侵入岩体的构造

侵入岩体构造侵位机制~

岩浆是如何在地壳中侵位的?如何在地壳中开辟空间的?这是地质学家们多年来一直在努力寻求、探索的课题，即侵入岩构造侵位机制。
对于侵入岩体的侵位机制，Grout(1945)首先提出底辟侵位机制。Billings(1954)概括了三种基本侵位作用型式：顶蚀作用、强力注入作用和花岗岩化作用。肖庆辉等(1988)，高秉璋等(1991)，万天丰(1999)对于花岗质侵入岩体侵位机制研究的现状分别进行了论述。目前，普遍认为，Castro(1987)对于深成侵入体侵位机制的概括是比较客观的，他总结出岩体的侵位机制包括：隆起作用、底辟作用、气球膨胀作用、顶蚀作用、火山口沉陷作用与岩墙扩展作用。
(一)隆起作用
由于炽热的熔浆与冷的上覆围岩之间具有显著的密度差而出现重力失稳，造成岩浆上拱，上覆围岩发生褶皱形成穹隆。在隆起作用过程中，有密度差造成的重力失稳是其主要动力来源之一，但是常常相伴出现的区域构造应力场也具有积极作用，在背斜核部形成穹隆，而在向斜核部产生凹陷。
(二)底辟作用
下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有到水滴状侵入体的作用过程称为底辟作用。倒水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外，底辟岩体周围的早期向外陡倾的岩层，其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡；底辟岩体顶部的岩层为压扁型应变，但岩体与两侧围岩之间为剪切应变(图9-25)，具有拉伸线理鞘褶皱和拉伸岩墙布丁构造等。

图9-25 底辟作用到气球膨胀作用发育模式

(据Hutton，1988)
(三)气球膨胀作用
侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间(图9-25)。气球膨胀作用模式是Ramsay(1981)提出的，其合理地解释了大规模岩体或岩基的就位空间问题。一般认为(朱志澄和宋鸿林，1990)，岩浆初始侵位时，只占现有体积的30%～40%，而现有体积的大部分是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体，构造特点与底辟岩体具有显著的差异。其特征是：
(1)岩体的平面形态多为圆形和椭圆形，立体形态多为蘑菇状或漏斗状。
(2)岩体发生横向拓宽，而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大1～2倍以上。例如，阿达拉岩体拓宽了72%(Holder，1979)，坎尼巴尔克里克岩体为70%(Bateman，1984)，Ploumanch岩体至少为50%～65%(Barriere，1977)。
(3)岩体周围围岩发生明显变形，围岩中具有平行于接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向外逐渐减弱，在接触面附近往往构成了片理级的面状组构。
(4)岩体内部具有平行接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递减，在岩体的边缘带发育最强，往往构成片麻状叶理。
(5)岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布：分布在边缘的岩石，时代最老，成分偏基性，而中心带的岩石时代最年轻，成分偏酸性。
(6)如果没有后期构造改造，岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型，1≥K≥0，叶理和片理面上都没有拉伸线理，岩体内的应变强度由边部向中心递减。
(7)在岩体的边部发育了被细晶岩、伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙。
(8)接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。
由于这种侵入岩体的特征在地质图上表现为圆形或椭圆形的形态，内部出现同心环形的岩石成分带，原生流动构造平行或平行接触面呈环形(图9-26)，因此，称之为“圆葱皮”样式(Paterson et al.，1998)

