第八章-1 岩浆岩体的构造研究

第八章岩浆岩体的构造研究

岩浆岩是组成地壳的三大岩类之一。研究岩浆岩体构造不仅可以阐明岩浆岩发育区的构造特征及其发展历史，从而有助于揭示地壳运动的性质;而且能够通过岩浆岩区构造发育规律的研究为寻找和勘探内生矿床指出方向，也可以为水文、工程建筑提供可靠的地质依据。2023/1/161

岩浆岩体构造包括岩浆岩体形成过程中所产生的各种构造，以及岩体形成后的各种构造，有时也包括在岩浆岩体形成过程中对围岩作用所引起的构造。岩浆岩体构造的特点主要表现在以下三方面:1、岩浆活动是构造运动的一种表现形式，岩浆岩体的分布和产状不仅受早期构造的控制，而且还受构造运动的影响;2、侵人岩体和喷出岩体常具有独特的原生流动构造和原生破裂构造;3、岩浆岩体在变形过程中，还形成某些特殊的褶皱构造和断裂构造。2023/1/162第一节、岩浆岩体的产状及其构造控制

岩浆岩体的产状主要是指岩浆岩体的形态、大小及其与围岩的关系。在地壳中，岩浆岩体的产状是多种多样的、复杂的。它主要取决于两方面的因素:一方面决定于岩浆本身的物理化学性质，诸如是酸性或是基性，挥发组分含量的多少，温度的高低以及压力的大小等等;另一方面决定于岩浆岩体形成前的区域构造环境、形成时的构造运动状况、形成的深度和围岩的性质等等。下面分别论述侵入岩体和喷出岩体的主要产状类型。2023/1/163一、侵入岩体的产状根据侵入岩体与围岩的接触关系，可将侵入岩体的产状大致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，其特点是侵入岩体的边界面(接触面)与围岩层理、片理平行或大致平行。它是岩浆受到机械力的作用，沿着层理面或片理面侵入而成的，依据侵入岩体的规模和形态，协调侵入岩体大致可分为岩床、岩盘、岩盆和岩鞍等四类。2023/1/1641、岩床岩床是一种层状侵入岩体，通常是岩浆顺层面、片理面或不整合面侵入形成的。岩体的界面与围岩层面、片理面、不整合面平行或大致平行。岩床的规模不等，厚度一般自数十厘米至数十米，有的甚至可达数百米。岩床的成分自酸性到中性、基性、超基性都有，但以基性的岩浆岩最常见。2023/1/1652、岩盘岩盘又称岩盖，为上凸下平的似透镜状的侵入岩体。岩盘规模不大，直径从数十米至数百米不等;以酸性岩、碱性岩居多。通常认为，当岩浆粘度较大不易流动而展布不广时，则形成岩盘，反之则形成岩床。基性岩和超基性岩亦可形成岩盘。2023/1/1663、岩盆岩盆是与构造盆地有关的盆状侵入岩体，其顶底面均向中心倾斜，一般规模较大，直径从几十公里到上百公里，厚几百米到数千米，面积可达数万平方公里。岩盆常由基性岩、超基性岩或碱性岩构成。岩盆形成时，如果岩浆发生分异作用，则比重大的矿物组分，如基性岩、超基性岩中含铬、镍成分的矿物，常聚集在岩盆中心的底部形成有价值的矿床。2023/1/1674、岩鞍岩鞍是一种侵入于褶皱转折端虚脱处的鞍状侵入岩体。岩鞍在平面上和剖面上都表现为新月形或马鞍形，故称岩鞍。岩鞍是褶皱区有代表性的侵入岩体，其规模不大，厚度从几厘米至数十米。这类岩体大致是与褶皱构造同时或稍晚形成的。2023/1/168(二)不协调侵入岩体

不协调侵入岩体的边界面(接触面)与围岩层理、片理或不整合面截交。根据侵入岩体的规模、形态等，可将不协调侵入岩体的产状划分为若干类型，这里仅介绍岩基、岩株和岩墙三类。2023/1/1691、岩基岩基一般是指出露面积大于100Km2的一种规模巨大的不协调侵入岩体。岩体出露面积与岩体的剥蚀深度有一定联系。通常岩基的顶部与围岩的接触面倾角较小，两侧与围岩接触面产状向围岩方向倾斜，但局部也有向岩体方向倾斜的。岩基通常由花岗岩和花岗闪长岩类组成。岩基往往沿大褶皱或复背斜核部侵入，其延伸与总的区域构造线方向一致。由此可见，岩基的侵入和分布与强烈的区域构造变形有密切关系。