第二讲 岩浆与岩浆作用 2.1 岩浆（magma）
岩浆是由已存在的地幔或地壳岩
石经熔融或部分熔融形成的，它可以全
部由液相的熔体组成，也可以含有部分
固态物质和挥发分。
岩浆类型
1、原始岩浆 /原生岩浆
离开源区后没有经过混染或分异的岩浆。
在一套火成岩组合中，原生岩浆可能是Mg值最 高的岩浆（Mg’=0.68-0.75）。 Mg’=Mg/(Mg+Fe2+)
火山锥
熔岩流
B．熔岩流(lava flow)：岩浆以较平静的溢流方式喷出地表 ，喷发物多为粘度较小的超基性到中性的岩浆，酸性者少见 。溢流出的岩浆可形成面状的熔岩被、熔岩台地、线状的熔 岩流
C．岩钟、岩针、岩穹(volcanic dome)：多以侵出的方式 喷出。粘度较大、缺少挥发组分、失去流动性的中酸性和碱 性熔岩火山活动的晚期形成这类产状 D. 火山颈(volcanic neck)：是火山锥被剥蚀后，出露的火 山管道中的充填物。火山颈在浅部一般直径较大，向深处缩 小，上部喇叭状，中部筒状，下部墙状。充填物多为火山碎 屑岩、熔岩，碎屑熔岩、熔结火山碎屑岩等。
2.喷出岩(extrusive rock)的野外产状
火山锥(volcanic cone)： 由熔岩和火山碎屑岩组成，中心 为火山口(volcanic vent)或破火山口(caldera) 火山碎屑锥(cinder cone)：以爆发为主时，堆积物以火山碎 屑岩为主，这类喷发作用以粘度大、挥发组分含量高的酸性岩 浆常见 混合锥(mixed cone )：以爆发与宁静式相间喷发时，火山碎 屑物质约占30—50％，熔岩与碎屑在火口处混合堆积 熔岩锥(lava cone )：主要由熔岩组成，火山碎屑物<10%， 原始坡度2－10°，呈盾形，又称盾(形)火山(shield cone) 熔 岩 锥
影响岩浆的其它性质，如岩浆侵位机制和成矿作用
They are closely related to each other
粘度差控制
酸性岩浆（富硅岩浆）: 温度低 粘度大 --- 上升速度慢、形成 侵入体或侵出相
基性岩浆（低硅）: 高温 低粘度 --- 快速上升，形成喷出岩
2.4 岩浆演化
安山玄武岩 3×103 钠长石 黑曜岩 SiO2 glass 4×103 1×1011 1×1011
橄榄玄武岩 3×102
2.3.3 温度
玄武岩: 1000 ℃ -1225 ℃ 安山岩: 880 ℃ -990 ℃ 流纹岩: 735 ℃ -900 ℃
2.3.4 挥发分
H2O, CO2, SO2, F, Cl 等
岩浆喷出地表或从火山口涌出—— 火山岩（喷出岩）（包括熔岩和火 山碎屑岩） 岩浆在地表以下深处冷凝结晶—— 侵入岩 （深成岩、浅成岩） 两类岩石的差别，核心是由岩浆
冷凝快慢的差别形成的
快速冷却
Fig 3.12, 3.13
缓慢冷却
课后思考：总结火山岩和侵入岩在野外关系、 结构构造和矿物成分等方面的差别
岩浆侵位机制
1）顶蚀作用
2）岩墙扩展作用
3）火山口沉陷作用
4）底劈作用
1）底辟作用
• 底辟 有浮力的岩浆穿过周围韧性和粘稠 性物质上升的过程 三阶段模式 (p.14): 穹隆(uplifting or doming)； 底辟上升(Diapirism upwelling) and 侧向挤压(lateral compression)
3
20
(1) 升温 (2) 减压 (3) 添加挥发份 (主要是水)
600 400 200 0 2 4 6 8 P (Kb) 10
固相
12 14
VERY IMPORTANT, KEEP IN MIND!!
