1、火成岩介绍及图片火成岩：火成岩由地幔或地壳的岩石经熔融或局部熔融(partialmelting)的物质如岩浆冷却固结形成的。岩浆可以是由全部为液相的熔融物质组成，称为熔体(melt)；也可以含有挥发分及局部固体物质，如晶体及岩石碎块。火成岩的分类：岩浆岩主要由硅酸盐矿物组成，此外，还常含微量磁铁矿等副矿物。根据岩石SQ2含量，岩浆岩可分为四大类：超基性岩：SiO265%o岩石的碱度即指岩石中碱的饱和程度，岩石的碱度与碱含量多少有一定关系。通常把Na2O+K2O的重量百分比之和，称为全碱含量。Na2O+K2O含量越高，岩石的碱度越大。A-Rittmann1957年考虑Si2和Na2O+K2O之间
2、的关系，提出了确定岩石碱度比拟常用的组合指数()oo值越大，岩石的碱性程度越强。每一大类岩石都可以根据碱度大小划分出钙碱性、碱性和过碱性岩三种类型。ov3.3时，为钙碱性岩；=3.3-9.0时，为碱性岩;9时，为过碱性岩。除了岩石化学成分之外，矿物成分也是岩浆岩分类的依据之一。在岩浆岩中常见的一些矿物，它们的成分和含量由于岩石类型不同而随之发生有规律的变化。如石英、长石呈白色或肉色，被称为浅色矿物；橄榄石、辉石、角闪石和云母呈暗绿色、暗褐色，被称为暗色矿物。通常，超基性岩中没有石英，长石也很少，主要由暗色矿物组成；而酸性岩中暗色矿物很少，主要由浅色矿物组成；基性岩和中性岩的矿物组成位于两者之间
3、浅色矿物和暗色矿物各占有一定的比例。根据产状，也就是根据岩石侵入到地下还是喷出到地表，岩浆岩又可以分为侵入岩和喷出岩。侵入岩根据形成深度的不同，又细分为深成岩和浅成岩。每个大类的侵入岩和喷出岩在化学成分上是一致的，也就是说岩浆成分是相似的，但是由于形成环境不同，造成它们的结构和构造有明显的差异。深成岩位于地下深处，岩浆冷凝速度慢，岩石多为全晶质、矿物结晶颗粒也比拟大，常常形成大的斑晶；浅成岩靠近地表，常具细粒结构和斑状结构；而喷出岩由于冷凝速度快，矿物来不及结晶，常形成隐晶质和玻璃质的岩石。根据上述原那么，首先把岩浆岩按酸度分成四大类，然后再按碱度把每大类岩石分出几个岩类，它们就是构成岩浆岩
4、大家族的主要成员。比方超基性岩大类：钙碱性系列的岩石是橄榄岩苦橄岩类；偏碱性的岩石是含金刚石的金伯利岩；过碱性岩石为霓霞岩霞石岩类和碳酸岩类。基性岩大类：钙碱性系列的岩石是辉长岩玄武岩类；相应的碱性岩类是碱性辉长岩和碱性玄武岩。中性岩大类：钙碱性系列为闪长岩安山岩类；碱性系列为正长岩-粗面岩类；过碱性岩石为霞石正长岩-响岩类。酸性岩类：主要为钙碱性系列的花岗岩-流纹岩类。火成岩的成因：一、原始岩浆的种类和起源根据目前研究，岩浆起源于上地幔和地壳底层，并把直接来自地幔或地壳底层的岩浆叫原始岩浆。岩浆岩种类虽然繁多，但原始岩浆的种类却极其有限，一般认为仅三、四种而已，即只有超基性（橄榄）岩浆、基性
5、玄武岩浆）、中性（安山）岩浆和酸性（花岗或流纹）岩浆。当然，对这个问题的认识也经过一个长期历史开展过程。在十九世纪中叶布恩森（BonSOn,1851）曾提出有玄武岩浆和花岗岩浆两种原始岩浆的主张，但关于花岗岩浆的论点一直未受重视，一些学者却坚持认为只有一种玄武岩浆，而所有的岩浆岩都是由玄武岩浆派生出来的。这就是本世纪初至20年代期间风行一时的岩浆成因一元论。最早提出一元论者是戴里（DaIy）和鲍文。但一元论不能解释这样一个众所周知的地质事实，即花岗岩在大陆地壳中的分布要比玄武岩广得多，例如据计算，花岗岩的分布面积比玄武岩大五倍，比其他深成岩大二十倍，并且花岗岩几乎不与玄武岩共生。进入本世纪三
6、十年代，列文生一列森格和肯尼迪（Kenndyj933）根据花岗岩和玄武岩同为地壳中分布最广的岩浆岩这一事实，又重新昌导花岗岩浆和玄武岩浆两种原始岩浆的论点，即所谓岩浆成因二元论。本世纪中期前后，有人针对环太平洋“安山岩线”和阿尔卑斯型超基性侵入岩这种地质事实，又提出了安山岩浆和橄榄岩浆的论点。于是进入了所谓岩浆成因的多元论阶段。目前认为种类繁多的岩浆岩就是从橄榄岩浆、玄武岩浆、安山岩浆、花岗岩浆通过复杂的演化作用形成的。这几种原始岩浆是上地帔和地壳底层的固态物质在一定条件下通过局部熔融（重熔）产生的。局部熔融是现代岩浆成因方面的一个根本概念，大致解释如下：和单种矿物比拟起来,岩石在熔化时有以下
