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1，岩石学题型最好有题库

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岩石学题型最好有题库

2，教学内容

第一篇 绪 论第一章 晶体光学与岩石学概论1.本章重点主要为晶体光学与岩石学的基本概念及其学习目的。2.本章内容（1）晶体光学的概念。（2）岩石及其成因分类。（3）岩石学及学习的目的。（4）地球的圈层构造。3.思考题（1）什么是晶体光学与岩石学?（2）简述地球的圈层构造征。4.参考资料（1）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.（2）陈芸菁.1987.晶体光学原理.北京：地质出版社.（3）汪相.2003.晶体光学.南京：南京大学出版社.（4）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.第二篇 晶体光学与光性矿物学第二章 晶体光学基础1.本章重点主要为光在传播中的双折射现象，光率体以及一轴晶光率体与二轴晶光率体的光学主轴和各种切面特征。2.本章内容（1）晶体光学的研究内容、学习方法及学习要求。（2）自然光与平面偏振光，光的折射、反射和全反射，折射定律。（3）光在光性均质体和非均质体中的传播特点，双折射现象，光轴。（4）光率体：均质体光率体：各方向折射率值相等。一轴晶光率体：常光（No）与非常光（Ne）；正光性与负光性；垂直光轴、斜交光轴、平行光轴（主切面）三种切面的特征。二轴晶光率体：光学主轴（Ng、Nm、Np）、光轴（OA）、光轴面（AP）、光轴角（2V）、锐角等分线（Bxa）、钝角等分线（Bxo）；正光性与负光性；垂直（Bxa）、垂直光轴、斜交光轴、垂直Bxo、平行AP五种切面特征。3.思考题（1）什么是光率体?（2）简述一轴晶光率体垂直光轴、斜交光轴、平行光轴三种切面的特征。（3）简述二轴晶光率体垂直Bxa、垂直光轴、斜交光轴和平行AP切面的特征。4.参考资料（1）李德惠.1984.晶体光学.北京：地质出版社.（2）陈芸菁.1987.晶体光学原理.北京：地质出版社.（3）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第三章 单偏光系统下的晶体光学性质1.本章重点主要为矿物结晶形态、解理、颜色、突起、糙面与贝克线。2.本章内容（1）单偏光镜的装置。（2）矿物结晶形态、集合体形态与切片形态。（3）矿物切片上的解理、可见临界角、解理完善程度及解理夹角测定。（4）矿物颜色、多色性、吸收性成因及公式。（5）矿物切片的边缘特征、突起与糙面、贝克线、色散效应（折射率色散）、相对折光率高低的比较、突起等级的确定、闪突起。3.思考题（1）什么是可见临界角?简述解理夹角的测定方法。（2）什么是贝克线?（3）什么是闪突起?4.参考资料（1）李德惠.1984.晶体光学.北京：地质出版社.（2）中国科学院地质研究所.1970.薄片内透明矿物鉴定指南.北京：科学出版社.（3）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第四章 正交偏光系统下的晶体光学性质1.本章重点主要为消光、干涉色、补色法则、光率体椭圆半径方向和轴名测定以及干涉色级序、消光类型和消光角的测定。2.本章内容（1）正交偏光镜的装置、特点、调节与校正。（2）晶体薄片的消光现象及消光位。（3）正交偏光镜下光波的干涉原理，光程差及其决定光程差的因素，干涉色成因，干涉色级序及各级序特征，干涉色色谱表，异常干涉色。（4）补色法则及主要补色器（云母试板、石膏试板、石英楔）。（5）矿片上光率体椭圆半径方向及轴名测定。（6）测定矿物干涉色级序、双折射率、消光类型、消光角、晶体延性符号，确定矿物光性方位。（7）了解常见双晶。3.思考题（1）什么是消光现象?（2）如何测定矿片上光率体椭圆半径方向及轴名?（3）如何测定矿物干涉色级序?4.参考文献（1）李德惠.1984.晶体光学.北京：地质出版社.（2）季寿元，王德滋.1961.晶体光学.北京：人民教育出版社.（3）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第五章 锥光系统下的晶体光学性质1.本章重点一轴晶垂直光轴、二轴晶垂直Bxa切面干涉图的特点与应用。2.本章内容（1）锥光镜的装置、调节与校正。（2）一轴晶垂直光轴切面干涉图的特点与应用。（3）二轴晶垂直Bxa切面、垂直光轴切面干涉图的特点与应用。3.思考题（1）简述一轴晶垂直光轴切面干涉图的特点与应用。（2）二轴晶垂直Bxa切面的干涉图有什么特点?4.参考资料（1）李德惠.1984.晶体光学.北京：地质出版社.（2）陈芸杏.1987.晶体光学原理.北京：地质出版社.（3）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第六章 透明矿物的鉴定1.本章重点掌握石英、斜长石、钾长石的鉴定特征。2.本章内容（1）初步掌握淡色矿物（如：石英、斜长石、钾长石）的鉴定特征；了解云母的鉴定特征；初步学会透明矿物的系统鉴定及使用鉴定图表。（2）基本掌握斜长石成分测定中最常用的垂直（010）晶带最大对称消光角法。3.思考题（1）简述石英类、斜长石类和钾长石类的光性鉴定特征。（2）如何用垂直（010）晶带最大对称消光角法测定斜长石成分?4.参考文献（1）北京大学地质学系岩矿教研室.1979.光性矿物学.北京：地质出版社.（2）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第三篇 沉积岩岩石学第七章 沉积岩的基本特征1.本章重点包括沉积岩和沉积学的基本概念、沉积物的主要来源、沉积物的搬运和沉积、沉积物的成岩作用以及沉积岩的常见沉积构造。2.本章内容（1）沉积岩、沉积岩岩石学和沉积学的基本概念及其在国民经济中的意义，沉积学的发展历史、现状及展望，沉积岩的分类。