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变质岩石学教程

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变质 岩石 教程
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862年冯科塔( .),但直至 19世纪末尼科尔( 明偏光显微镜之后,才使变质岩岩石学成为独立的学科。 2. 二十世纪初,非均匀系统的相平衡规则 入变质岩的研究。 1911年戈尔得施密特 出了吉布斯相律的地质学表现形式,即戈尔施密特矿物相律,开创了以物理化学基本原理研究变质岩之先河。1920年,艾斯科拉( p.)提出了变质岩矿物共生分析的 经温克勒( 1976年),汤普逊( 1957年)的改进和发展,变质岩的矿物共生分析逐渐完善。变质岩石学史变质岩石学史 3. 在二十世纪二十年代初,瑞士岩石学家格鲁宾曼( .),将荷兰物理学家施赖纳玛克斯( 在研究多项系统平衡时,应用的拓扑学计算、零变平衡、单变平衡和双变平衡等一系列几何表示方法,引入变质岩岩石学;四十年代后,前苏联地质学家科尔任斯基( 成功的将其应用在开放系统平衡研究上,这一系列建立在物理化学原理基础的矿物相平衡研究,使变质岩岩理学和变质岩成因的理论,提高到一个新的高度,并指导了变质岩的实验模拟研究,构成二十世纪初至中后期变质岩学的一大方向。变质岩石学史 4. 同一时期,变质岩岩石学的另一大方向,即将岩石学和地质环境的关联研究也得到了迅猛的发展。早在 1893年,英国人巴罗研究苏格兰高地部分地区的变质岩时,发现泥质岩石变质时随着温度的升高,有相应的标志矿物出现,提出了指示矿物带的概念-巴罗式变质带。到 1920年,艾斯科拉正是提出了变质相学说,完成了这个方向上的突破。 1961年,日本人都城秋穗将变质岩相学说应用于区域变质作用的研究,并发展为变质相系的概念,划分区域变质作用的三大压力类型,即高压,中压,低压变质相系,以对应于三种地质增温环境下的地热增温率。 质岩岩石学的发展,以偏光显微镜应用,吉布斯相律的引入模拟试验,以及新的测年技术的应用为基础,经历了描述岩石学,成因岩石学和地质历史岩石学的整个过程。第一章 变质作用及其分类一、变质岩和变质作用的基本概念二、变质作用因素三、变质作用机制四、变质作用分类一、变质岩和变质作用的基本概念 变质岩( 是一种转化的岩石。地壳中已经存在的岩石(沉积岩、火成岩、早先已形成的变质岩)因温度、压力及介质条件的变化,在没有显著熔融和溶解的固体状态下而形成的一种新的岩石。 变质岩具有与新的物理 物成分和结构、构造。 变质岩包含了其原岩形成的历史和变质作用的历史。 变质作用( 一词是 1820)第一个使用,但变质作用的定义是 1833)比较系统地提出的。 变质作用是与地壳形成和发展密切相关的一种地质作用,是指在地壳形成和演化地过程中,由于地球内力的变化,使已存在的地壳岩石在基本保持固态的条件下发生转变的过程 。原岩的总体化学成分保持不变,形成新矿物组合和结构构造。 变质作用和沉积作用、岩浆作用之间存在一定的区别和联系。变质作用与岩浆作用之间比较容易区别,它们之间的界线是完全熔融,而和沉积成岩作用之间的重要标志是矿物组合的变化,一般认为以 浊沸石 开始出现为标志。