岩浆岩的产状和相

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岩浆岩是以一定形态产出的岩体，而岩体又是在一定的地质环境及物理化学条件下形成的，这就是岩浆岩的产状和相的问题。研究岩浆岩的产状和相，不仅是由于其与岩浆岩的分类命名、结构构造、矿物特征直接有关，而且也与岩浆岩体所在的深度、构造特点以及岩浆性质、活动等有关，此外还和岩浆岩的形成机理及成矿部位有关。

岩浆岩的产状 (occurrence) 指岩体的形成、大小、和围岩的接触关系。它与地层的产状———走向、倾向、倾角的概念是不同的。

岩浆岩的相 (facies) 是指生成环境不同而产生的不同岩石和岩体总的外貌和特征。相基本上是按岩体产状、分布及岩石特征进行划分的。

火山岩与侵入岩在产状及相的特征及划分上是不同的，现分述如下。

(一) 火山岩的产状及相

1. 火山岩的产状

火山岩以喷出岩常见，喷出岩的产状与喷发类型有关。常见的喷发类型有两种划分方法: 一种按火山通道的形状分为熔透式、裂隙式、中心式; 另一种按近代典型的火山名称分为夏威夷式、斯通博利式、乌尔加诺式、布里尼式、卡特曼式等。前一种划分包括不同时代的火山喷发，后者主要是现代中心式喷发的进一步划分。

(1) 熔透式 (面式) 喷发

喷发直径很大，由形状不太规则的火山通道喷出。这种喷发是戴里根据北美黄石公园大面积流纹岩提出的假说，他认为大规模的花岗岩浆侵入上升时，由于较高的温度及化学能，把顶盘岩石熔透顶开，从而使岩浆大量溢出地表，所以又叫蚀顶喷 (deroofingeruption) 。由于岩浆大规模地熔透、顶开上覆岩石，造成大面积的溢流，所以也叫区域喷发 (areal eruption) 。这种喷发的特点是: 火山岩分布范围很广，火山岩与侵入岩过渡相连，喷出通道大而且不规则 (图3-2) 。

(2) 裂隙式 (线式) 喷发

岩浆沿一个方向的大断裂 (裂隙) 或断裂群上升，喷出地表。有的从窄而长的通道全面上喷; 有的火山呈一字形排列分别喷发，但向下则相连成为墙状通道。因此，称为裂隙式喷发 (fissure eruption) 。裂隙式喷发的产状，与岩浆的性质及喷发量有关。

图3-2 熔透式 (面式) 喷发(据 R. A. Daly，1925)

图3-3 由岛基拉火山裂隙喷出而成的熔岩被(据 G. W. Tyrrell)

裂隙式喷发，以玄武岩为主，流动近于平行，厚度及成分较为稳定，产状平缓，以熔岩被为多 (图3-3) ，常形成熔岩台地、熔岩高原 (lava plateau) 。因为玄武岩流动性大，熔岩喷出量常较大，很少爆发相，在地形平坦处似洪水泛滥，到处溢流，分布面积很广，所以又称泛流玄武岩 (flood basalt) 。

裂隙式喷发不全由玄武质的熔岩组成，也有由酸性的熔结火山碎屑岩组成的火山碎屑高原 (pyroclastic plateau) 。它常由浮岩块及火山灰覆盖而形成。高原内部均有破火山口及火山陷落地堑。如苏门答腊北部多巴湖周围的流纹质浮岩碎屑高原，长 260 km，宽180 km，面积达 25000 km2; 新西兰北岛流纹质浮岩流高原的面积达 26000 km2，厚 18. 3 ～152. 5 m。美国内华达州第三纪熔结凝灰岩席，面积较大，达 20 × 104km2，宽 31 km，深450 m，即为大量流纹质浮岩碎屑喷出后所成的火山陷落地堑。

因此，裂隙式喷发，不仅有基性的，也有酸性的; 不仅有熔岩，也有火山碎屑岩; 不仅有熔岩被，也有熔岩流; 不仅有熔渣锥，也有溶渣堤; 不仅可堆积成正地形，也可爆发成负地形 (爆发沟、火山陷落地堑等) 。

熔岩流是指线形流动、分布的熔岩，其形成决定于地形。

熔渣 (cinder) 是暗色 (黑色、暗灰色、红色等) 多孔的炉渣状碎块。以玻璃质为主，常为多孔熔岩、熔岩饼、火山弹等爆发炸裂产物，落地时为固态。在火山通道附近堆积成锥状或堤状，近等轴形者称火山锥，长形分布者称熔渣堤。对于浅色的熔渣状物质，则称为浮岩 (pumice) 块。熔渣为中基性成分，而浮岩为中酸性成分的岩浆产物。

熔岩脊是气体少、黏度大、丧失爆发力的熔浆顺裂隙式通道推挤出地表而成，它堆积于通道顶部呈长形隆起的脊状体。

熔结火山碎屑岩由富含气体、黏度又大的岩浆爆发、熔结形成，其最大特点是含有塑性岩屑 (浆屑) 及塑性玻屑，呈火焰状、撕裂状等形态。粒度大者为熔结角砾及集块岩，仅分布于火山通道附近，即为火山口 (湖) 中岩浆撕裂、溅落的塑性体堆积、压结所成;粒度小者分布范围常很广，有的形成熔结凝灰岩平原，为岩浆上升泡沫化后，泡壁破裂成的玻屑，与气体混合，形成大片火山灰流，经熔结、压扁、拉长而成。它的强烈爆发及大量喷出，常破坏火山机构，并形成破火山口及火山陷落构造。

(3) 中心式 (点式) 喷发

中心式喷发 (central eruption) ，是指岩浆沿颈状管道的喷发。喷发通道在平面上为点状，又称点状喷发。多数近代火山属于这种类型，其最大特点是常在地表形成下缓上陡的火山锥 (volcanic cone) 。火山锥顶部中心常见圆形的漏斗状、盆状凹陷 (图3-4) ，称为火山口 (crater) ，系火山爆发及岩浆回抽、退缩形成，有的火山口中积水，便形成火山口湖 (crater lake) ，我国长白山主峰白头山顶的天池，就是这样形成的。

中心式喷发根据成分、黏度、爆炸力等不同，按近现代典型火山命名，又可进一步分为较多的喷发类型，常见者如下:

图3-4 火山口

1) 夏威夷型 (Hawaiian-type) : 以稀液状的熔岩宁静式溢流为主，有时似洪水泛溢。成分多为玄武岩 (个别为安山岩) ，形成宽广、平坦的盾火山。火山喷出次数多，厚度大，面积广，有时形成熔岩湖。火山碎屑物质大多小于 10%，由牛粪状火山弹及熔岩饼组成，火山灰很少见。当有微弱爆发时，逸出气体可形成熔岩喷泉。熔岩湖中熔浆可溅出、撕裂成塑性岩屑，堆积于火山口附近，形成熔结角砾岩组成的墙状壁垒，从壁垒分布可看出火山口的位置。在火山锥上还能见到寄生火山锥及寄生火山口的壁垒。

2) 斯 通 博 利型 (Strombolian-type) : 岩浆黏度较大，溢出及爆发皆有。火山碎屑物质占 30% ～ 50%，其中的围岩碎 屑 可 达10% 。由玄武质、安山质成分的岩石组成。熔岩流厚而短，以渣块状熔岩为主，少数为绳状。火山碎屑物质有球形及纺锤形火山弹、熔渣、玻渣、玻屑等，大小不一，围绕火山口附近堆积。由于为混合锥，因此常为很高的层火山。

3) 乌尔加诺型 (Vulcanian-type) : 岩浆黏度很大，以爆发作用为主。火山碎屑物占60% ～ 80% ，其中围岩碎屑一般 < 10% 。岩流少见，厚而短，主要为安山质、流纹质成分。爆发物多由面包状火山弹及火山砾、火山灰组成，形成的火山锥多为碎屑锥。如果几乎无岩浆物质，火山锥主要由围岩碎屑组成的碎屑锥，则称超乌尔加诺型 (Ultra vulcani-an type) ，它常是乌尔加诺型及斯通博利型的前奏。

4) 布里尼型 (Plinian-type) : 岩浆黏度极大，强烈爆发。火山碎屑物质常达 90% 以上，其中围岩碎屑占 10% ～ 25%。喷出物以流纹质与粗面质浮岩、火山灰为主，分布较广，伴有少量熔岩流或火山灰流。由于爆发强烈及岩浆物质大量抛出，常形成锥顶崩毁及塌陷的破火山口。这种火山喷发过程常为: 清除火山通道→岩浆泡沫化→猛烈爆发出浮岩及火山灰→通道壁上碎石捕入及堵塞火山通道。如此反复作用，从而形成复杂的火山机构。

5) 卡特曼型 (Katmaian-type) : 岩浆黏度极大，挥发物很多，爆发极为强烈。火山碎屑物质达 100%，无火山弹，无分选性，形成大片的火山灰流，构成广阔平坦的盾形山，甚至规模很大的火山灰流高原，仅少量火山灰抛入空中。较厚的熔结火山碎屑岩堆积物，主要由流纹质、英安质、粗面质的岩浆组成。常形成爆破与塌陷的破火山口。

中心式喷发的火山，由于岩浆的性质及喷发相不同，产状也是不同的。

2. 火山岩的相

火山岩相研究，对于恢复古火山机构，重建地质作用历史，提高火山岩区地质制图的质量，促进火山岩区的找矿勘探工作，都有一定的理论和实际意义。

目前国内外对火山岩相的划分很不统一，有的以火山岩形成时代新老所产生的岩石特点，分为古相火山岩和新相火山岩; 有的以火山喷出物距火山口的远近，分为远火山口相和近火山口相; 有的以火山喷发物、熔岩的不同部位，分为顶板相、底板相、内部相、前缘相等。

