堇青石研究报告

(1)气孔率高。多孔陶瓷的重要特征是具有中较多的均匀可控的气孔。气孔有开口气孔和闭口气孔之分，开口气孔具有过滤、吸收、吸附、消除回声等作用，而闭口气孔则有利于阻隔热量、声音以及液体与固体微粒传递。(2)强度高。多孔陶瓷材料一般由金属氧化物、二氧化硅、碳化硅等经过高温煅烧而成，这些材料本身具有较高的强度，煅烧过程中原料颗粒边界部分发生融化而粘结，形成了具有较高强度的陶瓷。(3)物理和化学性质稳定。多孔陶瓷材料可以耐酸、碱腐蚀，也能够承受高温、高压，自身洁净状态好，不会造成二次污染，是一种绿色环保的功能材料。

【预习内容】动力变质岩、接触热变质岩的常见类型及主要特征，共生分析方法。【实验目的及要求】1.掌握动力变质岩的结构特点。2.掌握接触热变质岩的结构特点和特征变质矿物特点。3.能正确鉴定动力变质岩、接触热变质岩的主要岩石类型。4.掌握变质岩的分类、命名方法。【实验内容】1.观察并认识碎裂结构、糜棱结构，棱角状或眼球状碎斑定向排列构造。2.观察并认识变晶结构、变余结构、角岩结构及块状构造等。3.识别特征热变质矿物:红柱石、堇青石、硅灰石、绿帘石、硬绿泥石、普通角闪石、钠长石、阳起石、透闪石、透辉石、滑石。4.主要岩石类型:构造角砾岩、碎裂岩、糜棱岩、蛇纹岩、云英岩、大理岩、矽卡岩、角岩等。【实验指导】一、常见接触热变质岩、动力变质岩的类型及主要特征角岩 是接触变质中特有而且常见的岩石，细粒粒状变晶结构或斑状变晶结构，肉眼下一般为致密均匀的块状构造。主要由细粒长石、石英、云母及角闪石等组成，角岩中由于矿物颗粒较细，致密坚硬，不具定向构造，表面光滑，很像“牛角”，因此得名。一般按斑晶矿物可进一步命名，如红柱石角岩、堇青石角岩等。玻化岩 在岩体与围岩接触带靠近岩体一侧围岩中由于变质温度很高，且冷却速度很快的情况下，大部分物质来不及结晶而形成玻璃。这种在岩体边部且全部由玻璃组成的岩石叫玻化岩。糜棱岩 是动力变质岩的典型岩石之一。细粒至微细基质含量50%～90%。具显著剪切面理，可称糜棱面理。糜棱面理与韧性剪切变形的运动学图像相适应。基质之间为未受塑性变形的原岩物质称为“残斑”。残斑矿物因流变学性质不同有着不同形态。原岩中石英晶粒易于因晶内塑性拉长呈扁豆状甚至呈纹带状，长石类多呈透镜状，常沿内部解理移动形成多米诺骨牌一样的构造，可借以判定局部剪切作用的方向。云母、角闪石的残斑常被拉断呈布丁或鱼状，称“云母鱼”。残斑矿物晶内常有塑性变形，如石英残斑中的变形纹、变形带和“毕姆纹”，其他矿物残斑也有明显的晶内塑性应变如波状消光、机械双晶、双晶叶理和解理的弯曲、扭折以及晶粒边缘的颗粒化等现象。碎裂岩 碎裂岩不同于糜棱岩，成因上以脆性变形为主。岩石无明显的定向构造。碎基含量50%～90%，主要碎裂物质粒径在0.1～0.5mm之间。碎斑矿物常见显微裂隙等脆性破裂的特征，重结晶作用相对微弱。二、常见特征热变质矿物的主要鉴定特征堇青石 (Mg，Fe)2Al3［AlSi5O18］斜方晶系肉眼下鉴定特征:无色，大多数为粒状或不规则状，但有时呈自形的短柱状，横断面为六边形。﹛010﹜解理不完全，其特征与石英十分相似，但在风化面上，由于堇青石容易分解形成绢云母和蛇纹石而形成粒状小凹坑，可作为手标本鉴定堇青石的标志。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，多不规则粒状、梅花状或纺锤状，晶形较好时为六边形和短柱状。低负突起-正突起，干涉色Ⅰ级灰-Ⅰ级黄白。平行解理面方向平行消光。常具双晶，有三连晶、六连晶和聚片双晶等，薄片鉴定中常与石英、无双晶长石等相混淆，而被遗漏，它是二轴晶负光性或有时正光性，光轴角大，可与石英区别;垂直双晶结合面的横切面，相邻单体间对称消光，消光角30°，可与钾长石、斜长石相区别，另外堇青石折射率、双折率均高于钾长石。在堇青石中细小锆石(独居石、磷灰石、金红石)包体周围经常见到很特殊的柠檬黄的多色晕，是鉴别堇青石的主要特征之一。硅灰石 CaSiO3三斜晶系肉眼下鉴定特征:灰白色，板柱状，集合体呈纤维状、放射状，{100}解理完全，{001}解理次之。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，板状晶体，有时呈放射状集合体，{100}、{001}两组解理，沿b轴延长的柱面近平行消光，延性不定，Ⅰ级干涉色，(－)2V小，可与透闪石区别。红柱石 Al2SiO5斜方晶系肉眼下鉴定特征:浅红色，风化后呈灰白色或黑灰色，柱状晶体，集合体呈放射状，平行﹛110﹜解理完全。偏光镜下鉴定特征:无色，有时略带粉红-浅绿多色性，底面可见{110}两组近直交解理，柱面可见一组解理，平行消光，负延性，中正突起，Ⅰ级黄干涉色，有时含炭质包裹体，在底面呈十字形分布，称空晶石，(－)2V大，晶粒边缘往往绢云母化。是Al2SiO5三个同质多象矿物的镜下观察，建议从晶系、结晶习性(尤其是矿物横断面特征)、解理、消光类型、延性等方面进行对比区分。钠长石 Na［AlSi3O8］斜方晶系肉眼下鉴定特征:呈板片状或条状，呈放射状或半平行的条状集合体称叶钠长石，有时呈他形细粒状的集合体。钠长石常呈纺锤状、细脉状、杆状、泡状等嵌晶，在钾长石中产出，还常在钾长石中呈条纹与棋盘格状，或在其外缘分布呈净边。大量的碎屑颗粒可沿{001}解理方向平卧，经常见有石英、微斜长石和白云母的包裹体。可具环带构造，但很少见。偏光镜下鉴定特征:无色透明，低负突起。折射率随成分中An的增加而加大。解理{001}完全，{010}较完全，但经常不甚发育，{001}∧{010}=86°。干涉色通常为Ⅰ级灰-灰白。斜消光，消光角较小。晶面不同，消光角也不同。低钠长石的消光角较高钠长石的大。具钠长石律双晶，双晶带的数目较少，也不像更长石那样细密，有时可见有肖钠双晶并可与钠长石双晶构成复合双晶，其他双晶律则很少见。有些钠长石则不具双晶。负延性。高钠长石(－)2V=50°～60°，过渡型钠长石(－)2V=60°～90°，低钠长石(+)2V=90°～78°(或高钠长石(－)2V=45°～50°，低钠长石(+)2V=77°～83°)。与钾长石的区别是:(低)钠长石为正光性并为聚片双晶，而钾长石为负光性，常为简单双晶或格子状双晶;而且钠长石的干涉色比钾长石略高;钾长石常有钠长石嵌晶，构成条纹结构;钾长石的风化产物为肉红、褐红色，钠长石为浅灰色。糖粒状、无双晶的钠长石最易误认为石英，但石英为低正突起，一轴正晶，不见双晶，无解理;而钠长石是负突起，有双晶和解理，并为二轴晶。霞石是一轴晶，双折射率略低，与钠长石不同。有时具有聚片双晶的堇青石可混同于钠长石，区别在于折射率，只要细心地注意一下，低负突起的钠长石和多为低正突起的堇青石就不难分开了;而且有双晶结合面的堇青石，在垂直双晶面的横切面中呈对称消光、消光角为30°;堇青石还常出现多色晕，据上均可区别于钠长石以及其他长石。透辉石 nNaAl［Si2O6］·mCaMg［Si2O6］单斜晶系肉眼下鉴定特征:绿色、暗绿色，有时呈蓝绿色、浅绿和灰白色，柱状，其他特征同辉石类矿物。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色至淡绿色，具弱多色性，c∧Ng=34°～48°(+)2V=56°～84°。为榴辉岩特征矿物。滑石 Mg3［Si4O10］(OH)2单斜晶系肉眼下鉴定特征:白、淡黄色、浅绿色、粉红色及浅褐色，常呈细小鳞片状，硬度小，有滑腻感。偏光镜下鉴定特征:薄片为无色或淡黄-淡绿的多色性，片状或细小鳞片状，低正突起，有闪突起现象，晶体较大的切面中可见一组完全解理，干涉色鲜艳，可高达Ⅲ级橙，比白云母要高，仅利用干涉色很难区别他们。近平行消光，正延性，二轴晶负光性。滑石光轴角较小(<30°)，另滑石常与富镁质的矿物共生，是不同于白云母之处。三、变质岩常见结构构造特征(17-1)表17-1 变质岩常见结构构造的主要特征表续表四、动力变质岩及接触热变质岩石大类的主要鉴别特征(表17-2)表17-2 主要变质岩类型的鉴定特征表五、接触变质岩的分类命名方案和方法接触变质岩是在岩浆活动(包括侵入和喷出)过程中所散发的热或挥发分作用于围岩发生变质作用所生成的岩石。按接触变质作用因素和方式可分为热接触变质作用、烘烤变质作用、接触交代变质作用及其相应的变质岩。表17-3 碎裂变质岩分类命名简表1.热接触变质岩的命名对热接触变质岩的命名可以冠以“热接触”字样，如热接触大理岩;或以“角岩”这一基本名称结合主要成分(化学成分或矿物成分)命名，如长英质角岩、辉石斜长角岩。对热接触变质作用较弱、保留原岩组构者，则以原岩类型为基本名称，冠以“角岩化”进行命名，如角岩化泥(页)岩、角岩化钙硅质板岩。2.接触交代变质岩的分类与命名最利于接触交代作用进行、具有重要成矿物意义的是中-酸性岩浆(岩)与碳酸盐岩类接触交代生成的“矽卡岩”。随碳酸盐围岩成分的不同，生成的矽卡岩分为钙质矽卡岩和镁质矽卡岩两类。矽卡岩的命名是以组合矿物种属及其量比，遵循“少前多后”的原则命名。若岩石具有斑杂状、角砾状或条带状构造，则冠以构造名称，如:角砾状辉石石榴子石矽卡岩等。镁质矽卡岩的命名也是以组合矿物其量比，结合特殊构造命名，如:橄榄透辉石矽卡岩、条带状金云母透辉石矽卡岩。3.蚀变岩的分类与命名对于保留部分原岩组构的蚀变称为“×××化”;对于原岩组构彻底改变者，则以蚀变产物为依据命名。不彻底的各类蚀变，通常是以蚀变形成的新生矿物结合原岩命名，如蛇纹石化××岩、绿泥石化××岩等。需要注意的是:各种金属矿物在围岩中聚集，当未达到工业品位时也用“化”，这与前面“蛇纹石化”等的意义是不同的。六、碎裂变质岩的分类与命名碎裂变质岩是各类岩石受动力变质作用的产物，其岩石类型取决于原岩类型和应力强度，其分类和命名见表17-3。【编写实验报告】利用变质岩的观察描述方法系统观察描述以下岩石:1.手标本:碎斑岩、糜棱岩、云英岩、矽卡岩、大理岩、红柱石角岩、堇青石角岩。2.薄片:碎斑岩、糜棱岩、云英岩、矽卡岩、大理岩、红柱石角岩、堇青石角岩。每次实习选2～3种岩石标本和薄片进行详细系统观察描述并编写实验报告。官方服务官方网站

一、目的要求（1）掌握接触变质岩的主要岩石类型及其矿物成分特征。（2）掌握气液变质岩的主要岩石类型及其矿物成分特征。（3）掌握动力变质岩主要岩石类型的岩性特征。二、实验内容（一）接触交代变质岩主要岩石类型的观察与描述1.观察和描述以下岩石标本◎绢云母斑点板岩：灰黑色，板状构造或斑点构造，基本上保留了泥质岩的特征，有少量的绢云母、绿泥石、红柱石、堇青石等。◎堇青石云母角岩：灰黑色，隐晶质，致密，角岩结构，主要矿物有黑云母、石英、红柱石、堇青石、长石等。◎大理岩：灰白色，粒状变晶结构，块状构造，矿物成分主要有方解石、白云石、蛇纹石、绿泥石、滑石等。◎石英岩：灰白色，中细粒状花岗变晶结构，块状构造，矿物成分主要有石英、长石、绢云母、绿泥石、云母等。◎矽卡岩（钙矽卡岩和镁矽卡岩）：暗红色、褐灰色、暗绿色，不等粒状变晶结构，块状构造，矿物成分主要有石榴子石、辉石、透辉石、绿帘石、金属矿物等或橄榄石、金云母、透辉石、尖晶石、金属矿物等。2.描述举例石榴子石矽卡岩（钙质矽卡岩）肉眼观察：浅褐灰色，粒状结构，块状构造。质坚硬，密度大。矿物成分：石榴子石，呈浅褐色不规则粒状，呈油脂光泽；绿帘石，浅黄绿色，土状，暗淡光泽等。镜下观察：主要矿物成分有钙铝榴石（具全消光现象，发育双晶及环带构造，含量约占60%）；绿帘石（约占25%）；斜长石＋石英（含量＞10%）；绢云母、绿泥石、少量透辉石。矿物颗粒紧密镶嵌，构成粒状变晶结构。绿帘石化作用较强，还有绢云母化现象。红柱石堇青石角岩肉眼观察：岩石呈灰黑色，斑状变晶结构，块状构造。变斑晶为红柱石和堇青石，红柱石呈柱状，集合体呈放射状，形似菊花。堇青石呈粒状，灰蓝色，个别颗粒显似贯穿双晶。镜下观察：斑状变晶结构，基质具变余砂泥质结构。变斑晶为堇青石和红柱石。基质为碳质和黑云母等。约占岩石的75%。堇青石呈粒状或不完整的柱状，含量约占20%，常显示三连晶式或六连晶式双晶；干涉色与石英的相似，为灰白色。红柱石为长柱状，含量约占5%，平行消光，负延长，横切面上见十字形碳质包裹体。基质中的碳质含量约占35%，颗粒细小，不透明；黑云母含量约占25%，淡褐色-褐色，吸收性很强。（二）气液变质岩和动力变质岩主要岩石类型的观察与描述1.观察以下手标本或薄片◎蛇纹岩：黄绿色或暗绿色，由于颜色深浅不一，形成斑驳花纹。鳞片变晶结构，致密块状，质地较软，具滑感。主要由蛇纹石、磁铁矿、铬铁矿等组成。◎云英岩：浅灰色，中粒花岗变晶结构，块状构造。主要由云母和石英，还常见一些富含挥发组分的矿物和金属矿物等。◎青磐岩：灰绿色至黑绿色，中粒变晶结构，块状构造或角砾状构造。矿物成分主要为阳起石、绿泥石、绿帘石、长石、石英等。◎构造角砾岩：岩石破碎成角砾状结构，角砾棱角显著，大小不一，无序排列；胶结物为铁质、硅质和碳酸盐等。◎碎裂岩：碎裂结构，大小不一的岩石碎块缝隙间充填着铁质、硅质和碳酸盐等。◎糜棱岩：糜棱结构，带状构造，坚硬致密，主要由花岗岩、片麻岩、石英岩等岩石破碎而成。◎千糜岩：鳞片变晶结构，千枚状构造。千糜岩是一种原岩遭受强烈挤压破碎后，经明显重结晶作用形成的动力变质岩，主要由微粒状的石英、长石和大量新生矿物（绢云母、绿泥石、方解石等）组成。2.观察气成热液变质岩及动力变质岩的结构构造时注意事项（1）在观察描述气液变质岩时，要着重观察蚀变矿物的种类及蚀变强度，因为它们是分类命名的主要依据。一般在蚀变轻微的岩石中，尽量以原岩名称作为基本名称，以蚀变矿物作为附加形容词，如蛇纹石化橄榄岩、云英岩化花岗岩等；当蚀变强烈不能恢复原岩时，可直接用蚀变矿物命名，如云英岩、蛇纹岩等。（2）动力变质岩的分类命名，主要依据碎裂程度，只有当碎裂程度很高，且破碎物质已发生重结晶、重组合时，矿物组合在命名中才起作用。为此，在该类岩石实验中，必须把碎裂结构构造作为观察的重点。3.描述实例蛇纹岩肉眼观察：暗黄绿色，呈斑驳状花纹。鳞片状，具滑感，隐晶质结构，块状构造。主要矿物为蛇纹石，次要矿物有磁铁矿、铬铁矿，零散分布。镜下观察：矿物成分有：蛇纹石，鳞片状，干涉色Ⅰ级灰-黄；绿泥石，干涉色呈异常蓝色，平行消光；磁铁矿、铬铁矿，不透明，零散分布。结构：纤维变晶结构。岩石主要由叶蛇纹石和纤维蛇纹石组成，它们是由橄榄石、辉石交代蚀变而来，橄榄石和辉石的轮廓呈粒状、有的具六边形，其边缘被析出的铁质所环绕。纤维蛇纹石呈脉状，其脉宽窄不一，穿插于叶蛇纹石之中。磁铁矿呈他形、半自形粒状，以断续的条带分布在蛇纹石中。碎裂辉长岩灰黄-灰绿色，碎裂结构或角砾结构，块状构造。碎屑大小不一，棱角分明，主要为由斜长石和辉石组成，具裂纹、扭曲等现象，含量占60%～70%，碎基主要由斜长石、辉石等组成，含量为30%～40%。斜长石聚片双晶明显。破碎物质中有的已重结晶形成绢云母和绿泥石，因而使岩石呈浅绿色，具丝绢光泽。三、实验报告及作业描述以下标本：斑点板岩、红柱石云母角岩、大理岩、石英岩、矽卡岩、云英岩、青磐岩、构造角砾岩、碎裂岩、糜棱岩、千糜岩。四、思考题（1）钙质矽卡岩与镁质矽卡岩在岩性特征和成因上有什么区别？（2）常见的气液变质岩有哪些岩石类型？何种岩石最容易蛇纹石化，变成蛇纹岩？（3）碎裂岩与糜棱岩的区别何在？片麻岩和糜棱岩中的“眼球状”石英有何不同？官方服务官方网站