一、变质岩和变质作用的基本概念二、变质作用因素 温度 压力 具化学活动性的流体(流体成分) 时间1、变质作用因素 温度是控制和影响变质作用的重要因素之一。多数变质作用是随温度升高而进行的。 有利于吸热反应的进行(如脱水反应),提高分子的活化能,加快变质反应速率和晶体生长,可使原来岩石中的一些矿物重结晶,更重要的是会使各种原始组分重新组合成新矿物。 改变岩石的变形行为,从脆性变形向塑性变形转化; 通过脱水反应和脱碳酸反应形成变质热液,作为催化剂、搬运剂和热媒介对变质反应施加影响; 导致部分熔融而发生混合岩化;• 脱水反应 → 2+2柱石 石英•脱碳酸反应 英 硅灰石1、变质作用因素 首先要确定变质作用发生的温度范围,既起始和终止温度。 起始温度是由成岩作用向变质作用的转化记录;受压力 (深度 )、流体相的有无和成分、受温度支配的时间长短等有关。一般为 150℃ — 250℃ ,也可到更高如 350 ℃ ;以浊沸石、蓝闪石、硬柱石、钠云母、叶腊石等变质矿物的首次出现,作为变质作用的开始。 变质作用不包括原岩的大规模的熔融,终止温度就是原岩发生大规模熔融时的温度,取决于岩石成分和流体的存在与否及其成分。可确定为 650℃ — 1000℃ 之间。1、变质作用因素 其次是关于温度变化的原因,导致温度变化的地质因素和热源具有多样性。主要有下列几种因素: 地热增温: 岩石随埋葬深度的增加而温度逐渐增高,但其幅度一般不大,按地区的地质环境有所不同,从每千米十几度到一百多度,然而其空间范围较大。此变化为地热增温率或地温梯度。 放射性元素衰变释放的热量 :其特点是总量大,不均匀,有时也极可观。 岩浆活动带来的热能 :其强度和岩浆活动的规模有关,范围很小时仅限接触带,即为接触变质,有时也可能影响一个区域。 应力作用下的摩擦热 :较为局部,如断裂带。1、变质作用因素 地热增温 地热增温率或地温梯度( 度的增加。不同的地区处于不同的地质环境,故其该值也不同。不同地温梯度的有不同的变质岩组合。地壳环境 地温梯度( ℃ /国 井)活动火山带(现代)海沟(俯冲带)前寒武纪地盾太古代硅铝壳30 50 100 10 2001、变质作用因素 变质作用均在一定的压力环境下进行,所以压力是控制变质作用的重要物理因素。 按压力的性质可分为 静压力和应力(定向压力) 二大类;2、变质作用因素 静压力 :是指岩石在地壳内一定深度时所承受的重力,其大小随埋藏深度的增加而增加,随上覆岩层厚度的增加而增加,增加的速率是 25106Pa/ 不同类型变质作用的压力变化很大,一般接触变质和动力变化发生在地表 3压力不超过 域变质作用的压力范围为 压力增加,有利于体积缩小的反应,形成高密度矿物组合。2、变质作用因素 轻比重矿物相大比重矿物转变• 轻比重矿物相大比重矿物转变→ 橄榄石 斜长石 晶石( 质作用因素 应力:当物体遭受定向外力作用,其内部就会产生一种抵抗力,称为应力。应力通常和地壳活动带的构造运动有关。 应力是引起岩石变质和变形的重要因素。地壳中岩石变形、板状流劈理和碎裂构造都和应力有关,而且它能增加变质反应和重结晶的速度,促使变质作用的进行。2、变质作用因素 在变质作用过程中,虽然岩石保持完整的固态,但其中仍有少量流体相。 流体相存在于矿物粒隙之间或岩石的裂隙中,成分以水和 可含有其它挥发份。它们在较高的温度和压力条件下,具有较大的活性,作为催化剂可大大提高变质反应(包括交代反应)的速率,且大大降低岩石的熔点。 