第二章 地壳文档格式.docx
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Mg>
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S
地球:
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Al>
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Na
地壳:
Na>
K>
Ti>
H
与太阳系相比,地球与地壳明显的贫于H、He、Ne、N等气体元素,这说明在地球形成的过程中必然伴随着气态元素的散失。
与地球相比,地壳相对贫Fe、Mg富Al、K、Na,这说明,在地球自身演化过程中,较轻的碱金属硅酸盐上升富集于地球表层和较重的难熔的镁铁硅酸盐和金属铁镍下沉。
元素克拉克值反映了地壳的平均化学成分,确定着地壳中各种地球化学过程的总背景。
一般来说,丰度大的元素易于富集成矿,但丰度小到的元素也可以通过高度富集成矿。
二、同位素
原子核中质子数目相同而中子数目不同的原子称之为同位素。
自然界中存在两类同位素,即稳定同位素和放射性同位素。
迄今在自然界已发现越340种属于各种元素的同位素,其中稳定的同位素273种,约有60多种为放射性同位素。
质量数小于209的同位素多数是稳定的,只有少数是放射性的,而质量数大于209的同位素全部属于放射性的。
自然界中多数元素是由二至五种同位素混合而成的,例如氧由O16、O17、O18三种同位素混合组成,也存在着由一种同位素单独组成的元素,如Be、F、Na、Al等共21种元素。
1.同位素效应和同位素交换反应
众所周知,一种元素的原子核外电子层结构决定着它的化学行为而原子核则在一定程度上影响着它的物理性质,既然元素的所有同位素其原子中电子的数目和排列相同,他们的化学性质必然相似。
但是同位素质量的差别可以引起他们在物理化学性质方面的某些差异。
一种元素的同位素,虽然具有极相似的化学性质,可以参加相同类型的化学反应,但是对于某些较轻的元素的同位素来说,由于它们之间存在的相对质量差别较大,已经影响到它们参加化学反应的速度,使之各有不同。
这种质量差别对同位素性质施加的不同影响,造成同位素参加化学反应的动力学性能的不同称之为同位素效应。
由于存在同位素效应,结果就引起同位素在反应参加物之间的重新分配,导致同位素的分馏作用。
引起同位素在不同化学物质,不同相或个别分子之间发生重新分配或分馏的反应过程叫同位素交换反应。
2.地壳中同位素的分馏
地壳中元素同位素成分变化或同位素分馏可由两类作用引起。
元素放射性衰变引起同位素分馏许多放射性元素可经过放射性衰变而转化成其他元素的稳定同位素,结果母体元素同位素的数量随时间流失而逐渐减少,而子体元素的同位素的数量却不断增加。
例如U238和U235可以不同速度发生放射性衰变而最终
分别转化成铅的稳定同位素Pb206和Pb207,这不仅导致地壳中铀原子的减少和铅原子的增多,而且同时也逐渐改变着铀和铅的同位素成分。
各种化学和物理过程引起同位素分馏地壳中最明显的同位素分常常都是由各种同位素交换作用所引起的。
动物、植物及微生物在其生活过程中经常与介质交换物质,并且通过生物化学反应过程引起同位素分馏例如植物在光合作用中,有机体主要吸收C12并与之化合,使得在有机质中的C12减少。
物质在气态和液态下的扩散、以及蒸发、升华和凝聚等作用都引起同位素的分馏,例如由于强烈的蒸发作用,使得H2O16的含增加。
上述过程所造成的同位素成分的变化,是随着原子质量的增大而减小的,甚至消失。
