ISSN 1009-6248CN 61-1149/P 双月刊

主管单位:中国地质调查局

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中国地质学会

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    西安凹陷f12地裂缝发育区第四系及裂缝沉降特征

    史元博, 朱兴国, 卢全中, 杨利荣, 刘聪, 龚方圆, 岳乐平

    史元博, 朱兴国, 卢全中, 等. 西安凹陷f12地裂缝发育区第四系及裂缝沉降特征[J]. 西北地质, 2023, 56(5): 185-196. DOI: 10.12401/j.nwg.2022046
    引用本文: 史元博, 朱兴国, 卢全中, 等. 西安凹陷f12地裂缝发育区第四系及裂缝沉降特征[J]. 西北地质, 2023, 56(5): 185-196. DOI: 10.12401/j.nwg.2022046
    SHI Yuanbo, ZHU Xingguo, LU Quanzhong, et al. Drilling Sedimentation and Subsidence of Ground Fissure (f12) in Xi’an, Shaanxi[J]. Northwestern Geology, 2023, 56(5): 185-196. DOI: 10.12401/j.nwg.2022046
    Citation: SHI Yuanbo, ZHU Xingguo, LU Quanzhong, et al. Drilling Sedimentation and Subsidence of Ground Fissure (f12) in Xi’an, Shaanxi[J]. Northwestern Geology, 2023, 56(5): 185-196. DOI: 10.12401/j.nwg.2022046

    西安凹陷f12地裂缝发育区第四系及裂缝沉降特征

    基金项目: 国家自然科学基金项目“同沉积作用下地裂缝破裂扩展机理及效应研究”(41877250),西安市2021年度地质灾害综合防治体系建设专群结合监测预警建设项目(五标段)联合资助。
    详细信息
      作者简介:

      史元博(1996−),男,硕士研究生,第四纪地质学专业。E–mail:529845225@qq.com

      通讯作者:

      卢全中(1971−),男,教授,长期从事地质灾害专业教学与研究。E–mail:dcdgx14@chd.edu.cn

    • 中图分类号: P694

    Drilling Sedimentation and Subsidence of Ground Fissure (f12) in Xi’an, Shaanxi

    • 摘要:

      在西安凹陷南缘清凉山地裂缝f12两侧钻取了两口超过400 m的全取芯井,笔者对DZ1井(420 m)和DZ2井(400.5 m)岩心作了沉积学分析,进行了古地磁、磁化率及粒度测量,分析了地裂缝沉降特征。结果表明:DZ1孔岩心包括0~93 m黄土–古土壤序列沉积L2~S11,缺失上部马兰黄土及S1,93 m以下为三门组河湖相沉积。DZ2钻孔岩心包括0~72 m黄土–古土壤S1~S9序列沉积,缺失上部黑垆土S0和马兰黄土L1,73 m以下为三门组河湖相沉积。 DZ1孔岩心和DZ2孔岩心的黄土地层层序基本一致,包括中更新世离石黄土上部及早更新世离石黄土下部,未见午城黄土。河湖相三门组与午城黄土同时异相,在两口井都持续沉积至第四纪底界,并穿时至上新世顶部。两口井岩心均记录了B/M界限,J、O、R极性亚带及M/G界限,这些界线为两口井的地层对比提供了科学依据。其标志层粉砂质黄土层L9位置高差为5 m,古地磁B/M界线位置高差为4 m,J亚带位置高差为8~17 m,O亚带位置高差为31~22 m,R亚带位置高差为56~47 m,M/G界线位置高差为54 m。总体看来,DZ1孔地层界线和古地磁界线高程都较DZ2孔低,并且越靠下层差距越大。根据地层高差及古地磁界线高差判断,地裂缝f12上盘相对下降4~54 m。在DZ1孔373.6 m处发现次裂缝面,经计算裂缝面倾向南东,倾角为77°。研究成果为进一步认识西安凹陷沉积环境,地裂缝特征及对西安地区防控地裂缝地质灾害具有重要意义。

      Abstract:

      Two fully coring wells over 400 m for each have been drilled respectively on both sides of the Qingliangshan ground fissure (f12) situated at the southern margin of the Xi’an depression. Sedimentological analysis and paleomagnetic dating, magnetic susceptibility and grain size measurements on DZ1 (420 m) and DZ2 (400.5 m) are made. The ground fissure subsidence characteristics are further analyzed. The results show that the DZ1 exposes loess–paleosol sequences of 93m, corresponding to L2~S11, without the upper Malan loess and S1. There are Sanmen Formation of river–lake phase below 93 m. DZ2 exposes 72m loess–paleosol sequences of S1~S9, missing the upper black loessial soil S0 and Malan loess L1. There is Sanmen Formation of river–lake phase below 73 m. The sequences of loess stratigraphy in both of DZ1 and DZ2 are basically identical. They both include the upper part and lower part of the Lishi loess, corresponding to Middle and Early Pleistocene, respectively. And the Wucheng loess has not been exposed. Sanmen Formation deposited until the bottom of Quaternary and upon the upper Pliocene. Both two cores successively recorded B/M boundaries, J, O and R polarity sub-bands and M/G boundaries, which provide a reliable evidence for stratigraphic comparison between the two cores. The elevation differences of several key layers is 5 m for the L9 layer, 4 m for the B/M boundary, 8~17 m for the J subband, 31~22 m for the O subband, 56~47 m for the R subband, and 54 m for the M/G boundary. In all, the elevation of the stratigraphic boundary and paleomagnetic boundary in DZ1 are generally lower than those in DZ2. The deeper the horizon is located, the higher the differences are. Based on the relative elevation difference of the stratigraphic and paleomagnetic boundaries between two cores, it is supposed that the upper plate of fault f12 is relatively lower by about 4~54 m. The sub-fracture plane was exposed at 373.6 m, with SE dip direction and 77˚ of dip angle. This study is important for further understanding the depositional environment of Xi’an depression, the characteristics of ground fissures and the prevention and control of the geological hazard related to ground fissures s in Xi’an area.

    • 扬子地块北缘汉南地区新元古代基性–超基性层状岩体,对于研究和了解扬子板块新元古代构造演化及其与Rodinia超大陆裂解关系,具有非常重要的意义,因此引起了学术界极大地关注。这些基性–超基性层状岩体分布在扬子陆块北缘,从东向西依次出露有:毕机沟和望江山基性–超基性岩体,以及骆家坝、柳树店和碑坝基性岩体。

      1960年以来,前人就对毕机沟和望江山岩体中钛铁氧化物矿床和铜镍硫化物矿床进行了研究。Sm–Nd同位素研究表明,城固、西乡长溪沟、望江山和毕机沟岩体的Sm–Nd等时线年龄为837~1 061 Ma(张宗清等,2000杨合群等,2013杨合群,2021)。前人利用SHRIMP、LA–ICP–MS和SIMS对毕机沟岩体和望江山岩体进行了锆石U–Pb年代学分析,得到了一致的成岩年龄,认为毕机沟岩体和望江山岩体的成岩年龄分别为780 Ma和820 Ma(Zhou et al.,2002Dong et al.,2011Wang et al.,2016)。全岩Sr–Nd和锆石Hf同位素数据表明,毕机沟和望江山岩体是同源的,两者均为新元古代早期岩石圈地幔在高于2.0 GPa的压力下,经过10%~20%部分熔融的产物。两个岩体侵位过程中地壳混染的贡献几乎可以忽略不计(Zhou et al.,2002Zhao et al.,2009Dong et al.,2011Wang et al.,2016)。

      但是,对于毕机沟和望江山岩体中赋存的钛铁氧化物矿床和铜镍硫化物矿床的成矿作用和成岩成矿机制却少有关注。成来顺(2017)通过镍硫火试金法分析了毕机沟岩体的铂族元素(PGE)含量,讨论了母岩浆性质和成矿潜力。王岩等(2019)通过LA–ICP–MS分析测试单斜辉石微量元素含量,认为望江山岩体侵位深度为12.9~18 km。但是,前人并未进一步探讨岩体中硫化物饱和机制和铂族元素富集机理,笔者使用低浓度卡洛斯管和同位素稀释法对毕机沟和望江山两个岩体中的铂族元素进行分析,结合主量、微量元素数据,用来研究不同岩体中铂族元素分布以及对其分配的控制因素;探讨已知的Fe–Ti矿化和汉南地区新元古代基性–超基性层状岩体的铂族元素硫化物矿化潜力。

      华南板块由扬子板块和华夏板块组成。扬子板块的北部以秦岭–大别–苏鲁造山带为界,与华北克拉通分开,西部以松潘–甘孜造山带与青藏高原隔开(Zhao et al.,2012)。扬子板块的结晶基底由高度变质的太古代—中元古代的砂质–泥质沉积地层组成,上边被弱变质到未变质的新元古代到新生代地层覆盖(张国伟等,19952000苏犁,2004Zhao et al.,2009)。

      位于扬子地块北部的汉南地区是中国最重要的基性–超基性侵入岩分布区之一(董显扬等,1995吴新斌等,2023)。汉南地区出露的基底主要是低绿片岩相的新元古代西乡群火山–沉积建造(张宗清等,2000Ling et al.,2003)。780 Ma毕机沟岩体和820 Ma望江山岩体是汉南地区最大的和研究程度最高的两个基性–超基性层状岩体(图1),这两个岩体顶部都赋存有具有开采价值的钒钛磁铁矿(巩志超等,1975任有祥,1976)。在望江山岩体底部超基性岩层位,还赋存有薄层具经济价值的铜硫化物矿床(杨星等,1993)。

