什么是侵入岩和变质岩

1.侵入岩.地壳深处或上地幔的岩浆向地壳表层运移，并在地壳中冷却凝固而形成的岩石。依据岩浆向地壳表层侵入部位的深浅，可分为深成侵入岩和浅成侵入岩，深成侵入岩冷却凝固的部位距地表3公里以下，浅成侵入岩冷却凝固的部位大致在地下3公里到地表之间。如果侵入体接近地表的部位（地下0.5～1.5公里）冷却凝固，称为超浅成岩。深成侵入岩体的产状主要有岩基和岩株。岩基是规模巨大的深成侵入岩体，一般出露面积超过100平方公里，常产于褶皱带的核部，岩基与围岩呈不整合接触，以花岗岩类最为常见。岩株是出露面积不超过100平方公里的深成侵入岩体，一般认为岩株是岩基的分支部分，多由中酸性岩组成。深成侵入岩多具全晶质等粒中—粗粒结构。浅成侵入岩体的产状主要有岩床、岩盘、岩盆、岩墙和岩脉等。岩床是流动性较大的岩浆顺着岩层层理侵入而形成的板状岩体，多由基性岩构成。岩盘又称岩盖，是顺岩层侵入的底部平坦、顶部拱起的穹状侵入岩体，多由中、酸性岩构成。岩盆是岩层之间中间下凹的盆状侵入岩体。岩墙又称岩脉，是充填在岩石裂隙中的板状侵入岩体。浅成岩多具粒状或斑状结构。常见的深成侵入岩有花岗岩、闪长岩、辉长岩等，常见的浅成侵入岩有辉绿岩、闪长玢岩和花岗斑岩等。

侵入岩.主要形成于燕山期，同位素年龄值129～161.8百万年，产状为岩株、岩枝、岩脉，岩基极少。岩类以花岗岩、花岗闪长岩，花岗斑岩居多，钾长花岗岩、流纹斑岩次之。花岗岩类可分改造型、同熔型两种，改造型又分重熔型和混合交代型。

改造型侵入岩。母岩物质来自经剪切重熔后的局部浅层地壳，沿着印支期褶皱核部或大断裂带侵入，一般为中、深成侵入相。岩石以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列，成岩温度700℃。以临安顺溪花岗岩、河桥花岗岩、萧山道林山钾长花岗岩为代表。

同熔型侵入岩。由太平洋板块向北西俯冲或陆陆碰撞，使深部地壳熔融岩浆上升凝固而成。侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一，温度160～475℃，成岩温度970一1143℃。这类岩体与同期火山作用有密切关系，常受火山构造控制。以桐庐横村埠花岗闪长岩、天目山花岗闪长斑岩、富阳里山花岗岩为代表。

由于岩浆侵入作用通常发生在火山喷发作用之后，侵入岩往往分布于中低级火山构造的中心或其周缘的环状、放射状断裂之中，形成一套火山——侵入杂岩，较典型的有横村埠火山杂岩带。

2 变质岩.简单地说就是地下岩石经历高温或高压之后，成分和结构发生改变，形成的新岩石就叫变质岩。如大家比较熟悉的大理岩，就是由石灰岩转变而来的一种典型的变质岩。

变质岩是怎么样形成的：在自然界中，我们可以见到积雪在自身重压作用下，它的底层会转化成冰的现象。松软的雪和坚固的冰在成分上是一样的，但结构却是不同的。变质岩的形成过程和雪转化成冰的过程是相似的。具体说来就是地壳中已经形成的岩石因受温度、压力及化学活动性流体的影响，其原岩组分、矿物组合、结构、构造等发生转化即形成多种不同类型的变质岩，这种转变基本是在固态下完成的，这种变化我们就称之为变质作用。变质岩就是由变质作用所形成。

常见的变质岩：变质岩占地壳总体积约27.4%，略逊于火成岩，但变质岩的家族非常庞大，其种类远多于火成岩和沉积岩。按照外表特征可以简单地分为板岩、千枚岩、片岩、片麻岩、粒状岩石等5大类，每一大类（图1、2）中都有为数众多的岩石类型，如粒状岩中有石英岩、大理岩、麻粒岩、角闪岩等。

