区域变质作用

1、区域变质作用编辑区域变质作用(regional metamorphism)是在大面积内发生的变质作 用的统称。它是由区域性的构造运动和岩浆活动引起的一种大面积的区域 变质作用造成的，变质岩的范围往往达数百或数千平方公里。它们的主要特征是呈面型分布，出露面积从几百至几千平方千米，影 响范围可达几千至几万平方千米，形成深度可达20千米以上。根据地质 环境和物理化学条件可分为不同的类型，如区域动力热流变质作用、区域 低温动力变质作用、埋藏变质作用、洋底变质作用等。区域变质岩由于受温度影响，重结晶作用显著；乂因受到强大定向压 力的作用，具有明显的片理构造；受岩浆活动影响，岩石的化学成分和矿 物成分也有

2、很大变化。所以说，区域变质岩是在各种变质因素综合作用下 产生的。代表性岩石有板岩、片岩、片麻岩深成变质作用是指沉降到地下深处的煤层，受到地热及上覆岩系产生 的静压力的作用，发生了变质程度随深度增加而增加的变质作用。深成变 质作用在大区域内使煤普遍发生变质作用，它的影响范围最为广泛，因此 乂称为区域变质作用。试述蛇绿岩套特征及地质意义？蛇绿岩套其实就是蛇绿岩(ophiolite)。是一组由蛇纹石化超镁铁岩、基性侵入杂岩和基性 熔岩以及海相沉积物构成的岩套。(在地史学中这个就是“三位一体”，是寻找古缝合线的 依据，就想前面两位说的“海洋遗”一样。)蛇绿岩可以形成於洋中脊、弧后盆地、弧前盆地、岛弧或

3、活动大陆边缘等构造环境。现在大 陆上发现的蛇绿岩，多数是大陆裂解或弧间扩张的产物，而不是洋中脊蛇绿岩。蛇绿岩不但 是目前为大多数地质和地球物理学家们所接受的板块构造学说的一个重要组成部分，也在解 释喜马拉雅山形成这一重大地质理论问题时具有特殊的意义。由于蛇绿岩与大洋岩石圈的演 化有密切的关系，因此研究蛇绿岩的组成、成分及成因也是了解大洋岩石圈结构、变化及动 力学的主要途径。与蛇绿岩深成岩浆作用有关的矿产是铬、伯、金、镍;当喷射的富金属卤水与海水反应，在 低洼地可形成铁、铜、锰矿床。此外，蛇绿岩中普遍伴生的蛇纹石，是重要的非金属矿产 沼泽沉积物编辑沼泽沉积物(bog deposit)是指沼泽中形

4、成的沉积物。它以泥炭、腐殖泥为主，有时 也有少量泥沙沉积。它常与湖泊沉积、河流沉积和海洋沉积共生，沼泽沉积物主要分布在河流泛滥平原、河 流三角洲、湖滨平原和海滨平原及某些平坦的高原上。1潟湖相编辑泻湖相即潟湖相。潟湖相(lagoon facies)是潟湖环境下形成的沉积物。按形成条件的潟湖相(3张)不同，潟湖相可分为淡化潟湖相、咸化潟湖相、沼泽化潟湖相等。淡化潟湖相的形成条件是 气候潮湿、雨量丰富，有大量的淡水供给，主要由碳酸盐质粉砂岩、粘土岩及粉砂质粘土岩 组成，生物种属单调，以海相生物化石为主，常具变态特征，形体变小，单斜交错层理不发 育，具波状层理或水平波状层理。咸化潟湖相的形成条件是气

5、候干燥，蒸发作用显著，淡水 补给困难，因此，它主要由纯化学沉积岩及细粒碎屑岩组成，并有盐渍化及石膏化砂质粘土 岩，生物化石单调，仅见有能适应高盐度的生物化石，单斜交错层理不发育，一般为水平层 理或塑性变形层理，层面上常有波痕、泥裂及雨痕等。沼泽化潟湖相是指在湿热的气候条件 下，滨海平原上的沼泽化了的淤积盆地，其岩石组分以粘土岩为主，其次是粉砂岩、砂岩、油页岩和煤层，具水平层理及韵律层理，植物化石丰富.湖泊相湖泊是大陆上地形相对低洼和流水汇集的地区。根据洪水面、枯水面和浪基面，把湖泊 相划分为滨湖亚相、浅湖亚相、半深湖亚相和深湖亚相，平面上它们大致呈环带状分布，另 外，还可划分出湖湾亚相。湖泊相

