新昌地区典型火成岩发射光谱特征分析
浙江新昌盆地北缘地热资源成矿模式与三维可视化预测
浙江新昌盆地是浙江省四十余个晚侏罗系～白 垩系中小盆地中的 其 中 之 一，盆 地 北 缘 已 开 发 一 口 地 热 井 ，但 是 深 度 较 浅 ，水 温 较 低 ，水 量 较 小 ，钻 孔 钻 遇盆地内、外 地 层 的 不 整 合 接 触 面，未 钻 遇 控 盆 断 裂，出水 段 位 于 侏 罗 系 高 坞 组 凝 灰 岩 内 断 裂 破 碎 带 。 ［２］ 经研 究 相 关 地 质 资 料 和 已 有 勘 查 成 果 认 ［３］ 为，该区深 部 控 盆 断 裂 具 有 地 热 资 源 赋 存 的 条 件。 物探方 法 是 勘 查 深 部 地 热 资 源 的 很 好 的 一 种 手 段 ，根 ［４－１４］ 据该 区 岩 石 密 度 和 电 阻 率 的 差 异，采 用 重力与可控源音 频 大 地 电 磁 测 深（ＣＳＡＭＴ）相 结 合 的综合物探方法，在 该 区 开 展 深 部 地 热 资 源 勘 查 工
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总结火成岩
总结火成岩火成岩的形成与特点火成岩是由熔融状态下的岩浆凝固形成的岩石。
它们是地壳中最常见的岩石类型，占据了地球表面的大部分。
火成岩的形成是地球内部热力学活动的产物，主要分为深成岩和浅成岩两类。
1.深成岩深成岩是在地壳深处形成的岩石，它们是从岩浆凝固形成的。
深成岩的凝固速度相对较慢，晶体有足够的时间发育，所以具有明显的结晶风化。
常见的深成岩有花岗岩、辉长岩等。
2.浅成岩浅成岩是在地壳浅部或地表形成的岩石，它们是岩浆在地壳上冷却凝固形成的。
浅成岩的凝固速度相对较快，因此晶体发育较细小。
常见的浅成岩有玄武岩、安山岩等。
火成岩具有以下特点：•由于岩浆在地壳内部的高温环境下形成，故火成岩具有高温作用的特点。
•火成岩的晶粒较大，晶粒形状不规则，有明显的结晶风化。
•火成岩具有丰富的矿物质组成，常见的矿物有石英、长石等。
•火成岩的密度较大，具有较强的物理力学性质。
火成岩的分类根据火成岩的成因、矿物组成和结构特点，可以将火成岩分为四大类：酸性岩、中性岩、基性岩和超基性岩。
1.酸性岩酸性岩是指由石英和些许酸性长石组成的火成岩。
酸性岩富含硅，具有较高的硬度。
常见的酸性岩有花岗岩、花岗闪长岩等。
2.中性岩中性岩是指由斜长石和角长石等中性矿物组成的火成岩。
中性岩的硬度适中，常见的中性岩有安山岩、辉长安山岩等。
基性岩是指由较多的铁镁矿物组成的火成岩。
基性岩富含铁镁矿物，其颜色通常较暗。
常见的基性岩有玄武岩、橄榄岩等。
4.超基性岩超基性岩是指含有较高量的铁镁矿物，但几乎不含硅质矿物的火成岩。
超基性岩的颜色通常为黑色至暗绿色。
常见的超基性岩有榴辉岩、苏云石等。
火成岩的地质意义火成岩的形成与地球内部的火山活动紧密相关，火成岩不仅为地球的地质演化提供了重要的证据，还具有重要的经济和科学意义。
1.地质演化火成岩的形成记录了地壳演化的重要过程。
通过研究火成岩的形成时代和地质特征，可以了解地壳的构造和变动。
火成岩也是勘探矿产资源的重要指示岩石，它们中含有许多有价值的矿物质，如金、银、铜等。
流量党慎入，多图镜下火成岩
流量党慎入，多图镜下火成岩二辉橄榄岩：由橄榄石和斜辉石组成，所有的矿物都表现出较高的突起和较低的颜色，因此很难区分辉石。
记住橄榄石颗粒在单偏光中有较高的突起，在正交光下也有较亮的干涉色下图中的玄武岩有一个深色的玻璃质底层和包含囊泡(圆形气泡在单偏光光中清晰可见，而在正交光中则为黑色，反映了安装薄片的玻璃的各向同性特性)。
斜长石(条状晶体，在正交光下呈双晶)、斜辉石(粉红色干涉色)和橄榄石的自面体微斑晶，呈不规则断裂、高突起和明亮的干扰色(除了中心的颗粒，由于其方向不同，呈现较浅的棕色)。
下图岩石为玄武岩成分的浅成岩，其粒度中等，主要由橄榄石、辉石、长石和一种不透明矿物组成。
在北美，辉绿岩比白云岩更常见，在图91和92中，视野中心的大晶体(注意它都显示蓝色干涉色)是斜长石包裹的条状斜长石晶体。
下图中的辉长岩的视野中橄榄石含量不高，所以橄榄石不参与定名。
在单偏光的左上角，可以看到橄榄石晶体。
它有更高的突起和接近它的消光位置，所以它在正交光中几乎是黑色的。
其余大部分为双斜长石和斜辉石下图岩石中可以看到主要由两种矿物的微斑晶组成，在一个细粒度的基质中，其中一种成分是斜长石。
长石微斑晶在单偏光中很清晰，在正交光中显示灰色到白色的干涉颜色和多重双晶。
斜长石的近似成分可以通过消光角测量得到，在这种情况下发现是安山岩。
值得注意的是，在一些长石晶体中，除了存在多重孪晶外，还存在分带现象闪长岩：我们可以从这个岩石的单偏光下估计，它由体积约25%的黑色矿物，其余75%的体积主要是斜长石。
从晶体的棕色和良好的解理来看，黑云母是相当容易鉴别的。
在这块岩石中有两种辉石，它们可以通过双折射来区分，因为正形辉石只显示一级灰色干涉颜色，而斜形辉石显示一级和二级干涉色。
石英石中有一些清晰的石英，长石中有一些浑浊的蚀变，但只有少量的小晶体，在照片中不易辨认。
长石具有一定的分带性和双晶性，折射率比石英稍高。
花岗闪长岩106中彩色矿物为黑云母和角闪石。
浙江新昌丹霞岩壁风化特征的微观研究.pdf
" 材料与方法
作者等对新昌地区南岩寺、穿岩十九峰等几处 典型丹霞地貌景观进行了详细的调查 ! 南岩寺一带 的岩性主要为陆源碎屑组成的含砾砂岩，矿物成分 以石英、长石为主 ! 穿岩一带主要为火山碎屑和少 量陆源碎屑组成的砂砾岩，矿物成分主要有长石、 云母、石英等 ! 为了研究岩石表面不同尺度上的风 化特征，在野外考察的基础上，在丹霞陡崖表面采 样作室内研究，包括偏光显微镜 （ %&） 和扫描电子显 微镜 （ ’(&） 观察及能散 ) 射线光谱微区化学分析 （(*） ! 薄片尽量垂直风化面，以便利用光性特征 观察原岩矿物与风化新成矿物的成分及形态特点， 从断面上了解岩石近表面的风化特征 ! 所有薄片在 双筒偏光显微镜下观察和照相 ! ’(& 方法主要利用 ’(& 图像分辨率高、景深大的特点，对风化面进行
溶，显示化学风化的存在 $ 风化新成矿物与原始成岩矿物之间在微观形态 特征上存在明显的差别 $ 这种差别可以通过测试化
学成分来确认 $ 图 + 为穿岩洞内样品中从原岩矿物 （左 侧 ） 到风化矿物 （右 侧） 的 4-5 线 扫 描 结 果， 描线显示原岩矿物主要化学成分以硅铝为主， 沿扫
第 !" 卷
微观风化 化学风化 丹霞地貌 新昌盆地
摘要
借助显微观察和微区测量手段研究固体物质表 面微观形态和性质特征，是 !# 世纪 6# 年代以来国 际地球科学和材料科学研究的重要手段之一 3 它把 人类对物质表面形态、性质特征的观察和理解扩展 到微米&纳米尺度 3 风化作为地表最重要的过程之 一，在地貌学、环境学、材料防护和文物保护方面 都有着重要的理论和实际意义 3 但是对不同尺度风 化机制的认识以及不同尺度风化现象之间关系的理
火成岩实验
实验一 岩浆岩的主要造岩矿物一、实习目的：1．复习矿物学与晶体光学内容熟悉造岩矿物系统鉴定内容；2．认识并掌握主要造岩矿物的形态及矿物的鉴定标志；3．掌握造岩矿物的基本特征，区分矿物的成因类型；4．了解矿物的共生规律。
二、实习内容及方式：1．常见造岩矿物的种类课堂实验：铁镁矿物：橄榄石类、辉石类、普通角闪石、黑云母、白云母；硅铝矿物：斜长石、碱性长石、石英；开放实验：副矿物：磷灰石、锆石、榍石、尖晶石；蚀变矿物：蛇纹石、绿帘石、绿泥石、纤闪石、绢云母。
2．常见造岩矿物手标本特征1）二辉橄榄岩 观察橄榄石、辉石和尖晶石，以及蚀变矿物蛇纹石。
2）闪长岩 观察角闪石和斜长石、以及蚀变矿物绿帘石、绿泥石、纤闪石。
3）花岗岩 观察黑云母、石英和碱性长石、以及蚀变矿物绢云母。
三、使用仪器设备：偏光显微镜、放大镜、小刀。
《光性矿物学》《岩浆岩岩石学》四、造岩矿物的鉴定特征：1．橄榄石类橄榄石类按阳离子组成可分为三个类质同象系列： 镁橄榄石Mg2〔SiO4〕—铁橄榄石Fe 2〔SiO 4〕； 锰橄榄石Mn 2〔SiO 4〕—铁橄榄石Fe 2〔SiO4〕； 钙镁橄榄石(Ca ，Mg)〔SiO 4〕—钙铁橄榄石(Ca ，Fe)〔SiO 4〕。
镁橄榄石(Fo)—铁橄榄石(Fa)形成完全的类质同象系列。
