岩石分类基本知识

1、第三章岩石特征在岩石圈中岩石种类繁多，按照成因可将其划分为三大类，即岩浆岩、变质岩和沉积岩。这三 大类岩石在本区均有不同程度的出露，在野外识别和描述这三大类岩石是地质认识实习的基本任务 之一，也是认识各种地质现象的基础。第一节沉积岩沉积岩是在地壳表层的温度和压力条件下，在水、大气、生物、生物化学以及重力等的作用下， 主要由母岩的风化产物，同时也有火山喷发物质、生物以及宇宙物质，经过搬运作用，沉积作用以 及沉积后的成岩作用所形成的岩石。本区沉积岩主要有陆源碎屑岩、碳酸盐岩两大类和火山碎屑岩。一、陆源碎屑岩陆源碎屑岩是指陆源碎屑颗粒经过机械搬运作用、沉积作用及成岩作用而形成的岩石。根据碎 屑颗粒的

2、粒度大小又分为砾岩、砂岩、粉砂岩和粘土岩四类。砾岩本区砾岩按所在层位分为底砾岩和层间砾岩两种类型；根据砾石成分，把砾岩分为单成分砾岩 和复成分砾岩两类。底砾岩是在大旋回底部，即在假整合或角度不整合面上的底砾岩，如长龙山组底部硅质砾底砾 岩、府君山组底部泥灰质砾底砾岩、馒头组底部泥灰质砾底砾岩、本溪组底部白云质灰岩砾底砾岩 以及北票组底部各种砂质砾底砾岩。层间砾岩整合地夹于其它岩层间，与下伏地层连续沉积。如石千蜂组中的层间砾岩砂页岩沉积 韵律的底部、但砾石成分为砂质、泥质及燧石等）和北票组中的层间砾岩砾石成分为各种砂岩及燧 石。单成分砾岩砾石成分单一，同种成分的砾石占75%以上。这种单一成分可以

3、是稳定性较高的岩 屑或矿屑，也可以是风化稳定性较低的岩屑。前者主要是石英岩质砾岩，它是长期改造的产物，多 见于滨岸沉积。后者常见为石灰岩质角砾岩，它是岩石破碎后就近快速堆积并被埋藏的产物。复成分砾岩砾石成分复杂，砾岩中含有多种成分的砾石，任何一种成分的砾石都不超过50%， 砾岩的成分直接与母岩区有关。这种砾岩在河流沉积及山前堆积物中常见。砂岩按粒度可分为粗砂岩（颗粒粒径为20.5mm）、中砂岩（颗粒粒径为0.50.25mm）和细砂岩（颗 粒粒径为0.250.1mm）。按碎屑成分可划分为三个岩类八种岩石（表3-1）：表3-1砂岩成分分类表岩类名称岩石名称主要碎屑颗粒含量备注石英长石岩屑石英砂岩石

4、英砂岩长石质石英砂岩岩屑质石英砂岩长石岩屑质石英砂岩9075 9075 9050 70105251525101552525长石 岩屑岩屑 长石长石砂岩长石砂岩岩屑质长石砂岩752525 752510 50长石 岩屑岩屑砂岩岩屑砂岩长石质岩屑砂岩75652525 75岩屑 长石说明：当基质含量15%时，岩石名称相应改称石英杂砂岩、长石杂砂岩和岩屑杂砂岩。石英砂岩石英含量90%，以硅质胶结为主，有少量铁质胶结，泥质杂基极少。石英砂岩在不 同层位上颜色不同、沉积环境不同、颗粒成熟度不同。岩石颜色与胶结物和杂质颜色有关，如青白 口系长龙山组石英砂岩为白色，含海绿石带浅绿色；石炭系的石英砂岩为深灰色至白

5、色；侏罗系北 票组的石英砂岩为深灰色。其中常发育有平行层理，大型板状、楔状和槽状交错层理。长石质石英砂岩 含长石在525%之间、石英在75-90%之间，也可以根据基质成分分为长 石石英砂岩和长石石英杂砂岩。长石石英砂岩在不同层位上颜色也不同，青白口系长龙山组长石石英砂岩为灰白色，风化后为 黄白色（颗粒成熟度低）；北票组长石石英砂岩为灰色，风化后为灰黑带褐色的色调；在剖面上长石 石英砂岩往往位于石英砂岩之上。长石石英杂砂岩仅分布在北票组地层内，风化后为暗褐色、新鲜 面为灰黑色，属大陆湖泊相沉积，水动力簸选作用弱，磨圆度差。长石砂岩石英含量75%、长石25%。风化作用不彻底、成熟度低。按其基质也可

6、以分为长 石砂岩和长石杂砂岩。两者在颜色上、碎屑含量上、磨圆度及分选等方面没有明显差异。只是支撑 类型不同。长石杂砂岩基质含量15%，明显呈基质支撑。长石砂岩主要分布在长龙山组、二叠系、北票组地层中。长石杂砂岩主要分布在北票组和上石 盒子组地层中。岩屑质长石砂岩石英含量65%、岩屑含量25%75%、长石含量10%50%，且岩屑含量少 于长石含量。按其基质也可分为岩屑质长石砂岩和岩屑质长石杂砂岩两种。岩屑质长石砂岩呈土黄 色、黄褐色、新鲜面呈黄白色、灰白色带黄色色调，磨圆度差、分选也差、肉眼可见岩屑。岩屑质 长石杂砂岩色深，为发绿的灰黑色。岩屑质长石砂岩主要分布在石千峰组地层中，分选性差、磨圆度

