纳米级磷灰石晶体合成历史

上午10:13

纳米级磷灰石晶体合成历史

羟基磷灰石（HA）具有良好的生物相容性和生物活性，被广泛的应用于骨修复和药物载体中。但是其本身容易团聚，而形成较大的晶体，使得其生物学性能下降。合成纳米级的羟基磷灰石，使得羟基磷灰石具有较大的比表面积，而具有较

好的生物学性能。本文综述（近年来合成纳米羟其磷龙不的进屁和几釉卡西位

成方法包括：水热法、超声法、溶胶-凝胶法、自燃烧法。并对纳米羟基磷灰石

的一些改性方法做了简述。最后还对纳米羟基磷灰石的一些应用做了简述

送键词：羟基磷灰石制备方法·生物材料,他光点位

前言

羟基磷灰石，英文名 Hydroxyapatite(HA)，其化学式为 Ca1o(PO4)6(OH)2作为一种现代的纳米生物材料，是动物和人体骨骼和牙齿的主要无机成分，具有良

门的三物伯谷性。改常用作骨修复材料和药物载体

纳米羟基磷灰石的合成方法

曰燃烧法

自燃烧法是一种利用硝酸盐与羧酸反应，在低温下实现原位氧化、自发燃烧、

快速合成产物前驱体粉末的方法。王欣宇等“通过自燃烧法投制备纳米羟基

磷灰石粉，他们结合络合物机理和氧化还原反应机理，以柠檬酸为络合剂并通过

其具有还原性与硝酸盐混合均匀后进行充分络合，在加热条件下就会发生氧化还

原反应，在较低的温度下就可以燃烧。其反应方程式如下：

羟乙基纤维素

(2）

（3

Z6HkOz+Ca)`=C6H60-.r%.4)

5C%H%O,Ca+18NO}+18H*=30CO2+9Nz+24H2O+5CaO

9Ca(NO)2+5CHO=30C02+9N,+20H,0±9C9(

王欣宇等最后所得的自燃烧法制备纳米羟基磷灰石的最佳条件为n(H20):1(Ca+)=30～35时，可使自燃烧反应进行，反应时间短。对于该反应体系pH的最佳范围为2~3。最佳的加热温度为80℃，自燃烧产物粉末煅烧的最佳温度为750℃。采用上述最佳工艺条件制备出的HAP粉末，经超声分散，分散介质为水，然后用粒度分析仪测定粉末的二次平均粒径为494.6±10.1nm。可见，虽然他们得

到了纳米级的羟基磷灰石，但是其平均粒径对于现在的临床研究来说仍然太大

并且在自燃烧法的反应过程复杂，过程的煅烧温度750℃过高，不利于控制

水热法

水热法是在特定的密团容器（高压釜）里，用水溶液作反应介质，通过对反

应容器加热，创造一个高温、高压的反应环境，使得通常难溶或不溶的物质溶解

并且重结晶，从而得到纳米结构的晶体。其优点是可以通过控制水热条件（温度

霞5等人利用CaCO3和CaHPO42H20按一定的n(Ca)/n(P）混合在高温高压下合成纳米羟基磷灰石，并且通改变反应的条件：前驱物配比、水热反应温度、以用反应时间等来研究羟基磷灰石合成的最佳反应条件。对于水热法，仍存在一些缺点，因为水热反应耍要在一个高温高压的反应条件下进行，过程不易控制。并且，反应时间耍 8h 以上才能达到最佳反应，反应时间过长。

下古生界碳酸盐岩显微组分的反射光和透射光特征研究基于MPV-3显微光度计、普通光学显微镜及Olympus生物显微镜。显微组分荧光分析在MPV-3显微光度计上完成，激发光使用蓝光（460nm），激发滤片组合为BG12+BG38，阻断滤片选用510nm或530nm。

一、原生有机质

原生有机质系海洋生物经生物化学作用和物理化学作用形成的显微组分。

（一）藻类组

藻类组是区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中主要显微组分之一。按照组成藻类组的主要成分可以区分为钙质藻类和有机藻类两大类，按照藻类组的生物分类位置则主要归属于蓝藻类，有极少量绿藻类代表。

