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），被解释为在固态的岩石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，它们分布在岩石的矿物颗粒之间，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；②要有足够热能的积累。

1）源区的岩石

什么类型的源区岩石（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岩石的特征，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岩石。当岩浆聚集上升时，由于速度较快，可以携带源区岩石碎块到达地表或近地表。人们利用它们的岩石类型、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、岩石类型、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、金伯利岩等岩石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岩石，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、辉石岩及麻粒岩等岩石类型，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，玄武岩浆的源区岩石可以是尖晶石橄榄岩或石榴子石橄榄岩，而金伯利岩的源区岩石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 山东蒙阴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岩石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岩石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，将不同类型的岩石作为源岩，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岩石成分作出对比，以推测其源区岩石及岩浆形成的条件。

2）热能的累积

只有当热能累积达到和持续保持岩石熔融的温度（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，这一数据对大陆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岩石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）、源区岩石的渗透性、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）和源区岩石的范围等。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聚集成岩浆房（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岩石，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岩石圈自下而上破裂，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岩石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，迫使围岩向下流动，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ρ_m＞ρ_r，在中浮面之下ρ_m＜ρ_r。中浮面可出现在沉积盖层之下、基底岩石之下、酸性岩浆房之下、地壳底部等岩石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。