两类成矿岩浆建造成因及形成构造环境的讨论

岩石成因、地壳演化和构造环境~

（一）花岗岩类成因概述
花岗岩类的成因涉及花岗岩类岩浆的起源（物源与热源）、演化和结晶（包括岩浆混合、围岩混染等）等方面的过程，与形成的构造环境有关。历史上曾出现过 “岩浆派”与 “变成派” 之争，即认为有岩浆成因与交代成因两类花岗岩。岩浆花岗岩是指岩浆经历了从源区分凝、上升迁移到异地就位的过程，最后才冷凝结晶形成的花岗岩。交代花岗岩是指基本上在固态的情况下由交代作用转变而成的花岗岩。由于认为这种交代成因的花岗岩多半是在原地形成的，没有空间上的位移，因此称为原地花岗岩。Tuttle ＆Bowen（1958）完成的Q－Ab－Or－H2O实验相平衡（图9－13）为解决这一争辩奠定了基础。图9－13中H点的左下侧以曲线勾画的范围为自然界花岗岩的极大值，其位于该相图的最低点附近，表明花岗岩的形成受熔体－矿物相平衡制约，大多数花岗岩的形成必然与岩浆有成生联系，而用交代作用无法解释其特征。目前，已普遍接受花岗岩体几乎都是岩浆成因的。Winkler ＆ Hansen（1969）以硬砂岩为原料的熔融实验表明，大陆地壳物质部分熔融可以产生花岗质岩浆，且花岗质岩浆的形成是一个渐进的过程，即当温度升高到源区岩石发生部分熔融的临界温度时，其易熔组分就会进入熔浆中，随着温度的升高，相对难熔的组分就会相继进入熔浆，而熔体的比例也会随之增加。这种花岗岩的地壳深熔论（crustal anatexis，Wyllie，1977），是目前学术界讨论花岗岩成因的基础所在。

图9－13 Q－Ab－Or－H2O系统相图（据Tuttle et al.，Luthet al.；转引自邓晋福，1987）

1.物质来源
长英质岩类的岩浆源区主要有三种：(1)壳源（大陆壳和大洋板片）；(2)幔源（为幔源岩浆分异形成或新生的地壳物质重熔产生）；(3)壳源和幔源岩浆的混合源。通常情况下，地幔岩石的部分熔融不能产生长英质岩浆，长英质岩浆都是先形成玄武质岩浆或玄武岩后间接产生的。例如，蛇绿岩套等大洋岩石中少量出现的大洋斜长花岗岩，尽管不能排除是幔源镁铁质岩浆分异的产物，但更多的研究表明，由镁铁质岩重熔产生的可能性更大（如辉长岩的脱水部分熔融）。
近年来，以Sr－Nd同位素为主体的同位素示踪为认识长英质岩石的成因类型、分析物质来源与演化机理提供了有效工具。统计资料表明，地壳中古老花岗岩类（＞20亿年）的εNd（t）值多在0附近变化，年轻花岗岩的εNd（t）值绝大多数都小于0。不同源区的花岗岩中，幔源（新生地壳物质重熔或幔源岩浆分异）花岗岩的εNd（t）一般为正值（如兴蒙造山带古生代－中生代花岗岩）；壳源的花岗岩εNd（t）值一般为负值，通常εNd（t）值偏离零值的程度愈大，表明岩石中地壳古老物质组分的贡献愈多。据全球500个花岗岩资料统计，不同源区的花岗岩锶同位素的初始比（87Sr/86Sr）i不同。由于现代大洋玄武岩的（87Sr/86Sr）i为0.702～0.706，代表岩浆来自上地幔源区，没有或很少受到地壳锶的混染；大陆地壳的（87Sr/86Sr）i平均为0.719。因此，花岗岩的（87Sr/86Sr）i大于0.719应是壳源的。（87Sr/86Sr）i在0.706～0.719之间的花岗岩应主要来源于地壳，但受到了一定程度的幔源物质的混染。
2.部分熔融和深熔作用机理
大量的证据表明，大部分长英质岩浆是由地壳岩石的深熔作用产生的。深熔作用（anatexis）概念的提出已有近百年的历史，但长期以来，人们对引起深熔作用的原因仍争论不休。争论的焦点主要是引起深熔作用的热源。近10多年来的研究表明，与许多长英质岩类形成相关的深熔作用，是软流圈或上地幔上涌引起底侵作用及壳幔相互作用带来的加热的结果（图9－14），有些也联系到伸展环境下的降压熔融；而俯冲带的岩浆产生，还与挥发分的加入有关。不过，根据热模拟计算，在底侵岩浆加热导致下地壳熔融的情况下，产生一份花岗岩至少需要1～3份底侵的玄武岩浆（马昌前，2003）。因此，要证明岩浆底侵作用在巨量花岗岩形成中的作用，必须观察到更大体积的镁铁质岩石，或提供地壳深部存在大体积镁铁质岩石的地球物理证据。高温高压实验表明，地幔橄榄岩的部分熔融只能形成玄武质岩浆；而玄武质岩石的部分熔融可产生英云闪长质－奥长花岗质－花岗闪长质的岩浆组合，英云闪长质－奥长花岗质岩石的部分熔融可产生花岗质岩浆。以下的事实只有用深熔模式来解释更为合理：(1)长英质岩类主要产于大陆区和消减带的大陆一侧，表明长英质岩与大陆地壳有关，大陆地壳是大部分长英质岩石的物质源区；(2)化学成分和矿物成分的模拟计算及地壳岩石的熔融实验都表明，由地壳岩石的深熔作用可形成长英质岩浆；(3)在高级变质地体尤其是含角闪石和云母的变质地体中，常见透镜状、豆荚状的花岗质脉体，表明有局部的深熔作用发生。