1.钙质藻类

钙质藻类主要指钙质（碳酸钙）在藻类组成中占重要位置的藻类。根据钙质在生物骨架中作用进一步划分为骨架钙质藻类和非骨架钙质藻类。钙质藻类的有机质在其组成中不像有机藻类那样多，但从微束分析结果看对生烃仍具有一定的贡献。区内钙质藻类仅见蓝藻类表附藻（Epiphyton）和绿藻类努亚藻（Nuia）两种类型。

（1）表附藻（Epiphyton）：形态特征特殊，呈现具分叉的叶状体，长0.4～0.6mm，宽0.05～0.06mm，枝端对生分叉，横断面圆形，直径约0.05mm。按叶状体生长方式可划分为树枝状和簇球状两类。树枝状形似藻丛，是区内常见类型，簇球状在区内发现甚少。表附藻在偏光显微镜下叶状体呈暗色，内部均一，无细微结构；油浸反射光下，叶状体部分浅灰色，由隐晶方解石和分散有机质构成，叶状体之间为微晶方解石胶结而呈亮白色。由于样品成熟度较高，故无荧光显示。

（2）努亚藻（Nuia）：椭球或球状。横断面荷叶状，具有一中心，由中心向四周放射状分出片层状结构，片层结构主要由亮晶方解石组成，叶状体中有机质含量较少，偏光显微镜下呈浅灰色，常见于生物灰岩之中。油浸反射光下色调呈浅灰色斑痕状。

2.有机藻类

有机藻类是重要的成烃母质。工作区下古生界碳酸盐岩中主要有机藻类属蓝藻类，其它类型未曾发现。蓝藻门中常见类型有粘球形藻（Gloeocapsomorpha prisca）、古对孢藻（Eozygion grande）、奥氏藻（Obruchevella）等类型。

（1）粘球形藻（Gloeocapsomorpha prisca）：粘球形藻是公认的早古生代海相烃源岩主要生烃组分。区内的粘球形藻主要特征是藻体呈胶质团块，胶质衣鞘发育。藻群体直径在20～30μm，群体表面光滑，不具伪枝，细胞数目较少。油浸反射光下具强烈内反射，呈深灰色，表面均一，荧光色为淡黄—橘红色。随深度增加，Q值不断增大，λmax显著红移，荧光变化由负正型向负型转变，荧光光谱如图2-1。成熟度过高时，粘球形藻荧光消失，具微粒化倾向。

图2-1　粘球形藻荧光光谱图康古1井，O2f,（1）2919m（2）3175m

（2）古对孢藻（Eozygion grande）：仅见于干酪根光薄片中，在全岩光片中未发现。由两个单细胞对生，呈哑铃形，高15μm，宽6μm左右。油浸反射光下深灰色，透射光下褐黑色。

（3）奥氏藻（Obruchevella）：奥氏藻属丝状蓝藻类，藻体由无隔膜的管状丝体作规则螺旋状弯曲而成，藻丝体较直，与现代螺旋藻（Spirulina）极为相似。透射光下呈褐黑色，无荧光。据边立曾（1996）的研究，藻类等组分生烃的先后次序是：丝状蓝藻→具薄胶鞘的粘球形藻型蓝藻→团藻科→疑源类、孢粉→具厚胶鞘的粘球形藻型蓝藻、绿球藻科及部分团藻科种类。由这一结论知，区内奥氏藻和古对孢藻在高成熟阶段与粘球形藻相比生烃能力要衰减得快得多，故区内粘球形藻具有更重要的成烃意义。

（二）疑源组

疑源组是区内下古生界烃源岩的生烃母质之一。个体直径一般在5～150μm。在全岩及干酪根光片中表现为一层有机质壁包围一个中央腔的单细胞孢囊，有机质壁均一，主要组成成分为凝胶状脂肪酸，壁上有一向外的开口，在光片上常表现为有机质壁的环缺。疑源组囊孢壁外表光滑或具纹饰，孢囊形态多样。疑源组可以据其形态和成因划分为13个亚类（Downie C.,Evitt W.R.＆Sarjeant W.A.S.,1963），但区内仅见球藻亚类、棘刺亚类、多角亚类和网面亚类4个类型。疑源组在油浸反射光下呈深灰黑—深褐色，干物镜下呈灰色。荧光下见淡黄绿—黄色荧光。随深度增加荧光变弱，色调偏红。荧光光谱如图2-2所示。

