岩浆岩岩石学-【岩浆岩岩石学】

绪论

一、岩浆岩及岩浆岩岩石学的概念

岩浆岩又称为火成岩，它是由地壳深处的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝结晶而成，如

橄榄岩、花岗岩、玄武岩等。岩浆岩在地壳中以各种各样的形态占有一定的空间，它们是

一定地质时期、地质构造发展的一定阶段的产物，因此，我们必须把岩浆岩当作地质体来

进行研究。要注意岩浆岩体的形成过程，演化规律、含矿性以及与地质构造的关系等问题。

在岩浆冷却过程中失去大量挥发份，所以岩浆的成分和岩浆岩的不完全相同，岩浆岩

是失去了大量挥发份的岩浆冷凝物。

岩浆岩通常分为喷出岩和侵入岩两大类，侵入岩又可分为深成岩和浅成岩。侵入作用

指岩浆上移侵入到地壳薄弱带之中的过程，侵入作用所形成的岩石为侵入岩，可分为深成

岩（＞3Km）和浅成岩（＜3Km）。

喷出作用指岩浆上移喷出地表的过程，岩浆喷出作用所形成的岩石为火山岩，可分为

喷出岩或熔岩和火山碎屑岩。

熔岩指火山宁静溢流出来的熔岩流，经冷凝而形成的岩石。

火山碎屑岩指火山强烈爆发出来的各种碎屑物堆积而成的岩石。

岩浆岩是岩石类型中的基本类型之一，它与沉积岩、变质岩称为三大岩类，岩浆岩不

同于沉积岩和变质岩，其主要判别标志有：

L岩浆岩大部分为块状的结晶岩石，部分为玻璃质岩石。具有玻璃质的岩石，一般是

岩浆岩，只有在极少数情况下，在强烈断裂带内才有玻化岩。

2、岩浆岩中有一些特有的矿物和结构构造。如霞石、白榴石等矿物，气孔构造和杏仁

构造等只有岩浆岩中才有。

3、岩浆岩体与围岩间一般都有明显的界线，呈各种各样的形态存在于地层中，有的平

行，有的切穿围岩的层理或片理。

4、岩体中常含有围岩碎块（捕虎体），这些被捕虏的围岩碎块和围岩常遭受热变质作用。

5、各地质时期形成的主要岩浆岩类，大部分都可以找到与其化学成分近似的现代火山

So

6、岩浆岩中没有任何生物遗迹。

岩浆岩与沉积岩、变质岩之间没有决然的的界限，其间存在有逐渐的过渡关系或有密

切的联系。

岩浆岩岩石学：是研究岩浆的起源、运移、演化、结晶及岩浆岩的组成、结构、构造、

产状、分布、分类、命名、共生组合、成因机理及与构造、矿产关系等的一门独立科学。岩

浆岩岩石学也可以分为岩理学和岩相学。

岩相学：或称描述岩石学，它是利用传统的和现代的研究手段和方法，研究岩石的产

状、分布、组成、分类、命名等方面的问题。

岩理学：又称理论岩石学或成因岩石学，它是在岩相学研究的基础上，探讨研究岩石

的形成条件、成因机理、构造环境等方面的问题。图0-1表示了岩浆岩形成构造环境。

图0-1岩浆岩形成构造环境

二、岩浆岩岩石学的研究内容、方法、目的

岩浆岩的研究内容是多方面的，随着生产中要解决的问题不同，研究的内容也不尽相

同。通常包括以下方面：

1、研究岩浆岩本身的特征，即各种岩浆岩的矿物成分、化学成分、结构、构造以及岩

浆岩的分类命名；

2、在野外研究岩浆岩岩体的产状、时代及其共生组合，各种岩浆岩岩石在空间和时间

上分布的规律性，确定它们与地质构造的关系；

3、研究岩浆岩岩石和成矿作用的关系以及各类岩浆岩成矿的专属性；

4、研究不同类型岩浆岩形成的各种地质作用、物理化学作用、生成环境、解决其成因、

岩浆来源及演化等问题；

一般来说，在室内通过偏光显微镜等手段，着重研究其矿物成分、结构构造，配合化

学成分，从而正确的定名和确定岩石的种属。野外则要研究岩浆岩体的产状、相，岩性带

划分，原生构造，同化及分异作用，接触关系、接触变质带，时代、先后顺序及活动次数等

等。在上述基础上，进一步研究岩浆岩的成因来源，形成的物理化学条件（温度,压力等），

岩浆活动与地质构造的关系，岩浆岩的成矿专属性等问题。这些问题的研究方法，将在后

面有关章节及工作方法部分着重介绍。

岩浆岩中蕴藏着十分丰富的矿产，如Cr、Ni,Co,Pt,Fe,Cu,Au,Nb,Ta等，

