岩石学、矿物学分析结晶矿物岩相学 _生活百科

伟晶岩的矿物学、岩相学和含矿性
本区新生代伟晶岩（包括非花岗质伟晶岩）矿物成分，相对世界大多晶岩带（田、群和脉）而言，副矿物中具有工业意义的矿石矿物种类较少，且经济价值和美学价值也不突出。除绿柱石之外，仅有少量锡石、铌钽铁矿等具有一定的工业价值。在宝（玉）石方面，有少数绿柱石、黄玉、电气石和水晶等够得上低—中档宝石，且低档者居多。
西南三江地区伟晶岩的结构和带状构造最为醒目，且极不均匀。
据不完全统计，西南三江地区约有2万余条新生代伟晶岩脉出露。遗憾的是，目前尚未对其含矿性作过系统研究。如果按苏俄学者的概率统计即“近15%的伟晶岩脉体具有工业价值”[47]的话，那末，西南三江地区新生代伟晶岩的潜在经济价值，较为乐观。
在黑云母—微斜长石花岗伟晶石中，稀有元素矿化以REE-Nb组合为主。常见矿石矿物有黑稀金矿、复稀金矿，间或发育有铌钽铁矿。此外，共生有独居石、磷钇矿等。但因矿物含量低，矿化规模小，故这种类型的花岗伟晶岩实际上不具工业意义。在二云母微斜长石钠长石伟晶岩中，稀有元素以Be矿化最为发育，而且是目前三江地区绿柱石储量最有潜在远景的普查找矿对象。在含锂辉石的微斜长石钠长石型花岗伟晶岩中，虽有锂辉石产出，但含量较低，不具工业价值。钠长石型花岗伟晶岩在本区的分布范围局限，规模小、数量少，只在花岗伟晶岩中，构成一个结构带，或呈矿物集合体出现。目前看来，该类型的伟晶岩相对集中产出于西盟花岗伟晶岩田内。有希望的有色金属和稀有金属矿化见有Sn、Nb和Ta等。其矿石矿物为锡石、铌钽铁矿、细晶石等，且分布局限、数量少、规模小，工业价值不大。可是，其内的局部矿化富集部位，作为民采客体还是有利可图的。
本区新生代壳源云英伟晶岩以Sn矿化为特征。锡石等矿物如同造岩矿物石英、白云母一样，粒径粗大、晶体自形程度高，大多垂直脉壁生长，且局部锡石含量特高，成为锡石砂包。而幔源云英伟晶岩未见其矿化。

变质岩的岩相学分类命名
变质岩成因复杂多样，很难完全统一的系统分类。长期以来结构构造是其命名的基本依据，如片岩、片麻岩等。Turner(1981)据此提出了角岩、板岩、千枚岩、片麻岩、粒岩和糜棱岩等基本岩石名词及其构造(和矿物)特征，并认为它们可进一步按化学和矿物成分分类，分为泥质、长英质、钙质、基性、镁质和铁镁质等六大类。另一些矿物成分极单一的弱面理－无面理岩石则以矿物直接命名为石英岩、大理岩、角闪石岩和蛇纹岩等。Best(1982)也主张按面理化强度将变质岩分为三个基本类型:①强面理化岩石———板岩、千枚岩和片岩;②弱面理化岩石———片麻岩、混合岩、糜棱岩;③无面理化－弱面理化岩石———花岗变晶岩、角闪石岩、蛇纹岩、绿岩、云英岩、角岩、石英岩、大理岩、泥板岩和矽卡岩。不能归入以上类型时则直接称为“××岩”，以次要矿物为形容词，如绿泥绿帘石岩等。为了使岩石名称具有更多信息，可对上述基本名词加矿物或(和)组构为前缀，如线理化角闪斜长片岩，面理化变粒岩等。路凤香等(2002)在前人基础上拟订了如表18－3的分类体系。表中基本岩石名词的含义和总的描述性命名原则和国内流行的变质岩命名原则大体一致。这种岩相学分类命名的最大优点是具有客观性和直观性，不涉及往往具有争论的成因推断因素，并将分类和命名完全统一起来，便于实际应用。但是变质作用成因类型复杂，主导因素各不相同，变质岩的分类体系与成因之间的关系值得进一步关注，因此在正确使用这种纯岩相学分类的同时，还要注意各种变质作用类型所形成的岩石已有或正在建立自己的分类体系。本书将于以后有关章节中作进一步讨论。
表18－3 变质岩岩相学分类命名
续表
思考题
1.系统总结5个等化学系列岩石的原岩类型、化学成分特征和低、中、高级变质后可能出现的矿物。
2.根据化学成分(wB/%)判断下表各种岩石的可能原岩类型和低、中、高级变质后出现的矿物:
岩石学
3.判断下列特征变质矿物或组合所反映的变质岩原岩化学成分特征和变质等级:
①St Alm Ms Q;②Hb Pl Alm;③Sil Kf Bi Q;
④Pl(An15～30) Mi Q Bi;⑤Wo Cc;⑥Tc Serp Tr
4.举例说明变晶结构的控制因素和研究意义。
5.变质岩中“斑状”矿物有那些可能成因?彼此如何区别?举例说明反应边结构和后成合晶的特征及其成因。
6.变质岩的结晶片理是怎样形成的?
7.分析图18－11所表示的石榴子石(Gt)和钠长石(Ab)变斑晶的生长与多期变形之间的关系。

岩相学是什么
研究
主要研究岩石的矿物成分、化分、结构、产状及、命名,以及了解岩石的成因、岩石间的相互关系及其演变等.是岩石学研究的基础.
