辉长岩-玄武岩类（基性岩类）

（一）概述

本类岩石含SiO245%～52%，K2O+Na2O含量平均为36%，Al2O3可达14%以上，CaO、FeO、MgO等含量较高。反映在矿物成分上以铁镁矿物辉石和基性斜长石为主，不含或少含石英和钾长石。色率较大，一般为35%～70%，相对密度为29～31。

基性岩类岩石在地表分布较广，特别是喷出岩--玄武岩的分布面积为其他喷出岩分布面积总和的5倍，且多呈巨厚的岩流、岩被产出。玄武岩不仅在大陆上广泛分布，而几乎构成所有大洋的洋壳。玄武岩是良好的铸石材料和建筑材料，其平均抗压强度达2750kg/cm2。而侵入岩的分布则相对较少。侵入岩的产状一般常呈岩盆、岩盖、岩株、岩床和岩墙产出。

与基性岩有关的矿床主要是铜镍硫化物矿床、钒钛磁铁矿床和铬铁矿床。

（二）侵入岩

深成侵入岩石的代表岩石为辉长岩，浅成侵入岩的代表岩石为辉绿岩。

1矿物成分

主要矿物为辉石和基性斜长石；次要矿物有橄榄石、角闪石、黑云母；副矿物常见的为磁铁矿、磷灰石、铬铁矿、钛铁矿等。

2种属划分及主要岩石类型

深成岩的种属划分一般依主要矿物辉石和基性斜长石的相对含量，分为以下几种（表3-5）。

表3-5 深成岩岩石种属分类表

辉长岩 岩石呈灰色、灰黑色，辉长结构（辉石和基性斜长石的自形程度几乎相等，呈半自形或他形晶出现），块状构造或条带状构造。主要矿物由基性斜长石和辉石组成，次为橄榄石、角闪石、黑云母，偶有少量石英和钾长石。若次要矿物含量＞5%时，也可参加命名，如橄榄辉长岩、角闪辉长岩等。

辉绿岩 暗绿或绿黑色，具典型的辉绿结构（长条状基性斜长石微晶杂乱交织，构成三角形空隙，其空隙被他形辉石微晶充填），也可具斑状结构，斑晶以基性斜长石为主，这种岩石称“辉绿玢岩”。浅成侵入岩的矿物成分与深成岩相同。

（三）喷出岩

喷出岩的代表岩石为玄武岩。玄武岩多呈黑色、灰绿色至暗紫色；矿物成分与辉长岩基本相同；具隐晶质结构或斑状结构；气孔、杏仁构造。

按占优势斑晶矿物成分可将玄武岩详细命名为橄榄玄武岩（斑晶成分主要是橄榄石，若橄榄石已变为伊丁石时则称伊丁玄武岩）、辉石玄武岩（斑晶成分主要为辉石）和斜长玄武岩（斑晶成分主要是基性斜长石）等。

海底喷发富钠的基性熔岩称细碧岩。岩石呈绿色，隐晶质结构，枕状构造常见。矿物成分为钠长石、绿泥石、绿帘石、阳起石等，由辉石和斜长石蚀变而成。

找个铁碳合金相图简单看一下就明白了在亚共晶成分结晶时,在液相线以下的双相区(就是液固共存区)内的相组成是液态铁水和固态的奥氏体,随温度降低,液态中就不断增加固态的奥氏体；对于过

共晶铸铁在液相线以下的双相区(就是液固共存区)内是液态铁水和固态石墨（或渗碳体），在结晶是先析出的就是石墨（或渗碳体）了。

活性集料就是能与混凝土中碱性物质反应破坏混凝土的物质。

隐晶质即虽然是晶体成分，但结晶过于微小，看不出晶体形态的物质。微晶质要稍微粗一点，能看到微小的晶面反光。

由扩散物质迁移机制形成的显微构造现象，包括压溶作用及固态物质扩散迁移作用形成的各种现象。

1压力影（pressure shadow）

岩石发生压扁作用时，因其中所含的强硬矿物、结核、碎屑或化石碎片等与岩石基质能干性存在明显差异，致使在顺其伸展方向两侧形成低应力区间，由同构造分泌的结晶纤维充填而形成“阴影”。压力影是压溶作用的重要产物。

