含矿岩体成因探讨

1. 含矿岩体成因探讨

一、成因类型
温克勒(1961)将花岗岩划分为岩浆型和交代型，并指出岩浆型花岗岩的标准矿物Q、Ab、Or集中分布在温克勒三角图(图2-26)的中心部位，即分布在低温槽内和接近低共熔点处。将本区全分异自交代型花岗岩的标准矿物Q、Ab、Or投影到温克勒三角图中，可以看出，母体相、似斑状相、自交代相中下部带的投影点范围与温克勒岩浆型花岗岩范围基本一致，说明全分异自交代型花岗岩为岩浆型花岗岩而非交代型花岗岩，也即全分异自交代型花岗岩在生成过程中经历了熔融的岩浆阶段。本区各个全分异自交代岩体与围岩之间存在清晰突变界线(面)，显示了侵入接触关系，也证明有熔融岩浆过程存在。

图2-26 CIPW标准矿物Q-Ab-Or三角图解


南岭及邻区花岗岩型稀有金属矿床地质成矿特征

塔乌松(1977)认为，分异型、重熔型和超变质型等花岗岩，在特征元素和微量元素上各具特色，从而形成不同的花岗岩地球化学类型。将本区全分异自交代型花岗岩与塔乌松类型相比(表2-42)可以看出，本区全分异自交代型花岗岩最接近塔乌松重熔型花岗岩中的更长刚玉稀有金属淡色花岗岩，也即属于重熔型。
杨超群(1984)将花岗岩划分为4种类型，即壳源重熔型、混合源同熔型、幔源分异型和变质-交代型，并指出它们在稀土元素组成和分布上有明显区别。比较本区全分异自交代型花岗岩与杨氏花岗岩类型的稀土元素地球化学特点(表2-43)可以看出，全分异自交代型花岗岩最接近杨氏的壳源重熔型花岗岩。
表2-42 塔乌松(Л.В.Таусон)全岗岩地球化学类型与本区花分异自交代型花岗岩比较


表 2-43 杨超群划分的花岗岩类型及其与全分异自交代型花岗岩比较


福尔根据铷-锶年龄及锶同位素(87Sr/86Sr)初始值研究认为，花岗岩类岩石的物质来源大体有3种:地幔来源、混合来源和陆壳来源。本区全分异自交代型花岗岩铷-锶同位素研究成果甚少，这显然是需要加强的领域。本次所做栗木含矿岩体的铷-锶等时线年龄为(207.5±1.0)Ma，87Sr/86Sr初始值=0.752±0.001;430矿床(区)等时线年龄为102～113Ma，87Sr/86Sr初始值=0.746。与福尔的成果相比，上述全分异自交代型花岗岩的87Sr/86Sr初始值远高于相应年代大陆壳平均值，应属陆壳来源无疑。
综合比较全分异自交代型花岗岩与上述各家从不同角度提出的各成因类型特征，可以认为，本区全分异自交代型花岗岩属陆壳重熔岩浆侵入型花岗岩是有充分依据的。
二、重熔的物质对象、地质作用估计
上面的论述，已证明全分异自交代型花岗岩为陆壳重熔成因。那么，被熔融的物质对象为何?促使熔融的主导地质作用又为何?这些显然都是需要深入研究的课题。下面据有限资料对上述问题作一粗略估计。
全分异自交代型花岗岩的稀有、微量元素研究表明，母体相中Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素的富集系数已很高(依次为3.85，6.86，5.93，3.21，15.60，4.36)，甚至高于相带分离分异全过程造成的相对富集系数(相对富集系数依次为1.51，5.79，12.67，3.67，2.81，5.21)，这就要求被熔融对象已具备Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素的高丰度。现今矿床学和地球化学成就中，尚找不到导致Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等稀有元素同时富集的特定的沉积作用和变质作用(超变质除外)。本区至今也未发现具有上述特点的沉积层位和变质层位。由此推知，被熔融对象不大可能是沉积岩和变质岩，即不大可能存在矿源层。
南京大学的研究表明，侏罗纪花岗岩稀有元素丰度较高(表2-44)。我们对弱分异自交代型花岗岩的研究(见第三章第一节)表明，其Nb、Ta、Li、Rb、Cs、Be等显著富集并部分成矿。由此推知，重熔对象极大可能是早于全分异自交代型花岗岩生成的侏罗纪花岗岩或弱分异自交代型花岗岩。这表明全分异自交代型岩浆属再生岩浆，稀有金属成矿属改造成矿。
表2-44 稀有元素丰度(wB/10－6)



