| 中文名称 | 磨拉石 | 提出时间 | 1919年 |
|---|---|---|---|
| 成 分 | 砂岩、灰岩、泥灰岩、页岩、盐类 | 又 称 | 磨拉层 |
| 市场价 | 信息价 | 询价 |
什么是拉结石？
拉结石，避免石砌体“两层皮”而设置的内外搭砌、或贯通墙厚的石料。
花岗石拉丝与拉槽有区别吗？
如果说的拉槽是在石材上的一道槽，那拉丝比拉槽贵，如果也是很多小槽这拉丝与接槽就没有什么区别了，得看现场石材是什么样子的。
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宝石级拉长石的重要产地是加拿大拉布拉多北部中海岸。该地拉长石与紫苏辉石伴生，呈粗大颗粒状(几个 厘米)。其次还来自美国俄勒冈的来克县沃伦谷和得克萨斯的阿尔平、加州的莫索克县。马达加斯加则产有大块的玉石级拉长石。乌克兰基辅也产大量拉长石，只是质量较差。其他还有芬兰等地。中国湖北神农架和内蒙也有宝石级拉长石的产出。
在灯光或日光下转动变彩拉长石，可以看到不同的图案和色彩，通常可以将不同的图案称为拉长石的"脸"，;而不同的色彩则称为"色"。
"双脸拉长石"，就是转化各种角度后，其两面各有一副图案。
"三脸拉长石"，就是其中有一面呈现出两幅画面，让石头有了三张不同的"面孔"。
以此类推，"四脸拉长石"、"五脸拉长石"就分别代表拥有四张脸和五张脸的拉长石。
通常来说，在光感、色彩、意境、晕光面积相似的情况下，"脸"越多的拉长石越具观赏性。
拉长石的"色"是指在光源下，转动拉长石一个迎光面与视线的角度，能够发生变色的次数。如果某块石头迎光色彩能够随着视角的变化转变一次，我们称这块石头是"双色拉长石"。
普通变光拉长石的色是不变的。随着迎光角度的变化，拉长石的光仅限于明暗的变化。
但大家也时常会发现一些因变化角度而变换色彩的拉长石。而且很多时候，这类变光的色彩组合是相对固定的，例如:深铜色的光通常会与紫色结对出现等等。一旦某一种特定的颜色在一块拉长石上出现，适当的转换视角后，便能发现另一种色彩。
因为便于结合收藏者直观体验，为收藏者提出量化的判断拉长石价值的指标。所以，通过拉长石的"脸"与"色"判断其观赏与收藏价值的方法，是目前比较有效的方法之一。
虹彩拉长石
英文名称iridescencelabradorite微透明或半透明拉长石，由于聚片双晶面或平行方向薄层析离体，再或微细的定向排列的空隙与包裹体对光的不同吸收和干涉，而呈现出蓝、绿、黄等的晕色，有的可以像欧泊一样漂亮。其著名产地是加拿大的拉布拉多、美国俄勒冈以及芬兰等地。
变彩拉长石是拉长石中最常见的宝石，其最大的特征是在拉长石集合体中大面积明亮的变彩。其中最漂亮 的颜色是蓝色和绿色，几乎可以和蝴蝶的晕彩比美，除此之外还可见到黄色、金黄色、红色和紫色，从不同方向看可以出现不同的颜色或颜色消失，在转动过程中同一部位的颜色和光彩都发生变化，真正是青绿而玄，光彩照人。产生这种光学效应的原因主要是内部近平行板状的细页片状双晶与出熔结构面对入射光产生干涉而成，板面厚度与变彩色调的波长呈正消长关系。要产生同一色调的变彩，板面厚度可以不同，但在一定光源的条件下板面厚度必须是某一常数的整数倍。除此之外，拉长石中存在大量的包体，它们对光线的干涉和衍射也是呈现变彩的原因之一，包体密度影响光的衍射，包体大小影响衍射光的干涉，两者均与变彩色调的波长呈正相关。搞地质的人都知道，拉长石本身是白色的，只是由于其中常含有针状和板状钛铁矿包体，致使含包体多的部位颜色发灰。
变彩拉长石的变彩只有在以下三种情况下才能见到:
1、拉长石内部必须具平行板状的薄层双晶和出溶结构面。应该说这种情况在拉长石中不是少见的，只不过我们不可将拉长石一一在显微镜中观察是否具有薄片状双晶而已。
2、只有使拉长石出露平面平行双晶结构面和出溶结构面时才能见到变彩，而呈现变彩的方向无一例外看不到双晶结合面。
3、这种变彩只能在两组解理面或抛光面上才容易看清楚，在岩石露头或标本上一般是看不见的(仔细的人可在解理面上见到微弱的变彩)。
在《国际构造地质词典》（丹尼斯，1983）中，关于“前陆（foreland）”一词，Hills（1940）定义为“地槽沉积物变形时，向着它运动的稳定的地块”；Horberg（1949）描述的前陆是“在一系列逆掩片（thrust sheets）前面的地区”；Stille（1936）从形变的强度出发，说前陆是“不再受阿尔卑斯褶皱作用的大地构造单元，至多不过发生日尔曼型的变形”；Eardley（1951）的定义，也是板块学说问世前被普遍接受的前陆概念，是“在阿尔卑斯，大量复杂的地槽沉积物，加上侵入岩，被向北推动了许多英里，运动所向的北面的稳定陆地，就叫前陆”。后一概念，即国内地学界在中国中西部经常所称的“山前”（孙肇才，2003）。正因为如此，Allen等（1986）认为“可将前陆盆地直接和容易地定义为位于山链前沿和相邻克拉通之间的沉积盆地”。因此，前陆或前陆盆地，总是指碰撞造山带毗邻的稳定克拉通部分。而将前陆盆地脱离纯描述性，并与大陆边缘和板块学说结合在一起，进行模式分类的第一位作者则是Dickinson（1974）。
20世纪70年代，从板块构造理论重新认识沉积盆地的成因，曾导致盆地研究的一次革命。人们对前陆盆地的认识（Dickinson，1974；Alllen等，1986）正是在板块碰撞理论的指导下形成和发展起来的。“前陆盆地（foreland basin）”是碰撞构造体系的一个重要单元，它是一种形成于线形挤压造山带前缘与相邻稳定克拉通之间的狭长槽谷式（elongate trough）沉积盆地，主要是对造山带内由推覆体负载而引起的曲折沉降的一种响应（Dickinson，1974；Jordan，1981、1995），通常叠置在业已变薄的大陆边缘之上。Dickinson（1974）在Karig等人提出的边缘海形成机制或沟、弧、盆模式的基础上，首次将前陆盆地划分为两大类型（图6-1）：① 周缘前陆盆地（peripheral foreland basin），位于陆—陆碰撞（A式俯冲；Bally和Snelson，1980）造山带的前陆褶皱-冲断带之上，在洋壳消减后，大陆边缘随之发生俯冲，在（俯冲的）被动大陆边缘之上发育周缘前陆盆地，其板块构造位置靠近蛇绿岩带而远离岩浆弧带，这也就是人们通常所说的前陆盆地的概念，例如印恒盆地（Indo-Gangetic basin）和北Alpine磨拉石盆地；② 弧后（背）前陆盆地（retroarc foreland basin），位于一挤压岩浆弧之后，与大洋岩石圈的俯冲（B式俯冲；Bally和Snelson，1980）有关，如晚中生代—新生代落基山（Rocky Mountain）沉积盆地（Allen，1986；Dickinson，1974）。
