岩浆作用与火成岩的产状和相

岩浆岩的产状和相~

岩浆岩是以一定形态产出的岩体，而岩体又是在一定的地质环境及物理化学条件下形成的，这就是岩浆岩的产状和相的问题。研究岩浆岩的产状和相，不仅是由于其与岩浆岩的分类命名、结构构造、矿物特征直接有关，而且也与岩浆岩体所在的深度、构造特点以及岩浆性质、活动等有关，此外还和岩浆岩的形成机理及成矿部位有关。
岩浆岩的产状 (occurrence) 指岩体的形成、大小、和围岩的接触关系。它与地层的产状———走向、倾向、倾角的概念是不同的。
岩浆岩的相 (facies) 是指生成环境不同而产生的不同岩石和岩体总的外貌和特征。相基本上是按岩体产状、分布及岩石特征进行划分的。
火山岩与侵入岩在产状及相的特征及划分上是不同的，现分述如下。
(一) 火山岩的产状及相
1. 火山岩的产状
火山岩以喷出岩常见，喷出岩的产状与喷发类型有关。常见的喷发类型有两种划分方法: 一种按火山通道的形状分为熔透式、裂隙式、中心式; 另一种按近代典型的火山名称分为夏威夷式、斯通博利式、乌尔加诺式、布里尼式、卡特曼式等。前一种划分包括不同时代的火山喷发，后者主要是现代中心式喷发的进一步划分。
(1) 熔透式 (面式) 喷发
喷发直径很大，由形状不太规则的火山通道喷出。这种喷发是戴里根据北美黄石公园大面积流纹岩提出的假说，他认为大规模的花岗岩浆侵入上升时，由于较高的温度及化学能，把顶盘岩石熔透顶开，从而使岩浆大量溢出地表，所以又叫蚀顶喷 (deroofingeruption) 。由于岩浆大规模地熔透、顶开上覆岩石，造成大面积的溢流，所以也叫区域喷发 (areal eruption) 。这种喷发的特点是: 火山岩分布范围很广，火山岩与侵入岩过渡相连，喷出通道大而且不规则 (图3-2) 。
(2) 裂隙式 (线式) 喷发
岩浆沿一个方向的大断裂 (裂隙) 或断裂群上升，喷出地表。有的从窄而长的通道全面上喷; 有的火山呈一字形排列分别喷发，但向下则相连成为墙状通道。因此，称为裂隙式喷发 (fissure eruption) 。裂隙式喷发的产状，与岩浆的性质及喷发量有关。

图3-2 熔透式 (面式) 喷发(据 R. A. Daly，1925)


图3-3 由岛基拉火山裂隙喷出而成的熔岩被(据 G. W. Tyrrell)

裂隙式喷发，以玄武岩为主，流动近于平行，厚度及成分较为稳定，产状平缓，以熔岩被为多 (图3-3) ，常形成熔岩台地、熔岩高原 (lava plateau) 。因为玄武岩流动性大，熔岩喷出量常较大，很少爆发相，在地形平坦处似洪水泛滥，到处溢流，分布面积很广，所以又称泛流玄武岩 (flood basalt) 。
裂隙式喷发不全由玄武质的熔岩组成，也有由酸性的熔结火山碎屑岩组成的火山碎屑高原 (pyroclastic plateau) 。它常由浮岩块及火山灰覆盖而形成。高原内部均有破火山口及火山陷落地堑。如苏门答腊北部多巴湖周围的流纹质浮岩碎屑高原，长 260 km，宽180 km，面积达 25000 km2; 新西兰北岛流纹质浮岩流高原的面积达 26000 km2，厚 18. 3 ～152. 5 m。美国内华达州第三纪熔结凝灰岩席，面积较大，达 20 × 104km2，宽 31 km，深450 m，即为大量流纹质浮岩碎屑喷出后所成的火山陷落地堑。
因此，裂隙式喷发，不仅有基性的，也有酸性的; 不仅有熔岩，也有火山碎屑岩; 不仅有熔岩被，也有熔岩流; 不仅有熔渣锥，也有溶渣堤; 不仅可堆积成正地形，也可爆发成负地形 (爆发沟、火山陷落地堑等) 。
熔岩流是指线形流动、分布的熔岩，其形成决定于地形。
熔渣 (cinder) 是暗色 (黑色、暗灰色、红色等) 多孔的炉渣状碎块。以玻璃质为主，常为多孔熔岩、熔岩饼、火山弹等爆发炸裂产物，落地时为固态。在火山通道附近堆积成锥状或堤状，近等轴形者称火山锥，长形分布者称熔渣堤。对于浅色的熔渣状物质，则称为浮岩 (pumice) 块。熔渣为中基性成分，而浮岩为中酸性成分的岩浆产物。
熔岩脊是气体少、黏度大、丧失爆发力的熔浆顺裂隙式通道推挤出地表而成，它堆积于通道顶部呈长形隆起的脊状体。
熔结火山碎屑岩由富含气体、黏度又大的岩浆爆发、熔结形成，其最大特点是含有塑性岩屑 (浆屑) 及塑性玻屑，呈火焰状、撕裂状等形态。粒度大者为熔结角砾及集块岩，仅分布于火山通道附近，即为火山口 (湖) 中岩浆撕裂、溅落的塑性体堆积、压结所成;粒度小者分布范围常很广，有的形成熔结凝灰岩平原，为岩浆上升泡沫化后，泡壁破裂成的玻屑，与气体混合，形成大片火山灰流，经熔结、压扁、拉长而成。它的强烈爆发及大量喷出，常破坏火山机构，并形成破火山口及火山陷落构造。
(3) 中心式 (点式) 喷发
中心式喷发 (central eruption) ，是指岩浆沿颈状管道的喷发。喷发通道在平面上为点状，又称点状喷发。多数近代火山属于这种类型，其最大特点是常在地表形成下缓上陡的火山锥 (volcanic cone) 。火山锥顶部中心常见圆形的漏斗状、盆状凹陷 (图3-4) ，称为火山口 (crater) ，系火山爆发及岩浆回抽、退缩形成，有的火山口中积水，便形成火山口湖 (crater lake) ，我国长白山主峰白头山顶的天池，就是这样形成的。
中心式喷发根据成分、黏度、爆炸力等不同，按近现代典型火山命名，又可进一步分为较多的喷发类型，常见者如下:

图3-4 火山口

1) 夏威夷型 (Hawaiian-type) : 以稀液状的熔岩宁静式溢流为主，有时似洪水泛溢。成分多为玄武岩 (个别为安山岩) ，形成宽广、平坦的盾火山。火山喷出次数多，厚度大，面积广，有时形成熔岩湖。火山碎屑物质大多小于 10%，由牛粪状火山弹及熔岩饼组成，火山灰很少见。当有微弱爆发时，逸出气体可形成熔岩喷泉。熔岩湖中熔浆可溅出、撕裂成塑性岩屑，堆积于火山口附近，形成熔结角砾岩组成的墙状壁垒，从壁垒分布可看出火山口的位置。在火山锥上还能见到寄生火山锥及寄生火山口的壁垒。
2) 斯 通 博 利型 (Strombolian-type) : 岩浆黏度较大，溢出及爆发皆有。火山碎屑物质占 30% ～ 50%，其中的围岩碎 屑 可 达10% 。由玄武质、安山质成分的岩石组成。熔岩流厚而短，以渣块状熔岩为主，少数为绳状。火山碎屑物质有球形及纺锤形火山弹、熔渣、玻渣、玻屑等，大小不一，围绕火山口附近堆积。由于为混合锥，因此常为很高的层火山。
3) 乌尔加诺型 (Vulcanian-type) : 岩浆黏度很大，以爆发作用为主。火山碎屑物占60% ～ 80% ，其中围岩碎屑一般 < 10% 。岩流少见，厚而短，主要为安山质、流纹质成分。爆发物多由面包状火山弹及火山砾、火山灰组成，形成的火山锥多为碎屑锥。如果几乎无岩浆物质，火山锥主要由围岩碎屑组成的碎屑锥，则称超乌尔加诺型 (Ultra vulcani-an type) ，它常是乌尔加诺型及斯通博利型的前奏。
4) 布里尼型 (Plinian-type) : 岩浆黏度极大，强烈爆发。火山碎屑物质常达 90% 以上，其中围岩碎屑占 10% ～ 25%。喷出物以流纹质与粗面质浮岩、火山灰为主，分布较广，伴有少量熔岩流或火山灰流。由于爆发强烈及岩浆物质大量抛出，常形成锥顶崩毁及塌陷的破火山口。这种火山喷发过程常为: 清除火山通道→岩浆泡沫化→猛烈爆发出浮岩及火山灰→通道壁上碎石捕入及堵塞火山通道。如此反复作用，从而形成复杂的火山机构。
5) 卡特曼型 (Katmaian-type) : 岩浆黏度极大，挥发物很多，爆发极为强烈。火山碎屑物质达 100%，无火山弹，无分选性，形成大片的火山灰流，构成广阔平坦的盾形山，甚至规模很大的火山灰流高原，仅少量火山灰抛入空中。较厚的熔结火山碎屑岩堆积物，主要由流纹质、英安质、粗面质的岩浆组成。常形成爆破与塌陷的破火山口。
中心式喷发的火山，由于岩浆的性质及喷发相不同，产状也是不同的。
2. 火山岩的相
火山岩相研究，对于恢复古火山机构，重建地质作用历史，提高火山岩区地质制图的质量，促进火山岩区的找矿勘探工作，都有一定的理论和实际意义。
目前国内外对火山岩相的划分很不统一，有的以火山岩形成时代新老所产生的岩石特点，分为古相火山岩和新相火山岩; 有的以火山喷出物距火山口的远近，分为远火山口相和近火山口相; 有的以火山喷发物、熔岩的不同部位，分为顶板相、底板相、内部相、前缘相等。
一般认为，比较好的方案，是以火山岩所处的环境，先将其分为海相与陆相火山岩。它们主要的区别如下:
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; 而海相者常与下伏地层整合接触，风化壳不发育。
2) 陆相火山岩与分布在其上下含有陆相动物及淡水植物的沉积岩层共生，碎屑岩较多，碎屑分选差、相变大、层理发育; 而海相者与分布在其上下的含有海相咸水生物的沉积岩层共生，泥质、硅质及碳酸盐岩较多，碎屑分选好、相变小、层理发育。
3) 陆相熔岩成分变化大 (基—酸性皆有) ，常见红色氧化顶，柱状节理发育，球粒的直径大; 而海相熔岩成分变化小 (基性为主) ，常见枕状构造，球粒的直径小。
4) 陆相火山碎屑物在水平方向上粒度变化明显，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。
进一步划分火山岩相的方案，应以全部火山活动产物的产出形态及岩石特征为基础，因为火山活动产物，不仅有喷出岩，也有火山通道中充填的岩石及侵入产出的次火山岩，还有火山沉积岩。这样，才能全面地反映火山作用在特定地质条件下所形成的地质体，才能概括火山岩的基本组成部分。这种方案划分的火山岩相，可为研究火山作用的产物特征、发展阶段、岩浆演化、形成条件、与矿产的关系等，提供较系统、深入的资料。以中心式喷发火山为例，大致可分为以下几个相 (表3-1 及图3-5) 。
除喷出岩与沉积岩过渡的火山沉积相以外，最主要的有喷出相、火山通道相、次火山相。
喷出相是火山喷出地表产物，是开放系统; 喷出相又进一步可分为溢流 (effusion) 、爆发 (explosion) 、侵出 (extrusion) 3 个相。溢流相是火山喷溢、泛流的熔岩。爆发相是火山爆发的火山碎屑物 (岩) 。侵出相是温度较低、黏稠、挥发分又少的火山通道中岩浆，已无力喷溢或爆发，以 “挤牙膏”方式推挤出地表的产物，多见于喷发末期，堆积于火山通道之上，形成穹丘; 岩浆的黏度愈大，穹丘愈陡。
火山通道相 (又称火山颈相) 是一端通向地下深处，另一端通向地表、与喷出相相连的半开放系统; 次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在地下的产物，是封闭系统。火山锥被剥蚀后，残存的具充填物的火山通道，又称岩颈、岩筒、岩管等，皆因其横切面多近圆形，产状陡立，形态细而长而得名。岩颈有一次或多次喷发产物，有同成分或复成分岩颈，有主颈，也有寄生颈; 火山颈上部一般直径较大，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、熔结火山碎屑岩等组成。碎屑有同源的、异源的，也有的为深源产物。多次喷发岩颈中岩石常呈环状或半环状分布，其切穿顺序与其喷出岩石的顺序一致。熔岩在火山颈中流动构造陡立，浅处有的气孔平行接触带，有的柱状节理较发育，柱体长轴在岩颈中呈放射状产出。一个方向断裂控制的岩颈，横断面多为长圆形，常由凝灰岩、熔岩、角砾熔岩混合充填。两个方向交叉断裂控制的岩颈，横断面多为圆形，其纵剖面为筒状者，多为凝灰岩充填，纵剖面为喇叭状者，多为熔岩充填。多方向断裂控制的岩颈 (少见) ，其横断面为多边形，主要由熔岩、角砾熔岩充填。
表3-1 火山岩相的主要特征