图2-27 里特曼-戈蒂里图解

导致重熔的地质作用，以断裂局部重熔能较圆满地解释现今所见的地质事实。本区中生代地壳处于断块上升运动中，形成一系列壳层大断裂，而全分异自交代型花岗岩体恰恰有规律地沿壳层大断裂及其两侧分布(见第四章第二节)，显示它们之间具成因联系。将全分异自交代花岗岩岩石化学组分投影到里特曼-戈蒂里图(图2-27)上，样点集中分布在造山带岩石区。这与本区中生代的断块造山运动是一致的，说明断裂运动与全分异自交代型花岗岩有成因联系。另外，全分异自交代型花岗岩成岩成矿于中侏罗世和早白垩世(见第四章第一节)，该时期本区不存在规模巨大的岩基，也即不存在大规模深熔作用。可见断裂的局部重熔可能是形成含矿岩体的主因;壳层大断裂应该不仅是“导”岩构造，更可能是“生”岩构造。
三、相带的形成方式
相的形成是熔体分离和重力分异的结果。理由如下:
1)各相之间物质组分有明显继承性和规律清楚的演化关系，这已为前述各章节的论述所揭示，表明各相为同源岩浆的分异产物。
2)用现今的同位素测年法，无法分辨各相形成时间的相对早晚(表2-45)，说明各相大体同时生成，至少不存在通常理解的“期次”关系。
3)各相空间排列是有序的，母体相在最下部，向上依次出现似斑状相、自交代相和似伟晶相，说明各相之间有紧密的空间和成因关系，且各相之间经过分离(分异)。
4)除受岩体接触面控制的相界面之外，其他相界面的产状均接近水平或缓倾斜，如似斑状相底界面、自交代相底界面等。另外，各相界面是清晰突变的，说明各相在液态时即已分离呈有清晰界面的物理-化学相，又受重力场作用有序定位，且达到一种稳定平衡状态。
表2-45 各相同位素年龄比较


相的形成过程大体是:有特定组分和性质的含矿岩浆侵入定位后，降温到一定程度即发生熔体分离，富含挥发组分和碱质组分的熔融体在重力场中逐渐聚集到岩体顶部和边缘岩枝顶部，近而产生液相的母体相、似斑状相、自交代相和似伟晶相，奠定了相界面和组分的继承演化关系，促成各相间的有序排列和近水平产状的出现;最后，随着温度降低各液态相经正常结晶和交代结晶而固化。
似伟晶相产状略显特殊，其原因主要是受接触面构造制约，另外液态相的黏度相对较大，极性程度相对较高，易于吸附在围岩接触面上造成“冠盖”产状。
含矿岩体的上述熔体分离和重力分异作用，通常进行得比较完善。但需要指出，它毕竟不是黏度很低的基性岩浆，因而存在程度不同的各相“掺和”现象。
自交代相各带之间，其时代和组分关系已不待言，各带之间的有序排列和近水平产状也是明显的，只是带间界面为渐变性质。显然，其形成方式应是富挥发组分的岩浆在重力场中的交代结晶分异，即贫水组分相对富基性组分先结晶并下沉，接着是贫水富钠组分交代已结晶矿物，最后是富水、氟等挥发组分和钾质交代已结晶矿物而固化。
关于花岗岩浆液态分离现象和理论的研究，近年来已为国内外不少研究人员所重视。Д.С.Глюк等(1973)用实验岩石学方法完成了花岗岩-水-氟化物体系的相图。贵阳地球化学研究所(1979)也完成了类似实验。上述实验均证明含锂氟高的花岗岩湿体系在高于液相线温度条件下出现液态(熔融态)分离区。可见，本区全分异自交代型花岗岩相带形成过程中的熔体分离作用不仅为地质实践所证实，更为实验岩石学所证明。
四、成岩压力和岩体侵位深度
对本区全分异自交代型花岗岩中二氧化碳包裹体甚少，至今未见直接测压成果报道。下面用相图法和地质法对全分异自交代型花岗岩的成岩压力和岩体侵位深度作粗略估计。
将含矿岩体的标准矿物Q、Ab、Or投影到塔特尔等压三角图(图2-26)上，母体相和似斑状相的样点主要集中在(1.0～3.0)×102MPa等压线之间，自交代相和似伟晶相的样点比较分散。母体相和似斑状相岩石接近正常结晶的花岗岩，符合塔特尔等压条件，(1.0～3.0)×102MPa反映了它们形成的压力范围。自交代相和似伟晶相岩石，其矿物为交代结晶形成，有多阶段性，不符合塔特尔的等压条件，其数值不能代表它们形成的压力条件。从地质产状来考虑，自交代相及似伟晶相与母体相形影相随，产于母体相岩株顶部和旁侧钟状岩体顶部，其成岩压力应与母体相接近，故(1.0～3.0)×102MPa的压力值也基本上是自交代相和似伟晶相的成岩压力值。
用上述相图法推测的成岩压力值为(1.0～3.0)×102MPa，其波动范围是相当大的。实际地质情况表明，成岩压力范围较宽可能是客观的。414、430、姜坑里、海罗岭等矿床(区)，母体相岩株出露面积甚小或未出露，自交代相产于母体相岩株最顶部。而灵山矿田、520矿田的母体相岩株已剥露达70～90km2，同标高上的松树岗、525、523等矿床(区)的自交代相显然是在旁侧岩枝顶部。比较两种情况可知，母体相岩株最顶部与旁侧岩枝顶部之间的高差是可观的，反映成岩压力不可能局限在狭窄范围内，即(1.0～3.0)×102MPa的宽泛压力范围是可信的。
含矿岩体各相带岩石的尼格里氧化系数(W=Fe2O3/(Fe2O3+FeO))平均值为0.295它低于Ю.И.利亚利和С.И.舒金等研究的哈萨克斯坦喷出相(W=0.65～0.66)和次火山相(W=0.42～0.45)酸性岩的氧化系数。这表明全分异自交代型花岗岩的成岩环境并非强氧化环境，也不属超浅成侵入体，成岩压力值不应很小。
最后需要提及，夏卫华等(1983)和章锦统等(1983)用矿物学方法测得松树岗隐伏岩体岩石的成岩压力值为(5.2～6.4)×102MPa。按静压法换算，该值大约相当于侵位深度为17～21km。再按正常地热梯度换算，成岩时围岩温度为510～630℃。在这样高的围岩温度下，全分异自交代型花岗岩特别是自交代相岩石能否完成交代结晶是值得怀疑的。这个数值的地质意义尚须深入研究，是否反映了成岩时内、外压的局部不均衡(如爆破角砾岩的产生等)是值得考虑的。
以成岩压力(1.0～3.0)×102MPa为基础，按静压法换算，岩体的侵位深度大致是3～9km。夏卫华(叶大年，1979)用地层法推算得到松树岗岩体侵位深度为5～8km。史明奎等(1981)用地层法推算得到栗木岩体侵位深度为2.3km。这些数据显示不同的研究者的结论比较接近，因而全分异自交代型花岗岩的侵位深度3～9km是比较可靠的。
五、成岩温度和岩石生成阶段
各个矿床(区)的测温结果大体都出现3组温度值。经卢焕章等(中国科学院地球化学研究所，1980)研究，低值组温度反映了次生包裹体的形成温度，与成岩成矿无关。现将各个矿床(区)测得的前两组温度值列于表2-46。
表2-46 各矿床(区)的测温成果单位:℃


