矿物成分与沉积环境

1岩屑

岩屑的含量、种类及粒度取决于物源区的构造性质、母岩岩性及沉积物搬运距离等。岩屑常见于砾石级陆源碎屑岩中，而粉砂岩中则极少见岩屑，这与粒度越小矿物成分越趋于单一化有关。砂级颗粒中极少见粗晶岩石（如粗晶花岗岩）的岩屑，而结构相对致密的喷出岩、板岩和燧石岩屑却比较常见。砂岩中许多燧石岩屑并非来自层状硅质岩，而是来自石灰岩等岩石中的燧石结核。

岩屑在研究古地理方面很有意义，根据砾或角砾的区域堆积规律，可以描绘出古陆边缘带的分布特征，或盆地中斜坡水道的发育状况。岩屑在沉积之后，仍可进一步遭受破坏。例如花岗岩岩屑在化学风化的情况下，很容易解离，或改造成为“杂基”支撑的砂岩（长石变为黏土，在石英颗粒中呈类似杂基的物质），地表砾岩中的岩屑常易沿解理面破坏。

2石英

石英的矿物标型特征如包裹体、消光类型、颜色、形状、圆度和表面结构等都具有环境和成因意义。石英中的包裹体可作为陆源区分析的判别标志，源自火成岩的石英常具针状包裹体，例如，具针状金红石包裹体的石英一般来自花岗岩类；源自云母片岩的石英一般具等轴状自形矿物包裹体；而含绿泥石包裹体的石英多来自脉石英，含非常多的水泡或气泡的石英（乳白色）则几乎全都源自热液脉；具有自生加大边的石英通常是古老沉积岩再循环的产物，而含碳氢化合物的包裹体则表明可能与油气成藏作用有关。

石英的波状消光主要是由于石英晶体c轴被压扭变形造成的，因此，具波状消光的碎屑石英可能主要源自变质岩或深成岩，但也不能仅仅根据波状消光来确定其来源，因为波状消光的石英也常见于褶皱带，或源自逆掩断层附近的花岗岩。

石英颗粒经盐酸煮沸处理后，其颜色可作为矿物标型特征研究的重要依据：石英颗粒呈红色，可能含有赤铁矿或黑云母包裹体，或含金属离子；石英颗粒呈褐色，可能含针铁矿包裹体；石英颗粒呈**，可能含氢氧化铁包裹体，或含金属离子；石英颗粒呈白色，可能含气态或液态包裹体；石英颗粒呈灰色，可能含云母、炭质、金属矿物、石墨的包裹体，或与辐照产生的一种“色心”作用有关；石英颗粒呈绿色，可能含绿泥石、黑云母或角闪石包裹体；石英颗粒呈蓝色，可能含有金红石包裹体；石英颗粒呈紫色，可能与“色心”作用有关；石英颗粒呈粉色，可能含有金红石、赤铁矿或锰化合物。

石英颗粒的形状、圆度和表面结构特征与沉积环境关系十分密切，例如，高能、稳定动荡的沉积环境下，石英颗粒的球度、圆度和表面光滑度均较好，形成的石英砂岩结构成熟度和成分成熟度均较高，反之则差；风成的石英颗粒分选极好，圆度很高，颗粒发育具毛玻璃状的平滑表面，同时具有圆形撞击凹坑等。

值得注意的是，仅仅利用石英颗粒的磨圆度来判别其搬运距离要格外小心，磨圆度好的石英也可能是“再旋回”的古老沉积岩，而具有圆化边缘的石英可能来自土壤。另外，石英颗粒埋藏后，层间溶解作用也可以使原来不圆滑的石英颗粒被溶圆。

3长石

由于长石易风化、分解，抗风化能力比石英差，故可作为砂岩成分成熟度的判别标志之一。长石砂岩常常与河流、三角洲及冲洪积环境关系密切，而高能海滩及滨岸冲洗带往往很难沉积长石砂岩。我们也可以根据古代沉积岩中新鲜长石与风化长石的数量比，判断当时古陆是化学风化弱、冲刷作用强的陡地形，还是化学风化强、已被夷平的缓地形。