7、差。岩屑质长石砂岩还分布在 太原组、石千峰组、黑山窑组及北票组地层中。长石质岩屑砂岩石英含量65%、岩屑含量25%75%、长石含量10%50%，且岩屑含量大于 长石含量。按其基质也可以分为长石质岩屑砂岩和长石质岩屑杂砂岩两种。颜色因岩屑含量增加而 普遍较深，呈灰绿色，风化后带铁锈色。长石质岩屑净砂岩主要分布在本溪组地层中，长石质岩屑杂砂岩主要分布太原组、山西组、下 石盒子组底层中，少量分布在北票组上部。粉砂岩因形成环境不同，成分和颜色也不同。如浅海相粉砂岩成分以石英、海绿石和白云母为主，颜 色浅；大陆湖泊相含有机质，虽然颗粒成分也以石英为主，但颜色较深，为深灰、黑灰等色，而干 燥炎热气候条件下

8、陆相沉积的粉砂岩因含有Fe3+而呈现紫红色。粉砂岩在各时代地层中均有分布，且比较发育，如本溪组的灰色钙质粉砂岩、黑色粉砂岩，太 原组的深灰色粉砂岩，下石盒子组的灰色粉砂岩，石千峰组的紫红色粉砂岩，徐庄组的黄绿色粉砂 岩，北票组的深灰色粉砂岩，长龙山组的浅绿色粉砂岩等。粘土岩本区粘土岩岩石类型多，不同沉积环境下形成的粘土岩，在成分上、颜色上也不同。根据页理 的有无，可分为泥岩和页岩两大类。寒武系和青白口系主要是紫色、红色、黄绿色的泥岩和页岩； 石炭系和二叠系主要是黑色、灰色、褐灰色、深灰色的泥岩、页岩及铝土质岩；长龙山组、景儿峪 组页岩呈暗紫色、紫色，此种粘土岩属潮上带沉积产物；徐庄组、张夏组页

9、岩呈黄绿色、灰色，属 潮下带或潮间带产物。二、碳酸盐岩碳酸盐岩主要由方解石和白云石两种碳酸盐矿物组成。以方解石为主的为石灰岩，以白云石为 主的为白云岩，这是碳酸盐岩的两种最基本的岩石类型。根据结构组分特征可将石灰岩划分为颗粒一灰泥石灰岩、晶粒石灰岩和生物格架一礁石灰岩三 大类。在颗粒一灰泥石灰岩中，根据颗粒的含量，进一步划分为颗粒石灰岩、含灰泥颗粒石灰岩、 灰泥质颗粒石灰岩、颗粒质灰泥石灰岩、含颗粒灰泥石灰岩和灰泥石灰岩。根据颗粒的类型还可进 一步划分。在实习区常见的碳酸盐岩类型有：砾屑灰岩砾屑含量50%，平面上砾屑呈薄饼状，剖面上呈狭长状，形似竹叶，故又称为竹叶状灰岩。砾 屑主要是在沉积盆地

10、中沉积不久的、半固结或固结的各种碳酸盐沉积物，受波浪、潮汐水流、风暴 流、重力流等的作用，破碎、搬运、磨蚀、再沉积而成的。本区见有灰色砾屑灰岩和紫色具氧化圈砾屑灰岩两种。（1）灰色砾屑灰岩砾屑为盆地内生成的隐晶灰岩或微晶泥灰岩碎屑经破碎而成的，长轴长几cm至十几cm，短轴 长12cm，砾石扁平面与岩层层面基本一致。砾屑可分出异地及原地两种。异地砾屑灰岩中的砾屑常经过一段距离搬运，砾屑有一定程度的磨圆，大小较为混杂，分选性 较差，说明是搬运距离不远快速堆积的产物。原地砾屑灰岩中的砾屑仍保留有碎屑棱角，基本未受 到磨蚀，分选性差，说明砾屑基本没被搬运，是原地破碎、就地堆积的结果。灰色异地砾屑灰岩广

11、泛地分布于凤山组地层内；而灰色原地砾屑灰岩主要分布在张夏组和冶里 组地层中。（2 ）紫色具氧化圈砾屑灰岩砾屑表面具紫红色氧化圈。砾屑在岩层内成放射状、菊花状，以及不规则状的杂乱排列。砾径 在几cm至十几cm，分选性差，砾屑具次棱角状、棱角状。砾屑成分为泥晶灰岩、生物泥晶灰岩、 泥质灰岩等。填隙物是泥晶、粉屑和砂屑。偶见鲕粒和生物碎片。胶结类型既有基质支撑、也有颗 粒支撑。胶结物中含有自生海绿石矿物，表明该砾屑灰岩形成于浅海动荡的环境中。砾屑排列无序， 其形成环境与风暴潮汐有关，能量巨大的风暴浪冲刷海底沉积物，也席卷着未固结或弱固结的潮上 带沉积物，沉积物破碎后形成砾屑，在风暴过后被带到浅海堆积

