第四节 矿物和岩石
一、矿物
地壳中的各种化学元素，在各种地质作用下不断进行化合，形成各种矿物。矿物的含义包括这样几点内容：①矿物是在各种地质作用下或者说在各种自然条件下形成的自然产物，比如在岩浆活动过程中，在风化作用过程中，或者在湖泊、海洋的作用下都可形成矿物；②矿物具有相对固定和均一的化学成分（大多数是化合物，少部分是单质元素）及物理性质，在一定程度上讲，矿物是一种自然产生的均质物体；③矿物不是孤立存在的，而是按照一定的规律结合起来形成各种岩石。所以说矿物是在各种地质作用下形成的具有相对固定化学成分和物理性质的均质物体，是组成岩石的基本单位。
绝大部分矿物具有晶体结构，只有一小部分矿物属于胶体矿物。例如食盐，它具有相对固定的化学成分（因其中常含有不定量的杂质，所以说是相对固定），即NaCl，也具有相对均一的物理性质，如透明、硬度很小、立方形晶体、溶于水、味咸等。在一定的自然条件下（如内陆湖泊在干燥气候条件下蒸发沉淀）可以形成食盐。所以说，食盐是一种矿物。又如食糖，它具有一定的化学成分和物理性质（如透明、硬度小、溶于水、味甜等），但在自然条件下不能形成食糖，因此食糖不是矿物。许多人工合成的化学药品虽都各有其化学成分和物理特性，但均不算作矿物。如果某些人工制造的化合物，而这种化合物在自然界也是存在的，则可称之为人工矿物或合成矿物，如人造金刚石、人造红宝石、人造水晶等。
近年来，随着科学技术的发展，矿物的范围扩大了，包括地球内层及宇宙空间所形成的自然产物。如组成陨石、月球岩石和其他天体的矿物，称为陨石矿物或宇宙矿物。
矿物是人类生产资料和生活资料的重要来源之一，是构成地壳岩石的物质基础。自然界里的矿物很多，大约有3 000种，但最常见的只有五六十种，至于构成岩石主要成分的只不过二三十种。组成岩石主要成分的矿物，称造岩矿物。它们共占地壳重量的99%。各种矿物都具有一定的外表特征——形态和物理性质，可以作为鉴别矿物的依据。
（一）矿物的集合体形态
自然界矿物可呈单独晶体出现，但大多数是以矿物晶体、晶粒的集合体或胶体形式出现的。集合体形态往往具有鉴定特征的意义，有时候还反映矿物的形成环境。现将主要的集合体形态分述如下。
1）粒状集合体
由粒状矿物所组成的集合体，如雪花石膏是由许多石膏晶粒组成的集合体，花岗岩是由石英、长石、云母等晶粒组成的集合体。粒状集合体多半是从溶液或岩浆中结晶而成的，当溶液达到过饱和或岩浆逐渐冷却时，其中即发生许多“结晶中心”，晶体围绕结晶中心自由发展，及至进一步发展受到周围阻碍，便开始争夺剩余空间，结果形成外形不规则的粒状集合体。
2）片状、鳞片状、针状、纤维状、放射状集合体
如石墨、云母等常形成片状、鳞片状集合体，石棉、石膏等常形成纤维状集合体，还有些矿物常形成针状、柱状、放射状集合体。
3）致密块状体
由极细粒矿物或隐晶矿物形成的集合体，表面致密均匀，肉眼不能分辨晶粒彼此界限。
4）晶簇
生长在岩石裂隙或空洞中的许多单晶体所组成的簇状集合体叫晶簇。它们一端固着于共同的基底上，另一端自由发育而形成良好的晶形。常见的有石英晶簇、方解石晶簇等，生长晶簇的空洞叫晶洞。许多良好晶体和宝石是在晶洞中发育而成的。
5）杏仁体和晶腺
矿物溶液或胶体溶液通过岩石气孔或空洞时，常常从洞壁向中心层层沉淀，最后把孔洞填充起来，其小于2cm者通称杏仁体，大于2cm者可称晶腺。如玛瑙往往以此形态产出。
6）结核和鲕状体
矿物溶液或胶体溶液常常围绕着细小岩屑、生物碎屑、气泡等由中心向外层层沉淀而形成球状、透镜状等集合体，称为结核。常见的有黄铁矿、赤铁矿、磷灰石等结核，在黄土中常有石灰（方解石）结核。其大小可由数厘米到数十厘米，甚至更大。如果结核小于2mm，形同鱼子状，具同心层状构造，叫鲕状体，鲕状体常彼此胶结在一起，如鲕状赤铁矿、鲕状铝土矿等。
7）钟乳状、葡萄状、乳房状集合体
这些形态大多数是某些胶体矿物所具有的特点。胶体溶液因蒸发失水逐渐凝聚，因而在矿物表面围绕凝聚中心形成许多圆形的、葡萄状的、乳房状的小突起。如石灰洞中由CaCO3形成的钟乳石、石笋以及褐铁矿、软锰矿、孔雀石等表面常具此形态。
8）土状体
疏松粉末状矿物集合体，一般无光泽。许多由风化作用产生的矿物，如高岭土等，常呈此形态。
9）被膜
不稳定矿物因受风化作用在其表面往往形成一层次生矿物的皮壳，称为被膜。如各种铜矿表面常有一层因氧化作用而产生的翠绿色孔雀石及天蓝色蓝铜矿的被膜。
此外，我们在岩石裂缝中还常发现一种黑色的树枝状物质，酷似植物化石，但缺少植物应有的结构（如叶脉等），称为假化石。这是由氧化锰等溶液沿着裂缝渗透沉淀而成的。
（二）矿物的物理性质
由于矿物的化学成分不同，晶体构造不同，从而表现出不同的物理性质。其中有些必须借助仪器测定（如折光率、膨胀系数等），有些则可凭借感官即能识别，后者是肉眼鉴定矿物的重要依据。
1）颜色
矿物具有各种颜色，如赤铁矿、黄铁矿、孔雀石、蓝铜矿、黑云母等都是根据颜色命名的。
因矿物本身固有的化学组成中含有某些色素离子而呈现的颜色，称为自色。具有自色的矿物，颜色大体固定不变，因此是鉴定矿物的重要标志之一。如矿物中含有Mn4+，呈黑色；含有Mn2+，呈紫色；含有Fe3+，呈殷红色或褐色；含有Cu2+，呈蓝色或绿色，等等。
