08第六章_岩浆岩体的构造

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1、08 第六章_岩浆岩体的构造 第六章 岩浆岩体构造 岩浆岩体构造包括岩浆岩体形成过程中所产生的各种构造，以及岩体形成后的各种变形构造，也包括在岩浆岩体形成过程中对围岩作用所引起的构造。岩浆岩体的分布和产状不仅受早期构造的控制，而且还受同期构造运动的影响;侵入岩体和喷出岩体常具有独特的原生流动构造和原生破裂构造;岩浆岩体在变形过程中，还形成某些特殊的褶皱构造和断裂构造。研究岩浆岩体构造不仅可以阐明岩浆岩发育区的构造特征及其发展历史,有助于揭示地壳运动的性质,而且能够通过岩浆岩区构造发育规律为寻找内生矿床指明方向,同时为水文工程建筑提供可靠的地质依据。因此研究岩浆岩体构造具有重要的意义。第一节 岩

2、浆岩体的原生构造 一、侵入岩体的原生构造 侵入岩体的原生构造是指岩浆向上运移，侵入上覆围岩或喷溢地面并逐渐冷凝固结形成岩石的过程中所产生的构造。岩浆冷凝固结成为岩石一般经历两个阶段:一是粘稠的含晶体(液态过程中结晶出来的晶体)的液态岩浆流动阶段，这时形成了原生流动构造;二是岩浆冷凝固化阶段，这时形成了原生破裂构造。据最近研究表明，在这两个阶段之间，可划分出“岩浆塑性阶段”，这时形成“原生塑变构造”。(一)侵入岩体的流动构造 在岩浆流动过程中，由于岩浆内部某些先期结晶的矿物颗粒、析离体或落入岩浆内的围岩捕虏体等，受岩浆流动的影响而发生定向排列，从而形成原生流动构造。侵入岩体的原生流动构造可分为线

3、状流动构造和面状流动构造两种。1(线状流动构造 线状流动构造又称流线。它是柱状、针状、板状等矿物，如角闪石、辉石，长石等的平行定向排列而形成的线状定向构造(图 6 一 1)，也可以是由暗色矿物凝集而成的纺锤状析离 图 6-2 侵入岩体中线状流动构造 和面状流动构造示意图(据 M(P(Billings，1972)黑块示捕 虏体;密集短线示析离体;短粗线图 6-1 会理摩挲营花岗岩中由微斜长石构成的流线 示板状矿(会理摩挲营西河边，1984)体和长条状捕虏体等顺长轴定向平行排列而构成(图 6 一 2)。流线构造多发育于侵入岩体的边缘和顶部。线状流动构造的形成过程和悬浮体所遵循的水动力学原理相似。岩

4、浆在流动过程中，由于不同部分流速不同，从而产生差异流动。岩浆中已经结晶的矿物、析离体和捕虏体，悬浮在未凝固的岩浆液体中，随着岩浆的差异流动而在空间上形成定向平行排列。这就好像在河流中放运木材一样，因河道中部流速大，而两侧流速小，从而产生差异流速，这就使原来杂乱无章的木材逐渐平行河流流向而定向排列。所以，流动的方向在一定程度上反映岩浆相对 流动方向，但不能指示出岩浆流动的绝对方向。岩浆流动时，如受到围岩构造的影响，线状流动构造的走向就会发生变化;又如受到区域应力作用，也会使岩浆流动方向改变。至于在岩浆逐渐变冷的过程中产生的与流动方向近于直交的褶纹，它是一种线理，不代表岩浆流动方向。2(面状流动构

5、造 面状流动构造又称流面。它是由片状、板状、柱状等矿物，如云母、角闪石、长石等以及扁平的析离体、捕虏体，在岩浆流动过程中顺流动方向平行排列形成的面状构造(图 62)。属于面状流动构造的还有带状流动构造，它表现为不同成分的岩石相互成层，或由于矿物分层集中形成的淡色与暗色岩石条带的互层，犹如沉积岩中的层理，所以，也有人称这种构造为“假层理”。这种“假层理”常见于基性、超基性侵入岩中。流面的形成无疑与岩浆的层流有关，常发育在侵入岩体的边缘和顶部，而在岩浆流动紊乱的侵入岩体中心则不利于流面的发育。在侵入体边缘，由于流动的岩浆与固体的围岩之间的摩擦作用，岩浆的差异运动特别显著，致使岩浆流动面大致平行于接

