1、第四章 矿物的标型性 矿物的标型性研究，是矿物的标型性研究，是20世纪矿物学发展以世纪矿物学发展以来的重要成就之一。来的重要成就之一。这是因为矿物标型性的研究成果，对于阐这是因为矿物标型性的研究成果，对于阐明岩石和矿床等地质体的成因，指导找矿与明岩石和矿床等地质体的成因，指导找矿与勘探，评价工业矿床，建立矿物地质温度计勘探，评价工业矿床，建立矿物地质温度计和压力计，以及研究矿物成因分类等方面，和压力计，以及研究矿物成因分类等方面，具有重要的理论和实际意义。具有重要的理论和实际意义。本章本章将首先在概述矿物标型学说的基础上，着重论述矿物的化学成分矿物的化学成分、晶体结构晶体结构、晶体晶体形态形态
2、以及物理性质物理性质等方面的标型特征，并适当探讨其形成机理。然后概略说明矿物标型的实际应用。第一节第一节 矿物标型学说概述矿物标型学说概述 一、矿物标型学说发展现状一、矿物标型学说发展现状 矿物标型学说是关于标型矿物标型矿物、标型标型矿物共生组合矿物共生组合和矿物标型特征矿物标型特征三个主要方面研究内容的理论，这三个方面都是能够反映矿物或地质体的一定成因特征的矿物学标志。标型标型(typomorph)：贝克(1903)提出。他在研究变质岩变质岩时，曾把在一定的物理化学条件下所形成的变质岩石组合，冠以“标型岩石”之称。其涵义是指反映形成条件的标志反映形成条件的标志。标型性标型性(typomorp
3、hism)：费尔斯曼(1936)提出。他在研究伟晶岩发育过程中发现：随着残余岩浆随着残余岩浆温度的降低，所形成的矿物有趋向低级晶系的规温度的降低，所形成的矿物有趋向低级晶系的规律（律（如等轴晶系如等轴晶系六方晶系六方晶系三斜晶系三斜晶系）。他以标型性来表示因矿物形成时的物化条件差异，从而决定了矿物在化学成分、晶体结构、晶体形态和物理性质等相应的特征。后来人们往往把标型标型性作为泛指性作为泛指矿物本身及其种种性质所反映的有关矿物本身及其种种性质所反映的有关矿物成因的各种信息和标志矿物成因的各种信息和标志的专门术语。的专门术语。矿物标型学说的基本思路在于矿物标型学说的基本思路在于：自然界的矿物和矿
4、物共生组合，均为天然物理化自然界的矿物和矿物共生组合，均为天然物理化学体系的产物，它们之间必然存在着相互关联与互学体系的产物，它们之间必然存在着相互关联与互相依赖的关系相依赖的关系。诸如温度、压力、组分浓度、组分化学位、pH、Eh等影响因素。天然矿物既不是化学纯物质，又不是绝对理想结天然矿物既不是化学纯物质，又不是绝对理想结构的物质，它们的物理、化学性质和结构、形态特构的物质，它们的物理、化学性质和结构、形态特性自然也就不是绝对不变的属性，将会随着介质和性自然也就不是绝对不变的属性，将会随着介质和物理化学条件的变更而起变化。物理化学条件的变更而起变化。显然，矿物标型学说是在研究矿物的成分、结构
5、、显然，矿物标型学说是在研究矿物的成分、结构、形态等特性与矿物形成条件的相关性的基础上发展形态等特性与矿物形成条件的相关性的基础上发展起来的。它建立的理论基础主要是矿物起来的。它建立的理论基础主要是矿物晶体化学晶体化学、地球化学地球化学和和物理化学物理化学。当前，国内外矿物标型性研究的基本动向是当前，国内外矿物标型性研究的基本动向是：其一，由研究矿物标型性的统计资料积累阶其一，由研究矿物标型性的统计资料积累阶段逐渐转变为建立矿物标型系列和系统的总段逐渐转变为建立矿物标型系列和系统的总结阶段结阶段；其二，随着矿物标型学说本身的发展，产生其二，随着矿物标型学说本身的发展，产生了一些取决于研究目的和
6、研究方法的独立分了一些取决于研究目的和研究方法的独立分支支；如矿物矿物晶体化学晶体化学、地球化学地球化学和和物理化学物理化学。其三，矿物标型性的研究成果，已广泛而有其三，矿物标型性的研究成果，已广泛而有效地应用于实际地质研究与找矿工作效地应用于实际地质研究与找矿工作。二、标型矿物二、标型矿物 费尔斯曼于1936年提出。他把在伟晶作用过伟晶作用过程中每一个阶段的产物，视为标型矿物程中每一个阶段的产物，视为标型矿物。并认并认为标型矿物可以与地史学中的标准化石相类比，为标型矿物可以与地史学中的标准化石相类比，藉以确定地质地球化学作用的条件和时间。藉以确定地质地球化学作用的条件和时间。拉姆多尔(196
