二疊系下統棲霞組灰岩是什麼地質
❶ 西南地區二疊紀層序地層及海平面變化
8.4.1背景
隨著層序地層學理論的飛速發展，二疊紀層序研究取得了較大進展（ et al.,1988;Snyder,1991;Whalen,1992;Wehr et al.,1992;Melim et al.,1995;Joachimski,1994;Veevers etal.,1987;Steinhauff et al.,1995;Qin et al.,1996;Lindsay,1991;Hollan,1993;James,1992；Weimer,1992;Cook et al.,1992;Posamentier et al.,1993;Schlager et al.,1992;Macdonald,1991；覃建雄等，1996；覃建雄等，1995）。Dennison等（1984）,Miall等（1984）,Charles等（1988）,Sarg（1991）,Tucker（1991）,Leven（1992）,Beauchamp（1992）,Kotlyer（1993）,Ross等（1993）,Baud（1993）,Morin等（1994）,Noe（1994）,Osleger（1995）等分別對全球不同地區二疊紀不同時期層序進行了初步研究，取得了豐碩成果，歸結起來，它們具有如下共同特點：①二疊紀為典型的向上變淺海退旋迴；②晚二疊世尤其是韃靼期為全球最低海平面時期；③二疊紀尤其是晚二疊世次級周期海平面旋迴過於簡單。根本原因在於他們所依賴的資料主要源於北美、西歐、俄羅斯及岡瓦納等，這些地區構成二疊紀聯合古陸的主體，晚二疊世沉積記錄不全，海相甚少，以陸相為主，其至缺失部分或相當上二疊統，顯然它們所反映的僅只是歐美地區及岡瓦納大陸的主體海平面下降事件，而不具全球代表性。與此相反，以華南地區為典型代表的包括阿爾卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等在內的整個特提斯域，二疊紀普遍發育與聯合古陸具反向效應的反映主體海平面上升的海侵型碳酸鹽岩沉積序列，並局部顯示非暖水碳酸鹽岩成因特點（殷鴻福等，1994）。西南地區即由金沙江－紅河斷裂、綠汁江斷裂、龍門山斷裂、城房斷裂和欽防斷裂所圍限的滇東、貴州、廣西和四川大部地區（陳洪德等，1990）（圖8.16），作為位於古特提斯洋中低緯度陸塊典型代表的華南板塊的一部分，然而，該區層序地層研究起步較晚（曾允孚等，1993；劉寶珺等，1993；夏文臣等，1994；陳北嶽等，1994；殷鴻福等，1994；許效松等，1995；覃建雄等，1996），進展相對緩慢。可見，在西南地區開展層序地層、海平面變化研究，建立層序地層、盆地充填格架，不僅對油氣勘探具有重大現實意義，而且對了解該區板塊構造屬性和演化及其與特提斯、環太平洋構造域之間的關系，促進聯合古陸計劃的實施和實現，發展非暖水碳酸鹽岩理論，修訂和完善二疊紀全球海平面旋迴曲線，具有重大理論意義。針對該區研究現狀及爭論焦點，筆者通過沉積盆地類型及沉積體系特徵研究，以露頭層序地層學理論為指導，輔以多重、動態地層學方法，結合地震和測井資料，綜合研究不同盆地、不同相帶、不同主幹剖面的微相、相、相旋迴、准層序、准層序組、體系域、層序及界面特徵，進行剖面間、相帶間、盆地間和區域范圍對比和追蹤，建立西南地區二疊系層序地層格架，在此基礎上，系統闡述該區二疊紀相對海平面變化史，並進行全球對比。
圖8.16二疊紀沉積盆地類型及分布
A—上揚子克拉通盆地；B—右江被動陸緣裂谷盆地（P1）—弧後裂谷盆地（P2）；C—十萬大山前陸盆地；D1欽防被動陸緣走滑盆地。①金沙江－紅河斷裂；②南盤江斷裂；③欽州－北海斷裂；④冷水江－桂林斷裂；⑤綠汁江斷裂；⑥龍門山斷裂；⑦城房斷裂
8.4.2地層格架
西南地區二疊紀地層研究程度較高，但爭議頗大，主要表現為：①岩石地層單元區域對比；②年代地層「階」的確切層位限定；③底界劃定等問題。筆者根據本區二疊紀岩石地層、年代地層及生物地層研究的最新進展，結合層序地層研究特點，採用表8.1所示的地層劃分方案，即自下而上由棲霞組、茅口組、吳家坪組和長興組構成。二疊系底以不整合面或暴露面（上揚子沉積間斷區）和相應整合面（右江連續沉積區，即Schwagerina tschernyschewia帶之底）為界，相應年代為（280±3）Ma（Cowie et al.,1989;Ross et al.,1993；殷鴻福等，1994）；頂以凝灰質層（對應於
表8.1西南地區二疊紀地層格架
8.4.3沉積盆地類型及特徵
加里東運動使揚子准地台和華夏准地槽連接構成統一的華南板塊（黃汲清，1981）。自泥盆紀始，隨著古特提斯洋的開啟，華南板塊周緣尤其是西南地區處於張性應力場背景，二疊紀沉積盆地正是在此背景條件下發育形成的，它是晚古生代沉積盆地演化的一個環節，具有明顯的繼承性，但因早二疊世末東吳運動的影響，早晚二疊世沉積盆地呈現明顯的差異性。根據晚古生代沉積盆地形成過程及演化趨勢、基底和同生斷裂活動形式、距離板塊邊緣位置、地殼類型、沉積作用、層序充填樣式和形成的驅動力等，將西南地區二疊紀沉積盆地劃分為克拉通盆地、被動陸緣裂谷盆地、弧後裂谷盆地、被動陸緣走滑盆地和前陸盆地5種類型。各種盆地特徵及分布見圖8.16和表8.2。
8.4.4沉積體系特徵
沉積體系是指在沉積環境和沉積作用方面具有成因聯系的三維岩相組合體（Fisher et al.,1976），兩個以上反映相關沉積過程的沉積體系構成沉積體系組（depositional system sets）（Richard,1983），作為盆地生成、發展、演化過程的產物，它反映盆地的構造背景及性質的演變，根據岩石類型、岩相組合、生物組合、沉積組構等，西南地區二疊系可劃分為3個沉積體系組和12個沉積體系（表8.3）。其中，殘積體系、台盆及盆地體系中的混屑濁積岩為典型的低水位期產物；河口灣體系、潮控三角洲體系、海侵型丘礁灘組合、陸棚體系、深水緩坡、開闊台地、斜坡體系中的鈣屑碎屑流，以及台盆和盆地體系中的（放射蟲）硅質岩相構成海侵體系域主體；沖積扇體系、河流體系、浪控－河控三角洲體系、濱岸－潮坪沼澤體系、淺水緩坡、台地潮坪－潟湖、白雲質丘灘礁組合、斜坡體系中的鈣屑重力流、台盆及盆地硅質灰岩、灰泥岩、硅質灰泥岩組合通常為海平面高水位期產物。
表8.2西南地區二疊紀沉積盆地類型及主要特徵
表8.3西南地區二疊紀沉積體系簡表
①特指右江被動陸緣裂谷盆地和欽防被動陸緣走滑盆地中的斜坡體系。
8.4.5層序劃分及特徵
根據層序關鍵界面、體系域配置關系及生物化石帶，結合層序地球化學特徵，在西南地區二疊系首次識別出11個三級層序，平均時限為2.7Ma。其中，棲霞組3個（S1～S3）、茅口組3個（S4～S6）、吳家坪組3個（S7～S9）、長興組2個（S10～S11）,4個Ⅰ型層序，7個Ⅱ型層序，它們與岩石地層、年代地層、生物地層、化學地層格架關系，以及准層序、准層序組、體系域、層序及界面特徵歸結於圖8.17和表8.4中。限於篇幅，此不詳述。
表8.4西南地區二疊紀層序劃分及特徵簡表
續表
續表
續表
①為混合陸棚的一種，特指由陸屑內台地和具鑲邊碳酸鹽外台地構成的混合陸棚。
8.4.6海平面相對變化及全球對比
西南地區二疊系所劃分的11個三級層序，代表11次海平面相對升降周期，相當於11個三級旋迴，它們在特提斯域范圍均可追蹤。通過
圖8.17西南地區二疊紀海平面相對變化及全球對比
（地層系統及時間據Cowie et al.,1989;Ross et al.,1993；殷鴻福等，1994）
8.4.6.1倫納德期（Leonardian）早期海平面上升
由於受沉積基底的影響，造成上揚子地區為克拉通緩坡，右江地區為被動陸緣裂谷盆地，桂東南為繼承性被動陸緣走滑盆地的古地理格局，並形成向北超覆的總體南厚北薄的海侵型碳酸鹽岩沉積。其中，首次出現Pseudoschwagerina-Pamiria帶或Misellina帶分子。由於受石炭紀—二疊紀主冰期後極地殘余冰蓋消融導致的准冰川型全球海平面變化（Veevers et al.,1987）的影響，造成相應的倫納德期非暖水碳酸鹽岩沉積，主要證據有，①岩石色暗，類型單一，地層分布廣泛且穩定，炭泥質、瀝青質或有機質含量高，缺氧特徵明顯，富含有孔蟲－軟體動物骨屑組合和冰水礦物六水碳鈣石（殷鴻福等，1994），缺乏顆粒灰岩和生物礁，白雲岩化微弱，鮞粒、球粒、核形石等少見，發育硅質條帶及團塊，富有機質瀝青灰岩等，揭示了冰水驅動鹽度差異造成的大洋密度分層事件；②歐洲及北美地區發育同期非暖水碳酸鹽岩沉積（Veevers et al.,1987）；③澳大利亞東南部和西伯利亞東部石炭紀—二疊紀冰期沉積實為區際性冰川事件，並一直持續至晚二疊世韃靼期（Veevers et al.,1987）；④石炭紀—二疊紀冰川事件始於威斯蕃期（Westphanian），在斯蒂蕃期—薩剋期（Stephannian—Sakmarian）達到頂峰，倫納德期逐漸消融，至瓜達盧普期結束（Whalen,1992）。這與華南地區石炭紀—二疊紀間平行不整合及其上廣泛分布的棲霞組冰川型碳酸鹽岩不謀而合，而在晚石炭紀—早二疊世為華南地區構造最穩定時期，且無火山活動記錄，揭示冰川型全球海平面變化產物；⑤與茅口組、吳家坪組及長興組相比，棲霞組層序的δ18O、δ13C值以及87Sr/86Sr比值偏高，S2-、C、A、Sr含量偏高，而古氧值及含鹽度則顯著偏低。暗示與冰川海平面變化有關，並具全球成因特點。
8.4.6.2瓜達盧普期（Guadalupian）早期海平面上升
早二疊世為華南地區最大海侵時期，造成下二疊統二級層序的凝縮層。受其自南向北超覆的影響，川滇古陸逐漸縮小，海域不斷擴大，奠定了早二疊世淺海輪廓。在上揚子地區發育區域性眼球狀灰岩和頁狀藻灰岩，右江地區開始出現生物礁及丘灘組合，並具有隨海侵方向由老變新趨勢。此外，在同期沉積物中普遍富含新興生物帶分子。如上揚子地區首次大量出現Neoschwagerina帶分子，桂西首次大量出現Cancellina帶分子，桂北首次出現Tachylasm組合、浮游組合和Zoophycos組合，桂中首次出現Kufengoceras-Altudoceras帶分子，其中Altudoceras、Paraceltites為特提斯域動物群的重要分子，並在北美地區廣有分布（覃建雄等，1994）。另外，有機碳、鍶、總烴含量、δ18O、δ13C值最高，古氧值、孔隙度最低，陰極發光最弱。在歐美地區表現為高水位期淺海碳酸鹽岩沉積，並發育已進化的Pararusulina和Polydiexodina等標准化石帶分子（Ross et al.,1988）。在岡瓦納大陸及西伯利亞地台，以海陸過渡含煤岩系為主。
8.4.6.3瓜達盧普期（Guadalupian）晚期海平面下降
由於該期全球海平面下降，導致整個華南地區發生海退，海域逐漸向SW向收縮，造成茅口組頂部區域性平行不整合、古岩溶地貌和0～50m不等的大陸河湖—殘積相沉積。應該指出的是，由於局部構造疊加改造，右江地區四周隆起，出現古陸和島弧，海槽關閉，沉降中心向西遷移，從而進入弧後裂谷盆地發展階段。除繼承性台盆外，碳酸鹽孤台暴露地表，風化剝蝕，形成殘留台盆與岩溶孤台相間分布的特殊地貌。在川滇古陸東緣，僅殘留有相當層序S6高水位體系域中下部層位，局部缺失相當Yabeina帶或Neoschwagerina帶沉積甚至整個層序S6，而且造成大量珊瑚、腕足類、菊石、有孔蟲和
8.4.6.4卡贊期（Kazanian）早期海平面上升
廣泛海平面上升僅局限於特提斯域。此次海平面上升造成西南地區自南向北的海侵，初步奠定了晚二疊世海域輪廓，揭示了西南乃至華南地區地史演化的新篇章。右江地區由被動陸緣裂谷盆地→弧台裂谷盆地，桂東南由被動陸緣走滑盆地→前陸盆地，上揚子地區由碳酸鹽台地→混合陸棚台地。該期海平面上升除了導致右江地區台盆加深擴大和孤台相應縮小及相關海侵型沉積序列外，尚造成①Codonofusiella帶、Prototoceras帶、Spinomarginifera-Streptorhpnchus組合以及Gigantopteris nicotianaefolia-Lobatanularia組合和分子的首次出現；②在區域不整合面上，海侵型陸屑－碳酸鹽沉積不斷向古陸方向上超；③沉積地球化學標志為δ18O、δ13C值、87Sr/86Sr，以及C、A、S2-、Sr及CaO含量等不斷增大，古氧值、MgO含量、酸不溶殘余物及孔隙度則不斷減小，陰極發光強度遞增。歐美地區同期地層以海陸交互相沉積為特徵，並含相應的海、陸相動植物化石帶分子。
8.4.6.5韃靼期（Tatarian）早期海平面上升
該期為二疊紀最後一次主體海平面上升事件，影響范圍局限於華南、阿爾卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等地區。此次海平面上升造成西南地區①Gallowaginella meitienensis帶分子的首次出現；②層序S10自南向北超覆在層序S9頂部區域性煤層或喀斯特面之上；③海域突然增大，水體明顯加深，主要表現為江南古陸沉沒消失，川滇古陸、越北－馬關古陸、大新古陸不斷退縮，陸屑相帶向陸退覆，相應碳酸鹽台地明顯擴大；④在層序地球化學演化曲線上，δ18O、δ13C值、87Sr/86Sr值不斷增大，古氧值及酸不溶殘余物明顯減小，該期海平面上升事件與特提斯洋的裂谷作用有關。
8.4.6.6韃靼期（Tatarian）末期海平面下降
該期在北美、西歐、俄羅斯及岡瓦納等全球大部分地區主要表現為大陸剝蝕狀態，海相沉積作用僅局限於特提斯域范圍。該期海平面下降具短期低幅特點，最明顯標志是全球性平行不整合面及其上全球性分布的1～5cm的粘土層，其中富含瓣鰓類化石。二疊系—三疊系界面處的全球性生物絕滅、磁極倒轉、凝灰沉降、全球氣候及構造等事件，可能與該期全球海平面下降事件有關。在歐美等非海相沉積區，主要表現為其對先期沉積間斷面的疊加和改造。在川滇古陸東部廣大地區以及右江裂谷盆地為孤台背景，層序S11高水位體系域頂部表現為古岩溶的廣泛發育和
從Vail等（1977）和Charles等（1988）所做的全球海平面旋迴曲線（圖8.17）可看出，前者將倫納德階和瓜達盧普階作為二級旋迴的下部海侵序列，將上二疊統作為上部海退序列；後者則將整個二疊系作為上古生界第二個二級旋迴的上部海退序列。根據曾允孚等（1993）的研究，右江復合盆地下二疊統相當於華力西旋迴的上部海退序列，上二疊統則作為印支旋迴的下部海侵序列。考慮到西南地區甚至華南地區普遍不同程度的缺失泥盆紀和石炭紀地層以及茅口組頂部構造層序不整合面分布的廣泛性，認為下二疊統是個相對獨立的二級層序，其中棲霞組相當於海侵體系域，茅口組相當於高水位體系域，茅口組底部相當於凝縮層，類似於Vail等（1977）的情況（圖8.17）。若結合
