岩浆的分异作用

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岩浆的分异作用

在第三章中我们介绍了岩浆分异作用的概念和方式。在这些分异作用中，分离结晶作用被普遍认为是一种重要的分异机制，其他方式的分异作用虽然也有地质上的和实验**学方面的证据，但是对其是否能造成大规模的岩浆分异仍存在着不同的看法。 1.结晶分异作用 结晶分异作用是指由于岩浆中结晶的固相物质的分离而使残余岩浆成分发生变化的作用。造成晶体从岩浆中分离的原因有晶体的流动分异、重力沉降和双扩散对流边界层分异作用。 1）流动分异 流动分异作用主要发生在流速变化较大的岩浆通道内，如岩墙和岩脉中。在岩浆上侵过程中，由于岩浆与上侵通道侧壁围岩间的粘滞摩擦作用使流速从通道中心向边缘降低，悬浮于岩浆中的矿物质点，会向高流速带，如岩浆通道的****，而导致先晶出的矿物与熔体分离。在大型侵入体中，流动分异作用的影响有限，仅限于岩体与围岩的接触带。Fahrig（1962）和 Manzer（1973）的研究认为，流动分异作用可能只在宽度小于100m的岩体中有效。由此可见流动分异作用在岩浆分异中的作用是有限的。 2）重力分异 重力沉降作用是结晶分异的最简单的情况。从理论上讲，可以通过有关的岩浆相图来判断分离结晶相和派生岩浆的演化方向，但实际上在许多火成岩体中分离结晶作用并未发生。这是因为作为一种粘性流体，岩浆的流变学性质在晶体的沉降和流动分异中起了重要的作用。 晶体的重力沉降分异，需克服岩浆对晶体的浮力和与岩浆之间的粘滞摩擦力，在对流岩浆房中或处于上升过程中的岩浆中，晶体要成功地从岩浆中沉降分离，还要克服岩浆的上升速度。因此，晶体能否从岩浆中沉降分离，取决于晶体与岩浆的密度差（Δρ）、晶体直径（B）大小和岩浆的粘度。当岩浆中晶体的含量不高时（牛顿流体），晶体在岩浆中的沉降速度（vs）可用斯托克斯定律来计算： **学 该公式只考虑了球状晶体在岩浆中的沉降速度，实际上当晶体为非球体时，对沉降速度有一定的影响。显然，晶体的沉降速度越大，越有利于与岩浆分离，而沉降速度较小时，往往岩浆因**导至粘度显著增加，使得晶体在沉降停止之前尚不能实现与熔体的分离。在对流岩浆中，晶体的沉降可改变晶体在岩浆中的分布情况。令 z=晶体的沉降速度（vs）/岩浆对流速度（v） 晶体在岩浆房中的最初位置和z的大小决定着晶体在岩浆房中的最终位置。如果岩浆以速度v向上对流，晶体以速度vs向下运动，则当z《1时，晶体将随岩浆向上运动而分布于上部；当z=1时，晶体的沉降被对流所抵消，晶体在岩浆房中的位置保持不变；当z》1时，对流作用对晶体的分布影响不大，重力分异明显。如果岩浆的运动轨迹不是垂向的，而是一种环流，则z对晶体沉降的影响有所不同。在岩浆水平运动时，晶体仍存在垂向的速度分量，岩浆每环流一周，晶体就下沉一定的距离，最终也可使较重的晶体沉降于下部。 3）双扩散对流（double diffusion convection）边界层分异作用 该模式主要是针对层状侵入体提出的。在层状侵入体中常发育有从底部向顶部镁铁矿物减少、长石增加的垂直分带，有些层状侵入体中可以重复出现这种分带现象，形成厚度几毫米至数百米的韵律层理，如斯凯尔加德侵入体中，在2500m的剖面上，厚度为5～40cm的辉长岩韵律层大量出现。每个韵律内部由上向下由富斜长石渐变为富橄榄石，在韵律层之间则存在明显的分界。在双扩散对流边界层分异作用提出之前，对这类侵入体一般解释为岩浆间歇性地侵入和重力分异的结果，现在大多数学者倾向于认为是由短期岩浆侵入作用，在均一的岩浆房中分异的结果，其分异模式就是双扩散对流边界层分异作用。 双扩散对流边界层分异作用的含义是：岩浆房中原来均一的岩浆由于顶部与底部、侧壁与中心**速度的不同形成了温度梯度，此外岩浆房内组分的扩散和不均匀的晶体结晶分离以及与围岩的同化混染作用形成了成分梯度。在这两种梯度的作用下，岩浆房中出现密度倒置现象，产生重力失稳，形成对流。较简单的模式是：岩浆房顶部**速度较底部快，由于**和结晶作用使岩浆的密度增加，冷的、重的岩浆在重力的作用下沿一定的运动轨迹下沉，而下部热的低密度岩浆则由于浮力的作用沿一定的运动轨迹上升，从而产生对流。下降到对流层底部的冷岩浆因晶体的沉淀分离和结晶潜热的增温和/或有下部热源的作用（如层状对流岩浆房中下部对流层的热传导、开放岩浆房下部新注入的高温岩浆的作用），又可转变为热的低密度岩浆对流上升，形成对流环流，使对流和晶体分异持续进行。实际上岩浆房中的情况比这要复杂，除了温度梯度可造成密度倒置外，开放岩浆房下部高密度岩浆（比存留于岩浆房中的岩浆更基性的岩浆）侵入时惯性上冲也可造成密度倒置。而岩浆房内低密度组分（如挥发组分等）向顶部的扩散作用，则有利于形成由上向下增加的重力稳定的密度梯度，会对对流速度和对流方式产生影响。另外，对于柱状岩浆房来说，侧壁的**作用不可忽视，它会改变对流轨迹和晶体的结晶分离情况。 双扩散对流产生的结晶分离作用分以下几种不同的情况： 层状对流岩浆房中的分异作用 如图10-2a所示，岩浆房中存在重力稳定的密度梯度和由上向下增高的正常温度梯度，这是一次性侵位岩浆房中出现的正常情况，重力稳定的密度梯度可以是由组分的扩散产生的，也可以是因岩浆房下部有新岩浆补充造成的，岩浆房顶部的同化混染作用也可能有一定作用。正常温度梯度主要是由岩浆向岩浆房顶部围岩的热传导作用造成的。随着温度的下降，岩浆由上向下逐步**，首先在岩浆房顶部出现密度倒置，产生对流层，随后向下可产生多个类似的对流层，而使岩浆房变为具多个对流层单元的层状岩浆房（图10-3），在没有晶体分离的情况下也可实现岩浆成分的分异。在分离结晶的情况下，晶体在每个对流单元层下部富集，形成层理、韵律层理构造。该模式较好地解释了一些层状侵入体的成因，亦有人用来解释火山碎屑流堆积物在剖面上的成分变化，认为这也是层状岩浆房喷发的结果。 图10-2 岩浆房中的密度和温度梯度 无对流分层时的分异 如果岩浆房中一开始就存在图10-2b的温度和密度梯度，即温度和密度均为上高下低的倒置情况，那么整个岩浆房一开始就处于重力失稳的状态，这种情况多见于高密度岩浆（比驻留于岩浆房中的岩浆更基性的岩浆）侵入并惯性上冲到岩浆房上部的开放体系岩浆房中。加上岩浆房上部的岩浆向顶部围岩的热传导损失较下部快和**导致的结晶作用，会使重力失稳加剧，从而产生整个岩浆房范围的对流。其结果是上部的高密度岩浆因重力作用沿一定的运动轨迹下沉，下部热的低密度岩浆则由于浮力的作用沿一定的运动轨迹上升。下降到对流层底部的岩浆因晶体的沉淀分离和结晶潜热的增温和/或有下部热源的作用，又可转变为热的低密度岩浆对流上升，形成对流环流，使对流和晶体分异持续进行，最后形成层状侵入体。 图10-3 岩浆房中对流分层示意图 对流岩浆房中的侧壁结晶分异作用 在柱状岩浆房中，岩浆向侧壁围岩的热传导损失是岩浆**的主要原因，因此形成由岩浆房中心向边缘温度降低的温度梯度，其结果是自侧壁至岩浆房中心受多种不同因素的影响形成密度梯度，导致与对流相伴生的侧壁结晶分异作用。这些因素是：① 岩浆的密度随温度的降低而增加；② 因温度梯度驱动的组分扩散（索列扩散）作用，使岩浆中的高熔点组分（Mg、Fe、Ca、Ti）向岩浆房边缘扩散，形成成分梯度（可使密度梯度变陡）；③ **结晶作用使岩浆的密度（分异密度）（Hargraves，1980；马昌前，1994）发生变化，加剧或减缓密度梯度；④ 岩浆房边缘岩浆同化混染围岩组分使岩浆的密度发生变化，并加剧结晶作用的进行。在岩浆房侧壁处晶出的矿物将随下降流一起搬运到岩浆房底部，当符合沉淀条件时，可沉淀在岩浆房底部。 2.由扩散产生的分异 扩散作用是指在驱动力的作用下物质（**、离子、分子）的转移过程。岩浆中物质的扩散有两种驱动力，一是元素在岩浆中的浓度梯度或化学位梯度（δC/δx或δμ/δx）；二是温度梯度（δT/δx）。扩散系数D（m2/s）是表述元素扩散能力的常数，用费克（Fick）第一定律表述： **学 式中 J（kg/）为扩散物质的通量，C 为元素浓度，x 为扩散距离（m）。式中 J 和δC/δx 不易直接测量，在求解实际问题的 D 时，要通过δC/δT（浓度随时间的变化率）由费克第二定律考察： **学 扩散系数与温度的关系可用阿累尼乌斯方程表述： **学 其中D0为指数前因子（m2/s），Q为扩散活化能（J/mol），R为气体常数（8.314J/mol），T为热力学温度（K），D0和Q值可由实验测定。只要通过查阅有关D0和Q的实验数据，由此式就可计算出不同元素在不同温度下的扩散系数，进而可以通过扩散方程来定量地解决相关的**学问题。 扩散作用在岩浆分异中的意义可从两个方面来考虑，一是在有效的时间内元素的扩散距离；二是由岩浆的**速度决定的有效扩散时间。计算表明，在1400K时玄武质岩浆中镁铁组分的扩散系数约为10-9cm2/s。根据马昌前计算，一个宽2m的岩墙，扩散系数D为10-10cm2/s的某元素，如果岩墙中心浓度为90%，而边部为10%，那么这样的浓度差需1Ma的时间才能通过扩散使中心的浓度降至73%。可见尽管假定岩浆中存在显著的浓度梯度，元素的扩散仍是一个十分缓慢的过程。从另一角度考虑，热的岩浆与冷的围岩之间的温度梯度使岩浆不断通过向围岩的热传导作用降温，**速度除受岩体的大小和温度梯度的控制外，还与围岩的热导率K有关，而一般的围岩的热导率要比岩浆中元素的扩散系数大8～10个数量级，即热扩散速率要比成分扩散速率快得多，岩浆温度相对快速的降低，将会制约组分的扩散。因此，虽然目前一般都接受岩浆中有扩散分异的现象存在，但对由扩散造成岩浆大规模的分异则存在异议。 在两种情况下扩散作用可能会对岩浆的分异作用产生重要的影响：第一种是岩浆房边部的结晶作用，致使岩浆中高熔点组分的浓度降低，与岩体中心形成浓度梯度，后者则驱动高熔点组分向低温区扩散，最终导致岩体边部暗色组分的富集；第二种是层状对流的岩浆房中，由于上下对流层之间存在明显的成分差异和温度梯度，成分扩散仅需通过两对流层之间很薄的边界层即可，而层内的对流作用，可以加速组分的迁移，使边界层处的扩散作用得以持续进行，从而导致明显的扩散分异。

