钙镁黄长石sem

1、fuggerite是什么意思

fuggerite_翻译
fuggerite
英['fju:dʒəraɪt] 美['fju:dʒəraɪt]
n. 钙镁黄长石;

2、钙镁橄榄石 Monticellite

图4-124 钙镁橄榄石光性方位

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，光轴面‖(001)

化学组成 成分中允许含有少量 MnO和FeO，FeO一般小于10%。可与钙铁橄榄石构成连续类质同象系列。Fe2+、Mn2+代换Mg形成的钙锰橄榄石很少见。

结晶特点 短柱状-厚板状，常呈粒状。解理{010}微弱(照片428)。

光性特征 无色或灰色，薄片中无色，正中—高突起(照片428，432)，干涉色在橄榄石族矿物中最低，一级黄—紫红(照片429，430，431，433)，平行消光，延性可正可负。具有解理的切面沿解理方向为正延性。二轴晶负光性，光轴角较大，随Fe2+、Mn含量增加而减小，钙锰橄榄石2V=61°，钙铁橄榄石(-)2V=50°，纯钙镁橄榄石光轴角可达90°。沿(031)构成六角星式双晶和贯穿双晶，如图4-124(照片430，431，433)。

变化 可变为蛇纹石、辉石，有时可被符山石替代。

鉴别特征 钙镁橄榄石与镁橄榄石和贵橄榄石的区别在于它的双折射率小、干涉色低、负光性，而镁橄榄石为正光性，贵橄榄石光性有正有负。与透辉石的区别在于它的光轴角大，且几乎不见解理，干涉色为一级。

产状及其他 钙镁橄榄石是硅质白云岩的进变质作用产物，产于橄榄辉长岩与灰岩的接触带或花岗岩与白云质灰岩接触交代矽卡岩中。与透辉石、符山石、铝黄长石、硅灰石、硅钙石、枪晶石、绿脆云母等共生。在碱基性岩如黄长煌斑岩、霞石玄武岩、黄长透辉石岩中也可见到。在菱镁矿砖和炉渣中也可见到。

3、黄长岩类有哪些？

该类岩石是一种M＞90的富碱（富钾）的超基性岩，黄长石含量要求＞10%。若岩石中含有长石时，要求黄长石＞长石。它们可以是侵入岩也可以是火山岩，若是侵入岩称之为黄长石岩（melilitolite），若是火山岩则称为黄长岩（melilitite）。

（一）分类1.侵入岩

“IUGS”1989年推荐的分类方案是根据Mel-Ol-Cpx三角图解划分的（据Streckeis en，1978），如图6-3所示，其中Mel代表黄长石、Ol代表橄榄石、Cpx代表单斜辉石，主要岩石为黄长石岩、辉石黄长石岩、橄榄辉石黄长石岩、橄榄黄长石岩、辉石橄榄黄长石岩和含黄长石辉石岩、含黄长石橄榄岩。2002年“IUGS”对推荐的方案又作了如下的补充：

黄长石＞10%，当岩石中含长石时，若黄长石＞长石，称为黄长石岩。若黄长石＜长石且长石＞10%，这种情况表明其M＜90，实际上已不属于黄长岩类，可根据QAPF双三角图解命名，如黄长似长石岩、含似长石黄长霓辉正长岩。

除黄长石外，若其他主要矿物（包括钙钛矿、橄榄石、蓝方石、霞石和辉石）之一的含量＞10%，且黄长石＜65%时，那么可采用下列名称：

⑴钙钛矿＞10%时，称钛黄云橄岩（afrikandite）；⑵橄榄石＞10%时，称橄黄岩（kugdite）；⑶蓝方石＞10%且黄长石＞蓝方石时，称蓝方黄长石岩（okaite）；⑷霞石＞10%且黄长石＞霞石时，称云霞黄长石岩（turjaite）；⑸辉石＞10%时，称辉石黄长石岩（uncompahgrite）。

如果岩石中有三种矿物含量＞10%，则可同时参加命名（前少后多），如磁铁辉石黄长石岩。

2002年IUGS推荐Dunworth和Bell（1998）的建议：黄长石＞65%时，命名为“超黄长石岩”（ultramelilitolites）。

2.火山岩

IUGS推荐的方案分两种情况：若岩石颗粒相对较粗，可以确定其矿物成分（肉眼或镜下）时，根据Mel-Ol-Cpx三角图解分类命名如图6-3所示，由此划分为黄长岩、橄榄黄长岩、含黄长石超镁铁质火山岩（2002年）。若岩石中含似长石，且黄长石＞似长石可定名为似长石（具体种属）黄长岩，如霞石黄长岩。当黄长石＜似长石则称黄长似长石（具体种属）岩，如黄长白榴岩等。如果岩石颗粒过细，无法确定矿物成分时，需要进行化学分析并采用TAS分类方案。