（2）母岩的风化作用及主要造岩矿物和岩石在风化过程中的稳定性。（3）机械搬运与沉积作用，化学搬运与沉积作用，生物搬运与沉积作用，沉积分异作用，沉积物重力流的搬运与沉积作用。（4）成岩作用阶段的划分及特点，同生作用、成岩作用、后生作用及表生成岩作用。沉积后主要作用类型：压实和压溶作用，胶结作用，交代作用，重结晶作用和矿物的多形转变，溶解作用。（5）沉积岩构造的分类，流动成因的构造：层理构造和层面构造，同生变形构造，曝露成因构造，化学成因构造，生物成因构造，复合成因构造。（6）沉积岩的颜色，原生色和次生色。影响岩石颜色的因素及研究沉积岩颜色的意义。3.思考题（1）简述母岩风化作用的阶段性特征。（2）成岩作用分为几个阶段?常见沉积岩的成岩作用类型有哪些?4.参考文献（1）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.（2）曾允孚，夏文杰.1985.沉积岩石学.北京：地质出版社.（3）冯增昭.1993.沉积岩石学.北京：石油工业出版社.（5）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.第八章 陆源沉积岩1.本章重点主要介绍碎屑岩的物质成分和碎屑岩颗粒的结构、胶结类型和胶结物的结构、杂基的结构；砾岩的概念与岩石类型；砂岩的成分分类方案与石英砂岩、长石砂岩和岩屑砂岩的岩石学特征以及黏土矿物的主要类型。2.本章内容（1）陆源碎屑岩的概述。碎屑岩的物质成分：陆源碎屑、填隙物和孔隙，成分成熟度。碎屑岩颗粒的结构：粒度、圆度、球度、形状、颗粒表面特征。胶结类型和胶结物的结构、杂基结构、孔隙结构、结构成熟度、粒度分析。（2）砾岩和角砾岩的概念和分类。砾岩的岩石类型：石英岩质砾岩、岩屑砾岩、纹层状砾质泥岩、块状砾质泥岩。砾岩和角砾岩主要成因类型：滨岸砾岩、河成砾岩、冰碛砾岩、残积角砾岩、岩溶角砾岩、成岩角砾岩和砾岩。（3）砂岩的概念和分类，重要分类方案的评述，本课程采用的砂岩分类。砂岩的主要类型（石英砂岩、长石砂岩、岩屑砂岩）及其岩石学特点。（4）粉砂岩的一般特征、分类、主要岩石类型和成因。（5）泥质岩的概念及黏土矿物的主要类型。泥质岩的结构、构造和颜色。泥质岩的分类及主要岩石类型。3.思考题（1）简述砂岩常见的胶结类型。（2）试述砂岩的成分分类方案及其意义。（3）石英砂岩、长石砂岩、岩屑砂岩的主要岩石学特征是什么?4.参考文献（1）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.（2）曾允孚，夏文杰.1985.沉积岩石学.北京：地质出版社.（3）李文厚，柳益群，邵磊.1990.沉积岩实习.西安：西北大学出版社.（4）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.第九章 火山碎屑岩1.本章重点主要为火山碎屑岩的概念，火山碎屑物质，火山碎屑结构；火山碎屑岩的分类及常见火山碎屑岩的岩石类类型。2.本章内容（1）火山碎屑岩的概念。（2）火山碎屑物质：岩屑、晶屑、玻屑。火山碎屑岩结构构造特征及颜色。（3）火山碎屑岩的分类与命名。火山碎屑岩的常见岩石类型：熔结火山碎屑岩类、火山碎屑岩类、沉火山碎屑岩类，火山碎屑岩的成因类型及其标志。3.思考题（1）什么是凝灰岩与熔结凝灰岩?（2）什么是假流纹构造?4.参考文献（1）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.（2）曾允孚，夏文杰.1985.沉积岩石学.北京：地质出版社.第十章 内源沉积岩1.本章重点主要为碳酸盐岩的研究进展，碳酸盐岩的结构，粒屑灰岩中常见粒屑颗粒的类型，石灰岩的分类，白云岩的形成机理以及碳酸盐岩的成岩作用。2.本章内容（1）碳酸盐岩的概念及研究进展。（2）碳酸盐岩的矿物成分和化学成分。（3）碳酸盐岩的结构：颗粒（内碎屑、生物碎屑、鲕粒、球粒及藻粒）、泥、胶结物、生物格架及晶粒。（4）碳酸盐岩的分类和命名：成分分类，石灰岩的结构（成因分类方案简介），本课程采用的石灰岩分类和命名原则及白云岩分类。（5）白云岩的生成机理：毛细管浓缩作用—准同生白云化作用、回流渗透白云化作用等。碳酸盐成岩作用：溶解作用和胶结作用、矿物转化和重结晶作用、交代作用、压固作用。（6）硅质岩、铝质岩、铁质岩、锰质岩、磷质岩、蒸发岩的一般概念。（7）硅质岩、铝质岩、铁质岩、锰质岩、磷质岩、蒸发岩的物质成分、结构构造，主要的岩石类型、成因及地质分布。3.思考题（1）什么是粒屑结构?说明常见颗粒的类型及特征。（2）简述石灰岩的结构及成因分类方案。（3）说明白云岩的形成机理。4.参考文献（1）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.（2）冯增昭.1993.沉积岩石学.北京：石油工业出版社.（3）李文厚，柳益群，邵磊.1990.沉积岩实习.西安：西北大学出版社.（4）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.第四篇 岩浆岩岩石学1.本篇重点主要为岩浆岩的概念，岩浆岩的成分，岩浆岩的结构及岩浆岩的分类。2.本篇内容（1）岩浆岩的概念。（2）岩浆岩的成分。（3）岩浆岩的结构及岩浆岩的分类。3.思考题（1）什么是岩浆和岩浆岩?（2）简述岩浆岩的结构。4.参考文献（1）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.（2）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.第五篇 变质岩岩石学1.本篇重点主要为变质作用的概念，变质岩的结构构造及变质岩的分类。2.本篇内容（1）变质作用的概念与分类。（2）变质岩的结构构造。（3）变质岩的分类及常见变质岩的类型。3.思考题（1）什么是变质作用?（2）简述变质作用的分类。（3）简述变质岩的结构构造4.参考文献（1）路凤香，桑隆康.2002.岩石学.北京：地质出版社.（2）刘林玉.2012.晶体光学与岩石学.北京：地质出版社.