7、2)正式提出了标型矿物一词，并赋于它是在一定的温度、压力和浓度范围内形成作在一定的温度、压力和浓度范围内形成作为特征的定义为特征的定义。同时，在一些矿物学及岩石学文献里,还出现了“指示矿物”(index mineral)、“标准矿物”(critical mineral，只限于在某种变质作用条件下稳定的矿物)等术语。尽管名词不一，究其含义基本一致，可以把它们视为标型矿物的同义词。现代一般把标型矿物理解为现代一般把标型矿物理解为：只形成和稳定于某种特定的地只形成和稳定于某种特定的地质环境，或者只在某一特定的质环境，或者只在某一特定的地质作用中形成的矿物。地质作用中形成的矿物。显然，标型矿物的这一概
8、念主要强调矿物的单成因性单成因性。就是说，在自然界有些矿物主要趋向于或者只有一种成因，它们可以表可以表征特定的地质作用条件征特定的地质作用条件。因此，标型矿物本身就是成因上的标标型矿物本身就是成因上的标志志。例如，铬铁矿主要产于超基性岩中；斯石英专属于高压冲击变质成因，产于陨石冲击坑；辰砂、辉锑矿是低温热液矿床的标志等。中国地质大学地球科学学院地球化学系制作，2023年5月21日 闪锌矿的标型特征闪锌矿的标型特征高温热液高温热液中低温热液中低温热液杂质成分杂质成分Fe、Mn含量高含量高，含In、Se、Sn含Fe少少，含Ga、Ge、Cd、Tl a00.545nm（含Fe26.2%）0.540nm
9、（纯ZnS）颜色颜色棕褐棕褐铁黑色铁黑色无色无色、白色白色黄色黄色条痕条痕黄褐黄褐褐色褐色无色无色、白色白色黄白色黄白色光泽光泽半金属光泽半金属光泽金刚金刚 光泽光泽，断面断面 树脂光泽树脂光泽透明度透明度半透明半透明不透明不透明透明透明半透明半透明硬度硬度43.5比重比重黑褐色黑褐色者 4.03（含Fe10%）；铁黑色铁黑色者 3.90无色透明无色透明的纯纯ZnS 4.10 如果只把形成条件特殊、变化范围狭窄的矿物作为真正如果只把形成条件特殊、变化范围狭窄的矿物作为真正的标型矿物，那么真正的标型矿物在自然界是非常稀少的标型矿物，那么真正的标型矿物在自然界是非常稀少的，在矿物学领域内的实用价值
10、也是很有限的。的，在矿物学领域内的实用价值也是很有限的。例如，陨钠镁大隅石陨钠镁大隅石仅产于上地幔的榴辉岩中。斜锆石斜锆石为碱性-超基性岩建造岩浆岩和铁磷橄榄岩(岩浆型磷灰石-磁铁矿矿床)中。铯沸石铯沸石为稀有金属伟晶岩中锂辉石-钠长石组合的标型矿物。硼镁铁矿和遂硼镁石硼镁铁矿和遂硼镁石为镁矽卡岩的标型矿物。辉钨矿辉钨矿为浅成热液矿床的标型矿物(与白钨矿、金红石、自然铋、辉铋矿等共生)。辉铼铜矿辉铼铜矿为含铜砂岩的标型矿物。碳钠铝石碳钠铝石是粘土质灰岩和黑色页岩和沉积铝矿床的标型矿物。黄钾铁矿黄钾铁矿为干燥地区硫化铁矿床氧化带的标型矿物。硅镁镍矿则为超基性岩风化壳的标型矿物。看来，标型矿物定义
11、太窄，能够利用的标型矿物数看来，标型矿物定义太窄，能够利用的标型矿物数量太少量太少。应当将代表特定形成条件的概念予以广义,以扩大标型矿物的数量和实用价值。因此，任何一任何一种标型矿物的具体涵义只有相对意义而并非绝对不种标型矿物的具体涵义只有相对意义而并非绝对不变的。变的。例如，历来人们普遍认为霓石霓石是内生成因的碱性岩浆岩的特征造岩矿物。然而，从1959年开始却在国内外陆续发现了外生成因的霓石。如海绿石海绿石，一直认为是产于浅海沉积物(如砂岩、碳酸岩等)中，是在特定的海洋环境中生成的指示矿物。近年来，国内外不断有陆相海绿石的报导。这说明海绿石的存在不一定是指示海相沉积环境，也可以形成于不同盐度
12、水体的陆相环境。因此，长久以来海绿石一直被作为特定的“海相环境的指相矿物海相环境的指相矿物”的观点，应随着陆相海绿石的发现而加以修正。此外，有些标型矿物具有普遍性，适用于全有些标型矿物具有普遍性，适用于全球范围球范围。但是，有的却只具有区域性有的却只具有区域性。即由于矿物成因受到局部地区地质背景的控制和影响，标型矿物仅适用于某一地区甚至个别地段。因此，丘赫洛夫(1969)提出了地区性标型矿地区性标型矿物物的概念，即用于表示在某一地区内某种地用于表示在某一地区内某种地质条件下才出现的矿物质条件下才出现的矿物。这对于研究区域性的地质作用和进行找矿勘探是有意义的。三、标型矿物共生组合三、标型矿物共生
13、组合 矿物形成的地质条件是非常复杂的，受着包矿物形成的地质条件是非常复杂的，受着包括温度、压力、介质组分、酸碱度、氧化还原括温度、压力、介质组分、酸碱度、氧化还原电位、相态等可变因素以及构造变动条件等。电位、相态等可变因素以及构造变动条件等。因此，任何一个标型矿物不可能全面的表征它任何一个标型矿物不可能全面的表征它形成和稳定的所有条件，往往会随着时间、空形成和稳定的所有条件，往往会随着时间、空间上的变化，出现标型矿物的过渡或叠加现象间上的变化，出现标型矿物的过渡或叠加现象。于是，拉姆多尔拉姆多尔(1962)提出标型矿物共生组合标型矿物共生组合的概念。所谓标型矿物共生组合是指在特定的指在特定的地
