辨别变质沉积岩层的一般方法和原则

地质地层划分原则？~

地质历史上某一时代形成的层状岩石称为地层，它主要包括沉积岩、火山沉积岩以及由它们经受一定变质的浅变质岩。从岩性上讲，地层包括各种沉积岩、火山岩和变质岩；从时代上讲，地层有老有新，具有时间的概念。）地层是地壳中具一定层位的一层或一组岩石。地层可以是固结的岩石，也可以是没有固结的堆积物，包括沉积岩、火山岩和变质岩。在正常情况下，先形成的地层居下，后形成的地层居上。层与层之间的界面可以是明显的层面或沉积间断面，也可以是由于岩性、所含化石、矿物成分、化学成分、物理性质等的变化导致层面不十分明显。

地层划分（stratigraphic subdivision）是指对一个地区的地层剖面中的岩层进行划分，建立地层层序的工作。一般对一个地区的地层剖面，首先根据岩性、岩相特征进行岩石地层划分，然后根据系统采集的化石进行生物地层划分，进而建立年代地层顺序。在划分一个地区的地层时，必须充分参考邻区已经建立的地层划分方案，便于地层对比。

划分原则：岩石地层单位是依据宏观岩性特征和相对地层位置划分的岩石地层体。它可以是一种或几种岩石类型的联合。整体岩性一致（岩性均一、或规律的、复杂多变的岩类与岩性的组合），野外易于识别划分。它是客观地质实体，而不能用成因或形成年代来划分。

沉积岩层的原始空间位态多呈水平或近于水平，只有在沉积盆地边缘、岛屿周围、水下隆起或火山锥附近等局部地区，才会出现原始倾斜。因此，在认识和分析岩层产状和变形时，常将水平面作为参考面与岩层面进行对照确定。
原始位态为水平的岩层，在后来的地壳运动或浅表的动力作用下，可发生倾斜、直立或弯曲，甚至发生破裂，形成褶皱、节理、断层、劈理等各类构造形态。
地壳运动随时间与地点的不同而具有强弱的差别。在地壳运动微弱的地区，从大范围来看，岩层一般表现为微倾斜或水平状态。在这种情况下，无疑下部岩层时代较老，上部岩层时代较新。对于倾斜岩层而言，顺其倾向，岩层时代愈来愈新，这就是倾斜规则。但是对于地壳运动强烈、岩层倒转或直立的地区，就不能机械地用倾斜规则去判断层序与层位。如图2-6所示，单从产状判断像是一简单的单斜岩层，如按倾斜规则判定其层序，则会认为左边岩层时代较新，但按其真正层序进行对比后，得知是一紧闭的等斜褶皱。

图2-6 利用波痕确定岩层的顶底面

(据M.P.Billings，1972)
a—原始波痕，波峰指向左上方；b—波痕印模，波峰指向左上方；c—波痕印模，波峰指向右下方；d—原始波痕，波峰指向右下方；Ⅰ—正常层序；Ⅱ—倒转层序
上例表明，为了准确识别构造，必须先明确岩层的层序与层位关系。在含化石的沉积岩层中，可利用化石的新老关系确定岩层的层序与层位，但在缺乏化石的岩层中则需利用各种原生与次生构造鉴别岩层的顶底面，以明确其层序与层位关系。只有明确了层位顺序，才能为分析褶皱形态与断层两盘动向提供必要的依据。
下面将介绍经常用来鉴别岩层顶底面的几种沉积岩原生构造。
(一)斜层理
由于沉积环境的差异，斜层理的类型很多。能用于确定岩层顶底面的斜层理，其特点是在单层内部，细层面大致有规则地与层间的分隔面(主层理)呈斜交的关系、上部与主层理呈角度截交，下部呈收敛变缓而与主层理相切(图2-7)，根据这种顶截底切的特征可以鉴别岩层的顶底面。