按其中镁橄榄石及铁橄榄石分子含量不同，分为镁橄榄石（Fo 100-90）、贵橄榄石（Fo 90-70）、透铁橄榄石（Fo 70-50）、镁铁橄榄石（Fo 30-50）、低镁铁橄榄石（Fo 10-30）、铁橄榄石（Fo 0-30）等。
而岩浆岩中常见的是镁橄榄石、贵橄榄石。
橄榄绿、绿灰、墨绿色，不等粒自形～半自形粒状结构，硬度6.5～7，｛010｝及｛100｝不完全解理，比重 3.2～4.39，次生变化主要为蛇纹石。
薄片中无色；正高突起，糙面显著；（010）、（100）解理不完全，裂纹发育。
Ⅱ级末-Ⅲ级干涉色。
平行消光。
自形晶者是结晶较早的产物，多数被熔蚀呈浑圆状。
实验三(学生)认识常见的火成岩
实验三认识常见火成岩一、实验目的1、掌握观察和描述火成岩的颜色、结构和构造的方法。
2、了解火成岩的命名方法，并能对常见的火成岩命名。
3、学会肉眼鉴定火成岩的方法，熟悉火成岩的一般特征。
二、实验器材1.实验工具：尺子、放大镜2.实验标本：辉长岩、闪长岩、辉绿岩、安山岩、、花岗斑岩、白岗岩、正长岩、钾长花岗岩、辉石岩、流纹岩、黑曜岩、浮岩。
三、实习内容（一）颜色岩石的颜色是指组成岩石的矿物颜色之总和，而非某一种或几种矿物的颜色。
因此，观察颜色时，宜先远观其总体色调，然后用适当颜色形容之。
火成岩的颜色也可根据暗色矿物的百分含量，即“色率”来描述。
按色率可将火成岩划分为：暗（深）色岩色率为60－100%相当于黑色、灰黑色、绿色等；中色岩色率为30－60%相当于灰褐色、红褐色、灰色等；浅色岩色率为0－30%相当于白色、灰白色、肉红色等。
（二）结构所谓结构是指岩石矿物颗粒本身的特点（结晶程度、晶粒大小、晶粒相对大小、晶粒形状等）1、结晶程度：分为全晶质、半晶质和玻璃质结构2、晶粒大小可分为：（1）显晶质结构：用肉眼或放大镜可以看出晶粒的大小，粗粒结构---晶粒直径＞5mm；中粒结构---晶粒直径1-5mm；细粒结构---晶粒直径0.1-1mm。
（2）隐晶质结构：晶粒小于0.1mm,用显微镜才能辨别。
3、晶粒相对大小：可分为等粒结构、斑状结构和似斑状结构。
4、晶粒形状：分为自形晶、半形晶和他形晶。
（三）构造指矿物集合体的形态、大小、空间分布，反映其形成时的岩浆活动、成岩环境特点。
常见的岩浆岩构造有：1、块状构造：其特点是岩石中各部分结构相似，各种矿物分布均匀而无定向排列，岩石中无空洞，一般侵入岩中常见这种构造。
2、流动构造：其特点为板状、片状、柱状矿物呈定向排列所表现出来的构造。
3、流纹构造：其特点为不同颜色的条纹和被拉长的气孔所表现出来的一种平行构造。
4、气孔构造：熔岩在冷却时，其中含有未逸出的气体，冷却后在岩石中形成各种大小不等的孔洞。
火成岩野外鉴定方法
火成岩野外鉴定（from 小木虫）学会用肉眼或借助于放大镜来鉴定火成岩，是野外地质旅行的基本功之一。
特别在填绘地质图、测制剖面图、研究侵入体及其相互穿插关系，观察侵入体与其围岩的关系，以及各种火成岩与成矿的关系等方面，均具有重要意义。
学会野外鉴定火成岩，大体上应从以下几项步骤入手。
首先观察岩石的颜色、含石英的分量、含铁镁矿物的分量这三项指标，估计遇到的火成岩应归属于哪一个大类。
比如淡红色、浅灰色，含石英晶体的颗粒较多，而含铁镁矿物的分量较少的，大体上是属于酸性火成岩。
如果岩石呈灰色、灰绿色，铁镁矿物的含量相当明显，而石英晶体的颗粒大为减少，或偶尔可见者，大体应属于中性火成岩。
如果岩石的颜色黝黑，并略带橄榄绿，完全看不到石英颗粒，铁镁矿物几乎成为岩石的全部组分，则应属于基性岩类。
基本上分辨出酸性、中性和基性三大类岩石以后，接着就应该鉴定其具体的名称了。
这时候，认识岩石中所含的矿物名称是鉴定的关键，因此，熟悉一下最基本的几种造岩矿物很有必要。
石英：晶体多为六方柱体及菱面体的聚形，晶面有横纹。
颜色多种多样，纯净者无色透明，称之为水晶。
常见者有白色、灰色乃至暗灰色。
如含锰质，呈紫色；含有机质，呈烟黄色、烟褐色、墨色。
玻璃光泽。
断口不平，有如贝壳状。
硬度7，超过铁器，故刀口针尖均难以刻画。
正长石：晶体短柱状，常呈粒状或块状。
表面可见解理裂缝。
颜色多呈肉红色、浅黄色。
玻璃光泽。
硬度6，与铁器相近。
斜长石：板状、板柱状晶体，多为白色、浅灰色，有时为浅绿色、浅红色。
常为不规则的粒状。
玻璃光泽。
硬度6～6.5。
黑云母：晶体常呈板状、柱状。
片状解理发育，极易剥落成薄片，故可用小刀、指甲拨开。
具玻璃-珍珠光泽。
硬度低，2～3。
薄片富有弹性。
颜色呈黑、褐色。
易风化，成为绿泥石。
白云母：晶体形状与黑云母相同。
片状解理亦发育，极易剥成薄片。
玻璃-珍珠光泽。
硬度2～3，颜色白、浅黄，浅灰、浅绿。
不易风化。
普通角闪石：晶体常呈柱状，横断面为假六边形，颜色为黑色。
211170121_浙江新昌雪头岭饰面花岗岩矿地质特征及开发利用
【矿产资源】浙江新昌雪头岭饰面花岗岩矿地质特征及开发利用闫攀攀，沈徐睿，郝 立(中国建筑材料工业地质勘查中心浙江总队，浙江 杭州 310022)【摘 要】“沙溪红”石材是花岗石石材的重要品种之一。
本文研究了新昌雪头岭饰面用花岗岩矿区地质特征和矿体地质特征，分析了“沙溪红”石材的理化性能、花色品种、质量特征及加工技术性能，认为该矿床矿体规模大、矿石质量较好、荒料率较高、开采技术条件简单、加工技术性能良好，具有广阔的开发利用前景。
【关键词】饰面石材；地质特征；加工技术性能；开发利用前景【中图分类号】P619.222；TD985 【文献标识码】A 【文章编号】1007-9386(2023)02-0008-04Geological Characteristics and Development Utilization of Xuetouling FacingGranite Deposit in Xinchang, Zhejiang ProvinceYAN Pan-pan, SHEN Xu-rui, HAO Li(Zhejiang Branch of China National Geological Exploration Center of Building Materials Industry, Hangzhou 310022, China)Abstract: "Shaxihong" stone is one of the important varieties of granite stone. This paper studies the geological characteristics and ore body geological characteristics of the Xuetouling facing granite mine in Xinchang, analyzes the physical and chemical properties, varieties, quality characteristics and processing technical properties of the "Shaxihong" stone, and concludes that the deposit has a large scale of ore body, good ore quality, high waste material rate, simple mining technical conditions, and good processing technical performance, and has a broad development and utilization prospect.Key words: facing stone; geological characteristics; processing technical performance; development and utilization prospect随着人们对居住环境要求的不断提高，饰面石材[1]作为家装主要材料已走进千家万户，并广泛应用于大型工程建设项目、市政建设等，市场前景广阔。
火成岩陨石特征
火成岩陨石特征
火成岩陨石，也被称为岩浆岩陨石，是一种来源于太空的火山活动的陨石。
其特征包括：
1. 岩石成分：火成岩陨石主要由硅、铝、钙、镁、铁等元素构成。
最常见的类型是辉长岩（包括基性辉长岩和中性辉长岩）和玄武岩（包括辉石玄武岩和碱性玄武岩）。
2. 岩石结构：火成岩陨石通常具有晶粒结构，其中晶粒大小和排列方式与地球上的火成岩类似。
辉长岩陨石可以呈现出斑状结构，玄武岩陨石则具有胞状或胞状列状结构。
