侵入岩屬於什麼地質構造

1. 侵入岩體的原生構造有哪些

(一)流動構造

流動構造是侵入岩體的一個主要特徵，但是，自然界並不是每個岩體都具有明顯的流動構造。流動構造表現的好壞，取決於：

1、岩漿在流動過程中，已有礦物結晶的，則表現明顯；而流動過程並無或很少有礦物結晶者，則表現差。

2、具柱狀、片狀礦物的岩體，易於造成流動構造。

3、中深成和淺成岩體較深成岩體明顯。

4、同一岩體在靠近圍岩的部位明顯。

下面分別簡述一下流線和流面構造。

(1)流線：針狀、柱狀或板狀礦物(例如長石、角閃石等)及長條狀捕虜體沿流動的長軸方向排列而成。它代表原始岩漿的流動方向。

在工作中，應注意測定流線的走向和傾斜角，並按規定圖倒在圖面上予以正確標定。

(2 )流面：片狀礦物(如雲母等)及扁平狀捕虜體、析離體在岩漿流動時，平行於岩漿阻力最大的接觸面排列，有時可以形成層狀或帶狀構造。

流線只能告訴我們岩漿流動的方向，但不能說明接觸面的產狀；流面可以確定接觸面的產狀，但不能說明岩漿流動方向。因此，只有把這兩個要素結合起來，才能判斷岩漿運動的總的情況。在測量流動構造時，一般是先找流面，再在流面上找流線，分別量出它們的產狀，從而恢復岩體的產狀。

(二)原生節理

1、原生節理類型：

橫節理( Q節理) ：垂直流線的陡傾斜節理，節理面粗糙，裂開寬度較大，延伸較短，並常被脈岩或礦脈充填。

縱節理(S節理) ：它平行於流線而垂直於流面構造，節理多細密，節理面平滑，一般無充填物。

層節理(L節理) ：節理面平行流面(並與接觸面一致)和流線，傾角一般不大，較平整， 有時可見岩脈或礦脈充填。

斜節理(D節理)：它是與流線、流面構造斜交的，常成兩組出現，具有剪切節理特點， 常有錯動，它常常切割礦脈或岩脈。

2.野外工作中區分原、次生節理的幾點參考意見：

(1)最基本的是原生節理與岩體流動構造之間有著密切的關系，因此，有較明顯的現律可循。

(2)原生節理不切穿岩石中的礦物顆粒，但次生節理則有切穿礦物的可能。

(3)原生節理分布比較局限，特別是岩體邊部的原生節理決不可能穿插到圍岩中去，這與次生節理區別。

(4)原生節理常被後期脈岩所切斷，但次生節理，有的可以被脈岩切斷，有的則可切斷脈岩。

(5)一般來說原生節理的充填物常屬高溫熱液或氣成產物，而次生節理則常常不然。

(6 )斷層線附近有規律分布的節理，一般為次生節理。

3.確定原生節理的方法：

首先在節理面上或附近觀察柱狀礦物、片狀礦物和捕虜體的排列情況，以判斷流線和流面，然後根據節理和流線、流面的關系判斷屬於那一組節理。 測量L節理面產狀即可代表接觸面的產狀，進而可以恢復岩體的產狀。

對岩體原生構造的研究必須慎重細致，應在全面系統研究的基礎上(包括對流動構造，原、次生裂隙，被充填的岩礦脈的研究) ，通過不同性質地區內的岩體構造系統和圍岩構造體系對比分析及對岩體裂隙的力學性質分析、配套後，才能比較可靠的區分原、次生構造，以求恢復和探索岩體不同階段的構造應力狀況。

2. 侵入岩地質和岩石學特徵

5.2.1 含礦斑岩及相關侵入岩的地質特徵

圖5.8 冷水坑含礦斑岩水平斷面圖和形態示意圖

在冷水坑礦區及外圍燕山期侵入岩較為發育，岩性可分為花崗斑岩、石英正長斑岩、流紋斑岩和正長花崗斑岩等。在冷水坑礦區及其外圍地區，（含礦）花崗斑岩主要分布在冷水坑礦區中部，自西北向東南呈不規則岩株狀產出，出露面積約0.36km²。岩體總體走向NE，傾向NW。近地表或淺部岩體傾角較緩，有的地段近似水平狀，深部產狀變陡。岩體形態在不同水平斷面上有一定的差異，不同中段水平岩體形態圖（圖5.8）清楚地顯示出岩體形態、規模及產狀的變化。在200m標高斷面上，岩體呈不規則長條帶狀，西北邊界極不規整，可能是蓋層覆蓋、地形因素及剝蝕原因造成。100m和零米斷面，岩體寬度有所膨大，走向不變。-100m斷面岩體近似等軸形，面積開始縮小，明顯向北西方向位移。在-200m標高岩體形態呈不規則長條帶狀，長軸展布方向略向東偏轉，岩體寬度減小，岩體規模開始變小。在-300m中段至-600m水平，岩體逐漸收縮變小至尖滅。從圖5.8可以看出，岩體在零米以上其形態、產狀、規模比較穩定，從-100m中段開始岩體形態變化較大，並向西北方向傾斜。從上到下，沿傾向岩體傾角變陡。斑岩體上下界線均呈波狀起伏變化。在平行岩體走向剖面上，岩體上部形態近似勺狀。冷水坑含礦斑岩體在空間上為一上部平緩下部陡立、向西北傾斜、向下收縮尖滅的蘑菇狀。石英正長斑岩在礦區東側及外圍有大面積分布，呈岩株狀產出，出露面積約40km²。鹼長花崗斑岩在礦區中部及西北側呈短脈狀、岩牆狀產出。流紋斑岩地表零星出露，主要分布在礦區南部，呈小岩珠狀、岩牆、岩脈狀產出，地表出露面積為0.12km²。前人認為流紋斑岩和鹼長花崗斑岩岩脈切割了花崗斑岩及石英正長斑岩體，在188-2平峒口可見鹼長花崗斑岩侵入到礦化花崗斑岩中，由於受到新近系覆蓋的影響其餘侵入岩間的接觸關系未見。

5.2.2 岩石學特徵

（1）花崗斑岩（圖5.9a）

岩石呈深灰色、肉紅色，斑狀（圖5.9b）和碎裂結構，塊狀構造。由斑晶和基質組成。斑晶含量為40%～50%，粒度大多在0.5～8mm之間，主要由石英、鉀長石、斜長石及少量黑雲母組成，其中石英斑晶多發生不同程度的熔蝕。石英呈半自形粒狀，粒徑多為0.5～1mm，大者可達2mm，含量為15%～20%（圖5.9c）；鉀長石呈板條狀，粒徑為0.5～8mm，含量為25%～30%；斜長石絹雲母化較強；黑雲母呈片狀，白雲母呈鱗片狀，含量＜5%。基質由長石、石英微晶構成顯微晶質結構，含量約為40%。零星分布有黃鐵礦、閃鋅礦及褐紅色褐鐵礦礦化。

圖5.9 花崗斑岩（a）、花崗斑岩的斑狀結構（b）和花崗斑岩中渾圓狀—次稜角狀石英（Qtz）（c）

（2）石英正長斑岩

岩石呈深灰色，聚斑結構，塊狀構造。斑晶含量約為40%，斑晶由鉀長石、黑雲母和斜長石組成。其中鉀長石斑晶占斑晶總量的50%，自形，粒徑為2～4mm，簡單雙晶、格子雙晶發育，具弱絹雲母化；斜長石斑晶占斑晶總量的20%，自形—半自形，粒徑為2～6mm，聚片雙晶發育，可見斜長石被石英交代，局部發生絹雲母化；黑雲母斑晶占斑晶總量的25%，片狀，粒度為0.5～1mm，其中大部分黑雲母發生了較為強烈的綠泥石化且被碳酸鹽交代。基質為微粒結構，由鉀長石、石英和黑雲母組成，粒徑為0.05～0.1mm。

（3）流紋斑岩

岩石呈淺灰—淺肉紅色，斑狀結構。斑晶主要為石英和鉀長石，含量約為10%。石英斑晶多發生熔蝕，被球粒環繞，基質為球粒結構。球粒本身由長英質放射狀纖維組成，圓形，有時形態受相互間的影響而制約，具有十字消光。

（4）鹼長花崗斑岩（圖5.10a）淺灰—肉紅色，斑狀結構（圖5.10b），塊狀構造，主要由斑晶和基質組成。基質約佔80%，主要成分為細粒和微晶斜長石、鉀長石、石英，呈顯微嵌晶結構（圖5.10c）。斑晶約佔20%，鹼性長石以肉紅色鉀長石為主，呈柱狀，粒徑多為1～2mm，大者可達4mm，可見卡式雙晶，蝕變、風化較強；少見石英（1mm左右）。

