请问，这种透明的石头是什么？

透明的石头是什么石石英“最佳答案透明的石头是石英。石英是主要造岩矿物之一,一般指低温石英(α-石英),是石英族矿物中分布最广的一个矿物。石英岩 主要矿物为石英，可含有云母类矿物及赤铁矿、针铁矿等。石英岩是一种主要由石英组成的变质岩（石英含量大于85%），是石英砂岩及硅质岩经变质作用形成。一般是由石英砂岩或其他硅质岩石经过区域变质作用，重结晶而形成的。也可能是在岩浆附近的硅质岩石经过热接触变质作用而形成石英岩。

　玉石是人们喜欢的饰品之一，不过很多人都不知道玉石怎么产生和形成的。接下来就和我一起去看看玉石形成的地质条件吧。

　玉石产生的地质条件

　地球在第二个地质年代的元古宙晚期(距今约十几亿年)。这个时期里地壳继续发生强烈变化，某些比较稳定的区域已有大量成分复杂的片麻岩石出现。藻类和菌类开始繁盛，地层中已有低等生物的化石存在，但沉积岩中没有生物化石。也有大量含镁质、碳酸盐集中的白云岩沉积，构成玉石的主要物质源之一。也称白云岩沉积阶段。

　当地球进入第三个地质年代显生宙，距今约57亿年的寒武纪起，地壳相当稳定，陆地下沉，北半球大部被海水淹没。到438亿年前的奥陶纪，白云岩被繁盛的生物群覆盖，侵入，开始向具有生物性的化石转变。这个时期里，称为玉石变质阶段。

　距今约41亿年的志留纪，因“华力西运动”，造成地表区域强烈的褶皱断裂活动和岩浆活动，欧亚交界的乌拉尔地槽、中亚哈萨克地槽及中国的昆仑山、祁连山、南秦岭、大兴安岭等地槽褶皱回返，形成巨大山系。白云岩沉积岩在岩浆的作用下成为白云石大理岩。

　到约25亿年前古生代最后一个纪的二叠系时期，在300—350摄氏度左右，25千巴以下和一定的扭压引力作用下，沿断裂带有中酸性侵入岩和残留古生物侵入白云石大理岩，形成透辉石化、镁橄榄石化和透闪石化蚀变，成为玉石形成的物质条件之一。称作玉石交代蚀变阶段，玉石完全形成含生物的有机石化。同时标志着古生代的结束。

　地球进入中生界，大约25亿年前的三叠系至15亿年前的侏罗系时期地质构造变化比较小，地球气候温暖而湿润，我国的昆仑山、祁连山、南秦岭、大兴安岭一线的地质层有机石化岩石经炭、酸、钙变质使透辉石化、镁橄榄石化和透闪石化中的生物(云母)，开始对化石发生稳定、繁盛的生物解理时期。玉石也由透闪石化向“有机矿物质” 透闪石转化的变性时期。

　中生界第三个纪的白垩系开始时期约135亿年前，造山运动非常剧烈，我国的其他山脉都在这个时期形成，而昆仑山、祁连山、南秦岭、大兴安岭的地质构造相对稳定。透闪石化中的生物有机性基本形成。

　白垩系末期，约于6500万年前。这个时期里，地球内部压力变化强烈，造成地球多数区域岩浆大量喷发，我国的南阳、南秦岭、祁连山地质沉积岩石受火山高温熔炼，熔岩流动改变了元古宙时期形成的地质构造，造成二叠系时期形成的透辉石化、镁橄榄石化和透闪石化中的生物“云母”大量死亡，完全成为了新生界到今天我们所能看到的透闪石、橄榄石及绿松石、辉绿石、水镁石等二次形成的“无机矿物质”。这一时期是玉石和玉性质根本不同的决定性分水领，在透闪石中仍然有寒武纪时期的生物云母生存并且继续解理透闪石。

　昆仑山和大兴安岭地质沉积岩层中的有机矿物质受火山的影响小，在“华力西运动”和“白垩系”过程中，地槽褶皱造成昆仑山北端的喀拉塔格山和大兴安岭辽东台隆营口至宽甸古隆起的西端区域内，集中了由元古宙地质构造形成的地层玉石矿床，由于火山形成的硅质岩、透闪石保持着生物(云母)的有机性质进入新生界。

　约开始于6 500万年前地球进入新生界，直到今天。在这个时期里，曾发生多次冰川作用。含有二氧化硅 ;氧化铝 ;三氯化二铁;氧化镁;氧化锰 ;氧化钙等矿物质元素的透闪石在元古生物(云母)的解离过程中形成了昆仑山脉的新疆和田地区的和阗玉;大兴安岭山脉西南辽宁形成了岫岩玉石。只有和阗玉是生物(云母)对透闪石的解理形成的“有机的第三矿物质”，是真真意义上的玉!而岫岩玉是生物(云母)对透闪石没有完全解理的玉石;河南独山玉石、陕西的蓝田玉石、甘肃的祁连玉石是经火山高温熔炼的矿物质熔岩内含透闪石的蛇纹石“玉”石。

　玉石的类别

　新疆和阗玉和田玉

　和阗玉由角闪石族阳起石构成。是中国古玉的主要来源。产于昆仑山麓及河床中。以和田地区为主。其玉质坚硬细腻。产于高山的矿料为山玉，产自河床的为籽料。依色彩分为：白玉、黄玉、碧玉、墨玉、青玉、糖玉等，上等白玉纯洁无瑕，称为羊脂玉。其他颜色纯正无瑕癖者也困难得而名贵。