图2-7 利用斜层理确定岩层的顶底面

(据M.P.Billings，1972)
斜层理常发育于沉积碎屑岩中，它能经受一定程度的变质作用，因此，在轻度变质岩中也可利用它确定上、下层序，但应注意观察它们是否是沉积成因的。
(二)粒级层理
粒级层理又称递变层理或粒序层理。特别是在一单层内部(一般厚几厘米至几米)，颗粒粒度由底至顶逐渐变细，其间无明显界线。因此，根据其底粗顶细的粒度渐变特点可确定岩层顶底面(图2-8)。

图2-8 根据粒序层理确定岩层的顶底面

(据M.P.Billings，1972)
粒级层理一般可见于沉积碎屑岩与火山碎屑岩以及原岩为碎屑岩的低级变质岩中。粒级层理在浊流沉积中发育得最好，在一些粗碎屑岩或化学沉积岩中(特别是石膏和硬石膏)，有时也有反向粒序出现。因此，应用粒级层理确定岩层顶底面时，应综合观察其他构造现象，仔细鉴别。
(三)波浪
波痕有浪成波痕与水流波痕两种成因类型：①浪成波痕又称振荡波痕，其剖面形态是由尖棱状的波峰与圆弧形的波谷组成的对称波形曲线(图2-9)。根据浪成波痕的形态特征可以鉴别岩层顶底面。不论是岩层顶面的原型还是底面铸型，其波峰尖端总是指向岩层顶面，波谷的圆弧凸向底面。因此，它能较可靠地用来确定岩层顶底面。②水流波痕在剖面上表现为不对称波形曲线，由于其形态特征在原型与铸型中相似，故难以用来鉴别岩层顶底面。
(四)泥裂(干裂)
未固结的沉积物在干燥的大气中经曝晒而形成大致垂直层面的楔形裂缝，称为泥裂(图2-10)。它们常为上覆沉积物所充填而形成楔状印模。在层面上泥裂则表现为不规则的多边形网状。无论是楔形泥裂，还是充填物(印模)，其楔形尖端均指向岩层的底面，据此可以判别岩层的顶底面。

图2-9 对称型浪成波痕及其印模

(据R.R.Shrock，1948)

图2-10 泥裂立体示意图

(五)雨痕和冰雹印痕
雨痕和冰雹印痕是较少见的层面原生构造。这种印痕是雨点或冰雹落在松软的泥质沉积物上，冲击出近圆形的凹坑，后被沉积物充填并呈半圆形的凸起(图2-11)。根据雨痕和冰雹印痕所保存下来的凹坑和半圆形的凸起确定岩层的顶底面。

图2-11 雨痕及其印模

(据E.S.Hill，1972)
(六)冲刷印模
在泥质岩层顶面，水流的侵蚀，浊流的冲刷，使顶面产生各种形状的凹痕，这些凹痕又印在上覆岩层(一般是砂岩)的底面，形成各种形状的凸痕(呈舌状、瘤状、条带状等)，这些凸痕就称为冲刷印模或象形印模(图2-12)，它是岩层底面的标志。凹面所在层面为顶面。

图2-12 冲刷面及其与层序的关系

(据朱志澄和宋鸿林，1990)
(七)生物化石标志
古生物的生长状态及死亡后被保存在岩石中具有一定的规律。例如叠层石，无论是柱状、分枝状或锥状体，它们都是由一些圆锥形或圆拱形的薄层——基本层叠置而成。这种层在纵断面上呈锥形或圆拱形，在横剖面上呈圆形或椭圆形。基本层的锥形或圆拱形向上指向岩层的顶面(图2-13)。
双壳类和腕足类化石的外壳在古水流的作用下造成凸出外壳朝上的状态(因为这种状态在水流中最稳定)。可以根据凸形外壳朝上为顶面的规律，判定岩层的顶底面(图2-14)。

