侵入岩属于什么地质构造

1. 侵入岩体的原生构造有哪些

(一)流动构造

流动构造是侵入岩体的一个主要特征，但是，自然界并不是每个岩体都具有明显的流动构造。流动构造表现的好坏，取决于：

1、岩浆在流动过程中，已有矿物结晶的，则表现明显；而流动过程并无或很少有矿物结晶者，则表现差。

2、具柱状、片状矿物的岩体，易于造成流动构造。

3、中深成和浅成岩体较深成岩体明显。

4、同一岩体在靠近围岩的部位明显。

下面分别简述一下流线和流面构造。

(1)流线：针状、柱状或板状矿物(例如长石、角闪石等)及长条状捕虏体沿流动的长轴方向排列而成。它代表原始岩浆的流动方向。

在工作中，应注意测定流线的走向和倾斜角，并按规定图倒在图面上予以正确标定。

(2 )流面：片状矿物(如云母等)及扁平状捕虏体、析离体在岩浆流动时，平行于岩浆阻力最大的接触面排列，有时可以形成层状或带状构造。

流线只能告诉我们岩浆流动的方向，但不能说明接触面的产状；流面可以确定接触面的产状，但不能说明岩浆流动方向。因此，只有把这两个要素结合起来，才能判断岩浆运动的总的情况。在测量流动构造时，一般是先找流面，再在流面上找流线，分别量出它们的产状，从而恢复岩体的产状。

(二)原生节理

1、原生节理类型：

横节理( Q节理) ：垂直流线的陡倾斜节理，节理面粗糙，裂开宽度较大，延伸较短，并常被脉岩或矿脉充填。

纵节理(S节理) ：它平行于流线而垂直于流面构造，节理多细密，节理面平滑，一般无充填物。

层节理(L节理) ：节理面平行流面(并与接触面一致)和流线，倾角一般不大，较平整， 有时可见岩脉或矿脉充填。

斜节理(D节理)：它是与流线、流面构造斜交的，常成两组出现，具有剪切节理特点， 常有错动，它常常切割矿脉或岩脉。

2.野外工作中区分原、次生节理的几点参考意见：

(1)最基本的是原生节理与岩体流动构造之间有着密切的关系，因此，有较明显的现律可循。

(2)原生节理不切穿岩石中的矿物颗粒，但次生节理则有切穿矿物的可能。

(3)原生节理分布比较局限，特别是岩体边部的原生节理决不可能穿插到围岩中去，这与次生节理区别。

(4)原生节理常被后期脉岩所切断，但次生节理，有的可以被脉岩切断，有的则可切断脉岩。

(5)一般来说原生节理的充填物常属高温热液或气成产物，而次生节理则常常不然。

(6 )断层线附近有规律分布的节理，一般为次生节理。

3.确定原生节理的方法：

首先在节理面上或附近观察柱状矿物、片状矿物和捕虏体的排列情况，以判断流线和流面，然后根据节理和流线、流面的关系判断属于那一组节理。 测量L节理面产状即可代表接触面的产状，进而可以恢复岩体的产状。

对岩体原生构造的研究必须慎重细致，应在全面系统研究的基础上(包括对流动构造，原、次生裂隙，被充填的岩矿脉的研究) ，通过不同性质地区内的岩体构造系统和围岩构造体系对比分析及对岩体裂隙的力学性质分析、配套后，才能比较可靠的区分原、次生构造，以求恢复和探索岩体不同阶段的构造应力状况。

2. 侵入岩地质和岩石学特征

5.2.1 含矿斑岩及相关侵入岩的地质特征

图5.8 冷水坑含矿斑岩水平断面图和形态示意图

在冷水坑矿区及外围燕山期侵入岩较为发育，岩性可分为花岗斑岩、石英正长斑岩、流纹斑岩和正长花岗斑岩等。在冷水坑矿区及其外围地区，（含矿）花岗斑岩主要分布在冷水坑矿区中部，自西北向东南呈不规则岩株状产出，出露面积约0.36km²。岩体总体走向NE，倾向NW。近地表或浅部岩体倾角较缓，有的地段近似水平状，深部产状变陡。岩体形态在不同水平断面上有一定的差异，不同中段水平岩体形态图（图5.8）清楚地显示出岩体形态、规模及产状的变化。在200m标高断面上，岩体呈不规则长条带状，西北边界极不规整，可能是盖层覆盖、地形因素及剥蚀原因造成。100m和零米断面，岩体宽度有所膨大，走向不变。-100m断面岩体近似等轴形，面积开始缩小，明显向北西方向位移。在-200m标高岩体形态呈不规则长条带状，长轴展布方向略向东偏转，岩体宽度减小，岩体规模开始变小。在-300m中段至-600m水平，岩体逐渐收缩变小至尖灭。从图5.8可以看出，岩体在零米以上其形态、产状、规模比较稳定，从-100m中段开始岩体形态变化较大，并向西北方向倾斜。从上到下，沿倾向岩体倾角变陡。斑岩体上下界线均呈波状起伏变化。在平行岩体走向剖面上，岩体上部形态近似勺状。冷水坑含矿斑岩体在空间上为一上部平缓下部陡立、向西北倾斜、向下收缩尖灭的蘑菇状。石英正长斑岩在矿区东侧及外围有大面积分布，呈岩株状产出，出露面积约40km²。碱长花岗斑岩在矿区中部及西北侧呈短脉状、岩墙状产出。流纹斑岩地表零星出露，主要分布在矿区南部，呈小岩珠状、岩墙、岩脉状产出，地表出露面积为0.12km²。前人认为流纹斑岩和碱长花岗斑岩岩脉切割了花岗斑岩及石英正长斑岩体，在188-2平峒口可见碱长花岗斑岩侵入到矿化花岗斑岩中，由于受到新近系覆盖的影响其余侵入岩间的接触关系未见。

5.2.2 岩石学特征

（1）花岗斑岩（图5.9a）

岩石呈深灰色、肉红色，斑状（图5.9b）和碎裂结构，块状构造。由斑晶和基质组成。斑晶含量为40%～50%，粒度大多在0.5～8mm之间，主要由石英、钾长石、斜长石及少量黑云母组成，其中石英斑晶多发生不同程度的熔蚀。石英呈半自形粒状，粒径多为0.5～1mm，大者可达2mm，含量为15%～20%（图5.9c）；钾长石呈板条状，粒径为0.5～8mm，含量为25%～30%；斜长石绢云母化较强；黑云母呈片状，白云母呈鳞片状，含量＜5%。基质由长石、石英微晶构成显微晶质结构，含量约为40%。零星分布有黄铁矿、闪锌矿及褐红色褐铁矿矿化。

图5.9 花岗斑岩（a）、花岗斑岩的斑状结构（b）和花岗斑岩中浑圆状—次棱角状石英（Qtz）（c）

（2）石英正长斑岩

岩石呈深灰色，聚斑结构，块状构造。斑晶含量约为40%，斑晶由钾长石、黑云母和斜长石组成。其中钾长石斑晶占斑晶总量的50%，自形，粒径为2～4mm，简单双晶、格子双晶发育，具弱绢云母化；斜长石斑晶占斑晶总量的20%，自形—半自形，粒径为2～6mm，聚片双晶发育，可见斜长石被石英交代，局部发生绢云母化；黑云母斑晶占斑晶总量的25%，片状，粒度为0.5～1mm，其中大部分黑云母发生了较为强烈的绿泥石化且被碳酸盐交代。基质为微粒结构，由钾长石、石英和黑云母组成，粒径为0.05～0.1mm。

（3）流纹斑岩

岩石呈浅灰—浅肉红色，斑状结构。斑晶主要为石英和钾长石，含量约为10%。石英斑晶多发生熔蚀，被球粒环绕，基质为球粒结构。球粒本身由长英质放射状纤维组成，圆形，有时形态受相互间的影响而制约，具有十字消光。

（4）碱长花岗斑岩（图5.10a）浅灰—肉红色，斑状结构（图5.10b），块状构造，主要由斑晶和基质组成。基质约占80%，主要成分为细粒和微晶斜长石、钾长石、石英，呈显微嵌晶结构（图5.10c）。斑晶约占20%，碱性长石以肉红色钾长石为主，呈柱状，粒径多为1～2mm，大者可达4mm，可见卡式双晶，蚀变、风化较强；少见石英（1mm左右）。

图5.10 碱长花岗斑岩（a）、碱长花岗斑岩的斑状构造（b）和碱长花岗斑岩的基质主要为长石和石英、呈显微嵌晶结构（c）

3. 划分侵入岩(包括火山岩)构造环境

岩浆岩(或火成岩)大地构造相通过岩浆岩组合来表述与识别。

这部分内容主要引自邓晋福等(2007,高校地质学报,13(3):392~402)

