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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
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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(welding compaction)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(compound cooling unit)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
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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
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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” (Standard ignimbrite flow unit)的概念，从剖面上划分为几个层次(图42)。 层a为地面涌流层(ground surge deposits)，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。
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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(fall out)又称空落(air fall)，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，
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火山岩相构造学
