沉积相带特征

1潮上带

潮上带与潮间带上部常呈过渡关系。海水只有在大风暴或涨大潮时才能漫延到上面，通常保持较干燥环境，藻叠层沉积不发育，当陆源物质较少时形成一些纹层状云岩或纹层状藻叠层云岩；当陆源物质较多时，形成含泥云岩、含砂云岩等，有时见有干裂、石膏及石盐假晶等干旱蒸发沉积标志。

尽管风暴潮携带大量沉积物载荷，但由于软的似球粒状（砂屑）沉积物很难在这样水动力条件下沉积下来，因此仅有少量沉积物留在潮上带（Shinn,1983）。潮上带所能接受的沉积物一般较薄并呈纹层状。每次风暴潮所形成的沉积物仅几厘米厚，不超过十几厘米。这些薄的沉积物在干旱蒸发条件下易干裂翘曲并被下次风暴所冲刷起，且部分被带到其它环境沉积下来，少量的片状砾（泥裂多角体被风暴冲蚀的产物）沉积于层状沉积物中，多呈平卧状（即平行层面）。此外，潮上带还可能存在部分陆源砂泥（沙庆安，1983;Shearman,1963, Bhattacharyya and Friedman,1983）由于潮上带暴露时间过长，其沉积物厚度有限。

图3—2　华北中、新元古代高于庄—雾迷山组沉积模式

高于庄组中下部、杨庄组和雾迷山组各沉积旋回的下部、韵律底部多见潮上带与上潮间带过渡沉积。发育在雾迷山组第7—8岩性段，有时也见于其它层位的硅质内碎屑云岩是典型的潮上带和上潮间带的过渡沉积。

2潮间带

潮间带位于平均高潮线和平均低潮线之间，以间歇能沉积为特点。发育着砂屑白云岩、鲕粒白云岩、有壁的锥柱状叠层石和少量层状叠层石。潮间带的层状叠层石色浅、纹层对不规则、亮暗层对比明显、具柱状或碟形干裂收缩缝和鸟眼构造（或窗格状组构）等。羽状交错层理是潮间特征构造。可进一步分为上潮间带和下潮间带。

上潮间带出露水面时间多，属低—中间歇能沉积环境，上潮间带有较发育的纹层状藻叠层云岩时，常具斑点及小凝块结构，纹层间有时也见有干裂收缩细纹或微冲刷现象，十分特征的似竹叶状砾（藻）屑云（硅）岩经常见其夹于纹层状藻叠层云岩中。有时还有具藻迹纹层状硅岩。砂云岩、砂屑云岩亦较发育。低幅度不甚对称波痕也应属上潮间带的沉积标志。

下潮间带的沉积就比较复杂了，有时甚至是与潮下高能带沉积是混生的。波纹和大波纹状藻叠层云岩是开阔陆表海下潮间带的重要沉积标志。凝块微晶云岩、中－小型柱（锥）状藻叠层云岩也是下潮间带标志。亮（微）晶粒屑云岩，尤其是内碎屑、鲕粒、藻鲕及团粒等多种粒屑混生的粒屑云岩也是下潮间带特有的。下潮间带普见单向水流交错层理、交错层理、高幅度较对称波痕、准同生角砾等。

下潮间带沉积在高于庄组中上部、杨庄组上部、雾迷山组各沉积旋回的中上部均较发育，常与潮上带或上潮间带呈连续过渡沉积。

由于潮间带常暴露于大气中，水体动荡，不利于沉积和保存，沉积速率低，故总体上沉积厚度较小。

3潮下高能带

位于平均低潮面以下，波基面以上。开阔陆表海中的潮下高能带一般比较宽阔，具持续高能特点，Ⅲ－V级，尤其是邻近滨线附近的能量最高。有大量藻鲕、藻团（凝块状的与葡萄状的）沉积，在底质稳定条件下，形成以藻团为基本层的大型锥或柱状藻叠层白云岩。

