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1、第一篇 岩浆过程前言所有涉及岩石的液态或熔融态的现象称为岩浆过程。在地球深处的熔融或部分熔融态的岩石叫做岩浆；如果是通过火山爆发喷出表面的，被称为熔岩。岩浆作用过程包括了：岩浆从先前固态源岩，在一定温压条件下变为岩浆岩浆运移再到岩浆结晶形成火成岩这样一个完整的过程。虽然这些步骤可能会重叠，但它能方便地将岩浆过程分为独立的三个过程进行讨论：1.熔融过程，如加热熔融、减压熔融、冲击熔融、以及加挥发分熔融；2.岩浆运移过程，如渗流，岩脉注入，岩体侵位，与火山喷发；3.岩浆分异过程，如分离结晶，岩浆的同化、混染。变质过程与岩浆过程的区别在于：矿物不发生熔融反应而形成新的岩石，在水热作用过程中，液相组成
2、中占主导地位的是水或者其他高挥发性组分，而不是熔融的成岩矿物。岩浆过程是岩石循环必不可少的组成部分；它导致了我们观察到的火成岩的广泛多样性，并且构成了地球或类地行星地幔和地壳分异的基本过程。地球的表面反映了来自深部的物源和深部的过程；岩浆过程通过将地球深部的物质带到地表，给地质学家和地球化学家们提供了约束地球内部物质组成的、矿物学的以及热特性等方面的重要信息。在地球上，岩浆过程与板块构造密切相关。岩浆作用的类型和由此形成的火成岩的类型是由特定的构造环境决定。因此，它具有独特结构、变质沉积特征的古老的火成岩与现代的火成岩样品相比较，可以确定古构造环境。岩浆作用与它们最终形成的火成岩密切相关。玄武
3、质岩浆作用是由地幔超美铁组分部分熔融形成；在地球上，玄武质岩浆作用可见于洋中脊、弧后盆地、大火成岩省、大陆裂谷、热点以及俯冲带。中酸性岩浆作用被限制在大陆地壳，在俯冲带也很常见。许多经济意义重大的矿床都与硅酸岩浆活动有关，这些被称为岩浆矿床。熔融过程当今对于理解岩浆过程的一个重要方面就是认为地球内部是固态物质占主导地位的。但这一直不被认可；早期地质学家认为火山喷发的熔岩来自地球内部一些永久熔融或玻璃状层位。但是，地震波显示地壳和地幔发射剪切波，这就要求他们是刚性的。我们也知道，地球内部岩浆源区是很热的，玻璃质是很难保存下来的。地幔浅部的岩浆密度比固态岩石的要小，所以会很快分离上升而不是储存在下
4、面很长的时间，并且地幔深处的压力足够大，能保证它们在很高的温度下仍然维持在固态。因此，岩浆熔融的区域不仅仅是岩浆被提取的地方，而是包括岩浆通过固态岩石的部分熔融作用产生的地方。通常的经验是，一个固态物质被熔化，首先增加它的温度到熔化点，然后继续供热，将固体转化为液体。然后我们可能会想象，岩石熔化也是通过对源岩加热或通过热流进入岩石熔融区，这样的话，我们就被直觉所误导了。地球内部的主要熔融过程是减压熔融和加水熔融，两者发生都不需要加热，因为驱动岩石在特定环境下熔融的能源已经存在源区物质中。此外，岩石的相位关系比理解一个单一的熔点更为复杂，如环境条件下的冰。首先，即使对于一个纯粹的物质，如冰，或某
5、些特定矿物体系，熔融温度是压力的函数。对于大多数J物质，熔融温度随压力增大而增大。再者，天然岩石不是纯物质，而是几种矿物的混合物，每一种矿物又都是许多化学成分的固溶体。即使在恒定压力下，这也会导致熔融温度扩大到部分熔融温度的一个范围。某种岩石开始随着温度的增加而融化的点，称为固相点，在不同的压力下的点连起来的轨迹就是固相线。随着温度的升高，熔体和最后晶体消失的点，称为液相点，在不同压力下，这些点的连线就构成液相线。对于大多数在地幔中常见的组分的固相线和液相线见图 1.这些曲线为熔融的提供了一个环境，因为它们显示了地幔岩石部分熔融的压力和温度条件，以及在不同构造区域中实际发生的温度。在地球上一个