(一)洋中脊扩张(Mid-Ocean Ridge Spreading)(MORS)环境的岩浆岩组合

洋中脊玄武岩(MORB)+辉绿岩岩墙+辉长岩及其堆晶岩+洋斜长花岗岩(Plγ-)+变质橄榄岩。

1)洋中脊玄武岩(MORB)为低K₂O(≤0.2%)的橄榄拉斑玄武岩(Ol-th)(按玄武岩CIPW四面体分类)为Ol-norm+Hy-norm;斑晶组合为Ol(Fo=73~91)±镁铬尖晶石(Al₂O₃:12%~30%,Cr₂O₃:25%~45%),或Pl(An=88~40)+Ol±镁铬尖晶石,或Pl+Ol+普通辉石(Wo=35~40,En=50,Fs=10~15);岩相学上普通辉石是唯一的辉石(即无斜方辉石),和两个世代的Ol(即斑晶与基质中均有Ol);演化趋势为th[SiO₂-FeO^*/MgO图,FeO^*(为全铁)=FeO+0.8998×Fe₂O₃](图5-20)。

洋中脊玄武岩(MORB)以低K₂O和斑晶组合中普通辉石为唯一的辉石,以及二个世代的Ol,区别岛弧拉斑玄武岩、洋岛拉斑玄武岩、大陆拉斑玄武岩。

2)低K₂O、橄榄拉斑玄武岩(Ol-th)质的辉绿岩岩墙以及均质辉长岩。

3)堆晶岩为纯橄榄岩+橄长岩+辉长岩±洋斜长花岗岩。

4)洋斜长花岗岩PL-r以低K₂O[SiO₂-K₂O图中的低钾钙碱(LKCA)],无实际矿物钾长石(Or),拉斑玄武岩(th)系列(SiO₂-FeO^*/MgO图),AC(碱钙性)和A(碱性)(Peacock碱钙指数),以及Pearce图解(Nb-Y图,×10^-6)位于ORG(洋中脊花岗岩)区别于俯冲环境有关的岛弧和大陆边缘弧中的TTG英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩(TTG)类,因为ORG与TTG中的TT均位于QAP分类中的英云闪长岩区(QAP图中的5区)。严格地说,应位于QP线上,因为没有Or。

5)变质橄榄岩,以方辉橄榄岩(harz)为主,加弱亏损的二辉橄榄岩(lherz),Pl相或Sp(尖晶石)相,以变质结构区别于堆晶形成的橄榄岩。

6)洋中脊玄武岩(MORB)的痕量元素和同位素特征。

在球粒陨石为标准的稀土元素(REE)分配图中为轻稀土(LREE)亏损模式,蛛网图中为大离子亲石(ILL)元素(包括LREE)亏损模式。

同位素:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值,0.70229~0.70316。

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始值,0.5130~0.5133。

图5-20 玄武岩四面体(按CIPW标准矿物的分类)(据Yoder & Tiley,1962)

(二)洋岛环境的岩浆岩组合

洋岛拉斑玄武岩(OIT)+洋岛碱性玄武岩类(OIA)+Na质系列(TAS分类)的夏威夷岩(TAS图解中的S₁区),Ol-粗安岩(S₂)和歪长粗面岩(S₃)+粗面岩类+碱性流纹岩+响岩,以及相应的Na质系列的侵入岩类,包括辉长岩(v)、碱性辉长岩、二长辉长岩、二长闪长岩、二长岩(η)、正长岩(ξ)、碱性花岗岩、霞石正长岩。注意:歪长粗面岩(S₃)的译名(王碧香,1991,火成岩分类及术语辞典)不好,因为它不是粗面岩,应属粗面安山岩类的钠质变种,译为歪长粗面安山岩为好。

1)岩石组合上,以宽的岩石组成谱系;出现洋岛碱性玄武岩类(OIA);和双峰式组合(玄武岩-粗面岩-(±响岩),玄武岩-碱性流纹岩(±碱性粗面岩))区别于MORB环境的岩浆岩组合。

2)洋岛拉斑玄武岩(OIT),在矿物学上,Ol只作为斑晶出现(基质中无Ol),有两种辉石(Cpx+Opx),有高的Hy-norm,K₂O>0.2%,以上述特征区别于MORS的Ol-th。

3)OIA,包括碱性Ol玄武岩、碧玄岩、霞石岩(玄武岩四面体分类),在矿物学上有两个世代Ol(斑晶和基质),只有一种Cpx,这种岩相学特征类似洋中脊橄榄拉斑玄武岩(Ol-hT),但是,以有Ne-norm、Alk(K₂O+Na₂O)高、位于TAS分类图中S₁区和U₁区,K₂O>0.2%区别于MORS的橄榄拉斑玄武岩(Ol-Th)。

4)以缺失或极少量中性岩为特征的双峰式岩浆岩组合区别于岛弧和大陆边缘弧岩浆岩组合。

5)在SiO₂-FeO^*/MgO图上为th演化趋势,在SiO₂-AlK图上碱性与亚碱性系列均发育。

6)痕量元素球粒陨石标准化图上,对REE分配图来说,为LREE富集型;蛛网图上ILL和LREE富集型,并以明显的K谷(相对于Nb和aL)、Nb、Ta峰(相对于K和La)和Zr谷(相对于Sm和Ti)区别于MORB。

同位素:⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值,0.70272~0.70651。

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd初始值,0.5130~0.5123。

(三)岛弧环境的岩浆岩组合

岛弧环境包括岩浆岩弧、弧前和弧后环境,岩浆岩组合只适用于表征岛弧总环境,难以识别弧、弧前和弧后环境,它们需要结合大地构造、沉积建造、变质建造等综合分析才能鉴别。

岩浆岩组合为,火山岩以安山岩(A)为主的玄武岩(b)+安山岩(A)+英安岩(D)±流纹岩(R)组合;侵入岩以δ+TTG为主的v+δ+TTG±γ组合。

1)高镁安山岩(HMA)和高镁闪长岩(HMδ)是识别岛弧环境一种特征岩类,发育于弧、弧前和弧后;MORS和洋岛环境中是没有这一岩类的。

2)不成熟的岛弧,常称为拉斑玄武质岛弧,以玄武岩(b)+玄武安山岩(bA)为主,th系列(SiO₂-FeO^*/MgO图)>50%;以TiO₂<1.2%区别于洋中脊与洋岛玄武岩类。

3)成熟的岛弧,常成为CA岛弧,以安山岩(A)为主,CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO图)>50%。

4)堆晶岩,以纯橄榄岩+辉石岩+辉长岩组合区别于MORS的堆晶岩。

5)QAP分类中位于5区(即英云闪长岩区)的花岗岩类:①在不成熟岛弧中常为洋斜长花岗岩(Pl-γ)、LKCA(SiO₂-K₂O图)、拉斑玄武岩(Th)系列(SiO₂-FeO^*/MgO图)、C(钙性)(Peacock碱钙指数),它以钙性(C)区别于MORS洋斜长花岗岩的AC(碱钙性)和A(碱性)。②在成熟岛弧中常为TTG组合,中钾钙碱(MKCA)为主(SiO₂-K₂O图)、CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO图)。

6)痕量元素判别图解:

①对玄武岩和玄武安山岩和相应侵入岩,在Hf/3-Th-Ta图(图5-22)上,位于火山弧玄武岩(VBA)区与大陆边缘弧一样,但区别于其他环境。

②对SiO₂·≥56%以及石英实际矿物含量>5%的侵入岩类(及相应的火山岩类)在Rb-Y-Nb-Ta系列图(Pearce图解)中,位于VAG区,与大陆边缘弧一样,但区别于其他环境。

③在MORB标准化的痕量元素蛛网图上,岛弧拉斑玄武岩表现为LIL富集,和高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)与REE的亏损;岛弧钙碱(CA)玄武岩,则表现为LIL富集的同时,与总体上高场强元素和重稀土的亏损(为谷)和轻稀土(Ce)和中稀土(Sm)以及磷(P)的富集(为峰)。

(四)MORS型与SSZ型蛇绿岩的区别

1)MORS型蛇绿岩中,为MORB;SSZ型为IAB,而HMA()δ为其特征岩类。另外在蛇绿岩研究已确定的条件下,Pearce的Cr-Y图(图5-21A)、Cr-Ce/Sr图(图5-21B)、Hf/3-Th-Ta图(图5-22)和Th/Yb-Ta/Yb图(图5-23),有助于判别这两类蛇绿岩。