图2-13 叠层石的柱体和基本层


图2-14 利用化石确定岩层的顶底面

(据E.S.Hill，1972)
(八)同生变形
沉积物在沉积的同时或紧随其沉积之后发生的变形，称为同生变形或软沉积变形。同生变形的类型繁多，常用于确定岩层顶底面的是同生褶皱和同生断层。
当松散沉积物沉积在不稳定的斜坡上，由于滑动就会形成规模很小(有的仅几厘米宽)的同生褶皱和同生断层，这些具有同生褶皱和同生断层的滑动层的顶部被同生剥蚀切割，而后其上又沉积了新的沉积物，形成明显的截顶现象(图2-15)。同生褶皱和同生断层被截顶的面代表岩层的顶面；变形程度递减(褶皱弧度和断距都递减)的面代表岩层的底面。

图2-15 软沉积变形造成的卷曲层理

将软沉积变形与次生构造区别鉴定的方法通常有：
(1)软沉积变形常局限于一定层位或一定岩层中，如果整套岩系变形轻微，更说明该层的变形是软沉积变形的结果。
(2)软沉积变形常局限于一定地段，如沉积盆地边缘、大陆隆起的边缘等。
(3)软沉积变形主要是重力作用的结果，一般不显示区域构造应力造成的定向性。
在研究软沉积变形时，应该把沉积作用、沉积环境与构造变形结合起来综合分析，才能得出正确的结论。

（一）不同变质沉积岩层的地质表现及判别

尽管中下地壳环境的变形、变质和深熔作用使得高级变质区的变质沉积岩层显示出复杂的岩貌和产出特征，但不同类型的原岩建造在变质变形后往往具有不同的地质表现，主要由不同的变质岩和变质岩组合类型反映出来。就这些岩石类型和岩石组合所显示的变质沉积岩层的信息而言，变质沉积岩层的地质表现可以分为明确的、可能的和不易判别的三类。

（1）可以明确判别的：能够明确显示变质沉积岩层特征的通常是具有典型沉积岩成分特征的变质岩和变质岩石组合，主要为：①富铝片麻岩，如石榴黑云片麻岩、矽线堇青石榴黑云片麻岩、石墨矽线堇青片麻岩等，岩石中普遍含石榴子石、黑云母、矽线石、堇青石和蓝晶石等富铝的变质矿物，其原岩为富含泥质成分的细碎屑沉积岩；②富硅质（富石英）岩石，如石英岩、矽线石石英岩、磁铁石英岩、榴英岩；③钙硅酸盐岩，如孔兹岩系中的透辉片麻岩组合，由透辉片麻岩和透辉长石变粒岩、长石透辉变粒岩、透辉石岩、透辉大理岩组成，普遍以富含透辉石、榍石、方柱石和磷灰石为特征，为一套碎屑沉积和化学沉积的混合物（徐仲元等，2005）；④层状碳酸盐岩，如厚层的硅质条带白云质大理岩、蛇纹石化橄榄白云质大理岩、白云质大理岩组合或在钙硅酸盐岩中成夹层产出的复成分大理岩。

（2）可能判别的：一些岩性多变的层状片麻岩具有变质沉积岩层的可能，这些层状片麻岩不具典型沉积岩成分，或者是在成分上处于正常岩浆岩范围内的变质火山-沉积岩组合。但变质变形、深熔作用和岩浆活动的改造也会产生岩性多变的层状片麻岩岩貌，如（黑云）长英片麻岩和斜长角闪岩/黑云角闪片麻岩的相间产出所显示的黑白相间的岩貌，这种组合可能是双峰式火山岩变质变形作用的结果（图5-1-1a），但也可能是基性侵入岩（巨厚的玄武岩层或辉长岩体）或英云闪长岩遭受变形作用和深熔作用改造的结果（图5-1-1b），也可能是花岗质岩石被基性岩脉侵入后再遭受变形导致的（图5-1-1c），还有可能是包含大量基性岩捕虏体的花岗质岩石遭受强烈变形的产物（图5-1-1d）。在一些较大的构造带中，在单一岩性的变质深成岩之上叠加了不同类型的岩脉然后再遭受变形改造也可以产生多变的岩石组合。在此情况下如果能证明这种多变的岩石组合不是构造作用的产物，即通过强变形带到弱变形域的追索，发现这种组合在弱变形域有规律的产出、并保留不同程度的原岩结构的话，则可确定为变质沉积岩层。