它们有的直接产于岩浆岩体内，有的产在围岩中。一定类型的岩浆岩与一定类型的矿产联

系着。我们学习岩浆岩的主要目的，就是在掌握岩浆岩基本知识、基础理论的基础上，了

解各类岩浆岩含矿的规律性，为我国实现四个现代化寻找丰富的矿产资源，止匕外，也为地

质构造，水文工程，地震，物探，探工等学科提供有价值的地质资料。

三、岩浆岩岩石学的研究方法

岩浆岩岩石学的研究方法：

1、野外地质学方法；

主要是通过野外地质图的绘制，剖面的测制，对不同类型岩浆岩的矿物成分、结构、

构造、产状时代、生成顺序、共生组合、岩相变化以及岩体与矿产的关系等做出详细的描

述，并进行初步分析和推论，同时还应采集适当的标本，以供室内做进一步研究之用。

2、室内研究方法：

主要包括岩相学研究方法、岩石化学成分分析方法、实验岩石学研究方法。

利用偏光显微镜、电子显微镜和图像分析等手段，对岩浆岩岩石进行岩相观察；利用

等离子质谱仪、电子探针、X射线荧光光谱仪、原子吸收分光光度计等仪器设备,进行全岩

分析、单矿物分析、同位素、光谱分析等来研究岩浆岩成分特征，以进一步来了解岩浆岩

的演化规律及成矿规律。

实验岩石学方法主要是通过人工合成矿物和岩浆岩岩石，为了解它们的成因及演化提

供实验依据。

第一章岩浆及其结晶作用

第一节岩浆的概念

一、岩浆

地质学家通过对古代火山岩和现在火山活动的观察与研究发现，火山喷发时，不但

有气体、固态碎屑的爆发，同时还有炽热的熔融物质从火山口溢流出来。这说明地下深处

有一种高温炽热的熔融物质存在并活动。在炽热熔融体中溶解大量的气体，可含也可不

含悬浮固体（如晶体、晶屑、或岩块1当炽热熔融体中含有固体时，表现为"晶粥"状

的悬浮体。地球物理资料表明在地下深处的地壳和地幔中，主要由硅酸盐物质所组成。所

以，熔融体的成分最主要的是硅酸盐，个别的也见有碳酸盐、金属氧化物、金属硫化物等

（后两者又称矿浆X

究竟什么是岩浆呢？早在1872年，罗森布什(H,Rosenbusch)就给出了明确的

概念。经过长期反复实践，人们对岩浆的认识逐渐深化，岩浆的概念也日趋完善。一般认

为：岩浆是上地幔和地壳深处形成的，以硅酸盐为主要成分的炽热、粘稠、含有挥发份的

熔融体。由此可见，岩浆主要来源于地下深处，可以从地壳深处或上地幔侵入到地壳上部

或喷出地表形成岩石。

二、岩浆的性质

岩浆的成分以硅酸盐为主，同时含有各种挥发组分。硅酸盐元素以氧为最多，富以氧

化物表示，其中以SiO2为最多。SiO2与其它氧化物间有消长关系。因此，岩浆中SiO2

的含量，成为酸度划分的主要标准，也是碱度划分必需考虑的成分之一，并且还是研究岩

浆演化的主要变量；岩浆的粘度也与之关系较大。岩浆固结后，SiO2与其它氧化物组成

硅酸盐矿物；挥发份据现代火山观察，岩浆中合有大量挥发份。其中以水蒸汽(H2。)为

主，约占挥发份总量的60%，其次为C02、S02、CO、N2、H2、N2、NH3、NH4、HCk

HF、B(OH)2、KCkNaCI等。在地下深处压力大的条件下，它们溶解于岩浆之中，不仅

能降低岩浆的粘度，也是岩浆侵入、喷发的动力。在岩浆的喷出过程中，压力骤降，挥发

份已大量逃逸，所以熔岩流成分，不能真正代表地下深处的岩浆成分。

1.岩浆温度

岩浆是炽热的，它的温度可以直接从现代火山喷出的熔岩流测定出来（图L1）,也

可以用间接的方法求喷出熔岩的温度范围一般在800~1200℃之间。不同成分的岩浆,

其温度不同，据Carmichael（1974）现代火山岩浆温度测量资料（表1-1）,玄武岩一

般为1150~12250C,安山岩一般为940~1110℃,流纹岩一般为660~900。（2。由此

可知，成分愈酸性，温度愈低。同一熔岩流，其不同部位温度也不同。总的说来，在近岩

流表层下部温度最低，•向岩流内部温度升高，但向表层岩流面之上，温度又急趋升高，究

5-

3—

1——

熔

岩0-

湖

1.

