第十二章火山碎屑岩类
火山碎屑岩是火山剧烈爆发中产出的火山碎屑堆积物经压实、固结以后形成的岩石。同一般岩浆岩比较起来，火山碎屑岩的形成过程有以下三个特点：第一。其中的碎屑物质是由火山爆破的机械作用产生的岩石碎块、晶体或玻璃质的碎块构成，而非岩浆冷凝的产物；第二，火山碎屑物质有些是喷射至大气中后经过空气介质而沉落于陆地，有些可能是降落在水中再经一定的搬运作用而在异地沉积的；而岩浆岩无这一沉积过程；第三，火山碎屑岩是由松散的火山碎屑堆积物经过压实、胶结作用后形成的岩石。而岩浆岩却是岩浆直接的冷凝结晶产物。由于火山碎屑岩形成过程(机械破碎、沉积、压实、胶结等)和沉积岩相似，因而，也形成了许多和沉积岩相似的特征(如碎屑结构、层理等)。由于火山碎屑岩中的碎屑物质来源是火山活动这种内动力地质作用的产物，但其沉积—成岩过程中却又有外动力地质作用的因素，即它在成因上具内、外动力地质作用的二重性；在岩性上也显示岩浆岩和沉积岩的双重特征，因而它是岩浆岩—沉积岩之间的过渡类型。据此，有些人也把它归到沉积岩的分类体系中。火山碎屑岩分布十分广泛，从前寒武纪的古老地层至近代死火山堆积物中均有产出。在许多喷出岩出露的地区，也往往相伴而生，共同构成复杂的火山岩系，如我国东南沿海诸省的中生代火山岩系。火山碎屑岩常富集有一般金属矿产，稀有、放射性元素矿产等，而且规模也比较大。
一、火山碎屑物质的一般特征
火山碎屑物质的主要特征表现在它的物态、形状和大小上。
(一)火山碎屑物质的物态和形状
火山碎屑物质的物态一般指它降落着地时的物理状态，即是固态、液态，抑或是塑性体。固态碎屑包括岩屑、晶屑和玻屑；塑性碎屑包括浆屑，塑性玻屑。
1.岩屑
是火山活动中早期先凝结的喷出岩和火山通道的围岩经火山作用爆碎后形成的岩石碎块。岩屑的形状极不规则，呈棱角状，一般大于2毫米。
2.晶屑
是火山爆碎的各种矿物的晶体碎块，常见者是石英、长石的晶屑，它们多半是岩浆中早期形成的斑晶破碎以后的产物。晶屑棱角尖锐，有时在显微镜下可见到熔化痕迹，一般粒度小于
2毫米。根据晶屑的矿物成分可大致判断火山岩的岩浆成分。
3.玻屑
是炸碎的多孔性浮岩碎块。玻屑多保留气孔壁，外形极其复杂，如呈弓状、月牙状、鸡骨状等。一般小于2毫米。在古火山岩中，玻屑虽已脱玻化，但仍保留其外形，是鉴别古火山岩的重要标志。
4.火山弹
是半固结的岩浆团块抛射到空中时在旋转性运动中边扭曲边凝固而成的“麻花”状岩块。降落地面时已基本固结，故常保留其“麻花”状外形。
5.浆屑
是溅落地面的未固结的熔岩团块。这些熔岩团在火山爆发过程中撕裂、震碎，堆积后又经过压扁、拉长，所以，浆屑的形状极不规则，有些似“火焰”状者称为火焰体。
6.塑性玻屑
火山爆发过程常有炽热的火山灰流，致使其中裹携的玻屑处于过热状态而呈塑性，似烧至软化的玻璃，此种玻屑即塑性玻屑。这种炽热的火山灰流和塑性玻屑堆积物不但在上覆火山堆积层的保护下能较长期保持高温，而且在上覆堆积层的重压下塑性玻屑也被压扁、拉长而变
形，因而多呈现平行排列的趋势，形成假流纹构造。
(二)火山碎屑物质的粒度分级
各种火山碎屑物质其粒度有一定分布规律，因此，我们可以把火山碎屑按大小分成几级。每一级给予特定的名称。这些粒级名称是火山碎屑岩分类、命名的基本依据。本书所采用的分类标准如下：
火山岩块：粒度>50毫米；
火山角砾：粒度2～50毫米；
火山灰：粒度0.01～2毫米；
火山尘：粒度<0.01毫米。
火山碎屑堆积物不但碎屑棱角尖锐，而且大小混杂，分选性差，是其一大特点。
二、火山碎屑岩的常见岩石类型
根据火山碎屑物质的含量和硬结(胶结)方式可将火山碎屑岩划分为若干类型，常见者有普通火山碎屑岩、熔结火山碎屑岩和层状火山碎屑岩。此外，尚有向喷出岩过渡的火山碎屑熔岩和向沉积岩过渡的沉积火山碎屑岩。
(一)普通火山碎屑岩
普通火山碎屑岩一般简称火山碎屑岩。其中火山碎屑占绝对优势，成岩方式以压结为主，常叠加有化学胶结物。这种胶结物往往是火山灰后期次生变化、分解形成的蛋白石、粘土矿物和碳酸盐矿物。该类型岩石按粒度分为集块岩、火山角砾岩和凝灰岩三种：
1.集块岩
岩石中的火山碎屑粒径大于50毫米者占50%以上，常混有火山角砾、火山灰等，分选性差。集块岩多分布于火山口附近或火山管道中，分布范围较窄，可作为寻找古火山口或古火颈的一种标志。
2.火山角砾岩
主要由各种喷出岩的角砾组成，也有其它岩石角砾，角砾棱角明显，也可混入少量晶屑，一般由火山灰胶结，分选性差。该种岩石除分布在火山口附近外，也可分布于离火山口稍远的地区。比较常见。
3.凝灰岩
岩石中大多数的火山碎屑粒度小于2毫米，并且被更细的火山尘及火山灰的次生化学分解物(蛋白石、粘土、碳酸盐等)所胶结。由于火山灰粒度细小，从火山口喷出后在空中可飘浮数百乃至数千公里，所以一般凝灰岩的分布范围很宽，可距火山口很远。它是火山碎屑岩中分布最广的一种。
从火山碎屑成分来看，酸性凝灰岩中以玻屑、晶屑为主，岩屑较少；而基性及中性喷出岩晶屑、岩屑较多。因此，按碎屑成分又可分为玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩和岩屑凝灰岩。或按与之相当的喷出岩的成分分为流纹质凝灰岩、安山质凝灰岩。
(二)熔结火山碎屑岩
熔结火山碎屑岩以含有大量浆屑、塑性玻屑为特征。它是通过“熔结”方式成岩的。所谓熔结颇似焊接作用，即这些碎屑在高温下处于塑性状态，在上覆堆积物的重压下可以相互粘结起来而成为整体，冷却之后即成熔结火山碎屑岩。常具假流纹构造。
(三)层状火山碎屑岩
具有明显的层理，主要呈层状产出。多数是由水底火山喷出的碎屑物质、部分是由陆上火山喷出的碎屑物质在水体中的沉积物固结而成。一般很少混有正常碎屑物质(砾石、沙粒)。胶结物主要为火山灰的次生分解物及水溶液化学沉淀物(碳酸盐、粘土、蛋白石等)。其中层状凝灰岩最常见，广泛分布于湖成和海成沉积岩中。
(四)基它类型
1.火山碎屑熔岩
若火山碎屑物质降落在喷出地表的岩浆中，碎屑将通过岩浆的冷凝作用而胶结成岩。其胶结物为岩浆物质。成岩过程具有岩浆冷却凝固的特点。所以它在岩石特征上向喷出岩过渡。岩石中火山碎屑的含量变化很大，一般为10～990%。
2.沉积火山碎屑岩