2)对于斜长花岗岩类来说,MORS型中为AC和A特征的洋斜长花岗岩,无TTG组合;SSZ型中为钙性(C)或钙碱性(CA)特征的洋斜长花岗岩,还出现TTG组合。

3)堆晶岩,MORS型为橄长岩型;SSZ型则为辉石岩型。

4)地幔橄榄岩,MORS型为无交代作用记录的变质橄榄岩类;SSZ型则为明显交代作用记录的变质橄榄岩类(俯冲带上面的地幔楔的标本)。

(五)活动大陆边缘弧环境的岩浆岩组合

火山岩以安山岩、英安岩和流纹岩为主的组合(少量玄武岩);侵入岩以TTG和花岗岩(γ)为主,少量石英闪长岩(δQ)、闪长岩()δ和辉长岩(v)。

1)CA系列(SiO₂-FeO^*/MgO图)占绝对优势,>80%,以高碱钙钾(HKCA)为主(SiO₂-K₂O图),无负Eu异常的石英闪长岩(δQ)、石英二长岩(Qη)、二长岩(η)、正长岩(ξ)及其相应的火山岩类广泛发育,微晶闪长岩质包体广泛发育。

图5-21 玄武岩的C-rY与Cr-Ce/Sr判别图

图5-22 玄武岩的Th-Hf-Ta判别图解

2)TTG组合发育于靠海沟一侧,为奥长花岗岩演化趋势;δγ-γ组合发育于靠内陆一侧,为钙碱性演化趋势(判别方法见图5-24)。在这里对TTG的识别作一些补充说明,在前面讨论的双重分类中,QAP实际矿物分类(图5-4)中5区包括TT,TAS化学分类中(图5-7)无TT位置,因此,要进一步识别TTG岩类,常采用CIPW-norm分类(图5-24c),其演化趋势见图5-24a,b。

3)以MORB标准化的痕量元素蛛网图上,除Y和Yb亏损外,其他均富集,ILL为强富集,高场强元素和轻、中稀土元素总体上弱富集,在弱富集背景之上,Nb、Ta和Zr、Hf常显示“谷”形。

(六)关于与俯冲作用有关的岩浆弧的组成极性

随远离海沟,岩浆岩中在相同SiO₂%条件下,总碱(K₂O+Na₂O),K₂O增加,K₂O/Na₂O比值增加,从SiO₂-K₂O图上的LKCA→MKCA→HKCA→SH系列,以及从玄武岩和玄武安山岩组合占优势,→以安山岩-英安岩-流纹岩组合占优势,从TTG组合→δγ-γ组合,被称为组成极性,它一方面指示俯冲的方向,另一方面指示地壳成熟度与厚度的不断增加。另外,这种“极性”演化中亦可在同一个地段,随时间(从早→晚)表现出来,反映岩浆弧成熟度逐渐增加的趋势。

图5-23 Ta/Yb-Th/Yb判别图解(据Pearce,1983)

(七)陆-陆碰撞环境的岩浆岩组合

本次工作按Liegeois(1998)术语分类(见附录5-B,图5-51)

有两种情况:

1)碰撞期常常缺乏岩浆岩。

2)碰撞期出现岩浆岩,例如青藏高原65~45Ma时段的林子宗火山岩和同时代的冈底斯花岗岩类。

总体特征为,早期为大陆边缘弧特征,晚期是后碰撞岩浆岩特征,其鉴别需要根据两个大陆之间的洋区消失、沉积建造、大型构造变形,以及后碰撞岩浆岩出现的最早时间来限定。

(八)后碰撞(post-collision)环境岩浆岩组合

1)以SiO₂-K₂O图中钾玄岩(sh系列为主+HCKA系列的火山岩与侵入岩组合)。这个组合中,常以安粗岩和二长岩(η)为主,广泛分布无Eu异常REE分布模式,这一组合标志陆内块体之间的继续会聚方式是分布增厚机制。

2)以含Ms(白云母)、Cord(堇青石)、Ga(石榴子石)为特征矿物的强过铝花岗岩类,A/CNK≥1.1,这一组合标志陆内块体之间的继续会聚方式是陆内俯冲机制,即一个陆壳块体俯冲在另一个块体之下。

①白云母和二云母花岗岩类,标志其源岩为泥质岩石,标志俯冲的块体常常是成熟的被动陆缘型陆壳。

②Cord和Ga花岗岩类,其源岩为硬砂质岩石,标志俯冲的块体常常是不成熟的增生杂岩块体。

③在Pearce的Rb-Y-Nb-Ta系列图解中位于同碰撞(syn-COLG)区,但是,此区实为本项目定义的后碰撞环境。

图5-24 英云闪长岩-奥长花岗岩系列在K-Na-Ca

(九)后造山(post-orogenic)环境的岩浆岩组合

该组合的重要性在于,它限定一个造山作用旋回的结束。

1)双峰式火山岩和侵入岩,双峰式岩墙群,双峰式意指同时发育镁铁质和长英质岩浆岩,缺乏中性岩类。

2)过碱性花岗岩(发育晶洞构造、高温石英和碱性条纹长石)与钙碱性花岗岩的共生。

3)后造山脉岩组合与小岩体群,小量岩浆活动广泛分布。

(十)大陆裂谷环境的岩浆岩组合

1)双峰式火山岩和侵入岩,其中玄武岩以碱性玄武岩类(包括碱性Ol玄武岩、碧玄岩、霞石岩)为主,粗面岩(正长岩)和流纹岩(花岗岩)中有过碱性成员。

2)过碱性花岗岩,无共生的CA-γ。

(十一)稳定的克拉通(或地台,相当于本技术要求的陆块区)环境的岩浆岩组合

1)金伯利岩(Kimb)、钾镁煌斑岩、碳酸岩。

2)大陆溢流玄武岩及相应的层状基性侵入体。

3)环斑花岗岩(狭义的环斑花岗岩)、斜长岩与钾质-超钾质火山岩类。

(十二)玄武岩的四面体分类

实验岩石学和以玄武岩发育为主的大洋区和大陆裂谷地区,常常用Yoder和Tilley的玄武岩四面体(图5-20)进行分类和讨论各类玄武岩之间的演化关系。在这个Ol-Cpx-Qz-Ne四面体中有两个重要的界面,一个是Cpx-Pl-Opx,称为硅饱和临界面,一个是Cpx-Pl-Ol,称为硅不饱和临界面,硅不饱和临界面把玄武岩分为两大类(或岩套(suite)),即图中的A+B和C+D,相应为拉斑玄武岩套和碱性玄武岩套,详见表5-19。

表5-19 玄武岩按CIPW标准矿物的分类

(据Yoder和Tilley,1962)

4. 侵入岩是什么构造的岩石

侵入岩指液态岩浆在造山作用下贯入同期形成的构造空腔内，在深处结晶和冷凝而形成的火成岩。

5. 侵入岩构造环境判别图解标准

1)构造环境的划分,采用板块构造的Wilson旋回,参照Condie & Pitcher的分类方案,关于碰撞造山专建议属参照Leegeois(1998)的方案,该方案明确用双重(或二元)分类方案,即构造环境中区分,从活动边缘、陆-陆碰撞、后碰撞板内;和构造期中划分,从造山到后造山(见第二节第六部分描述)。

2)构造环境的判别图解:①Mamiar和Piccoli判别图解(岩相学判别与主元素化学判别);②Muller,Rock & Groves(1992)对于钾质火山岩(可参照用于侵入岩类)的岛弧、大陆边缘弧、后碰撞弧和板内的判别,这类火成岩与世界级Au-Cu矿床有关;③Pearce的火成岩判别图解(见第二节第七部分描述)。

3)严格说来,火成岩的成分特征只是岩浆起源和演化的函数,由于这种函数的解与构造环境有关,因而可以用来进行构造环境判别。但是,某些特征并非一种构造环境所特有的,进行环境判别时要结合其他地质参数,如沉积建造特征。

6. 侵入岩成因类型与构造环境判别

1.晚泥盆世花岗岩

在K₂O-Na₂O图解（图3-36）中，样品多数落于I型花岗岩区域，属I型花岗岩。与典型的I型花岗岩相比，晚泥盆世二长花岗岩具有较高的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。根据主元素R₁-R₂图解（图3-37），岩石均落于造山晚期与同碰撞期的交界的区域，在微量元素Nb-Y和Rb-（Y+Nb）图解（图3-38）中，样品均落于火山弧花岗岩区（VAG）向板内花岗岩（WPG）的过渡区。总体上岩体呈现出由同碰撞到造山期晚期和岩浆弧的构造环境属性，显示了由同碰撞向碰撞晚期的转换体制。