中

的

深3—

度

米

5—

7—

9—

11—

13-

800100012001400

淘.度（0C）

其原因，可能由于熔岩流喷出地表后，气体析出，产生氧化、燃烧以及部分结晶放出潜热，

多形转变放出反应热等所致。

图1-1夏威夷熔岩湖不同深度的温度

表1-1各类熔岩喷出温度估算值

地区熔岩温度/℃

夏威夷基拉韦厄拉斑玄武岩1150—1225

墨西哥帕里库廷玄武安山岩1020—1110

刚果尼腊贡戈霞石岩980

刚果尼亚木拉基拉白榴玄武岩1095

加利福尼亚蒙诺火山口流纹质熔岩790-780

新西兰陶波辉石流纹岩660—890

冰岛流纹英安质黑曜岩900—925

安山质浮岩940-990

新不列颠（南西太平洋）英安质熔岩、浮岩925

流纹英安质浮岩880

然而，地表温度并不能代表深部岩浆的温度，一般地，岩浆的熔融温度随压力（深度）

增大而升高，按每公里3K的岩浆增温率推测，在地下50km深处岩浆熔融温度至少要

地表观察到温度高由此反映，在岩浆上升过程中是一个降温过程，结晶作用和

150℃o

挥发组分的流失，导致了岩浆粘度增大，侵入动力降低，形成侵入岩，而沿深大断裂或火

山弧等构造环境下，才会出现大量火山岩。

岩浆冷凝固结温度在地壳不同部位也不近相同，据研究，地表1m厚的玄武质岩浆

全部冷凝固结约需12天，10m厚的约需3年,700m厚的约需9000年;而地下深处

的岩浆结晶固结的时间要比地表冷凝固结需要的时间要长。如2000m厚的花岗岩岩席

结晶固结需要64000年，8km厚的花岗岩岩基结晶固结需要1000万年。

2.岩浆的密度

岩浆密度的大小是岩浆作用过程的重要控制因素。密度不同的岩浆在地壳中的上升

距离和侵位的位置往往不同。在高压条件下，碱性玄武岩浆的密度低于拉斑玄武岩浆的

密度，因而前者喷发能力更强，上升速度更快。又如，岩浆的密度大小还决定了岩浆中的

固态颗粒（如首晶的矿物、源区的包体或围岩的捕虏体）的沉降行为；当两种不同的岩浆相

遇时，如果它们的密度相近彳艮容易发生混合作用，形成第三种岩浆，如果密度差别太大，

岩浆间的混合作用就无法进行，而形成层状岩浆房。

常见岩浆近地表的密度大小大致为2.3—3.0g/cm3,主要取决于岩浆的成分，如基

性岩浆密度(2.60~2.65s/cm3)高于酸性岩浆的密度(约2.40s/cm3)"旦温度、压力的

变化对岩浆的密度也有明显的影响，反映了岩浆具有压缩性及膨胀性。温度增高时，分子

间距增大，体积膨胀使密度变小；压力增大时熔体内分子间距减小，体积压缩使密度变

大。

岩浆的密度可以通过实验的方法测定，也可以利用实验结果拟合的密度公式计算(马

晶前，1987)。直接测量高温熔体的密度目前还存在技术上的困难，但可以通过对其快速

淬火形成的玻璃(过冷液体)的密度测定值用已知的膨胀系数进行校正后来近似代表。

3.岩浆的粘度

粘度(viscosity)反映流体流动或变形的难易程度，与流动性呈反相关。与岩浆的密度

一样，岩浆的粘度也是其重要的物理性质之一。岩浆的粘度会影响岩浆的分凝、上升的速

度和岩浆作用发生的强度，由于岩浆粘度的不同，形成的岩浆岩在结构、构造、产状等方

面也有差别。

岩浆具有一定的粘度，粘度的大小与岩浆的成分、熔体的内部结构、挥发份、温度及

压力有关。一般地，岩浆的酸度愈大，一般粘度也愈大。对熔体的X射线研究表明，在

岩浆中也存在有硅氧四面体，它和硅酸盐矿物的不同之处是岩浆中的硅氧四面体的连接

呈不规则的集团。随着岩浆中Si02含量的增加，硅氧四面体氧角顶连结数目增多，硅氧

所组成的络阴离子团体积亦增大，岩浆的活动必然减小，从而增大岩浆的粘度(图1-2,

表L2),Si和A1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。而Ca、Mg、Pe、K、Na则处于硅氧四面体之间，呈六次配位，起

着减弱熔体聚合程度的作用。这样，熔体中Si含量高则结构的聚合程度高，粘度大，而

Ca、Mg、Pe等离子含量高，粘度低；不能笼统地说岩浆中挥发分含量愈高粘度愈小，

因为不同的挥发分所起的作用不同。例如，C02含量高时，岩浆粘度不仅不会下降反而会

增大，原因是C02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联结。

H2o含量高则会使岩浆粘度明显下降，H2。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F也可以起到与H20相似的

作用；岩浆的温度愈高，粘度愈小，温度愈低，粘度愈大。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，有些则侵入于地壳形成花岗岩侵人体，其原因之一是

前者温度高，导致粘度降低，

流动性增大。对无水的干岩浆,

压力愈大，粘度也愈大。但在

富含水的岩浆中，在一定的压

力下，水的溶解度随压力增加

而增大，从而降低岩浆的粘度。

4.岩浆的挥发分

根据对岩石中的流体包裹

图1-2SiCh含量与岩浆粘度的关系

体研究和现代火山活动的观察

发现，岩浆中含有大量挥发分，其中以H20主,约占挥发分总量的60%-90%,其次为

CO2、S、F、CI等。除了H20占主体外，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,HF/HCI比值随温度下降而下降。