（二）一般特征

黄长岩类（即黄长石岩和黄长岩）是富钾贫硅的岩石类型，属超钾质岩石（ultrapotassic rocks）其w（K2O）＞3%，w（MgO）＞3%，w（K2O）/w（Na2O）＞2，w（K2O+Na2O）与碱性基性-超基性岩相近，但Al2O3偏低，CaO略高。

黄长岩类的矿物成分复杂，但主要矿物为黄长石、辉石（特别是富钙的透辉石、次透辉石）、橄榄石（有时出现钙镁橄榄石），其次常见的矿物为似长石（白榴石、霞石、钾霞石、方钠石族）、黑云母等。岩石具斑状结构时，其中辉石常为斑晶成分，而黄长石多出现于基质中，呈长条状与长石相似，区别是其突起高、具钉齿构造。有时可见，钾长石、金云母、碱镁闪石和方解石。副矿物主要为钙钛矿、磷灰石等。

黄长岩类多为斑状结构，火山成因的黄长岩基质类似交织结构、粗面结构，与安山岩、粗面岩不同的是基质中的微晶为黄长石和辉石（照片6-58）。黄长岩也常具玻基斑状结构。侵入的黄长石岩基质中的矿物粒径较粗。

黄长石岩岩体多呈小岩墙、岩脉，常与侵入相的碳酸岩体共生，产于大陆裂谷环境。喷出的黄长岩常呈火山颈相、喷发相产出，与碳酸岩、碧玄岩、白榴岩等共生。

（三）主要岩石类型

1.橄黄岩即橄榄黄长石岩（kugdite）

岩石颜色暗，黑灰色、绿灰色，橄黄岩是一种含橄榄石的侵入产出的黄长石岩，主要矿物为黄长石和橄榄石，也可含有辉石、钙钛矿、钛磁铁矿、似长石（霞石、白榴石等）、金云母、方解石、钙镁橄榄石、磷灰石等；半自形粒状结构。当岩石中含霞石等似长石时，可在基本名称前加前缀，如霞石橄黄岩、白榴橄黄岩。当黄长石含量＜10%，且矿物成分以橄榄石为主时，称为含黄长石橄榄岩或含黄长橄榄辉石岩。

2.辉石黄长石岩（uncompahgrite）

是一种粗粒的含辉石、黄长石的侵入岩。主要矿物成分为黄长石、辉石，其次为磁铁矿、方解石、钙钛矿、金云母，副矿物为磷灰石、黑榴石。岩石具中-粗粒半自形结构。当岩石中含似长石，可在基本名称前加前缀，如霞辉黄长石岩、白榴辉石黄长石岩。如果似长石和黄长石含量都多时，可称似长石黄长石岩，如辉石白榴黄长石岩。当岩石中黄长石含量＜10%，且主要矿物为辉石时，称含黄长石辉石岩。

3.白橄黄长岩（katungite）

是一种富黄长石、橄榄石的钾质超基性喷出岩。黑灰色、褐灰色，主要矿物为橄榄石、黄长石，二者含量可达70%±，它们除组成斑晶外，基质中也是主要成分。此外，岩石中还可见火山玻璃、白榴石、六方钾霞石、金云母、钙钛矿、磷灰石等，它们分布于基质中。岩石具斑状结构，基质为微晶结构、似玻晶交织结构（即基质中近定向排列的矿物不是斜长石而是黄长石）。除块状构造，还常见杏仁构造。

当岩石中六方钾霞石多时，称为钾霞橄黄长岩（kamafugite）；当黄长石含量＜10%，似长石以白榴石为主时称为橄榄黄长白榴岩（venanzite）

4.辉云黄长岩（coppaelite）

是一种含有辉石和黄长石的富钾超基性喷出岩。斑状结构，斑晶为辉石、金云母，基质由黄长石、辉石、金云母、钾霞石、火山玻璃等组成，斑晶一般不大，基质常具似粗面结构、似玻晶交织结构（两种结构特点是长条状黄长石定向或半定向排列）。有时还见玻基斑状结构，即斑晶为黄长石、辉石，少量金云母、钾霞石，基质则由火山玻璃组成。