6、是大陆上地形相对低洼和流水汇聚的地域。1与陆相组中冲积扇相、河流相并 列。湖泊相（4张）2水动力特征编辑湖泊的水动力作用于海洋有些近似，主要表现为波浪和岸流作用，小型湖泊通常缺乏潮 汐作用。风力的影响下，湖泊的水面可形成较强的波浪，被称为湖浪，通常来说浪基面深度不超 过 20m。湖浪作为一种侵蚀和搬运的地质营力，在滨湖地区表现的较为明显。湖浪与湖岸斜角所 形成的沿岸流形成各种侵蚀地形和沉积砂体，如浪蚀湖岸、沙坝、沙嘴、堤岛等。分类编辑按照湖泊的含盐度、沉积物特征、自然地理位置、成因、气候等方面分类可将湖泊分为： 淡水湖泊、咸水湖泊（以含盐度3.5%为界）；碎屑沉积湖泊，化学沉积湖泊；近海湖泊，

7、内 陆湖泊：构造湖，河成湖，火山湖，岩溶湖，冰川湖等：永久性湖泊、暂时性湖泊。其中构 造成因湖又可划分为：断陷型、坳陷型、前陆型3个基本类型和一些复合类型。中国地质学家吴崇筠等按照性质、湖水盐度和地理位置将湖泊划分为12种类型。亚相主要是根据沉积物在湖泊内位置和湖水深度两个基本条件来划分。采用浪基面、枯水面、 洪水面三个界面来界定。通常来说湖泊和三角洲相带共生共存，相互依赖。滨湖亚相湖盆边缘，距岸近，接受来自湖岸的粗碎屑物质；水动力条件复杂，击岸浪和回流的冲 刷、淘洗对沉积物的改造作用强烈；水位较浅，沉积物接近水面，时而出露时而淹没，氧化 作用强烈。滨湖亚相宽度的变化受控于洪水期和枯水期水位差

8、和湖岸地形。如：箕状断陷湖泊，陡 岸区滨湖相带只有数米；而坡度平缓的缓岸区滨湖相带宽度可达数千米。沉积物：砾、砂、泥和泥炭，叠瓦状排列的扁平状砾石最大扁平面向湖倾斜。沉积构造：滨岸砂中出现水流交错层理、波痕；滨湖泥沼出现水平层理，小型波状层理， 暴露构造等。浅湖亚相位于枯水期最低水位线至正常浪基面之间的地带。始终位于水下，遭受波浪和湖流扰动， 水生生物繁盛。沉积物：粘土岩，粉砂岩，化学岩，细砂岩等；特殊沉积物：生物化石（薄壳腹足类，双壳类，介形虫和鱼类），少见菱铁矿，鲕绿泥 石等自生矿物。沉积构造：水平层理，波状层理，小型交错层理，透镜状砂泥互层，对称浪成波横。通常滨湖-浅湖难以区分，在研究中

9、笼统地称为“滨浅湖”。半深湖亚相位于浪基面以下的水体较深的部位。地处乏氧的弱还原环境，实际为浅湖与深湖的过渡地区。沉积物主要受湖流作用影响， 波浪作用很难影响沉积物表面。沉积物：暗色粘土岩（泥岩）、页岩，粉砂岩，化学岩的薄夹层或透镜体。沉积构造：水平层理，细波状层理。当湖盆面积小、沉积特征不明显时，此亚相不易区分。深湖亚相位于湖盆最深的部位，波浪不能涉及，水体安静，为乏氧还原环境，无底栖生物。长期 稳定沉积中心与沉降中心吻合的大型湖盆，深湖岩相沉积厚度大、分布广；而干旱区，面积 小的内陆湖盆，不发育深湖亚相或缺少此部分。沉积物特征：粒度细、颜色深、有机质含量高。岩性：泥岩、页岩。自生矿物：黄铁

10、矿，沉积构造：水平层理、细水平纹层。湖湾亚相在滨、浅湖地区，由于沙嘴、沙坝、水下隆起的障壁遮挡作用，使近岸的局部地区水体 受限二形成半封闭的湖湾。往往形成泥炭沼泽，形成炭质页岩、薄煤层。沉积物：暗色粉砂质泥页岩，夹薄层白云岩或油页岩。沉积构造：正韵律小砂体，粒序层理，平行层理，浪成沙纹层理，低角度交错层理，水 平层理，季节性韵律层理等，含泥裂、雨痕、生物潜穴。生物碎屑多为浅水生物。湖泊重力流亚相河流输砂过程中，由洪水携带大量泥沙形成的密度流，在湖盆边缘顺陡坡在重力作用下， 沿湖底或水下河道流入湖泊深水区所形成的重力流砂体。亦称“湖底扇”，“深水浊积扇”。湖泊沉积相组合湖泊相沉积的垂向组合受地壳

