火成岩的野外调查

岩浆岩区的野外主要观察内容~

（一）侵入岩体的野外观察描述要点
1.矿物的鉴定
深成侵入岩的矿物颗粒一般在2m m 以上，用肉眼可以辨认。应注意在岩石新鲜断口面上仔细观察矿物的颜色、晶形、解理、断口、光泽等特征；同时注意与相似矿物的区别。肉眼只能鉴定到矿物大类。尽量估计各种矿物的含量，如不能估计出其体积百分含量，也要分出主要矿物和次要矿物（附录I表Ⅰ－3-2）。
2.矿物共生组合的辨识
在辨识矿物共生组合时，首先应注意石英、霞石、橄榄石等指示矿物的存在与否及其含量。石英的出现，表示岩石的SiO2过饱和（富硅）；而富含镁的橄榄石（侵入岩中的橄榄石均为富镁种属）的出现，表示岩石的SiO2不饱和且富含M gO（贫硅富镁）；霞石的出现表示岩石的SiO2不饱和且富含碱（贫硅富碱）。所以，石英不与富镁橄榄石、霞石共生。岩石中出现霞石，则所含暗色矿物为碱性暗色矿物，说明该岩石为过碱性岩。橄榄石的出现说明岩石是基性或超基性岩，以它作为主要矿物的岩石属超基性岩。石英的含量随岩石的酸度增加而增加。
3.色率的辨别
色率即岩石中暗色矿物的总含量，是岩石最直观的特征。一般先根据色率初步判断岩石的基性程度，因色率通常随基性程度增高而增高。当辉石和角闪石难以区别或难以分别估计含量时，色率就成了鉴定岩石的重要依据之一。一般暗色矿物在花岗岩中很少达到10%，在正长岩中少于20%，在二长岩中约占25%，在闪长岩中常为30%～35%，在辉长岩中常为40%～50%。当然，也有例外，如基性的斜长岩中，暗色矿物一般少于15%（附录I表Ⅰ－15、Ⅰ－16）。
4.岩石结构构造的观察与描述
认清岩石结构构造对于圈定侵入体、建立岩石谱系单位的等级体制、研究深成岩体的就位机制等均具有特殊的意义（附录Ⅰ表Ⅰ－14）。
（1）岩石结构的观察与描述
岩石结构：是指矿物的结晶程度、大小、形态、自形程度以及晶粒之间或晶粒与玻璃之间的相互关系的特征。
一般说，花岗岩类主要为全晶质结构，浅成花岗岩类为半晶质结构，玻璃质结构主要见于喷出（火山）岩（附录Ⅰ表Ⅰ－14、Ⅰ－17）。
按矿物颗粒大小可以分为：①粗粒结构［矿物颗粒直径（下同）］> 5mm；②中粒结构（5～2 mm）；③细粒结构（2～0.2mm）。
根据矿物相对大小可分为等粒结构、不等粒结构、斑状结构、似斑状结构：
等粒结构（亦称粒状结构）岩石中同一种主要造岩矿物的粒径，在同一粒级范围内近似或大致相等的结构。
不等粒结构 岩石中同一种主要矿物大小不等，但其本身是连续变化的，形成一个连续的系列，所以也称为连续不等粒结构。
斑状结构 岩石中的矿物成分由两类明显不同的颗粒构成。粗大的颗粒称为斑晶，它分散在细小颗粒或玻璃质之中；相对细小的颗粒称为基质，基质是由细晶、微晶、隐晶质或玻璃质组成。一般认为，形成斑状结构的原因，是与岩石结晶过程中的物理化学条件的显著变化有关。具体来说，就是深部已经开始从岩浆中析出的晶体构成斑晶，岩浆在上升至地表或近地表迅速冷凝形成细晶、微晶、隐晶，甚至来不及结晶等形式出现，这些细小的晶粒与玻璃质合称为基质。
斑状结构根据斑晶大小分为：①粗斑结构［斑晶粒径（下同）］>5m m；②中斑结构2～5mm；③细斑结构＜2 mm。
斑状结构根据斑晶含量分为：①多斑状［斑晶含量（下同）］>50%；②斑状50%～10%；③少斑状10%～5%；④含斑＜5%。
岩石中同种矿物几个斑晶聚集在一起称为聚斑结构；若两种或两种以上的不同矿物联合而成的斑状结构称为连斑结构。
似斑状结构 基质通常为显晶质（细粒、中粒、粗粒），斑晶与基质的成分基本上相同，表明斑晶与基质是在相同或相近的物理化学条件下结晶的。
形成似斑状结构的原因是熔浆中形成斑晶的那种组分的数量大于熔体共结成分的数量，所以它先结晶，随着斑晶的析出，熔体成分随着温度下降到达共结点时，就形成共结成分的基质。有时会出现文象连生现象，它们往往过渡为连续不等颗粒结构。
最新研究成果表明，在“S”型花岗岩区，由于岩性单调，结构复杂，相类似的岩石类可以划分三种不同的结构。
原生结构称为一期结构（主体期）具以下特点：半自形至他形粒状结构：颗粒边界相互连接，矿物的结晶是连续的。一般中粗粒或中粗粒似斑状花岗岩属于此类，这类结构相当于等粒结构；
次生结构称为二期结构（补充期）具以下特点：它相当于斑状结构，斑晶为大小不同的钾长石、斜长石、黑云母和石英，基质则由糖粒状结构组成，斑晶和基质间的矿物颗粒经及结晶程度差异较大，代表结晶作用发生过明显间断。典型岩石有：花岗斑岩、石英斑岩等；
微花岗岩结构（末期）具以下特点：细粒、等粒镶嵌的半自形、他形粒状结构。典型岩石有：花岗细晶岩、细粒白岗岩等。
一般地，一个花岗杂岩体常具备上述三种结构，且彼此间有较清楚的斜切式接触关系。上述现象同时揭示了“S”型花岗岩岩浆发展演化过程中顺序出现的三种不同结晶条件。
（2）岩石构造的观察与描述
岩石构造：是指组成岩石的矿物集合体的形状、大小、排列和空间分布关系。
一般说，花岗岩类岩石中常见有块状构造、斑杂块状构造、条带状构造、片麻状构造。
块状构造 岩石中矿物排列无一定方向，不具任何特殊形象的均匀块体，是花岗岩类中最常见的一种构造。
斑杂块状构造 岩石中的不同组成部分在结构或矿物成分上有差别，特别是暗色矿物呈杂乱的斑点分布。
条带状构造 岩石中的不同结构和成分大致呈平行排列的一种构造，常见于火山岩和超基性、基性侵入岩中。
片麻状构造 在花岗岩类（深成岩体）岩石中，可见暗色矿物相间断续呈定向排列，或石英、长石定向排列的现象，是区域变质、动力变质作用的产物。
（二）侵入体接触关系的研究
1.侵入体与围岩接触关系研究
研究接触关系的目的是确定岩体的相对时代、产状、成因及寻找某些矿床。接触关系按成因分为侵入（热）接触、沉积（冷）接触、断层（构造）接触三类。
（1）侵入（热）接触
侵入（热）接触是岩浆侵入围岩而形成的接触关系，说明岩体时代较围岩晚。其主要标志：①侵入岩体边部有边缘带和冷凝边，平行接触面，原生流动构造较发育；②侵入岩体内有围岩的捕虏体；③在围岩中有自侵入岩体延伸的岩枝或脉岩；④环绕侵入岩体的围岩有接触变质现象，并呈带状分布，其变质程度离侵入岩体越远越弱。这种关系说明岩体的侵入时代晚于围岩。
就接触面形态而言，有平直的、波状的、港湾状的，锯齿状的、枝杈状的、顺层贯入的等。对于平直的和波状的接触面，可在露头上直接测量其产状。其他形状的接触面往往难以直接测量，需要在一定距离内估计其总产状，或选择代表性地段进行测量（图4-16）。