什么是层状侵入体？

岩体厚度大，成层产出，类似于沉积韵律层。从岩浆中晶出的晶体，由于重力分异等作用而不断下沉、堆积，从而形成了具明显垂直分带特点的层状侵入体（layered intrusion），其形成的**称“火成堆积岩”（igneous cumulate）或堆晶岩。从岩体底部到顶部，总的岩性变化模式是底部为超镁铁质岩，中部为辉长岩类，上部为富斜长石的辉长岩、斜长岩、闪长岩等。在这种堆积过程中，并非完全是简单的重力分异作用所致，有人认为岩浆房中对流分层起到重要作用，因此其**组合经常出现韵律旋回。矿物成分和结构的有序变化，显示韵律层理或交错层理。多数层状侵入体由底部到顶部，其矿物和化学成分是渐变的，被称之为隐层理或化学层理。每个旋回的底部往往富集形成铬、铂、镍和钴等重要矿床。
世界最大的层状侵入体是非洲的布什维尔德（Bushveld）侵入体，其分布面积66000 km2，厚9 km，呈岩盆产出。层状侵入体的底部为辉石岩、橄榄岩、纯橄榄岩带，中部由辉石岩、苏长岩组成，上部为斜长岩、辉长岩带，顶部则为辉长岩、铁质闪长岩以及花斑岩顶盖。其中底部和中部见明显的层理构造，其底部有铬铁矿的富集。我国攀西地区的红格岩体呈水平层状体，分布面积100 km2，为加里东晚期—海西早期产物。底部为橄榄岩、橄辉岩带，中部辉石岩为主，顶部为辉长岩、斜长岩带。共分4个旋回，每个旋回底部均富集有钒-钛磁铁矿。岩体中橄榄石为贵橄榄石，由底到顶其成分由Fo85～Fo67变化。
火成堆积岩（堆晶岩）岩相学的特征是具有反映其成因的各种堆晶结构（cumulatie texture）。决定不同堆晶结构的主要因素是堆积晶体即堆晶（cumulas）和堆积间隙矿物（intercumulas minelar）之间的关系。堆晶是指由岩浆中晶出的晶体下沉而与上覆岩浆分离的晶体，他们一般具有较大的粒径（可达5mm以上），自形或被熔蚀。堆晶矿物如橄榄石、辉石、斜长石、铬铁矿等。堆积间隙矿物则是环绕于堆晶矿物周围的间隙岩浆，就地结晶而成的矿物，如单斜辉石、角闪石、斜长石、尖晶石、磁铁矿及其他金属矿物。他们呈他形晶充填于堆晶矿物间。如照片3-54中的斜长石大晶体为早期晶出的堆晶矿物，而充填于其间的他形矿物古铜辉石则为堆积间隙矿物。在照片3-4中，古铜辉石为堆晶矿物，而环绕其周围的他形褐色普通角闪石则为堆积间隙矿物。根据堆晶矿物与堆积间隙矿物的关系，可将堆晶结构分为3种：
（1）正堆晶结构（orthocumulatic texture）堆晶自形程度高（往往有环带结构），没有或很少有自身的增生扩大现象（相当于砂岩中碎屑的次生长大现象）。堆晶数量一般＜80%。堆积间隙矿物为他形，充填于堆晶间，其含量约为20%～45%。该结构可与包含（包橄）结构类比。如红格岩体底部的角闪橄榄岩（照片3-2）。
（2）增堆晶结构（adcumulatic texture）堆晶自身增生扩大明显，彼此间紧密靠拢，堆晶含量＞95%，堆积间隙矿物＜5%或无（照片3-53）。堆晶没有环带结构，成分一致。该结构可与镶嵌结构类比（照片3-54，55）。
（3）中堆晶结构（mesocumulatic texture）堆晶增生扩大速度和堆积间隙矿物数量介于上述二种结构之间，堆晶边缘局部相接触，多呈自形-半自形晶（照片3-4）。
除上述堆晶结构外，堆晶岩还常见海绵陨铁结构（照片3-6）、自形嵌晶结构等。
层状侵入体数量不多，但其中往往赋存许多大型铬铁矿、铂族金属矿、钛磁铁矿等矿床。它们主要产于较稳定的构造环境中，也作为蛇绿岩套的组成部分，形成于大洋中脊构造环境中。

岩浆混合作用动力学过程

随着深位岩浆房中基性岩浆分异作用的进行，残余岩浆的密度减小。当构造裂隙延伸到岩浆房顶部时，岩浆便开始上升。暗色微粒闪长质包体研究表明，本区上地壳下部存在浅位岩浆房。当深位岩浆房中分异的岩浆达到浅位岩浆房时，由于其密度较大、黏度较小和上升的数量有限，所以在酸性岩浆房底部扩散，形成基性岩浆层，并在两种岩浆的界面处通过化学成分的扩散发生混合，形成石英二长闪长质岩浆。如果上升的基性岩浆数量继续增大，并且上升的速度加大，那么在酸性岩浆房中可形成喷泉，特别是上升岩浆流为湍流时，两种岩浆便发生大量的混合，形成喷泉状混合杂岩带（Campbell et al.，1985a）。根据现代岩浆混合作用理论和本区侵入岩及其包体的研究结果，作者认为发生在浅位岩浆房中的岩浆混合作用，经历了以下3个阶段： 第一阶段：基性和酸性岩浆双层结构的形成。 Campbell et al.（1985a，1985b）认为，可以用以下两种无量纲参数来反映岩浆的混合程度，即 （1）上升岩浆流的雷诺数 中国铜陵中酸性侵入岩 式中：U为岩浆上升速度；D为入口处直径；φb为上升岩浆的黏度。 （2）两种岩浆黏度比率 中国铜陵中酸性侵入岩 式中：φa为酸性岩浆黏度。 当V1 >400，Reb/V1=Rea=（UD/φb）<7时，不能形成喷泉状岩浆混合。 以辉石二长闪长质岩浆（白芒山）和花岗闪长质岩浆（凤凰山）近似地代表混合的两端员岩浆，并根据计算得U=0.12 m/s，D=10 m，两种岩浆的黏度分别为6 Pa·s（T=1150℃）和12 570 Pa·s（T=850℃），V1=2095，Reb=UD/φb=0.12×10/6=0.20，Rea =0.20/2095 =9.55×10-5<<。可见，在该阶段，不存在喷泉状岩浆混合作用。随着深位岩浆房中分异的基性岩浆不断地上升补给，在浅位岩浆房可形成上层为酸性岩浆层、下层为偏基性岩浆层的双层结构（Huppert et al.，1988a）。 第二阶段：双层岩浆层的对流混合。 双层结构形成后，两种岩浆的界面处始终存在着温度及浓度梯度，两层之间通过分子的扩散进行着热及成分的交换，而分子的热扩散**子的质量扩散大两个数量级（Campbell etal.，1985b），因此，随着时间的增长，上层酸性岩浆很快被加热，一些晶出的斜长石和石英斑晶遭熔蚀，岩浆的黏度降低；而下层基性岩浆随着温度的降低及晶体的晶出，其黏度增大。尤其在上层酸性岩浆层中，不同温度带内的黏度不同；在接近界面处，温度较高，黏度较低；远离界面，温度较低，黏度较大。界面附近，若偏基性岩浆的温度降为1050℃，则φb=17 Pa·s，若酸性岩浆温度升为950℃，则黏度φa=2112 Pa·s。因此，两种岩浆黏度的比值V1=φa/φb =2112/17 =124 <400，则两种岩浆将发生大规模层状对流混合。 边界层内岩浆的混合对流状态可用Re来描述（马昌前，1989），即 中国铜陵中酸性侵入岩 式中：g为重力加速度，980 cm/s2；α为热膨胀系数，4×10-5/℃；△T为边界层的温度差，本区为100℃；k为热扩散度，k=4×10-3；φ为黏度。 若D=10 cm，则R =56 157 >103（以白芒山岩体为例，温度为1050℃），即边界层内基性岩浆一侧的对流混合状态为高度的湍流，而边界层内酸性岩浆一侧的Rea=464 <103（以凤凰山岩体为例，温度为950℃），故对流混合状态为层状对流。因此，浅位岩浆房中岩浆的混合作用是通过强烈对流的基性岩浆在酸性岩浆层底部的热侵蚀而进行的。随着混合作用的进行，酸性岩浆的底界便向上退缩，形成中性岩浆过渡带。最终，形成了成分上、密度上、温度上分带的层状岩浆房，即自下而上，成分由基性变成酸性，密度由大到小，温度由高到低，黏度由低到高。 第三阶段：半塑性岩浆层的形成。 随着混合作用的进行及温度的逐渐降低，尤其是混合后的闪长质岩浆的逐渐冷凝，形成了半塑性岩浆层。当深位基性岩浆继续上升补给时，这些半塑性的闪长质岩浆层由于温度升高而破裂，进而被熔蚀；而上层尚未固结的酸性岩浆也再次被加热。这样形成了下层含闪长质岩浆碎块的基性岩浆与上层的中酸性岩浆之间的混合。显然，含有大量闪长质岩浆碎块的偏基性岩浆，其黏度相对增大；而被加热的中酸性岩浆的黏度则相对降低，从而导致两者之间的黏度比值更小。因此，在浅位岩浆房中，它们以一个整体而发生对流翻卷，最后形成含有闪长质包体的石英二长闪长质混合岩浆。

