岩矿成分和地球化学标志

沉积岩中各种组分(岩矿成分、地球化学成分等)常与其形成环境有密切的关系，详细研究沉积岩的各种成分，可获得有关沉积环境的可贵资料。

141岩矿成分标志

岩矿标志的研究主要是用显微镜和其他方法对岩石或矿物进行显微研究，主要包括以下两个方面。

1411陆源碎屑成分

根据碎屑成分和矿物标型特征可以研究沉积物来源方向及物源区岩石类型。陆源碎屑成分主要包括岩屑及各种轻重矿物。它们是岩层物理风化和化学分解作用的残余物，同时也是分析物源区岩石类型的直接依据。陆源碎屑成分研究的任务就是通过鉴定分析沉积物中的岩屑及各种轻、重矿物标型组合特征，研究它们的含量变化，以确定物源方向、源区的大致位置、搬运距离及母岩类型等。

利用矿物的标型特征分析母岩类型矿物标型特征是指不同成因的同种矿物，由于形成时物理、化学条件的不同，在化学组成、晶形和物性上存在差异。其中，具明显特征并可作为成因标志者即为矿物标型特征。如沉积岩中最丰富的矿物石英，可以据其包裹体、消光类型、晶体形态和多晶现象等标志区分母岩类型。阴极发光显微镜的发明和应用，使原来被认为是无标型特征的单晶石英颗粒等，也可确定其成因类型。

利用碎屑矿物组合分析母岩类型，每一类岩石都有其特定的矿物组合，经风化剥蚀、搬运、沉积成岩，故在形成的碎屑中仍然保留其组合特征。

1412自生矿物和特殊岩石类型

(1)自生矿物

指沉积期或同生期形成的原生矿物，可以用来说明沉积时期水体介质的物理、化学条件(如Eh值、pH值、盐度等)及特殊环境类型。

海绿石:是一种绿色沉积矿物，可具有鲜绿—黄绿色—暗绿色调，其成分为富铁、富钾的含水层状铝硅酸盐矿物，外形常呈圆锥状、肾状、充填物状、胶结物状及交代物状。海绿石主要是改造生成和胶体溶液沉淀而成的。现代海绿石主要形成于远离大河口的陆棚区弱碱性(pH=7～8)和弱氧化－弱还原(Eh=0)的正常海水环境，水温为10～15℃，深度大于125m(在寒冷地区，水深30m就可形成)。它是在海水与沉积物的界面上，经缓慢的水化作用与离子交换作用(即海解作用)形成的。海绿石的形成要求有一定的原始物质供给，如黏土矿物、云母、角闪石、辉石、长石、绿泥石等。上述矿物在改造作用下易于转化为海绿石。另外这些矿物在分解破坏后，也能提供生成海绿石的胶体溶液。这些条件只有在海洋环境中才能提供，因此，大量原生海绿石的形成主要与海水有密切关系。

鲕绿泥石:呈绿色的鲕状或球粒状，或是贝壳中的充填物产出，易于和海绿石混淆，但其主要成分为铁质硅酸盐矿物，基本不含钾。据现代沉积学研究，它也属海洋自生矿物，但和海绿石的形成温度和深度不同，鲕绿泥石形成于较温暖的浅海，水温大于20℃，其分布深度小于60m。

黏土矿物:黏土矿物是一种细小的结晶矿物，其粒径小于21μm，属于含水的铝硅酸盐类，主要包括水云母和蒙脱石等。对于黏土矿物的环境意义存有较大争议，但一般认为絮凝作用形成的黏土矿物可以反映介质的pH值。高岭石形成于酸性介质中，一般为大陆环境;水云母、蒙脱石形成于中性或碱性介质中，多为海洋环境。