图4-16 各种侵入接触面形态

a—平直；b—波状；c—港湾状；d—锯齿状；e—岩枝状；f—顺层贯入状。1—侵入体；2—接触带；3—围岩
（2）沉积（冷）接触
沉积（冷）接触是指侵入体形成后遭受风化剥蚀，又为新的沉积层所覆盖，说明侵入体的时代较围岩时代老（图4-17）。其主要标志：①在接触面下，岩体顶部常有不平整的侵蚀面和古风化壳等风化剥蚀现象；② 与围岩接触处一般没有冷凝边；③岩体内的原生流动构造或岩脉往往被接触面切割；④其上覆围岩无热液蚀变现象；⑤其底部常含有下伏岩体的岩屑、砾石或矿物碎屑；⑥当围岩为沉积岩时，则层理与接触面往往平行，且接触面大都较平整。
（3）断层（构造）接触
是指的侵入岩体与围岩间的接触面为一断层或断裂破碎带构成，说明断层较前二者形成晚。其主要标志：①沿岩体和围岩接触带（或者其中之一）有挤压、破碎痕迹，常形成断层角砾岩带、糜棱岩带或片理化带；②破碎同时伴随各种热液蚀变甚至矿化作用，常见有绿帘石化、绿泥石化、绢云母化、硅化等蚀变，有时石英脉发育；③接触线一般平直，切过岩体不同相带，或切过流动构造、脉岩等。
2.侵入体间接触关系的研究
（1）脉动型（突变型）侵入接触关系
源于深部岩浆单独一次的贯入，称为脉动。接触带两侧岩石表现为成分上的突变，通常在1～2mm的范围内就可发现两者之间有一条清楚的接触界线，甚至在一块手标本或一个薄片上亦可再现（图4-18）。

图4-17 江西于都桥头长潭独立侵入岩体（Chηγ）与下石炭统（C1y）的沉积（冷）接触关系素描图

①下石炭统云山组含花岗岩碎屑底砾岩：②风化花岗岩；③加里东期长潭独立侵入岩体粗中粒黑云母花岗岩

图4-18 广西玉林市万田垌南东250m石南超单元周村单元（T1Z）侵入（超动）天井冲单元（P1T）接触关系素描图

（引自:15万石南幅，1989）
1 中粗粒斑状钾长花岗岩；2—冷凝边；3 细—粒斑状二长花岗岩
（2）涌动型（隐蔽型）侵入接触关系
在一个岩体内部，当组分间出现差异性流动时，先贯入的侵入体开始同结，但仍然有部分组分保持液态，这时又被后贯入的侵入体所侵入，此种接触关系称为涌动型（隐蔽型）侵入接触关系。此类接触界线不明显，通常在1～2cm的距离内岩石成分和结构的快速变化而找不到很清楚的接触界面，有时在接触带形成宽度不等的混染带（图4-19）。
（脉动和涌动是相对的含意，应该说，涌动是脉动的一种不明显的表现形式。）

