玄武岩研究报告

为研究石炭纪—二叠纪时期羌塘地区大地构造环境，并与龙木错—双湖带蛇绿岩岩石地球化学研究结果进行对比，本项目在羌塘玛依岗日、冈塘错和依布茶卡等地进行了路线地质调查，并采集了玄武岩类部分样品，进行了岩石地球化学研究。常量元素、微量元素和Rb—Sr，Sm—Nd，Pb—Pb同位素测试结果见表5—14～表5—18。在微量元素w（Nb）/w（Y）—w（Zr）/w（TiO2）分类图中（图5—11），石炭纪变玄武岩样品落在碱性玄武岩、粗面岩范围内；二叠纪玄武岩落在亚碱性、碱性玄武岩范围内。在稀土元素分配模式图上，石炭纪、二叠纪玄武岩均显示LREE富集模式，并且石炭纪变玄武岩的LREE富集程度更大（图5—12）。微量元素蜘蛛图也显示类似特征，均为LILE富集类型，且Nb、Ta未见明显异常（图5—13）。角木日地区二叠系玄武岩w（Zr）/w（Y）比值为3.24～6.70，均值为5.82；w（Zr）/w（Nb）比值为4.21～7.26，均值为8.45。羌南地区石炭系玄武岩w（Zr）/w（Y）比值为7.02～15.92，均值为7.09；w（Zr）/w（Nb）比值为7.27～11.85，均值为6.55。二者w（Zr）/w（Y）比值均小于18；w（Zr）/w（Nb）比值也均小于18。据LeRoex等（1983）通过研究印度洋洋中脊玄武岩认为，Nb、Zr和Y的丰度直接反映了地幔源的类型，富集地幔具有低于18的w（Zr）/w（Y）比值，而亏损地幔具有大于18的w（Zr）/w（Nb）比值的特征。所以双湖—龙木错地区石炭系、二叠系玄武岩具有明显的富集地幔的特征。图5—11羌塘部分地区石炭—二叠纪玄武岩岩石分类图w（Nb）/w（Y）—w（Zr）/w（TiO2）分类图表5—14本书采用的数据来源表5—15石炭纪、二叠纪火山岩常量元素化学成分（wB/%）表5—16石炭纪、二叠纪火山岩Rb—Sr同位素测试（w（87Sr）/w（86Sr））t（=w（87Sr）/w（86Sr））样品－w（87Rb）/w（86Sr（）elt－1），l=1.42×10－11a－1；时代t按照地层时代计算，衰变常数lRb—Sr=1.42×10－11（年－1）。表5—17 岩南石炭纪、二叠纪玄武羌地球化学分析结果表（wB/10－6）续表表5—18 石炭纪、二叠纪火山岩Sm—Nd 同位素测试（w（143Nd）/w（144Nd））t=（w（143Nd）/w（144Nd））sample －（w（147Sm）/w（144Nd））m×（elt － 1）eNd（t）=[（w（143Nd）/w（144Nd））t/（w（143Nd）/w（144Nd））CHUR（t）－ 1]×104，（w（143Nd）/w（144Nd））CHUR（t）=0.512638 － 0.1967×（elt － 1）TDM=1/l×ln{1+[（（w（143Nd）/w（144Nd））Sample － 0.51315）/（（w（147Sm）/w（144Nd））Sample － 0.2137）]}lSm–Nd=6.54×10 － 12a － 1图5—12羌塘部分地区石炭纪—二叠纪玄武岩稀土元素分配模式图图5—13羌塘部分地区石炭纪—二叠纪玄武岩微量元素分配模式图与蛇绿岩对比，此地区蛇绿岩中橄榄岩、辉长岩和玄武岩具有相似的微量和稀土元素的特征，说明它们的源区可能是富集地幔。而石炭纪、二叠纪的玄武岩类也具有与蛇绿岩类似的地球化学特征，主要表现为LREE、LILE的富集，高Ti、P及Al2O3较低等特点，与洋岛玄武岩、地幔柱玄武岩类似。Rb—Sr同位素测试结果表明（表5—13），石炭纪玄武岩类的（w（87Sr）/w（86Sr））i值为0.7039～0.7052，高于典型MORB（0.7023～0.7031），与洋岛及地幔柱玄武岩相当（0.703～0.706，参考数据来自Rollison，1993，下同）；eNd（t）值为2.76～6.48，w（143Nd）/w（144Nd））i为0.5124～0.5126，也与洋岛及地幔柱玄武岩类似。二叠纪玄武岩类的（w（87Sr）/w（86Sr））i值为0.7042～0.7065，略高于石炭纪玄武岩，也与洋岛及地幔柱玄武岩相当（0.703～0.706）；eNd（t）值为3.64～6.15（，w（143Nd）/w（144Nd））i为0.5125～0.5126，也与洋岛及地幔柱玄武岩类似。可见，石炭纪、二叠纪玄武岩类的Sr、Nd同位素成分相似，都具有洋岛和地幔柱相似。玄武岩的成分特征对于判别构造环境十分重要。从蛇绿岩和石炭纪、二叠纪玄武岩类成分特征看，它们都形成于洋岛、地幔柱环境。在稳定元素构造环境判别图中（图5—14），本区石炭纪和二叠纪玄武岩类形成于板内环境，与岛弧玄武岩、MORB均有较大区别。图5—14羌塘部分地区石炭纪—二叠纪玄武岩构造环境判别图据地层学研究（1∶25万玛依岗日幅区调报告，吉林大学，2003），角木日二叠纪玄武岩和硅质岩、火山碎屑岩及少量复理石相沉积的粉砂岩、粉细砂岩共生，见有发育较好的鲍玛序列的浊积岩。浊积岩C段、D段和E段较发育，单段厚度较小，多在1～3cm之间，这也反映了它是远洋的深海沉积物。玄武岩枕状构造发育，冷凝边、扭动构造和流动构造均较发育，并且玄武岩还保留有较好的骸晶结构，这些特征都说明玄武岩是岩浆水下喷发的产物。相邻地区与玄武岩互层的硅质岩的放射虫资料，也说明本区玄武岩形成于深海的环境。另外，在研究区及其邻区的二叠系中（以才玛尔错北侧最为典型），可见碳酸盐岩—放射虫硅质岩—玄武岩组合，具有明显大洋岛岩石组合的特征。这也说明本地区二叠纪时期存在大洋，而研究区蛇绿岩的形成部位可能为洋岛，和冰岛地区类似，即热点型岩浆活动。官方服务官方网站

一、目的要求（1）掌握辉长岩-玄武岩类的基本特征，包括矿物成分、结构、构造、次生变化等。（2）掌握本类岩石的分类命名原则及其主要类型。（3）了解不同条件下结晶的基性侵入岩在结构、构造上的变化，对辉长结构、辉绿结构、堆晶结构、包橄结构、含长结构及反应边结构的特征和成因需较好地掌握。（4）通过辉长岩与玄武岩的对比，认识侵入岩与喷出岩的主要区别。二、基本特征及主要类型（一）基本特征本类岩石为基性岩，又称镁铁岩。化学成分以硅和碱较贫而较富铁镁、富钙铝为特点。这种化学成分主要表现为辉石+基性斜长石的矿物组合。除辉石外，可见橄榄石、角闪石和黑云母等暗色矿物。铁镁矿物可达到40%～70%。有时出现少量的石英和钾长石。基性斜长石主要为拉长石，培长石也常出现。聚片双晶和卡钠复合双晶发育，双晶单体较宽、双晶纹清晰，一般不具环带结构。常发生绿泥石化或钠黝帘石化。图1-8 间粒结构（单偏光，d=3.7 mm）单斜辉石主要为普通辉石、透辉石和易变辉石等。斜方辉石中紫苏辉石较常见，而古铜辉石和顽火辉石次之。斜方辉石与单斜辉石共生，甚至构成条纹交生。斜方辉石常比单斜辉石颜色相对明显，且具弱多色性、平行消光和干涉色级序较低等特点，区别于单斜辉石。常见的副矿物有磁铁矿、钛铁矿、磁黄铁矿和磷灰石等。辉长岩类常见结构为辉长结构、辉绿结构、反应边结构、嵌晶含长结构等；常见构造有块状构造、条带状构造和韵律构造等。玄武岩类常见结构以斑状结构为主，基质多为间粒结构（图1-8）、间隐结构、拉玄结构等。常见构造有气孔杏仁构造、枕状构造和绳状构造等。辉石常发生绿泥石化、纤闪石化；橄榄石常见有蛇纹石化、伊丁石化或皂石化；斜长石多发生绢云母化或钠黝帘石化。（二）主要岩石类型1.侵入岩辉长岩类根据主要铁镁矿物种类和含量分成以下几种主要类型：橄长岩、苏长岩、辉长岩、角闪辉长岩和斜长岩等。辉长岩 主要矿物为单斜辉石（普通辉石、透辉石等）和拉长石，具辉长结构或辉长辉绿结构。再根据次要矿物成分又可分为橄榄辉长岩、石英辉长岩等。苏长岩 主要矿物为斜方辉石和拉长石，其他特点同辉长岩。苏长辉长岩和辉长苏长岩 为苏长岩和辉长岩的过渡类型。当斜方辉石含量＞单斜辉石含量时，定为辉长苏长岩；反之则定为苏长辉长岩。橄长岩 主要矿物为橄榄石和基性斜长石。当基性斜长石量减少、铁镁矿物量增加时，逐渐向橄榄岩类过渡。斜长岩 基性斜长石含量＞90%的岩石。角闪辉长岩 基性斜长石和角闪石为主要矿物的岩石。据结构构造也可分为：1）粗、中、细粒辉长岩；2）辉绿岩以细粒辉绿结构为主，常见有明显的次生变化，如钠黝帘石化、绿泥石化、碳酸盐化和次闪石化等；3）辉绿玢岩和辉长玢岩具斑状结构，基质为辉绿结构的称辉绿玢岩，基质为辉长结构的称辉长玢岩；4）细晶辉长岩和伟晶辉长岩；5）球状辉长岩。2.喷出岩玄武岩是基性喷出岩的总称。具斑状结构，斑晶多为橄榄石，辉石和少量斜长石，且为高温变体，如易变辉石、高温斜长石（镜下表现为透明度高、不易蚀变等特点）等。基质多为显晶质，常具间粒结构、间隐结构和玻璃质结构。基质斜长石常比斑晶斜长石偏酸性。玄武岩类根据斑晶成分可分为：橄榄玄武岩 斑晶主要为橄榄石，斜长石主要为拉长石；石英玄武岩 以出现石英为特点；细碧岩 为海底喷发的基性熔岩。据结构构造命名的有粗玄岩、气孔玄武岩和玄武浮岩等。根据化学成分特点分类的有：碱性玄武岩（富碱的）、拉斑玄武岩（SiO2饱和的）、高铝玄武岩（富铝的）。