化石和古生物学

·化石的概念

化石（Fossil）是存留在岩石中的动物或植物遗骸。通常如肌肉或表皮等柔软部分在保存前就已腐蚀殆尽，而只留下抵抗性较大的部分，如骨头或外壳。它们接着就被周遭沉积物的矿物质所渗入取代。许多化石也被覆盖其上的岩石重量压平。

化石，经过自然界的作用，保存于地层中的古生物遗体和他们的生活遗迹。

简单地说，化石就是生活在遥远的过去的生物的遗体或遗迹变成的石头。在漫长的地质年代里，地球上曾经生活过无数的生物，这些生物死亡后的遗体或是生活时遗留下来的痕迹，许多都被当时的泥沙掩埋起来。在随后的岁月中，这些生物遗体中的有机物质分解殆尽，坚硬的部分如外壳、骨骼、枝叶等与包围在周围的沉积物一起经过石化变成了石头，但是它们原来的形态、结构（甚至一些细微的内部构造）依然保留着；同样，那些生物生活时留下的痕迹也可以这样保留下来。我们把这些石化的生物遗体、遗迹就称为化石。从化石中可以看到古代动物、植物的样子，从而可以推断出古代动物、植物的生活情况和生活环境，可以推断出埋藏化石的地层形成的年代和经历的变化，可以看到生物从古到今的变化等等。

·词源

化石（fossil） 保存在岩层中的古生物遗体、遗物和活动遗迹。化石一词源自拉丁文fossillis，意为挖掘。化石是古生物学的主要研究对象，它为研究地质时期的动、植物生命史提供了证据。中国古籍中早已有关于化石的记载，如春秋时代的计然和三国时代的吴晋，都曾提到山西省产“龙骨”，“龙骨”即古代脊椎动物的骨骼和牙齿的化石；《山海经》也有“石鱼”（即鱼化石）的记述；南朝齐梁时期陶弘景有对琥珀中古昆虫的记述；宋朝沈括对螺蚌化石和杜绾对鱼化石的起源，已有了正确认识。迄今，发现最早的细菌化石为距今35亿年前的澳大利亚瓦拉翁纳群中的丝状细菌化石。

[编辑本段]古人说法

在有文字记载的人类历史的早期，某些希腊学者曾被在沙漠中及山区有鱼及海生贝壳的存在感到迷惑。公元前450 年希罗多德（Herodotus）注意到埃及沙漠，并正确地认为地中海曾淹没过那一地区。

公元前400 年亚里士多德就证明化石是由有机物形成的，但是化石之被嵌埋在岩石中是由于地球内部的神秘的塑性力作用的结果。他的一个学生狄奥佛拉斯塔（Theophrastus）（约公元前350 年）也提出了化石代表某些生命形式，但是他认为化石是由埋植在岩石中的种子和卵发展而成的。斯特拉波（Strabo）（约公元前63 年到公元20 年）注意到海生化石在海平面之上的存在，正确地推断，含有该类化石的岩石曾受到很大的抬升。

在中世纪的黑暗时代，人们对化石有各种各样的解释，人们或者解释为自然界的奇特现象，或者解释为是魔鬼的特别的创造和设计以便来迷惑人。这些迷信以及宗教权威们的反对，妨碍了化石研究达数百年。大约在15 世纪初，化石的真正起源被普遍接受了。人们懂得了化石是史前生物的残体，但仍然认为是基督教圣经上所记载的大洪水的遗迹。科学家与神学家的争论大约持续了300 年。

文艺复兴时期，几个早期自然科学家，著名的达芬奇论及到化石的问题。他坚决主张，洪水不能对所有化石负责，也无法解释化石出现在高山上。人们肯定地相信，化石是古代生物无可置疑的证据，并认为海洋曾覆盖过意大利。他认为，古代动物的遗体被深埋在海底，在后来的某个时候，海底隆起高出海面，形成了意大利半岛。在十八世纪末和十九世纪初，化石的研究打下了牢固的基础，并形成一门科学。从那时起，化石对于地质学家越来越重要了。化石主要发现于海相沉积岩中，当海水中沉积物如石灰质软泥、沙、贝壳层被压紧并胶结成岩时，就形成了海相沉积岩。只有极罕见的化石出现在火山岩和变质岩中。火山岩原来是熔融状态，它的里面是没有生命的。变质岩经历了非常大的变化而形成的，使得原始的岩石中的化石一般都化为乌有。然而，即使在沉积岩中，所保留下来的记录也只是史前动植物的很小一部分。如果考虑到形成化石这一过程所需要的苛刻条件，也就不难理解为什么沉积岩中所保留下来的也只是史前动植物的很小一部分。

[编辑本段]形成条件

虽然一个生物是否能形成化石取决于许多因素，但是有三个因素是基本的：

（1）有机物必须拥有坚硬部分，如壳、骨、牙或木质组织。然而，在非常有利的条件下，即使是非常脆弱的生物，如昆虫或水母也能够变成化石。

（2）生物在死后必须立即避免被毁灭。如果一个生物的身体部分被压碎、腐烂或严重风化，这就可能改变或取消该种生物变成化石的可能性。

（3）生物必须被某种能阻碍分解的物质迅速地埋藏起来。而这种掩埋物质的类型通常取决于生物生存的环境。海生动物的遗体通常都能变成化石，这是因为海生动物死亡后沉在海底，被软泥覆盖。软泥在后来的地质时代中则变成页岩或石灰岩。较细粒的沉积物不易损坏生物的遗体。在德国的侏罗纪的某些细粒沉积岩中，很好地保存了诸如鸟、昆虫、水母这样一些脆弱的生物的化石。

[编辑本段]演变过程

人们已知道，由附近火山落下的火山灰曾覆盖过整片森林，在森林化石中有时还可见到依然站立的树，以很好的姿态被保存下来。流沙和焦油沥青通常也能迅速把动物掩埋起来。焦油沥青的行为好像一个捕获野兽的陷阱，又象防腐剂能阻止动物坚硬部分的分解。洛杉矶的兰乔•拉•布雷（Rancho laBrea）沥青湖由于在其中发现许多骨化石而闻名了，在其中发现的骨化石包括长着锐利牙齿的野猪、巨大的陆地树懒以及其它已经绝灭的动物。在冰期生存的某些动物的遗体被冻结在冰或冻土之中。显然，被冰冻的动物有的可以保存下来。

虽然地球上曾有众多的人们并不知道的生物生存过，而只有少数生物留下了化石。然而，使生物变成化石的条件即使都满足了，仍然还有其它原因使得某些化石从未被人们发现过。例如，很多化石由于地面剥蚀而被破坏掉，或它的坚硬部分被地下水分解了。还有一些化石可能被保存在岩石中，但由于岩石经历了强烈的物理变化，如褶皱、断裂或熔化，这种变化可以使含化石的海相石灰岩变为大理岩，而原先存在于石灰岩中的生物的任何痕迹会完全或几乎完全消失。还有很多化石则存在于无法获得来进行研究的沉积岩层中，也还有很好出露于地表的含化石的岩石分布在世界上的某些地方，却没有进行地质学研究。另外一个很普遍的问题是，可能由于生物的残体变成碎片或保存得很差，而不能充分显示出该生物的情况。

再者，当我们向过去回溯的时间越古老，化石记录缺失的时间间隔越长。岩石越老，受到破坏性力量的机会就越多，化石也就越加不可辨认。而且由于较古老的生物和今天的生物不同，因而对它们进行分类就很困难，这一情况使问题进一步复杂化了。然而，尽管如此，大量保存下来的生物化石仍为我们认识过去提供很好的记录。

动物和植物变成化石可以通过很多不同途径，但究竟通过哪种途径，通常取决于：

（1）生物的本来构成

（2）它所生存的地方

（3）生物死后，影响生物遗体的力。

大多数古生物学家认为生物残体的保存有四种形式，每一种形式取决于生物遗体的构成或者生物遗体所经历的变化。

生物的本来的柔软部分只有当它被埋在能够阻止其柔软部分分解的介质中时，才能得以保存。这种介质有冻土或冰，饱含油的土壤和琥珀。当生物在非常干燥的条件下变成木乃伊，也能保存它的身体上本来的柔软部分。这种情况一般只发生于干旱地区或沙漠地区，并且在遗体不被野兽吃掉的情况下。

