1. 岩石學特徵及孔隙類型
1.岩石學特徵
據岩石鑄體薄片觀察和鑒定，三肇凹陷扶楊油層儲集層岩石學主要特徵如下:
1)岩石類型主要為長石岩屑砂岩和岩屑砂岩，顆粒成分主要有石英、長石和火成岩、變質岩、沉積岩岩屑，其中石英顆粒佔16%～40%，長石顆粒占≤1%，岩屑顆粒佔45%～70%。岩屑顆粒中火山岩岩屑佔37%～65%，高含量的火山岩長石岩屑砂岩和岩屑砂岩是三肇凹陷扶楊油層儲集岩石學的顯著特徵(圖4-2)。
2)未接觸顆粒間和接觸顆粒間的泥雜基或泥基質含量為2%～10%(圖4-3)。膠結物以方解石比較常見，佔1%～4%，個別樣圓猛告品中達14%(圖4-4)，含鐵方解石少見。個別樣品中還見到硬石膏，最大含量達4%(圖4-5)，有的為黃鐵礦，佔5%(圖4-6)。此外，次生加大石英和次生加大長石常見，但量不大，最多達1%(圖4-7，圖4-8)。岩石顆粒以0.1～0.25mm為主，粉砂岩以0.03～0.1mm為主，分選性好，磨圓度為次圓。砂岩整體上為顆粒支撐，碎屑顆粒以線接觸為主，有少數點接觸和凹凸接觸，未見縫合線接觸。膠結類型以孔隙式膠結為主，少數樣品為接觸式膠結和接觸孔隙式膠結(圖4-9，圖4-10)。
圖4-2 方解石孔隙式膠結，長石次生加大和泥化
圖4-3 孔隙-接觸式充填的泥雜基
圖4-4 方解石孔隙式膠結
圖4-5 硬石膏孔隙式充填
圖4-6 黃鐵礦斑塊狀分布，細砂質粉砂岩
圖4-7 石英次生加大，細粒長石岩屑砂岩
圖4-8 長石次生加大，細粒長石岩屑砂岩
圖4-9 碎屑石英顆粒線接觸，細粒岩屑砂岩
圖4-10 顆粒接觸類型和膠結類型的關系
2.孔隙類型
據鑄體薄片鏡下觀知沒察和鑒定揭示，三肇凹陷扶楊油層儲層孔隙類型主要有:粒間孔、粒間溶孔、粒內溶孔、顆粒溶孔和泥質微孔等，具體特徵如下:
1)粒間孔:砂岩一般為顆粒支撐，在顆粒與顆粒之間或顆粒與膠結物之間分布。這種孔隙的分布與沉積環境有關，它們在沉積時為原生孔隙，經成岩作用減小形成殘余粒間孔(圖4-11)。
2)粒間溶孔:分布在顆粒與顆粒之間或顆粒與膠結物之間，與粒間孔不同的是顆粒邊緣或膠結物遭溶蝕，形成粒間溶孔，其特徵是顆粒邊緣不規則，呈港灣狀(圖4-12)。
3)粒內溶孔:泥岩岩屑、火山岩岩屑和長石顆粒遭溶蝕，形成粒內溶孔。有的顆粒甚至整個被溶蝕，形成顆粒溶孔(圖4-13)。有的幾個顆粒和膠結物遭溶蝕，形成較大溶孔，剩下顆粒漂浮在較大溶蝕孔隙之中(圖4-14)。
4)泥雜基微孔隙(或稱泥基質微孔):一般認為孔隙直徑小於0.5mm的孔隙為微孔隙，在掃描電鏡下可清晰地辨認。鑄體薄片顯微鏡下觀察微孔特徵比較模糊，在染色樹脂未能注入微孔的情況下則無法辨認，因而統計微孔時估計的微孔值偏低。
泥質砂岩和粉砂岩都普遍有顯著的微孔，雖然可以形成百分之十幾的孔隙度，但滲透率極低。在這類具小孔徑和高表面積的岩石中，束縛水含量很高。
泥雜基微孔隙有兩類:一類是分布於未接觸顆粒間的泥雜基微孔隙(圖4-15);另一類是充填於接觸顆粒間的泥雜基微孔隙(圖4-16)。
表4-1是對扶楊油層11塊樣品岩石鑄體薄片觀察鑒定後的儲層孔隙類型統橘明計結果。從表中可以看出，1、6、9號樣細粒岩屑砂岩中以粒間溶孔為主，其次為粒間孔、粒內溶孔、顆粒溶孔和泥雜基微孔，面孔率為8%～10%，空氣滲透率為(1.61～7.96)×10-3μm2，屬低滲透率儲層中較好和中等的一類;其他樣品中有的以粉砂岩中泥雜基微孔隙為主(如4號樣)，有的以細粒岩屑砂岩中充填顆粒間泥雜基微孔為主(如5、7號樣)，有的則為粒間溶孔和泥雜基微孔混合型(如2號樣)，面孔率為0.2%～3.0%，空氣滲透率為(0.124～0.195)×10-3μm2，屬低滲透率儲層中差的一類。
圖4-11 少量粒間孔隙，細粒岩屑砂岩|州2井，泉三段，|深1903.33m，單偏光，5×10倍
圖4-12 不規則粒間溶孔，細粒長石岩屑砂岩
圖4-13 顆粒內溶孔和整個顆粒被溶蝕形成
圖4-14 顆粒內溶孔和幾個顆粒與膠結物被溶蝕形
圖4-15 分布於接觸顆粒間的泥雜基微孔
圖4-16 充填於接觸顆粒間的泥雜基微孔
表4-1 三肇地區扶楊油層儲集岩孔隙類型
注:面孔率是根據鑄體薄片下觀察估計的;一些岩樣(如3號、8號樣)粉砂岩中泥雜基微孔發育，但由於未注入浸染劑，未統計在內。
2. 野外鑒定三大岩類的基本方法
岩石是由一種或幾種礦物或岩屑組成的集合體。根據成因可把岩石分為沉積岩、岩漿岩、變質岩三大類。在野外觀察和描述地質現象時，首先必須識別構成各種地質現象的岩石類型，識別的正確與否將會影響到後面一系列工作的進行，所以常把三大岩類的野外鑒定方法作為一項重要的實習內容來訓練。對於地質工作者來說，在野外能否正確鑒定出各類岩石是非常重要的，也是最基本的、必備的技能。由於在野外鑒定岩石受到條件的限制，因此，要鑒定出每塊岩石的確切名稱是很困難的，尤其是對於一年級學生就更難了。但是，只要掌握一些基本的方法和規律，主要大類的區別還是較容易的。通過本次實習，學生必須達到在野外較熟練地區分三大岩類和識別一些常見岩石的要求。
在野外鑒定岩石名稱可按下列步驟進行：①觀察岩石的總體外貌特徵（構造），初步鑒別出屬於三大岩類的哪一類；②藉助放大鏡、小刀，觀察岩石的物質成分（礦物、碎屑物、膠結物）；③根據岩石的結構特徵定出次一級岩石類型；④根據岩石的產出狀態定出岩石的名稱。例如，岩石在外貌上成層性很好，發育沉積層理，從而可確定為沉積岩；岩石由碎屑物和膠結物組成，可知是碎屑沉積岩；碎屑物主要為石英、長石，岩石具粗粒結構，所以岩石的名稱為粗粒長石石英砂岩。
（一）沉積岩
沉積岩是在表層地質作用過程中，經沉積、成岩作用形成的岩石，主要分布於地表或近地表。
1.沉積岩的宏觀特徵
1）具有明顯的成層性，是一層層疊置在一起的，這一特徵是沉積岩的層理構造。它與岩漿岩的塊狀構造、變質岩的片狀構造有很大的差別。這也是野外鑒定沉積岩的主要標志。
2）沿垂直層理方向，岩石的物質成分常有規律地變化，有時相同的物質成分會相間出現，組成多個沉積韻律。
3）常發育一些沉積構造，如交錯層理、水平層理等，以及一些層面構造，如雨痕、龜裂、波痕等。
4）在碎屑沉積岩中，物質成分可分為兩部分，即碎屑顆粒和膠結物。碎屑顆粒常是一些較穩定的礦物，如石英、長石、白雲母等，或者是岩石碎屑，通常它們具有一定的磨圓度。膠結物粒度很細，肉眼看不見顆粒大小，只見碎屑顆粒表麵包有一層很細的物質，其成分不同於碎屑顆粒，主要有鐵質、鈣質、硅質、泥質等。
5）化學沉積岩通常顏色較深，無碎屑結構，見不到礦物顆粒，緻密塊狀構造。
6）常含有生物化石或遺跡化石。
7）在地貌上，沉積岩出露地區常由陡壁和緩坡構成，並相間出現，沿層面方向形成緩坡。
2.沉積岩野外分類命名
野外採用成分-結構分類方案，不涉及岩石成因。首先按組成沉積岩的主要成分劃分大類，如陸源碎屑岩類；然後再根據結構劃分基本岩石類型（表3-1）。
表3-1 沉積岩野外分類方案
註：引自朱勤文編，1989，岩石學簡明教程，中國地質大學出版社。
（二）岩漿岩
1.岩漿岩的宏觀特徵
岩漿岩是由岩漿或熔漿冷凝結晶或由火山碎屑物堆積而成的岩石，常具有以下特徵：
1）侵入岩無層理現象，具塊狀構造。噴出岩多具氣孔、杏仁、流紋等構造。這些構造是岩漿岩區別於其他岩石的重要特徵。
2）組成岩石的礦物成分較復雜，既有穩定的礦物，如石英、長石，又有在地表條件下不穩定的礦物，如橄欖石、輝石、角閃石、黑雲母。
3）礦物顆粒不具磨圓度，具有特定的晶形。深成岩具全晶質結構，礦物顆粒之間為直接接觸，沒有像「膠結物」之類的物質。噴出岩具斑狀、似斑狀結構，斑晶常保存礦物自身的形態（棱、角明顯），完全不同於沉積岩的碎屑顆粒；基質為隱晶質、顯晶質或非晶質，其成分與斑晶基本相同。
4）侵入於沉積岩中的淺成岩，在產狀上與沉積岩一致或不一致。當不一致時，如岩牆，淺成岩很易鑒別出來。當一致時，如岩床、岩盤等，可根據礦物成分、結構、構造等特徵加以區分。
5）岩漿岩中一般不含生物化石。
6）在地貌上，如果沒有構造的影響，它常形成波狀起伏的地形，而不會出現像沉積岩地區的陡壁和緩坡相間排列的現象。
2.岩漿岩野外分類命名
根據岩漿侵入到地殼中或噴出地表，可分為侵入作用和噴出作用，相應地形成侵入岩和噴出岩。按照侵入深度，侵入岩又進一步分為深成侵入岩和淺成侵入岩，前者包括岩基和岩株，後者包括岩床、岩蓋、岩盆、岩牆或岩脈。噴出岩又分為熔岩和火山碎屑岩。不同類型岩漿岩的野外分類命名往往採用不同的標准（朱勤文，1989；趙溫霞，2003；表3-2，表3-3，表3-4，表3-5）。
表3-2 深成侵入岩的野外分類命名表
註：引自趙溫霞，2003；表中Alf—鹼性長石；Pl—斜長石；Hb—普通角閃石；Prx—輝石；Ol—橄欖石。
表3-3 淺成侵入岩野外分類命名表
註：據朱勤文，1989，轉引自趙溫霞，2003；有修改。
表3-4 主要熔岩野外分類命名表
續表
註：據朱勤文，1989，轉引自趙溫霞，2003；有刪改。
表3-5 火山碎屑岩野外分類命名表
註：據孫善平，1986，轉引自趙溫霞，2003；有刪改。
（三）變質岩
變質岩是由原岩經變質作用形成的，因此，在物質成分及結構、構造等方面都比較復雜。概括起來，變質岩具有以下幾個特點：
1）具有一些特徵構造，如板狀構造、片狀構造、片理構造等，礦物常具定向排列。
2）具有一些特殊的變質礦物，如絹雲母、紅柱石、石榴子石等。
3）不同類型的變質岩在分布上具有一定的規律性。接觸變質岩分布於岩漿岩與圍岩的接觸帶上；動力變質岩沿斷裂帶分布；區域變質岩大面積分布，與大地構造單元的類型相關。