7、两个特点：第一，是岩石的熔化温度低于其构成矿物各自单独熔化时的熔点；第二，是岩石从开始熔化到完全熔化有一个温度区间，而矿物在一定的压力下仅有一个熔化温度。岩石熔化时之所以出现上述特点，是因为岩石是由多种矿物组成的，不同的矿物其熔点也不相同，在岩石熔化时，不同矿物的熔化顺序自然不同。一般的情况是:矿物或岩石中Si2和松0含量愈高，即组分愈趋向于“酸性”,愈易熔化，称为易熔组分；反之，矿物或岩石中FeO、Mg0、CaO含量愈高，即组分愈趋于“基性”,愈难熔化，称为难熔组分。所以，岩石开始熔化时产生的熔体中SiO2、K2。、NazO较多，熔体偏于酸性，随着熔化温度的提高，熔体中铁、镁组分增加而渐趋于
8、基性。表中列出了岩屑砂岩在水压为2000巴时所做的熔化实验数据。由该表可知,熔体成分变化十清楚显，在69CrC至730之间局部熔融现象很清楚。熔体成分中Si02含量随着温度的升高而降低，CaOFeO.MgO组分增加。在780度时岩石大局部熔化，熔体逐渐接近于花岗闪长岩的成分，残留少量难熔基性组分。根据上述试验和地质观察，人们得出了局部熔融的概念，即在岩石开始熔化至全部熔化的温度区间内，岩石中的易熔组分（酸性组分）先熔化，产生酸性熔体，残留体为较基性的难熔固体物质。随着温度增高，熔体数量增加，其基性成分也逐渐增加；当温度到达或超过岩石全部熔化的温度时，岩石全部熔化，熔体成分和被熔化的原岩成分一致
9、岩石的局部熔融作用又叫重熔作用或深熔作用。岩石局部溶融根本是按石英一长石一橄榄石的顺序进行。由于地壳深部和上地幔的温度很高，固态地壳物质和上地幔物质同样也会发生局部熔融或重熔作用，一般认为上地悔物质的局部熔融产生橄榄岩浆、玄武岩浆、安山岩浆；而地壳深部（底层）岩石的局部熔融作用产生花岗岩浆。1 .玄武岩浆是上地幔物质（地幔岩）局部熔融的产物。目前推断，在上地幔的不同深度上通过局部熔融产生三种岩浆，即：拉斑玄武岩浆：约小于15公里；高铝玄武岩浆：约1535公里；碱性玄武岩浆：约35-75公里;但也有人主张只有一种玄武岩浆。从玄武岩浆中可以直接冷凝结晶成玄武岩和辉长岩。玄武岩浆通过分异作用也可生
10、成少量的中性岩和酸性岩，但自然界少见，仅是一种实验和理论上的可能性。可是通过玄武岩浆的分异作用产生超基性岩，那么有充分的实验、理论和地质根据，例如前面提到的超基性一基性层状侵入杂岩体就是最好的例证。2 .花岗岩浆是大陆地壳深部物质重熔的产物。根据理论计算，在不同深度上可能形成性质稍有差异的花岗岩浆。例如在约10公里的深度上形成活动性很弱的岩浆，许多巨型花岗岩岩基即由此种岩浆形成；大约在20公里深度上可生成活动性很强的岩浆，能够上侵至地壳浅部形成浅成侵入体，以至喷出地表形成流纹岩。花岗岩浆通过同化作用可形成中性岩和碱性岩。但是，并非所有花岗岩均来自花岗岩浆。一些花岗岩是由混合岩化作用形成的。3
11、安山岩浆提出该岩浆存在的主要论点是环太平洋地区广泛地分布着安山岩。板块学说认为此种岩浆的生成模式是：当玄武岩洋壳到达海沟并向下俯冲时，玄武岩及其上覆的洋底沉积物发生局部熔融即可形成安山岩浆，其俯冲下插的深度达95公里时即可发生这一作用。对于大陆内部的安山岩，有人那么认为是地幔或地壳深部局部熔融产生的安山岩浆活动的产物，其深度约为60公里。4 .橄榄岩浆是上地幔物质大约在80至160公里的深度上局部熔融的产物。此种岩浆形成的侵入岩多沿深大断裂或平行于褶皱带的走向分布，许多独立的超基性岩体呈串珠状分布，构成绵延数百公里的岩带。如我国祁连山、欧洲阿尔卑斯山的超基性岩即属此类。再次指出，关于原始岩浆
12、及其起源问题极其复杂，许多问题并未得到圆满解决，尚待进一步研究，在这一方面深部地球物理探测是一个很重要的手段。岩浆的演化（分异和同化）岩浆从开始产生直到固结为岩石，始终处在不断的变化过程中；对于岩浆岩成因具有直接意义的是岩浆侵入地壳、特别是侵入地壳浅部以后到凝固为岩石这一期间内岩浆在物质成分上发生的演化。该期间内岩浆演化的根本过程是通过分异作用和同化作用，由少数几种岩浆形成多种多样的岩浆岩，并在适宜条件下形成一定的矿床。岩浆的分异和同化，是岩浆岩成因方面的根本问题，在理论上和实际上均具有很大意义。（一）岩浆分异作用岩浆可以通过两种方式发生分异，即熔离作用和结晶分异作用，这是岩浆内部发生的一种演
