地壳部分熔融和花岗岩.pdf

地壳部分熔融和花岗岩浆作用 花岗岩浆的温度比玄武岩浆低很多, 部分学者认为, 在地 壳条件下的地热异常区, 完全能达到这样的温度。但另 一些学者认为, 在正常的地温梯度下, 地壳很难熔融, 地 壳的熔融需要地幔上涌、地壳减薄, 镁铁质岩浆的底侵 提供热量Clemens, 2003。因此, 很多的实验岩石学家 们进行了各种地壳岩石的熔融实验, 以探讨花岗岩浆的 生成条件。 第一部分 地壳部分熔融第一部分 地壳部分熔融 花岗质熔体的形成 a, P-T简图阴影表示熔体发生区; b, 含白云 母、黑云母地壳物质熔融时熔体数量 据Clarke, 1992; Vielzeuf and Holloway, 1988 不同成分岩浆的源岩判别图解据Altherr et al., 2000 岩浆成分的差异可由不同源岩的部分熔融所致。与变质泥质岩 起源的熔体相比, 由变质玄武岩和安山岩部分熔融起源的熔体 具低Al2O3/MgOFeOt、高CaO/MgOFeOt的特征。 部分熔融, 意味着岩石中一部分而不是全部矿物参与熔融过程, 低熔 点矿物组分优先熔融, 因此部分熔融程度的不同将影响熔体的化学 成分。因此, 熔体成分随着部分熔融程度而发生改变。如果岩浆从 源区批式萃取并分别侵位于地壳浅部, 就可以形成具有成因联系的 一系列岩石。 White和Chappell1977提出了一个解释花岗岩类岩 套化学成分变化的理论, 即残留不混合模式, 并在后 续的研究中如Chappell et al., 2004多次强调花岗岩 中残留体的作用。他们认为许多花岗岩岩浆是花岗质 熔体与源岩耐熔残留体的混合, 残留体不混合是控制 花岗岩化学成分变化的主要因素。 同样成分的源区岩石, 在不同的熔融条件下将形成不同成分的岩 石。因此, 岩浆成分还受熔融条件的控制罗照华等，2007）。 第二部分 花岗岩岩浆的集聚和侵位 花岗质熔体的分离（segregation）和聚集（aggregation） 由部分熔融产生的熔体从源区分离和聚集还受诸多因素的影 响。如熔体分数 即部分熔融程度），源区的渗透性，熔体的 密度与残留固体的密度差产生的浮力，残留固相与熔体的流变 性质（主要是粘度）及源区的范围等（路凤香、桑隆康， 2002）。 一般来说，残余固相在部分熔融的条件下，由于粘度降低具有 一定的可塑性，可在静水压力下发生变形充填孔隙促使熔体分 离。压滤作用促使熔体从固相中挤出, 拉伸作用会使固相中的 分散的熔体流到低应力区与固相发生分离。熔体聚集后形成岩 浆的空间形态及规模变化，与熔融程度及构造特征关系密切。 花岗岩浆的上升和侵位机制 岩浆底劈侵位的三个阶段（Dixon, 1975） 即早期穹隆阶段（a）、中期底辟上升阶段（b）和晚期侧 向挤断阶段（c）。底辟侵位的主要驱动力是岩浆的浮力和 热动力。 花岗岩岩浆上升和侵位示意图（W.S. Pitcher, 1997; The Nature and Origin of Granite, p.194） 第三部分 IUGS 花岗岩种属划分 Plutonic rocks average grainsize 5 mm 酸性侵入岩 石英含量20包括碱性花岗岩、碱长花岗岩、花岗 岩、二长花岗岩、花岗闪长岩和英云闪长岩（或斜长花岗 岩）等岩石类型，其中以花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长 岩分布最为广泛。 