图6-1 前陆盆地的早期划分方案
周缘前陆盆地的挠曲沉降机制可能有两种：一种是叠瓦冲断带的构造加载使俯冲板块向下挠曲；另一种是板块碰撞引发的驱动力。而弧后前陆盆地的挠曲沉降机制主要与弧后褶皱冲断带的构造负载和沿岩浆弧展布的岩石圈热软化有关。弧后前陆盆地的发育与陆-弧碰撞（即克拉通与岩浆叠接）有关（周新源，2002）。
DeCelles和Giles（1996）根据对几个典型造山带的研究，提出了前陆盆地体系（foreland basin system）的概念，将前陆盆地划分为楔顶（wedge top）、前渊（foredeep）、前隆（forebulge）和隆后（back-bulge）4个次级构造沉积带（图6-2）。现将各构造沉积带的特征简述如次：
楔顶沉积带 亦称褶冲带。紧邻碰撞造山带，地貌上常是高山与平原的过渡地区或称山麓带。该带位于前缘逆冲断裂的后侧、前陆褶冲带之上，内部由背驮盆地（Ori，1984）或逆冲楔顶盆地、“卫星”盆地、补给峡谷盆地（Vincent，1995）、局部违序逆冲活动伴生盆地早期水系继承盆地构成。内部构造上以发育叠瓦式或背驮式的冲断层，以及因滑脱而导致的上下不协调的构造带或薄皮构造而著称。楔顶沉积系向造山带变薄，具体可分为两种组合：① 近源陆相粗粒沉积系，由洪积扇和冲积扇组成；② 水下沉积系，由碎屑流和细粒陆架沉积组成。大量发育递进角度不整合和各类生长构造是楔顶沉积系的标志性特征，指示沉积发生在同造沉积、侵蚀转换面附近。它与前陆区的前渊或深凹陷构成一种后者对前者的陆内俯冲，或称“A”型俯冲（A-subduction）。楔顶沉积朝内陆逐渐变窄，其特征是沉积物粒度极粗，具多个构造不整合面和渐进变形的特点。由于该区的沉积实体在推覆和滑脱作用下，都有或多或少（准原地）的外来或异地（allochtonous）性质，因此有人（孙肇才，2003）主张采用Weeks（1952）“活动翼”一词而将其称为“前陆盆地活动翼”。McCrossan等（1973）曾将其称为“变形克拉通边缘（简称CMD）。”
前渊沉积带 这是前陆盆地沉积实体保存最全，也是沉积和沉降（指卷入前陆盆地系统最新的地层）最大的地区。该带介于褶冲带前缘断裂端线与前隆近源侧翼之间，宽约100～300km，长度随碰撞带的扩展而增大。沉积物向克拉通方向变薄，向造山带（冲断带前缘）方向迅速增厚，与楔顶沉积带的远端相连，内部较少发育不整合面。陆源碎屑基本上源于造山带。同沉积构造大量发育的地区构成了前渊带与楔顶带的天然分界线。由于造山带和楔顶带（折冲带或活动翼）的掩冲活动，或地壳叠加楔对该带的水平挤压影响已显著减弱，作为一个不对称的大（或复式）向斜，它经常是一个形变微弱的地带。如有褶皱存在，其上下构造的协调程度已有改善。McCrossan（1973）曾将该带称为“克拉通边缘（简称CM）。”
前隆沉积带 指前渊与隆后沉积带之间广阔的潜在挠曲抬升区。它是连接前渊进一步向克拉通方向延伸的前陆盆地最稳定的部分，为前陆克拉通上的弯曲隆起，宽度受岩石圈结构、弯曲刚性强度和地幔与盆地沉积物密度差所控制。古前隆（沉积）带的识别相当困难，一般主要依据前隆碳酸盐岩台地沉积和低角度不整合两方面的证据来识别。前隆碳酸盐岩台地由多个不连续、后退式碳酸盐岩台地组成。它们的沉积构架、生长序列主要受挠曲沉降和全球海平面控制，可以灵敏地记录区域沉降史。低角度不整合标定了前隆带及其迁移所经过的地区，具有3个基本特征：①上覆地层向克拉通方向渐次上超；②前隆带内侧地层的缺失量向克拉通方向增大；③下伏地层受到区域性、低角度（远小于1°）、最大数百米的切削。McCrossan（1973）曾将其称为“克拉通中央（简称CC）。”
隆后沉积带 该带位于前隆带与克拉通之间，是聚集在前隆沉积带朝着克拉通潜在挠曲下降一侧浅而宽广地带的沉积块体。沉积物主要源于前隆带或克拉通地区。该带地层厚度明显比前渊带薄，等厚线为带状同心闭合型，表明隆后带的沉降受前隆带克拉通侧弯曲沉降控制。
4个沉积带的边界因受活动逆冲断裂活动系统控制而处于变动状态。同沉积变形、同构造不整合高发带常构成楔顶带与前渊带的分界线。低角度不整合发育区则指示前隆带的位置，其内侧起点标定了初试阶段前渊带与前隆带的分界线。在前渊带与前隆带之间为一斜坡——前陆斜坡带。
前陆盆地系统的纵向范围大概与冲断-褶皱带的长度相等，不包括溢出至残留洋盆或大陆裂谷（碰撞造山）内的沉积物。
图6-2 前陆盆地系统构造-沉积要素图
对许多地质学家来说，前陆盆地的经典实例是瑞士阿尔卑斯山麓的磨拉石（Molasse）盆地，该盆地向东延入巴伐利亚（Bavaria）和奥利地（Austria），向西南则延入法国萨福（Savoy）（Allen等，1986）。Lihou和Allen（1996）以北Alpine前陆盆地为例，论述了原被动大陆边缘裂谷对早期（周缘）前陆盆地演化阶段盆地形态、格局和沉积特征的重要影响。
Lucchi（1986）根据前陆盆地冲断带对沉积沉积体系的卷入程度，曾将其分为简单型（a）、复杂型（b）、多个小前渊的组合型（c）、背驮型（d）及完全破坏型（e）5类（图6-3）。
