岩浆岩岩石学(2)

4) 火山沉陷作用
火山沉陷作用是代表环形杂岩体特征的一种侵位机制。在近地表 地区，如果已就位的岩浆房因岩浆喷发作用而变得空虚，上部的岩层 就会断裂成块体发生沉陷，围岩中形成环状裂隙，岩浆则趁虚而入形 成环状杂岩体。
★在所有的侵位机制中，岩浆的密度大小始终是控制岩浆 上升的最重要的因素。
第三节、岩浆的性质
3) 时间的积聚
在不考虑加热的方式前提下，如果升温增加了原始温度的10%发生熔 融，那么对橄榄岩而言，纯加热时间约需1000Ma(10亿年) ，若源区放射性 元素富集程度10倍于正常地幔，则加热时间会降低至100Ma(1亿年)。 对于 花岗岩来说，则为53Ma。
4) 其它因素
地幔或地壳内部由于粘性剪切力的作用也可以导致局部增温诱发岩石熔 融而形成岩浆。如在上地幔靠近俯冲带的区域或地壳内沿深大断裂带的地 区都有可能产生热异常热能并发生不同规模的熔融作用。
岩浆岩上升侵位的机制有： 1) 底辟作用
包括底辟上升和底辟侵位两个过程，是 一个连续过程。岩浆加热顶部围岩而使其 粘度降低，自身则因浮力上升，迫使围岩 向下流动，并占据其腾出的空间—这就是 底辟作用。底辟侵位的主要驱动力是岩浆 的浮力和热动力。底辟侵位一般可以分早 期穹隆阶段、中期底辟上升阶段和晚期侧 向挤断阶段。
■问题：地壳会不会亏损Si、Al、Ca、Na和K等元素？
第二节、岩浆的形成与运移
一、岩浆的形成(magma formation) ★岩浆形成的方式—— 熔融或部分熔融(对于源区岩石) 温度升高、压力降低和成分的变化(水和CO2加入)。 ★岩浆形成的基本条件 1、要有源区的岩石，即岩浆形成之前已经有存在于地幔或地 壳的岩石作为熔融岩浆的母岩； 2、要有足够热能的积聚；
2) 顶蚀作用
热的岩浆上升，引起ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ部围岩被 挖蚀、炸裂，在顶部围岩炸裂块体 下沉的同时，岩浆侵入到裂隙中， 如此反复，岩浆体可实现向上迁 延、侵位。 由于需要大量的岩浆来填充下沉 岩块间的空隙，因此这种侵位机制 不可能使岩浆产生较大的上升距 离。
3) 岩墙扩展作用
岩墙扩展作用是指岩浆在压力驱动下注入围岩裂隙，并通过挤压围 岩使其扩展成狭窄的岩浆通道(岩墙)，并沿该通道上升。其主要发生 在张性断裂带中。如洋壳中的辉绿岩岩墙就是在洋中脊伸展构造环境 下沿张性断裂上升、侵位的。
2) 热能的积聚
地幔或地壳源区的岩石只有当该区的热能累积达到和持续保持岩石熔融 的温度(固相线温度)时，岩浆才会形成。虽然自地表至地球内部，随着深 度的增大，地温会逐渐增高，但如果没有额外的热能，一般情况下是不可 能产生岩浆的。目前，公认的热能来源有两个：一是热流(热的物质流或热 流体流)进入某地区产生热对流，导致热能的积累和温度上升；另一个是源 区含有不移动的放射性生热元素(U、Th和K)，通过长期衰变产生热能导致 所在地区的温度升高。
二、岩浆的分凝
岩浆分凝(magma segragation)是指熔融的岩浆液滴从源区岩石的颗粒之间 分离集中的作用。其控制因素有：(1)熔体分数(即部分熔融程度)、(2)源区岩 石的渗透性、(3)熔体密度与残留固体密度的差所产生的浮力、(4)残留固相 与熔体的流变性(主要是粘度)和(5)源区岩石的范围等5方面。 随着熔融量增大，熔体可以就地 (in situ)或移动上升一段距离而在不 同深度聚集成岩浆房(magma chamber)。( 中间岩浆房、次生岩浆房) 岩浆岩房的规模变化较大，一般与熔融程度和构造部位关系密切。扩张 中心、地幔柱、俯冲带、裂谷带及构造活动 区的剪切带下面都可能有岩浆房发育。岩浆 房形状有囊状、层状、水平的盘状、席状等 岩浆岩数量少时，不能形成岩浆房，岩浆分 凝体可以呈交叉的网状、透镜状、长的线状 等形态。
★岩浆形成的构造背景(大地构造位置)
1) 上地幔(玄武岩浆)、下地壳(花岗岩浆)。(纵向上) 2) 大陆(玄武岩浆、花岗岩浆) 、大洋(玄武岩浆) 和 大 陆与大洋之间的 板块俯冲带( 安山岩浆)。(横向上)
(a)建设性板块边缘－离散型板块边界, 包括大洋中脊和弧后扩张中心； (b)破坏性板块边缘－会聚型板块边界, 包括岛弧和活动大陆边缘； (c)大洋板内环境, 指洋岛。 (d)大陆板内环境, 包括大陆高原玄武岩、 大陆裂谷带、与裂谷带无关的钾质/超钾 质岩浆作用(包括金伯利岩).
