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三大岩类基本常识doc

发布时间:2019-07-03 04:23 来源:未知 编辑:admin

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  沉积岩 沉积岩 沉积岩(sedimentaryrocks)自然沉积物固结形成的岩石。通常是在常温、常压环境下,由先成岩石的风化物质、火山喷出的碎屑物质、生物遗体及少量宇宙尘埃,经搬运、沉积和成岩等地质作用而形成。多呈层状产出。沉积岩在地表分布很广,占陆地面积的75%。海底几乎全部为沉积物所覆盖。由于它主要是由先成岩石的风化物质再堆积而成,所以曾被称为次生岩;又因其主要是在水体中沉积形成的,故又曾被称为水成岩。但这些名称并不确切或不够全面,已不再被岩石学者采用。 沉积岩具有特征性的化学成分、矿物成分和结构构造 。由于沉积分异作用的原因,不同类型沉积岩石的化学成分差别很大,如碳酸盐岩以钙镁氧化物和CO2为主,砂岩以SiO2为主,泥岩则以铝硅酸盐为主。在矿物成分方面,岩浆岩中常见的铁镁矿物在沉积岩中少见,沉积岩中常见的盐类矿物和粘土矿物在岩浆岩中不存在或罕见。在结构构造方面,沉积岩具有独特的碎屑结构,泥状结构,层理层面构造和发育的孔隙为岩浆岩所没有。 示意图 含有生物化石也是沉积岩的特征。按沉积物的来源把沉积岩分为陆源沉积岩、火山物源沉积岩和内源沉积岩3大类 ,然后再按成因 、成分和粒径分为若干类。 沉积岩中蕴藏着大量的矿产 ,据统计世界资源总量的75%~85%是由沉积或沉积变质形成的。石油、天然气、油页岩和煤几乎全为沉积形成。许多沉积岩本身就是有用的矿产,如建筑石料、水泥及玻璃原料、冶金熔剂及耐火材料等大多是沉积岩。沉积岩与地下水开发利用,与工程建设的规划和设计有密切关系。沉积岩是地壳发展历史的重要记录 ,通过沉积岩的研究,可查明地质历史时期自然地理变迁,地壳运动及构造变动情况,通过沉积岩中所含古生物化石的研究,还可获得生命起源和生物演化的宝贵资料 成层堆积的松散沉积物固结而成的岩石。曾称水成岩。是组成地壳的三大岩类 (火成岩、沉积岩和变质岩)之一。沉积物指陆地或水盆地中的松散碎屑物,如砾石、砂、粘土、灰泥和生物残骸等。主要是母岩风化的产物,其次是火山喷发物、有机物和宇宙物质等。沉积岩分布在地壳的表层。在陆地上出露的面积约占75%,火成岩和变质岩只有25%。但是在地壳中沉积岩的体积只占5%左右,其余两类岩石约占95%。沉积岩种类很多,其中最常见的是页岩、砂岩和石灰岩,它们占沉积岩总数的95%。这三种岩石的分配比例随沉积区的地质构造和古地理位置不同而异。总的说,页岩最多,其次是砂岩,石灰岩数量最少。沉积岩地层中蕴藏着绝大部分矿产,如能源、非金属、金属和稀有元素矿产等。 化学成分?:随沉积岩中的主要造岩矿物含量差异而不同。例如,泥质岩以粘土矿物为主要造岩矿物,而粘土矿物是铝-硅酸盐类矿物,因此泥质岩中SiO2及Al2O3的总含量常达70%以上。砂岩中石英、长石是主要的,一般以石英居多,因此SiO2及Al2O3含量可高达80%以上,其中SiO2可达60~95%。石灰岩、白云岩等硫酸盐岩,以方解石和白云石为造岩矿物,CaO或CaO+MgO含量大,SiO2,Al2O3等含量一般不足10%。表1是根据岩样的化学分析资料综合的泥质岩、砂岩和石灰岩的化学成分含量范围值。 化学成分含量表 造岩组分:包括碎屑组分、化学-生物化学组分、蒸发化学组分、有机质衍变组分、火山喷发组分、宇宙物质组分等。 碎屑组分?按物质来源又分下列几种:陆源碎屑,指由早先生成的岩石经风化、剥蚀形成的碎屑,包括岩石碎屑和矿物碎屑。陆源矿物碎屑主要是硅-铝质的。内碎屑,主要指沉积盆地内产生的碎屑,它是沉积盆地中固结的或半固结的沉积岩经水流、风暴、滑塌或地震等作用再次破碎而形成的。常见的是碳酸盐岩的内碎屑,也有泥质岩、铝质岩、磷质岩、硅质岩、石膏岩甚至盐岩的内碎屑角砾或砾石。生物骨骼碎屑,多半是盆地内的钙质壳生物碎屑或壳体堆积而成,如甲壳类和珊瑚等,也包括微体动物的壳和壳屑,以及藻类和藻类的碎屑等。化学-生物化学组分? 其中包括若干化学沉淀的组分。例如,由硅、铝、铁、锰、磷和硅酸盐等组成的矿物可由沉积区的化学条件控制,如铝-硅酸盐粘土矿物和铝矿物;也可由化学条件支配又受到生物、微生物细菌等的促进,如有些铁、锰、铜、铅等沉积矿物组分;还有一些元素主要依靠生物体提供,如磷质岩中的磷来自海洋生物骨骸或陆地的鸟粪,硅质放射虫岩来自放射虫的硅质壳及硅质海绵等。 蒸发化学组分,半封闭盆地内最常见的蒸发组分是方解石和白云石。在封闭盆地强烈蒸发条件下,可出现石膏、硬石膏、石盐、镁盐或钾-镁盐,或天然碱、苏打等。蒸发组分与干旱气候环境有关。有机质衍变组分,各种低等和高等植物的根、茎、叶的堆积物和各种陆生的和水生的高等、低等以及微体动物的堆积物的有机质部分经埋藏和细菌分解,可衍变为由碳、氢、氧不同比例聚合而成的有机酸、脂酸、醣、纤维素和有机碳等多种衍生组分,构成煤、 石油、 天然气、油页岩等的主要成分。此外,有一些自然硫、锰、铁、铜、铅、锌、铀等在沉积岩中的聚集,也是在微生物或细菌活动的参与下造成的。 火山喷发组分?:由于火山喷发而进入沉积岩的物质,包括凝灰质、矿物晶屑、喷发的岩石碎屑和岩浆的浆屑等。陆地的火山喷发和海洋的火山喷发都可带来这些组分。海底火山喷发,还可由火山喷出的热水、气体等,把多种元素离子,如硅、铁、 磷、 镍、铜、铅、锌、锰、铀等,带入海水。这些元素经过富集,可在沉积岩、沉积层内形成矿床,或促进有关的沉积矿床的形成。 宇宙物质组分:在沉积岩中含少量宇宙物质,如陨石、宇宙尘。宇宙尘的研究不仅可了解沉积岩本身,而且还可进一步了解各地质时代沉积岩形成时,天体可能发生的某些事件或变化。 沉积岩是由风化的碎屑物和溶解的物质经过搬运作用、沉积作用和成岩作用而形成的。形成过程受到地理环境和大地构造格局的制约。古地理对沉积岩形成的影响是多方面的。最明显的是陆地和海洋,盆地外和盆地内的古地理影响。陆地沉积岩的分布范围比海洋沉积岩的分布范围小;盆地外沉积岩的分布范围或能保存下来的范围,比盆地内沉积岩的分布或能保存下来的范围要小一些。 沉积岩 大地构造环境对沉积岩的形成及其以后的变化有多方面的制约。例如在陆内造山带形成山前粗碎屑砾岩层序;在陆内断陷盆地、洼地和山前拗陷盆地,可形成湖泊、干盐湖或湖沼沉积;在稳定大陆块或克拉通之上的陆表海内,常形成厚度不大的砂质岩或碳酸盐岩组合;在大陆与火山岛弧之间或弧后海沟一带,可形成厚度很大而且包含火山岩和火山碎屑岩的韵律层状沉积岩;在大陆架到深海的斜坡带形成滑塌堆积岩或混杂岩等。古气候对沉积岩的形成的影响在陆地范围内非常明显。在干旱古气候条件下,形成大面积的陆相红色粗细碎屑岩,这是由于沉积物中的氧化铁常氧化为三氧化二铁。潮湿气候条件下,有机质丰富,进入沉积物中使沉积岩颜色成为暗灰或黑色。盐类在炎热干旱气候形成,煤炭在温暖潮湿气候聚集,都说明古气候对沉积岩形成是有制约作用的。生物在地质历史时期的进化,繁盛或衰亡对沉积岩的形成有明显影响,元古宙时期还未出现大量的海生动物群,因此,世界各地的中、晚元古代地层都包含大量叠层石藻灰岩,据认为在显生宙以后大量海生动物出现并以食藻为生,因而叠层石灰岩大为减少。在石炭纪,全球性的植物繁茂,形成了大量煤炭层。 沉积岩 古水动力条件对沉积岩的形成的影响表现为不同的水流条件形成不同的沉积或造成不同的结构构造。山前和河流的水流主要是由高处流向低处的定向水流,常形成分选差的、具单向交错层理的洪积和冲积沉积。在滨海带,潮汐带主要是往复流动的双向水流,常形成分选好的、具鱼骨状交错层理的滨海和潮汐沉积。在海洋中还有风暴流、浊流等深流造成碎屑岩的结构、构造和造岩成分的差异。此外,有些沉积岩形成后还受到地下潜水流的影响,使石灰岩发生白云岩化和硅化等次生变化。此外,冰川和风也可搬运碎屑物,在特定条件下,形成冰碛岩和风成岩。 指组成沉积岩的组分的大小、形状和排列方式。它既是沉积岩分类命名的基础,也是确定沉积岩形成条件的重要特征和参数。按不同岩类分为下列几种:碎屑岩的结构?指碎屑颗粒本身的特征(粒度、圆度、球度、形状及颗粒表面特征),基质和胶结物的特征,碎屑颗粒与基质和胶结物之间的关系(胶结类型)的总和。粒度以颗粒的直径来计量。它是反映碎屑岩形成环境的重要特征之一。圆度、球度和形状是表征碎屑颗粒形态的 3个特征参数。圆度指颗粒的原始棱角受机械磨蚀而圆化的程度。球度指颗粒接近球体的程度。颗粒的表面特征指颗粒表面的磨光度及显微刻蚀痕。如砾石表面的冰川擦痕、刻擦痕、撞痕和凿痕或凹坑;石英砂表面的各种刻蚀痕、溶蚀痕和撞击痕。基质和胶结物是充填在碎屑颗粒之间的填隙物质。基质又称杂基,是粗、中碎屑岩石中较细粒的机械充填物,通常是细粉砂和粘土物质。