峨眉山玄武岩结构面类型及成生规律

孙书勤，黄润秋，张成江，裴向军

（地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学），成都610059）

中国西南地区峨眉山玄武岩分布广泛，随着中国大型水电站的不断建设和利用，在峨眉山玄武岩地区修建的水电站也逐渐增多。当玄武岩作为建基岩体时，这些岩体的类型、分布特点和所形成的结构面的类型、分布范围以及成生规律等为电站开发前期首先要面对和关注的内容，尤其是从地球化学角度来分析研究电站地区的峨眉山玄武岩岩体结构面的类型和分布特点及成生规律，还无较为完善的研究成果，所以此项研究对在峨眉山玄武岩分布地区进行水电站建设具有一定的意义。

1 地质特性

1.1 区域地质背景

峨眉山玄武岩主要分布在扬子地台西南缘，出露范围受断裂带控制呈菱形分布，总面积0.5×106km2（图1）。

扬子地台西南缘构造非常复杂，构造线方向以南北向为主。由西向东可分为：盐源－丽江台缘拗陷（）、川滇南北向隆起带（）、滇东－黔北台褶带（）3个次级构造单元。

盐源－丽江台缘拗陷带为峨眉山玄武岩覆盖厚度最大、分布最为广泛的地区，位于金河－箐河和锦屏－小金河2条断裂带之间，近南北向展布，呈向南东方向凸起的圆弧形构造，到盐源地区范围逐渐变宽。

川滇南北向隆起带是扬子地台西南缘最重要的构造带，长度约1 000km，宽度由几十千米到百余千米，西界为金河－箐河断裂，东界为小江断裂，北界于石棉略有收敛，南界交汇于金沙江－红河断裂带。

滇东－黔北台褶带是指小江断裂以东、弥勒－师宗断裂北西的云贵川地区。台褶带里的沉积物显示该处经过了强烈的地壳拗陷。

图1 扬子地台西南缘构造单元划分图［1］Fig.1 Tectonic units division diagram of the south-west margin of Yangtze Platform

二叠纪是峨眉山玄武岩喷发的主要时期。早二叠世晚期，康滇古陆以东的部分地区开始有玄武岩喷发，古陆以西仍为半深海－浅海环境。晚二叠世早期，扬子地台大部分隆升，康滇古陆以东的大部分地区变为内陆盆地，并发生大规模的大陆溢流相的玄武岩喷发，古陆以西的盐源－丽江地区，则形成海陆交互相的玄武岩喷发。晚二叠世晚期，扬子板块又下沉，变为海陆交互环境。

1.2 空间分布

峨眉山玄武岩空间分布受断裂带控制，呈走向近于南北的长菱形。根据岩浆的喷出相、岩石组合等时空变化规律，将其划为：东岩区（贵州高原区，为小江断裂带以东云贵川三省内分布的玄武岩区）、中岩区（攀西裂谷岩区，即东、西岩区间的玄武岩区）、西岩区（盐源－丽江岩区，为龙门山断裂、哀牢山－红河断裂带间隆起的玄武岩区）［2］（图2）。

根据玄武岩喷发的古地理环境可知，无论是陆相还是海相，岩浆首先喷发于康滇古陆两侧。其中东岩区以陆相为主，中岩区为海陆交互相，西岩区则主要为海相。

图2 中国西南峨眉山玄武岩分布略图Fig.2 Distribution map of the Emeishan basalt in the southwest of China（据何斌等改编，2011）

1.3 岩相学与岩石学特征

峨眉山玄武岩喷发的完整旋回可分为：底部为厚度不均的火山角砾集块岩，中部为含韵律变化的巨大熔岩流，顶部大多有凝灰岩或正常沉积岩夹层［3］。每一旋回形成的岩石从下往上分别为：致密块状玄武岩－斑状玄武岩－气孔或杏仁状玄武岩。