12、起来，形成粒序层。沉积后又经受 过露出水面暴露氧化和接受天水及地下水等淡水影响的过程。常见于上寒武统崮山组地层内。生物碎屑灰岩含生物遗体碎屑量50%，是由生物遗体硬体部分被冲刷“解体”或破碎再堆积形成的，胶结物 往往为亮晶方解石，有时含有海绿石自生矿物，代表水动力强度较大的环境，属浅海强冲刷带的沉 积。生物碎屑灰岩数量不多，但张夏组、崮山组、长山组和凤山组地层中均存在。鲕状灰岩及含砾屑鲕状灰岩鲕粒含量50%。鲕粒为钙质、呈同心圆状，分鲕核与同心层两部分，鲕核常以微晶灰岩粉屑为 主，个别为生物粉屑。鲕粒大小不均，大者1.5mm左右，小者0.5mm左右，常构成粒度韵律薄层。 在搅动海水中形成隐晶质

13、同心层，鲕粒呈接触式一孔隙式胶结，胶结物为亮晶方解石。鲕状灰岩主要分布在中、上寒武统的徐庄组、张夏组及崮山组中，以张夏组最为典型，分布也 最为稳定。如徐庄组顶部的暗紫色页岩中夹有鲕状灰岩透镜体（鲕状灰岩普遍硅化）。张夏组中部、 底部为含砾屑鲕状灰岩，底部以含生物砾屑的鲕状灰岩为主，中部多为含鲕状灰岩砾屑及生物砾屑 的鲕状灰岩。共生的三叶虫化石在不同层位上种属也不同，生物发育的程度也略有不同。鲕状灰岩形成于温暖的浅海搅动带，死亡后的三叶虫被破碎与鲕粒一起沉积；沉积后的含鲕粒 的沉积物（未固结或弱固结），也可以再次破碎成砾屑与正常沉积的鲕粒一起沉积。从纯鲕状灰岩，到含生物砾屑鲕状灰岩再到含鲕状灰岩

14、砾屑的鲕状灰岩形成的水动力条件是由 搅动环境、强搅动环境再到冲刷搅动环境。泥屑、砂屑、砾屑白云质灰岩风化面皆为土黄色，新鲜面为浅黄色。这些内碎屑具有碎屑沉积的特点，如斜层理、水平层理 等。与化学沉积岩不同，风化表面上有粒度感。微晶灰岩新鲜面青灰色、风化后浅灰色，结晶颗粒肉眼难以分辨。显微镜下呈不规则他形镶嵌结构，岩 石内部构造均匀，常呈薄层、中层或厚层块状构造，是浅海相较深水环境下沉积的岩石。此种岩石 常见燧石结核或条带。在寒武系和奥陶系均有分布。泥灰岩泥晶结构，泥质含量在2550%之间，风化后有泥状物出现、呈土黄色，新鲜面为浅灰色，滴 稀冷盐酸（5%）激烈起泡及泥状物浮起。本区泥灰岩呈薄层状

15、或条带状产出，位于海侵层位的上部。是浅海相较深水环境下沉积的岩石。常见于寒武系及奥陶系下部。微晶白云质灰岩白云石含量为2550%，分布不均匀，白云石富集处为肉红色，在镜下有交代方解石的特点。 主要分布在马家沟组上部，是浅海相较深水环境下沉积的岩石。风化面为土黄色，新鲜面为黄灰色。 往往出现在海退层序的上部层位，其下是泥灰岩或微晶灰岩，其上多是细晶白云岩。细晶白云岩风化面和新鲜面都为肉黄色，中晶、细晶结构，是白云石交代镁方解石后形成的岩石，常与白 云质灰岩共生。并含燧石结核或条带，这些黑色的或灰黑色的硅质结核或条带在白云岩层内分布， 而且不切割上、下层面，也不切割层理构造，其上下层理略有弯曲，表

16、明硅质为原生沉积者，系同 生阶段富集成结核或条带的。分布在马家沟组上部。是浅海较深水环境下的沉积。9 .虫孔状灰岩及豹皮状灰岩在灰泥沉积物中由于底栖生物钻孔，孔道穿过了细层并在成岩后得以保存，形成虫孔状灰岩。 如果虫孔被泥质充填，风化后岩石表面常常呈现出很多的虫孔状凹坑；如虫孔被白云质充填，风化 后虫孔在岩石表面呈凸起的花斑状，常见于亮甲山组底部。是浅海较深水静水环境下沉积而形成的 岩石。在灰岩中有时分布有白云质团块，在风化后的表面上往往呈土黄色或棕褐色的花斑状，白云质 花斑与周围灰质成分之间的界线参差不齐，白云质花斑内以自形白云石为主，但尚保留有少量的方 解石残余晶体，表明为白云石不均匀交代

17、方解石所致。10.藻灰岩由钙藻堆积形成的石灰岩，或者由藻类生命活动产生的石灰岩。这种石灰岩由藻体、藻体间的 碎屑充填物及化学沉淀胶结物三种物质组成。藻类的生命活动可以分泌出钙质或促进海水中的钙质 沉淀，构成坚硬的钙质壳或钙质骨骼直接形成岩石。按藻类的形态特征可分为隐藻灰岩和叠层石灰 岩两类。当藻体形态不甚清楚时，称为隐藻灰岩，当藻体为纹层状时称为叠层石灰岩。隐藻灰岩一般新鲜面为灰色，风化后变为灰黑色，以黑色有机炭富集为标志，岩层以中厚层为 主，层内构造均匀，属潮间泻湖环境沉积，主要见于张岩子一带的府君山组地层中。叠层石由两种基本层构成，富藻纹层和富碳酸盐纹层。富藻纹层，又称暗色层，藻类组分含量