(2)特殊岩石类型

有些特殊岩石可指示沉积时的能量条件，有些可作为古气候标志。

碳酸盐岩:碳酸盐岩尽管在海洋和湖盆中均可产出，但两者的特征不同，前者常大量产出，而后者常呈夹层或透镜体产出。一些生物成因的碳酸盐岩可以依据生物化石区别海相与陆相沉积。碳酸盐岩沉积反映介质为弱碱性，某些特殊的碳酸盐岩可指示环境或介质条件。如藻叠层石碳酸盐岩一般形成于潮坪环境，鲕粒灰岩形成于滨海或碳酸盐台地的高能带，具水平纹层的泥晶灰岩形成于低能环境。碳酸盐岩多产出于南北纬度30°以内，反映温暖和浅水环境。

红层:红层一般是大陆沉积物。含Fe矿物在潮湿－干燥的温暖气候条件下风化后成赤铁矿而呈红色，可由化石等区别于海相红色页岩。

蒸发盐:是含盐度较高的溶液或卤水，通过蒸发作用产生的化学沉积物，它们的出现一般反映气候干燥和闭塞环境。内陆盐湖或半封闭的滨海潟湖环境是形成蒸发盐的有利环境。但在开阔海盆中也可形成蒸发盐，关键是要有干旱气候和一个比较迅速下沉的局部凹陷。

磷块岩:磷块岩并非是区别海洋与大陆沉积的特征矿物，在大陆地层中，自生磷酸盐矿物也较常见，但大量的磷质分布于海洋，大量形成磷酸盐的环境是在浅海。据现代海洋资料，P2O5在海水中的含量是随着深度的增加而增加的，在平静－搅动交替的水动力条件下，分散的磷质可逐渐集中，形成鲕状、团粒状、结核状、生物骨骼形态或各种交代假象。因此，大量磷块盐出现可指示海洋环境，特别是在水深50～200m的海区更有利于其形成。

锰结核:在现代大洋底部发现了大量的锰结核。故锰结核过去一般与深海环境联系在一起，实际上在浅海、湖泊和沼泽沉积中也可见到，所以，锰结核并不是良好的指相标志，但是锰结核中微量元素的浓度随着环境的改变而发生有规律的变化，因而其比值具有指示环境的意义。如在湖泊和浅海中形成的铁锰结核中Co、Ni、Zn、Pb等元素要比大洋中少得多。

礁灰岩:是由固着的造礁生物形成的一种突起的抗浪构造，造礁生物主要有珊瑚、层孔虫、苔藓虫、海绵等，礁灰岩是温暖浅海环境的良好标志。

142地球化学标志

随着现代地质学，特别是沉积地质学、地球化学等各种现代测试技术的发展及相关学科理论水平的提高，不同环境下不同成因类型的沉积化学组成、元素分布及其在沉积成岩、成矿过程中所起作用的研究，使沉积地质学与地球化学结合成为一个具有重要理论意义和实用价值的研究新领域。地球化学与沉积学相结合产生的沉积地球化学被运用到古环境分析中，则能够为沉积环境分析提供物理标志和生物标志所不能反映的环境地球化学信息。沉积地球化学在古环境分析中的应用主要包括元素地球化学和稳定同位素地球化学两个方面。

地球化学可以判断水深与水介质特征等，具体方法参见第2章。

板石的矿物成份：主要由石英、绢云母和绿泥石族矿物组成。其主要化学成分是二氧化硅，劈分性能好、平整度好、色差小、黑度高（其他颜色同理）、弯曲强度高，加工后可用于制造屋面瓦板，石板瓦等。

将板石用作建筑材料可以上溯到古埃及人和铁器时代定居在西班牙西北部的居民。据可考证的史料记载，在我国的“瓦板岩之乡”陕西紫阳县，自先秦时期就有百姓用板石盖屋顶。

优质的板石都是被加工为屋面瓦板，俗称石板瓦，具备以下性能。物理性能或肉眼可见的：劈分性能好、平整度好、色差小、黑度高（其他颜色同理）、弯曲强度高。化学性能或材质特性：含钙铁硫量低，烧失量低，耐酸碱性能好，吸水率低，耐候性好。