三、实习内容（一）实习材料手标本及薄片：辉长岩、辉绿岩、玄武岩、斜长岩。（二）实习内容1.辉长岩手标本（标本号×××）：注意观察暗色矿物的颜色和晶形以及解理等。镜下（薄片号×××）：注意区分橄榄石和辉石，单斜辉石和斜方辉石。熟练测定斜长石的光性特点。对每种矿物的自形程度、粒度和含量都要描述清楚。观察结构时，要注意对比斜长石和辉石的自形程度，注意发现其他的特征结构。2.辉绿岩手标本（标本号×××）：着重于观察颜色（这里的颜色同蚀变有关）和辉绿结构在标本上的特点。镜下（薄片号×××）：注意长石和辉石之间自形程度的差异。局部见有嵌晶含长结构，还要注意辉石和斜长石的蚀变特点。3.玄武岩手标本（标本号×××）：观察斑状结构、斑晶成分及其蚀变特点，注意基质的结晶程度。还要观察拉斑玄武岩、气孔杏仁玄武岩等。镜下（薄片号×××）：观察斑状结构、斑晶成分及其光性特征和蚀变特点。注意基质的成分及结构特点。特别注意的是基质中的斜长石，它们多呈自形细小板状，无色透明无蚀变（这是高温斜长石的特点）。测其消光角并定出An牌号，并同斑晶斜长石进行对比。（三）实习报告选1～2块标本写出岩石鉴定报告。复习题（1）以辉长岩为例，说明岩浆岩化学成分同矿物成分之间的关系。（2）钙碱性系列的基性、中性和酸性岩的矿物组合有何特点?怎样区别它们?（3）辉长岩和辉绿岩在结构上有何区别?原因何在?（4）为什么在岩石薄片中，橄榄石多呈浑圆状出现在辉石内部?（5）如何判断岩浆岩中矿物的结晶顺序?官方服务官方网站

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1、区域基岩勘查地球化学的探索（1981—1986）20世纪60年代，张本仁就开始了成矿作用地球化学与勘查地球化学相结合的研究，以期提高矿床地球化学研究的实际意义，并为勘查地球化学的发展提供理论基础。80年代初，他根据上述思路和以往的经验形成了将成矿地质背景、条件和因素转化为地球化学背景、条件和因素，并查明地球化学参数和异常的地质意义；再将控矿地球化学背景、条件和因素转化为异常评价的指标和参数的“两个转化”的构想，试图突破当时勘查地球化学的单一找矿目标和就异常特征评价异常的局限，以及开拓地球化学测量数据用于解决基础地质和成矿问题的途径。“六五”期间，张本仁和他的科研集体，按此预期目标，以学校与地质队合作的形式，采取区域基岩地球化学测量同矿田和矿带地球化学研究相结合的技术路线，先后通过豫西卢氏灵宝、陕西柞水山阳等6个省市的7个成矿区带研究，取得了突破性的成果，实现了将成矿环境条件诸因素引入异常评价系统、扩大找矿信息的目标；在他所指导的青海赛什塘日龙沟矿带专题研究中，预测出后来经钻探证实了的锡矿盲矿。同时，地球化学研究深化了矿带地质构造及成矿规律的认识，在应用基岩测量数据揭示区域地球化学背景，进行构造单元分界、沉积环境、控矿因素、岩浆岩演化序列、地层对比及火山机构研究等方面均取得了明显进展。这使中国在区域基岩勘查地球化学理论与解决区域地质和成矿问题的深度和广度上，处于国际该领域的前列。这一有特色的研究思路和方法，通过他对地质、冶金、有色系统组织的技术员与工程师三十多次各类短训班的地球化学系统讲课，使近千人素质有所提高，从而对于中国区域地质调查、成矿带研究和基岩勘查地球化学研究的发展起到了重要推动作用。2、区域地球化学理论与实践的开拓（1987—1991）20世纪80年代中后期，针对国际范围内尚缺少能适应现代地学和地球化学发展水平的区域地球化学理论方法体系，以致阻碍了已积累起来的大量区域地球化学资料和数据的有效综合，并且不利于区域地球化学研究成果与全球研究的接轨，张本仁和他的科研集体又开展了区域地球化学的探索。在板块构造学说和全球岩石圈新认识的基础上，他提出了区域地球化学研究以区域岩石圈为系统、以各类地质体的地球化学记录为基础、以历史地球化学理论和观点为指导、以地球物质和元素在层圈间的交换和再循环为主线，在区域岩石圈组成和状态的约束下开展区域构造及成岩成矿作用探讨的理论框架，以及相应的一套研究岩石圈深部组成、区域构造和区域成矿规律的方法和途径。在此有特色的理论构想与配套方法指导下，结合他所承担和主持的地质矿产部“七五”重点攻关项目——“秦巴地区重大基础地质问题及主要矿产成矿规律研究”地球化学二级课题，通过5年的集体努力，于1991年完成了“秦巴岩石圈、构造及成矿规律地球化学研究”报告及成果性专着，开创了在同一区域将岩石圈地球化学研究与区域构造、岩石、成矿地球化学研究有机结合，以解决固体地球科学某些基础理论问题和矿产地质问题的先例。其突出成果有：首次提出秦岭及邻区地壳各结构层与上地幔化学组成和元素丰度，并探讨了岩石圈热结构；系统研究了区域花岗岩类、火山岩、沉积岩的地球化学特征、成因和形成构造环境，并联系区域岩石圈组成和热状态阐明了秦岭花岗岩类及其成矿的特殊性；通过岩石圈化学不均一性的约束、构造环境的多岩类和多岩套的综合判别，以及碎屑岩物源区和沉积水体特征的地球化学鉴别等综合论证的途径，系统探讨了秦岭构造发展历史，包括俯冲造山、碰撞造山、古洋封闭时限等；在区域岩石圈系统特征的约束下，以类比选冶过程的成矿观点为指导，结合区域构造与各类岩石形成过程中元素集中和分散的分析，阐明了秦岭可能的优势和劣势矿产、区域成矿分带的控制因素及主要矿产形成的规律和模式；在岩石圈的层次上，对秦巴地区进行了地球化学省、区、场的划分，并编制了区域地球化学分区图。涂光炽、王鸿祯、李廷栋三院士为首的评审委员会认为：这项研究“在理论体系和方法的特色、完整性上，在研究内容、对象和时空范围的系统和综合性上，在运用其成果阐明秦岭地质构造演化、岩石圈演化、成矿规律的水平和深度上，是国内外没有先例的，达到了国际领先水平”。3、瞄向大陆动力学的造山带地球化学研究（1992—1996）在承担国家自然科学基金“八五”“秦岭造山带岩石圈结构、演化及成矿背景”重大项目课题研究中，张本仁和他的研究集体及时地将造山带地球化学研究引导入探索大陆动力学的方向。通过区域壳幔演化和壳幔相互作用及其深部过程研究，约束造山带岩石圈的结构及构造的分区和演化，探讨和揭示造山带发展的运动过程与动力学因素。为此着重采用了多同位素系统和多微量元素联合示踪技术，揭示幔源和壳源岩浆源区及地壳深部和地幔的化学特征与过程；同时开展了岩石圈三维化学结构研究，进行了秦岭岩石高温高压下（传播）地震纵波波速的系统实验测定。经5年实践，于1996年底完成了秦岭重大项目地球化学课题的研究报告。经过进一步加工提炼，于2001年出版了该项目多学科研究成果专着——《秦岭造山带及大陆动力学》(撰写地球化学部分)，并且现在地球化学课题成果专着——《秦岭造山带地球化学》，也在出版过程之中。研究取得的主要创新成果有：开拓了伊川—宜昌的地球化学断面研究，通过岩石地震波速的实验测定值与地震测深剖面观察值的拟合等途径，建立了秦岭及邻区地壳的结构岩石模型，进而揭示了区域岩石圈的化学和热结构，并对壳、幔中的高导低速带做出了新解释。在4个构造单元内，开展了地壳增生历史、早期地幔性质和演化、Pb同位素填图及微量元素对玄武岩地幔源区化学特征的示踪等研究。据此综合论证了：华北和扬子早期应为独立发展的陆块，南秦岭属于扬子板块，而北秦岭早期应是在扬子板块洋壳洋岛基础上发展形成的微陆块。开展了深部过程的地球化学综合研究，为秦岭元古宙曾发生镁铁质岩浆底侵、商丹古会聚带曾发生洋壳俯冲和壳幔再循环、印支期陆陆碰撞晚期扬子被动大陆边缘（南秦岭）陆壳基底曾俯冲垫置于北秦岭地壳下部、尔后秦岭又发生过岩石圈下部的拆沉等提供了较充实的证据。论证和提出：松树沟和勉略蛇绿岩具有洋壳残片性质，所代表的洋盆均属于扬子板块岩石圈内部裂开类型，它们的地幔源区属于特提斯构造域的地幔类型。由地幔柱源区岩浆活动的论证，初步探讨了秦岭复合造山带发展的动力学特征，后者表现为扬子的裂解和华北的增生。⑥编制了反映区域地壳化学和热结构、构造地球化学分区及壳幔演化的秦岭造山带（四维）地球化学图（1∶100万）。这项研究大大深化了秦岭造山带岩石圈结构、演化及造山过程的认识，揭示了浅部构造与深部过程的联系，架设了沟通地表地质研究与地球物理测深的桥梁，展现出地球化学在多学科研究中的独特作用和优势，提供了改善、充实地学断面地球化学研究及开展造山带系统综合地球化学研究的经验，使秦岭造山带地球化学研究跨入国际的先进行列，部分成果处于领先地位。所编制的秦岭造山带地球化学图，与秦岭造山带大地构造图和秦岭地球物理断面图一起在第30届国际地质大会上展出时，引起国际同行的兴趣与好评。1997年至今，张本仁和他的科研集体正在进行大别造山带壳幔结构、演化及深部过程的地球化学研究。这个课题是国家自然科学基金“九五”重大项目——“超高压变质作用与碰撞造山动力学”研究的组成部分。

