地層為什麼會有不同的顏色

❶ 為什麼地層會變化

地層包括各個不同地質年代所形成的沉積岩、變質岩和岩漿岩。地層形成的歷史有先有後， 一般說來，先形成的地層在下，後形成的地層在上，越靠近地層上部的岩層形成的年代越短。在地層的形成過程中，生物也不停地從低級階段向高級階段進化發展。當某一時期的生物死亡後，就被掩埋在土壤之中，經過地質歷史的變遷，它們以化石的形式保留在原來的地層中。於是，不同時期的地層便有不同的化石相對應，這樣，地質學家就可根據化石的種類、 形態來判斷地層的新老關系，區分出各種不同地質年代的地層結構。比方說，在今天的大海 里生存著許多海生動物，每種海生動物對生活環境（如溫度、光照、水深等）都有不同的要 求。如果我們今天在遠離海洋的太行山某一地層中發現了與現代類同的海生動物的化石及海 洋沉積物，那麼可以肯定，在那久遠的過去，這里必然是一片汪洋大海，並可由此推斷出當 時海洋的一些大致情況。事實也正是如此，我國北宋時代的著名科學家沈括，在他所著的《 夢溪筆談》一書中，記述了他當年考察太行山和浙江雁盪山時，都在山地的崖壁間發現了許多卵石和螺蚌殼化石，從而證明這些地方古時候曾被大海所淹沒。

地層從最古老的地質年代開始，層層疊疊地到達地表。不論在陸地還是水中，地層中的堆積物的性質和組織結構都不盡相同，它代表著不同地質年代的自然地理狀態。因此，地層是記錄地球發展狀況的歷史書。地質學家通過地質年代表把它記錄下來。這個地質年代表，由國際地質學會於1881年正式通過，以後又經過不斷修訂補充，一直沿用到現在。據科學家用放射性同位素測定，世界上最古老的地層已有40-45億年歷史。

❷ 為什麼有的山脈山體顏色分層

因為
這是礦物質在不同的環境氣候條件下
不同時期所產生不同類別礦物質沉積物的現象

山體顏色分層
是水星的水分子
在陽光的照射下
某個時期
發生水分子分解出礦物質沉積的結果

在環境氣候的溫度較低時
所產生的礦物質沉積物的顏色
會與環境氣候的溫度較高時產生的
礦物質沉積物的顏色有所差別

山脈所表現的山體顏色分層
則是礦物質沉積物形成的石板
在發生斷裂後所表露的現象
這在地質學中
被稱作地質斷層

地質學家
就是通過研究山體顏色分層的地質斷層
來分析地質年代所發生的
一系列地理概況的變化
獲得
地理結構
生命產生
礦產資源
的歷史演變情況

譬如
在新華字典附頁中
中國地質年代簡表
就是通過對脈山體顏色分層的
地質斷層分析研究
所得到的中國地質歷史概況
這是我們研究中國地質概況和生態歷史的重要依據

❸ 不同地層岩屑的形態和顏色有什麼規律嗎

題主想問的是不同地層岩屑的形態和顏色有什麼區別，晶屑含量和形狀。具體區別如下:
1、晶屑玻屑凝灰岩層的顏色以灰白色為主，凝灰結構，塊狀構造。晶屑玻屑含量小於10%，晶屑以石英、長石及少量暗色礦物組成。
2、凝灰岩層以灰白色為主，晶屑特徵同上，只是晶屑含量在10%-30%之間。以上就是不同地層岩屑的形態和顏色的區別。

❹ 為什麼地層和地層之間顏色不一樣，而且很明顯

地質不同，構成土壤的成分有差別

❺ 黛眉山地層的顏色為什麼是紫紅色的

山地，是指海拔在500米以上的高地，起伏很大，坡度陡峻，溝谷幽深，一般多呈脈狀分布。山地是一個眾多山所在的地域，有別於單一的山或山脈，山地與丘陵的差別是山地的高度差異比丘陵要大，高原的總高度有時比山地大，有時相比較小，但高原上的高度差異較小，這是山地和高原的區分，但一般高原上也可能會有山地，比如青藏高原。[1]