火山碎屑沉落于水体、或降落于陆地再经流水搬运至水盆地中，沉积时混杂有正常沉积物(砾石、泥沙等)，并且在成岩过程中主要靠压固胶结作用，胶结物也主要为水溶液化学沉积物质(碳酸盐、粘土和氧化铁等)。可具层理构造。该类岩石中最为普遍的是沉积凝灰岩。它往往同正常沉积岩共生在一起，彼此呈过渡关系。因此，沉积火山碎屑岩是向沉积岩过渡的火山碎屑岩类。
三、火山碎屑岩的分布及其研究意义
火山碎屑岩在各个地质时代和许多地区广泛分布。以我国而论，前震旦纪变质岩中就有许多变质火山岩。西北地区祁连山古生代地层中，东部及东南沿海地区中生代火山岩系中、东北地区中生代陆成含煤岩系中、西南地区中生代地层中(所谓“绿豆岩”)均夹有不少火山碎屑岩。
通过火山碎屑岩的研究可以了解古火山的地理分布、火山喷发方式、强度和喷发时的环境(水下或陆上)，分析火山在时间和空间上的分布规律，并进而探索构造运动的规律。由于火山灰可以飘逸很远，所以凝灰岩往往在广大地区内以比较稳定的层位产出。因而，可用它作为“标志层”进行地层对比，例如，广泛分布于川、黔、鄂一带的“绿豆岩”(一种玻屑凝灰岩，具有绿豆状泥球结构)，厚约1米，产状稳定，是该地区中三叠统底部地层划分、对比的标志层。又如黑龙江鸡西的一些早白垩世煤层中夹有凝灰岩层，是煤层对比的良好标志。火山碎屑岩，特别是火山通道附近的火山碎屑岩中常含有许多矿产而且有时规模很大，常见者有明矾石、叶蜡石、沸石、硫黄、铜、铅、锌、铁、汞、铀等。这些矿床多呈层状产出，矿体与围岩整合，往往构成一定层位的含矿岩系。成矿物质来源于火山，但矿质的富集作用则是在火山物质堆积、固结成岩、次生变化的过程中进行的。火山提供矿质的途径有火山喷气、火山尘的吸附、热液携带等。
斑岩型铜矿的主要地质特征： （1）与岩体的关系： 在时间上、空间上，成因上矿床均与斑状结构的中酸性浅成或超浅成的小侵入体有关，如花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩。 而斑岩体以小侵入体或次火山岩体产出，出露面积不大，一般小于1km2（如江西德兴朱砂红岩体0.02 km2），也有达十余平方公里的。 矿化多集中在岩体项部，岩体形态复杂，以岩株、岩筒状对成矿较有利，岩石常具有斑状结构，岩体内外伴有角砾岩带，有的矿化角砾岩筒是主要的开采对象。 岩体时代一般较年轻，典型的斑岩铜矿床从晚古生代到中新生代，尤以中新生代占绝对优势。 （2）围岩蚀变特征： 矿床的围岩蚀变很发育，蚀变范围可达几百米到几千米，常具有明显的、有规律的水平和垂直的分带现象。多数情况自岩体中心向外可分为：（1）钾化带（钾质蚀变带）；（2）石英绢云母化带；（3）泥化带（粘土化带）；（4）青盘岩化带；上述四个带在一个矿床中不一定都存在，可以是其中某一两个带特别发育，围岩蚀变呈带状分布的特点，可作为寻找斑岩铜矿的有效标志。金属矿化分布在岩体内或部分在岩体内，部分在岩体外，石英绢云母带常为主要的矿化带。 （3）矿床地质特征： 矿体形态主要受各种复杂地质条件控制，如侵入体的形态、接触面的形状和产状、成矿前的裂隙构造及围岩蚀变等。矿石构造以细脉浸染状为主，也有呈致密块状、角砾状的等等。矿石品位一般较低，但矿化均匀。矿化明显分带，片矿化向外为：Mo—Cu、Cu—Mo、Pb-Zn、Au。 （4）地质构造环境：岛弧，特别是活动大陆边缘火山岩浆弧环境钙碱系列的安山岩带有利于斑岩型铜矿的形成。矿床多分布于不同大地构造单元过渡带相对隆起的一侧，一般为深-大断裂带及其上盘。 （5）成矿作用： 当岩浆侵位于地壳浅部时快速冷凝结晶而形成斑状中酸性次火山岩体。随后，深部岩浆房中析出的含矿流体迅速上升至次火山岩体的上部，并因减压沸腾形成细脉浸染状矿化或发生隐爆形成角砾岩筒。在有化学性质活泼的围岩时也可形成矽卡岩型矿化。岩浆和气液流体的上升可引发地下水的对流循环，使围岩中的矿质及硫活化并参与成矿。
常见沉积岩的特征碎屑岩类 砾岩：粒径大于2mm的碎屑占50%以上，具砾状结构，层理发育差。砾石一般为圆或次圆状者称砾岩，砾石呈棱角和次棱角状者称角砾岩。主要由一种砾石成分（含量75%）组成的砾岩，称单成分砾岩，这样的砾岩一般分选性和磨圆度均好，如石英砾岩。砾石成分复杂者称复成分砾岩，一般分选不良，圆度变化也大。砾岩的胶结物有硅质、钙质、铁质和泥质等。 砂岩：粒径介于2-0.05mm之间的砂粒占50%以上，具砂状结构，各类层理均可发育，胶结物多硅质、钙质、铁质及泥质等。按砂粒大小可分为粗粒砂岩（粒径2-0.5mm）、中粒砂岩（粒径0.5-0.25mm）、和细粒砂岩（粒径0.25-0.05mm）。按成分又可分为石英砂岩、长石砂岩和岩屑砂岩。石英砂岩中石英含量占75%以上，甚至95%以上，一般磨圆度高，分选好，颜色浅。长石砂岩中石英含量<75%，长石含量>25%，浅红色到浅灰色，圆度较差，分选中等或差。岩屑砂岩中石英含量<75%，岩屑含量>25%，甚至>60%，颜色深，圆度和分选都很差。 粉砂岩：粒径介于005-0.005mm的碎屑粒占50%以上，具粉砂状结构，多呈薄层状，水平或微波状层理，颗粒细小，肉眼难以辨认，放大镜下可识别石英颗粒或少量白云母。岩石断面粗糙，无滑感，可与粘土岩相区别。黄土则是未固结的粉砂，呈土黄色，松散状，层理不清，主要由石英、长石等粉砂组成，含粘土矿物及碳酸钙结核。 泥质岩类：分布最广的一类沉积岩，均为泥质结构，并常具水平层理，主要由各种粘土矿物组成。通常按固结程度分为以下三种： 粘土：未固结或弱固结的泥质岩，具吸水性和可塑性，在水中易泡软。单矿物粘土有高岭石粘土、蒙脱石粘土、水云母粘土等，但自然界多数为复矿物粘土。 泥岩：固结较紧的泥质岩，呈块状，吸水性和可塑性极弱，在水中不易泡软。成分较复杂，多水云母，含粉砂。 页岩：固结很好的泥质岩，成页片层，无吸水性和可塑性，水中不能泡软，可按其所含次要成分进一步命名，如炭质页岩、钙质页岩等。 化学岩及生物化学岩类：这类岩石结构多样，有碎屑结构和生物结构，但以化学结构为主。由于岩石多数为非晶质或隐晶质，肉眼不能分辩矿物颗粒，因此，要注意区分岩石种类众多的化学成分和矿物成分。其中主要的岩石种类有以下几种： 碳酸盐岩：主要由钙镁的碳酸盐组成，分布广泛，在沉积岩中仅次于页岩和砂岩，结构以碎屑结构和化学结构为主，最主要的岩石有石灰岩和白云岩。 石灰岩：主要由方解石组成，常呈灰或灰白色，由于含有机质多少不等，颜色可由浅灰到黑色，一般较致密，断口呈贝壳状，硬度不大，加稀盐酸起泡剧烈。常因结构不同而给予不同的名称，如豹皮灰岩、鲕状灰岩和竹叶状灰岩等。灰岩中常含有粘土矿物、硅质等杂质，含量较多时称为泥灰岩、硅质灰岩等。