2.晚石炭世—早二叠世花岗岩

Loiselle 等（1979）提出A型花岗岩的概念，把A型花岗岩定义为碱性（alkaline）、不含水（anhydrous）和非造山（anorogenic）的花岗岩质岩石。A型花岗岩与I，S，M型花岗岩具有明显不同的岩石化学、微量元素、同位素和实际矿物百分含量，其产出的构造环境特殊（非造山或造山后）。A型花岗岩最初含义是指富钾长石的花岗岩，其“适度碱性”（“mildly alkaline”，高的Na₂O+K₂O）与典型的“钙碱性”Ⅰ型花岗岩明显不同，A型花岗岩既有碱性和过碱性的，也有偏铝的，还有弱过铝的（Pitcher，1993）。碱性A型花岗岩的主要岩石类型有石英正长岩、碱长正长岩、碱性和过碱性花岗岩。主要矿物相为碱性长石和石英，碱性长石常为条纹长石，高温石英常发育与碱性长石的文象交生。铁橄榄石、铁钙辉石、铁绿钠闪石、铁云母、碱性角闪石和富钠辉石为其典型的铁镁矿物（Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987；Eby，1990）。铁镁质暗色矿物一般结晶较晚，常呈填隙状。A型花岗岩岩浆相对高温，是水不饱和的高位浅成或超浅成侵入体（Whalen et al.，1987；Picter，1993）。文象结构、填隙结构、斑状结构和晶洞构造是A型花岗岩普遍发育的结构构造。晶洞构造表明岩体定位较浅，碱性A型花岗岩的晶洞中常充填着碱性铁镁矿物。

A型花岗岩的化学特征是高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）一般介于0.703和0.712之间（Loiselle et al.，1979；Collins et al.，1982；Whalen et al.，1987）。

图3-41 微量元素Y-Nb和（Y+Nb）-Rb构造环境判别图解

早白垩世花岗岩（似斑状黑云母花岗岩和花岗斑岩，样品号ZK3719-YQ1，ZK1717-YQ1和ZK801-YQ2，以下讨论均排除样品ZK1709-YQ1和ZK1302-YQ1）具有高Al₂O₃，高Sr，低Y，Yb，轻重稀土分馏显著，（La/Yb）_N值大，无或弱Eu异常，具有埃达克岩的地球化学特征，投点基本都落在埃达克质岩区（图3-43）。鉴于早白垩世兴安地块与松辽地块已经拼合为一个整体，所以矿区早白垩世花岗岩不是俯冲洋壳板片熔融的产物，可以归为C型埃达克岩。

7. 侵入岩体中的原生构造

(一)侵入岩体中原生构造的含义和研究现状

侵入岩体中原生构造的研究起始于H.Cloos(1925)，并由R.Balk(1937)在美国推广普及。按照上述两位学者的定义，侵入岩体中的原生构造包括原生流动构造和原生破裂构造，原生流动构造是由悬浮在熔体中的矿物颗粒通过水动力作用定向而成的，面状矿物和线状矿物组构分别代表了流(动)面和流(动)线。多年来，许多教科书一直沿用着这一定义。但是，自20世纪70年开始，尤其是在20世纪90年代之后，这一定义受到越来越多研究成果的挑战：

首先，许多地质和实验研究成果都一致认为岩浆矿物的定向代表一种具有复杂流变性的晶体-熔体粥(简称晶粥)在流动和结晶过程中的应变(Berger＆Pitcher，1970；Pitcher＆Berger，1972；Hanmer＆Passchier，1991；Eldefonse er al.，1992；Paterson et al.，1998)。

其次，这种应变贯穿于岩浆的上升、侵位到冷凝的整个过程。在这一过程中，随着晶体含量从50%增加到100%，岩浆的流变学性质发生了急剧的变化，即从岩浆→晶粥→固态(Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003)，不同流变阶段形成的原生构造特征是不同的(Kisters＆Anhaeusser，1995；Paterson et al.，1998；McCaffrey et al.，1999；Moyen et al.，2003)，所以深成岩浆岩中的原生组构应包括岩浆完全结晶之前形成的面状、线状及相关的显微构造。

第三，深成岩中原生组构的形成并不仅仅是岩浆房内部作用的结果，区域变形作用在其形成过程中也起着十分重要的作用(Kisters＆Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999；Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003)。

因此，在岩浆上升、侵位和冷凝过程中形成的构造均称为原生构造，不同特征的原生构造所反映的流变学性质、应变特征和变形机制是不同的。

(二)侵入岩体中原生构造的主要类型和特征

根据构造形成时的流变学特征和变形机制，可将侵入岩体中保留的原生构造分为原生流动构造和原生破裂构造。

1.原生流动构造

在此定义的原生流动构造与H.Cloos(1925)和R.Balk(1937)的定义不同。它包括侵位过程中形成的反映不同阶段、不同流变行为和不同变形机制的流动构造。目前的研究结果表明，在岩浆上升、侵位和冷凝过程中，随着温度逐渐下降，岩浆中的晶体含量逐渐增多，岩浆的黏度也逐渐增加，岩浆的流变行为从牛顿流体(晶体含量＜35%)向高晶体含量、近固相线时的宾汉体和/或动力法则行为(Power Law Behavior)转变，这时的岩浆状态已不是简单的流体，而是富含晶体的“晶粥”，而流动方式也从悬浮流动变为颗粒支撑流动。当熔体含量极少甚至消失时，流动则转变为固态流动。在整个过程中形成的流动构造均称为原生流动构造。根据形成时间和变形机制方面考虑，可以分为岩浆流动组构、固态流动组构。

(1)岩浆流动组构

岩浆流动组构是指岩浆在“晶粥”状态下流动形成的构造。以岩浆叶理、岩浆线理为主，也可以形成岩浆褶皱和岩浆断裂构造。

岩浆叶理和岩浆线理是由于“晶粥”在流动时，与围岩的摩擦作用引起的非共轴流动、汇聚流动和扩散流动等导致“晶粥”中早期结晶的柱状矿物、片状矿物和板状矿物及析离体和捕虏体发生旋转，从而定向排列形成的。

典型的岩浆叶理由岩浆结晶的板状、片状矿物如长石、黑云母、角闪石、辉石等及板状或片状析离体、捕虏体的优选方位表现出来；岩浆线理则由柱状矿物如角闪石、辉石和板柱状矿物如长石及长椭球状析离体、捕虏体的优选方位显示出来(图9-4)。在显微镜下，组成叶理和线理的矿物呈自形晶，如无后期变形叠加，无晶内应变组构(Paterson et al.，1998；Callahan＆Markley，2003；Moyen et al.，2003)，二者从特征上分别对应于R.Balk(1937)定义的面状流动流线(流面)和线状流动构造(流线)。

图9-4 黑云闪长岩中由角闪石、斜长石和拉长的暗色微粒包体定向形成的岩浆线理

岩浆叶理和岩浆线理可以单独产出，也可以同时出现。如果仅有岩浆叶理产出，称为“S型组构”(图9-5B)；如果仅有岩浆线理产出，称为“L型组构”(图9-5A)；二者同时产出时，称为“L-S型组构”(图9-5C)，如果线理的发育程度大于叶理，称为“L＞S型组构”，反之为“L＜S型组构”。

图9-5 岩浆叶理和线理的产出特征及组合类型

(据M.P.Billings，1972)

近年来的研究结果表明，深成岩中保存的岩浆叶理和线理中通常是在一个很短的时间间隔内形成的，仅记录了岩浆结晶晚期、接近固相线前的最终应变增量，所以，近年来普遍把岩浆组构称为岩浆应变的“快照”(Snap Shot)。由此Paterson et al.(1998)认为，这种岩浆叶理和岩浆线理可能是在熔体含量很低的情况下，以颗粒支撑流动的方式并通过如熔体参加的颗粒边界滑动(GBS)、接触面熔融支持的颗粒边界迁移、应变部分流进入熔体富集带、空隙流动过程中的颗粒旋转等形成的。

岩浆叶理和线理分别对应于应变椭球体的XY面和X轴，其在一些情况下分别平行(或大致平行)于流动面和流动方向，但一些情况下又斜交或垂直于流动面和流动方向，这取决于岩浆(熔体±晶体)的流动方式和流动速度或差异性流动速度比。

流动方式的差异可以造成不同的结果。岩浆流动可用位移或者速度矢量场来描述。把流动方向定义为颗粒位移的方向，把流体面定义为包含流动方向并垂直于某一速度递变方向的平面。在岩浆房内可能发生的三种流动端元类型为：均匀流动、非均匀流动(层流)和湍流。均匀流动在自然界很少见。

