岩浆结晶分异矿床

一、概述

由结晶分异作用形成的岩浆矿床最为多见，也极为重要。这类矿床是内生铬的唯一来源，也是铂族金属的来源之一。特征的含钒钛铁矿床、富磷灰石铁矿床和一些稀有金属矿床在成因上也属这一类型。

岩浆冷却时，各种物质成分将随着条件的变化先后结晶形成固相，在这个过程中所结晶出来的固相矿物成分和仍处于液相状态的熔浆成分都将不断发生变化，从而造成不同阶段岩体不同部位物质组成的分异。岩石学研究表明岩浆岩中各种主要造岩硅酸盐矿物结晶形成存在一定的顺序，对岩浆中金属矿物的结晶来说，情况较复杂一些，除取决于金属含量多少及其氧化物、硫化物等矿物生成的温压条件外，还要受到矿物密度、晶形、重力流动作用以及矿物化学稳定性等因素的影响。但从根本性质来说，结晶分异成矿作用乃是因从相对均一的液相熔浆中发生不同的固相矿物结晶所引起的物质分异而开始和实现的。

在这类矿床研究工作中，人们起初注意到的是一些高熔点的金属矿物，如磁铁矿、铬铁矿等在岩浆岩中晶出较早的情况，在一些典型矿床中这类矿物多成为自形晶体被造岩硅酸盐矿物包裹，少数晶体边缘还受到熔融，集合体较均匀地分散在岩石中构成在一定范围内的浸染体，并可显示在液态熔浆中移动、沉降而局部集中的趋势，形成某些矿物相对富集的所谓“异离体”。对一些具有这类典型特征的矿床曾提出过分结矿床或分凝矿床等名称。对于这类矿床中金属矿物的形成早于大部分硅酸盐矿物，或至少在硅酸盐主体结晶同时形成，一般都没有异议。但对岩浆中的很多成矿金属组分来说，或者由于其含量少，或者由于其化合物熔点不很高，特别是当岩浆中含有较多挥发组分，使之形成易溶易挥发化合物的情况下，可以显著延缓金属矿物的结晶时间，以致在岩浆结晶的晚期残余岩浆中才出现相对富集并随后结晶出来。在许多岩浆矿床中可以见到岩石中造岩的辉石、长石类矿物晶体被金属矿物集合体填隙、胶结并使之受到熔蚀，形成海绵陨铁结构。具有这些特征的矿石组成多种多样的形态，包括脉状矿体，所有这些表明岩浆矿床有很多是在岩浆结晶的晚期阶段，经过较完善的分异作用形成的。

这类岩浆矿床最重要的一个成因特点是矿床的产出与一定类型的超基性-基性岩浆岩有明显的关系，常见的含矿岩体岩石组合类型有以下几种情况：

1）超基性岩类。由纯橄榄岩、斜方辉橄岩、单斜辉橄岩，有时还有辉石岩组成，最多见的是由纯橄榄岩与斜方辉橄岩组成的岩体。岩体多成透镜状，不规则层状或块状体，常成群成带分布，在纯橄榄岩与斜方辉橄岩组成的岩体中常见两种岩相成大体平行延伸带状并互相过渡，铬铁矿矿床常产于其中的纯橄榄岩相带中。

2）超基性-基性杂岩。岩相组合可以很复杂，包括多种超基性岩、基性岩以至偏中酸性岩石，多种岩相构成层状或带状，基性程度较低的分布在较高的层位之上，显示出一定的分异特征。岩体规模差别大，有面积达几万平方千米的大岩体，不同岩相带中含矿情况不同，铬、铂族金属、铜镍和铁矿分别产在不同岩相类型中。

3）基性岩类。有辉长岩、苏长岩、斜长岩组合及单独出现的斜长岩，是钒钛磁铁矿矿床的主要含矿岩石。苏长岩和辉长岩中则还产重要的铜镍矿床。

此外，世界上还有一些磷灰石矿床、磷灰石-磁铁矿矿床及稀有元素矿床主要产在正长岩等碱性岩浆岩中。

二、矿床类型及实例

超基性岩中的铬铁矿矿床都与富镁质超基性岩有关，重要铬矿床主要是两种类型，一种是分布于世界很多地方的古生代和中新生代造山带中富镁质超基性岩中的铬矿床，人们通常称之为豆荚状铬铁矿矿床或称之为阿尔卑斯型铬铁矿矿床。另一种是分布在几个地方的超基性基性层状杂岩体中的铬铁矿床，如南非最大的布什维尔德岩体中的矿床。

我国20世纪50年代从对已知少数铬铁矿地点进行普查评价开始，先后在甘肃、青海、内蒙古、新疆等地进行了较多工作，60年代以来开展了在西藏、甘肃等几个铬铁矿产地的勘查。我国已知这些地区的铬铁矿矿床和周边国家如俄罗斯、土耳其、伊朗、越南、印度、菲律宾等均属前一种类型，即豆荚状铬铁矿床。罗布莎矿床是在藏南探明并在几年前投产的有代表性矿床之一。

1罗布莎铬铁矿矿床

含矿岩体位于雅鲁藏布江超基性岩带东段，岩体侵入于晚三叠世和第三纪岩层中，形成于燕山晚期—喜马拉雅早期。罗布莎主要岩体长43km，中段宽37km，向南陡倾，岩体属富镁类型，m/f为88～116。岩体内部分异程度较好，从北向南可分出三个平行的岩相带：第一带即底部纯橄榄岩相带，宽 150～800m，主要为纯橄榄岩，偶见斜方辉橄岩小异离体，并有零星分布的浸染状条带状小铬铁矿体；第二带为中部含纯橄榄岩异离体的斜方辉橄岩，宽 200～1400m，下部纯橄榄岩异离体较多，偶见少量二辉辉橄岩、单斜辉橄岩异离体，这一带的中下部是主要工业矿体产出的部位（图3-1）；第三带为斜方辉橄岩-橄榄岩相带，分布于岩体南部及顶部，以斜方辉橄岩为主，也有小型铬铁矿体产出。整个岩体内已发现百多个大小不等的含铬铁矿矿体，成群出现，成带集中，形态为脉状、扁豆状、囊状、条带状等，大矿体长百米以上。组成矿石的矿物以铬尖晶石、橄榄石、蛇纹石为主，其次有少量磁铁矿、辉石等。在浸染状条带状矿石组成的较小矿体中矿石具自形—半自形细粒结构，而在扁豆状、脉状、囊状矿体中矿石为致密块状和稠密浸染状。矿床大型规模，矿石中Cr2O3含量 4768%～5951%，Cr2O3/FeO为361～476，伴生有铂族金属。