扩展资料：

板岩的形成首先是页岩先沉积在泥床上，后来，地球的运动使这些页岩层层叠起。因为高温、高压和海西造山运动中形成的强烈变形，从而导致了变质现象的出现。激烈的变质作用使页岩床折叠、收缩，最后形成板岩。

这种现象进而改变了泥土的矿物成分，并使得矿物在被称作片理面或裂开面的平行平面内进行再定位。

由于原泥质、粘土质岩石沉积生成时的水下环境不同，以及各种生成物质成分的来源不同，变质形成的板石颜色多样，品种奇多。

月壳由多种主要元素组成，包括：铀、钍、钾、氧、硅、镁、铁、钛、钙、铝 及氢。当受到宇宙射线轰击时，每种元素会发射特定的伽玛辐射。有些元素，例如：铀、钍和钾，本身已具放射性，因此能自行发射伽玛射线。但无论成因为何，每种元素发出的伽玛射线均不相同，每种均有独特的谱线特征，而且可用光谱仪测量。直至现在，人类仍未对月球元素的丰度作出面性的测量。现时太空船的测量只限于月面一部分。

月球有丰富的矿藏，据介绍，月球上稀有金属的储藏量比地球还多。月球上的岩石主要有三种类型，第一种是富含铁、钛的月海玄武岩；第二种是斜长岩，富含钾、稀土和磷等，主要分布在月球高地；第三种主要是由0．1～1毫米的岩屑颗粒组成的角砾岩。月球岩石中含有地球中全部元素和60种左右的矿物，其中6种矿物是地球没有的。

月球的矿产资源极为丰富，地球上最常见的17种元素，在月球上比比皆是。以铁为例，仅月面表层5厘米厚的沙土就含有上亿吨铁，而整个月球表面平均有10米厚的沙土。月球表层的铁不仅异常丰富，而且便于开采和冶炼。据悉，月球上的铁主要是氧化铁，只要把氧和铁分开就行；此外，科学家已研究出利用月球土壤和岩石制造水泥和玻璃的办法。在月球表层，铝的含量也十分丰富。

月球土壤中还含有丰富的氦3，利用氘和氦3进行的氦聚变可作为核电站的能源，这种聚变不产生中子，安全无污染，是容易控制的核聚变，不仅可用于地面核电站，而且特别适合宇宙航行。据悉，月球土壤中氦3的含量估计为715000吨。从月球土壤中每提取一吨氦3，可得到6300吨氢、70吨氮和1600吨碳。从目前的分析看，由于月球的氦3蕴藏量大，对于未来能源比较紧缺的地球来说，无疑是雪中送炭。许多航天大国已将获取氦3作为开发月球的重要目标之一。

月球表面分布着22个主要的月海，除东海、莫斯科海和智海位于月球的背面（背向地球的一面）外，其他19个月海都分布在月球的正面（面向地球的一面）。在这些月海中存在着大量的月海玄武岩，22个海中所填充的玄武岩体积约1010千米，而月海玄武岩中蕴藏着丰富的钛、铁等资源。若假设月海玄武岩中钛铁矿含量为8%，或者说二氧化钛含量为42%，则月海玄武岩中钛铁矿的总资源量约为13×1015～19×1015，尽管这种估算带着很大的推测性与不确定性，但可以肯定的是月海玄武岩中丰富的钛铁矿是未来月球可供开发利用的最重要的矿产资源之一。

月球没大气

2341 山东蒙阴金刚石/钻石矿区金伯利岩结构构造、矿物组成

岩管岩石以粗晶斑状结构，斑杂构造的粗晶金伯利岩为主。矿物主要由粗晶橄榄石及基质橄榄石、粗晶金云母及基质金云母、基质钙钛矿、磷灰石、铬铁矿、碳酸盐、绿泥石和蛇纹石组成，并含少量的镁铝榴石粗晶，其中橄榄石含量高者可达60%～70%，大多为40%～50%，基本已蛇纹石化，只剩下假像，金云母含量<5%，但金云母的含量在第Ⅲ岩带金伯利岩脉中的含量明显增高，最高可达40%～50%。