有些矿物的颜色，与本身的化学成分无关，而是因矿物中所含的杂质成分引起的，称为他色。如纯净水晶（SiO2）是无色透明的，若其中混入微量不同的杂质，即可具有紫色、粉红色、褐色、黑色等。无色、浅色矿物常具他色，他色随杂质不同而改变，因此一般不能作为矿物鉴定的主要特征。
有些矿物的颜色是由某些化学的和物理的原因而引起的。如片状集合体矿物常因光程差引起干涉色，称为晕色，如云母；容易氧化的矿物在其表面往往形成具一定颜色的氧化薄膜，称为锖色，如斑铜矿。以上都统称为假色。
2）条痕
矿物粉末的颜色称为条痕。通常是利用条痕板（无釉瓷板），观察矿物在其上划出的痕迹的颜色。由于矿物的粉末可以消除一些杂质和物理方面的影响，所以比其颜色更为固定。有些矿物如赤铁矿，其颜色可能有赤红、黑灰等色，但其条痕则为殷红色，是一致的；有些矿物如黄金、黄铁矿，其颜色大体相同，但其条痕则相差很远，前者为金黄色，后者则为黑色或黑绿色。因此，条痕在鉴定矿物上具有重要意义。
3）光泽
矿物表面的总光量或者矿物表面对于光线的反射形成光泽。光泽有强有弱，主要取决于矿物对于光线全反射的能力。光泽可以分为以下几种。
（1）金属光泽矿物表面反光极强，如同平滑的金属表面所呈现的光泽。某些不透明矿物，如黄铁矿、方铅矿等，均具有金属光泽。
（2）半金属光泽较金属光泽稍弱，暗淡而不刺目。如黑钨矿具有这种光泽。
（3）非金属光泽是一种不具金属感的光泽。又可分为：
金刚光泽——光泽闪亮耀眼。如金刚石、闪锌矿等的光泽。
玻璃光泽——像普通玻璃一样的光泽。大约占矿物总数70%的矿物，如水晶、萤石、方解石等具此光泽。
此外，由于矿物表面的平滑程度或集合体形态的不同而引起一些特殊的光泽。有些矿物（如玉髓、玛瑙等）呈脂肪光泽；具片状集合体的矿物（如白云母等），常呈珍珠光泽；具纤维状集合体的矿物（如石棉及纤维石膏等），则呈丝绢光泽；而具粉末状的矿物集合体（如高岭石等），则暗淡无光，或称土状光泽。
4）透明度
指光线透过矿物多少的程度。矿物的透明度可以分为3级。
（1）透明矿物：矿物碎片边缘能清晰地透见他物，如水晶、冰洲石等。
（2）半透明矿物：矿物碎片边缘可以模糊地透见他物或有透光现象，如辰砂、闪锌矿等。
（3）不透明矿物：矿物碎片边缘不能透见他物，如黄铁矿、磁铁矿、石墨等。
一般所说矿物的透明度与矿物的大小厚薄有关。大多数矿物标本或样品，表面看是不透明的，但碎成小块或切成薄片，却是透明的，因此不能认为是不透明。
透明度又常受颜色、包裹体、气泡、裂隙、解理以及单体和集合体形态的影响。例如无色透明矿物，其中含有众多细小气泡就会变成乳白色；又如方解石颗粒是透明的，但其集合体就会变成不完全透明；等等。
5）硬度
指矿物抵抗外力刻划、压入、研磨的程度。根据硬度高的矿物可以刻划硬度低的矿物的道理，德国摩氏（F·Mohs）选择了10种矿物作为标准，将硬度分为10级，这10种矿物称为“摩氏硬度计”（表2-5）。
摩氏硬度计只代表矿物硬度的相对顺序，而不是绝对硬度的等级，如果根据力学数据，滑石硬度为石英的1/3 500，而金刚石硬度为石英的1 150倍。尽管如此，但利用摩氏硬度计测定矿物的硬度是很方便的。例如，将欲测定的矿物与硬度计中某矿物（假定是方解石）相刻划，若彼此无损伤，则硬度相等，即可定为3；若此矿物能刻划方解石，但不能刻划萤石，相反却为萤石所刻划，则其硬度当在3～4之间，因此可定为3.5。以此类推。
表2-5 摩氏硬度计
在野外工作，还可利用指甲（2～2.5）、小钢刀（5～5.5）等来代替硬度计。据此，可以把矿物硬度粗略分成软（硬度小于指甲）、中（硬度大于指甲，小于小刀）、硬（硬度大于小刀）三等。有少数矿物用石英也刻划不动，可称为极硬，但这样的矿物比较少。
测定硬度时必须选择新鲜矿物的光滑面试验，才能获得可靠的结果。同时要注意刻痕和粉痕（以硬刻软，留下刻痕；以软刻硬，留下粉痕），不要混淆。对于粒状、纤维状矿物，不宜直接刻划，而应将矿物捣碎，在已知硬度的矿物面上摩擦，视其有否擦痕来比较硬度的大小。
6）解理
在力的作用下，矿物晶体按一定方向破裂并产生光滑平面的性质叫做解理。沿着一定方向分裂的面叫做解理面。解理是由晶体内部格架构造所决定的。例如石墨，在不同方向碳原子的排列密度和间距互不相同，竖直方向质点间距等于水平方向质点间距的2.5倍。质点间距越远，彼此作用力越小，所以石墨具有一个方向的解理，即一向解理。
有的矿物具有二向、三向、四向或六向解理，如食盐具有3个方向的解理，萤石具有4个方向的解理。
不同的矿物，解理程度也常不一样。在同一种矿物上，不同方向的解理也常表现不同的程度。根据劈开的难易和肉眼所能观察的程度，解理可分为下列等级。
（1）最完全解理：矿物晶体极易裂成薄片，解理面较大而平整光滑，如云母、石膏等。
（2）完全解理：矿物极易裂成平滑小块或薄板，解理面相当光滑，如方解石、石盐等。
（3）中等解理：解理面往往不能一劈到底，不很光滑，且不连续，常呈现小阶梯状，如普通角闪石、普通辉石等。
（4）不完全解理：解理程度很差，在大块矿物上很难看到解理，只在细小碎块上才可看到不清晰的解理面，如磷灰石等。