当颗粒之间留下孔隙而无细粒的物质时,则造成颗粒支撑结构,而大小颗粒和泥质一起堆积下来便形成杂基支撑结构。胶结物是化学沉淀的物质,可分为原生和次生两种。常见的胶结物有碳酸盐、硅质、铁质和磷质等。根据基质和胶结物与碎屑颗粒的相互关系,可分出各种胶结类型,如基底式、接触式、孔隙式、充填式、溶蚀式和嵌晶式等。 土岩的结构?根据粘土质点、粉砂和砂的相对含量,可将粘土岩的结构划分为以下几种。 划分表 按岩石结晶程度可分为非晶质粘土结构,隐晶质粘土结构,显微晶质粘土结构,粗晶粘土结构和斑状粘土结构。 按粘土矿物结合体的形状分为胶状粘土结构,鲕状粘土结构,豆状粘土结构和碎屑状粘土结构。此外,还有生物粘土结构和残余粘土结构等。 碳酸盐岩的结构:包括粒屑结构、生物格架结构、晶粒结构和残余结构。粒屑结构,由颗粒、泥晶基质和亮晶胶结物组成。颗粒与泥晶、亮晶的相对含量可以反映岩石形成环境的介质能量条件。颗粒多、亮晶多则介质能量高;颗粒少、泥晶多则介质能量低。碳酸盐岩胶结物的结构类型有栉壳状、粒状、再生边及连生胶结等。胶结类型也可分为基底式、孔隙式和接触式等。生物格架结构,主要由原地固着生长的群体造礁生物形成的一种坚硬的碳酸钙格架。晶粒结构,晶粒主要成分是方解石,其次是白云石。晶粒从4毫米到0.001毫米不等。按晶粒大小分为:巨晶、极粗晶、粗晶、中晶、细晶、粉晶、微晶和隐晶。残余结构,由交代和重结晶作用形成。常见的残余结构有残余生物结构、残余鲕状结构和残余碎屑结构等。 火山碎屑岩的结构:根据不同粒级的火山碎屑物在火山碎屑岩中的含量可分为4种基本结构类型:集块结构、火山角砾结构、凝灰结构和火山尘结构。此外,还有塑变结构、沉凝灰结构和凝灰碎屑结构。(见火成碎屑岩)? 由成分、结构、颜色的不均一引起的沉 构造示意表 积岩层内部和层面上宏观特征的总称。它有无机和有机的,有原生和次生的。沉积岩的构造可用于推论沉积条件,判断地层顺序。原生沉积构造,沉积阶段机械作用生成的构造。是沉积环境的标志。它包括3种构造。层间构造,流体侵蚀冲刷先期沉积物的表面痕迹和堆积形态。它能指示风、水流、波浪的运动方向。波痕是最常见的层间(面)构造。它是流体流经底床时床沙运动的形态,又称底形。层内构造,又称层理(图1)。流体在搬运过程中由载荷物质垂向和侧向加积形成。细层是组成层理的最小单位,代表瞬时加积的一个纹层。层系是在成分、结构、形态相似的一组细层,代表一个持续水动力状况的加积物。层系组由一系列相似的层系所组成。不同特征的层系组分别构成:水平层理(C1),波状层理(C2),板状交错层理(C3),楔状交错层理(C4),槽状交错层理(C5)。不同层理是实验水槽或天然水道中水流牵引床沙形态变化和迁移形成的。不同流态的床沙形态迁移加积,形成各种层理。低流态时(水的冲刷力弱)由无颗粒运动的平坦底床形成水平纹理;由小型沙纹形成各种小型交错纹理;由沙波和沙丘分别形成板状交错层理和槽状交错层理。高流态时(水的冲刷力强),由粗颗粒平床形成平行层理(带剥离线理)和由逆行沙丘形成逆行沙丘交 分层 错层理。粒序层理又称递变层理,指粒度由下而上有递变现象的沉积层。粒度自下而上由粗递变细的称正粒序;粒度做反向递变的称逆粒序。前者主要发育于现代浊流沉积和古代复理石层中。后者见于浊流沉积和某些颗粒流沉积中。粒序层理偶尔可见于牵引流(如河流)和三角洲沉积。层的变形构造,又称同生变形构造。它是在准同生或沉积期后可塑性变形作用中形成的。变形作用有垂向为主和侧向为主之分。垂向变形的,主要由沉积物液化、重荷、潜水渗透、水位变动等原因造成的,如盘状构造、泄水构造、重荷构造(球-枕构造)、帐篷构造等。侧向变形的,主要由断裂剪切、重力滑帛、水流拖曳诸原因形成的,如滑塌、滑坡、变形层理(同生揉皱)、伏卧前积层等。大规模的侧向变形作用往往能诱导出垂向变形构造。 次生或多因素生成的构造?大多数产于碳酸盐岩和其他内源岩中。其中结核构造,岩中存在一个成分与主岩有差异的核形物体,是在物理化学条件不均匀状况下,某种成核物质从周围的沉积物或岩石向成核中心富集而形成的。结核可在沉积岩形成作用的各个阶段形成。鸟眼构造,碳酸盐岩中似鸟眼状孔隙被亮晶方解石或硬石膏充填的构造。大小多为1~3毫米,多平行层面排列。多产于潮上带,少数亦产于潮间带。它是由于露出水面的沉积物干燥收缩、灰泥中产生气泡或藻类腐烂而产生的孔隙,被亮晶充填沉淀而成。缝合线,由于压溶作用形成垂直层面分布的锯齿状、尖锋状、指状等形态的裂缝。常见于碳酸盐岩中,也可出现于砂岩、硅质岩和盐岩层中。缝合线处常遗留有较多不溶残余物质。缝合线可用于了解岩石形成环境和油、气、水运移条件。 生物成因构造?:由生物活动形成的原生沉积构造。包括生物生长沉积构造和生物扰动构造。 生物生长沉积构造。是由生物的生长作用形成的一类特殊的沉积构造。主要产于碳酸盐岩和其他内源岩中。其中叠层石构造是由富藻的和贫藻的碳酸盐(或其他内源沉积)的双纹层构造生长叠置而成。核形构造是无固着基底滚动悬着生长而成。凝块构造是只有生长构造外形,没有内部叠层构造。叠层构造的形态特征和变化,与藻类粘结作用的光合作用强度、水流速度和排气强度有关。 生物扰动构造。是由生物的扰动和挖掘作用形成的沉积构造。又称生物侵蚀构造。其中足迹是动物的足趾留在沉积物表面的印痕。移迹是由于无脊椎动物蠕动爬行或啮食,在沉积物表面产生的沟槽。潜穴是由无脊椎动物在未完全固结的沉积物内部,为了居住或觅食所挖掘的各种洞穴、管道。常见的有呈垂直管型、斜交管型、水平管型和复杂分支管道系统等。钻孔是无脊椎动物为了寻食或庇护,在已固结岩石质海岸、海底或生物钙质壳上凿蚀的各种孔洞。钻孔一般分布于未被海侵沉积物覆盖的岩石质海底上,为判别海侵和海岸线的标志。生物扰动变形层理系指生物在沉积物中活动引起的对原生层理构造的变形和破坏,并形成由规则状、不规则状、斑迹状以至完全均质化结构的层理。 沉积岩分类考虑岩石的成因、造岩组分和结构构造3个因素。一般沉积岩的成因分类比较粗略,按岩石的造岩组分和结构特点的分类比较详细。(图2)为沉积岩成因分类框图。 分类表 外生和内生实际上是指盆地外和盆地内的两种成因类型。盆地外的,主要形成陆源的硅质碎屑岩,但是陆地的河流等定向水系可将陆源碎屑物搬运到湖、海等盆地内部而沉积、成岩;盆地内的,形成的内生沉积岩的造岩组分,除了直接由湖、海中析出的化学成分外,也可能有一部分来自陆地的化学或生物组分。因此,可简单地概分为2类:陆源碎屑岩,主要由陆地岩石风化、剥蚀产生的各种碎屑物组成。按颗粒粗细分为砾岩、砂岩、粉砂岩和泥质岩。内积岩,主要指在盆地内沉积的化学岩、生物-化学岩,也可由风浪、风暴、地震和滑塌作用将未充分固结的岩石破碎再堆积,成为内碎屑岩。内积岩按造岩成分分为铝质岩、铁质岩、锰质岩、磷质岩、硅质岩、蒸发岩、可燃有机岩(褐煤、煤、油页岩)和碳酸盐岩(石灰岩、白云岩等)。此外,由不同性质的水流可形成不同沉积岩。如浊流作用形成浊积岩,风暴流作用形成风暴岩,平流作用形成平流岩,滑塌作用可形成滑积岩,造山作用前后常可分别形成复理石和磨拉石。? 母岩分化产物形成的沉积岩是最主要的沉积岩类型,包括碎屑岩和化学岩两类。碎屑岩根据粒度细分为砾岩、砂岩、粉砂岩和黏土岩;化学岩根据成分,主要分出碳酸盐岩、硫酸盐岩、卤化物岩、硅岩和其他一些化学岩。火山碎屑岩主要由火山碎屑物质组成,是介于火山岩与沉积岩之间的岩石类型,有向熔岩过渡的火山碎屑熔岩类和向沉积岩过渡的火山碎屑沉积岩类。火山碎屑占90%以上的岩石,被称为火山碎屑岩类。生物遗体可组成可燃性(如煤及油页岩)和非可燃性两种生物岩。 砾岩:是粗碎屑含量大于30% 砾岩 的岩石。绝大部分砾岩由粒度相差悬殊的岩屑组成,砾石或角砾大者可达1米以上,填隙物颗粒也相对比较粗。具有大型斜层理和递变层理构造。 砂岩:在沉积岩中分布仅次于黏土岩。它是由粒度在2~0.1毫米范围内的碎屑物质组成的岩石。在砂岩中,砂含量通常大于50%,其余是基质和胶结物。碎屑成分以石英、长石为主,其次为各种岩屑以及云母、绿泥石等矿物碎屑。 粉砂:岩中,0.1~0.01mm粒级的碎屑颗粒超过50%,以石英为主,常含较多的白云母,钾长石和酸性斜长石含量较少,岩屑极少见到。黏土基质含量较高。黏土岩是沉积岩中分布最广的一类岩石。其中,黏土矿物的含量通常大于50%,粒度在0.005~0.0039mm范围以下。主要由高岭石族、多水高岭石族、蒙脱石族、水云母族和绿泥石族矿物组成。 碳酸盐岩:常见的岩石类型是石灰岩和白云岩,是由方解石和白云石等碳酸盐矿物组成的。碳酸盐中也有颗粒,陆源碎屑称为外颗粒;在沉积环境以内形成并具有碳酸盐成分的碎屑称为内碎屑。在中国北方寒武系和奥陶系的石灰岩中广泛分布着一种竹叶状的砾屑,这些竹叶状灰岩反映了浅水海洋动荡的沉积环境,是由未固结的碳酸盐经强大的水流、潮汐或风暴作用,破碎、磨蚀、搬运和堆积而成的。在鲕状灰岩中常见到具有核心或同心层结构的球状颗粒,很象鱼子,得名“鲕粒”。