区内侵入岩
自前寒武纪至中新生代,各个地质时期的岩浆活动受不同的地质构造环境和热动力条件所制约而具有各自的特征。辖域内侵入岩具有多成因、多源区、多时代的特点,但其在地理分布,形成时代及岩浆演化等方面仍具有一定的规律性。
1.时代组合规律
辖域内侵入岩的形成始于新太古代,终于中生代白垩纪,岩浆侵入活动共分四期,侵入活动高峰期为吕梁期、五台期、四堡期及燕山期岩浆侵入活动相对较弱。五台—吕梁期侵入岩包括傲徕山岩套及若干基性—超基性侵入岩,分布面积约为121.5km2;四堡期只发育基性岩脉——牛岚辉绿岩;燕山早期侵入岩铜石超单元的东马山、崔家沟单元,燕山晚期则仅见闪长质脉岩,分布面积约为0.5km2。
2.演化的旋回性组合规律
岩浆演化具有旋回性与不可逆性,辖域内侵入岩的演化也不例外。按照区内侵入岩的组合规律,其演化大致可分为3个旋回:新太古代—古元古代旋回发育较完整,中元古代及中生代旋回发育不完整。之间既有相似性又有差异性,充分体现了岩浆演化的规律。
相似性体现在:从区域上看,每一旋回从超基性、基性岩开始,至晚期酸性岩结束,早期侵入岩具有非造山岩浆岩的特点,晚期侵入岩具有同造山岩浆岩的特点;差异性则表现在岩浆来源与深度的不同。
构造运动特别是造山运动,是侵入岩形成的主导诱发因素,不同类型侵入岩形成于不同的构造环境。区内侵入岩的地质特征和地球化学特征,反映出其形成于不同的构造环境。
(一)地壳早期的岩浆作用
1.中新太古代岛弧型岩浆作用(地壳泛活动时期岩浆作用)
据有关资料,华北地区在太古宙至少存在两个构造运动比较强烈的时期:其一发生于距今2800～3000Ma的迁西运动,表现为大规模钠质花岗岩侵位和区域麻粒岩相—角闪岩相变质作用,这期构造运动主要影响华北板块北缘,其成因可能起源于华北地区岛弧系内部的弧间碰撞,形成抚顺-吉南、承德-遵化-迁安-平泉、临河-鄂托克旗-清水河-集宁及济南-沂源等四个古陆核,古陆核周围均为古海洋,陆壳围绕古陆核增生。辖域位于济南—沂源古陆核东北侧;其二发生于距今2500～2700Ma的阜平运动,表现为大规模花岗质岩石和基性—超基性岩的侵入及角闪岩相区域变质作用,其成因可能起源于岛弧与古陆核间的弧陆碰撞,以及岛弧系内部的弧间碰撞,结果造成了在垂向上使地壳增厚,而在横向上则使四个分散的古陆核拼合成一个统一的,具有一定刚性的华北原始古陆壳,在这期间还发生具有洋壳性质的雏形板块向上述四个古陆核上的俯冲现象。
综上分析可知,新太古代侵入岩的形成起源于新太古代的板块构造运动,相当于华北板块开始活化的产物。
从区域资料分析,新太古代俯冲型TTG花岗岩侵位后,岩浆向钙碱性系列演化,在新太古代晚期,形成了具GMS型花岗岩特点的同碰撞二长花岗岩类(傲徕山岩套)。造山运动末期主要形成相对富含钾长石的淡色侵入花岗岩(四海山岩套,见于邻区)则代表新太古代构造-岩浆事件的结束。
2.古元古代活动带的岩浆作用
众所周知,在新太古代发生了大陆地壳的大规模增厚作用。到了古元古代,大范围的巨厚而刚性的板块,正开始以类似于现代板块的形式对变形、沉积与侵入等作用作出反应。
造山运动结束后,鲁西隆起区开始了稳定的陆块发展阶段,并沿线形断裂构造带出现了周期性玄武质岩浆活动,其形成于稳定大陆的裂谷环境。
(二)中元古代非造山岩浆活动
在鲁西隆起区,在中元古代1800～1000Ma的800Ma多年间,几乎或根本看不到造山旋回(沉积作用、火山活动、深成作用、变形作用、变质作用)的证据。然而,却有重要的具有特色的非造山岩浆活动——基性岩墙群(牛岚岩墙),其地球化学特征指示为张裂环境下断裂扩张的产物。