在野外通常根據構造、結構和成分，對變質岩進行分類，主要類型如下：
區域變質岩——板岩、千枚岩、片岩、片麻岩、麻粒岩、變粒岩
接觸變質岩——大理岩、角岩、矽卡岩
動力變質岩——糜棱岩、碎裂岩
混合岩化變質岩——混合岩
（四）岩性描述的方法及內容
在野外除記錄一些地質現象和認識岩石外，還要對所見到的岩石進行岩性描述，以便自己和他人查閱。岩性描述的常規方法是先外觀、後內部；先總體、後局部。觀察要仔細，描述要認真，術語要准確。描述內容包括岩石的顏色、成分、結構、構造、產出狀態及時代等。
1.岩石的顏色
指岩石的總體外觀（新鮮面）的顏色。由於岩石出露地表，經風化作用後，它的表面顏色和新鮮面顏色常不一致，描述時須加以區分，如灰岩的風化面為灰白色，新鮮面為深灰色。有些岩石由於成分較復雜，顏色也較雜，描述時可以一種顏色為主，前面加上修飾詞，如淺紅色、黃綠色、灰黃色等；如果各種顏色平分秋色，可用雜色來形容。描述時還可採用類比法，如橘黃色、磚紅色、肉紅色等。
2.岩石的成分
指岩石的物質組成。不同類型的岩石，其物質組成相差很大，如花崗岩主要由鉀長石、
圖3-6 物質成分標准含量圖
斜長石、石英、黑雲母等組成；石英砂岩主要由石英組成等。無論是何種岩石，在野外描述時，除了描述主要礦物名稱外，還要描述各種礦物的相對含量。礦物含量的確定，常參照標准含量圖進行估測，見圖3-6。例如，花崗岩主要由鉀長石（35%）、斜長石（30%）、石英（25%）、黑雲母（4%）等組成。在野外，礦物成分的鑒定一般用肉眼或藉助於放大鏡、小刀、鹽酸、條痕板等進行，因此，要求學生記住一些常見礦物的鑒定特徵，如石英、鉀長石、斜長石、角閃石、輝石、黑雲母、石榴子石、方解石等，否則在野外要對這些礦物進行鑒定就束手無策了。
3.岩石的結構
指岩石組分的結晶程度、形態、顆粒大小及其相互關系。岩石的結構與成因密切相關，不同成因的岩石具有不同的結構，如碎屑沉積岩具碎屑結構，深成侵入岩具全晶質結構，大理岩具變晶結構。
結晶程度是指組成岩石的物質的結晶差異，分為晶質和非晶質，晶質又分為顯晶質（肉眼能觀察到礦物顆粒大小）和隱晶質（肉眼觀察不到礦物顆粒大小）。如深成侵入岩的花崗岩都是由結晶礦物組成的，它是全晶質的；噴出岩的安山岩是由部分的結晶礦物（斜長石、角閃石）和未結晶的物質組成的，它就是半晶質的；黑曜岩由未結晶的玻璃質組成，它就是非晶質的。肉眼區分隱晶質與非晶質的簡易方法是：隱晶質的岩石表面光澤較暗淡，斷面為參差狀；而非晶質的岩石表面常呈現玻璃光澤，斷面為貝殼狀。
形態是指組成岩石的礦物的外形，對非晶質就無形態可言了。在碎屑沉積岩中，形態實際上是指礦物或岩屑的磨圓度，描述時，常分為4個等級：稜角狀、次稜角狀、次圓狀、圓狀。在岩漿岩和變質岩中，常用自形、半自形和他形來描述礦物的形態。
自形是指礦物自然結晶的形態；半自形是指礦物部分具自然結晶形態，而其他部分為非礦物的自然形態；他形是指礦物無自然結晶形態（圖3-7）。
圖3-7 石英的形態
（1）自形；（2）半自形；（3）他形
顆粒大小是指礦物的粒徑。對於不同類型岩石，粒徑的劃分標准和等級不一樣。表3-6的結構是指礦物顆粒的絕對大小，如果岩石以某粒徑的礦物或碎屑占絕對優勢（＞80%），就可以稱這種粒徑等級的結構。根據岩石礦物顆粒的相對大小，又可分為等粒和不等粒結構。不等粒結構中，常見的有斑狀結構和似斑狀結構。沉積岩分選性的差異實際上就表現出等粒和不等粒的特點。
4.岩石的構造
指組成岩石的物質成分的分布特點及排列方式。若礦物在岩石中均勻分布，沒有定向性，就稱為塊狀構造。在沉積岩中常見的有層理構造和層面構造，根據每個單層的厚度，又可進一步劃分出巨厚層（＞1m）、厚層（1～0.1m）、中層（0.1～0.03m）、薄層（＜0.03m）等。火山岩常見的有氣孔構造、杏仁構造、流紋構造。變質岩有片理構造。
5.岩石的產出狀態
指岩石的空間位置。岩漿岩的產出狀態分深成侵入體（岩基、岩株）、淺成侵入體（岩牆、岩床、岩盆、岩盤、岩鞍等）和噴出岩。沉積岩和變質岩的產出狀態就是指產狀。
6.岩石的時代
即岩石的形成時代。對於沉積岩，它產於何時代的地層中，地層的時代就是岩石的形成時代。若是岩漿岩可根據它與圍岩的侵入接觸關系、同位素測年或區域資料來確定時代。
表3-6 不同岩石的粒度劃分對比表（單位：mm）
岩性描述舉例：
花崗岩：風化面為淺灰色，新鮮面為肉紅色。主要礦物有鉀長石（35%）、斜長石（30%）、石英（25%）、黑雲母（4%）等。鉀長石、斜長石為半自形，粒徑以6mm為主；石英為他形，粒徑以3～6mm為主；黑雲母呈片狀。粗粒等粒結構，塊狀構造。
以岩株形式侵入於沉積岩中，根據測年資料形成於早白堊世。
（五）北戴河實習區常見岩石
1.沉積岩
1）石英砂岩：風化面為灰色，新鮮面為灰白色，主要礦物為石英（＞95%），粗至細粒結構，塊狀構造，交錯層理發育，產於新元古代地層中。
2）長石石英砂岩：風化面為褐灰色，新鮮面為黃灰色，主要礦物有石英（45%）、長石（40%），中至細粒結構，塊狀構造，產於晚石炭世和二疊紀地層中。
3）泥質砂岩：風化面為褐灰色，新鮮面為灰黃色，砂粒成分以石英、長石、岩石碎屑為主，含較多的泥質，泥質砂狀結構，層理構造發育，產於晚石炭世和二疊紀地層中。
4）頁岩：風化面為褐灰色，新鮮面為灰黃、灰綠、黃綠色，成分以泥質、粉砂為主，泥質結構，頁理發育，產於晚石炭世和二疊紀地層中。
5）灰岩：風化面為淺灰色，新鮮面為深灰色，成分為碳酸鈣，局部重結晶形成方解石，砂晶、泥晶結構，塊狀構造，形成時代為寒武紀、早-中奧陶世。
6）竹葉狀灰岩：風化面為灰色，新鮮面為深灰色，成分為碳酸鈣，內碎屑結構，內碎屑的橫斷面為竹葉狀，平面為餅狀或圓狀、橢圓狀，層理構造發育，產於寒武紀和早奧陶世地層中。
7）泥質條帶灰岩：風化面為灰色，新鮮面為灰黃色，由薄層灰岩和泥質條帶互層組成，泥質結構，水平層理發育，產於寒武紀和中奧陶世地層中。
2.岩漿岩
1）石英正長岩：風化面為灰黃色，新鮮面為淺肉紅色，主要礦物有鉀長石（80%）、石英（7%），鉀長石自形或半自形，石英他形，次要礦物有黑雲母和角閃石（6%），似斑狀結構，塊狀構造。斑晶為鉀長石，斑晶的中心為灰白色鉀長石，而外圍為淺肉紅色鉀長石。以岩株侵入，形成於燕山期。
2）輝綠岩：灰綠色，主要礦物為斜長石和輝石（＞95%），具輝綠結構，塊狀構造，以岩牆侵入於石英正長岩中，形成於燕山期。
3）似斑狀花崗岩：風化面為灰黃色，新鮮面為淺肉紅色，主要礦物有鉀長石（40%）、斜長石（25%）、石英（25%），次要礦物為黑雲母（5%），似斑狀結構，斑晶為鉀長石，塊狀構造，以岩牆侵入於下奧陶統中。
4）黑雲母花崗岩：風化面為黃褐色，新鮮面為淺肉紅色，花崗結構、中粒結構，塊狀構造，形成於新太古代（
自形-他形，粒徑3～4mm，鏡下觀察，晶體普遍發生絹雲母化，常被鉀長石交代成港灣狀、蠕蟲狀、縫合線狀等，部分斜長石被鉀長石、石英所交代，僅剩微量殘留；鉀長石為半自形-他形，大小2～4mm，鏡下觀察，晶體發生高嶺土化；黑雲母呈鱗片狀-不規則狀，大小不等，一般0.1～1mm，多褪色轉變為白雲母，少量發育綠簾石化。副礦物為榍石、磷灰石、磁鐵礦等。次生礦物為白雲母、綠簾石等。岩石風化強烈者，呈鬆散的沙粒狀。區域上，由於長期遭受風化，鉀長石、斜長石已轉變成高嶺土，使風化面呈灰白色。
5）正長花崗岩：淺肉紅色-黃褐色，半自形粒狀結構、交代結構，塊狀構造，局部似片麻狀構造，形成於新太古代（
6）輝石安山岩：灰色，斑狀結構，基質玻基交織結構，杏仁或塊狀構造，斑晶含量佔25%～30%，由0.3～1mm的斜長石和輝石構成，個別輝石被綠泥石所交代，基質由條狀斜長石、玻璃質（已脫玻化為隱晶長石）及微量磁鐵礦構成。副礦物為磁鐵礦。
3. 變質岩區地質構造特徵研究
變質岩區地質構造環境比較復雜，但是變質岩區的地質構造活動和成礦關系十分密切，因此必須對變質岩區地質構造環境開展必要的深入的研究工作，編制變質岩區地質構造圖。由於我國區域地質調查工作大部分從20世紀60年代到80年代完成，不同時期填制的地質圖對地質特徵的認識水平差別較大，因此必須按照新的理論觀點對原有的資料進行綜合分析，必要時應當開展野外補充調查工作，才能對變質岩區地質構造環境達到一定的認識程度，滿足礦產預測工作的基本要求。變質岩區地質構造研究工作方法適用於陸塊基底和造山帶的構造研究。
一、區域變質作用特徵研究
1.變質岩岩石學研究
岩石礦物成分組合、結構構造、礦物形成世代、標型特徵、岩巧咐石化學特徵、地球化學特徵、包括微量元素稀土配分等。恢復原岩建造，分析變質作用過程中物質成分的遷移特徵。
2.劃分變質相帶
確定空間分布特徵，編制變質相帶圖。根據變質相帶分布特徵，分析構造熱事件期次及空間分布特徵，確定熱中心。
3.常見區域變質相礦物組合（據馬文璞，1992）
（1）藍片岩相：高壓低溫變質作用形成。
發育藍閃石＋硬玉、藍閃石＋綠輝石、藍閃石＋硬玉＋石英等特徵組合。和綠泥石、多硅白雲母、黑硬綠泥石、綠簾石、榍石、鈉長石和石英共生。
（2）綠片岩相：重結晶作用早期階段。
鈉長石＋綠簾石＋石英，原岩為泥質岩中可見多硅白雲母、綠泥石、榍石，有時出現黑雲母。原岩為基性時可見綠泥石、陽起石、黑硬綠泥石、方解石。原岩為鎂質岩石時可見葉蛇紋石、滑石和透閃石。
（3）綠簾石-角閃石相：變質作用中低級階段，在綠片岩相和角閃岩相間過渡。
鈉長石＋綠簾石＋普通角閃石。
（4）角閃石相，變質作用進入高級階段。
普通角閃石＋斜長石，典型礦物組合和原岩成分有關。
泥質岩：石英＋硅線石＋黑雲母＋白雲母。
鈣質岩：方解石＋透輝石＋透閃石（＋鈣鋁榴石＋黝簾石）