由于没有钻孔动物和觅食动物的存在，层状叠层石等异常发育，其特征是色深、纹层密集平整并不见收缩缝等蒸发标志。该带可见各种交错层理、波痕和巨波痕，除了藻叠层白云岩类外，还可有鲕粒白云岩和砂屑白云岩。潮下高能带可能存在潮汐沟道（tidal channels）、潮汐三角洲（tidal deltas）、生物岩礁（bioherms）和生物层礁（生物丘，biostromes）等亚环境。以生物丘（层状藻叠层白云岩组成）为主，而潮汐沟道、潮汐三角洲则为一些砂屑白云岩和鲕粒白云岩，单剖面相分析中难以区别。该带藻类活动强，沉积速率高，沉积物迅速胶结易于保存，是良好的沉积场所。

雾迷山组第三、五、六岩性段潮下高能带沉积发育。

4潮下低能带（开阔海）

位于波基面以下，即为陆棚区。由于波基面以下水体变深水体较深，光线微弱，藻类活动少，因此主要为贫藻迹的、化学沉淀为主的泥晶白云岩类，夹部分风暴回流所携带的异地风暴沉积。由河流注入的陆源泥质的沉降随同泥晶白云石并沉淀一同进行，泥质含量高时可成为含泥泥晶白云岩和泥云岩（野外剖面上构成低洼地貌）。该带无明显的沉积构造，泥晶白云岩均呈块状构造，在沉积作用微弱期间可能形成海底硬地。和陆源碎屑沉积环境不同，陆棚区是碳酸盐沉淀的有利场所。

雾迷山组最常见的韵律变化是泥晶白云岩和密层纹藻叠层白云岩组成的韵律，并大套出现，反映潮下低能带和潮下高能带为主的沉积环境。

5具近岸浅滩的潮间带

当水流不断将潮下高能带的鲕、藻鲕、藻团等粒屑物质搬运到潮间带中下部而堆积起来时，可能形成近岸浅滩型沉积，这样在滨线附近就构成隔栏作用，向岸一侧出现一种较闭塞的沉积环境，可称之为潮间泻湖。

泻湖环境水体安静，水中盐分或含卤量时高时低（受河流注入量、蒸发量、降雨量以及与海水的交换条件的影响），不太利于藻类的生长。因为处于发展初期的蓝绿藻不一定像现代蓝绿藻那样广泛地适应各种环境。主要为（含泥）泥晶白云岩和它与凝块石核形石组成的韵律。韵律变化可能反映水体含盐量变化，正常时藻类繁盛形成凝块石、核形石（凝块石多见），盐分不正常时则以泥晶白云岩为主。泻湖内的泥晶白云岩与潮下低能带泥晶白云岩的区别主要在于其韵律关系，前者常与凝块石和核形石构成韵律，而后者则常与密纹层叠层石构成韵律。泻湖内蒸发作用强，离子浓度可能比正常海水高，且水体安静，从而有利于碳酸盐（白云石）的沉淀，故其沉积速率较大。例如宣化下葛峪剖面雾迷山组第六、七岩性段，其泥晶白云岩厚度比达91%和72%。

近岸浅滩由于沉积时水流条件多变，即有来自潮下，又有来自潮上的物质，所以粒屑成分复杂，常显条带状构造，其中斜层理及交错层理均较发育。潮间泻湖水浅且停滞，沉积变得单一，以较发育密纹层和密波状藻叠层云岩发育为特征，富含沥青质，藻纤微结构发育。

近岸浅滩与潮间泻湖相沉积在雾迷山组下部较发育。

6具水下浅滩的潮下低能带

平缓开阔的潮下高能带，由于水流而使底部物质经常移动，在地形微起伏地带鲕粒或藻团聚集而成水下浅滩型沉积，由于浅滩的隔栏作用，在近岸一侧而形成较闭塞的沉积环境，也类似泻湖，为与潮间泻湖区别，可称之为潮下泻湖或局限海，也就相当杨等（1972）模式中的潮下低能带。