圖5.10 鹼長花崗斑岩（a）、鹼長花崗斑岩的斑狀構造（b）和鹼長花崗斑岩的基質主要為長石和石英、呈顯微嵌晶結構（c）

3. 劃分侵入岩(包括火山岩)構造環境

岩漿岩(或火成岩)大地構造相通過岩漿岩組合來表述與識別。

這部分內容主要引自鄧晉福等(2007,高校地質學報,13(3):392~402)

(一)洋中脊擴張(Mid-Ocean Ridge Spreading)(MORS)環境的岩漿岩組合

洋中脊玄武岩(MORB)+輝綠岩岩牆+輝長岩及其堆晶岩+洋斜長花崗岩(Plγ-)+變質橄欖岩。

1)洋中脊玄武岩(MORB)為低K₂O(≤0.2%)的橄欖拉斑玄武岩(Ol-th)(按玄武岩CIPW四面體分類)為Ol-norm+Hy-norm;斑晶組合為Ol(Fo=73~91)±鎂鉻尖晶石(Al₂O₃:12%~30%,Cr₂O₃:25%~45%),或Pl(An=88~40)+Ol±鎂鉻尖晶石,或Pl+Ol+普通輝石(Wo=35~40,En=50,Fs=10~15);岩相學上普通輝石是唯一的輝石(即無斜方輝石),和兩個世代的Ol(即斑晶與基質中均有Ol);演化趨勢為th[SiO₂-FeO^*/MgO圖,FeO^*(為全鐵)=FeO+0.8998×Fe₂O₃](圖5-20)。

洋中脊玄武岩(MORB)以低K₂O和斑晶組合中普通輝石為唯一的輝石,以及二個世代的Ol,區別島弧拉斑玄武岩、洋島拉斑玄武岩、大陸拉斑玄武岩。

2)低K₂O、橄欖拉斑玄武岩(Ol-th)質的輝綠岩岩牆以及均質輝長岩。

3)堆晶岩為純橄欖岩+橄長岩+輝長岩±洋斜長花崗岩。

4)洋斜長花崗岩PL-r以低K₂O[SiO₂-K₂O圖中的低鉀鈣鹼(LKCA)],無實際礦物鉀長石(Or),拉斑玄武岩(th)系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖),AC(鹼鈣性)和A(鹼性)(Peacock鹼鈣指數),以及Pearce圖解(Nb-Y圖,×10^-6)位於ORG(洋中脊花崗岩)區別於俯沖環境有關的島弧和大陸邊緣弧中的TTG英雲閃長岩-奧長花崗岩-花崗閃長岩(TTG)類,因為ORG與TTG中的TT均位於QAP分類中的英雲閃長岩區(QAP圖中的5區)。嚴格地說,應位於QP線上,因為沒有Or。

5)變質橄欖岩,以方輝橄欖岩(harz)為主,加弱虧損的二輝橄欖岩(lherz),Pl相或Sp(尖晶石)相,以變質結構區別於堆晶形成的橄欖岩。

6)洋中脊玄武岩(MORB)的痕量元素和同位素特徵。

在球粒隕石為標準的稀土元素(REE)分配圖中為輕稀土(LREE)虧損模式,蛛網圖中為大離子親石(ILL)元素(包括LREE)虧損模式。

同位素:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值,0.70229~0.70316。

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始值,0.5130~0.5133。

圖5-20 玄武岩四面體(按CIPW標准礦物的分類)(據Yoder & Tiley,1962)

(二)洋島環境的岩漿岩組合

洋島拉斑玄武岩(OIT)+洋島鹼性玄武岩類(OIA)+Na質系列(TAS分類)的夏威夷岩(TAS圖解中的S₁區),Ol-粗安岩(S₂)和歪長粗面岩(S₃)+粗面岩類+鹼性流紋岩+響岩,以及相應的Na質系列的侵入岩類,包括輝長岩(v)、鹼性輝長岩、二長輝長岩、二長閃長岩、二長岩(η)、正長岩(ξ)、鹼性花崗岩、霞石正長岩。注意:歪長粗面岩(S₃)的譯名(王碧香,1991,火成岩分類及術語辭典)不好,因為它不是粗面岩,應屬粗面安山岩類的鈉質變種,譯為歪長粗面安山岩為好。

1)岩石組合上,以寬的岩石組成譜系;出現洋島鹼性玄武岩類(OIA);和雙峰式組合(玄武岩-粗面岩-(±響岩),玄武岩-鹼性流紋岩(±鹼性粗面岩))區別於MORB環境的岩漿岩組合。

2)洋島拉斑玄武岩(OIT),在礦物學上,Ol只作為斑晶出現(基質中無Ol),有兩種輝石(Cpx+Opx),有高的Hy-norm,K₂O>0.2%,以上述特徵區別於MORS的Ol-th。

3)OIA,包括鹼性Ol玄武岩、碧玄岩、霞石岩(玄武岩四面體分類),在礦物學上有兩個世代Ol(斑晶和基質),只有一種Cpx,這種岩相學特徵類似洋中脊橄欖拉斑玄武岩(Ol-hT),但是,以有Ne-norm、Alk(K₂O+Na₂O)高、位於TAS分類圖中S₁區和U₁區,K₂O>0.2%區別於MORS的橄欖拉斑玄武岩(Ol-Th)。

4)以缺失或極少量中性岩為特徵的雙峰式岩漿岩組合區別於島弧和大陸邊緣弧岩漿岩組合。

5)在SiO₂-FeO^*/MgO圖上為th演化趨勢,在SiO₂-AlK圖上鹼性與亞鹼性系列均發育。

6)痕量元素球粒隕石標准化圖上,對REE分配圖來說,為LREE富集型;蛛網圖上ILL和LREE富集型,並以明顯的K谷(相對於Nb和aL)、Nb、Ta峰(相對於K和La)和Zr谷(相對於Sm和Ti)區別於MORB。

同位素:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值,0.70272~0.70651。

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始值,0.5130~0.5123。

(三)島弧環境的岩漿岩組合

島弧環境包括岩漿岩弧、弧前和弧後環境,岩漿岩組合只適用於表徵島弧總環境,難以識別弧、弧前和弧後環境,它們需要結合大地構造、沉積建造、變質建造等綜合分析才能鑒別。

岩漿岩組合為,火山岩以安山岩(A)為主的玄武岩(b)+安山岩(A)+英安岩(D)±流紋岩(R)組合;侵入岩以δ+TTG為主的v+δ+TTG±γ組合。

1)高鎂安山岩(HMA)和高鎂閃長岩(HMδ)是識別島弧環境一種特徵岩類,發育於弧、弧前和弧後;MORS和洋島環境中是沒有這一岩類的。

2)不成熟的島弧,常稱為拉斑玄武質島弧,以玄武岩(b)+玄武安山岩(bA)為主,th系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖)>50%;以TiO₂<1.2%區別於洋中脊與洋島玄武岩類。

3)成熟的島弧,常成為CA島弧,以安山岩(A)為主,CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖)>50%。

4)堆晶岩,以純橄欖岩+輝石岩+輝長岩組合區別於MORS的堆晶岩。

5)QAP分類中位於5區(即英雲閃長岩區)的花崗岩類:①在不成熟島弧中常為洋斜長花崗岩(Pl-γ)、LKCA(SiO₂-K₂O圖)、拉斑玄武岩(Th)系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖)、C(鈣性)(Peacock鹼鈣指數),它以鈣性(C)區別於MORS洋斜長花崗岩的AC(鹼鈣性)和A(鹼性)。②在成熟島弧中常為TTG組合,中鉀鈣鹼(MKCA)為主(SiO₂-K₂O圖)、CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖)。

6)痕量元素判別圖解:

①對玄武岩和玄武安山岩和相應侵入岩,在Hf/3-Th-Ta圖(圖5-22)上,位於火山弧玄武岩(VBA)區與大陸邊緣弧一樣,但區別於其他環境。

②對SiO₂·≥56%以及石英實際礦物含量>5%的侵入岩類(及相應的火山岩類)在Rb-Y-Nb-Ta系列圖(Pearce圖解)中,位於VAG區,與大陸邊緣弧一樣,但區別於其他環境。

③在MORB標准化的痕量元素蛛網圖上,島弧拉斑玄武岩表現為LIL富集,和高場強元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)與REE的虧損;島弧鈣鹼(CA)玄武岩,則表現為LIL富集的同時,與總體上高場強元素和重稀土的虧損(為谷)和輕稀土(Ce)和中稀土(Sm)以及磷(P)的富集(為峰)。

(四)MORS型與SSZ型蛇綠岩的區別

1)MORS型蛇綠岩中,為MORB;SSZ型為IAB,而HMA()δ為其特徵岩類。另外在蛇綠岩研究已確定的條件下,Pearce的Cr-Y圖(圖5-21A)、Cr-Ce/Sr圖(圖5-21B)、Hf/3-Th-Ta圖(圖5-22)和Th/Yb-Ta/Yb圖(圖5-23),有助於判別這兩類蛇綠岩。