压力影从构造上分为两部分，内部较刚性的矿物称为“核晶”或“母晶”，两侧组成的部分称为“阴影”（图3-11）。常见的核晶有石英（照片3-179）、长石（照片3-180，3-181）、黑云母（照片3-182～3-184）、十字石（照片3-185）、红柱石（照片3-186）、黄铁矿（照片3-187～3-190）、石榴子石（照片3-191）等矿物，还可见鲕粒（照片3-192）、化石、砾石、岩屑、变斑晶（照片3-244～3-246）等。核晶部分在应力作用下可以产生旋转、破裂、波状消光、变形纹、机械双晶等显微构造现象。另外，核晶一般为构造变形前的产物。阴影部分一般常见的组成矿物有纤维状石英（亦有柱状、粒状）、纤维状方解石、片状白云母、绿泥石，以及一些残余基质矿物，也可见与核晶同成分的阴影（照片3-184）。阴影部分是同构造期形成的，它们的形态一般受核晶晶面的控制。

压力影的分类标准有多种。如按照核晶成分可分为：黄铁矿压力影、长石压力影、化石压力影等；按照阴影部分矿物形态特征可分为：粒状压力影及纤维状压力影。纤维状压力影又可分为直纤维压力影（核晶无旋转，阴影是平直纤维状）和弯曲纤维压力影（核晶旋转或阴影旋转，阴影纤维弯曲）；按照阴影部分可变形与否又可分为：刚性及可变形两类；按照压力影生长方向也即阴影部分生长渐进方向又可分为两类：反向生长型压力影或者叫位移控制型（照片3-187）、同向生长型或者叫晶面控制型（照片3-189、3-192）及综合生长型（照片3-190）；按照压力影整体的形态又可分为对称型（图3-9a，照片3-192）及不对称型（图3-9b，照片3-180，3-184，3-189，3-190）。

压力影一般出现在应力比较小（应变较弱）、温度比较低的低级变质岩中，如变质火山碎屑岩、变质砂岩、板岩、千枚岩、灰岩等。

2应变帽（strain cap）

在压力影核晶平行压应力方向的两侧，常因易溶成分被溶解、迁移而使得难溶物质相对集中，形成增强的面理组构（照片3-181，3-185，3-186）。

3压溶缝合线（stylolite）

由压溶过程中残余的难溶物质如泥质、炭质等局部集中而形成的不连续面。缝合线多见于碳酸盐岩中（照片3-193～3-198），也可出现在石英砂岩、硅质岩及其他类型岩石中。在岩石切面上呈锯齿状、缝合状，压溶缝合线像地震曲线一样，有峰和谷之分，主要是应力使压溶速度不均匀造成的。

压溶缝合线主要是在压应力作用下形成的，因此峰和谷一般正对着压应力方向，而不论压溶缝合线整体是否与压应力垂直（当压应力与层理斜交时它可以是斜向的）。按压溶缝合线的形态可分为“V”型和“H”型（钟增球和郭宝罗，1991），它们各自反映的主应力方向不同（图3-12）。压溶缝合线还可以出现多期复合叠加现象，每一期的主压应力方向都可不同。

4压溶面理（或劈理）（pressure solution foliation or cleavage）

在挤压作用下，由不同矿物差异溶解所形成的一种特殊的面理构造，是压溶构造的一种类型。由溶解度不同的几种矿物所组成的岩石，其中相对易溶矿物如石英、方解石等，逐渐被溶解扩散，而相对难溶矿物如层状硅酸盐矿物及炭质、铁质、粘土等难溶残余则趋于集中呈带集中，逐渐形成压溶面理（或劈理）（照片3-199～3-201）。这可能也是一种形成劈理的方式。压溶劈理（pressure solution of cleavage），又称溶解劈理，由压溶作用引起变质分凝作用所产生的劈理。最普遍形式是由浅色和暗色条带交替组成，暗色条带由方解石或炭质溶解析出所致。

5、压溶缺失（pressure solution removal）

鲕粒、化石或单矿物如方解石、石英等在压溶过程中部分被压溶造成的压溶缺失现象（照片3-198～3-200，3-202～3-204）。

6显微脉（microveins）

在矿物及岩石的布丁构造或张裂隙中，常常由于压溶作用发生扩散，沿张应力方向呈纤维结晶状态（照片3-205～3-214）。纤维状矿物多垂直脉壁，其形成方式可分为对生、背生、复合和紊生四种（图3-13；Ramsay and Huber，1983）。利用这种显微脉的特征可以来判断裂隙的性质、裂隙的递进变形、主应变方向的变化、估算拉伸应变量等等。