2023/1/16102、岩株岩株是一种不规则的近浑圆状或圆柱状的中、小型不协调侵入岩体，如北京房山花岗闪长岩岩株就是一例。岩株出露面积一般小于100Km2。岩株与围岩接触面一般较陡，有时呈复杂的形态，如云南个旧花岗岩岩株在剖面上呈一复杂蘑菇状(图8一7)。规模很小的岩株称为岩枝。岩株可以是岩基的一个分枝，也可以是一个单独的侵入岩体。组成岩株的岩浆岩有酸性岩、中酸性岩、基性岩和超基性岩。岩株分布较普遍，尤其是在岩浆岩发育区更常见。这些岩株多沿大断裂侵沿两组断裂交汇处贯入。2023/1/1611另一种不协调侵入岩体称岩浆底辟。在平面上与岩株相似，在剖面上一般上部大，下部小，接触面向岩体内侧倾斜(图8一8)。

2023/1/1612一种特殊的花岗岩基或岩株，称花岗岩穹窿。在平面上，花岗岩穹窿常呈近圆形或椭圆形，穹窿外围地层的层理和片理围绕岩体成环状分布，内接触带岩体的流面、流线与围岩产状一致，也呈环状分布。有时，在花岗岩穹窿周围有环状节理和放射状节理。有人认为，花岗岩穹窿是由于岩浆房的静压力不断增长，使岩浆占据的空间不断扩大，向上隆起而形成的。岩体形成过程中常引起围岩的隆起。湖南关帝庙花岗岩体就是一个较典型的花岗岩穹窿。2023/1/16133、岩墙岩墙是一种截切围岩层理、片理等，呈板状或似板状的侵入岩体(图8－9)其长度和深度都远远超过它的宽度。岩墙长度由数公里至数十公里，个别长达数百公里，宽度从数十米至数百米，个别在数公里以上。岩体产状与围岩产状垂直或斜交。耐风化的岩墙在地貌上常表现为一堵长长的墙(图8－9)。多数岩墙是岩浆充填断裂构造形成的。组成岩墙群的成分以基性、超基性岩为主，如太行山、五台山、云中山、吕梁山等地的辉绿这类岩浆粘度较小，而且由于自身的活动性大，所以，易沿裂缝侵入形成岩墙。一些岩墙是由中酸性岩、碱性岩组成的。2023/1/1614岩墙可以呈单条产出，但往往是由若干条甚至上百条岩墙聚集成岩墙群。例如，岩株侵入体附近和火山中心周围的岩墙群，常构成放射状岩墙群(图8－10)，环状岩墙和锥状岩席(图8－11)。岩墙沿一个或几个中心呈放射状排列者称放射状岩墙。放射状岩墙是岩浆垂直上升时，围岩受力产生放射状张性断裂所致。环状岩墙和锥状岩席在平面上呈近似同心圆状分布，在剖面上前者向外倾斜，后者向中心倾斜(图8－11)。2023/1/16152023/1/1616关于环状岩墙和锥状岩席的成因，安德森(E.M.Andersn，1936)进行了详细的研究，他通过计算，编制了反映环状岩墙和锥状岩席形成时的应力轨迹图(图8－12)。当岩浆向上运动造成的压力大于上覆围岩的静压力时，由于岩浆向四壁挤压，最大主应力迹线自岩浆房向外呈辐射状，因此，形成垂直于最小主应力迹线而与最大主应力迹线平行的张裂面，相当于图8－12中的细实线，它们在剖面上呈锥状，这种张裂面被岩浆充填后，便构成了锥状岩席。当岩浆向下冷缩使得岩浆向上的压力减低时，其应力状态也随之改变，此时最大主应力迹线相当于图8－12的虚线，而细实线代表最小主应力迹线，粗实线代表与最大主应力迹线相交约30°方位的剪应力迹线方向形成的剪裂面，经岩浆充填后形成环状岩墙。2023/1/16172023/1/1618有些岩墙群的产状与区域构造应力场作用有关。例如，东格陵兰海岸由第三纪玄武岩层构成的挠褶带内发育的岩墙群，就是这类岩墙群的典型实例(图8－13)。该区岩墙群出现在玄武岩层向海洋方向以30°－60°倾斜的地带内，岩墙向大陆倾斜，沿海岸线平行延伸，长达数百公里。又如安徽岳西岩墙群呈北东－南西向平行延伸，向北西倾斜，倾角较陡。这类岩墙群不仅与挠褶的形成有关，而且主要是与地壳运动相伴的拉伸作用有关。马杏垣等(1982认为，区域镁铁岩墙群与伸展构造环境有关，据此，研究镁铁质岩墙群将有助于恢复伸展构造环境和引张应力场。与岩墙相似的一种侵入岩体是岩脉。岩脉的形态不如岩墙规则，有时甚至极不规则，其规模也较小，延伸不远。