教学内容

3，地院考矿普岩石学用哪本啊是乐昌硕的还是路凤香的啊

初试的《岩石学》是路凤香、桑隆康主编的，岩石学，北京：地质出版社，2001
还可以参考于炳松、赵志丹编的《岩石学》，地质出版社
路凤香

地院考矿普岩石学用哪本啊是乐昌硕的还是路凤香的啊

4，岩浆的演化

一、原生岩浆和派生岩浆◎原生岩浆:是由已经存在的地壳或地幔物质经过熔融或部分熔融作用产生的、未经过任何演化的岩浆。有的学者将直接由原始地幔岩石(原始地幔岩石是指其形成以后，从未遭受过熔融与交代作用，成分未发生过演变)熔融或部分熔融产生的岩浆，称为原始岩浆。著名岩石学家鲍文(N.L.Bowen)通过实验岩石学研究，于1928年提出原生岩浆一元论观点，即自然界中的原生岩浆只有玄武岩浆一种，其他岩浆是由玄武岩浆分离结晶演化而来。但由于自然界大规模花岗岩难以用此模式解释，列文生－列信格和戴里在20世纪30年代提出原生岩浆有玄武岩浆和花岗岩浆两种类型的二元论观点。随着研究的不断深入和认识水平的提高，地质学家逐渐认识到原生岩浆是多种多样的，如金伯利岩岩浆、碱性玄武岩浆、拉斑玄武岩浆、安山岩浆、花岗岩浆、碳酸岩浆，等等。◎派生岩浆:或称次生岩浆是指原生岩浆经过多种演化作用派生出来的岩浆。那么，原生岩浆到底经过怎样的演化过程产生不同的派生岩浆，进而形成不同成分的岩石呢?这就是岩浆的演化机制，或称岩浆演化过程。岩浆演化过程可以概括为两类:封闭体系和开放体系，前者包括晶体－熔体的分离作用(包括重力分离结晶作用、流动分异、压滤作用、对流熔体分离作用)、熔体－熔体的分离作用(熔离作用)和熔体－流体的分离作用，后者包括岩浆混合作用和同化混染作用。二、岩浆的演化(一)晶体－熔体的分离作用———分离结晶作用分离结晶作用又称结晶分异作用，发生在岩浆结晶作用阶段，是指早结晶的高熔点矿物与熔体分离聚集，或者被略晚生成的矿物将其与熔体隔开，使之不能与熔体充分反应，由此导致剩余岩浆成分发生连续变化。如此既可以形成不同成分的堆晶岩，又使剩余岩浆的成分不断向富SiO2、K2O、Na2O和TFeO/MgO比值增高的方向演化。分异程度越大，残余岩浆的酸度就越高。在分离结晶作用中一些造岩矿物之间存在着反应关系，鲍文(1928)根据自然界一些硅酸盐矿物间的反应关系和实验资料，提出了著名的鲍文反应系列(图8－4)。鲍文反应系列由连续反应系列和不连续反应系列组成。右侧为连续反应系列，温度由高到低矿物依次由钙质斜长石向钠质斜长石变化;左侧为不连续反应系列，从高温到低温依次形成橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、角闪石和黑云母。两个系列在下部汇合，下部为不存在反应关系的钾长石、白云母和石英三种矿物。鲍文反应系列实际上反映是低压下，钙碱性火成岩中矿物的结晶顺序与相互关系。图8－4 鲍文反应系列(Bowen，1928)鲍文反应系列可以解释以下岩石学现象:(1)岩浆中矿物结晶顺序。位于反应系列上部的矿物结晶温度高、结晶早，下部的矿物结晶温度低、结晶晚。(2)火成岩中矿物共生规律。两个系列结晶温度相当的矿物可以共生，如辉石和基性斜长石共生，黑云母与中－酸性斜长石共生。(3)解释了暗色矿物之间的反应边结构和斜长石正环带结构。若早结晶矿物与熔体反应不彻底，在左侧不连续反应系列中形成反应边，如橄榄石具有斜方辉石反应边;在右侧连续反应系列中则形成斜长石正环带结构。(4)玄武岩浆经分离结晶作用将逐渐形成酸性岩浆，这也正是鲍文原生岩浆一元论观点的由来。分离结晶作用的主要方式有重力分异、流动分异和扩散对流分异作用等。1.重力分异作用很长一段时间，人们认为岩浆中结晶出的矿物晶体与熔浆之间存在密度差，密度大的矿物晶体下沉，堆积在岩浆房底部，形成似层状的堆晶岩，使剩余岩浆成分发生改变。但岩浆能否发生重力分异，不仅仅与晶体和熔体间的密度差有关，还与岩浆的黏度、屈服强度和晶体大小有关。只有当晶体足够大时，才能克服岩浆的屈服强度而下沉(马昌前，1989)。岩浆成分越酸性，屈服强度和黏度就越大，发生重力分异作用就越困难。