6、触面。在岩浆向上流动的过程中，还有向周围扩张的趋势。从而产生向四壁围岩的侧向挤压，而且愈接近接触带，挤压作用愈强烈。在这种挤压作用下，片状或板状的矿物、析离体、捕虏体等常常转至垂直挤压力方向(即平行于接触面)排列，以达到最稳定的状态。在侵入岩体的顶部，岩浆自下而上运动形成的挤压力，也会迫使片状或板状矿物、析离体、捕虏体等转动至与挤压力垂直的方位(平行于顶部接触面)呈定向排列，形成岩体顶部的流面构造。由于流面常常平行于接触面，因此，可以根据流面的产状来恢复接触面的形态。这一特征对于寻找和勘探接触带内 及其两侧的矿床而言，流面的 统计测量和研究具有重要的 意义。(二)侵入岩体的塑变 变形构造 除流

7、线、流面外，岩体中 还可形成反映塑性变形的构 造。岩浆塑变阶段常在岩体边 缘发育塑变变形构造，如面理 和线理以及相关的边缘片麻 岩带和褶皱。面理上发育了黑 云母和捕虏体等。面理由岩体 边缘向中心逐渐减弱，以致消 失，面理走向基本上围绕岩体 图 6-3 阿达拉岩体及其面理和捕虏体分布略图 中心变化，1阿达拉花岗闪长岩;2花岗岩;3闪长岩;4围岩泥并与接触带平行。捕虏体 质变质岩系;5面理及其产状;6捕虏体 的长轴方向大体与面理一致，捕虏体长、短轴之比由岩体边缘向中心逐渐变小，反映变形逐渐减弱(图 63)。岩体的面理，过去一般认为是区域变质作用的产物(称片麻状构造。也有人认为是岩浆流动造成的，称流

8、动构造。皮彻(W(S(Pitcher，1983)等人对爱尔兰多尔加尔花岗岩带研究结果表明，在区域变质作用较弱的地方这种面理同样十分发育，而单纯的岩浆流动不可能造成在长达 57km 内出现完全一致的面理。因此，他们认为面理和线理是近似固态的岩浆因侵入作用而引起的塑性变形所造成的定向组构。面理是岩浆在定位过程中“后浪推前浪”的压扁变形所 造成的面状构造，它们叠加在岩体原生流动构造上。线理是在挤压过程中由于相对运动形 图 6-4 花岗岩中面理与线理关图 6-5 底辟构造模拟实验图示(据 H(Ramberg，1967)系(据 W(S(Pitcher，1983)上部顶盖的边部与围岩发生协调褶皱，中部岩塞

9、切穿围 岩 成的线状构造(图 64)。面理和线理不仅局限在岩体内，而且也可以出现在围岩接触带上。应用面理与线理分布特点及其存在与否可以进一步分析岩浆侵入活动的方式，呈底辟侵人的岩体，其面理呈圆形并围绕岩体分布;呈楔形侵人的岩体，面理产状稳定，并沿一定方向分布;被动侵入的岩体，面理不发育。花岗岩体边缘常发育边缘眼球状片麻岩带及其相关的褶皱。以往一般认为眼球状片麻岩老于花岗岩体。最近，维克斯特诺姆(A(Wikstrom，1984)研究瑞典东南部眼球状片麻岩后认为它可能是造山期后花岗岩的顶盖。这种构造与兰伯格(1967)模拟的底辟构造相似，边缘眼球状片麻岩顶盖与围岩一起呈协调褶皱，而底辟构造的中部岩

10、塞则切穿围岩(图 65)。这些现象进一步可用“吹气球构造模式”解释，该模式认为岩浆房较早结晶形成的顶盖，由于岩浆的进一步侵入，会像吹气球那样膨胀、变形。为此，我们就能得到如下一幅图像，即花岗岩是岩浆以近似底辟的形式侵入，眼球状片麻岩是花岗岩体早期结晶的“外壳”，这个“外壳”由于后来较新的、以相同的方式上侵的侵入体的影响而产生了变形和变质。(三)侵入岩体的破裂构造 侵入岩体在岩浆冷凝晚期所形成的破裂称破裂构造。克鲁斯(H(Cloos，1922)在研究花岗岩体破裂构造时，根据破裂构造与流动构造的相互关系，将原生破裂构造作如下划分。图 6-6 深成岩体顶部原生破裂构造图示(据 H(Cloos，192

