角落里的镜子
提要20世纪80年代初，作者基于对红旗岭矿床的研究，提出了硫化铜-镍矿床的矿浆成
因观点，十余年来已引起中外同行专家、学者的重视。本文拟通过对吉林长白山区赤柏松矿
床的地质学、地球化学、岩石物理化学、地质热力学等方面的研究成果，进一步论述硫化铜-
镍矿床的矿浆成因模式。
关键词长白山区赤柏松铜-镍矿床矿浆成因模式
自20世纪80年代初作者提出硫化铜-镍矿床矿浆成因观点［1］以来，先后发表了十余篇论文［2～5］论述有关硫化铜-镍矿床的矿浆成矿问题，引起了国内外同行专家、学者的关注。笔者以长白山区赤柏松镍矿田为靶区，经多年反复研究，特撰此文，拟对其矿浆成因模式做进一步论述，倘有不妥之处，请惠于指正。
1 矿床地质简述
赤柏松矿田中发育有几十个基性岩体，尽管它们的硫化铜-镍矿床规模不等、远景不一，然而它们的成岩成矿作用却几乎是一致的。本文拟对其中甚为典型、研究程度较高的赤柏松1号岩体及其矿床的成岩成矿作用与矿床成因模式作重点论述。
赤柏松1号岩体系早元古代五台期产物。其钾-氩同位素年龄为1962～2242Ma，产于华北地台北缘东段太古宙地体中，受古陆边缘浑江古裂谷控制。主要岩体为橄榄辉长苏长岩复式杂岩体，呈岩墙状产出(图1之1～5)，总体走向5°～10°，倾向与倾角均有变化。北段倾向南东东，倾角由北向南渐陡，变化在55°～86°之间。北端翘起，向南东东侧伏，侧伏角45°左右。岩体长4800m，宽40～140m，面积约。沿走向膨缩不一，岩体底部形态不规整，呈参差不齐的根须状。主要由多期次侵入的辉长辉绿岩(图1之3)，中、暗色橄榄辉长苏长岩(图1之1～2)，细粒辉长苏长岩(图1之4)与辉长玢岩(图1之5)等侵入岩相构成。其中暗色橄榄辉长苏长岩、细粒辉长苏长岩是主要含矿岩相。另外，中、暗色橄榄辉长苏长岩浆的混熔岩带中，矿化尤为富集，研究表明与岩浆混合作用有关(详见下文)。
岩体侵入在太古宙黑云角闪斜长片麻岩(图1，Ars)中，总体上斜切围岩的北西-南东至东西向的片麻理，接触带具明显的热接触变质及接触混染现象。
矿体主要分布在岩体边缘及部分围岩内，其分布、产状与形态明显受岩相及构造裂隙控制，总体产状与岩体一致。矿石矿物主要是磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿、针镍矿、紫硫镍铁矿、辉镍矿、方黄铜矿、黄铁矿等，此外尚有自然金及铂族元素矿物。矿石结构主要有共结结构、交代结构、似显微文象结构及固溶体分解结构。矿石构造有浸染状、斑点状、角砾状、块状与条纹状等。在成因上主要是矿浆贯入成因，结晶熔离者显居次要地位。
图 1 赤柏松 1 号岩体地质图
2 成岩成矿物质来源及物理化学条件
物质来源
硫同位素信息
45个取自含矿岩体与矿体的磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿等的硫同位素分析结果(表1)表明，①δ34S变化在－‰～+‰之间，绝大多数为－‰～+‰，变化幅为1‰;②32S/34S=～，主要在～区间，变化很小，与陨石标准值()相比，离差幅度在～之间;③硫同位素塔式分布图(图2)的塔式效应明显;④不同成矿阶段硫化物中δ34S值稳定(图3)。以上足见硫化物同出一源———上地幔，而且，它们所经历的硫同位素分馏历程是一致的。
氧同位素信息
由表2可知，所分析的不同岩相中斜长石的δ18O，除因混染作用(CTD6－8c)使其值偏高(+‰)外，90%左右的δ18O值介于‰～‰之间，与球粒陨石的δ18O值(‰～‰)颇相接近，尤其接近于正常玄武岩的δ18O值(‰～‰)［6］。由此可见，各岩相中的斜长石组分来自上地幔玄武岩岩浆体系。
图 2 赤柏松 1 号岩体硫同位素塔式分布图
续表
表 1 赤柏松 1 号岩体硫同位素数据表
图3 赤柏松1号岩体中不同成矿阶段δ34S对比图
表2 赤柏松1号岩体各侵入岩相中斜长石的δ18O分析结果
分析单位:中国地质科学院宜昌地质矿产研究所同位素室。
锶同位素信息
不同岩相中单矿物的87Sr/86Sr值(表3)，除混染岩相(CTSr6－8c)与变质辉绿岩(CTSr38－2c)中斜长石的87Sr/86Sr为～外，余者均变化在～之间，与上地幔现代玄武岩中的87Sr/86Sr值(±)非常接近［6］，此亦证明成岩物质来自上地幔。
REE信息
含矿岩相∑REE=×10－6～×10－6，LREE/HREE=～，δEu=～，(La/Yb)N=～(表4)。这些数据不仅变化小，而且∑REE与大陆型非洲玄武岩(∑REE=22×10－6)和大陆型德鲁斯辉长岩(∑REE=50×10－6)很接近［7］。在(La/Yb)N－∑REE图(图4)与(La/Yb)N－(Yb)N图(图5)上的分布位置，明显趋近于球粒陨石，故系上地幔产物。尤其是(La/Yb)N值介于大洋岛屿拉斑玄武岩与大陆拉斑玄武岩之间，进一步显示出其大陆边缘产出的地质环境。
表3 赤柏松1号岩体不同侵入岩相中单矿物的87Sr/86Sr值表
分析单位:中国地质科学院宜昌地质矿产研究所同位素室。
表4 赤柏松 1 号岩体不同侵入相与矿石中稀土元素数据表
成岩成矿的物理化学条件
橄榄石结晶温度
橄榄石是岩体中结晶最早的主要造岩矿物之一，其结晶温度即是岩浆温度的下限，又是固相开始晶出温度的上限。
按夏林圻(1981)提供的方法［8］，由橄榄石化学成分算得的XFo=80，XFa=20，XMg=，XFe=，K1=4，K2=，代入公式:
T(℃)=［(－lnK1/K2)×104÷］+273℃算得的温度为1412℃。
图4 赤柏松1号岩体(La/Yb)－∑ REE含量图解
图5 赤柏松1号岩体(La/Yb)N-(Yb)N变异图
辉石类矿物的结晶温度、压力
由辉石类矿物地质温度、压力计计算的温度、压力见表5。
表5 赤柏松 1 号岩体辉石类矿物的结晶温度、压力计算表
*括号内为计算的样品数。
