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1、第十五章 当代火成岩研究新进展 概略地介绍80年代以来硅酸盐熔体及硅酸盐晶液悬浮体的密度、粘度、熔体结构、流体动力学等方面的研究动向，及其对岩浆作用、岩浆运移、岩浆侵位机制的动力学约束条件。硅酸盐熔体的结构是制约熔体粘度的主导因素，化学成分对熔体粘度的控制是通过改变熔体结构而实现的，粘度在一定程度上决定着岩浆的迁移、侵位和喷发方式。密度和浮力是岩浆上升侵位的重要约束，地壳是岩浆上升的一个密度过滤器，岩浆最终由于浮力的消失而停止上升。一、引言岩浆活动不仅是一个复杂的化学过程，而且是一个复杂的物理过程。对于岩浆作用的全面认识，不仅要从化学过程去了解，还必须从物理过程去探索。几十年来，火成岩岩石学主
2、要研究岩浆体系的化学作用过程，包括成因岩石学、岩石物理化学与热力学和地球化学等，并取得了巨大进展和成功。岩石学研究发展到目前的阶段必将导致岩浆物理性质及流体动力学的研究，以解决火成岩岩石学中尚不能解决的难题，比如岩浆从源岩中的分凝机制、岩浆房中晶体的分离对流以及岩浆的上升侵位过程和岩浆的混合作用过程等，从而使火成岩岩石学研究的定量化大大向前迈进一步。二、岩浆的物理性质近年来，岩石学工作者发现，很多火成岩岩石学特征不能用化学的和物理化学的原理来解释。因此，人们开始重视岩浆物理性质和流体动力学性质的研究，其中岩浆(硅酸盐熔体)的密度、粘度及熔体结构是最重要的三个方面，它们是影响硅酸盐熔体动力学行为
3、的最重要的物理参数,在岩浆起源和演化的一系列动力学过程中，都受到了岩浆的粘度、密度等物理性质的制约。(一)、岩浆(硅酸盐熔体)的密度硅酸盐熔体密度的获得主要有两个途径，一是通过实验的方法进行硅酸盐熔体密度的测定，二是利用实验结果拟合的密度公式进行硅酸盐熔体密度的计算。实验测定的方法：在压力大于1大气压时，可用落球法测量密度，在常压下可用阿基米德原理测定。目前，野外原地测量密度数据最精确的方法是井眼精细重力测量。尽管硅酸盐熔体的密度值对于研究岩浆作用的物理过程具有十分重要的意义，但目前所获得的有关硅酸盐熔体的可靠的密度数据并不多,这主要是由于硅酸盐熔体的密度测量是一件较为困难的工作。硅酸盐玻璃与
4、硅酸盐熔体之间的密度差可达10%，同时，总体成分、温度和压力也是影响硅酸盐熔体密度值的重要因素。常压无水条件下岩浆密度的计算，最早是由Bottinga等提出的，他们考虑了两个方面的问题，即组成的偏摩尔体积(Vi)和总组成无关，也就是说组分是理想混合，没有过剩偏摩尔体积。后来，他们发现在SiO2-Al2O3体系中偏摩尔体积并不是与总组成无关，因为铝硅酸盐中Al有两种配位AlIV、AlVI，因此，VAl与总组成有关。高压下含水硅酸盐的密度计算，需要对水进行修正，通常水压越高，含水量越多，岩浆密度越小。对于压力的修正则采用Stolper提出的状态方程，即利用Birch-Murnagham状态方程。压
5、力对固体和液体的影响是不一样的。例如含斜长石的玄武岩岩浆中，可以看出，低压下An90在岩浆中发生沉降，而在高压下则发生An90的漂浮作用，这可以解释为什么斜长岩大多形成年代比较早。除原生岩浆的密度外，分异密度也有重要意义。在正在结晶的体系中，流体动力学的实验和理论研究表明，分离结晶期间，即使出现一个相当小的密度变化，对岩浆房的动力学演化都有一个重要影响。分异密度c被定义为：在发生分离结晶作用的熔体中，被分离结晶作用移走的液体相，即进入矿物的液体组成的那些化学组成的克分子量与摩尔体积的比值。也就是由于分离结晶作用选择性地移出液体组分的密度。其表达式为： c=YiMi/YiVi=Mc/Vc，其中c