表1-2各类岩浆的粘度及温度

流体

粘度/Pasw(SiO2)/%温度/℃

金伯利岩岩浆1OJ30-35约1000

科马提岩岩浆101—1040-451400

橄榄玄武岩岩浆3X10245-521200

玄武岩岩浆10-10245-521200

安山岩岩浆约3.5x50358-621200

约

闪长岩岩浆（含6%的H20）10465950

流纹岩岩浆约10573—771200

约5

花岗岩岩浆（含6%的H20）1075750

流纹岩岩浆约10573-77800

11

黑曜岩岩浆（含2%的H20）IxIO73-77800

Si02玻璃lxIO111001300

地幔平均1021

在地下深处一定的温度和压力条件下，这些挥发分溶解于硅酸盐熔体之中，有的组

分不仅能降低岩浆的粘度，使之易于流动，而且还能降低矿物的熔点，延长岩浆的结晶时

间，并结晶出含挥发分的矿物。在地壳浅处，这些挥发分通常以水溶液的形式存在，浓度

变化很大（Bucher&Stober,2010）。这些挥发分是地壳岩石发生蚀变作用、成矿物质迁

移的主要介质。大量研究证实，富含某些挥发分的热水流体在一定条件下具有较强的携

带金属或其他有用元素的能力，因而可以在适当的地段形成气成-热液矿床。溶解于岩浆

之中的挥发分上升到地表，它们随火山喷发到大气圈中，改变大气成分，进而影响全球气

候。

岩浆中的挥发分不仅影响岩浆的结晶温度和性质，还会影响岩浆的喷出方式。在爆

发式火山喷发过程中，由于喷发管道的贯通导致压力急剧降低，原先溶解于岩浆（熔体）中

的挥发分由于迅速过饱和而突然大量释放，因此，挥发分通常是火山喷发过程的先导。当

挥发分在近地表处聚集时，由于强烈的膨胀，就会引起岩浆爆裂成火山灰，促进更猛烈的

火山爆发。不过，在粘度不同的岩浆中挥发分对火山爆发强度的影响有所不同，低粘度的

玄武质岩浆中膨胀气体的释放是宁静的，高粘度的安山质和流纹质岩浆则会因气体的释

放将岩浆崩碎成岩浆团、火山弹及火山灰，并破坏火山锥体的边坡，形成破火山口。

由于挥发分会影响到岩浆结晶的温度，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，岩浆则会快速结晶，其中的晶体数量也随之加多。