图2-2　疑源荧光光谱图

（大古22井，O1y+l,2003m）

（三）沥青质体

区内下古生界源岩中所见不多，在全岩光片中呈线纹状—条带状延伸，与已往所称的层状藻类体往往难以区分。油浸反射光下呈灰一深褐色，具黄—褐黄色荧光；过成熟阶段，油浸反射光下呈灰白—浅灰色，荧光消失，并可见与微粒体共生现象。从同一样品疑源组与沥青质体（图2-3）的荧光光谱可以看出，疑源组荧光光谱形态上呈穹窿形，而沥青质体荧光光谱呈尖锥形。前者λmax及Q值均小于后者。上述比较告诉我们，疑源组相对于沥青质体荧光偏绿；也就是说从荧光衰减的角度看，疑源组荧光随深度增加会比沥青质体消失得要晚一些，意味着沥青质体生烃结束的时间要早于疑源组。

图2-3　沥青质体荧光光谱图

（大古22井，O1y+l,2003m）

（四）动物有机组

动物有机组在区内常见，尤其是全岩光片和薄片当中。区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中常见的动物有机组类型包括无脊椎动物中的有孔虫类、腕足类、三叶虫、介形类、几丁虫、海绵动物、棘皮动物及牙形石等门类形成的有机质，还包括一些动物壳碎屑及其皮层形成的镜状体。应该说地层中保存的生物类型都具有形成有机组分的能力，因为所有动物类别都含有有机质，有机质或集中于硬体与软体中，或仅存在于软体部分。单就生物硬体而言，则并非地层中见到的所有动物骨骼都含有有机质（形成显微组分），如海绵骨针、海百合等动物硬质部分就不含有机质。而动物软体虽无一例外的由有机质组成，但其保存下来的几率较小，故在地层中仅有极为罕见的动物软体有机质发现。动物软体在干酪根中，完全表现为无定形组形式。从生烃上讲，动物有机组虽不如低等植物意义重大，但仍具有一定成烃价值。

1.动物硬体有机质

区内下古生界动物硬体有机质包括：几丁虫、三叶虫附肢、腕足类、介形石、有孔虫等；含微量有机质的动物硬体有：牙形石、三叶虫背甲等。未见其它地区相当层位中发现的笔石、虫颚等动物硬体有机质，这主要与区内早古生代沉积环境有关。

（1）几丁虫：分类位置未定。形状如瓶，壳质为胶原蛋白。全岩光片中呈闭合环状或不闭合“U”形条带，壳壁外缘多光滑，部分有饰，壳壁可分为内外两层。几丁虫的化学成分及生活历程与笔石有一定相似性（Goodarzi F.,1985），两者在光学显微镜下均表现为各向同性。几丁虫于该区开阔台地中发现，而笔石却不曾发现，充分说明几丁虫具有更为广阔的生活空间和适应性。几丁虫反射率随成熟度增加而增加，但低于同样热演化程度的笔石。据钟宁宁和秦勇（1995）研究，几丁虫具有黄—橙黄色荧光，荧光强度较大，不仅可作为成熟度指标，而且具有一定成烃意义。工作区几丁虫透射光下呈黑色，成熟度高，未见荧光显示。

（2）有孔虫：属原生动物。有孔虫中仅较低等的具假几丁质壳和胶结壳的类别硬体中含丰富的有机质，其它类型基本上均为钙质壳。区内有孔虫仅见于中寒武世张夏组。呈单列双房壳，第一个房室为球形，第二个房室呈短管状，壳壁不分层，属胶结壳。仅见于岩石薄片中，薄片中壳壁呈灰色，形态完整，无荧光。

