1. 岩石学特征及孔隙类型
1.岩石学特征
据岩石铸体薄片观察和鉴定，三肇凹陷扶杨油层储集层岩石学主要特征如下:
1)岩石类型主要为长石岩屑砂岩和岩屑砂岩，颗粒成分主要有石英、长石和火成岩、变质岩、沉积岩岩屑，其中石英颗粒占16%～40%，长石颗粒占≤1%，岩屑颗粒占45%～70%。岩屑颗粒中火山岩岩屑占37%～65%，高含量的火山岩长石岩屑砂岩和岩屑砂岩是三肇凹陷扶杨油层储集岩石学的显着特征(图4-2)。
2)未接触颗粒间和接触颗粒间的泥杂基或泥基质含量为2%～10%(图4-3)。胶结物以方解石比较常见，占1%～4%，个别样圆猛告品中达14%(图4-4)，含铁方解石少见。个别样品中还见到硬石膏，最大含量达4%(图4-5)，有的为黄铁矿，占5%(图4-6)。此外，次生加大石英和次生加大长石常见，但量不大，最多达1%(图4-7，图4-8)。岩石颗粒以0.1～0.25mm为主，粉砂岩以0.03～0.1mm为主，分选性好，磨圆度为次圆。砂岩整体上为颗粒支撑，碎屑颗粒以线接触为主，有少数点接触和凹凸接触，未见缝合线接触。胶结类型以孔隙式胶结为主，少数样品为接触式胶结和接触孔隙式胶结(图4-9，图4-10)。
图4-2 方解石孔隙式胶结，长石次生加大和泥化
图4-3 孔隙-接触式充填的泥杂基
图4-4 方解石孔隙式胶结
图4-5 硬石膏孔隙式充填
图4-6 黄铁矿斑块状分布，细砂质粉砂岩
图4-7 石英次生加大，细粒长石岩屑砂岩
图4-8 长石次生加大，细粒长石岩屑砂岩
图4-9 碎屑石英颗粒线接触，细粒岩屑砂岩
图4-10 颗粒接触类型和胶结类型的关系
2.孔隙类型
据铸体薄片镜下观知没察和鉴定揭示，三肇凹陷扶杨油层储层孔隙类型主要有:粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、颗粒溶孔和泥质微孔等，具体特征如下:
1)粒间孔:砂岩一般为颗粒支撑，在颗粒与颗粒之间或颗粒与胶结物之间分布。这种孔隙的分布与沉积环境有关，它们在沉积时为原生孔隙，经成岩作用减小形成残余粒间孔(图4-11)。
2)粒间溶孔:分布在颗粒与颗粒之间或颗粒与胶结物之间，与粒间孔不同的是颗粒边缘或胶结物遭溶蚀，形成粒间溶孔，其特征是颗粒边缘不规则，呈港湾状(图4-12)。
3)粒内溶孔:泥岩岩屑、火山岩岩屑和长石颗粒遭溶蚀，形成粒内溶孔。有的颗粒甚至整个被溶蚀，形成颗粒溶孔(图4-13)。有的几个颗粒和胶结物遭溶蚀，形成较大溶孔，剩下颗粒漂浮在较大溶蚀孔隙之中(图4-14)。
4)泥杂基微孔隙(或称泥基质微孔):一般认为孔隙直径小于0.5mm的孔隙为微孔隙，在扫描电镜下可清晰地辨认。铸体薄片显微镜下观察微孔特征比较模糊，在染色树脂未能注入微孔的情况下则无法辨认，因而统计微孔时估计的微孔值偏低。
泥质砂岩和粉砂岩都普遍有显着的微孔，虽然可以形成百分之十几的孔隙度，但渗透率极低。在这类具小孔径和高表面积的岩石中，束缚水含量很高。
泥杂基微孔隙有两类:一类是分布于未接触颗粒间的泥杂基微孔隙(图4-15);另一类是充填于接触颗粒间的泥杂基微孔隙(图4-16)。
表4-1是对扶杨油层11块样品岩石铸体薄片观察鉴定后的储层孔隙类型统橘明计结果。从表中可以看出，1、6、9号样细粒岩屑砂岩中以粒间溶孔为主，其次为粒间孔、粒内溶孔、颗粒溶孔和泥杂基微孔，面孔率为8%～10%，空气渗透率为(1.61～7.96)×10-3μm2，属低渗透率储层中较好和中等的一类;其他样品中有的以粉砂岩中泥杂基微孔隙为主(如4号样)，有的以细粒岩屑砂岩中充填颗粒间泥杂基微孔为主(如5、7号样)，有的则为粒间溶孔和泥杂基微孔混合型(如2号样)，面孔率为0.2%～3.0%，空气渗透率为(0.124～0.195)×10-3μm2，属低渗透率储层中差的一类。
图4-11 少量粒间孔隙，细粒岩屑砂岩|州2井，泉三段，|深1903.33m，单偏光，5×10倍
图4-12 不规则粒间溶孔，细粒长石岩屑砂岩
图4-13 颗粒内溶孔和整个颗粒被溶蚀形成
图4-14 颗粒内溶孔和几个颗粒与胶结物被溶蚀形
图4-15 分布于接触颗粒间的泥杂基微孔
图4-16 充填于接触颗粒间的泥杂基微孔
表4-1 三肇地区扶杨油层储集岩孔隙类型
注:面孔率是根据铸体薄片下观察估计的;一些岩样(如3号、8号样)粉砂岩中泥杂基微孔发育，但由于未注入浸染剂，未统计在内。
2. 野外鉴定三大岩类的基本方法
岩石是由一种或几种矿物或岩屑组成的集合体。根据成因可把岩石分为沉积岩、岩浆岩、变质岩三大类。在野外观察和描述地质现象时，首先必须识别构成各种地质现象的岩石类型，识别的正确与否将会影响到后面一系列工作的进行，所以常把三大岩类的野外鉴定方法作为一项重要的实习内容来训练。对于地质工作者来说，在野外能否正确鉴定出各类岩石是非常重要的，也是最基本的、必备的技能。由于在野外鉴定岩石受到条件的限制，因此，要鉴定出每块岩石的确切名称是很困难的，尤其是对于一年级学生就更难了。但是，只要掌握一些基本的方法和规律，主要大类的区别还是较容易的。通过本次实习，学生必须达到在野外较熟练地区分三大岩类和识别一些常见岩石的要求。
在野外鉴定岩石名称可按下列步骤进行：①观察岩石的总体外貌特征（构造），初步鉴别出属于三大岩类的哪一类；②借助放大镜、小刀，观察岩石的物质成分（矿物、碎屑物、胶结物）；③根据岩石的结构特征定出次一级岩石类型；④根据岩石的产出状态定出岩石的名称。例如，岩石在外貌上成层性很好，发育沉积层理，从而可确定为沉积岩；岩石由碎屑物和胶结物组成，可知是碎屑沉积岩；碎屑物主要为石英、长石，岩石具粗粒结构，所以岩石的名称为粗粒长石石英砂岩。
（一）沉积岩
沉积岩是在表层地质作用过程中，经沉积、成岩作用形成的岩石，主要分布于地表或近地表。
1.沉积岩的宏观特征
1）具有明显的成层性，是一层层叠置在一起的，这一特征是沉积岩的层理构造。它与岩浆岩的块状构造、变质岩的片状构造有很大的差别。这也是野外鉴定沉积岩的主要标志。
2）沿垂直层理方向，岩石的物质成分常有规律地变化，有时相同的物质成分会相间出现，组成多个沉积韵律。
3）常发育一些沉积构造，如交错层理、水平层理等，以及一些层面构造，如雨痕、龟裂、波痕等。
4）在碎屑沉积岩中，物质成分可分为两部分，即碎屑颗粒和胶结物。碎屑颗粒常是一些较稳定的矿物，如石英、长石、白云母等，或者是岩石碎屑，通常它们具有一定的磨圆度。胶结物粒度很细，肉眼看不见颗粒大小，只见碎屑颗粒表面包有一层很细的物质，其成分不同于碎屑颗粒，主要有铁质、钙质、硅质、泥质等。
5）化学沉积岩通常颜色较深，无碎屑结构，见不到矿物颗粒，致密块状构造。
6）常含有生物化石或遗迹化石。
7）在地貌上，沉积岩出露地区常由陡壁和缓坡构成，并相间出现，沿层面方向形成缓坡。
2.沉积岩野外分类命名
野外采用成分-结构分类方案，不涉及岩石成因。首先按组成沉积岩的主要成分划分大类，如陆源碎屑岩类；然后再根据结构划分基本岩石类型（表3-1）。
表3-1 沉积岩野外分类方案
注：引自朱勤文编，1989，岩石学简明教程，中国地质大学出版社。
（二）岩浆岩
1.岩浆岩的宏观特征
岩浆岩是由岩浆或熔浆冷凝结晶或由火山碎屑物堆积而成的岩石，常具有以下特征：
1）侵入岩无层理现象，具块状构造。喷出岩多具气孔、杏仁、流纹等构造。这些构造是岩浆岩区别于其他岩石的重要特征。
2）组成岩石的矿物成分较复杂，既有稳定的矿物，如石英、长石，又有在地表条件下不稳定的矿物，如橄榄石、辉石、角闪石、黑云母。
3）矿物颗粒不具磨圆度，具有特定的晶形。深成岩具全晶质结构，矿物颗粒之间为直接接触，没有像“胶结物”之类的物质。喷出岩具斑状、似斑状结构，斑晶常保存矿物自身的形态（棱、角明显），完全不同于沉积岩的碎屑颗粒；基质为隐晶质、显晶质或非晶质，其成分与斑晶基本相同。
4）侵入于沉积岩中的浅成岩，在产状上与沉积岩一致或不一致。当不一致时，如岩墙，浅成岩很易鉴别出来。当一致时，如岩床、岩盘等，可根据矿物成分、结构、构造等特征加以区分。
5）岩浆岩中一般不含生物化石。
6）在地貌上，如果没有构造的影响，它常形成波状起伏的地形，而不会出现像沉积岩地区的陡壁和缓坡相间排列的现象。
2.岩浆岩野外分类命名
根据岩浆侵入到地壳中或喷出地表，可分为侵入作用和喷出作用，相应地形成侵入岩和喷出岩。按照侵入深度，侵入岩又进一步分为深成侵入岩和浅成侵入岩，前者包括岩基和岩株，后者包括岩床、岩盖、岩盆、岩墙或岩脉。喷出岩又分为熔岩和火山碎屑岩。不同类型岩浆岩的野外分类命名往往采用不同的标准（朱勤文，1989；赵温霞，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类命名表
注：引自赵温霞，2003；表中Alf—碱性长石；Pl—斜长石；Hb—普通角闪石；Prx—辉石；Ol—橄榄石。
表3-3 浅成侵入岩野外分类命名表
注：据朱勤文，1989，转引自赵温霞，2003；有修改。
表3-4 主要熔岩野外分类命名表
续表
注：据朱勤文，1989，转引自赵温霞，2003；有删改。
表3-5 火山碎屑岩野外分类命名表
注：据孙善平，1986，转引自赵温霞，2003；有删改。
（三）变质岩
变质岩是由原岩经变质作用形成的，因此，在物质成分及结构、构造等方面都比较复杂。概括起来，变质岩具有以下几个特点：