岩石发生熔融的条件
1) 加温 (600-1200°C) 2) 压力变化: 由于熔融后体积的增大，因此降压有利 于岩石的熔融. 3) 水含量. 水越多熔点越低，利于熔融和岩浆的产生 4) 岩石成分 – 岩石中的矿物组合不同，熔点不同: 橄榄石 ~1200°C 角闪石 ~900°C 石英 ~600°C
1．侵入岩的野外关系（产状）
（1）整合侵入体与不整合侵入体 (2）据岩体的形态大小分为：
岩基(batholith)：面积大于100km2，可达数万km2，大岩基 多为花岗质岩体 岩株(stock)：面积小于100km2 的侵入体，岩株边缘常有一 些不规则的树枝状岩体冲入围岩中，被称为岩枝 岩床(sill)：又称岩席，是厚薄均匀、近水平产出的整合的 板状侵入体 岩墙(dike)：是一种厚度稳定，近于直立的不整合的板状侵 入体，长为宽的几十倍甚至几千倍，厚度一般为几十cm到几 十m 岩盆(lopolith)：为中央略微下凹，呈盆状的整合侵入体。 厚度与直径之比大致为1:10—1:20 岩盖(laccolith)：为一种蘑菇状的整合侵入体
2.5 岩浆岩的野外关系
花岗岩侵入
变沉积岩－围岩
火成岩的野外关系分类
与围岩 的接触 侵 关系 地 侵入体 入 下 岩 形态和 大小 侵位深度
整合侵入体
不整合侵入体 岩基、岩株、岩盆、 岩盖、岩床、岩墙等 浅成相 中深成相
岩浆 野外 冷却 位置
特征
深成相
喷 地 表 出 岩
陆相火山岩
海相火山岩 熔岩流、火山锥、火山颈、 次火山岩、火山－沉积岩等
出露的岩基
3_17
岩床 捕虏体
岩盖
岩基
不整合侵入体 岩墙
岩盆 整合侵入体
火成岩产状示意图
岩株
（3）侵入体深度 按侵入体定位深度，分为三个相: 浅成相(epizone)：深度为0—3km。规模较小，与围岩多呈 不整合接触。常见岩墙 、岩床、岩盖、小岩株等. 岩体具细粒 、隐晶质结构及斑状结构，斑晶可具熔蚀或暗化边结构。岩体 接触变质较弱. 中深成相(mesozone)：深度为3—10km，多属较大的侵入 体，如岩株、岩基、岩盆等。岩石具中粒、中粗粒结构、似斑 状结构。接触变质带较宽，有时有云英岩化带，常见矽卡岩带. 深成相(catazone)：深度>10Km。岩体较大，岩体走向与 区域构造线理方向一致，围岩为区域变质岩，岩体主要为花岗 岩类。岩体常为片麻状构造，交代结构发育。岩体无冷凝边， 围岩无接触变质带，与围岩多为逐渐过渡关系.
T
P
减压熔融
地幔柱构造与岩浆活动－ 地球内部升温导致的岩浆活动 Mantle plume (地幔柱)
全球大火成岩省的分布
Coffin & Eldholm (1992)
地幔柱
After Courtillot, 2003
3. 压力
减压导致的岩石部分熔融
• 大洋中脊 • 大陆裂谷带 • 弧后盆地 绝热减压熔融
冷凝固结－侵入体
岩浆密度控制
岩浆底劈上升
下地壳部分熔融区
2）顶蚀
• 岩浆通过融化围岩侵入脆性上部地壳的 过程.
3）岩墙扩展
• 在压力作用下进入围岩并 逐渐形成岩浆通道
4） 火山口沉陷
由于岩浆房中的岩浆部分挤出后形成
空隙，上部地壳向下垮塌，同时又造成
残余岩浆沿着垮塌产生的裂隙（环状和
发射状）向上侵入或喷出地表。
石灰岩
板岩、片岩
2.70
2.80
2.3.2 粘度(Viscosity)
阻止岩浆流动的力 影响因素： • 成分: 随SiO2含量增加而增大
• 温度 升高– 粘度降低
• 压力升高– 粘度降低 • 挥发分升高– 粘度降低（除 CO2）
一些流体的粘度
流体 水 甘油 沥青 粘度pa.s 温度 ℃ 1×10-3 20 1 1×107 20 20 1200 流体 粘度 pa.s 温度℃ 1200 1400 800 1300
• 多数岩浆岩都是演化岩浆固结的产物
• 原生岩浆的特征 1) 包含地幔包体: 上升速度快; 2) 高 Mg’; Ni 和 Cr等; 3) 结晶程度低
岩浆演化的方式
• 分异作用(Differentiation) ； 没有外来物质加入的演化过程，包括熔离 作用和分离结晶作用. • 同化混染作用(Assimilation)； 有外来物质加入形成新的岩浆的演化过程 AFC process • 岩浆混合作用(Magma Mixing) 两种或多种岩浆混合形成新的岩浆
岩浆的多样性 ？
2.3 岩浆的性质
密度、粘度、温度、挥发分
2.3.1 密度：常见岩石的密度
岩石密度
成分
橄榄岩
玄武岩/辉长岩 安山岩/闪长岩
玻璃或岩浆 平均值
3.23
2.97 2.84 2.77 2.47 2.6-2.69 2.4
平均值
高温岩浆
流纹岩/花岗岩
砂岩
7
2.40
2.37
2.23
岩钟
岩针
火 山 颈
复习内容
• 本讲内容 • 预习岩浆岩的结构和构造
• 绝热减压熔融
Divergent Plate Boundaries
4、挥发份
俯冲带流体加入导致熔融－熔点（固相线）降低
岩浆运移和侵位
部分熔融 熔体收集 (岩浆房) 侵位或喷发
粘度差控制
岩浆上升与侵位 岩浆分凝后, 岩浆的密度低于源 区的岩石，产生重力不稳定性及浮力， 导致岩浆上升，当岩浆上升至上部岩 石的密度与其相当时，岩浆体停止移 动形成侵入岩。 岩浆上升的动力是密度差及由于 张开裂隙而发生的减压作用。
2、母岩浆（Parent magma） 3、派生岩浆（Derivative magma）
岩浆演化的方式： 分异作用、同化作用、混合作用 玄武岩浆 – 玄武岩 安山岩 英安岩
低 SiO2 高
2.2 岩浆的形成和运移
2.2.1 岩石熔融 的条件
T (0C)
1200 1000 800
液相 2 1
液相线