课程内容
陶瓷岩相分析
第1节陶瓷材料的种类与制备
一、陶瓷材料的品种及分类
二、陶瓷材料制备工艺
第2节陶瓷材料的显微结构特征
一、晶相与晶粒
二、玻璃相
三、气相
四、表面与界面
五、晶界
第3节几种陶瓷材料的岩相分析
一、陶瓷釉的岩相分析
二、电瓷的岩相分析
三、氧化铝瓷
四、滑石瓷
五、氮化硅瓷和碳化硅瓷
玻璃材料岩相分析
第1节玻璃材料的形成及缺陷
一、玻璃制品的形成
二、微晶玻璃的形成
三、玻璃体内的缺陷
第2节玻璃结石的种类及岩相分析
一、粉料结石
二、耐火材料结石
三、析晶结石
第3节非晶态缺陷的岩相分析
一、玻璃气泡
二、玻璃态夹杂物
三、其他非晶态缺陷
第4节微晶玻璃的岩相分析
一、微晶玻璃的制备
二、微晶玻璃的岩相分析
三、微晶玻璃的种类
变质岩的岩相学分类和命名
与化学分类和物理分类不同，岩相学分类是岩石的矿物成分、结构构造等岩相学特征把岩石划分成不同类型。不同岩石类型有不同的基本名称。与火成岩和沉积岩的岩相学分类不同。在变质岩分类中，常可找到一些名称基于岩石构造，如片岩。而另一些则基于矿物成分，如大理岩。这是地质学家约定俗成的结果。一些教材中，仅以简单的列表介绍变质岩岩石名称（Raymond，2002）。
变质岩岩相学分类方案有两类：一类建立在矿物成分基础上称为矿物学分类，通常限于结晶质的区域变质岩，用矿物含量在双三角形分类图解上的投影点位置得出岩石的基本名称，称为矿物学分类，最著名的是Winkler（1976）的分类；另一类主要考虑结构构造，用岩石最显著的结构构造等特征划分岩石的基本类型，称为结构分类。Best（2003）的分类和Raymond（2002）的分类是结构分类的代表。由于矿物学分类基本名称采用片岩、片麻岩等结构构造名称，会出现岩石名称与岩石构造不符合的问题。而结构分类中岩石的基本名称与结构构造等最显著的特征一致，容易掌握，便于野外工作。近十年来国外岩石学教材均采用变质岩的结构分类，已成为变质岩岩相学分类的主流，因而本教材亦采用变质岩的结构分类。所有分类在命名岩石时都遵循以下两个原则：(1)“以矿物名称＋基本名称命名岩石，基本名称前矿物以含量增加为序排列，含量高的矿物靠近基本名称，参与命名的矿物数目通常不超过4个” 的原则。基本名称前不同矿物之间在英文文献中通常用连字符 “－” 隔开。如Gt－Ch－Ms－Q schist（石榴子石－绿泥石－白云母－石英片岩）；(2)当岩石的变余结构构造非常发育，原岩十分清楚时，则以 “变质（meta－）××岩” 命名。其中 “××岩”是原岩名称。如：变质长石砂岩（meta－arkose）、变质砾岩（metaconglomerate）、变质玄武岩（meta－basalt）、变质辉长岩（metagabbro）等。
本教材建议的变质岩岩相学分类（表21－3）是在Best（2003）和Raymond（2002）的分类基础上拟定的。把变质岩分为面理化和无面理至弱面理化两大类。进一步按地质产状、结构构造和矿物成分特征划分基本类型。该分类像Raymond分类一样，力图最大限度地反映基本岩石类型的岩相学特征，同时又像Best分类一样，避免使用不常用的岩石名称。分类中保持了板岩、千枚岩、片岩、片麻岩、碎裂岩、糜棱岩等基本名称的构造定义，也保持了大理岩、石英岩、蛇纹岩、榴辉岩等基本名称的矿物成分定义。一些岩石类型如片岩、角岩中，列出了一些有特殊定义的亚类名称，如绿片岩、蓝片岩、钙硅酸盐角岩、钠长－绿帘角岩等。值得特别指出的是，地质产状对无面理至弱面理化岩石的基本类型划分尤其重要。分类要点如下：
（一）面理化变质岩类
岩类划分完全取决于构造，即具板状构造者为板岩、千枚状构造者为千枚岩等，与地质产状无关。绿片岩、蓝片岩和白片岩是具特定矿物成分的特殊类型的片岩。此外，糜棱岩通常具糜棱结构、S－C面理构造，产于韧性剪切带中。层（条带）状混合岩、眼球状混合岩在国外常称为层（条带）状片麻岩、眼球状片麻岩。
（二）无面理至弱面理化变质岩类
这类岩石的划分，地质产状、矿物成分很重要。
（1）脆性断层岩按结构分为构造角砾岩、构造砾岩、碎裂岩和假玄武玻璃四类。
（2）大理岩、石英岩和蛇纹岩是三类完全取决于主要矿物的变质岩类型，而不考虑其地质产状。
（3）绿岩、角闪岩、麻粒岩、榴辉岩是四个具有特定矿物成分的区域变质岩，绿帘角闪岩是角闪岩的特殊类型。而粒岩或× ×岩岩类的定义范围较宽，用来定义除上述绿岩、角闪岩等四类岩石和大理岩、石英岩、蛇纹岩之外的所有具变晶结构的无定向、块状构造的其他区域变质岩。其中具粒状变晶结构者称粒岩，具其他结构者称× ×岩。前者相当于Raymond的粒状变晶岩（granoblastite），后者相当于他的横交变晶岩（diablastite）。钙硅酸盐粒岩主要是由钙硅酸盐矿物组成的粒岩，具体以钙硅酸盐矿物命名，如钙铝榴石－透辉石粒岩。