3. 石英含量：火成岩陨石中可以存在石英矿物，其含量从低到高不等。
有些火成岩陨石甚至完全由石英构成。
4. 颜色：火成岩陨石的颜色可以因矿物组成而有所不同。
辉长岩陨石通常呈现出黑色或暗绿色，而玄武岩陨石则更常见呈现出黑色或暗灰色。
5. 结构和纹理：火成岩陨石的结构和纹理可以显示出岩浆在冷却和凝固过程中的特征。
例如，火成岩陨石中可以存在晶体自然生成的斑状结构、直柱状结构或其他纹理。
6. 气孔：火成岩陨石中可以存在气孔，它们是在岩浆冷却时由于气体释放而形成的空隙。
总之，火成岩陨石具有类似于地球上火成岩的成分、结构和纹
理特征，这些特征为科学家研究陨石起源和火山活动提供了重要的线索。
火成岩概述及基本性质和分类课件
按化学成分分类
火成岩的化学成分也是分类的重要依据。根据氧化物分类法 ，火成岩可以分为超基性岩、基性岩、中性岩和酸性岩。
超基性岩的氧化物含量较低，如橄榄岩；基性岩的氧化物含 量适中，如辉长岩；中性岩的氧化物含量较高，如闪长岩； 酸性岩的氧化物含量最高，如花岗岩。
按产状分类
产状是指火成岩形成时所处环境和状 态，也是分类的重要依据之一。根据 产状，火成岩可以分为深成岩、浅成 岩和喷出岩。
火成岩在矿产资源开发中的应用
火成岩是许多矿产资源的主要赋存体，如铁矿、铜矿、金矿等。通过对火成岩的研究，可以确定矿产资源的分布范围、储量 和开采价值。
在矿产资源开发中，火成岩的岩石物理性质和化学成分对矿床开采和选矿工艺具有重要影响，因此需要深入研究火成岩的岩 石学特征，以提高矿产资源的开采效率和利用价值。
比重
火成岩的比重取决于其矿物组成和含 量。一般来说，火成岩的比重较大， 说明其内部矿物颗粒紧密结合。
03 火成岩的分类
按矿物成分分类
矿物成分是火成岩分类的主要依据之一。根据矿物成分，火成岩可以分为橄榄岩 、辉长岩、闪长岩、花岗岩等。
橄榄岩主要由橄榄石和辉石组成，辉长岩主要由基性斜长石和单斜辉石组成，闪 长岩则主要由中性斜长石和角闪石组成。花岗岩主要由碱性长石、石英和黑云母 组成。
火成岩的形成过程可以发生在 不同的环境和深度条件下。
火成岩的分布
火成岩广泛分布于地球表面，特 别是在板块交界处和地壳活动区
域。
不同种类的火成岩在分布上具有 明显的区域性特征，受到地质构
造和地壳运动的影响。
火山活动频繁的地区通常也是火 成岩分布较为广泛的地区。
火成岩的组成
火成岩主要由矿物颗粒组成，这些矿物颗粒是在岩浆冷却和固化过程中结晶形成的 。
浙江新昌早白垩世盆地中硅质岩石的地球化学特征与成因
第30卷第2期2003年3月浙 江 大 学 学 报(理学版)Journal of Zhej iang University (Science Edition )V ol.30No.2Mar.2003浙江新昌早白垩世盆地中硅质岩石的地球化学特征与成因董传万,竺国强,银 薇(浙江大学地球科学系,浙江杭州310027)收稿日期:2002-03-28.基金项目:浙江省教育厅基金资助项目(20020258).作者简介:董传万(1951—),副教授,博士,主要从事岩石学、岩石矿物材料的教学与研究.摘 要:在浙江新昌早白垩世盆地西侧的馆头组中,存在一些硅质岩石——块状硅质岩、含叠层石硅质岩和木化石硅质岩等.它们以高SiO 2、富F e 2O 3、低A l 2O 3和T iO 2为特征,REE 含量低,而且有弱的Ce 亏损,D 30Si 值为-0.4‰～-1.5‰,D 18O 值为18.1‰～23.1‰.硅质岩的地球化学研究表明它们具有热水硅质岩的特点.结合其它地质资料,作者讨论了这些硅质岩的硅质来源和成因,认为它们系地表水和海水向下渗透,并在一定深度内发生循环然后上涌,火山活动为热水提供热源,SiO 2来源于热水流经的地层和岩石.富含SiO 2的热水溶液在适当的地方沉淀形成块状或透镜状硅质岩,也可解释古树木和含叠层石灰岩形成木化石硅质岩和含叠层石硅质岩.根据氧同位素地质温度计计算出硅质岩形成时的热水温度为70.8～108.4℃.关 键 词:硅质岩;地球化学;早白垩世;新昌盆地中图分类号:P 595;P581 文献标识码:A 文章编号:1008-9497(2003)02-230-06DO NG Chuan -w an ,ZHU G uo -qiang ,YI N W ei (Dep ar tment of E ar th S ciences ,Zhej iang U niver sity ,H angz hou 310027,China )Geochemical characteristics and origin of silicolites in the Early Cretaceous Basin in Xinchang ,Zhej iang Province .Journal of Z hejiang U niver sity (Science Edit ion),2003,30(2):230～235Abstract :T her e ar e silicolites in t he Guantou fo rma tio n of the Early Cr etaceous basin in Xinchang Co unty ,Zhe-jia ng Pr ov ince .T he r ock types include ma ssiv e or lenticular silico lite ,str om atolite -bearing silicolite and fossil -w ood silicolit e.T hey a re character ized by a hig her content o f SiO 2and Fe 2O 3,low co ntent o f A l 2O 3and T iO 2,and small amo unt of R EE with slight Ce deplet ion .T he D 30Si v alues o f the silico lites var y fr o m -0.4‰to -1.5‰,the D 18O v alues ar e in 18.1‰to 23.1‰.T he silicolites can be ident ified a s hydr other mal sediments based o n their geo chem ical fea tur es.T he source o f silicon and or ig in o f the silicolit es wer e discussed:T he w ater come fro m the sur face and sea penetr ates do wnw ard and is heated by v olcanic activity in a cer tain depth a nd ex tr acts SiO 2and o th-er elements o ut fr om the surr ounding r o cks t hr oug h w hich it passes .T he SiO 2-r ich hydr other mal fluid up -flo ws and deposits,fo rm ing massiv e and lenticular silicolit es.T he fluid also ex pounds the pa laeo -tr ees and st ro matolit e-bearing limestone to fo rm fossil-w oo d silicolite (petr ified wo od)and stro mato lite-bear ing silicolite.A ccor ding t o the D 18O v alues of the silico lit es calculated fro m the ox yg en isoto pic geo lo gic ther momet er ,their fo r ming temper a-tures r ang es fro m 70.8℃to 108.4℃.Key words :silicolite;geo chemist ry ;the Ear ly Creta ceo us;Xinchang basin 硅质岩通常指由化学作用、生物化学作用、生物作用和某些火山作用形成的富含二氧化硅(>70%)的岩石[1].80年代以来,还发现海底和大陆的许多硅质岩为热泉成因,称为热水沉积硅质岩[2～4].