2023/1/1619二、喷出岩体的产状喷出岩的岩体的产状因喷出方式、熔岩的性质和熔岩构造形态的不同，常分为熔岩被、熔岩流和火山锥三类。1、熔岩被熔岩被又称熔岩盖，是一种喷发规模大、熔岩展布面积广、厚度大，但厚度比较稳定的扁平状喷出岩体(图8－14)。熔岩被覆盖面积从数百平方公里至上万平方公里，厚度数百米至数千米。熔岩被多数由基性的玄武岩浆构成。以裂隙式喷发为主形成的熔岩被规模较大;由中心式喷发形成的规模较小。2023/1/1620厚度很大，分布面积又很广的基性熔岩可构成高原玄武岩熔岩被。如印度德干高原、南美高原，都是这类熔岩被的发育区。我国张家口北部汉诺坝一带，在第三纪时，大量玄武岩浆沿东西向裂隙及火山口溢出达二十余次，厚约300m左右，分布面积在1000Km2以上，构成蒙古高原的一部分。四川、云南、贵州等省的二叠纪峨眉山玄武岩熔岩被，分布面积更为广阔。2023/1/16212023/1/16222、熔岩流熔岩流是一种成带状展布的熔岩体，常局限在一个宽阔的河谷或低洼地带(图8－14)。熔岩流一般是由中心式喷发形成的，规模较小，通常呈舌状分布;沿流动方向的长度比宽度和厚度大得多:底面随下伏基底地形变化起伏不平，而顶面则比较平整。2023/1/16232023/1/16243、火山锥火山喷发物围绕火山通道堆积成的一种锥状体，称为火山锥。它是中心式喷发的产物。火山锥的形态决定于火山通道喷发的猛烈程度和熔岩的物理性质等。根据组成火山锥的火山喷发物成分的不同，可将火山锥分为火山碎屑锥、熔岩锥和复合锥三类。夏威夷式→熔岩锥斯通博利式、乌尔加若式→复合锥培雷式→火山碎屑锥2023/1/16252023/1/1626各种产状的岩浆岩体可以单独出现，也可以由岩基、岩株及其分枝产状(如岩盘、岩床、岩盆、岩鞍或岩墙等)相互关联组成复合岩体;如岩浆喷出地表还可形成熔岩被、熔岩流和火山锥(图8－14)。有时大型岩床或岩墙又可以分出若干枝叉，形成各种更次一级的小型的、不同产状的岩体。因此，岩浆岩体产状类型是复杂多样的，前述几种类型只是几种常见的产状而已。2023/1/1627必须指出，岩体与围岩层理和片理的关系(协调的或不协调的接触关系)仅仅是相对的。往往因岩体的不同部位、不同深度以及不同的围岩构造特点而有所变化。因而，可以出现同一岩体在某一部分是协调的，而另一部分是不协调的。总的协调中可以有局部的不协调;总的不协调中也可以有局部的协调等等。岩浆岩体产状受多种因素的影响，诸如围岩的岩性和构造;岩浆的化学成分、物理性质和活动方式;以及古地理环境等因素。其中，围岩的性质和构造特征，对岩体产状起着最重要的控制作用。2023/1/1628第二节岩浆岩体的原生构造侵入岩体和喷出岩体的原生构造是指岩浆向上运移，侵入上覆围岩或喷溢地面并逐渐冷凝固结形成岩石的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:一是粘稠的含晶体(液态过程中结晶出来的晶体)的液态岩浆流动阶段，这时形成了原生流动构造;二是岩浆冷凝固化阶段，这时形成了原生破裂构造。据最近研究表明，在这两个阶段之间，可划分出“岩浆塑性阶段”，这时形成“原生塑变构造”。2023/1/1629一、侵入岩体的原生流动构造在岩浆流动过程中，由于岩浆内部某些先期结晶的矿物颗粒、析离体或落入岩浆内的围岩捕虏体等，受岩浆流动的影响而发生定向排列，从而形成原生流动构造。侵入岩体的原生流动构造可分为线状流动构造和面状流动构造两种。2023/1/1630(一)线状流动构造线状流动构造又称流线。它是柱状、针状矿物，如角闪石、辉石，长石等的平行定向排列而形成的线状定向构造(图8－16)，也可以是由暗色矿物凝集而成的纺锤状析离体和长条状捕虏体等顺长轴定向平行排列而构成(图8－17)。流线构造多发育于侵入岩体的边缘和顶部。2023/1/1631(二)面状流动构造面状流动构造又称流面。