西南地區上二疊統層序演化曲線與Vail等（1977）和Charles等（1988）曲線存在顯著差別（圖8.17）。前者代表印支二級旋迴中上二疊統—下三疊統海侵階段早期，為海侵型碳酸鹽岩沉積序列，類似地區包括阿爾卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等，相當於Dennison（1984）提出的特提斯地區上二疊統4個層序，其中卡贊階的2個層序相當於西南地區吳家坪組的3個層序，韃靼階中的另2個層序與長興組的層序S10、S11吻合，其頂、底界線完全一致。顯然，西南地區上二疊統沉積層序在特提斯域最具代表性。而Vail等（1977）、Charles（1988）等的海平面曲線中短期旋迴過於簡單，原因是他們所依賴的資料主要源於北美、西歐、俄羅斯及岡瓦納等，這些地區晚二疊世沉積記錄不全，以陸相為主，海相甚少，甚至缺失了相當於部分或全部長興期地層。可見，西南地區上二疊統層序及相應海平面變化特徵具全球代表性。
圖8.18研究區構造背景和沉積盆地類型及分布
①紅河斷裂；②龍門山斷裂；③城房斷裂；④欽防斷裂；⑤綠汁江斷裂；⑥南盤江斷裂；⑦丹池斷裂；⑧江南斷裂。A—上揚子克拉通盆地；B—右江被動陸緣裂谷盆地（P1）—右江弧後裂谷盆地（P2）;C—欽防被動陸緣走滑盆地（P1）—十萬大山前陸盆地（P2）
因而強調，顯生宙全球海平面旋迴曲線中的晚二疊世部分，宜以中國西南地區曲線為參照並加以修改。殷鴻福等（1994）認為，造成上述差異的原因可能與當時分隔古、中特提斯的Cimmerides（中間陸塊帶）正快速向歐亞大陸移動、古特提斯從東向西逐漸接近和拼合有關。
❷ 船山組和棲霞組碳氧同位素特徵
3.6.1 數據來源
樣品全部采自江山石頭山剖面船山組和棲霞組，該剖面位於江山市西郊，離市區約2 km處。該剖面地層露頭連續，岩石新鮮，沿剖面連續採集了42個石灰岩樣品。碳氧同位素和Mr、Sr分析結果列於表3-11。首先對碳氧同位素數據進行原始性檢驗，以判斷測試數據的可用性。表3-11中所有樣品的Mn/Sr比值都小於1，說明它們保留了原始碳同位素組成。在42個樣品中，只有8個樣品的δ18O略小於-10‰，總體上為可用數據。從散點圖（圖3-12）上看，碳氧同位素組成十分離散，兩者不存在線性關系。根據實際數據計算得到碳、氧同位素的相關系數R＝-0.1567，取α＝0.1，n＝42，查表得檢驗臨界值Rα＝0.2515，｜ R｜ ＜Rα，也表明兩者之間不存在線性相關性。可見，樣品的δ13C值不隨δ18O值的變化而變化，可視為原始碳同位素組成。
表3-11 江山石頭山剖面石炭系—二疊系碳酸鹽岩碳氧同位素和Mn、Sr含量分析數據
註：同位素測試單位為南京大學內生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室，由黃耀生測試；微量元素測試單位為地礦部江西省中心實驗室，由侯婷測試。
圖3-12 江山地區石炭系—二疊系碳酸鹽岩δ18O與δ13C 值相關圖
1—船山組；2—棲霞組
3.6.2 碳氧同位素組成特徵
江山石炭系—二疊系碳酸鹽岩δ13C值變化於-5.4‰～4.4‰范圍內，均值為0.5‰。正常海相石灰岩的δ13C值為0 ± 2‰。本區碳同位素異常發生在船山組下部（＜-3‰）、上部（＞3‰）、棲霞組（＞2‰）（圖3-13）。船山組和棲霞組δ13C分布特徵有較大差異。船山組平均值-0.3‰，有正漂移和負漂移，從老到新逐漸增大。棲霞組δ13C平均值2.5‰，近似一平穩直線。在石炭系—二疊系分界線處出現一δ13C低值樣品，由於分界線附近采樣間距為4～5 m，平均采樣間距為4.5 m，因此分界線附近的δ13C是否確實存在負漂移，有待於增加樣品密度，作進一步研究。本區晚石炭世晚期—早二疊世早期碳同位素演化曲線與Veizer J et al.（1986）的碳同位素年代演化曲線（圖3-11之B）相比，變化范圍較寬，均值明顯偏低，後者給出的變化范圍和均值分別為2‰～3‰和2.5‰（Veizer et al.，1986）。本區δ13C曲線從老到新慢慢增大，最後再略為下降，而Veizer J et al.（1986）的曲線為高—低—高構成一波谷，演化趨勢剛好相反。
δ18O變化范圍為-12.2‰～-5.6‰，平均-8.4‰。氧同位素地層曲線有頻繁但小幅度的波動，以均值為基準，負漂移波峰高而尖，正漂移寬而平。石炭紀—二疊紀分界線是一寬緩正漂移的極高點。但從整個剖面來看，沒有大幅度的波動，總體上比較均勻分布。與Veizer et al.（1986）的氧同位素年代演化曲線（圖3-11）相比，形狀吻合，但均值大大低於Veizer et al.（1986）的0‰～-3‰。
圖3-13 江山石頭山剖面石炭系—二疊系碳酸鹽岩沉積相序及碳氧同位素演化曲線
1—顆粒石灰岩；2—泥粒石灰岩；3—粒泥石灰岩、灰泥石灰岩；4—白雲岩；5—燧石團塊或條帶
前已述及，碳酸鹽岩氧同位素組成對沉積期後的變化比較靈敏，δ18O值隨成岩後生變化將明顯變小從而降低其指相意義。δ18O被認為與古鹽度有關（馮洪真等，2000；王大銳等，2002），該剖面所得δ18O數據微有波動但變化規律不明顯，可能反映了沉積期海水鹽度變化不大，抑或是受成岩作用影響所致。下面僅討論碳同位素漂移的影響因素。
3.6.3 碳同位素演化與海平面變化
如前所述，在影響海相碳酸鹽岩碳同位素的眾多因素中，有機碳氧化與相對埋藏量被認為是最重要的，海洋有機碳的埋藏速率明顯受海平面變化的控制，海平面上升時，有機碳埋藏速率大，δ13C相應增加（李玉成，1998；彭蘇萍等，2002）。本區船山組和棲霞組碳同位素地層曲線與根據沉積微相推斷的海平面變化曲線吻合性較好（圖3-13）。根據岩石顯微結構、生物碎屑、微量元素特徵及沉積序列分析，本區石炭系—二疊系碳酸鹽岩可劃分出3種微相（郭福生，1991，1993）。在石頭山剖面，從船山組的台灘、台坪、台窪到棲霞組的台坪，海水變化規律是淺-中等-較深-中等，相應的δ13C演化曲線表現為波谷段-具次級起伏的相對平緩段-波峰段-平緩段。棲霞組台坪相平緩段的平均值（2.5‰）大於船山組台坪（-0.3‰），而且較平直，反映海水較深且環境較穩定。
在船山組下部岩石樣品中，出現較多的δ13C負值。這些較為特殊的數據大多出現在台灘相岩石樣品中。從區域海平面變化趨勢來看，低δ13C值與該相帶水體較淺相吻合；另一方面可能與早期成岩階段缺氧環境有關。在缺氧海洋環境中，細菌還原硫酸鹽作用不僅發生在海水-沉積物界面附近，而且還可發生在沉積層的空隙水中。該過程可用化學反應式表達如下（Berner et al.，1984；Raiwell et al.，1986；Lyons et al.，1997；Weber et al.，2001；Neretin et al.，2001；Froelich et al.，1979）：
Vail（1977）的全球海平面變化曲線反映石炭紀末為大規模海退（Vail et al.，1974，1977；丁孝忠等，2000），本區從晚石炭世晚期—早二疊世早期整個碳酸鹽岩發育階段來看，海侵持續穩定，總體上海水在加深，進入早二疊世晚期丁家山組台盆相，海水進一步變深。可見本區海平面升降與全球海平面升降不一致（梁鼎新等，1990）。地層記錄中的海平面變化歷史，實際上是全球海平面變化與區域構造升降相互作用的總效應（江茂生等，1996）。本區區域海平面變化的特殊性可能主要與區域性地殼差異升降有關。此時浙皖海盆發生過整體沉降，其速率大於全球海平面下降速率，形成該區持續的開闊台地環境。這一區域性差異也可在碳同位素記錄中得到印證。Veizer et al.（1986）給出的碳同位素年代演化曲線在石炭系—二疊系界線處為δ13C極低值，構成一大波谷（圖3-11），而本區石炭系—二疊系界線附近δ13C值較高，無明顯起伏變化，兩者演化趨勢剛好相反。可見碳同位素演化在一定程度上能反映區域地殼變化狀況。
❸ 碳酸鹽岩的分布與特徵
2.1.1 中國西南岩溶地區碳酸鹽岩分布特徵
中國西南岩溶地區指滇、黔、桂、湘、川、渝、粵、鄂等8省、區、市。據李大通等（1985）的統計、歸納和分類，該區碳酸鹽岩歸屬揚子區、江南區、華南區、巴顏喀拉-秦嶺區和藏北-滇西區的滇西分區（圖2-1）。以揚子區、江南區和華南區為主導。
圖2-1 中國西南岩溶區碳酸鹽岩分布分區示意圖
2.1.1.1 揚子區
分布范圍基本上與揚子准地台相當，揚子准地台固結於新元古代。揚子准地台的蓋層中，自震旦系至三疊系均有不同程度的碳酸鹽岩地層出露，大致可分出4個主要的碳酸鹽岩沉積階段：即元古宙末的晚震旦世、早古生代清虛洞期至紅花園期、晚古生代中泥盆世至早二疊世和中生代初期的早中三疊世。
震旦系：震旦繫上統陡山沱組及燈影組一般為白雲岩，厚度變化大，西部康滇地軸東側最厚，可達千米以上；江南古陸附近最薄，僅幾十米，不純碳酸鹽岩比例也較大。
寒武系：下寒武統上部開始沉積清虛洞組灰岩；中、上寒武統幾乎全部為碳酸鹽岩沉積，貴州、川南為白雲岩，向東石灰岩所佔比例增加，直至全為石灰岩。寒武系碳酸鹽岩厚度在湘、鄂西部和貴州達2000餘米，四川一般在400～700m之間。西部的滇東及龍門山一帶部分或全部缺失中、上寒武統，岩性中泥質灰岩和泥灰岩增加，厚度小於400m。奧陶系：奧陶系沉積有桐梓組和紅花園組灰岩，與上寒武統白雲岩呈連續過渡。四川酉陽及貴州都勻以東地區，下統以灰岩為主，可夾碎屑岩，總厚200～500m。
志留系：貴州及滇東北地區夾幾十米連續厚度的灰岩、泥質灰岩或泥灰岩。
泥盆系：泥盆系在相當大的范圍內缺失一部分或全部。泥盆系中統上部和上統為碳酸鹽岩沉積，岩性變化較大，上統以灰岩為主，中統白雲岩佔主導地位。黔西南地區中、上泥盆統中多碎屑岩夾層。
石炭系：分布范圍與泥盆系很相似，貴州南部、西部和滇東部分地區，下統下部多為不純的灰岩及碎屑岩夾層，或碎屑岩夾灰岩，下統上部及中統，在全區范圍有連續的沉積，厚度300～800m。滇東建水及四川龍門山一帶，石炭系全為灰岩。
二疊系：下二疊統岩性幾乎全部都是灰岩及燧石結核灰岩（棲霞組和茅口組），四川大巴山及貴州紫雲地區夾較多硅質岩與頁岩，一般厚300～600m。
三疊系：黔、川、渝，湘鄂西部下統沉積了嘉陵江組（永寧鎮組）灰岩、白雲岩；中統雷口坡組（關嶺組或巴東組）以白雲岩為主，法郎組下部以灰岩為主。
2.1.1.2 華南區
華南區的碳酸鹽岩沉積比較單一，主要沉積於泥盆系至二疊系，即加里東以後的地台發育階段。碳酸鹽岩幾乎是無間斷的連續沉積，連續厚度可達數千米，特別是桂中及以西地區。岩性以純灰岩為主體，局部夾不純的碳酸鹽岩及白雲岩，個別層位以白雲岩為主。泥盆系碳酸鹽岩主要出露在桂中、桂東等地；石炭系—二疊系碳酸鹽岩在本區的西北小區出露，而在東南小區零星分布；與上古生界的碳酸鹽岩相比，華南區的三疊系碳酸鹽岩無論分布范圍、沉積厚度及穩定性都大為遜色。下三疊統主要有湘南、粵北的大冶群灰岩，厚200～700m；中三疊統有湘南永興地區的白雲質灰岩；在桂中、桂西南（上林、天等、田東等地）中三疊統的馬腳嶺組、北泗組、板納組常為碳酸鹽岩沉積，與下統灰岩一起，厚度可達600～1300m。
2.1.1.3 江南區
在揚子准地台與華南加里東地槽毗鄰的過渡地帶。其范圍西起滇東南、桂西北，經黔東南、湘中。本區的碳酸鹽岩沉積兼具兩區碳酸鹽岩的特徵。
2.1.1.4 巴顏喀拉區-秦嶺區
秦嶺（鄂北）地區，碳酸鹽岩沉積主要為中泥盆統上部開始至上二疊統為止，連續沉積厚層的灰岩、燧石灰岩、白雲岩及瀝青質灰岩，厚度達2900～3900m。
川西北（松潘）地區，碳酸鹽岩主要有石炭系、二疊系和三疊系，岩性以灰岩為主。常有變質的大理岩。
2.1.1.5 藏北-滇西區
滇西地區，自奧陶紀至石炭紀長期發育碳酸鹽岩與碎屑岩交互成層。奧陶系為扁豆狀灰岩、燧石條帶灰岩及泥灰岩；志留系以灰岩為主，次為泥灰岩；泥盆系至二疊系均為厚達數百米的灰岩夾泥灰岩。
2.1.2 碳酸鹽岩的化學組分與酸不溶物
碳酸鹽岩為可溶岩，其酸不溶物是其土壤發育的主要物質基礎，土壤是岩溶生態系統中的重要組分，因此，碳酸鹽岩的類型的不同、純度的高低、酸不溶物含量的多少，對岩溶生態系統將產生重要的影響。據張壽越等（1987）的研究，華南區碳酸鹽岩的成分比較簡單，酸不溶物含量普遍低於5%，酸不溶物含量較低的碳酸鹽岩層位為上古生界的泥盆系至二疊系，而三疊系碳酸鹽岩的酸不溶物含量相對較高（表2-1）。
表2-1 華南區不同地質年代碳酸鹽岩酸不溶物含量（%）
揚子准地台碳酸鹽岩的成分復雜，大部分是純碳酸鹽岩，不純碳酸鹽岩以下古生界為主，且多系不純灰質白雲岩及白雲岩。不同層位的碳酸鹽岩化學成分有較大的差異，其中的CaO含量24.09%～55.38%，MgO含量0.18%～21.50%，酸不溶物的含量0.12%～28.18%。以震旦紀晚期及寒武紀中、晚期鎂質含量最高，分布在滇東，黔中的泥盆系次之，三疊紀時鎂含量又是一次峰值時期。從黔中南124塊不同地質年代的碳酸鹽岩化學成分的分析結果看（圖2-2），碳酸鹽岩中CaO和MgO的質量分數成負相關性，相關系數r=-0.94。
圖2-2 黔中南岩溶區不同層位碳酸鹽岩的化學成分
揚子准地台不同層位碳酸鹽岩的酸不溶物含量普遍高於華南區，且變異很大（表2-2）。
表2-2 揚子地台不同層位碳酸鹽岩酸不溶物含量（%）
2.1.3 西南岩溶地區部分碳酸鹽岩元素特徵
2.1.3.1 湘西保靖寒武系碳酸鹽岩元素特點
湘西保靖地區發育寒武系碳酸鹽岩。碳酸鹽岩層位主要為下寒武統清虛洞組，下段由石灰岩組成，上段則由白雲岩組成；中寒武統敖溪組上段（2a2）主要為白雲岩，花橋組（2h）以灰岩、泥質條帶灰岩為主；上寒武統車夫組（3c）主要由泥質條帶灰岩構成，比條組（3b）為竹葉狀灰岩，追屯組（3z）為白雲岩、白雲質灰岩。部分地區中上寒武統全為白雲岩，統稱婁山關群（2-3ls）。清虛洞組和敖溪組部分碳酸鹽岩的元素特徵分析結果見表2-3、圖2-3。
表2-3 保靖地區部分碳酸鹽岩元素特徵（wB/10-6）
圖2-3 保靖地區部分寒武系碳酸鹽岩化學元素特徵
與地殼元素克拉克值相比，碳酸鹽岩中大部分元素含量都偏低，但鈣鎂大大高於地殼元素平均值，這反映岩溶環境富鈣鎂以及營養貧乏的典型特點。該地區碳酸鹽岩中鉛含量顯著偏高，為127.4～332.0μg/g，是地殼平均值的16～42倍，這是否對植物生長和人類健康具有毒害作用，需要作進一步的工作。清虛洞組灰岩鍶含量達1191μg/g，是地殼平均值的4倍，可能具有一定的生態意義。
2.1.3.2 湘西洛塔地區二疊、三疊系碳酸鹽岩元素特徵
湘西洛塔地區二疊系碳酸鹽岩分布有下二疊統棲霞組、茅口組和上二疊統吳家坪組。棲霞組中段（P1q2）為生物灰岩、泥質灰岩夾頁岩，上段（P1q3）為生物灰岩、泥晶灰岩夾硅質團塊。茅口組下段（P1m1）由白雲岩、生物灰岩組成，含較多硅質；上段（P1m2）以純生物灰岩為主。吳家坪組下段（P2w1）中部、下部為非碳酸鹽岩，上部為生物灰岩、炭質泥質灰岩；上段（P2w2）是白雲岩、生物灰岩和白雲質灰岩，含硅質團塊。
湘西洛塔地區三疊系下統大冶組（T1d）為泥晶灰岩夾頁岩。
二疊、三疊系碳酸鹽岩化學元素特點詳見圖2-4、表2-4。二疊、三疊系碳酸鹽岩中Si、Al、Fe等元素含量變化都比地殼元素平均值低，唯Ca、Mg兩元素例外。吳家坪組上段（P2w2）、棲霞組中段（P1q2）和大冶組酸不溶物含量大於5%，超過茅口組和棲霞組上段（P1q3），說明具有相對較好的成壤條件。