罗布莎矿床铬矿矿化表现出一些具典型成因意义的特征：

（1）在岩体下部的纯橄榄岩岩相带有与岩石原生流动构造一致、长短不等的条带状矿体，由自形—半自形晶结构铬铁矿集合体构成稀疏—中等稠密浸染状与纯橄榄岩成渐变过渡接触，这些特点显示铬矿是岩浆结晶作用就地分凝的产物。

（2）在纯橄榄岩和较少的橄榄岩中是细—中粒结构、中等—稠密浸染状构造的矿石组成的透镜状矿体，与围岩为渐变或急速过渡关系或出现矿物粒度和含量都不均匀的所谓斑杂状构造以及铬铁矿集合体围绕纯橄榄岩块体构成网环状等构造，表明铬铁矿形成条件发生着变化，并有含矿残余岩浆在已部分固结中的岩石间作短距离移动的迹象。

（3）在中部纯橄榄岩-斜方辉橄岩相带中，铬尖晶石类矿物主要呈半自形—它形晶集合体构成块状矿石，矿体与岩石成渐变到突变关系，有时还见到铬尖晶石集合体熔融成椭球状外形的豆状构造矿石，可说明曾有富矿熔浆出现。

（4）也是在纯橄岩、斜方辉橄岩相带内，由块状矿石构成透镜状、脉状矿体，具有清楚的边界，其产状受岩体内的一些构造界面控制，甚至切过某些原生流动构造。这种情况下，矿体旁侧围岩可能发生蚀变褪色，除有蛇纹石外还可能有少量含铬硅酸盐矿物如铬绿泥石、钙铬榴石、铬云母等，并伴有少量针镍矿、六方硫镍矿等硫化物。这些特点表明铬矿化具晚期残余岩浆富集的特征。

图3-1 西藏罗布莎含铬超基性岩体平面及剖面图

1—第三系；2—上三叠统；3—纯橄榄岩；4—含纯橄榄岩异离体的斜辉辉橄岩；5—斜辉辉橄岩-橄榄岩；6—辉石岩；7—超基性岩；8—矿体；9—断层；10—晚期杂岩体

铬铁矿矿床的另一重要类型即层状杂岩体中的铬矿床，分布虽不如前一类型广，但拥有世界上最大的铬铁矿产地，南非布什维尔德岩体中的铬矿床是其典型代表。

2布什维尔德铬、铂矿床

位于南非约翰内斯堡东北的广大地区，杂岩体规模巨大，出露面积约为67000km2，总体为岩盆状，地表有大致成弓形出露在东北、东、东南和西面的4个岩带，有人认为是4个基本同时形成的舌状岩体（图3-2）。在4个岩体内具有相似的层状岩石序列，在岩体的近中心部分延深方向上超过 8km。岩体中的层状序列包括边缘带、底部带、临界带、主带和顶部带等，边缘带包括辉石岩和辉长岩两种岩性，底部带和临界带主要为其旋回性的层序，包括纯橄榄岩→斜方辉橄岩→古铜辉岩，铬铁矿岩→斜方辉橄岩→古铜辉石岩，旋回底部纯橄榄岩和铬铁矿岩中橄榄石和铬铁矿均是主要堆晶矿物，重要的铬矿层产于临界带，尤其是其下部，厚度在 1cm以上的铬铁矿岩有几十层，其中主要矿体平均厚度为08～13m，这些层状矿体延伸十分稳定，可以达几十千米，临界带上部也有少数几个重要层位。一个典型矿床矿石中Cr2O3含量为460%～476%，Cr2O3/FeO 为16。临界层顶部另一重要含矿层位叫麦林斯基层（Mcrensky onsite）伟晶状斜方辉石岩、苏长岩、过渡到顶部斜长岩，这个层内的含铂族金属矿层厚几厘米到几米，以铂的硫化物、砷化物和铁铂矿为主，并伴有镍和铜硫化物。这个含铂层延长也极稳定，含铂层中含Pt10×10-6。麦林斯基层以上为主带，岩石类型以苏长岩和辉长岩互层为特征，向上出现含磁铁矿达 15%～10%以上的磁铁矿辉长岩，即为顶部带，由分层良好的磁铁辉长岩、斜长岩和磁铁矿组成，含多层钒钛磁铁矿石。

图3-2 南非布什维尔德地质图

（据Wi11emse，1969；Hunter，1976）

对布什维尔德岩体作了非常详细的岩石学和地球化学研究工作，有些研究者认为布什维尔德岩体岩浆演化中曾有两种岩浆类型，一种是超镁铁质，另一种斜长岩质，两种岩浆基本化学组成和微量元素均存在差异。麦林斯基层以下为超镁铁质岩浆产物，以上为斜长岩质岩浆产物。在边缘带中已找到了可代表这两类岩浆物质的岩石。在这些研究基础上认为两类岩浆成岩过程中所发生的岩浆混合、不混熔、分离结晶作用以及局部的压力、温度、氧逸度、硫逸度的变化对杂岩体中岩浆矿石的形成均产生过影响。布什维尔德岩体的年龄为1900Ma。

