岩石与矿物论文选题

前景广阔！矿产资源是不可再生的，具有不可替代性，从最近几年的各种矿石的需求和价格在我们的一生中，这件作品的矿产资源，未来的职业前景，无限！

提要20世纪80年代初，作者基于对红旗岭矿床的研究，提出了硫化铜-镍矿床的矿浆成因观点，十余年来已引起中外同行专家、学者的重视。本文拟通过对吉林长白山区赤柏松矿床的地质学、地球化学、岩石物理化学、地质热力学等方面的研究成果，进一步论述硫化铜-镍矿床的矿浆成因模式。关键词长白山区赤柏松铜-镍矿床矿浆成因模式自20世纪80年代初作者提出硫化铜-镍矿床矿浆成因观点［1］以来，先后发表了十余篇论文［2～5］论述有关硫化铜-镍矿床的矿浆成矿问题，引起了国内外同行专家、学者的关注。笔者以长白山区赤柏松镍矿田为靶区，经多年反复研究，特撰此文，拟对其矿浆成因模式做进一步论述，倘有不妥之处，请惠于指正。1 矿床地质简述赤柏松矿田中发育有几十个基性岩体，尽管它们的硫化铜-镍矿床规模不等、远景不一，然而它们的成岩成矿作用却几乎是一致的。本文拟对其中甚为典型、研究程度较高的赤柏松1号岩体及其矿床的成岩成矿作用与矿床成因模式作重点论述。赤柏松1号岩体系早元古代五台期产物。其钾-氩同位素年龄为1962～2242Ma，产于华北地台北缘东段太古宙地体中，受古陆边缘浑江古裂谷控制。主要岩体为橄榄辉长苏长岩复式杂岩体，呈岩墙状产出(图1之1～5)，总体走向5°～10°，倾向与倾角均有变化。北段倾向南东东，倾角由北向南渐陡，变化在55°～86°之间。北端翘起，向南东东侧伏，侧伏角45°左右。岩体长4800m，宽40～140m，面积约4km2。沿走向膨缩不一，岩体底部形态不规整，呈参差不齐的根须状。主要由多期次侵入的辉长辉绿岩(图1之3)，中、暗色橄榄辉长苏长岩(图1之1～2)，细粒辉长苏长岩(图1之4)与辉长玢岩(图1之5)等侵入岩相构成。其中暗色橄榄辉长苏长岩、细粒辉长苏长岩是主要含矿岩相。另外，中、暗色橄榄辉长苏长岩浆的混熔岩带中，矿化尤为富集，研究表明与岩浆混合作用有关(详见下文)。岩体侵入在太古宙黑云角闪斜长片麻岩(图1，Ars)中，总体上斜切围岩的北西-南东至东西向的片麻理，接触带具明显的热接触变质及接触混染现象。矿体主要分布在岩体边缘及部分围岩内，其分布、产状与形态明显受岩相及构造裂隙控制，总体产状与岩体一致。矿石矿物主要是磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿、针镍矿、紫硫镍铁矿、辉镍矿、方黄铜矿、黄铁矿等，此外尚有自然金及铂族元素矿物。矿石结构主要有共结结构、交代结构、似显微文象结构及固溶体分解结构。矿石构造有浸染状、斑点状、角砾状、块状与条纹状等。在成因上主要是矿浆贯入成因，结晶熔离者显居次要地位。图 1 赤柏松 1 号岩体地质图2 成岩成矿物质来源及物理化学条件1 物质来源1 硫同位素信息45个取自含矿岩体与矿体的磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿等的硫同位素分析结果(表1)表明，①δ34S变化在－1‰～+7‰之间，绝大多数为－5‰～+5‰，变化幅为1‰;②32S/34S=197～252，主要在218～236区间，变化很小，与陨石标准值(220)相比，离差幅度在002～017之间;③硫同位素塔式分布图(图2)的塔式效应明显;④不同成矿阶段硫化物中δ34S值稳定(图3)。以上足见硫化物同出一源———上地幔，而且，它们所经历的硫同位素分馏历程是一致的。2 氧同位素信息由表2可知，所分析的不同岩相中斜长石的δ18O，除因混染作用(CTD6－8c)使其值偏高(+82‰)外，90%左右的δ18O值介于1‰～7‰之间，与球粒陨石的δ18O值(3‰～3‰)颇相接近，尤其接近于正常玄武岩的δ18O值(5‰～4‰)［6］。由此可见，各岩相中的斜长石组分来自上地幔玄武岩岩浆体系。图 2 赤柏松 1 号岩体硫同位素塔式分布图续表表 1 赤柏松 1 号岩体硫同位素数据表图3 赤柏松1号岩体中不同成矿阶段δ34S对比图表2 赤柏松1号岩体各侵入岩相中斜长石的δ18O分析结果分析单位:中国地质科学院宜昌地质矿产研究所同位素室。3 锶同位素信息不同岩相中单矿物的87Sr/86Sr值(表3)，除混染岩相(CTSr6－8c)与变质辉绿岩(CTSr38－2c)中斜长石的87Sr/86Sr为71164～71051外，余者均变化在70321～70888之间，与上地幔现代玄武岩中的87Sr/86Sr值(704±002)非常接近［6］，此亦证明成岩物质来自上地幔。4 REE信息含矿岩相∑REE=10×10－6～01×10－6，LREE/HREE=07～71，δEu=84～14，(La/Yb)N=14～72(表4)。