鲕粒的核心可以是外颗粒,也可以是内颗粒,还可以是化石。同心层主要由泥级(0.005mm)方解石晶体组成。 火山碎屑岩:类是火山碎屑物质的含量占90%以上的岩石,火山碎屑物质主要有岩屑、晶屑和玻屑,因为火山碎屑没有经过长距离搬运,基本上是就地堆积,因此,颗粒分选和磨圆度都很差。 沉积岩的体积只占岩石圈的5%,但其分布面积却占陆地的75%,大洋底部几乎全部为沉积岩或沉积物所覆盖。沉积岩不仅分布极为广泛,而且记录着地壳演变的漫长过程。目前已知,地壳上最老的岩石,其年龄为46亿年,而沉积岩圈中年龄最老的岩石就36亿年(苏联科拉半岛)。沉积岩中蕴藏着大量的沉积矿产,如煤,石油,天然气,盐类等,而且铁锰铝铜铅锌等矿产中沉积类型的也占有很大的比重。 沉积岩 同时,沉积岩分布地区又是水文地质和工程地质的主要场所。因此,研究沉积岩,对发展地质科学的理论寻找丰富的沉积矿产以及水文地质和工程地质工作均具有重要意义。沉积岩:是地面即成岩石在外力作用下,经过风化、搬运、沉积固结等沉积而成,其主要特征是:层理构造显著;沉积岩中常含古代生物遗迹,经石化作用即成化石;有的具有干裂、孔隙、结核等。常见的沉积岩有:直径大于3毫米的砾和磨圆的卵石及被其它物质胶结而形成的砾岩,由2毫米到0.05毫米直径的砂粒胶结而成的砂岩,由颗粒细小的粘土矿物组成的页岩,由方解石为其主要成分,硬度不大的石灰岩等。已经形成的岩石露出地表后,由于风化作用而遭到破坏,,变成碎屑等,经过流水、风、冰川及其它外力搬运,最后在海洋、低地或海陆之间的过渡地带沉积下来,在经受亿万年的压缩、变化之后,胶结在一起,又变成一层一层的坚硬的岩石。这样形成的岩石叫做沉积岩。还会形成水波痕迹,雨纹。 沉积岩的物质来源 1、风化作用,它包括机械风化、化学风化和生物风化。机械风化是以崩解的方式把已经形成的岩石破碎成大小不同的碎屑;化学风化是由于水、氧气、二氧化碳引起的化学作用使岩石分解形成碎屑;细菌、真菌、藻类等生物风化作用也能分解岩石; 2、火山爆发喷射出大量的火山物质; 3、植物和动物有机质在沉积岩中也占有一定比例。 4、宇宙来源的沉积物,数量甚微,如陨石 火成岩 火成岩(IgneousRock)由岩浆(Magma)直接凝固而 火成岩 成。高温之岩浆在从液态冷却中结品成多种矿物,矿物再紧密结合成火成岩。化学成分各异之岩浆,最後成为矿物成分各异之火成岩,种类繁多,细分之有数百种。如依其含矽量之高低做最简明之分类,火成岩有酸性(Acidic)、中性(Intermediate)、基性(Basic),及超基性(Ultrabasic)四大类。同时火成岩之晶体,因结晶时在地下之深度 不一亦有粗细之别;将此分别代表深浅之粗细做为矿物成分以外之另一分类依据。 火成岩可分成如次之种类:晶体粗大之酸性火成岩为花冈岩(Granite),细小至肉眼不能辨识者为流纹岩(Rhyolite);晶体粗大之中性火成岩为闪长岩(Diorite)细小者为安山岩(Andesite);晶体粗大之基性火成岩为辉长(Gabbro),细小者为玄武岩(Basalt);晶体粗大之超基性火成岩为橄榄岩(Peridotite),此种火成岩无晶体细小者。晶体特大之火成岩统称伟晶岩(Pegmatite),但应指明其为伟晶花冈岩、伟晶闪长岩,或伟晶辉长岩。此外,不论其成分如何,岩浆在地面凝固时通常不暇结晶。此等不结晶火成岩均为火山岩,或成块状无结构之玻璃,酸性及中性者成黑耀石(Obsidian)或浮石(Pumice),基性者成玻璃质玄武岩(BasalticGlass),或在喷发时破碎成火山角砾岩(VolcanicBreccia)或凝灰岩(Tuff)。 火成岩以岩基或岩脉形体侵入较古岩层,倘再穿至地面,则成火山。 火成岩不仅为一切其他岩石之原料及多种矿产之母体,且为全球水分之来源。不论在深处或浅处,火成岩通常仅在地壳正有犟烈活动之时之地出现,并非一时处处或一处时时有为火成岩前身之岩浆活跃。岩浆在地下或喷出地表后冷凝形成的岩石。又称岩浆岩。大部分火成岩是结晶质的,小部分是玻璃质。火成岩的形成温度较高,一般介于700~1500之间。岩浆在地下冷凝固结形成的岩石称侵入岩;喷出地表冷凝固结形成的岩石称喷出岩。火成岩主要由硅酸盐矿物组成,在地壳中具有一定的产状、形态。许多金属矿产与非金属矿产都与火成岩有关,有时它本身就是重要的矿产资源。 ①化学成分。主要由氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁、钛、锰、氢、磷等12种元素组成。它们被称为造岩元素,约占火成岩总重量的99%以上,尤以氧最多,占总重量的46%以上。其余所有元素的重量总和还不到1%。它们常用氧化物百分数表示(表1)。SiO2是岩浆岩中最重要的一种氧化物,其含量是岩石分类的一个主要参数。如SiO2含量大于65%的火成岩称酸性岩,含量52%~65%者为中性岩,45%~52%者为基性岩,小于45%者为超基性岩。K2O+Na2O重量百分数之和称为全碱含量,也是岩石分类的一个重要参数。除12种主要元素外,火成岩中还含有许多种微量元素,如Au、Ag、As、B、Ba、Be、Cu、Pb、Zn、F、Cl、S、Ce、Li等。 岩浆岩平均化学成分表 矿物成分。常见的矿物有20多种,通称造岩矿物(表2)。依其化学成分可分为两类。硅铝矿物,SiO2与Al2O3含量高,不含FeO、MgO,如石英类、长石类和似长石类。这类矿物颜色浅,故也称浅色或淡色矿物。铁镁矿物,FeO和MgO的含量较高,SiO2含量较低。如橄榄石类、辉石类、角闪石类及黑云母类等。这类矿物的颜色较深,故又称深色或暗色矿物。硅铝矿物和铁镁矿物在火成岩中的比例是岩石鉴定和分类的重要标志之一。火成岩的矿物成分和化学成分取决于岩浆来源,也取决于岩浆演化成岩的总过程。如来自幔源的岩浆富含铁、镁、铬等元素,形成的岩石以铁镁矿物为主,而来自壳源的岩浆富含硅铝元素,形成的岩石以硅铝矿物为主,花岗质岩浆在演化过程中与碳酸盐岩接触交代形成的矽卡岩以含钙矿物为主等。 某些常见岩浆岩的矿物成分 结构构造指组成火成岩的矿物及其集合体的形态、外貌和相互关系。它既是岩石分类命名的重要依据,也是岩石形成时的物理化学条件的反映(如岩浆性质、围岩性质、构造环境等)。借助结构构造的研究,可以帮助解决火成岩的成因、演化等问题。常见的火成岩结构:反映火成岩结晶程度的有全晶质结构(多见于深成岩)、玻璃质结构(多见于酸性喷出岩)和半晶质结构(多见于浅成岩和超浅成岩的边缘相);反映矿物自形程度的有自形粒状结构、它形粒状结构和半自形粒状结构等;反映矿物颗粒间相互关系的有交生结构、反映边结构、环带结构、包含结构和填隙结构等。常见的构造:反映侵入岩的构造有块状构造、带状构造、斑杂构造、晶洞构造、流动构造、原生片麻状构造等;反映喷出岩的构造有气孔状、杏仁状构造(多见于熔岩层的顶部)、枕状构造(多见于海相基性熔岩)、流纹构造(多见于酸性熔岩)、柱状节理构造(多见于厚层状基性熔岩)。 ①产状。指岩体的形态、大小和与围岩的关系。喷出岩的产状有熔透式(火山喷口粗大,岩浆大面积溢出)、裂隙式(岩浆沿大的断裂裂隙喷出地表)和中心式(岩浆沿颈状管道喷出地表);侵入岩的产状有整合侵入体(如岩盆、岩盖)、不整合接触侵入体(如岩墙、岩株等)。 产状 相。指由于生成环境不同而产生的岩石部分与整个岩体间总的外貌和特征。常见的火成岩相:反映喷出岩的有溢流相、爆发相、火山颈相、次火山相、火山沉积相等;反映侵入岩的有深成相、中深成相、浅成相以及内部相、边缘相等。岩石类型根据岩石的矿物成分和化学成分,可分为超基性岩、基性岩、中性岩、酸性岩和碱性岩。 超基性岩。SiO2含量小于45%,贫碱,富铁镁,长石含量少,以铁镁等暗色矿物为主,如橄榄岩,辉石岩、苦橄岩等。 基性岩。SiO2含量为45%~52%,富钙、铅、镁,贫碱,主要矿物为中性斜长石和辉石,如辉长岩、辉绿岩和玄武岩等。 中性岩。SiO2含量为52%~65%,主要矿物为中性斜长石和角闪石,主要类型有闪长岩、二长岩、闪长玢岩、安山岩等。 酸性岩。SiO2含量大于65%,铁、镁、钙含量少,主要矿物为石英、钾长石、酸性斜长石和少量黑云母,如花岗岩、花岗闪长岩、花岗斑岩、流纹岩等。 碱性岩。SiO2含量较低,碱质含量较高,主要矿物为碱性长石、霞石、碱性辉石和碱性闪石等,如霞石正长岩、霞石正长斑岩和粗面岩、响岩等。 浆岩主要由硅酸盐矿物组成,此外,还常含微量磁铁矿等副矿物。根据岩石SiO2含量,岩浆岩可分为四大类:超基性岩:SiO2<45%;基性岩:SiO 火成岩 2=45~52%;中性、碱性岩:SiO2=52~65%;酸性岩:SiO2>65%。岩石的碱度即指岩石中碱的饱和程度,岩石的碱度与碱含量多少有一定关系。通常把Na2O+K2O的重量百分比之和,称为全碱含量。Na2O+K2O含量越高,岩石的碱度越大。