由于硅质岩成因多样性,在不同的构造-沉积条件下有不同的硅质来源和不同的地球化学特征,可用来指示沉积环境和构造背景,同时由于硅质岩又常是地层的一部分,因此对硅质岩的研究具有重要的地质意义.最近在对浙江新昌硅化木的调查研究中,发现了一些硅质岩,它们与硅化木在成因上有密切联系.作者对这些硅质岩的岩石地球化学和硅、氧同位素特征进行研究,追踪其硅质来源,探讨硅质岩及硅化木的成因.1 新昌硅质岩的岩石学特征新昌硅质岩出露在晚中生代断陷盆地西侧的早白垩世馆头组中.新昌馆头组为火山-沉积岩系,主要由砂砾岩、杂色砂岩、粉砂岩和粉砂质泥岩、页岩组成,同时还有玄武岩、流纹质凝灰岩等火山岩夹层,局部含透镜状礁状泥灰岩和灰岩,是硅化木的主要赋存层位.新昌硅质岩的岩石类型有块状硅质岩、含叠层石硅质岩、木化石硅质岩和硅质页岩等.块状硅质岩 灰色,深灰色,隐晶质结构,块状构造,由隐晶质石英和玉髓组成.石英小颗粒在正交偏光下显示“点状”消光,玉髓在正交偏光下呈纤维状,常呈束状或球粒状集合体.块状硅质岩成团块状、透镜状产在馆头组砂岩、粉砂岩中,部分呈同生角砾状与木化石硅质岩伴生.含叠层石硅质岩 黑色,含浅色叠层石,石质坚硬.岩石主体由隐晶质石英组成,变余泥晶或微晶结构.根据岩石的叠层构造和变余泥晶结构,可推知它是由沉积成因的含叠层石灰岩经硅化形成.木化石硅质岩 包括硅化木和硅化木角砾岩,二者均呈灰黑色或浅黄灰色,坚硬致密,比重较大.前者在手标本上,植物结构(如年轮、树木疤结等)均清晰可见[5];后者之角砾为硅化木,粒径30～50cm,被硅质胶结.在正交偏光下,二者主要矿物成分均为微粒状石英,呈等粒或不等粒变晶结构,石英粒径0.01～0.02mm,局部可见纤维状和球粒状玉髓.严格地讲,木化石硅质岩和上述含叠层石硅质岩都是交代硅化岩.硅质页岩 黑色和浅灰色,水平层理发育,坚硬致密,由微粒石英和部分粘土矿物组成,是馆头组的正常夹层.2 硅质岩的地球化学特征2.1 主要化学成分新昌硅质岩的化学成分列于表1.块状硅质岩、含叠层石硅质岩和木化石硅质岩的主要元素含量相近,都具高硅、富铁、贫铝和低钛等特点(样品序号1～4).它们的SiO 2含量大于95%(平均96.95%,n =4,下同)、Fe 2O 3含量(全铁,其中包括二价铁换算成三价铁)0.86%,而Al 2O 3含量平均为0.27%,T iO 2含量平均仅为0.03%,表明三者物源相同.硅质页岩(序号5,6)的SiO 2含量78%左右,T iO 2、Al 2O 3、Fe 2O 3、Mg O 、CaO 、Na 2O 、K 2O 等含量均高于上述硅质岩.Fe 、M n 、Al 、Ti 等主要元素具不同的地球化学行为,可用来判断硅质岩的物源和成因.通常认为硅质岩中Fe 、M n 的富集主要与热水的参与有关;而Al 、T i 是难风化产物,并残留在风化壳内,因此Al 、T i 的富集与陆源物质的介入相关.文献[2,3]用Al -Fe-Mn 三角形图解判别热水与非热水成因的硅质岩,发现所有的热水成因的数据均落在图中的富铁端,非热水沉积的均落在图中的富铝端.新昌硅质岩在Al -Fe -Mn 三角形图解上同样显示相对富铁和锰(见图1),说明硅质岩为热水沉积或受热水影响,而硅质页岩相对低锰富铝,落在非热水沉积区.图1 新昌盆地中硅质岩的A l-F e-M n 图解F ig .1 Diag ram of A l -Fe -M n for silicolitesin Xinchang basinⅠ为生物沉积和其他非热水沉积硅质岩区;Ⅱ为热水沉积硅质岩区[6];・为硅质页岩;.为其他硅质岩Al /(Al +Fe +M n )值是衡量沉积物中热水沉积物含量多少的标志.文献[7]提出,海相沉积中Al/(Al+Fe+M n)比值随着沉积物中热水沉积物的减少而增加.如现代深海远洋粘土的Al/(Al+Fe +M n )比值为0.59,陆棚远滨粘土的比值为0.613,页岩中相应的平均比值为0.63,典型的生物成因硅质岩的这一比值为0.60,而热水沉积物中上述比值则低得多,如北太平洋海底喷流形成的燧石,Al /(Al +Fe +Mn )比值为0.03～0.04,东太平洋隆起的金属软泥的比值低于0.01,中国下扬子区早二叠世孤峰组层状硅质岩的比值为0.02～0.34,上述硅质岩均属热水沉积[4].新昌硅质岩样品的Al /(Al +231 第2期董传万,等:浙江新昌早白垩世盆地中硅质岩石的地球化学特征与成因Fe+Mn)值分别为0.04、0.34、0.09和0.12(见表1),符合或接近热水沉积的数据,反映出它们具有热水沉积的特点.新昌硅质页岩的Al/(Al+Fe+Mn)值为0.69～0.74,略高于陆相粘土和页岩该值,说明硅质页岩中热水沉积物质较少,而陆源物质较多.表1 新昌盆地中硅质岩石的化学成分T able1 T he chemical analyses of silico lites in Xinchang basin%序号123456样号王1-2王1-3大1-2苏2-1王2-1王8-2SiO295.0597.9897.8396.9278.1078.42T iO20.010.030.010.050.370.33A l2O30.080.290.240.4810.179.48F e2O30.150.300.050.230.96 1.30F eO0.590.050.75 1.04 1.090.55M nO0.020.010.020.060.030.01M g O0.210.010.010.01 1.020.61CaO0.390.390.390.390.780.64N a2O0.070.070.070.090.560.42K2O0.060.060.060.13 3.81 3.60P2O50.070.070.070.070.160.20烧失量 3.390.620.490.56 2.69 3.86总和100.0999.8999.99100.0399.7499.42A l/(A l+Fe+M n)0.040.340.090.120.690.74 注 化学成分分析由南京大学地球科学系分析中心徐建平分析.序号1和2为木化石硅质岩;3为块状硅质岩;4为含叠层石硅质岩;5,6为硅质页岩2.2 稀土元素新昌硅质岩的稀土元素分析结果见表2.块状硅质岩、含叠层石硅质岩和木化石硅质岩的稀土元素总量较低,最低值仅为8.67×10-6;LREE7.92～21.10,HREE1.603～11.23,D Ce分别为0.49、0.62、0.71,具Ce负异常.在北美页岩标准化稀土配分图上(见图2),新昌硅质岩出现Ce的“V”型谷,显示Ce亏损.新昌硅质页岩的稀土元素含量较高,达133.78×10-6～149.13×10-6,在稀土配分图解上,它们的配分曲线位置高于其他硅质岩石,其中一个硅质页岩样品(王2-1)显示明显的Ce负异常(D Ce=0.53).表2 新昌盆地中硅质岩的稀土元素分析结果T able2 T he r esult o f REE analy ses o f silicolites in Xinchang basin×10-6序号样号L a Ce P r N d Sm Eu Gd T b1王1-3 4.723 6.026 1.899 6.251 1.7360.4655 1.8580.21182王1-2 2.121 3.2270.6966 1.5180.29510.05980.21910.03603苏2-1 2.891 4.9670.9129 2.7040.39280.08820.35110.06164王2-142.1943.288.46032.09 6.211 1.097 5.0090.54115王8-130.9655.37 6.75523.43 4.6880.9505 4.2040.4964序号样号Dy Ho Er T m Yb Lu2REE Ce*1王1-3 1.6130.25000.53640.05750.42890.056426.1130.492大1-20.21380.04280.09750.01440.10690.01828.6660.623苏2-10.34850.07570.21880.03210.28390.049913.3780.714王2-1 3.9910.8638 2.0920.3503 2.5920.3575149.1250.535王8-1 3.03010.6604 1.4870.2082 1.3560.1807133.7760.89 注稀土元素分析由南京大学地球科学系国家重点试验室裘丽雯分析,分析方法为ICP-M S.