随着石英含量的减少，岩石向中酸性岩过渡，如石英 闪长岩、石英二长岩和石英正长岩等。 石英含量20的酸性岩和石英含量在520之间的 中性岩密切共生，为了强调这种共生关系，一般将石英含 量在520之间的中性岩与石英含量20的酸性岩统 称为花岗岩类岩石（granitoid rocks 或granitoids ） 。 几种特殊的花岗岩 1. 碱性花岗岩（碱性花岗岩（alkali granite）） 2. 环斑花岗岩（环斑花岗岩（rapakivi）） 3. 紫苏花岗岩（紫苏花岗岩（charnokite）） 4. 斜长花岗岩（斜长花岗岩（plagiogranite）） CLASSIFICATION OF VOLCANIC ROCKS 第四部分花岗岩成因分类 S-I-M-A型花岗岩分类 1974年，Chappell和White研究澳大利亚东部拉克兰褶皱带中 的古生代花岗岩时，根据花岗岩的成岩物质来源将花岗岩划分 为I型和S型。一时间，引发了国际上一股研究花岗岩成岩物质 来源的热潮Chappell et al，1974。 I型花岗岩，是准铝到弱过铝的岩石，其源岩是深部地壳的中基性 火成岩及其变质产物。I型花岗岩较富Si（SiO253％）、相对富钠 （Na2O K2O），A/CNK值均小于1.0，常含角闪石及磁铁矿，黑 云母Mg/Fe高，白云母较罕见，特征性次要矿物为辉石、绿帘石、 褐帘石，Fe3/Fe2比值高，δO18值小于10‰，87Sr/86Sr初始值小 于0.709。在微量元素方面，I型花岗岩较富含相容元素（在斜长石 和铁镁矿物中）Sr，Eu，Mg，Fe等，不相容元素Rb，F，Ga， Nb，Zr等较亏损。 从成岩物质来源的角度看，I型花岗岩的基本特征是幔源物质与壳 源物质的混合。从这个意义来说，I型亦即壳幔混源型。导致壳幔 混源的三种形式是①幔源岩浆与壳源岩浆发生混合作用；②幔 源岩浆受到地壳物质的混染；③基底中早先存在的斜长角闪岩 （原岩为玄武岩）与变质沉积岩同时发生熔融。 S型花岗岩，常是一种过铝质岩石，富含石英及黑云母，含有钛铁 矿，或多或少含有某些岩浆结晶的富铝硅酸盐矿物（如堇青石、 夕线石、石榴子石、富铝黑云母、原生白云母、红柱石、黄玉 等），其源岩主要是上地壳的沉积岩类。 在全岩化学成分上，S型花岗岩富Si（SiO267％）、略富碱 （Na2OK2O6％），相对富钾（K2ONa2O），一般是铝过饱和 的。Fe3/Fe2比值低，δO18值大于10‰，87Sr/86Sr初始值为 0.709～0.718，通常具低的εNd/t值（-4.0～-13.4）。 Wyborn等（1981）按花岗岩的A/CNK值将S型花岗岩源区分为三 类极成熟的（A/CNK1.1）、成熟的（A/CNK≈1.1）和不成熟 的（1.0A/CNK0.7050.70599 10 低低Yb / Ta Y / Yb 可分两亚类 过铝质 可分两亚类 过铝质Gr 含含Gt / Mus 碱性碱性Gr 含碱性含碱性 MF 矿矿物物 低低NbLa/YbN 10 高高Yb / Ta Y / Yb 非造山裂谷非造山裂谷 / 地幔柱环 境 后造山陆缘地幔柱环 境 后造山陆缘 / 岛弧环境 填隙状 面积小 填隙状 面积大 岛弧环境 填隙状 面积小 填隙状 面积大 A A型花岗岩型花岗岩型花岗岩型花岗岩 鉴别图鉴别图鉴别图鉴别图（据（据J G, 1989, 97, 26180; Geol, 1992, 20, 6414）） 同熔型－陆壳改造型－幔源型花岗岩分类 （徐克勤等，1982 （1）同熔型花岗岩类syntex type 主要由上地幔衍生物或地壳 下部岩石部分熔融形成的岩浆，在上升过程中同化混染了硅铝 物质或与由硅铝层熔融的岩浆混合而形成的岩石，主要发育于 中生代，与西太平洋中生代板块活动有成因联系。