图9－14 流纹岩的地壳深熔模式图（据Hildreth，1981）

3.岩浆分异演化
结晶分异作用（分离结晶作用）是指结晶相和熔体相之间分离的过程（详见第十二章），主要包括重力分异、流动分异、压滤作用和熔体对流分异等多种分异机制。研究表明，镁铁质岩石部分熔融或镁铁质岩浆分离结晶产生的花岗岩很少。从体积上看，作为母岩浆或源岩的镁铁质物质应当比花岗岩浆大10倍（马昌前，2003），但在露头上，很少发现有对应比例的镁铁质岩石产出。由于玄武质岩浆难以分异出规模宏大的花岗质岩浆，因而幔源镁铁质岩浆分异形成的花岗质岩浆不占主体。与玄武岩不同，花岗质岩浆在很大程度上表现为晶粥体，其发生分离结晶作用的可能性较低，因而部分学者反对花岗岩的分离结晶作用模型（Reid et al.，1993）。一些学者提出过热重力扩散导致镁铁质岩浆产生带状岩浆房的模型（Hildreth，1981）），即一方面岩浆中的挥发分在重力的驱动下会向岩浆房顶部扩散，在岩浆房顶部富集，伴随元素的重新分布，在岩浆房顶部形成高SiO2的流纹质岩浆层；另一方面由于岩浆房中存在的温度梯度可使岩浆房重力失稳，产生对流，使下部未经分异的高温岩浆向上迁移，加速扩散分异作用的进行，最后形成基性程度不同（由上向下增加）的层状岩浆房。然而，由玄武质岩浆分异形成长英质岩浆的方式即使存在，所形成的长英质岩石的规模也是非常有限的。
此外，岩浆混合、围岩混染对长英质岩浆（石）的形成也可能发挥一定的作用（详见第十二章）。图9－15展示了自然界形成花岗岩的主要方式。
（二）花岗岩与地壳演化
由于花岗岩是大陆地壳的重要组成部分，因而花岗岩的成因与大陆地壳的形成演化存在密切的联系。从地球演化的理论出发，地壳是从地幔中分异而来的，这一前提指示初始的大陆地壳是玄武质成分的，但现今大陆地壳的成分是中性－长英质的，这就要求早期形成的地壳必须发生分异而使部分镁铁质的物质再循环进入地幔。目前，对这一地球化学之谜的最佳解释是拆沉作用（delamination）模型。在造山带，由于板块的汇聚作用而使地壳明显加厚，深部地壳的岩石转变成榴辉岩，而高密度的榴辉岩由于重力不稳，就会返回到地幔之中，称为拆沉作用。因此，造山作用晚期造山带的垮塌或拆沉作用可能是导致地壳发生成分变化的最重要时期，也是花岗岩形成的最重要的构造背景（Wu et al.，2006）。近年来，对东哈萨克斯坦，俄罗斯阿尔泰，新疆阿尔泰、天山，蒙古，中国东北地区，俄罗斯远东滨海区等地花岗岩Sm－Nd同位素研究发现，与世界上一般的显生宙地壳来源且具有负εNd值的花岗岩不同，兴蒙造山带及中亚造山带古生代－中生代花岗岩普遍具有正εNd值，因此它们应当主要来源于幔源物质或新生的年轻地壳。这一事实表明，中亚地区显生宙曾发生过大规模的地壳生长，这对大陆地壳生长主要发生于早前寒武纪的传统观点提出了挑战。

