1，启功·大师1990--2002 年艺术生活和年表。
1990年 《论书绝句》，商务印书馆（香港）、三联书店 《启功草书千字文》，中国和平出版社 《启功书画展留影》荣宝斋（香港）有限公司出版 1991年 《汉语现象论丛》，商务印书馆（香港） 《说八股》，北京师范大学出版社 1992年 《启功论书札记》，北京师范大学出版社 《启功书画留影册》，北京师范大学出版社 1993年 《荣宝斋画谱－启功卷》，荣宝斋出版社 1994年 《启功絮语》，北京师范大学出版社 1995 年 《启功论书绝句一百首》，荣宝斋出版社 1997年 《启功书话》（即论书绝句一百首日文版），日本二玄社出版 《论书绝句》（再版），三联书店 1998年 《当代书法家精品集启功卷》，河北教育出版社、广东教育出版社 1999年 《古代字体论稿》，文物出版社再版 《启功赘语》，北京师范大学出版社 《启功丛稿》（论文卷、题跋卷、诗词卷），中华书局 2000年 《启功三帖集》，北京师范大学出版社 《说八股》，中华书局 《诗文声律论稿》，中华书局 2001年 《启功论书法》（宣纸本），文物出版社 《启功书画集》，文物出版社、北京师范大学出版社 《启功临帖册》，北京师范大学出版社 2002年 《启功书画絮语墨迹选》，上海书画出版社 《启功临怀素自叙贴》，荣宝斋出版社 《启功临王羲之十七贴》，荣宝斋出版社 《论书绝句》注释本，三联书店 《真茗阁藏名人书画－启功卷》，文物出版社 《诗文声律论稿》（墨迹本）（修订版），中华书局
2， 断裂带的研究历史
一、以往工作概述断裂变质带一词是莫柱荪教授在1962年提出来的，它是广东省一条北东向主干深大断裂带，同时又是一条重要的控岩控矿构造带。历年来，不少地质队及教学科研单位的专家学者对该带进行过不同程度的研究工作，取得了不少的地质认识和成果，从而使该带的研究逐步引向深入。1.1962年莫柱荪等的认识及成果吴川－四会断裂变质带一词被提出，至今沿用此名。它位于云开隆起的东缘，包括吴川—禄步以东，八甲—四会以西的广大地区，向西南没入南海，向北可能穿越清远、英德，直达南雄地堑。它由大小断层排列组成，该断裂的方向为NE—NNE，从而构成一个狭长的断裂变质带。该断裂变质带也是广东省一条重要成矿带，钨、锡、铜、铅、锌、砷和黄铁矿等的远景都很好。2.1979年丘元禧等的广东省构造体系图及说明书吴川－四会褶断带位于广东省吴川—四会—线。向北东延至粤北的西牛附近；向南西在吴川县附近隐伏于新生代地层之下，继续往南越过琼州海峡，进入临高县境内，截至昌江县、东方县一带。可追索长700km，是广东省新华夏系主要构造带之一。组成褶断带的主要构造成分包括区域性大断裂、动力变质带、岩浆岩带以及各式褶皱、构造盆地等。总体呈北东20°～30°方向延伸。北东端宽约10km，南西宽达50km，在空间上略似一喇叭状。有人认为：该断裂是一条深大断裂带，可能和郯庐断裂带相连。断裂带的生成可追溯到晚古生代早期，经历印支运动、燕山运动各幕，遭受了强烈的改造，至今活动仍未止息，它是一条长期的、反复活动的褶断构造带。带内较老的构造组分（为华夏系）大都被后来新华夏系构造所强烈改造、归并，原有的迹象难以辨认，故以早晚新华夏系重接复合称之。应当指出的是，在重接复合褶断带的内部，局部尚可将两期构造形迹区分开来。3.1981年《吴川－四会断裂带地质特征及成矿关系》学术讨论会上意见会上主要对断裂带范围的划分提出两种意见。一种认为：城垌断裂和陂面－石菉断裂分别位于阳春盆地的东西两侧，两者断裂性质及含矿性均很相似，所以应把两者划为一组断裂，而不属于吴川－四会断裂带；另一种认为：该带是一条深大断裂带，可能和郯庐断裂带相连，在划分展示范围上宜大不宜小，故应把陂面一石菉断裂和城垌断裂划入该范围之中。4.1982年陈挺光等《广东省吴川－四会断裂带地质特征及成矿关系》专题研究报告报告对断裂带的范围、分布、形态、延伸等方面作了较细的研究，认为断裂带往南西延伸至南海之滨，向北延至清远。整体呈40°方向，组成一个北东撒开、南西收敛的带状断裂系，多次弯曲，形态好像一个倒喇叭。据广东省物探队杨熹云资料，广东省西部区域重磁场平面图表明，在吴川、四会、曲江一带，有一条断续出现、时隐时现的梯级带；两侧重力场差异明显，把整个地区重力场分为东高西低两部分；在重力场分界线附近，集中了一系列呈北东展布的局部航磁异带，它们的总体位置与重力场分界线基本一致。另外利用“南海地质调查指挥部”实测重力资料，计算了通过此断裂的地壳厚度剖面，北部一条，北起怀集、广宁、通过四会至佛山，经计算地壳厚度在四会西北侧最深可达34.9km，在佛山附近最薄只有31.3km，两者相差3.6km；南部一条，在断裂通过部位的西侧最深可达34.6km，在南东侧最薄为32.1km，相差2.5km。认为断裂带往北经韶关与郯庐断裂相会合。根据断裂带两侧重磁异常特征，沿断裂带有基性岩脉出露，认为该断裂带是一条壳内深断裂。从构造形迹及断裂带组合等关系研究，认为它是广东省著名几条北东向断裂带之一，是粤西华夏构造带的重要组成部分，断裂带由十多条区域性主干大断裂、夹持于其间的动力变质带以及与之配套的北西向断裂和派生的旋卷构造所组成。提出了断裂带与黄铁矿、钨、锡、铁、铜、铅、金、银等矿床密切相关，指出石菉弧、天堂弧、肇庆弧分别控制三个斑岩型矿床。关于构造活动的时间，报告明确提出断裂带生成始于奥陶纪，在加里东、印支期相继活动，在燕山运动各幕，经历了强烈的改造，直至现代活动仍未止息，是一条长期的、反复活动的褶断构造带。5.1982年广东省区域地质志该断裂带是广东省内一条重要的深大断裂，在广东省境内长超过800km，总体呈20°～40。方向延伸，影响宽15～20km。断裂带自吴川向北经阳春、广宁插入英德西牛一带，与仁化－英德断裂会合，在韶关附近分二支，一支沿南雄盆地与江西大余－兴国－南城深断裂相接，为任纪舜称吴川－肖山断裂带的部分；另一支往北插入江西逐川，沿赣江北延与郯城－庐江断裂带相连。西南段也明显分为两支，其中一支进入吴川后，潜伏于雷琼断陷之下，在海康乌石港附近插入北部湾；另一支沿阳江织簧断裂下海而进入大竹洲岛。该断裂在粤西区是二级构造单元的分界线；在粤北区乳源和翁源是四级构造单元的分界线；断裂带向西南开口呈喇叭形，它是一条多旋回活动的构造、岩浆、变质带。该断裂带在地球物理上是不同重力、磁场和莫霍面的分界面，反映东侧为上地幔局部隆起区，莫霍面埋深26km；西侧为上地幔凹陷区，莫霍面埋深28km。在航空磁测上，它是一条北东向展布的局部磁场异常带，其位置与重力梯级带相当。因此，该断裂带局部地段巳深切到上地幔，其与幔源分异型、同熔型岩浆演化系列相对应。综合看来，断裂带的活动、形成的早期可能与郁南运动有关，在奥陶纪已具雏形；印支运动崛起，产生了韧性剪切、动热变质、混合岩化作用和岩浆侵位活动；燕山运动活动强烈，岩浆侵入频繁，早期以长江系列（相当同熔型）岩浆为主，与铁、铜、铅、锌等矿床有成因上联系；晚期主要以南岭系列岩浆为特色，与钨、锡、铀等矿床有关。直至挽近期仍有活动。6.1984年覃慕陶等《粤西地区金成矿条件及远景预测研究》报告认为：断裂带南起吴川，北到四会威整（为中、南段）长340km，总体走向为30°～40°，倾向北或南东，倾角40°～70°，断裂带主要由16条断裂和3条动力变质带组成，单条断裂长数公里到百余公里。平面上呈舒缓波状延伸，具左行雁列特征，平行主断裂的次级断裂发育，并见有低序次的旋扭构造，是一条宽阔的区域性韧脆性深大断裂带。活动时间始于奥陶纪，现今还在活动。岩浆活动于印支期和燕山期有很多花岗岩沿断裂带侵入，沿带并有超镁铁质岩分布。地球物理（△T）特征表明，断裂带为两种不同性质的区域性磁场分界线，局部磁异常沿带分布；重力场特征为断续分布的梯级带，东部重力高、西部重力低，呈成对出现的局部异常带。据“南海地质调查指挥部”重力资料计算所得，两侧地壳厚度相差2.5～3.6km。地质上位于两个不同地体拼接带，断裂带两侧莫霍面东浅西深，切穿地壳，属超壳深大断裂。二、研究取得的进展及新成果在前人工作基础上，认真分析研究了以往各家对断裂带的认识及成果，通过本次课题的野外调查及室内研究工作，对认为符合客观实际的予以肯定，对认识不足部分，尽可能补充完善，因此获得了较为全面的认识及成果。1.