情景3 地壳物质组成的认识，矿物、岩石
【学习目标】
1.从火山活动认识岩浆岩，从产状、成分、结构、构造来区分各种岩浆岩。
2.沉积现象与沉积岩的关系，分类的单纯性，构造的多样性。
3.岩浆岩、沉积岩到变质岩，变质作用，变质岩分类。
4.三大岩石分类表，三大岩石组成矿物的认识，三大岩石的转化。
【能力要求】
1.自然现象到模式、模型的归纳能力。
2.认识岩石的逻辑层次分析能力。
3.学习图表的能力。
4.肉眼识别常见矿物与岩石。
【必要的理论知识与资料】
从地球概论的学习里，我们已经知道了地球的基本结构，理化性质，运动状态等，如果回到现实，看我们的脚下，我们对我们所处的地球会清楚清晰地表达吗?我们对我们所知道的除过理性的肯定，有没有坚实的依赖于实践的认识?
城市地表多是水泥或者沥青，田野表层是土壤，住在山区的人们会见到石质的山地，住在河边的人会看见泥沙与石块，还有一望无际的沙漠，全是金灿灿的沙粒，广袤的大地，基本如此，这些东西，是我们见到的陆地表象。
已知的人们对地球地壳的不管是纯科学的还是工程实践的对地球的勘探挖掘，几乎是一致的，当我们穿越表层，到较深的地下，毫无例外是坚硬的岩石，哪怕我们的脚下是松软的，是流淌的，如河流之类和地下水。间或有石油天然气等，那也是在岩石的缝隙、空隙或者占有部分层面，继续下探，依然会是坚硬的石质，学名是岩石。
岩石是什么?生活中的概念更多的是石头，也有宝石，钻石，矿石……岩石作为地壳物质的名称，也是有其认识来源的。都是石，不同于普通的鹅卵石——光滑的在河道里磨圆的小石头，它以岩来形容，我们应该知道它与山岩，高峻的山崖相关，我们在这里看见的就是相对完整、较大的石体，可以是一座山，连绵的山，巨大的岩壁，它与散乱的石头有一定的区别。
人们习惯了看见山体是石质，有些人并不知道其根部是什么，即山的底下。缺乏地学学习和经验的人，来到裸露的大片的基岩地面，会惊讶，会疑惑，地下全是这些?有那么多吗?而这个确实是肯定的。
人类的许多建筑，特别是重要建筑，如大型的水坝，深基础工程，总要做好基础，总想要接触到坚实甚至坚硬的地下岩石，这样就可以保持稳定和较少变形。而许多山区地带，边坡是危险的代名词，而如果是坚固的岩石边坡，就安全了许多。
为了工程稳定，为了科学探索，我们必须对地下有全面深刻的了解，全面了解并初步掌握地球物质的基本性状、组成成分、分布规律、各自特点，透过对规律的把握去分析判断看不见的地下情况，就像是一个大夫去诊治病人一样，利用有限的信息分析整体、把握整体。
在一般性的地质工作和学习里，一种是把地面和地下所见到的各种岩石类物质收集来，供我们去分析判断，这种方法对收集的信息的准确性要求很严格，岩矿标本实验室就有这样的部分功能。一种是我们亲临现场或者是间接去认识大面积的岩石，如资料图片、视屏、现场学习观察、野外实习、真实的工作工程、研究过程等，这样的观察会很深刻，很具体，很全面。两种方法我们都需要，需要互相补充，来完善认识。真正的工程实践都是在真实的大地上，是具体的，但是分析和判断是需要知识的准备和积累与能力的培养和提高。
通过上一单元地壳结构的学习，我们知道了一种岩石名称，花岗岩(花岗岩层);还有一种岩石叫沉积岩(沉积岩层);还有一般是在地下更深位置的玄武岩(玄武岩层)，它们都在地壳里形成一定的层次，都有巨大的分布空间。我们应该按照大致的规律去认识和分析它们，在相对集中的区域去深入认识各别现象。
3.1 火山活动与岩浆岩
【具有典型意义的示例】火山喷发:
通过多媒体手段，我们可以获得一些视频类的资料，例如维苏威火山、冰岛火山、喀拉喀托火山，夏威夷火山，等等，这些火山分布在地球的不同区域，性质各别，是我们认识地球内部活动的窗口，也可以直接观察到火山对外在环境的直接影响。
通过对火山视频的观看，让我们见识地球最为灿烂的一面，激动人心的时刻，但是也是最为危险的一面，火山所发生区域充满了不可知的巨大危险以及已经发生的灾害，远离火山爆发区的人们也有部分的担心，谁也不敢确信自己站立的地下不会发生火山，除非有科学的观测数据以及科学解释来帮助我们建立信心。
今天的世界各地时不时爆发火山，我们叫它活火山，还有一些休眠火山，还有一些死火山，还有更多的地球历史上曾经发生过的火山的残迹。我们细心观察一些火山活动图片，分析其地质作用，掌握其外在规律，是我们了解其内在运动和缘由的第一步。
3.1.1 火山喷发现象
有些火山喷气，有的火山喷水，有的火山喷泥，有的喷烟，只有那些喷烟喷火喷石块喷岩浆的火山才更加壮观而惊天动地(图3－1)。
【具有典型意义的示例】火山活动照片:
图3－1 火山系列图片
我们看到岩浆的流动，看到停止运动的岩浆逐渐凝固，变成了岩石，甚至堆成了山，这个就是地表形成的岩浆岩，也叫火山岩，火成岩，喷出岩。
火山喷发的气态物质可以有很多，科学家计算出64万年前的黄石火山喷发的灰柱上升到10万英尺高，落下的火山灰一直延伸到墨西哥湾。火成碎屑物，包括浓厚致命的尘雾，岩石和气体，达到1470华氏度高温，沿着地表翻滚成高耸的灰色烟云。这次火山爆发，从火山口中喷发出来的物质将这里大约近9000km2的区域全部覆盖，厚度超过1500m，形成大片的玄武岩，安山岩、流纹岩等，形成现在海拔2000多米的熔岩高原。
2100万年前的那次喷发比64万年前的还要猛烈两倍，上升到同温层(又称平流层)的气体与水蒸气混合形成了薄薄一层硫酸盐浮质遮蔽了阳光，其后的火山严冬使全球气温下降。猜想全球人口减少到只剩几千人——几乎使人类灭绝。
喷发的岩浆以及气体、火山尘埃流淌在附近或者漂浮到更远，最后沉降，而地下发生着什么，我们更好奇，因为地下才是更大的岩浆岩实体所在。
3.1.2 观察岩浆岩
【具有典型意义的示例】:
华山是有名的花岗岩山体，远看如白色的莲花瓣，华山西峰壁立千仞。我们取一小块华山花岗岩，整体泛白，只有少量的黑色斑点(图3－2)。
图3－2 华山西峰以及华山花岗岩
集宁张北一带的玄武岩山地，远看黑魆魆的;福建福鼎大嶂山的玄武岩是全国罕见的优质黑色石矿，且呈现柱状形态(图3－3);细看各种玄武岩块，无不呈现黑色(图3－4)。
图3－3 集宁张北、福鼎大嶂山的玄武岩山体和开采的玄武岩石材
图3－4 橄榄硅质玄武岩、玻璃质玄武岩、玄武岩
3.1.3 认知模型
整座山或者连绵的群山是一种近似的岩石组成，这个就是岩浆岩的存在现象，但是我们也发现地表呈现的岩浆岩并不都是一种类型，至少是两大类，即花岗岩类(层)和玄武岩类(层)。
我们观看火山口附近的现象，即使最大的火山喷发在她身边横陈的凝固的新鲜岩石也是范围有限，没有见过一次火山喷发会产生很大的堆积(除非是如64万年前黄石火山那样的特别爆发)，但是连续不断的多次的喷发，经历很久的时间，也会制造巨大的山体。我们只能靠对历史证据的发掘来推理这些。
3.1.3.1 认知的图像模型
通过对地壳物质的长期观察、研究，人们逐渐形成了一些概念，总结了一些模型，通过对模型(图3－5，图3－6)的理解，使我们能够在时空方面对岩浆岩的活动范围、运动状态有更清晰的认识。
图3－5 火山喷发示意图、大洋中脊火山喷发原理、板块俯冲带引发地震以及火山活动
图3－6 全球火山喷发原理综合图、岩浆岩的产状示意图
3.1.3.2 岩浆岩的形态、产状概念
目前认为地下岩浆是由于局部物理化学条件发生变化(如压力减小、热能积累等)，从而导致部分固态原岩转变为熔融状态，形成岩浆。由于岩浆的温度很高，富含挥发组分，又处于高压作用下，所以具有极大的物理—化学活动性，即具有巨大的动能、热能和化学能。因此，岩浆可以顺着某些地壳软弱地带或地壳裂隙运移和聚集，侵入地壳或喷出地表，最后冷凝为岩石。我们把岩浆的发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的全部过程，称为岩浆作用。
岩浆作用主要有两种方式:一种是岩浆上升到一定位置，由于上覆岩层的外压力大于岩浆的内压力，迫使岩浆停留在地壳之中冷凝而结晶。这种岩浆活动称侵入作用。岩浆在地下深处冷凝而成的岩石，称深成岩;在浅处冷凝而成的岩石，称浅成岩。二者统称侵入岩。另一种是岩浆冲破上覆岩层喷出地表，这种活动称喷出作用或火山活动。喷出地表的岩浆在地表冷凝而成的岩石，称喷出岩(又称火山岩)。
火山构造包括火山通道、火山锥、火山口等。火山喷发物包括①气体喷发物(火山气体);②固体喷发物(火山碎屑物质);③液体喷发物(熔浆)。喷出地表的岩浆，其中挥发成分大量逸出，称为熔浆。熔浆冷凝后称为熔岩。熔浆的流速决定于它的粘度、温度及地面的坡度，大约2～8m/s。一般是基性熔浆因粘性小，温度高，故流速大;酸性熔浆因粘性大，温度低，故流速小。如果熔浆成分相同，则其流速决定于地面坡度。熔浆在流动过程中，温度逐渐降低，粘性加大，流速越来越小，最后凝固成为火山岩(喷出岩)。
熔浆冷却速度与熔浆的成分有关。较酸性的熔浆，凝固较快，首先是其表层很快凝成一层厚壳，而其下面熔浆却仍在流动，常使上层厚壳分裂成大大小小的岩块，这种熔岩称为块状熔岩。较基性的熔浆凝固较慢，其表面往往先凝成一层塑性薄壳，而其下部熔浆尚在流动，常使表皮形成波浪起伏状，这种熔岩称为波状熔岩。有时载运波状皮壳的熔浆，因流经的地形陡缓不同，各部位的流速不一致，常使尚未完全凝固的波状皮壳向前翻卷，将皱纹拧成绳索状，这种熔岩称为绳状熔岩。海底喷发的炽热基性熔浆，因与海水接触，使蒸汽压剧增，导致熔浆分裂成大小不等的块体，并在蒸汽包围中向前滚动，形成椭球状或枕状块体，这种熔岩称为枕状熔岩。其表层因迅速冷却，多为玻璃质，气孔较多，而内部冷却较慢，结晶程度较好。在地质时代和现在大洋中脊地带，都有这种枕状熔岩发育。
熔浆流出地面，因熔浆成分不同，地形条件不一样，可形成不同形状不同规模的岩体。酸性熔浆流不甚远，常形成短厚的熔岩锥(或叫熔岩穹);基性熔浆往往沿着山坡或沟谷流动，呈狭长带状，前端散开或扩大，有如舌状，长可达数十公里，称为熔岩流。如果基性熔浆沿地壳裂隙喷出，而地形又比较平缓，常四处漫溢，覆盖较大的面积，称为熔岩被。当喷发次数多，喷发量大，可以由熔岩构成表面较平缓的台地，称为熔岩台地。如东北长白山区新生代的玄武岩台地，分布面积约5000km2。印度德干高原为有名的玄武岩台地，面积达50多万km2，厚度可达1800m。
在岩浆活动过程中，从岩浆中不断析出水蒸气，并沿裂隙升出地面，可以形成喷气泉或温泉。
岩浆因具极高的温度和很大的内部压力，往往向地壳薄弱或构造活动地带上升，并在沿途不断熔化围岩或俘虏崩落的岩块，从而不断扩大其侵占的空间，冷凝后形成各种侵入岩体。地下岩浆上升侵入并占据一定空间的作用，叫侵入作用。根据岩浆侵入的环境和侵入作用方式，可以分为深成侵入作用和浅成侵入作用。各种侵入作用所形成的岩体都具有一定的产状。所谓产状是指岩体的形状、大小、与围岩的接触关系，以及形成时期所处的地质构造环境。
(1)深成侵入作用及其岩体产状。
在地下相当深处的岩浆侵入活动，称深成侵入作用。这种侵入是通过岩浆对围岩的熔化、排挤、俘虏碎块以及变质等方式而逐渐占据空间的。其结果是形成深成岩体。深成岩体处于压力大温度高的条件下，冷凝过程可以上百万年计，故往往形成结晶良好、颗粒粗大的岩石。岩体一般规模很大。其主要产状有岩基、岩株等。
地质学家们曾做过估算，一个2000m厚的花岗岩体完全结晶大约需要64000年;岩浆喷出或者溢流到地表，冷凝形成的岩石称为喷出岩。喷出岩由于岩浆温度急剧降低，固结成岩时间相对较短。1m厚的玄武岩全部结晶，需要12天，10m厚需要3年，700m厚需要9000年。可见，侵入岩固结所需要的时间比喷出岩要长得多。
岩基:出露面积很大，一般大于100km2，甚至可超过几万平方千米，向下延伸可达10～30km;多由花岗岩类岩石构成;其长轴方向常平行于褶皱山脉，构成褶皱山脉的核心;岩体切穿围岩层理，呈不谐和关系;围岩常有显著的变质现象;被挤碎的围岩碎块常常堕入岩体中，称为捕虏体。我国各大山脉如天山、昆仑山、秦岭、祁连山、大兴安岭以及江南丘陵等都有不同时代的花岗岩岩基出露。
岩株:出露面积不超过100km2，平面形状多为浑圆形;主要由中、酸性岩石组成，与围岩呈不谐和关系。岩株可能是独立的小岩体，或是岩基的分枝部分，也可能是岩基顶部的凸起部分。如北京周口店的花岗闪长岩岩体就是较典型的岩株。
(2)浅成侵入作用及其岩体产状。
在地壳浅处的岩浆侵入活动称浅成侵入作用。这种侵入是岩浆在压力作用下沿着断层、裂隙或层理贯入的方式进行的。其结果形成浅成岩体。浅成岩的规模较小，冷却较快，所以常常形成结晶颗粒较细或大小不均的斑状结构。其主要产状有岩盘、岩床、岩墙等。
岩盘:又称岩盖。一般是由粘性较大的中、酸性岩浆顺岩层层理贯入，并将上覆岩层拱起而成的中间凸起、边部变薄的穹隆状岩体。其规模不大，但直径亦可达数千米;围岩顶板多被剥蚀掉，底板多是平整的，岩体边缘与围岩岩层是平行的，呈谐和关系;围岩亦多有变质现象。
岩床:流动性较大的岩浆顺着岩层层理侵入形成的板状岩体称岩床。它的特点是:主要是由基性岩构成。岩床的规模大小不定，厚度从几厘米到几百米以上，延伸从几米到几百千米。岩体与围岩的顶板和底板是平行的，围岩有时有轻微的变质现象。
岩墙和岩脉:岩浆沿着岩层裂隙或断层贯入所形成的板状岩体称岩墙。它的特点是:①岩墙产状一般较陡，规模有大有小:厚度从几厘米到几千米，长度从几十米到几百千米。②岩性比较复杂，基性到酸性的都有。③岩墙切断围岩，呈不谐和接触。④围岩可能有变质现象。⑤根据岩墙和围岩的抵抗风化能力，岩墙在地貌上常表现为凸出的山脊或凹入的沟谷。岩墙有时沿着一系列裂隙侵入，形成大体平行的岩墙群，如在北京八达岭关沟中就可见到数目繁多的岩墙群。有时候在火山口的周围还可形成环状或放射状岩墙群。一个地方的岩墙有时是一次侵入而成的，有时是多次侵入形成，呈彼此互相穿插的关系。
此外，还有一种近似岩墙的岩体称为岩脉。一般说，岩墙与围岩之间没有成因上的联系，而岩脉则有成因上的密切关系。例如，一个深成岩体当其主体部分凝固之后，而其内部还残留有未凝固的岩浆，这部分残余岩浆可以侵入到母岩中去形成岩脉。如在花岗岩体中经常见到有贯入其中的伟晶岩脉或细晶岩脉，它们之间就有成因上甚至成分上的联系。比方一个岩浆体侵入石灰岩，二者就无任何成因上的关系，这就是典型的岩墙。
前面谈到火山爆发后，熔浆及一些火山碎屑常常把火山管道填充起来形成火山颈或称岩颈。火山颈是介于喷出和浅成侵入的中间类型。
以上所述各种岩体，都可以有两种类型:一种是简单岩体，岩石成分单一，岩石结构比较均匀，只是内部和边缘有些区别而已，这种岩体属于一次侵入活动的产物。另一种是复杂岩体，岩石成分和结构比较复杂，岩体内部有互相穿插关系，这种岩体属于多次侵入活动的产物。
3.1.4 火成岩的矿物组分
3.1.4.1 从宏观到微观认识岩石组分
岩浆是什么?如同我们问河水是什么?