这些数据不仅变化小，而且∑REE与大陆型非洲玄武岩(∑REE=22×10－6)和大陆型德鲁斯辉长岩(∑REE=50×10－6)很接近［7］。在(La/Yb)N－∑REE图(图4)与(La/Yb)N－(Yb)N图(图5)上的分布位置，明显趋近于球粒陨石，故系上地幔产物。尤其是(La/Yb)N值介于大洋岛屿拉斑玄武岩与大陆拉斑玄武岩之间，进一步显示出其大陆边缘产出的地质环境。表3 赤柏松1号岩体不同侵入岩相中单矿物的87Sr/86Sr值表分析单位:中国地质科学院宜昌地质矿产研究所同位素室。表4 赤柏松 1 号岩体不同侵入相与矿石中稀土元素数据表2 成岩成矿的物理化学条件1橄榄石结晶温度橄榄石是岩体中结晶最早的主要造岩矿物之一，其结晶温度即是岩浆温度的下限，又是固相开始晶出温度的上限。按夏林圻(1981)提供的方法［8］，由橄榄石化学成分算得的XFo=80，XFa=20，XMg=79，XFe=21，K1=4，K2=76，代入公式:T(℃)=［(253－lnK1/K2)×104÷388］+273℃算得的温度为1412℃。图4 赤柏松1号岩体(La/Yb)－∑ REE含量图解图5 赤柏松1号岩体(La/Yb)N-(Yb)N变异图2 辉石类矿物的结晶温度、压力由辉石类矿物地质温度、压力计计算的温度、压力见表5。表5 赤柏松 1 号岩体辉石类矿物的结晶温度、压力计算表*括号内为计算的样品数。值得强调的是中、暗色橄榄辉长苏长岩相中的辉石拥有两个结晶温度梯度，一是在数量上占优势的72～83℃;另一是为数较少的80～84℃。不言而喻，这两种结晶温度的辉石是在不同压力、深度条件下的产物。研究表明，它们是两次温度相近，成分有别的岩浆(即中、暗色橄榄辉长苏长岩岩浆)发生混合作用的结果。3斜长石的结晶温度作者采用王润民改进了的AMKudo和DFWeill(1970)方法［9］的“基质法”，计算了岩体中斜长石的结晶温度，暗色橄榄辉长苏长岩中斜长石为26℃，中色橄榄辉长苏长岩中斜长石为81℃，它们分别与相应岩相中辉石的结晶温度接近，与同岩相中近共结的辉长结构相协调。4硫化物矿物的结晶温度运用爆裂法、矿物对硫同位素计算法与磁黄铁矿d102法测定或计算的不同侵入岩相中硫化物矿物的结晶温度不同(表6)。表6 赤柏松 1 号岩体硫化物矿物结晶温度测算表表6 表明所述矿床硫化物矿石在 470 ～280℃温度区间结晶的。然而，尚应指出，爆裂曲线出现两个峰值，亦即硫化物也有两个形成温度梯度，与辉石相一致，可见硫化物的形成也与两期岩浆的混合作用有关。 5 成岩压力基于岩石中有中长石、顽透辉石与石英的共生组合存在，表明岩石在结晶过程中存在以下两种反应:傅德彬地质学论文选集按文献 ［9］，其中 ( 1) :傅德彬地质学论文选集因αSiO(β－θ)2=1，故lgαSiO(β－θ)2=0傅德彬地质学论文选集其中(2):傅德彬地质学论文选集按JMicholls等(1971):傅德彬地质学论文选集按CABacon等(1973):傅德彬地质学论文选集在平衡状态情况下:傅德彬地质学论文选集亦即:－309/t+183－0239(P－1)/t=－1410/t－532+0523(P－1)/t+lgαCaAl2Si2O(Pl)8－lgαCaAl2SiO(Cpx)6整理后得:傅德彬地质学论文选集令傅德彬地质学论文选集则化简后:傅德彬地质学论文选集据中色橄榄辉长苏长岩中Pl与Cpx的化学分析结果计算:傅德彬地质学论文选集代入(3)式:傅德彬地质学论文选集把辉石形成的平均温度(79℃)代入(4)式，算得成岩压力为48×105Pa。6成岩氧逸度(fo2)利用不同岩相中橄榄石与辉石的端元组分(Fa，Fs)与结晶温度求得成岩氧逸度(表7)。由表7可知，中色橄榄辉长苏长岩相的fo2高于暗色橄榄辉长苏长岩相，足见后者是在相对更为还原的环境下形成的。暗色橄榄辉长苏长岩相中fs2、αs，相对较高可资佐证。表7 赤柏松1号岩体成岩氧逸度(fo2)测算表7成岩成矿的Eh-pH条件在对不同成矿阶段矿石的研究中，铁的硫化物与氧化物在生成顺序上为:磁铁矿→磁黄铁矿→磁铁矿(－黄铁矿)。表明在成岩成矿过程中，Eh－pH具反复变化特点。据铁的硫化物与氧化物的Eh-pH值图解，不难看出，所述含镍岩体各成岩成矿阶段的pH值变化在4～7之间，Eh值变化在－1～+16之间。一言蔽之，金属硫化物矿石是在弱酸性介质条件下，还原环境中形成的。3岩、矿浆形成机制除了原始矿浆外，大部分矿浆乃系岩浆在分异演化过程中的衍生产物［3］。作为本区大陆型岩浆作用，其岩浆形成机制与地幔深部层位热能聚集有关。诸如由于构造活动、放射性热与化学反应热等热能的聚集均可使地幔部分熔融成为岩浆(或原始矿浆)。