图9－15 花岗岩产生过程示意图（据Clarke，1992，有修改）

（三）构造环境
花岗岩形成的构造环境一直是地质界非常关心的问题。自20世纪80年代，人们开始对花岗岩构造环境的判别进行了尝试。1979年Pithcher指出花岗岩与构造环境的成因联系，划分出安第斯型、海西型与阿尔卑斯型三种类型，开创了花岗岩与构造环境关系研究之先河。Pearce et al.（1984）系统地讨论了花岗岩与其形成的构造环境问题，提出了被广泛应用的花岗岩构造环境判别图（如Nb－Y、Ta－Yb、Rb－（Yb＋Ta）和Rb－（Y＋Nb）图），而Babarin（1999）则进一步发展了花岗岩构造环境判别。
要指出的是，目前对花岗岩构造环境的地球化学判别方法，存在很大的不确定性。这主要是由于花岗岩的化学成分取决于其源岩的矿物组成和化学成分、熔融时的物理化学条件（包括温度、压力和挥发分）及其后岩浆的演化（如分离结晶作用、岩浆混合作用、同化混染作用等）。因此，花岗岩的化学成分与构造背景之间并不存在简单的对应关系，需要综合各种地质资料，相互印证，才可能得出正确的结论。表9－6系统概括了花岗岩类型与构造环境之间可供参考的关系。
表9－6 不同构造环境下形成的花岗岩类岩石


（据Pitcher，1983，1993；Barbarin，1999修改）

一般而言，铂族元素矿产往往聚集在具有裂谷构造环境、地幔岩浆活动强烈而地壳又长期相对稳定的大陆构造背景区域。裂谷构造环境可以促成地壳开裂（但又不扩张成为大洋），造成含PGE的地幔物质上涌并侵入于地壳浅部形成基性－超基性侵入岩；在相对稳定的条件下，可以促使地幔岩浆在侵位以后充分结晶分异、赋矿物质迁移、富集、聚集成矿。
四川在大地构造位置上位于扬子克拉通、松潘－甘孜造山带、秦岭造山带三大构造单元的结合部位。东南部属扬子克拉通的一部分，西北部属古特提斯造山系东部的松潘甘孜造山带，北部属于秦岭造山带。三大构造单元形成了四川省显著的地理地貌分区：东南部扬子克拉通为较为宽缓、低山的四川盆地；西、北部松潘－甘孜造山带、秦岭造山带为高原、高山深切割地区。
四川东南部的扬子克拉通，其内部由新太古代—古元古代结晶基底及中、新元古代褶皱基底双层结构岩系和稳定的古生代—新生代沉积盖层组成，属于扬子地台的重要组成部分。
松潘－甘孜造山带位于四川西部、西北部，主体位于甘孜－理塘蛇绿混杂岩带与龙门山－小金河断裂之间，由一系列平行的蛇绿混杂岩带、火山岛弧带及主动大陆边缘复理石沉积组成。形成一系列由NW转向NE向或转向SN向的弧形逆冲－滑脱体系。
秦岭造山带位于四川北部边缘，由一套震旦系－寒武系非稳定的碱性火山碎屑岩、磨拉石及硅、泥质岩组成复理石建造，加里东期岩浆岩发育，形成近EW走向的构造－岩浆岩带。
“扬子地台西缘”就位于扬子克拉通西部与松潘－甘孜造山带、秦岭造山带的接壤部位（康滇地区、龙门山地区、米仓山地区），是四川铂族金属矿产的主要产地。
近年来国内外的研究表明，地幔柱可以为铂族元素成矿提供最为有利的构造条件，因为只有地幔柱可以将地核与地壳表层相沟通，从而有可能将在地核中富集的PGE搬运到地表（王登红等，2003）。我国发育最好的地幔柱就是晚古生代的峨眉地幔柱，其活动范围涉及滇黔桂，但中心恰好在四川，这就为在四川地区寻找铂族元素矿床提供了充分的构造环境条件。

