第三章岩浆及岩浆作用

一、岩浆的概念二、岩浆的形成与运移三、岩浆的性质四、岩浆分异、混合、同化作用的基本概念五、岩浆活动的位置及现代火山活动第三章岩浆及岩浆作用一、岩浆的概念有关岩浆的概念有：岩浆、原生岩浆、母岩浆和派生岩浆四个1.岩浆（magma

）

岩浆是上地幔或地壳部分熔融形成的高温、粘稠、含挥发分的硅酸盐熔融体2．原生岩浆（Primarymagma）

由地幔或地壳岩石经熔融或部分熔融作用形成的成分未遭受变异的岩浆。它不强调源区的岩石是否已经遭受过熔融作用或成分的变异，但强调形成的岩浆一定未遭受过成分的变化。

原生岩浆类型较多，但主要有玄武岩浆、花岗质岩浆和安山岩浆。原生岩浆直接冷却结晶成不同的火成岩，或者通过各种作用形成了派生岩浆后再冷却结晶最终形成了地球表面多种多样的火成岩3．母岩浆（Parentmagma）

通过各种作用（分异作用、同化作用、混合作用等）产生出不同成分的岩浆称为母岩浆。4.派生岩浆（Derivativemagma）由母岩浆通过各种作用产生的不同成分的岩浆称为派生岩浆（或进化岩浆）。

例如玄武质岩浆可作为母岩浆,通过分异作用产生安山岩和英安岩等派生岩浆。原生岩浆可以成为母岩浆，但母岩浆不一定是原生岩浆。亏损地幔（barren,depleted或infertilemantle）是指相对于原始地幔亏损Si、Al、Ca、Na、K等易熔组分和Rb\Sr\Ba\La\Ce等不相容原素的地幔,这些元素在熔融作用中容易进入岩浆，相应的地幔则亏损了上述组分富集地幔（fertilemantle）如果原始地幔中加入了上述元素(如地幔交代)，则会富集上述组分，形成富集地幔（fertilemantle）。这种作用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的。二．岩浆的形成与运移现代地震波速测定表明，不少地区在上地幔100km左右的深度及中下地壳的深度存在有地震波速下降的低速带（lowvelocityzone，简称LVZ），被解释为在固态的岩石中存在有液态的物质，表明了有熔融作用的发生。地球物理资料可为我们提供了岩浆形成的概略深度及部位。在现代火山活动地区，如著名的夏威夷火山群，在喷发的间隙阶段，在上地幔的深度（约60km处）发生了深源地震，表明这一位置相当于岩浆的源区，当岩浆上升运移时可能在该区有地震的发生。

1.岩浆形成的条件

(1)源区的岩石

即岩浆发生之前已经存在于地幔或地壳的岩石作为熔融岩浆的母岩；上地幔及地壳中的所有岩石在适当的条件下，都可以成为岩浆的源岩.

确定岩浆源区岩石的性质，其途径有三种：①寻找岩浆中的深源捕虏体

例如：在碱性玄武岩类、金伯利岩中的橄榄岩捕虏体是地幔岩石熔融的残余。②通过火成岩的化学特征来反演源区状态

例如由地幔橄榄岩熔融导源的原生玄武岩岩浆Mg′{=Mg/(Mg+Fe2+)}值变化于0.67-0.73。同时还富Ni、Cr等耐熔元素③通过高温高压实验研究

应用不同类型的岩石作为源岩，在不同的压力（代表不同深度）、不同温度乖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。(2)热能的累积(温度升高)

地幔或地壳源区的岩石只有当该区的热能累积到一定的程度，温度达到岩石熔融的温度（固相线温度）并持续热能的累积岩浆才会发生。目前所公认的热能来源主要有两个:

一种是有热流（热的物质流或热流体流）进入某地区产生热对流（Thermal—Convection），导致了热能的积累及温度上升，一种是源区含有不移动的放射性生热元素（如K、U、Th），通过长期衰变产生热能导致该区温度升高。(3)压力的改变上地幔及下地壳源区的岩石的固相线温度是随压力增大而增高的,在恒定的温度条件下,如果因构造原因而隆升,导致压力降低,可产生岩浆.(4)挥发组分的加入

