2地壳的结构与物质组成精

1、2 地壳的结构与物质组成2 1 地壳元素组合与矿物形成1）地壳元素组成和分类地壳元素丰度的总特征可大致归纳如下： 地壳中已发现的化学元素有 92种，即元素周期表中 1 至 92号元素。地壳中不同元素的含量差别很大， 含量最高的元素氧（ 47）与含量最低的氡（ 10-16）差 1017倍。含量最 高的三个元素氧、硅、铝的总量占地壳元素总量的84.6 。若加上含量大于 1的元素铁、钙、钠、钾、镁，总和达 98，剩余的 84 个元素重 量的百分含量之和仅为 2。总体上，元素的原子丰度随元素的原子序数 增大而降低，偶数原子序数的元素比相邻的奇数原子序数的元素丰度值 高。惰性元素丰度偏低。按化学计量比计

2、算， 地壳中阴离子的总数大大低于阳离子总数， 阳离 子与阴离子结合能力的大小和倾向性决定了元素的地球化学行为。 地壳中 元素的地球化学行为与元素的化学和晶体化学性质有关， 也与地壳中元素 的丰度和物理化学条件有关。元素的地球化学分类方案较多， 以下从地壳化学组成的角度出发， 结 合元素的地球化学行为将地壳中元素的丰度分为主量元素、 微量元素、 硫 （硒、碲）和卤族元素、金属成矿元素、亲生物元素和亲气元素、放射性 元素。主量元素：主量元素有时也称为常量元素，是指那些在岩石中（工地壳中）含量 大于 1（或 0.1 ）的元素，在地壳中大于 1的 8种元素都是主量元 素，除氧以外的 7 种元素在地壳中

3、都以阳离子形式存在， 它们与氧结合形 成的氧化物（或氧的化合物），是构成三大类岩石的主体，因此又常被称 为造岩元素。地壳中重量百分比最大的10个元素的顺序是：0> Si >Al >Fe> Ca > Na> K> Mg> Ti > H,若按元素的原子克拉克值（原子个数），则原子个 数最多的元素是：0>Si >H>Al >Na> Mg>Ca> Fe>K>Ti。Ti、H在地 壳中的重量百分比虽不足 1，但在各大类岩石中频繁出现，也常被称为 、牛U_（ J于造岩元素。上述地壳中含量最高的十种元素

4、， 在各类岩石化学组成中都占重要地 位。虽然不同类型岩石的矿物成分有差异， 但主要矿物都是氧化物和含氧 盐，尤其是各种类型的硅酸盐， 因此可将整个地壳看成一个硅酸盐矿物集 合体。岩浆岩是地壳中分布最广的岩石大类， 从酸性岩直到超基性岩， 主要 矿物都是硅酸盐。不同的是，超基性岩和基性岩主要由镁、铁（钙）的硅 酸盐组成，中、酸性岩主要由钾、钠的铝硅酸盐和氧化物组成。大陆地壳 中上部中酸性岩石占主导地位， 下部中基性岩为主体。 大洋地壳以基性岩 石为主。因此地球科学家常称地壳为硅酸盐岩壳。 也有的学者将以中酸性 岩为主的部分称为硅铝质地壳，将以基性岩为主的部分称为硅镁质地壳。由此可知， 地壳中主量

5、元素的种类 （化学成分） 决定了地壳中天然化 合物（矿物）的类型。主要矿物种类及组合关系决定了其集合体（岩石） 的分类。而地壳中主要岩石类型决定了地壳的基本面貌。微量元素：在地壳（岩石）中含量低于 0.1 的元素，一般来说不易形成自己的 独立矿物， 多以类质同象的形式存在于其他元素组成的矿物中， 这样的元 素被称为微量元素。比如钾、钠的克拉克值都是 2.5 ，属主要元素，在 自然界可形成多种独立矿物。与钾、钠同属第一主族的铷、铯，由于在地 壳中的含量低，在各种地质体中的浓度亦低，难以形成自己的独立矿物， 主要呈分散状态存在于钾、钠的矿物中。硫（硒、碲）和卤族元素：在地壳中，除氧总是以阴离子的形