13、化。1 .熔离作用原来均一的岩浆，随着温度和压力的降低或者由于外来组分的参加，使其分为互不混溶的两种岩浆，即称为岩浆的熔离作用。日常生活中的油一水关系可以做为这方面的例子。在炼铁炉中熔炼铁矿石时，在CaCo3和CaFz等外加熔剂作用下，铁水和熔渣（硅酸盐熔体）就分为互不混溶的两个液层，铁水比重大而下沉，熔渣轻而上浮，这是同天然熔离作用很相似的又一例子。此外，也有人把玄武岩熔化后做试验，在玄武岩熔体参加CaF2,结果熔体也分为两个液层，上部为相当于流纹岩岩浆的酸性熔体层，下部为相当于橄榄岩的超基性熔体层。目前认为，在天然的岩浆中硫化物、氧化物和硅酸盐熔体可以发生熔离作用；一些含有铜银的基性岩浆在
14、高温时铜银硫化物熔体完全混溶于基性岩浆中，当温度下降到某一限度后，此二种熔体即发生别离，铜银硫化物比重大而富集于底部成矿床，硅酸盐熔体在上部固结成岩石。我国西南某地的含伯硫化物矿床就是这样形成。至于岩浆中不同的硅酸盐熔体之间能否发生熔离作用，尚有争议。不过一些人仍认为辉长岩中的条带状构造和某些珍珠岩中的球粒是硅酸盐熔离作用造成的。甚至近来有人提出在上地幔的岩浆源区就能够发生深部熔离作用从而产生安山岩浆和玄武岩浆的论点，尚待研究。2 .结晶分异作用矿物的结晶温度有高有低，因此，矿物从岩浆中结晶析出的次序也有先有后。在岩浆冷凝过程中矿物按其结晶温度的上下先后同岩浆发生别离的现象叫结晶分异作用。结晶
15、分异作用在玄武岩浆中研究得最为完备，由鲍文和贝莱（Baliey）于本世纪20年代即完成了实验和地质方面的经典研究，成为岩浆岩的理论支柱之一。玄武岩浆的结晶分异作用模式一般称为鲍文反响原理，即随着岩浆温度的降低，橄榄石首先结晶，并由于它比重大而沉落于岩浆体底部形成橄榄岩；继而辉石一基性斜长石同时结晶并沉落于橄榄岩“层”之上形成辉长岩；角闪石一中性斜长石同时析出构成闪长岩；而岩浆中越来越富Sio2、K20、Na2O及挥发性组分，并慢慢地被已晶出的矿物“层”挤到岩浆体的顶部最后结晶出石英一钾长石一酸性斜长石组合，即花岗岩。因为在这一分异过程中在矿物晶出后因其比重不同受重力作用而分别沉落、堆积，故又称
16、重力结晶分异作用”。用这种理论能够较圆满地解释层状超基性一基性侵入岩杂岩体，并建立堆积岩理论。在有关层状侵入体的矿床研究中，这种理论也得到了验证，并起到了指导找矿的作用。所以，这种结晶分异观点，经过半个多世纪的实验研究、理论探索和地质观察，对于层状超基性一基性岩的成因解释根本上得到了成认。但用玄武岩浆的分异作用解释多数或全部岩浆岩的成因，尚有值得进一步研究的地方。（二）同化混染作用由于岩浆温度很高，并且有很强的化学活动能力，因此它可以熔化或溶解与之相接触的围岩或所捕虏的围岩块，从而改变原来岩浆的成分。假设岩浆把围岩彻底熔化或溶解，使之同岩浆完全均一，那么称同化作用；假设熔化或溶解不彻底，不同
17、程度的保存有围岩的痕迹（如斑杂构造等），那么称混染作用。因同化和混染往往并存，故又统称同化混染作用。此外，也有人把岩浆熔化或溶解围岩并使之逐渐消失于岩浆中的过程叫同化作用；把因围岩的熔化或溶解使岩浆成分受到外来物质（围岩）的污染（混染）而改变其原来成分的作用叫混染作用。显然，同化与混染为同一过程，是岩浆与围岩的相互作用，岩浆同化围岩，围岩那么污染岩浆，因此，也一并称为同化混染作用。一般同化混染作用中岩浆成分变化的规律是基性岩浆同化酸性（或富含Si02）的围岩时，岩浆向酸性变化（酸度增加）；反之，酸性岩浆同化基性（富含Ca、Fe.Mg）围岩时，岩浆向基性方向变化（酸度降低）。按照鲍文反响原理，基
18、性岩浆可以同化酸性围岩，但酸性岩浆难于同化基性围岩。不过由于酸性岩浆往往富含挥发组份（CO2、H20、F、Cl等），因而有很强的溶解能力，虽然其温度低些，但它也能发生强烈的同化作用。其中酸性岩浆同化碳酸盐岩石（石灰岩、白云岩）的作用具有重大意义，因为它不仅能形成许多小的中性岩侵入体，而且也往往伴有矽卡岩化形成所谓矽卡岩矿床，如铜、铁、鸨矿等。在该同化作用中，大量Ca和Mg参加岩浆，使岩浆酸度降低，形成闪长岩或石英闪长岩，而在接触带上形成含石榴石和辉石的矽卡岩（变质岩）。如长江中下游的许多中一酸性侵入岩体广泛发育此种同化作用。在岩浆演化过程中，分异作用和同化混染作用可能同时进行；也可能以某种作用
