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WWW.TFQJQ.COM:第十五章 当代火成岩研究新进展

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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 ρ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ρc 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: ρc=ΣYiMi/ΣYiVi=Mc/Vc, 其中ρc 为分异密度,ri 为移走的矿物中 i 组分的摩尔分数的比值(Σri=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,Al-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:lgη=E/4.576T-3.5+α(P-Pf),式中 E 为 活化能,α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 1.013×105Pa(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: ηr=(1-1.35ψ)-2.5 ?(均一球体) ηr=(1-ψ)-2.5 (一系列变化的粒度)? 其中,ψ为固体的体积分数,ηr 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:①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;②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;③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+、Ti4+、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+/ΣFe 很早就已用于推测岩浆岩的 T—fo2 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 T—fo2 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 Fe3+和 Fe2+周围氧的多面体配位情 况: Fe3+(四面体配位):4Fe(IV)O-2→4Fe2++O2+2O2Fe2+(八面体配位):4Fe3+(VI)+2O2-→4Fe2++O2

配位转换:Fe(IV)O-2→Fe3+(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+/ ΣFe>0.5),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+/Σ Fe<0.3),Fe3+是八面体配位的,即 Fe3+全部进入变网分子。在中间状态 Fe3+/ΣFe 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(合成体)化学计算只与 Fe3O4 相似(50%Fe3+四面体配 位和 50%Fe3+八面体配位+Fe2+八面体配位),而且 Fe3+作为变网分子存在。 Fe3+从四面体→八面体配位转变,表面上是由 Fe3+/ΣFe 控制,实质上导致 NBO/T 增加, 最简单的形式可以写作: 4SiO2+Fe(IV)O-2→Fe(VI)3++2Si2O2-5 在fo2 和 Al/(Al+Si)一定的条件下,Al 硅酸盐熔体更加趋于解聚,由于温度高,Fe3+/ΣFe 降低。 目前,关于熔体结构的研究还存在以下问题: (1)控制氧在变网离子周围分配机制的研究还不够深入。 (2)尽管控制硅酸盐熔体结构的主要因素的研究已取得了很大进展,但就目前的资料和通常 的模式而言,仍有很大缺陷。 (3)高压下岩浆作用过程还几乎没有系统的资料。 (4)与变网离子的结构作用有关的研究还处于定性阶段。 (5)对岩浆运移过程,如扩散和对流中熔体结构的变化还需作进一步的研究。 三、岩浆流体动力学 研究岩浆房中的流体动力学问题,目前,主要从以下三个方面入手,一是双扩散对流作用; 二是岩浆房的再充填作用; 三是岩浆房的边界作用过程。 其中尤以双扩散对流作用具有重要 意义。一种液体发生双扩散对流必须具备两个条件:①两种性质(常为热与物质的分子扩散 速度)差异大;②溶液具有密度(ρ)梯度。 双扩散对流是从海洋对流研究开始的, 海水具有盐度梯度和温度梯度。 因此具有双扩散对流 现象,岩浆房中同样具有这种条件。 瓦尔克认为正常的对流作用是一释放浮力位能的流体运动, 其结果产生密度不稳定性。 例如, 当一流体从其下面加热,热的有浮力的液体上升,于是发生了热对流作用。已知热对流比热 扩散速度快, 热扩散又比物质扩散速度快。 对浮力而言有两种或更多的相竞争的和方向相反 的影响,如温度使浮力不稳定化,而化学成分使浮力稳定化。为了使流体的对流运动能够发 生, 则要将温度控制到使温差的消除大大快于物质被扩散到消除成分差别。 双扩散对流作用 就是在上述条件下, 流体既有热扩散又有物质扩散的对流作用。 双扩散对流作用运用到解释 层状侵入体的旋回和韵律层的成因是一有生命力的新观点。 岩浆液态不混溶作用指原来均一的一种岩浆(或熔体),演化到一定温度、压力条件下不再稳 定,分成两种或两种以上成分不同、互不混溶的岩浆(或熔体)。该假说作为一种重要的岩浆 分异演化方式已在月海玄武岩、地球上的超基性岩、玄武岩、煌斑岩、碳酸岩、花岗岩中找 到了证据,同时被一系列 K2O-FeO-Al2O3-SiO2 体系、CaO-Na2O-Al2O3-SiO2-CO2 体系、 花岗岩-F-H2O 体系和天然岩石熔融的实验研究结果所证实,因而受到地学界的极大关注。 而且人们逐渐认识到,通过对岩浆液态不混溶作用的研究,不仅可加深对岩浆演化过程、演 化机理的了解, 解释岩浆岩岩石类型的多样性及特殊岩浆岩组合的成因, 同时还有助于正确 认识某些矿床的成矿作用,获取壳幔分异信息,深入探讨地球的形成。