      图  1  扬子地块北缘毕机沟和望江山岩体地质图(据Dong et al.,2011Wang et al.,2016修)
      Figure  1.  Geological map of the Bijigou and Wangjiangshan intrusions at the northern of the Yangtze block

      毕机沟层状岩体长约为50 km,宽为6~12 km,覆盖面积超过500 km2。岩体侵位于新元古代(895±3) Ma西乡群变火山–沉积岩中(Ling et al., 2003),后来又被同期或晚期花岗岩和花岗闪长岩侵位(董显扬等,1995)。毕机沟岩体具有明显的层状构造,根据岩石类型自下而上可以划分为:橄长岩带、辉长岩带、角闪辉长岩带。底部的橄长岩带由纯橄岩、橄长岩、橄榄辉长岩和少量斜长岩、辉石岩组成;中部的辉长岩带由橄榄辉长岩、苏长辉长岩、辉长岩和苏长岩共同组成;上部的角闪辉长岩带由角闪辉长岩、辉长闪长岩和石英辉长岩组成。钒钛磁铁矿主要位于辉长岩带顶部和角闪辉长岩带中(苏犁,2004)。每个岩相带中发育韵律层理,表现为浅色辉长岩和富含钛铁氧化物的暗色层互层(图2a)。但在每一个单独的韵律层理中,板、柱状矿物没有表现出明显的定向性(图2c、图2d)。文中样品主要采于毕机沟岩体中部辉长岩带和上部角闪辉长岩带,岩石类型包括辉长岩、磁铁辉长岩、橄榄辉长岩和磁铁辉长苏长岩,造岩矿物主要为斜长石、斜方辉石、单斜辉石,还有少量的橄榄石、角闪石和黑云母(图2c、图2d)。金属矿物由磁铁矿、钛铁矿和少量硫化物(主要为黄铁矿)组成(图2b)。

      图  2  毕机沟和望江山岩体的野外照片和不同岩石类型的岩相学特征
      a.毕机沟岩体的层状构造;b.毕机沟岩体磁铁辉长岩的背散射电子图像;c.毕机沟岩体的磁铁苏长岩;d.毕机沟岩体的橄榄辉长岩;e.望江山岩体的苏长辉长岩;f.望江山岩体的辉长岩;Ol.橄榄石;Mt.磁铁矿;Cpx.单斜辉石;Opx.斜方辉石;Pl.斜长石;Sil.硅酸盐矿物;Ilm.钛铁矿;Sul.硫化物
      Figure  2.  Field photos and petrographic characteristics of different rock types from the Bijigou and Wangjiangshan intrusions

      望江山层状岩体长约为17 km,宽约为7 km,出露面积超过100 km2。岩体侵位于新元古代(895±3) Ma西乡群变火山–沉积岩中(Ling et al.,2003),后又被同期或晚期的花岗岩和花岗闪长岩侵入(董显扬等,1995)。岩体就位之后,被几个NE–SW方向的断层将其分为几个部分。望江山岩体相对于毕机沟岩体基性程度略高,发育层状构造和韵律结构。其岩相分带自下向上包括:橄榄岩带、辉长岩带、闪长岩带。底部的橄榄岩带由下部的纯橄岩、橄长岩、辉石岩和橄榄辉长岩逐渐过渡为上部橄榄辉石岩、橄榄辉长岩;中部的辉长岩带由辉长岩、橄榄辉长岩、苏长辉长岩和辉长苏长岩共同组成;上部的闪长岩带由角闪辉长岩、辉长闪长岩和石英闪长岩共同组成。其中,硫化物矿化主要位于岩体底部的橄榄岩带中,钒钛磁铁矿化主要位于辉长岩带顶部(苏犁,2004)。本文样品主要采于望江山岩体下部辉长岩带,岩石类型包括橄榄苏长岩、橄榄辉长岩、辉长苏长岩、辉长岩和磁铁辉长岩,造岩矿物主要为斜长石、斜方辉石、单斜辉石和少量橄榄石(图2e、图2f)。金属矿物为磁铁矿、钛铁矿和硫化物(主要为黄铁矿)。

      全岩样品利用颚式碎样机和碳化钨钵体碎样机细碎至200 目。首先称取一定量的干燥粉末放置于预热处理过的刚玉坩埚中,在马弗炉1 000 ℃条件下放置90 分钟,重新称取样品重量,确定烧失量。然后称取0.5 g干燥的粉末样品,利用0.4 g LiF、3.6 g Li2B4O7和0.3 g NH4NO3作为助熔剂,混合均匀后,滴一至两滴LiBr,再在高频电炉上加热制成玻璃片,最后在X射线荧光光谱仪(XRF)上测定(王建其等,2016)。XRF对主量元素氧化物的检出限为0.01%,测量的分析精度优于2%。