但应指出，大陆地壳(或岩石圈)在岩浆(矿浆)形成中具有双重效应:一是上覆巨厚的(一般为70～100km)大陆岩石圈物质，热导率低，是良好的热传导屏蔽层，有利于原生地幔物质的熔融;二是当热流向稳定地块边缘迁移(或传导)至地球壳层时，受热的地层在该地段因热导率低而起着制动或阻塞热流传播的作用，使热能大量聚集，结果在稳定地块边部便形成了经常含硫化物的基性-超基性岩浆，甚至形成原始硫化物矿浆等。此乃世界上主要镍矿床大都分布在太古代地块边缘活动带中的缘由所在。这时的熔融体因温度高，可以使地幔熔化物质中的硫化物熔体在氧化物-硅酸盐熔体中保持悬浮状态，二者一道沿上升通道侵入到地壳适当部位中的岩浆库内。研究表明，岩浆进入岩浆库往往是多次重复贯入的。如系一次侵入的，其硫化物与硅酸盐间的层状液状不混熔作用，主要是由于温度降低，铁镁组分晶出，CaO，Al2O3，SiO2，Na2O，K2O的增加降低了硫的溶解度，加之此时硫呈二原子气体与铁、镍、铜的化学亲和力增强，当硫蒸气压大于离解压时，硫便与铁、镍、铜化合成化合物，当熔体中硫离子与金属离子的浓度积大于相应硫化物溶度积时，便以硫化物形式从熔浆中熔离出来，形成硫化物矿浆，并在重力场作用下，沉到岩浆库底部。其上部的硅酸盐岩浆，因其准晶态组构系由硅氧四面体聚合而成的复杂络阴离子或分子团［SixOy］z－同金属阳离子与氧组成的配位多面体［MeOx］2x－n两种群聚态组组成。当不同聚合程度的［SixOy］z－与不同金属的［MeOx］2x－n键合时，因所含O2－的多寡及金属阳离子种类与比重的不同，使不同组分的群聚态组具有不同的重力差，在重力场作用下，轻者上浮，重者下沉，遂使熔浆产生了层状液态分异作用，使岩浆库中的熔浆变成了层状分异岩浆与矿浆。岩浆在上，矿浆在下(图6)。如熔浆系多次贯入岩浆库中的，自然不具备上述层状液态分异条件，这时岩浆发生层状液态分异作用的因素主要是“双扩散对流”(double-diffusive convection)作用［10～12］。按双扩散对流理论，当中色橄榄辉长苏长岩岩浆注入岩浆库后，密度相对较大的暗色橄榄辉长苏长岩岩浆贯入岩浆库底部时，由于后者密度大、温度高，经过一段时间在岩浆库底部形成一个稳定的双扩散对流层(double-diffusive convecting layer)，层之间由扩散界面(double-diffusive interface)隔开。这样，多次注入岩浆库中的镁铁质岩浆在双扩散对流作用下，便形成了层状液态分异岩浆与矿浆［11］(图6)。需要指出的是，在双扩散对流过程中，当后注入的岩浆由于向上热扩散作用而降低温度，引起橄榄石等铁镁矿物的结晶，从而降低了后注入岩浆的密度，即温度差驱动力抵消成分差效应，使其密度与上层岩浆密度相等时，则发生强烈的岩浆混合作用［13，14］。岩浆混合作用降低了岩浆的温度，改变了岩浆的成分，使岩浆中所含的硫化物因发生不混熔作用［15］而熔离出来成为矿浆，并沉降到岩浆库底部。在地台(地盾)较为稳定的条件下，熔浆在岩浆库中实现层状液态分异作用，形成岩浆与矿浆之后，在构造运动作用下上侵。首先是上部较轻的硅酸盐岩浆多次侵位，冷凝后形成复式岩体;然后是下部相对较重的硫化物矿浆相继多次贯入在岩体底部接触带、岩体内部与围岩的构造裂隙中，形成具多次成矿特征的矿浆矿床(图6)。由此可得出两个重要结论:①双扩散对流作用与岩浆混合作用在硫化铜－镍矿浆及其矿床的形成中起了决定性作用;②越是较晚侵入的岩浆，含矿性越佳，越是较晚期侵位的矿浆，硫化物矿石越富，此二规律，对中国已知大型与特大型硫化铜-镍矿床来说几乎概莫能外，如金川、红旗岭、力马河、喀拉通克等矿床。4成岩成矿作用与矿床的矿浆成因模式综上所述，大约在1960～2184Ma间，地球上发生了一次规模宏大的构造-岩浆活动，在北美称为Kenoran运动(1700～2000Ma)，在非洲称做Limpopo运动(1650～2150Ma)，在我国为五台运动(1950～2500±100Ma)。这次构造-岩浆热事件，形成了举世闻名的萨德贝里、布什维尔德、贝辰加等硫化铜-镍矿床。五台运动在华北地台上的多次活动，使得龙冈陆核早元古代边缘活动带中的古裂谷与之相应地多次复活，结果使上述岩浆库中的层状岩浆与矿浆熔融体多次侵位，造就了所述岩体与矿床。图6 赤柏松矿床矿浆成因模式图进而言之，伴随早元古代五台期构造运动的多次活动，岩浆库中已经过层状液态分异的岩、矿浆由上至下依次间歇式贯入，先后形成辉长辉绿岩、中色橄榄辉长苏长岩、暗色橄榄辉长苏长岩、细粒辉长苏长岩与辉长玢岩等侵入岩相，构成赤柏松 1 号复式基性岩体。各岩相间均为侵入与隐秘侵入接触关系。