岩浆运移动力学研究

岩浆运移动力学研究

1岩浆运移动力学岩浆岩从形成的源区向上倾斜，在地壳的一定部分定位或爆炸，形成丰富多样的深层岩浆岩、平坦岩浆岩、超平坦岩流和出流岩。促使岩浆从源区往上运移到目的区的作用称为岩浆运移作用(transportofmagma),而岩浆在地壳中定位过程便是岩浆侵位作用(emplacementofmagma)。关于岩浆的侵位,已有大量的研究工作和文献报道,涉及的研究内容包括岩浆侵位的方式与动力、岩浆侵位过程的组分分异及其与围岩相互作用等。已提出的岩浆侵位方式和机制主要有:底辟(diapirism)、“吹气球式”(ballooning)、顶板脱落(stopping)与垮塌(cauldronsubsidence)。其中“吹气球式”是Ramsay(1981)根据Chindamora花岗岩基周边围岩的变形与应变特征提出的,该模式较好地解释和解决了一些岩体侵位空间问题。近年来,越来越多的研究者开始注意变形构造对岩浆侵位的贡献,并提出一些新的岩浆侵位模式。如Hutton等指出活动剪切带的连续变形及其中的张扭性构造域可为花岗岩岩浆的侵位提供必要的空间,Castro等和Vigneresse进一步指出岩浆最初是沿一个垂直于最小主应力的构造面侵位的,Paterson等和Yoshinobu等对活动断层与大型韧性剪切带对花岗岩岩浆侵位的影响进行了讨论,Tikoff等认为剪切带中张性拉分区可为花岗岩基的侵位提供空间。我国构造学家和岩浆岩岩石学家也对岩浆侵位作用研究做出了许多创新性的贡献,如Zheng等较早地注意和研究了岩浆上侵过程所引发的接触带的构造变形,马昌前对北京周口店岩体成分分带与岩浆侵位的关系进行了讨论,李东旭等提出安徽凤凰山岩体的侵位是在膨胀和旋转中定位的,万天丰等研究并指出断玲珑复式岩体的岩浆是沿一条缓倾斜的郯庐分支断裂向上侵位的,Wang等对张性构造背景下岩浆的强力侵位与变质核杂岩的形成关系进行了研究。许顺山等、张进江、杨坤光等对花岗岩构造、同构造花岗岩的判别,及岩浆侵位机制等方面的国内外研究进展进行过总结和回顾。尽管岩浆在侵位过程也可有位移,但对于许多岩浆而言其距离相对于岩浆从源区到定位区的位移距离要小的多。如花岗岩浆通常形成于地壳20～40km的深处,花岗岩岩基及其伴生的火山活动出现于地壳0～10km的浅部、且大部分花岗岩岩基根部的深度为7±2km,也就是说这些花岗岩岩浆在地壳中上升和迁移了10～40km。正因为如此,岩浆的运移及其相关的科学问题已引起越来越多的地质学家的注意和重视,并成为岩浆动力学的前沿课题。岩浆运移动力学作为岩浆动力学的重要研究领域,其研究内容可概括为5个方面:运移方式、运移通道、运移途径、运移动力与运移过程的成矿作用。本文将就岩浆运移动力学研究所涉及的这5个方面的国内外研究现状与尚待进一步研究的科学问题进行了归纳、总结与回顾。2岩浆底辟过程模拟及研究进展岩浆运移方式(transportpattern)有2种相互对立的模式:底辟作用(diapirism)和破裂—岩墙运移(fracture-dike)。底辟作用(diapirism)既是岩浆侵位的重要方式,也是岩浆运移的重要方式。底辟(diapir)一词最早是由Mrazec从希腊语引入,是针对深成岩提出的,指大的椭圆状岩浆体在浮力驱动下上升的作用过程。