除南非布什维尔德岩体最大外，在非洲其他地区、北美和苏格兰、格陵兰等地也有层状岩体，但其规模多数小得多，含矿情况差别也很大。

我国西南部攀西地区也有层状杂岩体型岩浆矿床的实例。

3四川攀枝花钒钛磁铁矿矿床

攀枝花位于四川原盐边县境内，现属渡口市，目前已成为我国西南地区重要钢铁工业基地之一。矿区处于康滇克拉通中段，已知为扬子板块西缘南北向的川滇超基性、基性岩带的一个重要部分。

攀枝花岩体是一个北东—南西向延长的较大层状侵入体，走向上延长19km，宽约2km，向西北倾斜（图3-3）。岩体与两侧三叠系地层为断层接触，下盘局部出露的大理岩，时代和接触关系尚存在争议。层状岩体主体为辉长岩，具一定的岩相分带，岩石成分基性程度与铁富集程度有规律性变化，在岩体下部的辉长岩和层状铁矿体最集中，且以发育的韵律结构为特征。

岩体底部有10～30m的暗色细粒辉长岩，原来认为是“边缘带”，后来研究称为细粒条纹状紫苏辉长岩，有变质变形特点，推测是更早期的基性岩浆侵入产物（冯本智，1990）。这个带中有少量伟晶状含矿辉长岩脉穿切。其上含矿辉长岩体可以明显分为4部分：下部含矿带、下部暗色辉长岩带、上部含矿带和上部浅色辉长岩带。①下部含矿带为中粗粒层状辉长岩含矿层，厚60～520m，包括底部数米橄榄岩或橄辉岩。有工业价值的矿体多集中于这一带中。矿体成层状，沿走向和倾向延伸都很稳定，根据品位圈定出的矿带有6个（Ⅸ、Ⅷ、Ⅶ、Ⅵ、Ⅴ和Ⅳ号），矿层产于下部含矿带内。②下部暗色辉长岩带，为中粗粒辉长岩，厚160～600m，与下部含矿带为过渡关系，辉长岩中夹含铁辉长岩薄层矿条，构成Ⅲ号含矿层，厚2～3m。③上部含矿带，浅色层状辉长岩，厚10～120m，以含铁辉长岩为主，夹稀疏浸染状矿层及矿条，形成Ⅱ和Ⅰ号两个矿层。④上部浅色辉长岩带，厚500～1500m，夹有暗色辉长岩条带及稀疏浸染状矿条，含矿性差（图3-4）。

含矿岩体和矿床的韵律结构可分为不同的级次，首先，岩体下部和上部两部分就是最高一级的韵律性表现，根据其结晶作用发展的相似性及中间的不连续性推测是岩浆经深部分异后，不同期侵入的结果。其次，在下部含矿带和辉长岩内可分出3个韵律旋回，上部含矿带与辉岩内分出两个韵律旋回，每一旋回下部含矿性好而上部含矿性减弱，表现在组成矿物含量比例上发生变化，矿石组构类型与形成作用本质相同，只是具体形式有一定变化。每一韵律旋回厚几十米到几百米，认为代表一次岩浆脉动补给过程。更次一级的最为直观的韵律结构是韵律层，一个韵律旋回中可有一个或多个韵律层，其厚度一般为几米到几十米。一个韵律层一般自下而上由致密或稠密浸染状矿石渐变为稀硫浸染状矿石，再由稀疏浸染状矿石渐变为含矿辉长岩和不含矿辉长岩。这种韵律结构直接表明含矿熔浆与辉长岩浆发生了重力分异和结晶分异作用。韵律层内更次一级韵律结构即表现为重复叠置的黑白相间条带，黑色条带主要是铁矿物和暗色硅酸盐矿物组成，白色条带由铁矿物和斜长石显著增多的硅酸盐矿物组成。这类条带中还可以分出以辉石或以斜长石为主的小层，它们常成为自形半自形板状条状晶体，显示出定向排列的流层。

图3-3 渡口市攀枝花含矿岩体地质图

（引自冯本智，1990）

1—第四系；2—三叠系；3—大理岩；4—含矿辉长岩；5—铁矿体；6—岩相界线；7—细粒条纹状变质紫苏辉长岩；8—块状变质紫苏辉长岩；9—太古宙片麻状花岗闪长岩；10—印支期正长岩；11—断层

图3-4 攀枝花似层状钒钛磁铁矿矿床剖面图

（引自冯本智，1990）

1—上三叠统砂页岩；2—角闪正长岩；3—粗粒辉长岩；4—层状细粒辉长岩；5—层状含铁辉长岩；6—细粒辉长岩；7—稀疏浸染状矿体；8—致密浸染状矿体；9—致密块状矿体；10—辉长岩层状构造；11—矿带编号；12—断层

矿石主要为钒钛磁铁矿型，有很富的矿石，主要金属矿物为磁铁矿和钛铁矿，它们成自形半自形或它形颗粒，紧密镶嵌，集合体与脉石矿物之间呈海绵陨铁结构和填隙结构。部分钛铁矿具出溶结构，客晶为铬尖晶石和镁铝尖晶石。钒无独立矿物，含在磁铁矿中。少量出现的金属硫化物除磁黄铁矿外，有硫钴矿、硫镍钴矿等，并发现砷铂矿。

现在知道川滇超基性、基性岩带中还有数处层状基性（包括超基性）杂岩体中的重要钒钛磁铁矿矿床以及产于基性、超基性岩体中的铜镍矿和铂矿。很有意思的是攀枝花钛磁铁矿石中的斜长石流层与南非布什维尔德岩体中钛磁铁矿晚期聚集体中的线列斜长石晶体特点极为相似（詹森和贝特曼，1979）。