它是由片状、板状、柱状等矿物，如云母、角闪石、长石等以及扁平的析离体、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8－17)。属于面状流动构造的还有带状流动构造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或由于矿物分层集中形成的淡色与暗色岩石条带的互层，犹如沉积岩中的层理，所以，也有入称这种构造为“假层理”。这种“假层理”常见于基性、超基性侵入岩中。2023/1/1632流面的形成无疑与岩浆的层流有关，常发育在侵入岩体的边缘和顶部，而在岩浆流动紊乱的侵入岩体中心则不利于流面的发育。在侵入体边缘，由于流动的岩浆与固体的围岩之间的摩擦作用，岩浆的差异运动特别显著，致使岩浆流动面大致平行于接触面(图8－

18A)。在岩浆向上流动的过程中，还有向周围扩张的趋势。从而产生向四壁围岩的侧向挤压，而且愈接近接触带，挤压作用愈强烈。在这种挤压作用下，片状或板状的矿物、析离体、捕虏体等常常转至垂直挤压力方向(即平行于接触面)排列，以达到最稳定的状态。2023/1/1633在侵入岩体的顶部，岩浆自下而上运动形成的挤压力，也会迫使片状或板状矿物、析离体、捕虏体等转动至与挤压力垂直的方位(平行于顶部接触面)呈定向排列，形成岩体顶部的流面构造(图8－16B)。由于流面常常平行于接触面，因此，可以根据流面的产状来恢复接触面的形态。这一特征对于寻找和勘探接触带内及其两侧的矿床而言，流面的统计测量和研究具有重要的意义。2023/1/1634侵入岩体内的流动构造是否明显，主要取决于岩浆流动的速度、粘度、接触面形态和结晶分异情况，以及构造作用的强度等因素。在岩浆结晶分异过程中，岩浆流动性愈强流动构造愈明显;岩浆活动性愈弱流动构造愈不明显。同一侵入岩体，边缘部分的流动构造比中心部分的流动构造明显些。原生流动构造产状除受围岩构造和岩浆流动方向控制外，还与区域应力场和局部应力场有关。通常挤压力与流面和流线垂直。如果受到不均匀挤压，流线和流面局部方位就随之改变。因此，研究侵入岩体原生流动构造的分布与方位，不仅有助于恢复接触面的产状，推断岩浆的相对流动方向，而且也有助于分析侵入岩体侵入时的应力状态和其它地质构造问题。2023/1/1635二、侵入岩体原生破裂构造侵入岩体在岩浆冷凝晚期所形成的破裂称原生破裂构造。克鲁斯(H.Cloos，1922)在研究花岗岩体破裂构造时，根据破裂构造与流动构造的相互关系，将原生破裂构造作如下划分。

1.横节理（Crossjoint)

横节理又称Q节理。节理面垂直于流线，也垂直于流面，裂面粗糙，属张节理性质(图8-24Q)。横节理为较早期发生的节理，常被残余岩浆或后期热液物质，如细晶岩、伟晶岩、煌斑岩、基性岩和石英岩脉所充填。横节理的产状随流动构造的方位呈有规律的变化。横节理可能是由于岩浆流动导致拉伸作用所形成的。2023/1/1636

2.纵节理(Longitudinaljoint)纵节理又称S节理。节理面垂直于流面，平行于流线，倾斜较陡，裂面粗糙，亦可能属张节理性质(图8-24S)。纵节理常发育在侵入体顶部流线平缓的部位。它们一般不如横节理发育得那样完善。马尔端(J.Marre，1982)认为纵节理比横节理晚形成。在岩浆固结晚期，由于体积缩小，岩体内任意点都存在张力作用，而纵节理可能是相当于在流面上垂直于流线方向的拉伸应力作用的产物。2023/1/1637

3.层节理(Layerjoint)层节理又称L节理。节理面平行于流面，也平行于流线，一般发育在侵入岩体顶部，多数产状平缓，往往与侵入岩体顶部的接触面平行，故能概略地指示侵入岩体顶部接触面的产状(图8－24L)。层节理的形成方式与垂直于接触面方向上的冷缩作用有关，因而亦属于张节理性质。一些脉岩，如伟晶岩、细晶岩等常充填在该节理中。2023/1/1638