图5-1-1 长英质片麻岩和斜长角闪岩组合形成的几种方式

a—双峰式火山岩的变形变质作用；b—厚层基性火山岩或侵入岩的变形变质和深熔作用；c—侵入花岗岩质岩石中的基性岩脉的变质变形；d—包含大量基性岩包体的花岗质岩石的变形。①酸性火山岩；②基性火山岩或侵入岩；③花岗质岩石；④斜长角闪岩；⑤长英质片麻岩；⑥斜长角闪岩或角闪质片麻岩

（3）不易判别的：单一成分的巨厚的并且不具典型沉积岩成分的变质碎屑沉积岩如变质杂砂岩、长石砂岩或变质火山岩在变质变形后由于原岩结构和构造大部分消失通常难于识别，这样的变质沉积岩层宏观上的岩性相对均一性往往容易与变质深成侵入岩混淆。在此情况下，除加强弱变形域的寻找外，还需要通过岩相学、地球化学（包括主元素、微量元素、稀土元素和同位素）的研究，结合副矿物特征尤其是锆石成因的研究综合判断。

（二）原生沉积构造的鉴别

1.变余原生层状构造

变质沉积地层中所发育的层状构造可以是原生的，但大多是次生的，后者是原生层状构造经强烈变形变质或深熔作用的结果，许多情况下是二者的复合（杨振升，1989b；Passchier et al.，1990）。在强烈构造平行化的构造带中，二者在露头上大多是平行的，从而形成貌似简单的单斜岩层，而在弱变形域，二者可以平行，也可以相交，这取决于改造这些变质沉积岩层的构造变形体制和变形方式，如果是近水平顺层滑脱变形，二者基本平行，局部有横向构造置换之处可以相交；但如果是顺层挤压，则会出现二者普遍相交，而变形较强之处则二者平行。就此意义上说，原生层状构造的鉴别对于明确后期改造的变形方式和构造体制有重要意义，但更重要的是，由于变质深成侵入岩在遭受同期的变形改造后也会显示明显的层状构造，因此，原生层状构造的鉴别对于区分变质沉积岩层和变质深成侵入岩有着重大意义。

原生层状构造即层理，在未变质前，通常由颜色、粒度和成分（碎屑、胶结物成分和化学成分）的变化表现出来，它可以是平行层理、斜层理，也可以是递变层理。但在遭受到高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用改造，尤其是强烈的变形改造后，由颜色的变化反映原始层理的信息基本丢失，由矿物粒度的变化反映的信息也仅局部保存，而由成分的变化显示的原生层状构造则可能保存较多。

依据原岩成分变化反映的层理可分为鲜明层理和不鲜明层理（叶菲莫夫和捷佳耶娃，1987）。鲜明层理由成分明显不同的岩层交替而成，如石英砂岩、泥岩、碳酸盐岩的交替产出，基性火山岩、中性火山岩、酸性火山岩的韵律性产出等；不鲜明层理是由成分相同或相近的岩石互层或韵律性产出而成，如不同粒度的杂砂岩、粉砂岩和页岩交替，石灰岩与白云岩的交替，长石砂岩与酸性火山岩的交替。鲜明层理可以保存下来，并且由于原岩成分的差异而更加明显，相反，原岩成分相同或相近时，即使原岩中层理十分发育，也会由于变质程度的增加而逐渐消失。因此，在高级变质区，变余原生层状构造主要保存在成分差异较大并且变化频繁的变质沉积地层中，这样的变质沉积地层可以是碎屑沉积和化学沉积成因的，也可以是变质火山沉积岩层；而成分相似的变质沉积岩层中原生层状构造则保存较少。

依据粒度的变化显示的递变层理在碎屑沉积岩石中也可能零星保存，一般保存在后期变形的弱变形域，但这些递变层理有可能是变质作用中形成的逆向粒级层理，由变质矿物的粒度向上变粗（图5-1-2）或某些变质矿物的逐渐富集表现出来。