中基性岩：普通角閃石＋斜長石＋綠簾石＋硅線石
鎂質岩：透閃石＋葉蛇紋石＋滑石＋直閃石。
（5）麻粒岩相：區域變質作用最高級階段。典型礦物組合和原岩成分有關。
泥質岩：石英＋條紋長石＋矽線石＋鐵鋁榴石（＋黑雲母、藍晶石）
中基性岩：斜長石＋透輝石＋紫蘇輝石（＋石榴石）
鈣質岩：方解石＋透輝石＋鎂橄欖石（＋方柱石孝孫純、剛玉）
鎂質岩：鎂橄凱裂欖石＋頑火輝石＋尖晶石。
二、綠岩地體研究
綠岩帶是指分布於太古宙古老陸塊中的變質火山岩及變質沉積岩組成的變質地體。對成礦作用關系極為密切。現以綠岩帶研究為主，同時對與其相關的花崗質岩石，以及高級變質基底區岩石特徵簡要介紹如下：
1.綠岩帶地體特徵
（1）綠岩帶地體一般為寬數km至數十km，長數百km的帶狀或不規則帶狀地體，形成大量鐵鎂質礦物，呈向形構造，分布於大片花崗質岩石之中，變質一般為中低變質相，（高綠片岩相－低角閃岩相）。
（2）綠岩帶下部層位為變質火山岩系列，主要岩石成分為拉斑玄武岩系列至鈣鹼性火山岩系列的變玄武岩、變安山岩為主。在火山岩系底部常見超鎂鐵質岩，有的地區發育有特殊的鬣刺結構，稱為科馬提岩，我國發現的主要是科馬提質玄武岩相似的超鎂鐵質岩，也有發現科馬提岩的報道。火山岩繫上部成分為長英質火山岩類，由變粒岩、淺粒岩、雲母石英片岩、絹雲綠泥片岩等組成。綠岩帶上部層位為變質沉積岩系，成分以碎屑岩、泥質岩類為主，有的地區發育碳酸鹽類。
（3）構造特徵：經歷了強烈的多期變形作用，形成復雜的推覆片體，褶皺片體，常見岩漿底闢作用，韌性剪切帶發育。經歷了多期疊褶，發生強烈的構造置換作用，經常形成等斜褶皺造成的假單斜堆垛岩系。
2.花崗質岩石特徵
構成花崗綠岩地體的另一部分主要是花崗質岩石、花崗質岩石分布范圍比較廣，一般形成時代和綠岩地體形成時代相近或稍晚，主要有片麻狀花崗質雜岩體，底辟式花崗質岩基，鉀質花崗岩侵入體。
（1）片麻狀花崗質雜岩體占花崗綠岩地體中花崗質岩石的主體，岩性由片麻狀英雲閃長岩、奧長花崗岩、片麻狀花崗閃長岩、片麻狀二長花崗岩等岩石組成，和綠岩帶接觸帶呈不規則狀或過渡變化，岩體內常見綠岩包體。屬綠岩帶同構造岩漿活動產物。
（2）底辟式花崗質岩基：岩性由花崗閃長岩、英雲閃長岩、奧長花崗岩組成、一般是等軸狀分布。和圍岩界線清楚，邊部發育綠岩包體。一般在綠岩帶變質－變形早期侵位。
（3）鉀質花崗岩侵入體：呈小型長條狀、不規則狀、岩性為：二長花崗岩、鉀長花崗岩等組成。屬綠岩帶變質變形作用晚期侵入。
3.綠岩帶基底構造特徵
研究花崗-綠岩地體必然涉及基底構造，稱為高級變質區，屬於太古宙陸核最古老的地體。變質程度達到高角閃岩相-麻粒岩相。該類地體過去往往和花崗綠岩地體沒有嚴格劃開，以「混合岩」處理，隨著研究的深入，與花崗－綠岩地體之間存在顯著的區別。其特徵如下：
（1）「高級區」面積達到幾百到上千km2，主要形成大小不等的橢圓形和不規則花崗質岩石構成的穹隆，其中80%以上由花崗岩類組成；由斜長角閃岩等岩類組成的表殼岩，呈包裹體賦存於花崗質岩石之中。
（2）花崗質岩石特徵：高級區花崗質岩石岩性一般為灰色片麻岩、紫蘇花崗岩組成，按照礦物成分和岩石化學、地球化學特徵可以恢復為3種花崗岩：英雲閃長岩、奧長花崗岩、花崗閃長岩、稱為TTG組合。其主要特徵為SiO2含量高，Na2O＞K2O，礦物含量以斜長石為主，微量元素，稀土元素特徵均反映岩漿深源成因特徵。
（3）麻粒岩包體特徵：高級區經常發育麻粒岩包體，主要成分由石榴石、斜長石、單斜輝石、紫蘇輝石、角閃石、黑雲母等組成。低Si，高Al，高FeO，貧Mg、低鹼特徵。此外，還可見到角閃岩包體由鎂角閃石、斜長石、透輝石、黑雲母組成。
（4）表殼岩：在高級區殘留有面積較小的支離破碎的表殼岩。主要岩性為：超鎂鐵質岩類，輝石岩、角閃石岩等基性岩類，斜長輝石岩，斜長角閃岩，基性麻粒岩等。中酸性岩類包括中性斜長角閃岩類、斜長變粒岩、淺色麻粒岩類、斜長片麻岩類、變粒岩類、淺粒岩類等。此外有磁鐵石英岩類。例圖見圖2-5、圖2-6。
圖2-5清原-夾皮溝花崗岩－綠岩帶地質圖
（據李俊建、沈保豐等，1994）
1.晚太古界綠岩帶（清原群、夾皮溝群、和龍群）；2.中太古界高級區表殼岩（輝南群、龍崗群）；3.晚太古代鈉質花崗岩；4.晚太古代鉀質花崗岩；5.中太古代鈉質花崗岩；6.紫蘇花崗岩；7.燕山期花崗岩；8.華力西期花崗岩；9.韌性剪切帶；10.斷層及推測斷層
圖2-6清原地區太古宙地質圖
（據李俊建、沈保豐等，1994）
1.後太古宙地層及岩漿岩；2.清原群組透由組；3.清原群金鳳嶺組；4.渾南群石棚子組；5.渾南群景家溝組；6.英雲閃長岩；7.花崗閃長岩；8.英雲閃長－奧長花崗岩；9.英雲閃長質片麻岩；10.花崗閃長質片麻岩；11.奧長花崗質片麻岩；12.紫蘇花崗岩；13.燕山期花崗岩；14.華力西期花崗岩；15.鉀質花崗岩；16.變質花崗岩；17.粗斑狀糜棱岩；18.糜棱岩；19.岩相界線；20.斷層及推測斷層；21.不整合；22.地理界線
三、變質核雜岩構造
（1）變質核雜岩的概念不同的研究者認識不完全相同。現將描述性特徵說明如下：一般指深變質基底構造呈穹狀或長垣狀出露，形成「背形」構造，周邊被蓋層環繞基底，由古老深變質岩類（包括變質火山岩、沉積岩和侵入岩）組成，其頂部發育剪切滑脫帶。
（2）變質核雜岩一般認為由於深部岩漿上拱而形成，或者由於伸展構造造成岩層減薄，深部基底上隆而形成。反映了深部熱動力作用。
四、韌性剪切帶
變質岩區控制構造格架，變質作用，岩漿活動的主要構造是韌性剪切帶，因此識別韌性剪切帶十分重要。韌性剪切帶，規模大小不等，大者達數百上千km。某些板塊主要邊界多受韌性剪切帶控制。其主要特徵：
（1）韌性剪切帶由線性強變形帶與其間弱變形斷片或岩塊相間組成，強變形帶主要形成糜棱岩類岩石，發育面理、線理、形成不同強度的線狀帶。
（2）韌性剪切帶形成的構造岩石主要為糜棱岩類，根據其基質動態重結晶程度又可劃分為各類由初糜棱岩到糜棱岩、超糜棱岩，直至形成構造片岩、構造片麻岩。高壓應力礦物常見有：藍閃石、硬柱石、柯石英、硬綠泥石、多硅白雲母等。岩石中常可見平行面理的條帶狀長英質細脈、石英細脈等。
（3）韌性剪切帶有關的宏觀標志：
a.鞘褶皺，一般發育於剪切帶強烈剪切部位，拉伸線理與褶皺平行。
b.新生面理：由礦物及礦物集合體定向分布形成面理。
c.拉伸線理：柱狀礦物，板狀礦物、平行定向，有的礦物顆粒被拉長，如所謂石英「扒絲」。
五、剝離斷層
（1）主要指向深部變緩的大規模低角度正斷層，向上和高角度正斷層聯合，剖面上造成部分地層缺失。
（2）上下盤岩石變形有明顯區別，上盤以脆性伸展變形為主，下盤為韌性流變變形，發育糜棱岩，下盤岩石變質較深，上盤岩石弱變質或不變質。
（3）剝離斷層經常成為不同構造層分界面。地表常常形成類似「飛來峰」和「構造窗」的「殘留峰」，「剝離窗」。
六、構造混雜岩帶
構造混雜岩帶主要發育於不同板塊接合帶之間，一般長達數百km，寬數km至數十km。特徵如下：
（1）不同時代，不同成因岩石互相混雜，包括深海相蛇綠岩、玄武岩、硅質岩、薄層遠洋灰岩及陸緣沉積、雜砂岩、砂岩、泥岩類相互混雜堆積。
（2）多相變質岩混雜，可見高壓變質岩類如榴輝岩相岩石、發育藍閃石、硬柱石等應力礦物，有的形成含有柯石英、金剛石等標志礦物的超高壓變質帶。
（3）地層疊置關系混亂，形成基體和岩塊兩部分，基體物質一般由千枚岩、板岩、片岩等碎屑物組成，外來岩塊由大小不等的包體組成，有榴輝岩、榴閃岩、鎂鐵質岩、藍閃石片岩、硅質岩、灰岩、砂岩等等。
（4）有的地區出現低溫高壓變形變質帶和高溫低壓結晶帶並列的雙變質帶。
七、走滑剪切帶
（1）走滑剪切帶一般指近直立的斷裂面，兩側岩塊發生相對水平剪切運動，規模較大，長達上千公里或數千公里，位移達數十至上百km，一般淺部以脆性變形為主，深部以韌性變形為主。
（2）一般分為縱向走滑和橫向走滑兩類。縱向走滑主要與造山帶平行延伸，經常沿地體拼合帶發生，橫向走滑，貫穿造山帶或大陸地塊。
八、多期褶皺研究
變質岩區褶皺疊加十分常見，因此應加以判別。一般通過編制岩性圖的方法進行判別。根據特殊標志層，在圖面上勾繪包絡面的地質界線，如果發現異常形態（如穹盆狀、彎鉤狀等），即應加以分析，必要時，通過野外調查尋找轉折端，收集必要的面理、線理資料，以確定褶皺期次，以及構造應力場。
疊加褶皺的識別標志：
（1）早期褶皺軸面有規律的再褶皺；
（2）早期褶皺伴生的面理和韌性剪切面有規律地彎曲；
（3）兩組不同類型和不同方向的面理有規律地交切；
（4）褶皺樞紐和伴生線理有規律地彎曲；
（5）褶皺位態有規律地傾豎或斜卧；
（6）大型褶皺轉折端處存在橫卧小褶皺，且大小褶皺軸面正交；
（7）大型褶皺岩層內發育有無根褶皺，香腸構造呈有規律地彎曲並在轉折端橫卧；
（8）穹隆和構造盆地呈等間距規律分布；
（9）褶皺平面或剖面形態各異，地質界線回曲，甚至呈鐮狀、耳狀、蘑菇狀和復雜多樣形態。
九、古斷裂的判別
（1）新斷裂追蹤，遷就古斷裂；
（2）斷層岩重新挫碎，成分復雜，結構構造被改造，新老斷層岩共存。
（3）斷層標志多樣化，發育多向擦痕，斷層角礫岩透鏡體化等；
（4）多期次侵入岩體共存於斷裂帶中或與其成生聯系有關的同一構造體系中；
（5）新斷層重接、斜接、反接、截接古斷裂。
以上第（二）、（三）、（四）、（五）、（六）、（七）、（八）、（九）等部分的內容根據傅昭仁、蔡學林（1996）。
十、變質岩區地質構造圖的編制
例圖見圖2-7。
圖2-7豫西秦嶺群構造地質圖
（據劉國惠、張壽廣等，1993）