粒岩或××岩的这个宽松的定义的方便之处是使我们可以用它来命名基本名称不好命名的区域变质岩石。如主要由长石、石英组成的无面理的区域变质岩，称长英粒岩。由蓝晶石、绿泥石、白云母组成的无面理区域变质岩石，叫蓝晶石－绿泥石－白云母片岩显然不合适，可叫做蓝晶石－绿泥石－白云母岩。由刚玉、正长石组成的具粒状变晶结构的岩石，可称为刚玉－正长石粒岩等。然而，在与粒岩或××岩相同特征的岩石，如果产在接触变质晕中则称为角岩。
表21－3 本教材建议的变质岩岩相学分类
（4）角砾状混合岩、云染状混合岩是两类面理不发育的混合岩，以构造命名。
（5）角岩是典型的接触变质岩，具变晶结构，块状构造。注意：角岩与相似成分和结构、构造特点的区域变质岩的最大区别是地质产状，如：长英角岩与长英粒岩、云母角岩与云母岩、钙硅酸盐角岩与钙硅酸盐粒岩、钠长绿帘角岩与绿岩、普通角闪石角岩与角闪岩、辉石角岩与辉石麻粒岩等。
（6）矽卡岩等五类交代变质岩以矿物成分相区分。

矿物学、岩石学及岩相学特征
1.细中粒似斑状（粗斑）黑云母二长花岗岩
岩体多风化形成巨大球形风化或石貌，局部因风化侵蚀形成“千孔状”坑洞（照3-1②、③），岩石多呈灰－灰白（褐）、浅肉红色，细中粒似斑状结构，块状构造。斑晶：为自形、半自形宽板状碱性长石，以条纹长石为主、微斜长石次之，斑晶大小7～15mm，见包裹暗色矿物黑云母、斜长石等细小矿物，斑晶分布较均匀；基质：具细中粒结构，主要矿物有：碱性长石为条纹长石与微斜（条纹）长石，包裹斜长石、黑云母小晶体，大小1～4mm，含量25%～35%；斜长石：大小0.7～4.0mm,Np′∧（010）: 5°～12°，An: 22～27，为更长－中长石，占25%～40%，从单矿物斜长石电子探针、X射线粉晶分析结果表（表3-1、表3.2）中可知，斜长石An值9～15，为中长石，在KAlSi3O8-NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8图中，钾长石、斜长石成分均落入低温稳定区（黑龙江省地调院齐齐哈尔分院，2006），斜长石结构有序度指数为54～62为特征；石英：灰白色、烟灰色，他形粒状、蚕蚀粒状或集合体，波状消光，粒径0.5～4.0mm，大多0.5～2.5mm，含量25%～35%；黑云母：据电子探针分析为铁质黑云母（表3-1），Ng′-褐色，Np′-浅黄色，部分被绿泥石交代，大小0.3～1.5mm，占3%～8%；角闪石：为绿－深绿色，为镁－普通角闪石，C∧Ng′：17°～25°，粒径0.5～3.5 mm，含量1%～3% 。
图3-1 小兴安岭东南地区早中生代花岗岩地质简图
（据黑龙江省地质调查研究总院，2007）
1—下白垩统地质体；2—下白垩—上侏罗统地质体；3—奥陶系—三叠系地质体；4—寒武系—前寒武系地质体；5—早白垩世花岗岩类；6—晚三叠世—早侏罗世碱长（碱性）花岗岩；7—晚三叠世—早侏罗世正长（二长）花岗岩；8—晚三叠世—早侏罗世似斑状二长花岗岩组合；9—晚三叠世—早侏罗世辉石闪长岩；10—地质界线/断裂；11—岩浆－构造带界线；12—城市/县
图3-2 花岗岩分类名命QAP图
×—细中粒巨斑状二长花岗岩；○—中粗粒似斑状二长花岗岩；●—细中粒含粗斑二长花岗岩；△—微细粒闪长质包体；▲—辉石闪长岩
岩体中发育两组近直立和一组平缓与地面近一致节理（照3-1④、⑤），产状为：20°～40°∠88°、340°∠83°～89°、105°～133°∠82°～90°、350°∠5°等。岩体中发育的3组宏大节理，其中大致平行于地面的平缓板状节理反映了岩体侵位晚期释压的结果，而两组近直立的节理是侧向扩展的结果，并在岩体的边缘派生雁列追踪张节理。
表3-1 似斑状二长花岗岩组合及包体的长石、黑云母、角闪石电子探针分析结果表（%）
续表
表3-2 斜长石X射线粉晶衍射分析结果表
续表
2.中粗粒似斑状二长花岗岩
