蓝宝石成因及形成环境探讨
迁怀陆块中的怀安麻粒岩片麻岩区、三屯营—太平寨岩浆杂岩区、天镇—宣化钾质花岗岩带以及迁安片麻岩穹窿区内广泛分布有各种成分的花岗质片麻岩，其中怀安麻粒岩-片麻岩区和三屯营—太平寨岩浆杂岩区内以英云闪长-奥长花岗-花岗闪长质（TTG）的片麻岩为主，即通常所称的灰色片麻岩。在天镇—宣化钾质花岗岩带和迁安片麻岩穹窿区内以花岗闪长岩和花岗岩为主。在迁怀陆块内深成片麻岩按化学成分大体可分为两个系列，即钠质系列的深成片麻岩和钾质系列的深成片麻岩，前者主要分布于陆块的中部和北部，后者主要分布于陆块的南部。这种地区性的岩性差别可能与它们形成时所处的构造部位不同有关。
一、钠质系列深成片麻岩的地球化学特征
钠质系列的深成片麻岩主要分布于怀安麻粒岩-片麻岩区和三屯营—太平寨岩浆杂岩区。主要为英云闪长质、石英闪长质、斜长花岗质、奥长花岗质及部分花岗闪长质片麻岩。在冀西北钠质深成片麻岩的SiO2含量为56.91%～72.67%,Al2O3的含量14.66%～18.32%，平均值大于15%，相当于太古宙大陆高铝型英云闪长岩和奥长花岗岩（Barker等，1976）。这类片麻岩的Na2O含量通常大于K2O含量，Na2O/K2O比值一般在2左右，最高可达3.90。在标准矿物的An—Ab—Or图上（图5—21）多位于奥长花岗岩区和英云闪长岩区，部分位于花岗闪长岩区。在常量元素方面它们与苏格兰西北Lewisan灰色片麻岩（B.L.Weaver等，1981；M.B.Fowler等，1986）极为相似。冀东三屯营—太平寨岩浆杂岩区内的钠质深成片麻岩的SiO2含量介于54%～72%之间，Al2O3变化于12.74%～17.25%间。当SiO2含量为70%时，Al2O3为16.71%，与太古宙高铝型英云闪长岩（Arth,1979）相吻合。在An—Ab—Or图上多分布于英云闪长岩和奥长花岗岩区（图5—21）。全区钠质深成片麻岩主元素对SiO2的相关变化主要有两种。其中MgO、CaO、FeO*、TiO2和P205的含量随SiO2含量的增加有规律地减少，显示出由岩浆结晶产生的花岗岩所具有的特点。而Na2O和K2O含量的变化与SiO2含量变化之间缺少明显的相关性，这可能与钠质深成片麻岩中不同岩石类型之间的成分变化以及变质作用过程中K2O和Na2O的活动性较大有关。
图5—21 迁怀陆块内深成片麻岩的标准矿物An—Ab—Or图解
●一三屯营—太平寨岩浆杂岩区；○—怀安麻粒岩片麻岩区；▲—迁安片麻岩穹窿区，∆—天镇—宣化钾质化岗岩带
冀东三屯营—太平寨岩浆杂岩区和冀西北怀安麻粒岩片麻岩区的钠质深成片麻岩在稀土元素特征上既有相似性，也有一定区别。前一地区内的深成片麻岩（不论是英云闪长岩、奥长花岗岩还是少量的花岗闪长岩）均为轻重稀土元素分馏较强的右倾式稀土模式，（La/Yb）N比值多为10～20，多数样品的稀土分布曲线近平行（图5—22A、B）仅有一个样品具有明显的正Eu异常（图5—22B）。后一地区内灰色片麻岩的稀土特征可分为明显不同的两类。一类以紫苏石英闪长质、英云闪长-奥长花岗质片麻岩和紫苏花岗岩为代表，它们构成了该岩区的主体部分，其轻重稀土元素显示出中等程度的分馏，（La/Yb）N多界于10～20之间，Eu异常不明显，重稀土元素多为球粒陨石的5～10倍（图5—22C、D）。它们与怀安灰色片麻岩的稀土特征相似。另一类以紫苏斜长花岗质片麻岩为代表，它们分布较零星，多在紫苏石英闪长质片麻岩中呈条带状分布。由于它们含有较多的斜长石，因此在稀土元素模式图中显示出明显的正Eu异常（图5—22C、D），Eu/Eu介于1.5～3.5之间，它们的重稀土元素也相对亏损。