(一) 岩浆的成分
主要元素(major elements): 对碳酸岩浆而言, 以CaO和CO2为主; 对硅酸 盐岩浆而言, 以SiO2为主, 其次有Al2O3, FeO, CaO, MgO, Na2O, K2O 等, 为主 要元素, 占95%以上。根据SiO2的含量可分为超基性岩(不同于超镁铁岩)， 基性岩, 中性岩，酸性岩等，SiO2含量越高则酸度越高。岩浆岩化学成分的 基本度量为A/CNK值。当Al2O3>CaO+Na2O+K2O (分子数比)时，为铝过饱 和岩石，含长石、云母，甚至堇青石、红柱石和石榴石；当CaO+Na2O +K2O>Al2O3>K2O+Na2O, 为钙碱性岩石；Al2O3<K2O+Na2O, 为碱过饱和岩 石(碱性岩)。 其次是挥发分(volatile), 占几％的分量，包括H2O, CO2, F, Cl, B, SO3 等。 其含量取决于温压条件，温度高则溶解度低，压力高则溶解度高，因此， 深成岩富挥发分而喷出岩贫挥发分。了解岩浆中挥发份有两种途径： 一是直接从现代火山喷发的气体中取得；二是通过岩石中的流体包裹体获 得。
三、岩浆的上升和侵位(magma ascent and emplacement) 岩浆分凝后，如果岩浆的密度低于源区岩石，则可以产生重 力不稳定性和浮力而导致岩浆上升。当岩浆上升至与其密度相 当的围岩中时，岩浆体停止移动而形成侵入岩。这一位置可称 为平衡浮力高度(the level of neutral buoyancy)。然而，形成于 高压条件下的岩浆，在减压时也可以上升至高于这一位置，直 至喷出地表。 岩浆上升的动力是密度差和由于张开裂隙而发生的减压 用。后者往往与构造作用有关。
因此，岩浆肯定是由已经存在的地幔或地壳岩石经过熔融 或部分熔融形成的。它可以全部由液相的熔体组成，也可以含 有部分固态物质和挥发份。由于岩浆源区的岩石(源岩)主要为 硅酸盐，所以岩浆的主要组成也应该为硅酸盐。 根据上面的叙述，我们可以将岩浆的概念归纳如下：岩浆 是地下深处(上地幔或下地壳)岩石部分熔融形成的、富含挥发 份的、高温粘稠的、以硅酸盐为主的熔融体，有时可含有少量 固态物质。 当岩浆产生后，在通过地幔和/或地壳上升到地表或近地表 的途中，所发生的各种变化的复杂过程就称为岩浆作用 (magmatism)。它可以喷出地表，也可以侵入于地壳之中。
1) 源区的岩石
什么类型的源区岩石(source rocks)能够产生岩浆？它们之间在成分上存 在什么样的关系？这是岩浆岩成因研究的一个关键问题。 目前，通过3种途径可以了解岩浆源区岩石的特征，从而研究它们的成分 及其对形成岩浆的制约。 (a) 寻找岩浆中的深源捕虏体，它们中间 一部分可能代表了岩浆源区的岩石； (b) 通过岩浆岩的化学成分特征来 反演源区状态。如果岩浆形成于某 源区，那么岩浆和由它结晶形成的 岩浆岩的化学成分必定反映了源区 岩石的某些化学成分特征； (c) 通过高温高压实验。将不同类型 的岩石作为源岩，在不同压力、不同 温度和不同挥发份的条件下进行熔融 实验，从而获得在不同熔融比例下的岩浆类型。
★岩浆的类型 1、原始岩浆(primitive magma):由原始的地幔岩石经熔融或部分熔融作用 形成的岩浆。原始地幔岩石是指在它形成以后，从未遭受过熔融或其它作 用，所以它的成分没有发生过演变。原始岩浆在形成以后，也没有发生过成 分的变异。 2、原生岩浆(primary magma): 是由上地幔或下地壳岩石经熔融或部分熔 融作用形成的成分未发生变异的岩浆。 注意点：它强调的是形成的岩浆一定未发生过成分的变化，而不考虑源区岩 是否已经遭受过熔融作用或成分的变化。原始岩浆一定是原生岩浆。 3、母岩浆(parent magma)和派(次)生岩浆(derivative magma): 能够通过各种作用(分异作用、同化混染作用、混合作用等) 产生各种次 生岩浆的独立的液态岩浆称为母岩浆。原始岩浆和原生岩浆可以成为母岩、 浆，但反过来就不一定。由母岩浆经过分异作用形成的岩浆就是次生岩浆。 因此，母岩浆与次生岩浆具有成因联系，在成分上可形成相互联系的系列。 例如：玄武岩浆可通过分异作用产生安山岩和英安岩，从而形成了玄武岩— 安山岩—英安岩系列。(次生岩浆又可以称为进化岩浆-evolved magma)。