1）具有一些特征构造，如板状构造、片状构造、片理构造等，矿物常具定向排列。
2）具有一些特殊的变质矿物，如绢云母、红柱石、石榴子石等。
3）不同类型的变质岩在分布上具有一定的规律性。接触变质岩分布于岩浆岩与围岩的接触带上；动力变质岩沿断裂带分布；区域变质岩大面积分布，与大地构造单元的类型相关。
在野外通常根据构造、结构和成分，对变质岩进行分类，主要类型如下：
区域变质岩——板岩、千枚岩、片岩、片麻岩、麻粒岩、变粒岩
接触变质岩——大理岩、角岩、矽卡岩
动力变质岩——糜棱岩、碎裂岩
混合岩化变质岩——混合岩
（四）岩性描述的方法及内容
在野外除记录一些地质现象和认识岩石外，还要对所见到的岩石进行岩性描述，以便自己和他人查阅。岩性描述的常规方法是先外观、后内部；先总体、后局部。观察要仔细，描述要认真，术语要准确。描述内容包括岩石的颜色、成分、结构、构造、产出状态及时代等。
1.岩石的颜色
指岩石的总体外观（新鲜面）的颜色。由于岩石出露地表，经风化作用后，它的表面颜色和新鲜面颜色常不一致，描述时须加以区分，如灰岩的风化面为灰白色，新鲜面为深灰色。有些岩石由于成分较复杂，颜色也较杂，描述时可以一种颜色为主，前面加上修饰词，如浅红色、黄绿色、灰黄色等；如果各种颜色平分秋色，可用杂色来形容。描述时还可采用类比法，如橘黄色、砖红色、肉红色等。
2.岩石的成分
指岩石的物质组成。不同类型的岩石，其物质组成相差很大，如花岗岩主要由钾长石、
图3-6 物质成分标准含量图
斜长石、石英、黑云母等组成；石英砂岩主要由石英组成等。无论是何种岩石，在野外描述时，除了描述主要矿物名称外，还要描述各种矿物的相对含量。矿物含量的确定，常参照标准含量图进行估测，见图3-6。例如，花岗岩主要由钾长石（35%）、斜长石（30%）、石英（25%）、黑云母（4%）等组成。在野外，矿物成分的鉴定一般用肉眼或借助于放大镜、小刀、盐酸、条痕板等进行，因此，要求学生记住一些常见矿物的鉴定特征，如石英、钾长石、斜长石、角闪石、辉石、黑云母、石榴子石、方解石等，否则在野外要对这些矿物进行鉴定就束手无策了。
3.岩石的结构
指岩石组分的结晶程度、形态、颗粒大小及其相互关系。岩石的结构与成因密切相关，不同成因的岩石具有不同的结构，如碎屑沉积岩具碎屑结构，深成侵入岩具全晶质结构，大理岩具变晶结构。
结晶程度是指组成岩石的物质的结晶差异，分为晶质和非晶质，晶质又分为显晶质（肉眼能观察到矿物颗粒大小）和隐晶质（肉眼观察不到矿物颗粒大小）。如深成侵入岩的花岗岩都是由结晶矿物组成的，它是全晶质的；喷出岩的安山岩是由部分的结晶矿物（斜长石、角闪石）和未结晶的物质组成的，它就是半晶质的；黑曜岩由未结晶的玻璃质组成，它就是非晶质的。肉眼区分隐晶质与非晶质的简易方法是：隐晶质的岩石表面光泽较暗淡，断面为参差状；而非晶质的岩石表面常呈现玻璃光泽，断面为贝壳状。
形态是指组成岩石的矿物的外形，对非晶质就无形态可言了。在碎屑沉积岩中，形态实际上是指矿物或岩屑的磨圆度，描述时，常分为4个等级：棱角状、次棱角状、次圆状、圆状。在岩浆岩和变质岩中，常用自形、半自形和他形来描述矿物的形态。
自形是指矿物自然结晶的形态；半自形是指矿物部分具自然结晶形态，而其他部分为非矿物的自然形态；他形是指矿物无自然结晶形态（图3-7）。
图3-7 石英的形态
（1）自形；（2）半自形；（3）他形
颗粒大小是指矿物的粒径。对于不同类型岩石，粒径的划分标准和等级不一样。表3-6的结构是指矿物颗粒的绝对大小，如果岩石以某粒径的矿物或碎屑占绝对优势（＞80%），就可以称这种粒径等级的结构。根据岩石矿物颗粒的相对大小，又可分为等粒和不等粒结构。不等粒结构中，常见的有斑状结构和似斑状结构。沉积岩分选性的差异实际上就表现出等粒和不等粒的特点。
4.岩石的构造
指组成岩石的物质成分的分布特点及排列方式。若矿物在岩石中均匀分布，没有定向性，就称为块状构造。在沉积岩中常见的有层理构造和层面构造，根据每个单层的厚度，又可进一步划分出巨厚层（＞1m）、厚层（1～0.1m）、中层（0.1～0.03m）、薄层（＜0.03m）等。火山岩常见的有气孔构造、杏仁构造、流纹构造。变质岩有片理构造。
5.岩石的产出状态
指岩石的空间位置。岩浆岩的产出状态分深成侵入体（岩基、岩株）、浅成侵入体（岩墙、岩床、岩盆、岩盘、岩鞍等）和喷出岩。沉积岩和变质岩的产出状态就是指产状。
6.岩石的时代
即岩石的形成时代。对于沉积岩，它产于何时代的地层中，地层的时代就是岩石的形成时代。若是岩浆岩可根据它与围岩的侵入接触关系、同位素测年或区域资料来确定时代。
表3-6 不同岩石的粒度划分对比表（单位：mm）
岩性描述举例：
花岗岩：风化面为浅灰色，新鲜面为肉红色。主要矿物有钾长石（35%）、斜长石（30%）、石英（25%）、黑云母（4%）等。钾长石、斜长石为半自形，粒径以6mm为主；石英为他形，粒径以3～6mm为主；黑云母呈片状。粗粒等粒结构，块状构造。
以岩株形式侵入于沉积岩中，根据测年资料形成于早白垩世。
（五）北戴河实习区常见岩石
1.沉积岩
1）石英砂岩：风化面为灰色，新鲜面为灰白色，主要矿物为石英（＞95%），粗至细粒结构，块状构造，交错层理发育，产于新元古代地层中。
2）长石石英砂岩：风化面为褐灰色，新鲜面为黄灰色，主要矿物有石英（45%）、长石（40%），中至细粒结构，块状构造，产于晚石炭世和二叠纪地层中。
3）泥质砂岩：风化面为褐灰色，新鲜面为灰黄色，砂粒成分以石英、长石、岩石碎屑为主，含较多的泥质，泥质砂状结构，层理构造发育，产于晚石炭世和二叠纪地层中。
4）页岩：风化面为褐灰色，新鲜面为灰黄、灰绿、黄绿色，成分以泥质、粉砂为主，泥质结构，页理发育，产于晚石炭世和二叠纪地层中。
5）灰岩：风化面为浅灰色，新鲜面为深灰色，成分为碳酸钙，局部重结晶形成方解石，砂晶、泥晶结构，块状构造，形成时代为寒武纪、早-中奥陶世。
6）竹叶状灰岩：风化面为灰色，新鲜面为深灰色，成分为碳酸钙，内碎屑结构，内碎屑的横断面为竹叶状，平面为饼状或圆状、椭圆状，层理构造发育，产于寒武纪和早奥陶世地层中。
7）泥质条带灰岩：风化面为灰色，新鲜面为灰黄色，由薄层灰岩和泥质条带互层组成，泥质结构，水平层理发育，产于寒武纪和中奥陶世地层中。
2.岩浆岩
1）石英正长岩：风化面为灰黄色，新鲜面为浅肉红色，主要矿物有钾长石（80%）、石英（7%），钾长石自形或半自形，石英他形，次要矿物有黑云母和角闪石（6%），似斑状结构，块状构造。斑晶为钾长石，斑晶的中心为灰白色钾长石，而外围为浅肉红色钾长石。以岩株侵入，形成于燕山期。
2）辉绿岩：灰绿色，主要矿物为斜长石和辉石（＞95%），具辉绿结构，块状构造，以岩墙侵入于石英正长岩中，形成于燕山期。
3）似斑状花岗岩：风化面为灰黄色，新鲜面为浅肉红色，主要矿物有钾长石（40%）、斜长石（25%）、石英（25%），次要矿物为黑云母（5%），似斑状结构，斑晶为钾长石，块状构造，以岩墙侵入于下奥陶统中。
4）黑云母花岗岩：风化面为黄褐色，新鲜面为浅肉红色，花岗结构、中粒结构，块状构造，形成于新太古代（
自形-他形，粒径3～4mm，镜下观察，晶体普遍发生绢云母化，常被钾长石交代成港湾状、蠕虫状、缝合线状等，部分斜长石被钾长石、石英所交代，仅剩微量残留；钾长石为半自形-他形，大小2～4mm，镜下观察，晶体发生高岭土化；黑云母呈鳞片状-不规则状，大小不等，一般0.1～1mm，多褪色转变为白云母，少量发育绿帘石化。副矿物为榍石、磷灰石、磁铁矿等。次生矿物为白云母、绿帘石等。岩石风化强烈者，呈松散的沙粒状。区域上，由于长期遭受风化，钾长石、斜长石已转变成高岭土，使风化面呈灰白色。
5）正长花岗岩：浅肉红色-黄褐色，半自形粒状结构、交代结构，块状构造，局部似片麻状构造，形成于新太古代（
6）辉石安山岩：灰色，斑状结构，基质玻基交织结构，杏仁或块状构造，斑晶含量占25%～30%，由0.3～1mm的斜长石和辉石构成，个别辉石被绿泥石所交代，基质由条状斜长石、玻璃质（已脱玻化为隐晶长石）及微量磁铁矿构成。副矿物为磁铁矿。
3. 变质岩区地质构造特征研究
变质岩区地质构造环境比较复杂，但是变质岩区的地质构造活动和成矿关系十分密切，因此必须对变质岩区地质构造环境开展必要的深入的研究工作，编制变质岩区地质构造图。由于我国区域地质调查工作大部分从20世纪60年代到80年代完成，不同时期填制的地质图对地质特征的认识水平差别较大，因此必须按照新的理论观点对原有的资料进行综合分析，必要时应当开展野外补充调查工作，才能对变质岩区地质构造环境达到一定的认识程度，满足矿产预测工作的基本要求。变质岩区地质构造研究工作方法适用于陆块基底和造山带的构造研究。
一、区域变质作用特征研究
1.变质岩岩石学研究
岩石矿物成分组合、结构构造、矿物形成世代、标型特征、岩巧咐石化学特征、地球化学特征、包括微量元素稀土配分等。恢复原岩建造，分析变质作用过程中物质成分的迁移特征。
2.划分变质相带
确定空间分布特征，编制变质相带图。根据变质相带分布特征，分析构造热事件期次及空间分布特征，确定热中心。
3.常见区域变质相矿物组合（据马文璞，1992）
（1）蓝片岩相：高压低温变质作用形成。