14、质环境中形成的专属性矿物组合地质环境中形成的专属性矿物组合。它和通常它和通常所谓的表征某一地质作用，或者标志某一地质所谓的表征某一地质作用，或者标志某一地质体成因特征的体成因特征的典型矿物共生组合典型矿物共生组合没有本质上的没有本质上的区别，只是强调了这一共生组合必须是特定的区别，只是强调了这一共生组合必须是特定的成岩成矿作用条件下形成的特征性矿物组合。成岩成矿作用条件下形成的特征性矿物组合。划分标型矿物共生组合，对于岩石、矿石建造分划分标型矿物共生组合，对于岩石、矿石建造分析，对于表达各种岩相的岩石恃征，确定矿床的析，对于表达各种岩相的岩石恃征，确定矿床的建造属性，以及估价矿体的可能规模和空
15、间分布建造属性，以及估价矿体的可能规模和空间分布特点等，都能起重要作用。特点等，都能起重要作用。例如：碱性碱性-超基性岩建造碳酸盐岩的标型矿物共生超基性岩建造碳酸盐岩的标型矿物共生组合为组合为锆矿物锆矿物-稀土矿物稀土矿物-铌钽矿物组合铌钽矿物组合。铁蒙脱石、钙交沸石、斜发沸石、方石英铁蒙脱石、钙交沸石、斜发沸石、方石英(球状球状析晶析晶)矿物组合为大洋沉积物的标型矿物共生组矿物组合为大洋沉积物的标型矿物共生组合。合。上地幔榴辉岩的标型矿物共生组合为陨钠镁大隅上地幔榴辉岩的标型矿物共生组合为陨钠镁大隅石石-石榴石石榴石-绿辉石绿辉石-含钾硫化物组合含钾硫化物组合；陨钠镁大隅石含Cr2O 30.
16、06-1.26，石榴石含Na2O 0.02-0.24，绿辉石含Na2O 0.48-6.55，硫化物含K 0.11-10.15。四、矿物的标型特征四、矿物的标型特征 矿物的标型特征矿物的标型特征（typomorphism of mineral），通常亦简称为矿物标型矿物标型。费尔斯曼（1936）最初用以表示由形成条件（即地质相）所决定的形成条件（即地质相）所决定的矿物在颜色、形态、结构上所表现的种种特征矿物在颜色、形态、结构上所表现的种种特征性质，以便把标型矿物和矿物的标型特征加以性质，以便把标型矿物和矿物的标型特征加以区别。区别。矿物标型特征，是指在不同地质时期和不同地矿物标型特征，是指在不同
17、地质时期和不同地质作用条件下，形成在不同地质体中的同一种质作用条件下，形成在不同地质体中的同一种矿物，在其各种性质上所表现的差异。即是矿物，在其各种性质上所表现的差异。即是同同一种矿物的成分、结构、形态和物理性质等因一种矿物的成分、结构、形态和物理性质等因形成条件的不同而所存在的差异，若此种差异形成条件的不同而所存在的差异，若此种差异可作为成因标志，即谓之矿物的标型特征。可作为成因标志，即谓之矿物的标型特征。第二节第二节 矿物化学成分标型矿物化学成分标型 矿物的化学成分是矿物属性最本质的因素之一。它对矿物形成条件的微小变化反映非常敏感，信息量最大，具有极为重要的标型意义。矿物化学成分标型特征可
18、以提供成岩、成矿地质矿物化学成分标型特征可以提供成岩、成矿地质条件条件(如大地构造性质、物质来源、建造与形成作用类型、形成时代及地区条件等)和形成物理和形成物理-化学条件化学条件(如温度、压力、介质浓度、酸碱度、氧化-还原电位等)的比较准确而可靠的信息；可以应用于地质、找的比较准确而可靠的信息；可以应用于地质、找矿评价以至选冶工业。矿评价以至选冶工业。因此，矿物的化学成分标型因此，矿物的化学成分标型特征研究受到人们的特殊重视和生产部门的广泛应特征研究受到人们的特殊重视和生产部门的广泛应用。用。一、矿物成分变化与温压条件的关系一、矿物成分变化与温压条件的关系 由于每一种矿物或者矿物共生组合都是在
19、由于每一种矿物或者矿物共生组合都是在一定的温度和压力条件下形成的，因此人们一定的温度和压力条件下形成的，因此人们常依其化学成分的变化特点作为探讨常依其化学成分的变化特点作为探讨矿物形矿物形成时温压指标成时温压指标的依据之一的依据之一。例如、矿物地质温度计和压力计即是以此作为理论基础而建立的。特别是变质矿物的研究，十分注意温度、压力因素对矿物成分的影响作用。石榴石在变质岩中普遍分布，它的成分变化与变质程度之间的关石榴石在变质岩中普遍分布，它的成分变化与变质程度之间的关系系。例如，石榴石的不同种属在其生成过程中所需要的压力条件是大不相同的，如表3-1所示。表中可见，当配位数都是表中可见，当配位数都
