幣圈feo是什麼意思
『壹』 四氧化三鐵、氧化亞鐵、氧化鐵分別和空氣經什麼條件形成的
四氧化三鐵是鐵在空氣中劇烈燃燒形成的，氧化鐵是鐵在空氣中自我氧化的結果，至於氧化亞鐵應該是在空氣不足的條件下自我氧化生成的吧（這個我不確定）。
『貳』 鐵與氧氣在高溫下反應成什麼
鐵和氧氣在高溫下生成四氧化三鐵。在高溫時，鐵在純氧中燃燒，劇烈反應，火星四射，生成四氧化三鐵。化學方程式如下：
(2)幣圈feo是什麼意思擴展閱讀
鐵的用途：
1、用於制葯、農葯、粉末冶金、熱氫發生器、凝膠推進劑、燃燒活性劑、催化劑、水清潔吸附劑、燒結活性劑、粉末冶金製品、各種機械零部件製品、硬質合金材料製品等。
2、純鐵用於制發電機和電動機的鐵芯,還原鐵粉用於粉末冶金,鋼鐵用於製造機器和工具。此外,鐵及其化合物還用於制磁鐵、葯物、墨水、顏料、磨料等。
3、用作還原劑。用於鐵鹽制備。還用於制備電子元器件。
4、用作營養增補劑(鐵質強化劑)。
『叄』 FeO,Fe2O3,Fe3O4如何區分它們啊！它們有什麼聯系嗎速！謝啦！
氧化亞鐵(FeO)是一種黑色粉末，不穩定，在空氣里加熱，可被氧化成四氧化三鐵，和酸(弱氧化性酸)反應。
(3)幣圈feo是什麼意思擴展閱讀：
主要用途：
1、FeO：
可以被用作色素，在化妝品和刺青墨水中都有應用.氧化亞鐵也應用於瓷器製作中使釉呈綠色。但是這個物質不穩定，很容易被氧化成四氧化三鐵。
2、氧化亞鐵：
用於油漆、橡膠、塑料、建築等的著色，是無機顏料，在塗料工業中用作防銹顏料。用作橡膠、人造大理石、地面水磨石的著色劑，塑料、石棉、人造革、皮革揩光漿等的著色劑和填充劑，精密儀器、光學玻璃的拋光劑及製造磁性材料鐵氧體元件的原料等。
用於電子工業、通訊整機、電視機、計算機等磁性原料及行輸出變壓器、開關電源及其高U及高UQ等的鐵氧體磁芯
用作分析試劑、催化劑和拋光劑，也用於顏料的配料；
用於各類葯片、葯丸的外衣糖衣著色用
用作磁性材料、顏料及製取還原劑、拋光劑、催化劑等；用於葯片糖衣和膠囊等的著色
用作防銹漆的顏料。因該品製成的雲母氧化鐵防銹漆抗水滲性好，防銹性能優異，可以取代紅丹
食用紅色素。日本用於赤豆飯、魔芋粉食品。對曾用防腐劑處理果柄切口的香蕉加以識別時用。美國多用於貓食、狗食和包裝材料
無機紅色顏料主要用於硬幣的透明著色，也用於油漆、油墨和塑料的著色
廣泛用於油漆、橡膠、塑料化妝品、建築精磨材料、精密五金儀器、光學玻璃、搪瓷、文教用品、皮革、磁性合金和高級合金鋼的著色；主要用作磁性材料、顏料、擦光劑、催化劑等，還用於電訊、儀表工業；主要用作磁性材料、顏料、擦光劑、催化劑等，還用於電訊、儀表工業無機紅色顏料。
3、四氧化三鐵：
四氧化三鐵是一種常用的磁性材料。
特製的純凈四氧化三鐵用來作錄音磁帶和電訊器材的原材料。
天然的磁鐵礦是煉鐵的原料。
用於制底漆和面漆。
四氧化三鐵是生產鐵觸媒（一種催化劑）的主要原料。
它的硬度很大，可以作磨料。已廣泛應用於汽車制動領域，如：剎車片、剎車蹄等。
四氧化三鐵在國內焊接材料領域已得到認可，用於電焊條、焊絲的生產尚屬起步階段，市場前景十分廣闊。
四氧化三鐵因其比重大，磁性強的特點，在污水處理方面表現出了良好的性能。
四氧化三鐵還可做顏料和拋光劑。
我們還可以通過某些化學反應，比如使用亞硝酸鈉等等，使鋼鐵表面生成一層緻密的四氧化三鐵，用來防止或減慢鋼鐵的銹蝕，例如槍械、鋸條等表面的發藍、發黑。俗稱「烤藍」。
『肆』 賀根山式蛇綠岩型鉻礦
賀根山式鉻礦：產於二連浩特-賀根山-黑河蛇綠岩帶，即西伯利亞板塊與錫林浩特-松嫩微陸塊（屬廣義的中朝板塊）碰撞帶，蛇綠岩形成時間為晚泥盆世，侵位時間大約為晚石炭世—早二疊世。岩體由高鋁地幔橄欖岩和堆晶岩組成，局熔改造型豆莢狀鉻礦賦存於中部純橄岩-斜輝輝橄岩雜岩相中，礦石工業類型以耐火級為主，礦床規模達到中型。堆晶岩相中的結晶分異鉻礦，工業價值不大。
一、內蒙古錫林浩特市賀根山鉻礦床
（一）概況
賀根山鉻礦床位於內蒙古錫林浩特市潮克烏拉蘇木鄉北西9km，地理坐標：東經116°18＇00〞，北緯45°50＇00〞。該礦床包括3756、620和733三個礦區，其中以赫格敖拉3756礦區規模最大，由186個礦體群組成，截止1993年底，累計探明C+D級儲量129.9萬噸，屬中型鉻礦礦床，也是華北地區最大的鉻礦床。礦石Cr2O3含量平均為23.63%～27.26%，鉻鐵比值Cr2O3/＜FeO＞=2.18～2.5。礦體主要為富鋁型耐火級鉻礦，僅有個別礦體為富鉻型冶金級鉻礦。
1954年東北地質局126隊在該區普查找礦發現超基性岩體及鉻、鎳等多處礦點，1956年該隊在3756探井中首次見礦，1963年提交了《內蒙錫林郭勒盟赫格敖拉3756鉻礦床最終勘探報告》，提交鉻礦儲量125.5萬噸。此後，1964～1985年不少單位對該礦床進行了不同程度的普查勘探和科學研究，大大加深了對該區鉻礦成礦作用的認識，但找礦方面沒有新的突破。
1958年，內蒙古錫林格勒盟成立582廠，開始建廠生產。至1962年，共采礦石2萬噸，地表礦體已采盡。1971年，由國家投資，計劃開采深部礦體，後因一些技術和經濟問題，於1986年停止施工。1988年，重新投產，以采富礦石為主，1995年另外開井，採集深部富礦，年產能力3萬噸，市區建有鉻鐵合金廠，目前一期單台爐投產，日產60＃鉻鐵合金25 t。銷往河南、山西、遼寧等地，後精礦粉因價格問題虧損而停產。
（二）、區域地質概況
二連浩特-賀根山-黑河蛇綠岩帶，大地構造位置處於西伯利亞克拉通與華北克拉通之間的天山-興蒙造山系（任紀舜等，1999），即徐志剛等（2008）在《中國成礦區帶劃分方案》中劃分的東烏珠穆沁旗-博克圖Fe-Mo-Sn-W-Cu-Pb-Zn-Ag-Au-CrⅢ級成礦帶（Ⅲ-48）（Ⅴm-Ⅰ）。該蛇綠岩帶是西伯利亞板塊與錫林浩特-松嫩微陸塊（屬廣義的中朝板塊）碰撞的標志，碰撞作用始於晚泥盆世，延續至早石炭世，並由此造成沿該線兩側早石炭世維憲期之前生物群有明顯差異（郭勝哲，1986），在晚泥盆世出現最早的生物混生（唐克東和張允平，1991）。並由此形成了賀根山蛇綠岩帶及蛇綠岩型鉻礦（圖3-37）。
圖3-37 內蒙古中東部蛇綠岩分布示意圖
1—第四系；2—侏羅系；3—石炭-二疊系；4—泥盆系；5—寒武-志留系；6—中元古界；7—太古界；8—蛇綠岩帶；9—花崗岩
（引自寶音烏力吉等，2009，略作修改）
賀根山蛇綠岩帶是內蒙古東北部保存較完整的一個蛇綠岩帶，它不僅為我們追溯和反演已消亡的古蒙古洋盆歷史提供了寶貴信息，而且也是內蒙古乃至整個華北最重要的鉻礦產地。該蛇綠岩帶出露長約120km，寬20km左右，面積約2158km2。蛇綠岩岩石組合較為齊全：有最接近原始地幔的二輝橄欖岩，代表虧損上地幔的斜輝輝橄岩-純橄岩；岩漿房底部的鎂鐵質堆積雜岩；岩漿房主體的層狀-塊狀輝長岩；以及岩漿房的最終分異物斜長花崗岩以及輝綠岩席狀岩牆群、變質基性火山岩和硅質岩及深海沉積物蓋層，完全可以和國內外典型蛇綠岩剖面對比。現已查明該蛇綠岩帶中有20多個超基性岩體，自西向東包括阿尤拉海、奧約庭格勒、朝格烏得爾、赫格敖拉、赫白、白音敖拉、小壩梁、崇根敖拉、烏斯尼黑等岩體，呈S形分布。除朝格烏得爾、崇根熬拉有較大面積的超基性岩出露外，其餘均為隱伏於中、新生代沉積物之下的盲岩體。據物探資料推測阿尤拉海岩體埋深最大，達900m左右，其他岩體埋深不一。其中以赫格敖拉岩體最為重要。
區內最老地層是中泥盆統，出露於岩體的西南端，為一套變基性火山岩、火山碎屑岩、凝灰岩、綠片岩夾薄層燧石、結晶灰岩。岩體東端與上石炭統地層接觸，主要為酸性火山碎屑岩、凝灰岩。岩體的北、西、南三面均為下白堊統的泥礫岩、砂礫岩、粉砂岩所不整合覆蓋。采自堆晶岩的放射蟲硅質岩，經王乃文鑒定為晚泥盆世（鮑佩聲等，1999），其形成時間應早於泥盆世，而其侵位時間大約為晚石炭世—早二疊世（內蒙古地質局，1984）。
褶皺構造僅見於中泥盆統和上石炭統地層中。中泥盆統地層組成單斜構造，上石炭統地層呈軸向近南北（區外），向北仰起的向斜。主要斷裂構造以正斷層為主，其次為性質不明斷層。斷層走向北東和近東西向，分別向北西和南傾斜，傾角中等。賀根山蛇綠岩侵位受成岩前的近東西向與北北東向兩組斷裂帶控制。
（三）赫格敖拉岩體特徵
赫格敖拉基性-超基性岩體主要由堆晶雜岩和局熔（虧損）地幔岩組成。該岩體分布於阿尤拉海赫格敖拉-烏斯尼黑S形岩體群的中段，地表呈橢圓形，東西長約9km、南北寬6km，面積大約50km2（圖3-38），岩體走向北東30°，傾向120°，傾角67°～78°，據華北油田鑽孔資料，曾於3000多米深處見超基性岩。物探資料推算，最深厚度可達5800 米（與內蒙古地調院會議交流，2011）。岩體四周被廣厚的中、新生界地層覆蓋，露頭極為少見。向東與赫白岩體相連。
出露地表的堆晶岩由強蝕變的斜長石、橄欖石（鎂貴橄欖石）及單斜輝石（透輝石）組成；而局熔地幔岩則由約90%的變形變質斜輝輝橄岩和10%的純橄岩及基性岩脈組成，純橄岩透鏡體成群分布，與斜輝輝橄岩呈迅變或過渡接觸關系。主要造岩礦物為橄欖石（鎂橄欖石）、斜方輝石（頑火輝石），各類岩石中副礦物鉻尖晶石成分變化不大（鮑佩聲等，1999）。
根據岩石組合劃分出4個岩相帶：
1）堆晶雜岩岩相帶（Ⅰ帶）：分布於岩體東北緣，延長數千米，最寬 570餘米，面積約0.6km2，占岩體總面積的2%。底部為含長純橄岩、純橄岩和淺色橄長岩，三者常互相過渡，含長純橄岩中普遍有鉻礦化。上部為橄欖輝長岩，總厚約40餘米。
2）斜輝輝橄岩-純橄岩-層狀基性岩岩相帶（Ⅱ帶）：分布於岩體東側，呈北東向延伸，寬度變化較大1000～2200m不等，
3）斜輝輝橄岩岩相帶（Ⅲ帶）：分布於Ⅱ帶西側，主要由斜輝輝橄岩和零星純橄岩組成。有少量鉻礦化，如B265礦化點。
4）純橄岩-斜輝輝橄岩雜岩岩相帶（Ⅳ帶，赫格敖拉3756）：為岩體最主要岩相帶，分布於岩體近中部，走向北東，主要由斜輝輝橄岩及拉長（具塑性變形）的純橄岩透鏡體組成，二者交互呈條帶狀雜岩出現，斜輝輝橄岩中輝石含量一般＜17%，構成低輝石帶；兩側斜輝輝橄岩中輝石含量一般為20%～25%左右。純橄岩異離體較為密集，呈北東向展布。帶內脈岩數量少並蝕變強。這些特徵顯示該地段的地幔岩具有較高的部分熔融程度及較強的塑性變形，為典型的局熔地幔殘渣相岩石。該帶賦存了3756等主要有工業價值的中型鉻礦床（圖3-38）。
岩石普遍具強烈蛇紋石化，並伴有硅化和碳酸鹽化，少見礦物殘晶。
據內蒙古地調院資料，斜輝輝橄岩平均岩石化學成分為SiO2：35.5%～37.8%，TiO2：0～0.3%，A12O3：0.27%～0.5%，Cr2O3：0.05%～0.17%，Fe2O3：0.71%～3.18%，FeO：1.63%～4.29%，MgO：56.85%～59.28%，CaO：0～0.13%，K2O：0～0.01%，Na2O：0～0.2%。由此表明斜輝輝橄岩鎂高，低鈦，鉀、鈉極低。其中3756地段m/f比值為10.56，基性程度最高。41地段m/f比值為9.4，基性程度低。基東地段m/f比值為10.08，介於上述兩者之間。斜輝輝橄岩MgO/SiO2比值與輝石含量呈反比，與橄欖石含量成正比。
圖3-38 賀根山岩體地質圖及剖面圖
（據內蒙古地質礦產局109地質隊，1980，改編）
1—第四系；2—下白堊統泥礫岩-粉砂岩；3—上石炭統火山碎屑岩-凝灰岩；4—下—中泥盆統變基性火山岩-凝灰岩夾燧石結晶灰岩；5—流紋斑岩；6—花崗斑岩；7—純橄岩；8—斜輝輝橄岩（低輝方輝輝橄岩）；9—含長純橄岩；10—橄長岩；11—輝長岩；12—岩石莫霍面；13—岩相帶界限及編號；14—實測-推測地質界線；15—實測不整合地質界線；16—接觸界線或地質產狀；17—流面及產狀；18—大-小型鉻礦床；19—鉻礦點；20—鉻礦范圍；21—向斜軸
純橄岩岩石化學特徵：3756地段m/f、MgO/SiO2值為9.73和2.76；41 地段這兩比值最低。含礦純橄岩與一般純橄岩相比，Mg含量高，鎂硅比值高，表明鉻礦形成與富鎂純橄岩關系最為密切。
堆晶岩表現為具有輕稀土虧損和強烈的Eu正異常特點；而局熔地幔岩則具有以REE總量相對較低的Ⅴ形（或U形）（3756礦體的斜輝輝橄岩）或煙斗狀（基東礦體的純橄岩）分配形式及Eu負異常的特徵。基本與我國蛇綠岩型鉻礦床的岩石稀土特徵相同（圖3-39、賀根山各類岩石的REE分配形式）。
圖3-39 岩體各類岩石的REE分配型式
（據鮑佩聲等，1999）
（a）地幔岩的REE型式：1、2、3為3756區斜輝輝橄岩；4、5為3756礦區純橄岩；6為基東礦區斜輝輝橄岩；7為基東礦區純橄岩；
（b）堆晶岩的REE型式：8為含長純橄岩；9為橄長岩；10為層紋狀輝長岩；11為基東礦區橄長岩；12為3756礦區輝長岩
（四）礦床特徵
赫格敖拉鉻礦床有兩種類型鉻礦：一是產於蛇綠岩套剖面之岩石莫霍面下方，局熔程度較高的地幔橄欖岩（斜輝輝橄岩-透鏡狀純橄岩）中的局熔型富鋁鉻礦床；二是產於超鎂鐵質-鎂鐵質堆積雜岩底部的岩漿堆晶型鉻礦化（點）。前者以3756中型鉻礦床為代表，此外，還有基東、620、820等小型礦床，具有較大的經濟價值。後者以D2三角點礦化為代表，工業意義不大。現以3756 鉻礦床為例，簡述其礦床特徵。