还有另一种岩浆型钒钛磁铁矿矿床是产于斜长岩和辉长岩中的贯入式矿床，华北地区也有很典型的例子。

4大庙钒钛磁铁矿矿床

分布在河北承德大庙，含矿岩体产在前寒武纪片麻岩中，是冀东北地区延长40km的超基性-基性岩带中较大的岩体之一。岩体主体为斜长岩，其次为苏长辉长岩，矿体集中于斜长岩内破裂带及与辉长岩体的接触带中，成脉状或透镜体状，下延几百米在斜长岩中尖灭。主要由块状铁矿石构成的矿体与围岩边界清楚。一部分矿体也产于苏长辉长岩边部成浸染状矿石带。矿石中磁铁矿具粗粒结构，紧密镶嵌，磁铁矿颗粒内出溶的钛铁矿常呈叶片状及粒状，肉眼在磨光块上即可见两三组叶片组成格状的固溶体出溶结构。大庙矿床与前一类矿床不同的是在多方面表现出富矿熔浆晚期贯入作用的特点。

三、矿床成因和成矿模式

研究这类矿床成因主要是探讨成矿与岩浆结晶和分异作用间的关系，在岩浆结晶的哪个阶段有哪些组分可以出现富集，它们怎样富集，并在什么条件下可以造成有效的成矿意义的聚集。这些方面的研究首先是基于对矿床产状形态和矿化特征的观察和分析，特别是对矿石宏观与微观组构的观察具有重要的意义。另外，很早也已进行了有关岩浆岩和矿床形成环境条件的理论和实验研究，当然，因涉及到高温高压实验受到了一定限制。在这类矿床的长期研究中，对早期的结晶分异和晚期残余岩浆中的富集的认识都在不断充实和深入，由此而形成的堆晶作用和压滤与贯入作用两种成因模式反映了现今人们普遍接受的岩浆矿床成因概念。

图3-5 在含有富铬铁矿层的旋回单元中，根据堆积矿物的结晶关系和视沉降速度有关的富铬铁矿层成因模式

（图中X为侵入体顶与底之间的总间隔。引自袁见齐等，1985）

堆晶作用是根据矿床岩石类型具有堆晶结构提出的，堆晶结构指的是组成矿物表现出自形晶比例渐变特征，部分为嵌晶状基质的层。在一些层状镁铁质-超镁铁质岩体中的铬铁矿矿床和钒钛磁铁矿床中都有这种特征。例如在层状铬铁矿矿床岩体中出现底部或下部铬铁矿或铬铁矿 +橄榄石组成的堆积岩，其上出现斜方辉石为主组成的岩石和以单斜辉石为主组成的岩石构成韵律层，铬铁矿层和铬铁矿橄榄石堆积岩主要是自形—半自形的晶体紧密堆积形成的。对加拿大Maskox层状超基性侵入体中富铬铁矿层的韵律单元作了详细研究，提出了一个解释富铬铁层形成的模式（图3-5）。一个韵律单元的岩浆结晶作用的开始是橄榄石和铬铁矿的共同沉积，在液态熔浆中橄榄石晶体大，下沉快，铬铁矿密度大于橄榄石，但晶体颗粒细小，下沉较慢，以少量分散在橄榄岩中。只有在橄榄石晶体基本上都达到岩浆体底部，斜方辉石虽开始结晶但还未大量下沉的阶段铬铁矿继续下沉到达晶体堆积层顶面时，可以形成主要富集铬铁矿的层，其后，也可有少量铬铁矿形成在继续结晶的斜方辉岩中，最后形成斜方辉石与单斜辉石一起存在的二辉岩。研究者通过测出橄榄石、斜方辉石、铬铁矿颗粒的半径分别为007mm、0035mm和0005mm，密度分别为33g/cm3、33g/cm3和45g/cm3，并设定岩浆的密度为27g/cm3，粘稠度为500Pa·s，根据斯托克斯公式计算出三种矿物在岩浆中沉积的速度分别为40m/a、10m/a、06m/a，验证了前面各种岩石类型顺序形成的合理性。压滤和贯入成矿模式是对成矿物质在晚期残余熔浆中聚积作出的解释（图3-6）。铁镁质岩浆结晶时残余岩浆中变得富集Fe、Ti和挥发分，一般情况下，磁铁矿会成为最后结晶的矿物充填在较早形成的钙质斜长石或暗色造岩矿物周围或它们的晶粒间，但当岩浆中含铁高于正常情况时，则残余液相中因先晶出部分铁矿物比重增大而趋于下沉，并可能把先前形成的钙斜长石挤出去使逐渐减少的液相形成富铁的晶粥，进一步的发展一种可能是富铁残留液相或者保留在已冷凝堆积起来的硅酸盐晶体空隙中成填隙型贫铁矿石，或者向下流动到达岩体已固结部分界面附近形成一层铁矿石分结体。这是一类主要因重力导致聚集的产物。另一种可能是在聚集起来的富铁残余液体固结之前，经受了一定的构造变动，由强有力的压滤作用或贯入作用形成矿床。压滤作用是指含铁残余液体从硅酸盐晶体间隙中挤压出来，同时引起硅酸盐矿物晶体的弯曲以至碎裂，形成沿着移动通道分布的不十分集中的小的铁矿团块。但如果挤压作用是发生在已因重力在较大范围聚集起来的富铁残余液体区时，则被整体地挤出转移到压力减低的地方，例如在已固结岩体及被侵入岩石的剪切裂隙带中聚集形成含矿富集程度很高的贯入式矿体。

图3-6 晚期重力堆积的理想图解

（引自袁见齐等，1985）

1—基性岩浆（a）早期结晶阶段，（b）冷凝带形成之后；2—早期形成的铁镁晶体沉降形成的层（c）位于冷凝带之上（b），而较晚的硅酸盐晶粥位于其上，其隙间为富含矿石氧化物的残余岩浆所占据；3—流动的、富氧化物的残余液体流至 d层，而较晚的硅酸盐晶体浮在上面；4—整合的氧化物矿体的形成，其中少数晚期硅酸盐晶体作为活动的富集的重力堆积物被囚禁起来（d），或者挤出去或者倾注出来成为岩浆贯入体