(三)中生代活动大陆边缘带的岩浆作用
新元古代末造山运动结束,各种岩浆岩侵入固结之后,华北板块开始了稳定的地台发展时期。至中生代时期,受欧亚板块与太平洋板块的相互作用,华北地台又发生了强烈的板内构造岩浆活动。
从总体上看,中生代侵入岩活动(铜石超单元)是从比较稳定的环境转入活动环境,而后转入稳定环境下生成的。
研究区跨越华北地台和兴蒙造山带两大构造单元，自太古宙以来，伴随多次构造运动，岩浆活动强烈且期次频繁。
区内岩浆侵入作用主要发生在太古宙—古元古代、古生代和中生代等几个阶段。其中，古生代主要是晚古生代，而中生代又包括了印支期和燕山期。在研究区东南缘的阜新、建平一带以及南部的河北大庙等地发育有元古宙侵入岩。
从已经掌握的资料可知，印支－燕山期岩浆岩，特别是燕山期中酸性岩浆岩与区内金及多金属矿关系更为密切。
一、太古宙—古元古代侵入岩
近年来的研究表明，华北地块北缘发育的太古宙－古元古代的变质岩系是由以英云闪长岩－花岗闪长岩－奥长花岗岩(TTG)组合为主的侵入岩和呈孤岛状分布于其中的表壳岩系经过区域变质而成的。由于这些侵入岩多与表壳岩一起已发生角闪岩相—麻粒岩相区域变质作用，岩体形态与原生结构构造均受到多期变形－变质的强烈影响与置换，故而难以划分出独立的地质体。本书仍然将其整体作为太古宙克拉通基底变质岩系的组成部分而未予以单独划分。
二、中新元古代侵入岩
主要分布于研究区南部及东南部邻区，如阜新、建平及河北大庙一带。以闪长岩、石英闪长岩为主，其次为花岗岩。多呈岩基或岩株产出。受东西向构造控制。与其有关的矿床以河北大庙铁矿为代表。
三、晚古生代侵入岩
区内古生代侵入岩以晚古生代为主，广泛分布于华北地台北缘内蒙古地轴隆起带范围，少量出露于北部的古生代褶皱带内。岩石类型以花岗岩类为主，少量基性—超基性岩。总体循华北地台北缘断裂带及其附近展布，构成了一个近东西向—北东东向的晚古生代构造岩浆岩带。
(一)晚古生代超基性岩
晚古生代早期的侵入活动主要表现为超基性岩浆侵入，主要沿着西拉木伦河深断裂带及其附近分布，以岩株、岩脉等形式产出。属于该期次的超基性岩如柯单山岩体(克什克腾旗南西20km)、半拉山岩体(巴林右旗南18km)等小的岩株;同时在敖汉旗地区局部出露由辉绿岩及暗色闪长岩组成的不规则状岩株或岩墙，如翁牛特隆起南部敖包沟小岩株。该期岩体中有铬、镍及钴矿化。目前已经发现的有柯单山铬铁矿，半拉山镍、钴矿点、毛山东钴矿点等。
现仅以柯单山岩体为例，该岩体出露于克什克腾旗西南部的柯单山一带，受北东向断裂控制。岩体呈扁豆体状岩床，断续侵入于下二叠统之内，岩体产状与围岩一致(150°∠20°～30°)，向下倾角变缓(150°∠8°)，剥蚀程度已到缓倾斜岩体的中部。该岩体长8000余米，宽2000余米，呈明显对称分异，按相带分:①上、下边缘带，由辉石岩、辉长岩组成;②上、下过渡带，由单辉橄榄岩、辉橄岩、橄榄岩组成;③中心带，宽200m，由纯橄岩组成，为成矿带。为晚古生代时期板块碰撞的产物。
(二)晚古生代中性－酸性侵入岩
这一类型的侵入岩广泛分布于内蒙古隆起带内及其北部的古生代褶皱带内，占区内各时代侵入岩面积的50%以上。岩石类型主要为花岗岩类，少量辉长－闪长岩类，最新侵入地层为石炭—二叠系。总体来看，这些侵入岩构成了巨大的东西向或北东东向晚古生代构造－岩浆岩带。