岩浆混合作用

1.深部岩浆的混合作用 岩浆混合作用是复杂的地质过程，混合后岩浆的各种同位素组成，与参与混合作用的端元组分特性、端元的数量、各端元组分混合的相对比例、混合后的均一化程度等因素有关。 岩浆混合作用的情况十分复杂，尤其是多端元的混合。一般认为，原始岩浆的物质成分取决于是源于地幔，还是源于地壳，或者是两者的混合。源于地幔的岩浆以铁镁质基性物质成分为主，而洋壳物质则接近于上地幔的物质组成。源于**壳的岩浆以硅铝质的酸性物质占优势。壳幔混合岩浆则视其壳幔端元物质相对混合比例的多少，在物质成分和同位素组成上均有不同的体现。同时，原始岩浆形成的环境和具体部位，也会对岩浆的同位素组成带来很大的影响。地幔、地壳物质的同位素组成差异明显。地幔物质相对富轻同位素，在高温下轻质量数的同位素组分分馏很小，放射性成因的重质量数(主要指Sr、Pb)的同位素比值也相对较低。地幔又有亏损地幔和富集地幔之分，甚至富集地幔内还有不同的地球化学端元。 James(1981)认为，地壳物质可按下列方式影响地幔岩浆的成因和演化:消亡到洋底地幔中的地壳物质，经部分或全部熔融，形成某些海洋玄武岩;消亡的地壳与正常的地幔岩浆混合产生岛弧或**弧火山岩;来自地幔的岩浆，在上升过程中，同化地壳物质或与地壳物质发生同位素交换。 意大利地处欧洲板块和非洲板块的结合部，深部岩浆活动强烈，大量深源的火山岩出露于地表。在意大利南部Etna和Sicily的Iblean山的海岛玄武岩(OIB)的研究中，一般认为意大利岩浆源的地球化学特性通常是用北－南二元(地幔和地壳衍生端元两者之间)混合去解释。然而，地幔端元的特性并不一致。一种说法是:地幔物质是由亏损地幔(DMM)和高U/Pb比(HIMU)地幔端元混合而成的(Gasperini等，2002)。Bell等(2004)认为地幔端元是唯一和均匀的，且类似于FOZO(普通幔源组分)，或者是由海洋玄武岩定义的C(普通幔源组分)类端元。这些研究都无法解释不同单元的混合为什么在同位素组成之间都不呈线性相关变化。针对这一情况，Anita，Gadoux等(2007)应用主要组分分析(PCA)法，对包括Sicili火山岩在内的36个岩体的铅同位素组成进行了系统研究，论证了高U/Pb(HIMU)不可能是意大利火山岩的一个端元，而认为反映下地幔的普通组分C(～FOZO)则是意大利岩浆地幔来源的最好代表。主要组分分析(PCA)的研究表明，第一种主要组分是由两个单独的地球化学端元(C和地壳衍生组分)混合而成的，占整个数据变化的99.4%。相反，亏损地幔(DMM)端元(第二种主要组分)仅仅出现在Tyrrhenian海床中。以Etna和Iblean山(Sicily)火山岩为代表的似C端元，具有相对低的3He/4He值，认为是来自670km熔流层上涌的下地幔物质。意大利岩浆活动的特殊性可能归因于在中－南意大利和Sicily之下的板块拆离。 在208Pb/204Pb－204Pb/206Pb和208Pb/204Pb－206Pb/204Pb相关的图中(图5－4)，展示出大西洋中脊(MAR)玄武岩(DMM－亏损地幔端元)、代表高U/Pb地幔(HIMU)的海岛玄武岩、下地幔的普通组分C、洋沟沉积消减组分和意大利地壳等相关资料。为了确定地幔第一种主要组分和第二种主要组分的特性，设置了这两种PCA同位素类相关的特征向量(图5－4)，揭示出地幔第一种主要组分接近于99.4%，没有显示有HIMU组分的影响。第一向量线指向并通过Haman&Grahan(1996)定义的地幔C端元。这表明南意大利火山岩的海岛玄武岩端元的各种信息与C组分一致，而与HIMU端元无关。图5－4还表明该地地幔的第一种主要组分与两种地球化学端元的混合有关，即C端元和地壳衍生组分的混合。基于大量地球化学资料，Gasperini等(2002)认定，地壳衍生组分端元内，远洋沉积物质远比陆源沉积占优势。同位素类似于上**壳和大西洋远洋沉积的ITEM(意大利富集地幔)，可能代表被交代地幔(Bell等，2004)。大多数研究者都认同由上地壳物质通过消减作用进入到上地幔的混染作用的设想。 结合当地地质构造背景及沉积、下**壳消减作用的研究，确认了意大利半岛的火山岩是地幔源端元的最好代表，而Sicily较好地反映了C端元(图5－4)，在Aelian群岛，看来两种地球化学端元接近于均一的混合。 图5－4 表明**研究相关的DM和HIMU端元、地幔普通组分C以及壳储库的208Pb/206Pb－204Pb/206Pb和208Pb/204Pb－206Pb/204Pb图形(据Anita等，2007) 在图5－4中，第二特性向量线指向MAR玄武岩区，并落在Tyrrhenian海床玄武岩附近。幔源的第二种主要组分是由一个DMM亏损地幔类型的地球化学端元所控制，正如Bell等(2004，2005，2006)曾经强调过的那样。分析结果表明，意大利火山的物质来源，DMM端元的贡献极小，没有超过0.4%，而C和地壳衍生组分端元的混合占绝对优势。 十分明显，在Sicily(Etna和Iblean，图5－4)，火山岩物质接近于C端元的纯组分。应用有关Etna和Iblean火山岩的同位素资料，在Sicily，C端元组分的同位素组成有如下的特点:低的87Sr/86Sr比值(约0.703);中等的143Nd/144Nd比值(0.51288～0.51306);206Pb/204Pb=19.8～19.9，207Pb/204Pb=15.62～15.68，208Pb/204Pb=39.2～39.6(Gasperini等，2002)和相对低的3He/4He(6.7～7.5Ra)(Spienza等，2005)，与下地幔源(MORB)(3He/4He=8±1Ra)(Farley等，1998;Hilton等，2005)相似，认为是一种低Rb/Sr比，中等的Sm/Nd和U/Pb、Th/Pb比，低3He/(U+Th)(时间积累)幔源物质。显然，C端元组分(Etnah和Iblean山)的He同位素比值(6.7～7.5Ra)在所有意大利火山岩(0.5～7.5Ra)中为最高值。 上述火山岩的同位素特性，类似于Hanan和Graham(1996)定义的地幔普通组分C的同位素(大西洋、太平洋和印度洋的MORB)指标:87Sr/86Sr=0.703～0.704，143Nd/144Nd=0.51285～0.51295，206Pb/204Pb=19.2～19.8，207Pb/204Pb=15.55～15.65，208Pb/204Pb=38.8～39.6，而He同位素比值是变化的(高于或低于正常的MORB)。地幔普通组分C中的3He/4He比随组分C比例的增加而增大，在海洋玄武岩(MORB)、海岛玄武岩(OIB)和意大利火山岩中都可以观察到。然而，意大利火山岩与海洋玄武岩(MORB)和海岛玄武岩(OIB)的不同之处在于:后两者分别是C+DMM和C+EMI(富集地幔)为主体的两端元混合，前者则是C+地壳衍生组分端元的二元混合占优势。 图5－5 意大利火山岩3He/4He－206Pb/204Pb相互变化(据Anita等，2007) 图5－5表明:在意大利火山岩中，He/4He与206Pb/204Pb呈线性增长，来自南意大利富C组分的熔岩的3He/4He值落在MORB和SCLM(**消减**圈，Gauth-eron和Moreira，2002)比值之间的过渡带上。相反，在北意大利，火山岩的He和b的同位素组成类似于**壳。He－Pb同素变化趋势确认意大利火山岩整体上是源C组分和壳源衍生的幔源组分的两端混合。因此，C端元可能代表意大利火岩的地幔源。北意大利火山岩较强的地同位素信息可能取决于:①浅部作用，地壳的深熔、地幔流体与**壳的相互用;②组分不同板块的相互作用，大约5Ma以来，北Apennines之下****圈Adriatic板块)的出现，而在Calabrian弧南Tyrrhenian地区之下，一个中生代海洋石圈(Ionian板块)正在被消减(Serri，1996;Serri等，1993;Gueguen等，1998)。 张招崇等(2006)对阿尔泰造山带南缘喀拉通克和锡泊渡两个杂岩体进行Sr－Nd－O同位素研究发现，两个杂岩体的同位素特征相似，喀拉通克的1号岩体和2号岩体的(87Sr/86Sr)t为0.7038～0.7050，平均为0.7041;εNd(t)的变化范围相对较窄，为6.3～8.2，平均为7.4;δ18O变化较大，为5.4‰～10.6‰，除一个位于岩体上部的闪长岩外，其他样品变化不大，为5.4‰～6.8‰，平均为6.2‰。锡泊渡岩体的(87Sr/86Sr)t为0.7034～0.7090，除一个样品较高(0.7090)外，其余3个样品的(87Sr/86Sr)t值比喀拉通克岩体还要低，为0.7034～0.7036，其平均值为0.7034;εNd(t)为7.5～9.1，平均为8.3，比喀拉通克岩体略高;δ18O值相对均匀，为6.0‰～6.7‰，平均为6.4‰。因此，总体上喀拉通克岩体和锡泊渡岩体的Sr、Nd和O同位素的特征相似，均具有相对低的Sr同位素比值和高的εNd(t)值，但后者比前者具有相对低Sr同位素比值和略高的εNd(t)值。表明其来源于亏损的软流圈地幔，但是其δ18O值大多大于6(5.4‰～10.2‰)，表明有地壳物质的加入。这种地壳物质的混入主要发生在源区。根据Nd同位素模式年龄以及区域构造演化特征，可能是早期洋壳(可能是早古生代)俯冲混入亏损地幔熔融的结果。然而，与锡泊渡杂岩体不同的是，喀拉通克杂岩体局部还经历了上部地壳的混染作用。 峨眉山**溢流玄武岩(ECFB)的西南部以丽江、大理和攀枝花三角区为中心的苦橄岩分布区，面积约5×104km2，为峨眉地幔柱的轴部区。Sr、Nd、Pb同位素和痕量元素研究表明，大部分火山岩样品落在洋岛火山岩的范围内，可能存在类似FOZO、HMU和EMI－Ⅱ的3个端元。地幔端元的地球化学特征如下:FOZO端元以白林山苦橄玄武岩(YB－01)为代表，低87Sr/86Sr(0.7036)，高143Nd/144Nd(0.5127)，中等206Pb/207Pb(18.5693);Nb/U=36.67，Th/Nb=0.082，La/Nb=0.91，Zr/Nb=6.23。HMU端元以丽江苦橄岩(JL－29)为代表，高206Pb/204Pb(20.6412)，207Pb/204Pb(15.7489)，低87Sr/86Sr(0.7048)。EMⅠ－Ⅱ端元包括两部分:①以二滩苦橄岩－玄武岩(R－1、3、5、8)为代表，高87Sr/86Sr(0.7073)，低143Nd/144Nd(0.5123)，低206Pb/204Pb(17.9968)和208Pb/204Pb(37.9450);Nb/U=27，Th/Nb=1.8，La/Nb=1.25，Sm/Yb=5.4～6.3，Zr/Y=11～13，Nb/Y=1.7～2.1;②以宾川苦橄岩－玄武岩(BH－8、10、11)为代表，同位素组成与EMⅠ相似，87Sr/86Sr=0.7052，143Nd/144Nd=0.5124，208Pb/206Pb=1.02;LREE和Th丰度较高，HFSE(Nb、Ta、Zr、Hf、Ti)呈负异常;Nb/U低，仅为22.53，Th/Nb为0.24，La/Nb为1.62，Rb/Sr为0.025，Sm/Yb为3.4～5.2，Zr/Y为4.4～6.2，Nb/Y为1.5～1.8。后一部分可能受到**圈反应的影响。 意大利中部Roccamonfina火山岩，早期富钾系列(HKS)为含白榴石火山岩(0.34～1.54Ma)。晚期低钾系列(LKS)为碱性玄武岩、粗面安山岩和粗面岩(0.04～0.25Ma)。所有火山岩的同位素组成都明显不同于来自地幔的玄武岩。火山岩的δ18O值为10.94～5.63，87Sr/86Sr为0.70683～0.71003，143Nd/144Nd为0.51208～0.5125(εNd=－10.4)，206Pb/204Pb为18.70～19.20。εNd全为亏损，εSr全为盈余。最富18O的样品，偏离原始玄武岩的εNd和εSr值最远。δ18O与87Sr/86Sr呈正相关;δ18O和87Sr/86Sr值与143Nd/144Nd呈负相关，表明熔岩中含有大量地壳物质成分。206Pb/204Pb与87Sr/86Sr值呈负相关。锶含量随87Sr/86Sr和δ18O值增大而升高。H.P.Taylor(1979)认为，Roccamonfina火山岩，是由原始玄武岩浆(δ18O=5.4～6.3，Sr含量=1200×10－6，87Sr/86Sr=0.7020～0.7040，143Nd/144Nd=0.5128～0.5131)在地壳中部或下部在结晶分异的同时，同化了δ18O接近19、Sr含量≌250×10－6、87Sr/86Sr为0.710～0.725、143Nd/144Nd为0.5121～0.5119和206Pb/204Pb接近18.70的地壳物质而成的。 2.岩浆上升侵位过程中的同化－混染作用 岩浆上升侵位的过程中，常常和围岩发生程度不等的同化混染作用，这种同化混染作用实际上是包括岩浆、围岩和堆积岩在内的三元混合作用。使围岩同化并使其进入岩浆中，所需的热量由岩浆结晶过程中放出的潜热提供。围岩的热状态对于同化作用的影响十分明显。 **中主要元素含量的变化受相图及多组分低共熔点与共结态位置所控制。同化－混染作用对所形成**的主要元素组成仅产生微弱的影响，但同化－混染对微量元素、特别是对同位素组成产生的影响却十分明显。 (1)混合作用 5－6 Maladeta深成岩的δ18O值与SiO2含量之关系(据Vicrac等，1980) (1)混合作用 或是岩浆的直接混合，或是熔化之前或熔化期源物质的混合。其主要特点是:混合作用形成的体，往往会有异常的同位素年龄，构成假等时;δ18O和87Sr/86Sr、δ18O和εNd、εNd和εSr呈相变化。 A.M.Vicrac等(1980)对Maladeta深成岩的研究发现，从花岗闪长岩至二云母花岗岩δ18O值由8.7‰～9.6‰经9.4‰～10.4‰变到10.3‰～11.8‰，全岩的δ18O值随**的SiO2含量的增加升高。初始锶从0.7092经0.7117变为0.7117～0.7150与全岩的δ18O值呈正相关变化。因而认为，Maladeta深成岩是由低同位素组成的地幔物质和高同位素组成的地壳物质混合形成的。Haack(1982)等研究了Karibib地区花岗岩和周围的沉积变质岩的氧同位素和锶同位素初始值发现，锶同位素初始值在0.708～0.720之间，δ18O为6‰～16‰，87Sr/86Sr与87Rb/86Sr构成一条假等时线，氧同位素与初始值锶呈反相关变化。花岗岩可能是由富含黑云母的**与长英质的沉积变质岩混合后，再经熔融形成的。因为岩浆结晶分异，不会改变锶同位素组成，这种影响可以排除。 (2)同化作用 同化作用至少是三元系统的，它的主要特点是同位素组成不仅受原始岩浆、同化物质的初始同位素值的影响，而且还受堆积岩的数量支配。这里有两种有代表性的情况: 用上地壳的平均87Sr/86Sr比值(0.722)、143Nd/144Nd比值(0.5117)和沉积变质岩的典型δ18O值13，代表被同化物质的同位素组成。M代表地幔来源的熔融体，C为被同化的地壳物质。SrM/SrC和NdM/NdC分别为岩浆与同化物质的锶、钕含量比。固态与液态的分配系数为KSr=1.8和KNd=0.08(Arth，1976)。因为锶和钕的分布特点不同，一般是SrM∶SrC>1，或相反，NdM∶NdC1，而KNd<1。以堆积岩(CC)和同化物质(AR)的质量**别为CC∶AR=1∶1和CC∶AR=5∶1为代表，前者接近熔化的下地壳(**)污染，后者为冷的上地壳(**)，由于上地壳(**)需要更多的热量去把**的温度提高到熔点并熔化，就要有更多的岩浆结晶，才能释放足够的潜热。锶图和钕图(图5－7)之间的纵坐标刻度表示残余岩浆的质量百分数。两个图形有以下的规律: 5－7 地壳混染时，δ18O－87Sr/86Sr和δ18O－143Nd/144Nd之关系(据James，1981) 图5－8 地壳物质混染时143Nd/144Nd与87Sr/86S关系(据James，1981) 1)下地壳混染(CC∶AR=1∶1)，δ18O与87Sr/86Sr，18O与143Nd/144Nd的同位素分布类似简单二端元组分混，意味着混染过程中岩浆的总量不变，同位素组成在两端元之间均匀变化。 2)上地壳混染(CC∶AR=5∶1)，锶、钕同位素分曲线明显偏离同化物质的端元，87Sr/86Sr的分布曲线平，朝更高的87Sr/86Sr值方向偏移，表明残留熔融体中的含量在减少，SrM∶SrC比值在逐步降低。钕同位素的化刚好相反。当143Nd/144Nd在岩浆和被同化的污染物之间达到某个极限值后，就不再增加了，但δ18O随进步同化而继续增大。 3)在Nd－Sr坐标中(图5－8)，接近母岩浆端元7Sr/86Sr略有增长，143Nd/144Nd迅速降低，随着同化程度增加，曲线变平缓，143Nd/144Nd略有增加，而87Sr/86Srδ18O值迅速升高。当CC∶AR=5∶1，分异结晶晚期时，堆积岩的143Nd/144Nd比被同化物质高得多，87Sr/86Sr值接近于同化物质。CC∶AR=1∶1时，δ18O的增长和143Nd/144Nd的下降速度都较快，87Sr/86Sr的增长却较慢。 5－9 各类现代火山岩、基性及超基性岩的87Sr/86Sr与含量之间的关系(据Fuare等，1972) (3)混染作用中的Sr含量与同位素组成之间的关系 混染作用与混合作用仅仅是一种混程度上的差异，所谓混染就是指混入主体岩浆中的那种物质数量上很少。要注意的是混染作用对岩浆岩同位素组成的影响与其Sr含量关系十分紧密。混染作用对Sr含量高的岩浆或岩浆岩或矿物，其Sr同位素组成变化很小，影响不甚明显。相反，Sr含量低的，只要有一点点污染，就可以引起Sr同位素组成很大的变化。图5－9中可以看出，纯橄榄岩和橄榄岩Sr含量很低，Sr同位素组成变化很大。高同位素组成的**，表明成岩岩浆受到混染作用的影响，其道理是十分清楚的。千万不要把纯橄榄岩和橄榄岩误判为地壳物质来源。 在通常情况下，超基性岩和基性岩的δ34S变化小，接近于陨石硫的δ34S值，但迄今已发生一些具有异常高的δ34S值的超基性岩和基性岩。Sasaki(1969)认为，这一异常的δ34S值正是由地壳硫的混染引起的。