6、式存在外，硫（硒、碲）和卤族元 素在绝大多数情况下都以阴离子形式存在。 虽然硫在特定情况下可形成单 质矿物（自然硫S），硫仍是地壳中除氧以外最重要的呈阴离子的元素。 硫在热液成矿阶段能与多种金属元素（如贵金属 Ag Au,贱金属Pb Zn、 Mo Cu Hg等）结合生成硫盐和硫化物矿物，这些矿物是金属矿床的物 质基础。若矿物结晶时硫含量不充分， 硒可以进入矿物中占据硫在晶格中 的位置，硫、硒以类质同象的方式在同种矿物中存在。 碲与硫的晶体化学 性质差别比硒大， 故碲通常不进入硫化物矿物， 当硫不足时， 它可以结晶 成碲化物。氯、氟等卤族元素，通过获得一个电子就形成稳定的惰性气体型（ 8 电子外

7、层）的电层结构，它们形成阴离子的能力甚至比氧、硫更强，只是 因为卤族元素的地壳丰度较氧、 硫低得多， 限制了它们形成独立矿物的能 力。卤族元素与阳离子结合形成典型的离子键化合物。 离子键化合物易溶 于水，但气化温度较高，在干旱条件下，卤化物还是比较稳定的。当卤族 元素的浓度较低， 不能形成独立矿物时， 它们进入氧化物， 在含氧盐矿物 中，常见它们以类质同象方式置换矿物中的氧或羟基。金属成矿元素：在地质体中金属元素多形成金属矿物 （硫化物、 单质矿物或金属互化物，部分氧化物），在矿产资源中作为冶炼金属物质的对象。金属成矿元素按其晶体化学和地球化学习性以及珍稀程度可以分为：贵金属元素、金属元素、过

8、渡元素、稀有元素、稀土元素。贵金属元素 Ag 、Au、Hg、 Pt 等，贵金属元素在地壳中主要以单质矿 物、硫化物形式存在，在地质体中含量低， 成矿方式多样，但矿物易分选， 元素化学稳定性高，成矿物质的经济价值高。金属元素Pb、Zn、Cu （又称贱金属元素）、Sb、Bi等，在地壳中主 要以硫化物形式存在。成矿物质主要通过热液作用成矿，硫（硒、碲）的 富集对成矿过程有重要意义。 矿床中成矿元素含量较高， 是国民经济生活 中广泛应用的矿产资源。过渡元素 Co、Ni、Ti、V、Cr、Mn和 W Sn、Mo Zr、Hf 等，这些 元素在自然界多以氧化物矿物形式存在， 部分也可形成硫化物 （如钼） 或

9、硫盐（如锡）。稀有元素 Li 、Be、Nb、Ta、Ti、Zr 在地壳中含量很低，主要形成硅 酸盐或氧化物。稀土元素 钇和镧系元素统称为稀土元素，地壳中稀土元素含量低， 但它们常成组分布。 稀土元素较难形成自己的独立矿物， 主要进入钙的矿 物，在矿物中类质同象置换钙。 较常见的稀土元素矿物和含稀土元素的矿 物都是氧化物或含氧盐类矿物。亲生物元素和亲气元素：主要有C、H、O N和P、B,它们是组成水圈、大气圈和生物圈的主 要化学成分， 在地壳表层的各种自然过程中起着相当重要的作用。 除上述 元素外，生物还需要K、S、Mg Fe、Si、Al、Ar等。部分微量元素（如 Zn、Pb Se等）以及在地壳表

