华北克拉通西部孔兹岩带形成时代新证据
论 文
第52卷 第16期 2007年8月
华北克拉通西部孔兹岩带形成时代新证据: 巴彦乌拉-贺兰山地区锆石SHRIMP 定年和Hf 同位素组成
董春艳①② 刘敦一①② 李俊建③ 万渝生①② 周红英②③ 李承东③
杨岳衡④ 谢烈文④
(①
中国地质科学院地质研究所, 北京 100037; ②
北京离子探针中心, 北京 100037; ③
中国地质调查局天津地质矿产研究所,
天津 300170; ④ 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029. E-mail: dongchunyan@https://www.360docs.net/doc/fc17753058.html,)
摘要 对华北克拉通西部孔兹岩带西段巴彦乌拉-贺兰山地区片麻状花岗岩和贺兰山岩群石榴云母二长 片麻岩进行了锆石SHRIMP U-Pb 定年和Hf 同位素组成研究. 片麻状花岗岩岩浆锆石年龄为(2323±20) Ma, 两期变质锆石年龄分别为(1923±28)和(1856±12) Ma. 锆石核、幔和边Hf 同位素组成相近, 19个数据点T DM1(单阶段亏损地幔模式年龄)变化范围为2455~2655 Ma. 石榴云母二长片麻岩中大多数残余锆石年龄集中分布, 平均年龄为(1978±17) Ma, 另有少量更老残余锆石(2871~2469 Ma)存在. 变质锆石由于U 含量很高导致强烈铅丢失, 未能获得准确年龄. 锆石Hf 同位素组成变化范围较大, T DM1为1999~3047 Ma. 结合前人研究成果, 可得出如下结论: (1) 贺兰山岩群孔兹岩系形成于古元古代, 而不是以往认为的太古宙; (2) 研究支持了华北克拉通西部鄂尔多斯陆块和阴山陆块之间存在一规模巨大的古元古代孔兹岩带的认识; (3) 孔兹岩带内大量存在的古元古代早期地质体可能是孔兹岩系碎屑沉积物物源区之一; (4) 鄂尔多斯地块、阴山地块和东部地块大致在同时发生相互碰撞拼合, 导致华北克拉通最终形成.
关键词 孔兹岩带 古元古代 SHRIMP 定年 贺兰山 华北克拉通
2007-02-27收稿, 2007-05-28接受
国土资源部重点项目(批准号: 1212010711815)和北京离子探针中心基础研究项目资助
近年来华北克拉通早前寒武纪研究取得重要进展, 其中之一是构造区划的研究. Zhao 等人[1~4]认为古元古代晚期“中部造山带”发生陆陆碰撞, 西部陆块和东部陆块的相互碰撞, 导致华北克拉通最终成为统一的整体. 最近, Zhao 等人[5]在西部陆块划分出一孔兹岩带, 认为其南部鄂尔多斯地块与北部阴山地块于2.0~1.9 Ga 期间沿该带相互碰撞, 西部陆块和东部陆块碰撞拼合的时间更晚, 大致为~1.85 Ga. Wan 等人[6]认为鄂尔多斯地块、阴山地块和东部地块相互碰撞的时间大致相同, 鄂尔多斯地块和阴山地块之间的碰撞可能稍早一些. Wan 等人[7]对孔兹岩带中部大青山地区乌拉山群两个变泥砂质岩石样品进行了锆石SHRIMP 年代学研究, 确定其形成时代分别为2.5~2.4和2.1~1.9 Ga, 表明很可能存在不同时代的变泥砂质岩石组合. 本文对该带西端巴彦乌拉地区片麻状花岗岩和贺兰山地区贺兰山岩群石榴云母二长片麻岩进行了锆石SHRIMP U-Pb 年代学和Hf 同位素组成研究, 不但有助于查清贺兰山岩群和花
岗质岩石形成时代, 对深化孔兹岩带构造演化研究也具有重要意义.
1 地质背景和样品特征
巴彦乌拉位于内蒙古西部阿拉善盟境内[8,9], 孔兹岩带西段(图1). 该区大面积出露片麻状花岗质岩石, 其中存在少量斜长角闪岩及大理岩. 内蒙古地层清理意见将其归属于太古宙乌拉山群[10]. 但是, 根据大范围内岩石组成均匀的特征, 李俊建等人[11]认为它们是变形的花岗闪长岩, 把获得的(2082±22) Ma 单颗粒锆石TIMS U-Pb 年龄解释为岩体形成时代. 本文研究样品片麻状花岗岩(AD115TW1)的地理坐标位置为北纬39°36′29″, 东经105°10′4″, 距李俊建等人[11]测年样品(99D3TW1)北东约30 km. 岩石呈片麻状, 露头上组成均匀(图2), 主要由斜长石(48%)、石英(27%)、微斜长石(18%)和黑云母(7%)组成. 按组成矿物颗粒大小, 可把其分为两个部分. 主体为粒度较粗的斜长石+石英+微斜长石集合体. 斜长石具聚片
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图1 华北克拉通早前寒武纪构造区划
据Zhao 等人[1]修改. 图中给出了本文及李俊建等人[11]的样品位置
图2 巴彦乌拉地区片麻状花岗岩(AD115TW1)岩石外貌
双晶, 部分绢云母化. 石英呈条带状, 具亚颗粒结构, 波状消光. 另一部分由细小片状棕色黑云母和细粒斜长石、石英组成. 两者呈条带状定向分布, 构成岩石的片麻理. 结构构造表明岩石曾遭受过后期强烈改造.
贺兰山位于宁夏北部, 距巴彦乌拉东约120 km (图1). 该区出露贺兰山岩群, 主要岩石类型为富铝片麻岩、石榴黑云变粒岩、石榴黑云斜长变粒岩和大理岩, 变质程度达高角闪岩相-麻粒岩相. 它们构成华北克拉通西部陆块孔兹岩带的重要组成部分. 胡
能高等人[12]获得该区贺兰山岩群含夕线石堇青石片麻岩和黑云二长变粒岩共7组锆石蒸发法207Pb/206Pb 年龄2.10~1.85 Ga, 石榴石花岗岩2组锆石蒸发法Pb 207/Pb 206年龄1.98~1.89 Ga. 他们认为贺兰山岩群形成于新太古代, 这些年龄为古元古代变质作用的年龄记录. 本文研究样品石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)采自贺兰山岩群, 其地理坐标位置为北纬39°23′20″, 东经105°30′49″. 岩石呈片麻状, 主要由石英(27%)、钾长石(29%)、斜长石(26%)、云母(10%)和一些石榴石组成. 石榴石含量变化较大, 呈粒状或不规则状集合体定向分布, 黑云母也定向分布, 多蚀变为绿泥石.
2 分析方法
全岩常量元素含量用X 荧光光谱法测定, 稀土和微量元素用等离子质谱测定. 测定由国家地质实验测试中心完成.
锆石分选在北京离子探针中心按标准程序完成. 锆石定年在该中心 SHRIMP Ⅱ上完成[13]. 流程及样品靶制备参见Williams [14]. 一次离子流O 2?强度为9 nA, 束斑大小为25~30 μm. 对于碎屑锆石, 测年为3~4组扫描, 标准样和待测样测年之比为1:5; 而对
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岩浆锆石和增生变质锆石, 测年为5组扫描, 标准样和待测样测年之比为1:3~4. 标准样用于校正
206
Pb/238U 的年龄, SL13校正U-Th-Pb 的含量. 标准锆
石(TEM)测年都为5组扫描. 用204Pb 进行普通铅年龄校正[15]. 数据处理采用SQUID11.03d 和ISOPLOT 程序[16]. 单个数据的误差为1σ, 加权平均年龄误差为2σ.
Hf 同位素分析在中国科学院地质与地球物理研
究所完成. 仪器为Neptune 多接受电感耦合等离子体质谱仪和Geolas-193 nm 准分子激光取样系统(LA-MC-ICP-MS), 分析原理及流程见文献[17, 18]激光频率为8 Hz, 能量密度为100 mJ/cm 2, 激光束斑直径为63 μm, 信号采集时间为26 s. 标准锆石为91500 (176Hf/177Hf=0.282306)[19]. 8个标准锆石(91500)分析, 176
Lu/177Hf (corr)的变化范围和平均值分别为0.000333~0.000359和0.000344, 176Hf/177Hf (corr)的变化范围和平均值分别为0.282253~0.282327和0.282287. 计算参数如下: 176Lu 的衰变常数为 1.865×10?11 a ?1[20], 球粒陨石的176Hf/177Hf 和176Lu/177Hf 比值分别为0.0332和0.282772[21], 现今亏损地幔的176Hf/177Hf 为0.28325[22]. 按照Zheng 等人[23~25]的方法, 以变质岩中锆石的核、幔、边不同年龄分别计算了其初始Hf 同位素比值. Hf 同位素单阶段模式年龄T DM1以亏损地幔为参考计算, 两阶段模式年龄T DM2依据大陆地壳平均组成计算.
3 地球化学
片麻状花岗岩(AD115TW1)高SiO 2(70.86%)、K 2O(4.48%)和低Na 2O(3.14%)(表1), 稀土总量低(ΣREE = 80.7 μg/g), 轻重稀土分离较强((La/Yb)N = 34.7), 出现强烈正铕异常(Eu/Eu *=4.0)(表1, 图3(a)). 在Pearce 图解上, 大离子亲石元素相对富集, 相容元 素Cr 亏损, 高场强元素Nb, P 存在弱的亏损(图3(b)). 片麻状花岗闪长岩(99D3TW1)相对低SiO 2(63.43%), K 2O(3.80%)和Na 2O(3.67%)含量相近(表1), 稀土总量较高(ΣREE=154.9 μg/g), 轻重稀土分离相对较弱((La/Yb)N = 21.6), 无明显铕异常(Eu/Eu*=1.1)(表1, 图3(a)). 片麻状花岗岩(AD115TW1)和片麻状花岗闪长岩(99D3TW1)地球化学组成上存在较大区别, 可能表明它们并非采自同一岩体.
石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)高SiO 2 (73.09%)、高K 2O(3.86%)低Na 2O(1.98%)(表1). 稀土总量较高(ΣREE=188.3 μg/g), 轻重稀土分离不强((La/Yb)N = 13.2), 出现微弱负铕异常(Eu/Eu* = 0.73) (表1, 图3(a)). 在Pearce 图解上, 大离子亲石元素富集, Nb, P 和Ti 相对亏损(图3(b)). 其总体特征与太古宙之后的泥砂质岩相近, 显示出较高的成熟度[26].
