岩石分类命名1

岩石分类命名

——野外基本工作方法

第一部分 岩石分类命名

一、沉积岩类分类命名

二、花岗岩类分类命名

三、火山岩类分类命名

四、变质岩类分类命名

一、沉积岩类分类、命名 （一）陆源沉积岩亚类

陆源沉积岩有四种基本组成部分：1）碎屑颗粒，它占整个岩石的50%以上，是决定碎屑岩主要特征组分。如砾岩中的砾，砂岩中的砂；2）杂基，也称基质或机械混入物，是粗-中碎屑岩石中较细的机械搬运物，其粒级通常指细粉砂质粘土物质；3）胶结物，主要为化学沉淀物质，如碳酸钙、硅质、铁质；4）孔隙，指岩石中未被固体物质占据的部分，它可以是原生堆积保留下来的，也可以是后生期矿物被淋滤掉而形成的。

在碎屑岩类的分类中，碎屑颗粒的大小（粒级）和成分决定了岩石的基本特征，为碎屑岩分类的主要依据。为了表明碎屑大小与水动力条件之间的关系，常采用自然粒级划分标准：>2mm 砾，

2-0.063mm 砂

0.063-0.0039mm 粉砂

<0.0039mm 泥（粘土） 根据碎屑粒级的不同，可以把碎屑岩分为砾岩及角砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩四大类。

1、砾岩及角砾岩的分类

上述砾岩和角砾岩分类方案是成都地质学院的分类方案。其中正砾岩的砾石含量占全部碎屑的30%以上（颗粒支撑），副砾岩杂基含量大于15%（杂基支撑），砾石含量为5-30%。但是在实际工作中，我们所见到的正砾岩，也称单成分砾岩，主要分于地形平坦的滨岸地带；而常见的是副砾岩，也称复成分砾岩，如河流成因的砾岩、洪积砾岩、冰川砾岩等。

（1）砾状岩石的研究方法

①测定砾石的岩石成分：从露头上统计100-150个砾石的岩石成分，确定单成分砾岩和复成分砾岩。

②研究砾状岩石的填充物和胶结物成分：填充物一般是砂、粉砂或粘土，确定砾石和填充物比例；以及胶结物成分。

③测定砾石圆度：分四级：棱角状、次棱角状、次圆状、圆状。 ④测定砾石球度：就是测定砾石的长轴a、短轴b、最大扁平轴c，然后计算砾石等轴性指数：a+c/c和扁平指数a+b/c。以此划分砾石球度：球状：三轴相等；长柱状：a轴特长，b、c轴近于相等；叶片状：三轴不等；圆碟状：a、b轴近于相等，c轴特短。

⑤测定砾石的粒度成分：可用筛分法或直接测量粒径法将砾石分成若

干个粒度。

⑥观察砾石表面特征：根据表面特征可以分析砾岩形成环境。

⑦测量砾石的排列方向：砾石的长轴及扁平面的倾斜与流水和波浪作用之间有一定关系。

⑧观察砾石层的接触关系：对砾岩层与其相邻岩石的关系研究，特别是接触面的研究可以提供解释成因的重要线索。

⑨观察砾岩层的产状和平面分布：如冲击砾岩常呈线状、透镜状分布；

山麓砾岩常沿山前成扇状分布；而海成或湖成砾岩则成厚度不大的不平坦的盖层。

2、砂岩分类

砂岩是粒度在2-0.063mm的砂级颗粒占50%以上的碎屑岩。按碎

屑的粒级可进一步分为粗砂岩（2-1mm）；中粒砂岩（1-0.5mm）；细砂岩（0.5-0.063mm）三种基本类型。同时根据杂基含量分为两大类砂岩，杂基含量<15%者称净砂岩（简称砂岩）；杂基含量>15%者称杂砂岩（或称瓦克岩、硬砂岩）。如岩石中含有某种特殊矿物时可用附加命名办法，如海绿石石英砂岩等。目前我们采用成都地质学院的砂岩成分-成因分类。

3、粉砂岩分类

粉砂岩是粒度为0.063-0.0039mm的碎屑占50%以上的一种碎屑

岩。组成粉砂岩的矿物成分较简单，以石英为主，常有丰富的白云母及其它粘土矿物。碎屑多呈棱角状。一般按碎屑粒度（结构）、组分和胶结物成分来对粉砂岩分类。

按粒度可以分为粗粉砂岩（0.063-0.0315mm)和细粉砂岩

（0.0315-0.0039mm)。按胶结物成分可以分为钙质粉砂岩、铁质粉砂岩等。

4、泥质岩石分类

泥质岩主要由<0.0039mm的细碎屑（>50%）组成，含有少量粉砂级碎屑，也称为

粘土岩或泥岩。

（二） 火山碎屑岩亚类

火山碎屑岩按形成作用可划分为两个主要类型：1）以火山爆发作用为主的火山碎屑岩；2）以沉积作用为主的沉积火山碎屑岩。火山碎屑岩的分类应根据成因、组分含量、成岩方式以及碎屑的粒度来进行。

对于火山碎屑岩进行命名时，除了考虑分类表中所列的因素和原则外，还要考虑原始岩浆成分、次生变化和结构、构造特征等。如：安山质晶屑凝灰岩，流纹质玻屑晶屑熔结凝灰岩等;再如：杏仁状安山质熔结凝灰岩等。

