岩浆侵入作用始于地壳运动引发的构造裂隙,高粘度岩浆在围岩压力梯度驱动下贯入地层[1] [5] 。流体-岩浆相互作用导致重力不稳定边界层发育,继而引发上覆岩浆层垮塌,形成活化对流的侵入结构[5] 。镁铁质岩浆侵入体具有较宽的固结前锋,使得多期次岩浆混合更易发生[6] 。据放射性定年数据,大型岩体如Tuolumne岩基的组装过程持续约百万年[5] 。

侵入体普遍发育显晶质结构,矿物结晶程度受冷却速率控制:

粗粒结构:深成环境下缓慢结晶形成(粒径>5mm)

斑状结构:浅成岩基质细密含粗大斑晶[4]

构造形态呈现多样化特征:

块状构造:矿物均匀分布无定向排列

流线构造:长柱状矿物沿流动方向定向

条带构造:斜长石与辉石交替沉积[3]

按形成深度分为四类:

深成侵入体:形成深度超过10公里,以花岗岩基为典型代表

中深成侵入体:3-10公里深度形成的闪长岩体

浅成侵入体:1.5-3公里处发育的辉绿岩墙

超浅成侵入体:近地表(公里)形成的岩颈构造

几何形态分类包括:

板状体:岩墙(垂直裂隙填充)、岩床(水平层间侵入)

穹窿体:岩盖(上凸透镜状)、岩盆(下凹碟状)[2]

柱状体:岩株(出露面积100 km2)[2]

专题地质填图以侵入体几何尺度为核心参数,揭示岩浆系统的时间-空间演化规律[5] 。复式侵入体通过岩浆多期次脉动形成环带结构,如赣南复式花岗岩体包含六期侵入序列[6] 。岩浆通道系统研究中,岩墙状侵入体作为含矿流体运移通道具有特殊经济价值[5] 。

现代研究手段结合扩散模拟与同位素定年,证实大型侵入体结晶过程存在阶段性:初始阶段快速冷却形成细晶边缘,主体部分经历长期热液蚀变[5] [6] 。深成岩浆房均一化作用使侵入体成分较火山岩更单一,而浅成子系统保留更多热力学不平衡印记[6] 。

共6张 侵入体

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