岩浆是一种流体，物质的流体，高温的流体，我们通过对地球元素的了解，就是这些元素在地壳物理化学条件下而发生喷出和侵入变化，不管如何变化，这个流体一定是如河水的主体是H2O那样，是某种或者多种独立的物质，它表现的形式就是化学概念里的单质或化合物，这个就是岩浆的成分。
火成岩的化学成分实际上和岩浆的成分大体一致，其中以O、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、Ti等元素的含量最多，占组成火成岩元素总量的99%以上。若以氧化物计，则以SiO2、Al2O3、FeO、Fe2O3、CaO、Na2O、K2O、MgO、H2O、TiO2等为主，同样也占总量的99%以上。
在地壳物理化学条件下，充分组合，尽情表现，可以形成丰富的化合物。目前已知的在各种地质作用下形成的具有相对固定化学成分和物理性质的组成岩浆和凝结后的岩石的基本单位大约有3000种，但最常见的只有五六十种，至于构成岩石主要成分的只不过二三十种。它们占重量的99%。
我们所见到的最多是石英、长石、云母、角闪石、辉石、橄榄石。
如果我们从火成岩区拿来一块岩石(图3－7)，或者来自熔岩流，或者来自岩基，或者来自岩脉，我们细究的话，离不开的问题一定是它是由什么组成的，即它的成分是什么?
图3－7 粗粒花岗岩、辉长岩
如果我们把上面的粗粒花岗岩砸碎，我们会发现里面与它的表面是一致的，它只有有限的几种主要物质颗粒，石英、钾长石、酸性斜长石，其中钾长石多于斜长石。次要物质及其他微量成分暂不考虑。如果我们有机会在世界各地收集同类的粗粒花岗岩，发现它们的成分基本接近，其中的组分基本一致。这种有趣的现象说明了越接近微观层面，它们的一致性越来越高。例如里面的石英，它们的外形以及其他性质高度接近。为什么呢，因为它们都是SiO2，让SiO2的单一个体去变化，并不是一件容易事情，所以，简单的东西具有相对的可靠性，我们把这种简单的化合物甚至是单质叫做矿物，它们存在于岩浆流里，凝固后成为一种具有独立存在的物质。矿物里面的金矿，煤矿等等，我们已经明白它们内在的不变性，具有稳定的某些性质，可以为人们所利用。
地壳中的各种化学元素，在各种地质作用下不断进行化合，形成各种矿物。矿物的含义包括这样几点内容:①矿物是在各种地质作用下或者说在各种自然条件下形成的自然产物，比如在岩浆活动过程中，在风化作用过程中，或者在湖泊、海洋的作用下都可形成矿物;②矿物具有相对固定和均一的化学成分(大多数是化合物，少部分是单质元素)及物理性质，在一定程度上讲，矿物是一种自然产生的均质物体;③矿物不是孤立存在的，而是按照一定的规律结合起来形成各种岩石。
通过对上面花岗岩的观察，我们可以看见矿物石英和长石以相对独立的自由个体小团块交互存在于岩石空间，它们有明显的光学现象，形态上有棱有角，但是每种个体并不是绝对一致的大小，这种确定里的不确定是什么原因造成的?
这种有确定的化学成分，确定的部分形态特点，确定的物理性质，如独特的颜色、光泽，但是大小不等的团块我们叫它晶体。地球里面我们发现的矿物绝大部分具有晶体结构，只有一小部分矿物属于胶体矿物。
什么是晶体，原子、离子或分子按一定空间次序排列而成的固体，具有规则的外形。如食盐、石英、云母、明矾等。也叫结晶体或结晶。晶体的汉语意思取其反光性，整齐性、边界有形来形象表达。如果整个物质块体都是由不同种类的分子原子离子杂乱组成，我们的肉眼无从看见，只有整体的一种色调，如果其中的一类分子形成了晶体，晶体长大到肉眼可以看见的程度，我们就可以看见它了，如看见花岗岩里面的石英一样，看见了一个有别于其他组分的个体。这种细微的差别，不同的表现形式，正好成为我们对岩石进行比较和区别的重要特征。
3.1.4.2 矿物的基本特性
·典型提问:在中学化学里我们学过什么晶体，晶体生长的条件是什么?
(1)矿物的集合体形态。
自然界矿物可呈单独晶体出现，但大多数是以矿物晶体、晶粒的集合体或胶体形态出现的。集合体形态往往具有鉴定特征的意义，有时候还反映矿物的形成环境。主要的集合体形态有①粒状集合体;②片状、鳞片状、针状、纤维状、放射状集合体;③致密块状体;④晶簇;⑤杏仁体和晶腺;⑥结核和鲕状体;⑦钟乳状、葡萄状、乳房状集合体;⑧土状体;⑨被膜。
此外，我们在岩石裂缝中还常发现一种黑色的树枝状物质，酷似植物化石，但缺少植物应有的结构(如叶脉等)，称为假化石。这是由氧化锰等溶液沿着裂缝渗透沉淀而成的。
(2)矿物的物理性质。
由于矿物的化学成分不同，晶体构造不同，从而表现出不同的物理性质。其中有些必须借助仪器测定(如折光率、膨胀系数等)，有些则可凭借感官即能识别，后者是肉眼鉴定矿物的重要依据。
颜色 矿物具有各种颜色，如赤铁矿、黄铁矿、孔雀石、蓝铜矿、黑云母等都是根据颜色命名的。
因矿物本身固有的化学组成中含有某些色素离子而呈现的颜色，称为自色。具有自色的矿物，颜色大体固定不变，因此是鉴定矿物的重要标志之一。如矿物中含有Mn4+，呈黑色;含有Mn2+，呈紫色;含有Fe3+，呈樱红色或褐色;含有Cu2+，呈蓝色或绿色，等等。
有些矿物的颜色，与本身的化学成分无关，而是因矿物中所含的杂质成分引起的，称为他色。如纯净水晶(SiO2)是无色透明的，若其中混入微量不同的杂质，即可具有紫色、粉红色、褐色、黑色等。无色、浅色矿物常具他色，他色随杂质不同而改变，因此一般不能作为矿物鉴定的主要特征。
有些矿物的颜色是由某些化学的和物理的原因而引起的。如片状集合体矿物常因光程差引起干涉色，称为晕色，如云母;容易氧化的矿物在其表面往往形成具一定颜色的氧化薄膜，称为锖色，如斑铜矿。以上都统称为假色。
条痕 矿物粉末的颜色称为条痕。通常是利用条痕板(无釉瓷板)，观察矿物在其上划出的痕迹的颜色。由于矿物的粉末可以消除一些杂质和物理方面的影响，所以比其块体表面颜色更为固定。有些矿物如赤铁矿，其颜色可能有赤红、黑灰等色，但其条痕则为樱红色，是一致的;有些矿物如黄金、黄铁矿，其颜色大体相同，但其条痕则相差很远，前者为金黄色，后者则为黑或黑绿色。因此条痕在鉴定矿物上具有重要意义。
光泽 矿物表面的总光量或者矿物表面对于光线的反射形成光泽。光泽有强有弱，主要取决于矿物对于光线全反射的能力。光泽可以分为以下几种:①金属光泽:矿物表面反光极强，如同平滑的金属表面所呈现的光泽。某些不透明矿物，如黄铁矿、方铅矿等，均具有金属光泽。②半金属光泽:较金属光泽稍弱，暗淡而不刺目。如黑钨矿具有这种光泽。③非金属光泽:是一种不具金属感的光泽。又可分为:金刚光泽——光泽闪亮耀眼。如金刚石、闪锌矿等的光泽。玻璃光泽——像普通玻璃一样的光泽。大约占矿物总数70%的矿物，如水晶、萤石、方解石等具此光泽。
此外，由于矿物表面的平滑程度或集合体形态的不同而引起一些特殊的光泽。有些矿物(如玉髓、玛瑙等)，呈脂肪光泽;具片状集合体的矿物(如白云母等)，常呈珍珠光泽;具纤维状集合体的矿物(如石棉及纤维石膏等)，则呈丝绢光泽;而具粉末状的矿物集合体(如高岭石等)，则暗淡无光，或称土状光泽。
透明度 指光线透过矿物多少的程度。矿物的透明度可以分为3级:①透明矿物:矿物碎片边缘能清晰地透见他物，如水晶、冰洲石等。②半透明矿物:矿物碎片边缘可以模糊地透见他物或有透光现象，如辰砂、闪锌矿等。③不透明矿物:矿物碎片边缘不能透见他物，如黄铁矿、磁铁矿、石墨等。一般所说矿物的透明度与矿物的大小厚薄有关。大多数矿物标本或样品，表面看是不透明的，但碎成小块或切成薄片，却是透明的，因此不能认为是不透明。透明度又常受颜色、包裹体、气泡、裂隙、解理以及单体和集合体形态的影响。例如，无色透明矿物，其中含有众多细小气泡就会变成乳白色;又如方解石颗粒是透明的，但其集合体就会变成不完全透明，等等。
硬度 指矿物抵抗外力刻划、压入、研磨的程度。根据硬度高的矿物可以刻划硬度低的矿物的道理，德国摩氏(F.Mohs)选择了10种矿物作为标准，将硬度分为10级，这10种矿物称为“摩氏硬度计”。摩氏硬度计只代表矿物硬度的相对顺序，而不是绝对硬度的等级，如果根据力学数据，滑石硬度为石英的1/3500，而金刚石硬度为石英的1150倍。尽管如此，利用摩氏硬度计测定矿物的硬度还是很方便的。例如将欲测定的矿物与硬度计中某矿物(假定是方解石)相刻划，若彼此无损伤，则硬度相等，即可定为3;若此矿物能刻划方解石，但不能刻划萤石，相反却为萤石所刻划，则其硬度当在3～4之间，因此可定为3.5。依此类推。
摩式硬度计按矿石的软硬程度分为十级:1.滑石，2.石膏，3.方解石，4.萤石，5.磷灰石，6.正长石，7.石英，8.黄玉，9.刚玉，10.金刚石。
在野外工作，还可利用指甲(2～2.5)、小钢刀(5～5.5)等来代替硬度计。据此，可以把矿物硬度粗略分成软(硬度小于指甲)、中(硬度大于指甲，小于小刀)、硬(硬度大于小刀)三等。有少数矿物用石英也刻划不动，可称为极硬，但这样的矿物比较少。测定硬度时必须选择新鲜矿物的光滑面试验，才能获得可靠的结果。同时要注意刻痕和粉痕(以硬刻软，留下刻痕;以软刻硬，留下粉痕)不要混淆。对于粒状、纤维状矿物，不宜直接刻划，而应将矿物捣碎，在已知硬度的矿物面上摩擦，视其有否擦痕来比较硬度的大小。
解理 在力的作用下，矿物晶体按一定方向破裂并产生光滑平面的性质叫做解理。沿着一定方向分裂的面叫做解理面。解理是由晶体内部格架构造所决定的。例如石墨，在不同方向碳原子的排列密度和间距互不相同，竖直方向质点间距等于水平方向质点间距的2.5倍。质点间距越远，彼此作用力越小，所以石墨具有一个方向的解理，即一向解理。有的矿物具有二向、三向、四向或六向节理，如食盐具有三个方向的解理，萤石具有四个方向的解理。不同的矿物，解理程度也常不一样。在同一种矿物上，不同方向的解理也常表现不同的程度。根据劈开的难易和肉眼所能观察的程度，解理(图3－8)可分为下列等级:①最完全解理:矿物晶体极易裂成薄片，解理面较大而平整光滑，如云母、石膏等。②完全解理:矿物极易裂成平滑小块或薄板，解理面相当光滑，如方解石、石盐等。③中等解理:解理面往往不能一劈到底，不很光滑，且不连续，常呈现小阶梯状，如普通角闪石、普通辉石等。④不完全解理:解理程度很差，在大块矿物上很难看到解理，只在细小碎块上才可看到不清晰的解理面，如磷灰石等。⑤极不完全解理(无解理):如石英、磁铁矿等。对具有解理的矿物来说，同种矿物的解理方向和解理程度总是相同的，性质很固定，因此，解理是鉴定矿物的重要特征之一。
图3－8 最(极)完全解理、完全解理
图3－9 α石英的贝壳状断口
断口 矿物受力破裂后所出现的没有一定方向的不规则的断开面叫做断口。断口出现的程度是跟解理的完善程度互为消长的，即一般说来，解理程度越高的矿物不易出现断口，解理程度越低的矿物才容易形成断口。根据断口的形状，可以分为贝壳状断口、锯齿状断口、参差状断口、平坦状断口等。其中最常见的为在石英、火山玻璃上出现的具同心圆纹的贝壳状断口(图3－9)。一些自然金属矿物常出现尖锐的锯齿状断口。
脆性和延展性 矿物受力极易破碎，不能弯曲，称为脆性。这类矿物用刀尖刻划即可产生粉末。大部分矿物具有脆性，如方解石。矿物受力发生塑性变形，如锤成薄片、拉成细丝，这种性质称为延展性。这类矿物用小刀刻划不产生粉末，而是留下光亮的刻痕。如金、自然铜等。
弹性和挠性 矿物受力变形、作用力失去后又恢复原状的性质，称为弹性。如云母，屈而能伸，是弹性最强的矿物。矿物受力变形、作用力失去后不能恢复原状的性质，称为挠性。如绿泥石，屈而不伸，是挠性明显的矿物。
比重 矿物重量与4℃时同体积水的重量比，称为矿物的比重。矿物的化学成分中若含有原子量大的元素或者矿物的内部构造中原子或离子堆积比较紧密，则比重较大;反之则比重较小。大多数矿物比重介于2.5～4之间;一些重金属矿物常在5～8之间;极少数矿物(如铂族矿物)可达23。
磁性 少数矿物(如磁铁矿、钛磁铁矿等)具有被磁铁吸引或本身能吸引铁屑的性质。一般用马蹄形磁铁或带磁性的小刀来测验矿物的磁性。
电性 有些矿物受热生电，称热电性，如电气石;有些矿物受摩擦生电，如琥珀;有的矿物在压力和张力的交互作用下产生电荷效应，称为压电效应，如压电石英。压电石英已被广泛地应用于现代科学技术方面。
发光性 有些矿物在外来能量的激发下发出可见光，若在外界作用消失后停止发光，称为萤光。如萤石加热后产生蓝色萤光;白钨矿在紫外线照射下产生天蓝色萤光;金刚石在X射线照射下亦发生天蓝色萤光。有些矿物在外界作用消失后还能继续发光，称为磷光，如磷灰石。利用发光性可以探查某些特殊矿物(如白钨矿)。
其他性质 有些矿物具易燃性，如琥珀;有些易溶于水的矿物具有咸、苦、涩等味道;有些矿物具有滑腻感;有些矿物如受热或燃烧后产生特殊的气味。
总之，充分利用各种感官，并通过反复实践，抓住矿物的主要特征，就可逐渐达到肉眼鉴定重要矿物的目的。肉眼鉴定矿物是进一步鉴定矿物的基础，也是地质野外工作所需要拥有的基本能力，学习者必须重视。
3.1.4.3 常见矿物的基本特性
石英SiO2石英有多种同质多象变体。最常见的石英晶体多为六方柱及菱面体的聚形，柱面上有明显的横纹。在岩石中石英常为无晶形的粒状，在晶洞中常形成晶簇，在石英脉中常为致密块状。无色透明的晶体称为水晶，另外还有含有杂质而带颜色的紫水晶(含锰)、烟水晶(含有机质)、蔷薇石英(又叫芙蓉石，含铁锰)等。具典型的玻璃光泽，透明至半透明，硬度7，无解理，贝壳状断口，性硬，比重2.5—2.8，(图3－10)。
图3－10 石英及晶簇、玛瑙
另外还有由二氧化硅胶体沉积而成的隐晶质矿物，白色、灰白色者称玉髓(或称石髓、髓玉)，白、灰、红等不同颜色组成的同心层状或平行条带状者称玛瑙(图3－10)，不纯净、红绿各色称碧玉，黑、灰各色者称燧石。此类矿物具脂肪或蜡状光泽，半透明，贝壳状断口。
此外还有一种硬度稍低、具珍珠、蜡状光泽、含有水分的矿物，称蛋白石(SiO2· nH2O)。
鉴定特征:六方柱及晶面横纹，典型的玻璃光泽，很大的硬度(小刀不能刻划)，无解理。隐晶质各类具明显的脂肪光泽。
石英是自然界几乎随处可见的矿物，在地壳中含量仅次于长石，占地壳重量的12.6%。它是许多岩石的重要造岩矿物。含石英的岩石风化后形成石英砂粒，遍布各地。
正长石K［AlSi3O8］或K2O·Al2O3·6SiO2又名钾长石，晶体为板状或短柱状(图3－11)，在岩石中常为晶形不完全的短柱状颗粒。肉红、浅黄、浅黄白色，玻璃或珍珠光泽，半透明。硬度6，有两组解理直交(正长石因此得名)，比重2.56～2.58。