　岫山玉

　产于辽宁省岫岩县而得名。主要成分是豆绿色纤维蛇皮纹石，其性软而硬度较低。呈色多：淡绿、淡黄、果绿等、半透明或不透明体，表面有脂肪般的光泽。是我国分布利用较早的玉材，因其产量大而为现今数量最多的玉材。

　蛇纹石族的玉石品种还有甘肃酒泉附近山中的酒泉玉，半透明绿色带有黑癍。著名的“夜光杯”既用酒泉玉所制另外广东的宜信玉、北京房山的百花玉、昆仑山所出昆仑玉、出于台湾的台湾玉等。多数属绿色系。

　南阳玉

　又称独山玉。是一种成分复杂多种矿物的玉石，质硬细腻，主要成分为斜长石，以及黝帘石、绿帘石、闪角石、透辉石等，以绿、紫、白三色为基础，常呈多种颜色，玉工依其天然色雕琢不同的物品，适用于“俏色”工艺。南阳玉有着悠久的开采和使用历史。

　蓝田玉

　产于陕西省西安市蓝田县，自古蓝田以产玉著称。唐人有“蓝田日暖玉生烟”之诗句。后因旧矿竭尽而停采。当前蓝田所采玉石进大理石，是一种蛇纹石化透辉石，不透明，呈色为黄绿、墨绿、翠绿等。

　密县玉

　产于河南新密西助泉寺。是一种沉淀变质的石英岩。硬度较低。颜色有绿、绛红、白、黄等。较为典型的密玉在浓碧中透出黑色小点。琢磨后表面有闪烁的玻璃光泽。

　京白玉

　产于北京门头沟，是一种洁白臻密的石英岩。不同于其他玉材的纤维交织结构。而呈粒状结构。其性脆。抛光的表面似羊脂玉。

　绿松石

　新石器时代，它同青玉、玛瑙等玉石一起用作装饰品，古有“荆州石”或“襄阳甸子”之称。绿松石为铜的氧化物隐晶质块体，或结核体，深浅不同的蓝、绿等颜色，常含有铁线，硬度为5-6，蜡状光泽。湖北产优质绿松石，中外著名。我国绿松石，除鄂西北为其著名产地外，近几年在陕西、新疆、安徽、河南等省都有发现，湖北产优质绿松石，中外著名。由于鄂西北诸县古属襄阳道管辖，所以又把鄂西北诸县所产的绿松石称为襄阳甸子，且开采的历史也悠久。但全世界产绿松石的以波斯为最著名，因通过土耳其输入欧洲各国，又有“土耳其玉”或“突厥玉”之称。

　红山玉

　在内蒙古红山 文化 圈内，中华第一龙的故乡发现极品玉矿。北纬：42°11′23″;东经：119°51′59″。拐点坐标：x：4676900 y：20736700。海拔825米，矿脉长：1600米以上，宽：1米5左右，深度80米以上(预计深度500米左右)，远景储备：10-80万立方(如果安便宜的玉料100元/kg计算就是两千亿元)，摩氏硬度65，折光率：154，密度：27，光性：隐晶质集合体，透明度：半透明，介于玻璃光泽和油脂光泽之间。块度大，细腻，润度好，色泽多样，绝巧料丰富，从色泽和润性看非常像和田玉，还有像寿山石的。综合分析此料仅次于和田玉，但比中档的和田玉好，比青海白玉、独山玉、蓝田玉、岫玉等抵挡玉好。成份接近玉髓但不是玻璃光泽，属玉质光泽，所以是种新玉料。此矿脉属石英脉线是地质学里比较稳定的矿脉。很有可能在开采过程中出现巨大的玉王料。

　紫玉髓

　紫玉髓矿继美国亚利桑那州的紫玉髓矿之后的中国首次发现，色泽很紫，远高于紫水晶色泽。可以做高档的成套首饰，矿脉宽度半米左右，深度80米以上，应是宝石矿中最大、最有价值的矿脉了。

　羊脂白玉

　(Jue Suet)是和田玉中的宝石级材料，是白玉中质纯色白的极品，具备最佳光泽和质地，表现为：温润坚密、莹透纯净、洁白无瑕、如同凝脂，故名。对于此玉和普通白玉，最简单的区别 方法 ，是在白色的日光灯下观看。羊脂白玉对着日光灯，所呈现的是纯白半透明状，而且带有粉粉的雾感。而一般的白玉，对着日光灯虽也呈半透明状，但没有粉雾感。两者最大的区别是，白玉无论档次等级的高低，以肉眼看均很白，但在白色日光灯下必定带有深浅不一的微**，因此在日光灯下若有一丝丝微**，就不能称之为羊脂白玉了。符合苛刻标准的珍稀名贵的羊脂玉，是绝对容不下丝毫杂质的珠宝。

玉石的相关历史

　古人为什么把玉看得那么珍贵呢

　古代人迷信，认为玉有防妖避邪的作用。用玉做杯、碗、碟等祭祀用具和玉镯、玉簪、指环、烟嘴等装饰品。第三，玉的韧性强，受得住铁锤击打，这一特性连金刚石也无法与之相比。利用玉的色彩和这一优点可以雕成形态各异的动物、花草、楼阁、宝塔等精致的工艺品和装饰品。

　世界上最大的玉石是1971年美国加利福尼亚芸特雷附近的海底开采出来的，重5吨，被命名为"玉石之王”。1977年在加拿大沃森湖发现一块重达28吨的软玉石。1978年在缅甸地区发现了一块更大的玉石，重达90吨。但早在1960年，在我国辽宁省岫岩县采掘出一块特大玉石，体积为1068m3，重达26776吨，比国外三大玉石总重量还多14476吨，质地细腻，透明度好，是世界上真正的“玉石之王”。

