鈣鎂黃長石sem

1、fuggerite是什麼意思

fuggerite_翻譯
fuggerite
英['fju:dʒəraɪt] 美['fju:dʒəraɪt]
n. 鈣鎂黃長石;

2、鈣鎂橄欖石 Monticellite

圖4-124 鈣鎂橄欖石光性方位

CaMg[SiO4]

斜方晶系

Ng=1.650～1.674

Nm=1.646～1.664

Np=1.638～1.654

Ng-Np=0.012～0.020

(-)2V=69°～88° r＞v弱

a‖Ng，b‖Np，c‖Nm，光軸面‖(001)

化學組成 成分中允許含有少量 MnO和FeO，FeO一般小於10%。可與鈣鐵橄欖石構成連續類質同象系列。Fe2+、Mn2+代換Mg形成的鈣錳橄欖石很少見。

結晶特點 短柱狀-厚板狀，常呈粒狀。解理{010}微弱(照片428)。

光性特徵 無色或灰色，薄片中無色，正中—高突起(照片428，432)，干涉色在橄欖石族礦物中最低，一級黃—紫紅(照片429，430，431，433)，平行消光，延性可正可負。具有解理的切面沿解理方向為正延性。二軸晶負光性，光軸角較大，隨Fe2+、Mn含量增加而減小，鈣錳橄欖石2V=61°，鈣鐵橄欖石(-)2V=50°，純鈣鎂橄欖石光軸角可達90°。沿(031)構成六角星式雙晶和貫穿雙晶，如圖4-124(照片430，431，433)。

變化 可變為蛇紋石、輝石，有時可被符山石替代。

鑒別特徵 鈣鎂橄欖石與鎂橄欖石和貴橄欖石的區別在於它的雙折射率小、干涉色低、負光性，而鎂橄欖石為正光性，貴橄欖石光性有正有負。與透輝石的區別在於它的光軸角大，且幾乎不見解理，干涉色為一級。

產狀及其他 鈣鎂橄欖石是硅質白雲岩的進變質作用產物，產於橄欖輝長岩與灰岩的接觸帶或花崗岩與白雲質灰岩接觸交代矽卡岩中。與透輝石、符山石、鋁黃長石、硅灰石、硅鈣石、槍晶石、綠脆雲母等共生。在鹼基性岩如黃長煌斑岩、霞石玄武岩、黃長透輝石岩中也可見到。在菱鎂礦磚和爐渣中也可見到。

3、黃長岩類有哪些？

該類岩石是一種M＞90的富鹼（富鉀）的超基性岩，黃長石含量要求＞10%。若岩石中含有長石時，要求黃長石＞長石。它們可以是侵入岩也可以是火山岩，若是侵入岩稱之為黃長石岩（melilitolite），若是火山岩則稱為黃長岩（melilitite）。

（一）分類1.侵入岩

「IUGS」1989年推薦的分類方案是根據Mel-Ol-Cpx三角圖解劃分的（據Streckeis en，1978），如圖6-3所示，其中Mel代表黃長石、Ol代表橄欖石、Cpx代表單斜輝石，主要岩石為黃長石岩、輝石黃長石岩、橄欖輝石黃長石岩、橄欖黃長石岩、輝石橄欖黃長石岩和含黃長石輝石岩、含黃長石橄欖岩。2002年「IUGS」對推薦的方案又作了如下的補充：

黃長石＞10%，當岩石中含長石時，若黃長石＞長石，稱為黃長石岩。若黃長石＜長石且長石＞10%，這種情況表明其M＜90，實際上已不屬於黃長岩類，可根據QAPF雙三角圖解命名，如黃長似長石岩、含似長石黃長霓輝正長岩。

除黃長石外，若其他主要礦物（包括鈣鈦礦、橄欖石、藍方石、霞石和輝石）之一的含量＞10%，且黃長石＜65%時，那麼可採用下列名稱：

⑴鈣鈦礦＞10%時，稱鈦黃雲橄岩（afrikandite）；⑵橄欖石＞10%時，稱橄黃岩（kugdite）；⑶藍方石＞10%且黃長石＞藍方石時，稱藍方黃長石岩（okaite）；⑷霞石＞10%且黃長石＞霞石時，稱雲霞黃長石岩（turjaite）；⑸輝石＞10%時，稱輝石黃長石岩（uncompahgrite）。