影响长石含量的因素主要有气候、构造及地形条件。化学风化易破坏分解长石，因此，干旱气候带和寒冷气候带容易保存长石，这就是所谓的“气候长石砂岩”。当构造抬升作用强烈，被快速剥蚀的未风化长石被快速埋藏下来，形成了所谓的“构造长石砂岩”。另外，当地形高、具有陡崖时，新鲜的基岩可以暴露出来，被大量冲刷、快速埋藏的长石也可以保存下来；同样，由于河流、三角洲及冲洪积环境具快速搬运、快速堆积和快速埋藏的特点，因此，这些沉积环境中常常可见大量的长石砂岩或岩屑长石砂岩。

长石的环带结构可指示其来源：火山岩的斜长石具有一种由交替消光的薄纹组成的“振荡式”消光环带；岩浆岩的斜长石具有正常的环带，而变质岩中则几乎没有环带长石。

长石从母岩区侵蚀分离，经过搬运至沉积区埋藏下来，并不损失其放射性氩，故可用K-Ar法研究沉积岩中长石的年龄，推断物源区母岩时代及其岩性特征。

4重矿物

重矿物分析主要用于哑地层对比、追溯物源区、判别母岩性质和推断物源区侵蚀顺序。根据重矿物的抗风化能力，按稳定性可把重矿物分为四组。

最稳定重矿物：锆石、金红石、电气石。

中等稳定重矿物：蓝晶石、十字石、矽线石、红柱石、绿帘石。

低稳定重矿物：磷灰石、石榴子石。

最易风化的重矿物：角闪石、辉石、橄榄石。

根据沉积物搬运分异原理，重矿物在沉积物搬运过程中，其稳定组分逐渐增加、不稳定组分逐渐减少而依次远离物源区，这是判别沉积环境、追溯陆源区和推断物源区侵蚀顺序的重要依据。例如，法国罗纳河冲积物中的重矿物组合为辉石、角闪石和绿帘石，而远离物源区邻海的三角洲的重矿物组合中缺失了辉石，这是因为，辉石系由法国中部的火山沉积供给，其粒径比阿尔卑斯供给的角闪石与绿帘石粒径大得多，故只能在临近物源区的河流冲积物中沉积，不能搬运至临海的三角洲前缘的浅海环境中去。

由于重矿物在不同粒级部分其富集程度不同，取样时要注意粒度对其成分的影响。研究表明，在0105～0150mm的粒级中，重矿物只占砂岩中总重矿物含量的极少部分，锆石只占1%左右，电气石相对较多；在002～006mm粒级中，重矿物很少，锆石常见。

5黏土矿物和自生矿物

黏土矿物是研究碎屑岩结构类型的重要依据，因此它具有重要的环境意义。碎屑岩中，同生沉积的黏土矿物与细粉砂一起常以杂基形式出现。杂基含量是判别水动力条件强弱的重要依据：是颗粒支撑还是杂基支撑，这是判别牵引流与重力流的关键，重力流沉积物（特别是浊积岩）通常是杂基支撑，而牵引流形成的沉积岩一般是颗粒支撑。

黏土矿物的成分，在一定程度上能反映古气候与原生沉积环境：河流相砂岩中，黏土矿物以高岭石为主，有少量伊利石；海相沉积物中，绿泥石较多，同时也有大量的伊利石；高岭石与温暖潮湿的大陆环境有关，而海洋碱性环境则有利于蒙脱石及水云母的形成。

最具环境意义的自生矿物是海绿石。海绿石通常呈颗粒，常以胶结物、包壳、裂隙充填物或孔隙（包括生物体腔）充填物等形式产出，一般产于温度小于15℃、水流缓慢的水体中，常常形成于无沉积的间断面之上。海绿石在温暖陆棚分布广，在寒暖流汇合处最丰富。据研究，10Å型生成于清洁的中浅海环境，7Å型形成于内浅海和滨海沼泽中，多铁亚种产于开阔浅海，多铝亚种产于近岸相，贫铁贫钾高铝的过渡型可产于非海相环境。