4 锆石特征及年龄
片麻状花岗岩(AD115TW1)的锆石呈柱状或近等轴状, 阴极发光图像中锆石普遍具核-幔-边结构(图4(a), (b)), 但其宽窄不一. 核部锆石通常具岩浆环带, 部分核部锆石环带结构不明显. 根据内部结构及与幔、边部相互关系, 部分核部锆石显示碎屑成因的特点. 幔部锆石结构均匀, 在阴极发光中呈灰色, 它们蚕食核部锆石, 显示出重结晶的特点. 边部锆石结构均匀, 阴极发光下与幔部锆石相比发光性更弱, 为变质成因. 共在18颗锆石上进行了27个点分析. 8个核部锆石测定, U, Th 含量和Th/U 比值分别为37~307, 13~107 μg/g 和0.26~0.89(表2). 锆石普遍存在强烈铅丢失, 但数据点6.2C 呈反向分布. 去掉铅丢失最强的1.2C, 其余7个数据点给出Pb 207/Pb 206加权平均年龄为(2323±20) Ma (MSWD = 1.9), 大致代表了花岗岩的形成时代. 7个幔部锆石测
图3 巴彦乌拉-贺兰山地区岩石稀土模式和Pearce 图解
AD115TW1: 片麻状花岗岩; 99D3TW1: 片麻状花岗闪长岩; HD01TW1: 石榴云母二长片麻岩
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表1 巴彦乌拉-贺兰山地区岩石元素组成a)
序号 1 2
3 样品号
AD115TW1 99D3TW1 HD01TW1
岩石名称 片麻状花岗岩 片麻状花岗闪长岩 石榴云母二长片麻岩采样位置 巴彦乌拉 巴彦乌拉 贺兰山 SiO 2 70.86 63.43 73.09 TiO 2 0.33 0.57 0.51 Al 2O 3 13.69 17.32 13.12 Fe 2O 3 0.96 0.99 0.38 FeO 1.83 2.75 2.91 MnO 0.04 0.09 0.04 MgO 0.99 1.34 1.57 CaO 2.03 2.85 0.48 Na 2O 3.14 3.67 1.98 K 2O 4.48 3.80 3.86 P 2O 5 0.08 0.11 0.05 H 2O + 1.06 1.74 1.40 CO 2 0.73 0.73 0.21 总量
100.22
99.39 99.60 Cr 16 52 Sc 3.3 7.1 Rb 77 130 Ba 950 949 Sr 524 207 Nb 7.0 16 Ta 0.30
0.72 Hf 3.4 7.5 Zr 130 274 Y 3.1 20 Th 2.0
13 U 0.58 0.95 La 20.0 39.7 41.5 Ce 29.8 65.26 79.7 Pr 3.08 7.17 9.51 Nd 21.6
25.22
35.5 Sm 1.46 4.39 5.82 Eu 1.84 1.63 1.31 Gd 1.30 4.45 5.02 Tb 0.13 0.59 0.69 Dy 0.55 2.97 3.72 Ho 0.10 0.56 0.71 Er 0.35 1.38 2.14 Tm 0.05 0.2 0.29 Yb 0.38 1.21
2.07
Lu 0.06 0.19 0.32
ΣREE 80.7 154.9 188.3 (La/Yb)N
34.7 21.6 13.2 Eu/Eu *
4.0
1.1
0.73
a) 样品99D3TW1数据引自李俊建等人; 氧化物含量单位为
%, 稀土和微量元素含量单位为μg/g
定, U, Th 含量和Th/U 比值分别为134~272, 33~81 μg/g 和0.23~0.36. 它们的
207
Pb/Pb 206年龄存在较大变
化, 其加权平均年龄为(1923±28) Ma (MSWD = 4.2).
一些数据点测试时一次流束斑部分打在了锆石核部
或边部使其为混合年龄,
加之幔部锆石普遍存在强
烈铅丢失, (1923±28) Ma 看来并不能完全代表其形成的真实年龄. 12个边部锆石测定, U, Th 含量和Th/U 比值分别为209~1239, 50~299和0.20~0.52 μg/g. 它们也普遍存在强烈铅丢失, 取5个铅丢失最弱的数据点(1.1R, 5.1R, 13.1R, 18.1R 和21.1R)计算, 获得 Pb 207/Pb 206加权平均年龄为(1856±12) Ma (MSWD = 1.0) (图5(a)), 代表了变质增生边的形成时代.
石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)的锆石呈短柱状或等轴状. 在阴极发光图像中, 锆石具核-边结构(图4(c), (d)), 但增生边不发育, 仅个别宽度足够大, 可进行SHRIMP 年龄测定. 内部结构和外形的不协调关系表明核部锆石为碎屑成因, 与石榴云母二长片麻岩变质原岩为碎屑沉积相吻合. 14个碎屑锆石数据点测定, U, Th 含量和Th/U 比值分别为57~477, 58~233 μg/g 和0.25~0.93(表2). 除5.1C 和11.1C 的Pb 207/Pb 206年龄分别为2871和2469 Ma 外, 其余数据点大致分布于~2.0 Ga 不一致线上. 其中9个锆石铅丢失较弱的数据点Pb 207/Pb 206加权平均年龄为(1978±17) Ma (MSWD = 1.1)(图5(b)), 代表了碎屑锆石物源区主体的形成时代, 也给出了变质原岩碎屑沉积岩沉积时代的下限. 由于变质增生边U 含量很高, 导致强烈铅丢失, 仅进行了3个数据点分析, 未能获得准确变质年龄(图5(b)). 增生边Th/U 比值低(0.01~0.08), 具变质锆石的组成特征.
5 锆石Hf 同位素组成
片麻状花岗岩(AD115TW1)共在14颗锆石上进行了20个数据点Hf 同位素分析(表3). 其中8个数据点位于核部, 其εHf (t ) (t = 2323 Ma, 核部锆石207
Pb/206Pb 加权平均年龄), T DM1和T DM2变化范围分别为0.21~2.02, 2585~2652和2658~2812 Ma; 4个数据点位于幔部, 其εH f (t ) (t = 1923 Ma, 幔部锆石207
Pb/206Pb 加权平均年龄), T DM1和T DM2变化范围分别为?8.31~?3.67, 2455~2631和2623~2854 Ma; 8个数据点位于边部, 除03R 外, 其余数据点的εHf (t ) (t = 1856 Ma, 边部锆石207Pb/206Pb 加权平均年龄), T DM1和T DM2变化范围分别为?10.47~?5.55, 2472~2655和2516~2908 Ma. 大部分锆石核、幔和边的Hf 同位素组成十分相近, 在207Pb/206Pb 年龄-εHf (t )图上大致呈线性关系(图6(a)). 但是, 个别数据点176Hf/177Hf
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图4 巴彦乌拉-贺兰山地区片麻状花岗岩(AD115TW1)和石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)的锆石阴极发光图
图中小圈(~30 μm)和大圈(~60 μm)分别为锆石SHRIMP 测年和Hf 同位素分析位置, 其编号分别与表2和3的一致, 括号内分别为相应的
207
Pb/206Pb 年龄和Hf 同位素亏损地幔模式年龄
表2 巴彦乌拉-贺兰山地区锆石SHRIMP U-Pb 年龄a)
点位
206
Pb c U ?1Th ?1232
Th
238Pb ?1207Pb *206*
±%
207
Pb *235±%
206
Pb *238±%误差
Pb/U Pb/Pb Pb/Th %
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表2(续)
点位
206
Pb c U ?1Th ?1
232
Th
238206
Pb *
?1207Pb *206*±%
207
Pb *235
±%206
Pb *238
±%误差
206
Pb/238
U 207
Pb/206
Pb 208
Pb/232
Th %
1.1R
2.70 2276 182 0.08 215 0.0880 2.9 1.291
6.60.1065 5.90.898652 ±37 1381 ±56 915±180532.1R 0.18 1522 19 0.01 131 0.078430.89
1.085
6.10.1003 6.00.989616 ±35 1158 ±18 687±170473.1R 4.00 1368 22 0.02 85.8 0.0801 3.6 0.771
7.10.0699 6.20.866435 ±26 1199 ±71 2877±500
644.1C 0.04 136 99 0.75 54.0 0.1217 1.4 7.77 6.00.463 5.90.974
2455 ±120 1981 ±25 2297±140?24
5.1C 0.12 57 29 0.53 23.9 0.2056 1.4 13.88
6.10.490 5.90972 2569 ±130 2871 ±23 2603±160116.1C 0.17 114 75 0.68 32.0 0.1214 1.7 5.47 6.10.327 5.90960 1822 ±93 1976 ±31 1925±1208
7.1C 0.14 162 102 0.65 39.7 0.1206 1.5 4.73 6.00.285 5.80968 1615 ±84 1965 ±27 1526± 9418
8.1C 0.00 185 167 0.93 52.3 0.1211 1.2 5.49 6.00.329 5.90981 1833 ±93 1972 ±21 1986±1207
9.1C 0.00 95 58 0.63 28.8 0.1245 1.6 6.04 6.10.352 5.90965 1943 ±98 2022 ±28 2061±130410.1C 0.01 477 233 0.51 62.8 0.1098 1.1 2.32 5.90.1533 5.80982 919 ±50 1797 ±21
705± 54
4911.1C 0.01 239 175 0.76 92.5 0.1613 1.6 9.99 6.10.449 5.90.9632392 ±120 2469 ±28 2356±140312.1C 0.06 149 110 0.76 46.6 0.1238 1.4 6.19 6.00.363 5.90.9741995 ±100 2012 ±24 2138±130113.1C 0.35 237 115 0.50 48.3 0.1228 1.9 4.00 6.10.236 5.80.9531368 ±72 1998 ±33 1912±1203214.1C 0.25 177 142 0.83 39.3 0.1150 1.8 4.08 6.10.258 5.90957 1478 ±78 1880 ±32 1464± 91
2115.1C 0.14 319 78 0.25 63.9 0.1192 1.3 3.82 6.00.233 5.80.9751348 ±71 1945 ±24 1477± 953116.1C 0.09 428 226 0.55 71.4 0.1098 1.2 2.93 6.00.194 5.80.9801142 ±61 1796 ±22 1738±1003617.1C 0.00 161
50 0.32 37.1 0.1193
1.4 4.40
6.0
0.268
5.9
0.972
1529 ±80 1946 ±25 1736±110
