岩石矿石组成和结构鉴定.pdf

1 岩石矿石组成和结构鉴定岩石矿石组成和结构鉴定 （岩石学、矿相学实习讲义）（岩石学、矿相学实习讲义） 地球和空间科学学院 丁强 编 2005-5 2 目 录 上篇 岩石组成和结构鉴定 第一章 绪论 第一节 岩相学发展简史 第二节 岩石薄片的制作 第三节 偏光显微镜下透明矿物的鉴定 第二章 火成 岩标本和薄片观察与鉴定 第一节 火成 岩分类 第二节 火成 岩结构构造 第三节 火成 岩标本观察与描述 第四节 火成 岩薄片鉴定 第三章 沉积岩标本和薄片观察与鉴定 第一节 沉积岩分类 第二节 沉积岩结构构造 第三节 沉积岩标本观察与描述 第四节 沉积岩薄片鉴定 第四章 变质岩标本和薄片鉴定 第一节 变质岩分类 第二节 变质岩结构构造 3 第三节 变质岩标本观察与描述 第四节 变质岩薄片鉴定 第五章 岩石常见矿物镜下鉴定特征 第一节 火成 岩常见矿物镜下鉴定特征 第二节 沉积岩常见矿物镜下鉴定特征 第三节 变质岩常见变质矿物镜下鉴定特征 下篇 矿石的组成和结构构造鉴定 第一章 反射光显微镜下金属矿物的鉴定 第一节 绪论（矿相显微镜） 第二节 矿物的反射率与反射色 第三节 矿物的双反射及内反射 第四节 矿物的均质性与非均质性 第五节 矿物的硬度 第六节 金属矿物的综合鉴定和简易鉴定 第二章 矿石的构造、结构及矿物晶粒内部结构 第一节 概述 第二节 矿石的构造 第三节 矿物的结构 第四节 矿物的晶粒内部结构 第三章 矿化阶段和矿物的生成顺序 附录矿物代号 4 上篇 岩石组成和结构鉴定 第一章 绪论 第一节第一节 岩相学发展简史岩相学发展简史 岩石是地球科学研究的物质对象，是构成地壳和上地幔的主要物质。人类对岩石的观察 和记录，最早可追朔到古罗马时期，中国战国时候的山海经就有矿物和岩石的简单命名 记录。但真正的岩石学的出现，是在文艺复兴之后，工业革命时期，自然科学和人文科学大 发展所推动而产生的。 早期的地质学家，仅仅凭借着肉眼和简单的工具（放大镜） ，对岩石进行研究，观察其矿 物组成和结构，加以分类，并推测其成因。这种分类和研究，由于受条件的限制，往往会导 致错误的结论。地质学史上第一次大争论，霍顿的火成论和沃纳的水成论水火不容的争论， 就是围绕着岩石是由岩浆而成的还是水中沉积而成的展开的，在现在看来，这只是地质学上 的常识。 1827 年，苏格兰地质学家威廉.尼科尔发明了偏光显微镜和薄片制作法，英国地质学家克 利夫顿.索比将其应用到岩石研究中。至此，岩石学做为一门系统的科学，才正式形成。将岩 石磨制成薄片，在偏光显微镜下用透射光观察研究其矿物成分和结构，进行系统的记录、分 类、命名，这种方法吸引了当时的许多学者，它对地质学的贡献，可与人体解剖学对现代医 学的贡献相媲美。 德国莱比锡大学的泽克尔和海德堡大学的罗森布施是这一时期的集大成者。 泽克尔的岩石学手册 、 矿物和岩石的显微镜鉴定 ，罗森布施的岩石主要矿物的物理性 质成为岩石学的权威著作，其影响一直延续到今天。 对岩石的物质成分、结构构造进行描述，分类、命名，称为岩类学（岩相学） ；进一步探 讨其成因，称为岩理学。十九世纪是岩相学的全盛时期，泽克尔、罗森布施及其一大批追随 者进行的都是岩相学的研究，使人类对于地球表层物质有了系统、科学的认识，为进一步探 讨其形成机制和演化规律，奠定了坚实的基础。 随着科学技术的不断进步，各种新的测试技术、研究方法、学术理论不断被引进岩石学 研究领域，但是，以偏光显微镜为基本工具，以矿物光性特征为鉴定依据的岩石薄片鉴定仍 然是岩石学研究的基本手段，也是每个地球科学研究者必须具备的基础知识。 第二节第二节 岩石薄片的制作岩石薄片的制作 首先把岩石标本按需要的方位用切片机切成薄板，如果岩石足够坚硬致密，可切成大约 厚 3mm 的薄板，并修理成面积约 24*24mm 的正方形，将其置于铁板上用粗粒金刚砂和水研 磨，磨成两面平行的厚约 2mm 的薄片。 5 将此薄片用水洗干净，选择其中的一面在铁板或磨片机的旋转板上，用细粒金刚砂研磨。 然后，在玻璃板上，用细粒钢铝石研磨，进行抛光。 再用水洗，并烘干。将此面用加拿大树胶粘贴在载玻片上。 然后，将帖附在载玻片上的试片的另一面进行研磨，先用金刚砂和水研磨，磨至 0.03mm 厚左右，再用钢铝石抛光。在这样的厚度，石英和长石的干涉色应为白色和灰白色，如石英 干涉色偏黄，说明薄片磨厚了，还要继续磨薄。 