火山岩相构造学.docx

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1、火山岩相构造学一、定义与分类火山岩相是在肯定的环境下火山活动产物特征的总称。“环境” 一词在火山学中包含的内容更为广泛，简单，它既有火山喷发环境， 也有火山产物积累的环境。首先是陆上与水下环境。其次是地表、近 地表到地下肯定深度的环境，再次是在火山或火山机构的特定位置， 如近源的火口，火山颈和远源的环境。各种环境直接打算火山活动产 物特征的差异。而火山岩相构造学总任务之一，就是从火山产物特征 入手恢复它的喷发或积累的环境。通过岩相或相模式的讨论可以正确判别火山喷发类型、火山构造、 划分火山旋回和再造古火山活动史；在讨论火山成因矿床时岩相的讨 论是必不行少的。据中国东部中生代陆相火山岩地区工作的

2、实践，提出以下相分类 的基本方案。喷溢相 effusion facies(EFF)(2)降落(空落)相 fall out (air fall)facies (FOF)(3)火山碎屑流相 Pyrodastic flow facies(PLF)(4)溢流相 Surge facies地面涌流(干涌流)ground surges(GSF),基 底涌流(湿涌流)base surges(BSF)(5)火山泥流相 lahar facies (LHF)(6)火山爆发倒塌相 Volcanic explosion-collapse facies(VECF)(7)侵出相 extrusion facies(ETF)(

3、8)火口。火山颈相 volcanic neck facies(VNF)(9)次火山岩相 subvolcanic rock(intrusion)facies(SIF)(10)隐爆发角砾岩相 subexplosive breccia facies (SBF)(11)火山喷发沉积相 eruptionsedimentary facies (ESF)(一)、喷溢相1、底面、分界面在火山岩区野外地质调查中，为了建立地层层序，划分岩流单元、测 定厚度，确定产状，就必需鉴别熔岩层的界面及顶底面。(1)熔岩层界面以下一些标志可参考使用：熔岩外表浮岩壳首先冷却形成裂缝。熔融的岩浆自下而上涌出 充填这种浮岩壳的裂缝

4、。这时，其次次的熔岩盖于早期熔岩流凸凹不 平的浮岩壳之上。熔岩外表的楔形裂隙为其次次熔岩所充填。落到具肯定可塑性的涌流积累时也会发生弯曲。（3）分选中等，在Md巾一。力图解上，往往落在空落积累区和火山碎 屑流积累区之间的过渡位置，CM图解上有自身的位置。（4）组分比拟简单，含有大量同期的火山碎屑以及陆源物质。此外， 亦有增生火山砾。增生火山砾往往以火山为中心向外减小，在远源处 一般不消失火山增生砾，这种增生火山砾不肯定消失在层的顶部。（5）由蒸气爆发作用的涌流形成的火山形态为凝灰岩环或凝灰岩锥 （图 43）。（6）一般在低处厚度较大而高处厚度更薄，在近源处厚度大而远源处 薄。活尔茨和谢里登对1

5、1个蒸气爆发凝灰岩环与凝灰岩锥作了讨论。 岩浆外部水中有五个为地下水环境，两个是海滩，其他有湖中岛、浅 海、干盐湖。火口边缘宽度4602500m,火山凹进的深度0200m, 积累物最大厚度18235m,积累物倾角4度一30度。凝灰岩环与凝灰 岩锥的积累物特征有以下差异（表13）。这种与蒸气爆发作用有关的湿涌流，在中国东南沿海火山岩区，特殊 要留意以往曾被定为“沉积岩”、“沉凝灰岩”或“凝灰质砂岩”的岩 石，如觉察交叉层、沙丘等构造或地层有柔性弯曲，应作室内鉴定， 留意判别这类岩相。从地质背景考察，在湖泊之下火山亦可发生蒸气 爆发，已证明某些火山岩之下为湖泊相积累。（五）侵出相假如岩浆的粘度较大

6、，气体过饱和程度差，这时火山喷发既不是 安静的溢流，也不是猛烈的爆发，而是一些近似固态的粘性岩浆受到 内力的挤压，从相对狭小的管道或裂隙中挤出而成丘状、锥状、钟状 等较规章的侵出体，即可称为侵出岩穹（extrusive dome）。侵出相主要 特征为：（1）侵出相的形态。岩穹（或岩丘）的形态一般为等轴状的丘状、钟状、 柱状或碑状。呈熔岩脊的岩穹是有肯定延长的侵出相。岩穹高度为数 十米到600m甚至更高。据Ro莱登统计，150m（7个），50 100m（20 个），200300m（25个），400600m （8个）。岩穹高度与底径之比大 多在1/31/2。岩穹大小不一，有的岩穹其底径包括边缘角砾

7、岩在 内可达12km或更大。岩穹的形态明显地与岩浆粘度和侵出机制有关。假如岩浆粘度很 高，岩浆以半凝固状态挤出，形成“柱”、“碑”等高耸陡直的形态； 而粘度较低的偏中、基性岩浆那么形成相对平缓的钟状、丘状形态。岩穹可以是对称的，也可以是不对称的。假如下伏地形倾斜或管 道倾斜，那么形成不对称的岩穹。岩穹顶部有时有不同程度的下凹，这 是由于岩浆停止侵出后的回缩，或是由于熔岩沿侧裂隙流出引起顶部 下陷而形成的。当然，也有可能是由于顶部消失了小型的爆发火口，或再次的爆发活动摧毁了岩穹原来的形态。岩穹顶部可由于屡次的侵出而形成“次级小岩穹，使岩穹外部 形态简单化。中生代古火山岩区已经过了剥蚀，其顶部形态