研究证实，当暗色橄榄辉长苏长岩岩浆侵入中色橄榄辉长苏长岩岩浆时，在二者接触处由于双扩散对流作用而发生了岩浆混合作用，形成了矿化异常富集的混熔岩 ( hybrid) 。混熔岩中矿化之所以富集 ( 图 7) ，除上述原因外，A J Naldrett ( 1990) 实验研究表明，新鲜岩浆的注入可以使所产生的混合岩浆中的硫化物达到过饱和而熔离出来，促进硫化物的富集［16］。TNIrrine(1977)亦曾指出，“镁铁质岩浆混合可引起硫化物的不混熔性”。IHCampbcll等(1983)研究认为非洲布什维尔德杂岩体麦伦斯基硫化物矿脉的形成与岩浆的混合作用有关。图 7 赤柏松 1 号岩体岩浆混熔过程中化学成分变异图解复式岩体形成后，接踵而至的是纯硫化物矿浆沿岩体边缘(往往是岩体底部)与围岩破碎接触带贯入，先后形成以镍及铜为主的两次硫化物矿浆贯入成矿，分别形成致密块状矿脉与条纹状矿脉。矿浆成因矿石的主要宏观标志是:①以硫化物为主，特别是纯硫化物矿体，均以贯入方式沿构造裂隙贯入在岩体内、岩体接触带上、甚至变质岩围岩中;②矿体与围岩界线清楚，几乎见不到二者呈过渡现象，即使是混熔岩中的矿体亦然;③矿石中常见母岩或围岩的角砾状捕虏体;④矿石中冷缩裂隙发育，且多被后期热液方解石-石英所充填;⑤近矿围岩蚀变弱，作者(1991)研究表明［17］，与成矿关系较密切的为金云母化，系矿浆与围岩(母岩)反应之产物;⑥硫化物矿石中，除金属硫化物外，尚含有比例不定的先结晶的橄榄石与辉石等镁铁硅酸盐矿物，它们与硫化物矿物为共生关系;⑦小岩体有大矿。基于所述含矿岩体的上述地质背景、生成条件与物理化学环境、控矿因素、成矿作用等方面的研究，作者编制了赤柏松1号岩体硫化铜-镍矿床成因模式图(图6)，以综合概括、反映所述含镍基性岩体及其矿床的成岩成矿作用与矿浆成因。最后，尚应指出，恩格斯曾说过“只要自然科学在思维着，它的发展形式就是假说”。所以，尽管所描述的成因模式来自于实践，毋庸置疑，仍未脱离假说形式，当然需要在更加广泛的实践中加以检验、修正，使其日臻完善，具有普遍的理论意义与找矿意义。须知，任何一种成因模式，都只适用于特定环境中的特定矿床，即使在一个大的成矿区带内也不可局限于一种哪怕是很成熟的模式，而必须结合具体的地质条件与成矿环境等选择更为合宜的模式，这点至关重要。参考文献［1］ 傅德彬 论 H 含镍基 1 超基性岩体中的 “隐秘侵入接触”及矿浆成矿问题 中国地质科学院年报，北京: 地质出版社， 181 ～182［2］ 傅德彬 论 401 矿区 1 号岩体硫化铜镍矿床的成因问题 吉林地质，1982，( 4) : 1 ～ 16［3］ 傅德彬 基-超基性岩硫化铜镍矿床矿浆形成机制及成矿作用特征 吉林地质，1983，( 2) : 12 ～ 24［4］ 博德彬 基-超基性岩硫化铜镍矿床深成矿浆贯入成因论 地质与勘探，1986，( 4) : 12 ～ 21［5］ 傅德彬 硫化铜镍矿床矿浆成矿的基本问题 吉林地质，1988，( 1) : 9 ～ 21［6］ Faure G 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controlled by the intrusive fracture-contactstructural or ore-bearing intrusive rock facies and is not restricted at the bottom ( 5) The percentage of orebodies in the rock body is too high to be explained by the theory ofin-situ crystallization Fluidal structure is well developed in ore-bearing rock facies，which indicates the dominance of dynamic ( 6) δ18O = 1‰ ～ 7‰ for plagioclase;87Sr /86Sr = 70321 ～ 70888 for plagioclaseand pyroxene; δ34S = － 5‰ ～ + 5‰ and32S /34S = 218 ～ 236 for So rock-form-ing and ore-forming substances were derived from the upper ( 7) The order of crystallization of major rock-forming minerals in the rocks is divine→pyrox-ene→ The crystallization temperature