由表2-46可知:
1)全分异自交代型花岗岩的矿物生成，明显分两个温度区间或阶段，第一温度区间或阶段的温度值为750～450℃，多集中在550～510℃;第二温度区间或阶段的温度值大体为350～250℃。结合地质产状、矿物组成及岩石结构方面的研究可知，第一温度区间或阶段是各相正常结晶的矿物生成温度，而第二温度区间或阶段是交代结晶的矿物生成温度。这也是全分异自交代型花岗岩的一个特征。
2)与一般岩石、矿床形成温度(中国科学院地球化学研究所，1980)相比，这些矿床的正常结晶阶段的温度与一般花岗岩(900～550℃)及伟晶岩(600～400℃)的形成温度大体相符，而交代结晶阶段的温度却相当于气成热液(400～300℃)和高温热液(350～250℃)矿床的形成温度。同时显示出全分异自交代型花岗岩形成温度范围宽泛，横跨岩浆和气成高温热液结晶温度区间，而最后固结成岩的温度远低于一般花岗岩。显然全分异自交代型花岗岩浆为低熔岩浆，其低熔的原因是有交代结晶组分的存在和富集。
3)全分异自交代型花岗岩成岩过程的温降速度是相当缓慢的。成岩温度范围宽泛，相、带发育几近完美，证明了上述认识。另外，钾长石有序度高、三斜度大、均为低温微斜长石，也证明是形成于温度较低、降温速度缓慢的环境。
固结成岩过程中降温缓慢，可能与岩体侵位深度有关。以侵位深度3～9km换算，岩体所处位置的围岩温度为90～270℃，与岩体最后固结成岩的温差已不大，这可能是缓慢降温的主要原因。
综上所述，全分异自交代型花岗岩的成岩温度有如下3个突出特点:①温度的阶段性明显，主要表现为两个阶段;②固结成岩温度范围宽泛，最后固结成岩温度较低;③降温速度十分缓慢。
六、岩浆中稀有元素聚集和存在形式的估计
全分异自交代型花岗岩以富集稀有元素和挥发组分(F，H2O+)为特征。稀有元素富集可能取决于挥发组分的首先富集，推测其具体关系有两种:①挥发组分，特别是氟，易于捕获稀有元素，形成氟化物和氟络合物，它们在岩浆中比较稳定而聚集于岩浆晚期;②由于挥发组分的存在，使岩浆中的硅(铝)氧四面体群解聚，增加了硅(铝)氧四面体的负电位能，因而吸附了正电位能高的离子(稀有元素离子大多属之)稳定聚集于岩浆晚期。
Ta、Li、Rb、Cs在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与F、H2O和Al2O3基本一致(见岩石化学章节)，说明它们可能主要以氟化物和氟络合物形式存在于岩浆中，当富水、氟的铝硅酸盐矿物———变种云母结晶时沉淀成矿。
Be和Nb在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与各阴、阳离子均无明显相似之处，是否也呈氟化物和氟络合物存在于岩浆中值得怀疑。有可能以离子状态存在，并被解聚的硅(铝)氧四面体吸附，当挥发组分逸散或沉淀，聚合作用加强至架状铝硅酸盐矿物———长石类结晶时成矿。
Zr在全分异自交代型花岗岩中的分布和变化与Cl基本一致(见岩石化学章节)且含量很低，有可能以氯化物和氯络合物形式存在，不过需要深入研究。
全分异自交代型花岗岩中钾和钠并不存在明显高值，其分布和变化与稀有元素也无明显一致性。稀有元素是否呈钾钠氟络合物形式存在是值得怀疑的。但全分异自交代型花岗岩中，钾和钠分离和钾钠交替效应是相当清晰的。第一次钾和钠分离表现在相形成过程中，即钾质富集在似伟晶相而钠富集在自交代相。可能因为钠质富集的自交代相数量(体积)远大于钾质富集的似伟晶相，并聚集大量挥发组分，因而稀有元素多聚集于自交代相。第二次钾和钠的分离和交替发生在自交代相各带的形成过程中，下部带为钠质优势带，Nb和Be等稀有元素成矿于此，而到中上部带钾代替钠成为优势带，Ta、Li、Rb、Cs等稀有元素沉淀于此带。由此推知，钾和钠分离与交替效应，即岩浆碱性程度的变化，对稀有元素沉淀成矿有明显的控制作用。
综上所述，稀有元素的聚集与挥发组分(F，H2O+)有关，而稀有元素沉淀成矿与钾和钠分离及交替有关。富集挥发组分和明显的钾钠交替效应是全分异自交代型花岗岩形成的本质特征。