据研究，峨眉山玄武岩各岩区都具有：①玄武岩多为裂隙式喷发，时有中心式喷发；②岩石组分复杂，主要岩石为致密块状玄武岩、斑状玄武岩、杏仁（或气孔）状玄武岩、凝灰岩等［4］。

峨眉山玄武岩的成因大致有：①地核和地幔边界或者以上由于地幔热柱的存在，使地温大幅度升高，导致地幔部分发生熔融，产生了巨量岩浆［5，6］；②地幔热柱上升时，引起上地幔温度增高，使得地幔熔融，并伴有岩石圈减压熔融［7，8］；③地幔对流造成局部因强烈受阻而受挤上涌，使地幔温度升高，形成岩浆［9，10］。可见对峨眉山玄武岩成因机理的认识存在较大差异，这不仅说明其成因复杂，而且也说明3个岩区的玄武岩岩相学也有一定差异（表1）。

1.4 地球化学特征

主要元素特征［11］：

a.SiO2质量分数（w）变化范围小（46.90%～50.79%），平均为48.54%；K2O 多数较低，个别样品较高，Na2O＞K2O为主要特征；A12O3质量分数变化不大（13%～14%），个别样品达17%；TiO2质量分数为1%～4%，变化较大。

b.根据玄武岩的4种氧化物（SiO2、TiO2、Al2O3、〈FeO〉）含量划分的玄武岩类型，主要为拉斑系列与碱性系列过渡型岩石。

c.玄武岩分为wTiO2≥2.8%的高钛玄武岩和wTiO2＜2.8%低钛玄武岩两类［5］。东岩区岩性单一，多见高钛玄武岩；西岩区岩性比东岩区略复杂，以低钛玄武岩为主，部分高钛玄武岩。其中，高钛玄武岩和低钛玄武岩的成因，或许是来自于不同地幔源区且熔融程度不同的结果。

表1 峨眉山玄武岩不同岩区岩相对比表Table 1 Lithofacies contrast of the Emeishan basalts from different rock areas

微量元素地球化学特征［12］：

虽然峨眉山玄武岩3个岩区的微量元素含量具很大的变化范围，但各个岩区的微量元素配分模式（图3、图4）和稀土元素配分模式的形态却近似相同。

图3 峨眉山玄武岩微量元素配分模式Fig.3 Trace element distribution patterns of the Emeishan basalt

图4 峨眉山玄武岩REE配分模式Fig.4 REE distribution patterns of the Emeishan basalt

图5 峨眉山玄武岩Th-Hf/3-Ta图Fig.5 Th-Hf/3-Ta diagram of the Emeishan basalt（作图方法据 Wood，1980）

微量元素比值及有关图解是判别玄武岩形成环境的有效方法。在 Wood（1980）的 Th-（Hf/3）-Ta图中（图5），3个岩区的样品都集中在富集型洋中脊玄武岩、板内玄武岩和岛弧拉斑玄武岩的交接区域。在 Meschede（1986）的（Zr/4）-2Nb-Y图中（图6），绝大部分东岩区和中岩区样品分布在板内拉斑玄武岩和板内碱性玄武岩区域；西岩区样品除分布在板内拉斑玄武岩和板内碱性玄武岩区域外，部分样品还分布在富集型洋脊玄武岩和火山弧玄武岩区域。在汪云亮等［13］和作者［14］的玄武岩形成环境高场强元素判别图（图7）上，3个岩区大部分样品分布在大陆板内陆内裂谷（或陆缘裂谷）拉斑玄武岩和大陆拉张玄武岩区域，小部分样品分布在地幔柱玄武岩区（图7-C）。

上述特征表明，虽然各岩区玄武岩的岩石学特征有一定的差异，但岩浆源区相似。

图6 峨眉山玄武岩Zr/4-2Nb-Y图Fig.6 Zr/4-2Nb-Y diagram of the Emeishan basalt（作图方法据Mechede，1986）

图7 峨眉山玄武岩三大岩区构造环境高场强元素判别图Fig.7 Tectonic settings identification scheme of the basalts by the high field strength elements