Marckin(1947)描述了三种简单的非均匀流动类型：增速流动、减速流动和速度递变流动。当岩浆从宽敞的地区流入狭窄的通道时，增速流动(也称汇聚流动)就会发生，导致流动速度增加，流动线发生汇聚，所引起的应变为收缩性(Constrictional)应变，晶体倾向于其长轴平行岩浆应变椭球体的X轴(X＞Y＞Z)排列，这样，高应变时，线状扁长形的平行流动方向排列，形成线理、L型或L≫S型组构(图9-6A)。相反，减速流动或离散流动则是发生在岩浆从狭窄的通道流向宽阔的地区时，此时，流动线发生分散，形成压扁的或扁平的应变，应变椭球体的XY面与流动方向高角度相交，晶体倾向于其最大的晶面平行应变椭球体的XY面排列，由此形成与流动面和流动线高角度相交的叶理、S型或S≫L型组构(图9-6B)。当沿一个界面有拖曳力存在时，流动岩浆的不同部分就会出现明显的速度反差，表现出速度递变流动的特征，这种流动在岩席状岩浆体中、在岩浆房的边缘和岩浆房的结晶前缘都是常见的，这是一种渐进的非共轴流动(图9-6C)，如果简单剪切沿着这一面性界面发生，流动线保持平行，那么流动开始时，应变椭球体XY面和X轴分别与流动面和流动线成45°角相交，因此，如果岩浆仅经历了少量的非共轴流动，那么，所形成的叶理和线理与流面和流线有一定的夹角，随着应变的增加，叶理和线理旋转并趋于与流面和流线平行。

图9-6 汇聚流动、离散流动和非共轴流动特征图解

(据Marckin，1947)

比Marckin(1947)描述的更复杂的层流也可能在岩浆里发生，此时最终应变和相应的组构是涡度(Vorticity)和三个相互垂直主拉伸率的函数(Means，1994)。在这种环境下，流动面和流动方向的概念根本没有意义。Passchier(1997)提出了面状和线性“组构吸引器(Fabric Attractor)”的概念，所有物质线朝着组构吸引器的方向旋转。另外，岩浆流动也可能形成更复杂的混合层流，在这种流动过程中，速度递变和组构吸引器是随时可变的，并且也不是面状的。如果颗粒位移路线更复杂，混合层流可升级为涡流，形成涡流时，颗粒的位移方向和位移速度在时间和空间上是高度变化的，这时流动和组构的关系十分复杂，当然，由于深成岩中保存的组构基本是在岩浆接近固相线时形成的，这种情况下涡流不会发生，层流是花岗质岩石在组构形成过程中最可能发生的流动形式(Paterson et al.，1998)。

图9-7 岩浆流动和两盘相对位移共同作用下岩脉中的应变图案

(据Correa-Gomas et al.，2001)

图案中的应变椭圆代表XZ平面；DSP为岩墙对称面；FSP为组构对称面

流动速度或差异性流动速度对岩浆叶理和线理的产状也有影响。Correa-Gomas et al.(2001)以岩浆流动速度恒定而两盘位移速度的增加提出了岩墙(或岩席)中组构形成特征的5种模式：①只有岩浆流动而两盘位移甚微的情况下，岩浆流动速度(MFV)远大于两盘位移速度(MDV/2)，岩墙中的组构主要由岩浆流动作用形成，剪切应变从岩墙边部向中心逐渐降低，从而在岩墙两侧形成对称排列的组构图案，在此情况下，岩墙对称面(DSP)与组构对称面(FSP)是重合的，岩浆组构(叶理和线理)与围岩接触面构成的锐夹角指向与流动方向相反，但两侧组构构成的锐夹角指向与岩浆流动方向相同(图9-7A)；②MFV＞MDV/2，MFV为1.0m/s，MDV/2=±0.5m/s，滑动方向与岩浆流动方向相同的围岩一侧的合成速度为0.5m/s，而另一侧则为1.5m/s，这样，岩墙两侧的应变强度明显不同，从而可能形成发育程度不同的组构特征，两侧合成速度虽然不同，但均为正向合成速度，说明岩浆组构(叶理和线理)与围岩构成的锐夹角指向仍与岩浆流动向反，在此情况下，组构对称面(FSP)相对岩墙对称面发生逆时针旋转(图9-7B)；③MFV=MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±1.0m/s，靠近滑动方向与岩浆流动方向相同的围岩一侧的合成速度为0.0m/s，而另一侧为2.0m/s，这时，表现出一侧应变大而另一侧基本无应变的应变图案，在此情况下，组构对称面(FSP)不存在(图9-7C)；④MFV＜MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±1.5m/s，这时，靠近滑动方向与岩浆流动方向相同的围岩一侧的合成速度变为-0.5m/s，这就意味着围岩运动速度快于岩浆的流动速度，相反，与岩浆流动速度相同的一侧的合成速度增为2.5m/s，这时的组构对称面向对岩墙对称面发生顺时针旋转，也就是说，合成速度较大一侧应变椭圆X轴与围岩接触面之间的锐夹角尽管也指向岩浆运动相反的方向，但夹角比第2种情况更小，而合成速度为负值一侧的锐夹角指向与岩浆运动方向相同，两侧组构构成的锐夹角指向则与岩浆运动方向相反(图9-7D)；⑤MFV≪MDV/2，MFV=1.0m/s，MDV/2=±10.0m/s，在此情况下，组构的形成主要是两盘位移造成的，岩浆流动的影响很小，靠近滑动方向与岩浆流动方向相同一侧的合成速度可达-9.0m/s，另一侧为11.0m/s，这与第3种情况接近，FSP可能不存在，但与第3 种情况不同的是，两侧应变强，中间应变弱(图9-7E)。

岩浆叶理和线理在不同岩体或同一岩体的不同部位发育程度是不一样的，它取决于岩浆流动方式和速度、岩浆的冷却速度、岩浆的成分、标志物(岩浆中先期结晶的矿物晶体和析离体、捕虏体等)的轴率或面率等诸多因素，一些变形机制也对组构的形成有明显的影响。

许多侵入岩体中岩浆叶理和线理在边部发育、密集，并大致平行于围岩接触面，向中心减弱。其中，岩浆的差异性流动(非共轴)有着很大贡献，因为差异性流动提供了趋使先期结晶的矿物晶体和析离体、捕虏体的最大平面或长轴向应变椭球体的 XY面或X轴旋转，形成岩浆叶理和线理的剪应力(图9-7，图9-6C)。而在岩浆结晶和冷却时，从边部到中心的冷却速度梯度及其引起的岩浆流变梯度和相应的速度梯度带则与岩浆叶理和线理在边部发育、密集，向中心减弱的现象相对应，反映了冷却速度的贡献。如果在圆形或椭圆形岩体中，仅发育岩浆叶理，也大致平行于围岩接触面，向中心减弱，岩浆的气球式膨胀产生的共轴应变也起了很大作用。岩浆的冷却速度对岩浆叶理和线理发育程度的影响还表现在不同侵位深度的岩体中。通常情况下，浅部侵位的(高位)深成岩冷却速度快，而深部(低位)侵位的深成岩冷却速度慢。高位深成岩中，仅发育有微弱的或很不明显的岩浆叶理和线理，但磁化率的各向异向性(Anisotropy of Magnetic Susceptibility)的测量可以显示岩浆组构的存在，但在中深部侵位的深成岩中，岩浆组构则相对复杂，除了由岩浆矿物定向形成的岩浆叶理和线理之外，还经常伴生有岩浆层状构造、岩浆断层(图9-8)和剪切带、岩浆褶皱等构造，有时可见岩浆叶理为岩浆褶皱的轴面叶理(图9-9)，有些深位岩体中还有复合(或多组)岩浆组构的叠加(Paterson et al.，1998；Pignotta＆Benn，1999)。例如，Moyen et al.(2003)在研究印度南部的 Closepet花岗岩时，发现这期同构造侵入到NNW-NW向巨大韧性剪切带中的花岗岩在不同构造层次表现的岩浆组构不同，位于深部地壳层次的岩体发育强烈的岩浆流动组构和固态流动组构，而位于上部地壳层次的岩体仅发育微弱的岩浆流动组构，不发育固态流动组构(图9-10)。

岩浆的成分、标志物的轴率或面率对岩浆叶理和线理的形成也有影响。镁铁质矿物辉石、角闪石、黑云母的轴率相对长石和石英要大得多，流动过程旋转定向时能显示出明显的优选方位，因此，在同一情况下，富含镁铁质矿物的岩石中的岩浆叶理和线理相对发育。