水下浅滩比潮间近岸浅滩沉积环境稳定，其标志是粒屑类型较单一，主要是藻鲕和高能鲕组成，较稳定，呈层状。由藻团聚集而成的浅滩沉积，多发育成锥状或柱状藻叠层构造，进而演化成礁体，这在雾迷山组中部很发育。

潮下泻湖或闭塞潮下低能带，由于水体停滞，能量显著变低，阳光仍较充足，形成发育的密纹层-密波纹状藻叠层云岩，富含沥青质，主要显藻纤微结构，沉积厚度一般也较大。因此潮间泻湖及潮下泻湖都是良好的生油环境，近岸浅滩和水下浅滩是良好的储油环境。

潮下泻湖与水下浅滩所形成之韵律及潮间泻湖与近岸浅滩所形成之韵律类似（图3—2），区分标志是前者厚度大些，较稳定，尤其以藻团-锥（或柱）状藻叠层发育为特征。

在下潮间带或潮下高能带，发育着各种藻类组成的生物丘，生物丘之间易形成低凹地带，这些低凹处连同被废弃的潮汐沟道称为水下凹地。水下凹地比较安静，而藻类活动仍繁盛，主要形成核形石、凝块石白云岩等。有的鲕粒被带凹地内而被胶结成葡萄石，形成鲕粒-葡萄石白云岩。该环境中的核形石、凝块石经常和邻近的其它岩性构成韵律。这样的水下凹地大量存在可形成可观数量的凝块石和核形石白云岩，但它们很容易被充填。水下凹地填平后再次经受高能条件，未固结的凝块石、核形石可能在藻类、波浪、潮汐水流的共同作用下拉长定向形成锥、柱状叠层石、层状、波状叠层石。

地球上的岩石种类有很多，但是大致可以分为火成岩、变质岩和沉积岩三大类。这里说说每一类中的一些常见岩石的来历。首先，从地质学的角度，地球的表面可以大致简化为下图这样的模型：

我们现在就来看下模型中的每个区域都有什么岩石，以及它们是怎么来的。

这里有必要先澄清两个易混淆的概念。第一，岩石圈（lithosphere）和地壳（crust）不是一回事。岩石圈是包括了地壳和地幔最上层（uppermost mantle），它的下方为软流圈（asthenosphere）。而地壳又分为海洋地壳（oceanic crust，又叫洋壳）和大陆地壳（continental crust，又叫陆壳）。而我们平常在讨论“版块”（plate）的时候其实是在说岩石圈。如果一个版块的上方大多数区域为海洋地壳（例如上图中大洋中脊到海沟之间的那一块），这个板块就是海洋板块。如果其上方有明显的大陆地壳，则这个版块就是大陆板块（例如上图中最右侧的版块，以及从图最左侧到大洋中脊的这一板块）。第二，岩石（rock）和矿物（mineral）的区别需要注意。岩石是一种或多种矿物的混合体，而矿物是天然形成的固态纯净物（包括单质、化合物）。下面我们开始说岩石的形成。

最初，地球和太阳系的其他行星（至少是其它类地行星）是同时形成的。地球形成之初是一颗混沌一体的星球，和现在宇宙中的球粒陨星（chrondrites）的结构类似，并没有地核、地幔和地壳的分层。但是，在地球形成之后约5千万年，一颗火星大小的星球希亚星（Theia）撞上了地球，产生了巨大的能量，几乎将地球整体融化为液体（一部分物质被撞离地球，形成了月亮）。在这一过程中，液态的地球开始分层。液体中比较重的物质，比如铁和镍，开始往地球中心沉降，分化形成了铁质的地核。剩下的镁、铝、硅、碳、氧、钙、钠等较轻元素组成的物质浮在地核外面，形成了原始地幔（primitive mantle）。那些较重的物质向地心沉降的分化过程中，重力势能被释放，因此地幔能够不断吸收能量，保持温度，并且能够有所对流，这也为地磁的形成提供了一定的条件。

