电影梦
对白云鄂博矿床已有悠久且详细的研究,然而对其成因仍有多种认识,最为关键的问题是对赋矿白云岩的成因认识不同。一、已有成果综述20世纪50年代以前,人们对赋矿白云岩的沉积成因并无异议,1963年谢家荣先生在对白云鄂博矿区进行研究后,提出了白云鄂博矿床可能属岩浆碳酸岩型的看法。1971年内蒙古区测队认为本区赋矿白云岩为加里东中期侵入的碳酸岩[见中国科学院地球化学研究所(1988)和白鸽(1998)]。80年代初,岩浆成因和海底火山沉积成因的论文公诸于世,从此,研究者们为寻找证据进行了大量的工作,大大促进了对白云鄂博矿床的研究。关于白云鄂博赋矿白云岩成因的认识,归纳起来主要有4类:①正常沉积;②岩浆侵入;③海底火山沉积;④与深源热卤水有关。现对20世纪80年代以来不同学者从不同角度获得的证据作一综述。(一)正常沉积成因孟庆润(1982)认为主矿北白云岩与下伏砂岩为断层接触,发现白云岩纹理与断层面有20°~70°的交角,并不是流线或流面,否定了岩浆成因论的一个重要证据。他还在西矿12号矿体顶、底板白云岩中、小10号矿体底板白云岩中发现有蓝绿藻的藻灰结核(核形石),东矿顶板细晶白云岩中发现有菌藻类化石,在主矿体底板粗晶白云岩中发现了孢子化石;在主矿体底板和小10号矿体底板细晶白云岩中发现有拟串藻丝状体和细菌丝状体。14件白云岩有机碳分析结果为0.007%~0.20%,相当高;而矿区碳酸岩脉的为0.005%(表4-1)。魏菊英等(1983a)指出,白云石型磁铁矿δ18O值大体上可反映出铁矿的成因特点。δ18O为较小正值(0.0‰~+3.6%o,主、东、西矿共28个数据),具有沉积或沉积变质作用形成的磁铁矿的特征。赤铁矿的δ18O值(-2.7‰~-3.9‰,东矿和主矿9个数据)与国内外有些典型的沉积或沉积变质铁矿床的赤铁矿近似。魏菊英等(1983b)测得19个赋矿白云岩δ13C和δ18O数据:δ13C为-1.4‰~+1.4‰,平均-0.7‰;δ18O为+13.3‰~+16.5‰,平均+14.7‰,认为这些数据在海相沉积碳酸盐范围内,而不是岩浆碳酸岩。蔡秀成等(1984)对白云岩中浑圆状粗晶磷灰石进行研究后认为,这种磷灰石并不是交代蚀变作用或岩浆作用的产物,而属于水下搬运来的碎屑矿物。浑圆状磷灰石主要发现于主矿下盘和西矿中段的白云岩之中(共7个样品),其次在主东矿的个别样品里。扫描电镜研究其表面表明,该磷灰石不同于岩浆溶蚀,而具机械擦痕和磨蚀坑。另外,①西矿Zk-36-85号钻孔中白云岩中含磨圆的岩屑,X射线粉晶鉴定为斜长石+石英(?);②在主矿下盘含浑圆状磷灰石的白云岩薄片中,同时发现有磨圆状岩屑,其边缘受到角闪石化浊变。表4-1 白云鄂博矿区赋矿白云岩等有机碳分析结果注:①引自孟庆润等,1982;样品由北京石油勘探开发规划研究院中心实验室分析;②表中的H8应为本书的 ,H7应为本书的 。侯宗林(1989)报道在矿区白云质大理岩和暗色板岩中发现多种氨基酸:基丙氨酸、苏氨酸、亮氨酸、缬氨酸、丝氨酸、脯氨酸、丙氨酸、赖氨酸、甘氨酸、谷氨酸、天门冬氨酸。赵景德等(1991),Chao等(1993)总结他人证据,认为赋矿白云岩的“原岩是沉积灰岩”。