18、 多，有机质含量高，碳酸盐沉积物少，故色暗；富碳酸盐纹层，又称亮层，藻类组分含量少，有机 质含量低，故色浅。叠层石中的藻组分主要是丝状或球状的蓝绿藻。这种藻主要生活在潮间浅水地 带，营光合作用而生长，分泌大量的粘液，这种粘液可以捕集碳酸盐颗粒和泥。一般说来，在风暴 期或高潮期，被风暴水流或潮汐水流带来的碳酸盐颗粒和泥，将大量地被这种富粘液的藻所捕获， 从而形成富碳酸盐的纹层；相反，在非风暴期，则主要形成富藻的纹层。也有另外的观察表明，在 白天，藻类光合作用兴旺，主要形成富藻纹层；在夜间，则主要形成贫藻的纹层。叠层石的形态十分多样，但基本形态只有两种，即层状的（包括波状的等）和柱状的（包括锥 状

19、的等），其它形态都是这两种基本形态的过渡或组合。一般说来，层状形态叠层石生成环境的水动 力条件较弱，多属潮间带上部的产物；柱状形态叠层石生成环境的水动力条件较强，多为潮间带下 部及潮下带上部的产物。叠层石灰岩主要分布在张夏组和崮山组地层中。三、火山碎屑岩火山碎屑岩是主要由火山碎屑物质组成的岩石，是介于火山岩和沉积岩之间的岩石类型。火山 碎屑物质在50%90%以上，经压实或压积作用成岩。火山碎屑岩主要分布在蓝旗组和孙家梁组地层 中。岩浆成分有基性、中性和酸性，从粒度来看有集块岩、火山角砾岩和凝灰岩等类型，按成岩作 用方式有熔结火山碎屑岩和正常火山碎屑岩等。（1）集块岩具集块结构，集块（100mm

20、）占50%以上，由火山弹和熔岩碎块堆积而成，也常混入一些火山 通道的围岩碎屑，一般未经过搬运而呈棱角状，由细粒级角砾、岩屑、晶屑及火山充填物压实胶结 成岩。多分布于火山通道附近构成火山锥，或充填于火山通道中。（2）火山角砾岩主要由大小不等的火山熔岩角砾（1002mm，含量50%）组成，分选差，不具层理，通常为火 山灰充填，并经压实胶结成岩。多分布在火山口附近。常见的火山角砾岩为粗安质火山角砾岩。粗安质火山角砾岩呈灰绿色，火山角砾状结构。角砾占岩石总量的50%90%,呈棱角状，粒径 在264mm之间的颗粒在50%以上。角砾成分为粗安岩，胶结物成分基本与角砾成分一致，但结晶 粒度一般较细。凝灰岩指

21、粒径2mm的火山碎屑物质含量50%的火山碎屑岩。常见的凝灰岩为流纹质凝灰岩。依据碎屑 结晶程度可将流纹质凝灰岩分为流纹质玻屑凝灰岩和流纹质晶屑凝灰岩。玻屑凝灰岩呈灰白色、玻屑凝灰结构、层状构造。主要成分为玻屑、火山灰及少量晶屑和岩屑， 玻屑占岩石总体积的3040%、粒度小于0.5mm，多呈弧面多角形，有的玻屑因脱玻化有氧化铁析 出。晶屑占岩石总体积的510%。粒度在0.30.5mm之间，主要为石英、透长石，呈棱角状，石 英多具波状消光。岩屑占岩石总体积的23%，为一些岩石碎块。火山灰占岩石总体积的5066%， 呈尘点状，成分为玻璃质。A/r H4- J-LJ I-LJ第_节石浆石柳江向斜盆地内

22、部和边缘存在有规模不等、时代不同的岩浆岩体。本区与区域上有成因联系的 岩浆活动有四个岩浆旋回，即海西一印支流纹岩喷发旋回、燕山运动第一期安山岩喷出一一闪长岩、 花岗岩侵入旋回(本区未见相应的侵入体)、燕山运动第二期流纹岩、石英斑岩花岗岩侵入旋回(本 区未见相应的侵人体)和燕山运动第三期花岗闪长岩、花岗岩、正长斑岩侵入旋回，以及与上述岩浆 活动有成因联系的脉岩和时代不明的脉岩。盆地西侧大面积出露的是燕山期花岗岩，形成高耸陡峻的地势；侵入向斜西翼的岩脉、岩墙一 般偏酸性；东翼的侵入体为规模不大的中性岩体和岩墙等；中生代的火山喷发岩，分布于向斜盆地 的核部，形成盆地内的高山。一、深成侵入岩本区深成侵

23、入岩分布在柳江向斜西侧和东南角。西侧上平山、杜庄、花场峪属响山岩体(宵) 边缘相、柳江地质(1963)称为温泉堡花岗岩。东南角蟠桃峪一带属后石湖山岩体的一部分。响山花岗岩体分布在本区以西的平市庄至响山一带、长轴呈NNE向延伸、长达25km，总面积217km2。呈岩 基状产出。据前人资料，岩浆从北西向南东侵入，东南侧内倾笊NW倾)为45左右，侵入于府君山 组一北票组中。围岩蚀变主要为角岩化和大理岩化，其次是断续分布的矽卡岩化，进而在接触带附 近形成Fe、Cu矽卡岩矿点或矿化点，以及一些中低温热液成因的Cu、Pb、Zn、重晶石、萤石矿点 或矿化点。响山花岗岩体据前人研究，分为中心相和边缘相，两者为