主要由英云 闪长岩、花岗闪长岩、花岗岩等组成复式杂岩体，常与同源的 火山岩共生。应与I型相当。 （3）陆壳改造型花岗岩类continental crust transation type 由地 槽沉积物或变质沉积岩经花岗岩化或熔融等形式反复改造而 成。形成于晚元古代至中生代各个时期。常构成大岩基，以花 岗岩为主，没有相应成分的火山岩相伴生。应与S型相当。 （3）幔源型花岗岩类mantle－derived type 上地幔派生岩浆上 升，与地壳同熔及混染所形成的岩浆产物，与超镁铁质侵入岩 及基性火山岩有成因联系。它的87Sr/86Sr初始值小于0.705， δO18＝6.7～8.1‰。应相当于幔壳混源型（MC型）。 磁铁矿系列和钛铁矿系列花岗岩分类 石原舜三（1977）在研究了东亚Mo-W-Sn金属矿床及日本中、新 生代花岗岩有关矿产的专属性后，发现在一些花岗岩中不透明矿 物含量高（0.1～2％），其中90％是磁铁矿；另一些花岗岩中不 透明矿物含量低（0.1％），主要是钛铁矿。因此，他根据不透 明矿物的种类和数量将日本岛弧的花岗岩划分为磁铁矿和钛铁矿 两个系列。磁铁矿型花岗岩中黑云母含镁高，是镁铁黑云母；钛 铁矿型花岗岩中黑云母镁含量低，而铁含量高，属铁质黑云母。 根据硫同位素测定，磁铁矿型的δS34为0.5～9.1‰；而钛铁矿 型是-2～-11‰。因此说明前者是在高氧逸度条件下（岩浆来源 深，可能为地壳下部或上地幔，未受到沉积岩中碳质的还原）形 成的，其中未掺入含硫的表层物质，因而磁铁矿类的氧化矿物含 量高，而黑云母和普通角闪石则富镁。后者是在低氧逸度条件下 （岩浆来源较浅，中至下部地壳，被沉积岩中的C还原）形成 的，在岩石发育史的各阶段都有含硫的变质沉积物混入的条件下 产生的，不透明氧化矿物少，仅钛铁矿常见。 根据构造环境进行的花岗岩分类 1979年W. S. Pitcher首先指出花岗岩与构造环境的成因联系，划 分出安第斯型、海西型与阿尔卑斯型三种类型，开创了花岗岩与 构造环境关系研究之先河。 从此，花岗岩成因与构造环境的关系一直为人们所关注。但是因 观点不同，众说纷纭，很难有一致的分类和看法（Barbarin， 1990）。有的强调了化学成分与大地构造相联系的一面，如 Pearce et al（1984），Manier ②壳内熔融产生花岗质岩浆之后形成 的残留体也可以由于其高密度而沉入地幔。Kay and Key等 1993认为岩浆作用是记录拆沉作用的最佳证据, 提出引起岩石 圈密度倒转而大于软流圈, 需要热、物质成分和相的转变。他们 研究了南Puna高原岩浆作用的例子, 证明与消减带有关的镁铁质 岩片熔融出中酸性岩浆而残留榴辉岩, 并以此解释拆沉作用的发 生。高山等1997综述了拆沉作用的概念, 认为拆沉作用应泛指 由于重力的不稳定性导致岩石圈地幔、大陆下地壳或大洋地壳沉 入下伏软流圈或地幔的过程。其中, 重力不稳定性是拆沉作用的 驱动力, 其直接结果是造成岩石圈地幔和下地壳沉入软流圈, 热 的软流圈物质相应上涌并置换冷的上地幔。这一综述较为全面, 为目前普遍接受的概念。 