（5）极不完全解理（无解理）：如石英、磁铁矿等。
对具有解理的矿物来说，同种矿物的解理方向和解理程度总是相同的，性质很固定，因此，解理是鉴定矿物的重要特征之一。
7）断口
矿物受力破裂后所出现的没有一定方向的不规则的断开面叫做断口。断口出现的程度是跟解理的完善程度互为消长的，即一般说来，解理程度越高的矿物不易出现断口，解理程度越低的矿物才容易形成断口。
根据断口的形状，可以分为贝壳状断口、锯齿状断口、参差状断口、平坦状断口等。其中最常见的为在石英、火山玻璃上出现的具同心圆纹的贝壳状断口。一些自然金属矿物常出现尖锐的锯齿状断口。
8）脆性和延展性
矿物受力极易破碎，不能弯曲，称为脆性。这类矿物用刀尖刻划即可产生粉末。大部分矿物具有脆性，如方解石。
矿物受力发生塑性变形，如锤成薄片、拉成细丝，这种性质称为延展性。这类矿物用小刀刻划不产生粉末，而是留下光亮的刻痕。如金、自然铜等。
9）弹性和挠性
矿物受力变形、作用力失去后又恢复原状的性质，称为弹性。如云母，屈而能伸，是弹性最强的矿物。矿物受力变形、作用力失去后不能恢复原状的性质，称为挠性。如绿泥石，屈而不伸，是挠性明显的矿物。
10）密度
矿物重量与4℃时同体积水的重量比，称为矿物的密度。矿物的化学成分中若含有原子量大的元素或者矿物的内部构造中原子或离子堆积比较紧密，则密度较大；反之，则密度较小。大多数矿物密度介于2.5～4之间；一些重金属矿物常在5～8之间；极少数矿物（如铂族矿物）可达23。
11）磁性
少数矿物（如磁铁矿、钛磁铁矿等）具有被磁铁吸引或本身能吸引铁屑的性质。一般用马蹄形磁铁或带磁性的小刀来测验矿物的磁性。
12）电性
有些矿物受热生电，称热电性，如电气石；有些矿物受摩擦生电，如琥珀；有的矿物在压力和张力的交互作用下产生电荷效应，称为压电效应，如压电石英。压电石英已被广泛地应用于现代科学技术方面。
13）发光性
有些矿物在外来能量的激发下发生可见光，若在外界作用消失后停止发光，称为萤光。如萤石加热后产生蓝色萤光；白钨矿在紫外线照射下产生天蓝色萤光；金刚石在X射线照射下亦发生天蓝色萤光。有些矿物在外界作用消失后还能继续发光，称为磷光，如磷灰石。利用发光性可以探查某些特殊矿物（如白钨矿）。
14）其他性质
有些矿物具易燃性，如琥珀；有些易溶于水的矿物具有咸、苦、涩等味道；有些矿物具有滑腻感；有些矿物如受热或燃烧后产生特殊的气味。
总之，充分利用各种感官，并通过反复实践，抓住矿物的主要特征，就可逐渐达到掌握肉眼鉴定重要矿物的目的。肉眼鉴定矿物是进一步鉴定的基础，也是野外工作所需要掌握的。
二、岩石
（一）岩石及其成因分类
岩石（rock）是由矿物或类似矿物（mineraloids）的物质（如有机质、玻璃、非晶质等）组成的固体集合体。多数岩石是由不同矿物组成，单矿物的岩石相对较少。
岩石不仅是地球物质的重要组成部分，也是类地行星的组成部分，目前人类不仅能获得地球一定深度范围的岩石样品而且也获得了月岩和陨石的样品。岩石一般是指自然界产出的；人工合成的矿物集合体，如陶瓷等不叫岩石，称作工业岩石，不在本教材学习的范围。
自然界的岩石可以划分为三大类：火成岩、沉积岩和变质岩。
1）火成岩（igneous rocks）
火成岩是由地幔或地壳的岩石经熔融或部分熔融（partial melting）的物质，也就是岩浆（magma）冷却固结形成的。岩浆可以是由全部为液相的熔融物质组成，称为熔体（melt）；也可以含有挥发分及部分固体物质，如晶体及岩石碎块。岩浆固结（solidified）的过程是从高温炽热的状态降温并伴有结晶作用的过程。通常称为岩浆固结作用。
2）沉积岩（sedimentary rocks）(www.xing528.com)
沉积岩形成于地表的条件，它是由：①化学及生物化学溶液及胶体的沉淀；②先存的岩石经剥蚀及机械破碎形成岩石碎屑、矿物碎屑或生物碎屑再经过水、风或冰川的搬运作用，最后发生沉积作用；③上述两种作用的综合产物。它们常常形成层状，总称为沉积作用。沉积岩形成过程中也可以有结晶作用的发生，但不同于火成岩的结晶作用。前者结晶于地表或近地表的温度、压力条件，而且是在水溶液或胶体溶液中结晶的。多数沉积岩经历过胶结、压实和再结晶作用。
3）变质岩（metamorphic rocks）
变质岩是由火成岩及沉积岩经过变质作用形成的。它们的矿物成分及结构构造都因为温度和压力的改变以及应力的作用而发生变化，但它们并未经过熔融的过程，主要是在固体状态下发生的。变质岩形成的温压条件介于地表的沉积作用及岩石的熔融作用之间。三大类岩石的野外特征对比见表2-6。
表2-6 三大类岩石野外特征对比简表