分布规模吴川－四会断裂带是我国东南沿海属于华夏方向构造系的一条深大断裂带，它的划分范围及延伸，一直是各家争议的热点，本研究基本同意陈挺光等（1982）的观点，并作如下补充说明：（1）断裂带两端延伸，以往许多专家只将断裂带局限于吴川、四会之间，我们认为，如此超壳深大不可能在长仅300余公里即行尖灭，只因北延部位被佛岗东西向构造岩浆带所截，使其构造形迹不显而已。我们赞同广东省区域地质志的看法，向北与仁化－英德断裂会合（本书称之为北段）。至于达韶关以后再向北延伸问题，作者对该区大量的地质、地球物理场资料的综合分析和一定的野外实地调查表明，其主干断裂经仁化、长江、塘洞一带见有宏伟的早晚新华夏系复合构造带，糜棱岩带的宽度达百余米（详见后文）。其与陈挺光等（1982）、广东省区域地质志（1988）的观点一致，江西地矿局杨明桂等也赞同这一观点，即向北经遂江与赣江断裂相接，再北延伸与郯庐断裂承接。至于是否有一支经南雄盆地向北东延伸的问题，我们认为，就目前资料尚感不足，以下几个问题难以解决：①断裂带急剧偏东，即呈北东东走向；②主要断裂带大多切穿燕山期花岗岩和白垩－第三系红层；③主要断裂性质多属扭性，少数为张性。从以上3点来看，其表现恰好反映了新华夏系配套的泰山式构造特征，其间还显示有华夏式成分。至于是否存在华夏系构造，目前尚难分辨出来。断裂带南延问题，我们认为：断裂带向南延至吴川、吴阳附近隐伏于新生代地层之下，再往南延至南海之滨，并被雷琼东西断裂所截。（2）断裂带的规模。断裂带由南往北自吴川海滨至粤赣边界全长550km，主干断裂分布宽度10～30km，影响宽度50～60km，最宽达70km。2.产状形态各断裂呈北东向左行雁排列，总体走向为30°～40°，倾向北西或南东，倾角40°～70°。平面上舒缓波状，平行主断裂的次级断裂发育，是一条宽阔的深大断裂带。上述观点基本与覃慕陶等（1994）早期认识相符。至于整个带的形态，我们认为陈挺光等（1982）描述为倒喇叭较为合适，呈北宽南窄走向北东的倒喇叭状形态。3.断裂组合在陈挺光等（1982）认识的基础上补充完善，即断裂带由22条区域性主干大断裂带、夹持于其间的4条动力变质（剪切）带以及与之配套的北西向断裂和派生的旋卷构造所组成，形成一条规模巨大、组构复杂的断裂带。4.断裂性质它是一条继承性的复合断裂带，是一条以压扭性为主的超壳深大断裂。5.物理场特征根据“南海地质调查指挥部”和广东省物探队杨熹云等（1981）的资料，该断裂带是一条重力梯级带，又是两种不同性质的区域磁场分界线。6.岩浆活动我们认为广东省区域地质志（1988）的论述较为完善，它是一个多旋回活动的构造、岩浆变质岩带。除大量的中酸性岩浆沿断裂带侵入外，覃慕陶、袁正新等还提出沿带有超镁铁质岩分布。7.成矿关系在综合前人对成矿认识的基本上，综合新近一些资料及研究成果，提出如下认识。（1）断裂带与黄铁矿、钨、锡、钼、铁、铜、锌、金、银、砷、铀等矿床密切相关。（2）断裂带主要存在三种不同的控矿形式：①受断裂带或其低序次构造控制的矿床，如产于震旦系中受后期旋卷构造控制的黄铁矿床（大降坪），产于晚古生代盆地中的同生沉积或层控式黄铁矿床（西牛、红岩），产于中新生代断陷盆地中的铀矿床（南雄盆地113铀矿床）等；②产于韧性剪切带中属动力成岩成矿作用形成的糜棱岩型金矿床；③燕山期各类花岗岩浆活动伴随形成的各种内生金属矿床。（3）燕山期不同成因花岗岩控制不同的成矿系列，其中南岭系列（系列Ⅰ）花岗岩控制着钨、锡、铅、锌、银、砷、铀等矿床；长江系列（系列Ⅱ）花岗岩控制着铁、铜、铅、锌、银、金、硫、钼等矿床。（4）受断裂带控制的斑岩矿床是本区一大特色：各类斑岩主要产于燕山期，中酸性斑岩产出相对较早，以伴随产出的铜钼多金属矿床著称，晚期主要以酸性斑岩较多，以伴随产出的锡钼矿床为主；斑岩矿床明显受控于低序次的旋卷构造；斑岩矿床具有一定的分带性，由内向外依次为铜、钼－铜、硫、锌、铅、银－金的分带；构造发育完善者往往形成岩体内部、接触带、围岩“三位一体”的斑岩矿床。三、各家主要认识成果沿革表（表1-1）表1-1 吴川－四会断裂带主要认识成果沿革表续表
3，华北东部中生代岩石圈减薄的幅度问题
华北东部中生代岩石圈减薄的幅度主要是指两个方面 ( 吴福元等，2003) : 其一是空间上，岩石圈减薄涉及多大的地理范围? 其二是深度上，岩石圈减薄发生在岩石圈地幔的内部还是包含有地壳的减薄?由于东部岩石圈减薄的概念来源于华北地区的研究，致使有学者怀疑东北和华南地区是否也经历过同样过程。尽管在华北地台以外的东北和华南地区较少存在足以限定早期岩石圈厚度的金伯利岩等岩石 ( Zhang et al.，2001) ，但从华北东部中新生代岩石建造的整体特点出发，很显然，岩石圈减薄也应该同样发生在华南和东北地区 ( Wu et al.，2003;Perry et al.，1988; Daley et al.，1992; Xu et al.，2000; Zhang et al.，2001; 邹 和 平，2001; Xu et al.，2002) 。目前不很明确的是垂向上岩石圈减薄的幅度，基本上有两种观点: 多数人认为岩石圈减薄只表现为岩石圈下部地幔的减薄，现今的岩石圈地幔是减薄后的残留 ( Menzies et al.，1993，1998; 郑建平，1999; 邓晋福等，2000; Xu，2001) ; 但第二种观点认为，减薄已涉及地壳，应是部分下地壳连同下部的岩石圈地幔一同被减薄 ( 移离) ( Grriffin et al.，1998; 吴福元等，1999; 许文良等，2000) 。
4，研究现状与存在的问题
燕山运动是燕山地区以及东部濒太平洋带的一个重大基础地质问题，侏罗纪—白垩纪时期，虽然燕山地区位于中朝地台的中央核心部位，但突然发生了强烈的大规模花岗岩类岩浆活动和褶皱作用、收缩和伸展断裂活动以及盆地内的陆相沉积充填作用，形成了一个特殊的所谓 “板内”造山带，被称为 “一个迷惑的造山带” ( an enigmatic orogen) ( Daviset al.，1998) 。研究岩石圈厚度等主要有以下途径: 地球物理方法、典型剖面法、岩石学探针方法等。其中岩石圈地幔主要是通过基性、超基性岩约束; 大陆深部地壳主要通过地球物理、产于火山岩中的深部地壳包体、出露地表的大陆地壳剖面、岩浆岩示踪法等来研究; 大陆上地壳主要通过对大区域出露的不同岩石进行系统取样和分析、对代表大陆上地壳物质细粒碎屑沉积岩的平均混合样品等的研究 ( 高山等，1999; 高山，2005) 。目前对于大陆地壳的研究，已获得如下共识: ①地壳垂向存在明显的变质分层，其中上地壳主要由未变质的岩石及绿片岩相岩石和花岗质侵入体组成，中地壳主要由角闪岩相岩石组成 ( 如英云闪长-奥长花岗-花岗闪长质片麻岩) ，下地壳主要由麻粒岩相岩石组成;②对全球大陆地震波速和地表热流的研究要求从上地壳至中地壳至下地壳随着深度增加，岩石逐渐变得更基性，即 SiO2含量降低。引起地壳厚度变化的原因有: ①物质加入及运动变化 ( 如底板垫托、岩浆侵入、沉积加厚、部分熔融、岩浆喷发等) ; ②构造变形 ( 如拉伸变薄、挤压增厚等) 。过去认为大陆地壳生长主要发生在太古宙时期 ( Taylor et al.，1995) ，其生长和消失主要发生在与俯冲作用有关的大陆边缘环境 ( continental margin) 。近年的研究表明，元古宙和显生宙地壳生长可能亦十分重要，主要与地幔柱岩浆活动有关的板内 ( intraplate) 环境 ( 大陆内部和大洋盆地) 同样是大陆地壳生长的重要场所 ( Rudnick，1995) 。除喷发至地表以外，玄武质岩浆的底侵作用 ( underplating) 是板内幔源岩浆进入地壳的主要方式之一。底侵作用不仅造成地壳生长，同时底侵作用带来的异常热源是诱发地壳深部熔融，形成花岗岩浆的重要驱动力 ( Voshage et al. ，1990) 。底侵作用使得地壳生长从下地壳开始，地壳最深部最年轻。这种地壳年龄结构与过去根据地表研究得出的随深度增加岩石变老的年龄结构相反( Rudnick，1990) 。众所周知，太古宙初生大陆地壳的岩石和化学组成与现今的大陆地壳不同，它主要是英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩质 ( TTG) 。