将磨成适当厚度的薄片洗干净，烘干。在盖玻片上放少量树胶，加热，盖在薄片上，注 意要把里面的气泡全部赶出。 制作方向性很强的岩石薄片是，要垂直其片理面而平行其线状构造（延长方向） 。 松脆的岩石制作薄片时，要先用加拿大树胶煮一下，使其固结后，再研磨。 将薄片置于偏光显微镜下，我们就可以清楚地观察其矿物成分和结构特征。 第三节第三节 偏光显微镜下透明矿物的鉴定偏光显微镜下透明矿物的鉴定 岩石磨成厚约 0.03mm 的薄片，置于偏光显微镜下观察，我们可以发现有的矿物是透明 的（绝大多数硅酸盐、碳酸盐矿物和部分氧化物） ，有的矿物是不透明的（金属硫化物及部分 氧化物） 。鉴定不透明矿物需要反光显微镜，将在本书的下篇介绍，这里只介绍透明矿物在偏 光显微镜下的鉴定方法。 偏光显微镜下鉴定矿物，分为单偏光、正交偏光、聚敛光下观察三个步骤，其原理在晶 体光学中有详尽的论述，这里只介绍和岩石薄片观察描述有关的部分，而形成这些光性特征 的光学原理就不详细说明。 单偏光镜下观察 1 晶形 晶形对识别典型的表现有良好晶面的矿物很有用。如石榴子石在薄片中常为自形的六边 形，白榴石常呈八边形，磷灰石横断面常为六边形而纵断面为柱状，榍石常为菱形，白云石 常为信封状，电气石横断面呈弧状三角形而纵断面为柱状，锆石常常呈四方柱状或两端为锥 形的长柱状。需要注意的是，由于薄片切面的随机性，上述矿物的斜切面也可以表现为其他 的形状，如石榴石和白榴石还可以出现正方形、长方形甚至三角形的晶形，磷灰石也可以表 现为正方形或长方形晶形。 2 解理和裂理 某些解理特征明显的矿物，能根据其解理很快确定，如云母具有一组细密、平直而不间 断的解理，角闪石的两组解理以 56 度相交，辉石、红柱石、方柱石的两组解理近于正交。但 与解理斜交的切面上所表现的角度要比其最大交角要小。具两组解理的矿物，在其纵断面上 只表现一组解理，如角闪石、辉石在薄片中经常只出现一组解理。由于切面的限制，具有三 6 组以上解理的矿物在薄片上常常只显示一组或两组解理，甚至表现出没有解理。如方解石和 白云石有三组解理，但在薄片中一般只能看到两组。 裂理和解理很相似，但它们的成因不同，薄片中的特征也有所不同。解理往往是沿着矿 物晶体中面网间化学键力最弱的方向产生，而裂理面一般是沿双晶结合面或某种细微包裹体 的夹层而产生；在形态上，裂理的宽度也明显比解理大，而且大多数情况也没有解理平直。 如橄榄石解理不发育，但裂理常见，是一个鉴定特征。 3 颗粒形态和交生关系 某些矿物虽然没有完整的晶形，但其颗粒形态有某种特征，可以做为识别的一种标记。 如蛇纹石常为纤维状和网脉纤维状，蓝晶石和硅灰石常呈板片状，云母、绿泥石、滑石、粘 土矿物也多呈板状或叶片状产出。 矿物的交生关系有利于快速鉴定交生在一起的矿物。显微文象和蠕虫状交生分别是石英 和钾长石以及石英和斜长石交生的信号。 4 颜色和多色性、吸收性 薄片中矿物的颜色是矿物对透射光波选择吸收的结果。 许多在手标本上明显有色的矿物， 在薄片中却是无色的或接近无色。如透辉石、 普通辉石、镁橄榄石和贵橄榄石、透闪石。一 些矿物有特征的颜色，如黑云母、普通角闪石、电气石、绿泥石、红帘石，可以做为鉴定的 标志之一；另一些矿物只显示较淡的颜色，如紫苏辉石、红柱石、绿帘石 。应该注意的是， 某些矿物的浅色调并不是该矿物的固有颜色，而是切片中的无射矿物当其折射率明显低于加 拿大树胶时，所表现的约具粉色的浅淡颜色，而折射率相对较高的矿物可以显示出灰或暗灰 黑色。 旋转物台，有的矿物的颜色发生改变，此称为多色性；颜色的深浅发生改变，称为吸收 性。这是由于非均质矿物（除垂直光轴以外的切面）的光学性质随方向而异，对各色光的选 择吸收及吸收强度都随方向而异。其中，一轴晶矿物有二个主要颜色，如黑电气石（绿-蓝） ， 金红石（黄-暗红褐） ；二轴晶矿物有三个主要颜色，如黑云母（暗褐-暗红褐-浅黄） ，普通角 闪石（暗绿-绿-浅黄绿） ，蓝闪石（深天蓝-蓝-浅黄绿） ，紫苏辉石（淡绿-淡黄-淡红） ，十字石 （金黄-淡黄-无色） ，矿物的多色性如果明显，是鉴定的重要依据。 5 贝克线、突起和糙面 薄片中两个折射率不同的物质的接触处，可以看到有一道暗边，称为矿物的边缘，在边缘 附近还可以看到一条较明亮的细线，称为贝克线；各种不同的矿物表面显得高低不同，甚至 有的矿物好象凹下去一样，此称为矿物的突起；有的矿物表面显得较为光滑，而有的矿物则 表面粗糙如粗糙的皮革（鲨革） ，此称为矿物的糙面。 