24、渐变过渡关系。中心相为灰白色中粗 粒碱性花岗岩，边缘相为肉红色斑状花岗岩。中心相中粗粒花岗岩，呈灰白色，镜下鉴定具花岗文象结构微斜长石和少量正长石与石英呈文 象连生、个别为斑晶)，主要矿物有钾长石(60% 65%)、斜长石(微量)、石英(35%)。碱性角闪石(V 5%)，副矿物有磁铁矿、磷灰石等。边缘相中细粒斑状花岗岩，呈肉红色、镜下鉴定具斑状结构，斑晶为微斜长石、奥长石；基质 为花岗结构。主要矿物有钾长石(45%)、钠一奥长石(15%)、石英(30%)、黑云母(V10%)。副矿物有 磷灰石、磁铁矿、锆石等。1975年地质力学所在响山岩体中心相碱性花岗岩中取样，用钾氩法测定长石生成年龄为1.0

25、 1.01亿年(此值相当于岩体最后冷凝年龄)属白垩纪中期。后石湖山岩体分布在山海关北4km处。呈岩株状侵入于中、晚侏罗世中心式火山口中，面积为45km2，周围 环形或半环形分布着上侏罗统孙家梁组粗安质一粗面质和流纹质火山碎屑岩、熔岩。岩体与火山岩 为侵人接触关系(图31)。围岩蚀变不明显，仅见有轻微的硅化和局部的黄铁矿化。图3-1蟠桃峪南沟东侧后石湖山岩体与上侏罗统孙家梁组火山岩系呈侵入接触关系后石湖山岩体岩浆分异作用不明显，仅在岩体南侧出现不足3km2之碱性斑状花岗岩。边缘相结 晶粒度略有变细，时而出现斑晶。并有安山岩捕掳体出现。为灰白色中一粗粒碱性花岗岩。中心相碱性斑状花岗岩，呈肉红色、似

26、斑状结构，镜下鉴定特征同响山岩体边缘相。主要矿物 有钾长石（57%65%）、斜长石（微量）、石英（20%25%）、碱性角闪石（28%）、碱性辉石20%）。边缘相中粗粒碱性花岗岩呈灰白色、具花岗结构，镜下鉴定特征同响山花岗岩体中心相。主要 矿物有钾长石（60%65%）、斜长石（微量）、石英（2030%）、碱性角闪石（V60%）、碱性辉石 （V40%）。后石湖山岩体与本区上侏罗统孙家梁组（图3-1）以及区域上与之性质相同的昌黎岩体北东侧与上 侏罗统白旗组（J3b）呈侵人接触，即可断定两岩体形成时代应在上侏罗统形成之后。据上述区域构造、岩性、地层对比和接触关系分析，本区两个岩体应属燕山期侵入的，与区

27、域 上的白垩纪岩浆活动三个阶段的第二阶段相吻合，属燕山运动第三期侵入的岩体，记为y53。二、浅成侵入岩本区浅成侵入体规模不大。主要呈岩床、岩墙产出。岩性从基性到酸性均有。现择其主要岩体 描述如下：（一）辉绿岩或辉绿玢岩辉绿岩或辉绿玢岩呈岩墙、岩床、岩脉分布在潮水峪、亮甲山、鸡冠山等地。侵入于前中生代 沉积岩或变质岩中。辉绿岩呈灰黑色、灰绿色或黑灰色，镜下鉴定为斑状结构或无斑细晶一隐晶结构、基质为细粒或辉绿 结构至隐晶结构，个别具球粒结构，气孔构造。辉绿玢岩呈岩墙、岩床或岩脉产出，见于亮甲山、潮水峪等地。岩石呈灰绿色，斑状结构，斑晶为辉石， 多已绿帘石化或碳酸盐化；基质为隐晶质，镜下鉴定为辉绿结

28、构，块状构造。在亮甲山上辉绿玢岩 岩墙中见有围岩捕虏体。辉绿岩或辉绿玢岩依据充填断裂的性质、归属为海西一印支期构造岩浆旋回，即与本区早期东 西向构造有成因联系。（二）闪长玢岩闪长玢岩呈岩株、岩枝、岩脉产出，如分布在东部落南的老炼炉岩株，浅水营一上花野的岩枝， 潮水峪、沙河寨、288高地的岩脉或岩株。老炼炉闪长玢岩岩株（如）该岩株出露面积约3km2,侵入于下寒武统一中寒武统地层中。围岩蚀变不明显。依据矿物成分、 结构、构造可分为中心相和边缘相。两岩相为渐变过渡关系。中心相闪长玢岩 呈灰绿色、斑状结构、斑晶为自形的普通角闪石、少量的斜长石、辉石。基 质为细粒一微晶结构的斜长石、角闪石及少量的辉石、

29、黑云母，块状构造。边缘相石英黑云母闪长玢岩 呈绿灰色、风化后为灰黄色、灰褐色、灰白色、斑状结构。斑晶 为普通角闪石和斜长石，角闪石已绿帘石化，尤其在岩体南部绿帘石化强烈，斜长石为中长石，还 有少量的黑云母；岩体北侧出现较多的黑云母为斑晶，基质为细晶，而南侧基质为微晶，构成南北 两侧边缘相岩石的不同特征，基质矿物成分主要为斜长石、半自形的角闪石以及少量的黑云母、他 形的粒状石英。潮水峪闪长玲岩岩脉潮水峪见有三条闪长玲岩岩脉，沿北西向断裂充填，岩脉一壁平直、一壁舒缓波状，延伸较远。 沿走向NW290。方向侵入于下古生界上寒武统至下奥陶统地层中，明显晚于辉绿岩或辉绿玲岩形成 时代。闪长玲岩呈灰白色、