表2-4 湘西洛塔地區二疊系、三疊系部分碳酸鹽岩層位化學元素特徵（wB/%）
圖2-4 湘西洛塔地區二疊系、三疊系碳酸鹽岩元素特徵
斷裂帶的碳酸鹽構造岩與母岩相比，化學成分發生了變化（表2-5）。構造岩中CaO含量增加，而MgO減少，酸不溶物則劇減。母岩中微量元素經構造作用後表現出不規則變化特點（圖2-5）。構造岩中除Al、F略有降低外，Fe、Mn、Sr、S等無明顯規律可循。因此，斷裂帶等不同地質體邊緣的生態恢復意義可能因地質、因構造而異。
表2-5 湘西洛塔岩溶地區構造岩及其母岩化學成分對比（wB/%）
圖2-5 湘西洛塔地區部分斷裂帶元素變化特徵
2.1.4 小結
中國西南岩溶地區碳酸鹽岩以台地相為主，兼有地槽型和過渡類型，時代從元古宙末至三疊紀。復雜的岩相古地理和大地構造格局形成了不同類型的碳酸鹽岩組合，可分為黔南桂西純碳酸鹽岩區，黔、渝、湘西、鄂西碳酸鹽岩與非碳酸鹽岩互層區，湘桂覆蓋碳酸鹽岩區和川南、重慶、滇東埋藏碳酸鹽岩區。因此，不同地區、不同時代的碳酸鹽岩既具有富鈣鎂、營養貧乏的共性，又具有不同含量類型的微量元素，是西南岩溶地區生態環境脆弱的主要物質基礎。
❹ 構造地質學讀書報告
地形地貌
湖山地區位於南京城東28km, 整個湖山地區位於寧鎮褶皺的南帶，地區由三列山組成，走向為北-東-東。北列山海拔120m～169m之間，包括轟隆山，排山，棒槌山。中列山山勢較高，海拔位於160m～250m之間，包括黃龍山、團山、紗帽山、土山、陡山（陡山位於寧鎮褶皺帶的南帶）、狼山等。主峰孔山高341.8米，南列山簡稱湯山，其主峰標高為292.3米。三列山之間是兩個谷地。北側湖山谷地是龍潭系地層徑地表侵蝕形成，南側谷地是志留紀高家邊組頁岩被剝蝕形成。湖山次生谷地兩側的谷坡上，發育有二級階地。第一階地海拔40-60m，即農田、煤礦所在地，二級階地海波60-70m，主要為殘積、坡積只碎石，夾有少量沖積成因的粉沙質黏土。泉水有孔山寺泉和棒槌山泉出露，均為上升泉。
湖山地區地層簡介
地層岩性：自山頂往下，主要有這樣幾種岩層分布
1、山頂主要為三疊系和石炭系岩層，其中分布較多的是石炭系的黃龍組灰岩C2h和船山組灰岩C2c，這兩種岩石是製造水泥的很好原料，可以生產出高強度水泥，很具有利用價值，該地水泥廠也主要是以這兩種岩石為原料。
灰岩在深海或者淺海環境中形成，其礦物成分以方解石為主，另外該處岩石含有一些硅質礦物，岩石呈淺灰色，緻密狀，一般稱之為結晶灰岩。
2、向斜的東北方向，為石炭系高麗山組岩層，主要由頁岩和砂岩及一些粉砂岩組成，代號為C1g，岩傾向為西南方向。
頁岩是由粘土脫水膠結而成，具有明顯的薄層理，可以很容易地沿層理將其分成薄片，頁岩一般易風化，性質軟弱，浸水後強度顯著降低。
砂岩是由50%以上2～0.05mm粒級的顆粒膠結而成的，而此處砂岩粒度較小，應屬於細粒砂岩，由於距離較遠，未能觀察其主要碎屑的礦物成分。但此處岩石顏色較深，推測其應當為碎屑砂岩。
一、志留系
1、高家邊組（S1g）
至今未有完整剖面，厚度大於293m。黃綠色頁岩夾泥岩及粉砂質泥岩，粉砂質頁岩，風化後顏色為黃色、黃褐色。地層岩性較為軟弱，記憶風化。風化後呈碎片狀，岩層產狀較陡，近於直立。
2、墳頭組（S2+3f）
墳頭組上部為細砂岩，泥質細砂岩夾薄層狀細砂岩，厚層為80厘米，薄層為35厘米，風化面為灰褐色。泥質膠結，膠結物以硅質為主，硅質與泥質膠結。
2.墳頭組中部為厚層狀石英砂岩，石英含量為60%到70%，岩屑25%，質地堅硬，硅質鐵質膠結，斜交層理，頂截底切。
3、茅山組
紫紅色含岩屑石英砂岩，硅質膠結，質地堅硬，中層厚狀。原本應為灰白色，風化後變為紫紅色。與墳頭組整合接觸,厚度在20米左右。
二、 泥盆系
1、五通組（D3w）
五通組以石英砂岩為主，底部為灰白色細粒石英砂岩，含茅山組岩屑，厚層狀，硅質膠結，堅硬，假整合於茅山組之上。
下部為灰白色細粒石英砂岩，厚層狀，硅質膠結，石英含量高，質純。在陡山北發育有背斜，為背斜核部。
石英為主，成分單一，分選性差，質地堅硬，兼有沉積。厚層石英砂岩夾薄層，含白雲母片，細石英砂岩，灰黃色，直立。
三、 石炭系
1、金陵組 C1j
厚約6米，與五用組假整合接觸。為灰黑微晶碎屑灰岩，厚層狀生物屑中主要是海百合莖及腕是碎片，含有機質幾泥質成分較高，底部有一層鐵質粉沙岩與五通
組接觸。盛產假烏拉珊瑚等化石。
2、高驪山組 C1g
厚約36米，假整合與緊、金陵組之上，金陵組頂面顏色發紅，有鐵錳質薄層堆積。
下部為灰白色，深灰色，紫紅色頁岩夾薄曾砂岩，含褐色泥質生物碎屑微晶灰岩透鏡體，見腕足類化石碎片。
中部為黃色石英砂岩，粉砂岩夾數層灰紫色，灰綠色，灰色頁岩。
上部為灰白色，灰綠色，紫紅色及黑色粘土質幾粉砂質頁岩，夾少量菌層砂岩。
3、和洲組 C1h
厚約5米，與高驪山組假整合接觸。為灰黃色泥岩及白雲色微晶灰岩，含少量生物碎屑。可見袁化珊瑚，貴州珊瑚，不規則石柱珊瑚，輪狀珊瑚等化石。
4、老虎洞組 C1l
厚約6米，與和洲組假整合接觸。灰白色厚層狀白雲岩，假整合，特徵為：1.含肉色燧石條帶和燧石團塊結晶礦物，硬度大於7。2.風化面有刀砍狀溶溝，厚層狀到塊狀。與和州組假整合接觸，總厚度約6米。
5、黃龍組（C2h）
底部為灰白色塊狀巨晶白雲岩，中上部為灰白色或者肉紅色厚層微晶灰岩，質地較純，含小紡錘蟲蜓化石。
6、船山組(C2-P1C)
此地層岩石黑白相間，厚度約為40米。處於棲霞底部。梁山段煤系，在地表易風化成溝，含炭質鈣質頁岩，厚度大約為1到2米。與黃龍組假整合接觸。
四、 二疊系
1、棲霞組(P1q)
棲霞組有四段岩性，從上到下依次為：
A．嗅石炭化石。這段有淺灰色與灰黑色生物屑灰岩，微晶生物屑灰岩及微晶灰岩互層。產有珊瑚類化石。
B．下硅質岩層。這段含硅質條帶。棲霞本部為灰褐色中厚層，含燧石條帶，生碎屑石灰岩。產有化石。
C．本部灰岩段。中到薄層，灰褐色，含燧石條帶和燧石礫岩，生物性灰岩，岩性脆弱。中到厚層，有燧石條帶，燧石透鏡體
D．上硅質層。
總厚度約130米，與船山組整合接觸。
2、孤峰組(P2g)
新鮮硅質岩，硬而脆，深紫紅色，風化含其他物質，間夾薄層硅質頁岩（含粘土礦物）。單層厚度為5到8米，岩石呈隱晶質結構。
此處的硅質岩呈葉片狀，手摸光滑，與高家邊組頁岩無法區分。
總厚度約20米，與棲霞組整合接觸。
3、龍潭組
龍潭組下部為灰黃色黑色粉砂岩，粉砂頁岩。中部為黃褐色厚層長石砂岩，含煤層。上部為灰黃色頁岩，粉砂岩，砂岩，含煤層。頂部為黑色生物屑灰岩透鏡體，深灰黑色頁岩，泥岩。總厚度約30米，與孤峰組整合接觸。
4、大隆組(P3d)
灰黑色中薄層硅質岩夾頁岩透鏡體。總厚度約20米，與龍潭組整合接觸
棒槌山西端P23d到T1地層剖面
五、 三疊系
1、下青龍組(T1x)
下部黃綠色紫紅色頁岩夾灰黃色薄層泥質微晶灰岩。中部黃綠色紫紅色頁岩與灰白色薄層微晶灰岩互層。上部灰白色薄層微晶灰岩夾黃綠色頁岩，由中層到厚層。頂部灰白色薄層微晶灰岩，中層至厚層。厚度約200米，與大隆組整合接觸。
2、上青龍組(T2s)
下段：灰黃色或者黃褐色鈣質頁岩夾土黃色中薄層泥質灰岩。
中段：灰綠或者灰黃色中薄層泥質灰岩夾灰黃灰綠色鈣質頁岩。
上段：青灰色中厚層微晶灰岩夾薄層泥質灰岩及紫紅色瘤狀灰岩。
總厚度在300米左右，與下青龍組整合接觸
測區地質構造概況
湖山地區主要屬於下揚子地層，寧鎮褶皺帶南部。褶皺及斷裂構造發育完整，出露良好。可以觀察了大石碑正斷層與獐龍山地壘構造。
褶皺構造
一、孔山背斜
水平岩層受到應力作用後發生彎曲變形，單個彎曲成為褶曲，由多個彎曲連生叫褶皺。褶皺構造是地殼中常見的構造形態。
我們這次觀察到的孔山背斜，屬於斜歪傾伏背斜，北緩南陡。
二、陡山-大石碑向斜
斷裂構造
一、大石碑正斷層
斷層是地殼中的岩層或岩體在應力作用下發生破裂並且破裂面發生明顯位移的構造。
斷層在地殼中廣泛發育，是最重要的構造之一。
斷層常構成一定地區的地質格架。
大石碑正斷層斷層斷距3米左右，向北西方向傾斜，左上盤下調，右下盤抬升，斷於棲霞本部，二疊系。
斷層證據：1.相同地層位發生錯斷。
2.斷層段出現角礫岩，角礫岩一般呈透鏡狀或碎屑，有張性。
3.斷層上盤出現一系列張性粒屑。
4.出現很多泉。（由斷層帶形成）
二、斷層組合型式
孔山地壘構造。兩邊地層相對下調4到5米，使兩組正斷層中間地層上升成為地壘構造。
湖山地區地質發展簡史
從前寒武紀到早古生代的末期，湖山地區的地殼活動較弱。
從震旦紀到早古生代的末期，整個寧鎮地區的地殼只是經歷了多次輕度的升、降，整個地區的沉積環境屬於淺海。寒武紀以來的地層中含有豐富的生物化石。在震旦紀、寒武紀、奧陶紀以及志留紀的灰岩中或多或少有薄層的硅質岩或燧石結核。這種穩定的環境一直延續到志留紀的末期，在華南地區發生了一次強烈的造山運動——加里東運動，本地區受到影響，地殼從海水中上升出來成為陸地，但未發生強烈的構造變形與斷裂，志留紀末至泥盆紀中期，整個寧鎮地區處於一個剝蝕的環境中，至晚泥盆世，在準平原化的作用下，發育了五通組河流相的沉積，隨後又出現了五通組頂部的大型湖泊相沉積。
在早石炭世，本地區進入了一個海陸交替的時代，形成了具有濱海相沉積的早石炭統的地層，以高驪山組具有波痕構造的砂岩為代表。主要的沉積物有富含生物化石的灰岩、頁岩與砂岩。
從中石炭世到早二疊世，本地區的地殼開始持續下沉，沉積物得到有效的補償，形成了厚層的淺海碳酸鹽沉積，內含較多的生物化石，遠處搬運而來的硅質以薄層硅質岩或燧石結核的形式沉積下來。在早晚二疊世之交，地殼因東吳運動有過一次顯著的抬升，本地區海水退去，形成濱海沼澤，於是形成上二疊統龍潭組的煤層。
短暫的東吳運動後，至晚二疊世後期，海水復行侵入，形成了上二疊統大隆組、下三疊統下青龍組以及中三疊統上青龍組的淺海相沉積。在下、上青龍組的沉積過程中，地殼運動逐漸加劇，沉積環境越來越不穩定，在上青龍組的灰岩中已經存在瘤狀構造，說明地殼在加劇運動。至上青龍組沉積完畢，本地區發生了一次強烈的構造運動——印支運動，地殼發生褶皺，形成了寧鎮山脈的雛形。在寧鎮地區把這次運動稱為金子運動。
金子運動結束了本地區長期的海進歷史，使寧鎮地區徹底成為陸地。在金子運動形成的山間盆地中沉積了上三疊統的黃馬青組，它與下伏的上青龍組呈不整合接觸關系，正說明在這一時期發生了強烈的構造運動。
❺ 江西城門山銅硫鐵礦床
一、大地構造單元
城門山銅硫鐵礦床位於揚子准地台下揚子台褶帶九江-瑞昌成礦區內。
二、礦區地質
（一）地層
礦區自南向北依次分布著志留系—三疊系。其含礦地層的岩性等特徵見表2-78。
（二）構造
表2-78城門山銅硫鐵礦床含礦地層表Table 2-78Ore-bearing stratigraphic scale in Chengmenshan CU-S-Fe deposit
礦床產於長山-城門湖背斜傾伏端北部。地層走向NE65°～80°，傾向NWW，傾角60°～70°。礦區南部由志留系中統構成背斜核部，翼部出露有志留繫上統、泥盆繫上統及石炭—三疊系碳酸鹽類岩石，其中石炭系黃龍組、二疊系棲霞組、茅口組為重要礦化層位。區內斷裂構造發育，以NE及NW向斷裂為主，以位於礦區南部的F1斷層和礦區西南部F2斷層最為重要。F1斷層全長1500餘米，走向NE，斷層面傾向SE，傾角60°～80°，南盤逆沖，致使志留系-泥盆系砂岩局部超覆於黃龍、棲霞組之上，最大斷距可達350m，沿主斷裂面和劈理面有強烈硅化和礦化活動，並在斷裂下盤層間破碎帶的基礎上派生F2「入」字型斷裂和「入」型褶皺（圖2-123）。
圖2-123城門山礦區地質圖Fig.2-123Geological map of Chengmenshan ore district（據黃恩幫等1980年資料編繪）（after Huang Enbang et al.,1980,mended）
1—三疊系下統大冶組；2—二疊繫上統長興組；3—二疊繫上統龍潭組；4—二疊系下統茅口組；5—二疊系下統棲霞組；6—石炭系黃龍組；7—泥盆繫上統五通組；8—志留繫上統紗帽組；9—花崗閃長斑岩；10—石英斑岩類；11—夕卡岩；12—鐵帽；13—石灰岩；14—硅化灰岩；15—不整合；16—內生角礫岩；17—構造角礫岩；18—斷層
（三）侵入岩
礦區內侵入岩形成於燕山期，同位素年齡為118～153Ma，是同源岩漿多期脈動侵入的產物。雜岩侵入於志留—三疊紀地層中，受NNW及NEE向的斷裂控制，呈岩株狀產出，出露面積約0.8km2，向NW傾伏，傾角70°～80°，由花崗閃長斑岩、長石石英斑岩、霏細石英斑岩、晶屑石英斑岩及雲英閃長岩、石英安山玢岩等6種不同的岩石組成，為同源二期6次侵入雜岩。伴隨石英斑岩的侵入，有較強的侵入爆破作用，產生了各種類型的內生角礫岩。角礫岩中廣泛發育鉀、硅質蝕變及泥化、絹雲母（水雲母）化等，局部地段可構成銅礦體。
花崗閃長斑岩呈斷續的環形，分布於雜岩體外圍，環的最大寬度約500m，與圍岩常呈犬齒狀接觸，在各接觸帶上均產生了不同程度的蝕變、礦化及同化混染現象。石英閃長岩主要由霏細石英斑岩、晶屑石英斑岩組成。岩石中碎斑結構、角礫-似角礫狀構造發育。岩體中或其邊部有廣泛的爆發現象及斑岩型銅、鉬礦化。
岩石以富鹼質，特別是富含鉀質為特徵（表2-79）。花崗閃長斑岩中w（K2O）/w（Na2O）平均為10.71，晶屑石英斑岩為16.10，爆發角礫岩中可高達17.10。
表2-79城門山及武山岩漿岩岩石化學成分Table 2-79Chemical composition of magmatic rocks in Chengmenshan and Wushan areas
隨著岩漿活動由早及晚，所形成的各類岩石存在著化學成分的規律性變異，岩石中Fe2O3+FeO、CaO、MgO、Na2O含量由高至低，K2O增多，與此相應岩石中斜長石和暗色礦物含量減少，鉀長石增多，黑雲母的鎂度也有增高趨勢。
三、礦床地質
（一）礦體的形態、產狀及規模（圖2-124）
根據主要控制因素可分為：
1.接觸帶礦體
指產於花崗閃長斑岩、石英斑岩與茅口灰岩接觸帶上的Ⅰ、Ⅲ、Ⅵ礦帶礦體而言。
此類礦體受接觸帶及圍岩層間裂隙控制，多呈透鏡狀、扁豆狀、囊狀和不規則狀產出。單個主礦體一般長300m，厚20餘米，延深200m，銅硫品位較低，且變化較大。礦石含鋅品位較高，但多富集在含銅夕卡岩中。局部有囊狀磁鐵礦礦體分布。
2.內接觸帶礦體
指產於火成岩中Ⅱ礦帶的礦體。此類礦體主要受火成岩中裂隙構造和圍岩捕虜體控制，多呈透鏡狀、筒狀和不規則狀產出。單個主礦體一般長100～200m，厚10～20m，延深150～200m。由於該帶多為氧化和次生富集礦石，含銅品位較富但變化較大。
圖2-124城門山礦床地質剖面圖Fig.2-124Geological profile of Chengmenshan deposit