鉴定特征:肉红、黄白等色，短柱状晶体，完全解理，硬度较大(小刀刻不动)。
图3－11 正长石
图3－12 斜长石
斜长石Na［AlSi3O8］－Ca［Al2Si2O8］或Na2O·Al2O3·6SiO2–CaO·Al2O3·2SiO2是由钠长石和钙长石所组成的类质同象混合物，根据两种组分的比例斜长石又可粗略地分为:酸性斜长石——钙长石组分含量占0%～30%。中性斜长石——钙长石组分含量占30%～70%。基性斜长石——钙长石组分含量占70%～100%。细柱状或板状晶体(图3－12)，在晶面或解理面上可见到细而平行的双晶纹;在岩石中多为板状、细柱状颗粒。白至灰白色，或浅蓝、浅绿，玻璃光泽，半透明。硬度6～6.5，两组解理斜交(86°左右，斜长石因此得名)。比重2.60～2.76。
鉴定特征:细柱状或板状，白到灰白色，解理面上具双晶纹，小刀刻不动。
斜长石类矿物见于岩浆岩、变质岩和沉积岩中，分布最广。斜长石比正长石更易风化分解成高岭土、铝土等。
上述正长石、斜长石及其各种变种，统称长石类矿物。按重量计，约占地壳总重量的50%。因此长石类矿物是分布最广和第一重要的造岩矿物。
云母 假六方柱状或板状晶体;通常呈片状或鳞片状(图3－13)。玻璃及珍珠光泽，透明或半透明。硬度2～3，单向最完全解理，薄片有弹性。比重2.7～3.1。具高度不导电性。常见种类有:白云母KAl2［AlSi3O10］［OH］2，无色及白、浅灰绿等色。金云母KMg3［Al-Si3O10］［OH］2，金黄褐色，常具半金属光泽。黑云母K(Mg，Fe)3［AlSi3O10］［OH］2，黑褐至黑色，较白云母易风化分解。
鉴定特征:单向最完全解理，硬度低，有弹性。
图3－13 云母
云母是重要的造岩矿物，分布广泛，占地壳重量的3.8%。白云母和金云母为电器、电子等工业部门的重要绝缘材料。我国内蒙古丰镇、川西丹巴、新疆等地有较大型云母矿床。
普通角闪石Ca2Na(Mg，Fe)4(Al，Fe)［(Si，Al)4O11］2［OH］2晶体多为长柱状，横剖面近六边菱形;在岩石中常呈分散柱状、粒状及集合体。绿黑至黑色，条痕灰绿色，玻璃光泽(风化面暗淡)，近不透明(图3－14)。硬度5～6，两组解理相交呈124°。比重3.1 ～3.4。
鉴定特征:绿黑色，长柱状(横剖面菱形)晶体，相交成124°的解理，小刀不易刻划。
普通角闪石是火成岩(特别是中性、酸性岩)的重要造岩矿物，有时见于变质岩中，在地表易风化分解。
图3－14 普通角闪石
图3－15 普通辉石
普通辉石(Ca，Na)(Mg，Fe，Al)［(Si，Al)2O6］ 晶体短柱状，横剖面近八边形;在岩石中常为分散粒状或粒状集合体。绿黑至黑色(图3－15)，条痕浅灰绿色，玻璃光泽(风化面暗淡)，近不透明。硬度5～6，两组解理近直交。比重3.23～3.52。
鉴定特征:绿黑或黑色，近八边形短柱状，解理近直交。
普通辉石为火成岩(特别是基性岩、超基性岩)的重要造岩矿物，在地表易风化分解。
橄榄石(Mg，Fe)2［SiO4］ 晶体扁柱状，在岩石中呈分散颗粒或粒状集合体。橄榄绿色，玻璃光泽，透明至半透明。硬度6.5～7。解理中等或不清楚。性脆。比重3.3～3.5。
鉴定特征:橄榄绿色，玻璃光泽，硬度高。
橄榄石为岩浆中早期结晶的矿物，是基性和超基性火成岩的重要造岩矿物，不与石英共生。橄榄石在地表条件下极易风化变成蛇纹石。
3.1.4.4 火成岩矿物类型及其在岩石形成过程中的组合规律
组成火成岩的矿物以硅酸盐矿物为主，其中最多的是长石、石英、黑云母、角闪石、辉石、橄榄石等(以上石英属于氧化物)，占火成岩矿物总含量的99%，所以称之为火成岩的重要造岩矿物。其中颜色较浅的，称浅色矿物，因以二氧化硅和钾、钠的铝硅酸盐类为主，又称硅铝矿物，如石英、长石等;其中颜色较深的，称暗色矿物，因以含铁、镁的硅酸盐类为主，又称铁镁矿物，如黑云母、角闪石、辉石、橄榄石等。
硅铝矿物和铁镁矿物在火成岩中的含量和比例，不仅影响岩石的颜色，而且影响岩石的比重。一般说，岩石从超基性到酸性，铁镁矿物逐渐减少，而硅铝矿物则逐渐增多，故岩石颜色越来越浅，比重越来越小;岩石从酸性到超基性，铁镁矿物逐渐增多，而硅铝矿物则逐渐减少，故岩石颜色越来越深，比重越来越大。
火成岩中的矿物成分是火成岩分类的重要根据之一。岩石中含量较多、作为区分岩类依据的矿物，称为主要矿物。如花岗岩类中的石英和钾长石。岩石中含量较少、对区分岩类不起主要作用，但可作为进一步区分岩石种属的依据的矿物，称为次要矿物。例如，石英在花岗岩类中为主要矿物，而在闪长岩类中则为次要矿物，其有无并不影响闪长岩的命名问题，但如含有一定数量(5%～20%)，则可据此进一步分类称之为石英闪长岩。岩石中含量很少(一般不超过1%)、对岩石分类不起作用的矿物，称为副矿物。如磁铁矿、磷灰石等。不过，近年对岩石中的副矿物也进行了深入研究，认为其形态、数量等对于划分岩石类型、确定岩石时代和揭示含矿规律也具有重要意义。
岩浆在冷凝过程中，由于物理化学条件不断改变，各种主要造岩矿物结晶析出有一定的顺序，而且先析出的矿物与岩浆发生反应，使矿物成分发生变化而产生新的矿物。
3.1.5 火成岩的结构和构造
岩浆在地表或地下不同深度冷凝时，因温度、压力等条件不同，即使是同样成分的岩浆所形成的岩石，也具有不同的岩石形貌特征。这种差异主要表现在两个方面，即岩石的结构和构造。
3.1.5.1 火成岩的结构
所谓结构是指岩石中矿物颗粒本身的特点(结晶程度、晶粒大小、晶粒形状等)及颗粒之间的相互关系所反映出来的岩石构成的特征而言。结构反映的是从微观到宏观的现象，让我们可以看见一块岩石是怎么从无形到有形，我们的着眼点是从最小的接触点、接触面看各种相互关系。它更多的属于静态的内在的层面。
·典型提问:我们试着拿一块花岗岩分析其结构，也分析混凝土的结构，我们可以把花岗岩一粒一粒抠下来，思考这个现象。
结晶程度:指岩石中矿物是全部结晶或部分结晶而言。据此可以分为:①全晶质结构:组成岩石的矿物全部结晶，如花岗岩。②半晶质结构:组成岩石的矿物部分结晶，部分为玻璃质，如流纹岩。③玻璃质(非晶质)结构:组成岩石的成分全未结晶，即全部为玻璃质，如黑曜岩。
结晶程度主要决定于岩石的形成环境和岩浆成分。深成岩是岩浆在地下深处相对封闭的条件下冷凝而成的岩石，因围岩导热性不好，压力大，挥发成分不易逸散，岩浆冷凝缓慢，往往形成全晶质岩石。据研究，某些大岩体冷却时间常为数十万年至100万年以上。喷出岩形成于地表，冷却迅速，往往形成结晶程度较差的岩石。如果在相同冷凝条件下，基性岩浆温度高、粘性小、冷却相对较慢，其结晶程度往往比酸性岩浆要好一些。
晶粒大小:按照组成岩石的矿物颗粒大小可以分为:①显晶质结构:用肉眼或放大镜即可看出晶体颗粒。又分为:粗粒结构——晶粒直径大于5mm;中粒结构——晶粒直径1～5mm;细粒结构——晶粒直径0.1～1mm。②隐晶质结构:晶粒小于0.1mm，岩石呈致密状，矿物颗粒用显微镜才能辨别。
晶粒大小也跟岩石形成环境和岩浆成分有关。深成岩在结晶过程中冷凝缓慢，结晶时间充分，往往形成晶粒较粗的岩石;喷出岩在形成当时冷凝较快，没有充足时间结晶，往往形成隐晶质结构甚至是玻璃质结构。如果是在同样条件下，基性岩的结晶颗粒比酸性岩的要更粗一些。
晶粒相对大小:按岩石中矿物颗粒相对大小可以分为:①等粒结构:又称粒状结构，是岩石中同种主要矿物的粒径大致相等的结构，常见于深成岩中。②斑状结构:岩石中矿物颗粒相差悬殊，较大的颗粒称为斑晶，斑晶与斑晶之间的物质称为基质，基质为隐晶质或玻璃质。一般是斑晶结晶较早，晶形较好，而基质部分结晶较晚，多是熔浆喷出地表或上升至浅处迅速冷凝而成。斑状结构常为喷出岩或一些浅成岩所具有。③似斑状结构:类似斑状结构，但斑晶更为粗大(可超过1cm)，而基质则多为中、粗粒显晶质结构。斑晶可以是与基质在相同或近似条件下，因某种成分过剩而形成的;也可以是在较晚时间经交代作用而形成的。似斑状结构常为某些深成岩所具有，如似斑状花岗岩(图3－16)。
图3－16 等粒结构(花岗岩)、似斑状花岗岩
晶粒形状:按岩石中矿物晶体形状发育程度，可以分为:①自形晶:晶体发育成应有的形状。②半形晶:晶体只发育成应有晶形的一部分。③他形晶:晶体不能发育成应有的形状，而是决定于相邻晶体所遗留的空间形状，因此常是不规则的。
晶粒的自形程度主要决定于结晶的先后，在岩浆中早期结晶矿物常为自形晶，晚期结晶矿物常为他形晶。如在花岗岩中，黑云母和角闪石结晶较早自形程度较好;其次为斜长石和钾长石，多为半自形;而石英颗粒为他形，不具任何晶面，结晶最晚。
·典型总结:试着画同样矿物成分的不同结构的岩浆岩的外观示意图。
3.1.5.2 火成岩的构造
所谓构造是指组成岩石的矿物集合体的形状、大小、排列和空间分布等所反映出来的岩石构成的特征而言。它更多显现的是由于外力、其他作用力的存在，使得岩石表现出一种整体形态的变化。让我们可以看见岩石形成时候的外界作用(或其他作用)的加入(图3 －17)。
图3－17 块状构造、流纹构造、气孔构造、杏仁构造
块状构造:岩石中矿物排列无一定方向，不具任何特殊形象的均匀块体，是火成岩(如花岗岩)中最常见的一种构造。
流纹构造:因熔浆流动由不同颜色不同成分的隐晶质或玻璃质或拉长气孔等定向排列所形成的流状构造，常见于中酸性喷出岩(如流纹岩)中。流纹表示熔岩当时的流动方向。
流动构造:岩浆在流动过程中所形成的构造，包括流线构造和流面构造。岩石中长条状、柱状矿物(如角闪石)呈长轴定向排列，叫流线构造，它一般平行于岩浆流动方向;岩石中片状矿物、板状矿物(如云母、长石)呈层状及带状排列，叫流面构造，它一般平行于岩体的接触面。因此利用流线和流面可以测定岩浆的流动方向和岩体接触面的产状。
气孔构造:熔浆喷出地表，压力骤减，大量气体从中迅速逸出而形成的圆形、椭圆形或管状孔洞，称气孔构造。这种构造往往为喷出岩所具有。
杏仁构造:岩石中的气孔被以后的矿物质(方解石、石英、玛瑙、玉髓等)所填充，形似杏仁，称杏仁构造。
气孔构造和杏仁构造多分布于熔岩表层。在大规模熔岩流(如玄武岩)中常可见到多层气孔或杏仁构造，据此可以统计熔岩喷发次数。
上述岩石的结构和构造，不仅可以用来判断岩石形成的环境和条件，而且也是火成岩分类和命名的一种重要依据。
3.1.6 火成岩的分类
火成岩的种类很多，目前已知有一千余种。火成岩分类的主要根据一方面是岩石的化学成分、矿物成分，另一方面是岩石的产状、结构和构造。表3－1主要火成岩分类表就是综合这些因素编制的。
表3-1 主要火成岩分类简表
注:(1)在主要矿物成分一栏中，黑线表示主要矿物，断线表示次要矿物。(2)表中玢岩和斑岩都是斑状结构岩石，习惯上玢岩的斑晶为富钙或含钙中等的斜长石;而斑岩中的斑晶为钾长石、富钠斜长石或石英。
岩浆的温度往往随岩浆的成分而变化。酸性岩浆的温度约为700～900℃，中性岩浆的温度约为900～1000℃，基性岩浆的温度约为1000～1200℃。根据不同类型岩浆温度分布区间，结合地壳温度梯度可以推测当时形成深度以及区域活动温度。
从超基性岩到酸性岩，暗色矿物含量逐渐减少，而浅色矿物逐渐增多，故岩石颜色逐渐由深变浅，而岩石比重逐渐由大变小。
表的纵坐标按岩石产状排列，依次是深成岩、浅成岩和喷出岩，同时分别列出各类岩石的主要结构和构造。因为它们能指示岩石的生成条件，从而使分类具有成因的意义。
同一纵行的岩石，成分相同，故属于一个岩类;只是由于产状、结构、构造不同，因而有不同的名称。同一横行的岩石，其产状、结构和构造基本相同，而岩类各异。
学习岩石必须牢固地掌握火成岩分类的基本规律，在此基础上只要能辨别出岩石的主要特征(特别是矿物成分、结构和构造)，即可在表上查对出岩石的名称。
3.1.7 几种主要的火成岩
·典型比较(图3－18，图3－19，图3－20)
图3－18 辉长岩，玄武岩
图3－19 闪长岩，安山岩
图3－20 花岗岩，流纹岩
3.1.7.1 超基性岩类(橄榄岩—金伯利岩类)
本类岩石分布很少。岩石中SiO2含量低，几乎全部由铁镁矿物组成，如橄榄石和辉石，基本无长石，石英更不可能出现。岩石颜色较深，比重较大(3.2～3.3)。多为小型侵入体或岩筒(柱状岩体)。
(1)橄榄岩。主要由橄榄石和辉石组成，多为中、粗粒状结构，部分辉石呈较大斑晶出现。新鲜岩石近于黑绿色或黑色，但在地表条件下橄榄石极易风化变成蛇纹石，使颜色变浅。如果岩石以橄榄石为主，称纯橄榄岩，呈黄绿色。如果岩石以辉石为主，称辉岩，呈黑色。
(2)苦橄玢岩。以辉石和橄榄石为主，或含少量富钙斜长石，细粒或斑状结构。
(3)金伯利岩。斑状结构，斑晶为橄榄石、金云母、石榴子石等，蛇纹石化显著，偶见辉石;基质为细粒及隐晶质;常以岩筒(岩颈)、岩脉等形式产出。金刚石常存在于此岩中。我国已在辽宁、山东等省发现多处金伯利岩。
3.1.7.2 基性岩类(辉长岩—玄武岩类)
本类岩石在大陆分布广泛，特别是属于喷出岩的玄武岩，相当其他各喷出岩类总量的5倍以上;而在海洋底几乎全部为玄武岩(上覆海洋沉积物)。主要矿物为富钙斜长石和辉石，次要矿物有橄榄石和角闪石等，有时含有一定量的磁铁矿，一般具有较强的剩余磁性。岩石颜色较深，比重较大(2.94)。
(1)辉长岩。为基性深成岩，主要矿物是富钙斜长石(灰白或暗灰色，板状、粒状)和辉石，还有少量橄榄石和角闪石。岩石颜色为黑色或黑灰色，中、粗等粒结构，块状构造，常以小规模深成岩体产出。
(2)辉绿岩。为基性浅成岩，近于黑色，或黑灰、灰绿色，一般为细粒到中粒结构，有时有较大的斜长石斑晶，呈柱状或板状。矿物成分与辉长岩的相当。多呈岩床、岩墙产出。
(3)玄武岩。是典型的喷出岩，分布最广，是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。玄武岩一词，引自日文。多呈黑、黑灰等色，风化面黄褐或灰绿色。细粒或隐晶结构，或呈斑状结构，并常有气孔、杏仁等构造。矿物成分同辉长岩。
3.1.7.3 中性岩类
本类岩石与基性岩相比，浅色矿物逐渐增多，根据其中长石成分等特点可再分为闪长岩—安山岩类以及正长岩—粗面岩类。
(1)闪长岩—安山岩类。
本类岩石分布也较广，与基性岩有一个共同的特点，即喷出岩总量远超过与其成分相当的深成岩。SiO2含量中等，矿物成分以中性斜长石和角闪石为主，次要矿物有辉石、黑云母等，有时可见少量石英。暗色矿物含量为30%左右，岩石颜色较基性岩稍浅，比重约为2.8。