如果岩石中有三種礦物含量＞10%，則可同時參加命名（前少後多），如磁鐵輝石黃長石岩。

2002年IUGS推薦Dunworth和Bell（1998）的建議：黃長石＞65%時，命名為「超黃長石岩」（ultramelilitolites）。

2.火山岩

IUGS推薦的方案分兩種情況：若岩石顆粒相對較粗，可以確定其礦物成分（肉眼或鏡下）時，根據Mel-Ol-Cpx三角圖解分類命名如圖6-3所示，由此劃分為黃長岩、橄欖黃長岩、含黃長石超鎂鐵質火山岩（2002年）。若岩石中含似長石，且黃長石＞似長石可定名為似長石（具體種屬）黃長岩，如霞石黃長岩。當黃長石＜似長石則稱黃長似長石（具體種屬）岩，如黃長白榴岩等。如果岩石顆粒過細，無法確定礦物成分時，需要進行化學分析並採用TAS分類方案。

（二）一般特徵

黃長岩類（即黃長石岩和黃長岩）是富鉀貧硅的岩石類型，屬超鉀質岩石（ultrapotassic rocks）其w（K2O）＞3%，w（MgO）＞3%，w（K2O）/w（Na2O）＞2，w（K2O+Na2O）與鹼性基性-超基性岩相近，但Al2O3偏低，CaO略高。

黃長岩類的礦物成分復雜，但主要礦物為黃長石、輝石（特別是富鈣的透輝石、次透輝石）、橄欖石（有時出現鈣鎂橄欖石），其次常見的礦物為似長石（白榴石、霞石、鉀霞石、方鈉石族）、黑雲母等。岩石具斑狀結構時，其中輝石常為斑晶成分，而黃長石多出現於基質中，呈長條狀與長石相似，區別是其突起高、具釘齒構造。有時可見，鉀長石、金雲母、鹼鎂閃石和方解石。副礦物主要為鈣鈦礦、磷灰石等。

黃長岩類多為斑狀結構，火山成因的黃長岩基質類似交織結構、粗面結構，與安山岩、粗面岩不同的是基質中的微晶為黃長石和輝石（照片6-58）。黃長岩也常具玻基斑狀結構。侵入的黃長石岩基質中的礦物粒徑較粗。

黃長石岩岩體多呈小岩牆、岩脈，常與侵入相的碳酸岩體共生，產於大陸裂谷環境。噴出的黃長岩常呈火山頸相、噴發相產出，與碳酸岩、碧玄岩、白榴岩等共生。

（三）主要岩石類型

1.橄黃岩即橄欖黃長石岩（kugdite）

岩石顏色暗，黑灰色、綠灰色，橄黃岩是一種含橄欖石的侵入產出的黃長石岩，主要礦物為黃長石和橄欖石，也可含有輝石、鈣鈦礦、鈦磁鐵礦、似長石（霞石、白榴石等）、金雲母、方解石、鈣鎂橄欖石、磷灰石等；半自形粒狀結構。當岩石中含霞石等似長石時，可在基本名稱前加前綴，如霞石橄黃岩、白榴橄黃岩。當黃長石含量＜10%，且礦物成分以橄欖石為主時，稱為含黃長石橄欖岩或含黃長橄欖輝石岩。

2.輝石黃長石岩（uncompahgrite）

是一種粗粒的含輝石、黃長石的侵入岩。主要礦物成分為黃長石、輝石，其次為磁鐵礦、方解石、鈣鈦礦、金雲母，副礦物為磷灰石、黑榴石。岩石具中-粗粒半自形結構。當岩石中含似長石，可在基本名稱前加前綴，如霞輝黃長石岩、白榴輝石黃長石岩。如果似長石和黃長石含量都多時，可稱似長石黃長石岩，如輝石白榴黃長石岩。當岩石中黃長石含量＜10%，且主要礦物為輝石時，稱含黃長石輝石岩。

3.白橄黃長岩（katungite）

是一種富黃長石、橄欖石的鉀質超基性噴出岩。黑灰色、褐灰色，主要礦物為橄欖石、黃長石，二者含量可達70%±，它們除組成斑晶外，基質中也是主要成分。此外，岩石中還可見火山玻璃、白榴石、六方鉀霞石、金雲母、鈣鈦礦、磷灰石等，它們分布於基質中。岩石具斑狀結構，基質為微晶結構、似玻晶交織結構（即基質中近定向排列的礦物不是斜長石而是黃長石）。除塊狀構造，還常見杏仁構造。

當岩石中六方鉀霞石多時，稱為鉀霞橄黃長岩（kamafugite）；當黃長石含量＜10%，似長石以白榴石為主時稱為橄欖黃長白榴岩（venanzite）

4.輝雲黃長岩（coppaelite）

是一種含有輝石和黃長石的富鉀超基性噴出岩。斑狀結構，斑晶為輝石、金雲母，基質由黃長石、輝石、金雲母、鉀霞石、火山玻璃等組成，斑晶一般不大，基質常具似粗面結構、似玻晶交織結構（兩種結構特點是長條狀黃長石定向或半定向排列）。有時還見玻基斑狀結構，即斑晶為黃長石、輝石，少量金雲母、鉀霞石，基質則由火山玻璃組成。