前陆盆地是在大陆碰撞带的前陆地区发育起来的，是一种典型的挤压型盆地。大陆碰撞带是大洋盆地或者边缘盆地闭合的结果。当一个俯冲板块上的大陆与一个上覆板块上的大陆边缘弧或岛弧相碰撞时会产生强烈的造山作用（Reading，1986）。随着大陆碰撞作用的继续，残余海湾盆地消失。在前陆地区，由于褶皱冲断带的负载作用，下部岩石圈均衡沉降，并发生流变，从而在其前缘形成前陆盆地。因此，在前陆褶皱带与前陆盆地之间存在内在的成因联系；且在前陆盆地演化过程中，褶皱冲断作用起主导作用，它控制了盆地的沉积充填（刘少峰，1993）。
图6-3 前渊盆地剖面结构类型
前陆盆地与克拉通等其他类型盆地的一个显著区别在于其独特的构造地貌。与克拉通盆地相比，前陆盆地构造活动比较强烈，褶皱冲断构造发育，构造变形比较复杂（赵靖舟，2003）。
在空间形态上，前陆盆地表现为一个楔形沉积体。如果将一个变形的前陆盆地体系予以平衡恢复，由于前陆盆地（特别是磨拉石前陆盆地）的物源区，主要属于一种内流体系的紧邻造山带的物源区，在导致沉降中心和沉积中心不一致或沉积体系自前渊向斜坡方向超覆尖灭的同时，前陆盆地沉积在空间上几乎均有一个在厚度上从窄相带到宽相带的楔状体形态。如果我们把沉降中心理解为一个盆地陆源碎屑沉积最厚最粗的地带，把沉积中心理解为一个盆地水体最深因而也是陆源碎屑沉积最细的地带，那么，几乎在所有前陆盆地，两者的位置都是不一致的。
由于前陆盆地通常都有较厚的地壳和没有火山活动，因而热流值或地温梯度，要比裂谷盆地热流值低。就是说，前陆盆地通常是个冷盆。另一方面，由于前陆盆地特别是中国中西部的前陆盆地有一个为造山带环绕的内流水系的沉积背景，加上造山带在碰撞效应下显著的上升和扩大，导致物源区供应充足，因而往往形成高的沉降速率（孙肇才，2003）。
从被动陆缘到前陆盆地的转变是通过两个板块之间的碰撞、拼合作用来完成的，在这一转化的过程中，被动边缘的形态对前陆盆地的形成演化及整个沉积格局的展布均有很大的影响（牟传龙，1990）。
前陆盆地最特征的沉积物，通常呈碎屑楔形体，它们是一些河流相和三角洲相地层，向克拉通展布，碎屑物来自包含大陆边缘的缝合带（Graham等，1975）。然而，如果前陆盆地（“边缘盆地”；Dickinson，1974）很深，那么在这些碎屑物沉积之前产生的浊积岩，就沉积在沉陷的大陆上或过渡地壳上，而不是在大洋地壳上。碎屑楔形体中古水流流向，主要横截造山带走向；相反，浊积岩中的古水流流向，则与造山带走向成纵向关系。边缘盆地的碎屑楔形体，以及任何碎屑楔形体，均沿缝合带向高地的另一侧提供碎屑物，因此，这些堆积往往可称为磨拉石砂砾层（Dickinson，1974）。而前陆盆地的浊积岩，以及附着于缝合带内的大洋盆地或弧前盆地的浊积岩，则在很多情况下称为复理石。
前陆盆地初期的沉积物：① 前渊带，通常主要为细粒的，常常是浊流沉积，堆积在大陆架以下的深水范围内，巴基斯坦亚喜马拉雅的Murrees组、北阿尔卑斯前陆盆地的Taveyannaz和Val d’Illiez砂岩、亚平宁北部的Marnoso砂质岩，以及比利牛斯南部的Hecho群（Labaume 等，1985）等是著名的例子，另外还有一些鲜为人知的资料，如中国台湾上新世—更新世前陆盆地的早期沉积物、魁北克古生代（塔康期）前陆盆地及南美白垩纪—古近纪的麦哲伦盆地留下的沉积物，基本上全为深水沉积；② 前隆带，则主要为碳酸盐岩缓坡（通常为局限台地相）沉积（RP），以古前隆的形成为标志。前陆盆地的后期沉积则以浅水相或陆相沉积为主，具有典型“磨拉石相”的特征（图6-4，图6-5）。小喜马拉雅的Siwalik组（Graham等，1975）和欧洲阿尔卑斯周边的淡水磨拉石是极好的例子。这就是说，典型的前陆盆地（如北阿尔卑斯前陆盆地）充填序列是由早期深水相的复理石沉积序列与晚期的磨拉石沉积序列所构成。在造山早期，处于海洋/海底（submarine）环境。在真正的沉积产生之前，负载引起地壳的挠曲形变，因此前陆盆地以深水环境为特征。造山后期，暴露地表的造山带达到稳定状态，剥蚀作用达到最高峰。由于沉积的负载作用，引起前陆盆地侧向（cross-sectionally）生长，浅滩相（shoals）随沉积逐渐取代水体而穿时。最终前陆盆地为磨拉石沉积所充填。如中国台湾西部前陆盆地的早期深水阶段与台湾造山带生长相伴随，但其地形相对较低，而且沉积供应速率也相对较低。当造山带生长到“稳定”规模，快速侵蚀由上升隆起所补偿时，晚期浅水阶段就出现了。在这个时期内，碎屑充填了盆地，多余的碎屑又由河流及浅海作用从前陆盆地带走，从而形成稳定的盆地形态。根据Schwab的研究，前陆盆地沉积的岩石学特征表现为：早期的充填沉积富石英贫长石、主要源自克拉通；而晚期沉积则富含源自造山带的岩屑；只有少量沉积源自抬升的俯冲带杂岩或岩浆弧。
图6-4 前陆盆地的构造层序地层结构
缝合带的演化，给复理石和磨拉石的构造关系构成了一个引起注意的、然而不是惟一的解释（Graham等，1975）。一般说来，任何一个完整的缝合带，都代表一个残留大洋盆地的顺序闭合（sequential closure）的最后结果（Dickinson，1972）。只有当碰撞中大陆边缘的形状是反映互相碰撞情形的，而且引起地壳碰撞的相对板块运动的矢量又正符合要求时，沿板块整个长度的地壳碰撞才可能是同步的。一般情况下，广泛的缝合带在发展上必然是跨时代的，因为板块运动中的连续调整作用和边界线，能使地壳断块累进的缝合作用继续进行。在已缝合的与尚待缝合的地段之间的构造过渡点（tectonic transition point），将随时间而沿发育中的缝合带移动。在过渡点的后面，造山带高地、碎屑楔形体和充填的前陆盆地是很特征的。在过渡点的前面，发育有残留的大洋底和早期的前陆盆地。造山带高地的水系通常是纵向的，许多由于碰撞造山作用产生的沉积物，不会呈碎屑楔形体状作横向散布，但可沿构造走向纵向散布于残留大洋盆地和不断加深的前陆盆地中。这样，反映碰撞造山带侵蚀作用的大量沉积物，以后在构造过渡点沿生长中的缝合带移动时，就并入同一造山中。据此，可将具纵向古水流的浊积岩的同造山期复理石，和多数具横向古水流的碎屑楔形体的造山期后磨拉石，看作是由于地壳碰撞而形成缝合带的自然结果（Dickinson，1974）。