①闪长岩是中性深成岩。主要矿物为中性斜长石和普通角闪石，多为中粒结构、块状构造。基本上无石英;若石英数量为6～10%时，称石英闪长岩。一般为灰色、灰绿色。闪长岩呈独立岩体者多呈岩株、岩床或岩墙产出，但大部分是和花岗岩或辉长岩呈过渡关系。
②闪长玢岩是中性浅成岩。具明显斑状结构，基质为细粒或隐晶结构，斑晶为中性斜长石及普通角闪石，偶见黑云母。颜色多为灰及灰绿色。常以岩床、岩墙产出或为闪长岩的边缘相。
③安山岩是中性喷出岩的代表岩石，分布之广仅次于玄武岩，主要分布于环太平洋活动大陆边缘及岛弧地带。安山岩一词来源于南美洲西部的安第斯山名。呈斑状结构，斑晶以中性斜长石及普通角闪石为主，或偶见黑云母及辉石;基质多为隐晶结构。有时斑晶定向排列，有明显流线构造，或具气孔、杏仁构造。新鲜岩石多为灰、灰绿、紫红等色。深色安山岩与玄武岩不易肉眼区分，若斑晶中多角闪石或见有黑云母，可定为安山岩。安山岩常以块状熔岩流等产出。
(2)正长岩—粗面岩类。
本类岩石分布较少。SiO2含量为55%～65%，浅色矿物主要为钾长石(60%～65%)、富钠斜长石(10%～15%);暗色矿物主要为普通角闪石及黑云母(共占20%以下)，基本不含石英。比重2.7左右。这类岩石是介于酸性和中性之间的过渡类型，也是中性到碱性之间的过渡类型，故又称为半碱性岩类。
①正长岩属于中性或半碱性深成岩类。主要矿物为钾长石及角闪石、黑云母等。颜色浅淡，一般为肉红色、灰黄色或灰白色。中粒结构，类似花岗岩类。但不见石英颗粒，或微含一点。常以小型岩体产出，有时见于大岩体的边缘部分。
②正长斑岩相当于正长岩的浅成岩相，部分为喷出岩相。斑状结构，斑晶以肉红色或淡黄色正长石为主，或有角闪石斑晶;基质致密，多由正长石微晶组成。岩石颜色多为淡红、灰白等色。常以岩脉等产出。
③粗面岩成分与正长岩相当的喷出岩相。一般为灰白或粉红色。斑状结构，斑晶以正长石为主;基质细粒致密多孔，断口粗糙不平，因此得名。分布不广，多为粗短熔岩流。
3.1.7.4 酸性岩类(花岗岩—流纹岩类)
本类岩石无论从体积或面积讲，在火成岩中都居首位。其中分布最广的是花岗岩类(中、基性岩类与此相反，喷出岩分布最广)。SiO2含量高，呈过饱和状态，故出现大量石英。在矿物组成上，浅色矿物石英、钾长石、富钠斜长石等占绝对优势(90%左右);暗色矿物以黑云母为主，其次为角闪石(约共占10%左右)。因此岩石颜色浅淡，比重亦略小(2.6—2.7)。因酸性熔浆粘度较大，温度也较低，冷凝迅速，故其喷出岩中常见玻璃质。
(1)花岗岩。是分布最广的深成岩类，其分布面积占所有侵入岩面积的80%以上。主要由钾长石、富钠斜长石、石英组成，并含少量黑云母或角闪石。通常钾长石多于斜长石，石英可达20%以上。如果钾长石与斜长石约略相等，称石英二长岩。如果斜长石多于钾长石，且暗色矿物增多，称花岗闪长岩。
钾长石主要为正长石，多呈半自形板状、柱状，肉红或淡黄色;斜长石主要为富钠的酸性斜长石，自形程度比正长石好，白、灰白等色;在岩石断口上可见长石的平坦的解理面。石英为不规则他形颗粒，断口不平坦，烟灰色，玻璃光泽。暗色矿物自形程度较高，黑云母呈小六角片状或鳞片状，光泽强，硬度小;普通角闪石多呈柱状，光泽弱，硬度较大。
此类岩石多为肉红色、灰白色、略具黑色斑点。具典型的半自形等粒结构者，称为花岗结构。根据晶粒大小，又可分为粗粒、中粒和细粒花岗岩。有的具似斑状结构，斑晶主要为钾长石，直径可达1cm以上，称斑状花岗岩。根据暗色矿物种类，又可分别称为黑云母花岗岩、角闪花岗岩等。
花岗岩是多种成因的，其两种基本形式是岩浆侵入和花岗岩化。
(2)花岗斑岩。相当于酸性浅成岩类。斑状结构，斑晶为钾长石、富钠斜长石、石英等，基质较细;斑晶所占面积往往大于基质面积。多分布于花岗岩体的边缘部分，有时成独立岩体出现。
(3)流纹岩。是典型的酸性喷出岩类。成分与花岗岩相当。颜色常为灰白、粉红、浅紫等色。斑状结构，斑晶主为钾长石、石英等，基质为隐晶质或部分玻璃质;有时为隐晶无斑结构，常有流纹构造。相当于花岗闪长岩的喷出岩，斑晶以斜长石及石英为主，称为英安岩。
3.1.7.5 脉岩类
在岩体边缘或围岩裂隙中，常见有与深成岩体有一定成分和成因联系的岩脉、岩墙等，其构成岩石通称为脉岩类，大体相当于浅成岩类。
(1)伟晶岩。是具有伟晶结构的浅色脉岩。其中分布最广、经济意义最大的(常含有稀有元素)是伟晶花岗岩。其主要矿物成分与花岗岩相似，不同之点是暗色矿物含量较少(有时出现黑云母)，矿物颗粒非常粗大，粒径可以从数厘米到数米。有时具有石英和长石穿插的结构，称文象结构。伟晶岩多以脉体或透镜体产于母岩及其围岩中，并常富集成长石、石英、云母、宝石及各种稀有元素矿床。
(2)细晶岩。是具有细粒结构的浅色脉岩。其中分布最广的是花岗细晶岩。主要矿物成分为石英和钾长石，不含或少含暗色矿物。具他形细粒等粒结构，岩石颜色浅淡。多在花岗岩边缘部分呈岩脉产出。
(3)煌斑岩。是深色脉岩的总称。主要由暗色矿物黑云母、角闪石、辉石等组成，间有长石。通常为粒状结构，岩石颜色较深，黑或黑褐色。根据矿物成分可分为云煌岩(以黑云母为主)、闪辉煌斑岩(以角闪石、辉石为主)等。
3.1.7.6 火山玻璃岩类
指由火山喷发出来的熔岩，迅速冷却来不及结晶而形成的一种玻璃质结构岩石。因酸性熔浆粘度大、温度低，在迅速冷却条件下更容易形成玻璃质，所以火山玻璃岩以酸性为主。
(1)黑曜岩。是一种酸性火山玻璃岩。黑色或红黑色，具光滑的及标准的贝壳状断口，边缘微透明。
(2)浮岩。是一种多气孔的玻璃质岩石。状似炉渣，颜色浅淡，多为白色、灰白色，质轻(比重0.3～0.4)可浮于水。典型的浮岩多产于酸性熔岩的上部或火山碎屑中。
3.2 沉积现象与沉积岩
我们知道火成岩是从地壳底层的岩浆向地表活动而形成的系列岩石，庞大的基础更多地埋藏在地下，火山喷发只是地表的星星点点，虽然一些深处的岩浆岩通过地壳运动上升到地表，或者由于剥蚀而出露，这些都不是占地表比例很大。还有更多的沉积岩出现在地表，完全不同于火成岩。我们看见的地表有各种风化现象与沉积现象，见到各种各样的相对疏松、松软的堆积物，或薄或厚，或粗或细，以各种状态呈现，最终在重力作用下，暂时或者相对长久地停留在不同部位(图3－21)。我们见过沙漠，见过田野，见过坡积物，见过河滩，海滨，都有自己的独特形态，或匍匐或延展铺开在地表。通过勘探，有的松散层相当深，但是当我们一旦继续向深处勘探，坚硬的岩石会出现，它们的一些与上覆的沉积物具有很多的共性，例如外观形象很像，物质组成、组分比例、层次规律接近，也就是说，在这些岩石上我们似乎看见了地表的许多现象，像沙漠，像河滩，像坡积物等。通过地球概论，我们知道上层地壳的表层部分常分布有0～10km厚的沉积岩层，平均密度为2.6～2.7g/cm3。这一层物质组成极为多样，构造形态和地貌形态也非常复杂。按重量计，沉积岩只占地壳的5%，但因沉积岩覆盖于地壳表层，分布十分广泛。在大陆部分有75%的面积为沉积岩，在大洋底则几乎全部为新老沉积层所覆盖。
图3－21 沉积现象示意图
3.2.1 沉积岩的形成过程
暴露在地壳表部的岩石，在地球发展过程中，不可避免地要遭受到各种外力作用的剥蚀破坏，然后再把破坏产物在原地或经搬运沉积下来，再经过复杂的成岩作用而形成岩石，这些由外力作用所形成的岩石就是沉积岩。
沉积岩的物质主要来源于先成岩石(无论是火成岩、变质岩和先成的沉积岩，当然，最早期的沉积岩的来源物质肯定是地球形成初期的火成岩)经风化作用和剥蚀作用的破坏产物，包括碎屑物质、溶解物质和新生物质;除此还包括生物遗体、生物碎屑以及火山作用的产物。这些物质在低洼的地方沉积下来，总称为沉积物。
各种沉积物最初都是松散的，经过漫长的时代，上覆沉积物越来越厚，下边沉积物越埋越深，经过压固、脱水、胶结等成岩作用，逐渐变成坚固的成层的岩石。现在未胶结的较新的松散沉积物，也包括在广义的沉积岩范畴之内。
沉积岩是在地壳发展过程中，在外力作用支配下，形成于地表附近的自然历史产物。地表环境十分复杂(如海陆分布、气候条件、生物状况等)，同一时代不同地区或同一地区不同时代，其地理环境往往不同，从而所形成的沉积岩也互有差异，各种沉积岩都毫无例外地记录下来沉积当时的地理环境信息。因此，沉积岩是重塑地球历史和恢复古地理环境的重要依据。
沉积岩层中蕴藏着煤、石油、铁、锰、铝土、磷、石膏、盐、钾盐、石灰岩等矿产资源。特别是盐类矿产和可燃有机能源矿产几乎全部蕴藏在沉积层中。
3.2.1.1 风化与剥蚀作用
研究沉积岩的形成过程，特别是以风化和搬运为主的过程，对于我们反观环境变化，提高工程建设的质量和使用年限，都有启示意义。通过观察丰富多彩的风化过程中部分现象，可以增强我们对地质作用力的更深理解。
若以常见造岩矿物论，其溶解度大小顺序如下:方解石＞白云石＞橄榄石＞辉石＞角闪石＞斜长石＞钾长石＞黑云母＞白云母＞石英。
易溶岩石(各种碳酸盐岩)比难溶岩石容易受到破坏。
深色岩石比浅色岩石更容易受到温度变化的影响。
火成岩和变质岩多是在地下较高温度和较大压力条件下形成的，故当其暴露于地表时，往往比形成于地表环境的沉积岩更易受到风化。
复矿物成分的岩石比单一矿物组成的岩石更容易受到破坏(如花岗岩由石英、长石、黑云母等组成，其比热、膨胀系数等不同，各种矿物颗粒在温度变化情况下胀缩不均，容易分崩离析;同时，各种矿物抵抗风化的能力也不相同，如石英是最稳定矿物，在风化过程中几乎不发生分解，只有机械破碎，形成石英砂;而长石、黑云母等极易化学分解)。
岩石中矿物颗粒的粗细、均匀程度、胶结物成分、层理厚薄等也都能影响到风化的方式和进程，如颗粒粗细不均、胶结物为易溶成分，层理薄而松脆等容易受到风化破坏。
岩石中节理和裂隙发育情况，对于风化作用的影响很大。岩石中节理和裂隙是水溶液、气体和生物活动的通道和场所，可以促进风化作用。有些岩石如花岗岩、辉绿岩等常被三组近于直交的节理切成若干方块，在棱和角的地方，岩石的自由表面积最大，首先遭受风化，棱角逐渐消失变成球形，这种现象称为球状风化。在野外还经常看到这种风化球体由表及里岩石层层剥落的现象，称为页状剥离作用。
岩石的风化产物可以归纳为三大类:①碎屑物质。②溶解物质。③难溶物质。
地表岩石经长期风化作用后，由物理风化形成的碎屑物质、由化学风化形成的难溶物质以及由生物风化形成的土壤等这些风化作用的综合产物，在一定条件下残留于原地，形成松散的堆积物，称为残积物。残积物的成分决定于母岩的成分，如花岗岩风化后的残积物中常包含石英砂粒、由长石变成的高岭土或粘土、由黑云母变成的褐铁矿等。残积物的厚度常决定于地形条件。地形平缓的山麓、山坡以及平坦的山顶等，多形成较厚的残积物。残积物中的碎屑多具棱角，分选不好，层理不清。残积物的风化程度，一般是自上而下由深变浅的。
风化作用是一切外力作用的开端，岩石遭受风化之后，给风、流水、地下水、冰川、湖泊、海洋等外动力对岩石的破坏提供了物质条件。各种外力在运动状态下对地面岩石及风化产物的破坏作用，总称为剥蚀作用。剥蚀作用和风化作用都是破坏地表岩石的强大力量。二者不同之处主要在于前者是流动着的物质对地表岩石起着破坏作用，而后者是相对静止地对岩石起着破坏作用。但二者互相依赖，互相促进，岩石风化有利于剥蚀，而风化产物被剥蚀后又便于继续风化，从而加剧了地表岩石的破坏作用，并源源不断地为沉积岩的形成提供着充足的物质来源。
3.2.1.2 搬运作用
风化作用和剥蚀作用的产物被流水、冰川、海洋、风、重力等转移，离开原来位置的作用叫做搬运作用。搬运方式有机械搬运和化学搬运两种(生物搬运也是以机械搬运和化学搬运来实现的)。一般说来，风化和剥蚀产生的碎屑物质多以机械搬运为主，而胶体和溶解物质则以胶体溶液及真溶液形式进行搬运(图3－22)。
图3－22 搬运作用分析图
3.2.1.3 沉积作用
母岩风化和剥蚀产物在外力的搬运途中，由于水体流速或风速变慢、冰川融化以及其他物理化学条件的改变，使搬运能力减弱，从而导致被搬运物质的逐渐沉积，这种作用称为沉积作用(图3－23)。
图3－23 沉积现象观察与分析
沉积作用可以发生在海洋地区，也可以发生在大陆地区，所以沉积作用包括海洋沉积和大陆沉积，前者又分为滨海、浅海、半深海和深海沉积，后者又分为河流、湖泊、沼泽、冰川等沉积。
沉积的方式有机械沉积、化学沉积和生物沉积三种。
生物沉积作用包括生物遗体的沉积和生物化学沉积。前者指生物死亡后，其骨骼、硬壳堆积形成磷质岩、硅质岩和碳酸盐岩等;后者指生物在新陈代谢中引起周围介质物理化学条件的变化，从而引起某些物质的沉淀。
3.2.1.4 成岩作用
岩石的风化剥蚀产物经过搬运、沉积而形成松散的沉积物，这些松散沉积物必须经过一定的物理、化学以及其他的变化和改造，才能形成固结的岩石。这种由松散沉积物变为坚固岩石的作用叫做成岩作用。广义的成岩作用还包括沉积过程中以及固结成岩后所发生的一切变化和改造。成岩作用主要包括以下几种方式
(1)压固作用。在沉积物不断增厚的情况下，下伏沉积物受到上覆沉积物的巨大压力，使沉积物孔隙度减少，体积缩小，密度加大，水分排出，从而加强颗粒之间的联系力，使沉积物固结变硬。这种作用对粘土岩的固结有更显著的作用，其孔隙度可以由80%减少到20%。同时，上覆岩石的压力使细小的粘土矿物形成定向排列，从而常使粘土岩具有清晰薄层层理。
(2)脱水作用。在沉积物经受上覆岩石强大压力的同时，温度也逐渐增高，在压力和温度的共同作用下，不仅可以排出沉积物颗粒间的附着水，而且还使胶体矿物和某些含水矿物产生失水作用而变为新矿物，例如SiO2·nH2O(蛋白石)变成玉髓(SiO2)，Fe2O3·nH2O(褐铁矿)变为赤铁矿(Fe2O3)，石膏(CaSO4·2H2O)变为硬石膏(CaSO4)等。矿物失水后，一方面使沉积物体积缩小，另一方面使其硬度增大。
(3)胶结作用。沉积物中有大量孔隙，在沉积过程中或在固结成岩后，其中被矿物质所填充，从而将分散的颗粒粘结在一起，称为胶结作用(图3－24)。最常见的胶结物有硅质(SiO2)、钙质(CaCO3)、铁质(Fe2O3)、粘土质、火山灰等。这些胶结物质可以来自沉积物本身，也可以是由地下水带来的。砾和砂等经胶结作用可形成砾岩、砂岩，所以胶结作用是碎屑岩的主要成岩方式。
图3－24 胶结类型图
(4)重结晶作用。沉积物在压力和温度逐渐增大情况下，可以发生溶解或局部溶解，导致物质质点重新排列，使非晶质变成结晶物质，这种作用称重结晶作用。重结晶后的岩石，孔隙减少，密度增大，岩石的坚固性也增强了。重结晶作用对于各类化学岩、生物化学岩来说，是重要的成岩方式
3.2.2 沉积岩的特征