21
a) Pb*表示放射性成因铅, 对片麻状花岗岩(AD115TW1), C, M 和R 分别代表锆石的核部(岩浆成因)、幔部(变质成因)和边部(变质成因); 对石榴云母二长片麻岩(HD01TW1), C 和R 分别代表锆石的核部(碎屑成因)和边部(变质成因)
图5 巴彦乌拉-贺兰山地区片麻状花岗岩(AD115TW1)(a)和石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)(b)的锆石
SHRIMP U-Pb 谐和图
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表3 巴彦乌拉-贺兰山地区锆石Hf 同位素组成a)
No. 样品
207
Pb/206Pb 年龄/Ma
176
Yb/177Hf
176
Lu/177Hf
176
Hf/177Hf (c)
2σ εHf (0)εHf (t 1)εHf (t 2)εHf (t 3) 2s T DM1 T DM2 f Lu/Hf
巴彦乌拉地区片麻状花岗岩(AD115TW1) 01C 1.2C 2086 0.025486 0.000449 0.2813330.000018?50.90?4.930.440.44 0.65 2643 2812 ?0.9902R 1.1R 1859 0.024874 0.000607 0.2813700.000021?49.58?8.91
1.52?8.97 0.76 2603 2825 ?0.9803R
0.027513 0.000744 0.2816040.000032?41.30 9.63?0.83 1.12 2294 2285 ?0.9804R 2.2R 1840 0.016352 0.000317 0.2813410.000023?50.62?10.02
0.93?9.66
0.82 2623 2865 ?0.99
05C 2.1C 2291 0.030440 0.000581 0.2813320.000021?50.92?0.510.210.21 0.74 2652 2761 ?0.9806C 3.2C 2296 0.021771 0.000362 0.2813510.000020?50.240.62 1.24 1.24 0.69 2612 2709 ?0.9907M
0.024706 0.000498 0.2813600.000023?49.92 1.35
?7.68
0.83 2609 2695 ?0.99
08C 4.2C 2331 0.021358 0.000372 0.2813470.000019?50.39 1.26 1.08 1.08 0.67 2618 2706 ?0.9909C 5.2C 2337 0.045610 0.000803 0.2813930.000018?48.77 2.34 2.02 2.02 0.63 2585 2658 ?0.9810R 5.1R 1837 0.025356 0.000567 0.2813990.000023?48.56?8.33 2.60?7.90 0.83 2561 2779 ?0.9811C 6.2C 2308 0.019363 0.000339 0.2813530.000024?50.200.98 1.32 1.32 0.87 2609 2701 ?0.9912M 6.1M 1905 0.022530 0.000426 0.2814710.000028?46.02?4.08 5.38?3.67 1.00 2455 2623 ?0.9913C 0.017114 0.000308 0.2813250.000019?51.16 0.40
0.40 0.67 2643 2742 ?0.9914M 7.2M
1902
0.021900 0.000391 0.2813390.000017?50.69?8.780.75?8.31 0.59 2631 2854 ?0.9915C 8.2C 2342 0.014406 0.000306 0.2813510.000017?50.27 1.73 1.30 1.30 0.61 2609 2692 ?0.99
16R 8.1R 1850 0.022854 0.000548 0.2813470.000021?50.39?9.85
0.80
?9.71 0.74 2630 2864 ?0.9817R 0.026894 0.000576 0.2814650.000023?46.20 4.96?5.55 0.82 2472 2516 ?0.9818R 16.1R 1830 0.019540 0.000375 0.2813200.000018?51.36?11.060.10?10.47
0.65 2655 2908 ?0.9919M 17.1M
1980
0.032398 0.000644 0.2813800.000022?49.23?5.89 1.82?7.17 0.77 2592 2774 ?0.9820R 18.1R 1867 0.016419 0.000310 0.281382
0.000022?49.16
?7.94
2.41
?8.19
0.77 2567 2784 ?0.99No.
样品
Pb/Pb
年龄/Ma
176
Yb/177Hf
176
Lu/177Hf
176
Hf/177Hf (c)
2σ
εHf (0) εHf (t 1)εHf (t 2)
2s
T DM1
T DM2
f Lu/Hf
贺兰山地区石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)
01R 1.1R 1381 0.304466 0.008042 0.2818270.000056?33.41?10.21
0.06 2.00 2456 2502?0.7602C
0.071115 0.001372 0.281761
0.000037?35.75 6.62 1.32 2114 2151?0.9603C 5.1C 2871 0.054848 0.001084 0.2810680.000029?60.26 2.29 ?17.62 1.03 3047 3097?0.9704C 7.1C 1965 0.079192 0.001697 0.2816370.000029?40.12 1.52 1.80 1.04 2305 2394?0.9505C 6.1C 1976 0.066027 0.001105 0.2815730.000030?42.390.26 0.31 1.05 2358 2466?0.9706C 0.127243 0.001934 0.2817900.000023?34.74 6.89 0.83 2105 2137?0.9407C 0.089367 0.001657 0.2815130.000037?44.53 ?2.57 1.33 2477 2608?0.9508C 0.022109 0.000336 0.2811490.000022?57.39 ?13.73 0.79 2881 3159?0.9909C 0.035791 0.000636 0.2812530.000024?53.73 ?10.45 0.85 2763 2997?0.9810C
0.062065 0.001125 0.281834
0.000026?33.18 9.54 0.93 1999 2005?0.9711C 11.1C 2469 0.033864 0.000588 0.2811330.000029?57.95?3.57 ?14.63 1.02 2921 3056?0.9812C 13.1C 1998 0.090571 0.002105 0.2817070.000038?37.65 4.17 3.74 1.35 2232 2290?0.9413C 0.031738 0.000718 0.2815540.000025?43.06 0.15 0.88 2360 2473?0.9814C 14.1C 1880 0.135735 0.002797 0.281592
0.000033?41.72?3.32 ?1.27 1.19 2440 2565?0.9215C 0.044575 0.000786 0.2817830.000032?34.99 8.17 1.14 2052 2074?0.9816C
0.057303 0.001243 0.281608
0.000032?41.16 1.37 1.15 2318 2412?0.9617C 10.1C 1797 0.036306 0.000742 0.2816520.000032?39.62?0.46 3.58 1.14 2229 2356?0.9818C 9.1C 2022 0.072834 0.001194 0.2816670.000029?39.08 4.48 3.51
1.02
2234 2294
?0.96
19C
0.077094 0.001223 0.281577
0.000033
?42.27
0.27
1.17 2361 2467?0.96a) 176
Hf/177
Hf (c)为标准95100校正后的 176
Hf/177
Hf 值. 第2列中的编号为离子探针定年编号, 与表2的一致. 年龄单位为Ma. εHf (t 1)中t 1为
Hf 同位素测试位置的207Pb/206
Pb 年龄, 即表中第3列年龄值. 对于片麻状花岗岩(AD115TW1), εHf (t 2)中t 2为锆石核部年龄(2323 Ma), εHf (t 3)中t 3分别为锆石核(2323 Ma)、幔(1923 Ma)、边部(1856 Ma)的207Pb/206Pb 加权平均年龄, 对于石榴云母二长片麻岩(HD01TW1), εHf (t 2)中的t 2为碎屑锆石的207Pb/206Pb 加权平均年龄(1978 Ma). T DM1和T DM2分别为单阶段和两阶段亏损地幔模式年龄
第52卷
第16期 2007年8月
论 文
图6 巴彦乌拉-贺兰山地区片麻状花岗岩(AD115TW1)(a)和石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)(b)的锆石
207
Pb/206Pb 年龄与εHf (t )关系图
207
Pb/206Pb 年龄位置与Hf 同位素分析点位置相同
比值明显偏高, 其中AD115TW1-03R 的176Hf/177Hf (c)高达0.281604.
石榴云母二长片麻岩(HD01TW1) 共在19颗锆石上进行了19个数据点Hf 同位素分析(表3). 18个位于核部的数据点中, 除HD01TW1-03C 和HD01TW1-11C 外, 其余16个核部锆石的εHf (t )(t 为碎屑锆石
207
Pb/206Pb 加权平均年龄1978 Ma), T DM1和
T DM2变化范围分别为?13.6~9.54, 1999~3047和2005~ 3159 Ma. 在207Pb/206Pb 年龄-εHf (t )图上, 石榴云母二长片麻岩(HD01TW1) 碎屑锆石数据点分布变化较大(图6(b)). 6个
207
Pb/206Pb 年龄为~2.0 Ga 的数据点
εHf (t )(t 为Hf 同位素测试位置的207Pb/206Pb 年龄)变化
范围为?3.32和 4.48. 碎屑锆石HD01TW1-03C 和HD01TW1-11C 的207Pb/206Pb 年龄分别为2871和2469 Ma, 其εHf (t )(t 为分析位置锆石207Pb/206Pb 年龄), T DM1和T DM2分别为?3.57和2.29, 3047和2921及3097和3056 Ma. 本次研究仅测定了一个边部, 其T DM1和T DM2分别为2453和2500 Ma.
