火山岩相构造学.docx

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火山岩相构造学

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践，提出以下相分类的基本方案。

（1）喷溢相effusionfacies（EFF）1

（2）降落（空落）相fallout（airfall）facies（FOF）

（3）火山碎屑流相Pyrodasticflowfacies（PLF）

（4）溢流相Surgefacies{地面涌流（干涌流）groundsurges（GSF）,基底涌流（湿涌流）basesurges（BSF）}

（5）火山泥流相laharfacies（LHF）

（6）火山爆发崩塌相Volcanicexplosion-collapsefacies（VECF）

（7）侵出相extrusionfacies（ETF）

（8）火口。

火山颈相volcanicneckfacies（VNF）

（9）次火山岩相subvolcanicrock（intrusion）facies（SIF）

（10）隐爆发角砾岩相subexplosivebrecciafacies（SBF）

（11）火山喷发沉积相eruption—sedimentaryfacies（ESF）

（一）、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：

①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。

②熔岩表面的楔形裂隙为第二次熔岩所充填。

③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。

④第二次岩流底部有第一次岩流的角砾。

⑤第二次熔岩叠盖在第一次熔岩发育有裂隙的顶部带之上。

⑥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。

⑦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。

⑧两种熔岩层界面其上、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。

⑨两期熔岩之间断续出现凝灰岩夹层。

⑩两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，由于结晶冷却条件的差异，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，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；中部发育结晶的球粒和微嵌晶生成物。

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晶作用，而不易保存完整或显示不明显。

因此，在研究酸性熔岩的内部分带性时，应注意脱玻与重结晶作用。

（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。

（二）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（densitycurrent）。

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（weldedtuff）应该是指ignimbrite的熔结部分。

火山灰流（ashflow）或火山灰流凝灰岩（ashflowtuff）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0.001～1.0km3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1—l00km3，形成较大型的层火山，象1883年爪哇岛克拉克托火山体积为100～1000km3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LaGarita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，火山碎屑流和相关的涌流堆积物均由晶屑、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，有一定数量的晶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。

晶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晶，大多数并不破碎，因此说明斑晶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0—50％，明显高于伴生的同成分溶岩中的斑晶含量。

一般情况卜，晶屑含量高于浮岩火山砾和火山弹，这是在搬运过程中，晶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，所以晶屑矿物大多数是石英、透长石，斜长石，其次为角闪石、辉石、黑云母、钛铁氧化物，副矿物为锆石，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、结晶的岩浆“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，晶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、岩屑和晶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。

晶屑的粒度分布是岩浆中斑晶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（weldingcompaction）是由富玻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（compoundcoolingunit）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的变体和钾长石）的结晶作用而成岩。

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。

B。

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。

C。

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，冷却时都结晶。

D。

复合流动单元熔结分带模式。

侵位条件和冷却过程同C，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；查明脱玻与重结晶的叠加分带性。

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晶屑的亏损或富集情况；划分出可能的浮岩富集带，各种矿物晶屑的含量变化；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；气相结晶矿物，蚀变褪色情况；脱玻与重结晶的结构；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。

（2）相模式

从火山地质学角度，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”（Standardignimbriteflowunit）的概念，从剖面上划分为几个层次（图42）。

层a为地面涌流层（groundsurgedeposits），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，相对富含晶屑和岩屑，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，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（fallout）又称空落（airfall），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，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）和晶屑等组成。

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。

暗色矿物的晶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有饼状、球状、椭球状火山弹。

（四）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（groundsurge）。

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（drysurge）。

地表涌流的特点是：

（1）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元的组成部分；

（2）层薄，一般显示层理，可以出现微弱的交错层；

（3）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；

（4）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（basesurgedeposits）。

“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：

（1）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0.2—0.7mm之间，它们流速的增长往往依次出现平坦沙床、沙纹（ripple）、沙浪（sandwave）、沙丘（dunes）、上部平坦沙床、逆行沙丘（antidunes）。

（2）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Mdψ—σψ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460—2500m，火山凹进的深度0—200m，堆积物最大厚度18—235m，堆积物倾角4度—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（extrusivedome）。

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