发育蓝闪石＋硬玉、蓝闪石＋绿辉石、蓝闪石＋硬玉＋石英等特征组合。和绿泥石、多硅白云母、黑硬绿泥石、绿帘石、榍石、钠长石和石英共生。
（2）绿片岩相：重结晶作用早期阶段。
钠长石＋绿帘石＋石英，原岩为泥质岩中可见多硅白云母、绿泥石、榍石，有时出现黑云母。原岩为基性时可见绿泥石、阳起石、黑硬绿泥石、方解石。原岩为镁质岩石时可见叶蛇纹石、滑石和透闪石。
（3）绿帘石-角闪石相：变质作用中低级阶段，在绿片岩相和角闪岩相间过渡。
钠长石＋绿帘石＋普通角闪石。
（4）角闪石相，变质作用进入高级阶段。
普通角闪石＋斜长石，典型矿物组合和原岩成分有关。
泥质岩：石英＋硅线石＋黑云母＋白云母。
钙质岩：方解石＋透辉石＋透闪石（＋钙铝榴石＋黝帘石）
中基性岩：普通角闪石＋斜长石＋绿帘石＋硅线石
镁质岩：透闪石＋叶蛇纹石＋滑石＋直闪石。
（5）麻粒岩相：区域变质作用最高级阶段。典型矿物组合和原岩成分有关。
泥质岩：石英＋条纹长石＋矽线石＋铁铝榴石（＋黑云母、蓝晶石）
中基性岩：斜长石＋透辉石＋紫苏辉石（＋石榴石）
钙质岩：方解石＋透辉石＋镁橄榄石（＋方柱石孝孙纯、刚玉）
镁质岩：镁橄凯裂榄石＋顽火辉石＋尖晶石。
二、绿岩地体研究
绿岩带是指分布于太古宙古老陆块中的变质火山岩及变质沉积岩组成的变质地体。对成矿作用关系极为密切。现以绿岩带研究为主，同时对与其相关的花岗质岩石，以及高级变质基底区岩石特征简要介绍如下：
1.绿岩带地体特征
（1）绿岩带地体一般为宽数km至数十km，长数百km的带状或不规则带状地体，形成大量铁镁质矿物，呈向形构造，分布于大片花岗质岩石之中，变质一般为中低变质相，（高绿片岩相－低角闪岩相）。
（2）绿岩带下部层位为变质火山岩系列，主要岩石成分为拉斑玄武岩系列至钙碱性火山岩系列的变玄武岩、变安山岩为主。在火山岩系底部常见超镁铁质岩，有的地区发育有特殊的鬣刺结构，称为科马提岩，我国发现的主要是科马提质玄武岩相似的超镁铁质岩，也有发现科马提岩的报道。火山岩系上部成分为长英质火山岩类，由变粒岩、浅粒岩、云母石英片岩、绢云绿泥片岩等组成。绿岩带上部层位为变质沉积岩系，成分以碎屑岩、泥质岩类为主，有的地区发育碳酸盐类。
（3）构造特征：经历了强烈的多期变形作用，形成复杂的推覆片体，褶皱片体，常见岩浆底辟作用，韧性剪切带发育。经历了多期叠褶，发生强烈的构造置换作用，经常形成等斜褶皱造成的假单斜堆垛岩系。
2.花岗质岩石特征
构成花岗绿岩地体的另一部分主要是花岗质岩石、花岗质岩石分布范围比较广，一般形成时代和绿岩地体形成时代相近或稍晚，主要有片麻状花岗质杂岩体，底辟式花岗质岩基，钾质花岗岩侵入体。
（1）片麻状花岗质杂岩体占花岗绿岩地体中花岗质岩石的主体，岩性由片麻状英云闪长岩、奥长花岗岩、片麻状花岗闪长岩、片麻状二长花岗岩等岩石组成，和绿岩带接触带呈不规则状或过渡变化，岩体内常见绿岩包体。属绿岩带同构造岩浆活动产物。
（2）底辟式花岗质岩基：岩性由花岗闪长岩、英云闪长岩、奥长花岗岩组成、一般是等轴状分布。和围岩界线清楚，边部发育绿岩包体。一般在绿岩带变质－变形早期侵位。
（3）钾质花岗岩侵入体：呈小型长条状、不规则状、岩性为：二长花岗岩、钾长花岗岩等组成。属绿岩带变质变形作用晚期侵入。
3.绿岩带基底构造特征
研究花岗-绿岩地体必然涉及基底构造，称为高级变质区，属于太古宙陆核最古老的地体。变质程度达到高角闪岩相-麻粒岩相。该类地体过去往往和花岗绿岩地体没有严格划开，以“混合岩”处理，随着研究的深入，与花岗－绿岩地体之间存在显着的区别。其特征如下：
（1）“高级区”面积达到几百到上千km2，主要形成大小不等的椭圆形和不规则花岗质岩石构成的穹隆，其中80%以上由花岗岩类组成；由斜长角闪岩等岩类组成的表壳岩，呈包裹体赋存于花岗质岩石之中。
（2）花岗质岩石特征：高级区花岗质岩石岩性一般为灰色片麻岩、紫苏花岗岩组成，按照矿物成分和岩石化学、地球化学特征可以恢复为3种花岗岩：英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩、称为TTG组合。其主要特征为SiO2含量高，Na2O＞K2O，矿物含量以斜长石为主，微量元素，稀土元素特征均反映岩浆深源成因特征。
（3）麻粒岩包体特征：高级区经常发育麻粒岩包体，主要成分由石榴石、斜长石、单斜辉石、紫苏辉石、角闪石、黑云母等组成。低Si，高Al，高FeO，贫Mg、低碱特征。此外，还可见到角闪岩包体由镁角闪石、斜长石、透辉石、黑云母组成。
（4）表壳岩：在高级区残留有面积较小的支离破碎的表壳岩。主要岩性为：超镁铁质岩类，辉石岩、角闪石岩等基性岩类，斜长辉石岩，斜长角闪岩，基性麻粒岩等。中酸性岩类包括中性斜长角闪岩类、斜长变粒岩、浅色麻粒岩类、斜长片麻岩类、变粒岩类、浅粒岩类等。此外有磁铁石英岩类。例图见图2-5、图2-6。
图2-5清原-夹皮沟花岗岩－绿岩带地质图
（据李俊建、沈保丰等，1994）
1.晚太古界绿岩带（清原群、夹皮沟群、和龙群）；2.中太古界高级区表壳岩（辉南群、龙岗群）；3.晚太古代钠质花岗岩；4.晚太古代钾质花岗岩；5.中太古代钠质花岗岩；6.紫苏花岗岩；7.燕山期花岗岩；8.华力西期花岗岩；9.韧性剪切带；10.断层及推测断层
图2-6清原地区太古宙地质图
（据李俊建、沈保丰等，1994）
1.后太古宙地层及岩浆岩；2.清原群组透由组；3.清原群金凤岭组；4.浑南群石棚子组；5.浑南群景家沟组；6.英云闪长岩；7.花岗闪长岩；8.英云闪长－奥长花岗岩；9.英云闪长质片麻岩；10.花岗闪长质片麻岩；11.奥长花岗质片麻岩；12.紫苏花岗岩；13.燕山期花岗岩；14.华力西期花岗岩；15.钾质花岗岩；16.变质花岗岩；17.粗斑状糜棱岩；18.糜棱岩；19.岩相界线；20.断层及推测断层；21.不整合；22.地理界线
三、变质核杂岩构造
（1）变质核杂岩的概念不同的研究者认识不完全相同。现将描述性特征说明如下：一般指深变质基底构造呈穹状或长垣状出露，形成“背形”构造，周边被盖层环绕基底，由古老深变质岩类（包括变质火山岩、沉积岩和侵入岩）组成，其顶部发育剪切滑脱带。
（2）变质核杂岩一般认为由于深部岩浆上拱而形成，或者由于伸展构造造成岩层减薄，深部基底上隆而形成。反映了深部热动力作用。
四、韧性剪切带
变质岩区控制构造格架，变质作用，岩浆活动的主要构造是韧性剪切带，因此识别韧性剪切带十分重要。韧性剪切带，规模大小不等，大者达数百上千km。某些板块主要边界多受韧性剪切带控制。其主要特征：
（1）韧性剪切带由线性强变形带与其间弱变形断片或岩块相间组成，强变形带主要形成糜棱岩类岩石，发育面理、线理、形成不同强度的线状带。
（2）韧性剪切带形成的构造岩石主要为糜棱岩类，根据其基质动态重结晶程度又可划分为各类由初糜棱岩到糜棱岩、超糜棱岩，直至形成构造片岩、构造片麻岩。高压应力矿物常见有：蓝闪石、硬柱石、柯石英、硬绿泥石、多硅白云母等。岩石中常可见平行面理的条带状长英质细脉、石英细脉等。
（3）韧性剪切带有关的宏观标志：
a.鞘褶皱，一般发育于剪切带强烈剪切部位，拉伸线理与褶皱平行。
b.新生面理：由矿物及矿物集合体定向分布形成面理。
c.拉伸线理：柱状矿物，板状矿物、平行定向，有的矿物颗粒被拉长，如所谓石英“扒丝”。
五、剥离断层
（1）主要指向深部变缓的大规模低角度正断层，向上和高角度正断层联合，剖面上造成部分地层缺失。
（2）上下盘岩石变形有明显区别，上盘以脆性伸展变形为主，下盘为韧性流变变形，发育糜棱岩，下盘岩石变质较深，上盘岩石弱变质或不变质。
（3）剥离断层经常成为不同构造层分界面。地表常常形成类似“飞来峰”和“构造窗”的“残留峰”，“剥离窗”。
六、构造混杂岩带
构造混杂岩带主要发育于不同板块接合带之间，一般长达数百km，宽数km至数十km。特征如下：
（1）不同时代，不同成因岩石互相混杂，包括深海相蛇绿岩、玄武岩、硅质岩、薄层远洋灰岩及陆缘沉积、杂砂岩、砂岩、泥岩类相互混杂堆积。
（2）多相变质岩混杂，可见高压变质岩类如榴辉岩相岩石、发育蓝闪石、硬柱石等应力矿物，有的形成含有柯石英、金刚石等标志矿物的超高压变质带。
（3）地层叠置关系混乱，形成基体和岩块两部分，基体物质一般由千枚岩、板岩、片岩等碎屑物组成，外来岩块由大小不等的包体组成，有榴辉岩、榴闪岩、镁铁质岩、蓝闪石片岩、硅质岩、灰岩、砂岩等等。
（4）有的地区出现低温高压变形变质带和高温低压结晶带并列的双变质带。
七、走滑剪切带
（1）走滑剪切带一般指近直立的断裂面，两侧岩块发生相对水平剪切运动，规模较大，长达上千公里或数千公里，位移达数十至上百km，一般浅部以脆性变形为主，深部以韧性变形为主。
（2）一般分为纵向走滑和横向走滑两类。纵向走滑主要与造山带平行延伸，经常沿地体拼合带发生，横向走滑，贯穿造山带或大陆地块。
八、多期褶皱研究
变质岩区褶皱叠加十分常见，因此应加以判别。一般通过编制岩性图的方法进行判别。根据特殊标志层，在图面上勾绘包络面的地质界线，如果发现异常形态（如穹盆状、弯钩状等），即应加以分析，必要时，通过野外调查寻找转折端，收集必要的面理、线理资料，以确定褶皱期次，以及构造应力场。
叠加褶皱的识别标志：
（1）早期褶皱轴面有规律的再褶皱；
（2）早期褶皱伴生的面理和韧性剪切面有规律地弯曲；
（3）两组不同类型和不同方向的面理有规律地交切；