2. 含矿岩系岩石学特征

一、含矿岩系综合地质剖面特征
区域内含矿地层为寒武系下统鲁家坪组，地层分区属秦岭区岚皋-竹溪分区高滩-兵房街小区南段，其主体岩性为一套地槽型炭硅质黑色岩系。整个含矿岩系全长300 余千米，北从陕西西乡富水河，向南东经陕西紫阳、四川万源与城口、陕西镇坪，进入湖北省竹山、竹溪一带。鲁家坪组区域地层的综合地层剖面（陈有年，1989）如下：
寒武系下统  ：
箭竹坝组  灰岩夹炭质板岩及泥灰岩
整合
鲁家坪组  ：
第二岩性段： 
上亚段  ：千枚状板岩。
下亚段  ：炭质粉砂质板岩。
第一岩性段 
上亚段  ：薄—中层状硅质岩夹重晶石毒重石斜钡钙石及灰岩，富含磷结核，底部为含砂炭质岩夹白云岩透镜体。
下亚段  ：厚层状硅质岩夹灰岩，含少量磷结核。
整合
震旦系（Z）
上统（Z2）：上部白云质灰岩夹粒屑硅质岩，下部炭硅质岩夹灰岩、层凝灰岩。
整合
下统（Z1）：上部晶屑、岩屑凝灰岩，其顶部为薄层状灰岩与变质凝灰岩互层。下部为火山角砾岩。
二、含矿岩系岩石类型
根据野外系统剖面采样和观察，结合室内薄片鉴定和X射线衍射分析，赋矿硅质岩、炭硅质板岩可分为以下几种类型。
（一）中—厚层状硅质岩
主要位于矿体底板及其下部层位。硅质岩呈灰黑色，水平层理发育。经X射线衍射分析表明，其矿物组成主要为石英（95%）。镜下观察表明，石英主要为他形粒状，经明显的重结晶作用，部分重结晶石英结晶成较大的颗粒并组成团块状集合体，反映了原岩矿物成分的不均一性。除石英外，在硅质岩中分布最多是炭质（5%），它们主要呈微尘状分散在石英颗粒之间。
（二）网脉状硅质岩
网状硅质岩主要分布于矿体底板靠近矿体一侧。硅质岩呈黑色。经X射线衍射分析表明，其矿物组成主要为石英（88%），其次为少量重晶石、钾长石和黄铁矿等。镜下观察表明，石英呈鳞片状并发生弯曲，经一定程度的重结晶作用。除上述矿物外，在硅质岩中分布最多是炭质（15%），有机质主要呈网脉状，少部分炭质呈团块状分布或呈浸染状分布。在有机质大量聚集的区域，常见到重晶石呈他形分布其中或其边缘，显示二者的密切共生关系。
（三）层纹状硅质岩
层纹状硅质岩主要分布于矿体顶、底板靠近矿体一侧。常见有水平纹层，褶纹状、微波状纹层等。纹层主要有富藻（有机质）纹层和微晶石英纹层组成。富藻纹层中藻类生物的形状可辨，主要为藻类有机质组成。X射线衍射分析表明，其矿物组成主要为石英（80%）及少量重晶石、毒重石和黄铁矿等。重晶石呈微晶或隐晶集合体，与有机质密切共生，毒重石呈团块状或鳞片状分布在有机质集合体团块中，部分交代石英。炭质含量较高，为15%左右。
（四）条带状硅质岩
该岩石多出现于矿体顶、底板靠近矿体一侧。此种岩石主要由藻类生物所形成的富碳贫硅有机质条带和富硅贫炭的条带相间排列所构成，组成“藻叠层”构造。X射线衍射分析表明，其矿物组成主要为石英（80%）＋重晶石＋黄铁矿等。重晶石呈微晶或隐晶集合体，与有机质密切共生。
（五）炭硅质板岩
该岩石由内碎屑和胶结物两部分组成，具内碎屑结构。岩石以粉砂质为主，含炭次之和以炭质为主粉砂质次之两种类型。胶结物为细的石英和炭质。
（六）含生物碎屑炭硅质板岩
在镜下，硅质岩中可见到几种微体古生物化石碎片和碎屑，使岩石具有生物结构。生物碎屑主要为单轴海绵骨针、具杏仁状或环带状的放射虫、尾海鞘、微体螺及其他微体古生物化石。胶结物为炭质和石英。
（七）伊利石石英大理岩（H-7）
岩石具片理构造。主要矿物组成为方解石（或白云石？）（70%），粒状，解理不发育，颗粒大小为0.04～0.16mm。呈他形—半自形。石英（28%）呈他形粒状，粒径为0.04～0.16mm。伊利石（3%）呈条柱状分布于长石、石英颗粒间，粒度为0.04mm。
（八）条带状石英大理岩（H-6）