6 讨论和结论
李俊建等人[11]获得巴彦乌拉片麻状花岗闪长岩(99D3TW1)单颗粒锆石稀释法U-Pb 年龄为2.08 Ga, 提出该区大面积分布的片麻状花岗闪长岩形成时代为古元古代, 而不是以往认为的太古宙. 该研究进一步支持了这一认识, 但实际情况更为复杂. 片麻状花岗岩(AD115TW1)核部和幔部锆石年龄分别为(2.32±0.02)和(1.92±0.03) Ga. 尽管部分核部锆石被幔部锆石切割, 结构上显示出碎屑锆石的某些特征, 但也可解释
为核部锆石发生重结晶. 幔部锆石无明显环带, 具变质锆石的结构特征, 尽管其Th/U 比值大于0.1. 所以, 我们倾向于认为(2.32±0.02)和(1.92±0.03) Ga 分别代表了花岗岩的形成时代和变质时代. 而变质增生边年龄(1.86±0.01) Ga 则记录了更晚期的一次重要构造热事件时代. 由于该区存在古元古代晚期强烈改造, 李俊建等人[11]获得的片麻状花岗闪长岩(99D3TW1)年龄2.08 Ga 可能为岩浆锆石和变质锆石的混合年龄. 片麻状花岗岩(AD115TW1)锆石的核、幔、边U-Pb 年龄虽存在较大区别, 但它们的Hf 同位素组成十分相近, 这与大别地区三叠纪超高压岩石中的锆石十分不同. 在后一情况下, 与核部锆石相比, 边部锆石Lu/Hf 比值降低, 含有更多的放射性成因Hf, 这被认为与富重稀土的石榴石形成有关, 因为这可导致186Hf/ 187Hf 比值高而Lu/Hf 比值低的变质流体介质的形成, 进而导致边部锆石放射性成因Hf 增高和Lu/Hf 比值降低[23]. 与之不同, 巴彦乌拉地区片麻状花岗岩变质作用过程中无石榴石或其他富重稀土矿物形成, 因此核部和边部锆石通常不会出现明显的Hf 同位素组成变化. 然而, 数据点AD115TW1-03R 的176
Hf/177Hf (c)高达0.281604, εHf (2323 Ma), T DM1和T DM2分别为9.63, 2294和2285 Ma, 表明变质作用影响的存在[24]. 岩浆锆石核部普遍具有正的εHf (2.32 Ga)值(0.21~2.02), T DM1和T DM2变化范围分别为2585~2652和2658~2812 Ma, 比锆石形成年龄大~300 Ma. 结合岩石地球化学组成特征, 推测花岗岩形成于有一定地壳滞留时间陆壳物质的部分熔融[27].
贺兰山地区的贺兰山岩群具孔兹岩系性质, 曾
论 文
第52卷 第16期 2007年8月
认为形成于太古宙[12]. 但本次测定的石榴云母二长片麻岩(HD01TW1) 碎屑锆石年龄主要为 1.98 Ga. 变质锆石存在强烈铅丢失, 未能获得准确的变质年龄. 然而从地质上分析, 变质作用很可能发生在古元古代晚期(1.85~1.95 Ga). 显然, 贺兰山岩群孔兹岩系形成于古元古代, 而非以往认为的太古宙[12]. 胡能高等人[12]获得的变泥砂质岩石1.85 Ga 锆石蒸发法年龄有可能为变质作用年龄记录.
孔兹岩带东段集宁地区孔兹岩系变泥砂质岩石变质锆石和最年轻碎屑锆石年龄分别为1.85和2.0 Ga [6]或1.81和1.84 Ga [28]. 中段大青山地区孔兹岩系变泥砂质岩石变质锆石和最年轻碎屑锆石年龄分别为1.9和2.1 Ga [7]. Xia 等人[28,29]认为该区孔兹岩系变泥砂质岩石中年龄为2.01~1.84 Ga 的所有锆石都为碎屑成因. 西段巴彦乌拉-贺兰山地区孔兹岩系变泥砂质岩石变质锆石和最年轻碎屑锆石年龄分别为1.86和1.98 Ga. 尽管不同研究者所获结果和认识有所不同, 但都表明华北克拉通西部鄂尔多斯陆块和阴山陆块之间确实存在一规模巨大的古元古代孔兹岩带[5].
长达1200 km 以上的孔兹岩带中, 许多地区古元古代碎屑沉积岩中都有大量2.3~2.0 Ga 碎屑锆石存在, 其比例甚至远大于太古宙碎屑锆石[6,7,28,29]. 最近, Darby 和Gehrels [30]对千里山新元古代到奥陶纪沉积岩进行碎屑锆石年龄分布模式研究, 其中2.00~2.06 Ga 也构成了一个主要的年龄峰值. 所有这些都表明孔兹岩带或其附近存在一个巨大的古元古代物源区为沉积盆地提供碎屑物质. Xia 等人[29]认为鄂尔多斯陆块为可能的物源区. 但是, 孔兹岩带内广泛分布的2.3~2.0 Ga 地质体[31,32]可能也是孔兹岩系碎屑沉积物的物源区之一. 孔兹岩系中大多数碎屑锆石都显示出较好的磨圆度[6,7,28,29], 有可能反映了较长距离搬运的特点. 如是这样, 这些不同时代的地质体空间上在一起, 应是古元古代晚期构造作用叠置的结果.
石榴云母二长片麻岩(HD01TW1)中, 虽仅有6个年龄为~2.0 Ga 的碎屑锆石进行了Hf 同位素分析, 其组成也显示出较大的变化, εHf (t ), T DM1和T DM2分别为?0.46~4.48, 2234~2440和2294~2565 Ma. 数据点HD01TW1-08和HD01TW1-09有更大的T DM1值(2881~ 2763 Ma)和t DM2(Hf)值(3159和2997 Ma), 但未进行锆石年龄测定, 不能排除为更老碎屑锆石的可能. 然而, 数据点HD01TW1-10的T DM1和T DM2仅为2.0~2.0 Ga, 而εHf (1.97 Ga)高达9.54, 显然来自刚从亏损地幔
分异出来的物源区. 尽管分析数据有限, 年龄为~2.0 Ga 的碎屑锆石Hf 同位素组成显示它们主要来自新的地幔添加物源区. 这与Xia 等人[29]在大青山地区的研究结果完全相同. 老的碎屑锆石存在可能表明部分碎屑物质来自更古老的物源区.
巴彦乌拉花岗闪长质片麻岩(99D3TW1)变质锆石年龄测定, 表明该孔兹岩带也发育与中部带相同的~1.85 Ga 构造热事件, 但是孔兹岩带广泛发育的更早期(1.9~1.95 Ga)构造热事件[6,7]在中部带中还很少发现[33]. 我们认为, 鄂尔多斯地块、阴山地块和东部地块发生碰撞拼合的时间应大致相同, 其中鄂尔多斯地块和阴山地块相互碰撞的时间可能略早一些[7].
致谢 研究中得到赵国春、夏小平、吴福元和郭敬辉的帮助, 两位匿名评审人和编辑部的建设性意见对提高原稿质量起了重要作用, 深表谢意.
参 考 文 献
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of detrital zircons from the Jining Complex, North China Craton and its tectonic significance. Precambrian Res, 2006, 144: 199—212
29 Xia X P, Sun M, Zhao G C, et al. U-Pb and Hf isotopic study of
detrital zircons from the Wulashan khondalites: Constraints on the evolution of the Ordos Terrane, Western Block of the North China Craton. Earth Planet Sci Lett, 2006, 241: 581—593
30 Darby B J, Gehrels G. Detrital zircon reference for the North
China block. J Asian Earth Sci, 2006, 26(6): 637—648
31 钟长汀, 邓晋福, 万渝生, 等. 内蒙古大青山埃达克质花岗岩-赞岐状岩-Closepet 花岗岩锆石U-Pb SHRIMP 年龄及其构造意义. 北京离子探针中心年报, 北京: 地质出版社, 2005. 27—29 32 钟长汀, 邓晋福, 万渝生, 等. 华北克拉通北缘古元古代造山作
用的岩浆记录: 强过铝花岗岩岩石化学特征及锆石SHRIMP 年龄. 北京离子探针中心年报, 北京: 地质出版社, 2005. 30—31 33 李基宏, 杨崇辉, 杜利林. 河北平山深熔伟晶岩锆石成因及
SHRIMP U-Pb 年龄. 自然科学进展, 2004, 14(7): 774—781
塔里木海相克拉通盆地研究
论 文 第52卷 增刊Ⅰ 2007年9月 塔里木盆地海相成因天然气的两种聚集模式 王红军① 赵文智① 胡国艺② 胡剑风③ (① 中国石油勘探开发研究院, 北京100083; ② 中国石油勘探开发研究院廊坊分院, 廊坊065000; ③ 中国石油塔里木油田分公司研究院, 库尔勒841000. E-mail: whj@https://www.360docs.net/doc/fc17753058.html, ) 摘要 塔里木盆地台盆区发现的和田河气田、轮古东气田、塔中气田属于海相成因天然气藏, 气源来自寒武系烃源岩. 模拟实验表明, 滞留于烃源岩内的分散可溶有机质晚期裂解成气, 是海相天然气的主要成因. 分散可溶有机质裂解气通过两种方式聚集成藏, 一种是在晚期构造运动强烈的断裂带上一次成藏, 形成和田河典型的干气气藏气田; 另一种是在轮南和塔中继承性隆起带上形成的凝析气藏, 通过裂解气与原油的混合模拟实验证实, 是由于这些隆起带上早期发生过大规模的原油聚集, 晚期分散可溶有机质裂解气对古油藏充注混合后形成的. 关键词 塔里木盆地 海相 天然气 成因 裂解 成藏 2006-12-20收稿, 2007-05-08接受 国家重点基础研究发展计划项目(编号: 2001CB209100)资助 塔里木海相克拉通盆地天然气藏具有相似的气源成因, 天然气乙烷、碳同位素值轻于?28‰, 表明其来源于寒武系烃源岩 [1~4] . 寒武系烃源岩目前实测R o 值达到 1.9%~3.3%, 属于高-过成熟演化阶段. 对海相Ⅰ, Ⅱ型干酪根成烃演化的研究表明, 原始母质结构决定这类烃源岩在成熟阶段主要以生油为主, 高- 过成熟阶段以液态烃裂解成气为主[5]. 赵文智等人[6]最近提出有机质“接力成气”模式, 重点研究了滞留于烃源岩内的分散可溶有机质在高-过成熟演化阶段的成气时机与潜力评价问题, 指出在中国一些海相盆地中, 广泛分布着中低有机质丰度的烃源岩. 如塔里木盆地寒武系烃源岩, 分布面积很大, 但总体上有机质丰度TOC = 1.0%左右, 与国外海相盆地烃源岩差别很大. 这类烃源岩排液态烃效率在40%~60%之间, 大量液态烃滞留于烃源岩内部, 在高-过成熟阶段发生裂解成气. 