11、升降的控制。能保存下来的湖泊沉积多半是构造盆地的背 景上发育起来的。起总体发育趋势多以退缩、充填而告终。因此湖泊相垂向组合往往以较深 湖或深湖开始，向上递变为滨湖和河流相沉积，构成下细上粗的反旋回垂向组合。当然，自 下而上出现河流一湖泊一河流这样的完整旋回的垂向组合也有。但不论是哪种情况，总的趋 势是以滨湖和河流沉积作为旋回的结束。湖盆的发育过程中，湖盆下陷扩张期，半深湖、深湖及重力流沉积最发育;湖盆抬升收 缩期，滨浅湖、三角洲及滩坝发育。地质历史时期中湖盆的多次沉降和抬升，构成了湖泊发育的多旋回性。湖泊相鉴别标志岩石类型岩石以粘土岩、砂岩、粉砂岩为主，砾岩少见，仅分布于滨湖区。粘土岩在碎屑湖

12、泊中 广泛分布，并向湖中心增多。沉积构造层理多样，以水平层理最发育，由于浪基面作用深度小，大多地区处于浪基面以下，故 粘土岩多发育水平层理，近岸地区发育交错层理、斜波状层理。湖泊相有较发育的波痕。包 括有对称波痕和不对称波痕，对称波痕波峰走向平行于岸线，不对称波痕陡坡向岸方向倾斜。生物化石介形虫、双壳类、腹足类、藻类、陆生植物茎杆、叶、孢子、花粉等，海侵湖盆往往有 海生属种出现。垂向层序碎屑湖盆往往出现的是由深湖至滨湖的下细上粗的反旋回层序，区别于下粗上细的间断 性正旋回河流沉积。分布范围及厚度分布范围比河流相广，比海相小，相带、岩性和厚度大致呈环带状分布，岩性和厚度横 向比河流相稳定，但稳定

13、程度不及海相。冰川沉积包括3类：冰川冰沉积，冰川冰与冰水共同作用形成的冰川接触沉积，以及冰河、冰 湖或冰海形成的冰水沉积。这些沉积物在地貌上组成形形色色的终碛垄、侧碛垄、冰碛丘陵、槽碛、鼓丘、蛇形丘、 冰砾阜、冰水外冲平原和冰水阶地等。1、终碛、侧碛和冰碛丘陵终碛和侧碛是在冰川末端与边沿堆积起来的冰碛垄，标志着古冰川曾达到的位置和规模。冰 川前进时形成的终碛垄规模一般很大，高数十米至二、三百米，其组成物质常包括相当数量 的冰期前河相或湖相沉积。它们是冰舌前进时被推挤集中起来的，剖面上常出现逆掩断层、 褶曲或焰式构造，故属变形冰碛。以这种变形冰碛为基础的终碛垄又被专门命名为推碛垄， 属前进型终碛

14、。如果几次冰进达到同一位置，终碛叠加变高形成锥形终碛。冰碛丘陵是冰川 消失时由冰面、冰内和冰下碎屑降落到底碛之上，所形成的不规则丘陵地形。它指示冰川的 停滞或迅速消亡，广泛发育于大陆冰盖地区，高数十或数百米。在山岳冰川区其规模较小， 中国西藏波密地区古冰川谷底有冰碛丘陵，最高者为304 0米。2、鼓丘和槽碛垄鼓丘是由冰碛或部分冰水沉积组成的流线型冰川堆积地形。平面呈卵形，长轴与冰流方向平 行，迎冰面陡而背冰面缓。鼓丘的纵剖面形状颇似机翼，是流体中物体为减少阻力所能采取 的最佳形态。在大陆冰盖地区鼓丘常成千地密集出现，山岳冰川地区则偶然见到。槽碛垄是 与鼓丘形成机制类似的长条垄状冰川堆积地形，在

15、鼓丘下游因应力减低，由冰碛集中而成。 中国天山乌鲁木齐河上游和博格多山四工河上游现代冰川的前沿都曾发现近期形成的槽碛 垄，高1米左右，伸延十余米至数十米，清楚地指示冰川的流向。3、蛇形丘、冰砾阜和冰砾阜阶地这些是冰川接触沉积形成的地貌。冰川接触沉积是在冰川边沿、表面和底部的冰川融水中所 沉积的砂砾或粉砂层。沉积时，有冰川的支撑或包围，冰川消亡后它们失去支撑而发生塌陷 变形。蛇形丘是狭长、曲折如蛇的垅岗状高地，两坡对称，丘脊狭窄。小的蛇形丘长数十米 至数百米，大的可达数公里至数十公里。组成物质是分选很好的砂砾，含不少圆卵石，夹有 少数冰碛透镜体，表面一般有薄层冰碛覆盖。冰砾阜是散布在冰川作用区的

