变质深成岩浆岩中包体的研究意义

变质深成侵入岩中的内部组构特征及意义~

变质深成侵入岩中最显著的特征是内部组构的发育，这些组构可以是原生的，可称之为原生组构；但多数是后期变形作用的产物，称之为次生组构。这些组构纪录了其侵位及后期改造的信息，因而是变质深成侵入岩研究的一项十分重要的内容。次生组构的研究已在本书的其他章节中（第二、三章）已有讨论，因此，这一部分主要讨论变质深成岩原生组构的研究。
（一）深成岩中原生组构的含义和研究现状
深成岩中原生组构的研究起始于Hans Cloos（1925），并由Robert Balk（1937）在美国推广普及，之后，深成岩中的原生组构（面状流动构造和线状流动构造）对理解岩浆房内地质作用的重要性逐渐为人所识。按照Balk（1937）的定义，深成侵入岩中的原始流动组构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限定了流面和流线，地质图中的组构图案仅仅是岩浆房内部作用的结果（Paterson et al.，1998）。多年来，许多教科书一直沿用着这一定义。这一定义为认识岩浆组构的重要性作出过十分重要的贡献。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的研究成果的挑战，首先，许多地质研究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（Bergantz and Dawes，1994；Ildefonse et al.，1997；Paterson et al.，1998）；其次，这种应变贯穿于深成岩的侵位到结晶成岩的整个过程中。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戏剧性的变化，即从岩浆-晶粥-固态（Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003），不同流变学阶段形成的原生组构特征是不同的（Kisters and Anhaeusser，1995；Paterson et al.，1998；McCaffrey et al.，1999；Moyen et al.，2003），流面和流线仅是其中的一种，所以深成侵入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，也有人把这类构造统称之为“同岩浆构造”（McCaffrey et al.，1999）、“岩浆态组构”（Blumenfeld and Bouchez，1987）和“完全结晶前组构”（Hutton，1988）；第三，目前的研究表明，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 and Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999；Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003），目前的研究把深成岩中原生组构的形成归因于岩浆上升、侵位、构造应变和岩浆房内部作用（Paterson et al.，1998）。总体上，人们对深成岩中原生组构的认识已远远超出了由Balk（1937）所作的经典定义。对这一部分知识的掌握和了解不仅对深成岩侵位机制的研究，而且对讨论岩浆作用与区域构造的关系，尤其是高级变质区构造变形与岩浆作用的关系有着十分重要的意义。
（二）深成岩中原生组构的基本类型和特征
对于深成岩中的原生组构还没有系统的分类，但就目前的研究结果来看，总体上可以划分为两个基本类型：岩浆组构（magmatic fabric）和固态组构或准岩浆组构（solid-state fabric或subsolidus fabric、submagmatic fabric）。
1.岩浆组构和固态组构的概念
（1）岩浆组构是熔体含量较多的情况下早期结晶的晶体或斑晶通过熔体润滑的颗粒边界滑动定向形成的叶理和矿物线理。这样的叶理和矿物线理从特征上对应于Balk（1937）定义的流面和流线，也称为岩浆叶理和岩浆线理（Callahan and Markley，2003），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、辉石的优选方位显示出来，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 and Markley，2003；Moyen et al.，2003）。在组构不明显的深成岩中，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。
（2）固态组构则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，因此也称之为形态组构，它与岩浆组构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 and Anhaeusser，1995；McCaffrey et al.，1999）。当然，固态组构也有高温组构和低温组构之分。
岩浆组构和固态组构的区别可以通过显微构造的观察区分开来（表6-3-1）。
2.岩浆组构和固态组构的产出特征
综合现有的资料，深成岩中岩浆组构和固态组构的产出特征主要表现为：