of the olivine was 1412℃ and that of the plagio-clase， 81℃ ～ 26℃( 8) The pressure for the formation of intrusive bodies was 48 × 108P( 9) fo2for the formation of the ore-bearing intrusive body ranged between 10-7× 105～10-1× 105P( 10) pH = 4 ～ 7 and Eh = － 1 ～ + 16 for the formation of the orebodies indicate thatthe orebodies were formed in acidic media and under reduction ( 11) There occur clinopyroxenes with two compositional series ( End-Aug and Di-Sal) andtwo formation temperatures ( > 1000℃ and < 1000℃ ) are in the same ore-bearing rock faci- The results of this research indicate that their formation is related to the mixing of Therefore，the author concludes that the Chibaisong copper-nickel sulphide deposit wasformed by multiple injections of sulfide-rich ore magma resulting from deep-seated liquation of pri-mary ore-bearing magma driven under regional stress; crystallization gravitative differentization insitu was only a secondary factor in the process of ore magma injection; and hence; according tothe genetic type this ore deposit belongs to an “abyssal ore magma in jection deposit”Key words: Chibaisong， Changbai Mountains， copper-nickel deposit， genetic model ofore magma

前景广阔！矿产资源是不可再生的，具有不可替代性，从最近几年的各种矿石的需求和价格在我们的一生中，这件作品的矿产资源，未来的职业前景，无限！

地壳是地球的表面层，分为上地壳和下地壳，由硅铝层和硅镁层组成。是人类生存和从事各种生产活动的场所。它的外部呈现出高低起伏的形态，因而地壳的厚度并不均匀：大陆下的地壳平均厚度约35公里，我国青藏高原的地壳厚度达65公里以上；海洋下的地壳厚度仅约5～10公里；整个地壳的平均厚度约17公里。地壳下面是地球的中间层，叫做“地幔”，厚度约2865公里，主要由致密的造岩物质构成，这是地球内部体积最大、质量最大的一层。 地幔又可分成上地幔和下地幔两层一般认为上地幔顶部存在一个软流层。软流层以上的地幔部分和和地壳共同组成了岩石圈。下地幔温度、压力和密度均增大，物质呈可塑性固态。地幔下面是地核，地核的平均厚度约3400公里。地核还可分为外地核、过渡层和内地核三层，外地核厚度约2080公里，物质大致成液态，可流动；过渡层的厚度约140公里；内地核是一个半径为1250公里的球心，物质大概是固态的，主要由铁、镍等金属元素构成。

概述　　　地质毕业论文是指地学类专业学生毕业前，为了全面表述学业水平而撰写的一篇综合性学术论文或某一领域的专业论文，要求论点新颖，论据充分，论证过程合理、科学，数据翔实可靠，结论明确。　　岩浆岩的观察与描述　　对岩浆岩的观察，一般是观察其颜色、结构、构造、矿物成分及其含量，最后确定其岩石名称。肉眼鉴定岩浆岩，首先看到的就是颜色。颜色基本可以反映出岩石的成分和性质。 　　对岩浆岩进行肉眼鉴定:　　第一步是要依据其颜色大致定出属于何种岩类　　比如，若是浅色，一般为酸性岩（花岗岩类）或中性岩（正长岩类）；若是深色，一般为基性岩或超基性岩。由酸性岩到基性岩，深色矿物的含量逐渐增多，岩石的颜色也就由浅到深。