区内较为重要的代表性岩体主要有库伦旗南部—阜新北部的白音花－丁家杖子花岗岩体、奈林皋似斑状花岗岩体、平安地花岗岩体、前斑鸠花岗岩体、下洼南部—金厂沟梁一带的赵宝沟岩体、下宋四台岩体、克力代岩体、设立虎屯岩体、大庙－鸡冠子山岩体、房身－杏树园岩体;敖汉旗南部—建平一带的扎塞营子岩体;赤峰喇嘛洞混合花岗岩体(单颗粒U－Pb年龄327±1Ma，贾文，1999)和梅林岩体等;克什克腾旗南部的吴营子、广兴元、大北沟等岩体。另外，在研究区外有冀北大光顶岩体、隆化岩体、波罗诺岩体、虎什哈岩体、建平闪长岩－花岗闪长岩岩体等。张拴宏等(2006)获得了部分岩体的同位素(SHRIMPU－Pb)年龄为302～324Ma，为早石炭世末—晚石炭世。但部分岩体的同位素年龄数据显示可能为晚华力西期—印支期的产物。
在岩体规模上，闪长岩和石英闪长岩多呈岩株状产出，如七老图隆起带上的七家南岩体、十家子岩体、黑里河乡西岩体等。而花岗岩类则常常呈巨大的岩基产出，且岩相结构复杂多样。现选择区内重要的花岗岩体叙述如下:
(1)大庙－鸡冠子山复式杂岩体:位于下洼南部，岩体沿赤峰－开原深断裂分布，并跨越了原槽台界线，岩体长轴大体上呈北东东向，延伸长40余千米，宽约15km，出露面积近300km2。岩相变化复杂，总体上可以分为3个侵入期次:第一期次为零星的花岗闪长岩、闪长岩体(δ3a4);第二期次为主侵入体，发育4个岩相(γ3b4)，即二长花岗岩、斜长花岗岩、花岗闪长岩及白岗质花岗岩，以前二者规模最大，呈岩基或大侵入体产出;第三期次为补充侵入，主要为白岗质花岗岩体(γ3c4)。
(2)白音花－丁家杖子花岗岩体:位于库伦旗南部，沿赤峰－开原断裂呈中深成岩基产出。岩体主体侵入相为中粗粒花岗岩，局部为似斑状花岗岩。次侵入相为细粒花岗岩及花岗斑岩，与主体相呈渐变过渡关系。在岩体南部奈木克及大三麻子一带，因受赤峰－开原断裂的影响，岩石普遍破碎，形成碎裂花岗岩及花岗碎裂岩。岩体内脉岩不发育，相带不甚明显，岩体应为中等剥蚀。
根据岩体的岩石学及岩石化学特征，这些岩石总体上属中等钾钙碱性系列的岩石。
这一时期岩体稀土元素总量变化大，从13.68×10－6～254.13×10－6。在球粒陨石标准化曲线图上，稀土元素分配模式曲线均为右倾型，轻稀土从轻度富集到明显富集(LaN/YbN=5.07～34.34)。大部分曲线中Eu点均略向上凸，Eu异常以正异常为主(EuN/EuN*=0.81～4.57)。
岩石Rb/Sr及Rb/Ba比值低，分别为0.004～0.285和0.014～0.105。大部分岩石以高Sr(320.9～1765.5)、低Y、高Sr/Y比值(27.7～876.11)为特征，表明源区有石榴子石、角闪石及辉石残留，但没有或少有橄榄石及斜长石。大部分样品Rb，Th，U，Nb，Ta，P，Zr，Ti亏损，而Ba，K，Sr等元素富集。在Pearceetal.(1984)Nb－Y元素图解(图1－2a)和Rb－Y+Nb元素图解(图1－2b)上(图1－2)，石炭纪岩体内花岗质岩石主要落在VAG(弧型花岗岩)区域，表明岩体侵位于活动大陆边缘。
图1－2 石炭纪岩体微量元素构造环境判别图解
图1－3 早石炭世末－晚石炭世花岗质岩体Sr－Nd同位素判别图