30、风化面灰黄色，斑状结构、角闪石斑晶少于斜长石。镜下鉴定斜长石为 中长石，基质为辉绿结构。根据控制闪长玲岩岩脉的断裂性质判断，该期闪长玲岩岩脉侵入与本区 北西向构造有成因联系。（三）正长斑岩一闪长玲岩或正长斑岩一二长斑岩该类岩体呈岩株状产出，分布在张岩子村西南、牛鼻子山、蟠桃峪、石门寨、上平山、赵家峪、 潮水峪等地。牛鼻子山岩体（，兀53）地表出露东西长1200m，南北宽700m。呈椭圆状侵入于小刘庄东南寒武系灰岩中。岩体南侧致 密块状隐晶质灰岩受侵入体影响，表现出微弱的绿色蚀变。岩体北侧与围岩呈断层接触。岩体可大 致划分为中心相和边缘相，二者呈渐变关系。中心相肉红色二长斑岩 斑状结构，斑晶为酸

31、性斜长石和正长石，含量各占总体的20%左右， 有时见有黑云母斑晶。基质为细粒一隐晶质结构。主要矿物有钾长石、斜长石，石英含量在10%以 下。块状构造。边缘相黄色、灰黄色正长斑岩 斑状结构，斑晶为正长石和少量黑云母、角闪石以及斜长石。 基质为细粒一隐晶质的正长石、石英，亦有少量黑云母、角闪石微晶，显流动构造及斑杂构造。据岩石化学成分计算，牛鼻子山岩体属铝过饱和类型、过碱性至弱碱性岩石。区域上（1 / 20万山海关幅）与牛鼻子山岩体相同类型的立木沟岩体侵入于上侏罗统张家口组（相 当于孙家梁组）。据此推断牛鼻子山岩体形成时代略晚于响山岩体、属白垩纪中期。张岩子村西南岩体（Zn53）该岩体出露面积仅为

32、I000X500m2。呈NNENS向延伸。侵人于上元古界青白口系碎屑岩中。 岩体北侧、西侧局部与下寒武统府君山组灰岩呈断层接触。据张岩子实测剖面由北东向南西岩相变 化比较明显，故划分为中心相和边缘相。中心相石英二长斑岩 呈灰白色，具斑状结构，斑晶为少量的斜长石和正长石，并有少量石英。 基质为细晶一微晶结构，主要为斜长石、正长石、石英以及少量黑云母等。局部具流动构造。边缘相二长斑岩 呈灰黄色一肉红色，具斑状结构，斑晶为斜长石和正长石，并有少量黑云母。 斑晶占总体积的20%，富含玻基，流动、气孔构造发育，气孔内有方解石、石英充填物。据岩石化学成分计算，属铝过饱和类型，碱性至弱碱性岩石。与牛鼻子山岩

33、体属同期产物，岩 相略有不同。（四）花岗斑岩（yn53）本区花岗斑岩主要分布在沙锅店东山、蟠桃峪、揣庄、赵家峪、小王山东等地。呈岩墙、岩株 状产出。在沙锅店、小刘庄两处所见花岗斑岩岩性一致，风化面红褐色，新鲜面灰黄色、斑状结构， 由肉红色钾长石、石英作斑晶，基质细粒。镜下鉴定长石为微斜长石，石英假象）被熔蚀，基质为显 微隐晶质，块状构造。本区花岗斑岩为响山岩体同源同期稍后侵入的，在沙锅店东山呈岩墙充填在北西向张断裂带中， 属燕山运动第三期产物。（五）石英正长斑岩或石英斑岩石英正长斑岩见于126高地北采石坑，呈岩脉产出，斑状结构，斑晶中条纹长石多于石英。条 纹长石呈半自形，石英呈他形，基质为微晶

34、结构、微文象结构，块状构造。石英斑岩见于沙锅店东山。侵入于下奥陶统石灰岩中。呈岩墙产出，走向N50E，宽58m。 岩石呈灰黄色、具斑状结构，斑晶为石英（1520%，普遍具熔蚀现象）、钾长石（5%，已风化为粘上 矿物），基质为隐晶质，块状构造。本区石英正长斑岩或石英斑岩与本区浅成岩侵入体（288高地、石岭所见碱性岩脉、牛鼻子山岩 体）属同期产物。三、脉岩本区继承性脉岩已在浅成岩中叙述，现将二分性脉岩（伟晶岩、煌斑岩和霏细岩）概述如下：煌斑岩脉在吴庄中一细粒花岗岩中见有一条黑云闪斜煌斑岩脉，在石门寨西门瓦家村采煤坑口西坡也见 有闪斜煌斑岩脉。岩石呈灰绿色、风化后为土黄色小型球状风化），斑状结构、斑