研究区内广泛出露，岩石大多因风化多疏松易碎，局部形成巨大球形风化或石蛋地貌。岩石多呈灰、灰白色，具中粗或粗中粒似斑状花岗结构，局部岩石具由中粗→粗中粒似斑状结构的渐变变化，块状构造。钾长石斑晶：以条纹长石为主，微斜条纹长石为次，大小10～25 mm，为粗－巨粒级，分布较均匀，斑晶包裹黑云母等，占5%～15%；基质：中粗粒花岗结构，钾长石：以条纹长石为主，次为微斜条纹长石，晶体包含斜长石小晶体呈交代净边结构，粒径2～7 mm，含量30%～40%；斜长石：Np′∧（010）: 12°～17°，An: 27～32，以更长石为主，少为更中－中长石，大小2～6 mm，含量25%～35%；从单矿物斜长石电子探针、X射线粉晶衍射分析结果表（表3-1、表3-2）中可知，斜长石An值为4，为中长石，斜长石结构有序度指数为62，在KAlSi3O8-NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8图中，钾长石、斜长石成分均落入低温稳定区（黑龙江省地调院齐齐哈尔分院，2006）；石英：局部与钾长石或黑云母镶嵌分布，粒径2～5 mm，含量20%～45%；暗色矿物以黑云母为主，粒径0.5～2.0 mm，含量2%～5%，单矿物黑云母电子探针分析为铁质黑云母（表3-1）；单矿物角闪石电子探针分析为钙质角闪石类低铁－钙镁闪石质普通角闪石（表3-1），C∧Ng′：16°，粒径0.2～2 mm，含量0.5%～2%（张昱，2008）。
在汤旺河两岸的中粗粒似斑状二长花岗岩中普遍发育3组原生节理，表现为宏大的构造节理并形成独特的小兴安岭花岗岩石林——构造峰林（照3-1⑥、⑦、⑧）。节理主要产状有：110°～130°∠82°～90°，230°～245°∠86°，为两组直立或近直立节理，并见一组平缓与地面近一致节理，其主压应力方向为近SN向，局部见近SN向的张节理，产状为80°～87°∠80°～89° 。岩体中发育的3组宏大节理分别反映了岩体就位时向侧向和上方的伸展作用，其中基本平行于地面的平缓板状节理反映了岩体侵位晚期释压的结果，而两组近直立的节理是侧向扩展的结果，并在岩体的边缘派生出雁列追踪张节理。
3.细中粒巨斑状黑云母二长花岗岩
以中小岩基或岩株状呈NNE或SN向展布于牡丹江断裂以西。岩石多呈浅灰色，细中粒巨斑状花岗结构，块状构造。斑晶为碱性长石，多呈方形，局部聚斑状，并见有包裹暗色矿物黑云母等，大小10～30 mm，分布较均，基质：细中粒结构，碱性长石：为微斜条纹长石、微斜长石和条纹长石，包含斜长石、黑云母小晶体，交代净边结构及交代蠕虫结构，一般0.8～4 mm，含量25%～30%；斜长石：Np′ ∧（010）: 12°～19°，An: 25～35，为更、中长石，粒径多在0.6～5 mm，含量28%～37% 。从单矿物斜长石电子探针、X 射线粉晶分析结果表（表3-1、表3-2）中可知，斜长石An值为13，为中长石，斜长石结构有序度指数为50，在KAlSi3O8-NaAlSi3O8-CaAl2Si2O8图中，钾长石、斜长石成分均落入低温稳定区（黑龙江省地调院齐齐哈尔分院，2006）；石英：半透明状烟灰色，他形粒状，粒径0.6～5 mm，含量25%～30%；黑云母：粒径0.8～4.0 mm，含量3%～7%,从单矿物黑云母电子探针分析结果表为铁质黑云母（表3-1）；角闪石：粒径0.2～0.5 mm，含量＜1% 。
照3-1说明：①细中粒巨斑状二长花岗岩（浅色）锯齿状侵入晚石炭世弱片麻状二长花岗岩中（丰林林场东）；②③似斑状二长花岗岩的侵蚀坑洞（白山林场）；④⑤⑥似斑状二长花岗岩中发育两组直立或近直立节理和一组平缓与地面近一致节理（金山屯乐园村、白山林场）；⑦追踪张节理形成“一线天”；⑧中粗粒似斑状二长花岗岩石蛋地貌

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习题集

第一章

1填空
1 ①空间格子是②等同点在三维空间作格子状排列所构成的。它们的要素有③结点、④行列、⑤面网和⑥平行六面体，并且有⑦平行行列结点间距不变，⑧同一行列，结点间距相等。在相互平行的面网间⑨面网密度及面网间距相等。各组平行面网间，①面网间距越大，②面网密度越大。
2 从外表特征描述，晶体是天然具有①规则几何外形的②固体。晶体的外表平面叫③晶面，两者相交的直线叫④晶棱。就晶体本质而言，不论外形⑤是否规则，它们的⑥内部质点在⑦三维空间, 都有⑧有规律周期性重复排列成的⑨固体。
3 非晶质体内部质点排列不具①格子构造，不能自发长成②几何多面体，它的内部结构只具有③、统计均一
性，它的性质在不同方向上是④同一的。
4 晶体的基本性质有①自限性、②均一性、③异向性、④对称性、⑤最小内能、⑥最大稳定性。
5 晶体在生长过程中，晶面的生长速度与其①面网密度呈相反变化，晶面的②面网密度大，其生长速度小，晶面
变③大。也就是说晶体通常被④面网密度的面网所包围，这个规律叫做⑤布拉维法则。
6 八面体几何单形属于①高级晶族② 等轴晶系。它的对称型是③3L44L36L29PC，国际符号是④ m3m，晶体定向时⑤以相互垂直的3L4之一作为Z轴方向。它的单形符号是⑥{11l}，它能和⑦立方体，菱形十二面体形成聚形。