孟庆润等(1992)测定了西矿32线向斜北翼地表5件和西矿20线1号孔深12.8m处1件赋矿白云岩中残留的泥晶灰岩,其中5件δ18O16.5‰~21.0‰(SMOW),δ13C-2.42‰~-4.92‰(PDB),32-5号样δ18O为13.9‰,δ13C为-9.27‰。在δ13C-δ18O分布图上,比魏菊英等(1983b)的结果更接近典型沉积岩的区域(图4-1)。图4-1 白云鄂博矿床部分碳酸盐矿物和碳酸盐岩的δ13C-δ18O分布图●—东矿方解石;▲—赋矿白云岩出露区最西端剖面方解石;◇—赋矿白云岩出露区最东端剖面方解石;口—□矿区白云岩中方解石;☆—赋矿白云岩内残留泥晶灰岩(据孟庆润等,1992);★—宽沟北灰岩平均值(10件样品,据魏菊英等,1993);◆—19件赋矿白云岩样品平均值(据魏菊英等,1993);○—矿区的稀土氟碳酸盐矿物(据曹荣龙等,1996,数据见本书表4-2)曹荣龙等(1993,1994)据8个稀土的氟碳酸盐矿物(δ13C为-3.90‰~-5.33‰;δ18O为+6.39‰~12.71‰)(图4-1)、2个赋矿白云岩(δ13C为-0.40‰,-0.32‰;δ18O为+15.71‰,+14.61‰)和两个碳酸岩脉δ13C-δ18O对比,认为赋矿白云岩来源于地壳浅表,而稀土氟碳酸盐矿物中的CO2来源于地壳深部(与碳酸岩脉接近)。曹荣龙等(1996)进一步指出,他们的研究表明,矿区原生铁矿和稀土矿是成因机制不同的两个独立部分。铁矿床赤铁矿和磁铁矿并重,其中只有赤铁矿石才是原生矿石,磁铁矿(5个样δ18O(SMOW)分别为:1.38‰,1.47‰,1.78‰,2.28‰,2.68‰)乃是遭受稀土成矿溶液作用后的改造铁矿石。赤铁矿石的氧同位素组成(3个样δ18O(SMOW)分别为-2.24‰,-2.58‰,-3.25‰)证明白云鄂博原生铁矿为表生沉积矿床。氟碳酸盐稀土矿物、氧同位素数据(表4-2)揭示了稀土造矿矿物与寄主白云岩之间同位素体系的不耦合性,从而排除了赋矿白云岩属于岩浆碳酸岩的可能性,矿区白云岩为正常沉积碳酸盐岩。稀土的锶、铷同位素资料表明稀土、铌等成矿元素来自地幔。稀土氟碳酸盐矿物、伴生硫化物、霓石和萤石等矿物气液包裹体,以及钠闪石和云母等含水矿物的碳、氧、氢、硫同位素组成直接证明稀土成矿溶液并非地壳热液,而是地幔流体。白云鄂博稀土矿床是一个新类型的地幔流体交代矿床。表4-2 白云鄂博矿床稀土的氟碳酸盐矿物与白云岩及碳酸岩脉的δ13C、δ18O对比注:引自曹荣龙等,1996。张鹏远等(1993)研究白云鄂博群发现,赋矿白云岩层位稳定,与上覆板岩互层过渡,下部板岩中见白云岩夹层,与熊包子南哈不沁剖面可逐一对比,后者白云岩中产叠层石。内蒙古自治区第一区域地质研究院一、二分队(1996)将赋矿白云岩定名为菠萝吐白云岩,指出它分布于高位同生断裂与东介勒格勒同生断裂之间,厚度>960.9m,夹有薄层状、透镜状石英岩、白云质灰岩、结晶灰岩层。据前人部分资料和本项目的成果(第十一章),将白云鄂博赋矿白云岩中方解石、白云石和全岩的碳氧同位素分析结果投影于δ13C-δ18O图解上(图4-1)可以发现,绝大多数样品均位于正常沉积碳酸盐岩与地幔流体之间。