矿源层新解

地球上有许多矿产具有独特性和唯一性，如白云鄂博的**元素矿床和赣南的钨矿床，这使学者们曾经设想有一个特定的矿源层 ( Knight，1957; Titley，2001) 。成矿作用的时空不可再现性使人们对矿源层假说提出了质疑，近年来已经很少在文献中见到类似的术语了。但是，流体中成矿物质溶解度随压力下降快速降低的实验资料有可能使矿源层这一概念得到新生。设想深部流体呈分布式渗滤上升的图景，由于介质的物理化学性质改变和压力的降低，有可能使深部流体在特定的层位卸载某些成矿元素。因此，**圈或地壳深部的成矿元素丰度可以远远大于浅部，这样的部位 ( 如低速高导层) 就会在发生部分熔融形成岩浆之前预富集了某些成矿元素。另一方面，大型花岗岩基常常由原地、半原地花岗质岩浆固结形成，岩浆具有慢速侵位的特点，因而其成矿元素含量就会随岩浆侵位高度而快速降低，也有可能使成矿物质滞留在深部 ( 罗照华等，2008c) 。这样，在**圈演化过程中就不断有新的矿源层产生。这种过程很好地被曲晓明等 ( 2006) 和薛春纪等捕捉到了，含矿斑岩中普遍发现了与岩基同时代的锆石，表明含矿斑岩的源区主要是岩基岩浆活动阶段形成的。如果这样的认识是正确的，在地质历史时期就可以不断有矿源层的形成与消亡。 对于幔源成矿元素来说，Hildreth et al. ( 1988) 的 MASH 过程也是一种重要的提供成矿元素的方式 ( Richards，2003) ，冈底斯带曲水岩体中的含铜包体可以作为一个实例( 罗照华等，2007a) 。含铜包体的矿化作用及其固结过程中导致寄主花岗闪长岩的蚀变可以说明: ① 确实存在富含成矿物质的幔源熔浆-流体流 ( 实际是岩浆 + 含矿流体的复合体，或流体过饱和岩浆) ，因而有时可以忽略 MASH 过程的密度障问题; ② 如果注入花岗质岩浆中的这种幔源熔浆-流体流的体积足够大 ( 可以为岩浆混合作用提供足够的热能而自身不会很快固结) ，这种熔浆-流体流可以与花岗质岩浆发生充分的混合作用并将成矿物质注入寄主岩浆中。 因此，不仅小岩体与成矿作用密切相关，大岩基实际上也可能具有巨大的成矿潜力。然而，由于成矿元素的堆积温度比岩浆固结温度低得多，含矿流体可能受岩浆热压力驱动而远离岩基。在后续的地质过程中，这些矿床或者被剥蚀殆尽，或者因为距岩基太远而很难建立它们的成因联系 ( 罗照华等，2008c) 。但是，这些成矿元素也应当是来自地幔的矿源层，而不是来自岩基岩浆源区，同样表明了透岩浆流体的重要性。如前所述，软流圈顶部的高导层可能就是这样的矿源层。 需要注意的是，这样的矿源层概念与当前许多作者将围岩作为成矿物质来源的做法是不同的。由于成矿物质的萃取需要有一定的热力学条件，地壳浅部**中的成矿元素一般是很难被萃取出来的。被俘获在矿物晶格中的成矿元素，只有热力学条件达到可以破坏矿物晶体结构的程度时才有可能被有效地萃取出来，因而**圈或地壳深部和软流圈是有利的地带。当**圈不同圈层之间发生拆离作用时，特别是当拆离带富含深部流体 ( 地球物理测深证明了这种可能性) 时，成矿元素的萃取将更加有效。已有的研究资料表明，**圈普遍存在层圈拆离现象 ( 万天丰等，2008; Brown et al.，2006) ，其最可能的位置包括软流圈顶部、莫霍面和中下地壳交界处。新疆天格尔韧性剪切带型金矿的成因是一个很好的实例 ( Zhu et al.，2007) ，表明来自地壳深部的流体也可能导致大规模成矿作用。特别是在长期**-流体相互作用下，分散在深部层位的成矿物质可能大量集中在流体富集带。据此可以推论，长期稳定地区**圈结构的灾变有利于大规模成矿，深部流体大规模**的地区也是大规模成矿的远景区。 因此，本书的矿源层概念实际上可以看做是等同于深部流体富集带。