（4）褶皱枢纽和伴生线理有规律地弯曲；
（5）褶皱位态有规律地倾竖或斜卧；
（6）大型褶皱转折端处存在横卧小褶皱，且大小褶皱轴面正交；
（7）大型褶皱岩层内发育有无根褶皱，香肠构造呈有规律地弯曲并在转折端横卧；
（8）穹隆和构造盆地呈等间距规律分布；
（9）褶皱平面或剖面形态各异，地质界线回曲，甚至呈镰状、耳状、蘑菇状和复杂多样形态。
九、古断裂的判别
（1）新断裂追踪，迁就古断裂；
（2）断层岩重新挫碎，成分复杂，结构构造被改造，新老断层岩共存。
（3）断层标志多样化，发育多向擦痕，断层角砾岩透镜体化等；
（4）多期次侵入岩体共存于断裂带中或与其成生联系有关的同一构造体系中；
（5）新断层重接、斜接、反接、截接古断裂。
以上第（二）、（三）、（四）、（五）、（六）、（七）、（八）、（九）等部分的内容根据傅昭仁、蔡学林（1996）。
十、变质岩区地质构造图的编制
例图见图2-7。
图2-7豫西秦岭群构造地质图
（据刘国惠、张寿广等，1993）
1.白垩系；2.上三叠统；3.上古生界；4.下古生界；5.秦岭岩界；6.大理岩；7.片麻岩；8.中生代花岗岩；9.古生代或元古宙花岗岩；10.闪长岩；11.超基性岩；12.韧性剪切带；13.构造混杂岩；14.片（面）理；15.断层；16.推覆构造
（1）根据区调资料详细收集变质岩岩石学资料。
（2）编制变质相带图，根据变质相以及原岩建造划分不同矿物组合的相带。
（3）太古宙变质岩区划分高级区及花岗－绿岩地体。
（4）进行构造解析工作，分析区域构造变形特征、判断构造组合：剥离断层及滑脱断层系、变质核杂岩构造、堆垛层构造，构造混杂岩带、韧性剪切带、韧性走滑构造。并在图面上加以表达。
（5）变质岩地质构造图的内容
a.岩性组合及产状分布；
b.变质相带界线；
c.由岩性层表示的褶皱构造；
d.伸展、收缩、剪切等大型构造组合，包括变质核杂岩构造、韧性剪切带、韧性走滑构造、剥离断层及滑脱断层系、堆垛层构造、构造混杂岩带等；
e.片麻理、片理等区域性面理构造；
f.岩浆侵入体；
g.不同变形特征的构造群落分区界线；
h.太古宙变质岩区应表示花岗绿岩地体。
（6）编写说明书。
4. 岩石学及其研究意义
岩石学（petrology，来自希腊文petra—岩石，和logos—论述和解释）作为研究岩石的学科，在地球科学中占有重要地位。岩石学主要研究岩石的产出方式、组成特征、分类命名、岩石成因、形成环境和资源背景，包括岩相学（petrography，lithology）和岩理学（petrogenesis）两方面。传统上，岩相学主要是在野外地质调查的基础上，在显微镜下对岩石进行系统描述和分类命名，属于描述岩石学范畴。随着科学技携并术的进步，岩相学的研究已经拓展到将显微镜观察与现代分析测试技术相结合，全面研究岩石的矿物组成、化学成分和物理性质（光性矿物学、岩石化学、矿物化学、岩石物理、矿物物理等）。岩理学又称为成因岩石学，主要研究岩石的成因和形成过程：就是在深入的岩相学研究基础上，结合实验研究和理论分析，通过比较、归纳、演绎深入认识岩石的形成过程，理解地球上发现的（以及来自其他星球的）各种各样岩石的多样性的起因，分析人类难以直接观察的地球内部岩石物质的性质，进而为探讨地球和行星系统动力学过程提供知识储备和理论支撑。岩相学是岩理学的基础，也是地质类大学生首先要掌握的内容，因此，本书将把讨论的重点放在岩相学部分。岩理学是岩相学的深化，也是现代地球科学理论的基石。正如Philpotts ＆ Ague（2009）在 《火成岩和变质岩岩石学原理》 一书中指出的，自然界提供的有关岩石形成事件和过程的证据是零碎的，这就要求岩石学家把这些零碎的证据组合起来，才能构成一个连贯的故事。
由于岩石是地质历史时期发生的地质事件的产物，是地球和行星历史的实物 “档案”。因此，对岩石的特征、时空分布规律、形成时的物理化学环境和岩石成因过程的研究，可以为解决有关地球乃至太阳系形成和演化历史的重大问题作出贡献。另一方面，矿石也是岩石，人类社会赖以生存的矿产资源就赋存在岩石之中，而岩石的性质对人类赖以生存的地下水、油气资源的赋存状态以及地表的地质作用、地质灾害唤隐逗都有重要影响。因此，对各类岩石的研究，不仅是认识地球的需要，也是实现资源的永续利用、预防和减轻地质灾害、保护人类的生存环境、促进人类社会可持续发展的需要。
岩石学在解决地质学重大科学问题方面的作用，可以从以下例子中体现出来。
◎岩石圈组成和深部过程的岩石学探针：对于大陆岩石圈组成和深部过程，人类难以直接观察，就需要结合岩石学探针技术和地球物理方法来间接进行研究。岩石学探针技术是通过对各种岩石样品的综合研究，分析岩石所处地质时期的岩石圈组成、结构和深部过程。主要的研究对象包括：(1)产于和卖火山岩中的深源捕虏体（Pearson et al.，2003），例如，我国辽宁复县古生代金伯利岩，道县、信阳和阜新中生代火山岩，以及汉诺坝、鹤壁、山旺、女山等地新生代玄武岩中，都存在上地幔橄榄岩、下地壳麻粒岩的捕虏体（郑建平，2009）；(2)因构造运动抬升剥露到地表的高级变质地体以及中下地壳甚至上地幔剖面，例如，意大利下地壳剖面（马昌前，1998）；(3)火成岩的源区示踪和岩浆房过程分析，其中，镁铁质－超镁铁质岩石主要反映地幔组成和过程，长英质岩石主要反映地壳的组成及其内部过程，而中性岩往往是地壳分异－混合和壳幔相互作用的产物。在研究方法上，不相容元素和同位素比值反映了岩浆源区化学成分的变化；而相容元素反映了矿物稳定性的变化，可提供有关地壳和地幔深处压力、温度和流体条件的信息。地球物理资料反映的是现今岩石圈的深部结构，代表了晚近时期地质作用留下的综合信息，主要包括岩石波速测量（路凤香等，2006）、现今地表热流测量（Rudnick ＆ Gao，2003）等。例如，我国开展的深部探测技术与实验研究，利用深地震反射技术，了解地壳底部30km以上的精细的地壳结构（董树文等，2011）。地球物理模型与岩石学模型的结合，将对岩石圈结构和组成提出更全面的约束。
◎大地构造环境的岩石学分析：20世纪60年代中期建立的板块构造理论，发端于大陆漂移、海底扩张和地幔对流假说和模式。这一理论不仅解释了地震、火山、山链的分布样式，而且解释了大陆和海底的形成机制，也为地质历史时期不断变化着的地球气候及其对生物演化过程的影响提供了新解释（NRC，2008）。有些岩石类型和岩石组合，只有在特定的大地构造环境中才能出现（莫宣学等，2009），因此，结合其他的地质标志，就能从岩石学上分析有关岩石产出的古构造环境。例如，钙碱性岩浆岩常常出现在与大洋板块俯冲有关的岛弧和陆弧环境中，而碱性岩或双峰式岩浆岩则代表了与地壳伸展有关的构造环境。在沉积岩中，碳酸盐岩和石英砂岩通常形成于稳定的构造环境内，而长石砂岩、杂砂岩则形成于构造活动强烈的地区；在克拉通内部形成的碎屑沉积岩富含石英和长石，而在活动大陆边缘则多形成富含岩屑和长石的碎屑沉积岩。又如，麻粒岩是大陆下地壳的代表性岩石，而蓝片岩、榴辉岩等高压－超高压变质岩则是板块俯冲－碰撞环境的产物。
◎盆－山关系的岩石学印迹：地质学上最初争论最大的问题就来自对沉积岩的观察。英国地质学家、火成学派的创始人詹姆斯·郝顿（James Hutton，1726～1797年）就曾根据沉积地层的厚度、沉积岩的各种特征以及沉积岩中化石的存在，推测过地球的年龄（Hutton，1788）。今天，对盆地中沉积岩的观察仍然是认识造山带的演化过程和盆－山关系的切入点。盆地和山岭是陆地表面的两个基本构造单元，它们在时间和空间上相互依存，在物质和能量上相互交换，二者具有密切的耦合关系。在碰撞造山带，构造活动直接控制盆地的发育和演化过程。一个典型的实例是印度板块与欧亚板块在始新世的碰撞，造成了青藏高原的隆升和周缘盆地的形成（许志琴等，2007）。山岭的隆升和剥蚀产生了大量的碎屑沉积物，这些沉积物分布于印度板块及其边缘海盆地中，如孟加拉扇新生代以来沉积物的总体积就达到了12×106km3，为解决与青藏高原形成演化相关的科学问题打开了一扇窗口。例如，关于印度板块和欧亚板块的碰撞是何时发生的问题，在巴基斯坦西北部Waziristan地区的古近系－新近系地层中就记录了这次事件造成的不整合接触，从而可以将碰撞时间限定在66～55Ma之间（Beck et al.，1995）。研究表明，在俯冲带或垮塌的造山带，大规模岩浆活动产生的热和力学效应可导致上覆岩石快速的抬升和剥蚀，表现为岩浆侵入与粗碎屑岩堆积近于同时，新形成的岩浆岩直接作为弧前盆地的沉积物源（Kimbrough et al.，2001）。这一系列过程可以发生在短短的几百万年之间，其信息被记录在造山带和相关盆地的各类岩石中。