11、2)Q横节理;S纵节理;L层节理;STR斜节理;A细晶脉岩;F流线 1(横节理。横节理又称 Q 节理。节理面垂直于流线，也垂直于流面，裂面粗糙，属张节理性质(图 66Q)。横节理为较早期发生的节理，常被残余岩浆或后期热液物质，如细晶岩、伟晶岩、煌斑岩、基性石和石英岩脉所充填。横节理的产状随流动构造的方位呈有规律的变化。横节理可能是由于岩浆流动导致拉伸作用所形成的。2(纵节理。纵节理又称 S 节理。节理面垂直于流面，平行于流线，倾斜较陡，裂面粗糙，亦可能属张节理性质(图 66S)。纵节理常发育在侵入体顶部流线平缓的部位。它们一般不如横节理发育得那样完善。马尔端(J(Marre，1982)认为纵节

12、理比横节理晚形成。在岩浆固结晚期，由于体积缩小，岩体内任意点都存在张力作用，而纵节理可能是相当于在流面上垂直于流线方向的拉伸应力作用的产物。3(层节理。层节理又称 L 节理。节理面平行于流面，也平行于流线，一般发育在侵入岩体顶部，多数产状平缓，往往与侵入岩体顶部的接触面平行，故能概略地指示侵入岩体顶部接触面的产状(图 66L)。层节理的形成方式与垂直于接触面方向上的冷缩作用有关，因而亦属于张节理性质。一些脉岩，如伟晶岩、细晶岩等常充填在该节理中。4(斜节理。斜节理又称 D 节理。它是与流线、流面都斜交的两组共轭剪节理(图 66STR)，该类节理面较光滑，常有擦痕。许多斜节理被热液矿脉、岩脉所充

13、填。并切割较早期的横节理、纵节理，以及层节理，因此，斜节理形成时期最晚。斜节理往往发育在侵入体顶部，它们被认为是沿铅直挤压作用所产生的一对共轭剪裂面发展而成的。斜节理的进一步发展，可演化为正断层。5(边缘张节理。边缘张节理发育于侵入岩体陡立的边缘接触带，并常延伸到围岩中。节理面向侵入岩体中心倾斜，常呈雁行状排列。边缘张节理是由于向上涌动的岩浆同已经冷凝的岩体边缘之间出现的差异剪切运动所诱发的张应力的作用而形成的。克鲁斯等利用放在塑性粘土层下面的活塞缓缓上升的实验，成功地重现了边缘张节理的形成。活塞的上升相当 于岩浆向上流动，两侧相对下降造成上、下剪切作用。边缘张节理的形成就是由于向上流动的岩浆

14、同已经冷凝的边缘之间形成差异运动的上、下剪切作用，并诱导出张应力作用的结果(图 67)。边缘张节理常成带出现，并可能有矿脉充填。6(边缘逆断层。边缘逆断层与边缘张节理相似，发育在侵入岩体陡立的边缘接触带。它向侵入岩体中心倾斜，呈斜列式排列(图 68)。其成因可能是由于岩浆侵入时，岩体边缘引起的剪切作用形成的一组破裂面转化而成的。原生破裂构造并不是所有侵入岩体或同一侵入岩体任何部位都普遍发育的，一般来说，它在岩体边部较中心部位发育。原生破裂构造发育的空间方位，除受岩体形态和原生流动构造产状控制外，亦受当时的区域构造应力场的影响，形成之后还可能因后期构造的影响，而改变其性质和产状。图 6-7 边缘

15、张节理(斜线)形成方式的实图 6-8 沿侵入体边缘流面方向剖开的块断图 验(据 H(Cloos 等)(引自 E(S(Hills，1972)A 代表粘土岩;实线箭头代表活塞的上升 M边缘逆断层;F流面;L流线;Q横节 理;STR斜节理 二、喷出岩体的原生构造 (一)喷出岩体的流动构造 1(流纹构造 流纹构造是由不同颜色的矿物或火山玻璃组成的层状色带。流纹构造常见于流纹岩或其它粘度较大的酸性、碱性熔岩中。流纹构造的形成除与上、下层熔岩差异流动导致顺熔岩流动方向的剪切作用有关外，希尔斯(E(S(Hills，1972)认为还同上面的熔岩对其下流动的熔岩产生的垂直于流纹面的压力有关。他还发现当流纹遇到先

