Question

火成岩的产状和相

Answer 1

关于火成岩的产状，即火成岩的产出方式（mode of occurrence），国际上并没有统一的定义。在本书中，火成岩的产状主要指火成岩岩体的大小、形态以及与围岩的接触关系，有的教科书称为侵入体的类型（types of intrusions）。在西方的教科书中，火成岩的相（igneousfacies）是指岩石特点与主岩体中的典型岩石有所不同的一个火成岩单元，本书将火成岩的相定义为形成时的地质环境及其对应的岩石和岩体特征的总和。按照火成岩产出与地表的相对位置，火成岩包括侵入岩和火山岩（喷出岩）两大类，其中，侵入岩可进一步分为浅成岩和深成岩，而火山岩可进一步分为熔岩和火山碎屑岩。由于侵入岩和火山岩形成环境和岩浆作用方式明显不同，形成的侵入岩和火山岩在地质特征上也有明显的差别。火成岩的产状和相的确定，对于分析岩浆作用与地壳演化和区域构造发展的关系，指导金属矿产和油气资源勘探，具有重要的意义。

火成岩体的大小和形态取决于许多因素，如岩浆的成分和粘度、岩浆侵入过程、所处深度和构造环境等。例如，花岗质岩浆粘度大，主要形成相当厚的球茎状岩体，只有在特殊条件下（例如，侵入到高温区域变质地区）才可能形成比较薄的席状岩体；玄武质岩浆粘度很小，可以沿围岩薄弱带运移形成层状岩席。然而，我们在野外见到的侵入体，只是顶部的围岩被剥蚀后出露于地表的一部分，在平面上呈二维的形态，出露的面积也只是等于剥蚀面上岩体截面积的大小。尽管根据与围岩间的接触带产状，可以大致推断向深部岩体形态的变化，但能推断的范围很有限。除非借助物探手段，如重力、磁法、电法、地震等方法，结合深部钻探进行立体地质填图，否则，在野外很难确定岩体的真正大小和形态。

侵入岩与围岩之间存在三种接触关系，即侵入接触、断层接触和沉积接触。(1)侵入接触是指岩浆侵入于早已形成的围岩中，具有侵入接触关系的侵入体可进一步划分为整合侵入体和不整合侵入体两类。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（concordant）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（discordant）侵入体。为了区别于沉积地层之间的整合和不整合关系，建议改称为协调侵入体和不协调侵入体（马昌前等，1994）。(2)断层接触则是侵入体与围岩之间的接触部位系断裂带出露的位置，这是岩体侵入时或侵入后发生过断裂作用的表现。(3)沉积接触是在侵入体形成后，又经历过剥蚀而出露地表，再被沉积地层所覆盖的现象。第3种情况，侵入体形成时代要早于上覆地层沉积的时代。在南非开普敦地区的桌山（Table Mountain）国家公园内，就有年龄为540Ma的开普花岗岩被大约470Ma的桌山组砂岩所覆盖，形成了好望角周边地区沿海低洼处为花岗岩、向山顶上变为沉积岩的特殊地貌景观。

此外，即使是属于侵入接触关系，也还存在渐变接触（gradational contact）和截然接触（sharp contact）两种。(1)渐变接触关系表现为在露头上难以将侵入体与围岩截然分开，这是在热的作用下岩浆与围岩之间发生了强烈的化学相互作用的产物，例如，在岩浆热的作用下围岩遭受部分熔融，或是正在结晶的岩浆中挤出流体后，在接触带附近产生热液蚀变的结果。(2)截然接触表现为岩体与围岩有明显的界线，表明岩浆没有与围岩发生化学作用。截然接触关系，要么是围岩性质的不活动性引起（例如，石英岩作围岩），要么是岩体侵位太浅，岩浆遭受了快速的冷凝。这时，在岩体边部就会出现冷凝边（chilled margin）。

（一）侵入岩的产状和相

1.侵入岩的产状

按照岩体的大小、形态和接触关系，可以将侵入体划分为岩基、岩株、岩墙、岩盆、岩盖和岩席等多种。其中，岩基、岩株、岩墙多为不协调侵入体，而岩盆、岩盖、岩席则为协调侵入体。