图5-1-2 向上变细的原生递变层理在变质作用过程中变成向上变粗的粒级层

（据Passchier et al.，1990）

a—原生递变层理；b—由于富铝变斑晶的过度生长，富铝泥质层的顶部变斑晶的粒度最大；c—后来的变形可能仍保存着这个逆转了的层序，但使富铝变斑晶成因变得不清

次生层状构造是强烈变质变形、变质固态分异和深熔作用的结果，也主要由不同成分层的交替变化表现出来，在剖面上表现为不同颜色的成分条带的交替变化，因而也称为条带状构造。Passchier等人（1990）总结了次生层状构造形成的4种方式：①网状岩脉的均匀变形；②岩石碎块的均匀变形；③含大斑火成岩的均质变形；④均质岩石的不均匀变形。实际上，深熔作用形成的层状构造在高级变质区十分普遍，它既可以叠加在变质沉积地层中，也可以形成于变质深成岩中。

变余原生层状构造和次生层状构造在许多情况下容易混淆，但依据二者在变质变形和深熔作用过程中的被改造、演化和生成、发展规律，二者在高级变质杂岩中的表现仍有一定差别（表5-1-1），但由于次生层状构造成因的复杂性，这种差异需要在具体的工作中进一步总结。不论如何，在具体的工作过程中，加强弱变形域到强变形带的原生层状构造的被改造和次生构造的生成和发展规律的研究仍不失为一个比较有效的办法。

表5-1-1 高级变质杂岩中变余层状构造与深熔作用产生的层状构造的表现

（引自杨振升，1989a，略有修改）

需要指出的是，一些深成侵入岩尤其是基性岩浆岩席，在侵位过程中由于结晶分异作用也会形成规则的层状构造，这些层状构造可以是不同粒度（或）和成分的矿物韵律交替变化，如内蒙古包头以北昆都仑水库附近的基性岩浆岩体，表现为斜长岩和角闪岩层的交替产出，从角闪岩层到斜长岩层，角闪石含量逐渐递减，类似沉积岩层中的递变层理（图片43，44）。

2.其他变余沉积结构、构造

除变余原生层状构造外，高级变质地层中也或多或少地保存有其他的原生沉积结构和构造，如变质碎屑沉积岩中的变余砂屑结构、变余砾屑结构，大理岩中的变余燧石结核和变质火山沉积岩中的枕状构造和火山碎屑结构等，这些变余沉积结构构造多保存在后期变形改造的弱变形域（Myers，2001；Fedo et al.，2001），但即使如此，也由于一定程度的变质变形而模糊化，很难达到未变质前那样的清晰状态，因而，对这些变余原生沉积构造的鉴别和确认往往需要考虑变质变形的改造效应，如弱变形的变质碎屑沉积岩中，无定向或弱定向的黑云母散布于长石和石英颗粒之间，这就意味着可能是变余砂屑结构；如在弱叶理化的斜长角闪岩层中，不规则椭圆状细粒斜长角闪岩团块堆叠，椭圆状团块之间为石英或其他物质充填，团块内部灰色的斑点聚集成同心圆状带分布（图5-1-3a），有些情况下，可见被其他物质充填的放射状裂隙，则可能为变余枕状构造，变形较强时，枕状构造可以被强烈拉长（图5-1-3b），最后形成芝麻点状斜长角闪岩（Fedo et al.，2001）。

总之，原生沉积构造是确定沉积岩层和原岩建造的直接证据，这一证据对于岩石成分具有岩浆岩属性的层状片麻岩而言尤为重要。但在高级变质区，该类构造由于高角闪岩相—麻粒岩相的变质和变形而大部分消失，有些原始沉积构造即使存在，也由于一定程度的变质变形而模糊化，同时，一些次生构造也显示出原生沉积构造的假象，从而增加了原生沉积构造鉴别的难度。要鉴别原生沉积构造，比较有效的做法是，在层状片麻岩中寻找后期变形改造的弱变形域，因为在较大的尺度上，后期变质和变形并不总是均匀的，在这些弱变形域鉴别和确定原生沉积构造的表现特征，然后，向强变形带追踪，查明原生沉积构造的被改造和演化规律，在此基础上排除后期变形造成的沉积构造的假象，由此查明层状片麻岩的成因属性。如果直接在强变形带寻找变余原生沉积构造，很难得出正确的答案。