（3）介形虫：属节肢动物门甲壳纲。具有两个大小不等的几丁质或几丁钙质甲壳，个体一般0.4～2.0mm长。在岩石薄片中或光片中多呈闭合环形，壳壁一般两层。

（4）牙形石：为一类已绝灭的海生动物骨骼或头部某种器官形成的化石，有人谓之牙形动物。特点是呈刺或齿状，故名。个体微小，一般0.3～1mm。牙形石主要成分为磷灰石，由薄片状磷酸钙和纤维状磷酸钙组成，含百万分之一量级有机质。区内仅薄片中见有单锥状类型，透射光下呈浅灰色，半透明，不曾在全岩光片中发现。牙形石随成熟度变化光性发生有规律改变，是良好的有机质成熟度指标。

（5）其他动物硬体有机质：包括三叶虫附肢和腕足类。三叶虫附肢为几丁质，由于保存困难，尽管三叶虫背甲多见，但三叶虫附肢在此次研究中却不曾发现。腕足类的无铰类中有一些类别为几丁质或几丁磷灰质壳，含有较丰富的有机质，但在区内所见极少。

2.动物软体有机质

由于动物软体极易腐烂，因而不易保存。只有具备绝佳的保存条件时，才能见到。区内仅于滨古11井上马家沟组井深2421m处见到介形类软体有机质，软体有机质周围为介形虫壳紧密包围。介形虫软体有机质仅见于岩石薄片中，呈深灰色，未见荧光。比较区内介形虫软体有机质与塔里木所发现的介形类软体有机质（金奎励等，1997），从后者具荧光这一点就可看出比本区成熟度要低。介形类软体有机质能够得以保存，主要因为该类动物死后，施开壳的韧带和施闭壳功能的肌肉均放松，故两瓣壳一般均呈闭合状态，这种独特的壳封闭状态，对软体有机质保存极为有利。

3.镜状体

为原生的动物硬壳碎屑及皮层凝胶化作用产物。主要特征为：棱角状，轮廓清晰，一些样品中见边缘有磨蚀现象，表面均一。成熟度较低时，在干酪根光片及岩石薄片中均有类似镜质体的颜色，无荧光。

二、次生有机质

次生有机质为原生有机质埋藏后，在热演化过程中转变而来的显微组分。

（一）渗出组

渗出组包括油滴、油膜和运移的烃类。油滴在研究样品中不曾发现，油膜所见不少。油膜在干物镜下呈彩色同心状多圈环带形，色彩斑澜，具亮绿色荧光。运移的烃类在荧光下易观察，多充填于裂隙中，发强绿色荧光。

（二）沥青组

沥青组在区内下古生界碳酸盐岩烃源岩中极为常见和普遍，其与油气的形成和运移关系密切。由于成因复杂，产状多样；因而，对沥青组的分类在不同学者中可谓五花八门（Potonie R.,1950Abraham H.et al.,1963Rogers M.A.,1974AlpemB.,1980Curiale J.A.,1985Jacob H.,1989；傅家谟，刘德汉，1989；肖贤明等，1992；金奎励，1994；钟宁宁和秦勇，1995）。作者根据成因将沥青组划分为原沥青、运移沥青和再循环沥青等三类，各类还可考虑结构、产状和光性的差异划分小类。

1.原沥青

原沥青是原始成烃母质经热演化衍变而来的产物，形成于源岩成熟之前，即所谓前油沥青。原沥青的形成和演化与源岩中烃类形成与演化同步，故其反射率基本上可以反映源岩的成熟度。研究区下古生界源岩中包含三种类型的原沥青，即藻类型原沥青，疑源型原沥青和动物型原沥青。

（1）藻类型原沥青：油浸反射光下呈灰色，边缘多光滑或具塑性特征，低—中等突起，荧光色从暗褐到无。刘大锰等认为（1994），藻类型原沥青是藻类降解为原油过程中形成的，且形成时间较晚。区内见两种类型的藻类型原沥青，一种呈圆形—椭圆形，一般20～60μm；另一种为叠层石形成的原沥青，叠层石的暗色藻层为沥青所代替，纹层状沥青呈多层同心半圆形，局部还可清楚看到沥青体流动的痕迹。

（2）疑源型原沥青：疑源型原沥青是本次研究发现的一种新型原沥青，以往不曾被分出。疑源型原沥青的主要标志就是具有疑源类的外貌，光片中多呈环圈状出现，在光性上与藻类型原沥青及动物型原沥青一致。