10、层和水圈中富集的元素 Ca Na F、Cl等 对生命的活动有重要意义， 具亲生物的属性。 某些亲生物元素的过量或馈 乏不仅会影响生命物体的正常发育，严重时还会引起一些物种的绝灭。放射性元素：101440508712318710Be，14C，40K，50V，87Rb，123Te， 187Re，现代地壳中存在的放射性元素（同位素）有 67 种。原子量小于 209 的放射性同位素仅有十余种，它们是：190Pt，138La，144Nd, 147Pm 147Sm 148Sm和 149Sm 自 84号元素钋（Po）起，元 素（同位素）的原子质量都等于或大于 209，这些原子核都有放射性，它 们都是放射性同

11、位素。现代核物理技术的高度发展， 已经能够通过中子活化及核合成技术生 成许多新的放射性元素（同位素），若将这些人造元素计算在内，元素周 期表内的元素总数应增加到 109 个。2）矿物的分类、晶形及其物理性质地壳中各种元素多数组成化合物， 并以矿物的形式出现。 矿物多数是 在地壳（地球）物理化学条件下形成的无机晶质固体， 也有少数呈非晶质 和胶体。矿物学是地球科学中研究历史最悠久的分支学科之一。 自有人类 以来就开始了对矿物的认识和利用， 人类有了文字就有了对矿物认识的记 载。矿物学作为一门独立的学科已有近三个世纪的历史了， 20世纪 20年 代以来在矿物学研究中逐步引入了现代科学技术的研究手段

12、和方法， 使矿 物学进入了由表及里、 由宏观到微观的研究层次， 开始了矿物成分、 结构 与物理性质、开发应用综合研究的新阶段。迄今发现的矿物种数已达 3000 余种。常见的造岩矿物只有十余种， 如石英、正长石、斜长石、黑云母、白云母、角闪石、辉石、橄榄石等， 其余属非造岩矿物。 按矿物中化学组分的复杂程度可将矿物分成单质矿物 和化合物。化合物按与阴离子的结合类型（化学键）划分为若干个大类， 主要大类有硫化物（包括砷、锑、铋、碲、硒的化合物）、氧的化合物和 卤化物。在各大类中按阴离子或络阴离子种类可将矿物划分类， 各类中按 矿物结构还可以划分亚类，在亚类中又可以进一步划分部、族和矿物种。硫化物及

13、其类似化合物：在矿物分类中， 硫化物大类还可以分成三个矿物类。 硫化物矿物的总 特征是：首先，它们由金属阳离子与硫等阴离子之间以共价键方式结合形 成。它们在地壳中的总量很低（V 1%），但矿物种较多，占矿物种总数 的 16.5。硫化物矿物的生成多与成矿作用有关，即绝大多数矿床中的 金属矿物都属硫化物大类。 其次，硫化物类矿物透明度和硬度较低， 但通 常色泽鲜艳、 有金属（半金属） 光泽、 比重也较大。 最后，结晶程度较好， 硫与其他元素结合时配位方式多样， 因此晶体结构类型多， 晶体形态多样， 容易识别。在成员众多的硫化物矿物家族中，方铅矿（PbS、闪锌矿（ZnS）、 黄铜矿（CuFeS）、黝

14、锡矿（CuSnFeS）和黄铁矿（FeS）、斑铜矿（CiiFeS）、 雄黄（AsS）、雌黄（AsS）、辰砂（HgS等是最常见的硫化物。此外， 还有硒化物和碲硫化物。氧的化合物：几乎所有造岩矿物都是硅酸盐和氧化物，如长石、云母、角闪石、辉 石等。但也有一些氧化物和含氧盐主要与成矿作用有关，如锡石（ SnO2）、黑钨矿（FeMn WO、磁铁矿（Fe+Fe3+O）和钛铁矿（FeTiOs），是锡、 钨、铁矿床中的资源矿物（矿石矿物）。单质及其类似物：它们在矿物分类中也是一个大类， 包括由单质原子结晶的矿物和多种 原子结合的金属互壳重量的1%,但成矿能力很强，如自然铜（Cu）、银 金矿（AgAU、自然铂（