岩浆的形成与运移

大量的资料已经证实，在地球内部当物理和化学条件具备时，地幔及地壳的某些部位可以发生熔融。起始熔融时液相熔体仅在固相颗粒的隙间产生，比例也很少，随着熔融作用的继续，熔体的比例增加，并逐渐集中形成岩浆。岩浆上升至地表或近地表处的过程，称为岩浆的运移。本节将对这些内容作出介绍。 1.岩浆的形成 现代地震波速测定表明，不少地区在上地幔100km左右的深度和中下地壳的深度存在有地震波速下降的低速带（low velocity zone，简称LVZ），被解释为在固态的**中存在有液态的物质，导致了地震波速的明显下降。这些液态物质主要是初始熔融的岩浆物质，它们分布在**的矿物颗粒之间，尽管比例不大，但表明了有熔融作用的发生。地球物理资料为我们提供了岩浆形成的大概深度和部位。在现代火山活动地区，如著名的夏威夷火山群，在火山喷发的间隙阶段，在上地幔深度（约60km处）发生了深源地震，表明这一位置相当于岩浆的源区。因此，在现代岩浆活动地区，地球物理资料可以提供较准确的现今岩浆起源深度和部位。 岩浆形成的两个最基本的条件是：①要有源区的**，即岩浆发生之前已经存在于地幔或地壳的**作为熔融岩浆的母岩；②要有足够热能的积累。 1）源区的** 什么类型的源区**（source rocks）能够产生岩浆，它们之间在成分上存在着什么关系，这是火成岩成因中的一个重要问题。根据目前研究的结果，通过3种途径可以了解岩浆源区**的特征，从而研究它们的成分及其对发生岩浆的制约。 一是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**。当岩浆**上升时，由于速度较快，可以携带源区**碎块到达地表或近地表。人们利用它们的**类型、矿物成分、结构构造等特征来了解岩浆发生源区的深度、温度、**类型、化学成分以及应力状态等。国内外学者自20世纪70年代便开展了这方面的研究工作，并在碱性玄武岩类、金伯利岩等**中找到了大量的橄榄岩捕虏体（图2-1）。研究表明，它们中间的一部分是熔融岩浆之后残余的地幔**，当然也有一部分是岩浆在向上运移时从通道壁上刮落下来的偶然捕虏体。前者与岩浆有成因联系；后者则可以提供岩浆上升时途经的围岩特征。目前在玄武岩和金伯利岩中除了发现地幔橄榄岩捕虏体外，还有榴辉岩、辉石岩及麻粒岩等**类型，其中橄榄岩与上述两类岩浆有成因联系，其他为偶然捕虏体。玄武岩和金伯利岩都来源于地幔，金伯利岩岩浆的来源深度要大于玄武岩岩浆，玄武岩浆的源区**可以是尖晶石橄榄岩或石榴子石橄榄岩，而金伯利岩的源区**则为石榴子石橄榄岩。根据地质及高温高压实验研究，石榴子石橄榄岩平衡的深度大于尖晶石二辉橄榄岩。 图2-1 山东蒙*金伯利岩中的地幔橄榄岩捕虏体（Per）和巨晶金云母（Phl） 第二个获得岩浆源区**特征的途径是通过这些火成岩的化学特征来反演源区状态。反演的基础是应用已知的来对比判断未知的。如果岩浆形成于某源区，那么岩浆和由它结晶形成的火成岩的化学成分必定反映了源区**的某些化学成分特征，包括主要元素、微量元素及同位素方面的特征。例如地幔橄榄岩中MgO含量高，它们的w（Mg）/w（Mg+Fe2+）值（或称Mg′值）变化于0.87～0.92之间。据实验和热力学计算，由地幔熔融形成的原生玄武岩岩浆，Mg′值变化于0.67～0.73。如果自然界出露的某地区的玄武岩，它的Mg′值在这一范围之内，那么可以初步确定它是幔源的原生岩浆。 第三个途径是通过高温高压实验研究，将不同类型的**作为源岩，在不同的压力（代表不同深度）、不同温度和不同的挥发分（含H2O或CO2）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。有了这些人工实验中形成的岩浆成分特征，可以与自然界形成的**成分作出对比，以推测其源区**及岩浆形成的条件。 2）热能的累积 只有当热能累积达到和持续保持**熔融的温度（固相线温度）岩浆才会产生。随着自地表至地球内部深度的增大，地温会逐渐增高，但如果没有额外的热能，一般的情况下不可能产生岩浆。目前所公认的热能来源主要有两个：一是有热流（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（如K、U、Th），通过长期衰变产生热能导致该区温度升高。 3）时间累积 计算表明，若不考虑加热的方式，如果升温增长了原始温度的10%发生熔融，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（前一节所述的第二种情况）富集程度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，原始温度增长10%所需的时间为53Ma，这一数据对**地壳来说似乎是合理的。 4）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（1020Pa·s）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.岩浆的分凝 岩浆分凝（magma segragation）是指熔融的岩浆液滴从源区**的粒间分离集中的作用，控制因素有：熔体分数（即部分熔融程度）、源区**的渗透性、熔体的密度与残留固体的密度差产生的浮力、残留固相与熔体的流变性质（主要是粘度）和源区**的范围等。一般来说，残余固相在部分熔融的条件下，由于粘度降低具有一定的可塑性，可在静水压力下发生变形充填孔隙促使熔体分离。外界的挤压产生压滤作用促使熔体从固相中挤出，拉伸作用会使固相中的分散的熔体流到低应力区与固相发生分离。当熔融量增大，熔体可以就地（in situ）或移动上升一段距离在不同深度**成岩浆房（magma chamber）。岩浆房的规模变化较大，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、裂谷区及构造活动区的剪切带下面都可能有岩浆房发育，形状为囊状、层状、水平的盘状、席状等。岩浆数量少时，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。 3.岩浆的上升和侵位（magma ascent and emplacement） 岩浆分凝后，岩浆的密度低于源区的**，产生重力不稳定性和浮力，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。 岩浆可以沿伴随岩浆形成而产生的断裂上升或呈底辟状上升。 随着岩浆不断形成，体积扩大导致上覆刚性**圈自下而上破裂，形成通道导致岩浆上升。上升的动力是密度差和由于张开裂隙而发生的减压作用。在近地表处刚性的地壳**与岩浆温度差异更大，热应力形成的扩张容易发生，断裂的扩大可以有利于岩浆到达地表。如果自下而上的断裂与自上而下的断裂相连，岩浆更容易上升，而且速度快。由于基性和中基性岩浆粘度低，容易沿断裂快速上升直到地表。 花岗质和中性的岩浆多以底辟体的方式上升。底辟体可呈球状、椭球状、倒水滴状。实验资料表明，在岩浆上升的过程中仍然可以继续熔融，这样有利于后续的底辟体沿上一次所途径的路线移动。在这种情况下，尽管是小的底辟体也可以较容易地上升。花岗质的底辟体相对玄武岩岩浆而言不仅粘度大而且温度低含水高。在上升到一定深度，岩浆中发生结晶作用，晶体含量愈高则岩浆粘度也随之加大，特别是由于其中的挥发分因“沸腾”而逸出后，岩浆的结晶作用更容易发生，因此花岗质岩浆的底辟体很难达到地表，往往形成不同深度的深成—浅成侵入体。岩浆上升的速度有相当大的差别，含地幔捕虏体的碱性玄武岩上升100km仅需12～0.6d（天），而花岗岩底辟体需3.2×107～3.2×103a（年）。岩浆怎样克服上覆围岩阻力上升和以何种方式在地壳中占据空间是岩浆侵位机制研究的两个重要问题。岩浆上升侵位的机制有以下几类： 1）底辟作用 底辟上升和底辟侵位是连续的过程。岩浆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**动，并占据其腾出的空间。底辟侵位的主要驱动力是岩浆的浮力和热动力。底辟侵位一般可分早期穹隆阶段、中期底辟上升阶段和晚期侧向挤断3个阶段（图2-2）。底辟作用（diapirism）的关键是岩浆底辟体的热量。从同一源区早期分凝出来的岩浆体，往往上升距离不大就已耗尽能量，相继分凝出来的岩浆体，因上覆围岩被早期侵入体加热，可上升到离地表越来越近的位置。由于底辟侵位要求有较大的浮力和热能来克服围岩的阻力，因而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与围岩的片理产状一致，往往是无根的整合侵入体。 图2-2 岩浆底辟侵位的3个阶段 岩浆发生底辟上升后，常常以气球膨胀的方式连续侵位，这是花岗岩常见的一种侵位方式。上升的岩浆因开始结晶而粘度增大，上升速度减缓，最后被阻挡而停止上升。这时岩浆向旁侧扩展，直径增大，发生膨胀。旁侧的围岩则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。如果还有晚期岩浆脉动补充，还会由岩体中心向外扩展，挤压早期岩浆形成的外壳，逐渐向外膨胀。北京周口店花岗闪长岩体就是一个典型的底辟式侵入岩。 图2-3 岩浆顶蚀侵位示意图 2）顶蚀作用 热的岩浆上升，引起顶部围岩被挖蚀、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移、侵位（图2-3）。靠顶蚀作用（stoping）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 岩墙扩展作用（dike propagation）指的是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。上述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。研究表明，在相对较冷的上地壳中，岩浆沿岩墙通道以1m/s的速度上升，在几小时后就会失去活动性，上升距离也只有几公里。 4.火口沉陷作用 火口沉陷作用（cauldron subsidence）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。 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，其中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。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。 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，从重力角度考虑，将岩浆在地表以下能够稳定停留的位置称为中浮面（Walker，1991），在中浮面之上ρm＞ρr，在中浮面之下ρm＜ρr。中浮面可出现在沉积盖层之下、基底**之下、酸性岩浆房之下、地壳底部等**密度有较大改变的位置，在这些地方容易集中上升的岩浆并形成岩浆房。

岩浆的性质

本节仅介绍岩浆的密度、粘度、温度及挥发分等重要的岩浆性质。 1.岩浆的密度 岩浆熔体的密度（density）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。熔体的密度不仅与其成分有关（基性岩浆密度高于酸性岩浆），也随温度、压力的变化而改变。原因是压力增大时熔体内分子间距减小，体积压缩密度变大；温度增高时，分子间距增大，体积膨胀密度变小。这种变化也反映了熔体具有压缩性和膨胀性。图2-4显示了压力与密度呈明显的正相关，拉斑玄武岩与碱性玄武岩熔体之间的密度差异随压力增加而增大，表明前者的压缩性比后者大，即在高压下拉斑玄武岩的密度要明显地大于碱性玄武岩岩浆。岩浆密度与分异作用和喷发能力有关。图2-4 表示，在高压条件下碱性玄武岩浆的密度低于拉斑玄武岩浆，因而喷发能力强，上升速度快可以携带密度大的深部地幔橄榄岩捕掳体，而密度较大的拉斑玄武岩则较少含深源捕掳体。 2.岩浆的粘度 与岩浆的密度一样，岩浆的粘度（η）（viscosity）也是其重要的物理性质之一。流体都具有粘性，粘度反映流体流动的难易程度。粘性是指当流体内微团之间发生相对滑移时，内部产生剪切应力（切向阻力）的性质，剪切应力会阻碍流体的运动。粘度的单位是Pa·s（帕斯卡·秒），它是剪切应力与剪切应变速率的比值，1 Pa·s相当于20℃时水粘度的1000倍。 图2-4 玄武岩熔体的密度与压力的关系图 表2-1 实验室测定的流体粘度值 岩浆的粘度与多种因素相关，如岩浆的成分、结构、温度、压力和所含的挥发分等都对粘度有影响。岩浆中SiO2、Al2O3、Cr2O3含量高，其粘度就大，其中最具影响的是SiO2。据测定，纯橄榄岩熔体粘度为0.03～0.1 Pa·s；辉长苏长岩熔体粘度为0.7～25 Pa·s，闪长岩熔体粘度为3.8～25 Pa·s［它们的w（SiO2）分别为38%，47%，和60%左右］。超基性岩熔体粘度低于基性岩约3个数量级。表2-1也列出了不同类型岩浆或流体的粘度，同样也反映出SiO2含量低的玄武岩浆比较高SiO2含量的黑曜岩浆熔体粘度低8个数量级。 硅酸盐熔体内部的结构与硅酸盐矿物相似，Si与O结合形成硅氧四面体［SiO4］4-，这样熔体中硅氧四面体的聚合体越大，包含的四面体越多，岩浆粘度就愈大，反之粘度则变小。不同的阳离子在熔体结构中起着不同的作用，如Si和Al出现在熔浆的各种聚合物或单元的四面体配位中，起着形成网格，增强聚合程度的作用，被称为成网离子。而Ca、Mg、Fe、K、Na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。这样熔体中Si含量高则结构的聚合程度高同时粘度也大，而Ca、Mg、Fe等离子含量高，则粘度低。 岩浆粘度与温度关系密切，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。夏威夷玄武岩熔岩流在近火山口处粘度为3×102 Pa·s，而在远离火山口的地区因温度下降粘度可增大至3×103 Pa·s。另一个间接效应是，当岩浆温度下降，矿物晶出的数量不断增多，因而粘度随之增大。与温度相比，压力对其影响要小，如压力从102kPa增高至3×106kPa，粘度仅增大1/10（转引自海因德曼，1989）。 不能笼统地说岩浆中挥发分含量愈高粘度就愈小，因为不同的挥发分起的作用不同。例如，CO2含量高时，岩浆粘度不仅不会下降反而会增大，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。岩浆的粘度会影响岩浆上升的速度和火成岩的结构、构造、产状以及一些岩浆作用发生的强度。 3.岩浆的温度 岩浆的温度很高，这一点从现代火山喷发的景象及其对周围环境的危害就可以了解到。1980年美国圣海伦斯火山喷发，炽热的火山灰喷发物覆盖了周围的山区，密布的原始森林全部燃烧成木炭，居民的汽车被熔化。直接测定的现代火山岩浆的温度见表2-2。从表中可以看出，基性玄武岩岩浆温度最高，其次为安山质岩浆，流纹质岩浆温度最低。岩浆在喷出或侵位以后开始降温固结，以玄武质熔岩为例，1m厚的玄武岩全部结晶约需12天，10m厚的约需3年，700m厚的需9000年。**深处的岩浆侵位后**速度缓慢，固结的时间比熔岩长，据估计2000m厚的花岗岩岩席完全结晶需64000年，8km厚的花岗岩基需10Ma才能固结。 表2-2 各类熔岩喷出温度的估算值 4.岩浆中的挥发分 现代火山喷发时有大量气体逸出，已固结的火山岩有些含相当数量的气孔都说明岩浆中含有挥发组分。了解它们的类型及含量可以通过两种途径：一是直接从现代火山喷发的气体中取得；二是通过**中的流体包裹体获得。日本有珠火山昭和新山紫苏辉石英安岩喷气孔上收集的气体分析结果表明，气体种类多，有CO2、CH4、NH3、H2、HCl、HF、H2S、SO2、P2O5 和H2O等。其中H2O是最丰富的组分，其体积分数占99%。在活动气体中，CO2占优势，CH4非常少。在高温条件下SO2占优势，在较低温时H2S显著增多，w（HF）/w（HCl）比值随温度而下降。我国**省台北市以北的大屯火山群发育有丰富的喷气孔，自然硫堆积在喷气孔附近，不仅景象壮观，而且整个山谷充满了浓烈的硫磺的气味。 岩浆中的挥发分不仅影响结晶温度，而且影响岩浆的喷出方式。在挥发分**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。但是，这种爆发性质在粘度不同的岩浆中作用的强弱是有差别的，低粘度的玄武质岩浆中膨胀气体的释放是宁静的，高粘度的安山岩和流纹岩浆则会因气体的释放将岩浆崩碎成岩浆团、火山弹和火山灰，并破坏火山锥体的边坡。 岩浆中挥发分还影响岩浆结晶的温度。挥发分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，岩浆会快速结晶，其中的晶体数量也随之加多。