含水矿物(云母、角闪石等)、碳酸盐矿物以及这些矿物包裹体的存在,特别是流体包裹体的存在是变质作用过程中存在流体相的直接证据;3、变质作用因素 质作用因素 作用方式 —— 与已经存在的矿物发生反应→ K+钾长石 钠长石 在上地壳中 体成分主要为 以及 2、 下地壳麻粒岩变质岩和上地幔以 量 2S; 流体相呈超临界状态;3、变质作用因素 流体的来源: 原岩中的流体 ,如沉积岩中的孔隙水,在埋藏变质中起重要作用; 海水 ,在洋底变质和俯冲带变质中起重要作用; 变质流体 ,源于变质过程中的脱流体反应;广泛出现在各类变质环境; 岩浆流体 ,在接触变质和交代变质中非常重要; 深源流体 ,来自地幔放气作用,是高级变质流体相的主要来源;3、变质作用因素 质作用 由于许多变质矿物可以在不同温度、压力条件下,由不同变质反应形成,因而由标志矿物划定的等变线往往不是等变质条件的。因此温克勒提出,根据常见岩石中,反映矿物共生组合重要变质变化的特定矿物反应来划分 变质带 ,称为 变质级 。 热峰条件 括热峰温度、热峰压力等,也称为顶峰变质条件,由变质岩矿物组合所记录; 注意,该条件不是埋藏停止、处于最大深度时刻的条件; 根据变质岩矿物组合,可划分变质级,主要指示变质作用的热峰温度;4、变质作用 温克勒将整个变质作用区间分为四个变质级 很低级变质 :其低限以基性岩中浊沸石开始出现为标志,其温度界限在 200℃ 左右,它与低级变质之间的界限是基性岩中绿纤石或葡萄石和绿泥石的反应形成黝帘石和阳起石,临界温度在 350℃ 左右或稍高; 低级变质 :温度范围在 350左右,和中级变质的界限是泥质岩石中十字石的出现或黑云母存在时,堇青石的形成;4、变质作用 中级变质:温度在 550左右,和高级变质的界限是白云母和石英反应形成矽线石 +钾长石的组合; 高级变质:温度 >650℃ 时,属于高级变质,上限可达 800℃ 左右。4、变质作用 质作用 变质相 ,是指反映多种原岩成分,在一定的 P、 变质矿物组合之间的对应关系。 在特定的温度和压力条件下,经过变质作用,并达到化学平衡,其所形成的任一种变质岩的矿物成分,仅受化学成分控制 ” 。即一个变质相包括了在一定物化条件下形成的,代表多种原岩化学成分的变质矿物组合。着对变质作用的深入研究与发展。在此基础上共划分了十一个变质相,每个变质相都有一定的温度、压力范围。四、变质作用类型 对变质作用的类型进一步划分,自变质岩作为一门独立学科的出现就提出许多分类,下面简要介绍常见的变质作用类型:区域变质作用( 最先是由法国学者 859年提出,是指大面积的岩石,因为温度增高和压力的作用等多种因素下,发生了程度不等的重结晶和变形的一类变质作用。区域变质作用形成的岩石普遍具有结晶片理及其他方向性组构。 接触变质作用( :是指在岩浆作用影响下,围岩主要受岩浆体温度的影响而产生的一种局部性变质作用。通常规模不大,仅限于接触带附近。变质温度大致为300,压力 映出高温、低压的特点。围岩主要受岩浆散发的热量及挥发份的作用。 。 当围岩仅受岩浆体温度影响而发生重结晶作用、变质结晶作用,变质前后化学成分基本相同,这类变质作用称为 热接触变质作用 。 当围岩除受岩浆体温度影响外,由于挥发组分的影响,岩体和围岩发生交代作用,致使接触带附近的岩体和围岩的化学成分也发生变化,称为 接触交代变质作用 。四、变质作用类型 动力变质作用( 是一种由于构造作用过程中所产生的强应力作用下,岩石发生破碎、变形,在破碎、变形的同时,伴有一定重结晶作用。