作为相标志，海绿石除指示海相（区分于陆相）外，它的出现往往与海侵作用有关，它常产于海侵层位的底部。作为地层学标志，海绿石可指示不整合面的存在：不整合面上的海绿石为有序型，粒径大，颜色深，常与磷共生，而整合地层中的海绿石为无序型，颗粒小，色浅。海绿石还指示沉积速度缓慢，因此在三角洲等快速堆积的地带很少有海绿石。它还可以作为古气候的标志：潮湿气候的海绿石中富铈（δCe为080～20），稀土浓度高（ΣT为95～1406g/t）；干旱气候的海绿石中缺铈（δCe为028～082），稀土浓度低（ΣT为20～77g/t）。

白云石

化学成分为CaMgCO32。常有铁、锰等类质同象代白云石替镁。当铁或锰原子数超过镁时，称为铁白云石或锰白云石。三方晶系，晶体呈菱面体，晶面常弯曲成马鞍状，聚片双晶常见。集合体通常呈粒状。纯者为白色；含铁时呈灰色；风化后呈褐色。玻璃光泽。遇冷稀盐酸时缓慢起泡。是组成白云岩的主要矿物。海相沉积成因的白云岩常与菱铁矿层、石灰岩层成互层产出。在湖相沉积物中，白云石与石膏、硬石膏、石盐、 钾石盐等共生。

白云石可以作为炼钢时用的转化炉的耐火内层、造渣剂、水泥原料、玻璃熔剂、窑业、肥料、建筑与装饰用石材、油漆、杀虫剂与医药等各种用途。可用于建材、陶瓷、玻璃和耐火材料、化工以及农业、环保、节能等领域。

431　矿石化学全分析

对安坝矿段360＃脉蚀变千枚岩及蚀变斜长花岗斑岩型矿石进行了分析，结果列于表414。蚀变千枚岩型矿石SiO2含量变化较大，为6207%～7457%，可能与硅化强度有关，其平均值为6722%，接近于蚀变斜长花岗斑岩型矿石。蚀变千枚岩型矿石Fe2O3、MgO含量较高，而蚀变斜长花岗斑岩型矿石Al2O3和K2O含量较高，两者其他成分含量差异不明显。分析数据中烧失量较大，可能与矿石中硫化物、碳酸盐以及含砷矿物较多有关。光谱分析结果也表明，安坝矿段305＃脉中砷、锑含量较高（表415）。

表414 360＃脉群矿石全分析成果表　w（B）/%

表415 305＃脉群矿石光谱分析结果表

432　矿石微量元素成分

安坝矿段305＃脉矿石微量元素化学分析结果（表416）表明，各类矿石金品位变化较大，为108×10-6～47×10-6。其中蚀变千枚岩型矿石金平均品位为510×10-6，略高于蚀变斜长花岗斑岩型矿石（471×10-6），而碎裂岩化较强的千枚岩或斜长花岗斑岩矿石金品位最高，平均为1814×10-6，可见构造破碎强度在一定程度上影响了矿化强度。也因为碎裂岩型矿石取样较多，所以样品总体品位偏高，达838×10-6。除Au以外，矿石中还含一定量的Ti（746×10-6～3 405×10-6）,Sb（12×10-6～204×10-6）,Cu（881×10-6～541×10-6）,Pb（243×10-6～514×10-6）,Zn（322×10-6～116×10-6）等，但不具备综合利用价值。矿石中As含量较高，为011%～243%（平均087%），这与镜下观察到的毒砂含量较高相一致。此外，矿石中C有机含量（表417）也偏高，为007%～222%（平均080%）。较高的As和C有机含量对选矿较为不利。

安坝矿段360＃脉矿石微量元素特征（表418）与305＃脉较为相似，只是其Au,As,C有机含量较305＃脉略低。

表416 305＃脉群矿石多元素分析结果表　w（B）/%

对比305＃脉地表氧化矿石与深部原生矿石微量元素含量特征（表417）可以发现，原生矿石Au含量（平均为599×10-6）高于氧化矿石（平均为208×10-6）。而且，深部原生矿石的As,Co,Fe,S,C有机含量高于氧化矿石，尤其是原生矿石C有机平均含量高达152%，远高于氧化矿石（009%）。氧化矿石中Au含量高的样品则Bi,Hg含量高，Ag,As,Cu,Pb,Zn,Fe,S含量低，而原生矿石Au含量高的样品则As,Hg,Fe,S,C有机含量高，Bi,Co,Ni含量低。Pb,Mo,Sb,Bi,Sn,Ag等元素在两种矿石中的含量变化不大。微量元素组合的上述差异和不同一方面是由于成矿后的表生变化引起的，同时亦与成矿过程中元素的原生分带密切相关。