图6-5 北阿尔卑斯前陆盆地“饥饿”时期的古地理-古构造恢复图
一般认为，前陆盆地早期没有填满的阶段，可能是初始拉张岩石圈外加负载的自然结果。对正常的没有拉伸的地壳来说，碎屑楔的出现和倾泻与地壳开始缩短相伴随，而对于逐渐变薄的地壳来讲，快速碎屑沉积的到来受造山旋回一再的拖延，直到造山带暴露在海平面之上。这强调了在充分了解前陆盆地发育对造山运动的响应之前，需要对岩石圈漫长的历史进行调查（Allen，1986）。
在周缘前陆盆地的演化过程中，从复理石向磨拉石的转变一直是一个引人关注的问题。Sinclair（1997）认为：大陆碰撞的开始和周缘前陆盆地的开始分别由前陆板块继承性被动边缘的变形与弯曲引起。在板块逐渐敛聚期间，周缘前陆盆地发生从欠补偿复理石阶段发育向补偿或过补偿磨拉石阶段的转变。通常，这一复理石向磨拉石的转变被解释成冲断楔形体和前陆盆地越过继承性被动边缘枢纽线的迁移。研究表明，在北阿尔卑斯前陆盆地发育期间，继承性的古深水区和俯冲的欧洲被动大陆边缘岩石圈强度的变化在复理石向磨拉石的转变中都不起作用。复理石向磨拉石沉积转变时期，由阿尔卑斯提供的沉积物至少增加30%。在复理石向磨拉石转变的同时（中渐新世），造山带内部经历了加速的剥蚀作用、高压变质岩的隆升、下部岩石圈的熔融和主要反冲断作用的开始，所有这些可通过板块断开模型联系起来。模型进一步的结果是均衡面抬升并遭受剥蚀。板块断开可能是响应导致北阿尔卑斯前陆盆地复理石向磨拉石转变的沉积物的增加（图6-6）。以砾岩层的发育为标志的磨拉石建造是洋盆闭合后由于板块拼贴-碰撞挤压造山作用而形成的，它是洋盆完全闭合的最直观的沉积学标志，在前陆盆地演化研究中有着十分重要的地位。
沉积序列的演变是盆地构造演化的物质反映。前陆盆地具有自己独特的沉积演化过程。Sinclair（1997）曾提出一个关于前陆盆地的沉积演化过程模式图解（图6-7），将其划分为4个演化阶段：①被动陆缘初始加载阶段；②饥饿沉积充填阶段；③饥饿充填向克拉通稳态充填；④从饥饿向饱和充填的转换。
前陆盆地的一个常见特征是它的沉积中心和边缘尖灭线的迁移。在挤压力未释放的情况下，由于逆冲带是一个不断朝前陆方向推进（即穿时递进）的体系，因而在几乎全部的前陆盆地中，都有一种叫做“前渊迁移”（foredeep migration）现象。Lucchi（1986）描述了亚平宁北部沉积中心及边缘尖灭线移动的开始—停止的形式。亚平宁前陆盆地在渐新世—中新世“复理石”期以每年5～10 mm的速度升到亚平宁边缘上，而在以后的上新世—更新世的“磨拉石”期，沉积中心和尖灭边缘的迁移不稳定而且速度也降低了。
图6-6 阿尔卑斯板块断开模型
图6-7 前陆盆地的沉积演化模式图解
前陆盆地的构造演化 用最简单的话来说，前陆盆地发育于活动的逆冲带前缘，在那里，主要的沉积物搬运方向指向演化的盆地。因为冲断带负载本来就是变动的，所以前陆盆地本身也包括在变形之中。至于盆地受切割或完全滑脱到什么程度，取决于一些变化的因素，包括：逆冲前锋传递速率、盆地以下易滑动层位的有效性以及会聚的角度。如果聚集沉积物的盆地位于活动的冲断系统的前方，就可以把它叫做狭义的前渊。当盆地以下已发生变形，以致使它停留在活动的推覆体之上时，人们就把它叫做推覆体顶部盆地或背驮式盆地。沉积作用的这些不同的构造背景在欧洲和阿尔卑斯山链是非常明显的（Allen，1986）。瑞士磨拉石盆地的沉积主要发生在逆冲前锋地带。尽管人们相信推进的阿尔卑斯推覆体部分为侵蚀碎屑所埋藏，沉积中心看来始终接近于并位于推覆体前缘线的前方（Homewood等，1986）。
Dickinson（1974）的前陆盆地分类给前陆的分类和成因注入了不容分辩的地球动力学基础，但由于“板块登陆”所带来的诸多困扰，该分类没有解决板块内或大陆内部前陆盆地的认识和划分问题（孙肇才，2003）。
陈发景（1989）曾从地壳的厚薄、断裂网格（即断裂）的性质、岩浆活动、地温场、动力学演化阶段及沉积层等5个方面，阐述过中国西部前陆盆地与中国东部拉张盆地的区别。
孙肇才（1993）则在前陆的结构、构造-沉积组合及形成前陆盆地的运动学和地球动力学上，补充和强调以下4点：
1）从全球地质着眼，前陆盆地的发生，都奠基在一个特定时期克拉通或陆壳（厚壳）向活动带或洋壳（薄壳）的过渡带上，即处于通常所说的一个特定时期的被动大陆边缘上。这种特定的位置，可用“面朝活动带及背依稳定区”来形容（孙肇才，1984）。该种大地构造背景，可以举出中国四川盆地的扬子西北缘及塔里木盆地的北缘（库车）上的前陆盆地。国外的典型实例，可以中东扎格罗斯山前的波斯湾盆地（特提斯的被动大陆边缘）与北美西部的西加拿大（阿尔伯达）盆地为例。
2）上述这种特定的大地构造背景（tectonic setting），决定了这类盆地在形成之后，在其内部空间上都有性质不同的3种结构：①位于碰撞造山带一侧，以发育冲断褶皱或薄皮构造为特征的活动翼（thrust belt）；②紧邻活动翼或位于掩冲带下盘的深盆地或深坳陷（trough）；③连接坳陷进一步向克拉通方向延伸的稳定前陆斜坡（stable foreland slope）及隆起。
3）由于前陆盆地的发生，代表一种掩冲带边缘由于岩石圈冲掩加厚，在重力负载下导致前陆岩石圈发生挠曲（flexure）的产物，加上活动翼上的逆冲片或地壳叠加楔，是一种与碰撞山链演化有关的迁移活动体系，因而在几乎所有的前陆盆地中，都有典型的所谓前渊迁移（foredeep migration）现象。这种移动式的前渊往往具有以下共性：①具有较大的沉积速率，因而造成较大的面体比（V/S）。它的沉积速率在四川及鄂尔多斯（T3）和塔里木盆地北缘（N1-2）最高可达150 m/Ma、180 m/Ma、400 m/Ma及300 m/Ma；②前陆盆地的底部或每期前渊的底部，代表一次褶皱和冲断活动，与下伏地层间有清楚的不整合；③伴随前渊随时间的迁移和形变，在迫使新的前渊向克拉通方向迁移的同时，使早期前渊的前部得以埋藏，此外，在注意此带不同时期非协调褶皱（disharmonious）的同时，应注意由“两线（岸线、尖灭线）一面（不整合）”形成的岩性和地层圈闭；④在前陆盆地的前渊与活动翼之间都是一种A型俯冲（A-subduction）关系。
