二叠系下统栖霞组灰岩是什么地质
❶ 西南地区二叠纪层序地层及海平面变化
8.4.1背景
随着层序地层学理论的飞速发展，二叠纪层序研究取得了较大进展（ 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）等分别对全球不同地区二叠纪不同时期层序进行了初步研究，取得了丰硕成果，归结起来，它们具有如下共同特点：①二叠纪为典型的向上变浅海退旋回；②晚二叠世尤其是鞑靼期为全球最低海平面时期；③二叠纪尤其是晚二叠世次级周期海平面旋回过于简单。根本原因在于他们所依赖的资料主要源于北美、西欧、俄罗斯及冈瓦纳等，这些地区构成二叠纪联合古陆的主体，晚二叠世沉积记录不全，海相甚少，以陆相为主，其至缺失部分或相当上二叠统，显然它们所反映的仅只是欧美地区及冈瓦纳大陆的主体海平面下降事件，而不具全球代表性。与此相反，以华南地区为典型代表的包括阿尔卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等在内的整个特提斯域，二叠纪普遍发育与联合古陆具反向效应的反映主体海平面上升的海侵型碳酸盐岩沉积序列，并局部显示非暖水碳酸盐岩成因特点（殷鸿福等，1994）。西南地区即由金沙江－红河断裂、绿汁江断裂、龙门山断裂、城房断裂和钦防断裂所围限的滇东、贵州、广西和四川大部地区（陈洪德等，1990）（图8.16），作为位于古特提斯洋中低纬度陆块典型代表的华南板块的一部分，然而，该区层序地层研究起步较晚（曾允孚等，1993；刘宝珺等，1993；夏文臣等，1994；陈北岳等，1994；殷鸿福等，1994；许效松等，1995；覃建雄等，1996），进展相对缓慢。可见，在西南地区开展层序地层、海平面变化研究，建立层序地层、盆地充填格架，不仅对油气勘探具有重大现实意义，而且对了解该区板块构造属性和演化及其与特提斯、环太平洋构造域之间的关系，促进联合古陆计划的实施和实现，发展非暖水碳酸盐岩理论，修订和完善二叠纪全球海平面旋回曲线，具有重大理论意义。针对该区研究现状及争论焦点，笔者通过沉积盆地类型及沉积体系特征研究，以露头层序地层学理论为指导，辅以多重、动态地层学方法，结合地震和测井资料，综合研究不同盆地、不同相带、不同主干剖面的微相、相、相旋回、准层序、准层序组、体系域、层序及界面特征，进行剖面间、相带间、盆地间和区域范围对比和追踪，建立西南地区二叠系层序地层格架，在此基础上，系统阐述该区二叠纪相对海平面变化史，并进行全球对比。
图8.16二叠纪沉积盆地类型及分布
A—上扬子克拉通盆地；B—右江被动陆缘裂谷盆地（P1）—弧后裂谷盆地（P2）；C—十万大山前陆盆地；D1钦防被动陆缘走滑盆地。①金沙江－红河断裂；②南盘江断裂；③钦州－北海断裂；④冷水江－桂林断裂；⑤绿汁江断裂；⑥龙门山断裂；⑦城房断裂
8.4.2地层格架
西南地区二叠纪地层研究程度较高，但争议颇大，主要表现为：①岩石地层单元区域对比；②年代地层“阶”的确切层位限定；③底界划定等问题。笔者根据本区二叠纪岩石地层、年代地层及生物地层研究的最新进展，结合层序地层研究特点，采用表8.1所示的地层划分方案，即自下而上由栖霞组、茅口组、吴家坪组和长兴组构成。二叠系底以不整合面或暴露面（上扬子沉积间断区）和相应整合面（右江连续沉积区，即Schwagerina tschernyschewia带之底）为界，相应年代为（280±3）Ma（Cowie et al.,1989;Ross et al.,1993；殷鸿福等，1994）；顶以凝灰质层（对应于
表8.1西南地区二叠纪地层格架
8.4.3沉积盆地类型及特征
加里东运动使扬子准地台和华夏准地槽连接构成统一的华南板块（黄汲清，1981）。自泥盆纪始，随着古特提斯洋的开启，华南板块周缘尤其是西南地区处于张性应力场背景，二叠纪沉积盆地正是在此背景条件下发育形成的，它是晚古生代沉积盆地演化的一个环节，具有明显的继承性，但因早二叠世末东吴运动的影响，早晚二叠世沉积盆地呈现明显的差异性。根据晚古生代沉积盆地形成过程及演化趋势、基底和同生断裂活动形式、距离板块边缘位置、地壳类型、沉积作用、层序充填样式和形成的驱动力等，将西南地区二叠纪沉积盆地划分为克拉通盆地、被动陆缘裂谷盆地、弧后裂谷盆地、被动陆缘走滑盆地和前陆盆地5种类型。各种盆地特征及分布见图8.16和表8.2。
8.4.4沉积体系特征
沉积体系是指在沉积环境和沉积作用方面具有成因联系的三维岩相组合体（Fisher et al.,1976），两个以上反映相关沉积过程的沉积体系构成沉积体系组（depositional system sets）（Richard,1983），作为盆地生成、发展、演化过程的产物，它反映盆地的构造背景及性质的演变，根据岩石类型、岩相组合、生物组合、沉积组构等，西南地区二叠系可划分为3个沉积体系组和12个沉积体系（表8.3）。其中，残积体系、台盆及盆地体系中的混屑浊积岩为典型的低水位期产物；河口湾体系、潮控三角洲体系、海侵型丘礁滩组合、陆棚体系、深水缓坡、开阔台地、斜坡体系中的钙屑碎屑流，以及台盆和盆地体系中的（放射虫）硅质岩相构成海侵体系域主体；冲积扇体系、河流体系、浪控－河控三角洲体系、滨岸－潮坪沼泽体系、浅水缓坡、台地潮坪－潟湖、白云质丘滩礁组合、斜坡体系中的钙屑重力流、台盆及盆地硅质灰岩、灰泥岩、硅质灰泥岩组合通常为海平面高水位期产物。
表8.2西南地区二叠纪沉积盆地类型及主要特征
表8.3西南地区二叠纪沉积体系简表
①特指右江被动陆缘裂谷盆地和钦防被动陆缘走滑盆地中的斜坡体系。
8.4.5层序划分及特征
根据层序关键界面、体系域配置关系及生物化石带，结合层序地球化学特征，在西南地区二叠系首次识别出11个三级层序，平均时限为2.7Ma。其中，栖霞组3个（S1～S3）、茅口组3个（S4～S6）、吴家坪组3个（S7～S9）、长兴组2个（S10～S11）,4个Ⅰ型层序，7个Ⅱ型层序，它们与岩石地层、年代地层、生物地层、化学地层格架关系，以及准层序、准层序组、体系域、层序及界面特征归结于图8.17和表8.4中。限于篇幅，此不详述。
表8.4西南地区二叠纪层序划分及特征简表
续表
续表
续表
①为混合陆棚的一种，特指由陆屑内台地和具镶边碳酸盐外台地构成的混合陆棚。
8.4.6海平面相对变化及全球对比
西南地区二叠系所划分的11个三级层序，代表11次海平面相对升降周期，相当于11个三级旋回，它们在特提斯域范围均可追踪。通过
图8.17西南地区二叠纪海平面相对变化及全球对比
（地层系统及时间据Cowie et al.,1989;Ross et al.,1993；殷鸿福等，1994）
8.4.6.1伦纳德期（Leonardian）早期海平面上升
由于受沉积基底的影响，造成上扬子地区为克拉通缓坡，右江地区为被动陆缘裂谷盆地，桂东南为继承性被动陆缘走滑盆地的古地理格局，并形成向北超覆的总体南厚北薄的海侵型碳酸盐岩沉积。其中，首次出现Pseudoschwagerina-Pamiria带或Misellina带分子。由于受石炭纪—二叠纪主冰期后极地残余冰盖消融导致的准冰川型全球海平面变化（Veevers et al.,1987）的影响，造成相应的伦纳德期非暖水碳酸盐岩沉积，主要证据有，①岩石色暗，类型单一，地层分布广泛且稳定，炭泥质、沥青质或有机质含量高，缺氧特征明显，富含有孔虫－软体动物骨屑组合和冰水矿物六水碳钙石（殷鸿福等，1994），缺乏颗粒灰岩和生物礁，白云岩化微弱，鲕粒、球粒、核形石等少见，发育硅质条带及团块，富有机质沥青灰岩等，揭示了冰水驱动盐度差异造成的大洋密度分层事件；②欧洲及北美地区发育同期非暖水碳酸盐岩沉积（Veevers et al.,1987）；③澳大利亚东南部和西伯利亚东部石炭纪—二叠纪冰期沉积实为区际性冰川事件，并一直持续至晚二叠世鞑靼期（Veevers et al.,1987）；④石炭纪—二叠纪冰川事件始于威斯蕃期（Westphanian），在斯蒂蕃期—萨克期（Stephannian—Sakmarian）达到顶峰，伦纳德期逐渐消融，至瓜达卢普期结束（Whalen,1992）。这与华南地区石炭纪—二叠纪间平行不整合及其上广泛分布的栖霞组冰川型碳酸盐岩不谋而合，而在晚石炭纪—早二叠世为华南地区构造最稳定时期，且无火山活动记录，揭示冰川型全球海平面变化产物；⑤与茅口组、吴家坪组及长兴组相比，栖霞组层序的δ18O、δ13C值以及87Sr/86Sr比值偏高，S2-、C、A、Sr含量偏高，而古氧值及含盐度则显著偏低。暗示与冰川海平面变化有关，并具全球成因特点。
8.4.6.2瓜达卢普期（Guadalupian）早期海平面上升
早二叠世为华南地区最大海侵时期，造成下二叠统二级层序的凝缩层。受其自南向北超覆的影响，川滇古陆逐渐缩小，海域不断扩大，奠定了早二叠世浅海轮廓。在上扬子地区发育区域性眼球状灰岩和页状藻灰岩，右江地区开始出现生物礁及丘滩组合，并具有随海侵方向由老变新趋势。此外，在同期沉积物中普遍富含新兴生物带分子。如上扬子地区首次大量出现Neoschwagerina带分子，桂西首次大量出现Cancellina带分子，桂北首次出现Tachylasm组合、浮游组合和Zoophycos组合，桂中首次出现Kufengoceras-Altudoceras带分子，其中Altudoceras、Paraceltites为特提斯域动物群的重要分子，并在北美地区广有分布（覃建雄等，1994）。另外，有机碳、锶、总烃含量、δ18O、δ13C值最高，古氧值、孔隙度最低，阴极发光最弱。在欧美地区表现为高水位期浅海碳酸盐岩沉积，并发育已进化的Pararusulina和Polydiexodina等标准化石带分子（Ross et al.,1988）。在冈瓦纳大陆及西伯利亚地台，以海陆过渡含煤岩系为主。
8.4.6.3瓜达卢普期（Guadalupian）晚期海平面下降
由于该期全球海平面下降，导致整个华南地区发生海退，海域逐渐向SW向收缩，造成茅口组顶部区域性平行不整合、古岩溶地貌和0～50m不等的大陆河湖—残积相沉积。应该指出的是，由于局部构造叠加改造，右江地区四周隆起，出现古陆和岛弧，海槽关闭，沉降中心向西迁移，从而进入弧后裂谷盆地发展阶段。除继承性台盆外，碳酸盐孤台暴露地表，风化剥蚀，形成残留台盆与岩溶孤台相间分布的特殊地貌。在川滇古陆东缘，仅残留有相当层序S6高水位体系域中下部层位，局部缺失相当Yabeina带或Neoschwagerina带沉积甚至整个层序S6，而且造成大量珊瑚、腕足类、菊石、有孔虫和
8.4.6.4卡赞期（Kazanian）早期海平面上升
广泛海平面上升仅局限于特提斯域。此次海平面上升造成西南地区自南向北的海侵，初步奠定了晚二叠世海域轮廓，揭示了西南乃至华南地区地史演化的新篇章。右江地区由被动陆缘裂谷盆地→弧台裂谷盆地，桂东南由被动陆缘走滑盆地→前陆盆地，上扬子地区由碳酸盐台地→混合陆棚台地。该期海平面上升除了导致右江地区台盆加深扩大和孤台相应缩小及相关海侵型沉积序列外，尚造成①Codonofusiella带、Prototoceras带、Spinomarginifera-Streptorhpnchus组合以及Gigantopteris nicotianaefolia-Lobatanularia组合和分子的首次出现；②在区域不整合面上，海侵型陆屑－碳酸盐沉积不断向古陆方向上超；③沉积地球化学标志为δ18O、δ13C值、87Sr/86Sr，以及C、A、S2-、Sr及CaO含量等不断增大，古氧值、MgO含量、酸不溶残余物及孔隙度则不断减小，阴极发光强度递增。欧美地区同期地层以海陆交互相沉积为特征，并含相应的海、陆相动植物化石带分子。
8.4.6.5鞑靼期（Tatarian）早期海平面上升
该期为二叠纪最后一次主体海平面上升事件，影响范围局限于华南、阿尔卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等地区。此次海平面上升造成西南地区①Gallowaginella meitienensis带分子的首次出现；②层序S10自南向北超覆在层序S9顶部区域性煤层或喀斯特面之上；③海域突然增大，水体明显加深，主要表现为江南古陆沉没消失，川滇古陆、越北－马关古陆、大新古陆不断退缩，陆屑相带向陆退覆，相应碳酸盐台地明显扩大；④在层序地球化学演化曲线上，δ18O、δ13C值、87Sr/86Sr值不断增大，古氧值及酸不溶残余物明显减小，该期海平面上升事件与特提斯洋的裂谷作用有关。
8.4.6.6鞑靼期（Tatarian）末期海平面下降
该期在北美、西欧、俄罗斯及冈瓦纳等全球大部分地区主要表现为大陆剥蚀状态，海相沉积作用仅局限于特提斯域范围。该期海平面下降具短期低幅特点，最明显标志是全球性平行不整合面及其上全球性分布的1～5cm的粘土层，其中富含瓣鳃类化石。二叠系—三叠系界面处的全球性生物绝灭、磁极倒转、凝灰沉降、全球气候及构造等事件，可能与该期全球海平面下降事件有关。在欧美等非海相沉积区，主要表现为其对先期沉积间断面的叠加和改造。在川滇古陆东部广大地区以及右江裂谷盆地为孤台背景，层序S11高水位体系域顶部表现为古岩溶的广泛发育和
从Vail等（1977）和Charles等（1988）所做的全球海平面旋回曲线（图8.17）可看出，前者将伦纳德阶和瓜达卢普阶作为二级旋回的下部海侵序列，将上二叠统作为上部海退序列；后者则将整个二叠系作为上古生界第二个二级旋回的上部海退序列。根据曾允孚等（1993）的研究，右江复合盆地下二叠统相当于华力西旋回的上部海退序列，上二叠统则作为印支旋回的下部海侵序列。考虑到西南地区甚至华南地区普遍不同程度的缺失泥盆纪和石炭纪地层以及茅口组顶部构造层序不整合面分布的广泛性，认为下二叠统是个相对独立的二级层序，其中栖霞组相当于海侵体系域，茅口组相当于高水位体系域，茅口组底部相当于凝缩层，类似于Vail等（1977）的情况（图8.17）。若结合
西南地区上二叠统层序演化曲线与Vail等（1977）和Charles等（1988）曲线存在显著差别（图8.17）。前者代表印支二级旋回中上二叠统—下三叠统海侵阶段早期，为海侵型碳酸盐岩沉积序列，类似地区包括阿尔卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等，相当于Dennison（1984）提出的特提斯地区上二叠统4个层序，其中卡赞阶的2个层序相当于西南地区吴家坪组的3个层序，鞑靼阶中的另2个层序与长兴组的层序S10、S11吻合，其顶、底界线完全一致。显然，西南地区上二叠统沉积层序在特提斯域最具代表性。而Vail等（1977）、Charles（1988）等的海平面曲线中短期旋回过于简单，原因是他们所依赖的资料主要源于北美、西欧、俄罗斯及冈瓦纳等，这些地区晚二叠世沉积记录不全，以陆相为主，海相甚少，甚至缺失了相当于部分或全部长兴期地层。可见，西南地区上二叠统层序及相应海平面变化特征具全球代表性。