大概动物柔软部分的化石得以保存的最著名的例子是在阿拉斯加和西伯利亚。在这两个地区的冻原上发现的大量的冻结的多毛的猛犸遗体——一种绝灭的象。这些巨兽有的已被埋藏达25000 年。当冻土融解，猛犸的遗体就暴露出来。也有些尸体保存得很不好，当它们暴露出来时，其肉被狗吃了，其长牙被象牙商倒卖。猛犸象的毛皮现在在很多博物馆展览，有的把猛犸象的肉体或肌肉放在乙醇中保存。

生物身体的柔软部分在东波兰的饱含油的土壤中也发现到，在这里有保存很好的一种绝灭的犀牛的鼻角、前腿和部分皮。在新墨西哥州和亚利桑那州的洞穴中和火山口里发现了地树懒的天然形成的木乃伊。这里的极端干燥的沙漠气候能够使动物的软组织在腐烂之前就全部脱水，并能保存部分的皮、毛、腱、爪等。

生物变成化石的更有趣和不寻常的一种方式就是在琥珀中保存。古代的昆虫可被某些针叶树分泌出的粘树胶所捕获。当松脂硬结后并进一步变成琥珀，昆虫便留在其中。有些昆虫和蜘蛛被保存得非常好，甚至能在显微镜下研究它的细毛和肌肉组织。

虽然生物体的软组织的保存形成了一些有趣的和令人叹为观止的化石，但这种方式形成的化石是相对罕见的。古生物学家更经常地是研究保存在岩石中的化石。

生物体上的硬组织也能被保存下来。差不多所有的植物和动物都拥有一些硬部分，例如蛤、蚝或蜗牛；脊椎动物的牙和骨头；蟹的外壳和能够变成化石的植物的木质组织。生物体的坚硬部分由于是以能抵抗风化作用和化学作用的物质构成的，所以这类化石分布的较普遍。无脊椎动物例如蛤、蜗牛和珊瑚等的壳是由方解石（碳酸钙）组成的，其中很多没有或几乎没有发生物理变化而被保存下来。脊椎动物的骨头和牙以及许多无脊椎动物的外甲含有磷酸钙，因为这种化合物抵抗风化作用的能力非常强，所以许多由磷酸盐组成的物质也能保存下来，如曾发现一枚保存极好的鱼牙。由硅质（二氧化硅）组成的骨骼也具有这种性质。微体古生物化石的硅质部分和某些海绵通过硅化而变成化石。另一些有机物具有几丁质（一种类似于指甲的物质）的外甲，节足动物和其它有机物的几丁质外甲可以成为化石，由于 它的化学成分和埋葬的方式，使这种物质以碳的薄膜的形式而保存下来。碳化作用（或蒸馏作用）是生物埋葬之后在缓慢腐烂的过程中发生的，在分解过程中，有机物逐渐失去所含有的气体和液体成分，仅留下碳质薄膜。这种碳化作用和煤的形成过程相同。在许多煤层中可以看到大量的碳化植物化石。

在许多地方，植物、鱼和无脊椎动物就是以这种方式保存下它们的化石。

有些碳的薄膜精确地记录了这些生物的最精细的结构。

化石还可以通过矿化作用和石化作用而保存下来。当含矿化的地下水把矿物沉淀于生物体的坚硬部分所在的空间时，使得生物的坚硬部分变得更坚硬、抵抗风化作用的能力更强。较普通的矿物有方解石、二氧化硅和各种铁的化合物。所谓置换作用或矿化作用是生物体的坚硬部分被地下水溶解，与此同时其它物质在所空出来的位置上沉淀下来的过程。有些置换形成的化石的原始结构被置换的矿物所破坏。

不仅动植物的遗体能形成化石，而且表明它们曾经存在过的证据或踪迹也都能形成化石。痕迹化石能提供有关该生物特点的相当多的情况。很多壳、骨、叶以及生物的其它部分，都能以阳模和阴模的形式保存下来。如果一个贝壳在沉积物硬化成岩之前就被压入海底，它的外表特征就会留下压印（阴模）。如果阴模后来又被另外一种物质充填，就形成阳模。阳模能显示出贝壳本来的外部特征。外部阴模显示的是生物体硬部分的外部特征，内部阴模显示的是生物体坚硬部分的内部特征。

一些动物以痕、印、足迹、孔、穴的形式留下了它们曾经存在的证据。

其中如足迹，不仅能表明动物的类型，而且提供了有关环境的资料。恐龙的足迹化石不仅揭示了它的足的大小和形状，还提供了有关它的长度和重量的线索，留有足迹的岩石还能帮助确定恐龙生存的环境条件。世界上最著名的恐龙足迹化石发现于得克萨斯州索美维尔县罗斯镇附近的帕卢西河床中的晚白垩纪石灰岩中，年代大约在11 亿年前。留有恐龙足迹的大的石灰岩板被运到全世界的博物馆中，成为这种巨大爬行动物的哑证据。无脊椎动物也能留下踪痕。在许多砂岩和石灰岩沉积层的表面可以看到它们的踪迹。无脊椎动物的踪痕既有简单的踪迹，也有蟹及其它爬虫的洞穴。

这些踪痕提供了有关这些生物的活动方式和生活环境的证据。洞穴是动物为着藏身觅食而在地上、木头上、石头上以及其它能打洞的物质上打出的管状或圆洞状的孔穴，后来若被细物质充填，就可能得以保存下来。打出该洞穴的动物的遗体偶尔也能在充满洞中的沉积物中找到。在松软的海底，蠕虫、节肢动物、软体动物以及其它动物都可留洞穴。某些软体动物，如凿船虫——一种钻木的蛤、石蜊（Litho- domus）——一种钻石的蛤，它们的洞穴化石和钻孔化石也常常能被发现。在人们所知的最古老的化石之中，有管状构造，据认为这种管状构造是蠕虫的洞穴。在许多最古老的砂岩中，就有这种管状构造。

钻孔是某些动物为了觅食、附着和藏身而打的洞。钻孔经常出现在化石化的贝壳、木头和其它生物体的化石之上。钻孔也是一种化石。象钻孔蜗牛这种食内动物就能穿过其它动物的壳来钻孔以吃食其软体部分。许多古代软体动物的壳上可见到象是钻孔蜗牛打的整齐的洞。

化石对于追溯动植物的发展演化是有用的，因为在较老的岩石中的化石通常是原始的和较简单的，而在年代较新的岩石中的类似种属的化石就要复杂和高级。

某些化石作为环境的指示物是很有价值的。例如造礁珊瑚似乎总是生活在与今天相似的条件下。因此，如果地质学家找到了珊瑚礁化石——珊瑚最初被埋藏的地方，就可以有理由地认为，这些含有珊瑚的岩石形成于温暖的相当浅的海中。这就使得勾画出史前时期海的位置及范围成为可能。珊瑚礁化石的存在还可指示出古代水体的深度、温度、底部条件和含盐度。

化石的一个更重要的用途是用来进行对比——确定若干岩层间彼此相互关系的密切的程度。通过对比或比较各岩层所含的特征化石，地质学家可以确定一个特定区域的某种地质建造的分布。有的化石在地质历史上生存的时间相当短，然而在地理分布上却相当广泛。这种化石被称为指示化石。由于这种化石通常只是和某一特定时代的岩石共生，所以在对比中特别有用。

微体生物的化石对于石油地质工作者作为指示化石特别有用。微体古生物学家（研究微体古生物的学者）通过对从钻孔中取得的岩心进行冲洗、将微小的化石分离出来，然后在显微镜下进行研究。通过对这些细小的古生物遗体的研究所获得的资料对于判断地下岩层的年代和储油的可能性是非常有价值的。微体古生物化石对于世界油田之重要可从某些储油地层用某些关键的有孔虫的属来命名这一点见其一斑。其它微体古生物化石，例如：介形虫、孢子和花粉，也被用来确定世界其它许多地区的地下岩层。