表6-3-1 花岗质岩石中与矿物生长和变形相关的显微构造

（据Paterson et al.，1998）
（1）深成岩可以呈岩基、岩株、岩席等不同的产状产出，但不论其产状如何，岩浆组构和固态组构都表现出这样一个总体趋势，在岩体边部十分发育，向着岩体中心，组构逐渐减弱并消失。
（2）岩浆组构可以产于浅部侵位（高位侵位）、中部侵位（中位侵位）或深部侵位（低位侵位）的深成岩体中，但通常情况下，在高位深成岩中，岩浆组构相对单一，简单，规律性强；但在中深部侵位的深成岩中，岩浆组构则相对复杂，除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6-3-2），有些深位岩体中还有复合（或多期）岩浆组构的叠加（Paterson et al.，1998；Pignotta and Benn，1999）。层状构造通常由相对富镁铁质的层和相对贫镁铁质的层相间表现出来（Pignotta and Benn，1999；Steenken et al.，2000；Barros et al.，2001），与混合岩中的层状构造最大的区别在于没有暗色体存在，岩浆剪切带通常由岩浆叶理和线理的密集发育表现出来，经常有同岩浆脉贯入（Paterson et al.，1998；Moyen et al.，2003）。有些层状构造可能是由于分离结晶作用堆积而成的（Bolle et al.，2000）。

图6-3-2 深位岩体中岩浆褶皱素描，褶皱的岩浆叶理有角闪石和少量斜长石定向表现出来，嵌晶状角闪石沿褶皱的轴面排列形成轴面叶理

（据Paterson et al.，1998）
（3）除少量高位岩株外，大部分有原生构造形成的中深位深成岩体中岩浆组构和固态组构总是同时产出，二者或者渐变过渡，表现为从岩体边部到中心，从固态组构向岩浆组构过渡的现象；或者固态组构叠加在岩浆组构之上，在岩体边部，有时固态组构强烈发育，早期岩浆组构可能已无法辨认，只有在向岩体中心过渡的位置可以识别出固态组构的叠加（Paterson et al.，1998）。
（三）岩浆组构和固态组构形成的变形机理和影响因素
深成岩中，岩浆组构和固态组构的形成和产出特征取决于岩浆在上升、侵位和结晶过程中流变学行为的变化、侵位过程中岩浆流动方式、岩浆固结速度。
1.岩浆流变学行为的变化与变形机制
Paterson等人（1998）综合大量的野外和试验研究成果，对深成岩体中岩浆组构和固态组构形成的变形机理进行了系统地总结，现简要叙述如下：
（1）在岩浆上升、侵位和结晶过程中，随着岩浆温度的下降，岩浆中晶体含量的增加，岩浆的流变学性质发生了急剧的变化。最初为牛顿流体（晶体含量＜35%），当晶体含量较高时，转化为宾汉体和动力法则行为（power law behavior），此时，黏度系数（μ）成倍增加，由此增加了熔体的聚合力。在此过程中，岩浆流动机理从固相线上的悬浮流动逐渐转化为近固相线的颗粒支撑流动，最后变为固相线下的黏滞性流动（图6-3-3）。

图6-3-3 玄武质和花岗质岩浆在封闭的结晶体系中晶体的含量、温度与岩浆黏度之间的示意性关系图

（据Paterson et al.，1998）
不同阶段的变形机制的大致位置也标在图中，限制两条曲线的位置和形态的资料标在曲线附近
（2）在悬浮流动过程中，已经结晶的晶体可以随意旋转，晶体之间也可以随意串位，应变通过熔体来调节，这时，变形岩浆可能发生大量的应变，但没有被记录下来。悬浮流动向颗粒支撑流动的转变主要发生在残留熔体在20%～40%之间的变形岩浆中（图6-3-3，图6-3-4）。

