孔兹岩文档格式.docx

孔兹岩文档格式.docx

《孔兹岩文档格式.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《孔兹岩文档格式.docx（11页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。

泥质岩类的稀±

分布模式以Eu负异常为特征,来源于以花岗质为主的上地壳源区,证明到晚太古代该陆块已克拉通化,上覆的是-套地台型的浅海相沉积（钱祥麟1992;

刘金中等1989a;

张国伟等1986;

Condieetal.1992）。

大型孔兹岩盆地的出现标志着华北克拉通构造演化历史的转折。

由此可认为,到晚太古代这个陆块已具有沉积盖层-基底杂岩的大陆克拉通二元结构（李江海，1996，岩石学报；

华北中北部高级变质岩区的构造区划及其晚太古代构造演化）

贺兰山群变质岩分布在华北地台西部，是华北地台基底的-部分。

其最早的盖层为长城系的黄旗口组，是-套含海绿石石英砂岩。

贺兰山群遭受过多期变质变形和岩浆作用的改造，是-个主要由变质岩和同变质花岗岩组成的杂岩。

贺兰山群变质杂岩中变质岩的矿物，全岩Rb/Sr等时线年龄及变质岩和同变质花岗岩的锆石207Pb/206Pb年龄多在1900Ma左右（是否有可能和赵池沟岩组在同一时间变质？

），这个年龄应是贺兰山群主变质期的年龄记录，说明贺兰山群主期变质作用发生在早元古代，而不是太古宙。

但不排除在晚太古曾发生过早期变质作用的可能性。

同变质花岗岩的Rb/Sr等时线年龄较低，说明这些花岗岩是在主期变质作用的晚期定位的。

（胡能高，杨家喜，1993，西安地质学院学报；

贺兰山群变质杂岩主变质期的时代探讨）

乌拉山地区麻粒岩相变质作用的P-T-t轨迹与世界上-些孔兹岩系发育区的变质作用演化的P-T-t轨迹是相同的（Harley等，1991）。

这种顺时针的P-T-t轨迹是典型大陆碰撞造山带的P-T-t轨迹特点，与造山区热模拟实验的P-T-t轨迹是-致的（Thompson，A.B等，1984），表明本区孔兹岩系的麻粒岩相变质作用是碰撞造山带环境下的产物。

P-T-t轨迹的演化特点反映了古老造山带由地壳下沉、发生变质，到抬升、变质结束趋于稳定的完整的演化过程，再现了造山作用旋回由发生、发展演化到结束的全部历史。

（徐学纯，1995，吉林地质；

内蒙古乌拉山地区变质作用的P-T条件和P-T-t轨迹）

贺兰山变质岩是-套晚太古宙的孔兹岩系，与典型的太古代沉积岩相比，这套变质岩的SiO2、K2O、P2O5、Rb、Zr、Hf、Nb，尤其是K、Rb偏高，而MgO、FeO、Ni、Cr、Cu、Co、V、Sc、Na、Ti、Sr等偏低。

在稀±

元素方面，有∑REE高，轻、重稀±

分异强，Eu负异常的显著特征。

这些特征表明，华北地台西部在晚太古宙就已存在丰富的花岗质源区，比东部有更高的演化，可能是地台基底的陆核。

片麻岩和变粒岩的[（al+fm）-（c+alk）]/Si图解（据西蒙南，1953）

主量、微量、稀±

元素的数据分析对比；

晚太古宙副变质岩可分为二类：

第-类以低的名REE，弱Eu异常，弱轻重稀±

分异为特征，第二类以较高的名REE，明显的Eu负异常和轻重稀±

分异为特征。

（在作者基础上收集数据，整理分析）

变粒岩的平均成分与太古宙杂砂岩平均成分对比（TaylorSRandMclennaSM.TheeontientalCrust:

itsComPositionandEvolution.Oxford:

BlackwellScientificPublications，1985.312）

地球化学数据分析可以参照！

不锆的文章!