　宝石若有辐射反对健康有害

　至于所谓的“各类宝石具有不同磁场，通过对人体辐射，可开运治病”，就更加令人哭笑不得。刘国彬说，有些宝石为了提高品相，可利用高能电子加速器进行辐射处理，将其中的微量元素激活变为同位素，从而改变颜色，提高身价。例如呈浅蓝色、身价不高的黄玉经过放射性处理后，可以变成身价不菲的极似天然的海蓝宝石。

　不过这种经辐射处理的矿石，有些要经过一年半载的衰变后，其放射性降低到人体所能承受的安全剂量，才可佩戴。有些要经过三五年甚至更久，才能达到人体安全佩戴的要求。如果宝石没通过放射性安全检测，就戴在身上，对身体反而有害。

看了玉石形成的地质条件还看：

1 说出丹霞地貌形成的地质作用过程

2 喀斯特地貌形成的地质作用

3 盆地形成的地质条件

4 大理市大理石矿藏形成的地质条件

5 玉是怎样形成的

石头的种类都在这里希望可以帮到你，石头一般指由大岩体遇外力而脱落下来的小型岩体，多依附于大岩体表面，一般成块状或椭圆形，外表有的粗糙，有的光滑，质地坚固、脆硬。可用来制造石器、采集石矿。在几千年前，我们的祖先就用石头来生火。 岩石，是在地质作用下形成的矿物聚合体，其中海面下的岩石称为礁、暗礁及暗沙，由一种或多种矿物组成的，具有一定结构构造的集合体，也有少数包含有生物的遗骸或遗迹（即化石）。岩石有三态：固态、气态（如天然气）、液态（如石油），但主要是固态物质，是组成地壳的物质之一，是构成地球岩石圈的主要成分。岩石根据其成因、构造和化学成分分类，按其成因主要分为三大类：火成岩、沉积岩和变质岩，花岗岩 火成岩按化学成分和矿物组成总体可分为两大类：酸性火成岩和碱性火成岩，详细可分为：苦榄岩 – 玄武岩 – 安山岩 – 花岗岩 – 粗面岩 – 响岩 – 脉岩 – 火山碎屑岩 八大类。火成岩按成因分为两类，一类是岩浆出露地表凝却而形成的火山岩，一类是岩浆在地表以下凝却形成的侵入岩。火山碎屑岩、玄武岩是一种火山岩，脉岩、花岗岩是一种侵入岩。沉积岩按沉积结构和组成可分为：页岩 – 砂岩 – 石灰岩 – 生物岩 – 化学岩， 主要分布在地表浅层。变质岩分为两大类：“正变质岩”和“副变质岩”，正变质岩是火成岩经变质作用形成的，副变质岩是沉积岩经变质作用形成的。又分为区域变质岩、接触变质岩、断层岩(动力变质岩)、混合岩、气液变质岩等类型。主要的经济矿物都是在变质岩中生成的。铸石是一种经加工而成的硅酸盐结晶材料，采用天然岩石（玄武岩﹑辉绿岩等基性岩﹑以及页岩）或工业废渣（高炉矿渣﹑钢渣﹑铜渣﹑铬渣﹑铁合金渣等）为主要原料﹐经配料、熔融、浇注、热处理等工序制成的晶体排列规整、质地坚硬、细腻的非金属工业材料。铸石具有很好的耐腐蚀、耐磨性能，其耐酸碱性可达99％以上，耐磨性比锰钢高5～10倍，比碳素钢高数十倍；其莫氏硬度7～8，仅次于金刚石和刚玉。但其韧性、抗冲击性较差，切削加工困难。由于铸石制品的韧性较差，硬度较高，难以切削加工，一般按一定形状和尺寸加工制品。其固定方式采用砌筑和镶嵌的方法。　　化石:（Fossil）存留在岩石中的动物或植物遗骸。通常如肌肉或表皮等柔软部分在保存前就已腐蚀殆尽，而只留下抵抗性较大的部分，如骨头或外壳。它们接着就被周遭沈积物的矿物质所渗入取代。许多化石也被覆盖其上的岩石重量压平。化石（读音：hua shi），古代生物的遗体、遗物或遗迹埋藏在地下变成的跟石头一样的东西。研究化石可以了解生物的演化并能帮助确定地层的年代。保存在地壳的岩石中的古动物或古植物的遗体或表明有遗体存在的证据都谓之化石。简单地说，化石就是生活在遥远的过去的生物的遗体或遗迹变成的石头。我们把这些石化了的生物遗体、遗迹就称为化石。从化石中可以看到古代动物、植物的样子，从而可以推断出古代动物、植物的生活情况和生活环境，可以推断出埋藏化石的地层形成的年代和经历的变化，可以看到生物从古到今的变化等等 石头的种类很多：1．氟石又称软水紫晶，软水绿晶，萤石。石色为黄、绿、蓝、紫等。具有玻璃光泽，加热时有萤光吊现，破碎后的石渣可作为过滤器中的滤材。在工业生产中常用作冶炼金属辅料和制造氟化物，也可以加工成低档玉石。产地为浙江金华、江西德安、河北隆化。2．孔雀石实际为铜矿的尾矿石，色泽碧绿且具有光泽，石面上有如孔雀尾状的圆形图案，故而得名。其中的铜离子会缓慢溶于水中，有助于补充水草对铜的需要，但不可摆放过多或过大，以防止铜的过剩。3．芙蓉石 别称样南玉、蔷薇石英。有玫瑰色、浅红色和白色。主要成分为二氧化硅。产于内蒙古、山西。4．木化石又称硅化石、树化石．15亿午前侏罗纪的树木经地壳运动及火山灰的埋没，演变成的化石。有灰色、黄褐色、褐色和黑色等。木化石在水族箱中更可以淋漓尽致地表现出历史的沧桑，木化石本身原是有机物，经过亿万年的演变而成为无机物，其外形仍保留着树木的轮廓，甚至可以从断面处清晰地看出年轮，是任何别的岩石所不能比拟的。在水族箱中，碧绿的水草可以代表现在，枯死的沉木可以代表过去，木化石可以代表远古，这一悠久历史的进程，完全用一种夸张的手法展现在一泓小小的水族箱中。从审美的观点来看，水草、沉木、木化石属于同性的但又不同质的材料，即表现统一的成分，又含有变化的特点，即和谐又有跳跃。木化石在水族箱是一种不可多得的珍贵石料，产于我国辽宁和浙江。5．黑云母片石是云母的矿石，黑色具有丝光。主要成分为黑云母，同黏土岩、 粉砂岩 或中、酸性火山岩组成。结构致密、细腻。全国各地均有分布。6．腊石 由酸性火山岩和凝灰岩组成，质地似玉，有**、浅**和白色。我国江南地区均有分布。7．鱼鳞石又称虎皮石、松皮石。色泽为青灰、青绿、黄红以及多色相杂，带布 白色斑 点和洞眼。产于浙江长兴。由石灰岩组成，不宜在水族箱中使用。8．英石 灰黑至黑色，内 有白色 或灰色条纹。因产于广东英德而得名，亦称英德石。9．菊花石 在白色、灰色或暗紫色的石面上有菊花形的花纹。产于湖南浏阳。10．户县石 褐色，石形古怪为石玩珍品．产于陕西户县。11．龟纹石又名风化石。由各种碎石聚合而成，色彩相杂，沟纹纵横。主要由石炭岩组成，其中的钙会慢慢涂人水中，使水质变硬。因此不宜在水族箱中使用。但可用于非洲水草造景中。产于四川重庆歌乐山、涂山。12．吴壁石 又称罄石。冈石质坚硬，敲击进声音清脆悦耳而得名。有黑、白、绿、褐等色，属大理石类。产于安徽灵璧县磐石山。13．昆山石 石质呼硬，具有沟纹和小孔。有黄、白两种颜色。产于江苏昆山县马鞍山。14．宣石 白色有光泽。石质坚硬有沟纹。产于安徽宣城。15．砂片石 又称砂积石。石色为灰、黄、绿等色。石质坚硬，有沟纹洞孔，呈片状。产于川西。16．千层石 青黑色与白色片状岩石相间重叠，石质坚硬。产于江苏太湖。17．鹅卵石 具有各种颜色。产于全国大大小小的河道中，可用于非洲式水草造景。