图3-5 火山岩相示意图

次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在接近地表的浅成火山岩，与火山岩同源但为侵入产状。它与喷出岩同时间但一般较晚; 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。它的侵入深度一般小于 3. 0 km，进一步又可根据深度细分为 3 个相: 近地表相 0 ～0. 5 km; 超浅成相 0. 5 ～ 1. 5 km; 浅成相 1. 5 ～ 3. 0 km。由浅到深，岩石的结构、构造、某些矿物的有序度等，从近似火山岩到近似浅成岩。次火山岩有的顺火山岩原生裂隙贯入而成，如顺喷发隆起时裂隙贯入形成锥状、放射状岩墙，或顺崩塌破火山裂隙贯入形成环状岩墙; 有的还顺岩浆房及岩颈空隙贯入形成中央岩株及岩枝等。这些与原生裂隙有关的次火山岩，一般以火山通道为中心，岩体较小，产状简单，分布范围不大。有的次火山岩顺火山岩层的层面、不整合面、后期断裂、裂隙贯入而成，多呈岩株、岩盖、岩盆、岩瘤、岩床，岩墙、岩枝等产出，一般分布范围广，岩体大小不一，产状复杂。次火山岩以熔岩状岩石为主，也有角砾状岩石，除岩浆机械贯入捕虏形成者外，多为隐爆的结果。隐爆角砾岩呈漏斗状，筒状产出，是富含挥发分的岩浆在上升到地下浅处 (未通天) 的爆炸产物，其顶部常有崩塌角砾岩，边缘为震碎角砾岩，周围有注入角砾岩，晚期有的有矿化角砾岩。
火山沉积相在火山作用过程中皆可以产生，但以火山喷发的低潮期—间隙期最为发育，是火山作用叠加沉积作用的产物。它可以形成于陆地，也可以形成于海中，有深水，也有浅水沉积。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成，多为水盆地、泥石流、破火山凹地等形成。有的层理发育; 有的层理差，呈透镜状产出。分布限于火山机构附近者，一般粒度较大，范围不大; 分布范围广者，多为水盆地或细碎屑堆积，常堆积在夷平的火山机构之上。
年轻的火山岩区，常见者为喷出相及火山沉积相，而次火山相及火山颈相尚未露出地表。在古老火山岩区，火山机构多已遭到剥蚀破坏，使火山颈相及次火山相被剥蚀出露，喷出相与火山颈相、次火山相常分辨不清。因此，古老火山岩区岩相的划分，应在搞清岩体的分布、产状、构造、岩性的基础上，在剖面图、地质图及构造岩性图编制之后，进行综合分析，才能做出比较正确的判断。
(二) 侵入岩的产状及相
1. 侵入岩的产状
侵入岩的产状主要是指侵入体产出的形态、大小、与围岩关系。本应就侵入体所占空间的整体而言，但由于构造及剥蚀的影响，往往只能就其出露地表的情况来恢复和判断。图3-6 为系统表示的各种侵入岩的产状和一些喷出岩的产状。根据侵入体与围岩的接触关系，可把侵入体划分为整合侵入体和不整合侵入体两类。
(1) 整合侵入体
侵入体的接触面基本上平行于围岩层理或片理，是岩浆以其机械力沿层理或片理等空隙贯入形成，依其形态的不同，可分以下几种类型:

图3-6 岩浆岩产状示意图

1) 岩盆 (lopolith) : 盆岩是中央微向下凹的整合盆状侵入体。岩浆侵入到岩层之间，其底部因受岩浆的重力而下沉，故中央凹陷; 或为产于短轴凹陷及开阔向斜中的整合侵入体。其特征是该岩体原始形态与围岩构造形态吻合，顶底面均向下凹，形似盆状，底部有岩浆侵入的通道。岩盆中成分多为基性的，一般显示明显分带性，在岩体下部及边部更偏基性一些，上部及中心偏酸性些，这些分带面的产状均向中心倾斜，倾角由边缘向中心变缓。岩盆厚度与直径之比大致为 1∶10 ～1∶20，平面形状为圆形或椭圆形。岩盆规模一般较大。如加拿大肖德贝里岩盆，面积达 30000 km2; 最大的是美国明尼苏达州的德卢斯岩盆，出露面积 40000 km2。
2) 岩盖 (laccolith) (或称岩盘) : 是上凸下平的穹窿状整合侵入体。由中部到边部，其厚度迅速变小而尖灭。通常认为底部或边部有狭小的通道，岩浆就沿着该通道侵入。规模一般不大，直径 (底) 为 3 ～6 km，厚度 (高) 一般不超过 1 km，高和底径之比多在1∶3 ～ 1∶7 之间，地表出露形状常为圆形、椭圆形。岩盖一词多用于中—酸性岩体，也以中酸性岩中常见。由于岩浆黏度大，延伸不远，将上覆岩层拱起而成盖状。类似形态的基性—超基性岩体往往用 “岩盘”一词。岩盘常显示垂直分带现象，一些工业矿体常富集于岩盘的中部及下部。岩盖多产于大陆上地层未经强烈变动地区。
3) 岩床 (sill) : 又称岩席，是岩浆沿层面贯入，形成厚薄均匀的与地层整合的板状侵入体。它与其顶、底板围岩平行，接触面平坦，中部稍厚，向边部渐渐变薄，以至尖灭，一般认为岩床底部有岩浆通道。岩床以厚度较为稳定而面积较大为特征; 其延伸距离主要取决于岩浆的黏度大小，黏度小，流动性大的岩浆，形成岩床的面积就大。岩床以基性岩和超基性岩常见，美国斯提耳沃特超基性杂岩体，就是一个很大的岩床，出露长50 km，厚 5 km。岩浆在这种近水平层位中是以垂直方式成岩，所以有的岩床内部构造的基本特征是具近水平的层状构造，主要表现在岩相或岩性具明显的分带现象，其构造面与岩床的顶、底板平行。这种层状构造在基性—超基性岩床中尤为明显，由于分异作用，下部常比上部基性些。世界上一些大型近水平层状基性—超基性岩床，往往赋存矿产，例如我国西藏某地超基性岩床，长超过 40 km，宽 0. 5 ～2 km，水平层状构造清楚，含有丰富的透镜状铬铁矿工业矿体。对于与围岩整合产出的倾角较大或陡立的岩床，又称为单斜岩体。它产于单斜构造或大型褶皱翼部的层面中间，呈板状及扁平的透镜状产出，平面上为线形分布，对称分带现象不普遍。我国地槽褶皱带中，陡倾斜的超基性单斜岩体较多。
4) 岩鞍 (phacolith) : 是一种产于强烈褶皱区的岩体。其形成与强烈褶皱作用密切，在褶皱过程中，岩浆同时挤入褶皱顶部软弱带———背斜鞍部或向斜槽部所形成的整合侵入体，其剖面形似马鞍或新月，皆成组出现。有人把产于向斜槽部的叫岩槽，产于背斜顶部的叫岩脊。单个岩体一般都不大，最厚的部位可达几百米。也有较大者，如我国湖北大平超基性岩体就是一个较大型的岩鞍。
(2) 不整合侵入体
一般是岩浆沿着切过层理或片理的裂隙、断裂贯入形成，但有的也以岩浆熔融交代作用方式形成。不整合侵入体常见下列几种类型:
1) 岩墙 (dike) : 是一种厚度比较稳定近于直立的板状侵入体。长为宽的几十倍甚至几千倍，是岩浆沿着早已存在的断裂贯入，或者沿着以自身压力扩开的裂隙贯入而成。岩墙厚度一般几十厘米到几十米，长几十米甚至若干千米。闻名世界的津巴布韦大岩墙，为近南北向的大断裂贯入的基性岩组成，厚 3 ～ 14 km，长 500 余千米，在地形上犹如一巨型长堤。我国东准噶尔褶皱系中的清水超基性岩体为陡倾斜的岩墙，长 11 km，宽一般400 余米，东西方向延长，倾角 70° ～ 80°。岩墙多为一次侵入产物，个别也有多次侵入的。在一个较大区域内，岩墙很少单一产出，往往呈几十条、几百条有规律地分布，形成岩墙群。岩墙群的形状有线形、弧形、环形、放射状等等，其形状的变化随着裂隙系统形态的变化而变化，严格地受裂隙系统控制。在北京南口—居庸关一带，有很密集的近南北向排列的岩墙群，它们的分布与南北向区域性张节理有关。岩墙又称岩脉。有的学者把规模小、形状不规则、厚度不大，有分叉现象的脉络状细长的岩体，称为岩脉，也有的人把岩墙、岩床等窄而长的岩体总称为岩脉; 还有的人把沉积作用或变质作用的脉状充填产物叫做岩脉。
2) 岩株 (stock) : 是一种常见的侵入体，平面上近圆形或不规则状，接触面陡立，似树干状延伸，又称岩干。规模较大，但出露面积小于 100 km2。有的岩株独立产出; 有的岩株向下与岩基相连，是岩基的顶部突起部分; 有的岩株为火山活动产物，侵入于塌陷破火山口的中心，其周围为放射状、环状、锥状裂隙及岩墙，这种岩株称为中央岩株。岩株的边部常有一些不规则的小的树枝状岩体伸入于围岩之中，这一部分称岩枝 (apophy-sis) 。在岩株顶部还见有瘤状的突起，平面上近圆形，接触面陡立，称为岩瘤 (boss) 。呈小岩株产出的中酸性及中基性岩体在找矿上十分重要。如鄂东大冶一带的中酸性侵入岩株，在其接触带有丰富的矽卡岩型铁、铜、钼矿床; 在宁芜一带中基性次火山岩的岩株中，有丰富的玢岩铁矿矿床。
3) 岩铸 (chonolith) : 亦名畸形岩体或畸形岩盆，是一种形状不规则的漏斗状岩体。岩铸多产于经过强烈变动的地层中，由于变动，地层中产生空隙，空隙不规则，岩浆顺空隙侵入。岩浆就像熔化了的金属一样，往变形地层的裂隙中充填、浇铸。由于地层的上部静水压力小于下部，上部裂隙也比下部发育，因此，岩浆侵入后，即产生上大下小的漏斗状不规则岩体———畸形岩体。其形状似岩盆，但岩体的边缘及顶部形状不规则，常呈枝叉状切过围岩，又不同于一般岩盆，故称畸形岩盆。戴里定义的岩铸概念更广，他把产状上无法命名 (不属于任何产状) 的侵入体，都称之为岩铸。
4) 岩基 (batholith) : 是最大的巨型侵入体，面积大于 100 km2，最大可达数万平方千米。平面上通常呈长圆形，长数十千米，甚至几千千米，宽可达 100 km 以上。岩基主要分布于褶皱区的核部隆起带中，常受深大断裂控制，延伸方向常与褶皱轴向一致，产状多与围岩斜交，倾角较陡。过去曾认为岩基是没有底的，向下变大，无限延伸。但近来勘探及地球物理资料证明，岩基是有底的，其底面最大深度约为 10 ～30 km。有的岩体沿不整合面侵入，超覆于某些围岩之上，而向下有逐渐变小的趋势，从剖面上看似镰刀，则称为岩镰 (harpolith) 。岩基在浅处与变质浅的沉积岩呈侵入接触关系，接触面较陡; 而在深处，则常与变质程度深的岩石呈渐变的过渡接触。关于岩基的成因至今还是个争论的问题，这主要涉及物质来源、岩基占据的空间及岩浆活动性问题。岩基的成因可概括为两种完全相反的观点: 一种观点认为岩基是岩浆侵入冷凝的产物，所占空间是岩浆推挤围岩及顶蚀围岩，一部分围岩落入岩浆中被熔化、同化而夺取的，这种岩浆成因观点的证据是岩基与围岩界线截然呈侵入接触关系，岩基边部具流动构造等; 另一种观点主张岩基是原地岩石的强烈交代及深熔作用，致使围岩在原地花岗岩化，变成花岗岩类岩石，从而取得空间，主要证据是部分岩基与围岩之间为逐渐过渡关系，岩基内保留有未变动的围岩及构造等。就我国情况来看，两种成因基本都有: 在前震旦纪古老岩系中，与造山运动有关的一些深成花岗岩岩基，可能主要是花岗岩化的产物，但也有岩浆的形成与侵入，而震旦纪以后的岩系，特别是燕山期形成的一些花岗岩岩基，主要是岩浆侵入形成的，花岗岩化仅是局部现象。
上述侵入体根据侵入能量不同，可分两类: 一为贯入体 (injected body) ，是构造作用，促使岩浆以机械力挤进地壳浅处岩石裂隙中的产物，多为较小的岩体，有整合的(如岩床) ，有不整合的 (如岩墙) ; 另一为注入体 (subjacent body) ，是岩浆本身的内力作用，在地壳深处推挤及熔化围岩的侵入产物，为不整合的较大岩体，如岩基、岩株。此外，侵入体根据侵入次数的不同，也可分为两类: 一为简单岩体，是一次侵入的单成分岩体; 另一为复杂岩体 (杂岩体) ，是多次侵入的单成分或复成分岩体。
侵入体产状仅少数是单一、规则的，大部分侵入体的形状不规则，产状复杂，且不同深度、不同部位上，产状并不相同。
2. 侵入岩的相
乌索夫 (M. A. УcoB) 及库兹涅佐夫 (Ю. A. KyзHeцoB) 等研究认为，侵入岩相的划分主要应根据岩体形成的深度、部位确定。深度、部位不同，影响到岩浆的温度、压力、冷却速度、挥发分的散失等一系列物理化学条件的差异，而这些条件又与岩石的成因及岩石外貌、成分等有不可分割的联系。详细的岩体研究需要划分相，但相的划分又不宜过细，因为各侵入相之间没有截然的界线，精确确定深度等又比较困难。目前我国对侵入相的划分一般采用三分法: 浅成相 (0 ～ 3 km) ，中深成相 (3 ～ 10 km) 和深成相 (>10 km) 。各个相花岗岩类的基本特征见表3-2。
表3-2 侵入岩相的主要特征


