火山岩相构造学

1、火山岩相构造学一、定义与分类火山岩相是在一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，复杂，它既有火山喷发环境， 也有火山产物堆积的环境。首先是陆上与水下环境。其次是地表、近 地表到地下一定深度的环境，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。各种环境直接决定火山活动产 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堆积的环境。通过岩相或相模式的研究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；在研究火山成因矿床时岩相的研 究是必不可少的。据中国东部中生代陆相火山岩地区工作的实

2、践，提出以下相分类 的基本方案。喷溢相 effusion facies(EFF)降落(空落)相 fall out (air fall)facies (FOF)火山碎屑流相 Pyrodastic flow facies(PLF)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)火山泥流相 lahar facies (LHF)火山爆发崩塌相 Volcanic explosion-collapse facies(VECF)侵出相 extrusion facies(ETF)火口。火山颈相 volcanic nec

3、k facies(VNF)次火山岩相 subvolcanic rock(intrusion)facies(SIF)隐爆发角砾岩相 subexplosive breccia facies (SBF)火山喷发沉积相 eruptionsedimentary facies (ESF)、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，就必须鉴别熔岩层的界面及顶底面。(1)熔岩层界面下列一些标志可参考使用：熔岩表面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。这时，第二次的熔岩盖于早期熔岩流凸凹不 平的浮岩壳之上。熔岩表面的楔形

4、裂隙为第二次熔岩所充填。第二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。第二次岩流底部有第一次岩流的角砾。第二次熔岩叠盖在第一次熔岩发育有裂隙的顶部带之上。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，第二次熔岩溢盖其上。第二次熔岩对第一次熔岩顶部的烘烤，使第一次熔岩出现退色 带。两种熔岩层界面其上、下气孔带的差异，第二次熔岩底面具扁 平气孔带，与第一次熔岩顶部的多气化带相邻接。两期熔岩之间断续出现凝灰岩夹层。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

5、岩层顶面下列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）熔岩层的底面下列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；底部流纹比较发育； 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； 柱状节理比较规则。2、喷溢相模式熔岩流的内部，由于结品冷却条件的差

6、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）酸性熔岩的内部分带酸性熔岩从底部到上部一个完整的分带可包括：珍珠岩质碎屑熔 岩带，即珍珠岩的碎屑被次生玻璃质熔岩胶结；珍珠岩带；珍珠岩（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；珍珠岩与霏细岩组成的条带、珍珠岩带、顶部带 为多孔玻璃质熔岩，甚至出现浮岩。酸性岩流内部分带。各地区都有差异，但存在一般的规律（表11）。在观察酸性熔岩层时，除注意表11所列六个方面之外，岩石颜色也应注意，酸性熔岩内部分带性与各种非金属矿产的分布、产出部位 密切有关。酸性岩流内部分带性是多样的，

7、这主要取决于各种因素，诸如挥发分 的饱和程度，熔岩冷凝和运移速度，浅岩浆房中液态不混熔，以及熔 岩流的厚度。最明显的分带性出现在厚的熔岩流中。冷凝过程中挥发 分聚集在岩流的顶部，易形成泡沫浮石状熔岩。当熔岩沿地表流动易 成皱纹状流状体，而中部则有利于形成原生球粒的过渡现象。相反， 在厚度不大的岩流中，流状体常发育于上部，而块状的玻璃变种(黑曜 岩带)则常常发育在熔岩流的下部；中部发育结品的球粒和微嵌品生成 物。由于熔岩与地表接触使之速冷，底部发育有玻璃质岩，而表层中， 熔岩物质破裂和皱纹现象叠置共存。古老的酸性熔岩流内部的分带性由于侵蚀及重结品作用，而不易 保存完整或显示不明显。因此，在研究酸

8、性熔岩的内部分带性时，应 注意脱玻与重结品作用。(2)基性、中性熔岩的分带性基性熔岩的分带性，一般比较明显，其分带性具表12所列的特征。火山碎屑流相火山碎屑流是火山爆发产生的热、气体和碎屑组成的密度流(density current)。其堆积物为极其重要的一种爆发相，一直受到人们的重视。“ignimbrite”的由来上面已讲述，是马歇尔(1935)提出的，国内文 献译为“熔结凝岩”，将火山碎屑流与熔结凝灰岩视为同义词。这种译 法与近代国外文献中所述的含义不相符合。如史帕克斯(1997)将ignimbrite定义为富含浮石的火山碎屑流堆积。包括了熔结的和未熔结 的，费希尔认为这类岩石有许多类型的