地球化学和实验岩石学的研究已证明，TTG 是由已转变为含石榴子石的斜长角闪岩和榴辉岩的太古宙拉斑玄武岩局部熔融而来，这种拉斑玄武岩的动力学背景一直悬而未决，它取决于板块构造学对太古宙是否起作用。目前存在两种假说: 一种认为 TTG 是由一种热的俯冲板片 ( hot subducting slab) 熔融而生成; 另一种则认为 TTG 是由热点处底侵玄武岩 ( underplated basalts) 熔融而形成。代表中新生代地壳生长主要部位之一的环太平洋岛弧活动大陆边缘的侵入岩浆活动亦以 TTG 和花岗岩浆为特征，许多显生宙造山带也具有类似性。实验岩石学研究证明，地幔橄榄岩的部分熔融不可能产生具 TTG 典型特征的岩浆，TTG 岩浆的产生主要通过玄武质榴辉岩部分熔融产生，其形成压力≥1. 6GPa ( Rapp et al. ，1991; Rudnick，1995) 。自埃达克岩 ( adakite) 概念引入我国后，我国学者开展了一定的工作，并取得了较大进展 ( 王焰等，2000; 张旗等，200la，2001b，2001c，2001d，2003，2004，2005，2008;王强等，2001a，2001b，2003，2008; 吴福元等，2002; Xu et al. ，2002; Xiao et al.，2006; 张丽芬等，2006; 余良范等，2008; 曾俊杰 等，2008; 张海祥 等，2008; 李永军等，2008; 康志强等，2009) 。尤其是张旗等提出在中国东部燕山期存在大量埃达克质岩( 包括北京西山地区周口店岩体) 的观点，由于其岩浆形成深度对燕山期中国东部地壳厚度具有制约作用，并涉及中国东部中生代的地球动力学过程与演化，故而一经提出就引起了较大的反响。Xiao and Clemens ( 2006) 针对中国东部富钾埃达克岩进行的实验岩石学研究表明其起源深度可达 66 km，为重新认识花岗岩浆的形成深度提供了新的思路。虽然周口店岩体是我国研究历史最为悠久的岩体之一，但其研究工作尚在不断完善中，研究程度还有待于进一步提高。周口店岩体所具有的高 Sr 低 Y 等地球化学特征与埃达克岩非常相似，使人们考虑周口店岩体是否应该属于埃达克岩，这样其成因和侵位机制就需要进行重新考虑。宋鸿林 ( 1996) 曾认为周口店侵入体是中生代的一个典型的变质核杂岩，而何斌等 ( 2005) 的研究则认为周口店地区可能不存在变质核杂岩，周口店岩体边缘的官地太古宙杂岩是基底岩石随岩体底辟流动上升带到地壳上部的。北京西山的变质作用研究较详细的是周口店岩体周围的接触热变质作用。王方正( 1990) 通过系统地层剖面的岩石学研究和地质填图工作，在该区发现一套有蓝晶石存在或与蓝晶石形成有成因联系的热动力变质岩 ( 称为蓝晶石带) ，为印支或更早时期的产物。并由此得出北京西山地区从印支期—燕山期是一个降压过程，反映该区盖层地壳总体上为抬升的趋势。这一结论更多是由野外证据推测所得，没有相应的同位素年龄数据支撑。总结北京西山地区中生代岩浆作用 ( 周口店岩体) 、变质作用以及华北东部中生代岩石圈厚度等研究领域，还存在许多问题有待深入研究。例如:1) 周口店岩体的准确侵位时间、岩浆起源深度、岩浆物质来源等问题及对岩石圈减薄的约束。2) 周口店岩体是否属于埃达克岩及侵位机制等问题对深部地壳变化的约束。3) 北京西山地区变质岩所代表的变质热事件对中下地壳变化的约束。4) 北京西山变形事件发生的时间问题及对地壳厚度变化的约束。5) 北京西山岩浆、变质、变形对地壳厚度变化的影响是一个复杂的非线性变化，如何将这三种因素进行综合分析也是需要深入探索的问题。本书目的就是对上述问题进行探索，以求对华北东部中生代岩石圈增厚、减薄建立新的模式。
5，（三）岩石学和地球化学特征
1.浅变质岩浅变质岩单元指区内出露的古元古界甘陶河群轻度变质的碎屑岩、板岩、千枚岩和中浅变质的基性火山岩类。这套岩石矿物的重结晶作用明显，具轻微的变质特征。岩石基本上保留了原岩的结构构造和矿物成分特征，属低级区域变质作用的产物。其原岩为碎屑岩、火山岩和碳酸盐岩，自上而下构成了一个完整旋回，与下伏太古宙深变质岩系、上覆中元古代沉积岩系均呈不整合接触。上覆的中元古代沉积岩系在地貌上往往形成巍峨的峭壁或单面山，古元古代浅变质岩风化破碎形成缓坡或小山包，这些缓坡或小山包植被发育，二者组合构成了太行山独特的地貌景观，最典型的地区是赞皇县境内的障石岩风景区。（1）变质砂砾岩类岩石呈灰色及深灰色，粗粒变余砂砾状结构，层状构造。常具磁铁交错层理构造，碎屑成分为长石和石英。泥质、粉砂质胶结，胶结物具强烈的绢云母化。长石含量约25%，粒度在1～2mm间。石英含量为65%，粒度在1～2mm不等。砾石成分为长石、石英和岩屑，砾石的粒度一般2.5～4mm。根据砾石含量的不同，岩石依次为变质砾岩、变质砂砾岩、变质含砾砂岩。此类岩石在南寺组一段下部最发育。（2）变质砂岩类包括各种变质含砾长石砂岩、变长石砂岩、变长石石英砂岩。岩石呈黄灰色、灰色和灰白色。中—粗粒变余砂状结构，层状构造。碎屑成分为长石25%～30%，石英60%～70%，胶结物为泥质和粉砂质。此类岩石在甘陶河群各段地层中均有分布，以南寺组一段中部最为发育。（3）板岩类颜色多为黑色、青灰色、灰色等，变余泥质粉砂结构，板状构造。岩性致密，常具密集的劈理和板劈理。板理面平滑而脆硬。矿物成分为粘土矿物和长石、石英，板理面上常见绢云母发育。板岩类由黑色板岩、千枚状板岩、砂质板岩和凝灰质板岩组成。黑色板岩普遍含黄铁矿，板理极为发育，常剥离成完整的板块，可做建筑装饰石材。千枚状板岩是板岩与千枚岩的过渡类型，主要特征是呈黄灰色，具有板状构造和千枚状构造，有时可见斑点状褐铁矿化。砂质板岩中常见泥砂质条带及长英质条带在岩石中形成薄层构造，局部可见长英质肠状构造。凝灰质板岩属基性火山碎屑岩和凝灰岩与泥砂质板岩的过渡类型。岩石多呈青灰色，板理较发育。（4）千枚岩类包括绢云千枚岩和绿泥绢云母千枚岩。岩石为绿灰色及灰色，鳞片变晶结构，变余粉砂泥质结构，千枚状构造。矿物组合为绢云母、石英、钠长石、绿泥石等。（5）变质火山熔岩为甘陶河群地层中广泛分布的浅变质玄武岩和安山岩类。岩石多呈灰绿色-黑绿色。一般为变余粗玄-变余间隐结构，常具纤维状、纤粒状变晶或筛状变晶结构，有时呈鳞片粒状变晶结构，变余杏仁状、气孔状、块状及枕状构造。岩石中矿物成分具有重结晶作用，多为细粒及隐晶状。矿物成分为角闪石和中基性斜长石。次要矿物有黑云母、绿泥石、绿帘石、石英和方解石等。副矿物主要为钛磁铁矿、磁铁矿、黄铁矿和榍石、磷灰石，主要产于杏仁体中。岩石普遍具绿泥石化，常在熔岩与围岩的接触部位形成强烈片理化的岩石。与此同时往往伴生有金属硫化物的黄铁矿、黄铜矿等矿化现象。（6）变质火山碎屑岩类这类岩石的矿物成分和化学成分总体特征基本相同，因碎屑的粒度、含量不同而分为火山集块岩、火山角砾岩和凝灰岩。火山集块呈次棱角状和浑圆状，砾径一般为100～200mm，最大可达600mm。火山角砾为棱角-次棱角状，砾径一般为30～100mm不等。集块和角砾岩由火山熔岩和砂质胶结，胶结紧密。凝灰岩呈鳞片变晶结构，变余火山碎屑粉砂泥质结构，具千枚状构造。（7）白云岩类岩石由浅灰色中层、薄层大理岩化白云岩、砂质白云岩组成，白云岩有硅质条带和灰白色石英砂岩夹层。大理岩化白云岩中普遍发育线理构造，可见风化漏斗和裂隙等古岩溶地貌，并被上覆沉积物充填。2.副变质地层区内的副变质地层，宏观上以似层状体产出，横向分布相对比较稳定，并且都受相同期次的变形变质作用影响。但由于各变质地层单位所处构造位置和原岩组成的不同，其变形变质程度也表现不同。变形作用主要表现在浅粒岩中的长英质组分形成圆球状、椭圆状、条带状不均匀变形带，局部粒状岩石中长英质矿物普遍具有拉长变形特点，在变形强烈部位形成构造眼球或小型韧性变形带。在露头上，可见岩石中保留了较多的原始沉积组构，如钾长浅粒岩中磁铁矿形成的包络面，显示出原始沉积层理特征；角闪斜长变粒岩中粒度变化形成的变余层理；粒状岩石中保留的砂状结构等。区域地质研究成果证明副变质地层的原岩为一套陆源粗碎屑岩-泥质岩-碳酸盐岩沉积。（1）岩石组合特征副变质地层主要岩石组合类型为片岩类、长英质变粒岩类、大理岩类，地层中见少量角闪岩类薄层或夹层。