有人认为花岗岩浆不大可能发生分离结晶作用(张旗等，2007);而屈服强度小、黏度小的基性和中性岩浆则容易发生重力分离结晶作用。2.流动分异作用含矿物晶体的岩浆在流动时，尤其是在管状通道中流动(如岩墙和岩脉)时，岩浆与通道壁围岩间的摩擦作用，使流速由通道中心向边缘降低产生流速梯度，早结晶的晶体向流速高的管道中心集中，导致岩浆分异作用的发生。流动分异作用的影响十分有限，可能只在宽度小于100m的岩体中有效(路风香等，2002)。3.扩散对流分异作用由于岩浆体内部与边部存在温度差，即温度梯度，内部温度高，边部因与围岩接触而温度低，因此，岩浆房边部高熔点矿物先结晶，高熔点组分(Mg、Fe、Ca)从内部不断向边部迁移扩散，形成暗色矿物含量高的冷凝边。岩浆房内部岩浆结晶晚，低熔点组分(Si、K、Na)不断向内部迁移扩散，中心的岩浆成分逐渐变酸性，导致分异作用(图8－5)。同时，由于岩浆房顶部温度低、晶体含量高，因密度大于下部岩浆而产生重力不稳定，顶部较冷密度大的岩浆体沿着边缘带下沉，下部密度小的岩浆上升，产生岩浆对流，对流的结果就是早结晶的晶体(高熔点矿物)黏附在较冷的接触带侧壁上，形成较基性的岩体边缘。图8－5 扩散对流分异作用示意图(Winter，2001)此外，人们还提出了“层状对流岩浆房中的分异作用”，即岩浆房中存在密度梯度和上低下高的温度梯度，密度梯度主要由组分的扩散作用产生。随温度下降，岩浆由上向下逐渐冷却结晶，结果顶部岩浆密度变大出现密度倒置，密度大的上部岩浆向下流动，下部岩浆向上流动，产生对流层。岩浆房中由上至下可以产生多个类似的对流层，结果岩浆房变成了具有多个对流单元的层状岩浆房(图8－6)。在即便没有矿物结晶时也可以造成岩浆成分的分异。在分离结晶过程中，矿物在每个对流层底部集中，最终形成了层状侵入体，并在其岩石中形成了层理和韵律层理构造。(二)熔体－熔体的分离作用———熔离作用原来成分均匀的岩浆熔体因物理或化学条件的改变而分离为两种不混溶或混溶程度很低的熔体的过程，称熔离作用，也称液态不混溶作用，或称液态分异作用。从热力学的角度讲，熔离作用就是高温条件下为均一的液相，温度降低时这种均匀的液相就会分离成两种成分不同、互不混溶的液相。Roedder(1979)在橄榄石－白榴石－SiO2实验体系中，发现了在一定温度和成分范围内存在不混溶区，证实了两种不混溶液相的存在。也有人把玄武岩熔化后在玄武岩熔体加入CaF2，结果熔体分为两层，上部为酸性熔体层，下部为超基性熔体层。一些含有铜、镍的基性岩浆，在高温时铜镍硫化物熔体完全混溶于基性岩浆中，当温度下降到一定程度后，两种熔体即发生分离，铜镍硫化物密度大而富集于底部形成矿床，硅酸盐熔体在上部固结成岩石，这就是岩浆熔离矿床的成因。还有人认为，某些珍珠岩中的球粒也是由硅酸盐熔离作用造成的。图8－6 层状对流岩浆房示意图(路凤香等，2002)(三)熔体－流体的分离作用———气体搬运作用实验岩石学和对岩石的观察表明，在岩浆体系中，与熔体平衡的含水流体和碳酸盐流体含有高浓度的化学组分，如Si、Na、K、Fe和很多不相容元素。因此，流体从共存熔体中出溶是一种改变熔体成分的重要方式。在很多花岗岩浆侵入体固结的最晚期阶段，伟晶岩脉(体)的形成就是含水流体相从残余的水饱和花岗质熔体中分离出来的最为典型的实例，这就是Jahns＆Burnham(1969)提出的伟晶岩形成模型(图8－7)。图8－7 伟晶岩的示意图(Best，2006)(四)岩浆混合作用岩浆混合作用是指两种或两种以上不同成分的岩浆以不同比例混合，形成一系列过渡类型岩浆的作用。这种不同成分的岩浆可以是同一源区形成，也可以是不同源区形成。岩浆能否发生混合，以及混合的程度如何，取决于岩浆的物理性质和化学性质。岩浆混合可出现在岩浆产生、侵位和喷发的各个环节(路凤香等，2002)。岩浆的混合主要有岩浆注入机制和层状岩浆房对流机制。1.岩浆注入机制高密度的岩浆(如玄武岩浆)从下部注入上部低密度岩浆(如花岗岩浆)中而发生混合，两者的混合程度与温度、黏度等有关。当高温的基性岩浆注入到温度较低的酸性岩浆时，在两种岩浆达到化学平衡前，基性岩浆就快速淬火固结，以机械混合为主。