侵入岩体中的原生构造

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。

岩浆岩体的原生构造是指岩浆从深部向上运移、侵入上覆围岩或喷溢到地面并逐渐冷凝固结形成岩石的整个过程中所产生的构造。岩浆冷凝固结成为岩石一般经历两个阶段：一是黏稠的含晶体（液态过程中结晶出来的晶体）的液态岩浆流动阶段，形成原生流动构造；二是岩浆冷凝固化阶段，形成原生破裂构造。
8.1.2.1 岩浆岩体的原生流动构造
岩浆流动过程中，由于岩浆内部某些先期结晶的矿物颗粒、析离体或捕虏体等，受岩浆流动影响而发生定向排列。岩浆岩体的原生流动构造可分为原生线状流动构造和面状流动构造两类。
线状流动构造　又称之为流线，是由岩体中的柱状、针状、板状等矿物（如角闪石、辉石、长石等）的定向排列形成的线状定向构造。也可以是由暗色矿物聚集成的纺锤状析离体或长条状捕虏体等沿长轴定向平行排列而构成的。流线构造多发育在侵入岩体的边缘部位和顶部。流线的方向在一定程度上反映岩浆的相对流动方向，但并不能指示岩浆流动时的绝对方向（图8.8）。

图8.8 岩浆岩体中线状和面状流动构造示意图

面状流动构造　又称之为流面，是由岩浆中的片状、板状、柱状等矿物（如云母、角闪石、长石等）以及扁平状的析离体、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（图8.8）。带状流动构造也属于面状流动构造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或是由于矿物分层集中形成的浅色与暗色岩石条带互层，犹如沉积岩中的层理，实际上是一种“假层理”。流面能反映接触面形态产状，而不能指示岩浆流动方向。流纹构造是喷出岩中的一种面状流动构造，是由不同颜色的矿物或火山玻璃组成的微细层状色带。这种构造常出现在流纹岩中或其他黏度较大的酸性、碱性岩中，在中性、基性岩中很少见到。
8.1.2.2 岩浆岩体的原生破裂构造
原生破裂构造是岩浆晚期冷凝阶段所形成的破裂。原生破裂构造包括横节理（Q节理）、纵节理（S节理）、层节理（L节理）、斜节理（D节理或STR节理）、边缘张节理、边缘逆断层等（图8.9）。

图8.9 岩浆岩体中的原始破裂构造示意图

（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
此外，在岩浆冷凝阶段还可形成气孔构造和杏仁构造，这是熔浆自火山通道向外流出时，随温度和压力的降低，其中所含气体逃逸、冷却后在岩石中留下的空洞-气孔构造。当这些气孔被次生矿物（如玉髓、碳酸盐矿物等）充填便形成杏仁构造。气孔和杏仁在熔岩表面和底面附近相对集中，集中带大致平行于熔岩层面。一般底部小而相对少；顶部大而多。顶底部气孔和杏仁形态不尽相同，根据气孔的分布和形态可以判断熔岩层面位置、顶底面、熔岩喷发次数以及岩浆流动方向等（图8.10）。
枕状构造是水下基性熔岩具有的一种原生构造。单个岩块形似“枕头”状，故名枕状构造，岩枕形态呈底面平坦，顶部上凸，呈表面浑圆的圆状或椭圆状。岩枕由玻璃质的外壳和显晶质的内核构成。枕状构造内部可见放射状节理，以及含量从内向外减少的气孔。当数层岩枕相叠时，枕状构造的底部形态为下部岩枕顶面的铸模，与顶部形态具有明显的差异，故可根据其特征来判别熔岩的顶、底面（图8.11）。
柱状节理是玄武岩中常见的一种原生破裂构造，由若干不同产状的节理垂直于熔岩流动面（层面），将岩石切割成无数个垂直“层理”的多边（六边）柱状体，形如柱体而得名。柱状节理的形成是岩浆冷凝收缩的结果。在熔岩冷凝面上，熔岩围绕若干个中心冷凝收缩，从而在两个相邻冷凝中心之间的方向上产生拉张应力，在这种拉张应力作用下便形成一系列垂直于层面的柱状（张）节理。

图8.10 玄武岩中的气孔状构造


图8.11 基性枕状玄武岩素描图

(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

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印台区14768026548： 侵入岩体的原生构造有哪些 - ？
寇鸿盐酸：[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...

印台区14768026548： 侵入岩体的产状 - ？
寇鸿盐酸： 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...

印台区14768026548： 岩浆岩的构造 - ？
寇鸿盐酸： 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,...

印台区14768026548： 侵入岩的介绍 - ？
寇鸿盐酸： 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...

印台区14768026548： 岩浆岩与围岩的接触关系 - ？
寇鸿盐酸： 岩浆岩不论侵入到地下,还是喷出到地表,它们和周围的岩石之间都有明显的界限.如果岩浆沿着层理或片理等空隙侵入,常形成类似岩盆、岩床、岩盖等形状的侵入体,它们和围岩的接触面基本上和层理、片理平行,在地质学上称为整合侵入;如果岩浆不是沿着层理或片理侵入,而是穿过围岩层理或片理的断裂、裂隙贯入,这种情况形成的侵入体被称为不整合侵入体.人们通常所说的岩墙,就是穿过岩层近乎直立的板状侵入体,厚度一般为几十厘米到几十米,长度可以从几十米到数十公里,甚至数百公里. 由于岩浆岩和围岩有很密切的接触关系,因此,围岩的碎块常被带到岩浆中,成为岩浆的捕虏体.但是生物化石和生物活动遗迹在岩浆岩中是不存在的.

印台区14768026548： 岩浆岩的原生节理有哪些? - ？
寇鸿盐酸： 节理是地壳上部岩石中最广泛发育的一种断裂构造.按成因节理可分为:①原生节理,成岩过程中形成,如沉积岩中因缩水而造成的泥裂或火成岩冷却收缩而成的柱状节理;②构造节理,由构造变形而成;③非构造节理,由外动力作用形成的,如风化作用、山崩或地滑等引起的节理,常局限于地表浅处.