1）片岩类：包括白云片岩、石榴黑云片岩、云母石英片岩、角闪片岩、钙质片岩以及蚀变类型的角闪绿帘片岩和阳起绿帘片岩等。岩石变形强烈，发育小褶皱、鳞片变晶结构、变斑状构造。矿物成分复杂，不同岩石类型矿物成分及其含量见表1-1-2。2）长英质变粒岩类：可进一步分为3种：a.磁铁石英岩类：粒状变晶结构，具分层的细条带状构造，分别由磁铁矿和石英组成。次要矿物为普通角闪石、镁铁闪石、单斜辉石和黑云母等。b.变粒岩：包括黑云变粒岩、角闪变粒岩、二云变粒岩、透辉斜长变粒岩。岩石松软，易风化，多形成平缓地貌。中层、中薄层产出，弱片麻状、平行粒状构造，鳞片细粒变晶结构，粒柱变晶结构。矿物成分复杂，主要矿物有斜长石、石英、钾长石、黑云母、角闪石、透辉石、方解石、磁铁矿、白云母等。副矿物有磷灰石、榍石、锆石、绿帘石等，不同岩石类型矿物成分及其含量见表1-1-3。c.浅粒岩：主要为钾长浅粒岩、斜长浅粒岩、角闪浅粒岩、钾长石英浅粒岩等。岩石呈肉红色、褐红色、变余砂状结构，粒状变晶结构。岩石坚硬，具砂岩外貌特征。主要矿物组成有钾长石10%～40%、斜长石30%～50%、石英15%～40%，次要矿物为普通角闪石、磁铁矿、白云母、黑云母等。表1-1-4列出了副变质地层主要浅粒岩类型的矿物组成。表1-1-2 副变质地层片岩类矿物成分含量表1-1-3 副变质地层变粒岩类矿物成分含量续表表1-1-4 副变质地层浅粒岩的矿物含量3）大理岩类：白色、灰白色、绿色、粉红色、红色，变余薄层、中层构造，少数变余巨厚层构造，中粗粒变晶结构。矿物成分以方解石、白云石为主，并以两种矿物相对含量分为钙质大理岩与白云大理岩。以透闪白云石大理岩、透辉石大理岩分布最广，其次为透辉石白云石大理岩、含阳起石斜长大理岩、金云母白云石大理岩等。大理岩多不纯，白云石或方解石含量在15%～90%之间变化，透辉石、透闪石、石英、斜长石、钾长石、金云母、白云母、黑云母、方柱石等多种矿物，其含量在0～30%范围变化。副矿物有磷灰石、榍石等。表1-1-5列出了区内主要大理岩类型的矿物成分含量。表1-1-5 副变质地层大理岩类矿物成分含量（2）岩石地球化学特征表1-1-6、表1-1-7分别列出了副变质地层主要岩石类型的主要氧化物含量和微量元素丰度。从表中可以看出，主要岩石类型的氧化物含量变化较大，尤其是 SiO2、Al2O3、Fe2O3、FeO、CaO、K2O、CO2。浅粒岩中SiO2含量最高，一般达75%以上。CaO在大理岩中最高，而SiO2含量最低，不超过30%。铁含量在片岩和变粒岩中最高，可高达20%，而在浅粒岩和大理岩中不超过4%。钾含量变化较大，在浅粒岩中含量最高，在大理岩中不到1%，钾含量与岩石中钾长石和黑云母含量密切相关，如石榴黑云片岩、石英钾长浅粒岩和含磁铁浅粒岩中钾含量高达6%以上。磷的含量一般较低，而在大理岩中磷含量有增高的趋势。表1-1-6 副变质地层主要岩石类型岩石化学分析结果表1-1-7 副变质地层主要岩石类型微量元素丰度/10-6微量元素含量变化幅度较大，其与岩石的矿物类型和所占比例有关。如Sr 的含量主要与斜长石的含量呈正相关，在斜长角闪片岩和黑云变粒岩中最高。金属元素含量主要与角闪石、辉石和石榴子石的含量有关，在石榴黑云片岩、斜长角闪片岩中 Cu、Pb、Zn、Co、Ni含量最高。从表1-1-8中看出除少数样品外，稀土含量普遍较低。大理岩类稀土含量最低，稀土总量（∑REE）不足50×10-6。稀土含量在含矽线石的浅粒岩中最高，可达600×10-6以上。片岩类和变粒岩除个别样品外稀土总量一般不超过100×10-6。表1-1-8 副变质地层主要岩石类型稀土元素含量/10-63.正变质地层正变质地层以黑云斜长变粒岩为主，角闪斜长变粒岩、斜长角闪岩和二长浅粒岩薄层交互产出，它们局部相变为黑云斜长片麻岩和角闪斜长片麻岩。地层中偶夹不足1m厚的条带状磁铁石英岩、角闪磁铁石英岩和二辉磁铁石英岩。研究证明正变质地层的原岩建造为一套以中基性火山岩为主的岩石，偶夹薄层硅铁沉积岩。它们主要出现在太古宇麻清河岩组、王家湾岩组和元坊岩组中。（1）岩石组合特征1）变粒岩类：变粒岩是正变质地层中分布最广的岩类。岩石呈浅灰—褐灰色，岩石松软，易风化，多呈低缓山脊或平缓山顶地貌。平行粒柱状鳞片变晶结构，偶见变余砂状结构；块状、弱片麻状、条纹状构造及变余韵律层理构造。主要由斜长石、石英、普通角闪石或黑云母及钾长石等组成。根据矿物含量及相对变化，进一步分为黑云斜长变粒岩、黑云二长变粒岩、角闪斜长变粒岩及其之间的过渡类型。其中以黑云母斜长变粒岩分布最广，可占变粒岩类的85%。黑云斜长变粒岩：浅灰—灰白色，以矿物粒度细、分布均匀、变化小、延伸稳定为其主要特点。矿物成分及含量一般为：斜长石50%～65%，石英10%～25%，黑云母10%～25%，钾长石0～10%。黑云母和角闪石二者互为主次，当角闪石含量大于黑云母时，岩石相变为角闪斜长变粒岩。岩石含石榴子石较普遍，副矿物有磷灰石、磁铁矿、锆石、榍石及透闪石、白钛矿、石墨等。表1-1-9列出了正变质地层主要岩石类型的矿物成分含量统计资料。少数岩石中矿物成分及粒度有规律变化，显示了变余韵律层理的构造特点。矿物蚀变比较强烈，斜长石被绢云母、矽线石、黝帘石交代，角闪石局部被绿泥石、绿帘石化，黑云母不同程度的绿泥石化。2）斜长角闪岩类：分布较普遍，多呈夹层出现，局部与黑云斜长变粒岩、角闪斜长变粒岩交互产出，组成韵律层理。延伸不稳定，部分呈透镜状断续分布。深灰、灰黑色，岩石坚硬抗风化，多呈突起地貌。粒柱状变晶结构，变余火山晶屑结构，块状、斑点状构造。主要有普通角闪石45%～65%，斜长石30%～50%，及少量石英组成，有的含少量黑云母、透辉石、石榴子石、绿帘石等。副矿物为磷灰石、榍石、磁铁矿、锆石、石墨、金红石等。角闪石多呈柱状或不完整柱状，明显具有方向性拉长，平行定向分布，粒径0.2～3mm，一般为0.3～1mm，局部绿泥石、绿帘石化。有些角闪石中包裹棱角状、不规则状斜长石晶体，成为变余火山碎屑结构。斜长石粒度为0.2～1mm，呈多边形粒状同角闪石镶嵌在一起，以黝帘石化、绢云母化蚀变最为普遍，有的全部被绢云母、矽线石、纤闪石等集合体交代。石榴子石多数结晶粗大，多数为1～3mm，个别达十几毫米，成变斑晶。石榴子石变斑晶包裹石英、黑云母和炭质包体，成为残缕结构。3）磁铁石英岩：岩层为中薄层、透镜状产出，层厚一般5～20cm，围岩为斜长角闪岩。岩石新鲜面为深灰色，风化面为褐黄色，镶嵌粒状变晶结构，块状条带状构造。岩石主要由石英（60%～70%）和磁铁矿（25%～30%）组成。有些岩石含有角闪石、石榴子石、透辉石、黑云母，偶见紫苏辉石，一般含量较少，少数岩石石榴子石含量达35%，角闪石含量达10%～20%。副矿物主要为磷灰石、锆石、榍石和褐铁矿等。石英内部变形特征明显，毕姆纹最发育，变形纹、变形带及波状消光现象明显。石英定向拉伸明显，与长条状磁铁矿构成深浅相间的平直条纹或条带平行定向排列。磁铁矿呈自形或半自形。矿物蚀变比较普遍强烈，透辉石多被角闪石、褐铁矿等沿边部解理进行交代，黑云母绿泥石化，石榴子石也被绿泥石化成网状。（2）岩石地球化学特征表1-1-10～表1-1-12分别列出了正变质地层的岩石化学、稀土元素和微量元素的分析结果。资料结果显示变粒岩类SiO2含量变化范围较大，为51%～76%，铁质含量为2.5%～11%，K2O含量比较高，为0.8%～6.58%，CaO含量变化范围大，为0.5%～7%。角闪岩类主要氧化物含量变化比较小，SiO2含量集中分布在48%～50%很小的范围；铁质含量比较高，集中于11%～15%范围内；CaO含量为6%～8%；Na2O含量为2.4%～2.9%，而K2O含量低，为0.74%～1.51%之间。磁铁石英岩的突出特征是高铁含量，可高达35%以上。表1-1-9 正变质地层岩石类型与矿物成分含量表变粒岩类的稀土含量比较高，除个别样品外，大多数岩石的稀土总量超过100×10-6，最高达190×10-6，其轻稀土元素明显富集。除石榴斜长角闪岩外，角闪岩类稀土含量比较低，一般在70×10-6以下。磁铁石英岩稀土含量极低，稀土总量仅13.46×10-6。变粒岩类Ba、Sr、Cs、Zr含量比较高，Ba含量变化于（193～1123）×10-6，Sr含量为（97～509）×10-6，Cs含量为（1.0～5.8）×10-6，Zr含量范围为（94～183）×10-6。