在研究火山碎屑岩分类时，在考虑成因因素时，还要区分火山碎屑岩是大陆成因还是海底成因的。

熔岩陆、海环境主要特征对比

火山碎屑流沉积物陆、海环境对比

火山碎屑沉降沉积物陆、海环境特征对比

火山岩系陆、海环境特征对比

（三）内源沉积岩亚类

内源沉积岩是指所组成的沉积物，有50%以上是来源于沉积盆地

中。按形成特点可分为：非蒸发岩类、蒸发岩类和可燃有机岩类。 1、碳酸盐岩：主要由沉积的碳酸盐矿物（方解石、白云石）组成，主要的

岩石类型为石灰岩和白云岩。 1）主要碳酸盐矿物

对组成碳酸盐岩矿物，主要是通过对现代碳酸盐沉积物的研究，发现碳酸钙原始沉积物是以稳定的低镁方解石和不稳定的文石及高镁方解石的形式出现。 （1）文石，也称霰石，含MgCO3<2克分子%

现代碳酸盐沉积物的原始组分大都是文石，如文石泥、文石针、文石质生物及文石质的鲕粒、球粒、内碎屑等颗粒。

（2）高镁方解石，含MgCO3=12-17克分子%

现代的海栖无脊椎生物如有孔虫、海绵、赖皮动物及红藻等，都是高镁方解石质的。这就是说原始高镁方解石主要含于生物骨骼之中。

（3）低镁方解石，含MgCO3=2-3克分子%

由低镁方解石组成的生物有：介形虫、三叶虫、苔藓虫及蓝藻

等。低镁方解石是最稳定的矿物，而文石不稳定，高镁方解石最不稳定，它们易转变为低镁方解石。故在古代岩石中见到的碳酸盐矿物多是低镁方解石。

（4）白云石，理想的白云石是Ca2+:Mg2+=1:1有序结构的碳酸盐。也

就是说其中阳离子层与阴离子层（CO32-)相间排列，而阳离子层或由纯Ca2+或纯Mg2+交替而成，使白云石具有高度的有序结构。

由于现在实验室在常温下不能人工合成白云石，而且在现代碳酸盐沉积物中也很难见到原生白云石沉淀。因此，一般认为白云石都不是原生沉积的，而是在准同生期或成岩期由高镁方解石“变化”而来，或者由含镁质的盐水交代文石或低镁方解石而成。

在碳酸盐岩中还可以见到的碳酸盐矿物还有菱镁矿、菱铁矿、菱锰矿等，它们也都不是原生沉积的。

2）碳酸盐岩的结构、构造

碳酸盐岩的结构在一定程度上反映了岩石的成因，它不仅是岩石的重要鉴定标志，也是岩石分类命名的主要依据。总结其岩石的结构类型大致有以下几种：

（ 1）由波浪和水流作用的搬运、沉积而成的灰岩、白云岩具有粒屑结构。

（2）由原地生长的生物构成的生物灰岩、礁灰岩，具有生物骨架结构。 （ 3）由化学、生物化学作用沉淀的灰岩、白云岩、又经重结晶后具晶粒结构。

（ 4）白云岩化，交代白云岩具残余结构或晶粒结构。

（1）粒屑结构

由波浪和水流作用形成的碳酸盐岩结构与碎屑岩的结构相似，也分四个组成部分，颗粒、泥晶基质、亮晶胶结物、孔隙。

①颗粒，或叫粒屑，异化粒。它是在沉积盆地内由化学、生物化学、生物作用及波浪、潮汐、岸流作用形成的颗粒，在盆地内就地沉积或经短距离搬运再沉积的。主要有五种类型：内碎屑、生物碎屑、包粒、球粒及团块。

a、内碎屑：是从已沉积的，弱固结的碳酸盐沉积物，经洋流、波浪和潮汐等作用剥蚀出来并再沉积的碎屑。古老石灰岩经风化剥蚀而来的碎屑 不属于内碎屑，应属外来或陆源碎屑。

内碎屑按直径大小可分为：

砾屑：>2mm 砂屑：2-0.062mm

粉屑：0.062-0.032mm

微屑：0.032-0.004mm 微屑和泥屑充填于颗粒之 泥屑：<0.004mm 间统称为泥晶基质

b、生物碎屑：个体完整的叫生物或骨粒，经破碎磨蚀的不完整的叫生物碎屑或骨屑。完整者多为微体化石（有孔虫、介形虫等）也有完整的大化石；生物碎屑以大化石为主。群体固定生长的造礁生物，称为骨架生物。 c、包粒：包粒有五种类型：

鲕粒：直径小于2mm，是在气候温暖，CaCO3溶液饱和的条件下，有适宜的碎屑核心，颗粒受到水的搅动，在沉积古地形上有一个浅的水坑。

豆粒：直径大于2mm，其它特点同鲕粒。 藻类包壳的颗粒：相当于藻灰结核或核形石。

核形石的同心圈宽窄不一、不规则的弯曲状或波状的。一般认为是由于藻类生长形成的，但能量没有鲕粒那么高。

有孔虫包壳的颗粒：核心为骨骼或岩屑，有孔虫围绕这种核心形成包壳。

放射粒：属放射状鲕粒，或藻鲕。

d、球粒：或称团粒。由泥晶碳酸盐矿物组成的颗粒。一般呈卵形，内部结构均一，表面光滑,0.03-0.2mm。按成因可分为藻球粒、粪球粒、假球粒、似球粒等。

e、团块：是不规则外形的复合颗粒，其内可包裹小生物、小球粒，但没有核心或有多个不规则的核心。其成因与球粒相似，主要由蓝藻的凝聚和粘结作用形成。

②泥晶基质，又称基质或灰泥。与碎屑岩的杂基相当，但它不是陆源的，而是盆地内成因的，且成分单一。呈泥晶或微晶结构，粒径小

于0.03mm。充填于颗粒之中，也对颗粒起胶结作用。一般认为灰泥有四种成因： a、机械磨蚀作用产生的碳酸盐泥；b、生物磨蚀产生的碳酸盐泥；c、海水中直接无机化学沉积作用产生的文石或文石针；d、在钙质藻类的组织内生成的针状文石，通常称“藻尘”