图6-3-4 岩浆中结晶程度与变形机制关系简图

（据Paterson et al.，1998）
有些作用（如颗粒边界滑动）可以通过不同的机制发生，这些机制列在水平线上，不同机制之间的界限还无法确定
（3）在熔体含量较低时，有时低到几个百分比时，颗粒支撑流动可以通过①有熔体辅助的颗粒边界滑移；②接触熔融辅助的颗粒边界迁移；③应变分异成富熔体带；④孔隙流动过程中的颗粒旋转等多种变形机理进行，由此导致岩浆面貌的组构（岩浆组构）的形成，有些变形机理也许很难从保存的显微构造上推测出来。而有些近固相线的变形机理如矿物的堆叠作用、颗粒干扰、颗粒破裂作用、熔体辅助的重结晶作用可能会阻止或降低颗粒的定向性（图6-3-4）。
（4）目前的研究表明，一些如晶内塑性变形、位错蠕变、动态重结晶作用、破裂等原属于固态变形的机理在近固相线的颗粒支撑流动过程中会发生明显的作用，这样，可以在岩浆完全结晶之前导致固态组构的形成。但深成岩中原生的固态变形组构是否全是岩浆完全达到固态之前形成的还是一个正在争论的话题。
（5）岩浆组构和固态组构真正纪录的是从低晶体含量、低黏度的牛顿熔体向近固相线的、高黏度的宾汉熔体过渡的“晶粥”带的应变，而且通常是在岩浆房形成的最后阶段或岩浆房形成之后，整个岩体完全结晶之前形成的。深成岩中所保存的岩浆组构通常是在一个很短的时间间隔内形成的，仅记录了岩浆结晶过程中最后的应变增量，所以，近年来普遍把岩浆组构称为岩浆应变的“快照”（snapshot）。
2.侵位过程中岩浆流动方式对岩浆组构和固态组构的影响
在岩浆侵位过程中，岩浆流动方式的差异对岩浆组构的形成有明显的影响。不同深成岩体的流动方式是不同的，基本上可以形成3个端元流动类型：均匀流动、非均匀流动和涡流。发生均匀流动时，岩浆中的质点有相同的运动速度和运动方向，质点运动痕迹构成的流动线是平行的，但这种流动在岩浆侵位过程中很难达到，因为岩浆在流动过程中成分、物性和动力学性质都是在发生变化的。
Mackin（1947）把非均匀流动可以分为3种类型：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，晶体倾向于将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6-3-5a）。相反，减速流动即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，晶体倾向于将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6-3-5b）。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6-3-5c），如果简单剪切沿着这一面状界面发生，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呈45°相交，因此，如果岩浆仅经历了小量的非共轴流动，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6-3-5 汇聚流动、离散流动和非共轴流动特征图解