一般认为，比较好的方案，是以火山岩所处的环境，先将其分为海相与陆相火山岩。它们主要的区别如下:

1) 陆相火山岩与下伏地层常呈喷发不整合接触，风化壳发育; 而海相者常与下伏地层整合接触，风化壳不发育。

2) 陆相火山岩与分布在其上下含有陆相动物及淡水植物的沉积岩层共生，碎屑岩较多，碎屑分选差、相变大、层理发育; 而海相者与分布在其上下的含有海相咸水生物的沉积岩层共生，泥质、硅质及碳酸盐岩较多，碎屑分选好、相变小、层理发育。

3) 陆相熔岩成分变化大 (基—酸性皆有) ，常见红色氧化顶，柱状节理发育，球粒的直径大; 而海相熔岩成分变化小 (基性为主) ，常见枕状构造，球粒的直径小。

4) 陆相火山碎屑物在水平方向上粒度变化明显，常见火山弹、火山泥球、熔结凝灰岩、泥流角砾岩; 而海相火山碎屑物在垂直方向上比重变化明显，常见熔岩遇水淬碎的玻屑等。

进一步划分火山岩相的方案，应以全部火山活动产物的产出形态及岩石特征为基础，因为火山活动产物，不仅有喷出岩，也有火山通道中充填的岩石及侵入产出的次火山岩，还有火山沉积岩。这样，才能全面地反映火山作用在特定地质条件下所形成的地质体，才能概括火山岩的基本组成部分。这种方案划分的火山岩相，可为研究火山作用的产物特征、发展阶段、岩浆演化、形成条件、与矿产的关系等，提供较系统、深入的资料。以中心式喷发火山为例，大致可分为以下几个相 (表3-1 及图3-5) 。

除喷出岩与沉积岩过渡的火山沉积相以外，最主要的有喷出相、火山通道相、次火山相。

喷出相是火山喷出地表产物，是开放系统; 喷出相又进一步可分为溢流 (effusion) 、爆发 (explosion) 、侵出 (extrusion) 3 个相。溢流相是火山喷溢、泛流的熔岩。爆发相是火山爆发的火山碎屑物 (岩) 。侵出相是温度较低、黏稠、挥发分又少的火山通道中岩浆，已无力喷溢或爆发，以 “挤牙膏”方式推挤出地表的产物，多见于喷发末期，堆积于火山通道之上，形成穹丘; 岩浆的黏度愈大，穹丘愈陡。

火山通道相 (又称火山颈相) 是一端通向地下深处，另一端通向地表、与喷出相相连的半开放系统; 次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在地下的产物，是封闭系统。火山锥被剥蚀后，残存的具充填物的火山通道，又称岩颈、岩筒、岩管等，皆因其横切面多近圆形，产状陡立，形态细而长而得名。岩颈有一次或多次喷发产物，有同成分或复成分岩颈，有主颈，也有寄生颈; 火山颈上部一般直径较大，向深处缩小，上部喇叭状，中部筒状，下部墙状。充填物多为火山碎屑岩、熔岩、碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等组成。碎屑有同源的、异源的，也有的为深源产物。多次喷发岩颈中岩石常呈环状或半环状分布，其切穿顺序与其喷出岩石的顺序一致。熔岩在火山颈中流动构造陡立，浅处有的气孔平行接触带，有的柱状节理较发育，柱体长轴在岩颈中呈放射状产出。一个方向断裂控制的岩颈，横断面多为长圆形，常由凝灰岩、熔岩、角砾熔岩混合充填。两个方向交叉断裂控制的岩颈，横断面多为圆形，其纵剖面为筒状者，多为凝灰岩充填，纵剖面为喇叭状者，多为熔岩充填。多方向断裂控制的岩颈 (少见) ，其横断面为多边形，主要由熔岩、角砾熔岩充填。

表3-1 火山岩相的主要特征

图3-5 火山岩相示意图

次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在接近地表的浅成火山岩，与火山岩同源但为侵入产状。它与喷出岩同时间但一般较晚; 同空间但分布范围较大，同外貌但结晶程度较好，同成分但变化范围及碱度较大。它的侵入深度一般小于 3. 0 km，进一步又可根据深度细分为 3 个相: 近地表相 0 ～0. 5 km; 超浅成相 0. 5 ～ 1. 5 km; 浅成相 1. 5 ～ 3. 0 km。由浅到深，岩石的结构、构造、某些矿物的有序度等，从近似火山岩到近似浅成岩。次火山岩有的顺火山岩原生裂隙贯入而成，如顺喷发隆起时裂隙贯入形成锥状、放射状岩墙，或顺崩塌破火山裂隙贯入形成环状岩墙; 有的还顺岩浆房及岩颈空隙贯入形成中央岩株及岩枝等。这些与原生裂隙有关的次火山岩，一般以火山通道为中心，岩体较小，产状简单，分布范围不大。有的次火山岩顺火山岩层的层面、不整合面、后期断裂、裂隙贯入而成，多呈岩株、岩盖、岩盆、岩瘤、岩床，岩墙、岩枝等产出，一般分布范围广，岩体大小不一，产状复杂。次火山岩以熔岩状岩石为主，也有角砾状岩石，除岩浆机械贯入捕虏形成者外，多为隐爆的结果。隐爆角砾岩呈漏斗状，筒状产出，是富含挥发分的岩浆在上升到地下浅处 (未通天) 的爆炸产物，其顶部常有崩塌角砾岩，边缘为震碎角砾岩，周围有注入角砾岩，晚期有的有矿化角砾岩。

火山沉积相在火山作用过程中皆可以产生，但以火山喷发的低潮期—间隙期最为发育，是火山作用叠加沉积作用的产物。它可以形成于陆地，也可以形成于海中，有深水，也有浅水沉积。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成，多为水盆地、泥石流、破火山凹地等形成。有的层理发育; 有的层理差，呈透镜状产出。分布限于火山机构附近者，一般粒度较大，范围不大; 分布范围广者，多为水盆地或细碎屑堆积，常堆积在夷平的火山机构之上。

年轻的火山岩区，常见者为喷出相及火山沉积相，而次火山相及火山颈相尚未露出地表。在古老火山岩区，火山机构多已遭到剥蚀破坏，使火山颈相及次火山相被剥蚀出露，喷出相与火山颈相、次火山相常分辨不清。因此，古老火山岩区岩相的划分，应在搞清岩体的分布、产状、构造、岩性的基础上，在剖面图、地质图及构造岩性图编制之后，进行综合分析，才能做出比较正确的判断。

(二) 侵入岩的产状及相

1. 侵入岩的产状

侵入岩的产状主要是指侵入体产出的形态、大小、与围岩关系。本应就侵入体所占空间的整体而言，但由于构造及剥蚀的影响，往往只能就其出露地表的情况来恢复和判断。图3-6 为系统表示的各种侵入岩的产状和一些喷出岩的产状。根据侵入体与围岩的接触关系，可把侵入体划分为整合侵入体和不整合侵入体两类。

(1) 整合侵入体

侵入体的接触面基本上平行于围岩层理或片理，是岩浆以其机械力沿层理或片理等空隙贯入形成，依其形态的不同，可分以下几种类型:

图3-6 岩浆岩产状示意图

1) 岩盆 (lopolith) : 盆岩是中央微向下凹的整合盆状侵入体。岩浆侵入到岩层之间，其底部因受岩浆的重力而下沉，故中央凹陷; 或为产于短轴凹陷及开阔向斜中的整合侵入体。其特征是该岩体原始形态与围岩构造形态吻合，顶底面均向下凹，形似盆状，底部有岩浆侵入的通道。岩盆中成分多为基性的，一般显示明显分带性，在岩体下部及边部更偏基性一些，上部及中心偏酸性些，这些分带面的产状均向中心倾斜，倾角由边缘向中心变缓。岩盆厚度与直径之比大致为 1∶10 ～1∶20，平面形状为圆形或椭圆形。岩盆规模一般较大。如加拿大肖德贝里岩盆，面积达 30000 km2; 最大的是美国明尼苏达州的德卢斯岩盆，出露面积 40000 km2。

2) 岩盖 (laccolith) (或称岩盘) : 是上凸下平的穹窿状整合侵入体。由中部到边部，其厚度迅速变小而尖灭。通常认为底部或边部有狭小的通道，岩浆就沿着该通道侵入。规模一般不大，直径 (底) 为 3 ～6 km，厚度 (高) 一般不超过 1 km，高和底径之比多在1∶3 ～ 1∶7 之间，地表出露形状常为圆形、椭圆形。岩盖一词多用于中—酸性岩体，也以中酸性岩中常见。由于岩浆黏度大，延伸不远，将上覆岩层拱起而成盖状。类似形态的基性—超基性岩体往往用 “岩盘”一词。岩盘常显示垂直分带现象，一些工业矿体常富集于岩盘的中部及下部。岩盖多产于大陆上地层未经强烈变动地区。