在萨落依矿区，硅质岩既产于基性熔岩流之间，也产于火山碎屑岩中。在阿克塔什矿区，硅质岩主要产于块状矿体上部或火山碎屑岩中。硅质岩层与地层整合产出，厚度一般为几米，最厚者可达4 m，在走向上，断续延长近1000 m。

1硅质岩的岩石学及岩石化学

矿带出露的硅质岩可分成两类：具条带状或纹层状构造的浅灰色硅质岩，可称为燧石岩；具条带状或纹层状构造的紫红色硅质岩，由于硅质岩含大量浸染状铁氧化物造成的结果，称之为碧玉岩。在阿克塔什矿区只见到了燧石岩，未见到碧玉岩；在萨落依矿区燧石岩和碧玉岩都有产出。条带状燧石岩都或多或少的含一定量的硫化物，最常见的硫化物为黄铁矿，有时也有闪锌矿。硫化物往往集中呈条带状或纹层状产出，它们与硅质条带互层，形成十分发育的条带状构造。研究证明，两个矿区的硅质岩在矿物组成上有一定的差别。

阿克塔什矿区的硅质岩：该区硅质岩具条带状构造，条带由黄铁矿、硅质相对集中分布形成，连续性较差，带宽为02～13 mm不等。显微镜下研究证明，硅质条带由石英、黄铁矿组成。石英占总体积的95%左右，呈他形粒状集合体，粒度为005 mm，具花岗变晶结构。偶见石英斑晶产于细粒石英集合体中，粒度为065 mm。斑晶形状各异，有的为浑圆状，有的为尖刀状，具火山晶屑特征。细粒再结晶的石英在这种斑晶周围则呈长条状，并垂直斑晶周边生长。这说明斑晶是在石英再结晶之前形成的，而不可能是后期再结晶的产物。硅质条带中有少量呈浸染状分布的黄铁矿，多为正方形或长方形自形晶，粒度005～025 mm。黄铁矿条带主要由黄铁矿、石英及白云母组成。黄铁矿占总量的55%左右，多为半自形粒状，粒度为012～015 mm。单晶中常有大量杂质矿物包裹体，有时见到显微雏晶。另外，在该类黄铁矿中，成岩环带增生晶较发育，为矿床同生成因提供了证据。黄铁矿受后期构造破碎作用较强，压碎结构、压溶结构及位错凹槽等十分发育。石英占该条带总体积的35%左右。这种与黄铁矿共生的石英多为长板状晶体，长03 mm，宽003 mm。长板状石英往往垂直黄铁矿周边生长，具束状结构特征。白云母占该带总体积的7%～10%左右，为板状自形晶，长为004～075 mm，宽为001～007 mm。该矿物往往集中呈条带沿黄铁矿条带分布。白云母遭到较强的后期蚀变作用影响，有时完全分解不显光性。另外，硅质岩中还有2%左右沸石类矿物，1%左右绿泥石，它们都是后期热液蚀变的产物。

