Question

火成岩的野外特征

Answer 1

1.侵入岩的野外产状

首先根据侵入岩与围岩的接触关系分为整合侵入体和不整合侵入体。当侵入体与围岩的接触面基本上平行于围岩的层理或片理时，称为整合侵入体。相反，如果侵入体切割围岩片理、层理，接触面产状与围岩片理和层理产状不一致，则称为不整合侵入体。

其次，根据侵入体的形态、大小可以进一步分为以下几类：

（1）岩基（batholith）：是最大的巨型侵入体，面积大于100km²，最大可达数万平方公里，大岩基多为花岗质岩体。

（2）岩株（stock）：面积小于100km² 的侵入体，岩株边缘常有一些不规则的树枝状岩体冲入围岩中，被称为岩枝（apophysis）。

（3）岩盆（lopolith）：为中央略微下凹，呈盆状的整合侵入体（图3-12a）。厚度与直径之比大致为1∶10～1∶20，一般由密度较大的层状基性—超基性岩组成，规模一般较大。

（4）岩床（sill）：又称岩席，是厚薄均匀、近水平产出的整合的板状侵入体。岩床以厚度小、面积较大为特征，基性和超基性岩体常出现这类产状。

（5）岩墙（dike）：是一种厚度稳定，近于直立的不整合的板状侵入体，长为宽的几十倍甚至几千倍，厚度一般为几十厘米到几十米。著名的津巴布韦大岩墙，厚3～14km，长500km。岩墙是岩浆沿张裂隙惯入而形成的，在同一地区常形成由若干条岩墙平行分布或呈放射状分布的岩墙群，亦见有呈现近同心圆状分布的环状岩墙及锥状岩墙（岩席）（图3-12g）。

此外，岩盖为一种蘑菇状的整合侵入体（图3-12b）；岩斗为接触面内倾的侵入体（图3-12f）；岩栓两侧为断面外倾的正断层所围限的侵入体（图3-12d）；岩鞍为沿褶皱轴部侵入的透镜状侵入体（图3-12e）。

岩浆上侵定位时的深度不同，会影响到岩浆体系的冷却速度、结晶压力及挥发组分的溶解度，从而对最终固结的岩浆岩的矿物组成、结构构造产生影响。根据侵入体的侵位深度可分为3个相：

浅成相（epizone）侵入深度为0～3km。侵入体规模较小，常见的有岩墙、岩床、岩盖、小岩株、隐爆角砾岩体等。岩体中可以发现晶洞构造，与围岩多呈不整合接触。因冷却速度快、静水压力较低，挥发组分逸失较多，岩体具细粒、隐晶质结构及斑状结构，斑晶可具熔蚀或暗化边结构。矿物常保存了高温条件下的结构状态，斜长石环带发育、常见高温石英斑晶、出现易变辉石等。岩体接触变质作用较弱，有时有硅化、绿泥石化、绢云母化蚀变，浅成相小型侵入体常与金属矿产有关，尤其是隐爆角砾岩体，是很好的容矿岩体。

中深成相（mesozone）侵入深度为3～10km，多属较大的侵入体，如岩株、岩基、岩盆等，也有岩盖、岩墙等小型侵入体。因冷却速度较慢和具有相对较高的静水压力，所以岩石一般具中粒、中粗粒结构和似斑状结构，岩体组成一般不均匀，矿物内部的结构状态在缓慢冷却过程中得到调整，如斜长石环带不发育，石英为他形的低温石英。接触变质带较宽，有时有云英岩化带，常见夕卡岩带，在接触带可形成各种接触变质和高温汽成热液矿床。

图3-12 不同侵入体的形态和产状

深成相（catazone）侵入深度＞10km。岩体较大，岩体走向与区域构造线理方向一致，围岩为区域变质的结晶片岩、片麻岩类，岩体主要为花岗岩类。岩体常为片麻状构造，交代结构十分发育。斜长石无环带。岩体无冷凝边，围岩无接触变质带，与围岩多为逐渐过渡关系。

侵入体由边缘向中心，固结时的冷却速度由快变缓，矿物结晶粒度因而具有由细到粗的变化，因此由边缘向中心又分为边缘相、过渡相和中心相。

2.火山岩的野外产状

岩浆上升到地表时产生火山喷发活动，并形成火山岩。

1）火山喷发的条件

不管以何种方式上升或暂时就位的岩浆体均受到两种不同方式的压力：其一是上覆岩层的静水压力（P_l）；其二是由岩浆浮力与岩浆体（房）膨胀压力构成的岩浆房超压（P_e），当静水压力与岩浆房超压之和大于上覆围岩抗张强度（τ）与岩浆通道的压缩应力σ_h之和时，即：

岩石学

岩浆就会继续上升，直至到达地表，产生喷发。当构造应力为挤压应力时，σ_h为正值，岩浆需要具较大的P_e才能产生喷发。而在离散板块边缘，σ_h为负值，岩浆很容易喷出地表。岩浆房内的膨胀压力有两种来源：

其一是岩浆源区新形成的岩浆通过压缩岩浆房中存留的岩浆补充进入岩浆房，产生膨胀超压。产生的膨胀压力可用下式计算：

岩石学

式中V_c为膨胀压力，V₀为岩浆房的体积，ΔV为新补充的岩浆体积，b为岩浆的体积弹性模量，P_e为膨胀超压。根据对冰岛的某岩浆房的计算表明，只需补充岩浆房体积0.1%左右的岩浆，就会产生足以克服围岩抗张强度的岩浆房超压，而产生喷发作用（Gudmundsson，1987）。