（3）动物型原沥青：具有清晰的动物轮廓，区内常见介形类原沥青，油浸反射光下呈浅灰—灰色，具反映介形壳形态的扁圆环形，环直径0.4～2mm，环的局部有断开痕迹，应为介形类铰合边留下的痕迹，其内有时为黄铁矿充填，有时为隐晶方解石充填，缺乏荧光。

2.运移沥青

运移沥青是沥青组的主要存在形式，是原油热裂解的产物，极为常见。运移沥青可以充填于岩石孔隙、裂隙、纹层、节理、晶间、缝合线、晶洞、负鲕空心及生物腔等结构构造当中。区内运移沥青有均质沥青、粒状沥青、瘤状沥青、球状沥青、纤状沥青和浸染状沥青等6种类型，其中以均质沥青、粒状沥青和浸染状沥青最为常见。

（1）均质沥青：多呈条带状产出，油浸反射光下呈浅灰—深灰色，表面均匀光滑或具细条纹，内部结构均一，突起较高，一般无荧光，低熟时透射光下呈褐红色，高过成熟时透射光呈黑色。

（2）浸染沥青：特征表现为与周围矿物呈晕状过渡，如染料浸渍，表面极不均一，油浸反射光下从褐红—褐黑色均有，表面突起极低，反光性弱。常常在颜色较深时，具强烈内反射。浸染状沥青常与矿物呈过渡状态，二者间无严格界限。浸染状沥青多与其他类型运移沥青相互过渡，边缘模糊。

（3）粒状沥青：油浸反射光下呈黑褐—褐色微粒状集合体产出，微粒大小一般小于1μm，无荧光性。本书沿用了钟宁宁和秦勇（1995）将“微粒体”并入粒状沥青范畴的做法。

（4）瘤状沥青：这种沥青仅见于义古9井晚寒武世凤山组。在油浸反射光下表面凹凸不平，色调深浅不一，具有明显反映曾经流动的瘤状形貌，突起较高，反射率高于同一样品中的均质沥青，无荧光显示。

（5）纤状沥青和球状沥青：这两种类型运移沥青于区内少见，前者具纤维状结构，表面不均一。球状沥青具有中间相小球体，表面突起高。

3.再循环沥青

区内所见再循环沥青较少，一般呈次棱角一次圆状，顺层分布，边缘见氧化圈，显示再沉积特征。反射率一般均高于原沥青，油浸反射光下呈浅灰—灰白色，其原因在于再循环沥青经历了两次热演化过程（沉积前的热演化和再次沉积后的热演化）。

（三）包体有机质

包体有机质指源岩热演化过程中被矿物包裹的有机质，是碳酸盐岩烃源岩中特有的次生组分类型。包裹体研究起源于19世纪中叶（Sorby G.,1858），最初仅限于矿床学领域，从20世纪80年代开始应用于油气研究（Burruss R.C.,1981,1983Visser W.,1982；施继锡，1985,1987,1988；傅家谟，1989；郝石生，1993；金奎励等，1994；钟宁宁和秦勇，1995）。当前，包裹体有机质分析涉及古地温研究、油气运移研究、油源对比、成分分析、有机质光学性质研究等。对于包体有机质的详细划分，国内一般采用施继锡（1992）提出的分类方案（表2-2）。

表2-2　包裹体分类表　据施继锡，1992

工作区下古生界碳酸盐岩包裹体以细小为特征，呈分散状、成群、成片或条带状分布，在全岩光薄片中可见，但产出量不多。研究中见有固体沥青包裹体、液体包裹体、气态包裹体及多相包裹体，以前三类为多见。固体沥青包裹体在油浸反射光下呈星点状密布，光性似均质沥青，无荧光。液态烃类包裹体及气液二相烃类包裹体在油浸反射光下不易识别，荧光下易观察，荧光下多见暗黄—橘红斑点状，透射光下液态烃类包裹体及气液两相包裹体都可见一定流动性，后者能够通过颜色深浅辨出气液的区别，一般气体部分色深而液态部分色浅一些。气体包裹体于反射光下不易见到，仅见于透射光下的光薄片之中，呈灰黑色，近圆—椭圆形，无荧光。