3) 岩床 (sill) : 又称岩席，是岩浆沿层面贯入，形成厚薄均匀的与地层整合的板状侵入体。它与其顶、底板围岩平行，接触面平坦，中部稍厚，向边部渐渐变薄，以至尖灭，一般认为岩床底部有岩浆通道。岩床以厚度较为稳定而面积较大为特征; 其延伸距离主要取决于岩浆的黏度大小，黏度小，流动性大的岩浆，形成岩床的面积就大。岩床以基性岩和超基性岩常见，美国斯提耳沃特超基性杂岩体，就是一个很大的岩床，出露长50 km，厚 5 km。岩浆在这种近水平层位中是以垂直方式成岩，所以有的岩床内部构造的基本特征是具近水平的层状构造，主要表现在岩相或岩性具明显的分带现象，其构造面与岩床的顶、底板平行。这种层状构造在基性—超基性岩床中尤为明显，由于分异作用，下部常比上部基性些。世界上一些大型近水平层状基性—超基性岩床，往往赋存矿产，例如我国西藏某地超基性岩床，长超过 40 km，宽 0. 5 ～2 km，水平层状构造清楚，含有丰富的透镜状铬铁矿工业矿体。对于与围岩整合产出的倾角较大或陡立的岩床，又称为单斜岩体。它产于单斜构造或大型褶皱翼部的层面中间，呈板状及扁平的透镜状产出，平面上为线形分布，对称分带现象不普遍。我国地槽褶皱带中，陡倾斜的超基性单斜岩体较多。

4) 岩鞍 (phacolith) : 是一种产于强烈褶皱区的岩体。其形成与强烈褶皱作用密切，在褶皱过程中，岩浆同时挤入褶皱顶部软弱带———背斜鞍部或向斜槽部所形成的整合侵入体，其剖面形似马鞍或新月，皆成组出现。有人把产于向斜槽部的叫岩槽，产于背斜顶部的叫岩脊。单个岩体一般都不大，最厚的部位可达几百米。也有较大者，如我国湖北大平超基性岩体就是一个较大型的岩鞍。

(2) 不整合侵入体

一般是岩浆沿着切过层理或片理的裂隙、断裂贯入形成，但有的也以岩浆熔融交代作用方式形成。不整合侵入体常见下列几种类型:

1) 岩墙 (dike) : 是一种厚度比较稳定近于直立的板状侵入体。长为宽的几十倍甚至几千倍，是岩浆沿着早已存在的断裂贯入，或者沿着以自身压力扩开的裂隙贯入而成。岩墙厚度一般几十厘米到几十米，长几十米甚至若干千米。闻名世界的津巴布韦大岩墙，为近南北向的大断裂贯入的基性岩组成，厚 3 ～ 14 km，长 500 余千米，在地形上犹如一巨型长堤。我国东准噶尔褶皱系中的清水超基性岩体为陡倾斜的岩墙，长 11 km，宽一般400 余米，东西方向延长，倾角 70° ～ 80°。岩墙多为一次侵入产物，个别也有多次侵入的。在一个较大区域内，岩墙很少单一产出，往往呈几十条、几百条有规律地分布，形成岩墙群。岩墙群的形状有线形、弧形、环形、放射状等等，其形状的变化随着裂隙系统形态的变化而变化，严格地受裂隙系统控制。在北京南口—居庸关一带，有很密集的近南北向排列的岩墙群，它们的分布与南北向区域性张节理有关。岩墙又称岩脉。有的学者把规模小、形状不规则、厚度不大，有分叉现象的脉络状细长的岩体，称为岩脉，也有的人把岩墙、岩床等窄而长的岩体总称为岩脉; 还有的人把沉积作用或变质作用的脉状充填产物叫做岩脉。

2) 岩株 (stock) : 是一种常见的侵入体，平面上近圆形或不规则状，接触面陡立，似树干状延伸，又称岩干。规模较大，但出露面积小于 100 km2。有的岩株独立产出; 有的岩株向下与岩基相连，是岩基的顶部突起部分; 有的岩株为火山活动产物，侵入于塌陷破火山口的中心，其周围为放射状、环状、锥状裂隙及岩墙，这种岩株称为中央岩株。岩株的边部常有一些不规则的小的树枝状岩体伸入于围岩之中，这一部分称岩枝 (apophy-sis) 。在岩株顶部还见有瘤状的突起，平面上近圆形，接触面陡立，称为岩瘤 (boss) 。呈小岩株产出的中酸性及中基性岩体在找矿上十分重要。如鄂东大冶一带的中酸性侵入岩株，在其接触带有丰富的矽卡岩型铁、铜、钼矿床; 在宁芜一带中基性次火山岩的岩株中，有丰富的玢岩铁矿矿床。

3) 岩铸 (chonolith) : 亦名畸形岩体或畸形岩盆，是一种形状不规则的漏斗状岩体。岩铸多产于经过强烈变动的地层中，由于变动，地层中产生空隙，空隙不规则，岩浆顺空隙侵入。岩浆就像熔化了的金属一样，往变形地层的裂隙中充填、浇铸。由于地层的上部静水压力小于下部，上部裂隙也比下部发育，因此，岩浆侵入后，即产生上大下小的漏斗状不规则岩体———畸形岩体。其形状似岩盆，但岩体的边缘及顶部形状不规则，常呈枝叉状切过围岩，又不同于一般岩盆，故称畸形岩盆。戴里定义的岩铸概念更广，他把产状上无法命名 (不属于任何产状) 的侵入体，都称之为岩铸。

4) 岩基 (batholith) : 是最大的巨型侵入体，面积大于 100 km2，最大可达数万平方千米。平面上通常呈长圆形，长数十千米，甚至几千千米，宽可达 100 km 以上。岩基主要分布于褶皱区的核部隆起带中，常受深大断裂控制，延伸方向常与褶皱轴向一致，产状多与围岩斜交，倾角较陡。过去曾认为岩基是没有底的，向下变大，无限延伸。但近来勘探及地球物理资料证明，岩基是有底的，其底面最大深度约为 10 ～30 km。有的岩体沿不整合面侵入，超覆于某些围岩之上，而向下有逐渐变小的趋势，从剖面上看似镰刀，则称为岩镰 (harpolith) 。岩基在浅处与变质浅的沉积岩呈侵入接触关系，接触面较陡; 而在深处，则常与变质程度深的岩石呈渐变的过渡接触。关于岩基的成因至今还是个争论的问题，这主要涉及物质来源、岩基占据的空间及岩浆活动性问题。岩基的成因可概括为两种完全相反的观点: 一种观点认为岩基是岩浆侵入冷凝的产物，所占空间是岩浆推挤围岩及顶蚀围岩，一部分围岩落入岩浆中被熔化、同化而夺取的，这种岩浆成因观点的证据是岩基与围岩界线截然呈侵入接触关系，岩基边部具流动构造等; 另一种观点主张岩基是原地岩石的强烈交代及深熔作用，致使围岩在原地花岗岩化，变成花岗岩类岩石，从而取得空间，主要证据是部分岩基与围岩之间为逐渐过渡关系，岩基内保留有未变动的围岩及构造等。就我国情况来看，两种成因基本都有: 在前震旦纪古老岩系中，与造山运动有关的一些深成花岗岩岩基，可能主要是花岗岩化的产物，但也有岩浆的形成与侵入，而震旦纪以后的岩系，特别是燕山期形成的一些花岗岩岩基，主要是岩浆侵入形成的，花岗岩化仅是局部现象。

上述侵入体根据侵入能量不同，可分两类: 一为贯入体 (injected body) ，是构造作用，促使岩浆以机械力挤进地壳浅处岩石裂隙中的产物，多为较小的岩体，有整合的(如岩床) ，有不整合的 (如岩墙) ; 另一为注入体 (subjacent body) ，是岩浆本身的内力作用，在地壳深处推挤及熔化围岩的侵入产物，为不整合的较大岩体，如岩基、岩株。此外，侵入体根据侵入次数的不同，也可分为两类: 一为简单岩体，是一次侵入的单成分岩体; 另一为复杂岩体 (杂岩体) ，是多次侵入的单成分或复成分岩体。

侵入体产状仅少数是单一、规则的，大部分侵入体的形状不规则，产状复杂，且不同深度、不同部位上，产状并不相同。

2. 侵入岩的相

乌索夫 (M. A. УcoB) 及库兹涅佐夫 (Ю. A. KyзHeцoB) 等研究认为，侵入岩相的划分主要应根据岩体形成的深度、部位确定。深度、部位不同，影响到岩浆的温度、压力、冷却速度、挥发分的散失等一系列物理化学条件的差异，而这些条件又与岩石的成因及岩石外貌、成分等有不可分割的联系。详细的岩体研究需要划分相，但相的划分又不宜过细，因为各侵入相之间没有截然的界线，精确确定深度等又比较困难。目前我国对侵入相的划分一般采用三分法: 浅成相 (0 ～ 3 km) ，中深成相 (3 ～ 10 km) 和深成相 (>10 km) 。各个相花岗岩类的基本特征见表3-2。

表3-2 侵入岩相的主要特征

浅成相的侵入岩与一些次火山岩特征很相似，主要区别是看它与喷出岩是否有成因联系。如果与喷出岩基本上同空间、同时间、同成分、同外貌者，说明它与喷出岩是同源产物，一般为次火山岩。如果该区无喷出岩而侵入岩发育，且与侵入岩有关，则可能是浅成相侵入岩。

中深成相侵入体在我国实例很多，北京周口店房山花岗闪长岩就是其中的一个。该岩体近圆形，为 50 ～60 km2的岩株; 相带发育，呈同心圆状; 其边部同化混染作用强，富含围岩捕虏体及源区包体，流动构造发育;岩石主要为中粗粒似斑状结构，边缘为中细粒结构;钾长石为微斜条纹长石，斜长石有不明显的环带;围岩接触变质显著，有矽线石、石榴子石、红柱石的片麻岩、片岩、角岩及橄榄石、透辉石、透闪石、方柱石的大理岩等，变质带宽达1～2km。

