1上篇地质矿产勘查基础解析

1、 第一章地球的结构与组成 第一节地球的形状和大小 第二节地球的物理性质 第三节地球的圈层结构 第二章地壳的物质组成 。第一节地壳的化学元素组成 第二节矿物 第三节岩石 第三章地质年代与地质作用 第一节地质年代 第二节地质作用 第四章构造运动 第一节构造运动在地层中的表现 第二节构造运动引起的岩石变形 第一章地球的结构与组成 第一节地球的形状和大小 地球的形成距今已有 46 亿年的历史，她处于永恒的运动之中。 地球是太阳系自中心向外的第三 颗行星，它到太阳的平均距离约为 1-496 X IO8km。地球绕太阳公转的角速度平均为 59 08 /d ,公 转一周时间平均约为 365.256d。地球绕

2、自己的极轴自转的角速度约为 15 /h,自转一周的时间为 23h56min4s。 由于地球存在自转，且自转速度较大，旋转离心力的作用使地球的物质发生从两极向赤道方向 的运动，使地球近似于旋转椭球体，赤道半径比两极半径略大 （表I -i）。 表 ll 地球的基本数据 赤道半径/km 极半径/km 极扁度率 表面积/km2 体积/km3 质量/g 6378. 245 6356. 863 1/2998.25 8 5.1 X 10 12 1.083 X l0 27 5.976x10 29.2%，平均高度为 0.86km ，最高点为珠穆朝玛峰，高达 8848.13m； 大洋的面积约占地球表面的 70.8

3、%，平均深度为 3.9km ，最深点在马里亚纳海沟， 深度为 11034m。 全国矿业权评估师培训教材 地质矿产勘查基础 吉林大学 上篇地属确拳础 地球表面是非常崎岖不平的，我们通常所说的 地球形状是指大地水准面所圈闭的形状，所谓大地 水准面是指由平均海平面所构成并延伸通过陆地的 封闭曲面。一般以赤道半径（a）与两极半径（c）及扁率 （a-c）/a所决定的椭圆绕地轴旋转构成的旋转椭球体 代表地球的形状和大小。地球的整体形状十分接近 于一个扁率非常小的旋转椭球体（即扁球体） 。 其实，地球的真实形状与上述扁球体稍有出入， 南半球略粗、短，南极向内下凹约 30m。 北半球略细、长，北极约向上凸出

4、10m。夸张 地说，地球的真实形状略呈梨形 （图 1-1）。 据此可以推论：地球极近似于旋转椭球体，这 是地球自转所致，表明它具有弹塑性；地球不是严 格的旋转椭球体，表明其内部物质分布不均匀。 地球的表面形态高差变化很大，基本上可以分 为陆地与海洋两大部分.大陆约占地球表面的 实绘一疋水准面闭的靈仇 咔TMt理SWW体 堆球的餐状示章雷 如果将地球表面抹平，则地球表面将位于海平面以下 2.44km 的深度。 第二节地球的物理性质 地球的密度： 根据万有引力公式计算出地球的质量为 5.9742 X l021t，然后再除以地球体积得出地球平均密度 为 5.516g/cm3。按实际测得地表岩石的平均

5、密度为 2.72.8g/cm3，而覆盖着地表面积达 3/4 的水的 密度为 lg/cnl ，都比平均密度小得多。因此推测地球内部物质应当具有更大的密度。一般来说，地球 内部密度随深度增加而逐渐增加， 到达地心达最大值 13g/cm3,这些变化反映了地球内部物质成分和 状态的变化。 地球的重力： 地球表面的重力指地面某处所受地心引力和该处的地球自转离心力的台力。地球引力与质量 m 成正比，与地心距离 r 的平方成反比，即地球阿任一点 P 的重力 g=Gm/严 G 为万有引力常数，G=6.672 X I0-8达因厘米2/克2）。 地球表面的赤道重力为 978.0318 伽：两极重力为 983.21

6、77 伽（伽为重力单位，I伽=lcm/s ） 比 赤道约增加 5 伽，即增加 0.53%。在赤道重 Ikg 的物件拿到两极就为 1.0053kg。上述重力值乃是海平 面上的赞值，重力还隧海拔高度增加而减小。重力递减率为每上升 lkm 高，重力减少 0.31 伽，即减 少 0.03 伽。可见地面重力场变化是随纬度增加而增加，随高度增加面减少。 地球的磁性： 地球是一个均匀磁化球体，磁力线的分布特征和棒形磁铁的磁场相似，形成个偶极子磁场。 偶极子磁轴与地面的交点穗为地磁极。地磁场的南北两极和地理南北两极并不在一处，并且相距颇 远，这是因为地磁轴和地球自转轴（它与地面的交点即地理极）不相重合，两者交

7、角约 11。同对 发现地磁极与地理极之间的相对位置也在不断改变。 地球磁场强度单位为奥斯特（用 Oe 表示），等于 1 达因的磁力。地磁场强度很弱，在地磁赤道 上的水平磁场强度为 0.310,在磁北极的竖向磁场强度为 0.580e。磁南极为 0.680e。不同地点或不同 时间的磁场强度变化极小，因此在实际测量这种差值时，常采用更小的单位伽玛， 1 伽玛等于十万 分之一奥斯特。 地磁场还具有短期变化，是由地球外部原因引起的。倒如有一种突然性的比较剧烈的变化叫磁 暴，平均每年发生 10 次左右，每次时间几小时到几天，造成罗盘无法使用，无线电通讯中断，高纬 度地区出现极光。这与太阳活动时放出大量电磁

8、辐射使地球大气强烈电离有关。 19 世纪初，人们发现 3 万年前的一些火炉焙和陶瓷器具保存着磁性，并代表当时当地的地磁 场方向。经研究得知这些焙土和陶瓷含有磁性矿物，受到高温而游磁，然而在冷却过程中受到地磁 场影响又具有磁性，待完全冷却这种磁性就保留下来，以后她磁场变化了，这个磁性仍然保留，叫 剩磁，它可以指示当时当地磁场方向，所以叫古地磁。 地球的电性： 很早就已知道地球带有电性，例如发电厂以大地作为回路。大气高层电离对地面的感生电场， 在大雷雨时的放电（电位差最大可达 100 伏/米）；地内岩体的温差电流；大面积的地磁场感应电流 等，可形成大地电流，电流密度平均约为 2 安培公里 2。 地