之后，地球进入了冷却期，热量以长波辐射的形式被送往空间。冷却最快的是最外层，温度降到了一些矿物的熔点以下（例如石榴石、尖晶石、橄榄石、辉石等）。这些矿物开始形成固态晶体，而这些晶体就在地幔的上部组成了二辉橄榄岩（lherzolite）、橄榄岩（peridotite）、纯橄榄岩（dunite）、辉岩（pyroxenite）、斜方辉橄岩（harzburgite）、矾石（websterite）等地幔岩石（mantle rock），形成了最早的岩石圈（lithosphere）。这些岩石的厚度并不均匀，薄弱的地方后来就成了板块的生长边界。在这一过程中，彗星为地球带来了水，岩石的上方开始形成海洋。

有了这些最初的岩石，后来也就有了各种岩石的形成。首先是火山活动造就的各种火成岩（当然，前面那些岩石也是火成岩，由于含硅极少，它们被归为Ultramafic）。火山活动大致可以分为三类：大洋中脊（Mid Ocean Ridges），火山岛(Volcanic Islands)和火山弧(Volcanic Arcs)。首先我们看大洋中脊：

在部分地区，板块（岩石圈）向外漂移，导致岩石圈变薄，软流层上升。岩石下方的压强变小，导致岩石熔点变低，这样就产生了大量的岩浆。岩浆向上涌动，从薄弱处流出地球表面再冷却，就形成了大洋中脊。大洋中脊形成的火成岩组成了海洋板块。海洋板块的主体部分是辉长岩（gabbro），这是一种侵入性火成岩，是在板块岩石内部逐渐冷却而形成的。少部分岩浆在大洋中脊的顶端浸入海水中，急速冷却，形成了喷出型的玄武岩（basalt），也就是大部分海洋板块的表面。

第二种火山活动是火山岛（Oceanic Islands或Volcanic Islands，最典型的是夏威夷群岛，其余还有大溪地、毛里求斯、法罗群岛和佛得角群岛等）。

这种火山活动位于板块的中心。在那些地方，高温的地幔热柱（mantle plume）从地幔深处向上升起，形成热点（hot spot）。因其温度特别高(比正常岩浆高200摄氏度左右)，而得以穿过海洋板块的岩石圈，冷却后在海洋中间形成火山岛。由于它的岩浆是来自于比较深的地幔，因此它的化学成分和形成于大洋中脊的岩石有所区别。比如它含有更多的钾、钡、锆、钛等元素。这些岩浆在地球表面形成的火成岩堆积隆起至海平面以上，就形成了火山岛。

火山岛的岩石根据钾、纳、铁等元素的含量，可分为两大系列。第一种系列以夏威夷群岛为典型，含有较多的铁，统称为拉斑玄武岩系列（tholeiitic trend），其来源岩浆分为橄榄玄武岩（olivine normative basalt）、石英玄武岩（quartz normative basalt），冰岛玄武岩（basaltic icelandite）、冰岛岩（icelandite）等种类。第二种系列可以在大多数其它火山岛上找到。该系列和拉斑玄武岩相比，地幔的部分融化（partial melt）程度较小，含有更多的碱金属，且有碳酸钙参与反应。该系列名为碱性玄武岩系列（alkaline trend），可以分为橄榄粗安玄武岩（mugearite）、夏威夷岩（hawaiite，虽然它在夏威夷群岛的含量很小，却以夏威夷命名）和粗面岩（trachyte）等多种岩石。由于板块在移动而地幔热柱的位置并不随之移动，因此火山岛经常成串出现（原理类似于打点计时器）。至于地幔热柱的产生原因，学术界尚有争议。有人认为是纯粹的热力学原理，有人认为和地球自转有关，也有人认为是俯冲到地幔的板块搅动地幔所致。在比较特殊的时候，大洋中脊和地幔热柱会重合（例如加拉帕格斯群岛和冰岛）。这样，由地幔热柱形成的火成岩会被大洋中脊再次融化。由于原火成岩在初次融化和凝结的形成过程中已经让硅含量升高（典型冰岛岩的硅含量为60%-70%），再次融化和凝结会产生出硅含量更高的流纹岩（rhyolite，硅含量可达到74%）。