近期研究更多地注意到这类矿床形成作用的长期复杂过程以及成分控制因素的多样性和综合性。例如铬铁矿矿床中矿石组构详细研究表明，除了典型的堆晶结构和海绵陨铁结构外，铬铁矿与硅酸盐矿物颗粒及集合体之间表现有多种复杂关系，有橄榄石或其集合体被铬铁矿或铬铁矿斜方辉石集合体包围的假斑状构造、假斑状嵌晶构造、网环状构造，也有铬铁矿集合体被硅酸盐矿物胶结的球状、团状构造。同时对铬尖晶石类矿物成分研究表明浸染状铬铁矿和层状铬铁矿成分上常有显著区别，后者 Mg/（Mg+Fe）值与 Cr2O3含量都高于前者，说明铬铁矿有不同的世代，形成条件有所不同。还有的研究认为早期结晶分异和重力下沉过程中形成的铬铁矿所占比例很小，有重要意义的铬铁矿通常是在岩体大部分结晶以后形成的，例如布什维尔德岩体中，底部带的铬铁矿层是在底部带岩浆66%结晶后才形成的。

另外，一些实验研究对铬铁矿床形成机制也提出了新的认识，例如实验表明当岩浆中ƒO2小于01Pa时，铬的90%以上是 Cr2+，只有在ƒO2升高时，才有形成铬铁矿的Cr3+的较大稳定范围，能增加晶出铬铁矿数量。也有实验表明，在相当玄武岩浆系统中Mg-Fe-A1尖晶石的液相区随压力增高而扩大，因而在岩浆受构造变动移动或贯入时，压力的变化也可能是造成铬铁矿富集的因素。在岩浆结晶过程中，不同岩浆的混染也会对铬铁矿晶出条件与路线发生影响。

Irvine（1977）利用橄榄石-铬铁矿-SiO2三相图说明了一定初始成分的岩浆按正常的结晶路线将依次生成橄榄石、橄榄石+铬铁矿、斜方辉石的堆积序列。如果结晶作用演化到一定阶段，在橄榄石 +铬铁矿共结点附近有较富硅铝质液相混染时，则在原来已形成的矿物组合基础上，形成橄榄石、橄榄石+铬铁矿、铬铁矿、斜方辉石+铬铁矿、斜方辉石等成分层的韵律序列。特别是当正常演化中的液相有岩浆房中原始岩浆相混合时，就可能使铬铁矿单独沉淀下来形成几乎为单矿物的铬铁矿层。

超基性岩中的铬铁矿矿床有的受岩相控制，有的也受构造控制。研究了豆荚状铬铁矿矿床的典型特征后，矿床学家对这类矿床形成的构造环境和控矿条件作出了一种特殊的成因解释。豆荚状铬铁矿矿床常沿巨大的区域性断裂带分布，含矿岩石类型是受到了显著构造变形的方辉橄榄岩、块状和浸染状铬铁矿组成的矿体成群成带产出，它们的外围常有一个蛇纹石化纯橄榄岩外壳，岩石具有团块状、球粒状、片麻状、堆积状多种多样的结构，许多残余结构被在岩浆高温下的流动所改造或破坏。根据这些情况，现在认为豆荚状铬铁矿原来是扩张板块边界受到构造变形的地幔岩及其由部分熔融形成的岩浆房底部的层状堆积岩，后来作为洋壳蛇绿岩套的一部分被带到板块边界增生带中的。

四、矿床勘查评价要点

由结晶分异作用形成的岩浆矿床中作为主要勘查对象的是铬矿床、含V、Ti和含磷的铁矿床，有的铬矿床中还可以有Cu-Ni 矿床和PGE（铂族元素）矿床伴生。这类矿床的勘查工作首先是找寻和研究有关的超基性-基性岩浆岩及某些碱性岩浆岩。

超基性-基性岩产在各时代地壳活动带发展早期的岩浆活动区内，古生代的、中生代的和新生代的活动带内都有重要的成矿区带；其次，产生在古老克拉通区，最重要的是元古宙超大陆中的大型层状杂岩体。超基性-基性岩浆主要起源于地幔，豆荚状铬铁矿认为是产生在地幔经分熔出玄武岩质岩浆留下的方辉橄榄岩中。层状超基性-基性岩是地幔分出的玄武岩浆于岩浆房下部最先形成的岩石，是构成洋壳的最下部层位，各种超基性-基性岩浆岩都是通过深大断裂将岩浆带到地壳中发生岩浆分异作用的产物，这些认识是找寻超基性岩中岩浆矿床的一般理论根据。

超基性-基性岩分布区内常有不同岩石和岩石组合类型，一个岩体有的是较单一的岩相，较多的是与岩浆分异作用有关形成复杂多样的岩相，不同的岩相带中的含矿性不同，如纯橄岩中含铬矿、辉长苏长岩中含钛磁铁矿，表现出明显的专属性。但不少岩体又有主要金属和伴生金属的综合性特点。岩体的产状和规模是决定矿床的产状和大小的重要因素。层状岩体中的矿体常有较大的延续性。复杂的岩体中矿体的产状形态多种多样，需要更细致地研究其受岩相和岩体内部构造变化控制的情况。不少豆荚状络铁矿矿床单个矿体规模不大，是以在一定范围内聚集的若干矿体群总计为矿床储量的。

对矿石组成和组构的研究既有理论意义也有实际意义，铬铁矿集合体聚集稠密或稀疏，结晶颗粒的大小直接影响矿石加工的难易，而组成矿石的铬尖晶石类矿物的成分更直接决定着矿石的利用价值，以富镁和富铬的矿物种属为最好，因为评价铬矿石质量时对 Cr2O3含量和Cr2O3/FeO都有一定的要求。矿床勘查中也要对伴生组分进行工作。铬矿石中铂族元素经常是同时存在的，因此对它们的组成、存在形式要专门作详细的分析研究工作。