图4-19 广西玉林横冲南东225m 周田单元（T2Z）涌动侵入横冲单元（T1Hc）接触关系素描图

（引自1:5万石南幅，1989）
1—中粗粒紫苏石榴堇青黑云二长花岗岩；2—细中粒黑云堇青钾长花岗岩；3—粗中粒斑状黑云堇青钾长花岗岩；4—粗中粒含石榴黑云堇青二长花岗岩
（3）超动型接触关系
急变式的接触关系称为超动型接触，它是两期构造岩浆旋回的产物。
（三）侵入岩体相带的研究
由于岩浆在冷凝时，边缘与内部在冷却速度、与围岩的相互作川、岩浆动力因素和影响程度等方面条件的不同，常导致岩体横向上不同部位结构和岩性上的差异，据此可划分出岩相带。
1.边缘相
此相常呈细粒或斑状结构，斑杂构造，捕虏体较多，线理和面理（片、柱状矿物、斑晶、捕虏体定向分布）发育，岩石成分可与内部相有很大差别。
2.内部相
此相常呈粗粒或似斑状结构，捕虏体较少，线理、面理不发育，岩性较均一。
3.过渡相
其岩性特征介于二者之间。
鉴于此，当观察－侵入岩体时应从岩体边部到中央，按一定距离详细观察，注意结构构造、斑晶和捕虏体（包括大小、成分、含量）等变化，必要时作详细地统计和测量，并结合室内研究，划分岩相带。
划分岩相带目的是研究岩体的岩性变化规律，以便对岩体的产状、剥蚀深度、形成环境、岩石成因及确定有利的赋矿部位等问题的解决提供线索。
（四）侵入体构造的研究
侵入体构造的研究内容有对原生流动、原生节理、构造节理和断裂等现象的观察及其产状要素的测定，其目的是确定岩浆运动特点，恢复岩体形态、查明后期的构造破坏，从理论上阐明与岩体裂隙构造有关的某些矿产赋存规律，用以指导找矿。
1.原生流动构造
在黏性岩浆上升的过程中，有一部分晶体从岩浆中析出，它们伴随岩浆运动而形成有规律的排列，这种构造称原生流动构造。按其产出形态分为：
（1）流面：片状、柱状矿物、扁平状析离体沿扁平面方向平行排列。
（2）流线：针状、柱状矿物和长形析离体、捕虏体沿长轴方向定向排列而成。
（3）流层：成分不同或结构不同的岩石成层交替出现。
流动构造在不同岩类和不同深度的侵入体中发育情况是不同的。一搬地，基性、超基性及碱性岩中发育较好；花岗岩类由于黏性大，流动构造不发育（石英闪长岩、花岗闪长岩除外）。
值得指出：在地下深处形成的大型岩体，一般流动构造不明显；即使同一岩体边部（包括顶部）流动构造也比中心明显。因此，研究流动构造应多从内接触带附近的露头上着手，并应做下列工作：
（1）区分与描述各类型流动构造的特点。特别是在描述流层时要测量每层厚度，说明沿走向及倾向上的变化、各层（带）之间接触性质与含矿性等；
（2）测量各种流动构造的产状要素；
（3）判别岩浆流动方向；
（4）对观察到的现象进行素描或照相：
（5）成因分析。
当流线与岩浆运动方向平行时，蝌蚪状析离体圆头方向指向岩浆流动方向。在判断岩浆运动方向时，不能只根据个别点的流线资料，要结合岩体形态及各种地质特征进行综合分析。
2.原生节理
在岩浆冷凝固化时，由于体积收缩而产生的裂隙，称为原生节理。它一般在岩体边部较发育，且可为后期脉岩或矿脉充填。
根据原生节理与流动构造的关系，可分为以下几组：
（1）横节理（Q）：垂直于流线和流面，属张节理。因为它垂直于张力方向（流线代表岩浆最大张力方向），裂隙面粗糙、延伸较长；
（2）纵节理（S）：平行于流线而垂直于流面，也是一种张节理。节理面粗糙，但节理发育程度比横节理差；
（3）层节理（L）：平行于流线和流面。节理面平滑，常被后期脉岩充填；
（4）斜节理（D）：与流线斜交，其角度约45°，为剪节理性质。两组对称分布于横节理两侧，两组交角近90°，但常见一组较发育。
判别原生节理的主要标志是沿原生节理面，未出现滑面、破碎带等构造变动迹象，再则这些原生节理与流动构造有着固定亲缘关系。
在超基性岩体中发育的脉状铬铁矿、同源脉岩（如辉长岩脉）就是沿原生节理充填的产物。
3.次生断裂构造
此类断裂构造是在岩浆固化以后，由后期构造作用形成的。因而，次生节理具有两方面的特点：一是沿节理面有挤压、破碎或滑动痕迹，附近常伴随热液蚀变；二是它分布上的局限性或区域性，而与流动构造无依从关系。
在岩体中的断裂构造，其断层两盘的岩性差别不能明显表现出来，故侵入体内发育的断裂常易被人们遗漏。所以，充分利用遥感图像来解译岩体内的断裂构造是非常有效的。
侵入体的岩性一般都具硬、脆的特性。因此，观测侵入体中断裂的最主要标志是岩石的破碎，糜棱岩化、片理化以及密集的裂隙带、滑动面、绿化（绿泥石、绿帘石化）。此外，在岩体成生的过程中产生的韧性剪切带，亦是填图中要大力收集的构造形迹。
（五）侵入体期次的划分和时代的确定
1.不同期次侵入体的特点