15、Pt）、金刚石（C）、石墨（C）和自然硫（S） 都可富集成矿。 单质矿物中原子以金属键或共价健和分子键相结合， 原子 间紧密堆积，矿物晶体对称性高。宝石矿物：自然界的宝石矿物共有百余种， 较在矿物学分类中并未划分此大类， 但它们是具特殊经济意义的矿物群 体。经过加工，能用于装饰的矿物，称为宝石矿物。宝石矿物主要有以下 特点：第一是晶莹艳丽，光彩夺目，即矿物的颜色和光泽质地优良。第二 是质地坚硬，经久耐用，即宝石矿物的硬度较大。第三是稀少，即矿物产 量少，又有一定的价值。 据以上特征， 能称为宝石矿物的只可能是氧的化 合物和单质矿物中的少数非金属矿物。重要的约 20 种。最贵重的宝石有四种：钻石

16、、红宝石、蓝宝石和祖母绿。钻石的宝石矿物是金刚石 （C）,它属单质非金属矿物，是硬度最大 的矿物。金刚石结晶温度（ 1100C）和压力（ 40Pa）很高，是元素碳 在距地表大约200km或更深处结晶的晶体。红宝石和蓝宝石 是两种极贵重的宝石， 其宝石矿物都是刚玉 （Al 2O3）。 刚玉虽是较常见的矿物， 但能成为宝石矿物的刚玉仅出现在某些石灰岩和 中酸性岩浆岩的接触带、 基性岩墙及纯橄榄岩中， 成为宝石矿床还需经过 沉积作用，即在碎屑矿物中聚集。还有一种宝石祖母绿也十分名贵，它的宝石矿物是绿柱石（ Be3Al 2Si 6O18 ），绿柱石是环状构造硅酸盐，主要产于岩浆晚期形成的 伟晶岩和一些

17、高温热液形成的脉状岩石中， 作为宝石矿物的绿柱石主要产 在热液脉中，而且十分罕见。矿物的形态 由矿物的晶形和结晶程度决定。矿物的结晶程度主要受 矿物生长时的物理化学环境控制，而矿物的晶形则与矿物的晶体结构有 关。晶体是晶体结构的最小单位（晶胞）在三维空间重复增长的结果，如 果晶体结构的对称性高， 晶体的对称性也高。 三维对称的晶体呈粒状晶体 （如金刚石、方铅矿等），二维对称的晶体沿 C轴发育的为长柱状（如石 英晶体），（图4-1 ）若C轴不发育则呈片状（如辉钼矿、云母等）。化 学键的各向异性也影响晶体的形态， 如金红石、辉锑矿的八面体化学键沿 C轴延伸，它们的晶体发育成柱状、针状或毛发状。硅酸

18、盐矿物晶形与其 结构的对应关系，将在岩浆岩组成矿物中作简要介绍。2如图47石英的拄伏晶体11 *!?矿物的比重 是单位体积中矿物的重量与4°C水重量之比。矿物的密 度是单位体积中矿物的质量。两者概念不同，但数值相当。决定矿物比重 和密度的主要因素是：阳离子的原子量、晶体中的原子间距和原子的配位 数。例如，方解石CaC®菱锌矿ZnCO吉构相同，但Ca Zn的原子量分 别是40.08和65.57，因而方解石的密度(2.71g /cmi)比菱锌矿(4.45g /cm)小。又如文石和方解石的成分都是 CaCQ但两者的配位数分别为 9和6,两者的密度分别是2.95g/cm和2.23g