以上兩種岩石在「IUGS」推薦的分類（2002年）中，是「鉀霞橄黃長岩類」的兩個種屬。

4、黃長石 Melilite

Ca2[(Mg,Al)(Si Al)SiO7］

四方晶系

（鈣鋁）（鈣鎂）

No= 1.6691.631

Ne= 1.6581.639

(－)Ne-No=0.011（鈣鋁）

（+)No-Ne=0.007（鈣鎂）

圖3-16 黃長石光性方位

化學組成 成分中Mg-Al間為完全類質同象代替，同時伴有Si-Al間的代替。故形成以鈣鋁黃長石（Gehlenite）和鈣鎂黃長石（Akermanite）為端員成分的類質同象系列。部分Ca可被Na1＋代替。此外，還可含Mn,Fe,Zn等，因此黃長石的變種很多，除上述鈣鋁－鈣鎂系列外，還有鈉黃長石、鐵黃長石等，鐵黃長石常見於鑄石中。

結晶特點 四方晶系。沿（001）面發育呈四方板狀或短柱狀，有時為不規則粒狀，高爐爐渣中或鑄石中，結晶良好的黃長石為長柱狀，斷面正方形，結晶不好的則呈不同形狀的骸晶。解理｛001｝不完全，薄片中只能見稀疏的幾條解理縫。

光性特徵 灰綠、黃至褐色，薄片無色。在厚切片中可見多色性：No—金褐，Ne—無色至淡黃。正中突起。折射率及光性符號因成分而變化。干涉色一級灰至黃白，常出現靛藍和灰褐的異常干涉色（照片90），長條形切面呈平行消光，延性符號與光性符號相反。富含鈣鋁黃長石分子者為一軸晶負光性，正延性；富鈣鎂黃長石分子者為一軸晶正光性，負延性；但大部分黃長石為一軸晶負光性，正延性。當兩種端員分子含量近相等時，顯光性均質體，折射率No=Ne～1.65。在一個單晶中光性符號甚至可以從負光性變到正光性。黃長石具有特徵的「釘齒構造」，即在長條狀切面上可見其邊緣具有與延長方向垂直的許多短裂縫（照片89）。

變化 在基性鹼性岩中黃長石經常被方解石或方解石與黑榴石、沸石等粒狀混合物沿釘齒縫隙代替。它也可以蝕變成為纖維狀褐色物質，其中一些是纖維石（Cebollite），也有的蝕變為葡萄石。

鑒別特徵 黃長石以突起較高、干涉色低、常見異常干涉色及「釘齒構造」為其特徵。與具異常干涉色的黝簾石較相似，區別是後者突起更高（正高突起）、解理較發育、為二軸晶，不具「釘齒構造」。與符山石區別是後者突起更高。磷灰石、紅柱石均無異常干涉色可與之區別。與無雙晶的斜長石區別是斜長石突起低、斜消光、二軸晶。富鋁黃長石與富鎂黃長石的鑒別可根據延性和光性符號。在薄片鑒定中准確測定黃長石本身的成分是很困難的，可籠統稱為黃長石。

產狀及其他 黃長石主要出現於富鈣質的基性鹼性火成岩或岩漿碳酸岩中，同含鈦、鈮、鉭等稀有元素的礦物共生，玄武岩漿與大理岩反應生成黃長石是由斜長石發育而來。黃長玄武岩中的黃長石通常為細粒，分布於基質中，也可成斑晶，共生礦物有白榴石、霞石、輝石、橄欖石、鈣鈦礦等。由於鈣質同化作用，黃長石可產於鹼性岩與石灰岩接觸變質帶中。鎂黃長石作為高溫特徵礦物被認為是透長石相的標志礦物，在鎂質大理岩中可見。混雜岩中有時有大量黃長石。在某種煌斑岩中作為主要礦物。黃長石也見於爐渣和鑄石中。

5、鈣鎂橄欖石 Monticellite

CaMg[SiO4］

斜方晶系

Ng=1.650～1.674

Nm=1.646～1.664

Np=1.638～1.654

Ng-Np=0.012～0.020

(－)2V=69°～88°r>v弱

a‖Ng,b‖Np,c‖Nm，光軸面‖（001）

圖4-125 鈣鎂橄欖石光性方位

化學組成 成分中含有少量Mn O和FeO,FeO一般小於10%。可與鈣鐵橄欖石構成連續類質同象系列。Fe2＋,Mn2＋代換Mg形成的鈣錳橄欖石很少見。

結晶特點 短柱狀－厚板狀，常呈粒狀。解理｛010｝微弱（照片428）。

光性特徵 無色或灰色，薄片中無色，正中—高突起（照片428,432），干涉色在橄欖石族礦物中最低，一級黃至紫紅（照片429,430,431,433），平行消光，延性可正可負。具有解理的切面沿解理方向為正延性。二軸晶負光性，光軸角較大，隨Fe2＋,Mn含量增加而減小，鈣錳橄欖石2V=61°，鈣鐵橄欖石（－)2V=50°，純鈣鎂橄欖石光軸角可達90°。沿（031）構成六角星式雙晶和貫穿雙晶，如圖4-125（照片430,431,433）。