虽然植物化石对于指示气候十分有用，但用于地层对比就不很可靠。植物化石提供了许多有关整个地质时代的植物演化的资料。

[编辑本段]分类情况

地层中的化石，从其保存特点看，可大致分为四类：实体化石、模铸化石、遗迹化石和化学化石。

1、实体化石

指古生物遗体本身几乎全部或部分保存下来的化石。原来的生物在特别适宜的情况下，避开了空气的氧化和细菌的腐蚀，其硬体和软体可以比较完整的保存而无显著的变化。例如猛犸象（第四纪冰期西伯利亚冻土层中于1901年发现，25000年以前，不仅骨骼完整，连皮、毛、血肉，甚至胃中食物都保存完整）。

2、模铸化石

就是生物遗体在地层或围岩中留下的印模或复铸物。一类是印痕，即生物遗体陷落在底层所留下的印迹，遗体往往遭受破坏，但这种印迹却反映该生物体的主要特征。不具硬壳的生物，在特定的地质条件下，也可保存其软体印痕，最常见的就是植物叶子的印痕。第二类是印模化石，包括外模和内模两种，外模是遗体坚硬部分（如贝壳）的外表印在围岩上的痕迹，它能够反映原来生物外表形态及构造；内模指壳体的内面轮廓构造印在围岩上的痕迹，能够反映生物硬体的内部形态及构造特征。例如贝壳埋于砂岩中，其内部空腔也被泥沙充填，当泥沙固结成岩而地下水把壳溶解之后，在围岩与壳外表的接触面上留下贝壳的外模，在围岩与壳的内表面的接触面上留下内模。第三类叫做核，上面提到的贝壳内的泥沙充填物称为内核，它的表面就是内模，内核的形状大小和壳内空间的性状大小相等，是反映壳内面构造的实体。如果壳内没有泥沙填充，当贝壳溶解后久留下一个与壳同形等大的空间，此空间如再经充填，就形成与原壳外形一致、大小相等而成分均一的实体，即称外核。外核表面的形状和原壳表面一样，是由外模反印出来的，他的内部则是实心的，并不反映壳的内部特点。第四类是铸型，当贝壳埋在沉积物中，已经形成外模及内核后，壳质全被溶解，而又被另一种矿质填入，象工艺铸成的一样，使填入物保存贝壳的原形及大小，这样就形成了铸型。它的表面与原来贝壳的外饰一样，它们内部还包有一个内核，但壳本身的细微构造没有保存。

总的来说，外模和内模所表现的纹饰凹凸情况与原物正好相反。外核与铸型在外部形状上和原物完全一致，但原物的内部构造被破坏消失，其物质成分与原物也不同。至于外核和铸型的区别在于前者内部没有内核，而后者内部还含有内核。

3、遗迹化石

指保留在岩层中的古生物生活活动的痕迹和遗物。遗迹化石中最重要的是足迹，此外还有节肢动物的爬痕，掘穴，钻孔以及生活在滨海地带的舌形贝所构成的潜穴，均可形成遗迹化石。遗物化石方面，往往指动物的排泄物或卵（蛋化石）；各种动物的粪团，粪粒均可形成粪化石。我国白垩纪地层中恐龙蛋世界闻名，过去在山东莱阳地区以及近年来在广东南雄均发现成窝垒叠起来的恐龙蛋化石。

4、化学化石

古代生物的遗体有的虽被破坏，未保存下来，但组成生物的有机成分经分解后形成的各种有机物如氨基酸、脂肪酸等仍可保留在岩层中，这种视之无形，但它具有一定的化学分子结构足以证明过去生物的存在的化石称为化学化石。随着近代化学研究的进展，科学技术的提高，古代生物的有机分子（指氨基酸等），可从岩层中分离出来，进行鉴定研究，同时产生了一门新的学科—古生物化学。

5特殊的化石

琥珀—古代植物分泌出的大量树脂，其粘性强、浓度大，昆虫或其他生物飞落其上就被沾粘。沾粘后，树脂继续外流，昆虫身体就可能被树脂完全包裹起来。在这种情况下，外界空气无法透入，整个生物未经什么明显变化保存下来，就是琥珀。

中药店的龙骨—被人们用作中药的龙骨，其实主要是新生代后期尚未完全石化的多种脊椎动物的骨骼和牙齿石，绝大部分是上新世和更新世的哺乳动物，诸如犀类(Rhinocerotidae)、三趾马(Hipparion spp)、鹿类(Cervidae)、牛类(Bovidae)和象类(Proboscidae)等的骨骼和牙齿，甚至偶然还掺杂少量人类的材料。至于视为上品的五花龙骨或五花龙齿，颜色不像一般呈单调的白、灰白或黄白，而是在黄白之间尚夹杂有红棕或蓝灰的花纹．比较好看，则是象类的门齿。

1标准化石

这是指特征显著、延续时间较短但分布较广、且数量多且比较容易发现的化石，人们通常用它们来作为划分对比地层的重要依据。属于标志性化石之一。

2指相化石

在不同的生物或生物组合中，有些对生活环境、生存的自然地理条件有比较严格的要求，这类生物形成的化石就是指相化石，人们通常以这些生物所形成的化石来推断出当时各地的环境条件，而且数据相当准确。属于标志性化石之一。

3带化石

这是指在地层学中可以用来作为划分最小地层单位的生物带的依据的化石。

4持久化石

有些进化极缓慢的生物在时间跨度上比较大，其化石延续时间很长，人们将这类化石称为持久化石。

5化石钟（古生物钟）

我国学者马廷英在研究现代珊瑚时于1933年首次提出古生代四射珊瑚外壁上有反映气候季节变化的生长线，三十年后美国古生物学家研究古珊瑚时计算出当时一年的月数数和每天的小时数。人们将这些能推算出古地球公转速度和自转速度的化石称为古生物钟或化石钟。

从化石的形态来看,可分为石质化石,煤化石, 冰冻化石,琥珀等

石质化石有很多,恐龙蛋就是最典型的例子,煤上的树叶痕迹是最常见的煤化石，包含有昆虫的琥珀化石则非常多，在保存较好的原始森林里非常容易看见。而冰冻化石则比较少见，著名的猛犸象的尸体与保存完好的雪人尸体是其中最有吸引力的例子。

[编辑本段]研究情况

地球的“年龄”大约有46亿年。寒武纪是距今54亿至51亿年的时间段。比我们较熟悉的恐龙时代的“侏罗纪”早4亿年。1909年，在加拿大发现的寒武纪中期的布尔吉斯动物化石群轰动了世界，如今这个化石群已被联合国列为科学遗址。1947年，在澳大利亚又发现了前寒武纪末期的埃迪卡拉动物化石群。这两个化石群的时间间隔有11亿年，两物种间发生的突发性变化难以在实物上得到证明。而澄江动物化石群正好处在以上两个化石群时间跨度上的中间，是寒武纪生命大爆发的最重要的环节。

云南澄江生物化石群发现始末。

也许，世界上没有一处古生物化石群的发现过程，能如云南澄江生物化石群这般传奇。

1984年6月中旬，刚刚从中国科学院南京古生物所硕士毕业的侯先光，来到云南澄江县的帽天山，寻找曾经生存于寒武纪的高肌虫化石。他住在野外地质勘查工作人员的工棚里，天天早出晚归，爬过崎岖的山路，到选点搜寻古生物化石，每日劈下的石头常常有两三吨重，然而，艰苦的工作并没有得来想要的收获，工作了一个多星期，却依然两手空空，侯先光不免有些失望。

7月1日下午3点左右，正在紧张发掘的侯先光一抬脚，鞋跟不慎剐落了一片松动的岩层，一块形状奇特却又保存完整的化石露了出来，欣喜若狂的他用自己所学的知识判断，这是一块寒武纪早期的无脊椎动物化石。他再接再厉，当天就发现了三块重要化石，后来进一步鉴定发现，发现的分别是纳罗虫、腮虾虫和尖峰虫化石。

如同打开了一扇古生物宝藏的大门，此后的数天里，侯先光陆续发现了节肢动物、水母、蠕虫等许许多多同时期的古生物化石。返回南京后，他与导师张文堂教授，撰写了《纳罗虫在亚洲大陆的发现》，并在论文中将澄江的动物化石定名为“澄江动物群”。