因为随着原子序数的增大,同位素之间的相对质量差迅速减少,从而大大削弱了元素的同位素效应,并且当原子叙述超过20,过于微弱的同位素效应引起的同位素成分的变化已不能成为现代的技术所发现。
在这种情况下,只有放射性同位素衰变才能导致明显的同位素成分的变化。
2地壳的矿物组成
地壳是由化学元素组成的,地壳中化学元素则以矿物的形式出现,所以地壳也是由矿物组成的。
一、矿物的概念
矿物是地壳中天然形成的单质或化合物,它具有一定的化学成分和内部结构,因而具有一定的物理、化学性质及外部形态。
自然界大多数矿物是由两种以上的元素组成的化合物,如石英(SiO2)、方解石(CaCO3)、磁铁矿(Fe3O4)等;
少数是由一种元素组成的单质矿物,如自然金(Au)、自然硫(S)、金刚石(C)等。
在通常状况下,绝大多数矿物是固体,只有极少数是液体(如自然汞(Hg)、水(H2O)等)。
固体矿物按其内部质点的结构不同可分为晶质矿物和非晶质矿物两类。
晶质矿物的内部质点(原子、离子或分子)呈有规律的排列,如石盐(NaCl)内部的Na+和Cl-离子在任一方向上都是按一定间隔重复出现并组成网格状。
晶质矿物在有利的条件下都能生长成规则的几何多面体外形,这种几何多面体称为晶体,包围晶体的平面称晶面。
晶体的大小不等,小的可以是几微米到几毫米,大的可以达几十厘米甚至几米以上。
非晶质矿物的内部质点排列无规律,颇类似于液体,可以说是硬化了的液体,它在外形上常表现为均一的、无颗粒的不定形凝固体面貌。
自然界中绝大多数固体矿物是晶质矿物,只有少数矿物,如火山玻璃及一些胶体凝固矿物属非晶质矿物,而且非晶质矿物随时间增长可自发转变为晶质矿物。
二、矿物的形态与物理性质
不同矿物的化学成分与内部结构不同,决定其具有不同的外部形态与物理性质,这种特定的矿物形态与物理性质是鉴定矿物的重要依据。
(1)矿物的形态
晶质矿物在有利的条件下形成的单个完整晶体(称单体)往往具有特殊的几何形态。
这种单体的形态多种多样,但归纳起来,可分为三种类型:
一向延伸型呈柱状或针状的晶形,如石英、辉锑矿、角闪石等;
二向延伸型呈片状或板状的晶形,如云母、长石等;
三向等长型呈粒状或等轴状晶形,如黄铁矿、石榴子石、磁铁矿等。
由同种矿物的多个单体或颗粒聚合在一起时称为矿物集合体。
矿物集合体也常具有某种习惯性的形态,它们多取决于矿物单体形态及集合方式。
一向延长型单体常集合成晶簇状、纤维状、放射状等集合体形态;
二向延长型单体常集合型成片状、鳞片状等集合体形态;
三向延长型单体常集合成粒状等集合体形态。
由胶体凝聚而成的非晶质及隐晶质矿物集合体常呈鲕状、肾状和钟乳状等集合体形态。
(2)矿物的物理性质
矿物的物理性质中重要的是矿物的光学性质和力学性质。
矿物的光学性质是指矿物对可见光的吸收、透射和反射等的程度不同所引起的各种性质。
它包括颜色、条痕、透明度和光泽等。
颜色是矿物吸收可见光后所呈现的色调。
如矿物对可见光中各种波长的光波均匀吸收,则随吸收程度的由小变大而呈白、灰、黑色;
如对各种波长的光波选择性吸收,则呈现红、橙、黄、绿、青、蓝、紫各种鲜艳的颜色。
矿物有时因混有不同杂质或其它原因使本身的颜色发生一定的变化。
条痕是矿物粉末的颜色,通常用矿物在毛瓷板上刻划来观察。
由于条痕色消除或减低了矿物中杂质或其它原因对矿物颜色的影响,突出了矿物本身的颜色,因而更稳定、更具有鉴定意义。
透明度是指可见光透射矿物的程度。
随透射程度的由大变小可分为透明、半透明和不透明三个等级。
透明度由强变弱通常与矿物颜色由浅变深呈对应关系。
光泽是矿物表面反射光波的能力。
按反射光的由强到弱分为三级:
金属光泽、半金属光泽和非金属光泽。