16、期结晶的斑晶或外来包体时，往往在其上、下以平滑曲线绕过并在两端出现纺棰状上、下反向弯曲的现象(图 69)。流纹构造指示了熔岩流动面的位置，但不能指示熔岩流动方向。图 6-9 流纹岩中的流纹构造 图 6-10 黑龙江五大莲池熔岩内的绳状构造 (据 E(S(Hills，1972)(据国土资源部地质博物馆)2(流面和流线 熔岩的流面往往是由板状、片状矿物斑晶及火山灰流晶屑的定向排列组成的。通常在具流纹构造的熔岩中出现，有时也出现在不具流纹构造的熔岩或熔结凝灰岩中。流面的产状大致反映出熔岩流动面的产状，但不能指示流动方向。3(绳状构造 熔岩表面呈绳索状扭曲的构造称为绳状构造，它常见于玄武岩流层面上。绳

17、状构造是处于炽热塑性状态熔岩的上部表面薄壳受到下部熔浆流动的影响而发生拖拉和卷扭的结果。因此，绳状构造所在的表面就代表一次喷出的熔岩的顶面。熔岩绳状构造一般呈孤形，弧顶指向流动方向，即从弧内向弧外流动。由于绳状构造的发育常受一些局部因素的影响，因此，利用它判断熔浆流动方向时，应持慎重态度。黑龙江五大莲池熔岩中就广泛发育典型的绳状构造(图 610)。4(气孔构造和杏仁构造 气孔构造是喷出岩体常见的构造。当岩浆自火山通道向外流出时，由于压力和温度降低，其中可含气体便向外逃逸，冷却后就在岩层中留下许多孔洞，这些孔洞称为气孔构造。气孔常呈圆形、管状、串珠状和不规则状。当气孔被次生矿物抚育充填时，则称为

18、杏仁构造。(三)喷出岩体的破裂构造 1(枕状构造 枕状构造是水下基性熔岩表面具有的一种原生构造(图 611)。单个岩枕的底面较平坦，顶面呈圆形或椭圆形凸形曲面，表面浑圆。因其状如枕头，故称枕状构 图 6-11 细碧岩的枕状构造，凸面向上，产状图 6-12 枕状构造断面示意图 正常(据 G.A.Macdonald，1972)(四川青州，1974)造。枕状构造可分为外壳和内核两部分，外壳多为玻璃质，内核则为显晶质。枕状构造中可见放射状节理(图 612)。各个岩枕之间的空隙内常充填玻璃质、硅质和沉积碎屑，有时在沉积碎屑内还发现生物化石。枕内也有气孔，其含量由外向内逐渐减少，气孔在枕状体内呈同心圆状分

19、布。如果几层岩枕相叠，则上层岩枕的底部形态为下层岩枕顶面形态的铸型。因此，可根据上述特征判别熔岩顶面和底面，进而确定由熔岩组成的构造形态。关于枕状构造的成因，尚有不同的认识。多数研究者认为是喷溢岩浆在水下环境中快速冷却形成的，是水下喷发熔岩所具有的典型构造，因此，这种熔岩可称枕状熔岩，更由于枕状构造常见于细碧岩中，因此，一般认为枕状熔岩是海底火山喷发的产物。2(柱状节理 柱状节理是玄武岩中常见的一种原生破裂构造。柱状节理面总是垂直于熔岩的流动层面，在产状平缓的玄武岩内，若干走向不同的这种节理常将岩石切割成无数个竖立的多边柱状体，因而称柱状节理(图 613)。图 6-13 福建漳浦第三系玄武岩中

20、的柱状节图 6-14 柱状节理形成的平面示意图 理 柱状节理的形成与熔岩流冷凝收缩有关，熔岩流动面即为冷凝面，因此，柱状节理面往往垂直于冷凝面。在一个冷凝面上，熔岩围绕若干冷缩中心冷凝收缩，从而在两个相邻冷缩中心的联线方向上产生张应力，柱状节理就是在一系列垂直于若干张应力的方向上形成的张节理。从理论上说，一个冷凝面上各向相等的张应力的解除是通过三组彼此呈 120?交角的无数规则分布的张节理的形成而实现的，因此，柱状张节理的横断面应为等六边形(图 614)。但这种理想的情况比较少见，所以，柱状节理的横断面除了六边形以外，由于熔岩物质的不均一性等因素的影响，其横断面有四边形、五边形或七边形等多种形