（据Mackin，1947）
岩浆流动如果是层流的话，岩浆流动与组构形成的关系比Mackin（1947）所讨论的要复杂得多，在此情况下，最终应变与由此形成的组构是黏度和三个相互垂直的主伸展速率的函数（Means，1994），这时，流动面和流动线的思路很难起作用。Passchier（1997）提出面状和线状“组构吸引器”的概念，所有的物质线向其旋转。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，由于深成岩中的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）。
3.岩浆固结速率对岩浆组构和固态组构的影响
岩浆固结速度即岩浆冷却结晶的速率，对岩浆组构和固态组构的形成也有明显的影响。岩浆固结速度通常与其侵位深度密切相关，浅部侵位的岩体结晶固结速率快，深部侵位的岩体固结速率慢已成为人所周知的事实。目前的研究结果表明，有些高位岩体中可以仅有岩浆叶理和岩浆线理而没有固态组构的存在（如美国缅因州的晚泥盆世Mount Waldo岩体），这是由于岩浆固结速率快的原因（Callahan and Markley，2003）；相反，许多中-深位深成岩体均发育岩浆组构和固态组构，特征十分复杂，有时还发育多期岩浆组构，显然与岩浆固结速率较慢有关。这样，对一个穿切不同地壳层次的深成岩体而言，在不同的构造层位可以发育不同特征的岩浆组构和固态组构，而浅部岩石的结晶年龄比深部岩石的结晶年龄要老，如印度南部Dharwa克拉通内的closepet花岗岩，分别出露在不同的构造层次上，不同构造层次的岩浆组构和固态组构的特征不同，同位素年龄表明，浅部构造层次的花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为2.566Ga，而深部构造层次花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为2.51～2.53Ga（Moyen et al.，2003）。
（四）变质深成岩中原生组构的研究
1.变质深成岩中原生组构的研究意义
上述对深成侵入岩中原生构造的讨论表明，目前人们对深成岩中原生构造的认识已经大大突破了20世纪30年代Hans Cloos（1925）和Robert Balk（1937）的定义，并且，随着深成岩中岩浆组构和固态组构研究的深入，深成岩中原生组构研究的重要性逐渐为人所识。原生构造的研究不仅对探讨岩浆侵位机制有十分重要的意义，而且，深成岩体已被成功地用作某一时期区域变形的标志物（Neves et al.，2005），在许多研究中，对深成岩中内部构造和组构的认识大大改变了其传统的区域地质关系的解释，例如，美国西南部的中元古代（1.5～1.2Ga）深成岩体，原来根据地球化学特征和其侵位过程中缺乏明显的变形解释为非造山花岗岩（Windley，1993），但进一步的研究表表明，它们显示出十分发育的岩浆组构和局部的固态变形，证明其是在区域收缩应变场中侵位的（Nyman and Karlstrom，1997）；这些岩体是通过加拿大北东部和格陵兰南部一直延伸到波罗的海地盾的中元古代岩浆活动带的一部分，以前一直认为形成于板块尺度的伸展和裂谷作用过程中（Windley，1993），现在根据收缩变形的证据，则认为是1000多公里以南的汇聚板块边缘引起的压缩应力的广泛响应（Neves et al.，2005）。
在变质深成岩尤其是高级变质区的变质深成岩中，对其中原生构造的研究除上述意义之外，还有助于区域地质构造演化的研究。过去的研究普遍将其中的固态组构视为次生构造，这样就会人为地将与岩浆活动密切相关的构造分割成互不关联的岩浆事件和构造事件，从而造成高级变质区区域构造演化和区域地质构造的复杂性。
2.是原生构造还是次生构造
在高级变质区，许多变质深成岩浆岩（包括深熔片麻岩和深成侵入岩）具有中-深位形成或侵位的特征，其中发育的原生构造包括岩浆组构和固态组构特征十分复杂，可以有多期（或复合）组构的存在，由于固态组构与围岩中的固态变形组构特征相似，因而就产生了这样一个问题，即变质深成岩中的固态变形组构是原生的还是次生的？就目前的研究程度，这一问题仅靠露头或手标本的观察可能难于回答，真正的答案往往需要通过详细地地质填图和区域上组构特征的比较才能得出，一般情况下，如果固态组构从岩体边部十分发育，向中心逐渐减弱，并过渡为岩浆组构，这种情况下，可以确定固态组构是原生的，当然，在过渡部位，可以存在固态变形组构对岩浆组构的叠加，如在自形长石、角闪石定向的岩石中，显微镜下有少量的透镜状长石存在，内存在机械双晶、双晶弯曲等应变组构，与之伴生的是压扁拉长的石英颗粒和相应的晶内应变组构。这些固态组构与围岩中的固态变形组构在特征和产状上可以是连续的，协调的，也可以切割围岩组构，如果深成岩中固态组构切割围岩中的变形组构，也可证明是原生的，但如果是连续的、协调的，那么，只有根据固态组构从深成岩体边部向中心逐渐变弱，并过渡为岩浆组构时，确定是原生的。
需要注意的是，侵入岩与围岩的接触界面也是后期构造改造的构造薄弱面，有些构造如变质核杂岩在核杂岩主要由深成侵入岩组成的情况下也可以造成边部变形强-中心变形弱的特征。要区分二者，需要通过原生组构的详细观测和对地质图中的原生组构图案的分析才能解决。
3.原生构造的观测和分析
对变质深成岩中原生构造的观察和分析通常需要完成以下几部分的内容：
（1）通过详细地地质填图确定变质深成岩中原生构造的基本特征（包括露头上原生构造的类型、发育特征、空间分布和产状）和原生叶理和线理的组合（S型组构、S＞L型组构、S-L型组构、S＜L型组构和L型组构）。
（2）使用可以利用的方法和手段确定这些组构与其他岩浆标志（如包体、原始层状构造和内部接触界面）之间、与区域变形构造之间的相对时间顺序。
（3）使用构造和显微构造观测技术和方法确定原生构造形成时的流变学状态，查明这些组构是悬浮流动形成的还是颗粒支撑流动形成的，属于岩浆组构还是固态组构（图6-3-3，6-3-4；表6-3-1），这一部分的工作还需要通过高温高压实验研究把所保存的显微构造与不同流变状态下的变形机理联系起来。
（4）在岩体的不同位置确定组构的应变特征，包括应变椭球体的形态（长球形、三轴椭球形、扁球形）、应变强度，和与组构有关的运动学特征。并且，重要的是对不同类型标志物（包体、长石、黑云母等）的应变特征进行测量，不同的标志物有不同的表现行为。在单一岩体中，可以有多种岩浆组构形成，原生构造图案结合应变椭球体的形态和运动学数据可以提供单一岩体中岩浆运移方向和运动方式。
（5）在上述工作的基础上，可以利用所观察的数据和资料评价岩浆房中岩浆的运动状态。有些内部作用如岩浆对流和岩浆波浪需要在应变椭球体的形态、应变强度、运动方向和原生组构组合特征等方面表现出较大程度的递变（变化）；如果岩浆运动与区域应变有关，岩体和围岩中应变椭球体的形态、应变强度、运动方向和原生组构组合特征基本一致；如果原生组构是在相对静态的岩浆房中通过渗透性流动形成的，应变椭球体的形态、应变强度、运动方向和原生组构组合特征不应有较大的变化。
（6）将围岩中前侵位区域标志物的偏转、同侵位组构的形态与岩体中原生构造样式（图式）进行对比，使用构造的连续性程度比较在组构形成过程中区域构造作用与岩浆作用的耦合程度。如果构造样式完全不连续，说明二者的高度解耦，原生构造样式可能由岩浆房的内部作用造成的（图6-3-6a）；如果原生构造样式与围岩中的同侵位组构是连续的，就意味着二者的完全耦合（图6-3-6c），说明岩体中的原生构造样式是区域构造应变的反映（Paterson et al.，1998）。