◎矿产资源的岩石学专属性：人类可资利用的矿产资源大都取自地壳浅部的三大类岩石中。深入研究岩石的特征和形成过程，对于了解有用物质的迁移和聚集机制，指导找矿勘探有重大的价值。例如，岩浆岩蕴藏了大量的金属和非金属矿产，其中，金刚石主要产于金伯利岩和部分钾镁煌斑岩中，Cr、Ni矿与镁铁质－超镁铁质岩石有关，Mo、W、Sn矿常与某些花岗岩有关，一些超大型的斑岩铜矿产于与大洋板块俯冲有关的中酸性浅成岩浆岩中，而Li和稀土矿可以在伟晶岩中寻找。目前世界上最大的铜矿是智利的丘基卡马塔（Chuquicamata）和埃尔特尼恩特（El Teniente）斑岩铜矿，铜总储量分别达6935万吨和6776万吨。值得注意的是，煤、油页岩等可燃性有机矿产以及石油、天然气等能源几乎全是沉积成因的，而赋存于沉积岩及沉积变质岩中的密西西比河谷型（MVT）及沉积喷流型（SEDEX）Pb－Zn矿床，其储量占Pb、Zn总储量的1/2，产量占Pb、Zn总产量的2/3（赵振华等，2003）。变质岩中直接产出了不少金属矿产，如Au、Ag、Cu、Zn、Pb、Fe及稀有、稀土等矿产，其中变质岩中的铁矿床占全世界铁矿总储量的80％以上。W、Sn、Mo、Sb和稀土等矿产为我国优势矿产，我国内蒙古白云鄂博碳酸岩型REE－Nd－Fe矿床是世界上最大的稀土矿床。据研究，该稀土矿受控于中元古代的古火山机构，矿床产于火成白云石碳酸岩体和部分脉状碳酸岩中（郝梓国等，2002）。
需要指出的是，石油天然气不仅赋存于沉积岩中，在多种类型的结晶岩中也有产出，尤以火山岩可作为油气藏的优质储层或盖层（Petford ＆ McCaffrey，2003）。目前，在世界范围内已发现了300多个与火山岩有关的油气藏，实际探明储量的火山岩油气藏169个，其中不乏大型油气藏，如利比亚锡尔特盆地（Sirte Basin）的拿法拉（Nafoora）油田。我国也先后在准噶尔、三塘湖、松辽、海塔、二连、渤海湾等盆地不断发现了火山岩油气田，显示了火山岩油气勘探开发的巨大潜力（贾承造等，2007）。
◎过去全球变化的岩石学线索：(1)今天形成的不同类型的沉积物的相对量与地质历史时期是完全不同的，这种差别是否意味着地球环境发生了显着的变化？例如，现今地球上形成的白云岩很少，主要出现在波斯湾及荷兰Antilles等异常的环境中，而在前寒武纪时期，形成的白云岩是石灰岩的3倍以上。与现今相比，前寒武纪时期，蒸发盐（岩）十分稀少，为什么？ 是否25亿年以来，海水成分已经发生了变化？ 是不是自前寒武纪以来，由于剥露出地表被风化的岩石成分发生了变化，因而由河流带到大洋中的物质也就出现了变化？(2)大多数进化生物学家认为，生命物质是在38亿年前在还原环境中由无生命的物质进化而来的，因为原始的细胞不能抵抗氧化作用。这就意味着，在地球早期的大气圈中，氧很少或几乎没有。然而，太古宙的铁矿含有磁铁矿，表明既有Fe2＋，也有Fe3＋，这就要求大气中有氧存在。这些铁矿中所含的氧化铁物质是一开始就有的（原生）？还是后来随大气中自由氧的增多而逐渐氧化而来的（Blatt et al.，2006）？(3)地球现今的大气圈很适于生物生存，但对早前寒武纪岩石的研究表明，在地球形成初期，大气中几乎没有氧气，而富含甲烷。大气中氧气的增多和甲烷的减少是内在因素，还是外在因素造成的？是由于地球深部活动的变化引发的，还是与地外天体的撞击有关？(4)新元古代，在全球范围内广泛沉积了一套冰成岩系，这些沉积记录表明当时地球曾经历了一次极其严重而漫长的冰期，不仅陆地全部被冰川覆盖，而且海洋也被完全冻结，称为雪球地球（Snowball Earth）。“雪球地球” 是如何形成的，又是如何消失的？这些问题的答案记录在相关的岩石中。(5)大规模的火山活动可能只延续几天，但火山喷发出的大量气体和火山灰对气候的影响可能达数年之久。例如，1991年6月15日菲律宾的Pinatubo火山喷发，据估计就有2000万吨的SO2和火山灰颗粒喷发到了20km高的大气中。含硫酸的气体会转化为硫酸盐气溶胶，那些微米级的液滴中75％是硫酸。火山喷发之后，这些气溶胶颗粒会在平流层中停留3～4年。这些火山物质减少了太阳辐射到达地球表面的量，降低了对流层的温度，于是会对大气环流产生明显影响。因此，研究地质历史时期熔结凝灰岩大爆发（ignimbrite flare－up）对全球变化和生命演化的影响，有着十分重要的意义。
◎地外岩石研究对早期地球和太阳系演化的启示：据认为，月球是在一次对地球的撞击事件中形成的，撞击会抹去地球更早的岩石记录，所产生的热量甚至会使地球成为一个熔融的星球。加上后来地球表面始终不断的板块构造运动的改造，对古老岩石的保存产生了不利的影响。目前，在地球上发现的最老的岩石大约为40亿年，大陆壳中老于36亿年的岩石只占0.0001％（Nutman，2006）。在岩石 “档案” 中，从45.3亿年撞击产生月球到地球上保存的最古老岩石（40亿～38亿年）的这段时间里，地球上保留的历史记录几乎为零。与地球上缺少最早期的岩石不同，在太阳系形成的初始阶段之后，许多陨石基本上完好地留在围绕太阳不停运行的轨道上。因此，陨石（包括后来从月球和火星上落下的一些岩石）就成了这个起始阶段的主要实物档案。需要指出的是，在澳大利亚西部30亿年老的石英岩中，找到了地球上最老的矿物——碎屑锆石。测年显示，最老的锆石年龄达到了44亿年，这些锆石的稀土元素以及氧和铪同位素的研究表明，在距今45亿～42亿年之时，地球上就有花岗质陆壳甚至有大洋存在（Harrison et al.，2005）。近年来，地球上发现的38亿年之后的记录越来越多。例如，在我国北方的鞍山地区就发现了大量36亿～38亿年的岩石和锆石，在冀东、信阳、焦作及其他地区也有始太古代－古太古代的岩石和锆石存在（刘敦一等，2007）。
5. 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。碎屑物质在被搬运过程中，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宴芹透长石;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。紫色石英是高温条哪吵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，晌缓毕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)。
6. 晶体光学与岩石学的研究方法和研究意义
一、晶体光学与岩石学的研究方法
晶体光学包括晶体光学原理和光性矿物学两部分，其研究基础是结晶学和矿物学。晶体光学的研究主要在室内进行。
在掌握结晶学和矿物学的基础知识之后，以偏光显微镜为主要工具，利用岩石薄片，通过可见光研究透明矿物晶体所产生的光学效应；在此基础上分析掌握组成岩石的各类矿物在偏光显微镜下的光学性质和鉴别特征。
根据晶体光学原理，不同矿物在偏光显微镜下具有不同的光学性质和鉴别特征。因此，利用偏光显微镜对岩石薄片中的透明矿物进行鉴定，并分析各类矿物的大小、相对含量等特征。
沉积岩、岩浆岩和变质岩的研究方法分为野外和室内两个方面。
1.野外研究方法
岩石是各类地质体的组成部分，在野外要研究各类岩石的物质成分、结构、构造、岩体产状、岩体与围岩的接触关系、沉积岩的岩层厚度和岩浆岩及变质岩岩体的规模、岩性组合等特征，查明岩体在时间和空间上的分布和演化特点，系统测量岩体岩相剖面，进行区域对比和分析。野外观察和描述可以初步分析岩石的岩性特征，观察原生结构和构造，并对观察的内容做详细记录，同时进行相关的素描、拍照、录像和岩石样品的采集。
在盆地研究区，目的层岩石被覆盖，这就需要对钻井取心进行观察和描述，对岩石的重要现象和成矿标志进行素描和拍照，选取重点井段进行岩心取样。由于取心段有限，因此将岩心资料和测井资料、录井资料以及地震资料充分结合，进行岩性、电性、物性和含油气性分析。在上述研究的基础上，综合分析岩体的成因、形成条件和含矿性。
2.室内研究方法
在室内研究中，显微镜薄片鉴定是研究岩石的最基本、最简单、最有效的方法，是地质工作者必须熟练掌握的方法。
此外，岩石的室内研究方法还有重矿物分析、化学分析、热分析、光谱分析、阴极发光分析、铸体薄片图像分析、同位素分析、扫描电镜分析、电子探针分析、X射线衍射分析、气相色谱分析、测年分析及古地磁分析等。
在岩石化验分析中，新技术和新方法是推进晶体光学与岩石学研究的重要因素。裂变径迹、包裹体测温、真实砂岩微观模型等方法的应用对油气田的勘探开发具有重要意义。
二、晶体光学与岩石学的研究意义
目前，石油及天然气等资源是影响我国国民经济发展的重要因素之一，也是制约世界经济的重要因素。一般来讲，只要具有孔隙性和渗透性，能储集石油及天然气的岩石都可作为油气储集岩，常见的主要油气储集岩是沉积岩中的碎屑岩和碳酸盐岩。此外，沉积岩中的泥质岩、岩浆岩和变质岩也可作为油气储集岩。近年来，石油及天然气地质勘探与开发在岩石学领域的研究取得重要的新进展表明，不仅岩浆岩和变质岩是石油及天然气富集的储集岩类型，而且有些地区深源流体对油气藏的形成起着至关重要的作用。在我国多个油气田中，火山岩油气藏和变质岩油气藏已经是石油及天然气勘探与开发的油气藏类型之一。因此，晶体光学与岩石学的研究对石油及天然气勘探与开发具有重要意义。晶体光学与岩石学是石油及天然气等资源勘探与开发的重要基础知识，晶体光学与岩石学的基本原理、基础知识和基本技能是石油及天然气类等专业学生和石油地质工作者必须掌握的内容。
7. 美国二叠盆地白云岩储层特征和研究方法
美国得克萨斯州奥斯町大学经济地质局对各种类型油气储层作了大量研究，对于碳酸盐岩溶蚀地貌形成的储层也进行了深入研究，其中对二叠盆地艾伦伯格群白云岩溶蚀孔洞及其角砾岩储集空间的研究成果（Kerans，1988）比较突出。