图8.18研究区构造背景和沉积盆地类型及分布
①红河断裂；②龙门山断裂；③城房断裂；④钦防断裂；⑤绿汁江断裂；⑥南盘江断裂；⑦丹池断裂；⑧江南断裂。A—上扬子克拉通盆地；B—右江被动陆缘裂谷盆地（P1）—右江弧后裂谷盆地（P2）;C—钦防被动陆缘走滑盆地（P1）—十万大山前陆盆地（P2）
因而强调，显生宙全球海平面旋回曲线中的晚二叠世部分，宜以中国西南地区曲线为参照并加以修改。殷鸿福等（1994）认为，造成上述差异的原因可能与当时分隔古、中特提斯的Cimmerides（中间陆块带）正快速向欧亚大陆移动、古特提斯从东向西逐渐接近和拼合有关。
❷ 船山组和栖霞组碳氧同位素特征
3.6.1 数据来源
样品全部采自江山石头山剖面船山组和栖霞组，该剖面位于江山市西郊，离市区约2 km处。该剖面地层露头连续，岩石新鲜，沿剖面连续采集了42个石灰岩样品。碳氧同位素和Mr、Sr分析结果列于表3-11。首先对碳氧同位素数据进行原始性检验，以判断测试数据的可用性。表3-11中所有样品的Mn/Sr比值都小于1，说明它们保留了原始碳同位素组成。在42个样品中，只有8个样品的δ18O略小于-10‰，总体上为可用数据。从散点图（图3-12）上看，碳氧同位素组成十分离散，两者不存在线性关系。根据实际数据计算得到碳、氧同位素的相关系数R＝-0.1567，取α＝0.1，n＝42，查表得检验临界值Rα＝0.2515，｜ R｜ ＜Rα，也表明两者之间不存在线性相关性。可见，样品的δ13C值不随δ18O值的变化而变化，可视为原始碳同位素组成。
表3-11 江山石头山剖面石炭系—二叠系碳酸盐岩碳氧同位素和Mn、Sr含量分析数据
注：同位素测试单位为南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，由黄耀生测试；微量元素测试单位为地矿部江西省中心实验室，由侯婷测试。
图3-12 江山地区石炭系—二叠系碳酸盐岩δ18O与δ13C 值相关图
1—船山组；2—栖霞组
3.6.2 碳氧同位素组成特征
江山石炭系—二叠系碳酸盐岩δ13C值变化于-5.4‰～4.4‰范围内，均值为0.5‰。正常海相石灰岩的δ13C值为0 ± 2‰。本区碳同位素异常发生在船山组下部（＜-3‰）、上部（＞3‰）、栖霞组（＞2‰）（图3-13）。船山组和栖霞组δ13C分布特征有较大差异。船山组平均值-0.3‰，有正漂移和负漂移，从老到新逐渐增大。栖霞组δ13C平均值2.5‰，近似一平稳直线。在石炭系—二叠系分界线处出现一δ13C低值样品，由于分界线附近采样间距为4～5 m，平均采样间距为4.5 m，因此分界线附近的δ13C是否确实存在负漂移，有待于增加样品密度，作进一步研究。本区晚石炭世晚期—早二叠世早期碳同位素演化曲线与Veizer J et al.（1986）的碳同位素年代演化曲线（图3-11之B）相比，变化范围较宽，均值明显偏低，后者给出的变化范围和均值分别为2‰～3‰和2.5‰（Veizer et al.，1986）。本区δ13C曲线从老到新慢慢增大，最后再略为下降，而Veizer J et al.（1986）的曲线为高—低—高构成一波谷，演化趋势刚好相反。
δ18O变化范围为-12.2‰～-5.6‰，平均-8.4‰。氧同位素地层曲线有频繁但小幅度的波动，以均值为基准，负漂移波峰高而尖，正漂移宽而平。石炭纪—二叠纪分界线是一宽缓正漂移的极高点。但从整个剖面来看，没有大幅度的波动，总体上比较均匀分布。与Veizer et al.（1986）的氧同位素年代演化曲线（图3-11）相比，形状吻合，但均值大大低于Veizer et al.（1986）的0‰～-3‰。
图3-13 江山石头山剖面石炭系—二叠系碳酸盐岩沉积相序及碳氧同位素演化曲线
1—颗粒石灰岩；2—泥粒石灰岩；3—粒泥石灰岩、灰泥石灰岩；4—白云岩；5—燧石团块或条带
前已述及，碳酸盐岩氧同位素组成对沉积期后的变化比较灵敏，δ18O值随成岩后生变化将明显变小从而降低其指相意义。δ18O被认为与古盐度有关（冯洪真等，2000；王大锐等，2002），该剖面所得δ18O数据微有波动但变化规律不明显，可能反映了沉积期海水盐度变化不大，抑或是受成岩作用影响所致。下面仅讨论碳同位素漂移的影响因素。
3.6.3 碳同位素演化与海平面变化
如前所述，在影响海相碳酸盐岩碳同位素的众多因素中，有机碳氧化与相对埋藏量被认为是最重要的，海洋有机碳的埋藏速率明显受海平面变化的控制，海平面上升时，有机碳埋藏速率大，δ13C相应增加（李玉成，1998；彭苏萍等，2002）。本区船山组和栖霞组碳同位素地层曲线与根据沉积微相推断的海平面变化曲线吻合性较好（图3-13）。根据岩石显微结构、生物碎屑、微量元素特征及沉积序列分析，本区石炭系—二叠系碳酸盐岩可划分出3种微相（郭福生，1991，1993）。在石头山剖面，从船山组的台滩、台坪、台洼到栖霞组的台坪，海水变化规律是浅-中等-较深-中等，相应的δ13C演化曲线表现为波谷段-具次级起伏的相对平缓段-波峰段-平缓段。栖霞组台坪相平缓段的平均值（2.5‰）大于船山组台坪（-0.3‰），而且较平直，反映海水较深且环境较稳定。
在船山组下部岩石样品中，出现较多的δ13C负值。这些较为特殊的数据大多出现在台滩相岩石样品中。从区域海平面变化趋势来看，低δ13C值与该相带水体较浅相吻合；另一方面可能与早期成岩阶段缺氧环境有关。在缺氧海洋环境中，细菌还原硫酸盐作用不仅发生在海水-沉积物界面附近，而且还可发生在沉积层的空隙水中。该过程可用化学反应式表达如下（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）的全球海平面变化曲线反映石炭纪末为大规模海退（Vail et al.，1974，1977；丁孝忠等，2000），本区从晚石炭世晚期—早二叠世早期整个碳酸盐岩发育阶段来看，海侵持续稳定，总体上海水在加深，进入早二叠世晚期丁家山组台盆相，海水进一步变深。可见本区海平面升降与全球海平面升降不一致（梁鼎新等，1990）。地层记录中的海平面变化历史，实际上是全球海平面变化与区域构造升降相互作用的总效应（江茂生等，1996）。本区区域海平面变化的特殊性可能主要与区域性地壳差异升降有关。此时浙皖海盆发生过整体沉降，其速率大于全球海平面下降速率，形成该区持续的开阔台地环境。这一区域性差异也可在碳同位素记录中得到印证。Veizer et al.（1986）给出的碳同位素年代演化曲线在石炭系—二叠系界线处为δ13C极低值，构成一大波谷（图3-11），而本区石炭系—二叠系界线附近δ13C值较高，无明显起伏变化，两者演化趋势刚好相反。可见碳同位素演化在一定程度上能反映区域地壳变化状况。
❸ 碳酸盐岩的分布与特征
2.1.1 中国西南岩溶地区碳酸盐岩分布特征
中国西南岩溶地区指滇、黔、桂、湘、川、渝、粤、鄂等8省、区、市。据李大通等（1985）的统计、归纳和分类，该区碳酸盐岩归属扬子区、江南区、华南区、巴颜喀拉-秦岭区和藏北-滇西区的滇西分区（图2-1）。以扬子区、江南区和华南区为主导。
图2-1 中国西南岩溶区碳酸盐岩分布分区示意图
2.1.1.1 扬子区
分布范围基本上与扬子准地台相当，扬子准地台固结于新元古代。扬子准地台的盖层中，自震旦系至三叠系均有不同程度的碳酸盐岩地层出露，大致可分出4个主要的碳酸盐岩沉积阶段：即元古宙末的晚震旦世、早古生代清虚洞期至红花园期、晚古生代中泥盆世至早二叠世和中生代初期的早中三叠世。
震旦系：震旦系上统陡山沱组及灯影组一般为白云岩，厚度变化大，西部康滇地轴东侧最厚，可达千米以上；江南古陆附近最薄，仅几十米，不纯碳酸盐岩比例也较大。
寒武系：下寒武统上部开始沉积清虚洞组灰岩；中、上寒武统几乎全部为碳酸盐岩沉积，贵州、川南为白云岩，向东石灰岩所占比例增加，直至全为石灰岩。寒武系碳酸盐岩厚度在湘、鄂西部和贵州达2000余米，四川一般在400～700m之间。西部的滇东及龙门山一带部分或全部缺失中、上寒武统，岩性中泥质灰岩和泥灰岩增加，厚度小于400m。奥陶系：奥陶系沉积有桐梓组和红花园组灰岩，与上寒武统白云岩呈连续过渡。四川酉阳及贵州都匀以东地区，下统以灰岩为主，可夹碎屑岩，总厚200～500m。
志留系：贵州及滇东北地区夹几十米连续厚度的灰岩、泥质灰岩或泥灰岩。
泥盆系：泥盆系在相当大的范围内缺失一部分或全部。泥盆系中统上部和上统为碳酸盐岩沉积，岩性变化较大，上统以灰岩为主，中统白云岩占主导地位。黔西南地区中、上泥盆统中多碎屑岩夹层。
石炭系：分布范围与泥盆系很相似，贵州南部、西部和滇东部分地区，下统下部多为不纯的灰岩及碎屑岩夹层，或碎屑岩夹灰岩，下统上部及中统，在全区范围有连续的沉积，厚度300～800m。滇东建水及四川龙门山一带，石炭系全为灰岩。
二叠系：下二叠统岩性几乎全部都是灰岩及燧石结核灰岩（栖霞组和茅口组），四川大巴山及贵州紫云地区夹较多硅质岩与页岩，一般厚300～600m。
三叠系：黔、川、渝，湘鄂西部下统沉积了嘉陵江组（永宁镇组）灰岩、白云岩；中统雷口坡组（关岭组或巴东组）以白云岩为主，法郎组下部以灰岩为主。
2.1.1.2 华南区
华南区的碳酸盐岩沉积比较单一，主要沉积于泥盆系至二叠系，即加里东以后的地台发育阶段。碳酸盐岩几乎是无间断的连续沉积，连续厚度可达数千米，特别是桂中及以西地区。岩性以纯灰岩为主体，局部夹不纯的碳酸盐岩及白云岩，个别层位以白云岩为主。泥盆系碳酸盐岩主要出露在桂中、桂东等地；石炭系—二叠系碳酸盐岩在本区的西北小区出露，而在东南小区零星分布；与上古生界的碳酸盐岩相比，华南区的三叠系碳酸盐岩无论分布范围、沉积厚度及稳定性都大为逊色。下三叠统主要有湘南、粤北的大冶群灰岩，厚200～700m；中三叠统有湘南永兴地区的白云质灰岩；在桂中、桂西南（上林、天等、田东等地）中三叠统的马脚岭组、北泗组、板纳组常为碳酸盐岩沉积，与下统灰岩一起，厚度可达600～1300m。
2.1.1.3 江南区
在扬子准地台与华南加里东地槽毗邻的过渡地带。其范围西起滇东南、桂西北，经黔东南、湘中。本区的碳酸盐岩沉积兼具两区碳酸盐岩的特征。
2.1.1.4 巴颜喀拉区-秦岭区
秦岭（鄂北）地区，碳酸盐岩沉积主要为中泥盆统上部开始至上二叠统为止，连续沉积厚层的灰岩、燧石灰岩、白云岩及沥青质灰岩，厚度达2900～3900m。
川西北（松潘）地区，碳酸盐岩主要有石炭系、二叠系和三叠系，岩性以灰岩为主。常有变质的大理岩。
2.1.1.5 藏北-滇西区
滇西地区，自奥陶纪至石炭纪长期发育碳酸盐岩与碎屑岩交互成层。奥陶系为扁豆状灰岩、燧石条带灰岩及泥灰岩；志留系以灰岩为主，次为泥灰岩；泥盆系至二叠系均为厚达数百米的灰岩夹泥灰岩。
2.1.2 碳酸盐岩的化学组分与酸不溶物
碳酸盐岩为可溶岩，其酸不溶物是其土壤发育的主要物质基础，土壤是岩溶生态系统中的重要组分，因此，碳酸盐岩的类型的不同、纯度的高低、酸不溶物含量的多少，对岩溶生态系统将产生重要的影响。据张寿越等（1987）的研究，华南区碳酸盐岩的成分比较简单，酸不溶物含量普遍低于5%，酸不溶物含量较低的碳酸盐岩层位为上古生界的泥盆系至二叠系，而三叠系碳酸盐岩的酸不溶物含量相对较高（表2-1）。
表2-1 华南区不同地质年代碳酸盐岩酸不溶物含量（%）
扬子准地台碳酸盐岩的成分复杂，大部分是纯碳酸盐岩，不纯碳酸盐岩以下古生界为主，且多系不纯灰质白云岩及白云岩。不同层位的碳酸盐岩化学成分有较大的差异，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%。以震旦纪晚期及寒武纪中、晚期镁质含量最高，分布在滇东，黔中的泥盆系次之，三叠纪时镁含量又是一次峰值时期。从黔中南124块不同地质年代的碳酸盐岩化学成分的分析结果看（图2-2），碳酸盐岩中CaO和MgO的质量分数成负相关性，相关系数r=-0.94。
图2-2 黔中南岩溶区不同层位碳酸盐岩的化学成分
扬子准地台不同层位碳酸盐岩的酸不溶物含量普遍高于华南区，且变异很大（表2-2）。
表2-2 扬子地台不同层位碳酸盐岩酸不溶物含量（%）
2.1.3 西南岩溶地区部分碳酸盐岩元素特征
2.1.3.1 湘西保靖寒武系碳酸盐岩元素特点
湘西保靖地区发育寒武系碳酸盐岩。碳酸盐岩层位主要为下寒武统清虚洞组，下段由石灰岩组成，上段则由白云岩组成；中寒武统敖溪组上段（2a2）主要为白云岩，花桥组（2h）以灰岩、泥质条带灰岩为主；上寒武统车夫组（3c）主要由泥质条带灰岩构成，比条组（3b）为竹叶状灰岩，追屯组（3z）为白云岩、白云质灰岩。部分地区中上寒武统全为白云岩，统称娄山关群（2-3ls）。清虚洞组和敖溪组部分碳酸盐岩的元素特征分析结果见表2-3、图2-3。
表2-3 保靖地区部分碳酸盐岩元素特征（wB/10-6）
图2-3 保靖地区部分寒武系碳酸盐岩化学元素特征
与地壳元素克拉克值相比，碳酸盐岩中大部分元素含量都偏低，但钙镁大大高于地壳元素平均值，这反映岩溶环境富钙镁以及营养贫乏的典型特点。该地区碳酸盐岩中铅含量显著偏高，为127.4～332.0μg/g，是地壳平均值的16～42倍，这是否对植物生长和人类健康具有毒害作用，需要作进一步的工作。清虚洞组灰岩锶含量达1191μg/g，是地壳平均值的4倍，可能具有一定的生态意义。
2.1.3.2 湘西洛塔地区二叠、三叠系碳酸盐岩元素特征
湘西洛塔地区二叠系碳酸盐岩分布有下二叠统栖霞组、茅口组和上二叠统吴家坪组。栖霞组中段（P1q2）为生物灰岩、泥质灰岩夹页岩，上段（P1q3）为生物灰岩、泥晶灰岩夹硅质团块。茅口组下段（P1m1）由白云岩、生物灰岩组成，含较多硅质；上段（P1m2）以纯生物灰岩为主。吴家坪组下段（P2w1）中部、下部为非碳酸盐岩，上部为生物灰岩、炭质泥质灰岩；上段（P2w2）是白云岩、生物灰岩和白云质灰岩，含硅质团块。
湘西洛塔地区三叠系下统大冶组（T1d）为泥晶灰岩夹页岩。
二叠、三叠系碳酸盐岩化学元素特点详见图2-4、表2-4。二叠、三叠系碳酸盐岩中Si、Al、Fe等元素含量变化都比地壳元素平均值低，唯Ca、Mg两元素例外。吴家坪组上段（P2w2）、栖霞组中段（P1q2）和大冶组酸不溶物含量大于5%，超过茅口组和栖霞组上段（P1q3），说明具有相对较好的成壤条件。
表2-4 湘西洛塔地区二叠系、三叠系部分碳酸盐岩层位化学元素特征（wB/%）
图2-4 湘西洛塔地区二叠系、三叠系碳酸盐岩元素特征
断裂带的碳酸盐构造岩与母岩相比，化学成分发生了变化（表2-5）。构造岩中CaO含量增加，而MgO减少，酸不溶物则剧减。母岩中微量元素经构造作用后表现出不规则变化特点（图2-5）。构造岩中除Al、F略有降低外，Fe、Mn、Sr、S等无明显规律可循。因此，断裂带等不同地质体边缘的生态恢复意义可能因地质、因构造而异。