Qin Chaojian等(2007)研究了白云鄂博赋矿白云岩和碳酸岩墙(本书以为是碳酸盐脉)的流体包裹体,得出以下结论:①在都拉哈拉和尖山碳酸盐墙中发现熔体和熔体-流体包裹体,结合岩石的细粒结构及流体包裹体的富CO2、高均一温度等特征,提供了一个岩墙(脉)岩浆成因的直接证据。②宽沟背斜轴部和白云镇东的碳酸岩墙/脉,主要为粗粒结构,没有发现熔体包裹体,低CO2、低均一温度,高盐度,它们被鉴定为富碳酸盐热液形成。③矿体上、下盘的层状、透镜状赋矿白云岩,单相、纯液相包裹体及相当低的均一温度表明它们为沉积形成。④赋矿白云岩具有明显的层理和微层理构造,未发现熔体包裹体,而单相纯液相和含CO2多相包裹体共存,以及向着矿体方向流体包裹体的均一温度显示增加的趋势,这些特征表明沉积成因的白云岩叠加了流体交代。(二)碳酸岩浆成因周振玲等(1980)最早公开发表论文,提出了赋矿白云岩的岩浆成因,指出碳酸岩体穿切不同层位的岩层。岩层北界和南界均有SW向的岩枝发育,岩枝与岩体边界夹角15°~30°。在岩体内接触带有石英砂岩、板岩、闪长岩和辉长岩捕虏体。受SN向压应力作用,板状白云岩、柱状磷灰石、铁质析离体和围岩捕虏体均呈定向排列;微细粒稀土矿物、磁铁矿等聚集成条纹条带定向排列,构成了流线、流面构造。区内碳酸岩脉达数百条之多。碳酸岩的矿物组合、化学成分、稀土元素的配分特征及结构构造与国外内生成因的碳酸岩相似。碳酸岩的自交代作用发育。岩体与岩脉的围岩均发生了不同程度的蚀变,且随着远离岩体而减弱。孟庆昌(1981)指出,宽沟南、北的白云岩特征不同。白云岩体中未见沉积结构构造,而条带状构造是由萤石、稀土和磷灰石等组成。白云岩体与下伏不同层位接触,东矿以东,白云岩顶底板均为板岩,板岩是被侵入而分开的。白云岩体和与之接触的围岩均产生不同程度的矿化和蚀变。白云岩中多处见有板岩、石英砂岩的残留体。宽沟背斜附近,多处见脉状白云岩体,有的侵入底部混合岩。白云鄂博矿床具有碳酸岩矿床的矿物和元素组合特征。见钛铁矿中有赤铁矿包裹体——固溶体分解产物,表明钛铁矿的形成温度相当高。Nb/Ta,Th/U,Zr/Hf值大。刘铁庚(1985)测得白云鄂博群全岩U-Th-Pb年龄1500Ma,海西期花岗岩全岩Rb-Sr等时线年龄和黑云母K-Ar年龄为240~270Ma,而白云岩中的金云母或黑云母K-Ar年龄为240~250Ma,易解石Th-Pb年龄为210~230Ma。他还总结引用了38件白云岩的氧碳同位素结果,指出与基性岩浆有关的热液一般贫δ18O、δ13C,故受热液改造白云岩的δ18O、δ13C应该减小而不是增大,但在白云鄂博矿区贫矿白云岩的δ18O,δ13C最小,富矿白云岩反而较大。细粒白云岩比中粗粒白云岩富含δ18O、δ13C。矿体及上、下盘白云岩比远离矿体白云岩的δ18O,δ13C大(图4-2的▲)。δ18O,δ13C与Nb,TR,Th含量正相关。