图9-8 美国内华达州Dinky Greek岩体中的岩浆断层照片

(据Paterson et al.，1998)

断层将岩石中的层状析离体错开几厘米，沿断层无矿物定向，显微镜下无固态显微构造，有些岩浆晶体穿越断层生长，意味着断层错动是由熔体参与的颗粒边界滑移完成的，在熔体最后结晶之前形成

图9-9 美国华盛顿州Entiat岩体中的岩浆褶皱照片(A)和素描(B)

(据Paterson et al.，1998)

褶皱面由角闪石和斜长石定向组成，嵌晶状角闪石平行轴面定向排列叠加在其上。这些矿物都是在“晶粥”状态下通过颗粒支撑流动形成的

图9-10 印度南部Closepet花岗岩在不同层次的三维表现，图中白箭头为残留熔体的迁移方向

(据Moyen et al.，2003)

除此之外，在近固相线的流动过程中，一些变形机制如矿物的堆砌，差异性的颗粒旋转，颗粒间的相互干扰和颗粒的碎裂或熔体参加的重结晶作用，都会阻止或减少颗粒的排列。因为矿物堆积在一起造成矿物旋转、定向排列的困难性。较小轴率的标志物(颗粒)往往比较大轴率的标志物旋转速度快。因此，在小应变(γ＜5)环境下，它们就往往显示出与剪切面较大程度的平行性，但如果应变更大时，则会旋转过度，越过剪切方向或剪切面，反而不可能平行剪切方向。在较大应变的情况下(γ＞5)较大轴率的标志物则更可能平行于流动方向。大约在这些位置周围小轴率标志物可以形成统计上的最大值。如果颗粒-颗粒之间发生明显的反应，相互干扰颗粒行为会变得极为复杂，且颗粒的优选定向与应变之间也变得复杂起来。晶体与晶体之间的反应的频率，结晶体与熔体界面耦合程度的加强，新生结晶体的持续增加，和先存晶体的生长，以上这些因素将使标志物的优选定向变得复杂化。

(2)固态流动组构

固态流动组构也称为固态组构或亚岩浆组构(Solid-state Fabric or Submagmatic Fabric)，是岩浆结晶后期接近固态或达到固态岩石后对应变的反映，其中叶理和线理通常由矿物、矿物集合体、析离体和包体经变形后定向而成。与变质岩区岩石经固态流变后形成的变形组构特征基本相同，它与原生流动构造的最大区别在于组成叶理和线理的矿物多为他形晶体，具有明显的应变特征，有时甚至出现典型的糜棱结构、S-C组构、石英拉长和拔丝结构等(Moyen et al.，2003；Paterson et al.，1998；Kisters＆Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999)，也可以形成小型韧性剪切带。当然，固态组构也有高温组构和低温组构之分。

有关塑性变形构造的详细特征详见第十章。但需要指出的是，岩体内部的定向构造的流动成因与变形成因并不是彼此独立的。主要原因在于侵入岩体从熔浆固结成岩体的过程是一个渐变过程，从无晶体的熔浆向富含结晶物质的晶粥，至无熔体的结晶岩。另外，在这一过程中，先成为固态岩浆岩或近固态岩浆岩(此时含有百分之几的熔体)和剩余的晶粥一起仍在受岩浆活动过程中的应力作用影响，也可以发生固态塑性流变。在侵入岩体中，固态流动组构可以与岩浆流动组构渐变过渡，也可以叠加在早期的岩浆流动组构之上。

侵入岩体中岩浆流动构造和固态流动组构的区别可以通过显微构造的观察区分开来(表9-1)

表9-1 花岗质岩石中与矿物生长和变形相关的显微构造

续表

(据Paterson et al.，1998)

2.侵入岩体的原生破裂构造

岩浆冷却是一个缓慢过程，不论岩浆体大小，总是由边缘向内部逐渐冷凝。开始在接触围岩附近先冷凝成硬壳，由于冷凝层的收缩，硬壳内开始发育有规律排列的破裂构造称为原生破裂构造。

H.Cloos(1925)在研究花岗岩体的破裂构造过程中，根据原生破裂构造与原生流动构造之间的关系，将原生破裂构造划分下列几种(图9-11)：

图9-11 侵入岩体顶部原生破裂构造示意图

(据H.Cloos，1922)

Q—横节理；S—纵节理；L—层节理；STR—斜节理；A—细晶岩脉；F—岩浆线理

横节理(Q节理)：节理面与岩浆线理相垂直，产状较陡，节理面粗糙，无擦痕面。横节理可能是由未冷凝的岩浆向上的挤压作用产生的侧向水平拉伸作用形成的，属于张节理性质。横节理常被残余岩浆和后期热液物质充填。

纵节理(S节理)：节理面平行岩浆线理而垂直岩浆叶理，节理产状较陡，节理面也较粗糙并不显擦痕。纵节理可能是在岩浆上冲，岩体产生的拉伸作用下形成的。属于张节理，但不如横节理发育，节理内可充填残余岩浆和后期热液物质。

层节理(L节理)：节理面平行岩浆叶理和岩浆线理，节理面产状平缓，多发育在岩体的顶部并与接触面平行。可能是由于岩浆在垂直围岩接触面冷却收缩而产生的破裂构造，所以也具有张节理性质。层节理常被细晶岩或伟晶岩脉充填。

斜节理(D节理)：斜节理面与岩浆线理和岩浆叶理都斜交，是两组共轭的“X”型节理。节理面光滑，常见错动，节理面上擦痕和镜面。斜节理常发育在岩体顶部，可能是由挤压作用导致的共轭剪切作用形成的，所以斜节理属剪节理性质。节理内常被岩脉和矿脉充填。

边缘张节理：在侵入岩体陡倾的边缘接触带内发育一组向岩体中心倾斜的斜列式的张节理称为边缘张节理(图9-12)。这种张节理的形成是由于未冷凝的岩浆向上运动而对已凝固的岩体边缘产生差异运动所致。边缘张节理可延伸到围岩中并被岩脉和矿脉充填。

边缘逆断层：在侵入岩体陡倾斜侧出现的逆断层叫边缘逆断层。边缘逆断层的位移量很小，但是效应较大(图9-13 之 M)。H.Cloos认为是岩浆上升，岩体边缘形成的剪切破裂面发育而成。沿边缘逆断层本身还可能产生次一级的羽状剪节理。

此外，在岩体顶部由于侧向拉伸还可形成顶部平缓正断层。

图9-12 边缘张节理形成方式的实验

(据H.Cloos，1922)

A—黏土岩；实线箭头代表活塞的上升

图9-13 侵入体边缘垂直岩浆叶理剖开的断块图

(据E.S.Hills，1972)

M—边缘逆断层；F—岩浆叶理；L—岩浆线理；Q—横节理；STR—斜节理

8. 侵入岩的构造

1）块状构造（均一构造）：组成岩石的矿物，在整块岩石中呈各向均匀地分布，岩石各部分在成分上或结构上都是一致的。这是一种分布最广的构造，如花岗岩侵入体中部。

2）带状构造：由于岩石各部分的成分、颜色或粒度有差异并相间成带状分布而成。常见于基性、超基性岩中。如在辉长岩中常见到深色矿物的橄榄石、辉石与浅色矿物斜长石交替排列成带状构造（图2-13）。

图2-13 带状构造

3）斑杂构造：指岩石的不同部位，其颜色、矿物成分或构造差异很大，整个岩石呈不均匀的斑斑块块，杂乱无章（图2-14）。引起斑杂构造的原因很多，如岩浆对捕虏体及围岩的不均匀同化混杂作用、岩浆的多次侵入、析离体的出现，以及不均匀的交代作用。斑杂构造在边缘带发育，但并不限于边缘带。

4）流动构造：包括流面、流线构造。流线是柱状矿物和长形析离体、捕虏体等沿延长方向呈定向排列的构造；流面是片状、板状矿物及扁平捕虏体、析离体呈定向排列的构造（图2-15）。流线、流面构造的形成与岩浆流动有关，流面与围岩接触面平行，流线与岩浆流动方向一致，它们在岩体的边缘和顶部较清楚，向岩体内部逐渐消失。

图2-14 斑杂构造

图2-15 流面、流线构造

A—平行于流面构造的面，含有柱状、针状、片状矿物和包裹体团块；B—水平面；C—平行于流面走向的纵切面；D—垂直于流面走向的纵切面

5）原生片麻状构造：岩石中暗色矿物呈断断续续的定向排列，其间被浅色粒状矿物所分开。仅分布于岩石边缘的局部地段，是因岩体侵入过程中，流动的岩浆对围岩产生强烈的挤压而形成。