值得强调的是中、暗色橄榄辉长苏长岩相中的辉石拥有两个结晶温度梯度，一是在数量上占优势的～℃;另一是为数较少的～℃。不言而喻，这两种结晶温度的辉石是在不同压力、深度条件下的产物。研究表明，它们是两次温度相近，成分有别的岩浆(即中、暗色橄榄辉长苏长岩岩浆)发生混合作用的结果。
斜长石的结晶温度
作者采用王润民改进了的和(1970)方法［9］的“基质法”，计算了岩体中斜长石的结晶温度，暗色橄榄辉长苏长岩中斜长石为℃，中色橄榄辉长苏长岩中斜长石为℃，它们分别与相应岩相中辉石的结晶温度接近，与同岩相中近共结的辉长结构相协调。
硫化物矿物的结晶温度
运用爆裂法、矿物对硫同位素计算法与磁黄铁矿d102法测定或计算的不同侵入岩相中硫化物矿物的结晶温度不同(表6)。
表6 赤柏松 1 号岩体硫化物矿物结晶温度测算表
表6 表明所述矿床硫化物矿石在 470 ～280℃温度区间结晶的。然而，尚应指出，爆裂曲线出现两个峰值，亦即硫化物也有两个形成温度梯度，与辉石相一致，可见硫化物的形成也与两期岩浆的混合作用有关。
2. 2. 5 成岩压力
基于岩石中有中长石、顽透辉石与石英的共生组合存在，表明岩石在结晶过程中存在以下两种反应:
傅德彬地质学论文选集
按文献 ［9］，其中 ( 1) :
傅德彬地质学论文选集
因αSiO(β－θ)2=1，故lgαSiO(β－θ)2=0
傅德彬地质学论文选集
其中(2):
傅德彬地质学论文选集
按等(1971):
傅德彬地质学论文选集
按等(1973):
傅德彬地质学论文选集
在平衡状态情况下:
傅德彬地质学论文选集
亦即:
－309/t+－(P－1)/t=－1410/t－(P－1)/t+lgαCaAl2Si2O(Pl)8－lgαCaAl2SiO(Cpx)6
整理后得:
傅德彬地质学论文选集
令
傅德彬地质学论文选集
则化简后:
傅德彬地质学论文选集
据中色橄榄辉长苏长岩中Pl与Cpx的化学分析结果计算:
傅德彬地质学论文选集
代入(3)式:
傅德彬地质学论文选集
把辉石形成的平均温度(℃)代入(4)式，算得成岩压力为×105Pa。
成岩氧逸度(fo2)
利用不同岩相中橄榄石与辉石的端元组分(Fa，Fs)与结晶温度求得成岩氧逸度(表7)。由表7可知，中色橄榄辉长苏长岩相的fo2高于暗色橄榄辉长苏长岩相，足见后者是在相对更为还原的环境下形成的。暗色橄榄辉长苏长岩相中fs2、αs，相对较高可资佐证。
表7 赤柏松1号岩体成岩氧逸度(fo2)测算表
成岩成矿的Eh-pH条件
在对不同成矿阶段矿石的研究中，铁的硫化物与氧化物在生成顺序上为:磁铁矿→磁黄铁矿→磁铁矿(－黄铁矿)。表明在成岩成矿过程中，Eh－pH具反复变化特点。据铁的硫化物与氧化物的Eh-pH值图解，不难看出，所述含镍岩体各成岩成矿阶段的pH值变化在4～7之间，Eh值变化在－～+之间。一言蔽之，金属硫化物矿石是在弱酸性介质条件下，还原环境中形成的。
3岩、矿浆形成机制
除了原始矿浆外，大部分矿浆乃系岩浆在分异演化过程中的衍生产物［3］。作为本区大陆型岩浆作用，其岩浆形成机制与地幔深部层位热能聚集有关。诸如由于构造活动、放射性热与化学反应热等热能的聚集均可使地幔部分熔融成为岩浆(或原始矿浆)。但应指出，大陆地壳(或岩石圈)在岩浆(矿浆)形成中具有双重效应:一是上覆巨厚的(一般为70～100km)大陆岩石圈物质，热导率低，是良好的热传导屏蔽层，有利于原生地幔物质的熔融;二是当热流向稳定地块边缘迁移(或传导)至地球壳层时，受热的地层在该地段因热导率低而起着制动或阻塞热流传播的作用，使热能大量聚集，结果在稳定地块边部便形成了经常含硫化物的基性-超基性岩浆，甚至形成原始硫化物矿浆等。此乃世界上主要镍矿床大都分布在太古代地块边缘活动带中的缘由所在。这时的熔融体因温度高，可以使地幔熔化物质中的硫化物熔体在氧化物-硅酸盐熔体中保持悬浮状态，二者一道沿上升通道侵入到地壳适当部位中的岩浆库内。
研究表明，岩浆进入岩浆库往往是多次重复贯入的。
如系一次侵入的，其硫化物与硅酸盐间的层状液状不混熔作用，主要是由于温度降低，铁镁组分晶出，CaO，Al2O3，SiO2，Na2O，K2O的增加降低了硫的溶解度，加之此时硫呈二原子气体与铁、镍、铜的化学亲和力增强，当硫蒸气压大于离解压时，硫便与铁、镍、铜化合成化合物，当熔体中硫离子与金属离子的浓度积大于相应硫化物溶度积时，便以硫化物形式从熔浆中熔离出来，形成硫化物矿浆，并在重力场作用下，沉到岩浆库底部。其上部的硅酸盐岩浆，因其准晶态组构系由硅氧四面体聚合而成的复杂络阴离子或分子团［SixOy］z－同金属阳离子与氧组成的配位多面体［MeOx］2x－n两种群聚态组组成。当不同聚合程度的［SixOy］z－与不同金属的［MeOx］2x－n键合时，因所含O2－的多寡及金属阳离子种类与比重的不同，使不同组分的群聚态组具有不同的重力差，在重力场作用下，轻者上浮，重者下沉，遂使熔浆产生了层状液态分异作用，使岩浆库中的熔浆变成了层状分异岩浆与矿浆。岩浆在上，矿浆在下(图6)。
如熔浆系多次贯入岩浆库中的，自然不具备上述层状液态分异条件，这时岩浆发生层状液态分异作用的因素主要是“双扩散对流”(double-diffusive convection)作用［10～12］。
按双扩散对流理论，当中色橄榄辉长苏长岩岩浆注入岩浆库后，密度相对较大的暗色橄榄辉长苏长岩岩浆贯入岩浆库底部时，由于后者密度大、温度高，经过一段时间在岩浆库底部形成一个稳定的双扩散对流层(double-diffusive convecting layer)，层之间由扩散界面(double-diffusive interface)隔开。这样，多次注入岩浆库中的镁铁质岩浆在双扩散对流作用下，便形成了层状液态分异岩浆与矿浆［11］(图6)。需要指出的是，在双扩散对流过程中，当后注入的岩浆由于向上热扩散作用而降低温度，引起橄榄石等铁镁矿物的结晶，从而降低了后注入岩浆的密度，即温度差驱动力抵消成分差效应，使其密度与上层岩浆密度相等时，则发生强烈的岩浆混合作用［13，14］。岩浆混合作用降低了岩浆的温度，改变了岩浆的成分，使岩浆中所含的硫化物因发生不混熔作用［15］而熔离出来成为矿浆，并沉降到岩浆库底部。