③亮晶胶结物，又称淀晶胶结物，简称淀晶或亮晶。亮晶是充填于原始粒间孔隙中的化学沉淀物质，对碳酸盐颗粒起胶结作用，相当于碎写岩中化学胶结物。亮晶是由干净的、较大的方解石晶体构成，晶粒一般大于0.01mm。它是在较强的水动力条件下，原始粒间的灰泥被冲洗掉以后，富含CaCO3的水溶液在成岩期流下的孔隙中沉淀而成的明亮的晶体。

④胶结类型，广义的胶结物（或叫填隙物）应包括亮晶胶结物和泥晶基质，它们都对碳酸盐颗粒起到胶结作用。胶结类型与碎屑岩相似，可以分为基底式、孔隙式、接触式胶结类型。

（4）残余结构

白云岩化及重结晶灰岩常具有的各种残余结构。残余生物结构、残

余鲕状结构、残余碎屑结构等。

碳酸盐岩的分类和命名

碳酸岩盐按成份分为石灰岩，白云岩两个基本类型，它们之间又有一系列的过渡类型，以及它们和粘土岩、碎屑岩之间也常存在过渡类型。

3）碳酸盐岩的典型岩石

（1）内碎屑灰岩：岩石为颗粒支撑结构，填隙物为泥晶或亮晶方解

石，可具层里（交错层理或递变层理）。命名时应按粒屑大小进一步详细命名，如砾屑灰岩、砂屑灰岩、粉屑灰岩等等，特殊形态的砾屑可保持原来名称，如竹叶状灰岩。

（2）生物碎屑灰岩：组成的生物碎屑可以是完整的或不完整的，含量也是变化的，分选可好可差，碎屑间的充填为泥晶或亮晶。在详细

命名时应进一步按生物名称作附加名词。

（3）鲕粒灰岩

含鲕粒50%以上的粒屑灰岩。其填隙物可以是泥晶或亮晶。根据鲕的类型可进一步命名，同时还可以根据填隙物为主的作为附加刑容词命名，如薄皮鲕状灰岩，亮晶薄皮鲕状灰岩等。 （4）泥晶灰岩

岩石主要又小于0.004mm的微屑、泥晶方解石组成。这里的泥晶代表结构成因含义。泥晶灰岩是弱水动力条件下静水环境沉积产物。一般具有很好的纹理构造。

（5）同生白云岩

真正原生沉积的白云岩难以确认，他们大多是准同生阶段交代形成的。与蒸发岩共生的白云岩，一般缺乏交代方解石的结构特征，与灰岩共生的同生白云岩多呈灰岩夹层产出，在横向过度为灰岩。 （6）碎屑白云岩

白云石颗粒经过重力的横向移动，离开了原来的生成位置，在较深水环境中再沉积形成。 （7）交代白云岩

由灰岩等被交代形成的白云岩，晶粒相对较粗，自形程度较高。

2、硅质岩

是指由化学作用、生物作用和某些（水下）火山作用形成的富含二氧化硅（70-90%）的非碎屑沉积岩石。硅质岩的结构常成层出现，具有清晰的层理构造，以薄层状、透镜状、条带状、结核状等与其它岩石共生。岩石命名有采用成分划分，也有采用成因划分。

采用成因分类可分为：生物或生物化学成因的硅藻土、放射虫岩、海绵岩、板状硅藻土、蛋白土；非生物成因的有碧玉岩、燧石岩、硅华等；交代成因的有鲕状硅质岩、硅质岩叠层石等。

采用成分可分为蛋白石硅质岩、玉髓质硅质岩、石英质硅质岩等。

3、铝质岩

含有大量铝质矿物的岩石，其Al2O3>SiO2。当铝质岩的Al2O3

含量大于40%、且Al2O3： SiO2>2：1时，即成为铝土矿。 铝质岩的结构为泥质结构、内碎屑结构、豆状结构、鲕状结构、粉砂泥质结构、交代结构等。常为块状层理、粒序层理、斜层理等构造。

按成因可分为：风化型的残余铝质岩或铝土矿，多分布于气候条件湿热区，由原岩破坏分解而成；沉积型铝质岩或铝土矿，是由已产生的铝土质经再沉积而成。由可分海相和陆相两种。

4、铁质岩

铁质岩的划分，主要是根据含铁矿物的种类和含量而定，其成因可以是母岩风化的、生物形成的、化学形成的及火山活动相关的沉积岩石。主要类型有：

（1）硫化铁质岩：由沉积成因的黄铁矿、白铁矿为主的铁质岩。 （2）碳酸铁质岩：铁矿主要为菱铁矿。如省内的大栗子铁矿。 （3）硅酸铁质岩：含铁矿物主要为鲕绿泥石、磷绿泥石等，如省内的临江式铁矿。

（4）氧化铁质岩：含铁矿物主要为氧化铁和氢氧化铁，是在氧化条件形成的。如大栗子铁矿中就存在生物结构的氧化铁质岩。

内源沉积岩小结

二、花岗岩类岩石分类、命名

（一）实际矿物定量分类（IUGS）

（二）岩石化学成分分类

（三）构造环境成因分类

几点说明：

1、（IUGS)QAP三角图解使花岗岩分类从定性分类进入定量分类，它不仅明确地表示岩石间造岩矿物的含量关系，而且更明确地表示出这些岩石在自然界所呈现的种种过渡种属。分类表中揭示出不仅花岗岩类存在过渡种属，如：碱长花岗岩—花岗岩—二长花岗岩—花岗闪长岩—英云闪长岩；而且存在花岗岩—正长岩类、闪长岩类（辉长岩类、斜长岩类）的过渡关系。揭示这种过渡关系，不仅是划分不同岩石类型，而且对研究岩浆演化有着重要的指导意义。

