2．侵入岩体内部的塑性变形构造
　　尽管长期以来人们普遍认为，侵入岩体内部的流动构造是由熔浆中早期结晶的板状、柱状晶体受流动应力影响平行定向排列而产生的基本流动构造型式。但Berger和Pitcher（1972）对于晶体变形现象等方面的研究发现，岩体中早先认为是原生构造的流线和流面构造实际上是由晶质塑性变形机制产生的变形构造组合。从此开始了关于岩体内部构造的原生流动成因与晶质塑性变形成因的长期争论。

　　Castro和Paterson（1989）曾系统总结了岩体原生流动构造与同侵位晶质塑性变形构造的成因标志，认为组成构造的主要矿物组分的晶内塑性变形作用存在与否是区别二种构造的主要依据，而具有定向性的矿物优选组构型式的存在，也从另一个侧面为区别二者的旁证。一般认为，如果构成定向组构的晶体发生了晶内变形和重结晶作用，并产生了具有一定特点的组构型式，则说明定向构造是由固态岩石的晶质塑性变形产生的，否则即使定向构造中的矿物（尤其长石成分或云母等）具有一定的方向性，但无晶内塑性变形与优选，这种构造多数认为是由于流动作用产生的。

　　不过，岩体内部定向构造的流动成因与变形成因并不是彼此独立的。主要原因在于侵入岩体从熔浆固结而成岩体的过程是一个渐变过程，从无晶体的熔浆向富含结晶物质的晶粥，至无熔体的结晶岩。在这一过程中，岩体由粘稠的熔浆向固态岩浆岩的转变引起岩石中先期结晶矿物定向机理的转变。
　　
　　 同构造片麻岩或就位片麻岩（Besthe等，1979）就是过渡转变阶段形成的一种典型岩石类型。岩石的基本特点是（高秉璋等 ，1991）：片麻理和构造变形带发育在岩体边部，但都不进入附近的围岩里；边缘片麻岩与岩体内部为渐变过渡关系，片麻状构造由边部向中心逐渐消失；接触变质晕围岩发生了片理化。岩体的片麻理和围岩的片理都平行岩体接触面，构成一种整合协调关系。片麻理的矿物发生了明显的构造变形，碎裂矿物往往发生了错位移动，具有花岗结构或花岗变晶结构。
　　对于同构造片麻岩，过去一般把它看成是岩浆流动造成的，称为流状花岗岩，或者把它归因于混合岩化（高秉璋等，1991）。其中出现的一些强烈变形现象，如典型的眼球状构造、矿物拉伸线理、捕掳体的压扁拉长、鞘褶皱等是由于在岩浆侵位过程中的早期阶段，岩体边部虽已固结成外壳。但其内部仍为热的熔融体，因此其外壳仍处于具有较高温度的塑性状态。而岩体的围岩也因岩浆侵入带来的热而处于塑性、半塑性状态。此时岩浆的内部压力将大于外部的静水压力，一方面会对四周围岩发生向外的挤压力；另一方面会因岩浆由深部向浅部运移时相对于围岩运动而形成剪切力，并使岩浆物质发生构造分异，形成片麻状构造。

3．侵入岩的原生破裂构造
　　岩浆冷却是个缓慢过程，不论岩浆体大小，总是由边缘向内部逐渐冷凝。开始在接触围岩附近先冷凝成硬壳，由于冷凝层的收缩，硬壳内开始发育有规律排列的破裂构造称为原生破裂构造。
Cloos在研究花岗岩体的破裂构造过程中，根据原生破裂构造与原生流动构造之间的关系，将原生破裂构造划分下列几种（图2-5-7）：
（1） 横节理（Q节理）
横节理的节理面与流线相垂直。产状较陡，节理面粗糙，没有擦痕面，可能是由于未冷凝的岩浆向上挤压作用产生的侧向水平拉伸作用形成的。属于张节理性质。横节理常被残余岩浆和岩浆期后热液物质充填。
（2） 纵节理（S节理）
纵节理面平行流线而垂直流面。节理产状较陡，节理面也较粗糙并不显擦痕，可能是岩浆上冲，岩体产生的拉伸作用形成的。其性质也是张节理，但不如横节理发育，节理内可充填残余岩浆和岩浆期后热液物质。
（3） 层节理（L节理）
层节理面平行流面和流线，节理面产状平缓，多发育在岩体的顶部并与接触面平行。可能是由于岩浆在垂直围岩接触面冷却收缩而产生的破裂构造，所以也是张节理性质。常被细晶岩或伟晶岩脉充填。
（4） 斜节理（D节理）
斜节理面与流线和流面都斜交，是两组共轭的"X"型节理。节理面光滑，常见错动，节理面上擦痕和镜面发育。斜节理常发育在岩体顶部，可能是由于挤压作用导致的共轭剪切作用形成的，所以斜节理属剪节理性质。节理内常被岩脉和矿脉充填。