一、区域地质调查位于川、滇、黔交界的滇东北地区以其优越的地质条件，一直为地质学界所关注，1913～1948年间，曾有中外地质专家、学者对滇东北地区开展了大量地质找矿工作;新中国成立后国家投入大量资金，历经四十余年，完成了区内1∶50万、1∶20万区域地质矿产调查，及部分1∶5万地质矿产调查工作，矿区完成了1∶2千地质图及部分物化探图，为滇东北地区深入地质找矿提供了系统的资料;区内累计探明大型铅锌矿床4处、中型矿床6处、小型矿床12处，矿点矿化点一百多处，获得铅锌、银及伴生金属数百万吨，建成矿山多处，为国家提供了一批经济价值巨大的矿产资源基地。二、地质科研滇东北地区铅锌矿地质勘查与科学研究也取得了长足进展，经过多个工业部门、科研院所及大专院校共同努力，在成矿地质背景、控矿因素、矿床成因、富集规律、找矿方向等方面研究获得了大量翔实数据和研究成果。具有代表性的成果有:柳贺昌(1999年)，总结了滇东北地区上古生界矿床与下古生界矿床控矿因素、矿床成因与成矿模式。提出玄武岩浆热力、燕山期构造动力改造的沉积-改造-后成成因观点，将矿床分为沉积-改造-后成、砂矿及火山喷气-沉积三类矿床分类方案。成矿具有多矿源层、多隔挡层、多容矿层、多旋回成矿特点。根据大地构造、岩相古地理、矿源层、矿带特征，以及矿床同位素、包体特征研究，指出滇、川、黔成矿区铅锌矿床与密西西比河谷型(MVT)铅锌矿床在区域成矿条件、岩浆岩与成矿关系、铅锌矿石及容矿岩石蚀变特征等方面具有对比性，同时又具有自己的特点。预测滇东北远景储量大于已勘查总储量的5倍。云南有色317队(2002年)，通过1∶50万—1∶10万层次地质、物化探、遥感综合研究，指出滇东北95%的铅锌矿受控于5个特定层位和11个矿源层，铅锌矿床(点)的分布总体受褶皱-断裂带控制，与其对应，形成NE向为主的铅锌矿(化)带。矿床特征研究表明，滇东北大中型铅锌矿床产出具有以下特点:①矿床位于大断裂旁侧次级构造;②含矿层岩性频繁变化段有利于厚大矿体形成;③矿体倾斜延伸一般大于走向延伸;④具有多层位含矿特点;⑤矿床属沉积-改造型成因，按矿体产出形态可分:a.层控整合型、b.层控裂隙型、c.层构复合型。廖文(1990年)，对岩相古地理、控矿条件和成矿物质来源、成矿流体性质进行研究，认为滇东北地区铅锌矿为层控型，峨眉山玄武岩风化淋滤作用是成矿金属物质的主要来源。张位及(1984年)，根据滇东北铅锌矿产出特征、矿体与地层岩性的关系以及产出状态和沉积构造，分析了铅锌矿床的成矿规律，认为矿床为沉积成因。郑庆鳌(1997年)，对矿山厂、麒麟厂进行研究，认为深大断裂是岩浆活动而产生的热液通道，并控制了主要矿床分布。深源矿质的加入并形成对流循环，是形成大而富矿床的主要条件。周朝宪(1996年)，通过热力学、同位素、矿物学和流体包裹体研究，认为麒麟厂矿床为MVT型铅锌矿床，形成于喜马拉雅期，成因上与古特提斯洋东段的闭合有关。云南有色317队、物探队(2002年)，在康滇地轴及邻区玄武岩铜矿远景调查报告中指出，滇东地区二叠系玄武岩主要受SN、NE、EW及NW向构造控制。文美兰(2004年)，通过岩矿石同位素、包裹体流体及矿床构造特征研究，认为会泽铅锌矿为喷流热水沉积-热液叠加改造层控型矿床。海西期NW向同生断裂是区内重要的控矿构造。西北有色地质研究院(2003年)，通过对巧家-鲁甸地区遥感地质分析，认为NW向构造带具有基底性质，对铅锌矿具有控制意义。三、矿床勘查根据以往区域矿产图资料统计，工作区内已发现和探明的大型矿床4个(茂租、矿山厂、麒麟厂、乐马厂);中型矿床6个(布托乌依、金沙厂、长发硐、乐红、五星厂、大海);小型矿床12个(热水河、白银厂、打洛、东坪、红尖山、洛泽河、龙街、火德红、银厂坡、雨碌、铁厂、银厂)。滇东北地区(图幅内)铅锌矿床基本特征见表1。表1 滇东北地区铅锌(银)矿床一览表续表云南省有色317队对毛坪铅锌矿床剖面化探元素特征进行研究，得出毛坪地区矿体指示元素排序为:头晕为Mn、Gd，外晕Mn、Cu，本晕Cu、Zn、Pb、Ag，尾晕为Ni、Co。1999～2003年，云南省政府矿业开发调研组及西南有色地勘局会泽项目组在“会泽超大特富型铅锌矿床资源前景研究”课题中，通过对会泽地区超大特富型铅锌矿床成矿规律和控矿条件的研究和找矿实践，初步认为矿床属密西西比河谷型(MVT)层控沉积后生矿床，受不整合面及热液亮晶白云岩之古岩溶溶蚀构造控制，矿体按地下水系网络呈矿群条形展布;研究表明会泽铅锌矿深部硫化矿比浅部氧化矿储量增大了10倍左右;并提出PTV找矿方法组合，即利用探途元素异常(pathfinder e lementsanomalies)分布规律，Ba、Mn、Cd、Cu作为探途(即指引元素)，根据TEM物探异常展布特点［两种旁瓣特征(两类TEM异常型式)］，采用垂直性钻探工程为主，并结合其他有效手段的找矿方法组合进行验证。云南省有色地质局在会泽大海验证钻孔中揭露到厚3.83m、Pb+Zn品位18.37%的矿体。本区共计算出预测的3341资源量铅矿石量136万吨，铅金属量47957吨;锌矿石量262万吨，锌金属量151690吨。会泽麒麟厂深部新发现的10号矿体Pb+Zn品位25.07%，金属资源储量57.56万吨，矿山厂1号矿体2053—1764中段新增储量98.27万吨。茂租铅锌矿勘查实践发现，NW向同生断裂附近矿化富而厚，远离同生断裂矿化贫而薄，并在干树林向斜部位发现新的铅锌矿体，扩大了矿山开采的保有资源储量。官方服务官方网站

杜利林 杨崇辉 伍家善 王 伟(中国地质科学院地质研究所，北京 100037)1 前 言华北克拉通中部的五台地区为中国早前寒武纪地质研究的经典地区之一，滹沱群是该区早前寒武纪地层系列中最上部、变质最浅、层序最清楚的地层单位，是中国古元古界典型地层单位(白瑾，1986)。滹沱群的深入研究，对中国古元古界典型地层的全球对比有立典性意义，同时有助于准确刻画华北克拉通早前寒武纪地质演化。滹沱群主要分布于五台山南坡台怀—四集庄一线以南，石嘴—定襄一线以北，东起台山河上游，西至原平奇村一带，总面积约1500km2。在五台山北坡代县滩上到原平白石一带出露约有200km2，繁峙县中台等地也有零星分布(白瑾，1986)(图1)。自B.Willis等1904年建立滹沱纪开始，对于滹沱群研究已有百年历史，但相对系统的研究始于20世纪60～70年代。1965～1967年，华北地质研究所、山西地质局区调队共同研究了滹沱群，特别是山西省区测队在该区进行了1∶20万平型关幅、盂县幅区域地质填图。在此基础上，山西区测队将滹沱群细分为3个亚群(豆村亚群、东冶亚群、郭家寨亚群)、12组，将青石村组置于东冶亚群底部。白瑾(1986)将滹沱群划分为3个亚群14个组，自下而 上为豆村亚群四集庄组、南台组、大石岭组、青石村组; 东冶亚群纹山组、河边村组、建安村组、大关洞组、槐荫村组、北大兴组、天蓬脑组; 郭家寨亚群西河里组、黑山背组、雕王山组。图1 五台地区滹沱群分布略图目前，滹沱群自下而上划分为 3 个大的岩石地层单位，即豆村亚群、东冶亚群、郭家寨亚群。豆村、东冶亚群为连续沉积、由碎屑岩为主逐渐过渡为碳酸盐岩建造，层序清楚。郭家寨亚群为反旋回的磨拉石建造，不整合于东冶与豆村亚群之上。豆村亚群底部四集庄组砾岩不整合于新太古界五台群之上。滹沱群之上被中元古界高于庄组不整合覆盖，表明滹沱群时代为古元古代(白瑾，1986; 伍家善等，2008)。长期以来，滹沱群的形成时代一直未能精确测定。伍家善等(1986)最早在豆村亚群青石村组顶部玄武岩中得到同位素稀释法单颗粒锆石 U － Pb 年龄(2366 +103/ －94)Ma，为滹沱群形成于古元古代提供了年龄依据。后来，王汝铮(1997)也曾报道青石村组和河边村组变质玄武岩单颗粒锆石 U －Pb 年龄分别为(2450 ± 10)Ma 和(2400 ± 20)Ma。Wilde 等(2003)从该区长英质凝灰岩中获得 2 个SHRIMP 锆石 U － Pb 年龄，分别为(2180 ± 5)Ma 和(2087 ± 9)Ma，并认为(2087 ± 9)Ma 代表滹沱群火山岩的时代。伍家善等(2008)从滹沱群底部四集庄组玄武岩中获得(2517 ±13)Ma 和(2162 ±40)Ma 两组 SHRIMP 锆石 U － Pb 年龄，并认为滹沱群形成于古元古代早期 ～ 2.5 Ga，而 2162 Ma 为变质作用时代。最近，刘超辉等(2009)通过滹沱群不同层位砂岩中碎屑锆石年代学研究，发现最年轻的一组碎屑锆石加权平均年龄为(2060 ±7)Ma，据此认为滹沱群沉积时代不早于 2060 Ma。综合上述资料发现，现有的研究仍然没有解决滹沱群形成时代问题。对于滹沱群具体的岩石地层划分，近年来存在一些不同的观点。李江海等(2006)根据侵入豆村亚群花岗岩的时代(白瑾，1986)，认为豆村亚群属于新太古代，并把 Pt/Ar 界线定在豆村亚群与东冶亚群之间。但该认识与新的四集庄组底部砾岩的年龄资料相矛盾(伍家善等，2008，Zhang et al.，2006)。苗培森等(1999)认为滹沱群豆村亚群与东冶亚群为侧向相变关系，两者并非上、下关系，郭家寨亚群位于两者之上。山西省区域地质志(1989)与白瑾(1986)对滹沱群中青石村组的划分和归属也有不同的认识。伍家善等(2008)根据新的同位素资料，结合区域的构造与岩浆活动，认为郭家寨亚群不整合于东冶亚群、豆村亚群之上，为滹沱群裂陷槽褶皱闭合后的磨拉石建造，不宜归入滹沱群。