第六部分 岩浆演化过程与火成岩成分变化 影响火成岩成分变化的因素, 除了有关源区物质组分差异、部 分熔融程度和岩浆形成时的物理化学条件不同外, 各种复杂的 岩浆演化过程也可能是岩浆成分发生变化的主要因素。我们知 道, 很少有地幔或地壳岩石经部分熔融作用形成的岩浆在后期 未遭受成分变异。原始岩浆或原生岩浆可以通过各种岩浆作用 如岩浆混合作用、岩浆液态不混溶作用、结晶分异作用和同化 混染作用产生派生岩浆。各种不同的岩浆作用是造就岩浆岩化 学成分多变的重要因素。 （一）岩浆混合作用 岩浆混合作用magma mixing 或magma mingling是指 两种不同成分岩浆可以由同一源区形成, 也可以由不同 源区形成之间的混合, 它是造成火成岩多样性的主要原 因之一。在英文术语中, mixing是指均匀化混合, 在两种 岩浆之间发生了明显的化学成分交换, 参与混合的端元 岩浆完全混合在一起形成均一的岩浆; 而mingling意指 不均匀混合, 是指两种岩浆的机械混合, 可理解为两种 岩浆的混杂。 产生岩浆混合作用的两种不同岩浆的起源是多种多样的。如 1 岩浆房和岩浆通道中均一成分的岩浆由于结晶作用或液 态分离作用形成两种不同成分的层状岩浆见下述。这一机 理与岩浆房几何形态、定位岩浆的边界层效应、岩浆冷却过 程中大规模液态不混溶使自由能降低等因素有关, 并已有详 细的实验资料如 Turner and Campbell, 1986作为依据。 显然, 这两种岩浆是同源的, 由它们结晶形成的岩石具相同的 锶钕同位素初始值和相仿的矿物组合。2 地幔起源的玄武 质岩浆上侵, 与壳源的长英质岩浆混合如 Dorais et al., 1990; Frost et al., 1987, 前者混入后者发生淬冷结晶作用。 此外, 深部地壳岩石的批式熔融也可能形成两种不同成分的 岩浆。 岩浆混合作用的成因机制 a-层状岩浆房对流机制Vernon, 1983; b-岩浆喷泉机制 Frost , 1987; c-岩浆喷泉机制浙江大衢山花岗岩体; d- 富气岩浆上浮机制Eichelberger, 1980 （二）液态不混溶作用 液态不混溶作用liquid immiscibility, 又称熔离作用, 是指原来 混溶的熔体因物理或化学的原因分离为不混溶或混溶程度低的 两种熔体的过程。它是导致火成岩多样性的一个重要机制。从 热力学的观点看, 液态不混溶作用就是较高温条件下热动力不稳 定的液相, 分离成两个共轭的不混溶相, 它们有着不同的成分和 粘度; 从而使整个系统的吉布斯自由能降低到一个极小值, 以保 持稳定。硅酸盐熔体的液态不混溶作用特点是徐夕生, 周新民, 1988 1一般发生于较大深度和较高压力下; 2两不混溶相的 主要元素落在Greig图解的“两液区”; 3从两不混溶相中晶出的 同名矿物的化学成分, 有部分重叠; 4两不混溶相的Sr、Nd同 位素初始值基本一致; 5两不混溶相的微量元素配分与实验资 料一致, 即两相的REE配分曲线平行一致, 但富铁的中基性液相 比长英质液相富含REE、Zr、Nb、P、Y; 6两不混溶相可以分 别结晶成独立而邻接的岩体, 也可以是基性液相以岩石包体或眼 斑ocelli形式, 包在长英质液相结晶的岩石中。 ZrO2-SiO2二元系相图据 Butterman and Foster, 1967 （三）结晶分异作用 结晶分异作用 crystallization differentiation, 又称分离结晶作 用fractional crystallization, 发生于岩浆结晶作用阶段, 是指 早期晶出的高熔点矿物由于某种原因在岩浆不同部位中呈不同 程度的聚集, 甚至发生分离, 而形成各种成分岩浆岩的作用。