(尤其是H2O)挥发组分的加入可以显著地降低源区岩石的固相线温度(5)时间累积

如果升温至原始温度的10%发生熔融，对橄榄岩而言，纯加热时间约需1000Ma（百万年）。若考虑源区富集放射性元素（前一节所述的第二种情况）10倍于正常地幔，则加热的时间会降低为100Ma（1亿年）。对花岗岩来说，同样温度增长10%所需的时间为53Ma。(6)其他因素

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浆熔融。地幔粘度大（1021泊）在剪切应力与应变速率高的地段,如在上地幔靠近俯冲带的区域或地壳内沿大断裂带的地区都有可能产生异常热能并发生不同规模的熔融作用。2.岩浆的上升和侵位

岩浆怎样克服上覆围岩阻力上升、以何种方式在地壳中占据空间的问题，就是侵位机制要研究的问题，岩浆上升侵位的机制有以下几类：

(1)底辟作用（Diapirism）

(2)顶蚀作用（Stoping）

(3)岩墙扩展作用(DikePropagation)(4)火山口沉陷作用（Cauldronsubsidence）(1)底辟作用（Diapirism）

底辟作用是岩浆通过加热顶部围岩使其粘度降低，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上升侵位过程。

主要驱动力是岩浆的浮力和热动力，底辟侵位一般可分早期穹隆阶段、中期底辟上升阶段和晚期侧向挤断三个阶段（图2-2）。

底辟作用的关键是要求有较大的浮力和热能来克服围岩的阻力，以底辟方式侵位的岩体一般较大。底辟侵位时岩浆和围岩均处于同一应力场，形成的岩体产状及内部组构常与围岩的片理产状一致，多是无根的整合侵入体。

岩浆发生底辟上升后，常常以气球膨胀的方式连续侵位

上升的岩浆因降温结晶而粘度增大，升速减缓直至停止，转向旁侧扩展，直径增大，发生膨胀。围岩因岩浆扩展而遭受压扁作用，岩体内部组构也由于压扁作用由核部向边缘增强上升阶段穹隆阶段侧向挤压阶段(2)顶蚀作用（Stoping）

热的岩浆上升，引起顶部岩浆被挖蚀、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移、侵位（图2-3）。靠顶蚀作用侵位的岩体与围岩层理面的产状相切，形成不整合侵入体。岩体边缘带可见不规则状、棱角状的围岩捕掳体。另外，如果岩浆的温度及围岩的成分适当，还会发生岩浆同化捕掳体、混染围岩的作用，在侵入体中形成外来矿物的条带、或斑点。由于需要大量的岩浆来填充下沉岩块间的空隙，这种侵位机制不可能使岩浆产生较大的上升距离（Marsh,1984）(3)岩墙扩展作用(DikePropagation)

岩浆在压力的驱驶下注入围岩裂隙，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。这种机制主要发生在张性断裂带，如洋壳中的辉绿岩岩墙群和玄武岩，就是在洋中脊伸展构造环境下沿张性断裂上升、侵位的。这一侵位机制主要受到岩浆通道中热损失的制约，由于岩墙中岩浆与围岩的接触面积比球形岩浆体（如底辟体）与围岩的接触面积大得多，通过围岩扩散的热损失速度也快得多，因此，等体积、同样温度的岩浆要上升到地表，通过岩墙通道上升的速度比球形岩浆体上升的速度快104倍。(4)火山口沉陷作用（Cauldronsubsidence）

火口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，岩浆将趁虚而入形成环状杂岩体。

侵位机制又可据侵位时的动力学特点分为主动侵位和被动侵位两大类:主动侵位:底辟和气球膨胀属主动侵位，多形成具等轴形态的整合侵入体，区域性构造走向与接触面相适应，岩体内部定向组构与围岩的变形相适应，主动侵位的岩体往往是同构造运动期的岩体。被动侵位:顶蚀、火口沉陷、岩墙扩展属被动侵位，岩体一般为不整合侵入体，是构造岩浆活动中较晚的岩体，在侵位期间围岩没有遭受变形，岩体形态不规则，内部定向组构不发育。三、岩浆的性质