19、/cm。矿物硬度 是矿物内部结构牢固性的表现，主要取决于化学键的类型 和强度：离子键型和共价键型矿物硬度较高， 金属键型矿物硬度较低。硬 度也与化学键的键长有关，键长小的矿物硬度较大。离子价态高低和配位 数大小对矿物硬度有一定影响，离子价态高，配位数较大的矿物硬度也较 大。矿物的颜色 由矿物的成分和内部结构决定。组成矿物的离子的颜色， 矿物晶体中的结构缺陷，以及矿物中的杂质和包裹体等，都可影响矿物的 颜色。在离子键矿物晶体中，矿物的颜色主要与离子的颜色有关。如Cu+离子为绿色，铜的氢氧化物、碳酸盐和硫酸盐矿物都呈绿(黄)色；又如 ca+离子无色；Fe2+、Mn+离子主要呈灰、红色，故白钨矿(C

20、aWQ为灰白 色，黑钨矿(MnFe W创黑-褐色。共价键化合物矿物中离子受极化作用 的影响，矿物的颜色与离子的颜色无明确关系， 如黄铜矿为金黄色，而辉 铜矿则是烟灰色。矿物的透明度指矿物对光吸收性的强弱。受矿物颜色、裂隙、放射 性物质含量等影响，也与化合物化学键类型有关。矿物表面反射光的能力称为光泽，按反射光能力由强到弱可分为金属 光泽、半金属光泽、金刚光泽和玻璃光泽。矿物光泽受化合物化学键型、矿物的成分结构和矿物表面的性质等条件的制约。 光泽是评价宝石的重要 标志。如电气具压矿物的导电性 与化学键类型有关， 金属键型矿物导电性强， 离子键和 共价键矿物不导电或仅有弱导电性。 某些矿物有特殊的

21、电学性质， 石在加热时可产生电荷， 具焦电性； 石英晶体在加压时可产生电荷， 电性。这些性质被应用于现代技术和军事工业。磁黄铁矿物矿物还有一些其他物理性质， 如过渡性元素的矿物 （磁铁矿、 矿等）常具磁性。 某些矿物具磁性是壳幔内部产生局部磁场的基础， 的热导性、热膨胀率、 放射性、表面吸附能力等物理性质对矿物的利用价 值也有影响。2 2 地壳的结构与岩石组成1）地壳的岩石类型岩石是由一种或一种以上的矿物或岩屑组成的有规律的集合体， 是地 质作用的产物。 岩石是组成岩石圈的基本单位。 岩石类型复杂多样， 按岩 石形成的自然作用类型， 可将它们分为岩浆岩、 沉积岩和变质岩三大岩类。岩浆岩：岩浆岩

22、是由炽热的岩浆冷凝结晶而成的岩石， 它可以分成两个成因系 列：一是由岩浆侵入地壳并在地壳中结晶形成的岩石， 称为侵入岩； 另一 是岩浆喷出地表（突破地壳），在海水或大气中冷却形成的岩石，称为火 山岩。在侵入岩中最为熟知的是花岗岩， 叙述。现在我们以其作为岩浆岩的代表来SiO2含量高达66%63%。主要由灰色调的浅色柱状长石，无色透明花岗岩 是属于酸性的岩浆岩类， 三种主要矿物组成，它们是带红、黄、 或烟灰色的粒状石英， 以及白色或黑色的片状云母。 由于是在上地壳中逐 渐冷却结晶的，三种主要矿物都有较好的晶体， 只是由于结晶过程的温度、 压力条件和降温速率不同， 矿物晶体的大小不同。 由于花岗岩

23、主要化学组 分的含量存在一定范围变化，且次要（或微量）元素的含量变化较大， 种主要矿物晶体的颜色有多种变化。 当某些次要元素 （或微量元素） 的含 量较高且满足化学计量比时， 可以形成它们的独立矿物在岩石中这些 矿物被称为次要矿物和副矿物， 如磁铁矿、 磷灰石等。 以上种种差异和变 化，使花岗岩这一类型的岩石显得不那么简单了， 因此花岗岩还可以进一 步分类。花岗岩中矿物良好的结晶形态和各矿物晶体形态的相互衬托， 使花岗 岩整体很美观， 常被用来作装饰石材。 花岗岩的三种主要矿物中， 长石和 石英的颜色都较浅，而且硬度都较大，它们在岩石中的总量达占到80% 85%以上。还可进岩浆岩除了可以按形成