以上两种岩石在“IUGS”推荐的分类（2002年）中，是“钾霞橄黄长岩类”的两个种属。

4、黄长石 Melilite

Ca2[(Mg,Al)(Si Al)SiO7］

四方晶系

（钙铝）（钙镁）

No= 1.6691.631

Ne= 1.6581.639

(－)Ne-No=0.011（钙铝）

（+)No-Ne=0.007（钙镁）

图3-16 黄长石光性方位

化学组成 成分中Mg-Al间为完全类质同象代替，同时伴有Si-Al间的代替。故形成以钙铝黄长石（Gehlenite）和钙镁黄长石（Akermanite）为端员成分的类质同象系列。部分Ca可被Na1＋代替。此外，还可含Mn,Fe,Zn等，因此黄长石的变种很多，除上述钙铝－钙镁系列外，还有钠黄长石、铁黄长石等，铁黄长石常见于铸石中。

结晶特点 四方晶系。沿（001）面发育呈四方板状或短柱状，有时为不规则粒状，高炉炉渣中或铸石中，结晶良好的黄长石为长柱状，断面正方形，结晶不好的则呈不同形状的骸晶。解理｛001｝不完全，薄片中只能见稀疏的几条解理缝。

光性特征 灰绿、黄至褐色，薄片无色。在厚切片中可见多色性：No—金褐，Ne—无色至淡黄。正中突起。折射率及光性符号因成分而变化。干涉色一级灰至黄白，常出现靛蓝和灰褐的异常干涉色（照片90），长条形切面呈平行消光，延性符号与光性符号相反。富含钙铝黄长石分子者为一轴晶负光性，正延性；富钙镁黄长石分子者为一轴晶正光性，负延性；但大部分黄长石为一轴晶负光性，正延性。当两种端员分子含量近相等时，显光性均质体，折射率No=Ne～1.65。在一个单晶中光性符号甚至可以从负光性变到正光性。黄长石具有特征的“钉齿构造”，即在长条状切面上可见其边缘具有与延长方向垂直的许多短裂缝（照片89）。

变化 在基性碱性岩中黄长石经常被方解石或方解石与黑榴石、沸石等粒状混合物沿钉齿缝隙代替。它也可以蚀变成为纤维状褐色物质，其中一些是纤维石（Cebollite），也有的蚀变为葡萄石。

鉴别特征 黄长石以突起较高、干涉色低、常见异常干涉色及“钉齿构造”为其特征。与具异常干涉色的黝帘石较相似，区别是后者突起更高（正高突起）、解理较发育、为二轴晶，不具“钉齿构造”。与符山石区别是后者突起更高。磷灰石、红柱石均无异常干涉色可与之区别。与无双晶的斜长石区别是斜长石突起低、斜消光、二轴晶。富铝黄长石与富镁黄长石的鉴别可根据延性和光性符号。在薄片鉴定中准确测定黄长石本身的成分是很困难的，可笼统称为黄长石。

产状及其他 黄长石主要出现于富钙质的基性碱性火成岩或岩浆碳酸岩中，同含钛、铌、钽等稀有元素的矿物共生，玄武岩浆与大理岩反应生成黄长石是由斜长石发育而来。黄长玄武岩中的黄长石通常为细粒，分布于基质中，也可成斑晶，共生矿物有白榴石、霞石、辉石、橄榄石、钙钛矿等。由于钙质同化作用，黄长石可产于碱性岩与石灰岩接触变质带中。镁黄长石作为高温特征矿物被认为是透长石相的标志矿物，在镁质大理岩中可见。混杂岩中有时有大量黄长石。在某种煌斑岩中作为主要矿物。黄长石也见于炉渣和铸石中。

5、钙镁橄榄石 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，光轴面‖（001）

图4-125 钙镁橄榄石光性方位

化学组成 成分中含有少量Mn O和FeO,FeO一般小于10%。可与钙铁橄榄石构成连续类质同象系列。Fe2＋,Mn2＋代换Mg形成的钙锰橄榄石很少见。

结晶特点 短柱状－厚板状，常呈粒状。解理｛010｝微弱（照片428）。

光性特征 无色或灰色，薄片中无色，正中—高突起（照片428,432），干涉色在橄榄石族矿物中最低，一级黄至紫红（照片429,430,431,433），平行消光，延性可正可负。具有解理的切面沿解理方向为正延性。二轴晶负光性，光轴角较大，随Fe2＋,Mn含量增加而减小，钙锰橄榄石2V=61°，钙铁橄榄石（－)2V=50°，纯钙镁橄榄石光轴角可达90°。沿（031）构成六角星式双晶和贯穿双晶，如图4-125（照片430,431,433）。

