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楼主你好
按“开始”（Start）键--选择“背包”--找到“技能机” 那一菜单--拉到最下面找到“碎岩术”这个技能。
按Z或A确定，然后“用”--选择“可学习”的精灵，按A“ 确定”。
然后对着石头按Z或A键，然后选是就可以了
如果该精灵没满技能的话，就直接学就可以了， 如果该精灵满4技能，则要忘记一招。（建议别 让主精灵学习，因为这招不厉害，这个版本我忘 记学习密招后，要遗忘必须找特定的人物，比较 麻烦）
不是每个精灵都能学习碎岩术的，一般“石系”和“ 格斗系”就可以学习。
比如“腕力”、“小拳石”之类的精灵就可以学习。你可以选择格斗系的， 让“碎岩术”“怪力术”都让他学好，这样的话进山 洞带这样一个精灵就好
了。
希望能帮到你，望采纳，谢谢
与破火山、火山构造洼地有关的次生石英岩型明矾石、叶蜡石、地开石、伊利石矿床成矿亚系列（4b）
该亚系列包括了浙江著名的特色的非金属矿产，它们的储量、资源量在国内居各省前列。有一批知名的大型矿床，如瑞安仙岩和苍南矾山的明矾石矿床，青田山口和泰顺龟湖的叶蜡石矿床，松阳峰洞岩、青田北山的地开石矿床，温州渡船头的伊利石矿床。各矿床的主要成矿地质条件列于表3-4-2（参见典型矿床十六至二十）。
（一）矿床的主要成矿地质条件
1）相关的火山喷发旋回。与成矿相关的火山喷发旋回，多数矿床为第Ⅱ旋回，即西山头组，个别为茶湾期喷发物；少部矿床属第γ旋回大爽期或Ⅲ旋回朝川期。喷发物共同的特点是以酸性、中酸性火山碎屑岩为主，如流纹质、英安质晶玻屑凝灰岩、熔结凝灰岩，个别矿区有安山质凝灰岩。喷发间歇期有火山碎屑沉积岩发育。岩石成层性好，孔隙性较好，相对有利于矿化交代。
2）相关的火山构造。控制成矿的火山构造类型主要是破火山和火山构造洼地。多数矿床产在破火山断陷洼地内，堆积物倾向盆内，周边为（环形）断裂围限，并多小岩枝、岩管、岩脉状潜火山岩或通道相侵入，如矾山（图3-4-1）。个别有中央岩体侵位，属于复活破火山，如仙岩（图3-4-2）。往往一处破火山构造内有数处矿化，构成一个矿田。
图3-4-1 苍南矾山破火山口地质图
（据浙江省区调队）
1—朝川组b段英安－流纹质含角砾熔结凝灰岩；2一朝川组a段安山岩；3—朝川组a段安山质角砾凝灰岩；4—朝川组a段流凝纹质凝灰岩；5—朝川组a段砂、砾岩或凝灰质砂、砾岩，泥岩；6—λπK1流纹斑岩，vπK1霏细斑岩，δμK1英安玢岩；7—明矾石矿体；8—磨石山组b段晶屑熔结凝灰岩；9—断裂；10—火山机体（破火山）范围（朝川组b段现改称小平田组）
火山构造洼地多是在原先构造洼地、断陷洼地上发展起来的，喷发物直接不整合覆在前火山岩地层上。火山岩系倾向盆地中心，断陷构造和潜火山作用相对较弱。如渡船头、北山、峰洞岩等矿区。
图3-4-2 瑞安大罗山破火山构造－岩相图
（据杨文宗，1990）
3）矿化、蚀变的岩石类型广泛。赋矿、蚀变围岩类型十分广泛，岩石类型包含熔岩、熔结凝灰岩、晶玻屑凝灰岩、火山碎屑沉积岩和次火山岩。从岩石组分来看，以流纹质岩石为主，包含英安质、安山质火山岩。在每个矿床的蚀变体系中，原岩结构构造一般不易辨认，原岩的火山玻璃和长石是主要改造交代对象。
4）顺层的蚀变分带和似层状、透镜状矿体，是本亚系列矿床产出的特点。各矿床均有发育程度不一的垂向蚀变分带，顺层缓倾斜展布。各带厚度由十余米至百余米不等，蚀变带数量多少不一，多则7～8个带，少则3～4个带（图3-4-3和图3-4-4）。一般规律自上而下可归纳为4个部分：
a.顶部是次生石英岩带，有时包含金红石－石英带、绢云母－石英带。
b.次生石英岩带以下出现叶蜡石、地开石、高岭石、伊利石等粘土矿物相带，伴有石英、硬水铝石、绢云母等矿物，粘土矿物的主要种类、数量以及上下顺序无固定规律。