      全岩微量元素的分析和测定采用的是酸溶法+电感耦合等离子质谱(ICP–MS)联合测定(刘晔等,2007)。全岩粉末加入HF+HNO3混合之后在特氟龙熔样罐中190 ℃加热48 h。样品由国际标准样品BHVO–2、AGV–2、BCR–2和GSP–2及空白样监测,采用含量权重的线性拟合方式对样品进行最终的校正计算,大多数元素的分析精度优于5%。

      全岩铂族元素分析测定采用卡洛斯管结合同位素稀释法,详细分析流程参考(Chu et al.,2015)。191Ir/193Ir、194Pt/196Pt、105Pd/106Pd和99Ru/101Ru的测试是在中国科学院地质与地球物理研究所进行的。使用带电子倍增器的多接收等离子质谱ICP–MS测定。191Ir/193Ir、194Pt/196Pt、105Pd/106Pd和99Ru/101Ru的分析精度通常为0.1%~0.5 %(2 RSD)。通过测量参考标准WGB–1和TDB–1来监测整个实验流程的可靠性。Ir、Ru、Pt和Pd含量与前人报告值一致(Govindaraju,1994Meisel et al.,2004Qi et al.,2008)。流程空白的Ir含量为3×10–12、Ru为17×10–12、Pt为13×10–12、Pd为14×10–12

      从岩相学特征(图2)和全岩烧失量(LOI小于2%)可以看出,文中大多数样品都是新鲜的。毕机沟岩体样品的主量元素数据显示出强烈地受堆晶矿物相影响的特征。SiO2含量为35.8%~44.3%,MgO含量为4.42%~10.5%。它们具有相对较高的TFe2O3和TiO2值,暗示岩体中存在Fe–Ti氧化物矿物堆晶(表1)。V的含量为177×10−6~729×10−6,Zr、La、Th的平均含量分别为13.4×10−6、3.45×10−6、0.12×10−6。毕机沟岩体(Th/Yb)PM的平均值为0.69(表1)。