所以，在混合产物中可以见到基性岩石团块、岩墙，混合较充分时形成混成包体，如花岗岩中的部分微粒闪长岩包体。2.层状岩浆房对流机制岩浆房和岩浆通道中均一成分的岩浆，由于结晶作用或液态分离作用可以形成成分不同的层状岩浆，下部偏基性、上部偏酸性。有人认为这种情况所形成的上轻下重的层状岩浆房形成了稳定的重力分层，不同岩浆层之间不发生对流，所以其混合作用难以实现(路凤香等，2002)。但Vernon(1983)认为由于成分、温度的不均衡导致岩浆在各自层内产生对流，结果是上部长英质岩浆层的对流使下部镁铁质岩浆团被带上来并淬火冷凝，下部镁铁质岩浆层对流则拖拽长英质岩浆发生均一混合(图8－8)。图8－8 岩浆混合作用的层状岩浆房对流机制(Vernon，1983)岩浆混合作用发生的地质标志是出现复合岩流或熔岩条带、侵入酸性岩端元的基性岩墙及机械混合带和成分过渡带、网脉状杂岩，但最普遍的是出现岩石包体(徐夕生和邱检生，2010)，如花岗岩中的微粒闪长岩、基性岩包体和岩墙被普遍认为是岩浆混合作用形成。微观上可以出现矿物不平衡现象，如基性和酸性斜长石共存，结构上基性岩包体中出现淬火结构。还可以从岩石的主要元素、微量元素和同位素方面加以区分。(五)同化混染作用岩浆在岩浆房或上升过程中，熔化围岩和捕虏体，或与其发生反应，导致岩浆成分发生改变的作用，即是同化混染作用。①当岩浆熔化围岩和捕虏体，或与其发生反应完全彻底时，称为同化作用;②当岩浆熔化围岩和捕虏体，或与其发生反应不彻底，使部分围岩和捕虏体残留在岩浆中时，称为混染作用。同化混染作用的强度和规模与岩浆和围岩的温度、成分有关。(1)岩浆能熔化熔点比自己温度低的围岩和捕虏体。如基性岩浆通常可以熔化酸性岩石，使岩浆成分变得酸性;而温度较低的酸性岩浆不能熔化基性岩石。岩浆在熔化围岩或捕虏体时损失热能，使岩浆温度降低，促进岩浆的结晶作用;而矿物的结晶又会释放出结晶热能使得岩浆损失的热量得以补偿，为同化作用补充热能。因此，同化混染作用与结晶分异作用是同时进行的，即是岩浆的同化混染－分离结晶作用，简称为AFC作用，这是岩浆开放体系中成分变化机理的重要作用。(2)岩浆不能熔化熔点比自己温度高的围岩和捕虏体，只能通过反应作用改变围岩和捕虏体成分，使之与岩浆达到平衡，反应作用主要是以离子交换方式进行。例如，酸性岩浆同化基性玄武质岩石时，岩浆中的Si、Na、K、H2O等物质交代围岩或捕虏体中的矿物，而围岩或捕虏体中的Fe、Mg、Ca等成分向岩浆中迁移。结果基性围岩中的矿物转变成酸性岩浆中正在结晶的矿物(如基性斜长石转变为酸性斜长石，辉石转变为角闪石等)，同时岩浆的成分发生某些改变。由岩浆同化混染作用形成的火成岩具有如下特征:①在岩体与围岩之间形成渐变过渡带;②岩石出现斑杂构造，含有围岩的捕虏体和捕掳晶，中酸性岩石中暗色矿物不均匀分布;③岩石中出现不平衡矿物和不平衡结构，如花岗岩中出现基性斜长石、硅灰石、石榴子石、红柱石，玄武岩中出现石英，在石英周边出现辉石反应边结构;④岩石中矿物结晶顺序不明显，岩石结构不像典型的岩浆结晶结构。三、火成岩多样性的原因自然界中的火成岩类型多种多样，其主要原因是:(1)原生岩浆类型多样。这主要取决于岩浆源区性质的不同和岩浆形成过程中部分熔融程度的不同，如有玄武岩浆、安山岩浆、花岗岩浆、金伯利岩浆等，不同原生岩浆结晶就形成了不同的岩石类型。(2)与原生岩浆演化有关。同一成分的原生岩浆通过结晶分异作用、熔离作用、混合作用、同化混染作用等可以派生出多种成分不同的次生岩浆，结晶后就形成不同种类的火成岩。(3)岩浆结晶冷凝环境不同。同一成分岩浆在不同环境条件下冷凝结晶将形成不同类型的火成岩。例如，花岗岩浆侵入地下较深部位结晶时形成花岗岩，在较浅部位结晶时形成花岗斑岩，以溢流方式喷出地表形成流纹岩，以爆发方式喷出地表则形成流纹质凝灰岩。思考题1.岩浆的形成需要哪些条件?2.何谓部分熔融作用、原生岩浆和派生岩浆?3.阐述岩浆混合作用和岩浆同化混染作用鉴别的标志。4.简述鲍文反应系列及其岩石学意义。5.阐述火成岩类型多样性的原因。