A.Rittmann1957年考虑SiO2和Na2O+K2O之间的关系,提出了确定岩石碱度比较常用的组合指数(σ)。σ值越大,岩石的碱性程度越强。每一大类岩石都可以根据碱度大小划分出钙碱性、碱性和过碱性岩三种类型。σ9时,为过碱性岩。除了岩石化学成分之外,矿物成分也是岩浆岩分类的依据之一。在岩浆岩中常见的一些矿物,它们的成分和含量由于岩石类型不同而随之发生有规律的变化。如石英、长石呈白色或肉色,被称为浅色矿物;橄榄石、辉石、角闪石和云母呈暗绿色、暗褐色,被称为暗色矿物。通常,超基性岩中没有石英,长石也很少,主要由暗色矿物组成;而酸性岩中暗色矿物很少,主要由浅色矿物组成;基性岩和中性岩的矿物组成位于两者之间,浅色矿物和暗色矿物各占有一定的比例。根据产状,也就是根据岩石侵入到地下还是喷出到地表,岩浆岩又可以分为侵入岩和喷出岩。侵入岩根据形成深度的不同,又细分为深成岩和浅成岩。每个大类的侵入岩和喷出岩在化学成分上是一致的,也就是说岩浆成分是相似的,但是由于形成环境不同,造成它们的结构和构造有明显的差别。深成岩位于地下深处,岩浆冷凝速度慢,岩石多为全晶质、矿物结晶颗粒也比较大,常常形成大的斑晶;浅成岩靠近地表,常具细粒结构和斑状结构;而喷出岩由于冷凝速度快,矿物来不及结晶,常形成隐晶质和玻璃质的岩石。根据上述原则,首先把岩浆岩按酸度分成四大类,然后再按碱度把每大类岩石分出几个岩类,它们就是构成岩浆岩大家族的主要成员。比如超基性岩大类:钙碱性系列的岩石是橄榄岩-苦橄岩类;偏碱性的岩石是含金刚石的金伯利岩;过碱性岩石为霓霞岩-霞石岩类和碳酸岩类。基性岩大类:钙碱性系列的岩石是辉长岩-玄武岩类;相应的碱性岩类是碱性辉长岩和碱性玄武岩。中性岩大类:钙碱性系列为闪长岩-安山岩类;碱性系列为正长岩-粗面岩类;过碱性岩石为霞石正长岩-响岩类。酸性岩类:主要为钙碱性系列的花岗岩-流纹岩类。 一、原始岩浆的种类和 火成岩 起源 根据目前研究,岩浆起源于上地幔和地壳底层,并把直接来自地幔或地壳底层的岩浆叫原始岩浆。岩浆岩种类虽然繁多,但原始岩浆的种类却极其有限,一般认为仅三、四种而已,即只有超基性(橄榄)岩浆、基性(玄武岩浆)、中性(安山)岩浆和酸性(花岗或流纹)岩浆。当然,对这个问题的认识也经过一个长期历史发展过程。在十九世纪中叶布恩森(Bonson,1851)曾提出有玄武岩浆和花岗岩浆两种原始岩浆的主张,但关于花岗岩浆的论点一直未受重视,一些学者却坚持认为只有一种玄武岩浆,而所有的岩浆岩都是由玄武岩浆派生出来的。这就是本世纪初至20年代期间风行一时的岩浆成因一元论。最早提出一元论者是戴里(Daly)和鲍文。但一元论不能解释这样一个众所周知的地质事实,即花岗岩在大陆地壳中的分布要比玄武岩广得多,例如据计算,花岗岩的分布面积比玄武岩大五倍,比其他深成岩大二十倍,并且花岗岩几乎不与玄武岩共生。进入本世纪三十年代,列文生—列森格和肯尼迪(Kenndy,1933)根据花岗岩和玄武岩同为地壳中分布最广的岩浆岩这一事实,又重新昌导花岗岩浆和玄武岩浆两种原始岩浆的论点,即所谓岩浆成因二元论。本世纪中期前后,有人针对环太平洋“安山岩线”和阿尔卑斯型超基性侵入岩这种地质事实,又提出了安山岩浆和橄榄岩浆的论点。于是进入了所谓岩浆成因的多元论阶段。目前认为种类繁多的 火成岩 岩浆岩就是从橄榄岩浆、玄武岩浆、安山岩浆、花岗岩浆通过复杂的演化作用形成的。这几种原始岩浆是上地幔和地壳底层的固态物质在一定条件下通过局部熔融(重熔)产生的。局部熔融是现代岩浆成因方面的一个基本概念,大致解释如下:和单种矿物比较起来,岩石在熔化时有下列两个特点:第一,是岩石的熔化温度低于其构成矿物各自单独熔化时的熔点;第二,是岩石从开始熔化到完全熔化有一个温度区间,而矿物在一定的压力下仅有一个熔化温度。岩石熔化时之所以出现上述特点,是因为岩石是由多种矿物组成的,不同的矿物其熔点也不相同,在岩石熔化时,不同矿物的熔化顺序自然不同。一般的情况是:矿物或岩石中SiO2和K2O含量愈高,即组分愈趋向于“酸性”,愈易熔化,称为易熔组分;反之,矿物或岩石中FeO、MgO、CaO含量愈高,即组分愈趋于“基性”,愈难熔化,称为难熔组分。所以,岩石开始熔化时产生的熔体中SiO2、K2O、Na2O较多,熔体偏于酸性,随着熔化温度的提高,熔体中铁、镁组分增加而渐趋于基性。表中列出了岩屑砂岩在水压为2000巴时所做的熔化实验数据。由该表可知,熔体成分变化十分明显,在690至730之间局部熔融现象很清楚。熔体成分中SiO2含量随着温度的升高而降低,CaO、FeO、MgO组分增加。在780度时岩石大部分熔化,熔体逐渐接近于花岗闪长岩的成分,残留少量难熔基性组分。根据上述试验和地质观察,人们得出了局部熔融的概念,即在岩石开始熔化至全部熔化的温度区间内,岩石中的易熔组分(酸性组分)先熔化,产生酸性熔体,残留体为较基性的难熔固体物质。随着温度增高,熔体数量增加,其基性成分也逐渐增加;当温度达到或超过岩石全部熔化的温度时,岩石全部熔化,熔体成分和被熔化的原岩成分一致。岩石的局部熔融作用又叫重熔作用或深熔作用。岩石局部溶融基本是按石英—长石—橄榄石的顺序进行。由于地壳深部和上地幔的温度很高,固态地壳物质和上地幔物质同样也会发生局部熔融或重熔作用,一般认为上地幔物质的局部熔融产生橄榄岩浆、玄武岩浆、安山岩浆;而地壳深部(底层)岩石的局部熔融作用产生花岗岩浆。 1.玄武岩浆 玄武岩浆 上地幔物质(地幔岩)局部熔融的产物。目前推断,在上地幔的不同深度上通过局部熔融产生三种岩浆,即:拉斑玄武岩浆:约小于15公里;高铝玄武岩浆:约15~35公里;碱性玄武岩浆:约35~75公里;但也有人主张只有一种玄武岩浆。从玄武岩浆中可以直接冷凝结晶成玄武岩和辉长岩。玄武岩浆通过分异作用也可生成少量的中性岩和酸性岩,但自然界少见,仅是一种实验和理论上的可能性。可是通过玄武岩浆的分异作用产生超基性岩,则有充分的实验、理论和地质根据,例如前面提到的超基性—基性层状侵入杂岩体就是最好的例证。 2.花岗岩浆 是大陆地壳深部物质重熔的产物。根据理论计算,在不同深度上可能形成性质稍有差异的花岗岩浆。例如在约10公里的深度上形成活动性很弱的岩浆,许多巨型花岗岩岩基即由此种岩浆形成;大约在20公里深度上可生成活动性很强的岩浆,能够上侵至地壳浅部形成浅成侵入体,以至喷出地表形成流纹岩。花岗岩浆通过同化作用可形成中性岩和碱性岩。但是,并非所有花岗岩均来自花岗岩浆。一些花岗岩是由混合岩化作用形成的。 3.安山岩浆 橄榄岩浆 提出该岩浆存在的主要论点是环太平洋地区广泛地分布着安山岩。板块学说认为此种岩浆的生成模式是:当玄武岩洋壳到达海沟并向下俯冲时,玄武岩及其上覆的洋底沉积物发生局部熔融即可形成安山岩浆,其俯冲下插的深度达95公里时即可发生这一作用。 对于大陆内部的安山岩,有人则认为是地幔或地壳深部局部熔融产生的安山岩浆活动的产物,其深度约为60公里。 4.橄榄岩浆 是上地幔物质大约在80至160公里的深度上局部熔融的产物。此种岩浆形成的侵入岩多沿深大断裂或平行于褶皱带的走向分布,许多独立的超基性岩体呈串珠状分布,构成绵延数百公里的岩带。如祁连山、欧洲阿尔卑斯山的超基性岩即属此类。再次指出,关于原始岩浆及其起源问题极其复杂,许多问题并未得到圆满解决,尚待进一步研究,在这一方面深部地球物理探测是一个很重要的手段。 岩浆从开始产生直到固结为 起源 岩石,始终处在不断的变化过程中;对于岩浆岩成因具有直接意义的是岩浆侵入地壳、特别是侵入地壳浅部以后到凝固为岩石这一期间内岩浆在物质成分上发生的演化。该期间内岩浆演化的基本过程是通过分异作用和同化作用,由少数几种岩浆形成多种多样的岩浆岩,并在适宜条件下形成一定的矿床。岩浆的分异和同化,是岩浆岩成因方面的基本问题,在理论上和实际上均具有很大意义。 (一)岩浆分异作用 岩浆可以通过两种方式发生分异,即熔离作用和结晶分异作用,这是岩浆内部发生的一种演化。 1.熔离作用 原来均一的岩浆,随着温度和压力的降低或者由于外来组分的加入,使其分为互不混溶的两种岩浆,即称为岩浆的熔离作用。日常生活中的油—水关系可以做为这方面的例子。在炼铁炉中熔炼铁矿石时,在CaCO3和CaF2等外加熔剂作用下,铁水和熔渣(硅酸盐熔体)就分为互不混溶的两个液层,铁水比重大而下沉,熔渣轻而上浮,这是同天然熔离作用很相似的又一例子。此外,也有人把玄武岩熔化后做试验,在玄武岩熔体加入CaF2,结果熔体也分为两个液层,上部为相当于流纹岩岩浆的酸性熔体层,下部为相当于橄榄岩的超基性熔体层。目前认为,在天然的岩浆中硫化物、氧化物和硅酸盐熔体可以发生熔离作用;一些含有铜镍的基性岩浆在高温时铜镍硫化物熔体完全混溶于基性岩浆中,当温度下降到某一限度后,此二种熔体即发生分离,铜镍硫化物比重大而富集于底部成矿床,硅酸盐熔体在上部固结成岩石。西南某地的含铂硫化物矿床就是这样形成。至于岩浆中不同的硅酸盐熔体之间能否发生熔离作用,尚有争议。