赫格敖拉3756鉻礦床：地表長830m，寬110～300m，面積約0.13km2，向北東東方向側伏至垂深440m（4線以北），沿軸向最大延伸已控制930m，沿傾斜最大延深280m。主要礦體群在西南部（25～27線），總體上形成一個北東走向的含礦帶。由186個礦體群組成，地表出露僅有20餘個，其餘全部為盲礦體（圖3-40、圖3-41）。礦體幾乎全部產於Ⅳ岩相帶的透鏡狀純橄岩中。礦群總體軸向50°～60°，傾向南東，傾角20°～70°。礦體形態較復雜，以透鏡體居多，似脈狀礦體較穩定。
礦石自然類型，以稠密浸染狀為主，佔62.04%；中等浸染狀礦石佔29.69%；緻密塊狀礦石佔4.1%；稀疏浸染狀礦石佔3.67%。礦體呈透鏡狀、豆莢狀，似脈狀和囊狀等產出。礦體有急劇變薄，尖滅再現的現象，而且產狀陡緩變化大，從而造成復雜的礦體形態。
礦體主要以純橄岩為直接圍岩，少數為斜輝輝橄岩。礦體與圍岩接觸關系呈清晰的迅速漸變或突變關系。近礦圍岩蝕變強烈，通常為緻密隱晶質-微晶質的綠泥石集合體，多數鉻礦體四周發育有幾厘米至幾十厘米的蛇紋石-綠泥石薄殼，與純橄岩呈漸變過渡關系。
圖3-40 赫格敖拉3756鉻礦床地質圖
（據張國維等，1996）
Ⅴ—輝長岩及蝕變輝長岩；Mg—菱鎂岩；φ2—斜輝輝橄岩；φ1—純橄岩；1—剖面線；2—鉻礦體及編號；3—鉻礦點；4—產狀；5—實測斷層；6—推測斷層
圖3-41 赫格敖拉3756鉻礦床B線縱剖面圖
（據內蒙古地礦局109地質隊，1976，簡縮）
1—第四系；2—古近系—新近繫上新統紅粘土；3—純橄岩；4—斜輝輝橄岩；5—斜輝橄欖岩；6—輝長岩；7—鉻礦體；8—勘探線編號
鉻尖晶石多呈半自形晶、他形粒狀集合體散布於蛇紋石、綠泥石等脈石礦物中。粒度多大於1mm。塵點狀磁鐵礦常呈微粒集合體，沿鉻尖晶石邊緣、裂隙或與脈石礦物一起交代鉻尖晶石，形成殘余結構和網狀結構。礦石構造包括豆斑狀或瘤狀構造，大部分屬稠密浸染狀礦石，少部分為塊狀礦石；浸染斑點狀構造，稠密浸染狀及細粒-中粒浸染狀礦石具此類構造，為礦床的主要構造類型；條帶狀構造，條帶寬2～5mm，與純橄岩相間排列，條帶為密集程度不同的鉻尖晶石集合體；含塊狀礦石的浸染狀構造，多出現在深部礦體中。
礦石礦物：金屬礦物以鉻尖晶石為主，塵點狀磁鐵礦為次，極少量黃鐵礦、黃銅礦和赤鐵礦。脈石礦物以葉蛇紋石為主，綠泥石次之。
鉻尖晶石主要為鎂質鋁鉻鐵礦，次為富鉻尖晶石和富鐵鉻鐵礦。在不同礦石類型中，鉻尖晶石化學成分變化規律為：由稀疏浸染狀→緻密塊狀礦石，鋁鎂及Mg/（FeO）、A12O3比值遞增。礦石平均化學成分：Cr2O3：23.62%、Fe2O3：1.4%、A12O3：13.27%、SiO2：16.52%、FeO：9.48%、MgO：25.92%、CaO：0.57%、K2O：0.011%、Na2O：0.076%。
成礦物化條件：據白文吉（1986）研究，在海底環境的低壓條件下，大約800℃形成堆晶岩中的鉻礦體，鉻礦形成的氧逸度（ƒo2）為10-6。
（五）礦床成因與成礦模式
1.成礦期次及成礦時代
賀根山鉻礦床存在兩種成因亞型鉻礦：一種是產於蛇綠岩剖面岩石莫霍面下方，局熔-改造型富鋁鉻礦床（簡稱「局熔型」）。另一種是產於岩石莫霍面上方，超鎂鐵質-鎂鐵質堆積雜岩底部的岩漿結晶-分凝型鉻礦化（點）（簡稱「堆晶型」）。
成礦時代：目前尚未見到鉻尖晶石成礦年齡的報道，一般借用蛇綠岩套中基性-超基性岩石測年數據，代表鉻礦形成時代，對於「堆晶型」鉻礦而言，成岩-成礦時間比較接近。而「局熔型」鉻礦，礦石的形成可能會較圍岩（母岩）更早。本區采自礦區的放射蟲硅質岩，經王乃文鑒定為晚泥盆世（鮑佩聲等，1996）。包志偉、陳森煌等在賀根山用超基性岩全岩，獲得Sm-Nd 等時線年齡403±27Ma、在烏斯尼黑斜輝橄欖岩全岩的K-Ar法年齡為430Ma和285Ma（包志偉，1994）。苗來成等（2005）在賀根山取得3個鋯石同位素年齡，分別為：輝長岩295Ma、基性脈岩298ma、基性熔岩293ma，相當於晚石炭世。因此岩帶的形成時間應定為晚泥盆世—晚石炭世早期較適宜。
2.礦床成因及成礦要素
賀根山鉻礦床兩類鉻礦的成礦物質，均來源於地幔深部局部熔融的尖晶石二輝橄欖岩。其形成過程可概括如下：①當上地幔熔融程度高時，可形成鎂質基性-超基性岩漿（例如玄武岩漿-苦橄岩漿），沿合適通道進入地殼，匯聚成「殼下岩漿房」分異冷凝，岩漿中晶出的鉻尖晶石，因重力下沉到岩漿房的底部，在溫度不迅速下降的條件下，隨著晶體堆積的增多，最終可以形成具有岩漿礦床特徵的堆積層狀鉻礦；②殘留在地幔中的物質則在「對流」運動中，通過部分熔融作用，經歷了逐區「分餾-精練-萃取」過程，被除去低熔點組分，從而形成以斜輝橄欖岩-斜輝輝橄岩-純橄岩組合為代表的「地幔殘渣」（虧損地幔岩）。這個過程，可視為是一種藉助於「熱擾動」或「動力擾動」形式出現的殼-幔分異作用。在此過程中，地幔岩中的含鉻輝石及副礦物鉻尖晶石發生相變，形成富鉻礦漿，礦漿在熔體中最初為分散的小熔滴，受地幔塑性流動和重力作用運移並逐漸變大，從而進一步聚集形成鉻礦，即「局熔型」鉻礦礦石。鮑佩聲等（1999）通過對礦物變形研究，賀根山岩體古應力差和應變速率均較低。對鉻礦漿熔滴的匯聚是不利的。
（六）找礦模型及預測要素
1）尋找鎂質超基性岩是最重要的找礦前提。斷裂活動對岩體的侵位有重要的作用，它既是岩體侵位的基本原因，也可能破壞原始殼-幔過渡帶的結構。應注意那些可能標志早期洋殼主要遺跡的消減帶或縫合帶構造帶，其次是經過次級擴張又有褶縮關閉的弧後盆地褶皺地帶，特別是其邊緣的一些斷裂帶，往往有利於成礦；
2）通過對蛇綠岩套火山岩性質的研究，對「殘片」所代表的原始洋底構造部位和性質做出分析和判斷，這將有利於尋找曾有過高熱流活動構造部位的「遺跡」——成礦有利地區；
3）岩體侵位是一種隨機截取，因此，岩體的形態、規模、產狀都不是決定因素。岩體的含礦性，取決於早期「殼-幔分異」作用的程度和性質。分異好的，具有以下兩個特點：一是保存良好分異的「殼下岩漿房」（堆晶岩發育），二是岩相分帶清楚。在查清岩相分帶特徵的基礎上，盡可能恢復原始殼-幔過渡帶，進而尋找新的鉻礦體。
4）鑒於3756礦床大部分為盲礦體，經實踐證明磁法圈定岩體邊界效果較好，重力、扭秤僅在幾個已知鉻礦體上有反映，而電法、化探效果不佳。如5號礦體近南北向重、磁異常綜合剖面（圖342）所示，重力、扭秤均有明顯的異常反映，∆g=0.16×10-5m/s
圖3-42 3756鉻礦體上重、磁異常綜合剖面圖
（據廖昌慶等，1996）
Q—第四系；φδ—純橄岩；φω—斜輝輝橄岩
如圖3-43 所示，620礦體走向北東30°，由3個較大的透鏡狀鉻礦體組成，走向40m，延伸25m，傾向東南，傾角較陡。礦頂埋深4～5m，礦石以細粒稠密浸染狀為主。在礦體上反映為重力異常，而磁異常特徵不明顯。然而在地形條件較復雜的地區，以上方法會受到一定限制。因此，有必要進一步探索新方法，以期取得尋找盲礦體的更好效果。
二、內蒙古烏拉特中旗索倫山鉻礦床
索倫山式鉻礦床產於西伯利亞古板塊與中朝古板塊的縫合帶西段——索倫山蛇綠岩帶。其形成時間應早於泥盆世，而其侵位時間大約為晚石炭世—早二疊世。岩體由虧損地幔橄欖岩和堆晶岩組成。鉻礦毫無例外地賦存於各類岩相的純橄岩中。其中，地幔岩局熔改造型豆莢狀鉻礦具工業價值，礦石類型因不同岩體而異，總體而論仍為高鋁型鉻礦，礦床規模屬小型。
（一）概況
索倫山鉻礦，產於內蒙古巴彥淖爾市烏拉特中旗北東90km處，地理坐標：東經117°18＇00〞，北緯49°26＇00〞。該地區產出索倫山（察汗胡勒、阿布鉻、烏珠爾）等鉻礦床（點）。有工業價值的礦體主要分布於索倫山岩體西段的察汗胡勒礦區、中段的察汗奴魯礦區及東段的土格木礦區。多數為耐火級鉻礦礦石，少為冶金級鉻礦石。累計探明C級儲量10.0萬噸，D級39.2萬噸，共計49.2萬噸；截止1993年，保有C級儲量7.7萬噸，D級38.3萬噸，共計46.0萬噸，為小型鉻礦床。
圖3-43 620礦體重磁綜合剖面圖
（引自廖昌慶等，1996）
TCr—倒塌的鉻礦；1—第四系；2—斜輝輝橄岩；3—輝長岩；4—斷層；5—鑽孔；6—淺井
該礦床於1957年由內蒙古地質局區調隊發現，1958年航磁及地幔磁測圈定超基性岩體。1958～1963年內蒙古地質局組織普查勘探，提交儲量報告。期間，北京、天津部分科研單位進行了相關科學研究工作。1962年開始零星開采，1982年由烏特拉中旗計委投資建廠，至1994年采出礦石12萬噸，精礦粉送天津、河北化工廠，部分富礦銷往太鋼。
（二）區域地質概況
索倫山蛇綠岩帶西起哈布特蓋，向東經索倫敖包、阿不蓋敖包（即阿布格）、烏珠爾到哈爾陶勒蓋等，為一個東西長約100多千米的狹長地帶，已查明岩帶中有5個較大的超基性岩體：索倫山、阿布格、烏珠兒、平頂山、哈也（圖3-44），分布於索倫敖包-滿都拉大斷裂北側，與圍岩均為斷層接觸。多數學者認為該岩帶東延可與西拉木倫蛇綠岩帶連接（李錦軼等，1987，1998）；陸松年等指出，興蒙造山系中的二連-賀根山洋盆到早泥盆世已閉合，額爾古納、松遼、佳木斯等地塊已拼貼聯合，此時，古亞洲洋東段僅保存西拉木倫洋盆。到石炭紀中期至早二疊世，洋殼消減和大陸增生已近尾聲，最重要的地質事件是西伯利亞與華北全面碰撞對接，索倫山-西拉木倫是西伯利亞古板塊與中朝古板塊的分界線，也是古亞洲洋最終消亡的地帶。一系列新的研究成果表明，古亞洲洋最終封閉的時間為二疊紀末（248±4ma）（陸松年，2010，內部資料）。據《中國成礦區帶劃分方案》（徐志剛等，2008），索倫山鉻礦床地處白乃廟-錫林浩特Fe-Cu-Mo-Pb-Zn-Mn-CrⅢ級成礦帶（Ⅲ-49）（Ⅴm-Ⅰ）。
蛇綠岩帶形成時代為志留—泥盆紀，據陶繼雄等（2004）取岩體中橄欖輝長岩，測得單顆粒鋯石U-Pb年齡值為（433.6±3.6）Ma，侵位於石炭—二疊紀。
（三）岩體特徵
索倫山、阿布格（即阿布蓋敖包）和烏珠兒岩體是索倫山蛇綠岩帶中較大且礦化較好的3個構造岩塊。
索倫山岩體東西長32km，南北寬2～6km，面積72km2，向北進入蒙古境內，由斜輝輝橄岩和純橄岩組成，局部含少量二輝橄欖岩。純橄岩以復雜多變的透鏡狀、條帶狀、似脈狀體廣泛分布於斜輝輝橄岩中，含量約佔10%，主體為斜輝輝橄岩，二者界線截然。岩體岩相分帶不明顯，僅在索倫山主峰以北見少量斜輝輝橄岩-二輝橄欖岩，其他均為斜輝輝橄岩-純橄岩岩相。
阿布格岩體位於索倫山岩體東28km，岩體東西長9.5km，寬0.18～3.5km，主要由純橄岩、斜輝輝橄岩組成，含少量異剝橄欖岩、輝石岩、輝長岩等透鏡體。純橄岩出露占岩體總面積30%，從南到北，以純橄岩-斜輝輝橄岩岩相帶、純橄岩岩相帶交替出現。岩體地表風化甚強，主要為硅化和碳酸鹽化，蝕變深度可達數十米。
烏珠兒岩體位於阿布格岩體東18km，東西長3.5km，寬0.7～1.5km，岩體由純橄岩-斜輝輝橄岩、輝長岩及枕狀熔岩組成，為該區出露較完整的蛇綠岩組合，但缺少岩牆群。可分為純橄岩岩相帶、純橄岩-斜輝輝橄岩雜岩岩相帶及二輝橄欖岩3個岩相帶。
3個岩體岩石化學成分差別不大，相比較而言，索倫山岩體鉻含量較阿布格和烏珠兒略高。岩體蛇紋石化均較強，特別是阿布格岩體，除蛇紋石化外還具有強烈的硅化和碳酸鹽化。
（四）礦床地質特徵
索倫山岩體中絕大部分工業礦體，無例外地產於斜輝輝橄岩-純橄岩雜岩帶之純橄岩透鏡體中，並有成群出現、成帶分布特點，且以北部居多，往南減少。自西向東包括察汗胡勒、察汗奴魯和土克木3個礦區（圖3-44，圖3-45），共發現100多個礦體，其中近80%為盲礦體。礦體形態復雜多樣，以透鏡狀、豆莢狀、脈狀、網脈狀、囊狀、巢狀、筒狀及不規則狀等為主。規模可由數十至300m。礦石類型以浸染狀為主，造礦鉻尖晶石為鉻礦（富鉻型），Cr2O3變化較大，可由10.68%～31.59%，個別可大於 40%～50%；Cr2O3/＜FeO＞可達 3.03～3.06。探明儲量佔全區（索倫山全岩體）73.45%。
圖3-44 索倫山岩體察汗胡勒礦區地質圖
（據內蒙古地礦局地質研究隊，1984）
1—斜輝輝橄岩；2—純橄岩；3—鉻礦體；4—斷層；5—礦體產狀；6—勘探剖面線
阿布格岩體礦化較為普遍，主要有兩個礦群Cr209、Cr207，共發現37個礦體，地表僅出露4個，礦體一般長數十至百餘米，厚數米。探明儲量佔全區9.8%。
烏珠兒岩體有Ⅰ、Ⅲ兩個礦群，由18個礦體組成，僅有2個礦體出露地表，其他均為盲礦體。探明儲量佔全區16.9%。
礦石礦物成分主要為鋁鉻鐵礦，較之賀根山鉻礦含鐵略高，可能與蝕變作用較強有關。此外，含少量磁鐵礦、赤鐵礦、磁黃鐵礦和鎳黃鐵礦。脈石礦物以葉蛇紋石為主，綠泥石、菱鎂礦次之。
礦石呈他形-半自形晶結構、碎裂結構、碎斑結構、交代結構、網脈狀結構及塑性變形結構。礦石構造復雜，主要為浸染狀礦石，其次為緻密塊狀、條帶狀、巢狀、囊狀、斑雜狀、反斑雜狀構造。
圖3-45 索倫山察汗奴魯礦區Ⅱ礦群4勘探線剖面圖
（據內蒙古地礦局地質研究隊，1984）
1—斜輝輝橄岩；2—純橄岩；3—碳酸鹽化超基性岩；4—輝綠岩；5—鉻礦體；6—推測斷層；7—岩相界線；8—鑽孔
（五）找礦建議