❻ 沉積岩的顏色

顏色是沉積岩最醒目的標志，它反映了岩石成分、結構和成因。地質工作者對顏色很重視，描述岩石時總把顏色放在最前面，並把它作為分層、對比和推斷古地理條件的重要標志之一。

1.成因類型

按成因，沉積岩的顏色可分為原生色和次生色。原生色又可分為繼承色與自生色。

繼承色 繼承色取決於碎屑物質的顏色，常為碎屑岩所具有。如純石英砂岩的白色，是由於無色透明的碎屑石英造成，長石砂岩常呈肉紅色是因碎屑長石是淺紅色，而長石是由花崗岩中的淺紅色長石機械破壞而來，故叫繼承色。

自生色 自生色取決於沉積和成岩階段形成的自生礦物的顏色，為大部分粘土岩、化學岩和部分碎屑岩所具有的顏色。如含Fe³⁺的頁岩呈紅色或黃褐色;含Fe²⁺的泥、頁岩呈綠色或灰綠色;海綠石砂岩呈綠色，是因其中含有綠色的自生礦物海綠石。原生色的特點是在同一層內常穩定不變，往往有很大的分布范圍，是進行地層劃分和對比的標志之一，也是沉積環境判別的標志之一。

次生色 次生色是在後生作用或風化作用過程中，原生色發生次生變化而形成的顏色。如露頭上所見的紅褐色砂岩，有可能是原來的黃鐵礦、菱鐵礦氧化生成紅褐色的褐鐵礦所致。原生色在同一層內常穩定不變，而次生色多呈斑點狀，斑塊狀、條帶狀不均勻地沿層面和裂隙、孔洞分布，可切穿層理，在風化帶發育。在自然界常見的是原生色和次生色都有的混合色。次生色和自生色往往是由色素元素造成，如鐵、錳、銅和稀土元素等，色素元素含量僅百分之幾，甚至<1%，但它對岩石顏色影響很大。常見色素元為鐵質，如隨著Fe²⁺和Fe³⁺含量比例不同，可以出現不同顏色(圖4－27)，當Fe³⁺∶Fe²⁺>3.0，岩石顯紅色，Fe³⁺∶Fe²⁺=3～1.6，岩石呈紫色、磚紅色、褐色等，Fe³⁺∶Fe²⁺<1.6，岩石呈淺綠色或灰色;Fe³⁺∶Fe²⁺近於0，岩石則呈黑色;有機質也是重要的色素元素，隨著有機質含量增加，岩石顏色逐漸由灰色加深為黑色(圖2－28)。

圖4－27 不同的Fe³⁺與Fe²⁺含量比所形成的顏色

圖4－28 有機質含量與顏色深、淺的關系

2.各種常見的自生色及其沉積環境

白色 一般不含色素元素，如質純的碳酸鹽岩、鹽岩、石英砂岩、高嶺土、蛋白石等。

灰色 和黑色由於含有機質(炭質、瀝青質)、分散狀硫化鐵(黃鐵礦、白鐵礦)，這些物質含量愈高，顏色就愈深，表明岩石形成於還原或強還原條件下。

紅色、紫紅色、褐紅色、黃褐色 這幾種顏色是由於含有鐵的氧化物或氫氧化物之故，表明當時沉積介質為氧化及強氧化條件，其中黃色常見於炎熱乾燥氣候條件下的陸相沉積物中，而紅色常見於炎熱潮濕氣候條件下的陸相或海陸過渡相沉積物中，也可見於海相沉積物中。