1—殘坡積物；2—石灰石；3—炭質頁岩；4—大理岩；5—硅化灰岩；6—石英岩；7—夕卡岩；8—角礫岩；9—花崗閃長斑岩；10—石英斑岩；11—鐵帽；12—含銅黃鐵礦及銅硫礦體；13—銅硫礦體邊緣；14—銅礦化；15—大冶組；16—長興組；17—龍潭組；18—茅口組；19—棲霞組；20—黃龍組；21—五通；22—紗帽組
3.外接觸帶礦體
指賦存於五通石英砂岩之上，棲霞灰岩之下的Ⅳ、Ⅶ礦帶礦體以及產於斷裂中V礦帶礦體。
此類礦體嚴格受「入」字型構造控制。
Ⅳ礦帶礦體主要受F2控制，在相當於黃龍灰岩層位上（局部交代了棲霞灰岩），含銅黃鐵礦幾乎全部充填交代了黃龍灰岩，只在東西兩端才能見有黃龍灰岩之殘余。礦體呈似層狀，礦化較均勻，品位較富。此帶礦體沿走向從西向東厚度由小變大，品位由高至低，沿傾向礦體厚度則由大變小，品位由高至低變化。
Ⅶ礦帶屬Ⅳ礦帶的東延部位。經少量鑽孔控制其規模遠較Ⅳ礦帶小，並含較多的鉛鋅礦。
Ⅴ礦帶礦體受F1主幹斷裂帶控制，呈小透鏡狀產出。礦體規模小，品位低，變化大。主要為含銅黃鐵礦，大多氧化成褐鐵礦。
（二）礦石的礦物成分及結構構造
礦石礦物和脈石礦物共有77種之多，但主要的只有十餘種。主要為磁鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦、輝銅礦、輝鉬礦、褐鐵礦及石英、石榴子石、方解石、高嶺石等。
常見的原生礦石結構為：半自形—自形粒狀、隱晶偏膠狀、乳滴狀、格狀、殘余、變晶等。表生結構為多孔狀、環帶狀、放射狀等。
常見的原生礦石構造為：塊狀、稠密浸染狀、膠狀、脈狀、團塊狀等。表生構造為土狀、膠狀、脈狀、塊狀和浸染狀。
（三）礦石類型及分布
根據礦物組合和化學成分，礦床礦石可分為五個類型，即褐鐵礦礦石，含銅黃鐵礦礦石（包括含銅磁鐵礦礦石、含銅黃鐵礦閃鋅礦礦石、黃鐵礦礦石等），含銅碳酸鹽岩（包括含銅夕卡岩、含銅硅化灰岩、含銅灰岩等），含銅火成岩（包括含銅花崗閃長斑岩、含銅石英斑岩），以及含銅角礫岩（包括含銅構造角礫岩和含銅接觸角礫岩）。
這幾類礦石的分布情況是：接觸帶礦體主要由中細粒黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦等構成，以浸染狀、塊狀的含銅碳酸鹽岩石為主，以含銅火成岩、含銅黃鐵礦礦石為次。內接觸帶礦體主要由褐鐵礦、黃鐵礦、黃銅礦、輝銅礦等構成，以浸染狀、塊狀、鬆散狀含銅火成岩為主，以含銅碳酸鹽岩、含銅黃鐵礦為次。外接觸帶主要由黃鐵礦、黃銅礦以及少量磁鐵礦、閃鋅礦等構成，以塊狀、鬆散狀含銅黃鐵礦礦石為主，以含銅碳酸鹽岩礦石次之。
礦床熱液成礦過程持續時間較長，且表現了明顯的脈動成礦的特點。經過無礦的夕卡岩階段後，首先沉澱了磁鐵礦，相繼就是大量粒狀黃鐵礦、黃銅礦及少量膠狀黃鐵礦、閃鋅礦的出現，沿著有利成礦部位形成各礦帶礦體的初貌。伴隨石英斑岩的侵入，又帶來了以形成黃鐵礦、黃銅礦、輝鉬礦為特徵的熱液活動，對原礦化起富化作用，並在石英斑岩於花崗閃長斑岩接觸帶上及其他一些節理裂隙中形成細脈浸染狀礦石。
（四）礦床氧化和次生富集作用
（1）氧化帶特徵：礦床的氧化作用較為發育，並表現出環接觸帶氧化較深，而中部氧化較淺的特點。氧化較深者一般達—50～—100m標高，氧化較淺者一般在0m標高左右。
根據氧化礦物之空間分布特徵，大致可分三個亞帶：
鐵帽帶：主要為塊狀赤、褐鐵礦（含銅磁鐵礦氧化而成）、多孔狀、葡萄狀褐鐵礦（含銅黃鐵礦氧化而成）以及土狀褐鐵礦（含銅夕卡岩氧化而成）組成，局部見少量孔雀石，一般分布於0m標高左右。
次生氧化物富集帶：主要由藍銅礦、孔雀石及少量輝銅礦組成，只在少數含銅花崗閃長斑岩礦體中見到。
自然元素富集帶：以自然銅為主，次為自然金、自然銀，多分布在湖區—50～—90m標高左右的含銅角礫岩及褐鐵礦中。
（2）次生硫化物富集帶特徵
在礦床氧化帶之下的次生硫化物富集帶，出露寬度較窄，主要分布在礦區東西兩端—10～50m標高的內接觸帶礦體中。
（五）伴生有益組分及其變化規律
1.伴生有益組分的種類及其賦存狀態
本區銅、硫、鐵、鋅礦石中含有金、銀、硒、碲、鉈、鎵、鈷、銦、鉬、鎘、鍺、砷、錸等十餘種有益元素，其中金、銀、硒、碲、鉈、鎵分布較普遍，含量較高。而鈷、銦、鉬、鎘、錸在含銅黃鐵礦、含銅石英斑岩、閃鋅礦、輝銅礦、黃鐵礦中亦有一定含量。
2.伴生有益組分之分布及其富集規律
伴生有益組分主要分布在銅硫礦石中，但在不同類型的銅硫礦石中，它們的分布和富集程度不同。
金主要分布在黃銅礦、磁黃鐵礦、輝銅礦中；銀、銦主要富集在黃鐵礦、閃鋅礦中；硒、碲、鈷則受黃鐵礦控制；鉈在黃銅礦中含量較高。金在各類礦石中均有分布，但只在含銅黃鐵礦含銅花崗閃長斑岩中含量大於0.4×10-6；銀在含銅黃鐵礦、含銅角礫岩中為最高；硒、碲、鉈在含銅角礫岩和含銅黃鐵礦中含量較高。
伴生有益組分均富集於礦體邊緣，這和黃銅礦、閃鋅礦、黃鐵礦多富集於礦體上部和礦體邊緣部位的規律是一致的。
（六）近礦圍岩蝕變
伴隨多次的岩漿-礦化活動，形成各類有序的交代礦化組合，並伴有特徵的交代分帶。以城門山雜岩體為中心，由內向外比較清晰地顯示環形蝕變，並表現出下述總體的分帶規律：
鉀長石-硅化帶（岩體內的中心帶）；
黑雲母-鉀長石化帶（岩體內的過渡帶）；
粘土礦物-絹雲母化帶（岩體內的邊緣帶）；
粘土礦物-絹雲母化帶；
弱硅化、鉀長石化-綠泥石帶；
夕卡岩化帶；
硅化大理岩帶；
硅化絹雲母化帶（硅質圍岩中）。
花崗閃長斑岩主要發育夕卡岩化，而石英斑岩中則以斑岩型蝕變為主。
城門山礦床內夕卡岩帶不發育，但外夕卡岩帶可寬達數百米。夕卡岩形成時要求Si2O、Al2O3、Fe2O3、FeO等組分的大量帶入，鑒於本區內夕卡岩帶不發育的事實，南京大學等單位認為這些組分一部分可能來自深部岩漿，另一部分可能來自附近的沉積岩本身。本區斑岩型蝕變的顯著特色在於鉀長石化、黑雲母化的廣泛發育，泥質蝕變的普遍疊加，石英絹雲母化帶和青磐岩化帶一般較窄。
（七）礦床的物化探異常
在礦床上方重力一般為低緩正異常，在厚大的礦體上方異常值最高；在雜岩體的上方為弱磁異常，局部由強磁異常疊加（受晚期脈岩影響），岩體上方一般異常值為30～70nT，強磁異常值為200～800nT。電異常在聯合剖面方法出現低阻正交點，指示斑岩型改造礦體，激發極化法可圈定礦體（ηs為5%～8%），電測深可區別礦體和礦化，在礦體中為低電阻高極化。化探：礦床及外圍原生暈異常發育，面積大多呈環帶狀、半環狀，異常為多組分組合，常見為Cu、Pb、Zn、Ag、Mo、W、Bi，組分分帶明顯。城門山銅礦綜合物化探特徵剖面見圖2-125。
圖2-125城門山礦床綜合物化探特徵圖Fig.2-125Characteristics of geophysical and geochemical anomaly of Chengmenshan deposit
1—似層狀銅礦；2—夕卡岩銅礦；3—花崗閃長斑岩；4—灰岩；5—砂岩；6—石英斑岩；7—斑岩型銅礦
四、成礦條件
綜觀本區成礦作用的全部歷程及29個黃鐵礦測溫資料，可劃分如下成礦期和成礦作用階段：
（1）夕卡岩成礦亞期：
無水夕卡岩階段，溫度高於475℃。
含水夕卡岩及早期銅、鋅硫化物階段，溫度為350～475℃。
磁鐵礦階段，溫度為310℃。
中期硫化物階段，溫度為160～330℃（主要為200～270℃）。
早期石英脈階段，溫度低於270℃。
斑岩型成礦亞期：
含輝鉬礦石英脈階段，溫度為300～370℃。
晚期硫化物階段，200～300℃（主要為200～280℃）。
末期硫化物、石英、碳酸鹽階段，溫度低於260℃。
（2）多金屬礦化亞期：
方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦階段，此階段尚未形成工業礦化。
圖2-126九江瑞昌地區廣義夕卡岩銅、金、硫成礦系列模式圖Fig.2-126Model of broad-sense skorn-type Cu-Au-S metallogenic series in Jiujiang-Ruichang area
1—石英閃長玢岩；2—石英閃長玢岩；3—花崗閃長斑岩；4—石英斑岩；5—圍岩蝕變帶界限；6—礦液運移方向；7—斑岩型礦床；8—夕卡岩型礦床；9—層控礦床；10—硅化蝕變帶型礦床；①斑岩型鉬礦；②斑岩型銅礦；③玢岩型金銀礦；④岩體中塊狀硫化物銅礦；⑤岩體中塊狀硫化物金銀多金屬礦；⑥夕卡岩型銅及金銅礦；⑦層控硫化物型銅礦；⑧層控金銀多金屬礦；⑨層控碳酸鹽型銅礦；⑩破碎蝕變帶型金礦；Ⅰ—鉀化-硅化帶；Ⅱ—硅化粘土化帶；Ⅲ—夕卡岩帶；Ⅳ—夕卡岩化大理岩帶；Ⅴ—大理岩化帶；Ⅵ—硅化絹雲母化帶
由上可見，城門山礦床是以夕卡岩礦床為主體的多種類型的復合礦床，或稱為與燕山期淺成-超淺成相中酸性岩漿侵入活動有關的斑岩型-夕卡岩型-含銅層狀黃鐵礦型「三位一體」的復合礦床，其區域成礦模式見圖2-126。
硫同位素組成成分特徵見表2-80。
表2-80城門山礦床硫同位素組成表Table 2-80Sulfur isotope composition of Chengmenshan deposit
❻ 二疊紀—中三疊世岩相古地理
從泥盆紀到晚石炭世，上揚子地區大部分為隆起剝蝕區，中二疊世的海侵作用，幾乎將整個中上揚子區全部淹沒，形成統一的、廣闊的碳酸鹽台地。中二疊世末期，受峨眉地幔柱作用，四川盆地內部隆升，直到晚二疊世中晚期，碳酸鹽台地建造再次形成。早中三疊世，受雪峰山隆起影響，古地理格局呈現東高西低的特徵。中三疊世末，印支運動導致海水全部退出，結束了四川盆地海相沉積歷史。
（一）二疊紀岩相古地理
1.PSQ1（相當於棲霞組沉積時期）岩相古地理
中二疊統沉積之前，受古特提斯洋伸展和拉張的影響，四川盆地屬於被動大陸邊緣的盆地性質，經歷了一次大范圍的暴露剝蝕。中二疊世早期發生的海侵過程，在四川盆地沉積了厚2～20m的梁山組濱岸沼澤體系碎屑岩，主要是一套石英粉細砂岩、砂岩、炭質泥頁岩夾劣質煤、鋁土岩、灰岩，含腕足類、雙殼類、介形類化石。之後四川盆地接受了棲霞組清水碳酸鹽台地沉積，總體表現為緩坡台地格局（圖3-4-1），主體發育開闊台地相，沉積了厚約100m的深灰色生屑泥晶灰岩、泥質灰岩、泥晶灰岩夾泥晶生屑灰岩、亮晶生屑灰岩等。開闊台地相總體表現為受風暴擾動影響的含泥質條帶生屑泥晶灰岩為主的沉積，局部為厚度稍大的台內灘亞相。台內灘亞相主要為亮晶生屑灰岩或泥亮晶生屑灰岩，生屑以有孔蟲為主，藻類次之，見少量砂屑。
該時期川西地區形成較深水的外緩坡相，其東側沿都江堰虹口、北川通口、廣元上寺一帶發育了中緩坡較高能相帶（相當於鑲邊台地邊緣相）。該中坡相呈NE走向，平行於龍門山分布，寬達30～50km，厚達100餘米；總體表現為淺灰色厚層-塊狀亮晶砂屑灰岩及亮晶砂屑生屑灰岩（圖3-4-2）。
川西寶興東大河及康定石喇嘛等地所發育的東大河組（層位相當於梁山組及棲霞組），其下部相當於梁山組的層位為灰色鈣質板岩、泥質灰岩夾黑色炭質頁岩，底部為細礫岩（假整合於上石炭統之上），厚約10餘米，屬於一套濱海沼澤沉積；上部相當於棲霞組的部分為灰-深灰色薄-中層狀泥晶灰岩夾頁岩、硅質岩、含生屑泥晶灰岩，厚近100m，屬於較典型的外緩坡下部—盆地相沉積。
2.PSQ2-PSQ3（相當於茅口組沉積時期）岩相古地理
茅口組沉積期，基本上繼承了棲霞組時期的碳酸鹽岩緩坡格局，由於張裂構造背景及伸展斷裂活動影響，控制形成了分布於川東北地區新的外緩坡及中緩坡相帶，並在開闊台地相帶內發育了明顯的水體較深的台內窪地亞相（圖3-4-3）。開闊台地相帶沉積水體總體較棲霞組沉積期更深，表現在沉積物特徵上即其岩性中泥質含量更高，並常見風暴擾動的變形層理及「眼球狀」構造。
圖3-4-1 四川盆地及鄰區PSQ1（棲霞組沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-2 四川盆地棲霞組中緩坡相沉積特徵
左：亮晶砂屑生屑灰岩，單偏光，都江堰虹口；右：白雲岩化淺灰色塊狀亮晶砂屑灰岩，北川通口
茅口組沉積期碳酸鹽台地總體表現為緩坡型台地，另一重要證據是其台地邊緣外的斜坡環境以外緩坡沉積為主，僅局部表現為坡度較大的斜坡相沉積。外緩坡沉積的典型特徵是大量發育具變形層理的泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、礫屑灰岩，局部還見到深灰色薄層狀硅質泥晶灰岩與灰黑色硅質岩不均勻互層夾薄層狀鈣屑濁積岩（泥晶砂屑灰岩）以及灰泥丘。根據不同的沉積物特徵可初步判別其所處的外緩坡環境的大致位置。一般地，外緩坡上部沉積以含較多來自中緩坡相帶的顆粒灰岩甚至白雲岩礫屑的礫屑灰岩（圖3-4-4）、變形層理薄層狀泥晶灰岩為主，其礫屑大小混雜，局部見到灰泥丘；外緩坡中部沉積以變形層理礫屑灰岩及薄層狀泥晶灰岩為主，局部可見滑塌岩塊；外緩坡下部沉積以深灰色薄層狀硅質泥晶灰岩與灰黑色硅質岩不均勻互層夾薄層狀鈣屑濁積岩（泥晶砂屑灰岩）為主。廣泛發育的外緩坡相的存在也說明了向台地內部方向應該發育中緩坡相或台地邊緣相，中緩坡相存在的直接證據來自綿竹天池剖面及龍4井等，其茅口組發育大套淺灰色厚層狀亮晶砂屑灰岩及泥亮晶生屑灰岩（圖3-4-4）。
圖3-4-3 四川盆地及鄰區PSQ2-PSQ3（茅口組沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-4 茅口組外緩坡、中緩坡沉積特徵
左：淺灰色礫屑灰岩，廣元白朝剖面；右：亮晶砂屑灰岩，綿竹天池剖面
3.PSQ4（相當於龍潭組/吳家坪組沉積期）岩相古地理
中二疊世末期—晚二疊世初期，發生了波及整個中國南方的東吳運動，造成四川盆地及鄰區的整體抬升剝蝕（馮少男，1991；何斌等，2005；李旭兵，2011；陳維濤，2007）以及茅口組碳酸鹽岩的風化岩溶作用（陸正元，1999）。晚二疊世初期，再次發生海侵並沉積了層序PSQ4，即龍潭組及吳家坪組。
峨眉地幔柱活動引起的地殼隆升及拉張構造背景使這一時期古地理格局與前期有較大的變化。主要變化表現在川西地區已隆升成陸（康滇古陸）並發育了龍潭組、宣威組陸相及海陸過渡相沉積，以及碳酸鹽台地的復雜化。即以吳家坪組沉積為代表的碳酸鹽台地表現為較層序PSQ2—PSQ3（茅口組）延伸更為復雜的台地邊緣及其台地邊緣相逐漸演變為弱鑲邊—鑲邊台地邊緣，並形成了開江-梁平盆地及城口-鄂西盆地（圖3-4-5），推測形成復雜台地邊緣的起因與張裂構造背景下發育的不同走向正斷層有關。
分布於川中地區的龍潭組表現為典型含煤碎屑岩（龍一段、龍三段）夾碳酸鹽岩（龍二段）的「夾心餅」岩性組合特徵，即潮坪三角洲沼澤相夾開闊台地相沉積，反映為一個由淺-深-淺的完整三級層序。盆地西部，受西南部康滇古陸的影響，發育了一套海陸交替相潮坪沼澤含煤沉積和灰泥坪沉積；華鎣山、綦江觀音橋等多處均見龍潭組煤系地層，是濱岸沼澤相的典型特徵（圖3-4-6）。盆地西南部發育大量大陸裂谷型層狀基性玄武岩和侵入岩，受其影響，川西北旺蒼大兩吳家坪組見薄層泥晶灰岩夾硅質岩，代表盆地相沉積，梁平—開江地區開始出現較深水沉積，川東華鎣山一帶出現台窪沉積。川西綿竹天池仍見淺灰色亮晶砂屑灰岩，為台地邊緣相。湖北利川紅椿溝發育薄層泥晶灰岩夾泥質岩，為盆地相特徵。