序号1为木化石硅质岩;2为块状硅质岩;3为含叠层石硅质岩;4,5为硅质页岩 岩石的稀土元素特征是区分热水沉积和非热水沉积硅质岩的重要标志之一.A.Fleet系统地研究了世界上属于热水成因的金属沉积物与属于非热水沉积的水成金属沉积物中的REE,发现前者的REE 总量低,Ce为负异常,HREE有富集的趋势;而后者REE含量高,Ce为正异常,HREE不富集,但上述特点在这两类沉积之间有连续性变化[4].热水成因硅质岩的D Ce为负异常,而非热水成因的硅质岩的232浙江大学学报(理学版)第30卷 D Ce 常为正异常[8,9].对比上述热水沉积硅质岩的稀土元素地球化学特征,表明新昌硅质岩具有热水沉积的特点.Ce 异常的出现与Ce 3+氧化成Ce 4+有关.在氧化条件下,Ce 元素常呈Ce 4+的形式与其他稀土元素分离[8,9].由新昌硅质岩的Ce 负异常行为,反映出它们及硅化木均是在氧化条件下形成.Ce 的亏损现象还说明硅质岩形成时可能受到海水的影响,海水经常有较大的负异常[10].新昌晚中生代盆地受到海水影响,得到以下地质事实的支持:在新昌馆头组剖面中,局部夹有透镜状、礁状泥灰岩、泥灰岩;在礁状泥灰岩中产有虫管化石、藻灰结核、叠层石等.虫管化石、叠层石等的出现,是近海沿岸的潮间带、泻湖及与海水相通的江、河口和江湾的环境或接受海侵、受海水影响的标志[5].新昌硅质页岩是早白垩世馆头组中正常夹层,其岩石学、主要元素特征及高稀土含量,表明它们属正常沉积,但出现不同程度的Ce 负异常,可能反映了不同的地层层位受热水影响程度不同.图2 新昌硅质岩的稀土元素配分型式(北美页岩标准化值据文献[11];样号岩性见表2)Fig.2 REE patter ns of silicolit es in X inchang basin Ce 的亏损程度能判断沉积岩中热水沉积与非热水的水成沉积的比例.在经北美页岩标准化的稀土配分模式图上,通常Ce 的“V ”型谷越深,混入的热水物质越多[4,9].由表2和图2可见,新昌硅质岩的Ce 负异常并未达到纯热水沉积的程度.此外,新昌硅质岩也无HREE 富集的趋势,说明本区硅质岩成分以热水沉积为主,但有部分非热水成因的物质混入.3 新昌硅质岩的硅、氧同位素组成与平衡温度 新昌硅质岩的硅、氧同位素组成列于表3.它们的D 30Si 值较低,且均为负值(-0.4‰～-1.5‰),其中木化石硅质角砾岩和块状硅质岩为-1.3‰～-1.5‰,含叠层石硅质岩为-1.0‰,木化石硅质岩为-0.4‰～-0.8‰.矿物和岩石的D 30Si 值可用来判断其物质来源或成因.如从低温地下水中自生沉淀的石英的D 30Si 值最大,为1.4‰,热水来源的石英的D 30Si 值较小,为- 1.5‰～0.8‰,成岩过程中次生加大的石英的D 30Si 值为-0.2‰～0.3‰[12].另据丁悌平等研究,在地球样品中,有几类岩石的D 30Si 值可能出现较大的负值,即粘土岩类、某些生物硅质岩类(如硅藻土、海绵骨针和深海放射虫硅质岩)和热水化学沉积硅质岩(硅华、黑烟囱硅质沉积等),后者如我国腾冲温泉石英脉、温泉口泉华的硅同位素组成分别为-0.6‰和-0.1‰,美国怀俄明州黄石公园的硅华的D 30Si 值为-0.7‰～-1.9‰,马里亚纳海槽黑烟囱硅质沉积物的D 30Si 值为-0.4‰～- 3.1‰等[13].新昌硅质岩的D 30Si 值变化于-0.4‰～-1.5‰之间,分布在热液来源石英和热水化学沉积硅质岩的范围内,指示其硅质来源与热水有关.表3 新昌盆地中硅质岩的硅、氧同位素组成与平衡温度T able 3 T he silicon and o x yg en iso to pe com po sitio n of silicolites in X inchang basin序号1234567样号王1-1王1-2王1-3大1-1大1-2苏1-1苏2-1D 30Si NBS-28/‰-0.8-0.4-0.8-0.4-1.5-1.3-1.0D 18O SM OW /‰19.721.118.118.418.323.119.2平衡温度/℃95.084.4108.4105.8106.670.899.0 注 硅、氧同位素由中国地质科学院矿产资源研究所七室万德芳测定.氧同位素分析用BrF3法,分析精密度±0.2‰,硅同位素分析用SiF4法,分析精密度±0.1‰.1～4为木化石硅质岩;5为块状硅质岩;6为含木化石角砾岩;7为含叠层石硅质岩 新昌硅质岩的D 18O 值变化范围18.1‰～23.1‰.据有关资料,不同成因的石英有不同的D 18O值,如火成石英的D 18O 值为8.3‰～11.2‰,变质石英为11.2‰～16.4‰(平均为13‰～14‰),热泉华233 第2期董传万,等:浙江新昌早白垩世盆地中硅质岩石的地球化学特征与成因石英为12.2‰～23.6‰,现代海滩石英砂为10.3‰～12.5‰;在成岩作用过程中,由于石英的重结晶作用变成嵌晶状石英,D18O值为19.3‰～21.8‰(平均20.45‰)[12～14].通过对比,可以看出新昌硅质岩石的D18O值与热泉华石英的比较一致,也与嵌晶状石英该值相似,同样反映出其硅质来源与热水活动有关,而且在硅质沉淀后,又发生了强烈的重结晶作用,这与岩石学的研究相一致.硅质岩石致密坚硬,抗交换能力强,其同位素组成自形成后变化不大,因此可利用硅质岩的氧同位素组成来测定岩石形成温度.目前测定硅质岩形成时水温一般采用岩石的氧同位素地质温度计.根据文献[15]给出的硅质岩-水氧同位素平衡分馏方程1000ln A硅质岩-海水= 3.09×106T-2-3.29,计算出新昌硅质岩的同位素平衡温度为70.8℃～108.4℃,平均值为95.7℃(n=7,见表3).与红海的Atlantic DeepⅡ槽谷热水喷口的水温(100℃,其邻近处水温为56℃)接近[16],表明本区硅质岩确实是热水作用的产物,而且是在较高的热水温度下形成.4 新昌硅质岩石的成因新昌硅质岩以团块状、结核状而非层状产出,沉积的范围不大,排除了其形成于开阔海洋盆地的可能性.以上岩石地球化学和硅、氧同位素等研究表明:¹新昌硅质岩为热水成因;º有非热水成因的物质混入;»其形成时受海水影响.事实上,通常常温下水中硅含量都很低,如海水的硅含量仅为0.05×10-6～5×10-6,河水的硅含量为2×10-6～11×10-6,湖水中二氧化硅的含量也仅为2×10-6～10×10-6[13,17].硅含量如此低的河湖水或海水自然不会直接沉淀成硅质岩,也难使树木等硅化.然而,随着水温的增高,硅的溶解度将迅速增加,如Kauskopf的实验证明,0℃时非晶质SiO2在水中的溶解度仅40×10-6,25℃时SiO2的溶解度为135×10-6,94℃时则达400×10-6[18],在150℃时可高达600×10-6[4].要使海水或河湖水升温,需要有相应的热源,这热源可能与火山活动有关.在新昌(乃至浙东南沿海地区)早白垩世馆头组中,夹有数层基性和/或酸性火山岩、火山碎屑岩,它们是燕山晚期火山活动的产物.正是频繁而强烈的火山活动,为湖海水的升温加热提供了有效的热源.热水使硅的溶解度增加,大量的SiO2的来源仍需进一步探讨.一般认为地质历史中硅质来源有:¹硅质生物从海水中吸取;º火山作用提供;»热水从围岩中淋滤、萃取.新昌硅质岩显然不是海水生物堆积或化学沉积成因;它赋存在早白垩世馆头组中,馆头组虽有数层火山岩,但它们并不与硅质岩直接接触,硅质岩周围岩石也没有被硅化等现象,表明硅质岩的形成与火山作用没有直接的联系.其硅质很可能来自硅质岩周围及基底岩石或地层.新昌盆地的基底为上侏罗统磨石山群火山-沉积岩系,火山岩占地层厚度的84.22%.火山岩中主要为流纹岩和流纹质、英安质凝灰岩、熔结凝灰岩等,含有大量的SiO2[19].但分析新昌馆头组砂岩(馆头组中主要岩石单元)的矿物组分,发现其碎屑物中石英含量很低,绝大部分是长石碎屑和/或岩屑,属长石岩屑杂砂岩或岩屑长石杂砂岩[5];它们的化学成分中SiO2含量很低,仅59.16%.上述杂砂岩和基底火山岩的成分差异,表明馆头组中至少有部分SiO2由于热水的作用而进入热水溶液,使其成为高硅的流体.综上所述,作者提出新昌硅质岩,包括硅化木的成因解释:新昌早白垩世盆地为河湖相和浅湖相沉积,曾发生过小规模的海侵事件.灌入的海水和河湖水向下渗透并在一定深度内循环,并被频繁的火山活动加热.热水从其流经的岩石和地层中淋滤并萃取出含有大量SiO2及其他元素的矿物质.这些高浓度的含SiO2的矿物质溶液,在适当的部位,直接沉积成块状硅质岩,也可逐渐交代树木和含叠层石灰岩,使之成为硅化木及含叠层石硅质岩.野外工作得到新昌县风景旅游局的大力支持,谨表谢意.参考文献:[1] 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火成岩中长石含量与其特征光谱间响应关系研究