在地台(地盾)较为稳定的条件下，熔浆在岩浆库中实现层状液态分异作用，形成岩浆与矿浆之后，在构造运动作用下上侵。首先是上部较轻的硅酸盐岩浆多次侵位，冷凝后形成复式岩体;然后是下部相对较重的硫化物矿浆相继多次贯入在岩体底部接触带、岩体内部与围岩的构造裂隙中，形成具多次成矿特征的矿浆矿床(图6)。由此可得出两个重要结论:①双扩散对流作用与岩浆混合作用在硫化铜－镍矿浆及其矿床的形成中起了决定性作用;②越是较晚侵入的岩浆，含矿性越佳，越是较晚期侵位的矿浆，硫化物矿石越富，此二规律，对中国已知大型与特大型硫化铜-镍矿床来说几乎概莫能外，如金川、红旗岭、力马河、喀拉通克等矿床。
4成岩成矿作用与矿床的矿浆成因模式
综上所述，大约在1960～2184Ma间，地球上发生了一次规模宏大的构造-岩浆活动，在北美称为Kenoran运动(1700～2000Ma)，在非洲称做Limpopo运动(1650～2150Ma)，在我国为五台运动(1950～2500±100Ma)。这次构造-岩浆热事件，形成了举世闻名的萨德贝里、布什维尔德、贝辰加等硫化铜-镍矿床。
五台运动在华北地台上的多次活动，使得龙冈陆核早元古代边缘活动带中的古裂谷与之相应地多次复活，结果使上述岩浆库中的层状岩浆与矿浆熔融体多次侵位，造就了所述岩体与矿床。
图6 赤柏松矿床矿浆成因模式图
进而言之，伴随早元古代五台期构造运动的多次活动，岩浆库中已经过层状液态分异的岩、矿浆由上至下依次间歇式贯入，先后形成辉长辉绿岩、中色橄榄辉长苏长岩、暗色橄榄辉长苏长岩、细粒辉长苏长岩与辉长玢岩等侵入岩相，构成赤柏松 1 号复式基性岩体。各岩相间均为侵入与隐秘侵入接触关系。
研究证实，当暗色橄榄辉长苏长岩岩浆侵入中色橄榄辉长苏长岩岩浆时，在二者接触处由于双扩散对流作用而发生了岩浆混合作用，形成了矿化异常富集的混熔岩 ( hybrid) 。混熔岩中矿化之所以富集 ( 图 7) ，除上述原因外，A. J. Naldrett ( 1990) 实验研究表明，新鲜岩浆的注入可以使所产生的混合岩浆中的硫化物达到过饱和而熔离出来，促进硫化物的富集［16］。(1977)亦曾指出，“镁铁质岩浆混合可引起硫化物的不混熔性”。等(1983)研究认为非洲布什维尔德杂岩体麦伦斯基硫化物矿脉的形成与岩浆的混合作用有关。
图 7 赤柏松 1 号岩体岩浆混熔过程中化学成分变异图解
复式岩体形成后，接踵而至的是纯硫化物矿浆沿岩体边缘(往往是岩体底部)与围岩破碎接触带贯入，先后形成以镍及铜为主的两次硫化物矿浆贯入成矿，分别形成致密块状矿脉与条纹状矿脉。矿浆成因矿石的主要宏观标志是:①以硫化物为主，特别是纯硫化物矿体，均以贯入方式沿构造裂隙贯入在岩体内、岩体接触带上、甚至变质岩围岩中;②矿体与围岩界线清楚，几乎见不到二者呈过渡现象，即使是混熔岩中的矿体亦然;③矿石中常见母岩或围岩的角砾状捕虏体;④矿石中冷缩裂隙发育，且多被后期热液方解石-石英所充填;⑤近矿围岩蚀变弱，作者(1991)研究表明［17］，与成矿关系较密切的为金云母化，系矿浆与围岩(母岩)反应之产物;⑥硫化物矿石中，除金属硫化物外，尚含有比例不定的先结晶的橄榄石与辉石等镁铁硅酸盐矿物，它们与硫化物矿物为共生关系;⑦小岩体有大矿。
基于所述含矿岩体的上述地质背景、生成条件与物理化学环境、控矿因素、成矿作用等方面的研究，作者编制了赤柏松1号岩体硫化铜-镍矿床成因模式图(图6)，以综合概括、反映所述含镍基性岩体及其矿床的成岩成矿作用与矿浆成因。
最后，尚应指出，恩格斯曾说过“只要自然科学在思维着，它的发展形式就是假说”。所以，尽管所描述的成因模式来自于实践，毋庸置疑，仍未脱离假说形式，当然需要在更加广泛的实践中加以检验、修正，使其日臻完善，具有普遍的理论意义与找矿意义。须知，任何一种成因模式，都只适用于特定环境中的特定矿床，即使在一个大的成矿区带内也不可局限于一种哪怕是很成熟的模式，而必须结合具体的地质条件与成矿环境等选择更为合宜的模式，这点至关重要。
参考文献
［1］ 傅德彬 . 论 H 含镍基 1 超基性岩体中的 “隐秘侵入接触”及矿浆成矿问题 . 中国地质科学院年报，北京: 地质出版社，1981. 181 ～182
［2］ 傅德彬 . 论 401 矿区 1 号岩体硫化铜镍矿床的成因问题 . 吉林地质，1982，( 4) : 1 ～ 16
［3］ 傅德彬 . 基-超基性岩硫化铜镍矿床矿浆形成机制及成矿作用特征 . 吉林地质，1983，( 2) : 12 ～ 24
［4］ 博德彬 . 基-超基性岩硫化铜镍矿床深成矿浆贯入成因论 . 地质与勘探，1986，( 4) : 12 ～ 21
［5］ 傅德彬 . 硫化铜镍矿床矿浆成矿的基本问题 . 吉林地质，1988，( 1) : 9 ～ 21
［6］ Faure G. Principles of isotope Geology，John Wiley and Sons，1977，pp. 286，90 ～ 289
［7］ Haskin L A，et al. The Abundance of rare earth element for certain basic rocks. Journal of Geophsical Research. 1968，73( 18)
［8］ 夏林圻 . 橄榄石地质温度计 . 中国地质科学院西安地质矿产研究所分刊，1981，2 ( 1) : 73 ～ 81
［9］ 王润民 . 新疆哈密土墩—黄山一带铜镍硫化物矿床控制条件及找矿方向的研究 . 矿物岩石，1987，( 1) : 1 ～ 159