此后，在帽天山，诸多科学家们从未见过的奇特古生物陆续重见天日。中科院南京古生物所陈均远教授、西北大学舒德干教授等人陆续加入研究行列，一系列发表在《自然》、《科学》等国际权威学术刊物上的文章，向全世界描述了在53亿年前的寒武纪，地球生命曾在云南澄江集体爆发的壮观场景。

1992年，澄江动物化石群遗址被联合国教科文组织列为“全球地址遗迹东亚优先甲等第四号”。2005年11月底，澄江化石群申报世界遗产的申请正式上报建设部。

记者探访澄江动物化石群博物馆。

2005年岁末，记者专程来到当年化石的发现地———云南澄江帽天山探访，云南省古生物重点实验室学术委员、澄江动物化石群博物馆陈爱林馆长，和记者讲起当年化石发现的过程依旧不胜感慨。

据陈馆长介绍，经历22年的不懈研究，古生物学界在澄江共发现180多种动物，其中80%都是前所未知的新种，还有20多种痕迹化石和粪便化石。几乎现生动物的所有门类，都能在澄江化石群里找到它们的远祖代表，而人的“老祖宗”———云南虫，更是首次在澄江发现。

镁铁质火山岩主要包括玄武岩及相关岩类，在火山岩TAS分类图中，狭义的玄武岩SiO2 45％～52％，Na2O＋K2O≤5％，相关岩类指在TAS分类图上同玄武岩区临近的、外表上同玄武岩类似的苦橄岩、玄武安山岩、粗面玄武岩、碧玄岩和碱玄岩等。

玄武岩可以产出在多种构造环境中，如洋中脊、岛弧、弧后盆地、洋岛、大陆裂谷带等。同时，玄武岩也出现于类地行星和月球上。玄武质岩浆来自地幔，玄武岩的化学成分及携带的幔源包体和捕虏晶矿物对了解地幔深部物质组成和过程具有重要意义。

（一）基本特征

玄武岩（basalt）主要由普通辉石、基性斜长石组成，也含有火山玻璃，玄武岩中常见矿物见表7－2。新鲜的玄武岩为黑色、黑灰色，风化后为灰绿色，氧化强的为紫红色，岩石气孔构造和杏仁构造发育，以斑状及无斑隐晶结构为主，基质多具微晶－隐晶质。

表7－2 玄武岩中常见矿物简表

◎橄榄石：在玄武岩中比在辉长岩中更常见，因橄榄石在镁铁质岩浆中常为首先晶出的矿物（很高压的情况除外），由于岩浆冷却太快，先晶出的橄榄石来不及与熔体中的SiO2反应或反应不彻底，因此常作为斑晶的形式存在，但其边部或多或少会受到熔蚀。

◎辉石：玄武岩中常见，碱性玄武岩中通常为高钛普通辉石，多色性明显，环带发育。拉斑玄武岩中除普通辉石外，还含有低钙辉石（顽火辉石或易变辉石），易变辉石通常只出现于基质中，以小的2V角（＜30°）区别于其他辉石，顽火辉石通常只呈斑晶而不存在于基质中。

◎斜长石：为基性斜长石，斑晶和基质中斜长石为两个世代结晶产物，先结晶的斑晶An分子较高，可达培长石，晚结晶的微晶An牌号一般比斑晶者低10～20，主要为拉长石。

◎角闪石及黑云母：在玄武岩中少见，仅见于斑晶，且常有暗化边及熔蚀现象。

（二）结构构造及产状

玄武岩一般为斑状结构，少量为无斑隐晶质结构或玻璃质结构。具有斑状结构的玄武岩，其基质的结构也可用Di－An体系相图（见第五章）解释，由于基质是在地表（PH2O＝105Pa）冷凝固结的，斜长石微晶结晶要早于辉石微晶，因此辉石常充填在较自形的斜长石微晶粒间空隙内。因岩浆冷凝速度的不同，斜长石粒间空隙充填的物质除辉石外，还可有火山玻璃，磁铁矿等，构成不同的基质结构：

◎间粒结构（intergranular texture）：又称粗玄结构（doleritic texture）、粒玄结构。在不规则排列的长条状斜长石微晶间隙中，充填若干个粒状辉石和磁铁矿物的细小颗粒。岩石为全晶质，是较缓慢冷却的条件下形成的（图7－7b）。

图7－7 不同冷却条件下玄武岩的结构

◎间隐结构（intersertal texture）：斜长石杂乱排列，充填于斜长石间隙中的物质为隐晶质－玻璃质。反映了冷却速度较快的条件（图7－7a）。

◎间粒－间隐结构：又称拉斑玄武结构（tholeiitic texture）。填隙物有辉石、磁铁矿物及玻璃质。是介于前二种结构之间的结构类型。

在更快速的冷却条件下，斜长石微晶来不及晶出，基质完全由火山玻璃组成，称玻基斑状结构（图7－7c），如岩石中无斑晶或斑晶小于5％，则为玻璃质结构。

玄武岩常见气孔构造、块状构造、杏仁构造，有时还可见熔渣状构造、绳状构造、柱状节理构造等。近地面熔岩流，表面构造主要呈两种类型：绳状熔岩和渣块熔岩。在海底及水下喷发的玄武岩，常具有特殊的枕状构造。

◎绳状熔岩（pahoehoe lava）：以具有光滑、波状起伏、褶皱的表面为特征，这是在运动过程中仍是可塑的熔融岩浆表面淬冷造成的。一般的绳状熔岩沿流动方向都呈弧形弯曲或呈链形排列，弧顶多指向熔岩流动方向。它是由流动性高的玄武岩外表冷却而内部仍处于熔融状态下形成的，气孔可超过总体积的20％，接近地表的绳状熔岩很容易被覆盖，后期被剥蚀暴露于地表时，有时很难同水下形成的枕状熔岩区分（见图3－22）。

◎渣状熔岩（aa lava）：“aa” 是夏威夷词汇，音 “阿阿”，用来描述表面粗糙的熔岩流。这种熔岩流中布满多孔带刺的熔岩碎块，称为 “渣块”。渣状熔岩是由于熔岩在流动过程中，表层熔岩不断固结，固结的表层随着熔岩的流动不断发生脆性破裂，形成“渣块”，“渣块” 又随同液体熔岩翻滚、粘结，形成翻花状，因此渣状熔岩又称为翻花熔岩。

绳状熔岩的末端可转换为渣状熔岩，绳状熔岩只在低粘度玄武熔岩中生成，而渣状熔岩却可以在玄武岩及其演化的岩浆（较高粘度）中形成。

◎枕状熔岩（pillow lava）：枕状熔岩呈椭球状，并叠加在一起，椭球的表面是玻璃质，内部有发射状构造，外形浑圆，状似枕头，是熔岩在水中迅速冷却、凝结而成。

玄武质熔体相对其他演化的岩浆具有低粘度低挥发分的特征，通常以夏威夷型（Hawaiian－type）喷发自火山口流出或以安静溢流式喷发到地表，形成低纵横比（低于1：50）的熔岩流。玄武岩也可呈斯通博利型（Strombolian－type）喷发，形成低爆炸性的火山碎屑岩。玄武岩在水中喷发通常形成枕状熔岩或席状岩流，可含玄武质碎屑岩。当玄武质岩浆接触到地表水或地下水时，突然的膨胀会形成舒尔特赛型（Surtseyan－type）喷发，产生环形或低平火山口。

玄武岩一般以熔岩的方式产出，多形成大面积分布的熔岩流、熔岩被、熔岩台地或盾形火山锥；少数情况下形成火山碎屑岩，在火山口处形成火山碎屑锥。厚层致密的玄武岩横截面通常发育柱状节理，主要是由于熔岩冷却均匀收缩的结果。

（三）镁铁质火山岩分类命名

能定量统计矿物成分或可以识别斑晶矿物的镁铁质火山岩，就可依据实际矿物含量，用QAPF分类图（图4－21）进行分类命名。对玻璃质或隐晶质的岩石，只能通过化学成分用火山岩TAS分类图进行分类（图4－22）。