c.明矾石、黄铁矿出现的富硫带，一般明矾石靠上，黄铁矿偏下，伴有水铝石、刚玉、红柱石、石英等矿物。
d.蚀变带最下部往往出现绿泥石、方解石、硬石膏、红柱石，近似于青磐岩化蚀变。蚀变向下逐渐趋弱，成为正常原岩。
为便于研究，将蚀变带的4部分分别称为：①次生石英岩带；②粘土带；③富硫带；④矿下带。其主要矿物组成见表3-4-3。各矿床蚀变带4个部分发育不一定齐全，有的矿床缺少富硫带，有的缺少粘土带，也有蚀变带重复、叠加出现的情况。
图3-4-3 瑞安仙岩明矾石矿床蚀变矿物相垂直分布图
（据浙江省第十一地质大队，略作修改）
图3-4-4 青田山口叶蜡石矿床蚀变矿物相垂直分带图
（据浙江省第十一地质大队，略作修改）
表3-4-3 次生石英岩型矿床蚀变分带及矿物组分
粘土带往往发育一、二种为主的粘土矿物而形成工业矿体，其中常见的矿物组合（矿石自然类型）有伊利石，地开石－伊利石，伊利石－石英，高岭石－地开石，叶蜡石－高岭石，叶蜡石，硬水铝石－叶蜡石，刚玉－红柱石，高岭石－明矾石，明矾石－叶蜡石等。
本亚系列矿床蚀变的另一个特点是呈面型分布，体积巨大，仙岩蚀变带垂厚大于700m，平面面积约1km2。龟湖蚀变面积也近1km2，厚度大于250m。其他矿床蚀变面积间有大小，蚀变带厚在50～200m之间。其蚀变岩石的体积都在10×106～100×106m3之间。
5）蚀变体系的叠加蚀变作用。据陈鹤年研究（1983） 陈鹤年，浙江仙岩明矾石黄铁矿矿床地质特征及成因研究报告，1983。
较为特殊的是仙岩矿区，自明矾石以下的各个蚀变带发育网脉状隐爆角砾岩化，蚀变岩结构由显微变晶结构向下逐渐增粗为花岗变晶结构，石英粒径由小于0.1 mm增大至0.1～0.7 mm，明矾石、黄铁矿矿石加富。矿下带硬石膏－红柱石－石英带顶部有虚脱－空穴现象。深部出现细粒闪长玢岩，均已融入硬石膏－红柱石－石英带成为一体。说明仙岩矿区深部潜火山岩细粒闪长玢岩带来岩浆气液作用和隐爆作用，促成下部蚀变带发生前进式蚀变和热变质现象。这是仙岩矿区有别于其他矿床成矿作用的重要方面。
（二）成矿物化条件
1.成矿温度
各蚀变带形成温度有相当的变幅。据陈鹤年（1983）研究仙岩矿区实测和理论分析认为，硬石膏－红柱石－石英相带形成温度区间在355～325℃之间，刚玉－红柱石－石英相带在325～295℃之间，水铝石－明矾石－石英相带为295～200℃，金红石－地开石－石英相带在200～100℃之间。隐爆成矿阶段（明矾石、黄铁矿主要富集期）温度在300～200℃之间。
杨文宗（1990） 杨文宗，浙东南主要非金属矿产成矿规律、预测准则及开发利用前景研究，浙江省地质科学研究所，1990。
表3-4-4 若干矿床温度测定和压力换算 据Haas Patter（1976）等人的有关资料。
陆志刚等（1996）认为，次生石英岩型矿床形成于150～350℃条件下，不同矿种的成矿温度大致是：高岭石地开石矿床150～295℃，叶蜡石矿床150～320℃，伊利石矿床150～300℃，刚玉红柱石矿床大于300℃，明矾石黄铁矿矿床200～350℃。
2.成矿压力
杨文宗、陆志刚均对一些矿床的成矿压力条件进行过测算，测算结果一般在20×105～140×105Pa和300×105～690×105Pa，换算埋深一般在1km以内。
从诸多矿床剖面中可以看出，仙岩、山口、北山、梁岙等矿床，在次生石英岩带之上，不整合覆盖有新喷发物，足以证明这些矿床是在古地表或近地表环境下形成的。
3.成矿溶液的组分
据陆志刚对5处矿床石英流体包裹体液相组分测定结果（表3-4-5），流体的盐度在4.13%～10.88%之间，属中等偏低的盐度。溶液类型有K+-Na+-（Ca2+）-
表3-4-5 若干矿床液相成分的质量摩尔百分数及溶液类型
4.各蚀变相带主要造岩元素地球化学行为
为研究成矿过程中各蚀变相带中主要造岩元素在蚀变交代过程中的地球化学性状，收集整理了杨文宗（1990）、陈鹤年（1983）、陆志刚（1996）资料，列出主要矿床蚀变相带元素迁入、带出的原子数，见表3-4-6。其特征如下：