綠色 含有Fe²⁺和Fe³⁺的硅酸鹽礦物(海綠石、鮞綠泥石)的岩石多呈綠色，代表弱氧化或弱還原的介質條件。碎屑岩中若含有角閃石、綠簾石、綠泥石等碎屑礦物多時也可呈綠色。

藍色、青色 這幾種顏色是硬石膏、天青石、石膏、石鹽等礦物所特有的顏色，有時藍色是由藍鐵礦和藍銅礦引起的。

紫色 與氧化鐵或氧化錳有關，有時則由於含有土狀螢石之故。

岩石的顏色除與成分有關外，還與粒度、干濕情況有關，粒度愈細則相應的顏色要顯得深一些;濕的標本比乾的顏色要深些。

3.顏色的描述和實際應用意義

對岩石的顏色描述時，不僅要說明是何種顏色，而且要說明顏色的深淺、亮暗和濃淡程度。有時岩石是混合色，則用復合名稱描述，如深紫紅色、淺藍灰色，前面的是次要的顏色(即深紫、淺藍)，後面才是主要顏色(即紅、灰色)。

對於沉積岩顏色的研究，有助於劃分和對比地層、了解古氣候條件。根據顏色的性質可以確定介質是氧化或還原的環境。對顏色的仔細研究還有助於找尋有用礦產，如雲南的沉積型銅礦主要賦存於紫紅色地層中的淺色岩石中，故淺紫交互層是找尋銅礦最有利的地段。

❼ 不同地質年代上色深淺

地址年代有兩個1.生物地層學原則
、2.氣候地層學原則。生物地層學利用哺乳動物化石，其他化石作為輔助手段來確定年代；氣候地層學全球性氣候波動的重要特徵是冷與暖、潮濕與乾旱的多次節奏性的波動變化。冰期、間冰期地層的劃分通常根據地貌和沉積物之間變化的關系來劃分。
干、濕氣候地層的劃分

A、植物化石

B、沉積物

C、化學元素

氣候地層－－干濕氣候地層的劃分

A、植物化石：草本植物：代表乾旱氣候
，木本植物：代表潮濕、溫暖氣候

B、沉積物
：風成黃土：乾旱氣候，紅土風化殼、石鍾乳、沖積層：潮濕氣候

C、化學元素：CaCo3含量的變化：含量高代表氣候乾旱，低代表潮濕; AiO2/AlO3比值：比值越小，越濕熱。
以上元素其自身是具有顏色的，親，注意哦

❽ 岩屑描述對每地層的顏色有什麼區別

岩屑描述對每地層的顏色有較大的區別（描述幾種常見的）：
1.晶屑玻屑凝灰岩：顏色以灰白色為主，凝灰結構，塊狀構造。晶屑玻屑含量小於10%，晶屑以石英、長石及少量暗色礦物組成。玻屑含量3-10%，玻璃質。凝灰質膠結，塊狀構造，岩石堅硬，厚層-巨厚層狀。產於距離火山口較遠地帶。
2.凝灰岩：灰白色為主，晶屑特徵同上，只是晶屑含量10-30%。凝灰結果，塊狀構造。產於距離火山口較遠地帶。
3.熔結凝灰岩：晶屑特徵同（1），灰-深灰色，熔岩結構，塊狀構造，膠結物為熔岩膠結，岩石緻密堅硬。
4.流紋質凝灰岩：晶屑特徵同（1），灰-深灰色，流紋條帶（黑白相間）清晰，流紋結構，塊狀構造，熔岩質膠結，產於距離火山口較近地帶，岩石緻密堅硬。
其他還有中性火山岩為：安山岩、粗面岩，不含石英為其主要特徵。基性和超基性（含輝石、角閃石）的火山岩較少見，這些岩石與題目不符，這里不描述。

❾ 含礦地層特徵

剛果（金）加丹加群中的含礦層（R.A.T.）滑石片岩和礦山亞群（Mines Series）的岩性可進一步詳細劃分（表4-4）。表4-4中的R.A.T 層位中出現的赤鐵礦層較多，有硬砂岩，並含疊層石，其他每個層位中均有疊層石，白雲岩中含石膏/硬石膏，這些特徵與表4-3中所列岩層大體相同。