1野外及岩相学分类命名

玄武岩野外定名的主要依据是：斑晶的成分和岩石的结构构造。例如，橄榄玄武岩橄榄石斑晶含量较多；伊丁玄武岩橄榄石斑晶被伊丁石化；气孔或杏仁玄武岩具气孔（或杏仁）构造；玻基玄武岩基质为玻璃质结构；粗玄岩基质具全晶质的粗玄结构。

玄武岩的岩相学定名主要结合手标本和薄片中矿物识别和含量的统计来进行。可划分为以下四种常见的类型（表7－3）。

表7－3 玄武岩岩相学分类命名

（据Robin，2010，修改）

玄武岩相关岩类的岩相学特征如下：

◎苦橄岩（picrite）：SiO2较玄武岩的低（属于超基性岩），含MgO高。含有较多的橄榄石，斜长石很少。

◎玄武安山岩（basaltic andesite）：矿物种类同玄武岩类似，但是斜长石含有更多的钠长石成分。详见第八章。

◎粗面玄武岩、碧玄岩和碱玄岩：通常含有碱性长石和似长石。

2化学成分分类命名

许多玄武岩粒度很细，在镜下很难分辨出矿物，这类玄武岩通常只能通过化学成分来定名，即直接用岩石的化学成分投图或将化学成分换算成CIPW标准矿物后进行详细定名。其中，利用火山岩TAS分类图（图4－22）定名是最常用的方法。据此，可划分为碱性玄武岩系列和亚碱性玄武岩系列。

◎碱性玄武岩系列：TAS图解中，处于玄武岩区域之中，碱性－亚碱性分界线之上，无论是否含存在霞石，分离结晶向碱性程度更高的熔体粗面岩和响岩演化。碱性橄榄玄武岩是碱性玄武岩系列的代表。

◎亚碱性玄武岩系列：TAS图解中，处于玄武岩区域之中，碱性－亚碱性分界线之下，包括钙碱性玄武岩和拉斑玄武岩，分离结晶向低碱的熔体英安岩或流纹岩演化。其中，拉斑玄武岩系列在分异过程中，具明显的富铁趋势，而钙碱性系列无富铁的趋势，而是向富碱方向演化（图4－13）。拉斑玄武岩是亚碱性玄武岩系列的代表。

玄武岩更详细的种属划分，可在CIPW标准矿物计算的基础上，依据Hy、Q及Ol、Ne等划分为不同系列及岩石类型（具体可参考邱家骧主编的《应用岩浆岩岩石学》，1991）。

3构造环境分类

玄武岩依据其产出的构造背景可划分为不同类型：如洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、大陆溢流玄武岩、大陆裂谷玄武岩、俯冲带有关玄武岩等。不同构造背景的玄武岩具有不同的主量及微量元素特征，根据玄武岩的地球化学特征，可以判别产出的古构造环境。拉斑玄武岩在各种构造环境中都有产出，钙碱性玄武岩通常产于与俯冲有关的岛弧和活动大陆边缘环境。

（四）常见种属

1亚碱性系列

化学成分上以富CaO、Al2O3、MgO、FeO、Fe2O3，贫碱（K2O＋Na2O约4％）为特征。岩石中Na2O一般大于K2O，CaO较稳定（约10％），MgO、TFeO变化较大。亚碱性系列中的钙碱性玄武岩一般K2O、Na2O偏高而CaO、TFeO和MgO较低，Al2O3较高，当Al2O316％～17％时，可称为高铝玄武岩。拉斑玄武岩相对钙碱性的玄武岩贫碱，尤其是贫K2O，低TiO2。TFeO/MgO的比值具随SiO2增加的趋势。大洋拉斑玄武岩与大陆拉斑玄武岩相比，前者MgO、CaO稍富，后者SiO2稍富，前者显著低K2O（K2O＜03％），具很高的Na/K（＞10）比值，后者相对富K2O贫Na2O，Na/K（11～35）比值低。

◎拉斑玄武岩（tholeiitic basalt）：为亚碱性玄武岩的代表，化学成分以SiO2较高（平均＞49％），碱含量较低为特征，K2O＋Na2O多为2％～4％。矿物以出现低钙辉石（顽火辉石或易变辉石）为特征，低钙辉石可作为斑晶、基质矿物或橄榄石斑晶的增生边存在（图7－8a），斑晶矿物结晶顺序为橄榄石→斜长石→普通辉石，基质中无橄榄石。石英可以出现于拉斑玄武岩的基质中，称为石英拉斑玄武岩，石英结晶来自于最晚期演化的岩浆熔体。斑晶或标准矿物中含有橄榄石时称橄榄拉斑玄武岩，Ol分子达25％～40％时称苦橄玄武岩，标准矿物中出现石英时，称石英拉斑玄武岩。拉斑玄武岩一般不含幔源包体，但也有例外，如我国福建牛头山拉斑玄武岩中就含有二辉橄榄岩包体。

◎钙碱性玄武岩（calc－alkaline basalt）：与拉斑玄武岩相比，富铁趋势不明显，演化趋势不同于层状岩体中的拉斑玄武岩富铁的演化趋势，通常出现于与俯冲有关岛弧或造山带环境中，与典型的钙碱性安山岩、英安岩、流纹岩相伴生。

◎高铝玄武岩（high－alumina basalt）：Al2O3＞165％的玄武岩，其产状、矿物成分和化学成分上介于拉斑玄武岩和碱性玄武岩之间，相当于中钾弧玄武岩。斑晶矿物常为斜长石、橄榄石、普通辉石和磁铁矿，偶尔出现角闪石，斜长石含量较多且An牌号偏高，为拉长石－倍长石。

◎粗玄岩（dolerite）：又称粒玄岩，矿物成分与拉斑玄武岩相似，但结晶程度较好，为全晶质，基质具粗玄结构，肉眼就可以分辨出颗粒，其与辉绿岩的区别是具喷出产状。

◎玻基玄武岩（vitrobasalt）：具特殊的玻基斑状结构得名，基质主要为褐色的玄武质玻璃，其中分布有少量的斜长石微晶，斑晶为辉石、基性斜长石和橄榄石。

◎细碧岩（spilite）：一种以钠质斜长石和绿泥石为主要矿物的海相喷出岩（图7－8b），还含有绿帘石、绿纤石、方解石、绢云母和金属矿物，有时有基性斜长石和辉石的残余，基质为隐晶质结构。属拉斑玄武岩系列，化学上以较高的Na2O含量为特征。其矿物成分和化学成分均有别于正常玄武岩。细碧岩常与角斑岩及石英角斑岩共生，称为细碧角斑岩系或细碧角斑岩建造。细碧岩通常认为是玄武岩与富Na海水相作用后发生低级变质作用而形成的。

图7－8 拉斑玄武岩和细碧岩

2碱性系列

碱性玄武岩的矿物成分和化学成分变化范围都很大，突出的特征是富碱，K2O＋Na2O＞5％，最高可达9％。一般Na2O＞K2O，很少有K2O ＞Na2O者。与拉斑玄武岩相比，碱性玄武岩（图7－9）在矿物成分上以含大量碱性长石、碱性暗色矿物、富钛辉石为特征，基质中出现橄榄石而无石英。若岩石碱度更高时，则会出现似长石。与钙碱性玄武岩相比，富TiO2（＞2％），高碱。岩石常具玻基斑状结构、玻基交织结构。

碱性玄武岩系列常见种属如下：

◎碱性橄榄玄武岩（alkali olivine basalt）：为碱性玄武岩的代表，含有霞石等似长石矿物。碱性玄武岩中普通辉石在显微镜下多呈淡紫色含钛辉石，多色性明显，环带发育。普通辉石斑晶通常早于斜长石出现，斑晶矿物结晶顺序为橄榄石→普通辉石→斜长石。橄榄石常见，斑晶、基质中均有。形成压力较高，来源深度较大。

◎碱玄岩（tephrite）：标准矿物Ne ＞5％，Ol ＜5％，无Hy，是SiO2明显不饱和、碱含量很高的玄武质岩石。由基性斜长石、单斜辉石和似长石组成，可含有少量橄榄石，单斜辉石主要为含钛辉石，似长石以霞石、白榴石为主。据似长石种类不同，分别命名为霞石碱玄岩、白榴碱玄岩等。