4.斜节理(Diagonaljoint)斜节理又称D节理。它是与流线、流面都斜交的两组共轭剪节理(图8－24STR)，该类节理面较光滑，常有擦痕。许多斜节理被热液矿脉、岩脉所充填。并切割较早期的横节理、纵节理，以及层节理，因此，斜节理形成时期最晚。斜节理往往发育在侵入体顶部，它们被认为是沿铅直挤压作用所产生的一对共轭剪裂面发展而成的。斜节理的进一步发展，可演化为正断层。2023/1/16395.边缘张节理边缘张节理发育于侵入岩体陡立的边缘接触带，并常延伸到围岩中。节理面向侵入岩体中心倾斜，常呈雁行状排列。边缘张节理是由于向上涌动的岩浆同已经冷凝的岩体边缘之间出现的差异剪切运动所诱发的张应力的作用而形成的。克鲁斯等利用放在塑性粘土层下面的活塞缓缓上升的实验，成功地重现了边缘张节理的形成。活塞的上升相当于岩浆向上流动，两侧相对下降造成上、下剪切作用。边缘张节理的形成就是由于向上流动的岩浆同已经冷凝的边缘之间形成差异运动的上、下剪切作用，并诱导出张应力作用的结果(图8－25)。边缘张节理常成带出现，并可能有矿脉充填。2023/1/16406.边缘逆断层边缘逆断层与边缘张节理相似，发育在侵入岩体陡立的边缘接触带。它向侵入岩体中心倾斜，呈斜列式排列(图8－26)。其成因可能是由于岩浆侵入时，岩体边缘引起的剪切作用形成的一组破裂面转化而成的。原生破裂构造并不是所有侵入岩体或同一侵入岩体任何部位都普遍发育的，一般来说，它在岩体边部较中心部位发育。原生破裂构造发育的空间方位，除受岩体形态和原生流动构造产状控制外，亦受当时的区域构造应力场的影响，形成之后还可能因后期构造的影响，而改变其性质和产状。2023/1/1641四、喷出岩体的原生构造(一)喷出岩体的流动构造1.流纹构造流纹构造是由不同颜色的矿物或火山玻璃组成的层状色带。流纹构造常见于流纹岩或其它粘度较大的酸性、碱性熔岩中。流纹构造的形成除与上、下层熔岩差异流动导致顺熔岩流动方向的剪切作用有关外，希尔斯(E.S.Hills，1972)认为还同上面的熔岩对其下流动的熔岩产生的垂直于流纹面的压力有关。他还发现当流纹遇到先期结晶的斑晶或外来包体时，往往在其上、下以平滑曲线绕过并在两端出现纺锤状上、下反向弯曲的现象(图8－27)。流纹构造指示了熔岩流动面的位置，但不能指示熔岩流动方向。2023/1/16422.流面和流线熔岩的流面往往是由板状、片状矿物斑晶及火山灰流晶屑的定向排列组成的。通常在具流纹构造的熔岩中出现，有时也出现在不具流纹构造的熔岩或熔结凝灰岩中。流面的产状大致反映出熔岩流动面的产状，但不能指示流动方向。熔岩的流线系由针状、柱状矿物以及火山灰流的晶屑或岩屑的平行定向排列而成的。熔岩流线的形成方式与侵入岩体流线的形成方式完全相同，流线能指示熔岩相对流动的方向。在末经剧烈构造变动的熔岩中，通常流线的倾伏方向可代表熔岩流动的真正方向，这一点对恢复古火山构造很有意义。2023/1/16433.绳状构造熔岩表面呈绳索状扭曲的构造称为绳状构造，它常见于玄武岩流层面上。绳状构造是处于炽热塑性状态熔岩的上部表面薄壳受到下部熔浆流动的影响而发生拖拉和卷扭的结果。因此，绳状构造所在的表面就代表一次喷出的熔岩的顶面。熔岩绳状构造一般呈弧形，弧顶指向流动方向，即从弧内向弧外流动。由于绳状构造的发育常受一些局部因素的影响，因此，利用它判断熔浆流动方向时，应持慎重态度。黑龙江五大莲池熔岩中就广泛发育典型的绳状构造(图8－28)。2023/1/16442023/1/16454.气孔构造和杏仁构造气孔构造也是喷出岩体常见的构造。当熔浆自火山通道向外流出时，由于压力和温度降低，其中所含气体便向外逃逸，冷却后就在岩石中留下许多孔洞，这些孔洞称气孔构造。气孔常呈圆形、椭圆形(图8－29)、蝌蚪状、管状(图8－30)、云朵状(图8－31)、倒水滴状、串珠状和不规则状等。气孔的形态与岩浆的粘度有关，一般基性岩浆粘度小，熔岩的气孔多呈圆形或椭圆形;酸性岩浆粘度大、其相应熔岩的气孔多呈不规则状。当气孔被次生矿物，如沸石、方解石、冰洲石、玉髓等充填时，则称为杏仁构造(图8－31)。