7 根据晶体是否有及有几个①高次轴，把②32种对称型划分为③高中低三个晶族④七个晶系，再将空间格子按⑤形状和⑥结点分布分类，与各晶系相对应的空间格子类型共有⑦14种。
8 晶体中全部对称要素的组合称为①对称型。写对称型时先写②对称轴，按③由高次到低次顺序排列，再写 ④对称面、⑤对称中心。晶体的全部对称要素都通过⑥晶体的中心，进行对称操作时，至少⑦至少有一个点不动因此⑧对称型又称为点群。
岩石学、矿物学分析
碎屑岩中的碎屑组分和结构特征能直接反映物源区和沉积盆地的构造环境。碎屑物被搬运过程中，不稳定组分不断地被淘汰，稳定组分则不断地相对富集。一般来说，成分成熟度越高的砂岩(石英及硅质岩屑量达90%以上者)，表明搬运过程中不稳定组分被改造的程度越深。近物源区长石和岩屑含量增加，石英相对减少。因此可根据砂岩的成分成熟度来解释碎屑物质被搬运沉积的历史。岩屑类型和砾石成分是母岩类型的直接标志，对恢复母岩性质和物源方向较有成效，且长石的类型也可用来判别物源区的性质。例如，酸性火山岩中的斜长石主要是透长石;酸性侵入岩中主要为正长石和微斜长石;中性岩中的斜长石常具有环带构造，中性的火山岩具有细的环带构造。
石英在物源分析中的应用由来已久。过去主要通过在显微镜下观察石英的包裹体发育特征、消光类型、形状(延伸性)以及多晶现象等标志来判别物源。近年来，阴极发光技术的引入，使石英在物源分析中的作用日益增强。根据石英的阴极发光特征并结合普通光学特征，可确定母岩类型，因为火成岩、变质岩及沉积岩中形成的石英，阴极发光各有特色。紫色石英是高温条件下快速冷却形成的，产于深成岩、火山岩和接触变质岩中。火山斑晶石英常具环带或发光不均一性:火山岩基质中的石英，因自身结晶温度较低，结晶速度较快而发红光;接触变质岩中的石英具蓝-紫色发光特征，距接触界线渐远处红光增强呈棕紫色，高温条件下慢速冷却形成的石英和温度在300～573℃的石英均发褐色光。成岩过程中形成的自生石英不发光。对单颗粒石英进行扫描电镜-阴极发光(SEM-CL)结合显微岩石学研究是物源分析的一个重要进展(Matthias，2005) 。
在利用碎屑组分进行物源区的大地构造环境判别方面，Dickinson et al.(1979，1983，1985)建立了砂质碎屑矿物成分与物源区之间的统计关系，绘制了经验判别图解(Q-F-L，Qm-F-Lt，Qp-Lv-Ls，Qm-P-K) 。其中物源区的划分和判别图解的样式在国内外都得到了广泛的应用，并成功地解释了许多物源区的构造背景。但由于混合物源的影响、再旋回沉积、次生作用及统计方法的选择等，据此判别图解对物源的解释与实际情况并不完全相符(吴世敏等，1999)，因而应结合区域地质背景，对盆地物源及区域构造演化进行具体分析。
重砂矿物因其耐磨蚀、稳定性强，能够较好保留其母岩的特征，在物源分析中占有重要地位。该类方法包括单矿物分析和重砂矿物组合分析法。用于重砂矿物分析的单矿物颗粒主要有:辉石、角闪石、绿帘石、十字石及石榴子石等。通过分析上述矿物的含量及比值、化学组分及类型、光学性质等，用特定图解可进行源区构造环境判识。在同一沉积盆地中，同时期同物源的沉积碎屑组分一致，而不同时期不同物源的沉积碎屑物质不同，故根据重砂矿物的组合特定可推测物源类型和方向。重砂矿物方法对母岩性质具有一定的要求，当火山岩和变质岩作为母岩时，其中的重砂矿物所经历的搬运、沉积次数较少，受后期的影响小，能较好地反映源区性质。而对沉积岩母岩而言，其中的沉积物可能经历了多次搬运、沉积和改造作用，其中的重砂矿物可能发生组分或含量的变化，用其进行物源判断时应慎重(赵红格等，2003) 。此外，应注意不稳定重砂矿物的组成。在某种程度上，不稳定重砂矿物具有判别意义。同时还要考虑到搬运过程中的稀释作用，即应注意相对含量而非绝对含量(汪正江等，2000) 。

岩石矿物学
（1）矿物中的自组织有序结构
作用过程实质上是一种物理-化学过程，常可见到在矿物中出现特殊的有序现象，如组分或相、原子和缺陷等呈现出一定的规则性和周期性。根据体系环境的特点，矿物中的有序现象大致可分为如下几种：①熔体析出矿物的有序现象，如斜长石和石榴子石的振荡环带、调制结构，电气石的色带，锡石环带等；②溶液结晶矿物中的有序现象，如石盐的环带、方解石的分区条带等；③水-岩作用形成的有序现象，如多边蛇纹石五重对称、粘土矿物中的间层结构等；④胶体沉淀结晶矿物中的有序现象，如玛瑙中的同心纹、方解石和赤铁矿中的鲕粒构造、燧石结核等；⑤放射性作用形成的有序现象，如锆石因放射性元素的衰变而形成条带，又如辐照黄玉的色带等；⑥应力作用形成的有序现象，如石英颗粒中的位错环、位错网，石灰石、石英中的压溶线（缝合线），冲击波下的矿物压缩错断等；⑦急冷条件（如淬火）下的有序现象，如单金属或合金和岩浆喷发于水中出现的出溶分异结构、准晶结构等等。因此，矿物的有序现象从原子到大晶带，从结构面到结构层形貌，从生长溶蚀到反应，从一维到三维空间，从连续、间断到过渡类型均有不同的表现形式，如矿物化学成分分区条带、同位素分带、缺陷分带、生长分带等。