图7－9 碱性玄武岩镜下素描（24×）（据Moorhouse，1959）

◎碧玄岩（basanite）：标准矿物Ne ＞5％，Ol ＞5％，也是SiO2明显不饱和、碱较高和富含似长石的碱性玄武岩。主要矿物是基性斜长石、橄榄石、单斜辉石和似长石。与碱玄岩不同的是富橄榄石（＞5％），可达25％。斑晶为橄榄石和辉石，似长石主要存在于基质中。根据似长石种类不同，分为霞石碧玄岩及白榴碧玄岩等。

碱性玄武岩中通常含有数量不等的幔源包体及捕虏巨晶（第六章），是研究地幔物质组成的窗口。所含有的蓝色刚玉、锆石、石榴子石等巨晶矿物是重要的宝石原料。

3钾玄岩系列

按照第四章表4－13的划分，钾玄岩系列SiO2含量与玄武岩和玄武安山岩相当的岩石为粗面玄武岩和玄武粗安岩，以含正长石为特征，常与中酸性的粗安岩、富钾英安岩、富钾流纹岩共生。钾玄岩系列属于造山带与伸展有关的岩石系列，具低钛特征。钾玄岩系列岩石的识别主要通过SiO2－K2O图识别及AFM图验证，在矿物学上出现普通辉石和低钙辉石区别于碱性玄武岩系列。Meen（1992）认为，这与岩浆在高压岩浆房中的辉石结晶分异有关（反映地壳厚度大，莫霍面位置深）。钾玄岩系列多见于以下三种构造环境（Gill，2010）：(1)洋内岛弧和弧后盆地中的扩展裂谷（propagating rift）环境，例如，伊豆－小笠原－马里亚纳岛弧系，常与钙碱性火山活动共生；(2)大陆岩浆弧的裂谷带，例如美国西部的喀斯开（Cascades）地区，与低钾、中钾和高钾钙碱性火山岩共生；(3)青藏高原和阿尔卑斯的碰撞后环境，钾玄岩系列岩石与岩石圈减薄和造山带伸展垮塌有关。

◎钾玄岩（shoshonite）：属于钾玄岩系列中的一种岩石（见表4－12），又称橄榄玄粗岩，为玄武粗安岩的钾质变种。化学成分上，SiO2 ＜57％，相对较富碱、Al2O3、K2O及大离子亲石元素，K2O/Na2O一般接近于1，Fe2O3/FeO比质较高，而TiO2较低，可以出现霞石标准矿物分子（Ne）。斑晶矿物有橄榄石、单斜辉石和斜长石，其中单斜辉石富Ca而贫Ti和Fe，常具环带结构，斜长石为拉长石，常具有透长石边缘，有时可见白榴石斑晶。基质主要由透长石、斜长石和单斜辉石组成，常含玻璃质。

不同系列玄武岩的主要鉴定特征见表（7－4）。

表7－4 玄武岩类的主要鉴定特征

（据Hyndman，1985，修改）

一、早—中侏罗世火山地层（塘厦组和吉岭湾组）及火山喷发类型

早—中侏罗世火山地层分布于深圳断裂带的西北部、横岗-塘厦一带较发育，而在深圳断裂带的东南部南澳也有分布。

塘厦火山喷发沉积盆地呈北西向展布，市内面积约126km2。火山地层为一套内陆湖泊相碎屑岩夹火山岩建造，不整合覆盖于古老的混合花岗岩和混合岩之上。从第二段开始均见火山岩夹层，最厚为696 m，最薄为82 m，一般为20 m左右，火山岩夹层总厚度小于200 m。大致可分为10个喷发-沉积韵律，火山岩处于韵律层上部。由10个韵律层组成火山喷发旋回。旋回下部为陆相喷溢，岩性为英安质凝灰岩、英安流纹质凝灰熔岩及凝灰质砂页岩；中部为陆相爆发，岩性为英安流纹质凝灰岩、流纹质凝灰岩、凝灰质砂页岩；上部为陆相爆发，岩性为英安质凝灰岩。中侏罗世晚期盆地中心凤岗附近见有少量安山岩以及爆发相的英安质熔结凝灰岩。根据火山岩的岩性、岩相展布特点及其产状，推测火山通道应在盆地中心的闪长斑岩体附近，可能为中心式喷发类型，已被岩体吞噬并受剥蚀而无法确认。

早-中侏罗世火山活动以中性-中酸性火山爆发为主，火山活动延续时间长，期次多，但强度弱，具间歇性喷发的特点。

二、晚侏罗世火山地层（梧桐山群）及火山喷发类型

晚侏罗世火山地层分布于深圳断裂带中，梧桐山-坝光一带及七娘山北坡。

晚侏罗世是火山活动的全盛时期。形成的梧桐山群为一套陆相中酸性-酸性火山建造，区域对比相当于第三亚旋回（表1-5-1）。亦是深圳地区规模最大，分布面积最广，形成火山岩系最厚，岩石组合最复杂，反映火山活动最剧烈，火山喷发类型最多样，火山喷发次数最频繁，火山作用形成的火山机体构造最典型的一次火山活动。根据喷发特征、喷发韵律及岩石组合可以进一步划分为上、下两个次一级喷发旋回（通称上下旋回）：“下旋回”（下段）以英安质、流纹英安质含集块火山角砾岩，凝灰岩为主，下部夹英安岩，上部夹球粒流纹岩，流纹质凝灰熔岩。由2-4个韵律组成。“上旋回”（上段）为英安流纹质、流纹质火山凝灰岩、火山角砾岩（或含集块），凝灰熔岩、角砾熔岩，流纹岩、石泡流纹岩和球粒流纹岩。由2～5个韵律组成。总厚超过3000m。

不同的火山岩出露区，其火山活动方式，火山喷发特征，火山喷发类型及强度亦有所不同。现分述如下。

（一）梧桐山火山岩区

该岩区位于深圳断裂带内，是梧桐山-香港新界火山喷发断陷盆地的东北部，市内面积343km2。

1各旋回火山喷发特征和喷发强度

区内火山岩系梧桐山群由陆相中酸性-酸性火山碎屑岩及熔岩组成，总厚大于2400m。据火山碎屑颗粒，“红顶”及密集的气孔带、侵出相与火山通道的位置及高度等特征，大致确定该火山岩系喷发次数不少于11次。同时根据火山岩相的变化和火山碎屑成分变化，划分出若干个喷发韵律。最后根据火山喷发方式及火山岩结构构造特征划分出两个次一级旋回，相当于深圳市梧桐山群下段和上段下部。

表1-5-1 晚侏罗世—早白垩世早期火山地层层位对比表

1）“下旋回”：为一套含有异源集块（或同源集块）为特点的中酸性-酸性火山岩建造。总厚度大于1800m。可以划分出4个韵律、7次喷发，每次喷发熔岩层顶部都有一层鲜红（或暗红）色气孔带发育、属氧化还原条件形成的“红顶”。各韵律特点如下：第一韵律分布在盐田海边至高程100m左右范围内。底部被大海淹没。其特点是集块含量不均一，大小混杂，有时集中呈透镜状火山集块岩，集块成分以英安岩为主。韵律为爆发-崩积相和爆发相，夹少量溢流相英安岩，该韵律有两次喷发。第二韵律分布在高程100～350m一带。其特点是在爆发-崩积相和爆发相之上有不厚的灰白色球粒流纹岩组成的溢流相。同时在恩上盆地（高程200m左右）发现火山口的特征。也有两次喷发。第三韵律分布在高程350～460m一带，其特点是除爆发-崩积相和爆发相外，还有由流纹质隐爆角砾（集块）溶岩组成的侵出相，在大洞顶（高程37380m）和恩上后山（高程45890m）发现有侵出相产出的火山穹丘，代表两次喷发。第四韵律分布在高程460～700m一带。其特点是由深灰色含集块角砾熔岩组成的爆发-喷溢相，其熔岩成分增加，且在地貌上形成陡坡，而在厚度上也比以下几个韵律增大。同时，侵出相的隐爆角砾（集块）熔岩中，熔岩成分亦有所增加，小梧洞山（高程51960m）就是该韵律中的一个有侵出相产出的火山穹丘。从第一韵律至第四韵律显示熔岩分量逐渐增加的过程，而爆发强度则有所减弱。