其发育常受断裂构造控制,原岩的变化主要以脆性变形和塑性变形为主。 气液变质作用( :是由于热的气体及溶液作用于已形成的岩石,使已有的岩石产生矿物成分、化学成分及结构构造的变化,称为气液变质作用。气液变质作用通常沿构造破碎带及矿脉边缘发育。四、变质作用类型变质作用的分类 根据其规模进行分类 1、局部变质作用接触 括接触交代变质)变质作用分类 2、区域变质作用造山变质作用洋底变质作用埋藏变质作用混合岩化作用二、变质岩的基本特征 变质岩的化学成分 变质岩的矿物成分 变质岩的结构 变质岩的构造 变质岩的分类1、变质岩的化学成分 对变质岩的化学成分进行研究,是恢复变质岩原岩性质的重要依据。 由于变质岩是一种转化岩石,所以其成分与原岩的总化学成分和变质作用的类型、强度密切相关。在变质岩中的主要造岩氧化物仍为 2在不同的变质岩中其含量变化很大。 当原岩是火成岩时,常称其为 正变质岩 ,原岩是沉积岩时,常称其为 副变质岩 。正变质岩 副变质岩40%,达到 2常 3粒变晶结构(平均直径 1粒变晶结构(平均直径 50%碎裂 ×× 岩碎 裂 岩塑性变形糜棱的糜棱结构,有或无少量碎斑重结晶物质的含量( %)90 糜棱片岩或片岩次 显 微 颗 粒 或 玻 璃 假玄武玻璃二、动力变质岩1、构造角砾岩 构造角砾岩指由于应力作用,原岩破碎成角砾状被破碎细屑充填胶结或有部分外来物质胶结的岩石。将这样的结构称之为破碎角砾结构。它是动力变质岩中碎裂程度中等的岩石。 构造角砾岩在断层破碎带广泛分布。其厚度取决于破碎的强度。有时可厚达数百米,延伸数十至数百公里。2、糜棱岩和超糜棱岩 具有糜棱结构的岩石称为糜棱岩。 糜棱岩是强烈破碎塑变作用所形成的岩石。往往分布在断裂带两侧,由于压扭应力的作用,使岩石发生错动,研磨粉碎,并由于强烈的塑性变形,使细小的碎粒处在塑性流变状态下而呈定向排列。糜棱岩的粒度细小,但一般比较均匀,外貌致密,坚硬,需借助显微镜才能分辨颗粒轮廓。有时在断面上可见凸镜状定向排列的碎斑。 糜棱岩常由花岗质岩石和砂岩类岩石形成,所以主要矿物成分是石英和长石,并常被压扁、拉长,石英碎粒还可出现平行光轴的波状消光带。在磨碎的基质中有时残留有稍大的石英、长石单个晶粒(或碎屑),或由两者集合构成的 “ 眼球状体 ” 。眼球体中同样可见波状消光和解理双晶纹的弯曲。2、糜棱岩和超糜棱岩 糜棱岩常具条带状和纹层状构造,条带和纹层的形成系由矿物成分、颜色、颗粒大小等差别造成的。糜棱岩也常见一部分新生矿物出现,如绿泥石、绢云母、多硅白云母、绿帘石、滑石、蛇纹石等。这些矿物常作定向排列,致使条带构造更趋明显。2、糜棱岩和超糜棱岩in is a of up of in by 枚糜棱岩(千糜岩) 千枚糜棱岩在矿物成分组合和外表上与千枚岩相似,但其成因不同于千枚岩,而和糜梭岩一样,也是强烈破碎作用所形成。但以其明显的重结晶又与糜棱岩不同,因而在矿物成分和结构上都有区别。 千糜岩中的矿物颗粒也很细小,其中石英、长石常重结晶集合构成 “ 扁豆状体 ” ,石英常沿光轴方向作定向排列。此外还形成大量新生矿物,如绢云母、绿泥石、钠长石、绿帘石、方解石等。千糜岩具发育的片理构造,外貌上可见一组成几组片理,或紧密的小褶曲。显微镜下也可见到云母片的定向排列和弯曲等。3、千枚糜棱岩(千糜岩)4、碎裂岩 具有碎裂结构或碎斑结构的岩石称为碎裂岩。