上述的有序现象生成过程复杂，用传统的热力学相平衡如温度、压力的变化来解释适用性不广，如衰变条带、缝合线、振荡线不是简单地由外界环境的周期性引起的，而是由体系内部的物理化学过程的非线性动力学行为引发的。这些周期性变化是体系中各单元相互作用后自发形成的。这种非平衡条件下的内部过程的非线性动力学状态的形成和维持需要耗散能量。
某些矿物中的自组织有序现象是在矿物处于一种非线性的动力学体系中形成的。例如玛瑙中的同心纹形成是由于SiO2胶体和色素离子动态体系中，SiO2沉积具有多态性特征，这种多态性特征起因是色素离子如Fe3＋，Cr3＋等浓度振荡及其存在一个化学位阈值，当纯净SiO2沉积时，体系中色素离子累积；当达到一个阈值后，色素离子参与SiO2沉积；然后体系又处于色素离子欠缺和累积的阶段，这样就形成了玛瑙的同心纹；由于阈值的存在所引起的跳跃性，使条纹间界线清晰。同理，也可以解释同心鲕粒在碳酸钙、泥质和有机质之间的动力学振荡，而不是一般沉积学所分析的水体环境的振荡。又如应力作用形成的位错环、位错网、位错螺旋等实质上是理想结晶面发生了移动，这种移动方式的多态性是由于应力波引发的。平衡态的矿物受到应力作用时，每个质点的化学键力会反作用于外来应力，因而质点上的外来应力逐渐累积；当累积达到一定阈值后（如键强），质点上的应力会突然释放，同时质点位移，应力波振荡一次；如果应力集中在某一个面上会导致矿物晶体产生滑移；因此，阶梯式滑移实质上是矿物质点和应力处于一种振荡动力学体系的产物。如果质点扩散在应力波推动下明显发生则出现压溶“缝合线” 。“缝合线”的不规则性则可能源自阻尼式振荡。
矿物中的自组织现象是一种非平衡的有序结构，其生成的根本原因是非平衡条件下晶面组成对界面流体组成的非线性反馈作用，正是由于这种反馈作用所引发的过饱和（累积）-成核-亏损（欠缺）-再饱和（累积）的周期性反复才导致矿物晶面的多态性特征。矿物的循环也是有序的辩证过程：无序→有序→混沌→高级有序；矿物有序现象的成因可用耗散结构来解释。
（2）李泽冈环带及时、空有序结构
李泽冈（Liesegang）在进行化学实验时发现，在某些介质中，当KI与AgNO3发生沉淀反应时，适当的条件可使形成的沉淀呈周期性空间分布的规律，这种现象称李泽冈环。地质上的这类现象非常多见，如玛瑙的环带、结核的环带、球状构造等。
一个除化学反应外正经历着扩散的物质的速率方程为：
式中：D为运移介质的扩散系数；f（c）代表化学反应的速率。若从一个均匀的样品开始，定态时，设对定态有涨落α存在，则：。
假定一定的边界条件，可得：。
当为负时，就会衰减，定态保持稳定；若为正，含有的项将随时间增长，导致几个峰和谷形成，形成浓度 c 的空间振荡变化，即振荡性空间成分分带。
对于生长的单个矿物晶体，它的生长主要受控于三种效应，即界面反应、物质的扩散输运和热传导。一般说来，第三种效应对晶体生长影响较小，而前两者是导致晶体生长的主要控制因素。设该晶体由端员组分组成固溶体，晶体在非平衡条件下的反应生长可导致晶面多重定态共存，而在此基础上的扩散控制生长则可导致振荡性矿物环带的出现，形成典型的时间有序结构。
线性稳定性理论分析表明，曲线QP段对应着不稳定状态，因此，化学体系在图4.1中将沿P→P′→Q→Q′→P的轨迹运动。设体系中某种组分的空间平均浓度为x0，当某一时刻晶体表面层中x的浓度低于x0时，x被晶体反推而在界面前方累积起来，这样它在紧靠界面层的薄层体中的浓度越来越高，于是晶体表面状态沿分支（1）向上移动，在Q点，相应的晶体表面状态会突然从分支（1）跳跃到分支（2）；在分支（2），x＞x0，组分x优先进入生长晶体状态沿分支（2）逐渐下降，此后体系又从分支（2）突然跃回到分支（1），上述过程反复进行，便形成生长晶体的振荡性环带（时间有序）。
图4.1 化学体系的多重定态
上述理论合理地解释了李泽冈环及一些振荡性构造的成因，它表明，岩石中某些规则的环带或韵律构造并不是外界环境变化造成的，而是体系内部固有的化学反应与扩散作用竞争的结果。结晶岩石中的矿物环带有时可能并不反映形成温压条件的变化，沉积岩石中的各种韵律可能并不都是海水动荡、物源供给等因素造成的，而可能是体系在特定条件下形成的时空有序现象（自旋回）。
（3）球状岩和岩浆岩韵律层理