表2-5 湘西洛塔岩溶地区构造岩及其母岩化学成分对比（wB/%）
图2-5 湘西洛塔地区部分断裂带元素变化特征
2.1.4 小结
中国西南岩溶地区碳酸盐岩以台地相为主，兼有地槽型和过渡类型，时代从元古宙末至三叠纪。复杂的岩相古地理和大地构造格局形成了不同类型的碳酸盐岩组合，可分为黔南桂西纯碳酸盐岩区，黔、渝、湘西、鄂西碳酸盐岩与非碳酸盐岩互层区，湘桂覆盖碳酸盐岩区和川南、重庆、滇东埋藏碳酸盐岩区。因此，不同地区、不同时代的碳酸盐岩既具有富钙镁、营养贫乏的共性，又具有不同含量类型的微量元素，是西南岩溶地区生态环境脆弱的主要物质基础。
❹ 构造地质学读书报告
地形地貌
湖山地区位于南京城东28km, 整个湖山地区位于宁镇褶皱的南带，地区由三列山组成，走向为北-东-东。北列山海拔120m～169m之间，包括轰隆山，排山，棒槌山。中列山山势较高，海拔位于160m～250m之间，包括黄龙山、团山、纱帽山、土山、陡山（陡山位于宁镇褶皱带的南带）、狼山等。主峰孔山高341.8米，南列山简称汤山，其主峰标高为292.3米。三列山之间是两个谷地。北侧湖山谷地是龙潭系地层径地表侵蚀形成，南侧谷地是志留纪高家边组页岩被剥蚀形成。湖山次生谷地两侧的谷坡上，发育有二级阶地。第一阶地海拔40-60m，即农田、煤矿所在地，二级阶地海波60-70m，主要为残积、坡积只碎石，夹有少量冲积成因的粉沙质黏土。泉水有孔山寺泉和棒槌山泉出露，均为上升泉。
湖山地区地层简介
地层岩性：自山顶往下，主要有这样几种岩层分布
1、山顶主要为三叠系和石炭系岩层，其中分布较多的是石炭系的黄龙组灰岩C2h和船山组灰岩C2c，这两种岩石是制造水泥的很好原料，可以生产出高强度水泥，很具有利用价值，该地水泥厂也主要是以这两种岩石为原料。
灰岩在深海或者浅海环境中形成，其矿物成分以方解石为主，另外该处岩石含有一些硅质矿物，岩石呈浅灰色，致密状，一般称之为结晶灰岩。
2、向斜的东北方向，为石炭系高丽山组岩层，主要由页岩和砂岩及一些粉砂岩组成，代号为C1g，岩倾向为西南方向。
页岩是由粘土脱水胶结而成，具有明显的薄层理，可以很容易地沿层理将其分成薄片，页岩一般易风化，性质软弱，浸水后强度显著降低。
砂岩是由50%以上2～0.05mm粒级的颗粒胶结而成的，而此处砂岩粒度较小，应属于细粒砂岩，由于距离较远，未能观察其主要碎屑的矿物成分。但此处岩石颜色较深，推测其应当为碎屑砂岩。
一、志留系
1、高家边组（S1g）
至今未有完整剖面，厚度大于293m。黄绿色页岩夹泥岩及粉砂质泥岩，粉砂质页岩，风化后颜色为黄色、黄褐色。地层岩性较为软弱，记忆风化。风化后呈碎片状，岩层产状较陡，近于直立。
2、坟头组（S2+3f）
坟头组上部为细砂岩，泥质细砂岩夹薄层状细砂岩，厚层为80厘米，薄层为35厘米，风化面为灰褐色。泥质胶结，胶结物以硅质为主，硅质与泥质胶结。
2.坟头组中部为厚层状石英砂岩，石英含量为60%到70%，岩屑25%，质地坚硬，硅质铁质胶结，斜交层理，顶截底切。
3、茅山组
紫红色含岩屑石英砂岩，硅质胶结，质地坚硬，中层厚状。原本应为灰白色，风化后变为紫红色。与坟头组整合接触,厚度在20米左右。
二、 泥盆系
1、五通组（D3w）
五通组以石英砂岩为主，底部为灰白色细粒石英砂岩，含茅山组岩屑，厚层状，硅质胶结，坚硬，假整合于茅山组之上。
下部为灰白色细粒石英砂岩，厚层状，硅质胶结，石英含量高，质纯。在陡山北发育有背斜，为背斜核部。
石英为主，成分单一，分选性差，质地坚硬，兼有沉积。厚层石英砂岩夹薄层，含白云母片，细石英砂岩，灰黄色，直立。
三、 石炭系
1、金陵组 C1j
厚约6米，与五用组假整合接触。为灰黑微晶碎屑灰岩，厚层状生物屑中主要是海百合茎及腕是碎片，含有机质几泥质成分较高，底部有一层铁质粉沙岩与五通
组接触。盛产假乌拉珊瑚等化石。
2、高骊山组 C1g
厚约36米，假整合与紧、金陵组之上，金陵组顶面颜色发红，有铁锰质薄层堆积。
下部为灰白色，深灰色，紫红色页岩夹薄曾砂岩，含褐色泥质生物碎屑微晶灰岩透镜体，见腕足类化石碎片。
中部为黄色石英砂岩，粉砂岩夹数层灰紫色，灰绿色，灰色页岩。
上部为灰白色，灰绿色，紫红色及黑色粘土质几粉砂质页岩，夹少量菌层砂岩。
3、和洲组 C1h
厚约5米，与高骊山组假整合接触。为灰黄色泥岩及白云色微晶灰岩，含少量生物碎屑。可见袁化珊瑚，贵州珊瑚，不规则石柱珊瑚，轮状珊瑚等化石。
4、老虎洞组 C1l
厚约6米，与和洲组假整合接触。灰白色厚层状白云岩，假整合，特征为：1.含肉色燧石条带和燧石团块结晶矿物，硬度大于7。2.风化面有刀砍状溶沟，厚层状到块状。与和州组假整合接触，总厚度约6米。
5、黄龙组（C2h）
底部为灰白色块状巨晶白云岩，中上部为灰白色或者肉红色厚层微晶灰岩，质地较纯，含小纺锤虫蜓化石。
6、船山组(C2-P1C)
此地层岩石黑白相间，厚度约为40米。处于栖霞底部。梁山段煤系，在地表易风化成沟，含炭质钙质页岩，厚度大约为1到2米。与黄龙组假整合接触。
四、 二叠系
1、栖霞组(P1q)
栖霞组有四段岩性，从上到下依次为：
A．嗅石炭化石。这段有浅灰色与灰黑色生物屑灰岩，微晶生物屑灰岩及微晶灰岩互层。产有珊瑚类化石。
B．下硅质岩层。这段含硅质条带。栖霞本部为灰褐色中厚层，含燧石条带，生碎屑石灰岩。产有化石。
C．本部灰岩段。中到薄层，灰褐色，含燧石条带和燧石砾岩，生物性灰岩，岩性脆弱。中到厚层，有燧石条带，燧石透镜体
D．上硅质层。
总厚度约130米，与船山组整合接触。
2、孤峰组(P2g)
新鲜硅质岩，硬而脆，深紫红色，风化含其他物质，间夹薄层硅质页岩（含粘土矿物）。单层厚度为5到8米，岩石呈隐晶质结构。
此处的硅质岩呈叶片状，手摸光滑，与高家边组页岩无法区分。
总厚度约20米，与栖霞组整合接触。
3、龙潭组
龙潭组下部为灰黄色黑色粉砂岩，粉砂页岩。中部为黄褐色厚层长石砂岩，含煤层。上部为灰黄色页岩，粉砂岩，砂岩，含煤层。顶部为黑色生物屑灰岩透镜体，深灰黑色页岩，泥岩。总厚度约30米，与孤峰组整合接触。
4、大隆组(P3d)
灰黑色中薄层硅质岩夹页岩透镜体。总厚度约20米，与龙潭组整合接触
棒槌山西端P23d到T1地层剖面
五、 三叠系
1、下青龙组(T1x)
下部黄绿色紫红色页岩夹灰黄色薄层泥质微晶灰岩。中部黄绿色紫红色页岩与灰白色薄层微晶灰岩互层。上部灰白色薄层微晶灰岩夹黄绿色页岩，由中层到厚层。顶部灰白色薄层微晶灰岩，中层至厚层。厚度约200米，与大隆组整合接触。
2、上青龙组(T2s)
下段：灰黄色或者黄褐色钙质页岩夹土黄色中薄层泥质灰岩。
中段：灰绿或者灰黄色中薄层泥质灰岩夹灰黄灰绿色钙质页岩。
上段：青灰色中厚层微晶灰岩夹薄层泥质灰岩及紫红色瘤状灰岩。
总厚度在300米左右，与下青龙组整合接触
测区地质构造概况
湖山地区主要属于下扬子地层，宁镇褶皱带南部。褶皱及断裂构造发育完整，出露良好。可以观察了大石碑正断层与獐龙山地垒构造。
褶皱构造
一、孔山背斜
水平岩层受到应力作用后发生弯曲变形，单个弯曲成为褶曲，由多个弯曲连生叫褶皱。褶皱构造是地壳中常见的构造形态。
我们这次观察到的孔山背斜，属于斜歪倾伏背斜，北缓南陡。
二、陡山-大石碑向斜
断裂构造
一、大石碑正断层
断层是地壳中的岩层或岩体在应力作用下发生破裂并且破裂面发生明显位移的构造。
断层在地壳中广泛发育，是最重要的构造之一。
断层常构成一定地区的地质格架。
大石碑正断层断层断距3米左右，向北西方向倾斜，左上盘下调，右下盘抬升，断于栖霞本部，二叠系。
断层证据：1.相同地层位发生错断。
2.断层段出现角砾岩，角砾岩一般呈透镜状或碎屑，有张性。
3.断层上盘出现一系列张性粒屑。
4.出现很多泉。（由断层带形成）
二、断层组合型式
孔山地垒构造。两边地层相对下调4到5米，使两组正断层中间地层上升成为地垒构造。
湖山地区地质发展简史
从前寒武纪到早古生代的末期，湖山地区的地壳活动较弱。
从震旦纪到早古生代的末期，整个宁镇地区的地壳只是经历了多次轻度的升、降，整个地区的沉积环境属于浅海。寒武纪以来的地层中含有丰富的生物化石。在震旦纪、寒武纪、奥陶纪以及志留纪的灰岩中或多或少有薄层的硅质岩或燧石结核。这种稳定的环境一直延续到志留纪的末期，在华南地区发生了一次强烈的造山运动——加里东运动，本地区受到影响，地壳从海水中上升出来成为陆地，但未发生强烈的构造变形与断裂，志留纪末至泥盆纪中期，整个宁镇地区处于一个剥蚀的环境中，至晚泥盆世，在准平原化的作用下，发育了五通组河流相的沉积，随后又出现了五通组顶部的大型湖泊相沉积。
在早石炭世，本地区进入了一个海陆交替的时代，形成了具有滨海相沉积的早石炭统的地层，以高骊山组具有波痕构造的砂岩为代表。主要的沉积物有富含生物化石的灰岩、页岩与砂岩。
从中石炭世到早二叠世，本地区的地壳开始持续下沉，沉积物得到有效的补偿，形成了厚层的浅海碳酸盐沉积，内含较多的生物化石，远处搬运而来的硅质以薄层硅质岩或燧石结核的形式沉积下来。在早晚二叠世之交，地壳因东吴运动有过一次显著的抬升，本地区海水退去，形成滨海沼泽，于是形成上二叠统龙潭组的煤层。
短暂的东吴运动后，至晚二叠世后期，海水复行侵入，形成了上二叠统大隆组、下三叠统下青龙组以及中三叠统上青龙组的浅海相沉积。在下、上青龙组的沉积过程中，地壳运动逐渐加剧，沉积环境越来越不稳定，在上青龙组的灰岩中已经存在瘤状构造，说明地壳在加剧运动。至上青龙组沉积完毕，本地区发生了一次强烈的构造运动——印支运动，地壳发生褶皱，形成了宁镇山脉的雏形。在宁镇地区把这次运动称为金子运动。
金子运动结束了本地区长期的海进历史，使宁镇地区彻底成为陆地。在金子运动形成的山间盆地中沉积了上三叠统的黄马青组，它与下伏的上青龙组呈不整合接触关系，正说明在这一时期发生了强烈的构造运动。
❺ 江西城门山铜硫铁矿床
一、大地构造单元
城门山铜硫铁矿床位于扬子准地台下扬子台褶带九江-瑞昌成矿区内。
二、矿区地质
（一）地层
矿区自南向北依次分布着志留系—三叠系。其含矿地层的岩性等特征见表2-78。
（二）构造
表2-78城门山铜硫铁矿床含矿地层表Table 2-78Ore-bearing stratigraphic scale in Chengmenshan CU-S-Fe deposit
矿床产于长山-城门湖背斜倾伏端北部。地层走向NE65°～80°，倾向NWW，倾角60°～70°。矿区南部由志留系中统构成背斜核部，翼部出露有志留系上统、泥盆系上统及石炭—三叠系碳酸盐类岩石，其中石炭系黄龙组、二叠系栖霞组、茅口组为重要矿化层位。区内断裂构造发育，以NE及NW向断裂为主，以位于矿区南部的F1断层和矿区西南部F2断层最为重要。F1断层全长1500余米，走向NE，断层面倾向SE，倾角60°～80°，南盘逆冲，致使志留系-泥盆系砂岩局部超覆于黄龙、栖霞组之上，最大断距可达350m，沿主断裂面和劈理面有强烈硅化和矿化活动，并在断裂下盘层间破碎带的基础上派生F2“入”字型断裂和“入”型褶皱（图2-123）。
图2-123城门山矿区地质图Fig.2-123Geological map of Chengmenshan ore district（据黄恩帮等1980年资料编绘）（after Huang Enbang et al.,1980,mended）
1—三叠系下统大冶组；2—二叠系上统长兴组；3—二叠系上统龙潭组；4—二叠系下统茅口组；5—二叠系下统栖霞组；6—石炭系黄龙组；7—泥盆系上统五通组；8—志留系上统纱帽组；9—花岗闪长斑岩；10—石英斑岩类；11—夕卡岩；12—铁帽；13—石灰岩；14—硅化灰岩；15—不整合；16—内生角砾岩；17—构造角砾岩；18—断层
（三）侵入岩
矿区内侵入岩形成于燕山期，同位素年龄为118～153Ma，是同源岩浆多期脉动侵入的产物。杂岩侵入于志留—三叠纪地层中，受NNW及NEE向的断裂控制，呈岩株状产出，出露面积约0.8km2，向NW倾伏，倾角70°～80°，由花岗闪长斑岩、长石石英斑岩、霏细石英斑岩、晶屑石英斑岩及云英闪长岩、石英安山玢岩等6种不同的岩石组成，为同源二期6次侵入杂岩。伴随石英斑岩的侵入，有较强的侵入爆破作用，产生了各种类型的内生角砾岩。角砾岩中广泛发育钾、硅质蚀变及泥化、绢云母（水云母）化等，局部地段可构成铜矿体。
花岗闪长斑岩呈断续的环形，分布于杂岩体外围，环的最大宽度约500m，与围岩常呈犬齿状接触，在各接触带上均产生了不同程度的蚀变、矿化及同化混染现象。石英闪长岩主要由霏细石英斑岩、晶屑石英斑岩组成。岩石中碎斑结构、角砾-似角砾状构造发育。岩体中或其边部有广泛的爆发现象及斑岩型铜、钼矿化。
岩石以富碱质，特别是富含钾质为特征（表2-79）。花岗闪长斑岩中w（K2O）/w（Na2O）平均为10.71，晶屑石英斑岩为16.10，爆发角砾岩中可高达17.10。
表2-79城门山及武山岩浆岩岩石化学成分Table 2-79Chemical composition of magmatic rocks in Chengmenshan and Wushan areas
随着岩浆活动由早及晚，所形成的各类岩石存在着化学成分的规律性变异，岩石中Fe2O3+FeO、CaO、MgO、Na2O含量由高至低，K2O增多，与此相应岩石中斜长石和暗色矿物含量减少，钾长石增多，黑云母的镁度也有增高趋势。
三、矿床地质
（一）矿体的形态、产状及规模（图2-124）
根据主要控制因素可分为：
1.接触带矿体
指产于花岗闪长斑岩、石英斑岩与茅口灰岩接触带上的Ⅰ、Ⅲ、Ⅵ矿带矿体而言。
此类矿体受接触带及围岩层间裂隙控制，多呈透镜状、扁豆状、囊状和不规则状产出。单个主矿体一般长300m，厚20余米，延深200m，铜硫品位较低，且变化较大。矿石含锌品位较高，但多富集在含铜夕卡岩中。局部有囊状磁铁矿矿体分布。
2.内接触带矿体
指产于火成岩中Ⅱ矿带的矿体。此类矿体主要受火成岩中裂隙构造和围岩捕虏体控制，多呈透镜状、筒状和不规则状产出。单个主矿体一般长100～200m，厚10～20m，延深150～200m。由于该带多为氧化和次生富集矿石，含铜品位较富但变化较大。
图2-124城门山矿床地质剖面图Fig.2-124Geological profile of Chengmenshan deposit
1—残坡积物；2—石灰石；3—炭质页岩；4—大理岩；5—硅化灰岩；6—石英岩；7—夕卡岩；8—角砾岩；9—花岗闪长斑岩；10—石英斑岩；11—铁帽；12—含铜黄铁矿及铜硫矿体；13—铜硫矿体边缘；14—铜矿化；15—大冶组；16—长兴组；17—龙潭组；18—茅口组；19—栖霞组；20—黄龙组；21—五通；22—纱帽组
3.外接触带矿体
指赋存于五通石英砂岩之上，栖霞灰岩之下的Ⅳ、Ⅶ矿带矿体以及产于断裂中V矿带矿体。
此类矿体严格受“入”字型构造控制。