6、为分异密度，i为移走的矿物中i组分的摩尔分数的比值(i=1)，Vi为组分i的偏摩尔体积。岩浆的密度对岩浆上升有重要的约束作用。地壳是岩浆上升的一个密度过滤器，它只允许密度比它小的岩浆通过它上升达地表，阻止密度比它大的岩浆通过，致使密度大的岩浆停留在地壳某个部位形成岩浆房。熔体的密度在岩浆上升过程中的重要作用必须重视，但我们也不能忽略，除了熔体和围岩之间形成的局部密度差之外，还有其它因素也同样影响着熔体能否上升通过地壳并喷发，如熔体的粘度以及熔体流动必须通过的管道的宽度都是另一些重要的变量。(二)、岩浆(硅酸盐熔体)的粘度粘度是岩浆的另一个重要物理性质，它决定着岩浆的迁移、侵位和喷发方式。岩浆粘
7、度对火山喷发类型及地貌形态有重要影响，酸性、碱性的熔浆粘度较大，流动性小，多呈爆发式喷发，形成陡峭的层状火山锥或穹形火山体。与酸性岩形成明显对照，玄武质熔浆粘性较小，多呈宁静溢流喷发，富流动性，常常形成熔岩平原或盾形火山。但除了这些地表效应外，岩浆粘度在地下深处岩浆作用过程中也起着重要的作用，如岩浆的分凝和上升，岩浆的对流和分异，晶体的生长和沉降，渗滤压和岩浆冷凝速率等都与粘度有关。硅酸盐熔体的结构特征是制约熔体粘度的主要因素，熔体结构的变异是其中粘流作用发生的原因，化学成分对熔体粘度的控制是通过改变熔体结构而实现的。SiO2熔体中仅存在Si-O键，而NaAlSi3O8熔体中存在Si-O键，A
8、l-O键和Na-O键，Na-O键在熔体结构中通过O与Si-O键相联结，并且使之与相联的Si-O键的键强变弱。因此，熔体结构单元中与Na-O键相联结的Si-O键最易断开，并因此导致流变作用的发生。Bottinga等用统计的方法设计了依岩石化学成分计算熔体粘度的方法，此方法展示了硅酸盐熔体的化学成分对熔体粘度的制约关系，但它仅仅适用于不含水和挥发性组分的体系。Shaw(1972)对此作了改进，使之能适用于自然界的硅酸盐熔体。然而，这种粘度的计算方法未考虑到压力对熔体粘度的制约关系，虽然压力对熔体粘度的影响相对成分而言是微不足道的，但是在熔体所受的压力远远大于其中的流体分压时(地壳深部环境)，压力对
9、熔体粘度的影响作用就不能被忽略。为解决这一问题，Persikov等(1990)在对含挥发性组分的岩浆熔体粘度的一系列测定实验之后，依Arrhenius方程给出了计算岩浆熔体粘度的近似公式：lg=E/4.576T-3.5+(P-Pf)，式中E为活化能，为粘度压力系数，P为压力，Pf为熔体中的流体分压，T为温度。SiO2熔体是最简单的硅酸盐熔体，它仅由SiO4单元组成，其中仅存在Si-O键，在均匀的熔体中，所有的Si-O健的键强都相同，这种熔体中粘流的发生只能是由于其结构中的缺陷所导致的Si-O键随机断开与复合的结果(Baker,1992)。水的增加使成网分子解聚，从而降低熔体粘度。悬浮晶体对粘度
10、也有重大影响，悬浮晶越多，粘度越大，当悬浮晶体的含量超过一定值时，熔体为非牛顿液体。压力对粘度也有重大影响：早期实验表明，压力增加，粘度增大，80年代实验证明，压力升高，有些熔体的粘度不会升高，反而降低。1985年以后人们发现，熔体可分为二类：A型熔体压力升高的情况下，粘度将降低，如Jd(硬玉)、Ab(钠长石)熔体，这类熔体占多数；而B型熔体的粘度则随压力的升高而增大，如Di(透辉石)熔体，这类熔体占少数。粘度大对于岩浆源区中岩浆熔体和固体部分的分离有利；同时，由于源区深度大，压力大，岩浆容易发生分凝作用；两种岩浆粘度差异大时，不能混合(只能产生机械混合)。因此，熔体粘度对于岩浆上升，岩浆分异
11、都有重要影响。Dingwell等(1990)研究表明,硅酸盐熔体具有膨胀性,熔体结构随温度升高而发生膨胀。这表明在高温条件下熔体中的空隙随温度降低而变小。在所有情况下，粘度都随温度升高而减小。在给定温度下粘度数值的差别是由于样品间总体成分的差别造成的。富SiO2熔体的粘度数据是稀少的。尽管造岩硅酸盐熔体物理性质的资料很重要，但有效的数据相对来说是很少的。大多数可靠数据是在1.013105Pa(1atm)下获得的。这里强调指出，由于硅酸盐熔体相对于矿物具有大数值的可压缩性和热膨胀性，把这些数据外推到不同于获得数据时的物理条件是困难的。天然岩浆是熔体和晶体的悬浮液，这种悬浮液的粘度可以通过考虑晶体