20、是8的时候，其离子半径的时候，其离子半径Ca2+(1.12)、Mn2+(0.96)、Fe2+(0.92 )、Mg2+(0.89 )递减。它们进入晶格递减。它们进入晶格时就需要不同的压力。时就需要不同的压力。Ca2+呈呈8次配位所需压力不大，钙铝榴石次配位所需压力不大，钙铝榴石形成于接触变质条件形成于接触变质条件；Mn2+呈呈8次配位需压力稍大，锰铝榴石形次配位需压力稍大，锰铝榴石形成于低级区域变质条件成于低级区域变质条件;Fe2+呈呈8次配位需较大压力，铁铝榴石在次配位需较大压力，铁铝榴石在中级区域变质条件下才能形成中级区域变质条件下才能形成；Mg2+则必须在极大的压力则必须在极大的压力(15
21、-20102MPa)下才能呈稳定的下才能呈稳定的8次配位，镁铝榴石出现在深成的次配位，镁铝榴石出现在深成的榴辉岩和金伯利岩中。榴辉岩和金伯利岩中。角闪石是一个成分非常复杂角闪石是一个成分非常复杂的矿物族，类质同象极为发的矿物族，类质同象极为发育，矿物种属甚多，具有显育，矿物种属甚多，具有显著的化学成分标型。著的化学成分标型。区域变质岩中的角闪石主要是透闪石-阳起石系列和普通角闪石系列。它们的共同特点是富Ca，故称为钙质角闪石。控制它们成分变化的主要因素，除了受原岩成分的制约以外，温度和压力是一个很重要的条件。大量的资料已经证明，角闪石中的Ti含量是其形成温度的函数。如图3-1所示。图中可见，随
22、着变质程度图中可见，随着变质程度的增强，不同变质相中角闪的增强，不同变质相中角闪石的石的TiO2含量呈阶梯状分布，含量呈阶梯状分布，为线性关系。这说明角闪石为线性关系。这说明角闪石中中Ti含量随变质温度的升高含量随变质温度的升高而递增。而递增。此外，角闪石中Al的配位问题，现在越来越引起人们的注意。海德曼（1972）曾统计了不同变质相中角闪石的Al含量变化范围，指出：在角闪岩相中为1.50-1.65，麻粒岩相中为1.64-2.05。这说明角闪石中4次配位铝含量越多，反映形成温度越高。里克（1971）指出，钙质角闪石中的Al与压力为正相关关系，即6次配位铝含量越高，表示压力越大。萨克路特金（19
23、68）还根据钙质角闪石中的A1/Al比值，确定角闪石的寄主岩石所属的变质相，并作出了相应的图解（图3-2）。AlAl 在研究单个矿物成分变化特点与温压条件之间关系的同时，还注意到共生矿物对中元素分配系数共生矿物对中元素分配系数KD与温与温度、压力之间的函数关系度、压力之间的函数关系。这是因为自然界中，往往是由两种或两种以上组分所构成的固溶体，当岩石中的某些组分在平衡共生的矿物中分配时，主要受热力学定律的支配。因此，可以根据能斯特分配定律通过共生矿物对中某些元素的分配系数KD来确定其温压指标。例如，彼尔丘克(1969)根据石榴石-黑云母共生矿物对中的Mg/(Mg+Fe+Mn)分配系数与变质温度的
24、关系，作出如图3-3的图解。KD：在一定温度、压力下，某元素在平衡的矿物相：在一定温度、压力下，某元素在平衡的矿物相中，其中，其mol比值为一常数，不受浓度影响，只与温度、比值为一常数，不受浓度影响，只与温度、压力有关。压力有关。图中可见，当它们在一定的温度和压力下达到平衡时，则二者图中可见，当它们在一定的温度和压力下达到平衡时，则二者之间的之间的Fe、Mg组分的组分的KD 将随温度的增高而递减。将随温度的增高而递减。二、主要组分标型二、主要组分标型 自然界的绝大多数矿物具有多成因的特性，同一种矿物可以产出在不同成因类型的岩石中。一般来说，矿物成分越复杂，所含的常矿物成分越复杂，所含的常见元素
25、越多，它的多成因性就越显著见元素越多，它的多成因性就越显著。由于成因和产状的不同，必然导致矿物在主要组分的种类及含量上表现出不同的标型特征。辉石族是很重要的造岩矿物之一。它的多成辉石族是很重要的造岩矿物之一。它的多成因性非常突出，除了岩浆的、接触交代的、因性非常突出，除了岩浆的、接触交代的、区域变质的、热液的等成因类型外，尚有宇区域变质的、热液的等成因类型外，尚有宇宙成因的。它们的产状多达宙成因的。它们的产状多达20余种，如表余种，如表3-2所列（薛君治，所列（薛君治，1982）。）。对于斜方辉石斜方辉石而言，贝泰查赖雅(1971)曾根据225个样品化学分析资料的统计，得出了一个区分岩浆成因和