图3-13中所列均为理想的对称状态，事实上不对称状态及复杂生长情况更常见。如照片3-205为单轴生长的方解石脉，照片3-206为单轴多阶段生长的不对称方解石脉，照片3-207为对称对向生长的石英脉，3-208为对称背向生长的石英脉，3-209～3-211为不对称多阶段对向生长的方解石脉，3-212、3-213为不对称多阶段背向生长的方解石脉，3-214为多阶段多成分对向生长脉。

一般地，主要造岩矿物的压溶顺序为：炭质、锆英石、黄铁矿、榍石、电气石、胶磷矿、白云母、绢云母、粘土矿物、长石、石英、方解石、赤铁矿。从这个顺序可以看出，方解石很容易被压溶，所以压溶缝合线多出现在灰岩和大理岩中，而显微脉和压力影中的纤维矿物又多为方解石和石英。

7出溶构造（exsolution structure）

固溶体和液体一样，在适当的条件下，其溶度会降低，此时溶质便从溶体中分离出来，发生出溶作用，形成出溶构造。导致出溶的因素有温度、压力、应力及化学成分的变化等。与应力有关的出溶构造主要有以下几种：

（1）应力条纹（stress-induced lamellae）：在应力作用下，钾长石或钠长石中的钠质出溶或析出形成条纹长石，这种析出的应力条纹多沿剪切面或张裂面分布，呈雁行状、火焰状、棋盘格子状以及不规则形状等（照片3-215～3-217），在矿物晶体内分布很不均匀。条纹的排列在特定的场合下还可指示剪切指向。

（2）出溶页理（exsolution lamellae）：两种成分的物质呈平行连生现象，类似聚片双晶。这种出溶页理在辉石中较常见（照片3-218～3-220），在斜长石中有时也能见到。

（3）应力蠕英结构（myrmekite）：一定的压应力可使斜长石或碱性长石等的摩尔体积缩小，导致SiO2从晶格内出溶或析出，形成一种蠕英结构，这种结构与应力有关，而与变质岩和岩浆岩中的交代蠕英结构不同，所以称应力蠕英结构（照片3-221～3-228）。Vernon（2000）提出富钙斜长石交代钾长石变形残斑形成蠕英结构反映了岩石变形温度接近于长石的结晶温度条件，属于典型的高温变形组构。

据Simpson（1985），这种结构常常发育在σ型碱性长石残斑的偏压性的侧面，也即压扁面上（拉伸方向上碱性长石以重结晶为主，见图3-14），或者是碱性长石与斜长石颗粒接触边缘，以及两种长石和石英的交结点处。蠕英结构只发生在高绿片岩相甚至是更高的条件下，Simpson提出这种结构的化学反应式是水和钙长石交代碱性长石的结果。化学反应式如下：

Stel和Breedveld（1990）通过对长石中这种蠕英结构的光轴组构测量得出蠕英的光轴定向与主晶长石无关，而与岩石中石英残晶的定向具有一致性。

上述三种出溶构造是在应力作用下形成的，由应力导致的出溶作用，其实也是位错机制在起作用。在应力作用下，固溶体产生位错及其运动，从而改变了滑动面或位错附近原子的邻近关系，导致固溶体溶度变化，而发生出溶现象。

8变斑晶包迹构造（porphyroblast trail）

变斑晶是指一种同构造生长的斑晶，斑晶内常常包含有各种类型的包裹物迹线。变斑晶是通过扩散物质迁移形成的一种矿物生长现象。在许多情况下都没有发现流体相参与的迹象，因此认为迁移是在固态条件下发生的。变斑晶的生长受热动力学因素的响应，包括：成分、温度、内部应变和表面能。大的变斑晶，尤其是内部含有高密度包体的变斑晶，可能是通过次生重结晶作用形成的。变斑晶的粒度和分布规律反映了成核作用和生长作用所需能量的平衡。成核作用与生长作用所需能量的比值较高时，体系将有利于形成数量较少的大颗粒变斑晶。

利用变斑晶包迹可以判断矿物结晶生长与变形之间的关系。Passchier和Trouw（2005）将变斑晶分为构造前（照片3-229，3-230）、构造间（照片3-231）、同构造（无旋转变斑晶照片3-232～3-234，旋转雪球构造照片3-235～3-238）和构造后期（照片3-239～3-243）生长四类（图3-15）；有些变斑晶包迹反映了更为复杂的变形过程（照片3-244～3-248）。