玉龙斑岩体与囊谦火山岩Sr-Nd同位素特征的相似性表明，它们可以由囊谦火山岩的基性岩浆发生分异结晶而形成。然而它们的Pb同位素特征并不支持分异结晶模式。岩浆分异结晶作用可以使U/Pb比值增大，从而导致207Pb/204Pb和206Pb/204Pb比值升高。虽然斑岩体的207Pb/204Pb比值比囊谦火山岩要高，但它们的206Pb/204Pb比值相对均一（图3-5b）。这一特征也排除了地壳混染的可能性，因为地壳沉积物具有非常大的206Pb/204Pb变化范围。因此，这种Pb同位素特征，正如Nelson et al（1986）所指出的那样，只能归因于源区经历了复杂的多阶段演化过程。CaO，Fe2O3＋FeO和Cr与MgO之间的正相关关系以及Al2O3与MgO之间的负相关关系（图3-1）也可能反映了以辉石为主导的分异结晶过程。然而它们的Mg＃与La/Yb之间基本不显相关性（图4-1 a），从而不支持分异结晶模式。此外，La/Yb比值随着La的增加也并非像分异结晶所预测的那样保持恒定（图4-1b）。事实上，玉龙斑岩体和囊谦火山岩中La与La/Yb之间相对较陡的演化趋势（图4-1b），更有可能反映了部分熔融模式。

图4-1 La/Yb-Mg＃（a）和La/Yb-La（b）图解

实验结果（Rapp and Watson，1995）表明，玄武质岩石脱水熔融形成的熔体具有较低的Mg＃（＜040）（见图1-6）和较高的Na2O（并非高K2O）。因此，埃达克质岩浆中较高的Mg＃（见图1-6）表明，要么是起源于俯冲大洋板片的部分熔融体与地幔契发生了相互作用，要么是起源于拆沉下地壳的部分熔融体与地幔橄榄岩发生了反应。玉龙斑岩体的Sr-Nd-Pb-Hf 同位素成分明显不同于 MORB，此外，它们具有较高的Mg＃（041～060）和较高的K2O（42%～69%）含量。这就表明，假如斑岩岩浆起源于板片熔融的话，那么它必须经历巨大的地壳混染，或者与橄榄岩发生反应，或者发生岩浆混合作用。地壳混染可以使K2O含量增高，但它不能增加Mg＃。相对均一的正 εHf（t）值也不支持地壳混染。事实上，斑岩体中的K2O含量比大陆上地壳（34%，Taylor and McLennan，1985）还要高，此外，斑岩体中的不相容元素（如Sr和Nd）也比大陆地壳高得多（见图3-1）。这就使得这些元素不易受到地壳混染作用的影响。尽管板片熔体与富集地幔（EMII）相互作用可以使其Mg＃增高，但这一过程不能使板片熔体的K2O含量升高。一种可供选择的机制是板片起源的埃达克质岩浆与富集地幔起源的钾质岩浆（以囊谦火山岩为代表，其 Mg＃ ＝043～071）发生混合来解释斑岩体既高Mg＃又高K2O特征。然而，斑岩体与囊谦火山岩具有相似的K2O含量和Sr-Nd同位素成分，这并不支持混合模式。虽然斑岩体与囊谦火山岩的Pb同位素成分显示出混合趋势（图3-5b），但斑岩体的207Pb/204Pb比值应该比囊谦火山岩低才能满足上述混合模式，这也与事实相反。此外，Mg＃与La/Yb之间的分散性（图4-1a）也不支持混合模式。同样理由，我们可以排除斑岩体起源于加厚下地壳镁铁质岩石的可能性。即使这种加厚镁铁质下地壳是由早先（比如说金沙江大洋板块俯冲期间）底侵的与囊谦火山岩同源的岛弧钾质岩浆变质形成的，由其部分熔融形成的埃达克质岩浆虽然富钾，但不可能具有很高的Mg＃（＞040）。除非这种下地壳发生拆沉，由其部分熔融所形成的熔体与地幔橄榄岩发生反应可满足这种要求。在这种情形下，所形成的斑岩体的Sr-Nd-Pb同位素成分以及后面将要阐述的Nb/U比值应介于囊谦火山岩与亏损地幔之间，这些正好都与事实相反，从而排除了这种可能。

综上所述，我们认为分异结晶（或同化混染）以及岩浆混合作用在玉龙斑岩体岩石成因中并不重要。最有可能的成岩机制是斑岩体类似于囊谦钾质火山岩，直接起源于富集岩石圈地幔的部分熔融。这种富集岩石圈地幔，正如斑岩体的Sr-Nd-Pb-Hf同位素所揭示的那样，受到过俯冲组分的改造。为了进一步验证部分熔融模式，我们采用了Cr和Rb进行投图（图4-2）。假如这一源区有辉石或石榴子石残留的话，Cr应该是强烈相容元素，而Rb则是强烈不相容元素（Stern and Hanson，1991）。因此，由低—中等程度（＜50%）部分熔融形成的熔体，其Cr相对Rb 来说，应该呈现非常小的变化范围。图4-2表明，绝大部分玉龙斑岩体样品满足镁铁质岩石（如金云石榴透辉岩）部分熔融模式，而绝大部分囊谦火山岩样品具有更高的Cr含量（图4-2），从而排除了镁铁质岩石作为源区岩石的可能性。

图4-2 Rb-Cr图解

图中所示是一条平衡部分熔融曲线（01%～50%），其源区为镁铁质岩石（Rb＝21×10-6；Cr＝562×10-6），类似于金云石榴透辉岩地幔岩包体（刘显凡等，2003）；残留相为050单斜辉石、045石榴子石和005金云母；矿物/熔体间分配系数据Stern and Hanson（1991）和Schmidt et al（1999）