★原始岩浆形成于地球发展演化历史的最早阶段，随着时间的推移，地 幔不断地遭受部分熔融，相当部分容易进入液相的元素(Si、Al、Ca、Na和 K等)随着熔融作用而不断移出地幔源区而进入岩浆，从而使得地幔亏损了 上述元素，形成了化学上的亏损地幔(barren，depleted or infertile mantle)。亏损地幔再发生熔融作用产生的岩浆就不是原始岩浆，而只能是 原生岩浆 。如果在地幔中加入了Si、Al、Ca、Na和K等元素，则形成富集 地幔(fertile mantle)。富集地幔形成通常是通过地幔交代作用或地壳物质重 新返回地幔的再循环作用实现。 由于地壳是从地幔派生的，因此由地壳经熔融或部分熔融作用形成的 岩浆不可能是原始岩浆，它们可以是原生岩浆或母岩浆。 自然界主要的原生岩浆有玄武岩浆、安山岩浆和花岗岩浆等，其它的数 量很少。原生岩浆直接冷却结晶或各种次生岩浆的再冷却结晶形成了地球 表面多种多样的岩浆岩。
各类熔岩喷出温度的估计算值
(三) 岩浆的粘度
粘度是岩浆重要的物理性质之一。流体都具有粘度，粘度反映流体流 动的难易程度。岩浆的粘度取决于多种因素，如岩浆的成分、结构、温 度、压力和所含挥发份等。 1、岩浆中SiO2、Al2O3、Cr2O3含量高，岩浆的粘度就大。其中，最具影 响的是SiO2含量； 2、岩浆粘度与温度关系密切，温度增高则粘度显著降低，流动性增加； 3、岩浆中的挥发分可促进(SiO4)聚合体分解，降低粘度。岩浆粘度会影 响岩浆上升的速度和岩浆岩的结构、构造、产状等；
★日本有珠火山昭和新山气孔上收集的气体分析结果
此外还有微量元素(trace elements), 包括稀土元素(REE)和同位素 (isotopes)，总量不足1％，但对研究岩浆成因最重要。微量元素包括Rb, Sr, Ba, Cs等LIL (large ion lithophile elements), 及REE, Th, U, Ce, Pb, Zr, Hf, Ti, Nb, Ta等高场强元素(HFS, high field strength elements)， 同位素 有K-Ar, Rb-Sr, Sm-Nd, Lu-Hf, Re-Os, U-Th-Pb等放射性同位素及O, S等 稳定同位素。现代分析技术的发展使微量元素和同位素地球化学研究成 为可能。
(二) 岩浆的温度
岩浆的温度很高。由基性玄武岩浆到酸性花岗岩浆，温度依次降低，从 1225℃降到735℃C。温度与成分，特别是SiO2 含量有关。岩浆温度的获 得有三种方法：直接测量(光学测温器，热电偶测温器)、高温高压实验和 热力学温压计计算。 其中，玄武岩浆，一般1000 ~ 1200 °C ；安山岩浆，900 ~ 1000 °C ； 花岗岩浆，700~ 900 °C；
第二章 岩浆岩形成的物质基础
★本章主要介绍与岩浆有关的若干问题，包括岩浆的概 念与类型划分、岩浆的形成与运移、岩浆的性质、及岩浆的 多样性等方面的内容。 通过本章的学习，要求掌握什么是岩浆？它是怎么产生 的？岩浆自源区向上运移过程中所发生的系列变化及影响因 素。
第一节、岩浆的概念及类型划分
对于“岩浆” 的了解是通过对现代火山活动的观察与 研究建立起来的。通过观察发现，在火山喷发时，不 但有挥发份(气体)和火山碎屑存在，而且还有象“钢水” 一样的炽热的熔融物质从火山口溢流出来。这说明地 下深处 一定有一种高 温 炽热的熔融物质存 在，这种物质就是“岩 浆” (Magma)。 ★那么“岩浆”与从火 山口溢流出来的“熔岩 流”(Lava flow)有什么 区别？