这两种稀土模式的灰色片麻岩在世界其它TTG岩套中也都存在。其中稀土分馏中等，无明显Eu异常的一类与刘易斯片麻岩中的英云闪长岩（Rollinson,H.R．等，1987）的特征一致，这种稀土元素特征表明，它们是由基性岩通过部分熔融产生的，并且角闪石是残余相中的主要矿物相。稀土元素分馏较强，具明显正Eu异常的一类与刘易斯片麻杂岩中的奥长花岗岩（Rollinson,H.R．等，1987）的稀土特征一致。轻重稀土元素的高度分馏和重稀土的明显亏损表明残余相中有相当数量的石榴石，明显的正Eu异常表明残余相中还有较多的角闪石。
二、钾质系列深成片麻岩的地球化学特征
钾质系列深成片麻岩主要分布于冀西北的天镇—宣化钾质花岗岩带和冀东的迁安片麻岩穹窿区，其岩石类型主要为钾质花岗岩、石英二长岩及少量花岗闪长岩。在冀西北天镇—宣化钾质花岗岩带主要为红色钾质花岗岩，它们的SiO2含量较高，多介于68%～74%之间，Al2O3的含量变化于12.2%～14.5%之间，其特点是Na2O含量明显低于K2O含量，Na2O/K2O值为0.41～0.67，在标准矿物的An—Ab—Or图（图5—21）上均位于花岗岩区。常量元素的总体特征与太古宙花岗绿岩带中的花岗岩（Corndie,1981）基本一致。冀东迁安片麻岩穹窿区内的钾质系列深成片麻岩包括红色钾质花岗岩、石英二长岩及少量花岗闪长岩。红色钾质花岗岩的SiO2含量较高，多大于70%,Al2O3含量为13.5%～14.9%,CaO的含量变化较大，一些样品的CaO含量大于1.4%，另一些样品的CaO含量则小于1.0%。此类花岗岩的Na2O含量小于K2O含量，Na2O/K2O比值平均为0.63，显然其K2O的富集程度比冀西北花岗岩带中钾质花岗岩K2O的富集程度稍低。它们在An—Ab—Or图上多位于花岗岩区。迁安片麻岩穹窿区另一类富钾的深成片麻岩为石英二长岩，它们分布局限，出露很少。石英二长岩的SiO2含量较低（53%～60%），碱金属元素含量较高，K2O+Na2O含量为8.24%～9.51%，且K2O含量大于Na2O含量，属于钾质系列。其明显的特点是TiO2和P2O5的含量较高，其平均含量分别为1.56%和1.13%。在An—Ab—Or图上（图5—21）它们多位于花岗岩区。
冀西北天镇—宣化钾质花岗岩带中钾质花岗岩的稀土元素主要有两种类型，一种类型的稀土元素总量中等，∑REE多介于100×10-6～200×10-6，轻重稀土分馏不很强烈，（La/Yb）N为20～80,Eu异常不明显或显示轻微的负Eu异常（图5—22E、F），这一种类型的样品占区内钾质花岗岩的绝大部分。另一种类型稀土总量高度富集，∑REE在400×10-6～4800×10-6之间，其中的轻稀土元素强烈富集，（La）N值变化于300×10-6～400×10-6之间，负Eu异常十分明显，Eu/Eu*为0.2左右，重稀土元素分布较平坦（图5—22F）。这两类明显不同的稀土分配型式不是由分异造成的，也不可能是由同源母岩部分熔融程度不同造成的。最可能的解释是，这种差别是源岩性质的差异造成的。源岩的组分和矿物组合强烈地影响了钾质花岗岩的稀土元素配分型式（李永刚等，1995）。