岩浆，特别是基性、超基性岩浆由深部岩浆源侵入地壳上部，如环境比较安静，随温度下降而发生结晶重力分异作用，不同成分的矿物晶体群有规律的依次晶出沉淀，相对密度大的矿物(铜镍硫化物矿物、铬铁矿)下沉形成层状构造，不同成分的岩石层或条带彼此平行或近于平行。若结晶重力分异反复多次，则形成韵律层带构造。由于这种结晶重力分异，在岩体底部或下部常常形成铜镍硫化物矿体、铬铁矿体等，如内蒙古某铬铁矿，其品位愈近下部愈高，说明是含矿的较重成分下沉堆积的结果。

当岩浆侵入深度较浅、温度下降迅速、分异不彻底时，常可形成上悬透镜状矿体。

聚氨酯二异氰酸酯容易结晶的是纯MDI、液化MDI，而TDI与粗MDI很少结晶。

1-排除与水份反应形成的结晶，纯MDI与液化MDI结晶一般温度低时容易形成二聚体或三聚体，若是固液混合，烘箱中加热到80度左右，透明后即可。若是完全成为固体，需要加热到120-130度，变成透明即可。若是多次结晶溶解，加热后也不透明了，那就不能用了。

2-若是与水分反应形成的结晶，若只是桶内表层结晶凝固，将凝固层打开，将下面液体倒出过滤后仍然可以，只要透明即可。如是完全凝固，则只能扔掉。。。

类质同象规律对微量元素在岩浆作用过程中行为的控制在本章的前面部分已经进行过简要介绍,此处进一步讨论这一规律对各元素分散或富集的具体影响。

火成岩中微量元素以多种方式存在,最主要的是以类质同象的方式占据寄主矿物晶格内晶体化学性质相近的主要元素的位置,例如Cr、Ni可占据橄榄石和辉石中Mg、Fe的位置,iL、Rb、Cs可占据钾长石和云母中K的位置等;其次是保存在快速固结和冷凝的火山玻璃和气-液包体中;第三是吸附在矿物表面或以杂质的形式存在于矿物晶体缺陷的间隙内。微量元素以何种方式存在主要取决于元素的晶体化学性质,如离子半径大小、所带电荷多少、电负性高低等。也与岩浆的成分及从岩浆中结晶出的矿物种类有关。因此,在岩浆作用过程中,有些元素优先以类质同象的方式进入到结晶的矿物相中,有些元素则因不能被先晶出的矿物捕获或容纳,而在残余熔体中富集,导致了结晶相与残余熔体相中微量元素丰度的分异。由于类质同象规律和晶体场理论对微量元素在岩浆结晶过程中的行为有重要的控制,因此应用Coldschmidt和Ringwood等提出的类质同象基本理论,分析微量元素在岩浆结晶过程中的行为特征,除可以将微量元素作为岩浆分异演化程度的一种地球化学指示剂、示踪剂外,还可以应用于判断岩浆结晶分异过程中微量元素富集成矿的可能性。下面先以类质同象法则为基础来看一下微量元素的分类。

依据Goldschmidt类质同象法则,可以将微量元素分为以下几类:

(1)隐蔽元素:这类微量元素与主量元素有相同的电荷及相近的离子半径,因此这类微量元素可隐蔽在含主量元素的晶格中(如Ga3+、Hf4+等)。

(2)捕获元素:这类微量元素的离子半径与主量元素相近,但电荷高,或者电荷相同,但半径小,因此它们可被俘获在含主量元素的晶格中(如Ba2+)。

(3)容纳元素:这类微量元素的离子半径与主量元素相似,但电荷低;或者电荷相同,但半径大,因此它们可被容纳在含主量元素的晶格中(如Li+)。

Ringwood提出用元素的电负性作为元素形成共价键趋势的一种量度,因为电负性对具有不同电负性但能进行相互置换的元素间的行为有重要影响。他认为:两个电负性相差较大的元素在发生置换时,因为电负性较低的元素能形成较强的离子键,电负性低的元素将优先被结合进入晶体。Ringwood定律对确定电负性差值大于01的元素间的置换顺序很有效。

上述Goldschmidt类质同象法则和Ringwood电负性法则对过渡元素并不适用,Bunrs(1970)提出的晶体场理论可以较好地解释第一过渡族元素在岩浆结晶过程的地球化学行为(参看第2章)。下面举例说明用上述原理分析微量元素在岩浆演化过程中行为特征的方法。

7411 碱金属及碱土金属元素

(1)锂:锂离子比造岩碱金属离子小得多(Li+074×10-10m;Na+102×10-10m;K+138×10-10m),而与镁离子相当,因此锂元素的行为与镁相似。但由于锂的电荷比镁低,所以锂仅能被容纳在镁矿物中,常进入较晚结晶的镁矿物。

(2)铷:Rb极易置换K,总是被结合在白云母、黑云母和钾长石等钾矿物中,通常不形成独立矿物,而被隐蔽在钾矿物中。

(3)铯:阳离子中Cs的半径最大,它能取代的造岩阳离子只有K;在岩浆结晶过程中部分Cs可以富集在黑云母中,但大部分Cs仍留在岩浆中,直到岩浆的晚期阶段才结晶;当残余岩浆中Cs浓度达到一定的富集程度时,在伟晶岩中将结晶出铯的独立矿物铯榴石(CsAlSi2O6)。

(4)锶:按Sr离子的半径大小,它可取代Ca或K;由于它的离子半径比Ca大、电荷比K高,所以在含钾矿物中是被捕获的,而在含钙矿物中是被容纳的。

(5)钡:钡离子的半径较大(0147nm),仅与主量元素K相当,因此Ba主要出现在黑云母和钾长石中。由于Ba的电荷比K高,所以Ba常被钾矿物捕获。

7412 稀土元素及Y

稀土元素的电荷高且半径大,它们在岩浆结晶过程中不易置换主量元素。然而,由于REE可取代磷灰石中的Ca2+,从而使大多数火成岩中的磷灰石成为稀土元素的主要载体,榍石也可以是REE的一个重要载体。在较低温度下形成的花岗岩和伟晶岩中,褐帘石或绿帘石中的一些Ca离子也可以被REE所取代。因而稀土元素可以在岩浆作用的晚期富集在副矿物中,也可以在伟晶岩中以独立矿物的型式富集。