大地构造读书报告 学院： 专业： 学号： 姓名：
从岩石组合到大地构造 摘要：当今科学发展的一个重要特点，是不同学科之间的相互渗透交叉。地质学中的板块构造学、岩石学与地球化学的发展，以及分析手段、测试精度的提高，在总结岩石学特征与板块构造关系方面出现一个介于岩石学、大地构造学和地球化学之间的一个边缘学科——岩石大地构造学。本篇文章就是从岩石组合的角度对大地构造进行分析，主要介绍几种重要的岩石大地构造组合，分别是蛇绿岩（套）、混杂堆积、双变质带、超高压变质岩（带）、复理石、磨拉石。 第一章．蛇绿岩（套） 1、概念 1972年9月，在美国召开的彭罗斯（Penrose）蛇绿岩会议上，赋予蛇绿岩一词如下含义： 1）蛇绿岩是镁铁质至超镁铁质岩的特征的岩石组合； 2）蛇绿岩不应作为一种岩石名称或填图单元； 3）发育完整的蛇绿岩层序由下而上包括超镁铁质杂岩、辉长岩类杂岩、镁铁质席状岩墙群和镁铁质火山杂岩； 4）伴生的岩石类型包括上覆沉积层序中的条带状硅质岩、页岩夹层和少量灰岩，通常与纯橄榄岩伴生的豆荚状铬铁岩，以及富Na 的长英质侵入和喷发岩；可填图的岩石单元之间通常为断层接触，完整剖面可能缺失。因此，蛇绿岩可以是不完全的，肢解的或变质的。
2、蛇绿岩套的组成及层序 蛇绿岩套以其层序性、岩浆作用、变质作用和构造变形这四个方面的紧密联系特征，通常认为完整蛇绿岩套在层序上（由下至向上）有：超镁铁质岩-辉长岩-辉绿岩-枕状玄武岩熔岩-深海沉积层。 （1）变质超镁铁质杂岩：有纯橄榄岩、多期变形变质，常形成蛇纹化石橄榄岩或蛇纹岩。 （2）堆积杂岩：为岩浆结晶分异作用所造成的“晶体堆积体”，下部为堆积的橄榄岩，上部为堆积的辉长岩。有时，尚有英云闪长岩、斜长花岗岩等产于辉长岩顶部（基性岩浆结晶分异产物）。 （3）席状岩墙群：由许多近于垂直，互相紧挨着的辉绿岩墙组成，相邻岩墙在接触处出现对称的冷凝边，可见岩墙是岩浆沿张性裂隙先后依次贯入而成； （4）枕状熔岩：属海底喷发，以拉斑玄武岩为主，常有细碧岩，形成紧密堆积的岩枕，岩枕中有气孔、冷凝边及放射状裂隙。 （5）深海沉积物：包括放射虫硅质岩、含钙质超微化石的灰岩、页岩和硬砂岩等。 3、蛇绿岩的成因 关于蛇绿岩的成因模式为：洋脊扩张时，地幔成分的物质沿扩张裂隙上涌，同时发生玄武质岩浆的部分熔融，这种基性岩浆在岩浆房中不断分异和固结，就依次形成海底喷发的基性熔岩，贯入的席状岩墙，以及堆晶的层带超基性岩、基性杂岩、分异的终端产物还有淡色岩类（奥长花岗岩、闪长岩等），而残留下来的物质则为方辉橄榄岩、
斑岩型铜矿的特征及研究进展 摘要本文简要介绍了斑岩型铜矿的基本地质特征以及近年来对斑岩型铜矿研究的一些进展。主要包括斑岩型铜矿产出的大地构造环境；成矿物质和成矿流体的来源；与成矿有关的岩浆及岩浆岩在成矿过程中的演化以及过渡岩浆的作用；最后介绍了多数人比较认可的一般成矿模式。 关键词斑岩型铜矿成矿物质成矿流体成矿模式岩浆演化 斑岩型铜矿是世界上最重要的矿床类型之一，约占世界铜总储量的50%以上。这类矿床存在4个特点：一大二贫三易选四露天。尽管其品味低，但其规模巨大，全岩均匀矿化，埋藏浅，适于露采，选矿回收率高，并且常伴有Mo、Au、Ag等有益元素可综合利用等特点，成为世界上最重要的铜矿类型。 一、斑岩型铜矿的地质特征 1.基本地质特征 斑岩型铜矿是与陆相次火山热液作用有关的矿床。在时间上、空间上、成因上斑岩型铜矿均与斑状结构的中酸性浅成或超浅成的小侵入体有关。斑岩铜矿形成的时代主要集中在中、新生代，其次是古生代，前寒武纪斑岩铜矿床目前发现较少。斑岩铜矿矿床具有明显的线性分布特征，绝大多数超大型斑岩铜矿床分布都不是独立的，在一定区域范围内常与同一类型的几个矿床共生。 2.围岩蚀变特征 斑岩铜矿在热液蚀变类型、强度和规模等方面变化很大，但是代表性的蚀变带普遍存在，并具明显的分带性。斑岩铜矿有其特征的蚀变组合及其分带模式，俗称“大白菜模式”，由内到外依次为: 石英内核→钾化带( 黑云母—钾长石带) →似千枚岩化带( 绢云母—石英带) →泥化带→青磐岩化带。 石英内核是早期岩浆结晶的产物；黑云母—钾长石的交代现象是
一种阳离子交换反应；石英—绢云母带围绕和部分叠加在钾化带上，由于它与泥化带往往赋存在内部钾化带和外部青磐岩带之间，故也称之为中间带，其特点是钾长石和斜长石均绢云母化，角闪石和部分黑云母也变成了绢云母、黄铁矿、金红石等；泥化带（高岭石—蒙脱石化）的斜长石变化最为明显，靠近矿体的斜长石多蚀变成为高岭石。 二、全球分布特征及大地构造环境 从世界已知斑岩铜矿分布情况看，大致分为环太平洋、特提斯－喜马拉雅、古亚洲（中亚成矿带）3个全球性成矿域。夏斌等（2002）指出，环太平洋可分东西两带，东带主要分布在太平洋东岸的科迪勒拉和安第斯山脉；西带分内带和外带，内带从俄罗斯鄂霍茨克北缘，经我国东北东部、长江中下游及华南地区外带从日本列岛经我国台湾、菲律宾、加里曼丹岛、巴布亚新几内亚、所罗门群岛。 板块理论建立之后，许多矿床学家试图用板块理论来解释斑岩铜矿的成因。斑岩铜矿可以在板块俯冲、碰撞和拉张环境下形成，其中，板块俯冲背景下形成的斑岩铜矿数量最多。 从斑岩铜矿在全球的分布来看，会聚板块边缘无疑是斑岩铜矿最重要的成矿背景；但有研究者认为，有利于斑岩铜矿成矿的构造环境并不是单纯的俯冲和挤压。 Richards等（Richards et al.2001）对智利北部Escondida 地区进行了详细的地质和地球化学研究，讨了斑岩铜矿的控制因素，总结了有利于斑岩铜矿形成的地质因素，其中，构造背景因素包括:1.上地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期；2.成矿域存在早期深大断裂，而且，这些断裂在应力松驰期活化张开。在地壳处于较长时期挤压状态后的应力松驰期形成斑岩铜矿的现象在中国也有出现。辉钼矿Re-Os 同位素定年工作表明，中国西藏冈底斯斑岩铜矿带的矿化发生在14 Ma 左右，在这一时期，该区已处于碰撞后的拉张环境（侯增谦2003）。 三、成矿物质及成矿流体来源 1.成矿物质来源 尽管部分斑岩铜矿中存在铜来源于地层的证据，但岩浆来源的观