碎裂岩是原岩在较强的应力作用下破碎而形成。其粒化作用仅发生在矿物颗粒的边缘,而尚未达到糜棱阶段,因而颗粒间的相对位移不大,原岩的特征尚部分被保存下来。据此可以判断原岩的性质。 碎裂岩可由各种岩石破碎而成,但主要在刚性岩石中发育,以长英质岩石中尤为常见。矿物除产生裂缝和机械破碎外,常发生晶面、解理面、双晶结合面的弯曲,云母等片、柱状矿物弯曲扭折,石英呈压扁凸镜状并被细粒的碎基围绕等现象。碎裂岩中还可见到少量新生矿物的出现,如绢云母、绿泥石、绿帘石、方解石等。碎裂岩在断裂带经常可见。4、碎裂岩三、区域变质岩 区域变质岩是原岩经区域变质作用所形成的岩石。引起区域变质作用的因素较复杂,往往是 温度、定向压力和具有化学活动性流体的综合作用 。其温度变化可在 200至 700,压力可自 热梯度的变化范围也很大,可自 7℃/60℃/由于区域变质作用的分布范围是 区域性 的,因而区域变质岩常大面积分布,可达数百至数千平方公里,有的地区甚至达百万平方公里以上,并且变质程度深浅不同的区域变质岩在空间上常作带状分布。 区域变质岩从太古代早期到新生代都有出现,前寒武带结晶基底主要由区域变质岩和混合岩、岩浆岩构成。古生代以后的区域变质岩主要分布在造山带。 主要有: 板岩 、 千枚岩 、 片岩 、 片麻岩 、变粒岩 、 角闪岩 、 麻粒岩 、 榴辉岩 、 石英岩 。三、区域变质岩1、板岩 具板状构造。原岩主要是泥质岩、泥质粉砂岩和中酸性凝灰岩。重结晶不明显,镜下可见有泥质和部分绢云母、绿泥石、硅质,有时见少量得白云母、黑云母、石英等。具变余泥质结构。板岩是区域变质作用得低级产物,温度和均向压力都不高,主要受应力作用的影响。a of to up at to of be a or it is to by of .5 in 歙砚是我国著名的石砚,因产于安徽省的歙县而得名。歙砚始于唐代开元年间,至今已有一千二百多年的历史,深得历代文人得好评。南唐李后主评歙砚为天下之冠。歙砚的原材料为灰黑色的 含石英粉砂板岩 ,它是泥质岩经变质后形成的岩石,其矿物组成为绢云母、石英、碳质、黄铁矿、磁铁矿和褐铁矿等,矿物颗粒都较细小,大约在 石硬度不大,小刀能划动,比重为 石形成于 1350百万年前,属于元古界震旦系上板溪群的浅变质岩层。由于歙砚石质致密、细腻、孔隙少,不损笔,而且砚石中含绢云母,使砚石具有发墨耐用得特点。砚石中的石英颗粒均匀分布,使歙砚具有“ 细中有锋,柔中有刚 ” 的特点。1、板岩2、千枚岩 具 千枚状构造 。原岩类型与板岩相似,重结晶程度比板岩高,基本已重结晶。矿物组分主要是绢云母、绿泥石、石英、钠长石等。当原岩中含出现硬绿泥石、黑云母。 显微变晶结构或基质具显微鳞片变晶的斑状变晶结构。片理面具强丝绢光泽 。千枚岩中有时可见到很薄的 “ 分结条带 ” ,系由长英质条带和云母质条带相间构成,平行片理分布,因而使片理更加明显(其成因一般认为由变质分异作用造成,即在变质作用时化学组分重新组合局部富集所致)。?in it as a It be is in of of 岩 具有片理构造,是常见的区域变质岩石。 原岩已全部重结晶,由片状、柱状和粒状矿物组成。一般为鳞片变晶结构、纤状变晶结构和斑状变晶结构。 常见矿物有云母、绿泥石、滑石、角闪石、阳起石等。粒状矿物以石英为主,长石次之。 云母片岩 原岩主要为泥质岩和中酸性火山岩、钙质砂页岩等。矿物成分以云母为主,其次有石英、斜长石、石榴石、蓝晶石、十字石等。