图6-8 中国中西部构造演化图
Graham等（1993）认为：中国中西部前陆盆地的发生，以及接踵而来的多期发展，显然受控于古亚洲洋的关闭，以及特提斯的多期开合碰撞事件。根据不整合及沉降曲线，可将中国中西部的前陆盆地分成5个世代（图6-8）。
李曰俊等（2000）通过对大别山、喜马拉雅和乌拉尔造山带的研究发现，在大陆造山带长期、复杂的演化过程中，其前陆带往往与整个造山带一起沿造山带的极向发生迁移，从而形成新的前陆盆地。大陆造山带的一个值得注意的现象是：由陆-陆碰撞阶段直接在俯冲板块被动大陆边缘基础上形成的原前陆盆地（proto-foreland basin）和大规模陆内逆冲-推覆阶段在俯冲板块内部形成的远前陆盆地（outer foreland basin）所构成的双前陆盆地（dual foreland basin）的存在。它们是大陆碰撞造山带前陆褶皱冲断带构造迁移的结果，是同一大陆碰撞造山带在不同构造演化阶段形成的。原前陆盆地和远前陆盆地是两种不同成因类型的周缘前陆盆地。“双前陆盆地”理论的提出，为我们寻找和研究前陆盆地提供了新的指导思想。此外，刘少峰等（1996）在研究秦岭造山带时也曾提出陆—陆碰撞的“双前陆盆地系统”概念，但与李曰俊（2000）的“双前陆盆地”概念之间存在差异。
与老挝、缅甸山水相连，与泰国、越南近邻。西双版纳位于云南的最南端，介于北纬21°08′~22°36′，东经99°56′~101°50′之间，与老挝、缅甸山水相连，和泰国、越南近邻，土地面积1958245平方公里，国境线长达966公里。
西双版纳横跨唐古拉－昌都－兰坪－思茅和贡山－腾冲两个褶皱系，以澜沧江断裂为分界线。前者为半坡复背斜和德化复向斜，后者占有临沧－勐海褶皱系东南端。
半坡复背斜以中生界类复理石建造、中酸性、中基性火山建造并伴以磨拉石建造为主，红色建造零星出露，新生界磨拉石建造不整合其上。德化复向斜，中生界红色建造大面积分布，局部为磨拉石建造、碳酸盐建造与含煤碎屑建造。临沧－勐海褶皱东南端，出露元古界澜沧群与大勐陇变质岩，华力西－印支期勐海花岗岩基占据很大空间。
一、概述
黑色页岩是海相地层中常见的一种岩石地层单元，也是一种重要的容矿沉积岩类型。最早报道的黑色页岩中的矿床是铜矿，如德国曼斯菲尔德地区的二叠纪 “含铜页岩”。我国在 20 世纪 50 年代中知道了黑色页岩经常是含锰、含磷岩系的组成部分; 60 年代以来才发现不少地区黑色页岩中含钒和铀，可富集为工业矿床，其中还常伴生多种其他金属;70 年代肯定了黑色页岩中有重要金矿，一些地方还同时出现铂族元素的富集。
最初研究的一些黑色页岩多认为是碳质页岩或沥青质页岩，一个名为 《含金属黑色页岩和有关矿床》的国际对比项目把黑色页岩定义为黑色 ( 灰或黑) 细粒 ( 粉砂级以下) 、通常为泥质并含相当高有机碳的沉积岩。经过详细研究的地区的资料表明黑色页岩岩石成分其实也不一样，如曼斯菲尔德 “含铜页岩”实际上是泥灰岩，我国几个地区的黑色页岩岩性也包括含有机质的泥质岩石、碳酸盐岩、硅质岩石及粉砂质岩石以及其间的过渡类型岩石，它们形成一定的岩石组合，所以也被称为黑色岩系。黑色页岩成分的另一特点是常含少量黄铁矿，在这种情况下即可能含多种微量金属元素。大多数情况下这些元素含量远低于工业品位，但他们出现频率较高，金属种类很多，因此在层控矿床研究过程中曾把黑色页岩看作是一种重要的矿源层或者认为是一种潜在的资源。
黑色页岩矿床的重要特点是明显受层位控制。矿体通常为层状，含矿岩石中碳质、沥青质、黄铁矿等硫化物多以微粒浸染体或纹层产出。矿床中富集的金属可以出现种种不同的组合，如 Cu-Pb-Zn、U-V、Co-Mn、Ni-Mo、Au-Ag 及 Pt 族，还伴生 Ba、As、Sb、Hg、Tl、Se、Te 等多种元素。黑色页岩含矿岩系分布范围很广阔，但金属富集达到工业品位的地段则常常只是很少一部分。矿床中的硫化物颗粒微细，有些金属硫化物甚至呈隐晶质状态，再加上成分复杂，矿石的选冶常有一些需要解决的特殊问题。
黑色页岩型矿床分布广泛，形成时代有新元古代、寒武纪、志留纪、泥盆纪、二叠纪以及三叠纪等，国外还有侏罗纪、白垩纪。含矿岩系形成时的环境特征是金属富集的首要控制因素，通常是在封闭半封闭滞流盆地环境，包括潟湖，也可以是某种深水盆地。有些黑色页岩在广阔地域内大量产出 ( 图 6-22) ，如我国南方早古生代黑色页岩的广泛分布就被认为是与一次大洋缺氧事件有关。从构造环境来看，富金属黑色页岩是被动大陆边缘的代表性沉积类型之一。
图6-22 中国南部寒武纪石煤、钒、多种元素矿床分布及生物地理分区示意图( 据卢衍豪，1979)
二、重要矿床
1 钒、铀矿床
鄂西、赣东北、湘西、黔东和川北都有黑色页岩型钒矿床和铀矿床的产出。
( 1) 湖北十堰杨家堡钒矿床。含矿岩系是下寒武统轻微变质的碎屑岩和泥质岩，厚度约 80 m。下段与震旦系灯影组呈假整合接触，为灰黑色硅质灰岩。中段为主要含矿段，厚 16 ～28 m，其中从下向上有 3 个含矿层，第一层为薄层硅质板岩夹碳质粉砂岩，含少量的磷灰质结核，厚24 m，含 V2O5一般0 6% ～0 9%; 第二层以煤层为主，可含钒质煤夹薄层硅质岩，含较多磷质结核，厚2 7 ～5 8 m，含 V2O5一般0 8% ～1 1%; 第三含矿层以碳质板岩为主，夹石煤或薄层硅质岩，局部含少量磷质结核，一般厚 2 44 m，含V2O5一般 0 7% ～0 9%。其上为下寒武统上段板岩、碳质板岩及硅质岩组成，不含矿。在矿床中见到的矿物有铬钒石榴子石、硫钒铜矿、砷黝铜矿、闪锌矿及含镍黄铁矿等。矿床中除钒外，还伴生有铀、钼、铜、银、铂、钯、钇等。矿床呈带状展布，规模大，含矿层位向西延伸至郧阳、竹山等地。