2)對於斜長花崗岩類來說,MORS型中為AC和A特徵的洋斜長花崗岩,無TTG組合;SSZ型中為鈣性(C)或鈣鹼性(CA)特徵的洋斜長花崗岩,還出現TTG組合。

3)堆晶岩,MORS型為橄長岩型;SSZ型則為輝石岩型。

4)地幔橄欖岩,MORS型為無交代作用記錄的變質橄欖岩類;SSZ型則為明顯交代作用記錄的變質橄欖岩類(俯沖帶上面的地幔楔的標本)。

(五)活動大陸邊緣弧環境的岩漿岩組合

火山岩以安山岩、英安岩和流紋岩為主的組合(少量玄武岩);侵入岩以TTG和花崗岩(γ)為主,少量石英閃長岩(δQ)、閃長岩()δ和輝長岩(v)。

1)CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO圖)占絕對優勢,>80%,以高鹼鈣鉀(HKCA)為主(SiO₂-K₂O圖),無負Eu異常的石英閃長岩(δQ)、石英二長岩(Qη)、二長岩(η)、正長岩(ξ)及其相應的火山岩類廣泛發育,微晶閃長岩質包體廣泛發育。

圖5-21 玄武岩的C-rY與Cr-Ce/Sr判別圖

圖5-22 玄武岩的Th-Hf-Ta判別圖解

2)TTG組合發育於靠海溝一側,為奧長花崗岩演化趨勢;δγ-γ組合發育於靠內陸一側,為鈣鹼性演化趨勢(判別方法見圖5-24)。在這里對TTG的識別作一些補充說明,在前面討論的雙重分類中,QAP實際礦物分類(圖5-4)中5區包括TT,TAS化學分類中(圖5-7)無TT位置,因此,要進一步識別TTG岩類,常採用CIPW-norm分類(圖5-24c),其演化趨勢見圖5-24a,b。

3)以MORB標准化的痕量元素蛛網圖上,除Y和Yb虧損外,其他均富集,ILL為強富集,高場強元素和輕、中稀土元素總體上弱富集,在弱富集背景之上,Nb、Ta和Zr、Hf常顯示「谷」形。

(六)關於與俯沖作用有關的岩漿弧的組成極性

隨遠離海溝,岩漿岩中在相同SiO₂%條件下,總鹼(K₂O+Na₂O),K₂O增加,K₂O/Na₂O比值增加,從SiO₂-K₂O圖上的LKCA→MKCA→HKCA→SH系列,以及從玄武岩和玄武安山岩組合占優勢,→以安山岩-英安岩-流紋岩組合占優勢,從TTG組合→δγ-γ組合,被稱為組成極性,它一方面指示俯沖的方向,另一方面指示地殼成熟度與厚度的不斷增加。另外,這種「極性」演化中亦可在同一個地段,隨時間(從早→晚)表現出來,反映岩漿弧成熟度逐漸增加的趨勢。

圖5-23 Ta/Yb-Th/Yb判別圖解(據Pearce,1983)

(七)陸-陸碰撞環境的岩漿岩組合

本次工作按Liegeois(1998)術語分類(見附錄5-B,圖5-51)

有兩種情況:

1)碰撞期常常缺乏岩漿岩。

2)碰撞期出現岩漿岩,例如青藏高原65~45Ma時段的林子宗火山岩和同時代的岡底斯花崗岩類。

總體特徵為,早期為大陸邊緣弧特徵,晚期是後碰撞岩漿岩特徵,其鑒別需要根據兩個大陸之間的洋區消失、沉積建造、大型構造變形,以及後碰撞岩漿岩出現的最早時間來限定。

(八)後碰撞(post-collision)環境岩漿岩組合

1)以SiO₂-K₂O圖中鉀玄岩(sh系列為主+HCKA系列的火山岩與侵入岩組合)。這個組合中,常以安粗岩和二長岩(η)為主,廣泛分布無Eu異常REE分布模式,這一組合標志陸內塊體之間的繼續會聚方式是分布增厚機制。

2)以含Ms(白雲母)、Cord(堇青石)、Ga(石榴子石)為特徵礦物的強過鋁花崗岩類,A/CNK≥1.1,這一組合標志陸內塊體之間的繼續會聚方式是陸內俯沖機制,即一個陸殼塊體俯沖在另一個塊體之下。

①白雲母和二雲母花崗岩類,標志其源岩為泥質岩石,標志俯沖的塊體常常是成熟的被動陸緣型陸殼。

②Cord和Ga花崗岩類,其源岩為硬砂質岩石,標志俯沖的塊體常常是不成熟的增生雜岩塊體。

③在Pearce的Rb-Y-Nb-Ta系列圖解中位於同碰撞(syn-COLG)區,但是,此區實為本項目定義的後碰撞環境。

圖5-24 英雲閃長岩-奧長花崗岩系列在K-Na-Ca

(九)後造山(post-orogenic)環境的岩漿岩組合

該組合的重要性在於,它限定一個造山作用旋迴的結束。

1)雙峰式火山岩和侵入岩,雙峰式岩牆群,雙峰式意指同時發育鎂鐵質和長英質岩漿岩,缺乏中性岩類。

2)過鹼性花崗岩(發育晶洞構造、高溫石英和鹼性條紋長石)與鈣鹼性花崗岩的共生。

3)後造山脈岩組合與小岩體群,小量岩漿活動廣泛分布。

(十)大陸裂谷環境的岩漿岩組合

1)雙峰式火山岩和侵入岩,其中玄武岩以鹼性玄武岩類(包括鹼性Ol玄武岩、碧玄岩、霞石岩)為主,粗面岩(正長岩)和流紋岩(花崗岩)中有過鹼性成員。

2)過鹼性花崗岩,無共生的CA-γ。

(十一)穩定的克拉通(或地台,相當於本技術要求的陸塊區)環境的岩漿岩組合

1)金伯利岩(Kimb)、鉀鎂煌斑岩、碳酸岩。

2)大陸溢流玄武岩及相應的層狀基性侵入體。

3)環斑花崗岩(狹義的環斑花崗岩)、斜長岩與鉀質-超鉀質火山岩類。

(十二)玄武岩的四面體分類

實驗岩石學和以玄武岩發育為主的大洋區和大陸裂谷地區,常常用Yoder和Tilley的玄武岩四面體(圖5-20)進行分類和討論各類玄武岩之間的演化關系。在這個Ol-Cpx-Qz-Ne四面體中有兩個重要的界面,一個是Cpx-Pl-Opx,稱為硅飽和臨界面,一個是Cpx-Pl-Ol,稱為硅不飽和臨界面,硅不飽和臨界面把玄武岩分為兩大類(或岩套(suite)),即圖中的A+B和C+D,相應為拉斑玄武岩套和鹼性玄武岩套,詳見表5-19。

表5-19 玄武岩按CIPW標准礦物的分類

(據Yoder和Tilley,1962)

4. 侵入岩是什麼構造的岩石

侵入岩指液態岩漿在造山作用下貫入同期形成的構造空腔內，在深處結晶和冷凝而形成的火成岩。

5. 侵入岩構造環境判別圖解標准

1)構造環境的劃分,採用板塊構造的Wilson旋迴,參照Condie & Pitcher的分類方案,關於碰撞造山專建議屬參照Leegeois(1998)的方案,該方案明確用雙重(或二元)分類方案,即構造環境中區分,從活動邊緣、陸-陸碰撞、後碰撞板內;和構造期中劃分,從造山到後造山(見第二節第六部分描述)。

2)構造環境的判別圖解:①Mamiar和Piccoli判別圖解(岩相學判別與主元素化學判別);②Muller,Rock & Groves(1992)對於鉀質火山岩(可參照用於侵入岩類)的島弧、大陸邊緣弧、後碰撞弧和板內的判別,這類火成岩與世界級Au-Cu礦床有關;③Pearce的火成岩判別圖解(見第二節第七部分描述)。

3)嚴格說來,火成岩的成分特徵只是岩漿起源和演化的函數,由於這種函數的解與構造環境有關,因而可以用來進行構造環境判別。但是,某些特徵並非一種構造環境所特有的,進行環境判別時要結合其他地質參數,如沉積建造特徵。

6. 侵入岩成因類型與構造環境判別

1.晚泥盆世花崗岩

在K₂O-Na₂O圖解（圖3-36）中，樣品多數落於I型花崗岩區域，屬I型花崗岩。與典型的I型花崗岩相比，晚泥盆世二長花崗岩具有較高的SiO₂含量（68.11%～70.92%）和Na₂O含量（2.63%～4.66%），其K₂O/Na₂O＜1，A/CNK=1～1.06＜1.1。根據主元素R₁-R₂圖解（圖3-37），岩石均落於造山晚期與同碰撞期的交界的區域，在微量元素Nb-Y和Rb-（Y+Nb）圖解（圖3-38）中，樣品均落於火山弧花崗岩區（VAG）向板內花崗岩（WPG）的過渡區。總體上岩體呈現出由同碰撞到造山期晚期和岩漿弧的構造環境屬性，顯示了由同碰撞向碰撞晚期的轉換體制。