显 然, 结晶分异作用会使残余岩浆的成分发生连续的变化。实验 资料证明, 结晶分异的趋势是愈向晚期, 岩浆成分愈向富 SiO2、K2O、Na2O和FeO*/MgO比值高的方向演化。分异程 度越大, 残余岩浆酸性程度越大。 分离结晶作用的主要方式包括重力分异、流动分异和压滤分异 作用。重力分异作用是指早结晶的矿物由于其与岩浆的密度差 下沉到岩浆房的底部, 或上浮到岩浆房顶部。流动分异作用是 指悬浮于岩浆中的矿物由于岩浆流动而聚集的现象。压滤分异 作用是指早期结晶矿物颗粒间的残余熔体由于压榨挤出的分离 作用。 钙碱性系列和拉斑系列岩石的演化趋势据Ringwood, 1975 ALKNa2OK2O; FeO*FeO0.998 Fe2O3 （四）同化混染作用 同化混染作用assimilation-contamination有两个方面, 一是同 化作用assimilation, 即岩浆对围岩或捕虏体的熔化和反应, 从 而引起岩浆成分改变的作用; 二是混染作用contamination, 即 如果熔化、反应进行得不完全, 使部分围岩或捕虏体残留于岩浆 中, 造成对岩浆成分的污染。同化混染作用在岩浆岩石学研究中 应用较多。 同化混染作用的主要方式有三种刘春华和刘雅琴, 1995 1 岩 浆与围岩或捕虏体简单混合的同化作用, 如岩浆通过顶蚀或火山 口沉陷方式上升时, 造成大小不等的岩石碎块散落到岩浆中, 使 岩浆成分改变。该方式与两种岩浆的简单混合很相似。2 部分 熔融的同化作用, 岩浆房顶部和边部的岩石受岩浆热流和围岩中 水等活动组分的影响, 促进了岩浆成分的变异。3 选择性同化 作用, 进入岩浆中的地壳碎块不能全部与岩浆混合, 而是通过扩 散－交代作用使某些组分对岩浆发生选择性同化混染, 形成具有 环带状构造特征的捕虏体。 同化混染作用和结晶分离作用往往是同时进行的, 这就是岩浆的 同化混染结晶分离作用, 即AFCassimilation-fractional crystallization作用, 它是岩浆开放体系中成分变异机理的重要作 用, 是岩浆起源、演化和岩浆岩成岩成矿作用的重要基础理论之 一。 AFC作用所引起的地球化学变化具有同化混染和分离结晶双重作 用的特点, 与单一作用引起的变化不同。同化混染作用一般对主量 元素化学成分变化的影响较小, 但Foland等1985的研究表明, 某 些同化作用也可以改变岩浆的演化方向, 使硅不饱和岩浆演化形成 硅饱和至过饱和岩浆, 如某些石英正长岩的形成。Taylor1980指 出, 虽然由AFC作用产生的分异程度较高的各种岩浆的主量元素组 成只受到很小的影响, 但微量元素、尤其是同位素组成却可能受到 大的影响。因此, 在理论上可能的是 在一个火成岩岩套中主量元 素的变化可以主要用封闭体系的分离结晶作用来解释, 而同位素体 系的变化却明确地要求开放体系性质。 主量元素比值-同位素比值图和ISr-1/Sr图能有效的区别结晶分异、 简单二元混合和AFC混合Foland等, 1985。单纯的结晶分异, εNd或ISr基本保持不变, 在图解上表现为一条平行X轴同位素比 值坐标的水平线; 简单的二元混合, 主量元素比值与εNd或ISr协 变, 或ISr与1/Sr协变, 呈良好的线性关系, 表现为一条与同位素比值 坐标斜交的斜线自然也斜交主量元素比值坐标; 如果投影点比较 分散,不呈线性关系, 分布在分离结晶和同化混染两种趋势线之间, 则显然受两者的共同制约, 表明是一种AFC混合关系。 