圖3-4-5 四川盆地及鄰區PSQ4（龍潭組/吳家坪組沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-6 華鎣山龍潭組沉積特徵
A.下煤層段，薄-中層褐色泥質粉細砂岩夾碳質泥岩，潮坪沼澤；B.中部灰岩段，灰色中-厚層泥晶生屑灰岩，見燧石團塊，開闊台地相；C.上煤層段，薄層黑色碳質泥岩與薄層泥質粉砂岩互層，潮坪沼澤
4.PSQ5（相當於長興組沉積時期）岩相古地理
長興組沉積期，古地理面貌總體繼承了前期的格局，但隨著張裂及差異升降作用的持續進行，康滇古陸及其陸相、海陸過渡相沉積范圍減小，海侵范圍即開闊台地相面積更大，開江-梁平盆地相面積也明顯增大，並在川中地區出現了面積較大及分布穩定的台內窪地亞相區，在台地邊緣及台內大量發育生物礁，形成典型的弱鑲邊—鑲邊型台地邊緣（圖3-4-7）。
該沉積期的康滇古陸依然存在，從川西南地區分布的宣威組三、四段沉積特徵來看，總體並未發生大的變化，依然保持了河流相沉積環境。長興組主體表現為開闊台地相環境，以中-厚層狀生屑泥晶灰岩夾泥質灰岩為主，局部發育以泥亮晶生屑灰岩為主的台內灘亞相以及以生物礁灰岩為主的台內點礁。與前期岩相不同的是，該期出現了分布面積較大的台內窪地亞相，主要表現為泥質灰岩、鈣質泥岩夾生屑泥晶灰岩沉積。長興組沉積期的台地邊緣相已經發展成為以發育生物礁為主的弱鑲邊—鑲邊型台地邊緣，其生物礁主要屬於障積礁及骨架礁。在川西北台地邊緣可能以發育台緣灘相生屑砂屑灰岩為主，生物礁並不十分發育。開江-梁平盆地SW側台地邊緣主要為弱鑲邊型台緣，其沉積斜坡坡度較小。
開江-梁平盆地及城口-鄂西盆地相區沉積了大隆組深水沉積物，其岩性主要為深灰色薄層狀泥質灰岩、生屑泥晶灰岩夾硅質岩、黑色炭質泥岩、鈣屑濁積岩，總體富含有機質，是一套優質烴源岩。
（二）早-中三疊世岩相古地理
1.TSQ1-TSQ2（相當於飛仙關組沉積期）岩相古地理
飛仙關組可以識別出兩個三級層序（TSQ1-TSQ2）。該層是油氣勘探的重點層系，因此以體系域為岩相古地理圖的成圖單元。TSQ1-TST、TSQ1-HST、TSQ2-TST、TSQ2-HST大致對應岩石地層的飛一段、飛二段、飛三段和飛四段。
（1）TSQ1-TST（相當於飛仙關組飛一段沉積期）岩相古地理
三疊紀早期，四川盆地及鄰區總體繼承了上二疊統長興組沉積期的沉積格局，但開江-梁平盆地相區和川中台窪面積減小（圖3-4-8）、水體深度明顯變淺，台緣及台內生物礁消失而以發育鮞粒灘為特色。廣大的川中、川東地區主要沉積了薄層泥晶灰岩、泥質灰岩夾顆粒灰岩等，為大川中開闊台地相區。在開闊台地內部高能地帶發育大面積鮞粒灘體，如川中的水口場（水深1井）—廣安（廣參2井）地區鮞粒灰岩可厚達30～40m、卧龍河（卧51井）地區鮞粒灰岩厚20～30m、磨溪（磨溪1井）地區厚10～15m。在開闊台地內部局部還發育了台內窪地，其中主要沉積了灰色鈣質泥岩夾少量風暴成因的透鏡狀泥晶砂屑灰岩。康滇古陸周緣為一套河流相碎屑岩沉積，相當於東川組，其岩性主要為紫紅色砂岩、泥岩、頁岩，具河流相「二元」結構，發育槽狀及板狀交錯層理、波痕等。河流相與開闊台地相之間發育混積潮坪相。在台地邊緣之外發育了斜坡相及盆地相，斜坡相主要沉積了薄層泥晶灰岩、泥質灰岩夾礫屑灰岩、鈣屑濁積岩，可見滑動變形層理。在盆地相中則主要沉積了薄層泥晶灰岩、泥質灰岩夾頁岩等。
圖3-4-7 四川盆地及鄰區PSQ5（長興組沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-8 四川盆地及鄰區TSQ1-TST（飛仙關組一段沉積期）岩相古地理圖
（2）TSQ1-HST（相當於飛仙關組飛二段沉積期）岩相古地理
與前期相比，該期沉積水體總體變淺。川西南、川中地區的陸源碎屑沉積區明顯擴大，大川中開闊台地面積減小，同時鮞粒岩主要集中發育於台地邊緣，萬源-開縣台地更為局限並演變為蒸發台地（圖3-4-9）。康滇古陸周緣河流相沉積范圍更大，由於陸源物質的供應增加，導致混積陸棚相沉積范圍也更大，主要沉積了一套暗紫紅色泥質灰岩、頁岩。萬源-開縣台地發育了較多的蒸發岩，主要沉積了膏質白雲岩、泥晶白雲岩及石膏，屬於較典型的蒸發台地膏質潟湖沉積。台地邊緣鮞粒灘壩厚度較大且集中分布，如羅家寨—普光一帶與元壩—龍崗一帶，鮞粒岩的累積厚度最大可達80～90m，單層厚度最大可達40m。盆地周緣綿竹雎水剖面、江油魚洞梁剖面、雲陽沙陀剖面、酉陽丁市老鷹庄剖面、來鳳龍潭壩剖面等都見到厚層-塊狀鮞粒灘沉積，為川西北綿竹-劍閣台緣帶及川東城口-鄂西台緣帶存在的標志。台地內部亦有小型鮞粒灘體分布，其灘體累積厚度不大，一般小於20m，且單層厚度較小，如廣安、豐都地區。
開江-梁平盆地相區由於以來自其南西側大川中台地相區的碳酸鹽灰泥、陸源泥質及台緣帶鮞粒等為主的大量沉積物的快速充填，形成了厚達260m的泥質灰岩、鈣質泥岩夾鈣屑濁積岩（泥亮晶鮞粒灰岩），進而使其深水盆地相分布范圍逐漸變小，直至該高位體系域沉積晚期消亡。
（3）TSQ2-TST（相當於飛仙關組飛三段沉積期）岩相古地理
層序TSQ2海侵體系域沉積期為另一個海侵期，陸源碎屑物沉積范圍減小，淺水碳酸鹽台地范圍擴大。與前期沉積面貌相比，最大的變化是開江-梁平盆地相區消失並代之以台內窪地沉積（圖3-4-10），早期盆地相區或斜坡相區，如廣元—南江—城口一帶演化為台地邊緣，發育厚層鮞粒灘體，在川西地區的讓水、通口、漢旺、茶坪、龍王廟及大飛水等露頭剖面均發現了鮞粒灘沉積，表明該時期的台地邊緣沿綿竹—劍閣—廣元—南江—城口一帶展布。盆地內整體呈現為一個較為寬闊、平坦的混積陸棚—碳酸鹽台地。沿康滇古陸周緣仍然發育河流相沉積，向東過渡為混積陸棚相，主要沉積了紫紅、紫灰色泥頁岩夾介殼灰岩。開闊台地相分布范圍廣，主要沉積了薄層狀泥晶灰岩夾中厚層狀砂屑灰岩、鮞粒灰岩，台地內部發育多個具一定規模的鮞粒灘體，主要分布於川東、川中、川東北地區。
（4）TSQ2-HST（相當於飛仙關組飛四段沉積期）岩相古地理
層序TSQ2高位體系域沉積期為一個明顯的海退過程，水體逐漸變淺，碳酸鹽岩減少，泥質岩增多，碳酸鹽台地由前期的開闊台地演變為局限甚至蒸發台地（圖3-4-11）。康滇古陸周緣依然為河流相沉積，其東側的混積陸棚沉積了紫灰、紫紅色泥頁岩夾泥質灰岩及介殼灰岩。局限台地沉積岩性為暗紫、褐紅色泥頁岩。磨溪—龍女寺和河灣場地區局部有薄層鮞粒灘分布。川東地區為蒸發台地相區，岩性主要為暗紫色泥岩、泥晶白雲岩、泥質灰岩、石膏及膏質白雲岩，其石膏累積厚度可達8～9m。
2.TSQ3-TSQ4（相當於嘉陵江組沉積時期）岩相古地理
（1）TSQ3（相當於嘉陵江組嘉一二段沉積期）岩相古地理
嘉陵江組TSQ3-TST沉積期，研究區從西南到東北依次發育陸相、碎屑潮坪相、開闊台地沉積（圖3-4-12）。西南部康滇古陸發育陸相沖積平原紫紅色碎屑岩沉積；康滇古陸周邊主要為碎屑潮坪相碳酸鹽岩-碎屑岩沉積；盆地內部主要為開闊台地灰質沉積，川中北凹陷處發育台內窪地沉積，主要分布於宣漢—鄰水—梁平一帶；值得注意的是，在古地貌相對高部位，如川鄂交界的雲陽、石柱一帶，台內灘發育，其厚度較薄且變化較為舒緩，岩性以泥晶-細粉晶灰岩為主夾鮞粒灰岩或呈互層狀，鮞粒灰岩、生屑灰岩、粒屑灰岩較為發育，單層鮞粒灰岩最厚可達10m，顆粒灰岩中可以見到斜層理與交錯層理，泥細粉晶灰岩中可以見到蠕蟲狀與條帶狀構造，生物碎屑較發育。
圖3-4-9 四川盆地及鄰區TSQ1-HST（飛仙關組二段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-10 四川盆地及鄰區TSQ2-TST（飛仙關組三段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-11 四川盆地及鄰區TSQ2-HST（飛仙關組四段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-12 四川盆地及鄰區TSQ3-TST（嘉陵江組一段沉積期）岩相古地理圖
嘉陵江組TSQ3-HST沉積期，研究區從西南到東北依次發育陸相、碎屑潮坪相、局限台地沉積（圖3-4-13）：盆地內部主要為局限台地雲坪沉積，川中北坳陷處發育潟湖亞相，膏質雲岩為主，主要分布於宣漢、潼南一帶；在川鄂交界處雲陽—石柱一帶，繼承了嘉一期台內灘環境，但灘體范圍明顯縮小。
（2）TSQ4（相當於嘉陵江組嘉三四段沉積期）岩相古地理
嘉陵江組TSQ4-TST沉積期，研究區從西南到東北依次發育陸相、碎屑潮坪相、開闊台地沉積（圖3-4-14）。由於康滇古陸上升緩慢，地勢趨於平緩，古陸剝蝕強度降低，因此碎屑岩沉積范圍進一步萎縮，海侵范圍更廣；盆地內部主要為開闊台地灰質沉積，川中坳陷處發育台內窪地沉積，主要分布於廣安一帶；在川鄂交界處雲陽—石柱一線以東，為古地形的高部位，明顯繼承發育台內灘，主要為一套鮞粒灰岩、生屑灰岩夾含粒屑泥—微晶石灰岩，顆粒灰岩全段發育。
嘉陵江組TSQ4-HST沉積期，研究區從西南到東北依次發育陸相、碎屑潮坪相、局限台地沉積（圖3-4-15）。康滇古陸的影響已經逐漸減弱甚至消失，碎屑岩沉積很少，依然是西薄東厚、西高東低的格局，但已經呈現均一化。盆地內部主要為局限台地蒸發岩沉積，川中北坳陷處發育潟湖亞相，膏鹽為主，主要分布於宣漢—通江—合川一帶。
3.TSQ5-TSQ6（相當於雷口坡組沉積期）岩相古地理
（1）TSQ5（相當於雷口坡組雷一二段沉積期）岩相古地理
TSQ5-TST沉積期，盆地自西到東依次發育盆地、斜坡、台地邊緣、局限台地沉積（圖3-4-16）。盆地西部和西北緣廣元—江油一帶，發育台地邊緣灘亞相沉積；盆地中部川中地區存在一些近東西向或北西南東向的繼承性的次級低隆起，將盆地中部分隔成窪隆相間的格局，相對窪地處演化成潟湖亞相環境，潟湖主要分布在川中營山地區等；相對隆起處則發育台內灘亞相，由砂礫屑白雲岩、藻屑白雲岩組成，它們廣泛分布於川中坳陷與瀘州-開江古隆起的轉折部位或交接處等地勢變化處，而這些部位也常常是水動力條件由弱變強的地帶。
TSQ5-HST沉積期的環境與TSQ5-TST時期相似，僅陸源碎屑沉積區及膏鹽潟湖有所擴大。台內灘范圍大大縮小，僅零星分布在川中觀音場、資陽和達州等地區（圖3-4-17）。
（2）TSQ6（相當於雷口坡組雷三四段沉積期）岩相古地理
TSQ6-TST沉積期是快速海侵時期，海平面較高，水體較深，障壁後的地區和毗鄰的開闊海之間水體的自由流通能力大為改善，以開闊台地相沉積為主；研究區從西到東依次發育盆地、斜坡、台地邊緣、開闊台地沉積（圖3-4-18）。盆地中部相對窪地處演化成台內窪地亞相環境，主要分布在川中遂寧—營山地區等。值得關注的是，盆地西部和西北緣廣元—江油一帶，廣泛發育台地邊緣灘亞相有利相帶沉積，主要由砂礫屑白雲岩、藻屑白雲岩組成。
TSQ6-HST沉積期為快速海退時期，盆地內部以局限台地沉積為主，研究區從西到東依次發育盆地、斜坡、台地邊緣、局限台地沉積（圖3-4-19）：川中南充—西充地區及川中西成都等地區廣泛發育潟湖沉積，主要沉積蒸發鹽類（膏鹽）；龍崗—營山地區局部發育有利相帶——台內灘亞相。
四川盆地邊緣古隆起、古陸及盆內古隆起、坳陷的存在和演化以及海平面升降旋迴控制了四川盆地嘉陵江-雷口坡組縱向上「雲灰」間互的沉積演化特徵：大規模海侵（TST）時期，隨著海平面的大幅度上升，盆地內部海水與障壁後的開闊海自由交流，盆地內部主要為開闊台地灰質沉積，坳陷處主要是細結構的微、泥晶灰岩台內窪地沉積（如嘉一段、嘉三段、雷三段）；大規模海退（HST）時期，此時海平面較低，由於邊緣古隆起、古陸的障壁作用，大大限制了局限台地與外海的自由流通，盆地內部廣泛沉積蒸發岩類，坳陷處沉積膏鹽（如嘉二段、嘉四段、雷二段、雷四段）。
圖3-4-13 四川盆地及鄰區TSQ3-HST（嘉陵江組二段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-14 四川盆地及鄰區TSQ4-TST（嘉陵江組三段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-15 四川盆地及鄰區TSQ4-HST（嘉陵江組四段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-16 四川盆地及鄰區TSQ5-TST（雷口坡組一段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-17 四川盆地及鄰區TSQ5-HST（雷口坡組二段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-18 四川盆地及鄰區TSQ6-TST（雷口坡組三段沉積期）岩相古地理圖
圖3-4-19 四川盆地及鄰區TSQ6-HST（雷口坡組四段沉積期）岩相古地理圖
❼ 安徽銅陵葯園山銅礦床
一、大地構造單元
葯園山銅礦床位於揚子地台下揚子台坳內貴池-繁昌凹斷褶束的中段。
二、礦區地質
（一）地層
鳳凰山礦田銅的賦礦地層是三疊系下統和龍山組（T1h）、南陵湖組（T1n）和三疊系中統東馬鞍山組（T2d），其中以南陵湖組最為重要，葯園山礦床即與該層位密切相關。
和龍山組（T1h）：為薄至中厚層灰岩夾泥岩，厚130～180m，其下為殷坑組（T1y）鈣質泥岩夾薄層灰岩。其上是南陵湖組。
南陵湖組（T1n）：上段（T1n2）為厚層灰岩夾礫屑灰岩及薄層灰岩；下段（T1n1）為中厚層灰岩夾瘤狀灰岩，厚84～625m。
東馬鞍山組（T2d）：為白雲質灰岩夾灰岩，厚＞215m。其上為月山組砂岩，粉砂岩。
（二）構造
葯園山礦床位於印支期形成的北東向新屋裡向斜軸部偏北翼，鳳凰山岩體西部的接觸帶上。
新屋裡向斜軸部最新地層為三疊系中統東馬鞍山組，向北西和南東兩翼依次為下三疊統、二疊系、中上石炭統的碳酸鹽岩及上泥盆統和中上志留統的碎屑岩、頁岩（圖2-139）。
從區域應力場分析，總體呈北東向展布的褶皺，受印支期南北向力偶作用，早期的近東西向斷裂重新活動，並發生右行平移，使區域褶皺在平面上顯示「S」形彎曲，在褶皺樞紐的彎曲部位，並有燕山期東西向斷裂構造疊加其上，構成構造薄弱帶，為岩漿上侵提供通道，在區域上形成近東西向的岩漿帶，該帶自西向東近乎等距出露銅官山、獅子山、磯頭、鳳凰山、沙灘腳等岩體。
圖2-139安徽銅陵鳳凰山礦田地質略圖Fig.2-139Geological map of Fenghuangshan ore field in Tongling,Anhui province
1—第四系沖、殘、坡積層；2—三疊系中統東馬鞍山組；3—三疊系下統南陵湖組上段；4—三疊系下統南陵湖組下段；5—三疊系下統和龍山組；6—三疊系下統殷坑組；7—二疊繫上統大隆組；8—二疊繫上統龍潭組；9—二疊系下統孤峰組；10—二疊系下統茅口組；11—二疊系下統棲霞組；12—石炭系中、上統黃龍、船山組；13—泥盆繫上統五通組；14—志留繫上統寨山組；15—志留系中統墳頭組；16—花崗閃長岩；17—閃長岩；18—閃長玢岩；19—石英閃長玢岩；20—輝綠岩；21—正長斑岩；22—角礫狀大理岩；23—角礫岩；24—含銅夕卡岩；25—礦體；26—實測推測地質界線；27—地層產狀；28—接觸面產狀；29—實測、推測性質不明斷層；30—推測逆斷層