冀东迁安片麻岩穹窿区中钾质系列深成片麻岩的稀土元素配分型式也显示出多样性。其中的一类轻重稀土分馏中等，几乎无Eu的异常（如图5—22G中的BB22和CF84-48）。另一种类型的轻重稀土元素分馏中等到较强，轻稀土元素La含量多为球粒陨石的200～300倍，有较明显的负Eu异常（如图5—22G中的CF84-7和CF84-28）。此外，还有另一种类型较特殊，其稀土总量较低，（La）N值多在20～50之间，重稀土亏损，（Yb）N值多小于1。其最突出的特点是正Eu异常明显（图5—22H）。迁安片麻岩穹窿区内钾质花岗岩稀土元素配分的多样性以及稀土元素的变化与主元素和微量元素间缺少相关性等特点表明，该区钾质系列花岗岩的源岩成分很不均匀，同时也反映它们经历了复杂的演化过程。
图5—22 花岗质片麻岩的稀土元素模式图
A、B—怀安灰色片麻岩区；C、D—三屯营—太平寨岩浆杂岩区；E、F—天镇—宣化钾质花岗岩带；G、H—迁安片麻岩穹窿区，部分资料引自张秋生等（1991），李永刚等（1995）
图5—23 深成片麻岩的SiO2—FeO*/（FeO*+MgO）（A）和SiO2—Al2O3（B）图解
IAG—岛弧花岗岩类；CAG—大陆弧花岗岩类；CCG—大陆弧碰撞花岗岩类；POG：造山后花岗岩类；RRG—与裂谷有关的花岗岩类；CEUG—大陆的造陆抬升花岗岩类；IAG,CAG,CCG,DOG—造山花岗岩类；RRG、CEUG—非造山花岗岩类；花纹说明同图5—21
三、深成片麻岩形成环境的讨论
迁怀陆块中钠质系列的深成片麻岩主要为英云闪长-奥长花岗质片麻岩，对这种TTG成分的太古宙片麻岩的成因已有较多讨论（Bark-er,1979；Stern.et al.,1991；Rapp,et al.,1991；Martin,et al.，1994），目前多数研究者认为它们是由石榴角闪岩或角闪榴辉岩通过部分熔融形成的（Martin,et al.,1994），但对于它们形成的构造环境目前还存在不同认识，一种意见认为英云闪长岩等是早期喷发的玄武质岩石（或绿岩带）在后期造山运动过程中发生部分熔融造成的（McGreger,1979），其发生的部位类似现代俯冲带（毕鸟夫带）的热异常部位（Martin,1994），还有一种意见认为它们是早期板底垫托的玄武质岩石在深部部分熔融生成的，其形成部位通常位于地幔柱的上部。迁怀陆块中的灰色片麻岩在SiO2—FeO*/（FeO*+MgO）图上（图5—23A）多位于造山花岗岩类区。冀西北怀安灰色片麻岩的样品在Y+Nd—Rb图（图5—24）上多位于火山弧花岗岩区（由于冀东地区的样品缺少微量元素分析，因此在该图中无冀东样品的投点）。根据这些图解，本区灰色片麻岩形成于火山弧的环境，但构造环境的分析仅凭地球化学图解方法是远远不够的，因此还需做更深入的研究。
图5—24 深成片麻岩的Y+Nb—Rb图 （据Pearce等，1984）
ORG—洋中脊花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；WPG—板内花岗岩，syn—COLG—同构造的碰擅带花岗岩；花纹说明同图5—21