5.捕虏体

岩浆中还常含有或多或少的岩石碎块及矿物晶体。岩石碎块有的是上地幔或地壳深

部局部熔融时，难熔的源岩残留体；有的则是岩浆上升、侵位或喷发过程中，被捕获的基

岩及围岩捕虏体。晶体有的是岩浆房或上升过程中早期结晶产物，有的是被捕获岩石碎

裂而成的捕虏晶，也有的是岩浆来源地区难熔的残留矿物晶体，又叫残晶。

这些岩石碎块及矿物晶体呈固态分布于液态岩浆之中。其中早期晶出的矿物，是研

究岩浆分离结晶，成分演化及矿物晶出后变化等的重要资料。捕虏体及捕虏晶常发生熔

融及交代现象，它们与岩浆之间多

有成分上的交换，从而既改变捕虏

体、捕虏晶成分，也改变岩浆的成分

（图1-3）,是研究岩浆岩同化混染

作用的重要线索。目前非常重视对

岩浆中残留体、残晶的研究，因为它

图1-3闪长岩中的捕掳体及同化混染现象

不仅对上地幔及地壳深处的物质组

成，提供了直接的证据，而且对于岩浆源区的深度、温度，上地幔与地壳的组成、熔融程

度及所形成岩浆的成分等，也能提供比较可靠的信息。

第二节岩浆作用

岩浆自地下深部源区上升，至喷出地表过程中，岩浆发生、发展、演化直至冷凝固结

成岩的整个地质作用过程，称为岩浆作用，它是内动力地质作用的一种。地壳深处的岩浆

具有很高的温度和压力，当地壳因构造运动出现断裂时，可引起地壳局部压力降低，岩浆

向压力降低的方向运移，并占有一定的空间，或喷出地表。岩浆按其侵在地壳之中或喷出

地表，可分为侵入作用和火山作用。在地壳内部活动、演化直至冷凝成岩的过程称为侵入

作用，侵入作用所形成的岩石，称为侵入岩；喷出地表后冷凝成岩的过程称为火山作用，

火山作用所形成的岩石称为火山岩。

岩浆在上升，运移过程中发生重力分异作用、扩散作用，同围岩发生同化作用、混染

作用；随着温度的降低，发生结晶作用。在结晶过程中，由于物理化学条件的改变，先析

出的矿物与岩浆又发生反应产生新的矿物；温度继续降低，反应继续进行，形成有规律的

一系列矿物。岩浆在运移过程中，由于分异、同化混染等作用，不断地改变本身的物质成

分，形成新的岩浆。岩浆作用的结果形成各种岩浆岩及其有关的矿产。

一、侵入作用

1.岩浆分凝

岩浆分凝作用是指熔融的岩浆液滴从源区岩石的粒间分离集中的作用。固相岩石的

起始熔融总是从具最低温度的共结点或同结点开始的，因此熔融作用应开始于多个固相

颗粒的粒间，初始熔体比例很少，连通性差，很难从残留固相颗粒中分离出来，这也是地

幔软流圈中广泛存在低比例的熔体但未产生大范围岩浆作用的原因。随着熔融作用的继

续，熔体的比例增加（熔体分数达30%）,粒间熔体可相互连通，熔体才有可能从残留固

相中分凝出来，集中形成岩浆体或岩浆房。

控制分凝作用的因素很多，如熔体分数（即部分熔融程度）、熔体与固态颗粒之间的分

布关系（二面角大小），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）及源区的范围等。当固态颗粒之间的二面角较小时,

充填其中的熔体就能形成相互连接的网络（图2—13）,有利于熔体分凝。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；构造应力也可挤压源区，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分散的熔体流到低应力区而与固相发生分离。

从地幔和地壳深处岩石经熔融或部分熔融作用形成的成分未发生变异的岩浆称为原

生岩浆。地幔和地壳深处的岩石在热能的影响下，发生局部熔融。起初熔融时液相熔体仅

在固相颗粒的间隙中产生，在岩浆分凝作用下，熔融的岩浆液滴从岩石的粒间分离集中；

随着熔融作用的加强，熔体的比例不断增加，熔体就可以就地或移动上升一段距离在不

同的深度聚集形成岩浆房（图1-41扩张中心、地幔柱、俯冲带、裂谷区及构造活动区

的剪切带下面都可以有岩浆房，形状为囊状、

层状、水平的盘状、席状等（路凤香，2002X

现在多数人认为，原生岩浆只有为数不多的几

种，即玄武岩浆、超镁铁质岩浆、安山质岩浆

和花岗质岩浆等。这些原生岩浆至少可以形成

三种主要岩石类型：拉斑玄武岩、碱性橄榄玄

武岩和大陆岩基的花岗质岩石。自然界存在的各种岩浆（岩浆岩）是由原生岩浆派生的，

通过分异作用、同化作用、混合作用等产生独立岩浆的（原生）岩浆称为母岩浆，新产生

的独立岩浆称为派生岩浆。

2.岩浆上升和侵位

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人岩，这一位置可称

为平衡浮力高度。然而，形成于高压条件下的岩浆，在减压时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至高于这一位置，直至喷出地表。岩浆上升的动力是密

度差和由于张开裂隙而发生的减压作用。

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：底辟、气球膨胀、穹起、顶蚀、火

口沉陷、岩墙扩展。

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，其中穹起、

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人体，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。