內蒙古地區是我國較早開展鉻礦找礦工作地區之一，並在賀根山—索倫山一帶找到了中型礦床一處；小型礦床2處；礦點、礦化點36處，其中近80%為盲礦體。足以證明該地段具有良好的找礦潛力。提出以下幾點找礦建議：
1）內蒙古具工業價值的鉻礦均為蛇綠岩型鉻礦。索倫山蛇綠岩帶又是西伯利亞古板塊與中朝古板塊的縫合帶。因此，應加強區域蛇綠岩帶的研究，尋找成礦有利地段，加大找礦勘查力度，有希望取得新進展。
2）加強方法研究。找礦方法的成功，往往可以帶動找礦突破。鑒於內蒙古第四系覆蓋面積較大，以往找到的礦體，大部分為盲礦體，積累了一定的經驗，很有必要進一步加強研究物探綜合方法在尋找鉻礦方面的應用研究，力爭有所突破。
3）關注國內外新的成礦理論，深入研究中國鉻礦成礦規律，並結合深部找礦的趨勢，重點研究深部找礦的技術方法，以點帶面。
『伍』 礦產資源/儲量邊界線的種類
礦產資源/儲量邊界線因其含意不同而名稱各異，礦產資源/儲量邊界的圈定一般先在單個工程內確定礦產資源/儲量邊界 ( 或邊界基點) ，然後再根據所有工程內的資源/儲量邊界基點，在剖面上或平面上連結對應的點形成界線而得到礦體在三維空間的各種邊界。
1. 零點邊界線
零點邊界線是在投影面上，礦體厚度或有用組分含量趨於零的各點連線。即礦體尖滅點的連線。零點邊界線常常是為了確定可采邊界線時的輔助線，而不是真正意義的資源/儲量邊界，因礦產儲量不可能計算到零點邊界上。
2. 可采邊界線
可采邊界線是按最小可采厚度和最低工業品位或最低工業米百分值所確定的基點的連線，它是用來圈定工業礦體的邊界位置，即可采邊界內的礦量為儲量或基礎儲量。
3. 礦石品級和類型邊界線
在可采邊界線的范圍內，按礦石技術品級和類型的要求標准，劃分的不同技術品級和礦石類型的分界線。表明各種品級和類型的礦石在工業礦體中的分布情況。
確定礦石品級和自然類型的邊界時，是在可采邊界范圍內，必須注意控制礦石品級和自然類型的地質因素。例如在確定氧化帶與原生帶的邊界時，必須考慮氧化帶和原生帶的界線主要由地下水位控制，而地下水面在較短的距離內可以視為水平的，因此其邊界應是水平的。
表 8-7 一般有色金屬礦石自然類型劃分標准表
鐵礦石原生礦與氧化礦的劃分，一般是按 TFe/FeO 的不同比值來衡量。當鐵礦床中含鐵礦物主要是磁鐵礦，後經氧化成赤鐵礦、褐鐵礦時:
原生礦石: TFe/FeO ＜ 2. 7; 混合礦石: TFe/FeO2. 7 ～ 3. 5; 氧化礦石: TFe/FeO＞ 3. 5。
當礦石中含鐵礦物主要是菱鐵礦或硅酸鐵比較高的磁鐵礦礦石，原生礦、氧化礦的劃分標准另行考慮。
4. 儲量類別邊界線
即按不同儲量類別條件所圈定的界線，例如儲量、基礎儲量和資源量的分界線。
5. 內邊界線與外邊界線
內邊界線是礦體邊緣見礦工程式控制制點連接的界線，它表示被勘查工程所控制的那部分礦體的分布范圍;外邊界線是根據邊緣見礦工程向外或向深部推斷確定的邊界線，以表示礦體的可能分布范圍。從空間上說，零點邊界線屬於外邊界線，而其他幾種邊界線可在內邊界線之內，也可在內、外邊界線之間。
6. 暫不能開采邊界線
這條界線是根據邊界品位圈定的，此線與可采邊界線之間的礦量為資源量。
『陸』 火成岩的物質成分
火成岩的物質成分是火成岩的最基本特徵，它既是火成岩分類命名的基本依據，也是研究岩漿起源、生成和演化的重要手段。
一、火成岩的化學成分
研究表明，地殼中的所有元素在火成岩中都有出現，但含量差別很大。根據元素在火成岩中的含量和地球化學意義，將其劃分為主要元素、微量元素和同位素。
(一)主要元素
組成火成岩的元素有很多種，但以O、Si、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、Ti、P、H等12種元素為主，並以O元素含量最高，達45%以上。這12種元素的總和占火成岩總質量的99%以上，稱為主要造岩元素。在研究火成岩時，不是以元素的形式表示其化學成分，而是以氧化物的形式表示，即SiO2、TiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、MgO、CaO、Na2O、K2O、P2O5、H2O。這些氧化物在火成岩中的含量通常大於0.1%，稱為主要造岩氧化物(表2－1)。根據研究需要，還可以給出CO2、Cr2O3等含量。
表2－1 中國火成岩的化學成分(wB/%)
(1)SiO2是火成岩中含量最多、變化范圍最大，也是最重要的氧化物。根據SiO2含量將火成岩劃分成酸性岩(SiO2＞63%)、中性岩(SiO252%～63%)、基性岩(SiO245%～52%)和超基性岩(SiO2＜45%)四種類型。通常以SiO2含量高低來稱謂火成岩的酸性或基性程度，含量越高者，岩石酸性程度就越大，基性程度就越低。對火成岩化學成分研究表明，隨SiO2含量的變化，其他主要造岩氧化物含量發生規律性變化(圖2－1)。隨SiO2含量增加，Na2O、K2O含量逐漸增加，FeO、MgO含量不斷減少;而CaO、Al2O3含量由超基性岩到基性岩隨SiO2含量增加而快速增加，之後由基性岩向中性岩、酸性岩變化時則逐漸減少。岩漿中的SiO2在組成長石、雲母、角閃石、輝石等硅酸鹽礦物之外，還有多餘時，就以獨立的石英礦物出現。
圖2－1 火成岩中SiO2含量與其他氧化物之間的關系(邱家驤，1985)
(2)Na2O與K2O含量之和稱為全鹼含量，它在不同的岩性中有較大差別(表2－1)。Na2O和K2O是鹼性長石的主要成分，全鹼含量較高時，岩石中可以出現鹼性暗色礦物和副長石。在火成岩研究中，常用里特曼指數(σ)劃分岩石的鹼性程度，σ=［w(Na2O+K2O)2］/［w(SiO2)－43%］，σ＜3.3的岩石為鈣鹼性岩，σ=3.3～9的岩石為鹼性岩，σ＞9的岩石為過鹼性岩。但對於SiO2含量很高的岩石(SiO2＞70%)，里特曼指數在確定鹼性還是亞鹼性時顯得無效(鄧晉福等，2004)，這是因為SiO2的稀釋效應會導致鹼含量相對偏低，計算出的σ值偏小，會被誤定為鈣鹼性岩系。如某些SiO2＞80%的鹼性流紋岩，應特別注意。
(3)Al2O3是僅次於SiO2的造岩氧化物，火成岩中Al2O3含量主要在10%～18%之間。Al2O3與SiO2及CaO、Na2O、K2O結合形成斜長石、鹼性長石和似長石等礦物;與FeO、MgO、CaO和SiO2結合形成輝石、角閃石和黑雲母等礦物。Al2O3同樣在火成岩分類和成因研究中具有重要作用:①根據鹼含量同CaO和Al2O3含量之間的相對比值，將火成岩劃分為過鹼質岩石(Al2O3＜Na2O+K2O，分子數，下同)、過鋁質岩石(Al2O3＞CaO+Na2O+K2O)和偏鋁質岩石(Na2O+K2O＜Al2O3＜CaO+Na2O+K2O);②在亞鹼性系列玄武岩中，將Al2O3≥16%(質量分數)的岩石稱為高鋁玄武岩;③將鋁指數A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)(分子數比)＞1.1的花崗岩，稱為S型花崗岩。
(4)MgO、FeO與SiO2結合形成鐵鎂硅酸鹽礦物，如橄欖石、輝石等。因MgO、FeO與SiO2含量呈負相關(圖2－1)，因而只有在SiO2含量低的情況下，才出現橄欖石、輝石。依據主要元素進行火成岩岩石系列劃分、岩石分類和成因研究，是火成岩研究的主要方法之一，所涉及的內容較多。對於初學者來說，以下三個有關主量元素的應用應該掌握和了解。
1.火成岩岩石系列的劃分
火成岩可以分成三個岩石系列，即鹼性、鈣鹼性和拉斑玄武岩系列，後兩者合在一起稱為亞鹼性系列。首先根據硅鹼圖(圖2－2)，區分鹼性系列(A)和亞鹼性系列(S)。對於亞鹼性系列岩石，利用TFeO/MgO－SiO2圖解及TFeO/MgO－TFeO圖解(圖2－3)或者AFM圖解(圖2－4)進一步區分是拉斑玄武岩系列，還是鈣鹼性系列。也可依據SiO2－K2O圖解把亞鹼性系列的火成岩區分為低鉀、中鉀、高鉀和鉀玄岩類型(圖2－5)。
圖2－2 硅鹼圖解(Irvine，1977)
圖2－3 火山岩系列劃分的TFeO/MgO－SiO2圖解(a)、TFeO/MgO－TFeO圖解(b)(Miyashiro，1974)
圖2－4 火成岩系列劃分的AFM圖解(Rollison，1993;轉引自楊學明等，2000)
圖2－5 亞鹼性火成岩系列劃分的SiO2－K2O圖解(LeMaitreetal.，1989;Rickwood，1989)
有關火成岩系列劃分還有許多其他圖解，應用時要特別注意每個圖解的使用條件，不能生搬硬套。例如:應用硅－鹼圖解劃分岩石系列時，對於高硅的花崗岩和流紋岩(一般SiO2＞70%)需小心，因SiO2含量高導致鹼含量低，與里特曼指數一樣，在確定是鹼性還是亞鹼性系列時會無效(鄧晉福等，2004)，使得鹼性花崗岩和鹼性流紋岩落入亞鹼性系列區，這顯然是錯誤的。原圖解中兩個系列分界線的上端點終止於SiO2含量為67%處，沒有向上延伸也正是此原因。Irvine＆Baragar(1971)給出了該圖解分界線的數學方程式為:S=－(3.3539×10－4)A6+(1.2030×10－2)A5－0.15188A4+0.86096A3－2.1111A2+3.9492A+39。式中S=w(SiO2)、A=w(Na2O+K2O)，當岩石中SiO2大於由公式算出的S時為亞鹼區，反之為鹼性區。鄧晉福等(2004)建議對於SiO2＞70%的火成岩系列劃分時採用Wright(1969)提出的鹼度率［AR=w(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)/w(Al2O3+CaO－Na2O－K2O)］，並用SiO2－AR圖解加以區分(圖2－6)。同時，岩石中出現鹼性暗色礦物是最重要的岩相學標志，過鹼指數(［(Na2O+K2O)/Al2O3］＞1，分子數)是鑒別鹼性花崗岩(流紋岩)的最可靠地球化學參數。
圖2－6 火成岩劃分法的SiO2－AR關系圖解(Wright，1969;轉引自鄧晉福等，2004)
研究表明，不同系列的火成岩，其岩漿起源、演化和形成的構造背景存在許多差異，因此，准確的岩石系列劃分有助於火成岩成因的釐定，相關內容將在後續的章節中介紹。
2.Harker型岩石化學成分變異圖解
這是最簡單但又被經常使用的一種圖解，該圖常以SiO2或MgO含量為橫坐標，其他主要氧化物含量為縱坐標構成的圖解(圖2－7)。根據研究需要，也可以選擇相關參數，如鹼度率(AR)、分異指數(DI=Q+Or+Ab+Ne+Lc+Kp，標准礦物)等作為變數加以研究。一般所使用的氧化物數據應該是將硅酸鹽全分析中的H2O、燒失量等去除後重新換算出的氧化物含量。這種圖解表示出隨SiO2或MgO含量的變化，其他氧化物或參數的變化趨勢(圖2－7)。通常，在同一個地區、空間上密切共生、成分變化較大的火成岩，如果其化學成分在Harker圖解上存在較強的線性相關性，表明這些岩石很可能是同源岩漿演化形成的一組岩石。若不具相關性，意味著它們可能是不同岩漿結晶的產物。
3.CIPW標准礦物計算及應用
當火成岩在快速冷凝條件下形成時，其結晶礦物顆粒細小，或部分甚至是全部由玻璃質組成(如許多火山岩)，那麼該岩石的實際礦物成分及含量就無法知曉，依靠實際礦物成分及含量的岩石分類定名就無效。為解決這一問題，人們提出了利用化學成分計算火成岩中的理想礦物組成及含量的方法，即標准礦物計算方法。目前，得以廣泛應用的計算方法是由美國的Cross，Iddings，Pirsson，Washington(1902)共同提出的方法，簡稱CIPW標准礦物計演算法。
這種方法是以無水岩漿中礦物結晶順序的實驗研究成果為依據，依次按理想分子式配成標准礦物。首先將岩石的氧化物質量百分數換算為氧化物分子數，然後按照一定的順序，再將分子數依據一定的規律，組合成若干種理想成分的標准礦物分子，最後將標准礦物分子數換算為標准礦物質量百分數。詳細的計算流程參見邱家驤(1985)主編的《岩漿岩岩石學》和林景仟(1995)主編的《火成岩岩類學與岩理學》。現在，已經編制出了相關軟體，通過計算機得以快速完成。CIPW標准礦物能夠概略地反映出岩石的礦物組成，但並不一定是岩石中實際出現的礦物。其計算結果被用於岩石分類(圖2－8，圖2－9)、岩漿形成或結晶溫壓條件的確定(圖2－10)等諸多方面。
圖2－7 美國俄勒岡州Mazama山火山岩Harker圖解(Winter，2001)
圖2－8 玄武岩的標准礦物分類圖解(邱家驤，1988)
圖2－9 花崗質岩石的標准礦物An－Ab－Or分類圖(Rollison，1993;轉引自楊學明等，2000)
圖2－10 酸性岩漿來源深度的確定(Winter，2001)
(二)微量元素
微量元素是指那些在岩石中含量甚微的元素，其含量只能以百萬分之幾(10－6)表示，一般情況下，它們的總量＜1%。微量元素研究已成為現代岩石學的一個關鍵組成部分，比主要元素能更有效地區分岩石成因演化過程。經常提到的痕量元素有釩(V)、鈷(Co)、鎳(Ni)、鉻(Cr)、銣(Rb)、鍶(Sr)、鋇(Ba)、銫(Cs)、釷(Th)、鈾(U)、鋯(Zr)、鉿(Hf)、鈮(Nb)、鉭(Ta)和稀土元素(REE)等。微量元素通常不以獨立的礦物出現，主要是以類質同象形式替代礦物中的主要元素，如Cr、Ni可替代橄欖石和輝石中的Mg、Fe位置，Sr可占據斜長石中Ca的位置等;其次是存在於快速冷凝的火山玻璃和氣液包裹體中;第三是吸附在礦物表面。