2）“上旋回”：为一套火山碎屑粒度小，具有大量流动（假流动）构造、涡流（假涡流）构造为特点的酸性火山岩建造。总厚度大于670m。可以划分出2个韵律，4次喷发。各韵律特点如下：第5韵律分布在梧桐山脊西北坡及好汉坡。其特点是爆发相火山碎屑粒度小，爆发+溢流相熔岩成分高，呈巨厚层状，形成高峻陡坡。无论爆发相或爆发+溢流相都具有流动构造、涡流构造和假流动构造、假涡流构造。流动构造线方向平行或近于平行深圳断裂带走向。显示裂隙式喷发的迹象。该韵律有3次喷发。第6韵律分布在梧桐山山顶一带，其特点是由爆发相与侵出相组成，而缺少喷溢相，可能是岩浆粘度大使通道堵塞，全部形成侵出相。从第5韵律至第6韵律熔岩分量更加增多，而爆发强度更为减弱。同时从第5韵律起没有中心式喷发的特点，却显示裂隙式喷发的迹象。而最后由于岩浆黏度增大，所有裂隙均被堵塞，熔浆只好在距地表极浅部位侵出形成火山穹窿。

从上述特征可以看出，整个火山岩系自下而上熔岩分量增加，而爆发强度逐渐减弱；由于岩浆黏度增大，爆发强度减弱。

2火山喷发类型

区内火山喷发类型按火山喷出的形状不同可分3种。

1）中心式火山口类型：“下旋回”具多个独立的火山口，以火山“穹丘“或火山小洼地形式出现，”穹丘“顶部发育含集块角砾熔岩，并呈现围斜产状，四周有放射状水系围绕。独立的火山口分布在不同的高程上，表示随着火山喷发活动进程火山口不是固定不变的，具有由南东向北西推移的趋势，而且火山口个数有减少的现象。

2）层状裂隙式类型：“上旋回”下部火山岩系沿深圳断裂带呈北东—南西向成层分布，没有独立的火山口迹象，表现为裂隙式线形喷发。

3）火山穹窿形式侵出类型：喷发后期，由于熔浆黏度增大，上升的通道全部堵塞，熔浆只在距地表浅部侵位，形成火山穹窿。区内晚侏罗世喷发类型由中心式—裂隙式—侵出式演变，其原因是由于随着熔浆不断喷出其黏度不断增大造成的结果。

3火山岩区剥蚀深度特征

1）火山岩层剥蚀深度特征：区内“下旋回”火山地层属未经剥蚀至浅剥蚀，各次喷发“红顶”保存完好，未见风化壳。而“上旋回”剥蚀程度较深，“红顶”少见。

2）火山机构剥蚀深度特征：区内“下旋回”火山机构属早期剥蚀阶段，其剥蚀程度较浅，火山穹丘及火山洼地保存较好，火山岩层围斜产状明显，放射状水系发育；而“上旋回”火山机构剥蚀程度较深，属中期剥蚀阶段，梧桐山火山穹窿顶部出露了侵出相次火山岩。这是由于中生代后岩区抬升幅度较大，形成了深圳市内的最高峰，而穹窿顶部盖层又遭剥蚀造成的。

（二）坝光笔架山岩区

该岩区位于深圳断裂带南东侧、与北西向断裂交汇处；是板嶂岭-坝光火山喷发盆地的南西边缘部分，市内面积965km2。

1各旋回喷发特征和喷发强度

该区火山岩系梧桐山群为一套中酸性-酸性火山碎屑岩及熔岩，根据喷发特征、喷发韵律及岩石组合可划分为两个次一级旋回，相当于深圳市梧桐山群下段上部和上段（表1-5-1），总厚度大于2000m。每个喷发旋回又可分为若干喷发韵律。

1）“下旋回”：为一套中酸性-酸性火山碎屑岩，厚度大于700m。由2个喷发韵律组成，第一韵律为英安质凝灰岩，底部夹凝灰质粉砂岩。从沉积—爆发，反映了火山活动由弱—强的过程；第二韵律为流纹质含角砾凝灰岩夹流纹斑岩及英安质凝灰岩，从溢流—爆发，反映了火山活动由弱—强的过程。

2）“上旋回”：由酸性的火山碎屑岩、熔岩夹英安岩、火山碎屑沉积岩等组成5个喷发韵律，总厚度大于1300m。第一韵律球粒流纹岩、流纹质含角砾凝灰熔岩，从溢流—爆发+溢流，反映火山活动由弱—强的过程。第二韵律由含角砾凝灰岩、流纹质熔结凝灰岩、英安质凝灰岩、流纹质玻屑凝灰岩、流纹英安质熔结凝灰岩-球粒流纹岩、石泡流纹岩组成，从爆发—溢流，反映火山活动强烈—减弱的过程。第二韵律中发育的球粒流纹岩、石泡流纹岩是划分梧桐山群（即区域第三亚旋回）的特殊标志层。第三韵律下部熔结凝灰岩、玻屑凝灰岩，熔结凝灰岩中见有假流纹构造，上部为成分复杂的火山角砾岩。全部由爆发形成，反映火山活动强烈的过程。第四韵律下部（外部）为流纹质角砾凝灰岩、角砾（集块）熔岩、气孔状熔岩，上部（中心）由流纹岩、岩流自碎角砾岩组成，岩石中流纹构造发育，尤以边部更为显著，经历爆发—爆发+溢流—侵出的过程。第五韵律为流纹质爆发角砾岩，由隐爆形成。从第一韵律至第五韵律该区经历了溢流—爆发+溢流—爆发阶段。

2火山喷发类型

区内火山喷发类型为中心式喷发，并具有多个独立火山口。以穹窿、小岩锥（火山锥）及爆发角砾岩筒的形式出现。穹窿的火山通道中心充填火山角砾岩，边部为熔结凝灰岩、玻屑凝灰岩。小岩锥中心由侵出相的流纹岩、流纹质角砾（集块）熔岩、气孔状熔岩以及岩流自碎角砾岩组成。爆发角砾岩筒组成的岩石为不同砾级的火山碎屑岩。

3火山岩区剥蚀深度特征

从区内部分小岩锥的外貌特征不明显、特别是顶部岩流自碎角砾岩未见分布，推测可能是由于剥蚀程度较深所致。

三、早白垩世早期火山地层（七娘山群）及火山喷发类型

早白垩世早期火山地层分布于深圳断裂带南东，七娘山主峰山脊、南坡、大燕顶及南澳。

早白垩世早期是继晚侏罗世火山活动的又一全盛时期。形成的七娘山群也是一套陆相中酸性-酸性火山建造，与区域对比相当于第四亚旋回（表1-5-1）。是深圳市规模大，分布面积广，形成火山岩系厚，岩石组合复杂，反映火山活动剧烈，火山喷发类型多样，火山喷发次数频繁，火山作用形成的火山机体构造较典型的另一次火山活动。

现将不同火山岩区火山活动方式、火山喷发特征和火山喷发类型及强度分述如下。

（一）七娘山火山岩区

该岩区位于深圳断裂带南东，受北西向构造控制呈北西向长椭圆形，面积53km2。是在继承晚侏罗世火山喷发的基础上进一步发展起来的岩区。该区火山活动规模大、喷发强烈，形成的岩石类型复杂，火山活动的各种标志性特征显著。根据喷发特征、岩石组合、上下接触关系及区域对比，可划分为两个旋回。“下旋回”相当于深圳市梧桐山群上段；“上旋回”为七娘山群，相当于区域第四亚旋回。