从已有研究来看，对滹沱群的底界年龄、形成时代，以及内部具体划分存在不同的认识。而滹沱群的底界年龄、内部地层具体划分对于我国古元古界典型地层的研究与对比具有重要的意义。本项目以前人研究资料为基础，认真观察滹沱群底部地层与五台群的地质关系，滹沱群底部四集庄组中砾岩特征，滹沱群内部各亚群、组之间的地质关系。选取滹沱群底部四集庄组砾岩中砾石和四集庄组中砂岩，进行锆石同位素定年，探讨砾岩的物质源区并限定滹沱群沉积的最大时限; 从滹沱群底部地层中寻找火山岩并进行锆石同位素测年，限定滹沱群的底界年龄。从滹沱群东冶亚群和郭家寨亚群代表性层位选取碎屑沉积岩并进行锆石同位素定年，限定这些地层的最大沉积时限，为滹沱群内部的地层划分框架提供资料依据。同时对与滹沱群具有密切地质关系的侵入体进行锆石同位素定年，为滹沱群底界和内部地层划分提供间接资料。综合分析野外地质关系和同位素资料，标定滹沱群底界时代并建立滹沱群内部地层划分框架。2 滹沱群底界研究2.1 滹沱群底部四集庄组砾岩归属，四集庄组中基性火山岩与地层关系从滹沱群底部四集庄组砾岩中砾石的野外观察发现，其中砾石成分有石英岩、细粒钾质花岗岩、强变形的细粒花岗岩、条带状铁矿(图版 1a)、片麻状粗粒角闪花岗岩(图版 1b)、绿泥石片岩(图版 1c)和中酸性火山岩(图版 1d)，胶结物主要为绿片岩和砂质胶结物(图版 1e)，砾石大小多为10 ～ 20 cm，通常磨圆度好，局部显示强烈变形(图版 1f)。在距砾岩层不远处的五台群地层中，可见与砾岩特征类似的石英岩和条带状铁矿产出，说明五台群地层为四集庄组砾岩提供了物质来源，滹沱群豆村亚群四集庄组不整合于五台群之上，为滹沱群最底部地层，而并非有些学者所认为的豆村亚群属于五台群。苗培森等(1999)曾报道，在滹沱群底部四集庄组中存在一层基性火山岩，其对限定滹沱群的底界年龄非常重要。但在 1∶5 万和 1∶25 万地质图中对其归属却有不同的认识。我们野外详细调查证实，位于五台县阳白乡七图村附近四集庄组中存在中基性火山岩。该层火山岩主要为变质玄武岩 － 玄武安山岩，出露厚度约 100 m，与上、下地层均为整合接触。野外呈深灰绿色—浅灰绿色，岩层走向近于东西向，与上、下层位整合接触，片状构造，片理产状 0°∠68°。基性火山岩中含有石英岩小砾石(图版 1g)，同时可见其与砂岩互层产出(图版 1h)，局部保存了杏仁构造(图版 2a)。表明该套火山岩为滹沱群底部地层，火山岩的形成年龄可以限定滹沱群底界的时代。变质玄武安山岩显微镜下具有变余交织结构、变余斑状结构(图版 2b)，主要组成矿物为斜长石(50% ～55%)和绿泥石(35% ～40%)，磁铁矿少量(～5%)。细小板条状斜长石具定向—半定向排列，局部已发生绢云母化; 绿泥石为细小鳞片状，局部定向排列; 磁铁矿呈他形粒状，充填于斜长石矿物间隙中。2.2 滹沱群底部砾岩中花岗岩砾石时代及其归属本项目工作对采自五台县东雷乡上王全庄村附近滹沱群底部四集庄组中的一个强变形的细粒花岗岩(HT02－3)和粗粒角闪花岗岩(HT11－1)分别进行了SHRIMP锆石U－Pb年龄测试。强变形细粒花岗岩锆石粒度大小多为200～400μm，少数颗粒可达500μm，具短柱状晶形，长宽比为1∶1.5～1∶2。在透射光下具有规则晶面，部分具有明显的蜕晶质化。阴极发光图像中具有相对密集的振荡环带，为典型岩浆锆石特征。15个分析点207Pb/206Pb加权平均年龄值为(2522±7)Ma(图2)。图2 滹沱群底部花岗岩砾石锆石U－Pb年龄谐和图粗粒角闪花岗岩锆石粒度大小多为300～500μm，具长柱状—短柱状晶形，长宽比为1∶1.5～1∶3。在透射光下无色，透光性好，具有规则晶面。在阴极发光图像中，具有相对密集的振荡环带，具有岩浆锆石特征。18个分析点207Pb/206Pb加权平均年龄值为(2527±8)Ma(图2)。两个花岗岩砾石年龄与前人的分析结果相似(Zhangetal.，2006;伍家善等，2008)，表明滹沱群底部花岗岩砾岩的物质源区部分来自于五台花岗质杂岩。2.3 滹沱群底部砾岩中石英岩砾石时代及其归属本项目工作对采自五台县东雷乡上王全庄村附近滹沱群底部四集庄组中的两个石英岩砾石(HT02－1、HT02－4)分别进行了La-MC-ICPMS锆石U－Pb年龄测试。石英岩砾石中锆石粒度大小多为100～200μm。在透射光下，大都具有磨圆的外形特征，在阴极发光图像中大都具有环带特征。对于石英岩砾石HT02－1中60颗锆石进行了60个测点分析，分析结果中发现存在3颗始太古代—古太古代的碎屑锆石外，主体的碎屑锆石为新太古代，最为明显的峰值年龄为2515Ma(图3)。对石英岩砾石HT02－4中50颗锆石进行了50个测点分析，分析结果中存在2颗中太古代的碎屑锆石外，主体的碎屑锆石为新太古代，最为明显的峰值年龄为2522Ma(图4)。综合两个石英岩砾石的年龄结果，与五台群高凡亚群中石英岩的锆石年龄分布特征类似(万渝生等，2010)，表明四集庄组中石英岩来自于五台群地层。图3 四集庄组石英岩砾石(HT02－1)锆石U－Pb年龄图图4 四集庄组石英岩砾石(HT02－4)锆石U－Pb年龄图2.4 滹沱群底部四集庄组中砂岩碎屑锆石研究对采自于黄金山东山坡四集庄组长石石英砂岩(HT18 －1)和七图村东南山坡上四集庄组含砾长石石英砂岩(HT19 －1)分别进行了 La-MC-ICPMS 锆石 U － Pb 年龄测试。长石石英砂岩(HT18 － 1)锆石大都呈椭圆粒状，少数呈长柱状，锆石粒度大小多为 100 ～ 200μm。在透射光下大都具有磨圆特征，阴极发光图像中大部分具有明显的岩浆环带特征，个别锆石无环带特征。含砾长石石英砂岩(HT19 －1)锆石部分呈椭圆粒状，部分长柱状，锆石粒度大小多为200 ～300 μm。在透射光下部分具有具有磨圆特征，部分可见规则的晶面，在阴极发光图像中大部分具有明显的环带特征，个别锆石无环带特征。对长石石英砂岩(HT18 －1)中 80 颗锆石进行了 80 个测点分析，分析结果主要为新太古代，主体的年龄峰值为 2522 Ma。另外，还存在 4 颗古元古代的碎屑锆石，其年龄分布范围 2122 ～2165 Ma，其加权平均年龄为(2137 ± 31)Ma(图 5)。对含砾长石石英砂岩(HT19 －1)中 70 颗锆石进行了 70 个测点分析，主要的年龄结果为新太古代碎屑锆石，其主体年龄峰值为 2506 Ma 和 2535 Ma。除此之外，在含砾长石石英砂岩中还有 15 颗古元古代的碎屑锆石，其年龄分布范围为 2120 ～2152 Ma，加权平均年龄为(2133 ±6)Ma(图 6)。将四集庄组两个碎屑沉积岩中19 颗 2.1 ～ 2.2 Ga 的古元古代碎屑锆石合在一起做加权平均值，获得年龄结果为(2134 ± 5)Ma。根据最年轻的一组碎屑锆石年龄结果，四集庄组砂岩的沉积时代应不早于 2134 Ma。图 5 四集庄组长石石英砂岩(HT18 －1)锆石 U － Pb 年龄图图 6 四集庄组含砾长石石英砂岩(HT19 －1)锆石 U － Pb 年龄图2.5 四集庄组砾岩层中浅变质玄武安山岩的年龄———滹沱群可能的底界时代四集庄组浅变质玄武安山岩中锆石粒度多为 100 ～200 μm，长宽比 1∶1 ～1∶2。少量锆石表面具有浑圆特征，部分锆石可见规则的晶面。在阴极发光图像(CL)中，多数锆石具有扇形环带，一些锆石具有振荡环带，少量锆石具有宽缓的板状环带。从锆石表面形态及内部结构特征分析，这些锆石为岩浆成因。对浅变质玄武安山岩中23颗锆石进行了23个SHRIMPU－Pb测点分析，锆石U、Th含量分别为(10～406)×10－6、(9～311)×10－6，Th/U比值为0.24～1.11。除去分析点8.1、20.1和13.1具有较为强烈的Pb丢失外，其余分析点多位于谐和线上或谐和线附近(图7a)。从年龄结果看，有一颗锆石的207Pb/206Pb年龄结果为(3540±6)Ma，明显为捕获的古老锆石。其余锆石的207Pb/206Pb年龄值明显分为两组(图7a)。第一组年龄值的范围是2433～2558Ma，第二组除去2.1点年龄稍大外，其余年龄数据分布非常集中，13个点的207Pb/206Pb加权平均年龄值为(2140±14)Ma(图7b)。图7 玄武安山岩锆石U－Pb年龄谐和图在锆石U含量与207Pb/206Pb年龄相关图中(图8)，2433～2558Ma年龄组的锆石U含量高，基本上大于100×10－6;(2140±14)Ma年龄组的锆石U含量显著低于前一组，多数小于50×10－6。U含量的显著差别可能指示两组锆石的结晶环境及岩浆类型不同。年轻的这组锆石粒度多大于100μm，普遍发育环带，Th/U比值高(0.49～1.11)，具有岩浆锆石特征(Keayetal.，1999)，明显不同于低级变质作用过程中形成的变质锆石(Dempsteretal.，2004;Rasmussen，2005)。因此推测，年轻的这组锆石是玄武安山岩岩浆结晶过程中形成的锆石，其207Pb/206Pb年龄(2140±14)Ma就是滹沱群四集庄组中火山岩的形成年龄。