9、球内部的电性和磁性主要视地内物质的电导率和磁导率而定。磁导率般变化不大而电导率 则变化大。因地壳的电导率与岩石成分、空隙度、空隙水的矿化度等有关。此外温度对电导率的变 化影响更大， 熔融岩石比未熔融的同类岩石的电导率大几百至几千倍。 电导率并随深度增加而增加。 地球的放射性 地表岩石、水、大气、生物中都有放射性元素存在。地球内部也有，它们存在于各种岩石中， 但主要集中在地壳。最具有地质意义的是寿命长的放射性元素铀、钍、钾，它们的半衰期长，可与 地球隼龄相比，能够用它们来测定地质年龄放射性元素在蜕变过程中释放热量，是地球内部主要 热源之一。 放射性元素在不同岩石中的含量不同，放出的射线强度也就不

10、同，在放射性矿物多而集中的地 方，射线强度会很大，放射性强度局部增高地段，叫做放射性异常区。 地热与地热梯度 地热是地球内部的热能及其分布、变化特征。地热的热能主要由太阳能和地球内部能量转化而 成。太阳能对地球内部的影响很小，一般不超过 30 米。地球内部积聚了大量的能量，并从内部向外 传递，这就是大地热流，其单位为每秒每平方厘米微卡 （cay/cm2s）,全球热流平均值为（1.41.5） 卩 cay/crns。地球内部的热总是不断地传出地面，象温泉、火山等就直接把地热带到地面。地热还可 以通过传导、对流和辐射的方式传出地面。 地球内部的温度随着深度的增大而增大，将单位深度内温度增加量称为地热

11、梯度（C /km）。目 前发现地热梯度最大的在美国俄勒冈州，达到 150C /km，最小的在南非，只有 6C /km，二者相差 25 倍。与大地热流相一致，地熟梯度大的地区遥常出现在大洋中脊和大陆造山带，地热梯度小的地 区通常出现在大陆古老的稳定区。 地球的弹塑性 地球具有弹性，表现在能传播地震波；因为地震球是弹性波。地表海水在日月引力下发生明显 的潮汐现象，这是液体的变形。用精密仪器可观察到地球固体表层在日月引力下也有潮汐现象，可 以摄引地壳升降 715cm，叫固体潮，也说明周体地球具有弹性， 固体地球在一定条件下还表现为塑性体。例如长期受力下就会象液体那样变形。地球是一个旋 转椭圆球，这表

12、明地球并不是完全的刚体。我们在野外看到很多岩体发生剧烈而复杂的弯曲却没有 断裂开，这也是岩体的塑性表现。 地球内部的弹性状况是通过地震波在地球内部传播速度来确定的。 第三节地球的圈层结构 地球并不是一个均质体，而具有层圈结构。以地表为界分为内圈和外圈，它们又可再分为几个 层圈，每个层圈都有自己的物质运动特征和物理、化学性质。 地球的外部层圈结构 地球的外部层圈包括： 大气圈 水圈 生物圈. 大气圈：是包围着地球的气体，是因地球引力而聚集在地表周围的气体圈层。厚度在几万公里 以上，由于受地心引力的吸引，以地球表面的太气圈最稠密，向外逐渐稀薄，过渡为宇宙气体，所 以大气圈投有明显的上界。 大气圈的

13、总质量约为 5.136 X IO15t，占地球总质量的千万分之九。大气圈质量的 97%聚集在从地 表到 29km 高度范围内，其中的 3/4 又集中到地面以上 10km 范围内。因此，越接近地面大气的密度 越大。大气密度和压力与温度、高度成反比，温度增加或高度增加，密度和压力减小。大气圈的物 质成分以氮和氧为主，其中氮占一总质量的 75.5%，氧占 23.1 %。.其次有氩（占 1.128%）,二氧化碳 （占 0.05%）。水蒸气在大气中的含量随温度和高度而变化。 根据大气温度，密度等物理特征，可将大气圈自下而上分为： 对流层 平流层 中间层 暖层 逸散层。与我们关系密切的是对流层。 水圈：是

14、指由地球表层水体所构成的连续圈层。地球表面 3/4 以上的面积被海洋、冰层、湖泊、 沼泽、河流中的水体覆盖。地面以下的土壤和岩石缝隙中也充填有大量的地下水，它们共同构成一 个连续而不规则的圈层一水圈。水圈的质量约 143X 1016t，约占地球总质量的 1/4。水圈中的水主要 在太阳热能和重力作用下不停地运动着。陆地上的地表水、地下水和冰层绝大部分流入海洋，海洋 水和地表水通过蒸发，或植物的蒸腾，一部分水成为水蒸气而进入大气圈，由大气环流带到各处， 以雨、雪等形式返回地面。这样就构成了水圈的循环。 生物圈：是地球表层由生物及其生命活动的地带所构成的连续圈层，是地球上所有生物及其生 存环境的总称

15、。它同大气圈、水圈和岩石圈的表层互相渗透、相互影响，没有绝然的分界线。从地 表以下 3km 到地表以上 10km 的高空以及深海的海底都属于生物圈的范围。生物圈中生物及有机体 总质量约 11.48 x 1012仁 地球的内部层圈 到目前为止，人们能够直接观察的只是由矿井和钻 井揭露或出露地表的地壳最上层， 达到 15 20km 左右。 关于地球内部物理性质的研究只能依靠地震波的传播、 热的传导以及磁性和重力等各种间接的线索， 其中地震 波的传播情况分析是最有效的方法。 根据地震波在地下不同深度传播速度的分布的研 究，地球固体内部存在着两个主要的分界面， 在分界面 上地震波传播速度发生急剧变化。

16、第一个间断面位于地 表以下平均33 km 处，称莫霍洛维奇间断面， 简称奠霍 面（Moho discontinuity）;第二个间断面位于地表以下 2900km 处，称古登堡间断面 （Gu ten berg discontinuity）。这三大部分还可再分为 7 层（表 I-2，图 I -2）。 这两个间断面把地球内部分成三大层： 地壳 地幔 地核。 （一）地壳（crust） 莫霍面以上由固体岩石组成的地球最外 部圈层。外部同大气圈、水圈、生物圈相接触， 呈现凹凸不平的轮阔。其底界即莫霍面。地壳 的厚度变化很大，大洋地壳较薄，一般厚 5 10km ;大陆地壳较厚，一般厚 30 40km , 其