Ⅳ矿带矿体主要受F2控制，在相当于黄龙灰岩层位上（局部交代了栖霞灰岩），含铜黄铁矿几乎全部充填交代了黄龙灰岩，只在东西两端才能见有黄龙灰岩之残余。矿体呈似层状，矿化较均匀，品位较富。此带矿体沿走向从西向东厚度由小变大，品位由高至低，沿倾向矿体厚度则由大变小，品位由高至低变化。
Ⅶ矿带属Ⅳ矿带的东延部位。经少量钻孔控制其规模远较Ⅳ矿带小，并含较多的铅锌矿。
Ⅴ矿带矿体受F1主干断裂带控制，呈小透镜状产出。矿体规模小，品位低，变化大。主要为含铜黄铁矿，大多氧化成褐铁矿。
（二）矿石的矿物成分及结构构造
矿石矿物和脉石矿物共有77种之多，但主要的只有十余种。主要为磁铁矿、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、辉铜矿、辉钼矿、褐铁矿及石英、石榴子石、方解石、高岭石等。
常见的原生矿石结构为：半自形—自形粒状、隐晶偏胶状、乳滴状、格状、残余、变晶等。表生结构为多孔状、环带状、放射状等。
常见的原生矿石构造为：块状、稠密浸染状、胶状、脉状、团块状等。表生构造为土状、胶状、脉状、块状和浸染状。
（三）矿石类型及分布
根据矿物组合和化学成分，矿床矿石可分为五个类型，即褐铁矿矿石，含铜黄铁矿矿石（包括含铜磁铁矿矿石、含铜黄铁矿闪锌矿矿石、黄铁矿矿石等），含铜碳酸盐岩（包括含铜夕卡岩、含铜硅化灰岩、含铜灰岩等），含铜火成岩（包括含铜花岗闪长斑岩、含铜石英斑岩），以及含铜角砾岩（包括含铜构造角砾岩和含铜接触角砾岩）。
这几类矿石的分布情况是：接触带矿体主要由中细粒黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿等构成，以浸染状、块状的含铜碳酸盐岩石为主，以含铜火成岩、含铜黄铁矿矿石为次。内接触带矿体主要由褐铁矿、黄铁矿、黄铜矿、辉铜矿等构成，以浸染状、块状、松散状含铜火成岩为主，以含铜碳酸盐岩、含铜黄铁矿为次。外接触带主要由黄铁矿、黄铜矿以及少量磁铁矿、闪锌矿等构成，以块状、松散状含铜黄铁矿矿石为主，以含铜碳酸盐岩矿石次之。
矿床热液成矿过程持续时间较长，且表现了明显的脉动成矿的特点。经过无矿的夕卡岩阶段后，首先沉淀了磁铁矿，相继就是大量粒状黄铁矿、黄铜矿及少量胶状黄铁矿、闪锌矿的出现，沿着有利成矿部位形成各矿带矿体的初貌。伴随石英斑岩的侵入，又带来了以形成黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿为特征的热液活动，对原矿化起富化作用，并在石英斑岩于花岗闪长斑岩接触带上及其他一些节理裂隙中形成细脉浸染状矿石。
（四）矿床氧化和次生富集作用
（1）氧化带特征：矿床的氧化作用较为发育，并表现出环接触带氧化较深，而中部氧化较浅的特点。氧化较深者一般达—50～—100m标高，氧化较浅者一般在0m标高左右。
根据氧化矿物之空间分布特征，大致可分三个亚带：
铁帽带：主要为块状赤、褐铁矿（含铜磁铁矿氧化而成）、多孔状、葡萄状褐铁矿（含铜黄铁矿氧化而成）以及土状褐铁矿（含铜夕卡岩氧化而成）组成，局部见少量孔雀石，一般分布于0m标高左右。
次生氧化物富集带：主要由蓝铜矿、孔雀石及少量辉铜矿组成，只在少数含铜花岗闪长斑岩矿体中见到。
自然元素富集带：以自然铜为主，次为自然金、自然银，多分布在湖区—50～—90m标高左右的含铜角砾岩及褐铁矿中。
（2）次生硫化物富集带特征
在矿床氧化带之下的次生硫化物富集带，出露宽度较窄，主要分布在矿区东西两端—10～50m标高的内接触带矿体中。
（五）伴生有益组分及其变化规律
1.伴生有益组分的种类及其赋存状态
本区铜、硫、铁、锌矿石中含有金、银、硒、碲、铊、镓、钴、铟、钼、镉、锗、砷、铼等十余种有益元素，其中金、银、硒、碲、铊、镓分布较普遍，含量较高。而钴、铟、钼、镉、铼在含铜黄铁矿、含铜石英斑岩、闪锌矿、辉铜矿、黄铁矿中亦有一定含量。
2.伴生有益组分之分布及其富集规律
伴生有益组分主要分布在铜硫矿石中，但在不同类型的铜硫矿石中，它们的分布和富集程度不同。
金主要分布在黄铜矿、磁黄铁矿、辉铜矿中；银、铟主要富集在黄铁矿、闪锌矿中；硒、碲、钴则受黄铁矿控制；铊在黄铜矿中含量较高。金在各类矿石中均有分布，但只在含铜黄铁矿含铜花岗闪长斑岩中含量大于0.4×10-6；银在含铜黄铁矿、含铜角砾岩中为最高；硒、碲、铊在含铜角砾岩和含铜黄铁矿中含量较高。
伴生有益组分均富集于矿体边缘，这和黄铜矿、闪锌矿、黄铁矿多富集于矿体上部和矿体边缘部位的规律是一致的。
（六）近矿围岩蚀变
伴随多次的岩浆-矿化活动，形成各类有序的交代矿化组合，并伴有特征的交代分带。以城门山杂岩体为中心，由内向外比较清晰地显示环形蚀变，并表现出下述总体的分带规律：
钾长石-硅化带（岩体内的中心带）；
黑云母-钾长石化带（岩体内的过渡带）；
粘土矿物-绢云母化带（岩体内的边缘带）；
粘土矿物-绢云母化带；
弱硅化、钾长石化-绿泥石带；
夕卡岩化带；
硅化大理岩带；
硅化绢云母化带（硅质围岩中）。
花岗闪长斑岩主要发育夕卡岩化，而石英斑岩中则以斑岩型蚀变为主。
城门山矿床内夕卡岩带不发育，但外夕卡岩带可宽达数百米。夕卡岩形成时要求Si2O、Al2O3、Fe2O3、FeO等组分的大量带入，鉴于本区内夕卡岩带不发育的事实，南京大学等单位认为这些组分一部分可能来自深部岩浆，另一部分可能来自附近的沉积岩本身。本区斑岩型蚀变的显著特色在于钾长石化、黑云母化的广泛发育，泥质蚀变的普遍叠加，石英绢云母化带和青磐岩化带一般较窄。
（七）矿床的物化探异常
在矿床上方重力一般为低缓正异常，在厚大的矿体上方异常值最高；在杂岩体的上方为弱磁异常，局部由强磁异常叠加（受晚期脉岩影响），岩体上方一般异常值为30～70nT，强磁异常值为200～800nT。电异常在联合剖面方法出现低阻正交点，指示斑岩型改造矿体，激发极化法可圈定矿体（ηs为5%～8%），电测深可区别矿体和矿化，在矿体中为低电阻高极化。化探：矿床及外围原生晕异常发育，面积大多呈环带状、半环状，异常为多组分组合，常见为Cu、Pb、Zn、Ag、Mo、W、Bi，组分分带明显。城门山铜矿综合物化探特征剖面见图2-125。
图2-125城门山矿床综合物化探特征图Fig.2-125Characteristics of geophysical and geochemical anomaly of Chengmenshan deposit
1—似层状铜矿；2—夕卡岩铜矿；3—花岗闪长斑岩；4—灰岩；5—砂岩；6—石英斑岩；7—斑岩型铜矿
四、成矿条件
综观本区成矿作用的全部历程及29个黄铁矿测温资料，可划分如下成矿期和成矿作用阶段：
（1）夕卡岩成矿亚期：
无水夕卡岩阶段，温度高于475℃。
含水夕卡岩及早期铜、锌硫化物阶段，温度为350～475℃。
磁铁矿阶段，温度为310℃。
中期硫化物阶段，温度为160～330℃（主要为200～270℃）。
早期石英脉阶段，温度低于270℃。
斑岩型成矿亚期：
含辉钼矿石英脉阶段，温度为300～370℃。
晚期硫化物阶段，200～300℃（主要为200～280℃）。
末期硫化物、石英、碳酸盐阶段，温度低于260℃。
（2）多金属矿化亚期：
方铅矿、闪锌矿、黄铁矿阶段，此阶段尚未形成工业矿化。
图2-126九江瑞昌地区广义夕卡岩铜、金、硫成矿系列模式图Fig.2-126Model of broad-sense skorn-type Cu-Au-S metallogenic series in Jiujiang-Ruichang area
1—石英闪长玢岩；2—石英闪长玢岩；3—花岗闪长斑岩；4—石英斑岩；5—围岩蚀变带界限；6—矿液运移方向；7—斑岩型矿床；8—夕卡岩型矿床；9—层控矿床；10—硅化蚀变带型矿床；①斑岩型钼矿；②斑岩型铜矿；③玢岩型金银矿；④岩体中块状硫化物铜矿；⑤岩体中块状硫化物金银多金属矿；⑥夕卡岩型铜及金铜矿；⑦层控硫化物型铜矿；⑧层控金银多金属矿；⑨层控碳酸盐型铜矿；⑩破碎蚀变带型金矿；Ⅰ—钾化-硅化带；Ⅱ—硅化粘土化带；Ⅲ—夕卡岩带；Ⅳ—夕卡岩化大理岩带；Ⅴ—大理岩化带；Ⅵ—硅化绢云母化带
由上可见，城门山矿床是以夕卡岩矿床为主体的多种类型的复合矿床，或称为与燕山期浅成-超浅成相中酸性岩浆侵入活动有关的斑岩型-夕卡岩型-含铜层状黄铁矿型“三位一体”的复合矿床，其区域成矿模式见图2-126。
硫同位素组成成分特征见表2-80。
表2-80城门山矿床硫同位素组成表Table 2-80Sulfur isotope composition of Chengmenshan deposit
❻ 二叠纪—中三叠世岩相古地理
从泥盆纪到晚石炭世，上扬子地区大部分为隆起剥蚀区，中二叠世的海侵作用，几乎将整个中上扬子区全部淹没，形成统一的、广阔的碳酸盐台地。中二叠世末期，受峨眉地幔柱作用，四川盆地内部隆升，直到晚二叠世中晚期，碳酸盐台地建造再次形成。早中三叠世，受雪峰山隆起影响，古地理格局呈现东高西低的特征。中三叠世末，印支运动导致海水全部退出，结束了四川盆地海相沉积历史。
（一）二叠纪岩相古地理
1.PSQ1（相当于栖霞组沉积时期）岩相古地理
中二叠统沉积之前，受古特提斯洋伸展和拉张的影响，四川盆地属于被动大陆边缘的盆地性质，经历了一次大范围的暴露剥蚀。中二叠世早期发生的海侵过程，在四川盆地沉积了厚2～20m的梁山组滨岸沼泽体系碎屑岩，主要是一套石英粉细砂岩、砂岩、炭质泥页岩夹劣质煤、铝土岩、灰岩，含腕足类、双壳类、介形类化石。之后四川盆地接受了栖霞组清水碳酸盐台地沉积，总体表现为缓坡台地格局（图3-4-1），主体发育开阔台地相，沉积了厚约100m的深灰色生屑泥晶灰岩、泥质灰岩、泥晶灰岩夹泥晶生屑灰岩、亮晶生屑灰岩等。开阔台地相总体表现为受风暴扰动影响的含泥质条带生屑泥晶灰岩为主的沉积，局部为厚度稍大的台内滩亚相。台内滩亚相主要为亮晶生屑灰岩或泥亮晶生屑灰岩，生屑以有孔虫为主，藻类次之，见少量砂屑。
该时期川西地区形成较深水的外缓坡相，其东侧沿都江堰虹口、北川通口、广元上寺一带发育了中缓坡较高能相带（相当于镶边台地边缘相）。该中坡相呈NE走向，平行于龙门山分布，宽达30～50km，厚达100余米；总体表现为浅灰色厚层-块状亮晶砂屑灰岩及亮晶砂屑生屑灰岩（图3-4-2）。
川西宝兴东大河及康定石喇嘛等地所发育的东大河组（层位相当于梁山组及栖霞组），其下部相当于梁山组的层位为灰色钙质板岩、泥质灰岩夹黑色炭质页岩，底部为细砾岩（假整合于上石炭统之上），厚约10余米，属于一套滨海沼泽沉积；上部相当于栖霞组的部分为灰-深灰色薄-中层状泥晶灰岩夹页岩、硅质岩、含生屑泥晶灰岩，厚近100m，属于较典型的外缓坡下部—盆地相沉积。
2.PSQ2-PSQ3（相当于茅口组沉积时期）岩相古地理
茅口组沉积期，基本上继承了栖霞组时期的碳酸盐岩缓坡格局，由于张裂构造背景及伸展断裂活动影响，控制形成了分布于川东北地区新的外缓坡及中缓坡相带，并在开阔台地相带内发育了明显的水体较深的台内洼地亚相（图3-4-3）。开阔台地相带沉积水体总体较栖霞组沉积期更深，表现在沉积物特征上即其岩性中泥质含量更高，并常见风暴扰动的变形层理及“眼球状”构造。
图3-4-1 四川盆地及邻区PSQ1（栖霞组沉积期）岩相古地理图
图3-4-2 四川盆地栖霞组中缓坡相沉积特征
左：亮晶砂屑生屑灰岩，单偏光，都江堰虹口；右：白云岩化浅灰色块状亮晶砂屑灰岩，北川通口
茅口组沉积期碳酸盐台地总体表现为缓坡型台地，另一重要证据是其台地边缘外的斜坡环境以外缓坡沉积为主，仅局部表现为坡度较大的斜坡相沉积。外缓坡沉积的典型特征是大量发育具变形层理的泥晶灰岩、生屑泥晶灰岩、砾屑灰岩，局部还见到深灰色薄层状硅质泥晶灰岩与灰黑色硅质岩不均匀互层夹薄层状钙屑浊积岩（泥晶砂屑灰岩）以及灰泥丘。根据不同的沉积物特征可初步判别其所处的外缓坡环境的大致位置。一般地，外缓坡上部沉积以含较多来自中缓坡相带的颗粒灰岩甚至白云岩砾屑的砾屑灰岩（图3-4-4）、变形层理薄层状泥晶灰岩为主，其砾屑大小混杂，局部见到灰泥丘；外缓坡中部沉积以变形层理砾屑灰岩及薄层状泥晶灰岩为主，局部可见滑塌岩块；外缓坡下部沉积以深灰色薄层状硅质泥晶灰岩与灰黑色硅质岩不均匀互层夹薄层状钙屑浊积岩（泥晶砂屑灰岩）为主。广泛发育的外缓坡相的存在也说明了向台地内部方向应该发育中缓坡相或台地边缘相，中缓坡相存在的直接证据来自绵竹天池剖面及龙4井等，其茅口组发育大套浅灰色厚层状亮晶砂屑灰岩及泥亮晶生屑灰岩（图3-4-4）。
图3-4-3 四川盆地及邻区PSQ2-PSQ3（茅口组沉积期）岩相古地理图
图3-4-4 茅口组外缓坡、中缓坡沉积特征
左：浅灰色砾屑灰岩，广元白朝剖面；右：亮晶砂屑灰岩，绵竹天池剖面
3.PSQ4（相当于龙潭组/吴家坪组沉积期）岩相古地理
中二叠世末期—晚二叠世初期，发生了波及整个中国南方的东吴运动，造成四川盆地及邻区的整体抬升剥蚀（冯少男，1991；何斌等，2005；李旭兵，2011；陈维涛，2007）以及茅口组碳酸盐岩的风化岩溶作用（陆正元，1999）。晚二叠世初期，再次发生海侵并沉积了层序PSQ4，即龙潭组及吴家坪组。
峨眉地幔柱活动引起的地壳隆升及拉张构造背景使这一时期古地理格局与前期有较大的变化。主要变化表现在川西地区已隆升成陆（康滇古陆）并发育了龙潭组、宣威组陆相及海陆过渡相沉积，以及碳酸盐台地的复杂化。即以吴家坪组沉积为代表的碳酸盐台地表现为较层序PSQ2—PSQ3（茅口组）延伸更为复杂的台地边缘及其台地边缘相逐渐演变为弱镶边—镶边台地边缘，并形成了开江-梁平盆地及城口-鄂西盆地（图3-4-5），推测形成复杂台地边缘的起因与张裂构造背景下发育的不同走向正断层有关。
分布于川中地区的龙潭组表现为典型含煤碎屑岩（龙一段、龙三段）夹碳酸盐岩（龙二段）的“夹心饼”岩性组合特征，即潮坪三角洲沼泽相夹开阔台地相沉积，反映为一个由浅-深-浅的完整三级层序。盆地西部，受西南部康滇古陆的影响，发育了一套海陆交替相潮坪沼泽含煤沉积和灰泥坪沉积；华蓥山、綦江观音桥等多处均见龙潭组煤系地层，是滨岸沼泽相的典型特征（图3-4-6）。盆地西南部发育大量大陆裂谷型层状基性玄武岩和侵入岩，受其影响，川西北旺苍大两吴家坪组见薄层泥晶灰岩夹硅质岩，代表盆地相沉积，梁平—开江地区开始出现较深水沉积，川东华蓥山一带出现台洼沉积。川西绵竹天池仍见浅灰色亮晶砂屑灰岩，为台地边缘相。湖北利川红椿沟发育薄层泥晶灰岩夹泥质岩，为盆地相特征。
图3-4-5 四川盆地及邻区PSQ4（龙潭组/吴家坪组沉积期）岩相古地理图
图3-4-6 华蓥山龙潭组沉积特征
A.下煤层段，薄-中层褐色泥质粉细砂岩夹碳质泥岩，潮坪沼泽；B.中部灰岩段，灰色中-厚层泥晶生屑灰岩，见燧石团块，开阔台地相；C.上煤层段，薄层黑色碳质泥岩与薄层泥质粉砂岩互层，潮坪沼泽
4.PSQ5（相当于长兴组沉积时期）岩相古地理