35、晶含量少，主要为 角闪石和少量黑云母，基质为自形的角闪石、斜长石、黑云母，以及极少量石英等。伟晶岩脉该类岩脉见于秦皇岛、北戴河海滨的混合花岗岩中。如鹰角岩为独立的伟晶岩脉。具有明显的 伟晶结构和文象结构。主要为石英伟晶岩脉、微斜长石伟晶岩脉、花岗伟晶岩脉。在石英伟晶岩脉 中见大量伟晶状的白云母。霏细岩呈岩墙或岩床穿插在寒武系和奥陶系地层中，白色，具霏细结构，由显微粒状、细粒状镶嵌的 钾长石、斜长石和石英等组成。有的脉具有球粒结构和流纹构造，如在吴庄垭口一带，有的具微文 象结构，基本上是无斑的。四、火山岩（一）火山喷发旋回的划分本区岩浆喷出活动范围广，火山岩类型多。分布在柳江向斜核部老君顶一大洼

36、山、拿子峪及蟠 桃峪一带。以区域性角度不整合或大的沉积间断划分一级火山喷发旋回；以火山间歇性活动划分二 级火山喷发旋回。其活动顺序是河流相（陆相）一爆发相一溢流相一侵出相一次火山相。印支期流纹岩喷发一花岗闪长岩、花岗岩侵入旋回该旋回火山喷出主要分布在山羊寨、傍水崖、崔家洼等地。呈层状或似层状夹于北票组地层中 或呈岩枝状充填于岩石裂隙中。岩性主要有流纹岩、流纹斑岩、流纹质火山凝灰岩等。燕山运动第一期安山岩喷发一闪长岩、花岗岩侵入旋回该旋回分为两个亚旋回，与区域上的中性至酸性侵入旋回相对应，以角度不整合覆于北票组之 上。（1）第一旋回喷发相呈层状、巨厚层状不整合覆盖于北票组之上，厚度约300m，岩

37、性以安山质火山角砾岩 和集块岩为主、全区均有出露。溢流相 呈岩被覆盖于火山碎屑岩或基底岩系之上，主要分布于柳江向斜和拿子峪向斜核部， 岩性为粗安岩。侵出相 分布在义院口、大洼山、老君顶一带，亦呈岩筒状分布于中心式火山口附近，规模不 大，岩性为碎斑粗安岩。次火山相 分布在柳江向斜火山口外围或火山岩中，呈岩枝、岩墙充填在火山构造盆地之放射 裂隙中，如沿小王山西放射状断裂充填的粗安斑岩岩枝、大石河抽水站旁边的粗安斑岩岩枝。(2)第二亚旋回受岩浆活动主期形成的北东向断裂控制，呈带状分布、规模较小。喷发相分布在傍水崖至抽水站一带，呈岩墙、岩穹分布于第一旋回火山岩中。岩性为粗面质 火山角砾岩、集块岩。侵出

38、相在傍水崖至抽水站一带，呈岩穹、岩墙产于第一亚旋回火山岩顶部。岩性为玻基辉橄 岩、碱性玄武岩。燕山运动第二期流纹岩、石英斑岩喷发一花岗岩侵入旋回该旋回喷发的火山岩仅分布在本区东南角蟠桃峪一带、喷出活动受NNE向压性或压扭性断裂控 制。爆发相分布在蟠桃峪，溢流相分布在后石湖山岩体外围，呈层状以角度不整合覆盖在前中生界 地层之上，岩性为流纹质、粗面质、粗安质火山熔岩和火山碎屑岩。(二)喷出岩类型本区火山岩类型较多，按形成环境分为火山碎屑岩、火山熔岩、次火山岩。按矿物成分及化学 成分分为超基性玻基辉橄岩、基性碱性玄武岩、中性粗安岩，以及酸性流纹岩。火山碎屑岩前已述 及，现择喷出岩主要类型描述如下：超

39、基性岩该类岩石仅见于石门寨西北北峪南约200m小路上，呈岩墙产于蓝旗组火山碎屑岩中，宽不到 1m，岩石呈深灰色、致密块状。镜下具斑状结构，斑晶为细粒，多为辉石、橄榄石。其中橄榄石多 已蚀变为蛇纹石或为碳酸盐交代。基质几乎无色、低突起。辉石和橄榄石呈自形粒状。根据岩石矿 物组成和岩石化学成分计算属于偏碱性玻基辉橄岩。基性岩本区基性火山熔岩主要分布在抽水站附近蓝旗组顶部。岩石呈黑绿色、斑状结构，斑晶为辉石、 斜长石。含有不透明矿物；基质为隐晶质。据岩石矿物组成及岩石化学成分计算，属正常类型碱性 玄武岩。中性岩本区中性岩主要分布在中侏罗世火山岩系第一亚旋回。为玄武粗安质一粗安质火山熔岩、火山 碎屑岩

40、及次火山岩。经岩石化学成分计算，属正常类型钙碱性岩。此外，晚侏罗世也有中性岩类的 粗安质、粗面质火山熔岩及火山碎屑岩。(1)火山熔岩中性火山熔岩有玄武粗安岩、粗安岩和粗面岩。玄武粗安岩按岩石特征分为辉石粗安岩、辉石 角闪粗安岩和玄武粗安岩。现择其主要类型描述如下：粗安岩 深灰色，斑状结构，斑晶占岩石总量的20%，斑晶由斜长石、钾长石和少量角闪石、 辉石组成。斜长石占斑晶的80%、半自形一他形晶；钠长石具聚片双晶；奥长石具环带结构。钾长 石占斑晶总量的15%，半自形一他形晶，具卡氏双晶，普通角闪石、辉石占斑晶总量的5%左右，半 自形一他形晶。基质由大量的斜长石、钾长石大致平行排列的微晶组成，微粒