火成岩的微量元素常常隨主要造岩元素含量的變化而有規律的變化。例如，隨岩石酸度的增高，親鐵元素(V、Cr、Co、Ni等)的含量降低，而鹼金屬微量元素(Li、Rb、Cs)隨之增高。對微量元素特徵的研究，可以獲得有關岩石系列劃分、成因和演化方面的重要信息。
稀土元素包括原子序數為57～71的鑭系元素:鑭(La)、鈰(Ce)、鐠(Pr)、釹(Nd)、鉕(Pm)、釤(Sm)、銪(Eu)、釓(Gd)、鋱(Tb)、鏑(Dy)、鈥(Ho)、餌(Er)、銩(Tm)、鐿(Yb)、鑥(Lu)，另外，通常也將原子序數為39的釔元素(Y)算作稀土元素。除Pm為人工放射性產物外，其餘都是地球化學性質相近、難熔而共生、於次生作用中不易發生遷移的元素。稀土元素總量、曲線配分模式和銪(Eu)異常等，都蘊含著岩漿起源和演化、岩石形成機理等方面的重要信息。
在岩漿結晶作用過程中，有些微量元素優先進入結晶礦物相中，或當源區岩石發生部分熔融形成岩漿時，它們易於殘留在源岩礦物中，這些元素稱為相容元素;相反，在岩漿結晶作用過程中，不被早晶出的礦物捕獲或容納，而富集於殘余熔體中，或當源區岩石發生部分熔融形成岩漿時，它們優先進入熔體相中，這些元素稱為不相容元素，也叫濕親岩漿元素。值得注意的是，元素相容性和不相容性的程度在不同岩漿或礦物中是有差別的。例如，P在地幔岩漿中是不相容元素，但在地殼花崗岩漿中，即便是以微量元素的形式出現，也是相容元素;再比如Cr、Ni、Co元素對橄欖石而言是相容元素，而對斜長石而言，則屬於不相容元素。
不相容元素依據場強(電荷/半徑比值，即離子勢)大小，進一步劃分高場強元素(HFSE)和低場強元素(LFSE)。離子勢大於2.0的元素稱為高場強元素，包括鑭系元素、Sc、Th、U、Pb、Zr、Hf、Ti、Nb、Ta等;離子勢小於2.0的元素稱為低場強元素，也稱大離子親石元素(LILE)，包括Cs、Rb、K、Ba、Sr，二價的Eu、Pb等。
正是由於微量元素的上述岩石地球化學差異，導致了其在岩石圈縱向剖面上出現了強烈的分異現象。例如，通過岩漿作用形成的地殼，其不相容元素的豐度遠高於地幔。流體對地幔的局部交代作用可以引起地幔不相容元素的富集，造成地幔成分的不均一性。來源於不同源區的岩漿，必然會保留源區微量元素的痕跡。因此，通過對火成岩微量元素特徵的研究，可以揭示岩漿源區性質、岩漿演化等岩石成因信息。在火成岩成因研究中，經常應用微量元素比值及其圖解，以及微量元素蛛網圖(圖2－11)、稀土元素配分模式圖等進行示蹤(圖2－12)。圖2－11是洋中脊玄武岩(虧損地幔源區)、鹼性洋島玄武岩(富集地幔源區)和島弧鈣鹼玄武岩(流體交代地幔源區)的微量元素標准化蛛網圖，三者區別明顯。島弧鈣鹼玄武岩虧損高場強不相容元素，尤其是虧損Nb、Ta;鹼性洋島玄武岩的Nb、Ta則強烈富集;洋中脊玄武岩則虧損大離子親石元素Ba、Rb、K。說明這三種玄武岩漿源區物質組成的不同。圖2－12是不同來源火成岩的稀土元素配分曲線圖(徐夕生和邱檢生，2010)，徐夕生和邱檢生(2010)根據其他學者的研究成果，總結為:玻安岩是島弧地區由被俯沖洋殼釋放的流體交代後的虧損地幔直接熔融產生的岩漿結晶形成，未經歷明顯演化，稀土元素總量低，輕重稀土元素無明顯分餾，重稀土元素略富集，具U形曲線特徵;埃達克岩(即島弧英安岩)是由俯沖洋殼(及其沉積物)直接熔融形成，輕重稀土元素分餾強烈，稀土元素曲線向右陡傾，重稀土元素強烈虧損;若這種洋殼熔融的熔體與地幔橄欖岩反應，可演化成高鎂安山岩。圖2－12中的「常見弧安山岩」是由玄武岩漿結晶分異形成的，具有明顯的負Eu異常。有關微量元素的詳細闡述內容請參閱《火成岩微量元素岩石學》教材(李昌年，1992)和《岩石地球化學》一書(Rollison著，1993;楊學明等譯，2000)。
圖2－11 不同構造環境中玄武岩的微量元素蛛網圖(Blattetal.，2006)
圖2－12 不同成因類型火成岩的稀土元素配分模式圖
(三)同位素
同位素在火成岩研究中已得到廣泛應用，它不僅可以確定火成岩的形成時代，還可以示蹤岩漿源區性質和火成岩形成演化的過程，探討殼幔相互作用方式及大陸地殼生長等重要科學問題。同位素可以分為穩定同位素和放射性同位素兩大類。
◎穩定同位素:火成岩中應用較多的是O、H和S同位素，對它們的研究可以得到火成岩成因、岩漿起源的信息，通常應用的數據有氧同位素的δ18O值、氫同位素的δD值和硫同位素的δ34S值。以氧為例，氧同位素由16O、17O、18O組成，在地質作用和岩漿作用過程中，16O和18O由於質量差別較大而發生分餾，造成岩石圈不同位置的16O和18O組成存在差異。通常以δ18O(‰)表示氧同位素的組成，δ18O=1000×［(18O/16O)樣品－(18O/16O)標准］/(18O/16O)標准，(18O/16O)標准值通常採用海水平均值。雖然地幔的氧同位素組成存在較小的不均一性，但δ18O值基本為5.7‰±0.3‰左右。不同成因的火成岩其氧同位素不同，如由變質沉積岩熔融形成的花崗岩，其δ18O＞10‰;由幔源岩漿分異形成的花崗岩，其δ18O＜6‰。
◎放射性同位素:火成岩中放射性同位素有K－Ar、U－Pb、Rb－Sr、40Ar－39Ar、Sm－Nd、Re－Os、Lu－Hf等，主要用途是確定火成岩形成年齡、示蹤岩石成因及地殼的形成與演化。同位素地質年代測定中最常用的年齡計算方法是等時線年齡、模式年齡、U－Pb一致線年齡和不一致線年齡，相關內容均有專著、教材介紹，可參閱陳岳龍等(2005)編著的《同位素地質年代學與地球化學》。
在同位素示蹤火成岩成因方面，通常應用的數據有Sr同位素初始比值(87Sr/86Sr)i、87Sr/86Sr、143Nd/144Nd、εNd(t)、187Os/186Os、206Pb/204Pb、208Pb/206Pb、177Hf/176Hf、εHf(t)等。火成岩同位素比值之所以可以示蹤源區特徵，是因為常用的這些同位素對之間質量相差太小，致使這些同位素對不可能受控於晶體－液體平衡過程而發生分餾，它們在隨後的分異作用過程中保持恆定。因此，部分熔融作用形成的岩漿就具有源區同位素成分的特點。這一事實引起了同位素地球化學兩個方面的主要發展，一是特定的源區以其特徵的同位素組成能夠被識別。圖2－13和圖2－14給出了虧損地幔、原始地幔、富集地幔、上地殼、下地殼等不同源區的Pb、Sr、Nd同位素組成，其差別十分明顯。如由幔源火成岩(如輝長岩)部分熔融形成的花崗岩，其(87Sr/86Sr)i＜0.707;由殼源泥質變質岩(如雲母片岩、富鋁片麻岩)部分熔融形成的花崗岩，其(87Sr/86Sr)i＞0.708。二是同位素組成各異的源區間的混合作用、混染作用能夠被鑒別。例如，圖2－15是蘇格蘭斯凱島古近紀－新近紀火山岩的初始Pb同位素組成，該區的酸性花崗岩和基性火山岩在圖解中均呈線性排列，且位於麻粒岩相下地殼和赫布里底群島(洋島)地幔Pb同位素組成之間，而偏離上地殼(圖2－15a)。因此，該套火山熔岩被解釋為來源於地幔的岩漿遭受了麻粒岩相下地殼的混染作用而形成。
圖2－13 不同源區的Pb同位素組成(Rollison，1993;轉引自楊學明等，2000)
圖2－14 不同地幔源區Sr－Nd同位素組成(Winter，2001)
圖2－15 蘇格蘭斯凱島古近紀－新近紀火山岩的初始Pb同位素比值圖解(Thompson，1982)
二、火成岩的礦物成分
(一)火成岩中礦物的分類
火成岩中的礦物成分既反映岩石的化學成分，又表徵岩石形成的溫度、壓力和流體條件;既是岩石分類命名的主要根據，又是判斷岩石生成條件的重要標志。在火成岩中發現的礦物種類較多，但常見的礦物只有20多種，其中最主要的、對岩石分類起重要作用的礦物有:橄欖石族、輝石族、角閃石族、雲母族、鹼性長石、斜長石、石英和似長石(霞石、白榴石)等，這些礦物稱為主要造岩礦物。在火成岩研究過程中，人們根據礦物的化學成分、顏色、含量、成因及在分類命名中所起的作用等，對礦物進行分類。主要有以下幾種分類方法:
1.礦物的成分分類
根據組成礦物的化學成分，將火成岩中的礦物分為鐵鎂礦物和硅鋁礦物。
◎鐵鎂礦物:礦物中MgO、FeO含量較高，主要有橄欖石(鎂橄欖石、貴橄欖石和鐵橄欖石)、斜方輝石(紫蘇輝石、古銅輝石、頑火輝石)、單斜輝石(普通輝石、透輝石、易變輝石和富鈦輝石)、角閃石(普通角閃石為主)、黑雲母等。它們在岩石中呈現黑色、黑綠色、黑褐色等深色色調，故又稱暗色礦物。富含Na2O的暗色礦物稱為鹼性暗色礦物，如霓石、霓輝石、鈉閃石和鈉鐵閃石。
◎硅鋁礦物:不含MgO、FeO，富含SiO2、Al2O3的礦物，主要是石英、斜長石、鹼性長石和似長石。它們在岩石中呈現無色、灰白色等淺色色調，因此又稱淺色礦物。
暗色礦物在火成岩中的體積百分含量稱為色率，是火成岩分類和鑒定的重要標志之一。色率＞90的火成岩為超鎂鐵質岩，基性岩的色率為40～90，中性岩的色率為15～40，酸性岩的色率＜15。
2.礦物的含量及作用分類
根據礦物在火成岩中的含量及其在岩石分類命名中作用，將火成岩中的礦物分為主要礦物、次要礦物和副礦物。
◎主要礦物:在岩石中含量高，且對岩石類型的劃分起主要作用的礦物。例如，花崗岩中的石英、鹼性長石、斜長石均是主要礦物;輝石和斜長石則是輝長岩的主要礦物。
◎次要礦物:在岩石中含量少於主要礦物，對岩石大類的劃分不起主要作用，但對岩石種屬的確定起決定作用的礦物。例如:輝長岩中可以出現少量石英，石英的出現與否並不影響輝長岩這一大類岩石的命名，但對其是否叫做石英輝長岩或含石英輝長岩起著控製作用，所以石英在輝長岩中是次要礦物。
◎副礦物:在岩石中含量通常＜1%，不影響岩石的分類命名。常見的有磁鐵礦、鈦鐵礦、榍石、鋯石、磷灰石、褐簾石、獨居石等。
3.礦物的成因分類
根據火成岩中礦物的成因，將其分為原生礦物、成岩礦物和次生礦物。
◎原生礦物:岩漿在冷凝結晶過程中形成的礦物，火成岩中大多數礦物均屬此類。原生礦物按生成環境可進一步分為高溫礦物和低溫礦物。通常來說，火山岩岩漿因溫度高，所形成的礦物屬高溫型，如高溫斜長石、高溫石英(β－石英)和高溫鹼性長石(透長石)等;深成侵入岩中出現低溫礦物，如低溫斜長石、低溫石英(α－石英)和低溫鹼性長石(正長石)。
◎成岩礦物:在岩漿結晶結束後，由於溫度、壓力的不斷降低，使原生礦物發生轉變形成新的礦物，該礦物稱為成岩礦物。例如，高溫的β－石英轉變為低溫的α－石英;高溫的透長石轉變為低溫的正長石;正長石發生分解形成新的條紋長石;其中，α－石英、正長石和條紋長石均屬成岩礦物。
◎次生礦物:屬岩漿期後礦物，是岩漿成岩以後，因受殘余的揮發分和岩漿期後熱液流體的交代及充填作用而形成的新礦物，次生礦物主要是流體交代原生礦物和成岩礦物形成的新礦物，或充填在粒間空隙及氣孔中的新礦物。①交代原生礦物和成岩礦物所形成的新礦物也稱蝕變礦物，其主要是以水化和碳酸鹽化為主。例如，斜長石遭受交代作用形成鈉長石、方解石和黝簾石;單斜輝石蝕變成陽起石、透閃石;黑雲母轉變成綠泥石。②充填於氣孔或空隙中的次生礦物，如火山岩氣孔中充填的沸石、石英晶簇等。次生礦物還包括岩漿期後的氣成礦物螢石、電氣石等。
一些蝕變作用和交代作用常伴隨礦化現象，因此，研究蝕變交代過程，對岩漿期後礦床的普查找礦意義重大。
(二)火成岩化學成分與礦物共生組合的關系
不同類型的火成岩其礦物成分不同，不同造岩礦物之間構成有規律的共生組合。其組合一方面與岩石形成當時的溫度、壓力等有關，另一方面主要是取決於岩石的化學成分。化學成分中尤以SiO2、K2O+Na2O、Al2O3的含量影響最大。
1.SiO2含量對礦物共生組合的影響
前已述及，SiO2是火成岩中含量最高的氧化物，與其他氧化物結合可形成各類硅酸鹽礦物。當SiO2含量過剩(過飽和)時，其會從硅酸鹽熔體中游離出來結晶成石英，故石英的出現是火成岩SiO2過飽和的標志。當SiO2含量不足(不飽和)時，岩石中出現SiO2不飽和的礦物，無石英生成，因為當這些礦物形成後，若岩漿中有多餘的SiO2時，二者將發生反應生成其他礦物，例如:
岩石學
人們習慣於把火成岩中可以與石英共生的硅酸鹽礦物稱為SiO2飽和礦物(或硅酸飽和礦物)，如輝石、角閃石、斜長石、鹼性長石、雲母等;將不與石英共生的硅酸鹽礦物稱為SiO2不飽和礦物(或硅酸不飽和礦物)，如鎂橄欖石、似長石(霞石、白榴石)、黃長石、黑榴石等;石英則稱為硅酸過飽和礦物。
如前節所述，火成岩中各主要氧化物隨SiO2含量變化而呈現規律性變化。反映在礦物成分上就是隨著SiO2含量的增加，岩石中鐵鎂礦物由多到少，礦物種類從橄欖石、輝石變化到角閃石、黑雲母;硅鋁礦物則由無到有，或由少到多，礦物種類由富Ca向富Na、K、Si的方向演變(圖2－16)。
圖2－16 火成岩礦物組合變化圖(Adams，1956)
2.鹼質含量對礦物共生組合的影響