图8 玄武安山岩锆石U含量与207Pb/206Pb年龄关系图3 滹沱群东冶亚群和郭家寨亚群研究东冶亚群底部纹山组岩性为紫红色砂岩－板岩，下伏豆村亚群青石村组顶部的玄武岩也具有红色的氧化壳(图版2c)，指示从豆村亚群到东冶亚群间存在环境的变化。青石村组顶部玄武岩中可见熔岩的流动构造，气孔和杏仁构造也很常见。纹山组底部的砂岩中交错层理发育(图版2d)，该组中上部地层中可见大量的叠层石出现(图版2e)。向上的河边村组中出现砂岩—碳酸盐岩数个沉积旋回，砂岩中还保留有明显的波痕构造(图版2f)，河边村顶部的玄武岩中保留红色的风化壳，残留的气孔构造中充填有碳酸盐岩(图版2g)。从东冶亚群建安村组上部开始以厚层的白云岩为主。在东冶亚群上部北大兴组白云岩中可见北东向的辉绿岩墙从其中穿过(图版2h)。郭家寨亚群明显不整合在已经发生褶皱变形之后的东冶亚群白云岩之上(图版3a)。郭家寨亚群底部以紫红色粉砂岩为主(图版3b)，向上砂岩的粒度逐渐变粗，而且出现含砾砂岩，砾石以白云岩为主，磨圆度差(图版3c)，局部见有砾岩(图版3d)。在郭家寨亚群砂岩中也可见保留较好的波痕构造(图版3e，f)。3.1 东冶亚群底部纹山组砂岩碎屑锆石研究在位于定襄县河边镇东山坡纹山组底部采集紫红色含砾砂岩(HT23－1)，并进行了碎屑锆石La-MC-ICPMS同位素年龄测试。纹山组紫红色含砾砂岩中锆石主要为不规则粒状，部分为椭圆粒状，少部分为长柱状，锆石粒度多大于200μm。在透射光下部分锆石具有明显的磨圆特征，少量锆石可见规则的晶面。共对该样品中80颗锆石进行了80个测点分析，其分析结果中仅有一颗锆石为(2506±9)Ma，其余的碎屑锆石皆为古元古代，其中年轻的一组锆石主要分布在2.05～2.1Ga之间，64颗锆石加权平均年龄为(2068±3)Ma(图9)。该结果表明，东冶亚群的沉积时代应不早于2068Ma，这与Wildeetal.(2003)在豆村亚群青石村组中获得火山岩(2087±9)Ma的年龄结果相符合。而豆村亚群四集庄组砂岩中并无(2068±3)Ma这组锆石出现，间接说明滹沱群底部地层沉积时代不可能晚于2068Ma。图9 纹山组含砾砂岩(HT23－1)锆石U－Pb年龄图3.2 郭家寨亚群砂岩中碎屑锆石研究在郭家寨西山梁上西河里组中采集紫红色砂岩(HT26－4)和石英砂岩(HT26－6)，并进行了碎屑锆石La-MC-ICPMS同位素年龄测试。两件样品中锆石具有相似的特征:锆石粒度大小多为100～200μm，透射光下大部分呈浑圆状、不规则粒状，少量锆石具有规则的晶面。阴极发光图像中，大多数锆石都具有环带特征，只有个别锆石无明显的环带。对紫红色砂岩(HT26－4)中60颗锆石进行了60个测点分析，年龄结果分布范围比较宽，从中太古代晚期到古元古代晚期，出现的年龄峰值依次为2744Ma、2485Ma、2368Ma、2182Ma和2108Ma，其中最年轻的一颗碎屑锆石年龄为(1958±10)Ma(图10)。对石英砂岩(HT26－6)中50颗锆石进行了50个测点分析，其分析结果分布范围也比较宽，但主要的年龄峰值为2188Ma;另外，有2颗锆石的年龄结果小于2.1Ga，其中1颗位于谐和线附近锆石的年龄结果为(2094±11)Ma(图11)。图10 郭家寨亚群底部砂岩(HT26－4)锆石U－Pb年龄图图11 郭家寨亚群下部含砾砂岩(HT26－6)锆石U－Pb年龄图4 与滹沱群相关侵入体研究4.1 黄金山花岗斑岩(HT17－5)的时代黄金山花岗斑岩出露于五台县阳白乡上红表村西约2km的黄金山东边小山坡上。岩体呈近东西向扁圆形(500m×400m)，局部侵入于四集庄组长石石英砂岩中。花岗斑岩为粉红色，局部显强变形特征(图版3g)，偶见暗色同源包体(图版3h)。斑状结构，斑晶主要由石英和碱性长石组成，约占30%～40%;基质由微晶石英、碱性长石和绢云母组成;石英和碱性长石斑晶多具熔蚀特征，基质中绢云母多具定向排列。花岗斑岩锆石粒度大小多为400～500μm，具短柱状—长柱状晶形，长宽比为1∶2～1∶3;透射光下无色、浅粉色，具有较规则晶形。阴极发光图像中具有较密集的岩浆环带，为岩浆锆石特征;共分析了25颗锆石25个分析点，25个点207Pb/206Pb加权平均年龄值为(2137±9)Ma(图12)。4.2 黄金山辉石闪长岩(HT14－6)的时代黄金山辉石闪长岩出露于五台县阳白乡上红表村西约2km的山坡上，与北边的黄金山花岗岩仅一条小山谷所隔。北东长1800m，北西800m，总面积约1.44km2。岩体侵入于四集庄组长石石英砂岩中。黄金山辉石闪长岩多呈板状或长条状，锆石长宽比为1∶1.5～1∶2左右，长度多小于100μm。在透射光下，锆石多具有规则的晶面。阴极发光图像中，锆石具有板条状环带或无明显的环带，具有基性岩锆石的特征。对其中的24颗锆石进行了24个测点分析，除去两个测点年龄值明显偏低外，其余22测点207Pb/206Pb加权平均年龄值为(1756±12)Ma(图12)。图12 黄金山花岗斑岩和辉石闪长岩锆石U－Pb年龄谐和图5 滹沱群底界及内部划分初步认识结合前人的研究资料，在详细野外地质工作基础上，通过代表性层位的样品采集和SHRIMP或La-MC-ICPMS锆石U－Pb同位素年代学测试，本项目对滹沱群底界时代和内部划分框架初步认识如下(图13):(1)滹沱群底部四集庄组地层中火山岩的时代为(2140±14)Ma，含砾长石石英砂岩和长石石英砂岩中最年轻的一组锆石年龄结果为(2134±5)Ma。火山岩和碎屑沉积岩获得的年龄结果近于一致(考虑不同测试方法之间存在的实验误差)。由于在滹沱群底部还有厚层的砾岩分布，因此我们认为滹沱群的底界时代可能为～2.15Ga左右。(2)郭家寨亚群和东冶亚群之间存在明显的不整合关系，因此将郭家寨亚群从滹沱群中独立出来，暂单独命名为郭家寨群。郭家寨群中最年轻的碎屑锆石时代为(1958±10)Ma，因此，认为郭家寨群的时代可能为古元古代晚期—中元古代早期，与赞皇地区的东焦群相当。(3)在剔除郭家寨亚群后，滹沱群仅包括原来的豆村亚群和东冶亚群。根据Wildeetal.(2003)在豆村亚群上部青石村组中得到火山岩的时代为(2087±9)Ma和豆村亚群底部四集庄组火山岩的时代为(2140±14)Ma，初步限定豆村亚群的时代为2150～2090Ma。同时，根据东冶亚群纹山组底部碎屑锆石和郭家寨群中碎屑锆石年龄，间接限定东冶亚群的时代可能在2070～1960Ma之间。图13 滹沱群地层与岩浆构造事件简图参 考 文 献白瑾.1986.五台山早前寒武纪地质.天津: 天津科技出版社，1 ～475李江海，牛向龙，钱祥麟，等.2006.五台山区太古宙/元古宙界线划分及其地球演化意义.大地构造与成矿学，30(4): 409 ～418刘超辉，赵国春，孙敏.2009.五台变质地体中滹沱群碎屑锆石的 U － Pb 和 Hf 同位素研究: 对华北克拉通东、西部陆块碰撞时间的限制.全国岩石学与地球动力学研讨会，256苗培森，张振福，张建中，等.五台山早元古代地层层序探讨.中国区域地质，1999，18(4): 405 ～413万渝生，苗培森，刘敦一，等.华北克拉通高凡群、滹沱群和东焦群的形成时代和物质来源.科学通报，2010王汝铮.古元古代滹沱群玄武岩 Rb-Sr、Sm-Nd 同位素体系初论.前寒武纪研究进展，1997，20(1): 35 ～42伍家善，刘敦一，耿元生.2008.中国古元古界滹沱群建系综合研究报告———滹沱群地质年代格架和重大地质事件序列.中国主要断代地层建阶研究报告.北京: 地质出版社，534 ～544伍家善，刘敦一，金龙国.五台山区滹沱群变质基性熔岩中锆石 U － Pb 年龄.地质论评，1986，32(2): 178 ～185Dempster T J，Hay D C，Bluck B J.Zircon growth in slate.Geology，2004，32(3): 221 ～ 224Keay Sue，Steele David，Comopston Willian.Identifying granite sources by SHRIMP U － Pb zircon geochronology: an application to the Lachlan fold-belt.Contribution to Mineral and Petrology，1999，137: 323 ～ 341Rasmussen B.Zircon growth in very low grade metasedimentary rocks: evidence for zirconium mobility at ～ 250℃ .Contribution to Mineral and Pe-trology，2005，150: 146 ～ 155Wilde S A，赵国春，王凯怡，等.五台山滹沱群 SHRIMP 锆石 U － Pb 年龄: 华北克拉通早元古代拼合新证据.