本文目录一览：
- 1、侵入岩的主要类型
- 2、侵入岩的产状和相有哪些？
- 3、侵入岩和喷出岩的成因,常见岩石和主要特征
- 4、岩浆岩，侵入岩，沉积岩，变质岩的主要特征
- 5、侵入岩体的构造
- 6、侵入岩和喷出岩的成因，常见岩石和主要特征
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 *** ，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。
侵入岩的产状和相有哪些？
（一）侵入岩的产状是指岩体的形态大小、与围岩的关系及侵入时所处的构造环境。根据侵入岩与围岩的关系将其产状分为整合侵入体和不整合侵入体；根据侵入岩的形态、大小将其产状又可分为岩床、岩盆、岩盖、岩脉、岩墙、岩株、岩基等。
1.整合侵入体整合侵入体（concordance intrusive body）的接触面与围岩层理或片理基本平行，表明岩浆是沿围岩层理或片理贯入形成的。包括：
岩床（sill）又称岩席（sheet），岩浆沿围岩层面流动散开，构成厚度较均匀的、近水平的板状侵入体（图1-2，1-5）。岩床厚度小而面积大为其特征。基性-超基性侵入体常见该产状。
岩盆（lopolith）岩体在岩层间呈中央微下凹的盆状（图1-3），侵入于构造盆地中。岩盆大小不一，巨大的岩盆多为基性-超基性岩体。
岩盖（laccolith）又称岩盘，是顶部凸起而底部平坦的穹状侵入体（图1-4）。中-酸性岩体称岩盖；对基性-超基性岩体人们常称之为岩盘。
岩鞍（phacolith）又称岩脊，产于强褶皱区，呈透镜状侵入于褶皱轴的核部。规模一般不大。
2.不整合侵入体不整合侵入体（discordance intrusive body）的接触面与围岩层理或片理近垂直或斜交。表明岩浆是沿斜交层理（或片理）的裂隙、断裂贯入的。
岩墙（dike）是一种厚度较稳定，且近于直立的板状侵入体，其长、宽比，从几十倍到数千倍。规模大小不一。在一个地区，岩墙往往呈群产出（岩墙群），它们经常呈环状、放射状、弧形排列。如图1-2火山颈周围分布的放射状岩墙群。
岩株（stock）又称岩干，是一种平面上近圆形或不规则状、接触面陡立，呈树干状延伸的不整合侵入体（图1-2）。规模较大，但其出露面积＜100 km2。岩株的边部常有一些枝杈状岩体插入围岩中称岩枝（apophysis）。若岩体呈镰刀状贯入围岩中称岩镰（harpolith）。
岩基（batholith）平面上多为椭圆形或圆形，剖面上常呈穹窿状、漏斗状的巨大侵入体（图1-2），面积一般＞100 km2。主要分布于褶皱区的隆起带中，常受深大断裂控制，延伸方向多与褶皱轴一致。
岩脉（vein）形态不规则的小侵入体，多呈脉络状。有人将岩墙、岩床窄而长的小侵入体统称为岩脉，可以是整合的也可以是不整合侵入体。
（二）侵入岩的相是指不同的地质条件下形成的岩体总的特征。根据岩体侵位时的深度可将岩体划分为3个相。
浅成相（epizone）包括超浅成相，侵位深度为0（有人提出1.5）～3 km。多为小岩体，呈岩墙、岩床、岩盖、小岩株等产出，也可见隐爆角砾岩。由于侵位浅，冷却速度快，常见细粒结构、细斑状结构、隐晶质结构以及熔蚀结构、暗化边结构、环带结构等；有时见晶洞构造和角砾构造等。此外，常见一些高温矿物如β-石英、透长石。金属矿物往往与浅成相小侵入体关系密切。
中深成相（mesozone）侵位深度为3～10 km。多为较大侵入体，呈岩株、岩基或岩盖、岩盆、大岩墙。由于侵位较深，冷却速度慢，常见中-粗粒结构、似斑状结构，而环带结构则少见；一般不见高温矿物；接触变质带较宽。常见矽卡岩带和一些高温热液金属矿床。
深成相（catazone）侵位深度＞10 km。岩体大，常呈大的岩基产出。主要分布于构造活动强烈地区，岩体走向与区域构造线方向一致。均为低温矿物，斜长石无环带，常见条纹长石、微斜长石。主要为花岗质岩石，可见片麻状构造。一般不存在冷凝边。
上述的“深成相”有人认为属于花岗岩化范畴。因此，无论在岩石分类命名中，还是在具体工作中，经常将侵入岩实际上划分为两个相：浅成相和深成相，这里的“深成相”包括上述的中深成相（mesozone）。
同一侵入体，特别是中深成（深成）侵入体，其岩体边部和内部的冷却条件、受混染程度是有所不同的，反映在矿物成分和结构上有一定的差异，往往环岩体呈带状表现。因此，人们将侵入体由外向内分为3个相：边缘相、过渡相和内部相。
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
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
一、侵入岩
1、成因
侵入岩是指当上覆岩层压力减轻时，软流层中的岩浆就钻出，在地壳深处冷凝而形成的岩石。由于岩浆侵入而缓慢冷却，有足够的时间使矿物结晶，因此侵入岩晶粒粗大，具有显晶质结构。
侵入岩和火山岩的本质区别在于它们产出的地质构造位置和结晶环境，两者间除可以通过结晶程度进行鉴别外，侵入岩侵入于早先形成的岩石中时，“最省力” 的方式是沿裂隙侵入并使其横截面有较小的周长，主体沿侵入方向延伸，虽形态多样，但多为近圆柱状。
2、特点
侵入岩由于岩浆侵入而缓慢冷却，有足够的时间使矿物结晶，因此侵入岩晶粒粗大，具有显晶质结构。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。
侵入岩，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。
二、喷出岩
1、成因
喷出岩是岩浆喷出地表冷凝而形成的火成岩。包括各种熔岩及火山碎屑岩。喷出岩由于冷却很快，多形成细粒至玻璃质岩石，常具斑状结构。
2、特点
喷出岩作为盆地地层中的特殊岩性，具有与天然地震、断层活动时空分布的同一性以及原位沉积、时间标定等一系列特性。
扩展资料：
侵入岩的分布区域：
侵入岩系指地下炽热岩浆侵入地壳内凝固而成的岩石。福州地区侵入岩分布广泛，岩体百余个，露布面积约占福州市陆域面积的30%。主要呈岩基、岩株、岩瘤和岩枝状产出。岩石类型多，岩性复杂，有基性、中性、中酸性和酸性等岩类。
根据碱性氧化物含量，尚有碱性花岗岩。其中以酸性、中酸性岩类为主。这些侵入岩均属中生代燕山期多次侵入活动而形成，它们与具有同源、准同生关系的同期火山岩，都是环太平洋中、新生代岩浆活动的组成部分。
按侵入活动时间顺序分为早、晚两期，其中以燕山晚期第三、四次活动最强烈、规模更大。较大的酸性、中酸性岩体有丹阳岩体、魁岐岩体、福州岩体、笔架山岩体、埔前岩体和三山岩体，中性岩体有莲花山岩体，基性岩体有官山岩体。
参考资料来源：百度百科—侵入岩
参考资料来源：百度百科—喷出岩