图2-5-7岩浆岩体中的原生节理（据Cloos，1922）
Fig. 2-5-7 Primary joints in an intrusive body (from Cloos, 1922)
F-流线；L-层节理；S-纵节理；Q-横节理；A-岩脉；
Str-斜节理或平缓正断层

（5） 边缘张节理
　　在侵入岩体陡倾的边缘接触带内发育一组向岩体中心倾斜的斜列式的张节理称为边缘张节理。这种张节理的形成是由于未冷凝的岩浆向上运动而对已凝固的岩体边缘产生差异运动所致。边缘张节理可延伸到围岩中并被岩脉和矿脉充填。
（6） 边缘逆断层
　　在深成侵入岩体陡倾斜侧出现的逆断层叫边缘逆断层。边缘逆断层的位移量很小，但是效应较大。Cloos认为是岩浆上升过程中，岩体边缘形成的剪切破裂面发育而成。沿边缘逆断层本身还可能产生次一级的羽状剪节理。
此外在岩体顶部由于侧向拉伸而形成顶部平缓正断层（图2-5-7）。
三、花岗岩体构造与侵位机制
　　花岗岩体侵位机制研究是侵入岩体研究中发展最迅速的一个重要方面。尤其80年代以来，随着花岗岩区区域地质填图的发展，已从单纯的花岗岩岩石学的研究向着花岗岩体岩石学、地球化学、岩体构造与侵位机制的综合研究方面逐步深入。我国地质学家对于花岗岩体构造与侵位机制的深入研究，主要始于80年代末期。洪大卫（1984）和高秉璋、高维敬等人（1987）考察了对花岗岩区地质研究程度较高的国家与地区的研究方法、思想方法和基本工作方法。肖庆辉等（1988）综合国际地学界对于花岗岩地质研究的几个重要方面，编译了《国外花岗岩体构造研究》一书，介绍了最近20年以来国外学者对花岗质深成侵入体构造与侵位机制研究的重要进展与有关方面的代表论著。1986年-1990年原地质矿产部组织完成了"花岗岩类区1：5万区域地质填图方法"的研究工作，并继之开展了新一轮的花岗岩区1：5万区域地质调查工作，为推动我国在侵入体构造与侵位机制方面的研究工作奠定了基础
　　对于侵入岩体的侵位机制，Grout（1945）首先提出底辟侵位机制。Billings（1954）概括了三种基本侵位作用型式：顶蚀作用、强力注入作用和花岗岩化作用。肖庆辉等（1988）高秉璋等（1991）和万天丰（1999）对于花岗质侵入岩体侵位机制研究的现状分别进行了论述。普遍认为Castro（1987）对于深成侵入体侵位机制的概括是比较客观的。总结出岩体的侵位机制包括：隆起作用、底辟作用、气球膨胀作用、顶蚀作用、火山口沉陷作用与岩墙扩展作用。
隆起作用：由于炽热的熔浆与冷的上覆围岩之间具有显著的密度差而致使出现重力失稳，造成岩浆上拱而上覆围岩发生褶皱形成穹隆。在隆起作用过程中，有密度差造成的重力失稳是其主要动力来源之一，但是常常相伴出现的区域构造应力场也具有积极作用，在背斜核部形成穹隆，而在向斜核部产生凹陷。