图2－3 北美西部的中生代花岗岩基（据Gill，2010）

◎岩基（batholith）：是最大的巨型侵入体，出露面积大于100km²，其边部产状多外倾，向下有变大的趋势。最大的岩基出露面积可达数万平方千米，例如，北美西部的海岸山脉（Coast Range）岩基，主体出露于加拿大境内，面积达10×104km²以上（图2－3）；南美洲秘鲁海岸岩基（Coastal batholith），长达1600km以上，宽度达到60km，岩性以英云闪长岩和花岗闪长岩为主，伴有玄武安山质的岩墙群（dyke swarms）。我国南岭地区的万洋山－诸广山花岗岩基，出露面积达5000余平方千米。不少大的侵入体侵位深度较大，是在地壳下部的塑性层中以底辟方式侵位的，因此，岩体与围岩接触面的产状就可能与围岩的面理产状一致，与围岩接触带的淬火（冷凝边）结构和围岩的接触变质不明显。也有一些岩基侵位到地壳上部的脆性层，显示出以火山口塌陷或顶蚀方式为主的侵位特征，在这种情况下，岩体边部可含大量的围岩捕虏体（xenolith），岩体与围岩接触带出现淬火结构，靠近岩体的围岩接触变质现象较为明显，例如，秘鲁的海岸岩基就是这种方式侵位的。另外，大的岩基并不是一次岩浆侵位形成的，而是由数个至100多个较小的岩体组成的，它们可以是同一期岩浆事件中，从深部岩浆房或岩浆源区多次上升的岩浆侵位于同一位置形成的，也可以是不同时期岩浆作用形成的复式岩体。秘鲁海岸岩基就是由在100～37Ma期间先后侵入的1000多个深成岩体组成的。在野外，可根据岩体之间的穿插关系、冷凝边和烘烤边的有无、捕虏体的出现、面状和线状组构之间的切割关系等来判断侵位的先后顺序。

大岩基的主体岩性多为花岗岩类岩石。不过，在世界上还发现有多处特定地史时期（主要是元古宙）的斜长岩岩基（Philpotts ＆ Ague，2009）。例如，挪威南部的Egersund－Sogndal斜长岩岩基，出露面积达1000km²；而出露于美国纽约州的Adirondacks岩基，面积达3072km²。尽管少见以基性岩为主体的岩基，但几乎在所有的花岗质岩类岩基中均可以见到大小由几厘米到几米、成分相当于玄武岩的镁铁质岩石包体（enclave），或发育有镁铁质岩墙群。包体是一种岩石碎块，其形态常呈水滴状，在岩基的底部甚至可呈枕状，发育淬火边，表明在岩基侵入的同时存在着幔源的岩浆作用。幔源岩浆底侵作用（magmaticunderplating）可能是深部地壳熔融产生花岗质岩基的热能来源之一。

◎岩株（stock）：出露面积小于100km²的侵入体，其形态与岩基相似。北京周口店花岗闪长岩体（又称为房山岩体）就是一个典型的岩株。需指出的是，如果仅从露头面积上来划分岩基和岩株似乎意义不大，因为面积小于100km²的侵入体也可以是大型岩基的一个分支，或是岩基因剥露不够在地表仅出露的一部分，目前许多关于侵入岩产状的图解就是这样表达岩株和岩基的关系的。实际上，有些岩株并不是大型岩基的一部分，而本身就是规模相对较小的岩体，其侵位的机制与岩基不同。例如，在火山口之下与火山口塌陷作用有关的闪长岩、花岗闪长岩或花岗岩岩株，伸展背景下形成的环状碱性杂岩体等。岩株多为产状陡倾的不协调侵入体，边缘常有一些不规则的树枝状岩体侵入到围岩中，被称为岩枝（apophysis）。