1）硅：唯有硅帽带（富石英相带、金红石－石英相带）是迁入硅的蚀变带，其他都是硅的携出带。带出量最大的是地开石相带、刚玉－硬水铝石－叶蜡石相带和明矾石－石英相带。
2）铝：硅帽带（富石英相带、金红石－石英相带）是主要的携出铝的相带，其次是黄铁矿－石英相带。其他各蚀变带却是铝的迁入相带，迁入量大的是刚玉－硬水铝石－叶蜡石相带、地开石相带、明矾石－石英相带和叶蜡石相带等。
3）碱金属：多数相带碱金属都是被带出。带入碱金属的相带主要是伊利石－绢云母相带，部分明矾石－石英相带。
4）碱土金属：由于一般原岩中Ca、Mg含量甚低，其在蚀变带中的迁移不占重要位置，仅在仙岩硬石膏－红柱石－石英相带中有较大带出量。其他一些矿床下部的青磐岩化带可能也存在一些迁移，但无分析资料。
5.成矿溶液酸碱度和氧化还原环境的估计
根据矿物相与
图3-4-5 蚀变带溶液酸碱度演变示意图
表3-4-6 主要矿床各蚀变相带相对原岩元素带进带出对比
续表
（三）成矿机理
1.硫同位素特征
主要矿床的δ34S值见表3-4-7。
表3-4-7 主要矿床δ34S数据
据不多的数据可以认为，在单一出现黄铁矿的矿床里，硫同位素的δ34S值是低的正值，在＋0.48%。～＋3.03‰区间。出现黄铁矿和明矾石（硬石膏）的矿床，硫同位素发生分馏作用。据陈鹤年（1988）设定
2.氢氧同位素特征
（1）石英流体包裹体氢氧同位素
据陆志刚（1996）仙岩、渔塘、宝华山3矿床6个石英样品的氢氧同位素值，依成矿温度换算平衡水的
浙江省金属非金属矿床成矿系列和成矿区带研究
浙江省金属非金属矿床成矿系列和成矿区带研究
（2）粘土矿物氢氧同位素
据徐步台等（1991）对8个地开石矿床的17个精选地开石样品氢氧同位素组成（表3-4-9），地开石的δ18O值为3.9‰～13.8‰，δD值为－56‰～－67‰（图3-4-7）。在图中样品均分布在大气降水线与地表风化高岭石之间。设定中生代大气降水（δD-40‰，δ18O-6.3‰）与火山岩（δD-70‰、δ18O+7‰），含水矿物5%，在300℃、250℃和100℃进行水岩同位素平衡交换。地开石样实测值落在100～250℃曲线区间。可以认为地开石成矿溶液相当于水/岩比为0.1～0.5时的交换平衡热水，介质的来源是大气降水环流地热水，环流热液温度在（250～100℃），处微酸性氧化环境下。
表3-4-9 浙江地开石粘土矿床氢和氧同位素组成
图3-4-7 浙江地开石粘土矿床δD－δ18O相关图
（据徐步台，1991）
1—地开石粘土；2—水/岩比为1、0.5、0.1、0.01的对应点
以上说明次生石英岩型矿床的成矿溶液水介质大部来自大气降水，岩浆水只占少部分。
3.关于成矿环境
分析以上各因素，次生石英岩型矿床的主要成矿环境可归结如下：
1）该亚系列矿床的次生石英岩蚀变带为新喷发物覆盖，表明：①矿床是在地表或近地表环境形成的；②成矿是在火山喷发间歇期间进行的，成矿与成岩基本同时；③成矿火山物质堆积在古地形相对低洼，有滞水汇集的地段，使得大量大气降水渗入堆积物进行深部环流，在温度梯度大的条件下，形成巨厚的蚀变岩体。
2）部分矿床为近火口环境，具有火口粗屑堆积物和断陷堆积，有通道相岩筒、岩脉、岩株。蚀变带体积宠大，分带完整。如仙岩、龟湖、矾山，多为明矾石、叶蜡石矿床。
部分矿床距离火口有一定距离，蚀变分带的下部不完整，厚度较小。多为地开石伊利石矿床。
4.成矿时代
次生石英岩型矿床一般均为后阶段火山喷发物所覆盖，其时代当与喷发旋回相同。胡永和（1990）测得仙岩地开石红柱石石英带中隐爆角砾化的明矾石钾－氩稀释法年龄为100.7Ma，代表了隐爆叠加矿化的年龄。矾山明矾石样年龄值98.8Ma，与地质年代基本吻合。
（四）矿床成因类型和成矿模式