表417 安坝矿段305＃脉矿石多元素分析结果

表418 安坝矿段360＃脉群矿石多元素分析结果表

安坝、葛条湾矿段的矿石、围岩其他微量元素含量见表419。

表419 阳山金矿带矿石多元素分析结果表　w（B）/10-6

433　微量元素相关性分析

为研究该区多元素的相互关系，对矿区岩矿石微量元素含量进行了相关分析，结果列于表420，从表420中可见，Au与As,Sb,Bi,Hg,W为正相关，其中Au和Sb的相关系数最高，为0933，其次为Au和As，两者的相关系数为0829，而Au与Hg的相关系数也达到了0416,Au与W的相关系数为0310，而Au与Ag,Cu,Pb,Zn,Mo的相关系数较低，相关性不明显。以上特征与王学明等（1999）对文康地区泥盆系中多元素相关分析结果较为相似。

表420 阳山金矿带微量元素相关系数表

在R型聚类谱系图上（图410），当相关系数大于04时，主要有两组元素，即Au-Sb-As-Hg-（W）-Bi元素组合和Ag-Mo-Zn元素组合。前者属一套低温热液元素组合，与本区低温成矿流体活动有关（流体包裹体测试也表明本区成矿流体温度主要集中于150～250℃，齐金忠，2003）；而后者由于其叠加强度及富集系数较低，且与Au相关性不明显，可能与成矿流体活动无关。

图410 阳山金矿微量元素R型聚类分析谱系图

434　微量元素在垂向上的变化

将样品按标高进行统计分析后可以看出（表421），随着标高的降低，Au,As,Hg,Sb,W的含量均呈现逐渐降低的趋势，Pb,Zn也有类似的变化，而Ag,Cu,Mo等元素的变化趋势并不明显，显示在阳山金矿区矿体头晕、尾晕元素的变化特征并不很清晰（李惠等，2000）。由于深部样品主要来自安坝复背斜南翼的钻孔，所以Au及相关元素的含量随标高降低而降低，表明了向南翼深部矿化有减弱的趋势

表421 阳山金矿不同标高矿石微量元素含量统计表　w（B）/10-6

将上述的同生黄铁矿成分与前人分析的矿体中黄铁矿的成分进行了对比（表4-3）。

1S和Fe含量

与理论值相比，不同类型矿体中的黄铁矿均贫硫，S和Fe含量与理论值相比偏低，S/Fe比值大多数高于理论值（1148），也高于其他成因类型矿床（表4-3）。与沉积成因的黄铁矿相比，层状、似层状矿体S和Fe含量偏低、S/Fe值表现不同，层状与似层状矿体S/Fe值略高于沉积成因黄铁矿，而裂隙脉状矿体的S/Fe值均低于沉积成因黄铁矿。这一现象，是由所处的环境差异引起的，层状矿体S/Fe值高于裂隙脉状矿体，可能与赋矿地层中硫的加入有关。地层硫的加入，造成矿化过程中更高的硫逸度环境；而裂隙脉是在开放的环境下形成的，造成硫的逸失，使得黄铁矿的S/Fe值降低。这种变化与前述同生沉积黄铁矿一致，硫逸度由早到晚、由高到低降低。

2微量元素分析

周卫宁等（1987）、黄民智等（1988）、秦德先等（2002）对大厂不同矿体的黄铁矿微量元素分析结果见表4-4。对比黄铁矿中微量元素的含量变化，得出下列认识。

表4-3 大厂黄铁矿的化学成分电子探针成分分析（wB）

（1）Co和Ni含量及Co/Ni比值

Co和Ni是黄铁矿中重要的微量元素，历来人们都很重视黄铁矿中Co/Ni比值的研究，并据此来判定矿床的成因类型和形成环境。由于Co，Ni与Fe同为周期表中的Ⅷ族元素，Co和Ni往往以类质同象替代铁离子进入到黄铁矿的晶格中。对于不同成因类型的矿床，黄铁矿中Co与Ni的含量及其Co/Ni比值各有差异。