1.白堊系；2.上三疊統；3.上古生界；4.下古生界；5.秦嶺岩界；6.大理岩；7.片麻岩；8.中生代花崗岩；9.古生代或元古宙花崗岩；10.閃長岩；11.超基性岩；12.韌性剪切帶；13.構造混雜岩；14.片（面）理；15.斷層；16.推覆構造
（1）根據區調資料詳細收集變質岩岩石學資料。
（2）編制變質相帶圖，根據變質相以及原岩建造劃分不同礦物組合的相帶。
（3）太古宙變質岩區劃分高級區及花崗－綠岩地體。
（4）進行構造解析工作，分析區域構造變形特徵、判斷構造組合：剝離斷層及滑脫斷層系、變質核雜岩構造、堆垛層構造，構造混雜岩帶、韌性剪切帶、韌性走滑構造。並在圖面上加以表達。
（5）變質岩地質構造圖的內容
a.岩性組合及產狀分布；
b.變質相帶界線；
c.由岩性層表示的褶皺構造；
d.伸展、收縮、剪切等大型構造組合，包括變質核雜岩構造、韌性剪切帶、韌性走滑構造、剝離斷層及滑脫斷層系、堆垛層構造、構造混雜岩帶等；
e.片麻理、片理等區域性面理構造；
f.岩漿侵入體；
g.不同變形特徵的構造群落分區界線；
h.太古宙變質岩區應表示花崗綠岩地體。
（6）編寫說明書。
4. 岩石學及其研究意義
岩石學（petrology，來自希臘文petra—岩石，和logos—論述和解釋）作為研究岩石的學科，在地球科學中佔有重要地位。岩石學主要研究岩石的產出方式、組成特徵、分類命名、岩石成因、形成環境和資源背景，包括岩相學（petrography，lithology）和岩理學（petrogenesis）兩方面。傳統上，岩相學主要是在野外地質調查的基礎上，在顯微鏡下對岩石進行系統描述和分類命名，屬於描述岩石學范疇。隨著科學技攜並術的進步，岩相學的研究已經拓展到將顯微鏡觀察與現代分析測試技術相結合，全面研究岩石的礦物組成、化學成分和物理性質（光性礦物學、岩石化學、礦物化學、岩石物理、礦物物理等）。岩理學又稱為成因岩石學，主要研究岩石的成因和形成過程：就是在深入的岩相學研究基礎上，結合實驗研究和理論分析，通過比較、歸納、演繹深入認識岩石的形成過程，理解地球上發現的（以及來自其他星球的）各種各樣岩石的多樣性的起因，分析人類難以直接觀察的地球內部岩石物質的性質，進而為探討地球和行星系統動力學過程提供知識儲備和理論支撐。岩相學是岩理學的基礎，也是地質類大學生首先要掌握的內容，因此，本書將把討論的重點放在岩相學部分。岩理學是岩相學的深化，也是現代地球科學理論的基石。正如Philpotts ＆ Ague（2009）在 《火成岩和變質岩岩石學原理》 一書中指出的，自然界提供的有關岩石形成事件和過程的證據是零碎的，這就要求岩石學家把這些零碎的證據組合起來，才能構成一個連貫的故事。
由於岩石是地質歷史時期發生的地質事件的產物，是地球和行星歷史的實物 「檔案」。因此，對岩石的特徵、時空分布規律、形成時的物理化學環境和岩石成因過程的研究，可以為解決有關地球乃至太陽系形成和演化歷史的重大問題作出貢獻。另一方面，礦石也是岩石，人類社會賴以生存的礦產資源就賦存在岩石之中，而岩石的性質對人類賴以生存的地下水、油氣資源的賦存狀態以及地表的地質作用、地質災害喚隱逗都有重要影響。因此，對各類岩石的研究，不僅是認識地球的需要，也是實現資源的永續利用、預防和減輕地質災害、保護人類的生存環境、促進人類社會可持續發展的需要。
岩石學在解決地質學重大科學問題方面的作用，可以從以下例子中體現出來。
◎岩石圈組成和深部過程的岩石學探針：對於大陸岩石圈組成和深部過程，人類難以直接觀察，就需要結合岩石學探針技術和地球物理方法來間接進行研究。岩石學探針技術是通過對各種岩石樣品的綜合研究，分析岩石所處地質時期的岩石圈組成、結構和深部過程。主要的研究對象包括：(1)產於和賣火山岩中的深源捕虜體（Pearson et al.，2003），例如，我國遼寧復縣古生代金伯利岩，道縣、信陽和阜新中生代火山岩，以及漢諾壩、鶴壁、山旺、女山等地新生代玄武岩中，都存在上地幔橄欖岩、下地殼麻粒岩的捕虜體（鄭建平，2009）；(2)因構造運動抬升剝露到地表的高級變質地體以及中下地殼甚至上地幔剖面，例如，義大利下地殼剖面（馬昌前，1998）；(3)火成岩的源區示蹤和岩漿房過程分析，其中，鎂鐵質－超鎂鐵質岩石主要反映地幔組成和過程，長英質岩石主要反映地殼的組成及其內部過程，而中性岩往往是地殼分異－混合和殼幔相互作用的產物。在研究方法上，不相容元素和同位素比值反映了岩漿源區化學成分的變化；而相容元素反映了礦物穩定性的變化，可提供有關地殼和地幔深處壓力、溫度和流體條件的信息。地球物理資料反映的是現今岩石圈的深部結構，代表了晚近時期地質作用留下的綜合信息，主要包括岩石波速測量（路鳳香等，2006）、現今地表熱流測量（Rudnick ＆ Gao，2003）等。例如，我國開展的深部探測技術與實驗研究，利用深地震反射技術，了解地殼底部30km以上的精細的地殼結構（董樹文等，2011）。地球物理模型與岩石學模型的結合，將對岩石圈結構和組成提出更全面的約束。
◎大地構造環境的岩石學分析：20世紀60年代中期建立的板塊構造理論，發端於大陸漂移、海底擴張和地幔對流假說和模式。這一理論不僅解釋了地震、火山、山鏈的分布樣式，而且解釋了大陸和海底的形成機制，也為地質歷史時期不斷變化著的地球氣候及其對生物演化過程的影響提供了新解釋（NRC，2008）。有些岩石類型和岩石組合，只有在特定的大地構造環境中才能出現（莫宣學等，2009），因此，結合其他的地質標志，就能從岩石學上分析有關岩石產出的古構造環境。例如，鈣鹼性岩漿岩常常出現在與大洋板塊俯沖有關的島弧和陸弧環境中，而鹼性岩或雙峰式岩漿岩則代表了與地殼伸展有關的構造環境。在沉積岩中，碳酸鹽岩和石英砂岩通常形成於穩定的構造環境內，而長石砂岩、雜砂岩則形成於構造活動強烈的地區；在克拉通內部形成的碎屑沉積岩富含石英和長石，而在活動大陸邊緣則多形成富含岩屑和長石的碎屑沉積岩。又如，麻粒岩是大陸下地殼的代表性岩石，而藍片岩、榴輝岩等高壓－超高壓變質岩則是板塊俯沖－碰撞環境的產物。
◎盆－山關系的岩石學印跡：地質學上最初爭論最大的問題就來自對沉積岩的觀察。英國地質學家、火成學派的創始人詹姆斯·郝頓（James Hutton，1726～1797年）就曾根據沉積地層的厚度、沉積岩的各種特徵以及沉積岩中化石的存在，推測過地球的年齡（Hutton，1788）。今天，對盆地中沉積岩的觀察仍然是認識造山帶的演化過程和盆－山關系的切入點。盆地和山嶺是陸地表面的兩個基本構造單元，它們在時間和空間上相互依存，在物質和能量上相互交換，二者具有密切的耦合關系。在碰撞造山帶，構造活動直接控制盆地的發育和演化過程。一個典型的實例是印度板塊與歐亞板塊在始新世的碰撞，造成了青藏高原的隆升和周緣盆地的形成（許志琴等，2007）。山嶺的隆升和剝蝕產生了大量的碎屑沉積物，這些沉積物分布於印度板塊及其邊緣海盆地中，如孟加拉扇新生代以來沉積物的總體積就達到了12×106km3，為解決與青藏高原形成演化相關的科學問題打開了一扇窗口。例如，關於印度板塊和歐亞板塊的碰撞是何時發生的問題，在巴基斯坦西北部Waziristan地區的古近系－新近系地層中就記錄了這次事件造成的不整合接觸，從而可以將碰撞時間限定在66～55Ma之間（Beck et al.，1995）。研究表明，在俯沖帶或垮塌的造山帶，大規模岩漿活動產生的熱和力學效應可導致上覆岩石快速的抬升和剝蝕，表現為岩漿侵入與粗碎屑岩堆積近於同時，新形成的岩漿岩直接作為弧前盆地的沉積物源（Kimbrough et al.，2001）。這一系列過程可以發生在短短的幾百萬年之間，其信息被記錄在造山帶和相關盆地的各類岩石中。
◎礦產資源的岩石學專屬性：人類可資利用的礦產資源大都取自地殼淺部的三大類岩石中。深入研究岩石的特徵和形成過程，對於了解有用物質的遷移和聚集機制，指導找礦勘探有重大的價值。例如，岩漿岩蘊藏了大量的金屬和非金屬礦產，其中，金剛石主要產於金伯利岩和部分鉀鎂煌斑岩中，Cr、Ni礦與鎂鐵質－超鎂鐵質岩石有關，Mo、W、Sn礦常與某些花崗岩有關，一些超大型的斑岩銅礦產於與大洋板塊俯沖有關的中酸性淺成岩漿岩中，而Li和稀土礦可以在偉晶岩中尋找。目前世界上最大的銅礦是智利的丘基卡馬塔（Chuquicamata）和埃爾特尼恩特（El Teniente）斑岩銅礦，銅總儲量分別達6935萬噸和6776萬噸。值得注意的是，煤、油頁岩等可燃性有機礦產以及石油、天然氣等能源幾乎全是沉積成因的，而賦存於沉積岩及沉積變質岩中的密西西比河谷型（MVT）及沉積噴流型（SEDEX）Pb－Zn礦床，其儲量佔Pb、Zn總儲量的1/2，產量佔Pb、Zn總產量的2/3（趙振華等，2003）。變質岩中直接產出了不少金屬礦產，如Au、Ag、Cu、Zn、Pb、Fe及稀有、稀土等礦產，其中變質岩中的鐵礦床佔全世界鐵礦總儲量的80％以上。W、Sn、Mo、Sb和稀土等礦產為我國優勢礦產，我國內蒙古白雲鄂博碳酸岩型REE－Nd－Fe礦床是世界上最大的稀土礦床。據研究，該稀土礦受控於中元古代的古火山機構，礦床產於火成白雲石碳酸岩體和部分脈狀碳酸岩中（郝梓國等，2002）。
需要指出的是，石油天然氣不僅賦存於沉積岩中，在多種類型的結晶岩中也有產出，尤以火山岩可作為油氣藏的優質儲層或蓋層（Petford ＆ McCaffrey，2003）。目前，在世界范圍內已發現了300多個與火山岩有關的油氣藏，實際探明儲量的火山岩油氣藏169個，其中不乏大型油氣藏，如利比亞錫爾特盆地（Sirte Basin）的拿法拉（Nafoora）油田。我國也先後在准噶爾、三塘湖、松遼、海塔、二連、渤海灣等盆地不斷發現了火山岩油氣田，顯示了火山岩油氣勘探開發的巨大潛力（賈承造等，2007）。