该模式认为大的熔融岩浆体在密度差异、体积膨张、中心去气和构造压缩等因素的驱动下是通过“肩部顶开”(shoulderingaside)其迁移路途中的物质而上升。基本出发点认为较重岩层之下轻的粘性岩浆流体是不稳定的,其在外界扰动(即使是微小的)下岩浆流体开始失稳并出现局部的上隆和肩顶,进而在浮力的作用下往上推挤和迁移。VandenEeckhout等建议使用术语穿刺底辟(piercingdiapirs)和非穿刺底辟(non-piercingdiapirs)来分别描述岩浆体穿切和协调侵入围岩的两种情况。研究人员从理论和实验角度对底辟模式开展了大量的研究工作,如Grout较早地将离心机技术引入到岩浆底辟作用的模拟实验中,Ramberg将该方法进行了发展并开展多层模型的实验研究,Berner等和Schmeling等开展了岩浆底辟作用的有限元模拟研究,Whitehead等开展了岩浆底辟过程的流体动力学实验研究;又如Marsh发现一些球状和柱状岩浆底辟体其周围岩石在岩浆加热下可发生软化和韧性流动,Weinberg等对岩浆底辟上升过程围岩的应变速率和幂律行为进行了测定,Miller等和Dietl新提出了一种粘弹性底辟模型以克服弹性模型。破裂—岩墙运移模式(fractureanddyketransfermodel)认为:岩石的部分熔融过程是体积膨胀的过程,结果是新形成、被围限的熔体囊将获得较高的孔隙压力;当岩浆中流体压力大于岩石的强度时其围岩将失稳和破裂,岩浆注入破裂、形成岩墙;注入破裂的岩浆在浮力的作用下使破裂不断往上扩展,同时不断的有岩浆注入破裂;岩浆通过这样破裂—岩浆注入—破裂扩展—岩浆注入和前(上)移的方式而达到往上运移的目的[27,28,29,30,31,32,33,34,35,36,37,38,39,40,41,42,43]。这种破裂还可以是先存的和同生的断层和剪切带[1,4,35,36,37,38,39,40]。破裂—岩墙运移模式的研究可追朔到20世纪70年代初,Weertman注意到冰的开裂和水充填于裂缝中的现象,Weertman基于该现象提出在张应力作用下的弹性板块其与岩浆体接触处将在浮力驱使下形成从下往上扩展的破裂理论、并应用于解释大洋中脊的形成及其下玄武岩浆的上升与充填。自Aki等提出了一个上部地壳张性破裂中岩浆在浮力驱动下上升和运移的模式之后,越来越多的研究人员开始关注破裂和岩墙在岩浆运移中的作用,寻找花岗岩基之下有岩墙的现象与证据,探讨制约浆在岩墙内运移的岩浆粘度及其影响因素(温度和水的含量),并开展相关的物理和数学模拟研究。现在,破裂—岩墙运移模式被认为是花岗岩岩浆运移和侵位上地壳的现代理论。已有的研究成果显示,破裂—岩墙运移机制的运移效率较底辟机制要高。Marsh指出同样体积的岩浆通过破裂—岩墙机制运移其运移速度是通过底辟机制在同样温度条件和同样起终点的情况下运移速度的104倍;Mahon等研究认为花岗质岩浆底辟上升的速度小于10-8m/s,而3m宽岩墙的上升速度大约是10-3m/s、是底辟的105倍。计算结果还显示破裂—岩墙运移机制可以在较短的时间内将较大大规模的花岗岩浆从地壳深部运移到浅部。如一条长1km、宽3m的岩墙在浮力驱使下弹性破裂和岩墙往上扩展20km仅需8个月的时间,运移2000km3的岩基仅需900年。