16、不规则分布的丘 陵。与冰碛丘陵不同之处是其组成物质为有层次的砂砾层，是冰川接触沉积。它们是冰面或 冰内空穴所接纳的冰水沉积物，在冰川消融时坠落地表堆积而成，由负地形变为正地形。冰 砾阜阶地由充填冰川两侧的冰水河道的砂砾在冰川消融时堆积形成。由冰水砂砾层组成，与 河流阶地不同之处是断续分布，左右岸和上下游阶地面起伏变化大，前坡的砂砾层向谷地中 心倾斜。4、冰水平原和冰水阶地冰源河的流量有很大的日变化与季节变化，冰源河的泥沙负载量又很高，导致了冰川外围地 区强烈的加积，形成顶端厚、向外变薄的扇形冰水堆积体，称为冰水扇。在大陆冰盖外围有 许多冰水扇联合成外冲冰水平原，在山谷冰川地区联合成谷地冰水平原

17、。谷地冰水平原在后 期被切割则成冰水阶地，冰水阶地向下游倾斜较急并逐渐尖灭，故是典型的气候阶地。由于 水流很急，冰水平原的组成物质粗大而缺乏分选，砂砾层中常夹有大漂砾，并有许多锅穴。低温热液矿床主要地质特征？论文摘要：从矿床所处的区域构造位置、岩浆活动、成矿期次、矿石组份、围岩蚀变和 成矿作用等特点，讨论了判别中、大型热液矿床的地质准则，认为只要具备文中提出的6个 特点中的4个或以上，被评价的此类矿床就有可能属于中、大型。这里所说的“热液矿床”，系指由不同来源和不同成因的热水溶液所形成的矿床。热液 矿床中的中、大型与小型相比，在成矿区域地质背景和矿床地质特征上，均有其自身的特殊 性，但在中、大

18、型热液矿床之间却有其共同性。这些共同性的特点反过来可以作为判别被评 价矿床属中、大型抑或小型的地质准则。这些准则主要表现在6个方面。当然，已知的中、大型热液矿床中的任何一个，不一定具备这6个方面的全部特征，但 经笔者研究认为:若被评价的某个同类型矿床，只要具备了其中的4个或以上，那么被评价的 这类矿床就可能属于中一大型。现就这6个方面的地质特征分述如下：一、所处区域地质构造位置上的特点几乎所有这类矿床中的中、大型，常处于深、大断裂的旁侧、它们的交汇区，以及深、 大断裂与成矿带、矿带的交汇区。这里所说的深断裂的规模甚大，走向延长百至数百公里， 倾向延深也大，常切穿硅铝层，深入硅镁层，甚至深人上地

19、慢至软流层，相当于张文佑教授 所划分的岩石圈断裂。这里所指的大断裂，规模也很大，走向延长数十至百余公里，倾向延 伸可达基底而不切穿基底。众所周知，这些深、大断裂均有其确定的地质、地貌和物、化探 标志，地质工作者是不难发现和确定它们的。深、大断裂对热液矿床的控制作用，不少地质工作者比较重视。有人以此为基础提出“边 缘成矿论”；也有人以此作为某些或某个矿种（例如金矿）划分成矿带、矿带的依据。但以此作 为评价热液矿床规模大小的地质准则，则未被重视。笔者重点研究了江西以及全国和世界上 一些中、大型热液矿床后认为:几乎所有这类矿床均处于这样的区域构造位置上。号称江西 “五朵金花”的4个大型铜矿和一个中型

20、铜矿、大型钨矿，无一例外地处于这样的位置上； 着名的德兴斑岩铜矿田位处赣东北深断裂（共南西延至遂川，总称德兴一遂川深断裂）的南东 侧，铅山永平大型似夕卡岩型铜、钨矿床位处萍乡一广丰深断裂南侧，东乡枫林中型铜矿、 大型钨矿位处萍乡一广丰和德兴一遂川深断裂的交汇区，武山、城门山大型夕卡岩型铜矿 床位处北西向长江大断裂的南西侧:闻名世界的江西4大钨矿，也一无例外地处于这样的位置: 西华山钨矿位处大余一南城深断裂西侧，盘古山钨矿位处德兴一遂川深断裂的西侧，大吉山、 归美山钨矿位处北东东向定南一大占山大断裂（据卫片解译资料）的南侧;类型独特的冷水坑 斑岩型铅锌银矿田位处湖石大断裂的西侧。全国的一些中、大