8、保存不好, 但其总体形态仍可作为重要的鉴别标志。(2)岩穹的内部构造。岩穹内部岩石构造除块状构造外，常见的还 有：流带、流纹构造，宽的流带往往有致密的和多孔状的霏细岩， 或者由珍宝岩、黑曜岩和流纹岩组成流带构造。同心状、扇形裂隙, 岩穹边缘部位的裂隙特别密集，成为板状节理，并且由外向内渐渐削 减。密集的裂隙带往往剥离成片状、板状。裂隙和流带的展布往往与 岩穹的形态相吻合，这些裂隙多数为岩穹冷缩而成的原生自治节理。 在岩穹外围的围岩中，那么往往发育有环状或放射状小断裂。(3)岩穹的顶部或四周可见到角砾岩。这种角砾是岩浆在挤出过程 中裂开自碎或剥离而成。角砾大小不一，大多被同成分岩石胶结，而 成为

9、角砾熔岩。这种角砾岩常常分布在岩穹四周或成为熔岩穹的底座。 某些自碎角砾岩中的角砾还消失扭形纹。假如岩穹侵出于火山斜坡， 那么往往会有火山基底岩石的碎块，所捕虏的岩块可高达40%。假如剥 蚀深度不大，那么岩穹的顶部常夹持残留岩块，这种岩块大体保存了原 始岩石面貌和排列方位，一般位移不大。在古火山岩区工作时，要特 殊留意区分外貌上相像性(岩穹角砾岩和火山角砾岩)。前者亲密地 与熔岩过渡，并向外很快变薄或消逝。(4)岩穹与四周岩层的接触关系，在上部往往呈超覆式掩盖，而接 近下部那么切割四周地层，它和四周周期熔岩可以呈现过渡状况，即岩 穹向外延长时与熔岩层为渐变的关系。(5)岩穹内部可以消失分带性，

10、这种分带往往形成肯定相带的模式, 一般的状况由边缘到内部可以归纳为三个带：I带，边缘自碎成因角砾 岩带，其宽度大小不一，一般消失在岩穹四周和顶部或者构成岩穹的 底座；II带，裂隙密集带，其特点是流带发育，可能存在气孔，岩石 主要为玻璃质结构，外貌与熔岩相像；III带，致密块状带，其特点是 裂隙不发育，无气孔，岩石主要为斑状结构，基质一般为微晶结构。特殊要留意的是，这里都是渐变过渡关系，不能将岩穹的内部相 带看成为熔岩的“层”。(6)岩穹与熔岩在岩石外貌上差异不大。其主要区分比照见表14o 因此，假如熔岩厚度超过几百米，而其间无任何夹层，就应在岩穹的 产状去讨论。结合其他特点，有可能从“熔岩”中

11、鉴别出岩穹。组成岩穹的岩石一般为流纹岩，粗面岩、安山岩，其结构与熔岩相 同。但常在内部消失巨斑、聚斑，有类似次火山岩的外貌。岩穹有分 带性，其各部位的结构也各不相同。(8)岩穹在空间分布上，可以消失在火山机构的主火山管道内，也可以 消失在旁侧的裂隙中。同一火山机构内的岩穹在地表可各有独立的位 置，但深部可能相连。岩穹与岩穹之间的展布方式大体有三种：孤立 的岩穹；在环状构造内岩穹呈似环状分布；几个岩穹以线状排列成岩 穹链。后两种状况构成“岩穹群”。假如两个或几个岩穹相邻，而且为同时形 成，那么较早溢出的熔岩或岩穹的边缘相带可能相连成一体，构成熔 岩脊。（9）以往文献一般认为岩穹形成于火山演化的末

12、期。当岩浆中气体大量 释放。粘度增大而失去爆发力量。此时岩浆就只能从管道中挤出、成 为岩穹。但世界上有不少岩穹并不是形成于末期，这可能与岩穹形成 之后仍有火山爆发或熔岩流中断有关。（10）伴随着岩穹往往有蚀变，形成硫酸盐系列或卤化物系列的蚀变岩, 如明矶石化，高岭石化以及黄铁矿化，常常表现为浅色蚀变圈带。（六）火山颈相火山岩浆向上运移到达地表火口的通道称为火山管道，火山管道被 熔岩或火山碎屑岩充填者称火山颈或岩颈。火山颈的鉴别在火山岩地区岩相讨论中占有重要的地位，是确定 古火山活动中心的直接证据。对于古火山地区，由于剥蚀作用火口仅 保存局部剩余或全部被剥蚀，而火山颈那么往往能出露地表。因此，火

13、 山颈确实定，在本质上也就是确定火口的位臀。1鉴别火山颈的地质标志火山颈在平回上呈圆形、椭圆形或其他形态，剖面上呈筒状、漏斗状。 某些简单成因或经后期构造破坏的火山颈形态比拟简单，消失支叉筒 状，至深部变化为脉状。岩颈直径几十米至几千米，延长几千米。火山管道的形态主要受掌握火山构造的基底断裂所打算。现将火山管 道作如下分类（图44）：没有破火山口的火山管道：管状火山管道，多数为凝灰岩允填，少 数为熔岩或熔岩角砾岩充填，直立或陡倾（图44）。锥状火山管道，多 数为熔岩充填、较少的熔岩和火山碎屑岩充填（图44B）；线状火山管道、 与线性断裂有关，常为熔岩，角砾岩或凝灰岩充填（图44C）；阶梯状火