2023/1/1646气孔构造在浮岩和火山渣中最为发育，在玄武岩中也经常见到。它相对集中分布于各层熔岩的顶部和底部，并大致平行于熔岩层面。一般情况是底部气孔小而少，顶部气孔大而多，而且顶部和底部气孔形态也不尽相同(图8－29)。根据气孔的分布和形态，可以判断熔岩层面位置、熔岩喷发次数、熔岩顶面和底面以及熔浆流动方向。例如，熔岩底部气孔多呈扁平状沿层分布，或呈倾向熔浆流动的上游方向的管状形态，其管状分叉指向熔岩底面(图8－30)。熔岩顶部气孔多呈圆形或蝌蚪状，蝌蚪状气孔自细尾部到大头部可以指示熔浆流动方向。有时熔岩顶部气孔呈云朵状，云朵状弯曲的中轴线倾向的反方向代表熔浆的流动方向(图8－31)。2023/1/16472023/1/16482023/1/1649(二)喷出岩体原生破裂构造

1.枕状构造枕状构造是水下基性熔岩表面具有的一种原生构造(图8－32)。单个岩枕的底面较平坦，顶面呈圆形或椭圆形凸形曲面，表面浑圆。因其状如枕头，故称枕状构造。枕状构造可分为外壳和内核两部分，外壳多为玻璃质，内核则为显晶质。枕状构造中可见放射状节理(图8－33)。各个岩枕之间的空隙内常充填玻璃质、硅质和沉积碎屑，有时在沉积碎屑内还发现生物化石。枕内也有气孔，其含量由外向内逐渐减少，气孔在枕状体内呈同心圆状分布。如果几层岩枕相叠，则上层岩枕的底部形态为下层岩枕顶面形态的铸型。因此，可根据上述特征判别熔岩顶面和底面，进而确定由熔岩组成的构造形态。2023/1/16502023/1/1651关于枕状构造的成因，尚有不同的认识。多数研究者认为是喷溢岩浆在水下环境中快速冷却形成的，是水下喷发熔岩所具有的典型构造，因此，这种熔岩可称枕状熔岩，更由于枕状构造常见于细碧岩中，因此，一般认为枕状熔岩是海底火山喷发的产物。2023/1/16522.柱状节理

柱状节理是玄武岩（？）中常见的一种原生破裂构造。柱状节理面总是垂直于熔岩的流动层面，在产状平缓的玄武岩内，若干走向不同的这种节理常将岩石切割成无数个竖立的多边柱状体，因而称柱状节理(图8－34)。柱状节理的形成与熔岩流冷凝收缩有关，熔岩流动面即为冷凝面，因此，柱状节理面往往垂直于冷凝面。在一个冷凝面上，熔岩围绕若干冷缩中心冷凝收缩，从而在两个相邻冷缩中心的联线方向上产生张应力，柱状节理就是在一系列垂直于若干张应力的方向上形成的张节理。从理论上说，一个冷凝面上各向相等的张应力的解除是通过三组彼此呈120°交角的无数规则分布的张节理的形成而实现的，因此，柱状张节理的横断面应为等六边形(图8－35)。但这种理想的情况比较少见，所以，柱状节理的横断面除了六边形以外，由于熔岩物质的不均一性等因素的影响，其横断面有四边形、五边形或七边形等多种形态。2023/1/1653近年来的研究表明，柱状节理面不是单纯的张裂面，该面上存在着一系列横切柱轴的粗糙带和平坦带相间平行条纹带，平坦条纹带上存在许多特殊的斜向延伸的裂隙矛，柱状节理面除表现为引张变形外，还存在非平面的剪切(扭转)变形。1981年，美国学者提出了一种有关玄武岩柱状节理形成机制的双扩散对流作用假说，该假说认为岩浆固结成岩阶段前，由于熔岩顶、底温度和成分的差异，引起双扩散对流作用的进行，因而在其内部就孕育了为后一阶段所产生的裂面提供向深部作规则地延伸的路径。柱状节理不仅发育在熔岩流中，还可发育在火山灰流中，而且也可以在浅成、超浅成岩体中见到，其柱体总是垂直于脉壁或接触面。据此，可以利用柱状节理产状确定熔岩流动面和岩体的产状。2023/1/16542023/1/16552023/1/1656第三节、岩浆岩体的次生构造岩浆岩体形成后，由于地壳运动便岩浆岩体形态和产状发生变化，引起新的构造变形，从而形成岩浆岩体的次生构造。由于岩体一般不像沉积岩那样具有层理，所以其次生构造较难识别。一、岩浆岩体的褶皱构造二、岩浆岩体的次生断裂构造岩浆岩体形成后，在应力作用下形成的断裂称为岩浆岩体的次生断裂构造，它包括次生节理和次生断层。