9、过渡，建议将ignimbrite 一词用 于由火山碎屑流侵位而成的堆积物。1985年赞希尔在南京讲学中提出。 许多地质学家认为ignimbrite包括了熔结的与未熔结的，而且还不受 “凝灰”这一粒度的限制。熔结凝灰岩(welded tuff)应该是指ignimbrite的熔结部分。火山灰流(ash flow)或火山灰流凝灰岩(ash flow tuff )指粒度一 般在“凝灰级”范围的火山碎屑流。火山碎屑流形成于不同的构造和火山部位，体积差别很大。火山 碎屑流堆积物体积在0.0011.0km3范围内，往往是典型的中心式火山 喷发。较大规模的火山碎屑流体积为1l00km3，形成较大型的层火山，

10、象1883年爪哇岛克拉克托火山体积为1001000km3的火山碎屑流是 与大型的破火山口相伴生，像加利福尼亚纵谷、黄石(怀俄明州)破火山 口，它们是由连续的巨大体积的喷发而成。有一种情况(科罗拉多州圣 胡安山脉La Garita破火山口 )，单一的火山碎屑流岩席超过3000km3。 一般讲小到中等体积的火山碎屑流，其成分变化范围由流纹质到玄武 质；而大体积的火山碎屑流通常为流纹质到英安质成分。在对的地形关系方面，火山斜坡的上部，由于火山碎屑流迁移而 仅仅保留于山谷的较低部位；在不平坦地区，小体积的火山碎屑流被 限制在山沟内；火山碎屑流向外延展时，在火山斜坡之外，呈现如舌 状的扇形。在组分方面，

11、火山碎屑流和相关的涌流堆积物均由品屑、玻屑、 浮岩和岩石碎屑组成，但其含量变化很大。这主要取决于岩浆的组分 和碎屑流的成因。在某些堆积物中，有一定数量的品屑和岩屑还可能 有捕虏体，起源于熔岩穹爆发瓦解或崩落而成的碎屑流堆积物，则混 合有无气泡、部分气泡和全部气泡的原生岩浆物质碎屑。从定义上说，火山灰流凝灰岩是由 50 %以上属于火山灰粒级 (2mm)的碎屑物组成。这些碎屑物中有不同数量的浮岩砾和岩石砾而 构成混合物。最普通火山灰粒缎的碎屑是玻璃，且往往伴有少量的浮 岩粒。火山灰和火山砾级的浮岩碎屑都含有直径几毫米或几微米的椭 圆形或长管状气孔。管状气孔的浮岩被认为是多泡沫的岩浆迅速地从 火山管

12、道上升过程中形成的，因此其气泡延伸方向与它们的形态相一 致。品屑为其次普通的火山灰粒级的组分，产于伴生的同源岩浆浮岩砾或 岩块中的斑品，大多数并不破碎，因此说明斑品的破碎作用可能发生 在喷发或搬运的过程中，甚至可以延续到压结过程中。正象晶体稍为 张裂而充填玻璃质碎屑，香肠状岩石板条和弯曲的黑云母等所表现的 现象。在火山碎屑流堆积物中晶体丰度约为050%，明显高于伴生的 同成分溶岩中的斑品含量。一般情况卜，品屑含量高于浮岩火山砾和 火山弹，这是在搬运过程中，品体相对于玻屑优先富集在胶结物中的 有力证据。因为多数大体积的火山碎屑流堆积是钙碱性英安岩和流纹岩，所 以品屑矿物大多数是石英、透长石，斜长

13、石，其次为角闪石、辉石、 黑云母、钛铁氧化物，副矿物为错石，榍石。在粗面质、响岩质和超 碱性流纹质的岩石中，碱性长石取代了两种长石。在一个冷却单元内， 晶体丰度朝上部可能增加而且变成更为基性的成分。岩屑在中等到大体积的火山碎屑流或在某些小体积浮岩碎屑流中 是稀少的，一般含量小于5%(体积)岩屑的：主要来源有三种：来自岩 浆房边缘缓慢冷却、结品的岩浆“外壳”来自火山管道壁及火山碎屑 流沿途捕获。如果对区域地层是了解的，那么前两种来源的碎屑可以 提供岩浆房深度的信息。在结构构造方面，大多数未熔结的火山碎屑流堆积物缺乏分选而 呈块状，但在许多情况下，也显示微小的粒序、线状层理或朝一定方 向碎屑的叠瓦