浅成相的侵入岩与一些次火山岩特征很相似，主要区别是看它与喷出岩是否有成因联系。如果与喷出岩基本上同空间、同时间、同成分、同外貌者，说明它与喷出岩是同源产物，一般为次火山岩。如果该区无喷出岩而侵入岩发育，且与侵入岩有关，则可能是浅成相侵入岩。
中深成相侵入体在我国实例很多，北京周口店房山花岗闪长岩就是其中的一个。该岩体近圆形，为 50 ～60 km2的岩株; 相带发育，呈同心圆状; 其边部同化混染作用强，富含围岩捕虏体及源区包体，流动构造发育;岩石主要为中粗粒似斑状结构，边缘为中细粒结构;钾长石为微斜条纹长石，斜长石有不明显的环带;围岩接触变质显著，有矽线石、石榴子石、红柱石的片麻岩、片岩、角岩及橄榄石、透辉石、透闪石、方柱石的大理岩等，变质带宽达1～2km。
深成相岩体广泛分布于我国的地盾和地台区的古老岩系中，如山东中西部古老岩系里有数个混合岩化、花岗岩化中心，由粗粒花岗片麻岩组成，岩体中心具花岗岩外貌，向外花岗岩化逐渐减弱，缺乏冷凝边及接触变质带，岩体与古老变质岩系没有明显的界线，呈过渡渐变接触。
对侵入岩相的研究，不仅有利于分析侵入体的形成深度，帮助恢复岩体形态等，更重要的是可以指导找矿。如不少金属矿床都与浅成相小型侵入体有关;与中深成相岩体有关的矿床，则是分布于岩体外围的各种接触变质和高温气成热液矿床，至于深成相的岩体，目前尚很少发现大的金属矿床。
在浅成相岩石中尤应注意隐爆角砾岩体，因为很多大型金属矿产多与之有关，而且产在角砾岩中者品位变富。在侵入活动晚期，富含水分及矿化剂的岩浆，迅速上升、气化，易于引起岩体顶部固结岩石及部分围岩的地下爆炸，形成隐爆角砾岩。依据其产状，可分为隐爆岩筒、隐爆岩枝、隐爆岩墙等，都是很好的容矿构造。
根据在侵入作用的部位侵入岩又可分为边缘相、过渡相、中心相，或分为边缘相、中心相。边缘相冷却快，粒度较细;中心相冷却慢，粒度较粗;过渡相介于二者之间。