三大类岩石的划分是根据自然界岩石的特征及形成作用的差异进行的，然而由于自然界的许多作用具有连续性及过渡性，所以这三大类之间也具有过渡类型的岩石。例如，火山作用喷出的火山灰及火山碎屑经冷却及固结形成的岩石应属与岩浆喷出作用有关的火成岩，但当上述物质，包括玻璃质碎屑，矿物及岩石碎屑在喷发时从空中降落至地表，甚至经过风力或水力搬运一段距离后沉积在地表，有时具有明显的层状，那么这类岩石就表现出具有火成岩与沉积岩的过渡类型的特征。又如，在大洋中脊附近，在一些部位浅、规模小的超镁铁质-镁铁质的岩浆房中，由于周围是富水的沉积物，因而岩浆在结晶时遭受了水化作用（hydration），致使相当部分的橄榄石变为蛇纹石或在水的参与下直接结晶成蛇纹石。一般的蛇纹岩属于变质岩范畴，但这种成因的蛇纹岩则受控于特殊环境下岩浆的固结作用，可以看作是岩浆作用与变质作用的过渡类型。此外，混合岩（migmatite）是一种由浅色和暗色的两种岩石组成的，暗色的是先存的变质岩，而浅色的是经就地熔融产生的富硅、铝质的火成岩，它们是两种不同作用形成的过渡类型，但通常将其列入变质岩类中。沉积岩经历了成岩作用后，若埋藏深度逐渐变大，受地温梯度的影响，温度也随压力加大而增高，由于条件改变，沉积岩中的矿物会转变为新的矿物类型，部分结构构造也相应发生变化。这种作用则与变质作用中的埋藏变质及低度变质过渡，而所形成的岩石类型也呈现出了过渡的特点。
概括地说，先存的变质岩、岩浆岩及埋深较大的沉积岩可以在高温条件下发生熔融或部分熔融形成岩浆，岩浆固结成火成岩。先存的火成岩、沉积岩和变质岩暴露于地表后经过剥蚀、机械破碎、搬运和沉积可以形成沉积岩。先存的火成岩及沉积岩在温度、压力及应力的作用下可以发生变质形成变质岩。这3种岩石可以相互转化，3种作用可以相互过渡，但它们之间又有较明显的差异。
（二）火成岩
1.火成岩的野外特征
1）侵入岩的野外产状
野外工作中遇到火成岩时，首先要区分是侵入岩还是火山岩，也就是要确定它们在形成及开始冷凝时是产于当时的地表之下，或是已经出露于地表之上。1870年Gilbert最早在美国犹他州的Henery山观察到火成岩侵位于沉积岩中的现象，上覆的顶板沉积岩被火成岩推挤向上隆起，而岩体的底板沉积岩仍保持水平。该岩体延伸8km，厚度为1 000m。这样证明了岩浆不仅可直接喷出地表，也可以侵位于地层之中，而在此之前，火成岩的侵入产状并未获得共识。
侵入岩首先可据其与围岩的接触关系分为整合侵入体和不整合侵入体。当侵入体与围岩的接触面基本上平行于围岩的层理或片理时，称为整合侵入体。前述的底劈作用主要形成整合侵入体。沿岩浆通道侵入地壳的高密度低粘度的岩浆（基性、超基性岩浆），在遇到低密度的盖层阻挡时，亦可顺着层理方向侧向侵位，形成岩席、岩盆、岩盖等形态的整合侵入体。相反，如果侵入体切割围岩片理、层理，接触面产状与围岩片理和层理产状不一致，则称为不整合侵入体。以顶蚀、火口沉陷方式侵位的侵入体及沿构造裂隙贯入的侵入体多为不整合侵入体。
进一步据侵入体的形态、大小分为以下几类。
（1）岩基（Batholith）：是最大的巨型侵入体，面积大于100km2，可达数万平方千米，如我国海南岛的琼中岩基，面积达5 000多平方千米。
（2）岩株（Stock）：面积小于100km2的侵入体，岩株边缘常有一些不规则的树枝状岩体冲入围岩中，被称为岩枝（Apophysis），岩株顶部的瘤状突起则称为岩瘤。
（3）岩盆（Lopolith）：是中央微向下凹，呈盆状的整合侵入体。厚度与直径之比大致为1∶10～1∶20，一般由密度较大的层状基性-超基性岩组成。岩盆规模一般较大，如非洲东部有名的布什维尔岩盆，东西长400km，南北宽240km，厚8km。
（4）岩盖（Laccolith）：为一种蘑菇状的整合侵入体。中部向上突起，底部平坦，由岩基中部到边部厚度迅速减小而尖灭。岩盖规模不大，直径3～6km左右，厚度一般不超过1km，常见为中-酸性侵入体。
（5）岩斗（Funnel）：为接触面内倾的斗状侵入体。
（6）岩栓（Bysmalith）：两侧为断面外倾的正断层所围限侵入体。
（7）岩鞍（Phacolith）：沿褶皱轴部侵入的透镜状侵入体。
（8）岩床（Sill）：又称岩席，是厚薄均匀、近水平产出的整合的板状侵入体。岩床以厚度小、面积较大为特征，以基性岩和超基性常见，如美国斯提沃特超基杂岩体，是一个很大的岩床，出露长50km，厚5km，我国西藏基地的超基性岩床，长40多千米，宽0.5～2km，含丰富的铬铁矿工业矿体。
（9）岩墙（Dike）：是一种厚度稳定，近于直立的不整合的板状侵入体，长为宽的几十倍，甚至几千倍，厚度一般为几十厘米到几十米。著名的津巴布韦大岩墙，厚3～14km，长500km，在地形上犹如一条巨型长堤。我国东准噶尔褶皱系中的清水超基性岩墙长11km，宽400余米。岩墙是岩浆沿张裂隙惯入而形成的，在同一地区常形成由若干条岩墙平行分布或呈放射状分布的岩墙群。亦见有呈现近同心圆状分布的环状岩墙及锥状岩墙（岩席）。
2）火山岩的产状
火山岩常见的产状有以下6种。
（1）熔岩：指前述的以喷溢方式形成的火山岩，以熔岩为主，成层状，分布面积广。
（2）火山锥：由熔岩和火山碎屑岩组成，中心为火山口或破火山口。
（3）岩穹：指前述以侵出方式形成的穹状火山岩。
（4）火山颈：是火山锥被剥蚀后，出露的火山管道中的充填物。火山颈在浅部一般直径较大，向深处缩小，上部喇叭状，中部筒状，下部墙状。充填物多为火山碎屑岩、熔岩，碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等。碎屑有同源的、异源的，也有的为深源产物。