不过一些人仍认为辉长岩中的条带状构造和某些珍珠岩中的球粒是硅酸盐熔离作用造成的。甚至近来有人提出在上地幔的岩浆源区就能够发生深部熔离作用从而产生安山岩浆和玄武岩浆的论点,尚待研究。 2.结晶分异作用 矿物的结晶温度有高有低,因此,矿物从岩浆中结晶析出的次序也有先有后。在岩浆冷凝过程中矿物按其结晶温度的高低先后同岩浆发生分离的现象叫结晶分异作用。结晶分异作用在玄武岩浆中研究得最为完备,由鲍文和贝莱(Baliey)于本世纪20年代即完成了实验和地质方面的经典研究,成为岩浆岩的理论支柱之一。玄武岩浆的结晶分异作用模式一般称为鲍文反应原理,即随着岩浆温度的降低,橄榄石首先结晶,并由于它比重大而沉落于岩浆体底部形成橄榄岩;继而辉石—基性斜长石同时结晶并沉落于橄榄岩“层”之上形成辉长岩;角闪石—中性斜长石同时析出构成闪长岩;而岩浆中越来越富SiO2、K2O、Na2O及挥发性组分,并慢慢地被已晶出的矿物“层”挤到岩浆体的顶部最后结晶出石英—钾长石—酸性斜长石组合,即花岗岩。因为在这一分异过程中在矿物晶出后因其比重不同受重力作用而分别沉落、堆积,故又称“重力结晶分异作用”。用这种理论能够较圆满地解释层状超基性—基性侵入岩杂岩体,并建立堆积岩理论。在有关层状侵入体的矿床研究中,这种理论也得到了验证,并起到了指导找矿的作用。所以,这种结晶分异观点,经过半个多世纪的实验研究、理论探索和地质观察,对于层状超基性—基性岩的成因解释基本上得到了承认。但用玄武岩浆的分异作用解释多数或全部岩浆岩的成因,尚有值得进一步研究的地方。 (二)同化混染作用 由于岩浆温度很高,并且有很强的化学活动能力,因此它可以熔化或溶解与之相接触的围岩或所捕虏的围岩块,从而改变原来岩浆的成分。若岩浆把围岩彻底熔化或溶解,使之同岩浆完全均一,则称同化作用;若熔化或溶解不彻底,不同程度的保留有围岩的痕迹(如斑杂构造等),则称混染作用。因同化和混染往往并存,故又统称同化混染作用。此外,也有人把岩浆熔化或溶解围岩并使之逐渐消失于岩浆中的过程叫同化作用;把因围岩的熔化或溶解使岩浆成分受到外来物质(围岩)的污染(混染)而改变其原来成分的作用叫混染作用。显然,同化与混染为同一过程,是岩浆与围岩的相互作用,岩浆同化围岩,围岩则污染岩浆,因此,也一并称为同化混染作用。一般同化混染作用中岩浆成分变化的规律是基性岩浆同化酸性(或富含SiO2)的围岩时, 岩浆 岩浆向酸性变化(酸度增加);反之,酸性岩浆同化基性(富含Ca、Fe、Mg)围岩时,岩浆向基性方向变化(酸度降低)。按照鲍文反应原理,基性岩浆可以同化酸性围岩,但酸性岩浆难于同化基性围岩。不过由于酸性岩浆往往富含挥发组份(CO2、H2O、F、Cl等),因而有很强的溶解能力,虽然其温度低些,但它也能发生强烈的同化作用。其中酸性岩浆同化碳酸盐岩石(石灰岩、白云岩)的作用具有重大意义,因为它不仅能形成许多小的中性岩侵入体,而且也往往伴有矽卡岩化形成所谓矽卡岩矿床,如铜、铁、钨矿等。在该同化作用中,大量Ca和Mg加入岩浆,使岩浆酸度降低,形成闪长岩或石英闪长岩,而在接触带上形成含石榴石和辉石的矽卡岩(变质岩)。如长江中下游的许多中—酸性侵入岩体广泛发育此种同化作用。在岩浆演化过程中,分异作用和同化混染作用可能同时进行;也可能以某种作用为主导。在实际工作中要根据具体对象进行分析,从而得出比较合乎实际的结论,以正确阐述岩浆岩的形成和分布规律,指导矿产预测与寻找工作。按照分异作用和同化作用的理想模式,各种岩浆岩的成因关系如下: I、玄武岩浆的分异作用 玄武岩安山岩流纹岩玄武岩浆辉长岩闪长岩花岗岩(少量)碱性岩、辉绿岩、橄榄岩、辉石岩 II、花岗岩浆的同化混染作用(Ca、Fe、Mg加入) 英安岩—安山岩 花岗岩浆花岗闪长岩—闪长岩 正长岩—碱性岩 火山爆发 各种岩浆岩在空间分布上、形成时间上、物质成分上以及其成因上往往相互联系,彼此共生,按一定的规律以一种组合的形式出现,而且这种组合规律明显地受构造运动控制。为了阐述岩浆岩的共生组合规律,目前提出了一些组合概念,主要有岩浆杂岩体、岩浆岩建造、岩套和岩浆旋回等。现作简要说明。 (一)岩浆岩杂岩体:岩浆岩杂岩体是具体的岩体组合,各岩体之间具有确定的地质界线,但它们共同占据一个局部空间,彼此邻接,大致同时形成,有同源关系,隶属于同一地质构造单元。自然界中主要的杂岩体类型有:超基性—基性侵入岩杂岩体;中性—酸性侵入岩杂岩体;碱性侵入岩杂岩体,火山岩杂岩体。例如北京南口中—酸性侵入岩杂岩体是一个颇为典型的杂岩体。该杂岩体约由30多个中—小型岩体构成,分布于400多平方公里的范围内。侵入活动主要发生在晚侏罗世,最晚可能延续到早白垩世,属燕山运动的产物。 (二)岩浆岩建造:岩浆岩建造是指相同的大地构造环境中一定地质发展阶段上产生的几个相似杂岩体的综合和概括,不能用某种“地质界线”加以圈定。一般分为火山岩建造和侵入岩建造,如地槽发展早期的细碧—角斑岩建造;地槽发展晚期的玄武岩—流纹岩建造;地槽发展中期的花岗闪长岩—花岗岩建造;地台区的拉斑玄武岩—玄武岩建造等。一般说来,火山岩和侵入岩不能共同组成建造,因为它们产生于不同的构造发展阶段。 (三)岩套和岩浆旋回:岩套可以由几个建造构成,既有侵入岩,也有火山岩,甚至包括沉积岩和变质岩,例如蛇绿岩套既包括细碧—角斑岩建造和辉长岩—橄榄岩建造,也包括硅质岩、蛇纹岩。按造山期可分为前造山期岩套,造山期岩套和后造山期岩套。蛇绿岩套是前造山期岩套,发育于优地槽中。岩浆旋回则是从构造发展历史的角度出发,把一定大地构造区域整个发展阶段上全部岩浆作用的总和归并为一个岩浆旋回,例如造山运动可分为三期(阶段):前造山期或造山运动早期,主要是基性、超基性岩浆作用;中造山期主要是大规模酸性岩浆的侵入作用;后造山期(或造山晚期)主要为火山作用。此三个造山期中的岩浆作用,即构成一个岩浆旋回。一个旋回可跨越几个地质时代。 成岩的结构与构造,基本上是用肉眼在 示意图 一块手标本上,或者在一米见方的野外露头上就能观察到的岩石特征,可以说是一项“微观”考察吧!现在要谈的,是在比较大的范围内考察,也可说是一项“宏观”项目吧!这就是火成岩的产状。所谓火成岩的产状,是指火成岩体在地壳中产出(存在)的状态,具体地说,就是野外所看到的整个岩体的模样。当然,这也是在火成岩发育地区旅行时所必须了解的内容。火成岩体产状的具体内容,包括岩体的大小、形状及其与围岩之间的关系,这是由构造环境的特点所决定的。所以当对火成岩体的产状有所了解以后,对火成岩的成因、形成的条件等方面也就有所认识了。先谈火山岩的产状,它的特点与火山的喷发方式有密切的关系。如果是中心式的喷发,则形成许多锥形的火山岩堆积,组成古火山群,例如山西大同所见到的第四纪火山群就属于此种类型。如果是沿着地壳的断裂带分布的火山岩,或者说是由裂隙式的火山喷发而形成的,则出现线状分布的火山群,如南京地区所见到的第三纪火山群。各地火山岩组成的物质也有所不同,有的以熔岩为主,有的则以火山碎屑为主。如以现代的活火山为例,勘察加汝帕华火山和夏威夷的基拉韦亚火山以熔岩为主,喷溢之时,犹如河流奔泻,或如飞瀑高悬。以火山碎屑物为主者系爆炸式火山喷发而来,火山灰数量极大。有的则两者兼备,此种类型倒是比较普遍的。至于侵入岩的产状,情况远比火山喷出岩复杂,因而形式也较多样,就野外所见者,基本上有以下各类。 岩基。这是一种规模巨大的岩体,其面积可达60平方千米以上,其周围还有若干小岩体。当在这样的岩基所在地作地质旅行时,往往整天,甚至几天穿越其剖面尚未能抵达边界。岩基多由花岗岩组成,其地形外貌,或作高山峻岭,或作丘陵缓岗,逶迤起伏,连绵不绝。如南岭地区不少中生代的花岗岩即构成岩基,在普通小比例尺的地质图上看到的一块块标注红色的符号者,多为岩基所在地。 岩株。这是一类规模中等的岩体,其面积在60平方千米以内,周围没有什么零散的小岩体,与其他围岩的接触边界,相当陡直。 岩墙或岩脉。这是一类小型的侵入体,其长度自几米至几千米,宽度自几厘米至几百米。在野外视野范围内基本上看得清楚。它的存在形式有几种,或为围岩(沉积岩、火成岩或变质岩均有)发生断裂,岩浆顺裂隙侵入而成;或由另一岩体的支脉侵入而成。有的是孤单的一条岩墙,有的是多条的交错岩墙组合而成。如果遇到岩墙本身的岩石比其围岩坚硬,则在风化露头上往往构成一道延伸挺直、俨如城墙屹立、气势非凡的景色;如果岩墙本身的岩石较之围岩软弱,则往往侵蚀为一条沟壑;若岩墙与围岩的风化程度相似,无分高低时,地形特点不显,则凭其岩石性质相异而辨识之。岩墙是很普通的侵入体,一般地质旅行途中颇易见到。 岩床。这是一种沿着地层层面入侵的侵入体,往往夹在上下两个沉积岩(或火山岩、变质岩)层之间,具有一定厚度,延伸较为稳定,一般多由基性岩组成。岩床的规模不大,一般在数十至数百米的露头上就能见到,但也有数千米者。 岩盖。其基本形态与岩床相同,只是其中心部位厚度较周围为大。 岩盆。