14、状构造。多数的火山碎屑涌流堆积比火山碎屑流堆积的 厚度薄、粒度更细和具较好的分选性，而波状或交错层理可能是常见 的构造。火山碎屑流堆积内部分层是通过递变的基底带、大型的碎屑排列 链、交替的粗细粒序层、未经变动的伸长或板状碎屑的方向以及通过 颜色和成分变化来划分：包括递变层理在内的许多特征提供了火山碎 屑流是高密度层流状态侵位的证据。在一个单一的火山碎屑流之内，粒度递变可能是正向的、反向的、 对称的或复合的。浮岩碎块、浆屑的粒序可能是反向的，而岩石碎块 的粒序则可能是正向的，这是由于两者密度有很大的差别。由于在流 动过程中的分选作用，品屑与岩屑相对地集中在火山碎屑流的底层。绝大多数火山碎屑流堆积

15、的分选系数大于2,随着搬运距离的增大 分选系数趋于减小。火山碎屑流和涌流堆积物比空落堆积更缺乏分选 性，当然它们之间也有明显的重叠区。在火山碎屑岩流堆积的结构分析中，了解浆屑、浮岩、岩屑和品 屑的相对比例是极为重要的。因为它们的粒度分布、分选和其他参数 在喷发柱和在流体中可以作为不同于分选的其它含义，例如岩屑可有 岩浆侵入引起的岩浆房，火山口壁的碎裂，或者火山口内岩塞、岩穹 的破碎而成，也可以是在其流动过程中摄取而来的基底。品屑的粒度 分布是岩浆中斑品的粒度和爆发过程中的破碎的效应，但是不同的矿 物具有不同的粒度范围(如长石对比磁铁矿)。浮岩具低强度的性质，因 此在喷发和流动过程中，其粒度可重

16、新变化，造成在细粒堆积物中以 浮岩屑占优势。一些在高温下形成的熔结凝灰岩的最显著的特征是玻屑受熔结和 压实作用造成的塑性变形和相互熔结，在详细分析炽热的火山碎屑流 堆积物的压实作用时， 谢里登和拉根(Ragan)提出了两种类型：机械 压实作用和熔结致密化作用。机械压实作用是在颗粒形状没有显著变化的条件下仅仅负荷而引 起的，静止后，微粒除具有延长的颗粒倾向于水平方向转动外，一般 保持其相对位置不变。机械压实作用对于堆积物结构的影响相对来说 较小，但它对于降低其孔隙度，从而形成致密的岩石方山是有意义的。 浮岩碎屑一般保留其不规则的定位。熔结致密化作用(welding compaction)是由富玻

17、璃质碎屑的塑性 变形而发生的， 包含有在低温下完全没有发生变形的降落的火山灰 碎屑到均质的固体玻璃黑曜岩的所有类型。在黑曜岩中，在连续的玻 璃基质中仅有以前形成碎屑的模糊的轮廓(玻璃质碎屑结构)。对于形成 玻璃质碎屑结构，其主要的控制因素是温度保持在熔结临界温度以上 的时间；熔结程度也决于上负压力的大小，但这可能没有温度、粘度、 挥发分的含量等因素重要。1。流动单元和冷却单元与相模式（1）流动单元、冷却单元对于中等的和巨大体积的火山碎屑流，其基本的地层学和野外调 查必须鉴别火山碎屑流的流动单元和冷却单元。一个流动单位代表 在一个舌状体内一个单一的火山碎屑流堆积，单个的火山碎屑流动单 元的厚度变

18、化从几厘米到几十米，而舌状体可由一个跟一个地在几秒 或几小时内形成，流动单元之间边界是以粒度、成分、组构、浮岩砾、 岩块富集带或交错层理等差异为标准。当几个很热的火山碎屑流流动单元迅速地由一个堆积在另一个的顶部，它们可以作一个单一整体 的冷却单元。一个简单的冷却单元的形成是由一个单一的流动或由温 度递变没有明显间隔的连续几次的流动单元。一个复杂的冷却单元 （compound cooling unit）的形成是由一个温度间隔搅乱了的连续几 次热流的连续冷却单元带。从侵位到冷却至与周围温度相同大约需要 几十年，这主要取决于堆积物的厚度与侵位温度。所以，火山碎屑流 堆积虽然有几个流动单元组成，但它们