根据变形分解作用的概念（Bell，1986），同构造变斑晶可以出现在递进缩短作用带或递进剪切变形带。其中无旋转变斑晶主要发育在递进缩短作用带（图3-16）；而雪球构造的形成只发生在递进剪切作用带，或发生在无缩短递进作用的均质变形条件下，即单剪变形条件下。Fay等（2008）应用数值模拟再现了变斑晶包迹的形成与基质变形之间的成因关系，合理地解释了长期以来介于变斑晶旋转与不旋转之间的争端。他们提出陀螺现象（gyrostasis phenomenon），相对强硬变斑晶周围软弱基质内网状剪切带的出现与否决定了变斑晶是否发生旋转。网状剪切带存在时不会发生变斑晶旋转，而网状剪切带不存在时，变斑晶将发生旋转。陀螺现象之所以出现在软弱的基质中，是因为单剪变形垂直于初始共轴缩短变形作用的叠加仅仅会引起微量的主应力轴旋转。由于剪切带主要受主应力轴的方向控制，导致初始的网状带在后期的非共轴变形作用过程中保持其位置和方向。变斑晶与其周围的非共轴变形基质相互独立，但邻近变斑晶的基质部分却仍为共轴变形，不发生任何旋转变形。

自Zwart（1960）首次利用变斑晶包迹判定前构造、同构造和后构造期生长以来，许多学者（Spry，1963；Bell et al，1983，1985，1986，1989，1991，1995；Johnson，1990；王惠初，1995；游振东，1996；李三忠和李建忠，1997；Passchier and Trouw，2005）对变斑晶的旋转问题，变斑晶成核、生长及溶解与变形分解作用，变斑晶与造山作用过程的关系，变斑晶与应力方位、应变速率、应变量大小及生长动力学，变形与变质的相互作用等多方面的问题进行了研究探讨。总之，变斑晶包迹的详细研究，对研究造山带演化历史及机制、变形与变质作用过程及物质运移机制等起着重要作用，也有许多问题值得进一步深入探讨。

此外，反应边（reaction rim/corona）、残余矿物（relic）和后成合晶（symplectite）现象也是高温固态扩散物质迁移作用的结果。反应边是围绕颗粒矿物相的改变形成的边部（照片3-249）。这种现象是由高温固态扩散物质迁移作用导致的常见结构，因为变质矿物的生长需要成分的活动性。残余矿物是大部分已经被反应边取代了的矿物颗粒残余（照片3-250）。后成合晶是在反应边中常见的薄层状或蠕虫状的交生现象（照片3-250）。

矿物中化学环带的出现也是固态扩散物质迁移作用存在的明显证据。变质矿物尤其是石榴子石、角闪石、辉石及长石类矿物，通常表现出从核部到边部系统的成分变化或相对均一的核部和一个明显不同的边部。这些成分分异可以从一些矿物的颜色变化看出，但大多数需通过电子探针研究得出。

喷出岩（火山熔岩）的结构细致，除了斑晶以外，基质往往呈细粒结构、玻璃质结构，肉眼很难分辨，一般只能根据颜色、斑晶成分、结构、构造、次生变化等，加以综合考虑，才能作出初步鉴定结果。

1根据颜色鉴定各类喷出岩

由基性岩到酸性岩，其颜色一般由深色变为浅色。基性的玄武岩类通常呈黑—黑绿色；中性的安山岩为深灰、暗紫—紫红色；偏碱性的粗面岩类为浅灰—深灰色；酸性岩呈浅灰白—白色。但某些酸性岩，由于微粒磁铁矿的含量较多，颜色可以很深，如黑曜岩、珍珠岩、浮岩等。另外，结晶程度好的比隐晶质、玻璃质的岩石颜色浅一些；发生次生变化的岩石比未变化的岩石颜色浅一些，如黑绿色的玄武岩，经次生变化后可变为绿色。

