侵入岩体的构造
（一）原生构造
1.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。
（1）线状流动构造。线状流动构造又称流线，它是柱状、针状、板状等矿物，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，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。流线构造多发育于侵入岩体的边缘和顶部。
（2）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。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，也有人称这种构造为“假层理”。这种“假层理”常见于基性、超基性侵入岩中。
图8-7 阿达拉岩体及其面理和捕虏体分布略图
1—阿达拉花岗闪长岩；2—花岗岩；3—闪长岩；4—围岩泥质变质岩系；5—面理及产状；6—捕虏体
2.原生塑变构造
除流线、流面外，岩体中还可形成反映塑性变形的构造。岩浆塑变阶段常在岩体边缘发育原生塑变构造，如面理和线理以及相关的边缘片麻岩带和褶皱。面理上发育了黑云母和捕虏体等。面理由岩体边缘向中心逐渐减弱，以至消失，面理走向基本上围绕岩体中心变化，并与接触带平行。捕虏体的长轴方向大体与面理一致，捕虏体长、短轴之比由岩体边缘向中心逐渐变小，反映变形逐渐减弱（图8-7）。
3.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。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8-8Q）。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。
（2）纵节理。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8-8S）。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。
（3）层节理。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8-8L）。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。
（4）斜节理。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8-8STR），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。
图8-8 深成岩体顶部原生破裂构造图示（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—流线
（5）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。边缘张节理常成带出现，并可能有矿脉充填。
（6）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8-9）。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。
图8-9 沿侵入体边缘流面方向剖开的块断图（引自E.S.Hills，1972）
M—边缘逆断层；F—流面；L—流线；Q—横节理；STR—斜节理
（二）次生构造
岩浆岩体形成后，由于地壳运动使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具有层理，所以其次生构造较难识别。
1.褶皱构造
岩体形成后，由于应力的作用，可引起岩体和围岩一起褶皱，岩体内的褶皱是通过岩体内的流面和破裂面的弯曲而呈现的。这些构造面及其所划分的“层”并不具有新老层序关系，所以它们形成的褶皱就不能称为背斜和向斜，应称为背形和向形。通常这些背形和向形规模较小，其形态较开阔。例如，山东玲珑花岗岩体中发育一系列斜列式小型褶皱，该褶皱是以剪节理面为褶皱面而呈现出来的，故称“节理褶皱”。这些褶皱可能是在力偶作用下，岩体发生弹塑性弯曲变形的结果。
有些岩体界面与围岩层理是平行的，例如岩床受到后期构造运动，就会与周围的沉积岩或喷出岩一起褶皱，这类褶皱经常是通过岩体与围岩接触面的弯曲而显示出来。它们反映区域构造特征。当喷出岩体与围岩一起褶皱时，其特征与沉积岩层褶皱完全相似。例如，云、贵、川广泛分布的峨眉山玄武岩组成的褶皱与上、下沉积岩层褶皱形态就是完全相似的。
2.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：
（1）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。例如，大别山某地蛇纹石化橄榄岩体中的一条断裂带就是一条宽约几十厘米的绿泥石片岩。
（3）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8-10）。
图8-10 花岗岩体中的网格状断裂构造（据Γ.Псспелову，1942）
侵入岩和喷出岩的成因,常见岩石和主要特征
侵入岩：岩浆从深部发源地上升但没有到达地表就冷凝形成的岩石——常见：花岗岩、 橄榄岩——特征岩石坚硬,结构紧密.