产于地下深处的岩浆，因其密度低于源区岩石和岩石圈裂开减压而上升，当上升至与其密度相同的围岩中时，岩浆停止向上运移而形成侵入岩，这一位置称为平衡浮力高度。高压下形成的岩浆，在减压条件下可以上升至这一高度之上，直到喷出地表。侵入体占据了很大空间，那么岩浆是以什么方式获取这些空间的?这就是岩浆侵位机制问题。根据岩浆侵位时的动力学特点分为主动侵位作用和被动侵位作用。主动侵位作用是岩浆以本身巨大的能量来开辟占据空间，包括隆拱(穹隆)作用、底辟作用和气球膨胀作用，实际上这三种作用在一个大的岩体中往往是连续发生的，可以看做广义底辟作用的三个不同阶段。被动侵位作用是岩浆沿着已经存在的断裂或构造缺陷，或是在区域性伸展作用下被动式侵位，包括岩墙扩展作用、顶蚀作用和火山口沉陷作用。
一、底辟作用
岩浆底辟(Diapir)上升和底辟侵位是连续发生的，底辟侵位的驱动力是岩浆的浮力和热动力，底辟作用要求岩浆具有足够的浮力和热能来克服围岩的阻力，因此以底辟发生侵位的岩体一般较大，如花岗岩岩基。岩浆加热围岩使其软化，并因岩浆与围岩存在密度差而产生浮力，引起岩浆向上流动、拱起顶部围岩，使上覆围岩发生褶皱，形成穹隆，即是底辟作用的早期穹隆阶段(图1－6a)。当炽热的岩浆熔融体继续向上顶拱推挤围岩，使软化的围岩不断向下流动，最终刺穿围岩挤入上覆岩层占据空间，这便是底辟侵位的中期底辟上升阶段(图1－6b)。刺穿挤入围岩中岩浆熔体因温度下降而晶出矿物，使岩浆黏度增大，在与围岩接触部位冷凝结晶成岩。受顶部围岩及边部冷凝岩浆岩层的封闭阻挡，岩浆向侧向扩展发生膨胀，侧向围岩因岩浆扩展遭受挤压形成一个腰部(图1－6c)。如果没有后续岩浆的补充，腰部可能会断离，形成倒水滴状侵入体。如有晚期岩浆脉动补充，则会形成由岩体中心向外扩展，挤压早期岩浆形成的外壳，不断向外膨胀，这就是底辟侵位晚期侧向气球膨胀作用阶段(图1－6c)。

图1－6 岩浆底辟侵位的演化阶段(Castro，1987)

气球膨胀作用较好的解释了岩体侵位的空间问题。一般来说，岩浆侵位时岩体较小，只占现有体积的30%～40%，现有体积的大部分是通过岩浆横向拓宽压缩围岩而扩大自身的空间。岩浆的横向拓宽就像膨胀的气球，在“气球”膨胀过程中，岩浆不断脉动上升，每一次脉动都会引起先期固结的岩浆物质向四周呈辐射状推挤，从而在先侵位岩体的外壳上因压扁作用而出现定向组构。气球膨胀作用形成的岩体具有如下主要特征:①岩体的平面形态多为圆形或椭圆形，剖面上呈蘑菇状或漏斗状;②岩体内部的岩石类型呈同心环带状展布，边缘岩石形成早，成分偏基性，内部岩石形成晚，成分偏酸性;③岩体与围岩的接触带具有平行于接触面的面状组构;④在岩体边部发育被岩脉充填的放射状、环状、锥状等侵位断裂。
二、岩墙扩展作用
岩墙扩展作用是指深部岩浆在压力驱动下，贯入到围岩的裂隙和断裂中，并通过挤压围岩使岩浆运移的断裂或通道不断扩展、加宽，最终沿着该断裂或通道上升至地表浅部，形成侵入岩体。岩墙扩展作用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。
三、顶蚀作用
顶蚀作用是由热的岩浆上升，导致顶部围岩被挖蚀、爆裂，在顶部爆裂的围岩碎块下沉的同时，岩浆侵入到裂隙中，如此反复岩浆就不断上升侵位(图1－7)。顶蚀作用形成的岩体，在岩体一侧的内接触带常有不规则状、棱角状、规模不等的围岩捕虏体，捕虏体与岩浆之间的反应引起同化混染现象。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(朱志澄和宋鸿林，1990)。

图1－7 岩浆顶蚀侵位作用示意图(据Paterson et al.，1991)

四、火山口塌陷作用
火山口塌陷作用是指岩浆喷发使岩浆房变得空虚，承载不住上覆岩石的重量，使上部岩层发生断裂塌陷，在岩层中形成环状裂隙，岩浆则贯入环状裂隙中，形成环状杂岩体。
思考题
1.岩浆的黏度受哪些因素影响?
2.什么是岩浆和岩浆作用?
3.简述火成岩的产状和相的主要类型及其特征。
4.在野外，可用哪些标志来确定一个侵入体大致的侵位深度(浅成、中深成与深成)?
5.岩浆上升和侵入体占据空间的机制有哪几种?