二叠盆地位于得克萨斯州，属于早古生代克拉通盆地，以碳酸盐岩沉积为主，其中在奥陶系发生过3次规模较大的沉积间断（图1-1），并且在下奥陶统白云岩顶部（即艾伦伯格群顶部）形成风化淋滤作用带，成为重要的油气储集相带。下面就以具有古喀斯特地貌特征的艾伦伯格群白云岩为例，介绍溶蚀孔洞和裂缝等储集空间的形成特征和分布规律。
（一）艾伦伯格群白云岩地质特征
角砾岩和裂缝是艾伦伯格群（特别是上部60～120m范围内）最显着的岩石学特征，目前钻井所取岩心中有1/3是角砾岩，有人称其为“破裂白云岩”。角砾岩主要是喀斯特垮塌作用形成的，裂缝也主要是在喀斯特发育过程中形成的，当然构造活动可能引起局部的裂缝和角砾岩形成。风化淋滤作用导致角砾岩和裂缝的成因有3条依据：①精细的沉积相研究指出艾伦伯格群没有角砾岩相带；②喀斯特角砾化作用控制了艾伦伯格群白云岩的储层性质和非均质性，而构造角砾化的控制作用不很明显；③喀斯特模式成为该类储层非均质性的预测工具，而构造活动产生的裂缝则不能完全解释储集空间的分布规律。
艾伦伯格群的角砾岩可分成两种类型：①喀斯特角砾化作用原地形成的裂缝和镶嵌状角砾岩；②基质或碎屑支撑的混杂角砾岩，即由原生碎屑和重力滑塌碎屑混合形成的角砾岩。这两种类型的角砾岩有的可以进行井间对比（即艾伦伯格群上部90～120m），有的钻井厚度可达180m，但是无法跟其他井对比，说明变化很大。其中可作井间对比的储集相带是由3种岩性组成的：下部为原生白云岩，溶蚀孔洞发育；中部为两种角砾岩组成，其下段为厚度较大的具有碎屑充填的混杂角砾岩，上段为粘土等碎屑支撑的角砾岩；上部为厚度较薄的碎裂白云岩。它们的垂向变化及其电性特征见图1-2所示。其中粘土等碎屑支撑的角砾岩在自然伽马和电阻率等测井曲线上最容易识别，所以成为混杂角砾岩和碎裂白云岩的对比标志。
图1-1 美国二叠盆地下古生界简化柱状图和艾伦伯格群岩性特征图
（二）角砾状白云岩的喀斯特成因模式
上述的混杂角砾岩和碎屑支撑的角砾岩是在碳酸盐溶洞中形成的溶洞充填沉积物（图1-3），其中的粘土和硅质碎屑可能是从围岩和上覆地层中搬运而来的。溶洞充填物距离艾伦伯格群与上覆辛普森群之间的不整合面一般约30m，表明该区溶洞形成期具有一个稳定的区域潜水面，因为潜水面附近的渗流作用使碳酸盐岩快速溶蚀，溶洞可以快速扩大。
位于原生白云岩之上的碎裂白云岩和镶嵌状白云质角砾岩是溶洞顶部垮塌作用形成的（图1-3）。在此之上才形成溶洞充填物（混杂角砾岩和碎屑支撑角砾岩）。
原生白云岩的裂缝和溶蚀孔洞是在风化淋滤过程中形成的。此外，在上覆辛普森群沉积时，地下水活动及其性质变化也促使一些裂缝和溶蚀孔洞形成。同时在辛普森群沉积和埋藏过程中，由于艾伦伯格群白云岩溶蚀孔洞发育不均衡，或由于角砾充填的不均匀，它们受到的压实作用也不均衡，以致产生了更多的裂缝。因为溶洞顶层的裂缝和角砾岩中很少发现辛普森群的碎屑物质，所以溶蚀孔洞主要是在辛普森群沉积之前发育的。那些没有被艾伦伯格群或辛普森群充填的溶蚀孔洞，由风化淋滤产生的裂缝及差异压实作用而导致了溶洞顶部的垮塌，形成混杂-垮塌式角砾岩，而不是形成原地的裂缝镶嵌状白云质角砾岩。
（三）艾伦伯格群古喀斯特形成的模式
艾伦伯格群沉积后海平面下降，二叠盆地成为广泛出露的碳酸盐台地。在大气水和残余海水交互作用下，形成了由潜水面控制的区域白云岩溶蚀现象，并形成大面积的（约12950km2）喀斯特地貌。上述可以进行井间对比的角砾岩组合就是在区域喀斯特地貌中形成的。
艾伦伯格群沉积后的古喀斯特明显地受潜水面控制。根据多方面研究，其古潜水面距风化面（即现今的艾伦伯格群与辛普森群之间的不整合面）的深度约为30～60m，而且延续了相当长的时间。图1-3所示的碎屑支撑的艾伦伯格角砾岩（垮塌堆积物下部），是溶洞发育结束期沉积形成的。由于淡水和残余海水在构造裂隙中的渗流，使溶蚀作用可以深达300m。
图1-2 艾伦伯格群上部分布较广、井间可对比的含砾白云岩岩性组成及电性特征
中奥陶世初期，海平面上升，辛普森群开始沉积，艾伦伯格群白云岩的溶蚀和溶洞充填作用逐渐中止。但是，局部地区由于辛普森群的差异压实作用，造成溶洞顶部垮塌，形成垮塌角砾岩，同时形成艾伦伯格群和辛普森群混合碎屑充填物。
随着辛普森群的继续沉积，艾伦伯格群埋藏深度加大，原来没有完全充填的溶蚀孔洞周围裂缝继续发育，洞顶白云岩的垮塌作用和洞内的角砾岩继续形成。此时，即埋藏-压实作用导致的溶洞垮塌作用形成的角砾岩，是储集物性最好的溶蚀垮塌相带储层（图1-4）。其他储集物性较好的相带是靠近原生白云岩的下部垮塌角砾岩（图1-2）。
（四）构造裂缝和孔隙度的发育
艾伦伯格群白云岩的裂缝发育主要受控于自身的成岩作用史，即埋藏—抬升风化—埋藏的历史。有些研究人员认为，虽然艾伦伯格群在沉积之后的中奥陶世初期—晚奥陶世末期经历了风化淋滤，产生了许多裂缝和溶蚀垮塌现象，但是得克萨斯州中西部古生代末期（宾夕法尼亚期）的前陆造山运动产生的裂缝更加明显，而且使奥陶纪形成的白云质角砾岩孔隙得以连通、孔隙度扩大，储集性能得以改善。宾夕法尼亚期的裂缝切割了溶洞充填的角砾和白云质胶结物，也是鉴别晚期裂缝与早期裂缝的依据。
图1-3 艾伦伯格群白云质砾岩成因模式图
图1-4 艾伦伯格群溶蚀的孔洞在辛普森群沉积埋藏过程中形成储集性能很好的洞顶垮塌角
与喀斯特有成因联系的裂缝一般顺层分布，局限在角砾岩相带之上30m的厚度范围内。而与晚期构造活动有关的裂缝随机地分布在整个艾伦伯格群白云岩层之内。
（五）古喀斯特控制的储层非均质性
在地表条件下的风化和喀斯特溶蚀垮塌作用，使艾伦伯格群白云岩成为储层起了决定性的作用。由于原生的艾伦伯格群白云岩非常致密，基本上不发育粒间孔隙和晶间孔隙，而碎裂、溶蚀、垮塌形成的裂缝、溶蚀孔洞和角砾岩产生了大量储集空间。但是这种储集空间具有明显的垂向和横向非均质性：垂向非均质性主要是由溶蚀孔洞、裂隙和角砾岩垂向上分带作用造成的，与上述的角砾岩、溶洞充填物相带有关；横向非均质性主要是在喀斯特时期，地下水运动受到不渗透的垮塌物的阻拦而改变流向形成的溶蚀孔洞在水平方向不连续的现象。
利用油藏开发中的试井资料可以判断喀斯特地貌形成的储层非均质性，而岩心观察很难发现该类储层垂向和横向非均质性。但是试井资料无法区分裂缝是构造成因的，还是喀斯特成因的，只能依靠裂缝与角砾及其胶结物的切割关系判断裂缝的成因和期次。
8. 研究岩体特征
(一)侵入体三维空间形态研究
1)用GPS系统确定侵入体空间位置,包括侵入体占据区域的四角坐标和中心坐标,以经纬度表示滑答,例如E101°06′10″,N38°15′06″。
2)描述侵入体平面形态,用GPS系统确定侵入体平面出露面积和边界周长,并计算侵入体平面形态复杂性系数[复杂性系数=侵入体周长(km)/侵入体出露面积(km2)]。
图5-1 现有的测年方法及其同位素体系的有效封闭温度(据FitzgerladP, et al.,2002)
3)对于二维延伸的侵入体(如岩墙),描述侵入体的产状要素,并计算长/宽比值。
4)描述侵入体的表面形态,用地球物理方法确定侵入体底面形态,结合侵入体平面形态分析结果确定侵入体三维空间形态并计算其体积。
5)对于一维或近一维延伸的侵入体(如透镜状岩脉),除了描述一般产状要素之外,还要描述侵入体的侧伏向和侧伏角,并阐明其尖灭再现的频率(二侵入体中心间距)和间隔(二侵入体头尾间距)。
6)在上述工作基础上,阐明侵入体三维空间形态与围岩构造和区域构造的关系,并填写侵入体三维空间形态登记表(表5-4)。
表5-4 侵入体三维空间形态登记表
(二)侵入体侵位机制研究
1)研究侵入单元的产状及其与围岩的接触关系,根据侵入体与围岩面状构造的切割关系划分为整合侵入体(如岩床)和不整合侵入体(如岩株),根据侵入体出露面积划分为岩基(>100km2)和岩株(<100km2),根据侵入体三维空间形态划分为岩盖、岩盆、岩床、岩鞍、岩墙等,与岩基或岩株直接相连的脉状侵入体称为岩枝(图5-2)。
图5-2 部分火成岩产状示意图
2)研究侵入体空间配置关系,作为一个理想模式,最深部为岩基,向上依次为岩株、岩盆、岩盖、岩床、岩墙,岩基之下的直立脉状侵入体为岩浆补给通道。结合岩石学研究成果,可大致确定岩浆侵位深度(表5-5),并据此将侵入岩划分为深成相(>10km,catazone)、中深成相(10~3km,mesozone)和浅成相(<3km,epizone)。
表5-5 侵入岩侵位深度标志
3)根据侵入体出露情况、岩石学特征、围岩蚀变、围岩捕虏体等确定侵入岩剥蚀深度(表5-6)。
表5-6 侵入岩剥蚀深度标志
图5-3 侵入岩若干空间分布形式(据高秉章等,1991)
4)根据岩石类型的空间分布,特征矿物的空间分布,岩体的蚀变类型和蚀变分带,成矿元素地球化学丰度的空间分布和统计特征,以及矿物组成、结构、构造的空间分布,划分侵入岩相带或进行侵入单元解体,进而确定岩相带或侵入单元的空间分布方式(图5-3),阐明岩浆侵位机制:被动侵位和主动侵位。
5)侵入体与围岩接触关系的研究,将接触界面产状与围岩面状构造平行的侵入体划分为侵入整合接触,不平行的划分为不整合接触。同时,描述接触带附近岩体和围岩的岩石组成和组构变化,以表现侵入体与围岩的相互作用强度,从而为岩体成矿潜力提供约束。