      表  1  毕机沟岩体、望江山岩体样品主量(%)、微量元素(10−6)与稀土元素(10−6)组成分析结果表
      Table  1.  Major (%), trace element (10−6) and REE concentrations (10−6) analyses of the Bijigou and Wangjiangshan samples
      样品号WJS502WJS503WJS510WJS516WJS517WJS519WJS606WJS612WJS614BJG502BJG503BJG507BJG514BJG516BJG522
      岩性橄榄
      辉长岩
      辉长
      苏长岩
      橄榄
      辉长苏
      长岩
      橄榄
      苏长岩
      橄榄
      苏长岩
      橄榄
      苏长岩
      磁铁
      辉长岩
      辉长
      苏长岩
      辉长
      磁铁
      含橄辉
      长岩
      磁铁
      辉长岩
      橄榄
      辉长岩
      辉长
      磁铁
      辉长岩
      磁铁
      辉长苏
      长岩
      SiO248.051.045.145.045.046.342.951.148.441.942.844.335.843.041.7
      TiO20.331.061.120.310.501.272.981.141.142.412.240.574.554.523.57
      Al2O320.918.316.918.213.518.514.516.016.815.213.817.314.215.514.7
      TFe2O36.328.5712.79.6312.710.917.19.8110.918.917.314.127.016.717.1
      MnO0.100.160.160.120.160.140.270.170.160.180.220.170.260.200.26
      MgO7.397.319.3313.718.38.935.926.188.285.916.8410.54.426.056.23
      CaO13.910.212.59.497.4210.510.98.7210.211.412.88.559.1011.111.3
      Na2O2.062.951.761.771.592.602.923.382.982.282.092.062.092.382.44
      K2O0.160.220.050.160.270.190.441.650.310.120.100.110.130.090.11
      P2O50.050.160.200.060.100.181.080.190.140.051.090.050.330.072.00
      LOI0.380.230.211.070.730.160.871.320.340.990.362.011.41-0.07-0.30
      Total99.5199.6199.9499.5399.9899.5599.8399.6299.6299.3299.5599.6499.2499.5399.24
      Li3.814.212.755.145.674.716.9014.08.964.782.913.186.113.245.76
      Be0.320.370.270.280.350.471.110.920.590.210.230.170.200.200.25
      Sc28.927.633.111.615.126.342.231.832.544.856.812.439.249.243.1
      V88.986.028270.888.5191361166197729472177716406330
      Cr41919523350346719822.61922645.415.3746.66.705.778.35
      Co47.237.467.274.995.966.452.039.857.283.356.086.156.750.046.3
      Ni12565.316233846619721.452.891.65.595.3858.52.6018.54.43
      Cu53.18.6783.442.423.844.063.145.162.220.220.538.620.228.213.5
      Zn39.155.685.062.283.571.815787.078.098.910979.718089.2116
      Ga16.216.516.812.711.016.221.518.216.920.318.815.224.517.619.3
      Ge1.071.201.250.951.091.241.621.501.431.411.591.081.391.391.49
      Rb2.372.060.532.284.802.322.1730.03.121.851.581.312.340.780.97
      Sr557638528374281312423237270425422364513457542
      Y9.4512.213.15.669.4920.664.441.026.18.4821.73.388.087.6026.0
      Zr25.137.216.521.743.064.217725710712.315.76.559.7220.415.8
      Nb0.912.200.501.002.202.5819.67.193.350.440.600.280.491.341.43
      Cs0.090.080.150.170.150.060.080.660.120.270.170.620.690.350.35
      Ba88.612055.669.693.412422090712647.050.945.443.145.159.4
      La4.083.814.073.215.314.8330.015.36.681.566.071.301.921.468.38
      Ce9.389.2110.77.0612.013.075.638.116.94.0216.42.874.923.6923.5
      Pr1.311.331.670.931.582.0310.75.182.470.652.590.390.790.593.63
      Nd6.246.678.794.207.0410.550.223.912.13.7314.11.894.563.4320.1
      Sm1.611.802.340.991.642.9912.06.063.501.213.870.491.361.115.32
      Eu0.831.251.040.530.601.263.271.791.370.681.430.400.890.702.17
      Gd1.782.132.601.061.753.4312.46.514.081.484.420.571.671.395.99
      Tb0.280.350.420.170.280.591.941.090.710.260.690.090.270.230.89
      Dy1.782.192.531.051.723.6211.76.984.551.624.070.611.591.485.06
      Ho0.370.450.510.220.360.762.311.460.940.330.810.130.320.300.98
      Er1.021.301.390.621.042.126.404.282.680.932.180.370.860.832.46
      Tm0.140.180.180.090.150.310.890.640.390.130.280.050.110.110.30
      Yb0.901.211.150.580.971.935.504.302.540.811.680.350.670.721.74
      Lu0.130.180.160.090.150.290.800.650.370.120.240.050.100.100.24
      Hf0.710.920.590.541.071.654.455.282.680.430.560.190.350.590.49
      Ta0.080.180.080.070.150.210.920.330.210.070.080.050.050.150.15
      Pb1.191.090.582.351.961.142.354.833.980.781.012.510.660.620.71
      Th0.220.180.050.190.530.190.471.020.470.060.230.090.060.050.21
      U0.040.050.010.040.120.050.140.320.120.020.060.030.020.020.06
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      望江山岩体的SiO2含量为42.9%~51.1%,MgO含量为5.92%~18.3%。TFe2O3和TiO2含量相对低于毕机沟岩体(表1)。相对于毕机沟岩体,望江山岩体的V丰度略低,为70.8×10−6~361×10−6。Zr、La、Th的平均含量分别为83.2×10−6、8.58×10−6、0.37×10−6。望江山岩体的平均(Th/Yb)PM值为1.16(表1)。

      与世界上典型的含铂族元素的层状基性–超基性岩体相比,南非的Bushveld层状侵入体(Barnes et al.,2004高永伟等,2023)、南非的Stella侵入体(Maier et al.,2003王丰翔等,2022)、加拿大的Coldwell杂岩体(Good et al.,1994)、加拿大的Agnew侵入体(Vogel,1996)和巴西RioJacaré侵入体(Sá et al.,2005),毕机沟和望江山侵入体的铂族元素含量非常亏损(图3a)。毕机沟岩体的铂族元素总丰度(ΣPGE)为0.15×10−9~2.54×10−9,望江山岩体的ΣPGE值为0.12×10−9~2.62×10−9。在这两个岩体中,IPGE和钯族元素(PPGE)之间具有良好的线性关系(图3)。毕机沟岩体中Cu/Pd值为3.52×104~3.97×105(平均为1.78×105),相对低于望江山岩体Cu/Pd值(Cu/Pd = 1.78×104–1.61×106;平均为4.29×105)(表2)。两个岩体铂族元素原始地幔标准化曲线显示一致的趋势,IPGE相对于PPGE更加亏损(图4b、图4c)。这种模式与杨星等(1993)的配分模式趋势吻合,都显示IPGE相对于PPGE亏损的左倾特征。然而,杨星等(1993)用硫锑分光光度法测定的铂族元素丰度要比本研究中用MC–ICP–MS测试结果低一个数量级。