长兴组沉积期，古地理面貌总体继承了前期的格局，但随着张裂及差异升降作用的持续进行，康滇古陆及其陆相、海陆过渡相沉积范围减小，海侵范围即开阔台地相面积更大，开江-梁平盆地相面积也明显增大，并在川中地区出现了面积较大及分布稳定的台内洼地亚相区，在台地边缘及台内大量发育生物礁，形成典型的弱镶边—镶边型台地边缘（图3-4-7）。
该沉积期的康滇古陆依然存在，从川西南地区分布的宣威组三、四段沉积特征来看，总体并未发生大的变化，依然保持了河流相沉积环境。长兴组主体表现为开阔台地相环境，以中-厚层状生屑泥晶灰岩夹泥质灰岩为主，局部发育以泥亮晶生屑灰岩为主的台内滩亚相以及以生物礁灰岩为主的台内点礁。与前期岩相不同的是，该期出现了分布面积较大的台内洼地亚相，主要表现为泥质灰岩、钙质泥岩夹生屑泥晶灰岩沉积。长兴组沉积期的台地边缘相已经发展成为以发育生物礁为主的弱镶边—镶边型台地边缘，其生物礁主要属于障积礁及骨架礁。在川西北台地边缘可能以发育台缘滩相生屑砂屑灰岩为主，生物礁并不十分发育。开江-梁平盆地SW侧台地边缘主要为弱镶边型台缘，其沉积斜坡坡度较小。
开江-梁平盆地及城口-鄂西盆地相区沉积了大隆组深水沉积物，其岩性主要为深灰色薄层状泥质灰岩、生屑泥晶灰岩夹硅质岩、黑色炭质泥岩、钙屑浊积岩，总体富含有机质，是一套优质烃源岩。
（二）早-中三叠世岩相古地理
1.TSQ1-TSQ2（相当于飞仙关组沉积期）岩相古地理
飞仙关组可以识别出两个三级层序（TSQ1-TSQ2）。该层是油气勘探的重点层系，因此以体系域为岩相古地理图的成图单元。TSQ1-TST、TSQ1-HST、TSQ2-TST、TSQ2-HST大致对应岩石地层的飞一段、飞二段、飞三段和飞四段。
（1）TSQ1-TST（相当于飞仙关组飞一段沉积期）岩相古地理
三叠纪早期，四川盆地及邻区总体继承了上二叠统长兴组沉积期的沉积格局，但开江-梁平盆地相区和川中台洼面积减小（图3-4-8）、水体深度明显变浅，台缘及台内生物礁消失而以发育鲕粒滩为特色。广大的川中、川东地区主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹颗粒灰岩等，为大川中开阔台地相区。在开阔台地内部高能地带发育大面积鲕粒滩体，如川中的水口场（水深1井）—广安（广参2井）地区鲕粒灰岩可厚达30～40m、卧龙河（卧51井）地区鲕粒灰岩厚20～30m、磨溪（磨溪1井）地区厚10～15m。在开阔台地内部局部还发育了台内洼地，其中主要沉积了灰色钙质泥岩夹少量风暴成因的透镜状泥晶砂屑灰岩。康滇古陆周缘为一套河流相碎屑岩沉积，相当于东川组，其岩性主要为紫红色砂岩、泥岩、页岩，具河流相“二元”结构，发育槽状及板状交错层理、波痕等。河流相与开阔台地相之间发育混积潮坪相。在台地边缘之外发育了斜坡相及盆地相，斜坡相主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹砾屑灰岩、钙屑浊积岩，可见滑动变形层理。在盆地相中则主要沉积了薄层泥晶灰岩、泥质灰岩夹页岩等。
图3-4-7 四川盆地及邻区PSQ5（长兴组沉积期）岩相古地理图
图3-4-8 四川盆地及邻区TSQ1-TST（飞仙关组一段沉积期）岩相古地理图
（2）TSQ1-HST（相当于飞仙关组飞二段沉积期）岩相古地理
与前期相比，该期沉积水体总体变浅。川西南、川中地区的陆源碎屑沉积区明显扩大，大川中开阔台地面积减小，同时鲕粒岩主要集中发育于台地边缘，万源-开县台地更为局限并演变为蒸发台地（图3-4-9）。康滇古陆周缘河流相沉积范围更大，由于陆源物质的供应增加，导致混积陆棚相沉积范围也更大，主要沉积了一套暗紫红色泥质灰岩、页岩。万源-开县台地发育了较多的蒸发岩，主要沉积了膏质白云岩、泥晶白云岩及石膏，属于较典型的蒸发台地膏质潟湖沉积。台地边缘鲕粒滩坝厚度较大且集中分布，如罗家寨—普光一带与元坝—龙岗一带，鲕粒岩的累积厚度最大可达80～90m，单层厚度最大可达40m。盆地周缘绵竹雎水剖面、江油鱼洞梁剖面、云阳沙陀剖面、酉阳丁市老鹰庄剖面、来凤龙潭坝剖面等都见到厚层-块状鲕粒滩沉积，为川西北绵竹-剑阁台缘带及川东城口-鄂西台缘带存在的标志。台地内部亦有小型鲕粒滩体分布，其滩体累积厚度不大，一般小于20m，且单层厚度较小，如广安、丰都地区。
开江-梁平盆地相区由于以来自其南西侧大川中台地相区的碳酸盐灰泥、陆源泥质及台缘带鲕粒等为主的大量沉积物的快速充填，形成了厚达260m的泥质灰岩、钙质泥岩夹钙屑浊积岩（泥亮晶鲕粒灰岩），进而使其深水盆地相分布范围逐渐变小，直至该高位体系域沉积晚期消亡。
（3）TSQ2-TST（相当于飞仙关组飞三段沉积期）岩相古地理
层序TSQ2海侵体系域沉积期为另一个海侵期，陆源碎屑物沉积范围减小，浅水碳酸盐台地范围扩大。与前期沉积面貌相比，最大的变化是开江-梁平盆地相区消失并代之以台内洼地沉积（图3-4-10），早期盆地相区或斜坡相区，如广元—南江—城口一带演化为台地边缘，发育厚层鲕粒滩体，在川西地区的让水、通口、汉旺、茶坪、龙王庙及大飞水等露头剖面均发现了鲕粒滩沉积，表明该时期的台地边缘沿绵竹—剑阁—广元—南江—城口一带展布。盆地内整体呈现为一个较为宽阔、平坦的混积陆棚—碳酸盐台地。沿康滇古陆周缘仍然发育河流相沉积，向东过渡为混积陆棚相，主要沉积了紫红、紫灰色泥页岩夹介壳灰岩。开阔台地相分布范围广，主要沉积了薄层状泥晶灰岩夹中厚层状砂屑灰岩、鲕粒灰岩，台地内部发育多个具一定规模的鲕粒滩体，主要分布于川东、川中、川东北地区。
（4）TSQ2-HST（相当于飞仙关组飞四段沉积期）岩相古地理
层序TSQ2高位体系域沉积期为一个明显的海退过程，水体逐渐变浅，碳酸盐岩减少，泥质岩增多，碳酸盐台地由前期的开阔台地演变为局限甚至蒸发台地（图3-4-11）。康滇古陆周缘依然为河流相沉积，其东侧的混积陆棚沉积了紫灰、紫红色泥页岩夹泥质灰岩及介壳灰岩。局限台地沉积岩性为暗紫、褐红色泥页岩。磨溪—龙女寺和河湾场地区局部有薄层鲕粒滩分布。川东地区为蒸发台地相区，岩性主要为暗紫色泥岩、泥晶白云岩、泥质灰岩、石膏及膏质白云岩，其石膏累积厚度可达8～9m。
2.TSQ3-TSQ4（相当于嘉陵江组沉积时期）岩相古地理
（1）TSQ3（相当于嘉陵江组嘉一二段沉积期）岩相古地理
嘉陵江组TSQ3-TST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、开阔台地沉积（图3-4-12）。西南部康滇古陆发育陆相冲积平原紫红色碎屑岩沉积；康滇古陆周边主要为碎屑潮坪相碳酸盐岩-碎屑岩沉积；盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，川中北凹陷处发育台内洼地沉积，主要分布于宣汉—邻水—梁平一带；值得注意的是，在古地貌相对高部位，如川鄂交界的云阳、石柱一带，台内滩发育，其厚度较薄且变化较为舒缓，岩性以泥晶-细粉晶灰岩为主夹鲕粒灰岩或呈互层状，鲕粒灰岩、生屑灰岩、粒屑灰岩较为发育，单层鲕粒灰岩最厚可达10m，颗粒灰岩中可以见到斜层理与交错层理，泥细粉晶灰岩中可以见到蠕虫状与条带状构造，生物碎屑较发育。
图3-4-9 四川盆地及邻区TSQ1-HST（飞仙关组二段沉积期）岩相古地理图
图3-4-10 四川盆地及邻区TSQ2-TST（飞仙关组三段沉积期）岩相古地理图
图3-4-11 四川盆地及邻区TSQ2-HST（飞仙关组四段沉积期）岩相古地理图
图3-4-12 四川盆地及邻区TSQ3-TST（嘉陵江组一段沉积期）岩相古地理图
嘉陵江组TSQ3-HST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、局限台地沉积（图3-4-13）：盆地内部主要为局限台地云坪沉积，川中北坳陷处发育潟湖亚相，膏质云岩为主，主要分布于宣汉、潼南一带；在川鄂交界处云阳—石柱一带，继承了嘉一期台内滩环境，但滩体范围明显缩小。
（2）TSQ4（相当于嘉陵江组嘉三四段沉积期）岩相古地理
嘉陵江组TSQ4-TST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、开阔台地沉积（图3-4-14）。由于康滇古陆上升缓慢，地势趋于平缓，古陆剥蚀强度降低，因此碎屑岩沉积范围进一步萎缩，海侵范围更广；盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，川中坳陷处发育台内洼地沉积，主要分布于广安一带；在川鄂交界处云阳—石柱一线以东，为古地形的高部位，明显继承发育台内滩，主要为一套鲕粒灰岩、生屑灰岩夹含粒屑泥—微晶石灰岩，颗粒灰岩全段发育。
嘉陵江组TSQ4-HST沉积期，研究区从西南到东北依次发育陆相、碎屑潮坪相、局限台地沉积（图3-4-15）。康滇古陆的影响已经逐渐减弱甚至消失，碎屑岩沉积很少，依然是西薄东厚、西高东低的格局，但已经呈现均一化。盆地内部主要为局限台地蒸发岩沉积，川中北坳陷处发育潟湖亚相，膏盐为主，主要分布于宣汉—通江—合川一带。
3.TSQ5-TSQ6（相当于雷口坡组沉积期）岩相古地理
（1）TSQ5（相当于雷口坡组雷一二段沉积期）岩相古地理
TSQ5-TST沉积期，盆地自西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、局限台地沉积（图3-4-16）。盆地西部和西北缘广元—江油一带，发育台地边缘滩亚相沉积；盆地中部川中地区存在一些近东西向或北西南东向的继承性的次级低隆起，将盆地中部分隔成洼隆相间的格局，相对洼地处演化成潟湖亚相环境，潟湖主要分布在川中营山地区等；相对隆起处则发育台内滩亚相，由砂砾屑白云岩、藻屑白云岩组成，它们广泛分布于川中坳陷与泸州-开江古隆起的转折部位或交接处等地势变化处，而这些部位也常常是水动力条件由弱变强的地带。
TSQ5-HST沉积期的环境与TSQ5-TST时期相似，仅陆源碎屑沉积区及膏盐潟湖有所扩大。台内滩范围大大缩小，仅零星分布在川中观音场、资阳和达州等地区（图3-4-17）。
（2）TSQ6（相当于雷口坡组雷三四段沉积期）岩相古地理
TSQ6-TST沉积期是快速海侵时期，海平面较高，水体较深，障壁后的地区和毗邻的开阔海之间水体的自由流通能力大为改善，以开阔台地相沉积为主；研究区从西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、开阔台地沉积（图3-4-18）。盆地中部相对洼地处演化成台内洼地亚相环境，主要分布在川中遂宁—营山地区等。值得关注的是，盆地西部和西北缘广元—江油一带，广泛发育台地边缘滩亚相有利相带沉积，主要由砂砾屑白云岩、藻屑白云岩组成。
TSQ6-HST沉积期为快速海退时期，盆地内部以局限台地沉积为主，研究区从西到东依次发育盆地、斜坡、台地边缘、局限台地沉积（图3-4-19）：川中南充—西充地区及川中西成都等地区广泛发育潟湖沉积，主要沉积蒸发盐类（膏盐）；龙岗—营山地区局部发育有利相带——台内滩亚相。
四川盆地边缘古隆起、古陆及盆内古隆起、坳陷的存在和演化以及海平面升降旋回控制了四川盆地嘉陵江-雷口坡组纵向上“云灰”间互的沉积演化特征：大规模海侵（TST）时期，随着海平面的大幅度上升，盆地内部海水与障壁后的开阔海自由交流，盆地内部主要为开阔台地灰质沉积，坳陷处主要是细结构的微、泥晶灰岩台内洼地沉积（如嘉一段、嘉三段、雷三段）；大规模海退（HST）时期，此时海平面较低，由于边缘古隆起、古陆的障壁作用，大大限制了局限台地与外海的自由流通，盆地内部广泛沉积蒸发岩类，坳陷处沉积膏盐（如嘉二段、嘉四段、雷二段、雷四段）。
图3-4-13 四川盆地及邻区TSQ3-HST（嘉陵江组二段沉积期）岩相古地理图
图3-4-14 四川盆地及邻区TSQ4-TST（嘉陵江组三段沉积期）岩相古地理图
图3-4-15 四川盆地及邻区TSQ4-HST（嘉陵江组四段沉积期）岩相古地理图
图3-4-16 四川盆地及邻区TSQ5-TST（雷口坡组一段沉积期）岩相古地理图
图3-4-17 四川盆地及邻区TSQ5-HST（雷口坡组二段沉积期）岩相古地理图
图3-4-18 四川盆地及邻区TSQ6-TST（雷口坡组三段沉积期）岩相古地理图
图3-4-19 四川盆地及邻区TSQ6-HST（雷口坡组四段沉积期）岩相古地理图
❼ 安徽铜陵药园山铜矿床
一、大地构造单元
药园山铜矿床位于扬子地台下扬子台坳内贵池-繁昌凹断褶束的中段。
二、矿区地质
（一）地层
凤凰山矿田铜的赋矿地层是三叠系下统和龙山组（T1h）、南陵湖组（T1n）和三叠系中统东马鞍山组（T2d），其中以南陵湖组最为重要，药园山矿床即与该层位密切相关。
和龙山组（T1h）：为薄至中厚层灰岩夹泥岩，厚130～180m，其下为殷坑组（T1y）钙质泥岩夹薄层灰岩。其上是南陵湖组。
南陵湖组（T1n）：上段（T1n2）为厚层灰岩夹砾屑灰岩及薄层灰岩；下段（T1n1）为中厚层灰岩夹瘤状灰岩，厚84～625m。
东马鞍山组（T2d）：为白云质灰岩夹灰岩，厚＞215m。其上为月山组砂岩，粉砂岩。
（二）构造
药园山矿床位于印支期形成的北东向新屋里向斜轴部偏北翼，凤凰山岩体西部的接触带上。
新屋里向斜轴部最新地层为三叠系中统东马鞍山组，向北西和南东两翼依次为下三叠统、二叠系、中上石炭统的碳酸盐岩及上泥盆统和中上志留统的碎屑岩、页岩（图2-139）。
从区域应力场分析，总体呈北东向展布的褶皱，受印支期南北向力偶作用，早期的近东西向断裂重新活动，并发生右行平移，使区域褶皱在平面上显示“S”形弯曲，在褶皱枢纽的弯曲部位，并有燕山期东西向断裂构造叠加其上，构成构造薄弱带，为岩浆上侵提供通道，在区域上形成近东西向的岩浆带，该带自西向东近乎等距出露铜官山、狮子山、矶头、凤凰山、沙滩脚等岩体。
图2-139安徽铜陵凤凰山矿田地质略图Fig.2-139Geological map of Fenghuangshan ore field in Tongling,Anhui province
1—第四系冲、残、坡积层；2—三叠系中统东马鞍山组；3—三叠系下统南陵湖组上段；4—三叠系下统南陵湖组下段；5—三叠系下统和龙山组；6—三叠系下统殷坑组；7—二叠系上统大隆组；8—二叠系上统龙潭组；9—二叠系下统孤峰组；10—二叠系下统茅口组；11—二叠系下统栖霞组；12—石炭系中、上统黄龙、船山组；13—泥盆系上统五通组；14—志留系上统寨山组；15—志留系中统坟头组；16—花岗闪长岩；17—闪长岩；18—闪长玢岩；19—石英闪长玢岩；20—辉绿岩；21—正长斑岩；22—角砾状大理岩；23—角砾岩；24—含铜夕卡岩；25—矿体；26—实测推测地质界线；27—地层产状；28—接触面产状；29—实测、推测性质不明断层；30—推测逆断层