5，岩石学到底看哪本书啊

主要是乐长硕的 路凤香的也会涉及一点 主要把近十年的真题都背下来考个120分没什么问题了
主要是乐长硕的 路凤香的也会涉及一点 主要把近十年的真题都背下来考个120分没什么问题了

6，岩石学及其研究意义

岩石学（petrology，来自希腊文petra—岩石，和logos—论述和解释）作为研究岩石的学科，在地球科学中占有重要地位。岩石学主要研究岩石的产出方式、组成特征、分类命名、岩石成因、形成环境和资源背景，包括岩相学（petrography，lithology）和岩理学（petrogenesis）两方面。传统上，岩相学主要是在野外地质调查的基础上，在显微镜下对岩石进行系统描述和分类命名，属于描述岩石学范畴。随着科学技术的进步，岩相学的研究已经拓展到将显微镜观察与现代分析测试技术相结合，全面研究岩石的矿物组成、化学成分和物理性质（光性矿物学、岩石化学、矿物化学、岩石物理、矿物物理等）。岩理学又称为成因岩石学，主要研究岩石的成因和形成过程：就是在深入的岩相学研究基础上，结合实验研究和理论分析，通过比较、归纳、演绎深入认识岩石的形成过程，理解地球上发现的（以及来自其他星球的）各种各样岩石的多样性的起因，分析人类难以直接观察的地球内部岩石物质的性质，进而为探讨地球和行星系统动力学过程提供知识储备和理论支撑。岩相学是岩理学的基础，也是地质类大学生首先要掌握的内容，因此，本书将把讨论的重点放在岩相学部分。岩理学是岩相学的深化，也是现代地球科学理论的基石。正如Philpotts ＆ Ague（2009）在 《火成岩和变质岩岩石学原理》 一书中指出的，自然界提供的有关岩石形成事件和过程的证据是零碎的，这就要求岩石学家把这些零碎的证据组合起来，才能构成一个连贯的故事。由于岩石是地质历史时期发生的地质事件的产物，是地球和行星历史的实物 “档案”。因此，对岩石的特征、时空分布规律、形成时的物理化学环境和岩石成因过程的研究，可以为解决有关地球乃至太阳系形成和演化历史的重大问题作出贡献。另一方面，矿石也是岩石，人类社会赖以生存的矿产资源就赋存在岩石之中，而岩石的性质对人类赖以生存的地下水、油气资源的赋存状态以及地表的地质作用、地质灾害都有重要影响。因此，对各类岩石的研究，不仅是认识地球的需要，也是实现资源的永续利用、预防和减轻地质灾害、保护人类的生存环境、促进人类社会可持续发展的需要。岩石学在解决地质学重大科学问题方面的作用，可以从以下例子中体现出来。◎岩石圈组成和深部过程的岩石学探针：对于大陆岩石圈组成和深部过程，人类难以直接观察，就需要结合岩石学探针技术和地球物理方法来间接进行研究。岩石学探针技术是通过对各种岩石样品的综合研究，分析岩石所处地质时期的岩石圈组成、结构和深部过程。主要的研究对象包括：(1)产于火山岩中的深源捕虏体（Pearson et al.，2003），例如，我国辽宁复县古生代金伯利岩，道县、信阳和阜新中生代火山岩，以及汉诺坝、鹤壁、山旺、女山等地新生代玄武岩中，都存在上地幔橄榄岩、下地壳麻粒岩的捕虏体（郑建平，2009）；(2)因构造运动抬升剥露到地表的高级变质地体以及中下地壳甚至上地幔剖面，例如，意大利下地壳剖面（马昌前，1998）；(3)火成岩的源区示踪和岩浆房过程分析，其中，镁铁质－超镁铁质岩石主要反映地幔组成和过程，长英质岩石主要反映地壳的组成及其内部过程，而中性岩往往是地壳分异－混合和壳幔相互作用的产物。在研究方法上，不相容元素和同位素比值反映了岩浆源区化学成分的变化；而相容元素反映了矿物稳定性的变化，可提供有关地壳和地幔深处压力、温度和流体条件的信息。地球物理资料反映的是现今岩石圈的深部结构，代表了晚近时期地质作用留下的综合信息，主要包括岩石波速测量（路凤香等，2006）、现今地表热流测量（Rudnick ＆ Gao，2003）等。例如，我国开展的深部探测技术与实验研究，利用深地震反射技术，了解地壳底部30km以上的精细的地壳结构（董树文等，2011）。地球物理模型与岩石学模型的结合，将对岩石圈结构和组成提出更全面的约束。◎大地构造环境的岩石学分析：20世纪60年代中期建立的板块构造理论，发端于大陆漂移、海底扩张和地幔对流假说和模式。这一理论不仅解释了地震、火山、山链的分布样式，而且解释了大陆和海底的形成机制，也为地质历史时期不断变化着的地球气候及其对生物演化过程的影响提供了新解释（NRC，2008）。有些岩石类型和岩石组合，只有在特定的大地构造环境中才能出现（莫宣学等，2009），因此，结合其他的地质标志，就能从岩石学上分析有关岩石产出的古构造环境。例如，钙碱性岩浆岩常常出现在与大洋板块俯冲有关的岛弧和陆弧环境中，而碱性岩或双峰式岩浆岩则代表了与地壳伸展有关的构造环境。在沉积岩中，碳酸盐岩和石英砂岩通常形成于稳定的构造环境内，而长石砂岩、杂砂岩则形成于构造活动强烈的地区；在克拉通内部形成的碎屑沉积岩富含石英和长石，而在活动大陆边缘则多形成富含岩屑和长石的碎屑沉积岩。又如，麻粒岩是大陆下地壳的代表性岩石，而蓝片岩、榴辉岩等高压－超高压变质岩则是板块俯冲－碰撞环境的产物。◎盆－山关系的岩石学印迹：地质学上最初争论最大的问题就来自对沉积岩的观察。英国地质学家、火成学派的创始人詹姆斯·郝顿（James Hutton，1726～1797年）就曾根据沉积地层的厚度、沉积岩的各种特征以及沉积岩中化石的存在，推测过地球的年龄（Hutton，1788）。今天，对盆地中沉积岩的观察仍然是认识造山带的演化过程和盆－山关系的切入点。盆地和山岭是陆地表面的两个基本构造单元，它们在时间和空间上相互依存，在物质和能量上相互交换，二者具有密切的耦合关系。在碰撞造山带，构造活动直接控制盆地的发育和演化过程。一个典型的实例是印度板块与欧亚板块在始新世的碰撞，造成了青藏高原的隆升和周缘盆地的形成（许志琴等，2007）。山岭的隆升和剥蚀产生了大量的碎屑沉积物，这些沉积物分布于印度板块及其边缘海盆地中，如孟加拉扇新生代以来沉积物的总体积就达到了12×106km3，为解决与青藏高原形成演化相关的科学问题打开了一扇窗口。例如，关于印度板块和欧亚板块的碰撞是何时发生的问题，在巴基斯坦西北部Waziristan地区的古近系－新近系地层中就记录了这次事件造成的不整合接触，从而可以将碰撞时间限定在66～55Ma之间（Beck et al.