对斑岩型铜矿成因及找矿前景分析 斑岩型铜矿床是重要的铜矿类型，具有规模大、埋藏浅、成群成带出现，矿石易选，可综合利用元素多等特点，在已探明的铜储量中斑岩型铜矿居首位。近年来斑岩铜矿的发现与有关找矿实践与研究说明，斑岩铜矿在国内是一种比较重要的成矿类型，具有较好的找矿前景。本文通过对斑岩型铜矿形成的主要地质特征及矿床成因进行探讨，并对斑岩型铜矿的找矿方向和前景进行了相关分析。 标签：斑岩型铜矿地质特征找矿方向前景 1斑岩铜矿床主要地质特征 （1）斑岩铜矿形成主要与钙碱性花岗岩类有关，成矿斑岩源于地幔、下地壳或洋壳物质的参与。在时间上、空间上、成因上矿床均与斑状结构的中酸性浅成或超浅成的小侵入体有关，含矿岩性成分范围较宽，可以是花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩。斑岩体以小侵入体或次火山岩体产出，出露面积不大，一般小于1km2。矿化多集中在岩体顶部，岩体形态复杂，以岩株、岩筒状对成矿有利。 （2）斑岩铜矿形成环境主要以活动大陆边缘为主，其次为岛弧，与板块俯冲作用有关，两板块接触缝合带是矿床形成的有利地区。矿床受区域断裂-构造带控制，故常呈带状分布。矿体常受次一级构造控制，即岩体和围岩中的微裂隙控制（层间裂隙、片理、原生裂隙等）。 （3）矿床的围岩蚀变很明显，蚀变范围可达几百米到几千米。常具明显的、有规律的水平和垂直的分带现象。多数情况自岩体中心向外可分为钾化带、石英-绢云母化带、泥化带、青盘岩化带。 （4）矿体形态主要受各种复杂地质条件控制，如侵入体的形态、接触面的形状和产状、成矿前的裂隙构造及围岩蚀变等。斑岩型铜矿床一般矿化品位较低，形成深度较浅。但矿化均匀，矿化分带明显，矿石构造以细脉侵染状为主，也有致密块状、角砾状等。矿石选、冶性能好，矿床工业利用价值高。 2斑岩铜矿矿床成因 目前国内外大多数学者都赞同斑岩型矿床矿质和成矿热液是由中酸性岩浆在上侵过程及侵位后的结晶过程中，由于温度、压力等物理化学条件的改变而析出，并在有利的部位富集成矿。斑岩铜矿成矿作用经历了早期岩浆阶段和晚期大气水阶段，然而在搬运和沉淀矿石的是早期岩浆热液还是晚期来自围岩的流体的认识上还存在争论，这一分歧也扩大到金属、S以及其它组分的来源方面，特别集中在成矿元素是源自结晶岩浆还是通过对流流体从围岩中萃取的。一种观点认为成矿元素Cu源于围岩，证据出自稳定同位素、热质输运数值模拟、流体包裹体以及围岩成矿元素降低场等方面的研究。
中国大陆环境斑岩型矿床包括斑岩型Cu（-Mo、-Au）、斑岩型Mo、斑岩型Au和斑岩型Pb-Zn 等矿床类型,主要产出于青藏高原大陆碰撞带、东秦岭大陆碰撞带和中国东中部燕山期陆内环境,在地球动力学背景、深部作用过程、岩浆起源演化、流体与金属来源等方面与岩浆弧环境斑岩型矿床存在重要差异。在大洋板块俯冲形成的岩浆弧,主要发育斑岩Cu-Au矿床或富金斑岩Cu矿（岛弧）和斑岩Cu-Mo及斑岩Mo矿床（陆缘弧）。相比,在大陆碰撞带,晚碰撞构造转换环境发育斑岩Cu、Cu-Mo和Cu-Au矿床,矿床受斜交碰撞带的走滑断裂系统控制,后碰撞地壳伸展环境则主要发育斑岩Cu-Mo矿床,矿床受垂直于碰撞带的正断层系统控制;在陆内造山环境,早期发育斑岩Cu-Au矿床,晚期发育斑岩Pb-Zn矿床,它们主要沿古老的但再活化的岩石圈不连续带分布,受网格状断裂系统控制;在后造山（或非造山）伸展环境,则大量发育斑岩Mo矿和斑岩Au矿,它们则主要围绕大陆基底—克拉通（或地块）边缘分布,受再活化的岩石圈不连续带控制。大陆环境斑岩Cu（-Mo,-Au）矿床的含矿斑岩多为高钾钙碱性和钾玄质,以高钾为特征,显示埃达克岩地球化学特性。岩浆通常起源于加厚的新生镁铁质下地壳或拆沉的古老下地壳。上地幔通过三种可能的方式向岩浆系统供给金属Cu（和Au）：①提供大批量的幔源岩浆并底垫于加厚下地壳底部,构成含Cu岩浆的源岩;②提供小批量的软流圈熔体交代和改造下地壳,并诱发其熔融;③与拆沉的下地壳岩浆熔体发生反应。大陆环境含Mo岩浆系统高SiO2、高K2O,岩相以花岗斑岩为主,花岗闪长斑岩次之,既不同于Climax 型,又有别于石英二长斑岩型Mo矿床,岩浆起源于古老的下地壳。金属Mo主要为就地熔出,部分萃取于上部地壳。大陆环境含Pb-Zn花岗斑岩多属铝过饱和型,与S型花岗岩相当,以高δ18O（〉10‰）和高放射性Pb为特征,Sr-Nd-Pb同位素组成反映其来源于中下地壳的深熔作用,金属Pb-Zn主要来源于深融的壳层。大陆环境含Au岩浆系统以富B花岗闪长斑岩为主,常与矿前闪长岩密切共生。Sr-Nd-Pb同位素显示,含Au岩浆主要来源于上部地壳,但曾与幔源岩浆发生相互作用。金属Au部分来源于上地壳,部分来源于地幔岩浆。大陆环境斑岩型矿床显示各具特色的蚀变类型和蚀变分带,其中,斑岩型Cu（-Mo,-Au）矿热液蚀变遵循Lowell and Guilbert模式;斑岩型Mo矿主要发育钙硅酸盐化、钾硅酸盐化和石英-绢云母化;斑岩型Pb-Zn矿主要发育绿泥石-绢云母化和绢云母-碳酸盐化,缺乏钾硅酸盐化;斑岩型Au矿强烈发育中度泥化。斑岩型矿床的成矿流体初始为高温、高fO2、高S、富金属的岩浆水,由浅成侵位的长英质岩浆房在应力松弛环境下出溶而来,晚期有天水不同程度地混入。Cu、Mo、Pb-Zn 通常沉淀于流体分相和流体沸腾过程中,而Au则主要沉淀于岩浆-热液过渡阶段。 斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型”矿床，主要以铜、钼为主。近年来，又发现了斑岩钨矿（据统计有1／3的斑岩钼矿中均含钨，而所有斑岩钨矿中均含钼）、斑岩锡矿（玻俐维亚一个锡矿床，五十年代集中开采脉状富锡矿体，1979年发现斑岩中有蚀变和角砾岩化，普遍含Sn 0.2-0.3％，紧接此成矿带的秘鲁也发现了巨型的斑岩锡矿，矿石品位Sn 0 .05-0 .08％，储量约180 x106t）、斑岩金矿以及斑岩铅、锌矿床等。上述矿床在我国南岭等地区也有分布。它们的特点如下：①矿床规模大，如斑岩铜矿是当前世界铜矿床的主要类型，占世界已探明铜储量的一半；②埋藏浅，易于开采；③矿床常呈带状分布，这和斑岩体受一定构造带控制有关；④矿石品位较低，但矿化分布均匀；⑥矿石成分简单，易选；⑥可供综合利用的矿产多，除Cu、MO、W、Sn、Pb、Zn外，尚可综合利用Au、Ag、Se、Te、Re等元素。