      图  3  IPGE–Ni图解(a)、PPGE–Ni图解(b)、IPGE–V图解(c)、PPGE–V图解(d)、IPGE–TiO2(e)和PPGE–TiO2图解(f)
      Figure  3.  (a) IPGE–Ni, (b) PPGE–Ni, (c) IPGE–V, (d) PPGE–V, (e) IPGE–TiO2 and (f) PPGE–TiO2 binary plots
      表  2  毕机沟岩体、望江山岩体样品铂族元素组成表(10−9
      Table  2.  Platinum group element concentrations of the Bijigou and Wangjiangshan samples (10−9)
      样品号岩性IrRuPtPdΣPGE
      WJS502橄榄辉长岩0.0100.0400.0880.1860.325
      WJS503辉长苏长岩0.0190.0710.4240.4861.000
      WJS510橄榄辉长苏长岩0.0250.0780.7620.2921.158
      WJS516橄榄苏长岩0.0120.0430.4590.2650.779
      WJS517橄榄苏长岩0.0120.0440.2631.1931.513
      WJS519橄榄苏长岩0.0390.1370.4591.9812.616
      WJS606磁铁辉长岩0.0030.0570.0700.0810.211
      WJS612辉长苏长岩0.0050.0620.0290.0280.125
      WJS614辉长岩0.0030.0330.0270.0920.155
      BJG502磁铁含橄辉长岩0.0050.0390.0800.1790.304
      BJG503磁铁辉长岩0.0220.0340.2980.1480.503
      BJG507橄榄辉长岩0.0890.1491.2081.0972.544
      BJG514辉长岩0.0050.0560.0710.1130.246
      BJG516磁铁辉长岩0.0270.0460.2110.0710.354
      BJG522磁铁辉长苏长岩0.0050.0320.0500.0660.153
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      在毕机沟岩体中,IPGE和PPGE均与Ni正相关,但与V或TiO2不相关(图5)。在望江山岩体中,IPGE和PPGE与Ni,V和TiO2均不相关(图5)。

      图  4  世界典型层状侵入体(a)、毕机沟岩体(b)和望江山岩体(c)的铂族元素原始地幔标准化曲线
      南非Bushveld岩体上部带和关键带铂族元素数据引自Barnes等(2004);南非Stella岩体数据引自Maier等(2003);加拿大Coldwall岩体数据引自Good等(1994);加拿大Agnew岩体数据引自Vogel(1996);MORB和OIB数据引自Barnes等(2005));图4b和图4c虚线部分引自杨星等(1993)
      Figure  4.  (a) Primitive mantle-normalized platinum-group element diagrams of world classic PGE-bearing mafic intrusions,(b) the Bijigou intrusion and (c) the Wangjiangshan intrusion
      图  5  Ir–Pt相关图(a)与Ir–Pd相关图(b)
      Figure  5.  (a) Ir–Pt and (b) Ir–Pd bivariant diagrams

      毕机沟和望江山岩体所有样品均具有非常亏损的铂族元素含量(ΣPGE值<3×10−9)。毕机沟岩体的Pt/Ir值为18.9,Pd/Ir值为14.8;望江山岩体的Pt/Ir值为12.2,Pd/Ir值为32.2,两者均高于原始地幔的Pt/Ir值和Pd/Ir值(Pt/Ir值为2.09,Pd/Ir值为1.18)(Taylor et al.,1985)。IPGE与PPGE有着不同的地球化学特征,在部分熔融过程中,Ir更倾向于富集在残留相中,而Pt、Pd则更倾向于富集在熔体相中(Mitchell et al.,1981Barnes et al.,1985)。因此,岩浆一旦发生低程度部分熔融会导致熔体相具有高的Pt/Ir值和Pd/Ir值。前人研究认为,毕机沟和望江山岩体的母岩浆是亏损地幔经历了中到高程度部分熔融的产物。因此,排除了岩体的高Pt/Ir值和Pd/Ir值是低程度部分熔融所致(Zhao et al.,2009Dong et al.,2011)。

      理论计算和实验岩石学研究表明,岩浆在硫化物不饱和状态下,IPGE在硅酸盐矿物中的分配系数高于PPGE,更倾向于富集在橄榄石(Brenan et al.,20032005)、铬铁尖晶石中(Capobianco et al.,1994Righter et al.,2004Brenan et al.,2012Park et al.,2012),或者直接以铂族元素合金的形式存在(Ballhaus et al.,2006Lorand et al.,2013)。相比之下,Pd则表现出不相容特征,更倾向于富集在熔体相中(Barnes et al.,1993)。因此,如果岩浆早期在硫不饱和状态下,发生橄榄石或者铬铁尖晶石的结晶分异,会导致残余岩浆相对富集PPGE而相对亏损IPGE,从而使得残余岩浆具有高的Pd/Ir值和低的IPGE/PPGE值。

      Cu和Pd在硫化物和硅酸盐熔体之间具有不同的分配系数(DCuSul/Sil值为5.8×102;DPdSul/Sil 值为3.4×104)(Peach et al.,19901994)。因此,一旦岩浆存在硫化物熔离,Pd就会强烈富集在硫化物中使得残余岩浆中Pd亏损。当这些残余岩浆侵位到浅部岩浆房并冷却后,堆晶相将从岩浆中继承高的Cu/Pd值和亏损的铂族元素特征。