(三)岩浆活动旋回、阶段、期、次的划分
指划分与大地构造演化阶段相关联的侵入岩浆作用过程,可划分出旋回、阶段、期、次。旋回对应于大地构造演化大阶段“相系”,阶段对应于地质时代的一个纪或几个纪,期对应于地质时代的纪或世,次对应于地质时代的期。为了方便起见,简称为岩喊悄浆活动旋回、阶段、期,和某某期第某次岩浆活动。
在具体划分时,应充分考虑到侵入岩浆作用的动力学过程,一般情况下将由伸展到挤压一个连续的动力学过程中所发生侵入岩浆作用称作一个旋回,它所代表的大地构造意义是一个大洋盆地体系由打开到闭合造山的全过程,或者是后造山伸展裂谷(包括海相和陆相)由开裂到闭合造山的全过程。碰撞(包括同碰撞和后碰撞)造山之后[现在称后造山阶段(postoogrenicstage)]大陆动力学条件发生了变化,由挤压变为伸展,形成了一套特定的侵入岩浆作用,表明侵入岩浆作用已经进入了另一个构造岩浆旋回。
在一个侵入构造岩浆旋回中处于同一动力学条件下的侵入作用可以划归为阶段,同一阶段中由于侵入构造岩浆活动强度不同,形成的岩石组合等特点不同,则可以分成几个期,一般对应于纪或世一级地质时代。
一个侵入构造岩浆活动期中的一次侵入过程,或者几个相关联的侵入过程可以划作为“次”一级的侵入构造岩浆活动,
1)在上述研究的基础上,以侵入岩形成时代为依据,以岩石组合(成因上密切联系的一组火成岩)的归并为手段,修订侵入体登记表(表1)和岩性登记表(表2),确定岩郑让渣浆活动旋回、阶段、期、次。
2)一个岩浆-构造旋回是以大型地球动力学系统为支撑,始于巨大深部能量的突然注入和长时间的消弭,它的影响将触及整个岩浆-构造带。因而,如果构成一个完整的岩浆-构造旋回,可以用幔源岩浆活动为标志标定其开始和结束的时代,并可以在相邻学科领域寻找到较好的构造变形、及沉积建造、变质建造、含矿建造等较好的整体对应物。
3)一个岩浆-构造旋回可能包括多期构造岩浆活动,它们是次一级地球内部能量注入的表现,具有较短周期的演化特征,其开始和结束的时代也可以用幔源岩浆活动时间来标定。岩浆-构造期也具有较好的相邻学科领域整体对应物,需要结合区域地球动力学分析才能确定。
4)一个构造-岩浆阶段对应于更次一级的整体能量波动,岩浆活动有可能触及整个构造-岩浆带,也可能仅限于局部地区,其开始和结束常常可见一些规模不大的幔源脉岩岩浆活动。因此,有可能没有或较少相邻学科领域整体对应物。
5)一次岩浆活动主要却决于一些偶然因素,例如构造应力的松弛或加强、地质流体的注入等等,因而岩浆活动的次可能没有区域可比性,但可以反映局部地区的构造应力场和热体制的演化。其岩浆活动产物的性质也是比较随机的。
9. 岩石的主要鉴定特征
2.2.1 岩浆岩特征
（1）形成和产状
岩浆沿断裂侵入地壳岩层中或破碎带中冷却形成的岩石和喷出地表形成的岩石均称为岩浆岩或火成岩。侵入在地壳岩层内部的岩浆经缓慢冷却而形成的岩石，称为侵入岩。根据岩浆的侵入深度可分为浅成侵入岩和深成侵入岩两种。侵入岩结晶成岩时间很长。地质学家们曾做过估算，一个2000米厚的花岗岩体完全冷却结晶大约需要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，固结成岩时间较短。1米厚的岩浆喷出后冷却成岩，只需数小时，而全部结晶成细粒或隐晶质玄武岩，大约需要10多天。根据岩浆侵入的规模和形态，侵入岩体的主要产状和类型有以下几种：
岩盘 侵入地层间的岩体，下部有岩浆通道，主要为基性岩，规模一般可达几万平方千米，厚几十至上千米。根据其剖面形态可细分为岩盆或岩盖。
岩浆岩的形成和类型
岩浆岩产状类型示意图
岩床或岩席 沿地层层间侵入的板状岩体，厚度（几十厘米至几百米）较小而面积较大（数平方千米至上百平方千米），基性-超基性岩为主。
岩墙 比较规则而又近似直立的岩浆侵入体，长度一般为宽度的几十倍至几百倍。如果形态不很规则，又常称为岩脉。
岩株 穿刺岩层近似圆柱形侵入体，高达几十千米，大到几平方千米，岩株深部与岩基连成一体，成为岩基的一部分。岩株周围伸出的枝状侵入体，称为岩枝； 如形态不规则，称为岩瘤。
岩基 规模巨大的侵入体，面积大于100平方千米至数万平方千米。
喷出岩的类型较为简单，主要为火山熔岩流和火山灰、火山弹等。它们既可以形成于大陆环境，也可以形成于海底环境。
（2）岩石类型和鉴定特征
虽然岩浆岩有近千种类型，但最常见的和最有代表性的岩石只有10余种，其余都是它们的过渡类型或变种。在岩石学上，主要用二氧化硅以及石英的含量将岩浆岩首先划分为超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩和碱性岩五大类，然后按它们的形成环境或产状将其分为喷出岩和侵入岩两大成因类型，最后根据岩石的矿物组成、结构、构造再进行岩类的确定和岩石命名。
岩浆岩的结构是指组成岩石矿物的结晶程度、晶粒大小、晶形发育完整程度及其相互关系，反映岩石的生成环境与成因。
结晶程度可根据晶质与非晶质成分的比例分为全晶质结构（结晶矿物占岩石的100％）、半晶质结构（占50％）和玻璃质结构（无结晶矿物）。非晶质矿物为玻璃质成分。全晶质结构岩石是在岩浆温度缓慢下降环境中冷凝结晶而成的，为侵入岩的特征。玻璃质结构是在岩浆温度急剧下降条件下形成的，为喷出岩和部分浅成侵入岩的特征。
晶粒大小（教科书中称颗粒大小）指岩石中矿物晶粒的大小和比例。肉眼和一般放大镜下能分辨颗粒的岩石称晶质结构，在显微镜下能分辨颗粒的岩石称隐晶质结构，否则为玻璃质结构。岩石学上将直径大于5毫米的晶粒定为粗粒，2～5毫米的定为中粒，0.1～1.9毫米的定为细粒。
如果岩石中的晶粒大小大致相等，称为等粒结构，否则，为不等粒结构，多见于深成侵入岩； 岩石中夹有特大的晶粒或晶块与小的或不结晶的物质，形成斑状结构，多见于浅成岩或喷出岩（见粗面岩）。
根据矿物晶形发育的完整程度可以将晶粒划分为自形结构（完整的晶体）、半自形结构（有部分完整的晶面）和他形结构（无发育完整的晶面），以此来推断岩石形成时的时间和空间条件。自形结构说明矿物形成时有足够的结晶时间与空间。
具有流纹构造与绳状构造的火山熔岩
岩浆岩还有一些特有构造（即岩石内部和外部的宏观特征），如喷出岩的气孔状构造。这些气孔被后来的物质充填，就形成了杏仁状构造。岩浆熔岩在地表流动时常留下流动的痕迹，有时好像几股绳子拧在一起，岩石学家称之为流纹构造、绳状构造。岩浆在水下喷发时熔岩与水的作用会形成很多椭球体，称之为枕状构造。侵入岩往往因成分结构较均一易形成块状构造。
虽然已知组成岩浆岩的矿物有1000多种，但比较常见的矿物仅10余种，岩石学中把这些矿物称为造岩矿物。下表为科学家估算的造岩矿物在地球岩浆岩中的平均含量。
岩石与矿物
矿物含量是岩石命名的主要依据，凡矿物含量大于5％的一般都可以参与定名。如石英闪长岩就指斜长石为50％ 以上、角闪石10％以上、石英5％以上的一类岩石。下表是为初学者和岩矿爱好者根据上述特点总结出来的主要岩浆岩类型及其鉴定特征。
岩石与矿物
矿物岩石爱好者可以根据岩浆岩的颜色、矿物成分、结构构造等特征，用肉眼或借助于放大镜鉴定出岩石的主要类型。简易鉴定的方法和程序可以归纳为：
第一步，观察新鲜岩石断口的颜色和结构，先确定其成因类型。若岩石60％以上由明显的晶质颗粒组成，则为侵入岩。然后，据颜色推测是基性岩还是酸性岩，为下一步观察矿物成分做到心中有数。
第二步，观察岩石的矿物成分和颜色，确定其主要类型。深色矿物（辉石、角闪石）越多，浅色矿物（石英、长石）越少，是橄榄岩或苦橄岩的可能性越大，否则是花岗岩或流纹岩。
第三步，目估各主要矿物（成岩矿物）的相对含量，并对照上表和下文中的典型岩性的描述和照片确定具体类型和命名。
2.2.2 沉积岩特征
（1）沉积岩的形成和沉积环境
沉积岩的体积只占岩石圈的5％，但其分布面积却占陆地的75％，大洋底部几乎全部为沉积岩或沉积物所覆盖。沉积岩不仅分布极为广泛，而且蕴藏着大量的沉积矿产，如煤、石油、天然气、盐类等，而且沉积类型铁、锰、铝、铜、铅、锌等，也占有很大的比重。
沉积岩是在地表或接近地表常温常压条件下，由风化作用、生物作用和某些火山作用产生的破碎物质经搬运、沉积和成岩等一系列地质作用后形成的。露出于地表的岩石和岩层，长期受到日晒、雨淋、风吹和动植物的生长活动，会渐渐被侵蚀、风化成碎块、沙粒和尘土，部分被雨水和流水溶解。这些被风化侵蚀成的沙粒、尘土在重力、冰川、风特别是流水的搬运下，被运移到地表低洼的地方，如江河湖海等环境，沉淀堆积成层。由于地壳的下沉，源源不断的新沉积物一层又一层地覆盖在老沉积物上，将其埋藏，并经过成千上万年的脱水、压实，这些沉积物又形成了新的岩石——沉积岩。
沉积岩的来源物质可以是岩浆岩、变质岩或更老的沉积岩的风化碎屑，或动植物的遗体与残骸。沉积学上称前者为陆源碎屑岩，如砂岩、泥岩等； 后者为有机碎屑岩或有机岩，如有些石灰岩、煤与油页岩等。还有一部分完全由水中溶解物经蒸发沉淀而成的沉积岩又可称为化学沉积岩，如盐岩、石膏等。沉积岩都是层状分布的，并且绝大部分或多或少地含有化石。