萨落依矿区的硅质岩：由条带状硫化物燧石岩及条带状碧玉岩组成。条带状硫化物燧石岩由硫化物条带和硅质条带互层组成。硅质条带占全岩石总体积的 70%以上，带宽02～21 mm不等。该条带主要组成矿物为石英、绿泥石。石英为隐晶质和微晶集合体，占硅质条带总体积的 70%左右。该矿物为他形粒状，粒度为 002～005 mm，具花岗变晶结构，绿泥石为鳞片状，粒度为002～005 mm。绿泥石常集中分布，形成条带，并与石英条带互层构成硅质岩的纹层。绿泥石占硅质条带总体积的30%左右，其含量显然比阿克塔什矿床硅质岩中高得多。硫化物条带占全岩总体积的 30%左右，主要由黄铁矿、闪锌矿组成。黄铁矿占硫化物总体积的 90%，半自形晶，粒度为 05～21 mm。该矿物中常含有柱状石英，其柱长006～01 mm。这是一种典型的低温石英，在 VHMS 型及 Sedex 型矿床中常见（Eldridge，et al，1983，韩发等，1997）。这种石英的存在，为该矿床形成于低温条件下提供了证据。在后期变形-变质作用影响下，黄铁矿强烈破碎，形成压溶结构及位错变形。闪锌矿占硫化物条带总体积的7%左右。在透射光下，闪锌矿呈浅米**，说明该矿物是低铁变种。电子探针分析证明，闪锌矿中铁含量相当低，变化于05%～16%。这种低铁闪锌矿是在低温条件下形成的。闪锌矿中常有大量黄铁矿微粒，呈浑圆状、乳点状或棒条状。这些黄铁矿微粒有的无规律分布，有的沿闪锌矿解理或裂隙系统分布。因此黄铁矿可能有两期：第一期黄铁矿（无序分布者）可能与闪锌矿近同期形成，以微包裹体方式存在于其中；第二期黄铁矿可能是在后期热事件中形成，以充填-交代方式存在于闪锌矿的微裂隙之中。总体看来，闪锌矿与黄铁矿时空关系较密切，形成时间可能十分接近。

另外，在条带状硫化物燧石岩中，经常有少量（1%左右）黄铜矿产出。该矿物有时呈细脉状交代黄铁矿，有时呈浸染状分布在硅质岩中。总之，黄铜矿是后期矿化事件的产物，与硫化物燧石岩同生成因无直接关系。

条带状碧玉岩为暗红或紫红色，具十分发育的条带状或纹层状构造。条带基本上可分为3种：以石英、绿泥石为主的条带；以石英、斜黝帘石、绿帘石、锰绿帘石为主的条带；以斜黝帘石、绿帘石、石英为主的条带。3种条带中都含石英、钠长石晶屑（占全岩总体积的5%～10%）及自生钾长石（表4-1）。显微镜下研究证明，在不同条带中，上述矿物产出特征基本相似。

石英呈他形粒状，粒度为0003～0005 mm。这些微晶石英有时呈球颗状集合体，球颗直径为005～01 mm。绿泥石为鳞片状集合体，鳞片粒度为0005～001 mm。帘石类矿物有斜黝帘石，绿帘石及锰绿帘石3种。一般情况下，在深色条带中绿帘石多些，在浅色条带中锰绿帘石多些。绿帘石和锰绿帘石均为他形粒状，粒度为002～0035 mm。个别锰绿帘石呈柱状，柱长为02～035 mm，多色性特别显著：np为橙**、nm为紫红色、ng为鲜红色。这种柱状锰绿帘石往往沿着局部热液再活动的条带分布，在这种条带内斜黝帘石也较发育。斜黝帘石是该区碧玉岩中常见矿物之一，其含量可占全岩总体积的10%左右。该矿物为不规则粒状，有时为长条状。这种长条状斜黝帘石往往形成球粒状集合体，具有浑圆形轮廓，球粒直径为003 mm，均一分布在微晶石英、绿帘石集合体中。

表4-1 萨落依矿床碧玉岩中长石电子探针分析结果（wB/%）

表4-2 萨落依矿床帘石类矿物电子探针分析结果（wB/%）

帘石类矿物应属准同期水热变质作用的产物，其可能是与基性火山作用有关热液沉积岩的重要特征。在海底热液成矿系统中，热液沉积物中含有一定量的火山凝灰物质是普遍现象。显微镜下研究证明，该碧玉岩中确实含石英、斜长石晶屑，这些晶屑为棱角状、尖刀状，粒度一般为 0075～01 mm。当然，显微镜下难于确定的更微细凝灰物质肯定存在。这些基性火山灰物质富含Al、Mg、Fe、Ca、Mn。在热变质作用影响下则形成了斜黝帘石、绿帘石、锰绿帘石等矿物。电子探针分析表明，这些帘石类矿物都富含 Al、Fe、Ca，特别是锰绿帘石相对富含MnO（表4-2）。