（1）较晚形成的岩体具有以下特点：①具细粒边缘相带或冷凝带；②有岩枝穿入早期岩体；③包有相邻早期岩体的碎块（捕虏体）；④边缘流动构造平行于接触面。在某些花岗岩体边缘有时出现团块状、透镜状伟晶岩和大体上平行于接触面的某些矿物富集带（如云母、长石等）。
（2）较早形成的岩体的特点：①出现烘烤、蚀变或热变质现象。如早期花岗岩体的云英岩化；超基性岩受晚期花岗岩影响出现透闪石化等；②岩体的完整性有时被破坏。早期岩体出露残缺不全（相带分布与岩体形态不协调）；③岩体中的脉岩、矿脉、断层到接触面即止（即不通过另一岩体）而又无其他断层标志。
2.侵入体形成时代的确定
（1）地质法：在野外查明侵入岩体与已知时代围岩的空间接触穿插关系。例如侵入岩体与下奥陶统呈侵入接触，而与泥盆系呈沉积接触，则岩体的形成时代为早奥陶世之后（下限）泥盆纪之前（上限）。
（2）同位素测年法：侵入的地层与沉积盖层的时代相隔甚远或岩体的确切时代常不能用地质法来确定时，就需采集同位素样品进行分析，得出其绝对年龄值。
（六）侵入体形成深度的确定与剥蚀深度的判断
1.侵入体形成深度的确定
侵入体形成深度不同，其散热条件、冷却速度是不同的，这就决定了侵入岩体的一系列特征（如岩石结构、矿物特征、原生构造、相带分布、围岩蚀变、伴生脉岩及有关矿产）随深度呈有规律的变化。一般分为浅成相（0.5～3km），中深成相（3～10km），深成相（>10km）。
由于深度标志常受其他因素的影响（岩浆成分、规模、围岩性质等），现以花岗岩类侵入岩体为例，将各深度相的主要特点简述如下，供确定深度时参考。
（1）浅成相
形成深度0.5～3km。岩体多以岩瘤、岩床、小岩株、岩筒、岩盖、岩墙等产状形式产出，出露面积一般小于十几平方千米。常具斑状结构。相带划分不明显。有的岩体可具晶洞构造，一般不出现伟晶岩。围岩热变质较弱，多为低温角岩或为厚度较大的含羟基矿物多的矽卡岩。有时亦可出现高温矿物组合的矽卡岩或角岩，但厚度较小。
岩体内流动构造发育，捕虏体以角状为主，表明岩浆对围岩机械作用较强。岩体边部同化混染亦明显。矿物成分总的特点是：具喷出岩矿物的某些特征，如钾长石，多为正长石或透长石，斜长石环带发育，可出现双锥状高温石英，斑晶有熔蚀，暗色矿物出现暗化和熔蚀现象等。当浅成相岩体出露面积小于10km2时，往往可根据下述特点进一步划分：①斑晶的含量：深度＜0.5km 时，其斑晶含量一般小于35%,0.5～1km 时为35%～50%,1～2km 时一般大于60%；②斑晶平均大小：侵入深度小于1km，斑晶一般为数毫米；③基质粒度：深度小于1km，基质可出现隐晶质，若为显微晶质，粒度一般小于0.1mm,1～2km 则为0.1～0.2mm，有的甚至可达0.5m m 或更大；④角砾、碎屑结构：当黏性岩浆侵入到接近地表条件下时（如小于1km），若内压力大于上覆岩层压力，可伴随爆破作用，震碎的物质掉入岩浆中凝固后，形成各种侵入角砾岩或类似于凝灰结构的岩石。它们的存在是形成深度极浅的标志。
（2）中深成相
形成深度3～6km。岩体产状多为大中型岩株、岩瘤、岩盆、岩盖、大型岩墙及岩基等。岩体出露面积一般数十平方公里以上（也有几平方千米）。相带划分明显，边缘相带：不出现微粒－隐晶质冷凝带，而是中细粒或似斑状，基质粒度一般＞0.3～0.5mm；内部相带：粒度大于边缘相带。斜长石可具环带结构，但一般不发育，钾长石多为具条纹构造的微斜长石，偏中性的岩体同化混染较强。围岩热变质明显，多为中—高温角岩，且变质带较宽（0.5km 至几千米）。矽卡岩化随深度增加而逐渐不发育，缺乏含羟基的矿物。岩体内脉岩发育。
（3）深成相
形成深度大于10km。围岩多为结晶片岩，分布于褶皱区的岩体其长轴方向与区域构造线一致，多为同构造岩体。经常出现规模不等的边缘混合岩带，故多与围岩呈侵入交代接触。成分多为富含斜长石的花岗岩或富含钾长石的花岗岩。有的岩体含围岩残留组分较多，岩体成分复杂。脉岩种属简单，伴生的伟晶岩以白云母伟晶岩或含稀土元素的伟晶岩为主。
2.剥蚀深度的判断
在区域地质调查中，地表所圈定的侵入岩体，并非是它形成时的全部产物，而是经过剥蚀的结果。推断和确定深成岩体的剥蚀程度，对建立岩石谱系单位和预测与其有关的某些矿产均具重要意义。
根据剥蚀程度的不同可分为4类：
（1）未剥蚀：在工作区内见不到深成岩体，仅见到围岩中有热接触变质晕（带）、热液蚀变、交代和矿化以及小岩枝（岩脉）等现象。这些迹象表明，此处地下有隐伏岩体，仅是未遭受到剥蚀，而未出露而已。
（2）剥蚀浅：有深成岩体出露，在侵入岩体中的顶（边）部有时可见较多的围岩顶垂体或大量捕虏体。在一般情况下，本类深成岩体大面积地出露早期侵入体（图4-20A）；在特殊情况下，亦可以出露中、晚期侵入体，这种情况下，它们的接触界线为脉动型。