从机理上回答了高-过成熟烃源岩生气潜力的问题, 对于开辟新的勘探领域具有重要的理论指导价值. 本文遵循有机质“接力成气”的思想, 选择塔里木盆地海相成因天然气藏进行实例研究, 论证了分散可溶有机质成气的现实性, 并通过进一步的天然气与原油混合实验, 建立了天然气聚集的两种模式, 以期对克拉通盆地天然气勘探潜力评价提供可借鉴的依据. 1 典型海相成因天然气藏的基本特征 塔里木盆地已发现和田河、塔中、轮古东、英南 2、满东1等一批海相成因天然气(田)藏和含气构造 (图1). 天然气主要赋存于古生界奥陶系碳酸盐岩和志留系碎屑岩中. 塔中和塔北隆起奥陶系气(田)藏的圈闭类型以大型古隆起上的(潜山)背斜圈闭和斜坡区的礁滩体岩性圈闭为主, 为凝析气藏; 巴楚隆起和田河气藏圈闭类型以奥陶系风化壳以及石炭系构造地层圈闭为主, 为干气藏; 北部凹陷满东1气藏属志留系砂岩背斜圈闭类型, 为湿气藏. 和田河气田位于巴楚隆起玛扎塔格断裂带上, 构造型圈闭, 储层为石炭系生屑灰岩奥陶系碳酸盐岩风化壳. 探明储量超过600×108 m 3, 是目前发现的台盆区最大的气田. 天然气组分中甲烷含量74.6%, 乙烷以上重烃含量1.2%, 非烃气体含量24.2%, 表现为干气气藏. 甲烷、碳同位素值?37.6‰, 乙烷、碳同位素值?37.2‰. 储层中仅发育一期与气态烃共生的流体包裹体, 均一温度75~90℃, 与目前储层实际地温相当, 反映天然气是晚期充注圈闭成藏的[7,8]. 轮古东奥陶系气藏位于轮南凸起东部, 属于构造-岩性圈闭, 储层为奥陶系颗粒灰岩. 探明储量近300×108 m 3. 天然气组分中甲烷含量84.5%, 乙烷以上重烃含量7.2%, 非烃气体含量8.3%, 表现为凝析气藏. 甲烷、碳同位素值?33.8‰, 乙烷、碳同位素值?32.5‰. 储层中发育三期与烃类共生的流体包裹体, 均一温度为67~95℃及104~115℃的包裹体反映加里东晚期与喜山期储层地层温度, 代表早期两次液态烃的充注成藏. 均一温度为136~142℃的包裹体与气
华北平原
华北平原（又名：黄淮海平原） 一、绘制轮廓 西起太行山，东到黄海、渤海和山东丘陵，北依燕山，南至大别山区一线与长江流域分界，跨越河北、山东、河南、安徽、江苏、北京、天津等省市，面积达30万平方公里。 二、自然条件 1．气候：温带季风气候，大多位于半湿润半干旱区（山东半岛东南部为湿润区），属暖温带。夏季高温多雨，冬季寒冷干燥。雨热同期。1月均温小于0℃，降水变率大， 年降水量在400㎜~800㎜之间。 2．地形：主要位于第三阶梯，我国第二大平原，是冲积平原，是由于黄河、海河、淮河、滦河等所带的大量泥沙沉积所致，海拔多在50m以下，平坦宽阔，有零星低矮 山地，地形完整。 3．水文：夏季为丰水期（夏汛），冬季为枯水期，径流季节变化明显。黄河流经该地含沙量大，黄河有凌汛。易春旱，纬度高有结冰期。河流补给形式为大气降水，地下 水。 4．土壤：黄土，土质疏松，利于根系生长，但盐碱化严重。 5．生物：温带落叶阔叶林。但农作物取代森林占地较多。 三、社会经济条件 1.农业：①利：夏季高温多雨，雨热同期，农作物两年三熟，无霜期较长200~220天；土 地平坦肥沃，有河流水提供灌溉；人口稠密，劳动力丰富且素质较高；耕作历史悠 久，耕作经验丰富；市场广阔。该地有全国商品棉基地冀鲁豫平原。 ②弊：春旱，夏涝，风沙，盐碱对农业生产威胁较大；春季和秋季的寒潮不利于农 作物越冬。 ③粮食作物：冬小麦，谷子。经济作物：花生，棉花，芝麻，大豆，甜菜 ④冀鲁豫平原成为商品棉基地的原因分析： （1）自然：气候：夏季高温多雨，雨热同期，秋季降水少晴天多，对棉花后期生长 和收摘有利。 水源：播种期适逢春旱，灌溉水源不足。 地形：平原地形，地势平坦。 土壤：土壤土层厚，土质疏松，适宜棉花根系生长。 （2）社会经济：市场：市场广阔，市场需求量大 交通：交通便利 政策：有国家政策扶持
华北克拉通古老岩石圈地幔的多次地_省略_来自金伯利岩中橄榄岩捕虏体的启示_路凤香
华北克拉通古老岩石圈地幔的多次地质事件:来自金伯利岩中橄榄岩捕虏体的启示* 路凤香 L U Feng X iang 中国地质大学地球科学学院,武汉430074 Facult y o f Ea rt h S cie n ce,C hina Un iversit y of G eosciences,W uhan430074,C hina 2010-03-24收稿,2010-06-08改回1 Lu FX120101M u ltip l e-geo l ogica l even ts of an cien t lithos ph er ic mantle ben eath N orth Ch ina craton:A s inferred fro m p er i dotite xenolith s i n k i m berlite1A cta Petrol og ica S i n ica,26(11):3177-3188 Abstrac t Two piece o f serpenti nized garne t per i do tite m antle x enoliths w it h sheared-deforma ti on tex ture en trai ned i n ki m be rli te fro m M engy i n have been st udied i n t h is paper1T hree k i nds o f pyroxenes represen ted three g eo log ica l events o f litho spheric m antl e are recognized1F rom ea rl y t o late they are:(1)euhedral d i opsite(P y)i nclus i ons in garne t;(2)irregu l ar coarse g ra i n enstatites(Py1); (3)o rienta ted tabular enstatites w it h reacti on r i m(Py2)1Py have re l ative high N a 2O,A l 2 O 3 ,and l ow M g#(0191),C a O,i m ply i ng tha t Py and the host m antle peridotite hav e not been undergone t he stronger m e lti ng events dur i ng tha t ti m e1It is possible that the Py w as the crysta lli zed products from/m ag m a sea0i n initial stage ofm antl e evo luti on1Py2cutti ng across P y1occur i n hand spec i m en and thi n secti on i nd i cati ng t hat Py1for m ed ea rl y then Py21Py1s have higher C r(669@10-6~9503@10-6),N i(1941@10-6~4750@ 10-6)conten ts and M g#rati o(0191~0194),however t he C r(725@10-6~1926@10-6),N i(902@10-6~2989@10-6)and M g#ra ti o(0188~0190)i n Py2s are lo w er then that i n P y1s sho w i ng the Py1w it h an orig i n as a refracto ry resi due o f partia lm elti ng1 In con trast,Py2s are t he reac ti on products o f re fractory m antle perido tite-m elt wh ich derived from asthenosphere1T he sheared/ defor m a tion and m etasoma ti zed events we re happened after o r as sam e as t he reacti on event1In ter m s o f ma jor ele m ent,the re fractory deg rees of Py1s a re higher t han that of P y2s1In th i s paper/reverse evo l ution0trend of m antle componen t is ca lled1It m ay be po ssi b le tha t the pe ri dotite-m elt reac tion not only occur in M esozo i c-Cenozo ic but a lso i n anc ient lit hospher ic m an tle even i n who le mantle evo l ution h i story1Compared w ith pub lished data fo r ages re l ative to m antl e,the ages o f Py,Py1s and P y2s m ay have esti m ably> 318G a,215G a/114~113G a,and019~017G a respec tive l y1T he ag e of ano t her carbonated perido tite xenolit h w it h sheared/ defor m a tion tex ture sa m pled from Fux ian ki m be rli te m ay be as same as P y21 K ey word s M agm a sea;R efractory resi due o f partia lm elti ng;P eridotite-m elt reac ti on;R ev erse evo luti on 摘要本文提供的两件蒙阴岩区金伯利岩中的蛇纹石化石榴石橄榄岩捕虏体,整体发育剪切-变形结构,其中的辉石有三种类型,代表了三次地质事件,他们是:(1)石榴石中的自形单斜辉石包裹体P y;(2)粗粒不规则形状的斜方辉石Py1;(3)具反 应边及定向排列的斜方辉石P y2。