在某些深成岩中，两种矿物围绕着某些中心呈同心层韵律分布，外形呈圆球或椭球体结构，称为球状构造，相应的岩石称为球状岩。这种构造分布于全世界30多个国家，约100余处产地。球状构造在花岗岩中最为常见，约占球状岩总量的43% 。其次为闪长质球状岩，约30% 。再次为辉长质岩石，约占15% 。铬铁矿和超镁铁质岩石约占8% 。球状岩一般由球形核心和围绕着核心的韵律型壳组成，它的结构类似于李泽冈环，直径约为5～30cm，韵律型同心状壳一般都相互平行，球状构造多为二组分硅酸盐熔体自球体中心向外连续结晶的产物。
在岩浆岩中，常出现颜色或粒度不同的矿物、岩石成带排到，或者是暗色与浅色的矿物、岩石彼此逐层交替；或者是较粗粒与较细粒结构的矿物、岩石彼此逐层交替，从而在岩石中呈条带状彼此平行或近于平行分布。带状构造主要发育在基性和超基性岩体中。
（4）若干矿物中的韵律型带状构造
1）云母的环带构造：在花岗岩里，白云母和黑云母形成韵律型带状或环状构造。例如，我国四川伟晶岩的白云母带状构造，表现为（001）晶片上白云母和黑云母相间排列的同心分带。其晶体核心是白云母，外围由不同宽度（0.05 ～2mm）的黑云母与白云母条带组成。黑云母和白云母相互交替生长的结合面是平行（001）上的各个晶面。
2）条纹长石：钾长石-钠长石，钾长石-斜长石系统中的条纹长石是人们十分熟悉的，深成岩或普通花岗岩类岩石中，条纹长石是由熔体结晶过程形成的。火山喷出岩中的斜长石斑晶中也有斜长石和钾长石的韵律环带。此外，还有钠长石和微斜长石组成的环带状条纹长石，每一条环带又由两个次级环带组成。某些样品中的环带多于75条。
3）玛瑙：玛瑙是由隐晶质石英组成的环带聚集体。环带的各层在成分和颜色上均有所差异，并显示出周期性变化。玛瑙的环带常由薄的褪色带中夹杂无色的环带构成，无色带由螺旋生长的贫铝石英纤维组成，而褪色带则由非螺旋生长的石英纤维组成，螺旋石英纤维和非螺旋石英纤维在光性和结构上均有很大差异，是两个不同的相。
4）斜长石完全互溶固溶体的振荡环带构造：斜长石晶体中发育有丰富的环带构造。尤其是在中性斜长石中，环带构造最为发育。斜长石是由钠长石和钙长石两个端员组分组成的完全类质同象系列的矿物。环带的各组韵律之间成分突变，界线清晰，钙长石的含量从核部到边缘表现为波状起伏。
5）矿物晶体中痕量元素的振荡环带：岩浆或热液成因的矿物中常出现微量元素的振荡环带，如辉石族矿物常发育成环带构造，某样品的离子显微探针分析表明，Sc、Ti、V、Cr、Sr和Zr元素的浓度在较大范围内形成周期性振荡环带。人们应用晶体生长实验证实了微量Mn在方解石晶体中的振荡环带确系自激发生的自组织现象，并在阴极电子激光显微镜下拍摄了方解石晶体中显示明暗交替环带的照片。
6）钙球与鲕粒：钙球是产于灰岩中的一类沉积型的球状岩。它是由泥晶质方解石和亮晶质方解石因重结晶分异而形成。在岩石和矿石中，许多矿物往往具有同心层状的鲕粒结构，其特征是有一个成核中心和绕核生长的同心层，直径范围约为0.1～2mm，同心层由几圈至近百圈成分和结构不同的韵律带构成，韵律带的振荡波长为10 -2 ～10 -4 mm数量级。
（5）粘土矿物和稀土矿物中结构单元层的混层
交代结晶过程中，粘土矿物中结构单元层常出现规则或不规则混层。混层往往是由两层不同矿物沿c轴堆垛而成。绿泥间蜡石是一种由二、三八面体的锉绿泥石和三八面体的叶蜡石沿c轴方向交替堆垛的混层矿物。高分辨电镜观察表明绿泥间蜡石的规则混层是在结晶生长过程中形成的。钠金云母是一种由滑石和钠黑云母沿c轴方向交替堆垛的非周期性混层矿物。滑石和钠黑云母是倾斜于（001）面交替结晶生长的。一些累托石和稀土碳酸盐矿物也是由规则和不规则混层组成的。
（6）含绿泥间蜡石
绿泥间蜡石的结晶，在每个晶层内部始终保持如平衡结构那样的原子层次有序，在各晶层间可以存在局域结构延续性，这种结构可被称为分子层次的自组织有序结构。分子层次自组织有序结构具有确定的结构式，可以证明其属独立矿物种的特有规则间层衍射花样，以及有分子尺度的振荡周期。因此，它是位于平衡结构和宏观时空有序结构之间的一种特有的热力学结构态。在高分辨电镜下已经观察到，绿泥间蜡石晶畴及锂绿泥石晶畴的边缘可以分别存在1～2条锂绿泥石（1.42 nm）和叶蜡石（0.92 nm）的晶格条纹。它们均与所在晶畴的晶格纹相互严格平行，其间不存在彼此交代或成核生长的现象。这是晶体（晶畴）结晶过程中生长面附近溶液中各组分浓度振荡引起的微分凝现象。总之绿泥间蜡石的结晶属分子水平的自组织有序结构，它是成分间于两晶层之间的过饱和含Al 硅酸盐溶液在非平衡态、非线性条件下的结晶产物。
（7）玄武岩的柱状节理自组织成因解释