17、中褶皱山系地壳厚度可达 5075km，岛弧 地区地壳厚 2030km。地壳中部较普遍存在 一个次级界面（称为康拉德面），据此面将地壳分上、下两部分，上部称硅铝层或花岗质岩壳，主要 由沉积岩、变质岩和岩浆岩成分的物质组成，富含氧化硅和氧化铝，平均密度为 2.79g/cm3;下部称 硅镁层或玄武质岩壳，主要由玄武岩和辉长岩类构成，富含氧化硅和氧化镁，平均密度为 29g/cm3。 地壳约占整个地球质量的 0.8%，体积占整个地球体积的 0.5%。地壳表层因受大气、 水、生物的作用， 可形成土壤层、风化壳和沉积物质的堆积，厚度介于 010km 之间。 地壳上层的温度可以直接测量。 在一年中太阳辐射对地

18、层的变热作用只深入到地面下 10 20m, 在这个深度处，温度约等于地球表面上一年的平均温度，而且经常保持不变。在常温层以下随深度 约每增加 33m，温度增高 1C。当深入地下三四十公里以后，地球的温度达到可以熔化岩石的高温 （岩石熔化的温度为 11001400 C）。有人认为主要的原因是地球内部含有许多放射性元素，它们 在蜕变时放出的大量热能使得地球灼热起来。 地壳虽然是由坚硬的岩石所组成，但它一直是在不断的发展和变化着。它经受外力的改造，又 受地壳运动和岩浆活动等内力作用，发生变形和变位，形成各种类型的褶皱和断裂、隆起和拗陷等 地壳的构造变化和岩石的变位作用。 （二）地幔（mantle）

19、又称中间层，是莫霍面以下至古登堡面的圈层。地幔分为上地幔和下地幔以及它们之间的过渡 层，又将过渡层归入上地幔。上地幔的构成物质除硅与氧外，铁和镁显著增加，铝刚明显减少，由 类似橄榄岩类岩石构成，平均密度约 3.8g/cm3 ;下地幔的构成物质除硅酸盐外，主要是金属氧化物 与硫化物，特别是铁、镍成分显著增加，平均密度为 5.6g/cm3。上地慢上部 60250km 深度范围内表I 2 地球内部的分层 分层 厚度（km） 地壳 0 33 莫霍洛雏奇间断面（M 界面） 地幔 上地幔 33410 过渡层 4101000 瓦毽蔑 10002900 古登堡面 地核 外地核 2900-4980 过渡层 49

20、805120 内地核 51206371 存在一个地震波低速带，可能是由于放射性元素大量集中，蜕变生热，产生高温异常现象；超过了 物质在该深度的熔点，使物质呈熔融状态，故也称为软流层。这里是岩浆的发源地，与地幔对流， 海底扩张，火山与地震的发生，矿藏的形成等地球表层的许多话动有密切的关系。 地幔物质呈可塑性状态， 地幔的温度约 1200-4000 C C,温度和密度都随深度增加而增加， 100km 深处的温度为 1300C, 300km 深处的温度是 2000C。地幔的压力可达 140 万 atm。地幔质量为 4.05x 21 l0 t,占地球总质量的 67.8%，体积占地球总体积的 82%。

21、（三）地核（ewe）:是从 2900km 深处的古登堡面直到地球中心。 地核又可分为： 内核：5120km 直到地心则为内核，半径为 1255km，物质可能是固体状态的。 外核：地表以下 29004980km 叫外核，据推测可能是高压状态下铁、镍成分的液态物质； 过渡层：49805120km 深处是内外两层的过渡带。 地核是从 2900km 深处的古登堡面直到地球中心。地核的密度为 9.713g/crn3,温度在 3700 6000 C,压力可达 300370 万 atm,质量和体积分别占全球的 31.5%和 16.2%。根据地震波传播速 度不同，地核又可分为内核和外核以及过渡层三部分。地表以

22、下 29004980km 叫外核，据推测可 能是高压状态下铁、镍成分的液态物质； 49805120km 深处是内外两层的过渡带；而由 5120km 直 到地心则为内核，半径为 1255km，物质可能是固体状态的。 地球内部构造可概略地归结为； 呈层圈状，由铁镍组成地核，由铁、镁硅酸益物质组成地幔，地慢上面有很薄的地壳。 从物理状态来说，地核分为内外两层，内核为固态，外核为液态，内外核间为过渡态； 地幔顶部为固态，它与固体地壳一道组成岩石圈，岩石圈下面为呈部分熔融状态的软流圈。 第二章地壳的物质组成 第一节地壳的化学元素组成 地壳是由各种化学元素组成的，这些元素在地壳中的含量和分布都是及不均匀的

23、。研究地壳的 化学成分及其空间分布规律，是地质学的重要课题之一。通常将化学元素在宇宙体或地球化学系统 （地球、岩石圈、大气圈、水雷等）中的平均含量称为丰度。美国地质学家和化学家克拉克最早计 算了地壳中各种元素的平均质量百分比，于 1889 年首次提出地壳中 50 余种元素的分布量。为纪念 克拉克的开创性功绩，国际上决定把各种元素在地壳中相对含量的平均质量百分比称为克拉克值。 元素在地壳中相对含量极不均匀，其中以 0、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg 等八种元素含量最 多，占地壳总质量的 99%，这些元素也是组成岩石圈物质的基本成分。地壳中氧和硅常常混合在一 起，以 SiO2形式出现，也就

24、是说，组成地壳的物质中， SiO2占地壳总重量的 74%以上。地壳中的化 学元素除少数以自然元素状态产出外，绝大部分都以化合物形式存在，其中以氧化物和含氧盐最为 常见。 元素是组成地壳的物质基础，元素的克拉克值在一定程度上影响着元素参加许多地球化学过程 的浓度，从而支配着元素的地球化学行为。元素的富集与分散除受元素丰度影响外，更主要的是取 决于原子的最外电子层构造及其地球化学特性，如金和汞的丰度很低，它们也能形成独立的矿物。 但在分析地壳中元素迁移、集中、分散等地球化学行为时，必须考虑到元素克拉克值这一重要影响 因素。 从地学的角度看，不但要研究地壳组成物质的化学成分，更重要的是要研究这些成分