一、区域变质型石墨矿床矿床产于早前寒武变质岩系中。岩系由一套富含石墨高铝的片岩、片麻岩，同时夹有大理岩、石英岩等副变质岩石组合组成，这套岩石组合也被称为孔兹岩系。岩系中常见的特征矿物有：石墨、磷灰石、矽线石、紫苏辉石、单斜辉石、中长石、石榴子石、堇青石等。国内外区域变质岩系中的石墨矿床，无例外的产于孔兹岩系和与之类似的变质沉积岩系中。孔兹岩系的原岩为富含碳的高铝粘土岩-半粘土岩、砂岩、白云质泥灰岩、石灰岩。在片麻岩中，经常见有金红石、锆石的磨圆碎屑颗粒，说明其原岩应为陆源浅海沉积产物，大多形成于新太古代末-古元古代末。石墨矿床一般呈层状、似层状和透镜状并多层产出，与容矿围岩呈整合接触，具层控特点，沿一定层位延长可达几公里至几十公里。矿体受变形强烈，使矿体形态、产状复杂，有时可成群、成带分布。矿体主要为石墨片岩或石墨片麻岩，变质程度一般达角闪岩相和麻粒岩相。矿床附近有时受混合岩化作用，出现一些花岗伟晶岩脉。矿石的物质成分和组构与近矿围岩相同。常见的矿石自然类型有石墨片岩和石墨片麻岩两种，其次有石墨透辉岩，少数矿床中还有石墨变粒岩、石墨大理岩及石墨混合岩。矿石中以含鳞片状石墨为其突出特点。此外，还有斜长石、石英、黑云母、石榴子石、钾长石、透辉石、锆石、金红石以及铁、铜、锌等金属硫化物。石墨等矿物在矿石中均匀分布，定向排列，构成片麻状或片状构造，鳞片片径一般为0.5～1.5mm，因受混合岩化片度可加大，鳞片并局部集中形成斑杂状构造，直至形成一些石墨脉体。矿石品位较稳定，碳含量一般为5%～10%。有的矿石中V2O5含量较高，为0.02%～0.1%；P2O5的含量也较高。当矿体受断裂破坏，石墨矿石发生泥化，断裂通过之处矿石质量降低。矿石中石墨碳同位素值与大理岩中方解石碳同位素值相差很大，而与天然焦及原油的碳同位素值相近（表3-1），说明形成石墨碳采自有机碳，而不是由碳酸盐岩经变质作用转变而成的无机碳。表3-1 石墨矿床与有机化合物碳同位素组成测定表表3-1说明，早前寒武纪结晶片岩岩中的石墨矿床属区域变质类型。早前寒武纪孔兹岩系中大理天然石墨矿床的出现记录了地球上第一次大规模生物的活动，推测当时的大气已由还原转变为氧化性质。孔兹岩发育的浅海沉积环境适于藻类的生长，大量繁殖的藻类被埋藏在泥砂沉积物中，经区域变质作用则形成了石墨矿床。这类矿床一般规模为大—中型，石墨质量好，品位较稳定，易于选矿，并可露天开采，是石墨矿床中的最重要类型，在世界上占十分重要的地位。我国已探明石墨储量的95%来自本类型。我国山东莱西南墅，黑龙江鸡西柳毛、勃利佛岭，内蒙古兴和，江西金溪等石墨矿床都属于本类型。此外，在俄罗斯、朝鲜、马达加斯加、挪威等国也是重要石墨矿床类型。国内该类型矿床以山东南墅石墨矿床最为典型，特点如下：矿床产于中朝克拉通胶辽地块西南端的古元古代荆山群上部（图3-2），岩石组合构成石墨建造，自下而上可分为3个岩石组合。1.大理岩、角闪斜长片麻岩夹石墨片麻岩组合以蛇纹石化橄榄石大理岩和角闪斜长片麻岩互层为主，夹石墨片麻岩、石榴斜长片麻岩和少量斜长角闪岩、透辉岩和石英岩等，最大厚度420m，含有1个石墨矿层。2.角闪斜长片麻岩夹大理岩和石墨片麻岩组合以角闪斜长片麻岩为主，夹金云母、方镁石橄榄大理岩和石墨片麻岩以及少量的黑云母变粒岩和斜长角闪岩等，最大厚度950m，含有1个石墨矿层。3.大理岩角闪斜长片麻岩组合由白云石大理岩、蛇纹石化橄榄大理岩和角闪斜长片麻岩互层组成，有少量的含石墨岩石，一般不含工业石墨矿层，最大厚度约510m。在整个含矿建造中，最主要的岩石类型是角闪斜长片麻岩，厚度占剖面的60%以上；其次是以橄榄大理岩为主的白云质大理岩类，厚度约占25%；石墨片麻岩约占7%～8%；其余岩石只占6%～7%。因此，含矿建造为含碳角闪斜长片麻岩-石墨黑云片麻岩-镁质大理岩、角闪斜长片麻岩，其原岩为浅海相或潟湖相含碳杂砂岩—粘土岩—镁质碳酸盐岩建造，其中丰富的有机质为以后形成石墨矿床提供了物质基础。南墅石墨矿床包括院后矿体、刘家庄矿体和岳石矿体，向东向西断续延长约4km。①院后矿体呈透镜状，东西长600m，最厚处80m左右，矿体直接围岩为透辉岩和白云质大理岩等；②刘家庄矿体位于院后矿体以北80m处，有数层厚度不等的石墨矿层经褶皱形成复杂的矿层群，自刘家庄往西石墨矿层延长约2km，厚4～53m，围岩主要是石榴斜长片麻岩和白云质大理岩，靠近岩体常有透辉岩或长石透辉岩分布；③岳石矿体主要分布在小沽河西岸，东长1km多，为复式矿层，总计厚度100～200m，夹石主要为石榴斜长片麻岩，此外还有透辉岩和石英岩，矿体向南倾，下盘围岩为黑云石榴斜长片麻岩、蛇纹大理岩、长石透辉岩和透闪岩，上盘围岩有黑云片麻岩、蛇纹大理岩、透辉岩和角闪斜长片麻岩等（图3-2）。图3-2 岳石石墨矿床地质示意图（据南墅石墨矿床勘探报告，1965）Bm—人工堆积物；Q—第四系；MfHg—混合岩化石榴斜长片麻岩；Bg—墨云母片麻岩；AHg—角闪斜长片麻岩；Smb—蛇纹大理岩；HD—长石透辉岩；G—石墨片麻岩；F—破碎带南墅石墨矿石中鳞片片径0.01～6mm，以0.1～0.4mm较多，粗鳞片比例较高。各种矿石品位一般为5%～10%。硫铁含量偏高，Fe2O3为5%～12%，S为1%～5%，主要来自细脉状、薄膜状分布的黄铁矿。石墨片麻岩矿石中多含金红石，尤以富长英质矿物的矿石中金红石量较高，一般每吨原矿含金红石为1～3kg，可综合回收利用。硫化物脉与长英质矿物成分都与混合岩化有关。在岳石矿体中矿石主要为片麻状构造，石墨鳞片大致均匀分布和定向排列，有的按不同矿物呈平行细条纹，反映原始的微层理。院后矿体中矿石构造主要为花斑状构造，也有片麻状构造。花斑状构造矿石的石墨鳞片较片麻状者石墨鳞片大，并且常集中成一些小聚集体，分布在长石、石英等因重结晶而变得较粗的矿物颗粒之间，晶片排列无一定方向。南墅石墨矿床的石墨及围岩大理岩中碳酸盐的碳同位素分析资料表明，两者并非同源，石墨碳来自有机质，而大理岩中碳酸盐的碳是无机成因的（图3-1）。各种特点表明，南墅矿床是沉积变质成因的，在混合岩化作用过程中，矿体局部又受了有关热液的改造。山东莱西县南墅石墨矿床，矿石质量好，探明储量达390×105t，接近大型矿床，是我国生产石墨最古老的矿山，在国内石墨生产中占有重要地位。二、接触变质型石墨矿床在变质煤系地层中产出的隐晶质土状石墨是石墨矿床中仅次于区域变质型层状石墨矿床第二重要矿床类型。这类型矿床是由于煤层受中酸性岩浆侵入，发生接触热变质而成，因而决定了它一系列地质特征。在我国主要有湖南郴县鲁塘石墨矿床和吉林磐石烟筒山石墨矿床。含煤岩系由碎屑岩和生物岩组成，即由泥质岩、泥质、粉砂质岩，砂岩和煤层（岩）、油页岩等组成。因接触变质煤层变成石墨矿石以外，其余的岩石在受到岩浆侵入，因接触热变质形成各种角岩。虽离侵入体远近不同受热变质强度不等，则出现热变质相的分带，特别是泥质岩反应的更灵敏。从较高温到较低温出现石榴子石、矽线石、电气石、堇青石和红柱石等特征变质矿物。整个岩层从接触带往外，表现的强的角岩化到轻微的角岩化，直至未变质的原岩。而煤层则从结晶的细鳞片状石墨到隐晶质石墨，到石墨化无烟煤渐变过渡到无烟煤。由于含煤岩系中常有多层煤产出，因而也往往有多层石墨产出。矿体呈层状或透镜状，厚达几十米，延长几百米或几公里。矿石主要由隐晶质石墨组成，石墨结晶程度极低，颗粒小于1μm，集合体为土状，其中杂质矿物有石英、粘土矿物、金红石、碳酸盐和黄铁矿等。矿石品位较高，一般为60%～80%，有的超过90%，但矿石可浮选性差，大多数情况下经过手选再进行细磨分级即得成品。一般可将选后的精矿和尾矿分别作不同质量的产品出售。这类矿床规模较大，石墨含量高，是石墨矿床的主要类型之一，在世界上占重要的经济地位。因矿石为土状结构，所以不及鳞片状石墨应用广泛。在我国，该类石墨矿床广泛分布在石炭、二叠、侏罗系煤系地层中，主要矿床有吉林磐石、湖南鲁塘、福建漳平高山、广东连平梅洞等石墨矿床。国外主要产隐晶质石墨的国家有朝鲜、奥地利、墨西哥和俄罗斯等国。该类的典型矿床是湖南郴州鲁塘石墨矿床，其特点如下：矿区地层自下而上包括：上二叠统斗岭组（P2ι）含煤碎屑岩系，厚390m；下二叠系当冲组（P1d）碳质页岩夹灰岩、铁锰质硅质岩，厚25m；栖霞组（P1q）结晶灰岩、泥灰岩，厚75m，构成一向斜构造。向斜内主要分布斗岭组，其下段（P2ι1）以泥质岩、粉砂岩为主；上段（P2ι2）除泥质岩、粉砂岩、砂岩外，含煤4层，是含石墨层位。印支期（158～233Ma）骑田岭花岗岩沿向斜构造东翼侵入二叠系之中。岩体呈卵形，面积约70km2，长轴与褶皱轴平行，有较长的接触带（长6500m，宽800m），为白色斑状细粒黑云母花岗岩。侵入作用引起斗岭组含煤岩系发生接触变质，碎屑岩角岩化，出现红柱石、堇青石角岩，煤层则变质成无烟煤和石墨。石墨矿床主要产于斗岭组上段，矿层与煤层相当，可见煤层中的无烟煤 石墨化无烟煤-石墨矿的变化关系。一般与花岗岩接触带500m以内为鳞片状晶质石墨，越近岩体，鳞片越大；距接触带500～800m范围内为细鳞片到隐晶质石墨；距接触带800～1200m范围内全部为隐晶质土状石墨；1200m以外为石墨化无烟煤。这种分带大致与花岗岩平行。矿体呈层状，沿煤层有矿4层（图3-3a）。各矿层平均厚度分别为：Ⅰ（0.59m）、Ⅱ（1.42m）、Ⅲ（0.57）、Ⅳ（1.14m），其中Ⅱ、Ⅲ是主要矿层。各矿层之间的距离：Ⅰ-Ⅱ之间为45m，Ⅱ-Ⅲ之间为56m，Ⅲ-Ⅳ之间为57m。石墨矿层控制长800～1000m，平均厚1.42～1.5m，控制延深200～400m以上。由于挤压作用，矿层沿倾斜方向发生剧烈的塑性变形，出现复杂的柔皱，呈齿状、束状、根须状、束状分枝复合变化（图3-3b），失去层状矿床的稳定性。矿石呈土状、致密块状或页片状，但仍见原始的层理构造。矿石主要组成矿物有石墨（70%～80%）、石英（5%～7%）、伊利石和高岭石（5%～10%）及少量黄铁矿。石墨多呈隐晶及微晶集合体，以前者为主，含少量细晶鳞片。隐晶石墨呈无定形花瓣状、叠层状，其中杂以半自形-自形六方片状，片状一般为0.2μm。细晶鳞片见于隐晶块体之裂隙或空洞中，片径1～2 μm，呈羽状或束状排列。矿石品位68%～80%，局部达94%，含硫0.07%～1.60%。石墨矿层近地表通常有数米至十多米以低碳低硫为标志的氧化带，其中固定碳含量为55%～65%，部分矿石失去工业价值。目前已探明储量达664.5×105t，是我国最大的接触变质型石墨矿床。图3-3a 鲁塘石墨矿床地质剖面图（据何昌柱等，1987）1—长兴组（P2c）；2—斗岭组上段（P2ι2）；3—斗岭组下段（P2ι1）；γ—骑田岭花岗岩；Ⅰ—Ⅳ石墨矿层；F—断层图3-3b 鲁塘石墨矿体形态素描图（据何昌柱等，1987）1—石英砂岩；2—碳质板岩；3—角岩化粘土岩；4—石墨矿体三、热液型脉状石墨矿床这种石墨矿床产于结晶片岩、大理岩的裂隙中，常构成巨大的矿带。带内分布有伟晶岩脉、花岗岩脉。矿带中的矿脉呈单脉状、树枝状或网脉状，有的为板状矿体，并与围岩片理一致，矿脉倾角一般很陡。脉厚由数厘米到数十厘米，延长可达数十米或更长。大多数矿脉中石墨含量极高，有的可达75%～98%。共生矿物主要为高温气成矿物黄玉、电气石、磷灰石等，以及长石、辉石、金红石、磁铁矿、石英、方解石和黄铁矿、辉钼矿等硫化物。石墨呈柱状、板状、纤维状等细长晶体垂直脉壁生长，晶体长度一般数厘米，有的可达1m。目前对这种矿床类型的形成研究得不够，推测可能与变质热液或混合岩化热液作用有关，热液活动促使岩石中的碳活化转移，至构造裂隙中富集成矿。这种矿脉附近常分布有金矿化，值得注意。该类型矿床质量较好，有一定的经济价值，但分布不广。斯里兰卡（规模较大的脉状）石墨矿床总储量达2000×105t，美国、墨西哥也有此类型矿床。四、矽卡岩型石墨矿床这类矿床产于侵入岩体与石灰岩接触带的透辉石、石榴子石矽卡岩中。矿体呈透镜状、巢状，鳞片状石墨呈浸染状分布于矽卡岩中。矿体厚十几米，长达100～150m，石墨品位一般10%～20%，最高可达60%～80%。这类矿床石墨质量好，储量也可很大，在国外是一个重要的矿床类型，但分布稀少。目前所知，只有加拿大安大略、魁北克的矿床最为著名，美国的安德路达克也有此类矿床。五、岩浆型石墨矿床矿床产于霞石正长岩、混杂花岗岩中。矿体呈大小不等的株状、巢状、透镜状、细脉状，矿体可成群出现，单个矿体规模小，长不过几米至几十米。在霞石正长岩中石墨为细鳞片状集合体，呈浸杂状分布，石墨含量高，一般达60%～85%。矿床规模较小，分布不广。矿床成因属岩浆矿床，正长岩侵入围岩后，捕虏了其中的灰岩，被岩浆同化后，使岩浆富集CO2，在其结晶过程中，CO2被还原，结晶出石墨。以俄罗斯伊尔库茨克的波托果尔矿床为代表。在混染花岗岩中的石墨，为晶质鳞片状集合体，呈球状、豆状、斑杂状和浸染状分布。岩体中含有石墨，矿体与围岩为渐变过渡关系。石墨矿石中含有铜的硫化物及稀有稀土元素矿物，可综合利用。矿石中固定碳含量一般为4%～6%，伴生元素有Cu、Ti、Zr、Hf、Y、Yb、Ge、Be、Ta、Nb 等元素。矿床可能从富含挥发组分（CO2）花岗岩残余溶浆中结晶而成。矿体含有大量碳质页岩的角砾，推测残浆中碳至少有一部分来自围岩的有机碳。该类矿床罕见。官方服务官方网站

【预习内容】区域变质作用的概念、区域变质岩的类型及特征、不同变质相的主要岩石类型。【实验目的及要求】1.掌握区域变质岩常见岩石的基本特征、物质组合及结构构造特征。2.掌握各类岩石的分类命名原则与定名方法。3.了解区域变质岩的原岩建造。【实验内容】1.肉眼识别主要的变质成因矿物:沸石、绿泥石、绿帘石、石榴子石、蓝晶石、硬柱石、矽线石、透闪石、硬绿泥石等。2.熟悉埋藏变质岩、造山变质岩、混合变质岩类中主要的岩石类型———板岩、千枚岩、片岩、片麻岩、变粒岩、大理岩、混合岩的基本特征。3.区域变质岩的分类命名方法。【实验指导】一、区域变质岩的分类和命名与化学分类和物理分类不同，岩相学分类是基于岩石的矿物成分、结构构造等岩相学特征把岩石划分成不同类型，不同岩石类型有不同的基本名称。与火成岩和沉积岩的岩相学分类不同，在变质岩分类中，常可找到一些名称是基于岩石构造的，如片岩;而另一些则基于矿物成分，如大理岩。这是地质学家约定俗成的结果。一些教科书中，仅以简单的列表介绍变质岩岩石名称。变质岩岩相学分类方案有两类:一类建立在矿物成分基础上称为矿物学分类，通常限于结晶质的区域变质岩，用矿物含量在双三角形分类图解上的投影点位置得出岩石的基本名称，称为矿物学分类，最著名的是Winkler(1976)的分类;另一类主要考虑结构构造，用岩石最显著的结构构造等特征划分岩石的基本类型，称为结构分类，Best(1982)的分类和Raymond(1995)的分类是结构分类的代表。由于矿物学分类基本名称采用片岩、片麻岩等结构构造名称，会出现岩石名称与岩石构造不符合的问题。而结构分类中岩石的基本名称与结构构造等最显著的特征一致，容易掌握，便于野外工作。近十年来国外岩石学教材均采用变质岩的结构分类，已成为变质岩岩相学分类的主流，因而我们亦采用变质岩的结构分类。所有分类在命名岩石时都遵循以下两个原则:①“以矿物名称+基本名称命名岩石，基本名称前矿物以含量多少为序排列，含量高的矿物靠近基本名称”的原则，基本名称前不同矿物之间在英文文献中通常用连字符“-”隔开，如Gt-Ch-Ms-Qschist(石榴子石-绿泥石-白云母-石英片岩);②当岩石的变余结构构造非常发育，原岩十分清楚时，则以“变质(meta-)××岩”命名之，其中“××岩”是原岩名称，如变质长石砂岩、变质砾岩、变质玄武岩、变质辉长岩等。我们建议的变质岩岩相学分类是在Best(1982)和Raymond(1995)的分类基础上拟定的。把变质岩分为面理化和无面理至弱面理化两大类。进一步按结构构造和矿物成分特征划分基本类型。该分类像Raymond分类一样，力图最大限度地反映基本岩石类型的岩相学特征，同时又像Best分类一样，避免使用不常用的岩石名称。分类中保持了板岩、千枚岩、片岩、片麻岩等基本名称的构造定义，也保持了大理岩、石英岩、蛇纹岩、榴辉岩等基本名称的矿物成分定义。一些岩石类型如片岩、角岩中，列出了一些有特殊定义的亚类名称，如绿片岩、蓝片岩、钙硅酸盐角岩、钠长-绿帘角岩等。值得特别指出的是，粒岩或××岩岩类的定义范围较宽，其中具花岗变晶结构者称粒岩，具其他结构者称××岩。前者相当于Raymond的“花岗变晶岩”，后者相当于他的“横交变晶岩”。粒岩或××岩的这个宽松的定义的方便之处是使我们可以用它来命名其他基本名称不好命名的岩石。如由蓝晶石、绿泥石、白云母组成的无面理岩石，叫蓝晶石-绿泥石-白云母片岩显然不合适，可叫做蓝晶石-绿泥石-白云母岩。由刚玉、正长石组成的具花岗变晶结构的岩石，可称为刚玉-正长石粒岩等。区域变质岩是由区域变质作用形成的一大类岩石，是变质岩中分布最广、成因复杂、岩石类型繁多的一类变质岩。对区域变质岩的分类，从不同的研究角度有不同的分类方案。从岩石学的角度则是以体现变质程度的变质构造为前提的分类，即由板状-片麻状构造所体现的变质程度由浅到深进行分类，详见表16-1。表16-1 区域变质岩的分类简表区域变质岩的命名是在以构造所体现的基本岩类的基础上按主要组分或组合矿物的种属及其含量比，遵循“少前多后”的基本原则来命名。在命名中，一般矿物(非特殊矿物)当其含量大于20%则参与命名，小于10%则不参与命名，对具有特殊意义(如成矿、变质相的典型指示相矿物等)的矿物(如石墨、蓝闪石等)，尽管其含量小于10%甚至5%，均应视研究的需要参与命名。二、区域变质岩主要影响因素区域变质岩是温度和压力共同作用于区域岩石而变质形成的，典型的、代表特定温度和压力条件的矿物种类和构造、结构(对混合岩尤其)是确定岩类的重要标志，是分析岩石成因—大地构造条件—乃至成矿条件的重要依据。