2、这个分类方案的根据是实际矿物的体积百分含量。因此，岩石化

学计算的CIPW标准矿物用于这个图解是不合适的。

3、这个分类方案把二长花岗岩一栏扩大了，我们以前广泛称之为黑云母花岗岩的岩石，大多数属于二长花岗岩；另外，这个分类中的花岗闪长岩，石英含量的下限为20%。在我国某些流行分类中，花岗闪长岩的石英含量在15—20%，而将石英含量在25%以上的岩石称富斜花岗岩。但富斜花岗岩含义差别较大，有人认为富斜花岗岩与二长花岗岩是同一语；而有人认为与花岗闪长岩是同一语；也有人把石英二长岩称为富斜花岗岩等。在IUGS 分类中富斜花岗岩应全部并入花岗闪长岩。而把石英含量20%以下的那部分花岗闪长岩，称为石英二长闪长岩。

4、在分类图解中的2区碱长花岗岩中包括碱性角闪石和碱性辉石的花岗岩，如钠闪石、钠铁闪石、霓石、霓辉石等，这类

1、岩石谱系单位的基本原理和基础

在花岗岩区划分不同等级的岩石谱系单位是建立在岩浆的同源性及其演化规律和岩石区的概念相结合的基础之上的，并由此揭示出区域岩浆演化的规律。

所谓岩浆同源关系实质上就是所有岩石构成单位具有一定的空间关系、矿物成分之间关系，同时保持着相似的结构特点。也就是说，一定的空间、时间范围内所形成的花岗岩类来自同一母岩浆房。 2、岩石谱系单位的划分方案

（1）单元

单元是岩石谱系单位的基本单位，与岩石地层单位的组相对应。也是深成侵入岩区地质填图的中的基本单位。在一个岩石区的范围内，不同深成花岗岩类的侵入体的侵入顺序占据着同一个特定的位置，并具有特有的岩石学特征，包括岩石类型、成分、结构、构造、矿物形态、所含包体形态和数量以及岩墙组合，以及相对侵入时代也基本相当的侵入体，可以划为同一个单元。

单元的命名，一种是地名+单元，如常山单元；另一种是地名+岩石名称，如常山花岗岩，也可以采用地名+岩石名称+单元，如常山花岗岩单元。

无法划归单元的的侵入体，为独立侵入体，作为非正式单位。

（2）超单元

超单元是比“单元”高一级的岩石谱系单位或地方性谱系单位，与岩石地

层单位中的群相对应。

凡在时间上和空间上紧密相关，并且在岩石特征（包括成分和结构）上具有某些相似特点，以及在成分和结构上表现出清晰的亲缘关系和演化关系，并且未被其它地质事件所中断的两个或两个以上的单元归并组成的，是一次岩浆热事件的全部产物。

把单元归并成超单元最重要的标志是超单元内部各单元岩石成分和结构演化的有序性和单向性。也就是说，超单元内部从早单元到晚单元的岩石在成分

上具有从较基性向较酸性演化，在结构上具有从细粒向粗粒演化。

凡暂时还不具备对比意义的一套岩石单元的组合和结构类型不同的一套岩石单元组合，可以暂时建立序列，作为临时性单位。超单元命名由地名+超单元组成。

（3）超单元组合

是岩石谱系单位中最高一级的单位，与岩石地层单位中的超群相对应。

它代表整个构造—岩浆旋回或特定的某个地质历史阶段形成的若干个超单元在一定空间范围内的组合。

超单元组合中的所有超单元，不是一次熔融事件的产物，但是应反映出在同一构造事件影响下同一熔融层有间断的多次发生岩浆热事件所形成的岩浆组合群。超单元组合的命名由地方性专有名称+术语组成。

除上述正式岩石谱系单位外，有时由于研究程度不够或一时搞不清的情况下，可建不具有等级意义的岩石谱系单位—杂岩。

杂岩：表示一个较大的岩基内，出现几个深成侵入体，或几个超单元及单元的岩石伴生在一起，彼此之间关系不清楚，或研究程度不够不能确切划分正式岩石谱系单位。杂岩没有等级，可相当一个超单元组合、一个超单元或一个单元。

3、花岗岩单元的调查方法 （1）花岗岩单元的基本特点

在花岗岩区地质填图时，单元的建立和侵入体的填绘是交叉进行的。单元的建立，首先要确定侵入体的存在，而填绘侵入体的最终目的是确定花岗岩类单元的分布范围。也就是说，建立一个单元以前，必须考虑这个单元的建立所解体的不同侵入体的岩性是否一致，如果一致，才可以考虑把这种岩性定为花岗岩类单元。

（2）确定花岗岩类单元的主要方法

按照划分岩石谱系单位的填图，要把一个花岗岩侵入体划入一个单元，主要是在岩段或岩石区的不同深成岩体之间进行对比，对比的方法有四种：标本对比、薄片对比、地球化学对比和同位素对比。对比的标志有四个：成分标志、结构标志、地球化学标志和同位素标志。在野外填图过程中，

只有成分标志和结构标志才起作用。所以，在野外进行宏观的观察研究和对比是花岗岩类单元建立的基础。要在注意侵入体总体特征是否一致的基础上，还要注意侵入体内局部的微小差别。

（3）建立花岗岩类岩石单元的主要依据

①基本一致的岩石成分特征：包括岩石类型、矿物成分及地球化学特征。

a、岩石种类的对比：一般来说，一个复杂深成岩岩体中某个侵入体的岩石种类，与另一个复杂深成岩体中某个侵入体的岩石种类基本相同，应属同一个单元。

b、岩石矿物成分的对比：如果岩石种类基本相似，可根据岩石中所含暗色矿物种类和含量，以及特征标型矿物，划分不同单元。 c、地球化学资料的对比：岩石化学、地球化学等资料。