P y具有高N a 2O和A l 2 O 3, 及低M g#和CaO的特征,暗示所赋存的橄榄岩未遭受过明显的熔 融作用。推测Py为早期阶段地幔/岩浆海0结晶时被石榴石包裹的矿物。在手标本及薄片中普遍见到P y2切过Py1,表明Py1形成早于P y2。P y1的Cr(669@10-6~9503@10-6),N i(1941@10-6~4750@10-6)含量和M g#(0191~0194)比值较高,而Py2中的C r(725@10-6~1926@10-6),N i(902@10-6~2989@10-6)和M g#(0188~0190)值较低,说明P y1是早期经部分熔融的橄榄岩耐熔残余中的顽火辉石残留。相反,Py2可能是软流圈来源的熔体与耐熔橄榄岩反应的结果。剪切/变形以及交代事件则发生于上述反应之后或者与之同时。依据主元素特征,较早的Py1的耐熔程度反而高于Py2,本文称之为地幔组成的/逆向演化0。看来,这种逆向成分演化不仅发生在中新生代,而且也发生于古老地幔,甚至是贯穿于整个地幔演化的历史时期。与已发表的有关地幔形成年龄的资料对比,Py、Py1和Py2的年龄估计分别是>318G a,215G a/114~113G a和019~ 017G a。另外1件碳酸盐化橄榄岩捕虏体,采自复县金伯利岩,具有明显的剪切-变形结构,最终形成时间可能与P y2接近。关键词岩浆海;部分熔融的耐熔残余;橄榄岩-熔体反应;逆向演化 中图法分类号P5881125 1000-0569/2010/026(11)-3177-88A cta P etro log ica Sinica岩石学报 *本文受国家自然科学基金项目(90714008)资助. 第一作者简介:路凤香,女,1935年生,教授,岩石学专业,E-m a i:l lufx131@163.co m
张骞通西域和丝绸之路教案
第15课汉通西域和丝绸之路 教 案 执教者: 于夕芳 工作单位：洪泽县实验中学
《第15课汉通西域和丝绸之路》 教案 课程标准: 讲述张骞通西域等史实；认识丝绸之路在中外交流中的作用。 教学目标 知识与能力: 了解张骞两次出使西域、西域都护的设置、丝绸之路开通以后中外交流等基本史实；能够正确识读“张骞通西域路线图”和“丝绸之路示意图”，初步掌握识别历史地图的基本技能；能够正确认识丝绸之路在中外交流中的作用。 过程与方法: 识读“张骞通西域路线图”和“丝绸之路示意图”；收集从西域传来的食物和生活用品，了解西域与中原经济文化交流的史实。 情感态度与价值观: 通过对张骞克服困难、不辱使命等内容的学习，培养不畏艰难险阻、勇于开拓的精神和坚强意志；通过丝绸之路开通后东西方频繁经济文化交流的事实，认识丝绸之路在中外经济文化交流中的作用。 教学重点：张骞通西域；丝绸之路在中西交流中的作用。 教学难点：如何正确认识丝绸之路的文化内涵及其在中西方交流史上的重要地位。 教学方法和手段：多媒体教学、学生自主性探究学习、教师指导点评。 教学过程： 导入新课： 刚才同学们欣赏的这首乐曲来自什么地方的？下面我们再来欣赏几种美食：核桃、石榴和葡萄。提问：作为中国历史上的第一位皇帝秦始皇能不能听到来自新疆地区的音乐？又能不能吃到这些美食？（学生回答：不能）由此导入新课。 学习新课： 一、张骞通西域： [教师提问]：西域——顾名思义就是西面的地域，那么西域到底在哪呢？我们一起看图来确定一下它的地理位置。（投影：神秘的西域地图） [学生回答]：今甘肃玉门关和阳关以西，也就是今天新疆地区和更远的地区，在两汉时被称为西域。 [教师设问]：提到玉门关、阳关，同学们能不能说出一些相关的诗句？ [学生回答]：“劝君更尽一杯酒，西出阳关无故人”“羌笛何须怨杨柳，春风不度玉门关”。（投影）
克拉通盆地特征
克拉通盆地具有地台型构造性质，主要是稳定大陆壳板块区内以均匀沉降为主，地势平坦、长期稳定、地形坡度很小的陆表海和内陆棚海。陆壳克拉通内部不发育断裂活动，也没有火山喷发活动和岩浆活动，因此不发育火山沉积建造类，主要形成稳定型陆源建造和、隐定型内源建造。建造的物源是古陆风化剥蚀区或由浅水陆表海水中直接或间接沉淀下来的内源沉积物（孟祥化，1990）。 克拉通并不是均质的完整块体，而是具显著非均一性的拼合体，克拉通是在过去地质历史时期由大、小岩石圈碎块通过组合、分开、再组合而成的拼合体。克拉通构造上的非均一性表现在地壳块体间或内部存在一系列构造带（克拉通焊接缝合带、前寒武纪造山带、绿岩带、岩浆弧及前寒武纪裂谷）。克拉通在岩石学上的非均一性可表现出岩石质量的差异分布导致浮力的不均一和热导率、流变性的差异（张光亚，1995）。 发育在古老克拉通块体上的盆地大体可分为两类：克拉通边缘在拉张分裂时可形成大陆边缘盆地（前渊），在挤压拼合时可形成前陆盆地。克拉通内部则主要发育相对简单的坳陷型盆地，一般称为克拉通内盆地（张抗，2004）。 克拉通内盆地又称简单克拉通盆地，其性质主要表现在稳定大陆板块区内以均匀、缓慢、地势平坦、长期稳定、地形坡度很小的陆表海沉积为主，在陆表海沉积的基础上盆地深度加大，从而形成了具有一定形状的狭义简单克拉通盆地。陆壳内部克拉通盆地不发育断裂活动，也没有火山喷发和岩浆活动，因而形成了稳定型的内源沉积和陆源沉积以及与板块边缘无关的沉积矿产（张立平，1994）。克拉通内盆地沉积物主要是碳酸盐岩，并含少量高成熟度的石英砂岩、高岭石粘土岩、海绿石质石英砂岩等，克拉通内盆地陆源碎屑沉积主要由单一而稳定的石英砂岩、高岭石粘土岩和石英质砾岩组成（张立平，1994）。克拉通内盆地沉积韵律性明显，旋回层序发育。陆内克拉通盆地的沉积建造主要为稳定型的陆源沉积，其中海绿石沉积和风暴沉积是其主要的稳定沉积建造的鉴定标志。根据Leighton和Kolata（1991）的研究，他们认为克拉通内盆地发育过程中的主要变化与板块构造体制的主要变化同时发生，即板块运动方向和板块加速或者减速速率的变化。每一个板块活动体质下均有相应的克拉通盆地发育。伸展阶段以裂谷作用及地堑或拗拉谷的发育为特征。在聚敛阶段，伴随弧前、弧后盆地的发育以及克拉通边缘前渊的开始形成，克拉通内盆地开始发育。在碰撞阶段，由板块碰撞驱动的板内应力场可导致克拉通内盆地的分化和相邻隆起、弯隆的抬升（张光亚，1995）。 克拉通边缘的前陆盆地体系域发育往往不完整，其实在克拉通稳定边缘的一侧的沉积体系配置单一，一个层序往往由层序界面→海进体系域→高水位体系域组成，更多的是由层序界面和高水位体系域组成（赵玉光，1997）。克拉通边缘盆地的逆冲块群的周期性逆冲导致了盆地由于应力载荷而下沉，构造效应是其可容纳空间的主要贡献因素。前陆盆地的可容纳空间受到边缘逆冲带周期性活动的制约，大大超出了全球海平面升降对层序发育的影响。 克拉通内盆地（也称稳定克拉通盆地或简单克拉通盆地）的形成机制比较复杂，现在尚有争议，以往的研究提出了以下假设：（1）岩石圈地伸展及热隆起（sleep，1971；sleep，1976；Haxby，1976，等）；（2）造山时期发生的逆冲载荷（Leighton，1990）；（3）自由热对流（Deming，1992）；（4）辉长岩-榴辉岩的相变或其它变质作用引起下部地壳或岩石圈密度增大也能引起均衡沉降，但这种沉降一般是局部的（张立平，1994）；（5）沉积负荷引起的沉降作用，这种沉降一般不超过水体深的3-4倍。
这些斩获国家科技大奖的科研成果能干啥
这些斩获国家科技大奖的科研成果能干啥 中共中央、国务院1月8日上午在北京举行国家科学技术奖励大会。华北克拉通破坏、冻土与寒区工程、激光钕玻璃、电能表智能化计量检定……这些对普通人而言深奥难懂的科技词汇频频出现在奖励大会现场。新华社记者为你揭秘获得2021年国家科技大奖的科研成果对生产和生活将产生哪些影响。 克拉通破坏理论解密 地球科学百年难题 克拉通是什么？克拉通是地球上最古老的陆块，缺乏明显的火山活动和大地震，因此，传统上认为克拉通是稳定的。 华北克拉通怎么了？华北克拉通发生了大规模的火山活动和大地震，即丧失了稳定性。这是目前经典板块构造理论所不能解释的重大地质现象。 克拉通为什么会失去稳定性？这一根本问题一直悬而未决，是困扰地球科学家近百年的难题。针对这一难题，中国科学院地质与地球物理研究所通过“华北克拉通破坏项目”的深入研究发现，造成这一重大地质现象的根本原因是克拉通破坏。 “想认识地球的整体，需要一个切入点，华北就是一个切入点。”“克拉通破坏项目”带头人、中国科学院地质与地球物理研究所研究员朱日祥称，“我们的团队历经20年的艰苦研究，通过区域性问题，认识到了地球大陆板块的生死演变过程，了解了大陆演化的过程。” “华北克拉通破坏”获得2021年度国家自然科学奖二等奖。朱日祥介绍，该项目建立了克拉通破坏理论，发现了全球大陆演化的普遍规律，发展了板块构造理论。该项目是以区域实例研究全球大陆演化的典范，使“华北克拉通破坏”这一区域性科学问题成为全球性的研究热点，引领了大陆演化研究的方向，提升了中国固体地球科学的国际影响力。
立足高原，破解冻土难题 冻土，一种含冰的特殊土体。冻结时，它坚固到可以作为建筑物基础；融化时，它就像一团稀泥，完全丧失承载力。 冻土的这种特性让寒区工程成为一项世界性难题。由于破解了相关研究难题，2021年度国家科技进步奖（创新团队）被中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土与寒区工程研究创新团队夺得。团队学术带头人程国栋院士说，中国是世界第三冻土大国，且主要为高海拔冻土，温度接近零度，很不稳定。 作为世界上海拔最高、在冻土上路程最长的高原铁路，青藏铁路至今保持着全球在冻土区跑得最快的铁路纪录，这背后离不开程国栋团队持续几十年的耕耘。 “发扬‘牦牛精神’，把SCI文章写在祖国的高寒大地上。”程国栋和团队立足高原，提出的“冷却路基”筑路技术和设计参数，解决了青藏铁路冻土相关的关键技术问题。青藏铁路安全运营12年来，路基稳定，列车时速达到100公里。《自然》杂志评价这项研究成果“具有重要的里程碑意义”，美国的一份研究报告将青藏铁路列为多年冻土区最好的铁路工程实践。 另外，程国栋和团队还解决了我国寒区其他重大工程的相关科技问题。研发的多年冻土区宽幅沥青路面条件下复合冷却路基调控关键技术，为哈大高铁、兰新高铁等重大工程提供了重要理论与技术支撑。 “‘一带一路’又一次给冻土和寒区工程提供了发展机遇，也提出了挑战。”程国栋相信，未来国家的冻土和寒区工程需求依然强劲，相关技术研究大有用武之地。 激光钕玻璃激光器的“心脏” 我们都听说过激光和玻璃，可什么是激光钕玻璃？激光钕玻璃是一种含有稀土发光离子——钕离子的特殊玻璃，它可以在一定条件下产生激光或放大激光能量，是激光器的“心脏”，也是目前人类所知的地球上能够输出最大能量的激光工作介质。 数千片大口径激光钕玻璃在特殊装置中，可以将微不足道的激光