21、型热液矿床所处的构造位置也基本如此。多宝山大型铜矿床位处嫩江 大断裂的旁侧;锯板坑大型钨矿位处北东向丽水一北津湾大断裂的侧旁;柿竹园大型钨矿床 位处江西新干一湖口深断裂向南西延至湖南境内的这一深断裂的西侧;河台大型金矿床位处 广宁一罗定大断裂的西侧;玉龙大型斑岩铜矿田位处德钦一贡觉大断裂的西侧。世界上许多中、大型热液矿床所处的构造部位仍然疮本如此。美国着名的宾厄姆大型铜 矿床位处近东西向深断裂和北东向犹他矿带的交汇区;世界最大的克莱梅克斯伯矿床位处科 罗拉多矿带和近东西向深断裂的交汇区;匈牙利的雷克斯大型多金属矿床位处北东一南西向 大断裂的北西侧。为什么深、大断裂及其交汇区或与矿带交汇区控制了

22、中、大型热液矿床的形成呢?原因 主要是I）深、大断裂破坏了所在地壳部分的压力均衡，形成了岩浆上升的通道和仗位空间， 为热液成矿提供了热能甚至成矿物质;（2）为岩浆期后热液或由地下水形成的热液提供了循 环、对流和汇聚场所;（3）由于深、大断裂切穿地壳的深度大，因而切过“矿源层”或物理化 学条件对成矿有利的“储矿层”或“储矿岩”的机会多，自然就越有可能形成中、大型热液 矿床;(4)由深、大断裂派生或与共配套的断裂、裂隙系统扰会广泛发育，从而成为导矿、储 矿的空间；(5)从板块的角度来看，深、大断裂常体现“裂谷”、“缝合线”、“俯冲带”的 所在位置，这也是板块学家们所共认的对成矿有控制作用的位置。笔

23、者认为，其中最主要的 原因是深、大断裂切过多层、多种“扩源层”的机会多，从而有可能为成矿提供丰富的物质 来源，因而有可能形成中、大型规模的热液矿床。二、岩浆活动特点中、大型热液矿床所在的区域，岩浆活动常具多旋回、多期、多阶段的特点。特别是同 期多阶段形成的“复式岩体”所在区域，对形成中、大型热液矿床更为有利。这样的“复式 岩体”是在同一地质环境、同一岩浆源的条件下形成的两个或两个以上的岩体群，其中各个 岩体有相似或相近的岩石化学组成，体现了先后形成的各个岩体有“血缘”上的继承性，但 由于它们之间又具有由不同演化阶段而出现的岩石化学组成的差异性甚至不同性，只要通过 较细致的地质工作，地质工作者是

24、可以将它们的关系认定下来的。经研究认为:与形成中、大型热液矿床有直接成因关系的既不是同期最早阶段形成的岩 体，常常也不是同期最晚形成的岩体，而是同期中间阶段形成的岩体。这种情况在江西有普 遍性，全国和世界上的不少中、大型热液矿床的形成时期也基本如此。在江西，西华山所在 区域的“复式岩体”由同期五个不同阶段的岩体组成:第一阶段为燕山早期的斑状细一中粒 花岗岩，第二阶段为西华山细一中粒黑云母花岗岩，第三阶段为荡萍细粒斑状黑云母花岗岩， 第四阶段为生龙口细粒花岗岩，第五阶段为马鞍山花岗岩。与成矿有直接成因联系的是第二、 第三阶段所形成的花岗岩体。柿竹园大型钨矿床所在区域的“复式岩体”由四个阶段所形成

25、 的岩体群组成。第一阶段为千里山花岗岩，第二阶段为细粒花岗岩，第三阶段为花岗斑岩， 第四阶段为辉绿岩。与成矿有直接成因关系的是第二、第三阶段所形成的岩体。美国亨德逊 大型铜矿床的所在区域，除存在前寒武纪花岗岩体外，第三纪的岩浆活动所形成的“复式岩 体”由两个大阶段所形成的岩体群组成。第一阶段为侵人角砾岩、石英斑岩;第二阶段为侵 入角砾岩和酸性岩体。成矿作用主要与第二阶段的岩体有关。多旋回、多期、多阶段的岩浆活动之所以能控制中、大型热液矿床的形成，主要原因是 I)热液矿床所需的热动力得到了不断地供应；(2)有可能源源不断地提供成矿物质。众所周知， 具有一定深度的热水溶液，是促进成矿物质活化、转移

26、并在有利条件下富集的重要因素。当 然也不能否认岩浆活动可以分泌(含矿)热水溶液。另外，从广义的“矿源层”在热液成矿中 的作用来看，多旋回、多期、多阶段的岩浆活动，能不断地改造，并逐渐把“矿源层”中的 成矿物质“吸收”富集起来，因而对形成热液矿床具有重要意义。而成矿与同期中间阶段形 成的岩体有关的原因是:早阶段的岩体不易一次聚集很多的成矿物质，晚阶段所形成的岩体 又接近岩浆活动的尾声，故只有中间阶段形成的岩体，才对形成中、大型热液矿床更为有利。三、成矿期次的特点中、大型热液矿床大都具有多期、多阶段成矿的特点。尤其是成矿阶段越多越能形成中、 大型热液矿床。经研究，中、大型热掖矿床的成矿阶段常在4个