②基本一致的岩石结构特征

划归为同一单元的侵入体应具有共同的特征性结构，并以此与其它侵入体所划归的岩石单元相区别。建立单元的岩石结构对比标志，这对于岩石成分变化较窄的花岗岩体来说尤为重要。结构分析的重点是对岩石中所含矿物的相对大小、绝对大小、矿物形态以及它们的组合特点和相互关系进行详细的比较。

如果两个分开的同样岩性的侵入体，其结构基本一致，它们就有可能属于同一个花岗岩单元。

③侵入体所含包体基本相同或相似

划为同一单元的各侵入体内，包体的发育程度、包体的种类、包体的岩石类型、包体的形态特征、同种包体与寄主岩石的相互关系等特征应基本相似。

对于包体的对比，以同源包体、深源包体等最具有对比意义，而浅源捕虏的对比意义较小。

④侵入体所赋存的脉岩和脉岩组合基本相似

与侵入体形成相关的脉岩产出情况基本相同或相似。脉岩的种类及岩性特征相同的侵入体，可以划为同一单元。

⑤侵入体形成时间基本相同

在野外填图阶段的首要问题之一，是研究和查清侵入体的

相对年代和侵入序次。对于一个复杂深成岩体内的所有侵入体，其生成和就位方式表现出某种固定型式，也就是说，对于一个复杂深成岩体内的所有侵入体内，各种脉动或涌动之间的相对时间关系，在属于同一岩段或岩区内复杂深成岩体中也应该是不变的。由此，可以将属于同一序次的侵入体划归同一岩石单元。但是，根据这种时间顺序对比建立单元，必须要在岩性（成分和结构）基本相似的基础上，同时，还要考虑到穿时、跨时和并列等多种因素。

4、花岗岩类超单元的调查方法 （1）花岗岩类超单元建立的意义

将侵入体划归单元的过程中，进一步把两个以上单元按一定的标志归并为超单元，这是岩石谱系单位填图方法的重要内容。花岗岩类岩基或较大规模花岗岩类深成侵入体是可以解体的，而且在一定区域范围内具有某些相似的岩性成分和结构特点。因此，除按岩石谱系单位划分原则对每个深成岩体进行系统填图外，也可以象对比沉积岩层那样对区域内不同深成岩体进行对比，从而建立区域岩石标准谱系单位。

建立花岗岩超单元的重要意义，在于提供在表面上杂乱无章的单元进行填图和认识的方法。而花岗岩类超单元对比的意义，在于了解一个特定的构造区内岩浆活动的基本规律和发展历史。

（2）确定花岗岩类超单元的基本条件

①必须是同一构造区或岩石区内不同深成岩体中相同时代的相似的

一套岩石序列。

②必须是同一熔融事件的产物，具有同源岩浆演化的基本特征。 ③必须具有相似的岩石成分演化和结构变化和变形构造的基本特征。

④必须是同一主岩浆侵入期的产物，对于补充侵入期的产物一般不具有对比意义。

⑤超单元内部一般不具有超动接触关系，因而在超单元的内部接触关系不应该有斜切和截断等现象。

⑥能对比建立超单元的每一个复杂深成岩体在平面上的分布应为自成系统的有边界的地质体。

（3）归并花岗岩类超单元的主要标志

①空间上的紧密伴生：属于同一超单元的各单元岩石在空间

分布上经常相伴而生。一般呈完整或不完整的套叠形式，如呈同心环带状、环状套叠式的、半环状及侧向迁移式的等，并且一般早形成的单元位于边部，晚形成的单元位于内部。

在以成分演化为主的侵入序列的模式中，从边缘到内部依次由中性—中酸性—酸性为一个自成系统的有边界的花岗岩类复杂深成岩体。

在成分变化较窄，主要由长英质矿物组成的深成岩体，主要是以结构类型演化为主的模式中，从边缘到内部依次由细粒—中细粒—中粗粒结构，为一个自成系统的有边界的花岗岩类复杂深成岩体。

②时间上紧密相关：由于一个超单元是一次熔融事件的

产物，因此，归并为一个超单元的各岩石单元，根据其接触关系（脉动和涌动）的特征来看，几乎是同时侵入的。具贝特曼（1982）的意见：一个超单元的持续时间大约是10Ma左右；美国内华达山脉的一个超单元的持续时间是10-20Ma。 根据我国花岗岩类超单元持续时间统计资料结果，一个超单元的持续时间大约在10-15Ma左右，也就是说大约在一个世的时间内完成一个超单元的岩浆活动。但是在成分变化较窄的花岗岩类中，如果包括补充期花岗岩在内，岩浆活动的延续时间可能要达到两个世或更长的时间才能完成。

③成分上的演化关系和亲缘关系：属于同一个超单元的各岩石单元之间在成

分上的变化上具有基本一致的规律性。具体表现在如下几个方面：

a、岩石类型有规律变化：Ⅰ、中钾钙碱性花岗闪长岩演化序列，由边缘中粒石英二长闪长岩单元—斑状石英二长岩单元—巨斑二长花岗岩单元—中粒二长花岗岩单元四个单元归并成超单元；Ⅱ、低钾钙碱性花岗岩序列，从辉长岩、闪长岩开始，出现石英闪长岩—英云闪长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩；Ⅲ、高钾钙碱性二长岩序列，由二长闪长岩—二长岩—石英二长岩—二长花岗岩组成的超单元；Ⅳ、如分布于造山后期隆起带的序列，由英云闪长岩—花岗闪长岩—二长花岗岩的超单元；Ⅴ、碱性序列，由正长岩组成的序列，特点是石英含量少或没有。这类序列可从二长闪长岩—二长岩—正长岩组成超单元；Ⅵ、碱性花岗岩序列，成分变化不明显，主要依靠碱性矿物划分；Ⅶ、铝质花岗岩类，可以由石英正长岩、石英二长岩—花岗岩（钾长花岗岩、二长花岗岩、碱长花岗岩），另一种可以由花岗闪长岩—二长花岗岩。

b、特征标志性矿物的出现及循序变化：所谓特征标志性矿物，是指某一超单元所特有的矿物，具此可以作为进一步区分和对比超单元的主要标志。如在岩石类型相似的情况下，可以进一步根据石榴石、堇青石等矿物的出现，及含量的多少归并超单元。