张拴宏等(2007)对该时期岩体的Sr－Nd－Hf同位素地球化学进行了研究，表明华力西晚期的岩体同位素组成以低εNd(t)为特征(图1－3)。尽管87Sr/86Sr初始值有较大变化范围，但一般小于0.708。在εNd(t)－(87Sr/86Sr)i图解上，岩体投影点位于古生代金伯利岩及幔源包体Sr－Nd同位素组成及前寒武纪基底岩石Sr－Nd同位素组成区域之间，更靠近前寒武纪基底岩石Sr－Nd同位素组成区域，这说明岩体物源主要为古老的下地壳物质，但有富集地幔物质不同程度的混染。在εNd(t)－侵位年龄图解上(图1－4)，石炭纪岩体投影点位于2.5Ga地壳演化线上方，表明岩石来源于古老地壳物质和地幔物质的混合。
图1－4 早石炭世末－晚石炭世花岗质岩体Hf同位素组成图解
在εHf(t)－侵位年龄图解上(图1－4)，石炭纪岩体投影点位于2.5Ga地壳演化线上方，表明岩石来源于古老地壳物质和地幔物质的混合。这一认识与Sr－Nd同位素分析结果相一致。一些早期形成的石炭纪岩体具有很高的εHf(t)值，说明在早期富集地幔的贡献是非常重要的。
总之，该时期的岩石为一套侵位于主动大陆边缘的弧型侵入岩，具I型花岗岩特征，岩体中基性岩端员可能来源于亏损地幔楔及俯冲板片的局部熔融，而花岗质岩石主要与幔源岩浆底辟所导致的古老下地壳岩石局部熔融有关。这套岩体的侵位与晚古生代古亚洲洋板块向华北地块的俯冲－消减密切相关，与区内岩体的分布特点及大地构造演化过程是对应的。
四、晚华力西—印支期侵入岩
近年来，随着同位素年龄数据的积累，在内蒙古隆起及兴蒙造山带之内发现了大量属于印支期的侵入岩，部分属于华力西晚期到印支期的过渡类型。区内广泛出露的该时期岩体有赤峰楼子店岩体、喀喇沁旗二长花岗岩、正蓝旗财政牧场二长花岗岩、正蓝旗茶汗沟二长花岗岩岩体、赤峰敖汉旗鸭鸡山岩体、赤峰旺业甸五道沟黑云母二长花岗岩、赤峰金厂沟梁西台子花岗岩、赤峰红花沟辉绿岩、闪长玢岩、大营子南家店黑云母二长花岗岩、大营子西陕西营黑云母花岗岩、大营子西二里沟中细粒石英闪长岩、十家子老局子沟黑云母二长花岗岩、孤山子罗家营子、池家营子细中粒黑云母二长花岗岩、冀北光岭山、韩家店、辽西建平等岩体。这些岩体的年龄值为208.1～253Ma，具体特征见表1－1。
在岩性上，这一时期岩体以花岗岩、二长花岗岩、花岗闪长岩为主，少量为闪长岩－辉长闪长岩。
表1－1 研究区及邻区主要岩体同位素年龄表
与华力西晚期岩浆岩沿华北地台北缘内蒙古隆起带分布并构成近东西向展布的构造岩浆岩带的特点截然不同，印支期的侵入岩明显地受到华夏系－新华夏系构造的影响，主要沿东西向断裂及北东向褶皱带或断裂分布，单个岩体多呈东西向或者北东向展布，构成东西向或北东向的构造岩浆岩带。根据区内印支期侵入岩的分布特点，从华力西晚期—印支期，研究区在构造格局上，已经打破了早期东西向的分布，开始形成了4个北东向的隆起带和坳陷带相间分布的结构，即自东向西有努鲁儿虎山隆起、老哈河凹陷、马鞍山隆起、半支箭凹陷、铭山隆起、棋盘山坳陷和河盛源－张家营子隆起。这些印支期的侵入岩大部分沿着北东向隆起带分布，与后期的燕山期侵入岩一起构成典型的北东向构造岩浆岩带。部分印支期侵入岩沿着东西向断裂分布，如研究区北部五分地以北沿着西拉木伦河北岸出露有较大规模的印支期二长花岗岩，长约100km，宽5～10km。
在岩石学特征上，印支期侵入岩与华力西期侵入岩类似，但比较之下，这些岩体中钾长石含量偏高，一般不少于10%，最高可达60%～70%或以上。在岩石化学特征上，这一时期岩体以高SiO2，K2O，K2O+Na2O，低Al2O3，MgO，CaO，Na2O/K2O为特征，属于高钾钙碱性或钾玄质系列。总体上，TiO2，Al2O3，Fe2O3(全铁)，MgO，CaO及P2O5含量随SiO2含量增加而减少;MnO，K2O和Na2O含量随SiO2含量增加没有明显变化。晚二叠世—三叠纪岩体稀土元素总量变化大(21.94×10－6～656.54×10－6)。在球粒陨石标准化曲线上，岩石表现为轻度或明显的轻稀土富集(LaN/YbN=9.05～67.75)，大部分岩石具有明显的负铕异常(EuN/EuN*=0.11～0.90)，少量样品显示弱正铕异常(EuN/EuN*=1.22～1.60)。