其二是封闭体系岩浆房中岩浆的挥发组分出溶和沸腾，可产生与岩浆补充等效的膨胀超压（Fisher等，1984）。挥发组分出溶可以是因静水压力降低，使挥发组分在岩浆中的溶解度降低造成的，也可以是岩浆中矿物结晶，残留熔体中挥发组分过饱和出溶造成的。计算表明，当岩浆中有0.7%的H₂O出溶转变为气相时，可产生10%或60%的体积增量，如果岩浆房体积固定，岩浆房内就会产生巨大的超压，产生喷发（Fisher等，1984）。

2）火山岩的产状

（1）火山锥（volcanic cone）：由熔岩和火山碎屑岩组成，中心为火山口或破火山口。喷发多为爆发（explosions）方式，或爆发与宁静式相间。一般用爆发指数（E）来表示爆发的强烈程度。

岩石学

式中m为火山碎屑岩体积数量，M为火山生成物总体积数量。以爆发为主时，喷发物为火山碎屑与蒸气混合的火山碎屑流，喷发柱顶端可达大气平流层，细碎屑物能被搬运到数千公里之外。堆积物以火山碎屑岩为主，多形成火山碎屑锥（图3-13a）。这类喷发作用以粘度大、挥发组分含量高的酸性岩浆常见。爆发最强烈者，称为卡特曼型（Katmaian-type），火山碎屑的体积分数达100%，；其次为普林尼型（Plinian-type），火山碎屑的体积分数达90%以上；再其次为乌尔加诺型（Vulcanian-type），火山碎屑的体积分数为60%～80%。前两种类型由于大量火山物质的抛出，常形成塌陷破火山口（caldera）（图3-13b）。若以爆发与宁静式相间喷发时，火山碎屑物质的体积分数约占30%～50%，熔岩以渣状熔岩为主，二者在火口处混合堆积，形成高大的混合锥。

图3-13 a—由火山碎屑和熔岩组成的混合锥；b—破火山口

（2）熔岩流（lava flow）：岩浆以较平静的溢流（effusions）方式喷出地表，喷发物多为粘度较小的超基性到中性的岩浆，酸性者少见。溢流出的岩浆可形成面状的熔岩被、熔岩台地、线状的熔岩流，在溢出口周围可形成坡角缓倾（2°～10°）的盾形熔岩锥，又称盾形火山（shield volcano）。在地表喷溢的熔岩因熔岩流表壳与内部冷却速度的差异，常形成形态各异的外表。在近火口处半凝固状态的熔岩表壳，受下部熔岩流动的作用，可形成波状、绳状外表，称为绳状熔岩（pahoehoe lava）。远离火口处，固结的熔岩表壳，受下部熔岩流的推挤破裂成块状或渣状外表，称为渣状熔岩（aa lava）。这两种熔岩在我国五大连池均可见到，其中大面积分布的渣状熔岩宛如波涛翻滚的海洋，蔚为壮观。水底喷出的熔岩或陆表熔岩流入水体，因淬冷作用，常形成外表呈枕状的熔岩和淬碎的尖棱状熔岩块。火山喷发类型有夏威夷型（Hawaiian-type）和斯通博利型（Strombolian-type），前者岩浆粘度极小，火山碎屑的体积分数小于10%，且主要为塑变的火山弹、熔岩饼或塑变岩屑，常形成宽广、平坦的盾火山，有时可形成熔岩湖；后者岩浆粘度大于前者，除喷溢外亦兼有爆发，熔岩流厚而短。

（3）岩钟、岩针、岩穹：多以侵出（extrusions）的方式喷出。由于岩浆房中挥发组分的大量逸失，岩浆粘度变大，失去爆发能力，只能像挤牙膏似地被动地挤出火山通道，并就位于火山通道上部，形成陡立的形态。粘度较大、缺少挥发组分、失去流动性的中酸性和碱性熔岩火山活动的晚期常形成这类产状。

（4）火山颈（volcanic neck）：是火山锥被剥蚀后，出露的火山管道中的充填物。火山颈在浅部一般直径较大，向深处缩小，上部喇叭状，中部筒状，下部墙状。充填物多为火山碎屑岩、熔岩、碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等。碎屑有同源的、异源的，也有的为深源产物。

（5）次（潜）火山岩（sub-volcanic rock）：与火山岩同源的，且为侵入产状的岩体。它与喷出岩同时或稍晚形成；同空间，但分布范围较大；同外貌但结晶程度较好；同成分，但变化范围及碱度较大。次火山岩的侵入深度一般小于0.5km。

（6）火山-沉积岩：是火山活动叠加沉积作用的产物。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成。在水盆地、破火山口凹地中沉积，也可以与泥石流、冰川等堆积物伴生。

根据火山岩形成于海底还是陆上还可以分为海相和陆相火山岩，它们的主要区别如下：

陆相火山岩与下伏地层常呈喷发不整合接触，风化壳发育；而海相火山岩与下伏地层常为整合接触，风化壳不发育；陆相火山岩与陆相动植物化石和陆相沉积岩共生，而海相火山岩则与海相生物化石和沉积岩共生；陆相熔岩成分变化大（基性—酸性皆有），常见红色氧化顶，柱状节理发育；海相熔岩成分变化小（以基性为主），常见枕状构造，中空骸晶发育；陆相火山碎屑物在水平方向上粒度变化显著，常见火山弹、火山泥球、熔结凝灰岩、泥流角砾岩；而海相火山碎屑物在垂直方向上比重变化明显，常见熔岩遇水淬碎的玻屑等。

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