［10］ Huppert H E，et al. Double-diffusive convection due to crystallization in magmas. Aun. Rev. Earth planct. Sci.，1984，( 2) :11 ～ 37
［11］ Turner J S and Campbell I H. Convection and mixing in magma chambers. Earth-Science Review，1986，23 ( 4) : 255 ～352
［12］ Irvine T N，Keith D W and Todd S G. The J—M platinum-palladium reef of the Stillwater complex，Montana，Ⅱ origin bydouble-diffusive convetive magma mixing and implications for the Bushveld complex. Econ. Geol，1983， ( 78 ) : 1287～ 1334
［13］ Huppert H E，Sparks R S J and Turner J S. Laboratory investigations of viscous effects in replenished magma cham-bers. Earth planet. Sci. Lett，1983，( 65) : 377 ～ 381
［14］ Соболев В С. Проблема смешение магм при образовании изверженных пород. Зап. всесоюз. минер. обще，1981，( 6) : 641 ～ 645
［15］ McBirney A R. Mixing and unmixing of magmas. J. Volcanol. Geotherm. Res，1980，( 7) : 357 ～ 371
［16］ Naldrett A J，BruGmann G E. Models for the concentration of pge in Layered intrusions. Canadian Mineralogist. 1990，( 28) : 389 ～ 408
［17］ 傅德彬 . 赤柏松 No. 1 含镍基性岩体中矿物界生 ( Synantectic) 现象浅析 . 岩石矿物学杂志，1991，( 4) : 365 ～369
A Genetic Model for Ore Magma ofThe Chibaisong Copper-NickelSulphide Deposit，Jilin
Abstract
Through geological， geochemical， physicochemical and thermodynamic studies of theChibaisong nickel-bearing rock bodies，this paper deals with the genetic model for ore magma ofthe Chibaisong Cu-Ni sulphide deposit.
( 1) The ore-bearing bodies occur on the margins of an old platform and are controlled by alower Proterozoic rift zone. The potassium-argon model ages of the ore-bearing bodies range from1900 to 2200Ma.
( 2) The ore-bearing body is a composite intrusion with a heterrogeneous texture formed bymultiple intrusions.
( 3) Ore-bearing intrusive rocks occur as dikes and hardly show good crystalli-zation differen-tiation.
( 4) The spatial position of the orebodies is mainly controlled by the intrusive fracture-contactstructural or ore-bearing intrusive rock facies and is not restricted at the bottom only.
( 5) The percentage of orebodies in the rock body is too high to be explained by the theory ofin-situ crystallization liquation. Fluidal structure is well developed in ore-bearing rock facies，which indicates the dominance of dynamic processes.
( 6) δ18O = 6. 1‰ ～ 7. 7‰ for plagioclase;87Sr /86Sr = 0. 70321 ～ 0. 70888 for plagioclaseand pyroxene; δ34S = － 0. 5‰ ～ + 0. 5‰ and32S /34S = 22. 218 ～ 22. 236 for ores. So rock-form-ing and ore-forming substances were derived from the upper mantle.