光谱学与光谱分析 SpectroscopyandSpectralAnalysis
Vol 3 9 , No. 7,pp2077-2082 July !2019
火成岩中长石含量与其特征光谱间响应关系研究
杨长保x高文博"，侯光宇2,李星誌x高曼婷1
1. 吉林大学地球探测科学与技术学院，吉林长春130026 2. 中国人民解放军32023部队，辽宁大连 116000
2078
光谱学与光谱分析
第39卷
(andesite1, andesite2 , basalt),侵入岩 15 块 % 岩石样本包括 各类矿物的百分含量以及用ASD地物光谱仪测量的0. 35〜
％ 2.5 Mm波长范围内的反射率 表1是18块岩石主要造岩矿 ％ 物的百分含量
表1 18个岩石样本主要矿物含量说明 Table 1 Main mineral content description of 18 rock samples
26.75 30.05
31 48 46 51 66 60.1 73.7 62.5 67 72.3 70 30 38 90 71 53
38.5 23.2 35.2 19.7 8.6
18 2
21
1.05 1.65
0.5
1.2
3.4
28
1.1
0.3
1.9
0.9
1.4
0.8
6.3
4
1.2
18
5 1.5 15
摘要长石是地表岩石最重要的造岩矿物，在地壳中的比例高达60% ,几乎是所有火成岩的主要矿物成 分％随着高光谱技术的发展，国内外众多学者研究主要造岩矿物含量与其特征光谱的响应关系，对遥感岩矿 识别以及矿化蚀变信息提取提供了多种可能性％该研究以USGS光谱库里18个火成岩样本为基础数据，研 究长石的特征光谱及其与含量之间的定量关系％通过原始光谱反射率及其变换(包括小波三层分解高频分 量、小波二层分解、去包络线后光谱、去包络线后小波三层分解高频分量及去包络线后小波二层分解)，研 究其与长石的含量之间的相关关系，结果表明：(1)分析六种光谱反射率的变换，去包络线后小波三层分解 高频分量的光谱反射率与长石含量的相关关系最好，且相关系数正负不断变化，根据相关系数极值获得长 石的特征谱带为431，570, 972, 1 456, 1 856, 2 292. 9和2 481 nm； (2)原始光谱反射率与长石含量的相关 性曲线趋势较为平缓，而经小波分解得到的高频分量后，趋势明显，经去包络线及小波分解得到高频分量 后，相关性曲线的变化趋势愈加明显，由此可见，自变量的微小变化就会引起因变量变化，当岩石中长石的 含量极小时，小波分解处理能够提高模型的精度％将长石含量与特征光谱的关系量化，运用多元逐步线性回 归分析以及最小二乘法建模，建立6个线性回归模型和6个最小二乘法回归模型，结果表明：(1)去包络线 后的光谱比原始光谱建立的回归模型精度更高，经过小波二层分解后的低频分量建模的回归模型精度优于 未进行小波分解的光谱，其中去包络线后小波二层分解低频分量建立的回归模型效果最佳％ (2)多元线性回 归建立的模型精度优于最小二乘法,同时筛选对因变量影响较大的自变量,972, 1 456, 1 856, 2 292. 9以及 2 481 nm%因此选择去包络线后的光谱进行多元线性回归法进行分析长石含量与光谱反射率之间关系，考虑 到不同的特征吸收波段对长石含量的影响因子不同，可以利用长石的特征光谱定量反演某一区域内的长石 的含量，对识别矿物具有重要意义％
火成岩认识与使用介绍课件
同，可以分为侵入岩和喷出岩两大类。 火成岩的性质和用途广泛，如建筑材料、 04 装饰材料等。
火成岩的形成过程
地壳内部岩浆的形成：地壳内部高 温高压条件下，岩石熔融形成岩浆
岩浆喷发：岩浆在地表喷发，形成 火山喷发物
岩浆上升：岩浆在地壳内部上升， 穿过地壳的裂缝和薄弱地带
岩浆冷却凝固：喷出的岩浆在地表 冷却凝固，形成火成岩
大理石、花岗岩等
装饰材料：火成岩具
02 有独特的纹理和颜色，
常用于室内外装饰
工业原料：火成岩中
03 含有丰富的矿物资源，
如铁、铜、金等
地热能源：火成岩是
04 地热资源的重要来源，
可用于发电、供暖等
3
火成岩的勘探与 开采
火成岩的勘探方法
地质勘探：通过地质调查、地质测绘等方式 了解火成岩的分布和性质。
挖掘技术：利用 挖掘机、装载机 等设备进行开采
运输技术：利用 卡车、火车等交 通工具将开采出 的火成岩运输至 目的地
火成岩资源的保护与利用
保护措施：制定合理
01 的开采计划，减少对
环境的破坏
资源回收：对开采后
03 的火成岩进行回收利
用，减少浪费
利用方式：火成岩可
02 用于建筑、装饰、工
业等领域
环境保护：在开采过
火成岩认识与使用介 绍课件
演讲人
01 火成岩的基本概念 02 火成岩的特性与用途 03 火成岩的勘探与开采
04 火成岩的案例分析
目录
1
火成岩的基本概 念
火成岩的定义
火成岩是由地壳内部的岩浆冷却凝固形
01
成的岩石。 火成岩是地壳中最常见的岩石之一，约 02 占地壳总体积的65%。 火成岩根据其形成方式和矿物成分的不
火成岩的名词解释
火成岩的名词解释火成岩是地壳中最常见的岩石类型之一，形成于地球内部的岩浆冷却结晶的过程中。
火成岩可以被分为侵入岩和喷发岩两大类，它们的区别在于岩浆冷却的地点不同。
无论是哪种类型的火成岩，都是地球历史上极为重要的构造材料，对我们理解地壳演化与地球动力学过程具有重要意义。
火成岩是由地幔或地壳中的岩浆冷却经历了结晶作用而形成的。
这些岩浆通常由地球内部的高温高压条件下的熔融岩石形成，通过地壳深部破裂或热点活动通道进入表面。
在冷却过程中，岩浆中的矿物质开始结晶并逐渐固化，形成具有特定化学和物理特征的火成岩。
侵入岩是在地壳深部冷却结晶的火成岩。
这些岩石的冷却速度相对较慢，使得矿物质有足够的时间形成较大的晶粒。
侵入岩通常呈块状分布，形成具有明显结构特征的岩体，如岩漏、岩柱等。
常见的侵入岩包括花岗岩、辉石岩和橄榄岩等。
而喷发岩则是在火山喷发过程中喷出的岩浆迅速冷却结晶而形成的。
由于冷却速度较快，喷发岩的矿物质晶粒较小，往往呈细腻或玻璃状结构。
喷发岩通常在地表或地下较浅的地方发现，如火山口周围或各种火山岩堆积物中。
常见的喷发岩包括玄武岩、安山岩和流纹岩等。
火成岩广泛分布于地球各地，它们记录着地球演化的历史和地壳的形成过程。
通过对火成岩的研究，地质学家能够追溯地球内部的运动和岩石循环，了解地球表面的变迁和环境的演变。
同时，火成岩也是矿产资源的重要来源，许多金属矿床和贵重矿物都与火成岩有密切关系。
在岩石学中，火成岩还被用来推测地球内部的化学成分和结构。
由于火成岩形成于深部的熔融岩浆，因此它记录了地球内部物质的组成和状态。
通过对火成岩中矿物的化学成分和同位素组成的分析，地球科学家可以推断地球内部的元素循环和地球动力学的演化过程。
总而言之，火成岩是地球内部经历熔融和冷却结晶过程形成的岩石。
侵入岩和喷发岩是火成岩的两大类，它们的形成过程和结构特征有所不同。
火成岩的研究对于理解地壳演化、地球动力学和矿产资源的开发都具有重要意义。
浙江新昌地区丹霞地貌的发育阶段分析1
THE DIVISION OF STAGES TO THE EVOLUTION OF DANXIA LANDFORM IN XINCHANG AREA, ZHEJIANG PROVINCE
ZHANG Ke , LI Zhi-hong
(Department of Geology, Zhongshan University, Guangzhou, 510275)
参 考 文 献 (References):
[1] 朱炳泉，王慧芬、邹丽萍等，浙闽地幔地球化学与华南—扬子地幔边界划分讨论，见：李继亮主编， 东南大陆岩石圈结构与地质演化，北京：冶金工业出版社，1993:60-68.
[2] 浙江省地质矿产局，浙江省区域地质志，北京：地质出版社，1989:144-165,171-188,193-198.