三、常见区域变质岩的类型及主要特征板岩 多具变余结构、变余构造及板状构造。它主要由页岩、粉砂岩及凝灰岩经非常低级的变质作用而成，矿物成分只有部分重结晶，极细粒，肉眼难以鉴别;岩石具完好的平面面理，面理主要由极细粒绿泥石，或云母等片状矿物平行排列而成，几乎无光泽，与页岩比较具有明显的“粗糙”感和“坚硬”特征。千枚岩 具细粒鳞片变晶结构，千枚状构造，与板岩相比，千枚岩中矿物如云母和绿泥石等颗粒加粗，片理面上显示丝绢光泽。主要由细小的绢云母、绿泥石、黑云母、钠长石及石英组成。片岩 岩石中片柱状矿物含量较多，片柱状矿物定向排列组成显著面理。片岩中片状和柱状矿物之和一般大于15%，而长石含量一般小于25%。且岩石中常常发育有线理，粒度比板岩、千枚岩粗，因此单个矿物颗粒能用肉眼鉴定，可与千枚岩相区别(千枚岩中矿物不能用肉眼鉴定)。蓝片岩 含蓝闪石片岩的总称。一般具细粒鳞片变晶结构或纤状变晶结构，片状构造。主要由蓝闪石、硬柱石、硬玉及文石等高压低温矿物组成，可含绿纤石、红帘石、硬绿泥石、阳起石、绿帘石、钠长石、石英等。片麻岩 是一种长英质变质岩，具有断续的面理即片麻状构造，颗粒较粗(一般大于1mm)，长石含量>25%，含片状、柱状矿物较少，片状、柱状矿物定向排列。大理岩 岩石一般为无色，粒柱状变晶结构，块状构造，主要由方解石、白云石等矿物组成，含量大于50%。原岩是石灰岩或白云岩，如果原岩成分不纯，则变质形成的大理岩中可含少量镁橄榄石、钙铝榴石、透辉石等硅酸盐矿物，这种大理岩可称斑花大理岩。如果硅酸盐矿物含量很大，超过了碳酸盐的含量，则属钙硅酸盐粒岩类。大理岩 多半为块状构造，但可承袭原岩的层理而具有条带状构造。石英岩粒状变晶结构，块状构造。是石英砂岩或燧石重结晶的产物，主要由石英所组成，含量大于85%。颗粒细而均匀的石英岩俗称“油石”，可做高级磨料;不纯的石英岩常常含有白云母、绿泥石和少量不透明矿物如镜铁矿、磁铁矿等。多数石英岩为块状构造，但如变质过程中有应力参与时，则具片状构造的，可称片状石英岩。绿岩 为细粒低级变质的镁铁质岩石，绿色，具块状构造、变余枕状构造或变余杏仁构造，片理不发育。主要由钠长石、绿帘石、阳起石和绿泥石组成。其原岩主要为基性火成岩。角闪岩 岩石一般为深色，多具柱状变晶结构，块状构造、片状构造、片麻状构造或条带状构造，主要由普通角闪石和斜长石组成，一般情况下两类矿物含量大致相等，称为斜长角闪岩。如果岩石中斜长石含量很少或不存在，主要由角闪石构成的，称角闪石岩;如果片理发育，线理显著，则可称角闪片岩;反之，如果斜长石含量超过角闪石而岩石中又含显著的石英，且具片麻状构造者，则称角闪斜长片麻岩，无石英者，可称浅色斜长角闪岩。麻粒岩 麻粒岩是指经受了麻粒岩相变质作用的长英质、镁铁质及超镁铁质变质岩。一般为细粒—中粒粒状变晶结构，块状或片麻状构造，主要由长石及铁镁矿物(紫苏辉石、透辉石及石榴子石)组成，含或不含石英。麻粒岩中常含有透镜状石英颗粒集合体(即所谓“圆盘状石英”)。榴辉岩 岩石主要呈深红色，粒柱状变晶结构，主要由绿辉石和石榴子石两种矿物所组成的高压基性变质岩。榴辉岩中还可以出现石英、蓝晶石、斜方辉石、金红石及柯石英等。榴辉岩 可依据其中出现的特征原生矿物进一步命名，如柯石英榴辉岩、蓝晶石榴辉岩和斜方辉石榴辉岩等。变粒岩 主要为中细粒等粒变晶结构，块状构造，有时具有不显著的面理或弱的片麻状构造。是一种主要由长石、石英所组成的岩石，其中长石含量一般大于石英含量，暗色矿物含量小于30%，又称长英粒岩。暗色矿物小于10%者称为浅粒岩，对于其中有紫苏辉石或石榴子石等矿物者，其变质程度已达麻粒岩相，应称麻粒岩。紫苏花岗岩 紫苏花岗岩是含紫苏辉石的中酸性岩石，它们有和麻粒岩一样的矿物成分，却有和岩浆岩一样的结构、构造和外貌，有时甚至有岩浆岩的产状。常具有花岗结构、片麻状构造，主要由紫苏辉石、石榴子石、角闪石、黑云母、微斜长石、条纹长石、斜长石及石英组成。紫苏花岗岩经常与麻粒岩相变质岩紧密伴生，是深部地壳重要的组成部分。混合岩 混合岩是变质岩向岩浆岩过渡的一种岩石类型，混合岩由基体和脉体或新成体和古成体两个基本组成部分构成。基体是角闪岩相或麻粒岩相变质岩，代表混合岩原岩，脉体是长英质或花岗质物质，代表混合岩中新生的部分。基体与脉体的空间排布方式决定了混合岩构造特点。最常见的混合岩有角砾状混合岩、眼球状混合岩、条带状混合岩和云染状混合岩(云染岩)等4类。四、区域变质岩中常出现的变质矿物的鉴定特征尖晶石 MgAl2O4等轴晶系肉眼下鉴定特征:绿色、蓝色、黑色、褐色，{111}不完全解理。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，淡绿或淡褐色，极高正突起(n=1.71～1.83)，糙面显著，无解理，均质体，在钙镁质变质岩中与透辉石、金云母等共生。石榴子石 M2+3R3+2［SiO4］3M(Ca2+，Mg2+，Fe2+，Mn2+)R(Al3+，Fe3+，Cr3+)等轴晶系肉眼下鉴定特征:颜色变化较大，常呈红褐色、玫瑰色、黄绿色及黑色，常呈菱形十二面体、四角三八面体。断口为油脂光泽，无解理，硬度大。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，粉红色或黄褐色，等轴粒状或不规则粒状，极高正突起(n=1.71～1.89)，糙面显著，无解理，具裂纹，通常为均质体。含钙石榴子石常见光性异常，可见Ⅰ级灰干涉色、锥状双晶和由不同干涉色交替组成的同心环带状构造。二轴晶，2V一般比较小。钙质石榴子石多产于大理岩和矽卡岩中。铁铝、镁铝榴石多见于区域变质岩中，常呈筛状变晶，含有大量包裹体。方柱石 (Na，Ca)4［Al(Al，Si)Si2O8］3(Cl，CO3，SO4)四方晶系肉眼下鉴定特征:无色，灰色，少数呈天蓝色和浅红色，晶体呈柱状。集合体为不规则粒状，{100}解理完全，{110}解理中等。偏光镜下鉴定特征:柱状或粒状晶体，单偏镜下无色或混浊状，低中正突起，柱面解理，平行消光，负延性，双折率随成分而异:最高干涉色Ⅰ级灰白(钠柱石)-Ⅱ级顶部(钙柱石，随钙柱石成分增加而干涉色增高)，有时可见斑点状干涉色。横断面呈正方形(晶形完好)，其中{100}两组正交解理较完全，但也可见{110}的解理。在该切面上可测得一轴晶负光性。符山石 Ca10(Mg，Fe)2Al4［SiO4］5［Si2O7］2(OH，F)4四方晶系肉眼下鉴定特征:黄褐色或淡绿色，而红色或蓝色很少见，柱状、粒状或放射状集合体。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，浅绿、淡棕色，具有多色性，高正突起，干涉色极低，常见褐色或蓝色异常干涉色，同一切面有时干涉色也并不均匀，有时见环带构造。一轴晶负光性，有时见光性异常变为二轴晶负光性或正光性。刚玉 Al2O3三方晶系肉眼下鉴定特征:黄色、红色、绿色、紫色、蓝色、棕色及黑色。桶状、柱状、锥状及腰鼓状。晶面上常见有斜的或横的条纹。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色或浅蓝色，无解理，有裂开，高正突起，Ⅰ级灰干涉色，但由于硬度大，薄片不易磨薄，可达Ⅱ级蓝干涉色，一轴晶负光性，常见于SiO2不足的岩石中。绿泥石 (Mg，Fe)4Al2［AlSi3O10］(OH)8单斜晶系肉眼下鉴定特征:绿色、暗绿色，片状、鳞片状集合体，{001}解理完全，硬度小。偏光镜下鉴定特征:片状或鳞片状集合体，单偏光镜下不同程度的浅绿色，有弱多色性，低正突起，片状，一组解理完全。有两种不同的切面:一种切面正交或斜交{001}解理，呈长条状，具明显的绿-浅黄色多色性和一组完全解理;另一种切面与{001}平行，绿色，多色性不明显，无解理。2V较小，近平行消光，二轴晶光性正负都有，延性与光性符号相反。斜绿泥石干涉色Ⅰ级灰-黄，经常可见聚片双晶;叶绿泥石有墨水蓝或锈褐色异常干涉色。硬绿泥石 (Mg，Fe)2(Al，Fe3+)Al3O2［SiO4］2(OH)4单斜晶系肉眼下鉴定特征:呈暗绿色，晶体为板状，几何体呈束状、放射状，断面呈六边形及菱形，{001}解理完全，硬度5～6，接近或稍大于小刀。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下呈片状或蒿束状集合体，灰蓝色至暗绿色，有多色性，晶体中有时有石英及炭质包裹物构成砂钟构造。高正突起，纵切面呈板条状，一组完全解理，最高干涉色Ⅰ级橙红，斜消光，消光角a∧Np=3°～30°，负延性。经常具有简单双晶或聚片双晶。横断面六边形或菱形，干涉色Ⅰ级暗灰，无解理。二轴正晶，2V=36°～60°。黑硬绿泥石 K(Al，Fe3+，Fe2+，Mg)4［Si4O10］(OH)2·2H2O单斜晶系肉眼下鉴定特征:呈暗褐色，片状，集合体呈束状和放射状。偏光镜下鉴定特征:片状集合体，单偏镜下暗褐至亮黄强多色性，(－)2V小，这些都与黑云母极其相似，区别是:黑硬绿泥石底面解理较差，还有一组{001}相垂直的断断续续{010}解理;(－)2V=0°～40°，变化范围大于黑云母;黑硬绿泥石突起比黑云母高，为中-高正突起。绿帘石 Ca2Fe3+Al2［Si2O7］［SiO4］O(OH)单斜晶系肉眼下鉴定特征:草绿色及暗绿色，沿b轴延长呈柱状，晶面有纵纹，集合体呈放射状及粒状，{001}解理完全，{100}解理次之。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下浅黄-黄绿色，多色性显著，极正高突起，垂直柱面方向晶形完好时呈六边形，两组解理夹角65°。Ⅱ-Ⅲ级鲜艳干涉色，在同一切面上干涉色不均匀，有时呈环带状，干涉色为Ⅰ级时，经常出现灰蓝、姜黄等异常干涉色。柱状切面平行消光，延性正负不定，其他切面斜消光，消光角a∧Ng=25°～30°。二轴晶负光性，(－)2V大。黝帘石和斜黝帘石 Ca2Al3［SiO4］［Si2O7］O(OH)斜方晶系/单斜晶系肉眼下鉴定特征:呈浅灰色或灰绿色，其他特征与绿帘石相近。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下均无色，高正突起，Ⅰ级干涉色，α-黝帘石Ⅰ级灰，β-黝帘石Ⅰ级灰白-Ⅰ级黄，斜黝帘石不超过Ⅰ级黄，这几种黝帘石均有异常干涉色。黝帘石与斜黝帘石区别在于:①黝帘石为平行消光，斜黝帘石为斜消光;②黝帘石2V较小，斜黝帘石2V较大。蓝晶石 Al2SiO5三斜晶系肉眼下鉴定特征:浅蓝色，风化后呈灰白色，长柱状或长板状，解理{100}完全、{010}中等。硬度因方向而异，在解理最发育的{100}面上平行晶体延长方向为4.5(小于小刀)，垂直晶体延长方向则为6(大于小刀)。上述特征为肉眼鉴别蓝晶石的重要标志。偏光镜下鉴定特征:无色，有时略呈淡蓝色，高正突起，沿c轴延长柱状集合体柱面有(001)横裂开，c∧Ng≈30°，底面上，Np几乎⊥(100)解理，因此呈近平行消光(不像红柱石、透闪石那样呈对称消光)，干涉色Ⅰ级顶部，(－)2V大，正延性。矽线石 Al2SiO5斜方晶系肉眼下鉴定特征:浅黄色，浅褐色，风化面灰白色。个体较大者呈细长柱状、针状，但多为纤维状或毛发状集合体。﹛010﹜解理完全，在柱状晶面上可见到纵纹。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，常呈纤维状，束状集合体，{010}柱状切面无解理，{001}裂开发育，使晶体呈“竹节”状，干涉色Ⅰ级紫红-Ⅱ级蓝绿，正延性;⊥c轴横切面近方形，具特征的对角线方向解理，Ⅰ级灰干涉色。中正突起，平行消光，二轴晶正光性，(+)2V<30°。阳起石 Ca2(Mg，Fe)5［Si8O22］(OH)2单斜晶系肉眼下鉴定特征:浅绿色、暗绿色，长柱状、针状，集合体为放射状。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下浅绿色-无色多色性，柱状、纤维状或放射状集合体，中正突起，横断面具角闪石式解理。最高干涉色Ⅰ级顶部-Ⅱ级中部，斜消光，c∧Ng=11°～15°。正延性，有时具双晶。二轴晶负光性，2V较大。透闪石 Ca2Mg5［Si8O22］(OH)2单斜晶系肉眼下鉴定特征:白色或浅灰色，晶体呈长柱状、针状，集合体为放射状、纤维状。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色，柱状或放射状集合体，中正突起，c∧Ng=16°～21°。其他特征与角闪石类矿物一致。蓝闪石 Na2(Mg，Fe)3Al2［Si4O11］2(OH)2单斜晶系肉眼下鉴定特征:蓝闪石和青铝闪石以其颜色呈暗蓝色与其他角闪石相区别。偏光镜下鉴定特征:多色性特殊:Ng—深蓝色，Nm—红紫色，Np—无色或浅黄绿色，正吸收。干涉色Ⅰ级，常因自身颜色影响而不易判别。消光角小:c∧Ng=4°～14°。正延性，二轴晶负光性，(－)2V较小，为12°～65°。十字石 (Mg，Fe2+)2(Al，Fe3+)6O6［SiO4］4(O，OH)2斜方晶系肉眼下鉴定特征:褐色，短柱状，{010}解理不完全，经常具有正交(十字)或斜交双晶。偏光镜下鉴定特征:柱状或粒状晶体，常含大量包裹物，筛状变晶，单偏镜下呈亮黄色，有明显的金黄-浅黄多色性，高正突起，柱状切面平行消光，正延性，Ⅰ级橙黄干涉色。横断面呈菱形或六边形，对称消光。有{010}解理，有时可见十字形穿插双晶。二轴晶正光性，(+)2V很大。绿纤石 Ca2(Al，Mg，Fe)3［SiO4］［Si2O7］O(OH)·H2O斜方晶系绿纤石是绿帘石的变种，成分上Al显著超过Mg，Fe2+，Fe3+趋近于斜黝帘石，含水量高，常沿b轴延长呈纤维状、针状、放射状集合体，显微镜下无色-浅黄绿色多色性，Nm具特征的亮绿色或蓝绿色，吸收性Nm>Ng>Np，延性可正可负，(+)2V≈26°～85°。与绿帘石区别在于:①绿纤石干涉色较低，在Ⅰ级顶部和Ⅱ级底部;②绿纤石为正光性。红帘石 Ca2(Mn，Fe，Al)2Al［SiO4］［Si2O7］O(OH)单斜晶系肉眼下鉴定特征:红褐色、红黑色、黑色，含MnO2达15%，晶形与绿帘石相似，柱状或粒状。{001}解理完全，{100}解理不完全。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下Ng—鲜红色，Nm—玫瑰红色，Np—橙黄色。平行于b轴切面平行消光，{010}面上Ng∧{001}≈30°，延性可正可负，(+)2V=64°～85°。天蓝石 (Mg，Fe)Al2［PO4］(OH)2单斜晶系肉眼下鉴定特征:蓝色、靛蓝色，尖锥状、粒状及不规则状。解理{110}及{101}中等。偏光镜下鉴定特征:单偏镜下无色-天蓝色，吸收性Ng>Nm>Np，常呈他形晶，b∥Nm，a∧Ng=12°，c∧Np=9～10°，2V=61～70°，常见于富铝岩石中。五、变质岩观察与描述(一)手标本观察和描述(标本编号:×××;产地:×××)1.岩石的颜色指岩石的总体颜色，描述时不仅要描述颜色种类，还须描述岩石的深浅，如暗黑色，浅肉红色。有时岩石新鲜面和风化面的颜色需分别描述。2.矿物成分可分为特征变质矿物、主要矿物和次要矿物。特征变质矿物应描述其晶形、颜色、光泽、解理、硬度、大小和含量。对主要矿物则简要描述其主要特征、大小和含量。矿物颗粒大小是指矿物平均粒度大小，也可指矿物粒度变化范围;对于斑状变晶结构的岩石，变斑晶与基质特征分开描述并估计其含量。3.结构构造根据岩石中矿物颗粒大小和形态特征，确定岩石的结构;根据岩石中矿物空间排列的特征，确定岩石的构造。观察变质岩构造特点时要注意岩石有无定向性、有无条带或细脉等。4.其他特征如岩石中矿物次生蚀变等。5.岩石定名(二)显微镜下观察和描述(薄片编号:×××)1.矿物成分每种矿物分别描述各自的最主要鉴定特征、形态、大小、百分含量、与其他矿物的关系及次生变化等。对薄片中特征变质矿物或未知矿物应作系统的光学特征的描述，其内容是:单偏光:晶形、颜色(多色性和吸收性)、突起、解理(几组、解理完全程度)及解理夹角。正交偏光:最高干涉色级和色序、消光类型、消光角数值(只能在定向切面上测得，并应在锥光系统下检查该切面是否是定向切面，应写明是哪个结晶轴与哪个光学主轴之间的夹角)，如蓝晶石的消光角c∧Ng=30°(是在锐角等分线的切面上测得)、延性符号和双晶特征。锥光:轴性、光性符号、2V大小。