角闪岩类高金属元素和钒，V含量为（130～350）×10-6，Cr含量为（68～226）×10-6，Ni含量为（40～140）×10-6，Co含量变化于（23～44）×10-6，Sc含量明显高于变粒岩类，其含量为（22～47）×10-6。磁铁石英岩的微量元素含量普遍较低。表1-1-10 正变质地层岩石化学分析结果表1-1-11 正变质岩稀土元素分析结果/10-6表1-1-12 正变质岩微量元素分析结果/10-64.黑云斜长片麻岩根据形成时代及与构造运动的关系，区域地质研究成果将研究区内变质深成岩划分为3个旋回：即中太古代阜平旋回、新太古代湾子旋回和古元古代吕梁旋回。根据我们前述的岩石单位划分方案，黑云斜长片麻岩包括了坊里条带状黑云斜长片麻岩、石家栏黑云斜长片麻岩和大石峪黑云角闪斜长片麻岩。（1）岩石特征岩石浅灰色，中细粒鳞片变晶结构，片麻状构造。片麻岩中有变质地层包体。包体大小不一，包体大多为透镜状、椭圆状、不规则状、长条状或串珠状，包体最大扁平面平行片麻理。片麻岩中最常见的包体是各种成分的变粒岩、角闪岩和浅粒岩。此外，有些岩石受混合岩化作用，有长英质脉体呈稀疏条带状分布。矿物成分主要为斜长石、钾长石、石英，暗色矿物为黑云母和普通角闪石组成。局部岩石的钾长石含量增高，使岩石成为钾长斜长片麻岩或二长片麻岩。副矿物主要为磷灰石、锆石、磁铁矿、榍石、黄铁矿、石榴子石等。（2）岩石地球化学特征表1-1-13列出了3个地区的黑云斜长片麻岩岩石化学分析结果。资料结果显示黑云斜长片麻岩类 SiO2含量变化范围在73.66%～57.88%之间，平均含量为69.95%～61.46%。铁质含量普遍较低，在3.76%～6.12%之间，碱质含量（K2O+ Na2O）比较高，一般大于6%。坊里片麻岩K2O含量大于Na2O，而大石峪片麻岩和王家崇片麻岩Na2O含量大于K2O。黑云斜长片麻岩的P2O5含量比较高，一般在0.20%以上。黑云斜长片麻岩的CaO含量较低，为1.13%～6%之间。表1-1-14、1-1-15列出了黑云斜长片麻岩的稀土元素和微量元素含量分析结果。黑云斜长片麻岩的稀土含量普遍较高，稀土元素总量为（182～497）×10-6，大多数样品的总稀土含量大于200×10-6。黑云斜长片麻岩明显富集轻稀土，显示了明显的轻/重稀土分馏作用。黑云斜长片麻岩的微量元素含量与维氏的地壳值相比，Ba、Sr、Zr、B、Sc等元素含量高；Cr、Ni、CO等亲铁元素含量偏低。5.黑云二长片麻岩该岩石单位包括了茹家庄眼球状花岗片麻岩、老人坪眼球状黑云二长片麻岩、蔡家庄条带状黑云二长片麻岩和孔家庄黑云二长片麻岩等填图单位。这些填图单位分属于湾子旋回和阜平旋回的变质深成岩。区域地质研究发现，它们与区内变质地层呈明显的侵入接触关系，并在片麻岩中见有各种类型的表壳岩包体。黑云二长片麻岩与黑云斜长片麻岩往往呈渐变过度，不存在明显的接触界线。（1）岩石特征岩石肉红色，鳞片粒状变晶结构、变余斑状结构、变余二长结构，片麻状构造、眼球状构造、条带状构造。岩石主要矿物有斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母。副矿物以锆石、磷灰石、磁铁矿、黄铁矿为主，榍石、金红石、黄铜矿等次之。（2）岩石地球化学特征黑云二长片麻岩岩石化学成分见表1-1-16。岩石中SiO2含量较高，平均含量在66.88%～72.16%，变化范围在63.19～75.52%之间，为SiO2过饱和岩石。全碱含量平均大于7%，一般K2O >Na2O；全铁含量变化较大，茹家庄花岗片麻岩平均1.25%，刘家庄花岗岩平均4.36%，个别样品高达7.19%；刘家庄花岗片麻岩中P2O5平均含量为0.27%，显著高于其他岩石中的含量。岩石的稀土元素含量和微量元素含量见表1-1-17、1-1-18，与维氏地壳值相比，岩石富含Ba、Zr、Rb、B、SC，贫Sr、Cs、Hf、Ni、V、Cr为特征。稀土总量变化比较大，孔家庄花岗片麻岩的稀土总量最低，平均34.87×10-6，刘家庄花岗片麻岩稀土含量最高，稀土总量平均为192.89×10-6，个别样品达256.6×10-6.所有样品都表现出轻稀土元素富集，轻重稀土分馏明显。表1-1-13 黑云斜长片麻岩岩石化学分析结果表1-1-14 黑云斜长片麻岩稀土元素分析结果/10-6表1-1-15 黑云斜长片麻岩微量元素分析结果/10-6表1-1-16 黑云二长片麻岩岩石化学分析结果表1-1-17 黑云二长片麻岩稀土元素分析结果/10-6表1-1-18 黑云二长片麻岩微量元素分析结果/10-66.花岗岩类花岗岩类主要是在五台期和吕梁期两个侵入时代形成的，五台期形成了大花岗岩基，如许亭岩体；吕梁侵入期形成小花岗岩体，如鹿峪岩体、张北洼岩体等。岩体与表壳岩或太古代深变质岩系为侵入接触关系，虽然由于混合岩化的影响，有的地方侵入接触关系已经模糊不清，但在很多地方都是比较清楚的。岩体边部有大量围岩捕虏体或残留体分布。捕虏体大小不等，形态各异，一般与寄主岩石界线清晰，同化混染不明显。花岗岩岩体与上覆沉积岩系或元古宇浅变质岩系呈沉积接触关系，在底砾岩中见有岩体的砾石，在砂岩中见有岩体成分的碎屑。花岗岩岩体中有后期基性岩墙（辉绿岩）和大量花岗伟晶岩脉穿插。花岗岩类中最常见的岩石类型包括斑状花岗岩、奥长花岗岩、弱变质中—细粒花岗岩、二长花岗岩。（1）岩石特征斑状花岗岩：它是分布最广的岩石类型，是许亭岩体的主要岩石类型。斑状花岗岩多为灰红—肉红色，风化后呈褐黄色，变余似斑状结构、花岗变晶结构，基底多具文象连生结构，块状构造，有时具片麻状构造。斑晶以石英为主，粒度3～5mm，含量约在10%～15%之间，有时也可见微斜条纹长石和斜长石斑晶。基质以微斜长石和条纹长石为主，少量斜长石。暗色矿物以黑云母、绿泥石为主，可见白云母和普通角闪石。暗色矿物分布不均匀，局部集中成墨渍状、团块状，含量一般小于20%。副矿物为磁铁矿、锆石、绿帘石、榍石，少量的重晶石、萤石、黄铁矿和自然铅。奥长花岗岩：黄白-浅黄-浅灰黄色。浅色矿物主要由长石、石英组成，长石主要为钠奥长石，其次为微斜长石和钠长石。暗色矿物以黑云母和白云母为主，偶见普通角闪石，有时被绿泥石交代。副矿物有磁铁矿、锆石、磷灰石、绿帘石等，偶见黄铁矿。岩石具中粒花岗结构，显微文象连生结构，交代条纹结构，块状构造和片麻构造。弱变质花岗岩：白羊岭花岗岩岩基是这类岩石的典型代表。该岩石类型为弱变质中细粒花岗岩。成岩后曾发生强烈伟晶岩化，致使花岗伟晶岩成网脉状、不规则脉状及囊状密集分布，尤以边部为甚，几乎掩盖了主体岩石的真面目。主体岩石为中细粒花岗岩，呈灰白色或浅肉红色，块状构造，中细粒花岗结构，矿物粒径一般为1～4mm。主要矿物成分：石英：他形粒状，具波状消光，含量一般为20%～30%。钾长石：主要为微斜长石、条纹长石，他形粒状，含量45%～50%。斜长石：多呈他形粒状，少数为半自形，为更长石，含量低于钾长石，为20%～25%。黑云母一般小于5%。副矿物主要有：锆石、磷灰石、磁铁矿、褐帘石等，局部可见石榴子石。岩石成岩后遭受蚀变，主要表现为钾长石具泥化，斜长石具绢云母化及碳酸盐化，黑云母强烈绿泥石化，并析出钛铁质。（2）岩石地球化学特征表1-1-19列出了3个花岗岩岩体的化学成分分析结果。许亭岩体SiO2含量比较高，变化范围在73.25%～75.95%之间；Al2O3含量比较低，大多数样品不超过11%；总铁含量为4%～5%；碱质含量大于7%，K2O含量一般大于Na2O。表1-1-19 花岗岩类岩石化学分析结果南洼岩体SiO2含量变化范围为67.62%～72.35%；Al2O3含量在11.37%～12.81%；总铁含量比较高，一般大于5%；碱质含量大于7%，K2O含量一般大于Na2O。白羊岭岩体的突出特征是高硅、高铝、高碱含量，SiO2含量都大于74%；所有样品的Al2O3含量都大于13%；碱质含量大于8%，K2O含量大于Na2O。全铁含量比较低，仅1%左右。表1-1-20列出了许亭花岗岩岩体的稀土元素含量。结果显示许亭花岗岩稀土总含量比较高，除个别样品外，大多数样品的稀土总量超过300×10-6。轻稀土La、Ce、Pr较为富集，轻重稀土元素分馏明显。表1-1-20 许亭花岗岩岩体的稀土元素分析结果/10-6