该岩呈条带状分布。主要为条带状石英岩和条带状大理岩相间排列形成。条带状石英岩矿物组成主要为石英（85%）、方解石（13%）和少量伊利石（2%）。岩石明显经历了重结晶作用。结晶后的石英颗粒为0.08～0.30mm，方解石颗粒大小为0.08～0.15mm。大理岩中的矿物主要有方解石（90%）和少量石英（10%）组成。
（九）镁质大理岩（H-5）
该岩主要矿物组成为白云石（90%），半自形—他形，解理不发育。颗粒大小为0.04～0.08mm。石英（5%）呈散状分布。钾长石（1%）卡氏双晶体发育。偶见斜长石被粘土矿物交代。泥质含量较低，为1%左右。原岩为白云岩。
（十）泥质白云岩（或镁质大理岩）（H-3）
岩石主要矿物组成为重结晶的白云石或方解石（97%），呈粒状，粒度为0.08mm。绿泥石或伊利石（5%）分布于碳酸盐颗粒间。石英（3%）呈球粒状，粒度为0.08mm左右，磨圆性好，部分被碳酸盐交代。有机质或炭质（5%）主要充填于碳酸盐颗粒间。原岩为含硅质碳酸盐岩。
（十一）伊利石石英片岩（石英粉砂质泥岩）（H-2）
岩石主要矿物组成为石英（65%），可分为两种形态：一种为粒状，颗粒大小为0.02mm；另一种为集合体状，为颗粒状石英构成的椭圆形集合体，集合体中单颗粒石英的粒度为0.04～0.06mm，沿层理分布，为残余杏仁体结构，反映了原岩为火山岩的结构特点，应为中酸性火山岩经变质作用的产物。伊利石（35%）呈条状，分布于石英颗粒间，粒度常小于0.02mm。
（十二）针铁矿粉砂质泥岩（H-1）
岩石主要矿物组成为针铁矿、石英、三水铝石、伊利石和蒙脱石。
（十三）黑云母石英片岩
岩石主要矿物组成为石英（50%）、斜长石（35%）、黑云母（15%）、毒重石？（3%）及少量绿泥石。岩石具明显的片理构造，片状矿物均已发生定向排列，其原岩可能为中酸性的火山凝灰岩或正常熔岩。
（十四）变火山岩
岩石具片理构造，变余斑状结构。变斑晶主要为斜长石。重结晶矿物主要为斜长石、黑云母、石英及少量碳酸盐矿物（毒重石？）。为中基性火山岩经变质作用的产物。
上述不同的含矿岩系由矿体底板至矿体顶板及上覆地层依次为中基性变火山岩、中酸性火山凝灰岩—硅质岩—薄层状硅质岩、炭硅质板岩夹碳酸盐岩—泥质岩夹碳酸盐岩。陈先沛等（1989、1992）认为类似的沉积层序属于典型的“礁硅岩套”，是盆地内内生作用（火山作用）与外生作用（沉积作用）相互叠加的产物。同时，它们也是重要的赋矿建造。

3. 含矿断裂内构造岩岩石学特征

庞西垌-金山断裂带为本区的含矿断裂，断裂带内，各种构造岩发育。经过热液蚀变的构造岩，即为银金矿体，研究断裂构造岩，是分析银金矿床特征的基础。
根据构造变形程度的不同，可以将庞西垌-金山断裂带内的构造岩区分出各种类型的构造岩。
1.初碎裂岩
岩石基本保留了未变形原岩的结构和构造特征。在显微镜下观察，长石矿物有裂纹，石英矿物有拉长、压扁现象，具波状消光。岩石碎块之间没有或很少位移。根据原岩的不同可以进一步区分为碎裂状混合岩和碎裂状花岗岩。初碎裂岩一般分布于断裂带的边部。
2.碎裂岩
岩石的变形程度较初碎裂岩强烈，具有明显的碎裂结构，碎粒之间呈齿状接触。石英矿物发生变形和重结晶，岩石保留部分原岩的结构。与原岩相对应，碎裂岩可以细分出混合质碎裂岩和花岗质碎裂岩，它们构成了断裂带的主体。
3.压碎岩
岩石的构造变形程度高，具有明显的压碎结构，原岩结构基本上被改变。岩石中长英质矿物颗粒被强烈压碎，部分重结晶。压碎的石英矿物呈花瓣状消光。压碎岩分布在断裂带的中心部位。
4.断层泥砾岩
呈条带状分布，位于压碎岩的上部。断层泥砾岩在断裂带内比较稳定，中间常夹有挤压片理带。断层泥砾岩具泥质结构，含有各种棱角状构造角砾。
挤压片理带中，石英重结晶、拉长，长轴定向排列。碎粒圆砾化明显，顺构造发生旋转。被压碎的粉末状物质在碎斑砾块间分布。