贝克线是由于相邻两物质折射率不同，光线在其接触面上发生折射、反射作用而产生的。 提升镜筒，贝克线向折射率大的物质移动；下降镜筒，贝克线向折射率小的物质移动。有时 贝克线不很明显，这时缩小光圈或使观察的矿物稍稍偏离焦点，会使贝克线较为清楚的显示 7 出来，贝克线在具有锲形或透镜状的颗粒边缘表现最为清楚。使用浸油法测矿物的折射率， 根据的就是贝克线的原理。 突起与糙面都是由于矿物与覆盖于其上的加拿大树胶的折射率的不同而引起的。矿物与 加拿大树胶的差值越大，突起就显得越高，糙面也越明显，矿物的边缘也越粗。所谓正突起 与负突起，是指矿物的折射率大于加拿大树胶时为正，小于加拿大树胶时为负。负突起的矿 物看起来象是凹下去，具体的测定需要借助贝克线，找到该矿物的颗粒与加拿大树胶的接触 处，如果提升镜筒，贝克线向加拿大树胶移动，则该矿物是负突起。负突起的矿物一般微带 粉色调。观察突起有时候需要部分关闭台下的光阑使光圈缩小使其更为清晰。 旋转物台，矿物的突起和糙面发生明显改变的现象称为闪突起，如碳酸盐矿物。 贝克线、突起、糙面、矿物的边缘，都是矿物折射率相对大小的反映。由于折射率是矿 物最主要的光学常数，因此这些光学 特征是鉴定矿物的主要依据之一。如榍石、锆石、金红 石可以以其具有正极高突起与其他矿物区别开来，然后根据另外一二个光性特征就可以很快 将其鉴定；萤石以负高突起区别于其他光性特征类似的矿物；帘石类矿物都为高正突起，是 鉴定的主要依据之一。 （一） 正交偏光下的观察 1 消光 矿物在正交偏光下变黑暗的现象，称为消光。均质矿物和非均质矿物垂直光轴的切面， 无论怎么转动物台，在正交镜下总是消光的，称为全消光。非均质矿物除垂直光轴外的其他 切面，旋转物台一周，会有四次变暗，即有四次消光，这四个位置称为该矿物的消光位。 消光位是矿物的一个鉴定特征。当矿物处在消光位时，如果其解理缝、双晶缝、晶形或 晶面与目镜十字丝之一平行，称为平行消光；如果二者斜交，则称为斜消光，其交角为消光 角；如果目镜十字丝为两组解理或两个晶面夹角的平分线，称为对称消光。 一轴晶矿物，大多数切面为平行消光和对称消光；二轴晶矿物中，斜方晶系矿物大部分 切面是平行消光和对称消光，少数可见斜消光，而且消光角一般都较小；单斜晶系矿物，各 种消光类型都有，但以斜消光常见；三斜晶系矿物，绝大多数则是斜消光。矿物斜消光时， 可以测其消光角，做为一个鉴定参考要素，一般选择干涉色最高的切面，此时切面平行于光 轴面。如辉石最高干涉色的切面，如果是平行消光，则为斜方辉石，如果是斜消光，则为单 斜辉石。单斜辉石和单斜角闪石，如果切面上只能见到一组解理，可以选择最大干涉色切面 观察，角闪石消光角一般不超过 30o ，而辉石消光角一般在 30o -45o ，可以做为它们的一个鉴 别特征。 2 、干涉色 非均质矿物除垂直光轴外的其他切面，不在消光位时，则发生干涉作用，显示的颜色， 称为干涉色。来自下偏光镜的平面偏光被非均质矿物分解成两条振动方向相互垂直、速度不 同的光线，它们进入上偏光镜后继续发生分解，在平行于上偏光方向上的分量就会发生干涉， 8 从而产生干涉色。 将石英楔插入正交偏光镜间的试板孔内，慢慢推入，干涉色会出现有规律的变化，可以 据此将干涉色划分为四到五个级序。绝大多数矿物的干涉色都可以相应从中找到。熟悉干涉 色的级序，对于鉴定矿物有重要意义。 干涉色级序的高低，取决于矿物切面上的双折射率的大小。只有在平行光轴面时，矿物 的双折射率才最大，此时呈现的干涉色级序最高，对于矿物才有鉴定意义。 某些矿物，在正常的厚度薄片中显示出与同旧绸缎般的白色干涉色，且插入石膏或云母 试板无变化，其干涉色称为高级白。如方解石、白云石、榍石等。 有些矿物（双折射率低，干涉色接近一级灰）在某些切面的干涉色，在石英楔系列中找 不到，称为异常干涉色。如绿泥石、黝帘石、黄长石和符山石的某些变种，呈现一种深蓝色 （柏林蓝或超蓝色） ，或者锈褐色的异常干涉色。 如果薄片中矿物本身的颜色较显著，可以遮蔽具低一级干涉色或高级浅色的干涉色，需 要仔细分辨清楚。 精确测定薄片中矿物干涉色的级序，需要找出该矿物最高干涉色的颗粒，用石英楔或贝 瑞克消色器来测试。