6，深源捕虏体的化学成分
化学成分见表6-8。表6-8 岚皋地幔辉石岩全岩化学成分（wB/%）1～2.角闪石岩，3～4.磷灰角闪石岩，5.金云角闪辉石岩，6～9.辉石角闪石岩，10～11.角闪辉石岩。辉石岩是新生代玄武岩中常见的地幔岩石类型，但角闪石岩和金云母岩很少见到，华北块体古生代金伯利岩中曾发现过少量辉石岩和金云母岩但也未见到角闪石岩。与新生代地幔辉石岩相比，岚皋地幔辉石岩SiO2，MgO含量偏低，TiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O高，反映遭受过交代作用。如K2O，前者一般在0.5%以下，而岚皋的辉石岩高达1.88%；前者的TiO2多数在1.5%以下，后者高达4.67%，这与前者属深熔岩浆在地幔内部结晶成因，而后者为地幔交代成因有关。岚皋深源捕虏体的REE为轻稀土富集型（图6-18），含金云母和磷灰石的岩石LREE含量最高，角闪石岩其次，辉石岩最低，表明了金云母和磷灰石是REE的主要载体，也进一步证实深源捕虏体的交代成因。交代流体富含H2O、K、P和不相容元素。微量元素蛛网图（图6-19）显示总体上不相容元素的富集，除Th出现负异常外多数都相当于球粒陨石的10～100倍，特别是Nb、Ta都显示明显的正异常，表明研究区的辉石岩角闪石岩不是下地壳的组成。对金云角闪辉石岩进行过全岩Rb-Sr和Sm-Nd等时年龄测定，结果分别是662Ma和636Ma，二者相差不大，取平均值为650Ma，可将它视为金云角闪辉石岩形成的年龄，也就是地幔交代事件发生的年龄。表6-9列出了同位素测定的数据。表6-9 岚皋地幔辉石岩全岩微量元素成分（wB/10-6）引自徐学义（1998），V、Nb、Y为X荧光光谱分析，其他微量元素为中子活化分析。图6-18 岚皋深源捕虏体REE配分图（据徐学义，1998）A—金云角闪辉石岩及磷灰角闪石岩；B—角闪石岩；C—辉石角闪石岩；D—角闪辉石岩图6-20显示，金云角闪辉石岩的投点位于OIB区靠近MORB，但仍属亏损地幔区，与安徽女山新生代地幔二辉橄榄岩相比，前者的εNd（t）变化于3.67～5.28，后者为5.1～10.96，前者较后者略富集。辉石岩投点区靠近寄主岩投点区，表明二者关系密切。推测交代成因的地幔辉石岩系列是煌斑岩的源区。地幔交代事件在微量元素系统中有明显的富集的记录，但在同位素系统中，在650Ma的富集作用的记录比较弱或比较滞后。即使在岩浆侵位时（413Ma），寄主岩所反映的源区信息仍然是亏损地幔的特征。可以看出地幔交代事件发生后，在约200Ma的时间间隔内同位素系统没有出现Sr、Nd的富集（表6-10），与微量元素的富集行为不耦合，有差别。总之，由岚皋深源捕虏体反演的地幔具有交代特征，交代流体是以熔体为主，熔体可能源于地幔柱，至少岩浆源区地幔经历过岩石圈与上涌软流圈（或地幔柱）的层圈相互作用，这一点是可以肯定的（详见第8章）。图6-19 岚皋深源捕虏体微量元素蛛网图（引自徐学义，1998）
7，琼州海峡地质构造特征及成因分析
彭学超摘要 利用在琼州海峡所采集的综合地质地球物理资料和围区地质资料，对该海峡的浅层单道剖面和高分辨率多道地震剖面进行了地震层序划分及地质解释，阐述了主要地震层序与界面的反射特征，以及浅部地层的岩性特征，并对琼州海峡上新世－第四纪的构造发展史及海峡成因作了初步分析，这对琼州海峡的环境保护及研究雷州半岛、海南岛区域地质有着极其重要的意义。关键词 琼州海峡 地震层序 构造发展史 海峡成因 潮流 冲刷侵蚀弄清琼州海峡的成因，对琼州海峡的环境保护及研究雷州半岛、海南岛区域地质极其重要。以往，由于该区缺乏地震调查资料，对琼州海峡成因的研究仅利用重、磁资料及区域地质资料进行推断。地质、地球物理学家普遍认为琼州海峡成因是海峡两侧存在东西向深大断裂，海峡中部发生东西向的断陷下沉。通过对在海峡采集的单道、多道地震资料进行分析研究认为：琼州海峡不存在东西向深大断裂，海峡走向与中深部构造走向不符（互相垂直），海峡并非构造成因为主，而是冲刷剥蚀成因为主。自1995年以来，在承担琼州海峡跨海桥、隧道工程地质地球物理调查时，先后在该区分别进行了三个航次的地球物理调查及地质钻探，取得了2000多公里的水深、旁侧声纳、浅层剖面和单道地震剖面等资料，700多公里的高分辨率多道地震剖面，以及35口钻孔资料（图1）。利用这些资料对琼州海峡构造发展史及成因进行了分析。1 区域地质特征琼州海峡位于北部湾—雷东盆地（寇才修，1985）东部的雷州半岛—万山隆起的南部，盆地总体呈北东东走向，其南界为海南岛北部的定安—白马井断裂，北界为遂溪—北海断裂。区内断裂发育，有北东、北西和东西向三组，以北东向断裂为主；东西向断层主要分布于盆地的北侧和南侧。新生代沉积基底由下古生代的加里东变质岩系、上古生代台地相轻变质岩系（碎屑岩、碳酸岩夹煤和火成岩）和中生代的河湖相碎屑岩组成。沉积盖层新生界发育齐全，古新统一上新统均有分布。据钻井资料，新生界在雷州半岛和海南岛北部的沉积厚度为1013～3507m。古新统一下渐新统为陆相沉积，中、上渐新统一上新统为三角洲—滨、浅海相沉积（其中中新统含有孔虫、介形虫化石）。第四系为玄武岩，主要分布于海峡两岸的陆上，厚度一般小于30m。图1 琼州海峡跨海桥、隧道工程主要调查测线及钻孔位 Fig.1 The place of main investigating line and drillhole for tunnel and bridge across Qiongzhou Strait2 单道地震反射特征及地质解释2.1 地震反射界面特征根据单道地震剖面反射特征（图2），在剖面上自上而下解释了R1、R2、R33个特征明显的反射界面，各界面特征如下：R1：反射能量较强，为强振幅、中连续—连续反射波，上、下层不整合接触关系明显，为一套交错层的底界。但由于受海底多次波的干扰，部分地区连续性较差。R2：反射能量中等，一般为中振幅、中连续的反射波，具有在浅水部位反射能量较强，在深水部位反射能量较弱的特点。其上为平行—亚平行反射层组，其下为平行反射层组。R3：反射能量较弱，尚可连续追踪，为中—弱振幅、中—低连续反射波。其上为中振幅、平行反射层组，其下为一套弱振幅反射层组。2.2 地震层序特征及地质解释以R1、R2、R3为界，将剖面自上而下共划分了层Ⅰ、层Ⅱ、层Ⅲ和层Ⅳ共四套层序（表1）。各层序特征及沉积特征分述如下：层Ⅰ：为一套反射特征明显，S型前积结构十分发育的反射层。在海峡中部为一套中—强振幅、连续，具前积结构的反射层组；在海峡北部为一套具亚平行结构的楔状反射层组；在海峡南部浅水区由于受到海底多次波的覆盖，层序上部的反射特征不明显，但仍能隐约见到有交错层，中—下部为亚平行结构的楔状反射层组。层序内部有多个侵蚀不整合面，侵蚀、充填特征明显。由于层序上部在不同部位遭受的侵蚀作用强度不同，其中海峡中部遭受侵蚀作用最强烈，北部次之，南部最弱，从而形成了南厚北薄、两岸厚中部薄的特点。根据钻孔资料，该层序主要为一套晚上新世浅海相碎屑沉积，在北岸上部局部为早更新世陆相碎屑沉积。表层（全新统）在两岸的岸坡区（浅水区）为有机土，在岸坡及谷坡（深水区）级配良好砂。岩性以低液限粘土为主，夹粘土质砂、粉砂质砂，含大量贝壳碎片，层理构造发育。厚度28～160m。图2 单道地震剖面反射特征 Fig.2 Reflecting characters of single-channel seismic profile表1 地震层序划分 Table1 seismic sequence divided层Ⅱ：反射能量中等，为中振幅、中连续，上部具亚平行结构，下部为平行结构的反射层组，层序厚度变化较小。根据钻井资料，该层序为上新世浅海相碎屑沉积，岩性以低液限粘土为主，夹粘土质砂、粉砂质砂，含贝壳碎片，具层状或块状构造。厚度10～60m。层Ⅲ：反射能量较弱，为中—弱振幅、中—低连续，平行结构的反射层组。根据钻孔资料，该层序为上新世浅海相碎屑沉积，上部为低液限粘土，下部为粉土质砂，以块状构造为主，少数为层状构造，35～65m。层Ⅳ：为弱振幅、低连续的反射层组，其特征难以识别。据钻孔资料，层序上部为上新世浅海相块状粘土。综上所述，层Ⅰ—层Ⅳ主要为上新统，为浅海相碎屑沉积（推断层Ⅰ顶部为滨海相沉积，由于受强烈的侵蚀而缺失，两岸局部分布有早更新陆相碎屑沉积及全新世软土沉积）。