图6-3-6 围岩构造与岩体原生构造关系示意图

（据Paterson et al.，1998）

1.是包体还是构造透镜体
由于变质深成岩浆岩均遭受到不同程度的变质变形改造，在研究包体时所遇到的第一个问题就是，这是包体还是构造透镜体？也就是说，在变质深成岩浆岩中遇到的岩石碎块是在岩浆形成、侵位和结晶过程中形成的还是其他地质体由于构造变形的结果而产于变质深成岩浆岩中的，因此，查明其属性对包体的研究十分重要，但是，在变质深成岩中尤其是在遭受强烈变形的部位要查明其属性也是一件非常困难的事情，因为包体也会由于变形而显示出透镜状的形态，在强烈变形的部位则会由于强烈拉长而显示“假层状”。
就现有资料来说，变质深成岩中的构造透镜体可以通过两种方式形成，一种是侵入变质深成岩浆岩中的岩脉由于强烈地变形而石香肠化，当这些石香肠化的碎块由于强烈地塑性流动而间隔很大时，就会在露头上表现出构造透镜体的特征；另一种是覆盖在变质深成岩之上的变质沉积岩层在挤压构造作用下发生强烈地构造置换而相互穿插，形成构造透镜体，或经后期的风化剥蚀后在露头或区域上形成构造残块，发生变形之前，沉积岩层与变质深成岩之间可以是沉积接触，也可以是构造接触。
对构造透镜体的辨别可以通过以下途径来完成：①构造透镜体通常发育在构造变形强烈之处，如果是岩脉、岩墙或岩席在强烈的变形作用下形成的，顺着透镜体长轴追索，可以发现类似的构造透镜体呈串株状展布，如果是变质地层由于构造置换而形成，构造透镜体中的构造往往比变质深成岩复杂，许多情况下构造透镜体呈钩状褶皱的形式产出；②可以通过从强变形域到弱变形域的系统观察，随着变形的减弱，构造透镜体通常会转变为岩脉或连续的岩层。
2.包体的研究方法和内容
在排除了变质深成岩中由于构造作用形成的构造透镜体和构造残块后，对包体的研究通常从以下几个方面进行：
（1）包体的大小和形态，对包体的大小进行系统测量和统计，并查明包体形态的特征；
（2）包体与寄主岩石的界线，查明包体与寄主岩石之间是截然分明的还是渐变过渡的，并描述其详细特征；
（3）包体的空间排列形式，调查包体在寄主岩石中的空间分布和排列形式；
（4）包体的岩相学和地球化学特征，对包体的岩石类型、矿物组成和结构构造进行研究，必要时进行针对性的地球化学分析，同时注意查明包体从中心到边部矿物成分、结构构造的变化。
（5）包体的成因类型，在与寄主岩石的矿物组成、结构构造和地球化学特征进行对比研究的基础上，综合包体各方面的特征，确定包体的成因类型。
变质深成岩浆岩中包体的研究应选择在变形较弱的地段进行，因为随着变形强度的增加，包体的原始特征也逐渐消失，这样，很难确定包体的成因类型。