对岩石中常见的矿物成分，则描述其最主要的光性特征，一般不需要描述锥光系统的光学特征。用显微镜的目镜微尺测量矿物颗粒大小，估计岩石中矿物含量。2.结构构造根据岩石中矿物颗粒大小及其形态特征定出主要结构，详细描述矿物之间的相互关系和矿物受应力作用影响而呈现的局部结构等特征。描述岩石中矿物空间排列分布的特征以反映岩石的构造。变晶结构的观察:(1)变晶结构以矿物颗粒的生长为特征，变晶结构的观察与描述应从不同的角度(如变晶粒度的绝对大小、相对大小，变晶的形态、自形程度，变晶间的相互关系等)进行。为了与岩浆岩类似结构的区别，应在变质岩的“结构”二字之前加“变晶”二字。(2)变晶结构一般按照下列原则进行:矿物颗粒均匀的岩石:矿物粒度+(变晶自形程度)+变晶形态+“变晶结构”。例如:细粒鳞片变晶结构、细粒他形粒状变晶结构。如果岩石中既有粒状矿物，又有片状矿物，则按照多者在后，少者在前的原则参加命名。矿物颗粒大小悬殊(有变斑晶)的岩石:变基质结构+“的斑状变晶结构”。如:基质具细粒鳞片变晶结构的斑状变晶结构。矿物的相互关系、某些岩石中矿物的自形程度属于局部性的结构，应在描述该矿物的特征时来描述。3.其他特征有关退化变质、叠加变质等现象。4.岩石的详细定名5.成因分析(1)根据重结晶程度、矿物共生组合、特征变质矿物等分析变质相条件。(2)根据可能存在的变余结构构造特征、矿物共生组合的化学类型、特征变质矿物的化学成分来判断可能的原岩类型。6.岩石素描图素描图共有两种，一种是局部素描，重点表示矿物之间的关系，或足够特殊的特征;另一种是显微镜下岩石素描图。绘图时应注意选择有意义和有代表性的局部视域;应显示出矿物的基本而明显的镜下特征，如突起、晶形、解理、双晶等，并注明矿物代号;矿物之间的接触关系;矿物的含量比例;单偏光和正交偏光的选择。在素描图下应说明岩石名称、图中反映的问题、偏光情况、视域直径、产地(资料来源)等。六、鉴定变质岩应注意的问题变质岩是不同原岩经各种变质作用后形成的产物。同一原岩经受不同的变质作用可形成不同的变质岩;同时，在相同的变质条件下，由于原岩不同也可形成不同的变质岩。这些都对变质岩的准确定名带来困难。尽管如此，在变质岩鉴定中，还是有一些准则可以遵循的，只要掌握其变化规律，对变质岩的鉴定是很有帮助的。(1)首先应该掌握各大类变质岩的主要特征(包括矿物成分、含量、结构、构造和定名原则)，这是鉴定变质岩的基础。(2)在变质岩命名时，首先应该鉴定岩石中主要矿物成分。对大多数变质岩来说，主要矿物不外乎石英、长石、云母、角闪石、辉石、碳酸盐矿物等。确定了岩石的主要矿物成分和含量，也就等于确定了变质岩的基本名称(即岩石大类)。(3)遇到不认识的特征变质矿物时，可利用矿物共生组合的规律，判断可能出现哪些变质矿物，尽量缩小要鉴定矿物的范围。如原岩为富铝系列变质岩时其特征变质矿物可能有红柱石、蓝晶石、矽线石、十字石、石榴子石、堇青石、硬绿泥石等。然后，根据岩石的变质程度和矿物共生组合规律，再进一步鉴别。如低级变质岩石中可能有硬绿泥石、石榴子石;中级变质岩石中低压条件下可能有红柱石、堇青石;中压条件下应有蓝晶石、十字石和石榴子石等矿物;高级变质岩石中可能有矽线石、堇青石、石榴子石和紫苏辉石等。(4)岩石的定名原则:变质岩石定名原则主要是:次要(特征变质)矿物+主要矿物+基本名称。而对于有些特殊的定名原则，如麻粒岩中暗色和浅色麻粒岩的含义和区别，应与其他岩石的定名原则区分开来。(5)除了准确鉴定和命名变质岩以外，在显微镜下还应注意矿物之间的关系。矿物之间平衡和不平衡关系对划分变质作用期次，确定平衡矿物共生组合具有非常重要的意义。总之，鉴定变质岩，必须多观察，多实践，多思考，不断总结其主要鉴定特征。【编写实验报告】按照变质岩鉴定描述方法及要求来鉴定描述以下岩石的标本及薄片:1.手标本:千枚状板岩、千枚岩、角闪片岩、十字石榴云母片岩、蓝晶石片岩、蓝闪石片岩、白云母片岩、绿片岩、角闪斜长片麻岩、暗色麻粒岩、变粒岩、榴辉岩、次生石英岩、斜长角闪岩、条带状混合岩、条痕状混合岩、眼球状混合岩、混合岩化花岗岩、混合岩。2.薄片:千枚状板岩、蓝晶石片岩、蓝闪石片岩、白云母片岩、角闪片岩、十字石榴云母片岩、暗色麻粒岩、变粒岩、榴辉岩、斜长角闪岩、眼球状混合岩、混合岩。每次实习选2～3块标本系统观察描述手标本及薄片特征并编写实验报告。官方服务官方网站

该岩系是在地壳进入陆内发展阶段的中生代印支期—早燕山晚期（205～120Ma）的多事之秋期间形成的。其中印支期（250～205Ma）为序幕，燕山早期（205～137Ma）为成岩期，早燕山晚期（137～120Ma）为岩浆期后的成矿阶段。主成矿期直接矿源岩系的制造者则是胶东唯一的燕山早期的岩浆侵入岩——郭家岭超单元。近期研究成果表明：大型矿集区的形成与区域地质背景息息相关，胶东大规模金成矿作用亦必然是在某种特定的构造环境和区域地质背景下产生而完成的。印支造山运动，中国大陆向心式汇聚，导致地壳收缩；欧亚大陆板块镶合，陆内造山作用增强，拉开了中生代强烈构造活动的幕帷，进入燕山早期，中国大陆深受欧亚板块与太平洋板块和冈底斯—印支板块相互作用的影响，使之陆内强烈收缩造山。处在欧亚板块东前缘的胶东地区深受其影响，在太平洋板块向欧亚板块的强烈俯冲作用下，其构造格局由东西向转换为北西向，由挤压转为伸展体制。由于板内挤压，地壳拆离滑脱，使岩石圈减薄到不足80km，持续俯冲挤压之后的减压拉张裂解作用，区域增温达到高潮，地幔物质上涌发生深层重熔，形成壳幔混合型板内花岗岩带，与此同时，作为岩浆和成矿流体运移通道和成矿空间的北东—北北东向的脆性断裂网络亦十分活跃。胶东金矿集区的成矿期，就是在上述特定而复杂的构造背景和环境下最终完成的。（一）直接矿源岩系形成前的岩石组合—中生代印支期侵入岩的特征兴凯运动（543Ma）使胶东地区步入漫长的隆升时期，中生代后（250Ma）进入大陆边缘活化阶段，印支期在太平洋板块向欧亚板块俯冲的北西—南东向伸展体制下，先后有柳林庄、文登、宁津所和槎山四个超单元侵入定位。其中以文登超单元规模大，被人注目的栾家河岩体则归并于文登超单元之中。（1）柳林庄超单元：印支早期的侵入岩，规模小，分布零散，总面积不足20km2。自早到晚是一套由含辉石黑云闪长岩—石英二长闪长岩—石英二长岩构成的岩石组合。从表4-3岩石化学平均值及主要参数表中看出：为太平洋型碱钙性岩系，δEu>0.7，属上地幔玄武岩浆结晶分异物的“I”型花岗岩类。晚期是在侵位过程中交代重熔部分壳源物质的“I”型花岗岩，沿张性裂隙空间的顶蚀和岩墙扩张机制被动侵位。未见与金矿的任何关系。表4-3 中生代印支期侵入岩岩石化学成分平均值及主要参数表（2）文登超单元：胶东印支期规模最大的一次岩浆侵入活动，集中出露于东部的文登和西部的栾家河地区，面积427km2。后者即是因紧邻玲珑矿田而备受关注的，曾将其归为玲珑超单元的栾家河岩体。栾家河复式岩体呈北西西向，西大、东小的不规则状展布，由阜山、扒山等四个单元组成，面积约153km。是一套以结构演化为特征的二长花岗岩。其以含钾长石斑晶（5%～10%），白云母、K2O含量高，在（Al-Na-K）-Ca-（Mg+Fe2+）图解上落于斜长石—黑云母区而区别于落入斜长石—黑云母—堇青石区的玲珑超单元郭家店中粗粒二长花岗岩单元；亦不同斜长石—黑云母—角闪石的郭家岭超单元的粗粒二长花岗岩类。从郭家岭超单元侵位于玲珑和文登超单元的事实，说明三者非同时代产物，亦不是郭家岭在先，栾家在后的序次排列。从岩石化学平均值及主要参数值表（表4-3）和δEu0.3～0.7,87Sr/86Sr=0.7079，δ1O均小于10等显示：其为太平洋型钙碱性岩系，为分异程度高，交代重熔不彻底的“I”与“S”型过渡类的酸性花岗岩；系壳幔（晚期壳源）型花岗岩浆交代重熔壳源物质，沿张性裂隙或北西向剪切空间的顶蚀和岩墙扩张被动就位机制而定位的。该超单元与金分布关系不大，而与以断层相隔的玲珑矿田形成鲜明对照，在其北邻的栖霞超单元与郭家岭超单元的接触带上的金矿亦颇可观，独其内外金矿甚乏。以上特征看出：文登超单元的栾家河岩体与郭家岭超单元中的罗家亚超单元和玲珑超单元郭家店单元等二长花岗岩，并非同一时代的同源岩浆演化产物。（3）宁津所超单元：印支晚期的岩浆侵入活动，局限分布于东部的石岛一带，面积116km2。系一套碱性的正长岩类组合，从表4-3中及δEu>0.7,87Sr86/Sr值0.710显示：为地中海型钾质碱性岩系的碱钙性系列；岩浆来自上地幔—下地壳的玄武岩浆交代重熔壳物质的同熔型岩浆，底辟膨胀式就位的“I”型花岗岩类，未见与金矿有关系。（4）槎山超单元：印支期末的岩浆侵入活动，局限分布于荣成之南的槎山、人和及文登张家产一带，面积108km2。系一套偏碱性的以结构演化为特征的正长花岗岩系列，为壳幔型的“I”型花岗岩类，未见与金矿的关系。印支期侵入岩，特别是文登超单元，主要是以岩浆侵入作用为主，不能构成矿源岩系。尽管如此，其和宁津所、槎山等超单元提供的Si、K、Na质等为之后的郭家岭超单元富金流体的运移、活化提供有利的物、化条件。与此同时，印支运动所形成的脆性断裂为其后成矿过程中的导矿、容矿及成矿流体运移等提供了有利的空间通道。（二）直接矿源岩系（主成矿期）形成阶段——中生代燕山早期（205～137Ma）郭家岭超单元印支晚期至燕山早期仍处于隆升的胶东变质基底区，在太平洋板块向欧亚板块强烈的俯冲作用下，导致库拉板块高速的消减于欧亚大陆之下的构造背景下，沂沭断裂带左行剪切平移活动达到顶峰时期，在南东—北西向压应力构造体制下，地幔热流上涌与岩石圈内壳源物质（原始和衍生矿源岩系）发生了广泛而强烈的相互作用，从而形成了一个新的岩浆流体、载金流体和热源体等三位一体的直接矿源岩系—郭家岭超单元。1.郭家岭超单元的展布特征及与金矿床分布的相关性该超单元主要分布于胶东西部的莱州—招远—蓬莱一带，呈东西长约80km，南北宽约10km的带状展布。另外在东部文登的泽头亦有出露，总面积约514km2，西部占87%。内中最大者罗家亚超单元（352km2），次为上庄亚超单元（114km2），最小者虎口窑亚超单元（48km2），总体显示：从早到晚其规模成倍数的增长，在短暂的68Ma期间，其增长速率之快，物质来源之丰，在侵入岩中并不多见。具一定规模的岩体有上庄、北截、丛家、曲家、范家店、郭家岭和东部泽头七个岩体。除范家店和泽头岩体外，其他岩体按上顺序大致构成北东东向串珠状展布的岩体群落，自西向东规模渐增，其岩体各自又呈近东西向、北东东向或北西西向椭圆状展布，接触面大部分南倾，倾角40°～50°。现有资料显示：其向下延伸的范围要比地面出露范围大的多，似乎在其周围的玲珑超单元弱片麻状二长花岗岩的下部广泛分布有郭家岭超单元的岩体，且连接成一个巨大的复式岩体，这从郭家岭超单元岩体内与玲珑超单元岩体的磁各向异性度的差异得到旁证，显示出郭家岭超单元是沿北东东向挤压带产出的。在胶东西北部地区，郭家岭岩体出露的形态呈椭圆形（图4-1），明显表示了它的侵位过程中的强力挤压的特点和它的磁组构特征相吻合。郭家岭超单元正处于与玲珑超单元组成的“H”型花岗岩带的共存区。该超单元的这些岩体除上庄和北截岩体由独立单元（花岗闪长岩）构成外，余者均是多个单元组成的复式岩体。各单元相互间接触套合关系，空间分布特点和内接触带发育的韧性剪切带及内部的环状定向组构等，均显示郭家岭超单元沿剪切应力所形成张剪空间，多次脉动底辟膨胀机制主动强力就位特征。图4-1 玲珑岩体磁面理的展布（据周伟新，万天丰，1997,1999，资料修改）1.郭家岭岩体；2.玲珑岩体；3.断裂带；4.面理产状；5.面理走向轨迹线这个东西长80km、南北宽10km由郭家岭超单元、玲珑超单元及太古宙栖霞超单元及少量的其他超单元共同组成的花岗岩带内，是胶东地区主要的金成矿带，其规模之大，范围之广令世人叹为观止。其囊括胶东地区绝大多数特大、大型、中型矿床，小型矿床星罗棋布，蚀变岩型、石英脉型矿化发育。著名的焦家矿田和灵山沟矿田均置于其特定空间内。远离郭家岭超单元主体的区域或仅有其期后脉岩出露区（玲珑—招风顶燕山早期脉岩群带）的矿化规模则远不及前者，有经济价值的矿床局限分布于规模大的断裂带中，如招平断裂带、马家窑断裂带及金牛山断裂带。由此论断郭家岭超单元是胶东金矿的直接矿源岩系，换言之，胶东金矿是由郭家岭超单元直接脱胎而形成。2.郭家岭超单元岩石组合与矿源岩系的内涵郭家岭超单元是岩浆同源演化的各单元多次脉动或涌动而组成的岩浆侵入岩系列，系一套中性—中酸性—酸性岩类组合，大小共划分12个单元，分别归并于虎口窑亚超单元、上庄亚超单元和罗家亚超单元（表2-2）。三个亚超单元的特点恰恰与吕古贤所划分的直接矿源岩系中的预积岩系、浓积岩系和热积岩系三者对应，可谓不谋而合。（1）虎口窑亚超单元的特征——预积岩系：由鹁鸽崖、虎口窑、圈杨家和赵家四个单元组成。前二者规模甚小（共1.15km2），分布于泽头岩体，后二者规模较大，展布于西部诸杂岩体的边部。系一套由中细粒—似斑状结构的黑云角闪二长闪长岩—黑云角闪石英二长闪长岩—角闪石英二长岩组合的岩石系列。岩石深灰色一浅灰色，中细粒或似斑状结构，块状构造。由斜长石（49.36%）、钾长石（21.68%）、石英（11.55%）、角闪石（13.2%）和黑云母（5%～13%）等矿物组成。岩体边部具定向组构，暗色闪长质包体由早到晚增多，与寄主岩性有清楚或模糊两种关系，具定向排列。从岩石化学成分平均值及主要参数一览表（表2-7）及稀土元素δEu值看出：为分异程度中等的中性岩类；系太平洋型钙碱性岩系，个别为碱钙性；K/Na比值显示内生源成熟陆壳背景下的原地交代再生岩浆；FeO/MgO分子比为玄武岩浆分异产物，δEu为0.70～0.80幔源型。从化学成分参数值看出：该超单元来自幔源玄武岩浆，在侵入过程中交代重熔下地壳的壳源物质形成再生同熔型岩浆，结晶分异的“I”型花岗岩类。其与同类型岩类对照：硅、镁、钙、钠含量较高。该亚超单元特征表明：来自深部幔源富金、硅、镁、钙、钠等成矿流体的玄武岩浆，随构造活动的加剧，迅速膨胀扩大，涌入由TTG岩系（原始矿源岩系）和弱片麻状二长花岗岩（衍生矿源岩）构成的地壳内，发生了幔源富金的岩浆热流与地壳中富金及成矿物质岩系的相互作用。强烈壳幔作用，将壳源中的金活化，形成新的富金岩浆流体，在有利地段强力底辟就位，该亚超单元预示大规模成矿的物质储备阶段预积岩系的形成。（2）上庄亚超单元的特征——浓积岩系：由上庄、大草屋和凤山口三个单元构成，以前二者为主，出露于杂岩体边部或构成单一的岩体，以大草屋单元分布最广；凤山口单元甚小，仅1.4km2，处泽头岩体边缘。系一套巨斑—粗斑状花岗闪长岩—含黑云或含角闪黑云花岗闪长岩组合。岩体内含暗色闪长质包体，且具定向排列。其边缘定向组构明显。岩石灰白色，似斑状结构，基质中粒结构，块状构造。斑晶为钾长石（10%），大者7～15cm，一般在1～2.3cm。基质为斜长石（47.63%）、钾长石（17.68%）、石英（23.12%）及暗色矿物角闪石、黑云母等。钾长石斑晶内有角闪石、石英及斜长石的矿物包体，多分布于长石环带间，时见斑晶对半生长于包体和基质之中，并组成定向构造，其反映了明显的交代作用；石英具齿状或不规则外形，时具波状消光，个别见穿切早期造岩矿物，具热液中结晶石英特点，显示岩浆后期热液作用。从表2-7中显示：SiO2、NaO、K2O均高于中国同类型岩石。为分异程度较高的同熔型花岗岩类，属太平洋型钙碱性岩系；δEu值0.68～1.09，平均0.75,87Sr86/Sr=0.707～0.716，其属来自幔源（壳幔）玄武岩浆重熔壳源物质结晶分异的“I”型花岗岩。内中大小不同的闪长质包体乃是壳幔相互作用后，深部幔源物质的残留。郭家岭超单元的岩浆来源于深度为35km（陈光远1993），亦证实其来自莫霍以下的上地幔。该亚超单元斜长石—角闪石温压计获得t=655～764℃，p=（1.39～5.97）×108Pa，反映所经历的热事件是以高温、低压为特征，其热场强度大（吕古贤1999）。依据上述特征表明：来自幔源高Si、K、Na富金玄武岩浆，在板块俯冲挤压作用后的减压伸展时，岩浆房增温达到高潮，在压力降低的环境下迅速膨胀，沿北东向挤压带强行侵位，在侵位过程中，交代重熔太古宙TTG岩系和玲珑超单元片麻状二长花岗岩（主要是后者）。在交代重熔过程中，高温岩浆流体活化、运移原始矿源岩系和衍生矿源岩系内丰富的金质，形成高浓度的含金流体、成矿流体的花岗岩浆，花岗岩浆沿北北东向挤压的缝隙强行侵位时，将含金成矿流体运移到孔隙度大的且垂直构造带的侵入体内外接触带及北东向、北北东向脆性断裂带等构造发育地段滞留下来，待上升（上升流体）到浅部积淀成矿。