其基本形态亦与岩床相同,只是其中心部位下凹,呈盆的形状。 在地质旅行时,为什么要注意侵入岩的岩体形态呢?这是因为许多矿床同这些岩体在时间上、空间上以及成因类型方面都有密切的联系。比如说,有的矿床分布在岩体内部,有的则分布在岩体与围岩相邻的接触带上,有的却分布到远离岩体的围岩中去了。究其原因,这种种分布规律,与岩体的产状、成分、内部构造、围岩性质以及与围岩之间的接触关系均有一定联系。通过华南地区各种花岗岩体的 研究表明,钨、锡、钼、铍等矿床往往与各岩体的较晚期形成的小岩株有关。吉林某地的铜镍硫化矿床与基性至超基性岩盆有关,而且矿体位于盆底部位。由此可见,研究岩体的特点有助于指导矿产的找寻。 火成岩岩相 ? 正文 火成岩体各部分因形成环境的差异所产生的不同的岩石和岩体特征的总和。火成岩形成深度是划分火成岩相的主要依据。由于形成深度不同,岩浆温度、压力、冷却速度等一系列物理化学条件就有差异。火山岩和侵入岩虽有联系,但岩浆在冷却时所处的位置不同,在岩相上则有明显的差别。 火山岩岩相?根据火山岩形成环境,分成 6个岩相:溢流相。粘度较小的岩浆容易流动,常在强烈喷发后溢出,形成熔岩流或熔岩被。最常见的溢流相岩石是玄武岩,其次为安山岩。爆发相。火山强烈爆发而形成的火山碎屑物在地表的堆积,这种相的岩石的岩性复杂,由不同粒级的火山碎屑岩组成。富含挥发份和粘度大的中、酸性和碱性岩浆更有利于形成爆发相岩石。火山碎屑物粒度与离火山口的远近有一定关系,一般在火山口附近堆积的为粗大的火山角砾岩和集块岩,远离火山口为细粒的凝灰岩。侵出相。主要为粘度大、不易流动的中酸性、酸性和碱性岩浆,在气体大量释放后,从火山口往外挤出而成。在火山口内及附近堆积成岩钟、岩针等熔岩穹丘。在其周围常有自碎角砾岩化的集块熔岩或角砾熔岩。一般形成在喷发晚期,特别是在猛烈喷发以后。火山通道(火山颈)相。通道中充填的岩浆物质或(和)火山碎屑物质。常呈岩墙状或岩颈状产出。潜(次)火山岩相。它是与喷出岩同源但为浅成侵入的岩体。岩性特征与喷出岩相似,一般晶体稍大。形成深度一般比较小,小于3公里,通常为0.5~1.5公里。它常具有熔岩的外貌、而又具有侵入岩的产状,如岩墙、岩盖、岩床和岩株等。主要形成于火山作用晚期。喷发(火山)沉积相。它是火山喷发和正常沉积作用的产物,在水盆地中火山碎屑物与正常沉积碎屑物常混合组成向沉积岩过渡的火山碎屑岩,也常有正常的火山碎屑岩,并与正常沉积岩共生,有时夹有薄层熔岩,一般层理比较发育,多半分布在离火山口较远的地方,在火山作用相对平静期最为发育。 根据形成的环境,火山岩岩相又可划分成海相和陆相。海相是在海洋中喷发-沉积形成的。陆相是指在陆上喷发堆积形成的。陆相火山岩与下伏地层常呈喷发不整合接触,风化壳发育。沉积岩夹层中常有植物和淡水动物化石,碎屑岩较多,碎屑分选差、相变大。熔岩顶部常见熔渣壳和红色氧化顶,熔结火山碎屑岩常见。海相火山岩常与下伏地层整合接触,风化壳不发育。共生的沉积岩以泥质岩、硅质岩和碳酸盐岩较多,碎屑岩较少,碎屑分选好,相变小,层理发育,常有咸水生物化石。熔岩成分变化小,以基性岩为主,有时有枕状构造,并伴随有淬碎火山碎屑岩。 侵入岩岩相?指侵入不同深度、不同构造部位的侵入岩的不同外貌特征,主要是结构构造的特征。侵入岩岩相一般分为:浅成相(形成深度为0.5~3公里);中深成相(3~10公里);深成相(10公里)。浅成相。是岩浆侵入到离地表较浅处冷却形成的火成岩体,形成时岩浆温度下降快,结晶较细,常有细粒、隐晶质结构及斑状结构等特点。岩体多为小型侵入体,如岩墙、岩床、岩盖和小型岩株等。深成相。是岩浆侵入在较深部位冷却形成的岩体,其温度下降慢,故晶体一般较粗大,形成粗粒至巨粒结构,局部可出现伟晶结构,并常以巨大的岩基出现,岩体主要为花岗岩类,岩体与围岩界线往往不清楚。中深成相。其形成的深度介于浅成相与深成相之间,常形成中粒、中粗粒以及似斑状结构,岩体产状多为岩株和规模较小的岩基,也可有部分岩盆、岩盖和岩墙等。浅成相侵入体常与一些潜(次)火山岩体特征相似,它们的区别主要取决于浅成相岩体与喷出岩是否有成因联系,与喷出岩无成因联系的,为一般浅成相侵入体。 另外在同一侵入体中,特别在中深成岩体和深成岩体中,各部位的冷却条件和同化混染程度不完全相同,所以在岩体不同部位的岩石的特征(结构上和成分上)也有差异,对同一岩体由边部到中心可以分出:边缘相,分布在岩体的边部,岩石多为细粒或细粒斑状结构,常有清楚的原生定向构造和较多的围岩捕掳体。边缘相的岩石成分与中心相的成分有时相似,有时则不完全相同。原生节理在边缘相中表现最清楚,尤其是平行于接触面发育的节理。中心相,又称内部相。分布在岩体的中心部位,矿物一般较粗,等粒粗粒及似斑状结构。在中心相内,捕掳体少而小或没有,原生流动构造不清楚,岩性比较均匀。过渡相,分布在边缘相和中心相之间,故也称中间相。过渡相一般比边缘相出露宽,岩石特征介于边缘相和中心相之间,岩石结构多为中细粒或中粗粒结构和似斑状结构。 参考书目 孙鼐、彭亚鸣主编:《火成岩石学》,地质出版社,北京,1985。 邱家骧主编:《岩浆岩岩石学》,地质出版社,北京,1985。 火成岩产状 ? 正文 主要指火成岩岩体的形态,大小及其与围岩接触关系的总和(见图)。可分为火山岩产状和侵入岩产状。 火山岩产状?它与火山喷发型式有关,常见的有3种:熔透式(面式)喷发形成的产状。这种型式首先由美国岩石学家R.A.戴利提出,他认为花岗岩浆大规模侵入上升时,由于较高的温度及化学能,顶盘岩石熔透,因而岩浆大量溢出地表。其特点是火山岩分布范围很大,火山岩和侵入岩过渡相连,喷出通道大,而且不规则。这种喷发型式的形成机制还有争论。裂隙式喷发形成的产状。岩浆沿某一方向的大断裂或断裂带上升喷出地表,火山口常呈带状或串珠状分布,向下则连成岩墙状通道。玄武岩浆沿裂隙溢出,向四周广泛流动而形成熔岩被,面积达几千至几万平方公里,个别可达50万平方公里,厚达几百米至1000~2000米,称为熔岩高原。流纹质火山碎屑物沿裂隙喷发,由于富含挥发分(主要为CO2)沿斜坡广泛流动,而成火山碎屑(灰)流,分布面积和厚度都很大,构成流纹质的火山碎屑岩高原。中心式喷发形成的产状。岩浆沿颈状通道喷发的一种产状型式。这种产状的火成岩体在地表常有一个上陡下缓的火山锥,由熔岩构成的称为熔岩锥,由火山碎屑物构成的称为碎屑锥,由熔岩和火山碎屑物互层构成的称为复(混)合锥。火山锥中间有一个盆状的凹陷,称为火山口。也有少数火山口周围没有火山锥。由于大量火山物质喷出,岩浆房空虚及上复岩层的压力,火山口周围岩层沿环状断裂向下塌陷,形成破火山口。破火山口也可由于火山猛烈爆发破坏或侵蚀扩大而成。塌陷破火山口最常见,一般呈圆形或椭圆形,直径大于1.5公里,多数为10~15公里,个别可达20~30公里,常形成火山洼地。有的火山口中蓄水,称为火口湖,中国?吉林?长白山?白头山天池就是著名的火口湖。 侵入岩产状?侵入体的整体形态由于在形成后受构造运动和剥蚀的影响,多已不能完整保存,只能根据它在地表的出露情况来判断和恢复。根据侵入体与围岩的接触关系,首先把侵入体的产状划分为整合侵入和不整合侵入两类。整合侵入产状指侵入体与围岩的接触面平行于围岩的层理或片理,是岩浆沿层理或片理贯入而形成。根据侵入体的形态,整合侵入产状分为以下几种类型。岩盆,是侵入地层间、形似盆状的岩浆岩体,由于重力的作用,中央微向下凹陷,下部有岩浆通道,构成岩盆的岩石主要为基性岩,岩盆规模一般较大,大的面积可达几万平方公里,世界最大的岩盆是美国?明尼苏达州的德鲁斯岩盆,出露面积达40000平方公里。中国?四川?攀枝花的辉长岩体,也认为是一岩盆。岩盖,是上凸下平穹窿状的整合侵入体,中央较厚,边部较薄,平面上近似圆形,岩盖规模一般不大,直径多为3~6公里,厚度不超过1公里,多见于中酸性岩中,在基性-超基性岩中,又常用“岩盘”一词。岩床,也称岩席,以厚度较小而面积较大为特征,一般是一种厚薄比较均匀而近似水平产状的整合板状侵入体,与围岩的接触面比较平坦,中间较厚,边部稍薄,其厚度相差较大,大的岩床的厚度可达几千米,而小的厚度只有几十厘米,岩床在基性-超基性岩中常见。岩鞍,又称岩脊,产在向斜槽部或背斜顶部的整合侵入体,常与强烈的褶皱作用同时形成,其剖面的形状似马鞍状或半月形,常成组出现,规模一般不大。 不整合侵入产状是指那些切过围岩层理或片理的侵入体,是岩浆沿斜交层理或片理的裂隙侵入而成。有些则是岩浆熔融交代作用形成的。不整合侵入体根据其形态特征可进一步分出:岩墙,一般为形态比较规则而又近似直立的岩浆侵入体,如果形态不很规则,又常称为岩脉。岩墙的长宽比一般相差很大,长度一般为宽度的几十倍以至几百倍,世界有名的津巴布韦大岩墙(脉),长达 500多公里。岩墙除单独出现外,也有成群产出的,形成岩墙群。岩墙如果沿一个或几个中心呈放射状产出,称为放射状岩墙。在平面上如果成环形、弧形或近似同心圆状产出的岩墙,称为环状岩墙(产状向外倾斜)或锥状岩墙(产状向内倾斜)。