第三种火山活动是火山弧，和板块俯冲有关。

火山弧又分为两种：当一个海洋板块俯冲到另一个海洋板块之下，会形成岛屿火山弧，典型的如阿留申群岛、斯科特群岛和马里亚纳群岛等；当一个海洋板块俯冲到一个大陆板块之下，会形成大陆火山弧，典型的如安第斯山脉、勘察加半岛和美国卡斯凯德山（包括圣海伦火山和雷尼尔火山的山脉）等。其中，大陆火山弧所产生的火成岩就组成了现有的大陆板块。其分层和形成机理如下：

俯冲入地底的海洋板块受热熔化（其板块中包含的水也降低了它的熔点）形成岩浆。岩浆里的矿物有不同的熔点，在冷却的过程中开始分批结晶，形成岩石。其中，含硅最少的岩浆会在大陆地壳的最下部分形成辉长岩。但是和海洋板块的辉长岩不同，由于高温的超临界水的作用，这里的辉长岩会发生不同程度的变质作用，从而含有角闪石，故被称为角闪石辉长岩（hornblende gabbro）。含硅稍多一点的岩浆会在辉长岩的上方形成一层闪长岩（diorite），即为大陆地壳的中间层。有时候，炽热的岩浆会通过下层地壳中的裂缝侵入闪长岩层，将闪长岩部分熔化，形成含硅更多的熔体（melt）。这些熔体会流向闪长岩的上方，在那里结晶凝固，进而形成含硅更多的花岗闪长岩（granodiorite）和英云闪长岩（tonalite），组成大陆地壳的顶层。如果这些熔岩从火山口喷出地表并迅速冷却，会形成相应的喷出型火成岩（即火山岩），包括安山岩（andesite）和英安岩（dacite）等。

在部分地区，大陆地壳因为拉伸而变薄，因此岩浆有机会侵入到地壳最上层的花岗闪长岩和英云

闪长岩地层，并将它们部分熔化。这样，在熔体再度缓慢结晶后，就会形成含硅最多的花岗岩（granite）。如果这种熔体喷出地表快速凝固，就会形成流纹岩（rhyolite）。由于流纹岩含硅量大，粘滞性强，因此经常形成破坏性的火山喷发。这一系列火成岩被称为钙碱性火成岩系列（calc-alkaline trend）。

火成岩形成以后，并非一直不变。火成岩经过变化，会成为变质岩（metamorphic rock）或沉积岩（sedimentary rock）。这里先简单说下变质岩。在海底，特别是在大洋中脊附近，海水会经过水热反应（hydrothermal alternation）进入海洋板块（可以查阅黑烟囱等知识）。当海洋板块俯冲到地幔之后，这些海水会在高温高压下形成超临界水，并进入上地幔（岩石圈下层）。在那里，超临界液体、高温、高压使得原有的地幔岩石产生变质反应，形成榴辉岩（eclogite，更高压强条件下形成，含有石榴石和绿辉石等矿物）和蓝片岩（blueschist，压强温度较榴辉岩低，常含有蓝闪石、方解石、绿泥石、绿帘石、石榴石和白云母等矿物）。部分辉长岩中的橄榄石也会和超临界液体反应，形成含有蛇纹岩（serpentine）等矿物的变质岩。

变质岩一般产生于高温和高压的环境下。除了俯冲带，另一种产生变质岩的地方为高山地区，特别是两个大陆板块相撞形成的山区，如喜马拉雅山脉和阿尔卑斯山等。这种大规模地形成的变质岩被叫做区域变质岩（regional metamorphism），而其又根据形成时的温压条件和所含的矿物，被分为很多变质相（facies）。