图4-2 LeBas据刘铁庚(1986)数据所作的白云鄂博白云岩中白云石的氧、碳同位素图解[引自Le Bas(1997)]刘铁庚(1986)指出白云碳酸岩不是呈层状产出,而是由许多规模不等的白云碳酸岩构成近EW向的碳酸岩带,呈现连续性差、胀缩明显的串珠状。白云碳酸岩出露没有一定层位,岩体西部出露在H3板岩中,见“H3”和“H9”板岩相互过渡。在12号矿体附近,切过H4石英砂岩,分布在H4石英砂岩与H5板岩层间及H5板岩与H6石英砂岩层间。在海西花岗岩及玄武岩中也有出露。白云碳酸岩与周围岩石呈侵入接触,主要依据有:①在白云碳酸岩突然收缩或尖灭的地方往往有白云碳酸岩的分枝插入围岩或呈锯齿状接触,如主矿北和东介勒格勒。②多处见到白云碳酸岩斜切板岩的层理。③边部见捕虏体。条带构造发育,且条带绕过角砾或其他坚硬块体。不同于平行的沉积条带。外接触带具接触变质。他还认为白云岩体的形成晚于海西花岗岩。Le Bas等(1997)研究发现:①含稀土矿体粗粒的白云石大理岩δ18O为8‰~12‰,δ13C为-5‰~-3‰,紧邻矿体的细粒重结晶稀土矿化白云岩大理岩δ18O为+12‰~+16‰,δ13C为-4‰~0‰。②粗粒和细粒白云石大理岩的87Sr/86Sr<0.704,而沉积岩的87Sr/86Sr应当>0.710。③细粒白云石大理岩的δ13C、δ18O值高于粗粒大理岩的,高于宽沟北碳酸岩脉,而低于沉积岩,这一结果(图4-3)与刘铁庚(1986)的结论相同,认为细粒白云石大理岩是由粗粒白云石大理岩细粒化、重结晶而成,并伴有早期矿化。杨学明等(1998)据对白云鄂博矿区东部矿体下盘H:中碳酸岩墙的研究认为,碳酸岩墙的稀土元素和微量元素分配形式与白云鄂博REE-Nb-Fe矿床细粒白云石大理岩十分相似,赋矿白云石大理岩能够与碳酸岩进行对比。Yang Xueming等(2004)将白云鄂博的赋矿白云岩分为变形矿化粗粒白云石大理岩和细粒白云石大理岩,均受到了剪切、变形和变质。粗粒白云石大理岩主要由白云石组成,伴有磷灰石磁铁矿和少量烧绿石和钠闪石;而在细粒白云岩中,白云石与磁铁矿、独居石、氟碳铈矿、氟磷钙铈矿共生。细粒独居石沿白云石中的裂隙充填。电子探针数据表明,赋矿白云岩中的白云石或/和铁白云石与碳酸岩墙中的相似,它们高MnO(>0.50%)、高SrO(>0.15%),不同于宽沟北的H8沉积灰岩中的白云石或/和铁白云石,后者MnO很低,SrO(<0.1%)。并指出,MnO和SrO>0.15%可以作为火成碳酸岩区别于沉积碳酸盐岩的标准。图4-3 白云鄂博赋矿白云岩碳氧同位素图解(引自LeBas等,1997)Fan Hongrui等(2006)通过流体包裹体研究认为,白云鄂博REE-Nb-Fe矿化的流体主要是H2O-CO2-NaCl(F-REE)体系,卤水包裹体与富CO2包裹体共存,具相似的均一温度,表明REE矿化中曾发生不混溶。原始H2O-CO2-NaCl流体的不混溶可能源于碳酸岩浆。稀土碳酸盐作为丰富的固相子矿物存在,表明原始成矿流体中的REE十分丰富。倪培等(2003)白云鄂博的碳酸岩墙中包裹体类型有多子晶包裹体、两相水溶液包裹体、含三相包裹体和含子晶三相包裹体,岩相学和显微测温结果表明,这些包裹体与国外典型的碳酸岩中的包裹体具有很大程度的一致性,多子晶包裹体测试结果表明,其形成温度大体介于680~740℃之间。