张骞通西域教案
张骞通西域教案 第12张骞通西域 【程标准】记住西域的地理范围及张骞二次出使西域的时间，理解张骞出使西域的意义及西域都护府设置的意义。 【教学目标：】 一、知识与能力：识记西域的地理范围及张骞第一次出使西域的时间；理解张骞出使西域的意义及西域都护府设置的意义；培养学生根据史料想象历史情景及根据历史人物的贡献评价历史人物的能力。 二、过程与方法：播放西域的风情片，感受神秘和旷远；列表比较张骞第一次出使西域与第二次出使西域的相同点和不同点；通过引导学生理解出使西域对巩固西汉统治加强联系的作用，正确评价张骞。 三、情感、态度和价值观：学习张骞勇于冒险、勇于开拓、忠于国家、坚忍不拔的品质，树立正确的人生观、价值观；了解x疆历史、维护国家的统一。 【教学重难点】 重点：西域的地理范围；张骞第一次出使西域；西域都护府的设立。 难点：西域的地理范围；张骞两次出使西域的具体任务及完成情况。 【教学准备】张骞出使西域示意图的动态、西域风情的
电视片、张骞像的投影；学生：预习文。 【教学过程】 一、引入新 学生读文引言。 2教师引入：同学们，西域是我国西北葱岭以西广大地区的总称。它辽阔、神秘、美丽。今天，老师就带你们到西域去走一走、看一看。 3播放西域的风情电视短片，让学生感受西域 二、新讲授 （一）西域 、引导：此时此景，同学们都在想些什么呢？（美丽的西域在什么地方） 2、出示张骞出使西域示意图的动态，讲解西域的地理位置，并让学生认真观察识记。 3、设疑：和我们内地一样，西域有人类生存，那么，他们是怎样生活的呢？请看书67页辅栏内容。（阅读相关内容，知道西域的人们是如何劳作、生养的，知道很早的时候西域就和内地有联系） （二）、张骞出使西域 、过渡：从阅读中，同学们一定了解了大量的信息，知道了内地与西域早有联系，但显然的是西汉对西域的了解不够，于是汉武帝刘彻招募勇士前往西域探险。请同学阅读教
第十二课张骞通西域
第十二课张骞通西域【教学目标】 一、识记和理解 记住西域的地理范围、张骞两次出使西域和西域都护的设置的时间，了解西域的自然环境、西域人民的日常生活以及张骞两次出使西域的经过，理解张骞两次出使西域和西域都护设置的历史作用。 二、能力和方法 通过让学生在地图上指出西域的地理范围提高其识图能力，通过让学生设想张骞出使西域途中可能会遇到的困难锻炼其想象能力，通过让学生比较张骞两次出使西域的相同点和不同点提高其比较分析能力，通过让学生进行分组讨论培养其合作意识与探究能力。 三、情感态度价值观 通过对张骞不畏艰难两次出使西域的了解，培养学生坚韧不拔、勇于开拓、忠于祖国的精神；通过对张骞出使西域促进西域地区迅速发展的了解，使学生认识到目前国家实施西部大开发战略的重要意义；通过对设置西域都护的历史作用的理解，使学生认识到新疆地区早在西汉的时候就已经成为祖国领土不可分割的一部分。 【重点难点】 重点： 西域的地理范围、张骞出使西域。 难点： 对张骞两次出使西域的比较、对张骞出使西域的历史作用的分析理解。 【授课类型】新课 【教学时间】一课时 【教学方法】利用地图册，运用启发式和问题目标教学法。 【教学过程】： 导入新课:师：请同学们看看图片。（逐一展示葡萄、核桃、胡萝卜、石榴图片或实物）这些东西你吃过吗？它们是什么时候在内地出现的呢？它们是从什么地方传到内地来的呢？通过今天的学习，你就知道答案了。 （板书课题：第12课张骞通西域） 新课学习： 师：我们先来听一首歌曲。在听的同时，请你想一想，这首歌曲带有哪个地区、哪个民族的特色？（播放歌曲《吐鲁番的葡萄熟了》，学生回答）今天的新疆在汉代属于西域地区的一部分。在两千多年前的汉代，由于内地和西域之间相距遥远，上自皇帝，下至百姓对它都缺乏了解，因此，这就使得遥远的西域蒙上了一层神秘的面纱。 一、神秘的西域 师：那么，汉代的西域地区究竟指的是哪些方呢？ 1、西域的地理范围 下面，我们一起来朗读一下课本67页的第一自然段。（朗读完毕后展示汉代西域地区地图） 师：请大家看汉代西域图。汉朝时，狭义上的西域地区指的是玉门关、
华北克拉通破坏的时间_范围与机制_朱日祥
中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第5期: 583 ~ 592 https://www.360docs.net/doc/fc17753058.html, https://www.360docs.net/doc/fc17753058.html, 英文引用格式: Zhu R X, Chen L, Wu F Y, et al. Timing, scale and mechanism of the destruction of the North China Craton. Sci China Earth Sci, 2011, 54: 789–797, doi: 10.1007/s11430-011-4203-4 《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 进 展 华北克拉通破坏的时间、范围与机制 朱日祥① *, 陈凌① , 吴福元① , 刘俊来② ① 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; ② 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 北京 100083 * E-mail: rxzhu@https://www.360docs.net/doc/fc17753058.html, 收稿日期: 2011-03-09; 接受日期: 2011-03-20 国家自然科学基金重大研究计划项目(批准号: 90814000, 90814002)资助 摘要 华北是全球古老克拉通遭受破坏最明显和最典型的地区. 自国家自然科学基金委员会设立“华北克拉通破坏”研究计划以来, 通过不同学科间的有效交叉融合, 围绕该克拉通破坏的时间、范围和机制等重要科学问题, 进行了大量的工作, 并取得了诸多新认识. 太行山东西两侧地壳与岩石圈厚度空间变化以及地球化学属性的异同显示, 华北克拉通破坏主要集中在东部, 而西部主要表现为克拉通的改造. 克拉通化之后的沉积建造、岩浆活动和构造变形等特征表明, 克拉通破坏发生在中生代, 其峰期为125 Ma 左右. 通过对比发现, 岩石圈减薄在全球其他克拉通中也多有发生, 但大多并不伴随克拉通的破坏; 只有当受到大洋板块俯冲作用的强烈影响时, 克拉通破坏才有可能发生. 具体到华北地区, 在早白垩世全球地幔整体升温背景下, 太平洋板块的俯冲使华北克拉通东部地幔对流系统失稳, 导致了华北克拉通东部破坏; 岩石圈拆沉或热-化学/机械侵蚀是地幔对流失稳所产生的不同表现形式. 关键词 时间、范围和机制 克拉通破坏 华北 克拉通是地球表层的重要组成单元, 占地球陆地面积的50%左右[1]. 它主要形成于前寒武纪(>5.4亿年), 特别是早前寒武纪(>18亿年). 典型的克拉通具有厚度约为200 km 的岩石圈, 而且密度和热流值较低、刚性较高, 所以克拉通具有免遭后期地质作用改造的能力[2], 表现在其形成后, 无明显的壳内韧性变形和岩浆活动, 其上覆沉积盖层呈近水平状产出; 现今也无明显地震活动, 从而成为地球上最稳定的地区. 正是由于这种稳定性, 克拉通保留了目前地球上最古老的物质(44亿年)和最完整的地质历史记录[3], 成为有地质学以来研究大陆形成与演化最重要的地区. 华北克拉通自18亿年克拉通化之后至早中生代, 一直保持相对稳定, 并保存有巨厚的太古宙岩石圈根[4~6]. 但自中生代以来, 华北克拉通, 特别是其东部, 发生了大规模的构造变形和岩浆活动, 形成多种类型的盆地, 伴随产生了大量的金属矿产和油气资源[7]. 20世纪初, 翁文灏先生[8]根据我国东部晚中生代构造-岩浆(火山)活动情况, 提出了“燕山运动”的概念; 随后, 陈国达先生[9]提出了“地台活化”的观点. 20世纪90年代, 中外科学家根据对华北克拉通的研究, 提出了“岩石圈减薄”[10,11]或“去根”的概念[12]. 随着研究的深入, 人们逐步认识到华北克拉通东部不仅发生了100多公里岩石圈地幔的丢失[11,13], 而且岩
初一历史 张骞通西域教案
张骞通西域教案 【课标要求】 讲述张骞通西域等史实;认识丝绸之路在中外交流中的作用。 【教学目标】 ●一、识记和理解记住西域的地理范围、张骞两次出使西域和西域都护的设置的时间,了解西 域的自然环境、西域人民的日常生活以及张骞两次出使西域的经过,理解张骞两次出使西域和西域都护设置的历史作用。 ●二、能力和方法通过让学生在地图上指出西域的地理范围提高其识图能力,通过让学生设 想张骞出使西域途中可能会遇到的困难锻炼其想象能力,通过让学生比较张骞两次出使西域的相同点和不同点提高其比较分析能力,通过让学生进行分组讨论培养其合作意识与探究能力。 ●三、情感态度价值观通过对张骞不畏艰难两次出使西域的了解,培养学生坚韧不拔、勇于 开拓、忠于祖国的精神;通过对张骞出使西域促进西域地区迅速发展的了解,使学生认识到目前国家实施西部大开发战略的重要意义;通过对设置西域都护的历史作用的理解,使学生认识到新疆地区早在西汉的时候就已经成为祖国领土不可分割的一部分。 【重点难点】 ●一、重点:西域的地理范围、张骞出使西域。 ●二、难点:对张骞两次出使西域的比较、对张骞出使西域的历史作用的分析理解。 【授课类型】新课 【教学时间】一课时 【教学方法】应用多媒体课件,运用启发式和问题目标教学法。 【教学过程】: 导入新课:师:请同学们看看屏幕(或实物)。(逐一展示葡萄、核桃、胡萝卜、石榴图片或实物)这是什么?这个呢?……这些东西你吃过吗? 生:都吃过! 师:中国历史上第一个皇帝是秦始皇,他有没有吃过这些东西呢? 生:吃过!皇帝可是想吃什么就吃什么啊!