4. 含矿岩体岩石化学成分特征

研究区及其邻区某些与铜多金属矿化有关的侵入岩的岩石化学成分列于表3-5中，并作成SiO2-（Na2O+K2O）图和SiO2对CaO、MgO、FeO、Fe2O3、TiO2、Na2O、K2O等哈克图解（图3-3、图3-4）。
由上述表图可以明显看出如下特点：①SiO2含量分布范围50.9%～76.6%，主要集中分布在66%～74%之间；在哈克图解中氧化物CaO、MgO、FeO、Fe2O、Al2O3的含量随着SiO2的增加而降低，其中MgO的递减速率较快；②随着SiO2的增加，K2O、Na2O含量略有增加，而且K2O的递增明显大于Na2O，总的特征是K2O＞Na2O（玉水辉绿岩和钟腾石英闪长（玢）岩例外）；③含矿岩体显示出相对贫碱的特征，里特曼指数为1～3之间，主要集中于1.8演化线附近，显示研究区及其邻区成矿岩体物源相似。

5. 含矿岩体地质和岩石学特征

研究区及其邻区斑岩型和热液裂隙充填型铜多金属矿床（点）的成矿母岩体明显地可划分为燕山早期和晚期两个成岩期。
燕山早期以中性—中酸性岩浆（辉绿岩、次英安斑岩）侵入活动为特征，伴随铜多金属矿化作用。次英安斑岩为浅成相或是火山颈相。在钟丘洋斑岩铜矿区，次英安斑岩明显地穿插在早期的流纹质火山碎屑岩中；在大宝山斑岩型铜多金属矿区，次英安斑岩则侵入于下侏罗统金鸡组及泥盆纪地层中。岩石具斑状结构、晶屑结构；斑晶占20%～30%（其中斜长石占15%～35%，石英占5%～20%，黑云母占3%～8%）；基质占70%～80%，其成分与斑晶成分一致。斜长石，呈板条状半自形或粒状、晶屑状，属中长石（An=35～45），蚀变强烈，以绢云母化、高岭土化为特征，交代强烈的变为绢云母岩。石英斑晶为双锥状，常见被熔蚀成港湾状或破碎成晶屑状。在石英中常包有大量的熔体和流体包裹体。黑云母，呈片状，蚀变后褪色，并析出铁质变为白云母和绢云母。副矿物成分以钛铁矿、锆石、磷灰石组合为特征。玉水燕山早期辉绿岩侵入于石炭纪地层中，黄铜矿、方铅矿、闪锌矿网脉穿切岩体和石炭纪地层。
燕山晚期以中酸性—酸性岩浆侵入活动为特征，形成二长花岗岩、花岗闪长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩等小岩株、岩墙、岩脉，常见侵入于燕山第三期花岗岩和晚侏罗世高基坪群火山岩中。前已指出，这些岩体同位素年龄值域在90～110Ma之间，相当于燕山第四期和第五期侵入岩。
二长花岗岩为中细粒花岗结构，主要由条纹长石、斜长石、石英以及少量黑云母和副矿物组成。条纹长石占35%～45%，他形晶，表面有较强泥化，但其条纹结构仍清楚可见。斜长石占30%～35%，多呈半自形板状晶体，泥化、绢云母化，聚片双晶发育，Np（010）=12°～15°，斜长石牌号An=15～20，属更长石（表3-2）。石英占25%左右，无色，呈他形，粒径为0.9～2mm。黑云母占3%～5%，褐色，片状，有些为绿泥石交代。
花岗闪长斑岩、石英闪长斑岩、花岗斑岩、石英斑岩等均是在浅成、超浅成条件下形成的，岩石基质细，且普遍受到后期不同程度的热液蚀变和矿化的改造，使斑岩体的矿物成分和化学成分发生明显变化。笔者选择蚀变较弱的岩石进行造岩矿物对比研究。斜长石呈自形板状晶体，常见泥化、绢云母化，主要为奥长石—中长石。在花岗闪长斑岩和石英闪长斑岩中斜长石含量变化于32%～50%，斑晶中斜长石多为中长石（An=25～40），环带构造及钠长石双晶发育。在花岗斑岩中斜长石含量较低，为20%～30%，斜长石成分多为奥长石（An=25±）。钾长石，在斑岩中广泛分布，但在不同岩石中含量明显不同。在花岗闪长斑岩、石英闪长斑岩中含量低，约6%～10%，斑晶中少见，主要在基质中；在花岗斑岩中钾长石含量较高（30%～45%），以条纹长石为主，在斑晶中含量较少（5%～10%），亦主要存在于基质中（25%～35%）。钾长石、斜长石化学成分组成见表3-2。石英是斑岩中主要造岩矿物之一。在花岗闪长斑岩、石英闪长斑岩中约占25%～30%；在花岗斑岩、石英斑岩中达35%～50%不等。石英呈自形六方双锥状，横截面呈六边形，大多被熔蚀成港湾状、浑圆状或破碎成晶屑状，石英斑晶中裂纹发育，石英中常见包含有大量熔体包裹体和流体包裹体。黑云母，多以斑晶存在，呈假六边形，片状，在基质中多为鳞片状、小条状，含量较少，且变化较大（1%～10%）。黑云母化学成分电子探针分析结果列于表3-3中，大体上属于铁云母范围。