2 结构面类型

2.1 结构面分类

玄武岩的原生结构面：指玄武岩在喷发、冷凝过程中形成的各类结构面，是成岩过程中形成的相对较软弱的面，它使玄武岩表现出似层状构造，并且还被后期的浅表生改造和构造运动所利用，使岩体力学性质降低。在构造作用下形成的多数层间错动带和部分层内错动带均为沿此类结构面发育而成。包括：①由岩浆侵入于早期玄武岩中形成的侵入结构面（流面）；②海相喷发形成的枕状构造；③岩浆冷凝形成的柱状节理；④岩浆喷发间断界面上的凝灰岩夹层和沉积夹层；⑤岩浆爆裂式喷发形成的集块岩和火山角砾岩层；⑥各类蚀变结构面等（表2）。

玄武岩的构造结构面：主要是由于构造运动，使岩流层沿着早期的原生结构面和节理、裂隙发生剪切错动，所产生的层间错动带和层内错动带（表3）。它们构成了坝区主要的软弱结构面。由于层内和层间错动带分布广、数量多，且对岩体的结构条件和完整性产生很大影响，对岩体的工程地质特性有较大的控制作用，是工程地质问题中重要的控制性边界条件之一。

表2 玄武岩原生结构面特征Table 2 The characteristics of the primary structural plane of the basalt

玄武岩的浅表生结构面：因河谷下切，卸荷引起应力场分异调整而发生岩体的变形破裂改造。表现为原有岩体的物质组成与结构发生变化，使其工程地质性状变差，其内出现隐微裂隙，并产生新的结构面（表4）。

2.2 结构面类型

三大岩区玄武岩岩浆源区大地构造环境都属于分离的大陆板块边缘裂谷环境，但是由于岩浆喷发时东岩区为滇东－黔北台褶带，中岩区为康滇隆起带，西岩区为盐源－丽江台缘拗陷，并且东岩区的岩相古地理环境为陆相，中岩区的古地理环境为海陆交互相，西岩区则为海相，因此三大岩区所形成的玄武岩结构面类型有很大差异。东岩区主要是集块岩和火山角砾岩夹层、凝灰岩夹层、柱状节理、沉积岩夹层等所形成的原生结构面；中岩区以侵入结构面（流面）、蚀变结构面及风化卸荷结构面最为明显；西岩区则发育构造结构面、蚀变结构面以及枕状构造。

2.2.1 玄武岩喷发间断形成的结构面特征

峨眉山玄武岩在西南地区大面积分布，而且从东到西厚度逐渐增加，并具有多次喷发旋回。在研究了5个水电站（分属于三大岩区，图8）的玄武岩喷发间断界面特征后发现，每次喷发间断期，都形成了不同类型、不同程度的岩浆喷发间断面，即结构面。主要分为2种类型：①岩浆早期爆裂式喷发形成的，由颗粒粗大、具较大孔隙的火山角砾岩、火山集块岩构成的结构面。这类结构面主要分布在各喷发旋回的底部，在东岩区和中岩区最为发育。②岩浆喷发间歇期形成的，由火山沉积碎屑岩和正常沉积物构成的结构面，如凝灰岩、沉积岩、煤层等软岩夹层。这类结构面主要存在于各喷发旋回的顶部，以东岩区最为发育。

表3 玄武岩构造结构面特征Table 3 The characteristics of the structural plane of the basalt

表4 玄武岩浅表生结构面特征Table 4 The characteristics of the epigenetic structural plane of the basalt

图8 所研究的水电站在三大岩区中的位置Fig.8 Location of the studied hydropower stations in three rock regions（改自何斌等［15］，2011）

a.凝灰岩夹层特征

凝灰岩的凝灰是指由半数以上粒径＜2mm的火山碎屑物（岩屑、晶屑、玻屑和火山灰颗粒）组成的结构。凝灰岩具有异常高的化学活性（成粉的凝灰岩常温下会生成具凝胶性的水化物）、多孔性（平均孔隙度为55.46%）、膨胀性（酸性的凝灰岩玻璃质在高温瞬时灼烧下，体积将膨胀数倍至几十倍）、复矿性（不稳定，易蚀变，在水介质中经水解脱玻，向沸石类、蒙脱石类矿物或高岭土、埃洛石类矿物转化）等性质［16］，这些性质说明凝灰岩的工程力学性质极易变差，在玄武岩坝基的水电站中，凝灰岩层常由于构造作用形成软弱结构面。