( 7) The order of crystallization of major rock-forming minerals in the rocks is divine→pyrox-ene→plagioclase. The crystallization temperature of the olivine was 1412℃ and that of the plagio-clase，1155. 81℃ ～ 1206. 26℃.
( 8) The pressure for the formation of intrusive bodies was 6. 48 × 108Pa.
( 9) fo2for the formation of the ore-bearing intrusive body ranged between × 105～× 105Pa.
( 10) pH = 4 ～ 7 and Eh = － 0. 1 ～ + 0. 16 for the formation of the orebodies indicate thatthe orebodies were formed in acidic media and under reduction conditions.
( 11) There occur clinopyroxenes with two compositional series ( End-Aug and Di-Sal) andtwo formation temperatures ( > 1000℃ and < 1000℃ ) are in the same ore-bearing rock faci-es. The results of this research indicate that their formation is related to the mixing of magmas.
Therefore，the author concludes that the Chibaisong copper-nickel sulphide deposit wasformed by multiple injections of sulfide-rich ore magma resulting from deep-seated liquation of pri-mary ore-bearing magma driven under regional stress; crystallization gravitative differentization insitu was only a secondary factor in the process of ore magma injection; and hence; according tothe genetic type this ore deposit belongs to an “abyssal ore magma in jection deposit”.
Key words: Chibaisong， Changbai Mountains， copper-nickel deposit， genetic model ofore magma
我爱吃土豆儿
A Study of Event Message-bearing Sedimentary Rocks of the Proterozoic Dahongyu Formation from the Ming Tombs District,Beijing
宋天锐和政军丁孝忠张巧大
原文发表在《岩石矿物学杂志》，2000年，第19卷，第4期；在本书中做了如下修改补充：①将原文中黑白照片改为彩色照片；②补充说明了K2O、∑REE、226Ra、U、187Os/186Os、Pt、Ir等在事件分析中所代表地震灾变事件的意义，与原文有较大区别。
北京十三陵元古宙大红峪组在不足4km的距离内岩相急剧变化，实为国内外罕见。从东至西，泰陵剖面由灰色角砾硅化岩＋黑色粉砂凝灰页岩＋黄色含长石石英砂岩组成，山顶剖面由不纯砂岩＋泥质白云岩组成，德胜口剖面由泥质白云岩＋石英砂岩＋层凝灰岩组成。本文仅对泰陵剖面大红峪组的三种岩石进行系统研究。宏观、微观特征、地球化学和同位素地球化学分析数据表明：泰陵剖面大红峪组的灰色角砾硅化岩和黑色粉砂凝灰页岩是受火山－地震事件影响形成的沉积岩，而覆盖其上的黄色含长石石英砂岩形成于正常滨海环境中。最后提出大红峪组含事件信息的沉积岩形成模式图。
北京十三陵是著名古迹风景区。长期以来，对于该地区元古宇的研究相继积累了大量资料，但有关长城系大红峪组的文献却较为鲜见。在燕山裂陷槽中，蓟县至平谷一带是大红峪组的主要发育区，尤其是火山岩分布广、厚度大，局部可达400m。以北京地质调查所在山顶实测资料为依据，北京十三陵地区的大红峪组总厚度为80m，并未见到火山岩[1]。笔者等于20世纪80年代首次在泰陵发现大红峪组的硅化岩中含有藻类丝状体以及凝灰质成分[2]，之后杨慧宁等又在德胜口发现了层凝灰岩[3]。虽然泰陵和德胜口一带的大红峪组出露不全，多有第四系覆盖，但是这一带大红峪组在河沟中出露的灰色角砾硅化岩和黑色粉砂凝灰页岩都含有火山－地震事件的信息，因此，本文将泰陵剖面作为研究重点。此外，由东至西，从泰陵—山顶—德胜口直线距离不足4km，而大红峪组岩相变化十分剧烈（图1），这在国内外均属罕见事例，将其作为海相沉积的特殊类型加以剖析也是很有意义的。
坚硬的硅质岩中，有些角砾与基质的边界模糊不清，呈逐渐过渡现象。笔者对角砾的
图1 北京十三陵大红峪组剖面示意图
A—泰陵剖面；B—山顶剖面；C—德胜口剖面。1—硅化岩；2—页岩；3—石英砂岩；4—长石砂岩；5—泥质白云岩；6—石英岩；7—泥岩；8—白云岩；9—层凝灰岩。Chc-Chch—常州沟组－串岭沟组；Cht-Chd—团山子组－大红峪组；Chg—高于庄组；Jxw—雾迷山组；Jxt-Qbx-Qbc-Q bj—铁岭组－下马岭组－长龙山组－景儿峪组；Jxh—洪水庄组；Jxy—杨庄组