科学通报，2003，48(20):2180 ～ 2186Zhang Jian，Zhao Guochun，Li Sanzhong，et al.U － Pb zircon dating of the granitic conglomerates of the Hutuo group: affinities to the Wutai granit-oids and significance to the tectonic evolution of the Trans-North China orogen.Acta Geologica Sinica，2006，80(6): 886 ～ 898图 版 说 明(所有标本均保存在中国地质科学院地质研究所)图 版 1a.滹沱群底部四集庄组砾岩中石英岩、细粒钾质花岗岩、强变形细粒花岗岩和条带状铁矿砾石(五台县东雷乡上王全庄北)。b.滹沱群底部四集庄组砾岩中片麻状粗粒角闪花岗岩砾石(五台县东雷乡上王全庄北)。c.滹沱群底部四集庄组砾岩中绿泥石片岩砾石(五台县东雷乡上王全庄北)。d.滹沱群底部四集庄组砾岩中酸性火山岩砾石(五台县东雷乡上王全庄北)。e.四集庄组砾岩中砾石间绿片岩和砂质胶结物。f.四集庄组砾岩的砾石磨圆度好，局部显示强烈变形。g.四集庄组变质基性火山岩中含有石英岩小砾石。h.四集庄组中变质基性火山岩与砂岩互层。图 版 2a.四集庄组中变质基性火山岩保留杏仁构造。b.四集庄组中变质玄武安山岩具变余交织结构和变余斑状结构，斑晶为斜长石。c.豆村亚群青石村组顶部玄武岩中保留紫红色氧化壳。d.东冶亚群纹山组底部紫红色砂岩中交错层理发育。e.东冶亚群纹山组中上部出现的叠层石。f.东冶亚群河边村组砂岩中保留的波痕构造。g.东冶亚群河边村组顶部玄武岩中红色风化壳，残留的气孔构造中充填有碳酸盐岩。h.东冶亚群北大兴组白云岩中辉绿岩墙穿过。图 版 3a.郭家寨(亚)群不整合于明显褶皱变形的东冶亚群白云岩之上。b.郭家寨(亚)底部西河里组中紫红色粉砂岩。c.郭家寨(亚)群西河里组中含砾砂岩，砾石以白云岩为主，磨圆度差。d.郭家寨(亚)群西河里组中砾岩，砾石磨圆度差。e、f.郭家寨(亚)群黑山背组砂岩中保留的波痕构造。g.黄金山花岗斑岩边缘相显示强烈变形特征。h.黄金山花岗斑岩中暗色同源包体。图 版 1图 版 2图 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Keweenaw玄武岩铜矿是目前全球最大的自然铜矿床。早在公元前3000年，印第安人即在此采铜; 近代采铜始于 19 世纪 40 年代，仅 1845 ～ 1968 年间，在 Painesdale 至 Mohawr东 45km 的矿带中，就采出精铜 5. 013Mt。滇黔交界地区玄武岩中的自然铜矿化与Kew eenaw 玄武岩铜矿有许多类似之处。因此，对 Kew eenaw 玄武岩铜矿的基本特征加以了解及与本区对比，对本区玄武岩铜矿的成矿预测具有启示意义。一、Keweenaw 玄武岩铜矿床据 Bornhorst T J et al. ( 1992，1988) 、Cannon W F( 1994，1992) 、Cannon W F et al.( 1992) 、Cox D P( 1986) 、Hinze W J et al. ( 1990) 、Hutchinson D R et al. ( 1990) 、Nicholson SW et al. ( 1990) 、Kindle E D( 1972) 、Theodore J. Bornhorst et al. ( 1988) 、Eileen S. Ho et al.( 1990，1996) 、D. W. Davis et al. ( 1990) 、Stanley K. Hanmilton( 1967) 和 Norman K. Grantet al. ( 1988) 等的文献，将 Kew eenaw 玄武岩铜矿床的主要特征介绍如下。( 一) 勘查开发历史Kew eenaw 玄武岩铜矿床位于美国密歇根州、苏必利尔湖南岸 Kew eenaw 半岛。该半岛自然铜的开采历史十分悠久。大约在最近一次冰期末即约 3 ～ l 万年前，印第安人通过白令海峡( 当时是陆峡) 由西伯利亚进入阿拉斯加并扩散到美洲其他地区，他们当时并不掌握冶金技术，而苏必利尔湖区有自然铜，因此他们利用该区的自然铜来制造工具。早期欧洲探险家曾发现一些裸露在湖边的大块自然铜有印第安人取用的痕迹，例如现藏美国华盛顿史密斯自然历史博物馆的那块重 5 吨、名为“安托纳冈巨块”( Ontonagon Boulder) 的自然铜就是印第安人经过千百年砸取而剩下的，当初在这块大自然铜周围曾发现无数的石器。古印第安人所用的铜多为“漂铜”( driftcopper) ，即是由冰川自岩石中搬运出来，而后卸载于冰川碎屑物中。在密歇根州卡鲁梅特( Calumet) Keweenaw 历史公园中展出有一块大的漂铜巨砾，其重达 9392 磅。由于从大铜块上砸取小铜块很困难，印第安人转而开采小块自然铜。近代开采在湖区发现了 1 万多处独立的采矿遗迹，其中有些在坚硬的围岩中延伸了 20 多米长，5 ～10 m 深。所有矿坑都是以石器开采的，在一处采矿遗址中发现了 1000 多件石锤，每枚石锤重 2 ～5 公斤，其中一些石锤磨成了亚腰形以便于捆扎手柄。据美国密歇根技术大学的工程师估算，古印第安人采矿遗迹的开掘量，需要 1000 个矿工工作 1000 年才能完成; 在白人探矿者到来之前，至少有 2000 吨自然铜被开采。这些铜被制成小刀、箭头、斧子、鱼钩等工具，项圈、手镯等装饰品、日常用品和武器，成为古印第安人生产、生活必需品。古印第安人穿戴的铜项圈、手镯激发了白人探矿者的兴趣。他们知道印底安人发现有自然铜散布于地表，但尚未采矿。尽管法国探矿者在 17 世纪初就从印第安人那里知道存在铜矿床，但直到 18 世纪晚期仍无法开展采矿活动。第一个铜矿山于 1771 年正式成立，其业主亚利桑德·亨利( Alexander Henry) 将“安纳托冈巨块”( OntonagonBoulder) 自然铜送至底特律，以证明半岛的富有。1841 年密歇根州第一位地质学家道格拉斯 . 休顿( Douglass Houghton) 发表了描述 Keweenaw 半岛有铜矿的报告。这些均刺激成千上万的人们开始于 1843 ～1846 年间从美国东部西移至这个地方，掀起了比更著名的加利福尼亚找金热还早数年的找铜热。自那时起，采铜在 Keweenaw 半岛地区持续了 150 年。采矿始于 1844 年，而真正获利的开采从 1845 年开始。有的矿硐垂深可达 1 英里，斜深超过 9000 英尺。1857 年 3 月 7 日，在明尼苏达( Minesota) 矿山发现了最大的铜块，其重愈 500 吨、长 14m、宽 5. 6m、厚约 2. 5m。矿石较纯，易于分离，用简单的捣矿即可选出精铜。1847 ～ 1887 年间，密歇根州是全美产铜最大的州，随着铜产量的增长，北半岛尤其是Kew eenaw 半岛的人口也随之增多，逐渐形成休顿( Houghton) 、赫可拉( Hecla) 和卡鲁梅特( Calumet) 等矿业城镇。随着物价的上涨和其他更易开采铜矿的发现，迫使较小的矿业公司关闭或合并，到1936 年，甚至使两家余下的矿业巨头卡鲁梅特( Calumet) 和赫可拉( Hecla) 公司合并，而铜岭公司也举步维艰。目前，在 Keweenaw 半岛，基本已无采铜业，所有的矿坑多已关闭，包括怀特潘( WhitePine) 也于 1999 年闭坑。人们已将古采坑、矿硐、选矿场、自然铜标本、地质和自然风光结合在一起，开始发展旅游业。( 二) 矿床产出的地质背景Kew eenaw 半岛属加拿大地盾南延部分，其地壳厚 40 ～ 50km。苏必利尔湖盆地的基底由广泛变形、变质的太古代和早元古代绿岩、花岗片麻岩、石英岩和云母片岩等组成，并有 Peno-kean 造山期( 约 1850Ma) 的花岗岩侵入。盆地属陆内裂谷性质，形成于中元古代( 1225 ～1100Ma) ，由玄武岩和相伴的辉长岩及少许流纹岩和沉积碎屑岩组成。由地震、重力和航磁等资料看，裂谷宽 100km，从苏必利尔湖向南西方向可延至堪萨斯。盆地的南、北均以陡倾的逆断层为界，说明为大陆裂谷的一部分。区内出露的中、晚元古代地层称 Keweenaw 群，自上而下由 Jacobsville 砂岩、Freda 砂岩、Nonesuch 页岩、Copper Harbor 砾岩和 Portage 湖火山岩组成。各单元的特征为:Jacobsville 砂岩: 厚逾 1000m，由晚元古代长石砂岩、粉砂岩和红褐色砾岩组成。Freda 砂岩: 厚逾 3600m，由河流相红层砂岩、页岩( 淡红色细粉长石砂岩、粉砂岩和云母粉砂质页岩的交互层) 组成。Nonesuch 页岩: 厚 40 ～ 220m，由灰色、灰褐色、页黑色、粉砂岩页岩和砂岩组成。为潟湖相沉积，含有细粒浸染状的黄铁矿和少许 Cu 的硫化物。在该组下部 30 米范围内主要为灰-暗灰色粉砂岩。