上述早白垩世馆头组、朝川组及方岩组总体上是一套夹火山碎屑岩的红色岩系，它是
1 国家自然科学基金资助项目（49871013）
增刊
张珂，李志宏：浙江新昌地区丹霞地貌的发育阶段分析
167
新昌地区秀丽风景的主要载体，其岩性与晚侏罗世磨山组相比，较为软弱。 1.1.5 上新世嵊县组
以拉斑玄武岩、碱性橄榄玄武岩为主，根据其岩石演化特征，可划分为两个喷发旋回。 钾-氩法同位素年龄在6.5-4.3Ma之间（朱炳泉等，1993）(另有5.9-9.5Ma之说，浙江省地质 矿产局，1989)，时代主要在上新世，但其底部有大于13Ma的年龄（新昌回山，浙江省地质 矿产局，1989），说明新昌地区的玄武岩在中新世就已开始喷发，但大规模喷发集中在上 新世。 1.1.4 第四系
阶段3：玄武岩强烈喷发至今。河流从玄武岩台地顶面重新下切，不但重新切穿了厚130m ±的玄武岩层，而且还切入宽谷面以下约70m，使宽谷面抬升到拔河约70m的高度(图1b)。 伴随河流的下切，阶段1形成的丹霞地貌进一步破坏，少量阶段2形成的丹霞地貌又重新显 露出来，同时，受阶段3发育的丹霞地貌的叠置和改造，使现今所见的丹霞地貌更加复杂多 样(图1a, b)。 2.2 各阶段时代分析
火成岩鉴定——精选推荐
⽕成岩鉴定第三节⽕成岩标本观察与描述在实验室条件下进⾏岩⽯标本的鉴定，通常是借助⼩⼑、放⼤镜等简单⼯具，对标本进⾏⾁眼观察和初步定名，更深⼊的研究和精确定名须利⽤偏光显微镜对岩⽯薄⽚进⾏。
⽕成岩⼿标本观察描述内容及程序如下1、颜⾊及⾊率2、结构综合命名，根据结晶程度，⾃形程度，相对粒度，绝对粒度等⽅⾯命名。
3、构造命名及其特征简述（对较特殊者描述其特征）。
4、矿物成份特点及其百分含量：包括矿物学特点，矿物的外部结构特点，如⾃形程度、粒度⼤⼩等；斑状、似斑状结构者，分斑晶和基质分别描述。
5、次⽣变化及其他6、初步定名下⾯详细论述如何观察描述各⽅⾯的特征。
（⼀）颜⾊及⾊率我们在观察岩⽯标本时，第⼀眼的印象便是颜⾊。
岩⽯的颜⾊是指标本所呈现的总体⾊彩。
观察颜⾊时，宜远观其整体，看其总体⾊调，忌近察其局部。
颜⾊包括⾊的本⾝及其⾊调的深浅。
描述时，有三种⽅法：（1）标准⾊谱法，⼜称单⾊描述法；（2）⽤复合⾊描述，如浅褐灰⾊、深灰绿⾊、黄绿⾊等，后者为主⾊调；（3）形象化描述：如⾁红⾊、砖红⾊等。
三种描述法前均可加“深”“浅”等形容词。
岩⽯的颜⾊受以下⼏个因素影响：（1）暗⾊矿物含量，含量多则颜⾊深；（2）粒度的影响，粒度越细则⾊较深。
⾊率，⼜称颜⾊指数，是指暗⾊矿物（铁镁矿物）在岩⽯中所占的体积百分⽐。
⾊率是显晶质岩⽯（尤其是粒度在细粒以上的深成岩）的鉴定和分类的主要标志之⼀。
因隐晶质，玻璃质结构的岩⽯的颜⾊，并不能真正客观地反映暗⾊矿物的含量。
注意：岩⽯的颜⾊以新鲜的、⼲燥的断⾯为准，因为蚀变和风化都可改变颜⾊。
⼿标本上若有蚀变⾊风化⾊，则同时描述出来。
（⼆）结构⽕成岩的结构是指岩⽯中颗粒的结晶程度、晶粒的相对粒度和绝对⼤⼩，⾃形程度以及它们的相互关系等。
总之，是矿物颗粒本⾝的特点，是分类命名的重要依据之⼀。
⾸先根据结晶程度，可把岩⽯结构分为如下三种三种结构的描述⽅式各有相同，对隐晶质或玻璃质结构的岩⽯则描述颜⾊、结构、断⼝光泽等；对显晶质结构则按如下顺序描述：（1）据相对粒度⼤⼩，分为等粒、不等粒和斑状、似斑状结构；（2）等粒、不等粒结构，则按绝对粒度划分如下；粗粒结构＞5mm细粒结构0.2——1mm中粒结构1——5mm微粒结构＜0.2mm对长柱状矿物要分别度量颗粒的长短径。
陆相火山岩区火山机构的识别——以浙江新昌东茗复活破火山为例
陆相火山岩区火山机构的识别——以浙江新昌东茗复活破火山为例褚平利;段政;余明刚;赵希林;朱延辉;曹明轩;贺振宇【期刊名称】《地质通报》【年(卷),期】2022(41)2【摘要】火山机构识别与解剖是陆相火山岩区填图的核心,以浙江新昌东茗复活破火山为例,探讨陆相火山岩区火山机构的调查与研究方法。
该破火山以磕山-乌龟山-大尖岗火山通道为中心,火山-沉积岩层围斜内倾分布,环状、放射状断裂及岩脉发育。
在综合运用遥感解译、地球物理和地球化学及区域地质调查的基础上,查明了火山机构类型、形态、范围及其喷发产物特征和时空分布格局,并以此作为恢复火山喷发历史及确定火山机构演化的重要手段。
结果显示,东茗复活破火山先后经历了正常沉积夹小规模喷发、大规模喷发、破火山口沉陷、晚期复活4个演化阶段。
研究表明,火山通道的厘定、火山岩性及岩相特征、火山喷发产物分布及范围、环状断裂等是识别火山机构,进而恢复火山活动过程的关键要素。
【总页数】13页(P361-373)【关键词】火山机构;复活破火山;陆相火山区;浙江新昌;地质调查工程【作者】褚平利;段政;余明刚;赵希林;朱延辉;曹明轩;贺振宇【作者单位】中国地质科学院地质研究所;合肥工业大学资源与环境工程学院;中国地质调查局南京地质调查中心【正文语种】中文【中图分类】P588.14【相关文献】1.青藏高原陆相火山岩区填图新进展——以松多地区新生代火山机构为例2.陆相火山岩区岩性组合-岩相填图试验——以内蒙古西太仆寺破火山为例3.火山岩体追踪识别及其在气藏有效开发中的应用--以松辽盆地徐东地区营城组一段火山岩储层为例4.试论陆相火山岩区火山地层单位与划分——关于火山岩区填图单元划分的讨论因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
新昌亿年沧桑变换 岩石地貌复合成景——浙江新昌复合型地貌景观及地域文化
新昌亿年沧桑变换岩石地貌复合成景——浙江新昌复合型地
貌景观及地域文化
徐祝余(文/图)
【期刊名称】《地球》
【年(卷),期】2024()1
【摘要】很多地区由于出露的岩石类型和性质多样,也就造就了两种或多种地貌类型组合在一起的复合型岩石地貌。
在一个小尺度地域出现复合型地貌是难能可贵的,不仅仅丰富了地貌的多样性,往往也记录着当地复杂的地质演化史,是科学考察、教学实践的理想场所。
同时,复合型地貌还是珍贵的旅游资源,有的天然成景,有的则是古人借助地质遗迹修建成的人文景观。
在浙江新昌就存在典型的“盆景式”复合岩石地貌.
【总页数】4页(P68-71)
【作者】徐祝余(文/图)
【作者单位】浙江新昌知新中学
【正文语种】中文
【中图分类】F59
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3.中国丹霞地貌区的旅游开发--以浙江省新昌县为例
4.浙江新昌
复合式火成杂岩的岩石学、地球化学及其地质意义5.丹霞地貌的坡地形态演化——以浙江新昌丹霞地貌为例
因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
火成岩陨石特征
火成岩陨石特征火成岩陨石是指从宇宙空间中降落到地球表面的火成岩类陨石。
它们是从太空中飞来的小行星或彗星的碎片，经过数百万年的漂流和碰撞，最终坠落到地球上。
火成岩陨石具有一些独特的特征，使其与地球上的其他岩石有所区别。
火成岩陨石的成分非常丰富多样。
它们可以包含各种不同的矿物质，如长石、石英、辉石、角闪石等。
这些矿物质在地球上普遍存在，但在火成岩陨石中的比例和结构可能有所不同。
通过研究火成岩陨石的成分，科学家可以了解宇宙中的元素组成和形成过程。
火成岩陨石的结构也具有一定的特点。
它们可以呈现出晶体或玻璃状的结构，取决于岩石的冷却速度和陨石坠落时的温度。
晶体结构的火成岩陨石具有明显的晶体形态，可以在显微镜下观察到晶体的形状和排列。
而玻璃状的火成岩陨石则没有明显的晶体结构，呈现出均匀而透明的外观。
火成岩陨石的颜色也是其特征之一。
它们可以呈现出各种不同的颜色，如黑色、灰色、绿色、红色等。
这些颜色是由陨石中的矿物质和元素组成所决定的。
例如，含有辉石的火成岩陨石通常呈现黑色或灰色，而含有橄榄石的火成岩陨石则呈现绿色。
火成岩陨石还具有一些微观特征，如岩石中的气泡、裂缝和金属颗粒。
这些特征是由于陨石在坠落过程中的高温和高压环境所造成的。
气泡和裂缝可以形成在岩石中，而金属颗粒则是由于陨石中的金属矿物质的存在。
火成岩陨石还具有一些地球上的火成岩所不具备的特征。
例如，火成岩陨石中可能包含有机物质，这些有机物质是在宇宙空间中形成的。
此外，火成岩陨石还可能含有陨石撞击地球时所带来的外来物质，如尘埃和微小的陨石碎片。
火成岩陨石具有丰富多样的成分和结构特点，呈现出不同的颜色和微观特征。
通过研究火成岩陨石，科学家可以深入了解宇宙的起源和演化过程，为地球科学和宇宙科学的发展做出贡献。
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第2期,总第84期国 土 资 源 遥 感N o .2,2010 2010年6月15日RE M OTE SEN SI NG FOR LAND &RE SOURCESJun .,2010新昌地区典型火成岩发射光谱特征分析李翔,俞乐,董传万,张登荣(浙江大学地球科学系,杭州 310027)摘要:岩矿光谱特征是遥感找矿和岩性识别的物理基础。
为了全面认识火成岩的光谱特征,对采自新昌地区的5个不同岩石样品进行了发射光谱测试分析,并在总结火成岩常见矿物、基团和离子发射光谱特征的基础上,通过包络线法对测试得到的光谱曲线进行分析,得到曲线低发射带的位置、深度、宽度、面积、对称性和深宽比的定量描述,以此为基础,结合样品的化学测试数据,研究了火成岩矿物组成、蚀变特征及共生状态等与光谱特征的关系,对其形成机理进行了探讨。