倾向和倾角进行了仔细测量，认为有一部分角砾与原岩层面有较大位移，而另一些角砾则无甚大错位，角砾倾角多为60°～90°（表1）。根据表1校正后的角砾分布方位图（图2左）和角砾倾角在＜30°，30°～60°，60°～90°的分解数图（图2右），可以看出角砾分布在不同的方位，虽然向东的个数较大一些，而且角砾的1/3以上是近直立的，但各种角度都有散布，与十三陵雾迷山组的地震角砾呈菊花状、板刺状分布很相似[4,5]。大红峪组的角砾块体很大并有熔弯现象，说明受火山－地震事件的双重影响。由于大红峪期的强烈火山活动发生在十三陵以东的平谷—蓟县一带[6,7]，而且燕山裂陷槽的海侵由东向西扩展[8]，故受火山热水硅化后角砾的滑塌也趋于向东倾斜。
表1 角砾倾向、倾角测量值与校正值（岩层倾向为152°∠45°）
图2 大红峪组硅质角砾倾向和倾角图示（按表1校正）
1岩石的宏观特征
灰色角砾硅化岩
灰色角砾硅化岩位于泰陵剖面的最底层，下面出露不全，厚度 m。角砾大小不等，形状各异，包括扁平状、不规则状和熔融弯曲状等（图3-a,b,c），角砾最大可达30cm，最小5cm，散布在硅化岩基质中，总体呈坚硬块状。硅化岩本身也由大小不等的米粒状、豆状和条带状硅化质点组成，大小由1mm至5mm不等（图3-d）。角砾和基质基本上都是由SiO2组成。
黑色粉砂凝灰页岩
岩石呈坚硬的薄层状，单层厚2～3cm，露头厚约12cm，平整地覆盖在角砾硅化岩层面上。在每一单层粉砂凝灰页岩层面上，都有交错分布的胶缩纹槽沟，平直沟口宽5～7mm，反映水下胶缩特点，与一般的层面干裂显然不同。值得指出的是没有在山顶剖面处见到这套黑色粉砂凝灰页岩。笔者后来在山脊以西的德胜口一带的建筑工地地基中，发现一套层凝灰岩。由东至西不到4km的距离内，大红峪组产生如此截然不同的岩相组合真令人不可思议。
黄色含长石石英砂岩
黄色含长石石英砂岩已经石英岩化，为中厚层状（约50cm），与下伏的黑色粉砂凝灰页岩由于覆盖未见直接接触关系，但二者倾向和倾角均一致，可视为整合过渡关系。砂岩层上部出现小角度交错层理，赵澄林等[9]认为大红峪组—高于庄组形成时，以陆表海内潮汐水动力为主，属浅水滨滩环境，与小角度交错层理的形成条件相一致。
2 岩石的微观特征
在角砾硅化岩中曾发现过颤藻属遗迹Oscillatoriopsis sp.[10,11]，在粉砂凝灰页岩中曾发现凝灰质自形晶长石[2]。以下介绍新的研究成果。
图3 北京十三陵含事件信息的沉积岩——角砾硅化岩和凝灰质粉砂岩
角砾硅化岩
硅化岩由1～2mm的硅化球粒组成，球的核心周边往往散着一层铁质矿物小点，其中有钛铁矿自形晶。硅化球粒周边由～之放射状石英柱体构成，相间有不规则丝带状泥晶白云石小点的交代残留物。
颤藻属遗迹仅发现于一种“眼状”的硅化岩中，估计为一种藻类核形石交代后的遗迹。
黑色粉砂凝灰页岩
不连续的纹层显示层理构造，局部具显微层内错动并发育砂体液化盲脉，表现出地震事件所特有的沉积构造特征[12]。粒度为粗粉砂（～），碎屑颗粒为长石晶屑和石英，凝灰杂基充填含量占半数以上，凝灰质均脱玻化和粘土化，结构与德胜口大红峪组层凝灰岩显然不同。粒度分析概率图为一段悬浮式，系数为：
Md=φ（≈)
Mz=φ（≈）
σ1=
SK1=
KG=
平均圆度Po=，属次棱角；
综合结构系数Td=，属不成熟级[13,14]。
黄色长石质石英砂岩
碎屑颗粒以粒径之细粒为主，含少量粒径大于粗砂。造岩矿物中石英占85%，长石15%（±）。长石为风化的钾长石和斜长石，部分为新鲜的条纹长石碎屑。含少量磷灰石等重矿物，出现少量变质成因的透闪石。粒度概率图为三级跳跃总体式，系数为：
Md=φ（～)
Mz=φ（～）
σ1=
SK1=
KG=
平均圆度Po=，属于圆级；
综合结构系数Td=，属于成熟阶段砂岩[13,14]。
3岩石的化学成分特征
为了查明事件沉积岩在地球化学特征方面的反应，本文通过岩石化学、稀土元素、γ－能谱、等离子光谱和硅同位素分析对其进行了对比研究。
岩石化学分析
黑色粉砂凝灰页岩是火山沉积事件的直接证据。元古宙的火山活动以碱性岩为特征，而K2O含量是最为敏感的化学成分。蓟县一带K2O含量为～，德胜口一带为[3]，而相距4km的泰陵一带则为。任富根认为蓟县的大红峪组中包含四期火山活动产物，主要为熔岩、火山角砾岩和凝灰岩，均以富钾低钠为特征[6]。据白志民等（1999)[15]研究，平谷一带是燕山地区大红峪组火山岩最集中的地方，富钾火山岩与石英砂岩、白云岩等互层，厚度可达400m，与其中K2O含量比较，泰陵的粉砂凝灰页岩的含量也比一般的火山岩高（表2）。
表2 北京十三陵和蓟县大红峪组火山岩化学成分（wB/%）对比表
稀土元素分析
关于大红峪组事件沉积岩的稀土元素特征，和政军等（1999）已有专文讨论[19]，本文仅就十三陵泰陵一带大红峪组的三层岩石做了分析（表3）。
表3 泰陵剖面大红峪组三层岩石的稀土元素分析数据（wB/10-6）
由表3和图4可以看出：火山成因的粉砂凝灰岩稀土总量最高（∑REE=×10-6），其次是角砾硅化岩（∑REE=×10-6）。虽然主要造岩成分SiO2与砂岩很接近，但是砂岩含稀土总量最少（∑REE=×10-6），进一步说明前二者是事件沉积，后者是正常沉积物；Eu/Eu＊分别为和，也说明了前二者在成因上的紧密联系。从图4也可以看出，粉砂凝灰页岩和角砾硅化岩都具有明显的Eu亏损，而砂岩则不明显。
图4 泰陵大红峪组三层岩石的稀土元素球粒陨石标准化配分图
（1）角砾硅化岩；（2）粉砂凝灰页岩；（3）石英砂岩
岩石的γ能谱分析
应用多道γ能谱仪对粉砂凝灰页岩、角砾硅化岩和砂岩进行分析，所得数据（表4）显示：Th,Ra,K和U的含量在角砾硅化岩和粉砂凝灰页岩中相对高于砂岩，这也说明前两者是有成因联系的事件沉积岩，而后者是正常沉积环境之下形成的。
表4 泰陵剖面大红峪组三层岩石γ能谱分析数据
贵金属元素分析
贵金属元素分析数据见表5。由表5可以看出粉砂凝灰页岩中含贵金属元素相对较高，特别是187Os/186Os达到。据国外研究资料，这个比值愈是接近1愈是说明与地质事件有关[18]。我们根据地质研究的资料得出与之一致的结论。
表5 泰陵剖面大红峪组三层岩石的贵金属元素分析值（wB/10-9）
硅同位素（δ30Si）分析
泰陵一带大红峪组角砾硅化岩中δ30Si分析值为‰，这是火山热水硅化成因的标志[7]，而杨庄组、雾迷山组和高于庄组中的硅化结核δ30Si分析值为‰，‰和‰，都大大高于大红峪组的角砾硅化岩。