27、以上，多则78个。江西漂 塘大型脉状钨矿床有了个成矿阶段，江西四大钨矿床的成矿阶段的情况是:西华山7个，大吉 山6个，盘古山5个，归美山4个;冷水坑大型铅锌银矿田可分两个成矿期、三大成矿阶段、五 个成矿亚阶段。湖南桃林大型脉状铅锌矿床分6个成矿阶段。多阶段成矿是构造脉动和成矿 脉动的体现，是成矿时间久、物质来源较丰富的间接反映，因而常形成中、大型热液矿床。地质工作者对成矿阶段的划分方法是较为熟悉的。这里强调注意下列几点:一是不要把 原生交叉裂隙同时充填矿液所形成的交叉矿脉误为不同阶段的产物;二是应把在矿脉原来位 置由构造应力作用重新张开所形成的复脉分为两个不同成矿阶段;三是不要把同一成矿阶段

28、由沉淀分带而出现的矿物组合上的差别，误认为两个不同阶段。四、矿石组份上的特点许多中、大型热液矿床的矿石组份均较复杂。矿石组份包括成矿时所形成的各种矿物和 各种化学成分，但不包括成矿围岩的原生矿物和化学成分。就组成矿石的矿物而言，矿石矿 物和脉石矿物合计均在20种以上，多的达80多种甚至百余种;成矿元素在20一3 0个，且具工 业价值的有益元素均在2种以上，而具综合利用价值的元素少则l2种，多则89种。往往 还出现这样的情况:壳源组份和帷源组份明显共生。以江西为例:东乡枫林铜钨矿床，矿石中 的组成矿物达43种，铜、钨、铁等均达工业品位，伴生的硒、啼等有一定的综合利用价值； 德兴银山铅锌矿床，组成

29、矿石的各种矿物亦为43种，铅、锌、铜均具工业价值，银等具综 合利用价值;贵溪冷水坑铅锌银矿田，矿石的各种矿物有40多种，铅、锌、银均有很大的工 业价值，能够综合利用的有金、钢、铜、福等。柿竹园钨矿床的矿石，共组成矿物达80多 种，除钨外，钥、秘、锡等均具工业价值。在国外，一些大型的 锡矿床，锡银矿床，金银 矿床和多金属矿床，组成矿石的各种矿物多达100余种。矿石的组成矿物多，化学成分复杂，是成矿物质来源广泛、供应丰富的反映。特别是矿 石的化学组成包括慢源和壳源两大部分时，这样的矿床规模就越有可能属中一大型。五、围岩蚀变特点中、大型热液矿床的围岩蚀变，具有类型多、发育好、分布广、强度大，高、中、

30、低温 热液蚀变共存和分带明显等一系列特点。这在之西，在全国，甚至在世界上的许多中、大 型热液矿床中均有体现。赣南儿乎所有中、大型脉状钨、钨锡矿床的围岩蚀变都具有高、中、 低共存的特点;世界上不少斑岩型矿床都具有明显的蚀变分带特征。在围岩有灰岩存在的情 况下，还发育夕卡岩化，甚至形成夕卡岩型、斑岩型等多位一体的矿床。六、成矿作用的特点许多中、大型矿床，常常有二至三种成矿类型，即所谓“多位一体”矿床。这一特点 是成矿作JtJ多期、多成因的结果，故对这些矿床的成因常有较大的争议。江西贵溪冷水 坑铅锌银矿田有三种成矿类型:即火山喷气热液一沉积型、斑岩型和脉带型;武山、城门山铜 矿床有夕卡岩型、斑岩型和

31、层控型等三种成矿类型;玉龙铜矿有夕卡岩型和斑岩型等两种成 矿类型;安徽省的许多中、大型夕卡岩型铜、铁矿床，常发育有斑岩型甚至层控型等二至三 种成矿类型。由此可见，凡是“多位一体”矿床常常可能属中、大型规模。上述6个方面，有的需在对矿床做过较详细的工作后方能查明其特点，如成矿的多阶段 和多成因等问题。因而在利用这些特点时需要慎重对待。另外，地球化学特点也可能成为判 别中、大型热液矿床的地质准则之一，由于研究之够，请有兴趣的同志们补充。不当之处， 可以争鸣。浅成低温热液矿床编辑与陆相火山岩或次火山有关的，形成于中-低温（一般300oC）、浅成条件（一般1500 米）（低压）（n*107Pa）的热液