24、方式分为火山岩和侵入岩两大类型外， 一步按岩石的化学成分、矿物成分、产状等再进行分类。其中岩石的化学 成分是最重要的分类依据，岩石中 SiO2的含量常作为一个重要指标（表 4-1，图4-2 ）: SiO2含量高于66%的为酸性岩，花岗岩、花岗闪长岩属 于酸性侵入岩，流纹岩是酸性火山岩；SiO2含量为53%66%的岩石为中 性岩，如闪长岩，相对于花岗岩来说，其中石英含量降低，暗色矿物中长 柱状角闪石比片状黑云母更重要，以火山岩形式产出的中性岩是安山岩； 含SiO245%53%的称基性岩，典型的基性侵入岩为辉长岩，暗色矿物以 辉石为主，浅色矿物主要为斜长石，石英含量已很少，各类玄武岩都是基 性火山

25、岩；含SiO2最低（V 45%）的岩浆岩是超基性岩，超基性岩一般不 再出现石英和斜长石，因此它们是由暗色结晶矿物组成的岩石，岩石多为深灰一黑色。若SiO2含量极低（V 40%），由于橄榄石的含量大于辉石， 岩石可呈绿（或黄）色，各类橄榄岩都是超基性岩。超基性火山岩分布较 局限，苦橄岩是它们的代表之一。从酸性岩到超基性岩，岩石的颜色总体 上是逐渐加深的。应当说明，在石材商业交易中，“花岗岩”一名被用来泛指各类岩浆岩，要注意避免名词混淆。義43岩浆岩分类煌见岩袈岩类SRH中Si® 和主要矿物含呈嗟分类酸性岩中性岩基性窘超基性岩sq<昌宜尤63%那廊45忆如侵入岩-M- 1_1_1

26、闪长岩榭榄岩石英无2正长石403-斜长石:舀6465黑云母551角闪石1123辉石11207ffi榄石-790火山喷出岩流纹岩安山岩玄武岩苦橄岩岩石学家用岩石中的K2O+NQ含量或里特曼指数:5 =迸总豎竺进一歩将每类岩石划分为钙碱性C<3.3）、碱性（S =3.39）、过碱性（S >9）三个系列。侵入岩和火山岩的本质区别在于它们产出的地质构造位置和结晶环 境，两者间除可以通过结晶程度进行鉴别外， 侵入岩侵入于早先形成的岩 石中时，“最省力”的方式是沿裂隙侵入并使其横截面有较小的周长，主 体沿侵入方向延伸，虽形态多样，但多为近圆柱状。大侵入体常呈圆锥状， 其边缘或上部可有枝状或脉状

27、延伸部分， 与周围岩石的产状不协调。火山 岩是岩浆喷出地表，在大气圈和水圈中冷却结晶形成的，当岩浆沿裂隙喷 发时，火山岩形态一般与地表形态比较协调，呈被状或层状。沉积岩:沉积岩仅占地壳岩石总体积的5%,但由于它形成于广泛分布的陆地 表面及海洋盆地中由沉积作用形成，因而，它占据地表 75%面积。沉积 岩最显著的特征是成层性，在山区常常可以看到一层层的岩石， 这就是沉 积岩。组成沉积岩的物质来自陆地上已生成的各类岩石， 它们称为沉积岩 的母岩（或源岩）。除以上母岩外，火山喷出物，生物物质，水体中的化 学沉淀物也是沉积岩的组成部分，在一定条件下，沉积岩中还有宇宙物质 加入。粗755025S14-2主