14、山管道，边界受多组断裂所掌握，主要为熔岩或熔岩角砾岩充填（图 44D）；复合型火山管道，充填物为混合型（图44E）。有破火山口的火山管道：不具放射性环状断裂的火山管道，具有放 射状环状断裂的火山管道（图44F）O火山颈在地貌上可以呈正地形或负地形，这主要打算于组成岩颈相的 岩石之抗侵蚀力量。一些酸性熔岩组成的火山颈，往往形成正地形， 呈陡直的高峰。一些抗侵蚀力量低的基性熔岩那么形成比拟低凹的地形。 岩颈与四周岩石地形上的总体特征呈现环状、弧状地形。假如岩颈接 触带经烧结作用那么其四周消失环状壁垒地形，工作中应留意航空照片 的判别。查明岩颈与四周岩石的接触关系是确定火山颈的重要工作，接触关系 有

15、四种不同状况：侵入、切割性质的接触关系，断裂式接触（环状断裂 为岩颈的边界）；岩颈浅部呈喷发不整合关系（超覆于四周岩石）；当 剥蚀深度不大的状况下，火山颈与溢出火口的熔岩呈渐变关系，这是 区分岩颈相与次火山岩相的标志之一。岩颈中流线、流带、流面构造具陡斜性，流线直立，流面平行其接触 面，柱状节理在近地表部位垂直接触面呈辐射状排列，在深部垂直于 火山管的壁，依据这些原生构造易于分出火山颈，同时可以恢复或推 想火山颈深部的形态。围绕岩颈具有火山口相或近火山口相岩石，它们呈弧状或环状分布， 有规律的内倾或外倾。岩颈四周发育环状或放射状断裂，放射状断裂 交汇中心、环状断裂的内侧往往为岩颈的位置所在。2

16、.鉴别火山颈的岩石标志火山颈按岩石类型划分有三类：熔岩型、火山碎屑岩型以及混合型。熔岩型火山颈的岩石特征与工作方法有以下三点：（1）查明岩颈内部的分带性，由熔岩或碎屑熔岩组成的火山颈往往具 有明显的分带性。如：以熔岩为内带，流状熔岩为外带；以块状熔岩 为内带，自岩浆角砾熔岩为外带；以块状熔岩为内带，含有异源碎屑 的熔岩为外带；以熔岩为内带，复成分火山角砾岩为外带。岩颈的分带性反映在岩石类型、结晶程度、结构构造等多方面。岩 颈中岩石的结晶程度在不同部位有较明显的变化，在近地表部位与熔 岩相近，中深部位与次火山岩相近，延至深部那么具有侵入体的结构外 貌。因此，由于剥蚀深度的关系可消失不同外貌的岩石

17、。剥蚀深度不 大的状况下，岩石直接过渡到溢出的熔岩，分带性不明显，大多具有 玻璃质结构，杏仁构造或流淌构造；在中等剥蚀深度条件下，以混合 型充填物为主，分带性普遍而明显；在剧烈剥蚀的状况下，那么为侵入 体特征岩石。所以，在剧烈剥蚀区，对一些筒状“侵入体”要留意其 与火山岩的关系，以鉴别火山颈或侵入体。对岩颈分带性的讨论，要系统观看：岩石类型、结晶程度（主要矿 物斑晶大小、形态与数量，基质的粒度与结构）、结构构造、主要矿物 光性、副矿物组合与含量等方面在水平或垂直方向上的变化。岩石命 名可依结晶程度沿用熔岩或次火山岩命名法。总之，从岩石类型与结 构来讨论岩颈分带性，这既是鉴别岩颈的标志之一，也是

18、推断岩颈的 剥蚀深度的标志。（2）查明岩颈形成的阶段性，火山颈既可以一个阶段形成，也可以 多阶段形成简单的火山颈。查明岩颈形成的阶段性，要留意岩颈的具 不同外貌的各种岩石是突变或渐变关系以及岩石中捕虏岩块的来源问 题。查明火山颈形成阶段性，不仅可说明岩颈形成史，而且还有助于验 证火山活动旋回的可信度。假如火山颈岩石形成挨次与四周岩石形成 挨次不同，那么两者可能不是同一火山机构的产物。（3）查明火山颈相熔岩的矿物特征，火山颈相熔岩中往往消失高温 矿物或有序化程度低的产物，如高温石英、白榴石、透长石、火山岩 型斜长石。对钾长石和斜长石要测定光学结构特点（2V、三斜度、有序 度）。火山颈中岩浆冷却经

19、受了两个不同环境，早期在温度、压力较高 的岩浆房中晶出斑晶，当运移到地表时，压力明显减低，又保持肯定 温度，于是易于形成一些反响边、再生边结构。假如岩浆性质较粘稠，其运移时往往具爆发性质，就可以使斑晶自 碎，而成碎屑熔岩的特征。具体鉴定岩颈内矿物光性及结构特点有助于了解岩颈结晶作用的过 程及其物理化学条件的变化。火山碎屑岩型火山颈，一般由爆发相岩石组成，可以消失各种火 山碎屑岩，其特点是：呈陡倾斜的严状，与围岩为切割性的，或喷发 不整合的关系；碎屑物的成分简单，往往混有火山管臂的岩石或更深 部岩石；岩石中火山碎屑物无分选性，但在水平或垂直方向上可能存 在结构上的分带性；无残留顶盖；如为熔结凝灰