图4-20 侵入岩体剥蚀程度示意图

（左剖面图，右平面图）
A—剥蚀浅；B—剥蚀中等；C—剥蚀深
（3）剥蚀中等：在一般的情况下，深成岩体中仅出露早、中期侵入体，它们之间的接触界线大多为涌动型（图4-20B）；在特殊情况下，亦可出露晚期侵入体，与上者的接触关系为脉动型。
（4）剥蚀深：深成岩体大面积出露，各期侵入体之间大体上均为涌动型接触（图4-20C）。
以上所述均是一般正常情况，各种地质因素是复杂的。所以对于深成岩体剥蚀程度的判断和确定，需要考虑不同的情况和因素进行综合分析，只单纯根据深成岩体的出露来判断是不准确的。一般地，花岗岩类深成岩体出露面积大，从几十平方千米到几百平方千米，甚至更大，而且在结构上又比较粗大则往往是剥蚀程度比较深，这可能是对的；但深成岩体出露面积小时，并不一定都是剥蚀浅的。推断和确定深成岩体的剥蚀程度，必须综合考虑以下条件：①围岩顶垂体或大型捕虏体的分布、数量和大小；②深成岩体内部各期侵入体的出露情况及其特征；③深成岩体中流动构造和变形构造的分布和产状及深成岩体的形态特征；④接触变质晕的分布、宽窄和变质程度；⑤脉岩的种类、分布和数量；⑥蚀变分带和矿化分带的情况。
（七）侵入体侵位机制的研究
侵入岩的侵位通常分两种类型：强力侵位（穹起、底辟和气球膨胀）和被动侵位（顶蚀、破火山口沉陷和断裂扩张）。
1.强力侵位的标志
（1）平面上呈圆形或椭圆形；
（2）与围岩有规则而清楚的接触界线；
（3）具有由矿物和暗色包裹体定向排列所显示的同心环状构造；
（4）早已存在的区域构造被调整到与岩体构造一致，区域构造走向环绕岩体的接触带，并平行岩体的主轴；
（5）在部分情况下，围岩发育新的片理平行接触带；
（6）岩石类型分带呈同心圆状，最晚形成的酸性的岩石一般出现在岩体中心；
（7）与侧向挤压有关，近岩体围岩中出现环状向斜，发育与就位同时产生的断裂，后者既出现在岩体内部，也出现在围岩中，并有同期岩脉填充。
2.被动侵位标志
（1）平面形态不规则；
（2）与围岩构造不一致，锯齿状接触边界；
（3）岩体周围常有岩枝贯入围岩，后者则有从接触带被推开或改变构造走向的迹象；（4）岩体边部常有棱角状捕虏体；
（5）围岩未因岩浆侵位而发生变形，围岩原有的构造即使靠近接触带也未受干扰，所以岩体内部缺乏定向组构。

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（Pl）；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（Pe），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σh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，σh为正值，岩浆需要具较大的Pe才能产生喷发。而在离散板块边缘，σh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Vc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，Pe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。

对火成岩的研究主要包括野外地质调查、取样和室内的岩矿测试、综合分析等方面。这里主要介绍野外地质调查的基本内容。

火成岩野外调查是所有研究的基础。野外工作的第一步，是要鉴定岩石究竟属于喷出岩还是侵入岩，主要标志包括手标本上观察的岩石结构和矿物组成特点，以及露头上的构造特征和产状（表2－6）。有关结构构造的特征，将在第三章中描述。

表2－6 喷出岩与侵入岩的一般特征

（据Raymond，1995，修改）

火成岩的野外研究，涉及从研究对象本身（系统）的观察到与外部环境关系的分析，需要考察系统内部单元组成及各单元之间的相互关系、系统与外部环境之间的相互关系等。随着调查的深入，着眼点还会从岩石组成特征、相互关系的观察与描述，拓展到进一步提取有关岩石成因、形成条件、形成环境、成矿关系及区域构造控制等相关的信息。

（一）侵入岩的野外调查

侵入岩野外调查的最基本的内容是：(1)火成岩体的内部组成（岩石类型）和内部构造；(2)岩体内部不同岩类或组成单元之间的关系（包括包体和岩墙、岩脉等）；(3)火成岩体的形态和大小特征；(4)火成岩体与围岩的关系；(5)围岩构造；(6)岩石成因和构造环境标志（与火成岩体侵位深度、剥蚀深度、岩浆混合、同化混染、分离结晶以及岩浆活动与区域构造关系等的地质标志）；(7)岩浆岩与成矿关系，等等。这里着重介绍在野外特别需要重视的几方面内容。

1.侵入体大小、形态及空间分布

岩体的大小与岩体的剥蚀深度、同期岩浆活动的强弱程度等有关，而岩体的形态和空间分布特征常与所处构造环境相关，也受侵位机制的影响。例如，在伸展背景下侵位的岩体常常呈圆形，并截断区域构造线方向，而在造山作用中形成的岩体，往往呈带状分布，长轴走向与造山带延伸方向一致。因此，野外要注意观察火成岩的分布与区域上的构造线、断层和褶皱之间的关系。

严格说来，岩体的大小、形态和空间分布特征要在结合遥感、物探和钻探等方法，在开展详细地质填图之后才能确定。在开展野外调查之前，要尽可能收集已有的资料，尤其是矿区的勘探资料。在野外，可以从两方面着手初步分析岩体的三维形态：首先应多测量岩体与围岩接触面的产状，分析岩体向深部的变化趋势，如接触面外倾、岩体向深部变大、接触面内倾则向深部变小；其次是对岩体中的原生构造（如各种面状和线状组构，见第三章）和岩石包体的分布特征进行大量的测量和统计分析（马昌前等，1994），细致观察岩体内部的岩石结构、岩相带的变化以及接触变质带的宽窄和变化特点。例如，岩体中的流面构造和层节理（L节理）（见第三章）常与岩体－围岩的接触面产状一致。