代表了碳酸岩中保存的较为典型的熔体-流体包裹体类型,反映了其岩浆成因特点。Smith等(2000)研究了白云鄂博8个样品中独居石、氟碳铈矿、磷灰石、霓石、萤石和重晶石内的流体包裹体,认为这些流体包裹体证据虽然不能限定成矿流体的来源,但依据矿床特征及先前氧同位素资料的重新解释和可能源岩的认识,Smith等(2000)提出了一个模型:岩浆(可能是碳酸岩或碱性岩)起源的含金属流体导致了在“H8”白云石大理岩体内的矿化。(三)海底火山喷溢沉积白鸽等(1983)指出,赋矿白云岩的上覆板岩为富钾板岩,一般K2O含量约为10%,最高达15%以上。矿物成分主要是微斜长石,有少量石英晶屑及长石变斑晶,偶见具港湾状(港湾状外缘——笔者注)石英晶屑、长英质细脉及微斜长石斑团块。东矿以东,富钾板岩相变为钙质黑云板岩、炭质绢云板岩;在西部矿段见于白云岩中和白云岩层之下。3件白云岩和1件铁矿石的及1件长石板岩的87Sr/86Sr初始值为0.704,年龄为458Ma。王辑等(1987)将原白云鄂博群H8含矿白云岩及H。含钾板岩的层位向下移至了尖山组,与宽沟北的H5对比。主要依据是:①据野外观察,含矿白云岩与下伏尖山岩组呈渐变过渡关系,其间没有大的断裂构造。②与碳酸岩同源的碱性岩——碳酸岩脉贯入了下伏的都拉哈拉岩组及尖山岩组,被含矿白云岩(火山-沉积碳酸岩)覆盖,再上部岩组中也未见其踪迹。③含矿白云岩、含钾板岩(属碱性火山岩及火山碎屑岩)的古地磁特征与尖山岩组岩石相似,均处于反极性期,而与哈拉霍疙特组、比鲁特组显著不同(从所给表中数据看,整个白云鄂博群的古地磁极位置相差很大,数据很不集中——笔者注)。王辑等(1989)指出含矿岩系应划归尖山组H5岩段,该岩段在矿区内下部为板岩与白云岩、含铁白云岩互层,上部为板岩。该岩段板岩均富钾,具火山结构,属火山碎屑岩变质而成。地质部105队报告指出:白云岩与石英岩(应为石英砂岩——笔者注)的关系“在探槽中看到的是过渡关系,局部地区有断层为走向断层”。内蒙古第二物化探队报告中指出,未发现白云岩与石英岩界线有大规模断层迹象。所以,H4岩段石英岩(应为石英砂岩——笔者注)与白云岩含矿岩系为连续沉积,含矿岩系应属H5岩段。尖山组这一层位西延至熊包子一带也有相类似的富钾板岩(K2O4.33%~5.81%),但不发育含矿白云岩,而为正常海相沉积碳酸盐岩,发育有白云质灰岩,灰岩中发现有叠层石。在宽沟以北则相变为铁质板岩和灰岩。袁忠信等(1991)据白云鄂博40个白云岩的平均岩石化学成分、钾长石岩的化学成分(4件,K2O达15.75%)、Sm-Nd等时线年龄1.58±0.3Ga,εNd(t)=+0.61±2.4,认为稀土来自地幔流体。袁忠信等(1995)认为赋矿白云岩上覆地层的岩石极为复杂,计有变辉绿岩、粗面岩、流纹英安岩、流纹岩、石英岩、白云岩、黑云母岩、钠闪石-长石岩、钠辉石—长石岩、红柱石黑云母角岩及炭质绢云板岩等。前4种是火山岩或火山成因岩石和白云岩,常在其中呈透镜状或夹层产出;后5种是受蚀变交代或变质的产物。