非金属光泽中最常见的是玻璃光泽,此外尚见有一些特殊光泽,如油脂光泽、丝绢光泽、金刚光泽、珍珠光泽等。
矿物的光泽与其颜色和透明度具反相关关系,即透明度强、颜色浅则偏向非金属光泽,反之则偏向金属光泽。
矿物的力学性质是指矿物受外力作用(敲打、刻划等)后所表现出的性质,包括硬度、解理与断口等。
硬度是指矿物抵抗外力刻划的能力。
测定矿物硬度的绝对值需用特殊装置。
为了应用方便,德国矿物学家弗里德里克•摩斯(FriedrichMohs)选择了10种软硬不同的矿物作为10个等级标准,组成相对硬度系列,称为摩氏硬度计。
摩氏硬度计中硬度等级高的矿物可刻动硬度等级低的矿物,但各等级之间的绝对硬度值并不成倍数或等差关系。
表3.3摩氏硬度计
级别
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
矿物
滑石
石膏
方解石
萤石
磷灰石
正长石
石英
黄玉
刚玉
钻石
相当
无
指甲
铜币
铁钉
玻璃
小刀
锉钢刀
砂纸
在鉴定矿物的相对硬度时,可将所测矿物与摩氏硬度计中的标准矿物相互刻划来确定。
如某种矿物能刻动正长石,又被石英刻动,则其硬度介于6~7之间。
在野外时,常用小刀(硬度为5.5)和指甲(硬度2.5)进行简易鉴定。
解理与断口矿物受力后沿一定方向规则裂开的性质称为解理。
裂开的面称为解理面。
如菱面体的方解石被打碎后仍呈菱面体,云母可揭成一页一页的薄片。
矿物中具同一方向的解理面算一组解理,如方解石有3组解理,云母只有一组解理。
各种矿物解理发育程度不一样,解理面的完整性也不相同,按解理裂开的难易程度及解理面的完好程度一般分为极完全
解理、完全解理、中等解理和不完全解理4个等级。
如果矿物受敲击后沿任意方向裂开成凹凸不平的断面,则称为断口。
断口与解理是互为消长的。
常见的断口形态有贝壳状(如石英)、参差状(如黄铁矿)、锯齿状(如自然铜)等。
矿物除力学、光学性质外,还有相对密度、磁性、压电性等物理性质。
这些物理性质有时在鉴定矿物时具有特殊的作用,如方铅矿(SbS)相对密度大(为7.6)、磁铁矿具磁性、纯净的石英(水晶)具压电性等。
此外,某些矿物的化学性质对鉴定矿物也特别有利,如碳酸盐类的方解石加盐酸会剧烈起泡等。
所以,在鉴定矿物时往往要综合各方面特点进行分析。
3.地壳中的矿物种类
地壳中目前已发现的矿物有2270余种,常见矿物约二三百种,按矿物的化学成分可分为下述五大类:
(1)自然元素矿物
是自然界中呈元素单质状态产出的矿物。
已知的该类矿物约50多种,占地壳质量的0.1%。
主要包括金、银、铜、铂等金属元素矿物和砷、锑、铋、碲、硒等半金属元素矿物及硫、碳等非金属元素矿物。
此类矿物一般均为重要的矿产资源。
(2)硫化物矿物
是主要由阴离子硫与一些金属阳离子相结合而形成的矿物。
已知的硫化物矿物约有300余种,约占地壳质量的0.25%。
常见的硫化物矿物主要有黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、辉锑矿等,它们多是有色金属及部分稀有金属的主要矿物原料。
(3)卤化物矿物
是卤族元素(F、Cl、Br、I)与K、Na、Ca、Mg等元素化合而成的矿物。
其种类较少,在地壳中的含量甚低。
常见的矿物有石盐、钾盐、光卤石、萤石等,它们都是工业上重要的矿产原料。
(4)氧化物和氢氧化物矿物
是由一系列金属阳离子及非金属阳离子与O2-或(OH)-相结合而成的化合物。
最常见的阳离子是Si、Fe、Al、Mn、Ti等。
已知此类矿物约有200余种、占地壳质量的17%。
其中硅的氧化物(即石英SiO2)分布最多,约占地壳质量的12.6%;