Sylvester（1994）在总结太古宙花岗岩侵入体时曾指出，太古宙花岗岩侵入体是由火山岩和沉积岩石在中下地壳通过部分熔融产生的。并通过与显生花岗岩形成环境的对比，指出太古宙钙碱性和过铝型的花岗岩侵入体可能是“同碰撞的”（syn-collisional），碱性的太古宙花岗岩侵入体可能是“碰撞后的”（pos-collisional）。迁怀陆块的灰色片麻岩主要属于钙碱性系列的，应多属于同碰撞型的花岗岩。在SiO2—FeO*/（FeO*+MgO）图（图5—23A）上，冀西北花岗岩带的花岗岩多落入造山后花岗岩区，冀东迁安片麻岩穹窿区的花岗岩则多位于造山花岗岩区，在SiO2—Al2O3图（图5—23B）上冀西北花岗岩带的花岗岩多位于造山后花岗岩区，而冀东迁安片麻岩穹窿区的花岗岩则多位于造山后花岗岩与造山花岗岩的界线附近。这种地区的差别可能与这两个地区花岗岩形成的时间有关。在整个迁怀陆块的形成演化过程中，冀东迁安片麻岩穹窿区的花岗岩的侵位时间比冀西北天镇—宣化钾质花岗岩带的花岗岩侵位时间要早，所以冀东地区的花岗岩还多少显示出造山期花岗岩的特点，而冀西北花岗岩带花岗岩侵位较晚，它们具有造山期后花岗岩的特点。年代学的研究已证明冀东地区花岗岩（2.55～2.45Ga）比冀西北花岗岩（2.2～2.1Ga）的侵位时间要早。
—、两类成矿岩浆建造成因讨论
继澳大利亚学者B.W.查佩尔和A.J.R.怀特（1974）提出按花岗岩物质来源的不同，将花岗岩划分为由地壳沉积岩熔融形成的S型花岗岩和由未曾出露地表的火成岩部分熔融形成的I型花岗岩之后，英国岩石学者W.S.皮切尔（1983）把花岗岩成因同板块构造联系起来加以研究，并进一步将花岗岩分为以下5类：①M型花岗岩：又称幔源分异花岗岩或洋脊花岗岩，形成于大洋岛弧环境，以大洋岛弧型斜长花岗岩或英云闪长岩为代表。它们常与同期基性、超基性岩密切伴生。其A/CNK＜0.1,（87Sr/86Sr）i≤0.704，主要与斑岩金矿有关。②科迪勒拉I型花岗岩，相当于国内称的同熔型花岗岩或过渡型花岗岩。主要形成于活动大陆边缘，以发育辉长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩及其斑（玢）岩组合为特征，它们常与同期陆相火山岩空间上密切伴生、成因上息息相关，其A/CNK＜1.05,（87Sr/86Sr）i＜0.706，主要与斑岩铜矿有关。③加里东I型花岗岩：形成于造山运动晚期（碰撞后）隆起区环境，以花岗闪长岩—花岗岩为代表。其A/CNK=1左右，（87Sr/86Sr）i=0.705～0.709。无成矿作用。④S型花岗岩：相当于国内称的改造型花岗岩或壳型花岗岩。主要形成于大陆板块碰撞带或克拉通区韧性剪切带环境。以过铝质的超酸富碱性二云母花岗岩类为代表。其A/CNK＞1.05,（87Sr/86Sr）i＞0.709。主要与钨、锡、铌、钽、稀土等成矿有关。⑤A型花岗岩：形成于稳定褶皱带和克拉通的隆起区—裂谷带环境，以霓石、钠闪石花岗岩、钠铁闪石花岗岩等碱性花岗岩组合为标志。（87Sr/86Sr）i=0.703～0.712，主要与稀有、稀土成矿关系密切。
W.S.皮切尔的基本思想是“不同成因类型的花岗岩代表不同的活动带”。
采用Na20-K2O图解（图2-69）投影，研究区各已知矿区潜火山杂岩侵入体绝大多数落入I型花岗岩区。少数晚期分异的偏碱偏酸性岩体落入A型或S型花岗岩区。
图2-69 两类成矿岩浆建造Na2O-K2O图
（仿W.J.Collins,1982）
〇—乌伦布拉克铜矿岩体；●—老山口铜矿岩体；＋—北山Ⅲ号蚀变体；△—其它金、铜岩体