25、所组成的 各种集合体（即矿物和岩石），以及这些集合体在地表的具体表现和对其他圈层的影响。 第二节矿物 矿物是地壳中的化学元素在各种地质作用中形成的；一般具有一定的化学成分、内部结构，从 而具有一定的外表形态和物理性质的相对稳定的自然元素单质或化合物。矿物是组成岩石、矿石的 基本单元，是组成地壳的物地壳是由各种固 体岩石组成的，而岩石 则是各种矿物的集合 体，矿物又是由各种化 学元素结合而成。 表 1 3 是地壳中主要兀素的克拉克值 丿兀糸 O Si A1 Fe Ca Na K Mg Ti H 重量/% 46.05 27.88 8.13 5.17 3.65 2.78 2.58 2.06 0.62

26、 0.14 质单位。 目前己发现的矿物总数约有 3000 多种，绝大多数矿物是化合物，少数为单个元素组成的单质。 矿物多为固态，仅少数矿物呈液态和气态。地壳中最常见的主要矿物不过十多种。其中 10 种为非金 属矿物，地学上称为造岩矿物；另一些为金属矿物。其它元素的氧化物、硫化物或单质矿物在地壳 中的含量不足 5%。 一、矿物的化学成分 矿物的化学成分是决定矿物各种特性的基本因素。化学成分不同的矿物，其外形、颜色、相对 密度和硬度等特性总是有差异的。即使同一种矿物，其化学成分的微小变化也可以引起某些特性的 变化。根据元素离子的外层电子结构，可将组成矿物的元素分为三种类型： 亲氧元素（造岩元素），

27、与 O2-结合成化合物 亲硫元素（造矿元素），与 S2-结合成硫化物矿物，并常聚集成重要金属矿床 亲铁元素（过渡型元素）。与 O 和 S 均能结合，具有两重性。电子层结构不稳定，化学稳定性 差。 亲氧元素（造岩元素）一主要有 O、Si、Al、Ca、Ma、Na、K、Li 等，这类离子在地质作用中 往往与 O2-结合成化合物，特别是硅酸盐，形成大部分造岩矿物，故又称为造岩元素。 亲硫元素（造矿元素）一主要有 Cu、Pb、Zn、As、Sn、Sb、Bi、Hg、Ag、Au等。这类元素在 地质作用中主要与 S2-结合成硫化物矿物，并常聚集成重要金属矿床，因而又称为造矿元素。 亲铁元素（过渡型元素）主要有

28、Ti、V、Cr、Mn、Fe、Co、Ni. Mo、W、Pt 等。Mo、Fe、 Mn、Cr 等与 O 和 S 均能结合，具有两重性。因它们最能与铁共生，故称亲铁元素。这类元素的电 子层结构不稳定，在自然条件下易变价，如铁 （Fe2+、Fe3+）、锰（Mn2+、Mn3+、Mn4+）等，故化学稳定 、矿物的内部结构、形态与物理性质 1. 矿物的内部结构 在通常情况下，绝大部分矿物是固态存在的，根据其内部构造特点，可分为晶质体和非晶质体 （或称为晶体和非晶体）。 晶（质）体一凡组成矿物的内部质点（离子、原子或分子）作空间格子状有规则排列的一切固 体，都称为晶体。它是物质存在的主要形式，构成地壳的岩石主要

29、是由这种晶体矿物组成的；因晶 体各部分的质点按一定方式排列，破坏晶体各个部分需同样的温度，故每种晶体各自具有确定的熔 点。 非晶（质）体一通常指内部质点无规则排列，因而不具格子构造的固体。因此，它也是无几何 多面体外形的固体，如玻璃质矿物、胶体矿物等。 晶（质）体和非晶（质）体的转化一晶体和非晶体的最本质区别是内部结构是否规则。例如，同 样是 SiO2成分，Si 和 O有规则排列就成石英晶体，若杂乱无序就成石英玻璃。 晶（质）体与非晶（质）体比较 成矿物的内部质点（离子、原子或分子） 熔点 形状 ;最本质区别 晶（质）体 作空间格子状有规则排列的固体 确定 晶体矿物组成 内部结构 是否规则 非

30、晶（质）体 无规则排列 无几何多面体外形的固体 组 成 矿 物 的 质 点 能 否 有 规 则 排 列 与 外 界 条 件 （ 温 度 、 压 力 ） 等 有 关 ， 故 晶 质 件 和 非 晶 质 体 可 随 着条件的变化而相互转化，随之也引起矿物性质的变化。非晶质体是很不稳定的，在一定条件下可 以变成晶质体，称为晶（质）化，如蛋白石在较高温度下全脱水转化为结晶的玉髓，绝大部分矿物 都属于晶体结构，因而在一定的空间环境里，往往表现为一定的几何形体。比如，钠盐是立方体， 磁轶矿是八面体，石榴子石是菱形十二面体，云母呈薄片状，水晶常呈带尖顶的六边柱状体等等， 我们可以利用这些特性来认识矿物。 2

31、. 矿物的形态 矿物的形态包括矿物的单体和集合体形态。 单体是指矿物的单个晶体。 集合体是指同种矿物多个单体聚集在一起形成的整体。 矿物单体形态的研究包括理想晶体的形态、实际晶体形态和晶体习性等几方面。 晶体的理想形态分为单形和聚形。 晶体在生长过程中，常常不同程度地偏离其理想形态形成歪晶，表现为同一单形的晶面发育不 等：实际晶体的晶面常具有晶面条纹和凹坑，对某些矿物有鉴定意义。矿物晶体在一定条件下，常 趋向于形成某一习惯性形态，称为晶体的习性。 矿物的晶习分为三类： 三向等长一一晶体在三维空间发育程度基本相等，晶体呈粒状，如石榴子石、黄铁矿等。 二向延展一一晶体沿两个方向特别发育，而另一方向