◎岩盆（lopolith）：为中央略微下凹，呈盆状或漏斗状的协调侵入体（图2－4a）。规模较大，厚度与直径之比大致为1：10～1：20，直径可达数十至上百千米。一般由密度较大的层状镁铁质－超镁铁质岩组成，通常称为层状侵入体（layered intrusions）。其下部存在岩墙状的岩浆通道，岩盆的顶部岩石为产状平缓的未变质的沉积岩，或同源的火山岩。岩盆因体积巨大，冷却速度较慢，常发育有因晶体的沉降作用形成的堆晶结构和层状构造，层理的厚度可由数百米变化到几毫米。在南非约翰内斯堡北部的布什维尔特（Bushveld）镁铁质杂岩体就是岩盆的代表。该岩体东西长约440km，南北宽约350km，其外部由7km厚的层状镁铁质－超镁铁质岩套组成，赋存的Cr、V和Pt族元素矿床储量占全世界的一半；而杂岩体中心，则是由同时代的（约2060Ma）花岗岩套组成（Norman ＆ Whitfield，2006）。岩盆的其他例子有：美国明尼苏达的德卢斯（Duluth）、美国蒙大拿的斯提尔沃特（Stillwater）、加拿大安大略的萨德贝里（Sudbury）、加拿大的穆斯科克斯（Muskox）、格陵兰东部的斯卡尔加德（Skaergaard）等。世界上的Cr、Ni和Pt族元素、V－Ti磁铁矿床主要产于这些大岩盆中。我国四川攀枝花含钒钛磁铁矿的辉长岩体，其产状也属于岩盆。

◎岩盖（laccolith）：为蘑菇状的协调侵入体（图2－4b）。岩盖的规模比岩盆的小得多，其直径一般为1～8km，最大厚度可达1000m。岩盖的侵位深度不大，一般小于3km，围岩为产状平缓、未变质的沉积岩。岩盖的成分以中性侵入岩为主，但从流纹质到玄武质的成分都有报道。美国犹他州的亨利山（Henry Mountains）的闪长岩体是岩盖的经典例子。岩盖的侵位机制与气球膨胀的机制相似，岩浆的高压把上覆沉积地层顶弯，岩浆较大的粘度又限制了岩浆向侧面的流动。

◎岩床（sill）：又称岩席，是厚薄均匀、近水平产出的协调的板状侵入体（图2－4b）。岩床以厚度小、面积较大为特征，厚度可由毫米级到上百米，延展可达数万米，如哈得孙河西岸的帕利塞德斯岩席厚达300m，沿走向延伸达80km，南非的卡鲁岩席面积达12000km²，基性和超基性岩体常出现这类产状。

◎岩墙（dike，dyke）和岩脉（vein）：岩墙是一种厚度稳定，近于直立的不协调的板状侵入体（图2－4b），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，在洋中脊扩张的环境下，密集的基性岩墙群形成新生大洋地壳的主要组成之一，基性岩墙群在大陆裂谷区很常见。厚的岩墙也多是岩浆多次脉动侵入的结果，晚贯入的岩浆成分可以与先侵入的岩浆成分一致，也可以存在差别，如在基性的岩墙中央可能有花岗质的岩浆贯入，形成复合岩墙。对于浅成的岩墙来说，因岩浆的冷却速底快，由中心向边缘结晶程度差异显著，中心常沿先期岩墙的中心尚完全固结的部位侵入，深成岩墙则相带不明显。

图2－4 不同侵入体的形态和产状（据Raymond，1995）

在火山活动区，因大量的岩浆从岩浆房中喷发到地表，岩浆房空虚，顶部围岩塌陷，岩浆顺着围岩中形成的近直立的环状裂隙侵入形成近同心圆状分布的环状岩墙（ring dikes），或沿内倾的倾角较小的环形裂隙侵入形成锥状岩席（cone sheets）（图2－4g）。形成环状岩墙的岩石类型较多，但以花岗岩或正长岩等长英质岩类最常见，而锥状岩墙的岩性主要是玄武质岩石。

岩脉严格来说并不属于火成岩体，在大多数情况下，它们是与火成岩有关的热液活动的产物。岩脉规模较小，多充填到围岩的裂隙中。例如，在花岗岩体内部和围岩中的石英脉，就可能是在结晶作用的最后阶段由花岗岩浆排出的流体形成的。有些石英脉含有微量的Au和Ag，甚至形成重要的矿床。考虑到以往使用上的习惯，除了热液成因的岩脉外，也可以把规模较小（一般宽度小于数十厘米）、延伸相对较短的枝状火成岩体统称为岩脉，以区别于规模稍大的岩墙。