云母片岩分布较广泛,在区域变质岩分布地区经常可见。3、 片 岩岩石具斑状变晶结构,变斑晶为铁铝榴石。基质为白云母、黑云母、石英及少量斜长石。变斑晶有时具残缕结构。 绿(色)片岩 原岩一般为中性至基性的火山岩、火山碎屑岩和钙质白云质泥灰岩等,经低级区域变质作用形成,是绿片岩相中常见的典型岩石。矿物成分主要有绿泥石、绿帘石、阳起石、钠长石、石英、方解石、白云母,副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石等。3、片岩 滑石片岩和蛇纹石片岩 由超基性岩和含铁镁的白云质泥灰岩在温度较低的情况下变质而成。主要由滑石和蛇纹石组成,也含阳起石、绿泥石等。3、片岩in a is a is It is to 100x. 角闪石片岩 原岩成分与绿片岩相似,由基性岩和钙质白云质泥灰岩在温度较高的情况下变质形成。主要矿物为普通角闪石,其次为石英、斜长石。3、片岩a or to a of of 蓝闪石片岩 蓝闪石片岩的特点是有含钠的角闪石和含钠的辉石,其它常见矿物有白云母、绿泥石、绿帘石、石榴石、石英、钠长石等。主要由基性岩和砂岩变来。蓝闪石的出现应与应力作用有关。3、片岩4、片麻岩 具片麻状构造;粒状矿物含量高,板片状、针柱状矿物在其中断续定向排列,岩石沿片麻理无强烈的裂开趋势; 矿物成分的结晶程度高,肉眼可识别; 常见矿物为多种长石、角闪石、石英和黑白云母,5、变粒岩 是一种片理不发育的粒状变晶结构的中等变质程度的区域变质岩。其原岩主要是粉砂岩、硅质页岩、复成分砂岩、中酸性火山岩和火山碎屑岩等。常为细粒粒状变晶结构。矿物成分主要是石英和长石(长石含量 >25%),有时含有黑云母、白云母、角闪石,其总量不超过30%。当片状、纤状矿物含量较多时,可具片状或片麻状构造。深色矿物含量 50%)。 基体通常为片理发育的各种片岩(特别是云母片岩)或暗色片麻岩类,脉体物质以粉红色或灰白色花岗质为主,基本平行片理分布与暗色的基体成条带状互层,一般情况下,脉体厚度较稳定,并可延伸很远,但当基体为片理不佳的角闪质岩石时,脉体厚度的变化常很迅速,斜切片理的现象也较多。一般情况下,脉体和基体界线明显,但由于交代作用,有时在脉体边缘可出现由较大的黑云母片所组成的薄片,甚至在基体脉体间出现类似片麻岩的过渡带。 由于混合岩化同时或紧随其后的构造运动,本类岩石可出现复杂的形态变化,如出现形态多变的揉皱等。对本类岩石,研究时应注意观察:基体和脉体的矿物成分、结构、不同条带的比例、宽窄、延长方向、基体和脉体的相互接触关系以及基体和脉体接触带的交代作用和基体本身的变化等。3、条带状混合岩4、角砾状混合岩 贯入脉体将变质原岩分割成角砾状,角砾通常为片理不好的块状变质岩且富含铁镁矿物,如斜长角闪岩、角闪石岩、辉石岩等,有时也可为暗色的黑云片麻岩类。 对于角砾状混合岩,应注意研究角砾的成分、形状、大小、结构构造、角砾的排列方式、角砾(基体)和脉体的比例、脉体的成分和结构等;同时,还应注意角砾(基体)和脉体的界线是否清楚。接触界线是平直或弯曲、角砾边缘是否有蚀变等。5、肠状混合岩 脉体呈复杂的肠状弯曲的混合岩,这种混合岩的基体也具有较好的片理,常见如片岩、片麻岩类。脉体常分布于基体的片理中,井在一起呈肠状褶皱,基体与脉体间大多整合接触。脉体的厚度不等,一般为数厘米至数十厘米,肠状褶皱的规模变化也很大,一般为数厘米至十厘米,不超过几米。