深成相岩体广泛分布于我国的地盾和地台区的古老岩系中，如山东中西部古老岩系里有数个混合岩化、花岗岩化中心，由粗粒花岗片麻岩组成，岩体中心具花岗岩外貌，向外花岗岩化逐渐减弱，缺乏冷凝边及接触变质带，岩体与古老变质岩系没有明显的界线，呈过渡渐变接触。

对侵入岩相的研究，不仅有利于分析侵入体的形成深度，帮助恢复岩体形态等，更重要的是可以指导找矿。如不少金属矿床都与浅成相小型侵入体有关;与中深成相岩体有关的矿床，则是分布于岩体外围的各种接触变质和高温气成热液矿床，至于深成相的岩体，目前尚很少发现大的金属矿床。

在浅成相岩石中尤应注意隐爆角砾岩体，因为很多大型金属矿产多与之有关，而且产在角砾岩中者品位变富。在侵入活动晚期，富含水分及矿化剂的岩浆，迅速上升、气化，易于引起岩体顶部固结岩石及部分围岩的地下爆炸，形成隐爆角砾岩。依据其产状，可分为隐爆岩筒、隐爆岩枝、隐爆岩墙等，都是很好的容矿构造。

根据在侵入作用的部位侵入岩又可分为边缘相、过渡相、中心相，或分为边缘相、中心相。边缘相冷却快，粒度较细;中心相冷却慢，粒度较粗;过渡相介于二者之间。

变质作用

一、云母矿床类型

工业云母矿床分为白云母矿床和金云母矿床两大类，每一大类可各分为两个亚类，另外还有碎细云母矿床。矿床类型如下。

(一)白云母、金云母矿床

1.花岗伟晶岩型白云母矿床

矿床多产在角闪岩相变质岩地区，含云母伟晶岩脉普遍发育混合岩化和花岗岩化，围岩是各种富铝、硅的片麻岩、变粒岩或片岩。矿脉带常成群出现，构成伟晶岩带或伟晶岩田。按伟晶岩的组构和含矿性可分为:

1)结晶型白云母伟晶岩:岩脉内白云母呈巨晶，片较大，面积可达60～100cm2，从中可获取大片的白云母，且云母片的剥分性能良好。

2)交代分异型稀有金属白云母伟晶岩:云母晶体一般较小，但透明度较好，杂质含量低，且其中伴生的含稀有元素矿物如绿柱石、铌钽铁矿、电气石、锂云母等可综合利用。

世界上有工业价值的白云母矿床基本上产于以上两种伟晶岩中。

2.伟晶岩接触交代型镁硅白云母矿床

我国的镁硅白云母K2{(Fe2+Mg)(Fe3+Al)3［Si7AlO20］(OH)4}矿床位于江苏东海。矿床赋存在深大断裂带并有榴辉岩产出的变质岩地区。含镁硅白云母伟晶岩脉在榴辉岩、角闪片岩和片麻岩中均有产出。但主要的工业矿体产于榴辉岩中。镁硅白云母的电气性能完全符合工业要求，为我国增添了新的工业云母种属。

3.镁碳酸盐矽卡岩型金云母矿床

矿床多分布在太古宙、元古宙或古生代的结晶片岩、片麻岩及大理岩中。矿区内花岗岩发育，常伴生有交代作用产生的一系列杂岩体，如方柱石－透辉石岩、透辉石－金云母岩等。我国这一类型矿床很多，如大同、通化、镇平和内蒙古的许多矿区均属此类型。

4.超基性－碱性杂岩体型金云母矿床

矿床产于超基性－碱性杂岩体中。杂岩体面积从几十平方千米到千余平方千米，且具有环带构造。该类矿床规模较大，金云母可达几百万吨，含矿率较高，每立方米由几百千克至1t，云母晶片面积可达5～6m2。矿床上部因水化作用形成的蛭石，也可开采利用。这一类型是近年来新发现的一种金云母矿床，从金云母储量、规模和远景来看，都有很重要的工业价值。

(二)碎细云母矿床

1.白云母钾长石片麻岩型碎片白云母矿床

产于阜平群弯子组下段，白云钾长片麻岩夹中粗粒浅粒岩及黑云二长片麻岩，共见有四层矿，平均厚1.6m，含矿率56%～68%，片径一般小于10mm，多为5mm左右。

2.云母片岩型碎云母矿床

赋存于云母片岩中。

3.云母伟晶岩型碎云母矿床

由伟晶岩被风化后形成，矿石中白云母含量为14%～16%，其他矿物有石英、长石、黑云母等。

(三)绢云母矿床类型

根据绢云母的矿床成因，一般将绢云母矿床分为片岩型绢云母矿床、斑岩蚀变型绢云母矿床、火山岩蚀变型绢云母矿床、次生石英岩型伊利石绢云母矿床、粘土岩型绢云母伊利石矿床，其中以片岩型绢云母矿开发利用价值最大，因为该类绢云母矿的云母特征最为明显。

二、资源分布

我国云母矿产在20个省、直辖市、自治区有分布，但绝大部分集中在新疆、四川和内蒙古。在已发现的产地中，新疆88处，占全国储量的67%，四川27处，占全国储量的11.4%;内蒙古15处，占全国储量的8.6%;其余54处，占全国储量的13%，主要分布于河北、山西、辽宁、吉林、黑龙江、山东、河南、云南、西藏、青海及陕西等地。

绢云母矿主要产地有安徽滁州绢云母矿，江西景德镇柳家湾瓷石矿，浙南、福建南安等地石英绢云母岩，浙东火山碎屑蚀变型伊利石绢云母矿。

图11－4 我国白云母矿产资源分布图

变质岩的基本特征

该期变质作用的遗迹保留较少，仅在塔里木南缘的铁克里克地区以及东昆仑的昆中带零星残存。

（一）铁克里克变质带

包括两个变质地层单元，分别是赫罗斯坦岩群和埃连卡特岩群。

1.赫罗斯坦岩群

主要为一套片麻岩，主要岩石有黑云二（钾）长片麻岩、黑云斜长片麻岩、角闪二长片麻岩和斜长角闪片麻岩，局部混合岩化。主要变质矿物特征：斜长石呈不规则粒状，少数为半自形板柱状，部分具聚片双晶，双晶纹细而密，多数变晶弯曲，（010）∧Np＝9°～10°，N＞树胶，An＝26～28，为更长石；部分斜长石被钾长石交代，交代残余斜长石呈不规则粒状包裹体残存于钾长石中。钾长石呈他形粒状，具格子双晶，为微斜长石，有的波状消光，不均匀分布。黑云母褐色，片状，有的晶面弯曲，波状消光，吸收性Ng′≥Nm′＞Np，部分向绿泥石变化，定向分布。角闪石属普通角闪石，褐色，粒状、纤维状，长轴与片麻理一致，多色性、吸收性明显，C∧Np′＝25°。多纤闪石化，部分向黑云母退化。

变质矿物共生组合如下：

长英质片麻岩：Og＋Mc＋Q＋Bit，Og＋Mc＋Q＋Hb＋Bit

斜长角闪质片麻岩：Og＋Hb

以更长石在变质基性岩中大量出现为标志，划分为斜长石-普通角闪石带。该变质带中以高牌号更长石（An＝26～28）、褐色普通角闪石为特征，属高角闪岩相。其形成的温压条件：p＝0.4～19 GPa，T＝660～720℃。

赫罗斯坦岩群变质岩属高角闪岩相中高温区域动力热流变质。形成时代可能与阿卡孜岩体（2261＋95/-76 Ma，许荣华，2000）为代表的构造-岩浆热事件有关，变质年龄属古元古代早期。

赫罗斯坦岩群岩性单调，矿物成分简单，分布较均匀，含量变化不大。其中黑云二长片麻岩、黑云斜长片麻岩、角闪二长片麻岩呈面状分布，面理不发育，成层性不明显，野外宏观具火成岩特征。斜长角闪片麻岩分布不连续，部分地段呈似层状，延伸较远。在QFM图解上，黑云二长片麻岩、黑云斜长片麻岩均落入酸性岩区，角闪二长片麻岩落入中性岩区，斜长角闪片麻岩落入基性岩区。在西蒙南图解和Si-Mg图解中，角闪二长片麻岩、黑云二长片麻岩投点均落入火成岩区。在AKF图解中，黑云二长片麻岩落入花岗岩区，角闪二长片麻岩落入闪长岩区边缘。在An-Ab-Or分类图解中，角闪二长片麻岩落入石英二长岩区，黑云二长片麻岩落至石英二长岩与花岗岩区的边界处。在K-Na-Ca图解及Q-Ab-Or图上，落入钙碱性岩区。由上述综合分析，其原岩黑云二（斜）长片麻岩为钙碱性花岗岩，角闪二长片麻岩为钙碱性石英二长岩，斜长角闪片麻岩为基性火山岩。

综上所述，虽然赫罗斯坦岩群变质深，变形强烈，部分地段混合岩化，恢复原岩有一定困难，但可以肯定该岩群中有古老变质侵入体，同时也不排除有变质变形的古老中酸性火山岩存在。

2.埃连卡特岩群

主要岩类有片岩类、变粒岩类、大理岩类和片麻岩类。其中片岩类有黑云片岩、黑云石英片岩、二云石英片岩等，变粒岩类有长石石英岩、钙质长石石英岩、钙质浅粒岩等，片麻岩类有含榴黑云斜长片麻岩、黑云二长片麻岩。主要变质矿物有石英、更长石、方解石、黑云母和白云母。其中黑云母绿褐色，吸收性 ，鳞片状，有的晶面弯曲，波状消光，部分或全部退变为绿泥石；定向分布，片状构造。白云母鳞片状、细小条片状，部分晶体弯曲、揉皱，波状消光，常与黑云母聚集成条纹状集合体，构成岩石的片状构造和皱纹构造。