变质岩能告诉我们什么：地球形成最初是没有生物记录的，科学家必须通过变质岩的研究，以了解地球早期的历史。绝大多数变质岩形成在地壳深部，我们在地表本来是见不到的，是由于后来的构造运动，才使变质岩露出地表。因此，变质岩可以告诉人类各种地下深处的信息，由此，科学家可以推测出地球内部岩石和结构的状况，以及地壳热历史、变质原岩的面貌等等许多科学信息，这是目前人类用任何手段都无法直接达到的深度。如果说上述研究是为了满足人类对地球知识的渴求，那么还有一个非常现实的意义，就是研究变质岩，可以告诉我们到哪里去找寻相关的矿产资源。

变质岩有什么用途：

建筑及装饰材料，如板岩、汉白玉等

工艺品原料，如大理石、翡翠等

非金属工业原料，如石英岩、石墨、刚玉、石棉等

变质岩中直接产出金属矿产，如金、银、铜、铅、锌、铁及稀有、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，可见其重要性，可以说我们人类的生存是离不开变质岩的。

侵入岩的相

岩浆上侵定位时的深度不同会影响岩浆体系的冷却速度、结晶压力及挥发组分的溶解度，从而影响最终固结的岩浆岩的矿物组成、结构构造。根据侵入体的深度可分为3个相：浅成相（0～3km）、中成相（3～10km）和深成相（＞10km）。各相特征见表3-1。

表3-1 侵入岩相的主要特征

浅成相与次火山相特征相似，主要区别是看它与喷出岩是否有联系。如与喷出岩基本上同空间、同时间、同成分、同演化规律，说明它与喷出岩为同源产物，一般为次火山岩。如该区无喷出岩而侵入岩发育，且与侵入岩有关，则可能是浅成相侵入岩。如江西九江武山花岗闪长斑岩体就是一个浅成相的小岩株，其特点是结晶细，斑状结构发育，斑晶多，有熔蚀现象，斜长石具环带结构。

中深成相侵入体在我国实例很多。如北京周口店房山花岗闪长岩，该岩体近圆形，为50～60km2的岩株，相带发育，呈同心圆状，边部同化混染作用强，富捕虏体，流动构造发肓；岩石主要为中粗粒状似斑状结构，边缘为中细粒结构，钾长石为微斜条纹长石，斜长石有不明显的环带，围岩接触变质显著，有矽线石、红柱石片岩、片磨岩及橄榄透辉石大理岩等，变质带宽达1～2km。

深成相岩体广泛分布于我国地盾和地台区的古老岩系中，如山东中西部古老岩系里，有数个混合岩化、花岗岩化中心，由粗粒花岗片麻岩组成，岩体中心具花岗岩外貌，向外花岗岩化逐渐减弱，缺乏冷凝边及接触变质带，与古老岩系无明显界线。

对侵入岩相的研究，不仅有利于分析侵入体的生长深度及帮助恢复岩体形态，更重要的是指导找矿，如不少金属矿床都与浅成相小型侵入体有关；与中深成相岩体有关的矿床，则是分布于岩体外围的各种接触变质和高温气成热液矿床；至于深成相的岩体，目前很少发现大的金属矿床。

在浅成相岩石中尤应注意隐爆角砾岩体，因为很多大型金属矿床与之有关，且产在角砾岩中者品位变富，在侵入活动晚期，富含水分及矿化剂的岩浆迅速上升、气化，易于引起岩体顶部固结岩石及部分围岩的地下爆炸，形成隐爆角砾岩。它与火山爆发不同之处是“不通天”（即不爆出地表）。依据其产状，可分为隐爆岩筒、隐爆岩钟、隐爆岩株、隐爆岩墙等。它的顶部常有顶棚塌陷角砾岩，边缘常见震碎角砾岩，向深处则变为不具角砾的正常侵入岩，它们都是很好的容矿构造。

侵入岩和喷出岩的成因,常见岩石和主要特征

侵入岩：岩浆从深部发源地上升但没有到达地表就冷凝形成的岩石——常见：花岗岩、 橄榄岩——特征岩石坚硬,结构紧密.