与石炭纪岩体明显不同，晚二叠世—三叠纪岩体Rb/Sr比值、Rb/Ba比值较高，但Sr含量、Sr/Y比值比较低。在原始地幔标准化蛛网图上(图1－5)，大部分岩石Rb，Th，K明显富集，而Ba，Nb，Ta，Sr，P及Ti等明显亏损，反映岩石形成过程中地壳物质的广泛参与。岩石原始地幔标准化蛛网图与喜马拉雅花岗岩及哈拉图壳源花岗岩非常相似，表明这些岩体为壳源花岗岩，其形成与板块碰撞拼合后地壳加厚所引起的局部熔融有关。在R1－R2图解上(图1－6)，岩石投影点主要落在同碰撞区域。在Pearceetal.(1984)及Pearce(1996)图解上(图1－7)，岩石主要落在后碰撞花岗岩区域，表明岩体可能侵位于古亚洲洋关闭及南蒙古复合地体碰撞拼合之后。
图1－5 晚二叠世—三叠纪岩体微量元素蛛网图
图1－6晚二叠世—三叠纪花岗质岩体r1－r2图解
图1－7 晚二叠世—三叠纪岩体微量元素构造环境判别图解(图中符号含义同图1－2)
综合上述岩石学、岩石化学及同位素地球化学数据表明，晚二叠世—三叠纪岩体是一套壳源花岗岩，来源于地壳局部熔融，但有地幔物质的加入。其岩石侵位构造环境为一套与碰撞有关的花岗质侵入岩，其侵位时间在古亚洲洋关闭及南蒙古复合地体碰撞拼合之后，可能与碰撞后岩石圈伸展及软流圈上涌所引起的富集地幔局部熔融有关。
五、燕山期侵入岩
燕山期侵入岩是区内分布最广泛，出露面积较大的一类侵入体，其规模和强度仅次于华力西晚期。以花岗岩类为主，其次为石英二长岩。可分为早、中、晚3个亚期。早期岩体规模巨大，分布最广，由黑云母花岗岩组成;中期多为岩株状的白岗质花岗岩体;晚期则为一些酸性的浅成或超浅成小岩瘤或岩墙，并常常伴随着一系列不同类型的脉岩。
从1∶50万区域地质构造与金属矿床分布图上可以看到，宏观上，燕山期花岗岩主要沿着4个北东向的隆起带分布，即自东向西有努鲁儿虎山隆起带、马鞍山隆起带、铭山隆起带和河盛源－张家营子隆起带。它们与印支期的侵入岩一起构成北东向的构造岩浆岩带，中间夹持着太古宙变质岩、古生界等古老地块。其中，燕山早、中期花岗岩在4个隆起带均有广泛出露，以马鞍山隆起带和铭山隆起带规模最大，其次是努鲁儿虎山隆起带和河盛源－张家营子隆起带。而燕山晚期花岗岩主要分布于八里罕断裂以西的3个隆起带上，在努鲁儿虎山隆起带相对较少。
在努鲁儿虎山隆起带上，属于燕山期岩体的主要有下洼南部的杨家湾子、贝子府北山等地的花岗闪长岩及闪长岩体、大黑山石英二长岩体、七协营子黑云母花岗岩、金厂沟梁一带的对面沟花岗闪长岩等。另外，在研究区外围辽宁建平至四官营子一带也有少量分布。这些岩体多数以孤立的岩株状产出，但总体上受北东向、东西向及北北东向断裂控制。
在黑里河－库里吐隆起带上，属于燕山早、中期的岩体主要有位于隆起带西南部、喀喇沁旗东部马鞍山一带的松木匠沟西梁－大石砬、马鞍山羊场及鸡冠山一带的花岗岩;敖汉旗一带的烧锅营子和白马石沟岩体，主要由黑云母花岗岩及黑云母钾长花岗岩类组成，相变复杂，常见较宽的二长花岗岩和斜长花岗岩组成的边缘相。构造岩浆岩带总体呈北东50°方向展布。燕山晚期的岩体主要分布于安家营子一带，实际上是一系列北北东向展布的花岗斑岩及流纹斑岩脉群;其次在敖汉旗东部有少量花岗斑岩分布。