变质矿物组合如下：

黑云片岩：Bit＋Ch＋Ep＋Zo＋Q

黑云石英片岩：Bit＋Pl＋Q

二云石英片岩：Bit＋Mu＋Pl＋Q

长石石英岩：Pl＋Mu＋Q＋Gr

浅粒岩：Mu＋Q＋Pl＋Sil

黑云斜长片麻岩：Bit＋Pl＋Q＋Gr

含榴黑云斜长片麻岩：Gr＋Bit＋Pl＋Q

黑云二长片麻岩：Bit＋Pl＋Kf＋Q

此外，在1∶25万麻扎幅拉木龙沟发育石榴子石十字石变质带；1∶25万康西瓦幅博斯腾塔河为黑云母带，为区域中低温动力热流变质作用形成；岔路口桑株村-冬巴克一带，为区域动力热流变质作用，形成高角闪岩相变质。

埃连卡特岩群主要经历了两期变质作用，早期为区域动力热流变质作用，高绿片岩相低角闪岩相，局部达高角闪岩相。变质温压条件：T＝400～575℃，p＝0.2～1.09 GPa。可能发生于古元古代晚期。晚期的区域动力变质作用，表现为低绿片岩相退变质，变质温压条件：T＝300～500℃，p＝0.2～1.09 GPa。可能发生于晋宁期。

原岩类型：片岩类呈层状、似层状，其间有石英岩、大理岩夹层。变质矿物组合中出现石榴子石、十字石等高铝矿物和泥质变质矿物白云母、黑云母。通过岩石化学计算，在（Al＋Fm）-（C＋Alk）-Si图解上投于砂质沉积区；在（Al＋Fe＋Ti）-（Ca＋Mg）和lg（Na2O/K2O）-lg（SiO2/Al2O3）图解上，分别投入杂砂岩区和靠近杂砂岩区的岩屑砂岩区。在变质矿物OFM图解中，投点均落入沉积岩区，包括杂砂岩、泥质粉砂岩和泥岩。综合分析原岩为泥质杂砂岩类。

长英质粒岩常以夹层与片岩类相伴产出，矿物组成以石英、更长石、方解石为主。在变质矿物QFM图中，长石石英岩投点均落入长石砂岩区与石英砂岩区之间，原岩应为长石石英砂岩；钙质长石石英岩原岩为钙质长石石英砂岩，钙质浅粒岩的原岩为钙质长石砂岩。

片麻岩类有少量分布，多呈似层状夹层产出，据产状和变余残留结构构造分析，属副变质长英质片麻岩。大理岩层状展布，与片岩类相伴产出，几乎全为方解石组成，原岩为泥晶灰岩。

埃连卡特岩群变质碎屑岩岩石化学与Bhatia（1985）不同构造环境沉积盆地杂砂岩平均值比较，介于大洋岛弧、大陆岛弧和活动陆缘之间，主体与大陆岛弧接近。Fe2O3/MgO TiO2图解和Fe2O3/MgO-Al2O3/SiO2图解上投点于大洋岛弧或靠近大洋岛弧区，K2O/Na2O-SiO2图解，投点于活动大陆边缘。微量元素平均值与Bhatia（1985）不同构造环境沉积盆地杂砂岩平均值比较，介于活动陆缘与被动陆缘之间，主体与活动陆缘环境接近。用La-Th-Sc图解和Sc-Th-Zr图解判别，投于大陆岛弧区。稀土分配模式曲线与不同构造环境碎屑岩稀土分配模式曲线对比，与活动陆缘、被动陆缘稀土分配模式曲线特征相似；与砂岩构造背景的REE判别函数（Bhatia，1985）对比，各类参数值普遍偏大，可能因原岩中泥质成分较高对稀土元素有吸附作用，部分值介于大陆岛弧和活动陆缘之间。综合上述分析，埃连卡特岩群形成环境类似活动陆缘。

（二）昆中北变质带

1.变质相带

白沙河岩群区域变质岩断续出露于东昆中北地区。变质岩有片岩类、片麻岩类、变粒岩类、石英岩类、角闪质岩类、大理岩类和钙镁硅酸盐岩类。其中片岩类有二云片岩、二云石英片岩、堇青黑云片岩、含石墨堇青白云母（石英）片岩和含石墨堇青二云（石英）片岩、方解斜长白云母石英片岩和含矽线二长二云片岩等；片麻岩类有含榴黑云二（斜）长片麻岩、含矽线石榴黑云二长（斜长）片麻岩、黑云角闪斜长片麻岩、方解黑云（白云）钠长片麻岩、（方柱）单辉钾长片麻岩、含透辉阳起方解钾长片麻岩、透闪金云斜长片麻岩、透辉二长片麻岩等；变粒岩类包括黑云斜长变粒岩和含榴黑云斜长变粒岩。

特征变质矿物有矽线石、堇青石、红柱石、铁铝榴石、角闪石、黑云母、斜长石等。矽线石主要分布在各种泥质、长英质片麻岩中，有两种形态。一为毛发状、针束状变晶，毡状集合体，与红柱石、堇青石、白云母稳定共生，与黑云母一起分布时可见相互穿插交织关系。另一种呈针状、柱状变晶，针束状集合体，整体呈稀疏条纹状，与钾长石、石英稳定共生。部分矽线石呈毛发状包裹体产于石英、斜长石晶内，其分布方向与寄主矿物无方位关系，显示早于石英、斜长石生成；部分矽线石呈针束状产在白云母集合体中，并见与白云母接触处的次变边结构，部分白云母有呈束状、放射状开始向矽线石转化的特征。形成矽线石的变质反应为Mu＋Q＝Kp＋Sil＋H2O（0.2～0.4 GPa，640～680℃）。变质岩石中矽线石含量一般为1%～4%，最高达12%，普遍见有自边部向中心逐渐由鳞片状绢云母集合体取代的现象。堇青石出现于长英质片岩、片麻岩中，等轴粒状、短柱状变晶，与白云母、黑云母稳定共生，晶内有石英、黑云母、锆石包裹体，几乎全被绢云母集合体或鳞片状白云母、黑云母及绿泥石取代而仅保留其柱状或卵状假象。红柱石产于长英质片岩、片麻岩中，粒状或柱状变晶，横切面为正方形，多与石榴子石、矽线石、堇青石等稳定共生，含量最高达20%，后期常退变为绢云母。石榴子石产于长英质片麻岩及斜长角闪岩中，等轴粒状变晶，淡粉红色，晶内有石英包裹体，裂纹发育，含量3%～10%，部分斜长角闪岩中可达30%。斜长角闪岩中石榴子石呈等轴粒状变斑晶，粒径1～6 mm，周围形成0.3～1.5 mm宽的浅色环带状冠状集合体或反应边结构，呈“眼圈状或红心白边状”，冠状体由细小纤柱状斜长石、角闪石等组成，呈蠕虫状或指纹状穿插变晶结构，具放射状构造。放射状纤维变晶矿物垂直石榴子石晶面生长，部分石榴子石完全分解后呈角闪石＋斜长石圆状集合体，不平衡反应结构说明为两个世代的矿物组合。据电子探针分析，石榴子石以铁铝榴石为主，次为镁铝榴石和钙铝榴石。在K.Nandi（1967）的（MgO＋FeO）-（MnO＋CaO）图解上投点落在蓝晶石区段。角闪石广泛分布于角闪斜长片麻岩和斜长角闪岩中。角闪石有两种，一种是纤状、柱状变晶，具多色性， -黄绿色， -绿色， -蓝绿色。C∧ ＝16°～25°，电子探针分析为镁普通角闪石和低铁普通角闪石；另一种呈放射状、针状变晶，圆球状集合体，晶形不完整，晶内包裹斜长石、黑云母而呈筛状变晶结构，与斜长石呈穿插变晶结构，呈蠕虫状或指纹状，与长石、石英呈波状、港湾状接触， -淡黄绿色， -黄绿色， -绿色，2V很大，属普通角闪石-阳起石变种，部分全蚀变成阳起石，电子探针分析显示为钙镁闪石质普通角闪石，常与斜长石构成后合成晶。角闪石常退变为纤闪石、绿帘石、绿泥石等。斜长石呈他形粒状、半自形短柱状变晶，在长英质变质岩中，An＝28～38，为更-中长石，晶内常有毛发状矽线石。柱状锆石及石英、黑云母包裹体，钠长及肖钠双晶常见，边界不规则，部分呈齿状，与石英接触处具港湾状边界。在角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩中有两类斜长石，一种是An＝30～52，（010）∧ ＝20°～28°，为中-拉长石，聚片双晶、肖钠双晶，多具不完整的环带构造，部分具有酸性边，边部An＝8，核部An＝32，据电子探针分析，长石端员组分中An高达78.14%～93.01%，长石固溶体图示及命名图解（Deer和Howie，1963）上投在倍长石和钙长石区；另一种呈粒状、针状变晶，粒度较细，不均匀分布在角闪石空隙中，双晶不发育，常与角闪石或浅绿色他形辉石构成后合成晶，电子探针分析表明以Ab端员组分为主，在长石命名图解中落在奥长石和中长石区。黑云母广泛分布于各类变质岩中，较自形鳞片变晶，具深褐-**多色性，边界平直，晶间多呈平直稳定的碰接式接触界面，边部出现白云母交代边，多数定向排列呈断续条纹状，晶内有板状赤铁矿和白云母鳞片集中分布；在集中的条纹条带中则有定向不好、与条纹呈大角度斜交的黑云母，为后期产物。电子探针分析，表明其为铁黑云母，在TiO2%-Fe × 100/（Fe＋ Mg）标绘图中位于角闪岩相区。普通辉石仅见于部分石榴斜长角闪岩中，暗绿色，短柱状或他形粒状变晶，后期常退变为黄绿色普通角闪石，在角闪石集合体中呈残留状存在。部分辉石周围有一圈斜长石呈镶边状定向排列。电子探针分析，在单斜辉石分类命名图解中投在普通辉石和次钙普通辉石区。在TiO2-Al2O3变异图和（Si＋Al）-Al2O3变异图上落在变质辉石区，说明为变质成因矿物。