变化 可变为蛇纹石、辉石，有时可被符山石替代。

鉴别特征 钙镁橄榄石与镁橄榄石和贵橄榄石的区别在于它的双折射率小、干涉色低、负光性，而镁橄榄石为正光性，贵橄榄石光性有正有负。与透辉石的区别在于它的光轴角大、且几乎不见解理、干涉色为一级。

产状及其他 钙镁橄榄石是硅质白云岩的进变质作用产物，产于橄榄辉长岩与灰岩的接触带或花岗岩与白云质灰岩接触交代矽卡岩中。与透辉石、符山石、铝黄长石、硅灰石、硅钙石、枪晶石、绿脆云母等共生。在碱性基性岩如黄长煌斑岩、霞石玄武岩、黄长透辉石岩中也可见到。也产于菱镁矿砖和炉渣中。

6、煤中微量元素和矿物富集的同沉积火山灰与海底喷流复合成因

摘 要 煤中常量、微量元素和矿物的富集往往是多种地质因素共同作用的结果。运用低温灰化、射线衍射分析、带能谱仪的扫描电子显微镜、逐级化学提取、电离耦合等离子体质谱等方法对云南砚山晚二叠世煤的矿物学和地球化学特征进行了研究，提出了煤中微量元素和矿物富集的同沉积火山灰与海底喷流复合模式(或成因类型)。研究发现，砚山矿区M9煤层硫分含量很高(St，d=10.65%)，属于超高有机硫煤(So，d=9.51%)。矿物组成主要有β-石英副像、透长石、钠长石、白云母、伊利石、黄铁矿以及少量的高岭石、斜长石、钙镁黄长石、金红石和片钠铝石。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)。该煤中的矿物质主要有3个来源:①高温石英、透长石、白云母和伊利石等是泥炭聚积期间酸性火山灰降落到泥炭沼泽后的产物;②钠长石和片钠铝石以及以上超常富集的微量元素是在泥炭聚积期间，基性-超基性海底喷流侵入到闭塞缺氧的泥炭沼泽中所致;③稀土元素，Nb，Y，Zr和TiO2等亲石元素来源于盆地南部的越北古陆。除了物源供给以外，砚山矿区煤的矿物学和地球化学异常是同沉积酸性火山灰和基性-超基性海底喷流共同作用的结果。

任德贻煤岩学和煤地球化学论文选辑

煤中常量和微量元素以及矿物是煤形成和演化地质历史过程的产物，Ren等人［1］和任德贻等人［2］总结了煤中微量元素富集的成因机理，并提出了5种富集模式，即陆源富集型、沉积的生物作用富集型、岩浆热液作用富集型、深大断裂-热液作用富集型和地下水作用富集型。含煤地层中的火山灰蚀变黏土岩夹矸(Tonstein)对研究区域地质历史演化和煤层对比等方面具有重要作用［3，4］。对中国西南地区晚二叠世煤中发育的Tonstein的研究表明［4～6］，晚二叠世早期的火山喷发以碱性火山灰为主，晚二叠世中晚期以酸性为主。煤中的Tonstein可能会对煤的地球化学特征产生重要影响［7］。影响西南地区晚二叠世煤中微量金属元素富集的因素很多，但低温热液是主控因素［8，9］。赋存在煤中的同沉积火山灰(分布在煤中有机质中的火山灰，不包括Tonstein)有较少报道［7］，而海底喷流对煤中矿物和元素富集的影响尚未见诸报道。本文对云南砚山局限碳酸盐台地型煤层的矿物学和地球化学进行了研究，提出了煤中矿物和微量元素富集的同沉积火山灰与海底喷流复合模式。该文提出的煤中微量元素和矿物的富集模式，可以为新型金属矿床的寻找提供借鉴。

一、地质背景

砚山矿区位于云南省东南部(图1)，其含煤地层为上二叠统吴家坪组(P2w)和长兴组(P2ch)［10］，该区M9煤层是典型的局限碳酸盐台地型煤层。M9煤层位于上二叠统吴家坪组的中部，厚度为1.91m，其顶板为富含生物碎屑的隐晶灰岩，底板为炭质泥岩或含炭泥灰岩。含煤沉积的主要物源来自盆地南部的越北古陆(图1)。