尽管破裂—岩墙运移模式是近20来年才提出的,但关于岩浆的侵位和运移机制一直是岩浆学家争论的问题。在20世纪的80年代以前的大部分时间,底辟侵位理论一直占统治地位。近年来,这种争论和讨论还在继续,一些研究者从围岩粘性角度对底辟模式进行了质疑,Clemens指出底辟模式缺乏野外地质记录的支持、野外找不到底辟作用应留下的一些形迹,Vigneresse等认为假如花岗岩浆是按底辟方式侵位和运移的话它就不可能上升到脆—韧性界面之上(地质事实不完全这样);另一方面,赞成底辟模式的研究人员进行了针锋相对的反驳与辩护,并提出了一些改进的模式,如Miller等和Dietl提出了粘弹性底辟模式(visco-elasticdiapirism)。这两种运移方式各有优缺点。现在一般认为岩浆的底辟主要发生于韧塑性的中下地壳,而大量的花岗岩浆是通过破裂—岩墙运移机制到达地壳浅部的。但是,这两种运移模式主要是针对花岗岩岩浆及其在地壳中迁移而提出的,该机制是否适用于基性岩浆、是否适用于上地幔岩石圈流体(如基性岩浆)的迁移特征尚待研究。对于上地幔岩石圈中流体是以何种方式迁移、及上地幔是否存在岩脉等都是重要的科学问题,需要进一步的研究和寻找证据。3构造破壁动力机制自Weertman注意冰中水充填破裂的形成特征并将其用于解释大洋中脊之下玄武岩浆垂直运移的形成机理以来,越来越多的研究者认为岩浆主要是沿破裂往上运移和上升的[42,52,57,58,59,60,61,62]。这种破裂可以是先存的破裂和同生的断层和剪切带[1,4,35,36,37,38,39,40,63],也可以是岩浆自己创造的破裂[27,28,29,30,31,32,33,34,64]。对于岩浆自创破裂形成的动力学机制,与岩浆运移动力一样,浮力通常被认为是岩浆充填破裂扩展的驱动力[16,27,28,32,33,38,45,54]。弹性固体中的流体不具浮力,促使岩浆充填破裂不断繁殖和扩展的驱动力也不是浮力。除了浮力,因部分熔融引起的体积膨胀而导致岩浆囊受压而获得的体积压力(volumetricpressures,Pv)被认为也是产生破裂的动力机制。但岩浆体积压力将随岩浆注入破裂产生扩容而消失,也不是岩浆充填破裂不断扩展的驱动力。岩浆自创破裂形成与扩展的驱动力究竟是什么,尚待进一步研究与探讨。4岩浆病房停留时间运移途径(transportpath)指岩浆从源区到最终目的区之运移过程所经历的中途站点及由其构成的路径,具体地讲岩浆是一站式运移、还是多站式运移;若岩浆在中途岩浆房停歇,则研究内容还涉及停歇尺度、停歇岩浆重新起动往上运移的驱动力等。火山地质学家较早的提出岩浆在喷出之前在一个发育于地壳一定深度(7～10km)的岩浆房中集中和育蕴能量。这一假设近年来为地球物理探查所证实,并相继在太平洋洋中脊、一些较新的火山活动区和青藏高原等地区的中下地壳中发现有岩浆房存在。这意味着火山岩浆在喷出前至少在地壳中停留过,火山岩浆房是岩浆从源区到喷出地表中间的一个停歇站。吴才来等基于岩石物理化学的研究成果认为:火山岩浆除发育于上地壳的高位岩浆房(深度小于7～8km)外,还有发育于下地壳的中位岩浆房(深度约30～20km)和存在于65～55km范围内的深位岩浆房。越来越多的资料显示一些深成岩岩浆在侵位之前、在运移过程也曾在中途岩浆房停歇。