理论研究（陈光远等，1987）表明，在岩浆结晶分异过程中，由于Co和Ni的八面体择位能不同（分别为74cal/mol和206cal/mol），Ni倾向富集于八面体配位，因此，Ni集中于八面配位比例高的岩浆早期结晶形成的硅酸盐矿物中，而Co则在岩浆晚期形成的矿物中相对富集，这就使得岩浆热液的Co/Ni比值大于1。所以来源于岩浆热液析出的黄铁矿，其Co/Ni比值一般都大于1；由沉积作用形成的矿床或地下渗流水形成的矿床，由于风化产物中Ni比Co更容易呈吸附状态存在，在外生条件下，粘土质、有机质沉积物中明显富集Ni，在成岩过程中Co和Ni进入溶液，Ni明显大于Co含量，以至沉积成因矿床中Co/Ni比值小于1；而在沉积-改造（或变质）成因的黄铁矿，在变质改造过程中，导致Co和Ni在黄铁矿中重新分配，并随着热液改造而使得Co的含量相对增高，Co/Ni比值变化范围大，可以从小于1到大于1。Co和Ni的这一地球化学性质决定了不同成因黄铁矿中Co/Ni比值的相应变化，成为利用黄铁矿成分确定矿床成因的一个标型特征。

表4-4 大厂不同类型和产状矿体中黄铁矿微量元素成分分析（wB）

注：1—引自周卫宁等（1987）；2—引自黄民智等（1988）。

矿区内黄铁矿的Co和Ni含量较低，Co的含量为（0～79）×10-6，Ni的含量为（25～110）×10-6，远低于同生沉积黄铁矿（实测的同生沉积黄铁矿的Co含量平均为100293×10-6，Ni含量平均为38478×10-6），Co/Ni比值变化明显，矿体中黄铁矿Co/Ni比值为0361～0722，远远低于同生沉积黄铁矿的平均值2607。在矽卡岩型锌（铜）矿体中，Co/Ni比值在靠近笼箱盖隐伏岩体处为0354～0502，长坡深部为0718～0527，表现为由东部近岩体→向西至长坡深部，矿体由浅部至深部，Co/Ni比值增大；而在锡石-硫化物矿体中Co/Ni比值小于锌（铜）矿体，且Co/Ni比值由下部92号矿体的0200～0271，至91号矿体的0480～0483，至上部大脉状矿体的0532～0722，呈现增高的趋势。这一变化似乎与锌（铜）矿体相反。但总体上讲，矿体中黄铁矿的Co/Ni比值为0～0722，远低于草莓状、胶状黄铁矿的平均值2607，反映出成因的不同。但这一测试结果与陈光远等（1987）的理论研究认识是矛盾的。

王亚芬（1981）在研究了海相火山岩型铁铜矿床的黄铁矿后，认为黄铁矿的Co/Ni比值与其物质来源有关。上述的锡石硫化物矿体和矽卡岩型锌（铜）矿体Co/Ni比值是接近的，为02～0718。说明其物质来源应该是相同的，尤其是矽卡岩型锌（铜）矿体中虽然Co/Ni比值小于1，但不可能是沉积形成的。这一结果一方面反映了大厂矿体中的黄铁矿与典型的同生沉积黄铁矿在物质来源上是截然不同的，另一方面也反映了前人通常利用的Co/Ni比值变化反映矿物成因的认识是可以改变的，应根据具体情况综合分析。

（2）Sn，Cu，Zn含量变化

Sn，Cu，Zn在黄铁矿中常呈细分散机械混入物或呈独立矿物的包裹体存在，或者混入在其晶格缺陷中。3种元素之间的关系可从图4-6的Sn-Cu和Sn-Zn相关图中得到反映。不同类型矿体中元素含量出现明显的差异，锡石-硫化物矿体中Sn与Cu，Sn与Zn之间呈负相关关系。矽卡岩型锌（铜）矿体中因距离岩体远近不同，含量也不同，元素之间相关关系并不十分明显。但是，矿体中黄铁矿的这三种元素的变化与同生沉积黄铁矿是截然不同的。