（5）次（潜）火山岩：是与火山岩同源且为侵入产状的岩体。它与喷出岩同时间，但一般较晚；同空间，但分布范围较大；同外貌，但结晶程度较好；同成分，但变化范围及碱度较大。侵入深度一般小于3km。
（6）火山-沉积岩：是火山活动叠加沉积作用的产物。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成。多为水盆地、泥石流、破火山凹地、冰川等堆积。
2.火成岩构造
火成岩的构造是指岩石中不同矿物集合体之间或矿物集合与其他组成部分之间的排列、充填方式等。火成岩构造亦受多方面因素的影响，不仅与岩浆结晶时的物化环境有关，还与岩浆的侵位机制、侵位时的构造应力状态及岩浆冷凝时是否仍在流动等因素有关。
块状构造（massive structure）是侵入岩中较常见的构造，其特点是岩石在成分和结构上是均匀的，往往反应了静止、稳定的结晶作用。当结晶条件发生周期性变化或因结晶分异发生堆晶作用时，可导致岩石在垂向上出现矿物组合、含量及粒度、形态的交替变化，形成类似于沉积岩的层状构造或带状构造。岩浆的多次脉冲侵入或同化混染围岩物质，可能会导致岩石不同部位的颜色、矿物成分或结构构造的很大差别，而形成斑杂构造（taxitic structure）。侵入岩中的片状矿物或扁平捕掳体、析离体、柱状矿物的定向排列，可形成面理、线理构造。其成因有两种，其一是岩浆在流动过程中结晶形成的，称为流面、流线构造，其流面与围岩接触面平行，流线则与岩浆的流动方向一致，往往在岩体的边缘较发育，向岩体中心逐渐消失。另一成因是岩浆主动侵位时的挤压应力导致的定向，亦称为面状组构或线状组构。在中或酸性岩中这种定向主要是由暗色矿物的不连续定向排列显示出来的，又称为原生片麻理构造，其与流面和流线的区别是围岩因挤压作用也可形成同产状的面理或线理。少数情况下，岩石中的矿物可围绕某一中心呈同心层状或放射状生长成球状体，称为球状构造。
在地表冷凝固结的喷出岩具有明显不同于侵入岩的构造特征。由于快速降压导致挥发组分的大量出溶，出溶的气体上升汇集、膨胀，可在熔岩中，尤其是熔岩流的上部形成大量的气孔，称为气孔构造（fumarolic structure）。但在水底喷出的熔岩，当水深大于400m时，因环境压力较大，不会形成气孔（Fisher，1985），因此海相火山岩（如深海玄武岩、细碧岩）中的气孔一般不发育且很小。当气孔被岩浆后期的矿物（常见为方解石、沸石、石英、绿泥石）所充填时，称为杏仁构造（amygdaloidal structure）。大部分喷出熔岩是在流动过程中冷凝固结的，这就会造成岩浆中不同组分的拉长定向，形成流动构造。流动构造在黏度较大的酸性熔岩中特征最为明显，表现为不同颜色、不同成分的条纹、条带和球粒、雏晶及拉长的气孔定向排列，又称为流纹构造；在中、基性熔岩中，宏观上主要表现为气孔的拉长和斑晶矿物沿其长边的定向，微观上则表现为基质中的针、柱状长石微晶的定向。
熔岩在均匀而缓慢冷缩的条件下，可形成被冷缩裂隙分割开的规则多边形长柱体，称为柱状节理构造。柱体均垂直于熔岩层面——冷却面，断面形态以六边形者为主。柱状节理还见于熔结凝灰岩、火山通道、次火山岩、超浅成岩中，由于冷却面的产状差异，柱状节理也可以有不同的产状，如火山通道中火成岩的柱状节理，可成水平放射状排列。海底溢出的熔岩或陆地流入海水中的熔岩，遇水淬冷，可形成形似枕状的熔岩体，称为枕状体，这些枕状体被沉积物、火山物质胶结起来，就形成枕状构造。枕状体具玻璃质冷凝边，当水体深度不大时，内部有呈同心层状或放射状分布的气孔，中部有空腔。枕状构造常作为海相火山岩的一个重要标志。
（三）沉积岩
1.沉积岩形成过程
与岩浆岩和变质岩相比，沉积岩的形成过程最容易被人直接观察到，因而常被直观地划分成3个阶段，即原始物质的生成阶段、原始物质向沉积物的转变阶段、沉积物的固结和持续演化阶段。
原始物质的生成与它的来源有关，虽然整个表生带，包括岩石圈上部、整个水圈、生物圈和大气圈下部都是原始物质的来源，但最重要的来源还是母岩风化，其次是火山喷发，而直接的宇宙来源在近几十年也受到了关注。
母岩风化所指母岩可以是任何早先形成的岩石，它们在遭受物理、化学和生物风化时，大体可为沉积岩提供三大类物质，即碎屑物质、溶解物质和不溶残余物质。碎屑物质是从母岩中机械分离出来的岩石或单个晶体的碎块，又称陆源碎屑（terrigenous detrital），按大小顺序可进一步划分为砾、砂、粉砂和泥。溶解物质是由母岩释放出来的各种离解离子和胶体离子，是化学或生物化学的作用结果。在自然条件下，一般母岩矿物的化学风化都是十分缓慢和不彻底的作用过程，大多总会留下一些过渡性或性质相对稳定的中间产物，其中最常见的是黏土矿物和铁、锰、铝等的氧化物或其水化物，它们大多数是一些细小的固态质点，被统称为不溶残余物质（或称化学残余、风化矿物等）。碎屑物质、不溶残余物质如果仍留在风化面上就称为残积物（residual sediments）。