控制药园山矿床的主要构造是F1（图2-140）断裂。F1断裂发育自矿床的北部，经虎形山、药园山矿段出图，长约数公里，呈北北西走向。断裂上部倾向北东，下部转向南西倾斜，倾角较陡。断裂通过之处，构造角砾岩发育，角砾成分有大理岩、花岗闪长岩、铁矿石及铜矿石等，角砾具棱角状或次棱角状，大小混杂，显张性兼扭性力学性质。构造角砾岩宽数米到数十米不等，最宽处为药园山地段，达百余米。F1断裂成矿前、成矿期及成矿后均有活动。药园山段（F1与F9交汇附近）矿体的厚度及延深最大，钼含量最高，可能是成矿活动的中心部位。
（三）侵入岩
凤凰山岩体沿新屋里向斜轴部侵入。据区域地质资料和物探资料表明，凤凰山岩体沿东西向隐伏断裂和南北向构造的交汇部位侵入。在时间上是燕山晚期北北东向构造活动迁就和改造北东向褶皱和东西向、南北向断裂构造，发生张性或张扭性活动，沟通深部岩浆源，使岩浆上侵就位。岩体呈北东东向椭圆形，面积11.5km2。主体为花岗闪长岩体，岩体中黑云母的K-Ar法年龄为133Ma，呈细粒结构，主要矿物成分斜长石53%（An=32～38、27～28），钾长石13%、石英25%、角闪石2%、黑云母3%。岩石的副矿物为磁铁矿、磷灰石、榍石、锆石。
凤凰山岩体岩相分带明显呈环状分布，由近接触带向岩体内部依次出现混杂闪长岩、石英闪长岩（石英二长岩）和花岗闪长岩。
岩体同生含铜量（180～220）×10-6，比无矿岩体的背景含量40×10-6高出数倍。
花岗闪长岩岩石化学成分：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）为0.72，里特曼指数（σ）2.56，碱度率（AR）2.11，分异指数（DI）70.88，表明凤凰山岩体为钙碱性正常系列岩石。凤凰山岩体稀土元素总量为265.96×10-6，其中轻稀土元素总量231.77×10-6，重稀土元素总量34.19×10-6，轻重稀土元素总量比值为6.8，δEu 1.03（＞0.7），属轻稀土富集型，可能是基性岩浆分异产物。据岩体锶同位素初始值（I0）为0.7070和岩体年龄值（t）133Ma投入t—I。图，说明凤凰山岩体为壳幔混合型（MC），其幔源物质含量达39.1%。岩体的氧同位素值δ18O 10.76‰，落在同熔型花岗岩类范围。
成矿后辉绿岩、正长斑岩脉发育，呈NNW向、近SN向。
图2-140药园山铜矿床地质略图Fig 2-140Schematic Geological map of Yaoyuanshan copper deposit
1、2—中三叠统中、厚层状大理岩；3—中三叠统薄层状大理岩；4—下三叠统薄层大理岩、角岩；5—下三叠统角岩、大理岩；6—二叠系硅、炭质页岩、粉砂岩；MBr—角砾状大理岩；βμ—辉绿岩；ζπ—正长斑岩；δπ—闪长斑岩；
三、矿床地质
矿床位于凤凰山岩体的西部接触带上，包括万迎山、虎形山、药园山矿段，共有大小矿体80余个，其中主要的矿体有4个，由南向北依次为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ。Ⅰ、Ⅲ走向北西、Ⅱ号北西西（图2-141、图2-142）。Ⅳ号矿体走向北北西转向北东，整体上为向西突出的弧形，Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ号矿体出露地表。矿体形态呈透镜状、扁豆状和似板状。矿体倾向北东，倾角陡直；Ⅱ号矿体到深部倾向转为南西。I号矿体沿走向有膨胀收缩现象，自北而南及向深部厚度逐渐变薄以至尖灭，总长500m，厚度最大44m，平均14.8m，最大延深360m；Ⅱ号矿体向北西倾伏，可见膨缩现象，矿体长358m，最大厚度88m，平均35.2m，最大延深435m；Ⅲ号矿体长321m，最大厚度21m，平均8.9m，最大延深343m；Ⅳ号矿体产状平直，局部变化大，随接触带的形态趋于复杂，矿体长986m，最大厚度30m，平均10.2m，最大延深330m。
（一）矿体特征
药园山矿床明显存在两期成矿作用，早期发生接触交代变质作用，形成接触交代型铜矿床。晚期沿接触构造破碎带（包含部分已成矿体）矿液再次充填交代成矿。两类矿体既有相似的一面，又有差异的一面（表2-95）。
矿石经组合大样分析，其化学成分见表2-96。
图2-141药园山铜矿床A-A′地质剖面图Fig.2-141Geological section A-A' in Yaoyuanshan Copper Deposit（据321队改编）（apted from Team 32 1）
1—薄层大理岩；2—角砾状大理岩；3—辉绿岩；4—正长斑岩；5—花岗闪长岩；6—角砾状花岗闪长岩；7—矿体编号；8—Gn铁帽
金银主要呈独立矿物如自然金、银金矿等出现，金矿物粒度一般为20～50um，主要见于含铜磁铁矿矿石中，呈裂隙金、包体金和粒间金产出，金银含量最高的载体矿物为斑铜矿，次为黄铜矿。
（二）矿体物化探异常
由于矿体埋藏浅，矿石主要类型是含铜磁铁矿、含铜黄铁矿及含铜夕卡岩，所以应用磁法、自电和激发极化发等物探方法均有明显的反映（图2-143）。在Ⅰ、Ⅱ号矿体上方分别出现两个宽度不大的叠加磁异常。由于I号矿体出露地表，磁异常强度大，达4000nT，Ⅱ号矿体有一定埋深，磁异常强度降为2000nT，但均比较明显。位于接触带Ⅰ、Ⅱ号矿体上方出现高极化，低电阻异常。同样自电异常在I号矿体比较明显。因此，在药园山铜铁矿床应用上述物探方法相互配合，再结合化探方法，能大致确定矿体的位置。
图2-142药园山铜矿床—120m中段地质构造图Fig.2-142Structural plan of Level—120m in Yapyuanshan
T（M）—三叠系大理岩；γδ—花岗闪长岩；ηγπ/βμ—二长花岗斑岩/辉绿岩；1—断层破碎带；2—矿体
四、成矿作用
（一）物质来源
δ34S=3‰～4.1‰（岩浆水＜10‰，为5‰～6‰），δ13C＝—1.3‰～4.4‰，δ18O=1.51‰～15.9‰，铅同位素组成具有较低的U值（U=3.82），含放射性铅少，显示了硫、铅的深源特征。
由此可见，形成矿体的物质主要来源深部岩浆，花岗闪长岩为成矿母岩。
表2-95药园山矿床两类矿体特征Table 2-95Characteristics of two types of ore bodies in Yaoyuanshan deposit
表2-96药园山矿石组合大样的多元素分析结果Table 2-96Multi-element analysis of bulk ore sample in Yaoyuanshan deposit
（二）流体性质
（1）形成两类矿体的流体性质相似，均富含K+、Na+、Cl-、F-、Ca2+、Mg2+。盐度、矿化度较高，属于Na（K）-Ca-Cl型卤水，这种卤水有利于矿质的迁移和沉淀。
（2）形成交代矿体的流体富含Na+、Cl-，而贫K+、F-等离子，而形成充填型矿体的流体则恰好与上相反。
（3）从包裹体成分特征值[Na+]/[K+]、[Na+]/（[Ca2+]+[Mg2+]）推断成矿流体除主要来自岩浆水外，还混入了少部分大气降水。
（4）从包裹体内富含F-、Cl-等阴离子及Ca2+、Mg2+阳离子，推断矿质在成矿流体中的搬运形式主要以卤化物的配合物或硫氢配合物进行搬运。在迁移过程中由于环境的变化（温度、压力的下降或围岩Ca2+、Mg2+的加入）使配合物不稳定，发生分解，从而使矿质沉淀而成矿。
（三）矿体形成的物理化学条件
通过对两类矿体上覆地层厚度的测量，下伏成矿母岩——花岗闪长岩形成时水压的估算以及矿床的矿物组合来推断矿床形成深度在1.5km左右，成矿压力在45～55MPa。
由两类矿体某些矿物的爆裂法测温、矿物共生组合等分析，两类矿体形成温度略有不同，交代型矿体形成温度较高，范围在420～180℃，而充填型矿体形成温度较低，范围在320～120℃。
通过对矿物包裹体成分进行有关物理化学参数计算，结果表明：
（1）两类矿体形成时的物理化学条件相似，均处于碱性、弱还原的条件下；
（2）交代型矿体的形成环境与充填型矿体相比，前者处于更碱性、还原的环境。
图2-143药园山铜矿39线综合物探地质剖面图Fig.2-143Geophysical and geological profile of line 39 in Yaoyuanshan copper deposit
1—视极化率曲线；2—视电阻率曲线；3—自电曲线；4—垂直磁力曲线；5—第四系；6—含铜磁铁矿；7—含铜夕卡岩；8—含铜黄铁矿；9—大理岩；10—花岗闪长岩
综上所述，矿区内存在两类特征既相似又相异的矿体，它们的形成与区内岩浆岩有关，成矿物质主要来自深部岩浆。携带丰富成矿物质的含矿流体在不同的构造部位、相似的地质环境，以接触交代和热液充填两种成矿方式形成两类矿体，两者是同一成矿“体系”中不可分割的两部分，在成因上应属于“广义”的夕卡岩矿床。
另据侯光久（1991）从控矿构造、矿石结构构造和元素地球化学分析，认为药园山一带矿体复杂多样，广泛发育多成分的、被铜铁硫化物矿液胶结的角砾状矿石。角砾状矿石的形成，正是F1断裂通过，将先成的矿体、岩体或围岩破碎，再经含矿热液充填胶结（交代）而成。反映温度较高的钼元素的分布，在药园山段（F1与F9交汇处附近）达到最高值，由此往北或往南逐渐减弱，万迎山矿段钼含量甚微。F9断裂与F1断裂交汇处附近，矿体最厚，延深最大。
另外，Ⅰ、Ⅱ号矿体及部分Ⅲ号矿体结构构造复杂，矿化强烈，矿物共生组合多样，磁黄铁矿、黄铜矿、黄铁矿和胶状黄铁矿、辉钼矿及粗晶黄铁矿均很发育。而由此地段向北或往南，矿物种类变得简单。说明这一地段成矿具有多期性，而且后期从地下岩浆析出的含矿溶液成分发生显著的变化，钙、钾含量大大减少，而镁含量增加，含矿溶液中钼、铜、铁等元素含量增高，硫离子浓度增大，遂沉淀出一定量的钼铜硫化物。该阶段矿化分布范围较大，不仅限于接触带，也可沿构造裂隙进入岩体或围岩中去，是重要的成矿阶段。从以上事实不难看出，F1断裂是药园山矿床热液成矿期的导矿构造，F1断裂与F9断裂交汇处附近是矿液上升的中心。
综上所述，成矿母岩的产出空间，是由东西向（北西西向）与南北向构造复合限定的，而岩浆上侵的驱动力是新华夏系应力场。在接触交代成矿以后，由于新华夏系的再活动，产生一系列脆性破裂构造（也有少量塑性变形），为后期构造热液成矿创造了条件。所以，该矿床实为接触交代型经构造改造、后期热液充填的叠加型矿床。即前者是交代型矿，后者是充填型矿体。
❽ 海泡石、凹凸棒石矿床地质
一、矿床成因概述
从凹凸棒石在自然界的产出特征及其与有关矿物的相互关系分析，它是一种低温矿物，是碱性溶液中SiO：和Mg结合结晶出的化学沉积物，或固－液的均衡相变矿物。它在浓缩的海水中或SiO：饱和的盐水溶液中，在25～220℃条件下可以优先晶出，在各种地质环境中都有分布。形成机理可能是火山喷发和喷发的玄武岩、火山碎屑及陆源岩石风化物质，被水溶解后带入湖泊，在干旱或半干旱的气候条件下，为水溶液蒸发浓缩达到一定浓度时，在弱碱性溶液中直接沉淀结晶出凹凸棒石。同时在不同阶段及条件下形成方解石、白云石、伊利石、蒙脱石、石英、蛋白石等，组成了不同类型的凹凸棒石粘土矿床。在自然界，蒙脱石、伊利石、高岭石和绿泥石等层状硅酸盐转变为凹凸棒石的现象间普遍存在，它们是在富含SiO2,M g的碱性介质条件下呈固－液相状转变的。
一般认为，海泡石也是低温化学沉积或固－液均衡相变产物。晶出时的水介质条件是富镁、硅，贫铝的碱性溶液（pH 值约为8.5）。水化学类型相当于硫酸盐沉积阶段的重碳酸盐型—硫酸镁亚型水介质。人工合成海泡石的成功为上述推论提供了依据。试验是在PH≥8的碱性溶液中用两种方法进行的，试验压力为101325Pa，温度为25℃。
海泡石和凹凸棒石生成条件基本相似，主要差别在于介质中铝、镁含量和pH 值的不同。介质中含铝时，生成凹凸棒石的可能性高于海泡石。生成海泡石的介质pH 值约为8.5，范围狭窄，而凹凸棒石可以在pH值约为7～9的范围内生成，因此自然界凹凸棒石比海泡石分布广。
Frank-Kome, Neckiji和Klokova用海泡石和凹凸棒石作高压试验表明：当SiO2被解析出一定量后，从层链状结构转化为层状结构的滑石和蒙脱石矿物，所以海泡石和凹凸棒石矿物又被看做是滑石或蒙脱石等层状硅酸盐与SiO2的过渡性合成物。同样，这些层状硅酸盐矿物在一定的地质条件和物理化学条件下，也可以转变为海泡石和凹凸棒石矿物。
二、成矿控制条件
具有重要工业意义的沉积型海泡石－凹凸棒石矿床的形成，主要受以下条件控制。
1）形成地质时代一般较晚，主要集中在晚古生代及中、新生代。前者如我国的湖南、江西、陕西的浅海型，形成于二叠纪。后者如西班牙、西北非洲、美国、日本及大西洋、太平洋、地中海海底、波斯湾和我国东部地区，尤以古、新近纪较为集中，层位稳定，分布广泛。
2）受构造活动带附近的狭窄坳陷和洼地控制。它们常出现在陆源风化剥蚀面或海底风化剥蚀面之上，距物源补给区不远。赋存海泡石－凹凸棒石的岩石组成，可以是与火山作用无联系的镁质碳酸盐类型，也可以是与火山作用有联系的陆相火山－沉积型，或现代大洋底的海底沉积物。
3）陆相或海相的坳陷或洼地一般还应具备以下条件：①富镁、富硅、贫铝和超盐度的环境；②低能至中低能的沉积环境；③pH =8～11的碱性且相对还原的环境；④封闭—半封闭的狭窄的小型盆地。
除深海区外，一般还处于干旱—半干旱的气候条件下，具有蒸发沉积作用的某些特点。
4）受岩性控制明显。无论陆相或海相沉积型，其岩性大致可分为两大类：①无直接联系的碳酸盐类岩石；②与火山物质有直接联系的火山碎屑－沉积砂泥质类岩石。
三、主要成因类型及矿床地质特征
海泡石或凹凸棒石矿床是以海泡石或凹凸棒石粘土矿物为主要成分的粘土矿。它们在沉积和淋滤－热液成矿作用中都可能形成，其中以沉积作用最有可能形成较大规模的工业堆积。按照成矿地质背景和成矿作用方式，大致可分为沉积型和淋积－热液型两大类。
（一）沉积型海泡石和凹凸棒石矿床
矿床产于构造稳定的干旱或半干旱气候带的内陆碱湖、盐湖盆地、碱性玄武岩盆、浅海碳酸盐台地、潮汐带等地区。矿化作用可出现在同生、成岩和表生三个阶段。海泡石、凹凸棒石矿物既可以由蒸发作用直接从溶液中晶出，也可由先生成的伊利石、绿泥石、蒙脱石、高岭石、海泡石（或凹凸棒石）等转化而来。矿体呈层状、似层状、透镜状产出，产状与围岩一致。矿化范围一般较大，面积可达数平方千米至数百平方千米。矿石呈土状、致密块状、碎屑状、结核状等。矿石矿物含量一般大于50%，个别可达90%以上。伴生矿物有蒙脱石、伊利石、方解石、白云石、石英、蛋白石、燧石、高岭石、海泡石（或凹凸棒石）等。矿床规模可达数十万吨至千万吨。
按照形成时古地理环境的差异，可分为陆相沉积矿床和海相沉积矿床两个亚类。
1.陆相沉积型
主要出现在古老或现代的干旱气候区，半封闭至封闭的大陆沉积盆地中。本类型又可分为蒸发化学沉积型和火山－沉积型。
（1）蒸发化学沉积型