1、穹起

穹起是一种向上突起的构造，主要

发育在片麻岩区（图1-51背形构造的

核部由较轻的花岗质岩石组成，边缘由

较重和较富铁镁的岩石所环绕。其形成

机制为在高密度层之下的低密度层因浮

困152室3目SO«品7曰89

力上升。这可能是因为基底岩石发生部

图1-5岩浆就位及片麻岩穹起

分熔融时导致的密度变化。低密度层在据salop,1971简化

上升过程中伴随着上覆岩石发生变形，从而造成典型的穹起构造。

2、底辟作用

底辟作用是岩浆融体在浮力和热动力作用下向上顶托或刺穿围岩侵位过程。底辟上

升和底辟侵位是连续的过程。一旦岩浆刺穿围岩，因围岩强度较大，岩浆的底辟上升就会

受到阻碍而停止运动。据Dixon（1975）研究，（图1-6）,由于低密度层和高密度发生

上下对流首先形成穹起（图l-6a）,继而穹起的侧翼变陡形成腰部（图l-6b）,这时岩浆

岩底辟上升最快，围岩中形成环状向斜，最后在地壳中某一限定的高度上侧线向延展成

蘑菇状（图l-6cX以底辟方式侵位的岩体

ab

图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

（l-7a）o

人体。如果岩浆多次脉动，后来的岩浆进入早一次脉动形成的中心向外扩展，挤压早期岩

浆形成的外壳，逐渐向外膨胀（图l-7bX北京周口店花岗闪长岩体就是一个典型的底辟

式侵人岩（图1-8）。

\,An）\勿房山县

图1-8北京周口店花岗闪长岩地质略图

4、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

侵人到裂隙中，如此反复，岩浆体可实现向上迁移、侵位（图靠顶蚀作用侵位的

l-9）o

岩体与围岩层理面的产状相切，形成不整

合侵人体。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，在侵人体中形成外来

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

图1-9岩浆上升顶蚀现象

不可能使岩浆产生较大的上升距离

（）

Marsh,1984O

5、岩墙扩展作用

岩墙扩展作用指的是岩浆在压力的驱驶下注人围岩裂隙，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。

该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IO4倍。

6、火口沉陷作用

火口沉陷作用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（图1-10）。

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pm>pr,

在中浮面之下,pm<pr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。

二、火山作用

1.火山喷发的条件

多数情况下，岩浆可能在地下不同的深度（中性浮力面处）停留形成岩浆房，经过一定

的演化后再喷出地表形成火山岩；少数情况下，如张性断裂活动区，源区的岩浆分凝后可

以基本上未停留就直接上升到地表，形成火山喷发。

无论以何种方式上升或暂时就位，岩浆体均受到两种不同方式的压力：其一是上覆

岩层的静水压力（外）；其二是由岩浆浮力与岩浆房膨胀压力构成的岩浆超压。当静水压

力与岩浆房超压之和大于上覆围岩抗张强度与岩浆通道的构造应力之和时，即岩浆就会

继续上升，直至到达地表，产生喷发。当构造应力为挤压应力时，岩浆需要具较大的膨胀

超压才能产生喷发。在离散板块边缘，岩浆很容易喷出地表。

岩浆房内的膨胀压力有两种来源，其一是岩浆源区新形成的岩浆通过压缩岩浆房中

存留的岩浆补充进入岩浆房，产生膨胀超压。对冰岛的某岩浆房的计算表明，只需补充岩

浆房体积0.1%左右的岩浆，就会产生足以克服围岩抗张强度的岩浆房超压，而产生喷发

作用(Gudmundsson,1987)。封闭体系岩浆房中岩浆的挥发分出溶和沸腾，可产生与岩

浆补充等效的膨胀超压(Fisheretal,1984)。挥发分出溶可以是因静水压力降低，使挥

发分在岩浆中的溶解度降低造成的，也可以是岩浆中矿物结晶，残留熔体中挥发分过饱

和出溶造成的。计算表明，当岩浆中有的出溶转变为气相时,可产生

0.7%H2O10%

(P=2kbar)或60%(P=0.5kbar)的体积增量，如果岩浆房体积固定，岩浆房内就会产生巨

大的超压，产生喷发。

2.火山喷发的方式

火山喷发的方式有溢流和爆发两种，岩浆的性质是决定喷发方式的重要因素，同时

也决定了喷出产物(火山岩)的特征和造成的灾害程度和环境影响。图2-21是普林尼式爆

发式火山喷发过程的示意图。其中，从岩浆房到地表，由于压力的降低，挥发分的状态明

显改变。在下部的岩浆房中，挥发分溶解于岩浆中；中部，挥发分从岩浆中开始出溶；而

在上部，则发生火成碎屑与气体的分离。这种类型的火山喷发过程如下：