岩浆岩的产状和相

岩浆岩是以一定形态产出的岩体，而岩体又是在一定的地质环境及物理化学条件下形成的，这就是岩浆岩的产状和相的问题。研究岩浆岩的产状和相，不仅是由于其与岩浆岩的分类命名、结构构造、矿物特征直接有关，而且也与岩浆岩体所在的深度、构造特点以及岩浆性质、活动等有关，此外还和岩浆岩的形成机理及成矿部位有关。 岩浆岩的产状 (occurrence) 指岩体的形成、大小、和围岩的接触关系。它与地层的产状———走向、倾向、倾角的概念是不同的。 岩浆岩的相 (facies) 是指生成环境不同而产生的不同**和岩体总的外貌和特征。相基本上是按岩体产状、分布及**特征进行划分的。 火山岩与侵入岩在产状及相的特征及划分上是不同的，现分述如下。 (一) 火山岩的产状及相 1. 火山岩的产状 火山岩以喷出岩常见，喷出岩的产状与喷发类型有关。常见的喷发类型有两种划分方法: 一种按火山通道的形状分为熔透式、裂隙式、中心式; 另一种按近代典型的火山名称分为夏威夷式、斯通博利式、乌尔加诺式、布里尼式、卡特曼式等。前一种划分包括不同时代的火山喷发，后者主要是现代中心式喷发的进一步划分。 (1) 熔透式 (面式) 喷发 喷发直径很大，由形状不太规则的火山通道喷出。这种喷发是戴里根据北美黄石公园大面积流纹岩提出的假说，他认为大规模的花岗岩浆侵入上升时，由于较高的温度及化学能，把顶盘**熔透顶开，从而使岩浆大量溢出地表，所以又叫蚀顶喷 (deroofingeruption) 。由于岩浆大规模地熔透、顶开上覆**，造成大面积的溢流，所以也叫区域喷发 (areal eruption) 。这种喷发的特点是: 火山岩分布范围很广，火山岩与侵入岩过渡相连，喷出通道大而且不规则 (图3-2) 。 (2) 裂隙式 (线式) 喷发 岩浆沿一个方向的大断裂 (裂隙) 或断裂群上升，喷出地表。有的从窄而长的通道全面上喷; 有的火山呈一字形排列分别喷发，但向下则相连成为墙状通道。因此，称为裂隙式喷发 (fissure eruption) 。裂隙式喷发的产状，与岩浆的性质及喷发量有关。 图3-2 熔透式 (面式) 喷发(据 R. A. Daly，1925) 图3-3 由岛基拉火山裂隙喷出而成的熔岩被(据 G. W. Tyrrell) 裂隙式喷发，以玄武岩为主，流动近于平行，厚度及成分较为稳定，产状平缓，以熔岩被为多 (图3-3) ，常形成熔岩台地、熔岩高原 (lava plateau) 。因为玄武岩流动性大，熔岩喷出量常较大，很少爆发相，在地形平坦处似洪水泛滥，到处溢流，分布面积很广，所以又称泛流玄武岩 (flood basalt) 。 裂隙式喷发不全由玄武质的熔岩组成，也有由酸性的熔结火山碎屑岩组成的火山碎屑高原 (pyroclastic plateau) 。它常由浮岩块及火山灰覆盖而形成。高原内部均有破火山口及火山陷落地堑。如苏门答腊北部多巴湖周围的流纹质浮岩碎屑高原，长 260 km，宽180 km，面积达 25000 km2; 新西兰北岛流纹质浮岩流高原的面积达 26000 km2，厚 18. 3 ～152. 5 m。美国内华达州第三纪熔结凝灰岩席，面积较大，达 20 × 104km2，宽 31 km，深450 m，即为大量流纹质浮岩碎屑喷出后所成的火山陷落地堑。 因此，裂隙式喷发，不仅有基性的，也有酸性的; 不仅有熔岩，也有火山碎屑岩; 不仅有熔岩被，也有熔岩流; 不仅有熔渣锥，也有溶渣堤; 不仅可堆积成正地形，也可爆发成负地形 (爆发沟、火山陷落地堑等) 。 熔岩流是指线形流动、分布的熔岩，其形成决定于地形。 熔渣 (cinder) 是暗色 (黑色、暗灰色、红色等) 多孔的炉渣状碎块。以玻璃质为主，常为多孔熔岩、熔岩饼、火山弹等爆发炸裂产物，落地时为固态。在火山通道附近堆积成锥状或堤状，近等轴形者称火山锥，长形分布者称熔渣堤。对于浅色的熔渣状物质，则称为浮岩 (pumice) 块。熔渣为中基性成分，而浮岩为中酸性成分的岩浆产物。 熔岩脊是气体少、黏度大、丧失爆发力的熔浆顺裂隙式通道推挤出地表而成，它堆积于通道顶部呈长形隆起的脊状体。 熔结火山碎屑岩由富含气体、黏度又大的岩浆爆发、熔结形成，其最大特点是含有塑性岩屑 (浆屑) 及塑性玻屑，呈火焰状、撕裂状等形态。粒度大者为熔结角砾及集块岩，仅分布于火山通道附近，即为火山口 (湖) 中岩浆撕裂、溅落的塑性体堆积、压结所成;粒度小者分布范围常很广，有的形成熔结凝灰岩平原，为岩浆上升泡沫化后，泡壁破裂成的玻屑，与气体混合，形成大片火山灰流，经熔结、压扁、拉长而成。它的强烈爆发及大量喷出，常破坏火山机构，并形成破火山口及火山陷落构造。 (3) 中心式 (点式) 喷发 中心式喷发 (central eruption) ，是指岩浆沿颈状管道的喷发。喷发通道在平面上为点状，又称点状喷发。多数近代火山属于这种类型，其最大特点是常在地表形成下缓上陡的火山锥 (volcanic cone) 。火山锥顶部中心常见圆形的漏斗状、盆状凹陷 (图3-4) ，称为火山口 (crater) ，系火山爆发及岩浆回抽、退缩形成，有的火山口中积水，便形成火山口湖 (crater lake) ，我国长白山主峰***顶的天池，就是这样形成的。 中心式喷发根据成分、黏度、**力等不同，按近现代典型火山命名，又可进一步分为较多的喷发类型，常见者如下: 图3-4 火山口 1) 夏威夷型 (Hawaiian-type) : 以稀液状的熔岩宁静式溢流为主，有时似洪水泛溢。成分多为玄武岩 (个别为安山岩) ，形成宽广、平坦的盾火山。火山喷出次数多，厚度大，面积广，有时形成熔岩湖。火山碎屑物质大多小于 10%，由牛粪状火山弹及熔岩饼组成，火山灰很少见。当有微弱爆发时，逸出气体可形成熔岩喷泉。熔岩湖中熔浆可溅出、撕裂成塑性岩屑，堆积于火山口附近，形成熔结角砾岩组成的墙状壁垒，从壁垒分布可看出火山口的位置。在火山锥上还能见到寄生火山锥及寄生火山口的壁垒。 2) 斯 通 博 利型 (Strombolian-type) : 岩浆黏度较大，溢出及爆发皆有。火山碎屑物质占 30% ～ 50%，其中的围岩碎 屑 可 达10% 。由玄武质、安山质成分的**组成。熔岩流厚而短，以渣块状熔岩为主，少数为绳状。火山碎屑物质有球形及纺锤形火山弹、熔渣、玻渣、玻屑等，大小不一，围绕火山口附近堆积。由于为混合锥，因此常为很高的层火山。 3) 乌尔加诺型 (Vulcanian-type) : 岩浆黏度很大，以爆发作用为主。火山碎屑物占60% ～ 80% ，其中围岩碎屑一般 < 10% 。岩流少见，厚而短，主要为安山质、流纹质成分。爆发物多由面包状火山弹及火山砾、火山灰组成，形成的火山锥多为碎屑锥。如果几乎无岩浆物质，火山锥主要由围岩碎屑组成的碎屑锥，则称超乌尔加诺型 (Ultra vulcani-an type) ，它常是乌尔加诺型及斯通博利型的前奏。 4) 布里尼型 (Plinian-type) : 岩浆黏度极大，强烈爆发。火山碎屑物质常达 90% 以上，其中围岩碎屑占 10% ～ 25%。喷出物以流纹质与粗面质浮岩、火山灰为主，分布较广，伴有少量熔岩流或火山灰流。由于爆发强烈及岩浆物质大量抛出，常形成锥顶崩毁及塌陷的破火山口。这种火山喷发过程常为: 清除火山通道→岩浆泡沫化→猛烈爆发出浮岩及火山灰→通道壁上碎石捕入及堵塞火山通道。如此反复作用，从而形成复杂的火山机构。 5) 卡特曼型 (Katmaian-type) : 岩浆黏度极大，挥发物很多，爆发极为强烈。火山碎屑物质达 100%，无火山弹，无分选性，形成大片的火山灰流，构成广阔平坦的盾形山，甚至规模很大的火山灰流高原，仅少量火山灰抛入空中。较厚的熔结火山碎屑岩堆积物，主要由流纹质、英安质、粗面质的岩浆组成。常形成**与塌陷的破火山口。 中心式喷发的火山，由于岩浆的性质及喷发相不同，产状也是不同的。 2. 火山岩的相 火山岩相研究，对于恢复古火山机构，重建地质作用历史，提高火山岩区地质制图的质量，促进火山岩区的找矿勘探工作，都有一定的理论和实际意义。 目前国内外对火山岩相的划分很不统一，有的以火山岩形成时代新老所产生的**特点，分为古相火山岩和新相火山岩; 有的以火山喷出物距火山口的远近，分为远火山口相和近火山口相; 有的以火山喷发物、熔岩的不同部位，分为顶板相、底板相、内部相、前缘相等。 一般认为，比较好的方案，是以火山岩所处的环境，先将其分为海相与陆相火山岩。它们主要的区别如下: 1) 陆相火山岩与下伏地层常呈喷发不整合接触，风化壳发育; 而海相者常与下伏地层整合接触，风化壳不发育。 2) 陆相火山岩与分布在其上下含有陆相动物及淡水植物的沉积岩层共生，碎屑岩较多，碎屑分选差、相变大、层理发育; 而海相者与分布在其上下的含有海相咸水生物的沉积岩层共生，泥质、硅质及碳酸盐岩较多，碎屑分选好、相变小、层理发育。 3) 陆相熔岩成分变化大 (基—酸性皆有) ，常见红色**顶，柱状节理发育，球粒的直径大; 而海相熔岩成分变化小 (基性为主) ，常见枕状构造，球粒的直径小。 4) 陆相火山碎屑物在水平方向上粒度变化明显，常见火山弹、火山泥球、熔结凝灰岩、泥流角砾岩; 而海相火山碎屑物在垂直方向上比重变化明显，常见熔岩遇水淬碎的玻屑等。 进一步划分火山岩相的方案，应以全部火山活动产物的产出形态及**特征为基础，因为火山活动产物，不仅有喷出岩，也有火山通道中充填的**及侵入产出的次火山岩，还有火山沉积岩。这样，才能全面地反映火山作用在特定地质条件下所形成的地质体，才能概括火山岩的基本组成部分。这种方案划分的火山岩相，可为研究火山作用的产物特征、发展阶段、岩浆演化、形成条件、与矿产的关系等，提供较系统、深入的资料。以中心式喷发火山为例，大致可分为以下几个相 (表3-1 及图3-5) 。 除喷出岩与沉积岩过渡的火山沉积相以外，最主要的有喷出相、火山通道相、次火山相。 喷出相是火山喷出地表产物，是开放系统; 喷出相又进一步可分为溢流 (effusion) 、爆发 (explosion) 、侵出 (extrusion) 3 个相。溢流相是火山喷溢、泛流的熔岩。爆发相是火山爆发的火山碎屑物 (岩) 。侵出相是温度较低、黏稠、挥发分又少的火山通道中岩浆，已无力喷溢或爆发，以 “挤牙膏”方式推挤出地表的产物，多见于喷发末期，堆积于火山通道之上，形成穹丘; 岩浆的黏度愈大，穹丘愈陡。 火山通道相 (又称火山颈相) 是一端通向**深处，另一端通向地表、与喷出相相连的半开放系统; 次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在**的产物，是封闭系统。火山锥被剥蚀后，残存的具充填物的火山通道，又称岩颈、岩筒、岩管等，皆因其横切面多近圆形，产状陡立，形态细而长而得名。岩颈有一次或多次喷发产物，有同成分或复成分岩颈，有主颈，也有寄生颈; 火山颈上部一般直径较大，向深处缩小，上部喇叭状，中部筒状，下部墙状。充填物多为火山碎屑岩、熔岩、碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等组成。碎屑有同源的、异源的，也有的为深源产物。多次喷发岩颈中**常呈环状或半环状分布，其切穿顺序与其喷出**的顺序一致。熔岩在火山颈中流动构造陡立，浅处有的气孔平行接触带，有的柱状节理较发育，柱体长轴在岩颈中呈放射状产出。一个方向断裂控制的岩颈，横断面多为长圆形，常由凝灰岩、熔岩、角砾熔岩混合充填。两个方向交叉断裂控制的岩颈，横断面多为圆形，其纵剖面为筒状者，多为凝灰岩充填，纵剖面为喇叭状者，多为熔岩充填。多方向断裂控制的岩颈 (少见) ，其横断面为多边形，主要由熔岩、角砾熔岩充填。 表3-1 火山岩相的主要特征 图3-5 火山岩相示意图 次火山相是火山岩浆侵入、潜伏在接近地表的浅成火山岩，与火山岩同源但为侵入产状。它与喷出岩同时间但一般较晚; 同空间但分布范围较大，同外貌但结晶程度较好，同成分但变化范围及碱度较大。它的侵入深度一般小于 3. 0 km，进一步又可根据深度细分为 3 个相: 近地表相 0 ～0. 5 km; 超浅成相 0. 5 ～ 1. 5 km; 浅成相 1. 5 ～ 3. 0 km。由浅到深，**的结构、构造、某些矿物的有序度等，从近似火山岩到近似浅成岩。次火山岩有的顺火山岩原生裂隙贯入而成，如顺喷发隆起时裂隙贯入形成锥状、放射状岩墙，或顺崩塌破火山裂隙贯入形成环状岩墙; 有的还顺岩浆房及岩颈空隙贯入形成**岩株及岩枝等。这些与原生裂隙有关的次火山岩，一般以火山通道为中心，岩体较小，产状简单，分布范围不大。有的次火山岩顺火山岩层的层面、不整合面、后期断裂、裂隙贯入而成，多呈岩株、岩盖、岩盆、岩瘤、岩床，岩墙、岩枝等产出，一般分布范围广，岩体大小不一，产状复杂。