喷出岩：岩浆直接溢出地表冷却后形成的岩石——常见：玄武岩、安山岩、流纹岩——有气孔构造或流流纹构造
侵入岩地质和岩石学特征
5.2.1 含矿斑岩及相关侵入岩的地质特征
图5.8 冷水坑含矿斑岩水平断面图和形态示意图
在冷水坑矿区及外围燕山期侵入岩较为发育，岩性可分为花岗斑岩、石英正长斑岩、流纹斑岩和正长花岗斑岩等。在冷水坑矿区及其外围地区，（含矿）花岗斑岩主要分布在冷水坑矿区中部，自西北向东南呈不规则岩株状产出，出露面积约0.36km2。岩体总体走向NE，倾向NW。近地表或浅部岩体倾角较缓，有的地段近似水平状，深部产状变陡。岩体形态在不同水平断面上有一定的差异，不同中段水平岩体形态图（图5.8）清楚地显示出岩体形态、规模及产状的变化。在200m标高断面上，岩体呈不规则长条带状，西北边界极不规整，可能是盖层覆盖、地形因素及剥蚀原因造成。100m和零米断面，岩体宽度有所膨大，走向不变。-100m断面岩体近似等轴形，面积开始缩小，明显向北西方向位移。在-200m标高岩体形态呈不规则长条带状，长轴展布方向略向东偏转，岩体宽度减小，岩体规模开始变小。在-300m中段至-600m水平，岩体逐渐收缩变小至尖灭。从图5.8可以看出，岩体在零米以上其形态、产状、规模比较稳定，从-100m中段开始岩体形态变化较大，并向西北方向倾斜。从上到下，沿倾向岩体倾角变陡。斑岩体上下界线均呈波状起伏变化。在平行岩体走向剖面上，岩体上部形态近似勺状。冷水坑含矿斑岩体在空间上为一上部平缓下部陡立、向西北倾斜、向下收缩尖灭的蘑菇状。石英正长斑岩在矿区东侧及外围有大面积分布，呈岩株状产出，出露面积约40km2。碱长花岗斑岩在矿区中部及西北侧呈短脉状、岩墙状产出。流纹斑岩地表零星出露，主要分布在矿区南部，呈小岩珠状、岩墙、岩脉状产出，地表出露面积为0.12km2。前人认为流纹斑岩和碱长花岗斑岩岩脉切割了花岗斑岩及石英正长斑岩体，在188-2平峒口可见碱长花岗斑岩侵入到矿化花岗斑岩中，由于受到新近系覆盖的影响其余侵入岩间的接触关系未见。
5.2.2 岩石学特征
（1）花岗斑岩（图5.9a）
岩石呈深灰色、肉红色，斑状（图5.9b）和碎裂结构，块状构造。由斑晶和基质组成。斑晶含量为40%～50%，粒度大多在0.5～8mm之间，主要由石英、钾长石、斜长石及少量黑云母组成，其中石英斑晶多发生不同程度的熔蚀。石英呈半自形粒状，粒径多为0.5～1mm，大者可达2mm，含量为15%～20%（图5.9c）；钾长石呈板条状，粒径为0.5～8mm，含量为25%～30%；斜长石绢云母化较强；黑云母呈片状，白云母呈鳞片状，含量＜5%。基质由长石、石英微晶构成显微晶质结构，含量约为40%。零星分布有黄铁矿、闪锌矿及褐红色褐铁矿矿化。
图5.9 花岗斑岩（a）、花岗斑岩的斑状结构（b）和花岗斑岩中浑圆状—次棱角状石英（Qtz）（c）
（2）石英正长斑岩
岩石呈深灰色，聚斑结构，块状构造。斑晶含量约为40%，斑晶由钾长石、黑云母和斜长石组成。其中钾长石斑晶占斑晶总量的50%，自形，粒径为2～4mm，简单双晶、格子双晶发育，具弱绢云母化；斜长石斑晶占斑晶总量的20%，自形—半自形，粒径为2～6mm，聚片双晶发育，可见斜长石被石英交代，局部发生绢云母化；黑云母斑晶占斑晶总量的25%，片状，粒度为0.5～1mm，其中大部分黑云母发生了较为强烈的绿泥石化且被碳酸盐交代。基质为微粒结构，由钾长石、石英和黑云母组成，粒径为0.05～0.1mm。
（3）流纹斑岩
岩石呈浅灰—浅肉红色，斑状结构。斑晶主要为石英和钾长石，含量约为10%。石英斑晶多发生熔蚀，被球粒环绕，基质为球粒结构。球粒本身由长英质放射状纤维组成，圆形，有时形态受相互间的影响而制约，具有十字消光。