随着经验的积累，一般的观察者都可以直接区分一、二、三级干涉色。 2 正延性和负延性 长条状矿物或解理发育完好的矿物，可以测试其是正延性还是负延性，做为鉴定的一个 特征。当矿物的延长方向与其光率体椭圆切面长半径平行或夹角小于 45o 时，称为正延性；而 当延长方向与光率体椭圆切面短半径平行或夹角小于 45o 时，称为负延性。测试的方法，将矿 物从消光位转动物台 45o ，插入试板，观察矿物的干涉色是升高还是降低，确定矿物光率体椭 圆半径名称，再根据矿物的延长方向是平行于长半径还是短半径，或消光角的性质，来判断 其延性。 有的矿物延性既可显示为正也可显示为负， 其消光角是在 45o 左右摇摆， 或者是其延长方 向于 Nm 半径平行。 当其他光学性质相似时，延性是鉴别矿物的一个有效特征。如红柱石与斜方辉石尤其是 紫苏辉石很相似，但红柱石是负延性，紫苏辉石是正延性；夕线石以其正延性可以区别于磷 灰石和红柱石。 3 双晶 有的矿物的双晶在单偏光下就可以观察到，但大部分矿物的双晶在正交偏光下才表现的 明显，此时其相邻两个单体由于不同时消光，呈现一明一暗的现象，转动物台，这种此明彼 暗的现象非常明显。 双晶对于鉴定某些矿物有重要意义。 如微斜长石 （格子双晶） 、 斜长石 （聚 片双晶） 、正长石（卡式双晶） 、堇青石（六连晶） 、金红石（肘状双晶） 、十字石（十字形双 晶） ，而方解石和白云石可以根据其聚片双晶和菱形解理的相交关系进行区别。当两种矿物其 他光学特征相近时，有无双晶有时候可以快速鉴别它们，而双晶的形态对于鉴定长石类别有 9 特别重要的作用。 （二） 锥光镜下的观察 矿物晶体的轴性 （一轴晶还是二轴晶） 、 光性符号 （正光性负光性） 、 光轴角 （二轴晶 2V） 、 晶体切面方位，是其重要的光学性质，这些在单偏光和正交偏光下都无法鉴定。既然使用直 射光不行（单偏光和正交偏光下的入射光彼此近似平行） ，人们想到了使入射光倾斜来进行观 察，锥光镜就是根据这种设想设计的。 在下偏光镜之上、载物台之上，加上一个聚光镜，使透出下偏光镜的平行偏光变成锥形 偏光，换上高倍物镜，推入勃氏镜或去掉目镜，上偏光镜继续保留，这样构成一个完整的锥 光系统。射入矿片的锥光束，除中央一条光波垂直入射外，其余光波都是倾斜射入，而且越 往外倾斜角度越大，不同方向的入射光同时通过矿片，到达上偏光镜后发生的消光和干涉应 不相同，在镜下呈现特殊的干涉图，根据这种干涉图可以测出矿物的一些有用的光学性质。 1 一轴晶矿物的干涉图 一轴晶矿物的任何切面都会产生某一种干涉图，可以分为垂直光轴、斜交光轴、平行光 轴三种类型。其中以垂直或接近垂直光轴的切面的干涉图易于观察。 垂直光轴的切面，在正交偏光下无论怎么旋转物台都呈黑色或接近黑色，在锥光镜下， 其干涉图由一个黑十字与同心圆干涉色色圈组成，黑十字的臂与上下偏光振动方向平行，插 入试板，根据四个扇面（象限）中干涉色的升降变化，就能确定 Ne（Ne）与 No 的相对大 小，从而确定矿物的光性符号。 在斜交光轴的切面中，黑十字的中心不在视域中心，旋转物台，黑十字及干涉图围绕视 域中心旋转，当黑十字偏离中心过多，视域中只见到黑十字的一条臂，但是黑十字的中心仍 然可以通过观察臂的移动推断。 知道了黑十字中心的位置，根据四个象限里试板插入以后干涉色的升降，就可以同样测 出矿物的光性符号。 平行光轴的切面，当光轴与上下偏光振动方向之一平行时，为一粗大模糊的黑十字，稍 稍转动物台，黑十字从中心分裂，并沿光轴方向迅速退出视域。光轴即为 Ne 方向，插入试板 即可测出光性符号。 根据一轴晶干涉图的特点，亦可以反过来判断其轴性和切面方向。 2 二轴晶矿物的干涉图 二轴晶矿物的干涉图比一轴晶要复杂得多，可有五种类型的干涉图，即垂直锐角等分线 切面、垂直一个光轴切面、斜交光轴（与锐角等分线也斜交） 、垂直钝角等分线切面、平行光 轴面切面的干涉图。其中，以垂直锐角等分线切面干涉图最有代表性，垂直一个光轴的干涉 图对于测定矿物光性也很简捷，而以斜交光轴同时斜交锐角等分线的干涉图最为常见，下面 只介绍这三种类型的干涉图，以及如何运用它们测定二轴晶矿物的光性符号。 10 垂直锐角等分线的切面，处于消光位时（光轴面与上下偏光振动方向之一平行） ，干涉图 由一个黑十字及 8 字形干涉色色圈组成， 黑十字位于视阈中心， 8 字形干涉色色圈以两个光轴 出露点为中心，其干涉色级序向外逐渐升高。