9. 　侵入岩区地质构造特征研究

一、岩浆侵入作用特征研究

（1）对侵入岩三维空间形态进行推断分析，研究岩体特征，包括出露面积、剖面形态、推断产状、接触关系、接触变质作用、侵入角砾岩、相带划分、原生构造、侵入深度、剥蚀程度、隐伏岩体、侵位方式、侵入时代。

（2）岩石物质成分研究：矿物成分、副矿物、岩石结构构造、岩石化学、地球化学成分、微量元素、同位素分布、稀土含量配分、气液包裹体等。

（3）分析岩浆演化特征：说明岩浆侵入过程，分析岩浆分异特征，说明各阶段物质成分演化特征，划分侵入作用期次，编制侵入岩浆作用柱状图，分析侵入岩物质成分来源、侵入岩成因以及岩浆侵入作用反映的构造环境。

（4）研究控岩构造特征，确定岩浆构造带，确定其分布特征和发生发展历史。

（5）从时间、空间、物质成分三方面说明岩浆侵入作用和成矿作用的关系。

（6）隐伏花岗岩类岩体的地质预测标志：隐伏岩体在矿产预测工作中具有十分重要的意义，许多内生矿产都与隐伏侵入岩体在空间上有密切关系，因此隐伏岩体的判别十分重要，其地质预测标志主要有热接触带变质晕、热液蚀变交代、岩脉或岩枝发育、其他构造等标志，结合地球物理标志和地球化学标志一般可以判别隐伏岩体的空间位置。

二、常用花岗岩类型分类方案

自20世纪80年代以来，我国在区调工作中常用的花岗岩分类方案主要根据Pitcher1983年分类（表2-1）。

表2-1花岗岩类型特征一览表

续表

注：转引自林景仟（1987）。

三、花岗岩类岩石谱系单位划分方法

原地矿部自1991年以来在全国推行花岗岩类岩石谱系单位划分方法，为了便于资料的综合研究工作，现按原地矿部直属单位管理局1991年编印的《花岗岩类区1:5万区域地质填图方法指南》（以下简称《指南》）。择要介绍花岗岩类岩石谱系单位的划分方法，供参考。

（一）概念

花岗岩类岩石谱系单位的划分方法，是指在花岗岩类岩浆同源性及其演化规律概念指导下，在野外地质填图过程中根据岩石成分、结构、包体成分特征以及侵入时间序次把不同侵入体归并为岩石单元；并进一步根据各岩石单元侵入的时间、空间、物质组分的关系，归并为超单元。这是国内外应用于花岗岩区野外填图时通用的方法。

（二）岩石单元的归并依据

（1）岩石成分特征：包括岩石种类、矿物成分、岩石化学、地球化学成份特征基本一致的不同侵入体可划归同一岩石单元。

（2）岩石结构特征：对岩石中所含矿物的相对大小、绝对大小、矿物形态及它们的组合特点和相互关系，经过详细对比基本一致的相同岩性的侵入体，可以划归同一岩石单元。

（3）侵入体所含包体基本相同或相似：指包体的发育程度、种类、包体的岩石类型、形状特征以及与寄主岩的相互关系基本相同或相似。

（4）侵入体所赋存的脉岩和脉岩组合基本相类似。

（5）侵入体形成的时间基本相同：侵入体的侵入序次和相对年代关系应一致，形成时间基本相同，在大区域对比时存在延时或穿时现象。

（三）花岗岩超单元归并依据

（1）空间上紧密伴生：一般为同一构造区域或岩石区内不同深成岩体中相同时代或相似的一套岩石序列。有的是同心状分布，有的呈涌动型接触关系。

（2）时间上紧密相关：一般应属同一熔融事件的产物，是同一主岩浆侵入期的产物，可见脉动、涌动型接触关系，但不应有显著的斜切、截断关系。

（3）成分上具有亲缘关系和演化关系：具有相似的岩石成分演化、结构变化和变形构造的基本特征。

花岗岩区划分岩石谱系单位作为对比岩体的相对关系，研究岩浆演化划分侵入岩浆构造带具有意义，但是通过十多年填图的实践，有的学者认为，对岩浆活动的研究只停留于划分岩石谱系单位是不够的，还应当进行比较深入的研究工作，尤其是应进一步深入开展岩浆活动与构造演化的研究工作。

四、花岗岩构造环境类型的划分

花岗岩构造环境分类及判别方法国内外有很多学者有其各自的分类方法。最新的最有权威的分类及判别方法以肖庆辉等2002年出版的《花岗岩研究思维与方法》中综合介绍的几种分类及方法，在此直接摘要介绍。

（1）根据肖庆辉2002年介绍的巴尔巴林（BarBarin）构造环境判别方法。

花岗岩分为：

a.含白云母过铝花岗岩类（MPG）；

b.含堇青石及富黑云母过铝花岗岩类（CPG）；

c.富钾及钾长石斑状钙碱性花岗岩类（KCG）；

d.含角闪石钙碱性花岗岩类（ACG）；

e.岛弧拉斑玄武质花岗岩类（ATG）；

f.洋脊拉斑玄武质花岗岩类（RTG）；

g.过碱性及碱性花岗岩类（PAG）。

表2-2花岗岩类型及它们的来源与地球动力学环境的关系

（2）根据肖庆辉2002年综合介绍Maniar和Piccoli（1989）提出的花岗岩构造环境类型方案如下：

a.岛弧花岗岩类（IAG）：是指由于一个大洋板块俯冲在另一个大洋板块之下的作用所形成的岩浆弧岩石。岩石类型为石英闪长岩、石英二长闪长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩。

b.大陆弧花岗岩类（CAG）：是指大洋板块俯冲在大陆板块之下在大陆形成的岩浆弧岩石。岩石类型为英云闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩（QAP图上A/P＜2.0）。

c.大陆碰撞花岗岩类（CCG）：是指在造山作用的陆陆碰撞时期侵入的岩石。岩石类型为花岗岩（QAP图上A/P＜2.0）。

表2-3主要花岗岩类类型的主要矿物组合

注：0表示缺失；＋表示稀少；＋＋表示一般；＋＋＋表示丰富。

表2-4主要花岗岩类类型的野外产状及岩石特征

注：0表示缺失；＋表示稀少；＋＋表示一般；＋＋＋表示丰富。

表2-5主要花岗岩类类型的主要元素和同位素特征

注：＋表示低；＋＋表示中等；＋＋＋表示高。

表2-6花岗岩类构造环境分类及其实例

注：摘自肖庆辉等，2002。

d.后造山花岗岩类（POG）：是指在造山作用的最后阶段侵入的花岗岩类，一般是在造山带变形作用结束后侵入的。岩石类型为花岗岩。

e.与裂谷有关的花岗岩类（RRG）：是指那些与大陆地壳裂谷作用有关的岩石。这里严格指与裂谷地堑的形成有关的花岗岩类岩石。显示双峰式分布形式，岩石类型为碱性花岗岩，石英碱性正长岩和石英正长岩。

f.与大陆的造陆抬升有关的花岗岩类（CEUG）：是指与经历过造陆的地壳抬升，但并没有进一步发展成一个裂谷的大陆地区有关的花岗岩。岩石类型为花岗岩（QAP图上A/P＞2.0）、碱性花岗岩、石英碱性正长岩和石英正长岩。

g.大洋斜长花岗岩（OP）：指与镁铁质岩石相联系的以较小规模存在的花岗岩类岩石。一般在大洋岛及洋中脊上见到。岩石类型为英云闪长岩。

构造环境的判别流程及其判别方法可查阅肖庆辉等2002年《花岗岩研究思维与方法》。

五、岩浆构造图编制

（1）在地质图上，形成侵入岩分布图，如有火山岩分布，则为岩浆分布图；

（2）分期次确定区域控岩构造带，并标示边界；

（3）标示不同构造层界线；

（4）标示各类变形构造；

（5）岩浆构造图内容：

按时代加岩性表示侵入体，接触带类型，蚀变区（带），岩浆构造带，地质构造单元界线，不同构造层界线以及各类变形构造；根据研究成果应尽量划分花岗岩类构造环境分类，通过岩浆岩类型特征显示当时的大地构造环境特征。

（6）编写说明书。

10. 侵入岩体的构造

（一）原生构造

1.原生流动构造

在岩浆流动过程中，由于岩浆内部某些先期结晶的矿物颗粒、析离体或落入岩浆内的围岩捕虏体等，受岩浆流动的影响而发生定向排列，从而形成原生流动构造。侵入岩体的原生流动构造可分为线状流动构造和面状流动构造两种。