（胡能高，杨家喜，1995，矿物学报；

贺兰山群变质岩的地球化学特征）

华北克拉通墓底可分为东部陆块、西部陆块和中部带.西部陆块是由其南部的鄂尔多斯陆块和北部的阴山陆块沿华北西部孔兹岩带在早元古代（-1.9Ga）碰撞对接而成.在-1.85Ga，西部陆块与东部陆块沿中部带发生碰撞拼合而形成现今的华北克拉通统-结晶基底.

变质作用PT轨迹可有效地用来探讨变质地体形成的大地构造环境和构造演化过程.如等温降压（ITD）顺时针PT演化轨迹-般反映大陆碰撞构造环境[20]，而近等压冷却（IBC）逆时针PT演化轨迹-般反映变质作用与岛弧、大陆裂谷或地慢柱环境中大量地慢岩浆上侵和底板垫托有关[22]

西部陆块孔兹岩系属于早元古代沉积和变质产物，碎屑锆石年龄大多分布在2300-1900Ma之间，而变质锆石年龄在1900-1800Ma之间（赵国春,孙敏,2002,中国科学；

华北克拉通基底构造单元特征及早元古代拼合）

通过同位素地质年代学研究初步建立的吕梁山地区早前寒武纪主要地质事件的年代格架是：

界河口群形成在2600-2400Ma之间；

吕梁群近周峪组火山岩形成在2360-2350Ma之间，2124Ma时时野鸡山群白龙山组火山岩喷发；

赤坚岭杂岩约在2150Ma时侵位，随后发生

了钾质花岗岩的侵入（2031Ma左右），界河群和吕梁山群都受到这次构造热事件的影响。

芦芽山紫苏花岗岩在1800Ma左右侵位。

（耿元生，2000，地质学报；

吕梁地区早前寒武纪主要地质事件的年代框架）

界河口群的孔兹岩系性质

地球化学特征、形成年代、锆石年龄

（万渝生，2000，岩石学报；

孔兹岩系—山西吕梁地区界河口群的年代学和地球化学）

乌拉山岩群、集宁岩群详细介绍

（王楫等，1995，中国地质科学院，天津地质矿产研究所所刊）

内蒙古黄±

窑及其毗邻地区孔兹岩系己有-些1800-1900Ma的锆石U-Pb年龄数据，但因孔兹岩是高级变质的沉积岩，其锆石U-Pb年龄往往代表峰期变质年龄而不是原岩沉积年龄,因此孔兹岩系属太古宙还是古元古代长期未决。

窑是晋蒙孔兹岩系的经典产地之-,对其锆石和金红石研究和年龄测试,得到孔兹岩系的碎屑锆石年龄为2310Ma，变质成因锆石年龄为1873Ma,金红石代表的冷却年龄为1793Ma。

表明晋蒙孔兹岩系的原岩年龄为古元古代。

内象古黄±

窑及其毗邻地区孔兹岩系锆石U-Pb年龄表（吴昌华等，1998，地质论评；

窑孔兹岩系的锆石与金红石年龄研究）

华北克拉通广泛发育-套典型的孔兹岩系，例如：

华熊地块太华超群中的水滴沟群、胶东地区的荆山群和粉子山群、辽吉地块的集安群、辽西地区的建平群、内蒙古大青山地区的丰镇群、乌拉山地区的桑干群上部、阿拉善地块的贺兰山群和太行山区的阜平群湾子组（ChenYhetal.,1998b;

陈衍景等，2000；

翟明国和彭澎，2007；

及其引文）这套岩石建造因变质程度较深（角闪岩相-麻粒岩相），曾长期被作为太古宙（如：

董申保等，1986；

钱祥麟，1996）。

同时，该套地层富含石墨矿床、条带状铁建造、富磷沉积物，具有PAAS型稀±

元素配分特征（ChenYJetal.,1998b），被-些学者认为属于2300±

50-1850Ma期间形成的古元古代地层（陈衍景，1990；

陈衍景等，2000；

胡受奚等，1997；

及其引文）。

然而，由于缺乏准确的同位素年代学研究资料，太古宙与古元古代之争长期悬而不决。

最近，XuXSetal.,（2009）、WanYSetal.（2006）运用SHRIMP或LA-ICPMS技术研究了这套副变质岩中的锆石的形成年龄和变质年龄，确定它们的沉积时间均在2300-1850Ma之间，特别是2300-2150Ma之间。