不同鹼質(K2O+Na2O)含量的火成岩中礦物組合也有很大的差別。如前所述，根據里特曼指數σ的大小，火成岩可劃分成鈣鹼性岩、鹼性岩和過鹼性岩類型。不同類型岩石的礦物組合明顯不同，σ＜3.3的鈣鹼性岩石中不出現似長石、黑榴石和鹼性暗色礦物(霓石、鈉閃石、星葉石等)，出現長石、石英和普通輝石、透輝石、斜方輝石和普通角閃石等。σ＞9的過鹼性岩中，常出現似長石和鹼性暗色礦物(霓石、霓輝石、鈉閃石、星葉石、富鐵雲母等)，長石主要為鹼性長石，黑榴石也較常見，不見斜方輝石和石英。σ=3.3～9的鹼性岩石中，常見的是鹼性長石和鹼性暗色礦物，可以出現石英、似長石(二者不共生)和除鈉長石以外的斜長石。
3.Al2O3含量對礦物組合的影響
根據Al2O3與Na2O+K2O、CaO含量之間關系，火成岩可分為過鹼質、過鋁質和偏鋁質三種類型，不同類型岩石有其特徵的礦物組合。過鹼質岩石中出現鹼性長石、似長石和鹼性暗色礦物;過鋁質岩石中除長石、石英、黑雲母外，還出現白雲母、黃玉、電氣石、錳鋁－鐵鋁榴石、剛玉、紅柱石、矽線石、堇青石等富鋁的礦物;偏鋁質岩石中則不出現上述岩石中的似長石、鹼性暗色礦物以及大多數富鋁礦物，而出現長石、石英、普通角閃石、普通輝石、透輝石和黑雲母等。
(三)火成岩形成條件與礦物共生組合的關系
火成岩形成的物理化學環境對礦物組合也有重要影響。岩漿在地殼較深部位冷卻時，處於溫度緩慢下降、壓力相對高的環境中，結晶時間充足。開始晶出的礦物，有些可能是高溫型(如透長石、β－石英)，但隨著溫度緩慢下降，早形成的高溫礦物不再穩定，逐漸轉變為適應低溫環境的穩定礦物。如透長石轉變為正長石、β－石英轉變為α－石英。因此，深成岩以出現低溫礦物組合為代表。岩漿噴出地表時，環境由地下的高溫高壓急速變成常溫常壓，岩漿快速冷卻來不及結晶而形成大量玻璃質，或生成顆粒細小的高溫礦物組合岩石。同時，岩漿噴出地表帶出的先前在地下結晶的高溫礦物，也來不及轉變成較低溫礦物，仍保留著高溫礦物的結構。因此，火山岩的礦物組合以高溫礦物、細粒礦物和玻璃質為特徵。此外，地下深部高溫、高壓環境，因大量揮發分參與結晶會形成含揮發分的原生礦物。噴出地表的岩漿，因揮發分大量散失，很難結晶出含水礦物，即便是岩漿在地下深處結晶出的諸如角閃石、黑雲母等含水礦物，也因其被岩漿攜帶至地表發生氧化、脫水而分解或部分分解，轉變成磁鐵礦、赤鐵礦等其他礦物，使原有礦物全部或在邊部呈現黑色、褐色，這一情況稱為暗化現象。
『柒』 燕山期對流地幔注入大陸，華北東部克拉通陸殼的改造和燕山期造山帶陸殼的形成
(一)燕山期對流地幔注入華北東部大陸
華北地台東部侏羅紀-白堊紀突發性強烈火成岩活動的發育表明，燕山期對流地幔注入大陸，包括大量熱能的注入和物質的注入。
1.巨大的熱通量(heatfluxes)從對流地幔注入大陸
眾所周知，華北地台在燕山期突發性強烈火成岩活動之前是典型的克拉通，古生代華北地台金伯利岩岩漿捎帶的上地幔橄欖岩包體的金剛石中礦物包裹體的熱力學計算獲得的地溫相當於地表熱流值為40～45mW/m2(鄭建平，1999)。與華北地台東部相對照，鄂爾多斯黃土高原在燕山期和喜馬拉雅期一直保持克拉通構造上的穩定，可作為地台東部燕山期大陸「活化」開始前的一個參照。基於上海奉賢-阿拉善左旗地學斷面(國家地震局地學斷面編委會，1992)提供的在鄂爾多斯中心部位的定邊一帶的3個熱流值，計算獲得的平均值為44mW/m2，它與金伯利岩噴發時反演的熱流值是符合的。這樣，我們可用Wyllie(1997)提供的陸殼岩石(r-T1-υ-H2O)熔融相平衡圖解(圖2-64)進行討論。燕山期火成岩主要是偏鋁的Ⅰ型花崗岩類，需要達到使黑雲母消失(Bi-out)(圖2-64)的溫壓條件。英雲閃長岩(T1)在1GPa壓力(約35km深度)下脫水熔融實驗(Rutter ＆ Wyllie，1998)表明，固相線溫度為825℃，在850℃～900℃溫度間隔內Bi-out過程中局部岩漿數量增加快，900℃時熔漿數量可達22%，留下難熔殘余為:Opx+Hb+Ga+Pl+Qz+Mt+Sp。冀東太古宙片麻岩中分布廣泛的黑雲母片麻岩在1GPa壓力下脫水熔融實驗(吳宗絮等，1995)表明，固相線溫度為812℃，Bi-out為837℃，Hb-out為887℃，在812～950℃間隔內形成水不飽和的花崗質岩漿，數量為20%～30%，留下的難熔殘余為Opx+Cpx+Ga+Pl+Qz+Ru(金紅石)。如果我們取大陸地殼的平均值為35～40km厚和地盾地溫作為燕山期最初抬升的條件的話，那麼，由圖6-7可知，在1GPa條件(約35km厚的殼底部)下，最初始的溫度大約400℃，要使陸殼底部岩石發生≥20%的局部熔漿(partial melt)的話，必需升高溫度達850℃左右，亦即要使陸殼底部岩石加熱升溫約450℃才行(即初始400℃+升溫450℃=850℃)。
圖2-64 花崗岩-英雲閃長岩-輝長岩-H2O熔融相平衡圖解(據Wyllie，1997)
從對流地幔中分離出來的玄武質岩漿底侵注入殼底是對陸殼加熱誘發局部熔融發生的最好機制(例如，Fyfe et al.，1973;Bergantz，1989)。Bergantz(1989)對玄武質岩漿底侵和陸殼岩石局部熔融進行了1GPa條件下一維定量熱模擬，注入的玄武質岩漿溫度為1250℃，玄武質岩漿通過自身的冷卻和結晶對上覆的地殼加熱，岩漿房內以及熱能的傳送到陸殼岩石內均考慮為傳導(conctive)方式，模擬的結果為，當圍岩陸殼岩石為英雲閃長岩(T1)及其初始溫度為700℃時，產生的總局部熔漿與玄武岩岩漿結晶總量的比值為0.4，例如，要產生500km3的熔漿，需要有1250km3的底侵玄武質岩漿的全部冷卻固結，進而500km3的熔漿總量中只有25%才能有效地從熔融區中分離出來，上升形成火成岩，所以，只能形成125km3的火成岩，亦就是說，形成火成岩總量與底侵玄武岩岩漿的比值為0.1。由上，如果我們只考慮厚度(即一維模型)，則形成5km厚的花崗岩岩基，就需要50km厚的玄武質岩漿的底侵，需要含局部熔漿總量為20km的陸殼熔融區供給。與模型上地幔岩(pyrolite)類似的二輝橄欖岩(KLB-1，和HK66)(其化學組成見表2-11)的1GPa壓力下熔融實驗(Hirose ＆ Kushiro，1993)獲得1250℃玄武質岩漿的熔融程度分別為6.5%和17.9%。這樣，如要取熔融程度為10%的話，則生成50km厚的玄武質岩漿需要由500km厚的對流地幔的供給(如要全部局部熔漿均可分離出來的話)。需要注意的是，上述Bergantz(1989)定量熱模擬是假設陸殼的初始溫度已高達700℃的情況，從燕山期開始時，約35km深度處的陸殼岩石只有400℃，亦就是說，必須先把400℃陸殼升高300℃，才能達到700℃的初始條件，可以想像，要使400℃的陸殼加熱升溫達700℃，這需要由大量的底侵玄武質岩漿的注入大陸才能實現。另外，燕山期還有不少玄武質火山岩和輝長岩(υ)形成，亦就是說，除了要加熱使陸殼熔融，底侵玄武質岩漿全部固結(這部分岩漿無法上升形成火成岩體)之外，對流地幔中還分離出不少可上升達淺部形成火成岩體的玄武質岩漿。雖然，我們還要結合本區燕山期火成岩的性質進行定量熱模擬，但是，Bergantz(1989)的熱模擬已可作為一種指導(guide)，告訴我們燕山期火成岩活動需要極大量的底侵玄武岩岩漿的供給，從一維角度來看，可能需要有深度直達670km的界面的對流地幔的供給，棋盤岩發現的MgO含量高達19%的玄武科馬提岩質岩漿可能是由這樣的過渡地幔中分離出來的，它對上述熱模擬定量結果提供了一種支持。顯然，原來冷的克拉通岩石圈是無法提供如此大量的熱通量注入陸殼的，或者說，從熱通量的角度來考察，底侵的玄武質岩漿決不會從冷的岩石圈地幔中分離出來的，而必定是從下伏的熱的對流地幔(或軟流圈)中分離出來的。
2.對流地幔分離出來的物質(玄武質岩漿)注入大陸
注入大陸的對流地幔物質是指從分離出來的玄武質岩漿，常稱為初生(或新生)陸殼物質(juvenile crustal materials)。關於燕山期玄武質岩漿的起源常有兩種不同看法，或認為來自軟流圈(對流地幔)，或認為來自岩石圈地幔。
從岩石學組成來看，岩石圈地幔是對流地幔(或軟流圈)分離出玄武質岩漿後的難熔殘余，主要為方輝橄欖岩，軟流圈則為豐滿的地幔橄欖岩(含有豐富的玄武質組成)，接近原始地幔組成，Ringwood(1975)據此提出Pyrolite模型(上地幔岩模型)(表2-10)。
表2-10 Pyrolite模型
(據Ringwood，1975)
表2-10中，大洋拉斑玄武岩與方輝橄欖岩是一對互補產物，17%的拉斑玄武岩加83%的方輝橄欖岩就代表在互補物分離之前母體的組成，Ringwood用輝石和橄欖石的英文名稱的字頭(pyr和ol)加上構成岩石時常用的字尾(ite)構成一個人造的岩石，叫pyrolite，以代表原始上地幔岩石學組成的一個模型，它與自然界二輝橄欖岩組成大體相當。反過來說，當從pyrolite中分離出17%的玄武質岩漿之後，留下的83%為難熔的方輝橄欖岩殘余。與pyrolite相比，殘留的harz.富MgO，貧Al2O3，CaO，和FeO，表2-10中FeO重量百分數幾乎無變化，但MgO與FeO比值變化大，表明FeO的相對貧乏，而MgO的相對富化。Al2O3，CaO，和FeO為易熔組分，進入玄武質岩漿分離走了，MgO為難熔組分，留在橄欖岩中，它與殘余中Cpx消失和橄欖岩中FeO組分增高的礦物學特徵相適應。可以推測，如要方輝橄欖岩再一次遭受熔融作用，那麼，發生熔融作用的溫度一定更高，熔出的熔漿組成一定不同於常見的玄武質岩漿(如表2-10)。
高溫高壓下，二輝橄欖岩和方輝橄欖岩局部熔融熔出的岩漿組成是不同的(Hirose＆ Kushiro，1993;Kushiro，1990;Falloon ＆ Danyushevsky，2000)，選擇典型樣品列於表2-11，某些氧化物關系見圖2-62。
表2-11 橄欖岩源岩及選擇的一些熔漿組成(均無水100%)
從表2-11與表2-10對比，以及圖2-65可以看出，高溫高壓實驗所用的二輝橄欖岩和方輝橄欖岩源岩與Ringwood模型中pyrolite和方輝橄欖岩是類似的，相對於二輝橄欖岩來說，方輝橄欖岩富MgO，貧Al2O3，FeO*，CaO，亦就是說，它是原始地幔橄欖岩分離出玄武質低熔組分後的難熔殘余。由表2-10和圖2-62可以看出:①在相同的高MgO含量時，方輝橄欖岩熔出的熔漿SiO2更高;在相同SiO2含量條件下，方輝橄欖岩熔出的熔漿MgO更高(圖2-65a);②在相同的高MgO含量條件下，方輝橄欖岩熔出的熔漿貧FeO，相同FeO含量下，方輝橄欖岩熔出的熔漿富MgO(圖2-65b);③總體上看，方輝橄欖岩熔出的熔漿Al2O3低，在相同的高MgO條件下，方輝橄欖岩熔出的熔漿則Al2O3高(圖2-65c);④在相同的高MgO條件下，方輝橄欖岩熔出的熔漿低CaO(圖2-65d)。
自然界大部分岩漿來自二輝橄欖岩源，少量(如湯加，Troodos)則來自方輝橄欖岩源(表2-12，圖2-66)。
華北東部燕山期火山岩中MgO高的玄武岩和玄武安山岩大多亦是進化的岩漿，如要加入被分離走的橄欖石(Ol)的話，則MgO會更高，同時SiO2會有所減小，它們將會進入源區為二輝橄欖岩局部熔漿范圍內(表2-12，圖2-66);一部分輝長岩侵入體的化學組成，如棋盤岩和上庄岩體，MgO高相當於科馬提岩-苦橄岩-玄武岩的組成，在圖2-66上均相當於源區為二輝橄欖岩的局部熔融范圍(表2-12，圖2-66)。這樣，燕山期幔源岩漿的源區不是太古宙形成的以方輝橄欖岩為主的地幔岩石圈，而是豐滿的二輝橄欖岩為主的對流地幔或軟流圈。
圖2-65 方輝橄欖岩與二輝橄欖岩熔融產物對比圖
表2-12 選擇的自然界幔源岩漿組成(均為無水100%，P2O5未列)
續表
注:*郁建華等，1989，北京地區輝長岩深成作用及成因演化。
圖2-66 方輝橄欖岩與二輝橄欖岩熔融產物對比圖
這樣，從燕山期火成岩形成的需要的熱通量和幔源岩漿的注入的2個側面來看，燕山期對流地幔注入大陸是導致華北克拉通東部大陸「活化」的驅動力。
(二)殼幔相互作用:混合、分異、與拆沉
1.岩漿混合作用:殼幔物質混合的主要機制
1)Zartman ＆ Doe(1981)鉛(探測)構造(plumbotectonics)模型(第2版)。鉛(探測)構造模型試圖模擬在主要地球儲庫之間U、Th和Pb的地球化學習性(圖2-67，圖2-68)。圖2-67強調了地球內的三個長期演化的儲庫，包括地幔，下地殼和上地殼，和一個短期的在造山帶環境下上述三個儲庫輸入造山帶的動力學相互作用(dynamic interac-tion)形成造山帶新地殼(圖2-67的帶黑點的柱)。圖2-68展示鉛(探測)構造模型預示的三個長期儲庫以及它們短期輸入形成的造山帶新儲庫的鉛同位素演化曲線，它們的端點表示這4個儲庫的現代同位素組成。這樣，造山帶新地殼的形成是地幔注入的物質與先存的老的陸殼物質混合的結果。
圖2-67 地幔、上地殼、下地殼和造山帶鉛同位素分配儲庫結構圖(據Zartman ＆ Doe，1981)
圖2-68 鉛構造模型試圖模擬在主要地球儲庫之間U、Th和Pb的地球化學習性圖解(據Zartman ＆ Doe，1981)