（1）线状流动构造。线状流动构造又称流线，它是柱状、针状、板状等矿物，如角闪石、辉石、长石等的平行定向排列而形成的线状定向构造，也可以是由暗色矿物凝集而成的纺锤状析离体和长条状捕虏体等顺长轴定向平行排列而构成。流线构造多发育于侵入岩体的边缘和顶部。

（2）面状流动构造。面状流动构造又称流面，它是由片状、板状、柱状等矿物，如云母、角闪石、长石等以及扁平的析离体、捕虏体，在岩浆流动过程中顺流动方向平行排列形成的面状构造。属于面状流动构造的还有带状流动构造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或由于矿物分层集中形成的淡色与暗色岩石条带的互层，犹如沉积岩中的层理，所以，也有人称这种构造为“假层理”。这种“假层理”常见于基性、超基性侵入岩中。

图8-7 阿达拉岩体及其面理和捕虏体分布略图

1—阿达拉花岗闪长岩；2—花岗岩；3—闪长岩；4—围岩泥质变质岩系；5—面理及产状；6—捕虏体

2.原生塑变构造

除流线、流面外，岩体中还可形成反映塑性变形的构造。岩浆塑变阶段常在岩体边缘发育原生塑变构造，如面理和线理以及相关的边缘片麻岩带和褶皱。面理上发育了黑云母和捕虏体等。面理由岩体边缘向中心逐渐减弱，以至消失，面理走向基本上围绕岩体中心变化，并与接触带平行。捕虏体的长轴方向大体与面理一致，捕虏体长、短轴之比由岩体边缘向中心逐渐变小，反映变形逐渐减弱（图8-7）。

3.原生破裂构造

侵入岩体在岩浆冷凝晚期所形成的破裂称原生破裂构造。克鲁斯（H.Cloos，1922）在研究花岗岩体破裂构造时，根据破裂构造与流动构造的相互关系，将原生破裂构造作如下划分。

（1）横节理。横节理又称Q节理。节理面垂直于流线，也垂直于流面，裂面粗糙，属张节理性质（图8-8Q）。横节理为较早期发生的节理，常被残余岩浆或后期热液物质，如细晶岩、伟晶岩、煌斑岩、基性岩和石英岩脉所充填。横节理的产状随流动构造的方位呈有规律的变化。横节理可能是由于岩浆流动导致拉伸作用所形成的。

（2）纵节理。纵节理又称S节理。节理面垂直于流面，平行于流线，倾斜较陡，裂面粗糙，亦可能属张节理性质（图8-8S）。纵节理常发育在侵入体顶部流线平缓的部位。它们一般不如横节理发育得那样完善。马尔端（J.Marre，1982）认为纵节理比横节理晚形成。在岩浆固结晚期，由于体积缩小，岩体内任意点都存在张力作用，而纵节理可能是相当于在流面上垂直于流线方向的拉伸应力作用的产物。

（3）层节理。层节理又称L节理。节理面平行于流面，也平行于流线，一般发育在侵入岩体顶部，多数产状平缓，往往与侵入岩体顶部的接触面平行，故能概略地指示侵入岩体顶部接触面的产状（图8-8L）。层节理的形成方式与垂直于接触面方向上的冷缩作用有关，因而亦属于张节理性质。一些脉岩，如伟晶岩、细晶岩等常充填在该节理中。

（4）斜节理。斜节理又称D节理。它是与流线、流面都斜交的两组共轭剪节理（图8-8STR），该类节理面较光滑，常有擦痕。许多斜节理被热液矿脉、岩脉所充填。并切割较早期的横节理、纵节理，以及层节理，因此斜节理形成时期最晚。斜节理往往发育在侵入体顶部。它们被认为是铅直挤压作用所产生的一对共轭剪裂面发展而成的。斜节理的进一步发展，可演化为正断层。

图8-8 深成岩体顶部原生破裂构造图示（据H.Cloos，1922）

Q—横节理；S—纵节理；L—层节理；STR—斜节理；A—细晶岩脉；F—流线

（5）边缘张节理。边缘张节理发育于侵入岩体陡立的边缘接触带，并常延伸到围岩中。节理面向侵入岩体中心倾斜，常呈雁行状排列。边缘张节理是由于向上涌动的岩浆同已经冷凝的岩体边缘之间出现的差异剪切运动所诱发的张应力的作用而形成的。边缘张节理常成带出现，并可能有矿脉充填。

（6）边缘逆断层。边缘逆断层与边缘张节理相似，发育在侵入岩体陡立的边缘接触带。它向侵入岩体中心倾斜，呈斜列式排列（图8-9）。其成因可能是由于岩浆侵入时，岩体边缘引起的剪切作用形成的一组破裂面转化而成的。

原生破裂构造并不是所有侵入岩体或同一侵入岩体任何部位都普遍发育的，一般来说，它在岩体边部较中心部位发育。原生破裂构造发育的空间方位，除受岩体形态和原生流动构造产状控制外，亦受当时的区域构造应力场的影响，形成之后还可能因后期构造的影响，而改变其性质和产状。

图8-9 沿侵入体边缘流面方向剖开的块断图（引自E.S.Hills，1972）

M—边缘逆断层；F—流面；L—流线；Q—横节理；STR—斜节理

（二）次生构造

岩浆岩体形成后，由于地壳运动使岩浆岩体形态和产状发生变化，引起新的构造变形，从而形成岩浆岩体的次生构造。由于岩体一般不像沉积岩具有层理，所以其次生构造较难识别。

1.褶皱构造

岩体形成后，由于应力的作用，可引起岩体和围岩一起褶皱，岩体内的褶皱是通过岩体内的流面和破裂面的弯曲而呈现的。这些构造面及其所划分的“层”并不具有新老层序关系，所以它们形成的褶皱就不能称为背斜和向斜，应称为背形和向形。通常这些背形和向形规模较小，其形态较开阔。例如，山东玲珑花岗岩体中发育一系列斜列式小型褶皱，该褶皱是以剪节理面为褶皱面而呈现出来的，故称“节理褶皱”。这些褶皱可能是在力偶作用下，岩体发生弹塑性弯曲变形的结果。

有些岩体界面与围岩层理是平行的，例如岩床受到后期构造运动，就会与周围的沉积岩或喷出岩一起褶皱，这类褶皱经常是通过岩体与围岩接触面的弯曲而显示出来。它们反映区域构造特征。当喷出岩体与围岩一起褶皱时，其特征与沉积岩层褶皱完全相似。例如，云、贵、川广泛分布的峨眉山玄武岩组成的褶皱与上、下沉积岩层褶皱形态就是完全相似的。

2.次生断裂构造

岩浆岩体形成后，在应力作用下形成的断裂称为岩浆岩体的次生断裂构造，它包括次生节理和次生断层。其特征和识别标志与一般节理和断层的特征及识别标志基本相同。但是，由于岩浆岩的岩石物理力学性质与沉积岩不同，因此，它们具有如下特征：

（1）岩浆岩体岩性均一，缺乏沉积岩中的断裂所具有的那些明显的标志，难以看出岩层的错动、重复、缺失等现象。在地质填图过程中如不注意常被遗漏，给人以岩浆岩体内构造较简单的假象。实际上岩浆岩体中的断裂构造也是很发育的。断距和滑距可以通过被错断的岩脉、相带等来确定。

（2）岩体在受强烈应力作用发生错动时，很容易使岩体破碎和发生动力变质。另外由于断裂面引起岩体破碎变形和产生重结晶作用从而造成各种类型的断层岩和变质岩条带，有时还产生低温变质应力矿物，如绿泥石、叶蜡石、绢云母、滑石等。例如，大别山某地蛇纹石化橄榄岩体中的一条断裂带就是一条宽约几十厘米的绿泥石片岩。

（3）岩体受力后，由于矿物变形而出现光性异常现象。如果矿物的变形呈带状分布或因细粒化而形成糜棱岩带，则指示有断裂存在。这种断裂的破裂面一般很不明显，且具有韧性剪切带特征。韧性剪切带是岩体内发育得较普遍的一种次生断裂构造，对它的研究有助于揭示岩体的构造变形特征。

（4）岩浆岩体，特别是花岗岩体是比较均一的、连续的、坚硬的块状地质体，因此，形成的断裂面往往很平直，无论是走向上或倾向上变化都不大，常由两组或多组断裂组合成网格状（图8-10）。

图8-10 花岗岩体中的网格状断裂构造（据Γ.Псспелову，1942）