19、为主导。在实际工作中要根据具体对象进行分析，从而得出比拟符合实际的结论，以正确阐述岩浆岩的形成和分布规律，指导矿产预测与寻找工作。按照分异作用和同化作用的理想模式，各种岩浆岩的成因关系如下：1、玄武岩浆的分异作用玄武岩安山岩流纹岩玄武岩浆辉长岩闪长岩花岗岩（少量）碱性岩辉绿岩橄榄岩辉石岩2、花岗岩浆的同化混染作用（Ca、FeMg参加）英安岩一安山岩花岗岩浆花岗闪长岩一闪长岩正长岩一碱性岩岩浆岩的共生组合概念：各种岩浆岩在空间分布上、形成时间上、物质成分上以及其成因上往往相互联系，彼此共生，按一定的规律以一种组合的形式出现，而且这种组合规律明显地受构造运动控制。为了阐述岩浆岩的共生组合规律，目前
20、提出了一些组合概念，主要有岩浆杂岩体、岩浆岩建造、岩套和岩浆旋回等。现作简要说明。（一）岩浆岩杂岩体岩浆岩杂岩体是具体的岩体组合，各岩体之间具有确定的地质界线，但它们共同占据一个局部空间，彼此邻接，大致同时形成，有同源关系，隶属于同一地质构造单元。自然界中主要的杂岩体类型有：超基性一基性侵入岩杂岩体；中性一酸性侵入岩杂岩体；碱性侵入岩杂岩体，火山岩杂岩体。例如北京南口中一酸性侵入岩杂岩体是一个颇为典型的杂岩体。该杂岩体约由30多个中一小型岩体构成，分布于400多平方公里的范围内。侵入活动主要发生在晚侏罗世，最晚可能延续到早白垩世，属燕山运动的产物。（二）岩浆岩建造岩浆岩建造是指相同的大地构造环
21、境中一定地质开展阶段上产生的几个相似杂岩体的综合和概括，不能用某种“地质界线”加以圈定。一般分为火山岩建造和侵入岩建造，如地槽开展早期的细碧一角斑岩建造；地槽开展晚期的玄武岩一流纹岩建造；地槽开展中期的花岗闪长岩一花岗岩建造；地台区的拉斑玄武岩一玄武岩建造等。一般说来，火山岩和侵入岩不能共同组成建造，因为它们产生于不同的构造开展阶段。（三）岩套和岩浆旋回岩套可以由几个建造构成，既有侵入岩，也有火山岩，甚至包括沉积岩和变质岩，例如蛇绿岩套既包括细碧一角斑岩建造和辉长岩一橄榄岩建造，也包括硅质岩、蛇纹岩。按造山期可分为前造山期岩套，造山期岩套和后造山期岩套。蛇绿岩套是前造山期岩套，发育于优地槽中。
22、岩浆旋回那么是从构造开展历史的角度出发，把一定大地构造区域整个开展阶段上全部岩浆作用的总和归并为一个岩浆旋回，例如造山运动可分为三期（阶段）：前造山期或造山运动早期，主要是基性、超基性岩浆作用；中造山期主要是大规模酸性岩浆的侵入作用；后造山期（或造山晚期）主要为火山作用。此三个造山期中的岩浆作用，即构成一个岩浆旋回。一个旋回可跨越几个地质时代。（porphyry）以斑状结构为特征的火成岩的总称。以结构特征对岩石的命名。斑岩一词，由母岩演变而来。粉岩由G.阿格里科拉于1546年首先引入文献，用以描述埃及的淡紫色、具斑点的岩石。此后很长时期内，斑岩和玲岩分别泛指变化了的具斑状结构的粗面质的安山质岩
23、石。多数岩石学家认为，大多数斑岩和玲岩在化学成分上属于中性岩和酸性岩，因此常见的斑晶是石英、碱性长石和斜长石。其中石英常发育六方双锥，具高温石英外形；碱性长石常为透长石、正长石和歪长石，具隐条纹构造或亚显微条纹构造；斜长石一般是中长石，常受岩浆熔蚀，或生成钠质斜长石膜，也可以因岩浆流动作用，构成斜长石的聚合斑晶。习惯上,将含碱性长石和石英斑晶,或只含其一的斑状结构的岩石,称为斑岩,如花岗斑岩；将含斜长石斑晶的，称为岩，如闪长为岩。如含斜长石又兼有碱性长石和（或）石英斑晶，仍称为斑岩，如花岗闪长斑岩。含大量自形（有时半自形）铁镁矿物斑晶的斑状岩石，一般为中、基性或超基性脉岩，称作煌斑岩。辉绿圻岩
24、是指含斜长石斑晶的基性浅成岩。钠长斑岩和苦橄玲岩分别是含钠长石斑晶和橄榄石斑晶的斑状浅成岩。无论是斑岩或是圻岩，都是岩浆作用两阶段结晶的产物。因此，它们的斑晶和基质之间矿物粒级悬殊。斑晶由早阶段岩浆结晶产生，形成于地下较深部位；而细粒或隐晶质基质为浅位晚阶段岩浆结晶产物。就最终侵位深度而言,斑岩和玲岩都属浅成岩,并常呈岩墙、岩脉、岩床或小侵入体产状。斑岩和粉岩随斑晶数量的减少和斑晶与基质之间粒度大小的接近而过渡为深成岩，如斑状花岗岩是相当于花岗斑岩的深成岩或半深成岩；又随斑晶数量减少和基质粒级减小（直至隐晶质或玻璃质）过渡为喷出岩，如斑状流纹岩是相当于浅成相的流纹斑岩的喷出岩。与斑岩或玲岩有关
25、的金属矿产，常称为斑岩铜矿、斑岩铜矿、斑岩鸨矿、玲岩铁矿等，它们都是与浅成岩浆作用和岩浆期后作用有成因联系的重要矿床。有些半风化的粗面质或粗安质斑岩，因含人体所需的多种微量元素，并被溶出，而称为药石一麦饭石。辉绿岩(diabase)成分相当于辉长岩的基性浅成岩。显晶质,细-中粒，暗灰-灰黑色,常具辉绿结构或次辉绿结构。辉绿结构指辉石的平均粒径大于斜长石平均长度，呈现一颗辉石包裹许多斜长石的现象；如果辉石平均粒径小于或近似于斜长石平均长度，那么呈现辉石局部地包裹斜长石或与斜长石相间，称为次辉绿结构。对于辉绿结构和次辉绿结构的成因的说法不一,一般认为是由于浅成条件下矿物结晶顺序的早晚所形成。含较多