据部分已知矿区岩体已获稳定同位素测定成果，如北山金矿南部外围与金矿化密切相关的潜火山杂岩侵入体，其（87Sr/86Sr）i为0.70495±0.0001。北山金矿区有关岩浆岩铅同位素组成特征为：207Pb/204Pb为（15.404±0.005）～（15.569±0.023）;206Pb/204Pb为（17.899±0.004）～（18.468±0.013）。在投影图中均落入上地幔范围，反映了岩浆物质来源的深源特征。根据研究区潜火山杂岩建造的地质学、岩石学和地球化学特征及其形成过程所处的地质背景、区域构造发展、演化的历史进程，按W.S.皮切尔的上述分类方案，研究区潜火山杂岩建造在成因上应属科迪勒拉I型花岗岩。研究区潜火山杂岩侵入体的岩石类型组合特征，以及包括常量元素、微量元素和稀土元素在内的岩石组分特征，与我国东部壳幔混熔过渡型（同熔型）花岗岩类十分类似。上述事实，也足以证明研究区潜火山杂岩建造属幔壳混熔的过渡型花岗岩，也即科迪勒拉I型花岗岩。
同样，成因上与潜火山杂岩建造息息相关的火山喷溢喷发岩建造，其岩浆物质来源也具有鲜明的深源特征。从稳定同位素组成特征来看，据张以熔、朱明玉等研究（1992），区域下石炭统巴塔玛依内山组玄武岩的（87Sr/86Sr）i为（0.7033±0.00015）～（0.7052±0.003），与上述潜火山杂岩建造的锶同位素组成特征基本一致。金山沟矿区火山岩测定，δ14C介于0.1～3.2之间。属岩浆与地层围岩混合碳。δ34S介于0.8～3.8之间，与陨石硫或基性岩浆硫接近。207Pb/204Pb为15.402～15.488;206Pb/204Pb为17.818～18.484，在投影图中也均落入上地幔范围。从岩石地球化学特征来看，火山喷溢喷发岩建造与潜火山杂岩建造，具有基本一致的微量元素和稀土元素地球化学特征。特别是两者的微量元素比值蛛网图、过渡元素球粒陨石标准化模式图和稀土元素分布模式图，尤为类似。
综上所述，我们完全有理由确认，研究区陆相火山作用所形成的两类成矿岩浆建造——火山喷溢喷发岩建造和潜火山杂岩建造，均是由源自上地幔或下部地壳的幔壳混熔深源岩浆在特定的时空条件下，以不同的作用方式所形成的同源岩浆体系产物。
二、关于形成构造环境的讨论
研究区与金、铜成矿密切相关的两类成矿岩浆建造主要形成于华力西中、晚期。这一时期，研究区正处于大规模的造山运动行将结束而尚未结束的造山晚期。构造环境大致相当于活动大陆边缘。
采用A.Rittmann（1970）和H.K.Loffier（1979）区分壳内和消减带（包括岛弧和活动陆缘环境）火山岩类的岩石地球化学lgτ-lgσ图解和lgτ-lgσ（25×100）图解来探讨两类成矿岩浆建造的形成环境问题，从图2-70、图2-71可以看到，两类成矿岩浆建造多数落入B区，也即消减带（包括岛弧和活动陆缘环境）火山岩区，部分落入C区，也即由消减带火山岩区演化而来的碱性火山岩区。
图2-70 两类成矿岩浆建造lgr-lgσ图解
（仿A.Rittmann,1970）
A—壳内稳定区火山岩；B—消减带火山岩；C—A、B区演化的碱性火山岩；〇—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；●—老山口矿区潜火山杂岩；△—其它金铜矿区潜火山杂岩；＋—北山次火山岩及双峰山索尔巴斯套、阿希、西滩等矿区陆相火山岩
图2-71 两类成矿岩浆建造lgτ-lgσ（625×100）图解
（仿H.K.Loffier,1979）