火山爆发生成的原始物质通常指火山碎屑，有时也指水下爆发（尤其是喷气）直接进入水体的溶解离子。火山碎屑在向沉积岩提供时，常常是混在母岩风化产物中的次要成分，倘若它们成为主要成分，所形成的岩石即属火山碎屑岩（岩浆岩）的范畴，这当然只是人为的划分，在这一点上，沉积岩和岩浆岩实际并无严格界线。
直接来自宇宙的物质一般指陨石和宇宙尘（cosmic dusts）。据统计，现在每年降落的陨石平均是500颗左右，能找到的大约只有20颗，大小通常为几厘米或几十厘米。宇宙尘（又称微球粒）（microspherolites）多一些，平均每年每平方米的地球表面大约可降落1～5颗，但大小都不到0.5mm，成分主要是富铁镁的硅酸盐、如橄榄石、辉石或磁铁矿、方铁矿等，在地表条件下很容易遭到风化，无论是以碎屑形式还是分解成离子或不溶残余，都会被地球岩石风化产物所淹没，因而在造岩组分中它们是极其次要的。然而有迹象表明，在漫长的地质历史中可能曾发生过大规模宇宙物质的沉降，甚至小行星的撞入事件，一些在地球上原本十分稀少分散，而在宇宙空间却比较丰富的化学元素，就会明显改变当时或稍后地表沉积物中的元素组成，典型例子是白垩纪和第三纪之间的界线黏土层中的铱含量在全球范围内突然跃升了好几个数量级。有人认为这是一个直径约10～20km的小行星与地球相撞的结果，连锁反应还导致了恐龙和其他一些生物的绝灭。类似的异常还出现在许多地方始新世和渐新世、二叠纪和三叠纪、震旦纪和寒武纪之间的界线层中，它们对沉积岩本身的影响是微乎其微的，但对揭示生物乃至整个地球演化历史却有深远的意义。
原始物质一旦出现在地球表面，实际就已进入了第二个阶段——向沉积物的转变阶段。在这个阶段中，除少量原始物质形成残积物外，绝大多数原始物质都会离开它的生成地点向沉积盆地方向搬运。到达盆地以后，盆内的搬运常常还要继续进行。碎屑和不溶残余的搬运力主要来自水的流动，也可来自风、冰川和被搬运物自身的重力，搬运途中的碰撞和摩擦会改变它们的原始形状和大小，也会伴随发生各种化学变化，所以随搬运距离或搬运时间的延长，它们与原始物质之间的差别会愈来愈大。当搬运力小到一定程度时，它们会以机械方式沉积或静止下来。溶解物质的搬运也主要靠水的流动，但在一定范围内也可靠不同浓度间的扩散。搬运途中，部分溶解离子会随水的向下渗透而失去，也有新的溶解离子加入进来，当物化条件适宜时，相关离子将以化学方式彼此结合形成新的矿物而沉淀，部分溶解离子还会被生物吸收，以生物化学方式参与有机体的形成。已经沉积或沉淀的物质可以被再次搬运，甚至会出现多次反复，盆地内的各种物理、化学或生物作用还会制造出许多特殊的游移性颗粒实体，如生物碎屑、鲕粒等，它们将像陆源碎屑那样以机械方式搬运，尔后再以机械方式沉积或静止。无论搬运路途多么曲折、搬运过程多么复杂，被搬运物质最终还是会沉积下来，这种由沉积不久的物质构成的疏松多孔、大多还富含水分的地表堆积体就称为沉积物（deposits）。这样，第二阶段也可表述为原始物质通过沉积作用在地表重新分配组合、形成沉积物的阶段。在自然规律的支配下，沉积物总是会按自己的成分和结构构造，以一定的体积和外部形态在沉积盆地中占据最适合自己的位置，尽管它还比较疏松，但已经具备了一个相对稳定的三维格架，沉积岩正是借助了这个格架才得以完成它的最后形成过程，也正因为如此，研究沉积岩的首要任务也就是研究相关的沉积物。
沉积物的堆积可以十分缓慢，也可以非常迅速。随着时间的推移，较早形成的沉积物将被逐渐埋入地下，它所处的温度和压力会随之升高，所含有机质将逐渐降解，内部孔隙水因被挤出向压力较低的部位移动而减少，同时接受压力更高部位水的补充，有机质降解产物溶于其中还会提高它的化学活性。孔隙水的这种不断更新可能会溶解掉沉积物中的不稳定成分，重新沉淀出较为稳定的成分来；一些喜氧或厌氧细菌也会以生物化学方式加入到矿物相的转化中；即使是较为稳定的成分也会在压力增高的条件下调整自己的空间方位。伴随所有这些变化，沉积物就会逐渐固结成为致密坚硬的沉积岩。完成这一过程所需埋深和时间与沉积物的成分和埋藏地的地温梯度有关，大致在1～100m和1 000～100万年之间，而在特殊情况下也可无须埋藏而在几十年内直接在沉积物表层迅速完成固结过程。固结成的岩石随埋深进一步加大，温压进一步提高，还会进一步变化，大约在地下几千米的深度渐渐向变质岩过渡，也可能被构造运动抬升到浅部接受地下水的淋溶或接纳新的沉淀矿物，或者到达地表遭受风化成为新一代母岩。这就是沉积物固结和持续演化阶段可能涉及的主要过程。
3个阶段对沉积岩的影响都是深刻的，也是造成沉积岩物质成分、结构构造多样性和时空分布复杂性的直接原因。
2.沉积岩的结构
与岩浆岩和变质岩整体上都具有结晶的结构面貌不同，沉积岩虽然都是沉积成因，但却没有统一的沉积结构面貌，这主要是因为不同沉积物可以具有截然不同的沉积机理，沉积后还要继续经受改造造成的。
由于沉积岩基本上可看成是固结了的沉积物，所以在大多数情况下，沉积岩的整体结构就基本上由沉积物决定，或者说，该整体结构在沉积作用中就已大致形成，只是在成岩作用中被封固在了沉积岩中，只有少数结构是在沉积后作用中重新形成的。归纳起来，沉积岩的整体结构可分为5种基本类型（图2-4）。
图2-4 沉积岩整体结构的基本类型