第六部分 花岗岩中的岩石包体第六部分 花岗岩中的岩石包体 花岗岩中的岩石包体, 长期得到岩石学家的关注, 它与 岩浆的起源和演化密切相关. White和Chappell1977 提出了一个解释花岗岩类岩套化学成分变化的理论, 即 残留不混合模式, 并在后续的研究中如Chappell et al., 2004多次强调花岗岩中残留体的作用. 他们认为 许多花岗岩岩浆是花岗质熔体与源岩耐熔残留体的混合, 残留体不混合是控制花岗岩化学成分变化的主要因素. 而另一些学者如Vernon et al., 1988; Collins et al, 2000则认为岩浆混合作用是引起花岗岩化学成分 变化的主要原因. 因此, 研究岩浆作用, 特别是花岗岩 岩浆成分变化, 需要注重岩石包体的仔细研究. 在花岗岩类岩石中, 存在着许多大小不等、形态不 一、成分多样、结构多变、与寄主岩host rock有明 显差异的矿物集合体, 这就是人们通常所说的岩石包 体, 简称包体inclusion 或enclave. 一般地说, 包 体是在寄主岩固结之前或与之同时形成的. 因此, 花 岗岩类岩石形成后, 由气成热液作用生成的诸如电气 石、绿柱石等的单矿物瘤nodule, 或由剪切作用形 成的条状体schlieren、透镜体lens岩石, 均不应 视作真正的岩石包体, 而称之为假包体pseudo- inclusion. 同样, 岩石中由同一种矿物组成的聚集 体, 可称为聚晶glomerocryst; 单个外来晶体则称 为捕虏晶xenocryst. 此外, 通常所说的包裹体是指 包裹在单个矿物晶体中的气液相和/或熔体物质. 其中捕虏体xenolith、残影体skialith和残留体 restite有比较明确的成因含义. 捕虏体是指被岩浆捕 获的, 在成分和结构构造等方面可受不同程度变化的围 岩、基底岩石碎块；残影体是产生花岗质熔体后、就地滞 留的较富耐熔矿物的变质岩碎块, 并能在岩体四周找到成 分、结构构造和产状大致相仿的对应围岩；残留体是指花 岗质熔体产生后, 随岩浆上侵的较富耐熔矿物的岩石碎块, 但在岩体四周不能找到与之相仿的对应围岩. 同源包体autolith 或cognate inclusion, 是个古老的 岩石学术语, 但对其理解并不统一. 一般所说的同源包体 是指岩浆的早期结晶相或岩体的边缘相. 它们在基本固结 状态下, 随后继岩浆侵入活动而运移、变形或破碎. 因此, 相当于岩体边缘相的同源包体, 是指被晚阶段岩浆冲破的 早阶段岩浆形成的岩体外层硬壳碎块. 淬冷包体quenched inclusion, 以暗色、细粒或具冷凝边、 浑圆状可受扭曲、火成结构、含针状磷灰石和/或具嵌晶结构 为基本特点徐夕生, 周新民, 1988. 它是由两种不同成分的 岩浆经不同程度的不均匀混合作用而形成图13-13及表13-1. 但若两种岩浆的温度差、粘度差不大时, 则形成的包体不具冷 凝边, 在寄主岩中形成的长石斑晶可横跨包体与寄主岩的边界, 有时还因不同混合程度的岩浆共生而形成双包体double enclave, 图13-13. 