转动物台，黑十字从中心分成两个弯曲的黑带， 当转动物台 45o 时，两个弯曲黑带顶点之间的距离最远，它们代表两个光轴的出露点，其距离 与光轴角大小成正比。在弯曲黑带顶点内外， ，与光轴面迹线一致的光率体椭圆切面的长短半 径正好相反，此时插入试板，如果两个弯曲黑带顶点之间干涉色升高，而弯曲黑带凹方干涉 色降低，则为正光性矿物；如果情况相反，则为负光性矿物。 垂直一个光轴切面的干涉图相当于垂直锐角等分线干涉图的一半，当光轴面与上下偏光 振动方向成 45夹角时，插入试板，根据弯曲黑带凹凸方向干涉色升高和降低的情况，按照 垂直锐角等分线切面同样的方法，可以测定其光性符号。 斜交光轴和锐角等分线的切面最为常见，其干涉图相当于垂直锐角等分线干涉图的一部 分，按照切面与光轴面垂直还是斜交可以有两种类型，当光轴面与上下偏光振动方向之一平 行时，前者其黑带在视阈中心，后者黑带偏在视阈一侧，转动物台 45，插入试板，根据黑 带凹凸两边干涉色升降的情况，按照垂直锐角等分线同样的方法，即可测定其光性符号。 根据干涉图的特点就可以反过来判断矿物的轴性和切面方向。 二轴晶平行光轴面的切面的干涉图与一轴晶平行光轴切面的干涉图相似，这种切面不能 判断轴性。一般也不用这种切面测光性符号。 3 二轴晶矿物光轴角的估算 二轴晶矿物的光轴角 2V 是一个重要的光学常数， 利用其垂直一个光轴的切面的干涉图可 以粗约地估算出其光轴角。在光轴面与上下偏光振动方向成 45夹角时，可以根据黑带的弯 曲程度估量光轴角的大小。注意这只适用于平均折射率为 1.60 的矿物，要较为精确地测定光 轴角，需要用垂直锐角等分线的切面进行（马拉尔法、托比法、逸出角法） 。 11 第二章 火成岩标本和薄片观察与鉴定 第一节第一节 火成岩分类火成岩分类 火成岩分类的研究始于 19 世纪 70 年代，最早由泽克尔和罗森布什提出，一百多年来， 岩石学家们的分类方案多达 20 种。矿物含量、化学成分、产地和结构、构造一直是分类命名 的依据。由于各家分类着眼点的不同，加上火成岩本身的多样性，致使现有的火成岩名称达 1000 多种。这虽然反映了火成 岩的复杂和多样的事实，但也表现出人为因素在分类命名中 造成的混乱。 一般认为，最通用的化学分类是按 SiO2将火 成 岩分为超基性岩、基性岩、中性岩和酸性 岩，最简单的矿物分类是按岩石的色率及含石英的情况分为超镁铁岩、镁铁质岩、中性岩和 长英质岩。前者可通用于深成岩及喷出岩；而后者主要用于深成岩。 本着分类方案的科学性、适用性和统一性的原则，国际地科联（IUGS）1972 年推荐了火 成岩分类命名方案，目前在国际国内使用较广。 （南大火成岩石学P92 图 6-1） 1、深成侵入岩的矿物分类 深成侵入岩全部由结晶的矿物组成，一般结晶粒度粗大，矿物含量容易在野外露头、手 标本或薄片中测量，因此用矿物分类直观易行，已被普遍接受。 矿物分类首先要统计岩石中暗色矿物（M）的体积分数。对于φM＜90的岩石，进一步 统计岩石中石英（Q） 、斜长石（P） （An 牌号＞5） 、碱性长石（A） （包括 An 牌号＜5 的钠长 石＝ 、长石（F）的含量，使用 QAPF 双三角图进行分类。因为深成岩中石英与似长石不共 生，同一岩石只能含 4 种矿物的体积分数总和换算为 100。然后按图 6-1 所示的方法投点， 12 最后根据投点落入的区域确定岩石的基本名称。需说明的是 （1） 该定名只确定了岩石的基本名称， 确定岩石的全名还需考虑暗色矿物的含量和种类。 若岩石中暗色矿物含量很少，可以加“浅色”作定名前缀，如浅色花岗岩；若暗色矿物含量 高，可以加“暗色”作前缀，如暗色辉长岩。岩石中的暗色矿物亦应作为轻前缀参加定名， 如黑云花岗岩，橄（橄榄石）紫（紫色辉石）辉长岩等。 （2）在富斜长石的几个分区内，均有两个以上可选岩石名称，最终定名还需考虑斜长石 的牌号和镁铁矿物的含量和种类。其中辉长岩与闪长岩的区别为前者的 An 牌号大于 50，且 色率大于 40，而后者的 An 牌号90的火成岩可统称为超镁铁岩，它包括 w（SiO2）45的基性岩。 2、火山岩的化学分类 与深成岩不同，火山岩的结晶程度差，矿物含量很难测定或无法测定，用实际矿物分类 几乎是不可能的。因此，许多学者在用化学成分计算实际矿物上曾进行过多次尝试。