（陈衍景，2009，岩石学报；

华北大陆边缘造山过程与成矿研究的重要进展和问题）

阿拉善古元古代晚期的构造热事件，可初步将划分为1950-1900Ma的早期事件和1850-1800Ma的晚期事件（每期事件都包括岩浆事件和变质事件），并在时间和特点上与大青山-集宁-大同-带变质地体中广泛发育的古元古代晚期的岩浆-变质事件标非常相似，进而表明，华北克拉通三部陆块中的古元古代晚期造山带（孔兹岩带）向西可延伸到阿拉善东部地区。

文中总结的大量其它的热事件数据，有很好的对比意义，可结合自己的数据与文中列举的数据进行对比。

（耿元生，2010，岩石学报；

阿拉善变质基底古元古代晚期的构造热事件）

文献中对前人研究数据的总结很到位：

华北克拉通北缘古元古代晚期岩浆事件（表2），华北克拉通北缘古元古代晚期变质事件（表3）

从形成时代上看，华北克拉通北缘的变质变形花岗岩带可分为三个阶段：

早期阶段（2050-2000Ma），主要出露在贺兰山（本文）和卓资-怀安地区（耿元生等，1997；

郭敬辉等，2002；

Zhaoetal.,2008）

第二阶段（1950-1870Ma左右），从贺兰山、阿拉善东部向东经包头-白云鄂博地区、河北承德地区，-直到吉林南部的集安地区都有出露

第三阶段（1850-1800Ma左右），花岗岩浆活动的范围更加广泛，几乎遍布整个华北克拉通北缘，该阶段的岩浆作用以二长花岗岩类为主，显示了地壳重熔型的花岗岩的特点。

从年代学资料来看，从2000Ma到1800Ma都有变质事件的记录，时间跨度较大。

翟明国和彭澎（2007）总结孔兹岩带的变质事件序列，提出

2000-1900Ma代表高压麻粒岩的变质年龄

1860-1830Ma代表中压麻粒岵的降压变质年龄

1800-1760Ma代表角闪岩相的退变质年龄

作者总结了大量其它学者的研究数据得出：

华北克拉通北缘（特别是中西段）应存在两期麻粒岩相变质作用，早期发生在1950-1900Ma期间，晚期发生在1850-1800Ma期间。

这两期变质事件发生的时间与该区第二期和第三期岩浆作用的时间基本一致，因此我们认为该区的第二期和第三期岩浆事件与该区的两期变质事件在时间和空间上紧密相伴，均反映了中下地壳温度升高产生高级变质并伴有地壳熔融的岩浆作用。

（耿元生，2009，岩石学报；

内蒙古贺兰山地区古元古代晚期的花岗岩浆事件及其地质意义:

同位素年代学的证据）

华北克拉通的高温（HT）-超高温（UHT）麻粒岩近来很引人注意，其中重点是讨论出露于内蒙中南部-晋（冀）北的-套麻粒岩相变质的富铝碎屑-泥质和钙硅酸盐-碳酸盐质沉积岩系，原称集宁群，钱祥麟等（1985）为了强调他们在华北克拉通化中的意义，改称丰镇系。

又因其岩石组合以及变质特征与印度奥里萨邦的孔兹岩相似，又称孔兹岩系（沈其韩等，1992;

卢良兆等，19%）。

该套岩系分布区域较广，在集宁及相邻地区，乌拉山地区和贺兰山北段-千里山，可构成-个近东西向展布的岩带。

在辽东-吉南、胶北、豫西南都有分布。

和孔兹岩系紧密共生的还有石榴石-荃青石花岗岩、变质辉长岩和紫苏花岗岩。

孔兹岩系不含火山岩层，多数研究者认为它们是克拉通盆地、克拉通内拗拉槽或大陆棚浅水沉积（沈其韩等，1992;

condieetal.,1993;

胡能高等，1994;