由蒸发－化学沉积作用形成。成矿物质主要由盆地周边或相关源区的沉积－变质岩系的风化产物提供。沉积物以凹凸棒石为主还是以海泡石为主，或者二者共同产出，常与碱性介质的pH值梯度，镁、硅或铝的相对含量，以及盆地的大小等密切相关。一般情况下凹凸棒石主要产于盆地的底部和边部，接近盆地中心部位多形成皂石和海泡石。
矿床实例1：西班牙巴列卡斯海泡石矿床
产于古、新近纪沉积盆地中。沉积物质主要由盆地周边的古生代和中生代地层中的大理岩、泥质板岩、云母片岩、石英岩、片麻岩等的风化物供给。矿层呈近东西走向的透镜体，赋存在古、新近系以白云岩为主的碳酸盐类沉积岩中。海泡石直接在沉积阶段晶出，或在裂隙带的盐水溶液中晶出。海泡石或凹凸棒石的单个纤维晶体长度可达几毫米以上，组成毡状复合体。矿层中自下而上出现矿物顺序是：海泡石—海泡石＋凹凸棒石＋伊利石—凹凸棒石＋伊利石。粘土中以海泡石为主，含量达95%，其次为凹凸棒石、蒙脱石、伊利石、方解石、石英等。化学组成一般为（wB/%）：SiO2(57.83）,Al2O3(4.36）, Fe2O3(0.61）,MgO(22.38),H2O+(10.26）。
矿床实例2：西班牙卡塞雷斯凹凸棒石矿床
位于由阿尔卑斯运动造成的塔霍河断陷盆地西部的构造凹陷中。凹陷基底由寒武系板岩等组成，其上沉积了古、新近系，厚度达1800m。凹陷周围剥蚀区分布有板岩、硬砂岩、灰岩、白云岩和火山凝灰岩等。盆地边部为碎屑岩相，主要由石英、白云石、绿泥石、白云母等碎屑矿物组成。向凹陷中心逐渐变为蒙脱石、凹凸棒石粘土层，该层赋存于碎屑矿物带与中心蒸发岩之间的过渡带上，即碳酸盐、硫酸盐相带的外带。接近凹陷中心，过渡带的内带有少量海泡石及方英石等。矿层厚约4m。矿石中凹凸棒石占85%，其次是石英、方解石、白云石、皂石、伊利石、绿泥石、高岭土、方英石等。凹凸棒石粘土化学成分（w/B%）: SiO2(51.5）,Al2O3(10.3）,Fe2O3(2.26）,FeO(0.52）,H2O+(14.4）,H2O(7.36）。
（2）火山－沉积型
以我国苏皖接壤地区的六合、盱眙和嘉山、来安、天长等县为代表。该区大片碱性玄武岩层中广泛发育着凹凸棒石粘土层，矿化面积达2000km2，发现矿床数十处，组成凹凸棒石粘土矿带。矿带地处郯庐深大断裂带以东，扬子准地台和中朝准地台的接壤部位，即张八岭隆起与金湖凹陷之间的断陷盆地中。含矿的古、新近系上统碱性玄武岩，沿北西的方山－女山断裂带展布。新近纪的火山－湖泊相沉积岩系，厚度一般为100～300m，与下伏古近系红色砂页岩不整合接触。断陷盆地基底为元古宇张八岭群变质岩、震旦系上统陡山沱组、灯影组沉积岩和中生界陆相火山岩。
矿床实例：江苏盱眙凹凸棒石粘土矿床
凹凸棒石粘土赋存于新古、新近系下草湾组内，在桂五组下段也有零星分布，六合组中偶见。下草湾组由一套中粒橄榄玄武岩、橄榄粗玄武岩和半固结的粉砂质泥岩、粉砂岩、砂岩及粘土层组成，其中玄武岩有1～4层与沉积岩呈互层或夹层出现，一般厚度20～90m。
盱眙地区凹凸棒石粘土呈层状、透镜状产出，一般厚2～5m，长数百米或千米以上，规模较大。例如，花家岗—雍小山的V号粘土层，该层具有不明显的韵律，沿走向可渐变为粉砂质泥岩和砂砾岩。粘土层中产有陆相动物化石，中上部层位常出现厚约数厘米至数十厘米的蛋白石层，其产状与顶底板围岩一致。粘土矿石类型有凹凸棒石粘土、白云石凹凸棒石粘土、硅质凹凸棒石粘土、蒙脱石凹凸棒石粘土、蒙脱石粘土、含海泡石凹凸棒石粘土等。它们在空间分布上有一定规律。如自花家岗至雍小山依次为：粉砂质泥岩—蒙脱石粘土—凹凸棒石粘土—含海泡石凹凸棒石粘土。花家岗含较多的石英碎屑成分，可能是沉积盆地边部，而雍小山接近盆地中心（图5-3）。
图5-3 盱眙花家岗—雍小山V号粘土层类型变化示意图
1—粉砂质泥岩；2—蒙脱石粘土，3—白云石凹凸棒石粘土；4—凹凸棒石粘土；5—含海泡石凹凸棒石粘土；6—玄武岩；7—桂五组；8—下草湾组
粘土为灰白色—浅灰色，质较纯，相对密度为2左右。吸水性强，有滑感。常见土状、致密块状、角砾状矿石。薄片中见假流纹构造，显微聚纤维变晶结构和显微沉凝灰变晶结构。矿石中以凹凸棒石为主，其次为蒙脱石、石英、水云母，偶见海泡石。矿石中可见已粘土化的玄武岩屑和矿物晶屑，部分板状、楔状晶屑已凹凸棒石化。普遍存在蒙脱石被凹凸棒石交代的现象。粘土层的母岩物质可能是玄武质角砾凝灰岩或沉凝灰角砾岩。蒙脱石是凹凸棒石粘土的前身，后者是前者受到碱性玄武岩物质的影响进一步演化的结果。从以上情况分析，说明凹凸棒石与玄武岩有密切的成因关系：①凹凸棒石粘土层中存在大小不等的玄武岩角砾；②一些玄武岩风化分解成粘土后，至今还局部残留玄武岩特有的管状气孔和杏仁构造；③凹凸棒石粘土的化学成分与底板玄武岩相比，主要氧化物含量接近（除FeO,K2O,Na2O高于粘土，SiO2,Fe2O3,H2O低于粘土外）。上述情况表明，盱眙地区凹凸棒石粘土矿床属于火山－沉积型。
2.海相沉积型
（1）海相沉积型海泡石矿床
本类型主要见于我国的二叠纪碳酸盐岩地层或煤系地层中，例如，江西乐平、湖南浏阳、陕西宁强等地。这些地区均为晚古生代沉积坳陷区。赋存海泡石的镁质粘土岩是一套碳酸盐岩，主要是泥晶灰岩、白云质泥晶灰岩、燧石灰岩、钙镁质页岩和粘土岩，并常和硅质岩、燧石透镜体（结核或条带）伴生，属于一套含硅质高的泥晶灰岩地层。矿体呈层状、似层状，或透镜状产出，产状与围岩层理一致，倾角较缓。矿体长数千米，斜深数百米，厚数米至十余米。矿石类型主要有泥灰岩型矿石、钙镁质页岩矿石、粘土型矿石（系前二者风化而）。主要矿物有海泡石、凹凸棒石、蒙脱石、方解石、滑石，其次为白云石、高岭石、玉髓、伊利石、黄铁矿、绿泥石、天青石、萤石等。
中国二叠纪浅海相沉积类型具有以下特点：
1）矿层赋存在一定的层位中，层位稳定。海泡石与“菊花石”密切共生，同属于一个层位中。
2）容矿岩石为浅海相燧石灰岩、泥灰岩、钙镁质页岩夹灰岩透镜体，是一套较为典型的碳酸盐岩。
3）在容矿岩石化学成分中，CaO 含量高，MgO 含量相对较低，而贫Al2O3。湖南浏阳以海泡石为主的样品中，MgO 含量多为11.36%～17.62%，中等一般为5%～11%，当MgO 含量＞20%时，则以由海泡石转变的滑石为主。
矿床实例：湖南浏阳县永和海泡石粘土矿床
矿区位于萍乡－乐平晚古生代沉积坳陷区的西南端。区域内出露有元古宇震旦系、上古生界泥盆系、中生界白垩系、及新生界第四系等地层。岩浆岩以中酸性岩为主。构造位置处于浏阳“S”形构造与安化－永和东西走向构造带东段复合交接处，近东西向的褶皱和断裂发育。矿区范围内主要出露二叠系，组成近东西轴向的向斜构造。轴部地层为上二叠统龙潭组及下二叠统茅口组、栖霞组。北翼为中上石炭壶天群，南翼被区域性东西向逆冲断层所切割（图5-4）。
矿层产于二叠系下统栖霞组上部泥灰岩段（湘潭、湘乡、宁乡、娄底等地将此层划为茅口组底部）。海泡石与浏阳菊花石都产于该层中。含矿层厚40～70m，与燧石灰岩关系密切。该层底板为2～8m厚的燧石灰岩，顶板为茅口灰岩。
矿体呈层状、似层状或透镜状产出，产状与围岩基本一致。含矿层延长3000余米（最长达6000m），斜深300～400m，含2～4层矿，层厚2～7m，最大厚度达16.34m。
矿物组合简单，90%以上的样品由海泡石、方解石、石英、滑石四种矿物组成，以前两种为主。次要矿物有白云石、高岭石、蒙脱石、多水高岭石、绿泥石等。微量矿物有白云母、沸石、凹凸棒石、伊利石等。海泡石在地下浅部以上无明显变化，滑石则含量较高，可能与海泡石风化转变有关。由于风化流失，地下浅部方解石含量少，深部含量高。
矿区有两种矿石类型：粘土型和原岩型。粘土型分布于地表及浅部，由含海泡石的泥灰岩、钙镁质页岩风化而成。海泡石含量高，多为深灰色、灰白色、土状、质软，断面显参差状，具有滑感，吸水后有较强的可塑性，造浆率可达9.54～16.40m3/t。原岩型为含海泡石的泥灰岩、钙镁质页岩，呈深灰色—灰黑色。呈薄片状、叶片状，硬度较小，一般含海泡石量为中等以上，造浆率差。
图5-4 永和海泡石矿区地质简图
1—第四系全新统；2—第四系更新统；3—二叠系上统龙潭组；4—二叠下统茅口组：5—栖霞组第三段；6—栖霞组第二段；7—栖霞组第一段；8—石碳系壶天群；9—震旦系；10—冷家溪群三岩组二段；11—冷家溪群三岩组一段；12—石英斑岩；13—断层及编号；14—详查矿段；15—初查矿段
化学组成特点是：CaO 含量高，MgO,Al2O3含量偏低，SiO2含量变化大。据统计，地表附近Al2O3,SiO2,Fe2O3,MgO 等含量较高，向深部变低，而含CaO 却相反。当MgO 含量＞20%时，则变成以滑石为主。
含矿层岩性由浅海相燧石灰岩、泥灰岩、钙镁质页岩夹灰岩透镜体组成。含矿层产有大量的
海泡石与菊花石产于同一层位中，大致同时形成。菊花石是天青石围绕燧石结核呈放射状发育，是在海退环境中当海水蒸发到一定程度时由硫酸锶晶出所致。这种环境海水富镁、硅而贫铝，在碱性水体中镁离子与胶体二氧化硅结合沉淀，形成浅海相沉积的碳酸盐岩－钙镁质粘土型海泡石矿床。
（2）海相沉积型凹凸棒石粘土矿床 以西班牙的利布利亚和乌克兰的契尔卡斯（与膨润土矿床共生）为代表。
矿床实例：西班牙利布利亚凹凸棒石－海泡石矿床
该矿床分布于瓜尔斯维尔盆地，靠近瓜尔基维河的出口处。矿层赋存于古、新近系上新统海退时期大陆边缘的湖泊相沉积物中。上新统地层分三段：下段海相石英砂岩；中段泥灰质－钙质层，厚25～30m；上段为凹凸棒石粘土层。中段产出燧石、白云石、凹凸棒石－海泡石粘土，呈层状透镜状夹在含燧石石灰岩和泥灰岩中。粘土中海泡石含量达20%～60%，凹凸棒石仅占百分之几。海泡石含量与石英含量成正比，而与方解石含量成反比。上段凹凸棒石粘土层夹于灰岩中，灰岩顶部有层厚约4～5m 的结核状灰岩，粘土中凹凸棒石含量达60%～80%，与方解石含量成正比，仅含少量海泡石、蒙脱石和伊利石，矿层厚十余米至数百米。
（二）淋积－热液型凹凸棒石、海泡石矿床
该类型矿床一般呈脉状产于蚀变火山凝灰岩、蚀变花岗岩、蛇纹岩、大理岩中，常与菱镁矿、绿泥石、蛋白石、方解石等共同充填在裂隙内。如湖北广济、河南卢氏、内蒙古白云鄂博、四川石棉县、安徽全椒、陕西商县等地，以及俄罗斯外高加索（含坡缕石凝灰岩粘土）。
商县拉林子海泡石矿床产于奥陶纪地层中。出露岩石主要有白云质大理岩、透辉石大理岩及黑云母片麻岩，北、东、西三面与花岗岩接触。海泡石与方解石充填在白云质大理岩裂隙中，呈细脉群出现，单脉厚1～10cm，延长不大。脉内还有少量石英，晶洞中可见方解石晶簇。海泡石呈白色纤维状集合体，纤维长短不一，长者达60mm。海泡石在脉内分布不均匀.多出现在方解石颗粒间的空隙中，受方解石形状的制约，生成时间略晚于方解石。也可见到纤维状海泡石垂直脉壁生长。
安徽全椒凹凸棒石矿床位于全椒马厂北东4.3km，淮阳山字形构造前弧东翼，郯庐深断裂东侧，县玉屏山复式向斜西南端北西翼。主要出露震旦系陡山沱组上段和灯影组下段的大理岩，北东向褶皱发育。燕山早期有硅酸铝过饱和的石英二长岩、闪长玢岩等杂岩体侵入。矿脉产于内外接触带的闪长质角砾岩、角砾状花岗闪长玢岩、陡山沱组上段大理岩、千枚状页岩的破碎带中，呈北东和北北东向分布，倾向南西或南东，倾角60°～85°。矿脉呈细脉状、网脉状产出。脉中凹凸棒石纤维长、含量较富，杂质少。杂质成分随围岩性质不同而有变化。赋存在闪长质角砾岩中的含闪长质碎屑成分，大理岩中的含方解石。有五条主要矿脉，延长25～100m，脉厚0.2～1.2m。矿石类型以纤维束状结构为主，含凹凸棒石90%以上。其次有细脉充填交代型矿石（含凹凸棒石30%～60%）、网脉状矿石（含凹凸棒石30%～60%）、角砾状矿石（含凹凸棒石30%～80%）。矿石以纤维状结构为主，其次为交代残余结构和交切结构，块状、细脉状、角砾状构造。矿石为粉白色，吸水后微带玫瑰红色。
淋积－热液型海泡石粘土矿床主要产于富镁岩石的裂隙中，与热液型凹凸棒石矿床的容矿岩石类型基本相同。本类型矿石工艺技术性能极佳，但矿体的体积含矿率低，矿床规模小，工业价值不大。
四、矿床分布
海泡石和凹凸棒石很少形成单独的大量堆积。由于它们的矿物结构相似，化学成分相同，因而常在一起产出。主要产出国家除中国外还有西班牙、美国、俄罗斯，其次有土耳其、塞内加尔、索马里、肯尼亚、希腊、日本等国。
西班牙是欧洲最大的海泡石和凹凸棒石生产国，也是目前海泡石资源最丰富的国家。凹凸棒石和海泡石有两种产出形式：一种产于膨润土矿床中，例如，在阿尔梅里亚的膨润土矿床中，强烈蚀变部分含少量凹凸棒石和海泡石（与蚀变期间产出过量的镁有关）。另一种是由海泡石组成的漂白土矿床，产于塔古斯盆地内。
美国是凹凸棒石的主要生产国。矿床集中在佐治亚州和佛罗里达州之间的地区，多属沉积成因。常由几种粘土矿物混合组成。在佐治亚州的凹凸棒石粘土矿床中，还有蒙脱石和海泡石粘土，在中新世霍索恩地层中呈板状晶体或不连续层出现。美国的海泡石粘土矿床分布在内华达州的阿什－密多斯地区，与更新世的钙质、钠质和镁质膨润土紧密共生。
原苏联第一个可供开采的凹凸棒石漂白土矿床位于乌克兰的切尔卡塞，共有五层矿，单层厚1.5～8m，多数由蒙脱石组成，只有一层主要由凹凸棒石组成（2m 厚）。
土耳其的海泡石矿床，是由富镁橄榄石的蛇纹岩或其他镁质岩石蚀变而成。矿石呈致密块状，海泡石以零散的结核出现，可用于制作烟嘴、烟斗的衬里和各种装饰品。
我国凹凸棒石粘土资源大部分分布在江苏盱眙—六和、金坛和安徽明光—涧溪一带。在内蒙古、四川、山东、贵州、甘肃、新疆、湖南等地也相继发现了凹凸棒石粘土，主要产于新近系和古近系火山岩系，白垩系陆相地层，奥陶系、二叠系灰岩地层，寒武系、震旦系白云质灰岩等地层中，尤以新近系、白垩系玄武岩分布对成矿最为有利。除了苏皖地区外，其他地区凹凸棒石粘土工业开发规模不大。因此，我国凹凸棒石粘土工业实际上是以苏皖地区凹凸棒石粘土为代表。
我国海泡石矿产分布较广，矿产地多。热液型海泡石矿产分布除安徽全椒外，主要集中分布在东秦岭地区。此外贵州、云南武定、河北张家口、湖北广济、四川石棉县等地也发现有海泡石。沉积型海泡石矿产主要产于二叠系碳酸盐岩地层中，少量赋存于下白垩系中。主要分布在湖南浏阳、湘潭、宁乡、望城、湘乡、石门 ，江西乐平，陕西宁强，河北唐山等地，其中湖南浏阳永和、湘潭石潭、宁乡道林为大型矿床。
❾ 粉石英（Powderquartz）
一、概述
粉石英矿床是20世纪70年代末、80年代初发现、勘查并开发的。由于其独特的物化性能，粉石英矿床很快被广泛利用。粉石英一般为白色，疏松土状，外观似粘土，手捻有滑感，但无砂感，不具黏性，粉石英与硅质岩呈渐变关系。粉石英颗粒很细，10～30μm的颗粒占80%以上，化学成分主要是SiO2，原矿中含量一般为95%～98%。主要分布于南方地区，是风化残积的产物。粉石英用于填料、玻璃、陶瓷、熔剂、结晶硅原料等。
二、矿物性质