32、不太发育，晶体呈板状或片状，重晶石、 云母等。 一向伸长晶体只沿个方向特别发育，而另两个方向均不发育，晶体呈柱状、针状或纤维 状，如红柱石、软锰矿、纤维石膏等。 矿物的集合体形态取决于矿物的单体形态和它们的集合方式。 根据集合体中矿物颗粒的大小可分为三种类型： 显晶集合体 隐晶集合体 胶态集合体。 显晶集合体根据矿物单体的排列方式分为规则集合体（如双晶）和不规则集合体（如粒状，板 状、片状、柱状、放射状、纤维状集合体及晶簇） 。 隐晶质或胶态集合体一由于其单体用肉眼（或放大镜）无法分辨，按其形成方式和外貌分为 结核体（鲕状、豆状、结核） 、分泌体（如玛瑙） 、钟乳状集合体（葡萄状、肾状等） 。

33、 3矿物的物理性质 矿物的物理性质中最重要的是矿物的光学性质和力学性质。 （1） 矿物的光学性质： 是指矿物对可见光的吸收、 透射和反射等的程度不同所弓 I 起的各种性质。 包括颜色、条痕、透明度和光泽等。 颜色是矿物吸收可见光后所呈现的色调。颜色是矿物最直观的性质之一，通常分为以下三类： 自色在成因上与矿物本身的固有化学成分直接有关的颜色，黄铜矿的深黄铜色，孔雀石的翠 绿色，蔷薇辉石的粉红色等。这几种矿物的名称就与它们的颜色有关，矿物的自色相当固定而具有 特征性。 他色由非矿物本身固有的组分所引起的颜色。如纯净的刚玉为白色，当含有微量的类质同 象替代元素 C3+时便呈鲜红色（红宝石），含 T

34、i4+时呈蓝色（蓝宝石）。他色也可因合有染色杂质的细 微机械混入物而产生，且颜色随杂质组分的不同而异。 条痕是矿物粉末的颜色，通常是将矿物在毛瓷板上刻划来观察其留下的粉末痕迹的颜色。由 于条痕色消除或减低了矿物中杂质或其它原因对矿物颜色的影响，因而更稳定、更具有鉴定意义。 例如赤铁矿可以呈现铁黑色、红褐色、刚灰色等，但其杂痕总是樱红色。 透明度是指矿物允许可见光波透过的程度。 透明度根据透射程度由大变小可分为 透明（如水晶等） 半透明（如闪锌矿等） 不透明（如黄铁矿、磁铁矿等）三级。 光泽是矿物表面对可见光波的反射能力。按反射光由强到弱分为四级： 金属光泽光泽反光很强，像金属的新鲜面一样，光亮

35、耀眼。如方铅矿、黄铁矿。 半金属光泽反光较强，如同一般金属表面那样的反光，如赤铁矿、铬铁矿。 金刚光泽反光较强，无金属色彩，有像金刚石般灿烂耀眼的光泽。如金刚石、闪锌矿。 玻璃光泽反光弱，像玻璃板表面那样的反光。如石英、方解石。 以上都是指矿物在平坦面上的反光。如矿物表面不平坦光滑或成集合体时，常会呈现一些特殊 的光泽，有油脂光泽，树脂光泽，蜡状光泽，土状光泽，丝绢光泽和珍珠光泽。 矿物的光泽等级是确定的，但其特殊光泽却因矿物产出状态不同而有所不同，如石膏具有玻璃 光泽，但呈纤维状集合体时呈现丝绢光泽，在其极完全解理面上则有珍珠光泽。 （2） 矿物的力学性质：是指矿物在外力作用下所表现的物理特

36、性，主要包括解理、断口和硬度。 解理与断口矿物受力后沿一定方向规则裂开成光滑平面的性质，称为解理，裂开的光滑平 面称为解理面。按解理裂开的难易程度及解埋面的完好程度一般分为极完全解理、完全解理、中等 解理和不完全解理。如果矿物受力后沿任意方向裂开成凹凸不平的断面，则称为断口。常见的断口 形态有贝壳状(如石英)、参差状(如黄铁矿)、平坦状(如铝土矿)、土状(如咼岭石)、锯齿状(如 自然铜)。 硬度：是指矿物抵抗外来某种机械作用的能力。 般用摩氏硬度计测定矿物的相对硬度，摩氏硬度计分为十级，十种硬度不同的矿物为标准， 1 到 10: 1 滑石 2 石膏 3 方解石 4 萤石 5 磷灰石 6 正长石

37、 7 石英 8 黄玉 9 刚玉 10 金刚石 通常还可借助于其他常见物体的帮助来测定矿物的硬度。 例如已知指甲的硬度为 2.5,铜钥匙约 为 3,小钢刀为 5.5+，玻璃片为 6.5，都可作为辅助标准。 三、矿物的分类 矿物的分类方法很多，在矿物学中广泛采用的是以化学成分和晶体结构为依据的晶体化学分类 法。具体分类如表 14, 1.自然元素类 自然元素类矿物是指自然界中以单质形式产出的矿物。地壳中已知的自然元素矿物有 30 多种， 主要是在自然条件下具有较大的化学惰性的元素 (Pt、Au、C 等)或易从其他化合物中还原出来的元素 (Au、Ag、S 等)。常见的自然金属矿物为自然金、自然铜，自然

38、非金属犷物主要为金刚石、石墨和 硫磺。金刚石、石墨是因为两者晶格类型不同、质点累叠方式不同的缘故。金刚石为典型的原子晶 格；石墨则属多键型，因其层间为分子键，故硬度低，可剥开成片状，具挠性，呈金属光泽，为电 的良导体，并不溶于酸，熔点高。 表 矿物的化学分类 大类 类 I自然兀素 1金属兀素，如自然金(Au) 2 非金属兀素，如石墨(C)、金刚石(c) II硫化物 3 简单硫化物，如方铅矿(PbS) 4复硫化物，如黄铜矿(CuFeS2) 5硫盐 川卤化物 6.氟化物，如萤石(CaF2) 7.氧化物，如钠盐(NaO) 8 .溴化物，碘化物等 氧化物及 氢氧化物 9.简单氧化物，如赤铁矿(FhO3

39、) 10-复氧化物，如磁铁矿(Feo-Fe2O3) 11.氢氧化物， 如三水铝石(AIOH 3) V 含氧盐 12.硅酸盐，如正长石(KAISi 2O3) 13.碳酸盐，如方解石(CaCO3) 14.硫酸盐，如石膏(CaSO4-2H2O) 15.钨酸盐，如白钨矿(CaWO4) 16.磷酸盐，如磷灰石(Ca5PO4F-CI) 17.钼酸盐，砷酸盐，钡酸盐等. 2.硫化物类 是主要由阴离子硫与一些金属阳离子相结合而形成的矿物。 金属阳离子主要为铜型离子 Cu、Pb、 Zn、Ag、Hg 等，过渡型离子 Fe、Co、Ni、Mn、Pt 等和半金属阳离子 As、Sb、Bi 等。相应的常见 矿物有：方铅矿(