(1)在岩浆的浮力和岩浆房中的膨胀压力的共同作用下，在岩浆房顶部形成向上的裂

隙通道，岩浆沿该通道上升并喷出地表。

(2)由于岩浆房中应力的释放和岩浆在上升过程中的压力降低，岩浆房顶部和上升通

道中的岩浆溶解的挥发分快速出溶，同时可能还伴有岩浆一潜水相互作用，使上升的岩

浆气泡化。随着出溶作用的进行和上升导致的压力降低，气泡快速增大，在岩浆中的体积

也快速增加，另一方面因岩浆中挥发组分的出溶和岩浆冷却导致的粘度增加，妨碍了气

泡的继续增大，在气泡内形成可观的过剩压力。岩浆中挥发分的含量和岩浆的化学成分

（尤其是SiO2的含量）决定了气泡的体积和内应力的大小。

（3）气泡化后的岩浆上升到一定的高度（碎屑化面之上），当气泡含量增加到占岩浆总

体积的75%时，或由于外压的降低导致气泡爆破，原来连续的岩浆就会形成被气体分割

的火山碎屑流。对于富含挥发组分的酸性岩浆来说，这一过程将在岩浆通道上部发生，因

此喷发物多为火山碎屑物，喷发方式以爆发方式为主，而对于低粘度和低挥发组分的基

性岩浆来说，则往往未经碎屑化就喷出地表，喷出物多为熔岩流，喷发方式以溢流方式为

主。

第三节、结晶作用

一、常见矿物的二元共结体系

二元系有两个独立组分，即C=2O如果只考虑温度或压力其中之一的影响，则其相

律公式为：F=2-P+l=3-P,相数P的变化范围为1-3,自由度F的变化范围为0-2。常

见的二元相图类型有低共熔系，一致分解熔融系，液态、固态有限及无限混熔系等。二元

系相图判读方便，在分析岩浆结晶过程、矿物共生组合、岩石结构及成因方面有重要意

义。下面介绍橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、长石、石英等常见造岩矿物的二元共结系

说明岩浆的结晶过程。

1.镁橄榄石一铁橄榄石系（Fo-Fa系）

镁橄榄石一铁橄榄石二元系为一连续固溶体系，相图特点与An-Ab系同，在不含水

的情况下，镁橄榄石（Fo）的熔点为1890℃,铁橄榄石（Fa）的熔点为1205℃,图形

由液相线及固相线组成，结晶情况与斜长石相同（见本节、4）,不再重复。

橄榄石在结晶时也可形成环带，中心富含Fo,边缘Fo减少，但在显微镜下不易观

察，须借助于X光或电子探针方能显示。

自然界基性超基性层状岩体中，从早期至晚期的橄榄石可看出由富镁质逐渐变为富

含铁质。这种现象尚比较普遍。

2.镁橄榄石一石英系（Fo-Q系）

该二元系（图1-11）的熔融过程可分为两种情况：不一致熔融与一致熔融。一致熔融

是指一种固体熔融后形成一种同成分的液相。不一致熔融则是指某结晶相在温度升高时

并不直接熔出成分一致的熔体，而是转变为另一种固相和熔体，后两者与原来的固相成

分不一致。结晶过程则恰好相反，随着温度的降低，熔体与一种早期结晶相反应生成一种

新的具有不一致组成的晶体。在岩浆冷却过程中，若温度下降得足够快，即在熔体与早期

结晶的矿物反应完成之前总体系就已经凝固，这种反应关系就可以被保存下来，可以观

察到反应生成的新矿物以反应边的形式环围在早期结晶的矿物相之外。

当图1—11a中成分为X的熔体冷却到温度Ti时，纯镁橄榄石开始结晶。随着进一

步的冷却，镁橄榄石逐渐析出，使熔体变得更加富直至体系温度下降到到达近

Si02,T2

结点（或转熔点），此时成分为的熔体和与纯镁橄榄石平衡共存。近结点是固体与熔体

L2

间的反应点。在更高温下矿物与熔体可以共存，但在较低温下要发生反应。因此，继续冷

却将导致镁橄榄石与富Si02熔体发生反应，生成顽火辉石。直至全部熔体耗尽，系统转

变为镁橄榄石和顽火辉石共生。

50|7090

MgSO,MfcSiO,“Sa)/%SiO,

<*>(b)

图1-11一个标准大气压下镁橄榄石-石英系相图

(据BowenAnderson,1914)

如果熔体较顽火辉石略微富Si02,如图1—11b中成分为Y的熔体，冷却到温度T4

时镁橄榄石开始晶出。随着温度的逐渐下降，镁橄榄石不断析出，剩余熔体变得越来越富

SiO2,直至体系到达温度T5O镁橄榄石与富SiO2熔体L2反应形成顽火辉石，如果体系

温度能在T5保持足够的时间，所有的镁橄榄石都将反应殆尽。至T5的稍下方开始，大量

顽火辉石从熔体中结晶，体系进入顽火辉石和熔体共存区。最后温度达到T6时，体系由

顽火辉石和共结点成分的熔体组成。此时Si02矿物开始晶出。进一步降温则导致剩余熔

体彻底结晶成顽火辉石和石英。最终的固相体系是约98%的顽火辉石和2%的石英。

值得注意的是，镁橄榄石先结晶，但不出现于最终矿物中，如果冷却不是在近于平衡

的条件下缓慢进行，而是快速进行，以致橄榄石没有足够时间与熔体彻底反应，那么部分

反应将在橄榄石颗粒的边部形成顽火辉石环边。这是鲍文反应系列的实例。

此外岩石中镁橄榄石与石英不能共生。在分离结晶的条件下，橄榄石不断离开熔体，

熔体成分则向富SiO2的方向移动，在自然界中基性岩浆经分离结晶作用可以由橄榄拉斑

玄武岩演化为石英拉斑玄武岩。

3.透辉石一钙长石系(Di-An系)