三大岩区出露的峨眉山玄武岩每个喷发旋回顶部都有凝灰岩夹层出露，尤其以东岩区出露的旋回层数最多，最为典型。

b.火山角砾集块岩夹层特征

火山角砾岩指火山碎屑物由大小不等的熔岩角砾组成，且半数以上粒径为0.2～0.5cm，不具层理，角砾之间常有火山灰充填，经压实胶结后成岩，多分布在火山口附近。

集块岩是指碎屑物一半以上的粒径＞5cm，呈棱角状，具集块结构，由火山弹及熔岩碎块堆积而成，也常混入一些火山管道的围岩碎屑。集块岩是由细粒级岩屑、角砾、晶屑及火山灰压实胶结而成岩，多分布于火山通道内外，通道外的堆积形成火山锥。

火山集块岩和火山角砾岩颗粒间的高孔隙率和疏松结构，使其所在层位为工程中的一个薄弱面。

c.沉积岩夹层构成的软弱结构面特征

沉积岩夹层是火山碎屑物落入水盆地中与正常沉积物（泥、砂、砾石等）混杂，经化学沉积物和黏土物质胶结与压实方式成岩的火山作用同期产物，即火山熔岩中包含了砂、泥岩、硅质岩和碳酸盐岩等，该类岩石层理比较明显，韵律比较清楚。在碎屑物中可见到已被磨圆的砾石或砂粒，此外还混杂有硅质矿物、黏土矿物以及碳酸盐矿物等，有时还保存有硅化木等化石，这就有别于层状火山碎屑岩［17］。

沉积岩夹层与玄武岩的物理化学性质具有很大的差异，是玄武岩体中最重要的构造薄弱部位，也是工程上的软弱结构面之一。

2.2.2 玄武岩柱状节理结构面特征

柱状节理是发育于火山岩中的一种原生张性破裂构造，尤其以发育于玄武岩中的最为完好、典型。因此，一般所称的柱状节理构造，均专指玄武岩柱状节理构造。柱状节理多见于厚层玄武岩熔岩中，它往往将岩体切割成规则的六面体或八面体长柱体，柱体长轴方向常垂直于熔岩层的溢流面。

玄武岩通常较完整、强度高、抗风化能力强，但玄武岩喷发韵律形成的层间错动带、受外力及其他作用形成的层内错动带和玄武岩中普遍发育的柱状节理，常造成岩体破碎、不完整，使其力学强度等级降低。

柱状节理的柱体内还发育原生微裂隙（熔岩冷凝形成，具一定规律的破裂构造）及缓倾角顺层节理（柱状节理形成后，岩浆冷凝中后期沿玄武岩溢流面形成，将柱状节理切为几段，断面完整）。微裂隙分为平行柱状节理面的微裂隙（简称纵向微裂隙，是柱状节理面形成后，岩浆继续冷凝过程中形成）和垂直柱状节理面的微裂隙（简称横向微裂隙，与层面近平行）［18］。

柱状节理对岩体的影响常表现为以下2个方面：①柱状节理将岩体切割成具有一定规则的、近似垂直于熔岩溢流面的多边形长柱体。②玄武岩柱体内的纵向及横向微裂隙和缓倾角顺层节理，是岩体中的软弱结构面，它使岩体表现出似层状结构和各向异性，并且被岩体后期的构造作用和表生改造，加重其软弱性，从而进一步弱化岩体强度，影响岩体的完整性［19］。