26、填隙石英，或含由石英和正长石构成的填隙文象状交生体的辉绿岩，称石英辉绿岩，或拉斑辉绿岩；含沸石、正长石、霓辉石或霓石的，称碱性辉绿岩。易变辉石和紫苏辉石可以出现于石英辉绿岩中，橄榄石那么可出现于碱性辉绿岩中。辉绿岩常呈岩床、岩墙、岩脉和岩席，也呈岩颈或岩株充填于玄武岩火山口中，辉绿岩的上述产状，是它区别于辉长岩和玄武岩的主要标志。大规模的辉绿岩侵入体，如众多的辉绿岩岩床或厚300400米的辉绿岩板状地质体，往往出现于上覆盖层为中等厚度（约20003000米）的条件下，其原因是岩浆易于顺层或沿裂隙贯入。辉绿岩是上等建筑石料和铸石原料。超基性岩(UItrabaSiCrock)火成岩的一个大类。SQ
27、2含量小于45%。常与超基性岩并用的术语是超镁铁岩,指镁铁矿物含量超过75%的暗色岩石。大多数超基性岩都是超镁铁岩。超基性岩在地球上的分布有限，出露面积不超过火成岩总面积的0.5%,而且主要是深成岩。主要造岩矿物是橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和角闪石。次要矿物为石榴子石、云母和斜长石等。副矿物有铝铁矿、尖晶石、钛铁矿、金属硫化物、伯族矿物和磷灰石等。蚀变矿物为各种蛇纹石、绿泥石、次生角闪石、滑石、水镁石、伊丁石、皂石、碳酸盐矿物、玉髓和次生石英等。可分为深成岩和喷出岩，通常包括橄榄岩、苦橄岩、科马提岩、麦美奇岩、金伯利岩、玻基橄榄岩、玻基辉石岩等。其中橄榄岩是超基性岩中最常见的岩石。含有一定数量
28、碱性镁铁矿物的超基性岩为碱性超基性岩，此类岩石一般与碱性岩共生，故划入碱性岩系列。根据橄榄石、辉石和角闪石的相对含量以及国际通用分类方案，将超基性深成岩划分为假设干岩石类型：纯橄岩，橄榄绿色，橄榄石含量占90%以上。副矿物为铝尖晶石等，其量不超过10%。橄榄石为镁橄榄石和贵橄榄石，粒度由数毫米至数厘米，晶粒粗大的可形成巨晶纯橄岩。纯橄岩在超基性岩中以独立岩相、透镜体、脉体、铭铁矿体的岩石外壳等形式产出。当岩石中出现大量斜长石时，过渡为橄长岩，一般被划为基性岩类。橄榄岩，主要由橄榄石和辉石组成，是超基性岩中最常见的岩石类型。辉石岩，主要由辉石和橄榄石组成。根据辉石的种类、含量又可分为不同的岩石类
29、型。具镶嵌结构、粒状结构、包含（橄）结构等。辉石岩在超基性岩和基性一超基性杂岩中呈单独岩相和岩脉产出。角闪石岩，主要由角闪石组成，可含少量橄榄石、辉石、斜长石和金属矿物。角闪石一般为褐色普通角闪石。在大颗粒角闪石中常包含橄榄石，从而形成包含（橄）结构。玻基橄榄岩，是一种超基性暗色熔岩，常与碱性玄武岩伴生。岩石具斑状和似斑状结构，斑晶为橄榄石和含钛普通辉石，基质为黄褐色玻璃或由含钛辉石、金属矿物和少量斜长石组成的微晶集合体。当岩石中辉石含量超过橄榄石时可过渡为玻基辉石岩。苦橄岩是橄榄岩的浅成一喷出相。主要产状是岩床、岩墙等小侵入体，其次是玄武质熔岩下部堆晶相。主要由橄榄石（含量为5070%）和辉
30、石组成。辉石多为普通辉石、含钛普通辉石，有时也出现铭透辉石、斜方辉石、基性斜长石、棕色角闪石、云母和金属矿物，偶尔见磷灰石。岩石为暗绿色，具微晶结构、粒状结构、嵌晶结构、填间结构等，常与玄武岩和辉绿岩伴生。当苦橄岩具斑状结构时那么过渡为苦橄玲岩。超基性岩在化学成分上属硅酸不饱和系列。除辉石岩外，SiO2的含量均小于45%,AI2O3、Na20、K2O含量低,而MgO、Feo含量很高。超基性岩多经蚀变作用，其中H20、CO2含量往往较高,致使岩石的化学成分变化很大。超基性岩的镁铁比值MgO/（原子比）或含镁系数MgO/+Mgo是具有重要意义的特征数值。根据这些数值可分为镁质超基性岩、铁质超基性岩
31、和富铁质超基性岩。超基性岩常见的、较典型的结构有粒状结构、镶嵌结构、包含（橄）结构、网格结构、海绵陨铁结构，有时可出现变形、出溶和扭折结构等。超基性岩经常发生蛇纹石化、绿泥石化、透闪石化、次闪石化、滑石化、碳酸盐化、水镁石化和硅化等次生蚀变。其中以蛇纹石化最为常见。蛇纹石化超基性岩在地表或断层带内，经长期风化淋滤作用常形成由玉髓、蛋白石、菱镁矿、褐铁矿、高岭石等组成的风化壳。根据超基性岩产出的地质环境和形态可分为：独立的超基性岩体，其中又分层状和似层状基性一超基性侵入体，产于相对稳定的地质构造环境中、出露面积为几平方公里至数万平方公里不等。岩体的岩性具有明显的垂直分带和层状韵律构造。南非布什维