本项研究对条带状碧玉岩进行了岩石化学全分析。化学分析工作是在中国科学院地质研究所化学分析实验研究室进行的，分析方法为 X 射线荧光光谱。从分析结果（表 4-3）可以看出，萨落依、古鲁滚涅克矿床的碧玉岩富含 Al、Fe、Ca、Mg、Mn 等组分，FeOt、MgO、MnO、CaO的含量在基性岩中分别为 1103%、746%、025%、968%，而在酸性岩中则分别为379%、070%、008%、163%，比前者低3～10 倍。因此，研究区碧玉岩富含基性岩的组分，这是该类岩石形成于基性火山海底热液成矿系统的直接证据。

另外，有的碧玉岩特别富含Na2O（表4-3、97SL025号样）。这是该类样品含较多斜长石晶屑所至。电子探针分析表明（表4-1），这些斜长石都是钠长石，它们可能是在海底火山热液系统中经钠质交代而成。除了呈晶屑存在的钠长石外，其实在研究区的硅质岩中都或多或少含有微晶钠长石。这些微晶钠长石可能是由更微细的基性火山灰物质变来。

表4-3 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床热液沉积岩的化学组成（w B/10-2 ）

2硅质岩的稀土元素组成特征

对萨落依矿区4件碧玉岩样品进行了稀土元素组成测定。测定工作是在中国科学院地质研究所化学分析实验研究室完成的，测定方法为等离子光谱。从分析结果（表4-4）及其球粒陨石标准化图形（图4-1）可以看出，这4件样品的ΣREE明显不同，可分成两组：第1组的ΣREE变化于15631×10-6 ～17036×10-6 ，相对较高；第 2 组的ΣREE 变化于7355×10-6～9953×10-6，相对较低。显微镜下研究证明，前者（样号为96008，96053）富含帘石类矿物，这可能是其富集REE的原因。从表4-4 和图4-1 还可以看出，4 件样品的铕异常均不明显，但铈显著亏损，δCe最低者只有058，轻重稀土分馏不强，La/Yb变化于390～610，均值为477。

表4-4 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床热液沉积岩的稀土元素含量（w B/10-6 ）

图4-1 萨落依矿床、古鲁滚涅克矿床碧玉岩的稀土元素图形

现代海水沉淀下来的化学沉积物，如洋中脊附近的Fe-Mn沉淀物，准确地反映了海水相对亏损 Eu和 Ce的特点。福尔（1977）认为，化学沉积物特别是条带状含铁建造是追踪随着时间的推移沉积环境中稀土元素演化的最好物质。含铁建造作为典型的热液沉积岩，随着地质历史的演化，其稀土元素组成有如下特点：第一，从太古宙至今，各类含铁建造的 REE总量都是低的（Fryer 1983；Graf，Jr，1978；Fleet，1984），当然那些富含磷灰石、独居石或磷钇矿的样品除外，因为这些矿物特别富集REE；第二，在太古宙含铁建造中未发现 Ce有明显的异常，而自中、新元古代开始则观察到了富集和亏损两种异常的例子，在现代洋脊金属沉积物中具有显著的 Ce亏损；第三，Eu异常对不同类型的化学沉淀物不一样。例如，阿尔戈马型铁建造，无论它们产在太古宙还是古生代，都普遍具有 Eu正异常，并且其REE图形十分相似；而苏必利尔湖型铁建造一般不具 Eu正异常，但几乎在每一个地区的测试样品中，总有个别样品显示弱的 Eu异常。现代洋脊金属沉淀物中普遍具有负 Eu异常；第四，太古宙含铁建造稀土元素分馏不明显，La/Yb比值可低至35，而自元古宙起，则其轻重稀土分馏趋于增强，东太平洋隆峰顶沉积物的La/Yb比值为61～63（Fleet，1984）。但总的看来，这个比值仍然低于同时代的陆源沉积物，如现代深海软泥La/Yb比值为 11（Mclennan and Taylor，1980）。特别要指出的是，在地质历史的演化中，含铁建造中的Ce及Eu异常明显的规律性与地壳及海水本身的演化有关。在太古宙及古元古代，由于强烈的火山活动，大量的强还原热流体排泄到海洋，因此，当时的海水富含Eu2+，各类化学沉积物都具有显著的正 Eu 异常。自中元古代以后，由于海水变成氧化型的，Eu2+、Ce3+分别被氧化成 Eu3+、Ce4+而与其他的稀土元素分离。因此，自中元古代起、局部地区自古元古代起，各类化学沉积物明显亏损 Eu、Ce，尤以现代洋中脊的金属沉积物为特征（Eryer，1979）。当然，在特殊条件下，由于局部环境具强还原热流体的存在，有些化学沉积物具有 Eu正异常，如布罗肯希尔矿床的硫化物矿石及近源喷气岩（Lottermoser，et al，1989），古生代阿尔戈马型铁建造及某些块状硫化物矿石（Graf，Jr，1977、1978）。特别是近十年来对不同地质环境下热液系统中热流体及有关化学沉积物的研究证明，在海底热泉喷口处，在海水混入量较少的情况下，热流体及其化学沉积物显著富含轻稀土，并具强正铕异常（Michard，et al，1983、1989；Timothy，et al，1990，表4-5）。