控制葯園山礦床的主要構造是F1（圖2-140）斷裂。F1斷裂發育自礦床的北部，經虎形山、葯園山礦段出圖，長約數公里，呈北北西走向。斷裂上部傾向北東，下部轉向南西傾斜，傾角較陡。斷裂通過之處，構造角礫岩發育，角礫成分有大理岩、花崗閃長岩、鐵礦石及銅礦石等，角礫具稜角狀或次稜角狀，大小混雜，顯張性兼扭性力學性質。構造角礫岩寬數米到數十米不等，最寬處為葯園山地段，達百餘米。F1斷裂成礦前、成礦期及成礦後均有活動。葯園山段（F1與F9交匯附近）礦體的厚度及延深最大，鉬含量最高，可能是成礦活動的中心部位。
（三）侵入岩
鳳凰山岩體沿新屋裡向斜軸部侵入。據區域地質資料和物探資料表明，鳳凰山岩體沿東西向隱伏斷裂和南北向構造的交匯部位侵入。在時間上是燕山晚期北北東向構造活動遷就和改造北東向褶皺和東西向、南北向斷裂構造，發生張性或張扭性活動，溝通深部岩漿源，使岩漿上侵就位。岩體呈北東東向橢圓形，面積11.5km2。主體為花崗閃長岩體，岩體中黑雲母的K-Ar法年齡為133Ma，呈細粒結構，主要礦物成分斜長石53%（An=32～38、27～28），鉀長石13%、石英25%、角閃石2%、黑雲母3%。岩石的副礦物為磁鐵礦、磷灰石、榍石、鋯石。
鳳凰山岩體岩相分帶明顯呈環狀分布，由近接觸帶向岩體內部依次出現混雜閃長岩、石英閃長岩（石英二長岩）和花崗閃長岩。
岩體同生含銅量（180～220）×10-6，比無礦岩體的背景含量40×10-6高出數倍。
花崗閃長岩岩石化學成分：SiO263.44%、TiO2 0.65%、Al2O316.04%、Fe2O32.75%、FeO 3.24%、MnO 0.10%、MgO 1.37%、CaO 4.21%、Na2O 4.21%、K2O 3.02%、P2O30.00%、H2O 0.79%。其w（Na2O）/w（K2O）為0.72，里特曼指數（σ）2.56，鹼度率（AR）2.11，分異指數（DI）70.88，表明鳳凰山岩體為鈣鹼性正常系列岩石。鳳凰山岩體稀土元素總量為265.96×10-6，其中輕稀土元素總量231.77×10-6，重稀土元素總量34.19×10-6，輕重稀土元素總量比值為6.8，δEu 1.03（＞0.7），屬輕稀土富集型，可能是基性岩漿分異產物。據岩體鍶同位素初始值（I0）為0.7070和岩體年齡值（t）133Ma投入t—I。圖，說明鳳凰山岩體為殼幔混合型（MC），其幔源物質含量達39.1%。岩體的氧同位素值δ18O 10.76‰，落在同熔型花崗岩類范圍。
成礦後輝綠岩、正長斑岩脈發育，呈NNW向、近SN向。
圖2-140葯園山銅礦床地質略圖Fig 2-140Schematic Geological map of Yaoyuanshan copper deposit
1、2—中三疊統中、厚層狀大理岩；3—中三疊統薄層狀大理岩；4—下三疊統薄層大理岩、角岩；5—下三疊統角岩、大理岩；6—二疊系硅、炭質頁岩、粉砂岩；MBr—角礫狀大理岩；βμ—輝綠岩；ζπ—正長斑岩；δπ—閃長斑岩；
三、礦床地質
礦床位於鳳凰山岩體的西部接觸帶上，包括萬迎山、虎形山、葯園山礦段，共有大小礦體80餘個，其中主要的礦體有4個，由南向北依次為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ。Ⅰ、Ⅲ走向北西、Ⅱ號北西西（圖2-141、圖2-142）。Ⅳ號礦體走向北北西轉向北東，整體上為向西突出的弧形，Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ號礦體出露地表。礦體形態呈透鏡狀、扁豆狀和似板狀。礦體傾向北東，傾角陡直；Ⅱ號礦體到深部傾向轉為南西。I號礦體沿走向有膨脹收縮現象，自北而南及向深部厚度逐漸變薄以至尖滅，總長500m，厚度最大44m，平均14.8m，最大延深360m；Ⅱ號礦體向北西傾伏，可見膨縮現象，礦體長358m，最大厚度88m，平均35.2m，最大延深435m；Ⅲ號礦體長321m，最大厚度21m，平均8.9m，最大延深343m；Ⅳ號礦體產狀平直，局部變化大，隨接觸帶的形態趨於復雜，礦體長986m，最大厚度30m，平均10.2m，最大延深330m。
（一）礦體特徵
葯園山礦床明顯存在兩期成礦作用，早期發生接觸交代變質作用，形成接觸交代型銅礦床。晚期沿接觸構造破碎帶（包含部分已成礦體）礦液再次充填交代成礦。兩類礦體既有相似的一面，又有差異的一面（表2-95）。
礦石經組合大樣分析，其化學成分見表2-96。
圖2-141葯園山銅礦床A-A′地質剖面圖Fig.2-141Geological section A-A' in Yaoyuanshan Copper Deposit（據321隊改編）（apted from Team 32 1）
1—薄層大理岩；2—角礫狀大理岩；3—輝綠岩；4—正長斑岩；5—花崗閃長岩；6—角礫狀花崗閃長岩；7—礦體編號；8—Gn鐵帽
金銀主要呈獨立礦物如自然金、銀金礦等出現，金礦物粒度一般為20～50um，主要見於含銅磁鐵礦礦石中，呈裂隙金、包體金和粒間金產出，金銀含量最高的載體礦物為斑銅礦，次為黃銅礦。
（二）礦體物化探異常
由於礦體埋藏淺，礦石主要類型是含銅磁鐵礦、含銅黃鐵礦及含銅夕卡岩，所以應用磁法、自電和激發極化發等物探方法均有明顯的反映（圖2-143）。在Ⅰ、Ⅱ號礦體上方分別出現兩個寬度不大的疊加磁異常。由於I號礦體出露地表，磁異常強度大，達4000nT，Ⅱ號礦體有一定埋深，磁異常強度降為2000nT，但均比較明顯。位於接觸帶Ⅰ、Ⅱ號礦體上方出現高極化，低電阻異常。同樣自電異常在I號礦體比較明顯。因此，在葯園山銅鐵礦床應用上述物探方法相互配合，再結合化探方法，能大致確定礦體的位置。
圖2-142葯園山銅礦床—120m中段地質構造圖Fig.2-142Structural plan of Level—120m in Yapyuanshan
T（M）—三疊系大理岩；γδ—花崗閃長岩；ηγπ/βμ—二長花崗斑岩/輝綠岩；1—斷層破碎帶；2—礦體
四、成礦作用
（一）物質來源
δ34S=3‰～4.1‰（岩漿水＜10‰，為5‰～6‰），δ13C＝—1.3‰～4.4‰，δ18O=1.51‰～15.9‰，鉛同位素組成具有較低的U值（U=3.82），含放射性鉛少，顯示了硫、鉛的深源特徵。
由此可見，形成礦體的物質主要來源深部岩漿，花崗閃長岩為成礦母岩。
表2-95葯園山礦床兩類礦體特徵Table 2-95Characteristics of two types of ore bodies in Yaoyuanshan deposit
表2-96葯園山礦石組合大樣的多元素分析結果Table 2-96Multi-element analysis of bulk ore sample in Yaoyuanshan deposit
（二）流體性質
（1）形成兩類礦體的流體性質相似，均富含K+、Na+、Cl-、F-、Ca2+、Mg2+。鹽度、礦化度較高，屬於Na（K）-Ca-Cl型鹵水，這種鹵水有利於礦質的遷移和沉澱。
（2）形成交代礦體的流體富含Na+、Cl-，而貧K+、F-等離子，而形成充填型礦體的流體則恰好與上相反。
（3）從包裹體成分特徵值[Na+]/[K+]、[Na+]/（[Ca2+]+[Mg2+]）推斷成礦流體除主要來自岩漿水外，還混入了少部分大氣降水。
（4）從包裹體內富含F-、Cl-等陰離子及Ca2+、Mg2+陽離子，推斷礦質在成礦流體中的搬運形式主要以鹵化物的配合物或硫氫配合物進行搬運。在遷移過程中由於環境的變化（溫度、壓力的下降或圍岩Ca2+、Mg2+的加入）使配合物不穩定，發生分解，從而使礦質沉澱而成礦。
（三）礦體形成的物理化學條件
通過對兩類礦體上覆地層厚度的測量，下伏成礦母岩——花崗閃長岩形成時水壓的估算以及礦床的礦物組合來推斷礦床形成深度在1.5km左右，成礦壓力在45～55MPa。
由兩類礦體某些礦物的爆裂法測溫、礦物共生組合等分析，兩類礦體形成溫度略有不同，交代型礦體形成溫度較高，范圍在420～180℃，而充填型礦體形成溫度較低，范圍在320～120℃。
通過對礦物包裹體成分進行有關物理化學參數計算，結果表明：
（1）兩類礦體形成時的物理化學條件相似，均處於鹼性、弱還原的條件下；
（2）交代型礦體的形成環境與充填型礦體相比，前者處於更鹼性、還原的環境。
圖2-143葯園山銅礦39線綜合物探地質剖面圖Fig.2-143Geophysical and geological profile of line 39 in Yaoyuanshan copper deposit
1—視極化率曲線；2—視電阻率曲線；3—自電曲線；4—垂直磁力曲線；5—第四系；6—含銅磁鐵礦；7—含銅夕卡岩；8—含銅黃鐵礦；9—大理岩；10—花崗閃長岩
綜上所述，礦區內存在兩類特徵既相似又相異的礦體，它們的形成與區內岩漿岩有關，成礦物質主要來自深部岩漿。攜帶豐富成礦物質的含礦流體在不同的構造部位、相似的地質環境，以接觸交代和熱液充填兩種成礦方式形成兩類礦體，兩者是同一成礦「體系」中不可分割的兩部分，在成因上應屬於「廣義」的夕卡岩礦床。
另據侯光久（1991）從控礦構造、礦石結構構造和元素地球化學分析，認為葯園山一帶礦體復雜多樣，廣泛發育多成分的、被銅鐵硫化物礦液膠結的角礫狀礦石。角礫狀礦石的形成，正是F1斷裂通過，將先成的礦體、岩體或圍岩破碎，再經含礦熱液充填膠結（交代）而成。反映溫度較高的鉬元素的分布，在葯園山段（F1與F9交匯處附近）達到最高值，由此往北或往南逐漸減弱，萬迎山礦段鉬含量甚微。F9斷裂與F1斷裂交匯處附近，礦體最厚，延深最大。
另外，Ⅰ、Ⅱ號礦體及部分Ⅲ號礦體結構構造復雜，礦化強烈，礦物共生組合多樣，磁黃鐵礦、黃銅礦、黃鐵礦和膠狀黃鐵礦、輝鉬礦及粗晶黃鐵礦均很發育。而由此地段向北或往南，礦物種類變得簡單。說明這一地段成礦具有多期性，而且後期從地下岩漿析出的含礦溶液成分發生顯著的變化，鈣、鉀含量大大減少，而鎂含量增加，含礦溶液中鉬、銅、鐵等元素含量增高，硫離子濃度增大，遂沉澱出一定量的鉬銅硫化物。該階段礦化分布范圍較大，不僅限於接觸帶，也可沿構造裂隙進入岩體或圍岩中去，是重要的成礦階段。從以上事實不難看出，F1斷裂是葯園山礦床熱液成礦期的導礦構造，F1斷裂與F9斷裂交匯處附近是礦液上升的中心。
綜上所述，成礦母岩的產出空間，是由東西向（北西西向）與南北向構造復合限定的，而岩漿上侵的驅動力是新華夏系應力場。在接觸交代成礦以後，由於新華夏系的再活動，產生一系列脆性破裂構造（也有少量塑性變形），為後期構造熱液成礦創造了條件。所以，該礦床實為接觸交代型經構造改造、後期熱液充填的疊加型礦床。即前者是交代型礦，後者是充填型礦體。
❽ 海泡石、凹凸棒石礦床地質
一、礦床成因概述
從凹凸棒石在自然界的產出特徵及其與有關礦物的相互關系分析，它是一種低溫礦物，是鹼性溶液中SiO：和Mg結合結晶出的化學沉積物，或固－液的均衡相變礦物。它在濃縮的海水中或SiO：飽和的鹽水溶液中，在25～220℃條件下可以優先晶出，在各種地質環境中都有分布。形成機理可能是火山噴發和噴發的玄武岩、火山碎屑及陸源岩石風化物質，被水溶解後帶入湖泊，在乾旱或半乾旱的氣候條件下，為水溶液蒸發濃縮達到一定濃度時，在弱鹼性溶液中直接沉澱結晶出凹凸棒石。同時在不同階段及條件下形成方解石、白雲石、伊利石、蒙脫石、石英、蛋白石等，組成了不同類型的凹凸棒石粘土礦床。在自然界，蒙脫石、伊利石、高嶺石和綠泥石等層狀硅酸鹽轉變為凹凸棒石的現象間普遍存在，它們是在富含SiO2,M g的鹼性介質條件下呈固－液相狀轉變的。
一般認為，海泡石也是低溫化學沉積或固－液均衡相變產物。晶出時的水介質條件是富鎂、硅，貧鋁的鹼性溶液（pH 值約為8.5）。水化學類型相當於硫酸鹽沉積階段的重碳酸鹽型—硫酸鎂亞型水介質。人工合成海泡石的成功為上述推論提供了依據。試驗是在PH≥8的鹼性溶液中用兩種方法進行的，試驗壓力為101325Pa，溫度為25℃。
海泡石和凹凸棒石生成條件基本相似，主要差別在於介質中鋁、鎂含量和pH 值的不同。介質中含鋁時，生成凹凸棒石的可能性高於海泡石。生成海泡石的介質pH 值約為8.5，范圍狹窄，而凹凸棒石可以在pH值約為7～9的范圍內生成，因此自然界凹凸棒石比海泡石分布廣。
Frank-Kome, Neckiji和Klokova用海泡石和凹凸棒石作高壓試驗表明：當SiO2被解析出一定量後，從層鏈狀結構轉化為層狀結構的滑石和蒙脫石礦物，所以海泡石和凹凸棒石礦物又被看做是滑石或蒙脫石等層狀硅酸鹽與SiO2的過渡性合成物。同樣，這些層狀硅酸鹽礦物在一定的地質條件和物理化學條件下，也可以轉變為海泡石和凹凸棒石礦物。
二、成礦控制條件
具有重要工業意義的沉積型海泡石－凹凸棒石礦床的形成，主要受以下條件控制。
1）形成地質時代一般較晚，主要集中在晚古生代及中、新生代。前者如我國的湖南、江西、陝西的淺海型，形成於二疊紀。後者如西班牙、西北非洲、美國、日本及大西洋、太平洋、地中海海底、波斯灣和我國東部地區，尤以古、新近紀較為集中，層位穩定，分布廣泛。
2）受構造活動帶附近的狹窄坳陷和窪地控制。它們常出現在陸源風化剝蝕面或海底風化剝蝕面之上，距物源補給區不遠。賦存海泡石－凹凸棒石的岩石組成，可以是與火山作用無聯系的鎂質碳酸鹽類型，也可以是與火山作用有聯系的陸相火山－沉積型，或現代大洋底的海底沉積物。
3）陸相或海相的坳陷或窪地一般還應具備以下條件：①富鎂、富硅、貧鋁和超鹽度的環境；②低能至中低能的沉積環境；③pH =8～11的鹼性且相對還原的環境；④封閉—半封閉的狹窄的小型盆地。
除深海區外，一般還處於乾旱—半乾旱的氣候條件下，具有蒸發沉積作用的某些特點。
4）受岩性控制明顯。無論陸相或海相沉積型，其岩性大致可分為兩大類：①無直接聯系的碳酸鹽類岩石；②與火山物質有直接聯系的火山碎屑－沉積砂泥質類岩石。
三、主要成因類型及礦床地質特徵
海泡石或凹凸棒石礦床是以海泡石或凹凸棒石粘土礦物為主要成分的粘土礦。它們在沉積和淋濾－熱液成礦作用中都可能形成，其中以沉積作用最有可能形成較大規模的工業堆積。按照成礦地質背景和成礦作用方式，大致可分為沉積型和淋積－熱液型兩大類。
（一）沉積型海泡石和凹凸棒石礦床
礦床產於構造穩定的乾旱或半乾旱氣候帶的內陸鹼湖、鹽湖盆地、鹼性玄武岩盆、淺海碳酸鹽台地、潮汐帶等地區。礦化作用可出現在同生、成岩和表生三個階段。海泡石、凹凸棒石礦物既可以由蒸發作用直接從溶液中晶出，也可由先生成的伊利石、綠泥石、蒙脫石、高嶺石、海泡石（或凹凸棒石）等轉化而來。礦體呈層狀、似層狀、透鏡狀產出，產狀與圍岩一致。礦化范圍一般較大，面積可達數平方千米至數百平方千米。礦石呈土狀、緻密塊狀、碎屑狀、結核狀等。礦石礦物含量一般大於50%，個別可達90%以上。伴生礦物有蒙脫石、伊利石、方解石、白雲石、石英、蛋白石、燧石、高嶺石、海泡石（或凹凸棒石）等。礦床規模可達數十萬噸至千萬噸。