　　底辟作用：下部岩浆熔体向上顶托、穿刺围岩并形成具有倒水滴状侵入体的作用过程称为底辟作用。倒水滴状底辟构造与边缘向斜是底辟作用的典型构造型式。另外，底辟岩体周围早期向外陡倾的岩层，其褶皱的轴面比岩层面或岩层包络面陡；底辟岩体顶部的岩层为压扁型应变，但岩体与两侧围岩之间为剪切应变，具有拉伸线理、鞘褶皱和拉伸岩墙布丁构造等。
　　气球膨胀作用：侵入岩浆的膨胀或横向拓宽使围岩压扁、缩短而扩大岩体占据的空间。气球膨胀作用模式是Ramsay（1981）提出的，他合理地解释了大规模岩体或岩基的就位空间问题。一般认为（朱志澄、宋鸿林，1990），岩浆初始侵位时，只占现有体积的30-40%，而现有体积的大部分是由脉动上升的岩浆对先期固结的岩浆物质向四周推挤获得的。气球膨胀作用产生的岩体、构造特点与底辟岩体具有显著的差异（图2-5-8）：
（1） 岩体的平面形态多为圆形和椭圆形，立体形态多为蘑菇状或漏斗状；
（2） 岩体发生横向拓宽，而围岩则发生整体压扁收缩。岩体横向拓宽的体积比初始体积大1-2倍以上。
（3） 岩体周围围岩发生明显变形，围岩中具有平行于接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向外逐渐减弱，在接触面附近往往构成了片理级的面状组构；
（4） 岩体内部具有平行接触面的面状组构，面状组构的发育程度由接触面向岩体中心递减，在岩体的边缘带发育最强，往往构成片麻状叶理；
（5） 岩体内部的岩石类型呈同心环带或分带展布：分布在边缘的岩石，时代最老，成分偏于镁铁质，而中心带的岩石时代最年轻，成分偏于长英质；
（6） 如果没有后期构造改造，岩体和围岩的应变型式都属整体压扁型；Flinn参数1≥K≥0；叶理和片理面上都没有拉伸线理；岩体内的应变强度由边部向中心递减；
（7） 在岩体的边部发育了被细晶岩，伟晶岩等岩石充填的径向、环状和锥状的侵位裂隙；
（8） 接触变质晕中的变斑晶与叶理为同构造生长。
穹隆构造、底辟构造与气球膨胀岩体构造实际上是岩体侵位不同演化阶段，由于不同侵位机制及其转变形成一系列侵位构造型式。它们之间具有密切的成因联系。
岩墙扩展作用：深部岩浆沿着断裂上升至地表浅部，在岩浆上升过程中岩浆运移的断裂或通道不断

扩展、加宽，上升岩浆在浅部聚集形成大规模深成岩体。
（1） 平面形状为不规则状；
（2） 一般没有内部构造；
（3） 在侵位过程中围岩的作用是被动的。侵入作用以前的围岩在接触面附近并未被扰动；
（4） 接触面弯曲，往往与围岩互相穿插；
（5） 在岩体边缘常见有一些小规模顶蚀作用。
　　岩墙扩展机制是大陆伸展构造环境中岩浆上升侵位的重要机制。岩浆沿着由应力各向异性产生的张性断裂上升。张性断裂切割深度可以很大（达40Km），并达到深部岩浆房。
顶蚀作用：由热的岩浆在周围引起的热至爆裂及岩浆的裂块下沉的同时向裂隙中的侵入作用，其发育常常局限于不整合侵入岩体的边缘带附近。
　　顶蚀作用形成的岩体，在内接触带常有不规则状、棱角状且规模不等的捕掳体，捕掳体与岩浆之间的反应引起同化和混染现象。顶蚀岩体与围岩的接触面常常呈凹凸不平状，一般不发育由侵位产生的定向组构（朱志澄、宋鸿林，1990）。
　　火山口沉陷作用：这是基性深成岩体的典型侵位机制，指岩浆房顶盖塌陷而形成环状或锅状沉陷的岩浆侵位机制。岩体受伸展环境中的张性断裂控制，基性岩浆沿断裂上升定位于断裂的潜在空位中，基性岩浆冷却后形成环状断裂将岩体分割成环状断块。
　　关于深成岩体的侵位机制，马昌前等（1994）将Castro（1987）等人提出的分类归纳为三种基本类型，即主动侵位作用、被动侵位作用与诱发侵位作用。主动侵位作用包括隆起作用、底辟作用和气球膨胀作用。在这几种侵位机制中，岩浆是以本身巨大的能量来开辟占据空间的；被动侵位作用包括岩墙扩展作用、顶蚀作用和火山口沉陷作用，岩浆是沿先存断裂或构造缺陷，或是在区域性伸展作用下被动式侵位的；诱发侵位作用是岩浆沿低角度张性断层带注入侵位的。