1.碎屑结构；2.泥状结构；3.自生颗粒结构；4.生物骨骼结构；5.结晶结构
（1）碎屑结构（detrital texture）：主要由砾、砂等较粗的陆源碎屑（或他生矿物颗粒）机械堆积形成。这些碎屑颗粒之间的物质称为填隙物（fillings），它们可以是与碎屑颗粒大致同时沉积，但相对却细小许多的机械沉积质点，如在粗大砾石之间的泥砂、在砂粒之间的泥等，这种填隙物称为基质（matrix），也可以是在沉积作用中由孔隙水沉淀出来的矿物晶体，这种填隙物称为胶结物（cements）。当然填隙物有时并不会将碎屑颗粒之间的空间全部填满，这时就会出现一些孔隙（pores）。
（2）泥状结构（muddy texture）：主要由极细小（泥级）的固态质点机械堆积形成，这些质点通常不是单一成因，既可由母岩或其他物体机械破碎产生，也可以在风化或沉积作用中由化学或生物作用产生。沉积时，不同成因的质点常常会混杂在一起而同时参与结构的形成。当它们出现在碎屑结构中时就成了碎屑结构中的基质。
（3）自生颗粒结构：常被简称为颗粒结构（grained texture），主要由一些特殊的颗粒，如生物碎屑、鲕粒等机械堆积形成，颗粒之间的填隙物也有基质和胶结物的不同。在这些方面，它与碎屑结构极为相似，但结构中的颗粒却不同于陆源碎屑，它主要是由自生矿物构成的。
（4）生物骨架结构（skeletal texture）：主要由造礁生物原地生长繁殖形成，在生物骨架之间的空隙中常有自生颗粒、泥级质点或胶结物充填。
（5）结晶结构（crystalline texture）：也称化学结构，主要由原地化学沉淀的矿物晶体形成。所谓“原地”，是指晶体的大小、形态和相对位置都是在矿物沉淀时形成的。就结构面貌而言，结晶结构与岩浆岩或变质岩的某些结构很相似，但结构中的矿物却是从低温低压的水溶液中沉淀的，而且大多都是同一种矿物。它们显然都是自生矿物。这种结构可以在沉积时形成，也可在沉积以后由其他结构改造形成。
3.沉积岩的构造
沉积岩的构造总称为沉积构造（sedimentary structure），指在沉积作用或成岩作用中，在岩层内部或表面形成的一种形迹特征，这里的“岩层”是指由区域性或较大范围沉积条件改变而形成的构成沉积地层的基本单位。相邻的上下岩层之间被层面隔开。层面是一个机械薄弱面，易被外力作用剥露出来。无论是岩层内部还是岩层表面的构造都有不同的规模，但通常都是宏观的。
沉积构造的类型极为复杂，描述性、成因性或分类性术语极多。其中，在沉积作用中或在沉积物固结之前形成的构造称为原生沉积构造（primary sedimentary structure），在沉积物固结之后形成的构造称为次生沉积构造（secondary sedimentary structure）。在已研究过的沉积构造中，绝大多数都是原生沉积构造。从形成机理看，任何构造都无外乎物理、化学、生物或它们的复合成因，相应的构造也就具有了相应的形迹特点，特别是原生沉积构造常常与沉积环境的动力条件、化学条件或生物条件有密切的成因联系，对沉积环境的解释或岩层顶底面的判别都有重要意义。表2-7中列出的常见或重要的沉积构造类型，其中除缝合线构造和部分结核构造为次生沉积构造外，其他的都是原生沉积构造。
（四）变质岩
无论什么岩石，当其所处的环境跟当初岩石形成时的环境有了变化，岩石的成分、结构和构造等往往也要随之变化，以便使岩石和环境之间达到新的平衡关系。这种变化总称为变质作用。
表2-7 常见或重要的沉积构造类型
变质作用不同于风化作用，前者是在一定温度、压力等条件下进行的，而后者是在一般温度、压力等条件下或者说是在风化带或胶结带进行的。变质作用也不同于岩浆作用，前者是在温度升高过程中但一般是在固态下进行的，而后者是在岩浆冷凝过程中进行的。当然，有时各作用间也并无严格的界限。
由变质作用形成的岩石，就是变质岩。由火成岩形成的变质岩称正变质岩，由沉积岩形成的变质岩称副变质岩。
变质岩的特点，一方面受原岩的控制，而具有一定的继承性；另一方面由于变质作用的类型和程度不同，而在矿物成分、结构和构造上具有一定的特征性。
变质岩在我国和世界上皆有广泛分布。特别是前寒武纪地层，绝大部分都是变质岩组成的。在古生代及其以后的岩层中，在岩浆体的周围和在断裂带附近，也均有变质岩分布。变质岩中含有丰富的金属矿和非金属矿，例如全世界铁矿储量，其中70%储藏于前寒武纪古老变质岩中。
变质岩的特征，最主要的有两点：一是岩石重结晶明显；二是岩石具有一定的结构和构造，特别是在一定压力下矿物重结晶形成的片理构造。变质岩和火成岩相比，一般讲二者虽都具结晶结构，但前者往往具有典型的变质矿物，且有些具有片理构造，而后者则无。变质岩和沉积岩相比，其区别更加明显，后者具层理构造，常含有生物化石，而前者则无。同时，在沉积岩中除去化学岩和生物化学岩外，一般不具结晶粒状结构，而变质岩则大部分是重结晶的岩石，只是结晶程度有所不同。
1.变质岩的矿物