图1 砚山矿区位置图和晚二叠世古地理图

二、研究方法

共采集砚山干河M9煤层全层刻槽样品3个，编号分别为YS-1，YS-2和YG。同时，自上而下共采分层刻槽样品3个，编号分别是Y-3-1，Y-3-2和Y-3-3，这3个分层的厚度分别为0.70，0.67和0.54m。

运用光学显微镜、带能谱仪的扫描电子显微镜、低温灰化和X射线衍射仪对矿物的种类、存在状态进行了研究。利用显微镜光度计对煤中显微组分的形态和镜质组反射率进行了测定。运用X射线荧光光谱仪对煤中常量元素的含量进行了测定，F和Hg分别运用离子选择性电极和冷原子吸收光谱法进行了测定，Cl采用艾士卡混合剂熔样-硫氰酸钾滴定法测定;B利用电离耦合等离子体原子发射光谱测定;其他微量元素采用电离耦合等离子体质谱进行了测定。

三、结果与讨论

1.煤化学特征

云南砚山晚二叠世M9煤属于中灰(27.51%)、高硫(10.65%)的高煤化程度的烟煤(贫煤)。由于M9煤层中有机硫含量高达9.51%，又称之为超高有机硫煤(表1)。这种超高有机硫煤在自然界中非常罕见。在中国，此类型煤仅在贵州贵定(So，d=8.57%)和广西合山(So，d=3.42%～6.46%)有报道［11，12］。

表1 云南砚山晚二叠世M9煤的工业分析、全硫和形态硫测试结果 单位:%

注:6个样品均值.M—水分;A—灰分;V—挥发分;St—全硫;Ss—硫酸盐硫;Sp—硫化物硫;So—有机硫;ad—分析基;d—干燥基;daf—干燥无灰基。

2.煤中矿物的种类、赋存特征和成因

煤中常见的矿物一般有黏土矿物、硫化物矿物、石英和方解石［13］。利用低温灰化+X射线衍射分析、光学显微镜和带能谱仪的扫描电子显微镜观察后发现，砚山M9煤层中的矿物组合较为异常，主要矿物有透长石、β-石英副像、白云母、伊利石、钠长石、黄铁矿，还有少量的片钠铝石、斜长石、钙镁黄长石、锐钛矿和金红石。

黄铁矿:主要呈浸染状或莓球状分布在基质镜质体中，其粒径较小，大部分小于20μm。煤中黄铁矿的赋存形态表明，它属于海水影响下的产物。泥炭聚积期间，海水中的硫酸根离子被硫酸盐还原菌还原成硫化氢后与沼泽中的Fe离子反应而形成［14］。

β-石英副像:主要呈细小的、晶型较好的颗粒分布在基质镜质体中，其绝大部分颗粒小于10μm，横切面近六边形(图2(a))，有的有熔蚀现象、柱面不发育。从其形态特征可以推断属于高温成因。

透长石:粒径较小，绝大部分小于10μm，有的晶形保存较好(图2(b)，(c))，有的发生了熔蚀，被熔蚀的透长石有时仅保留模糊的外形，有的透长石熔蚀现象较为严重，仅留有残缺不全的边缘，内部被钠长石所替代或片钠铝石(NaAl(OH)2CO3)所充填(图2(c))。

白云母:呈长条状分布在基质镜质体中。

钠长石:晶形较透长石完整(图2(d))，简单双晶发育，部分钠长石发生了熔蚀现象(图2(c))，有的钠长石充填在被熔蚀了的透长石内部。

伊利石:呈不规则团块状、长条状、絮凝状(图2(e))或浸染状分布在煤的基质镜质体中。

此外，M9煤层中还有少量的斜长石、金红石、钙镁黄长石和高岭石等矿物分布在基质镜质体中。

虽然煤系地层中酸性火山灰蚀变黏土岩夹矸中的高温石英非常普遍［3，15］，但在煤中和有机质紧密联系的高温成因的石英却鲜有报道。砚山M9煤层中高温成因的石英其外形仍然依β石英成副像(图2(a))。β石英和透长石是高温相的产物。该煤中高温石英-透长石-白云母矿物组合是泥炭聚积期间酸性火山灰降落到沼泽中的产物。由于这些矿物的粒径很小，并且均匀地分布在煤的有机质中，推测当时的火山口距沼泽较远，并且降落到沼泽中的火山灰的数量较少，尚不足以形成所谓的火山灰蚀变黏土岩夹矸(Tonstein)。在M9煤层中尚未发现Tonstein层，砚山矿区位于与Zhou等人［4］所圈定的西南地区Tonstein的分布范围之外，而在此范围内，晚二叠世火山活动较为强烈，在煤层中形成多层的Tonstein。