◎過去全球變化的岩石學線索：(1)今天形成的不同類型的沉積物的相對量與地質歷史時期是完全不同的，這種差別是否意味著地球環境發生了顯著的變化？例如，現今地球上形成的白雲岩很少，主要出現在波斯灣及荷蘭Antilles等異常的環境中，而在前寒武紀時期，形成的白雲岩是石灰岩的3倍以上。與現今相比，前寒武紀時期，蒸發鹽（岩）十分稀少，為什麼？ 是否25億年以來，海水成分已經發生了變化？ 是不是自前寒武紀以來，由於剝露出地表被風化的岩石成分發生了變化，因而由河流帶到大洋中的物質也就出現了變化？(2)大多數進化生物學家認為，生命物質是在38億年前在還原環境中由無生命的物質進化而來的，因為原始的細胞不能抵抗氧化作用。這就意味著，在地球早期的大氣圈中，氧很少或幾乎沒有。然而，太古宙的鐵礦含有磁鐵礦，表明既有Fe2＋，也有Fe3＋，這就要求大氣中有氧存在。這些鐵礦中所含的氧化鐵物質是一開始就有的（原生）？還是後來隨大氣中自由氧的增多而逐漸氧化而來的（Blatt et al.，2006）？(3)地球現今的大氣圈很適於生物生存，但對早前寒武紀岩石的研究表明，在地球形成初期，大氣中幾乎沒有氧氣，而富含甲烷。大氣中氧氣的增多和甲烷的減少是內在因素，還是外在因素造成的？是由於地球深部活動的變化引發的，還是與地外天體的撞擊有關？(4)新元古代，在全球范圍內廣泛沉積了一套冰成岩系，這些沉積記錄表明當時地球曾經歷了一次極其嚴重而漫長的冰期，不僅陸地全部被冰川覆蓋，而且海洋也被完全凍結，稱為雪球地球（Snowball Earth）。「雪球地球」 是如何形成的，又是如何消失的？這些問題的答案記錄在相關的岩石中。(5)大規模的火山活動可能只延續幾天，但火山噴發出的大量氣體和火山灰對氣候的影響可能達數年之久。例如，1991年6月15日菲律賓的Pinatubo火山噴發，據估計就有2000萬噸的SO2和火山灰顆粒噴發到了20km高的大氣中。含硫酸的氣體會轉化為硫酸鹽氣溶膠，那些微米級的液滴中75％是硫酸。火山噴發之後，這些氣溶膠顆粒會在平流層中停留3～4年。這些火山物質減少了太陽輻射到達地球表面的量，降低了對流層的溫度，於是會對大氣環流產生明顯影響。因此，研究地質歷史時期熔結凝灰岩大爆發（ignimbrite flare－up）對全球變化和生命演化的影響，有著十分重要的意義。
◎地外岩石研究對早期地球和太陽系演化的啟示：據認為，月球是在一次對地球的撞擊事件中形成的，撞擊會抹去地球更早的岩石記錄，所產生的熱量甚至會使地球成為一個熔融的星球。加上後來地球表面始終不斷的板塊構造運動的改造，對古老岩石的保存產生了不利的影響。目前，在地球上發現的最老的岩石大約為40億年，大陸殼中老於36億年的岩石只佔0.0001％（Nutman，2006）。在岩石 「檔案」 中，從45.3億年撞擊產生月球到地球上保存的最古老岩石（40億～38億年）的這段時間里，地球上保留的歷史記錄幾乎為零。與地球上缺少最早期的岩石不同，在太陽系形成的初始階段之後，許多隕石基本上完好地留在圍繞太陽不停運行的軌道上。因此，隕石（包括後來從月球和火星上落下的一些岩石）就成了這個起始階段的主要實物檔案。需要指出的是，在澳大利亞西部30億年老的石英岩中，找到了地球上最老的礦物——碎屑鋯石。測年顯示，最老的鋯石年齡達到了44億年，這些鋯石的稀土元素以及氧和鉿同位素的研究表明，在距今45億～42億年之時，地球上就有花崗質陸殼甚至有大洋存在（Harrison et al.，2005）。近年來，地球上發現的38億年之後的記錄越來越多。例如，在我國北方的鞍山地區就發現了大量36億～38億年的岩石和鋯石，在冀東、信陽、焦作及其他地區也有始太古代－古太古代的岩石和鋯石存在（劉敦一等，2007）。
5. 岩石學、礦物學分析
碎屑岩中的碎屑組分和結構特徵能直接反映物源區和沉積盆地的構造環境。碎屑物質在被搬運過程中，不穩定組分不斷地被淘汰，穩定組分則不斷地相對富集。一般來說，成分成熟度越高的砂岩(石英及硅質岩屑量達90%以上者)，表明搬運過程中不穩定組分被改造的程度越深。近物源區長石和岩屑含量增加，石英相對減少。因此可根據砂岩的成分成熟度來解釋碎屑物質被搬運沉積的歷史。岩屑類型和礫石成分是母岩類型的直接標志，對恢復母岩性質和物源方向較有成效，且長石的類型也可用來判別物源區的性質。例如，酸性火山岩中的斜長石主要是宴芹透長石;酸性侵入岩中主要為正長石和微斜長石;中性岩中的斜長石常具有環帶構造，中性的火山岩具有細的環帶構造。
石英在物源分析中的應用由來已久。過去主要通過在顯微鏡下觀察石英的包裹體發育特徵、消光類型、形狀(延伸性)以及多晶現象等標志來判別物源。近年來，陰極發光技術的引入，使石英在物源分析中的作用日益增強。根據石英的陰極發光特徵並結合普通光學特徵，可確定母岩類型，因為火成岩、變質岩及沉積岩中形成的石英，陰極發光各有特色。紫色石英是高溫條哪吵件下快速冷卻形成的，產於深成岩、火山岩和接觸變質岩中。火山斑晶石英常具環帶或發光不均一性:火山岩基質中的石英，因自身結晶溫度較低，結晶速度較快而發紅光;接觸變質岩中的石英具藍-紫色發光特徵，距接觸界線漸遠處紅光增強呈棕紫色，高溫條件下慢速冷卻形成的石英和溫度在300～573℃的石英均發褐色光。成岩過程中形成的自生石英不發光。對單顆粒石英進行掃描電鏡-陰極發光(SEM-CL)結合顯微岩石學研究是物源分析的一個重要進展(Matthias，2005)。
在利用碎屑組分進行物源區的大地構造環境判別方面，Dickinson et al.(1979，1983，1985)建立了砂質碎屑礦物成分與物源區之間的統計關系，繪制了經驗判別圖解(Q-F-L，Qm-F-Lt，Qp-Lv-Ls，Qm-P-K)。其中物源區的劃分和判別圖解的樣式在國內外都得到了廣泛的應用，並成功地解釋了許多物源區的構造背景。但由於混合物源的影響、再旋迴沉積、次生作用及統計方法的選擇等，據此判別圖解對物源的解釋與實際情況並不完全相符(吳世敏等，晌緩畢1999)，因而應結合區域地質背景，對盆地物源及區域構造演化進行具體分析。
重砂礦物因其耐磨蝕、穩定性強，能夠較好保留其母岩的特徵，在物源分析中佔有重要地位。該類方法包括單礦物分析和重砂礦物組合分析法。用於重砂礦物分析的單礦物顆粒主要有:輝石、角閃石、綠簾石、十字石及石榴子石等。通過分析上述礦物的含量及比值、化學組分及類型、光學性質等，用特定圖解可進行源區構造環境判識。在同一沉積盆地中，同時期同物源的沉積碎屑組分一致，而不同時期不同物源的沉積碎屑物質不同，故根據重砂礦物的組合特定可推測物源類型和方向。重砂礦物方法對母岩性質具有一定的要求，當火山岩和變質岩作為母岩時，其中的重砂礦物所經歷的搬運、沉積次數較少，受後期的影響小，能較好地反映源區性質。而對沉積岩母岩而言，其中的沉積物可能經歷了多次搬運、沉積和改造作用，其中的重砂礦物可能發生組分或含量的變化，用其進行物源判斷時應慎重(趙紅格等，2003)。此外，應注意不穩定重砂礦物的組成。在某種程度上，不穩定重砂礦物具有判別意義。同時還要考慮到搬運過程中的稀釋作用，即應注意相對含量而非絕對含量(汪正江等，2000)。
6. 晶體光學與岩石學的研究方法和研究意義
一、晶體光學與岩石學的研究方法
晶體光學包括晶體光學原理和光性礦物學兩部分，其研究基礎是結晶學和礦物學。晶體光學的研究主要在室內進行。
在掌握結晶學和礦物學的基礎知識之後，以偏光顯微鏡為主要工具，利用岩石薄片，通過可見光研究透明礦物晶體所產生的光學效應；在此基礎上分析掌握組成岩石的各類礦物在偏光顯微鏡下的光學性質和鑒別特徵。
根據晶體光學原理，不同礦物在偏光顯微鏡下具有不同的光學性質和鑒別特徵。因此，利用偏光顯微鏡對岩石薄片中的透明礦物進行鑒定，並分析各類礦物的大小、相對含量等特徵。
沉積岩、岩漿岩和變質岩的研究方法分為野外和室內兩個方面。
1.野外研究方法
岩石是各類地質體的組成部分，在野外要研究各類岩石的物質成分、結構、構造、岩體產狀、岩體與圍岩的接觸關系、沉積岩的岩層厚度和岩漿岩及變質岩岩體的規模、岩性組合等特徵，查明岩體在時間和空間上的分布和演化特點，系統測量岩體岩相剖面，進行區域對比和分析。野外觀察和描述可以初步分析岩石的岩性特徵，觀察原生結構和構造，並對觀察的內容做詳細記錄，同時進行相關的素描、拍照、錄像和岩石樣品的採集。
在盆地研究區，目的層岩石被覆蓋，這就需要對鑽井取心進行觀察和描述，對岩石的重要現象和成礦標志進行素描和拍照，選取重點井段進行岩心取樣。由於取心段有限，因此將岩心資料和測井資料、錄井資料以及地震資料充分結合，進行岩性、電性、物性和含油氣性分析。在上述研究的基礎上，綜合分析岩體的成因、形成條件和含礦性。
2.室內研究方法
在室內研究中，顯微鏡薄片鑒定是研究岩石的最基本、最簡單、最有效的方法，是地質工作者必須熟練掌握的方法。
此外，岩石的室內研究方法還有重礦物分析、化學分析、熱分析、光譜分析、陰極發光分析、鑄體薄片圖像分析、同位素分析、掃描電鏡分析、電子探針分析、X射線衍射分析、氣相色譜分析、測年分析及古地磁分析等。
在岩石化驗分析中，新技術和新方法是推進晶體光學與岩石學研究的重要因素。裂變徑跡、包裹體測溫、真實砂岩微觀模型等方法的應用對油氣田的勘探開發具有重要意義。
二、晶體光學與岩石學的研究意義