19、仍可构成一个冷却单元，一个 冷却单元往往因冷却状况不同，造成的熔结程度的差异及其有关的密 度变化而构成对称分带型式。在未经变质作用的年轻的堆积物中，其 冷却单元的顶部和底部通常由组构上未经熔结的火山碎屑物组成。底 部层未熔结是因为其直接与其底接触而迅速冷却，而其顶部的未熔结 是因为热量能迅速地对流和辐射进入大气中。致密熔结带部位往往在 冷却单元的下半部，在这个带内保持近源侵位温度的时间最长。高的 侵位温度、慢的冷却速率、部分或全部熔结作用（初始的脱玻化作用） 和玻质碎屑物的压结作用均发生在较厚的冷却单元内部。这种致密熔 结带逐渐过渡为弱熔结带，它经过高温气相晶体（典型矿物为SiO2 的变体和钾

20、长石）的结品作用而成岩。因此，单一或复合冷却单元是具有特征的冷却带。史密斯提出火山碎屑冷却单元分带模式，并分为四种情况：A.中温侵位的冷却单元的分带模式。由于厚度大，是以形成致密 熔结带，但冷却物的保持其玻璃性质不变。起源于熔岩流或岩穹爆发 瓦解、崩落而成的流动堆积物，混合有无气泡、部分气泡和全部气泡 的原生岩浆物质碎屑。8。高温侵位、厚度不大的冷却单元分带模式。由于高温，而岩石 静压力（厚度）在形成致熔结带中成为次要因素，除中心形成狭窄的脱玻 带外，其余部分保持玻璃性质不变。高温侵位、富含气体、厚度很大的冷却单元分带模式。形成一 个很厚的致密熔结带，冷却时都结品。D。复合流动单元熔结分带模式

21、。侵位条件和冷却过程同。，原始 地形可影响到分带模式。有些文献中提到有时形成宽厚的致密熔结带，其下部存在“底部角砾岩”。熔结分带性及其模式受到各种因素的影响：侵位温度；厚度，包 括单一流动单元厚度或复合流动单元作为整体冷却的厚度；碎屑流中 气体的含量；原始地形、山谷堆积物；侵位机理；主动高速侵位或被 动低速侵位；因涌流厚度小，气体含量少而不显强熔结性；熔结分带 沿侧向有变化，即近源处与远源处的熔结程度有差别。在实际工作中，如何划分流动的单元与冷却单元的问题。应从以 下三方面人手：粒度、组分、组构等划分流动单元，查明粒序分带性; 以熔结程度的组构划分冷却单元，查明熔结分带性；查明脱玻与重结 品的

22、叠加分带性。具体而言，应从宏观与微观方面按以下内容观察其垂向与侧向变 化：岩石颜色和镜下颜色、玻屑颜色和浆屑的颜色；粒度与粒序，岩 屑的粒度，浮岩粒度以及粒序，注意双粒序结构；组分含量；特别是 浮岩含量以及岩屑或品屑的亏损或富集情况；划分出可能的浮岩富集 带，各种矿物品屑的含量变化；流动构造发育情况(宏观与镜下)；层理： 块状、水平或交错层理；注意增生火山砾出现的部位；玻屑的变形程 度，浮岩屑、浆屑的形态；逸气构造、柱状构造；岩石致密或松散程 度，比重；气相结品矿物，蚀变褪色情况；脱玻与重结品的结构；室 内对长石结构和光性作系统测定；具体剖面上弱熔结、未熔结或强熔 结地段微地形的差别。相模式从

23、火山地质学角度，一个相被认为是一个喷发单元，在垂直地层层 序内部，它具有特殊的岩性空间关系和特定的内部结构与构造，一个 相模式是在一定时间空间内的堆积物成因的概括总结。史帕克斯(1973)引入“标准火山碎屑流流动单元”(Standardignimbrite flow unit)的概念，从剖面上划分为几个层次(图42)。层a为地面涌流层(ground surge deposits)，发生在火山碎屑流前 部， 由于空气卷入的流体化作用，形成地面涌流。其特点是：薄层 状，相对富含品屑和岩屑，低角度交错层和逆行沙丘，分选中等，往 往伴生增生火山砾。层b为火山碎屑流主体，层b1为底部层，一般仅1到数米，