2.复式岩体的侵入期次

大部分岩体是同期岩浆多次脉动或涌动侵位形成的，有些岩体还可能是时间差别很大的不同期岩浆侵位形成的复式岩体。野外调查时要注意区分同一岩体内不同期次侵入的岩石单元，并据各单元岩石间的接触穿插关系、冷凝边的发育和捕虏体的分布情况，判断其侵位的先后顺序和侵位的时间差。根据侵入时间的差别，可以将岩体或岩石单元之间的接触关系分为三类：一是超动侵入关系，是不同期岩体之间的侵入关系，因时间长，前期侵入的岩体已经完全固结并冷却，二者的接触界面较明显，可切割早期侵入体的原生和次生面理，晚期侵入的岩体边缘冷凝边发育，常见早期侵入体的捕虏体，早期侵入体中则可具烘烤边或蚀变现象；二是脉动侵入关系，是同期岩浆时间间隔相对较长的一种侵入接触关系，晚期侵入的岩浆是在前者基本固结后但尚未冷却时侵入的，接触界面清晰，但两侧的岩石不发育冷凝边和烘烤边，因两次岩浆都侵入于相近的深度，岩浆同源，在结构上变化不大，矿物组合上具有一定的联系；三是涌动接触关系，同期岩浆前后两次侵入的时间差很短，在先侵入的岩浆尚未固结的情况下，就有新的岩浆随后侵入，在两次岩浆侵入的边界附近，就会出现岩浆的混合现象，并可出现渐变过渡的接触关系。

3.岩体内部构造和围岩构造

岩体内部构造是恢复岩体产状、剥蚀深度的依据，也能提供有关岩体侵位与区域构造发展关系（识别构造前、同构造和构造后侵入体）（马昌前等，1994）和侵位机制的重要证据。侵入体的内部构造可分为四类：一是含有晶体、包体的岩浆由于流动而产生的流面、流线构造，可以反映岩体与围岩接触面的产状（流面的产状）和岩浆的流动方向（流线的指向）；二是岩浆固结成岩阶段因冷却收缩形成的原生节理构造；三是岩体固结过程中或固结之后，由于后期岩浆的强力主动侵位（例如，热气球膨胀作用）而致先侵位岩石的变形，形成的原生片麻理和糜棱面理构造；四是岩体形成过程中或侵位之后，受区域构造的挤压作用而发生变形，出现各种面状和线状组构（片麻状构造、糜棱构造、包体的定向性等）。后两种构造的野外特点相似，需分析这些面状和线状组构的分布规律才能加以识别。例如，构造前的侵入体，岩体的变形是后期区域构造叠加的产物，因而，构造线方向切过岩体边界，并与区域构造方向一致；而与岩体侵位有关的构造，会受岩体与围岩接触带产状的制约，而从接触带向外，与侵位有关的变形强度逐渐减弱。因此，在侵入岩区填图时，要把岩体内部构造的观察测量与围岩构造的分析结合起来，并注意将岩体内外构造的测量结果表达在图面上。

4.岩石包体及岩墙（脉）

在侵入体内，常常会出现不同颜色、大小和形态的岩石包体（详见第九章），它们的成因复杂，能够提供有关岩浆起源、演化和侵位机制的重要信息（马昌前等，1994），值得高度重视。例如，岩浆早期结晶形成的暗色析离体（堆积包体），可以指示岩浆结晶分异过程；基性岩浆贯入酸性岩浆内时形成的暗色微粒包体（混杂包体或混成包体），可能记录了岩浆混合作用过程，反映了壳幔相互作用或岩浆底侵作用（magmatic underplating）；而岩浆从上升通道和围岩中捕获的捕虏体的存在，既暗示岩浆与围岩之间可能存在的同化混染作用，又可能反映岩浆的侵位与顶蚀等作用有关。在侵入体的野外调查中，要注意观察和统计包体的类型、大小（长、宽）、形态、含量和定向性，注意对不同类型的包体及包体内部不同部位的取样，并做好素描、照相和记录等工作。

许多侵入体内外，发育有大量的镁铁质岩墙群和细晶岩、伟晶岩脉，它们是壳幔相互作用、岩浆演化过程和侵位深度的记录，有的还与成矿有关。尤其是镁铁质岩墙群，被誉为认识地球动力学过程的钥匙，要加强野外产状、区域分布特征、年代学、古地磁学、地球化学、侵位机制等方面的研究，其中，岩墙群的几何形态和方向性就具有重要的构造意义（Hoek ＆Seitz，1995）。

5.侵入体内部的相带划分

任何侵入体内部都不可能是完全均一的，由中心向边缘常常出现矿物组成、结构构造、包体及岩脉多寡、变形强弱等的变化。这种变化，既可能是岩浆多次侵入所致，也可能是同一批岩浆冷凝速率不同或侵位后出现分离结晶、岩浆混合和围岩混染的结果。在野外调查时，需要细致识别和追索，并标绘在地质图上。相带划分的关键是要找到易于识别的标志，例如，斑晶的大小和含量、基质的结晶程度、暗色矿物含量的变化、包体大小和含量的变化、流面流线发育的程度等，均可作为相带划分的标志。北京周口店花岗闪长岩体，就存在分相现象（见图2－17）。

6.侵入体与围岩的接触关系及侵入时代的限定

如前所述，除断层接触不能确定岩体时代外（图2－22a），侵入接触和沉积接触都具有相对的时代意义。在观察侵入接触关系时，尤其要注意岩体所侵入的地层时代，同一侵入体的不同部位可能与不同时代的地层接触，但最新的地层应为侵入体形成时代的下限（图2－22b）。沉积接触关系的确定有重要意义，其主要标志是：(1)侵入体与上覆地层间有不平整的古风化壳或侵蚀面；(2)上覆地层底部有下部侵入岩的砂砾或矿物碎屑；(3)沉积地层的层理与接触面平行，且无任何热接触变质等现象；(4)靠近接触面处，岩体无冷凝边，等等。江西赣州地区的上犹花岗岩体（莫柱孙等，1980），其南部和东部与寒武系呈侵入接触关系，围岩发生热变质，形成斑点状云母角岩和长英质角岩；岩体北侧为上白垩统南雄组所覆盖，岩体西侧被中泥盆统铁扇关组沉积覆盖（图2－23）。铁扇关组底部为花岗质组成的长石砂岩、粉砂岩、粉砂质页岩互层，其下则为花岗岩古风化壳。区域内缺失志留系－下泥盆统地层。徐克勤等（1957）就根据地质标志最早确定该岩体属于加里东期花岗岩，近年来新的锆石U－Pb SHRIMP定年（毛建仁等，2007），获得了460±10Ma的年龄，进一步证明该岩体属奥陶纪中期产物。