同时还要注意区别岩石新鲜面的颜色和风化后的颜色。还可根据其中暗色矿物与浅色矿物的相对含量来进行描述，如暗色矿物含量超过60%者为暗色岩，在30—60%者为中色岩，在30%以下者为浅色岩。　　第二步是观察岩浆岩的结构与构造　　据此，便可区分出是属深成岩类、浅成岩类或是喷出岩类。根据岩石中各组分的结晶程度，可分为全晶质、半晶质和玻璃质等结构。不仅要对全晶质的结构区分出显晶质或隐晶质结构，还要对其中的显晶质结构岩石按其矿物颗粒大小，进一步细分出等粒、不等粒、粗粒或细粒等结构。对具有斑状结构的岩石要描述斑晶成分、基质的成分及结晶程度。假如岩石中矿物颗粒大，呈等粒状、似斑状结构，则属深成岩类；假如矿物颗粒微细致密，呈隐晶质、玻璃质结构，则一般皆属喷出岩类；假如岩石中矿物为细粒及斑状结构，即介于上述两者之间，属于浅成岩类。观察岩石中矿物有无定向排列，进而就能推断岩石的形成环境，含挥发组分多少以及岩浆流动的方向。若无定向排列称之为块状构造；若有定向排列，则可能是流纹构造、气孔构造或条带状构造。深成岩、浅成岩大多是块状构造；喷出岩则为流纹构造和气孔构造等。对于岩石中有规律排列的长柱状矿物、气孔捕虏体等均要观测其方向。　　第三步是观察岩浆岩的矿物成分　　矿物成分是岩石定名最重要的依据。岩浆岩类别是根据SiO2含量百分比确定的，而SiO2含量可在岩石矿物成分上反映出来。假如有大量石英出现，说明是酸性岩；如果有大量橄榄石存在，则表明是超基性岩；如果只有微量或根本没有石英和橄榄石，则属中性岩或基性岩。假如岩石中以正长石为主，同时所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜长石为主，暗色矿物又多为角闪石，属于中性岩；若暗色矿物多系辉石，则属基性岩。对于岩石中凡能用肉眼识别的矿物均要进行描述。首要的是描述主要矿物形态、大小及其性质。　　沉积岩的观察与描述　　沉积岩是分布于地表的主要岩类。它种类繁多，岩性变化较大。野外识别沉积岩，其最显著的宏观标志就是成层构造，即层理。据此，很容易与岩浆岩、变质岩相区别。根据沉积岩成因、结构和矿物成分，可进一步区分出次一级的类别。凡具碎屑结构，即碎屑粒径大于2—005毫米，被胶结物胶结而成的岩石，是碎屑岩；凡具泥质结构，即粒径小于005毫米，质地均匀、较软，有细腻感，常具页理的岩石是粘土岩；凡具化学和生物化学结构，多为单一矿物组成的岩石，是化学岩和生物化学岩。由于各类沉积岩的岩性差别，因此在鉴定方法上也不相同　　1、碎屑岩的肉眼鉴定　　鉴定碎屑岩时着重观察其岩石结构与主要矿物成分。首要的是看碎屑结构。抓住这一特征，就不会与其他岩石相混淆了。要仔细观察碎屑颗粒大小：粒径大于2毫米是砾岩，2—05毫米是砂岩，05 —005毫米是粉砂岩。粉砂岩颗粒肉眼难以分辩，用手指研磨有轻微砂感。按砂岩的粒径又可定出粗砂岩（2—5毫米）中砂岩（5—25毫米）和细砂岩（25—05毫米）。对于砾岩，还应注意观察其颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者为砾岩。其次，看碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或黄色。硅质最硬，小刀刻不动。钙质滴稀HCI起泡。弄清楚了结构和成分，就可为碎屑岩定名。例如，碎屑矿物成分以石英为主，其含量超过50%，长石和岩屑含量均小于25%的砂岩，叫做石英砂岩。也可按其胶结物命名，如可称某岩石为铁质石英砂岩。碎屑岩中可见化石，但一般保存较差。 　　火山碎屑岩的鉴别比较困难。因为，它在成因上具有火山喷发和沉积的双重性，是一种介于岩浆岩与沉积岩之间的过渡型岩石。常常是以其成因特点、物质成分、结构、构造和胶结物的特征来区别于碎屑岩。　　2、粘土岩的肉眼鉴定　　鉴定粘土岩的主要依据是其泥质结构。粘土岩矿物颗粒非常细小，肉眼仅能按其颜色、硬度等物理性质及结构、构造来鉴定。它多具滑腻感，粘重，有可塑性、烧结性等物理性质。若是纯净的粘土岩，一般为浅色的土状岩石。层理是粘土岩中最明显的特征，因此，人们就按粘土岩层理（倘层理厚度小于1毫米称页理）及其固结程度进行分类，将固结程度很高、页理发育，可剥成薄片者称作页岩。页岩常含化石。粘土岩中以页岩为主。将那些固结程度较高、不具页理，遇水不易变软者称泥岩。最后，再根据颜色与混入物的不同进行命名，如可称作紫红色铁质泥岩、灰色钙质页岩等。　　3、化学岩和生物化学岩的肉眼鉴定　　此类岩石中分布最广和最常见的有碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩和磷质岩，尤以碳酸盐类岩石分布为广。有无生物遗骸是判断属于生物化学岩或是化学岩的标志。