按照形成時古地理環境的差異，可分為陸相沉積礦床和海相沉積礦床兩個亞類。
1.陸相沉積型
主要出現在古老或現代的乾旱氣候區，半封閉至封閉的大陸沉積盆地中。本類型又可分為蒸發化學沉積型和火山－沉積型。
（1）蒸發化學沉積型
由蒸發－化學沉積作用形成。成礦物質主要由盆地周邊或相關源區的沉積－變質岩系的風化產物提供。沉積物以凹凸棒石為主還是以海泡石為主，或者二者共同產出，常與鹼性介質的pH值梯度，鎂、硅或鋁的相對含量，以及盆地的大小等密切相關。一般情況下凹凸棒石主要產於盆地的底部和邊部，接近盆地中心部位多形成皂石和海泡石。
礦床實例1：西班牙巴列卡斯海泡石礦床
產於古、新近紀沉積盆地中。沉積物質主要由盆地周邊的古生代和中生代地層中的大理岩、泥質板岩、雲母片岩、石英岩、片麻岩等的風化物供給。礦層呈近東西走向的透鏡體，賦存在古、新近系以白雲岩為主的碳酸鹽類沉積岩中。海泡石直接在沉積階段晶出，或在裂隙帶的鹽水溶液中晶出。海泡石或凹凸棒石的單個纖維晶體長度可達幾毫米以上，組成氈狀復合體。礦層中自下而上出現礦物順序是：海泡石—海泡石＋凹凸棒石＋伊利石—凹凸棒石＋伊利石。粘土中以海泡石為主，含量達95%，其次為凹凸棒石、蒙脫石、伊利石、方解石、石英等。化學組成一般為（wB/%）：SiO2(57.83）,Al2O3(4.36）, Fe2O3(0.61）,MgO(22.38),H2O+(10.26）。
礦床實例2：西班牙卡塞雷斯凹凸棒石礦床
位於由阿爾卑斯運動造成的塔霍河斷陷盆地西部的構造凹陷中。凹陷基底由寒武系板岩等組成，其上沉積了古、新近系，厚度達1800m。凹陷周圍剝蝕區分布有板岩、硬砂岩、灰岩、白雲岩和火山凝灰岩等。盆地邊部為碎屑岩相，主要由石英、白雲石、綠泥石、白雲母等碎屑礦物組成。向凹陷中心逐漸變為蒙脫石、凹凸棒石粘土層，該層賦存於碎屑礦物帶與中心蒸發岩之間的過渡帶上，即碳酸鹽、硫酸鹽相帶的外帶。接近凹陷中心，過渡帶的內帶有少量海泡石及方英石等。礦層厚約4m。礦石中凹凸棒石佔85%，其次是石英、方解石、白雲石、皂石、伊利石、綠泥石、高嶺土、方英石等。凹凸棒石粘土化學成分（w/B%）: SiO2(51.5）,Al2O3(10.3）,Fe2O3(2.26）,FeO(0.52）,H2O+(14.4）,H2O(7.36）。
（2）火山－沉積型
以我國蘇皖接壤地區的六合、盱眙和嘉山、來安、天長等縣為代表。該區大片鹼性玄武岩層中廣泛發育著凹凸棒石粘土層，礦化面積達2000km2，發現礦床數十處，組成凹凸棒石粘土礦帶。礦帶地處郯廬深大斷裂帶以東，揚子准地台和中朝准地台的接壤部位，即張八嶺隆起與金湖凹陷之間的斷陷盆地中。含礦的古、新近繫上統鹼性玄武岩，沿北西的方山－女山斷裂帶展布。新近紀的火山－湖泊相沉積岩系，厚度一般為100～300m，與下伏古近系紅色砂頁岩不整合接觸。斷陷盆地基底為元古宇張八嶺群變質岩、震旦繫上統陡山沱組、燈影組沉積岩和中生界陸相火山岩。
礦床實例：江蘇盱眙凹凸棒石粘土礦床
凹凸棒石粘土賦存於新古、新近系下草灣組內，在桂五組下段也有零星分布，六合組中偶見。下草灣組由一套中粒橄欖玄武岩、橄欖粗玄武岩和半固結的粉砂質泥岩、粉砂岩、砂岩及粘土層組成，其中玄武岩有1～4層與沉積岩呈互層或夾層出現，一般厚度20～90m。
盱眙地區凹凸棒石粘土呈層狀、透鏡狀產出，一般厚2～5m，長數百米或千米以上，規模較大。例如，花家崗—雍小山的V號粘土層，該層具有不明顯的韻律，沿走向可漸變為粉砂質泥岩和砂礫岩。粘土層中產有陸相動物化石，中上部層位常出現厚約數厘米至數十厘米的蛋白石層，其產狀與頂底板圍岩一致。粘土礦石類型有凹凸棒石粘土、白雲石凹凸棒石粘土、硅質凹凸棒石粘土、蒙脫石凹凸棒石粘土、蒙脫石粘土、含海泡石凹凸棒石粘土等。它們在空間分布上有一定規律。如自花家崗至雍小山依次為：粉砂質泥岩—蒙脫石粘土—凹凸棒石粘土—含海泡石凹凸棒石粘土。花家崗含較多的石英碎屑成分，可能是沉積盆地邊部，而雍小山接近盆地中心（圖5-3）。
圖5-3 盱眙花家崗—雍小山V號粘土層類型變化示意圖
1—粉砂質泥岩；2—蒙脫石粘土，3—白雲石凹凸棒石粘土；4—凹凸棒石粘土；5—含海泡石凹凸棒石粘土；6—玄武岩；7—桂五組；8—下草灣組
粘土為灰白色—淺灰色，質較純，相對密度為2左右。吸水性強，有滑感。常見土狀、緻密塊狀、角礫狀礦石。薄片中見假流紋構造，顯微聚纖維變晶結構和顯微沉凝灰變晶結構。礦石中以凹凸棒石為主，其次為蒙脫石、石英、水雲母，偶見海泡石。礦石中可見已粘土化的玄武岩屑和礦物晶屑，部分板狀、楔狀晶屑已凹凸棒石化。普遍存在蒙脫石被凹凸棒石交代的現象。粘土層的母岩物質可能是玄武質角礫凝灰岩或沉凝灰角礫岩。蒙脫石是凹凸棒石粘土的前身，後者是前者受到鹼性玄武岩物質的影響進一步演化的結果。從以上情況分析，說明凹凸棒石與玄武岩有密切的成因關系：①凹凸棒石粘土層中存在大小不等的玄武岩角礫；②一些玄武岩風化分解成粘土後，至今還局部殘留玄武岩特有的管狀氣孔和杏仁構造；③凹凸棒石粘土的化學成分與底板玄武岩相比，主要氧化物含量接近（除FeO,K2O,Na2O高於粘土，SiO2,Fe2O3,H2O低於粘土外）。上述情況表明，盱眙地區凹凸棒石粘土礦床屬於火山－沉積型。
2.海相沉積型
（1）海相沉積型海泡石礦床
本類型主要見於我國的二疊紀碳酸鹽岩地層或煤系地層中，例如，江西樂平、湖南瀏陽、陝西寧強等地。這些地區均為晚古生代沉積坳陷區。賦存海泡石的鎂質粘土岩是一套碳酸鹽岩，主要是泥晶灰岩、白雲質泥晶灰岩、燧石灰岩、鈣鎂質頁岩和粘土岩，並常和硅質岩、燧石透鏡體（結核或條帶）伴生，屬於一套含硅質高的泥晶灰岩地層。礦體呈層狀、似層狀，或透鏡狀產出，產狀與圍岩層理一致，傾角較緩。礦體長數千米，斜深數百米，厚數米至十餘米。礦石類型主要有泥灰岩型礦石、鈣鎂質頁岩礦石、粘土型礦石（系前二者風化而）。主要礦物有海泡石、凹凸棒石、蒙脫石、方解石、滑石，其次為白雲石、高嶺石、玉髓、伊利石、黃鐵礦、綠泥石、天青石、螢石等。
中國二疊紀淺海相沉積類型具有以下特點：
1）礦層賦存在一定的層位中，層位穩定。海泡石與「菊花石」密切共生，同屬於一個層位中。
2）容礦岩石為淺海相燧石灰岩、泥灰岩、鈣鎂質頁岩夾灰岩透鏡體，是一套較為典型的碳酸鹽岩。
3）在容礦岩石化學成分中，CaO 含量高，MgO 含量相對較低，而貧Al2O3。湖南瀏陽以海泡石為主的樣品中，MgO 含量多為11.36%～17.62%，中等一般為5%～11%，當MgO 含量＞20%時，則以由海泡石轉變的滑石為主。
礦床實例：湖南瀏陽縣永和海泡石粘土礦床
礦區位於萍鄉－樂平晚古生代沉積坳陷區的西南端。區域內出露有元古宇震旦系、上古生界泥盆系、中生界白堊系、及新生界第四系等地層。岩漿岩以中酸性岩為主。構造位置處於瀏陽「S」形構造與安化－永和東西走向構造帶東段復合交接處，近東西向的褶皺和斷裂發育。礦區范圍內主要出露二疊系，組成近東西軸向的向斜構造。軸部地層為上二疊統龍潭組及下二疊統茅口組、棲霞組。北翼為中上石炭壺天群，南翼被區域性東西向逆沖斷層所切割（圖5-4）。
礦層產於二疊系下統棲霞組上部泥灰岩段（湘潭、湘鄉、寧鄉、婁底等地將此層劃為茅口組底部）。海泡石與瀏陽菊花石都產於該層中。含礦層厚40～70m，與燧石灰岩關系密切。該層底板為2～8m厚的燧石灰岩，頂板為茅口灰岩。
礦體呈層狀、似層狀或透鏡狀產出，產狀與圍岩基本一致。含礦層延長3000餘米（最長達6000m），斜深300～400m，含2～4層礦，層厚2～7m，最大厚度達16.34m。
礦物組合簡單，90%以上的樣品由海泡石、方解石、石英、滑石四種礦物組成，以前兩種為主。次要礦物有白雲石、高嶺石、蒙脫石、多水高嶺石、綠泥石等。微量礦物有白雲母、沸石、凹凸棒石、伊利石等。海泡石在地下淺部以上無明顯變化，滑石則含量較高，可能與海泡石風化轉變有關。由於風化流失，地下淺部方解石含量少，深部含量高。
礦區有兩種礦石類型：粘土型和原岩型。粘土型分布於地表及淺部，由含海泡石的泥灰岩、鈣鎂質頁岩風化而成。海泡石含量高，多為深灰色、灰白色、土狀、質軟，斷面顯參差狀，具有滑感，吸水後有較強的可塑性，造漿率可達9.54～16.40m3/t。原岩型為含海泡石的泥灰岩、鈣鎂質頁岩，呈深灰色—灰黑色。呈薄片狀、葉片狀，硬度較小，一般含海泡石量為中等以上，造漿率差。
圖5-4 永和海泡石礦區地質簡圖
1—第四系全新統；2—第四系更新統；3—二疊繫上統龍潭組；4—二疊下統茅口組：5—棲霞組第三段；6—棲霞組第二段；7—棲霞組第一段；8—石碳系壺天群；9—震旦系；10—冷家溪群三岩組二段；11—冷家溪群三岩組一段；12—石英斑岩；13—斷層及編號；14—詳查礦段；15—初查礦段
化學組成特點是：CaO 含量高，MgO,Al2O3含量偏低，SiO2含量變化大。據統計，地表附近Al2O3,SiO2,Fe2O3,MgO 等含量較高，向深部變低，而含CaO 卻相反。當MgO 含量＞20%時，則變成以滑石為主。
含礦層岩性由淺海相燧石灰岩、泥灰岩、鈣鎂質頁岩夾灰岩透鏡體組成。含礦層產有大量的
海泡石與菊花石產於同一層位中，大致同時形成。菊花石是天青石圍繞燧石結核呈放射狀發育，是在海退環境中當海水蒸發到一定程度時由硫酸鍶晶出所致。這種環境海水富鎂、硅而貧鋁，在鹼性水體中鎂離子與膠體二氧化硅結合沉澱，形成淺海相沉積的碳酸鹽岩－鈣鎂質粘土型海泡石礦床。
（2）海相沉積型凹凸棒石粘土礦床 以西班牙的利布利亞和烏克蘭的契爾卡斯（與膨潤土礦床共生）為代表。
礦床實例：西班牙利布利亞凹凸棒石－海泡石礦床
該礦床分布於瓜爾斯維爾盆地，靠近瓜爾基維河的出口處。礦層賦存於古、新近繫上新統海退時期大陸邊緣的湖泊相沉積物中。上新統地層分三段：下段海相石英砂岩；中段泥灰質－鈣質層，厚25～30m；上段為凹凸棒石粘土層。中段產出燧石、白雲石、凹凸棒石－海泡石粘土，呈層狀透鏡狀夾在含燧石石灰岩和泥灰岩中。粘土中海泡石含量達20%～60%，凹凸棒石僅佔百分之幾。海泡石含量與石英含量成正比，而與方解石含量成反比。上段凹凸棒石粘土層夾於灰岩中，灰岩頂部有層厚約4～5m 的結核狀灰岩，粘土中凹凸棒石含量達60%～80%，與方解石含量成正比，僅含少量海泡石、蒙脫石和伊利石，礦層厚十餘米至數百米。
（二）淋積－熱液型凹凸棒石、海泡石礦床
該類型礦床一般呈脈狀產於蝕變火山凝灰岩、蝕變花崗岩、蛇紋岩、大理岩中，常與菱鎂礦、綠泥石、蛋白石、方解石等共同充填在裂隙內。如湖北廣濟、河南盧氏、內蒙古白雲鄂博、四川石棉縣、安徽全椒、陝西商縣等地，以及俄羅斯外高加索（含坡縷石凝灰岩粘土）。
商縣拉林子海泡石礦床產於奧陶紀地層中。出露岩石主要有白雲質大理岩、透輝石大理岩及黑雲母片麻岩，北、東、西三面與花崗岩接觸。海泡石與方解石充填在白雲質大理岩裂隙中，呈細脈群出現，單脈厚1～10cm，延長不大。脈內還有少量石英，晶洞中可見方解石晶簇。海泡石呈白色纖維狀集合體，纖維長短不一，長者達60mm。海泡石在脈內分布不均勻.多出現在方解石顆粒間的空隙中，受方解石形狀的制約，生成時間略晚於方解石。也可見到纖維狀海泡石垂直脈壁生長。
安徽全椒凹凸棒石礦床位於全椒馬廠北東4.3km，淮陽山字形構造前弧東翼，郯廬深斷裂東側，縣玉屏山復式向斜西南端北西翼。主要出露震旦系陡山沱組上段和燈影組下段的大理岩，北東向褶皺發育。燕山早期有硅酸鋁過飽和的石英二長岩、閃長玢岩等雜岩體侵入。礦脈產於內外接觸帶的閃長質角礫岩、角礫狀花崗閃長玢岩、陡山沱組上段大理岩、千枚狀頁岩的破碎帶中，呈北東和北北東向分布，傾向南西或南東，傾角60°～85°。礦脈呈細脈狀、網脈狀產出。脈中凹凸棒石纖維長、含量較富，雜質少。雜質成分隨圍岩性質不同而有變化。賦存在閃長質角礫岩中的含閃長質碎屑成分，大理岩中的含方解石。有五條主要礦脈，延長25～100m，脈厚0.2～1.2m。礦石類型以纖維束狀結構為主，含凹凸棒石90%以上。其次有細脈充填交代型礦石（含凹凸棒石30%～60%）、網脈狀礦石（含凹凸棒石30%～60%）、角礫狀礦石（含凹凸棒石30%～80%）。礦石以纖維狀結構為主，其次為交代殘余結構和交切結構，塊狀、細脈狀、角礫狀構造。礦石為粉白色，吸水後微帶玫瑰紅色。
淋積－熱液型海泡石粘土礦床主要產於富鎂岩石的裂隙中，與熱液型凹凸棒石礦床的容礦岩石類型基本相同。本類型礦石工藝技術性能極佳，但礦體的體積含礦率低，礦床規模小，工業價值不大。
四、礦床分布
海泡石和凹凸棒石很少形成單獨的大量堆積。由於它們的礦物結構相似，化學成分相同，因而常在一起產出。主要產出國家除中國外還有西班牙、美國、俄羅斯，其次有土耳其、塞內加爾、索馬里、肯亞、希臘、日本等國。
西班牙是歐洲最大的海泡石和凹凸棒石生產國，也是目前海泡石資源最豐富的國家。凹凸棒石和海泡石有兩種產出形式：一種產於膨潤土礦床中，例如，在阿爾梅里亞的膨潤土礦床中，強烈蝕變部分含少量凹凸棒石和海泡石（與蝕變期間產出過量的鎂有關）。另一種是由海泡石組成的漂白土礦床，產於塔古斯盆地內。
美國是凹凸棒石的主要生產國。礦床集中在喬治亞州和佛羅里達州之間的地區，多屬沉積成因。常由幾種粘土礦物混合組成。在喬治亞州的凹凸棒石粘土礦床中，還有蒙脫石和海泡石粘土，在中新世霍索恩地層中呈板狀晶體或不連續層出現。美國的海泡石粘土礦床分布在內華達州的阿什－密多斯地區，與更新世的鈣質、鈉質和鎂質膨潤土緊密共生。
原蘇聯第一個可供開採的凹凸棒石漂白土礦床位於烏克蘭的切爾卡塞，共有五層礦，單層厚1.5～8m，多數由蒙脫石組成，只有一層主要由凹凸棒石組成（2m 厚）。
土耳其的海泡石礦床，是由富鎂橄欖石的蛇紋岩或其他鎂質岩石蝕變而成。礦石呈緻密塊狀，海泡石以零散的結核出現，可用於製作煙嘴、煙斗的襯里和各種裝飾品。
我國凹凸棒石粘土資源大部分分布在江蘇盱眙—六和、金壇和安徽明光—澗溪一帶。在內蒙古、四川、山東、貴州、甘肅、新疆、湖南等地也相繼發現了凹凸棒石粘土，主要產於新近系和古近系火山岩系，白堊系陸相地層，奧陶系、二疊系灰岩地層，寒武系、震旦系白雲質灰岩等地層中，尤以新近系、白堊系玄武岩分布對成礦最為有利。除了蘇皖地區外，其他地區凹凸棒石粘土工業開發規模不大。因此，我國凹凸棒石粘土工業實際上是以蘇皖地區凹凸棒石粘土為代表。
我國海泡石礦產分布較廣，礦產地多。熱液型海泡石礦產分布除安徽全椒外，主要集中分布在東秦嶺地區。此外貴州、雲南武定、河北張家口、湖北廣濟、四川石棉縣等地也發現有海泡石。沉積型海泡石礦產主要產於二疊系碳酸鹽岩地層中，少量賦存於下白堊系中。主要分布在湖南瀏陽、湘潭、寧鄉、望城、湘鄉、石門 ，江西樂平，陝西寧強，河北唐山等地，其中湖南瀏陽永和、湘潭石潭、寧鄉道林為大型礦床。
❾ 粉石英（Powderquartz）
一、概述
粉石英礦床是20世紀70年代末、80年代初發現、勘查並開發的。由於其獨特的物化性能，粉石英礦床很快被廣泛利用。粉石英一般為白色，疏鬆土狀，外觀似粘土，手捻有滑感，但無砂感，不具黏性，粉石英與硅質岩呈漸變關系。粉石英顆粒很細，10～30μm的顆粒佔80%以上，化學成分主要是SiO2，原礦中含量一般為95%～98%。主要分布於南方地區，是風化殘積的產物。粉石英用於填料、玻璃、陶瓷、熔劑、結晶硅原料等。