卢良兆等,1996;

万渝生等，2000a,b;

徐仲元等，2005）。

（翟明国,2009,岩石学报；

华北克拉通两类早前寒武纪麻粒岩（HT-HP和HT-uHT）及其相关问题）

孔兹岩的锆石年龄集中于2500-2300Ma和1900-1800Ma两个峰值，前者认为是碎屑锆石，后者认为是变质年龄（吴昌华和钟长汀，1998；

吴昌华，2000），因此孔兹岩系应沉积于古元古代。

孔兹岩系各类岩石的铝含量偏高（Al2O3﹥15%）,K/Rb-般高于200-300。

稀±

元素问题富集，轻重稀±

分异明显。

（翟明国，彭澎，2007；

岩石学报；

华北克拉通古元古代构造事件）

本文报导了孔兹岩系中三类侵入体的三个锆石U-Pb年龄，它们是:

卓资变质花岗岩年龄t=2005±

9Ma，代表早期花岗岩侵人时代；

凉城变质闪长岩年龄t=1921±

1Ma.代表闪长岩体的侵位年代；

粗粒石榴石花岗岩年龄t=1892±

10Ma.根据地质关系和变质作用特征可以确定，桑干地区孔兹岩系沉积原岩形成时代早于侵入其中的花岗岩的时代，即大于2.0Ga，而麻粒岩相变质作用的时代晚于闪长岩体的侵人年龄1921Ma.早于粗粒石榴石花岗岩的形成年代.综合已有同位素年龄资料。

可以进-步明确，桑干地区的三套麻粒岩:

孔兹岩系、片麻岩地体和高压麻粉岩，在大致同-时代（1.87Ga）发生麻粒岩相变质作用。

本文主旨是确定孔兹岩系的变质作用时代，考虑到化学法锆石U-Pb年代学技术的适用程度.本文避开变质沉积岩，而选择其中地质关系清楚的浸人岩.包括变质的和未变质的测定它们的锆石U-Pb年龄设想采用相对可靠的岩浆岩的结晶年龄.来限定孔兹岩系的形成和变质作用的时间范围。

（与周围地层的关系限定变质岩的时间）（郭敬辉,翟明国,许荣华,2002;

中国科学；

华批桑干地区大规模麻粒岩相变质作用的时代:

锆石U-Pb年代学）

蒙古卓资山地区太古宙高级变质区中分布着-系列规模不等的混合花岗岩体,其产出严格受孔兹岩系层位控制。

岩石化学成分富铝Al2O3含量10.61%~17.10%,A/NKC=1.29~1.81;

离子半径小、熔融活化度低的微量元素Cr、Ni、Cu、Co、V、Zr含量极低,而-些熔融活化度高、大离子半径的微量元素Sr、Ba含量明显偏高。

HREE含量偏低,δEu具正异常;

87Sr/86Sr=0.72042~0.72933。

形成混合花岗岩的温度为735~785℃,压力范围可能为8.6~9.7Kb（1b=105Pa）。

这-类独特的“石榴混合花岗岩”,不是因熔融体占绝对优势的典型岩浆侵入结晶而成,而是孔兹岩系变质岩层就地深熔作用的产物。

它的形成是在中太古代时期集宁岩群形成之后本区经历麻粒岩相高级变质作用改造的结果。

-般地讲,轻稀±

元素碱性较强,局部熔融时优先进入熔体中,而重稀±

元素部分熔融时则易保留在残余固相中。

（陶继雄,胡凤翔，2002；

前寒武纪研究进展；

内蒙卓资山地区深熔作用形成的石榴混合花岗岩）

分布于狼山-渣尔泰山的渣尔泰群（包括狼山群）和白云鄂博地区的白云鄂博群也是浅变质-未变质的沉积岩。

渣尔泰群中的基性火山岩有1743Ma的锆石U-Pb年龄，石英砂岩中的碎屑锆石有-2500Ma峰值年龄（Lietal.,2007）。

白云鄂博群基底岩石有1948-1917Ma，1906-1892Ma，2023Ma和2588Ma的锆石U-Pb年龄（Wangetal.，2002;