沉积岩是在外力作用下形成的一种次生岩石，无论从化学成分、矿物成分，还是从岩石结构和构造来看，它都具有区别于其他类岩石的特征。
3.2.2.1 沉积岩的成分
(1)化学成分。沉积岩的材料主要来源于各种先成岩石的碎屑、溶解物质及再生矿物，归根结底来源于原生的火成岩，因此沉积岩的化学成分与火成岩基本相似，即皆以SiO2、Al2O3等为主。但也有其不同之处:如沉积岩中Fe2O3的含量多于FeO，而火成岩却与此相反，这是因为沉积岩主要是在氧化条件下形成的;又如沉积岩中富含H2O、CO2等，而火成岩中则很少，因为沉积岩是在地表条件下形成的;还有，沉积岩中常含有较多的有机质成分，而在火成岩中则缺少这样的成分。
(2)矿物成分。沉积岩的矿物成分有160多种，但最常见的不过一二十种，其中包括:①碎屑矿物:石英、钾长石、钠长石、白云母等(母岩风化后继承下来的较稳定的矿物，属于继承矿物)。②粘土矿物:高岭石、铝土等(母岩化学风化后形成的矿物，属新生矿物)。③化学和生物成因矿物:方解石、白云石、铁锰氧化物(各种铁矿等)、石膏、磷酸盐矿物、有机质等(从溶液或胶体溶液中沉淀出来的或经生物作用形成的矿物)。
常见矿物的基本特性:
铝土矿Al2O3·nH2O(一般式，但它不是一种单独矿物)铝土矿是由若干铝的氢氧化物矿物、硬水铝石、软水铝石所组成的混合物，经常含有高岭土、铁矿等杂质。铝土矿多呈致密块状、鲕状、豆状等产出，白、灰、黄、褐等色，土状光泽，硬度3左右，比重2.5～3.5。
鉴定特征:外表似粘土岩，但硬度较高，比重较大，没有粘性、可塑性及滑腻感。
铝土矿主要是在湿热气候条件下由岩石风化在原地或经搬运沉积而成。
高岭石Al4［Si4O10］［OH］8或Al2O3·2SiO2·2H2O一般呈隐晶质、粉末状、土状。白或浅灰、浅绿、浅红等色，条痕白色，土状光泽。硬度1～2.5。比重2.6～2.63。有吸水性(可粘舌)，和水有可塑性。
鉴定特征:性软，粘舌，具可塑性。
高岭石主要是富铝硅酸盐矿物特别是长石的风化产物。
高岭石为主要粘土矿物之一。高岭石及其近似矿物和其他杂质的混合物，通称高岭土。
方解石CaCO3晶体常为菱面体，集合体常呈块状、粒状、鲕状、钟乳状及晶簇等。无色透明者称冰洲石，具显著的重折射现象;一般为乳白色，或灰、黑等色，玻璃光泽。硬度3，三组解理完全。比重2.71。遇稀盐酸产生气泡。
鉴定特征:锤击成菱形碎块(方解石因此得名)，小刀易刻动，遇HCl起泡。
方解石主要是由CaCO3溶液沉淀或生物遗体沉积而成，为石灰岩的重要造岩矿物;在泉水出口可以析出CaCO3沉淀物，疏松多孔，称石灰华;在低温条件下，可以形成另一种同质多象体，常呈纤维状、柱状、晶簇状、钟乳状等，称为文石(或称霰石)。冰洲石是重要的光学仪器材料。
白云石CaMg［CO3］2晶体常为菱面体，但晶面稍弯曲成弧形;普通多呈块状、粒状集合体。乳白、粉红、灰绿等色，玻璃光泽。三组解理完全，硬度3.5～4。比重2.8～2.9。在稀盐酸中分解缓慢。
白云石主要是在咸化海(含盐量大于正常海)中沉淀而成，或者是普通石灰岩与含镁溶液置换而成。白云石是白云岩的主要造岩矿物，可用作优质耐火材料(用于钢铁及冶金方面)。
石膏CaSO4·2H2O晶体常为近菱形板状，有时呈燕尾双晶;一般呈纤维状、粒状等集合体。无色透明，或白、浅灰等色，晶面玻璃光泽，纤维状者具丝绢光泽、硬度2，一组最完全解理，薄片有挠性。比重2.3。加热失水变为熟石膏。
透明晶体集合体称透石膏;纤维状集合体称纤维石膏;粒状集合体称雪花石膏。
鉴定特征:一组最完全解理，可撕成薄片，或纤维状、粒状;硬度低，指甲可以刻动。
石盐NaCl和钾石盐KCl晶体为六面体;多呈粒状或块状。无色透明或浅灰等色，玻璃光泽。硬度2～2.5，三组完全立方解理。石盐比重2.1～2.6，钾石盐比重1.97～1.99。易溶于水。
鉴定特征:石盐和钾石盐性质相似，但前者味咸，后者味苦咸且涩;必要时可做焰色试验，前者为黄色，后者为紫色。
3.2.2.2 沉积岩的颜色
沉积岩具有各种各样的颜色。为什么不同的岩石有着不同的颜色，这主要决定于它的矿物成分或化学成分。例如，由石英颗粒组成的石英砂岩，往往显示白色、灰白色;由正长石颗粒组成的长石砂岩，往往显示肉红、黄白等色。有时岩石的颜色是由于其中混入的某些微量成分染色而成的，例如岩石中含有少量的Fe2O3，就会呈现红色;含有少量的FeO，就会呈现绿色;高价铁与低价铁的比例不同，又会呈现紫红、棕红、绿灰、黑色等。岩石中若含有微量MnO2，便会呈现黑褐色;含有一些有机碳质，常常呈现灰、黑色。这些微量成分有时是在沉积过程中形成的，例如在氧化条件下可以形成Fe2O3，在还原环境下可以形成FeO，或者有机碳等;有时岩石的颜色是在成岩后经受风化作用所产生的次生色，例如岩石中含有黄铁矿，在风化过程中可以变成褐铁矿，从而把岩石染成黄褐色。次生色的特点是颜色深浅不均，分布不均，或者呈斑点状。
描述岩石的颜色，常用复合名称描述，有时加以深浅字样，如紫红色、蓝灰色、深紫色、浅灰色等。凡是复合颜色，前面的是次要颜色，后面的是主要颜色。
详细描绘沉积岩的颜色具有实践和理论意义。因为颜色是沉积岩命名的根据之一，如黑色页岩、红色砂岩等;沉积岩的颜色也可以提供找矿线索，如黑色碳质页岩可以提供找煤线索;沉积岩的颜色还往往反映岩石成分和沉积时的古地理环境。
3.2.3 沉积岩的结构
·典型提问:沉积岩的结构与岩浆岩的结构比较起来，由于形成原因的不同，结构的思考很有趣。一块砂岩与一把沙子很相像，结构一样吗?一把沙子与一把砂砾石块又有什么不同?
沉积岩的结构是指沉积岩组成物质的形状、大小和结晶程度。它又可分为碎屑结构、泥质结构、化学结构和生物结构，这些结构是把沉积岩划分为碎屑岩类、粘土岩类、化学和生物化学岩类的重要依据。
(1)碎屑结构。
母岩风化和剥蚀的碎屑物质，经搬运、沉积、胶结而成的岩石叫碎屑岩。碎屑岩的结构叫碎屑结构。碎屑本身有各种大小和不同形状，即具有各种粒度和圆度。
总之，各种碎屑胶结成岩后，其结构通称碎屑结构。根据其中碎屑的粒度(有的还根据圆度)，碎屑结构又分为角砾状结构、砾状结构、砂质结构和粉砂质结构。
(2)泥质结构。
泥质结构是指由极细小的粘土质点所组成的、比较致密均一和质地较软的结构。有时见有鲕状及豆状结构，是在沉积过程中粘土质点围绕核心凝聚而成的同心圈层结构。这种结构岩石的矿物成分(以粘土矿物为主)、形成原因(主要是化学风化过程中矿物分解后形成的新生矿物，基本上不是物理风化所成的碎屑)、粘粒搬运方式(以浮运为主)及沉积情况(胶体沉积等为主)等也都不同于碎屑岩类。粘土矿物在沉积过程中常平行定向排列(因粘土矿物多呈薄片状、层状)，层层积累，故多具清楚的薄层层理构造;且致密不透水，常保存有良好的动植物化石。
(3)化学结构和生物结构。
由各种溶解物质或胶体物质沉淀而成的沉积岩常具有化学结构。如某种化学成分沉淀后，在一定条件下常同时结晶，形成等粒他形结构。如果晶粒很细，肉眼看来往往具有致密均一的特征。有时在岩石中含有大量的生物遗体(如珊瑚、软体动物的外壳等)或生物碎片，形成各种生物结构。
3.2.4 沉积岩的构造
沉积岩在沉积过程中，或在沉积岩形成后的各种作用影响下，使其各种物质成分形成特有的空间分布和排列方式，称为沉积岩的构造。它不仅构成沉积岩的重要宏观特征，而且还可据以恢复沉积岩的形成环境。
(1)层理构造。
沉积岩在沉积过程中，由于气候、季节等周期性变化，必然引起搬运介质如水的流向、水量的大小等变化，从而使搬运物质的数量、成分、颗粒大小、有机质成分的多少等也发生变化，甚至出现一定时间的沉积间断，这样就会使沉积物在垂直方向由于成分、颜色、结构的不同，而形成层状构造，总称为层理构造(图3－25)。
图3－25 沉积层理以及形成示意图
在一个基本稳定的物理条件下所形成的沉积单位叫做层;层与层间常代表一个沉积条件的突变面，或代表一个侵蚀面。一个层的顶面或底面叫做层面。层面可以是平的，也可以是波状起伏的。有的层很厚，有的层很薄，层厚可以反映在单位地质时间内沉积的速度。根据层厚可以分为:块状(层厚＞100cm)、厚层(50～100cm)、中厚层(10～50cm)、薄层(1 ～10cm)、微层(页片层，0.1～1cm)等类型。在一套岩层中层的厚薄变化可以反映沉积环境的变化频率。
根据层理的形态，可以分为水平层理、波状层理和斜层理(图3－26)。
图3－26 水平层理、斜层理、交错层理
在一个层内的微细层理比较平直，并与层面平行，称为水平层理(图3－27)。这种层理主要是在水动力条件微弱、平静环境条件下形成的，多形成于闭塞海湾、较深的海、湖泊、潟湖、沼泽、河漫滩等比较稳定的沉积环境。
图3－27 水平层理
图3－28 波状层理
图3－29 交错层理
波状层理是微细层理呈波状起伏，但总的方向呈平行层面的层理。波状形态对称或不对称，规则或不规则，连续或断续这种层理主要是在较浅的湖泊、海湾、潟湖等处由于波浪的振荡作用形成的。单向水流对于河漫滩沉积也可形成不对称波状层理(图3－28)。
如果层内的微细层理呈直线或曲线形状，并与层面斜交，则称斜层理。若各微细层理均向同一方向倾斜，可称单向斜层理(或简称斜层理)，这种层理主要由河流形成。在河床上常常形成垂直于流水方向的砂垅，在河流搬运过程中砂垅逐渐向前移动，形成了斜层理。层理的倾向代表流水的方向。在湖滨、海滨三角洲中也有显著的斜层理。有时斜层理的倾斜方向互不一致，可称交错层理。在滨海浅海地带，由于海水运动方向反复不定，或在风成堆积中由于风向多变，都可形成交错层理(图3－29)。
(2)层面构造。
在沉积岩层面上常保留有自然作用产生的一些痕迹，它不仅标志着岩层的某些特性，而更重要的是记录下来岩层沉积时的地理环境。例如有波痕、干裂、盐类的晶体印痕和假象、雨痕、生物痕迹、结核(图3－30～32)。
图3－30 波痕构造
图3－31 干裂构造
图3－32 雨痕构造
(3)结核。
在沉积岩中常含有与围岩成分有明显区别的某些矿物质团块，称为结核。其形状有球状、椭球状、透镜体状、不规则状等。其内部构造有同心圆状、放射状等。其大小不一，从数厘米到数十厘米甚至数米。其分布有的呈层状，有的顺层呈串珠状。
(4)生物遗迹构造。
在沉积岩中，特别是在古生代以来的沉积岩中，常常保存着大量的种类繁多的生物化石，这是沉积岩区别于其他岩类的重要特征之一。根据化石不仅可以确定沉积岩的形成时代，研究生物的演化规律，而且还可了解和恢复沉积当时的地理环境。
3.2.5 沉积岩的分类和主要沉积岩
沉积岩按成因及组成成分，可以分为两类，即碎屑岩类、化学岩和生物化学岩类(表3－2)。另外，还有一些在特殊条件下形成的沉积岩，暂称之为特殊沉积岩类。自然界分布最多的是粘土岩(页岩、泥岩)，其次是砂岩和石灰岩，它们约占沉积岩总量的95%以上。
表3－2 沉积岩分类表
3.2.5.1 碎屑岩类
根据碎屑物质的来源，又分为沉积碎屑岩和火山碎屑岩两个亚类。
(1)沉积碎屑岩亚类。
这一类岩石是由母岩风化和剥蚀作用产生的碎屑物质所形成的岩石，又称陆源碎屑岩。除小部分在原地沉积外，大部分都经过搬运、沉积等过程。根据组成碎屑岩的碎屑颗粒大小，本类岩石又可分为:砾岩类——碎屑直径在2mm以上。砂岩类——碎屑直径在2～0.05mm之间。粉砂岩类——碎屑直径在0.05～0.005mm之间。粘土岩类——碎屑直径小于0.005mm。
上述各碎屑岩类的相应粒级，碎屑含量必须占碎屑总量的50%以上，如砾岩中大于2mm的砾石碎屑含量应占一半以上;如果其中含有25%～50%的砂，则可称为砂质砾岩;如果其中含有5%～25%的砂，则可称为含砂砾岩。其余岩类命名原则，依此类推。
①砾岩类:凡直径在2mm以上的碎屑(含量大于50%)组成的岩石都属此类。砾岩中砾的成分一般是比较坚硬的岩石碎屑。根据碎屑的磨圆程度可分为角砾岩和砾岩两类。
角砾岩 组成角砾岩的砾带有棱角(图3－33)，分选情况一般不好，或未经分选，多为搬运距离很近或未经搬运堆积而成。根据成因，它们可能是由山崩重力堆积而成;由海浪冲击海岸而成;由母岩风化在原地残积而成;或者由冰川搬运的冰碛堆积而成(称冰碛岩);也可能因断层作用而成(称断层角砾岩，碎屑多呈尖棱状)。
图3－33 角砾岩
图3－34 砾岩
砾岩 组成砾岩的砾多为次圆状或圆状(图3－34)。根据成因，砾岩可能是在海滨潮间带由海浪反复冲刷磨蚀堆积而成，分选和磨圆度都比较好，成分比较单纯;也可能是由河流短距离搬运而成，分选和磨圆度较差，砾石成分也比较复杂。砾岩中一般少有化石，或含贝壳等生物碎屑化石。
②砂岩类:由2～0.05mm的碎屑(含量大于50%)胶结而成的岩石统称砂岩。砂岩的矿物成分通常以石英颗粒为主，其次为长石、白云母、粘土矿物以及各种岩屑。根据粒级大小，砂岩可以分为:粗粒砂岩(2～0.5mm)，中粒砂岩(0.5～0.25mm)，细粒砂岩(＜0.25mm)。
根据矿物成分，砂岩可分为:
石英砂岩 砂岩中石英颗粒含量占90%以上，称石英砂岩。砂粒纯净，SiO2含量甚至可达95%以上，磨圆度高，分选性好。岩石常为白、黄白、灰白、粉红等色。这种砂岩是原岩经过长期破坏冲刷分选而成。
长石砂岩 要主由石英和长石颗粒组成，而长石颗粒含量一般在25%以上。通常为粗粒或中粒，常呈淡红、米黄等色，碎屑多为棱角或次棱角状，胶结物多为碳酸盐或铁质。此种砂岩多为花岗岩类岩石经风化残积而成，或在构造上升地区强烈风化、迅速堆积而成。
砂岩可以作为建筑材料，纯净石英砂岩可用为玻璃工业原料;胶结不好的砂岩可形成含水层或含油层。
③粉砂岩类 由0.05～0.005mm的碎屑胶结而成的岩石称粉砂岩。矿物成分比较复杂，以石英为主，次为长石，并有较多的云母和粘土类矿物，显微镜下观察多具棱角。胶结物以铁质、钙质、粘土质为主。
粉砂岩 岩石质地致密、颜色多样，随胶结物和混入物而变异。具轻微砂感，或具贝壳状断口。湖成粉砂岩常具水平薄层理，河成粉砂岩或具细斜层理，海成粉砂岩常具复杂的层理。粉砂岩多是细颗粒悬浮物质在水动力微弱条件下，缓慢沉积而成。其沉积环境为河漫滩、三角洲、潟湖、沼泽或海湖的较深水部位。
黄土 是一种未充分胶结或半固结的粘土粉砂岩。黄灰色或棕色，粉砂含量一般为40%～60%，其次为粘土，并多含有10%以下的砂粒。矿物成分以石英和长石为主，此外还有白云母、角闪石、辉石等。黄土中含有这些易于分解而未分解的矿物，说明黄土的形成与干燥气候有关。胶结物以粘土及CaCO3为主，多钙是黄土的重要特征之一。一般没有层理，但发育有直立节理，常形成峭壁。黄土在我国分布很广，堆积很厚，形成晋、陕、甘等省黄土高原，还有些地区分布有冲积或洪积黄土。