第一章斑岩型矿床 1．斑岩矿床和玢岩铁矿的概念、地质特征、矿床特征。 斑岩矿床：指在空间上和成因上与中酸性斑状岩浆侵入体有密切的关系、产于侵入体及其内外接触带的矿床，叫斑岩型矿床。 地质特征：（1). 矿床产出的地质构造条件：斑岩型矿床绝大多数分布于地槽褶皱区，受区域性深大断裂－构造带控制，常呈带分布。据统计，世界上中－新生代以来的斑岩铜矿，90%以上分布在大陆边缘或地台活化区中。 （2）含矿岩体：岩石系列：钙碱性为主；岩性：中性－中酸性－酸性；岩石类型：酸性：二长花岗斑岩为主，次为花岗斑岩；中酸性：花岗闪长斑岩，少量斜长花岗斑岩；中性：石英闪长斑岩，次为闪长玢岩。 （3）含矿构造存在断裂、裂隙和角砾岩体； （4）矿体围岩：①围岩的构造：构造发育对成矿有利，但不发育时，阻塞作用亦可成矿。②围岩的岩性：岩性不同，矿化不同，岩石化学性质对成矿具两方面影响。 (5）围岩蚀变: ①出现面型蚀变，范围几百－几千米。②蚀变分布具规律性，呈带分布、主要有五带。 (6）矿体特征: A. 矿体产出部位，有3种：①产于围岩中：沿围岩层间及裂隙充填、交代而成，有时进入围岩的角砾岩中。形态：脉状、板状、似层状。②产于岩体中：岩体全部或大部分矿化，主要产于角砾岩筒－原生裂隙中。形态：等轴状、柱状、脉状等。③既产于岩体内中又产于围岩中：呈带状、环状，最常见。B．矿化的明显分带性：矿物组合（元素）分带：自中心向外：Mt + Py + Cp→、Cp + Py +斑铜矿→、Cp +MoS→Py→、Au、Ag、Pb、Zn 多金属； 矿床基本特点：（1）矿床规模大，斑岩Cu占探明Cu储量的一半; （2）埋藏浅，易于开采; （3）矿床呈带分布，与斑岩体一同复构造控制; （4）矿石品位低，但矿化均匀分布; （5）矿石成分简单、易选; （6）综合利用矿产多：Cu、Mo、W、Sn 、Pb、Zn、Au、Ag、Se 、Te、Be 等。 玢岩铁矿：由于其内硫化物多呈细脉状和浸染状，亦有称为“细脉浸染状矿床。玢岩铁矿：指在陆相安山岩分布区，与辉石闪长玢岩－次火山岩或火山－侵入岩体有时、空及成因联系的一组以铁为主的矿床。 2．斑岩型铜矿床产于何种地质构造环境？含矿岩体及矿床有何特征？ 斑岩型铜矿床的地质构造环境：斑岩型矿床绝大多数分布于地槽褶皱区，受区域性深大断裂－构造带控制，常呈带分布。据统计，世界上中－新生代以来的斑岩铜矿，90%以上分布在大陆边缘或地台活化区中。 含矿岩体特征： 岩石系列：钙碱性为主； 岩性：中性－中酸性－酸性； 岩石类型：酸性：二长花岗斑岩为主，次为花岗斑岩；中酸性：花岗闪长斑岩，少量斜长花岗斑岩；中性：石英闪长斑岩，次为闪长玢岩。
火山岩大地构造环境 摘要：花岗岩与大地构造环境之间存在着成因联系，因为岩浆活动受到了构造环境的控制。在大地构造演化的各个阶段中，花岗岩的岩石化学成分表现出有序的演化趋势，这种趋势在常量、微量及稀土元素等方面都有反映。通过化学成分的变化，并利用典型的构造环境中花岗岩的数据及数学手段建立的一套判别方法，可以用来判别花岗岩形成的大地构造环境。 关键词：花岗岩；构造环境；成因分类；成分演化 花岗岩与大地构造的成因联系： 板块构造理论的建立为岩石大地构造学的研究提供了理论依据。不同的构造环境由于物质组成、温压条件及构造变动的差异，岩浆在形成机制、混染程度、分异类型、运移过程和侵位方式及其以后的变质、变形等地质作用也必然有不同的表现形式，并形成一定的岩石类型和岩浆岩组合。BarkerD.5.关于岩浆作用的基本假设反映了岩浆活动与大地构造作用的内在关系：（1）岩浆是由地慢或地壳部分熔融产生的，没有一个长久的世界性的岩浆房存在。（2）熔化是动力过程的反映，热量不能聚集在一个很小的高温空间中，且仅仅依靠放射热能不足以引起熔融。因此，岩浆的形成有三种方式：（a）通过下部岩浆的热传导或者断裂、剪切、俯冲等作用的运移使岩石达到高温状态；（b）断裂抬升或贯入作用的降压过程；（c）变质作用中固相线较低的物质成分变化。（3）即使岩浆在进入地壳中用地质的时间尺度看是瞬时的，不同期次的岩浆作用（甚至是被改造过的）也将保留其化学特征川。这些基本假设明确地阐述了岩浆作用与大地构造作用之间的成因联系，前两条假设说明了大地构造作用对岩浆作用的限制性，第三条假设则说明了探索二者之间关系的可能性。PeiveA.B等人把花岗岩的形成与地壳的演化直接联系起来，将地壳的发展演化划分为大洋、过渡和大陆三个有序阶段。洋壳在俯冲作用等一系列复杂的过程中受到改造，向过渡壳演化。在这一过程中，玄武岩通过局部熔融或者交代作用，在不成熟的过渡壳（如岛弧）中可以形成局部新生的花岗岩层，构成未来陆壳的“萌芽体”，其明显的特点是Na 2 O的含量大于 K 2 O的含量，反映了花岗岩层的新生性质和不成熟特点。斜长花岗岩化是过渡壳成熟过程中的产物，反映了洋壳物质不断被改造，并向陆壳逐步演化的过程。由斜长花岗岩化发展为大规模的钾长花岗岩化是过渡壳向陆壳演化阶段的突出事 件，K 2O和Na 2 O的含量也发生了变化，使地壳走向最终的成熟阶段。这种新的认 识揭示了花岗岩在大地构造演化中的意义，并且明确了地壳演化中各个阶段的花岗岩种类及其性质，成为地壳演化不同阶段的直接标志。近年来Wiokham5.M.对东比利牛斯裂谷变质作用的研究认为，花岗岩可以形成于大陆裂谷这一高温低压的构造环境。由于裂谷作用使地壳拉伸减薄，引起上地慢热物质的上涌，并使地壳物质发生部分重熔，形成大量的花岗岩类侵入体和若干代表极高的地温梯度的凝缩变质岩系川。上地慢的热物质在裂谷环境中也可能直接参与了岩浆的混染改造作用，使地壳物质向过渡类型转化，形成拉张型过渡壳，由此何国琦等提出了地壳演化的五阶段模式闭。所有这些关于花岗岩与大地构造作用之间的关系的新认识，就是我们研究二者之间内在联系的基础，也是我们进行花岗岩的构造环境判别的理论依据。 花岗岩的构造成因分类： 近代一些花岗岩学说都包含了一种假说，即花岗岩的形成与造山运动和区域变质作用有关。从这一观点出发，传统的槽台学说认为，地槽褶皱回返或者造山运动的各个不同阶段可以形成一些不同特征的花岗岩，并将其分为同造山期花岗