图2－22 断层接触和侵入接触实例

图2 －23 江西上犹花岗岩的沉积接触和侵入接触关系（据莫柱孙等，1980）

侵入年龄的限定还可据其中的（次生）定向组构（片麻理）的发育情况来判断。一般来说，同一地区，片麻理发育的岩体一般较老，片麻理不发育的岩体较新，但有后期断裂带影响者例外。根据片麻理产状与区域构造线的关系，可粗略限定岩体的形成时代。例如，某一地区发育有燕山期的区域变质事件，岩体内的片麻理产状与该变质事件在前燕山期围岩中形成的片麻理产状一致，则该岩体就是在燕山期变质事件以前侵位的（前燕山期岩体）。

7.围岩蚀变特征及矿化

岩浆固结晚期残留的热液或因气运作用集中在岩浆房顶部的热液，常与围岩发生化学反应，产生一系列物质成分、结构构造的变化，同时形成各类矿床。常见的围岩蚀变有矽卡岩化、钾化、硅化、青磐岩化、绿泥石化、绢云母化等，特别要注意是否存在矿化现象。

（二）火山岩的野外调查

1.火山岩剖面测量及喷发旋回、韵律的划分

火山岩剖面的测量要尽量在火山岩厚度最大、跨过火山构造的部位进行，要尽可能避开多个火山构造的喷出物叠置的部位。火山岩的分层要以喷发次数或冷却单元为单位，需注意的是，火山岩同一冷却单元的顶、中、底部，由于氧化条件、冷却条件和挥发分的逃逸难度的不同，岩石的颜色、结构、构造也会有很大的差别。例如，堆积在陆相盆中的基性熔岩，熔岩层底部因与水体接触会发育淬碎角砾岩，因缺氧而呈绿色或黑色，顶部因氧化多为紫红色，发育气孔带，中部因冷却缓慢，气孔不发育，结晶程度好，具块状构造；酸性火山岩火山灰流相堆积的凝灰岩，因顶、底与中心的冷却速度不同，就存在熔结程度的明显差别。这些特征可作为冷却单元内部的结构来描述，还可以当做很好的示顶构造，而不应将其视为不同的分层。熔岩表壳中气孔的定向特征、熔岩中的流面构造、熔结凝灰岩中的假流纹构造、熔岩中的柱状节理（垂直于熔岩层面）均可用来判断火山岩的产状。

火山岩地层剖面测量除要查清岩石组合，进行系统的取样外，另一个重要的目的是要对火山岩的喷发韵律、旋回进行划分，研究火山活动的规律。火山岩在岩相、成分、结构、构造等方面的周期性变化称为韵律，一个韵律是由多层岩石组成的，厚几米至几十米。划分韵律时应考虑以下几种情况：

◎熔岩组成区：可用熔岩成分的周期变化划分韵律，如玄武岩－安山岩－英安岩，组成一个韵律；

◎火山碎屑岩组成区：可用火山碎屑物的粒度粗细变化，或涌浪相－灰流相－空落相堆积的交替变化来划分韵律；

◎火山碎屑与熔岩组成区：可用火山碎屑－熔岩，或熔岩－火山碎屑岩组成韵律；

◎火山碎屑与熔岩、正常沉积岩区：可用火山碎屑 －熔岩－沉积岩的周期变化组成韵律。

火山岩的韵律性变化与岩浆房内的分层、岩浆源区的补给和岩浆房内的结晶演化作用有关。对韵律的研究，有利于分析岩浆房的内部过程。

火山喷发所形成的更大的周期性变化称为旋回。旋回的概念相当于侵入岩中的期，两个旋回间的界线较韵律清楚，因为在旋回之间往往存在较长的时间间断。因此，可以以不整合界面或较厚的沉积夹层作为旋回的分界。一个旋回是由多个韵律组成的，厚几百米至几千米，一般以地层组（或群）为单位。不同的火山旋回在岩石的系列组合、地球化学特征上常有较大的差别，这种差别往往与构造环境的演化或转换有关。

火山岩剖面测量的另一目的是要限定火山岩的形成时代。大部分火山岩地层中都含有沉积岩夹层，要注意在沉积岩夹层中寻找有断代意义的化石，在没有沉积岩夹层或有沉积岩夹层而没有化石的情况下，就主要依靠同位素测年方法。

2.火山岩岩相填图与火山机构研究

火山岩区地质调查的一个重要的方面，是识别和圈定出火山机构。火山机构是指构成一座火山的各个组成部分的总称，不仅包括出露在地表的各个火山岩的相，还包括地表以上的锥体和岩浆在地下的通道，与火山作用有关的环状、放射状裂隙和次火山岩体等。后面这些部分往往是火山岩矿床成矿物质的通道和重要的成矿空间。由于剥蚀和构造变动，地史时期的古火山机构已经遭到破坏，保存不完整，无法从地貌上识别，而需要通过较大比例尺的火山岩岩性－岩相填图来圈定。其中，要特别关注以下岩相的空间分布：