铁的氧化物和氢氧化物(如赤铁矿、磁铁矿、褐铁矿等)分布亦较广泛,占地壳质量的3%~4%;
此类矿物中常见的还有铝土矿、刚玉、软锰矿、硬锰矿、锡石等。
本类矿物是工业上金属矿产的主要来源。
(5)含氧盐矿物
是各种含氧酸根(如[SiO4]4-、[CO3]2-、[SO4]2-、[PO4]3-、[WO4]2-等)与金属阳离子结合而成的化合物。
根据含氧酸根可进一步分为硅酸盐、碳酸盐、硫酸盐、磷酸盐、钨酸盐等盐类矿物。
这类矿物种类繁多,分布广泛,是地壳中最主要的矿物组分,约占地壳质量的82.5%,其中最主要的是硅酸盐类矿物。
硅酸盐类矿物已知约有800余种,是组成地壳的最主要矿物,其总量估计占地壳质量的80%。
其中最常见、分布最广的主要有长石(包括钾长石、斜长石等,约占地壳质量的50%)、普通辉石、普通角闪石、橄榄石、云母(包括黑云母、白云母等),较常见的矿物有绿泥石、高岭石、石榴子石、红柱石、蓝晶石、夕线石、绿帘石、蛇纹石、滑石等。
碳酸盐类矿物约有80余种,分布最广的矿物为方解石和白云石,约占地壳质量的2%。
硫酸盐类矿物约有260种,常见的矿物有石膏、重晶石等。
磷酸盐矿物中以磷灰石为常见。
钨酸盐矿物中以黑钨矿及白钨矿为常见。
3地壳的岩石组成
为了研究矿物的共生组合规律,人们引入岩石的概念。
一、岩石的概念
岩石是天然形成的、由固体矿物或岩屑组成的集合体。
地壳中的岩石种类很多,但组成岩石的主要矿物仅有20多种。
岩石可以是由一种矿物组成的单矿物岩石,如大理岩主要由方解石组成;
也可以是由几种矿物组成的复矿物岩石,如花岗岩是由长石、石英、云母等组成;
岩石还可以是由岩屑(指早先存在的岩石破碎后的碎块,在一个岩屑中往往包含多个矿物颗粒)所组成的,如砾岩是由粒径大于2mm的岩屑所组成。
二、岩石的矿物成分及结构、构造
地壳中的岩石种类虽多,但它并不是矿物的任意组合,而是受地质作用的特有规律所支配。
不同的岩石具有不同的矿物成分及结构、构造特点,这些特点正是区别与鉴定岩石种类的主要依据。
岩石的矿物成分不同类型的岩石往往具有不同的矿物共生组合,这主要是地质作用自然选择的结果。
这种特定的矿物共生组合不仅表现在矿物的种类上,而且还表现在矿物的含量上。
如花岗岩主要由长石、石英、云母组成,其中长石含量常达60%以上,石英占30%~40%,云母为5%左右,在这个组合里不可能出现橄榄石;
而在超基性岩(如橄榄岩)中,矿物主要为橄榄石及辉石,在这个组合里不可能出现石英。
又如在页岩中,主要为地表环境下形成的高岭石等粘土矿物组成,其含量可达90%以上,而在花岗岩等地下深处形成的岩石中却不可能出现高岭石等粘土矿物。
岩石的结构岩石的结构是指组成岩石的矿物(或岩屑)的结晶程度、颗粒大小、形状及其相互关系。
也就是说,它主要是指岩石中颗粒本身的一些特点。
例如花岗岩,其中的矿物颗粒全是结晶的,且颗粒较粗大,同种矿物的颗粒大小基本相等,因此,它的结构可称为中一粗粒、等粒结构;
如果岩石是由岩屑组成的,这类岩石的结构称为碎屑结构,如砾岩、砂岩等。
岩石的构造岩石的构造是指岩石中的矿物(或岩屑)颗粒在空间上的分布和排列方式特点。
也以花岗岩为例,其中的长石、石英、云母颗粒都是以随机的方向和方式均匀分布,这种构造称为块状构造;
而对于矿物成分与花岗岩类似的片麻岩,其中的长石、石英、云母常沿着一定的方向作断断续续的定向排列,这种构造称为片麻状构造;
又如砾岩、砂岩中碎屑颗粒的排列或堆积常具有分层性,这种构造称为层理构造
三、地壳中的岩石类型
根据岩石形成的原因,地壳中的岩石可分为岩浆岩、沉积岩和变质岩三大类。
(1)岩浆岩
由岩浆冷凝后形成的岩石称为岩浆岩,又称火成岩。
岩浆岩按其形成的环境有两种类型:
岩浆喷出地表后冷凝形成的岩石称为喷出岩;
岩浆在地表以下冷凝形成的岩石称为侵入岩。
岩浆岩的物质成分主要是各种硅酸盐,如果以岩浆岩中SiO2化学组分的百分含量来划分,则岩浆岩可分为四大类:
超基性岩(SiO2<45%)、基性岩(SiO2为45%~52%之间)、中性岩(SiO2为52%~66%之间)和酸性岩(SiO2>66%)。
岩浆岩的矿物成分主要包括橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、斜长石、钾长石、石英等7种,前4种矿物颜色较深,富含Fe、Mg元素,称为暗色矿物;
后3种矿物颜色较浅,富含Si、Al元素,称为浅色矿物。
岩浆岩中按超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩的顺序,暗色矿物逐渐减少,而浅色矿物逐渐增长,因而岩石的总体颜色也由深变浅。
岩浆岩在地表的分布面积约占20%左右,但地下深处有增加的趋势,从体积上看估计占地壳的30%~40%。
地壳中最常见、分布最广的岩浆岩是玄武岩(基性喷出岩)与花岗岩(酸性侵入岩)。
岩浆岩的结构
(一)结晶程度指岩石中矿物是全部结晶或部分结晶而言。
据此可以分为:
1.全晶质结构组成岩石的矿物全部结晶,如花岗岩。
2.半晶质结构组成岩石的矿物部分结晶,部分为玻璃质,如流纹岩。
3.玻璃质(非晶质)结构组成岩石的成分全未结晶,即全部为玻璃
质,如黑曜岩。
结晶程度主要决定于岩石的形成环境和岩浆成分。
深成岩是岩浆在地下深处相对封闭的条件下冷凝而成的岩石,因围岩导热性不好,压力大,挥发成分不易逸散,岩浆冷凝缓慢,往往形成全晶质岩石。
据研究,某些大岩体冷却时间常为数十万年至100万年以上。
喷出岩形成于地表,冷却迅速,往往形成结晶程度较差的岩石。
如果在相同冷凝条件下,基性岩浆温度高、粘性小、冷却相对较慢,其结晶程度往往比酸性岩浆要好一些。
(二)晶粒大小
按照组成岩石的矿物颗粒大小可以分为:
1.显晶质结构用肉眼或放大镜即可看出晶体颗粒。
又分为:
粗粒结构——晶粒直径大于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,岩石呈致密状,矿物颗粒用显微镜才
能辨别。
晶粒大小也跟岩石形成环境和岩浆成分有关。
深成岩在结晶过程中冷凝
缓慢,结晶时间充分,往往形成颗粒较粗的岩石;
喷出岩在形成当时冷凝较
快,没有充足时间结晶,往往形成隐晶质结构甚至是玻璃质结构。
如果是在
同样条件下,基性岩的结晶颗粒比酸性岩的要更粗一些。
(三)晶粒相对大小
按岩石中矿物颗粒相对大小可以分为:
1.等粒结构又称粒状结构。
是岩石中同种主要矿物的粒径大致相等的结构。
常见于深成岩中。
2.斑状结构岩石中矿物颗粒相差悬殊,较大的颗粒称为斑晶,斑晶与
斑晶之间的物质称为基质,基质为隐晶质或玻璃质。
一般是斑晶结晶较早,
晶形较好,而基质部分结晶较晚,多是熔浆喷出地表或上升至浅处迅速冷凝
而成。
斑状结构常为喷出岩或一些浅成岩所具有(图3-26A)。
3.似斑状结构类似斑状结构,但斑晶更为粗大(可超过1cm),而基
质则多为中、粗粒显晶质结构。
斑晶可以是与基质在相同或近似条件下,因
某种成分过剩而形成的;
也可以是在较晚时间经交代作用而形成的。
似斑状
结构常为某些深成岩所具有,如似斑状花岗岩(图3-26B)。
(四)晶粒形状
按岩石中矿物晶体形状发育程度,可以分为:
1.自形晶晶体发育成应有的形状。
2.半形晶晶体只发育成应有晶形的一部分。
3.他形晶晶体不能发育成应有的形状,而是决定于相邻晶体所遗留的空间形状,因此常是不规则的。