20、岩，那么熔结程度由外 向内渐渐增加。（七）次火山岩相在火山岩地区工作的实践中，人们逐步熟悉到的一个问题是，火 山岩不仅要讨论层状的火山岩系，而且还要留意讨论侵入状的地质体, 尤其是最常见的一些外貌酷似熔岩的次火山岩体，次火山岩的鉴别与 讨论之所以引起地质工作者广泛的重视，是由于这一问题在火山岩工 作中具有重要意义。首先，在火山岩区只有将次火山岩区分出来，了 解其分布与产状，才能正确地解决火山层的层序、旋回和厚度。同时 也有助于反映火山岩区的区域构造与火山构造，假如把次火山岩误认 为火山岩，那么就无法查明和解决这些基础地质问题。更重要的是， 不少矿床与肯定的次火山岩有关。从中国地质文献中有关次火

21、山岩的含义来看， 比拟具有倾向性的或 者比拟统一的意见是，次火山岩一般应具备有以下四个基本特征：与 火山岩为同源关系，属地下火山作用的产物；与火山岩同期或稍晚； 与火山岩空间上有肯定联系；侵入产状，深度为0.52km（也有认为 1.5km或3km）。依据这些基本特征，次火山岩系指与火山岩同源的， 时间与空间上有肯定联系的近地表到浅成的侵入岩。对次火山岩与对其他地质体一样，野外的鉴别是特别重要的基础工 作，假如缺乏宏观的地质依据，在还没查明区域内次火山岩某些特有 的微观标志之前，仅仅从标本上鉴别次火山岩是有困难的。对次火山 岩在野外工作中的基本任务是查明它的产状，由于侵入产状是区分次 火山岩与火

22、山岩的主要地质标志。观看次火山岩体直接侵入关系的方 法是：(1)岩体边界与不同围岩、不同岩层接触关系的观看：次火山岩体切割 围岩的层理、流线、流面或呈现陡倾斜的接触面，这些现象可以从岩 体的平面上、剖面上作整体的分析，也可以从具体露头上直接观看。(2)次火山岩体冷凝边的观看：次火山岩体边缘冷却速度较快，往往 形成具有玻璃质结构或霏细结构的冷凝边，且宽度很小。在野外工作 中，时常会忽视这种宽度不大的冷凝边，或者误认为“细脉”，甚至将 岩体内部相带与冷凝边误认为是两种岩石的接触面，因此，野外工作 时要连续性地敲打露头并要认真观看具不同结构岩石之间渐变或突变 关系是特别重要的。在不易判别的状况下，应

23、采集连续性的薄片标本 作室内鉴定。(3)次火山岩体流淌构造的观看：岩体边缘部位常消失流线、流面 或密集的节理，且与四周岩石呈切割关系。(4)次火山岩柱状、板状节理的观看：次火山岩体常发育有自治的 节理。原生柱状节理方向与接触面垂直。从柱状节理的排列方式，可 确定次火山岩的产状与形态。假如两次侵入的次火山岩相互接触，可 以依据节理判别先后侵入的关系。板状节理发育于岩体的边部。(5)捕虏体的观看：次火山岩内的捕虏体，一般保存原岩的形态、 成分与结构；由于次火山岩在急速条件下冷却，因此无熔化或交代 围岩的捕虏体。某些浅成的次火山岩内的捕虏体，可以见到“压实烘 烤边”或弱接触变质现象。如能查明捕虏体的

24、来源，就可以确定次火 山岩与四周岩石相对侵入关系。假如工作地区露头不好，风化蚀变剧烈，那么上述这样的直接标 志就往往不易观看。在此状况下，应留意一些间接现象：地形、地 貌、露头形态以及岩石节理系统与四周火山岩有比拟明显的不同。 岩体厚度很大，岩石结构有规律的变化，其中又缺少火山碎屑岩夹层, 也没有反映熔岩界面的现象。流淌构造与四周岩石明显地不协调。 气孔发育的基性火山岩地区突然不见气孔，而且岩石结构又有显著 的变化。岩石的颜色、结构构造、成分或矿化蚀变的与区域内火山 岩有很大的差异。当觉察这些现象时，应留意进一步的观看，力求追索直接的标志, 或者应用已经查明的某些微观标志来判别其为次火山岩或熔

25、岩。(A)隐爆角砾岩相关于“爆发角砾岩”或“隐爆角砾岩”的概念问题，尽管在提法 上有些差异，但基本趋向看来是相近的。A-E莱特和DR 鲍斯 认为，“爆发角砾岩”是由地下爆发作用形成的一种角砾岩(爆发时，岩 块运移离开原来位置不远)。爆发作用产生的岩块，随后由于气体或流 体的作用，在地壳中搬运相当远，从而形成侵入角砾岩体。但是他们 又指出：由“爆发角砾岩”到“侵入角砾岩”是一个完全渐变的连续的成因序列，要在其间划一条明显的界线是不行能的，因此， A-E-莱特建议将爆发角砾岩作为一般性术语使用。D-G-布赖恩特 所谓的“侵入角砾岩”，是指一种非均一的混合物，沿早先存在的构造 发生活动，始终侵入到现