( 2) 赣东北樟村郑坊钒矿床。含矿岩系也是下寒武统，矿层产于荷塘组下部，容矿岩石则是较为特殊的黑色长石岩和碳质粘土长石岩，它们在含矿层中形成两种岩石组合，一种是纹层状长石岩、硅质岩组合，岩石均为黑色，构成条带互层，黄铁矿和富重晶石条带也常出现其中，钒主要产在纹层状岩石中。另一种是纹层状长石岩-碳质纹层状粘土长石岩、硅质岩组合，三种岩石也构成条带状互层，粘土矿物主要是钾伊利石。黑色长石岩中 SiO2含量 46% ～80%、Al2O3约 4% ～14%、V 含量为 n‰、K2O 含量 27 5% 、BaO 含量 0 9% ～6%。黑色粘土长石岩主要化学成分与长石岩相似，常具有更富的有机质含量和较高的 Mg 和 Ca 含量，黑色硅质岩则含 SiO290 96% ～ 97 51% 、K2O、V2O5和 BaO 均低。岩石中矿物粒度细微，含钒矿物以包裹体形式出现在岩石中。以上特点表明钒矿是同生沉积的，富 Ba、K 的特征可能表明是热水沉积成因。矿床产出的位置是在江南古岛弧靠近扬子陆块一侧的边缘海盆地中。
( 3) 黑色页岩中的铀矿。也是华南分布较广的一种铀矿床，含矿层位有震旦系上统陡山沱组、留茶坡组 ( 或灯影组、老堡组) 和寒武系下统小烟溪组。含矿岩石包括含碳泥质岩、硅质岩和其间过渡性岩石，以及与之共生的泥质岩、白云岩、磷质岩等。
902 矿床是华南黑色页岩中铀矿床的一个典型实例。矿区内出露核部为元古界，翼部为震旦系和寒武系组成的褶皱地层，在其产状变陡地段发育层间断裂破碎带。铀矿化受地层层位和断层构造的共同控制，产于震旦系上统陡山沱组、留茶坡组和小烟溪组中部的各个层位，其中以小烟溪组中部层中矿化最好，陡山沱组也有两个层中矿化较连续。沿一条层间断裂构造的矿化地段长达千米，延深 100 ～200 m，宽数十厘米到 60 m。每个矿化段内都有若干个层状、透镜状矿体，多数矿体为盲矿体 ( 图 6-23) 。含矿岩石是富碳泥岩、碳硅质板岩，矿化呈浸染状、角砾状、条带状及似脉状，铀主要以吸附形式存在，也有少量颗粒极为细小的铀矿物，包括沥青铀矿和铀黑，还有钙铀云母、磷钙铀矿、磷铀矿等其他含铀矿物。伴生矿物有黄铁矿、闪锌矿和白铁矿，矿石中与 U 伴生的元素有 V、Mo、Ni、Cd 等，其中 Cd 可综合利用。关于这类矿床的成因，一般认为是在沉积成岩早期形成初步富集的矿源层，经埋藏一定时间后因构造作用上升并形成破碎带，随后，地下水引起氧化还原作用，形成氧化带下的部分残留矿体与淋积成因的富铀矿体。
502 矿床是川西北地区产于志留系硅质岩、硅质灰岩中的铀矿床，同类矿床不多见，但工业意义较大。该区志留系是一套浅变质陆源碎屑岩系，底部有火山沉积岩。下志留统厚层含碳硅质岩、板岩破碎带和上志留统板岩、千枚岩夹硅质灰岩层中都有铀矿含矿带。含矿带由硅质岩、灰岩、碳质板岩组成，发育有硅质岩和灰岩的各种过渡类型的岩石组成大小不等的似层状、透镜状岩体 ( 图 6-24) 。过渡类型岩石由含量变化的微粒石英、方解石和碳质粘土矿物组成，还含有少量的白云石、石髓、绢云母、黄铁矿、磷灰石、重晶石和电气石，根据产状和组成特点认为是 SiO2选择交代灰岩的产物。SiO2来源很可能与海底热水活动有关。矿体产状总体具层控特点，沿层间构造成群分布，形态和连续性都有较大变化。矿石中有沥青铀矿、黄铁矿、闪锌矿、辉铁镍矿、针镍矿和黄铜矿等，很大部分铀还呈吸附态，矿石品位较高。关于矿床成因，有沉积再造、淋滤和热水沉积成矿、表生改造等不同观点。
图6-23 902 矿床 216 矿段剖面示意图( 据北京铀矿地质研究院，1976)
2 金 ( 铂) 矿床
黑色岩系中的金矿已成为我国一个重要的金矿类型。甘肃拉尔玛金矿床是近期查明和研究的大型金矿之一，与前面的 502 铀矿床同产于甘川两省交界的南秦岭西段古生代褶皱带中。金矿含矿地层为震旦-寒武系的太阳顶群，主要岩石类型为灰黑色厚层状硅质岩夹黑色中薄层碳质板岩，硅岩与板岩具韵律特征，硅岩中 SiO2含量均在 95% 以上，微量元素 As、Sb、Ag、Au 普遍偏高，多数人认为是同生或成岩早期热水改造形成的。金矿化受东西向走向断裂控制，矿体呈似层状、透镜状和脉状，成群分布，含矿岩石可以是硅质岩、板岩，常可见硅化、重晶石化和黄铁矿化，矿石具角砾状、脉状和晶洞、晶簇构造，主要矿物有自然金、辉锑矿、黄铁矿、辰砂、黝铜矿、砷黝铜矿、闪锌矿、灰硒汞矿、石英、重晶石和地开石。其中石英、重晶石、地开石和辉锑矿是主要载金矿物，其次是黄铁矿和其他硫化物。金主要以显微金、次显微金形式存在，呈极不均匀的粒群被包裹在上述矿物中，也可在粒间分布。金矿矿石组成和组构特征表明矿化是多阶段形成的。
松潘东北寨是在南秦岭褶皱带和松潘甘孜褶皱带交接地带的另一个近年来发现和探明的大型金矿床。直接控制矿床的是岷江南北向构造带内的复式褶皱和断裂构造。金矿产于石炭-二叠纪碳质板岩、千枚岩组成的黑色岩系的破碎带中。矿体为顺层分布的似层状、透镜状，矿石具有网脉角砾和浸染状构造，矿石中可分出以下矿物组合: ①黄铁矿-毒砂-石英; ②雄黄-石英; ③雄黄-方解石 ( 含金) ; ④雄黄-少量辉锑矿、自然砷; ⑤方解石。金以微细浸染状可见金形式出现，其含量与有机质呈正相关关系，金品位可达5 g/t 以上。从上面可以看出这类金矿床都具有宏观产状受黑色岩系层位控制，而金矿化又具有较明显后生热液成矿特点。
图6-24 川西北 502 矿床勘探线剖面图( 据中国科学院贵阳地球化学研究所，1972)
表 6-1 我国南方下寒武统镍钼多元素金属硫化物层平均化学成分 ( wB)
注: 除 Pt、Pd、Os、Ru、Au 为 g/t，其余均为 10－ 2单位。 ( 据陈南生等，1982)
我国南方下寒武统黑色页岩中含金和铂族元素早已引起矿床学家的重视，陈南生最先发表了云、贵、湘、浙几省 6 个矿区多元素金属硫化物层化学成分的数据 ( 表 6-1) 。近期一项对湘、黔地区下寒武统黑色岩系中铂族元素金银地球化学研究的结果 ( 李胜荣，1994 ) 表明，两地黑色岩系中不同岩石类型都含贵金属元素，其中以富金属硫化物黑色页岩层含量最高，各元素浓集系数为 Os 670 5、Rn 50、Rh 1 92、Ir 1 8、Pt 37、Pd27 1 Au 105 5、Ag 620。因此，该黑色岩系为贵金属富集体是毋庸置疑的。同时，两地广大地区内黑色页岩中贵金属元素含量变化梯度表现出较高的稳定性，利用前景较好。根据铂族元素中 Pd-Pt 的相对富集推测，金属来源极可能与海底热水活动有关。