表4-5 不同地质环境下高温热流体及其化学沉积物稀土元素的某些特征参数

上述可见，研究区碧玉岩的ΣREE比一般热液成因硅质岩的ΣREE偏高（韩发等，1997），这可能是该类岩石中含一定量火山凝灰物质所致。正如福尔（Fryer，1983）指出的，热液沉积物的稀土元素含量一般是非常低的。因此，任何有意义的陆源物质或火山碎屑的加入都会严重影响REE的丰度，也影响其数据的解释。尽管如此，研究区碧玉岩铈和铕异常的情况与现代洋脊金属沉积物很相似，说明它们是在水体中沉积形成的，但是又与海底热液系统有关。另外，与各类含铁建造相似，本区碧玉岩均具有重稀土比同时代碎屑沉积岩相对富集的特征。这是因为重稀土配合物具有较大的稳定性，故它们在水中停留时间比轻稀土要长，结果海水比同时期的海洋碎屑沉积物相对富含重稀土，如太平洋海水、现代深海软泥及北美页岩的La／Yb比值分别为541、11和106。研究区碧玉岩的La／Yb比值平均为477，不但低于现代深海软泥，也低于40个北美页岩的平均值，证明它们不是一般的陆源沉积物，而是在海水参与下，以化学沉淀方式形成的热液沉积岩。

3硅质岩喷气沉积成因证据

已经积累起来的大量实际资料和野外地质关系的研究证明，前寒武纪铁建造及与块状硫化物矿床有关的各类硅质岩、长石岩及电气石岩等均属热液沉积岩。在这样的背景上采用类比的方法，对有关热液沉积岩的成因进行研究。

从硅质岩岩石学本身来看，它具有非常发育的沉积条带状构造，显然不是交代形成的。然而矿物结晶程度差，粒度微细，特征的缝合线结构，意味着它未曾遭受过强烈的变质作用，也不可能是砂岩之类的岩石经变质作用形成。特别是在硅质岩中常常见到一种由微晶石英组成的胶粒状结构，单个胶粒直径为 005～01 mm，多呈圆形或椭圆形。这种胶粒状结构在加拿大塞尔温盆地与块状硫化物矿床有关的硅质岩以及澳大利亚 Mount Windsor火山岩带的硅铁质喷气岩中亦常见（Duhig，et al，1992）。另外，在澳大利亚东北部 Lau盆地中于水下1990 m处现代热液沉积形成的重晶石-蛋白石岩中，也见到了这种胶粒状结构的蛋白石（Bertine，et al，1975）。研究表明，这种结构是胶体沉积形成的，说明了硅质岩是SiO2化学沉淀的直接产物。

硅质岩有生物成因的也有火山成因的。但以下的地质事实十分重要：①硅质岩在地质历史中的分布以前寒武纪为最多，在显生宙则逐渐减少；②从数量上来看，硅质岩以产于地槽区为主，并且绝大多数不含或很少含硅质生物介壳；③地槽区的硅质岩往往直接位于水下喷发熔岩之上（Carrison，1974）或直接上覆于热卤水沉积物（块状硫化物、赭石等）之上（Bernard，1982；Robertson，et al，1974）；④这种硅质岩往往与含黄铁矿的黑色页岩伴生，而与碳酸盐岩“势不两立”（Siever，1962；Хворова，1977）；⑤特别是对于地槽区的硅质岩，尽管它们有时含有硅质生物介壳，然而这些硅质生物是与燧石岩成因无关的附带组分，只是因为那里富硅的水体环境是它们得以保存下来的良好场所（Robertson，et al，1974）。上述事实说明，与硅质岩有关的沉积建造形成于闭塞的深水局限盆地，其中只接受少量或不接受碎屑物质，因此海水化学成分与正常海水不同，即存在非正常补给的SiO2使得硅质生物介壳得以保存，并且 pH 值偏低，使浮游的钙质生物残体发生溶解（Siever，1962）。因此，硅质岩的形成与火山活动有着密切关系，生物成因不是主要因素。尤其在某些矿床中，如中国大厂锡-多金属矿床，加拿大沙利文和澳大利亚布罗肯希尔的块状硫化物型矿床，其硅质岩中具喷气成因特征的电气石岩纹层非常发育，这是生物成因的硅质岩所不具备的。另外，现有的资料表明，不同成因类型的硅质岩化学组成是不一样的。从表4-6可以看出，TiO2、Al2O3、K2O、Na2O、MgO 的百分含量在生物成因的硅质岩中普遍低，而在与火山作用或海底热液系统有关的硅质岩中普遍高，这种差别对于判别硅质岩的成因是特别有用的。为醒目起见，将有关资料表示于图4-2、4-3。从 Al2O3-TiO2的投影图上可见，生物成因的硅质岩与火山或海底热卤水成因的硅质岩明显分为两个区。同时，在生物成因的硅质岩区，投影点零散分布，Al2O3和 TiO2之间无相关关系；而在火山及海底热卤水成因的硅质岩区，投影点呈带状分布，Al2O3和 TiO2之间相关系数为06390，呈正相关关系。地球化学研究表明，对于充分海解的化学沉积岩 Al2O3和 TiO2之间呈正相关关系（韩发等，1983）。图 4-2 揭示出来的规律与这一原则是一致的，其提供了另一个判别硅质岩成因的地球化学方法。当把阿克塔什-萨落依地区硅质岩样品分析结果投影于图4-2，4个数据点都落在了火山或热卤水成因的硅质岩区，说明硅质岩在成因上与热卤水活动有关。在w（Al2O3）-w（K2O+Na2O）图解上，两种不同成因的硅质岩也明显分为两个区。同样，研究区样品的投影点也都落在了火山或海底热卤水成因的硅质岩区内（图4-3）。