图9-26 气球膨胀岩体的平面形态和组构特征

穹隆构造、底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段，由于不同侵位机制及其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切得成因联系。
(四)岩墙扩展作用
深部岩浆沿着断裂上升至地表浅部，岩浆上升过程中运移岩浆的断裂或通道不断扩展、加宽，上升岩浆在浅部聚集形成大规模深成岩体。其特点如下：
(1)平面形状为不规则状。
(2)一般没有原生流动构造。
(3)在侵位过程中围岩的作用是被动的，侵入作用以前的围岩在接触面附近并未被扰动。
(4)接触面弯弯曲曲，往往与围岩互相穿插。
(5)在岩体边缘常见有一些小型的顶蚀作用。
岩墙扩展机制是大陆伸展构造环境中岩浆上升侵位的重要机制，岩浆沿着由应力各向异性产生的张性断裂上升。张性断裂切割深度可以很大(达40km)，并达到深部岩浆房。
(五)顶蚀作用
热的岩浆上升，引起顶部围岩被挖蚀、炸裂，在顶部围岩炸裂块体下沉的同时，岩浆侵入到裂隙中，这一过程称顶蚀作用。如此反复，可以导致岩浆上升、侵位。顶蚀作用形成的侵入岩体与围岩的接触面常常呈凹凸不平状，通常穿切围岩的层理或层状构造，形成不协调侵入岩体，在内接触带常有不规则状、棱角状且规模不等的捕虏体，捕虏体与岩浆之间的反应引起同化和混染现象。
由于需要大量的岩浆充填下沉岩块的空隙，这种侵位机制不可能使岩浆运移较长的距离(Marsh，1984)
(六)火山口沉陷作用
这是基性深成岩体的典型侵位机制，指岩浆房顶盖塌陷而形成环状或锥状沉陷的岩浆侵位机制。岩体受伸展环境中的张性断裂控制，基性岩浆沿断裂上升定位于断裂的潜在空位中，基性岩浆冷却后形成环状断裂将岩体分割成环状断块。
关于深成岩体的侵位机制，马昌前等(1994)将Castro(1987)等人提出的分类归纳为三种基本类型，即主动侵位作用、被动侵位作用与诱发侵位作用。
主动侵位作用：包括隆起作用、底辟作用和气球膨胀作用，在这几种侵位机制中，岩浆是以本身巨大的能量来开辟占据空间的。
被动侵位作用：包括岩墙扩展作用、顶蚀作用和火山口沉陷作用，岩浆是沿先存断裂或构造缺陷，或是在区域性伸展作用下被动式侵位的。
诱发侵位作用：是岩浆沿低角度张性断层带注入侵位的。
实际上，自然界侵入岩体的产状千姿百态，地质特征也各不相同，其侵位机制也各有差异，上文提到的侵位机制不能解释所有侵入岩体的侵位过程。许多侵入岩体可能不是单一作用的结果，而是多种作用联合的结果，例如，Wang et al.(2000)对秦岭造山带中具“圆葱皮”样式的古生代侵入岩研究的结果，提出“主动膨胀-构造扩展-岩浆侵吞”的三元复合侵位机制。

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8-27Q）。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8-27S）。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）认为纵节理形成晚于横节理。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8-27L）。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。

图8-27 深成岩体顶部原生破裂构造图示

（据H.Closs，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

图8-28 边缘张节理（斜线）形成方式的模拟实验

（据H.Closs，1922）
A代表粘土岩；实线箭头表示活塞的上升
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8-27 STR），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，它们被认为是沿铅直挤压作用所产生的一对共轭剪裂面发展而成的。若斜节理进一步发展，可演化为正断层。
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。克鲁斯等利用放在塑性粘土层下面的活塞缓缓上升的实验，成功地重现了边缘张节理的形成。活塞的上升相当于岩浆向上流动，两侧相对下降造成上、下剪切作用。边缘张节理的形成就是由于向上流动的岩浆同已经冷凝的边缘之间形成差异运动的上、下剪切作用，并诱导出张应力作用的结果（图8-28）。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8-29）。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。

图8-29 沿侵入体边缘流面方向剖开的块断图

（据E.S.Hills，1972）
M—边缘逆断层；F—流面；L—流线；Q—横节理；STR—斜节理
原生破裂构造并不是在所有侵入岩体或同一侵入岩体任何部位都普遍发育，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。

（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）

---

城厢区17645298405： 侵入岩体的原生构造有哪些 - ？
褒阮欧力：[答案] (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...

城厢区17645298405： 侵入岩体的产状 - ？
褒阮欧力： 根据与围岩之间的接触关系,可将侵入体的产状大体划分为协调侵入岩体和不协调侵入岩体两大类. (一)协调侵入岩体 协调侵入岩体又称整合侵入岩体,指其边界面(接触面)与围岩中的层理、片理或片麻理平行的侵入岩体.它是岩浆沿层...

城厢区17645298405： 侵入岩的介绍 - ？
褒阮欧力： 侵入岩(intrusive rock)是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[1]. 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...

城厢区17645298405： 岩浆岩的构造 - ？
褒阮欧力： 岩浆岩的构造 ( structure) 是指岩浆岩中不同矿物集合体之间,或矿物集合体与岩石的其他组成部分之间的排列、充填空间方式所构成的岩石特点.岩浆岩常见的构造如下: 块状构造 ( massive structure) 矿物均匀无向分布组成的一种构造,...

城厢区17645298405： 地理地质高手进 - ？
褒阮欧力： 我查阅了书籍,正好我们去年去泰山地区考察过··泰山地区侵入岩分布十分广泛,主要为早前寒武纪侵入岩和极少量的中生代脉岩.早前寒武纪侵入岩 1)基本特征 ①分布十分广泛,占泰山主体面积的95%以上,是泰山极为重要的地质体.侵...

城厢区17645298405： 构造应力场 - ？
褒阮欧力： 高位侵入体 ( high - level intrusion) 的特点是岩浆侵位很浅,包括前人定义的浅成、超浅成侵入体,如次火山侵入岩体.由前述岩浆定位机制可以看出,这类侵入体的体积往往很小,岩浆具有强烈上升的驱动力.因此,与通常习惯的平面构造...

城厢区17645298405： 请问一下,侵入型岩浆岩和喷出型岩浆岩有什么区别? - ？
褒阮欧力： .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...