變化 可變為蛇紋石、輝石，有時可被符山石替代。

鑒別特徵 鈣鎂橄欖石與鎂橄欖石和貴橄欖石的區別在於它的雙折射率小、干涉色低、負光性，而鎂橄欖石為正光性，貴橄欖石光性有正有負。與透輝石的區別在於它的光軸角大、且幾乎不見解理、干涉色為一級。

產狀及其他 鈣鎂橄欖石是硅質白雲岩的進變質作用產物，產於橄欖輝長岩與灰岩的接觸帶或花崗岩與白雲質灰岩接觸交代矽卡岩中。與透輝石、符山石、鋁黃長石、硅灰石、硅鈣石、槍晶石、綠脆雲母等共生。在鹼性基性岩如黃長煌斑岩、霞石玄武岩、黃長透輝石岩中也可見到。也產於菱鎂礦磚和爐渣中。

6、煤中微量元素和礦物富集的同沉積火山灰與海底噴流復合成因

摘 要 煤中常量、微量元素和礦物的富集往往是多種地質因素共同作用的結果。運用低溫灰化、射線衍射分析、帶能譜儀的掃描電子顯微鏡、逐級化學提取、電離耦合等離子體質譜等方法對雲南硯山晚二疊世煤的礦物學和地球化學特徵進行了研究，提出了煤中微量元素和礦物富集的同沉積火山灰與海底噴流復合模式(或成因類型)。研究發現，硯山礦區M9煤層硫分含量很高(St，d=10.65%)，屬於超高有機硫煤(So，d=9.51%)。礦物組成主要有β-石英副像、透長石、鈉長石、白雲母、伊利石、黃鐵礦以及少量的高嶺石、斜長石、鈣鎂黃長石、金紅石和片鈉鋁石。煤中高度富集的微量元素F(841μg/g)，V(567μg/g)，Cr(329μg/g)，Ni(74μg/g)，Mo(204μg/g)和U(153μg/g)。該煤中的礦物質主要有3個來源:①高溫石英、透長石、白雲母和伊利石等是泥炭聚積期間酸性火山灰降落到泥炭沼澤後的產物;②鈉長石和片鈉鋁石以及以上超常富集的微量元素是在泥炭聚積期間，基性-超基性海底噴流侵入到閉塞缺氧的泥炭沼澤中所致;③稀土元素，Nb，Y，Zr和TiO2等親石元素來源於盆地南部的越北古陸。除了物源供給以外，硯山礦區煤的礦物學和地球化學異常是同沉積酸性火山灰和基性-超基性海底噴流共同作用的結果。

任德貽煤岩學和煤地球化學論文選輯

煤中常量和微量元素以及礦物是煤形成和演化地質歷史過程的產物，Ren等人［1］和任德貽等人［2］總結了煤中微量元素富集的成因機理，並提出了5種富集模式，即陸源富集型、沉積的生物作用富集型、岩漿熱液作用富集型、深大斷裂-熱液作用富集型和地下水作用富集型。含煤地層中的火山灰蝕變黏土岩夾矸(Tonstein)對研究區域地質歷史演化和煤層對比等方面具有重要作用［3，4］。對中國西南地區晚二疊世煤中發育的Tonstein的研究表明［4～6］，晚二疊世早期的火山噴發以鹼性火山灰為主，晚二疊世中晚期以酸性為主。煤中的Tonstein可能會對煤的地球化學特徵產生重要影響［7］。影響西南地區晚二疊世煤中微量金屬元素富集的因素很多，但低溫熱液是主控因素［8，9］。賦存在煤中的同沉積火山灰(分布在煤中有機質中的火山灰，不包括Tonstein)有較少報道［7］，而海底噴流對煤中礦物和元素富集的影響尚未見諸報道。本文對雲南硯山局限碳酸鹽台地型煤層的礦物學和地球化學進行了研究，提出了煤中礦物和微量元素富集的同沉積火山灰與海底噴流復合模式。該文提出的煤中微量元素和礦物的富集模式，可以為新型金屬礦床的尋找提供借鑒。