粉石英的物理性质：密度平均为2.62g/cm3，比表面积为3600 cm2/g，纯净的粉石英精矿白度可达70以上，耐火度大于1790℃。粉石英颗粒呈细小分散状，粒度分布见表2-48-1，粉石英的化学成分见表2-48-2。
表2-48-1 江西省宜春市樟树粉石英颗粒粒度分布
表2-48-2 江西省萍乡市南坑粉石英筛分析及化学成分
三、用途
1）粉石英是性能很好的填料。橡胶和塑料行业的填料粒度要求越细越好，粒度越细，增强性能越好。粉石英天然的细粒度在橡胶、塑料中能起到很好的增强作用。在涂料、油漆行业中，当粉石英十分纯净，杂质含量少，耐磨并能保持色调时，能提高涂料、油漆的平滑性和耐久性。
2）粉石英在玻璃工业中，特别是制作特种玻璃如光学玻璃、特种器皿玻璃中也有较好的用途，但在平板玻璃生产中，由于粒度太细，熔融困难而受限制。
3）粉石英在陶瓷中应用较广、用量较大。在电瓷生产配方中，粉石英用量可达20%，且能使瓷坯烧成温度降低、瓷质强度和绝缘性能增高。
4）粉石英还可用于耐火制品、结晶硅等生产。
各行业对粉石英的物化性能的要求见表2-48-3。
表2-48-3 各行业对粉石英的化学成分和物理性能的要求
（据陶维屏等《中国非金属矿资源及其利用与开发》，2002）
四、地质特征
粉石英矿床的产出层位各地不同，赣西为下二叠统茅口组，湖南为下石炭统，云南为泥盆系，河北为蓟县系雾迷山组。福建也有产出，但层位不清。
粉石英矿体多呈面型或带状产于硅质岩的风化壳中，矿体延伸长度可达数百米至上千米，宽达数十米至200 m以上，厚可达数十米。通常矿体中部厚，向边部渐变薄。平面上因受地形切割形成不连续的矿段。大体可直接裸露于地表或被第四系红土、砾石层覆盖，覆盖层厚0～3m。河北遵化雾迷山组的粉石英则比较特殊，成层夹于含燧石白云岩中。简要的矿床地质特征见表2-48-4。
表2-48-4 中国粉石英矿床的地质特征
据陶维屏、章少华的研究，粉石英矿床常与石灰岩、白云岩、海泡石粘土等构成成矿系列，而以粉石英＋石灰岩＋白云岩组合最为常见，属海相硅质页岩-碳酸盐岩建造沉积风化成矿系列。江西萍乡宣风石灰岩＋粉砂岩矿床组合是一个典型的例子。含矿建造由二叠系下统栖霞组的灰黑色中厚层含炭质石灰岩夹少量微薄层石灰岩、泥质灰岩及燧石条带，茅口组下段的深色页岩、泥灰岩夹扁豆状或薄层状硅质岩，上段的深灰色中厚层状石灰岩、硅质岩与角砾状硅质岩组成。含矿建造的底板为碳酸盐岩和砂页岩，顶板为上二叠统龙潭组煤系。产于栖霞组中的石灰岩矿层的厚度、质量均不如茅口组，矿层规模小，层位不稳定，CaO 50%～52%，MgO 0.5%～2.09%，燧石含量少则5%，多则30%，一般在15%～20%之间。产于茅口组中的石灰岩矿层的厚度较大，层位、质量都较稳定，CaO 53%～55%，MgO 0.7%～1.7%。粉石英矿体一般位于含矿建造的上部，特别是与煤系地层比较接近的部位。粉石英矿体及其母岩（硅质岩）的直接底板为深红色泥页岩或石灰岩，顶板为煤系地层。粉石英矿体露头呈两个条带分布，一个从横村到布湾，总长度约800 m，平均出露宽度约40 m；另一个从桐村至茶山脚下，出露总长度约1000 m，平均出露宽度70 m，矿层的浮土覆盖层厚度0～3 m。粉石英的矿石类型按其母岩特征可分为两种，即风化硅质岩型和风化角砾硅质岩型。母岩硅质岩呈灰、灰黄、灰白等颜色，细微粒状结构，薄层至中厚层状构造，有的具水平层理，主要矿物成分为石英（97%～99%），其他为粘土矿物，碳酸盐矿物、褐铁矿及微量的钛铁矿。其中石英颗粒微细，一般为4～30μm，等轴粒状，大小不均匀，颗粒间呈镶嵌状，波状消光，不含生物。粉石英呈白—灰白色，疏松土状，随着深度的增加，未风化的硅质团块增加，在底部与硅质岩呈逐渐过渡关系。粉石英的SiO2含量一般为97%～99%，Fe2O3含量低于0.4%，深部低于0.2%。
江西萍乡南坑石灰岩＋粉石英矿床组合也产于二叠系下统栖霞组和茅口组中，含矿建造的主要特征和石灰岩矿床的规模、质量情况与江西萍乡宣风相似。粉石英矿体露头分布于牛形湾、小布塘、狮形里、巫田湾一带，出露总长度约1000 m，平均宽度约80 m。目前开采深度达15 m，已见到原岩。粉石英的母岩特征、矿石类型也与宣风的类似。湖南醴陵粉石英矿床是产于石炭系中的一个实例。特别是岩石组合中白云岩含量增多，但白云岩未能形成工业矿床。矿床组合的其他特征与萍乡一带相似。粉石英矿体宽数十米至200 余米，延伸数百米，厚10 余米。原矿的化学组成 SiO290.98%，Al2O33.78%，Fe2O32.38%。
粉石英矿床风化成矿机理研究得还很不够。在海相硅质页岩-碳酸盐岩建造沉积风化成矿系列中其成矿机理主要表现为硅质岩或硅质石灰岩、硅质白云岩的化学和物理风化作用。硅质岩是形成粉石英的母岩，是由粒径为10～30μm的微粒石英组成的石英岩。硅质岩中或多或少含有方解石、白云石等碳酸盐矿物。值得注意的是，粉石英矿体往往产于靠近煤系的部位。煤系中富含硫是众所周知的，在表生条件下，硫很易被氧化成硫酸，这些硫酸很容易溶蚀硅质岩、硅质石灰岩中的碳酸盐组分，使岩石结构变得疏松，进而在物理风化作用下进一步崩解而成为粉石英。当然，并非所有的硅质岩、硅质石灰岩、硅质白云岩都能成为粉石英矿床。有些地区即使有硅质岩、硅质白云岩，气候、地形地貌条件也很有利，但却没有风化成粉石英。仔细研究后发现，硅质岩的崩解还需具有一定的结构构造条件。石英晶体细小而未经重结晶次生加大的矿物颗粒、裂隙发育、颗粒间呈直线状镶嵌接触的硅质岩，有利于酸性溶液和地下水的渗滤，淋滤掉碳酸盐物质，然后水的物理作用，如热胀冷缩就导致硅质岩颗粒的解体，由于表生条件基本属于酸性环境，硅质不会溶解形成硅胶，所以最后残积原地而形成矿床。
五、矿床分布
从地理上看，粉石英矿床主要分布于南方，到目前为止，已在江西、浙江、福建、湖南、云南等地发现有粉石英矿床。根据其成矿条件分析，南方的其他省份也会有粉石英矿床产出，如广东、湖北、贵州、四川、重庆等省市均有产出粉石英矿床的地质条件。
从成矿时代看，粉石英矿床主要产于泥盆系、石炭系、二叠系等层位中，这些层位在南方均为海相沉积，陆源物质来源比较丰富，沉积形成硅质页岩-碳酸盐岩建造，在合适的物理化学条件下就形成较多的粉石英矿床。
六、可供资源
经过20多年的找矿勘探，已经发现了一些粉石英矿床。国土资源部编制的《全国矿产资源储量通报》中仅登记了其中部分矿床的储量，如表2-48-5，江西仅登记了3个矿区，福建登记了一个矿区，探明资源储量仅1871.8×104t，这与实际情况不相吻合。湖南醴陵、云南广南、河北遵化等地的矿床和储量均没有登记在国家储量表中。因此可以说，粉石英矿床的可供资源还是不少的，也很有找矿前景。
表2-48-5 中国部分粉石英矿床查明资源储量的情况
（据国土资源部《全国矿产资源储量通报》，2005）
❿ 二叠纪古地理特征
二叠纪是古生代最后一个地质年代，地壳运动又趋活跃，全球范围内一系列板块的碰撞导致地史中著名的联合古陆在二叠纪末期基本形成。该大陆几乎由北极延伸至南极，跨越了不同的古气候带。这种全球古构造、古地理环境的巨变，造成了陆相、潟湖相沉积类型的广泛发育，气候带的明显分异和生物界的重要变革。联合古陆东南缘继续存在结构复杂的古特提斯多岛洋，而使中国二叠纪地史既反映全球共性又有自身特色。
（一）华北-东北南部区
华北板块主体自二叠纪起已基本脱离海洋环境，仅局部地区遭受短期海侵影响。因此二叠系以陆相沉积为主。位于华北中部的山西太原地区二叠系发育最好，研究最详，是公认的华北地区二叠系标准剖面。
1.山西太原西山二叠系标准剖面
这个剖面二叠系总厚达数百米。从岩相分析来看，下二叠统下部山西组几乎全系陆相沉积。本组底部为粗粒石英砂岩，具斜层理，并有植物化石等，属河床相；向上以泥页岩粉砂岩为主，夹煤层，含植物化石，为典型的沼泽成煤相。由山西组向上出现了一套岩性复杂的陆相沉积，即“石盒子群”（下石盒子组和上石盒子组），下石盒子组夹有煤层及含丰富的植物化石，主要属于沼泽相沉积；上石盒子组仅有少量炭质页岩，不含煤层，并开始出现紫红色泥页岩层，植物化石保存较好，但不及下部多，主要属河流、湖泊相沉积。气候已逐渐转为干燥。上覆石千峰组是一套紫红色岩系，主要为长石石英砂岩和砂质泥岩的互层，已是典型的干燥气候的内陆河、湖相地层（图8-6）。
综上所述，太原西山二叠系剖面各组自下而上厚度逐渐增大，颜色由黑灰至黄绿至紫红：由含煤到不含煤，这些特征说明经历了由沼泽低地逐渐变为河湖盆地，气候由潮湿变为干旱的历史过程。
图8-6 中国二叠系柱状剖面对比图
（转引自刘本培等，1996，有修改）
L—梁山组。1—火山岩；2—硅质岩、硅质泥岩；3—硅质团块灰岩；4—煤层（其他图例参图8-2，4）
2.横向变化和古地理
太原西山剖面可代表华北-东北南部区二叠系的一般情况，但各期岩相的横向变化仍有所不同。
山西组地层分布广泛，厚度不大，一般为100～200m，主要为内陆湖沼相及沼泽相含煤地层。说明当时本区除一些古陆剥蚀区外，普遍为地势低平的潮湿气候环境，广泛发育了沼泽，植物大量繁盛，因而成为重要的造煤时期。
石盒子群的分布也较广泛，但横向变化显著。大致可以分为3种类型：①淮南型，分布于淮南及豫西一带，主要是灰色的砂、页岩，含重要可采煤层，并找到含海相或半咸水相化石（Lingula舌形贝）的夹层；②苏北型，分布于苏北、鲁中、冀东和辽东一带，石盒子群下部有可采煤层，但不重要；③山西型，分布于太行山以西（包括山西北部和鄂尔多斯盆地），为一套黄绿色至紫红色砂、页岩及泥岩为主的地层，基本上不含可采煤层，但有植物化石。由此可见，当时本区古地理环境较为复杂，太行山以西地势较高，石盒子群以河流、湖泊沉积为主；太行山以东的苏北、鲁中、冀东及辽东等地地势较低，气候也较湿润，石盒子群含有可采煤层，以湖泊沉积为主；淮南一带地势低洼，临近华南海区，偶受短暂海侵，石盒子群含重要可采煤层，为近海沼泽沉积（图8-7）。
（二）华南区
华南板块二叠纪时遭受了晚古生代中最大的海侵，与华北-柴达木板块的大陆面貌形成鲜明对比。华南海相二叠系发育特征以黔中地区为代表。华南石炭纪末、很多地区地壳上升，普遍海退，至二叠纪初又逐步下降接受沉积，致使二叠系和石炭系间多为假整合接触。中二叠统（阳新统）以浅海相灰岩为主，分布极广，代表一次海侵的产物；上二叠统（乐平统）普遍发育有海陆交互相及陆相含煤地层上部又以海相地层为主。浙、闽、粤沿海一带及海南岛地区二叠纪时已属稳定地区，构成华南板块的一部分。
1.黔中一带二叠纪标准剖面
黔中一带二叠系总厚达1000m以上，与下伏上石炭统为假整合接触，界线清楚。中二叠统下部相当栖霞阶的地层，其底部梁山组为厚十多米的砾岩和黑色页岩，常夹薄层煤层，含植物化石及珊瑚化石，属海陆交互相沉积；向上为120～500m厚的灰黑色和黑色厚层块状灰岩，含大量的燧石结核，产 Nayasakaia（早板珊瑚），Polythecalis（多壁珊瑚），Nankinella（南京
黔中一带二叠纪时经历了两次海侵：一次是在中二叠世早期，为初期短暂的滨海沼泽环境的大海侵，沉积了浅海相栖霞灰岩和茅口灰岩；第二次在晚二叠世末期，沉积了以海相为主的长兴阶地层。二次海侵之间为海退期，造成滨海沼泽环境，形成具有重要经济意义的海陆交互相含煤地层，即所谓的“龙潭煤系”。
2.横向变化和古地理
华南晚石炭世后，大部分地区地壳上升海水暂时退去，至中二叠世初，又开始下降接受沉积致使二叠统与下伏地层为假整合接触。
中二叠世地层在华南区分布十分广泛，普遍发育了以浅海相碳酸盐岩为主的地层——栖霞灰岩和茅口灰岩。说明早二叠世为广泛海侵时期，此次海侵为华南地史上最大的海侵时期之一，在北部海水淹没了整个上扬子地区，向东侵入到东南一带的大部分地区。但海侵本身又是个复杂过程，初期梁山组及其相当地层仅分布于本区北部，大致在滇东、贵阳、长沙、南昌一线以北，这些地区在泥盆纪、石炭纪时一般都是高出海面的陆地，到二叠纪初地形逐渐夷平，为滨海沼泽地带；此线以内的地区则主要为浅海环境，这种情况仍然是继承了过去“北高南低”的古地理而貌。栖霞灰岩分布最广，且岩相厚度较稳定，到处发育了含Hayasakaia（早板珊瑚）、Nankinella（南京
图8-7 中国晚二叠世古地理图
（转引自刘本培等，1996）
中二叠世末，华南地区普遍地壳上升，发生海退和沉积间断，致使上、下地层间为假整合接触，在东南一带还见到有微不整合关系，这就是所谓的“东吴运动”。“东吴运动”主要表现为大规模的地壳上升和海退，并在西部（川、滇、黔）发生大规模的玄武岩喷发，即通称的峨眉山玄武岩。峨眉山玄武岩主要分布于康滇地轴及其周围的地区，其范围在峨眉-古蔺一线以南，古蔺-贵阳-建水一线以西，向西可抵怒江东岸，北可至柴达木地块，规模较大，范围广，最厚达2000m以上。玄武岩的时代主要属晚二叠世早期，但中二叠世晚期已开始喷发，除初期有部分为海底喷发外，基本上是一套大陆火山喷发岩系。“东吴运动”之后，古地理出现了新的面貌。晚二叠世初期（龙潭期）除康滇古陆、江南古陆及华夏古陆外，都下降接受沉积。此时华南广大地区主要为一滨海平原，海水多次侵入，形成以海陆交互相为主的龙潭阶地层。由于各地古地理面貌有所差异，因而龙潭阶岩相分异显著，大致可分为3种沉积类型：①浅海灰岩相，分布于北部川北、陕南、鄂西一带及黔东、桂西一带，称吴家坪组，除底部有极薄的页岩偶夹薄煤层外，主要为浅海相石灰岩，含有Codonofusiella（喇叭
晚二叠世末期发生了新的海侵——长兴期海侵，普遍发育了长兴阶海相地层。但海侵范围不广，康滇古陆东侧的滇东、川西、黔西等地继续发育了陆相含煤地层，说明长兴期海侵并未达到这些地区。长兴阶海相地层根据岩性及生物群特征，大致可分为两类：长兴灰岩及大隆硅质层，前者为浅海相灰岩，含Palaeofusulina（古纺锤
（三）其他地区
塔里木地块边缘下部为陆相杂色碎屑岩岩系，有时夹玄武岩，含华夏植物群Sphenophyllum thonii等植物化石，局部含海相层；上部由内陆山间盆地式的杂色碎屑岩和玄武岩夹层组成，含植物、淡水双壳类、介形虫等化石，植物群属北方安加拉植物区系。二叠系总厚达1000～2000km。天山-兴安地区、西段天山准噶尔地区二叠系为山间盆地的陆相沉积。包括北山、内蒙古及东北北部的广大地区，早二叠世为活动海槽，沉积物内厚度巨大的碎屑岩夹碳酸盐岩、中酸性火山岩及火山碎屑岩组成，岩石遭受不同程度的变质。含北方型冷水动物群，以腕足类最丰富，珊瑚、
雅鲁藏布江以北的冈底斯山、念青唐古拉山、喀喇昆仑山、藏东横断山脉，向南直至滇西等地区，除藏北羌塘区（藏北地块）二叠系以浅海相砂岩、页岩及灰岩为主，局部夹煤层外，大部分地区二叠系为厚度巨大的碎屑岩、火山岩、火山碎屑岩及灰岩、硅质岩等组成，有时上部夹含煤岩系，含腕足类、珊瑚、
台湾地区属环太平洋地槽的一部分，主要是一个中新生代活动带，可以肯定的古生代地层仅出露有二叠系。分布于中央山脉东部的大南澳群为一套变质杂岩，由砂页岩、灰岩、基性火山岩、火山碎屑岩变质而成，下部变质灰岩中发现有早二叠世的