2利用斑晶成分来鉴定喷出岩

各类岩石的喷出岩，所含斑晶的性质是不一样的，人们常以斑晶的成分鉴定岩石类型。

玄武岩的斑晶多为普通辉石、橄榄石，有时也出现斜长石斑晶。此外，可见气孔构造。安山岩的斑晶常为斜长石、辉石、角闪石，基质多为致密块状。

流纹岩的斑晶多为石英和透长石（板状、透明、性脆），基质致密具流纹构造。

石英安山岩斑晶以石英为主，并含有暗色矿物的斑晶。

粗面岩断口粗糙，斑晶主要为钾长石。

响岩斑晶为似长石（或假白榴石或霞石）。

各类喷出岩的肉眼鉴定主要特征列入表5-22。

表5-22 各类喷出岩肉眼鉴定主要特征表

三大岩性初步鉴别方法 （一）岩浆岩的观察与描述对岩浆岩的观察，一般是观察其颜色、结构、构造、矿物成分及其含量，最后确定其岩石名称。肉眼鉴定岩浆岩，首先看到的就是颜色。颜色基本可以反映出岩石的成分和性质。对岩浆岩进行肉眼鉴定第一步是要依据其颜色大致定出属于何种岩类。比如，若是浅色，一般为酸性岩（花岗岩类）或中性岩（正长岩类）；若是深色，一般为基性岩或超基性岩。由酸性岩到基性岩，深色矿物的含量逐渐增多，岩石的颜色也就由浅到深。同时还要注意区别岩石新鲜面的颜色和风化后的颜色。还可根据其中暗色矿物与浅色矿物的相对含量来进行描述，如暗色矿物含量超过60%者为暗色岩，在30—60%者为中色岩，在30%以下者为浅色岩。第二步是观察岩浆岩的结构与构造。据此，便可区分出是属深成岩类、浅成岩类或是喷出岩类。根据岩石中各组分的结晶程度，可分为全晶质、半晶质和玻璃质等结构。不仅要对全晶质的结构区分出显晶质或隐晶质结构，还要对其中的显晶质结构岩石按其矿物颗粒大小，进一步细分出等粒、不等粒、粗粒或细粒等结构。对具有斑状结构的岩石要描述斑晶成分、基质的成分及结晶程度。假如岩石中矿物颗粒大，呈等粒状、似斑状结构，则属深成岩类；假如矿物颗粒微细致密，呈隐晶质、玻璃质结构，则一般皆属喷出岩类；假如岩石中矿物为细粒及斑状结构，即介于上述两者之间，属于浅成岩类。观察岩石中矿物有无定向排列，进而就能推断岩石的形成环境，含挥发组分多少以及岩浆流动的方向。若无定向排列称之为块状构造；若有定向排列，则可能是流纹构造、气孔构造或条带状构造。深成岩、浅成岩大多是块状构造；喷出岩则为流纹构造和气孔构造等。对于岩石中有规律排列的长柱状矿物、气孔捕虏体等均要观测其方向。对于那些在接触面上有规则排列的片状矿物，要描述其组成成分，并测其产状要素。第三步是观察岩浆岩的矿物成分。矿物成分是岩石定名最重要的依据。岩浆岩类别是根据SiO2含量百分比确定的，而SiO2含量可在岩石矿物成分上反映出来。假如有大量石英出现，说明是酸性岩；如果有大量橄榄石存在，则表明是超基性岩；如果只有微量或根本没有石英和橄榄石，则属中性岩或基性岩。假如岩石中以正长石为主，同时所含石英又很多，就可判定是酸性岩；倘若以斜长石为主，暗色矿物又多为角闪石，属于中性岩；若暗色矿物多系辉石，则属基性岩。对于岩石中凡能用肉眼识别的矿物均要进行描述。首要的是描述主要矿物形态、大小及其性质。其次，要对次要矿物作简略描述第四步是为岩浆岩定名。在肉眼观察和描述的基础上确定岩石名称。请注意在岩石名称前面冠以颜色和结构，比如，可将某岩石定名为浅灰色粗粒花岗岩。另外，在野外还要注意查明岩浆岩体的产状，即岩体的空间分布位置、规模大小以及与围岩的接触关系等，结合岩石的结构与构造，以推论岩石的形成环境。也要注意不同侵入体或同一侵入体之间的岩性变化、时间顺序及相互关系。（二）沉积岩的观察与描述沉积岩是分布于地表的主要岩类。