白鸽等(1996)论证了层状含矿岩系是沉积地层而不是侵入体、许多交代现象可用同生沉积解释、含矿岩系的层位具有专属性、沉积成岩中心与矿化中心的统一性、矿石结构构造的同生沉积性等,认为尖山组沉积后期,宽沟断裂与地幔沟通,诱发富稀土碳酸盐流体的不断上升喷溢。流体阳离子主要是Ca2+、Mg2+、Fe2+、Si2+(似应为Si4+或SiO2——笔者注),其次有Na+、K+,伴生有Sr2+、Ba2+、REE(似应为REE3+——笔者注)、Nb5+、Th3+等,阴离子主要为 ,其次是F-,再次为P-(似应为 )、S2-、Cl-等。不断喷出的上述流体,由于矿化度高、比重大,在海盆底部逐渐聚集成高盐度热卤水,铌、稀土等元素亦由喷溢中心(主、东矿段)向四周均匀扩散。当元素达到其饱和浓度时,则开始沉积。丁悌平等(2003)在前人工作的基础上补充了S、C、O同位素研究,得出:“白云质大理岩”的高REE和Nb含量,REE分布型式,低87Sr/86Sr初始比值和接近岩浆岩的Si同位素组成,为其岩浆成因提供了证据。“白云质大理岩”中碳酸盐和硅酸盐矿物的高δ18O值及全岩和重晶石的δ34S值表明,岩石与海水发生过明显的交换作用,碳酸盐矿物的δ13C值也可以用碳酸岩受到海水碳酸盐混染加以解释。从而认为“白云质大理岩”很可能是中元古代碳酸岩火山岩。肖荣阁等(2003)报道发现含矿白云岩中具有火山碎屑结构、杏仁状及角砾状构造,在西矿带白云岩中夹有黑云母片岩,而东矿带则与富钠火山岩共生。其岩石化学成分与世界其他岩浆成因的碳酸岩相似,白云岩的一系列岩石化学、稀土元素地球化学图解均判别其为岩浆成因特征。而根据魏菊英等的研究表明,碳、氧同位素受海水混合作用的影响,由喷发中心到正常沉积碳酸盐呈现规律性升高的变化趋势,因此含矿白云岩及近矿白云岩是白云质火山岩。白云岩中含钾长石、萤石等热液矿物,高度富集F、Sr、Ba、P等元素,认为白云岩为岩浆成因,是裂谷早期裂陷阶段岩浆活动的产物,故将白云鄂博矿区的白云岩定名为白云质火山岩。(四)与深源热卤水有关陈辉等(1987)据碳酸岩的C、H、O稳定同位素特征及成岩温度,认为它们是在裂谷中,由携带大量深源物质的热卤水与海水以1:1的比例混合而成的,因此它们兼有多种成因的特点。在远离矿体的白云岩中,白云岩以液体包裹体(气相分数20%~50%)为特征,均一温度为140~320℃,爆裂温度为170~320℃,多数集中在170~280℃之间。矿区岩浆碳酸岩中的白云石以气相包裹体(气相分数>80%)为特征,其形态为短柱状或长条状,具有定向排列性。对矿区白云岩、磁铁矿、赤铁矿、石英的包裹体及钠闪石等的结构水的氢同位素组成进行了测定(文中未给出数据表,但给出了一幅图),其中碳酸盐的最低的δD值为-167.8‰,为一方解石脉。其余样品均集中在-100‰~-140%o范围内。杨子元等(1994)依据白云岩的地质特征和地球化学特征,设想沿断裂下渗的海水在深部循环后从洋壳或上地幔获取大量的Mg2+、Fe2+、REE3+等成矿元素,及F-等挥发组分,因海水温度升高,提供了形成有序白云石所需的活化能,降低了白云石与方解石平衡时的Mg2+/Ca2+值。