在上述岩石类型递进变化的基础上，特别是在岩石类型较窄的条件下，可利用铁镁矿物成分变化作为划分和归并超单元的依据。铁镁矿物成分变化有下列一些基本特点： Ⅰ、辉石—角闪石—黑云母的递进变化 Ⅱ、角闪石—黑云母的互为消长

Ⅲ、黑云母—二云母—白云母的递进变化

c、暗色包体在归并超单元中的意义：暗色包体的多少、成分、

形状和排列方向在归并超单元中具有重要的意义。一般来说，归入同一个超单元中所含的暗色包体应基本相同，但发育的形状和变形程度可能会有差异。如在某一超单元中的闪长质包体，由外向内包体数量递减，到中心可以没有包体，而且边缘早期包体呈拉长透镜状，而到中心则变为椭圆状。另外，在包体的成分上也可以有一定的变化规律，如由辉长—闪长质包体等。

③结构演化：首先介绍有关结构演化的几个概念。原生结构、二期结构和微花岗岩结构：结构是受岩浆结晶时温度和压力控制的，同一单元

的所有侵入体，其结构可能会有某些变化，但是这些变化不应超出该侵入体所特有的结构特征范围。随着花岗岩的演化，岩浆就位的深度不同，温度压力条件改变，就会出现不同结构类型的花岗岩，形成原生（一期）结构花岗岩——二期结构花岗岩——微花岗结构花岗岩结构序列演化。原生（一期）结构花岗岩称主体期结构花岗岩—二期结构花岗岩也称补充期结构花岗岩——微花岗结构也称未期结构花岗岩。但是只有主期结构花岗岩才具有区域对比意义。

由主体期结构花岗岩组成超单元可出现两个演化序列：

Ⅰ、出现由细粒结构—中粒结构—粗粒结构演化的等粒结构演化序列；

Ⅱ、出现由细粒似斑状结构—中粒似斑状结构—粗粒似斑状结构演化的似斑状结构序列。

补充期结构花岗岩也会出现下列两种演化序列：

Ⅰ、细（微）粒巨斑状—细（微）粒斑状—细（微）粒少斑状或等粒的演化序列；

Ⅱ、细粒斑状—微粒斑状的演化序列。

5、花岗岩就位机制的主要类型及识别标志

就位机制主要分为两种类型，即强力就位（包括穹起、底辟和热气球

膨胀）和被动就位（包括顶蚀、破火山口沉陷和断裂扩张）。 （1）强力就位的特点：

①深成岩体在平面上呈圆形或椭圆形。 ②同围岩有规则而清楚的接触关系。

③具有由矿物和暗色包体定向排列所显示的同心环状构造。 ④早已存在的区域构造被调整到同岩体构造一致。

⑤具有同心环状的岩石类型分带，最晚期为最酸性岩石分布于岩体中部。 ⑥与侧向挤压有关，在近岩体围岩中出现环状向斜，并发育与就位同时产生断裂。

强力就位的岩体

a、穹起：

一种向上突起的构造，主要发育在片麻岩区。 形成机制一般认为在高密度层之下的低密度层因浮力而上升。而密度发生变化的原因，是因为基底岩石发生部分熔融所导致的，低密度层在上升过程中伴随上覆岩石发生变形，从而造成典型的穹起构造。

强力就位穹起构造

b、底辟：

岩浆底辟是指岩浆熔融体在浮力作用下向上顶托或刺穿围岩所形成的构造。一旦岩浆刺穿围岩，因围岩密度较大，岩浆的底辟上升就会受到阻碍而停止。一般称为刺穿式底辟。

但也有人认为所谓底辟，实际上大部分是由热轻气球作用造成，通常由被称做膨胀式底辟。

岩浆底辟

c、热轻气球膨胀：其形成有两种可能的模式。

一种是热轻气球一次上升，岩浆上升到地壳较高位置时，由于结晶作用岩浆粘度增加，上升速度减慢。最后当上

升的岩浆遇到强硬的顶板围岩时被阻挡不能在上升，只好向旁侧扩张，直径增大，发生原地膨胀。

另一种是岩浆多次脉冲，由于岩浆脉动，后来的岩浆进入早一次脉动形成的岩浆的中心，向四周推开，形成同心圆状岩体。

热轻气球模式

（2）被动就位的特点：

①在平面上岩体的形状不规则，与围岩的构造不一致。 ②具锯齿状的接触界线。 ③一般缺乏内部的定向组构。

④围岩没有因岩浆侵入而发生变形，围岩原有的构造在接触带也没有受到干扰。

⑤在岩体边部常见有围岩棱角扑虏体。 ⑥岩体周围常有花岗岩岩枝贯入围岩。

被动就位的岩体

a、顶蚀：

在岩浆就位过程中，地壳上部的脆性围岩由于区域构造运动而裂成许多碎块，这些碎块掉入岩浆池中迫使这部分岩浆上升，发生围岩与岩浆在位之上互换；或者当岩浆侵入到围岩的节理裂隙中，岩浆的压力迫使裂隙进一步张开，使围岩岩块脱离周围岩石掉入岩浆中，从而让岩浆充填岩块移出的空间。