表3-2　含矿花岗岩及斑岩中钾长石、斜长石电子探针成分分析结果及长石分子组成

注：样品由矿床地质研究所周剑雄测试。

表3-3　含矿斑岩中黑云母化学成分（wB/%）

注：样品由矿床地质研究所周剑雄分析。

6. 岩性特征与矿物组成

1.英桥似斑状角闪黑云二长花岗岩
中粗粒似斑状结构，块状构造，斑晶为微斜条纹长石。矿物成分中：微斜条纹长石21%～45%，更长石25%～38%，石英24%～35%，黑云母8%～12%，角闪石1%～10%。斜长石具有聚片双晶。基质成分为更长石、石英、微斜条纹长石、黑云母等，常见有榍石、磁铁矿、磷灰石、锆石、绿帘石、钛铁矿等副矿物。
2.六环黑云母花岗岩
等细粒花岗结构，块状构造。矿物成分：微斜条纹长石31%～37%，更长石29%～33%，钾长石3%～4%，石英15%～35%，黑云母8%～13%，微量角闪石。常见有榍石、磁铁矿、磷灰石、锆石、褐帘石等副矿物。

7. 沉积岩在矿物成分，化学成分，结构构造等方面有何特征

沉积岩是在地表常温常压环境下,由外动力地质作用促使地壳表层先成的矿物和岩石遭到破坏,将其松散、碎屑、浮悬物、溶解物搬运到适宜的地带沉积下来,再经压固、胶结形成层状的岩石.
沉积岩的矿物组成,橄榄岩,黑云母,钙长石,钠长石.石英,白云母,粘土矿物,铁质矿物.
沉积岩结构,是原岩经风化、剥蚀、搬运、沉积、压固胶结而成,具明显的物质沉积规律的结构特征,即具有碎屑结构,泥质结构和生物化学结构的特征,其中化学结晶结构反映出由溶液中沉淀或重结晶的化学性.
沉积岩：层理构造、层状构造、块状构造.

8. 沉积岩成因对矿物成分影响

沉积岩成因对矿物成分影响

一、沉积岩和岩浆岩在矿物成分上的异同点 
 在岩浆岩中大量存在的矿物角闪石、辉石、橄榄石等在沉积岩中很少见。 
 在岩浆岩中大量存在的矿物如长石、石英等，在沉积岩中也大量存在，是组成沉积
岩的重要矿物。 
 有些是在沉积过程中形成的矿物如某些氢氧化物、氧化物、盐类矿物、粘土矿物等，
是在地表（富含二氧化碳、水、氧气等）条件下形成的，称为自生矿物，这些矿物在岩浆岩中是很少见或缺乏的 
二、岩浆岩和沉积岩在化学成分上的异同点 
 在沉积岩中的氧化铁含量要大于氧化亚铁的含量，在岩浆岩中则相反，氧化亚铁要比
氧化铁含量高。 
 在沉积岩中，碱金属含量非常少，特别是钾和钠的含量，而岩浆岩中碱金属的含量就
要多些。 
 沉积岩是富含氧气、二氧化碳、水的，岩浆岩则不是，  沉积岩中有机质含量较多，岩浆岩中基本上没有 三、物理风化和化学风化作用的异同点 
        相同点：两者均属于风化作用的一种，对岩石都起到了破坏作用。 
      ——不同点：物理风化作用只是使岩石发生了机械破碎，而化学成分没有发生改变；化学风化作用使岩石发生了矿物的分解，化学成分发生了改变 四、对比水平层理和平行层理的异同点 
 水平层理 
1、 主要产于细碎屑岩（如泥质岩、粉砂岩）和泥质灰岩中 2、 在比较弱的水动力条件下悬浮物质沉积而成的。Fr<1 
3、 出现在低能的环境中，如湖泊深水区，泄湖及深海环境。 4、 细层平直且与层面平行，细层可连续或间断，细层月0.1nmm 
 平行层理 1、 主要产于砂岩中。 
2、 在比较强的水动力条件下形成的，Fr>1 
3、 出现在急流及高能的环境中，如河道、海滩、湖岸 
4、 外貌与水平层理极相似，沿层理面剥开可见剥离线理构造，常与大型交错层理共生。 五、 流水波痕、浪成波痕和风成波痕的特点 1.   流水波痕 
 由定向流动的水流产生 
 见于河流和存在底流的海湖附近岸地带。  波谷、波峰均较圆滑。  RI＞5，多数8－15 
RSI＞2，呈不对称状 
2.浪成波痕 
 由产生波浪的动荡水流形成  常见涨湖的浅水地带  波峰尖锐、波谷圆滑 
 RI＝4－13，多数6－7 
 RSI约为1，形状对称，也有不对称 3.风成波痕 
 由定向风形成 