2.晚石炭世—早二疊世花崗岩

Loiselle 等（1979）提出A型花崗岩的概念，把A型花崗岩定義為鹼性（alkaline）、不含水（anhydrous）和非造山（anorogenic）的花崗岩質岩石。A型花崗岩與I，S，M型花崗岩具有明顯不同的岩石化學、微量元素、同位素和實際礦物百分含量，其產出的構造環境特殊（非造山或造山後）。A型花崗岩最初含義是指富鉀長石的花崗岩，其「適度鹼性」（「mildly alkaline」，高的Na₂O+K₂O）與典型的「鈣鹼性」Ⅰ型花崗岩明顯不同，A型花崗岩既有鹼性和過鹼性的，也有偏鋁的，還有弱過鋁的（Pitcher，1993）。鹼性A型花崗岩的主要岩石類型有石英正長岩、鹼長正長岩、鹼性和過鹼性花崗岩。主要礦物相為鹼性長石和石英，鹼性長石常為條紋長石，高溫石英常發育與鹼性長石的文象交生。鐵橄欖石、鐵鈣輝石、鐵綠鈉閃石、鐵雲母、鹼性角閃石和富鈉輝石為其典型的鐵鎂礦物（Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987；Eby，1990）。鐵鎂質暗色礦物一般結晶較晚，常呈填隙狀。A型花崗岩岩漿相對高溫，是水不飽和的高位淺成或超淺成侵入體（Whalen et al.，1987；Picter，1993）。文象結構、填隙結構、斑狀結構和晶洞構造是A型花崗岩普遍發育的結構構造。晶洞構造表明岩體定位較淺，鹼性A型花崗岩的晶洞中常充填著鹼性鐵鎂礦物。

A型花崗岩的化學特徵是高SiO₂，Na₂O+K₂O，K₂O/Na₂O，FeOT/MgO，Ga，Zr，Y，Nb，Ta和REE（Eu除外）；CaO，MgO，Al₂O₃，Sc，Cr，Co，Ni，Ba，Sr和Eu含量低；⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值（I_Sr）一般介於0.703和0.712之間（Loiselle et al.，1979；Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987）。

圖3-41 微量元素Y-Nb和（Y+Nb）-Rb構造環境判別圖解

早白堊世花崗岩（似斑狀黑雲母花崗岩和花崗斑岩，樣品號ZK3719-YQ1，ZK1717-YQ1和ZK801-YQ2，以下討論均排除樣品ZK1709-YQ1和ZK1302-YQ1）具有高Al₂O₃，高Sr，低Y，Yb，輕重稀土分餾顯著，（La/Yb）_N值大，無或弱Eu異常，具有埃達克岩的地球化學特徵，投點基本都落在埃達克質岩區（圖3-43）。鑒於早白堊世興安地塊與松遼地塊已經拼合為一個整體，所以礦區早白堊世花崗岩不是俯沖洋殼板片熔融的產物，可以歸為C型埃達克岩。

7. 侵入岩體中的原生構造

(一)侵入岩體中原生構造的含義和研究現狀

侵入岩體中原生構造的研究起始於H.Cloos(1925)，並由R.Balk(1937)在美國推廣普及。按照上述兩位學者的定義，侵入岩體中的原生構造包括原生流動構造和原生破裂構造，原生流動構造是由懸浮在熔體中的礦物顆粒通過水動力作用定向而成的，面狀礦物和線狀礦物組構分別代表了流(動)面和流(動)線。多年來，許多教科書一直沿用著這一定義。但是，自20世紀70年開始，尤其是在20世紀90年代之後，這一定義受到越來越多研究成果的挑戰：

首先，許多地質和實驗研究成果都一致認為岩漿礦物的定向代表一種具有復雜流變性的晶體-熔體粥(簡稱晶粥)在流動和結晶過程中的應變(Berger＆Pitcher，1970；Pitcher＆Berger，1972；Hanmer＆Passchier，1991；Eldefonse er al.，1992；Paterson et al.，1998)。

其次，這種應變貫穿於岩漿的上升、侵位到冷凝的整個過程。在這一過程中，隨著晶體含量從50%增加到100%，岩漿的流變學性質發生了急劇的變化，即從岩漿→晶粥→固態(Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003)，不同流變階段形成的原生構造特徵是不同的(Kisters＆Anhaeusser，1995；Paterson et al.，1998；McCaffrey et al.，1999；Moyen et al.，2003)，所以深成岩漿岩中的原生組構應包括岩漿完全結晶之前形成的面狀、線狀及相關的顯微構造。

第三，深成岩中原生組構的形成並不僅僅是岩漿房內部作用的結果，區域變形作用在其形成過程中也起著十分重要的作用(Kisters＆Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999；Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003)。

因此，在岩漿上升、侵位和冷凝過程中形成的構造均稱為原生構造，不同特徵的原生構造所反映的流變學性質、應變特徵和變形機制是不同的。

(二)侵入岩體中原生構造的主要類型和特徵

根據構造形成時的流變學特徵和變形機制，可將侵入岩體中保留的原生構造分為原生流動構造和原生破裂構造。

1.原生流動構造

在此定義的原生流動構造與H.Cloos(1925)和R.Balk(1937)的定義不同。它包括侵位過程中形成的反映不同階段、不同流變行為和不同變形機制的流動構造。目前的研究結果表明，在岩漿上升、侵位和冷凝過程中，隨著溫度逐漸下降，岩漿中的晶體含量逐漸增多，岩漿的黏度也逐漸增加，岩漿的流變行為從牛頓流體(晶體含量＜35%)向高晶體含量、近固相線時的賓漢體和/或動力法則行為(Power Law Behavior)轉變，這時的岩漿狀態已不是簡單的流體，而是富含晶體的「晶粥」，而流動方式也從懸浮流動變為顆粒支撐流動。當熔體含量極少甚至消失時，流動則轉變為固態流動。在整個過程中形成的流動構造均稱為原生流動構造。根據形成時間和變形機制方面考慮，可以分為岩漿流動組構、固態流動組構。

(1)岩漿流動組構

岩漿流動組構是指岩漿在「晶粥」狀態下流動形成的構造。以岩漿葉理、岩漿線理為主，也可以形成岩漿褶皺和岩漿斷裂構造。

岩漿葉理和岩漿線理是由於「晶粥」在流動時，與圍岩的摩擦作用引起的非共軸流動、匯聚流動和擴散流動等導致「晶粥」中早期結晶的柱狀礦物、片狀礦物和板狀礦物及析離體和捕虜體發生旋轉，從而定向排列形成的。

典型的岩漿葉理由岩漿結晶的板狀、片狀礦物如長石、黑雲母、角閃石、輝石等及板狀或片狀析離體、捕虜體的優選方位表現出來；岩漿線理則由柱狀礦物如角閃石、輝石和板柱狀礦物如長石及長橢球狀析離體、捕虜體的優選方位顯示出來(圖9-4)。在顯微鏡下，組成葉理和線理的礦物呈自形晶，如無後期變形疊加，無晶內應變組構(Paterson et al.，1998；Callahan＆Markley，2003；Moyen et al.，2003)，二者從特徵上分別對應於R.Balk(1937)定義的面狀流動流線(流面)和線狀流動構造(流線)。

圖9-4 黑雲閃長岩中由角閃石、斜長石和拉長的暗色微粒包體定向形成的岩漿線理

岩漿葉理和岩漿線理可以單獨產出，也可以同時出現。如果僅有岩漿葉理產出，稱為「S型組構」(圖9-5B)；如果僅有岩漿線理產出，稱為「L型組構」(圖9-5A)；二者同時產出時，稱為「L-S型組構」(圖9-5C)，如果線理的發育程度大於葉理，稱為「L＞S型組構」，反之為「L＜S型組構」。

圖9-5 岩漿葉理和線理的產出特徵及組合類型

(據M.P.Billings，1972)

近年來的研究結果表明，深成岩中保存的岩漿葉理和線理中通常是在一個很短的時間間隔內形成的，僅記錄了岩漿結晶晚期、接近固相線前的最終應變增量，所以，近年來普遍把岩漿組構稱為岩漿應變的「快照」(Snap Shot)。由此Paterson et al.(1998)認為，這種岩漿葉理和岩漿線理可能是在熔體含量很低的情況下，以顆粒支撐流動的方式並通過如熔體參加的顆粒邊界滑動(GBS)、接觸面熔融支持的顆粒邊界遷移、應變部分流進入熔體富集帶、空隙流動過程中的顆粒旋轉等形成的。

岩漿葉理和線理分別對應於應變橢球體的XY面和X軸，其在一些情況下分別平行(或大致平行)於流動面和流動方向，但一些情況下又斜交或垂直於流動面和流動方向，這取決於岩漿(熔體±晶體)的流動方式和流動速度或差異性流動速度比。