Le Bas 等（1986）代表 IUGS 火 成 岩分会提出了一个火山岩的 TAS（total alkali and silica）分类方案 （图 2-2） ，并被 IUGS 于 1989 年推荐使用。目前在国内被普遍使用。 TAS 分类仅适用于未蚀变的岩石，但对许多低级变质火山岩也可使用。对于 w（H2O） 、 w（C O 2）＞0.5的岩石，分类应考虑精度问题，在使用该分类时，化学分析值中应去掉 H2O 和 C O 2后再换算成 100。有些化学分析中无 Fe2O3值，则要用 Le Maitre1976法计算 FeO 和 Fe2O3含量。 对于高镁火山岩（岩石中 w（ MgO）＞8者）有些岩石没有包括在 TAS 图中，则需根 据其岩相学和岩石化学特征确定名称，如 （1）玻镁（古）安山岩w（SiO2）＞53，w（ MgO）＞18，w（K2ONa2O）＜2， 进一步还可分为以下种属 苦橄岩w（K2ONa2O）12； 麦镁奇岩w（TiO2）＞1，w（K2ONa2O）＜1； 科马提岩w（TiO2）＜1，w（K2ONa2O）＜1。 海相火山岩在上述分类图中没有表示，常用的名称有细碧岩、角斑岩和石英角斑岩，它 们分别代表基性、中性和酸性的海相火山岩。 13 第二节第二节 火 成火 成 岩结构构造岩结构构造 （一）超基性岩和基性岩结构类型 1、自形-半自形粒状结构 岩石由一些粒状或短柱状矿物组成，主要矿物多为自形晶和半自形晶，粒度大小相近， 彼此多成直线接触，互相镶嵌。这种结构是橄榄岩、辉石岩等超基性岩类中常见的典型结构。 这种结构特征反映了岩石形成于深成环境，岩浆冷凝缓慢，矿物从熔浆中晶出有充足的时间 和一定的自由空间，而且岩石主要由同一种等轴粒矿物（如橄榄石、辉石、方解石等）组成， 矿物颗粒的结晶能力大体相同。 2、包含结构 泛指岩石中一种矿物大晶体中包含小晶体的结构。大矿物称主晶，被包裹的小矿物称客 晶，后者可以是一种矿物，也可以是几种矿物。主晶和客晶矿物之间并无固定的成分和温压 关系，故这种结构只表明被包含的矿物结晶早于包嵌它的大矿物，但主晶常有熔蚀或交代早 期客晶的现象。 3、包橄结构 大颗粒的辉石或角闪石或斜长石中包裹着橄榄石小晶体， 构成一种特征的包含嵌晶结构， 被包裹的橄榄石常受到熔蚀圆化，表明先结晶的橄榄石被岩浆熔蚀过，以后又被后结晶的辉 石、角闪石、斜长石等大晶体所包裹。 在火 成 堆积岩中，橄榄石常常是先结晶的堆积晶体，它们可受到间隙岩浆的熔蚀圆化，间 隙岩浆后结晶形成辉石或角闪石大晶体，并把它们包嵌，形成包橄结构。 2-22-2 14 在辉石橄榄岩、橄榄辉石岩等超基性侵入岩及基性的橄长岩中常见包橄结构。 4、海绵陨铁结构 基本特征是大量金属矿物呈它形晶充填在硅酸盐造岩矿物之间，或这类硅酸盐矿物镶嵌 在大量金属矿物的基底上，类似沉积砂岩中的基底式胶结结构。硅酸盐矿物有时不同程度地 圆化，在大片金属矿物间呈现似海绵孔状。 海绵陨铁结构是陨石中常见的结构， 在地球火 成 岩富含金属矿物的超基性岩和基性岩中也 常出现。构成这种结构的硅酸盐矿物多是橄榄石、辉石、角闪石，也可有少量基性斜长石， 金属矿物通常是磁铁矿、钛铁矿及铜镍硫化物（如黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿等） 。 5、假象结构和网状结构 原生矿物被取代以后，已形成化学成分和晶体结构都不同的新生矿物，但仍然保留着原 矿物的晶形，有的甚至还保存着原矿物的解理、裂纹等内部结构，这类结构称为假象结构， 能形成假象结构的原生矿物通常是化学性质不够稳定、容易被交代蚀变的矿物。 火 成 岩中最常见的假象结构有两类 一类是橄榄石、斜方辉石被蛇纹石取代的假象。这是超基性岩、地幔橄榄岩和金伯利岩 中最常见的一种假象结构。 地表所见的超基性岩大多数已强烈蛇纹石化，甚至彻底蛇纹石化成蛇纹岩。由于蛇纹岩 常保持完好的原生矿物的假象和岩石结构的残余迹象，故据这些标志可以恢复原岩的矿物组 成和岩石类型。 超基性岩体常产出于深断裂带上，临近热液通道，在由深处上升的挥发分和热源液影响 下，易遭受次生蚀变和交代作用。在低温和中一高压条件下，并有过量水蒸气存在时，橄榄 石和辉石都不稳定，被蛇纹石、绿泥石、滑石等取代。当有足够数量的 Ca 时，还可伴生透闪 石和碳酸盐类矿物。 