40、PbS)、辉锑矿(Sb2S3)、辉铝矿(MoS 2)、闪锌矿(ZnS)、履砂(HgS)、雌黄(AS2S3)，雄 黄(AsS)、黄铜矿(CuFeS2)、斑铜矿(CusFeS)、辉铜矿(CuS)、黄铁矿(FeS2)等。 3. 卤化物类 该大类主要由卤族元素(F、CI、Br、I)与金属元素(K、Na、Ca、Mg)等化合而成的矿物。其种类 较少，在地壳中的含量甚低。常见的有萤石 (CaF2)、石盐(NaCI)和钾盐(KCI)。 4. 氧化物和氢氧化物类 是由一系列金属阳离子及非金属阳离子与 O2-或(OH)-相结合而成的化合物。是锰、铁、铍、硅 等的氢氧化合物和含水氧化物，主要有铝土矿( Al 2O3

41、-nH20 )、褐铁矿(Fe2O3-nH2O)、硬锰矿 (mMnO-MnO 2-nH2O)、软锰矿(MnO2)及胶状石英(SiO?-nH2O)等。大多是地表形成的外生矿物， 故多成隐晶质胶状(锰矿) 、泥土状(铝土矿)和粉末状(褐铁矿)等集合体，硬度多数很小，化学 性质稳定。 5含氧盐类 含氧盐矿物是金属阳离子和含氧酸根结合而成的化合物。 根据含氧酸根可进一步分为：硅酸盐 碳酸盐 硫酸盐 磷酸盐 钨酸盐等盐类矿物。这类矿物种类繁多，分布广繁，是地壳中最主要的矿物成分，约占地壳质 量的 82.5%，其中最主要的是硅酸盐类矿物。硅酸盐类矿物是地壳中分布最广泛、种类最复杂的矿 物：是最主要的造岩矿物

42、；有的是极为重要的非金属矿物(如云母、石棉、高岭石)和含稀有元素 Be、Li、B、Zr 等的矿物。 硅酸盐类是指硅氧四面体 SiO 4或由其连结成的各种硅氧四面体骨架， 间其他阳离子结合而形成 的化合物。其晶体形态取决于硅氧四面体的连结方式。 岛状硅氧骨架【SiO4广或Si2O76-:常表现为三向等长粒状。例如，橄榄石、石榴子石。 环状硅氧骨架SinOBn2-:呈六方或三方晶体系的柱状习性。如绿柱石、电气石。 链状硅氧骨架，单链SiO32双链Si40ii6-:常呈柱或针状晶体，例如，辉石、角闪石、硅灰石、 透闪石等。 层状硅氧骨架Si2O5:呈板状、片状。云母类、滑石、蛇纹石、绿泥石、高岭石等

43、。 架状硅氧骨架Sin-xAlxO2nX-：取决于架内化学键分布， 如一向存在较坚强的链时， 形成平行此链 的柱状晶体，如长石类，包括正长石、斜长石等。 碳酸盐类矿物是指金届阳离子与 CO 32-络阴离子结合形成的无水或含水碳酸盐矿物。金属阳离 子主要有无色 Ca、Mg 离子和有色的 Cu、Fe 离子。除CO32-络阴离子外，某些矿物还含附加阴离子。 常见矿物主要有：方解石 CaCO3、白云石 CaMg (CO 3)3、菱镁矿 MgCO 2?、菱铁矿 FeCO3、孔雀石 CU2CO3 (OH)2、蓝铜矿 Cu3 (CO3)2(OH)2 等。 第三节 岩 石 岩石是由各种地质作用形成的，并在一定

44、的物理化学条件下稳定存在的矿物或岩屑组成的集合 体。主要由一种或几种造岩矿物按一定方式结合而成，是构成地壳和地幔的主要物质，是地球发展 至一定阶段，由各种地质作用形成的坚硬产物。陨石和月岩也是岩石。 岩石的种类很多，但从成因和形成过程看，一般分为三大类:火成岩、沉积岩和变质岩。它们 在地球上的分布情况各不相同。沉积岩主要分布在大陆地表，占陆壳面积 75，而距地表越深，火 成岩和变质岩就越多。在地壳的深部和上地幔，主要由火成岩和变质岩构成。统计表明，火成岩占 整个地壳体积的 64.7%，变质岩占 27.4%，沉积岩占 7.9%；其中玄武岩和辉长岩又占全部火成岩的 65.7%，花岗岩和其它浅色岩占

45、火成岩的 34%。 一、火成岩 1岩浆的性质及其岩浆作用 岩浆是在地下深处的一种炽热的、粘度很大的含有大量挥发性成分的复杂的硅酸盐熔融体。岩 浆的成分主要为 O、 Si、 Al、 Fe、 Ca. Na、 K、 Mg、 Ti 等元素按不同比例组成，其次还含有 H2O、 CO2及 HF、HCl、H2S 等一些挥发性物质，这些元素的离子相互结合组成了复杂的硅酸盐及少量的 氧化物和金属硫化物。 岩浆的温度，根据研究现代火山熔岩流及其温度测定，岩浆温度通常在 7001200 C之间，测 定熔岩流的温度，只能代表岩浆的近似温度。岩浆的粘度，它受岩浆的成分、温度及挥发份等因素 的影响，如岩浆成分中 SiO2

46、含量高，粘度大；温度高，粘度低：挥发份含量多，粘度也降低。 地下深处的炽热岩浆，是处于高温高压的环境，一旦地壳运动引起岩石圈出现裂隙时，岩浆就 沿着裂隙运移上升，当达到一定位置时，即发生冷凝结晶而成为岩石，这种包括岩浆活动积冷凝结 晶成岩的全过程，就称为 岩浆作用 。其中又可分为侵入作用和喷出作用。 侵入作用是指地下深处岩浆沿裂隙上升，但未达到地表，只在地面以下的一定部位冷凝结晶而 成为岩石。 深成岩：岩浆在地壳比较深的地方，冷凝结晶形成的岩石。 浅成岩：岩浆上升到地壳较浅的部位或接近地表时冷凝结晶而成的岩石。 喷出岩（或称火山岩）：喷出作用是指从岩浆喷溢出地表，至冷凝成为岩石的全过程，由喷出