一、地質背景

硯山礦區位於雲南省東南部(圖1)，其含煤地層為上二疊統吳家坪組(P2w)和長興組(P2ch)［10］，該區M9煤層是典型的局限碳酸鹽台地型煤層。M9煤層位於上二疊統吳家坪組的中部，厚度為1.91m，其頂板為富含生物碎屑的隱晶灰岩，底板為炭質泥岩或含炭泥灰岩。含煤沉積的主要物源來自盆地南部的越北古陸(圖1)。

圖1 硯山礦區位置圖和晚二疊世古地理圖

二、研究方法

共採集硯山干河M9煤層全層刻槽樣品3個，編號分別為YS-1，YS-2和YG。同時，自上而下共采分層刻槽樣品3個，編號分別是Y-3-1，Y-3-2和Y-3-3，這3個分層的厚度分別為0.70，0.67和0.54m。

運用光學顯微鏡、帶能譜儀的掃描電子顯微鏡、低溫灰化和X射線衍射儀對礦物的種類、存在狀態進行了研究。利用顯微鏡光度計對煤中顯微組分的形態和鏡質組反射率進行了測定。運用X射線熒光光譜儀對煤中常量元素的含量進行了測定，F和Hg分別運用離子選擇性電極和冷原子吸收光譜法進行了測定，Cl採用艾士卡混合劑熔樣-硫氰酸鉀滴定法測定;B利用電離耦合等離子體原子發射光譜測定;其他微量元素採用電離耦合等離子體質譜進行了測定。

三、結果與討論

1.煤化學特徵

雲南硯山晚二疊世M9煤屬於中灰(27.51%)、高硫(10.65%)的高煤化程度的煙煤(貧煤)。由於M9煤層中有機硫含量高達9.51%，又稱之為超高有機硫煤(表1)。這種超高有機硫煤在自然界中非常罕見。在中國，此類型煤僅在貴州貴定(So，d=8.57%)和廣西合山(So，d=3.42%～6.46%)有報道［11，12］。

表1 雲南硯山晚二疊世M9煤的工業分析、全硫和形態硫測試結果 單位:%

注:6個樣品均值.M—水分;A—灰分;V—揮發分;St—全硫;Ss—硫酸鹽硫;Sp—硫化物硫;So—有機硫;ad—分析基;d—乾燥基;daf—乾燥無灰基。

2.煤中礦物的種類、賦存特徵和成因

煤中常見的礦物一般有黏土礦物、硫化物礦物、石英和方解石［13］。利用低溫灰化+X射線衍射分析、光學顯微鏡和帶能譜儀的掃描電子顯微鏡觀察後發現，硯山M9煤層中的礦物組合較為異常，主要礦物有透長石、β-石英副像、白雲母、伊利石、鈉長石、黃鐵礦，還有少量的片鈉鋁石、斜長石、鈣鎂黃長石、銳鈦礦和金紅石。

黃鐵礦:主要呈浸染狀或莓球狀分布在基質鏡質體中，其粒徑較小，大部分小於20μm。煤中黃鐵礦的賦存形態表明，它屬於海水影響下的產物。泥炭聚積期間，海水中的硫酸根離子被硫酸鹽還原菌還原成硫化氫後與沼澤中的Fe離子反應而形成［14］。

β-石英副像:主要呈細小的、晶型較好的顆粒分布在基質鏡質體中，其絕大部分顆粒小於10μm，橫切面近六邊形(圖2(a))，有的有熔蝕現象、柱面不發育。從其形態特徵可以推斷屬於高溫成因。

透長石:粒徑較小，絕大部分小於10μm，有的晶形保存較好(圖2(b)，(c))，有的發生了熔蝕，被熔蝕的透長石有時僅保留模糊的外形，有的透長石熔蝕現象較為嚴重，僅留有殘缺不全的邊緣，內部被鈉長石所替代或片鈉鋁石(NaAl(OH)2CO3)所充填(圖2(c))。

白雲母:呈長條狀分布在基質鏡質體中。

鈉長石:晶形較透長石完整(圖2(d))，簡單雙晶發育，部分鈉長石發生了熔蝕現象(圖2(c))，有的鈉長石充填在被熔蝕了的透長石內部。

伊利石:呈不規則團塊狀、長條狀、絮凝狀(圖2(e))或浸染狀分布在煤的基質鏡質體中。

此外，M9煤層中還有少量的斜長石、金紅石、鈣鎂黃長石和高嶺石等礦物分布在基質鏡質體中。

雖然煤系地層中酸性火山灰蝕變黏土岩夾矸中的高溫石英非常普遍［3，15］，但在煤中和有機質緊密聯系的高溫成因的石英卻鮮有報道。硯山M9煤層中高溫成因的石英其外形仍然依β石英成副像(圖2(a))。β石英和透長石是高溫相的產物。該煤中高溫石英-透長石-白雲母礦物組合是泥炭聚積期間酸性火山灰降落到沼澤中的產物。由於這些礦物的粒徑很小，並且均勻地分布在煤的有機質中，推測當時的火山口距沼澤較遠，並且降落到沼澤中的火山灰的數量較少，尚不足以形成所謂的火山灰蝕變黏土岩夾矸(Tonstein)。在M9煤層中尚未發現Tonstein層，硯山礦區位於與Zhou等人［4］所圈定的西南地區Tonstein的分布范圍之外，而在此范圍內，晚二疊世火山活動較為強烈，在煤層中形成多層的Tonstein。