如吴才来等根据铜陵地区燕山期中酸性侵入岩及其中堆晶岩包体的特征,认为铜陵地区中生代岩浆的演化经历了基性岩浆深位岩浆房(20～30km)的停歇与堆积岩的形成、浅位岩浆房的岩浆混合及其再侵位;邓军等根据铜陵地区中酸性侵入岩形成的时空结构特征,进一步指出铜陵地区的中酸性岩浆运移经过20～2km深部岩浆房和9～12km中部岩浆房的停歇、最后才运移和上侵到地壳浅部。浅成斑岩和一些喷出岩一样都含有结晶粒度较基质大的多的斑晶,其粒度可与同成分深成岩矿物的粒度相比。其中的有些斑晶(如玄武岩中橄榄石斑晶)被认为是岩浆源区的矿物包体,而大部分斑晶通常被认为是在深部、在岩浆运移过程形成的。近来,徐兴旺等在滇西罗卜地和战河二长斑岩中发现大量斑岩岩浆在深部岩浆房结晶形成的深成岩的微碎块和包含“架状”和“金字塔”状堆积体的堆晶构造,这从岩石学上说明斑岩岩浆曾在中途岩浆房中停歇与部分结晶。徐兴旺等在滇西北衙金矿侵位于岩溶洞穴的石英正长斑岩中发现细晶质和玻璃质两种基质共生的现象。这两种粒度不同的基质应形成于不同的环境,玻璃质基质快速结晶开放的和近地表的洞穴环境,而细晶质基质结晶环境温度的下降则要慢一些、所处位置也要偏深一些。这意味着斑岩岩浆在流入岩溶洞穴前,可能在稍深一点的地方停歇和部分结晶。若考虑斑晶结晶时在深部的停歇,则该斑岩岩浆在侵位于岩溶洞穴前在中途至少停歇两次。关于岩浆房中岩浆停歇的时间尺度,火山地质学家较早的就开始关注此问题、并认为火山岩浆可以在岩浆房中停留较长的时间。随着离子探针U-系列锆石微区定年技术和40Ar/39Ar激光探针微区定年技术的发展,岩浆房中岩浆停留时间的测定更加准确,相关的研究已成为近年来岩浆动力学的研究热点。大量的研究成果[17,72,73,74,75,76,77,78,79]显示:火山岩浆在岩浆房停留的时间是不一样的,有的停留很短的时间或不停留,有的停留时间可以长一些。如Bogaard等通过火山凝灰岩中石英斑晶40Ar/39Ar激光探针微区定年研究认为美国大峡谷酸性岩浆在岩浆房持续停留了1.1Ma;Black等用离子探针U-Th锆石法通过对日本Sakurajima火山1914年和1946年普林尼式喷发形成的火山灰测年结果显示火山岩浆在岩浆房的停留时间为0.3～15.7ka;而Schmitt等对美国加州Geysers-Cobb山区火成杂岩的U-Pb锆石测年结果显示该地区岩浆侵位和结晶持续的时间小于0.2Ma。关于中途岩浆房中岩浆如何重新起动和再运移上升问题,Decker等和Mastin等就火山岩浆房岩浆的起爆和上涌问题进行了研究、并认为岩浆房中深层地下水的加入及其汽化可以在岩浆房上部形成新的高压并产生爆破和岩浆喷溢。此模式是否适用于中深层岩浆房中岩浆的重新起动值得进一步研究,如地下水和变质水相对于岩浆而言通常温度较低、是“凉的”,岩浆与温度较低的地下水和变质水的相互作用过程是岩浆能量耗散的过程,地下水和变质水的加入可能不是停歇岩浆重新起动的驱动力。从上述北衙矿区外围二长斑岩中堆晶构造所显示的特征分析,岩浆房中停歇的斑岩岩浆的重新起动与再运移可能与新侵入岩浆房中的岩浆有关,但是新侵入的岩浆是如何携带已停歇的岩浆往上运移的、及重新起动和往上运移的驱动力是什么等问题尚需进一步研究。