图4-6 大厂黄铁矿Sn-Cu，Sn-Zn，Ag/Zn-Cu/Zn，Sn/Zn-C/Zn相关图

◆脉状锡石-硫化物矿体；▲91号矿体；●92号矿体；×拉么锌铜矿体； 95号锌铜矿体；■同生沉积黄铁矿

黄铁矿中Sn/Cu和Sn/Zn的比值可以反映不同的矿化类型。在锡石-硫化物矿体中Sn/Cu比值较高，含量变化较大，Sn/Cu在0596～48012之间，平均为1919；而矽卡岩型锌（铜）矿体中Sn/Cu比值为0435～4204，平均为154；同生沉积黄铁矿的Sn/Cu为03。Sn/Zn比值在锡石-硫化物矿体中为02342～258，平均为1305；矽卡岩型锌铜矿体中其比值为0074～155，平均为051；同生沉积黄铁矿为0013。这也反映它们形成的成因不同。

（3）As和Sb含量变化

As和Sb在黄铁矿中以类质同象替代硫。矿区黄铁矿中As和Sb的含量变化较大，一般大于2300×10-6。锡石硫化物矿体中As含量为（3717～8200）×10-6，平均5420×10-6；Sb含量为（510～3279）×10-6，平均1676×10-6。锌（铜）矿体中As含量为（1100～9900）×10-6，平均3775×10-6；Sb含量为（118～2555）×10-6，平均1550×10-6，均低于锡多金属矿体。从黄铁矿的产状来看，As和Sb往往在较晚期的黄铁矿中富集。在同生沉积的黄铁矿中As高而Sb含量甚微。

黄铁矿中As含量的变化范围具有指示矿床成因的意义（陈光远等，1987）。一般岩浆热液型矿床中黄铁矿As含量大于1500×10-6，而变质热液型金矿As含量为（500～1500）×10-6。表4-4分析结果显示，除了长坡深部95号矿体中一个样品的As含量为1100×10-6外，其余样品As含量均大于1500×10-6，而同生沉积黄铁矿的As含量为90×10-6，这也从一个侧面说明矿体具有岩浆成因特征。图4-7上显示了不同成因黄铁矿中As与Sn的关系以及元素的变化过程。

图4-7 大厂黄铁矿Sn-As相关关系图

火成岩中的矿物成分受控于岩浆的化学成分和结晶条件，它不仅是岩石分类命名的主要依据，而且是理解岩石的化学成分、岩石成因和成矿作用的基础。

（一）火成岩矿物的类型

1根据矿物形成与岩浆作用的关系划分

根据矿物形成与岩浆作用的关系，可划分为原生矿物、岩浆期后矿物和岩浆期前矿物三类。

◎原生矿物（primary mineral）：直接从岩浆中结晶而成的矿物，如角闪石、长石等。原生矿物内部成分和结构的变化是岩浆成分演变、形成条件和岩浆房内部过程变化的记录。

根据形成环境的不同，原生矿物又可分为高温型和低温型。一般来说，火山岩中的为高温型，深成岩中的为低温型。由于火山岩所处的高过冷度、淬火、低压、脱气、脱水和氧化条件，在快速晶出过程中，就出现高温石英（β－石英）、透长石、歪长石、高温斜长石、六方钾霞石、白榴石、易变辉石、黄长石等高温型矿物；由于冷凝快，矿物内部和矿物之间未完全达到平衡，可保留矿物环带，甚至有反应边、暗化边等结构特征。不仅斜长石可以出现环带，甚至组分扩散较快的镁铁质矿物也可出现成分环带。低温型矿物是岩浆侵入到深部的条件下，过冷度小、高压、缓慢冷却条件下结晶的产物，如出现低温石英（α－石英）、正长石、微斜长石、低温斜长石、斜方辉石等矿物，由于有较充分的时间实现成分交换，矿物的不平衡现象较少，环带不发育。

在岩浆结晶和冷凝过程中，由于所处的物理化学条件（温度、压力）的变化，原生矿物的状态会发生转变。例如，温度降低时，高温石英会变为低温的α－石英，透长石会转变为正长石，某些固溶体矿物因混溶程度降低而分解，如钾长石分解为条纹长石。