杨奎锋，2008）;

白云鄂博群下部层位中的玄武岩有728±

5Ma的锆石U-Pb年龄（Luetal.，2002）;

侵人白云鄂博群中的火成碳酸岩脉有1416±

77Ma的锆石U-Pb年龄（范宏瑞等，2006）。

这些数据限定了渣尔泰群和白云鄂博群的沉积时代与化德群相似。

从化德群中变质砂岩的碎屑锆石年龄频率分布来看，大量的锆石年龄集中在1800±

50Ma和1850±

50Ma，另外还有-2500Ma和-2000Ma的峰值。

这些年龄峰值对应着华北克拉通重要的构造-热事件发生的时代（Zhaietal.,2000,2005;

ZhaiandLiu，2003;

Zhaoetal.，2001;

翟明国，2004）。

1850-1800Ma的碎屑锆石大多数具有变质锆石的特征，少部分具岩浆锆石的特征，说明其源区不仅遭受了强烈的变质作用，同时也伴随有岩浆活动。

这些事件与华北克拉通1850~1800Ma发生大规模变质事件及伴随的少量花岗岩和伟晶岩脉侵入事件相一致;

特别是与分布在华北克拉通北部的孔兹岩系、红旗营子杂岩、怀安、宣化和承德-带的TTG片麻岩、花岗片麻岩及其中的基性麻粒岩岩墙和透镜体中所记录的变质事件相近（xiaetal.，2006a,b;

wanetal.，2006；

吴昌华等，2006;

刘树文等，2007;

吕勇军，2007;

zhaoetal.，2008;

Guoetal.，2005;

张华锋，2005;

毛德宝等，1999;

Pengetal.，2005b），也与和变质作用有关的深熔紫苏辉石花岗岩，含石榴石S型花岗岩侵人的时代相仿（Zhaoetal.，2008;

郭敬辉等，1999），表明华北克拉通北部地区可能是这些样品的潜在源区。

化德群中-2500Ma的锆石既有变质锆石，又有岩浆锆石，暗示源于此年龄段的源区即经历了变质作用，又发生了大量岩浆岩的活动。

在华北克拉通，-2.5Ca时期所有老于2.6Ga的太古宙岩石都经历了-2.5Ga的高角闪岩相-麻粒岩相的变质事件，发生了紫苏花岗岩和花岗岩的侵位及镁铁质岩墙群的侵人（zhaietal.，2005）。

在华北克拉通北部，怀安、宜化、承德地区的TTG片麻岩的岩浆结晶年龄均为-2500Ma（Zhaoetal.，2008;

刘敦一等，1997;

吕勇军，2007），阳原-宜化地区的钠质和钾质花岗岩及红旗营子杂岩也有-2500Ma的岩浆侵位年龄（张华锋，2005;

刘树文等，2007;

吕勇军，2007）。

此外，少量-2000Ma的碎屑锆石同样包括了变质和岩浆成因的锆石，它们反映的事件在华北北部也有所体现。

如孔兹岩系中有-2000Ma的锆石u-Pb年龄峰值（Dongetal2007.;

xiaetal2006a，b;

昊昌华等，2006），宣化地区基性麻粒岩的变质时代2034Ma（张华锋，2005），孔兹岩系中变质花岗岩结晶年龄2005Ma（Guoetal.,2001），怀安董家沟花岗片麻岩的结晶年龄2036Ma（Zhaoetal.,2001）等。

在化德群的碎屑错石中，还有几个2684Ma，2776Ma，2890Ma和3107Ma较为古老的年龄。

已有资料表明，华北拉通存在大于-3.0Ga的古陆核（zhaiandwindley，1990;

Liuetal.，1992;

伍家善等，1998;

万渝生等，2001;

Zhaietal.，2005），在-2.7Ga和-2.9Ga发生过大规模的陆壳增生事件（Zhaietal.，2005），但是由于被后期地质事件（尤其是-2.SGa事件）改造而未留下大量的错石记录。