此即是减压分熔作用形成的浓积岩系。胶东地区著名的金矿床及中型矿都产于花岗闪长岩体接触带及其脆性断裂构造带内，上庄亚超单元称谓浓积岩系当之无愧。（3）罗家亚超单元特征——热积岩系：自早到晚由万家口、卧龙、西石硼、罗家和双山五个单元组成，其规模大、分布广，出露面积占整个超单元面积的70%，万家口、卧龙和双山三单元构成泽头复式岩体的主体；西石硼和罗家单元构成郭家岭、曲家、范家店复式岩体的主体岩性，多居于复式岩体内缘或中心，该亚超单元岩体边缘发育有网脉状、树枝状和细脉状花岗伟晶岩，时见团窝状钾长石聚晶，岩体内暗色包体发育，边缘定向组构明显。为一套斑状或含斑粗中粒—中细粒二长花岗岩系列。岩石浅灰—浅灰红色，似斑状结构，基质中粗—中细粒结构，块状构造。斑晶为钾长石（10%～14%）0.5×2cm，宽板状，有斜长石、角闪石、黑云母包体。基质由斜长石（30.2%～33.02%）、钾长石（34.84%～28.92%）、石英（28.23%～23.84%）及暗色矿物角闪石、黑云母组成。斜长石常被钾长石交代，石英被压扁、拉长，具波状消光和锯齿状缝合线等。岩石化学平均值及主要参数值一览表中（表2-3）示明：与中国花岗岩相比：SiO2、K2O略低，FeO、MgO、CaO、Na2O均高。参数值反映：为太平洋型钙碱性岩系；K/Na值由交代重熔岩浆向同熔型岩浆演变，为成熟陆壳背景的内生源改造系列；F/M值分子比：西部0.97～1.24为玄武岩浆，东部1.35～2.3属壳幔型花岗岩浆，稀土元素∑REE:191.56，∑LREE:175.06，δEu0.72～0.96为轻稀土富集，铕略具亏损，证实来自深部幔源。利用角闪石—黑云母温压计求得温度710～820℃，压力为（0.15～0.35）×108Pa，其氧逸度为3.98×10-12～7.9×10-5Pa。以上特征反映：来自深部上地幔富含Fe、Mg、Ca、Na的玄武岩浆在高温、低压条件下，岩浆迅速膨胀，沿上述单元的通道上涌侵位，沿途除同熔交代壳源物质和活化、运移其内的金质外，炽热的岩浆流体将高浓积的金流体和成矿流体进一步驱赶至浓积岩系滞留部位，随岩浆期后低熔熔浆（伟晶岩）的侵位，温度下降，上升的成矿流体与浅层下渗流体混合，促使携带物质沉淀，并导致蚀变矿化。随罗家亚超单元的热积岩系定位，才拉开大规模成矿的序幕，亦即郭家岭超单元定位开始冷却时，岩浆期后成矿阶段刚刚开始。那么金矿化期在126～120Ma之间则不难理解，因为成岩和成矿时间差一般为20～50Ma，甚至可达200Ma（Darnley 1985），从而证实金大规模成矿源于燕山早期的郭家岭超单元。（三）郭家岭超单元形成的物理化学条件及金丰度值的内涵1.郭家岭超单元形成的物理化学条件（1）在Q-Ab-Or体系相图（图4-2）中测得其形成温压区间较大：压力为（3000～4000）×105Pa，温度为709～730℃；利用斜长石—角闪石温压计，9对样品获得t=655～764℃；p=（1.39～5.87）×108Pa的压力环境，相当于5～13km的深度范围，说明它的形成经历过以高温、低压为特征的热事件，其热流场大。招风顶脉岩群是郭家岭超单元期后的浅成脉岩，其辉石闪长玢岩形成于743～776℃，压力为（6.41～7.2）×108Pa，相当于22～27km深度，从而说明郭家岭超单元在形成过程中不断有强烈地幔热流增补于内。图4-2 郭家岭超单元岩石Q-Ab-Or投影图郭家岭岩体熔融包裹体发育，两个熔融包裹体给出的均一温度分别为982℃和945℃，由此推断岩浆温度不低于此温度，应在1000℃以上，且含水量较低（2%±），黏度较高（1.56×106Pa·s和3.94×105Pa·s），表明该岩体是从一种高温高黏度的岩浆中结晶成岩的。岩体中没有发现流体熔融包裹体（由结晶和流体组成，后者为气相＋液相），代之以形成的都是高盐度w（Na Cl）=6%高温度的流体包裹体。其中含石盐子晶包裹体在510℃石盐尚未熔化时即爆裂。Roedder（1992）研究认为这类包裹体是岩浆结晶分异过程中熔体发生不混熔的证据，其主要理由是均一温度在500℃以上，经过压力校正后其捕获温度将超过600℃，这样就很接近花岗岩体系正常的固相线温度。由此说明，该岩体在岩浆结晶晚期发生过高盐度流体与硅酸盐熔体的不混熔过程。岩体中也常见CO：三相包裹体分布，但数量明显少于H2O两相包裹体，说明岩浆是以H2O为主，CO2较少。CO2三相包裹体给出的均一压力在0.12～0.18GPa之间，表明该岩体形成深度较大。总之，郭家岭岩体是从一种高温高粘度岩浆中结晶的，结晶分异过程中发生过熔体不混熔作用，其成岩压力较大，岩体形成深度大体在4～7km之间。（2）黑云母氧逸度 、氢逸度 、水逸度 和总压（t）特征：黑云母是蕴含大量成因矿物学信息的矿物，吕古贤（1999）对玲珑超单元和郭家岭超单元中黑云母按Wnes算式等一列的复杂计算得出：压力在105Pa、温度700℃时的条件：氧逸度 为－11（玲珑－13.46～－15），氢逸度 为0.164（玲珑0.16～0.42）、水逸度 3432.57（玲珑1144～1574），总压4.66×105Pa[玲珑（1.8～2.5）×105Pa]，上述特征表明郭家岭超单元形成于高温、高压、富水、富氧环境，以高氧逸度低氢逸度为特征，玲珑超单元在这几方面稍有逊色，这种条件使其广泛形成富镁的硅酸盐矿物与磁铁矿的组合，熔浆富水促成蚀变带形成及金属元素沉淀。郭家岭超单元上述特征表明：不但自身从地幔中携带丰富的金和成矿元素，而且还活化、运移地壳某些岩系中已聚集颇丰的金及成矿物质，在板块挤压俯冲时所发生的减压拉伸条件的强烈减压分熔作用下，从而形成一个大规模的花岗岩浆和与之相应的高温、富水、富氧的岩浆流体及金成矿流体的熔浆系统。从而显示直接矿源岩系非郭家岭超单元莫属。2.郭家岭超单元金丰度值内涵从表4-2中显示，胶东地区主要不同地质单元（与金成矿亲密者）金平均丰度值大致相似。从变质基底岩系——玲珑超单元、郭家岭超单元，其金丰度普遍低于地壳中金平均丰度值（4×10-9），作为直接矿源岩系的郭家岭超单元尤甚。从表4-4中看出：其不同岩性金中丰度值及平均值均不足玲珑超单元不同岩类和平均值的一半，为地壳平均值的1/5，是世界花岗岩金平均丰度值（11.4×10-9）的1/4，丰度值如此低的矿源岩系如何能造就出胶东金矿集区，着实令人费解，然而从另一角度来看；这种现象显然是以变质基底的原始矿源岩系转入玲珑超单元的衍生矿源岩系，最后转化为郭家岭超单元的直接矿源岩系的传承演化过程中金大规模活化、迁移的结果和标志。直接矿源岩系金是活化、焠取了原始和衍生矿源岩系金及自身携带金的总合。最后全部奉献给金成矿。这即是其丰度值低的原委。基于上述认识，将郭家岭超单元析出的金质总量作下列计算：①郭家岭超单元总体积：80km（长）×10km（宽）×2km（深）＝1600km3；②岩体1km3质量（t）:1km3=1000000000m3=109m3。岩体体重按2.5t/m3计算，1km3岩体质量：109m3×2.5t/m3=25×108t；③岩体析出的金总量（t）：每吨析出量：1.67×10-9（广义的胶东岩群即现在划分的TTG岩系平均丰度），0.8×10-9（郭家岭超单元平均丰度）＝0.87×10-9,1km3析出的金量为25×108t×0.87×10-9=2.17t，金析出总量是1600×2.17=3472t。其中参数：长、宽度引自1:20万蓬莱幅区调报告；岩体延伸：物探队重力报告；岩体体重：花岗岩类平均体重；析出金量：从被交代的TTG岩系（广义胶东岩群）平均丰度减去郭家岭超单元成矿后剩余金量求得。从金的析出总量与“山东省金矿总量预测1986”中所计算的焦家式、玲珑式金矿总量3026t相差仅446t，吻合程度达87%，简单计算结果，证实了郭家岭超单元金丰度低的因果关系及矿源岩系的传承性。表4-4 玲珑、郭家岭超单元金丰度测定结果官方服务官方网站

雄村大型铜金矿床位于西藏自治区谢通门县南东约40km处，属于谢通门县荣玛乡管辖，距日喀则市约70km。地理坐标为：东经88°23′17″～88°23′45″，北纬29°22′07″～29°23′03″该矿于1993年由西藏地质六队在江西省地质矿产勘查开发局化探大队圈出的水系沉积物异常中发现，并于2003年开展矿区普查。目前一家加拿大矿业公司（Continental Minerals Corporation）在雄村矿区正以50m×50m网度实施钻探，截至2006年年底，该矿床已获得Cu储量84万t（以Cu品位＞0.44%圈定），Au储量125 t（以Au品位＞0.65×10-6圈定）（Continental Minerals Corporation，2006），预计矿区铜的远景储量可达300万t，金的远景储量达250 t，是一个铜金共生的特大型矿床。1 区域成矿地质背景雄村铜金矿床大地构造位于喜马拉雅-青藏高原造山带南部、拉萨地体南缘冈底斯岩浆岩带中段。区域出露地层主要有，新近系乌郁群，出露于矿区北东广大地区，近EW向展布，下部为安山质角砾状熔岩夹蚀变安山岩，少量泥质粉砂岩，薄层状泥灰岩，层凝灰岩。中部为厚层状安山岩，黑云母安山岩，安山质火山角砾岩。上部为一套沉积砂岩，复成分砾岩，粉砂岩。古近系达多群，出露于矿区以北广大区域，EW向展布。下部为一套蚀变安山岩，碎裂蚀变安山岩，安山质、流纹质熔结凝灰岩，含火山角砾熔结凝灰岩，玻屑凝灰岩。中部为砂质、流纹质熔结凝灰岩，蚀变火山角砾岩，蚀变石英斑岩，凝灰质流纹岩，流纹状玻基粗面岩。白垩系旦狮组出露于矿区以北弄麦、南木切、麻江、乌郁、谢通门及荣玛、洞嘎—雄村一带。近东西带状零星分布，岩性为中-酸性火山岩、火山碎屑岩、灰岩、砂岩、砾岩、硅质岩等，具有区域性的弱蚀变，局部有接触交代变质作用形成的矽卡岩化或矽卡岩。区域内构造活动频繁，主要由冈底斯造山运动所致，主要表现为断裂构造和褶皱构造。同时伴随着十分强烈的岩浆侵入活动和火山喷发活动，致使区域上的岩浆岩、火山岩的展布方向与区域性主干断裂、褶皱轴向近于一致，呈近EW向展布。区域上断裂构造十分发育，世界著名的雅鲁藏布江深大断裂带在南侧通过，构造线方向以NWW和EW向规模最大，发育在冈底斯构造带南亚带南北侧，以强烈挤压和多次活动为特征，并控制着大型构造带和岩浆岩、火山岩体的分布。与洞嘎-雄村矿床有密切关系的断裂带有两条：多雄藏布断裂带（F79）：紧靠矿区南缘，控制着冈底斯构造带南亚带之南界和昂仁-日喀则构造带之北界，同时控制着洞嘎金矿之南界，呈近东西向略向南突出的弧形带状分布，断层表现为强烈挤压和多次活动的特征。南木林-努马断裂带（F75～F78）：走向近EW或NEE，数条断裂帚状排列，向NE 方向收敛，SW方向撒开，雄村和洞嘎金矿正处在向南西方向撒开的位置上，矿区两侧被谢通门-青都断层（F116）阻隔。谢通门一青都断层（F116）：近SN向展布，延伸＞100km，呈波状起伏，倾向东，表现为逆冲性断层，它分别错断多雄藏布断层（F79）和南木林-努马断层带。本矿区紧靠它与多雄藏布断层交汇的东侧。褶皱构造主要集中分布在该亚带北部边缘地区的晚古生代地层中，走向NW，形态紧闭、对称，以下二叠统为轴部构成一条规模较大的复式向斜带，与矿区较近的布托-萨沃拉-南木切复式向斜规模最大，走向近EW延伸350km，宽＞60km，由达多群火山岩组成，并覆于老地层之上。两翼零星出露有中下罗统田巴群和未分白垩系。由一系列极其宽缓的复式褶皱构造组成，岩层倾角中—缓，沿轴部岩石多被挤压破碎，矿区紧靠南翼。在区域上处在冈底斯中酸性杂岩带东段南缘，致使区内岩石类型复杂，其岩性从闪长岩类-二长岩类-花岗岩类均有出露，出露面积达5371km2，由燕山晚期—燕山早期岩浆侵入而成。燕山晚期侵入体由于喜马拉雅早期侵入体的破坏，岩体东部仅有燕山晚期中心相带石英二闪长岩的存在，相带明显，中心相带为石英二长岩-石英闪长岩-闪长岩，边缘相带为花岗闪长岩-花岗岩花岗斑岩。岩相特征显示了岩体从北向南由花岗闪长岩-花岗岩-花岗岩（由中酸性—酸性）的变化。喜马拉雅期侵入体主要分布于谢通门—南木林—扎西岗一带，出露面积3800km2，组成谢通门中酸性杂岩之主体，岩体相带明显，中心相带以石英二长岩为主，边缘相带为花岗岩。岩石具有绿帘石化、绿泥石化、阳起石化、钠黝帘石化、绢云母化、高岭土化等次生变化。化学成分以正常岩浆岩成分为主，微量元素与维氏值相比，铜、铅、锌、铬、钒等偏高。除岩体外，在白垩系中有中基性—中酸性—酸性脉岩体分布。同时有次火山岩脉（安山玄武岩脉、闪长玢岩脉）并有伟晶岩脉（辉石云煌岩脉）的侵入。各类脉岩有相互穿插、切割之现象，说明该区岩浆活动十分频繁，并引起围岩蚀变及矿化。属于特提斯喜马拉雅成矿域-西藏成矿省-冈底斯-拉萨成矿带。2 矿区地质特征2.1 赋矿地层图1 雄村铜金矿床地质图（据西藏地质六队，2003，修改）Q—第四系。1—旦狮庭组英安斑岩；2—弱硅化旦狮庭组英安斑岩；3—碳质板岩夹层；4—绢英岩化叠加硅化蚀变带；5—绿泥石化凝灰岩；6—泥质蚀变带；7—黑云母二长花岗岩；8—青磐岩化闪长斑岩；9—基性岩脉；10—酸性岩脉；11—硅化破碎带；12—断层及编号；13—矿体；14—取样位置及编号矿区出露的主要地层为K2—E1旦狮庭组火山碎屑岩和第四系更新统砾岩（图1）。旦狮庭组是铜金矿床的容矿围岩，其岩性为一套强烈蚀变的英安质凝灰岩、凝灰质砂岩夹碳质板岩，其中英安质凝灰岩含大量晶屑（斜长石、石英等，多已蚀变）、玻屑和岩屑。矿体产于白垩系第二岩性单元的火山凝灰岩中，既是赋矿围岩又是矿化体。主要含矿岩石是具眼球状石英斑晶的石英闪长玢岩及其具强蚀变中细粒凝灰岩。2.2 矿区岩浆岩矿区内岩浆岩较为发育，且具有多期次岩浆侵位的特点，主要岩浆岩有黑云母二长花岗岩、石英闪长斑岩及多种脉岩。黑云母二长花岗岩出露于矿区东北部，为矿区出露面积最大的岩体，属于矿区东北部的石英二长岩岩基的边缘相，其侵入时代为古新世（西藏自治区地质矿产厅，1996）。黑云母二长花岗（斑）岩呈中粒似斑状结构，斑晶主要为钾长石，基质为钾长石、斜长石、石英、黑云母和角闪石，副矿物主要有磁铁矿和锆石。黑云母二长花岗岩与围岩呈侵入接触关系，侵入接触带见有矽卡岩化，但岩体中目前未见矿化。石英闪长斑岩出露于矿区西南部，呈变余斑状结构，基质为变余微晶结构，岩石绿泥石化和绿帘石化强烈，偶见斜长石残斑，副矿物主要为榍石，岩石局部见有星点状黄铜矿。岩体边缘接触带发育有角岩化。矿区脉岩较为发育，主要有花岗细晶岩、花岗斑岩、伟晶岩、辉绿岩和煌斑岩。脉岩规模小，产状陡立，相互穿插，其中见有花岗斑岩脉贯入到铜金矿体中，并有矿化和蚀变。似伟晶岩脉由粗粒钾长石、白云母、电气石及自形黄铁矿组成，其钾长石K-Ar年龄为47.62±0.7 Ma（杨竹森，未刊数据）。2.3 控矿构造矿区的主体构造格架由矿化带北东侧两条大致平行、产状30°∠50°～78°，走向NW的两条断裂（F2，F4）和南侧轴向大约290°、轴面向NNE陡倾的背斜构成，矿化就主要发生在断裂带及其西南侧的背斜北东翼的凝灰质岩石中。矿区断裂破碎带发育，并强烈硅化；其中F2呈320°方向从蚀变矿化带北侧穿过，破碎带宽50～100m；F4断裂呈290°方向从蚀变矿化带中部穿过，破碎带宽40～60m。两断裂总体倾向均为NE，倾角陡立且变化大。沿两断裂普遍发育有断层角砾岩和蚀变岩，并多已片理化，两断裂性质均表现为先张后压。F2和F4断裂及其派生的北东向次级构造裂隙是矿区的主要控矿和容矿构造，矿区南部的硅化破碎带F6基本无矿化。此外，矿区还发育北东向断层F1和F5，截穿矿体，时代较晚。2.3.1 断裂由于雅江深大断裂从矿区东南侧边缘通过，受此影响，区内的断裂构造发育。主要的断层有两条。F4断层（与区域上的F5断层分布一致）是矿区的主干断层，呈320°方向展布，贯穿于普查区的北东侧，倾向北东，倾角一般在50°以上，最大可达73°，破碎带宽约10m，牵引褶皱发育，组成该断裂的岩石主要为碎裂岩化构造蚀变岩。它是本矿区的1级构造，是导矿构造，在区域上，它把西侧已开发的洞嘎金矿和普钦木金矿化点联成一体。F2断层呈310°方向展布于测区中部，是F4的次级构造，破碎带宽1～10m不等，断层性质具典型的先张后压特征，延伸约3.5km，倾向北东，倾角一般在60°，最大为75°。在图外走向自NW转向北东，倾向向N，倾角50°。向NE呈SW走向交于洞嘎普断层，是矿区控矿构造。F2，F4断裂都具有早期韧性剪切、晚期脆性变形特征，而且F2断裂韧性剪切特征更为明显。在晚期脆性变形阶段，具有先逆冲后正滑的特点。F4断裂西南侧还发育30°∠35°的次级断裂。