表4-4 剛果（金）加丹加超群R.A.T.和礦山亞群的岩石地層序列

（據Kampunzu et al.,2005；杜菊民等，2010；修改）

剛果（金）的銅－鈷及銅多金屬硫化物礦床從Kolwezi到Kimpe一帶均有出露，賦存於不同的地層層位之中。主要的原生層狀硫化物礦床和大多數原生銅礦化受地層控制，絕大多數都賦存於礦山亞群（Mines）的Kamoto組和Shales Dolomitic組內，構成著名的下部礦體和上部礦體（表4-2,4-4）。本書參考杜菊民等（2010）的論述，以年代從老到新為順序，對這些地層及賦存其中的礦床礦化進行描述。

R.A.T.亞群（Rl）:Roan群最底部的R.A.T.（Roches Argilo-Talqueuses）亞群沉積於氧化環境，為一套紅色塊狀到不規則互層狀的陸源河流相沉積岩，不整合覆蓋在前加丹加基底礫岩之上，通常稱之為Red R.A.T.（Cailteux et al.,2005;Wendorff,2000）。R.A.T.亞群底部地層未知，但在N zilo地區，在K ibara基底之上存在一套巨礫岩層（K am punzu et al.,2005）。再往上為紅色的富綠泥石白雲質粉砂岩、白雲質細粒砂岩、粉砂質白雲岩和白雲粉砂質綠泥岩（表4-2）。這套地層總厚可達200m，由於受到盧富里安造山帶順層滑脫擠離作用的影響，R.A.T 很少有連續的剖面出露，與其上的M ines亞群最底部Kamoto組呈整合接觸關系（Caiheux et al.,2005）。

Mines亞群（R2）：包括一套砂屑岩、粉砂－砂質泥板岩、白雲岩化頁岩和白雲岩，代表了沉積於蒸發環境下的海進層序。層狀銅－鈷礦體位於這套地層的下部，累計總厚在15～55m之間（平均20～25m）。在這些岩石地層單元內，礦體沿著地層走向延伸數百米到數千米，直到被與盧富里安造山相關的擠壓構造截斷，這類現象表明，地層中的層狀礦化在盧富里安擠壓構造之前就已形成。

Kamoto組（R2.1）:Kamoto組厚約50m，可細分為4個層位。著名下部礦體（Lower Orebody）賦存於R.A.T.grises頂部、D.Strat.（Dolomie Stratifiée）、R.S.F.（Roches Siliceuses Feuilletées）和R.S.C.（Roches Sjljceuses Cellulaires）地層底部。R.A.T.grises層位頂部和R.S.C.地層底部只存在少量層狀礦化，下部礦體中更重要的礦化位於 D.Strat.和R.S.F.地層之中。R.A.T.grises為一套塊狀綠泥石化－白雲岩化粉砂岩層，D.Strat.為細粒成層白雲石岩層，R.S.F.為疊層石白雲岩構成的紋層石與薄層綠泥石化－白雲岩化粉砂質岩層互層，R.S.C.岩性為疊層石白雲岩地層。

最底部的R.A.T.grises（R2.1.1）層厚1～10m，岩性與R.A.T亞群相似，最大的區別是顏色不同，這套地層顏色為灰綠色，表明其形成於還原環境，所以通常又稱之為G rey R.A.T.。在許多逆沖岩席中，還可發現G rey R.A.T.與底部Red R.A.T.和頂部的D.Strat.之間均保持著整合接觸關系（Cailteux et al.,2005）。