 常见于沙漠及海、湖滨岸的砂丘沉积中  波峰、波谷都较圆滑  RI=10-70 
六、简述同生结核、成岩结核、后生结核的基本特征 1. 同生结核 
1） 与沉积物同时沉积而成的 
2） 不切穿层理，层理围绕结核弯曲 3） 现代海洋中的铁锰结核属于该种结核 2. 成岩结核 
1） 成岩阶段形成的结核 
2） 可切除宽余层理也可围绕结核弯曲 3） 大多数结核都是成岩结核，如龟背石 3. 后生结核 
1） 后生阶段沿节理晶洞，裂隙等充填的矿物脉 2） 切穿层理 
七、板状交错层理、楔状交错层理、槽状交错层理的特点 1. 板状交错层理 
 层系之间的界面为平面且彼此平行 
 层系统界面有冲刷面，纹层内常呈下粗上细的粒度变化，有的纹层向下收敛  在河流沉积中最为典型 2. 楔状交错层理。 
 层系之间界面为平面但不互相平行系厚度变化明显楔状。  层系间常彼此切断，纹层的倾向及倾角变化演  常见于海、湖浅水地带和三角洲地区 3. 槽状交错层理 
1） 层系底界为槽行冲刷面 2） 多见于河流环境 
3） 纹层在顶部被切割，横剖面上层系界是槽状纹层与之一致也是槽状，在纵剖面上层
系界面呈弧状 
八、简述包卷层理和滑塌构造的基本特征 1.   包卷层理 
 沉积层内发生的这周现象 
 宽阔的“向斜”和紧密的“背斜”层内连续，只是层内发生褶皱而没有断裂和角砾
岩化现象 
 主要沉积物液化形成  主要在浊流沉积中 2.  滑塌构造 
 由于重力作用，使未固结的沉积物发生变形而产生的构造。  层内、层间有褶皱现象，还有断裂角砾岩化现象  在斜坡上的塑性沉积物由于重力作用向下滑移形成  三角洲前缘   
九、简述基底胶结和孔隙胶结的基本特点 1. 基底胶结 
1） 颗粒之间不相互接触 


2） 颗粒悬浮于胶结物（杂基）之中 
3） 代表着密度较大的水流快速规程的特征 4） 填隙物含量较多，成分主要为粘土物质。 2. 孔隙胶结 
1） 颗粒之间多呈点状接触 
2） 填隙物主要分布于颗粒之间孔隙中 
3） 反映了稳定水流沉积作用和波浪淘洗作用的特征 4） 填隙物可以是粘土物质，可以是化学胶结物 十、对比杂基和胶结物 1. 杂基 
1） 指与砂、砾等一起由机械沉积下来的细粒物质，主要是粘土矿物质，还有细粉砂和
碳酸盐、灰混、颗粒小于0.03mm 2） 杂基是属于原始的机械沉积产物 2. 胶结物 
1） 指对碎屑物质起胶结作用的化学沉淀物质，含量较小 2） 胶结物是化学成因物质 十一、 对比胶结作用和固结作用 1. 胶结作用 
1） 是指从孔隙溶液中沉淀出矿物质将松散的沉积物质粘结呈坚硬岩石的过程 2） 是通过化学和生物化学作用，使沉积物转变为沉积岩的最主要的一种作用 2. 固结作用 
1） 泛指松散沉积物质转变为固结岩石的过程 
2） 通过胶结作用、压实作用甚至重结晶作用生物粘结作用等共同完成的，是化学和物
理作用 
十二、 沉积岩分布 
     沉积岩在地壳表层分布甚广，陆地面积大约四分之三为沉积岩覆盖，而海底面积几乎全部为沉积物覆盖，沉积岩最大厚度可达13公里。在洋底较薄，页岩分布广 十三、 沉积岩基本特征 
1. 矿物： 
1） 沉积岩中大量存在的角闪石、辉石、橄榄石在沉积岩中很少见 
2） 岩浆岩大量存在的石英、长石在沉积岩中也大量存在，为组成沉积岩的主要矿
物 
3） 由于沉积岩形成于地表，它有自己的矿物，如氢氧化物、氧化物、粘土矿物、
盐类矿物 
2. 化学成分 
1） 沉积岩中的氧化铁含量大于氧化亚铁 2） 沉积岩中的钾含量大于钠的含量 3） 富含氧气、水、二氧化碳条件下生成 4） 富含有机质 
5） 碎屑结构、生物结构、粒屑结构是沉积岩特有结构 6） 具有发育的层内构造和层面构造 
十四、 沉积岩的主要任务 
1. 全面地研究沉积岩的物质成分、结构构造分类命名，岩体产状和岩层之间的接触关
系，为阐明其成因及分布规律提供依据