F2，F4间的断块存在矿化显示，只是不如F4西南侧的主矿化带矿化强烈。F2断裂带中早期糜棱片理小褶皱发育，并被晚期脆性剪切缝破坏，沿片理缝和晚期脆性剪切缝有矿化细脉发育。F2，F4亦可看作一个先韧性后脆性的断裂带，自F2向F4方向发育一系列次级断裂，且脆性特征增强。韧性剪切糜棱片理的渗透性具有顺片理方向强而垂直片理方向弱的各向异性特点，能对上升的构造-岩浆-成矿热液在横向上构成有效屏蔽，而向南西方向发育的次级韧-脆性断裂又有利于配送甚至容储矿液，故矿化沿此方向增强。2.3.2 褶皱矿化带南西侧的背斜，由自下而上的泥质页岩-凝灰质砂岩构成，核部被弧型的花岗闪长斑岩体占据。该斑岩向NWW一直延伸至洞嘎沟北，在背斜NE翼，相对性脆的凝灰岩产状比较稳定，在30°∠52°，其内非均匀地发育顺展剪切破碎带，剪切破碎带中的矿化显著强于相邻岩石中的矿化。近轴部的泥质页岩，塑性较强，产状变化大，局部还发生倒转，倾角一般在75°以上。背斜SW翼，近轴部的泥质页岩与NE翼相似，凝灰岩则普遍向SW陡倾。在近SE倾没端部位凝灰岩的产状有205°∠50°，260°∠72°，40°∠65°，50°∠55°，70°∠72°，说明可能有次级褶皱发育。背斜NE翼，矿化凝灰岩之下的泥质页岩的渗透性差，对矿液也能起到有效屏蔽，使得矿化集中发生于背斜北东翼泥质页岩层之上的凝灰岩中。2.4 围岩蚀变矿区蚀变较为强烈，与铜、金矿化有关的主要蚀变类型有黑云母化、钾长石化、白云母化、绢英岩化、硅化、绿泥石化、粘土化（高岭石化）、脉状碳酸盐（方解石和菱铁矿）化、重晶石化等；另外，在铜、金矿化之前，出现与火山喷发同期的火山热液蚀变：黑云母化、钠长石化、黝帘石化及与矿区南部和北部岩体侵入活动有关的石榴石化、透辉石化、阳起石化、红柱石化、堇青石化、角岩化等。雄村铜金矿的蚀变矿化带总体沿着 F1和F2断裂呈北西向展布，地表显示出蚀变分带性，从中心硅化带向外，依次出现绢英岩化带和绿泥石化带，在 F2断裂东段绢英岩化带和绿泥石化带之间出现粘土化（高岭石化）。硅化带与绢英岩化带之间呈渐变过渡关系，硅化强烈的岩石呈致密块状且石英颗粒细小。在垂向上，硅化出现在绢英岩化带的顶部。总体上，矿区硅化、绢英岩化和绿泥石化最为强烈，而绢英岩化、绿泥石化和高岭石化在空间上与铜、金矿化密切伴生。2.4.1 黑云母化黑云母化主要呈细粒（0.5～2mm）、团块状黑云母残留于蚀变矿化带中，时常伴有细粒的磁铁矿和黄铁矿，有时可见被绿泥石、黝帘石、红柱石和堇青石交代。2.4.2 钾长石化钾长石化主要发育于蚀变矿化带的局部，蚀变钾长石为正长石。2.4.3 绢英岩化绢英岩化总体沿着矿区中部北西向断裂分布，构成长约2km、宽100～400m绢英岩化带；强烈绢英岩化凝灰岩除少量的碎屑石英和斜长石残留外，几乎完全由细粒石英和绢云母组成，并伴有细脉浸染状硫化物。2.4.4 硅化矿区硅化蚀变广泛发育，强烈硅化主要沿矿区中部北西向断裂分布，叠加于绢英岩化带之上或穿插于绢英岩化带中，与高品位脉型Cu-Au矿化密切伴生；常见硅化沿着石英-硫化物脉壁交代围岩，与脉体呈渐变过渡关系；强烈硅化呈致密块状，由细粒结晶质石英组成。另外，在绢英岩化带南侧的凝灰质砂岩中也发育有广泛的硅化，但硅化程度相对较弱，仅伴有少量的硫化物矿化。2.4.5 绿泥石化矿区绿泥石化有2种类型，一种呈面型广泛地分布于矿化带外围，伴有少量绿帘石、黝帘石、碳酸盐及磁铁矿和硫化物；另一种呈脉状产于矿化带中，或构成石英-绿泥石-硫化物脉，或沿石英硫化物脉壁交代围岩。前者类似于青磐岩化，后者可能晚于前者。2.4.6 泥质蚀变（高岭石化）矿区高岭石化主要发育于矿化带的东南部、高品位金矿化的旁侧，构成泥质蚀变带；泥化带中伴有硫化物，但尚未发现明矾石，达不到高级泥质蚀变。另外，在矿区中部矿化带中，还见有高岭石呈脉状产出，与脉型矿化伴生。3 矿体地质特征3.1 矿体特征矿区铜金矿化受中部NW-SE向F2，F4断裂破碎带控制，矿化带长约2km，宽100～400m。钻孔揭示，深部铜金矿化连续而且有较好的相关性，钻孔中矿化视厚度平均225m；钻孔剖面揭示矿体呈扁透镜状或似板状，倾向NE，真厚度＞150m，目前矿体的四周延伸还没有被钻孔控制住（Continental Minerals Corporation，2005）。根据地表浅井、探槽取样及PD01，PD02，PD03，PD04，PD05平硐样品分析结果，圈定矿体长2300多米，两侧直接延伸到测区外，矿体平均宽度200m左右，其中最宽处达400多米。据现有资料，矿体的最大厚度＞300m，由此可见其规模巨大。通过对矿体产状统计表明该矿体倾角70°～75°，走向为330°。矿体主要呈似层状，脉状，囊状产在白垩系中。矿（化）体及含矿围岩为具有黄铁矿化、黄铜矿化、方铅矿化的硅化凝灰岩及凝灰质砂岩，局部可以看见角岩化凝灰岩。矿体具有黄铁矿化、黄铜矿化、斑铜矿化、赤铜矿化、方铅矿化、闪锌矿化等矿化现象。该矿（化）体Cu的平均品位为0.46×10-2，最高达6.87×10-2。Au的平均品位为0.37×10-6，最高达7.04×10-6。铜、金矿化可明显地区分为2种样式，一种为细脉浸染状矿化；另一种为脉型矿化，后者叠加于前者之上。矿化石英脉呈不规则状，脉宽从0.5mm到15 cm，脉边缘常常与蚀变围岩呈渐变过渡关系。3.2 矿石成分矿石矿物有黄铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、闪锌矿、方铅矿、自然金，银金矿等，主要脉石矿物有石英、绢云母、绿泥石、绿帘石、重晶石、石膏、萤石、方解石、菱铁矿、粘土矿物等。根据矿物组合、矿物特征及脉体的产状和穿插关系，主要蚀变矿化组合从早到晚依次为：1）石英（粗粒）-白云母-黄铁矿（粗粒自形），该组合主要沿大的构造裂隙分布，形成于铜矿化前期，主要产于矿区东北部黑云母二长花岗岩中；2）石英-绢云母-黄铁矿-磁黄铁矿-黄铜矿-斑铜矿-闪锌矿，该组合中石英和硫化物呈他形粒状且颗粒细小，是铜矿化阶段的主要蚀变矿化组合，也是铜矿体的主要组成部分；3）石英-黄铁矿（少量），该组合主要呈细脉状穿插于组合Ⅱ中，以石英清洁透明和硫化物少区别于组合Ⅱ；4）石英-绿泥石-黄铁矿-闪锌矿-方铅矿-自然金-银金矿，伴有少量的磁黄铁矿和黄铜矿，自然金和银金矿主要呈团粒状产于黄铁矿和方铅矿中；该组合主要产于金矿体及其附近绿泥石化带中，以大量出现闪锌矿和方铅矿为特征。3.3 矿石组构及成矿阶段划分铜金矿体赋存于张性断裂破碎带附近，矿石构造类型受矿体产出形态所制约，以充填构造为主，交代构造次之。矿石构造有块状、脉状、浸染状和角砾状构造等。矿石结构包括结晶结构（自形、半自形和他形、包含、共边结构）、交代（残余）、固溶体分离（乳浊状、叶片状、结状结构）和压碎结构等。根据矿石组构、矿物共生组合、矿物成分等特征，将成矿期划分为岩浆期、热液成矿期、矽卡岩期、表生期。根据脉体的穿插关系和镜下研究，从早到晚总体上可分为4个主要蚀变矿化阶段。①钾硅酸盐-磁铁矿-黄铁矿阶段（Ⅰ），主要表现为脉状钾长石和细粒团块状黑云母-磁铁矿-黄铁矿组合。②石英-绢云母-硫化物阶段（Ⅱ），主要表现为绢英岩化伴生细脉浸染状硫化物。③石英-绿泥石-金（银）-多金属硫化物阶段（Ⅲ），主要表现为硅化、绿泥石化及少量高岭石化伴生的多金属硫化物脉。④高岭石-硫化物阶段（Ⅳ），表现为强烈高岭石化伴有少量黄铁矿。铜矿化主要与Ⅱ，Ⅲ阶段有关，金矿化主要与Ⅲ，Ⅳ阶段关系密切。3.4 矿石风化特征次生氧化矿石在地表较为发育，往往发育孔雀石化、褐铁矿化、蓝铜矿、赤铜矿、蓝辉铜矿、辉铜矿、自然金、自然铜、软锰矿、硬锰矿、黄钾铁矾。3.5 矿床组分矿石中Cu是主要有用元素，主要的伴生组分是Au，Ag，Zn和Pb，局部Mo有富集。伴生的有害元素含量较低，大多低于选冶要求的最低标准。局部As含量较高，但仅仅是局部富集。雄村铜（金）矿的Au/Cu比率大约为1.3（Au含量单位为10-6，Cu含量单位为10-2）。Cu和Au的加权平均品位大约分别为0.5×10-2和0.8×10-6。矿石中Zn含量超过2000×10-6的矿化富集作用主要是晚期多金属矿脉的叠加穿插，Ag也同时富集。Pb的平均品位为132×10-6，Pb富集区域和空间分布特征与Zn相似，但Pb的富集程度比Zn低。凡是晚期多金属脉发育的，Au的含量均有所提高，表明Au的局部富集与晚期叠加的多金属矿化关系密切。矿床内有害组分As，Bi和Hg的微量元素富集程度均很低。4 矿床成因分析4.1 元素地球化学特征区内火山岩矿化元素丰度值高，变化系数大，而且Au，Ag，Cu，Zn，Hg，As，Sb等元素局部含量亦高，具有明显富集的趋势，并发现多个 Au，Cu，Pb，Zn，Sb等多金属化探异常，表明这些元素具有比较好的成矿潜力，特别是在有利的地质条件下容易富集成矿。4.2 矿物包裹体特征矿区脉石英中的流体包裹体可划分为3 类，气相体积百分数≥50%的G型包裹体、气相体积百分数＜50%的L型包裹体和含子晶的多相包裹体（S型包裹体）。与铜矿化密切伴生的脉石英中的流体包裹体，L型数量最多，气相体积百分数多为5%～25%，少数可达到45%，包裹体大小4～26 μm；其次为S型包裹体，包裹体大小5～35 μm，根据子晶形态推测，子晶主要为石盐（NaCl，立方体）；其次为钾盐（KCl，浑圆状），个别出现石膏（针状）、方解石（长板状）。G型富气体包裹体在数量上比前两种包裹体少得多，颜色较深，气相体积百分数＞50%，大多数＞80%，部分接近于纯气相包裹体，大小2～20μm。G型包裹体主要是富CO2，CH4，N2包裹体，其中部分较大的富CO2包裹体可清晰分辨出液态CO2相。另外，在流体包裹体中还发现有黄铁矿、磁黄铁矿和黄铜矿捕获晶。晚期与金矿化伴生的脉石英中的流体包裹体非常小，大多数＜10 μm，个别达到17 μm，主要为L型包裹体，气相体积百分数＜25%。G型包裹体较少，大小＜5 μm，接近于纯气体包裹体。含子晶多相包裹体（S型）偶尔能见到，子晶很小。徐文艺等（2005）研究认为，雄村矿区流体包裹体普遍含有CO2，CH4，N2。脉石英中流体包裹体可进一步分为H2O盐溶液包裹体、富CO2包裹体和富CH4-N2包裹体3大类。铜矿化阶段与金矿化阶段流体组成基本相似，但铜矿化阶段以CO2为主，而金矿化阶段则烃类气体显著增多。铜矿化阶段富CO2包裹体出现频次显著高于富CH4-N2包裹体，CO2拉曼特征峰强度也显著高于其他气体；金矿化阶段则含CH4包裹体出现频次较高，CH4拉曼特征峰强度也显著高于其他气体。成矿流体组成高Ca，并含有较高的CO2，N2和CH4，主要离子组成为 。4.3 物理化学条件据徐文艺等（2005）研究，雄村铜金矿与铜矿化伴生的脉石英中的流体包裹体均一温度范围为136～382℃，集中分布区间为150～250℃，峰值170℃，均一压力范围为45.92～2.35 bar，盐度范围为36.61%～1.23%；与金矿化伴生的脉石英中的流体包裹体均一温度范围为229～121℃，均一压力范围为19.09～1.94 bar，盐度范围为10.86%～1.23%。4.4 同位素地球化学特征氢、氧同位素分析（徐文艺等，2006）显示：雄村矿床石英-绢云母-硫化物阶段 值范围为-4.7‰～2.2‰， 值范围为-101‰～-82‰；盐度范围为36.61%～1.23%；石英-绿泥石-金（银）-多金属硫化物阶段 值为-3.6‰， 值为-104‰。氢、氧同位素组成揭示雄村矿床成矿流体以大气水为主，但不排除岩浆水的参与。雄村矿区硫化物和重晶石δ34SV-CDT值分别为-0.8‰～0.1‰和13.7‰（徐文艺等，2006）。Qin等（2005）分析雄村矿区硫化物δ34SV-CDT值为0～1.4‰；另一个黄铁矿为-5.9‰。硫同位素揭示雄村矿区硫主要源于深部，部分可能来源于地层。丁枫等（2006）分析矿区黄铁矿、闪锌矿得到δ34S的变化范围较窄，在-1.2‰～3.0‰之间，平均值为1.174‰，具幔源硫的组成特征。闪长玢岩δ34S 在1.0‰～1.3‰之间，黄铁矿 δ34S 在 0.34‰～3.0‰之间，闪锌矿一个样品δ34S为-1.20‰，可以看出围岩与矿体的δ34S相差不大，说明其硫源相同。矿区未发现硫酸盐矿物，硫化物的硫同位素组成代表了成矿流体的硫同位素组成，具有岩浆硫的特点，反映了矿化流体来自岩浆，以深源岩浆硫为主。丁枫等（2006）分析矿区黄铁矿、闪锌矿得到206Pb/204Pb 的值为18.104～18.372，变化率为1.46%；207Pb/204Pb的值为15.473～15.542，变化率为0.44%；208Pb/204Pb的值为37.918～38.307，变化率为1.02%。变化范围不大，均具正常铅演化的特点。闪长玢岩、黄铁矿、石英和闪锌矿的铅同位素组成较为相似，说明它们可能有着相同的铅来源。矿床中铅同位素特征值μ值为9.094～9.314，μ＜9.58，推测铅来源于下地壳或上地幔，且更接近于地幔铅。4.5 稀土元素不同类型的岩石矿石的稀土元素共同特点是：均为总体右倾的轻稀土富集型，ΣLREE/ΣHREE为5.75～23.30，（La/Lu）N＝4.85～38.2；均具有正铈异常，δCe＝1.09～1.68，表明与深源基一超基性物质有关；轻稀土呈一致的右倾分馏，（La/Sm）N＝2.69～13.7。但不同类型岩石、矿石稀土总量变化大，ΣREE＝21.56×10-6～500.8×10-6，跨度达479.24×10-6。4.6 成矿时代雄村矿区热液绢云母Ar-Ar坪年龄为38.11±0.9 Ma（2σ），等时线年龄为38.2 Ma±2.4 Ma，MSWD＝0.23，坪年龄与等时线年龄一致，表明雄村铜金矿床成矿时代为始新世晚期（徐文艺等，2006）。热液绢云母Ar-Ar测年和似伟晶岩脉中的钾长石K-Ar测年，表明雄村成矿系统形成于47.62±0.7 Ma～38.11±0.9 Ma间，与喜马拉雅-青藏高原造山带52～40 Ma间歇性松弛或N-S向伸展有关；但雄村矿床的最终套生定位，与造山带40～38 Ma间的强烈挤压隆升有关（徐文艺等，2006）。雄村矿区的成矿作用发生于始新世（45 Ma）碰撞缝合之后，能够确定的成矿时代有渐新世（37.1～37.8 Ma）（ESR法测石英）和中新世（14.9～18.9 Ma）（ESR法测石英）两期，其中最主要的成矿时代为中新世（丁枫等，2004）。4.7 矿床类型雄村铜金矿床是一个典型的低温热液矿床（王子正等，2007）。芮宗瑶等（2004）认为雄村铜金矿属于浅成热液型（epithermal）矿床，但同已知典型的浅成热液型矿床相比，有其特殊性。雄村矿床可能为一套生矿床，是未发育成熟的斑岩型矿化与浅成热液型矿化套生的产物，成矿流体组成上的一致性，表明套生的两期矿化可能属于同一热液体系的两个连续的矿化阶段，只是在两个矿化阶段成矿环境发生了较大改变（徐文艺等，2006）。雄村特大型铜金矿床受NWW向断裂破碎带控制，容矿岩石为早侏罗世195±4.6 Ma英安斑岩；成矿时代为始新世（38.11 Ma），成矿流体具岩浆与大气水混合的特征，矿石硫化物S，Pb同位素组成与容矿火山岩一致，这些成矿特征与胶东焦家式金矿具有很大的相似性，该矿床很可能属于破碎带蚀变岩型铜金矿床（曲晓明等，2007）。5 技术性找矿标志物探异常显示的地方，如视电阻率低，极化率高的地方往往就是矿化较好的反映。土壤地球化学测量表明，异常元素组合为 Au-Cu-Ag-Pb-Zn是有效找矿指示元素，其中Au，Cu，Ag，Pb，Zn元素的三级浓度梯度表现良好，就属于致矿异常，Ag 是近矿指示元素，Cu，Pb，Zn，Mo 是远程指示元素。参考文献陈渊，唐菊兴，孙传敏等.2008.西藏谢通门县雄村铜（金）矿蚀变特征及成因探讨.成都理工大学学报（自然科学版），35（3）：303～305丁枫.2004.西藏自治区谢通门县雄村铜金矿床成矿条件及成矿预测.成都理工大学：硕士学位论文丁枫，唐菊兴，崔晓亮.2006.硫、铅同位素及微量元素对西藏雄村铜金矿成矿物质来源的指示.矿床地质，25（增刊）：399～402侯增谦，曲晓明，黄卫等.2001.冈底斯斑岩铜矿成矿带有望成为西藏第二条“玉龙”铜矿带.中国地质，28（10）：27～40曲晓明，辛洪波，徐文艺.2007.西藏雄村特大型铜金矿床容矿火山岩的成因及其对成矿的贡献.地质学报，81（7）：964～971唐菊兴，钟康惠，李志军等.2004.谢通门县洞嘎金矿区东段（雄村矿段）成矿规律和找矿方向研究.拉萨：西藏第六地质大队资料室唐菊兴，李志军，钟康惠等.2006.西藏自治区谢通门县雄村铜（金）矿勘探报告.成都：成都理工大学档案馆徐文艺，曲晓明，侯增谦等.2005.西藏冈底斯中段雄村铜金矿床流体包裹体研究.岩石矿物学杂志，24（4）：301～310徐文艺，曲晓明，侯增谦等.2006a.西藏冈底斯中段雄村铜金矿床成矿流体特征与成因探讨.矿床地质，25（3）：243～251徐文艺，曲晓明，侯增谦等.2006b.西藏雄村大型铜金矿床的特征、成因和动力学背景.地质学报，80（9）：1392～1406张丽，唐菊兴，邓起等.2007.西藏谢通门县雄村铜（金）矿矿石物质成分研究及其意义.成都理工大学学报（自然科学版），34（3）：318～326（郭晓东编写）官方服务官方网站