24、细粒级， 缺乏粗碎屑。层b2为土体层，往往出现双粒序；岩屑相对地在下部， 为正粒序；浮岩屑相对地在上部，为反粒序；浮岩可以形成一个富集 带，在靠上部可以见到逸气孔。层C为在近源处，可能为熔岩流、侵出超覆岩穹或另一次普林尼 式空落堆积，在远源处一般为空落堆积。所以，史帕克斯提出流动单元模式并不是固定不变的，当然，由于各 地喷发特征的不同，其相模式也有差异。（三）空落堆积（降落堆积）相降落（fall out）又称空落（air fall）,系指火山爆发形成不同高度的 喷发柱，最初受到爆发气流，而后受到大气气流以及风力支撑，在空 气介质中搬运火山碎屑，当初始动能和风速改变时，由于重力作用而 下落到地表

25、，称为降落，为强调空气作为搬运介质又称空落。这种方 式形成的堆积物称降落堆积或空落堆积，是爆发相的一种常见类型， 组成岩石主要是凝灰岩。串落堆积相主要特征为：碎屑物主要由玻屑、岩屑（包括浮岩屑）和品屑等组成。构成各种凝 灰岩或火山砾凝灰岩。凝灰岩中玻屑、岩屑的比例取决于多种因素： 岩浆成分的差别，如酸性比中基性的凝灰岩中玻屑含量要大得多；不 同的喷发类型；在垂向和侧向上的变化，由于密度分选。暗色矿物的 品屑在剖面下部或近源处相对含量较高，向上部或远处一般玻屑含量 增高。堆积物在平面下往往以源地为基底呈圆形，椭圆形的展布，且以 扇形舌状体最为常见。圆形堆积主要来源于低的喷发柱，风力影响小 或在无

26、风的情况下降落，这种爆发属低度爆发类型，在玄武质火山中 比较常见。近代或者有历史汇载的空落堆积的体积是从等厚线图上估算的。 这种体积常与岩浆房体积、喷发能量以及喷发规模有关。已知体积从1 150km3。厚度有明显的侧向变化，从近源处向四周变薄。最大厚度 出现在近源处，距源地1/3地段。碎屑物的粒径，包括浮岩的最大粒径和岩屑的最大粒径均向远源 处减小，一般最大粒径是以其中五个最大碎屑粒径的平均值计算。一 般情况下，在同一距离处浮岩屑比岩屑的最大值大1/2。粒径的变化 一般与厚度的变化为同步变异，但在近源处可能并不完全协调。在中国东部的空落堆积，一般主要为凝灰岩或火山砾凝灰岩。岩 性单调；在平面上

27、一个喷发单元大体为椭圆形，分布特征为原地堆积， 缺少搬运痕迹；从火山口处向外厚度变薄，粒度变细。大浮岩屑一般 只出现近源处；多数有两个以上单层组成，单层厚度不大，层理不明 显，但可出现粒序层、微层理，在一个单元内往往呈正向粒序；表现 出一定的密度分选，暗色矿物或岩屑在下部或近源处相对富集，从而 引起岩石化学成分有一定分带性；当降落时有水蒸气或下雨，可出增 生火山砾，且位于单元层上部；堆积物孔隙度较大，比较疏松；一般 不出现熔结作用，在近源处局部出现塑性变形的玻屑；易发生程度不 同的水化，脱玻化和蚀变，厚度较大的空落凝灰岩有利于形成有关的 非金届矿床；近源处偶见有火山弹，如德化永泰云山火口周围见

28、有饼 状、球状、椭球状火山弹。涌流相火山碎屑涌流是各种类型的涌流总称，所谓涌流是由火山碎屑与 气体混合组成的密度流。它与上述火山碎屑流(ignimbrite)有着一定差别 (表 15)。根据成因方式和产出位置主要分为两种类型涌流：第一类为地面涌流(ground surge)。ground 一词 系底部、地表之 意，是指这种涌流处在火山碎屑流堆积的底部，由垂直喷发柱边缘或 初期塌落沿地面流动之含义。这种涌流具有较高温度，不同于蒸气爆 发的涌流，故又称干流(dry surge)。地表涌流的特点是：经常与火山碎屑流相伴出现，处于一个喷发单元的底部层位， 向上即为火山碎屑流动单元，或可作为火山碎屑流单