根据典型变质岩中矿物共生组合及特征变质矿物的首次出现，本书将白沙河岩群变质岩划分出具递增变质特征的3个变质相、4个变质带。

（1）低角闪岩相堇青石-红柱石带（图2-3）

以泥质变质岩中出现红柱石、堇青石及相应变质矿物组合为标志。其矿物共生组合如下：

泥质、长英质变质岩：And＋Bit＋Pl＋Qz，Bit＋Pl＋Kp＋Qz，Cor ＋Mu ＋Bit ＋Pl ＋Qz，Cor＋Bit＋Pl＋Qz

基性变质岩：Hb＋Pl＋Ep，Hb＋Pl＋Bit（＋Qz）

钙质变质岩：Cal＋Tl＋Ep，Cal＋Tl＋Qz＋Cal＋Qz

根据特征变质矿物共生组合和红柱石、堇青石的出现，确定其变质相为低角闪岩相，属红柱石-堇青石带。

（2）低角闪岩相堇青石-矽线石带（第一矽线石带）

主要分布在都龙呀哆-扎尕里恰、扎那合若、纳木龙西部一带，以毛发状、针束状矽线石、堇青石、红柱石的出现及相应变质矿物铁铝榴石、黑云母组合为标志，其变质矿物共生组合如下（图2-4）：

图2-3 白沙河岩群红柱石-堇青石带矿物共生组合图解

（据1∶25万兴海幅报告）

图2-4 白沙河岩群矽线石-堇青石带矿物共生组合图解

（据1∶25万兴海幅报告）

泥质、长英质变质岩：Sil＋And＋Alm＋Bit＋Pl＋Qz，Sil＋Bit＋Mu＋Pl＋Qz，Cor＋Bit＋ Pl＋Qz，Sil＋Cor＋Mu＋Pl＋Bit＋Qz，Ald＋Pl＋Kp＋Mu＋Qz

基性变质岩：Hb＋Pl＋Bit＋Tl＋（Qz），Hb＋Pl＋Gr＋Tl＋Qz，Hb＋Di＋Pl

钙质变质岩：Di＋Cal，Do＋Cal，Cal＋Tl

据上述特征变质矿物及其共生组合，可确定属低角闪岩相，依Cor＋Sil＋Mu＋Bit＋Qz组合，应属堇青石-矽线石带，即第一矽线石带。

（3）高角闪岩相矽线石-钾长石带（第二矽线石带）

分布在纳木龙东部及都龙呀哆东侧，以泥质变质岩中出现针束状、长轴状矽线石和矽线石＋钾长石的共生组合，钙镁质变质岩中出现镁橄榄石、方柱石为标志，将其归入高角闪岩相矽线石-钾长石带，即第二矽线石带。其变质矿物共生组合（图2-5）如下：

泥质、长英质变质岩：Alm＋Sil＋Bit＋Pl＋Qz，Bit＋Sil＋Kp＋Qz，Kp＋Sil＋Bit＋Pl＋Qz，Alm＋Sil＋Kp＋Bit＋Qz

基性变质岩：Hb＋Pl＋Bit＋Qz，Hb＋Pl＋Tl＋Bit，Hb＋Pl＋Di

钙质变质岩：Cal＋Tl＋Fo，Cal＋Rk＋Fo，Cal＋Bit＋Scp＋Di＋Cz＋Qz，Cal＋Sep

（4）角闪麻粒岩相紫苏辉石-斜长石带

分布在诺木洪金水口-跃进山一带，以基性变质岩中出现紫苏辉石为标志。其变质矿物共生组合（图2-6）如下：

泥质变质岩：Cor＋Gr＋Pl＋Bit＋Qz

长英质变质岩：Gr＋Bit＋Pl＋Qz

基性变质岩：Hy＋Cpx＋Pl＋Qz＋Bit

钙质变质岩：Scp＋Pl＋Cal，Di＋Hb＋Cal

2.变质作用温压条件估算

根据变质岩中特征变质矿物的出现及其共生组合，尤其是泥质变质岩中依次出现And＋Cor＋Mu到Sil＋Cor＋Mu到Sil＋Kp的特征变质矿物组合，其变质作用为低压变质相系，属角闪岩相。

图2-5 白沙河岩群矽线石-钾长石带矿物共生组合图解

（据1∶25万兴海幅报告）

图2-6 诺木洪地区白沙河岩群矿物共生图解

（据1∶25万冬给措纳湖幅报告）

在低角闪岩相变质岩矿物组合中红柱石、堇青石和矽线石同时出现，表明其变质反应条件应在Al2SiO5三相点附近，温压条件为：T＝530 ± 20℃，p＝4.2 ± 0.3 GPa（R.Bohlen和A.Montana，1991）。

泥质变质岩中出现Mu＋Qz＝Sil＋Kp的临界反应，据实验资料，其平衡条件为T＝640～680℃，p＝0.2～0.4 GPa。该条件为低角闪岩相变质岩递增到高角闪岩相的温压界线，即出现矽线石-钾长石带的下限。含镁橄榄石大理岩中Cal＋Tl＋Fo矿物共生组合的出现，根据硅质白云岩p＝500 MPa相图（Winkler，1976），在XCO2常态下，透闪石消失，镁橄榄石出现，相当于650～700℃的温度。

在不同地区石榴子石冠状后合成晶集合体的石榴透辉斜长角闪岩中测得不同世代变质矿物时，变质反应温度集中在535℃和707～704℃，后期退变质反应的温压条件为T＝530～550℃，p＝3.5～4.5 kPa。

在角闪麻粒岩相变质岩矿物组合中基性变质岩出现Hy＋Cpx＋Pl，泥质变质岩中出现Cor＋Gr＋Pl，其温压条件：T＞700℃，p＞0.29 GPa。

据上述变质反应和地质温压计算，推测具递增变质特征的变质相带温度条件为：堇青石-红柱石带T＝530℃；矽线石-堇青石带（第一矽线石带）T＝530～640℃；矽线石-钾长石带（第二矽线石带）T＝650～740℃；紫苏辉石＋单斜辉石带T＞700℃。

3.变质期次

区域上诺木洪、金水口一带白沙河岩群石榴堇青黑云片麻岩中锆石U-Pb上交点年龄为1920 Ma（1∶25万冬给措纳湖幅），混合花岗岩全岩Rb-Sr等时年龄为1990 Ma（王云山，陈基娘，1987），纳木龙斜长角闪岩 Sm-Nd 等时年龄为1970 Ma（1∶25 万兴海幅），这些年龄数据较一致。由于全岩Rb-Sr和全岩Sm-Nd的封闭温度为650℃左右（Dodsoh，1984），结合变质作用条件，可以确定此次变质作用发生在距今19 亿年左右，相当于吕梁运动。

东昆北阿拉克湖—冬给措纳湖—兴海一带白沙河岩群变质岩中泥质、长英质变粒岩类原岩为含泥质杂砂岩。中基性火山变质岩类中斜长角闪岩原岩为基性火山岩，角闪斜长片麻岩原岩为含Ca较高的中性火山岩或火山凝灰岩；二者均为亚碱性系列岩石，前者处于岛弧拉斑玄武岩区和钙碱性玄武岩区，后者则在钙碱性系列区，反映中基性火山岩有从拉斑系列向钙碱性系列演化的趋势，应为活动陆缘构造环境下的产物。钙质变质岩类中大理岩类、白云质大理岩类的原岩为碳酸盐岩类和镁质碳酸盐岩类。与大理岩密切伴生的钙质片岩和变粒岩的原岩是碳酸盐岩和细粒陆源碎屑岩之间的混合沉积物，因混合比例不同产生多种类型的岩石，其成分变化范围大、矿物种类多且相对含量变化较大。因此，白沙河岩群变质岩原岩为泥砂质沉积碎屑岩＋中基性火山岩＋富镁碳酸盐岩建造，具以浅海相陆源碎屑岩为主的活动性沉积建造特点，总体反映类似活动大陆边缘的构造环境。

除上述外，阿尔金地区也有古元古代变质事件的报道，此次区调工作未能有效识别，暂不论述。

一、常见变质矿物的主要鉴定特征

变质岩中常见到的变质矿物主要有下列20种，在薄片中的主要光性特征如下：

（一）富铝矿物

等化学系列条件下，指示原岩为泥质岩类或原岩富含泥质（沉凝灰质）长英质岩类。

1.刚玉（Crd）

薄片中无色或浅蓝色，柱状、板状或粒状晶体，无解理，有裂开，正高突起（图版Ⅰ-1），Ⅰ级灰干涉色；但由于硬度大，薄片中较厚，因而可达Ⅱ级蓝干涉色（图版Ⅰ-2）。刚玉常见于SiO2不足而富A12O3的岩石中，是典型的高温矿物之一。