流動方式的差異可以造成不同的結果。岩漿流動可用位移或者速度矢量場來描述。把流動方向定義為顆粒位移的方向，把流體面定義為包含流動方向並垂直於某一速度遞變方向的平面。在岩漿房內可能發生的三種流動端元類型為：均勻流動、非均勻流動(層流)和湍流。均勻流動在自然界很少見。

Marckin(1947)描述了三種簡單的非均勻流動類型：增速流動、減速流動和速度遞變流動。當岩漿從寬敞的地區流入狹窄的通道時，增速流動(也稱匯聚流動)就會發生，導致流動速度增加，流動線發生匯聚，所引起的應變為收縮性(Constrictional)應變，晶體傾向於其長軸平行岩漿應變橢球體的X軸(X＞Y＞Z)排列，這樣，高應變時，線狀扁長形的平行流動方向排列，形成線理、L型或L≫S型組構(圖9-6A)。相反，減速流動或離散流動則是發生在岩漿從狹窄的通道流向寬闊的地區時，此時，流動線發生分散，形成壓扁的或扁平的應變，應變橢球體的XY面與流動方向高角度相交，晶體傾向於其最大的晶面平行應變橢球體的XY面排列，由此形成與流動面和流動線高角度相交的葉理、S型或S≫L型組構(圖9-6B)。當沿一個界面有拖曳力存在時，流動岩漿的不同部分就會出現明顯的速度反差，表現出速度遞變流動的特徵，這種流動在岩席狀岩漿體中、在岩漿房的邊緣和岩漿房的結晶前緣都是常見的，這是一種漸進的非共軸流動(圖9-6C)，如果簡單剪切沿著這一面性界面發生，流動線保持平行，那麼流動開始時，應變橢球體XY面和X軸分別與流動面和流動線成45°角相交，因此，如果岩漿僅經歷了少量的非共軸流動，那麼，所形成的葉理和線理與流面和流線有一定的夾角，隨著應變的增加，葉理和線理旋轉並趨於與流面和流線平行。

圖9-6 匯聚流動、離散流動和非共軸流動特徵圖解

(據Marckin，1947)

比Marckin(1947)描述的更復雜的層流也可能在岩漿里發生，此時最終應變和相應的組構是渦度(Vorticity)和三個相互垂直主拉伸率的函數(Means，1994)。在這種環境下，流動面和流動方向的概念根本沒有意義。Passchier(1997)提出了面狀和線性「組構吸引器(Fabric Attractor)」的概念，所有物質線朝著組構吸引器的方向旋轉。另外，岩漿流動也可能形成更復雜的混合層流，在這種流動過程中，速度遞變和組構吸引器是隨時可變的，並且也不是面狀的。如果顆粒位移路線更復雜，混合層流可升級為渦流，形成渦流時，顆粒的位移方向和位移速度在時間和空間上是高度變化的，這時流動和組構的關系十分復雜，當然，由於深成岩中保存的組構基本是在岩漿接近固相線時形成的，這種情況下渦流不會發生，層流是花崗質岩石在組構形成過程中最可能發生的流動形式(Paterson et al.，1998)。

圖9-7 岩漿流動和兩盤相對位移共同作用下岩脈中的應變圖案

(據Correa-Gomas et al.，2001)

圖案中的應變橢圓代表XZ平面；DSP為岩牆對稱面；FSP為組構對稱面

流動速度或差異性流動速度對岩漿葉理和線理的產狀也有影響。Correa-Gomas et al.(2001)以岩漿流動速度恆定而兩盤位移速度的增加提出了岩牆(或岩席)中組構形成特徵的5種模式：①只有岩漿流動而兩盤位移甚微的情況下，岩漿流動速度(MFV)遠大於兩盤位移速度(MDV/2)，岩牆中的組構主要由岩漿流動作用形成，剪切應變從岩牆邊部向中心逐漸降低，從而在岩牆兩側形成對稱排列的組構圖案，在此情況下，岩牆對稱面(DSP)與組構對稱面(FSP)是重合的，岩漿組構(葉理和線理)與圍岩接觸面構成的銳夾角指向與流動方向相反，但兩側組構構成的銳夾角指向與岩漿流動方向相同(圖9-7A)；②MFV＞MDV/2，MFV為1.0m/s，MDV/2=±0.5m/s，滑動方向與岩漿流動方向相同的圍岩一側的合成速度為0.5m/s，而另一側則為1.5m/s，這樣，岩牆兩側的應變強度明顯不同，從而可能形成發育程度不同的組構特徵，兩側合成速度雖然不同，但均為正向合成速度，說明岩漿組構(葉理和線理)與圍岩構成的銳夾角指向仍與岩漿流動向反，在此情況下，組構對稱面(FSP)相對岩牆對稱面發生逆時針旋轉(圖9-7B)；③MFV=MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±1.0m/s，靠近滑動方向與岩漿流動方向相同的圍岩一側的合成速度為0.0m/s，而另一側為2.0m/s，這時，表現出一側應變大而另一側基本無應變的應變圖案，在此情況下，組構對稱面(FSP)不存在(圖9-7C)；④MFV＜MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±1.5m/s，這時，靠近滑動方向與岩漿流動方向相同的圍岩一側的合成速度變為-0.5m/s，這就意味著圍岩運動速度快於岩漿的流動速度，相反，與岩漿流動速度相同的一側的合成速度增為2.5m/s，這時的組構對稱面向對岩牆對稱面發生順時針旋轉，也就是說，合成速度較大一側應變橢圓X軸與圍岩接觸面之間的銳夾角盡管也指向岩漿運動相反的方向，但夾角比第2種情況更小，而合成速度為負值一側的銳夾角指向與岩漿運動方向相同，兩側組構構成的銳夾角指向則與岩漿運動方向相反(圖9-7D)；⑤MFV≪MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±10.0m/s，在此情況下，組構的形成主要是兩盤位移造成的，岩漿流動的影響很小，靠近滑動方向與岩漿流動方向相同一側的合成速度可達-9.0m/s，另一側為11.0m/s，這與第3種情況接近，FSP可能不存在，但與第3 種情況不同的是，兩側應變強，中間應變弱(圖9-7E)。

岩漿葉理和線理在不同岩體或同一岩體的不同部位發育程度是不一樣的，它取決於岩漿流動方式和速度、岩漿的冷卻速度、岩漿的成分、標志物(岩漿中先期結晶的礦物晶體和析離體、捕虜體等)的軸率或面率等諸多因素，一些變形機制也對組構的形成有明顯的影響。

許多侵入岩體中岩漿葉理和線理在邊部發育、密集，並大致平行於圍岩接觸面，向中心減弱。其中，岩漿的差異性流動(非共軸)有著很大貢獻，因為差異性流動提供了趨使先期結晶的礦物晶體和析離體、捕虜體的最大平面或長軸向應變橢球體的 XY面或X軸旋轉，形成岩漿葉理和線理的剪應力(圖9-7，圖9-6C)。而在岩漿結晶和冷卻時，從邊部到中心的冷卻速度梯度及其引起的岩漿流變梯度和相應的速度梯度帶則與岩漿葉理和線理在邊部發育、密集，向中心減弱的現象相對應，反映了冷卻速度的貢獻。如果在圓形或橢圓形岩體中，僅發育岩漿葉理，也大致平行於圍岩接觸面，向中心減弱，岩漿的氣球式膨脹產生的共軸應變也起了很大作用。岩漿的冷卻速度對岩漿葉理和線理發育程度的影響還表現在不同侵位深度的岩體中。通常情況下，淺部侵位的(高位)深成岩冷卻速度快，而深部(低位)侵位的深成岩冷卻速度慢。高位深成岩中，僅發育有微弱的或很不明顯的岩漿葉理和線理，但磁化率的各向異向性(Anisotropy of Magnetic Susceptibility)的測量可以顯示岩漿組構的存在，但在中深部侵位的深成岩中，岩漿組構則相對復雜，除了由岩漿礦物定向形成的岩漿葉理和線理之外，還經常伴生有岩漿層狀構造、岩漿斷層(圖9-8)和剪切帶、岩漿褶皺等構造，有時可見岩漿葉理為岩漿褶皺的軸面葉理(圖9-9)，有些深位岩體中還有復合(或多組)岩漿組構的疊加(Paterson et al.，1998；Pignotta＆Benn，1999)。例如，Moyen et al.(2003)在研究印度南部的 Closepet花崗岩時，發現這期同構造侵入到NNW-NW向巨大韌性剪切帶中的花崗岩在不同構造層次表現的岩漿組構不同，位於深部地殼層次的岩體發育強烈的岩漿流動組構和固態流動組構，而位於上部地殼層次的岩體僅發育微弱的岩漿流動組構，不發育固態流動組構(圖9-10)。

岩漿的成分、標志物的軸率或面率對岩漿葉理和線理的形成也有影響。鎂鐵質礦物輝石、角閃石、黑雲母的軸率相對長石和石英要大得多，流動過程旋轉定向時能顯示出明顯的優選方位，因此，在同一情況下，富含鎂鐵質礦物的岩石中的岩漿葉理和線理相對發育。