—、两类成矿岩浆建造成因讨论

继澳大利亚学者B.W.查佩尔和A.J.R.怀特（1974）提出按花岗岩物质来源的不同，将花岗岩划分为由地壳沉积岩熔融形成的S型花岗岩和由未曾出露地表的火成岩部分熔融形成的I型花岗岩之后，英国岩石学者W.S.皮切尔（1983）把花岗岩成因同板块构造联系起来加以研究，并进一步将花岗岩分为以下5类：①M型花岗岩：又称幔源分异花岗岩或洋脊花岗岩，形成于大洋岛弧环境，以大洋岛弧型斜长花岗岩或英云闪长岩为代表。它们常与同期基性、超基性岩密切伴生。其A/CNK＜0.1,（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i≤0.704，主要与斑岩金矿有关。②科迪勒拉I型花岗岩，相当于国内称的同熔型花岗岩或过渡型花岗岩。主要形成于活动大陆边缘，以发育辉长岩-石英闪长岩-花岗闪长岩及其斑（玢）岩组合为特征，它们常与同期陆相火山岩空间上密切伴生、成因上息息相关，其A/CNK＜1.05,（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i＜0.706，主要与斑岩铜矿有关。③加里东I型花岗岩：形成于造山运动晚期（碰撞后）隆起区环境，以花岗闪长岩—花岗岩为代表。其A/CNK=1左右，（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i=0.705～0.709。无成矿作用。④S型花岗岩：相当于国内称的改造型花岗岩或壳型花岗岩。主要形成于大陆板块碰撞带或克拉通区韧性剪切带环境。以过铝质的超酸富碱性二云母花岗岩类为代表。其A/CNK＞1.05,（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i＞0.709。主要与钨、锡、铌、钽、稀土等成矿有关。⑤A型花岗岩：形成于稳定褶皱带和克拉通的隆起区—裂谷带环境，以霓石、钠闪石花岗岩、钠铁闪石花岗岩等碱性花岗岩组合为标志。（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i=0.703～0.712，主要与稀有、稀土成矿关系密切。