（1）弹射空落相的火山集块岩和火山角砾岩是近火山口和火山锥堆积的标志，这些岩石的出现表明了古火山口的存在。

（2）环状岩墙和锥状岩墙（潜火山岩）环绕火山中心（火山口）分布，是火山机构的重要组成部分。

（3）放射状裂隙（多被次火山岩充填，成为放射状岩墙）的中心指向火山口，也是火山机构的重要组成部分。

（4）酸性熔岩（多为侵出相），多成岩穹、岩钟分布在火山口或其周围，可作为火山口位置的识别标志。

（5）火山岩厚度分布的最大处往往存在火山口。

（6）熔岩流线指向的交汇处和据气孔判断的熔岩流动反方向的交汇处是火山口的位置。

（7）灰流相凝灰岩由近火山口到远火山口厚度快速变小，熔结程度降低。

（8）涌流相凝灰岩堆积距火山口的距离比灰流相者要小得多。

3.海相与陆相火山岩

在火山岩区开展野外调查时，还要注意区分火山岩是形成于海相还是陆相环境。两种环境的岩石在岩石组合、系列和形成的构造环境方面都有差别。例如，海相火山岩可以形成于洋中脊或洋岛等环境，主要由细碧角斑岩－变拉斑玄武岩组成，而陆相火山岩可以形成于活动陆缘或陆缘弧环境（以安山岩和流纹岩为主），也可以形成于陆内裂谷环境（以碱性玄武岩和拉斑玄武岩为主）。

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姚安县15128392808： 一般我们身边的岩石都是什么岩石?沉积岩?火成岩?变质岩?为什么? - ？
荆蒲分清： 这个真不好说. 因为我们身边常见的岩石什么成分的都有.如铺地板的既有火成岩(如花岗岩等),也有沉积岩(灰岩等),甚至也有变质岩(大理岩、板岩等).我们常说的用来刻雕像的汉白玉就是大理岩,属于变质岩,也常见花岗岩做的雕...

姚安县15128392808： 野外观察沉积岩的主要特征有哪些 - ？
荆蒲分清： 岩石特性: 沉积岩是指成层堆积的松散沉积物固结而成的岩石.曾称水成岩.是组成地壳的三大岩类 (火成岩、沉积岩和变质岩)之一.沉积物指陆地或水盆地中的松散碎屑物,如砾石、砂、粘土、灰泥和生物残骸等.主要是母岩风化的产物...

姚安县15128392808： 火成岩的研究意义 - ？
荆蒲分清： 当然有意义了,在地质勘探中.火成岩的流线构造有助于你判断熔岩的流动方向,那么你就可以判断古火山口的位置. 气孔构造的火成岩还是一种储层,能储藏一定量的油气.如果有合适的圈闭,合适的油源它就会形成油气藏. 还有矿物的形成,如果矿物成晶簇状说明成岩环境的拉张的,如果成流线型,说明成岩过程中受到挤压,可以判断地区应力的方向.总之,研究火成岩的结果对学地质的人来说是十分有用的.

姚安县15128392808： 火成岩的岩石成因 - ？
荆蒲分清： 根据研究,岩浆起源于上地幔和地壳底层,并把直接来自地幔或地壳底层的岩浆叫原始岩浆.岩浆岩种类虽然繁多,但原始岩浆的种类却极其有限,一般认为仅三、四种而已,即只有超基性(橄榄)岩浆、基性(玄武岩浆)、中性(安山)岩浆...

姚安县15128392808： 对比岩浆岩,沉积岩及变质岩的特征及成因 - ？
荆蒲分清： 岩浆岩或称火成岩,是由岩浆凝结形成的岩石,约占地壳总体积的65%.岩浆是在地壳深处或上地幔天然形成的、富含挥发组分的高温粘稠的硅酸盐熔浆流体,是形成各种岩浆岩和岩浆矿床的母体.岩浆的发生、运移、聚集、变化及冷凝成岩的...

姚安县15128392808： 求岩石常见矿物野外鉴定特征?谢谢 - ？
荆蒲分清： 习惯上先按变质作用类型和成因,把变质岩分为下列岩类.①区域变质岩类,由区域变质作用所形成.②热接触变质岩类,由热接触变质作用所形成,如斑点板岩等.③接触交代变质岩类,由接触交代变质作用所形成,如各种.④动力变质岩类...

姚安县15128392808： 地理观察岩石矿物的实习报告怎么写 - ？
荆蒲分清： 常见矿物、岩石识别实验报告 (1)实验目的: 1)通过在室内对手上的标本的观察,认识常见的矿物和岩石,掌 握其 各种物理特征; 2)区分相似矿物; 3)根据各种特征对岩石准 确命名; 4)对矿物和岩石进行分类; (2)实验仪器: 放大...

姚安县15128392808： 火成岩的岩溶性怎么样 - ？
荆蒲分清： 火成岩或称岩浆岩,是指岩浆冷却后(地壳里喷出的岩浆,或者被融化的现存岩石),成形的一种岩石.常见的岩浆岩有花岗岩、安山岩及玄武岩等.火成岩不存在岩溶性.

姚安县15128392808： 火成岩的分类? - ？
荆蒲分清：[答案] 看不同的分类方法. 火成岩 也称岩浆岩.来自地球内部的熔融物质,在不同地质条件下冷凝固结而成的岩石.当熔浆由火山通道喷溢出地表凝固形成的岩石,称喷出岩或称火山岩.常见的火山岩有玄武岩、安山岩和流纹岩等.当熔岩上升未达地表而在地壳...

姚安县15128392808： 野外如何辨别火山碎屑岩和火山熔岩 - ？
荆蒲分清： 火山碎屑岩引是介于岩浆熔岩和沉积岩之间的过渡类型的岩石,其中50%以上的成分是由火山碎屑流喷出的物质组成,这些火山碎屑主要是火山上早期凝固的熔岩、通道周围在火山喷发时被炸裂的岩石形成的.火山碎屑包括岩屑、晶屑、玻璃质...