师:秦始皇啊可没有这个口福,这些东西,他可都没吃过!为什么呢?因为在他那个时候,我们内地还没有这些蔬菜瓜果。那么,它们是什么时候在内地出现的呢?它们是从什么地方传到内地来的呢?通过今天的学习,你就知道答案了。 (展示课题:第12课张骞通西域) 新课学习: 师:我们先来听一首歌曲。在听的同时,请你想一想,这首歌曲带有哪个地区、哪个民族的特色?(播放歌曲《吐鲁番的葡萄熟了》) 生:新疆!维吾尔族! 师:对!今天的新疆在汉代属于西域地区的一部分。在两千多年前的汉代,由于内地和西域之间相距遥远,上自皇帝,下至百姓对它都缺乏了解,因此,这就使得遥远的西域蒙上了一层神秘的面纱。 一、神秘的西域 师:那么,汉代的西域地区究竟指的是哪些方呢? 1、西域的地理范围下面,我们一起来朗读一下课本67页的第一自然段。(朗读完毕后展示汉代西域地区地图) 师:请大家看屏幕上的汉代西域图。汉朝时,狭义上的西域地区指的是玉门关、阳关以西,葱岭以东的广大地区。(同时点击突出玉门关、阳关、葱岭三个地点。)你们以前听说过玉门关和阳关吗?(展示玉门关、阳关遗址图。)古人有诗云 "春风不度玉门关"、 "西出阳关无故人"。两关都是黄沙漫漫,一片荒凉。西域和内地之间少有联系。 西汉初年,西域地区生活着很多少数民族,当时,他们面临的是怎样的自然环境呢?他们过着怎样的生活呢? 2、西域的自然环境与人民的日常生活 (展示沙漠、雪山、绿洲、草地图片) 师:这样的自然环境对西域人民的生活带来了很大的影响。面对这样的环境,他们选择在绿洲上过上了定居生活。下面,我想请大家根据课本第67-68页的小字想象一下,绿洲上的西域人民每天的生活会是什么样的呢? 生:他们白天劳动,有的种植粮食、桑麻,有的种植葡萄、核桃、胡萝卜,有的放牛、放马……。晚上,他们会唱歌、跳舞…… 师:很好!尤其值得一提的是西域人民的歌舞。(展示新疆舞蹈图片。)他们擅长歌舞,前面我们听过的那首很优美的歌曲就是一首新疆民歌风格的歌曲。
盆地分析小结
盆地分析总结 一、盆地的分类。 答： 1、Dickinson的盆地分类（1974年）。 Dickinson(1974)提出的较有影响的盆地分类是依据盆地位置与岩石圈基底类型，即板块构造环境来进行划分的。Dickinson划分出五大类沉积盆地： (1)大洋盆地，指具有洋壳的海洋盆地； (2)裂谷性大陆边缘盆地； (3)发育于岛弧—海沟体系的盆地； (4)缝合带盆地； (5)内陆盆地，以克拉通盆地为主，稳定的板内环境。 这一分类显然忽略了发育于走滑环境的沉积盆地，但它奠定了当代盆地分类的基础。随后Bdy和Sndson的分类(1980表)、Ingos011的盆地分类(1988)以及Mid(1990表)等的沉积盆地分类都是以盆地发育的板块构造背景为主要依据的。 课堂笔记：根据地理相对位置来划分，没有考虑动力学过程，没有考虑走滑转换类型盆地。
2、Mail盆地分类。 课堂笔记：依据是板块相互作用（水平方向），没有考虑岩石圈的深部作用（垂向）。另外也没考虑到陆地盆地的形成（例如松辽盆地和塔里木盆地无法依次来分类）；没有区分陆壳和洋壳，例如日本海无法据此分类。 3、以板块构造为背景分类的盆地类型。
（1）与伸展作用有关的盆地。 在大陆破裂、离散过程中，可产生一系列与不同拉伸、离散阶段有关的盆地。 ①克拉通内断陷或内陆裂谷盆地或盆地群。发育于在大陆受到拉伸、破裂的早期，拉伸量小，常常伴随有地壳的减薄和地慢隆升作用。拉伸作用可以停止或进一步拉伸形成。 ②陆间裂谷，或具有扩张中心的。 ③大洋盆地。随着海底扩张形成。 ④被动大陆边缘盆地。一些裂谷盆地是伴随与之垂向的大洋盆地的形成而发育的，这些裂谷没有进一步扩张成洋盆而夭折，因而称为夭折裂谷(fmled dabasin)。 ⑤拗拉谷(Aulacogen，裂陷谷)。拗拉谷最早是由苏联的地质学家沙斯基(1960)提出的，指的是一种与地槽褶皱带相垂直的深断带。Burke等(1974)后来解释为三叉裂谷系的一个衰亡支。 ⑥碰撞谷，如莱因地堑，是由阿尔卑斯山的碰撞造山导致垂直方向的拉伸的结果。 ⑦弧后盆地，其形成与俯冲板块造成深部物质上涌生的拉伸作用有关。 ⑧走滑伸展盆地，由走滑作用导致的拉伸作用形成的。 （2）与挤压挠曲作用有关的盆地。 与岩石圈挤压挠曲作用有关的盆地发育于聚合、碰撞或挤压环境。这类盆地主要有： ①俯冲带挠曲变形形成的深海沟和前弧带； ②大陆碰撞带岩石圈挠曲产生的周缘前陆盆地；
华北克拉通北缘元古宙大庙Fe_T_省略_挥发份组成和C_H_O同位素研究_邢长明
华北克拉通北缘元古宙大庙Fe -T-i P 矿床的挥发份组成和C -H -O 同位素研究 * 邢长明 1,2 陈伟3 王焰 1** 赵太平 1 X ING Chang M ing 1,2 ,CHEN W e i 3 ,W ANG Christi naY an 1** and ZHAO T a i P ing 1 11中国科学院广州地球化学研究所,中国科学院矿物学与成矿学重点实验室,广州 51064021中国科学院研究生院,北京 10004931香港大学地球科学系,香港 11K e y L aboratory of M i n e ralogy and M etallog e ny ,G uangzhou In stit u te of Geoc h e m istry ,Chinese A c ade my of S ciences ,Guangzh ou 510640,Ch i na 21G raduate University of Ch i nese A c ade my of Sciences ,B eiji ng 100049,C hina 31De part m e n t of Earth S cie nces,t h e Un i versit y ofH ong K ong,H ong K ong,Ch i na 2010-12-12收稿,2011-03-18改回1 X i ng C M,Chen W,W ang CY and Z hao TP 120111V ol atile co m ponents and C -H-O isotop ic co m positi ons of Proterozoic Da m iao Fe -T -i P oxide deposit in th e northern m arg i n of the North Ch ina C raton 1A cta P etrologica S i n ica ,27(5):1500-1510Abstrac t T he ~1174G a D a m i ao m assi-f type anorthosite comp l ex i n t he northern m arg in of the N orth Chi na Craton ho sts a l a rge F e -T -i P ox i de deposit 1V olatil es that w ere trapped i n m agnetite ,apatite and p l ag i o clase o f m ass i ve Fe -T i o re ,m assive Fe -T -i P o re and d i sse m i nated ore w ere m easured by step heati ng m ass spectrom eter at t h ree re leas i ng temperat ure i n terva ls 200~400e ,400~800e and 800~1200e to obta i n m a j o r components and C -H-O iso t op i c compositi on 1Four types o f fl u i d w ere i dentified from t he vo latiles : (1)m eta m orph i c fl uid re leased fro m plag i oc l ase at 800~1200e temperat ure i nte rva,l ma i n l y composed ofH 2O,N 2+CO and CO 2;(2)m an tle -de ri v ed fl u i d re l eased fro m plag i oc l ase at 400~800e temperature i nte rva,l m a i n l y co m po sed of H 2,H 2O,CH 4and CO 2;(3)surface w ater re l eased from m agne ti te at 400~800e te m perature i nte rva,l m ainly co m posed of H 2O,CO 2,SO 2and H 2S ;and (4)secondary fl u i d released from m i nerals at 200~400e te m perature i n terva ,l m a i n l y co m po sed ofH 2O and CO 21M agnetite i n both m assive F e -T i ore and m assi ve Fe -T -i P ore conta i ns h i gh conten ts o f H 2O and CO 2,i ndicati ng a re l a tive l y ox idized condition due to concentration o f ear l y -for m ed fl u i ds and s u rface wa ter at late stage o f m ag m a fracti onati on sequence ,whereas p l ag i oc lase in d i sse m i nated ore conta i ns abundan tH 2and C H 4,i nd ica ting a re lati ve reduced 1It i s proposed that t he pa renta lm agm a fro m wh i ch the D am iao anorthosite co m plex fo r med m ay have fracti onated under a relatively reduced cond iti on at the beg i nn i ng 1The mantl e fl uids and surface w ater may hav e been i nvo l ved in the later stage o f the m agm a fracti onati on and fracti oned to i ncrease the oxygen f ugac i ty o f the m agm as ,w hich i n t u rn ,triggered the accu m ulati on of m agnetite and apa ti te to f o r m the D a m i ao F e -T -i P ox i de deposit 1K ey word s V o latile ;C -H-O stab l e isotope ;M assi-f type anortho site ;F e -T -i P ox i de deposit ;D am iao ;P roterozo ic ;N o rt h Ch i na Craton 摘 要 华北克拉通北缘~1174G a 大庙斜长岩杂岩体赋含有大型F e -T -i P 矿床。采用分步加热质谱法分别测定了块状F e -T i 矿石、块状F e -T -i P 矿石和浸染状矿石中磁铁矿、磷灰石和斜长石释出的挥发份组成、含量以及C -H-O 同位素组成。依据矿物的释气总量变化特征将释气过程分为三个阶段:200~400e 、400~800e 和800~1200e 。根据不同类型矿石中矿物在不同释气阶段的挥发份组成、含量以及C -H-O 同位素组成,可将含矿岩体中的流体类型分成四种:(1)斜长石800~1200e 阶段释出的变质流体,主要以H 2O 、N 2+CO 和CO 2为主;(2)斜长石400~800e 阶段释出的幔源流体组分,主要以H 2O 、H 2、C H 4和CO 2为主;(3)磁铁矿400~800e 阶段释出的地表流体,主要以H 2O 、CO 2、S O 2和H 2S 为主;(4)所有矿物200~400e 阶段释出 1000-0569/2011/027(05)-1500-10A cta P etro log ica Sinica 岩石学报 *** 本文受国家自然科学基金项目(41072063、41073030)和中国科学院/百人计划0择优支持项目联合资助.第一作者简介:邢长明,男,1987年生,硕士研究生,矿物、岩石、矿床学专业,E-m ai:l x i ngch ang m i ng33@163.co m 通讯作者:王焰,女,1968年生,研究员,矿物、岩石、矿床学专业,E-m ai:l w ang_yan@g i g .ac .cn