21、态。第二节 岩浆岩体的次生构造 岩浆岩体形成后，由于构造运动使岩浆岩体形态和产状发生变化，引起新的构造变形，从而形成岩浆岩体的次生构造。一、岩浆岩体的褶皱构造 岩体形成后，由于应力的作用，可引起岩体和围岩一起褶皱，岩体内的褶皱是通过岩体内的流面和破裂面的弯曲而表现出来的，由于它们不具有新老层序关系，因此这些褶皱不称为背斜和向斜，应称为背形和向形，这些背形和向形一般规模较小，其形态较开阔。当喷出岩体与围岩一起褶皱时，其特征与沉积岩层褶皱完全相似。二、岩浆岩体的次生断裂构造 岩浆岩体形成后，在应力作用下形成的断裂称为次生断裂，包括次生节理和次生断层，其特征和识别称志与一般节理断层的特征基本相同。由

22、于岩浆岩体岩性均一，缺乏沉积岩中的断裂所具有的那些明显的标志，难以看出岩体的错动，重复、缺失等现象，给人的岩浆岩体内构造简单的假象，实际上岩浆岩体中的断裂构造也是较发育的，断裂常被岩脉充填，断距可能通过被错断的岩脉相带来确定。第三节 岩浆岩体的接触关系和形成时代 一、岩浆岩体接触关系的识别 岩浆岩体与围岩的接触关系，从成因上可以分为侵入接触、沉积接触，喷出接触和断层接触等四种类型。(一)侵入接触 侵入接触又称为热接触。它包括所有的岩浆侵入岩体与被侵入的围岩之间的接触关系。这种接触关系有以下一些特征:(1)有的侵入接触面很明显，但形态各异，有平直的、波状的、港湾状的，锯齿状的、枝叉状的，有的侵入

23、接触面不明显，呈逐渐过渡的浸染状(图 615)。图 6-15 侵入接触面的形态示意图 (a)平直的;(b)波状的;(c)港湾状的;(d)锯齿状的;(e)枝杈状的;f)浸染状的 1-花岗岩体;2-接触变质岩带;3-围岩 (2)在岩浆侵入体的边缘部位，有冷凝边，原生构造发育，含有围岩成分的捕虏体。冷凝边的成分受到围岩成分的影响，结晶颗粒细甚至为隐晶质，浅成侵入岩体的冷凝边宽，中、深成侵入岩体的冷凝边窄或不明显。(3)在围岩的边缘部位，常出现围岩被烤焦的现象，甚至形成接触变质带。接触变质带的变质程度，离岩浆侵入体的距离越远越弱;接触变质带的成分和宽度，决定于岩浆侵入的成分和规模、围岩的成分和对接触变

24、质反映的灵敏程度。(4)在地质图和剖面图上，整合岩浆侵入体，如岩床、岩盘、岩盆、岩鞍等与被侵入围岩的接触界线，一般平行于被侵入的围岩地层界线;不整合岩浆侵入体，如岩基、岩株、岩墙等与被侵入围岩的接触界线，都是截断被侵入的围岩地层界线(图 616)。图 6-16 岩浆侵入体与围岩成侵入接触关系平面示意图 1-整合岩浆侵入体;2-不整合岩浆侵入体 (二)沉积接触 沉积接触又称为冷接触。当岩浆侵入体形成以后，因地壳遭受剥蚀而露出地表，后来又 被新的沉积物覆盖，两者之间的接触关系即为沉积接触。沉积接触有以下特征:(1)沉积接触实质上就是不整合或假整合接触。侵入岩体与上覆后期沉积地层，也可以说是呈不整合

25、接触，熔岩体与上覆地层可以呈不整合或假整合接触。所以，在沉积接触面上，可以出现一般的不整合面或假整合面上的特征，如剥蚀面、风化壳、底砾岩等。在底砾岩中，往往含有下伏围岩和岩浆岩体的成分。(2)在沉积接触面以上盖层的底部，没有被烤焦和接触变质现象。在沉积接触面以下的岩浆岩体的边部，一般岩石成分没有改变，无捕虏体。(3)在地质图和剖面图上，侵入岩体与被侵入围岩的接触界线、岩体内部的原生构造和节理、岩相的分带线，往往都会被沉积接触界线截割(图 6-17)。如果熔岩体与上覆岩层呈假整合的沉积接触，则接触面界线与上覆地层的界线平行。图 6-17 岩浆侵入体与后期沉积盖层呈沉积接触的平面示意图 1岗岩体内