锥状岩墙又称锥状岩席。环状岩墙和锥状岩墙在平面上多数为断续的弧状连成的同心圆,很少能成为一个连续完整的圆圈产出。有些地区岩浆可多次活动,形成多期的环状或锥状岩墙和小侵入体,称为环状杂岩或称中心杂岩。岩镰,一种多为中酸性侵入岩形成的不整合侵入体,其形状特点是侵入体常常超复在围岩之上,剖面上岩体形似镰刀状。多产在褶皱带中,典型的岩镰在德国巴伐利亚地区见到。岩株,常见的不整合侵入体,平面上近似圆形、椭圆或不规则的等轴状,与围岩接触面较陡,出露面积小于100平方公里,有些岩株深部与岩基连成一体,成为岩基的一部分。岩株周围伸出的枝状侵入体,称为岩枝,如形态不规则,称为岩瘤。岩基,是规模巨大的侵入体,主要由花岗岩类构成,面积大于100平方公里,最大可达数万平方公里。平面上岩基常为椭圆形,长轴方向可达数十公里以至上千公里,宽向可达100公里以上。岩基主要分布于褶皱区的核部隆起带中,延伸方向常与褶皱轴向一致。岩基的形成与构造作用关系密切,其成因仍有争论,主要涉及物质来源、岩基占据的空间及岩浆活动性等问题,可概括为两种完全相反的观点,一种认为岩基是岩浆侵入冷却的产物,另一种则认为岩基是原地的岩石遭受了强烈的交代及深熔作用而转化成火成岩的。在中国两种成因均有,一般认为前震旦纪的花岗岩类岩基以交代成因为主,而燕山期及更新时期的,则以岩浆成因较多。 变质岩 变质岩是在地球内力作用 变质岩 ,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。如普通石灰石由于重结晶变成大理石。 变质岩是组成地壳的主要成分,一般变质岩是在地下深处的高温(要大于150摄氏度)高压下产生的,后来由于地壳运动而出露地表。 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。大面积变质的岩石为区域性的,但也有局部性的,局部性的如果是因为岩浆涌出造成周围岩石的变质称为接触变质岩;如果是因为地壳构造错动造成的岩石变质为动力变质岩。 原岩受变质作用的程度不同,变质情况也不同,一般分为低级变质、中级和高级变质。变质级别越高,变质程度越深。如沉积岩粘土质岩石在低级作用下,形成岩;在中级变质时形成云母片岩;在高级变质作用下形成片麻岩。岩石在变质过程中形成新的矿物,所以变质过程也是一种重要的成矿过程,中国鞍山的铁矿就是一种前寒武纪火成岩形成的一种变质岩,这种铁矿占全世界铁矿储量的70%。此外如锰钴铀共生矿、金铀共生矿、云母矿、石墨矿、石棉矿都是变质作用造成的。是组成地壳的主要岩石类型之一。 示意图 在变质作用中,由于温度、压力、应力和具有化学活动性流体的影响,在基本保持固态条件下,原岩的化学成分、成分和结构构造发生不同程度的变化。变质岩的主要特征是这类岩石大多数具有结晶结构、定向构造(如片理、片麻理等)和由变质作用形成的特征变质矿物如硬柱石等。 与原岩的化学成分有密切关系,同时与变质 变质岩 作用的特点有关。在变质岩的形成过程中,如无交代作用,除H2O和CO2外,变质岩的化学成分基本取决于原岩的化学成分;如有交代作用,则既决定于原岩的化学成分,也决定于交代作用的类型和强度。变质岩的化学成分主要由SiO2Al2O3、Fe2O3、FeO、MnO、CaO、MgO、K2O、Na2O、H2O、CO2以及TiO2、P2O5等氧化物组成。由于形成变质岩的原岩不同、变质作用中各种性状的具化学活动性流体的影响不同,变质岩的化学成分变化范围往往较大。例如,在岩浆岩(超基性岩-酸性岩)形成的变质岩中,SiO2含量多为35~78%;在(石英砂岩、硅质岩)形成的变质岩中,SiO2含量可大于80%;而原岩为纯石灰岩时,则可降低至零。在变质作用中,绝对的等化学反应是没有的,在变质反应过程中,总是有某些组分的带出和带入,原岩组分总是要发生某些变化,有时则非常显著。在通常的变质反应中,经常发生矿物的脱水和吸水作用、碳酸盐化和脱碳酸盐化作用。这些过程,除与温度、压力有关外,还和变质作用过程中H2O和CO2的性状有关,其他化学组分,在不同的温度、压力以及外界组分的影响下,常表现出不同程度的活动性。例如,在接触交代变质作用过程中,在侵入体和围岩之间,通过双交代作用可形成。在区域变质作用过程中,岩石化学组分的稳定程度,有时可用化合物(硅酸盐、氧化物、硫化物等)的生成热来表示。一般说,生成热越高,这一化合物也越稳定。硫化物的生成热是较低的,氧化物和硅酸盐的生成热比硫化物高。因此,在区域变质作用过程中,当温度升高时,亲石元素(包括主要造岩元素K、Na、Fe、 Mg、Al、Si)保持其稳定;而亲铜元素则根据它们本身的特性,呈现出不同的活动性。这一情况也部分地解释了在区域变质作用过程中,岩石的主要造岩元素可以保持不变或稍有变化的原因。 除含有角闪石、碳酸盐 变质岩 类等主要造岩矿物外,与岩浆岩和沉积岩相比,变质岩中常出现铝的(红柱石、蓝晶石、);不含铁的镁硅酸盐矿物();复杂的钙镁铁锰铝的硅酸盐矿物(类;铁镁铝的铝硅酸盐矿物(堇青石、十字石等);纯钙的硅酸盐矿物(等)以及主要造岩矿物中的某些特殊矿物(蓝闪石、绿辉石、、硬玉、硬柱石等)。这是变质岩矿物成分的主要特点。变质岩的矿物成分,决定于原岩成分和变质条件。原岩成分决定变质岩中可能出现什么矿物或矿物组合,如原岩为硅质石灰岩,主要成分为CaCO3和SiO2,经变质作用可能出现的矿物是:石英、、硅灰石、甲型硅灰石、灰硅钙石等。而变质条件则决定一定的原岩经变质作用后,具体出现什么矿物或矿物组合,如原岩为硅质石灰岩,在热接触变质作用中,如压力为10帕时,温度低于470,形成石英和方解石;当温度大于470时,则形成方解石和硅灰石或石英和硅灰石。原岩发生变质时,如不伴随交代作用,变质岩的矿物成分受上述两方面因素的共同制约。在变质岩中,把具有同一原始化学成分而矿物共生组合不同的所有变质岩,称为等化学系列;而把在同一变质条件下形成的具有不同矿物共生组合的所有变质岩,称为等物理系列。在有交代作用的情况下,变质岩的矿物成分,除决定于原岩和变质条件外,还与交代作用的性质和强度有关。变质岩的矿物成分,按成因可分为:稳定矿物,即在一定变质条件下稳定平衡的矿物;不稳定矿物(残余矿物),即在一定变质条件下,由于反应不彻底而部分残留下来的非稳定矿物。不稳定矿物和稳定矿物之间,常具有明显的置换关系。根据矿物稳定范围,变质岩的矿物成分还可分为:特征矿物,指稳定范围较窄,反映变质条件比较灵敏的矿物,如绢云母、绿泥石、蛇纹石、浊沸石、绿纤石等,常为低级变质矿物;蓝晶石、十字石(中压)、红柱石、堇青石(低压),常为中级变质矿物;紫苏辉石、夕线石,常为高级变质矿物;蓝闪石、硬柱石、硬玉、文石,常为高压低温矿物等;贯通矿物,指可以在较大范围的温度、压力条件下形成和存在的矿物,如石英、方解石,当这类矿物单独出现时,一般不具有指示变质条件的意义。 铝的硅酸盐矿物,如红柱石、蓝晶石、矽线石等; 不含铁的镁硅酸盐矿物,如镁橄榄石等; 钙镁锰铝硅酸盐矿物,如石榴子石类矿物等; 铁镁铝的硅酸盐矿物如堇青石、十字石等; 纯钙的硅酸盐矿物,如硅灰石等。变质岩的矿物成分主要取决于原岩的总的化学成分和变质作用程度,如主要成分为SiO2和CaCO3的硅质灰岩,在接触变质作用中,如压力为10Pa,温度低于470时形成石英和方解石,如温度高于470时则形成方解石和硅灰石或石英和硅灰石。 变质岩的结构是指变质岩中矿物的粒度、形态及晶体之间的相互关系,而构造则指变质岩中各种矿物的空间分布和排列方式。变质岩结构按成因可划分为下列各类:变余结构,是由于变质结晶和重结晶作用不彻底而保留下来的原岩结构的残余。用前缀“变余”命名,如变余砂状结构、变余辉绿结构、变余岩屑结构等,根据变余结构、可查明原岩的成因类型。变晶结构,是岩石在变质结晶和重结晶作用过程中形成的结构,常用后缀“变晶”命名,如粒状变晶结构、鳞片变晶结构等。 变质岩 按矿物粒度的大小、相对大小,可分为粗粒(3毫米)、中粒(1~3毫米)、细粒(1毫米)变晶结构和等粒、不等粒、斑状变晶结构等;按变质岩中矿物的结晶习性和形态,可分为粒状、鳞片状、纤状变晶结构等;按矿物的交生关系,可分为包含、筛状、穿插变晶结构等。少数以单一矿物成分为主的变质岩常以某一结构为其特征(如以粒状矿物为主的岩石为粒状变晶结构、以片状矿物为主的岩石为鳞片变晶结构),在多数变质岩的矿物组成中,既有粒状矿物,又有片、柱状矿物。因此,变质岩的结构常采用复合描述和命名,如具斑状变晶的中粒鳞片状变晶结构等。变晶结构是变质岩的主要特征,是成因和分类研究的基础。交代结构,是由交代作用形成的结构,用前缀“交代”命名,如交代假象结构,表示原有矿物被化学成分不同的另一新矿物所置换,但仍保持原来矿物的晶形甚至解理等内部特点;交代残留结构,表示原有矿物被分割成零星孤立的残留体,包在新生矿物之中,呈岛屿状;交代条纹结构,表示钾长石受钠质交代,沿解理呈现不规则状钠长石小条等。