其特征和识别标志与一般节理和断层的特征及识别标志基本相同。但是，由于岩浆岩的岩石物理力学性质与沉积岩不同，因此，它们具有如下特征:2023/1/16571.岩浆岩体岩性均一，缺乏沉积岩中的断裂所具有的那些明显的标志，难以看出岩层的错动、重复、缺失等现象。在地质填图过程中如不注意常被遗漏，给人以岩浆岩体内构造较简单的假象。实际上岩浆岩体中的断裂构造也是很发育的。断距和滑距可以通过被错断的岩脉、相带等来确定。2.岩体在受强烈应力作用发生错动时，很容易使岩体破碎和发生动力变质。另外由于断裂面引起岩体破碎变形和产生重结晶作用，从而造成各种类型的断层岩和变质岩条带，有时还产生低温变质应力矿物，如绿泥石、叶蜡石、绢云母、滑石等。2023/1/16583.岩体受力后，由于矿物变形而出现光性异常现象。如果矿物的变形呈带状分布，或因细粒化而形成糜棱岩带，则指示有断裂存在。这种断裂的破裂面一般很不明显，且具有韧性剪切带特征。韧性剪切带是岩体内发育得较普遍的一种次生断裂构造，对它的研究有助于揭示岩体的构造变形特征。4.岩浆岩体，特别是花岗岩体是比较均一的、连续的、坚硬的块状地质体。因此，形成的断裂面往往很平直，无论是走向上或倾向上变化都不大，常由两组或多组断裂组合成网格状(图8－37)。2023/1/1659第四节、岩浆岩体构造的观测和研究岩浆岩体构造的观测和研究的主要内容包括:岩体产状的恢复;岩体原生构造和次生构造的观察;岩体形成时代的确定;岩体相带的划分和剥蚀深度的确定;岩体构造与矿产分布关系等方面。2023/1/1660一、岩体产状的恢复岩体产状包括岩体的形态、规模及其与围岩的关系。岩体规模可在野外实际测量，或填图后在图上量得。岩体与围岩关系，可通过野外观察弄清是协调的，还是不协调的。(一)岩体接触面产状的观测当找到岩体与围岩接触面露头时，可用地质罗盘直接测量其产状。当找不到接触面露头，可根据流线、流面或层节理产状推测接触面产状。根据所测量接触面的产状，结合深部资料，就可以确定岩体形态。2023/1/1661(二)岩体相带的划分岩体在形成和冷凝过程中，由于不同部位的温度和压力的不同，会形成不同特征的岩相带。地质学家常根据岩相带的分布规律来恢复岩体形态及其形成时的物理化学环境。所以，岩相带是岩浆岩体形成环境的反映。2023/1/1662侵入岩体，特别是中酸性岩体，一般从岩体的边部到中心，根据岩石成分、结构、构造和原生构造等，可划分为边缘相带、过渡相带和内部相带等三个相带。1.边缘相带位于岩体边缘，岩石常呈细粒斑状结构，原生流动构造和原生破裂构造明显，并存在大量捕虏体。边缘相带岩石成分和酸度，不仅与岩浆结晶分异作用有关，而且与围岩岩性有关。围岩为硅质岩石时，边缘相带岩石的酸度会相对提高;围岩为石灰质岩石，酸度会相对降低;围岩为页岩等，边缘相带氧化铝的含量增高。同一岩体边缘相的宽窄与围岩吸热性强弱、接触面倾斜的陡缓以及岩体深度均有关系。2023/1/16632.内部相带内部相带，又称中央相带，位于岩体内部，它是侵入岩体的主要相带。该带温度压力相对较高，散热慢。结晶速度慢，结晶程度较高，常为自形、半自形粗粒结构或似斑状结构，原生流动构造不发育，捕虏体小而少，甚至没有，岩性较均一，与边缘相带的成分比较要偏酸性些。3.过渡相带位于边缘相带与内部相带之间。其岩性、结晶程度、原生构造发育情况等均介于内部相带和边缘相带之间。岩石多呈细粒斑状或中粒、中粗粒似斑状结构，原生构造较发育。过渡相带一般比边缘相带宽些。2023/1/1664三个相带在岩性、结构构造、原生构造等方面的差别具有渐变过渡的特点;一般没有明显的突变界线。在划分岩体相带时，必须注意区别多次侵入造成的岩相带的相互叠加。先后两次侵入的岩体，它们的岩相带、原生构造是互不协调的，后期侵入岩体的岩相带及其流动构造必然要切割早期岩体的岩相带、流动构造和节理。前者含有后者的捕虏体，并有细脉贯入后者之中。据此，可以把后期侵入岩体区分开来。