杨庄组中所含的红色、绿色、黄色硅质结核是由陆源Si组成的，其中Fe3+、Fe2+也都是来自陆地，与该组地层间夹红色泥灰白云岩及砂质白云岩等近陆源沉积环境是一致的；雾迷山组的藻席状小叠层石（Pseudogymnosolen sp.)[11]是典型的潮间带标志，其硅化部分也是来自陆源Si；高于庄组的硅化核形石是由藻席叠层石破碎以后滚动形成，硅化部分也是陆源Si为主[7]。以上硅化物质都是正值较高，只有大红峪组δ30Si值为‰，反映受到火山Si的影响。
值得注意事件岩层中的岩石化学分析、稀土元素分析、γ能谱分析和贵金属元素分析的相互对比；特别是K2O、∑REE、226Ra、U、187Os/186Os、Pt和Ir的对比值。①K2O含量为10%～12%。在华北元古宙沉积岩中普遍较高是一个重要特征，甚至与周边地区的火山岩层大致一致，说明了大红峪期火山喷发物的同源性；②∑REE含量较高，尤其是∑LREE高出北美标准页岩（NASC）许多倍，作者认为华北元古宙富钾富稀土沉积岩是内蒙古白云鄂博巨型稀土矿源层在大陆增生成矿作用中的一个范例（宋天锐等，2005)[16]；③226Ra异常在大红峪组角砾硅化岩中出现是地震事件引发的，由此可见Rn也会异常；④Th在角砾硅化岩中异常和Ra、Rn的异常应该是一致的，代表火山－地震中普遍出现的现象；⑤187Os/186Os在黑色凝灰粉砂岩中出现是事件信息反映之一；⑥Pt、Ir在黑色凝灰粉砂岩中相对偏高则可能是碎屑重矿物含量升高引起的。
4讨论
北京十三陵元古宙大红峪组包含有地质事件的沉积物，在泰陵一带出露的角砾硅化岩是受火山Si影响和地震波冲击等事件共同作用的产物，其上部覆盖的黑色粉砂凝灰页岩是火山喷出的晶屑经过海浪淘洗而沉积的，二者之上的含长石石英砂岩属于正常滨岸沉积物（图5）。
图5 北京十三陵元古宙大红峪组事件沉积模式图
1—白云岩；2—硅化岩；3—粉砂凝灰页岩；4—砂岩；5—角砾构造；6—胶缩构造；7—交错层构造；8—基底；9—火山灰；10—火山灰降落；11—火山喷发；12—Si质；13—地震波；14—海平面；15—火山Si进入；16—地震波传入
值得指出的是，由德胜口大红峪组的层凝灰岩至山顶一带正常的白云岩、砂岩互层再至泰陵一带的角砾硅化岩＋粉砂凝灰页岩＋石英砂岩，在相距不到4km的范围内竟产生如此剧烈的相变，说明火山活动伴随地震对浅海区域的影响是很不均匀的。
参考文献
[1]汪长庆，肖宗正，施福美等.北京十三陵地区的震旦亚界.见：中国地质科学院天津地质矿产研究所编.中国震旦亚界.天津：天津科学技术出版社，1980,332～340
[2]宋天锐，高健.北京十三陵前寒武系沉积岩.北京：地质出版社，1987,107～112,145～146
[3]杨慧宁，须湘官，王琳.北京十三陵地区长城系大红峪组中层凝灰岩的发现.岩石矿物学杂志，1988,7(3）:211～214
[4]宋天锐.北京十三陵前寒武纪碳酸盐岩地层中的一套可能的地震－海啸序列.科学通报， 1988,8:609～611
[5]Song probable earthquake tsunami sequence in Precambrian carbonate strata of the Ming Tombs Tongbao(Chinese Science Bulletin),1988,33(15):1121～1124
[6]任富根，蓟县大红峪组火山－沉积岩系的基本特征.中国地质科学院天津地质矿产研究所所刊，1987,16:91～108
[7]Song Tianrui,Ding new probe of application ofs ilicon isotopicδ30Si in siliceous rocks to sedimentaryfacies Science (9):761～766
[8]和政军，宋天锐，丁孝忠等.燕山中元古代裂谷早期同沉积断裂活动及其对事件沉积的影响.古地理学报，2000,2(3）:83～91
[9]赵澄林，李儒峰，周劲松.华北中新元古界油气地质与沉积学.北京：地质出版社，1997,81～114
[10]宋天锐，高健.北京十三陵地区上前寒武系沉积岩中发现16亿年的藻类综状体.科学通报， 1985,10: 769～771
[11]Song Tianrui,Gao of algal filaments from sedimentary rock in Upper Precamorian(1600 Myr BP)of the Ming Tombs District, Tongbao(Chinese Science Bulletin),1985,30(9):1227～1230
[12]宋天锐.沉积地层中的地震事件记录及其意义.见：北京大学地质系编.北京大学国际地质科学学术研讨会论文集.北京：地震出版社，1998,212～221
[13]宋天锐.薄片中砂岩“主要结构”系数的新公式，附砂岩结构成熟度的数学分类，地质论评， 35(1）:79～83
[14]Song Tianrui,Textural maturity of arenaceous rocks derived by microscopic grain size analysis in thin section In: applacation of particle size University Press:163～173
[15]白志民，马鸿文，杨静等.北京平谷—天津蓟县一带钾质响岩岩石学特征及综合利用研究，地质论评，增刊，1999,45卷：541～551
[16]宋天锐，万渝生，陈振宇.关于华北元古宙富钾、富稀土沉积岩是白云鄂博大型稀土矿床矿源层的讨论，矿床地质，2005,24(5)541～552
[17]Luck, Allegre, study of molybdenites through the187Re/187Os and Planetary Science ～296
[18]Luck Allegre Re/187Os Systematic in meteorites and cosmichemical (10):130～132
[19]Luck, Allegre, isotopes in and Ptanetany Science Latters,1991,107:406～415
冰灵蜜蜜
［1］段长强，孟庆芳，张泰，等.现代化学试剂手册第一分册通用试剂.北京：化学工业出版社，1986：253.