形成沉积岩的地方通常包括大陆环境、海陆混合环境和海洋环境三大类。大陆环境可分成：陆地环境，主要有山前和山谷地带（坡积扇和冲积扇）、河流（河床）、湖泊、沼泽环境和洞穴环境以及冰川与沙漠环境；海陆混合环境又称海陆过渡环境，包括滨海、三角洲、边缘潟湖和河口湾环境； 海洋环境分浅海、半深海和深海环境。不同环境中形成的沉积岩类型和特点是不一样的。
沉积岩的形成和沉积环境
（2）沉积岩的类型和特征
沉积岩有数十种类型，我们可以简单地将其归为两大类，即陆源碎屑岩和生物与化学岩，常见的沉积岩类型和特点综合如下：
岩石与矿物
续表
区分沉积岩、岩浆岩与变质岩的最重要特征是结构和构造。沉积岩的结构是指组成岩石的主要颗粒的形状、大小及其与充填、胶结物之间的相互关系，主要有砾状、砂状、粉砂状、泥状或黏土状等结构类型。砂岩的砂粒状和砾岩的砾石状结构可用肉眼或放大镜识别，砂粒和砾石的大小、形状以及砾石的表面特征可以在放大镜下观察。像河边、海滩的砂、砾石，往往都有一定的圆度和不同的粒度。根据砂岩粒度的大小，可以将砂岩划分为粗砂岩（粒径0.5～2毫米）、中砂岩（粒径0.25～0.5毫米）和细砂岩（粒径0.05～0.25毫米）。对于砂、砾岩来说，充填、胶结物的成分也很重要。常见的胶结物有硅质、钙质、铁质和泥质等。
沉积岩的构造是指岩石本身的内部和外部的宏观特征，主要由各组分有规律的排列和组合所致。沉积岩最重要的构造为层理构造，它们往往是由成分不同、大小不一、颜色各异的颗粒有规律排列显示的，代表水流或风等介质在搬运、堆积泥砂或生物碎屑时留下的痕迹和记录。根据纹层排列的特点，层理可以再细分为：
1）交错层理（斜层理）。由水流或风带动砂丘移动所致，反映了较强的水流（风），层理面倾斜方向代表水流（风）的方向，故可用来指示和推断岩石形成时的古水流方向或古风向。
2）波状层理。代表由较弱的水流（风）在沉积物表面形成的起伏的波痕，反映了较弱的水或风动力环境。
3）水平层理。它是静水环境下细沉积物一层一层地堆积的结果。
4）水平纹理。主要是沉积物在静水环境下，由于其成分变化而显示的层状构造，比水平层理薄而且更有规则，延续得较远。
沉积岩的层理类型
粉砂岩层面上的波痕
各种沉积岩的识别主要从观察岩石成分、结构和构造以及胶结物特征入手，可以按以下方法和程序进行：
第一步，根据岩石的层理构造和成分，确定所见岩石是否为沉积岩；然后，观察岩石的结构、构造，确定是何种沉积岩。若岩石由明显的颗粒组成，可见砾石和砂粒，而且层理发育，断口粗糙，显然是碎屑岩，否则是生物化学岩。
第二步，根据颗粒大小确定其碎屑岩具体类型，如中粒砂岩或细粒砂岩或泥岩等。
乐山大佛雕刻在三叠纪红色砂岩中，该岩石有明显的砂状结构和层状构造（层理）
第三步，根据颗粒成分和胶结物类型进一步确定其岩性类型，如中粒钙质石英砂岩、泥质胶结细砾岩等。若是泥岩、黏土岩或生物化学岩，则主要通过鉴定岩石的矿物成分或古生物化石碎片进行识别。化学岩一般致密较硬，贝壳状断口发育，而泥岩或黏土岩较软，黏舌头，水平层理和纹理发育。用滴稀盐酸和燃烧的办法可区分碳酸盐岩（石灰岩）、硅质岩和铁质岩以及油页岩等类型。
2.2.3 变质岩特征
（1）变质岩的形成
形成变质岩的主要变质作用有两大类：一类是动力变质作用，是指岩层在构造活动带（如板块碰撞带和巨大断裂带），受到强烈挤压和高温（主要是挤压摩擦热）的影响后，岩石发生结构、构造和成分的变化及岩石的变形而形成新的岩石的过程； 另一类是区域热变质作用，是指已有岩层受到大规模岩浆侵入或火山喷发影响（主要是热烘烤）后，岩石结构和矿物成分发生变化，形成新的岩石的作用。变质岩还包括那些在侵入体附近受岩体岩浆烘烤或被岩浆热液物质交代而形成的新岩石。
由沉积岩变质形成的，称为副变质岩； 由岩浆岩和变质岩转化而成的，称为正变质岩。
变质作用和变质岩的形成
（2）变质岩的类型和特征
根据变质岩的母岩类型和形成机制，将最常用的变质岩分类简化后介绍如下：
岩石与矿物
变质岩最主要的鉴定特征是变质矿物类型、结构和岩石构造。特征的变质矿物以片状、纤维状、针状和长柱状矿物为主，如绢云母、黑云母、白云母、透闪石、阳起石、角闪石、红柱石、蓝晶石、矽线石等； 还有密度大的矿物，如石榴子石、刚玉、尖晶石等。此外，十字石、蛇纹石、滑石、绿泥石、透辉石等也是典型的变质矿物。
变质岩的构造特征是其区别于其他岩石的最重要的特征。除石英岩、大理岩为块状构造外，其余均具有各种片理构造和反映挤压特征的褶皱、肠状构造。主要变质构造如下：
由沉积岩（石灰岩）变质而成的变质岩（大理岩），紧密褶皱，小断裂发育
千枚状构造：原岩中的矿物成分未全部重结晶，其矿物成分尚不易辨认。但矿物定向排列明显，裂面上有大量绢云母显丝绢光泽，小褶皱与挠曲发育。
片状构造：大量片状和少量粒状矿物平行排列，岩石中矿物全部重结晶，肉眼可辨出矿物颗粒。
片麻状构造：以浅色粒状结晶矿物为主，暗色片状矿物围绕粒状矿物作定向排列。
板状构造：岩石因受挤压后形成一组平行破裂面，又称为板状劈理，矿物有轻微重结晶。
块状构造：主要岩石为变粒岩、石英岩、大理岩等。
变质岩的鉴定可以分两步。首先观察岩石的结构和构造确定其大类，即是板岩、千枚岩、片岩、片麻岩还是粒状岩或是变质砂岩等； 然后根据岩石内的主要矿物成分确定其岩类。例如，用肉眼看以片状矿物为主，显片状构造，我们可以将其先定为片岩。经过仔细观察，发现该标本的主要矿物为黑云母，次要矿物为石榴子石。因此，最后将其命名为石榴子石黑云母片岩。
10. 岩石鉴定概述
一、岩石与岩石鉴定的概念
岩石是天然产出的由一种或多种矿物（包括火山玻璃、生物遗骸、胶体）组成的具有稳定外形的固态集合体。它是地球发展到一定阶段、由各种地质作用形成的产物。
岩石是以岩层或岩体形式构成地壳及地幔的固体部分，陨石与月岩也是岩石，但一般所说的岩石主要指组成地壳及上地幔的固态物质。
岩石学是地质学的一个分支，它是研究地球中（主要是地壳）岩石的一门科学。岩石鉴定主要研究岩石的分布、产状、成分、结构、构造、分类、命名及含矿性等。岩石学除研究岩石鉴定的内容以外，还要详细研究岩石的成因、演化、岩石与矿产的关系等，对其进行全面、深刻的分析研究和理论探讨，而岩石鉴定对这些内容只做基本了解。可以说，岩石学包含了岩石鉴定。
在地质研究中，岩石始终是重要的研究对象。因为山脉、岛屿、平原土层之下与江河湖海的基底都是由岩石构成的，各种金属与非金属矿产，以及石油和煤等绝大多数都蕴藏于岩石中，有的岩石本身就是矿；而且岩石记录了地壳和上地幔形成、演化的历史。因此研究岩石对于进行地质调查与矿产勘查、开发地下水资源、设计工程建设，了解地壳-地幔的物质组成、起源、演化都具有十分重要的意义。
二、岩石的分类
根据形成岩石的地质作用不同，把岩石分为岩浆岩、沉积岩、变质岩三大类。一般来说，三大类岩石在成分、结构、构造及产状等方面各具特色，彼此之间有明显的区别，研究方法也不尽相同。但有时并不能截然分开，其间有的逐渐过渡，有的由于形成的地质作用不是孤立的，不能简单地归为哪一种成因。实际上，三大类岩石彼此有着密切的联系，其相互演变的关系可用图0-1 表示，不过这种演变关系并不是简单的循环重复，而是不断地向前发展的。
图0-1 三大岩类相互转化示意图
（转引自于炳松等，2012）
三大类岩石的分布情况各不相同，沉积岩主要分布于大陆地表，占陆壳面积的75%，但距地表越深，则岩浆岩和变质岩越多，沉积岩越少。
三、岩石鉴定的研究方法
1.野外地质调查
主要是通过野外地质填图与剖面测量，对岩石的成分、结构、构造、产状、分布、时代、生成顺序、各类岩石的共生组合、岩相变化以及岩体与矿产的关系作详细的观察描述，同时做出初步分析和推论，还应采集适当的标本样品，以供室内进一步研究。野外研究是极为重要的，它是全部研究工作的基础。
2.室内研究
应用野外所收集的资料，在室内进行分析研究，目前采用的方法有：岩相学研究、岩石化学研究。
（1）岩相学研究：主要是利用偏光显微镜、弗氏台、电子显微镜、X射线分析、差热分析、电子探针等方法，详细研究岩石的矿物成分、结构、构造、各种组分的相对含量，从而为确定岩石类型、成因等提供必要的资料。
（2）岩石化学研究：主要采用全岩分析、单矿物分析、同位素、光谱分析、染色法等，研究岩石化学成分、微量元素的赋存状态和地球化学特征，以便了解岩石的演化规律和与成矿的关系。
3.三大类岩石认识的路径
岩石鉴定的主要目的，就是对岩石进行全面的认识，综合掌握岩石各方面的特征。认识岩石，也有其内在的规律，掌握和遵循这些规律，可以收到事半功倍的效果。
（1）岩浆岩应从了解岩浆作用、岩浆演化出发，沿着岩浆岩化学成分、矿物成分逐渐变化的路径，认识各类岩浆岩。
（2）沉积岩应从了解其形成过程出发，沿着各种风化产物的搬运、沉积、成岩的路径，认识各类沉积岩。
（3）变质岩应从变质作用的类型出发，沿着变质作用的因素、变质作用的方式及变质原岩恢复的路径去认识各类变质岩。
四、岩石鉴定与其他学科的关系
岩石鉴定是岩石学的基本内容之一，是国土资源调查专业、区域地质调查与矿产普查专业的一门核心专业基础课程。要认识岩石，就必须具备普通地质学、结晶与矿物学基础、晶体光学与光性矿物学、物理、化学、计算机知识等学科的知识；要对岩石进行测试分析，需要熟悉或掌握各种测试和分析方法的知识、技术及设备。同时，岩石鉴定的成果，又可广泛地应用于古生物地史学、构造地质、遥感地质、大地构造、矿床地质、矿产勘查、环境地质、水文地质、工程地质等学科，是学习这些课程必不可少的基础。