2.红柱石（And）

薄片中无色，有时略显粉红色-无色的弱多色性，横切面四方-菱形的柱状（图版Ⅰ-3），可见两组近直交的解理，柱面可见一组（柱面）解理（图版Ⅰ-4），正中突起；最高干涉色Ⅰ级黄，平行及对称消光，负延性。晶内常含炭质等包裹体，在横切面中呈十字对角线分布，称空晶石（图版Ⅰ-5）。常为泥质岩类经低温低压区域变质（低压绿片岩相）或低级热接触变质（红柱石（钠长-绿帘）角岩相）岩的典型矿物之一。

3.蓝晶石（Ky）

薄片中无色，有时略带淡蓝色，沿c轴延长的板状（图版Ⅰ-6），{100}解理可见，{001}横裂理发育，正高突起，干涉色为Ⅰ级顶部，Ng∧c≈30 °，但在横切面上Np 几乎垂直{100}解理（图版Ⅰ-7），因此呈近于平行消光（注意不像红柱石、透闪石那样呈对称消光）；正延性。是中压变质相系的典型矿物之一。

4.矽线石（SiI）

薄片中无色，常呈纤维状、束状集合体（图版Ⅰ-8），{001}裂开发育，使晶体呈“竹节”状；正中-正高突起，Ⅱ级干涉色（图版Ⅰ-9），延长方向平行消光，横切面上为对称消光，正延性。是低压高温变质的典型矿物之一。

（二）富钙矿物

多指示原岩为碳酸盐岩或原岩被碳酸盐（富钙）流体交代。

1.黝帘石（Zo）

黝帘石属斜方晶系，薄片中均无色，柱状或粒状，正高突起（图版Ⅱ-1），Ⅰ级干涉色中低部，有异常干涉色（深蓝、褐或靛蓝色，图版Ⅱ-2）。通常由斜长石蚀变形成，也出现于中-高压变质相系中。

2.符山石（Ve）

薄片中无色或浅黄、浅褐色，略有多色性，柱状、粒状或放射状集合体（图版Ⅱ-3，4），正高突起，Ⅰ级灰干涉色，常有褐或蓝色异常干涉色，有时同一切面干涉色不均匀，有时见环带结构，平行消光，负延性。常见于钙质岩类经中低温低压区域变质（低压绿片岩相-角闪岩相）或中低级热接触变质（红柱石角岩相-普通角闪石角岩相）岩中。

3.方柱石（Sc）

薄片中无色或混浊状，柱状或粒状，随成分变化突起可有负低-正中突起，两组近直交柱面完全解理（图版Ⅱ-5，6），平行消光，负延性，最高干涉色可达Ⅲ级（富钙方柱石），富钠方柱石为Ⅰ级灰，干涉色高者有时可见特殊的细小斑点状干涉色。常为钙质岩类经中低温低压区域变质（低压绿片岩相-角闪岩相）或中高级热接触变质（普通角闪石角岩相-辉石角岩相）岩代表性矿物之一。

4.透辉石（Di）

薄片中无色，呈短柱状或粒状集合体，正高突起。横切面上可见两组近于直交的解理（图版Ⅱ-7，8），纵切面上只见一组解理，干涉色Ⅱ级；消光角大，Ng∧c=38°～48°，常小于40°。在钙质、铁镁质岩类经中温低压区域变质（低压角闪岩相）或高级热接触变质（辉石角岩相）岩中出现。

（三）铁镁质矿物

多指示原岩为基性岩类或成分相当的沉积岩。

1.绿泥石（ChI）

薄片中呈浅绿色，有弱多色性，呈片状或鳞片状集合体（图版Ⅲ-1），正低突起，干涉色Ⅰ级灰至Ⅰ级黄。叶绿泥石有墨水蓝或锈褐色异常干涉色（图版Ⅲ-2），近于平行消光。在低温低压变质条件下形成，是低压绿片岩相代表性矿物之一。

2.绿帘石（Ep）

薄片中呈黄绿色，有多色性（图版Ⅲ-3），柱状或粒状，正高突起，Ⅱ级到Ⅲ级色调很浓的干涉色（橙黄、绿、蓝绿或深红，图版Ⅲ-4），在颗粒中干涉色分布不均匀，柱面为平行消光。在低温中-低压变质条件下形成，是绿片岩相代表性矿物之一，也常见于蚀变岩中。

3.硬绿泥石（Chd）

薄片中呈灰至暗绿色，有多色性，呈片状或蒿束状集合体（图版Ⅲ-5，6），正高突起，Ⅰ级干涉色，斜消光，负延性。是低温中低压代表性铁镁质矿物之一。

4.阳起石（Act）

薄片中呈浅绿-黄绿色，有弱多色性（图版Ⅲ-7），柱状、纤维状或放射状集合体，具闪石式解理，正中突起，干涉色比透闪石略低，最高为Ⅰ级末至Ⅱ级中（图版Ⅲ-8），Ng∧c=11°～15°。常见于富铁镁质低压中低温变质矿物组合中。

5.透闪石（Tr）

薄片中无色，柱状或放射状集合体，具闪石式（两组斜交）解理，正中-正高突起（图版Ⅳ-1），最高干涉色Ⅱ级橙黄（图版Ⅳ-2），Ng∧c=16°～21°。是钙质、铁镁质岩类经低压中低温变质的常见矿物之一。

6.蓝闪石（GI）

深蓝色，多色性特殊，Ng—深蓝色、Nm—红紫色、Np—无色或浅蓝绿、浅黄绿色，长柱状（图版Ⅳ-3，4），具闪石式解理，正中-高突起，最高干涉色不超过为Ⅰ级顶，消光角小，Ng∧c=5°～7°。蓝闪石是低温高压（蓝片岩相）的典型矿物之一。

7.十字石（St）

薄片中呈亮**（图版Ⅳ-5），有明显的多色性，柱状或粒状晶体，常含大量的（变）基质包裹体而呈筛状变晶结构，正高突起，Ⅰ级顶部干涉色（图版Ⅳ-6）；纵切面平行消光，正延性，横切面为对称消光。有时可见十字形穿插双晶。是中温中低压变质的代表性铁镁质矿物之一。

8.堇青石（Cord）

薄片中无色，多呈不规则粒状、梅花状或纺锤状（图版Ⅳ-7），负低-正低突起，干涉色为Ⅰ级灰白，常具双晶（三连晶、六连晶和聚片双晶）（图版Ⅳ-8）。二轴晶（可与石英区别）负光性，也有正光性，光轴角大。堇青石折射率、双折率均高于碱性长石，干涉色比碱性长石略高。常见于铁镁质岩类经中温中-低压区域变质（中-低压角闪岩相）或热接触变质（辉石角岩相）岩中。

9.绿辉石（Omp）

薄片中无色至淡绿色（图版Ⅴ-1），柱状或粒状，正高突起，辉石式解理，最高干涉色Ⅱ级蓝绿（图版Ⅴ-2），Ng∧c=39°～43°。为榴辉岩（高温高压条件）中的特征矿物之一。

（四）富镁矿物

多指示原岩为镁铁质或富镁岩类。

1.蛇纹石（Sep）

薄片中无色或呈浅黄绿色，为叶片状或纤维状集合体（图版Ⅴ-3，4），正低突起，Ⅰ级灰干涉色，近于平行消光。叶蛇纹石和纤维蛇纹石均为正延性，利蛇纹石为负延性。是典型的低温（蚀变）富镁变质矿物之一。

2.滑石（Tc）

薄片中无色，片状，正低突起（图版Ⅴ-5），有弱闪突起现象，干涉色可高达Ⅲ级（图版Ⅴ-6）（比白云母高，但仅利用干涉色很难区别），平行消光，正延性，少数斜消光但消光角小。滑石常与富镁铁质的矿物共生（这是不同于白云母之处），是典型的低温富镁变质矿物之一。

（五）其他矿物

这类矿物成分变化较大，在不同原岩、不同变质条件下出现不同的矿物种类。因此，其准确地鉴定还需要化学成分分析等数据。

石榴子石（Ga）

薄片中无色、粉红或浅黄褐色，等轴粒状或不规则粒状（图版Ⅴ-7，9），正极高突起，无解理，正交镜下全消光，均质体。当含钙铁榴石分子时常见光性异常，有弱Ⅰ级灰干涉色及环带构造（图版Ⅴ-8）。常含有大量（变）基质包裹体，构成包含变晶、筛状变晶和残缕结构。

二、变质岩的结构特征

（一）变晶结构

变晶结构是变质作用进行得较彻底的变质岩具有的主要结构。变晶结构的观察与描述常从矿物颗粒的大小、结晶习性和形态，以及矿物间的相互关系三个方面进行，然后按照下列顺序综合描述：绝对大小+相对大小+结晶习性和形态+变晶结构。

1.矿物颗粒的大小

可从主要矿物颗粒（占多数的矿物颗粒粒径，与矿物种类、结晶习性不一定有直接关系）的绝对大小和相对大小两方面划分：

（1）按矿物颗粒的绝对大小分为：

◎ 粗粒变晶结构：＞3mm；

◎ 中粒变晶结构：1～3mm；

◎ 细粒变晶结构：0.1～1mm；

◎ 显微变晶结构：＜0.1mm。

（2）按矿物颗粒的相对大小（含量＞50%的颗粒）分为：

◎ 等粒变晶结构；

◎ 不等粒变晶结构；

◎ 斑状变晶结构。

当岩石具有斑状变晶结构时，对应有变基质的结构。其结构描述为：具xx变晶基质的斑状变晶结构，或斑状变晶结构，变基质具xx变晶结构。例如，“显微鳞片粒状变晶基质的斑状变晶结构”；或描述为“斑状变晶结构，变基质具中细粒不等粒粒状变晶结构”。