目前，石油及天然氣等資源是影響我國國民經濟發展的重要因素之一，也是制約世界經濟的重要因素。一般來講，只要具有孔隙性和滲透性，能儲集石油及天然氣的岩石都可作為油氣儲集岩，常見的主要油氣儲集岩是沉積岩中的碎屑岩和碳酸鹽岩。此外，沉積岩中的泥質岩、岩漿岩和變質岩也可作為油氣儲集岩。近年來，石油及天然氣地質勘探與開發在岩石學領域的研究取得重要的新進展表明，不僅岩漿岩和變質岩是石油及天然氣富集的儲集岩類型，而且有些地區深源流體對油氣藏的形成起著至關重要的作用。在我國多個油氣田中，火山岩油氣藏和變質岩油氣藏已經是石油及天然氣勘探與開發的油氣藏類型之一。因此，晶體光學與岩石學的研究對石油及天然氣勘探與開發具有重要意義。晶體光學與岩石學是石油及天然氣等資源勘探與開發的重要基礎知識，晶體光學與岩石學的基本原理、基礎知識和基本技能是石油及天然氣類等專業學生和石油地質工作者必須掌握的內容。
7. 美國二疊盆地白雲岩儲層特徵和研究方法
美國得克薩斯州奧斯町大學經濟地質局對各種類型油氣儲層作了大量研究，對於碳酸鹽岩溶蝕地貌形成的儲層也進行了深入研究，其中對二疊盆地艾倫伯格群白雲岩溶蝕孔洞及其角礫岩儲集空間的研究成果（Kerans，1988）比較突出。
二疊盆地位於得克薩斯州，屬於早古生代克拉通盆地，以碳酸鹽岩沉積為主，其中在奧陶系發生過3次規模較大的沉積間斷（圖1-1），並且在下奧陶統白雲岩頂部（即艾倫伯格群頂部）形成風化淋濾作用帶，成為重要的油氣儲集相帶。下面就以具有古喀斯特地貌特徵的艾倫伯格群白雲岩為例，介紹溶蝕孔洞和裂縫等儲集空間的形成特徵和分布規律。
（一）艾倫伯格群白雲岩地質特徵
角礫岩和裂縫是艾倫伯格群（特別是上部60～120m范圍內）最顯著的岩石學特徵，目前鑽井所取岩心中有1/3是角礫岩，有人稱其為「破裂白雲岩」。角礫岩主要是喀斯特垮塌作用形成的，裂縫也主要是在喀斯特發育過程中形成的，當然構造活動可能引起局部的裂縫和角礫岩形成。風化淋濾作用導致角礫岩和裂縫的成因有3條依據：①精細的沉積相研究指出艾倫伯格群沒有角礫岩相帶；②喀斯特角礫化作用控制了艾倫伯格群白雲岩的儲層性質和非均質性，而構造角礫化的控製作用不很明顯；③喀斯特模式成為該類儲層非均質性的預測工具，而構造活動產生的裂縫則不能完全解釋儲集空間的分布規律。
艾倫伯格群的角礫岩可分成兩種類型：①喀斯特角礫化作用原地形成的裂縫和鑲嵌狀角礫岩；②基質或碎屑支撐的混雜角礫岩，即由原生碎屑和重力滑塌碎屑混合形成的角礫岩。這兩種類型的角礫岩有的可以進行井間對比（即艾倫伯格群上部90～120m），有的鑽井厚度可達180m，但是無法跟其他井對比，說明變化很大。其中可作井間對比的儲集相帶是由3種岩性組成的：下部為原生白雲岩，溶蝕孔洞發育；中部為兩種角礫岩組成，其下段為厚度較大的具有碎屑充填的混雜角礫岩，上段為粘土等碎屑支撐的角礫岩；上部為厚度較薄的碎裂白雲岩。它們的垂向變化及其電性特徵見圖1-2所示。其中粘土等碎屑支撐的角礫岩在自然伽馬和電阻率等測井曲線上最容易識別，所以成為混雜角礫岩和碎裂白雲岩的對比標志。
圖1-1 美國二疊盆地下古生界簡化柱狀圖和艾倫伯格群岩性特徵圖
（二）角礫狀白雲岩的喀斯特成因模式
上述的混雜角礫岩和碎屑支撐的角礫岩是在碳酸鹽溶洞中形成的溶洞充填沉積物（圖1-3），其中的粘土和硅質碎屑可能是從圍岩和上覆地層中搬運而來的。溶洞充填物距離艾倫伯格群與上覆辛普森群之間的不整合面一般約30m，表明該區溶洞形成期具有一個穩定的區域潛水面，因為潛水面附近的滲流作用使碳酸鹽岩快速溶蝕，溶洞可以快速擴大。
位於原生白雲岩之上的碎裂白雲岩和鑲嵌狀白雲質角礫岩是溶洞頂部垮塌作用形成的（圖1-3）。在此之上才形成溶洞充填物（混雜角礫岩和碎屑支撐角礫岩）。
原生白雲岩的裂縫和溶蝕孔洞是在風化淋濾過程中形成的。此外，在上覆辛普森群沉積時，地下水活動及其性質變化也促使一些裂縫和溶蝕孔洞形成。同時在辛普森群沉積和埋藏過程中，由於艾倫伯格群白雲岩溶蝕孔洞發育不均衡，或由於角礫充填的不均勻，它們受到的壓實作用也不均衡，以致產生了更多的裂縫。因為溶洞頂層的裂縫和角礫岩中很少發現辛普森群的碎屑物質，所以溶蝕孔洞主要是在辛普森群沉積之前發育的。那些沒有被艾倫伯格群或辛普森群充填的溶蝕孔洞，由風化淋濾產生的裂縫及差異壓實作用而導致了溶洞頂部的垮塌，形成混雜-垮塌式角礫岩，而不是形成原地的裂縫鑲嵌狀白雲質角礫岩。
（三）艾倫伯格群古喀斯特形成的模式
艾倫伯格群沉積後海平面下降，二疊盆地成為廣泛出露的碳酸鹽台地。在大氣水和殘余海水交互作用下，形成了由潛水面控制的區域白雲岩溶蝕現象，並形成大面積的（約12950km2）喀斯特地貌。上述可以進行井間對比的角礫岩組合就是在區域喀斯特地貌中形成的。
艾倫伯格群沉積後的古喀斯特明顯地受潛水面控制。根據多方面研究，其古潛水面距風化面（即現今的艾倫伯格群與辛普森群之間的不整合面）的深度約為30～60m，而且延續了相當長的時間。圖1-3所示的碎屑支撐的艾倫伯格角礫岩（垮塌堆積物下部），是溶洞發育結束期沉積形成的。由於淡水和殘余海水在構造裂隙中的滲流，使溶蝕作用可以深達300m。
圖1-2 艾倫伯格群上部分布較廣、井間可對比的含礫白雲岩岩性組成及電性特徵
中奧陶世初期，海平面上升，辛普森群開始沉積，艾倫伯格群白雲岩的溶蝕和溶洞充填作用逐漸中止。但是，局部地區由於辛普森群的差異壓實作用，造成溶洞頂部垮塌，形成垮塌角礫岩，同時形成艾倫伯格群和辛普森群混合碎屑充填物。
隨著辛普森群的繼續沉積，艾倫伯格群埋藏深度加大，原來沒有完全充填的溶蝕孔洞周圍裂縫繼續發育，洞頂白雲岩的垮塌作用和洞內的角礫岩繼續形成。此時，即埋藏-壓實作用導致的溶洞垮塌作用形成的角礫岩，是儲集物性最好的溶蝕垮塌相帶儲層（圖1-4）。其他儲集物性較好的相帶是靠近原生白雲岩的下部垮塌角礫岩（圖1-2）。
（四）構造裂縫和孔隙度的發育
艾倫伯格群白雲岩的裂縫發育主要受控於自身的成岩作用史，即埋藏—抬升風化—埋藏的歷史。有些研究人員認為，雖然艾倫伯格群在沉積之後的中奧陶世初期—晚奧陶世末期經歷了風化淋濾，產生了許多裂縫和溶蝕垮塌現象，但是得克薩斯州中西部古生代末期（賓夕法尼亞期）的前陸造山運動產生的裂縫更加明顯，而且使奧陶紀形成的白雲質角礫岩孔隙得以連通、孔隙度擴大，儲集性能得以改善。賓夕法尼亞期的裂縫切割了溶洞充填的角礫和白雲質膠結物，也是鑒別晚期裂縫與早期裂縫的依據。
圖1-3 艾倫伯格群白雲質礫岩成因模式圖
圖1-4 艾倫伯格群溶蝕的孔洞在辛普森群沉積埋藏過程中形成儲集性能很好的洞頂垮塌角
與喀斯特有成因聯系的裂縫一般順層分布，局限在角礫岩相帶之上30m的厚度范圍內。而與晚期構造活動有關的裂縫隨機地分布在整個艾倫伯格群白雲岩層之內。
（五）古喀斯特控制的儲層非均質性
在地表條件下的風化和喀斯特溶蝕垮塌作用，使艾倫伯格群白雲岩成為儲層起了決定性的作用。由於原生的艾倫伯格群白雲岩非常緻密，基本上不發育粒間孔隙和晶間孔隙，而碎裂、溶蝕、垮塌形成的裂縫、溶蝕孔洞和角礫岩產生了大量儲集空間。但是這種儲集空間具有明顯的垂向和橫向非均質性：垂向非均質性主要是由溶蝕孔洞、裂隙和角礫岩垂向上分帶作用造成的，與上述的角礫岩、溶洞充填物相帶有關；橫向非均質性主要是在喀斯特時期，地下水運動受到不滲透的垮塌物的阻攔而改變流向形成的溶蝕孔洞在水平方向不連續的現象。
利用油藏開發中的試井資料可以判斷喀斯特地貌形成的儲層非均質性，而岩心觀察很難發現該類儲層垂向和橫向非均質性。但是試井資料無法區分裂縫是構造成因的，還是喀斯特成因的，只能依靠裂縫與角礫及其膠結物的切割關系判斷裂縫的成因和期次。
8. 研究岩體特徵
(一)侵入體三維空間形態研究
1)用GPS系統確定侵入體空間位置,包括侵入體占據區域的四角坐標和中心坐標,以經緯度表示滑答,例如E101°06′10″,N38°15′06″。
2)描述侵入體平面形態,用GPS系統確定侵入體平面出露面積和邊界周長,並計算侵入體平面形態復雜性系數[復雜性系數=侵入體周長(km)/侵入體出露面積(km2)]。
圖5-1 現有的測年方法及其同位素體系的有效封閉溫度(據FitzgerladP, et al.,2002)
3)對於二維延伸的侵入體(如岩牆),描述侵入體的產狀要素,並計算長/寬比值。
4)描述侵入體的表面形態,用地球物理方法確定侵入體底面形態,結合侵入體平面形態分析結果確定侵入體三維空間形態並計算其體積。
5)對於一維或近一維延伸的侵入體(如透鏡狀岩脈),除了描述一般產狀要素之外,還要描述侵入體的側伏向和側伏角,並闡明其尖滅再現的頻率(二侵入體中心間距)和間隔(二侵入體頭尾間距)。
6)在上述工作基礎上,闡明侵入體三維空間形態與圍岩構造和區域構造的關系,並填寫侵入體三維空間形態登記表(表5-4)。
表5-4 侵入體三維空間形態登記表
(二)侵入體侵位機制研究
1)研究侵入單元的產狀及其與圍岩的接觸關系,根據侵入體與圍岩面狀構造的切割關系劃分為整合侵入體(如岩床)和不整合侵入體(如岩株),根據侵入體出露面積劃分為岩基(>100km2)和岩株(<100km2),根據侵入體三維空間形態劃分為岩蓋、岩盆、岩床、岩鞍、岩牆等,與岩基或岩株直接相連的脈狀侵入體稱為岩枝(圖5-2)。
圖5-2 部分火成岩產狀示意圖
2)研究侵入體空間配置關系,作為一個理想模式,最深部為岩基,向上依次為岩株、岩盆、岩蓋、岩床、岩牆,岩基之下的直立脈狀侵入體為岩漿補給通道。結合岩石學研究成果,可大致確定岩漿侵位深度(表5-5),並據此將侵入岩劃分為深成相(>10km,catazone)、中深成相(10~3km,mesozone)和淺成相(<3km,epizone)。
表5-5 侵入岩侵位深度標志
3)根據侵入體出露情況、岩石學特徵、圍岩蝕變、圍岩捕虜體等確定侵入岩剝蝕深度(表5-6)。
表5-6 侵入岩剝蝕深度標志