6、给定的位置以下几百公里深处，温度梯度被分为 2 个区间。岩石圈一般包括整个地壳和上地幔的一部分，足够冷，可以看作刚性物质。岩石圈可以变形，但垂直运动是有限的，因此，岩石圈热传导的主要方式是热传导。通过热传导的的地热传递导致岩石圈维持一个大的热梯度；温度随深度的增加而增加（每公里约 16 摄氏度）或更多。随着温度的升高，地幔岩石的塑性强度或粘度逐渐减小, 从而地热对流热传导的效率会更高。对流热传导倾向于驱动的垂直温度梯度朝着一个在压力变化而不增加或减少热量的值靠拢，这个值就是绝热梯度，对于地幔来说是 10K 每 GPa.在这个部分的地幔中，对流是热传输的主要方式，并且表现出近绝热的温度梯度，这部
7、分地幔被称为软流圈。在软流圈内，通常用地幔潜温度来定量表示它的温度。地幔潜温指的是假设没有岩石圈，外推绝热梯度到地表得到的温度。上地幔的潜在温度，通过对洋中脊样品分析认为在 1250 到 1400 摄氏度之间，然而像（夏威夷）热点潜在温度可能高达 1500 摄氏度。岩石圈的温度梯度和热流是由岩石圈的年龄和厚度决定的。对于一个正常的潜在温度 1350 摄氏度，如图 1，显示了洋中脊的热分布，其中岩石圈只有 10-30km，软流圈温度分布几乎延伸到地面。需要注意的是，此温度曲线与橄榄岩固相线相交。图 1 还绘制了一个古老的海洋热剖面和约 100 公里厚的岩石圈以及一个稳定的大陆热剖面和 150 公
8、里厚的岩石圈，这两者都穿过了橄榄岩水饱和的固相线但远低于橄榄岩的干的固相线。减压熔融减压熔融驱动着洋中脊、热点、弧后盆地的玄武质火山喷发，并可能在一定程度上有助于了解俯冲有关的岛屿弧和大陆弧过程。为了了解减压熔融，我们很有必要考虑地球的热结构，地幔岩相的相关关系，以及软流圈的物质迅速上涌(这个上涌过程非常快，没有与周围的物质发生明显的热交换)。能使周围的物质运转得速度足够快，却与周围环境无显著热交换的软流圈垂直流动的存在。地球表面冷，冷得使熔融的岩石变得不稳定。在超过几百公里的深处，地球内部到处都是足够高的温度、围压下，地幔岩石至少会部分熔融。然而，在这些深处，压力高到足以使得固相线温度高于现
9、代软流层温度。换句话说，在软流圈虽然温度随着压力的增加而增加（约 10K/GPa） ，但是地幔岩石的干固相线温度增加的更快，约 130K/GPa. 相反的,如果在软流圈的固态物质向上流动的速度比热传导出来的速度快的话，它就会降温。上升的物质会达到固相线温度，从而开始融化。因此，我们期望在岩石圈界限扩展到允许软流圈最小冷却上涌找到玄武岩浆。这是在大洋中脊、大陆裂谷的发育情况（见图一） 。在较高温度或更高的潜在地幔水含量，软流圈的温度会在较高压力下穿过橄榄岩的固相线，即使是在一个厚的岩石圈下面，绝热上升的地幔物质也会发生部分熔融。这是夏威夷等热点地区的情况，以及大型火成岩省如 Ontong-Jav
10、a 高原或 Columbia River 溢流玄武岩。在任何特定J的环境中，是否发生减压熔化都取决于潜在的温度、源岩的含水量，以及在何种程度上的岩石圈减薄或允许软流层温度梯度延伸接近地表。重要的是，我们要认识到，减压熔化是部分熔融的一个过程；总有一个残留在地幔的固体残留体，虽然一个完全液态的岩浆可以从残留体中分离，这是岩浆运移的结果而不是完全的熔融。在固相线以上继续减压的话，部分熔融也会持续，并且达到一个较高的熔融程度。因此，产生的岩浆的体积或通量取决于以确定是否熔化发生在第一个地方，以及作为通过熔融区域的地幔源岩的流动速率的相同的变量。流体诱发部分熔融在俯冲带，一个冷板的老的大洋岩石圈俯冲到
11、地幔，并诱发地幔楔发生向下的流动。橄榄岩的干固相线的形状和减压熔融表明，熔融被期望是发生在薄的岩石圈下，在那里地幔是热的，并且流动方向向上的。俯冲带可能并不显示这些特征，但地球上绝大多数的最知名的火山和几乎所有的危险的都形成上述俯冲带。显然，在这样的地质背景下发生了大量的熔融。这主要是通过俯冲的海洋沉积物的水引入地幔楔和热液蚀变洋壳的结果。在高压下，当水可以很容易地溶解在岩浆中时，它会作为流体通量图一表明橄榄岩水的饱和固相线比橄榄岩干固相线低几百度。中度的水含量，熔融开始于两个湿固相曲线界限之间。加水熔融的过程低于它的干固相线，但如果在湿固相线以上的，称为流体诱发部分熔融它是地球上源岩浆作用的