（4）碱长花岗斑岩（图5.10a）浅灰—肉红色，斑状结构（图5.10b），块状构造，主要由斑晶和基质组成。基质约占80%，主要成分为细粒和微晶斜长石、钾长石、石英，呈显微嵌晶结构（图5.10c）。斑晶约占20%，碱性长石以肉红色钾长石为主，呈柱状，粒径多为1～2mm，大者可达4mm，可见卡式双晶，蚀变、风化较强；少见石英（1mm左右）。
图5.10 碱长花岗斑岩（a）、碱长花岗斑岩的斑状构造（b）和碱长花岗斑岩的基质主要为长石和石英、呈显微嵌晶结构（c）
岩浆岩，侵入岩，沉积岩，变质岩的主要特征
要简单来说好说，具体到某一块岩石，不是这么简单：
岩浆岩：分为侵入岩和喷出岩。侵入岩下面有描述。喷出岩简单一些：会夹在沉积岩地层中，容易被误认为是沉积岩。但是有时能见气孔或气孔被充填（具体地如何判断气孔需要经验），有时有岩浆流动产生的特征（流纹构造、绳状熔岩），有时有熔岩冷却收缩的痕迹（柱状节理）；没有化石、有机质
侵入岩：岩石都结晶了（能肉眼看到矿物颗粒大小）；没有成层性（虽然有时有板状侵入岩，但不会连续成层）；野外形态不稳定；与周围岩石界限明显，并且接触带内有周围岩石的大碎块（称为捕虏体）
沉积岩：稳定的成层性，通常情况下层内还发育有层理构造（成层的纹理）；有化石（含有机质）；有特殊的矿物（粘土矿物、海绿石等）；大部分有碎屑结构；高价铁离子含量多于低价的。
变质岩：有时也有成层性，但层不稳定，且变化多端；大部分有典型的片理构造（矿物定向排列）；有典型的变质矿物（石榴子石、十字石、红柱石等等）；岩石组成都是结晶的矿物（虽然有时肉眼分辨不了）；没有化石、有机质
侵入岩的主要类型
1.橄榄岩
超基性深成侵入岩的代表岩石为橄榄岩（peridotite）。肉眼观察这类岩石多呈黑色、暗色或深色，呈粗粒结构，块状构造，密度大。
橄榄岩的主要矿物为橄榄石和辉石。次要矿物为角闪石、基性斜长石和黑云母。常见的副矿物有磁铁矿、钛铁矿、尖晶石、铬铁矿，以及镍、钴、铜、铂等金属矿物及磷灰石等。橄榄岩的结构主要为粗－中粒粒状结构，构造多为块状构造、带状构造。典型岩石见图2-3。
图2-3 纯橄岩的细粒镶嵌等粒结构（正交偏光）
（据常丽华等，2009）
自然界新鲜的橄榄岩很少见到，多数已遭受蚀变，可变为深色、隐晶质致密具滑感的蛇纹岩，有时可见蛇纹石、石棉分布其中，或变为浅色、硬度小、具块（片）状构造的滑石菱镁（片）岩或变为绿色片岩（绿泥石片岩、阳起石透闪石岩等）。次生变化的本质是由于H2O、CO2、SiO2等组分的加入，原来新鲜的岩石发生化学反应，生成了新矿物。橄榄石发生次生变化（蚀变）的主要方程式举例如下：
水化：
岩石学（第二版）
水化和硅化：
岩石学（第二版）
碳酸盐化：
岩石学（第二版）
超基性侵入岩按其矿物成分不同可以分为以下四种类型：①橄榄岩类，主要由橄榄石组成；②辉石岩类，主要由辉石组成；③角闪石岩类，主要由角闪石组成；④黑云母岩类，主要由黑云母组成。这四类岩石中以前两种为多，角闪石岩次之，黑云母岩最少。但在自然界中，最常见的不是典型的上述四种岩石，而是它们之间的过渡类型。
关于超基性侵入岩的种属划分，一般根据岩石中橄榄石和其他矿物（主要是辉石，其次是角闪石）的相对含量，尤其是以橄榄石的含量为主要因素划分的。手标本鉴定可用表2-1的划分方案。所划分出的各种岩石，除其矿物成分的组成不同外，其他特征都十分相似，而且这些岩石还常常共生在一起构成同一岩体，肉眼下往往不易区分。只有当岩石中的辉石或角闪石经蛇纹石化或其他变化后，仍保留原矿物的假象时才比较容易区分。
表2-1 橄榄岩、辉石岩和角闪石岩类的种属划分