晶粒的自形程度主要决定于结晶的先后,在岩浆中早期结晶矿物常为自形晶,晚期结晶矿物常为他形晶。
如在花岗岩中,黑云母和角闪石结晶较早自形程度较好;
其次为斜长石和钾长石,多为半自形;
而石英颗粒为他形,不具任何晶面,结晶最晚。
岩浆岩的构造
(一)块状构造
岩石中矿物排列无一定方向,不具任何特殊形象的均匀块体,是岩浆岩(如花岗岩)中最常见的一种构造。
(二)流纹构造
因熔浆流动由不同颜色不同成分的隐晶质或玻璃质或拉长气孔等定向排列所形成的流状构造,常见于中酸性喷出岩(如流纹岩)中。
流纹表示熔岩当时的流动方向。
(三)流动构造
岩浆在流动过程中所形成的构造,包括流线构造和流面构造。
岩石中长条状、柱状矿物(如角闪石)呈长轴定向排列,叫流线构造,它一般平行于岩浆流动方向;
岩石中片状矿物、板状矿物(如云母、长石)呈层状及带状排列,叫流面构造,它一般平行于岩体的接触面。
因此利用流线和流面可以测定岩浆的流动方向和岩体接触面的产状。
(四)气孔构造
熔浆喷出地表,压力骤减,大量气体从中迅速逸出而形成的圆形、椭圆形或管状孔洞,称气孔构造。
这种构造往往为喷出岩所具有。
(五)杏仁构造
岩石中的气孔被以后的矿物质(方解石、石英、玛瑙、玉髓等)所填充,形似杏仁,称杏仁构造。
气孔构造和杏仁构造多分布于熔岩表层。
在大规模熔岩流(如玄武岩)中常可见到多层气孔或杏仁构造,据此可以统计熔岩喷发次数。
上述岩石的结构和构造,不仅可以用来判断岩石形成的环境和条件,而且也是岩浆岩分类和命名的一种重要依据。
(2)沉积岩
沉积岩是在地表或近地表的条件下,由母岩(岩浆岩、变质岩和早先形成的沉积岩)风化、剥蚀的产物经搬运、沉积和硬结成岩而形成的岩石。
沉积岩绝大部分是在水介质中沉积形成的,但也有少数是在空气介质中沉积形成的(如风积岩、火山碎屑岩)。
沉积岩按成分可分为碎屑岩、粘土岩、化学岩和生物化学岩、火山碎屑岩等4类。
组成沉积岩的物质成分主要为:
岩屑、矿物、有机质及胶结物。
其中,岩屑是母岩经风化、剥蚀下来的岩石碎屑,有些则是来自于火山喷发的产物。
矿物常包括3种类型:
一是从原岩上风化剥蚀下来的碎屑矿物,如石英、长石、云母等;
二是在风化剥蚀过程中新形成的表生矿物,主要是高岭石等粘土矿物;
三是在沉积过程中形成的化学沉淀新矿物,如方解石、白云石、燧石(SiO2)、赤铁矿等。
有机质在沉积岩中也很常见,主要包括动植物的遗体和骨骼,有些岩石可全部由有机质组成,如煤、珊瑚礁灰岩等。
在碎屑组成的沉积岩中,还常见有胶结物将碎屑连接起来,常见的胶结物成分有钙质
(CaCO3)、硅质(SiO2)、铁质(FeO、Fe2O3)、泥质等。
沉积岩在地表分布广泛,约占地表面积的70%,但其主要集中于地壳表层,全球的平均厚度约1.8Km,估计占地壳体积的10%左右。
沉积岩中最常见、分布最广的是泥岩、页岩、砂岩和碳酸盐岩(石灰岩及白云岩)。
(3)变质岩
变质岩是地壳中已形成的岩石(岩浆岩、沉积岩或变质岩)在高温、高压及化学活动性流体的作用下,使原岩石的物质成分、结构、构造发生改造而形成的新岩石。
变质岩按形成的地质背景及原因主要包括接触变质岩、动力变质岩、区域变质岩和混合岩等几类。
变质岩的矿物以长石、石英、云母、角闪石、方解石、辉石等含量高、分布广。
沉积岩中那些常温、常压下形成的表生矿物在变质岩中一般难以存在。
变质岩中常出现某些只在变质岩中存在的矿物,这类矿物称变质矿物,常见的有石榴子石、红柱石、夕线石、滑石、蓝闪石、蛇纹石、石墨等,这些矿物常能反映岩石变质的环境,是鉴别变质岩的有力标志。
变质岩
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