，1995）。研究表明，在俯冲带或垮塌的造山带，大规模岩浆活动产生的热和力学效应可导致上覆岩石快速的抬升和剥蚀，表现为岩浆侵入与粗碎屑岩堆积近于同时，新形成的岩浆岩直接作为弧前盆地的沉积物源（Kimbrough et al.，2001）。这一系列过程可以发生在短短的几百万年之间，其信息被记录在造山带和相关盆地的各类岩石中。◎矿产资源的岩石学专属性：人类可资利用的矿产资源大都取自地壳浅部的三大类岩石中。深入研究岩石的特征和形成过程，对于了解有用物质的迁移和聚集机制，指导找矿勘探有重大的价值。例如，岩浆岩蕴藏了大量的金属和非金属矿产，其中，金刚石主要产于金伯利岩和部分钾镁煌斑岩中，Cr、Ni矿与镁铁质－超镁铁质岩石有关，Mo、W、Sn矿常与某些花岗岩有关，一些超大型的斑岩铜矿产于与大洋板块俯冲有关的中酸性浅成岩浆岩中，而Li和稀土矿可以在伟晶岩中寻找。目前世界上最大的铜矿是智利的丘基卡马塔（Chuquicamata）和埃尔特尼恩特（El Teniente）斑岩铜矿，铜总储量分别达6935万吨和6776万吨。值得注意的是，煤、油页岩等可燃性有机矿产以及石油、天然气等能源几乎全是沉积成因的，而赋存于沉积岩及沉积变质岩中的密西西比河谷型（MVT）及沉积喷流型（SEDEX）Pb－Zn矿床，其储量占Pb、Zn总储量的1/2，产量占Pb、Zn总产量的2/3（赵振华等，2003）。变质岩中直接产出了不少金属矿产，如Au、Ag、Cu、Zn、Pb、Fe及稀有、稀土等矿产，其中变质岩中的铁矿床占全世界铁矿总储量的80％以上。W、Sn、Mo、Sb和稀土等矿产为我国优势矿产，我国内蒙古白云鄂博碳酸岩型REE－Nd－Fe矿床是世界上最大的稀土矿床。据研究，该稀土矿受控于中元古代的古火山机构，矿床产于火成白云石碳酸岩体和部分脉状碳酸岩中（郝梓国等，2002）。需要指出的是，石油天然气不仅赋存于沉积岩中，在多种类型的结晶岩中也有产出，尤以火山岩可作为油气藏的优质储层或盖层（Petford ＆ McCaffrey，2003）。目前，在世界范围内已发现了300多个与火山岩有关的油气藏，实际探明储量的火山岩油气藏169个，其中不乏大型油气藏，如利比亚锡尔特盆地（Sirte Basin）的拿法拉（Nafoora）油田。我国也先后在准噶尔、三塘湖、松辽、海塔、二连、渤海湾等盆地不断发现了火山岩油气田，显示了火山岩油气勘探开发的巨大潜力（贾承造等，2007）。◎过去全球变化的岩石学线索：(1)今天形成的不同类型的沉积物的相对量与地质历史时期是完全不同的，这种差别是否意味着地球环境发生了显著的变化？例如，现今地球上形成的白云岩很少，主要出现在波斯湾及荷兰Antilles等异常的环境中，而在前寒武纪时期，形成的白云岩是石灰岩的3倍以上。与现今相比，前寒武纪时期，蒸发盐（岩）十分稀少，为什么？ 是否25亿年以来，海水成分已经发生了变化？ 是不是自前寒武纪以来，由于剥露出地表被风化的岩石成分发生了变化，因而由河流带到大洋中的物质也就出现了变化？(2)大多数进化生物学家认为，生命物质是在38亿年前在还原环境中由无生命的物质进化而来的，因为原始的细胞不能抵抗氧化作用。这就意味着，在地球早期的大气圈中，氧很少或几乎没有。然而，太古宙的铁矿含有磁铁矿，表明既有Fe2＋，也有Fe3＋，这就要求大气中有氧存在。这些铁矿中所含的氧化铁物质是一开始就有的（原生）？还是后来随大气中自由氧的增多而逐渐氧化而来的（Blatt et al.，2006）？(3)地球现今的大气圈很适于生物生存，但对早前寒武纪岩石的研究表明，在地球形成初期，大气中几乎没有氧气，而富含甲烷。大气中氧气的增多和甲烷的减少是内在因素，还是外在因素造成的？是由于地球深部活动的变化引发的，还是与地外天体的撞击有关？(4)新元古代，在全球范围内广泛沉积了一套冰成岩系，这些沉积记录表明当时地球曾经历了一次极其严重而漫长的冰期，不仅陆地全部被冰川覆盖，而且海洋也被完全冻结，称为雪球地球（Snowball Earth）。“雪球地球” 是如何形成的，又是如何消失的？这些问题的答案记录在相关的岩石中。(5)大规模的火山活动可能只延续几天，但火山喷发出的大量气体和火山灰对气候的影响可能达数年之久。例如，1991年6月15日菲律宾的Pinatubo火山喷发，据估计就有2000万吨的SO2和火山灰颗粒喷发到了20km高的大气中。含硫酸的气体会转化为硫酸盐气溶胶，那些微米级的液滴中75％是硫酸。火山喷发之后，这些气溶胶颗粒会在平流层中停留3～4年。这些火山物质减少了太阳辐射到达地球表面的量，降低了对流层的温度，于是会对大气环流产生明显影响。因此，研究地质历史时期熔结凝灰岩大爆发（ignimbrite flare－up）对全球变化和生命演化的影响，有着十分重要的意义。◎地外岩石研究对早期地球和太阳系演化的启示：据认为，月球是在一次对地球的撞击事件中形成的，撞击会抹去地球更早的岩石记录，所产生的热量甚至会使地球成为一个熔融的星球。加上后来地球表面始终不断的板块构造运动的改造，对古老岩石的保存产生了不利的影响。目前，在地球上发现的最老的岩石大约为40亿年，大陆壳中老于36亿年的岩石只占0.0001％（Nutman，2006）。在岩石 “档案” 中，从45.3亿年撞击产生月球到地球上保存的最古老岩石（40亿～38亿年）的这段时间里，地球上保留的历史记录几乎为零。与地球上缺少最早期的岩石不同，在太阳系形成的初始阶段之后，许多陨石基本上完好地留在围绕太阳不停运行的轨道上。因此，陨石（包括后来从月球和火星上落下的一些岩石）就成了这个起始阶段的主要实物档案。需要指出的是，在澳大利亚西部30亿年老的石英岩中，找到了地球上最老的矿物——碎屑锆石。测年显示，最老的锆石年龄达到了44亿年，这些锆石的稀土元素以及氧和铪同位素的研究表明，在距今45亿～42亿年之时，地球上就有花岗质陆壳甚至有大洋存在（Harrison et al.，2005）。近年来，地球上发现的38亿年之后的记录越来越多。例如，在我国北方的鞍山地区就发现了大量36亿～38亿年的岩石和锆石，在冀东、信阳、焦作及其他地区也有始太古代－古太古代的岩石和锆石存在（刘敦一等，2007）。