5下地壳和上地潭包体无论是底辟模式还是破裂—岩墙运移模式都认为浮力是岩浆运移的主要驱动力[20,23,24,27,28,30,33,37,38,41,53,54,57,58,84,85],即密度较围岩低的岩浆在浮力的驱动往上迁移和运动。对于塑性体中岩浆的运动特征可用流体力学来描述,岩浆往上运动速度取决于其与周围流体的密度差。浮力驱动模式对于解释塑性地质体(如有的下地壳是塑性的、有的岩石在侵位岩浆热作用发生软化和塑性化)中岩浆的运移机制是合理的,如Ryan基于中性浮力理论来解释下地壳主要由基性岩组成的原因。但是,该浮力驱动模式已受到越来越多地质现象的质疑,如:(1)按照该模式,密度不同的岩石圈构造层将是不同密度岩浆上升的限制与过滤器,岩浆往上运移将停留在与其密度相当的岩石层中,并形成密度分层的圈层结构,密度大的基性—超基性岩浆将停留在中下地壳。自然界的地质事实并非完全如此。大量的研究结果表明玄武岩浆的密度大于大部分中上地壳岩石的密度(图1)。如温度为1200℃的拉斑玄武岩浆其密度大于2.95g/cm3、并在100km深的地幔中达3.50g/cm3,该值大于所有沉积岩、大部分火成岩和变质岩的密度。但在地质历史时期却有大量密度大的玄武岩浆穿过密度相对小的沉积盖层到达地表和喷出,这有力的说明浮力不是岩浆运移的主动力。(2)不断增加的证据显示,不仅冷的上地壳是弹性的,上地幔和相当部分岩石圈整体也是弹性和强硬的。尽管上地幔岩石可发生塑性变形,但高达1025p的粘度、地震的出现和地幔包体中节理构造的存在等都说明上地幔是强硬的和弹性的。Rutter等进一步指出冷的、老的大陆岩石圈和大洋岩石圈整体都是强硬和弹性的。这一认识为一些碱性玄武岩、碱性斑岩、煌斑岩和金伯利岩中发育下地壳和上地幔包体的现象所证实。一些碱性玄武岩、碱性斑岩、煌斑岩和金伯利岩筒发育的下地壳和上地幔包体其大小从几到几十厘米[106,107,108,109,110,111],大者可达1m甚至数米。基于流体运动和载荷平衡的原理及包体尺度与密度等参数,可以估算要使这些包体顺利地从源区被运移到地壳浅部和地表岩浆往上运移的最下速度。结果表明这些包体的载体岩浆的运移和上升速度较高,一般大于10-2～10-1m/s,快者大于1m/s,这意味着这些岩浆流是一种连续的高速流、且这些火成岩发育区的岩石圈存在一个或多个具一定尺度(至少大于包体的尺度)贯穿于上地幔和下地壳到地壳浅部的通道与破裂。也就是说这些岩石圈整体都是弹性的。值得指出的是,一些新的和活动的岩石圈和造山带中的碱性玄武岩和斑岩中也发育有大量下地壳—上地幔的包体。如我国三江地区是新生代活动的造山带,其对应的岩石圈也是活动和不断消长的岩石圈;该地区洱海东和剑川等地碱性玄武岩与六合—河东正长斑岩中就发育有大量的深源包体[110,116,117,118,119,120]。这说明三江地区造山带岩石圈也是弹性的,或者说至少在岩浆运移和侵位过程是弹性的。这似乎与Zeng等从天然地震资料给出的关于藏东地区下地壳往东流动的结果不一致。出现这种现象的原因是岩石的弹性和塑性是相对的,并与应变速率有关。即岩浆充填破裂的扩展和岩浆上升的速率远大于下地壳塑性流变的速率,前者是后者的109～1010倍(下地壳塑性流变速率为cm/a)。