26、在的位置上，并在其基质碎屑物中分布有棱 角状及圆形碎块的一种角砾岩，包括R.法明描述的“卵石岩墙”。我 们同意D-G-布赖恩特所谓的“侵入角砾岩”可以包括在“爆发角砾 岩”这一概念之内的提法。其岩相特征归纳为以下几方面。爆发角砾岩产出的地质位置大体可分为两类：(1)火山机构及其邻近地区，爆发角砾岩在火山机构中常常消失的 具体部位是：火山管道与四周岩石的接触地带，如福建省上杭紫金 山爆发角砾岩属此类。破火山口内某些构造上脆弱的地带，如放射 状、环状断裂发育地区及其交接的地段。又如火山构造与区域性断裂 的复合地段(中亚、哈萨克斯坦破火山口内的一些爆发角砾岩)。隐伏 火山构造的浅部，如在一些大型的穹

27、状构造中，火山活动外表微弱而 具有明显环状、放射状裂隙的构造凹地内发育有爆发角砾岩。(2)与浅成侵入体或次火山岩体相伴生，其具体部位是：浅成侵 入体(或次火山岩体)顶部突出的部位或某些筒状侵入体内；岩墙与断 裂地带的交汇地带；不同岩石的接触带；与浅成侵入体共生，处 于区域性断裂带内；两组断裂的交汇地段或线形断裂转折处。由此 可见，不管在火山岩地区或无火山岩发育的侵入岩地区，爆发角砾岩 在空间上均与浅成斑岩体、次火山岩共生，并受区域性构造和火山构 造所制约，不同的构造格局掌握了爆发角砾岩体成群、成带、成环分 布的特点。因此，查明某些爆发角砾岩的构造条件与背景，是猜想区 域内隐伏的爆发角砾岩筒的有

28、效方法。2 .产状、规模、形态爆发角砾岩体与四周岩石常常呈“侵入体”接触关系，岩体的边界切 割围岩的尽理、流纹、流面构造。或是岩体接触地带的岩石消失裂隙 化，而后过渡为斑岩体。爆发角砾岩体或其分支呈贯入式产状，这是 它与一般火山角砾岩的明显不同之处。爆发角砾岩体形成的深度一般 为0.53km因而在剥蚀深度不大的状况下，岩体顶部常保存有围岩的 残留顶盖。这是它与火山角砾岩在产状方面的又一重要区分点。爆发 角砾岩体边缘往往发育有环状、弧状、放射状断裂带。爆发角砾岩体 的规模一般不大，从国内外几百个岩体的统计来看，大多在几十 米至几百米之间，延长几百米。爆发角砾岩体的形态一般比拟简单， 其平面形态为

29、：圆形、椭圆形、哑铃状、环状、半环状、脉状、不规 章支叉状；剖面形态“筒柱状、漏斗状、不规章状、脉状。多数爆发 角砾岩体呈陡倾的漏斗状、筒状、不规章脉状产出。3 .岩相及其变化爆发角砾岩体由于结构与组分上的变异，往往在水平或垂直方向上 消失分带性。相带的变化形式，归纳起来，有三种不同类型：(1)内外相带的差异表现为碎屑物的形态、大小、成分或排列方向性 等方面。如安第斯的圣弗朗西斯科角砾岩筒，是一个椭圆状的柱状体。 该岩筒分为两个相带：边缘带厚度03m,东西两端厚度较大，碎屑物 粒度变化较大，从几厘米到1m略有定向排列，其走向平行接触带，向 内陡倾。内部带碎屑粒度变化小， 由50cm到几毫米，绝

30、大多数在 20cm左右，定向较好，除边缘倾角达45度之外，其余倾角甚小。有 些爆发角砾岩体的相变表现为：内带为爆发“凝灰岩”(碎屑粒度小于 2mm),成分简单，有肯定磨圆度；外带碎屑物粒度成分简洁。(2)内外相带表现为斑岩与爆发角砾岩的过渡。与斑岩体相伴生的爆 发角砾岩，其相变往往呈以下过渡关系：斑岩一自碎裂化斑岩一爆裂 岩一爆发角砾岩一裂隙化围岩(图45)。尽管一些爆发角砾岩体在浅部 或地表的具体变化形式可能略有不同，但向深部都转变为斑岩体。(3)内外相带表现在碎屑岩形成方式上有所差异。如有些爆发角砾岩 的外部，尤其是顶部，消失倒塌成因的角砾岩。查明爆发角砾岩体由 内向外，由顶部到深部的这种

31、变化特征是很重要的。，这不仅能作为爆 发角砾岩的鉴别标志，而且对于了解岩体形成具体条件，讨论矿化在 不同相带的富集特点均有重要意义。4 .岩石碎屑物与胶结物鉴别和讨论爆发角砾岩，除了留意它们的地质位置、产状形态、 规模和相变之外.还应从以下三个方面讨论它们的岩性特征。(1)碎屑物的形态与大小：爆发角砾岩的碎屑物形态简单，棱角、半 棱角、半滚圆形态均有消失。不同的形态主要取决于岩石类型与坚硬 程度、原生或次生构造特性、爆发涡流与磨蚀以及位移和运移距离， 等等。一般来说，原岩比拟坚硬，构造比拟均一，次生构造不发育， 没有经长距离运移和磨蚀的碎屑物均呈棱角状。反之那么不然，原生或 次生构造发育的岩石