26、变质成因斜方辉石的经验公式：MgO+FeO+Fe2O3+0.775Al2O3=44.304(式中氧化物均以wB计)。它的意义是，凡(MgO+FeO+Fe2O3)44.3者，者，属于变质成因的属于变质成因的；44.3者，者，则需再结合则需再结合Al2O3的含量来的含量来判别具体属于何种成因判别具体属于何种成因。其方法是根据贝泰查赖雅编制的(MgO+FeO+Fe2O3)-Al2O3变异图解(图3-4)来进行投影。透辉石-钙铁辉石系列中间成员的次透辉石，在不同成因类型岩石中，它的成分变化具有一定的特点。如表3-3所示，次透辉石次透辉石具有具有5种成因类型种成因类型。属于超基性属于超基性-基性岩浆成因
27、的次透辉石最富基性岩浆成因的次透辉石最富Mg、Ca，较富，较富Ti、Al，但贫，但贫Si、Na。中性一酸性岩浆成因者中性一酸性岩浆成因者富富Si、Fe2+，而贫，而贫Ti、Al。碱性岩浆成因者最富碱性岩浆成因者最富Na、Ti、Al，较富较富Fe2+，却最贫，却最贫Si。区域变质成因的特点是含区域变质成因的特点是含Fe2+很高，但很高，但Ti、Na都很低，特别是区域副变质成因的要比区域正变质成因者表都很低，特别是区域副变质成因的要比区域正变质成因者表现得更为突出。现得更为突出。接触交代成因者含接触交代成因者含Si、Ca很高，含很高，含Mg较高，但较高，但含含Ti却很低。却很低。与斜方辉石共生的单
28、斜辉石单斜辉石，其Ca、Mg、Fe的比值可以指示岩浆成因和变质成因，还可以反映麻粒岩相和角闪岩相的变质程度，如图3-5所示。图上的岩浆成因单斜辉石成分趋势线，主要指缓慢冷却条件下晶出的单斜辉石。对于一些急骤冷却条件下结晶的火山岩单斜辉石，则不在此趋势线范围内。顽火辉石顽火辉石透辉石透辉石铁辉石铁辉石钙铁辉石钙铁辉石 不同类型岩浆中的黑云母，它的不同类型岩浆中的黑云母，它的Mg、Fe含量变化具有显著的特含量变化具有显著的特点。点。例如，例如，产于超基性岩中者最产于超基性岩中者最富富Mg而贫而贫Fe，基性岩中者则次基性岩中者则次之，中性岩中者之，中性岩中者Mg、Fe含量相含量相近。近。但但产于酸性
29、岩中者却富产于酸性岩中者却富Fe贫贫Mg，尤其是花岗伟晶岩中者以最，尤其是花岗伟晶岩中者以最富富Fe贫贫Mg为突出特征为突出特征。如图。如图3-6所示，橄榄岩中的黑云母约含所示，橄榄岩中的黑云母约含FeO 5%(B)，Fe2O3 6%，MgO 30%，TiO2通常很少；辉通常很少；辉长岩中的含长岩中的含MgO 15-20%，FeO 1 0 ，F e2O3 8%，其，其(FeO+MnO/Fe2O3+TiO2)的比值的比值接近于接近于1；闪长岩中的所含；闪长岩中的所含FeO及及(Fe2O3+TiO2)通常略高，但通常略高，但MgO含量却较上述诸岩石中者为低；含量却较上述诸岩石中者为低；花岗岩中的含
30、花岗岩中的含FeOl2-25%，(Fe2O3+TiO2)10%，MgO12%；花；花岗伟晶岩中的含岗伟晶岩中的含FeO高达高达30%，而，而MgO及及(Fe2O3TiO2)却均小于却均小于10%。黑云母的成分标型特征，还可以为花岗岩类岩石黑云母的成分标型特征，还可以为花岗岩类岩石的成因类型划分提供重要依据的成因类型划分提供重要依据。我国青藏高原东部的横断山区花岗岩类出露广泛，且呈带分布。谢应雯(1987)根据花岗岩类岩石中黑云母的镁铁指标有明显差异分种不同成因类型：壳型花岗岩壳型花岗岩(相当于S型花岗岩)，形成于板块碰撞阶段，其中黑云母的镁铁比值MF05-1.0，为富铁黑云母；壳幔型花岗岩壳幔
31、型花岗岩，多伴随消减带产出，其中黑云母的MF=1-1.3，为镁黑云母；富碱型富碱型-富碱侵入岩富碱侵入岩(相当于A型花岗岩)，常受裂谷构造控制，其中黑云母的MF=1.3-1.5，为富镁黑云母。MF=2Mg/(Mg+Fe2+Mn)克彼任斯卡斯（1965）根据绿泥石的成因和产状，把绿泥石分归为11个“共生类型共生类型”（图3-7）：（1）蛇纹岩及滑石菱镁岩的绿泥石；）蛇纹岩及滑石菱镁岩的绿泥石；（2）不同程度蚀变的超基性岩的绿泥石；）不同程度蚀变的超基性岩的绿泥石；（3）镍风化壳的绿泥石；）镍风化壳的绿泥石；（4）超基性岩中高铝去硅岩石及浅变质）超基性岩中高铝去硅岩石及浅变质片岩的绿泥石；片岩的绿
32、泥石；（5）接触交代岩石的绿泥石；）接触交代岩石的绿泥石；（6）绿泥石片岩）绿泥石片岩 石英脉和花岗岩的绿石英脉和花岗岩的绿泥石；泥石；（7）基性岩浆岩的绿泥石：）基性岩浆岩的绿泥石：（8）沉积铁矿石及铁质砂岩的绿泥石；）沉积铁矿石及铁质砂岩的绿泥石；（9）多金属矿床的绿泥石；）多金属矿床的绿泥石；（10）铜矿床的绿泥石；）铜矿床的绿泥石；（11）硫化物锡石矿床的绿泥石。）硫化物锡石矿床的绿泥石。依据绿泥石的含铁系数f=Fe2+/(Fe2+Mn2+Mg)可将上述11种类型的绿泥石分为三组：镁绿泥石：包括(1)-(5)和(9)类型；铁-镁绿泥石：包括(6)、(7)和(10)类型；铁绿泥石：包括(