W.S.皮切尔的基本思想是“不同成因类型的花岗岩代表不同的活动带”。

采用Na₂0-K₂O图解（图2-69）投影，研究区各已知矿区潜火山杂岩侵入体绝大多数落入I型花岗岩区。少数晚期分异的偏碱偏酸性岩体落入A型或S型花岗岩区。

图2-69　两类成矿岩浆建造Na₂O-K₂O图

（仿W.J.Collins,1982）

〇—乌伦布拉克铜矿岩体；●—老山口铜矿岩体；＋—北山Ⅲ号蚀变体；△—其它金、铜岩体

据部分已知矿区岩体已获稳定同位素测定成果，如北山金矿南部外围与金矿化密切相关的潜火山杂岩侵入体，其（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i为0.70495±0.0001。北山金矿区有关岩浆岩铅同位素组成特征为：²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为（15.404±0.005）～（15.569±0.023）;²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为（17.899±0.004）～（18.468±0.013）。在投影图中均落入上地幔范围，反映了岩浆物质来源的深源特征。根据研究区潜火山杂岩建造的地质学、岩石学和地球化学特征及其形成过程所处的地质背景、区域构造发展、演化的历史进程，按W.S.皮切尔的上述分类方案，研究区潜火山杂岩建造在成因上应属科迪勒拉I型花岗岩。研究区潜火山杂岩侵入体的岩石类型组合特征，以及包括常量元素、微量元素和稀土元素在内的岩石组分特征，与我国东部壳幔混熔过渡型（同熔型）花岗岩类十分类似。上述事实，也足以证明研究区潜火山杂岩建造属幔壳混熔的过渡型花岗岩，也即科迪勒拉I型花岗岩。

同样，成因上与潜火山杂岩建造息息相关的火山喷溢喷发岩建造，其岩浆物质来源也具有鲜明的深源特征。从稳定同位素组成特征来看，据张以熔、朱明玉等研究（1992），区域下石炭统巴塔玛依内山组玄武岩的（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr）_i为（0.7033±0.00015）～（0.7052±0.003），与上述潜火山杂岩建造的锶同位素组成特征基本一致。金山沟矿区火山岩测定，δ¹⁴C介于0.1～3.2之间。属岩浆与地层围岩混合碳。δ³⁴S介于0.8～3.8之间，与陨石硫或基性岩浆硫接近。²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb为15.402～15.488;²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb为17.818～18.484，在投影图中也均落入上地幔范围。从岩石地球化学特征来看，火山喷溢喷发岩建造与潜火山杂岩建造，具有基本一致的微量元素和稀土元素地球化学特征。特别是两者的微量元素比值蛛网图、过渡元素球粒陨石标准化模式图和稀土元素分布模式图，尤为类似。

综上所述，我们完全有理由确认，研究区陆相火山作用所形成的两类成矿岩浆建造——火山喷溢喷发岩建造和潜火山杂岩建造，均是由源自上地幔或下部地壳的幔壳混熔深源岩浆在特定的时空条件下，以不同的作用方式所形成的同源岩浆体系产物。

二、关于形成构造环境的讨论

研究区与金、铜成矿密切相关的两类成矿岩浆建造主要形成于华力西中、晚期。这一时期，研究区正处于大规模的造山运动行将结束而尚未结束的造山晚期。构造环境大致相当于活动大陆边缘。

采用A.Rittmann（1970）和H.K.Loffier（1979）区分壳内和消减带（包括岛弧和活动陆缘环境）火山岩类的岩石地球化学lgτ-lgσ图解和lgτ-lgσ（25×100）图解来探讨两类成矿岩浆建造的形成环境问题，从图2-70、图2-71可以看到，两类成矿岩浆建造多数落入B区，也即消减带（包括岛弧和活动陆缘环境）火山岩区，部分落入C区，也即由消减带火山岩区演化而来的碱性火山岩区。

图2-70　两类成矿岩浆建造lgr-lgσ图解

（仿A.Rittmann,1970）

A—壳内稳定区火山岩；B—消减带火山岩；C—A、B区演化的碱性火山岩；〇—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；●—老山口矿区潜火山杂岩；△—其它金铜矿区潜火山杂岩；＋—北山次火山岩及双峰山索尔巴斯套、阿希、西滩等矿区陆相火山岩

图2-71　两类成矿岩浆建造lgτ-lgσ（625×100）图解

（仿H.K.Loffier,1979）

A—壳内稳定区火山岩；B—消减带火山岩；C—A、B区演化的碱性火山岩；〇—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；●—老山口矿区潜火山杂岩；△—其它金铜矿区潜火山杂岩；＋—北山次火山岩及双峰山索尔巴斯套、阿希、西滩等矿区陆相火山岩