◎岩斗（funnel）、岩栓（bysmalith）、岩鞍（phacoliths）：岩斗为接触面内倾的侵入体（图2－4f）；岩栓两侧为断面外倾的正断层所围限的侵入体（图2－4d）；岩鞍为沿褶皱轴部侵入的透镜状侵入体（图2－4e）。

值得注意的是，很多大的侵入体常常呈复式岩体（composite intrusions）形式产出。关于 “复式岩体” 的概念，国内外学者的理解有所不同。有些学者认为，“复式岩体” 是指在相对较短的时间间隔内，由多次岩浆脉动形成的成分和结构不同的岩体所组成（Blatt et al.，2006）。由于是同期岩浆活动产物，共存的多种岩浆之间可能会发生岩浆混合或混杂（magma mixing or hybridization）等现象，导致不同单元岩石之间呈现渐变关系。然而，很多复式岩体内部，不同单元之间也常见明显的侵入接触关系，美国加州北部的Gibson峰岩体就被认为是这种类型的复式岩体（Lipman，1963），该岩体是在晚侏罗世由至少五次侵入的岩体所组成，岩性从紫苏辉长岩到英云闪长岩都有。有的学者（如刘家远，2003）把复式岩体理解为是不同时代岩体共存于同一大岩体中的现象，而把同源岩浆多次分离、上升侵位形成的岩石共生组合称为杂岩体。在美国地质研究所（AGI）所编著的《地质学词汇》（第五版）中，则将复式岩体定义为 “分别侵位产生的两种或多种具有不同化学和矿物成分的岩石构成的侵入体”。在本书中，我们采用AGI的定义，只要是岩浆多次侵位形成的侵入体，就称为复式岩体，不强调岩石之间的同时性；而把大致同时形成而密切共生的由多种岩石构成的火成岩体称为火成杂岩体（igneous complex），它既可以包括侵入岩，也可以是火山岩，或者既有火山岩也有侵入岩（王德滋等，2002）。例如，南非的布什维尔特层状岩体，就常常被称为杂岩体，其中主要包含了两部分岩石，即杂岩体中心的Lebowa花岗岩套和杂岩体边部Rustenburg镁铁质－超镁铁质层状岩套。两个端元的岩石虽然成分不同，但形成年龄相近，地质上密切相关，代表了同一岩浆侵入事件中产生的不同岩相。

2.侵入岩的相

岩体的侵位深度不同，就会影响到岩浆冷凝结晶的条件（冷却速度、结晶温度、压力及挥发组分），所形成的岩石也有不同特征（矿物组成、结构构造等）。因此，按照侵入体的侵位深度，可将侵入岩划分为浅成相、中深成相和深成相三个相（表2－5）。其中，浅成相的岩石相当于浅成岩（hypabyssal rock），而中深成相和深成相的岩石属于深成岩（plutonicrock）。

◎浅成相（hypabyssal facies）：侵入深度为0～5km。侵入体规模较小，常见岩墙、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，边部具冷凝边，与围岩多呈不协调接触（图2－5a）。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。由于在低水压条件下，斜长石不会呈独立的斜长石颗粒存在，只作为微斜条纹长石中的条纹形式出现，这种浅成的花岗岩，就称为超熔线（hypersolvus）花岗岩。岩体接触变质较弱，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。

表2－5 不同深度花岗岩体特征对比

（据海因德曼，1989，中译本修改）

图2－5 不同深度条件下岩基和岩株的构造样式（据Blatt et al.，2006）

◎中深成相（meso－plutonicfacies）：侵入深度为5～15km，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，并具有相对较高的静水压力，岩石具中粒、中粗粒结构、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。由于岩浆结晶时水压较大，可以同时出现独立的斜长石和钾长石颗粒，因此，这时就属于低熔线（subsolvus）花岗岩。接触变质带较宽（图2－5b），有时有云英岩化带，常见矽卡岩带，在接触带可形成各种接触变质和高温汽成热液矿床。

◎深成相（plutonic facies）：侵入深度大于15km。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（图2－5c）。