◎岩浆期后矿物（post－magmatic mineral）：是在岩浆完全结晶后形成的矿物。岩浆期后矿物可分两大类，一是充填于气孔和岩脉中的热液矿物（hydrothermal mineral），例如，气孔中充填的沸石；二是由于氧化、水化等作用而取代原生矿物的次生矿物（secondarymineral），例如，由辉石、角闪石或黑云母转变而来的绿泥石、纤闪石。原生矿物向次生矿物转化的方向是，从高温到低温，从还原到氧化，从缺少流体到富含流体的矿物转变。与成矿关系密切的蚀变作用，就是产生次生矿物的过程。值得注意的是，有些岩石的原生矿物已经难以辨认，但根据矿物之间特有的转换关系，以及次生矿物类型来推断原生矿物的类型。例如，玄武岩中的橄榄石在低温、氧化和水化条件下转变成伊丁石（硅酸盐与Fe、Mg氧化物的混合物）。次生矿物与原生矿物之间，不是等化学的转变，涉及组分的带出带入。因此，次生矿物的形成会改变岩石的化学成分。根据原生与次生矿物组合、矿物间的结构关系，可以推断矿物的转变过程、流体的性质与演化。

◎岩浆期前矿物（pre－magmatic mineral）：也可称为他生矿物。是来自岩浆系统以外、在岩浆结晶之前就已形成的矿物，例如，直接来自地下深部的捕虏晶（xenocryst）；部分可能是岩浆与围岩或捕虏体反应而成的矿物，例如，很多起源于变质沉积岩的过铝质花岗岩类岩石中，有时能见到形态浑圆的锆石，其年龄比岩浆结晶年龄老，这样的锆石就是从岩浆源区继承下来的矿物（称为继承锆石或残留锆石）。他生矿物的识别，对于认识岩浆与围岩的相互作用和鉴别深部物质组成具有重要意义。

2根据原生矿物的相对含量划分

根据原生矿物的相对含量（体积分数），可划分为主要矿物、次要矿物和副矿物三类：

◎主要矿物（essential mineral）：指在岩石中含量高，并在确定岩石大类名称上起主要作用的矿物（图3－1）。例如，花岗岩的主要矿物是石英、钾长石和斜长石，如果缺少石英和斜长石，岩石为正长岩类；缺少石英和钾长石则为闪长岩类。

图3－1 常见火成岩的主要矿物组成（据Washington＆Adams，1951，修改）

◎次要矿物（subordinate mineral）：含量小于主要矿物，可用它来进一步确定岩石的种属。例如，闪长岩中若存在次要矿物黑云母，可称为黑云母闪长岩。

◎副矿物（accessory mineral）：含量很少（一般＜1％），如花岗岩中的锆石、磷灰石、绿帘石（岩浆成因的）、电气石、榍石、堇青石等。如果某些副矿物的存在对划分岩石单元、确定岩石形成条件和含矿性有指示意义，也可以将副矿物名称作为前缀加在基本的岩石名称之前，如绿帘石花岗闪长岩。

主要矿物、次要矿物和副矿物是构成岩石的主要组分，称为造岩矿物（rock－formingmineral）。应该注意的是，某个矿物在一种岩石中属于主要矿物，在另外一种岩石中可能是次要矿物，而在其他的岩石中甚至是副矿物。

造岩矿物一般都是原生矿物，但有些副矿物可能属于他生矿物。在岩相学观察中，除了要描述主要矿物、次要矿物和副矿物外，还要注意观察其中的岩浆期后矿物的类型、特征和含量。

此外，有些矿物对划分岩石类型具有标型意义，称为特征矿物（characteristic mineral），如过铝质花岗岩中的堇青石、石榴子石等。

3根据研究手段的差异划分

根据研究手段的差异，划分为实际矿物和标准矿物。

◎实际矿物（modal mineral，mode）：在薄片或手标本上统计出的岩石中实际出现的矿物组成。

◎标准矿物（normative mineral，norm）：根据岩石的化学成分计算出的矿物组成，例如，CIPW标准矿物（见第四章）。

4按照实际矿物的种类划分

按照实际矿物的种类，分为长英质矿物和镁铁质矿物。

◎长英质矿物（felsic mineral）：是长石（碱性长石、斜长石）、似长石、石英、白云母等的总称。由于这些矿物的颜色较浅，所以也称浅色矿物或淡色矿物。

◎镁铁质矿物（mafic mineral）：是橄榄石、辉石（单斜辉石、斜方辉石）、角闪石、黑云母和不透明矿物等的总称。这类矿物的颜色一般较深，所以又称暗色矿物。镁铁质矿物在岩石中的体积百分含量称为色率（color index）。色率是肉眼鉴定侵入岩的重要标志，例如，可根据色率将火成岩划分为以下几种：超镁铁质岩，色率＞90；镁铁质岩，色率为50～90；中性岩，色率为15～50；长英质岩，色率＜15（详见第四章）。