1各旋回喷发特征和喷发强度

1）“下旋回”：主要出露在七娘山北坡，火山活动以溢流和爆发为主。这里的梧桐山群与梧桐山火山岩区的最大不同之处是由一套酸性熔岩（流纹岩、石泡流纹岩、球粒流纹岩、霏细岩）和火山碎屑岩（浆屑凝灰岩、流纹质晶屑岩屑凝灰岩、含集块流纹质角砾岩）及熔结火山碎屑岩组成。总厚1500 m。该旋回由3个韵律层组成，各韵律层特点如下：第一韵律由英安流纹质晶屑凝灰岩、凝灰熔岩-块状流纹岩组成，具爆发+溢流过渡类型特征，反映火山爆发活动由强→弱的过程。第二韵律由流纹质浆屑、玻屑、晶屑和角砾状凝灰岩-球粒流纹岩、石泡流纹岩组成，由爆发-溢流，反映火山活动由强→弱的过程。顶部有一层色红、厚、气孔带发育、属氧化还原条件形成的“红顶”，厚70m。此韵律层最具特色的是有火山喷发抛出物——熔岩饼，以及石泡、球粒等特殊成因的结构、构造。岩石普遍色红、鲜艳夺目。流纹构造发育，有旋涡状、挠曲状、褶曲状等（图1-5-1）。球粒流纹岩、石泡流纹岩，是划分梧桐山群（即区域第三亚旋回）的特殊标志。该韵律层中还有3种不同类型的次级韵律，底部是由晶屑、岩屑凝灰岩-石泡流纹岩组成的韵律层，厚10m，由5个次级重复的小韵律组成，单个韵律层厚约2m，上粗下细，为正粒序，是总体爆发+溢流相中的重复喷发韵律；其上为石泡流纹岩与非石泡或不含石泡流纹岩相间组成的韵律，厚18m，由25个次级小韵律重复组成；再上为石泡流纹岩-球粒流纹岩重复组成韵律，厚2m，单个小韵律厚025～030m。第三韵律由流纹质含集块角砾岩-球粒流纹岩、集块熔岩组成韵律，显示爆发-溢流的过程。顶部又一次出现“红顶”，流纹构造发育，是组成侵出相火山锥的基座。东部马料河河口附近梧桐山群上部（相当于第三韵律下部）分布着大量火山集块岩，集块砾径大，数量多，且有中泥盆统鼎山湖群砂岩角岩化粉砂质泥岩等异源集块，反映爆发-崩积的特征。

图1-5-1 七娘山响水坑上侏罗统梧桐山群流纹岩中褶曲状流纹构造

2）“上旋回”：主要出露在七娘山主峰脊线及南坡一带，分布范围和规模较梧桐山群大，但喷发强度次之。火山活动以爆发相为主，属于七娘山群下部，是一套中酸性火山碎屑岩（浆屑、晶屑、岩屑凝灰岩、火山灰岩及部分角砾岩），底部英安岩或英安质凝灰岩，以喷发不整合覆盖于梧桐山群之上；上部为酸性含集块（集块质）凝灰熔岩（图1-5-2），顶部（七娘山主峰山脊一线）为特殊成因、同胶结物成分一致的岩流自碎角砾岩，部分地段有泡沫状角砾熔岩，泡沫状气孔密集、均匀、中空，孔壁相连形成蜂窝状，颜色鲜红，十分显眼。为典型的“红顶”。是侵出相火山柱、火山针的基座岩石。二者总是形影不离。总厚度大于2000 m。细粒凝灰岩发育仍显示较强烈的爆发特征。旋回中韵律性不明显，仅由流纹岩-英安质凝灰岩-火山灰岩-角砾状凝灰岩重复组成不完整的韵律，反映火山活动由弱→强，由溢流→强烈爆发特征，但此种韵律只能在小范围内见到。

图1-5-2 七娘山含集块凝灰熔岩中流纹岩集块

2火山喷发类型

区内火山喷发类型按火山喷出口的形状不同可分为两种。

1）中心式具独立火山口的强烈喷出类型：七娘山北坡具多个独立火山口，一个个尖峰呈北西-南东线状排布，彼此错落有致，间距不等，但不过分集中，稀疏适度，位于海拔500～600m高度一线。喷出的岩浆从火山口中心向四周喷射，岩石相带清楚，呈不对称、不规则环状、半环状分布，从中心向外依次发育角砾状熔岩，集块熔岩，浆屑熔岩，英安岩，流纹岩，晶屑、岩屑凝灰岩。海拔高度较低的杨梅坑和响水坑，虽未发现火山口，但石泡、球粒流纹岩等也呈不规则半环状分布。东部马料河河口附近分布的火山集块岩，集块砾径大，数量多，且有中泥盆统鼎湖山群砂岩、角岩化粉砂质泥岩等异源集块，也显示火山口就在附近。具独立火山口的火山活动反映出强烈爆发-溢流-爆发的总体演化过程，经历了强—弱—较强的变化规律。

2）独立火山口不够显著，以“穹丘”形式喷出——熔透喷溢类型：该类型不具独立点状分布的单个火山口，破火山口及火山爆发坑，而是连片成线，以“火山通道”形式或以穹窿（穹丘）形式保存在七娘山山脊一线，海拔标高在800～869m间有规律地分布。穹窿顶部发育侵出相的火山柱，由同胶结物成分一致的岩流自碎角砾（集块）熔岩，集块熔岩，石泡、球粒流纹岩组成，且保存完好，这些火山柱、火山针的现今位置，就是原火山口或侧移火山口的喷发口。

3上下旋回火山喷发特征和喷发强度对比

1）“下旋回”为中心式强烈爆发与溢流双顶并茂的火山喷发类型；“上旋回”为独立火山口不够明显，以“穹丘”、“火山柱”形式爆发为主，溢流配套的火山喷发类型。

2）“下旋回”火山喷发强度强，爆发异常剧烈，这与自身挥发分含量高（顶、底气孔特别发育）、气体压力大、岩浆黏度小，有直接关系；“上旋回”喷发时气体压力已经降低，岩浆黏度增加，采取侵透形式喷出应是其自身内在条件的必然反映。

3）“下旋回”中心式独立火山口型喷出物从中心向四周散射，对称性强，不过多个火山口同时喷发形成的联合复式锥体，也可以是一个火山口多次喷发形成多层次的复杂单锥；“上旋回”穹丘型是在中心式喷发基础上发生和发展起来的，是火山通道被充填、堵塞不畅条件下形成的喷发产物。

区内喷发类型由前期的“中心式”渐转为隆升性质的“穹丘式”，而喷发位置、喷发活动中心也由北向南迁移，其演化过程不是简单的位置更替和迁徙，而是“质”的变化。

4火山岩区剥蚀深度特征

1）火山岩层剥蚀深度特征：区内火山岩层属未经剥蚀-浅剥蚀，表现在岩层顶部气孔带均略大于或等于底部气孔带；“红顶”均得以保存，色红而厚；“红顶”之上均未见风化壳物质。

2）火山机构剥蚀深度特征：区内火山机构剥蚀深度属早-中前期剥蚀阶段，其剥蚀程度较浅，表现在火山锥体及火山口保存较好；出露和保存了火山口及火山相的喷发物；火山口附近火山岩层呈围斜产状；火山口和火山穹丘四周具放射状裂隙，水系沿裂隙发育成放射状冲沟体系（其中以七娘山穹丘最具代表性）；在杨梅坑火山岩系顶部岩石普遍泥化及浸染黄铁矿化；侵出相的火山柱、火山针等保存完好。

（二）南澳火山岩区

该岩区位于深圳断裂带南东侧，七娘山岩区北部西北角，面积06km2。

该区是在早中侏罗世火山喷发沉积盆地的基础上发展起来的，但只发育早白垩世早期火山地层七娘山群，厚度大于6279m，由流纹质火山碎屑岩夹凝灰质砂砾岩组成。根据喷发-沉积特征，可划分5个间歇性爆发-沉积韵律。第一韵律为流纹质凝灰岩，与下伏下中侏罗统关系不清，岩石成层性不明显，是火山爆发迅速堆积而成的。第二韵律下部凝灰质含粉砂泥质岩，可见若干个次级喷发-沉积韵律，反映了早期为火山爆发-沉积活动交替进行，中部流纹质沉凝灰岩与流纹质晶屑凝灰岩，上部流纹质含角砾凝灰岩，表示晚期为火山爆发活动，从早到晚火山活动由弱到强。第三韵律下部凝灰质砾岩夹凝灰质砂岩，粒