7，六年级思考题一道

设相遇时用时T小时， 甲用时T小时走的路乙要用5小时走完，乙用时T小时走的路甲要用3.2小时走完 甲乙速度比=T：5=3.2：T T=4 4+3.2=7.2 5+4=9 甲、乙两车行完全程分别需要7.2小时和9小时
每人在全程上的速度是相同的，所以走的路程与时间成正比； 在两车相遇的时间内，甲车行了路程AC，乙车行了路程CB；路程CB甲车用了3.2小时，路程AC乙车用了5小时，可得出关系式： 甲车：路程AC：路程CB = 两车相遇时间：3.2 乙车：路程AC：路程CB = 5：两车相遇时间 则：两车相遇时间：3.2 = 5：两车相遇时间 （两车相遇时间）平方＝3.2×5＝16 两车相遇时间＝(16)开方＝4(小时) 由上分析，列出下面计算式： 两车相遇时间＝√(3.2×5)＝√16＝4(小时) 甲车行完全程要：4+3.2＝7.2(小时) 乙车行完全程要：4+5＝9(小时) 设两车经过x小时相遇。 X:3.2=5:X 解得X=4小时 所以 甲车行完全程需要4+3.2＝7.2小时 乙车行完全程需要4+5＝9小时

8，我想问一些关于岩石学的问题

3个月如果花时间和精力投入的话，当然是可以有很大的提高的。大声朗读是很重要的，找一些比较适合你的朗读材料（难度不要太高，每篇也不要太长，要求有录音的），每天至少花1个小时大声朗读，先跟读录音，把单词和句子的发音都模仿一致以后脱离录音自己反复读到可以背诵的程度。听力最好的方法就是精听，找一些听力材料（需要有原文对照的），先自己反复听，不懂的地方根据读音去查字典，实在听不懂的地方去看原文，最后要求能做到脱离原文每个词都能听懂，最好还能跟读。3个月绝对会有质的飞跃，祝你成功！
沉积相：简称“相”。在一定沉积环境下所形成并具有一定的岩性特征与古生物标志的沉积地层单元。是沉积环境的物质表现，包含了岩相和古地理两方面的含义。按沉积自然地理环境，可区分为陆相、海陆过渡相和海相三大类。其区分依据为：（1）沉积岩石学、矿物学特征，（2）古生物特点，（3）沉积岩体的几何形态和接触关系，（4）沉积构造（5）沉积地球化学特征，（6）相的共生组合等。特征变质矿物：在变质作用过程中形成的，稳定范围较窄而能指示原岩成分和变质条件的变质矿物。结构：物质系统内各组成要素之间的相互联系、相互作用的方式。变晶结构：矿物在固体状态下重结晶时所形成的结构。

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