32、尔德杂岩体是典型的层状岩体，中国康浪地区、秦巴地区有层状岩体出现。非层状基性一超基性侵入体，出露于不同构造单元。分布于造山带的岩体呈陡倾斜的单斜或岩墙状,分布于稳定区的岩体多具同心环状构造岩体一般以纯橄岩、橄榄岩和辉石岩为主，但往往伴生辉长岩。在具环状构造的岩体的中央局部多为偏基性岩相。中国燕山、龙首山等地均有分布。蛇绿岩套中的超基性岩，此类岩石出露于蛇绿岩套的最底部和堆积岩相的下部，前者是板块俯冲和缝合线上的上地幔岩局部熔融后的剩余物，后者多为岩浆结晶的辉石岩、橄榄岩和橄长岩。碱性玄武岩和金伯利岩中超基性岩岩石包体，在中国和世界许多碱性玄武岩和金伯利岩中出现尖晶石二辉橄榄岩和石榴子石二辉橄榄
33、岩的包体。它们是玄武岩和金伯利岩喷发时所携带的上地幔岩石碎块，有时也称之为帔源包体。现代洋底超基性岩，在现代洋壳中存在超基性岩。它的成因与大洋中脊残留地幔有关。陨石超基性岩，已陨落的石陨石绝大多数由超基性岩组成。与超基性岩有关的矿产主要是格铁矿、铜银矿、铀钛磁铁矿、钳矿、金刚石等。响岩（PhOnoIite）成分与霞石正长岩相当的喷出岩。用锤击打这种岩石，丁当作响，故名。浅绿或浅褐灰色，脂肪光泽，致密。常具斑状结构，有时为无斑隐晶结构。主要矿物成分是碱性长石、似长石和碱性暗色矿物。有时有铁黑云母和贵橄榄石。碱性长石以透长石为主，次为歪长石、正长石、钠长石；而斜长石少见。似长石中常见的有霞石、白榴
34、石、方沸石、方钠石、黝方石、蓝方石等。辉石多含钠质，常见霓辉石和霓石，有时有透辉石和钛辉石。角闪石也以富钠质为特征，如棕闪石、红钠闪石、钠铁闪石、钠闪石。只以斑晶形式出现。副矿物有磁铁矿、磷灰石、钻石、楣石、三斜闪长石、黑榴石等。按岩石中似长石种类，把响岩分为以下种属：霞石响岩，通称响岩。主要由碱性长石、霞石和碱性暗色矿物组成。具规那么晶形轮廓的透长石、霞石、碱性辉石常构成斑晶。如果基质中霞石较多，常形成自形的六方形和长方形切面，那么称为响岩结构；如果基质以碱性长石为主，且晶体近于平行排列，霞石、碱性暗色矿物充填于长石微晶之间，那么称粗面结构。白榴石响岩，为灰白色或深灰色岩石，具斑状结构。透长
35、石、白榴石和少量碱性辉石常构成斑晶，但不具霞石斑晶。有时白榴石仅见于基质中。白榴石中常含辉石、磁铁矿、磷灰石、透长石等包裹体，呈放射状或同心圆状排列。白榴石不稳定，常被透长石、钾霞石等交代而保存白榴石假象，这种响岩称假白榴石响岩。按似长石种属还可分出方钠石响岩、方沸石响岩、蓝方石响岩和黝方石响岩。响岩平均化学成分()为：SiO257.45,TiO20.41,AI20320.60,Fe2O32.35,FeO1.03,MnO0.13,Mg00.30,Ca01.50,Na2O8.84,K2O5.23,H2O2.04,P2O50.12o响岩是一种很少见的岩石,约占所有喷出岩的0.1%常呈小岩流或充填于
36、破火山口中。一般见于碱性岩分布区。中国山西紫金山、江苏娘娘山、辽宁顾家和西藏巴毛穷宗有分布。角斑岩(keratophyre)泛指富钠的海相硅铝质中性喷出岩。与细碧岩伴生，且有成因联系。由德国地质学家C.W.冈贝尔于1874年提出。原指产于德国的菲希尔特山的一种含钠长石的、野外肉眼观察极近似粗面岩的喷出岩。此类岩石的特征矿物是钠长石或钠长石一更长石。此外还有绿泥石、绿帘石、方解石。暗色矿物为黑云母和辉闪石类。角斑岩大多为斑状结构，显微镜下可见石英斑晶，且常有溶蚀现象。长石斑晶往往变化为绢云母和高岭土的集合体。闪石类矿物都是含钠质高的自形晶，但易变化为纤维假象角闪石。有时含辉石。基质中可含石英，很
37、少见到玻璃质。角斑岩中常赋存有经济价值的矿床。如西班牙的里奥廷托的硫化物多金属矿床、中国甘肃白银厂的含金银多金属黄铁矿型铜矿床。也有人把日本的黑矿矿床与以上两矿床比照。细碧岩（SPilite）一种隐晶质、富钠贫钙、含钠质斜长石的基性火山岩。细碧岩一词由A.布龙尼亚于1827年提出，用以描述无斑或少斑、高钠富次生矿物的喷出岩。细碧岩的SiO2含量（重量）与玄武岩的相仿，但变化范围较大，约4455%;富碱，并常以Na2O含量（一般为46.5%）显著高于K20为特征。细碧岩的根本矿物组分是酸性斜长石即钠长石或更长石）、绿泥石和铁钛氧化物，有时含绿帘石、阳起石、方解石和少量石英，偶尔含辉石和橄榄石。细
