿化的围岩为主，其中夹杂部分硅化和云母化的石英岩和粉砂岩，镍含量在百分之零点五到百分之一之间。

矿床中镍金多数是分离状态的，只有极少数的镍、金呈重叠状态。镍矿体中可发现其中有含金石英脉角砾，这说明镍矿化在时间上极有可能发生在金矿化之后。而浸染状镍矿化和云母叠加在金矿化之上，从侵染状过渡状态分析，矿化带是重叠的。其中黄铁矿和砷镍矿较多，也有少量的针镍矿、方硫镍矿、锑硫镍矿、斜方砷镍矿、白铁矿等。石英和云母石主要的脉石矿物。其组合为黄铁矿和砷镍矿以及硫镍矿。侵染状构造是主要的矿石构造形态，稀疏稠密是矿物的主要分布状态。而其中镍的硫化物和砷化物以及镍的硫砷化物的形成，多是半自形和他形两种，所以主要呈半自形_他形晶粒状结构。自形结构较少。黄铁矿包围的部分也有少量的包含结构，分晶作用对黄铁矿和硫镍矿的影响所形成的环带结构以及白铁矿交代黄铁矿、辉锑矿交代黄铁矿形成交代（残余）结构也是其中常见的矿物类型。低温热液是含镍矿物主要的形成作用，各种矿物之间的生成变化顺序很找出明显的界线，两种矿物之间的交叉与重叠现象也是常见的。

2.镍矿化形成

矿床的形成是一个复杂的过程，经过多元多期的演化和发展，最后叠加生成。镍矿化形成通常认为是来自于超基性岩体，其时间比金矿化要晚。矿床中的铬绢云母是与镍矿体共生较为密切的物质，通常是由热液蚀变所反应生成的，其形成时间可以大致认为接近于镍矿化的时间，二者在年龄上通常可以认为相近或者相同。由此也可以推断，镍矿化的时间大致产生于新生代初。新生代初期，金厂岩体极有可能受到热液的淋滤作用，在淋滤作用之下，镍经过化学反应而转入流体，在流体中与硫、砷等化学物质发生反应，在围岩的接触带其弯曲地方的断裂带沉淀下来，并在这一过程中开始了镍矿化、黄铁矿化、硅化和铬绢云母化等的形成。

从镍、金的空间分布规律中，我们可以看出，矿床中的金矿化时间要更早，而从二者的叠加与穿插的程度来看，镍矿化的时间要更晚一些。所以金矿体与镍矿体实际上有着明显的空间上的分离，在对镍矿体进行检测的结果表明，其中含金与含镍的量之间，无法找到明显的线性相关关系。从矿化带的矿体含量分布看，其镍、金含量成零点零物水平线性相关，其相关系数为零点二八九。而从镍矿化和金矿化的成因角度看，二者成矿物质是在一次相同的热液事件中基于活化作用而形成了成矿热液。其后二者又分离成矿。通常在地质勘探中，几乎没有在蛇绿岩中发现铜镍硫化物的重要矿床，另外，从固结的超基性岩中，镍又可以进行淋滤活化作用，在这一作用下，完全可以反应生成热液矿床，而其作用过程和超基性岩的热液活动并无关系。我国西南部地区，尤其是云南西部哀牢山地区，其蛇绿混杂岩带实际上有大小不一的一百多个超基性岩体。迄今为止，惟一已知的伴生热液的硫砷镍矿体就是金厂所在的超基性岩体。

【参考文献】

[1]方维萱，胡瑞忠，谢桂青，等.墨江镍金矿床（黄铁矿）硅质岩的成岩成矿时代[J].科学通报，2001（01）.

[2]谢桂青，胡瑞忠，方维萱，等.云南墨江金矿床硅质岩沉积环境的地球化学探讨[J].地球化学，2001（05）.

[3]应汉龙，蔡新平，刘秉光.云南墨江金矿床含金硅质岩的地球化学特征和成因[J].地球化学，2000（02）.

[4]简平，汪啸风，何龙清，等.中国西南哀牢山蛇绿岩同位素地质年代学及大地构造意义[J].华南地质与矿产，1998（02）.

篇5：北京洼里砾岩地质特征及形成环境探讨

馆陶组油藏在渤海湾盆地的各个油区均有发现[1], 一般为简单的构造油藏或块状边水油藏, 而辽河油区馆陶组油藏 (如D84、D408等) 的特点与其他油区油藏明显不同。 目前, 辽河油区曙一区已发现的馆陶组油藏为一顶部和四周被水体包围的特殊油藏, 整个油藏形似馒头状。 D239 块馆陶油藏是该类油藏中规模较小的一个, 粘度平均为23×104m Pa, 原油性质属于超稠油。

2 研究区概况

D239 块构造上处于辽河断陷西部凹陷西斜坡带构造高部, Ng组地层平缓, 地层倾角3~5°, 为一自北西向南东倾伏的单斜构造。 含油层位为馆陶油层, 2002 年探明石油地质储量104×104t, 含油面积0.2km2。 工区内馆陶油层含油边界内共有完钻井112 口, 其中取心井2 口, 取心进尺161.43m, 心长137.75m, 收获率85.3%。 研究区的沉积环境处于较潮湿气候条件下冲积扇的扇中亚相, 主要发育辫状河道微相。

