第十三章岩浆的形成第一节高压熔融实验第二节上地幔中岩浆的形成第三节大陆地壳中岩浆的形成第四节消减洋壳及其上的地幔楔形区中岩浆的形成岩浆根据期形成和演化特征，可分为原生岩浆和进化岩浆。原生岩浆：由地幔或地壳岩石经熔融或部分熔融作用形成的成分未遭受变异的岩浆。进化岩浆：原生岩浆经过分异、结晶、混合等过程导致成分发生改变后的岩浆。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
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或近地表处的过程称为岩浆的运移。第一节高压熔融实验原生岩浆的形成，常常是源区岩石的局部熔融过程。主要原因是：1）矿物和岩石由固态向液态的转变，需要吸收大量的热才能完成，在地球内部大量热能的供给往往是不足的；2）形成了一定数量的岩浆以后，较轻的、活动性大的液体，容易向低压地段聚集，从而脱离源区岩石体系，形成岩浆房。因此，研究岩石体系的固相线极为重要。固相线附近的熔浆，就是岩石局部熔融所产生的岩浆，常简称为局部熔浆，或低熔熔浆。一、干系统的熔融及其固相线在P—T坐标系中，干系统的固相线是一个具正斜率的曲线。二、含过量水的系统的熔融及其固相线含过量水系统的熔融是在水的气相存在下发生的，它表现了完全不同于干系统的熔融习性。含水系统固相线的一个显著特点是：有一个转折点O，它表示了该系统在某一个相应的压力下，熔融开始发生所需的最低温度。对同一个体系，含水的熔浆比相应的干溶浆温度要低。在有过量水的条件下，可以有足够的水去饱和熔浆，随着压力的升高，水溶于溶浆中的数量愈多，熔融开始发生的温度亦愈来愈低，因此固相线的OB段具有负斜率。压力达O点后，熔浆中水的含量已达最大的饱和度，熔融开始发生的温度再也不能降低了。相反，它随压力的升高而升高，类似于干系统固相线的特点，因此，OC段具正斜率。三、有含水矿物相参加的系统的熔融及其固相线四、地壳和上地幔中熔出岩浆的可能原因1、构造断裂的产生在干系统中，固相线的温度随压力的升高而升高，深处处于高压下，其温度虽高，但尚未达到起始熔融温度。如果由于构造断裂的产生，导致了那个地段压力的降低，就有可能达到起始熔融温度。使岩石发生局部熔融，产生岩浆。在地壳中，由于深度较地慢浅，构造断裂较易达此深度，这种机理是可能的。2、水的供给含水系统(或含少量水系统)起始熔融的温度比干系统的低得多。如果有足够水的供给，则在较低温度下可能导取岩浆的生成。地壳尤其是构造活动地带，有可能具备这种条件。位于消减的(或俯冲的)大洋板块上面的楔形地幔区，由于大洋板块中含水矿物相的脱水反应供给水，从而发生局部熔融是可能的。3、地热增温率的局部异常地热增温率的局部异常升高，导致熔出岩浆。如地壳造山带可具备这种条件。往往是在该地区地热增温率异常升高，有水的供给，以及构造因素诱导的压力降低相互结合而产生的。4、地幔对流地幔更可能的是无水的干系统，或含少量水的系统。由于深度大，静水压力很大，由构造断裂诱发的压力降低的几率较少。根据地幔对流的假说提出的地慢物质上升诱发的局部熔融的模式认为：地慢深处某地段由于放射性热的发生和聚集，或其它因素引起了物质的重力不稳定性，并开始上升。这样，作用于该物质单元上的压力就降低，从而导致该单元物质的局部熔融。第二节上地幔中岩浆的形成上地幔中超镁铁质岩石的局部熔融，可产生出不同组成的原生岩浆。起源于上地幔可能的原生岩浆的组成总的规律是：随着深度的加大，局部熔融产生的岩浆，SiO2不饱和程度愈强烈。与干的地幔橄榄岩相比，含H2O和CO2时的地幔橄榄岩的局部熔融的一个显著特点是，可以产生碱性超基性岩岩浆。在与干系统相同深度范围内，含H2O和CO2系统固相线温度大大降低，它促使碱质大量地从地幔橄榄岩中优先熔出，这样就产生了碱性超基性岩岩浆，同时使碱性玄武岩在较浅的深度范围内发生。以上论述的是由上地幔超镁铁岩，经局部熔融产生的上地幔原生岩浆的形成过程。还有一种观点认为，只有一种地幔原生岩浆，即苦橄质岩浆，其它类型的地幔岩浆，都是由它的结晶分离作用产生的派生岩浆。第三节大陆地壳中岩浆的形成1、在地壳上层≈10km深度的造山带底部，由于局部地热梯度异常，T≈750℃，在H2O存在的条件下，可以形成低熔的花岗岩岩浆。如果温度更高，熔融程度增加，则可形成花岗闪长岩岩浆，或者源区岩石无Or，则可形成低熔的花岗闪长岩岩浆，或者局部地区PH2O很大，则可形成低熔的近石英二长岩的岩浆，如果形成的花岗岩质熔浆，随同难熔残余矿物一起上升，则可形成英闪岩-花岗闪长岩-花岗岩深成杂岩体(或岩基)。2、在地壳上层底部≈20km深度，由于局部地热异常，T≈900℃，在有H2O存在下，可以形成流纹岩(花岗岩)岩浆。它上升能力强，可上升至近地表形成浅成-超浅成花岗斑岩侵人体，或喷出地表形成流纹岩。3、在地壳下层(辉长岩层)可能形成安山岩或英安岩的原生岩浆。4、地壳岩石为辉长岩，英闪岩、花岗岩组成，由于SiO2、碱（K2O+Na2O）高，所以地壳岩石的局部熔融不能导源出比安山岩，英安岩更基性的岩浆。第四节消减的洋壳及其上的地幔楔形区中岩浆的形成沿岛弧和大陆边缘，常常大量地发生安山岩火山作用。一般地认为，它们在成因上与大洋板块的消碱带有关。推测是由于下降运动，导致消减的洋壳及其上的地幔楔形区物质的局部熔融而造成。1、在消减的大洋壳和上覆的地幔楔形区形成的岩浆，过程比较复杂，从中不能直接导源出从玄武岩-流纹岩的原生岩浆系列。岛弧地带安山岩岩浆的形成一般都要经历复杂的变异作用过程，包括不同源岩形成的熔浆的相互混合，含H2O的液体对上覆地幔的作用，相对富SiO2的熔浆，与地幔橄榄岩的反应，在深处形成的富含H2O岩浆的不可避免的结晶分离作用，以及岩浆与地壳岩石的相互作用等等。2、随深度不同，形成不同的岩浆：100～60km，为橄榄石拉斑玄武岩-石英拉斑玄武岩岩浆，60～40km，为玄武安山岩岩浆，40～20km，为安山岩岩浆，<20km为英安岩、流纹岩岩浆。3）环太平洋的岛弧安山岩S87／Sr86初始比值为0.7037±0.0003。它与洋岛玄武岩完全相同，说明安山岩浆被古老硅铝质混染的可能性十分小。但是新西兰的安山岩S87／Sr86平均比值约为0.7055，这一数值相当高，表明又可能有地壳物质的混染发生。根据环太平洋与消减带之间安山岩的共生关系，及Sr同位素组成，认为岛弧安山岩是沿弧沟-消减带物质熔融而形成。根据岛弧地区火山岩的稀土元素分布曲线呈“U’形，推测岩浆具有地幔物质与大洋地壳物质的混合来源。岩浆形成的地质模型
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