超基性岩发生蛇纹石化的过程总是先沿着橄榄石而形成蛇纹岩。蛇纹石族矿物的发育演 变顺序通常是由胶蛇纹石→纤维蛇纹石→叶蛇石。因此，常见沿橄榄石边缘、裂隙和斜方辉 石解理发育叶蛇纹石，颗粒内部发育胶蛇纹石。 （呈隐晶细分散状而显均质性的蛇纹石） 另一类假象结构是似长石 类的白榴石常被钾长石、绢云母、方沸石等交代而仍保留白榴 石的晶形，这种假象白榴石称作“假白榴石” 。在某些富 K2O、贫 SiO2的火山岩或浅成岩（如 白榴粗面岩、白榴玄武岩、白榴石响岩、白榴石钾镁煌斑岩）中，常见这种假象白榴石斑晶。 6、玻基斑状结构 岩石为斑状结构，除部分较大的斑晶矿物结晶体外，基质全部或几乎全部由玻璃质组成。 玻基斑状结构常出现于超基性火山岩中，如麦美奇岩（玻基纯橄岩）由橄榄石粗斑晶和黑色 玻璃基质组成，玻基橄辉岩由普通辉石和橄榄石斑晶及褐色玻璃基质组成，玻基辉石岩则由 普通辉石斑晶和暗色玻璃基质组成。 玻基斑状结构形成的条件，是岩浆在深部曾经稳定了一个阶段，有较好的结晶环境，因 15 而结晶出一些颗粒较大的自形晶体。后来岩浆携 带这些晶体喷出地表迅速冷却，形成玻璃基 质。从物质成分看，基性、超基性岩浆粘度小，易流动，喷溢出地表后往往成为快速流动、 较薄层的熔岩流，因而冷却迅速，易形成这种玻基斑状结构。 7、鬣刺结构 这种结构主要见于科马提岩，亦称鬣刺岩。 鬣刺结构的基本特征是岩石中橄榄石和辉石常呈细长的针状或复杂形态的中空骸晶，骸 晶内部多为空心或被玻璃质充填，骸晶边部呈锯齿状，这些骸晶近平行或杂乱地排列在更细 小骸晶状单斜辉石和脱玻化玻璃组成的基质中。这种特征结构在岩石露头、手标本上和薄片 中都易于识别，即使岩石遭到较深的变质改造，鬣刺结构的残迹也能清晰地保存下来。 派克等人论述过鬣刺结构的形成机理，认为是熔岩流的上部与海水接触后由于温度差异 大遭受快速冷却而成，且叶片状的中空骸晶迅速地自上而下以近于垂直的等温线生长，即近 于垂直熔岩的层面生长，因此这种结构对熔岩层面的产状具有指示意义。 8、辉长结构 这种结构是辉长岩的特征结构。浅色矿物基性斜长石和辉石、橄榄石等暗色矿物的数量 约各占一半，它们粒度大小近似，自形程度大致相同，在岩石中均匀分布，互相成不规则状 排列，反映组成岩石的主要造岩矿物斜长石和辉石是同时从岩浆中结晶的，是一种共结关系。 9、辉绿结构 狭义的辉绿结构指的是自形程度高的斜长石不规则排列成三角形格架，空隙中充填一颗 粒度大小与斜长石相当的辉石，斜长石相对于辉石更占优势。 广义的辉绿结构则把凡是斜长石自形程度高于辉石等暗色矿物的结构都称为辉绿结构， 它实际上包括嵌晶含长结构、间粒结构、间隐结构、拉斑玄武结构等结构的变种。 10、嵌晶含长结构 在一颗较大的辉石晶体中，杂乱地包含着自形一半自形的长条状斜长石。辉石的数量多 于斜长石，粒度也明显大于斜长石，辉石相对于斜长石更占优势。 嵌晶含长结构常见于辉绿岩中，因此也有人把二者当作同义词，统称为辉绿结构。 11、间粒结构 在相对较大较自形的板条状斜长石微晶构成的多角形空隙中，充填着数个细小的辉石、 橄榄石、磁铁矿等粒状故物。斜长石微晶的排列方式，可以杂乱无规则，也可以近于平行或 呈放射状。这种结构常见于粗粒玄武岩中，故又称为粗玄结构或粒玄结构。间粒结构与狭义 辉绿结构的区别是其斜长石与辉石粒度相差较大，因而斜长石的空隙中往往充填数颗辉石等 粒状矿物。 关于间粒结构形成的机理，一般认为是在喷出岩中挥发分大量散失、冷却较快的条件下 形成的。具体可能有两种情况一种情况是当岩浆总组成在 Di-An 干系统共结比 Di58An42 之右侧（南大教材 P63 图 4-29）时，斜长石先结晶组成多角形空隙，较后结晶的铁镁矿物充 16 填其中；另一种情况是当岩浆总组成在这一共结比之左侧时则铁镁矿物结晶较早，随着铁镁 矿物的晶出，岩浆组成演变达共结点才开始有斜长石结晶，但由于斜长石结晶能力比铁镁矿 物更强，故多呈自形一半自形板条状，自形程度较差的铁镁矿物被镶嵌在斜长石粒间。因此， 间粒结构主要是反映斜长石和铁镁矿物之间的空间关系，而不能反映二者结晶时间的早晚。 12、间隐结构 在细板条状斜长石微晶之间的不规则空隙内，充填着玻璃质（或其脱玻化的产物绿泥石、 沸石等次生矿物雏晶）或隐晶物质，也可有少量粒状矿物的辉石和磁铁矿等。间隐结构与玻 基斑状结构的区别是，前者结晶相的颗粒很小，为微晶级，后者结晶相 较大颗粒，成为斑晶。 