1.岩浆的密度（density）

指单位体积岩浆的质量，一般表达为：Kg/m3或g/cm3

获取密度的方法：可以通过实验的方法进行测定；也可以利用实验结果拟合的密度公式进行计算。

影响密度的因素：岩浆的成分、温度、压力

岩浆密度在岩浆过程中的意义：可直接影响岩浆分凝、上升、演化整过过程中的行为2.岩浆的粘度（η）（vescosity）

岩浆的粘度η是指剪切应力σ与应变速率de/dt的比值（σ/de/dt）。它反映流体流动的难易程度。粘度的单位是Pa·s（帕斯卡·秒），1Pa·s相当于20℃时水粘度的1000倍。

岩浆的粘度会影响岩浆上升的速度以及火成岩的结构、构造、产状及一些岩浆作用发生的强度。

岩浆的粘度与多种因素相关，如岩浆的成分、结构、温度、压力及所含的挥发分等都对粘度的大小有影响。

流体粘度(Pa·s)温度(℃)流体粘度(Pa·s)温度(℃)水1×10-320安山玄武岩3×1031200甘油1×10020钠长石4×1031400沥青1×10720黑曜岩1×1011800橄榄玄武岩3×1021200SiO2玻璃1×10111300（1）岩浆成分对粘度的影响

岩浆粘度随SiO2、Al2O3、Cr2O3含量高而增大，这是因为在岩浆中Si总与O结合形成硅氧四面体[SiO4]4-，熔体中[SiO4]4-增多时，其聚合程度增大，粘度就愈大。

Ca、Mg、Fe、K、Na、OH-则处于硅氧四面体之间，呈6次配位起着减弱熔体聚合程度的作用，被称为变网离子。含量高，粘度低。

（2）温度、压力对粘度的影响

温度增高则粘度显著减小，流动性增加。相同成分相同密度的酸性岩浆，有些可以喷出地表形成流纹岩，有些则呈花岗岩侵入体，其原因之一是前者温度高，因而导致粘度降低，流动性增大。

压力对粘度的影响较小，如压力从1巴增高至30仟巴，粘度仅增大1/10。（3）挥发组分对岩浆粘度有不同的影响

如CO2含量高时，岩浆粘度会增大，原因是CO2在熔体结构中起了增强聚合程度的作用，加固了硅氧四面体的连结。

H2O含量高则会使岩浆粘度明显下降，H2O溶于硅酸盐熔体时，羟基可代替硅氧四面体中的共用氧，使阳离子与共用氧断开，出现了更多的[SiO4]4-单体从而减弱了硅氧四面体之间的聚合程度，岩浆的粘度也随之下降。此外挥发分氟也可以起到与H2O相似的作用。3.岩浆的温度直接测定的现代火山岩浆的温度表明:

基性玄武岩岩浆:1100-1250

安山质岩浆:900-1100

流纹质岩浆:700-900(1)从基性岩岩浆到酸性岩浆,温度降低(2)不同的岩浆源区，要求的部分熔融温度有很大的差异(3)岩浆的温度对岩浆的活动性有很大的影响，如同为酸性岩浆，起源较浅的低温者往往形成中深成花岗岩体，而来源较深的高温（过热）者则可喷出地表形成熔岩表2-2各类熔岩喷出温度的估算值（引自Carmichael，1974）夏威夷基拉韦厄拉斑玄武岩1150-1225℃墨西哥帕里库廷玄武安山岩1020-1110℃刚果尼腊贡戈霞石岩980℃刚果白榴玄武岩1095℃新西兰陶波辉石流纹岩860-890