岩体顶蚀现象

b、破火山口塌陷：形成机制有如下几种形式。

Ⅰ、在岩浆喷发之后岩浆房空虚，使上面地壳块体发生沉陷，并造成

周围的环状裂陷。新的一次岩浆脉动侵入造成环状杂岩体，并伴有环状岩墙或锥状岩席。

Ⅱ、由于早期岩浆侵入到地壳高位发生冷凝、下沉，促使较晚活动的花岗岩岩浆沿环状裂隙上侵。

Ⅲ、在区域构造作用下，围岩沿剪切破裂面下陷，迫使深部岩浆沿下陷岩块两侧上升，致使岩体与围岩之间成不规则多边形接触。

c、岩墙扩张：

由于岩浆同围岩之间的密度查，岩浆可以通过断裂向上活动。通常如果承认岩浆是通过一条狭窄通道上升，就必须认为应该存在一个上部岩浆池，在地壳高位条件下被岩浆充填的裂隙要进一步变宽和张开。但是，在大多数情况下，花岗岩的部分熔融作用是在区域变质过程中达到的，如果在此同时有张裂隙，即可为岩浆提供通道。

6、深成岩体序次的划分和确定

（1）深成岩体之间的接触关系和接触带特征

一般来说，不论是不同时代的深成侵入体之间，还是同时代不同深成岩体之间，均呈现出急变式的非常明显的接触关系，这种接触关系称之为超动型侵入接触关系。由可以称为斜切式侵入接触，类似于不整合式的侵入接触。

超动型侵入接触的主要标志： Ⅰ、晚形成的深成岩体特点 ①具有细粒边和冷凝边 ②有岩枝贯入早期岩体

③有早期深成岩体的扑虏体、扑虏晶等

④边缘具流动构造、变形构造。如叶理、线理等。

Ⅱ、早期形成的深成岩体特点

①出现烘烤边，蚀变带或热变质现象。 ②被晚期深成岩体切割，完整性遭到破坏，出露残缺不全。 ③所含矿脉、岩脉、断层到接触面突然中断，不通过晚期深成岩体，而接触面上又没有其它断层标志。

总之，超动型接触界面两侧的岩石类型、色率和结构、构造差别较大，呈截然变化，根据接触面两侧所表现出来的特征，可以顺利地确定深成岩体的先后顺序。

（2）深成岩体内部的接触关系和接触带特征

深成岩体内部多次脉动形成不同侵入体之间接触关系有明显和不明显两种：明显的一类称为脉动；不明显的一类称为涌动。 ①脉动型侵入接触关系主要标志为：

a、沿接触带断续发育伟晶岩囊包体，或粗大长石、石英组成不连续的似伟晶岩带，宽度一般数十厘米不等，长石、石英晶体的生长方向指向晚期侵入体。

b、由于晚期岩浆侵蚀或顶蚀外壳已固结的岩石，在接触带形成“火成角砾岩”带，实际上是晚期侵入体中有早期侵入体的扑虏体，所谓“角砾”是早期侵入体的碎块。

c、晚期（核部）岩浆上侵可穿过外部固结壳后直接侵入围岩而形成穿切关系，可以见到清楚的侵入接触关系。

d、有时可以在晚期侵入体一侧见到有非常窄的冷凝边。 总之，脉动侵入接触关系，是在先后两个侵入体形成时差较近，温、压条件类似，先形成的侵入体已基本固结但仍很灼热的条件下形成的侵入接触关系。

②涌动型侵入接触关系的主要标志

a、在早晚两个侵入体之间发育有1-2m的混杂带或混合带；

b、在晚期侵入体中边缘带见到有黑云母条带大体平行接触面分布； c 、在晚期侵入体中沿边缘带见到长石斑晶大体平行接触面分布； d、两侵入体岩石成分发生突变。如含角闪石到突然不含角闪石，含暗色包体到突然不含暗色包体。

e、两侵入体岩石结构的突然变化：矿物形态的变化；矿物粒度的快速变化；岩石中斑晶的大小和多少的快速变化。

5、花岗岩类其它调查方法

（1）按岩浆成因类型划分填图单位

可以沿用超动、脉动和涌动侵入接触关系，充分解体侵入体，但不归并单元、超单元。而是在研究侵入体侵入顺序，区分异源（壳源或幔源）和混源的基础上，划分并填绘不同时代、不同岩浆源的花岗岩类序列（大致相当超单元）。并以岩性+时代+岩浆类型的方式标注侵入体的代号。序列的命名以时代+岩浆源为准，如早二叠世壳源序列，石炭纪混源序列等。如早二叠世壳源序列二长花岗岩，代号为：? ?P1aQ，其中? ?为二长花岗岩，P为二叠纪，1为早二叠世，a为第一次侵入，Q为壳源（M-幔源、H-混源）。

（2）时代+期次+岩性

这是我们通常使用的方法，如燕山早期花岗岩?52-1，

也有用年代地层单位代号表示的，如P1 ?，早二叠世花岗岩。

三、火山岩区工作方法

火山岩地区填图，除了进行岩石地层单位划分以外，还要根

据火山岩相填图。这就是我们通常所说的岩石地层—火山岩双重填图法。

（一）火山岩相的划分

1、火山颈相：一般是指火山喷发的通道，上部即为火山口。在中生代以后或现代火山喷发的中心，火山口和火山颈一般保留完整，在火山颈相上部可划分出火山口相，而在古老火山构造中，由于火山机体多被破坏，火山口多被剥蚀残缺不全或被剥蚀掉，火山颈也常常不易识别。由爆发成因的角砾岩、集块岩充填火山颈相，称角砾岩筒。