关键词:火成岩;发射光谱;光谱特征;遥感;包络线中图分类号:TP 79 文献标识码:A 文章编号:1001-070X (2010)02-0068-05收稿日期:2009-08-28;修订日期:2009-10-10基金项目:国家自然科学基金资助项目 浙闽沿海地区晚中生代岩墙群及其构造意义 (编号:40372035)。
0 引言随着遥感技术的发展,尤其是高光谱遥感技术的发展,遥感应用逐渐从定性走向定量。
地物波谱测量分析研究是定量遥感的一项关键性基础工作。
通过对地物波谱的测试分析来识别和研究岩石一直是遥感地质学的重要领域[1-4]。
岩石的矿物成分、结构、构造、蚀变和共生状态都影响岩石的光谱特征,对特征光谱发射率谱带的研究是利用热红外多光谱遥感技术提取和识别岩石、矿物信息特征的基础,而目前对岩石发射光谱特征的研究相对比较薄弱。
为此,本文重点研究8~14 m 大气窗口范围内的火成岩发射光谱特征,在包络线消除的基础上得到主要低发射峰特征,包括低发射峰波段位置、深度、宽度、深宽比、面积和对称性等,并探讨光谱与岩石矿物组成、化学成分、蚀变特征及共生状态等的关系。
本研究可为机载和星载多光谱遥感器最佳地质应用波段的选择以及岩石遥感信息提取与识别的波段组合提供理论依据,进而为遥感矿产预测和找矿提供依据。
1 研究区地质概况以浙江新昌地区为研究区,区域地质简图如图1所示。
图1 研究区地质简图Fig .1 G eology draft m ap of research area该区位于中国东南沿海火山-侵入杂岩带的东北端,区内广泛出露晚中生代火山岩与侵入岩类,岩石类型丰富,从基性到酸性有玄武岩、辉绿岩、流纹岩、凝灰岩及花岗岩;产出方式有岩流、岩墙、复合岩体及复合岩墙等,是研究复合火成岩光谱特征的理想地区。
2 样品采集本次工作共采集样品5个,其中流纹岩和花岗岩标本取自新昌儒岙万马渡,流纹质凝灰岩和辉绿岩取自新昌儒岙白鹤殿,玄武岩样品取自新昌镜岭。
流纹岩墙标本呈肉红色、浅灰色,流纹平直,局部呈第2期李翔,等: 新昌地区典型火成岩发射光谱特征分析涡流状,具斑状结构,基质隐晶质,斑晶成分主要是石英,常被熔蚀成浑圆状或港湾状,此外也有少量的钾长石斑晶;花岗岩样品的矿物成分在镜下鉴定结果为:石英25%~35%,钾长石55%~65%,斜长石5%~15%,含少量黑云母,局部见有角闪石,副矿物有锆石、磷灰石、榍石及磁铁矿等;辉绿岩样品比较新鲜,具辉长辉绿结构,斑晶含量很少,矿物成分主要是斜长石和辉石,斜长石斑晶出现筛孔,有一定程度的绿泥石化和绿帘石化;玄武岩样品呈黑色,块状构造,有的具气孔、杏仁构造,填间结构或少斑结构,由斜长石、辉石等组成。
3 光谱测试首先对取得的岩石标本进行切割,使其露出平整的新鲜面,再将岩石样品粉碎至200目以下(约0.12mm ),并盛放于直径为9c m 的玻璃培养皿中进行测试。
热红外测试所使用的仪器由D esi g ns&Prototypes LTD 公司生产的102型便携式野外能谱仪,光谱取样范围为7~14 m,取样间隔约5nm 。
测试前先将岩石粉末标本置于实验室内1~2d ,使其温度与室温一致,仪器探头需经液氮冷却,保证其在测试时的探头温度为19.1!。
将样品置于反射率接近零的黑色铁柱体上,采用光谱仪所带的50W 卤化灯,入射角为45∀(光源覆盖所有可见光近红外波段,测试时无其他光源,即在黑屋状态中测试),光纤探头的采光视场角为8∀。
测试时探头垂直向下,培养皿水平放置于探头正下方约0.7m 处。
每个样本测定10次,取平均值作为其光谱发射值,以Excel 格式存储,然后在M atlab 软件中对所获得的数据进行处理,得到的结果如图2所示。
图2 新昌火成岩发射光谱Fig .2 The e m issivity s p ectra of igneous rock sin X inchan g area4 火成岩发射光谱特征分析4.1 常见矿物岩石的发射光谱特征岩石发射光谱主要是由造岩矿物的原子振动激发产生[5]。
前人研究表明[6-9],在8~14 m 谱域的岩石发射光谱特征主要与含氧酸盐类矿物以及铁质矿物等的选择性发射特性有关。
结合文献[4-6,10],总结常见矿物的低发射率谱带如表1所示。
表1 火成岩常见矿物的低发射率谱带T ab .1 The l ow e m issivity band s of nor m alm i n eralsof igneou s rocks矿物谱带/ m 矿物谱带/ m 石英08~11绿泥石9.3~10.3钾长石8.5~100铁橄榄石9.3~10.6钠斜长石08.5~10.1绢云母和伊利石9.9,10.1钙斜长石8.69~11.1绿帘石9,9.6,10.5,11.2角闪石8.69~11.7赤铁矿10石膏8.05,12.01,12.44弱/8.568.7强黑云母10高岭石8.8~100蒙脱石10.2辉石9.09~11.6碳酸盐类矿物11.3磷灰石9.1,9.5方解石11.5常见基团离子低发射率谱带如表2所示。
表2 常见基团离子低发射率谱带Tab .2 The l ow e m issi vity band s of nor m al rad ical振动基团或离子谱带位置/ m 备注H 2O 8.05,12.01,12.44[4]石膏中的结晶水CO 2-311.3[4]随着M g 2+含量的增加,低发射率谱带向长波方向移动SO 2-48.56[4]强发射率谱带去除A l OH 11存在弯曲的振动光谱S i O 8~9具有双重低反射率Fe3+10赤铁矿4.2 包络线光谱特征分析在光谱曲线相似的情况下,直接从中提取光谱特征不便于计算,因此需要对光谱曲线做进一步处理,以突出光谱特征[11]。
包络线消除法[12]可以有效突出光谱曲线的吸收、反射和发射特征,并将其归一到一个一致的光谱背景上,有利于和其他光谱曲线进行特征数值的比较。
从直观上看,包络线相当于光谱曲线的 外壳 。
因为实际的光谱曲线由离散的样点组成,故可用连续的折线段来近似光谱曲线的包络线。
一些文献介绍了光谱曲线包络线消除法[8,13],光谱和光谱包络线的对应关系如图3所示。
#69#国 土 资 源 遥 感2010年图3 凝灰岩发射光谱及其包络线消除后的光谱曲线F ig .3 T he e m issivity spectra of tu ff and its spectrumcurve after con ti nuum re m ova l包络线消除后,那些峰值点上的相对值均为1,非峰值点均小于1。
5种样品的包络线消除后的光谱曲线如图4所示。
图4 包络线消除后的5种岩石样品光谱曲线F i g .4 Th e spectrum cu rves of five sa mp lesafter con ti nuum re m ova l4.3 研究区岩石样品的发射光谱特征在得到包络线消除后,就可以分析光谱低发射率的位置、深度、宽度、深宽比、面积及对称性(左右面积比)等。
相应的几何意义如图5所示。
图5 光谱特征示例(凝灰岩发射光谱局部)Fig .5 T he ill ustration of spectrum character istics(part of tuff ∃s e m issivity spectra)对样品数据6个指标的定量分析可以得到表3和表4的结果。
其中,表4反映9~11 m 附近区域低发射率谱带的光谱特征。
表3 9 m 附近低发射率谱带光谱特征T ab .3 T he spectra character isti c s of lo w e m issi v ityband s around 9 m样品低发射率位置/ m 深度宽度/ m深宽比面积对称性流纹岩8.96360.11131.83370.165043.11100.7358花岗岩9.06450.09822.03500.145542.13230.7259凝灰岩8.92630.11781.82890.180647.38440.7410辉绿岩8.93870.09321.80430.198651.94540.7480玄武岩8.88940.06071.77000.272165.91730.7616表4 11 m 附近低发射率谱带光谱特征T ab .4 T he spectra character isti c s of lo w e m issi v itybands around 11 m样品低发射率位置/ m深度宽度深宽比面积对称性流纹岩10.88730.15822.74050.107138.83760.9128花岗岩10.85060.08932.48130.121341.62560.8744凝灰岩10.94280.16092.70160.115241.25580.9412辉绿岩10.88730.14682.71640.127545.89530.9017玄武岩10.94280.13872.73110.143952.38580.99205 形成机理探讨结合岩石化学成分(表5),比较表1、表3和表4可以发现,各标本总体的发射率与S i O 2含量呈较明显的线性相关性。
由图4可知,在9 m 、11 m 处的低发射率带明显,在9.8 m 、12.5 m 处见有较明显的高发射率带。
花岗岩样品在8~10 m 区域的吸收宽度最大,这与样品中黑云母含量有关。
在8~9 m 区域,所有火成岩样本发射光谱曲线形态较相似,都在8.2 m 和8.8 m 附近存在由主要矿物成分石英和粘土中的S i-O 基团伸缩振动引起的双重低发射率,且低发射率谷的深度与S i O 2呈较好的线性关系。
S i O 2含量越高,波谷越浅,且波谷位置随着S i O 2含量的降低向长波方向移动,同时,镁铁等暗色矿物的增加也导致了低发射率带向长波方向移动[8];在8.4 m 附近,花岗岩、凝灰岩和流纹岩存在一个很小的由岩石中所含的石英引起的低发射率谷[14]。