1）次生石英岩型矿床属火山间歇期汇水洼地内火山气液－表成热水交代型矿床。仙岩矿区为火山气液－表成热水交代叠加岩浆气液改造矿床。
2）成矿模式如图3-4-8所示。
（五）问题讨论
1.粘土带形成不同矿种的条件问题
粘土带成矿种类变化较大，主要有叶蜡石、地开石（高岭石）和伊利石3种，以及它们混合的品种，少数矿床还有埃洛石的出现。绢云母与伊利石还难以准确区分。试将这些矿种形成条件的差异归纳如下（表3-4-10）。
2.不同喷发旋回喷发物成矿差异问题
1）明矾石矿多数产在燕山期第Ⅱ旋回西山头期，仅矾山一处属燕山期第Ⅲ旋回，其矿石质量SO3、K2O/Na2O以及Al2O3均优于燕山期第Ⅱ旋回中矿床。
图3-4-8 次生石英岩型矿床区域成矿模式
1—伊利石矿体；2—地开石；3—叶蜡石；4—明矾石；5—黄铁矿；6—金红石；7—次生石英岩带；8—粘土带；9—富硫带；10—矿下带；11—隐爆角砾化；12—早期潜火山岩和通道相岩石；13—后期潜火山岩和通道相岩石；14—热水环流
2）地开石矿多数产在燕山期第Ⅱ旋回中，仅峰洞岩一处属燕山期第Ⅰ旋回。矿石组分性能无大差异，均产有优质地开石，但峰洞岩TiO2特低（0.09%）,K2O+Na2O偏高（1.8%）。
表3-4-10 几种粘土矿形成条件的比较
不同喷发旋回产物在成矿作用和矿种上的差异，今后仍可注意探索。
3.部分矿床中金异常问题
在部分矿床中曾发现Au异常。仙岩矿区在明矾石黄铁矿带之下的地开石红柱石英相带中有Au异常，垂向宽30～60m，含量平均达152×10-9，最高0.91×10-6，处在水平破碎带之上，岩石破碎呈角砾状。山口矿区一个样为55×10-9，北山矿区有7个样，最高191×10-9，平均37.59×10-9。渡船头伊利石凝灰岩中Au达100×10-9，伴Pb、Zn、Hg、Sb、As高背景值。这几个矿区均位于温州－金华北西向构造带，处在芝溪头、桥头两处变质岩构造天窗附近。Au异常的出现可能与基底岩系赋存较浅，基底矿化向上渗透扩散的影响。也可能与Pb、Zn等矿化有一定联系。仙岩矿区则与隐爆角砾矿化期有关。值得引起注意。
灵丘太那水—刁泉、小彦北西向构造—岩浆活动带中的岩体
在此构造-岩浆活动带北西段六棱山、太那水、义泉岭、孙庄和白北堡一带，依次有六棱山和太那水花岗闪长斑岩岩体、岩脉，孙庄—石家窑花岗闪长斑岩岩株，南县沟闪长玢岩岩脉和白北堡以正长辉长岩为主的复合岩体等；在此构造-岩浆活动带的南东段，有刁泉花岗斑岩-石英斑岩复合体、小彦—枪头岭花岗斑岩体和大梁山花岗斑岩床等。其中，太那水和刁泉岩体与多金属矿床成矿密切相关。通过航磁异常解译，在塔地火山盆地周边尚有许多隐伏岩体。
（一）六棱山花岗闪长岩—二长花岗岩复合岩体
该岩体出露于阳高县与广灵县界的六棱山一带。岩体呈扁椭圆形，东西长9 km，南北宽4 km，面积约28 km2（图3-10）。
图3-10 六棱山岩体地质简图
（据武铁山等，1983）
1—第四系疏松沉积物；2—长城系高于庄组；3—吕梁期变辉绿岩脉（墙）；4—正长闪长岩；5—花岗闪长岩；
6—二长花岗岩；7—石英斑岩；8—喜马拉雅期玄武岩；9—高于庄组二段黑色页岩标志层
10—正断层；11—产状；12—推测地质界线；13—不整合地质界线
岩体呈岩株状，东侧有刘家沟正长闪长岩体，除南部与高于庄组白云岩和燧石条带白云岩夹黑色页岩接触外，其他周边围岩为太古宙片麻岩。西北部局部被第四系玄武岩及疏松沉积物所覆盖。岩体与围岩接触面倾角70°～80°。当岩体与高于庄组白云岩接触时，蚀变较强烈，大理岩化带宽400～800m，并伴生蛇纹石化、透辉石化、白云母化和透闪石化，局部有含铜磁铁矿矿体伴生。
岩体中心相为黑云母二长花岗岩，边缘相为花岗闪长岩。岩体中有花岗闪长斑岩脉穿插。岩体特征和化学成分分别如表3-9和表3-10所列。
表3-9 六棱山岩体特征体积分数
表3-10 六棱山岩体化学成分质量分数 wB/%