2.2.3 侵入结构面、蚀变结构面特征

a.侵入结构面特征

峨眉山玄武岩体中的侵入结构面是指后期岩浆侵入于早期形成的玄武岩中形成的结构面。侵入体（如正长岩）与玄武岩接触面既构成了一条相对薄弱地带，即侵入结构面，同时岩浆侵入时的热流体对围岩产生交代形成蚀变带，即蚀变结构面。因此，侵入结构面和蚀变结构面常是相伴出现的。

在中岩区，峨眉山玄武岩喷发后期，伴有大量岩浆的侵入，侵入结构面非常发育。

b.蚀变结构面特征

在玄武岩与围岩接触界面间由于有一定温度和压力的岩体侵入，发生物理和化学反应，形成蚀变矿物（如绿帘石、绿泥石等）。它们呈薄膜状、细脉状分布在节理或挤压接触界面之间，不仅降低结构面强度，而且形成蚀变结构面或蚀变岩带。此类蚀变结构面是工程上常见的一种软弱结构面。

2.2.4 风化卸荷结构面特征

风化卸荷作用使岩体应力松弛、结构面裂开、岩体卸荷回弹、强度降低等。对于深切峡谷，谷坡两岸表层岩体的松动、变形、失稳、破坏等现象都是以风化卸荷为基础的。从工程角度来看，风化卸荷的结果主要为：①使岩体完整性变差（即产生风化卸荷结构面）；②使岩体的物理力学性质降低［20］。

3 结构面的成生规律

3.1 凝灰岩夹层的成生规律

峨眉山玄武岩凝灰岩夹层主要分布在东岩区。该区域典型玄武岩喷发序列一般是从下而上分为三大旋回（每个旋回下粗上细，即由集块岩过渡为角砾熔岩至凝灰岩）4个岩性段：第一岩性段，主要是爆发相的火山角砾岩，角砾粒径有时可达到50cm，岩性段厚度可达351.9m；第二和三岩性段，以单一的溢出相斑状玄武岩为主，喷发韵律不发育，其间有凝灰岩夹层相隔，第三岩性段厚度＞200m，顶部有一层厚度为8～16m的凝灰质泥岩，呈断续分布；第四岩性段，由下而上分为致密状－气孔（或杏仁状）-角砾状玄武岩，中间和顶部都有凝灰岩夹层，厚度分别是2～10m和0.53～9.29m，共有5～7个喷发韵律旋回，局部层位夹有含凝灰质的泥岩和含碳凝灰质泥岩（图9）。第四岩性段中含碳凝灰质夹层的出现，说明峨眉山玄武岩岩浆喷发的晚期尚有地表浅水环境存在，并且含碳凝灰质夹层的出露部位也是滇东北玄武岩岩层中的岩体强度较弱层位，同时还是重要的赋矿、含煤层位（图9、图10）。

浅水湖盆的形成及火山气液活动是由于岩浆多次的韵律性喷发造成的，同时也使得峨眉山玄武岩区的凝灰岩夹层多次出现。如东岩区的白鹤滩电站的凝灰岩夹层多达14层（表5），溪洛渡水电站凝灰岩夹层多达11层等。

相对于东岩区，中岩区和西岩区玄武岩浆喷发以溢出相为主，喷发作用较连续，间歇期次较少，因此，凝灰岩夹层发育程度较东岩区少。

3.2 火山角砾集块岩夹层的成生规律

火山集块岩和火山角砾岩的形成主要受岩浆喷发方式、岩浆的黏度以及喷发环境的控制。当相对偏酸性和偏碱性的玄武岩浆在陆相环境下爆裂式喷发时，易形成火山集块岩和火山角砾岩。

峨眉山玄武岩自西向东，酸性程度逐渐增强，喷发环境由海相逐渐变化为陆相。偏碱性玄武岩在中岩区特别发育，故火山集块岩和火山角砾岩在中、东岩区远较西岩区发育。如中岩区的二滩地区、东岩区的溪洛渡电站火山集块岩和火山角砾岩非常发育（表5）。