当深部循环海水以热泉或喷气形式间歇性地注入海盆时,在灰泥质沉积物的界面上发生准同生交代作用,从而生成了准同生白云岩,但并不排除蒸发浓缩作用形成白云岩的可能性。可以看出,该文虽在题目中明确要研究“白云岩的热水沉积成因”,但结论却是准同生的交代作用。此外,该文将矿区白云岩分为同生白云岩和变质白云岩,且以后者为主,即大量白云岩是区域变质和热液交代形成。而且文中的地球化学特征讨论未能区分这两种白云岩。高计元等(1999)依据白云岩分布具有一定层位,含矿白云岩呈层状、似层状或透镜状沿区域性深大断裂分布,盆地中心厚度大,边部厚度中或尖灭;中心部位呈块状构造,往边部逐渐变为条带状、条纹状、纹层状构造,中央部位岩石成分较纯,边部杂质含量较多;含矿白云岩不含来自地幔岩浆作用的地幔碎屑或矿物捕虏体、捕虏晶,而含有大量的热水沉积典型矿物,如重晶石、硫化物、萤石和非晶质二氧化硅等;结合碳、氧、锶同位素低于同期的海水碳酸盐岩,高于岩浆碳酸岩,认为含矿白云岩是由在海底循环的热水流体喷溢出海底并与海水混合沉积而成。涂光炽(1998)在总结超大型矿床时肯定“沉积喷流成矿可以较合理地解释围绕白云鄂博矿床成矿之诸种矛盾”,同时指出“但还应当作更深入的研究以求得进一步的验证”。二、对已有研究成果的总体评价及存在问题笔者等认为,沉积成因的认识有较坚实的野外地质基础,因而沉积学家和古生物学家大多数持这一认识。岩浆侵入成因论者主要是基于与其他火成碳酸岩在微量元素、同位素等方面的对比,以及在矿区附近有碳酸岩脉,持这种观点者主要是地球化学家。海底火山喷溢沉积的确凿证据是上覆板岩为碱性火山岩,且可以解释沉积论和岩浆论的大多数证据。与深源热卤水有关的认识可较好的解释C、H、O等同位素数据。但是,沉积论者无法解释白云岩没有沉积层理及全岩稀土和铌矿化;火成论者无法解释白云岩中十分发育的纹层,而且有大量生物。海底火山喷溢沉积和与深源热卤水有关的认识尚需对白云石、霓石、钠闪石、钠长石、萤石、磷灰石等从热水中沉淀的机制、白云岩缺少层理而有大量纹层、矿石中常见纹层状构造、下伏砂岩中的霓石化、钠闪石化、上覆板岩中的钠长石化、白云岩中有许多层板岩夹层等问题作出合理的解释。三、本书的新认识——赋矿白云岩是大型微晶丘,但微晶丘与热水作用有关包括本书主要作者在内的研究组经多年研究,在北京西山寒武系顶部首次确认原“纯灰岩”是一个微晶丘,解决了长期未决的一个问题(季强等,1997;彭阳等,1998);基于北京西山的研究经验,在白云鄂博东南25km的腮林忽洞群顶部又很容易地识别出了一个微晶丘(乔秀夫等,1997);接着在对白云鄂博矿床进行考察时发现白云鄂博矿床的赋矿白云岩与腮林忽洞群顶部的微晶丘宏观地质、地貌特征十分相似,推断赋矿白云岩也是一个微晶丘(乔秀夫等,1997);经进一步研究,获得了的证据(章雨旭,1998a,1998b)。在杨晓勇等(2000)一文中,本项目组依据碳、氧同位素特征将白云鄂博矿床的形成归结为地幔流体对微晶丘的交代。但在接着的研究中,笔者等发现了的热水沉积证据,进一步修订了部分作者的认识,即微晶丘本身是热水沉积成因的(章雨旭等,2005)。官方服务官方网站