尾气——汽车灾难的产物 目前，全世界的汽车保有量已超过6亿辆，全世界每千人拥有汽车110辆。全世界的汽车保有量以每年3000万辆的速度增长，预测到2010年全球汽车数量将增到10亿辆。中国的汽车保有量已超过1000万辆，哈市机动车保有量达二十三万余辆，并以每年10％的数量增加。 在车辆不多的情况下，大气的自净能力尚能化解车辆排出的毒素。但眼下已车满为患，交通拥堵成为家常便饭，汽车本应具备的便捷、舒适、高效的特点却被过多的车辆逐步抵消。“汽车灾难”已经形成，汽车尾气更是害人不浅。 尾气里都有啥 科学分析发现，汽车尾气中有上百种不同化合物，当中污染物有固体悬浮微粒、一氧化碳、碳氢化合物、氮氧化合物、铅及硫氧化合物等。一辆轿车一年排出有害废气比自身重量大3倍，并且汽车在不断消耗着地球的资源。机动车的燃料消耗成为无情吞噬石油资源的无底洞。目前，汽车使用的汽油约占全球汽油消费量的1／3。 尾气害人不浅 汽车在大量消耗资源的同时，其排放的尾气会严重影响人类健康。汽车尾气中的一氧化碳与血液中的血红蛋白结合的速度比氧气快250倍。所以，即使有微量一氧化碳的吸入，也可能给人造成可怕的缺氧性伤害。轻者眩晕、头痛，重者脑细胞将受到永久性损伤；氮氧、氢氧化合物会使易感人群出现刺激反应，患上眼病、喉炎，尾气中氮氢化合物所含苯并芘是致癌物质，它是一种高散度的颗粒，可在空气中悬浮几昼夜，被人体吸入后不能排出，积累到临界浓度便激发形成恶性肿瘤。 数据触目惊心 据哈市环保局张昆林介绍，从哈市近两年来描述机动车污染的二氧化碳变化数据中，可见污染加剧的趋势。二氧化碳日均值由2000年的0．1毫克／立方米增加到2．3毫克／立方米，年均值由2000年的0．024毫克／立方米增加到2001年的0．049毫克／立方米。不难看出汽车，尾气污染增加的速度远大于机动车的增长。 汽车污染大气的同时还对周围环境形成噪声污染，2001年交通噪声污染就占整个环境噪声总量的20．1％，而车辆密集区域的噪声比例远大于此。 清洁汽油遇阻 使用清洁汽油是控制汽车尾气污染立竿见影的举措。今年2月，我省下发了各加油站必须使用清洁汽油的通知，现今一月有余，哈市使用清洁汽油的加油站仅有太平、香政、中协、新发等十几家。据省环保局相关人士介绍，国家强制执行标准规定，必须在车用无铅汽油中按万分之二的比例添加清洁剂。此项措施可使哈市机动车辆每年的汽车尾气排放量减少10万吨以上。 清洁汽油环保效果好，为何在我省的推广不开，据中国石油黑龙江销售分公司贾永强讲，该公司拥有九百多家加油站，使用清洁汽油将使油价每吨上涨近百元，司机对涨价后的清洁汽油不买账。 “锁”住尾气不容缓 环保和节能，是当今和未来经济社会发展中人类面临的重大课题。在环保意识高涨的今天，控制废气污染应提到了相当重要的位置。 在空气污染中，汽车尾气对环境的危害是巨大的。据相关专家介绍，治理汽车尾气必须采取的措施有：强制旧车时限报废、强制推广电喷车、强制使用无铅汽油、强制安装三元催化器等强有力的举措，使汽车尾气排放得到一定程度的控制。 据了解，我国对汽车尾气的检测标准已接近发达国家水平。有关部门表示，确保汽车尾气排放控制在规定范围内，必须采取强制手段。 户外锻炼离汽车远点 锻炼时间不要太晚 每日坚持跑步锻炼本是一件有益身心的事，但如果时间或地点没选好，恐怕换来的不是健康而是疾病了，因为在身边穿梭的车辆会产生大量损害呼吸道和肺泡功能、并可导致癌症的颗粒物。 北京大学环境医学研究所的潘小川指出，空气污染对人们的健康造成越来越大的威胁，而这些有毒气体70％出自汽车尾气。据医学界研究分析，汽车尾气的主要化学成分是二氧化硫、一氧化硫、氮氧化物、铅。它能引起呼吸道感染和哮喘，使肺功能下降，严重的可引起肺气肿。汽车尾气中的铅一般分布于地面上方1米左右的地带，正好是青少年的呼吸带，因而铅污染对青少年危害更重。现在许多像北京这样的城市全面推行使用无铅汽油，可是大量晚间进城的货运车辆都是使用柴油发动机，其排放出来的含铅尾气依然对整个城市造成污染。不仅如此，第一次污染物在阳光(紫外线)作用下发生光化学反应会生成二次污染，形成烟雾污染现象，称为光化学烟雾。光化学烟雾成分复杂，它们对人及动物的伤害主要表现在眼睛和黏膜受刺激、头痛、呼吸障碍、慢性呼吸道疾病恶化、儿童肺功能异常等。专家建议，户外运动尽量远离交通干线。因此，为了你的健康，在立交桥或繁华道路的人行道上跑步的习惯要改一改了。锻炼的时间也不要太晚，因为使用柴油发动机大型汽车晚上九点以后进城，此时公路上的污染是白天的数倍。 “汽车尾气” 已成为大气污染的罪魁 大气污染，被称为社会一大公害。越是交通发达的国家，由汽车尾气排放的污染物越严重，已成为污染大气的罪魁，激起了社会公愤。 近几年来，我国汽车产业迅速发展，社会保有量在1400万辆以上。汽车主要集中在城市，成为城市的大气污染物的主要来源。一些城市地区出现的光化学烟雾，重要原因就是汽车排放的碳氢化合物和氮氧化合物，通过阳光紫外线作用，形成有毒烟雾。其突出的危害是刺激人体眼睛和上呼吸道粘膜，引起发炎，严重的引起哮喘，头疼、肺气肿等疾病，甚至使视力和中枢神经等受到损害。 据各地监测分析，汽车尾气排放量已占大气污染源85％左右。如北京市中心区二氧化硫浓度日超标率达10%至15％，一氧化碳和氮氧化合物浓度日超标率达60％至70％，最大浓度时大气污染超过国家二级标准1至3倍。上海市机动车排放的碳氢化合物占总排放量56％以上：氮氟化合物占20％以上：四川机动车每年排放一氧化碳142万吨、其他有害物超过60万吨，80％的一氧化碳和90%的氮氢化合物等，均来自机动车排放。这表明，治理大气污染，治理汽车尾气是重中之重。 根据现代科技水平和国外的一些做法，采用气体燃料，推进“清洁”生产，是目前降低汽车尾气污染较为理想的办法。由于气体燃料含硫、氮等杂质少，燃烧完全，可以显著减少汽车污染物徘放，受到世界各国欢迎。据有关资料显示，目前世界上燃气汽车用液化气消费量一年已达500万吨以上，燃气汽车达到520万辆。日本90％的城市出租车已改用液化气作燃料。 近两年来，我国燃气汽车发展迅速，到1997年，全国有800多辆燃气汽车，而目前已增加到4500多辆，建立的天然气和液化石油气站也由最初的10多座发展到68座。为进一步推动燃气汽车发展；我国成立了由科技部、国家计委、公安部等有关部门组成的全国燃气汽车工作协调领导小组，并确定北京、上海，重庆、海口、西安、哈尔滨、乌鲁木齐、深圳和四川绵阳等9个城市为“燃气汽车推广应用试验示范城市”。种种迹象表明，我国燃气汽车发展已进入一个新的阶段。 发展中的燃气汽车被称为环保汽车、绿色汽车，受到各地的高度重视，研制、改装、推广、应用力度愈益加大、近年来，北京市出台19项防冶大气污染的紧急措施，重点控制煤烟、气车和扬尘污染，在公交车、出租车大力推广燃气汽车，并加紧建设燃气站。上海市已加大投入，计划今年新建加气站台70座；在已改装3000多辆出租车燃气装置的基础上，加快改装、推广步伐，将在4年内使全市4万多辆出租车实现燃料气化。成都市已治理汽车尾气污染达标5000多辆。从今年起，成都，绵阳、德阳作为四川3个汽车燃料气化示范市，公交革，出租车、环卫车必须在2年内改装成天然气汽车。广州，昆明、贵阳、西安、哈尔滨等一大批城市，都在加大汽车尾气治理，大力推广使用燃气汽车。 铅污染“祸首”个个暗埋杀机 深圳七成青少年血铅超标 深圳市教育局、中华医学会深圳分会和国际人体微量元素研究会近日对深圳市部分中小学、幼儿园学生联合开展为期半月的“万人血铅检测行动”检测结果显示：深圳市三分之二青少年血铅水平超标。专家指出，汽车尾气和含铅玩具的铅污染越来越严重，是危害青少年身心健康的“祸首”。 据了解，此次检测对象为深圳市直属幼儿园全体幼儿，罗湖、龙岗两区各6所中学、5所小学学生。中国微量元素铅研究会专家指出，儿童吸入过量的铅造成铅中毒，其症状主要表现是多动、反应迟钝、行为功能改变、模拟学习困难、运动失调、易冲动、空间综合能力下降、侵袭性增加、贫血等。要预防铅中毒，大方面讲就要改善我们的环境，重视环保，个人预防上要重视家中卫生，做到开窗通风，尽量避免让青少年接触含铅玩具。 哪来那么多铅毒 日益严重的环境铅污染是造成儿童铅中毒的根本原因。铅毒来自于不可避免的工业废气，含铅汽油，汽车尾气，燃煤、钢铁冶金、化学工厂排放的废气、废水，含铅容器、玩具，家庭装饰材料

一、硬玉 19世纪后半叶，法国矿物学家德穆尔将中国的“玉”分为软玉和硬玉（见地质情报所：《翡翠冲的《国外地质科技》，1981年第2期）两类。硬玉，我国俗称“翡翠”，是我国传统玉石中的后起之秀，又是近代所有玉石中的上品。 翡翠不管是“山料”（原生矿石）还是“籽料”（次生矿石），主要是由硬玉矿物组成的致密块体。在显微镜下观察，组成翡翠的硬玉矿物紧密地交织在一起，形成翡翠的纤维状结构。这种紧密的纤维状结构，使翡翠具有细腻和坚韧的特点。 硬玉是由一种钢和铝的硅酸盐矿物组成，纯净者无色或白色。其块体的化学成分为：二氧化硅占58.28％，氧化钠占13.94％，氧化钙占1.62％，氧化镁占O.91％，三氧化二铁占O.64％，此外还含有微量的铬、镍等。其中，铬是使翡翠具有翠绿色的主要因素。通常翡翠含氧化铬O.2～O.5％，个别达2～3.75％以上。 翡翠硬度为7，比重3.33。矿物折光率：Ng=1.667，Np=1.654；重折率0.012。 常见的翡翠颜色有白、灰、粉、淡褐、绿、翠绿、黄绿、紫红等，多数不透明，个别半透明，有玻璃光泽。按颜色和质地分，有宝石绿、艳绿、黄阳绿、阳俏绿、玻璃绿、鹦哥绿、菠菜绿、浅水绿、浅阳绿、蛙绿、瓜皮绿、梅花绿、蓝绿、灰绿、油绿，以及紫罗兰和藕粉地等二十多个品种。 翡翠在我国明确地称为硬玉，可能始于宋代。而汉代张衡的《西京赋》、班固的《西都赋》以及六朝徐陵的《玉台新咏诗序》提到的翡翠都有可能指软玉中的碧玉，而非硬玉。正因为硬玉在唐代已不可考，故李善注《文选》、颜师古往《汉书》均未尝及之。近来英国历史学家李约瑟在《中国科学技术史》第三卷中称：在18世纪以前，中国人并不知道硬玉这种东西。以后，硬玉才从缅甸产地经云南输入中国。前不久，苏联地质学家基也夫林科也指出，缅甸度冒、缅冒、潘冒和南奈冒的次生翡翠矿发现于1871年，至今已开采了一百多年，仍未采空。缅甸乌龙江河谷的原生翡翠早在13世纪（宋末至元初）已经采矿（见《国外地质科技》）。而我国目前从宫廷珍藏和出土文物中尚未发现明朝以前的翡翠。因此，中国人何时称硬玉为翡翠，缅甸翡翠何时输入中国，一直是未弄清楚的历史之谜。我们期待考古工作者能有新的发现，来解决这一历史悬案。 二、软玉 软玉是我国矿物学家对英文Nephrite的译名。这一英文名称源于希腊语，有“肾脏”之意。这是因为古代洲认为将这种玉石佩挂在腰部可以治愈肾病（久术武夫：《宝石贵金属辞典》）。看来，古欧洲人和我国古代人一样，都迷信于玉。中国古人不仅认为饰用这种玉可以辟邪，而且认为饮用玉粉可以治病。然而不论欧洲人也好，喜欢玉器的墨西哥和新西兰人也好，都没有中国人使用软玉的历史悠久。中国在世界上有“玉石之国”之称，这同发现和使用软玉的悠久历史有关。 软玉在我国有白玉、青玉、碧玉、黄玉和墨玉等品种。它们与硬玉不同，是由角闪石族矿物中透闪石阳起石矿物（以透闪石为主）组成的致密块体。在显微镜下观察，软玉同硬玉一样也呈纤维状结构。这种由透闪石或阳起石组成的纤维状结构，是软玉具有细腻和坚韧性质的主要原因。透闪石是一种含水和氟的钙镁硅酸盐，其成分中常含有4％以下的铁，当铁含量超过4％时即过渡为阳起石。我国新疆软玉块体的化学分析结果是：二氧化硅占57.6O％，氧化铝0.25％，三氧化二铁0.66％，氧化锰0.16％，氧化镁25.61％，氧化钙2.68％，其它杂质2.74％。硬度6～6.5。比重2.96～3.17。矿物折光率：透闪石为Np=1.599～1.619，Nm=1.612～1.630，Ng=1.622～1.640，重折率0.O21～0.023；阳起石为Np=1.619～1.688，Nm=1.630～1.697，Ng=1.640～1.705，重折率0.021～0.027。 软玉常见颜色有白、灰白、绿、暗绿、黄、黑等色。多数不透明，个别半透明，有玻璃光泽。软玉的品种主要是按颜色不同来划分的。白玉中最佳者白如羊脂，称“羊脂玉”。青玉呈灰白至青白色，目前有人将灰白色的青玉称为“青白玉”。碧玉呈绿至暗绿色，有时可见黑色脏点，是含杂质如铬尖晶石矿物等所致。当含杂质多而呈黑色时，即为珍贵的墨玉。黄玉也是一种较珍贵的品种。青玉中有糖水黄色皮壳，现有人称其为“糖玉”。白色略带粉红色者有人称为“粉玉”。虎皮色的则称为“虎皮玉”等。 目前所知，国内除台湾丰田地区产软玉外（包括透闪石猫眼石），主要产地在新疆。新疆和田玉的悠久历史，在《史记》、《汉书》、《魏书》、《隋书》、《旧唐书》、《新唐书》、《五代史》等古书中，均有记载。不过，西汉以前，史籍所载新疆产软玉的情况常夹带着不少神话故事。从《史记》中记载的《李斯谏逐客书》和《苏厉给赵惠文王书》中的几句话（“今陛下致昆山之玉，有随、和之宝……此数宝者秦不生焉。”“代马胡犬不东下，昆仑之玉不出，此三宝者亦非王有已。”）来看，早在春秋战国至秦统一六国时，新疆的软玉已从昆仑山北麓和田诸地源源不断地输向内地。尤其是密尔岱所产的软玉块度较大，常有上万斤者。清时在乌沙克塔克台地区有密尔岱产的弃玉三块，大者万斤，次者八千斤，又次者重达三千斤。故宫博物院珍宝馆珍藏的“大禹治水玉山”原重一万零七百多斤，这一迄今为止的最大玉件，即产自密尔岱。 岫岩玉，简称岫玉，因产辽宁省岫岩县而得名。这种玉石的主要品种表面看来，同新疆的青玉或碧玉有些相似，但组成的矿物和硬度则不同。组成岫玉的主要矿物是蛇纹石。成分中常含有二价铁、三价铁，还混有锰、铝、镍、钴等杂质，这些混入物使岫岩玉具有各种颜色。岫玉的颜色有白、黄、淡黄、粉红、浅绿、绿、翠绿、暗绿、褐绿及其它杂色。其中常以绿色调为主，颜色介于青玉和碧玉之间。组成岫玉的蛇纹石矿物，通常占85％以上，常见少量方解石、透闪石等其它矿物。透闪石的混入，可增大岫玉的硬度。 岫玉的五质非常细腻，半透明至不透明，蜡状至油脂光泽。硬度2.5～5.5，比重2.5～2.8。蛇纹石矿物的平均折光率1.54～1.55。蛇纹石是镁质碳酸盐岩、镁质基性宕、超基性岩的交代蚀变矿物，也可与滑石、绿泥石等共生。 岫玉玉质同翡翠和软玉极易区分，主要是光泽（老带油脂光泽）和硬度的不同。 岫玉广泛产生接触变质的镁质大理岩中，我国很多地区具备这种地质环境，所以其产地相当广泛。目前已知有下述不同产地和以产地为名所划分的品种： 岫玉绿色，半透明至不透明，产地在辽宁省岫岩县瓦沟。化学成份是：二氧化硅43.80％，氧化镁42.10％，氧化钙0.56％，氧化铝0.006％，三氧化二铁0.64％，水11.81％，杂质12.85％。硬度4.8～5.5，比重2.61。产于古老地层白云石大理岩中。 在我国江苏、浙江一带新石器时代良渚文化的玉器中，经鉴定发现其中有岫玉（郑建：《江苏省吴县新石器遗址出土的古玉研究》）。殷墟妇好墓中有四十余件玉器，“其中多数与现在辽宁岫岩玉接近，少数与河南南阳玉接近，极个别与新疆和阗（田）玉相似。”（夏湘蓉、李仲均、王根元：《中国古代矿业开发史》第428页）。由此可见岫玉的开采史至少有三四千年历史了。 南方玉开采史不详，因产于广东省信宜县泗流地区，故又称“信宜玉”。玉质大多数由蛇纹石组成，并含有少量金云母、滑石、方解石、透闪石、绿泥石、绿帘石等。因含杂质多，颜色常与岫玉不同，色调暗绿至褐绿。同时产出的地质条件与岫玉也有差别，它产于云母片岩和条带状混合片麻岩组成的地层中，玉石矿体下面常有0.2～5.5米厚的滑石层。 祁连玉产祁连山，玉色暗绿，带有较多的黑色脏点，岫玉和南方玉没有这一特点。 京黄玉淡黄色，也由蛇纹石组成，因产北京十三陵老君堂接触变质大理岩中而得名。本世纪60年代发现，历史上是否开采过，情况不明。因产量过少，现已停采。 