12、与熔体质量比和它们的单独粘度来计算。但是,这种悬浮液的流变性质不同于纯的液体。首先，硅酸盐熔体表现为牛顿液体，而晶液悬浮体可以用宾汉液体作最适当的模型。也就是说，悬浮液体具有最终屈服强度，而纯液体则没有。其次，在晶液比例基础上建立的悬浮体的粘度并不是它们的质量(或体积)比例的线性函数。晶体的形态、粒度和粒度分布也需要考虑。Shaw得出结论：悬浮体的粘度在绝热条件下可近似地用爱因斯坦罗斯科方程来描述:r=(1-1.35)-2.5(均一球体)r=(1-)-2.5 (一系列变化的粒度)其中，为固体的体积分数，r为悬浮体对同样温度下的纯液体的粘度。(三)、岩浆(硅酸盐熔体)的熔体结构过去认为晶体是有序
13、的，而岩浆熔体是无序的，但现在认为岩浆是近程有序，远程无序，岩浆中分子有聚合作用。与矿物的结构类似，岩浆的结构是我们了解岩浆的化学、物理、热力学性质的重要依据之一。硅酸盐熔体的基本结构单元是Si-O四面体,熔体中各种元素均以离子或离子团的形式存在，其中氧的结构类型有三种：桥氧(O0)，指连接两个Si-O四面体的氧，与Si4+或取代Si4+的四次配位阳离子连接；非桥氧(O-)，指连接一个Si4+和一个非四面体配位金属阳离子的氧；自由氧(O2-)，指连接两个非四面体配位金属阳离子的氧。金属阳离子在硅酸盐熔体中的赋存方式及行为取决于各自争夺氧的能力，电荷大、半径小、电离势大的阳离子，如Si4+、Ti
14、4+、P5+、Al3+、Fe3+等，争夺氧的能力强，在熔体中与桥氧呈四次配位，结构上常构成四面体的中心离子，起形成网格、增强聚合度的作用，这种阳离子称之为成网离子；电荷小、半径大、活动性较大的阳离子，如K+、Na+、Ca2+、Mg2+等 ，争夺氧的能力弱，在熔体中与非桥氧或自由氧呈六次或更高次配位,位于四面体之间，起减弱熔体聚合度的作用，这种阳离子被称为变网阳离子。可见，硅酸盐熔体中三种结构类型的氧的数目可反映出熔体的聚合度。继Bottinga等(1972)提出成网、变网分子之后，80年代，Mysen等利用拉曼光谱致力于直接测定硅酸盐熔浆的结构取得了重要进展。首先是发现了岩浆中存在多种阴离子单
15、元，即结构单元，它们是架状、层状、链状与岛状结构单元，其对应的NBO/T分别为0、1、2、4。随后发现Al优先分布于具NBO/T最小的结构单元中。从而，提出了一个基于化学组成对天然界岩浆结构的计算模型。在这个计算模型中把Fe3+归入变网分子。1987年，Mysen等的实验结果解决了Fe3+在岩浆中的配位问题。事实上，Fe是天然岩浆在地球上造岩条件下唯一的一个不只一种氧化状态的主要元素，侵入岩、火山岩Fe3/Fe很早就已用于推测岩浆岩的To2历史。由于现代光谱分析手段被应用到Fe3+、Fe2+和熔体之间的详尽的作用特征上，这为To2关系和天然岩浆的其它机制的研究提供了大量信息。这种相互作用依赖于
16、Fe3+和Fe2+周围氧的多面体配位情况:Fe3+(四面体配位)：4Fe(IV)O-24Fe2+O2+2O2-Fe2+(八面体配位)：4Fe3+(VI)+2O2-4Fe2+O2配位转换：Fe(IV)O-2Fe3+(VI)+2O2-解聚：Fe3+(IV)Fe3+(VI)在进行实验过程中，很难解释Fe2+优先进入四面体配位而Mg2+、Ca2+却进入八面体配位。四面体配位的Fe2+在晶体硅酸盐中却极少。光谱观察指出对含铁氧化物的硅酸盐熔体(Fe3+/Fe0.5)，Fe3+是四面体配位的，即Fe3+全部进入成网分子；而对还原熔体(Fe3+/Fe0.3),Fe3+是八面体配位的，即Fe3+全部进入变网分子。在中间状态Fe3+/Fe为0.5-0.3时，Mossbouer光谱资料证明，四面体配位和八面体配位的Fe3+共存，即Fe3+按比例地进入成网与变网分子。对FeO-2络合物(