32、矿床。矿物学特征、围岩蚀变、pH值、硫化状态、氧化状态、构造背景等常用的几种分类，如高硫型和低硫型、冰长石-绢云母型和酸性硫酸盐型属于相似分类， 只是所强调的分类依据不同，适用范围也不同，依据蚀变和脉石矿物的分类适用于早期矿床 的勘查工作；主要类型常见类型：特征差别很大的两种类型，如高硫型和低硫型、冰长石-绢云母型和酸性硫 酸盐型（或石英-明矶石型）；特殊类型：与碱性火山岩有关的金-碲化物型；一般特征矿石矿石常由一系列的低温矿物组成。金属矿物有辰砂、辉锑矿、雌黄、雄黄、自然金、自 然银、自然铜、黝铜矿、黄铜矿、斑铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉银矿、白铁矿等。非金属矿 物有石英、冰长石、萤石、重晶石、

33、明矶石、高岭石、沸石以及碳酸盐类矿物等。矿石结构 一般具细粒结构、胶状结构等，矿石构造包括脉状、条带状、浸染状、角砾状、皮壳状、梳 状、环状及晶洞构造等。矿体矿体主要受各种断裂系统、角砾岩筒、层间破碎带等构造控制。矿体形态复杂多样，由 充填作用形成的矿体主要呈各种脉状、透镜状和似层状等。由交代形成的矿体主要呈囊状、似层状和层状浸染体等。围岩蚀变有高岭土化明矶石化、硅化、绢云母化、青磐岩化、碳酸盐化、重晶石化、石膏化等。结晶基底地台是地壳上相对稳定、具有明显双层结构的地区。上结构层有未变质的、产状平缓和 厚度较小的沉积岩层组成，一般称为沉积盖层；下构造层有巨厚的、强烈褶皱的变质岩和岩浆岩组成的复

34、杂岩系，通常称为结晶基底或褶皱基底。结晶基底结晶基底一般指盆地底部的变质基底，主要由变质岩组成，可以包含其它的成分，例如残余沉积物等，目前，有待进一步研究。磁性体等深度图地台基底磁性体等深度图isobath-map of magnetic bodies根据测区内引起磁异常的所有磁性 体的推断深度绘出的等深度线图。研究地质构造和普查油气田远景区的航空磁测，飞行高度 大，所获得的大型磁异常多数是由埋藏很深的结晶基底的磁性岩石引起的。因此，等深线的 变化通常反映了结晶基底的深度变化规律。数值小的等深线表示基底隆起，数值大的等深线 表示基底凹陷。等深线的形态反映了基底的构造形态，它对研究基底的构造、绘

35、制基底构造 图有重要意义。地台具有双层结构：上层为地台盖层，下层为地台基底，其间被区域性的角度不整合隔 开，代表明显不同的两个构造演化阶段。地台基底往往是由区域变质显著、构造变动剧烈、 遭受过广泛岩浆侵入的结晶岩系所组成。因此，又称为褶皱基底(fold basement)或结晶 基底(crystalline basement)。地台基底(basement of platform)当地台基底形成于前寒武纪时，它就是一个古地台；若是由显生宙的岩系组成，它就是 一个年轻地台。在地台的隆起地区基底大面积裸露；在相对拗陷地区，则因有地台盖层广泛 覆盖，地台基底被深埋于地下，如四川盆地基底plinth：基

36、础的最下部分 floor：未固结或成层的沉积物之下的岩石 substrate：在其上粘附一种材料(如油漆或薄箔)的基础表面【基底】解释一：是指经过褶皱，变质作用的结晶变质岩。它们是经过地槽阶段硬化而 形成的。基底相对其上的沉积盖层而言，所以，凡是被沉积岩层不整合覆盖的结晶变质岩系 均可称为基底。因而，基底按其形成时代可分为：前震旦亚界的、古生代的(又分为加里东 期和海西期)中生代的包括印支期的和燕山期的。韧性剪切带韧性剪切带，地壳深部(大于1015公里)普遍存在的具有强烈的塑性流变及旋转应 变特征的面状高应变带。又称韧性断层。韧性剪切带中没有明显的破裂面，但两侧岩石可发生明显的剪切位移，韧性剪

37、切带内部 及与围岩之间的应变韧性剪切带地质示意图均呈递进演化的关系。其小者可见于薄片中，大者宽数公里，延展可达上千公里。韧性 剪切带在造山带、裂谷带的形成中起着重要作用，并且与成矿作用关系密切。分类按韧性剪切带主界面(通过韧性剪切带中心的叶理面)产状及两侧相对运动状况可分为: 主界面近直立两侧岩石相对水平移动的韧性平移型剪切带;上盘岩石相对下盘岩石作正 向滑移的韧性正剪切带；上盘岩石相对下盘岩石作逆向滑移的韧性逆剪切带；岩石圈中 不同物性岩层之间相对滑脱而形成的韧性滑脱型剪切带。特彳正编辑几何学特征。韧性剪切带属于平面应变中的简单剪切机制类型，即在应变椭球体中，X轴拉伸，Z轴缩短,M轴不变并发