33、8)和(11)类型。利用磁铁矿磁铁矿的化学成分作为标型特征，大量见于中外文献中。切尔内舍娃（1976）曾研究了苏联乌拉尔等地超基性、基性、碱性岩浆成因和接触交代成因磁铁矿的成分标型，所统计归纳之资料列于表3-4中。从该表中我们可以看出如下几点：超基性-基性岩浆成因磁铁矿，总的特点是以含Ti、Mg、Al、V、Cr、Ni为典型，其中Ti含量高，Mg、Al、V、Cr、Ni含量较高，Ni/Co比值1。当V、Cr、Ni的含量在相差不大的情况下，基性辉长岩中的磁铁矿与超基性岩中磁铁矿的区别，在于前者的Ti含量极高,而Mg、Al含量偏低。碱性岩浆成因磁铁矿，以Ti、V含量高为特征，Mg、Al、Cr含量明显偏
34、低，且MgO/Al2O3和Ni/Co比值也不高。岩浆碳酸盐岩中的磁铁矿，分为铁矿主要成矿前阶段()、磷灰石-磁铁矿成矿阶段()和主要成矿后阶段()，它们成分总的特点是Ti含量较低，Cr、Ni含量更低，但MgO/Al2O3比值高，Ni/Co比值常小于1。镁矽卡岩磁铁矿，Mg、Al含量中等，Ti、Cr、Ni含量低，Ni/Co比值也低。钙矽卡岩磁铁矿，Ti、Mg、Al、V、Cr含量均低，MgO/Al2O3比值近于1，Ni/Co比值小于1。由上述可见，利用磁铁矿中利用磁铁矿中Ti、Mg、Al、Mn、Cr、Ni、Co等元素的含量数据，以及等元素的含量数据，以及Ni/Co的比值，可以确定矿床成因类型和矿石
35、的比值，可以确定矿床成因类型和矿石建造，有时甚至可以确定矿床形成的阶段。建造，有时甚至可以确定矿床形成的阶段。三、微量元素标型三、微量元素标型 对矿物中微量元素研究较多的有：Li、Rb、Cs、Ba、Re、Cr、Co、Ni、Zr、Hf、U、Nb、Ta、Ga、Ge，In、TR以及挥发性元素F等。由于微量元素特殊的地球化学特性，对地质环境反应非常敏感，所以具有重要的标型意义。诺夫戈罗多娃诺夫戈罗多娃(1980)等根据俄罗斯各地等根据俄罗斯各地168个单矿物样品的分析个单矿物样品的分析结果统计结果统计(表表3-5)。表中可见，含金黄铁矿和毒砂中微量元素作表中可见，含金黄铁矿和毒砂中微量元素作如下的规律
36、性变化：如下的规律性变化：As、Sb、Bi、As存在于所有的黄铁矿中，且由浅部至深部存在于所有的黄铁矿中，且由浅部至深部其平均含量有所降低。其平均含量有所降低。Sb在含金黄铁矿中的出现频数，在深部在含金黄铁矿中的出现频数，在深部很低仅为很低仅为5，但在中部和浅部可高达，但在中部和浅部可高达50-75。毒砂平均含。毒砂平均含Sb量大于黄铁矿，量大于黄铁矿，Bi在深部的含量低于浅部的含量。在深部的含量低于浅部的含量。Pb、Zn、Cu：所有的黄铁矿和毒砂都含：所有的黄铁矿和毒砂都含Pb、Zn、Cu，唯以，唯以中部形成者的中部形成者的Pb、Zn含量最高。含量最高。Cu在这两个矿物中，由深部至在这两个矿
37、物中，由深部至浅部含量由少到多。浅部含量由少到多。表中矿物表中矿物名称后的名称后的括号内数括号内数字为样品字为样品分析数目。分析数目。每种元素每种元素含量栏内，含量栏内，横线之上横线之上表示平均表示平均含量（以含量（以n.10-3计），计），括号数字括号数字为该元素为该元素出现的频出现的频数（数（%）；）；横线之下横线之下表示含量表示含量变化范围，变化范围，相对误差相对误差在在15。Ti、V、Cr、Mn：中部细脉浸染型黄铁矿和毒砂中Ti、V、Mn的含量明显高于深部和浅部者。Cr由深部至浅部含量上升。Co、Ni：中部石英脉型黄铁矿中Co，Ni含量最高，Co/Ni比值随深度变浅而增大。而浅部黄铁矿
38、的Ni含量明显降低，其Co/Ni1。Mo、Sn：浅部的黄铁矿Mo含量最高，中部细脉浸梁型黄铁矿Mo含量次之，Sn的出现频数不如Mo。Au、Ag：黄铁矿和毒砂中的Au均多于Ag。总的趋势是，由深至浅，Au、Ag含量增多。一般深部者Au/Ag比值的变化范围小，为5-3。只是中部石英脉型的毒砂，Au/Ag比值特别高，达39.9。浅部黄铁矿的Au/Ag比值近于1。Ga：在所有黄铁矿和毒砂中，Ga含量稳定，其含量略大于地壳Ga的克拉克值。表3-5中的数据，按95置信度进行统计分析后，可得出下列多元线性回归分析方程式：黄铁矿黄铁矿：Au23.95+0.84Ag-7.25Zn+6.45Co-2.2Ni+0.