图6-25 四川会东钴锰矿床矿层与钻孔柱状图
3 钴锰矿床和镍钼矿床
黑色页岩中的钴锰矿床和镍钼矿床是我国发现和研究较早的黑色页岩型多元素金属矿床。钴锰矿床发现于四川西部的汉源和会东。汉源矿区位于康滇地轴东缘，含矿岩系为志留系浅海相碳酸盐岩和碎屑岩系下部; 含矿层下部以含锰石灰岩和碳酸锰矿为主，上部以砂岩、碳质页岩为主; 黑色碳质页岩普遍含星散状或团块状黄铁矿，锰矿层中的黑色页岩夹层含钴最富，钴或形成钴镍硫化物 ( 主要是硫镍钴矿) ，或者以类质同象赋存在黄铁矿和白铁矿中; 矿石中常见认为是矿化细菌的硫化物球粒和管状、叶片状植物组织残骸。会东矿床产出层位相同，含矿岩系中有两层碳酸锰矿体，钴矿体产于两层锰矿体之间的黑色碳质页岩中 ( 图 6-25) ，有硫镍钴矿和含钴黄铁矿、白铁矿，少量微粒闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、方铅矿、针镍矿等。矿石具浸染状、条带状构造，也见菌藻类残余结构，矿体呈层状，无明显围岩蚀变。
镍钼矿床主要分布于湖南大庸、慈利，浙江诸暨、富阳、桐芦等地，含矿层位是下寒武统黑色岩系。这个层位内最先勘查的是石煤和钒，后来才发现镍钼。黑色岩系层位稳定，分布在广阔的地区，含矿层位主体为黑色白云质页岩和粉砂质页岩，底部有薄层磷块岩，其上鳞片状黑色页岩富含硅质、磷质结核，金属矿物呈薄条带产于黑色页岩中。矿体整体也呈薄层状、透镜状，厚度一般不大。矿石主要为碳质泥质、白云质、石英粉砂、黄铁矿和镍钼硫化物组成，矿石具极细的条带状、碎屑状、胶状和浸染状构造。矿物颗粒细小，二硫镍矿 ( NiS2) 、硫铁镍矿和胶状黄铁矿三者紧密连生，大量钼成胶状二硫化钼与隐晶质石墨和水云母粘土等均匀混合在一起。出现的少量矿物还有闪锌矿、黄铜矿、黝铜矿、方铅矿、含银自然金，矿石含 Ni 0 4% ～ 0 5%、Mo9 5% ～ 2 0% 、V2O50 5% ～ 2 0% ，多种伴生元素具综合利用价值。
4 铜矿床
黑色页岩型铜矿床以德国东部曼斯菲尔德地区为代表，这是一个研究最早也最深入的黑色页岩型铜矿和铅锌矿的实例。“含铜页岩”( Kupferschefer) 产于欧洲上二叠统地层最下部的一个层位，分布在德国、波兰、荷兰和英国非常广阔的地区，但经过调查有开采价值的铜、铅、锌矿床仅限于德国曼斯菲尔德和波兰下苏台德等少数地区。曼斯菲尔德以及附近地区二叠纪地层沉积在准平原化了的古生界基底和部分地区的下二叠统磨拉石相砂砾岩、页岩之上。含铜页岩沉积后连续形成的是著名的蔡希斯坦蒸发岩类沉积矿床。含铜页岩是一种具细纹层的粘土质泥灰岩和含碳质泥灰岩，由于生物残余保存在沥青质组分里，岩石含碳量接近 6%。因与沉积时气候和地形条件有关，沉积厚度一般仅为 30 ～ 60 cm，岩石成分有一定变化，一般向上含碳质由富到中等，碳酸盐成分增加。含铜页岩中金属矿物组合在垂直和水平方向上都有变化，最主要的矿石矿物是辉铜矿、斑铜矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿和黄铁矿。铜的富集部位限于含铜页岩层下部，而铅锌的高品位通常在剖面较高部位。在空间分布上金属聚集局限在150 m 宽的海岸带范围内，尤其近海岸线的砂坝及海盆内的岛屿地带。在广大的中央海盆里，泥灰岩中只有黄铁矿而无其他硫化物。在含铜页岩中，丰度高于正常页岩的金属还有 V、Mo、Ni、U 和 Co。德国矿床学家一般认为含铜页岩是在无氧底层水里金属物质同生沉积的产物，但金属不可能来自正常海水，而是来自边缘盆地中存在的异常海水，这种海水提供了由下伏地层硫化物和铁矿物被氧化转移出来的金属。
三、成矿作用和矿床成因
黑色页岩中有多种金属富集成矿，表明这类岩石的形成环境具有特殊的成矿有利条件。黑色页岩呈黑色主要与含有机质和含微细粒硫化铁有关，硫化铁的生成也与有机质的存在有密切联系。地质学家很早就认为黑色页岩是类似现代黑泥的沉积物经过成岩作用和压实固化而形成的。现代能形成黑泥的环境有海湾、海峡、因进口被阻塞而与大海隔离的盆地和海底的深洼地，另外还有一些排水不畅、生物繁茂的沼泽和湖泊。黑海是一个很好的例子，黑海海水约230 m 以上的氧化表层水的盐度、密度都低于下部海水，较重的下部海水因不易与上层水发生混合而变得较为缺氧，有较多有机物质残余保存下来，海水硫酸盐被还原生成 H2S。如 180 m 深度海水每 100 L 中含 H2S 为 33 mL。而到 930 m 深度的海水每 100 L 中含 H2S 达到 570 mL。由此，黑海海底沉积物在近岸的 30 ～ 40 m 以内为砂质碎屑，40 ～185 m 为灰蓝色粘性泥，185 m 再向下更深处，因碳酸盐和硫化铁分离出来形成含微细粒方解石和 FeS2的深灰色泥及富 FeS2的黑色粘性泥。
细菌是黑泥形成的主要营力，细菌出现于湖水、海水和沉积物中，沉积物中的细菌随着深度的增加而减少，但在相当的深度范围内也仍可能生存。在水中，水-沉积物界面或沉积物内有氧分布的界限以下，喜氧细菌被厌氧细菌所代替，如重要的硫酸盐还原细菌群( Desulfovibrio desolfuricans) 能把硫酸盐分解，硫还原后形成硫化氢或与某些金属 ( 如铁)结合形成硫化物，被分解的硫酸盐包括海水中的和由硫磺细菌分解生物原生质氨基酸产生的。由于在无氧带中硫酸盐还原细菌对有机原生质的分解过程不如在有氧带中发生得那么快且完全，结果会有相当数量的有机化合物在无氧带中保存下来，因此形成黑泥。在这类硫酸盐还原细菌把 SO2 －4还原为 H2S 的过程中还会发生硫同位素分馏，致使所产生的 H2S及硫化物中的硫同位素组成更富含32S。以上讨论说明了黑色页岩形成于缺氧条件下，并与生物活动参与下化学元素的循环有关。