由于许多高级变质区以大面积的变质深成岩浆岩的发育为特征，因此，在高级变质区，变质深成岩浆岩中包体的研究极其重要，它不仅可以为变质深成岩浆岩的成因和侵位机制的研究提供重要信息，同时，它对变质深成岩浆岩单位的划分和确定，对早期大陆壳的形成和演化、深部构造作用和壳幔作用等方面的研究都有着十分重要的意义。为此，可以将变质深成岩浆岩中包体的研究意义具体总结为如下几个方面：

1.研究花岗质岩石的成因及其侵位机制

目前的研究结果表明，花岗质岩石是多成因的，可以形成于不同的构造环境，可以起源于不同的源岩，可以通过不同的岩浆作用过程产生，也可以有不同的侵位机制。而在研究其成因时，除产状、岩相和地球化学等方面的证据外，包体的研究也可以提供许多十分重要的线索。如果是原地—半原地花岗岩（深熔片麻岩），由于岩浆没有长距离的搬运，岩浆与残留体未发生充分的分离，岩体中应含有大量各种规模的残留体；而对于高铝型TTG，普遍认为是石榴角闪岩或石英榴辉岩在高压下部分熔融的结果，残留体中通常富含石榴子石±角闪石的矿物组合，因而TTG岩石组合中的斜长角闪岩、石榴斜长角闪岩、榴辉岩包体（残留体）也可以为此提供证据；如果岩浆侵位过程中存在分离结晶作用，那么，除有镁铁质侵入岩与之共生外，岩体中还可能存在镁铁质堆晶岩的碎块或析离体。

如果包体是捕虏体性质，其通常分布于侵入体的边部和顶部，并显示出一定的排列形式，同时，不同侵位机制的岩体中包体的形态特征也不同，因此，可以通过对岩体中包体的空间分布和排列的研究分析和恢复岩体的产状，讨论岩体的侵位机制。

2.划分岩石单位

在划分变质深成岩单位时，岩体中的包体类型和特征也是一个十分重要的参数，通常情况下，形成时期不同和成因不同的变质深成岩浆岩单位所含包体类型和特征也有所差异，如在冀东三屯营地区，存在着三屯营片麻岩、秋花峪片麻岩和小关庄片麻岩，其中，三屯营片麻岩中包体的岩石类型最复杂，有斜长角闪岩、基性超基性岩、磁铁石英岩及其他变质沉积岩包体（各类浅粒岩和变粒岩）；秋花峪片麻岩中包体含量较少，主要是斜长角闪岩和磁铁石英岩，也包含有三屯营片麻岩的包体；小关庄片麻岩中包体更少，主要是斜长角闪岩、角闪石岩和秋花峪片麻岩包体，这些片麻岩单位中包体类型的不同也说明这种变质深成岩的单位划分是合理的（房立民和杨振升等，1991）。上例也说明，根据某一片麻岩单位的包体在另一片麻岩单位中产出的特征也可以确定变质深成岩单位的相对先后顺序。

3.研究表壳岩的物质构成和变质变形特征

在许多高级变质区，变质深成岩大面积分布，而变质表壳岩呈大小不等的包体产于其中，在此情况下，对于区内表壳岩的物质构成和变质变形特征的了解就需要依靠对这些表壳岩包体的研究来完成，在查明表壳岩的变质变形特征后，再消除变质深成岩之后的变质变形作用的叠加，就可以了解变质深成岩侵位之前表壳岩的变质变形特征。

4.探讨上地幔物质组成和壳幔运动特征

在变质深成侵入岩中，存在着一定量的深源包体，这些包体往往被视为地壳深部或上地幔岩石圈的“探针”，通过对这些包体的研究，可以探讨上地幔物质组成和壳幔运动特征。

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厉可冬凌： 岩浆岩或称火成岩,是由岩浆凝结形成的岩石,约占地壳总体积的65%.岩浆是在地壳深处或上地幔天然形成的、富含挥发组分的高温粘稠的硅酸盐熔浆流体,是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的母体.岩浆的发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的...