注：1.花岗闪长斑岩；2.花岗闪长岩；3.黑云母二长花岗岩。
从表3-10化学成分来看，六棱山二长花岗岩和花岗闪长岩的化学成分质量分数与一般花岗闪长岩、花岗岩的平均质量分数比较：w（SiO2）介于二者之间，w（K2O＋Na2O）高于一般花岗闪长岩和花岗岩，所以岩体碱度偏高，岩石化学指数δ＞3.3，属碱钙性。
（二）太那水花岗闪长斑岩体
太那水花岗闪长斑岩体沿北西向断裂分布在塔地火山盆地北侧（图3-11左），由岭沟和照沟花岗闪长斑岩岩床组成。围岩为长城系高于庄组和蓟县系雾迷山组（燧石）白云岩。太那水村旁和村东发育一组北西向断裂，其中4条主要断裂长度都达5 km以上，间距300～500m。村西有一个（1000m×3000m）椭圆形由英安质角砾岩充填的破火山口（图3-11右），花岗闪长斑岩侵入体呈岩床（脉）分布于太那水村西的岭沟、照沟和村之南东一带，另外在村北还有沿北西向断裂分布的脉状岩体。该岩体的显著特点：①侵位高，封闭条件差；②自身蚀变强烈，副矿物少；③化学成分与花岗闪长岩近似，w（SiO2）＝65.25%～66.13%，w（K2O）＝4.59%～5.16%，w（Na2O）＝2.09%～2.21%，w（CaO）＝1.27%～1.96%；④挥发组分质量分数高。
图3-11 太那水金矿区域地质（左）与矿区地质示意图（右）
1—长城系高于庄组碳酸盐岩；2—五台群金刚库组；3—花岗闪长斑岩；4—隐爆角砾岩；
5—英安质熔岩角砾岩；6—金矿体；7—脆-韧性剪切带；8—横张断裂
太那水花岗闪长斑岩体侵位在高于庄组白云岩中，岭沟岩体偏上，照沟岩体靠下，厚150m左右，二者相距60m（图3-12）。
岩床地表出露面积＜0.2 km2，顺层产出，接触界面一般较平整规则，但也有斜交地层现象。岭沟岩床两侧穿切隐爆英安质火山角砾岩，说明生成顺序在后。
太那水花岗闪长斑岩体呈灰色或浅红灰色，斑状结构，基质呈显微粒状和假文象结构。斑晶（1～4 mm）成分有斜长石（25%～30%）、石英（5%～10%）、钾长石（3%～5%）和黑云母（3%～5%）等；基质（＜0.1 mm）成分主要有石英（15%）、酸性斜长石（约25%）和正长石（15%～20%）等。副矿物有褐铁矿和磷灰石。褐帘石最高质量分数达1310×10-6，与唐河构造-岩浆活动带中的其他岩体比较，其特点是磁铁矿质量分数低，而褐铁矿质量分数高。
图3-12 太那水花岗闪长斑岩地质剖面图
（据217队，1971）
1—第四系疏松沉积物；2—高于庄组白云岩；3—花岗闪长斑岩；4—钻孔
岩体化学成分如表3-11所列，与一般花岗闪长岩岩石化学特征相似，其典型特征是K2O质量分数较高，Na2O质量分数较低。
表3-11 太那水花岗闪长岩化学成分质量分数 wB/%
注：1.岭沟岩体；2.照沟岩体；3.均值。
太那水花岗闪长斑岩的钾化、绿泥石化、绢云母化、硅化和碳酸盐化比较强烈，并常伴生金、多金属和硫铁矿化。
（三）孙庄—石家窑花岗闪长斑岩岩体
该岩体位于灵丘县北东6km的孙庄—石家窑一带，出露面积约6.3 km2。受北西西、北东和北北西3 组断裂控制，呈不规则岩株状。围岩为长城系高于庄组白云岩（图3-13）。
花岗闪长斑岩呈灰色，斑状结构，基质呈细粒花岗结构。斑晶成分有中长石（4～8 mm，35%～40%）、钾长石（2～4 mm，1%）、石英（2～3 mm，5%）和黑云母（1～4 mm，3%～5%）等；基质成分有正长石（0.5～1 mm，20%～25%）、更长石（0.5～1 mm，15%）和石英（0.5～1 mm，15%～20%）等。副矿物成分有磁铁矿和磷灰石、钛铁矿、锆石等。化学成分如表3 -12 所列，与中国花岗闪长岩成分基本一致，唯w（Na2O）略低，w（K2O）略高，δ＝18.3、R＝1.97，属钙碱性。
图3-13 孙庄—石家窑和龙须山、南县沟岩体地质图
1—第四系；2—寒武系；3—青白口系燧石角砾岩；4—蓟县系雾迷山组；5—长城系高于庄组；6—花岗闪长斑岩；