三、矿物-沥青基质

矿物-沥青基质在区内碳酸盐岩源岩中广泛存在，它是无机矿物吸附细分散状有机质形成的无机-有机复合体。由于其中组成的大部分为无机矿物，因而许多学者不将其作为显微组分对待。然而，矿物-沥青基质作为重要的生烃组分之一，已为学术界所认同，故将其在分类中列出。矿物-沥青基质在干酪根中全部成为无定形组的贡献者。

矿物-沥青基质中的有机质一般都属亚微-超微级别，因而无论在反射还是透射光显微镜下均无法辨出。观察矿物-沥青基质的荧光，也只能确认其中有机质的存在，但要确切的弄清其中有机质的类型和光性特征却比较困难。对于未熟-成熟阶段源岩说来，矿物-沥青基质的首选鉴定方法为荧光研究；而对于高-过成熟阶段源岩来讲，矿物-沥青基质荧光极弱至无，这种情况下则于全岩中研究难度较大，只有通过干酪根中无定形组特征加以分析，在全岩中的含量也只能据其与有形组分的相对比例推测。

下古生界碳酸盐岩中矿物-沥青基质的研究发现，其荧光强度受其中有机质成熟度影响最大，其次是有机质类型和数量的影响，再次是受到有机质颗粒大小及与矿物结合情况的制约。上述前两种因素对荧光强度的影响显而易见，第三种因素的影响主要表现在有机质颗粒越细散，所显示的荧光均一性越好，且强度也越大；反之则荧光表现为不均一，荧光强度要弱一些。碳酸盐岩矿物与有机质的结合使得矿物-沥青基质的荧光具有滞后效应，这主要是因为碳酸盐岩矿物对有机质的催化作用不明显造成的。碳酸盐岩中矿物-沥青基质的这种特有现象截然不同于泥质源岩中矿物-沥青基质的荧光特点，泥质源岩中矿物-沥青基质内有机质受粘土矿物催化作用影响，有机质热演化比同样成熟度的碳酸盐岩中矿物-沥青基质提前，也就是说碳酸盐岩源岩中矿物-沥青基质的荧光要持续到比泥质源岩更高的热演化阶段。

矿物—沥青基质在镜下有时易与运移的烃类混淆。裂隙中发强绿荧光的有机质无疑属于运移的烃类，而于矿物基质中出现片状荧光时，要区别矿物-沥青基质与运移的烃类就必须把所观察到的有机质荧光色及荧光强度与其他具荧光显微组分特征对比。一般而言，矿物-沥青基质与样品中腐泥组分的荧光强度相仿，而运移的烃类荧光强度多强于样品中各种发荧光的显微组分。

据Teichmüller M.等（1979），未熟烃源岩中矿物-沥青基质荧光变化呈强烈正变化，成熟阶段荧光光变显示负变化，过成熟阶段则基本不变化。工作区矿物-沥青基质荧光变化为微弱负变化—不变化，反映相关层段源岩处于高—过成熟阶段。胜利油气区下古生界矿物—沥青基质可据有机质所在矿物结晶程度分为晶粒型、隐晶质型和过渡型3种情况。晶粒型常见于白云石或方解石晶体之中，这些矿物晶体呈“雾边亮心”荧光特征，即矿物边缘发育荧光，而核心荧光弱或无。隐晶质型见于隐晶质碳酸盐岩中，荧光均一而呈片状。过渡型则表现为荧光于灰泥胶结物和晶质碳酸盐岩矿物中都有，不过荧光强度有所变化而已。区内矿物-沥青基质荧光色从浅褐—褐红色调均有，总体上以褐红色弱荧光最为多见。不同类型矿物沥青基质荧光光谱见图2-4。