若按Jakes等（1972）和K.C.Condie等（1976）关于岛弧与活动大陆边缘两种次级构造环境划分方案，则研究区两类成矿岩浆建造形成的构造环境处于岛弧向活动陆缘转化的过渡地带，与两类岩石成因的深源过渡性特征完全吻合。利用Batchelor等（1985）岩石化学多阳离子参数R₁-R₂图解对研究区两类成矿岩浆建造进行投图（图2-72），可以看到它们主要落入2、3、4、6造山带区范围，少数落入地幔分异花岗岩区。2、3、4、6带的环境虽然各有差异，但其总体构造性质均属造山带环境。所以，这也说明研究区两类成矿岩浆建造，总体说来是形成于挤压造山环境。

图2-72　两类成矿岩浆建造R₁-R₂构造环境图解

（仿Batchelor等，1985）

1—地幔分异花岗岩；2—壳体或壳块碰撞前；3—碰撞后隆起；4—造山晚期；5—非造山；6—同碰撞；7—造山后

▲—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；＋—老山口矿区潜火山杂岩；■—其它金铜矿区火山岩及潜火山杂岩

利用Pearce（1984）花岗岩类构造环境微量元素判别图（图2-73），可以看到，研究区两类成矿岩浆建造，主要落入火山岛弧花岗岩区，火山岛弧花岗岩区构造环境也即相当于岛弧-活动陆缘造山带环境。

以上通过3种不同方法判别图解的投图，对研究区两类成矿岩浆建造形成构造环境所得出的结论是一致的。与研究区区域构造发展演化的历史进程也基本上吻合。

三、两类成矿岩浆建造形成的综合成因模式

基于上述对岩石成因和形成构造环境的讨论，结合两类成矿岩浆建造的地质学、岩石学及地球化学特征，我们提出研究区两类成矿岩浆建造形成的如下综合成因模式：即岩浆物质来源的幔-壳混熔过渡性深源特征＋岩浆发生的岛弧-活动陆缘型挤压造山环境＋岩浆快速高位冲击脉动式侵入定位和喷溢喷发成岩模式。

我们以实际资料为依据，通过理论上的高度概括从而提出的这一概念性综合成因模式，全面而合理地解释和论证了研究区陆相火山作用所形成的两类成矿岩浆建造形成演化的全过程。

图2-73　两类成矿岩浆建造构造环境判别图

（仿Preace,1984）

VGA—火山弧花岗岩；ORG—洋脊花岗岩；WPG—壳内花岗岩；COLG—碰撞花岗岩

△—乌伦布拉克矿区潜火山杂岩；◆—老山口矿区潜火山杂岩；■—其它金铜矿区火山岩及潜火山杂岩

首先，两类成矿岩浆建造的岩石类型组合，包括常量元素、微量元素及稀土元素在内的岩石组分特征，以及岩石的同位素地球化学特征等，都证明了两类成矿岩浆建造既不属典型的幔源原始岩浆，更不是上地壳硅铝层选择熔融的壳源岩浆，而是源自上地幔或下部地壳，以幔质组分为主的幔壳混熔过渡性深源岩浆。一系列岩石地球化学和微量元素判别图解的投图证明，岩浆是发生在同样具有过渡性特征的岛弧-活动大陆边缘环境；既不是造山后或非造山的拉张构造环境，也不是典型的大洋岛弧环境，而是特定的岛弧向活动陆缘转化的过渡性挤压造山环境。这一点，同长江中、下游铁、铜、金成矿带上的中酸性浅成—超浅成侵入岩建造，颇有类似之处。岩浆的快速上升和近地表（高位）环境的冲击侵入定位，是岩浆地下隐蔽爆破作用产生的必要条件，而研究区多种母岩浆成分的爆破角砾岩的出现和发育，反过来又是深源岩浆在特定的构造条件制约下，由深部向近地表带快速高位冲击式侵入定位的证明。不少成矿岩体往往都是由同源岩浆多次侵入所构成的分异杂岩体，则是岩浆脉动（或涌动）式侵入定位的最好证明。

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溧阳市13826364714： 构造环境与成矿的关系？
申邦鞣柳： 构造环境直接影响成矿的条件.最简单是是:构造破碎、岩浆活动频繁的地方多形成金属矿产,尤其是有色金属矿产,而难于形成煤炭、石油等能源矿产.