A—壳内稳定区火山岩；B—消减带火山岩；C—A、B区演化的碱性火山岩；〇—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；●—老山口矿区潜火山杂岩；△—其它金铜矿区潜火山杂岩；＋—北山次火山岩及双峰山索尔巴斯套、阿希、西滩等矿区陆相火山岩
若按Jakes等（1972）和K.C.Condie等（1976）关于岛弧与活动大陆边缘两种次级构造环境划分方案，则研究区两类成矿岩浆建造形成的构造环境处于岛弧向活动陆缘转化的过渡地带，与两类岩石成因的深源过渡性特征完全吻合。利用Batchelor等（1985）岩石化学多阳离子参数R1-R2图解对研究区两类成矿岩浆建造进行投图（图2-72），可以看到它们主要落入2、3、4、6造山带区范围，少数落入地幔分异花岗岩区。2、3、4、6带的环境虽然各有差异，但其总体构造性质均属造山带环境。所以，这也说明研究区两类成矿岩浆建造，总体说来是形成于挤压造山环境。
图2-72 两类成矿岩浆建造R1-R2构造环境图解
（仿Batchelor等，1985）
1—地幔分异花岗岩；2—壳体或壳块碰撞前；3—碰撞后隆起；4—造山晚期；5—非造山；6—同碰撞；7—造山后
▲—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；＋—老山口矿区潜火山杂岩；■—其它金铜矿区火山岩及潜火山杂岩
利用Pearce（1984）花岗岩类构造环境微量元素判别图（图2-73），可以看到，研究区两类成矿岩浆建造，主要落入火山岛弧花岗岩区，火山岛弧花岗岩区构造环境也即相当于岛弧-活动陆缘造山带环境。
以上通过3种不同方法判别图解的投图，对研究区两类成矿岩浆建造形成构造环境所得出的结论是一致的。与研究区区域构造发展演化的历史进程也基本上吻合。
三、两类成矿岩浆建造形成的综合成因模式
基于上述对岩石成因和形成构造环境的讨论，结合两类成矿岩浆建造的地质学、岩石学及地球化学特征，我们提出研究区两类成矿岩浆建造形成的如下综合成因模式：即岩浆物质来源的幔-壳混熔过渡性深源特征＋岩浆发生的岛弧-活动陆缘型挤压造山环境＋岩浆快速高位冲击脉动式侵入定位和喷溢喷发成岩模式。
我们以实际资料为依据，通过理论上的高度概括从而提出的这一概念性综合成因模式，全面而合理地解释和论证了研究区陆相火山作用所形成的两类成矿岩浆建造形成演化的全过程。
图2-73 两类成矿岩浆建造构造环境判别图
（仿Preace,1984）
VGA—火山弧花岗岩；ORG—洋脊花岗岩；WPG—壳内花岗岩；COLG—碰撞花岗岩
△—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；◆—老山口矿区潜火山杂岩；■—其它金铜矿区火山岩及潜火山杂岩
首先，两类成矿岩浆建造的岩石类型组合，包括常量元素、微量元素及稀土元素在内的岩石组分特征，以及岩石的同位素地球化学特征等，都证明了两类成矿岩浆建造既不属典型的幔源原始岩浆，更不是上地壳硅铝层选择熔融的壳源岩浆，而是源自上地幔或下部地壳，以幔质组分为主的幔壳混熔过渡性深源岩浆。一系列岩石地球化学和微量元素判别图解的投图证明，岩浆是发生在同样具有过渡性特征的岛弧-活动大陆边缘环境；既不是造山后或非造山的拉张构造环境，也不是典型的大洋岛弧环境，而是特定的岛弧向活动陆缘转化的过渡性挤压造山环境。这一点，同长江中、下游铁、铜、金成矿带上的中酸性浅成—超浅成侵入岩建造，颇有类似之处。岩浆的快速上升和近地表（高位）环境的冲击侵入定位，是岩浆地下隐蔽爆破作用产生的必要条件，而研究区多种母岩浆成分的爆破角砾岩的出现和发育，反过来又是深源岩浆在特定的构造条件制约下，由深部向近地表带快速高位冲击式侵入定位的证明。不少成矿岩体往往都是由同源岩浆多次侵入所构成的分异杂岩体，则是岩浆脉动（或涌动）式侵入定位的最好证明。