12、第二有效的方式。俯冲带岩浆活动是复杂的，但一般来说，对基本要素上是存在共识的。俯冲板块仍相对较冷，只有沉积组分被认为是直接熔融的，形成一个液态的可运移上升到上覆地幔楔浅部，并改变了地幔楔物质组成。在稍大的深度，板片的玄武质成分进行了一系列的脱水反应形成一种富含水的液体。橄榄岩中含水矿物的稳定性极限不同于玄武岩，所以这种流体从板片中提取出来立即进入到上覆部分冷的地幔楔中，它也可能冻结在某个地方或者创造一个富水的地幔源区。然而，随着板片进一步的向下俯冲，或如果流体可以迁移入足够远的热的地幔楔内部，这些物质穿过含水固相线和就会发生部分熔化从而产生弧玄武岩。在远离板块边界和热点的地方，通过传导加热，火
13、山作用和岩浆侵入也会发生，那么就需要一个新的机制，除了减压熔融和流体诱发熔融。这些地点包括大量的流纹岩火山岩形成的系统，如加利福尼亚的长谷。源区物质是嵌入在岩石圈的（都太冷，不利于减压熔融） ，在一个稳定的长期的地热环境，低于水饱和固相线。因此，最有可能的机制就是传导直接加热。为什么在一个地方比在另一个地方传导更多的热量？一般的回答是：回到地幔中减压融化。地球化学和地球物理证据通常表明，虽然板内火山活动的主要来源是地壳，但是往往有地幔组分的参与。玄武岩浆底侵作用是使得热流集中到地壳的一个特定区域的最有效的方式。因为玄武岩的结晶温度高于 1000 摄氏度，而大陆地壳的岩石（在水的参与下）可以在
14、700 摄氏度开始融化。很明显，地壳熔融是地壳底部大量玄武岩到达地壳的一个可能的结果。如果玄武岩侵入地壳的过程中同化混染了周围地壳岩石，那么这个过程可以被描述为一个影响玄武岩的分异过程，以及影响围岩的熔融过程。岩浆运移岩浆从熔融的区域运移到岩浆侵位或喷发的地方是一个基本的岩浆现象。事实上，熔岩和火山灰喷发产生的火山灰是火山活动最大的危害。大部分发生在地球内部的熔融过程是部分熔融过程，产生一种混合的液态物质和残留矿物。不知何故，这种混合物的液体成分是残留体通过物理分离得到的，并且输送到较浅的深度。例如，一个洋中脊玄武岩 10%熔融比例，要求其地幔产生 100%液态物质，因为液体和残留体已被熔体迁
15、移所分离。事实上，不存在熔体和残留体分离的情况下，成岩过程将无法驱动地球地幔和地壳的分异，并J无法产生许多火山喷发的现象。探讨岩浆输运的若干机制，但所有这些都是由相同的力量驱动的：重力作用在浮力的熔化或熔融混合气体的相对残余矿物或岩石。也就是说，当一块岩石发生部分熔融，至少在今天地球内部发生的最大熔融的压力下，液体密度比围岩的密度要小。如果一个途径是允许它这样做的话，重力会导致熔体上升运移。这样的途径可以建立在粒间孔隙流动的基础上，如果液体形成一个相互关联的网络沿着部分熔融岩石的边界运移，或通过打开上覆围岩一个裂缝，形成一个管道供熔体运移流动。同时，部分熔融的熔体的密度比未熔融的周围岩石要小，
16、因此熔体会底劈上升，或者整个部分熔化区向上流动。最后，由于熔体中含有溶解的挥发物，在到达地壳是压力减小，溶解气体组分会形成气泡。这导致熔体密度下降，浮力增加，使得熔体更快的上升，气泡继续生长。最终的结果可能是气泡破碎，岩浆开始互相接触，喷发出的微小的火山玻璃碎片称为火山灰。孔隙中的流动熔体分离过程的初始阶段推测大概是通过多孔流动的。对地幔岩石的部分熔融的本质探究实验表明，在地幔温度下以及部分熔融程度很小的情况下，熔融相会沿着由残留固体组成晶体的边界的网状小管进行运移。从而，熔体建立了一个相互连接的网络，通过它可以相对于固体进行迁移。这种多孔流动是由压力梯度驱动的，主要是由于重力亦或是由于剪切力迫使围岩产生形变，并通过岩浆的粘度的和围岩的渗透进行抵制。虽然确切的关系是未知的，渗透性是熔体存在的一个递增的函数，这样，更多的熔体可以运移通过一个熔体存在的区域。渗流算是熔体迁移的一个很慢的过程，在下地幔条件下，渗流被认为是允许熔体和固体之间保持连续化学平衡的方式。这样的化学平衡，在某