在铭山－解放营子隆起带上，属于燕山早、中期的岩体主要有西南部的铭山岩体、牛家营子岩体，中部的四道沟岩体、高峰岩体、西水地岩体、上兴隆沟岩体、二十家子岩体及北东段的大虾尔乌苏花岗闪长岩体及斜长花岗岩等。另外，与之伴生的脉岩非常发育。
在河盛源－张家营子隆起带上，属于燕山早、中期的岩体主要有上伙房岩体、边墙岩体、大营子斑状花岗岩，广兴元—红山一带的花岗岩、花岗闪长岩;晚期岩体主要有大托河岩体、景峰岩体。
除了上述沿隆起带出露的岩体外，在隆起带之间的坳陷带中也有少量燕山期花岗岩或花岗斑岩，以燕山晚期的花岗斑岩为主，最大的如西拉木伦河南部的敖包梁花岗斑岩体，铁营子花岗斑岩体等。这些晚期花岗斑岩明显沿东西向构造与北东—北北东向构造交叉复合部位出露，部分沿着北北东向断裂构造所出露，如沿着八里罕断裂，在东北端红山水库一带形成了明显的花岗斑岩脉群分布。另外，在大兴安岭主脊断裂通过部位也有很多花岗斑岩脉出露，如克什克腾旗南部的天太永—乌兰布统一带。
燕山期花岗岩的岩石学及地球化学特征与前述华力西晚期及印支期同类岩石基本相似，岩石主要属于高钾钙碱性系列，少量为钾玄质系列(图1－8)。与晚二叠世—三叠纪岩体相似，大多数燕山期花岗岩Rb/Sr比值、Rb/Ba比值较高，而Sr含量、Sr/Y比值均比较低，反映岩石形成过程中地壳物质的广泛参与;将燕山期花岗岩的岩石化学数据经处理在r1－r2图解上投影(图1－9)，本区花岗质岩石投影点主要落在同碰撞或后造山区域。在Pearce et al.(1984)及Pearce(1996)图解上(图1－9)，岩石主要落在后碰撞花岗岩区域。因此，本区中生代岩浆岩为一套后造山或晚造山岩石组合。反映了其成矿环境与印支期岩体极为相似。
图1－8 中生代火山岩及侵入岩K2O－SiO2图解(据Peccerillo et al.，1976)
图1－9 中生代花岗质火山岩及侵入岩岩石化学判别图解(图中符号含义同图1－2)
六、脉岩
研究区内除了上述不同时期的侵入岩体以外，值得注意的是大量脉岩的发育。这些脉岩从基性到碱性均有，侵入于不同时代地层及岩体内。然而多分布于隆起地带。在太古宇、古生界及中生界中较少。主要类型有辉绿岩、闪长岩、石英闪长岩、微晶闪长岩、闪斜煌斑岩、含金石英脉等，此外，还有伟晶岩、细晶岩、石英斑岩、正长斑岩、霏细斑岩等脉岩。
脉岩产出具有一定的方向性，按走向可分为北东东向、北北东向、北东向和北西向4组。以北东东向及北北东向分布较广。总体来看，脉岩的方向性受区域性断裂及其次级断裂的控制。具有成群成带分布的特点。从时代上看，以燕山期脉岩最为发育。其次是印支期及华力西晚期。这些脉岩在成因和时间上往往与同期侵入岩和喷发岩有密切联系，属同期侵入岩及喷发岩后期岩浆热液活动的表现。而这些脉岩往往与区内金属矿产之间具有密切的成因联系，除了空间上密切伴生外，许多脉岩本身即成为矿体或矿化体。具体成矿特征将在相关的矿区中阐述。
侵入活动与侵入岩
答：2.中酸性侵入岩 该时期的中酸性侵入岩在阿尔金及铁克里克地区比较发育,昆仑区出露零星。对阿尔金地区若羌河上游的喀拉乔喀片麻岩、亚干布阳片麻岩、盖里克片麻岩组合以及铁克里克地区的阿喀孜岩体研究较为深入,同时也有比较确切的同位素年龄依据。 阿尔金地区,新太古-古元古代侵入岩分布较广泛,岩体规模大,主要位于阿尔金...