41、辉石、角闪石、磁铁 矿散布其间，构成交织结构。玄武粗安岩 灰黑色，斑状结构，块状构造，斑晶占岩石总量的5%，为辉石、斜长石，辉石自 形一他形。晶粒在0.91mm之间，含量较多，斜长石为中一奥长石，具环带结构和卡纳复合双晶， 钾长石斑晶少于斜长石，半自形一他形，具卡氏双晶，局部见高岭土化，薄片中偶见伊丁石、蛇纹 石化橄榄石，基质由大量斜长石、钾长石微晶组成，呈杂乱无序分布，粒间有辉石、磁铁矿微晶及 少量玻璃质。呈间隙一间粒结构。粗面岩 浅灰一灰白色，斑状结构，块状构造。斑晶占岩石总量的15%。晶粒在0.52mm之 间。主要为钾长石、斜长石及少量石英。钾长石为自形半自形，具卡氏双晶；斜长石自形半自

42、 形，为奥长石，具聚片双晶；石英为他形、粒状；基质为微晶钾长石、斜长石和少量石英、黑云母 及不透明矿物。基质中微晶长石平行排列，构成粗面结构。（2）次火山岩次火山岩呈岩枝、岩墙状分布在柳江火山构造盆地火山岩中或其外围。岩性为粗安岩，呈灰绿 色、斑状结构、块状构造，斑晶占岩石总量的10-15%，由斜长石、钾长石、普通角闪石组成。斜 长石具卡纳复合双晶；钾长石他形，具卡式双晶；普通辉石和普通角闪石含量较小，自形一半自形， 已绿帘石化。基质由细粒斜长石、钾长石和少量他形辉石、角闪石、黑云母组成。具二长结构。4 .酸性岩本区早、晚侏罗世火山岩系为酸性火山岩，其岩石类型有火山熔岩（流纹岩）、火山碎屑岩（

43、主要 为凝灰岩）及次火山岩（流纹斑岩），现以夹于北票组的早侏罗世火山岩系为例描述如下：流纹岩 呈灰绿色，斑状结构，流纹构造。斑晶为石英、透长石及少量黑云母，占岩石总量的 10%。石英呈熔蚀状或粉碎状，占斑晶的80%；透长石呈自形一半自形，占斑晶的10-15%。黑云 母呈自形一半自形，占斑晶的35%。偶见少量角闪石，呈半自形，具暗化边。基质为隐晶的长英 质和少量不透明矿物。流动构造明显。亦有基质呈球粉结构（纤维状长英质雏晶呈放射状排列）。球粒 大小约0.5mm，球状周围被霏细状长英质充填。黑云母、角闪石被暗化。流纹斑岩 见于吴庄垭口，呈岩席状侵入于下寒武统凤山组地层中，呈灰白色，具球粒结构。 镜

44、下见有粒度为0.03mm的微晶斜长石，个别具环带状及钠长石双晶。此外见有由雏晶钾长石组成 的球粒状结构，石英充填于球粒之间。综上所述，本区岩浆活动属弱造山环境，是华北地台长期稳定的构造环境再度活动的结果。构 造运动的方式是以断裂为主，褶皱为辅；活动的时期在海西一印支运动和燕山运动。因此，本区岩 浆活动的特点与中国东部中生代岩浆活动特点和岩石组合相一致。第三节变质岩变质岩是由变质作用形成的，变质作用可分为接触变质作用、动力变质作用、区域变质作用和 混合岩化作用等几种类型。本区变质作用方式有接触变质作用、区域变质作用和区域性混合岩化作 用。一、接触变质作用接触变质作用是伴随着岩浆侵入作用而发生的一

45、种变质作用。围岩因受岩浆散发的热量及挥发 份影响发生重结晶或交代形成一种新的岩石。根据岩浆作用于围岩有无交代作用分为热接触变质作 用和接触交代变质作用。热接触变质作用在刘家房、花场峪一带的响山花岗岩（尸）与下寒武统毛庄组和中寒武统徐庄组、张夏组之页 岩、泥灰岩和灰岩接触带上见有不同程度的热变质作用（没有物质成分的带出、带入），有明显重结晶 现象，泥质岩石受热变黑、变硬、密度变大，变余层理清楚可见，绝大多数已经达到了角岩化。如 在刘家房见到的泥质岩变成堇青石角岩；局部地段灰质泥炭变成钙硅酸岩角岩，部分石灰岩重结晶 变成大理岩。接触交代变质作用接触交代变质作用主要见于杜庄至小王庄一带，响山花岗岩岩

46、体与本区中下寒武统碳酸盐岩接 触带上，以透辉石榴石矽卡岩为代表。此外，还有硅化灰岩、透闪石大理岩、阳起石大理岩、硅灰 石大理岩，并有磁铁矿化、铜、铅锌矿化。有的接触带以萤石矿化为特点。透辉石榴石矽卡岩主要矿物有钙铁榴石、透辉石一钙铁榴石（亦有些石榴石、透辉石被绿帘石、 透闪石一阳起石、绿泥石、方解石、石英交代）以及磁铁矿、黄铜矿等金属矿物。二、区域变质作用区域变质作用是在大面积范围内，岩石受岩浆作用、地壳运动综合影响使岩石结构、构造和矿 物成分发生变化的过程。因与岩浆作用、构造运动有一定联系，所以又称造山变质作用。区域性热 流增高是发生区域变质作用的主要因素。其特点是原岩在温度、压力及化学活动性流体的作用下， 岩石中的矿物普遍发生重结晶和重组合作用，并产生片理