7—石英闪长玢岩；8—闪长玢岩；9—太古宇；10—断层；11—推测地质界线
（四）龙须山石英闪长玢岩岩床
此岩床沿高于庄组上部层位顺层侵入，岩床厚150 m，出露宽100～400 m，长近6 km（图3-13）。石英闪长玢岩呈灰色或暗灰色，斑状结构。斑晶成分有中长石（1～5 mm，20%）、角闪石（1～3 mm，2%～5%）、黑云母（1～3 mm，3%～5%）和石英（1～2 mm，≥5%）等；基质呈显微粒状结构，矿物组成有酸性斜长石（0.5 mm，55%）、石英（0.5 mm，5%～10%）和正长石（0.5 mm，5%～10%）等。
石英闪长玢岩化学成分如表 3 -12。其界于花岗闪长岩与石英闪长岩之间，但w（K2O）显偏高，w（Na2O）偏低。
表3-12 个岩体化学成分质量分数 wB/%
注：1.孙庄—石家窑花岗闪长斑岩体；2.龙须山石英闪长岩；3.南县沟闪长玢岩脉。
（据217队和武铁山等，1984）
（五）南县沟闪长玢岩脉
脉状侵入于长城系高于庄组白云岩中，走向北东，倾角陡立，脉宽75 m，延长2.5 km（图3-13）。易风北，呈负地貌。化学成分见表3-12所列，与中国闪长岩平均化学成分基本一致。
闪长玢岩呈灰绿、暗灰色，斑状结构。斑晶成分有中长石（5～8 mm，30%～35%）、正长石（2～5 mm，3%～5%）、黑云母（0.2～2 mm，5%）、角闪石（1～3 mm，2%～3%）和石英（1～3 mm，5%）等；基质呈显微粒状结构，成分有更长石（0.5 mm，45%～40%）和石英（0.5 mm，5%）。副矿物有磁铁矿、钛铁矿和磷灰石等。其特点是钛铁矿质量分数高（740×10-6）。
（六）白北堡以正长辉长岩为主的复合岩体
岩体出露面积约3.1km2（图3-14）。岩体原始形态可能呈上大下小的“蘑菇”状，后因侵蚀现仅残存其根部。围岩分别为高于庄组和雾迷山组白云岩和燧石白云岩，寒武系灰岩与页岩。岩体南与侏罗系岩层呈断层接触。
主岩体为正长辉长岩，边部为辉石正长闪长岩，内部有正长闪长玢岩岩脉穿插。西侧有花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩，沿主体与围岩接触部位呈脉状侵入。辉石正长闪长岩全岩K-Ar年龄值为148.44Ma（山西省地质科学研究所，1984年），属燕山中期第一阶段产物。
正长辉长岩和辉石正长岩呈深灰色和灰色，半自形中粗粒结构，块状构造。矿物组成有：斜长石（2～6 mm，60%～65%），含钛普通辉石（2～6 mm，20%～25%）、普通角闪石（2～5 mm，1%～5%）、橄榄石（1～3 mm，偶见约5%）、富铁黑云母（1～4 mm，2%～5%）和正长石（2～3 mm，2%～10%）等。副矿物有少量金属矿物、磷灰石和锆石等。辉石正长岩矿物组成有斜长石（2～6 mm，55%～60%）、含钛普遍辉石（2～3 mm，15%～20%）、普通角闪石（2～3 mm，1%～2%），偶见橄榄石、富铁黑云母（2～3 mm，2%～5%）、正长石（1～2 mm，1%～5%）、石英（1～2 mm，1%～3%）及一些副矿物。
穿插主岩体中的正长闪长玢岩岩脉走向近南北，宽约3m。岩石呈灰红色，斑状结构。斑晶（2 mm×6 mm）成分有正长石（An＝35～45，体积分数约10%）和角闪石（1%）；基质（0.5 mm）成分有更长石（50%）、正长石（20%～25%）、石英（5%～10%）、普通角闪石（2%）以及黑云母（1%）等。
图3-14 白北堡复合岩地质图和剖面图
1—上侏罗统火山岩；2—下奥陶统；3—寒武系；4—青白口系；5—蓟县系雾迷山组；6—长城系高于庄组；
7—花岗闪长斑岩；8—石英闪长玢岩；9—辉石正长闪长岩；10—正长辉长岩；11—断层；
12—推测地质界线；13—钻孔；14—第四系；15—走滑断层；16—晚侏罗系