32、所形成的角砾呈“方块状”、“板状”。长距离运移 而经磨蚀的角砾那么呈滚圆状的“卵石”。又如，在高温、高压条件下经 涡流式运移而发生挤出、重熔时，可消失弯曲或局部变形的角砾。碎 屑物大小可从几毫米到几厘米。据报道，一些大的碎块可达几米，巨 大的岩块往往是就近的围岩碎块，碎屑物大小除在岩体的水平或垂直 方向上可能有所变化之外，一般无分选性。(2)碎屑物的来源与成分：爆发角砾岩碎屑物的成分简单、来源多 样，总体来看来源有三种，角砾岩体的直接围岩或岩体所切割的深 部围岩；与角砾岩体相伴生的斑岩；浅部没有出露的一些地壳深 部的岩石。通常状况下，由、两类岩石为主，构成复成分爆发角 砾岩，也有以类岩石为主“

33、就地取材”的爆发角砾岩；也有以类 岩石为主的同源“自岩浆角砾化”成因的爆发角砾岩。野外与室内具体鉴定各种角砾的矿物组成与结构等，可以确定岩石 类型，并和区域岩石比照以查明角砾的来源。全部这些可为了解爆发 作用的深度、方式以及爆发作用史供应重要的线索。(3)胶结物组分与胶结形式：爆发角砾岩的胶结物有以下不同状况， 胶结物是与角砾成分相像的岩石或矿物的碎屑，呈孔隙式胶结类型。 这些细小的碎屑物常发生泥化、绿泥石化等不同程度的蚀变。由与 角砾成分相像的岩浆物质胶结，其结构的构造与熔岩、次火山岩、斑 岩相近似，有时具有流纹构造、涡流构造，一般呈基底、孔隙式胶结。 某些“爆裂岩”中的角砾没有位称，仅是一

34、些岩浆物贯入张开的裂纹。 被气成热液矿物所胶结，如电气石、萤石、绢云母、绿泥石、磷灰 石、阳起石、钠长石、石英等砂物。这些矿物有时呈晶梳状、伟晶状 分布。矿石矿物作为胶结物，有时主要是磁铁矿，赤铁矿、假象赤 铁矿等充当胶结物，有时矿石矿物与气成热液矿物同时成为胶结物。一个爆发角砾岩体往往有几种类型的胶结物同时存在，形成不同类 型岩石。5 .熔岩(斑岩)胶结物中某些矿物特征熔岩(斑岩)作为胶结物，其中矿物一般具有以下特征：斑晶的碎裂、 裂纹发育，局部呈“碎斑结构”；斑晶可有生长边、反响边，韵律性生 长环带；斑晶具有多世代性，有时消失“巨斑”；斑晶与基质矿物种类 相像，但在成分上有明显的差异；富含

35、挥发分矿物，含量特殊多；消 失低压高里矿物；运用长石温度计测定成岩温度较高；矿物中消失较 多气态包裹体。二火山机构及其讨论方法古火山的恢复和火山或火山构造之间的组合、演化是反映区域火山地 质最基本的内容，也是查明与火山作用有关的矿床成矿地质背景的核 心问题之一。在连片分布、大面积的古火山岩区，如何借助近代火山 学讨论的最新成果来恢复火山构造，是火山地质学中有待于进展的一 个重要课题，也是火山岩相构造学的根本任务。火山机构是指肯定空间与时间范围内，火山通道及其四周各种积累物 及其构造，包括火口、火山颈、近火口积累物和侵出岩穹或次火山岩, 等等。火山构造一词具有更广的含义，是火山作用产物及构造的总

36、称， 包括了上述单一的火山（火山机构），也包括了火山作用与区域构造作用 双重掌握的火山机构组合的群体。（一）、盾火山、火山渣锥、低平火口和层火山的特征与鉴别1.盾火山盾火山是由低粘度熔岩从中心或侧火口溢出，沿火山斜坡溢流而成宽 敞穹状缓坡度的盾锥状体。低粘度熔岩与高粘度熔岩在很多特征上有 明显的差异，低粘度熔岩主要是玄武岩，往往形成盾火山。鉴别盾火山的标志与方法如下：形态与大小：以小角度（10度）向外倾的玄武质熔岩构成环形积累, 其基座直径（W）从几千米到100多千米，其高度（H）约为宽度（W）的1/10 -l/20o玄武岩盾侧翼的界线明显，常由屡次熔岩流的叠置而成。岩相特征：几乎全部由喷溢相

37、熔岩组成，火山碎屑物约占1%,它 们是分布有限的火山渣降落积累（夏威夷型和斯特朗博利型）和岩浆蒸 气爆发基底涌流积累物。具体熔岩积累是简单的，不是想象的那样呈 “层状糕饼”式。熔岩层之间往往夹有：氧化土壤层（红玄武土），表生 碎屑层，分布有限的火山渣降落积累，局部水下沉积层（河湖相），基底 涌流相和倒贯脉。火口或近火口特征：对盾火山而言，以下标志可以确定为火口或近火 :未经埋藏的新生代玄武岩在卫片、航片上可清晰的依地貌形态特 征加以判别；绳状熔岩一般消失在近火口处，而远离火口那么相变为块 状熔岩；火山渣、集块、火山弹一般只消失于近火口的底部层位；熔 岩层次、单层厚度与总厚度由近火口向远火口渐渐