39、63Sb Ag=-32.582+0.61lAu+4.073Zn+6.93Mo 毒砂毒砂：Au=91.036-35.723Mo+0.613Ti-3.714Zn+0.361Sb Au1.489+0.105Pb+1.556Mn-1.371Mo Sb=-45.105+2.08Ni+16.536Mn+15.03Mo-1.996Co 萤石萤石中的微量元素Mn2+具有重要的标型意义。它的含量高低与成矿作用类型和成矿深度有一定的关系。例如，花岗岩稀有金属矿化作用形成的萤石中，Mn2+含量很高，可达73.9相对单位*。据瓦西里科娃(1980)等的研究，形成萤石的岩浆期后成矿作用的一般顺序是：早期碱性阶段(矽卡岩
40、作用微斜长石化作用钠长石化作用)酸性阶段(云英岩化作用)晚期碱性阶段(石英萤石脉及碳酸盐萤石脉的形成作用)。相对单位：是用顺磁共振谱测定矿物中相对单位：是用顺磁共振谱测定矿物中Mn2+相对含量的计量单位相对含量的计量单位 早期碱性阶段形成的萤石含Mn2+量低。例如，矽卡岩矿床中的萤石一般没有Mn2+。黑钨矿矿床中早世代萤石(专属于微斜长石化带)含Mn2+仅0.1相对单位。虽然到晚世代钠长石化带形成的萤石，Mn2+含量有时可增大到30个相对单位，但比起其它阶段来一般还是低的。酸性阶段形成的萤石含Mn2+量相对最高。如石英-黄玉-云英岩钨铍矿床早世代萤石，最高可含150相对单位的Mn2+；长石-黑
41、云母型云英岩矿床中的萤石，含Mn2+可达72相对单位；只是萤石-白云母型云英岩矿床中的萤石含Mn2+低，一般小于18相对单位。晚期碱性阶段形成的萤石却不含Mn2+。显然，上述现象主要是由岩浆期后溶液中酸碱度的演化原因导致的。此外，花岗岩的不同侵入期和形成的不同深度，对萤石中Mn2+含量亦有一定的影响,从而呈现出垂直分带性。如表3-6所示，随着花岗岩侵入期次的不同和深度的由深到浅，萤石中Mn2+的含量依次递增。四、元素对比值标型四、元素对比值标型 矿物成分中某些成对元素含量的比值变化，往往矿物成分中某些成对元素含量的比值变化，往往受形成条件的制约。可作为推断矿物形成过程中物理受形成条件的制约。可
42、作为推断矿物形成过程中物理化学条件的依据；研究岩石和矿床的成因类型、成矿化学条件的依据；研究岩石和矿床的成因类型、成矿深度，以及解释地质环境等问题，具有重要的标型意深度，以及解释地质环境等问题，具有重要的标型意义。义。统计资料表明，天河石中的Rb/K、斜长石中的Ca/Al、闪锌矿中的Fe/Zn，黄铁矿中的Co/Ni、辉钼矿中的Re/Mo等等，可用于确定矿物形成温度的大致范围。一般情况下，它们的比值增大，反映矿物形成温度高，特别是天河石中天河石中Rb/K比值的大小还用于探讨酸性岩比值的大小还用于探讨酸性岩浆岩的成因、演化阶段以及矿化特征。一般的规律是，浆岩的成因、演化阶段以及矿化特征。一般的规律
43、是，随着花岗岩浆分异作用的进行，该比值增大。如果该随着花岗岩浆分异作用的进行，该比值增大。如果该比值急剧增大比值急剧增大(大于大于100时时)，则花岗岩类岩石中往往，则花岗岩类岩石中往往发生发生Nb/Ta等稀有金属的矿化作用。等稀有金属的矿化作用。有些矿物中的Zr/Hf、Th/U、Nb/Ta、Y/Ce等比值，可用来确定成矿介质的酸碱度变化情况。总的趋势是，当它们的比值减小时，趋向于酸总的趋势是，当它们的比值减小时，趋向于酸性；比值增大时，趋向于碱性和基性。性；比值增大时，趋向于碱性和基性。例如，原苏联哈萨克斯但北部花岗岩体中，不同类型岩石中锆石的Zr/Hf比值出现有规律的变化：花岗闪长岩中者为
44、55-60;花岗岩中者为45-50;白岗岩中者则为35-40。众所熟悉的矿物中一些变价元素的比值，如Fe3+/Fe2+、Mn3+/Mn2+、Ti4+/Ti2+等，可用于确定成岩成矿作用的氧化-还原环境。它们的比值增大时，指示氧化环境；反之，则示还原环境。明矾石中明矾石中K2O/Na2O比值比值可以用来反映火山岩原岩特征。如安山岩中该比值为安山岩中该比值为0.7，英安英安岩中者为岩中者为2.5，流纹岩中高达流纹岩中高达8.0。某些岩石原岩化学成分中一些元素氧化物组分某些岩石原岩化学成分中一些元素氧化物组分对比值，也可影响到矿物的形成作用对比值，也可影响到矿物的形成作用。例如，变质矿物十字石十字石