穿插主岩体西侧的花岗闪长斑岩和石英闪长玢岩蚀变强烈。
复合岩体化学成分如表3 -13 所列。由此看出，从早到晚，由中心到边缘，SiO2、K2O、Na2O质量分数递增，CaO、MgO、FeO、Fe2O3和MnO质量分数递减。介于中国辉长岩与辉石正长岩化学成分之间，较辉长岩的SiO2、Na2O、K2O质量分数高，TiO2、FeO、FeO3、MgO、CaO 质量分数低；较辉石正长岩 SiO2、K2O、Na2O 质量分数低，TiO2、FeO、Fe2O3、CaO、MgO质量分数高。δ＝4.6，属偏碱性岩石。
表3-13 白北堡复合岩体化学成分质量分数 wB/%
注：1.正长辉长岩（3个样品均值）；2.辉石正长闪长岩（3个样品均值）；3.正长闪长玢岩；4.石英闪长玢岩；5.花岗闪长斑岩。
（据武铁山等，1984）
微量元素Cu、Mn、Ni、Cr、Co、V 和Ti 低于辉长石岩克拉克值，Zr、Ba、Sr、Y、Be等高于辉长岩丰度值。
（七）刁泉花岗斑岩-石英斑岩复合岩体
刁泉岩体位于灵丘县北东东方向25 km的刁泉村西，平面上呈近圆形岩株，直径900 m，面积约0.8 km2。在地貌上岩体呈四周高、中部低凹的盆地形（图3-15）。围岩自南而北由老至新依次为高于庄组和雾迷山组白云岩、青白口系燧石角砾岩、寒武系页岩-灰岩和奥陶系灰岩、白云质灰岩。岩体西北300 m外分布有侏罗纪火山岩，其层序自下而上依次为层状钙质凝灰角砾岩、安山质火山角砾岩及凝灰岩、厚薄相间的凝灰角砾岩夹流纹质凝灰岩和晶屑凝灰岩。
图3-15 刁泉小彦—枪头岭岩体地质图
1—上侏罗统火山岩；2—中奥陶统灰岩；3—下奥陶统；4—上寒武统；5—中寒武统；6—下寒武统；
7—青白口系；8—雾迷山组；9—石英斑岩；10—花岗斑岩；11—辉长石；12—矽卡岩；
13—逆断层；14—推测地质界线；15—不整合界线
刁泉岩体呈筒状岩株，边部为花岗斑岩，宽100～200 m，中心部分为石英斑岩（图3-16）。岩体边缘零星分布的黑云母花岗岩、辉长岩和闪长岩是岩浆活动不同期次的产物呢？还是岩浆分异的不同相带尚不清楚。武铁山等（1983）根据同位素年龄值以及与火山岩层位对比，认为刁泉岩体岩浆活动顺序可能为：早期浅成侵入阶段——依次为辉长岩、闪长岩和黑云母花岗岩；中期火山喷发阶段——形成岩体西侧的凤凰尖一带的火山岩；晚期次火山岩、熔岩充填火山口阶段，依次为花岗斑岩和石英斑岩。
石英斑岩位于岩体中心，呈浅灰微带红色，斑状结构（1～5 mm），组成矿物有石英（10%～15%）、钾长石（5%）和斜长石（1%）；基质（0.2～0.5 mm）主要由正长石（50%）、石英（15%～20%）、更长石（10%）和黑云母（1%～3%）组成。副矿物成分（1%～2%）有磁铁矿、磷灰石和锆石等。
图3-16 刁泉岩体地质剖面图
1—上寒武统；2—中寒武统；3—下寒武统；4—青白口系；5—雾迷山组；6—辉长石；7—闪长岩；
8—黑云母花岗岩；9—花岗斑岩；10—石英斑岩；11—矽卡岩及矿体；12—钻孔
花岗斑岩位于岩体边部，呈环带状分布。浅红色或灰色，斑状结构，基质呈显微文象或细粒花岗结构。斑晶成分有钾长石和斜长石，基质成分为石英、更长石和黑云母。副矿物成分中磁铁矿、磷钇矿和褐帘石体积分数较高，见少量萤石。
粗粒黑云母花岗岩常见于岩体边缘，浅肉红色，粗粒花岗结构。矿物组成有钾长石（40%～45%）斜长石（30%～25%）、石英（20%）、黑云母（3%～5%）和角闪石（2%～3%）等。副矿物（3%～5%）成分有磁铁矿、磷灰石和锆石等。
细粒辉长岩见于刁泉岩体西南侧，灰绿色细粒（1～2 mm）不等半自形粒状结构。矿物成分有斜长石（50%～55%）、正长石（15%）、紫苏辉石（25%～30%）、含钛辉石（5%）、黑云母（3%）、角闪石（＜1%）和少许副矿物。
化学成分质量分数如表3-14所列。其特征是富硅、富碱，且w（K2O）＞w（Na2O），贫w（CaO）、w（Mgo、Fe2O3）、w（FeO）。