120第五章 火山碎屑岩 火山碎屑岩是主要由火山碎屑物质组成的岩石。 火山碎屑岩是介于正常火山岩与正常沉积岩之间的岩石类型，兼有二者的特点，又与二者相互过渡。在沉积岩系中它属于碎屑沉积岩中的一种特殊类型。 与火山碎屑岩相伴生的是熔岩、次火山岩（或超浅层侵入岩）和正常沉积岩类。 火山碎屑岩在自然界分布十分广泛，从前寒武纪至第四纪均有分布。我国东部地处环太平洋火山活动地带，中、新生代沉积中有着发育的火山岩系。由于不少重要矿产常与其有关，近十年来，对于这些地区的火山作用及火山碎屑岩的研究，有较大的进展。 火山岩和火山碎屑岩可做为油气储集层，目前已是我国中、新生代陆相含油气盆地中重要的油气储集层类型之一。 第一节 一般特征及分类 一、物质成分 火山碎屑物质按其组成及结晶状况分为岩屑（岩石碎屑）、晶屑（晶体碎屑）和玻屑（玻璃碎屑）三种。此外，也还有一些其它的物质成分，如正常沉积物、熔岩物质等。兹分述如下。 1. 岩屑 岩屑形状多样，大小不一，可由微细粒至数米的巨块。依其物态可分为刚性及塑性两种。 刚性岩屑是已凝固的熔岩、或火山基底和管道的围岩，当火山爆炸时冲碎而成。塑性岩屑又 图5－1 塑性浆屑 具流纹构造，去玻化后显皱晶和 球粒结构，河北，下花园，白垩系 图5－2 火山弹 山西、大同
121 称塑性玻璃岩屑、浆屑或火焰石等，是由塑性、半塑性熔浆在喷出后经塑变而成，具玻璃质结构，断面呈火焰状、撕裂状、树枝状、纺缍状、透镜状、条带状等（图5－1）。火山弹是由于塑性熔浆团在空中旋转而成，形如纺缍、椭球、麻花、陀螺、梨状等，表面具旋扭纹理和裂隙，并具一层淬火边（图5－2），大者可达数米。 2. 晶屑 晶屑多为早期析出的斑晶随熔浆炸碎而成。大小一般不超过2～3mm，常呈棱角状，有 时也保持原来的部分晶形，其成分多为石英、长石、黑云母、角闪石、辉石等。石英晶屑表面极为光洁，具不规则裂纹及港湾状溶蚀外形（图5－3）。长石晶屑主要为透长石、酸性至基性斜长石，有较高自形程度，可见沿解理破裂及明显的裂纹（图5－4），扫描电镜下更为清晰（图5－5）。黑云母和角闪石晶屑常具弯曲、断裂及暗化现象（图5－6）。辉石主要出现在偏基性的火山碎屑岩中。 1. 玻屑 玻屑通常大小在0.1～0.01mm 之间，很少超过2mm；2～0.01mm 者称火山灰，小于0.01mm 者称火山尘。酸性和中酸性熔浆生成的玻屑折光率在1.48～1.51之间。刚性玻屑有弧面棱角状和浮石状两种。前者出现普遍，形状多样，镜下常用弓形、弧形、镰刀形、月牙形、鸡骨状、管状、海绵骨针状、不规则尖角状等一系列形容词来描述（图5－7）。综观其共同特点不外是一些不完整的气孔壁和贝壳状断口等所组成。后者，不甚普遍，是没有彻底炸碎的弧 图5－3 石英晶屑 取自张家口－富化一带中生代凝灰岩 图5－4 长石晶屑 取自张家口－富化一带中生代凝灰岩岩
第十二章火山碎屑岩类 火山碎屑岩是火山剧烈爆发中产出的火山碎屑堆积物经压实、固结以后形成的岩石。同一般岩浆岩比较起来，火山碎屑岩的形成过程有以下三个特点：第一。其中的碎屑物质是由火山爆破的机械作用产生的岩石碎块、晶体或玻璃质的碎块构成，而非岩浆冷凝的产物；第二，火山碎屑物质有些是喷射至大气中后经过空气介质而沉落于陆地，有些可能是降落在水中再经一定的搬运作用而在异地沉积的；而岩浆岩无这一沉积过程；第三，火山碎屑岩是由松散的火山碎屑堆积物经过压实、胶结作用后形成的岩石。而岩浆岩却是岩浆直接的冷凝结晶产物。由于火山碎屑岩形成过程(机械破碎、沉积、压实、胶结等)和沉积岩相似，因而，也形成了许多和沉积岩相似的特征(如碎屑结构、层理等)。由于火山碎屑岩中的碎屑物质来源是火山活动这种内动力地质作用的产物，但其沉积—成岩过程中却又有外动力地质作用的因素，即它在成因上具内、外动力地质作用的二重性；在岩性上也显示岩浆岩和沉积岩的双重特征，因而它是岩浆岩—沉积岩之间的过渡类型。据此，有些人也把它归到沉积岩的分类体系中。 火山碎屑岩分布十分广泛，从前寒武纪的古老地层至近代死火山堆积物中均有产出。在许多喷出岩出露的地区，也往往相伴而生，共同构成复杂的火山岩系，如我国东南沿海诸省的中生代火山岩系。火山碎屑岩常富集有一般金属矿产，稀有、放射性元素矿产等，而且规模也比较大。 一、火山碎屑物质的一般特征 火山碎屑物质的主要特征表现在它的物态、形状和大小上。 (一)火山碎屑物质的物态和形状 火山碎屑物质的物态一般指它降落着地时的物理状态，即是固态、液态，抑或是塑性体。固态碎屑包括岩屑、晶屑和玻屑；塑性碎屑包括浆屑，塑性玻屑。 1.岩屑 是火山活动中早期先凝结的喷出岩和火山通道的围岩经火山作用爆碎后形成的岩石碎块。岩屑的形状极不规则，呈棱角状，一般大于2毫米。 2.晶屑 是火山爆碎的各种矿物的晶体碎块，常见者是石英、长石的晶屑，它们多半是岩浆中早期形成的斑晶破碎以后的产物。晶屑棱角尖锐，有时在显微镜下可见到熔化痕迹，一般粒度小于2毫米。根据晶屑的矿物成分可大致判断火山岩的岩浆成分。 3.玻屑
火山碎屑岩的一般特征 火山碎屑岩：是火山作用（包括地下火山作用）形成的各种火山碎屑物，堆积后经多种成岩方式固结而成的岩石。火山碎屑岩中除火山碎屑物外，还可含有一定数量的正常沉积物或熔岩物质（作为胶结物）。 火山碎屑岩不仅见于地表，亦可见于火山管道和次火山岩体中。火山碎屑岩在各个地质时期，不论在陆上，还是水下，均有广泛分布。 火山碎屑物指的是由于火山爆发所产生的各种碎屑物质，主要来自地下熔融的岩浆或已凝固的熔岩，经火山爆发时被粉碎或破碎而成各种岩屑、晶屑和玻屑。有时亦可混入火山通道两侧、上部或基底围岩的碎屑。因此它带有内生成因特征；另一方面，火山碎屑物被喷出后，又在空气或水盆地中搬运、降落、沉积，所以它们又具有沉积形成的特点。火山碎屑岩的物质成分与相应的熔岩有密切联系，尤其是向熔岩过渡的种属很相似，在空间分布上，两者者也经常是共生的；而在结构构造上有的则和正常沉积碎屑岩有相似之处，但又有很多差别。如前者岩石和矿物的碎屑多半成棱角状，碎屑物分选很差，成分和结构构造上变化很大，常缺乏稳定的层理，只有正常沉积物增多及在水中沉积时，这些特点才逐渐消失。所以火山碎屑岩是一种介于熔岩和正常沉积岩之间的过渡类型岩石，向两端都有一系列过渡变种。因此含有火山碎屑物50-10%的岩石，可属广义的火山碎屑岩，而正常火山碎屑岩则含火山碎屑物应在90%以上。 火山碎屑岩的成岩方式不同于其它岩石。向熔岩过渡的火山碎屑岩，主要由熔浆胶结凝固而成。向沉积岩过渡的火山碎屑岩，则粘土物质、化学沉积物及火山灰次生变化产物—蒙脱石、绿泥石、沸石等胶结。而正常火山碎屑岩主要不是压紧固结，部分有火山灰分解产物或化学沉积物胶结。另外还有一种特殊的成岩方式，即是在较酸性、碱性、粘度大，富含挥发分的岩浆上升过程中，气体析出成“牛奶泡沫”状，形成火山碎屑流，火山碎屑物高温熔结在一起，而成为熔结火山碎屑岩。 火山碎屑岩常具有特殊鲜艳的颜色，如浅红、浅黄、淡绿、灰绿等各种色调。颜色主要取决于本身的物质成分，如中基性的火山碎屑岩颜色很深，为暗紫红色、墨绿色等，而中酸性火山碎屑岩则颜色较浅，常为粉红色、淡黄色。其次决定于次生变化，如凝灰岩的绿色与绿泥石化作用有关，而含铁较少的凝灰岩，蒙脱石化后则呈灰白色或粉红色。