在一个侵入体内部，从岩体边缘向中心，由于岩浆的冷却速度变缓，岩石的特征有时也存在明显变化，围岩成分对岩石的影响也有区别。因此，有些岩体由边缘向中心可分分为边缘相、过渡相和中心相。这种相带的变化以浅成相的侵入岩中表现最明显，深成相侵入体因环境温度较高，表现得较弱，但这些相带之间常常呈过渡关系。

（二）火山岩的产状和相

1.火山岩的产状

讲到火山岩的产状，人们很容易就联想到火山锥。实际上，火山锥只是火山岩产出的一种形式，以这种方式产出的火山岩仅占地球上火山岩中很小的一部分，而出现最多的是熔岩流。玄武质的熔岩流覆盖了占地球表面积71％的整个洋底，而在陆地上，中酸性的灰流相凝灰岩也呈大面积分布。在我国华南地区，中生代的凝灰岩占据了火山岩分布区约3/4的面积。

火山岩的产状主要取决于它的喷发方式。根据火山通道的形态，喷发方式分为裂隙式、中心式和熔透式等，主要受构造条件控制；也可根据火山活动的方式分为溢流式、爆发式和侵入式，主要受岩浆成分及物性的制约。

◎裂隙式喷发：是指岩浆沿线状的大断裂或裂隙群通道上升喷出地表的，也可以是由沿断裂带密集排列的多个火山口近同时喷发的，这种方式的喷发作用主要发育在大陆裂谷、洋中脊等大型伸展构造带中，喷发物多为粘度较小的超基性到基性的岩浆，以玄武岩为主，中酸性者少见。因岩浆的粘度小，岩浆以较平静的溢流（effusions）方式喷出地表，如果地形允许，熔岩可流至大于200km的位置，形成大面积分布的熔岩被、熔岩台地（图2－6）、高原玄武岩，后者又称为泛流玄武岩（flood basalt），构成数千到上百万平方千米的大火成岩省（large igneous province）；常认为它们与地幔柱的作用有关。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，在近火山口处呈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、绳状外表的，称为绳状熔岩（pahoehoelava）（图2－7），远离火山口处，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的，称为渣状熔岩（aa lava）。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。

图2－6 内蒙古锡林浩特的新生代玄武岩台地

图2－7 黑龙江五大连池新生代绳状熔岩

◎中心式喷发：来自同一岩浆房中的岩浆沿颈状管道上升经火山口喷发，又称点式喷发。喷发物堆积在火山口周围，距火山口可达100km以上，在火山喷出口处可形成火山锥。火山喷发物的特征和就位后的产状与岩浆的成分密切相关。玄武质岩浆因岩浆粘度小，多以平静溢流方式的夏威夷型（Hawaiian－type）喷发为主，形成大面状分布的熔岩台地或沿低洼地形（沟谷、河流）流动形成线状的熔岩流，熔岩流汇集可形成熔岩湖，在溢出口周围可形成坡角缓倾（2°～10°）的盾形火山（shield volcano），火山碎屑含量小于10％，且主要为塑变的火山弹、熔岩饼或塑变岩屑，可在火山口周围堆积形成小型的火山碎屑锥（图2－8），是确定古火山口的重要标志。中性岩浆粘度大于玄武岩，以斯通博利型（Strombolian－type）喷发为主，除溢流外亦兼有爆发，熔岩流厚而短，可形成由火山碎屑和熔岩交砌形成的高大、坡角陡倾（可达40°）的混合火山锥（图2－9a），如日本的富士山火山直径达38km，高3800m。酸性岩浆粘度大，挥发组分含量高，常以强烈的爆发式喷发为主，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（图2－10），细碎屑物能被搬运到数千里之外，堆积物以灰流相火山碎屑岩为主，也形成火山碎屑锥（图3－13a）。爆发最强烈者，称为卡特迈型（Katmai－type），火山碎屑的含量达100％；其次为普林尼型（Plinian－type），火山碎屑含量达90％ 以上；再其次为乌尔加诺型（Vulcanian－type），火山碎屑含量为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2－9b）。