图2 M9煤中的矿物赋存特征

陆源碎屑供给和后生作用等均可在煤中形成伊利石［13］。但M9煤层中的伊利石并非陆源碎屑成因，也不是后期热液作用的产物。降落到M9煤层的沼泽中的酸性火山灰玻璃质在泥炭聚积期间和成岩作用早期蚀变形成高岭石，随着成岩作用的增强和在偏碱性的介质环境条件下，大部分高岭石转变为伊利石，有些伊利石还保留着火山灰絮凝状的结构特征(图2(e))。Burger等人［5］、周义平和任友谅［6］的研究表明，在云南东部和贵州西部上二叠统煤系地层的Tonstein中黏土矿物(高岭石-伊利石)的组成比例与煤的变质程度密切相关，在烟煤阶段，高岭石占优势，到无烟煤阶段，绝大部分高岭石蚀变为伊利石。砚山M9煤中火山灰性质和西南地区的火山喷发物的特征相吻合，即在晚二叠世中晚期以酸性为主。

煤中的长石和白云母一般被认为是陆源碎屑成因的矿物［13，16］。但砚山M9煤层中的长石并非陆源碎屑成因。M9煤中的钠长石与火山成因的透长石、高温石英亦不是同期成因的产物。钠长石有时充填在被熔蚀的透长石内部，是在透长石发生溶蚀后形成的，其形成时间晚于透长石，表明钠长石是从热液中自生的。因此，可以推断在泥炭聚积期间，火山灰降落到泥炭沼泽并且经过了一定的蚀变作用后，又有基性-超基性的海底喷流形成的热液进入到泥炭沼泽中，形成了钠长石和少量的片钠铝石和斜长石等矿物。片钠铝石在煤中尚未见诸报道［13，17，18］，是一种水热成因的矿物［19～21］。片钠铝石记录了深部幔源-浅部壳源之间的物质转移，是流体运移后留下的产物，并且形成于富钠离子的碱性流体介质条件［21，22］，该矿物的存在进一步证明了海底喷流侵入到了泥炭沼泽。

片钠铝石和钠长石的赋存状态排除了这两种矿物属于后生热液的可能性:①M9煤中的后生裂隙极不发育，尚未发现充填于后生裂隙的长石和片钠铝石;②钠长石在煤层中顺层理分布(图2(f))，显示出同沉积的特征，而非后生热液成因;③该煤中的矿物组成的平面分布的差异性极不明显，钠长石在该煤层中普遍存在，在研究者1988年采集的样品和2006年采集的样品中均富集钠长石等矿物(样品采集间隔18a);而后生热液成因的矿物往往在煤层中具有局部富集的特征，含量分异明显。

3.煤中常量和微量元素的丰度、赋存状态和成因

表2列出了砚山M9煤中常量元素和微量元素的含量及其与中国大部分煤、世界大部分煤的对比。从中可以看出，砚山干河M9煤中的元素有如下特征:与中国大部分煤和世界大部分煤中微量元素的均值相比，砚山煤中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)。该煤中V，Cr，Mo和U的均值分别是中国常见煤的16.2倍、21.4倍、63.9倍和63.5倍。

虽然陆源碎屑供给通常是煤中微量元素的一个重要来源，砚山M9煤中的稀土元素，Nb，Y，Zr和TiO2等亲石元素反映了越北古陆物源物质组成特征。越北古陆是加里东褶皱带泸江带，以酸性岩体为主［25，26］。但砚山煤中高含量的V，Ni，Cr，Mo和U是不能用陆源供给所能解释的。与超基性和基性岩相比，酸性岩中的V，Ni，Mo，Cr等元素均较低，U的含量虽然较高，但其含量也仅为3.5μg/g［27］，不足以提供煤中如此高含量的U。

这些高含量的元素也不是上面所叙述的酸性火山灰降落到泥炭沼泽形成的，酸性火山灰并不富集这些元素，何况降落到泥炭沼泽中的酸性火山灰的量比较少。

尚无证据表明这些元素是地外来源。这些元素(包括S在内)也不是正常海水能够提供的，海水中的硫酸盐浓度是一定的，并且泥炭聚积是在一种滞留的、受限的局限碳酸盐台地，影响泥炭沼泽的新鲜海水并不能得到及时的补充。