［2］ Frost R L，Locos O B，Kristof J，Kloprogge J spectroscopic study of potassium and cesium acetateintercalated Spectroscopy，2001，26：33～44.
［3］ RuizCruz M D，Franco Duro F data on the kaolinite-potassium acetate Minerals，1999，34：565～577.
［4］ Gardolinski J E，Carrera L C M，Cantao M P，et polymer-kaolinite of materials science，2000，35（12）：3113～3119.
［5］夏华，李学强，孟祥庆.高岭土/吡啶插层复合物的制备与表征.矿物学报，2003，23（3）：216～220.
［6］王宝祥，李佳，赵晓鹏.高岭土/羧甲基淀粉插层复合微粒及其电流变性能.材料研究学报，2003，17（3）：235～239.
［7］张生辉，夏华，杨薇，等.高岭石/苯甲酰胺插层复合物的制备与表征.硅酸盐学报，2004，32（5）：631～635.
［8］张生辉，夏华，杨薇，等.高岭石/对硝基苯胺插层复合物的制备与表征.材料工程，2004，（3）：24～27.
［9］ Tunney J J，Detellier and characterization of two distinct ethylene glycol derivatives of and Clay Minerals，1994，42（5）：552～560.
［10］ Tunney J J，Detellier Nanocomposite （ethyleneglycol）-Kaolinite ，1996，8（4）：927～935.
［11］ Gardolinski J E，Ramos L P，DeSouza G P，Wypych of benzamide into of Colloid and Interface Science，2000，221：284～290.
［12］任子平，鲁安怀，周平，方勤方.高岭土有机改性实验研究.岩石矿物学杂志，2001，20（4）：485～489.
［13］丁述理，杨晓杰，刘钦甫.煤系高岭石有机夹层作用及在剥片中的应用.中国矿业，1997，6（5）：17～21.
［14］ Patakfalvi R，Oszko A，DeKany and characterization of silver nanoparticle/kaolinite and Surfaces A：，2003，220：45～54.
［15］ Frost R L，Kristof J，Paroz G N，Kloprogge J structure of dimethyl sulfoxide intercalated ，1998，102：8519～8532.
［16］ Thompson J of solid state13C and29Si nuclear magnetic resonance spectra of kaolinite and Clay Minerals，1985，33（3）：173～180.
［17］ Franco F，Ruiz Cruz M X-ray diffraction，differential thermal analysis and thermogravimetry of the kaolinite-dimethyl sulfoxide intercalation and Clay Minerals，2002，50（1）：47～55.
［18］李伟东，黄建国，许承晃.高岭土-二甲亚砜夹层复合物的形成机理.华侨大学学报（自然科学版），1994，15（1）：48～52.
［19］ Hayashi study of dynamics ande volution of guest molecules in Kaolinite/Dimethyl and Clay Minerals，1997，45（5）：724～732.
［20］ Michalkova A，Tunega D，Nagy L study of interactions of dickite and kaolinite with small organic of Molecular Structure（Theochem），2002，581：37～49.
［21］王林江，吴大清，袁鹏，等.高岭石-甲酰胺插层的Raman和DRIFT光谱.高等学校化学学报，2002，23（10）：1948～1951.
［22］张生辉，王振中，沈承金，夏华.高岭石/乙酰胺插层复合物的制备及结构表征.矿物岩石，2007，27（2）：7～11.
［23］陈祖熊，张建中.二维高岭土材料的制备与性质.华东理工大学学报，1995，21（1）：54～57.
学术会议是一种隐蔽的、体面的 文化 消费方式,其以文化为载体,团结了学术场域里的精英,在经济资本的基础上,加强了社会资本的整合,于是形成了一种良性循环。下文
春天里吃大米 2人参与回答 2023-12-10 刊名：岩石学报Acta Petrologica Sinica主办：中国矿物岩石地球化学学会;中国科学院地质与地球物理研究所周期：月刊编辑：从文网出版地：北京市语
sweetmiriam 3人参与回答 2023-12-10 提要20世纪80年代初，作者基于对红旗岭矿床的研究，提出了硫化铜-镍矿床的矿浆成 因观点，十余年来已引起中外同行专家、学者的重视。本文拟通过对吉林长白山区赤柏松
甜菜阿姨 3人参与回答 2023-12-12 给您推荐一个自助投稿网站——万维书刊，上面的刊物非常全，包括各类的刊物，电子邮箱基本都有，并且大多还能连接登录他们的官方网站。此投稿网用着很方便，过去看看吧！
双子座的小蛇 3人参与回答 2023-12-06 ［1］叶金汉主编.岩石力学参数手册.北京：水利电力出版社，1991.425～501 ［2］李华晔，黄志全，刘汉东等.岩基抗剪参数随机——模糊法和小浪底工程 C、
王子麻麻 2人参与回答 2023-12-09