38、生旋转，而且符合富林指数(K)为1的特点：剪切应变值 和劈理面与剪切面夹角成反比。X韧性剪切带公式小构造特征。韧性剪切带中发育剪切成因的褶皱，在主界面附近常发育A型褶皱, 还可以出现一种特殊的A型褶皱鞘褶皱，是鉴别韧性剪切带标志之一；远离主界面则为 枢纽与拉伸线理相垂直的B型褶皱，在过渡地带往往为AB型褶皱。韧性剪切带中所发育的 劈理为密集的透入性流劈理，其展布呈S形或反S形。位于流劈理面上的拉伸线理平行于 应变椭球体最大拉伸轴X方向，它是剪切方向在劈理面上的投影，可用来表示剪切运动矢 量，是韧性剪切带中重要的线状构造。在造山带中大型韧性推覆剪切带中拉伸线理（见线理 的方向往往垂直于造山带走向

39、（见图）。运动学标志。在平行拉伸线理（X）、垂直于劈理面（XM面）的XZ面上显示出剪 切应变的不对称性。如S型云母鱼，不对称结晶尾，不对称压力影,雪球构造及糜也帆* k等M 1 itl缶 A丈电 RRSITM A/ Alfri/再加 5F &题用 Si f LaH 希也 it U韧性剪切带棱岩中S-C构造等，它们可作为判断剪切运动方向的重要标志。组构特征。韧性剪切带岩石由于遭受剪切应变，使矿物因颗粒旋转而形成明显的优 选方位，具单斜组构对称特点。可利用组构方位与动力系统的关系来判断剪切运动方向。以 常见的石英为例，在剪切带中存在两种类型的组构：C轴不对称组构，即（0001）底面低 温（小于35

40、0D组构及A轴不对称组构，即（10i0）或（10娱1）柱面或棱面高温（大于350D 组构。糜棱岩。往往发育在韧性剪切带中心部位。同变形变质作用。在低温高剪切应变下，韧性剪切带内可产生同变形的高、中压变 质矿物如蓝闪石、硬柱石、黑硬绿泥石、多硅白云母等，在阿尔卑斯、挪威加里东造山带及 中国大别山还发现了地壳内罕见的超高压变质矿物柯石英。在韧性剪切带发育后期由于 水热蚀变而发生退变质作用，造成从中心往边部的倒置变质现象。剪切热及机械作用特征。剪切应力聚集可以产生大量的热，而温度升高又反过来软 化岩石。因此，剪切作用可造成强韧性域及热能聚集，并导致地壳局部熔融及岩浆产生，在 剪切过程中机械滑移及热作

41、用是交替进行的。拉斑玄武岩拉斑玄武岩（即亚碱性玄武岩）富含SiO2 （4951%）或饱和含SiO2 （它的SiO2与 全碱的关系是（Na2O+K2O）/（SiO2-39）的值小于0.37），贫碱，矿物成分为拉长石一钙长石， 辉石成分贫钙。橄榄石少或无（见于斑晶）。产生于环太平洋火山带的大洋一侧，为洋壳的 基本组成部分。简介又称深海拉斑玄武岩1。产生在海岭、海山等处的富含铝、钠,而贫钛、钾的拉斑玄武 岩。它同洋岛中产出的拉斑玄武岩比较,Al2O3（CaO）、Na2O、Na2O+K2O含量较高；TiO2、 FeO、FeO+Fe2O3、MgO、P2O5含量较低，而且化学成分比较均匀。有人认为大洋拉斑

42、玄 武岩与洋岛拉斑玄武岩成因不同,前者可能是未经分异作用的原生岩浆固结的产物。太平洋、 大西洋和印度洋中脊一般都由大洋拉斑玄武岩构成,故又称洋脊型拉斑玄武岩。主要成分拉斑玄武岩，Tholeiitic basalt（为亚碱性玄武岩，subalkaline basalts），为玄武岩的一 种类型，与其他类型玄武岩一样，主要成份为单斜辉石和斜长石及少量铁钛氧化物，富含 SiO2（4951%）或饱和含SiO2 （它的SiO2与全碱的关系是（Na2O+K2O）/（SiO2-39）的值 小于0.37），贫碱（Na2O，K2O含量较低），矿物成分为拉长石一钙长石，辉石成分贫钙。 橄榄石少或无（见于斑晶）。产生于环太平洋火山带的大洋一侧，为洋壳的基本组成部分。复理石复理石（flysch）一种特殊的海