区域岩石及矿产
答：2)侵入岩:部分地层可见辉长辉绿岩类岩脉侵入。2.中酸性岩类 (1)侵入岩 1)区域上高喜马拉雅带和拉轨岗日隆起带中发育元古宙及奥陶纪花岗岩和中新世淡色花岗岩，但研究区内仅见高喜马拉雅带中的花岗岩体。2)雅江缝合带内较大的中酸性岩体有公珠错喜马拉雅期花岗岩体、牛库北喜马拉雅期花岗岩体，以及马攸木...
什么是侵入岩,什么是喷出岩?
答：就形成条件来看：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。喷出岩由岩浆喷出地表冷凝而形成的火山岩。就分布位置来看：喷出岩形成在地表，侵入岩形成在地壳内部，但经过地壳运动后都能够在地表上找到。
侵入岩有哪些特征
答：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...
与侵入岩有关的成矿作用
答：2)虽然和区内其他矿田(床)同处于相同的基底及铜、金元素背景值较高的环境下,但本矿田内存在两个系列的侵入岩,既有浅位岩浆房中岩浆混合作用形成的高钾钙碱性系列的石英二长闪长岩和花岗闪长岩,又有来自深位岩浆房中以幔源成分为主的橄榄安粗岩系列的辉石二长闪长岩、二长(闪长)岩,还有矽卡岩浆(形成浆...
燕山期岩浆岩
答：燕山期侵入岩在区内分布在邻区义敦带、研究区石渠-木里带和玛多-马尔康带,部分岩石和印支期一起构成复式岩体。 (一)石渠-木里带 1.地质和岩石学特征 燕山期岩体岩体多数呈不规则椭圆状岩株产出,和区域构造线斜交状,侵位围岩最新层位为上三叠统碎屑岩,界面呈波状弯曲,总体产状与围岩产状一致,外接触带一侧发育宽...
学习任务侵入岩体构造的野外观察与分析
答：(据原苏联1∶5万区测方法,1974,有修改) (2)沉积(冷)接触:是指侵入体形成后遭受风化剥蚀,又为新的沉积层所覆盖,说明侵入体的时代较围岩时代老(图8-18)。其主要标志:①在接触面下,岩体顶部常有不平整的侵蚀面和古风化壳等风化剥蚀现象;②与围岩接触处一般没有冷凝边;③岩体内的原生流动构造或岩脉往往被接触...
岩浆作用与热液矿床的关系
答：这类火山活动虽很强烈，但并不伴随或诱发大规模的热液活动，故热液矿床不很发育。局部性的火山活动主要出现在下陷或断陷区，形成范围较小的火山盆地或断陷火山带，这种局部性的火山活动常常伴随热液活动，形成一系列的热液矿床，如宁芜火山盆地、庐枞火山盆地、浙赣断陷火山带等。区内侵入岩的发育程度由...
侵入岩体的产状
答：同时，基性岩墙群是幔源岩浆活动的通道，一些大规模的岩墙群可能与地幔柱有关(陆松年等，2003)。基性岩墙群的研究对讨论区域构造事件(包括变质事件)的特征和性质、壳幔相互作用和区域地质事件(甚至全球地质事件)的对比都具有重要意义。(2)岩墙以侵入岩体(多为岩株)或火山口为中心呈放射状排列者称为放射...
侵入岩类
答：镁铁质侵入岩以辉长结构和辉绿结构为主,也可见嵌晶含长结构、反应边结构、包含结构和堆晶结构等。 ◎辉长结构:是中深成基性侵入岩(辉长岩)的典型结构,表现为基性斜长石和辉石的自形程度相近,均呈现半自形-他形粒状。在Di-An体系相图(见第五章)中,辉石的首晶区随PH的增加而扩大,而斜长石的首晶区正好相反。