溧阳市13826364714： 成矿作用的矿床成因分类 - ？
申邦鞣柳： 矿床成因分类方案 I.岩浆矿床 一、岩浆分结矿床 二、残浆贯入矿床 三、岩浆熔离矿床 四、岩浆爆发矿床 五、岩浆喷溢矿床 II.伟晶岩矿床 III.热液矿床 一、矽卡岩型矿床 二、斑(玢)岩型矿床 三、高中温热液脉型矿床 四、低温热液矿床 IV.热水喷...

溧阳市13826364714： 岩浆岩的结构和构造及其与形成过程的关系 - ？
申邦鞣柳： 岩浆岩的结构和构造及其与形成过程的关系 你说的这个问题很大,首先岩浆岩的结构和构造根据不同的分类标准有很多类型,如:根据岩浆岩的结晶程度可以分为全晶质结构、玻璃质结构和半晶质结构,根据岩石中矿物的颗粒大小,还有岩石中...

溧阳市13826364714： 矿床的成因也类型是怎样划分的? - ？
申邦鞣柳： 矿床根据成因可分为三类,即内生矿床、外生矿床和变质矿床.1、内生矿床:在岩浆活动过程中,有用元素或有用矿物富集起来形成 的矿床,总称为内生矿床.绝大多数的有色金属和稀有金属等矿产,及部分非金属矿产都产于内生矿床.内...

溧阳市13826364714： 岩浆矿床的形成过程? - ？
申邦鞣柳： 地壳深处的各种岩浆,经分异和结晶作用,使分散在岩浆的成矿物质聚集而形成的矿床,称为岩浆矿床.岩浆矿床形成的时间,主要在岩浆阶段.矿床的物质来源,主要是含矿的岩浆.在岩浆矿床中,与来自上地幔的基性—超基性岩浆有成因...

溧阳市13826364714： 岩浆岩的分类 重要特征 成因以及典型岩石(各两空)? - ？
申邦鞣柳： 岩浆岩分为喷出岩和侵入岩. 喷出岩常距离气孔构造,岩石比较轻无抗压性;侵入岩常具有很好的结晶,岩石硬度大. 成因是岩浆沿地下薄弱地带喷出地表冷凝形成;岩浆沿地下薄弱地带向上缓慢侵入冷凝形成. 典型岩石:花岗岩;玄武岩.

溧阳市13826364714： 岩浆岩的构造 - ？
申邦鞣柳： 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,...

溧阳市13826364714： 论述岩浆岩的一般特征 - ？
申邦鞣柳： 两者主要特征的区别可以从成因、物质成分和结构构造特征三方面区分: 1、成因 岩浆岩或称火成岩,是由岩浆凝结形成的岩石,岩浆是在地壳深处或上地幔产生的高温炽热、粘稠、含有挥发分的硅酸盐熔融体,是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的...

溧阳市13826364714： 岩浆矿床是怎么形成的 - ？
申邦鞣柳： 岩浆中有用组分析出、聚集和定位的过程称为岩浆成矿作用.与岩浆矿床有关的镁铁-超镁铁质岩体的成岩过程十分复杂,因此成矿作用也是多种多样的.根据成矿作用的方式和特点,岩浆成矿作用主要可分为结晶分异成矿作用、残余熔融成矿作用和熔离成矿作用三类.

溧阳市13826364714： 岩浆是怎样形成的? - ？
申邦鞣柳：三大岩类之间,因地质条件发生变化,会相互转换,任何一类岩石都可以变为另外一类岩石.这三类岩石互相转变的现象,称为岩石循环.岩浆冷却结晶而形成火成岩(岩浆岩);之后这些火成岩受到风化侵蚀作用而形成松散的沉积物,沉积物经过成岩作用后便形成沉积岩.火成岩或沉积岩因外在温度压力的改变而成变质岩.三类岩石都经过岩浆活动(即岩石受热融化)转换为岩浆.