怀特潘( White Pine) 铜矿床和 Preque 岛地区的含铜矿层位于本层底部约 6 ～18m 的范围内。矿石主要由辉铜矿等硫化铜和少许自然铜组成。Copper Harbor 砾岩: 厚 100 ～ 1800m，属冲积扇红层。由浅红-褐色、浅灰-褐色细粒砂岩、砾岩及少许淡红褐色粉砂岩组成，局部夹基性熔岩流。在大部分地方，该组地层正位于Portage 湖熔岩系的基性熔岩流之上，但在有些地方，其位于约 600 ～ 900m 厚的流纹岩之上。砾石成分主要为流纹岩、长英质砂岩，其次为基性火山岩。Portage 湖火山岩: 厚逾 9000m，以溢流玄武岩流为主，同时见流纹岩流和熔结凝灰岩质的流纹岩流。熔岩往往发育多边形裂隙。在熔岩流之间发育厚 3cm ～ n ×10m 的砾岩和砂岩层，而且往上，砾岩和砂岩增加，砾石成分以玄武岩为主。该层总体含 200 多层熔岩流和20 余层层间砾岩。岩层走向北东，倾向北西，在地表熔岩流可出露长逾 65km，为 Kew eenaw自然铜矿床的赋矿层位。岩石变质作用为埋藏变质作用。区内岩浆活动有流纹岩、岩墙、岩床状侵入体和石英斑岩等。Kew eenaw 群的区域地质发展可以归纳为 4 个阶段: ①地壳裂开，深部岩浆沿断裂上涌; ②地壳大部因地壳拉张、变薄或者因厚达 12km 的熔岩流自重下陷，形成地堑; ③地壳继续拉张，火山活动结束，沉积作用开始: ④东西向的挤压使地堑及其中的熔岩和沉积物褶皱形成向斜。同时，向斜两翼出现逆断层，砂、砾石继续在苏必利尔湖向斜内沉积。( 三) 区域矿床类型该区矿床类型有四种: 一是产于 Portage 湖火山岩系玄武岩中的自然铜矿床，为层控型;二是产于 Nonesuch 页岩组砂页岩中的硫化铜 + 自然铜矿床，为层状矿床，如怀特潘铜矿床( 矿石吨位 560Mt，品位 1. 2% ) ; 三是产于 Duluth 侵入杂岩体中的铜镍矿床; 四是产于玄武岩中的辉铜矿矿床。Duluth 侵入杂岩体侵入于 Kew eenaw 群中，由橄长岩、辉长岩和花岗岩等组成，其中橄长岩一辉长岩杂岩体有 4 种岩浆矿化: ①大规模、低品位浸染状 Ni-Cu 矿化，其中局部富集铂族元素; ②局部高品位块状 Ni-Cu 硫化物矿化，局部富集铂族元素; ③与特定类型相界过渡带相关的层控铂族元素富集层; ④含 V、Ti 的富氧化物超铁镁质岩。第一类和第二类矿化只出现于杂岩体接触带底部或附近。玄武岩中的辉铜矿矿床品位高、规模小，出露于 Keweenaw 半岛东端 Portage Lake 火山岩段底部，矿带长 13km，宽 2km，总矿石量约 700 万吨，平均品位 2. 3% Cu。其中最大的543S 矿床有可采储量约 110 万吨，平均品位 4% Cu。铜矿化产于角砾状和杏仁状玄武岩熔岩流顶部，矿石主要由辉铜矿和极少量的自然铜组成，呈脉状产于玄武岩和安山岩岩墙的裂隙中。( 四) 玄武岩中自然铜矿床的特征1. 蚀变矿物分带Kew eenaw 湖火山岩中显示有明显的蚀变矿物的垂直分带，体现为杏仁岩和脉状充填物以及全岩交代作用。蚀变矿物集合体分别与绿帘石带( 形成温度 > 280℃) 、绿纤石带( 210 ～ 280℃ ) 和浊沸石带( 210℃ ) 相关。未见阳起石，说明岩石变质未达绿片岩相。有关玄武岩的研究表明，铜和其他金属是自绿帘石带中淋滤出来，经搬运至较高构造部位，并在绿纤石带中沉淀。2. 矿体特征铜矿体产于 Portage 火山岩系玄武岩熔岩流顶部角砾岩或熔岩流层间砾岩中，矿层长可达 7km，主要有 13 个矿层。已知主要铜矿床的特征见表9-2。其中各矿床中含 Ag 25 ～100g / t。主要类型矿体特征为:( 1) 杏仁状矿体: 全区产铜量约 58% 来自这类矿体。矿体产于玄武岩熔岩流，尤其是熔岩流顶部角砾岩、杏仁状玄武岩中。杏仁体的大小和丰度向下降低，因而熔岩流中部呈块状，很少矿化。熔岩流顶部玄武岩粒度很细，因含细粒赤铁矿，其颜色呈暗紫色。当主岩被次生矿物交代，剔除大量赤铁矿后，岩石变为黄绿色。在上盘接触带附近矿石品位较高，其原因在于接触带渗透性较高以及与下状熔岩流的截然接触，易于成为含矿流体的运移通道。表9-2 Keweenaw 半岛玄武岩中主要自然铜矿床规模及主岩( 2) 砾岩型矿体: 全区铜产量约有 40% 采自此类矿体。矿体产于熔岩流之间的砾岩中。当砾岩层较薄时，整个砾岩层可被矿化; 当砾岩层较厚时，铜矿化集中于一个或多个顺层砾岩透镜体中，当粒度减小，沉积物变为砂岩时，尽管会有少许矿化砂岩存在，但铜品位一般会降低。自然铜和其他蚀变矿物产于碎屑之间的基质中。在高品位地段，铜可完全交代基质，使长英质火山碎屑为自然铜胶结物所包围。( 3) 裂隙型矿体: 除上述两类矿体外，尚有少量铜矿体沿高角度切穿层理的裂隙呈脉状产出。这些矿体可含达数吨的自然铜块体，但矿床规模有限。铜矿石的矿物组合为自然铜、自然银、钾长石、绿泥石、方解石、绿帘石、石英、葡萄石、皂石、绿纤石、浊沸石等。3. 成矿控制因素( 1) 蚀变: 据研究，铜起初存在于 Fe-Ti 氯化物中，后在玄武岩发生埋深变质时经氧化( 磁铁矿氧化为赤铁矿) 时析出，形成富铜贫硫的含矿流体。流体来自裂谷中央部位的 Port-age 湖火山岩系的脱水作用，而被圈闭集中于含矿层中。( 2) 渗透性: 矿床主要就位于可渗透的熔岩顶部角砾岩和熔岩流层间砾岩中，说明岩石的渗透性对成矿起重要作用。渗透通道主要由网络状的断层-裂隙系统和熔岩流顶部的角砾状组成复式泵吸系统，从而促使含矿流体朝上运移。( 3) 构造: 构造的作用也主要体现在渗透性方面。断层、破碎带、裂隙带是主要的流体运移通道，往往赋有大量自然铜富矿体。( 4) 古地理: 有证据表明，有些砾岩型矿体的分布与古河道有关。4. 成矿机制Kew eenaw 自然铜矿床的形成时间估计约为 1060Ma( Bornhorst 等，1988，1992) ，这与裂谷晚期挤压相关的断层作用时间相一致。一般认为，自然铜矿床中铜等成矿物质来自巨厚的 Portage 湖火山岩系; 埋深变质作用，磁铁矿氧化为赤铁矿，使铜析出，形成含铜贫硫流体; 挤压变形形成断裂-裂隙网络，与熔岩流顶部的角砾岩杏仁状玄武岩和层间砾岩共同组成复式泵吸体系，促使含矿流体向上运移;在构造减压扩容部位，因流体混合、冷却和相关的水岩作用，促使自然铜沉淀，形成工业矿床。二、滇黔交界地区玄武岩型铜矿与 Keweenaw 玄武岩铜矿对比峨眉山玄武岩铜矿与美国 Keweenaw 玄武岩铜矿的成矿地质背景、矿化特征、矿物组合、围岩蚀变等均十分相似( 表9-3) ，二者的差别仅在于: ①成矿时代不同; ②峨眉山玄武岩铜矿有机质更发育; ③除玄武岩外的成矿主岩在 Keweenaw 为砾岩，而在本区则为含碳凝灰质砂岩、粉砂岩。因此，与超大型的 Keweenaw 玄武岩铜矿类比，峨眉山玄武岩铜矿的成矿潜力和找矿前景巨大。峨眉山玄武岩铜矿受古油藏控制的特征更明显。表9-3 峨眉山玄武岩铜矿与美国 Keweenaw 玄武岩铜矿特征对比官方服务官方网站

下白垩统下部以火山岩为主，是火山活动的产物，作为一个旋回，可以划分为三个阶段。始发阶段是盆地开始沉降阶段，底部往往有河湖相地层的形成，由于火山活动的启动，沉积层中有时夹有火山岩夹层，有的地方甚至以火山岩为主。此时期的地层有浙西的劳村组、浙东的大爽组，皖南的炳丘组，闽西的园盘组、闽东的长林组，赣东北的如意亭组和海南的南美组。火山活动高峰阶段的地层是下白垩统下部的主体，如浙西的黄尖组，浙东的高坞组、西山头组，闽西的下渡组、闽东的赤水组、鹅宅组，皖南的石岭组和海南的洪帽组等。近年，福建省 1∶25 万邵武幅和龙岩市幅区调报告声称，闽西的兜岭群和闽东的南园群的关系，不是相变关系，而是上下关系，并将兜岭群置于上火山岩系，与闽东的石帽山群的黄坑组对比。闽西个别地方的兜岭群下部 ( 园盘组) 可能火山岩较多而被视作 “南园群”，因而园盘组之上的下渡组就有可能被视作闽东南园群之上的黄坑组 ( 如果南园群之上的小溪组在闽浙运动中完全被剥蚀掉的话) ，从而将之上推到上火山岩系。但兜岭群之上的坂头组、吉山组所产化石并非上火山岩系所特有的 TPN 蚌群组合，而是下火山岩系的建德生物群，所以兜岭群仍应属于下火山岩系层位。如果坂头组之下的下渡组相当于石帽山群下部的黄坑组，而坂头组之上的白牙山组又被认为是石帽山群，这种石帽山群的重复出现，必错无疑。火山衰竭阶段是火山活动在暂时的中断之后，仍有规模不大的余喷。各地在阶段早期以沉积岩为主，晚期则夹有火山岩，甚至以火山岩为主。这一阶段的地层有浙西的寿昌组，浙东的茶湾组、九里坪组，闽东的小溪组，闽西的坂头组、吉山组，皖南的岩塘组等。下白垩统下部 ( 下火山岩系) 的划分对比，各省均出现三个阶段的相应岩组，易于对比。20 世纪 90 年代后期，巫建华等对江西省的白垩系进行了系统性的专题研究，取得了一系列的新进展，将江西白垩系的研究程度提高到一个新的水平。传统认为赣南的余田群可与邻省的下火山岩系完全对比。过去，该群下分鸡笼嶂组、菖蒲组和龙潭坑组。巫建华等将赣南-粤北的火山岩分为上、中、下三个火山岩系，分别称版石群、莲花寨群和余田群 ( 左跃明，巫建华等，2001) 。余田群由菖蒲组及其下的碎屑岩组 ( 龙潭坑组) 组成，见于龙南盆地和菖蒲盆地。这两个盆地均未见真正的鸡笼嶂组。菖蒲组的上、下段均为玄武岩，中间为流纹岩，组成一个双模式火山岩系。巫建华等 ( 1998a) 报道过菖蒲组的同位素年龄值为 147 ～175 Ma。巫建华等认为菖蒲组的时代应属 J2—J3早期，其下的碎屑岩组有属于下侏罗统的可能，因此认为引用广东下火山岩系高基坪群底部碎屑岩组 ( 龙潭坑组) 的名称显然不当，而另命名为水迳头组。据此，他们认为余田群的层位要低于邻省的下火山岩系。此外，笔者考虑到各邻省的下火山岩系几乎是中酸性火山岩的一统天下，属挤压型火山岩套; 而余田群为拉张型的双模式岩套，地球动力学环境不相同，不至于是同时的堆积物; 加之同位素年龄明显偏老，巫建华等将余田群 ( 不含鸡笼嶂组及其下的碎屑岩上丁组) 的层位下置是可取的，将由鸡笼嶂组及其下的上丁组组成的莲花寨群与邻省的下火山岩系对比是合理的。中国东南部白垩纪早期所发生的火山事件影响遍及全区，该事件可分为初始、高峰和衰竭三个阶段，各有相应的岩组，可进行区域追踪对比，具体情况如表 16-1 所示。表 16-1 中国东南部下火山岩系区域对比表官方服务官方网站