大部分变质岩都是重结晶的岩石，所以一般都能辨认其矿物成分。其中一部分矿物是在其他岩石中也存在的矿物，如石英、长石、云母、角闪石、辉石、磁铁矿以及方解石、白云石等。这些矿物或是从变质前的岩石中保留下来的稳定矿物，或是在变质过程中新产生的矿物。还有一部分矿物是在变质过程中产生的新矿物，如石榴子石、蓝闪石、绢云母、绿泥石、红柱石、阳起石、透闪石、滑石、硅灰石、蛇纹石、石墨等。这些矿物是在特定环境下形成的稳定矿物，可以作为鉴别变质岩的标志矿物。
变质岩中矿物常常是在一定压力条件下重结晶形成的，所以矿物排列往往具有定向性，矿物形态具有延长性，甚至像石英和长石这类矿物，也经常形成长条的形状。
2.变质岩的结构
1）变晶结构
变质岩是原岩重结晶而成的岩石，具有结晶质结构，这种结构统称为变晶结构。变质岩的变晶结构和火成岩的结晶结构，从成因和形态来看，都有所不同。前者是基本上在固态条件下各种矿物几乎同时重结晶而成，所以矿物颗粒多为他形和半自形，其自形程度反映结晶力的强弱，结晶力越强，自形程度越好，而且矿物排列常具有明显的定向性。后者是在熔融的岩浆逐渐冷却过程中，由各种矿物按一定顺序结晶而成，矿物晶粒的自形程度常反映结晶的顺序，且火成岩中除去部分矿物表现为流线、流层构造外，一般不具定向排列。
根据矿物颗粒大小和形态，可以把变晶结构分为如下4种。
（1）粒状变晶结构。又称花岗变晶结构。其特征是：岩石主要由长石、石英或方解石等粒状矿物组成，矿物颗粒大小近等，多呈他形，互相镶嵌很紧，矿物颗粒接触线呈多边形、浑圆形或锯齿状，定向构造不明显，呈块状构造。根据矿物颗粒粗细又可分为粗粒（大于3mm）、中粒（1～3mm）、细粒（小于1mm）等变晶结构。
（2）斑状变晶结构。其特征是：在个体较小的矿物集合体（称为基质）中，分布有较大的矿物晶体（称为变斑晶）。它与火成岩中的斑状结构相似，但两者的成因和特点不同。斑状变晶结构的变斑晶与基质是在变质作用过程中，在固态下，基本上同时形成的，但变斑晶的结束时间可能比基质稍晚。变斑晶一般是结晶力较强的矿物，如石榴子石、蓝晶石、红柱石、磁铁矿等。火成岩的斑状结构，其中斑晶和基质矿物都是从岩浆中结晶形成的，而斑晶比起基质矿物，其结晶时间要早。
（3）鳞片状变晶结构。主要由云母、绿泥石、滑石等片状矿物组成的岩石，其矿物常平行排列，形成片理，这种结构称鳞片状变晶结构。各种千枚岩、片岩等具此种结构，有些由柱状、纤维状矿物（角闪石、蛇纹石、红柱石等）组成的岩石，其结构称为纤维状变晶结构。有时它们呈无定向分布，形成块状构造；有时呈束状集合体出现，称蒿束结构；有时呈放射状排列，称放射状结构。
（4）角岩结构。一般指细粒粒状变晶结构，其中矿物颗粒彼此紧密镶嵌，不呈定向排列，岩石常具块状构造。它是热接触变质而成的角岩的特征结构。
2）碎裂结构
又称压碎结构。岩石在应力作用下，其中矿物颗粒破碎，形成外形不规则的带棱角的碎屑，碎屑边缘常呈锯齿状，并常有裂隙及扭曲变形等现象。它是动力变质岩常有的一种结构。
3）变余结构
指变质岩中残留的原来岩石的结构，如变余斑状结构、变余砾状结构等。根据这种结构可以帮助恢复变质前是哪种岩石。
3.变质岩的构造
1）片理构造
指岩石中矿物定向排列所显示的构造，是变质岩中最常见、最带有特征性的构造。矿物平行排列所成的面称片理面，它可以是平直的面，也可以是波状的曲面。片理面可以平行于原岩的层面，也可以二者斜交。岩石极易沿着片理面劈开。根据矿物的组合和重结晶程度，片理构造又可分为以下5类。
（1）片麻构造。岩石主要由较粗的粒状矿物（如长石、石英）组成，但又有一定数量的柱状、片状矿物（如角闪石、黑云母、白云母）在粒状矿物中定向排列和不均匀分布，形成断续条带状构造。如果是暗色柱状、片状矿物分布于浅色粒状矿物中，则黑白相间的片麻构造更加明显。各种片麻岩具此构造。
（2）片状构造。相当于狭义的片理构造。岩石主要由粒度较粗的柱状或片状矿物（如云母、绿泥石、滑石、石墨等）组成，它们平行排列，形成连续的片理构造，片理面常微有波状起伏。如各种片岩具此构造。
（3）千枚构造。由细小片状矿物定向排列所成的构造，它和片状构造相似，但晶粒微细，不容易肉眼辨别矿物成分，片理面上常具丝绢光泽。如各种千枚岩具此构造。
（4）进制板状构造。指岩石中由微小晶体定向排列所成的板状劈理构造。板理面平整而光滑，并微有丝绢光泽，沿着劈理可形成均匀薄板。这种板状构造有的是代表原来岩石的板状层理，有的是原来岩石在应力作用下形成的板劈理，它可能和原来层理一致，也可能与之斜交。板状构造是板岩所特有的构造。
（5）条带状构造。变质岩中由浅色粒状矿物（如长石、石英、方解石等）和暗色片状、柱状或粒状矿物（如角闪石、黑云母、磁铁矿等）定向交替排列所成的构造。它们以一定的宽度呈互层状出现，形成颜色不同的条带。有的条带构造是由原来岩石的层理构造残留而成，但更多的是暗色呈片理构造的部分被浅色岩浆物质顺片理贯入而成。混合岩常具此种构造。
2）块状构造
岩石中矿物颗粒无定向排列所表现的均一构造。如部分大理岩、石英岩等具此构造。
3）变余构造
又称残留构造，为变质作用后保留下来的原岩构造。特别是在浅变质岩中可以见到变余层理构造、变余气孔构造、变余杏仁构造、变余波痕构造等，这些构造是恢复原岩和产状的重要标志。
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