2、次火山相

次火山岩是指熔融岩浆侵入到近地表，与火山岩具有同源、同时（或稍晚）、空间分布有一定共生联系的岩体。常表现为岩床、岩墙、岩盘、岩株。

且明显受火山构造所控制，如环状岩墙、放射状岩墙一般主要分布于火山口断裂地区。

由基性和中性成分如橄榄粗玄玢岩和辉石安山玢岩形成的次火山岩体，即使宽度不大（数米）的岩体，中心部分常出现全晶质结构，而向边缘迅速变为粗玄—拉斑玄武结构，岩体边部甚至出现与接触面平行的气孔、杏仁构造或淬火玻璃。

由酸性成分形成的次火山岩体，其岩性结构稳定，岩体边部难以见到淬火边，气孔构造也极少见到。

3、喷发相：可分为两个亚相。

（1）爆发亚相：是由于岩浆中含有大量气体造成对围岩巨大的压力，因而产生岩浆（包括围岩）的爆炸，形成各种粒级不同的火山碎屑物质的堆积。

爆发成因的火山碎屑物质，按照粒度不同，常有规律的分布在距火山口不同距离的地段上。在火山口附近，多为粒度较大的火山岩块堆积，随着距离火山口越远，粒度逐渐变细。

爆发亚相岩石，主要是各种粒径不同的火山碎屑岩类（集块岩、火山角砾岩、凝灰岩等），包括熔接凝灰岩。

在火山活动中，也会有熔岩喷溢，可以出现火山碎屑岩夹熔岩，为了划分爆发亚相和相对爆发强度，可以根据火山碎屑岩和熔岩的体积，计算爆发指数。K=Vb×100/Vb+Vp

(2）喷溢亚相：火山活动在比较平静的喷溢条件下形成的，岩石主要为各种熔岩、熔角砾岩及熔接凝灰岩。 ①中基性成分岩流（玄武岩、安山岩）

熔岩流厚度不大，但分布较广，特别是裂隙式喷发的基性成分岩流。同一层喷溢的岩流，在其凝结过程中往往形成上、中、下明

显的分带现象。

②酸形成分岩流（流纹岩、英安岩、流纹质凝灰熔岩）

岩性及厚度一般变化较大，岩流一般成舌状体展布，同一层熔岩流上中下各部分由比较均一的物质组成，只有在极少数情况下，出现垂直分带现象。

4、喷发—沉积相:

划分喷发—沉积相的主要标志是以沉积岩和火山碎屑沉积岩为主，其中夹有少量的火山碎屑岩或薄层熔岩。喷发—沉积相一般距离火山口角远，往往代表一个火山喷发后的相对宁静的阶段，所形成的岩石具有较好的层理，沉积物中常含有大量火山岩砾石及火山灰，但是碎屑物质一般具有水流搬运的痕迹，沉积层中可以保留有生物化石。

喷发—沉积相一般是结合地层的组、段划分的。特别是海底喷发的火山岩系，岩性及厚度较稳定，在一定范围内往往可以作为地层对比的标志。

（二）喷发韵律的划分：火山喷发所表现出物质成分、结构和喷发强度的周期性变化，称为韵律。

在进行韵律划分时，我们可以根据（1）岩相变化，如从沉积相开始—爆发相—喷溢相—火山沉积相结束；也可以根据（2）成分变化，如一个韵律由玄武岩的第一次喷发开始，而以多次安山岩喷发结束。

一般喷出以爆发式开始的为多，溢流式开始的少；以基性开始的多，以酸性开始的少。有沉积夹层者，多划为韵律的底部。

（三）喷发旋回的划分

火山活动表现为长期有规律的演变，即称为喷发旋回。旋回的划分必须建立在正确划分韵律的基础上，它可以是由一个较厚的完整的韵律组成，也可以是由几个组合相同或相似的韵律组成。

确定喷发旋回不仅要根据岩石学特点，而且要考虑到地质总特点。一个喷发旋回大致相当于地层上一个岩性组相当，有时也可以包括2—3个岩性组，两个喷发旋回之间通常有不整合或侵蚀面存在。

喷发旋回的研究对指导找矿有意义，因每一喷发旋回的晚期，常伴有次火山岩侵入和气液活动，对成矿有利；另一方面对研究火山活动机理、发展和演化有重要意义。

四、变质岩区的工作方法

关于构造—地（岩）层填土方法：这是根据我国情况总结出的具有不同类型地质特色的填图方法体系，即构造—岩石—事件法、构造—岩层—事件法和构造—地层（狭义）—事件法。

在以花岗岩为主的变质岩区，根据岩浆起源及演化理论，结合变形、变质作用特征，划分变质岩石的填图单位，确定岩浆侵入事件序次，采用构造—岩石—事件法。

在以表壳岩为主的变质岩区，根据改造作用的强烈程度、变质地质体的接触关系性质，以及能否运用构造解析和原生、次生示顶构造分析恢复原岩建造原生叠置序列，分别采用构造—地层—事件法和构造—岩层—事件法。

（一）变质沉积—火山岩系：根据变形、变质程度，将变质沉

积—火山沉积岩系划分为岩石地层单位（狭义的）和构造岩石地层单位。

1、岩石地层单位：对于变形相对简单、变质程度较浅，各岩石地层单位间的界面主要为正常叠置关系的岩性分界面，虽然经历不同程度构造变形作用影响，但根据原生示顶标志能恢复他们的时序关系，并建立地层层序。有时岩石地层单位间的岩性界面上叠加有构造运动的痕迹，即岩性界面与构造运动界面相重合，可以视为正常叠置关系，建立群、组、段地层层序。

2、构造岩石地层单位：是岩石地层经强烈的构造改造，使原来沉积叠

置关系遭受破坏而形成的一套岩层序列，称为构造岩石地层单位。每

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