45、的形成，除了要求合适的温度温度和压力和压力条件外，原岩化学成分中的Fe2O3/Al2O3比值比值起着重要的控制作用。当Fe2O3/Al2O30.40时，有利于十字石的形成；当该比值大于0.40时，即使温度和压力有利，仍然不能形成十字石。近年来，我国在金矿黄铁矿中元素对比值黄铁矿中元素对比值的标型意义研究积累丰富资料，这是因为绝大多数的金都或多或少的与黄铁矿共生产出，甚至直接赋存于黄铁矿中。因此，研究黄铁矿中的元素对比值特别是微量元素对的比值，不仅可以确定金矿床成因类型，提供有关成矿物质来源的重要信息，而且可以作为寻找金矿与评价的标志。Fe/S比值比值：不同成因的黄铁矿中Fe/S比值有所差异。如
46、铜镍硫化物矿床中者为0.878；岩浆热液矿床中者为0.887：斑岩型矿床中者为0.91：火山一沉积块状硫化物矿床中者为0.96：其它许多金矿床中黄铁矿的Fe/S比值均高于其理论比值0.871，多为亏硫型。Co/Ni比值比值：钴、镍是黄铁矿中重要的微量元素，历来人们都非常重视黄铁矿中Co/Ni比值的研究，并据此来判定矿床成因类型与形成环境。王奎仁(1989)通过我国65个点共115件黄铁矿样品的Co/Ni比值比值。同生沉积的同生沉积的Co/Ni均显著小于1(0.011-0.37)；沉积沉积-改造矿床的改造矿床的Co/Ni的变化，原生沉积成岩基础上受轻微改造作用，Co/Ni基本上保持沉积成因的特点
47、(0.16-0.8)；若受到强烈改造，Co/Ni逐渐接近于1。沉积沉积-变质矿床变质矿床Co/Ni，随变质程度的加深，Co/Ni比值远离沉积黄铁矿的特征，变化范围为1.47-5.75。这是因变质程度的加深，磁黄铁矿含量逐渐增多，在由黄铁矿向磁黄铁矿转化的过程中，Ni趋向于在磁黄铁矿中富集，而Co在黄铁矿和磁黄铁矿之间的分配系数接近于1。随着磁黄铁矿的增多，黄铁矿中Ni含量降低，导致Co/Ni比值增大。可用黄铁矿中Co/Ni变化来了解矿床的变质和改造程度。层控矿床的黄铁矿层控矿床的黄铁矿Co/Ni比值比值。沉积-轻微改造的层控矿床中，Co/Ni比值小于1；沉积-强变质-混合岩化作用或沉积-热液迭
48、加的层控矿床中,Co/Ni比值接近于热液成因特点。与火山作用有关的黄铁矿与火山作用有关的黄铁矿Co/Ni比值比值变化范围在1.93-89.35之间，火山岩、火山喷发物中的黄铁矿Co/Ni比值通常很大；火山喷气成因矿床中者多为12-22；火山热液矿床中者一般为5-10：火山沉积成因矿床中者小于1。热液成因的黄铁矿热液成因的黄铁矿Co/Ni比值范围基本上介于比值范围基本上介于典型的同生沉积与火山成因者之间，一般为典型的同生沉积与火山成因者之间，一般为1-5。岩浆矿床由于其成矿物质来自深部，黄铁矿中岩浆矿床由于其成矿物质来自深部，黄铁矿中Co、Ni含量一般都很高含量一般都很高。这是深部Co和Ni值较
49、高的反映，岩浆贯入式钛磁铁矿床中黄铁矿的Ni含量显著高于Co，其Co/Ni比值小于1(为0.09)；而岩浆融离型铜镍矿床中黄铁矿的Co含量高于Ni，其Co/Ni比值显著大于1(为1200)。形成后一种现象的主要原因是由于铜镍硫化矿床中存在大量磁黄铁矿，Ni趋于在磁黄铁矿中富集，使得黄铁矿中Ni含量较低，从而导致其Co/Ni比值显著增大。S/Se比值比值：王奎仁(1989)指出：同生沉积成因黄铁矿的同生沉积成因黄铁矿的S/Se3104；沉积沉积-改造矿床中的改造矿床中的S/Se=0.19-0.8104；层控矿床中层控矿床中S/Se=17.6-33.4104之间之间；与火山作用有关的黄铁矿中与火山
50、作用有关的黄铁矿中S/Se1104；热液成因黄铁矿的热液成因黄铁矿的S/Se比值比值=1-2.8104，这是岩浆热液成因黄铁矿的标型特征。总体而言，从高温气成从高温气成-高中温热液高中温热液-中温热液中温热液-低温热低温热液，随着形成温度的降低，黄铁矿中液，随着形成温度的降低，黄铁矿中Se含量降低，含量降低，S/Se比值有增大的趋势。岩浆矿床中黄铁矿的比值有增大的趋势。岩浆矿床中黄铁矿的S/Se比值比值据其统计为据其统计为0.40-2.14104。除此之外，黄铁矿的Se/Te比值、Cu/Zn比值、Ag/Zn比值、Pb/Zn比值等，都具有用作研究岩石和矿床成因类型和判定矿物形成条件以及找矿、评价