29、元的组成部分；层薄，一般显示层理，可以出现微弱的交错层；由于是热的，所以干涌流出现塑性变形的浮岩(屑)，但含量不多， 熔结程度低或未熔结；运移速度快，搬运距离短，故分布范围不如火山碎屑流广，在 远处可以缺失；(5 )可以出现增生火山砾。地面涌流的鉴别往往为划分火山灰流单元提供重要的地层学依 据，这在中国东南沿海火山岩地区比较常见。第二类为基底涌流(base surge deposits)o “base是指在喷发柱 下部的含义，其搬运形式类似于床沙载荷形式。由于这类堆积是蒸气 爆发或岩浆蒸气爆发的产物，它由热蒸气携带碎屑物，所以又称为湿 涌流。沃特和费希尔认为基底涌流的形成分为三个阶段：开始上升

30、的含水 蒸气的喷发柱的底部扩散出含少量碎屑的气浪，上升喷发柱边缘依弹 道轨迹抛出蒸气爆发产生的碎屑物；最后，碎屑物、水蒸气、空气的 混合物呈湍流聚集在地面，主体部分沿地面形成“底涌”、 “底浪”。这种湿涌流往往单独产出或者构成火山活动某一旋回的主体，鉴别 这类堆积物的特点是：层理明显，容易误认为沉积岩或火山碎屑沉积岩，具低角度的交 错层或逆行沙丘、长波状层、流槽、凹坑。沙丘的背风面较缓，而迎 风面较陡，与流动机制或状态有关，如碎屑物的直径在0.20.7mm之 间，它们流速的增长往往依次出现平坦沙床、沙纹(ripple)、沙浪(sand wave)、沙丘(dunes)、上部平坦沙床、逆行沙丘(a

31、ntidunes)。由于涌流中含水蒸气较多，流动过程中凝结的水蒸气与颗粒充分 混合，由于水有表面张力而在颗粒周围形成薄膜，使堆积物具有粘性 和一定的可塑性而形成类似于沉积岩中的柔性变曲，或者外来岩块降落到具一定可塑性的涌流堆积时也会发生弯曲。（3）分选中等，在MW 一。甲图解上，往往落在空落堆积区和火山碎 屑流堆积区之间的过渡位置，CM图解上有自身的位置。（4）组分比较复杂，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 一般不出现火山增生砾，这种增生火山砾不一定出现在层的顶部。（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

32、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11个蒸气爆发凝灰岩环与凝灰岩锥作了研究。 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， 堆积物最大厚度18235m，堆积物倾角4度一30度。凝灰岩环与凝灰 岩锥的堆积物特征有以下差别（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，特别 要注意以往曾被定为“沉积岩”、“沉凝灰岩”或“凝灰质砂岩”的岩 石，如发现交错层、沙丘等构造或地层有柔性弯曲，应作室内鉴定， 注意判别这类岩相。从地质背景

33、考察，在湖泊之下火山亦可发生蒸气 爆发，已证实某些火山岩之下为湖泊相堆积。（五）侵出相如果岩浆的粘度较大，气体过饱和程度差，这时火山喷发既不是 平静的溢流，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 等较规则的侵出体，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一定延伸的侵出相。岩穹高度为数 十米到600m甚至更高。据R。莱登统计，1一50m（7个），50 一 l00m（20 个），200300m（25个

34、），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。如果岩浆粘度很 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、基性岩浆则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。如果下伏地形倾斜或管 道倾斜，则形成不对称的岩穹。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出现了小型的爆发火口，-10或再次的爆发活动摧毁了岩穹原来的形

35、态。岩穹顶部可由于多次的侵出而形成“次级小岩穹，使岩穹外部 形态复杂化。中生代古火山岩区已经过了剥蚀，其顶部形态保存不好， 但其总体形态仍可作为重要的鉴别标志。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， 或者由珍珠岩、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十分密集，成为板状节理，并且由外向内逐渐减 少。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，则往往发育有环状或放射状小断裂。岩穹的顶部或四周可见到角

36、砾岩。这种角砾是岩浆在挤出过程 中破裂自碎或剥离而成。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出现扭形纹。如果岩穹侵出于火山斜坡， 则往往会有火山基底岩石的碎块，所捕虏的岩块可高达40%。如果剥 蚀深度不大，则岩穹的顶部常夹持残留岩块，这种岩块大体保留了原 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 别注意区别外貌上相似性(岩穹角砾岩和火山角砾岩)。前者密切地 与熔岩过渡，并向外很快变薄或消失。岩穹与周围岩层的接触关系，在上部往往呈超覆式覆盖，而接 近下部则切割周围地层，它和周围周期熔岩可