      毕机沟和望江山岩体均具有亏损的铂族元素组成和极高的Cu/Pd值(Cu/Pd毕机沟值为3.52×104~3.97×105;Cu/Pd望江山值为1.78×104~1.61×106)。两者相近的铂族元素原始地幔标准化曲线(图3)和高于原始地幔的Cu/Pd值(Cu/Pd值为7 000~10 000)(表2)(Barnes et al.,1993),暗示两者的母岩浆同源并且在侵位前都经历过早期硫化物熔离过程。左倾的铂族元素原始地幔标准化曲线和低IPGE/PPGE值,结合前人报道的较低的Fo含量(Zhang et al.,2020),表明毕机沟和望江山岩体的母岩浆均在侵位前发生过早期结晶分异作用。铬铁尖晶石、橄榄石或者铱族元素合金早期结晶分异可能是造成原始岩浆在侵位前发生硫化物熔离的主要原因。

      如前所述,在硫不饱和状态下,IPGE更倾向于以相容元素的形式配分在橄榄石、磁铁矿中,而PPGE则倾向以不相容元素的形式分布在残余岩浆中。因此,岩体中IPGE的丰度往往与橄榄石、磁铁矿含量正相关,而PPGE则无相关性(Barnes et al.,1993Capobianco et al.,1994Brenan et al.,2012Pagé et al.,2012)。毕机沟岩体的铂族元素丰度与全岩Ni含量正相关,与V和TiO2不相关(图4),表明在毕机沟岩体中IPGE主要受到橄榄石相控制。在望江山岩体中,不论IPGE还是PPGE均与Ni、V或TiO2线性关系较差(图4),表明其分布不受橄榄石或磁铁矿控制。

      由于铂族元素在硫化物和硅酸盐熔体中的分配系数(DPdSul/Sil值为3.4×104;DIrSul/Sil值为3.5×104)远高于Ni(DNiSul/Sil值为700)或Cu(DCuSul/Sil值为580)的分配系数,所以相比Ni和Cu来说,铂族元素将优先进入硫化物中,当硫化物从硅酸盐岩浆中熔离就会导致残余岩浆中铂族元素相对于Ni和Cu亏损(Peach et al.,1990, 1994)。因此岩体具有高的Ni/Pd值和Cu/Ir值表明可能存在早期硫化物熔离(Barnes et al.,19882005)。因为Ni和Ir在橄榄石中属于相容元素,而Cu和Pd属于不相容元素,所以橄榄石早期结晶分异会导致残余岩浆中的Ni/Pd值和Cu/Ir值之间呈负相关。综上所述,通过研究Ni/Pd、Cu/Ir的分布趋势可以对岩浆演化过程中是硫化物还是橄榄石的分离结晶占主导地位进行判断。在Ni/Pd–Cu/Ir相关图中(图6),毕机沟和望江山岩体的数据点虽然分散,但总体表现出两个趋势:①毕机沟岩体的数据显示出较好的受橄榄石结晶分异影响的趋势。②而望江山岩体则表现出受到二次硫化物熔离影响的趋势。这些特征表明,毕机沟岩体未达到硫化物二次饱和,铂族元素的分配趋势主要受橄榄石堆晶影响;而望江山岩体的母岩浆在演化过程中达到了硫化物二次饱和,出现硫化物熔离,望江山岩体中铂族元素的分配主要受二次熔离硫化物控制。

      图  6  毕机沟和望江山岩体Ni/Pd–Cu/Ir相关图(投图区域引自Barnes et al., 19882005
      Figure  6.  Ni/Pd–Cu/Ir plots of the Bijigou and Wangjiangshan intrusions

      根据微量元素数据,毕机沟岩体的(Th/Yb)PM值为0.69,并且具有明显低于或者与地幔近似的δ18O特征(6.0±1.3‰)(Wang et al.,2016),这表明在毕机沟岩体形成过程中并未发生明显的地壳混染。相比之下,望江山岩体较毕机沟岩体具有更高的(Th/Yb)PM值(1.16)和δ18O值(7.1±1.9‰)(Wang et al.,2016),表明陆壳混染可能是导致望江山岩体母岩浆在浅部发生硫化物熔离的原因。