47、作 用形成的岩石。喷出作用是指从岩浆喷溢出地表，至冷凝成为岩石的全过程。 岩浆岩的物质成分主要是各种硅酸盐，如果以岩浆岩中 SiO2化学组分的百分含量来划分，可分 为四大类： 超基性岩（SiO266%）（表 1-7）。 2 火成岩的矿物成分 组成岩浆岩的旷物主要是一些硅酸盐类矿物：常见的不过 10 余种，最多的是正长石、斜长石类 （共约 60% ）、石英类（12%）、橄榄石、辉石和角闪石类（共约 16% ）、云母类（黑云母、白云母约 5%）, 这些矿物称为岩浆岩造岩矿物。其次为磷灰石、磁铁矿、钛铁矿、锆石等副矿物。 根据矿物颗粒的大小分为： 显晶质结构：凭肉眼和用放大镜 （20 倍）可以分辨矿

48、物颗粒的结构，还可细分为： 伟晶结构 颗粒直径 10mm: 粗粒结构 颗粒直径 105mm; 中粒结构 颗粒直径 52mm; 细粒结构 颗粒直径 20.1mm。 隐晶质结构 矿物颗粒细小，用放大镜也不能分辨按颗粒相对大小，可将岩石结构分为: 等粒结构：岩石中同种矿物颗粒大致相等； 不等粒结构：岩石中主要矿物大小不等，但相差不大； 斑状及似斑状结构：岩石中矿物颗粒大小悬殊，大的称斑晶，小的称基质。 按矿物颗粒的相互关系可以分为： 文象结构：伟晶岩中石英呈楔形镶嵌于钾长石巨晶中，石英形似希伯莱文字。 条纹结构：钾长石与斜长石呈有规律地交生所致。 （2）主要构造类型 块状构造：矿物分布均匀，排列无一

49、定次序，无方向性。 斑杂构造：不同部位矿物组合或颜色有很大差异，杂乱无章。 岩浆岩造岩矿物按化学成分或颜色分为： 硅铝矿物（浅色矿物）：长石、副长石（霞石、白榴石）、石英等。 铁镁矿物（暗色矿物）：橄榄石、辉石、角冈石、黑云母等。 硅铝矿物和铁镁矿物的含量比决定了岩石的颜色和比重 （表 I -5） 。 矿物共生组合规律 岩浆岩中矿物共生组合取决于两方面的因素； 是化学成分：另一是岩浆结晶的温度、压力等环境。 1992 年美国鲍文（N_LBwwon）根据人工实验相当玄 武岩熔浆的冷却结晶过程结合野外观察， 主要造岩矿物结晶顺序以及它们的共生组合关系， 为鲍文反应系列（或原理） （表 I 6）。

50、2火成岩的结构和构造 岩浆岩的结构是指其组成物质（矿物和玻璃 质）的结晶程度、颗粒大小、自形程度及其相互 关系。 构造是指岩石中不同矿物集合体之间的排列 方式和充填方式。 （1）主要结构类型 根据结晶程度和矿物颗粒大小可分为以下几 类。 根据结晶程度 （指岩石中结晶质与非晶质的 含量比例）分为： 全晶质结构 半晶质结构 玻璃质结构。 得出岩浆岩 称 表 I -5 岩浆岩的颜色与比重的变化 岩石类型 超基性岩 铁镁矿物 多 基性岩 中性岩 酸性岩 黑云 中性胆长石 条带构造：由不同结构或不同矿物的条带相间平行排列。 流纹构造：由不周颜色的条纹和拉长的气孔等平行排列表现出来的一种构造，多见于酸性熔

51、岩 中。 气孔和杏仁构造：喷出岩常见的构造，当挥发分从熔浆中逸出时，可形成大量气泡，由于熔浆 快速冷凝而在岩石中的气抱保留下来，形成不规则状的空洞；称为气孔构造。当气孔被后期物质充 填后形成杏仁构造。 枕状构造：海底溢出的基性熔岩中常见的构造，由大小不等的枕状体堆积而成，一般发育于熔 岩层的顶部。 3火成岩类型与特征 火山岩或浅成侵入岩：由于火成岩由岩浆冷凝、结晶形成，因此火成岩的最基本性质之一是结 晶度和矿物晶粒的大小。岩浆喷发至地表或侵入至地壳浅部（近地表 3m 内）所形成的岩石，因为 冷凝速度快，往往全部呈玻璃质或半晶质（即玻璃物质与结晶物质共存）或隐晶质 （矿物粒径小于 0.3mm）;

52、 深成侵入岩：如岩浆侵位深度大，也就是在各种深成环境（地壳 3km 以下）中结晶形成的岩石, 呈不同粒度的全晶质，火山岩和侵入岩是火成岩的两大基本产出类型。 火成岩分类的基本准则是： 据组成岩石的矿物种类及相对含量。 根据全岩的化学成分， 特别是 SiO2、Na2O、K2O 等氧化物重量百分数。 两准则往往结合使用。 某些情况下，当根据矿物含量确定的岩石名称与根据化学成分所待名称不一致时，则服从前一准则 进行岩石定名，但对隐晶质至玻璃质的火山岩或浅成侵入岩定名时，岩石的化学分类原则往往起主 要作用。一般主要根据其化学成分、矿物成分、结构及产状等特征进行划分如表 I -7: 表 I-7火成岩的类

53、型及特征 系列 钙碱性 碱性 岩类 超基性岩 基性岩 中性岩 酸性岩 碱性岩 SiO2含量 66 % : 53% -66% 石英含量 无 无或很少 20% 无 长石种类及含量 一般无长石 斜长石为主 斜长石为主 钾长石为主 钾长石 斜长 石 钾长石为主含 似长石 暗色矿物种类及含 量 橄榄石辉石 90% 主要为辉石， 可有角闪石 黑云母、橄榄 石等90% 以角闪石为 主，黑云母辉 石次之 15%-40% 以角闪石为 主，黑云母 辉石次之 15%-40% 以黑云母角闪 石为主，角闪 石次之 10%-15% 主要为碱性辉 石和碱性角闪 石 90 35-90 15-40 15-40 9-15 :二是