圖2 M9煤中的礦物賦存特徵

陸源碎屑供給和後生作用等均可在煤中形成伊利石［13］。但M9煤層中的伊利石並非陸源碎屑成因，也不是後期熱液作用的產物。降落到M9煤層的沼澤中的酸性火山灰玻璃質在泥炭聚積期間和成岩作用早期蝕變形成高嶺石，隨著成岩作用的增強和在偏鹼性的介質環境條件下，大部分高嶺石轉變為伊利石，有些伊利石還保留著火山灰絮凝狀的結構特徵(圖2(e))。Burger等人［5］、周義平和任友諒［6］的研究表明，在雲南東部和貴州西部上二疊統煤系地層的Tonstein中黏土礦物(高嶺石-伊利石)的組成比例與煤的變質程度密切相關，在煙煤階段，高嶺石占優勢，到無煙煤階段，絕大部分高嶺石蝕變為伊利石。硯山M9煤中火山灰性質和西南地區的火山噴發物的特徵相吻合，即在晚二疊世中晚期以酸性為主。

煤中的長石和白雲母一般被認為是陸源碎屑成因的礦物［13，16］。但硯山M9煤層中的長石並非陸源碎屑成因。M9煤中的鈉長石與火山成因的透長石、高溫石英亦不是同期成因的產物。鈉長石有時充填在被熔蝕的透長石內部，是在透長石發生溶蝕後形成的，其形成時間晚於透長石，表明鈉長石是從熱液中自生的。因此，可以推斷在泥炭聚積期間，火山灰降落到泥炭沼澤並且經過了一定的蝕變作用後，又有基性-超基性的海底噴流形成的熱液進入到泥炭沼澤中，形成了鈉長石和少量的片鈉鋁石和斜長石等礦物。片鈉鋁石在煤中尚未見諸報道［13，17，18］，是一種水熱成因的礦物［19～21］。片鈉鋁石記錄了深部幔源-淺部殼源之間的物質轉移，是流體運移後留下的產物，並且形成於富鈉離子的鹼性流體介質條件［21，22］，該礦物的存在進一步證明了海底噴流侵入到了泥炭沼澤。

片鈉鋁石和鈉長石的賦存狀態排除了這兩種礦物屬於後生熱液的可能性:①M9煤中的後生裂隙極不發育，尚未發現充填於後生裂隙的長石和片鈉鋁石;②鈉長石在煤層中順層理分布(圖2(f))，顯示出同沉積的特徵，而非後生熱液成因;③該煤中的礦物組成的平面分布的差異性極不明顯，鈉長石在該煤層中普遍存在，在研究者1988年採集的樣品和2006年採集的樣品中均富集鈉長石等礦物(樣品採集間隔18a);而後生熱液成因的礦物往往在煤層中具有局部富集的特徵，含量分異明顯。

3.煤中常量和微量元素的豐度、賦存狀態和成因

表2列出了硯山M9煤中常量元素和微量元素的含量及其與中國大部分煤、世界大部分煤的對比。從中可以看出，硯山干河M9煤中的元素有如下特徵:與中國大部分煤和世界大部分煤中微量元素的均值相比，硯山煤中F(841μg/g)，V(567μg/g)，Cr(329μg/g)，Ni(74μg/g)，Mo(204μg/g)和U(153μg/g)等微量元素的含量超常富集(表2)。該煤中V，Cr，Mo和U的均值分別是中國常見煤的16.2倍、21.4倍、63.9倍和63.5倍。

雖然陸源碎屑供給通常是煤中微量元素的一個重要來源，硯山M9煤中的稀土元素，Nb，Y，Zr和TiO2等親石元素反映了越北古陸物源物質組成特徵。越北古陸是加里東褶皺帶瀘江帶，以酸性岩體為主［25，26］。但硯山煤中高含量的V，Ni，Cr，Mo和U是不能用陸源供給所能解釋的。與超基性和基性岩相比，酸性岩中的V，Ni，Mo，Cr等元素均較低，U的含量雖然較高，但其含量也僅為3.5μg/g［27］，不足以提供煤中如此高含量的U。