又如东岩区贵州地区峨眉山玄武岩的喷发次数似乎与其形成厚度成正比，最多达24次。所形成的火山岩层序列可明显分为3部分：下部发育具有角砾－块砾级的火山角砾岩和集块岩（图11）；中部多为巨厚的火山熔岩；上部则主要是细火山碎屑岩或者是细火山碎屑岩与熔岩互层，岩层薄但间断多［21］。

纵观所研究的5个水电站的玄武岩结构面类型、特征，可知东岩区玄武岩的结构面除了具多次喷发形成的凝灰岩夹层外，集块岩、火山角砾岩夹层也很发育（图11），这与该处玄武岩的爆裂式喷发方式和陆相环境有关。

图9 攀西裂谷东缘（东岩区）峨眉山玄武岩柱状对比图Fig.9 Column comparison of the Emeishan basalt on the Panxi rift eastern margin（据骆耀南［22］，1982）

图10 滇东北地区玄武岩铜矿含矿岩系综合柱状图Fig.10 Synthesis column of the ore-bearing rock series in the basalt copper deposit in the northeastern area of Yunnan（据侯蜀光等［23］，2007）

表5 溪洛渡水电站坝区岩流层特征Table 5 Characteristics of the lava flow layers in the dam area of the Xiluodu hydropower station

3.3 沉积岩夹层的成生规律

图11 贵州峨眉山玄武岩综合柱状图Fig.11 Synthetic column of the Emeishan basalts in Guizhou（据伍广宇，2003）

玄武岩中沉积岩夹层的发育程度主要受岩浆喷发的旋回、间歇期次和古地理环境控制。其中，东岩区岩浆喷发旋回多且间断时间长，加之处于陆相湖泊环境，因此东岩区玄武岩中沉积岩夹层具有层数多、厚度大、岩石类型复杂的特点，如贵州地区（图11）。相反，西岩区岩浆喷发较连续，旋回少且间断时间短，处于海相环境，因此该岩区玄武岩中沉积岩夹层较少。中岩区介于上述二者之间。

3.4 玄武岩柱状节理的成生规律

玄武岩柱状节理的形成与发育和熔岩的流动层面的冷凝收缩作用、岩浆喷发方式、岩石类型、岩层均一程度、厚度以及喷发环境等有关。一般来说，溢流相致密块状的熔岩类，当其岩层厚度相对较大，内部物质组成和结构相对均一，且在陆相环境下喷发时，有利于柱状节理的形成。

西岩区玄武岩尽管厚度大，熔岩发育，但属海相喷发，不利于柱状节理的形成，但易形成枕状构造。

东岩区玄武岩属陆相喷发环境，为致密块状熔岩发育、厚度相对较大、岩层内部物质组成和结构相对均一的地区，易形成柱状节理。如白鹤滩水电站。

3.5 侵入结构面、蚀变结构面的成生规律

侵入结构面和蚀变结构面的形成与玄武岩浆的喷发无关，主要与后期岩浆的侵入和热流体活动有关。后期岩浆侵入于早期形成的玄武岩中，一方面使玄武岩的围岩遭受挤压破碎，侵入体与玄武岩接触面构成了一条相对薄弱地带，形成侵入结构面。更重要的是岩浆侵入时的热流体对玄武岩产生交代形成蚀变带，即蚀变结构面。因此，侵入结构面和蚀变结构面常相伴出现，在构造和热流体强烈活动地区，蚀变结构面与构造结构面也常相伴出现。

峨眉山玄武岩中的侵入结构面（流面）和蚀变结构面主要见于中岩区，这与该区所处的大地构造环境密切相关，中岩区处于康滇地轴或攀西裂谷核心地带，岩浆活动频繁，构造运动和变质作用异常强烈。在玄武岩喷发的后期，伴随有大量岩浆的侵入活动，侵入结构面非常发育；之后，在燕山期和喜马拉雅期继续遭受强烈的构造、岩浆作用和变质改造，使得该区的玄武岩体支离破碎，蚀变强烈，岩体力学强度下降。