表2 砚山M9煤层元素的含量及其与中国大部分煤、世界大部分煤的对比

砚山M9煤层中富集的元素及其元素的组合特征类似于中国南方早寒武纪的黑色页岩(包括石煤)，然而砚山煤中元素比黑色页岩中的赋存形式和来源复杂得多，既有火山的、陆源碎屑的、生物的、海水的，还有海底喷流的。砚山煤的地球化学异常可能是在泥炭聚积期间，海底喷流携带的金属元素V，Ni，Mo，U，Cr以及S和F等沿深大断裂搬运沉积至泥炭沼泽的结果。海底喷流从镁铁质-超镁铁质岩中淬取了V，Ni，Cu和Mo，并可能与下伏的富U的岩浆层提供的物质混合在一起，搬运沉积到局限碳酸盐台地的泥炭沼泽中，缺氧的环境和沼泽中丰富的有机质(高等植物和低等生物菌藻类)为元素的长时间活化和富集提供了条件。鲍学昭等人［28］研究表明，海底喷流作用可带来大量的U元素。

虽然低等生物对有机硫和一些金属元素富集有贡献，但M9煤中如此高含量的硫和金属元素也不是硫细菌所能够提供的。该煤层的干酪根δ13C‰(PDB)值为－22.8‰～－23.7‰，N的含量并不高(0.67%～0.69%)，具有腐殖煤的特征，因此成煤植物的主体还是高等植物。但是，菌藻类在其生长和死亡后降解过程中，可在元素富集、改变环境pH和Eh值、改变水体中元素平衡系统和元素沉淀等方面对煤中有机硫和金属元素的富集发挥重要作用。

在微量元素的组合方面，以有机态结合的V/(V+Ni)=0.88，缺氧环境中有机质的V/(V+Ni)>0.5，而氧化条件下<0.4［29］。从砚山M9煤的U/Th关系(图3)中可以看出，投点均落入U/Th=1～100区域，另外，U/Th比值很高(8.9～35.2)，说明泥炭聚积时受到热液影响较为强烈［30，31］。用Th-U的关系式Ua=UTotal–Th/3(其中Ua为自生U)可以说明缺氧条件［32］，M9煤的Ua为107～176μg/g，而M7煤的Ua仅为17μg/g，表明M9煤的泥炭聚积时显著缺氧。

将砚山M9煤层中的Zn，Ni和Co元素含量投入Cronan的Zn-Ni-Co三元图中(图4)，这些点均落入热水沉积区，显示了热水沉积的特征［33］。

图3 砚山M9煤层的U/Th关系图

图4 砚山M9煤层的Zn-Ni-Co图解

关于硫的来源和赋存状态，由于现行的有机硫含量的确定方法(GB/T214－1996，GB/T215－2003和ASTMD3177/4239和D2492－2)是用全硫减硫化物硫和硫酸盐硫所获得的，这些方法尚不能证明这些硫就是有机的。砚山M9煤中的赋存状态值得深入研究。这些高含量的硫可能是海底热泉带入到封闭的沼泽中，并且均匀地分布在煤的有机质中，而被认为是所谓的“有机硫”。

综上所述，云南砚山M9煤层的矿物组成和一些元素的超常富集是同沉积火山灰与海底喷流共同作用的结果，该煤层矿物质的富集成因是一种新的复合富集模式。至于贵州贵定和广西合山晚二叠世煤是否受到同沉积酸性火山灰的影响还需进一步研究。

在煤中微量元素的利用方面，由于该煤中的V，Cr和U含量很高，它们在煤的燃烧产物(如飞灰)中可能进一步富集，如果能对这些元素进行提取，可以实现煤炭经济的良性循环发展，也为新类型的金属矿床研发提供借鉴。

四、结论

云南砚山M9煤是局限碳酸盐台地基础上形成的煤层，属于超高“有机硫”煤。该煤中矿物的种类和组合特征(β-石英副像、透长石、钠长石、白云母、伊利石、斜长石、钙镁黄长石、片钠铝石)和超常富集微量元素(F，V，Cr，Ni，Mo和U)是同沉积酸性火山灰和海底喷流共同作用的结果。该煤层中的微量元素和矿物的富集成因机制是一种新的富集模式(或成因类型)。