37、以呈现过渡情况，即岩 穹向外延伸时与熔岩层为渐变的关系。岩穹内部可以出现分带性，这种分带往往形成一定相带的模式， 一般的情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出现在岩穹四周和顶部或者构成岩穹的 底座；11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，外貌与熔岩相似；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，基质一般为微品结构。特别要注意的是，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。岩穹与熔岩在岩石外貌上差别不大。其主要区别对比见表14。 因此，如果熔岩厚度超过几百米，而其

38、间无任何夹层，就应在岩穹的 产状去研究。结合其他特点，有可能从“熔岩”中鉴别出岩穹。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。但常在内部出现巨斑、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。岩穹在空间分布上，可以出现在火山机构的主火山管道内，也可以 出现在旁侧的裂隙中。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。后两种情况构成“岩穹群”。如果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

39、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期。当岩浆中气体大量 释放。粘度增大而失去爆发能力。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研究中占有重要的地位，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

40、仅 保留部分残余或全部被剥蚀，而火山颈则往往能出露地表。因此，火 山颈的确定，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。 某些复杂成因或经后期构造破坏的火山颈形态比较复杂，出现支叉筒 状，至深部变化为脉状。岩颈直径几十米至几千米，延伸几千米。火山管道的形态主要受控制火山构造的基底断裂所决定。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，百立或陡倾（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

41、性断裂有关，常为熔岩，角砾岩或凝灰岩充坟图44C）；阶梯状火 山管道，边界受多组断裂所控制，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）。火山颈在地貌上可以呈正地形或负地形，这主要决定于组成岩颈相的 岩石之抗侵蚀能力。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。一些抗侵蚀能力低的基性熔岩则形成比较低凹的地形。 岩颈与周围岩石地形上的总体特征呈现环状、弧状地形。如果岩颈接 触带经烧结作用则其周围出现环状壁垒地形，工作中应注意航空照片 的判别。查明岩

42、颈与周围岩石的接触关系是确定火山颈的重要工作，接触关系 有四种不同情况：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（超覆于周围岩石）；当 剥蚀深度不大的情况下，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，根据这些原生构造易于分出火山颈，同时可以恢复或推 测火山颈深部的形态。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。岩颈周围发育环状或放射状断裂，放

43、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.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、结品程度、结构构造等多方面。岩 颈中岩石的结品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，延至深部则具有侵入体

44、的结构外 貌。因此，由于剥蚀深度的关系可出现不同外貌的岩石。剥蚀深度不 大的情况下，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，杏仁构造或流动构造；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；在强烈剥蚀的情况下，则为侵入 体特征岩石。所以，在强烈剥蚀区，对一些筒状“侵入体”要注意其 与火山岩的关系，以鉴别火山颈或侵入体。对岩颈分带性的研究，要系统观察：岩石类型、结品程度（主要矿 物斑品大小、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 名可依结品程度沿用熔岩或次火山岩命名法。总之，从岩石类型

45、与结 构来研究岩颈分带性，这既是鉴别岩颈的标志之一，也是判断岩颈的 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 多阶段形成复杂的火山颈。查明岩颈形成的阶段性，要注意岩颈的具 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。如果火山颈岩石形成顺序与周围岩石形成 顺序不同，则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出现高温 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

46、结构特点（2V、三斜度、有序 度）。火山颈中岩浆冷却经历了两个不同环境，早期在温度、压力较高 的岩浆房中晶出斑品，当运移到地表时，压力明显减低，又保持一定 温度，于是易于形成一些反应边、再生边结构。如果岩浆性质较粘稠，其运移时往往具爆发性质，就可以使斑品自 碎，而成碎屑熔岩的特征。详细鉴定岩颈内矿物光性及结构特点有助于了解岩颈结品作用的过 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，可以出现各种火 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；碎屑物的成分复杂，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

47、向上可能存 在结构上的分带性；无残留顶盖；如为熔结凝灰岩，则熔结程度由外 向内逐渐增加。（七）次火山岩相在火山岩地区工作的实践中，人们逐步认识到的一个问题是，火 山岩不仅要研究层状的火山岩系，而且还要注意研究侵入状的地质体， 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 研究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别出来，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，如果把次火山岩误认 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