西岩区由于玄武岩喷发环境为海相，岩石类型偏超基性，燕山晚期和喜马拉雅期构造活动强烈，玄武岩的蚀变作用也较强烈，造成蚀变结构面与构造结构面相伴出现。而东岩区，在玄武岩形成后一直处于相对稳定的地区，构造岩浆活动弱，因此，侵入结构面和蚀变结构面不甚发育。

3.6 风化卸荷结构面的成生规律

风化卸荷结构面形成的核心作用是由于岩体的风化、蚀变和构造破坏，使岩体完整性变差，差异风化强烈，导致岩体应力松弛、结构面裂开、岩体卸荷回弹，弹性模量、强度降低等。因此，风化卸荷形成的结构面的发育程度除了与地形地貌、风化作用强度密切相关以外，还与各类原生结构面、构造结构面有关。

中岩区，由于玄武岩中侵入结构面（流面）和构造结构面的强烈发育，使得玄武岩体支离破碎，完整性降低，不同岩性结构面的差异风化显著。加之该区处于地壳升降运动频繁的高山峡谷地带，而且大多数河流垂直区域最大主应力方向，导致表生改造期卸荷强烈，即风化作用非常强烈。因此，风化卸荷结构面在中岩区发育。

西岩区与中岩区相比，除沿河谷地带玄武岩体中的风化卸荷结构面较为发育以外，侵入结构面（流面）发育程度较低。

东岩区地势相对平坦，风化卸荷结构面的发育程度与中岩区和西岩区相比明显较低，玄武岩中侵入结构面和构造结构面也不甚发育，但在凝灰岩、沉积岩夹层发育较多的地区或柱状节理强烈发育区，如果地势略陡峭，风化卸荷结构面在局部也有发育。

4 结论

a.虽然峨眉山玄武岩不同岩区岩浆源区大地构造环境都属于分离的大陆板块边缘的裂谷环境，但是由于岩浆的喷发旋回、方式和环境不同，所形成的玄武岩的岩石类型、结构构造和结构面类型等都有很大的区别。

b.峨眉山玄武岩结构面可分为3类：①原生结构面，指玄武岩在喷发冷凝过程中形成的各类结构面，主要包括侵入结构面（由后期岩浆侵入于早期玄武岩中形成的）、枕状构造（海相喷发形成）、玄武岩柱状节理（岩浆冷凝收缩形成）、凝灰岩夹层和沉积岩夹层（在玄武岩岩浆喷发间断界面上形成的）、集块岩和火山角砾岩夹层（岩浆爆裂式喷发形成的）。②构造结构面，由于构造运动，使岩流层沿着早期形成的结构面和节理面、裂隙面发生岩层间或层内的剪切错动，形成层间错动带和层内错动带。③浅表生结构面，指因河谷下切，卸荷引起应力场分异调整而发生的变形破裂改造，主要表现为工程地质性状变差，早期结构面处的物质组成与结构发生较大变化，隐性及显微裂隙明显，同时产生一些新的结构面。

c.东岩区在玄武岩形成后，由于一直处于相对稳定的地区，构造岩浆活动弱，侵入结构面和蚀变结构面不甚发育，玄武岩以喷发旋回多、凝灰岩和沉积岩夹层多且厚为特征，以凝灰岩夹层形成的层间错动带、冷凝收缩形成的柱状节理、火山爆裂式喷发形成的集块岩、火山角砾岩夹层构成的结构面以及沉积岩夹层结构面为主；中岩区在大地构造上处于康滇地轴或攀西裂谷核心地带，由于在燕山期和喜马拉雅期遭受强烈的构造、岩浆作用和变质改造，使得玄武岩体支离破碎，蚀变结构面以及风化、卸荷结构面发育；西岩区由于玄武岩喷发环境为海相，岩石类型偏超基性，燕山晚期和喜马拉雅期构造活动强烈，以枕状构造结构面、蚀变结构面和构造结构面最具特征。

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