表3-14 刁泉复合岩体化学成分质量分数 wB/%
注：1.刁泉石英斑岩（2个样均值）；2.刁泉花岗斑岩（4个样均值）；3.小彦—枪头岭花岗斑岩（3个样均值）；4.大梁山花岗斑岩岩床。
（据武铁山等，1983）
岩体的微量元素成分中w（Cu）为（180～150）×10-6，而且Pb、Zn、Ag、Ga、Be、Cr和Ni等元素质量分数也比一般酸性岩高出2～10倍。
岩体与围岩接触带发育矽卡岩化，如透辉石矽卡岩和透辉石-石榴子石矽卡岩等，蚀变带宽20～30 m，有铁、铜、银、金矿体形成（详见第四章）。近岩体围岩明显有接触热液蚀变现象，如大理岩化、角岩化、蛇纹石化和云母化等，蚀变宽100～500 m不等。
（八）小彦—枪头岭花岗斑岩岩体
此岩体和大梁山花岗斑岩体位于塔地断陷火山盆地南东边缘，与北西缘的前述岩体群相对应。
小彦—枪头岭岩体呈北西向延展的宽脉状，长4000 m，宽430～1100 m，出露面积约3 km2（图3-15）。东距刁泉岩体700 m。与围岩雾迷山组—下奥陶统呈明显的侵入接触关系。
岩体明显分边缘相与中部相。中部相为中粒花岗斑岩，褐灰色，斑状结构，块状构造。斑晶成分有斜长石（2～3 mm，1%～5%）、石英（2～3 mm，1%～5%）和钾长石（2～3 mm，3%～5%）；基质呈显微粒状结构（0.1～0.2 mm），块状构造。矿物成分有石英（30%）、更长石（20%～30%）和正长石（20%～25%）。副矿物成分（2%～3%）有磷灰石和锆石等。边缘相为细粒花岗闪长斑岩，灰色，斑状结构，基质为霏细结构，流纹状构造。斑晶（1～2 mm）成分有斜长石（10%）、石英（5%～10%）和钾长石（5%）；基质（0.1 mm）成分有石英（25%～30%）、更长石（20%～15%）和正长石（20%～25%）。副矿物成分与中部相同。
岩体化学成分参见3-13，与刁泉岩体相似，但SiO2、K2O和Na2O质量分数低。
此岩体距刁泉岩体较近，岩性相似，且与上侏罗统火山岩呈侵入接触，因此，可能属燕山晚期产物。
（九）大梁山花岗斑岩岩床
此岩体位于柳科村北东2 km之大梁山西侧，呈岩床状顺层侵入上侏罗统中，倾向西，倾角27°。下层厚50 m，上两层厚5 m，相距100 m。延长不清楚。岩石呈浅红灰色，斑状结构，基质为显微球粒结构。斑晶成分有钾长石（5～10 mm，10%）、斜长石（3～5 mm，2%～5%）、石英（2～3 mm，5%）和黑云母（1～4 mm，2%～3%）；基质（0.5 mm）成分有石英（25%）、更长石（20%～25%）和正长石（20%）等。副矿物除磁铁矿、磷灰石和锆石等常见矿物之外，还见有微量黄铁矿、黄铜矿和辉铜矿等。
岩体化学成分（见表3-14）与刁泉岩体基本一致，富硅、富碱。Fe2O3、FeO、MgO和CaO质量分数略高。
破火山口有什么特点？
所谓破火山口，是指在火山顶部的较大的圆形拗陷，其直径往往大于1英里。通常是岩浆回撤、火山自身塌陷时形成，或浅部岩浆囊喷发而形成的。大量岩浆的撤退可能是由于其构造支撑的丧失而造成的。破火山口主要是在火山喷发期间由于爆炸而挖掘出来的。破火山口的面积大，直径通常达到数里甚至数十里；以往多认为破火山口的成因是由于猛烈的火山喷发作用形成的，但新的研究显示陷落才是主因。但无论火山的形状怎样，最初的形成原因全都是由喷发作用开始，但是大量喷发之后会导致火山锥下方空虚，引起火山锥顶陷落，进而使得火山口的范围更加扩增，这种说法叫“爆发陷落说”；另外还有少数破火山口可能是单纯因沉降作用而成的，在此沉降发生的前后并未伴随喷发作用。在沉降破火山口之中有一种较为特殊的形式，称为锅状沉降。假若有一块接近圆形的岩块沉落陷入岩浆穴当中，使下方岩浆受到上方压力而沿圆形周围的裂隙垂直上升，冷却之后造成环状岩墙，因此锅状的火山口通常伴随着被蚀的环状岩墙构造。