2)燕山造山帶火成岩的鉛同位素組成。燕山造山帶火成岩(SiO2從45%左右的玄武質→76%左右的花崗質)的鉛同位素組成明顯低於Zartman ＆ Doe鉛(探測)構造模型(1981)中的4個儲庫的值(參見圖2-67～圖2-69)和表2-13，圖2-69。
圖2-69 鉛構造模型試圖模擬在主要地球儲庫之間U、Th和Pb的地球化學習性圖解(據Zartman ＆ Doe，1981)
表2-13 Pb同位素組成的比較
由表2-13和圖2-70看出，①幔源的棋盤岩科馬提岩質輝長岩的Pb同位素顯然低於地幔，甚至低於全球下地殼，表明它已與同位素低值的下地殼發生強烈的混合作用;②燕山期火成岩Pb同位素的低值區低於冀北-遼北亞省下地殼，表明下地殼源區的Pb同位素比張理剛(1995)提出的要更低，我們用變質結晶基底9個長石鉛計算的Pb同位素值代表下地殼源區可能更合理些，它與地幔Pb同位素的混合可更合理地解釋火成岩Pb同位素組成;③燕山期火成岩Pb同位素組成記錄了岩漿混合作用和殼幔混合作用;④總的看來，似有一種趨勢，J1和J2的火成岩Pb同位素組成大於J3和K1的火成岩，有可能預示J1和J2時期的岩漿活動中地幔的貢獻大於J3和K1，這似乎與熱模擬預示的J3和K1時地殼溫度高於J1和J2符合，亦與J3和K1時期岩石圈面型拆沉和面型岩漿活動符合，由於資料仍較少(共23件)，還需要進一步積累更多資料，檢驗和修正;⑤對於同一個時期形成的雜岩體來說，例如薛家石樑雜岩體(除黑熊山花崗岩之外)，同位素演化范圍更窄，大體上隨SiO2含量的升高，同位素的比值略減小(圖2-69)，符合了岩漿混合作用和殼幔物質混合作用的模型，黑熊山花崗岩的明顯低值以及Sr同位素的明顯的高值表明它來自另一個源區。
圖2-70 燕山地區中生代火成岩SiO2-206Pb/204Pb圖解(A)、SiO2-208Pb/204Pb圖解(B)
圖2-71 岩漿混合作用時元素和同位素交換的解耦(據Leisher，1990)
3)岩漿混合作用時元素與同位素交換的解耦。Leisher(1990)通過基性和酸性熔漿的實驗研究，提出岩漿混合作用時元素和同位素交換的解耦，同位素的交換和混合明顯地快於元素的交換和混合(圖2-71)。從圖2-71還可看出，不相容元素的交換和混合作用要快於主元素。
Leisher(1990)的實驗成果是與自然界見到的岩漿混合作用符合的。在野外露頭上我們見到的花崗質岩漿中含有微晶閃長岩的包體(MME)是岩漿混合作用的直接證據(莫宣學等，2002)。一般認為，含微晶閃長岩包體的花崗質侵入體的岩漿混合作用主要是物理混合(或機械混合)(magma mingling)，還沒達到化學混合，它對包體與寄主岩之間的岩石學組成和主元素化學組成而言是正確的，因為包體常常是閃長質的，寄主岩則常常是花崗質的，同時，常常認為微晶(粒)包體預示它的快速冷凝固結，阻止化學混合作用的進行。然而，包體與寄主岩的Sm-Nd同位素研究(Pin，1991)表明，包體的εNd(－3.2→－4.1)和寄主花崗岩的εNd(－3.5→－4.1)是相同的，它表明同位素已經充分的交換並達到平衡，雖然主元素和岩石學組成仍有大的差異。由圖2-67和圖2-68可以看出，雖然SiO2含量的變化大，但Pb，Sr，Nd同位素變化范圍小，特別是同一個雜岩體中岩漿混合作用形成的組合(如薛家石樑雜岩體中υ-δ-η-ξ)中同位素組成已有較充分的交換和混合，薛家石樑雜岩體中的黑熊山花崗岩不屬於上述混合作用的系統，所以其同位素組成有大的差異(圖2-72)。這樣，火成岩中同位素不僅可以示蹤和識別不同的岩漿系統，而且可以更好的示蹤殼幔物質混合作用及其相對貢獻的大小。如果基於質量平衡原理，按表6-7對206Pb/204Pb分別在地幔為18.01和17.616，陸殼結晶基底14.576，和燕山期火成岩16.369，則地幔與下地殼在混合作用時的分別貢獻為52.2%和47.8%。
圖2-72 薛家石樑環狀岩體鉛同位素組成圖解
如果用143Nd/144Nd來估算，取寧蕪地區燕山期蔣廟和陽湖堂輝長岩2個平均值0.5126385(εNd=+1.35)，華北陸殼結晶基底值0.511796(郭敬輝，2000)和燕山期火成岩0.511927，則估算的地幔和下地殼的分別貢獻為15.5%和84.6%。
4)燕山期火成岩構造組合。燕山期火成岩組合為，玄武岩-鉀質粗面玄武岩-鉀玄岩-安粗岩-粗面岩和粗面英安岩-流紋岩的火山岩組合，和相應的輝長岩-二長輝長岩-二長閃長岩-二長岩-正長岩和石英二長岩-花崗岩的侵入岩組合(見本章第三節)。以火山岩組合為例，如圖2-73所示，按SiO2含量分類，構成正態分布(或單峰式)，以安山質(A)為峰值，如按TAS分類，研究區的安山質(A)應為粗安岩;按SiO2-K2O分類，研究區火山岩主要為HKCA系列，這樣，它們是典型的造山帶火成岩組合;與安第斯比較則缺乏MKCA系列及其重要成員的安山岩(閃長岩)和英安岩(花崗閃長岩)而發育HKCA系列的安粗岩(二長岩)和粗面岩(正長岩)和粗面英安岩(石英二長岩)(鄧晉福，劉厚祥等，1996)。
上述火成岩構造組合表明，殼幔物質的混合作用形成以安粗岩為峰值的HKCA系列，如要說太古宙陸殼以T1T2G1G2構成的話，則燕山期由於對流地幔物質(以玄武質岩漿的形式)的注入，使當時的陸殼「基性化」了，因此，往SiO2含量偏低的安粗岩方向移動，同時又相對高K2O(高鹼)了，這是因為太古宙陸殼的以MKCA系列為主為低K2O(低鹼)的T1T2G1G2經歷局部熔融分離出大量高K2O(高鹼)的花崗質-正長岩質岩漿有關。從TAS圖和SiO2-K2O(圖2-46)關系看，從對流地幔中分離出來的原生岩漿或近似原生岩漿來說，它們屬MKCA系列，K2O和鹼並不高，因此，使整個火成岩系列主體進入HKCA系列，和K2O、鹼的升高主要和陸殼熔融有關。
2.殼幔物質分異的主要機制:局部熔融與AFC模型
1)局部熔融作用(partialmelting):不管是原先存在的太古宙T1T2G1G2和基性鎂鐵質變質岩，還是在燕山期先期底侵玄武質岩漿或是與陸殼混合之後形成的長英質岩漿固結成岩之後，遭受後期的加熱均可發生局部熔融作用，此過程在形成岩漿的同時必留下互補的難熔殘余物，因此導致殼幔物質的分異和演化。如要局部熔融程度和源岩類似，但壓力不同，則產生的岩漿及其殘留物的礦物組合將是不同的。
圖2-73 青藏高原大陸碰撞火山岩、東燕山期火山岩與安第斯弧火山岩的對比
圖2-74為玄武質組成的角閃岩熔融相圖及殘余礦物組合(Wyllie et al.，1997);圖2-75為長英質岩石局部熔融形成粗面質(正長岩質)岩漿的與液相線平衡的礦物組合，後者即殘余礦物組合(Deng et al.，1998);圖2-76為奧長花崗岩(T2)熔融實驗時，與液相線平衡的礦物組合，後者同樣代表殘余礦物組合(Laan ＆ Wyllie，1992)。
圖2-74～圖2-76的一個共同特點為，當陸殼岩石發生局部熔融時留下的殘余礦物組合，在較低壓力下(<1.4～1.7GPa)為含斜長石的麻粒岩相組合，在高壓下(≥1.4～1.7GPa，約≥55km厚的陸殼)則為無斜長石的榴輝岩相組合，溫度相對低時常有Hb，溫度高時則只有石榴子石。
2)同化分離作用(assimilation-fractionational crystallization，AFC)模型:底侵的高溫玄武質岩漿在對陸殼加溫、同化陸殼岩石或者與陸殼局部熔融產生岩漿混合時，玄武質岩漿自身必須要發生強烈的結晶作用。燕山期火成岩的化學特徵，包括AFM圖解(圖2-47)，SiO2-K2O圖解(圖2-46)，TAS圖解(圖2-45)和SiO2-(Na2O+K2O-CaO)圖解(圖2-48)均表明AFC模型是岩漿分異演化的一個主要機制之一，即從對流地幔分離出的原生玄武質岩漿是富MgO、低鉀、亞鹼、CA(按Peacock的鹼-鈣指數的分類)的特徵，而陸殼源的長英質岩漿相對富FeO、高鉀、富鹼、AC(按Peacock的鹼-鈣指數的分類)的特徵，通過AFC機制形成了總體上FeO/MgO比值變化很少、高鉀(HKCA)、相對富鹼和AC(按Peacock的鹼-鈣指數的分類)的火成岩系列，同樣可按圖2-74～圖2-76推測，結晶分離出來的礦物組合在低壓下為麻粒岩相組合，高壓下為榴輝岩相組合。
圖2-74 角閃岩脫水熔融相圖(據Wyllie等，1997)
圖2-75 H2O不飽和的安山岩液相線面(據P.J.Wyllie，1976，轉引自鄧晉福，1987)
圖2-76 H2O飽和的Nuke片麻岩液相線面(據P.J.Wyllie，1992)
由上，殼幔物質的相互作用是通過岩漿作用一方面發生物質的混合，另一方面發生物質的分異和分離。
3.玄武質榴輝岩誘發岩石圈拆沉作用
美國大陸動力學研究的國家計劃(肖慶輝等，1993)指出，在島弧中形成的新地殼物質，總體成分相當於玄武岩，但大陸的速度結構則表明，現存的陸殼平均成分更接近於安山岩。也許在過去已在島弧中形成了稍偏硅鋁質的地殼，也許是某些作用長期以來把高密度的成分從陸殼中消除出去了。有關碰撞期間一部分大陸的下地殼和岩石圈地幔的拆沉作用，已被人們認為是值得研究的一種解釋。如果這種作用經常出現，那麼它對於了解大陸的結構和組成就具有深遠意義。
上面的討論告訴我們，①對流地幔物質的注入大陸是給大陸地殼增添大量物質的作用，由於大量玄武質岩漿的加入，必使原有的太古宙長英質陸殼向更鎂鐵質方向演化;②殼幔物質的混合同時，通過岩漿作用(如局部熔融作用，AFC過程等)殼幔物質又發生分異和分離，總體上分異出更富長英質的岩漿，分離留下更富鎂鐵質的礦物組合殘余。但是，現今地球物理探測表明，鄂爾多斯塊體陸殼平均vP為6.3km/s，太行和燕山造山帶則為6.2～6.3km/s(嘉世旭，2003，未刊，內部報告)前者大體上相當於花崗閃長質(G1)組成(平均SiO2為65%)，後者大體上相當於花崗質(G2)組成(平均SiO2為70%)。鄂爾多斯塊體自太古宙地殼形成以來一直保持構造上穩定的地台(克拉通)性質，因此，陸殼的組成可作為華北地台東部燕山期「大陸活化」之前原有陸殼組成的一個參照。燕山造山帶基本上沒有新生代玄武岩的分布，可總體上看作新生代沒有地幔物質的添加作用，除了地殼厚度可能被減薄之外，其陸殼總體可看作為燕山運動造成的產物。因此可以看出，燕山運動使陸殼「酸性化」了，這與大量玄武質岩漿的添加使陸殼「基性化」形成了明顯的矛盾，它必然要求相當部分的鎂鐵質又返回地幔，拆沉作用可能使最好的一種解釋。
使陸殼「酸性化」的下地殼加地幔岩石圈的拆沉作用必須滿足下述條件:①拆沉的下地殼(+地幔岩石圈)的密度必須大於下伏軟流圈，對燕山造山帶來說，還有一個特殊問題是，原有的太古宇岩石圈地幔是低密度的(以方輝橄欖岩為主);②拆沉的下地殼主體上應是鎂鐵質和超鎂鐵質的。能同時滿足這兩個條件的最佳對象是榴輝岩的大量出現。
前面已討論，在殼幔相互作用的演化過程中，不斷形成長英質岩漿的同時分離出鎂鐵質和超鎂鐵質礦物組合。造山帶早期演化(J1和J2)的這部分鎂鐵質和超鎂鐵質殘余礦物組分在J1晚期和J2晚期二次收縮構造驅動的陸殼加厚條件下，可能轉變為榴輝岩相岩石，加上早期底侵的玄武質岩漿可能在使冷的陸殼加熱過程中大部分冷卻固結為岩石，他們在陸殼加厚條件下，亦會轉化為榴輝岩相。J3和K11火成岩組合中出現沒有或弱負Eu異常和高Sr/Y比值以及K2O高的安粗岩(二長岩)-粗面岩(正長岩，石英二長岩)表明，那時已是加厚的陸殼(≥55km)，底侵的玄武質岩漿的固結和分離出來的殘余礦物組合應為榴輝岩相岩石。J1和J2的線性分布的火成岩和J3和K11面型分布火成岩表明，J3開始時堆積在加厚下地殼和岩石圈地幔內部的榴輝岩相岩石的體積已足夠大(或已達一個臨界值)，致使岩石圈發生大面積的拆沉作用。
(三)燕山期造山帶陸殼的形成
現今剝露於地表的岩石，除少量新生代沉積岩之外，絕大部分是燕山期形成的火成岩(包括火山岩和侵入岩)、變質岩和沉積岩，以及捲入燕山運動的被改造的前侏羅紀岩石。不少大的以花崗質為主的岩基，如八達嶺、大河南岩基，是剝露於地表的上地殼中下部的代表。雲蒙山花崗質片麻岩岩基，沙坨子眼球狀片麻岩體，五道河花崗質眼球狀片麻岩體，石城閃長質片麻岩體，長園閃長質片麻岩體和源岩為長城-薊縣系的四合堂角閃岩相變質岩則是剝露於地表的造山帶根帶岩石，代表造山帶中地殼岩石(Davis et al.，2001;北京市地質志，1991)。Davis et al.(2001)指出，奇怪的是閃長質片麻岩侵入體的鋯石不含繼承組分，但是，與新生的閃長質岩不同的是，花崗質片麻岩和眼球狀片麻岩的鋯石則含有繼承組分，其上交點范圍為1.7～2.4Ga。本項目的SHRIMP研究支持Davis等的結論，閃長質片麻岩侵入體無繼承性鋯石，而雲蒙山花崗質片麻岩侵入體則有繼承鋯石(2.4Ga)。除此之外，新生代漢諾貝玄武岩中發現的麻粒岩相斜長輝石岩包體(120～140Ma)，和榴輝岩相石榴輝石岩(具堆晶結構)(樊祺誠等，1998，2001)，表明J-K時期確有新形成的下地殼麻粒岩相岩石和在山根帶形成的榴輝岩相岩石，支持了燕山期曾有一個加厚陸殼和玄武質岩漿底侵的模型(鄧晉福等，1996)。岩漿上升經過了太古宙和古元古代蓋層。表明它們顯然是從地幔中分出的新生物。
燕山期造山帶陸殼的形成過程大致可歸納如下:
1)對流地幔的熱和物質的注入，是大陸地殼生長和古老陸殼強烈改造的驅動力，注入的機制主要是幔源玄武質岩漿的底侵作用(basalticmagmaunderplating)。
2)大陸地殼的形成和改造主要通過火成作用實現，岩漿的形成和演化、運移和定位是大陸地殼生長的基本過程。
3)殼幔相互作用是大陸形成和演化的關鍵機制，岩漿過程是實施殼幔相互作用的主要機制，它包括殼幔岩漿的混合作用，岩漿的分異及其與殘余的鎂鐵質礦物組合的分離過程，以及鎂鐵質和超鎂鐵質榴輝岩相岩石的拆沉過程。
4)造山帶收縮構造驅動的加厚陸殼的形成是形成大量榴輝岩相岩石的必需，是下地殼和岩石圈地幔拆沉的必需。
5)大陸地殼的形成和改造，不僅有對流地幔物質的添加作用，同時亦有地殼和岩石圈物質的返回對流地幔，這兩種機制是實現大陸地殼成熟化，最終形成以花崗質為主的成熟陸殼的必需。
6)岩漿構造事件序列以及火成岩構造組合是追蹤對流地幔注入大陸直至形成成熟陸殼過程的關鍵記錄。
7)Pb同位素和Nd-Sr同位素組成的聯合約束是大陸地殼生長改造的最好示蹤記錄，它不僅可能鑒別完全新生的陸殼(以太古宙TTG為代表)，還是對流地幔再次注入的改造型陸殼(以燕山期G為代表)，還可能反演改造型陸殼中地幔與原有古老陸殼的相對貢獻大小。所以強調同位素組成是因為，①火成岩的岩石學與主元素，由於相當部分的玄武質榴輝岩的拆沉返回地幔，陸殼的組成總體上只相當於對流地幔注入改造後留下來的以長英質為主的那部分組成;②在殼幔相互作用中，同位素的交換速率比主元素、痕量元素快得多，可能代表殼幔物質混合作用中的相對貢獻;③相對於主元素和痕量元素來說，殼幔物質的端元成員的同位素比值的參考值容易確定，因而計算它們的相對貢獻更為合理，可操作性強。
『捌』 元古宙祁連古陸塊大規模岩漿事件及熔離成礦
（一）元古宙祁連古陸塊大規模岩漿事件
金川礦床以其巨大的Cu-Ni-PGM儲量而著稱於世，作為一個出露面積僅1.34km2，而鎳金屬儲量達546×104t，岩體礦化率高達60%的獨立超鎂鐵岩體，世界上絕無僅有。在如此礦化高度集中的成礦事實面前，該礦床深部熔離或者稱為侵入前大規模的硫化物液相與硅酸鹽熔體發生不混溶的機制是肯定存在的，最終成礦岩漿房其實就是礦漿房，是極度富集硫化物液相的熔體就位冷凝結晶成岩成礦的。這一認識已為中國學者早以認識並不斷得以豐富（湯中立等，1995），湯中立院士提出的「小岩體成大礦」概念是這一成礦機理的深刻揭示。如此大規模的金屬硫化物聚集，必然有更大規模的岩漿源提供才成為可能，這是岩漿Cu-Ni-PGE硫化物礦床學研究進入20世紀90年代後期，普遍開始關注的問題（Keays，1997；Pirajno，2002）。大量的硫來源於地幔還是地殼，硫同位素研究結果，答案是多樣的，有幔源的認識，如金川等（湯中立等，1995；李文淵，1996），有殼源或殼源加入的，如Noril'sk等（Naldrett et al.，1996）。並已深刻認識到硫的飽和度是影響硫化物液相不混溶或熔離的主要原因（Naldrett，1989；Rad'Ko，1991；Brugmann et al.，1993；Keays，1995），而降低硫在岩漿中的飽和度的因素，地殼物質的加入、岩漿混合等是主要作用（Ripley and Li，2002；Ripley，1981；Naldrett et al.，1993，1989，1999；Lambert et al.，1991，1999，2000））。但可肯定金屬鎳是岩漿來源的，大量的硫也主要來源於岩漿，而岩漿主要是幔源派生的。岩漿要提供超規模的鎳聚集，必然有超規模的岩漿存在才成為可能。在陸殼環境下，超常規模岩漿存在最為可能的形式就是與地幔柱有關的大火成岩省（LIPs）（Lightfoot et al.，1997；Keays，1997）。因為只有來源於核幔邊界（CMB）之下「D」層（地震學術語，為核幔之間的熱和化學作用帶，源於核的熱能的傳輸帶，認為地幔柱起源於該帶，Lay et al.，1998）的地幔柱才有可能使局部地區突然發生超常熱事件並產生大規模岩漿作用形成LIPs，並提供大量的成礦組分S、Cu、Ni和PGE。
大陸環境LIPs存在的最重要特徵是大陸溢流玄武岩（CFB），目前已確認有大面積CFB分布的LIPs有俄羅斯的西伯利亞台地（Noril'sk礦床）、美國的陸中裂谷系統（Mid-continent Rift System）（Duluth，Me11en礦床）、南非的卡羅歐（Karoo）火成岩省、印度的德干（Deccan）高原和中國南方的峨眉玄武岩等，Pirajno（2002）在其「Ore Deposits andmantle Plumes」一書中總結與地幔柱有關的大火成岩省主要表現特徵為（圖4-45）：「D」層來源的地幔柱上升至岩石圈底部，由於減壓（decompression）蘑菇狀（mushroom-shaped）地幔柱頭部發生深部熔融，並吸入岩石圈碎片，向上通過地殼裂隙時致使岩漿過濾形成地殼高位岩漿儲庫；其中部分儲庫抵達地表噴發形成大陸溢流玄武岩（CFB）或火山岩，其餘則就地（岩漿房）固結形成層狀火成雜岩。初始直接派生於地幔柱軸部的熔體高Mg貢獻於溢流玄武岩的早期相，晚期地幔柱熔體的運移可能侵蝕岩石圈的熱邊界層並攜帶岩石圈碎片返回到地幔。因此，與洋殼岩石圈相比，地幔柱熔體不相容元素富集。總之，地幔柱-岩石圈作用熔融形成的LIPs主要表現為空間上三位一體的特點：其一是CFB；其二是地殼高位層狀火成岩侵入體（layered igneous intrusions）；其三是基性岩牆群（mafic dyke swarms）。三者相互聯系，並互為因果，尤其是CFB與大規模的基性和超基性層狀侵入體關系密切，後者是岩漿房或供給上覆玄武岩的通道，因此在宏觀和直接表現上CFB是LIPs最典型的展現。
圖4-45 地幔柱與岩石圈地幔、地殼底部的鎂鐵-超鎂鐵岩漿庫及侵位的大陸溢流玄武岩（CFB）和相應的岩床雜岩相互作用示意圖
由於CFB暴露於地表所以研究最為詳盡。全球14個CFB統計結果，從太古宙（2772Ma）到現代（15Ma）均有發育，發育周期1～＜10Ma，典型的傾向於Fe富集，主要由大陸拉斑玄武岩組成，太古宙CFB的底部有科馬提岩產出，元古宙CFB中有西澳的Bangemall盆地拉斑玄武岩省形成於1.6Ga，與金川的年齡極為接近。在時空關繫上CFB與地殼的隆起和擴張有緊密聯系，所以既可以形成於陸中裂谷系統（美國的MCR，位於蘇比利爾湖和堪納薩斯，著名的Duluth層狀雜岩即位於其中，成因同於大面積分布的基性熔岩），也可產在大陸邊緣火山裂谷（北大西洋火成岩省）。基性岩牆群與大陸裂解有關，其放射狀的基性岩牆群可能反映了地幔柱的中心位置，單個岩牆寬從幾米至200m，長幾百米至1000km，基性岩牆群是大陸重建的標志遺跡。層狀火成岩侵入體，實際是一種概括的說法，大火成岩省中的大量不同類型侵入體均可列入其范疇，它們是岩漿Cu-Ni-PGE礦床的主要載體。
根據金川含Ni-Cu-PGE超鎂鐵岩侵入體巨大的金屬量聚集，推測其為地幔柱作用結果並為地質歷史上熱點的認識，假設中元古代早期祁連山古陸曾發育地幔柱作用形成的LIPs，必然會存在層狀火成岩侵入體（金川侵入體可視為其中成礦岩體之一）和相應的CFB、基性岩牆群分布。
（1）分布於北祁連西段鏡鐵山微地塊朱龍關群中的巨厚火山岩系（詳見第三章），可認為是CFB的局部出露或殘留。夏林圻等（1999，2000）已從火山岩岩石學和地球化學角度詳細論證了其屬於CFB的特徵，此不再贅述。認為CFB必然應有廣大面積的分布，現今發現面積有限，可解釋為由於成岩後所在祁連古陸塊裂解而肢解和再次拼合隆起而不同程度地遭受剝蝕所致。龍首山西段發現的長城紀變質基性火山岩系也應是這一時期CFB的出露，由於缺少高質量的年齡數據和詳盡的火山岩岩石學研究，目前還僅屬於推測，但藏布太、青石窯超鎂鐵岩很可能是科馬提質或苦橄質熔岩，可與朱龍關群中的大陸拉斑玄武岩和鹼性玄武岩構成完整的CFB組合。
（2）基性岩牆群目前在祁連山區域范圍內尚未見報道，但鏡鐵山微地塊朱龍關群中CFB分布區內發現的大量輝長岩脈，可視作基性岩牆群的局部出露，北祁連西段1∶5萬區域地質調查中亦發現有大量不規則的基性岩脈。另外，在龍首山大量平行分布於中元古代白雲岩中的輝長、輝綠岩脈也是值得重新認識其地質意義的基性岩牆。由於過去未從較大尺度上考察祁連山前寒武紀基性岩脈的時空分布及其地質意義，基性岩牆群是否存在和存在的特徵是亟待調查研究的問題。
（3）祁連山層狀火成岩侵入體是以往研究中最為關注的對象，但祁連山（包括龍首山）對鎂鐵-超鎂鐵岩侵入體的成礦調查，迄今僅發現金川大規模成礦岩體外，龍首山分布的10餘處鎂鐵-超鎂鐵岩侵入體並無礦床發現，卻在南祁連古元古界基底化龍群中，發現有拉水峽等小型岩漿Cu-Ni-PGE礦床（詳見第四章），最為值得注意的是盡管金屬儲量不大，但卻是全岩礦化，岩體即礦體，意義獨特。如果從祁連山古陸塊中元古代早期LIPs視角認識金川礦床的存在，拉水峽含礦岩體與金川岩體是相聯系的，是屬同一地幔柱作用在岩石圈底部部分熔融上侵熔離貫入成礦的結果。預測還可能有隱伏的層狀侵入體存在，有發現新成礦岩體的地質前提。
筆者提出祁連山中元古代早期存在大規模的地幔柱作用的大火成岩省（LIPs）的設想，旨在探討金川這一世界級礦床的物質來源與所代表的地質涵義，並試圖解釋其下地幔源巨量金屬物質在地殼高位的聚集。由於這一課題所蘊涵內容的復雜性，僅提出框架性的推想，但存在一些不容迴避的問題。首先是年齡問題，金川岩體年齡目前出現的爭議（中元古代/新元古代），鏡鐵山微地塊中CFB大跨度的同位素測試年齡，拉水峽岩體的成岩成礦年齡等，均制約著對整個岩漿-構造事件清晰把握；其次是，由於岩漿作用范圍為後期造山帶及其邊緣地塊地質范圍，造山帶急劇的多次構造變動對先期火成岩事件已改造得面目全非，進行配套恢復難度極大。但無論如何，重塑祁連山前寒武紀構造-岩漿事件，對系統認識金川礦床的成礦演化過程，進一步開展區域性找礦部署有重要的意義。
（二）金川超大型世界級礦床的硫化物深部熔離成礦
前已述及，硫在硅酸鹽熔融體中的溶解程度主要取決於FeO的含量，其次為CaO、MgO和Na2O的含量。據戈德列夫斯基（1981）對諾爾斯克含礦岩石硅酸鹽熔融實驗，高溫下（1400～1500℃）以懸浮狀態存在硫化物在硅酸鹽熔融體中含量可達15%以上。Ma-cLean（1968）發現體FeO-Fe3O4-SiO2-FeS系中存在大量不混溶相（圖2-14）。他指出在結晶作用過程中，含有少量硫的均勻硅酸鹽熔體可能使硫飽和而形成硫化物，從而導致熔離硫化物液相存在。結晶軌跡取決於原始化學成分和結晶過程中氧逸度的減低、衡定或增加。在FeS-FeO-Fe3O4-SiO2體系中，兩種液相存在的最低溫度是1140℃。在這種簡單的基性岩漿中硫的溶解度可能約4%，硫化物、氧化物液相中的二氧化硅約1%。自然界實際硫的溶解度可高達15%（戈德列夫斯基，1981）。這種不混熔硫化液相的結晶在硅酸鹽完全結晶後才開始。金川岩體的成因礦物學研究表明，鉻鐵礦中Ni含量虧損（Barnes et al.，1999）、橄欖石岩漿包裹體中少見硫化物子礦物（楊軒柱等，1991），不混熔作用於硅酸鹽礦物結晶之前。
自然界玄武岩熔體僅含0.03%重量的硫（MacLean，1968），比FeO-Fe3O4-SiO2-FeS體系中最大值要低100倍，而自然界岩漿FeO含量更低，硅酸鹽中大量CaO、MgO和Al2O3與FeO結合，使FeO濃度大大減低，從而導致熔融體中硫溶解度降低。一旦硫化物熔體從硅酸鹽熔融體中熔離，富硫化物熔離熔體很容易形成塊狀礦石。Ni、Cu在結晶早期階段，由於N-O鍵比Fe-O鍵要堅固，而取代Fe進入硅酸鹽結構（斜方輝石和橄欖石）。硫化物熔體熔離之前，硅酸鹽結晶程度愈高，氧逸度愈高，Ni更傾向於進入硅酸鹽礦物，很少傾向於與硫化物熔體結合。因此，金川礦床高含礦率的特點，硫化物熔離前不會有橄欖石的明顯結晶，否則難以形成富礦。
Naldrett（1989）認為不同礦床物質成分的差異，是由於硫化物分離並分支平衡的結果。溶於岩漿中的硫化物，由於鎂鐵-超鎂鐵岩漿對富硅物質的同化作用，而呈不混熔液態而熔離。不同比例的硫化物分離是不同程度同化作用的結果。硫化物液相突然熔離下沉的原因可能是由於富硅岩漿混合的結果。可見岩漿混合作用對岩漿硫化物礦床成礦作用的重要。Lambert et al.（1988，1989）運用稀土元素、Sm-Nd同位素和Re-Os同位素地球化學研究，結合野外、岩石學特點確定Stillwater雜岩至少存在有兩種端元岩漿，一種是U型岩漿，為Wyoming太古宙准大陸岩石圈地幔部分熔融的玄武岩；另一種是A型岩漿，為上地殼混染的玄武質岩漿與下地殼鎂鐵-超鎂鐵岩部分熔融合成的拉斑玄武岩。認為Stillwater雜岩堆積相對較寬的γOs、εNd值，為不同岩漿地球化學混合，在整個成岩成礦岩漿房歷史過程中作用的結果。國外其他岩漿硫化物礦床，也具這種特徵，如Noril'sk的苦橄岩和富PGE的Ni-Cu硫化物礦石，γOs=+4.1～+14.2（Lambert et al.，1989）、Bushveld雜岩UG-2鉻鐵礦和梅基梅斯層，γOs=+33～+68（Hart and Kinloch，1989）、Sudbury火成雜岩，γOs=+322～+854（Walker et al.，1991）。這些數據暗示在每一階段系統中都存在某種程度上的地殼物質加入。金川岩體εNd＜0的特徵（李文淵等，2004），γOs=+9.1～+122.6（劉民武，2004）也反映了地殼物質加入的特徵，它是金川岩體結晶前硫飽和致使硫化物液相發生大規模熔離或不混溶作用的主要原因。圖4-46可示意其成礦過程。