上面提到的榴辉岩和蓝片岩两个相被称作极高压变质相，因为它们都产生于地幔的超高压环境。比它们的压强稍低的变质相被称作中高压变质相，而这些相就形成于高山的基底部分。根据温压的不同，它们又可以分为沸石（zeolite，含有浊沸石、绿泥石和钠长石等矿物）、葡萄石-绿纤石（prehnite & pumpellyite，含有绿纤石、绿泥石、钠长石、白云母和石英等矿物）、绿片岩（greenschist，含有钠长石、钾长石、石英、黑云母、白云母、

绿泥石、方解石和阳起石等矿物）、角闪岩（amphibolite含有黑云母、白云母、十字石、石英、蓝晶石和斜长石等矿物）和麻粒岩（granulite，含有蓝晶石、斜长石、钾长石等矿物）等五个相。这五个相在高山带的分布大约是由浅到深，温度也由低到高。

变质岩还可能产生于高温但低压的环境下。例如，岩浆经过裂缝入侵地壳，在岩浆室的周围，岩石受热但却没有熔化，可以发生变质作用。这样的变质岩被称为接触性变质岩（contact metamorphism），而它们对应的变质相为低压变质相。低压变质相根据温度的不同又可以细分为钠长绿帘角岩（albite-epidote hornfels）、普通角闪石角岩（hornblende hornfels）、辉石角岩（pyroxene hornfels）和透长岩（sanidine）等四个相。由于这些相产生时的压强较小，因此从形态上看，相比于前面提到的那些中高压或极高压相的岩石，这些低压相的叶理（foliation，即因高压而将岩石所含矿物压出的一层一层的纹理）要弱很多。

还有一种岩石大类为沉积岩。和变质岩经常产生于地质活动活跃的板块俯冲带不同，沉积岩一般形成于地壳活动不那么活跃的大陆架浅海和海底，以及广泛分布于陆地的表面。火成岩和变质岩经过物理或化学的侵蚀（流水、冰川、植物、风吹、潮汐……），会脱离或碎裂，并被流水或空气搬运往别处。在能量较低的地方（平原、湖泊、沙滩、浅海、冲积扇、三角洲……），这些碎屑会沉降下来。较大的颗粒会首先沉积，一般分布在沉积层的最下方，或者是离其来源更近的地方。较小的颗粒可以被带往更远的地方，例如深海。它们一般沉积在浅层。经过石化作用（lithofication）以后这些沉积物就会变成沉积岩。根据颗粒大小形态和沉积环境，沉积岩可以分为不同的种类。以海滩为例：

近岸部分由于受海潮影响，能量较高，颗粒也就较大，被称作砂岩（sandstone）。有时候岸上还会有颗粒更大的砾岩（conglomerate）。离岸较远的大陆坡下方，海水较平静的地方，颗粒更小的沉积物会堆积，形成页岩（shale）。而在更深的深海，会形成含有多种碳酸化合物的石灰岩（limestone，含有方解石、白云石和霰石等矿物）。生物残骸会被埋在沉积物里，形成化石（fossil）或软泥（ooze）。还有一些比较特殊的沉积岩，例如火山爆发形成的碎屑岩等。

三大岩石种类（火成岩、变质岩和沉积岩）之间是可以相互转化的。比如变质岩和沉积岩可能随着板块俯冲进地幔并熔化，当它们再次喷出地表形成岩石时，就成为了火成岩。火成岩和变质岩经过侵蚀、沉积等作用，可以形成沉积岩。而火成岩和沉积岩在高温高压的条件下，也可以形成变质岩。

葡萄石虽然说档次不是很高，但要是真正购买的话还是要分辨自己买到的到底是不是真的？要是买回来的葡萄石发现有黑色杂质这正常吗？

葡萄石怎么分辨真假

1、放大观察：纤维状结构，放射状排列。

2、加热熔解会发泡，并变成白色玻璃状。

3、具白色条痕。

优质的葡萄石会产生类似玻璃种翡翠一般的“荧光”，非常美丽，葡萄石的颜色有深绿-绿灰绿-绿 绿-黄绿黄绿-黄 无色等，偶见有灰色的。

但总体来说绿色调为主的葡萄石 则其颜色必定带**或者灰色调，**调为主的葡萄石，则通常颜色比较亮却不鲜艳 带有灰色调，少有出金币**，极为稀有珍贵。上好的葡萄石通常为集合体，深绿色。