化学岩成分常较单一。它们多为单矿物岩石，故此，可按其矿物的物理性质进行鉴定。 　　化学岩具有化学结构，即结晶粒状结构和鲕状结构等；生物化学岩具生物结构，即全贝壳结构、生物碎屑结构等。 　　综合上述，在观察和描述沉积岩时应注意： 　　要描述岩石整体的颜色，区分岩石是碎屑结构、泥质结构或结晶结构和生物结构等； 　　据其矿物成分、颗粒大小及颜色上的差异，观察岩石的层理，注意层面上波痕、泥裂等构造特征； 　　要描述组成岩石的主要矿物、碎屑物及胶结物等成分。 　　对砾石的形状、大小、磨圆度和分选性等特征要描述，并要确定胶结类型，以及胶结程度。 　　对沉积岩命名时应遵循“颜色+胶结物+岩石名称”的法则。此外，还需注意沉积岩体形状、岩层厚度及产状、风化程度、化石保存情况及其类属。　　变质岩的观察与描述　　我国区域变质岩系十分发育，时代自太古宙到期中生代均有出露。其变质岩石类型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石（变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变质硅铁质岩、大理岩、变质铁镁质岩及区域混合岩等。有关原岩建造主要有超基性到酸性喷出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不同性质的侵入岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不同时期、不同类型区域变质作用的结果。区域变质作用的主要类型大致可分为地壳演化早期造盾阶段的区域中高温变质作用，及造盾阶段之后与造山运动有关的区域动力热流变质作用、区域低温动力变质作用和埋深变质作用。不同成分的原岩经受不同类型的区域变质作用，在一定的温高压力条件下，形成各具特征的矿物和常见矿物共生组合，并因之分别构成不同温压条件的麻粒岩相、角闪岩相（高角闪岩 、低角闪岩相）、绿片岩相（高绿片岩相、低绿片岩相）、蓝闪石片岩相（蓝闪绿片岩相、蓝闪石—硬柱石片岩相）及次绿片岩相（浊沸石相和葡萄石—绿纤石相）。我国区域层状变质岩系按大地构造运动可分为12期，从太古宙迁西期—新生代喜马拉期变质岩系均有。所以，变质岩系的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的关系。在全球构造位置上，我国处于欧亚板块、太平洋板块及度板块的结合部位，地质环境差异较大，发展历史很不相同，因而区域地质各具特色，造成变质岩石类型复杂，岩石相对难以识别。 　　在野外鉴别变质岩的方法、步骤与前述岩浆岩类似，但主要根据是其构造、结构和矿物成分。这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。第一步可先根据构造和结构特征，初步鉴定变质岩的类别。譬如，具有板状构造者称板岩；具有千枚构造者称千枚岩等。具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。例如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同，但前者具变晶结构，而后者却是碎屑结构。第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步详细定名。一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例，以及浅色矿物中长石和石英的比例，因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。例如，某岩石以浅色矿物为主，而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石，就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。变质岩中的特有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变质前原岩以及变质作用的条件，故也是野外鉴别变质岩的有力证据。关于板岩和千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色+所含杂质”方式命名，如可称黑色板岩、炭质板岩；千枚岩可据其“颜色+ 特征矿物”命名，如可称银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。 　　在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。