孟津县18339619739： 各矿物成分 - ？
厉可冬凌： 根据成因,岩石可分三大类:即由岩浆活动形成的岩浆岩;由外力作用形成的沉积岩;由变质作用形成的变质岩.研究岩石有很重要的意义:(土)人类需要各种矿产,而矿产与岩石密切相关;(2)岩石是研究各种地质构造和地貌的物质基础...

孟津县18339619739： 岩浆岩的成矿专属属性与研究意义? - ？
厉可冬凌： 岩浆岩成矿专属性(metallogenic specialization of magmaticrocks) 指一定类型的岩浆岩与一定类型矿床间存在的密切成因关系.决定岩浆岩成矿专属性的因素是多方面的,包括地球化学特征、岩石类型和性质、不同时代岩浆岩(类)演化特征...

孟津县18339619739： 岩浆岩.变质岩.沉积岩 - ？
厉可冬凌： 岩浆岩是由岩浆凝结形成的岩石,约占地壳总体积的65%.沉积岩是在地壳表层的条件下,由母岩的风化产物、火山物质、有机物质等沉积岩的原始物质成分,经搬运、沉积及其沉积后作用而形成的一类岩石.变质岩是在地球内力作用,引起的岩石构造的变化和改造产生的新型岩石.这些力量包括温度、压力、应力的变化、化学成分.固态的岩石在地球内部的压力和温度作用下,发生物质成分的迁移和重结晶,形成新的矿物组合.一般变质岩分为两大类,一类是变质作用作用于岩浆岩(火成岩),形成的变质岩成为正变质岩;另一类是作用于沉积岩,生成的变质岩为副变质岩

孟津县18339619739： 岩浆岩,沉积岩,变质岩的关系 - ？
厉可冬凌： 岩石是天然产出的具稳定外型的矿物或玻璃集合体,按照一定的方式结合而成.是构成地壳和上地幔的物质基础.按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩;沉积岩是在...

孟津县18339619739： 岩浆岩、沉积岩和变质岩三者之间的区别和转化 - ？
厉可冬凌： 岩浆岩是深部地壳或者是地幔高温熔融岩浆,侵入深部活签部底层形成的岩石.分为浅成侵入岩、深成侵入岩及喷出岩.在侵入过程中,埋藏在地下经过高温高压,可转换为变质岩,或者经过蜕变也可以形成变质岩;如果露出地面被剥蚀后形成...

孟津县18339619739： 岩浆岩和变质岩中结构区别 - ？
厉可冬凌： 岩浆岩:由地壳深处的岩浆侵入或喷出地表冷凝结晶形成的岩石.变质岩:是地壳中早先形成的岩浆岩、沉积岩及早先形成的变质岩在岩浆活动、构造活动等一系列内力地质作用的影响下,经较高温度和压力变质而形成的新的岩石.出露于地表的岩浆岩、变质岩及沉积岩在水、冰、大气等各种地表营力的作用下,经表层地质作用(风化、剥蚀、搬运、沉积及成岩作用)可以重新形成沉积岩.地壳表层形成的沉积岩经构造运动的作用可卷入或埋藏到地下深处,经变质作用形成变质岩;当受到高温作用以至熔融时,可转变为岩浆岩.地壳深处的变质岩及岩浆岩,经构造运动的抬升与表层地质作用的风化与剥蚀,又可上升并出露于地表,进入形成沉积岩的阶段.

孟津县18339619739： 岩浆岩 沉积岩 变质岩的特点 - ？
厉可冬凌： 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...

孟津县18339619739： 岩浆岩的构造 - ？
厉可冬凌： 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,...

孟津县18339619739： 岩石的组成 - ？
厉可冬凌： 分岩浆岩、沉积岩和变质岩. 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...