喷出岩：岩浆直接溢出地表冷却后形成的岩石——常见：玄武岩、安山岩、流纹岩——有气孔构造或流流纹构造

岩浆岩，侵入岩，沉积岩，变质岩的主要特征

要简单来说好说，具体到某一块岩石，不是这么简单：

岩浆岩：分为侵入岩和喷出岩。侵入岩下面有描述。喷出岩简单一些：会夹在沉积岩地层中，容易被误认为是沉积岩。但是有时能见气孔或气孔被充填（具体地如何判断气孔需要经验），有时有岩浆流动产生的特征（流纹构造、绳状熔岩），有时有熔岩冷却收缩的痕迹（柱状节理）；没有化石、有机质

侵入岩：岩石都结晶了（能肉眼看到矿物颗粒大小）；没有成层性（虽然有时有板状侵入岩，但不会连续成层）；野外形态不稳定；与周围岩石界限明显，并且接触带内有周围岩石的大碎块（称为捕虏体）

沉积岩：稳定的成层性，通常情况下层内还发育有层理构造（成层的纹理）；有化石（含有机质）；有特殊的矿物（粘土矿物、海绿石等）；大部分有碎屑结构；高价铁离子含量多于低价的。

变质岩：有时也有成层性，但层不稳定，且变化多端；大部分有典型的片理构造（矿物定向排列）；有典型的变质矿物（石榴子石、十字石、红柱石等等）；岩石组成都是结晶的矿物（虽然有时肉眼分辨不了）；没有化石、有机质

侵入岩有哪些

侵入岩是指当上覆岩层压力减轻时，软流层中的岩浆就钻出，在地壳深处冷凝而形成的岩石。由于岩浆侵入而缓慢冷却，有足够的时间使矿物结晶，因此侵入岩晶粒粗大，具有显晶质结构。

侵入岩由于岩浆侵入而缓慢冷却，有足够的时间使矿物结晶，因此侵入岩晶粒粗大，具有显晶质结构。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。

侵入岩，同位素年龄值129～161.8百万年，产状为岩株、岩枝、岩脉，岩基极少。岩类以花岗岩、花岗闪长岩，花岗斑岩居多，钾长花岗岩、流纹斑岩次之。花岗岩类可分改造型、同熔型两种，改造型又分重熔型和混合交代型。

改造型侵入岩

母岩物质来自经剪切重熔后的局部浅层地壳，沿着印支期褶皱核部或大断裂带侵入，一般为中、深成侵入相。岩石以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列，成岩温度700℃。以临安顺溪花岗岩、河桥花岗岩、萧山道林山钾长花岗岩为代表。

同熔型侵入岩

由太平洋板块向北西俯冲或陆陆碰撞，使深部地壳熔融岩浆上升凝固而成。侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一，温度160～475℃，成岩温度970一1143℃。这类岩体与同期火山作用有密切关系，常受火山构造控制。以桐庐横村埠花岗闪长岩、天目山花岗闪长斑岩、富阳里山花岗岩为代表。

由于岩浆侵入作用通常发生在火山喷发作用之后，侵入岩往往分布于中低级火山构造的中心或其周缘的环状、放射状断裂之中，形成一套火山——侵入杂岩，较典型的有横村埠火山杂岩带。

侵入岩和喷出岩的成因，常见岩石和主要特征

侵入岩：成因：地壳深处的熔融岩浆，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常见岩石：花岗岩主要特征：1、改造型侵入岩母岩物质来自经剪切重熔后的局部浅层地壳，沿着印支期褶皱核部或大断裂带侵入，一般为中、深成侵入相。岩石以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列，成岩温度700℃。以临安顺溪花岗岩、河桥花岗岩、萧山道林山钾长花岗岩为代表。2、同熔型侵入岩由太平洋板块向北西俯冲或陆陆碰撞，使深部地壳熔融岩浆上升凝固而成。侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一，温度160～475℃，成岩温度970一1143℃。这类岩体与同期火山作用有密切关系，常受火山构造控制。以桐庐横村埠花岗闪长岩、天目山花岗闪长斑岩、富阳里山花岗岩为代表。喷出岩：成因：岩浆喷出地表冷凝形成的岩石常见岩石：玄武岩、流纹岩、安山岩主要特征：喷出岩多具气孔、杏仁和流纹等构造。多呈玻璃质、隐晶质或斑状结构。

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）

侵入岩有哪些特征

侵入岩产状为岩株、岩枝、岩脉，岩基极少。岩类以花岗岩、花岗闪长岩，花岗斑岩居多，钾长花岗岩、流纹斑岩次之。

改造型侵入岩以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列；

同熔型侵入岩侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一。