图5-1-3 西格陵兰Isua表壳岩带芝麻点状斜长角闪岩中的变余枕状构造

（引自Fedo et al.，2001）

a—保存较好的枕状构造，具有暗色边和被石英充填的同心状冷却裂隙，枕状构造内的暗色点是变形的气孔；b—强烈压扁的枕状构造，具有暗色边和富气孔的核部，枕状构造之间被石英分开

（三）岩石类型的共生和产状形态

尽管不同的原岩建造可以形成不同的变质岩石组合，但是，仅仅根据某些露头或剖面上岩石类型的产出特征确定变质岩石组合有时会误入歧途，如原互不隶属的岩石因为构造的作用也会汇集在一起。因此，岩石组合的确定需要在研究变形构造特征的基础上进行。如果岩石类型的密切共生在较大区域内普遍存在，并不因构造变形的强弱而改变的话，那么，这种组合可能反映原岩建造，同时也可以利用这一密切共生的岩石组合确定那些有“异岩趋同”现象的变质岩石类型的成因，如大理岩和斜长角闪岩组合，如果这一组合在空间上普遍存在，那么，斜长角闪岩应是沉积成因的，因为泥质灰岩可以变为斜长角闪岩；又如厚层石英岩、浅粒岩、变粒岩组合，如果也是在空间上普遍存在，并且以不同的厚度呈韵律产出或相间产出，那么，浅粒岩、变粒岩有可能是碎屑沉积成因的。

但是，仅仅依据较薄的具有明显沉积成因的岩层推断包含这一岩层的层状片麻岩的沉积成因可能会出现错误，如长英质片麻岩（浅粒岩）或条带状黑云角闪片麻岩中出现较薄的石英岩层、大理岩层或其他明显具沉积成因的岩层，并不能证明整套片麻岩层都是沉积成因的，这些较薄的沉积岩层也可以是变质深成岩中的构造夹层或者是变质深成岩中的捕虏体遭受后期变形改造而成，在此情况下，也不能把这一套片麻岩层划归为一个岩石组合。但如果这种夹层特征在区域上具有普遍性，并不因变形强度而改变的话，那么，这种推断则有可能正确。

相应岩石类型或岩石组合的层状片麻岩的空间产状在一定程度上有助于确定其成因，一般来说，中下地壳环境广泛的强塑性变形使得变质沉积岩层在空间上很难保持规则的条带状，通常呈不规则条带状、透镜状、钩状形态，犹如内蒙古大青山-乌拉山地区高级变质杂岩中孔兹岩系地层在空间上所表现的那样（参见图5-2-4）。以不同的空间形态产出但岩石组合仍相对稳定的层状片麻岩则有可能是变质地层。但是那些成分属于岩浆岩范畴并且单一岩性的层状片麻岩如果也是这样的空间形态产出，可能会有两种选择：变质火山岩或层状侵入体。

（四）物质成分的研究

图5-1-4 不同成因的锆石特征

a—岩浆锆石，具有岩浆结晶环带，产于台北地区更新世时期的安山岩中；b—鲁西地区新太古代深熔花岗岩中的岩浆锆石，具有岩浆结晶环带和核部的继承（残留）锆石；c—内蒙古大青山地区石榴子石花岗岩中的锆石结构，核部为残余锆石，幔部为变质锆石，边部为岩浆锆石；d—内蒙古大青山石榴石英岩中的碎屑锆石边部生长出变质增生边