古地幔柱在抵達岩石圈底部由於減壓發生部分熔融產生大量的岩漿，岩漿中有岩石圈碎片的不斷加入，因此不斷上升的岩漿（1），成分會發生變化；上升至岩石圈地幔與地殼界線處形成規模宏大的岩漿房（或稱之為岩漿儲庫），這時候的岩漿硫還是不飽和的，隨著岩漿房地殼物質的帶入混染和新的岩漿注入發生岩漿混合（2），促使岩漿房中的硫飽和，大規模持續發生硫化物液相與硅酸鹽岩漿熔融體之間的不混溶（硫化物液相深部熔離）（3），Ni、Co、Cu、PGE等親硫金屬元素紛紛進入硫化物液相中，致使岩漿房上部的基性硅酸鹽岩漿熔融體虧損S、Ni、Co、Cu、PGE；當虧損金屬元素的岩漿上侵刺穿（熔蝕）地殼在地表噴發溢流形成基性熔岩（5）的同時，大量的基性岩牆群作為岩漿管道亦將保存下來，更為重要的是深部岩漿房中下部的含硫化物岩漿或直接為硫化物液相由於地殼的擠壓作用而向上侵入和貫入，形成地殼高位含硫化物岩漿房（或礦漿房）而就位（4），這樣的含硫化物岩漿房應該是多個，但可能規模大小和含硫化物的量有所不同，且每個岩漿房岩漿的注入和礦漿的灌入可能不止一次。最終高位岩漿房發生岩漿結晶堆積和硫化物液相位於岩漿房底部，形成層狀侵入體。後期的構造變動使含礦層狀侵入體空間位置發生變化，陡立或側伏並剝蝕出露地表或位於地殼淺部，成為可利用的礦床或潛在的礦床。
圖4-46 金川岩漿Cu-Ni-PGE礦床硫化物熔離成礦演化示意圖
金川礦床作為世界超大型岩漿Cu-Ni-PGE礦床，其成礦背景和礦床成因一直是人們感興趣的問題，國外岩漿Cu-Ni-PGE礦床研究者也表現出了極大的興趣。但總體來說，對外介紹不夠，Sudbury礦床發現100年來，新認識層出不窮，僅著名的「EconomicGeology」雜志，已先後於1971年、1990年、2000年和2002年出版了四期專輯，由礦床學研究引發出來的學術問題愈來愈廣泛。由於金川礦床在中國岩漿Cu-Ni-PGE硫化物礦床中有舉足輕重的地位，其成礦地質背景和礦床成因的認識，牽涉到整個中國同類礦床的研究。關於岩漿混合成礦作用的觀點，關於地殼物質的加入等等，均是大家十分關注的問題。金川岩體岩石化學具科馬提岩化學成分特徵，礦石地球化學為拉斑質玄武岩礦床的特點，推測其中一端元岩漿為遭受地殼混染的科馬提岩質岩漿（以岩體東段岩漿房為主），（Pt+Pd）/（Os+Ir+Ru）比值低，PGE含量本身低，僅有Ni-Cu礦石形成；西段岩漿房為拉斑質玄武岩漿，以形成Ni-Cu硫化物礦石和Pt、Pd富集體為特徵。這種認識僅僅還是一種推測，尚需更細致的研究。
另外，金川礦床復合熱液作用對成礦的貢獻亦是顯著的，而且可能存在多個活動階段，特別是成岩成礦後期的歷次構造改造中，各種高溫復合熱液的活動對富銅塊狀礦石的形成和PGE的局部富集是相當重要的，有必要進行深入研究。
『玖』 礦物化學特徵及變質作用溫壓條件
麻粒岩捕虜體的主要組成礦物為輝石、斜長石和黑雲母，其電子探針數據列於表4-17。數據主要由北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室電子探針室分析，分析儀器為EPM-810Q，測試條件：加速電壓15kV，束流3.8nA。少量數據由中國科學院地質與地球物理研究所電子探針室分析，分析儀器及測試條件同上一節。
表4-17 基性麻粒岩捕虜體主要造岩礦物的平均化學成分（wB/%）及變質溫度
續表
註：FeO*為全鐵；（a）為中國科學院地質研究所電子探針室測試，其餘由北京大學地質學系電子探針室分析；TWB為以Wood-Banno（1973）二輝石溫度計計算的結果，TW為以Wells（1977）二輝石溫度計計算的結果。
1.輝石
輝石是麻粒岩捕虜體中最重要的造岩礦物之一，據Deer（1978）分類方案，斜方輝石為紫蘇輝石，而單斜輝石屬普通輝石和次透輝石（圖4-24）。
圖4-24 麻粒岩捕虜體中輝石的Wo-Di-Hd-Fs-En成分圖
（據Deer，1978）
圖中黑圈代表單斜輝石，空圈代表斜方輝石；A—透輝石，B—次透輝石，C—頑透輝石，D—普通輝石，E—斜方輝石；
1、2分別為與貧鈣輝石共存的麻粒岩和火成岩單斜輝石的趨勢線（張儒媛等，1981）
（1）斜方輝石
麻粒岩捕虜體中斜方輝石的鎂鐵比值XMg=MgO/（MgO+FeO）為0.41～0.50，多數近於0.5。在Opx的MgO和FeO*含量圖（圖4-25A）中落於華北地體麻粒岩斜方輝石（張儒媛等，1981；沈其韓等，1992；賀高品等，1991；閻月華等，1988；靳是琴等，1986；王時麒等，1994）和漢諾壩捕虜體麻粒岩斜方輝石（陳紹海等，1998）之間，相對於前者富Mg貧Fe，而較後者富Fe貧Mg。有關研究表明變質岩中斜方輝石的CaO含量不會超過1.5%，且CaO含量的增加反映其形成的溫度增高。MgO-Al2O3-SiO2體系的實驗研究表明，斜方輝石的Al2O3含量隨溫度升高而增加（Boyd，1973），在不與石榴子石共生的斜方輝石中，Al2O3含量隨壓力而增加（Obata，1976）。本區麻粒岩捕虜體中斜方輝石的CaO含量均小於1.5%，為0.49%～1.31%，平均0.98%；Al2O3含量為0.47%～1.81%，多數小於1.5%。和華北前寒武紀麻粒岩中斜方輝石相比，顯示了CaO高而Al2O3和Na2O低的特點（表4-18），反映其形成溫度較高而壓力稍低。
圖4-25 麻粒岩捕虜體中輝石及黑雲母的MgO-FeO*變異圖
圖中數據出處見文中敘述
表4-18 麻粒岩捕虜體與華北克拉通前寒武紀地體麻粒岩中輝石礦物平均成分（wB/%）比較
註：1）數據引自張儒媛等（1981），沈其韓等（1992），賀高品等（1991）；2）引自閻月華等（1988）；3）引自靳是琴等（1986）；4）引自王時麒等（1994）。
紫蘇輝石在變質岩中開始形成的溫度較高，一般認為它標志著麻粒岩相變質的開始。然而，由於麻粒岩捕虜體的原岩可能是輝長岩類岩石，因此有必要判別這些斜方輝石是早期岩漿成因的還是經後期麻粒岩相變質作用形成的。Dobretsov（1970）曾提出以下判別式來判斷斜方輝石的成因（式中元素符號代表輝石結構式中的相應陽離子數，Fe3+校正採用鄭巧榮（1983）的方法）：
D（x）=-13.5+59.6AlⅣ+16.6Fe3++21.2Fe2++15.9Mn-5.12Mg+0.9Na
若D（x）大於0，為麻粒岩相（無石榴子石）的輝石；若D（x）小於0，則為岩漿成因輝長岩類的輝石。本區捕虜體麻粒岩斜方輝石D（x）均大於0，表明為麻粒岩相變質成因。另外，Bhattacharyya（1971）曾據Al2O3和（MgO+FeO+Fe2O3）的含量來區分火成和變質成因的斜方輝石，認為（MgO+FeO+Fe2O3）+0.775Al2O3大於44.304者為變質成因，反之為岩漿成因，本區斜方輝石該值均大於44.304，進一步說明為麻粒岩相變質作用產物。
據Dobretsov等（1973）數理統計，斜方輝石的形成條件綜合反映在其成分上，並提出了以下判別式：
D（x）=-4282+683Si+2192AlⅥ+2182Fe3++1455Mn+1442Mg+1427Ca+1700（Na+K）
認為D（x）大於0，屬高溫麻粒岩相；D（x）小於0，屬角閃麻粒岩相。本區麻粒岩捕虜體斜方輝石D（x）值均大於0，顯示其形成溫度較高，已達高溫麻粒岩相。
（2）單斜輝石
麻粒岩捕虜體中單斜輝石（表4-18）顯示了富Mg、貧Fe、低Al、Ti、Na的特點。單斜輝石鎂鐵比值XMg為0.5～0.64。在Cpx的MgO-FeO*圖（圖4-25B）中，其MgO、FeO*含量明顯不同於華北前寒武紀地體麻粒岩中單斜輝石，而與河北漢諾壩玄武岩中麻粒岩捕虜體單斜輝石相近（樊祺誠等，1996）。實驗資料表明，單斜輝石的AlⅥ、Na含量一般隨壓力增大而增加（張儒媛等，1981；Wood，1974）；CaO含量可反映溫度變化趨勢，隨溫度降低而增高，而壓力對它的影響在1000℃以下可忽略不計（MacGregor等，1976）；Ti的效應與Na正相反，隨壓力增大，鈦輝石分子含量減少，當壓力大於10kbar時，它們不出現（Wood，1974）。本區麻粒岩捕虜體中單斜輝石Al含量較低，其中AlⅥ為0.028～0.103，平均0.074，大於AlⅣ的平均含量0.019，且二者未見明顯相關關系。CaO含量為17%～22.4%。Na的含量變化較大，從0.003～0.04，平均為0.021，Na和AlⅥ呈負相關關系。Ti的含量很低，平均為0.007。和華北地體麻粒岩中單斜輝石相比，本區單斜輝石CaO含量略高而AlⅥ、Na含量低（表4-19），表明它們形成的溫度略高而壓力低，但Ti的含量相近，可能又表示壓力不會太低。按礦物化學成分計算端元分子，單斜輝石的硬玉分子（NaAl［Si2O6］）很低，最高也不超過2%，意味著其形成壓力不會太高。總之，本區麻粒岩捕虜體中單斜輝石的化學成分特徵表明其形成溫度較高而壓力相對較低，與斜方輝石成分反映結果相一致。
單斜輝石成分與寄主岩成因密切相關。Vejnar（1975）曾採用Ti-Al2O3和（Si+Al）-Al2O3變異圖將單斜輝石分為變質成因和岩漿成因兩大類。在這兩種圖解上，本區單斜輝石均落入變質成因區（圖4-26）。以Dobretsov（1970）提出的判別單斜輝石成因類型的方法進行計算，本區麻粒岩捕虜體中單斜輝石亦為麻粒岩相變質成因。
圖4-26 麻粒岩捕虜體單斜輝石的Ti-Al2O3和（Si+Al）-Al2O3圖解
A—變質成；B—岩漿成因，黑點代表麻粒岩中單斜輝石，陰影部分代表堆晶岩中單斜輝石成分區
從圖4-24中可以看出，單斜輝石基本上均沿Binns所確定的麻粒岩相單斜輝石趨勢線附近分布（張儒媛等，1981）。圖中共生二輝石投影點連線與Wo-En交於Wo70En30與Wo80En20之間，說明二輝石是平衡共生的（閻月華，1997），且與火成岩中二輝石的平衡共生相似（Deer，1978）。
2.黑雲母
麻粒岩捕虜體中普遍含有黑雲母，其含量1%～10%不等，大多呈棕紅色（Ng），這是TiO2含量高的標志。Ti對雲母，尤其對黑雲母的顏色有強烈影響。一般TiO2含量越高，雲母顏色越紅（閻月華等，1988）。
黑雲母的化學成分見表4-17。從表中可以看出，其成分上較富Mg，大多數Mg/Fe比值大於2，已經屬於金雲母範疇，而華北前寒武紀地體麻粒岩中不存在金雲母，兩類麻粒岩的雲母成分有明顯區別（圖4-25C）。這些黑雲母較山東金伯利岩中典型金雲母（周作俠，1988）以及本區同一寄主岩中所含堆晶岩捕虜體中金雲母貧鎂富鐵，而和澳大利亞昆士蘭基性麻粒岩捕虜體中黑雲母（Rudnick et al.，1987）相當。另外，本區麻粒岩捕虜體中黑雲母還顯示了Ti高、Mn低、AlⅥ和Si都較低的特點。TiO2含量為2.4%～5.2%，MnO為0～0.1%（多數小於0.05%），Al2O3為13.8%～15.2%，AlⅥ在以22個O為基礎計算的化學式中為0～0.19，AlⅣ相對較高，AlⅣ/Si=0.419～0.469，AlⅣ與AlⅥ間未見明顯相關關系。
黑雲母的上述Ti高、Mn低、AlⅥ低的特點清楚地說明捕虜體變質作用已達麻粒岩相。Ti高、Mn低、AlⅥ低正是麻粒岩相黑雲母的特點（閻月華等，1988）。許多研究者都證明了黑雲母中Ti的含量是變質程度的函數，Ti含量隨變質程度增高而增加（張儒媛等，1981）。角閃岩相黑雲母中Ti一般小於0.3（以22個O計算），而麻粒岩相黑雲母中Ti則較高（Guitdotti，1984）。本區麻粒岩捕虜體中黑雲母Ti一般都大於0.3，最高者達0.564。黑雲母的AlⅥ也是變質程度的函數，低級變質岩中黑雲母AlⅥ高，變質程度高則AlⅥ低，麻粒岩相黑雲母的AlⅥ通常小於0.55，非泥質麻粒岩相岩石的黑雲母AlⅥ更低（Guitdotti，1984）。本區黑雲母AlⅥ最高也只有0.19，遠小於0.55。另外，在變質黑雲母的TiO2-100Fe/（Fe+Mg）圖解中（張儒媛等，1983），黑雲母樣品的成分點均落在了麻粒岩相區（圖4-27）。因此，可以說本區捕虜體麻粒岩中黑雲母具有麻粒岩相的特點，為麻粒岩相變質作用的產物。
圖4-27 麻粒岩捕虜體中黑雲母TiO2-100Fe/（Fe+Mg）圖解
3.斜長石
斜長石是麻粒岩捕虜體中主要淺色造岩礦物。一般斜長石對於寄主岩的化學組分、共生礦物和變質作用等級都較敏感，區域變質作用過程中形成的斜長石，其An含量隨溫度升高而增加，角閃岩相斜長石的成分主要為拉長石或中長石范圍，麻粒岩相者則可達培長石、拉長石范圍（葉慧文，1986）。據斜長石化學成分計算其端元化學組成，本區麻粒岩捕虜體中斜長石An=42～74，分別為中長石、拉長石和培長石。