理论源于实践，并需要得到实践的检验。试验是一切科学研究的基础，岩石力学的研究也是从试验开始的，尽管古代有关的试验记录尚未发现，但数千年前埃及和希腊人在修建金字塔及寺庙时，已确实考虑到岩石的强度问题［3］。秦昭王（公元前306～前251年）时李冰父子修建的都江堰，西汉楚襄王刘注（公元前128～前116年）的墓室——徐州龟山汉墓，隋开皇大业（公元581～618年）年间李春修建的赵州桥，1230年建成的英国Wells 大教堂等，都是古代岩体工程的杰出代表，显示了古代人民对岩石力学性质的良好理解。时至今日，利用Google等搜索工具，不难在INTERNET上得到相关图片和文字介绍。当然，没有成功的古代工程也为数不少。正如文献［4］所说，All of the earlier activity was，of course，concted without the benefit of modern knowledge.In some case the projects were successful，often dramatically so；but，in other case，we know that they were unsuccessful.Many cathedrals were not so fortunate as that at Wells and collapsed ring or shortly after construction。文艺复兴时期Da Vinci的“不同长度铁丝的强度试验”［3］，可能是目前已知最早的力学试验记录（大约公元1500年）。Galielo G在1638年报告了空心梁和实心梁的直接拉伸强度和弯曲强度，在研究弯曲强度时采用了悬臂梁端头加载的方式［5］。有记载的第一台岩石力学试验机大约是1770年由E.-M.Gauthey制造的，其目的是设计Sainte Genevieve教堂的立柱。该试验机利用杠杆系统加载，得到了边长5cm立方体岩石的压缩强度，并注意到长柱体岩石的强度小于立方体岩石的强度。18世纪后期至19世纪初，由于桥梁（石桥和铁桥）的大量兴建，激发了试验机的设计和制造；而每一试验机的设计和制造都将当时的技术水平发挥到极限。19世纪80年代的试验机已经能够自动记录试样的载荷-位移曲线。1865年，第一个商业实验室在伦敦开业，拥有一台载荷1000000 lb的设备，压缩试验的最大试样可以达到长21.5ft，断面边长32 in。1910年，在Pittsburgh 的兵工厂（Arsenal Ground），后移至 Washington 的标准局（Bureau of Standards），安装了最大压缩载荷10000000 lb的试验机，试样的最大长度也增大到30ft［6］。图1-1 大理岩常规三轴压缩全程曲线曲线上数字是围压，单位MPa在试验机载荷不断增加的同时，试验机的加载方式也在改进完善。由机械加载变为液压加载，由单向加载变为准三向加载（Pseudo-triaxial compression）。即将圆柱体岩样放置在液压腔中，利用油压对岩样进行侧向加载，在维持侧限压力（也称围压Confining pressure or ambient pressure）的同时，对岩样进行轴向压缩。Von Karman 于1911年发表的大理岩（Carvala marble）常规三轴压缩试验曲线是标志性的工作（图1-1），最高围压达到326MPa［7］。试验结果表明，对大理岩而言，脆性只是应力较低时的表现；而在较高应力状态（如地质条件）下，岩石完全可以产生很大的塑性变形而显示出延性。对某些粗晶大理岩围压达到3MPa时，即可显示延性变形特征［8］。茂木清夫设计了对长方柱体试样进行三向不等压加载的真三轴试验机，从1967年开始发表了一系列文章［9］，论述中间主应力对岩样强度、变形、脆性和延性的作用。图1-2是典型的一组试验结果。随着中间主应力的增加，白云岩（Dunham dolomite）试样的强度有所增加，而屈服过程的塑性变形减小，岩石趋于脆性。脆性破坏消耗的能量小，而延性破坏消耗的能量大。图1-2的试验结果表明，在最小主应力一定时，增加中间主应力对维持岩石的完好并没有多大作用。无疑实际岩体处于复杂的应力状态，其破坏方式需要研究。真三轴试验可以在三个方向利用固体承压板进行加载［10］，为了减少加载板之间的干涉和摩擦的影响，真三轴试验机后来多采用液压加载最小主应力［11］。文献［12］介绍了高温高压三轴加载试验机的发展过程、主要特征以及相应的岩石力学试验成果。Griggs 型装置，以固体铅（Pb）或盐（NaCl）作为围压介质，利用两个活塞分别产生围压和主应力差，围压达到3GPa，温度达到1500℃，可以进行长达数月的高温蠕变试验［13，14］。立方加压（Cubic press）系统，利用6个液压缸在3个方向对立方体试样进行真三轴加载，如文献［15，16］利用2MN（200 tons）的立方加压系统对边长42mm的岩样进行试验，700℃的温度从压头传入岩样。如果将圆柱试样置入固体介质内，也可以利用立方加压系统进行高围压、高温试验。文献［17］对直径2.9mm、长8.5～9.5mm的石英试样进行围压 7GPa、温度2000℃的三轴压缩试验；文献［18］的立方加压系统，700MPa 的工作压力可以使液压缸载荷达到5 MN（500 tons），可以对直径8mm、长16mm的试样进行围压3.7GPa、主应力差4GPa、温度1000℃的三轴压缩试验，围压介质是叶蜡石（pyrophyllite）。图1-2 中间主应力对白云岩试样强度和变形的影响最小主应力σ3=125MPa，曲线上数字是中间主应力σ2，单位：MPa图1-3 岩石试样单轴压缩的全程曲线［20］1—查尔考灰色花岗岩Ⅰ；2—印第安纳石灰岩；3—田纳西大理岩；4—查尔考灰色花岗岩Ⅱ；5—玄武岩；6—佐伦霍芬石灰岩1935年，Spaceth W提出刚性试验机的设想之后，开始了对混凝土全程曲线的研究。此后的30余年，为提高试验机刚度采取了各种措施，主要有提高试验机支架刚度、与岩样并联安装附加刚性设施、减小加载油缸长度等，最后甚至利用水银作为加载液压缸的工作介质。但直到1966年，Cook N G W才在液压-热力混合加载的刚性试验机上，得到岩石试样单轴压缩的全程曲线［19］。全程曲线的获得表明，岩石爆炸式的破坏是由试验机刚度不足引起的，岩石达到强度之后仍然可以承载。标志性的工作是，1968年Wawersik W R对该试验机作了改进，采取人工伺服控制的方法，得到了一系列岩石试样单轴压缩的全程曲线（图1-3），并指出，根据岩样单轴压缩破坏的稳定与否，可以将岩石分为Ⅰ类和Ⅱ类材料［20］。这一观点至今仍存在争论。近代力学试验机以加载控制和数据采集的计算机处理为主要特征。试验机的刚性支架和反馈控制实现了脆性材料的可控破坏，从而对岩石达到强度极限之后的破坏过程有所认识，并研究岩石破坏过程中的承载、变形特性，开创了岩石力学研究的新纪元。图1-4a是在伺服试验机MTS上得到的煤试样单轴压缩过程中的轴向应力、轴向应变和环向应变，图1-4b对局部曲线作了5：1的放大。试验过程中以试样环向变形增加速率4mm/3600sec控制轴向加载［21］，试验机每秒采样一次，共3600组数据。在加载过程中，煤试样局部会产生脆性破坏，使环向变形突然增大；为维持环向变形的恒定速率，试验机会伺服控制轴向卸载，减小环向变形后再继续进行轴向加载。图1-4 伺服试验机上得到的煤试样单轴压缩过程a—试验的全过程；b—局部的放大图现在，岩石变形引起颗粒结构的细观变化，已经利用电镜扫描、CT技术等进行研究；岩石破坏过程中声音、电磁现象也利用各种设备进行测试［22～27］。官方服务官方网站