它种类繁多，岩性变化较大。野外识别沉积岩，其最显著的宏观标志就是成层构造，即层理。据此，很容易与岩浆岩、变质岩相区别。根据沉积岩成因、结构和矿物成分，可进一步区分出次一级的类别。凡具碎屑结构，即碎屑粒径大于2—0005毫米，被胶结物胶结而成的岩石，是碎屑岩；凡具泥质结构，即粒径小于0005毫米，质地均匀、较软，有细腻感，常具页理的岩石是粘土岩；凡具化学和生物化学结构，多为单一矿物组成的岩石，是化学岩和生物化学岩。由于各类沉积岩的岩性差别，因此在鉴定方法上也不相同1、碎屑岩的肉眼鉴定鉴定碎屑岩时着重观察其岩石结构与主要矿物成分。首要的是看碎屑结构。抓住这一特征，就不会与其他岩石相混淆了。要仔细观察碎屑颗粒大小：粒径大于2毫米是砾岩，2—005毫米是砂岩，005 —0005毫米是粉砂岩。粉砂岩颗粒肉眼难以分辩，用手指研磨有轻微砂感。按砂岩的粒径又可定出粗砂岩（2—05毫米）中砂岩（05—025毫米）和细砂岩（025—005毫米）。对于砾岩，还应注意观察其颗粒形状，颗粒外形呈棱角状者是角砾岩，系圆状或次圆状者为砾岩。其次，看碎屑岩的矿物成分（碎屑颗粒成分和胶结物成分）。砾岩类的碎屑成分复杂，分选较差，颗粒较大，一般不参与定名；砂岩，主要矿物成分有石英、长石和一些岩石碎屑。在碎屑岩中，常见的胶结物有铁质（氧化铁和氢氧化铁）、硅质（二氧化硅）、泥质（粘土质）、钙质（碳酸钙）等。铁质胶结物多呈红色、褐红色或**。硅质最硬，小刀刻不动。钙质滴稀HCI起泡。弄清楚了结构和成分，就可为碎屑岩定名。例如，碎屑矿物成分以石英为主，其含量超过50%，长石和岩屑含量均小于25%的砂岩，叫做石英砂岩。也可按其胶结物命名，如可称某岩石为铁质石英砂岩。碎屑岩中可见化石，但一般保存较差。火山碎屑岩的鉴别比较困难。因为，它在成因上具有火山喷发和沉积的双重性，是一种介于岩浆岩与沉积岩之间的过渡型岩石。常常是以其成因特点、物质成分、结构、构造和胶结物的特征来区别于碎屑岩。2、粘土岩的肉眼鉴定鉴定粘土岩的主要依据是其泥质结构。粘土岩矿物颗粒非常细小，肉眼仅能按其颜色、硬度等物理性质及结构、构造来鉴定。它多具滑腻感，粘重，有可塑性、烧结性等物理性质。若是纯净的粘土岩，一般为浅色的土状岩石。层理是粘土岩中最明显的特征，因此，人们就按粘土岩层理（倘层理厚度小于1毫米称页理）及其固结程度进行分类，将固结程度很高、页理发育，可剥成薄片者称作页岩。页岩常含化石。粘土岩中以页岩为主。将那些固结程度较高、不具页理，遇水不易变软者称泥岩。最后，再根据颜色与混入物的不同进行命名，如可称作紫红色铁质泥岩、灰色钙质页岩等。3、化学岩和生物化学岩的肉眼鉴定此类岩石中分布最广和最常见的有碳酸盐岩、硅质岩、铁质岩和磷质岩，尤以碳酸盐类岩石分布为广。有无生物遗骸是判断属于生物化学岩或是化学岩的标志。化学岩成分常较单一。它们多为单矿物岩石，故此，可按其矿物的物理性质进行鉴定。 化学岩具有化学结构，即结晶粒状结构和鲕状结构等；生物化学岩具生物结构，即全贝壳结构、生物碎屑结构等。综合上述，在观察和描述沉积岩时应注意：要描述岩石整体的颜色，区分岩石是碎屑结构、泥质结构或结晶结构和生物结构等；据其矿物成分、颗粒大小及颜色上的差异，观察岩石的层理，注意层面上波痕、泥裂等构造特征；要描述组成岩石的主要矿物、碎屑物及胶结物等成分。对砾石的形状、大小、磨圆度和分选性等特征要描述，并要确定胶结类型，以及胶结程度。对沉积岩命名时应遵循“颜色+胶结物+岩石名称”的法则。