5根据标准矿物的化学成分划分

根据标准矿物的化学成分，分为硅铝矿物和铁镁矿物。

◎硅铝矿物（salic mineral）：这类标准矿物组分中SiO2和Al2O3含量高，FeO和 MgO等组分含量很低，包括石英、长石、似长石。由一种或多种硅铝矿物（标准矿物）作为主要组分的岩石就叫做硅铝质岩石。

◎铁镁矿物（femic mineral）：这类标准矿物的FeO和MgO含量高，SiO2含量较低，包括橄榄石、辉石等。由一种或多种铁镁矿物（标准矿物）作为主要组分的岩石就叫做铁镁质岩石。

（二）火成岩的常见造岩矿物

火成岩中的造岩矿物主要是Mg、Fe、Ca、Na、K的硅酸盐、铝硅酸盐，Fe、Ti氧化物，以及石英及其同质多象变体。常见矿物有20多种，其中，在岩石分类命名中起重要作用的矿物包括石英族、长石族、似长石族、橄榄石族、辉石族、角闪石族和云母族。表3－1列举了火成岩中主要造岩矿物的名称、成分和产状特征。

表3－1 火成岩的主要造岩矿物

续表

续表

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注：(1)矿物名称缩写据Whitney ＆Evans（2010）。（据Blatt et al，2005；Hughes，1982，略修改）

（三）实际矿物的含量分析

实际矿物含量分析就是从岩石薄片或手标本中直接统计出每种矿物的体积分数。统计方法有多种，包括面积法、直线法、光电扫描自动计积法和目估法等，每种方法的精确度和准确度有所不同。

面积法、直线法以及光电扫描自动计积法虽然较为精确，但比较耗时费力，有的需要依赖仪器设备。在通常的鉴定中，可以采用目估法，粗略估计岩石标本或薄片中矿物的含量。

手标本上估计矿物含量时，要选择有代表性的部位，先估计整个岩石中浅色矿物与暗色矿物的比例，然后再细分暗色矿物各种属和浅色矿物各种属的相对含量。需要注意的是，由于颗粒越小，岩石的颜色就越暗淡，初学者对颗粒细小的岩石，往往将暗色矿物的含量估计过高。

显微镜下对矿物含量的估测，须事先准备一套矿物含量对比图。先观察某种矿物所有颗粒，同时与对比图相对比，估计其百分含量。一个视域估测完后，移动薄片，在另一视域再进行同样的估测。当矿物分布均匀时，只用少数几个视域即可，若矿物分布不均匀，则须多统计一些视域，甚至几个薄片，最后计算各种矿物的平均含量。目估法虽较为粗略，但应用却很广泛。在实际工作中，只要勤学多练，经过多次实践后，目估矿物含量也可达到一定精度。有经验的地质人员估计的矿物百分含量，误差不超过5％。

有人尝试利用计算机软件确定实际矿物的含量。为确保计算机能够准确识别矿物，最好先将矿物颗粒数字化，然后运用图像分析软件确定单个矿物颗粒的面积，如NIH Image，Adobe Photoshop等软件。

硅酸盐熟料主要矿物有：硅酸三钙，硅酸二钙，铝酸三钙及铁铝酸四钙。要提高熟料强度及早期强度，配方上就必须考虑提高饱和比KH值及铝氧率p值，但这样势必会增加煅烧难度及增加水泥的水化热，因而各厂都有适合自己生产工艺的配方。降低水化热可以考虑增加粉煤灰的掺入量或生产粉煤灰水泥。使用方面，即现场施工设计方面，如大体积施工设计可考虑选用合适的骨料及掺入一定量的粉煤灰作填充料，这样也能有效降低水化热的影响。