图2－8 内蒙古锡林浩特的新生代火山碎屑锥

图2－9 由火山碎屑及熔岩组成的混合锥（a）和破火山口（b）（据Raymond，1995）

酸性岩浆火山活动中溢流相的熔岩罕见。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，酸性岩浆多以侵出（extrusions）的方式喷出，像挤牙膏似地被动挤出火山通道，并就位于火山通道上部，形成短而厚的熔岩或形态陡立的岩钟、岩针、岩穹等产状。这些侵出相的岩石是确定酸性火山岩火山口位置的重要标志。

地史时期的古火山锥几乎都被剥蚀（图2－11），火山颈（volcanic neck）是火山锥被剥蚀后出露于火山管道中的充填物，可作为恢复古火山机构的一个重要标志。火山颈在浅部一般直径较大，向深处缩小，上部呈喇叭状，中部呈筒状，下部呈墙状。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，有的为深源产物。火山颈中的熔岩内可能发育垂直于火山通道、呈水平产出的柱状节理。

图2－10 冰岛Eyjafjallajokull火山爆发形成的喷发柱

图2－11 火山碎屑锥剥蚀后残留的火山颈（内蒙古锡林浩特市西南15km处）

在火山岩区常常有次（潜）火山岩（sub－volcanic rocks）出露。次火山岩往往具有相似于火山岩的外貌但结晶程度较好，具有侵入岩的产状，但常常与火山岩共生，其侵入深度一般小于0.5km。次火山岩常沿火山口周围的环状或放射状裂隙贯入。其在空间上的展布特征，有助于分析古火山口所在的位置。

火山－沉积岩是在火山活动过程中叠加了沉积作用的产物。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成。一般沉积在水盆地、破火山口洼地中，也可以与泥石流、冰川等堆积物伴生。

◎熔透式喷发：岩浆熔透地壳而形成大面积的熔岩流。一般认为，在太古宙时期，地壳较薄，常发生熔透式喷发。

2.火山岩的相

火山岩的特征与火山喷发环境、火山的喷发方式、火山产物的堆积环境、火山碎屑物的搬运方式、火山岩在火山机构中的位置等密切相关。因此，可以从不同的角度划分火山岩的岩相（参见邱家骧等，1996）。

依据火山岩是产于海底还是陆上，可划分为海相和陆相火山岩。主要区别是：

（1）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间为整合接触，风化壳不发育。

（2）陆相火山岩与陆相动植物化石及陆相沉积岩共生，而海相火山岩则与海相生物化石及海相沉积岩共生。

（3）陆相熔岩成分变化大（基性－酸性岩皆有），常见红色氧化顶，柱状节理发育；海相熔岩成分变化小（以基性岩为主），常见枕状构造，常见熔岩遇水淬碎形成的玻屑、岩屑等。值得注意的是，在陆相的河湖环境中，熔岩流遇水冷却，也能形成枕状熔岩。

（4）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，而在垂直方向上碎屑粒度一般无分选，无明显的粒度变化，因而，不发育由于碎屑颗粒大小逐渐变化而显示的粒序层理；而海相火山碎屑物在垂直方向上粒度分选明显，粒序层理发育。

图2－12 火山岩相分布

（据邱家骧，1985）

（5）陆相环境中，中性岩多为紫、红、黑、灰色，中酸性者多为浅黄色、浅黄白色，熔岩常发育红顶绿（黑）底，气孔、杏仁构造发育；海相基性火山岩多为蓝、绿色，罕见的中酸性岩多为银灰、灰白色，红顶绿底构造不发育，气孔或杏仁的含量变化较大。水深较大的海相火山岩中不发育气孔和杏仁构造。

根据火山岩及相关岩石的产出部位、喷发和就位方式，可进一步划分为溢流相、爆发相、侵出相、火山通道相（火山颈）、次火山相、火山沉积相等（图2－12）。总体上，这些相与前述不同产状的火山岩相对应，更详细的岩石特征参见后面的相关章节。需注意的是，属于爆发相的火山碎屑岩是爆发柱不同部位的碎屑经过搬运后，在距火山口不同的距离处堆积成岩的，可进一步划分为火山灰流亚相、底涌流亚相、弹射空落亚相和火山灰云亚相。这些相的识别，对于恢复古火山机构有很重要的意义。