此外，还需注意沉积岩体形状、岩层厚度及产状、风化程度、化石保存情况及其类属。（三）变质岩的观察与描述我国区域变质岩系十分发育，时代自太古宙到期中生代均有出露。其变质岩石类型十分复杂，主要有片麻岩、粒状岩石（变粒岩、浅粒岩）、片岩、千枚岩、变质硅铁质岩、大理岩、变质铁镁质岩及区域混合岩等。有关原岩建造主要有超基性到酸性喷出岩（包括熔岩、凝灰岩）、硬砂岩、各种沉积岩及不同性质的侵入岩。上述变质岩类均属不同的原岩建成造经受不同时期、不同类型区域变质作用的结果。区域变质作用的主要类型大致可分为地壳演化早期造盾阶段的区域中高温变质作用，及造盾阶段之后与造山运动有关的区域动力热流变质作用、区域低温动力变质作用和埋深变质作用。不同成分的原岩经受不同类型的区域变质作用，在一定的温高压力条件下，形成各具特征的矿物和常见矿物共生组合，并因之分别构成不同温压条件的麻粒岩相、角闪岩相（高角闪岩 、低角闪岩相）、绿片岩相（高绿片岩相、低绿片岩相）、蓝闪石片岩相（蓝闪绿片岩相、蓝闪石—硬柱石片岩相）及次绿片岩相（浊沸石相和葡萄石—绿纤石相）。我国区域层状变质岩系按大地构造运动可分为12期，从太古宙迁西期—新生代喜马拉期变质岩系均有。所以，变质岩系的发生和发展与大地构造环境和地壳演化有密切的关系。在全球构造位置上，我国处于欧亚板块、太平洋板块及度板块的结合部位，地质环境差异较大，发展历史很不相同，因而区域地质各具特色，造成变质岩石类型复杂，岩石相对难以识别。在野外鉴别变质岩的方法、步骤与前述岩浆岩类似，但主要根据是其构造、结构和矿物成分。这是因为，变质岩的构造和结构是其命名和分类的重要依据。第一步可先根据构造和结构特征，初步鉴定变质岩的类别。譬如，具有板状构造者称板岩；具有千枚构造者称千枚岩等。具有变晶结构是变质岩的重要结构特征。例如，变质岩中的石英岩与沉积岩中的石英砂岩尽管成分相同，但前者具变晶结构，而后者却是碎屑结构。第二步再根据矿物成分含量和变质岩中的特有矿物进一步详细定名。一般来讲，要注意岩石中暗色矿物与浅色矿物的比例，以及浅色矿物中长石和石英的比例，因这些比例关系与岩石的鉴定有着极大关系。例如，某岩石以浅色矿物为主，而浅色矿物中又以石英居多且不含或含有较少长石，就是片岩；若某岩石成分以暗色矿物为主，且含长石较多，则属片麻岩。变质岩中的特有矿物，如蓝晶石、石榴子石、蛇纹石、石墨等，虽然数量不多，但能反映出变质前原岩以及变质作用的条件，故也是野外鉴别变质岩的有力证据。关于板岩和千枚岩，因其矿物成分较难识辩，板岩可按“颜色+所含杂质”方式命名，如可称黑色板岩、炭质板岩；千枚岩可据其“颜色+ 特征矿物”命名，如可称银灰色千枚岩、硬绿泥石千枚岩等。在野外，还要观察地质体产状、变质作用的成因。比如，石英岩与大理岩两者在区域变质与接触变质岩中均有，就只能根据野外产状和共生的岩石类型来确定。假如此类岩石围绕侵入体分布，并和板岩共生，则为接触变质形成；假如此类岩石呈区域带状分布，并和具片状或片麻状构造的岩石共生，则为区域变质所形成。 对变质岩我们也应描述岩石总体颜色，注意其岩石结构。若为变晶结构，则要对矿物形态进行描述。注意观察岩石中矿物成分是否定向排列，以便描述其构造。用肉眼和放大镜观察可见的矿物成分应进行描述。若无变斑晶，就按矿物含量多少依次描述；若有变斑晶，则应先描述变斑晶成分，后描述基质成分。至于其它方面，如小型褶皱、细脉穿插、风化情况等，亦应作简略描述。在为变质岩定名时，应本着“特征矿物+片状（或柱状）矿物+基本岩石名称”的原则。如，可将某岩石定名为蓝晶石黑云母片岩。