二、礦物性質
粉石英的物理性質：密度平均為2.62g/cm3，比表面積為3600 cm2/g，純凈的粉石英精礦白度可達70以上，耐火度大於1790℃。粉石英顆粒呈細小分散狀，粒度分布見表2-48-1，粉石英的化學成分見表2-48-2。
表2-48-1 江西省宜春市樟樹粉石英顆粒粒度分布
表2-48-2 江西省萍鄉市南坑粉石英篩分析及化學成分
三、用途
1）粉石英是性能很好的填料。橡膠和塑料行業的填料粒度要求越細越好，粒度越細，增強性能越好。粉石英天然的細粒度在橡膠、塑料中能起到很好的增強作用。在塗料、油漆行業中，當粉石英十分純凈，雜質含量少，耐磨並能保持色調時，能提高塗料、油漆的平滑性和耐久性。
2）粉石英在玻璃工業中，特別是製作特種玻璃如光學玻璃、特種器皿玻璃中也有較好的用途，但在平板玻璃生產中，由於粒度太細，熔融困難而受限制。
3）粉石英在陶瓷中應用較廣、用量較大。在電瓷生產配方中，粉石英用量可達20%，且能使瓷坯燒成溫度降低、瓷質強度和絕緣性能增高。
4）粉石英還可用於耐火製品、結晶硅等生產。
各行業對粉石英的物化性能的要求見表2-48-3。
表2-48-3 各行業對粉石英的化學成分和物理性能的要求
（據陶維屏等《中國非金屬礦資源及其利用與開發》，2002）
四、地質特徵
粉石英礦床的產出層位各地不同，贛西為下二疊統茅口組，湖南為下石炭統，雲南為泥盆系，河北為薊縣系霧迷山組。福建也有產出，但層位不清。
粉石英礦體多呈面型或帶狀產於硅質岩的風化殼中，礦體延伸長度可達數百米至上千米，寬達數十米至200 m以上，厚可達數十米。通常礦體中部厚，向邊部漸變薄。平面上因受地形切割形成不連續的礦段。大體可直接裸露於地表或被第四系紅土、礫石層覆蓋，覆蓋層厚0～3m。河北遵化霧迷山組的粉石英則比較特殊，成層夾於含燧石白雲岩中。簡要的礦床地質特徵見表2-48-4。
表2-48-4 中國粉石英礦床的地質特徵
據陶維屏、章少華的研究，粉石英礦床常與石灰岩、白雲岩、海泡石粘土等構成成礦系列，而以粉石英＋石灰岩＋白雲岩組合最為常見，屬海相硅質頁岩-碳酸鹽岩建造沉積風化成礦系列。江西萍鄉宣風石灰岩＋粉砂岩礦床組合是一個典型的例子。含礦建造由二疊系下統棲霞組的灰黑色中厚層含炭質石灰岩夾少量微薄層石灰岩、泥質灰岩及燧石條帶，茅口組下段的深色頁岩、泥灰岩夾扁豆狀或薄層狀硅質岩，上段的深灰色中厚層狀石灰岩、硅質岩與角礫狀硅質岩組成。含礦建造的底板為碳酸鹽岩和砂頁岩，頂板為上二疊統龍潭組煤系。產於棲霞組中的石灰岩礦層的厚度、質量均不如茅口組，礦層規模小，層位不穩定，CaO 50%～52%，MgO 0.5%～2.09%，燧石含量少則5%，多則30%，一般在15%～20%之間。產於茅口組中的石灰岩礦層的厚度較大，層位、質量都較穩定，CaO 53%～55%，MgO 0.7%～1.7%。粉石英礦體一般位於含礦建造的上部，特別是與煤系地層比較接近的部位。粉石英礦體及其母岩（硅質岩）的直接底板為深紅色泥頁岩或石灰岩，頂板為煤系地層。粉石英礦體露頭呈兩個條帶分布，一個從橫村到布灣，總長度約800 m，平均出露寬度約40 m；另一個從桐村至茶山腳下，出露總長度約1000 m，平均出露寬度70 m，礦層的浮土覆蓋層厚度0～3 m。粉石英的礦石類型按其母岩特徵可分為兩種，即風化硅質岩型和風化角礫硅質岩型。母岩硅質岩呈灰、灰黃、灰白等顏色，細微粒狀結構，薄層至中厚層狀構造，有的具水平層理，主要礦物成分為石英（97%～99%），其他為粘土礦物，碳酸鹽礦物、褐鐵礦及微量的鈦鐵礦。其中石英顆粒微細，一般為4～30μm，等軸粒狀，大小不均勻，顆粒間呈鑲嵌狀，波狀消光，不含生物。粉石英呈白—灰白色，疏鬆土狀，隨著深度的增加，未風化的硅質團塊增加，在底部與硅質岩呈逐漸過渡關系。粉石英的SiO2含量一般為97%～99%，Fe2O3含量低於0.4%，深部低於0.2%。
江西萍鄉南坑石灰岩＋粉石英礦床組合也產於二疊系下統棲霞組和茅口組中，含礦建造的主要特徵和石灰岩礦床的規模、質量情況與江西萍鄉宣風相似。粉石英礦體露頭分布於牛形灣、小布塘、獅形里、巫田灣一帶，出露總長度約1000 m，平均寬度約80 m。目前開采深度達15 m，已見到原岩。粉石英的母岩特徵、礦石類型也與宣風的類似。湖南醴陵粉石英礦床是產於石炭系中的一個實例。特別是岩石組合中白雲岩含量增多，但白雲岩未能形成工業礦床。礦床組合的其他特徵與萍鄉一帶相似。粉石英礦體寬數十米至200 余米，延伸數百米，厚10 余米。原礦的化學組成 SiO290.98%，Al2O33.78%，Fe2O32.38%。
粉石英礦床風化成礦機理研究得還很不夠。在海相硅質頁岩-碳酸鹽岩建造沉積風化成礦系列中其成礦機理主要表現為硅質岩或硅質石灰岩、硅質白雲岩的化學和物理風化作用。硅質岩是形成粉石英的母岩，是由粒徑為10～30μm的微粒石英組成的石英岩。硅質岩中或多或少含有方解石、白雲石等碳酸鹽礦物。值得注意的是，粉石英礦體往往產於靠近煤系的部位。煤系中富含硫是眾所周知的，在表生條件下，硫很易被氧化成硫酸，這些硫酸很容易溶蝕硅質岩、硅質石灰岩中的碳酸鹽組分，使岩石結構變得疏鬆，進而在物理風化作用下進一步崩解而成為粉石英。當然，並非所有的硅質岩、硅質石灰岩、硅質白雲岩都能成為粉石英礦床。有些地區即使有硅質岩、硅質白雲岩，氣候、地形地貌條件也很有利，但卻沒有風化成粉石英。仔細研究後發現，硅質岩的崩解還需具有一定的結構構造條件。石英晶體細小而未經重結晶次生加大的礦物顆粒、裂隙發育、顆粒間呈直線狀鑲嵌接觸的硅質岩，有利於酸性溶液和地下水的滲濾，淋濾掉碳酸鹽物質，然後水的物理作用，如熱脹冷縮就導致硅質岩顆粒的解體，由於表生條件基本屬於酸性環境，硅質不會溶解形成硅膠，所以最後殘積原地而形成礦床。
五、礦床分布
從地理上看，粉石英礦床主要分布於南方，到目前為止，已在江西、浙江、福建、湖南、雲南等地發現有粉石英礦床。根據其成礦條件分析，南方的其他省份也會有粉石英礦床產出，如廣東、湖北、貴州、四川、重慶等省市均有產出粉石英礦床的地質條件。
從成礦時代看，粉石英礦床主要產於泥盆系、石炭系、二疊系等層位中，這些層位在南方均為海相沉積，陸源物質來源比較豐富，沉積形成硅質頁岩-碳酸鹽岩建造，在合適的物理化學條件下就形成較多的粉石英礦床。
六、可供資源
經過20多年的找礦勘探，已經發現了一些粉石英礦床。國土資源部編制的《全國礦產資源儲量通報》中僅登記了其中部分礦床的儲量，如表2-48-5，江西僅登記了3個礦區，福建登記了一個礦區，探明資源儲量僅1871.8×104t，這與實際情況不相吻合。湖南醴陵、雲南廣南、河北遵化等地的礦床和儲量均沒有登記在國家儲量表中。因此可以說，粉石英礦床的可供資源還是不少的，也很有找礦前景。
表2-48-5 中國部分粉石英礦床查明資源儲量的情況
（據國土資源部《全國礦產資源儲量通報》，2005）
❿ 二疊紀古地理特徵
二疊紀是古生代最後一個地質年代，地殼運動又趨活躍，全球范圍內一系列板塊的碰撞導致地史中著名的聯合古陸在二疊紀末期基本形成。該大陸幾乎由北極延伸至南極，跨越了不同的古氣候帶。這種全球古構造、古地理環境的巨變，造成了陸相、潟湖相沉積類型的廣泛發育，氣候帶的明顯分異和生物界的重要變革。聯合古陸東南緣繼續存在結構復雜的古特提斯多島洋，而使中國二疊紀地史既反映全球共性又有自身特色。
（一）華北-東北南部區
華北板塊主體自二疊紀起已基本脫離海洋環境，僅局部地區遭受短期海侵影響。因此二疊系以陸相沉積為主。位於華北中部的山西太原地區二疊系發育最好，研究最詳，是公認的華北地區二疊系標准剖面。
1.山西太原西山二疊系標准剖面
這個剖面二疊系總厚達數百米。從岩相分析來看，下二疊統下部山西組幾乎全系陸相沉積。本組底部為粗粒石英砂岩，具斜層理，並有植物化石等，屬河床相；向上以泥頁岩粉砂岩為主，夾煤層，含植物化石，為典型的沼澤成煤相。由山西組向上出現了一套岩性復雜的陸相沉積，即「石盒子群」（下石盒子組和上石盒子組），下石盒子組夾有煤層及含豐富的植物化石，主要屬於沼澤相沉積；上石盒子組僅有少量炭質頁岩，不含煤層，並開始出現紫紅色泥頁岩層，植物化石保存較好，但不及下部多，主要屬河流、湖泊相沉積。氣候已逐漸轉為乾燥。上覆石千峰組是一套紫紅色岩系，主要為長石石英砂岩和砂質泥岩的互層，已是典型的乾燥氣候的內陸河、湖相地層（圖8-6）。
綜上所述，太原西山二疊系剖面各組自下而上厚度逐漸增大，顏色由黑灰至黃綠至紫紅：由含煤到不含煤，這些特徵說明經歷了由沼澤低地逐漸變為河湖盆地，氣候由潮濕變為乾旱的歷史過程。
圖8-6 中國二疊系柱狀剖面對比圖
（轉引自劉本培等，1996，有修改）
L—梁山組。1—火山岩；2—硅質岩、硅質泥岩；3—硅質團塊灰岩；4—煤層（其他圖例參圖8-2，4）
2.橫向變化和古地理
太原西山剖面可代表華北-東北南部區二疊系的一般情況，但各期岩相的橫向變化仍有所不同。
山西組地層分布廣泛，厚度不大，一般為100～200m，主要為內陸湖沼相及沼澤相含煤地層。說明當時本區除一些古陸剝蝕區外，普遍為地勢低平的潮濕氣候環境，廣泛發育了沼澤，植物大量繁盛，因而成為重要的造煤時期。
石盒子群的分布也較廣泛，但橫向變化顯著。大致可以分為3種類型：①淮南型，分布於淮南及豫西一帶，主要是灰色的砂、頁岩，含重要可採煤層，並找到含海相或半鹹水相化石（Lingula舌形貝）的夾層；②蘇北型，分布於蘇北、魯中、冀東和遼東一帶，石盒子群下部有可採煤層，但不重要；③山西型，分布於太行山以西（包括山西北部和鄂爾多斯盆地），為一套黃綠色至紫紅色砂、頁岩及泥岩為主的地層，基本上不含可採煤層，但有植物化石。由此可見，當時本區古地理環境較為復雜，太行山以西地勢較高，石盒子群以河流、湖泊沉積為主；太行山以東的蘇北、魯中、冀東及遼東等地地勢較低，氣候也較濕潤，石盒子群含有可採煤層，以湖泊沉積為主；淮南一帶地勢低窪，臨近華南海區，偶受短暫海侵，石盒子群含重要可採煤層，為近海沼澤沉積（圖8-7）。
（二）華南區
華南板塊二疊紀時遭受了晚古生代中最大的海侵，與華北-柴達木板塊的大陸面貌形成鮮明對比。華南海相二疊系發育特徵以黔中地區為代表。華南石炭紀末、很多地區地殼上升，普遍海退，至二疊紀初又逐步下降接受沉積，致使二疊系和石炭系間多為假整合接觸。中二疊統（陽新統）以淺海相灰岩為主，分布極廣，代表一次海侵的產物；上二疊統（樂平統）普遍發育有海陸交互相及陸相含煤地層上部又以海相地層為主。浙、閩、粵沿海一帶及海南島地區二疊紀時已屬穩定地區，構成華南板塊的一部分。
1.黔中一帶二疊紀標准剖面
黔中一帶二疊系總厚達1000m以上，與下伏上石炭統為假整合接觸，界線清楚。中二疊統下部相當棲霞階的地層，其底部梁山組為厚十多米的礫岩和黑色頁岩，常夾薄層煤層，含植物化石及珊瑚化石，屬海陸交互相沉積；向上為120～500m厚的灰黑色和黑色厚層塊狀灰岩，含大量的燧石結核，產 Nayasakaia（早板珊瑚），Polythecalis（多壁珊瑚），Nankinella（南京
黔中一帶二疊紀時經歷了兩次海侵：一次是在中二疊世早期，為初期短暫的濱海沼澤環境的大海侵，沉積了淺海相棲霞灰岩和茅口灰岩；第二次在晚二疊世末期，沉積了以海相為主的長興階地層。二次海侵之間為海退期，造成濱海沼澤環境，形成具有重要經濟意義的海陸交互相含煤地層，即所謂的「龍潭煤系」。
2.橫向變化和古地理
華南晚石炭世後，大部分地區地殼上升海水暫時退去，至中二疊世初，又開始下降接受沉積致使二疊統與下伏地層為假整合接觸。
中二疊世地層在華南區分布十分廣泛，普遍發育了以淺海相碳酸鹽岩為主的地層——棲霞灰岩和茅口灰岩。說明早二疊世為廣泛海侵時期，此次海侵為華南地史上最大的海侵時期之一，在北部海水淹沒了整個上揚子地區，向東侵入到東南一帶的大部分地區。但海侵本身又是個復雜過程，初期梁山組及其相當地層僅分布於本區北部，大致在滇東、貴陽、長沙、南昌一線以北，這些地區在泥盆紀、石炭紀時一般都是高出海面的陸地，到二疊紀初地形逐漸夷平，為濱海沼澤地帶；此線以內的地區則主要為淺海環境，這種情況仍然是繼承了過去「北高南低」的古地理而貌。棲霞灰岩分布最廣，且岩相厚度較穩定，到處發育了含Hayasakaia（早板珊瑚）、Nankinella（南京
圖8-7 中國晚二疊世古地理圖
（轉引自劉本培等，1996）
中二疊世末，華南地區普遍地殼上升，發生海退和沉積間斷，致使上、下地層間為假整合接觸，在東南一帶還見到有微不整合關系，這就是所謂的「東吳運動」。「東吳運動」主要表現為大規模的地殼上升和海退，並在西部（川、滇、黔）發生大規模的玄武岩噴發，即通稱的峨眉山玄武岩。峨眉山玄武岩主要分布於康滇地軸及其周圍的地區，其范圍在峨眉-古藺一線以南，古藺-貴陽-建水一線以西，向西可抵怒江東岸，北可至柴達木地塊，規模較大，范圍廣，最厚達2000m以上。玄武岩的時代主要屬晚二疊世早期，但中二疊世晚期已開始噴發，除初期有部分為海底噴發外，基本上是一套大陸火山噴發岩系。「東吳運動」之後，古地理出現了新的面貌。晚二疊世初期（龍潭期）除康滇古陸、江南古陸及華夏古陸外，都下降接受沉積。此時華南廣大地區主要為一濱海平原，海水多次侵入，形成以海陸交互相為主的龍潭階地層。由於各地古地理面貌有所差異，因而龍潭階岩相分異顯著，大致可分為3種沉積類型：①淺海灰岩相，分布於北部川北、陝南、鄂西一帶及黔東、桂西一帶，稱吳家坪組，除底部有極薄的頁岩偶夾薄煤層外，主要為淺海相石灰岩，含有Codonofusiella（喇叭
晚二疊世末期發生了新的海侵——長興期海侵，普遍發育了長興階海相地層。但海侵范圍不廣，康滇古陸東側的滇東、川西、黔西等地繼續發育了陸相含煤地層，說明長興期海侵並未達到這些地區。長興階海相地層根據岩性及生物群特徵，大致可分為兩類：長興灰岩及大隆硅質層，前者為淺海相灰岩，含Palaeofusulina（古紡錘
（三）其他地區
塔里木地塊邊緣下部為陸相雜色碎屑岩岩系，有時夾玄武岩，含華夏植物群Sphenophyllum thonii等植物化石，局部含海相層；上部由內陸山間盆地式的雜色碎屑岩和玄武岩夾層組成，含植物、淡水雙殼類、介形蟲等化石，植物群屬北方安加拉植物區系。二疊系總厚達1000～2000km。天山-興安地區、西段天山准噶爾地區二疊系為山間盆地的陸相沉積。包括北山、內蒙古及東北北部的廣大地區，早二疊世為活動海槽，沉積物內厚度巨大的碎屑岩夾碳酸鹽岩、中酸性火山岩及火山碎屑岩組成，岩石遭受不同程度的變質。含北方型冷水動物群，以腕足類最豐富，珊瑚、
雅魯藏布江以北的岡底斯山、念青唐古拉山、喀喇昆侖山、藏東橫斷山脈，向南直至滇西等地區，除藏北羌塘區（藏北地塊）二疊系以淺海相砂岩、頁岩及灰岩為主，局部夾煤層外，大部分地區二疊系為厚度巨大的碎屑岩、火山岩、火山碎屑岩及灰岩、硅質岩等組成，有時上部夾含煤岩系，含腕足類、珊瑚、
台灣地區屬環太平洋地槽的一部分，主要是一個中新生代活動帶，可以肯定的古生代地層僅出露有二疊系。分布於中央山脈東部的大南澳群為一套變質雜岩，由砂頁岩、灰岩、基性火山岩、火山碎屑岩變質而成，下部變質灰岩中發現有早二疊世的