38、削减；因此，作出 厚度等值线是有效确定火的方法。充填火山通道的岩石一般为辉绿 岩或辉长岩，经过肯定剥蚀后岩颈呈一平台，使盾火山成为桌状山、 方山。重力场：一般显示为重力正异场，强度可达40*10-5m/s2,其范围通 常与火山颈或喷发口相吻合（15km）,其外围为陡的重力梯级带。特 别的范围与火山口直径亲密相关，而与火山底部的直径相比总要小一 些。所以，引起重力特别的地质体一般被限定在火山机构的浅部，反 映了火山颈或浅部密度大的岩浆房。密度差由两种可能缘由引起，侵其次次熔岩溢盖于第一次枕状构造熔岩的顶部，两者之间为枕 状体所隔。其次次岩流底部有第一次岩流的角砾。其次次熔岩叠盖在第一次熔岩发育有

39、裂隙的顶部带之上。第一次熔岩经过风化剥蚀，沟谷内有充填物，往往为碎屑物， 呈倒贯沉积脉，其次次熔岩溢盖其上。其次次熔岩对第一次熔岩顶部的烘烤，使第一次熔岩消失退色 带。两种熔岩层界面其上、下气孔带的差异，其次次熔岩底面具扁 平气孔带，与第一次熔岩顶部的多气化带相邻接。两期熔岩之间断续消失凝灰岩夹层。两期熔岩的间隙时间较长者，也可以有土壤层相隔。如熔岩成分或结构有明显不同时，这种直接的界面易于鉴别，它 们可以呈现整合或喷发不整合关系。（2）熔岩层顶面以下一些现象指示熔岩顶面：玻璃质渣壳、集块岩壳；含同成分 胶结的角砾熔岩；绳状，波状、旋涡状结构往往发育于顶部；多孔状、 气孔小而密，充填物多；碎屑

40、岩倒贯脉；红色氧化顶（对陆相而言）；楔 型裂隙，凹坑；枕状体发育，面包形、饼形、球形的、枕状体的凸面 指示岩层顶面。（3）熔岩层的底面以下一些特征可作为判别标志：含有下伏地层岩石的角砾；底面 往往受到下伏岩层原始地形的影响而起伏不平；管状、串珠状、扁平 状气孔或气孔带发育；下部捕虏深成包体较多；底部流纹比拟发育； 枕状体的平面或凹面指示岩层底面；底部暗色矿物相对上部更富集； 柱状节理比拟规章。2、喷溢相模式熔岩流的内部，由于结晶冷却条件的差异，往往形成分带性，可 区分为顶部（或上部带）、中间带和底部（或下部带）。（1）酸性熔岩的内局部带酸性熔岩从底部到上部一个完整的分带可包括：珍宝岩质碎屑熔

41、岩带，即珍宝岩的碎屑被次生玻璃质熔岩胶结；珍宝岩带；珍宝岩（或 黑曜岩）与霏细流纹岩组成条带，每个条带厚数毫米到数米；流纹岩带, 往往为斑状流纹岩；珍宝岩与霏细岩组成的条带、珍宝岩带、顶部带 为多孔玻璃质熔岩，甚至消失浮岩。酸性岩流内局部带。各地区都有差异，但存在一般的规律（表H）。在观看酸性熔岩层时，除留意表11所列六个方面之外，岩石颜色 也应留意，酸性熔岩内局部带性与各种非金属矿产的分布、产出部位 入体含有更多的铁镁物质，火山四周由未固结的火山碎屑物组成，其 密度比具有相像成分，但结构均一的侵入体要小些。可能消失持殊岩相，某些盾火山喷发期间地表有水体存在，包括 小型湖泊、河流以及未固结的含

42、水层。这时， 当热的熔岩进入水体可以发生淬碎或次级爆 炸。这种淬火碎裂(quench-fragment)的集合体被称为玻璃质碎屑。这种 淬碎玻璃质碎屑有别于爆发成因的碎屑，其特点是20%以上的碎屑周 边是平面而不是不平的凹凸面。据Picher和Williams等讨论，当淬碎 玻璃质碎屑作为熔岩的包壳而阻碍了岩浆体内部的淬火，或者被水蒸 气过热层所阻隔时，岩浆不发生淬碎，而有可能消失枕状玄武岩。还 有一种可能的岩相，是玄武岩喷发有较长的间隔，其间发育了较厚的 沉积层，特殊是远离火口处沉积相(包括砂岩、泥岩、硅质岩、白云质 灰岩)含有火山灰风化的产物或玄武岩的碎块，且可能有硅藻土、凹凸 棒石。玄武

43、岩掩盖的河床沉积物中往往有贵金属或宝石。2 .火山渣锥火山渣锥是由斯通博利型火山爆发形成的小规模火山积累，以火 山碎屑岩为主体，兼有局部熔岩。火山岩成分为玄武质一安山岩，也 有英安岩、流纹岩。伍德(1980)发表数据说明这类火山是世界上数量最 多的火山，火山渣锥形成的时间可以数天到数年，50%的火山渣锥喷 发连续时间小于30天，95%以上的火山渣锥小于一年，休眠期一般在 102103 年间。形态与大小：锥体宽度为0.252.5km,平均为0.9km,保存良好的83座 火山渣锥的高度为宽度的0. 18倍，一般具较宽的火口。火口直径为 宽度的0.40倍。火山渣一锥坡度陡，一般为30度左右(据伍德，