2.矿物颗粒的结晶习性和形态

◎ 粒状变晶结构：岩石主要由粒状矿物（长石、石英、方解石等）所组成。按矿物颗粒边缘的形态可进一步分出缝合粒状变晶结构（图版Ⅵ-1）和镶嵌粒状变晶结构（见图3-2）。

◎ 鳞片变晶结构：岩石主要由云母、绿泥石、滑石等片状矿物所组成（图版Ⅵ-2）。至于这些片状矿物的排列定向与否，并不影响结构名称，但可成为不同的构造。如定向排列，则岩石呈片状构造；如果这些片状矿物分布较均匀但缺乏定向性，则岩石呈块状构造；若无定向且分布不均匀，可能为斑块状构造。

◎ 纤状变晶结构：岩石主要由长柱状、针状或纤维状矿物组成（图版Ⅵ-3），如阳起石、透闪石、矽线石、硅灰石等。

许多变质岩通常是由形态不同的变晶矿物组成，其结构名称一般采用复合命名方法，按照“少前多后”的顺序综合命名。例如，某变质岩石中变晶矿物以白云母为主，石英次之，则该岩石的结构为“粒状鳞片变晶结构”；反之，当石英为主要的变晶矿物，白云母含量相对较低时，则该岩石结构就称为“鳞片粒状变晶结构”（图版Ⅵ-4）。

3.矿物颗粒间的相互关系

◎ 包含变晶结构：较大的变晶矿物（主晶）中，包裹了一些不定向的细小矿物颗粒（客晶）（图版Ⅵ-5）。应当注意的是，客晶形成早于主晶，否则就应属交代穿孔结构了。

◎ 筛状变晶结构：较大的变晶矿物中包裹了很多（定向或不定向的）小晶粒，致使主晶呈筛网状（图版Ⅵ-6）。

◎ 残缕结构：较大的变晶矿物（常为变斑晶）中包裹的细小矿物颗粒呈平行（直线状、曲线状甚至揉曲状）定向排列（图版Ⅵ-7），并与较大的变晶矿物的外缘（常为变晶基质中）的同种矿物断续相连。

（二）变形结构

1.碎裂结构

按脆性变形的程度，即破裂→破碎（粒化）→重结晶或变质结晶，可划分出不同类型：

◎ 碎裂结构：碎基（粒化颗粒，其粒度比变形前减小）含量占10%～50%，常有原岩结构残留、相对完整的矿物颗粒和集合体残留（图3-3）。

◎ 碎斑结构：碎基（

2.糜棱结构

糜棱结构为韧性变形的产物，常具有同变质变形特点，即在变形的同时存在重结晶和（或）变质结晶（此时的结晶称为“应力生长”，形成的矿物称为“应力矿物”）。不同的结构类型之间常具有过渡性特点：

◎ 初糜棱结构：碎基（显晶质，通常0.5mm以上）不超过50%，因韧性流而具面理；碎斑多，且常定向，发育粒内变形（显微构造或组构）。

◎ 糜棱结构（图版Ⅶ-1）：碎基（显微晶质，通常0.5mm以下）为主，因韧性流而具面理，其间有少量碎斑；碎斑常定向，并发育粒内变形（显微构造或组构）。

◎ 超糜棱结构：基本无碎斑，碎基极细小（类似于隐晶质）并呈“流状”定向。

（三）交代结构

不同类型的交代结构可以反映出交代变质的程度及其成分的变化特征。大多数变质岩中都可见到交代结构，但在气成-热液交代变质岩（蚀变岩）、接触交代变质岩和混合岩中更为发育，这是区分变质岩与岩浆岩、沉积岩以及划分变质岩成因类型的重要标志之一。

交代结构常常是从矿物颗粒边缘、裂隙（交代蚕食结构）（图版Ⅶ-2）或以中心穿孔方式（交代穿孔结构）（图版Ⅶ-3）开始发育，随着交代强度的加大，新生的交代矿物逐渐取代残余矿物，直至残余矿物完全被取代而仅保留其假象（交代假象结构）（图版Ⅶ-4）。因此，不同的交代结构类型是判别交代强度的直观依据，也是划分交代变质带（蚀变强度带）、混合岩带（强度带）的重要标志之一。

三、变质岩的成因类型与分类命名

变质岩按成因（变质作用类型）分为五类：接触变质岩类（又分为热接触变质岩和接触交代变质岩）、动力变质岩类、区域变质岩类、混合岩类、（气液）交代变质岩类。

（一）热接触变质岩类

这类岩石采用等化学系列（五类原岩）和等物理系列（三个接触变质相）进行分类（表3-2）。五类原岩（系列）为：长英质岩类、泥质岩类、碳酸盐岩类（钙质的或镁质的）、基性岩类和镁质岩类。其相应的热接触变质岩是：角岩类、斑点板岩类、（接触）大理岩类、（接触）片岩类和（接触）片麻岩类。

热接触变质岩代表性岩石类型是角岩。除大理岩外的热接触变质岩，所含变质矿物呈散布状或具非定向构造时，都可定名为角岩。具体命名时，在基本名称“角岩”之前，加列特征变质矿物和主要矿物组合，即在基本名称前按变质岩一般命名原则和顺序定名，如：堇青石角岩（图版Ⅶ-5）、红柱石角岩（图版Ⅶ-6）、石榴子石透辉石角岩等。

对于具有定向构造（一般为继承性结晶面理）的热接触变质岩石的接触片岩或接触片麻岩，参照区域变质的片岩、片麻岩命名原则进行命名。如热接触变质作用研究很成熟的地区——北京周口店出露有矽线石红柱石云母（接触）片岩。

（二）动力变质岩类

动力变质岩的分类方案较多，也与构造岩或断层岩的分类有所差异。目前一般倾向于以变形特征——变形结构（代表了变形特点及强度，变形强度由粒化程度显现，以碎基含量代表）、重结晶及变质结晶程度（以新生矿物含量为代表）为主要的分类依据（表3-3）。

表3-2 热接触变质岩分类表

表3-3 动力变质岩分类

动力变质岩的命名首先是根据变形的特征定出基本岩石名称，再根据原岩或矿物成分进一步命名。如花岗质碎裂岩、长英质糜棱岩等。

（三）区域变质岩类

区域变质岩的种类繁多，当鉴定未知岩石时，先从岩石的结构与构造入手，根据手标本并参照构造特征，可以进行粗略分类（定亚类）。

1.具定向构造的岩石类型

根据定向构造的类型，可初步分出四个亚类：

◎ 板岩类；

◎ 千枚岩类；

◎ 片岩类；

◎ 片麻岩类。

2.通常不具定向构造的岩石类型

◎ 石英岩类；

◎ 大理岩类。

这两类岩石一般为块状构造，有时发育条带状构造。当具有片状构造（一般为较强的变形后结晶形成）时，应归属“片岩”类。

3.可具定向构造，也可不具定向构造的岩石类型（按成分可进一步划分）

◎ 变粒岩类（长英质系列、铁镁质系列）；

◎ 斜长角闪岩类（长英质系列、铁镁质系列）；

◎ 麻粒岩类（长英质系列、铁镁质系列）；

◎ 榴辉岩类（铁镁质系列、镁质系列）。

上述岩石都属区域变质岩的基本类型（亚类），在对其岩石薄片做进一步的镜下观察后，还应详细命名，其定名原则和顺序参见本篇第一章。

在区域变质岩中，片岩和片麻岩比较常见且类型多样，其种属划分和详细定名可参照不同的分类表（表3-4，表3-5，表3-6）进行。表中所列岩石名称多为基本名称。

表3-4 依据片柱状矿物种类划分的片岩分类

表3-5 云母片岩的分类

表3-6 依据长石类型的片麻岩分类

片麻岩的命名首先是根据长石的种类定出基本名称（表3-6）；进一步命名时，在基本名称前加上片状、柱状矿物和特征变质矿物。如：蓝晶黑云斜长片麻岩（图版Ⅶ-7）、刚玉矽线钾长片麻岩（图版Ⅶ-8）等。

（四）混合岩类

混合岩是由新生的脉体（通常与花岗质岩成分相当，颜色相对较浅）与残留的基体（一般为残留的区域变质岩，颜色相对较深的组成部分）相互作用和混合形成的，因而其形成的方式比较特殊，具有较为特殊的变成构造——混合岩构造；交代作用的普遍存在（交代结构的发育）反映了原岩（变质岩）被改造的程度。因此，混合岩分类的主要标志是：基体与脉体的组成及其量比、原岩的改造程度、岩石构造。依此可分出混合岩的四种基本类型（表3-7），并与混合岩（强度）带相对应。

表3-7 混合岩分类及其主要特征

（五）交代变质岩类

鉴别交代变质岩（也称为“气-液变质岩”或“蚀变岩”）的主要依据是交代（蚀变）矿物的共生组合及矿物含量。在薄片鉴定工作中，应注意到交代作用强弱对岩石定名的影响。在气成-热液交代作用下，原岩面貌（成分、结构）不断变化，交代程度不同的岩石，在空间上也可显示良好的分带性（即蚀变带）。

交代变质岩的基本命名方式，原则上与蚀变（强度）带划分相对应（表3-8）。

表3-8 蚀变带划分与气-液变质岩的命名

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