次火山岩以熔岩状**为主，也有角砾状**，除岩浆机械贯入捕虏形成者外，多为隐爆的结果。隐爆角砾岩呈漏斗状，筒状产出，是富含挥发分的岩浆在上升到**浅处 (未通天) 的**产物，其顶部常有崩塌角砾岩，边缘为震碎角砾岩，周围有注入角砾岩，晚期有的有矿化角砾岩。 火山沉积相在火山作用过程中皆可以产生，但以火山喷发的低潮期—间隙期最为发育，是火山作用叠加沉积作用的产物。它可以形成于陆地，也可以形成于海中，有深水，也有浅水沉积。由喷出岩、沉积火山碎屑岩、火山碎屑沉积岩、沉积岩系组成，多为水盆地、泥石流、破火山凹地等形成。有的层理发育; 有的层理差，呈透镜状产出。分布限于火山机构附近者，一般粒度较大，范围不大; 分布范围广者，多为水盆地或细碎屑堆积，常堆积在夷平的火山机构之上。 年轻的火山岩区，常见者为喷出相及火山沉积相，而次火山相及火山颈相尚未露出地表。在古老火山岩区，火山机构多已遭到剥蚀破坏，使火山颈相及次火山相被剥蚀出露，喷出相与火山颈相、次火山相常分辨不清。因此，古老火山岩区岩相的划分，应在搞清岩体的分布、产状、构造、岩性的基础上，在剖面图、地质图及构造岩性图编制之后，进行综合分析，才能做出比较正确的判断。 (二) 侵入岩的产状及相 1. 侵入岩的产状 侵入岩的产状主要是指侵入体产出的形态、大小、与围岩关系。本应就侵入体所占空间的整体而言，但由于构造及剥蚀的影响，往往只能就其出露地表的情况来恢复和判断。图3-6 为系统表示的各种侵入岩的产状和一些喷出岩的产状。根据侵入体与围岩的接触关系，可把侵入体划分为整合侵入体和不整合侵入体两类。 (1) 整合侵入体 侵入体的接触面基本上平行于围岩层理或片理，是岩浆以其机械力沿层理或片理等空隙贯入形成，依其形态的不同，可分以下几种类型: 图3-6 岩浆岩产状示意图 1) 岩盆 (lopolith) : 盆岩是**微向下凹的整合盆状侵入体。岩浆侵入到岩层之间，其底部因受岩浆的重力而下沉，故**凹陷; 或为产于短轴凹陷及开阔向斜中的整合侵入体。其特征是该岩体原始形态与围岩构造形态吻合，顶底面均向下凹，形似盆状，底部有岩浆侵入的通道。岩盆中成分多为基性的，一般显示明显分带性，在岩体下部及边部更偏基性一些，上部及中心偏酸性些，这些分带面的产状均向中心倾斜，倾角由边缘向中心变缓。岩盆厚度与直径之比大致为 1∶10 ～1∶20，平面形状为圆形或椭圆形。岩盆规模一般较大。如加拿大肖德贝里岩盆，面积达 30000 km2; 最大的是美国明尼苏达州的德卢斯岩盆，出露面积 40000 km2。 2) 岩盖 (laccolith) (或称岩盘) : 是上凸下平的穹窿状整合侵入体。由中部到边部，其厚度迅速变小而尖灭。通常认为底部或边部有狭小的通道，岩浆就沿着该通道侵入。规模一般不大，直径 (底) 为 3 ～6 km，厚度 (高) 一般不超过 1 km，高和底径之比多在1∶3 ～ 1∶7 之间，地表出露形状常为圆形、椭圆形。岩盖一词多用于中—酸性岩体，也以中酸性岩中常见。由于岩浆黏度大，延伸不远，将上覆岩层拱起而成盖状。类似形态的基性—超基性岩体往往用 “岩盘”一词。岩盘常显示垂直分带现象，一些工业矿体常富集于岩盘的中部及下部。岩盖多产于**上地层未经强烈变动地区。 3) 岩床 (sill) : 又称岩席，是岩浆沿层面贯入，形成厚薄均匀的与地层整合的板状侵入体。它与其顶、底板围岩平行，接触面平坦，中部稍厚，向边部渐渐变薄，以至尖灭，一般认为岩床底部有岩浆通道。岩床以厚度较为稳定而面积较大为特征; 其延伸距离主要取决于岩浆的黏度大小，黏度小，流动性大的岩浆，形成岩床的面积就大。岩床以基性岩和超基性岩常见，美国斯提耳沃特超基性杂岩体，就是一个很大的岩床，出露长50 km，厚 5 km。岩浆在这种近水平层位中是以垂直方式成岩，所以有的岩床内部构造的基本特征是具近水平的层状构造，主要表现在岩相或岩性具明显的分带现象，其构造面与岩床的顶、底板平行。这种层状构造在基性—超基性岩床中尤为明显，由于分异作用，下部常比上部基性些。世界上一些大型近水平层状基性—超基性岩床，往往赋存矿产，例如我国西藏某地超基性岩床，长超过 40 km，宽 0. 5 ～2 km，水平层状构造清楚，含有丰富的透镜状铬铁矿工业矿体。对于与围岩整合产出的倾角较大或陡立的岩床，又称为单斜岩体。它产于单斜构造或大型褶皱翼部的层面中间，呈板状及扁平的透镜状产出，平面上为线形分布，对称分带现象不普遍。我国地槽褶皱带中，陡倾斜的超基性单斜岩体较多。 4) 岩鞍 (phacolith) : 是一种产于强烈褶皱区的岩体。其形成与强烈褶皱作用密切，在褶皱过程中，岩浆同时挤入褶皱顶部软弱带———背斜鞍部或向斜槽部所形成的整合侵入体，其剖面形似马鞍或新月，皆成组出现。有人把产于向斜槽部的叫岩槽，产于背斜顶部的叫岩脊。单个岩体一般都不大，最厚的部位可达几百米。也有较大者，如我国湖北大平超基性岩体就是一个较大型的岩鞍。 (2) 不整合侵入体 一般是岩浆沿着切过层理或片理的裂隙、断裂贯入形成，但有的也以岩浆熔融交代作用方式形成。不整合侵入体常见下列几种类型: 1) 岩墙 (dike) : 是一种厚度比较稳定近于直立的板状侵入体。长为宽的几十倍甚至几千倍，是岩浆沿着早已存在的断裂贯入，或者沿着以自身压力扩开的裂隙贯入而成。岩墙厚度一般几十厘米到几十米，长几十米甚至若干千米。闻名世界的津巴布韦大岩墙，为近南北向的大断裂贯入的基性岩组成，厚 3 ～ 14 km，长 500 余千米，在地形上犹如一巨型长堤。我国东准噶尔褶皱系中的清水超基性岩体为陡倾斜的岩墙，长 11 km，宽一般400 余米，东西方向延长，倾角 70° ～ 80°。岩墙多为一次侵入产物，个别也有多次侵入的。在一个较大区域内，岩墙很少单一产出，往往呈几十条、几百条有规律地分布，形成岩墙群。岩墙群的形状有线形、弧形、环形、放射状等等，其形状的变化随着裂隙系统形态的变化而变化，严格地受裂隙系统控制。在北京南口—居庸关一带，有很密集的近南北向排列的岩墙群，它们的分布与南北向区域性张节理有关。岩墙又称岩脉。有的学者把规模小、形状不规则、厚度不大，有分叉现象的脉络状细长的岩体，称为岩脉，也有的人把岩墙、岩床等窄而长的岩体总称为岩脉; 还有的人把沉积作用或变质作用的脉状充填产物叫做岩脉。 2) 岩株 (stock) : 是一种常见的侵入体，平面上近圆形或不规则状，接触面陡立，似树干状延伸，又称岩干。规模较大，但出露面积小于 100 km2。有的岩株**产出; 有的岩株向下与岩基相连，是岩基的顶部突起部分; 有的岩株为火山活动产物，侵入于塌陷破火山口的中心，其周围为放射状、环状、锥状裂隙及岩墙，这种岩株称为**岩株。岩株的边部常有一些不规则的小的树枝状岩体伸入于围岩之中，这一部分称岩枝 (apophy-sis) 。在岩株顶部还见有瘤状的突起，平面上近圆形，接触面陡立，称为岩瘤 (boss) 。呈小岩株产出的中酸性及中基性岩体在找矿上十分重要。如鄂东大冶一带的中酸性侵入岩株，在其接触带有丰富的矽卡岩型铁、铜、钼矿床; 在宁芜一带中基性次火山岩的岩株中，有丰富的玢岩铁矿矿床。 3) 岩铸 (chonolith) : 亦名畸形岩体或畸形岩盆，是一种形状不规则的漏斗状岩体。岩铸多产于经过强烈变动的地层中，由于变动，地层中产生空隙，空隙不规则，岩浆顺空隙侵入。岩浆就像熔化了的金属一样，往变形地层的裂隙中充填、浇铸。由于地层的上部静水压力小于下部，上部裂隙也比下部发育，因此，岩浆侵入后，即产生上大下小的漏斗状不规则岩体———畸形岩体。其形状似岩盆，但岩体的边缘及顶部形状不规则，常呈枝叉状切过围岩，又不同于一般岩盆，故称畸形岩盆。戴里定义的岩铸概念更广，他把产状上无法命名 (不属于任何产状) 的侵入体，都称之为岩铸。 4) 岩基 (batholith) : 是最大的巨型侵入体，面积大于 100 km2，最大可达数万平方千米。平面上通常呈长圆形，长数十千米，甚至几千千米，宽可达 100 km 以上。岩基主要分布于褶皱区的核部隆起带中，常受深大断裂控制，延伸方向常与褶皱轴向一致，产状多与围岩斜交，倾角较陡。过去曾认为岩基是没有底的，向下变大，无限延伸。但近来勘探及地球物理资料证明，岩基是有底的，其底面最大深度约为 10 ～30 km。有的岩体沿不整合面侵入，超覆于某些围岩之上，而向下有逐渐变小的趋势，从剖面上看似镰刀，则称为岩镰 (harpolith) 。岩基在浅处与变质浅的沉积岩呈侵入接触关系，接触面较陡; 而在深处，则常与变质程度深的**呈渐变的过渡接触。关于岩基的成因至今还是个争论的问题，这主要涉及物质来源、岩基占据的空间及岩浆活动性问题。岩基的成因可概括为两种完全相反的观点: 一种观点认为岩基是岩浆侵入冷凝的产物，所占空间是岩浆推挤围岩及顶蚀围岩，一部分围岩落入岩浆中被熔化、同化而夺取的，这种岩浆成因观点的证据是岩基与围岩界线截然呈侵入接触关系，岩基边部具流动构造等; 另一种观点主张岩基是原地**的强烈交代及深熔作用，致使围岩在原地花岗岩化，变成花岗岩类**，从而取得空间，主要证据是部分岩基与围岩之间为逐渐过渡关系，岩基内保留有未变动的围岩及构造等。就我国情况来看，两种成因基本都有: 在前震旦纪古老岩系中，与造山运动有关的一些深成花岗岩岩基，可能主要是花岗岩化的产物，但也有岩浆的形成与侵入，而震旦纪以后的岩系，特别是燕山期形成的一些花岗岩岩基，主要是岩浆侵入形成的，花岗岩化仅是局部现象。 上述侵入体根据侵入能量不同，可分两类: 一为贯入体 (injected body) ，是构造作用，促使岩浆以机械力挤进地壳浅处**裂隙中的产物，多为较小的岩体，有整合的(如岩床) ，有不整合的 (如岩墙) ; 另一为注入体 (subjacent body) ，是岩浆本身的内力作用，在地壳深处推挤及熔化围岩的侵入产物，为不整合的较大岩体，如岩基、岩株。此外，侵入体根据侵入次数的不同，也可分为两类: 一为简单岩体，是一次侵入的单成分岩体; 另一为复杂岩体 (杂岩体) ，是多次侵入的单成分或复成分岩体。 侵入体产状仅少数是单一、规则的，大部分侵入体的形状不规则，产状复杂，且不同深度、不同部位上，产状并不相同。 2. 侵入岩的相 乌索夫 (M. A. УcoB) 及库兹涅佐夫 (Ю. A. KyзHeцoB) 等研究认为，侵入岩相的划分主要应根据岩体形成的深度、部位确定。深度、部位不同，影响到岩浆的温度、压力、**速度、挥发分的散失等一系列物理化学条件的差异，而这些条件又与**的成因及**外貌、成分等有不可分割的联系。详细的岩体研究需要划分相，但相的划分又不宜过细，因为各侵入相之间没有截然的界线，精确确定深度等又比较困难。目前我国对侵入相的划分一般采用三分法: 浅成相 (0 ～ 3 km) ，中深成相 (3 ～ 10 km) 和深成相 (>10 km) 。各个相花岗岩类的基本特征见表3-2。 表3-2 侵入岩相的主要特征 浅成相的侵入岩与一些次火山岩特征很相似，主要区别是看它与喷出岩是否有成因联系。如果与喷出岩基本上同空间、同时间、同成分、同外貌者，说明它与喷出岩是同源产物，一般为次火山岩。如果该区无喷出岩而侵入岩发育，且与侵入岩有关，则可能是浅成相侵入岩。 中深成相侵入体在我国实例很多，北京周口店房山花岗闪长岩就是其中的一个。该岩体近圆形，为 50 ～60 km2的岩株; 相带发育，呈同心圆状; 其边部同化混染作用强，富含围岩捕虏体及源区包体，流动构造发育;**主要为中粗粒似斑状结构，边缘为中细粒结构;钾长石为微斜条纹长石，斜长石有不明显的环带;围岩接触变质显著，有矽线石、石榴子石、红柱石的片麻岩、片岩、角岩及橄榄石、透辉石、透闪石、方柱石的大理岩等，变质带宽达1～2km。 深成相岩体广泛分布于我国的地盾和地台区的古老岩系中，如山东中西部古老岩系里有数个混合岩化、花岗岩化中心，由粗粒花岗片麻岩组成，岩体中心具花岗岩外貌，向外花岗岩化逐渐减弱，缺乏冷凝边及接触变质带，岩体与古老变质岩系没有明显的界线，呈过渡渐变接触。 对侵入岩相的研究，不仅有利于分析侵入体的形成深度，帮助恢复岩体形态等，更重要的是可以指导找矿。如不少金属矿床都与浅成相小型侵入体有关;与中深成相岩体有关的矿床，则是分布于岩体外围的各种接触变质和高温气成热液矿床，至于深成相的岩体，目前尚很少发现大的金属矿床。 在浅成相**中尤应注意隐爆角砾岩体，因为很多大型金属矿产多与之有关，而且产在角砾岩中者品位变富。在侵入活动晚期，富含水分及矿化剂的岩浆，迅速上升、气化，易于引起岩体顶部固结**及部分围岩的****，形成隐爆角砾岩。依据其产状，可分为隐爆岩筒、隐爆岩枝、隐爆岩墙等，都是很好的容矿构造。 根据在侵入作用的部位侵入岩又可分为边缘相、过渡相、中心相，或分为边缘相、中心相。边缘相**快，粒度较细;中心相**慢，粒度较粗;过渡相介于二者之间。