比如，石英岩与大理岩两者在区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。假如此类岩石围绕侵入体分布，并和板岩共生，则为接触变质形成；假如此类岩石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形成。 　　对变质岩我们也应描述岩石总体颜色，注意其岩石结构。若为变晶结构，则要对矿物形态进行描述。注意观察岩石中矿物成分是否定向排列，以便描述其构造。用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。若无变斑晶，就按矿物含量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。至于其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。在为变质岩定名时，应本着“特征矿物+片状（或柱状）矿物+基本岩石名称”的原则。如，可将某岩石定名为蓝晶石黑云母片岩。

岩石在太阳辐射、大气、水和生物作用下出现破碎、疏松及矿物成分次生变化的现象导致上述现象的作用称风化作用分为：①物理风化作用主要包括温度变化引起的岩石胀缩、岩石裂隙中水的冻结和盐类结晶引起的撑胀、岩石因荷载解除引起的膨胀等②化学风化作用包括：水对岩石的溶解作用；矿物吸收水分形成新的含水矿物,从而引起岩石膨胀崩解的水化作用；矿物与水反应分解为新矿物的水解作用；岩石因受空气或水中游离氧作用而致破坏的氧化作用③生物风化作用包括动物和植物对岩石的破坏,其对岩石的机械破坏亦属物理风化作用,其尸体分解对岩石的侵蚀亦属化学风化作用人为破坏也是岩石风化的重要原因岩石风化程度可分为全风化、强风化、弱风化和微风化4个级别大约在200年前,人们可能认为高山、湖泊和沙漠都是地球上永恒不变的特征可现在我们已经知道高山最终将被风化和剥蚀为平地,湖泊终将被沉积物和植被填满,沙漠会随着气候的变化而行踪不定地球上的物质永无止境地运动着暴露在地壳表面的大部分岩石都处在与其形成时不同的物理化学条件下,而且地表富含氧气、二氧化碳和水,因而岩石极易发生变化和破坏表现为整块的岩石变为碎块,或其成分发生变化,最终使坚硬的岩石变成松散的碎屑和土壤矿物和岩石在地表条件下发生的机械碎裂和化学分解过程称为风化由于风、水流及冰川等动力将风化作用的产物搬离原地的作用过程叫做剥蚀 地表岩石在原地发生机械破碎而不改变其化学成分也不新矿物的作用称物理风化作用如矿物岩石的热胀冷缩、冰劈作用、层裂和盐分结晶等作用均可使岩石由大块变成小块以至完全碎裂化学风化作用是指地表岩石受到水、氧气和二氧化碳的作用而发生化学成分和矿物成分变化,并产生新矿物的作用主要通过溶解作用水化作用水解作用碳酸化作用和氧化作用等式进行虽然所有的岩石都会风化,但并不是都按同一条路径或同一个速率发生变化经过长年累月对不同条件下风化岩石的观察,我们知道岩石特征、气候和地形条件是控制岩石风化的主要因素不同的岩石具有不同的矿物组成和结构构造,不同矿物的溶解性差异很大节理、层理和孔隙的分布状况和矿物的粒度,又决定了岩石的易碎性和表面积风化速率的差异,可以从不同岩石类型的石碑上表现出来如花岗岩石碑,其成分主要是硅酸盐矿物这种石碑就能很好地抵御化学风化而大理岩石碑则明显地容易遭受风化气候因素主要是通过气温、降雨量以及生物的繁殖状况而表现的在温暖和潮湿的环境下,气温高,降雨量大,植物茂密,微生物活跃,化学风化作用速度快而充分,岩石的分解向纵深发展可形成巨厚的风化层在极地和沙漠地区,由于气候干冷,化学风化的作用不大,岩石易破碎为棱角状的碎屑最典型的例子,是将矗立于干燥的埃及已35个世纪并保存完好的克列奥帕特拉花岗岩尖柱塔,搬移到空气污染严重的纽约城中心公园之后,仅过了75年就已面目全非地势的高度影响到气候：中低纬度的高山区山麓与山顶的温度、气候差别很大,其生物界面貌显著不同因而风化作用也存在显著的差别地势的起伏程度对于风化作用也具普遍意义：地势起伏大的山区,风化产物易被外力剥蚀而使基岩裸露,加速风化山坡的方向涉及到气候和日照强度,如山体的向阳坡日照强,雨水多,而山体的背阳坡可能常年冰雪不化,显然岩石的风化特点差别较大剥蚀与风化作用在大自然中相辅相成,只有当岩石被风化后,才易被剥蚀而当岩石被剥蚀后,才能露出新鲜的岩石,使之继续风化风化产物的搬运是剥蚀作用的主要体现当岩屑随着搬运介质,如风或水等流动时,会对地表、河床及湖岸带产生侵蚀这样也就产生更多的碎屑,为沉积作用提供了物质条件岩石在日光、水分、生物和空气的作用下,逐渐被破坏和分解为沙和泥土,称为风化作用沙和泥土就是岩石风化后的产物