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( 本文由代世峰、任德贻、周义平、Chen-Lin Chou、王西勃、赵蕾、朱兴伟合著，原载《科学通报》，2008 年第 53 卷第 24 期)

7、变质相系

自从Eskola建立变质相以来，地质学家们对不同地区的变质相类型及组合进行了详细的研究。研究发现不同地区的变质相组合不尽相同，即使同一地区不同构造背景下形成的变质相组合亦不相同。都城秋穗（Miyashiro）在研究日本“三波川带”和“领家带”时，发现同一地区可以存在两个不同的变质相组合。他于1961年首先提出了变质相系列的概念。在一个变质带中，从低温向高温变化的（所有变质相）可以定义为一个相系列，或者称作变质相系。每一种特定的变质相系列都反映了各自的特定地热梯度类型和所经历的事件和演化进程，这就是变质相系列的实质。为什么不同变质地区有不同的变质相的组合？Miyashiro（1961,1976）认为变质相系反映的是地热梯度，不同变质地区地热梯度不同导致它们的变质相系不同。自从变质作用P-T轨迹概念提出后，人们发现一个地区地热梯度随时间的不同而逐渐变化，因此变质相系反映的是变质作用或变质地区的P/T比，更加确切。对应于4个P/T比类型，有4个代表性的变质相系（图9-3，图9-4）。

图9-3 变质相的P-T图解

变质相及其P-T分区：AEH—钠长－绿帘角岩相；HH—普通角闪石角岩相；PH—辉石角岩相；S—透长岩相；Z—沸石相；PP—葡萄石－绿纤石相；LA—硬柱石－钠长石－绿泥石相；BS—蓝片岩相（以反应④为界，分Lw-BS（硬柱石－蓝片岩相）和Ep-BS（绿帘石－蓝片岩相）两亚相）；GS—绿片岩相；EA—绿帘－角闪岩相；A—角闪岩相；G—麻粒岩相；E—榴辉岩相；HPFS—高P/T变质相系；MPFS—中P/T变质相系；LPFS—低P/T变质相系；VLPFS—很低P/T变质相系；UN—自然界未知的条件；DG—成岩作用条件；MG—岩浆作用条件。各P-T分区边界都是渐变的。①～

基性岩中的相界反应：①Anl（方沸石）＝Ab+V；②Lw+Q=Lm（浊沸石）；③Lm=Wr（斜钙沸石）＋V；⑨Cc+Di=Ak（钙镁黄长石）＋CO2（

），反应④～⑧⑩

涉及的物相均标在反应曲线两侧。曲线来源：①Liou（1971）；②③⑤Winkler（1976）；④Chatterjee et al.（1984）；⑥⑦Hyndman（1985）；⑧de Waard（1965）；⑨Turner（1981）；⑩天然蓝闪石最大稳定范围（Maresh,1977）；

Bohlen＆Boetcher（1982），简化花岗岩系统过量水固相线（EHGS）和干固相线（DGS）据Huang＆Wyllie（1975）；拉斑玄武岩过量水固相线（EHTHS）和干固相线（DTHS）据Green（1982）

（1）高P/T型：以含蓝闪石（Gl）为特征，又称蓝闪石型。典型的相系列为：Z→LA→BS→E。典型地区为美国加州Franciscan地区。

（2）中P/T型：以低温出现蓝晶石、高温出现矽线石为特征，又称为蓝晶石－矽线石型。典型的相系列为：Z→PP→GS→EA→A→G。典型地区为苏格兰高地巴罗式地区。

图9-4 变质相系列与Gl（蓝闪石）和Prl（叶蜡石）及Al2SiO5多型变体稳定域的关系

Al2SiO5多型转变线据Holdaway（1971），叶蜡石（Prl）分解反应据Spear＆cheney（1989）；其余见图9-3

（3）低P/T型：以低温出现红柱石、高温出现矽线石为特征，又称为红柱石－矽线石型。典型的相系列为Z→PP→GS→A→G。典型地区为苏格兰高地巴肯式（Buchan）地区。

（4）很低P/T型：接触变质带（接触变质晕）称为接触型，典型的相系列为AEH→HH→PH；洋底变质也是很低P/T型，其相系列与低P/T型相同。

由上述可看出，硬柱石－钠长石－绿泥石相（LA）、蓝片岩相（BS）、榴辉岩相（E）三个相为高P/T型特有。低P/T型EA相不发育。而沸石相（Z）、葡萄石－绿纤石相（PP）可出现在各P/T型相系列之中。