这种结构也常见于玄武岩中。 13、拉斑玄武结构（填间结构） 在杂乱排列的斜长石微晶搭成的格架中，充填物质既有辉石、磁铁矿等粒状矿物，又有 基性火山玻璃或隐晶物质。这是介于间粒结构和间隐结构之间的过渡类型，又可称为 “填间 结构” 。 14、玻晶交织结构和交织结构 在玻璃质基质中，杂乱地分布着一定数量的斜长石微晶和一些尘点状磁铁颗粒。这种结 构在安山岩中最常见，又称为“安山结构” 。此外在玄武岩和英安岩中也常见这种结构。该结 构通常是在岩浆粘度较小、均匀冷却且无固定流动方向的条件下冷凝形成的。 如果针柱状的斜长石微晶数量较多，呈交织状或半平行状密集排列，它们的空隙中充填 着少量的玻璃或脱玻化的产物和少量的暗色矿物，则称为“交织结构” 。交织结构与玻晶交织 结构的区别是微晶数量多于玻璃质。交织结构也是中基性火山熔岩中常见的结构。 在中基性火山熔岩中，常见熔岩层的表层或近表层出现玻晶交织结构，而内部出现交织 结构。 上述几个结构的成因，也可以从教材 P63 图 4-29 得到说明。一般来说，玄武岩浆在地下 深处岩浆房中处于较高压条件下，首先晶出的是暗色矿物单斜辉石和橄榄石斑晶。随着这些 暗色矿物斑晶的析出，岩浆组成沿液相朝着相对富斜长石的方向演变。当这种岩浆喷出到地 表，压力降低后，相当于 Di-An 干系统的条件，这时岩浆组成则处于斜长石先结晶的范围， 故随着温度下降，斜长石微晶首先析出，搭成多角形空隙，岩浆组成沿液相线朝相对富含 Di 的共结点演变，至共结点，暗色矿物辉石、橄榄石等析出充填于斜长石微晶的那些空隙中。 随着冷却快慢条件和岩浆组成条件的变化，可形成玄武岩基质多种结构的变种。当冷却较缓 慢时，先晶出的斜长石微晶较大，构成多角空隙也较大，一个空隙中可充填数个后晶出的辉 石、橄榄石、磁铁矿颗粒，构成间粒结构；当斜长石微晶晶出以后，如果冷却速度介于上述 二者之间，就形成拉斑玄武结构；如果晶出的斜长石微晶数量相对较少，然后剩余岩浆迅速 冷却成玻璃质，就形成玻晶交织结构；如果斜长石微晶数量多，少量剩余岩浆迅速冷却成玻 璃质，则形成交织结构。 17 15、细碧结构 这是细碧岩特有的结构。细碧岩是富 NaNa2O 含量4的海相基性熔岩。在细碧岩中， 常由钠质斜长石（钠长石-更长石）板条状晶体搭成格架，格架中充填团块状、棉絮状的细晶 辉石或隐晶绿泥石、绿帘石、方解石等蚀变产物及铁-钛氧化物等金属矿物微细粒晶体。细碧 结构的形态特征类似于间隐结构或拉斑玄武结构，二者的区别在于间隐结构和拉斑玄武结 构的斜长石格架间的充填物为玻璃质和较自形的粒状矿物；细碧结构的斜长石成分为钠长石 更长石，结晶自形程度较低，边缘参差不齐，并可出现燕尾状骸晶，斜长石格架间的充填 物为棉絮状晶体或隐晶质。细碧结构的特征反映富钠基性熔岩在海水中冷却和结晶的特殊条 件。 细碧岩产出于地槽区，常和富钠的角斑岩共生，组成细碧角斑岩系，细碧岩也常是蛇绿 岩套上部层位基性火山岩的主要组成部分。细碧岩还常具有典型的枕状构造。 （二）中酸性岩结构类型 1、花岗结构 岩石为全晶质半自形结构。以矿物自形程度论，通常暗色矿物自形程度最好，其次是斜 长石，钾长石自形程度较差，而石英完全呈它形充填于其他矿物粒间。中酸性侵入岩，如闪 长岩、花岗闪长岩、花岗岩等，都具有这种全晶质半自形结构，而在花岗岩中表现得较为特 征，故称之为花岗结构。这种结构反映了岩浆在中深成条件下缓慢冷却结晶的环境及矿物的 正常析出顺序。 严格意义上的花岗结构，含有成分的内容，即以钾长石、酸性斜长石和石英为主要矿物 的花岗岩成分，且主要矿物分布均匀。按矿物粒度绝对大小，可划分为粗、中、细粒花岗结 构；按矿物粒度相对大小，可划分为等粒、不等粒和似斑状花岗结构。 深成花岗岩常呈中粗粒结构，虽然矿物粒度较大，但几个主要造岩矿物相对自形程度通 常仍表现出花岗结构的基本特征。 2、二长结构 这是二长岩中常见的典型结构，其特征是主要矿物组成为斜长石和钾长石，且二者含量 相近，斜长石自形程度明显高于钾长石和石英，钾长石结晶较晚，有的形成较大的它形晶， 包嵌着自形斜长石和一些暗色矿物。 3、粗面结构 这是粗面岩中常见的典型结构，其特征是碱性长石（正长石、透长石或钠长石）呈柱状 或板条微晶近于平行定向排列，在斑晶处则平行绕过。粗面结构与交织结构的区别在于，粗 面