圖9-8 美國內華達州Dinky Greek岩體中的岩漿斷層照片

(據Paterson et al.，1998)

斷層將岩石中的層狀析離體錯開幾厘米，沿斷層無礦物定向，顯微鏡下無固態顯微構造，有些岩漿晶體穿越斷層生長，意味著斷層錯動是由熔體參與的顆粒邊界滑移完成的，在熔體最後結晶之前形成

圖9-9 美國華盛頓州Entiat岩體中的岩漿褶皺照片(A)和素描(B)

(據Paterson et al.，1998)

褶皺面由角閃石和斜長石定向組成，嵌晶狀角閃石平行軸面定向排列疊加在其上。這些礦物都是在「晶粥」狀態下通過顆粒支撐流動形成的

圖9-10 印度南部Closepet花崗岩在不同層次的三維表現，圖中白箭頭為殘留熔體的遷移方向

(據Moyen et al.，2003)

除此之外，在近固相線的流動過程中，一些變形機制如礦物的堆砌，差異性的顆粒旋轉，顆粒間的相互干擾和顆粒的碎裂或熔體參加的重結晶作用，都會阻止或減少顆粒的排列。因為礦物堆積在一起造成礦物旋轉、定向排列的困難性。較小軸率的標志物(顆粒)往往比較大軸率的標志物旋轉速度快。因此，在小應變(γ＜5)環境下，它們就往往顯示出與剪切面較大程度的平行性，但如果應變更大時，則會旋轉過度，越過剪切方向或剪切面，反而不可能平行剪切方向。在較大應變的情況下(γ＞5)較大軸率的標志物則更可能平行於流動方向。大約在這些位置周圍小軸率標志物可以形成統計上的最大值。如果顆粒-顆粒之間發生明顯的反應，相互干擾顆粒行為會變得極為復雜，且顆粒的優選定向與應變之間也變得復雜起來。晶體與晶體之間的反應的頻率，結晶體與熔體界面耦合程度的加強，新生結晶體的持續增加，和先存晶體的生長，以上這些因素將使標志物的優選定向變得復雜化。

(2)固態流動組構

固態流動組構也稱為固態組構或亞岩漿組構(Solid-state Fabric or Submagmatic Fabric)，是岩漿結晶後期接近固態或達到固態岩石後對應變的反映，其中葉理和線理通常由礦物、礦物集合體、析離體和包體經變形後定向而成。與變質岩區岩石經固態流變後形成的變形組構特徵基本相同，它與原生流動構造的最大區別在於組成葉理和線理的礦物多為他形晶體，具有明顯的應變特徵，有時甚至出現典型的糜棱結構、S-C組構、石英拉長和拔絲結構等(Moyen et al.，2003；Paterson et al.，1998；Kisters＆Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999)，也可以形成小型韌性剪切帶。當然，固態組構也有高溫組構和低溫組構之分。

有關塑性變形構造的詳細特徵詳見第十章。但需要指出的是，岩體內部的定向構造的流動成因與變形成因並不是彼此獨立的。主要原因在於侵入岩體從熔漿固結成岩體的過程是一個漸變過程，從無晶體的熔漿向富含結晶物質的晶粥，至無熔體的結晶岩。另外，在這一過程中，先成為固態岩漿岩或近固態岩漿岩(此時含有百分之幾的熔體)和剩餘的晶粥一起仍在受岩漿活動過程中的應力作用影響，也可以發生固態塑性流變。在侵入岩體中，固態流動組構可以與岩漿流動組構漸變過渡，也可以疊加在早期的岩漿流動組構之上。

侵入岩體中岩漿流動構造和固態流動組構的區別可以通過顯微構造的觀察區分開來(表9-1)

表9-1 花崗質岩石中與礦物生長和變形相關的顯微構造

續表

(據Paterson et al.，1998)

2.侵入岩體的原生破裂構造

岩漿冷卻是一個緩慢過程，不論岩漿體大小，總是由邊緣向內部逐漸冷凝。開始在接觸圍岩附近先冷凝成硬殼，由於冷凝層的收縮，硬殼內開始發育有規律排列的破裂構造稱為原生破裂構造。

H.Cloos(1925)在研究花崗岩體的破裂構造過程中，根據原生破裂構造與原生流動構造之間的關系，將原生破裂構造劃分下列幾種(圖9-11)：

圖9-11 侵入岩體頂部原生破裂構造示意圖

(據H.Cloos，1922)

Q—橫節理；S—縱節理；L—層節理；STR—斜節理；A—細晶岩脈；F—岩漿線理

橫節理(Q節理)：節理面與岩漿線理相垂直，產狀較陡，節理面粗糙，無擦痕面。橫節理可能是由未冷凝的岩漿向上的擠壓作用產生的側向水平拉伸作用形成的，屬於張節理性質。橫節理常被殘余岩漿和後期熱液物質充填。

縱節理(S節理)：節理面平行岩漿線理而垂直岩漿葉理，節理產狀較陡，節理面也較粗糙並不顯擦痕。縱節理可能是在岩漿上沖，岩體產生的拉伸作用下形成的。屬於張節理，但不如橫節理發育，節理內可充填殘余岩漿和後期熱液物質。

層節理(L節理)：節理面平行岩漿葉理和岩漿線理，節理面產狀平緩，多發育在岩體的頂部並與接觸面平行。可能是由於岩漿在垂直圍岩接觸面冷卻收縮而產生的破裂構造，所以也具有張節理性質。層節理常被細晶岩或偉晶岩脈充填。

斜節理(D節理)：斜節理面與岩漿線理和岩漿葉理都斜交，是兩組共軛的「X」型節理。節理面光滑，常見錯動，節理面上擦痕和鏡面。斜節理常發育在岩體頂部，可能是由擠壓作用導致的共軛剪切作用形成的，所以斜節理屬剪節理性質。節理內常被岩脈和礦脈充填。

邊緣張節理：在侵入岩體陡傾的邊緣接觸帶內發育一組向岩體中心傾斜的斜列式的張節理稱為邊緣張節理(圖9-12)。這種張節理的形成是由於未冷凝的岩漿向上運動而對已凝固的岩體邊緣產生差異運動所致。邊緣張節理可延伸到圍岩中並被岩脈和礦脈充填。

邊緣逆斷層：在侵入岩體陡傾斜側出現的逆斷層叫邊緣逆斷層。邊緣逆斷層的位移量很小，但是效應較大(圖9-13 之 M)。H.Cloos認為是岩漿上升，岩體邊緣形成的剪切破裂面發育而成。沿邊緣逆斷層本身還可能產生次一級的羽狀剪節理。

此外，在岩體頂部由於側向拉伸還可形成頂部平緩正斷層。

圖9-12 邊緣張節理形成方式的實驗

(據H.Cloos，1922)

A—黏土岩；實線箭頭代表活塞的上升

圖9-13 侵入體邊緣垂直岩漿葉理剖開的斷塊圖

(據E.S.Hills，1972)

M—邊緣逆斷層；F—岩漿葉理；L—岩漿線理；Q—橫節理；STR—斜節理

8. 侵入岩的構造

1）塊狀構造（均一構造）：組成岩石的礦物，在整塊岩石中呈各向均勻地分布，岩石各部分在成分上或結構上都是一致的。這是一種分布最廣的構造，如花崗岩侵入體中部。

2）帶狀構造：由於岩石各部分的成分、顏色或粒度有差異並相間成帶狀分布而成。常見於基性、超基性岩中。如在輝長岩中常見到深色礦物的橄欖石、輝石與淺色礦物斜長石交替排列成帶狀構造（圖2-13）。

圖2-13 帶狀構造

3）斑雜構造：指岩石的不同部位，其顏色、礦物成分或構造差異很大，整個岩石呈不均勻的斑斑塊塊，雜亂無章（圖2-14）。引起斑雜構造的原因很多，如岩漿對捕虜體及圍岩的不均勻同化混雜作用、岩漿的多次侵入、析離體的出現，以及不均勻的交代作用。斑雜構造在邊緣帶發育，但並不限於邊緣帶。

4）流動構造：包括流面、流線構造。流線是柱狀礦物和長形析離體、捕虜體等沿延長方向呈定向排列的構造；流面是片狀、板狀礦物及扁平捕虜體、析離體呈定向排列的構造（圖2-15）。流線、流面構造的形成與岩漿流動有關，流面與圍岩接觸面平行，流線與岩漿流動方向一致，它們在岩體的邊緣和頂部較清楚，向岩體內部逐漸消失。

圖2-14 斑雜構造

圖2-15 流面、流線構造

A—平行於流面構造的面，含有柱狀、針狀、片狀礦物和包裹體團塊；B—水平面；C—平行於流面走向的縱切面；D—垂直於流面走向的縱切面

5）原生片麻狀構造：岩石中暗色礦物呈斷斷續續的定向排列，其間被淺色粒狀礦物所分開。僅分布於岩石邊緣的局部地段，是因岩體侵入過程中，流動的岩漿對圍岩產生強烈的擠壓而形成。