這些高含量的元素也不是上面所敘述的酸性火山灰降落到泥炭沼澤形成的，酸性火山灰並不富集這些元素，何況降落到泥炭沼澤中的酸性火山灰的量比較少。

尚無證據表明這些元素是地外來源。這些元素(包括S在內)也不是正常海水能夠提供的，海水中的硫酸鹽濃度是一定的，並且泥炭聚積是在一種滯留的、受限的局限碳酸鹽台地，影響泥炭沼澤的新鮮海水並不能得到及時的補充。

表2 硯山M9煤層元素的含量及其與中國大部分煤、世界大部分煤的對比

硯山M9煤層中富集的元素及其元素的組合特徵類似於中國南方早寒武紀的黑色頁岩(包括石煤)，然而硯山煤中元素比黑色頁岩中的賦存形式和來源復雜得多，既有火山的、陸源碎屑的、生物的、海水的，還有海底噴流的。硯山煤的地球化學異常可能是在泥炭聚積期間，海底噴流攜帶的金屬元素V，Ni，Mo，U，Cr以及S和F等沿深大斷裂搬運沉積至泥炭沼澤的結果。海底噴流從鎂鐵質-超鎂鐵質岩中淬取了V，Ni，Cu和Mo，並可能與下伏的富U的岩漿層提供的物質混合在一起，搬運沉積到局限碳酸鹽台地的泥炭沼澤中，缺氧的環境和沼澤中豐富的有機質(高等植物和低等生物菌藻類)為元素的長時間活化和富集提供了條件。鮑學昭等人［28］研究表明，海底噴流作用可帶來大量的U元素。

雖然低等生物對有機硫和一些金屬元素富集有貢獻，但M9煤中如此高含量的硫和金屬元素也不是硫細菌所能夠提供的。該煤層的乾酪根δ13C‰(PDB)值為－22.8‰～－23.7‰，N的含量並不高(0.67%～0.69%)，具有腐殖煤的特徵，因此成煤植物的主體還是高等植物。但是，菌藻類在其生長和死亡後降解過程中，可在元素富集、改變環境pH和Eh值、改變水體中元素平衡系統和元素沉澱等方面對煤中有機硫和金屬元素的富集發揮重要作用。

在微量元素的組合方面，以有機態結合的V/(V+Ni)=0.88，缺氧環境中有機質的V/(V+Ni)>0.5，而氧化條件下<0.4［29］。從硯山M9煤的U/Th關系(圖3)中可以看出，投點均落入U/Th=1～100區域，另外，U/Th比值很高(8.9～35.2)，說明泥炭聚積時受到熱液影響較為強烈［30，31］。用Th-U的關系式Ua=UTotal–Th/3(其中Ua為自生U)可以說明缺氧條件［32］，M9煤的Ua為107～176μg/g，而M7煤的Ua僅為17μg/g，表明M9煤的泥炭聚積時顯著缺氧。

將硯山M9煤層中的Zn，Ni和Co元素含量投入Cronan的Zn-Ni-Co三元圖中(圖4)，這些點均落入熱水沉積區，顯示了熱水沉積的特徵［33］。

圖3 硯山M9煤層的U/Th關系圖

圖4 硯山M9煤層的Zn-Ni-Co圖解

關於硫的來源和賦存狀態，由於現行的有機硫含量的確定方法(GB/T214－1996，GB/T215－2003和ASTMD3177/4239和D2492－2)是用全硫減硫化物硫和硫酸鹽硫所獲得的，這些方法尚不能證明這些硫就是有機的。硯山M9煤中的賦存狀態值得深入研究。這些高含量的硫可能是海底熱泉帶入到封閉的沼澤中，並且均勻地分布在煤的有機質中，而被認為是所謂的「有機硫」。

綜上所述，雲南硯山M9煤層的礦物組成和一些元素的超常富集是同沉積火山灰與海底噴流共同作用的結果，該煤層礦物質的富集成因是一種新的復合富集模式。至於貴州貴定和廣西合山晚二疊世煤是否受到同沉積酸性火山灰的影響還需進一步研究。

在煤中微量元素的利用方面，由於該煤中的V，Cr和U含量很高，它們在煤的燃燒產物(如飛灰)中可能進一步富集，如果能對這些元素進行提取，可以實現煤炭經濟的良性循環發展，也為新類型的金屬礦床研發提供借鑒。

四、結論

雲南硯山M9煤是局限碳酸鹽台地基礎上形成的煤層，屬於超高「有機硫」煤。該煤中礦物的種類和組合特徵(β-石英副像、透長石、鈉長石、白雲母、伊利石、斜長石、鈣鎂黃長石、片鈉鋁石)和超常富集微量元素(F，V，Cr，Ni，Mo和U)是同沉積酸性火山灰和海底噴流共同作用的結果。該煤層中的微量元素和礦物的富集成因機制是一種新的富集模式(或成因類型)。