上地幔或地壳深部物质经熔融产生的岩浆，因其比周围物质的密度小而沿构造薄弱带或裂隙由深部高压环境向浅部低压环境运移，既可以运移到地壳的某个部位冷凝结晶，也可以喷出地表冷凝成岩。岩浆从产生、运移，到冷凝固结成岩的整个过程称为岩浆作用或岩浆活动。当岩浆运移到地壳某一深度部位停留下来发生结晶冷凝成岩的这一地质过程称为侵入作用或深成作用，所形成的岩石称为侵入岩。而岩浆从地下深处喷出地表冷凝成岩的地质过程称为火山作用或火山活动，所形成的岩石称为火山岩或喷出岩。

一、侵入岩

侵入岩(Intrusive Rock)是岩浆在地下不同深度冷凝固结形成的岩石，岩浆结晶时被围岩包围，降温缓慢，结晶时间充分，挥发分不易散失。因而组成岩石的矿物颗粒较粗，常形成含水矿物。但在岩体的边部，温度下降快，岩浆快速冷却结晶，所形成的矿物粒度较细。根据侵入岩形成深度的不同，进一步划分为深成岩(形成深度＞3km)和浅成岩(形成深度＜3km)。

某一成分的岩浆一次侵入活动形成的具有独立形态的单一地质体，称为一个侵入体。由岩浆多次侵入活动形成的单成分或复成分的岩体，称为杂岩体。

(一)侵入岩的产状

侵入岩的产状是指侵入体的形态、大小及其与围岩之间关系的总和。产状特征是岩体形成的构造环境、形成深度、岩浆侵位方式和成岩机理等信息的表征。

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，根据侵入岩的形态、大小又可分为岩基、岩株、岩墙、岩脉、岩床、岩盖等。

1.不整合侵入体

不整合侵入体是指侵入体切割围岩的层理、片理，接触面产状与围岩的层理、片理垂直或斜交。主要类型有岩基、岩株、岩墙、岩脉等(图1－3)。

◎岩基:岩基是最大规模的不整合岩体，面积一般大于100km²，大者可达数千以至数万平方千米。大多数岩基不是简单侵入体，而是多期次岩浆活动所形成的复合岩体。

◎岩株:是平面上多呈圆形或不规则状、接触面较陡、面积小于100km²的不整合侵入体。

◎岩墙:是岩浆沿着张性裂隙贯入，厚度较稳定、近于直立的板状侵入体。岩墙的规模不等，厚度从几厘米至数十米，有的长达数千米，如非洲津巴布韦大岩墙厚3～14km，长500km。有时在一个地区岩墙成群产出，称为岩墙群。在火山口附近岩墙还常呈放射状、环状分布。

◎岩脉:是岩浆沿着张性裂隙贯入形成的形态不规则的小侵入体，可以是整合的，也可是不整合的。有人把窄而长的岩墙、岩床称为岩脉，也有人将岩脉和岩墙统称为岩墙。

图1－3 火成岩的产状综合示意图(Winter，2001)

2.整合侵入体

整合侵入体是指侵入体与围岩的接触面基本平行于围岩的层理或片理。主要类型有岩床(图1－3)、岩盖和岩盆等。

◎岩床:又称岩席，是厚薄均匀、与围岩层理或片理平行的侵入体，其特征是厚度小而稳定、分布面积大，常见于基性岩类中。

◎岩盖:又称岩盘，是一种中央厚、边缘薄、顶部突起、底部平坦的层间侵入体(图1－4a)。通常将中－酸性岩体称为岩盖，基性－超基性岩体称为岩盘。

◎岩盆:与岩盖不同的是其中央呈下凹的盆状(图1－4b)。岩盆大小不一，规模较大的岩盆多为基性－超基性岩体，如著名的南非布什维尔德大岩盆，其面积达6600km²。

图1－4 岩盖(a)与岩盆(b)形态示意图(林景仟，1995)

(二)侵入岩的相

火成岩的不同特征本质上能够反映出其形成环境和条件的不同，这种能反映火成岩生成环境和条件的岩浆作用产物特征的总和称为火成岩的相。首先，将火成岩的相划分为侵入岩相和火山岩相两大类，每一类还可以进一步细分。侵入岩根据其形成的深度划分为深成相、中深成相和浅成相三种。

◎深成相:形成深度大于10km，岩体规模大，常呈大岩基出现。因处于地下深处，降温速度慢，结晶充分，所以岩石粒度粗，出现低温矿物组合(如低温石英)，斜长石无环带。

◎中深成相:形成深度为3～10km，岩体规模较大，岩石一般为中粒、中粗粒和似斑状结构，为低温矿物组合。

◎浅成相:形成深度小于3km，岩体规模较小，常呈岩墙、岩床、岩脉、小岩株、隐爆角砾岩体等。因岩浆侵位浅，冷却速度快，所以岩石结晶程度差，具有粒度细或隐晶质及斑状结构特征，矿物保存了高温状态下的特征，为高温矿物组合。

同一个侵入体，尤其是规模大、形成深的岩体，由于从岩体边缘到中心，固结时的冷却速度由快到慢，矿物粒度也常具有由细变粗的特点。并且因结晶分异作用，矿物成分及含量从岩体边缘到中心也会有明显变化。因此侵入体从边缘到中心还可进一步分为边缘相、过渡相和中心相。