④粘土岩类:由直径小于0.005mm的微细颗粒(含量大于50%)组成的岩石。矿物成分以粘土矿物为主，如高岭石、水云母、蒙脱石等，结晶微小(0.001～0.002mm)，多呈片状、板状、纤维状等。粘土矿物主要来源于母岩的风化产物，即陆源碎屑粘土矿物;还有一部分来源于沉积或成岩过程中的自生粘土矿物。此外还含有粉砂级的陆源碎屑如石英、长石、白云母等颗粒。除此，在沉积和成岩过程中还形成一些胶体和化学沉积物(如铁、锰、铝的氧化物，碳酸盐、硫酸盐、硅质矿物、硫化物、有机质等)。从宏观看多具致密均一、质地较软的泥质结构。粘土岩是介于碎屑岩和化学岩之间的过渡岩石，在沉积岩中分布最广。
页岩 为粘土岩类中固结较强的岩石，具薄层状页理构造，页理主要是鳞片状粘土矿物层层累积、平行排列并压紧而成。常含石英、长石、白云母等细小碎屑。致密，不透水。可有各种颜色，含有机质者呈黑色，含氧化铁者呈红色，含绿泥石、海绿石等呈绿色。性软，抵抗风化能力弱，在地形上常表现为低山低谷。
泥岩 是一种厚层状、致密、页理不发育的粘土岩。
粘土 主要由粘土矿物组成、固结程度较差的粘土岩。细腻质软，颜色浅淡为主。分布较多的为高岭石粘土，简称高岭土，具吸水性(粘舌)、可塑性(加水成泥)、吸收性(从溶液中吸收各种矿物质及有机质的性质)、耐火性(熔点:＜1350～1770℃)、烧结性(煅烧后变硬)等一系列特点，是陶瓷工业、耐火材料工业的重要原料。还有一种粘土叫膨润土，主要由蒙脱石(胶岭石)组成，蒙脱石是粘土矿物的一种，为含水层状结构的硅酸盐矿物，化学组成为(Na，Ca)0.33(Al，Mg)2［(Si，Al)4O10］(OH)2·nH2O，吸水后体积可膨胀10～30倍，广泛用于铸模、陶瓷、钻探、纺织工业等方面。此外还有漂白土，与膨润土相似，但含钙较多，含钠较少，吸水性和膨胀性较差，而具强吸附力，可吸收大量色素、胶状物、各种杂质等，在炼制石油和植物油工业中，可作脱色剂和漂白剂。
(2)火山碎屑岩亚类。
主要是火山喷发碎屑由空中坠落就地沉积或经一定距离的流水冲刷搬运沉积而成。从物质来源看它与火山活动有关，但从成岩过程来看又从属于沉积岩的形成规律。有些火山碎屑岩的组成以各种火山碎屑为主;还有些火山碎屑岩中夹有很多熔岩，同时火山碎屑为熔岩所胶结;另有一些是由火山碎屑和正常碎屑(砾、砂、粉砂、泥等)混合堆积而成，其中夹有砂、页岩等，并常含有化石。由此可见，火山碎屑岩与熔岩之间，火山碎屑岩与正常碎屑岩之间，包含许多过渡岩石，根据火山碎屑粒度大体可以分为:
火山集块岩 是主要由粗火山碎屑(大于64mm)如熔岩碎块等(占50%以上)，固结而成的岩石。熔岩碎块带棱角或经搬运磨圆，填充物和基质为熔岩、火山灰、泥砂、钙质、硅质等。分选性一般不好，层理不清，常形成厚层和块状层。根据岩石中熔岩碎块的成分，可以命名为安山集块岩、流纹集块岩等。此种岩石质地较坚硬，堆积厚度从数百米可达数千米，我国东部在中生代中后期形成大量火山碎屑岩，常形成高山。
火山角砾岩 是主要由粒径为2～64mm的熔岩碎块或角砾(含量50%以上)固结而成的岩石，也常含其他岩石的角砾，多数具明显棱角，分选差，大小不等。填充物和基质为熔岩、火山灰或泥砂等，也可以是钙质、硅质等。根据角砾成分可命名为流纹角砾岩、安山角砾岩、玄武角砾岩等。
凝灰岩 是主要由粒径小于2mm的火山灰(岩屑、晶屑、玻屑)及火山碎屑等(含量50%以上)固结而成的岩石。分选差，碎屑多具棱角。岩石外貌有粗糙感，可具清楚的层理。根据碎屑成分可分为玻屑凝灰岩、晶屑凝灰岩、岩屑凝灰岩、混合型凝灰岩等。玻屑凝灰岩常保存于时代较新的火山碎屑岩中，经过脱玻作用和蚀变作用可以形成膨润土或漂白土等。凝灰岩可有黄、灰、白、棕、紫等不同颜色。有时凝灰岩中含有正常碎屑，而形成砂质凝灰岩、凝灰质砂岩等。
上述各类火山碎屑岩，多形成于火山口附近或其周围的有水盆地中。在地层剖面中火山碎屑岩可以反映地史发展过程中的火山活动情况和古地理环境。
3.2.5.2 化学岩及生物化学岩类
这类岩石是岩石风化产物和剥蚀产物中的溶解物质和胶体物质通过化学作用方式沉积而成的岩石和通过生物化学作用或生物生理活动使某种物质聚集而成的岩石，前者属于化学岩，后者属于生物化学岩。这类岩石大多是在海、湖盆地中形成，有一小部分也可以在地下水的作用下形成。成分常较单一，具有结晶粒状结构、隐晶质结构、鲕状结构、豆状结构或具有生物结构、生物碎屑结构等。其中有许多岩石本身就是有重要意义的沉积矿产，如石盐、钾石盐、石膏、芒硝、石灰石、白云石、铁矿、锰矿、铝土、磷矿、硅藻土等。
根据化学沉积分异的一般顺序，简述主要岩类和岩石如下。
(1)铝、铁、锰质岩类。
此岩类是富含铝、铁、锰质矿物的化学或生物化学岩。Al、Fe、Mn是溶液中活动性较差的元素，往往以胶体形式在原地或海湖边缘沉积，但在深海盆Fe、Mn等也有大量沉积。
铝土岩 又称铝矾土。主要由三水铝石(Al［OH］3)、软水铝石和硬水铝石(HAlO2)等组成，故根据成分有一水硬铝石、一水软铝石、三水铝石之分。常含有SiO2、Fe2O3等混入物。铝土岩和粘土岩外貌和性质相似，一般称Al2O3/SiO2＞1者为铝质岩;≥2.6者称铝土矿;若＜1者则称粘土岩。和粘土岩相比，铝土岩岩性致密，硬度和比重较大，没有可塑性。致密块状、鲕状或豆状结构。因含杂质不同，颜色有白、灰、黄等。成因不一，主要由铝硅酸盐矿物(如长石等)化学风化分解后形成的氧化铝经搬运在海、湖盆中沉积而成，也有一部分是残积而成。是炼铝的主要原料。我国河北、辽宁、山东、河南、贵州、云南等省分布甚广。
铁质岩 为富含铁矿物的化学岩或生物化学岩。主要矿物成分有赤铁矿、褐铁矿、菱铁矿等。常混入砂质、粘土、硅质等。致密块状、鲕状、豆状或肾状结构。含铁在30%以上即可称为铁矿。在地质时代的陆地表面，更主要是在浅海边缘形成。我国中、上元古界、泥盆系、石炭系等地层中常富含沉积型的铁质岩(铁矿)。
锰质岩 为富含锰矿物的沉积岩，一般含锰20%以上即成锰矿。主要矿物有软锰矿、硬锰矿、菱锰矿等，常混入砂、粘土、氧化铁、二氧化硅等杂质。多呈黑、黑褐、黑紫等色。有的性软、染手、呈土状;有的很硬，呈鲕状、肾状等。在地质时代锰质岩多在海、湖盆边缘形成，也可在风化壳中形成。
目前全世界都在瞩目一种现代海底形成的金属矿源，即锰结核。1873年被英国海洋调查船首先在大西洋发现，但到1958年世界上才对锰结核进行正式有组织的调查，并逐步开展锰结核的勘探、试采和提炼技术的研究工作。锰结核广泛分布于世界各大洋3000至6000m深的洋底表层，估计储量达3万亿吨，太平洋约占一半，其次为印度洋，故被称为世界上最大的金属资源，并被预测是人类下一个世纪的主要矿产之一。据最近分析，锰结核中含有56种元素(据McKel－vey，1983)，其中锰、铜、镍、钴等金属蕴藏总量分别是陆地储量的几十倍到1000多倍。按目前世界年消耗量计算，这些金属可供全世界使用上千年至数万年。而且锰结核是继续在形成，仅太平洋每年就能增长1000万吨，相当于一个大型矿床。
关于锰结核的成因问题，尚未得出确切结论，有人认为在洋底淤泥表层因为有机物频繁沉降，促使底土沉积物中的锰和有色金属层层堆积形成结核，由于底层淤泥具有一种弹性，因此把锰结核总是挤出淤泥，位于底土之上。还有人认为锰和其他金属来源可能与从洋底喷出的热水矿液有关。也有人认为由海洋中脊(裂缝)喷出的高温熔岩，经海水冲洗、析出含金属的热液，形成“重金属泥”，在一定条件下形成锰结核或热液多金属矿床。
(2)硅、磷质盐类。
硅质岩是一种以二氧化硅为主要化学成分的岩石。二氧化硅是通过化学或生物化学沉积作用或某些火山作用生成的，主要矿物成分是玉髓、蛋白石、石英，常混入碳酸盐、氧化铁、粘土矿物等。
磷质岩是一种富含磷酸盐矿物的岩石。主要矿物成分为磷灰石，常混入砂、粉砂、粘土、方解石、石英、海绿石等。大多数为经海洋生物化学作用沉积而成。
燧石岩 一种致密坚硬的硅质岩石，俗称“火石”。主要矿物成分为玉髓、微粒石英、蛋白石等。常为浅灰至黑灰色，具蜡状光泽和贝壳状断口。主要产于石灰岩中，形成燧石结核、不规则团块或燧石条带(夹层)，很少成为独立稳定的岩层。我国中、上元古界碳酸盐岩层中常含有燧石结核或薄层。多为海洋沉积或成岩交代而成。
碧玉岩 也是一种致密坚硬的硅质岩石，主要矿物成分为玉髓、细粒石英，常混入氧化铁等，呈红、棕、绿、玫瑰等色，具贝壳状断口，蜡状光泽。其性质和燧石岩基本相同，但碧玉岩常产于火山岩、火山碎屑岩中，其成因与火山沉积有关。质佳的碧玉可作各种工艺品。
硅藻土 是一种疏松粉状的硅质岩石，由硅藻遗体组成，硅藻含量可达70%～90%。主要成分为蛋白石，常和粘土或碳酸盐混在一起。白或浅黄色，质轻而软，孔隙度可达90%左右，粘舌，吸附力很强，是良好的吸附剂，可作炼油、制糖的吸附剂和净化剂，也是优良的隔音、隔热材料。多分布于新生代沉积层中，我国山东临朐、吉林、湖南等皆产硅藻土。
磷块岩 通常把含P2O5大于5%～8%的岩石统称磷块岩或磷质岩，其结构变化很大，有砂状结构、泥状结构等，外表极似砂岩、页岩或碳酸盐岩，肉眼不易鉴别，一般需用化学鉴别方法鉴别(与磷灰石同)。
(3)碳酸盐岩类。
碳酸盐矿物含量大于50%，主要矿物成分为方解石、白云石等，常混入二氧化硅、氧化铁、粘土、砂等。常具结晶粒状结构、鲕状结构、豆状结构、生物结构或碎屑结构等。过去认为本类岩石主要形成于海湖盆地中的较深浅水环境，成因和形成环境比较简单。近来研究结果认为其沉积环境可以是浅水、较深水，也可以是潮上带，有许多是在有丰富生物和极浅水条件下形成的;其成因可以是化学沉积、生物化学沉积、生物沉积，也可以是机械作用的碎屑沉积，后一种虽然也具有碎屑岩类的特点，但其碎屑并非来源于陆地，而是由海盆内形成的碎屑，即内碎屑。本类岩石分布很广，仅次于粘土岩和其他碎屑岩，约占沉积岩总量的20%，在我国约占沉积岩总面积的55%。本类岩石的代表岩石为石灰岩和白云岩，但二者间有许多过渡类型的岩石。
①石灰岩类:以方解石为主要组分的岩石，有灰、灰白、灰黑、黑、浅红、浅黄等颜色，性脆，硬度不大，小刀能刻动，滴盐酸剧烈起泡。由于石灰岩易溶，在石灰岩发育地区常形成石林、溶洞等，称喀斯特地貌。主要种类有:
竹叶状灰岩(砾屑灰岩)是一种典型的内碎屑灰岩。所谓内碎屑，也称盆地碎屑、同生碎屑，是沉积于水盆地底部的未完全固结或已固结的碳酸盐沉积物，经水流或波浪作用破碎、搬运、磨蚀而成的碎屑，这些碎屑根据大小可以称为砾屑、砂屑、粉屑、泥屑等。它们再沉积形成岩石，就是内碎屑灰岩。而竹叶状灰岩是由灰岩扁砾被钙质胶结而成的典型砾屑灰岩，其砾屑为扁圆或长椭圆形，垂直层面切开形似竹叶故名。砾屑大小不一，磨圆度高，其表皮常有一层紫红色或黄色铁质氧化圈，砾屑约占60%～70%。砾屑成分单一，多为泥晶方解石(泥晶指泥状碳酸钙细屑或晶体，又称灰泥);胶结物和填充物多为微晶或细晶方解石，约占30%～40%。我国华北寒武系上部和奥陶系下部有广泛分布。一般认为这种灰岩是在潮汐和波浪活动频繁的海滩地区(潮间带或潮下带)，先沉积了泥晶灰岩，然后被潮汐或波浪破坏，形成碎块，并被磨蚀成砾，然后又被CaCO3胶结而成。沉积环境是氧化环境。
有些灰岩是由砂屑或粉屑胶结而成的，可以称为砂屑灰岩或粉屑灰岩。这类灰岩可具交错层理、干裂、波痕等构造。
生物碎屑灰岩 是由各种生物碎屑被碳酸钙胶结而成的灰岩，常见的有生物贝屑(贝壳碎屑)灰岩。它多形成于水流或波浪作用强烈的地区或生物礁的侧翼。
鲕状灰岩(鲕粒灰岩)指鲕粒含量大于50%的灰岩。鲕粒直径小于2mm，大于2mm者则称豆粒。这种灰岩的形成条件，一般认为是海水中溶解的CaCO3成过饱和状态，沉积环境为潮汐和波浪作用强烈的浅海，并且海水中富含泥砂等陆源碎屑、内碎屑、生物碎屑且比较混浊。潮汐和波浪作用经常引起水介质的搅动，每搅动一次，水中各种碎屑便处于悬浮状态，并促使CO2从水中逸出，这样就导致海水中过饱和的CaCO3发生沉淀，并以各种细小碎屑为结核中心，层层围绕，形成鲕粒。如此周而复始，鲕粒越来越大，当其重量超过波浪、水流搅动的能量，便堆积在海底，并为CaCO3所胶结，形成鲕状灰岩。所以，这种灰岩是一种化学成因和机械成因的灰岩。我国北方中寒武统有典型的鲕状灰岩。
化学石灰岩 指通过化学及生物化学方式由海湖中沉淀而成的石灰岩。多具隐晶或结晶结构，致密均一，或具贝壳状断口。这种灰岩多形成于温暖浅海地区，气候温暖，有利于蒸发及水生植物进行光合作用，使海水中CO2释出或被植物吸收，导致CaCO3沉淀。另外，在泉水出口处，由于温度升高和压力减小，使水中CO2逸出，也导致CaCO3的沉淀，形成疏松多孔的石灰华。
结晶灰岩 指主要由方解石晶粒组成的灰岩，它常由泥晶灰岩(由0.001～0.004mm的灰泥组成)及其他灰岩重结晶形成。
②白云岩类:指以白云石为主要组分(50%以上)的碳酸盐岩。常混入方解石、粘土矿物、石膏等杂质。外貌与石灰岩相似，但硬度略大，较坚韧，滴稀盐酸(5%)不起泡或微弱发泡，风化面常有白云石粉及纵横交叉的刀砍状溶沟。按结构分，有碎屑白云岩、微晶白云岩、结晶白云岩等。按成因，可分为原生白云岩、交代白云岩(或次生白云岩)等。
原生白云岩 是在干热气候条件下的高盐度海湾、潟湖、咸化海或内陆咸水湖泊中通过化学沉淀而成的白云岩;或者是咸水中Mg2+离子交代置换底部CaCO3灰泥中一部分Ca2+离子(这种作用叫同生交代作用)而成的白云岩。原生白云岩的特征是成层稳定，生物化石稀少(藻类例外)，有序度低，呈半自形他形微晶结构。常与石膏、硬石膏共生。
交代白云岩 有些白云岩是在成岩过程中沉积的碳酸钙和被渗透下来的咸水中的硫酸镁、氯化镁等反应交代而成。这种作用叫白云岩化作用，这种白云岩叫成岩白云岩或交代白云岩。白云岩化的条件一般认为必须是水溶液中Mg/Ca比值相当大。这种白云岩层位不甚稳定，常呈似层状、透镜状、斑块状产于灰岩中，横向常过渡为白云质灰岩或灰岩。由于方解石被白云石交代后，体积缩小13%，故成岩白云岩孔隙发育，可为良好的储油层或某些矿床的控矿层。白云岩在冶金工业中可作熔剂和耐火材料，部分用来提炼金属镁，也可用作化肥、陶瓷、玻璃工业的配料和建筑石材。在上述石灰岩和白云岩之间，因二者含量比例不同，可有多种过渡岩石，如含白云质灰岩、白云质灰岩、灰质白云岩、含灰质白云岩等。