范德廉 ( 1997) 对中国黑色页岩矿床中共生岩石和岩石组构的观察研究认为黑色页岩主要是在缺氧的、水体滞流的环境中、并有生物的积极参与下经缓慢沉积形成的。黑色页岩中既有较深水条件下形成的致密块状、纹层状并有生物残余结构的黑色页岩硅质岩组合，也有相对较浅水条件下形成的薄板状、纹层状、叶片状黑色粉砂岩、页岩、白云岩组合和黑色页岩、泥质白云岩等组合，说明水体的深浅不是重要影响因素。在地质历史时期中形成黑色页岩的时代很多，特别是发生过几次集中在相对短暂 ( 1Ma 左右) 的时间内的大洋缺氧事件，在较大范围内形成黑色岩系这类沉积。如早古生代的大洋缺氧环境曾广泛出现，泥盆纪以后发展为氧化环境为主，到新生代的大洋缺氧事件还发生于中白垩世、中始新世、早中新世等。另外，也有不属于大洋缺氧事件而仅仅是缺氧环境下形成的黑色页岩，一般分布较局限。较小范围的缺氧环境主要受区域地质因素控制。
对黑色岩系中多元素金属矿床也存在同生成因和后生成因的不同认识。最早提出德国东部曼斯菲尔德含铜页岩矿床属同生沉积成因，且无多大争议。首先是因为其含矿层分布面积达几十或几百平方公里，显著不同于热液成因的相对小面积的矿化，只有沉积作用才可能形成。其次是矿体产状和形态明显具层控性质，特别是从沉积盆地基底高地到盆地最深处出现矿物共生序列的变化: 赤铁矿-辉铜矿或斑铜矿-斑铜矿或黄铜矿-方铅矿或黄铁矿-闪锌矿-黄铁矿，这是一个与金属硫化物溶度积及环境中 Eh 递减完全一致的序列。此后，同生成因理论也应用到中非铜矿带矿床的成因解释，并认识到金属沉淀时原来是混杂的微细粒泥状硫化物沉淀物，而斑铜矿、黄铜矿、黄铁矿等矿物都是在成岩过程和变质过程中发生反应和重结晶的结果。除了同生成岩观点外，还有晚期成岩或成岩再活化等认识，主要是认为来自近基底磨拉石相红层的溶液，携带所溶解的金属迁移到刚沉积下来的静海相腐泥质沉积物层中，发生再沉积而形成含铜页岩内的有色金属富集体。如前所述，在黑色岩系中铀和金矿床矿化的后生特征常常更为显著。
黑色页岩型矿床中金属的来源是另一个最重要的问题。为了研究这一问题，德国地质学家对北大西洋深海钻探计划中白垩纪黑色页岩岩心样品进行分析，因为这是在一个相当大的海域经很长时间沉积的，所以能很好地反映从正常海水形成的富有机质沉积物中微量金属富集的一般情况。根据所分析元素含量的平均值、最高值以及与正常页岩中含量的比值，计算得出的一个顺序如下: Ag ＞ Mo ＞ Zn ＞ V ＞ Cu ＞ Ni ＞ Cr≈Co ＞ Pb，这个顺序与海水中金属丰度增加的顺序 ( 除 Ag 外) 完全一致。他们又把这些元素与有机碳的相关系数排出一个递减的顺序: Ag ＞ Zn = V ＞ S ＞ Ni ＞ Mo ＞ Cu ＞ Cr ＞ Co ＞ Pb，与 S 的相关系数也排了一个递减的顺序: Ag ＞ Zn = Ni≈V ＞ Cu ＞ Cr ＞ Mo ＞ Co ＞ Pd。比较以上 3 个序列，说明有机碳对黑色页岩中微量元素的富集可能起更大作用。根据以上资料，他们作出的结论是黑色页岩中 V、Ni、Mo 等可能是从海水及其中生物所含的元素富集的结果，而黑色页岩中的 Cu、Pb-Zn 矿床的形成则必须有正常海水以外的来源。例如，认为德国含铜页岩中金属的来源是含铜页岩下伏的下二叠统沉积物，经氧化释放并聚集起来形成的异常海水或同生水的迁移; 另外，根据矿床相对集中分布在受到海西构造变动的地带，也不排除金属有海底热液的喷出作为一种补充; 海底热水喷出除了是前述序列局部元素的可能来源外，也还可能是金、银、铂族元素的来源。湘、黔两地下寒武统黑色页岩含矿层内的硅质岩具典型热水沉积成因特征，从含矿层下部黑色硅质岩开始，到中部正常沉积和热水沉积组成金属富集层，再到上部黑色页岩中的上部硅质层，表明热水可能是本区贵金属富集的物质来源; 研究人员还指出，区域内扬子陆架海和江南边缘海过渡地带分布着长期活动的深断裂与元古宙岩浆活动，可能为黑色页岩多元素富集准备了物质基础，并可能延续到为海底循环水向热卤水转化提供热源。
四、勘查评价要点
黑色岩系中的矿床成矿条件比较特殊，矿床与容矿岩石及其生成环境关系极为密切。黑色岩系中的矿床在世界各地都有分布，不同地区都有本地区发育的一定的时代和层位。一些分布在十分广阔的区域内的黑色岩系，常常与地质历史中的大洋缺氧事件有关。因此，这类矿床有明显的层控-时控性质，中国黑色岩系的时代最主要的是古生代，包括寒武、志留、泥盆、二叠各纪和西部地区的三叠纪。此外，还应指出早元古代和中新元古代的黑色岩系常常受到不同程度的区域变质作用，变为暗色片岩，其中也有金银等重要矿床。
黑色岩系是同一环境中形成的几种岩石的组合，主要岩石类型包括黑色页岩、硅质岩、碳酸盐岩，有时有粉砂岩以及上述岩石类型间的过渡类型岩石。这些岩石组合及其层序记录着岩石形成时是深水、浅水、海进、海退、陆源物质、内源物质和热水来源物质的消长关系。金属富集层在剖面中的位置及与上述因素的关系等都是对这类矿床勘查工作中需要研究的重要内容。有机物质的富集、铁硫化物的含量、热水成因硅质岩等的特点是金属富集层出现的标志。
与黑色岩系有关的矿产种类很多，这里着重介绍了黑色页岩型多元素金属矿床。数十年以来，人们先后发现和研究了 Cu-Pb-Zn、V-U、Ni-Mo、Co-Mn、Au-Ag、Au-Ag-Pt 族等金属组合构成的矿床。一些重要的锰矿和磷块岩矿床也产于黑色岩系中，还有层状重晶石、毒重石矿床，较为特殊的富钾粘土矿床。世界上一些重要的石油、天然气也与黑色岩系有关。黑色岩系中富集的元素有海水中与生物作用有关的，有陆源物质带入的，也有海底热水喷出来源的，要根据区域地质背景、含矿岩系剖面及产状特征以及元素组合等作出判断。
黑色岩系中的矿床常常是区域性分布，一个较大的地区内常有多个矿床，有些黑色页岩型矿床因含矿层较薄，金属矿物富集程度低，规模受到一定限制，但近年来已发现了一些大型-超大型的黑色岩系中的矿床。黑色岩系型多元素金属矿床常因金属含量低、颗粒细、呈浸染状薄层纹分布而容易被忽视，而浸染状、细层纹状黄铁矿、白铁矿的出现、Cu、V、U、Ni、Mo、Mn 等的少量次生矿物可以是发现矿床的标志。