28、要岩浆岩类型IS+曾 仁十+ 土花岗岩 I花岗闪长岩；闪长岩j辉长岩I安山岩 I玄武岩1甲5橄槪岩*J颗粒犬小 I:匕：t 颗粒 大小I 細100沉积岩根据物质来源、沉积物搬运和沉积作用方式可以分为陆源碎屑 岩和化学、生物化学沉积岩两大类。陆源碎屑岩指沉积物来自大陆物理侵蚀作用，经流水、风、冰川、 泥石流、重力流等搬运到沉积盆地沉积而成的岩石。沉积过程受物理的或 机械的因素控制，如流体性质（气体、液体、固体），运动状态（流动、 波浪）及其强度控制。碎屑岩占沉积岩总量的 3/4以上。陆源碎屑岩根据颗粒大小可分为砾岩 （ 2mm、砂岩（20.05mm、 粉砂岩（0.05 0.005 mm）、泥岩（

29、V 0.005mm 。对于碎屑岩而言，有两个方面的特征最为重要：一是结构，二是构造。碎屑岩的结构是指组成它的碎屑颗粒的特征。包括粒度、分选性、磨圆度、胶结方式和颗粒表面特征。地质学家可以根据它来确定搬运碎屑的 沉积介质的性质，是风？是水？是冰川或是重力流？还可以据此确定它离 源区的远近，盆地沉积介质的动力特征。沉积岩的构造是指组成沉积岩的颗粒的排列特征，有层理构造、层面 构造等等。如水平层理、交错层理、平行层理、反丘交错层理等（图4-3）。 层面构造如波痕、流痕、冲刷痕、铸模及生物活动的遗迹等。a.水平层理佐或平行层理单阿斜层理， C.海滩冲冼交错层理；d.鱼骨状交错层理.巳槽状交错层理；E斑

30、成交诸层理图4-3沉积岩的展理构造火山碎屑岩 是火山爆发的碎屑物质经过搬运在盆地中（陆上或水下） 沉积下来，经成岩固结或熔结而成的岩石。它既有火山作用的特征，又有 沉积作用的特征（搬运和沉积），介于火山熔岩与陆源碎屑岩之间。典型 的火山碎屑岩，火山物质含量达 90%以上，其中可以有10%的陆源碎屑 混入物。化学及生物化学沉积岩 其物质（矿物）来源是风化成真溶液或胶体 溶液搬运到盆地内，或者其本身就来自盆地内部，通过物理化学或生物化 学方式沉积下来并经成岩作用转化为岩石。化学及生物化学沉积岩可根据 成分进一步分类。首先根据沉积作用的控制因素分为化学或物理化学成因 的岩石，如蒸发作用形成的石膏、岩

31、盐和钾盐；白云岩的形成也与蒸发作 用有关。物理化学或化学沉淀形成的沉积岩如锰质岩、铜质岩、铁质岩、 铝质岩及沸石质岩等等。生物及生物化学形成的如碳酸盐岩、硅质岩、磷 质岩及部分铁质岩和有机质岩石如煤、油页岩、石油、天然气及沥青质岩 等等。分布最广的碳酸盐岩，它的成因与生物化学作用十分密切，但是它的 沉积作用却与碎屑岩一样，受盆地水动力因素控制，因此它是按结构进行 分类的。可进一步分为颗粒灰岩、泥粒灰岩、粒泥灰岩、泥晶灰岩以及生 物格架灰岩等。碳酸盐岩按成分还可分为石灰岩（CaCO、白云岩（MgCaCO2）。变质岩:地壳内早先形成的岩石（岩浆岩、沉积岩）为适应新的温度和压力条 件，在不发生整体熔

32、融的固态前提下，矿物成分和岩石结构发生不同程度的变化，称为变质作用。经历变质作用后形成的岩石称变质岩。 变质岩形 成后还可经历新的变质作用过程，有的变质岩是多次变质作用的产物。虽然岩浆岩和变质岩都是内生地质作用的产物， 但两者的形成机制和 特征有很大的不同。它们之间的主要区别是：前者主要是从流体相（岩浆） 结晶转变成固相（岩石）的降温过程产物；后者主要经历了温度和压力的 变化，是从一种固相转变为另一种固相的结晶过程。4-5）。大从体积上看，变质岩约占地壳总体积的四分之一（27.4 %）。其中最 常见的是片麻岩（21.4 %），其次为片岩（5.1 %）、板岩、千枚岩和大 理岩。片麻岩的化学成分大