斑岩型矿床 概念：空间分布和成因上与一些弱酸性的斑岩类小侵入体有关，规模巨大，低品位的细脉浸染型矿床。 其矿体可以产在斑岩体内部，也可以产在围岩中。 成矿时代：有重要意义的斑岩型矿床均出现于显生宙，特别是中、新生代，其次是晚古生代。共同特征： ①矿化在时间上、空间上、成因上与斑状结构的中酸性浅成、超浅成的小侵入体有关，如 花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩等 ②具有一定的面型矿化蚀变分带性，硫化物大量出现，富含黄铁矿 ③矿石具细脉浸染状构造 工业意义及经济意义： 1、Cu、Mo为主，其次为W、Sn、Au、Ag、Pb、Zn等 2、规模大、品位低、矿化均匀 3、埋藏浅，易开采 4、矿石成分简单，易选 5、可供综合利用的矿种多 我国主要铜矿床类型分布概况 斑岩型45%、矽卡岩型21%、沉积型12%、海相火山岩型10%、铜镍硫化物矿床8%、热液型4% 以斑岩型铜矿床为例介绍斑岩型矿床其它特征 斑岩型矿床以斑岩型铜（钼）矿床为主，又称细脉浸染型铜（钼）矿床，是目前最重要的铜矿床和钼矿床类型，约占世界已探明铜矿储量的一半，钼矿储量的三分之二。美国、智利、秘鲁三个主要产铜国家的铜矿储量的80~90%来自斑岩型铜矿床。近年来，我国江西、云南、黑龙江、西藏、河南等地也相继有所发现，斑岩型铜矿床已成为我国的主要铜矿床类型。斑岩型铜矿床以其埋藏浅、品位低、规模大为特征。铜品位一般在0.4%左右，少数可达0.8%，单个矿床的铜储量可达百万吨，矿石中除伴生钼外，还有金、银等元素可综合利用。斑岩型铜（钼）矿床常成群成带出现，构成成矿区或成矿带。有时斑岩铜矿床还和其它矿床类型相伴产出，构成一个成矿系列。 成矿地质条件 （1）岩浆岩条件 （2）构造条件 （3）地层条件 岩浆岩条件 中酸性钙碱性浅成或超浅成小型斑岩侵入体 (花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英二长斑岩等) 岩体规模较小(<1-2km2) 个别达10余km2 岩体的形成时代以中―新生代为主 化学成分以富钾为特征（K2O>Na2O） 岩体的酸性程度影响矿化类型 SiO2 62-68%的斑岩---以铜为主的矿床 SiO2＞68%的斑岩---以钼为主的矿床 构造条件 含矿斑岩的侵入大多和深大断裂有关，矿床常呈带状分布，分布于深断裂两侧的次级断裂构造系统中。
火成岩的结构与构造 火成岩的名称，固然与其所含的矿物成分、化学成分有密切的关系，但了解这些物质组分的形态面貌也十分重要，后者用专门术语来说就是岩石的结构和构造。火成岩命名时的另一基本原则，就要考虑它的结构和构造。这是因为同样的矿物成分、化学成分的岩浆，当其沿裂隙上升到某一部位时，冷凝后表现出来的结构和构造也是不同的，这样，岩石的名称也就自然有差别了。例如在酸性岩类中，正长石、斜长石、石英等基本矿物形成晶体时，呈粒状结构，就称为花岗岩；而当其喷溢出地面，虽然其物质组分相同，但颗粒结构不清楚，有时还出现流动的带状构造，这样，就不能称做花岗岩，而叫流纹岩了。 由此可见，火成岩的野外定名，不可不注意其结构和构造。 什么是岩石的结构？简单地说，是指岩石物质组分的结晶程度、颗粒大小、形态特征以及它们之间的相互关系等。 什么是火成岩的构造？是指组成岩石的各部分（集合体）在形成岩石时，在排列充填其空间方式上所构成的岩石特点；或者也可以说，是集合体的排列、配置与充填方式的关系。 具体地怎样认识火成岩的结构与构造呢，现分别予以阐述，先谈结构，主要应从以下几方面去认识。 ①岩石的结晶程度。我们把岩石中的矿物形成晶体的，称为结晶物质，简称晶质；把另一种未能形成晶体的物质，称为玻璃质，简称非晶质。所谓岩石的结晶程度，即指晶质与非晶质之间的比例关系。 此种比例关系，大体分为三大类： 全晶质结构--岩石中的矿物，全部都形成晶体，例如花岗石。 玻璃质结构--岩石中的矿物全部都是非晶质的，跟玻璃十分相似，主要见于某些火山喷出岩，如黑耀岩。 半晶质结构--岩石中既有矿物晶体，又有玻璃物质，火山喷出岩类颇为常见，如流纹岩、安山岩、玄武岩等。 ②矿物颗粒的形状。这是由于矿物的习性和结晶空间约束的变化，使晶体形成不同
斑岩型矿床 斑岩型矿床过去又称为“细脉浸染型”矿床，主要以铜、钼为主。近年来，又发现了斑岩钨矿（据统计有1／3的斑岩钼矿中均含钨，而所有斑岩钨矿中均含钼）、斑岩锡矿（玻俐维亚一个锡矿床，五十年代集中开采脉状富锡矿体，1979年发现斑岩中有蚀变和角砾岩化，普遍含Sn 0.2-0.3％，紧接此成矿带的秘鲁也发现了巨型的斑岩锡矿，矿石品位Sn 0 .05-0 .08％，储量约180 x106t）、斑岩金矿以及斑岩铅、锌矿床等。上述矿床在我国南岭等地区也有分布。它们的特点如下：①矿床规模大，如斑岩铜矿是当前世界铜矿床的主要类型，占世界已探明铜储量的一半；②埋藏浅，易于开采；③矿床常呈带状分布，这和斑岩体受一定构造带控制有关；④矿石品位较低，但矿化分布均匀；⑥矿石成分简单，易选；⑥可供综合利用的矿产多，除Cu、MO、W、Sn、Pb、Zn外，尚可综合利用Au、Ag、Se、Te、Re等元素。 下面以斑岩铜矿为例说明其地质特征和成因。 斑岩铜矿床（又称细脉浸染型铜矿）的主要地质特征如下。 在时间上、空间上，成因上矿床均与斑状结构的中酸性浅成或超前成的小侵入体有关，如花岗闪长斑岩、石英二长斑岩、石英斑岩。这些斑岩虽不完全分布于火山岩地区。但常和玄武岩一安山岩一英安岩一流纹岩等钙碱性系列的喷出岩有联系，而这些火山岩往往构成断续相连长达几千公里甚至几万公里的“安山岩带”（它们绝大部分属陆相建造），受断裂凹陷带或凹陷盆地控制。而斑岩体以小侵入体或次火山岩体产出，出露面积不大，一般小于1 km2（如江西德兴朱砂红岩体仅0.02km2），也有达十余平方公里的（如黑龙江多宝山岩体）。据我国34个斑岩铜矿床及矿化点的统计，岩体出露的面积如下： 出露面积岩体数所占数量比有关矿床所占储量比 （平方公里）（个）（％）（％） ＜1 25 73 86.3 1-2 3 9 0.9