由于REE的离子半径按顺序规律变化,在岩浆分异过程中REE可能发生显著的分馏作用,它们的球粒陨石标准化模式图可以灵敏地指示不同的岩浆分异演化过程。下面是REE组成模式图在矿物分离结晶作用研究中的一个应用实例。

黄沙iL-F花岗岩岩体是一个多阶段侵入的复式岩体。岩体按侵入阶段的早晚大体可分为:斑状中粗粒黑云母花岗岩、中细粒二云母花岗岩、斑状细粒锂白云母花岗岩和细粒锂白云母花岗岩和晚期的云英岩等四个阶段,四阶段的残余岩浆形成富含Na和高度富挥发分的稀有元素花岗岩小岩体。

通过测定黄沙不同阶段Li-F花岗岩中稀土元素含量的变化,编制了不同阶段侵入体的稀土元素组成模式图(图715),从该模式图中可以很清楚地看出Eu呈明显的负异常。显示Li-F花岗岩以结晶分异为主的方式演化。

7413 第一过渡族元素

(1)钪:钪的半径与二价铁离子相近,但电荷高,故钪常被捕获在铁镁矿物中,辉石中Sc的富集就是一个例子。

(2)钛:钛在岩浆岩中主要以钛铁矿形式存在,但它也常在辉石、角闪石和黑云母中以6次配位形式取代lA;由于钛离子电荷(Ti4+)比铝高(Al3+),因此常被捕获在上述矿物中。

(3)钒:钒在岩浆中主要以V3+离子形式存在,可进入磁铁矿取代其中的Fe3+;V3+的离子半径比Fe3+大,但电负性比Fe3+小,晶体场稳定能较高,因此钒富集在早期形成的磁铁矿中。

(4)铬:铬在岩浆中以Cr3+离子形式存在;铬离子半径与Fe3+很接近,但Cr3+的晶格场稳定能比Fe3+高,所以在岩浆的早期结晶阶段铬以铬铁矿形式能比Fe3+更强烈地富集。

(5)锰:锰在岩浆中以Mn2+离子形式存在,从理论上讲,Mn2+可取代Fe2+或Ca2+,但由于锰离子半径较大,晶体场稳定能又小,锰实际上是被容纳在铁镁矿物中,并不进入含钙矿物。

图715 黄沙铁山垅i-LF花岗岩稀土元素配分模式演化图①~④为侵入的4个阶段

(6)钴:Co2+离子半径(074×10-10m)与Fe2+(亚铁离子,077×10-10m)相近,似乎应该被隐蔽在亚铁化合物中,事实上w(Co)/w(Fe)值在岩浆早期结晶的矿物中最大,随分异程度的增大该比值稳步下降;由于晶体场的稳定作用钴离子的半径比074×10-10m要小,几乎与镁离子半径相同,因此在整个岩浆演化过程中结晶相中的w(Co)/w(Mg)值几乎保持不变;实际上岩浆中的Co主要存在于早期形成的镁矿物中,尤其是橄榄石中。

(7)镍:镍离子的半径和电荷与镁相近或相同,因此应隐蔽在镁矿物中,然而,w(Ni)/w(Mg)比在早期结晶的矿物(尤其是橄榄石)中最高,在晚期形成的岩石和矿物中逐步下降,这是因为在常见的二价离子中,镍的晶体场稳定能最高,因此在与Fe2+和Mg2+竞争八面体晶格位置时明显占优势。

7414 其他微量元素

(1)镓:镓离子的电荷和半径与铝相近,因此Ga被隐蔽在含铝矿物中,但由于Ga离子半径比Al离子稍大,镓一般富集在较晚期形成的铝矿物中。

(2)锗:锗离子的电荷与Si4+相同,但其半径比Si4+大,硅酸盐中的w(Ge)/w(Si)比的变化很小,表明锗被有效地隐蔽在硅酸盐矿物中。

(3)铅:铅是重元素中丰度最高的微量元素,Pb主要取代硅酸盐矿物中的K;从电荷角度考虑,岩浆中的Pb应当被捕获于含钾矿物中,但由于Pb的电负性比K大得多,使其被捕获的程度下降,Pb主要被容纳而不是被捕获在含钾矿物中。

(4)锆:锆的电荷高且半径大,使得锆不可能取代火成岩的主量元素,而以特殊的独立矿物形式(锆石)存在,在晚期分异岩浆中富集。

(5)铪:铪的电荷和半径与锆相同,但在自然体系中的丰度较低,因此Hf总是隐蔽在含锆的矿物中;在岩浆分异结晶过程中,w(Zr)/w(Hf)比值几乎恒定不变(约为50);在高度分异的条件下,Hf可相对于Zr发生分异而被富集。

其余上述未提到的微量元素,由于与主量元素的离子半径和电荷的差别极大,加上它们在初始岩浆中的浓度又低,主要残留在熔浆液相中。属于这些元素的有:B3+(012×10-10m)、Be2+(027×10-10m)、W6+(060×10-10m)、Nb5+(064×10-10m)、Ta5+(064×10-10m)、Sn4+(069×10-10m)、Th4+(104×10-10m)和U4+(100×10-10m)。这些元素在岩浆残余液相的最后结晶过程中,一般富集于伟晶岩中。它们可以进入一种常见矿物或罕见矿物中;或者被捕获在结构并不很合适的矿物中,随后可能转移到出溶矿物中,也可浓缩在残余液相中直至形成一种具体矿物,或者被吸附于矿物的表面。