38、碧岩的结构构造与玄武岩的相仿，但以填间结构、间粒结构和块状构造为常见。细碧岩常以海底熔岩流的形式产出。与水接触的熔岩的前峰或表层因淬冷作用,其中的钠长石和（或）辉石微晶,呈骸晶结构，铁钛氧化物呈树枝状结构；同时可能出现枕状构造,它的形态指示岩流顶面（枕状体向上突起和弯曲）和底面（向枕状体中心内凹或向下呈楔形）。枕状构造主要形成于水下斜坡，而不是在平坦的海底或地、洞穴中。细碧岩也可以具气孔构造、杏仁构造以及火山碎屑结构，但其数量和发育程底低于玄武岩。细碧岩还可形成小侵入体。细碧岩一般与角斑岩、石英角斑岩以及相应成分火山碎屑岩共生,称为细碧-角斑岩系；也可以与橄榄岩、辉石岩以及辉长质杂岩等组成蛇绿
39、岩套。细碧岩的成因，尚有争议，存在以下3种流行的观点：由细碧岩岩浆结晶形成,因为在细碧岩中见到众多的钠长石自形斑晶和燕尾状钠长石骸晶；海底玄武岩在其结晶晚期或结晶后不久，其中的钙质斜长石受海水中钠的置换，转变为钠长石，多余的钙参与了富钙的绿帘石和方解石的生成，由此产生细碧岩；玄武岩经埋藏变质作用形成细碧岩。玄武岩（basalt）基性火山岩。是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。汉语玄武岩一词，引自日文。日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。玄武岩主要矿物是富钙
40、单斜辉石和基性斜长石；次要矿物有橄榄石、斜方辉石、易变辉石、铁钛氧化物、碱性长石、石英或副长石、沸石、角闪石、云母、磷灰石、钻石、铁尖晶石、硫化物和石墨等。按SQ2饱和程度和碱性强弱，玄武岩被分为两大类：拉斑玄武岩（即亚碱性玄武岩），是SQ2过饱和或饱和的岩石。不含橄榄石和霞石，以含斜方辉石、易变辉石为特征。它的SQ2与全碱的关系是（Na2O+K2O）（SiO2-39）的值小于0.37。碱性玄武岩,SiO2不饱和,富碱。含橄榄石和副长石（如霞石）、沸石等，后两种矿物有时与碱性长石或钾质中长石、钾质更长石一起，呈填隙物产于基质中;不含斜方辉石、易变辉石,仅含富钙的单斜辉石，即透辉石质普通辉石。（
41、Na2O+K2O）/（Sio2-39）的值大于0.37。上述两类玄武岩的进一步命名,一般以特征矿物为依据。其中重要的种属是粗面玄武岩（碱性长石的含量超过长石总量10%）、碧玄岩（副长石或沸石含量较高,并含橄榄石）、碱玄岩（不含橄榄石,其他同碧玄岩）、霞石岩及白榴岩（副长石为主要浅色矿物，不含或很少斜长石）、更长玄武岩（又名橄榄粗安岩,一种富含更长石的碱性玄武岩）、中长玄武岩（又名夏威夷岩,一种含中长石的碱性玄武岩）、细碧岩（含钠长石或更长石的海相拉斑玄武岩）、苦橄玄武岩（富含自形橄榄石的拉斑玄武岩）、高铝玄武岩（AI2O3大于16.5%、矿物组成介于橄榄玄武岩和碱性玄武岩之间的造山带暗色岩石，
42、已不常采用）。月球玄武岩是构成月球的主要岩石之一，由月球外层约200公里深处形成的岩泉,经屡次喷发（至少5次）在月表结晶（约1050C）而成。是月球上最年轻的岩石，形成于距今3337亿年间，几乎相当于的地球最古老岩石。月球玄武岩细粒、多孔，主要由辉石、斜长石和钛铁矿组成。其中辉石含量约5059%,普通辉石多于易变辉石;斜长石约2029%,为培长石或钙长石;钛铁矿含量约1018%。次要矿物有橄榄石、铭铁矿一钛尖晶石、陨硫铁、铁、方英石、金红石、磷灰石、白磷钙矿、铜、云母、银黄铁矿及假设干尚未鉴定出的矿物。月球玄武岩的化学成分变化较大,特别是AI2O3和FeO,分别变化于725%和525%之间，一
43、般以贫硅，富钛、铁为特点。玄武岩结晶程度和晶粒的大小，主要取决于岩浆冷却速度。缓慢冷却（如每天降温几度）可生成几毫米大小、等大的晶体；迅速冷却（如每分钟降温IO（TC）,那么可生成细小的针状、板状晶体或非晶质玻璃。因此，在地表条件下，玄武岩通常呈细粒至隐晶质或玻璃质结构，少数为中粒结构。常含橄榄石、辉石和斜长石斑晶，构成斑状结构。斑晶在流动的岩浆中可以聚集，称聚斑结构。这些斑晶在玄武岩浆通过地壳上升的过程中形成（历时几个月至几小时），也可在喷发前巨大的岩浆储源中形成。基质结构变化大，随岩流的厚薄、降温的快慢和挥发组分的多寡，在全晶质至玻璃质之间存在各种过渡类型，但主要是间粒结构、填间结构、间隐