S.D.組（R2.2）:S.D.（Shales Dolomitic）組厚約110m，可細分為8個層位。最具經濟意義的上部礦體（U pper O rebody）賦存於R.S.C.頂部、S.D.B.（Shales Dolomitiques de Base，也稱為S.D.la）和B.O.M.Z.（Black Ore Mineralised Zone，也稱為S.D.1b）層位之中。S.D.B.為基底白雲岩化頁岩，夾有硬石膏化後的透鏡狀地層、結核假晶地層，B.O.M.Z.為上覆粗粒不純的白雲岩和白雲質頁岩，含有硬石膏化後的結核體、假晶地層，這套地層在層序中有時會缺失，如在Kambove地區（Caiheux et al.,2005）。在S.D.2d和S.D.3b暗灰－黑色碳質變質泥岩地層中，含有少量次經濟（w（Cu）<1%）和小經濟（局部w e（Cu）>2%）的礦體。這些礦體嚴格限於薄層富含有機質的層位中，表明形成於強烈還原環境。

上、下2層礦體間被一層貧礦的疊層石白雲岩分割（R.S.C.）。沿著疊層石白雲岩和上、下礦體之間的接觸面，礦體有0.4～1m厚。R.S.C.層位內局部互層狀的綠泥石化－粉砂質白雲岩化透鏡體或地層，也具有礦化。在一些礦床內（如Kambove-Quest），原生層狀礦化延伸到上覆碳質白雲岩化頁岩內（S.D.2a），直到達S.D.2b地層的底部。其中有機質含量變化不定，通常很低，局部有機質含量較高形成黑頁岩和白雲岩。

Kambove組（R2.3）:Kambove組厚約190m，可以分為上、下2個單元。主要岩性為碳質塊狀或細層狀白雲岩、紋層石化或疊層石白雲岩組成，伴有綠泥石化－白雲岩化粉砂岩互層。具有經濟至次經濟意義的銅－鈷礦化賦存於剛果（金）南部的Kalonwe-Kambove-Luiswishi地區，通常位於Kambove組中下部、典型的上部礦體之上60～100m處。這些小型透鏡狀浸染硫化物礦體一般4～20m厚，延伸10～100m，形成於與上、下礦體形成條件類似的潮間和藻礁環境，部分形成於海退環境，稱為第三層礦體。這層礦體富含銅與鈷，並且與鈷伴生的鎳品位穩定，通常為n×10^-4～5×10^-3，可形成鎳－鈷礦床（如Shinkolobw e）。

D ipeta亞群（R3）：岩性層序包括長石砂岩、礫岩、粉砂岩、白雲質頁岩和白雲岩。基性輝長岩體侵入到Kanwangungu組（R3.2）中，Kansuki組（R3.3）中發育火山碎屑岩地層，最新的地球化學數據表明其形成於裂谷背景（Caiheux et al.,2007）。R.G.S.（R3.1）為一套白雲岩化粉砂岩，Kanwangungu組主要為白雲岩和泥質－白雲岩化粉砂岩互層，長石砂岩和基性侵入體，Kansuki組為白雲岩，夾含碧玉層、火成碎屑岩和赤鐵礦。Dipeta亞群里存在一些銅（少量鈷）原生硫礦化，賦存在K ansuki組白雲岩中，包括早期低品位浸染化狀銅－鈷礦化，可能是成礦元素活化並重新富集，或是伴隨著盧富里安造山事件的變質成因（Cailteux et al.,2007）。這層銅－鑽礦化，稱之為第四層礦體。

Mwashya亞群（R 4）：以其下部為陸相碳酸鹽岩為特徵，向上過渡為海相白雲質頁岩、黑色頁岩或砂岩。Mwashya亞群頂部的Kamoya組（R4.3）被一層稱之為「大礫岩（Grand Conglomérat）」的冰川混積岩覆蓋，底部的Kanzadi組（R4.1）整合覆蓋在Dipeta亞群之上。Kanzadi組以長石質砂岩為特徵，Kafubu組（R4.2）由薄層黑色碳質頁岩組成，Kamoya組以白雲岩化粉砂頁岩、粉砂岩和砂岩為特徵。這3個單元構成了羅恩群最上部地層。