9. 　侵入岩區地質構造特徵研究

一、岩漿侵入作用特徵研究

（1）對侵入岩三維空間形態進行推斷分析，研究岩體特徵，包括出露面積、剖面形態、推斷產狀、接觸關系、接觸變質作用、侵入角礫岩、相帶劃分、原生構造、侵入深度、剝蝕程度、隱伏岩體、侵位方式、侵入時代。

（2）岩石物質成分研究：礦物成分、副礦物、岩石結構構造、岩石化學、地球化學成分、微量元素、同位素分布、稀土含量配分、氣液包裹體等。

（3）分析岩漿演化特徵：說明岩漿侵入過程，分析岩漿分異特徵，說明各階段物質成分演化特徵，劃分侵入作用期次，編制侵入岩漿作用柱狀圖，分析侵入岩物質成分來源、侵入岩成因以及岩漿侵入作用反映的構造環境。

（4）研究控岩構造特徵，確定岩漿構造帶，確定其分布特徵和發生發展歷史。

（5）從時間、空間、物質成分三方面說明岩漿侵入作用和成礦作用的關系。

（6）隱伏花崗岩類岩體的地質預測標志：隱伏岩體在礦產預測工作中具有十分重要的意義，許多內生礦產都與隱伏侵入岩體在空間上有密切關系，因此隱伏岩體的判別十分重要，其地質預測標志主要有熱接觸帶變質暈、熱液蝕變交代、岩脈或岩枝發育、其他構造等標志，結合地球物理標志和地球化學標志一般可以判別隱伏岩體的空間位置。

二、常用花崗岩類型分類方案

自20世紀80年代以來，我國在區調工作中常用的花崗岩分類方案主要根據Pitcher1983年分類（表2-1）。

表2-1花崗岩類型特徵一覽表

續表

註：轉引自林景仟（1987）。

三、花崗岩類岩石譜系單位劃分方法

原地礦部自1991年以來在全國推行花崗岩類岩石譜系單位劃分方法，為了便於資料的綜合研究工作，現按原地礦部直屬單位管理局1991年編印的《花崗岩類區1:5萬區域地質填圖方法指南》（以下簡稱《指南》）。擇要介紹花崗岩類岩石譜系單位的劃分方法，供參考。

（一）概念

花崗岩類岩石譜系單位的劃分方法，是指在花崗岩類岩漿同源性及其演化規律概念指導下，在野外地質填圖過程中根據岩石成分、結構、包體成分特徵以及侵入時間序次把不同侵入體歸並為岩石單元；並進一步根據各岩石單元侵入的時間、空間、物質組分的關系，歸並為超單元。這是國內外應用於花崗岩區野外填圖時通用的方法。

（二）岩石單元的歸並依據

（1）岩石成分特徵：包括岩石種類、礦物成分、岩石化學、地球化學成份特徵基本一致的不同侵入體可劃歸同一岩石單元。

（2）岩石結構特徵：對岩石中所含礦物的相對大小、絕對大小、礦物形態及它們的組合特點和相互關系，經過詳細對比基本一致的相同岩性的侵入體，可以劃歸同一岩石單元。

（3）侵入體所含包體基本相同或相似：指包體的發育程度、種類、包體的岩石類型、形狀特徵以及與寄主岩的相互關系基本相同或相似。

（4）侵入體所賦存的脈岩和脈岩組合基本相類似。

（5）侵入體形成的時間基本相同：侵入體的侵入序次和相對年代關系應一致，形成時間基本相同，在大區域對比時存在延時或穿時現象。

（三）花崗岩超單元歸並依據

（1）空間上緊密伴生：一般為同一構造區域或岩石區內不同深成岩體中相同時代或相似的一套岩石序列。有的是同心狀分布，有的呈涌動型接觸關系。

（2）時間上緊密相關：一般應屬同一熔融事件的產物，是同一主岩漿侵入期的產物，可見脈動、涌動型接觸關系，但不應有顯著的斜切、截斷關系。

（3）成分上具有親緣關系和演化關系：具有相似的岩石成分演化、結構變化和變形構造的基本特徵。

花崗岩區劃分岩石譜系單位作為對比岩體的相對關系，研究岩漿演化劃分侵入岩漿構造帶具有意義，但是通過十多年填圖的實踐，有的學者認為，對岩漿活動的研究只停留於劃分岩石譜系單位是不夠的，還應當進行比較深入的研究工作，尤其是應進一步深入開展岩漿活動與構造演化的研究工作。

四、花崗岩構造環境類型的劃分

花崗岩構造環境分類及判別方法國內外有很多學者有其各自的分類方法。最新的最有權威的分類及判別方法以肖慶輝等2002年出版的《花崗岩研究思維與方法》中綜合介紹的幾種分類及方法，在此直接摘要介紹。

（1）根據肖慶輝2002年介紹的巴爾巴林（BarBarin）構造環境判別方法。

花崗岩分為：

a.含白雲母過鋁花崗岩類（MPG）；

b.含堇青石及富黑雲母過鋁花崗岩類（CPG）；

c.富鉀及鉀長石斑狀鈣鹼性花崗岩類（KCG）；

d.含角閃石鈣鹼性花崗岩類（ACG）；

e.島弧拉斑玄武質花崗岩類（ATG）；

f.洋脊拉斑玄武質花崗岩類（RTG）；

g.過鹼性及鹼性花崗岩類（PAG）。

表2-2花崗岩類型及它們的來源與地球動力學環境的關系

（2）根據肖慶輝2002年綜合介紹Maniar和Piccoli（1989）提出的花崗岩構造環境類型方案如下：

a.島弧花崗岩類（IAG）：是指由於一個大洋板塊俯沖在另一個大洋板塊之下的作用所形成的岩漿弧岩石。岩石類型為石英閃長岩、石英二長閃長岩、英雲閃長岩和花崗閃長岩。

b.大陸弧花崗岩類（CAG）：是指大洋板塊俯沖在大陸板塊之下在大陸形成的岩漿弧岩石。岩石類型為英雲閃長岩、花崗閃長岩和花崗岩（QAP圖上A/P＜2.0）。

c.大陸碰撞花崗岩類（CCG）：是指在造山作用的陸陸碰撞時期侵入的岩石。岩石類型為花崗岩（QAP圖上A/P＜2.0）。

表2-3主要花崗岩類類型的主要礦物組合

註：0表示缺失；＋表示稀少；＋＋表示一般；＋＋＋表示豐富。

表2-4主要花崗岩類類型的野外產狀及岩石特徵

註：0表示缺失；＋表示稀少；＋＋表示一般；＋＋＋表示豐富。

表2-5主要花崗岩類類型的主要元素和同位素特徵

註：＋表示低；＋＋表示中等；＋＋＋表示高。

表2-6花崗岩類構造環境分類及其實例

註：摘自肖慶輝等，2002。

d.後造山花崗岩類（POG）：是指在造山作用的最後階段侵入的花崗岩類，一般是在造山帶變形作用結束後侵入的。岩石類型為花崗岩。

e.與裂谷有關的花崗岩類（RRG）：是指那些與大陸地殼裂谷作用有關的岩石。這里嚴格指與裂谷地塹的形成有關的花崗岩類岩石。顯示雙峰式分布形式，岩石類型為鹼性花崗岩，石英鹼性正長岩和石英正長岩。

f.與大陸的造陸抬升有關的花崗岩類（CEUG）：是指與經歷過造陸的地殼抬升，但並沒有進一步發展成一個裂谷的大陸地區有關的花崗岩。岩石類型為花崗岩（QAP圖上A/P＞2.0）、鹼性花崗岩、石英鹼性正長岩和石英正長岩。

g.大洋斜長花崗岩（OP）：指與鎂鐵質岩石相聯系的以較小規模存在的花崗岩類岩石。一般在大洋島及洋中脊上見到。岩石類型為英雲閃長岩。

構造環境的判別流程及其判別方法可查閱肖慶輝等2002年《花崗岩研究思維與方法》。

五、岩漿構造圖編制

（1）在地質圖上，形成侵入岩分布圖，如有火山岩分布，則為岩漿分布圖；

（2）分期次確定區域控岩構造帶，並標示邊界；

（3）標示不同構造層界線；

（4）標示各類變形構造；

（5）岩漿構造圖內容：

按時代加岩性表示侵入體，接觸帶類型，蝕變區（帶），岩漿構造帶，地質構造單元界線，不同構造層界線以及各類變形構造；根據研究成果應盡量劃分花崗岩類構造環境分類，通過岩漿岩類型特徵顯示當時的大地構造環境特徵。

（6）編寫說明書。

10. 侵入岩體的構造

（一）原生構造

1.原生流動構造

在岩漿流動過程中，由於岩漿內部某些先期結晶的礦物顆粒、析離體或落入岩漿內的圍岩捕虜體等，受岩漿流動的影響而發生定向排列，從而形成原生流動構造。侵入岩體的原生流動構造可分為線狀流動構造和面狀流動構造兩種。