变质岩的物质成分包括岩石的矿物组成、矿物结构特征和地球化学特征，在等化学变质的情况下，不同原岩建造的地球化学特征有一定的差异，可以利用其差异判断其原岩性质，目前，这一方面的研究已积累了大量的资料，形成各种类型的利用常量元素、微量元素和稀土元素判断原岩成因的原岩判别图解和判别公式。大量变质岩石学的资料表明，一些典型的陆缘碎屑沉积岩和化学沉积岩由于其原岩成分的特殊性可以比较容易地识别出来，如由矽线堇青石榴黑云片麻岩、石榴黑云片麻岩和石墨片麻岩组成的富铝片麻岩、钙硅酸盐岩、石英岩、磁铁石英岩、大理岩等。但是，不同的原岩判别图解或公式都有一定的适用范围和局限性，并不能完全解决变质岩的成因问题，例如，对于火山岩和相应成分的深成侵入岩还不能有效地区分；有些杂砂岩型的沉积岩在主要地球化学特征上与英云闪长岩和奥长花岗岩十分相似，只有稀土分配形式在一些情况下可提供鉴别标志（Taylor and Mclennan，1985）。

（五）锆石成因的研究

副矿物特征尤其是锆石成因的研究也有助于了解变质岩的原岩性质。可以利用背散射电子图像和阴极发光图像研究锆石的成因。变质岩中的锆石成因比较复杂，可能有以下几种成因：①岩浆结晶锆石，通常为自形柱状，具有黑白相间的结晶环带（条带）（图5-1-4a，b）；②变质锆石，以两种方式存在，一种为他形粒状，不具环带结构，内部结构不均匀；另一种表现为围绕变质前锆石的生长边，不具环带结构（图5-1-4c，d）；③继承锆石，赋存于岩浆结晶锆石的核部，其形态与外部结晶环带不协调，比较少见（图5-1-4b）；④碎屑锆石，具有磨圆或碎屑外形形成（图5-1-4d），可以由前几类锆石磨蚀或破碎形成（图5-1-4c）。其中岩浆结晶锆石的Th含量较高，Th/U比值也较高；而变质锆石的Th含量较低，Th/U比值也较低。由此，锆石的形态、内部结构和Th-U含量是确定不同成因锆石的重要依据。

总之，由于高级变质区变质变形改造的复杂性，仅用单一的方法和手段辨别层状片麻岩的成因很难得出正确的结论，需要在准确理解并详细查明后期变质变形改造效应的基础上，充分运用各种方法和手段，仔细地收集和分析那些所能收集到的构造地质学、岩石学和地球化学的资料后才能完成。

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辛重胜寒： 岩浆岩分为侵入岩和喷出岩两种.所有的岩石都要经过岩浆---岩浆岩---沉积岩---变质岩---岩浆.花岗岩,安山岩,流纹岩,玄武岩都是岩浆岩的范畴.石灰岩是沉积岩,大理岩是典型的变质岩,这些记住就好了!希望能帮到你喔~

三穗县13340988567： 如何判断岩石属于岩浆岩,变质岩,沉积岩. - ？
辛重胜寒： 个人觉得有两个判断依据. 一是各大岩石由于成分的侧重性而有所区别; 二是结构构造上有各自特点. 具体分析一下. 岩浆岩:主要的造岩矿物有,石英、长石、角闪石、黑云母、辉石、橄榄石.酸性岩浆岩中前几种矿物居多,而基性岩浆岩...

三穗县13340988567： 【高中地理】怎么判断岩石的类型(沉积岩、变质岩……什么的)和它的形成过程. - ？
辛重胜寒： 从岩石学的角度,岩石只有三种类型:第一种沉积岩,第二种岩浆岩,第三种变质岩.如何判断岩石的类型,有几个小窍门.最好判断的是沉积岩,沉积岩是在古代的盆地中形成的,一般是呈现出成层分布的特征,只要其中有化石、波痕、泥裂...

三穗县13340988567： 怎么区分变质岩、沉积岩和岩浆岩? - ？
辛重胜寒： 岩浆岩:是由地壳内部上升的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝而成的,又 称火成岩.岩浆主要来源于地幔上部的软流层,那里温度高达1300℃,压力 约数千个大气压,使岩浆具有极大的活动性和能量,按其活动又分为喷出岩 和侵入岩. 未达到地...