③泥灰岩类:是碳酸盐岩与粘土岩之间的一类过渡类型岩石。石灰岩中泥质(粘土)成分增加到25%～50%，即可称泥灰岩;若白云岩中泥质(粘土)成分增加到25%～50%，则称泥云岩。岩石致密，呈微粒或泥状结构，黄、灰、绿、紫等色。常分布于石灰岩和粘土岩的过渡地带，或夹于薄层灰岩和粘土岩之间，多呈薄层状或透镜体状产出。加冷盐酸起泡(泥云岩起泡微弱或不起泡)，并有泥质残余物出现。
(4)蒸发盐岩类。
指由钾、钠、钙、镁等卤化物及硫酸盐矿物为主要组份的纯化学沉积岩，又称盐类岩。这种岩石广泛分布于闭塞海湾、潟湖、内陆盐湖等沉积中。它们是在干燥气候条件下，由于海、湖水分强烈蒸发，卤水浓度增大，致使其中盐类结晶析出沉淀而成。常见的有石盐(NaCl)、钾石盐(KCl)、石膏(CaSO4·2H2O)、硬石膏(CaSO4)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、苏打(Na2CO3·10H2O)、硼砂(Na2B4O7·10H2O)等，混入物有粘土、碎屑物以及方解石、白云石、氧化铁凝胶等，还经常伴生溴、碘等元素。这类岩石在沉积岩中所占比重很小，但其本身常构成重要的矿产。如青海柴达木盆地中有许多盐湖，估计盐类储量可达500多亿吨，其中钾盐达1亿多吨。新疆吐鲁番盆地艾丁湖是我国最低的地方(－154m)，就是一个以芒硝为主的盐湖。
(5)可燃有机岩类。
这是由各种生物(动物、植物)堆积，经过复杂变化所形成的、含有可燃性有机质的一类沉积岩，它们本身也是非常重要的地壳能源矿产。按照成分可分为二类:一是碳质可燃有机岩，包括煤、褐炭、泥炭等;一是沥青质可燃有机岩，化学成分以碳氢化合物为主，包括石油、天然气、地蜡、地沥青等。本类岩石的存在形式多种多样，有固体、液体和气体。
3.3 变质作用与变质岩
早在18世纪，魏格纳(A.G.Verner，1749—1817)就提出了“水成说”，赫顿(J.Hutton，1726—1797)提出了“火成说”。“变质作用”这个术语直到1820年才由布埃引入，而“变质岩”这个术语直到1833年莱伊尔(C.Lyell，1797—1875)的《地质学原理》出版后才流行。地质科学对变质岩的认识滞后许多时间，说明认识过程的复杂与不易。
无论什么岩石，当其所处的环境跟当初岩石形成时的环境有了变化，岩石的成分、结构和构造等往往也要随之变化，以便使岩石和环境之间达到新的平衡关系。这种变化总称为变质作用。变质作用不同于风化作用，变质作用是在一定温度、压力等条件下进行的，而风化作用是在一般温度、压力等条件下或者说是在风化带进行的。变质作用也不同于岩浆作用，变质作用是在温度升高过程中但一般是在固态下进行的，而岩浆作用是在岩浆中和冷凝过程中进行的。当然，有时各种作用间也并无严格的界限。
由变质作用形成的岩石，就是变质岩。由火成岩形成的变质岩称正变质岩;由沉积岩形成的变质岩称副变质岩。
变质岩的特点，一方面受原岩的控制，具有一定的继承性;一方面由于变质作用的类型和程度不同，而在矿物成分、结构和构造上具有一定的特性。
变质岩是自然界最主要的岩石类型之一，它与岩浆岩、沉积岩一起构成固态岩石圈。变质岩在我国和世界上皆有广泛分布。特别是前寒武纪地层，绝大部分都是变质岩组成的。在古生代及其以后的岩层中，在岩浆体的周围和在断裂带附近，也均有变质岩分布。几乎所有变质岩都来自地壳深部，大多数变质岩都产在造山带，它们可以给地质学家提供许多深部状态和造山带演化线索。变质岩中含有丰富的金属矿和非金属矿，例如全世界铁矿储量，其中70%储藏于前寒武纪古老变质岩中。
3.3.1 变质作用
岩石变质的因素，主要是岩石所处环境物理条件和化学条件的改变，物理条件主要指温度和压力，而化学条件主要指从岩浆中析出的气体和溶液。这些条件或者说因素的变化，主要来源于构造运动、岩浆活动和地下热流，因此，变质作用是属于内力作用的范畴。
3.3.1.1 温度
由于构造运动，局部下降使岩层沉到地下深处，就要受到地热的影响;由于岩浆活动，岩浆侵入围岩，岩石就要受到岩浆热能的影响;由于岩石构造变形，发生断裂，岩石就要受到机械摩擦热的影响。热力的标志是温度，温度是变质作用的最积极的因素，虽然上述各种原因所引起的温度变化幅度和影响范畴不尽相同，但它可以导致岩石如下的变化:
一是发生重结晶作用。在温度及其他因素影响下，必然会使岩石中矿物晶体内质点的活力增强，导致质点重新排列，使晶粒变粗，这种作用称重结晶作用。例如，石灰岩可以重结晶成为大理岩，重结晶前后岩石的化学成分和矿物成分基本不变。
二是可以产生新的矿物。由于岩石受热，可以促进矿物成分间的化学反应，重新组合结晶，形成新的矿物。实际上这也是一种重结晶作用。例如，高岭石和其他粘土矿物在高温影响下可形成红柱石和石英。
3.3.1.2 压力
变质作用的压力范围一般为0～109Pa。地壳中岩石可以受到两种压力的作用:一是静压力，又叫围压，具有均向性，例如当岩石处于地下，就要受到上覆和周围岩石的压力，岩石所处部位越深，其所受静压力也越大。在静压力作用下，岩石中矿物往往重结晶成体积减小而密度增大的新矿物，以适应新的存在环境。另外一种是侧向压力，或称应力，例如当岩石受到挤压、断裂活动或岩浆侵入，一方面可使它变形或破碎;另一方面也可使它重结晶，并使岩石中片状或柱状矿物在垂直于应力方向生长、拉长或压扁，形成明显的定向排列，从而使岩石具有各种片理构造。
3.3.1.3 化学因素
当岩石所处的化学环境发生变化，同样也可引起岩石的变质。例如，岩石处于地下深部或被岩浆侵入，常常受到从岩浆析出的水汽、各种挥发性组分以及热水溶液的作用，产生一系列化学反应，形成新的变质矿物。如白云岩或菱镁矿等在热水作用下形成滑石。又如，石灰岩在挥发组分作用下，可形成钙铁石榴子石，等等。
如在同样热力条件下，石灰岩变成大理岩，砂岩变成石英岩。另外，相同的岩石，在不同的条件下，也可有不同的变质结果。例如同是石灰岩，在单纯的温度影响下产生大理岩化现象，即方解石由细粒重结晶成粗粒;若在岩浆侵入接触条件下，便会产生交代作用，形成许多新的变质矿物。
3.3.2 变质岩的特征
变质岩的特征，最主要的有两点:一是岩石重结晶明显，二是岩石具有一定的结构和构造，特别是在一定压力下矿物重结晶形成的片理构造。变质岩和火成岩相比，一般讲二者虽都具结晶结构，但前者往往具有典型的变质矿物，且有些具有片理构造，而后者则无。变质岩和沉积岩相比，其区别更加明显，后者具层理构造，常含有生物化石，而前者则无。同时，在沉积岩中除去化学岩和生物化学岩外，一般不具结晶粒状结构，而变质岩则大部分是重结晶的岩石，只是结晶程度有所不同。
3.3.2.1 变质岩的矿物
大部分变质岩都是重结晶的岩石，所以一般都能辨认其矿物成分。其中一部分矿物是在其他岩石中也存在的矿物，如石英、长石、云母、角闪石、辉石、磁铁矿以及方解石、白云石等。还有一部分矿物是在变质过程中产生的新矿物，如石榴子石、蓝闪石、绢云母、绿泥石、红柱石、阳起石、透闪石、滑石、硅灰石、蛇纹石、石墨等。这些矿物是在特定环境下形成的稳定矿物，可以作为鉴别变质岩的标志矿物。
绿帘石Ca2(Al，Fe)3［Si2O7］［SiO4］O［OH］ 成分复杂，主要为钙铝铁的硅酸盐类。晶体常伸长成柱状或板状，晶面具明显条纹;普通成针状、纤维状集合体，在晶洞中易发育成晶簇。黄绿、暗绿至黑绿色(随含铁多少而变化)，晶面强玻璃光泽，透明至半透明。硬度6～7，一组完全解理。比重3.25～3.5。
鉴定特征:具特有的黄绿或深绿色，晶体延长方向有条纹，硬度大。
绿帘石为主要变质矿物，分布比较广泛。色泽美丽者可做宝石。
绿泥石 成分复杂，是一族层状结构硅酸盐矿物的总称，最常见的为富含镁铁质的绿泥石。常呈叶片状、鳞片状集合体。浅绿至深绿色，珍珠或脂肪光泽，透明至半透明。硬度2～2.5，单向最完全解理，薄片具有挠性。比重2.6～2.85。
鉴定特征:绿泥石与云母极相似，但前者具特有的绿色，有挠性而无弹性。
绿泥石为某些变质岩的造岩矿物。火成岩中的镁铁矿物(如黑云母、角闪石、辉石等)在低温热水作用下易形成绿泥石。
蛇纹石和石棉Mg6［Si4O10］［OH］8完整晶体少见，一般呈致密块状、层片状或纤维状集合体。浅黄至深绿色，常有斑状色纹，有时为浅黄色或近于白色，条痕白色，脂肪或蜡状光泽，半透明。硬度2.5～3.5。比重2.5～2.65。稍具滑感。
鉴定特征:黄绿等色，中等硬度，脂肪光泽。
蛇纹石主要是由含镁矿物，如橄榄石等在风化带或热水溶液作用下变质而成。此外，白云岩等与花岗岩等接触，受到热水溶液作用，也经常变成蛇纹石。
蛇纹石的纤维状变种称温石棉，是石棉的一种。具典型的丝绢光泽。我国石棉产地很多，其中以青海芒崖、四川石棉县为最著名;陕西等省也有优质石棉矿。
滑石Mg3［Si4O10］［OH］2一般为致密块状或叶片状集合体。白、浅绿、粉红等色，条痕白色，脂肪或珍珠光泽，半透明。硬度1～1.5，单向最完全解理，薄片有挠性。比重2.7 ～2.8，有滑腻感。化学性质稳定。
鉴定特征:浅色，性软(指甲可刻划)，具滑腻感。
石榴子石A3B2［SiO4］3A=Ca2+，Mg2+，Fe2+，M2n+，B=Al3+，Fe3+，Cr3+，Ti3+。石榴子石成分多种多样，最常见的为铁铝石榴子石Fe3Al2［SiO4］3及钙铁石榴子石Ca3Fe2 ［SiO4］3。晶体发育良好，呈菱形十二面体、四角三八面体，或两者的聚形，形如石榴子，普通在变质岩中呈分散粒状或粒状集合体。呈深红、红褐、棕、绿、黑等色，玻璃及脂肪(断口)光泽，半透明。硬度6.5～7.5，无解理，性脆。比重3.5～4.3。化学性质稳定，不易风化(图3－35)。
鉴定特征:晶体良好，颜色较深，硬度很高，比重较大。
图3－35 漂亮的石榴子石
石榴子石是重要的变质矿物，常见于变质岩中，有的产于火成岩中。硬度大，化学性质稳定，岩石风化后可形成石榴子石砂。石榴子石可作研磨材料(金刚砂)，透明美丽者可作宝石。
红柱石Al2［SiO4］O或Al2O3·SiO2长柱状晶体(横断面近正方形)，在岩石中呈柱状或放射状集合体。后者形似菊花，俗称菊花石。灰白色，有时呈浅红色，弱玻璃光泽，半透明。硬度6.5～7.5(风化后变低)，解理清楚。比重3.16～3.20。晶体中心沿柱体方向常有碳质填充。
鉴定特征:近正方形柱状晶体，有碳质黑心，或为放射状集合体。
红柱石是典型的接触变质矿物，主要为富铝岩石(如页岩，高岭土等)分解再结晶而成。可用作高级耐火材料。北京西山红山口菊花石沟及周口店等地皆产红柱石。
变质岩中矿物常常是在一定压力条件下重结晶形成的，所以矿物排列往往具有定向性和矿物形态具有延长性，甚至像石英和长石这类矿物，也经常形成长条的形状。
3.3.2.2 变质岩的结构
(1)变晶结构。
变质岩是原岩重结晶而成的岩石，具有结晶质结构，这种结构统称为变晶结构。变质岩的变晶结构和火成岩的结晶结构，从成因和形态来看，都有所不同。前者是基本上在固态条件下各种矿物几乎同时重结晶而成，所以矿物颗粒多为他形和半自形，其自形程度反映结晶力的强弱，结晶力越强，自形程度越好，而且矿物排列常具有明显的定向性。后者是在熔融的岩浆逐渐冷却过程中，由各种矿物按一定顺序结晶而成，矿物晶粒的自形程度常反映结晶的顺序，且火成岩中除去部分矿物表现为流线、流层构造外，一般不具定向排列。
根据矿物颗粒大小和形态，可以把变晶结构分为如下若干种:
粒状变晶结构 又称花岗变晶结构。其特征是:岩石主要由长石、石英或方解石等粒状矿物组成，矿物颗粒大小近等，多呈他形，互相镶嵌很紧，矿物颗粒接触线呈多边形、浑圆形或锯齿状，定向构造不明显，呈块状构造。根据矿物颗粒粗细又可分为粗粒(大于3mm)、中粒(3～1mm)、细粒(小于1mm)等变晶结构。
斑状变晶结构 其特征是，在个体较小的矿物集合体(称为基质)中，分布有较大的矿物晶体(称为变斑晶)。它与火成岩中的斑状结构相似，但二者的成因和特点不同。
鳞片状变晶结构 主要由云母、绿泥石、滑石等片状矿物组成的岩石，其矿物常平行排列，形成片理，这种结构称鳞片状变晶结构。各种千枚岩、片岩等具此种结构。
纤维状变晶结构 由柱状、纤维状矿物(角闪石、蛇纹石、红柱石等)组成的岩石，其结构称为纤维状变晶结构。有时它们呈无定向分布，形成块状构造。有时呈束状集合体出现，称蒿束结构。有时呈放射状排列，称放射状结构。
角岩结构 一般指细粒粒状变晶结构，其中矿物颗粒彼此紧密镶嵌，不呈定向排列，岩石常具块状构造。它是热接触变质而成的角岩的特征结构。
(2)碎裂结构。
碎裂结构又称压碎结构。岩石在应力作用下，其中矿物颗粒破碎，形成外形不规则的带棱角的碎屑，碎屑边缘常呈锯齿状，并常有裂隙及扭曲变形等现象。它是动力变质岩常有的一种结构。
(3)变余结构。
指变质岩中残留的原来岩石的结构，如变余斑状结构、变余砾状结构等。根据这种结构可以帮助推断变质前是哪种岩石。
此外，还有其他结构，如交代结构、糜棱结构等。
3.3.2.3 变质岩的构造
观察几种构造特点(图3－36)。
图3－36 变质岩构造特征
(1)片理构造。
指岩石中矿物定向排列所显示的构造，是变质岩中最常见、最带有特征性的构造。矿物平行排列所成的面称片理面，它可以是平直的面，也可以是波状的曲面。片理面可以平行于原岩的层面，也可以二者斜交。岩石极易沿着片理面劈开。根据矿物的组合和重结晶程度，片理构造又可分为以下几类:
片麻构造 岩石主要由较粗的粒状矿物(如长石、石英)组成，但又有一定数量的柱状、片状矿物(如角闪石、黑云母、白云母)在粒状矿物中定向排列和不均匀分布，形成断续条带状构造。如果是暗色柱状、片状矿物分布于浅色粒状矿物中，则黑白相间的片麻构造更加明显。各种片麻岩具此构造。
片状构造 相当于狭义的片理构造。岩石主要由粒度较粗的柱状或片状矿物(如云母、绿泥石、滑石、石墨等)组成，它们平行排列，形成连续的片理构造，片理面常微有波状起伏。如各种片岩具此构造。
千枚构造 由细小片状矿物定向排列所成的构造，它和片状构造相似，但晶粒微细，不容易肉眼辨别矿物成分，片理面上常具丝绢光泽。如各种千枚岩具此构造。
板状构造 指岩石中由微小晶体定向排列所成的板状劈理构造。板理面平整而光滑，并微有丝绢光泽，沿着劈理可形成均匀薄板。这种板状构造有的是代表原来岩石的板状层理;有的是原来岩石在应力作用下形成的板劈理，它可能和原来层理一致，也可能与之斜交。板状构造是板岩所特有的构造。
条带状构造 变质岩中由浅色粒状矿物(如长石、石英、方解石等)和暗色片状、柱状或粒状矿物(如角闪石、黑云母、磁铁矿等)定向交替排列所成的构造。它们以一定的宽度呈互层状出现，形成颜色不同的条带。有的条带构造是由原来岩石的层理构造残留而成;但更多的是暗色呈片理构造的部分被浅色岩浆物质顺片理贯入而成，混合岩常具此种构造。