3 砾岩层特征

3.1 砾岩层测井响应特征

利用中子伽马曲线判别砾岩层。 中子伽马测井测量的主要是地层的含氢量。 当中子源向地层发射连续的快中子流时, 这些中子与地层中的原子核碰撞, 每一次碰撞都要损失一定的能量, 由于氢核的质量最大, 所以中子与氢核碰撞后, 能量损失最大。 因此, 含氢量越高, 中子伽马值越小。 在相同流体条件下, 地层的含氢量取决于地层孔隙的大小。岩石孔隙的大小, 又与岩石的分选好坏有关。在辽河油田一般又有这样一种规律:砂岩的分选性要好于砂砾岩, 即砂岩的孔隙及含氢量要大于砂砾岩, 自然, 中子伽马读数, 则是砂岩低于砂砾岩, 又由于油和水 ( 气除外) 的含氢量接近, 所以可以用中子伽马曲线来反映地层颗粒的粗细, 从而区分岩性。

中子伽马曲线的局限性: 考虑到中子伽马曲线标准化程度不够, 受测井环境影响较大, 因而采用中子伽马比值 ( NGc) ( 同一口井的目的层中子伽马值NG与泥岩层的中子伽马NGsh之比, 即NGc=NG/NGsh) 与岩心分析粒度中值 ( Md) 建立函数关系 ( 图) , 根据中子伽马读值求出相应的粒度中值, 从而判断岩性。

对于选层应遵循如下原则:

a.岩性比较均匀, 层厚>1m;

b.粒度中值样品密度>4 块/m;

c.泥岩层的厚度一般在10m以上;

d. 岩心描述与粒度分析报告上所定岩性名称有明显矛盾的层不选[2]。

3.2 砾岩层分布特征

馆陶组砾岩层主要有以下两大类型组成:

3.2.1 薄- 厚层砂岩层与砾岩层互层系列

馆陶油层各砂岩组都发育这种系列, 呈正韵律组合, 上部为河道砂岩沉积, 厚度大, 一般1- 4 米, 底部为河底滞留砂砾岩沉积, 厚度小, 一般0.3- 2 米。 其电阻率值高, 自然电位幅度也高。 尽管呈正韵律, 但由于由上至下, 泥质含量逐渐增高, 渗透性降低, 含油饱和度随之逐渐降低, 电阻率曲线呈漏斗形、箱形或两者的组合, 自然电位曲线箱形、漏斗形或两者的组合。

3.2.2 迭加型厚层块状系列

馆陶组油层各砂岩组也都发育这种系列, 沉积以块状构造发育为特征, 呈不明显的递变层理, 为坡面径流沉积 ( 浊流沉积) 。 其厚度大, 一般2- 8 米, 最厚可达11 米。其电阻率值中- 低, 电阻率曲线呈漏斗形或不规则形状, 自然电位幅度中, 自然电位曲线呈漏斗形或不规则形状[3]。

4 识别砾岩层对油藏开发的意义

馆陶组砾岩层较发育, 根据砾岩层所处的位置、砾岩层的厚度、砾岩层的平面延伸范围不同, 其作用也不同, 在馆陶组下部普遍发育一套底砾岩, 砾石直径最大达到十多厘米, 其对应的电性特征为:时差较低, 一般在260~320us/m。 钻遇该砾石层的井达85%以上, 可以作为划分馆陶组底部的主要标志层, 对划分馆陶组底界具有重要意义。

总体上看, 当RT>150, 含砂砾岩或砂质砾岩, 含油较丰富, 为有效储层;RT<150, 本身砾岩的颗粒大, 孔隙小, 含油差, ( 丰度差) , 非有效储层。 因此, 在开发区域优选时, 尽量选择电性特征好、含砂砾岩或砂质砾岩的砾岩层进行部署。

摘要：辽河油田边顶水油藏仅在D84块馆陶油层、D239块馆陶油层发育, 油藏与上覆顶水直接接触, 无明显的泥岩隔层, 且其边部水体呈指状侵入油藏内部, 呈油水间互的油水共存的复杂油水关系, 对开发造成很大困难。以D239块为例, 对馆陶油层边顶水超稠油油藏开展了系统的研究, 重新认识油藏地质体, 解决了该区勘探开发过程中出现的诸多矛盾问题, 探讨了该类油藏规模小、含油带窄、边顶水发育的特殊油藏开发模式, 指定了适应该区油藏地质特点的开发方案, 使该类型油藏的储量实现有效动用, 取得了较好的效果。

关键词：砾岩层,馆陶油层,超稠油

参考文献

[1]邓运华.渤海湾盆地上第三系油藏类型及成藏控制因素分析[J].中国海上油气:地质, 2003, 17 (6) :359-364.

[2]赵伟森, 武耀辉等.廊固凹陷大兴砾岩体成藏差异性特征研究[J].石油地质.