天然蓝宝石的生长特征、微量元素特征、包裹体矿物特征及野外产出特征研究表明,蓝宝石的形成和存在主要有两种方式:①巨晶——碱性玄武岩浆早期高压结晶固相;②捕虏晶——形成于较深源区的幔源岩石解体矿物形成的蓝宝石被更深部的玄武岩浆携带至地表。但要使蓝宝石尤其是优质蓝宝石完好保存,必须受多种条件的共同制约,玄武岩浆的物质成分、温度、压力、氧逸度、岩浆上升速度等对蓝宝石的保存起至关重要的作用。邹进福(1991)认为含蓝宝石岩浆上升速度的快慢(也可能岩浆在下地壳长期停留或被“压滤”)可能是决定大部分碱性火山岩含矿、不含矿或含矿很贫的一个重要原因,只有岩浆上升速度快,蓝宝石的保存与火山岩的成分及形成时代没有直接的相关关系。因此,只有当岩浆形成温度高、压力大、氧逸度低,同时岩浆上升速度快时蓝宝石才能得以保存。本区含蓝宝石原始玄武岩浆形成温度为1186℃,压力2.4～3.0GPa,氧逸度691Pa,岩浆上升平均速度1.1km/h,完全有利于蓝宝石的保存。
对于昌乐县境内蓝宝石的成因,目前大多数倾向于捕虏晶,因为含矿橄榄玄武岩存在大量深源包体和巨晶矿物,且在深源包体中可见蓝宝石,同时巨晶蓝宝石多见因发生熔蚀作用而在表面形成一层黑色被膜。
近年来,研究者在方山、牛山、朐山等地多层橄榄玄武岩和碧玄岩中发现的中细粒蓝宝石并无黑色被膜,而且蓝宝石在岩石中的分布及其均匀且小而分散,量较多。不难想象,如此众多且均匀分布的蓝宝石不可能是捕虏的,而合理的解释只能是碱性玄武岩在高压下由相对高Al贫Si的条件下分离结晶形成的。本区含矿玄武岩相对高Al、Ti的化学组成也支持这一成因。
因此,研究者认为昌乐县境内的蓝宝石捕虏晶和玄武岩浆早期高压分离结晶均存在,而且捕虏晶是高价值原生矿的主要成矿形式。这样,由于地幔成分的不均一性,故在地幔深部可能存在富Al贫Si区,在此区的高温高压环境中逐渐形成蓝宝石。后来,由于构造运动和岩浆活动,早先形成的蓝宝石被形成于更深部的碱性岩浆捕获而带至地表,在捕获和上升过程中,因p、t条件和环境的改变而发生熔蚀反应,使得蓝宝石表面有一层黑色被膜,而因蓝宝石熔点较高(2050℃,大于岩浆温度),故熔蚀作用较轻微,蓝宝石晶体得以保存。在岩浆形成和上升过程中,由于构造和成岩环境的变化,在某时局部阶段岩浆相对高Al贫Si时,也会由于结晶分异作用形成蓝宝石,尤其是在岩浆上升速度变慢、遇到高Al围岩(如片麻岩、片岩)等成矿构造地球化学障时,蓝宝石便与岩浆中的橄榄石、辉石、锆石、尖晶石等一起晶出。但由于本区岩浆上升速度较快,故晶出蓝宝石大多数颗粒较小(李洪奎,2009)。
18554795544：蓝宝石是怎样形成的?
宗鬼答：这些巨晶被玄武岩岩浆沿大断裂快速带至地表，其中一部分巨晶就是蓝宝石。如果上升速度慢了，这些巨晶将被熔融入长石中。因此，控制岩浆上升速度的地质环境也是山东蓝宝石大量形成的重要原因。 二、蓝宝石的特点 昌乐蓝宝石已发现的砂矿区主要在五图、大柳树、北岩、北展、崔家庄等五处。而五图矿区是面积...