图2-4　不同类型矿物-沥青基质荧光光谱图

（1）晶粒型，曲古1井，O2x,4251m（2）隐晶质型，康古1井，O2f,2919m（3）过渡型，堂古4井，O2f,2328m

1.矿物单体的结晶习性

在一定的条件下，矿物晶体趋向于按照自己内部结构的特点自发形成某些特定的形态，这种性质称为矿物的结晶习性（也称晶习，crystal habit）。结晶习性具有三层含义：一是同种矿物单体常见的晶形（习性晶）；二是矿物单体在三维空间的延伸比例；三是矿物单体结晶的完好程度。后两者是据以对矿物单体形态进行科学分类或描述的基本准则。

矿物的结晶习性既是矿物成分和结构等内部因素的外在表现，也是矿物形成条件的标志，因此矿物的结晶习性对矿物鉴定和地质体研究有重要意义。例如，磁铁矿常呈八面体｛111｝，萤石常呈立方体｛100｝和八面体｛111｝，黑钨矿常在石英脉中呈板状，辉石常呈短柱状而角闪石常呈长柱状。在不同介质条件下，矿物的结晶习性也会发生变化，如在形成富金矿的成矿流体中，黄铁矿的晶形通常不规则，或呈五角十二面体｛hk0｝、四角三八面体｛hkk｝和以这些单形为主的复杂聚形，黄铁矿的晶形成为指示富金矿段的有效标志。

按照矿物单体在三维空间的发育比例，可将其形态分为如下3种类型：

一向延长型 晶体沿某一个方向特别发育，成为柱状（columnar）、针状（acicular）或纤维状（fibrous）形态。电气石、绿柱石、水晶、角闪石、硅灰石、金红石和辉锑矿等矿物就常呈柱状或针状产出（图11-1）。

图11-1 一向延长型矿物晶体

图11-2 两向延展型矿物晶体

图11-3 三向等长型矿物晶体

a—菱形十二面体粒状石榴子石；b—立方体粒状黄铁矿

二向延展型 晶体沿两个方向上相对更为发育，形成板状（tabular）、片状（schistic）、鳞片状（scaly）、叶片状（foliated）等形态。石墨、辉钼矿、云母、高岭石和绿泥石等矿物常呈片状或鳞片状，长石族矿物常呈板状（图11-2）。

三向等长型 晶体沿三维方向的发育基本相同，呈等轴状（isometric）、粒状（granular）等形态。等轴晶系的矿物如自然金、金刚石、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿、磁铁矿、石榴子石、石盐和萤石等，其他晶系的矿物如黄铜矿、磁黄铁矿、橄榄石、白榴石、菱镁矿、菱铁矿、白云石等，通常都形成粒状（图11-3）。

此外，一些矿物的形态常介于上述三者之间，属于过渡类型。它们的描述常常采用复合词或修饰词进行，如板柱状、板条状、短柱状、厚板状等。

基于矿物晶面发育的完整程度，将矿物的形态分为下面3种类型：

自形（euhedral）在具备充分空间和挥发性组分或很强的结晶力条件下，矿物晶体能够按照自身的习性生长，发育成近乎完美的几何多面体，矿物外部几乎全部被平坦的晶面所包围，此种形态称自形，相应的矿物晶体称自形晶。早期结晶（空间充裕）的矿物、伟晶岩中（富挥发分）的矿物多形成自形晶（图11-4a）。

图11-4 黄铁矿的自形晶（a）、半自形晶（b）和他形晶（c）

他形（xenomorphic）晶体在结晶过程中受到多种物理化学环境的制约，如空间不足、贫挥发分等，其外表主要由不平坦的断面所包围，此种形态称他形，相应的矿物晶体称他形晶（图11-4c）。花岗岩中较晚晶出的石英便呈他形晶。

半自形（hypautomorphic）矿物表面部分被平坦的晶面所包围而部分被断面所包围时称半自形（图11-4b）。其生长条件介于自形与他形的条件之间。

矿物单晶体的形态是其化学成分、内部结构和生长环境的综合反映。一般来说，化学成分简单，结构对称度高的晶体多呈粒状（如前述等轴晶系矿物）；化学成分复杂，结构对称度低的晶体易发育成片状（如单斜晶系成分较复杂的云母）、厚板状（如单斜或三斜晶系的长石）或柱状（如三方晶系成分复杂的电气石）。矿物结构中强健的分布（即晶体的结构类型）是决定其形态基本类型的主要因素（低温时强键的生长优势尤为突出），具岛状（橄榄石、黄铁矿）和配位型（尖晶石、黄铜矿）结构的矿物通常呈粒状；具链状（金红石、角闪石）结构的矿物通常呈柱状或针状；具层状（石墨、辉钼矿、云母）结构的矿物通常呈片状或板状；环状结构的矿物既可呈板状又可呈柱状，关键取决于其形成温度和杂质元素。