44、结构，较少次辉绿结构和辉绿结构。玄武岩构造与其固结环境有关。陆上形成的玄武岩，常呈绳状构造、块状构造和柱状节理；水下形成的玄武岩，常具枕状构造。而气孔构造、杏仁构造可能出现在各种玄武岩中。在爆发性火山活动中，炽热的玄武质熔岩喷出火口，随其着地前固结程度的差异,形成不同形状的火山弹:纺锤形火山弹、麻花形火山弹、不规那么状火山弹，以及牛粪状、饼状、草帽状或蛇形和扁平状溅落熔岩团。玄武岩分布广泛，普及各大洋和各大洲。主要呈岩被、岩流产出，并经常伴生一些玄武质火山碎屑岩。少数玄武岩呈岩墙、岩床、岩株或其他形式的浅成侵入体。玄武岩的产状表现为两种喷发方式：裂隙式喷发，往往构成大面积的泛流玄武岩，裂隙式喷
45、发通道经常表现为与玄武岩成分相仿的岩墙群，但它们往往被后来的岩流掩埋而不易发现。中国西南部大面积分布的峨嵋山玄武岩即是一例，它形成于晚二叠世，分布面积约26万平方公里,一般厚度为6001500米，西部最厚处达3000米以上，属拉斑玄武岩类，显著富TiO2。在泛流玄武岩中，单个岩流平均厚度约10IoO米，流动距离可达100150公里以上一个地区的玄武岩往往由几次或几十次喷发形成，喷发间隔时间可长可短，有的长达几十万年。中心式喷发，构成玄武岩火山锥及其邻近的熔岩流和火山碎屑岩。中国东部，北起黑龙江，南至海南岛的广阔地区，是一个以碱性玄武岩为主、兼有拉斑玄武岩的复合岩区，喷发于新生代，以中心式喷发为
46、主，有数百座火山锥，尤以黑龙江吉林、内蒙古高原、集宁大同、南京地区、云南腾冲、广东雷琼地区和台湾为丰富。按产出的构造环境，玄武岩分4种：发育于深海洋脊的玄武岩。大致以每年1.510(吨速率自洋脊涌出，属拉斑玄武岩类，故又名深海拉斑玄武岩，以低含量的K20、TiO2、全铁和P2O5、高含量的CaO,区别于其他玄武岩。由于海底扩张，来自洋脊的深海拉斑玄武岩成为洋壳的主要组成。发育于洋盆内群岛和海山的玄武岩。一般由拉斑玄武岩和碱性玄武岩复合构成，其成因可能与上地幔热柱活动有关。发育于岛弧和活动大陆边缘的玄武岩。一般近深海沟一侧和早期发育的是拉斑玄武岩，规模大，分布广，并可能是细碧角斑岩系列的组成局部
47、向大陆方向，碱含量增高，为碱性玄武岩，但也可以有拉斑玄武岩与之共生，它们形成于岛弧和造山活动最后阶段或稳定以后，通常规模较小而零散。所谓的高铝玄武岩以及共生的安山岩、英安岩、流纹岩等，出现于岛弧和造山带发育的中期。太古代晚期绿岩带的拉斑玄武岩，在成分和产状上可能相当于新生代岛弧的拉斑玄武岩。发育于大陆内部的玄武岩。它包括由裂隙喷发的大规模泛流拉斑玄武岩和少量的碱性玄武岩，它们受陆壳花岗物质混染。玄武岩由玄武岩浆结晶形成。据推断，美国夏威夷和俄罗斯堪察加的玄武岩浆直接来自地下6090公里深处，并常挟带近似上地幔的根本组成即二辉橄榄岩成分的深源捕虏体。因此，玄武岩浆起源于上地幔。利用玄武岩捕获的
48、上地幔岩石包体，模拟进行的熔融试验说明，玄武岩浆可以由二辉橄榄岩局部熔融产生。与玄武岩有关的主要矿种是铜、铁、钛、钮、钻、冰洲石等。与玄武岩中二辉橄榄岩深源包体有关的某些橄榄石、石榴子石以及来自玄武岩的富铝普通辉石、刚玉、钻石等巨晶，可以作为宝石。此外，有些玄武岩是铸石、岩棉、石灰的理想原料，火山灰可作肥料用，与火山活动有关的矿水可作医用。粗面岩(trachyte)SiO2近于饱和而碱质较高的中性喷出岩。与粗面岩相当的深成岩是正长岩。其SiO2平均含量为60%左右，Na2O+K2O为813%。粗面岩一般具块状构造，有时呈流状构造。通常有数量不等的斑晶，基质为全晶质粗面结构，当碱性长石微晶呈宽板状或近等轴粒状无定向排列时，称正长斑岩结构。有时可见球粒结构。粗面岩主要由碱性长石组成，并含少量斜长石、石英和铁镁矿物。据次要矿物种属，可对粗面岩作进一步命名，常见的有石英粗面岩、黑云母粗面岩、钠闪粗面岩、霓辉粗面岩、白榴粗面岩和蓝方粗面岩等。其中前两种岩石称钙碱性粗面岩，后三种称碱性粗面岩。关于粗面岩的成因,一种观点认为粗面质岩浆是派生岩浆，并且主要与岩浆同化作用有联系。另一种观点认为是碱性玄武岩浆分异作用的产物，分异作用有两种演化趋势。一是向碱度增大的方向开展，即碱性玄武岩T粗安岩T粗面岩T响岩；二是向酸度增大的方向开展，即碱性玄武岩T粗面岩T碱性流纹岩。二长岩(