安绿石也是蛇纹石玉质，因首次发现于吉林集安县的绿水河而得名。产于蛇纹石化大理岩古老的地层中。玉质较纯，细腻光洁，苹果绿至墨绿色，微透明至半透明。 与岫玉相似的蛇纹石玉石还有不少产地和品种。因此，当我们鉴别新石器时代以来属于这类玉质的玉器时，切不可轻易断定玉质的来源。1977年，南京博物院在江苏吴县草鞋山、张陵山发现的新石器时代的玉器中，经鉴定有一件玉管为蛇纹石玉石，就不是辽宁产生的岫玉，玉料可能是江苏镇江的产物。 四、蓝田玉 蓝田玉的名称初见于《汉书·地理志》，美玉产自“京北（今西安北）蓝田山”。其后，《后汉书·外戚传》、张衡《西京赋》、《广雅》、《水经注》和《元和郡县图志》等古书，都有蓝田产玉的记载。至明万历年间，宋应星在《天工开物》中称：“所谓蓝田，即葱岭（昆仑山）出玉之别名，而后也误以为西安之蓝田也。”从此引起后世人的纷争，有的说蓝田根本不产玉，有的说即使产玉可能是莱玉（色绿似菜叶的玉石）。近些年，陕西地质工作者在蓝田发现了蛇纹石化大理岩玉料，认为它就是古代记载的蓝田玉（1978年11月23日《 *** 》）。这一发现不仅引起了寻找珠玉原料的地质界重视，也引起了考古工作者的兴趣。1982年，地质矿产部地质博物馆，展出了上述蓝田玉的原石。这种蛇纹石化强烈时，局部已经变成与岫玉相同的玉石了。玉质从外观上看，有黄色、浅绿色等不均匀的色调，并伴随浅白色的大理岩。这种玉石虽然不很美观，但因为蓝田地处西安古城附近，玉质硬度为4左右，容易加工，所以古人有可能采用做为装饰品。在汉代玉器中有两件很像现今的蓝田玉，一件是在陕西汉武帝茂陵附近出土的大型玉铺首嵌在古墓门上；另一件是故宫博物院藏的汉代玉佩。从这两件玉器玉质和色泽上看，很多地质学者都认为同现今的蓝田玉相似。但它是否真是古代的蓝田玉，则需加以进一步的考查。 五、南阳玉 南阳玉因产河南省南阳而得名，又因矿区在南阳的独山，故又称“独山玉”。 南阳玉色泽鲜艳，质地比较细腻，光泽好，硬度高，可同翡翠媲美。德国人曾称其为“南阳翡翠”，苏联地质学家基也夫林科曾把南阳玉归属于翡翠类型的玉石矿床。据河南地质工作者近几年的研究，探明南阳玉是一种蚀变斜长岩，组成矿物除斜长石外，还有黝帘石、绿帘石、透闪石、绢云母、黑云母和榍石等。经过显微镜鉴定，玉质含有多种蚀变矿物，蚀变作用以黝帘石化、绿帘石化和透闪石化为主。由于玉石中含各种金属杂质电素离子），所以玉质的颜色有多种色调，以绿、白、杂色为主，也见有紫、蓝、黄等色。 南阳玉硬度6～6.5。有玻璃光泽，多数不透明，少数微透明。化学分析的结果是：二氧化硅41～45％，氧化铝30.71～34.14％，氧化镁0.28～1.73％，氧化钾0.02～2.64％，三氧化二铁0～0.8％，氧化亚铁0.27～0.88％，氧化锰0.02～0.1％，三氧化二铬0.01～0.34％，结晶水0.23～0.74％，二氧化碳0.06～0.52％。南阳玉的微量元素分析结果是：铬0.01～0.5％，镍小于0.1％，钒0.001～0.1％，锰0.01～0.05％，钛0.001～0.5％。 据文字记载，南阳玉在汉代已开采是无疑问的。近来考古出土的资料将南阳玉的开采推到商晚期以前。1952年李济在《殷墟有刃石器图说》中指出，殷墟有刃石器凡四百四十四件，其中有玉器七件，而这七件玉器的质料全是南阳玉。《安阳殷墟五号墓的发掘报告》中也指出，殷墟妇好墓中出土的七百余件玉器，其中四十余件标本经初步鉴定，“其多数与现代辽宁岫岩玉接近，少数与河南南阳玉接近，极个别的与新疆和阗（田）玉相似。”（《考古学报》1977年第2期）而1983年10月在四川成都“宝石讲座和学术交流会”上，河南省地质局在宣读关于南阳玉的一篇论文中说，在南阳县黄山出土一件南阳玉玉铲，经鉴定是新石器时代晚期的产物，距今有六千多年的历史，可知南阳玉早在新石器时代晚期就已被采用了。 六、绿松石 绿松石是由细小的绿松石矿物为主组成的隐晶质致密块体，含有铜、铝和水的磷酸盐，通常产于次生浅成矿床中。多呈天蓝色、暗蓝色、蓝绿色和绿色，风化强烈的呈绿白色。具有柔和的蜡状光泽。硬度6，比重2.6～2.8。平均折光率1.61～1.63。 绿松石在我国也是古老的传统玉石，早在新石器时代，它同青玉、玛瑙等玉石一起用作装饰品。据《中国古代矿业开发史》一书中的统计，从新石器晚期的齐家文化和大汶口文化遗址到南北朝时代的墓葬中，有多处发现过绿松石装饰品。 我国绿松石，除鄂西北为其著名产地外，近几年在陕西、新疆、安徽、河南等省都有发现，由于鄂西北诸县古属襄阳道管辖，所以又把鄂西北诸县所产的绿松石称为襄阳甸子，且开采的历史也悠久。但全世界产绿松石的以波斯为最著名，因通过土耳其输入欧洲各国，又有“土耳其玉”或“突厥玉”之称。我们在鉴定我国古代出土的绿松石制品时，也应考虑其玉料来源，不一定都是襄阳甸子。 七、玛瑙 玛瑙由于纹带美丽，自古就被人们饰用。出土玉器中，常见成串的玛瑙珠，以项饰为多。 我国古书有关玛瑙的记载很多。汉代以前的史书，玛瑙亦称“琼玉”或“赤玉”。《广雅》有“玛瑙石次玉”和“玉赤首琼”之说。玛瑙一语来源于佛经。梵语本名“阿斯玛加波”，意为“玛瑙”，可见佛教传入我国后，琼玉或赤琼才在我国改称“玛瑙”。 组成玛瑙的细小矿物除玉髓外，有时也见少量蛋白石或隐晶质微粒状石英。严格地说，没有纹带花纹的特征，不能称玛瑙，只能称玉髓。现今市场上一些没有纹带花纹的玉髓也称为“玛瑙”，这同古代玛瑙的含义是不相符的。玛瑙纯者为白色，因含其它金属元素（如Fe、Ni等）出现灰、褐、红、蓝、绿、翠绿、粉绿、黑等色，有时几种颜色相杂或相间出现。玛瑙块体有透明、半透明和不透明的，玻璃光泽至蜡状光泽。硬度6.5～7，比重2.65。 玛瑙依其纹带花纹的粗细和形态分有许多品种。纹带呈“缟”状者称“缟玛瑙”，其中有红色纹带者最珍贵，称为“红缟玛瑙”。此外尚有“带状玛瑙”、“城砦玛瑙”、“昙玛瑙”、“苔藓玛瑙”、“锦红玛瑙”、“合子玛瑙”、“酱斑玛瑙”、“柏枝玛瑙”、“曲蟮玛瑙”、“水胆玛瑙”等品种（见李时珍《本草纲目》）。 在没有纹带花纹的“玉髓”中，也有不少是玉石原料。根据颜色的不同，有“红玉髓”、“绿玉髓”（亦称英卡石）、“葱绿玉髓”、“血玉髓”（亦称血石）和“碧玉”等。 玛瑙同软玉一样也是我国传统的玉石。在南京北阴阳营等遗址中出土的玉器中就有玛瑙杯和玛瑙珠。在大量的玛瑙珠中，有一粒作辟邪状，长1.7厘米。甘肃永靖大何庄齐家文化遗址，山东莒南大店春秋墓中以及南京象山东晋墓中等，也都相继发现了玛瑙珠。 古代的玛瑙既有来自西域、印度、波斯、康国、日本等国的贡品，也有产自我国内地的。如东北扶余和挹娄，前者治所在今吉林四平市；后者为民族名，生活在长白山北，松花江、黑龙江下游，这里自古以出“赤石”享名（见《后汉书·东夷传》）。此外蔚州（今蔚县）九空山和宣府（宣化）、四角山（见《天工开物》），甘肃和宁夏一带（见《博物要览》），陕西延安府神木和府谷地区（见《广舆记》），汝州赤岭镇（见《宋史》），广西壮族自治区博白县（见《博白县志》），南京雨花台（见《珍玩续考》）等地，均产有玛瑙。现今我国地质工作者在西北、华北、东北以及西南、华南许多地区都探明有玛瑙的产地。古今中外，因为玛瑙产地众多，所以鉴定出土玛瑙的玉料来源就不那末容易了。如著名的唐代兽首玛瑙杯，其玉料来源就搞不清楚。 八、青金石 青金石玉料是由青金石矿物组成，常含方解石、黄铁矿，有时出现少量透辉石等。阿富汗产的青金石玉料，其青金石矿物平均含量占25～40％。玉质呈独特的蓝色、深蓝、淡蓝及群青色。不透明，玻璃至油脂光泽。硬度5.5，比重2.7～2.9。色深蓝和浓而不黑者，称“青金”；深蓝和黄铁矿含量多于青金石矿物时，称“金格浪”；浅蓝色和含白色方解石（一般不含黄铁矿）者，称“催生石”（此名源于古人用青金石作催生药之说）。 青金石在古代称为“璆琳”或“琉璃”，多被用来制做皇帝的葬器，因其色青，可以达升天之路。《拾遗记》卷五载：“昔始皇为家，……以琉璃杂宝为龟鱼。”有人认为这里的“琉璃”就是青金石。但古人辨别宝石，在色不在质，其色相似的，其质虽异，其名仍同。因此秦始皇墓中是否有青金石，还需考古工作者来验证。外国学者赫尔芝认为，中国在公元2世纪（东汉）已有青金石，而章鸿钊在《石雅》中则认为中国三代之初已有。这一争执，也有待于广大考古工作者来解决。 到目前为止，我国尚未发现青金石的产地。古代著名产地在波斯和苏联。据记载，阿富汗和苏联贝加尔湖地区所产的青金石，都曾输入过中国。如果我们在古墓中出土有青金石，其玉料来源不是阿富汗，就有可能是贝加尔湖的产物。 九、碧甸子与孔雀石 《读史方舆纪要》卷五十六载：“天柱山，州（兴安州，今陕西安康县）西五十里，下有碧钿、青绿诸洞二十余处，唐宋俱采取入贡，明始停闭。”夏湘蓉等在《中国古代矿业开发史》中认为：“按元代的碧甸并非甸子，明代的碧钿当不例外。”这是因为绿松石（甸子）一般不与孔雀石（青绿，亦称“石绿”）共生，而“硅孔雀石”则常与孔雀石共生。既然已知与“碧钿”共生的是孔雀石，那么“碧钿”或“碧甸子”很有可能是指“硅孔雀石”。 孔雀石是一种次生氧化矿物，通常产于铜矿上部的氧化带中。孔雀石因呈孔雀绿色而得名，多呈块状、钟乳状、皮壳状及同心条带状。硬度4～6，比重3.9～4。常同褐铁矿、方解石、锰土、玉髓、硅孔雀石等共生。 硅孔雀石也是一种次生矿物，多数由黄铜矿、黝铜矿等受碱性硅酸盐的热溶液作用变化所形成。呈绿、蓝绿至天蓝色，常呈蛋白石或瓷釉状的块体，也有呈土状或葡萄状者。硬度2～4，比重2～2.24。和孔雀石一样不透明，玻璃至土状光泽。与孔雀石的区别除化学成分不同外，颜色比孔雀石浅并近于天蓝色（接近于绿松石），比重和硬度都小于孔雀石。此外，硅孔雀石性脆，也是与孔雀石以及绿松石的重要区别特征之一。 古人常把绿松石、孔雀石和硅孔雀石三者相混。今天许多考古工作者仍是如此，常把孔雀石误认为绿松石的不是少数，应在鉴定时注意。 十、宝石 从大量的考古资料得知，我国出土的玉器质料主要是传统的玉石，但伴随出土的也有宝石。现将一些重要的宝石简介如下： 钻石矿物学名金刚石。等轴晶系，多呈八面体，也有斜方十二面体和六八面体者。化学成分为碳。硬度10，比重3.5～3.6，折光率2.40～2.48。18世纪以前，印度是世界上钻石的唯一产地。巴西钻石发现于1728年；非洲钻石发现于1850年。我国山东钻石的产出，据说仅有二三百年的历史。据《文物》1972年第11期第32页报道，南京象山7号东晋墓葬中，出上镶嵌有金刚石的戒指，这是迄今为止我国出土的最早钻石，按时间看应属天竺的产品。 红宝石和蓝宝石矿物学名都是刚玉。三方晶系，晶体常呈桶状、锥状、板状、柱状、不规则粒状等，晶面上常有斜纹或横纹。硬度9，比重3.95～4.10。折光率：N0=1.767～1.772，N0=1.759～1.763；重折率0.008～0.009。成分中混入金属铬呈红色；混入铁、钛、锰等呈蓝色或其它色调。现今，在宝石学中和珠宝商业界，除了红色透明者称红宝石外，其它各色刚玉的透明晶体（能做宝石者），皆称“蓝宝石”。如黄色者，称“黄色蓝宝石”；绿色者，称“绿色蓝宝石”等。 在红宝石和蓝宝石中还有两个特殊品种，称“星彩红宝石”和“星彩蓝宝石”。这种宝石一般不透明或近于半透明，琢磨成弧面型宝石后，在弧形顶面上出现六条放射状的光带，宛如一颗闪光的星星。 红宝石，我国古有“红刺”、“照殿红”及“巴拉斯”之称。现已知“巴拉斯”一名实指矿物学名叫“尖晶石”的宝石。蓝宝石，我国古有“瑟瑟”之称，而古代的“瑟瑟”作为珠宝名称也兼指其它蓝色或绿色的宝石。近些年来，在华东、华南等地发现了蓝宝石的产地，红宝石目前尚未发现。如果在古墓中发现蓝宝石，很可能来自泰国、缅甸、斯里兰卡等地；红宝石很可能来自缅甸、泰国、柬埔寨。 祖母绿元末文学家陶宗仪在《缀耕录》中称为“助水刺”。 绿宝石，一般泛指可做宝石的各色透明的绿柱石矿物晶体。根据颜色不同，它们都有各自的名称。比如，天蓝色者称“海蓝宝石”；黄绿色者称“橄榄海蓝宝石”；纯黄色者称“金黄绿宝石”；淡红色者称“玫瑰绿宝石”等。只有当成分中含铬，使其颜色变得浓绿或翠绿时，才是祖母绿。 祖母绿独特的翠绿色是因为晶体中混入了金属铬离子，三氧化二铬的含量一般在0.15～0.20％，深翠绿色者三氧化二铬的含量可达0.5～0.6％。晶体常呈六方柱状。硬度7.5，比重2.71。透明，有玻璃光泽。折光率：No＝1.585，No＝1.579；重折率0.006。晶体中常有瑕疵，多呈闪亮的小片，亦称“蝉翼”。祖母绿由于颜色美丽，有“绿宝石之王”的誉称。四千多年前，在古埃及和希腊就被用做首饰镶嵌品，常琢磨成盘型或价梯型，工艺美术界专称“祖母绿型”。 古代的祖母绿出产于埃及。1930年苏联在中乌拉尔山才发现祖母绿。本世纪20年代以来，南非（阿扎尼亚）、津巴布韦和巴西等地，都相继发现了大型祖母绿矿床。现今祖母绿的著名产地在哥伦比亚的契沃尔和木佐行政区。此外印度、坦桑尼亚、赞比亚也产祖母绿。我国至今未发现祖母绿的产地。明定陵出土的万历皇帝王带上镶嵌的大颗祖母绿，不知来自何地。 猫眼石俗称“猫儿眼”，古称“狮负”，意为被狮子背负过的意思。这种宝石主要产于锡兰（现称斯里兰卡），故又称“锡兰猫眼石”。 猫眼石的矿物学名称“金绿宝石”，是金绿宝石矿物的特殊品种。这种宝石因晶体中有平行分布的“管状”气孔包裹体，加工成弧面型宝石（俗称腰圆）后，能对光产生集中反射，出现一条像猫眼“瞳眸”似的光带，故称猫眼石或猫儿眼。 猫眼石何时在我国出现，史籍难考。章鸿钊在《石雅》中引《琅环记》语说；“仙女上玄宗狮负二枚……玄宗藏于牡丹钢合中以验时云。”此处“狮负”是否就是较早的猫眼石，待考。现已知清东陵乾隆墓中出土有猫眼石；故宫博物院珍宝馆里金塔顶上也镶嵌有质量不太好的猫眼石。我国古今的猫眼石皆由斯里兰卡输入，最早输入中国的时间则有待于考证。 碧玺《清会典图》卷四十三称“碧囗（王亚）囗（王厶）”；《博物要览》中称“披耶西”；《滇海虞衡志》中称“碧霞歪”、“碧霞囗（王比）”、“碧洗”；《玉纪》中称之为“碧霞希”。民国初，北京市场上的珠宝商常称“碧硒”或作“碧玺”，皆系今日的“电气石”宝石。今“碧玺”一词已成为各色电气石宝石的工艺名称。 电气石矿物成分相当复杂，晶体呈柱状，断面为球面三角形，晶面上有纵横。宝石为各色透明晶体，强玻璃光泽。硬度7～7.5，比重2.98～3.05。根据颜色等不同有“红碧玺”、“绿碧玺”、“黄碧玺”、“褐碧玺”以及“碧玺猫眼石”等若干品种。深红色者俗称“双桃红”，浅红色者俗称“单桃红”。故宫博物院珍宝馆里珍藏有大量的各种颜色的碧玺制品，多属明清之物。古籍记载碧玺产缅甸。现我国新疆阿勒泰所产碧玺最为有名，但开采年代不详。 紧牙乌亦称“子牙乌”，现为各色石榴石宝石的工艺名称。《博物要览》、《辍耕录》书中称石榴石为“避者达”。其中色红如同红宝石者，有“锡兰红宝石”之称；黄色者，有“黄榴石”之称；翠绿色者有“翠榴石”之称，亦称“乌拉尔祖母绿”。我国出土的紫牙乌宝石不详。故宫博物院珍宝馆里许多暗红到紫色红色的宝石，大多数都是紫牙乌宝石，但原料来源不详。现已知我国新疆阿勒泰伟晶岩中产有红色、黄绿色等石榴石宝石。此外江苏省、浙江省也发现红色的石榴石宝石。 尖晶石英国和俄国王冠上镶嵌的红宝石，有的就是现今的尖晶石。英国女皇加萨琳王冠中央镶嵌的那颗“黑太子星”红宝石，重389克拉，据久米武夫《宝石贵金属辞典》载，这是一颗特大的尖晶石宝石，十七世纪以12万卢布购于北京。 尖晶石常呈八面体，玻璃光泽。硬度3，比重3.5～4.06。平均折光率N＝1.717。尖晶石是均质矿物。它同红宝石（红色刚玉）的区别，除晶形和硬度等不同外，放在偏光镜下（正交偏光）转动，其较簿的边部出现亮和黑（消光现象）的变化时，即为红宝石，全是黑色（全消光）时即为尖晶石宝石。 近来我国已发现翠绿色的尖晶石。国外主要产地有斯里兰卡、缅甸、泰国、老挝和澳大利亚等地。 拉长石拉长石矿物因发现于加拿大拉布拉多海岸而得名。已知有拉长月光石和变彩拉长石两种。矿物属于斜长石中的基性种属，其中含钢长石分子35～50％，含钨长石分子50～75％。成分中可能还有少量的钾长石。晶体呈板状或板柱体。不透明至半透明，少数透明度较高，玻璃光泽。硬度6～6.5，比重2.67～2.72。产基性火成岩类或脉宕中。拉长月光石有“月光冷冷如秋色”的游彩（转动宝石，光彩发生逐渐的变化称“游彩”）。变彩拉长石有白、蓝等随光源照射方向不同而发生变化的色彩（即“变彩”）。 章鸿钊在《石雅》中认为，我国的“和氏璧”应是拉长石宝金刚石是高品质的在在高温，高压条件下形成的。其余的几种主要成分是二氧化硅至于颜色不同是因为搀杂不同的金属元素而造成的。找很难找的到。只可遇不可求。