不混溶包体magma immiscibility inclusion, 由岩浆不混溶作用形成, 花岗质岩浆由岩浆不混 溶作用可产生两种成分共轭的熔体, 当两种熔体分离不彻底时, 就会形成不混溶包体, 它与淬冷包体的区别在于富REE、P、 Zr、Nb等高场强元素和过渡金属元素, 并与寄主岩的成分变化 有共轭性. 残浆包体residual magma inclusion, 与寄主花 岗岩相比较, 呈浅色、细粒, 矿物组合与寄主花岗岩相仿, 常 具花斑结构、微文象结构、细晶结构、嵌晶结构. 它由半固结 的晶粥状寄主岩中的残余富硅、碱岩浆结晶形成, 该类包体中 常夹杂寄主岩的矿物颗粒. 通常人们所说的“微花岗岩类包体”, 大部分是淬冷包体, 少 部分是同源包体、残浆包体或残留体. 因此, 微花岗岩类包体 是含义广泛的非成因术语. 在所研究的包体成因未确证之前无 论是野外, 或是室内, 它是一个值得采用的、受欢迎的泛指性 包体名称. 分异理论不混溶理论 对流理论和喷 泉理论 脉动理论残留理论花岗岩浆的非牛顿流体理论理论基础 寄主岩中残余 富硅、碱的花 岗质岩浆的结 晶产物 岩浆不混溶作 用的产物 岩浆混合作用 产物，受岩浆 对流或岩浆喷 泉机制的制约 中期岩体的边 缘相或岩体析 离堆晶相 产生花岗质熔 体后随岩浆运 移至地壳浅部 的耐熔残留 物，可受岩浆 不同程度改造 产生花岗质熔 体后原地或半 原地滞留的较 富耐熔矿物、 定向排列的变 质碎块 被岩浆捕获并带 至地壳浅部的深 源岩石碎块，可 受不同程度的改 造 岩浆侵位时捕 获的围岩碎 块，可受不同 程度热变质或 化学置换 成 因 嵌晶结构、微 文象结构、花 斑结构，中粗 粒 细粒火成结 构，不具冷凝 边构造 细粒火成结 构，可具冷凝 边或边缘堆晶 带，含针状磷 灰石、角闪 石，可被反向 脉贯穿 细粒火成结构 或堆晶结构 中细粒残留变 质结构，含残 留矿物和受反 应矿物，以及 乳白色石英 块，有的具环 带构造 变质岩结构构 造并与岩体的 围岩一致，可 具与围岩相仿 的构造样式 中细粒变质岩结 构构造，有时具 热变质重结晶结 构 沉积岩或变质 岩结构构造， 有时呈破碎状 角砾构造 结构构造 浑圆至不规则 状 多数浑圆状 椭圆状或不规 则脉状或撕裂 状，可塑性变 形 椭球状或不规 则状、次棱角 状 椭球状或不规 则、次棱角状 不规则长条状 浑圆状或不规则 状 常次棱角状形 状 与寄主岩相仿 或更浅色 比寄主岩暗色 的中性、基性 岩石，并显著 地富高场强离 子REE，P、 Zr、Nb和过渡 元素，包体与 寄生岩中的同 名矿物有相似 成分 比寄主岩暗色 的中性岩石或 玄武岩质岩石 （如辉绿岩和 辉长岩） 比寄主岩暗 色、富镁铁矿 物的岩石 比寄主岩暗 色，富黑云母 或含角闪石， 岩体四周围岩 中无类似岩性 比寄主岩暗色 的变质岩 中深颜色，成分 变化大，常是高 绿片岩相以上变 质岩，岩体四周 围岩中无与之类 似岩性；也可以 是超镁铁、镁铁 质岩块 岩性、颜色多 变 颜色与成 分 产于分异程度 高的岩浆花岗 岩中 主要产于中酸 性花岗岩石的 边部 产于中、高侵 位花岗岩各部 位 产于岩浆花岗 岩体各部位 主要产于中、 高侵位过铝花 岗岩中 产于中深成混 合花岗岩体各 部位 分布于过铝和碱 性花岗岩体各部 位 主要产于岩浆 花岗岩体的上 部和边部 分 布 深源捕虏体围岩捕虏体 残浆包体不混溶包体淬冷包体同源包体残留体残影体 捕虏体 第七类第六类第五类第四类第三类第二类第一类 类型 特点 花岗质岩石中岩石包体的成因分类花岗质岩石中岩石包体的成因分类 谢谢谢谢谢谢谢谢