关于层状岩浆房中岩浆的抽吸作用仍缺乏详细的研究, 岩浆熔体动力学方法在岩浆体系喷发 序列成因解释中的应用还很少, 岩浆动力学的模拟实验结果表明, 深部岩浆库中的岩浆沿着 一个狭窄的通道上升,到达浅部过渡岩浆房,在这个过程中常常产生岩浆的混合作用(这可 能是造成带状岩浆房的重要原因之一)。 至今为止, 深部岩浆房中成分梯度(带状岩浆房效应) 与岩浆抽吸熔体动力学之间的确切关系还并不明了。 四、岩浆的侵位机制 岩浆的侵位机制也是当今火成岩研究的一个热点。 无论是岩浆的主动侵位还是被动侵位,浮 力都是岩浆上升的主要驱动力, 并且岩浆侵位还不同程度地与重熔时的体积膨胀, 构造挤压, 地震抽吸作用以及地壳高位的蒸汽压有关。此外,岩浆上升也与围岩的韧性差(即产生的粘 滞力大小)有关。 1989 年 Ramsay 提出了一个关于深成侵入体的气球膨胀模式: 把形成中的侵入岩体近似地看 成一个正在充气膨胀的球,而促使膨胀和使围岩变形的岩浆压力是静水压力。 如果深部存在着一个岩浆囊, 则岩浆每次单独脉动必须在岩浆上升之前就积累到某一临界体 积才能进行,这是一种“刺穿式底辟作用”,另一种是“膨胀式底辟作用”机制,即象气球 充气膨胀那样把新岩浆挤到热岩体内部, 这些新岩浆可能来自深部, 也可能是仍在活动的继 续上升的核部岩浆。Pitcher 认为,天然岩浆实际上是周期性地侵入的。 1945 年 Grout 提出了岩浆上升的底辟机制,后来 Ramberg(1981)又对此进行了更加深入细致 的研究。目前,底辟作用已经成为解释花岗岩浆上升和侵位的一种重要模式。岩浆从深部底 辟上升过程中有以下特点: (1)当底辟上升的岩浆上升一定距离后,它就逐渐变为球状体,这是由于底辟岩浆与围岩的 粘度差造成的。 (2)岩浆底辟上升过程中,由于粘滞拖曳机制,将会诱发岩浆内部的环流作用。 (3)底辟体内的形变及应变模式主要归结于作用于球体表面的粘滞拖曳机制引起的环流作 用,对于从源区上升数个直径距离的底辟体而言,这种环流和内部形变十分明显。 (4)片麻岩穹隆以及富水花岗岩浆,其底辟上升的距离一般均较小,大多只有底辟体直径的 一倍或二倍,但对于下地壳起源的干花岗岩而言,则可上升较远的距离。 目前比较公认的花岗岩浆产生、上升和侵位的过程是:岩浆由于浮力作用而上升,岩浆的浮 升可以起始于一个水平层位, 或者是从一个局部的分散的源区开始的。 围绕底辟体的围岩发 生蠕流作用从而维持底辟体的持续上升, 这种上升可以沿一个垂向构造带或者是其它类型的 构造薄弱带。 岩浆在底辟上升过程中由于粘滞拖曳机制产生内部环流。 最后岩浆侵位于地壳 中的同构造期构造活动带、或者是构造不活动带(构造期后的)。最终由于浮力的消失岩浆停 止上升。 新近的研究表明,分离结晶作用和岩浆的晶/液比也是影响岩浆上升侵位的重要因素。缓慢 上升侵位的岩浆体系将产生相对较为充分的高压分离结晶作用, 从而使得岩浆在到达地表之 前已产生了较充分的结晶作用,晶/液比的增高又使得岩浆体系更难上升,从而形成侵入岩 或次火山岩;相反,快速上升的岩浆,高压分离结晶作用相对迟缓,低的晶/液比更易使岩 浆喷出地表而形成喷出岩。 五、结语 岩浆物理性质和流体动力学是当前国际火成岩岩石学研究的前沿课题之一, 是研究岩浆作用 的重要方面。 它对于研究和探讨火成岩中长期以来存在的一些疑难问题具有重意义, 这项研 究在国际上刚刚起步,必将成为火成岩岩石学研究中大有可为的全新领域。


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