我们生活中非常相似的例子是沥青的变形,沥青常温常压下在快速应力作用和高应变速率变形时表现为弹性和脆性特征,而在负载作用和低应变速率(长时间)变形则可表现出塑性流动的特征。这意味着相对于岩浆上升速率而言,相当部分(可能是大部分)岩石圈是弹性和有强度的。岩浆流体在强硬的岩石圈岩石中不会因其密度比围岩低而获得浮力,岩石圈中的岩浆不会因为其比围岩轻而刺破围岩并上升,原因是Archimedes浮力定律只适用于流体或固体在流体中的运动,而不适用于流体在弹性固体中的存在和运动行为。然而上地壳中却有大量的岩浆侵位或穿过到达地表,这也说明浮力不是岩浆运移的主要驱动力。(3)一些密度较大的岩浆强力侵位于轻的、未固结的沉积盖层[122,123,124,125]及其中近水平侵位和流动岩体的发育进一步说明岩浆侵位和运动的动力不是浮力,岩浆具有自我长途运移的潜在能力、且这种能力与岩石密度属性无关。徐兴旺等结合滇西北衙地区断裂构造和岩溶裂隙发育特征认为岩浆强力侵位于未固结沉积物是由于深部高压岩浆进入压力较低的先存破裂而获得巨大的压力梯度和动能、并发生瞬间加速和和快速往上运动并射入上覆沉积体中所致。压力梯度可能是岩浆上升和运移的主要动力。6岩浆房关闭与岩浆-围岩-成矿的相互作用关系运移过程的成矿主要指中途岩浆房停歇岩浆的结晶与分异及其与围岩相互作用等所伴生的成矿作用、及在运移中的分异与成矿。近年来,一些矿床学家开始注意岩浆房中岩浆结晶分异与成矿元素富集的研究。如许多基性—超基性岩型矿床中含矿程度不同的含矿岩体和熔浆的有序侵位显示岩浆在深部岩浆房停歇过程曾发生熔离分异。我国金川、喀拉通克和红旗岭等超基性岩型Cu-Ni矿床都发育有含矿岩浆贯入型矿体(常具海绵陨铁结构)和矿浆贯入型矿体;这些贯入型矿体不仅贯入于同期稍早侵位的超基性岩中,还可贯入于围岩地层中;新疆哈密白石泉和天宇铜镍矿床富矿的岩体(墙)直接侵位于花岗岩中。汤中立和裴荣富等认为这些贯入型含矿岩浆、富矿岩浆和矿浆是在深部岩浆房熔离形成的,这些深部岩浆房分异形成的富矿岩浆和矿浆其再运移和侵位可形成单个体积小而总体储量大的矿床。又如,邢凤鸣等通过对铜陵鸡冠山岩体中包体矿物成分和寄主岩浆成分的对比研究,认为岩浆房中辉石的分离结晶导致了寄主岩浆钾和铜的富集,铜的丰度增长了2倍,这为矿区铜的富集成矿奠定了基础。关于岩浆房中停歇岩浆与围岩之间的相互作用与成矿,目前尚无研究报道。但从滇西北衙侵位于三叠系灰岩中喜山期钠长斑岩斑岩金铜矿中有的黄铁矿的铅具较大的年龄,如黄铁矿样品B3Py和B23Py铅模式年龄分别为456Ma和652Ma,这意味着矿床中部分成矿物质和铅可能源于时代较老的岩石地层;根据含矿斑岩有的斑晶被绿泥石交代但仍保留长石斑晶形态的特征推断长石的绿泥石化应发生在深部、发生在斑岩岩浆侵位之前,这种蚀变作用很可能是斑岩岩浆在深部岩浆房停歇过程岩浆与围岩相互作用的结果;也就是说,岩浆房中停歇岩浆完全可能与围岩发生相互作用并伴生成矿元素的富集。近来,作者在新疆哈密图拉尔根铜镍矿床zk501孔橄榄辉长岩中发现有的镍黄铁矿集合体呈水滴状定向排列产出,这种水滴状镍黄铁矿集合体可能是岩浆在再运移过程分异与熔离形成的Ni-Fe-S质微矿浆体(滴),其形状与排列反映了在载体岩浆(橄榄辉长岩质岩浆)往上运动过程Ni-Fe-S质微岩浆体(滴)在重力作用下发生相对下沉的运动特征。也就是说,