（1）線狀流動構造。線狀流動構造又稱流線，它是柱狀、針狀、板狀等礦物，如角閃石、輝石、長石等的平行定向排列而形成的線狀定向構造，也可以是由暗色礦物凝集而成的紡錘狀析離體和長條狀捕虜體等順長軸定向平行排列而構成。流線構造多發育於侵入岩體的邊緣和頂部。

（2）面狀流動構造。面狀流動構造又稱流面，它是由片狀、板狀、柱狀等礦物，如雲母、角閃石、長石等以及扁平的析離體、捕虜體，在岩漿流動過程中順流動方向平行排列形成的面狀構造。屬於面狀流動構造的還有帶狀流動構造，它表現為不同成分的岩石相互成層，或由於礦物分層集中形成的淡色與暗色岩石條帶的互層，猶如沉積岩中的層理，所以，也有人稱這種構造為「假層理」。這種「假層理」常見於基性、超基性侵入岩中。

圖8-7 阿達拉岩體及其面理和捕虜體分布略圖

1—阿達拉花崗閃長岩；2—花崗岩；3—閃長岩；4—圍岩泥質變質岩系；5—面理及產狀；6—捕虜體

2.原生塑變構造

除流線、流面外，岩體中還可形成反映塑性變形的構造。岩漿塑變階段常在岩體邊緣發育原生塑變構造，如面理和線理以及相關的邊緣片麻岩帶和褶皺。面理上發育了黑雲母和捕虜體等。面理由岩體邊緣向中心逐漸減弱，以至消失，面理走向基本上圍繞岩體中心變化，並與接觸帶平行。捕虜體的長軸方向大體與面理一致，捕虜體長、短軸之比由岩體邊緣向中心逐漸變小，反映變形逐漸減弱（圖8-7）。

3.原生破裂構造

侵入岩體在岩漿冷凝晚期所形成的破裂稱原生破裂構造。克魯斯（H.Cloos，1922）在研究花崗岩體破裂構造時，根據破裂構造與流動構造的相互關系，將原生破裂構造作如下劃分。

（1）橫節理。橫節理又稱Q節理。節理面垂直於流線，也垂直於流面，裂面粗糙，屬張節理性質（圖8-8Q）。橫節理為較早期發生的節理，常被殘余岩漿或後期熱液物質，如細晶岩、偉晶岩、煌斑岩、基性岩和石英岩脈所充填。橫節理的產狀隨流動構造的方位呈有規律的變化。橫節理可能是由於岩漿流動導致拉伸作用所形成的。

（2）縱節理。縱節理又稱S節理。節理面垂直於流面，平行於流線，傾斜較陡，裂面粗糙，亦可能屬張節理性質（圖8-8S）。縱節理常發育在侵入體頂部流線平緩的部位。它們一般不如橫節理發育得那樣完善。馬爾端（J.Marre，1982）認為縱節理比橫節理晚形成。在岩漿固結晚期，由於體積縮小，岩體內任意點都存在張力作用，而縱節理可能是相當於在流面上垂直於流線方向的拉伸應力作用的產物。

（3）層節理。層節理又稱L節理。節理面平行於流面，也平行於流線，一般發育在侵入岩體頂部，多數產狀平緩，往往與侵入岩體頂部的接觸面平行，故能概略地指示侵入岩體頂部接觸面的產狀（圖8-8L）。層節理的形成方式與垂直於接觸面方向上的冷縮作用有關，因而亦屬於張節理性質。一些脈岩，如偉晶岩、細晶岩等常充填在該節理中。

（4）斜節理。斜節理又稱D節理。它是與流線、流面都斜交的兩組共軛剪節理（圖8-8STR），該類節理面較光滑，常有擦痕。許多斜節理被熱液礦脈、岩脈所充填。並切割較早期的橫節理、縱節理，以及層節理，因此斜節理形成時期最晚。斜節理往往發育在侵入體頂部。它們被認為是鉛直擠壓作用所產生的一對共軛剪裂面發展而成的。斜節理的進一步發展，可演化為正斷層。

圖8-8 深成岩體頂部原生破裂構造圖示（據H.Cloos，1922）

Q—橫節理；S—縱節理；L—層節理；STR—斜節理；A—細晶岩脈；F—流線

（5）邊緣張節理。邊緣張節理發育於侵入岩體陡立的邊緣接觸帶，並常延伸到圍岩中。節理面向侵入岩體中心傾斜，常呈雁行狀排列。邊緣張節理是由於向上涌動的岩漿同已經冷凝的岩體邊緣之間出現的差異剪切運動所誘發的張應力的作用而形成的。邊緣張節理常成帶出現，並可能有礦脈充填。

（6）邊緣逆斷層。邊緣逆斷層與邊緣張節理相似，發育在侵入岩體陡立的邊緣接觸帶。它向侵入岩體中心傾斜，呈斜列式排列（圖8-9）。其成因可能是由於岩漿侵入時，岩體邊緣引起的剪切作用形成的一組破裂面轉化而成的。

原生破裂構造並不是所有侵入岩體或同一侵入岩體任何部位都普遍發育的，一般來說，它在岩體邊部較中心部位發育。原生破裂構造發育的空間方位，除受岩體形態和原生流動構造產狀控制外，亦受當時的區域構造應力場的影響，形成之後還可能因後期構造的影響，而改變其性質和產狀。

圖8-9 沿侵入體邊緣流面方向剖開的塊斷圖（引自E.S.Hills，1972）

M—邊緣逆斷層；F—流面；L—流線；Q—橫節理；STR—斜節理

（二）次生構造

岩漿岩體形成後，由於地殼運動使岩漿岩體形態和產狀發生變化，引起新的構造變形，從而形成岩漿岩體的次生構造。由於岩體一般不像沉積岩具有層理，所以其次生構造較難識別。

1.褶皺構造

岩體形成後，由於應力的作用，可引起岩體和圍岩一起褶皺，岩體內的褶皺是通過岩體內的流面和破裂面的彎曲而呈現的。這些構造面及其所劃分的「層」並不具有新老層序關系，所以它們形成的褶皺就不能稱為背斜和向斜，應稱為背形和向形。通常這些背形和向形規模較小，其形態較開闊。例如，山東玲瓏花崗岩體中發育一系列斜列式小型褶皺，該褶皺是以剪節理面為褶皺面而呈現出來的，故稱「節理褶皺」。這些褶皺可能是在力偶作用下，岩體發生彈塑性彎曲變形的結果。

有些岩體界面與圍岩層理是平行的，例如岩床受到後期構造運動，就會與周圍的沉積岩或噴出岩一起褶皺，這類褶皺經常是通過岩體與圍岩接觸面的彎曲而顯示出來。它們反映區域構造特徵。當噴出岩體與圍岩一起褶皺時，其特徵與沉積岩層褶皺完全相似。例如，雲、貴、川廣泛分布的峨眉山玄武岩組成的褶皺與上、下沉積岩層褶皺形態就是完全相似的。

2.次生斷裂構造

岩漿岩體形成後，在應力作用下形成的斷裂稱為岩漿岩體的次生斷裂構造，它包括次生節理和次生斷層。其特徵和識別標志與一般節理和斷層的特徵及識別標志基本相同。但是，由於岩漿岩的岩石物理力學性質與沉積岩不同，因此，它們具有如下特徵：

（1）岩漿岩體岩性均一，缺乏沉積岩中的斷裂所具有的那些明顯的標志，難以看出岩層的錯動、重復、缺失等現象。在地質填圖過程中如不注意常被遺漏，給人以岩漿岩體內構造較簡單的假象。實際上岩漿岩體中的斷裂構造也是很發育的。斷距和滑距可以通過被錯斷的岩脈、相帶等來確定。

（2）岩體在受強烈應力作用發生錯動時，很容易使岩體破碎和發生動力變質。另外由於斷裂面引起岩體破碎變形和產生重結晶作用從而造成各種類型的斷層岩和變質岩條帶，有時還產生低溫變質應力礦物，如綠泥石、葉蠟石、絹雲母、滑石等。例如，大別山某地蛇紋石化橄欖岩體中的一條斷裂帶就是一條寬約幾十厘米的綠泥石片岩。

（3）岩體受力後，由於礦物變形而出現光性異常現象。如果礦物的變形呈帶狀分布或因細粒化而形成糜棱岩帶，則指示有斷裂存在。這種斷裂的破裂面一般很不明顯，且具有韌性剪切帶特徵。韌性剪切帶是岩體內發育得較普遍的一種次生斷裂構造，對它的研究有助於揭示岩體的構造變形特徵。

（4）岩漿岩體，特別是花崗岩體是比較均一的、連續的、堅硬的塊狀地質體，因此，形成的斷裂面往往很平直，無論是走向上或傾向上變化都不大，常由兩組或多組斷裂組合成網格狀（圖8-10）。

圖8-10 花崗岩體中的網格狀斷裂構造（據Γ.Псспелову，1942）