端元组分为透辉石Di(CaMgSi2C>6)和钙长石AMCaALSizOs)组成二元共结系。

纯透辉石熔点为1391℃,钙长石熔点为1550℃,AC,BC为液相线（图1-12）,

分别为透辉石，钙长石与溶液的单变平衡线，C为共结点，共结温度为127CTC,在p=

1标准大气压时，共结点Di:An=58:42,这个固定的比例称为共结比，溶体成分到达共

结比时，二端元组成同时结晶。

设原始组分为Xi,在平衡结晶的条件下，当温度降至液相线时开始晶出透辉石，根

据相律，在压力固定下f=c+l-p,这时p=2,f=l,晶体与溶液之间为一单变平衡,

晶体与熔体之间的量比可以杠杆原理确定，如在温度为t时,晶体:溶液为os:。%随温度

下降，溶液组分沿液相线移动，由于Di的析出，熔体中An的含量相对增加，当温度降

至1270。（：时，熔体组成到达c点，熔体中Di:An=58:42,这时熔体中透辉石与钙长石

同时结晶，c点处的p=3,f=0为一不变点。所以直到全部熔体结晶后温度才能继续下

降。

X3点的结晶过程与Xi点相似，不同的是首先结晶钙长石，而结晶的终结点仍为共结

点,终结的温度同样为

1270℃±o

X2点的成分，恰好为共结比的组成，Di:An=58:42,温度下降直到c点时同时结晶

出钙长石+透辉石，而在这之前，没有晶体析出。由此可见，在二元共结系中，不论原始

成分如何，最后的终结温度固定（共结温度），最后的熔体组成固定（共结比）,结晶出的产

物都是原始组成影响到达点时熔体与晶体的相对含量、结晶产物中与

Di+AnocDiAn

的比例、结晶作用温度间隙的大小以及从熔体中首先晶出的矿物。

若温度由低温到高温时，在压力固定时，不论原始固相物质Di与An的比例如何,

在1270。（2时均能熔出相当于共结成分c点的起始熔浆，原始物质的组成影响在c点处形

成起始熔体的数量。如原始固相组成相当于共结比，则达共结温度时全部熔融，成分点愈

远离c点，起始熔体相对含量愈少。熔融温度不同时，可熔出不同成分的熔浆，如在t点，

可熔出s组成的熔浆，所以熔浆成分取决于熔融温度。

透辉石一钙长石系可以解释玄武岩岩浆的结晶过程及其结构问题。

（1）可解释基性岩中某些结构特征。例如为什么在基性深成岩中常具辉长结构，而在

浅成岩中多为辉绿结构，可以设想一般基性岩含、各,在巴

DiAn50%PH20=1000

时共结点位置可用内插法在图1-13中大致确定在An、Di各占50%处。这时含Di50%

的熔浆在P=1000巴时，须冷却至共结温度时，两矿物同时结晶，这样形成自形程度相

同的辉长结构。这样两种矿物同时结晶的结构也可称为共结结构。而同样组成的熔浆在

巴时，由于在该水压下的共结点比巴时靠近一边，所以

PH2O=1000PH2O=1000Di

首先晶出斜长石，形成斜长石自形而辉石充填于其中的辉绿结构。同理也可说明粗玄结

构及含长结构等的形成。

(2)若PH2O处于动荡状态,即忽高忽低，那么同一组成的熔浆就会忽而An首先晶

出，忽而Di首先晶出。约得(Yoder)用这种现象来解释基性超基性层状岩体的韵律性"层

理”及带状构造形成的机理。须要注意的是：有些情况即使PH2O变化，也不会发现上

述现象，如若PH2O变化于5Kb-10Kb之间，成分点位于含Di50%处，则无论水压如

何，总是透辉石先结晶。而同样成分点水压变化于1Kb左右时，上述现象则比较显著。

(3)此外，水压变化剧烈时，可引起早结晶矿物的熔蚀，例如PH20突然升高时，图

1-1-30中的X3点在位于低水压时，该点已到达液相线结晶出An,而在高水压时，该点

却位于液相线以上的区域，所以已晶出的固相变得不稳定，造成熔蚀现象。前面在An-

Ab-Q系中说过的石英的熔蚀现象，是在PH20由高变低的情况下出现，所以应根据相图

进行具体分析矿物熔蚀与PH20的关系。

(4)An-Di系的熔融过程可以提供形成侵入岩或喷出岩的温度依据。如原始地幔物质

位于靠近Di端元一边(图-1-31中以v点示意)，当温度上升，如在PH20较大的情况下，

若PH2O=10Kb时可熔出相当于共结点Ei处的初始熔浆，熔浆成分含An较多，但在这

种情况下岩浆温度较低，活动能力差，水压稍一降低，该点就位于低水压相图中的固相

区，所以岩浆不可能移动很远就全部结晶，形成侵入产状。若熔融温度升高，熔浆成分离

开Ei点沿液相线移动，温度再高时，岩浆则可进入液相区，由于岩浆温度高，活动能力

强，压力降低时，岩浆可上升至浅处或喷出地表，这样则形成喷出产状。从图中可看出，

随熔融温度的升高，所熔出的熔浆的百分含量也逐渐加大。如PH20=10Kb时，当温度

在共结点时熔融，固相:液相=yEi：ay,温度到达接近1100℃时，固相:液相=yw:yb,显

示出相对含量的增加。根据相图也可看出，富含铁镁矿物的地幔组成在高水压下可熔出

成分含An较高的熔浆。

4.钙长石一钠长石系(An-Ab系)

钙长石与钠长石形成连续固溶体系

列，即二者在液态或固态下都可无限混

溶。低温条件下在酸性斜长石的范围内可

出现混溶间断，但总体上An—Ab仍可

看作连续固溶体。图1-14为An—Ab相

图。

相图的端元组分为钠长石

Ab(NaAISi3O8)及钙长石

An(CaAI2Si208),在不含水的情况下，钙