由下而上，岩性由细变粗，砂土类增多，粘土类减少；层理由块状→块状为主、部分层状→层状、块状→楔状—波状交错层理；地震相结构为平行→平行→亚平行、平行→亚平行、前积结构，振幅由弱→强。它们综合反映一套浅海相海退碎屑岩沉积系列，层Ⅳ→层Ⅰ，由浅海泥相→浅海砂、泥相→滨海砂、泥相→陆相碎屑沉积。根据层Ⅰ交错层特征，其向上（海底）发散方向指向北部（雷州半岛），其向下收敛方向指向海南岛，说明物源来自于雷州半岛，海退方向由北向南。3 多道地震剖面解释3.1 地震界面反射特征根据区内地震剖面反射特征，划分了T1、T2、T33个特征明显的地震反射界面（图3）。其中T3反射界面不整合特征明显，起伏较大，全区已进行追踪对比，并作了T3反射界面深度图。各界面反射特征如下：图3 多道地震剖面反射特征 Fig.3 Reflecting characters multi-channel seismic profileT1：为一起伏小、中振幅、中连续的反射波，由一至两个相位组成。其上为一套弱振幅、低连续的反射层组，其下为一套中—高连续、中振幅的反射层组，推断其为上新统与中新统的分界。T2：为一平直、强振幅、高连续的反射波，由两个相位组成。其上为一套中振幅、中—高连续、中频的反射层组，其下为一套低频、中—低连续的反射层组，推断为中新统与渐新统的分界。T3：在隆起上反射波特征明显，为一低频、中振幅、中连续的反射波，上超冲填特征明显，其下一般无反射，为明显的区域不整合界面，可能为基底反射面。在坳陷部位反射波较弱，较难识别，局部难以追踪。推断T3为下渐新统与中渐新统的分界。3.2 层序特征以T1、T2、T3为界，自上而下划分了A、B、C和D4套地震层序（表1）。各层序特征如下：A层序：为一套弱振幅、低连续、亚平行结构的反射层组。层序东部厚140～250m，呈北厚南薄特点，厚度变化主要受地形影响。中部层序厚度为80～250m，亦呈北厚南薄特点，其厚度变化主要是层Ⅱ～层Ⅳ受到隆起剥蚀的影响。西部层序厚220～300m，厚度变化较小，但总体有向海峡中部加厚的趋势。该层序可进一步划分为层Ⅰ、层Ⅱ、层Ⅲ和层Ⅳ四个亚层序（图3中的剖面F），层Ⅰ未变形，层Ⅱ～层Ⅳ在隆起部位已变形，其上部已受到强烈的剥蚀作用，其中层Ⅱ～层Ⅲ在隆起顶部已受剥蚀缺失。据钻孔资料揭示，该层序为一套下细上粗的上新世浅海相海退碎屑沉积。B层序：为一套中频、中振幅、中连续—高连续、平行结构的反射层组。该层序分布稳定，厚度变化小。东部厚380～600m，由东向西逐渐增厚；西部厚500～800m，由东部、南部向西北方向逐渐加厚。层序厚度的变化，主要受深部构造起伏的影响。根据层序地震反射特征，该层序反映一套岩性多变的沉积特点，推断为一套中新世滨—浅海相砂、泥岩互层沉积。C层序：为一套振幅变化较大、中—低连续、低频、平行—亚平行结构的反射层组。层序东部较薄，厚100～360m，由东向西逐渐加厚。西部厚300～980m，由东向西逐渐加厚，在109°55′E～110°00′E之间厚度变化较大，在109°55′E以西厚度变化相对较小。根据地震反射特征推断为一套坳陷早期（上—中渐新世）海陆过渡相—滨海相碎屑岩沉积。D层序：反射波能量较弱，连续性差，反射特征不明显，未见底。推断为断陷时期（早渐新世—始新世）陆相碎屑岩沉积。4 构造特征根据本区高分辨率多道地震剖面（图4）及T3反射界面（上渐新统底板）深度图显示（图5），T3深度为660～2050m，由东向西逐渐加深，等深线走向以SN—NNW向为主。大约以1200m等深线（110°E）为界，将东部划分为隆起，西部划分为坳陷。东部隆起T3深度660～1200m，深度由东向西逐渐加深，等深线呈SN走向。1000m等深线以东构造简单，构造起伏小。1000～1200m等深线之间构造较为复杂，有两个正向构造，其中位于隆起区西南部的穹隆构造面积较大，隆起幅度也较大。西部坳陷T3深度1200～2050m，深度变化较大，最深处位于西部约20°09′N、109°42′E处，深度约2050m，向东、南、北方向深度逐渐变浅，等深线大致呈NW走向。在坳陷东部深度1200～1500m之间，深度变化较大，为SN向的斜坡。斜坡往西深度一般大于1600m，由中部向北及南部深度逐渐减小，在西南部及西北部T3深度最浅不足1300m。调查区总体呈东隆西坳的构造格局，构造走向为南北向。图4 多道地震剖面特征 Fig.4 Profile characters of multi-channel seismic图5 琼州海峡T3（中渐新统底板）等深度图 Fig.5 Isobath map of seismic reflection interface T3 in Qiongzhou trait本区共发现有断层15条，其规模较小（图4、图5）。根据断层走向可分为三组：NE向、EW向和SN向，尤以NE向断层为主。断层延伸长度一般为1～4km，最长可达6km。断距一般为100～200m，最大可达300m。断层一般终止于T1界面之下，少数断至T1之上，仅有一条断至海底，可见本区断层在晚中新—早上新世基本已停止活动。本区浅部断层亦较发育，断层延伸长度一般小于2km，最长可达6km，为北北西向。断距一般为100～200m，最大可达300m。断层仅错断R3以上地层（图2），并由下向上断层断距逐渐增大，其成因与前上新世断层明显无关，因此认为此类断层为沉积断层。5 琼州海峡成因分析由图4可知，琼州海峡在区域构造上处于东隆西坳的构造格局，构造走向为南北向，与目前的海峡方向（东西向）不一致。同时，也未发现规模较大的东西向断层。从地震剖面图上（图2～图4）分析，该区层Ⅱ及以下地层仅局部发生了变形褶皱，而层Ⅰ全区均并未变形。由上述可知，琼州海峡的成因与该区的区域构造关系不大。从琼州海峡上新世—第四纪构造发展史图上分析（图6），该区上新统为—套浅海—滨海相海退碎屑沉积，下部以浅海相粘土为主，上部为浅海—滨海相砂、粘土层，下更新统为陆相沉积。说明上新世初期为继承性浅海相沉积，之后海平面逐渐下降，至上新世未全区受到大幅抬升，海相沉积终止。早更新世，由于受到抬升构造运动的影响，海峡两岸发生了大规模的玄武岩喷发活动，局部发育陆相碎屑沉积。中—晚更新世，海峡中部轻微下坳海水进入，或上新世末海峡中部海水仍未完全退出，在潮流的作用下，上上新统—下更新统未成岩地层受到不断侵蚀，造成上上新统—下更新统上部地层有不同程度的缺失。由于中—晚更新世海峡处于侵蚀状态，因此缺失中上更新统地层。至全新世，海峡的谷坡、谷底仍处于侵蚀状态，仅岸坡区有较薄的堆积。可见，琼州海峡在第四纪主要处于上升→稳定→水下冲刷侵蚀阶段。在单道地震剖面上，其侵蚀特征十分明显（图7），最大侵蚀厚度超过100m。从图8可知，琼州海峡是南海北部潮流最强劲地区，这是因为潮波传至海峡时，水道宽度剧减，加上海峡东、西口两地同潮时和等潮差较大，致使潮流速度迅速增大。海峡中部潮流流速最高，一般为4～5节（底层潮流流速为3～4节）；而东、西口潮流流速相对减弱，一般为3～4节（底层潮流流速为2.5～3节）。海峡中部及东、西口海底分布有大范围砾、砂等粗碎屑沉积物，而东、西口各有4条指状海槽和水道，海峡床底出露青灰色硬粘土（薛万俊等，1981）。以上充分说明琼州海峡潮流相当强劲，对海底的冲刷侵蚀作用十分强烈。并且海峡越窄处潮流越急，对海底的冲刷侵蚀作用也就越强烈，海槽的水深也越大，海底地形越复杂；海峡最宽处潮流流速也相对较慢，潮流对海底的侵蚀作用也相对减弱，因此海底也较平坦。由于海峡两岸不同部位的海底底质差别很大，因此潮流的侵蚀作用也各有不同。在有第四纪玄武岩分布的海岸，由于玄武岩的硬度大，抗侵蚀作用强，海岸向海峡中部凸出，海峡宽度相对较窄；在无玄武岩分布的海岸由于受到侵蚀作用较强，海岸向大陆方向凹进，海峡宽度相对较宽。