交代结构对判别交代作用特征具有重要意义。碎裂结构,是岩石在定向应力作用下,发生碎裂、变形而形成的结构,如碎裂结构、碎斑结构、糜棱结构等。原岩的性质、应力的强度、作用的方式和持续的时间等因素,决定着碎裂结构的特点。变质岩构造按成因分为:变余构造,指变质岩中保留的原岩构造,如变余层理构造、变余气孔构造等;变成构造,指变质结晶和重结晶作用形成的构造,如板状、千枚状、片状、片麻状、条带状、块状构造等。 习惯上先按变质作用类型 探索岩石分类 和成因,把变质岩分为下列岩类。区域变质岩类,由区域变质作用所形成。热接触变质岩类,由热接触变质作用所形成,如斑点板岩等。接触交代变质岩类,由接触交代变质作用所形成,如各种。动力变质岩类,由动力变质作用所形成,如压碎角砾岩、碎裂岩、碎斑岩、等。气液变质岩类,由气液变质作用形成,如云英岩、次生石英岩、蛇纹岩等。冲击变质岩类。由冲击变质作用所形成(见)。在每一大类变质岩中可按等化学系列和等物理系列的原则,再作进一步划分。在早期的分类方案中,还出现过从原岩的物质成分与类型出发,再依次按变质作用过程中发生的变化与生成的岩石进行的分类。所有这些分类,原则不尽相同,强调的分类依据也有差别。原岩类型和变质作用性质是变质岩分类的两个主要基础,但原岩类型的复杂性和变质作用类型的多样性,给变质岩的分类带来许多困难。以变质作用产物的特征(变质岩的矿物组成、含量和结构构造)对变质岩进行分类,将成为今后的主要趋势。 主要岩石类型 可分为以下16类: 板岩类。属低级变质产物,如碳质板岩、钙质板岩、黑色板岩等。 千枚岩类。变质程度较板岩相对较高,如绢云母千枚岩、绿泥石千枚岩等。 片岩类。属低至中高级变质产物,如云母片岩、阳起石片岩、绿泥石片岩等。 片麻岩类。属低一高级变质产物,如富铝片麻岩、斜长片麻岩等。 长英质粒岩类。可形成于不同的变质条件下,如变粒岩、浅粒岩等。 石英岩类。主要由石英组成(石英含量大于75%),如纯石英岩、长石石英岩、磁铁石英岩等。 斜长角闪岩类。形成于高绿片岩相到角闪岩相的变质条件,如石榴子石角闪岩、透辉石角闪岩等。 麻粒岩类。属高温条件下形成的区域变质岩,如暗色麻粒岩、浅色麻粒岩等。铁镁质暗色岩类(主要由辉石类、角闪石类、云母类、绿泥石类等组成)。如透辉石岩,石榴子石角闪石岩等。 榴辉岩类(主要由绿辉石和富镁的石榴子石组成)。如镁质榴辉岩、铁质榴辉岩等。 11.大理岩类(主要由方解石和白云石组成)。如白云质大理岩、硅灰石大理岩、透闪石大理岩等。 12.矽卡岩类。主要由接触交代作用形成,如钙质矽卡岩、镁质矽卡岩等。 13.角岩类。属热接触变质作用产物,如云母角岩、长英质角岩等。 14.动力变质岩类。属各种岩石受动力变质作用的产物 ,如构造角砾岩、压碎角砾岩、糜棱岩等。 15.气-液变质岩类。由气液变质作用形成,如蛇纹岩、青磐岩、云英岩等。 16.混合岩类。由混合岩化作用形成,如混合变质岩类、混合岩类和混合花岗岩类等。 各种变质岩的存在条件,几乎跟它们的变质作用的类型有密切关系,换句话说,如果在野外工作时,能识别出变质作用的类型,那么也就大体上能估计出其中有哪些具体的变质岩的种类了。 何谓变质作用的类型?主要是根据地质成因和变质作用的因素来考虑变质作用的格局,实际上,也包括了变质作用的规模。其类型大体上划分为四种,都是野外常遇到的。 接触变质作用。这是由岩浆沿地壳的裂缝上升,停留在某个部位上,侵入到围岩之中,因为高温,发生热力变质作用,使围岩在化学成分基本不变的情况下,出现重结晶作用和化学交代作用。例如中性岩浆入侵到石灰岩地层中,使原来石灰岩中的碳酸钙熔融,发生重结晶作用,晶体变粗,颜色变白(或因其他矿物成分出现斑条),而形成大理岩。从石灰岩变为大理岩,化学成分没有变,而方解石的晶形发生变化,这就是接触变质作用最普通的例子,又如页岩变成角岩,也是接触变质造成的。它的分布范围局部,附近一定有侵入体。 动力变质作用。这是由于地壳构造运动所引起的、使局部地带的岩石发生变质。特别是在断层带上经常可见此种变质作用。此类受变质的岩石主要是因为在强大的、定向的压力之下而造成的,所以产生的变质岩石也就破碎不堪,以破碎的程度而言,就有破碎角砾岩、碎裂岩、糜棱岩等等。好在这些岩石的原岩容易识别,故在岩石命名时就按原岩名称而定,如称为花岗破裂岩、破碎斑岩等。 区域变质作用。分布面积很大,变质的因素多而且复杂,几乎所有的变质因素——温度、压力、化学活动性的流体等都参加了。凡寒武纪以前的古老地层出露的大面积变质岩及寒武纪以后“造山带”内所见到的变质岩分布区,均可归于区域变质作用类型。例如本章开头提到的泰山及五台山所见的变质岩,均为区域变质作用所产生。就岩石而言,包括板岩、千枚岩、片岩、大理岩与片麻岩等。 混合岩化作用。这是在区域变质的基础上,地壳内部的热流继续升高,于是在某些局部地段,熔融浆发生渗透、交代或贯入于变质岩系之中,形成一种深度变质的混合岩,是为混合岩化作用。也就是说,在区域变质作用所产生的千枚岩、片岩等,由于熔融浆的渗透贯入而成混合岩。 此外,尚有不大常见的气体化水热变质作用,复变质作用。 其实,对于野外地质旅行者来说,最常见的变质作用还是接触变质和区域变质两大类,其次是混合岩化作用。因此,熟悉变质岩的名称,也就围绕这些变质作用有关的变质岩就足够了,兹简述如下。 板岩:具板状构造的变质岩 板岩 ,由黏土岩类、黏土质粉砂岩和中酸性凝灰岩变质而来。属于区域变质作用中的轻度变质的岩石。 千枚岩:具有千枚状构造的变质岩,原岩类型与板岩相似,在其片理面上闪耀着强烈的丝绢光泽,并往往有变质斑晶出现。 片岩:片理构造十分发育,原岩已全部重新结晶,由片状、柱状、粒状矿物组成,具鳞片、纤维、斑状变晶结构,常见的矿物有云母、绿泥石、滑石、角闪石、阳起石等。粒状矿物以石英为主,长石次之。片岩是区域变质岩系中最多的一类变质岩。 片岩的种类颇多,其命名则根据所含的变质矿物和片状矿物的显著分量而定,例如云母片岩、滑石片岩、角闪石片岩等等,另外,常用绿色片岩之名,系由中性和基性的火山岩、火山碎屑岩等变质而来。 片麻岩:具片麻状或条带状构造的变质岩。原岩不一定全是岩浆岩类,有黏土岩、粉砂岩、砂岩和酸性、中性的岩浆岩。具粗粒的鳞片状变晶结构。其矿物成分主要由长石、石英和黑云母、角闪石组成;次要的矿物成分则视原岩的化学成分而定,如红柱石、蓝晶石、阳起石、堇青石等等。片麻岩的进一步命名,根据矿物成分,如花岗片麻岩、黑云母片麻岩。 片麻岩是区域变质作用中颇为常见的变质岩。 角闪岩:主要由斜长石和角闪石组成的变质岩。其原岩是基性火成岩和富铁白云质泥岩。具粒状变晶结构,块状微显片理构造。 麻粒岩:是一种颗粒较粗、变质程度较深的岩石,基本上由浅色的石英、斜长石、铁铝榴石、辉石等矿物组成,无云母、角闪石。具粒状变晶结构,块状或条带状构造。 麻粒岩 石英岩:几乎整个岩石均由石英组成,浅色、粒状。一般作块状构造,粒状变晶结构。它是由较纯的砂岩或硅质岩类经区域变质作用,重新结晶而形成。有时,有人将沉积岩中由较纯净的石英颗粒组成的岩石也称石英岩,与变质岩类的石英岩混淆不清,虽然就化学成分或矿物成分来看,两者很难分开,但变质岩类的结构要致密些,称石英岩;而沉积成因者,颗粒清晰,致密程度稍差,故为了区别起见,称之为石英砂岩。 大理岩:碳酸盐岩石经重结晶作用变质而成,具粒状变晶结构。块状或条带状构造,由于它的原岩石灰岩含有少量的铁、镁、铝、硅等杂质,因而在不同条件下,形成不同特征的变质矿物,出现蛇纹石、绿帘石、符山石、橄榄石等,于是在洁白的质地上,衬托出幽雅柔和的色彩,构成天然的图案花纹,给人们想像出一幅又一幅诗情画意的图卷,文人墨客在它们的加工石面上取出许多逗人喜爱的景名——潇湘夜雨、千峰夕照、平沙落雁等等。因而大理石就成为高级的建筑石材,或成为高级家具的装饰性镶嵌材料。而洁白的细粒状的大理石,俗称汉白玉,也是工艺雕刻或富丽堂皇的建筑材料。大理岩见于区域变质的岩系中,也有不少见于侵入体与石灰岩的接触变质带中。 角岩:这是一类由泥质岩(以黏土矿物为主的页岩之类)在侵入体附近由接触变质作用而产生的变质岩。颜色呈深暗或灰色,硬度比原岩显著增加,故多有将角岩制成砚或其他工艺品,如在苏州灵岩山、寒山寺等旅游区出售的砚石,即利用产于灵岩山花岗岩体附近的角岩所制。 混合岩:由混合岩化作用形成的变质岩,其基本组成物质是由基体和脉体两部分组成。所谓基体,是指混合岩形成过程中残留的变质岩,如片麻岩、片岩等,具变晶结构、块状构造,颜色较深;所谓脉体,是指混合岩形成过程中新生的脉状矿物(或脉岩),贯穿其中,通常由花岗质、细晶岩或石英脉等构成,颜色比较浅淡。 混合岩具明显的条带状构造,并普遍可见交代现象,以此与区域变质作用形成的变

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