玄武岩柱状节理是发育于玄武岩中的一种原生张性破裂构造，它的形态往往呈一种规则的多边形长柱体，且常以六边形为主。美国加利福尼亚东部的Devils Postpile和爱尔兰的Ciant's Causeway具有世界上著名的玄武岩柱状节理构造。我国不少玄武岩分布地区（如南京六合桂子山、福建镇海牛头山以及云南腾冲团田等地区）也发育了一定规模、形状十分规则的柱状节理。
地质学家认为柱状节理起因于岩浆冷凝过程的自组织，当熔岩在冷凝过程中瑞利数大于临界值（657.51）时，岩浆发生Benard对流，形成六方网格型对流元胞。继续冷却时，熔岩本身的能量不足以克服岩浆内黏滞力，因而停止对流，此时，岩浆中每一对流环内部的各部分密度有明显差别，六方对流元胞中心密度很小，并沿着法线向外依次升高，因此，一旦停止对流，熔岩必然进行密度均衡，从而形成一个冷缩中心，其位置与原对流中心吻合，必然在原对流花样的每一六角形边处发生张裂，从而在两个相邻冷缩中心的连线方向上产生张应力。柱状节理就是通过无数由三组彼此相交120 °、呈规则分布的张节理的形成并从上往下逐层冷凝收缩而实现的。若岩浆成分、冷凝速率等存在不均一性，则形成非六方网格状的多角形柱状节理。
（8）花岗岩球状构造自组织成因解释
一些火成岩，如花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩，甚至基性侵入岩中，有时包含有球状构造（Orbicular）的卵状体。球状花岗岩是由许多个球状体组成的，球状体直径一般为几厘米到1m之间，其内部由同心圆状、明暗交替的矿物环组成。地质学家利用耗散结构理论，运用Benard对流模型，研究了花岗岩球状构造形成的动力学机理，认为当瑞利数超过临界值时，均匀的岩浆非平衡状态失稳而形成耗散结构。若推导过程中假设岩浆房顶面呈向上突起的半球形，则形成的结构为围绕其中心呈韵律环带的自组织结构。
（9）成岩过程中自组织现象的反馈机制类型及其分类
自组织现象的形成必须具备自反馈机制以及非平衡、非理想和非线性条件。可以认为：自组织是远离平衡时，体系从所有涨落产生的有序化模式中选择一种，并使其放大、增强，成为一种宏观可辨的有序现象的能力。而自反馈是增强、放大涨落和引起定态失稳并形成稳定的宏观有序结构的关键环节，故可根据自反馈类型，对岩石中自组织现象作分类。主要自反馈机制及对应的自组织现象见表4.1 。
表4.1 自反馈机制及对应的自组织现象
续表
（10）自组织现象的研究方法
岩石中的自组织现象可以在不同的时空尺度上以不同的级序出现，如从矿物中组分的振荡分带到地幔对流。成岩过程自组织现象研究的任务在于揭示岩石中这些有序现象的形成机理，从而阐明成岩过程的内在机制。故首先需要进行岩石的详细的野外和室内工作，通过深入细致的观测，了解岩石中自组织现象的宏观和微观（甚至超微尺度）特征、分布的时空尺度、形成的物化条件。自组织现象的研究之所以能深化对岩石成因的认识，主要在于它能促使地质工作者更深入、更细致地观察，更进一步认识各种岩类及岩石内部不同种类矿物之间的内在联系和依存关系，更深入地分析成岩过程的各种物化参量之间的内在关系，并在不同的时空尺度上建立成岩过程的总体模型。自组织理论在岩石学研究中应用时的总体思路包括如下4个方面，即体系的物质组成、地质作用类型、地质作用过程和地质作用产物的时空结构研究。具体研究过程包括如下几个步骤：
1）体系性质的确定。这是自组织理论应用的前提，即通过详细的岩石学、矿物学、地球化学等研究并与区域岩石学和构造学研究成果相结合，确定成岩过程的复杂（非线性和非理想）性、开放性和非平衡性。
2）寻找岩石中自组织现象并对其作静态分析。这是研究中的关键环节。在探寻过程中，尤其应注意寻找和分析带状、环状、层状构造，韵律结构，鲡状、豆状、结核状、环状构造以及一些不规则构造。在做静态分析时，尤其应找出那些由传统地质学理论无法圆满解释的特征。
3）建立动力学模型，并对时空自组织现象作动力学分析。建立动力学模型，并用分支理论对有序的时空自组织现象作宏观的和唯象的分析以及用涨落理论对自组织现象产生的微观原因和动力学机制进行研究。在建模前，必须对形成有序的时空结构和微观机制（如反应、扩散、渗流、溶解等）作仔细分析和筛选，找出起关键作用的机制；建模时本着“先易后难”的原则，模型分析一般先采用稳定性分析和奇异摄动分析，因为这两种方法不用解具体的动力学方程即可大致了解模型的可能结果；最后是模型的数学分析，并把模拟结果与地质实际对比并进而修正模型。
【岩石学、矿物学分析结晶矿物岩相学】4）模型的验证，包括野外验证，计算机数值模拟和实验验证，并用此模型对地质作用中的各种现象及有序结构的成因作解释和预测。

岩石学、矿物学分析 结晶矿物岩相学

岩石学、矿物学分析结晶矿物岩相学