(2)块状构造。
块状构造岩石中矿物颗粒无定向排列所表现的均一构造。如有一部分大理岩、石英岩等具此构造。
(3)变余构造。
变余构造又称残留构造，为变质作用后保留下来的原岩构造。特别是在浅变质岩中可以见到变余层理构造、变余气孔构造、变余杏仁构造、变余波痕构造等，这些构造是恢复原岩和产状的重要标志。
3.3.3 各种变质作用形成的变质岩
因变质作用的因素和方式不同，可以有不同的变质类型和形成不同的岩石。
3.3.3.1 动力变质作用形成的变质岩
岩层由于受到构造运动所产生的强烈应力的作用，可以使岩石及其组成矿物发生变形、破碎，并常伴随一定程度的重结晶作用，这种变质作用称动力变质作用。其变质因素以机械能及其转变的热能为主，常沿断裂带呈条带分布，形成断层角砾岩、碎裂岩、糜棱岩等，而这些岩石又是判断断裂带的重要标志。
断层角砾岩 又称压碎角砾岩、构造角砾岩。是岩石因构造作用发生破碎所形成的角砾状岩石，角砾大小不等，具棱角，岩性与断层两侧岩石相同，并被成分相同的微细碎屑及后生作用水溶液中的物质所胶结。
碎裂岩 是岩石受强烈应力作用，形成较小的岩石碎屑或矿物碎屑所成的岩石，有时具新生的矿物如绢云母、绿泥石等。有时在岩石碎屑中残留一些较大的矿物碎块，形如斑晶，称碎斑结构。
糜棱岩 岩石遭受强烈挤压形成粒度较小的矿物碎屑(一般小于0.5mm)所成的岩石。主要矿物为细粒石英、长石及少量新生矿物如绢云母、绿泥石等，有时含少量原岩碎屑，呈碎斑结构。因不同成分、颜色、粒度的矿物定向排列，常显示类似流纹的条带构造。多见于花岗岩、石英砂岩等坚硬岩石的断裂构造带(图3－37)。
图3－37 糜棱岩
3.3.3.2 接触变质作用形成的变质岩
由于岩浆活动，在侵入体和围岩的接触带，产生变质现象，称为接触变质作用。通常形成于地壳浅部的低压、高温条件下，压力约为107～3×108Pa。
这种变质作用在围岩中一般只波及一定范围，距离侵入体越近，变质程度越高;距离越远，变质程度越低，并逐渐过渡到不变质的岩石。一般说来，变质圈宽度可达数百至一两千米。根据在变质过程中有无交代作用，又可分为两种类型:
(1)热接触变质作用。
又称热力接触变质作用或简称接触变质作用。指主要由于侵入体放出的热能使围岩的矿物成分和结构、构造发生变化的一种变质作用。它主要表现为原岩成分的重结晶，如石灰岩变为大理岩，石英砂岩变为石英岩等;有时，原岩的化学成分重新组合形成新的矿物，如硅质灰岩变成硅灰石灰岩、含镁质灰岩变成蛇纹石大理岩、泥质岩石变成红柱石角岩等。但由于没有明显的交代作用，岩石变质前后的化学成分基本没有变化。
(2)接触交代变质作用。
所谓交代作用，是挥发成分和热液进入岩石裂隙，在一定的温度、压力条件下，发生化学反应，原有矿物一边破坏，新的矿物一边形成，其结果是原有矿物逐渐为新矿物所代替。交代过程是在有气液参与的固体状态下进行的，新矿物与原有矿物是等体积交换的。这种变质作用，不仅导致岩石矿物成分和结构的变化，而且还引起化学成分的变化。特别是富含挥发组分的中酸性侵入体与碳酸盐岩接触，常引起强烈的交代作用，形成矽卡岩(或写作夕卡岩)。从岩浆中析出的气水热液往往携带某些金属和非金属元素，通过交代作用可形成接触交代矿床，称为矽卡岩型矿床。
石英岩 指石英含量大于85%的变质岩石，由石英砂岩或硅质岩经热变质作用而形成。矿物成分除石英外，还可含少量长石、白云母及其他矿物。坚硬致密，具等粒变晶结构，块状构造，在断口上看不出石英颗粒界限。纯石英岩色白，含铁质者则呈红、紫红等色，或具铁矿斑点。可作建筑材料和玻璃原料。
角岩 又称角页岩。是由泥质岩石(粘土岩、页岩等)、粉砂岩、火山岩等经热接触变质作用而成的变质岩，原岩已基本上重结晶，细粒变晶结构，块状构造，致密坚硬，一般为灰、灰黑和近于黑色。矿物成分有长石、石英、云母、角闪石等，但肉眼常难分辨;有时具红柱石等变斑晶(呈柱状，横断面近方形，具黑心)，称红柱石角岩;若红柱石呈放射状，则通称菊花石(图3－38)。
图3－38 角岩(菊花石)、石墨红柱石角岩
图3－39 矽卡岩
大理岩 是由碳酸盐岩(石灰岩、白云岩等)经热接触变质作用重结晶而成的岩石。等粒变晶结构(由细粒到粗粒)，白、浅灰、浅红等色。如原来岩石中含有杂质，重结晶后的大理岩中可含有形成的新矿物，如蛇纹石、硅灰石、金云母等。大理岩遇盐酸起泡，但白云质大理岩则起泡微弱。
大理岩是优质装饰石材和建材，还可供艺术雕刻之用。纯白而致密的大理岩通称汉白玉。
矽卡岩(夕卡岩)主要在中、酸性侵入体与碳酸盐岩的接触带，在热接触变质作用的基础上和高温气化热液影响下，经交代作用所形成的一种变质岩石。矿物成分比较复杂，主要有石榴子石、透辉石、硅灰石、绿帘石等，有时出现黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿等矿物。具不等粒粒状变晶结构，晶粒一般比较粗大，块状构造，颜色较深，常呈暗褐、暗绿等色，比重较大。矽卡岩有重要实际意义，常和许多金属矿与非金属矿密切相关(图3－39)。
3.3.3.3 区域变质作用
泛指在广大面积内所发生的变质作用，变质范围可达数万平方千米，前寒武纪的古老地块几乎都是由变质岩构成的;有时呈狭长带状分布，长可达数百、数千千米，宽可达数十、数百千米，如许多褶皱山脉(天山、祁连山、昆仑山、秦岭等)均有和其走向一致的变质岩带分布。由此可见，区域变质作用往往和地壳活动、构造运动和岩浆活动等密切相关。在同一个区域变质地区，其所出露岩石常有不同的矿物组合和一定的分布规律，从而反映形成变质的不同的温度和压力等条件。因此，区域变质作用的物理条件具有很宽的范围，一般在压力0～109Pa、温度150～900℃范围内，可以是高温高压、中温中压，也可以是高温低压、低温高压以及其他各种情况，而且可以具有不同的地温梯度。
区域变质带常见的岩石有石英岩、大理岩、板岩、千枚岩、片岩、片麻岩等。
石英岩 除接触变质作用可形成石英岩外，在区域变质作用下亦可形成石英岩，但成分稍复杂，或具条带状构造。
大理岩 在接触变质带碳酸盐岩可形成大理岩，在区域变质带亦常见大理岩，但后者往往具条带状构造，其中如含蛇纹石、石墨和其他副矿物成分，常形成条带状或褶皱弯曲状纹带，可加工成各种艺术装饰品。云南大理所产最为有名，大理岩即由此得名。
板岩 是由粘土岩、粉砂岩或中酸性凝灰岩经轻微变质而成的浅变质岩。具明显板状构造，矿物成分基本没有重结晶或只有部分重结晶，外表呈致密隐晶质，肉眼难以鉴别。在板理面上略显丝绢光泽，岩石致密，比原岩硬度增高，敲之可有清脆响声。根据颜色和杂质可以分别称为黑色炭质板岩、灰绿色钙质板岩等。在热接触带亦可形成板岩，其中某些杂质常集中成为不同形状和大小的斑点，称为斑点板岩。板岩可以劈开成板，可作为屋瓦、铺路等建筑材料(图3－40)。
图3－40 板岩
图3－41 片麻岩
千枚岩 具典型千枚状构造的浅变质岩石，由粘土岩、粉砂岩或中酸性凝灰岩经低级区域变质而成。变质程度比板岩稍高，原岩成分基本上已全部重结晶，主要由细小绢云母、绿泥石、石英、钠长石等新生矿物组成。具细粒鳞片变晶结构，片理面上有明显的丝绢光泽，并常具皱纹构造。可有绿、灰、黄、黑、红等颜色。
片岩 具明显鳞片状变晶结构和片状构造的岩石。主要由片状或柱状矿物如云母、绿泥石、滑石、石墨、角闪石等组成，并呈定向排列;此外，间有石英、长石等粒状矿物，有时含少量石榴子石、蓝晶石、等特征的变质矿物的变斑晶，形成变斑晶结构。片岩一般属于中级(部分低级)变质岩石，变质程度比千枚岩高。根据组成片岩的主要矿物进行分类，如云母片岩、绿泥片岩、滑石片岩、蛇纹石片岩、角闪片岩、石英片岩、绿片岩、蓝闪石片岩等。不同种类的片岩，其原岩成分和变质条件亦不相同。如绿片岩(由绿泥石、绿帘石等绿色矿物组成)通常是基性火山岩经低级到中级变质作用的产物。蓝闪石片岩又叫蓝片岩，是高压低温区域变质作用的典型岩石。
片麻岩 具明显片麻状构造的岩石。主要矿物成分为长石、石英(二者含量大于50%，而长石一般多于石英)等，片状和柱状矿物有云母、角闪石、辉石等，有时含矽线石、石榴子石等变晶矿物。属于变质程度较深的区域变质岩，但在高温热接触变质作用下，也可形成片麻岩。原岩为粘土岩、粉砂岩、砂岩和中酸性火成岩等。根据岩石中长石种类和主要片状、柱状矿物，还可进一步命名。如角闪斜长片麻岩、黑云斜长片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、黑云钾长片麻岩等。若长石种类不定，则长石不参加命名(图3－41)。
角闪岩 主要由普通角闪石(含量大于85%)和斜长石组成，粗粒到细粒，多呈块状构造或不清楚片理，岩石颜色较深(图3－42)。如斜长石增多(大于15%)，称斜长角闪岩;如浅色矿物以石英为主，则称角闪片岩。此类岩石主要是基性岩、中性岩、富铁白云质泥灰岩的中高温区域变质产物。
图3－42 角闪岩
图3－43 麻粒岩
变粒岩 以长石和石英为主的区域变质岩，长石主要为钠长石、中酸性斜长石，其含量大于石英;暗色矿物一般少于30%，主要为黑云母、普通角闪石、透闪石、电气石、磁铁矿等。具细粒等粒粒状变晶结构(粒度一般小于0.5mm)，常具微细片理或条带状构造。粒度增大时可过渡为片麻岩，片状、柱状矿物(主要为暗色矿物)小于10%时，称为浅粒岩。变粒岩是由半粘土质岩石、粉砂岩、中酸性火山岩及凝灰岩等经中级变质作用的产物。
麻粒岩 是在高温高压条件下形成的区域变质岩，温度大致为700～900℃，压力为0.7×1010～1.2×1010Pa，相当于地下25～40km的深度。浅色矿物成分主为斜长石，有时含有石英，暗色矿物主要为不含或基本不含水的矿物，如紫苏辉石、透辉石等，有时含有黑云母、普通角闪石、石榴子石等(图3－43)。具中粗粒花岗变晶结构，片理构造不清楚，块状构造。暗色矿物含量若少于30%，称浅色麻粒岩或酸性麻粒岩;其含量若大于30%(甚至可达80%—85%)，称暗色麻粒岩或基性麻粒岩。麻粒岩是变质程度最深的岩石，关于其成因，普遍认为是原先位于地壳上部的岩石因构造运动而逐渐埋藏到地下深处，受到高温变质作用而成。20世纪70年代以后，有的地质学家认为是由上地幔派生的岩浆，上升侵入地壳底部，在高温高压下变质而成。还有一种看法，原岩是洋壳板块俯冲至地壳深处熔融的产物。麻粒岩广泛分布于太古宙古老地层中，并常富含金、银、铬、镍、铂、铜、铅、硼、石墨、压电石英、宝石、云母、金红石、磷灰石等矿产。
榴辉岩 是一种典型的高压变质岩石。主要矿物成分为绿辉石和石榴子石，可含石英、蓝晶石、橄榄石等，但不含长石。岩石颜色较深，比重较大，粗粒不等粒变晶结构，块状构造。产状和成因比较复杂，或在金伯利岩中呈包体产出;或在橄榄岩中呈条带产出;或在高压变质带蓝片岩中出现。关于榴辉岩的成因，被认为是地幔物质在一定深度的结晶产物或地幔岩石熔融的残留体;或是玄武岩质岩浆在高压条件下结晶而成;还有人认为是地壳深部岩石变质作用的产物。榴辉岩形成的压力极高，约为1.1×109～1.5×109Pa，最高可达3×109Pa;形成温度范围较宽，约为450～750℃(图3－44)。
图3－44 榴辉岩
图3－45 肠状混合岩、条带状混合岩
3.3.3.4 区域混合岩化作用
区域混合岩化作用又简称混合岩化作用。是区域变质作用进一步发展，使变质岩向混合岩浆转化并形成混合岩的一种作用。
混合岩通常由两部分组成。一部分称为基体，一般暗色矿物较多，代表原来变质岩的成分;一部分称脉体，主要由浅色的长石、石英组成(结构变化较大，由细晶状、花岗状到伟晶状，有时可具片麻状构造)，脉体代表在混合岩化作用过程中新生成的物质。混合岩化作用较弱时，基体和脉体常形成条带状，脉体有时在基体中呈树枝状、眼球状等;若混合作用较强，则二者界线变得不太清楚，并逐渐消失。
混合岩 如果脉体平行于基体的片理分布，二者呈深浅相间的条带状，这种混合岩称条带状混合岩，又名顺层混合岩。一般认为是由脉体物质顺原岩的片理、片麻理注入而成。有时脉体呈树枝状，则称树枝状混合岩。有时脉体呈网状，则称网状混合岩。有时脉体呈眼球状或串珠状，称眼球状混合岩。有时脉体在基体中呈肠状褶皱，称肠状混合岩(图3－45)。说明脉体在注入、交代过程中伴随着变质岩的塑性变形过程。有时因基体片理不发育，被脉体分割成大小不同的角砾状，称角砾状混合岩。若基体中暗色矿物集中成大小不一的团块或斑点状，远看呈云雾状，与脉体界线不清，称为阴影状混合岩。
混合花岗岩 是混合岩化作用最强烈的产物，基体脉体已无法分辨，其矿物成分相当于花岗岩或花岗闪长岩。混合花岗岩常与各种混合岩共生，一般无明确的界线;岩石中往往残留原岩的片理、片麻理等;岩性成分、结构和构造常有局部变化;并且不具有像岩浆成因的花岗岩那样的岩相分带、围岩蚀变等现象。
3.4 岩石的转化
三大类岩石都是在特定的地质条件下形成的，但是它们在成因上又是紧密联系的。追溯到遥远的年代，那时候岩浆活动十分强烈，地壳中首先出现的岩石是由岩浆凝固而成的。但是，自从地壳上出现了大气圈和水圈以来，各种外力因素开始对地表岩石一方面进行破坏，一方面又进行建造，出现了沉积岩。然而，任何岩石都不能回避自然界的改造，因此在一定条件下又出现了变质岩。下图基本上表明了三大类岩石的相互转化关系(图3－46)。
图3－46 三大岩石转化分析图
“新陈代谢是宇宙间普遍的永远不可抵抗的规律。依事物本身的性质和条件，经过不同的飞跃形式，一事物转化为他事物，就是新陈代谢的过程。”随着时代的演进，在频繁的地壳运动和岩浆活动中，老的岩石不断在转化，新的岩石不断在产生，这也就是地壳岩石新陈代谢的过程。所以，任何岩石既不是自古就有的，也不是永远不变的。在一定时间和一定空间所形成的一定的岩石，都只代表地壳历史的一定阶段。任何岩石都忠实地记录了它本身有关的那一阶段的地壳历史。
【实训材料与要求】
在本课程学习时段，学生准备任意岩石手标本，上课携带，在课余、宿舍多观察分析，互相交流，研讨，确定岩石名称。
【思考题与习题】
1.用肉眼鉴定造岩矿物时，主要依据哪些特征?根据特征比较主要的造岩矿物。
2.岩浆岩的产状是什么?
3.解释岩浆岩分类表。
4.沉积岩的形成过程是怎样的?
5.沉积岩具有哪些特有的结构及构造特征?
6.变质作用是什么?
7.通过对三大岩石分布空间与转化条件的分析，说明三大岩石是如何转化的。
8.思考地壳中三大岩石分界处的有关现象。
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