肠状混合岩的机理可能与塑性状态下的挤压有关。6、阴影状混合岩 是基体呈阴影状残留于脉体中的混合岩,基体几乎全部消失,只呈颜色较深的小斑点、团块、稀疏的条带残留分布干花岗质物质中,而且界线模糊,只隐约可见。整个岩石的矿物成分已变为花岗质或花岗闪长质。岩石的结构往往变化很大,在深色矿物较多的阴影部分粒度较细,而浅色部分相对较粗。是强烈混合岩化作用的产物。7、混合花岗岩 是混合岩化作用和花岗岩化作用的最终产物,这时基体与脉体己无法分辩,岩性上与岩浆成因的花岗岩类极为相似,但混合花岗岩与正常岩浆成因的花岗岩相比有以下不同:混合花岗岩往往向四周渐变为其他类型的混合岩,没有明显的侵入接触关系;混合花岗岩的岩性不均匀,结构变化较大,有时可见非岩浆成因的矿物如堇青石、石榴石等:混合花岗岩中交代结构普遍发育,没有明显的相带等。 东岳泰山座落于山东泰安县内,长约200公里,山势雄伟突兀,山内怪石古松,瀑布,令人观止。著名的古迹有岱庙、碧霞祠、五人松等。其中以玉皇顶观日出最为壮丽。秦始皇于公元前 219年曾到此封禅。泰山上下,石刻漫山遍谷,有 “ 天然的书法展览 ” 之称。泰山石刻有楷、隶、草、篆四种字体书写的碑文、经文、诗词和题词,内容丰富,形式多样。其中,秦朝李斯小篆石刻,距今已有二千一百八十多年,是我国最老的石刻。宋宣和碑高 二万多公斤,为岱庙巨碑之最。泰山石刻虽经千百年,但至今基本保持原貌,这是与泰山的岩石性质有密切关系。 泰山是由什么岩石构成的呢?这里的岩石全部是古老的泰山群花岗混合岩,它们已经有近 25亿年的历史。那么泰山混合岩是怎样形成的呢?泰山地区是古代海槽的一部分,堆积了一套泥砂质和基性火山物质的巨厚地层,这就是泰山岩石的原来的组分。在地壳强烈运动的影响下,地层褶皱隆起,大量温度高、活动性大的流体物质沿裂隙渗透到岩石中,与岩石发生强烈的交代作用,流体物质不断地从岩石中溶解和带走一些铁镁物质,同时又送来一些硅、钾、钠。在交代作用进行得不完全、不彻底的情况下,原岩的残留体与流体物质就形成黑白相间的条带。这些条带宽窄不一,时而平直、时而弯曲,形态各异,有的像肠状,有的像飘带,有的像眼球,有的像云雾。在岩石学上将这种岩石称做混合岩。正是泰山混合岩的形成,才有了东岳泰山。五、交代变质岩类 交代变质岩是在气液态的溶液影响下,由于交代作用使原岩发生变质所形成的岩石。交代变质岩的化学成分和矿物成分,与原岩相比较,都有显著的变化。岩石中原有的矿物在交代过程中发生原有的溶解、消失和新矿物的生成,相应的岩石结构构造也发生改变。交代变质岩的种类较多,变化也较复杂。根据交代作用的产物和原岩的成分,本馆现介绍以下几种交代变质岩:蛇纹岩青磐岩云英岩黄铁绢英岩1、黄铁绢英岩 黄铁绢英岩是酸性浅成岩在中低温热液(富含钾且为碳酸所饱和的中性至弱碱性溶液)交代作用下所形成。黄铁绢英岩呈黄绿色、浅灰色。常为中细粒至显微粒状鳞片变晶结构,如蚀变较浅,常为变余斑状结构,块状构造。主要矿物为石英和绢云母,经常含黄铁矿和碳酸盐等杂质。黄铁绢英岩一般分布于石英脉的两侧,它是寻找含金石英脉的主要标志。2、青磐岩 青磐岩是中性以及基性成分的浅成岩、喷出岩和火山碎屑岩在中 别是含 于在安山质火山岩中最为发育,因此又叫变安山岩。青磐岩一般呈灰绿色、暗绿色。隐晶质,但往往具变余斑状结构及变余火山碎屑结构。块状、斑块状、角砾状构造。