      前人对峨眉大火成岩省中含Fe–Ti–V氧化物矿床和Cu–Ni–PGE硫化物矿床的基性–超基性侵入岩研究认为,陆壳混染和多次岩浆贯入是导致在这些幔源岩浆中成矿的重要条件(Zhong et al.,20042011Zhou et al.,2005赵莉等,2006Zhang et al.,2009Pang et al.,20092010)。例如,利用矿物成分在岩体中自下向上的突变判断攀枝花含Fe–Ti–V层状基性岩体底部厚层钒钛磁铁矿就是富铁岩浆多次贯入的结果(Pang et al.,2009)。将板柱状矿物(如斜长石、单斜辉石)在单层中强烈定向作为判断存在多期岩浆贯入的证据(Zhou et al.,2005)。尽管毕机沟和望江山岩体中同样存在层状构造,但是板柱状矿物很少有定向(图2),暗示这两个岩体可能不存在岩浆的多次贯入。

      在硫化物富集模式中,岩浆通道中早期熔离出来的硫化物不断汲取新贯入原始岩浆中的亲硫元素是导致硫化物富集铂族元素的因素之一(Campbell et al.,1983Naldrett et al.,1986Li et al.,1999Barnes et al.,2002)。攀西地区富含铂族元素的新街层状岩体,在小岩体中含有巨大经济价值的铂族元素矿床,被认为是典型的岩浆通道相(Zhong et al.,2004Li et al.,2015)。二次熔离硫化物与新补充的岩浆相互作用,从岩浆吸收铂族元素到这些硫化物中,从而为小岩体中硫化物富集铂族元素提供了潜在的机制。尽管望江山岩体中存在二次熔离出的硫化物,但其中铂族元素是非常亏损的,暗示望江山岩体并不是一个岩浆通道,它很可能是岩浆单次贯入冷却结晶的产物。

      前人提出持续的原始岩浆贯入是在幔源岩浆中形成大型Cu–Ni–PGE矿床的原因之一(Naldrett,2010)。对比之下,笔者认为汉南地区820 Ma望江山岩体和780 Ma毕机沟岩体为不同时期岩浆单次贯入的结果。因此浅部不具备赋存大型矿床的条件,今后的探矿工作可以将目标放在更深部(图7)。

      图  7  扬子北缘汉南地区毕机沟和望江山岩体母岩浆演化与硫化物熔离过程模式图
      Figure  7.  Simplified model for the sulfide saturation history of the parental magma of the Bijigou and Wangjiangshan intrusions in the Hannan area, northern Yangtze Block, SW China

      (1)毕机沟和望江山岩体母岩浆同源,均为硫化物不饱和岩浆。硅酸盐矿物结晶分异是导致母岩浆在深部发生硫化物熔离的原因。

      (2)在毕机沟岩体中,铂族元素分配受到橄榄石控制;在望江山岩体中,铂族元素分配则受二次熔离硫化物控制。

      (3)与其他大型Cu–Ni–PGE矿床相比,汉南地区毕机沟和望江山基性–超基性岩体为幔源岩浆单次贯入的结果,浅部不具备赋存大型矿床的条件,今后的找矿工作应聚焦于深部。

    • 图  1   清凉山f12地裂缝钻孔位置图(a)和西安地区地裂缝分布示意图(b)(据王璐,2010

      Figure  1.   (a) Drilling locations of f12 fissure and (b) Distribution of ground fissures in Xi’an area

      图  2   DZ1孔岩心图

      a. 92.7 m以上黄土–古土壤序列;b. 100.5 m位置具层理的三门组上部锈黄色细砂岩;c. 含蚌壳化石的三门组下部灰绿色黏土质细砂岩;d. 373.6 m处的裂隙

      Figure  2.   Photos of the Core from DZ1

      图  3   DZ1孔沉积–年代–指标综合柱状图

      Figure  3.   Sedimentation, chronology and proxies of DZ1

      图  4   DZ2孔沉积-年代-指标综合柱状图

      Figure  4.   Sedimentation, chronology and proxies of DZ2

      图  5   DZ1孔与DZ2孔磁性地层对比

      Figure  5.   Correlations of magnetic stratigraphy of DZ1 and DZ2

      图  6   井DZ1-DZ2钻遇发f12断裂面示意图

      点A. DZ1井次断裂面出露深度;点B. 主断裂带出露地面位置

      Figure  6.   Fracture plane of f12 at DZ1-DZ2

      表  1   地裂缝两侧古地磁界线高程对比表

      Table  1   Correlations of boundary elevation at two sides of f12

      钻孔S5底位置(m)B/M(L8)界线(m)L9顶位置(m)黄土底界(m)J亚带界线(m)O亚带界线(m)R亚带界线(m)M/G界线(m)
      DZ1孔(上盘)414399393365358~338293~247179~15554
      DZ2孔(下盘)413403398381366~355324~269235-202108
      高差1−4−5−16−8~−17−31~−22−56~−47−54
       注:DZ1井口高程为458.44 m,DZ2井口高程为453.49 m。
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    出版历程
    • 收稿日期:  2022-09-07
    • 修回日期:  2022-12-07
    • 录用日期:  2022-12-07
    • 网络出版日期:  2023-01-15
    • 刊出日期:  2023-10-19

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