根据国际地科联推荐的橄榄石与两种辉石的三角图分类方法，超基性岩可以划分为10种岩石，如图2-4所示，其中，1～4称为橄榄岩，5～10称为辉石岩。
图2-4 超镁铁岩（超基性岩）的种类划分三角图
2.金伯利岩
超基性的浅成岩分布比深成岩要少得多，常见类型以金伯利岩（kimberlite）为代表。
金伯利岩于1870～1871年首先发现于南非金伯利城而得名，我国早期将其翻译为角砾云母橄榄岩。由于它是金刚石的母岩，因而闻名于世。金伯利岩多呈黑、暗绿、灰绿、灰等色，而以灰绿色者居多。具细粒结构、斑状结构，角砾状构造、岩球构造。在角砾的成分中，有一些是来自地幔的石榴二辉橄榄岩和榴辉岩的包体，有一些是盖层沉积岩、变质岩碎块及一些早期金伯利岩角砾（图2-5）。组成斑晶的矿物主要是橄榄石、金云母、翠绿色的铬透辉石及玫瑰红色的镁铝榴石（图2-6）。
图2-5 金伯利岩具角砾状构造（山东蒙阴）
（引自《中国大百科全书》）
金伯利岩常易遭受蛇纹石化，具滑感，风化强烈的呈黄绿色土状或红土状；碳酸盐化蚀变强烈的岩石似碳酸岩；硅化则使岩石较致密坚硬。
因金伯利岩可能含有金刚石矿床，具有重要的经济价值，因此一直受到重视。现在我国山东、辽宁等地都发现了具工业意义的含金刚石的金伯利岩体。
侵入岩和喷出岩的成因，常见岩石和主要特征
侵入岩：成因：地壳深处的熔融岩浆，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常见岩石：花岗岩主要特征：1、改造型侵入岩母岩物质来自经剪切重熔后的局部浅层地壳，沿着印支期褶皱核部或大断裂带侵入，一般为中、深成侵入相。岩石以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列，成岩温度700℃。以临安顺溪花岗岩、河桥花岗岩、萧山道林山钾长花岗岩为代表。2、同熔型侵入岩由太平洋板块向北西俯冲或陆陆碰撞，使深部地壳熔融岩浆上升凝固而成。侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一，温度160～475℃，成岩温度970一1143℃。这类岩体与同期火山作用有密切关系，常受火山构造控制。以桐庐横村埠花岗闪长岩、天目山花岗闪长斑岩、富阳里山花岗岩为代表。喷出岩：成因：岩浆喷出地表冷凝形成的岩石常见岩石：玄武岩、流纹岩、安山岩主要特征：喷出岩多具气孔、杏仁和流纹等构造。多呈玻璃质、隐晶质或斑状结构。
侵入岩的介绍
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、花岗闪长岩，花岗斑岩居多，钾长花岗岩、流纹斑岩次之。花岗岩类可分改造型、同熔型两种，改造型又分重熔型和混合交代型。 改造型侵入岩。母岩物质来自经剪切重熔后的局部浅层地壳，沿着印支期褶皱核部或大断裂带侵入，一般为中、深成侵入相。岩石以铝过饱和系列为主，有钾钠比高、氧化指标低的特征。石英中气液包裹体均一，温度190～400℃。岩石具花岗结构，晚期还出现斑状结构，矿物属低温结晶序列，成岩温度700℃。以临安顺溪花岗岩、河桥花岗岩、萧山道林山钾长花岗岩为代表。 同熔型侵入岩。由太平洋板块向北西俯冲或陆陆碰撞，使深部地壳熔融岩浆上升凝固而成。侵入体定位较浅，有高温结晶序列及斑状结构的特点。石英中气液包裹体均一，温度160～475℃，成岩温度970一1143℃。这类岩体与同期火山作用有密切关系，常受火山构造控制。以桐庐横村埠花岗闪长岩、天目山花岗闪长斑岩、富阳里山花岗岩为代表。 由于岩浆侵入作用通常发生在火山喷发作用之后，侵入岩往往分布于中低级火山构造的中心或其周缘的环状、放射状断裂之中，形成一套火山——侵入杂岩，较典型的有横村埠火山杂岩带。