角闪流纹岩

熔岩，熔接凝灰岩735-780加里福尼亚流纹质熔岩790-780冰岛流纹英安质黑翟岩900-925新不列颠（南西太平洋）安山质浮岩940-990

英安质熔岩，浮岩925

流纹英安质浮岩8804.岩浆中的挥发分了解它们的类型及含量可以通过两种途径：从现代火山喷发的气体中取得通过岩石中的流体包裹体获得

CO2,CH4,NH3,H2,HCl,HF,H2S,SO2,P2O5和H2O等。H2O是最丰富的组分占99%

(1)挥发组分影响岩浆的喷出方式:

在挥发分聚集时由于在近地表处的强烈膨胀会引起岩浆爆裂成火山灰，火山爆发也随之强烈

(2)挥发分影响岩浆结晶的温度

含量高则结晶温度下降，所以当挥发分迅速从岩浆中逸出后，岩浆则会快速结晶，其中的晶体数量也随之加多。四、岩浆分异、混合、同化作用的基本概念

大多数情况下，原生岩浆可在其活动的不同阶段发生成分的变化，形成进化岩浆，最终形成成分上既有差异，又互为关联的一套火成岩。

岩浆演化方式：自身成分的分异----分异作用围岩物质的同化混染-----同化混染作用两种以上不同成分岩浆的混合-----岩浆混合作用。1．

分异作用

分异作用是指原来成分均匀的岩浆，在没有外来物质加入的情况下，依靠本身的演化，最终产生不同组分的火成岩的作用。岩浆分异作用有些只是在岩浆本身进行的，并未发生相的分离，而有些则发生了结晶相和流体相的分离。属于前者的有扩散作用和熔离作用，属于后者的有分离结晶作用和气体搬运作用。（1）扩散分异

主要出现在岩浆体内温度不同的时候，高熔点组分会由高温区向低温区扩散，最后形成低温区高熔点组分集中的现象。如某些岩体边部，可因扩散作用导致高熔点物质（暗色矿物）集中，岩石成分较岩体中心基性。（2）分离结晶发生于岩浆结晶作用阶段，早结晶的高熔点矿物可因下述的两种原因之一与熔体分离，并使残余岩浆的成分发生连续的变化。

重力分离作用：即早结晶的矿物，可因其与岩浆的密度差下沉到岩浆房的底部，或上浮到岩浆房顶部。

流动分异作用：这有点类似于河道中放木的情况，悬浮于岩浆中的矿物质点，会向高流速带，如向岩浆通道的中央聚集而导致先晶出的矿物与熔体分离。（3）熔离作用

是指原来混溶的熔体因物理或化学的原因分离为不混熔或混溶程度低的两种熔体的过程。物理因素可以是温度、压力的变化，化学因素则与第三种成分的加入有关。如在炼钢炉中加入CaCO3和CaF2可使铁水和炉渣分为互不混熔的液层。由熔离作用导致的分异，在岩浆过程中并不多见。目前认为，某些基性和超基性岩体中的铜镍氧化物、铬铁矿及钒钛磁铁矿床，可能是从岩浆中熔离出来的，也有人用熔离作用来解释与碱性岩共生的碳酸盐岩浆的成因。另外火成岩中的一些特殊结构，如球珠、球颗结构，被认为是熔离的乳滴状物质冷凝形成的。（4）气体搬运

岩浆中含有一定数量的挥发组分，其中以H2O为主，不同组成及不同温压条件下，岩浆对这些挥发分的熔解度是不一样的，岩浆在上升过程中的压力降低或结晶度的增加，都会使挥发组分过饱和出溶，形成包括气相和热水溶液相的流体。流体可携带部分易溶物质和比重小的组分向上迁移，在岩浆体顶部富集，完成气体搬运的过程，并在此最终沉淀出所携带的组分而导致岩浆的成分分异。这一过程与岩浆的成矿作用有关，有人认为，稀有元素矿床的形成即与此过程有关。2。同化混染作用（Assimilation）同化混染作用：岩浆在上升或停留于岩浆房期间，除与围岩具有热交换外，还可能与围岩发生物质交换，其结果是熔化围岩及捕虏体，或与其发生反应，而使岩浆的成分发生变化，这一过程可称为同化混染作用。

同化混染作用的方式和规模取决于岩浆及围岩