斑状金伯利岩：斑状金伯利岩的斑晶成分主要为蛇纹石化橄榄石，除此以外还有部分石榴子石和少量金云母，含量在5%～30%之间。其基质成分亦主要为上述矿物及其蚀变矿物。斑晶大小由几毫米至十几毫米不等，大者可达30mm。蛇纹石斑晶呈灰绿色，常呈浑圆状，可见其因多期交代而形成的环带。金云母斑晶为金**，大小不等，呈鳞片状集合体，外缘常常被熔蚀而呈现浑圆状。石榴子石斑晶多为暗紫红色的镁铝榴石，最大粒径仅几毫米，常呈椭圆形，手标本上可见外缘颜色稍暗的次变边。

细粒金伯利岩：在山东蒙阴地区可见细粒金伯利岩，其在矿物成分上与斑状金伯利岩相同，差别在于斑晶极少或无斑晶，呈细粒结构，矿物颗粒大小较均一。

岩球金伯利岩：主要是指具有岩球构造的金伯利岩，这类金伯利岩大多具有一个橄榄石或蛇纹石的核心，相当细粒金伯利岩的物质组分围绕其生长，形成圆形或近圆形的岩球。岩球金伯利岩大小不一，小至几厘米，野外可见其大可达数米。

金伯利角砾岩：金伯利角砾岩的角砾成分包含有金伯利岩（图222）以及围岩角砾。山东蒙阴金伯利岩的围岩岩性（现为金伯利岩中角砾）主要为灰黑色灰岩和黑云母斜长片麻岩（图223）。

山东蒙阴地区的金伯利岩镜下多见斑状结构，斑晶多为橄榄石，但其大部分均已蚀变为蛇纹石，仅部分保存下来，镜下可见其鲜艳的二级干涉色。斑晶约占50%，大部分为蛇纹石化的橄榄石（图224），部分薄片的斑晶为石榴子石。石榴子石在单偏光下呈现淡淡的紫红色，据推测其应为镁铝榴石。镁铝榴石的周边多被一圈暗红色的次变边所环绕。长条状的金云母在镜下清晰可辨，其排列无定向性，多杂乱无章地分布于蛇纹石斑晶周围。在橄榄石保存较完好以及石榴子石赋存较多的薄片中，金云母则较为少见。此外，还可以发现方解石及绿泥石等蚀变矿物。

图222 山东蒙阴金伯利角砾岩

a—角砾为岩球金伯利岩；b—斑状金伯利岩

Figure 222 Kimberlite breccia of Mengyin，Shandong

a—The sphere of kimberlite; b—Kimberlite with porphyritic texture

图223 山东蒙阴含围岩角砾的金伯利角砾岩

a—角砾为黑云母斜长片麻岩；b—角砾为致密块状灰岩

Figure 223 Mengyin kimberlites including various wall rock breccias enroute to the surface

a—Biotite microclitic gneiss breccias; b—Dense massive limestone breccias

蒙阴金伯利岩均遭受了较强的蚀变作用。橄榄石绝大部分被蚀变为蛇纹石，仅保留假象。石榴子石、金云母等矿物亦遭受了不同程度的蚀变，具体表现为绿泥石化、碳酸盐化及硅化等。碳酸盐化相对较为普遍，部分矿物被蚀变，矿物间隙亦充填了大量的方解石，而绿泥石多见于基质及矿物边缘，如石榴子石的次变边。黑云母斜长片麻岩角砾的金伯利角砾岩中还可见斜长石的钾长石化。

2342 金伯利岩的主微量元素地球化学特征

为了更进一步了解金伯利岩的地球化学特征，本项目从山东蒙阴挑选了8个样品（表221）进行了分析。在进行金伯利岩岩石地球化学样品准备时，我们尽量按照较新鲜且无包裹体的原则，将样品破碎后再挑出肉眼可见的捕虏体（捕虏晶），然后研磨至200目，各取5g左右，送至澳实分析检测（广州）有限公司用X荧光光谱定量分析方法进行全岩主量分析（表222），以及中国科学院广州地球化学研究所进行ICP-MS法全岩微量元素分析（表223）。