44、1980)。 岩相特点：以空落相为主，但伴生有以下几种岩相：很小的岩块一火 山渣流，其中可消失反粒序；岩浆溅落的火山弹，如牛粪状、纺锤状 火山弹，有时火山弹粘结成层；熔岩流与快速溅落的熔岩共生，这种 岩流一般具碎屑结构；有时在锥体内消失焊结的类似熔结凝灰岩；较 大碎屑与火山弹围绕火口分布，而较小的碎屑顺风方向分布。中国东南沿海中生代酸性火山岩区已确定有火山渣锥(锥状火山)六 座，它们主要发育于区域第四旋回(白垩纪)。3 .低平火口、凝灰岩环、凝灰岩锥低平火口、凝灰岩环和凝灰岩锥属蒸气爆发或蒸气岩浆爆发作用 所形成的单成因火山。据伍德(1980)统计，其数量仅次于火山渣锥。低平火山(Marrs)

45、又称马尔火山，火口延长到地面高度之下，切人 围岩，火口较宽，边缘较低，通常缺失内倾的凝灰岩层。凝灰岩环具 有薄的火口边缘积累(50m)和小的倾角(10()m)火口边缘积累，陡倾(最大倾角25度)，一般火口高出原始地面 (表 15)o在中国东南沿海中生代火山岩区，已觉察有岩浆蒸气爆发形成的基底 涌流相。可以预料，随着工作深化，在东部地区还会觉察更多的岩浆 蒸气爆发作用的产物，相应可以恢复低平火口、凝灰岩环或者凝灰岩 锥。鉴别这类火山，除了要鉴别基底涌流相和这三种火山形态特征之 外，重要的是建立火口边缘积累物的相剖面。凝灰岩环、凝灰岩锥的 火口边缘积累物一般分为三层。(1)底部爆发角砾岩：这种爆发

46、角砾岩是指蒸气爆发火口四周，混 杂有粗火山碎屑的描述性术语。火山碎屑物中包括2100cm大小的不 规章的围岩碎块，它们被火山灰胶结。假如平均粒度10cm,那么可见到 明显的层理。这种角砾岩通常与薄层空落凝灰岩或发育差的涌流凝灰 岩呈互层，在横向上延长几百米时可以相变为空落或涌流凝灰岩。(2)薄层积累：主要由涌流凝灰岩与少量空落凝灰岩构成。涌流凝 灰岩通常发育交叉层、波状层、块状层或沙丘状构造。在1m的厚度内, 可以消失多种层状构造的交替。空落凝灰岩中粒度大于2cm的碎屑通 常小于1%,很少有大量的岩屑。增生火山砾与铁壳火山砾通常消失在 涌流层中。它们是火山砾在不断地滚动过程中由同心状的细火山灰

47、分 散而成。铁壳火山砾通常由一层或数层火山尘包裹火山砾大小的岩屑 而成的。它们在形成过程中或形成之后，由于滚动而常裂开变形，这 也说明当时处在水或水蒸气饱和的环境中。(3)上部的厚层状积累：一般只消失于凝灰岩锥内，由几乎相等的 涌流层与成层性差的空落层组成。块状层平均厚度1m,被薄的易剥离 的微层状细火山灰层相隔。这种积累物中岩屑含量小于5%,直径大于 2cm的碎屑可达1%5%。上列特征说明，凝灰岩环的薄层积累通常是干的，粘结性差，属 高度充气涌流侵位而成。人们已熟悉到任何成分的岩浆都可以形成蒸气爆发火山，而且往 往伴生有隐爆角砾岩筒。4层火山层火山又称复式火山(composite volca

48、no),是由中心火口反复喷发 的火山碎屑与相对短时期喷溢的熔岩流所构成的火山。伍德对环太平洋26个层火山形态与大小统计结果是：W为0.6 22km,H为0.23km,坡度变化为15度一 33度。这一形态特点与玄武 岩盾火山有显著的差异。打算层火山形态有三个因素：与岩石成分有 关的喷发方式，岩浆或熔岩的排出速率，火山物质坡移与表生碎屑作 用。现代层火山喷发速率为0.052.75km3 / 100a,如危地马拉塞罗内 格罗(Cerro Negro)在第一个121年活动期内平均喷发速率为0.15km3 / 100a,基劳厄依(kilauea)火山在1959年前的51年活动期内平均喷山 速度为1.2km3 / 100ao大多数层火山年龄期105年。层火山喷发方式、 喷发间歇与频率变化很大。喷发方式主要为弱的斯特朗博利型和伏尔 加诺型，岩相极为简单多变，不是象一般教科书中所述的那样是熔岩 与碎屑岩替层式的互层。凯斯提出大陆层火山一般相模式(图46)。作为层火山的要素是短的岩 流、多层与多种成因的火山碎屑以及浅成侵人体。地层岩相结合的 特点是：(1)在垂直剖向上岩性和成份具有不稳定性的突变；在水平 方向也是突变的，并随远离火口可能呈现有规律的相