33、致相当于岩浆岩的中性岩，它是比较典型的、 矿物结晶度好（像岩浆岩）、矿物有定向排列习性（条带状、片麻状构造、 貌似沉积层理构造）的变质岩（图 4-4）。片岩由泥岩或页岩变质而成， 由于泥质、粘土质矿物转变成片状云母有良好片理而得名（图 理岩是经历了重结晶的石灰岩或白云岩。團4-5片岩图47片麻岩变质岩、沉积岩进入沉积岩和岩浆岩可以通过变质作用成为变质岩。 在地球表面，岩浆岩、 变质岩又可以通过风化一搬运一沉积转变成沉积岩； 地下深处，在一定的温度压力条件下熔融成岩浆， 再经历冷却结晶作用又 可生成岩浆岩。因此，在地壳一地幔范围内，三类岩石处于不断循环演化 过程中（图4-6，图4-7 ）。可瀋盐

34、类地表环境磊鎚一1噴物I I Lkb h V*rT-rn-ryVm-raf*-1- -i泄dA石 . I沉积5沉淀1* -' ! r_* ir探部环境T沉审? irSy 411=亠二 分濬融i 网幔物质114-6地壳岩石的形成环境和理咸过程0陆壳大陆沉积物洋壳大洋中骨深海沉积物/lit! ¥也什-二中蒼二二二二花岗岩石*10 « t « 丄厂一厂 匚匚"4050加.妙，.镁年嵐岩（2）地壳的结构4-7 ）。大大陆地壳和大洋地壳在组成和结构上都存在明显差异（图陆地壳的厚度较大，平均为3335km但在各处是不均一的。受重力均 衡作用的控制，在高山区大

35、陆地壳下部存在山根（mounatin roots ），致使该处地壳厚度很大，如喜马拉雅地区和安第斯山地区的地壳厚度分别厚 达近80km和70km大陆地壳是否具分层结构，至今尚无统一认识。七十年代以前据地震 波速曾认为大陆地壳可分为上、下两层上层由花岗质和花岗闪长质岩石（硅铝层）组成；下层由玄武质岩石（硅镁层）组成。近二十年来超深 钻项目的执行，更精密的地震波研究以及出露地表的地壳剖面观察，发现 下地壳的玄武岩层（硅镁层）在空间分布上并不连续，从而动摇了地壳整 体均匀的分层概念。近年来对某些大陆地区多种地球物理资料的综合分析 和系统的地球化学研究，分辨出上下两层地壳间还存在一个明显的高导低 速层

36、，具三分层结构。可见大陆地壳不仅厚度变化大，其结构也是复杂多 样的。若按大陆地壳两分的观念进行归纳，上地壳厚度约为812km,主要由偏酸性的岩浆岩和沉积岩组成， 在不同区域间岩石组成差异大，且岩石类型及岩石变质的程度也不相同； 下地壳主要由不同比例的长英质麻粒岩和镁铁质麻粒岩组成，岩石类型相对比较简单，但也是不均一的。因为地质历史中在大洋内大陆地壳的总质量几乎是大洋地壳总质量的四倍， 因此地壳总的化学 成分与大陆地壳成分很接近。 大洋地壳中出现的矿物几乎在大陆地壳中都 可见到，了解了大陆地壳矿物及分类就不难认识大洋地壳中的矿物。 大洋 地壳中的岩石类型在大陆地壳中几乎都有分布， 形成的岩石，一部分通过构造运动保存于大陆地壳中。大洋地壳的厚度及厚度变化均较小，一般总厚为810km最薄处仅1.6km。大洋地壳的结构和岩石类型也比较简单，