圖5-3 侵入岩若干空間分布形式(據高秉章等,1991)
4)根據岩石類型的空間分布,特徵礦物的空間分布,岩體的蝕變類型和蝕變分帶,成礦元素地球化學豐度的空間分布和統計特徵,以及礦物組成、結構、構造的空間分布,劃分侵入岩相帶或進行侵入單元解體,進而確定岩相帶或侵入單元的空間分布方式(圖5-3),闡明岩漿侵位機制:被動侵位和主動侵位。
5)侵入體與圍岩接觸關系的研究,將接觸界面產狀與圍岩面狀構造平行的侵入體劃分為侵入整合接觸,不平行的劃分為不整合接觸。同時,描述接觸帶附近岩體和圍岩的岩石組成和組構變化,以表現侵入體與圍岩的相互作用強度,從而為岩體成礦潛力提供約束。
(三)岩漿活動旋迴、階段、期、次的劃分
指劃分與大地構造演化階段相關聯的侵入岩漿作用過程,可劃分出旋迴、階段、期、次。旋迴對應於大地構造演化大階段「相系」,階段對應於地質時代的一個紀或幾個紀,期對應於地質時代的紀或世,次對應於地質時代的期。為了方便起見,簡稱為岩喊悄漿活動旋迴、階段、期,和某某期第某次岩漿活動。
在具體劃分時,應充分考慮到侵入岩漿作用的動力學過程,一般情況下將由伸展到擠壓一個連續的動力學過程中所發生侵入岩漿作用稱作一個旋迴,它所代表的大地構造意義是一個大洋盆地體系由打開到閉合造山的全過程,或者是後造山伸展裂谷(包括海相和陸相)由開裂到閉合造山的全過程。碰撞(包括同碰撞和後碰撞)造山之後[現在稱後造山階段(postoogrenicstage)]大陸動力學條件發生了變化,由擠壓變為伸展,形成了一套特定的侵入岩漿作用,表明侵入岩漿作用已經進入了另一個構造岩漿旋迴。
在一個侵入構造岩漿旋迴中處於同一動力學條件下的侵入作用可以劃歸為階段,同一階段中由於侵入構造岩漿活動強度不同,形成的岩石組合等特點不同,則可以分成幾個期,一般對應於紀或世一級地質時代。
一個侵入構造岩漿活動期中的一次侵入過程,或者幾個相關聯的侵入過程可以劃作為「次」一級的侵入構造岩漿活動,
1)在上述研究的基礎上,以侵入岩形成時代為依據,以岩石組合(成因上密切聯系的一組火成岩)的歸並為手段,修訂侵入體登記表(表1)和岩性登記表(表2),確定岩鄭讓渣漿活動旋迴、階段、期、次。
2)一個岩漿-構造旋迴是以大型地球動力學系統為支撐,始於巨大深部能量的突然注入和長時間的消弭,它的影響將觸及整個岩漿-構造帶。因而,如果構成一個完整的岩漿-構造旋迴,可以用幔源岩漿活動為標志標定其開始和結束的時代,並可以在相鄰學科領域尋找到較好的構造變形、及沉積建造、變質建造、含礦建造等較好的整體對應物。
3)一個岩漿-構造旋迴可能包括多期構造岩漿活動,它們是次一級地球內部能量注入的表現,具有較短周期的演化特徵,其開始和結束的時代也可以用幔源岩漿活動時間來標定。岩漿-構造期也具有較好的相鄰學科領域整體對應物,需要結合區域地球動力學分析才能確定。
4)一個構造-岩漿階段對應於更次一級的整體能量波動,岩漿活動有可能觸及整個構造-岩漿帶,也可能僅限於局部地區,其開始和結束常常可見一些規模不大的幔源脈岩岩漿活動。因此,有可能沒有或較少相鄰學科領域整體對應物。
5)一次岩漿活動主要卻決於一些偶然因素,例如構造應力的鬆弛或加強、地質流體的注入等等,因而岩漿活動的次可能沒有區域可比性,但可以反映局部地區的構造應力場和熱體制的演化。其岩漿活動產物的性質也是比較隨機的。
9. 岩石的主要鑒定特徵
2.2.1 岩漿岩特徵
（1）形成和產狀
岩漿沿斷裂侵入地殼岩層中或破碎帶中冷卻形成的岩石和噴出地表形成的岩石均稱為岩漿岩或火成岩。侵入在地殼岩層內部的岩漿經緩慢冷卻而形成的岩石，稱為侵入岩。根據岩漿的侵入深度可分為淺成侵入岩和深成侵入岩兩種。侵入岩結晶成岩時間很長。地質學家們曾做過估算，一個2000米厚的花崗岩體完全冷卻結晶大約需要64000年。岩漿噴出或者溢流到地表，冷凝形成的岩石稱為噴出岩。噴出岩由於岩漿溫度急劇降低，固結成岩時間較短。1米厚的岩漿噴出後冷卻成岩，只需數小時，而全部結晶成細粒或隱晶質玄武岩，大約需要10多天。根據岩漿侵入的規模和形態，侵入岩體的主要產狀和類型有以下幾種：
岩盤 侵入地層間的岩體，下部有岩漿通道，主要為基性岩，規模一般可達幾萬平方千米，厚幾十至上千米。根據其剖面形態可細分為岩盆或岩蓋。
岩漿岩的形成和類型
岩漿岩產狀類型示意圖
岩床或岩席 沿地層層間侵入的板狀岩體，厚度（幾十厘米至幾百米）較小而面積較大（數平方千米至上百平方千米），基性-超基性岩為主。
岩牆 比較規則而又近似直立的岩漿侵入體，長度一般為寬度的幾十倍至幾百倍。如果形態不很規則，又常稱為岩脈。
岩株 穿刺岩層近似圓柱形侵入體，高達幾十千米，大到幾平方千米，岩株深部與岩基連成一體，成為岩基的一部分。岩株周圍伸出的枝狀侵入體，稱為岩枝； 如形態不規則，稱為岩瘤。
岩基 規模巨大的侵入體，面積大於100平方千米至數萬平方千米。
噴出岩的類型較為簡單，主要為火山熔岩流和火山灰、火山彈等。它們既可以形成於大陸環境，也可以形成於海底環境。
（2）岩石類型和鑒定特徵
雖然岩漿岩有近千種類型，但最常見的和最有代表性的岩石只有10餘種，其餘都是它們的過渡類型或變種。在岩石學上，主要用二氧化硅以及石英的含量將岩漿岩首先劃分為超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩和鹼性岩五大類，然後按它們的形成環境或產狀將其分為噴出岩和侵入岩兩大成因類型，最後根據岩石的礦物組成、結構、構造再進行岩類的確定和岩石命名。
岩漿岩的結構是指組成岩石礦物的結晶程度、晶粒大小、晶形發育完整程度及其相互關系，反映岩石的生成環境與成因。
結晶程度可根據晶質與非晶質成分的比例分為全晶質結構（結晶礦物占岩石的100％）、半晶質結構（佔50％）和玻璃質結構（無結晶礦物）。非晶質礦物為玻璃質成分。全晶質結構岩石是在岩漿溫度緩慢下降環境中冷凝結晶而成的，為侵入岩的特徵。玻璃質結構是在岩漿溫度急劇下降條件下形成的，為噴出岩和部分淺成侵入岩的特徵。
晶粒大小（教科書中稱顆粒大小）指岩石中礦物晶粒的大小和比例。肉眼和一般放大鏡下能分辨顆粒的岩石稱晶質結構，在顯微鏡下能分辨顆粒的岩石稱隱晶質結構，否則為玻璃質結構。岩石學上將直徑大於5毫米的晶粒定為粗粒，2～5毫米的定為中粒，0.1～1.9毫米的定為細粒。
如果岩石中的晶粒大小大致相等，稱為等粒結構，否則，為不等粒結構，多見於深成侵入岩； 岩石中夾有特大的晶粒或晶塊與小的或不結晶的物質，形成斑狀結構，多見於淺成岩或噴出岩（見粗面岩）。
根據礦物晶形發育的完整程度可以將晶粒劃分為自形結構（完整的晶體）、半自形結構（有部分完整的晶面）和他形結構（無發育完整的晶面），以此來推斷岩石形成時的時間和空間條件。自形結構說明礦物形成時有足夠的結晶時間與空間。
具有流紋構造與繩狀構造的火山熔岩
岩漿岩還有一些特有構造（即岩石內部和外部的宏觀特徵），如噴出岩的氣孔狀構造。這些氣孔被後來的物質充填，就形成了杏仁狀構造。岩漿熔岩在地表流動時常留下流動的痕跡，有時好像幾股繩子擰在一起，岩石學家稱之為流紋構造、繩狀構造。岩漿在水下噴發時熔岩與水的作用會形成很多橢球體，稱之為枕狀構造。侵入岩往往因成分結構較均一易形成塊狀構造。
雖然已知組成岩漿岩的礦物有1000多種，但比較常見的礦物僅10餘種，岩石學中把這些礦物稱為造岩礦物。下表為科學家估算的造岩礦物在地球岩漿岩中的平均含量。
岩石與礦物
礦物含量是岩石命名的主要依據，凡礦物含量大於5％的一般都可以參與定名。如石英閃長岩就指斜長石為50％ 以上、角閃石10％以上、石英5％以上的一類岩石。下表是為初學者和岩礦愛好者根據上述特點總結出來的主要岩漿岩類型及其鑒定特徵。
岩石與礦物
礦物岩石愛好者可以根據岩漿岩的顏色、礦物成分、結構構造等特徵，用肉眼或藉助於放大鏡鑒定出岩石的主要類型。簡易鑒定的方法和程序可以歸納為：
第一步，觀察新鮮岩石斷口的顏色和結構，先確定其成因類型。若岩石60％以上由明顯的晶質顆粒組成，則為侵入岩。然後，據顏色推測是基性岩還是酸性岩，為下一步觀察礦物成分做到心中有數。
第二步，觀察岩石的礦物成分和顏色，確定其主要類型。深色礦物（輝石、角閃石）越多，淺色礦物（石英、長石）越少，是橄欖岩或苦橄岩的可能性越大，否則是花崗岩或流紋岩。
第三步，目估各主要礦物（成岩礦物）的相對含量，並對照上表和下文中的典型岩性的描述和照片確定具體類型和命名。
2.2.2 沉積岩特徵
（1）沉積岩的形成和沉積環境
沉積岩的體積只佔岩石圈的5％，但其分布面積卻占陸地的75％，大洋底部幾乎全部為沉積岩或沉積物所覆蓋。沉積岩不僅分布極為廣泛，而且蘊藏著大量的沉積礦產，如煤、石油、天然氣、鹽類等，而且沉積類型鐵、錳、鋁、銅、鉛、鋅等，也佔有很大的比重。
沉積岩是在地表或接近地表常溫常壓條件下，由風化作用、生物作用和某些火山作用產生的破碎物質經搬運、沉積和成岩等一系列地質作用後形成的。露出於地表的岩石和岩層，長期受到日曬、雨淋、風吹和動植物的生長活動，會漸漸被侵蝕、風化成碎塊、沙粒和塵土，部分被雨水和流水溶解。這些被風化侵蝕成的沙粒、塵土在重力、冰川、風特別是流水的搬運下，被運移到地表低窪的地方，如江河湖海等環境，沉澱堆積成層。由於地殼的下沉，源源不斷的新沉積物一層又一層地覆蓋在老沉積物上，將其埋藏，並經過成千上萬年的脫水、壓實，這些沉積物又形成了新的岩石——沉積岩。
沉積岩的來源物質可以是岩漿岩、變質岩或更老的沉積岩的風化碎屑，或動植物的遺體與殘骸。沉積學上稱前者為陸源碎屑岩，如砂岩、泥岩等； 後者為有機碎屑岩或有機岩，如有些石灰岩、煤與油頁岩等。還有一部分完全由水中溶解物經蒸發沉澱而成的沉積岩又可稱為化學沉積岩，如鹽岩、石膏等。沉積岩都是層狀分布的，並且絕大部分或多或少地含有化石。