參 考 文 獻

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( 本文由代世峰、任德貽、周義平、Chen-Lin Chou、王西勃、趙蕾、朱興偉合著，原載《科學通報》，2008 年第 53 卷第 24 期)

7、變質相系

自從Eskola建立變質相以來，地質學家們對不同地區的變質相類型及組合進行了詳細的研究。研究發現不同地區的變質相組合不盡相同，即使同一地區不同構造背景下形成的變質相組合亦不相同。都城秋穗（Miyashiro）在研究日本「三波川帶」和「領家帶」時，發現同一地區可以存在兩個不同的變質相組合。他於1961年首先提出了變質相系列的概念。在一個變質帶中，從低溫向高溫變化的（所有變質相）可以定義為一個相系列，或者稱作變質相系。每一種特定的變質相系列都反映了各自的特定地熱梯度類型和所經歷的事件和演化進程，這就是變質相系列的實質。為什麼不同變質地區有不同的變質相的組合？Miyashiro（1961,1976）認為變質相系反映的是地熱梯度，不同變質地區地熱梯度不同導致它們的變質相系不同。自從變質作用P-T軌跡概念提出後，人們發現一個地區地熱梯度隨時間的不同而逐漸變化，因此變質相系反映的是變質作用或變質地區的P/T比，更加確切。對應於4個P/T比類型，有4個代表性的變質相系（圖9-3，圖9-4）。

圖9-3 變質相的P-T圖解

變質相及其P-T分區：AEH—鈉長－綠簾角岩相；HH—普通角閃石角岩相；PH—輝石角岩相；S—透長岩相；Z—沸石相；PP—葡萄石－綠纖石相；LA—硬柱石－鈉長石－綠泥石相；BS—藍片岩相（以反應④為界，分Lw-BS（硬柱石－藍片岩相）和Ep-BS（綠簾石－藍片岩相）兩亞相）；GS—綠片岩相；EA—綠簾－角閃岩相；A—角閃岩相；G—麻粒岩相；E—榴輝岩相；HPFS—高P/T變質相系；MPFS—中P/T變質相系；LPFS—低P/T變質相系；VLPFS—很低P/T變質相系；UN—自然界未知的條件；DG—成岩作用條件；MG—岩漿作用條件。各P-T分區邊界都是漸變的。①～

基性岩中的相界反應：①Anl（方沸石）＝Ab+V；②Lw+Q=Lm（濁沸石）；③Lm=Wr（斜鈣沸石）＋V；⑨Cc+Di=Ak（鈣鎂黃長石）＋CO2（

），反應④～⑧⑩

涉及的物相均標在反應曲線兩側。曲線來源：①Liou（1971）；②③⑤Winkler（1976）；④Chatterjee et al.（1984）；⑥⑦Hyndman（1985）；⑧de Waard（1965）；⑨Turner（1981）；⑩天然藍閃石最大穩定范圍（Maresh,1977）；

Bohlen＆Boetcher（1982），簡化花崗岩系統過量水固相線（EHGS）和干固相線（DGS）據Huang＆Wyllie（1975）；拉斑玄武岩過量水固相線（EHTHS）和干固相線（DTHS）據Green（1982）

（1）高P/T型：以含藍閃石（Gl）為特徵，又稱藍閃石型。典型的相系列為：Z→LA→BS→E。典型地區為美國加州Franciscan地區。

（2）中P/T型：以低溫出現藍晶石、高溫出現矽線石為特徵，又稱為藍晶石－矽線石型。典型的相系列為：Z→PP→GS→EA→A→G。典型地區為蘇格蘭高地巴羅式地區。

圖9-4 變質相系列與Gl（藍閃石）和Prl（葉蠟石）及Al2SiO5多型變體穩定域的關系

Al2SiO5多型轉變線據Holdaway（1971），葉蠟石（Prl）分解反應據Spear＆cheney（1989）；其餘見圖9-3

（3）低P/T型：以低溫出現紅柱石、高溫出現矽線石為特徵，又稱為紅柱石－矽線石型。典型的相系列為Z→PP→GS→A→G。典型地區為蘇格蘭高地巴肯式（Buchan）地區。

（4）很低P/T型：接觸變質帶（接觸變質暈）稱為接觸型，典型的相系列為AEH→HH→PH；洋底變質也是很低P/T型，其相系列與低P/T型相同。

由上述可看出，硬柱石－鈉長石－綠泥石相（LA）、藍片岩相（BS）、榴輝岩相（E）三個相為高P/T型特有。低P/T型EA相不發育。而沸石相（Z）、葡萄石－綠纖石相（PP）可出現在各P/T型相系列之中。