2.矿物表面的微形貌

在理想状态下，晶体可生长成面平、棱直、角顶尖锐且符合其固有对称的理想晶，然而在实际的矿物晶体中，其晶形常成歪晶，其晶面常见各种条纹、台阶、突起（生长丘）或凹坑（蚀象）。矿物晶体表面的这些微观形态统称为矿物的微形貌（microtopography）。矿物表面的微形貌是矿物在形成过程中介质条件交替变化而使不同单形交替生长，或由于地应力变化而使之发生位错，或形成后溶解的产物而造成的，其形态和分布既受晶体本身固有的结晶规律所制约，又受不同阶段环境变化的影响。因此，矿物表面的微形貌特征，既是矿物鉴定的标志，也是识别单形或其规则连生和真实对称的标志，还是研究矿物发生史中介质和环境条件变化的标志。

晶面条纹（striation）有聚形纹和双晶纹之分。聚形纹（combination striation）是指不同单形交替生长而使它们的晶面规律性交替出现，进而在晶体的某些晶面上形成的一系列直线状平行条纹。例如，黄铁矿晶面上常见立方体a｛100｝与五角十二面体e｛hk0｝两种单形的晶面交替生长所成的3组相互垂直的条纹（图11-5a）；石英柱面上常见由六方柱与菱面体的晶面交替发育而成的横纹（图11-5b）；电气石柱面上常见由三方柱和六方柱反复相聚而形成的柱面纵纹（图11-5c）。双晶纹（twin striation）是双晶结合面的痕迹，其形态取决于双晶面的形态，斜长石晶体中通常都发育由聚片双晶结合面所形成的双晶纹，是斜长石鉴定的重要标志。聚形纹只见于晶面上（不同单形的内部结构连续一致），双晶纹可见于双晶结合面通过的整个晶体中（不同单体的结构方位不一致）。

图11-5 矿物表面的聚形纹

晶面台阶（step）和螺旋纹（screw striation）分别指晶体按层生长和螺旋生长机制发育时，晶面上保留的一些阶梯状和螺纹状微形貌。两种微形貌都产生阶梯，阶梯的高度和宽窄与生长条件密切相关，可借助光学立体显微镜、扫描电子显微镜或像衬显微镜观察研究（图11-6）。

图11-6 矿物晶面台阶

a—钒铅矿（0001）面（×50，微分干涉）；b—石英（ ）面（×50，微分干涉）（据潘兆橹等，1993）；c—迪开石｛001｝面；d—闪锌矿（111）面（据王文魁等，2001）

生长丘（growth hillock）是指晶体生长过程中在晶面上形成的具一定几何形态的小突起。同一晶面上的生长丘具有相同的规则外形。生长丘系由原子（或离子）沿晶面上局部晶格缺陷堆积生长而成，其坡面也是由晶面台阶组成的（图11-7）。

蚀象（etch figure）指晶体受到溶蚀而在晶面上生成的具一定几何形态的凹坑（亦称蚀坑，etch pit）。由于蚀象受晶面附近质点排列方式的控制和环境条件的影响，不同矿物晶体和同一晶体不同单形晶面上蚀象的形状和取向便不相同，只有同一晶体且同一单形晶面上的蚀象才可能相同。故蚀象常可用来鉴定矿物、判断晶面是否属于同一单形，确定晶体的真实对称，区分晶体的左、右形（图11-8）。

图11-7 石英晶面上的生长丘

（据潘兆橹等，1993）

图11-8 矿物晶面上的蚀象

（据潘兆橹等，1993）

a—a-石英（左形）；b—a-石英（右形）；c—磷灰石菱面体r｛ ｝，z｛ ｝；三方偏方面体X｛ ｝

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