54、在风化剥蚀过程中新形成的表生矿物（如高岭石等粘土 矿物）；三是在沉积过程中形成的化学沉淀新矿物 （如方解石、白云石、玉燧等）。有机质主要包括动 植物的遗体和骨骼，有些岩石本身就是有机质组成，如煤、珊瑚礁灰岩等。在碎屑组成的沉积岩中， 常见胶绪物将碎屑连接起来，常见的胶结物成分有钙质、硅质、铁质、泥质等。 沉积岩的颜色决定于沉积岩的颗粒成分和胶结物成分，又决定于其沉积环境。铁质胶结的沉积 岩呈红色或褐色，而钙质与硅质胶结的呈白色、灰色。对沉积岩颜色影响最大的是铁质与炭质，它 们是沉积环境的反映。气温高的氧化环境下，有机质分解了，低价铁氧化为高价铁，沉积岩呈红色 或褐色；在还原环境下，有机质不易分

55、解而含量高，铁仍为二价，沉积岩的颜色为蓝灰、绿、澈至 黑色。 3.沉积岩的结构与构造先也岩石 - *戯坏产物 物理 風4t Wt* R学 具层厚 肿* AU * 釘氮氢化笹 无层理 St下星 -枫张岩 胶組 f 碎屑垮 压固 t黏土岩 ASM IT靖盛 凤优 化筆洗朝 I 化学裁# 优学岩与生 物化学岩 沉积岩最显著的特征是有层理构造和层面构造，它不仅反映了沉积岩的形成环境，而且是沉积 岩区别于岩浆岩和某些变质岩的特有构造。 层理构造是在垂直于沉积物表面的方向上以沉积物的成分、颜色、粒度等的变化显现出来的成 层现象。按形态可将层理分为水平层理、平行层理、斜层理、波状层理、粒序层理等。 沉积层面

56、上有时还保留有反映沉积岩形成时的某些特征，加波痕、泥裂等，称为层面构造。可 以用来了解沉积岩形成时流体的动力情况、古地理环境以及识别岩层层序等。 沉积岩的结构是指其组成物质（碎屑、晶粒等）的形状、大小、结晶程度及空间组合方式等。 常见的结构有： 碎屑结构各种碎屑物被胶结物黏连起来的一种结构，是沉积岩特有的结构。按颗粒直径大小可 分为砾状结构（碎屑粒径 2mm ）、砂状结构（碎屑粒径 0.0625mm 2mm，碎屑成分超过 50%）、粉砂 状结构（碎屑粒径 0.0039mm0.0625mm）。 泥质结构 晶粒结构 生物结构 4 沉积岩的分类 沉积岩的分类方案很多。 根据沉积岩的形成作用 （表 I

57、 -9）: （1） 主要由母岩风化产物组成的沉积岩 （2） 主要由火山碎屑物质和深部卤水组成的沉积 岩 （3） 主要由生物遗体组成的沉积岩 主要由母岩风化产物组成的沉积岩是最主要 的类型，它还可根据母岩风化产物的类型及其搬运 沉积作用的不同再划分为两类：碎屑岩和化学岩。 碎屑岩还可以根据其粒度， 进一步划分为砾岩、砂岩、粉砂岩和粘土岩。 化学岩可以根据其主要成分特征，再进一步划分为 碳酸盐岩、硫酸盐岩、卣化物岩、硅岩及其他化学 岩。主要由生物遗体组成的沉积岩即生物岩或有机 岩， 根据其是否可燃，再划分为可燃生物岩和非可 燃生物岩。 三、变质岩 1 变质质作用与变质岩 由原先存在的岩石（火成岩、

58、沉积岩或早期变质岩） 分加入或带出的情况下，使原来的火成岩、沉积岩等岩 石即为变质岩。 变质作用是各种岩石（沉积岩、岩浆岩和变质岩）基本上在固态下受到内动力地质作用，发生 矿物成分和结构、构造的变化而变成一种新岩石的过程。沉积岩经变质作用形成的变质岩，称为副 变质岩；岩浆岩经变质作用形憾韵变质岩，称为正变质岩。原先的变质岩遭受变质作用后也可形成 另一种新的变质岩。 变质作用主要发生在地下深处，具有特定的地质环境。与地质环境密切相关的温度、压力、活 动性流体和时间可以显著地影响变质作用的强度、范围和产物，进而决定变质作用的类型。变质作 用的方式主要有重结晶作用、变质结晶作用、交代作用和变形与碎裂

59、作用。 重结晶作用 岩石在变质作用过程中，同种矿物颗粒不断增大，相对大小逐渐均匀化，颗粒外 形变得较规则的变化过程。重结晶作用 不形成新的矿物类型。 变质结晶作用 在原岩基本保持固态、且岩石总的化学成分不变（挥发组分除外）的条件下， 部分原有矿物通过发生特定的化学反应而趋于消失，同时 形成新的稳定矿物的过程。 交代作用 在变质过程中，化学活动性流体与固体岩石之间发生的物质置换或交换作用，其结 果不仅形成新矿物，而且岩石的总体化学成分发生改变 。 2变质作用的类型 表I- 9 沉积岩基本类型划分表 沉积岩类型 由母岩风化产物 组成的沉积岩 碎屑岩 砾岩 砂岩 粉砂岩 粘土岩 化学岩 碳酸盐岩 硫

60、酸盐岩 卤化物岩 硅岩 其他化学岩 由火山碎屑物质 组成的沉积岩 火山碎屑岩 由生物遗体组成 的沉积岩 可燃生物岩（煤、油页 岩等） 非可燃生物岩 由粒径 0.0039mm 的泥质物质组成的结构。 由化学沉积的结晶矿物组成的结构。 由生物遗体或生物碎屑形成的一种结构。 （冯增昭，1982, 1992）划分以下大类和基本类型 在温度、压力、应力发生改变以及物质组 卓举典石发生矿物成分、结构构造改造而形成的岩 根据变质作用发生的地质环境、物理化学条件、变质因素的组合关系及变质产物的特征，分为 四种主要类型。 接触变质作用 是在岩浆侵入体与围岩的接触带上，主要由岩浆活动所带来的热量及挥发性流 体所引