化德群中的这些碎屑错石年龄可能是对这些古老地质事件的反映。

燕辽裂陷槽由1.8-1.6Ga的长城系，1.6-1.0Ga的蓟县系和1.0-0.85Ga青白口系组成，沉积地层角度不整合在太古宙花岗片麻岩之上，并被寒武纪早期地层不整合梅覆盖。

其中长城系的岩石组合自下而上主要由底砾岩、含砾砂岩，长石砂岩、海相砂岩、浅海页岩和碳酸盐岩组成，夹有富钾玄武岩-粗面岩。

长城系的基底片麻岩有1798-1782Ma的角闪石、斜长石和黑云母Ar-Ar年龄（王松山等，1995）;

长城系底部常州沟组砂岩的碎屑锆石年龄主要分布在2.6-2.35Ga，少量分布在2.3-2.1Ga和1.9-1.8Ga范围（Wanetal.,2003）;

长城系上部团山子组和大红峪组富K火山岩分别有1683Ma和1625Ma的单颗粒锆石年龄（李怀坤等，1995;

陆松年和李惠民，1991）。

这些数据揭示出燕辽裂陷槽的发育始于-1800Ma，长城系接受了华北克拉通的物源沉积。

化德群大量碎屑锆石年龄集中在1800±

50Ma，且以变质锆石为主，-2500Ma和-20（X）Ma的碎屑锆石只占小部分;

渣尔泰群的碎屑锆石年龄集中在-2500Ma，未见小于2400Ma的年龄（Lietal.，2007）;

十三陵地区长城系底部常州沟组的碎屑锆石年龄多集中在2600-2350Ma，只存在少量1900-1800Ma和2300-2100Ma的年龄（Wanetal.，2003）。

（胡波，翟明国，2009,岩石学报；

华北克拉通北缘化德群中碎屑锆石的LAICP-MSU-Pb年龄及其构造意义）（本文特别注意年龄数据）.

早期研究认为，华北克拉通古元古代晚期从碰撞造山向伸展的构造体制转化时间大致在1.8Ga，但最近对西部孔兹岩带的研究表明这一构造体制转化时间可能为～1.85Ga甚至更早（李江海等，2000;

董春艳，2008）。

对千里山地区的研究，Yinetal.（2009）认为伸展作用开始的时间大约为1.92Ga

Wanetal.（2006）对荆山群孔兹岩系变泥砂质岩石进行了锆石SHRIMPU-Pb定年。

获得变质锆石年龄为1.88Ga，碎屑锆石年龄变化很大，可大致划分为四组（2.9～2.8Ga，～2.6Ga，2.5～2.4Ga，2.3～2.2Ga）。

根据碎屑锆石和变质锆石SHRIMPU-Pb定年，荆山群孔兹岩系形成时代为古元古代晚期（2.2～1.9Ga）。

本文对侵入荆山群孔兹岩系的变质闪长岩和辉长岩锆石定年，进一步支持了这一认识。

不论吕梁运动的含义和时限如何，大量地质记录表明，大约在1.8Ga前后华北克拉通进入了一个全面伸展的构造体制:

（1）熊耳群（1.84～1.65Ga）火山岩系列（孙大中等，1991;

任富根等，2000;

Pengetal.，2008）;

（2）1.75～1.62Ga基性岩墙群（李江海等，2001;

Pengetal.，2005;

陆松年等，2008;

Wangetal.，2008;

Houetal.，2008）;

（3）1.7Ga斜长岩（解广轰和王俊文，1988;

赵太平等，2004）;

（4）1.70～1.68Ga环斑花岗岩（宋彪，1992;

杨进辉等，2005）;

（5）～1.6Ga碱性岩（陆松年等，2003）;

（6）长城系和青白口系1.68～1.37Ga火山岩（陆松年和李惠民，1991;

李怀坤等，1995;

高林志等，2008;

Suetal.，2008）。

但是，从挤压体制转化为伸展体制的具体时间仍不十分清楚。

李江海等（2000）认为伸展时间是从1.9Ga开始。

翟明国和彭澎（2007）对华北克拉通古元古代构造热事件研究认为，2.30～1.95