火山岩岩石化学整理及应用 作用与目的： （一）客观反映研究对象的化学特征，如氧化物、微量元素的丰度、演化学变化规律、富集及迁移规律。 方法：与平均值、与克拉克值对比，用分析值、某些比值以及哈克图解等方法分析、研究。（二）求化学参数确定火成岩基本类型、系列 如碱性、钙碱性，高钾、低钾、铝饱和、硅饱和、分异度… *对于火山岩，尤为主要是确定拉斑系列和钙碱性系列，采用参数、比值、图解等方法。（三）研究火山岩成因类型 如花岗岩类的I、S；火山岩的钠质、钾质类型；大西洋型、太平洋型… （四）确定成因及大地构造环境 如岛弧、板内、板缘… （五）确定岩石成岩过程中的温压信息（地质温度计、压力计），计算P、T参数… （六）分析成矿情况 *对每一计算，要明确计算要满足的基本条件和数据解释的有效性 *对图解，要确定使用范围，参数的取值范围，计算公式对标准图解要弄清原图的思路，有无改进方法… 火山岩整理、掌握 一、火山岩类的铁调整 （注意：计算氧化度等值时，不允许调整） A：Fe2O3上限值的确定： ①基性一超基性玄武岩类建议用Fe2O3=TiO2+1.5（由于岩石中TiO2较稳定，不易风化蚀变等影响。而TiO2与Fe2O3有一定的关系。） ②中基性岩火山岩（参明照花岗岩的铁调整） B：调整方法 包括不同成分的火山岩、深成岩，均可采用Le Maitre(1976)方法进行调整 1.是否需要调整?视实际氧化度(O X实)与允许氧化度(O X允)的相对大小而定。 所谓O X实是由岩石化学分析结果中的FeO、Fe2O3值计算所得，它反映岩石中实际计算
出来的已有的氧化度。 即：O X实=FeO／(FeO+ Fe2O3) 所谓O X允，是由岩石化学分析结果中的SiO2、K2O，Na2 O值计算所得。深成岩与火 山岩的计算式不同，反映岩石中根据SiO2、K2O+Na2 O（Alk）确定岩石中允许的氧化度。 由于岩石易于氧化，因此O X实的数值不一定可靠，常常由于Fe2O3高、FeO低，而使 O X实低。而由SiO2、K2O+Na2 O（Alk）确定，因此是岩石真正氧化度的标准值。 综前所述，岩石中SiO2、Alk愈高，O X允愈小，则允许的Fe2O3上限值愈大；反之，SiO2、Alk愈低，O X允愈大，则允许的Fe2O3上限值也愈小。火山岩与深成岩O X允计算式不同。 即对于深成岩：O X允=0.88－0.0016SiO2－0.027(K2O+Na2 O) 对于火山岩：O X允=0.93－0.0042SiO2－0.022(K2O+Na2 O) 如果由岩石中Fe2O3、FeO计算的O X实大于由岩石中计算的SiO2、K2O+Na2O计算的O X 允，说明该岩石的Fe2O3不高(FeO不低)，不需要调整；反之，如果O X实< O X允,说明该岩石中Fe2O3，超过上限值，需要调整Fe2O3、FeO。 2．如何进行调整?已知O X=FeO／(FeO+ Fe2O3)；设调整后的Fe2O3(即Fe2O3的上限值) 为x，如多余的Fe2O3，换算为FeO，则调整后的FeO=FeO+0.9(Fe2O3－x)，以之代入O X=FeO ／(FeO+ Fe2O3)，则 O X =[FeO+0.9(Fe2O3－x))/(FeO+0.9(Fe2O3－x)+x] 得x= (1－O X)(FeO+0.9 Fe2O3)/(0.1O X+0.9） 此x值为调整后的Fe2O3，也即Fe2O3的上限值；该式中O X为O X允，即O X实=O X允。调整 后的FeO设为y，则y=FeO +0.9(Fe2O3－x)。 综上所述，可小结如下： 1.凡是要研究岩石的氧化程度，而不需要计算标准矿物者，岩石中Fe2O3、FeO不应调整。 2.凡是计算标准矿物的岩石，如Fe2O3不超过上限值者，一般也不需要调整；只有超过上 限值者，才需要调整。 3.对于各种成分的火山岩、深成岩，均可用Le Maitre(1976)方法进行调整Fe2O3、FeO。凡 O X允
火山岩地区研究与填图方法 南京地质矿产研究所陶奎元 一、火山地层—岩相—构造一体化研究思路 鉴于火山作用的物性，火山岩地区研究的核心问题、研究的模式思路途径，理应与火山岩地区特点适应。地质界对近代火山喷发的研究及在新生代、中生代乃至古生代火山岩区地质实践，已逐步形成了火山岩相构造学研究的趋势，即：火山地层—岩相—构造的综合的或系列的研究。这一研究方向的基本点为：以遥感地质为先导，以测制火山岩相构造图、恢复火山（古火山）面目与历史为主体，并与地球物理方法相结合，最终解决火山（火山构造）的模式、空间格局、演化及火山根部构造形成或火山深部构造。 这一方向的基本任务和思路是： 1．以火山构造单元为范围，建立火山岩系地层层序和相应的侵入活动时序 研究思路已突破传统地层学（生物和岩石地层）方法，而采用以地质—岩相地层法为主体，并与生物地层、同位素年代地层、古地磁等结合的“四统一”的综合方法。在解决火山岩系地层问题中，这些方法各具自身的功能。
（1）地质—岩相地层法：为了有别于以往虽于以往单纯以分层的岩性描述岩石而称之为地质—岩相地层法。其要求是查明火山岩系中的层、层次、标志性对比层（例如破火山口外流相）；相类型、组合；冷却与侵位单元的岩石、矿物、化学特征的变异；层与层之间和侵出、侵入体之间相互接触关系，综合各方面特征以合理划分火山活动旋回，为研究火山构造、火山发展历史提供基础。 （2）生物地层法：其功能是查明火山岩系沉积夹层中生物群的组合面目，以确定时代和大区域地层对比的古生物准则，并提供判别沉积岩相的生物标志。 （3）同位素年代地层法：其功能是在地质研究所确定时序的基础上，测定可靠的年代数据，建立火山岩年代学地层剖面，包括火山活动时代、各旋回时限和时差、并为大区域地层对比提出年代依据。 （4）古地磁法：测定地层磁场的变化和热剩磁方向作为地层对的依据，同时可以助证侵位过程热状态和和冷却单元划分的合理性。 因此，对火山岩对层研究，特别是具有基准性剖面的研究应该采用综合方法。 2．对火山岩的研究与其他岩类一样，已经形成一个分支学科即火山岩相学