2023/1/1665一个岩体内相带的分布，能概括的指示岩体的形态及其接触面的产状。如相带呈长带状分布，则岩体是长条形延伸的，岩相带重复出现，则表示岩体顶部接触面产状可能是呈波状起伏的。喷出岩体与侵入岩体一样，可根据成分、结构、构造等标志，将喷出岩体划分为表皮相带、底板相带和喉管相带。2023/1/1666二、岩体原生和次生构造的观察和研究研究岩浆岩体形成前和形成时的构造控制，以及岩体形成后的构造改造，对于剖析岩体的分布规律、了解岩体接触面的产状、恢复岩体形态，以及揭示区域构造变形史和寻找矿床均有重大意义。2023/1/1667(一)对岩体形成前的构造观察对岩体形成前的构造观察主要包括以下内容:岩体与围岩层理、片理的关系;岩体所在的区域构造部位;岩体与褶皱的关系;岩体与先存断裂构造的关系，即是否沿断裂贯入或喷出。通过观察和研究，弄清控制岩体分布和产状的构造因素。喷出岩体中无论是中心式喷发，还是裂隙式喷发，均与长期发育的区域断裂构造有关。断裂提供了熔浆向上喷出的通道，中心式喷发往往发生在两组断裂交会处。2023/1/1668(二)对岩体形成时的构造的研究1.对原生流动构造的研究原生流动构造多发育在岩体边缘，故应着重研究岩体的边缘部分。一般来说，线状流动构造在斑状岩石中表现为斑晶呈线状平行排列。在块状岩石中，常表现为针状、板状、柱状矿物呈线状平行排列。面状流动构造可根据某些矿物，特别是云母、角闪石、长石的面状平行排列来确定。野外工作中，应注意区分流线和流面，观察研究构成流面和流线的岩石和矿物组分，及其发育程度。如果流面和流线同时存在，则应观测两者空间上的几何关系。2023/1/1669对原生流动构造进行观测的一个重要手段就是系统测量和记录流动构造的产状，并将测量数据加以整理，标绘在岩体构造图中(图8－39)。此外，应进行构造素描和照相，采集定向标本，研究岩石中的显微定向组构与流动构造的关系。2.对原生破裂构造的研究观察和研究岩体原生破裂构造一般包括以下几方面的内容:2023/1/1670(1)确定原生破裂构造与流动构造的关系。(2)注意区分原生节理和次生节理。岩体内的次生节理通常是区域性的，它们往往伸入围岩，其性质、方向、分布与围岩同期的节理相似，并可以用统一的应力场来解释。为此，必须详细测量岩体内和岩体外的节理，加以对比。当岩体内一组或几组节理在方向上、性质上、产状上都与围岩中的某些节理相类似时，则很可能属于次生节理;如果节理仅发育在岩体内部，则很可能是原生节理。(3)要研究原生节理中的充填物的成分、结构、构造。(4)要注意不同期或不同类型节理之间的穿插切割关系。2023/1/16713.观察岩体的形成对围岩构造的影响岩浆岩体形成过程中必然对围岩产生影响，就构造而言，表现在两个方面:一方面是对围岩原有构造的破坏，改变其产状;另一方面是形成新的褶皱和断裂(如放射状断裂和环状断裂等)，这些断裂往往被晚期岩浆所充填。因此，在进行野外地质调查时，应注意收集这些方面的资料。2023/1/1672(三)对岩体次生构造的研究岩体形成后，由于构造运动的影响，同样会形成各式各样的构造形态，并改造原有构造，从而使岩体构造的研究更加困难和复杂。应注意研究岩体内褶皱的形态、类型、规模、组合方式、褶皱面的性质和形成方式等，并研究岩体褶皱与区域构造的关系。2023/1/1673岩体内规模较大的断层常是次生断层，其识别标志有:(1)切割或错开原生构造以及岩体相带;(2)伴有动力变质现象，形成某些新生的变质矿物和构造岩，如角砾岩、糜棱岩、糜棱片岩等，它们常呈带状分布，形成动力变质带，同时延伸到围岩中，其方向较稳定;(3)岩脉定向分布的地带，可能指示断层的存在。受区域变质的侵入岩体和喷出岩体所形成矿物的次生定向排列构造，虽然类似原生流动构造，但二者还是可以区别的。因为，这种构造具有分布范围大，矿物的次生排列方向不受岩体形态和接触面产状的限制，相反地还使岩体中的原有结构和构造发