形成沉積岩的地方通常包括大陸環境、海陸混合環境和海洋環境三大類。大陸環境可分成：陸地環境，主要有山前和山谷地帶（坡積扇和沖積扇）、河流（河床）、湖泊、沼澤環境和洞穴環境以及冰川與沙漠環境；海陸混合環境又稱海陸過渡環境，包括濱海、三角洲、邊緣潟湖和河口灣環境； 海洋環境分淺海、半深海和深海環境。不同環境中形成的沉積岩類型和特點是不一樣的。
沉積岩的形成和沉積環境
（2）沉積岩的類型和特徵
沉積岩有數十種類型，我們可以簡單地將其歸為兩大類，即陸源碎屑岩和生物與化學岩，常見的沉積岩類型和特點綜合如下：
岩石與礦物
續表
區分沉積岩、岩漿岩與變質岩的最重要特徵是結構和構造。沉積岩的結構是指組成岩石的主要顆粒的形狀、大小及其與充填、膠結物之間的相互關系，主要有礫狀、砂狀、粉砂狀、泥狀或黏土狀等結構類型。砂岩的砂粒狀和礫岩的礫石狀結構可用肉眼或放大鏡識別，砂粒和礫石的大小、形狀以及礫石的表面特徵可以在放大鏡下觀察。像河邊、海灘的砂、礫石，往往都有一定的圓度和不同的粒度。根據砂岩粒度的大小，可以將砂岩劃分為粗砂岩（粒徑0.5～2毫米）、中砂岩（粒徑0.25～0.5毫米）和細砂岩（粒徑0.05～0.25毫米）。對於砂、礫岩來說，充填、膠結物的成分也很重要。常見的膠結物有硅質、鈣質、鐵質和泥質等。
沉積岩的構造是指岩石本身的內部和外部的宏觀特徵，主要由各組分有規律的排列和組合所致。沉積岩最重要的構造為層理構造，它們往往是由成分不同、大小不一、顏色各異的顆粒有規律排列顯示的，代表水流或風等介質在搬運、堆積泥砂或生物碎屑時留下的痕跡和記錄。根據紋層排列的特點，層理可以再細分為：
1）交錯層理（斜層理）。由水流或風帶動砂丘移動所致，反映了較強的水流（風），層理面傾斜方向代表水流（風）的方向，故可用來指示和推斷岩石形成時的古水流方向或古風向。
2）波狀層理。代表由較弱的水流（風）在沉積物表面形成的起伏的波痕，反映了較弱的水或風動力環境。
3）水平層理。它是靜水環境下細沉積物一層一層地堆積的結果。
4）水平紋理。主要是沉積物在靜水環境下，由於其成分變化而顯示的層狀構造，比水平層理薄而且更有規則，延續得較遠。
沉積岩的層理類型
粉砂岩層面上的波痕
各種沉積岩的識別主要從觀察岩石成分、結構和構造以及膠結物特徵入手，可以按以下方法和程序進行：
第一步，根據岩石的層理構造和成分，確定所見岩石是否為沉積岩；然後，觀察岩石的結構、構造，確定是何種沉積岩。若岩石由明顯的顆粒組成，可見礫石和砂粒，而且層理發育，斷口粗糙，顯然是碎屑岩，否則是生物化學岩。
第二步，根據顆粒大小確定其碎屑岩具體類型，如中粒砂岩或細粒砂岩或泥岩等。
樂山大佛雕刻在三疊紀紅色砂岩中，該岩石有明顯的砂狀結構和層狀構造（層理）
第三步，根據顆粒成分和膠結物類型進一步確定其岩性類型，如中粒鈣質石英砂岩、泥質膠結細礫岩等。若是泥岩、黏土岩或生物化學岩，則主要通過鑒定岩石的礦物成分或古生物化石碎片進行識別。化學岩一般緻密較硬，貝殼狀斷口發育，而泥岩或黏土岩較軟，黏舌頭，水平層理和紋理發育。用滴稀鹽酸和燃燒的辦法可區分碳酸鹽岩（石灰岩）、硅質岩和鐵質岩以及油頁岩等類型。
2.2.3 變質岩特徵
（1）變質岩的形成
形成變質岩的主要變質作用有兩大類：一類是動力變質作用，是指岩層在構造活動帶（如板塊碰撞帶和巨大斷裂帶），受到強烈擠壓和高溫（主要是擠壓摩擦熱）的影響後，岩石發生結構、構造和成分的變化及岩石的變形而形成新的岩石的過程； 另一類是區域熱變質作用，是指已有岩層受到大規模岩漿侵入或火山噴發影響（主要是熱烘烤）後，岩石結構和礦物成分發生變化，形成新的岩石的作用。變質岩還包括那些在侵入體附近受岩體岩漿烘烤或被岩漿熱液物質交代而形成的新岩石。
由沉積岩變質形成的，稱為副變質岩； 由岩漿岩和變質岩轉化而成的，稱為正變質岩。
變質作用和變質岩的形成
（2）變質岩的類型和特徵
根據變質岩的母岩類型和形成機制，將最常用的變質岩分類簡化後介紹如下：
岩石與礦物
變質岩最主要的鑒定特徵是變質礦物類型、結構和岩石構造。特徵的變質礦物以片狀、纖維狀、針狀和長柱狀礦物為主，如絹雲母、黑雲母、白雲母、透閃石、陽起石、角閃石、紅柱石、藍晶石、矽線石等； 還有密度大的礦物，如石榴子石、剛玉、尖晶石等。此外，十字石、蛇紋石、滑石、綠泥石、透輝石等也是典型的變質礦物。
變質岩的構造特徵是其區別於其他岩石的最重要的特徵。除石英岩、大理岩為塊狀構造外，其餘均具有各種片理構造和反映擠壓特徵的褶皺、腸狀構造。主要變質構造如下：
由沉積岩（石灰岩）變質而成的變質岩（大理岩），緊密褶皺，小斷裂發育
千枚狀構造：原岩中的礦物成分未全部重結晶，其礦物成分尚不易辨認。但礦物定向排列明顯，裂面上有大量絹雲母顯絲絹光澤，小褶皺與撓曲發育。
片狀構造：大量片狀和少量粒狀礦物平行排列，岩石中礦物全部重結晶，肉眼可辨出礦物顆粒。
片麻狀構造：以淺色粒狀結晶礦物為主，暗色片狀礦物圍繞粒狀礦物作定向排列。
板狀構造：岩石因受擠壓後形成一組平行破裂面，又稱為板狀劈理，礦物有輕微重結晶。
塊狀構造：主要岩石為變粒岩、石英岩、大理岩等。
變質岩的鑒定可以分兩步。首先觀察岩石的結構和構造確定其大類，即是板岩、千枚岩、片岩、片麻岩還是粒狀岩或是變質砂岩等； 然後根據岩石內的主要礦物成分確定其岩類。例如，用肉眼看以片狀礦物為主，顯片狀構造，我們可以將其先定為片岩。經過仔細觀察，發現該標本的主要礦物為黑雲母，次要礦物為石榴子石。因此，最後將其命名為石榴子石黑雲母片岩。
10. 岩石鑒定概述
一、岩石與岩石鑒定的概念
岩石是天然產出的由一種或多種礦物（包括火山玻璃、生物遺骸、膠體）組成的具有穩定外形的固態集合體。它是地球發展到一定階段、由各種地質作用形成的產物。
岩石是以岩層或岩體形式構成地殼及地幔的固體部分，隕石與月岩也是岩石，但一般所說的岩石主要指組成地殼及上地幔的固態物質。
岩石學是地質學的一個分支，它是研究地球中（主要是地殼）岩石的一門科學。岩石鑒定主要研究岩石的分布、產狀、成分、結構、構造、分類、命名及含礦性等。岩石學除研究岩石鑒定的內容以外，還要詳細研究岩石的成因、演化、岩石與礦產的關系等，對其進行全面、深刻的分析研究和理論探討，而岩石鑒定對這些內容只做基本了解。可以說，岩石學包含了岩石鑒定。
在地質研究中，岩石始終是重要的研究對象。因為山脈、島嶼、平原土層之下與江河湖海的基底都是由岩石構成的，各種金屬與非金屬礦產，以及石油和煤等絕大多數都蘊藏於岩石中，有的岩石本身就是礦；而且岩石記錄了地殼和上地幔形成、演化的歷史。因此研究岩石對於進行地質調查與礦產勘查、開發地下水資源、設計工程建設，了解地殼-地幔的物質組成、起源、演化都具有十分重要的意義。
二、岩石的分類
根據形成岩石的地質作用不同，把岩石分為岩漿岩、沉積岩、變質岩三大類。一般來說，三大類岩石在成分、結構、構造及產狀等方面各具特色，彼此之間有明顯的區別，研究方法也不盡相同。但有時並不能截然分開，其間有的逐漸過渡，有的由於形成的地質作用不是孤立的，不能簡單地歸為哪一種成因。實際上，三大類岩石彼此有著密切的聯系，其相互演變的關系可用圖0-1 表示，不過這種演變關系並不是簡單的循環重復，而是不斷地向前發展的。
圖0-1 三大岩類相互轉化示意圖
（轉引自於炳松等，2012）
三大類岩石的分布情況各不相同，沉積岩主要分布於大陸地表，占陸殼面積的75%，但距地表越深，則岩漿岩和變質岩越多，沉積岩越少。
三、岩石鑒定的研究方法
1.野外地質調查
主要是通過野外地質填圖與剖面測量，對岩石的成分、結構、構造、產狀、分布、時代、生成順序、各類岩石的共生組合、岩相變化以及岩體與礦產的關系作詳細的觀察描述，同時做出初步分析和推論，還應採集適當的標本樣品，以供室內進一步研究。野外研究是極為重要的，它是全部研究工作的基礎。
2.室內研究
應用野外所收集的資料，在室內進行分析研究，目前採用的方法有：岩相學研究、岩石化學研究。
（1）岩相學研究：主要是利用偏光顯微鏡、弗氏台、電子顯微鏡、X射線分析、差熱分析、電子探針等方法，詳細研究岩石的礦物成分、結構、構造、各種組分的相對含量，從而為確定岩石類型、成因等提供必要的資料。
（2）岩石化學研究：主要採用全岩分析、單礦物分析、同位素、光譜分析、染色法等，研究岩石化學成分、微量元素的賦存狀態和地球化學特徵，以便了解岩石的演化規律和與成礦的關系。
3.三大類岩石認識的路徑
岩石鑒定的主要目的，就是對岩石進行全面的認識，綜合掌握岩石各方面的特徵。認識岩石，也有其內在的規律，掌握和遵循這些規律，可以收到事半功倍的效果。
（1）岩漿岩應從了解岩漿作用、岩漿演化出發，沿著岩漿岩化學成分、礦物成分逐漸變化的路徑，認識各類岩漿岩。
（2）沉積岩應從了解其形成過程出發，沿著各種風化產物的搬運、沉積、成岩的路徑，認識各類沉積岩。
（3）變質岩應從變質作用的類型出發，沿著變質作用的因素、變質作用的方式及變質原岩恢復的路徑去認識各類變質岩。
四、岩石鑒定與其他學科的關系
岩石鑒定是岩石學的基本內容之一，是國土資源調查專業、區域地質調查與礦產普查專業的一門核心專業基礎課程。要認識岩石，就必須具備普通地質學、結晶與礦物學基礎、晶體光學與光性礦物學、物理、化學、計算機知識等學科的知識；要對岩石進行測試分析，需要熟悉或掌握各種測試和分析方法的知識、技術及設備。同時，岩石鑒定的成果，又可廣泛地應用於古生物地史學、構造地質、遙感地質、大地構造、礦床地質、礦產勘查、環境地質、水文地質、工程地質等學科，是學習這些課程必不可少的基礎。