图4-2 不同成因硅质岩中w（TiO2）-w（Al2O3）关系图

图4-3 不同成因硅质岩中w（K2O+Na2O）-w（Al2O3）关系图

表4-6 不同成因硅质岩的化学成分（wB/%）

4关于硅的来源问题

为探索硅的来源，首先要讨论的一个关键性问题是，海底火山活动或热卤水系统能否提供足够物质以形成热液沉积岩。尤其是这种系统能否提供足够的SiO2形成硅质岩，又是关键的关键，因为硅质岩是热液沉积岩中数量最多、分布最广的岩石。另外，在20℃时，非晶质SiO2要达到11926×10-6才能从正常海水中以化学沉淀方式沉积下来，而正常海水中只有4×10-6的非晶质SiO2。下面我们用一些现代地热系统及海底热卤水系统的资料，简要阐明这个问题。

西藏地区喜马拉雅现代陆相地热带没有火山活动，但热水爆炸及间歇喷泉活动十分强烈。该区 277 个水样研究结果表明，SiO2是热泉水中重要组分，其平均含量以（32～100）×10-6为主，大于100×10-6者占总样品数的17%。那些富含 SiO2的热泉，当热水喷到地表以后，SiO2则变为凝胶状态，以化学沉淀方式沉积下来，形成硅华台地、硅华丘。有的硅华丘高达50 m，有的甚至高出河谷达 400～500 m。这些 SiO2的沉淀物常呈致密块状、条带状构造（中国科学院青藏高原综合考察队，1981）。上述资料虽然来源于陆相热泉系统，但它至少说明热泉系统确实能提供大量的 SiO2，并形成相当规模的硅质岩。关于现代海底火山活动和热卤水系统目前也积累了大量的资料：在 Surtsey 火山活动区附近，SiO2浓度突然提高了 3 倍（Stefansson，1966）；在南极洲 Deception 岛火山喷气活动区附近，水体中Si和Mn浓度分别达到50700mg/L和2420mg/L（Elderfield，1972）；Banu Wuhu海底火山喷口热水中SiO2含量比附近海水高10倍，铁和锰的氧化物沉作用显而易见（Zelenow，1964）；红海热液系统（A-Ⅱ海渊）的卤水中含 SiO2为 6419×10-6 ，是正常海水的16倍（Emery，et al，1969）；太平洋 21°N 热泉系统中，喷口附近卤水含 SiO2高达1291×10-6 （Rosenbauer，et al，1983），此处白色烟室喷出的流体主要成分是重晶石和非晶质的SiO2。研究证明，从这些卤水中形成的化学沉淀物确实含有大量的非晶质 SiO2。如红海“A-Ⅱ”海渊的沉积物中，铁蒙脱石相、非晶质针铁矿相、硫化物相和水锰矿相分别含 SiO2为244%、87%、247%和75%，其中被确定下来含SiO2的矿物只有铁蒙脱石，因此，其他各相中均含有大量的非晶质SiO2（Bischoff，1969）。在太平洋21°N“黑色烟室”沉积物中，也有大量非晶质 SiO2，这些非晶质 SiO2有的在硫化物表面呈球状，有的呈薄层状与硫化物互层产出（Haymon，et al，1981）。在澳大利亚东北部 Lau 盆地所发现的重晶石-蛋白石岩更是富含SiO2的现代热液沉积物。海洋地质学研究发现，海底热泉系统总是位于规模不大的局限性深水盆地内。如红海“A-Ⅱ”海渊长14 km、宽5 km、水深2170 m。太平洋21°N处的“黑色烟室”分布于长62 km、宽仅02～05 km、水深2600 m的狭长盆地中。这就保证了排泄到海底的热卤水与广海中的大洋水互不发生混合，因而有利各类化学沉积物的形成。其实这种地质环境与古代块状硫化物矿床的形成环境是一致的。

许多研究者对海底火山活动或热卤水系统对海水成分的影响及其在地质历史中的演变给予了极大的重视。表4-7是每年排泄到海底的热卤水及注入大洋的河流带入海洋中某些成分的资料（Honnorez，1983）。不难看出，卤水与河流带入大洋中的主要成分的数量几乎相等，其中卤水带给大洋的Mn、Li、Rb更多。根据现代洋中脊热卤水对流系统计算，在5～11 Ma内，全部海水可能通过洋脊对流循环一遍，在200 Ma内洋底可能更新一次，因此洋底没有发现老于侏罗纪的岩石。这些资料说明，即使地壳运动处于相对稳定的今天，海底热液系统对海水成分的影响也起着“二分天下”的作用。如果考虑到地球形成的早期，海底火山活动更强烈，那么海底热液循环系统带给大洋的物质就更加可观。稀土元素地球化学的研究已经为此提供了证据。如前所述，自太古宙及古元古代开始，到中元古代及显生宙，各类含铁建造中 Eu、Ce 的异常具有明显的规律性的变化。这种变化证明了，在太古宙和古元古代通过海底热泉系统有大量强还原热流体被倾泻到海底（Fryer et al，1979）。这种热流体势必含有大量 SiO2，并从中沉淀形成硅质岩。这就不难理解，硅质岩在地质历史中的分布主要出现于前寒武纪。当然，随着地质历史的发展，海底火山活动逐渐变弱，与之有关的化学沉积物也相应减少，以至于在现代大洋盆地中没有相当规模的这类化学沉积物被发现。显然，在这里不能机械地应用“将今论古”的原则。基于这种理解，把阿克塔什-萨落依成矿带产出的地质环境、含矿建造、主要容矿岩石的岩石学及地球化学特征联系起来看，我们认为本区的硅质岩是从海底热卤水循环系统中以同生沉积/成岩方式形成的。在以热液沉积岩为主的层位中，有少量的陆源泥质和火山灰物质混入，形成纹层状的绿帘石岩，这并不是什么反常的现象，而是客观地质作用的必然结果。

表4-7 海底热卤水及河流带入海洋成分对比表（mol/a）