图6 琼州海峡上新世—第四纪构造发展史 Fig.6 History of tectonic development about Qiongzhou Strait during Pliocene to Quaternary图7 琼州海峡单道地震剖面上的海底侵蚀特征 Fig.7 Seabed eroding characters on single-channel seismic profile in Qiongzhou Strait图8 琼州海峡及围区最大平均潮流流速分布 Fig.8 Rate distribution of the biggest average tide in Qiongzhou Strait and the surrounding area（据薛万俊等，1981）据海峡海底旁扫资料统计，海峡的沙波走向为360°±20°（图9），基本与海峡垂直，沙波的西侧为迎潮面（图10），说明沙波的形成主要受东方向海流的作用。根据琼州海峡潮流资料显示（图11），海峡的底层最大平均潮流流向与作用于海底沙波的海流流向一致，可见沙波的成因为潮流。图9 琼州海峡主要底流流向 Fig.9 Shifting direction of main seabed river in Qiongzhou Strait图10 浅层剖面显示的底流方向 Fig.10 Seabed river direction showed on shallow profile6 结论琼州海峡中渐新世—上新世地层发育齐全，主要为浅海相碎屑沉积。第四纪地层在海峡中部缺失，在两岸岸坡区局部分布有较薄的玄武岩层及早更新世陆相碎屑沉积和全新世海相软泥沉积。区内断层不甚发育，构造呈南北走向，呈东隆西坳的构造格局。琼州海峡处于强潮流区，潮流方向为东西向。海峡中部潮流流速一般达4～5节，海峡东、西口的潮流流速一般达3～4节，对海底具有极强的冲刷侵蚀作用。海峡的形成时间为中更新世—全新纪，成因主要为潮流的冲刷侵蚀，潮流方向为东西向，尤以东向潮流作用为主。图11 琼州海峡及围区底层最大平均潮流方向 Fig.11 Direction of the biggest average tide on the bottom in Qiongzhou Strait and the surrounding area（薛万俊等，1981）参考文献1.冯文科、薛万俊、杨达源，南海北部第四纪环境，广州：广东科技出版社，1988,P69～167。2.龚再升、赵柳生、陈汝等，中国石油地质志，第十六卷（下）（第二篇：珠江口盆地、第三篇：北部湾盆地）。北京：石油工业出版社，1987,P101～121,P351～360。3.梁德华、杜德莉、曹英等，地质图及说明书，南海地质地球物理图集，广州：广东地图出版社，1987。GEOLOGICAL STRUCTURE CHARACTERICS ANDCAUSE OF FORMATION ANALYZING IN QIONGZHOU STRAIT,SOUTH CHINA SEAPeng XuechaoAbstractBased on geophysical prospecting data of the Qiongzhou Strait and geological data of the surrounding area,shallow single-channel seismic profile and multi-channel seismic profile of high-resolution are interpreted and divided seismic sequence.The reflecting characters of main seismic sequence and interface,and rock characters of shallow stratum are expounded.History of tectonics development during Pliocene to Quaternary and the cause of formation about Qiongzhou Strait are initially analyzed.It is important to protect environment of Qiongzhou Strait and study the region geology of Leizhou Peninsula and HaiNan island.Key words:Qiongzhou Strait,Seismic sequence,history of tectonics development,Strait cause of formation,tide current,erode注释:
8，岩石学特征及形成时代
按岩浆作用方式及形成先后顺序，相山火山-侵入杂岩可划为火山喷发、火山侵出和浅成-超浅成侵入3 个岩浆活动期，分别形成打鼓顶组流纹质晶屑凝灰岩、流纹质熔结凝灰岩，鹅湖岭组碎斑熔岩，以及花岗斑岩、流纹英安斑岩、英安斑岩和煌斑岩 (或辉绿岩) 。流纹质晶屑凝灰岩: 为空落相火山碎屑岩，岩石具晶屑凝灰结构，晶屑含量为 30%～ 40% ，主要由石英、碱性长石及少量斜长石和黑云母组成。除晶屑外，尚见少量绢云母石英片岩和花岗斑岩岩屑。流纹质熔结凝灰岩: 属火山灰流凝灰岩，熔结程度中等，岩石具假流动构造，火山灰流胶结物具熔结珍珠构造，岩石中晶屑含量约 25%，主要为石英、斜长石及少量碱性长石和黑云母; 已脱玻化的塑性火山碎屑约 20%。流纹质晶屑凝灰岩和流纹质熔结凝灰岩是相山火山- 侵入杂岩第 1 期岩浆活动即火山喷发活动的产物。碎斑熔岩: 为火山侵出相岩石，是相山火山- 侵入杂岩的主体，面积 220 km2，包括边缘相的玻质碎斑熔岩、过渡相的霏细碎斑熔岩和中心相的粒状碎斑熔岩。斑状结构，斑晶具碎裂或溶蚀结构，斑晶含量可达 60%，主要成分是石英、碱性长石和少量斜长石、黑云母、角闪石等。碱性长石为透长石或高温正长石。单颗粒锆石 U- Pb 年龄为 140.3Ma (陈小明等，1997) ，Rb- Sr 年龄为 140 Ma (陈迪云等，1994) 。花岗斑岩: 为浅成- 超浅成侵入相岩体，呈岩珠、岩脉、岩滴分布于火山- 侵入杂岩体的边部，数十个大小不等形态各异的岩体面积共 42 km2。斑状结构，斑晶含量约 60%，其中主要为斜长石 (20% ～ 25%) 、碱性长石 (约 20%) 、石英 (10%) ，暗色铁镁矿物占 5% ～10%，以黑云母为主，其次为角闪石及单斜辉石。斑晶大小 0.5 ～ 12 mm，基质具花岗结构，由半自形板状碱性长石和他形石英组成，有时也有少量鳞片状黑云母，基质矿物粒度 0.02 ～0.3mm。单颗粒锆石 U- Pb 年龄为 135.4 Ma (陈小明等，1997) 。流纹英安斑岩: 曾归打鼓岭组火山溢流相流纹英安岩，呈岩株、岩脉、岩枝状产出，出露面积 10 km2。斑状结构，块状构造，局部可见流动构造，斑晶主要由钾长石、斜长石和少量石英、黑云母组成，偶见角闪石、辉石，斑晶含量 20% ～30%。斜长石 An: 30～ 42。基质为隐晶质霏细结构、显微粒状结构。单颗粒锆石 U- Pb 年龄为 136.0 ± 2.6 Ma(陈小明等，1997) ，Rb- Sr 等时线年龄为 130 ±9 Ma (方锡珩等，1980) 。本次在城上—如意亭剖面靠北侧采石场补采单颗粒锆石年龄样，测试结果为: 6 个单颗粒锆石的 U- Pb年龄平均为 129.54 ±7.93 Ma。英安斑岩: 也称斜长花岗斑岩或次石英二长斑岩，主要见于火山杂岩体的北部，呈小岩脉、岩墙状产出，数条小脉体出露面积 0.02 km2。岩石中斑晶含量 40%，其中长石25% ，石英 10% ，暗色矿物 5% 。基质矿物主要为微细板状斜长石和他形石英，少量黑云母。单颗粒锆石 U- Pb 年龄为 129.5 ±2.0 Ma (范洪海等，2005) 。煌斑岩: 呈脉状产出，露头面积 0.007 km2。煌斑结构，蛇纹石化的辉石斑晶含量约10% ，偶见黑云母、长石和溶蚀状石英斑晶。基质由小板条长石和微粒状辉石组成。单颗粒锆石 U- Pb 年龄为 125.1 ±3.1 Ma (范洪海等，2005) 。打鼓岭组、鹅湖岭组通常归属上侏罗统 (核工业 261 大队，1985; 核工业 270 研究所等，1988) ，但根据上述年龄数据和2004 年国际地层学会发布的地层年表，上侏罗统与下白垩统的界线年龄是 145.5 Ma，因而认为，包括打鼓岭组和鹅湖岭组在内的相山火山-侵入杂岩应归属早白垩世。
