第三章岩石特征.docx

1、第三章岩石特征第三章 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

2、屑颗粒的粒度大小又分为砾岩、砂岩、粉砂岩和粘土岩四类。1.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

3、可以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。2.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

4、岩1.石英砂岩2.长石质石英砂岩3.岩屑质石英砂岩4.长石岩屑质石英砂岩907590759050701052515251015525岩屑岩屑长石长石砂岩5.长石砂岩6.岩屑质长石砂岩75252575岩屑岩屑砂岩7.岩屑砂岩8.长石质岩屑砂岩7565252575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色；侏罗系

5、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7590%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25%。风化作用不彻底、成熟度低。按其基质也可以分为长石砂岩和长石杂砂岩。两者

6、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、磨圆度差。岩屑质长石砂岩还分布在太原组、石千峰组

7、、黑山窑组及北票组地层中。长石质岩屑砂岩 石英含量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。3.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

8、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。4.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

9、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灰泥石灰岩、晶粒石灰岩和生物格架礁石灰岩三大类。在颗粒灰泥石灰岩中，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：1.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

10、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

11、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。2生物碎屑灰岩含生

12、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。3.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同心层，鲕粒呈接触式孔隙式胶结，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

13、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。4.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

14、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。5.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。6.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。7.微晶白云质灰岩白云石含量为2550%，分布不均

15、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。8.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

16、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

17、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

18、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

19、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）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

20、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。（3）凝灰岩指粒径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

21、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。第二节 岩浆岩柳江向斜盆地内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，即海西印支流纹岩喷发旋回、燕山运动第一期安山岩喷出闪长岩、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

22、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（53）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。1.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。

23、据前人资料，岩浆从北西向南东侵入，东南侧内倾角(NW倾)为45左右，侵入于府君山组北票组中。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%一65%)、斜长石(微量)、石英(35%)。碱性角闪石(5%)，副矿物有磁铁矿、

24、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%)、钠奥长石(15%)、石英(30%)、黑云母(10%)。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1.01.01亿年(此值相当于岩体最后冷凝年龄)属白垩纪中期。2.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

25、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。为灰白色中粗粒碱性花岗岩。中心相碱性斑状花岗岩，呈肉红色、似斑状结构，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

26、角闪石（60%）、碱性辉石（40%)。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53。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。1.

27、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。2.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，浅水营上花野的岩枝，潮水峪、沙河寨、288高地的岩脉或岩株。1.老炼炉闪长玢岩岩株（u）该岩

28、株出露面积约3km2，侵入于下寒武统中寒武统地层中。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。基质为细粒微晶结构的斜长石、角闪石及少量的辉石、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

29、石以及少量的黑云母、他形的粒状石英。2.潮水峪闪长玢岩岩脉潮水峪见有三条闪长玢岩岩脉，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玢岩形成时代。闪长玢岩呈灰白色、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。根据控制闪长玢岩岩脉的断裂性质判断，该期闪长玢岩岩脉侵入与本区北西向构造有成因联系。(三)正长斑岩闪长玢岩或正长斑岩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。1.牛鼻子山岩体(53)地表出露东西长1

30、200m，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

31、性至弱碱性岩石。区域上(120万山海关幅)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。2.张岩子村西南岩体(53)该岩体出露面积仅为I000500m2。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。与牛鼻子山岩体属同期产物，岩相略有不同。(四)花岗斑岩(53)本区花岗斑岩主要分布在沙锅店东山、蟠桃峪、揣