岩浆分异作用的基本控制因素

岩浆分异作用，系指一种成分均一的岩浆因某种原因导致其分异，形成两种或两种以上成分不同的岩浆(罗照华等，2007b)。岩浆分异作用取决于许多因素，学者们最经常讨论的是分离结晶作用和岩浆液态不混溶。对于分离结晶作用来说，最重要的因素是过冷度和挥发分含量。 图2-7 过冷度与结晶能力示意图 1.晶体生长方式 结晶学认为，晶体的生长包括两个方面:结晶中心的生长和晶体的生长(图2-7)。火山岩的玻基斑状结构和深成岩的粗粒结构使人们确信:过冷度与结晶中心生长速度成正比，而与晶体大小呈反比。这种认识可以从图2-7得到证实。图2-7是一张非常熟悉的图解，原图是泰曼提供的，几乎所有火成岩**学教科书都会引用。图中a区表示晶体生长速度大于结晶中心生长速度，因而可以形成较粗粒的晶体;b区表示晶体生长速度大大小于结晶中心形成速度，常形成细粒结构或玻璃质结构;c区两种速度都降低，岩浆结晶能力弱，**形成近玻璃质结构;d区表示两种过程都接近停止，因而形成真正的玻璃质结构。按照这种解释，一个结晶中心将会首先消耗其周围的同种组分，晶体的继续长大要求从相对远离结晶中心的位置迁移这种组分。因此，晶体生长速率取决于组分在熔浆中的扩散速率，因而也取决于熔浆的温度和黏度。随着结晶中心附近结晶组分的耗竭，组分的迁移距离越来越大，也越来越困难，因为结晶中心周围的其他非结晶组分将会阻碍结晶组分向结晶中心靠近。因此，尽管体系中存在很大的化学梯度，组分的扩散过程并不是总能实现 ( Hersum et al.，2006) 。在这种情况下，必须发生其他晶体的结晶作用以消耗掉结晶中心所不需要的组分，晶体才会继续生长，侵入岩中斑晶矿物内部常见其他矿物呈环状分布可能就是这个原因。此外，岩浆结晶作用暗示体系正在**，后者将导致熔浆的黏度增加，也会阻碍组分的扩散迁移。在过冷度较大的情况下，被迁移的组分将会就地形成结晶中心，形成另一个单晶个体。这就是为什么大多数火成岩都是全晶质结构的原因 ( Hersum et al.，2006) 。 作为这个概念的延伸，岩浆的缓慢**和运动将有助于晶体的个体生长。这种外推是部分符合我们的传统看法的，因而巨晶的形成不一定需要很长的结晶时间。托云盆地玄武岩中的巨晶研究表明，巨晶矿物往往具有均匀的成分，与斑晶矿物常出现成分环带的情况明显不同。传统上，这种特征被习惯理解为巨晶在深部高温条件下的缓慢生长。但是，温压条件估算表明巨晶的形成深度是变化的，表明巨晶的生长并不要求玄武质熔浆在深部的长时间停留，而是在岩浆上升过程中完成的 ( 吕勇军等，2006; Lü et al.，2007) 。这意味着，岩浆内部的湍流运动可能改善了组分的扩散能力，因而使晶体可以快速生长。 2. 挥发分对晶体生长方式的影响 一旦晶体开始生长，就有可能成为岩浆结晶过程的记录器。造岩矿物大多属于固溶体矿物，优先结晶的晶体将富含高温组分，亦即其高温组分可以比熔浆高出许多，例如从玄武质岩浆中晶出较富镁的橄榄石和辉石。随着温度的下降，晶出的低温组分逐渐增多。在平衡结晶条件下，高温组分将会部分地返还熔浆，从而取得热力学平衡。如果所形成的晶体不能迅速达到与熔浆的平衡，在它的核部就可能保留高温组分。因此，可以借助晶体的成分和结构再造岩浆的固结历史。火成岩中的矿物常见成分环带，从一个侧面说明熔浆中组分的扩散速率小于温度下降的影响。 可见，上述情况只适应于液相线 ( liquidus) 与固相线 ( solidus) 之间的温度区间。对于高于液相线 ( supperliquidus) 部分，一般认为缺乏探索的途径。然而，挥发分的作用可能帮助我们了解这段历史。挥发分的存在一方面对熔浆具有解聚作用，从而减小熔浆的黏度，有利于组分的扩散; 另一方面，挥发分的增加可以大大降低熔浆的固相线温度，有效延长岩浆的结晶路径。因此，在挥发分参与的情况下，熔浆中可以晶出巨大的晶体，即使在通常我们认为快速固结的花岗斑岩中也可以形成边缘伟晶岩。相反，如果挥发分失去，就会导致岩浆的固相线温度迅速上升和快速结晶，因而形成细晶岩和单向固结结构( unidirectional solidification structure) 。这种情况在脉岩中屡见不鲜。当伴随着挥发分的反复溢出时，就可以出现细晶岩和伟晶岩的互层。有据于此，应当可以根据火成岩的结构构造来判断挥发分对岩浆固结过程的影响。 另一方面，正如前面所述，由于流体的种类和含量与熔浆成分有关，这意味着气运作用的可能性。这种过程在教科书中被反复提到，但在实际研究中很少应用，主要是因为它的产物与分离结晶作用几乎没有区别，因而学者们可能大多将其归为分离结晶作用的证据了。例如，挥发分对碱的亲和性可以导致岩浆房上部更富碱，这与富钙斜长石的分离结晶作用的效果相同，完全有可能误以为发生了斜长石的堆晶作用。这种作用对于**学来说问题不大，因为岩浆中挥发分含量一般很有限，前述万渝生提供的实例很少报道。但在矿床学中却可能具有重大的意义，因为挥发分含量同时也与成矿作用密切相关。

岩浆有利用价值么？

岩浆是不能利用的，因为它的温带非常高。岩浆**后，就成了**，用于科学研究，被风化后形成土壤，就可以生长植物了。还有就是，岩浆在地球内部**，形成花岗岩，花岗岩可以用做建筑材料。