Nguba群（Ng）原為下K undelungu群，可以分為Likasi亞群（Ng1）和Monw ezi亞群（Ng2），可能為沉積於寬闊的盆地環境中。底部為冰川混積岩（大礫岩），其上被白雲岩化砂岩、粉砂岩或頁岩覆蓋，構成了Likasi亞群。上覆的Monw ezi亞群由白雲岩化頁岩和砂岩組成。Nguba群被孔德龍古群底部的冰川混積岩（小礫岩）覆蓋。Nguba群硅質碎屑岩顆粒大小由北向南逐漸變細，砂岩和粉砂岩發育於北部地區，而向南大量出露頁岩，以及碳酸鹽岩。Nguba群底部和孔德龍古群底部的冰磧岩均為基質礫岩，僅在Nguba群底部的「大礫岩」組的北部地區有局部碎屑礫岩出露。砂岩也僅在Nguba群北部地區和孔德龍古群頂部Plateaux亞群中發育。

Nguba群中的礦化出露於整個剛果（金）加丹加省礦帶南部的Likasi頂部的Kakontwe組的碳酸鹽化粉砂岩和頁岩之中，主要為Zn-Pb-Cu和Cu-Ag-Au礦化，不含Co礦化；稱之為第五層礦體。

孔德龍古群（Ku）原為上孔德龍古群，可以分為Kalule（Kul）、Kiubo（K u2）和Plateaux（Ku3）3個亞群，通常被認為是構造環境從伸展到擠壓的轉變的沉積產物。最底部的冰川混積岩（小礫岩）整合覆蓋於 Monwezi亞群之上。其上為由白雲岩化或砂質的頁岩和粉紅色石灰岩構成的Kalule亞群（Kul）。再向上還可分為Kiubo亞群（Ku2）和Plateaux亞群（Ku3）。Kiubo亞群以白雲岩化或砂質頁岩和砂岩為特徵。冰磧岩層之上的孔德龍古群的厚度有向南增厚的趨勢，如中K alule組（Ku1.2）在北部B unkeya地區厚約300m，向南到Luisw ishi地區厚度則增加到1600m。Plateaux（Ku3）亞群以頁岩和長石砂岩為特徵，構成了一套近水平的地層，僅在加丹加省的北部有發育（Batumike et al.,2007）。

孔德龍古群內的金屬礦化主要位於其頂部的Plateaux亞群碎屑岩地層中，主要是Zn Pb-Cu和Cu-Ag-Au次生或內生礦床，可能是來自原先Roan群內先存層狀金屬礦化受後期熱液活動的活化而形成（Batumike et al.,2007）；稱之為第六層礦體。

剛果（金）加丹加省銅鈷礦床的空間分布除受羅恩群嚴格控制外，與構造的關系也十分密切，礦床明顯受褶皺和斷層的控制（Dewaele et al.,2006；李向前等，2009）。Dewaele et al.（2006）對加丹加省從科盧韋齊至利卡西一帶有記錄的銅鈷礦床地進行了系統的統計：在被統計的155處礦床（包括銅、鈷、鈾、鉛等10餘種礦產）中，層狀銅鈷礦床有97處，其中的93處產於礦山亞群內，另外4處可能產於迪佩特亞群中。

❿ 為什麼在黑色地層中（包括煤層中）容易出現硫化物，而在紅色地層中只能看見硫酸鹽（如石膏 CuSO4.2H2O）

黑色地層的沉積環境在空氣比較潮濕的氣候條件下，溫度也較低，沉積環境比較封閉的，大多為淺海相沉積。紅色地層的沉積環境是在乾燥炎熱的氣候條件下的，多為湖泊相的沉積環境。不同環境沉積的，形成的礦物也不相同。