48、少矿床与一定的次火山岩有关。从中国地质文献中有关次火山岩的含义来看，比较具有倾向性的或者比较统一的意见是，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； 与火山岩空间上有一定联系；侵入产状，深度为0.52km（也有认为 1.5km或3km）。根据这些基本特征，次火山岩系指与火山岩同源的， 时间与空间上有一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，野外的鉴别是十分重要的基础工 作，如果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

49、是查明它的产状，因为侵入产状是区别次 火山岩与火山岩的主要地质标志。观察次火山岩体直接侵入关系的方 法是：岩体边界与不同围岩、不同岩层接触关系的观察：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察。次火山岩体冷凝边的观察：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，时常会忽略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仔细观察具不同结构岩石之间渐变或突变 关系是

50、非常重要的。在不易判别的情况下，应采集连续性的薄片标本 作室内鉴定。次火山岩体流动构造的观察：岩体边缘部位常出现流线、流面 或密集的节理，且与周围岩石呈切割关系。次火山岩柱状、板状节理的观察：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。如果两次侵入的次火山岩相互接触，可 以根据节理判别先后侵入的关系。板状节理发育于岩体的边部。捕虏体的观察：次火山岩内的捕虏体，一般保留原岩的形态、 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

51、。如能查明捕虏体的来源，就可以确定次火 山岩与周围岩石相对侵入关系。如果工作地区露头不好，风化蚀变强烈，那么上述这样的直接标 志就往往不易观察。在此情况下，应注意一些间接现象：地形、地 貌、露头形态以及岩石节理系统与周围火山岩有比较明显的不同。 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。流动构造与周围岩石明显地不协调。 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。当发现这些现象时，应注意进一步的观察，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

52、别其为次火山岩或熔岩。（八）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D R 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可能的，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

53、 发生活动，一直侵入到现在的位置上，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。.地质位置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经常出现的 具体部位是：火山管道与周围岩石的接触地带，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

54、山构造的浅部，如在一些大型的穹状构造中，火山活动表面微弱而 具有明显环状、放射状裂隙的构造洼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，不论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，不同的构造格局控制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，是预测

55、区 域内隐伏的爆发角砾岩筒的有效方法。.产状、规模、形态爆发角砾岩体与周围岩石常常呈“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出现裂隙 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情况下，岩体顶部常保留有围岩的 残留顶盖。这是它与火山角砾岩在产状方面的又一重要区别点。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，从国内外已知几百个岩体的统计来看，大多在几十 米至几百米之间，延伸几百米。爆发角砾岩体的形

56、态一般比较复杂， 其平面形态为：圆形、椭圆形、哑铃状、环状、半环状、脉状、不规 则支叉状；剖面形态“筒柱状、漏斗状、不规则状、脉状。多数爆发 角砾岩体呈陡倾的漏斗状、筒状、不规则脉状产出。.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 出现分带性。相带的变化形式，归纳起来，有三种不同类型：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

57、50cm到几毫米，绝大多数在 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)，成分复杂，有一定磨圆度；外带碎屑物粒度成分简单。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，出现崩塌成因的角砾岩。查明爆发角砾岩体由 内向外，由

58、顶部到深部的这种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，研究矿化在 不同相带的富集特点均有重要意义。.岩石碎屑物与胶结物鉴别和研究爆发角砾岩，除了注意它们的地质位置、产状形态、 规模和相变之外.还应从以下三个方面研究它们的岩性特征。(1)碎屑物的形态与大小：爆发角砾岩的碎屑物形态复杂，棱角、半 棱角、半滚圆形态均有出现。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，原岩比较坚硬，构造比较均一，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。反之则不然，原生或 次生构造

59、发育的岩石所形成的角砾呈“方块状”、“板状”。长距离运移 而经磨蚀的角砾则呈滚圆状的“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，可出现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复杂、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。通常情况下，由、两类岩石为主，构成复成分爆发角 砾岩，也有以类岩

60、石为主“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。野外与室内详细鉴定各种角砾的矿物组成与结构等，可以确定岩石 类型，并和区域岩石对比以查明角砾的来源。所有这些可为了解爆发 作用的深度、方式以及爆发作用史提供重要的线索。胶结物组分与胶结形式：爆发角砾岩的胶结物有以下不同情况， 胶结物是与角砾成分相似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 角砾成分相似的岩浆物质胶结，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