市面上常见的葡萄石大多为河北产的无色葡萄石。而且大多为集合体，经加工后非常类似无色翡翠。葡萄石以内部洁净，颜色悦目，颗粒大且圆润饱满为价格评价标准。

葡萄石会有黑色杂质吗

葡萄石有时会出现黑色矿物,是葡萄石的正常现象。 葡萄石经常与方解石、针纳钙石共生,鸡血石原石吗属于火成岩的一种,经过切割打磨之后,呈现淡绿色的色彩和光芒,内部有时含黑铁矿或其他元素翡翠原石黑色的 葡萄石产地哪里最好 ,形成。晶莹的绿色中泛着鲜嫩欲滴的光泽,悦目,且带给我们酸酸甜甜的诱人通感,弧面切割的葡萄石,晶莹清淡的绿色中绽现的剔透光感,仿佛剥去外皮的青色葡萄一般,令人怦然心动。

葡萄石的硬度是多少

葡萄石莫氏硬度是6-65。硬度，物理学专业术语，材料局部抵抗硬物压入其表面的能力称为硬度。莫斯以十种矿物的划痕硬度作为标准，定出十个硬度等级，称为莫氏硬度。十种矿物的莫氏硬度级依次为：金刚石（10），刚玉（9），黄玉（8），石英（7），长石（6），磷灰石（5），萤石（4），方解石（3），石膏（2），滑石（1）。其中金刚石最硬，滑石最软。莫氏硬度标准是随意定出的，不能精确地用于确定材料的硬度，例如10级和9级之间的实际硬度差就远大于2级和1级之间的实际硬度差。但这种分级对于矿物学工作者野外作业是很有用的。由此可见，葡萄石硬度居中。

葡萄石会涨价吗

根据葡萄石升值空间还没体现出来,所以当下还并不是投资葡萄石最佳的时机。通常在零售市场中,品质最的就是蓝色葡萄石,且价格也是最昂贵的。在六、七年前,葡萄石的平均价格大概在100元/克拉左右的价位,后来随着葡萄石的悉知度不断上升,蓝色葡萄石的价格大概增涨到300~400元/克拉的售价,而如今,葡萄石的价格大概涨到了600~1000元之间的售价,几年的时间葡萄石的价格就已经翻了将近五倍左右。

虽然一些不法商家会把绿石榴石成为葡萄石，但是两者还是有很多区别的。

首先葡萄石天然形成，价格比较贵，外观圆润饱满，石体内部澄澈干净，没有杂物，佩戴非常美观，而绿石榴石一般内部有纤维状的条行物，没有那么澄净，美观度较差，同时价格也比较的便宜。

葡萄石形成于火成岩洞之中，天然而成，有多种颜色，最常见的就是浅绿色，**，白色也有，同时价值更好，而绿石榴石一般都是绿色到浅绿色，而且部分人工可造，自然价格也不一样。

葡萄石的质地有一种冰晶翡翠的质感，随着人们生活水平越来越好，也有很多人喜欢将葡萄石作为饰品佩戴，而佩戴葡萄石对人的身体也有好处，甚至可以平复心情，绿石榴石则不同，只是作为装饰品，没有葡萄石那么多的作用，所以大家购买时一定认真辨别。

您好，这是：火山玻璃（Volcanic glass），是火山喷发出来的二氧化硅熔岩迅速冷却形成的一种玻璃质结构岩石。无一定的形状，断口呈现贝壳状，含有气孔，，有些可以透光，根据所含金属氧化物不同而呈现绿色、褐色、红色等颜色，硬度达8以上。