图224 金伯利岩的斑状结构及其蛇纹石化橄榄石斑晶（SLL Ⅰ-06）

a—单偏光；b—正交偏光

Figure 224 Porphyritic texture of kimberlite and its phenocrysts of serpentinized olivine

a—plane-polarized light; b—cross–polarized light

表221 山东金伯利岩地球化学分析样品岩石类型及产地　Table 221 Rock types and location of Mengyin kimberlite samples for geochemical analysis from Shandong

表222 山东金伯利岩主量元素含量表　Table 222 Major element content of Mengyin kimberlites in Shandong

表223 山东未混染金伯利岩微量元素含量表

全岩主量元素定量分析方法采用PANalytical AXIOS型号X荧光光谱仪，将样品煅烧后加入Li2B4O7–LiBO2助熔物，充分混和后，放置在自动熔炼仪中，使之在1000℃以上熔融，熔融物倒出后形成扁平玻璃片，再用X荧光光谱分析，分析精度为001%。

根据CRClement（1982）提出的混染指数CI和Fesq等人（1975）提出的Si/Mg指数来判断金伯利岩的混染程度。Clement认为，受混染的金伯利岩CI>15，从送检的样品情况可以看出，8个山东金伯利岩样品除SLDⅠ-03（CL平均371）外均属于未受混染的样品，CI值介于11～15之间（平均为123）。此外，根据Fesq等人（1975）提出的Si/Mg>120为受壳源混染的金伯利岩，同样可得出只有个别样品有明显混染痕迹的结论（144），而未受混染的金伯利岩Si/Mg平均值仅为070。

蒙阴未混染金伯利岩总体属于Al2O3含量非常低（通常<5%），SiO2不饱和（一般<35%）及Na2O/K2O比值很低（<05%）的偏碱性超基性岩，其MgO与SiO2的比值近似于1。主量元素特征与世界其他地区大体一致，但Na2O含量明显偏低，且与津巴布韦的Murowa、Sese岩管数据偏差较大。其中山东金伯利岩的Al2O3、CaO、Na2O、K2O及P2O5含量比辽宁偏低，MgO和TiO2含量则相对较高，说明两个产地的金伯利岩浆成分并不完全一致。此外，比较MgO含量及其他主要氧化物的相关性，可以发现除Al2O3和CaO为负相关外，SiO2、Na2O+K2O、Fe3O2的含量均随MgO含量的增长而增长，K2O与MgO的相关性则较差。LW50-03为金伯利角砾岩，它的CO2和H2O含量都远远超过其他样品，故其相关氧化物的含量与其他样品差别较大。

根据样品的Ti/K比值，蒙阴金伯利岩大多与Ⅰ型金伯利岩关系密切（图24）（李昌年，1991）。而根据全岩F1和F2值，山东样品均落入ⅠA型金伯利岩区，与两种类型金伯利岩的主量元素含量平均值比较，山东蒙阴金伯利岩介于Ⅰ型和Ⅱ型之间（ADbeard等，2000）。

山东金伯利岩中的Co、Cr和Ni的含量较辽宁高。前者Co（平均值6831μg/g）、Cr（平均值168388μg/g）、Ni（平均值116114μg/g）均明显高于后者（Co平均值4498μg/g、Cr平均值81347μg/g、Ni平均值55066μg/g），Ni和Cr呈明显的正相关关系。山东蒙阴微量元素原始地幔标准化蛛网图（见辽宁部分，图25）和稀土元素球粒陨石标准化分布型式图（见辽宁部分，图26）非常相似，除了Yb外，其余元素都较原始地幔富集，稀土球粒陨石标准化曲线均向右倾斜，表现出明显的富LREE的趋势，但山东金伯利岩的ΣREE、LREE、LREE/HREE、（La/Yb）N、（La/Sm）N以及（Gd/Yb）N都比辽宁瓦房店高，说明山东蒙阴金伯利岩轻稀土的富集程度高于辽宁瓦房店。