26、部相;2花岗岩体过渡相;3花岗岩体边缘相;4花岗岩体层节理和流面构造;5花岗岩体纵节理;6花岗岩体流线构造 (三)喷出接触 岩浆溢出地表形成的熔岩被或熔岩流，覆盖在先形成的岩层或岩体之上所形成的接触关系，称为喷出接触。喷出接触也是一种热接触，在下伏围岩顶部有热变质现象，熔岩体底部，以有冷凝边和来自下伏围岩的捕虏体，接触面与下伏围岩，可以是假整合，也可以是不整合。如我国北京西山辉绿岩熔岩被和云南、贵州、四川的峨眉山玄武岩熔岩被，以及张家口以北的汉诺坝玄武岩熔岩被等，与下伏围岩的接触关系就是这种类型。(四)断层接触 岩浆岩体形成以后又受到断层破坏，使岩浆岩体与围岩之间呈断层接触(图 6-18)。接

27、触面就是断层面，属于冷接触，具有一般断层的特征。岩浆岩体的原生构造、岩相带都会被切割，在断层破碎带中常含有岩浆岩体的成分。由于受到后期的风化、剥蚀，必须认真观察，才能鉴别。图 6-18 岩浆岩体与围岩呈断层接触 二、岩浆岩体形成时代的确定 确定岩浆岩体形成时代的方法，主要有:同位素年龄法，可测定岩体地质年代法，可测定岩体的相对年龄。这里仅介绍地质年代法。(一)岩浆侵入体形成时代的确定 1(利用岩浆侵入体与围岩的接触关系 岩浆侵入体与围岩呈侵入接触时，岩浆侵入体形成的时代是在被侵入的最新地层时代之后，即被侵入的最新地层的时代是岩浆侵入体形成时代的下限。岩浆侵入体与围岩呈沉积接触时，岩浆侵入体形成

28、的时代是在围岩最老地层时代之前，即呈沉积接触的最老地层时代是岩浆侵入体形成时代的上限。如果某一岩浆侵入体与围岩既有侵入接触、又有沉积接触，则就可以确定该侵入岩体形成时代的上、下限。如果岩浆侵入体与围岩呈断层接触，则说明是在断层之前形成的;如果侵入岩体是岩浆沿断层侵入形成的，则形成在断层之后。2(与已知时代的岩浆侵入体对比 当岩浆侵入体与围岩的接触关系不明，或者围岩本身的时代尚未确定，则可与本区或邻区已知时代的岩浆侵入体进行对比，确定它的形成时代。如果两个岩浆侵入体的岩石结构和构造，岩石的矿物和化学成分、所含微量元素、岩体的产状、岩体的分布与区域地质构造的关系等都相似，反映了两者生成的地质条件相

29、同，则可以认为它们是同一时代的产物。例如，我国江西南部安福墟花岗岩体，就是从上述各个方面与江西华山岩体进行对比后确认它们同属于燕山期的岩体。3(利用岩浆侵入体之间的穿插关系 在同一个地区，如果有多期岩浆侵入体穿插在一起时，则可以利用它们相互切割的关系确定先后形成的次序。被切割者先形成，具有烘烤边或接触变质带，切割者后形成，具有冷凝边或含有先成侵入岩体成分的捕虏体。4(利用岩浆侵入体与地壳运动，区域地质构造的关系 岩浆活动与地壳运动有着密切的关系，一次大规模地壳运动，往往伴随有强烈的岩浆活动。因而，在同一个地区，同一时期形成的地质构造和岩浆侵入体，在分布和形态上必然存在着内在的联系。例如，与复背

30、斜同期形成的岩浆侵入体，往往分布在复背斜的核部，长轴方向与复背斜的轴迹一致。所以，可以利用它们的关系，确定岩浆侵入体形成的时代与该复背斜相同。如图619 所示，褶皱构造是在三叠纪与侏罗纪之间形成的。虽然花岗岩体没有切割到三叠系，但仍然可以确定该花岗岩体也是在三叠纪与侏罗纪之间形成的。图 6-19 利用岩浆侵入体与区域地质构造的关系确定它的形成时代平面示意图 (二)岩浆喷出体形成时代的确定 岩浆喷出体形成的时代，是在下伏最新地层时代之后，上覆最老地层之前。夹在地层之间厚度比较稳定的、分布又较广泛的熔岩被或熔岩流，往往是把它们当成一个地层单位看待，由地层顺序来确定它们的地质时代。例如，我国云南、贵州、四川地区的峨眉山玄武岩熔岩被，是夹在早二叠世晚期的茅口组与晚二叠世晚期的龙潭组之间，故它是在晚二叠世早期形成的。至于那些仍保留着火山地貌特征的喷出岩体，往往都是第四纪甚至是近代火山喷发的产物。