◎边缘相:分布在岩体边部，因岩浆冷却快，岩石多呈细粒或斑状结构，成分偏基性，常见有流动构造和围岩捕虏体。

◎中心相:分布在岩体内部，成分偏酸性，因岩浆冷却缓慢，矿物结晶好，岩石粒度粗，为等粒结构或似斑状结构，缺少围岩捕虏体。

◎过渡相:分布在边缘相和中心相之间，宽度一般大于边缘相，成分和结构特征介于边缘相和中心相之间。

二、火山岩

广义的火山岩(Volcanic Rock)包括火山熔岩、火山碎屑岩和次火山岩:①由火山通道溢流出地表的岩浆冷凝形成的岩石称熔岩(狭义火山岩);②由火山爆发产生的各种火山碎屑物堆积、胶结而成的岩石称火山碎屑岩;③与火山活动有关的超浅成侵入岩称次火山岩。火山活动使岩浆从地下高温高压环境急速进入到地表的常温常压环境，快速的冷却使熔岩的结晶程度很差，或来不及结晶形成火山玻璃。压力的突降和挥发分的大量散失，使骤冷的岩浆很难晶出含水矿物。这是火山岩与侵入岩在生成条件方面的主要区别之一。

1.火山的喷发方式

火山岩的产状与火山喷发方式和喷出物的性质有关，火山喷发方式有两种划分方案:

(1)根据火山通道或火山口的形态划分为中心式、裂隙式和顶蚀式喷发。

◎中心式喷发:是岩浆沿管状通道喷出地表，常伴有强烈的爆发，除喷出大量气体外，还有大量的火山碎屑物，如火山弹、火山砾和火山灰等。中心式火山喷发形成的火山岩产状主要有火山锥、火山口、熔岩流和岩钟、岩针等。

◎裂隙式喷发:是岩浆沿构造裂隙或断裂呈线形喷出至地表，沿地面泛流，喷发规模大，熔岩的覆盖面积广，可达数万甚至数十万平方千米。由于多次喷发，厚度一般也很大，可达2km左右(如印度德干高原)。基性岩浆黏度小、流动性大，裂隙式喷发时可形成大面积的泛流玄武岩，它们在地形上多形成熔岩高地，又称高原玄武岩。

◎顶蚀式喷发:也称面式喷发，是由于岩浆房顶板被岩浆熔透而呈溢流式喷发，常形成大面积的熔岩流。

(2)根据火山爆发强度划分为夏威夷式、斯通博利式、普林尼式、武尔卡诺式、培雷式等，它主要是针对现代中心式火山喷发而划分的。

2.火山岩的产状

◎火山锥:由熔岩和火山碎屑岩围绕火山通道堆积形成的锥状体，中心为火山口或破火山口，多为爆发或爆发与宁静溢流相间的中心式喷发形成。可进一步分为:①火山碎屑岩锥，又称火山渣锥，组成火山锥的物质全部为火山碎屑;②熔岩火山锥，又称盾火山，组成火山锥的物质全部或几乎全部为熔岩，主要为玄武岩;③复合火山锥，又称层火山，是由熔岩与火山碎屑岩互层组成。

◎熔岩流:是岩浆以宁静的方式自火山口流出，主要为黏度小的基性岩浆，酸性岩浆少见。溢流出来的岩浆可形成熔岩被、线状熔岩流、熔岩台地等。在地表流动的熔岩流由于表壳与内部冷却速度不同，常形成形态各异的外表，如绳状、渣状。水下喷发的熔岩或陆地熔岩流入水中时，因淬冷作用而形成枕状的熔岩和尖棱状熔岩块。

◎岩钟和岩针:黏度较大、挥发分的大量散失的酸性和碱性岩浆，难以流动，在火山口上方堆积形成陡立的形态，为岩钟(图1－5a);若因黏度大、失去爆发能力，只能像挤牙膏似的被动挤出火山口形成陡立的尖顶柱状体，为岩针(图1－5b)。

◎火山颈:是火山锥被剥蚀后，露出的火山管道中的充填物。火山颈在浅部直径通常较大，向深部变小。充填物为熔岩、火山碎屑岩。

3.火山岩的相

火山岩相的研究对恢复古火山机构具有重要作用。根据火山喷发环境可分为陆相火山岩和海相火山岩，但目前对火山岩相的划分主要是根据产出方式，划分为以下六种类型:

◎溢流相:或称喷溢相，是最常见的一种火山岩相，由从火山通道中溢流出来的熔岩组成，形成于火山喷发的各个阶段。常形成熔岩被、熔岩流和熔岩台地等。

◎爆发相:也是常见的一种火山岩相，以火山喷发开始阶段和高潮阶段最为发育。由强烈火山爆发产生的碎屑物堆积而成的火山碎屑岩组成，主要有空落堆积(从火山口喷向空中的所有物质)、碎屑流堆积(主要形成塑性－半塑性的熔结火山碎屑岩)、火山基浪堆积(是蒸气岩浆喷发的产物，以火山灰和火山角砾为主)和火山泥流堆积(由火山成因的各种碎屑与水的混合体构成)。

图1－5 岩钟(a)和岩针(b)

◎侵出相:火山喷发末期，因挥发分大量散失，岩浆失去爆发能力，黏度大、流动能力差的酸性－碱性残余岩浆，从火山通道上部或火山口旁侧裂隙中被挤出地表形成的陡峭岩丘，如岩钟、岩针等。侵出相主要由熔岩组成，由于受挤压等影响，也可形成自碎的角砾熔岩、集块熔岩。

◎火山颈相:又称火山通道相，充填于火山通道中，由残余岩浆冷凝形成的熔岩、火山碎屑岩、碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等组成。与侵出相的区别是火山颈相是岩浆在地表之下固结。火山颈相岩石产状陡，横断面近圆形，又称岩颈、岩筒、岩管，是中心式喷发的火山通道相;裂隙式喷发的火山通道相岩石则呈岩墙产出。

◎次火山岩相:又称潜火山岩相，与火山岩同源、同成分，但因岩浆喷发晚期压力不足，岩浆未能喷出地表而在地壳浅部定位固结成岩。次火山岩以熔岩状为主，但结晶程度往往好于熔岩，也有隐爆角砾岩、震碎角砾岩和熔结凝灰岩。

◎火山沉积相:是火山活动叠加沉积作用的产物，主要出现在火山喷发的低潮期和间歇期，在水盆中、破火山口洼地中沉积，由火山岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩组成。

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