18554795544：蓝宝石是怎样形成的
宗鬼答：很多人都喜欢蓝宝石的饰品，不过对于蓝宝石是怎么形成的就不太了解了。以下就是我给你做的蓝宝石的形成过程及原因整理，希望对你有用。蓝宝石的形成 蓝宝石英文名称为Sapphire， 源于拉丁文Spphins，意思是蓝色;属于刚玉族矿物， 三方晶系。宝石界把红宝石之外的各色宝石级刚玉都称为蓝宝石。蓝宝石与...
18554795544：红宝石蓝宝石怎么形成的
宗鬼答：柬埔寨拜林：近年来拜林蓝宝石在国际上十分走俏，为一种明亮、纯正的蓝色。喀什米尔蓝宝石：发现于1881年，产量很少。喀什米尔地区的矢车菊蓝宝石，一直被誉为蓝宝石中的极品，它为一种朦胧的、略带紫色调的浓重的蓝色。给人以天鹅绒般的外观。由于武装冲突及恶劣的自然环境，目前市而上已见不到该品种。
18554795544：蓝宝石是怎么形成的
宗鬼答：依据地质成因不同，可分两类：一类是缅甸、斯里兰卡和印度克什米尔产的蓝宝石。另一类是澳大利亚、泰国、中国产的蓝宝石。缅甸等地产的蓝宝石，因含钛致色，故呈鲜艳的蓝色，含绢丝状金红石和指纹状液态包裹体。绢丝状金红石包裹体可产生六射或十二射星光，属优质宝石品种。澳大利亚、泰国、中国产的蓝宝石...
18554795544：蓝宝石砂矿成矿地质条件分析
宗鬼答：后期中心式爆发的破坏作用,使得前期火山通道及其附近的寄主岩、蓝宝石巨晶碎屑被抛出大面积散布在周围,这将利于蓝宝石从风化剥蚀的寄主岩中风化剥离出来形成砂矿。显然后期的火山爆发破坏作用,使得蓝宝石寄主岩的分布面积分散扩大,加剧了其风化剥蚀作用,对蓝宝石砂矿的形成有着重要影响。(三)气候环境对砂矿...
18554795544：彩色蓝宝石的形成原因
宗鬼答：1、形成于地幔的高温高压条件，随岩浆喷出地表，如泰国、澳大利亚、中国山东、美国等国家。2、彩色蓝宝石形成于接触变质作用，如缅甸、克什米尔、中国安徽等地 。
18554795544：蓝红宝石是怎么形成的
宗鬼答：宝石的形成过程 宝石形成大致分为四个过程 1、熔岩和相关液体 2、环境变化 3、地表水与 4、地幔的形成 蓝宝石 红宝石的成分 红宝石和蓝宝石矿物学名都是刚玉.三方晶系,晶体常呈桶状、锥状、板状、柱状、不规则粒状等,晶面上常有斜纹或横纹.硬度9,比重3.95～4.10.折光率：N0=1.767～1.772,...
18554795544：红宝石 蓝宝石 金刚石 猫眼石 等玉石都是怎样形成的
宗鬼答：变质岩是岩浆岩、沉积岩或早期形成的变质岩等原岩，在新的特定环境中，由于高温高压和化学流体作用，发生物理化学变化而形成的岩石。在这一变化过程中也可形成一定种类的宝玉石矿床。这些宝玉石主要有：红宝石、蓝宝石、石榴子石、堇青石、夕线石、蓝晶石、十字石、翡翠、软玉、月光石、蔷薇辉石和碧玉等。
18554795544：任务红宝石和蓝宝石
宗鬼答：放大观察 不同产地的红宝石和蓝宝石由于其形成的地质条件和环境存在差异,因而具有不同的包裹体。训练有素的宝石鉴定师,不仅可以凭借这些内含物特征来鉴别红宝石和蓝宝石的真伪,还能鉴别产地。 二色镜和偏光镜 可测其多色性和光性,从而对红宝石和蓝宝石作出鉴别。 (二)红宝石与相似宝石的鉴别 与红宝石相似的宝石...
18554795544：蓝宝石的颜色是由于什么原因而引起的
宗鬼答：蓝宝石的颜色主要是由其中所含的铁、钛、铬等元素的存在状态和浓度决定的。