矿物成分较复杂,主要有阳起石、绿帘石、绿泥石、钠长石、碳酸盐等,此外还常见有冰长石、沸石、葡萄石、明矾石、黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿等。青磐岩分布较广泛,尤其在活动区常作区域性分布。青磐岩既可单独出现,也可分布于次生石英岩和未蚀变岩石之间,成为过渡至原岩的边缘带,有时则分布于矿脉附近。与青磐岩有关的矿产有铜、铅、锌等多金属硫化物和金、金 、蛇纹岩 蛇纹岩主要是由超基性岩受低 原岩中的橄榄石和辉石发生蛇纹石化所形成。蛇纹岩一般呈暗灰绿色、黑绿色或黄绿色,色泽不均匀,质软、具滑感。常见为隐晶质结构,镜下见显微鳞片变晶或显微纤维变晶结构,致密块状或带状、交代角砾状等构造。矿物成分比较简单,主要由各种蛇纹石组成。蛇纹岩在较大的超基性岩中常分布于岩体顶部呈帽盖状或分布于岩体边缘,有时也呈脉状或不规则状。较小岩体往往全部蚀变成蛇纹岩。与蛇纹岩有关的矿产有铬、镍、钻、铂、石棉、滑石、菱镁矿等。蛇纹岩也是一种良好的化肥配料。趣味变质岩 在岩石学上,次生石英岩是很普通的岩石。可是在宝石学上,它却可以构成许多种显赫的玉类。例如, “ 京白玉 ” 、“ 密玉 ” 、 “ 河南玉 ” 以及 “ 东陵玉 ”等等。什么是次生石英岩?这种岩石是怎样形成的 ? 次生石英岩是一种变质岩石。它的主要矿物成分是石英,约占 70还含有绢云母和富铝矿物明矾石、高岭石、红柱石、叶蜡石和水铝石等。呈红灰、暗灰或绿灰等色,隐晶质,至密块状,硬度比较大。次生石英岩多半由火山岩受到火山喷出的含硫蒸气或热液的影响,使原来岩石中的矿物转变成石英和富铝矿物而成的。 次生石英岩组成的玉石有什么特点呢?京白玉:是一种白色的次生石英岩,隐晶质,块状,洁白晶莹,硬度很高,坚硬耐磨,是一种玉雕材料;密玉:因产于河南省密县而得名。是一种黄色到黄褐色得次生石英岩,可作玉雕;东陵石:凡含细鳞片状云母或细云母片状赤铁矿,而且分布均匀的 “ 次生石英岩 ” 或水晶晶体,都叫东陵石,可作宝石或工艺雕刻石料。琢磨后,呈闪烁的金黄色、粉红色和油绿色的比较贵重,以绿色、碧绿色者最好。绿色是细鳞片状铬云母均匀分布次生石英岩中形成的。趣味变质岩 在故宫博物院珍藏的汉朝玉佩以及西安茂陵附近出土的西汉武帝的大型 “ 玉铺首 ” ,经鉴定,它们都是一种蛇纹石化大理岩,又称为蓝田玉,是以产地陕西蓝田县命名。但是陕西蓝田县是否产蓝田玉一直是个难解之谜。在《 汉书地理志 》 曾记载,美玉产 “ 京北 ” ,即长安(今西安)北面的 “ 蓝田山 ” ,其后至唐代的古书,都曾有蓝田产玉的记载。但到明代万历年间,宋应星在 《 天工开物 》一书中却否认陕西蓝田县产玉,他认为世上的蓝田玉出自昆仑山脉。 1921年,我国地质学家章鸿钊先生在 《 石雅 》中说,蓝田自古就是制玉之地,并非产玉之地,宋应星的说法有一定道理,但也有可能蓝田曾产玉,但由于长期采掘,现在已无遗存,所以后人才说蓝田不产玉。 七十年代以来,地质工作者在蓝田县发现蓝田玉。它是一种蛇纹石化大理岩。白色的大理岩中布满了草绿色的具有滑感的蛇纹石,当含有其他杂质时,还可出现红、黄、黑等色。蛇纹石化大理岩是碳酸盐岩石,由石灰岩、白云岩受到热水溶液作用后,重新结晶而成的。在变质过程中含镁质的矿物(如白云石)可以变成蛇纹石。趣味变质岩 英岩 云英岩是由酸性侵入岩受气成
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