岩浆演化的机制

　花岗岩类岩浆的物理性质及岩浆演化的动力学机理~

以下从动力学的角度，探讨诺尔特地区花岗质岩浆的物理性质及其演化机理。
2.9.1　岩浆中的水（1）花岗质岩浆中水的溶解度Burnham（1979）曾系统地研究了水在铝硅酸盐岩浆内的溶解行为，并建立了相应的热力学模型，该模型假设水在岩浆中的溶解机制与其在钠长石熔体中的溶解机制相同。水在钠长石熔体中的溶解机制可用以下两式来描述：
当 时，水的溶解以（i）式为主：

新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用

当 时，水的溶解只能是：

新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用

其中，m表示熔体，v表示含水流体相， 为熔体中水的摩尔分数。
选取诺尔特地区加里东晚期的塔斯比克都尔根黑云母花岗岩体及阔科亚克达热斯黑云母花岗岩体，华力西中期阔克牙克达拉斯花岗斑岩体、华力西晚期海尔特黑云母花岗岩体及燕山期阿提什二长花岗岩体进行讨论，温度（T）及压力（p）参数取其结晶时的温度、压力，根据物理化学计算，各岩体的温度、压力依次为：塔斯比克都尔根岩体：760℃，76MPa；阔科亚克达热斯岩体：720℃，106MPa；阔克牙克达拉斯岩体：740℃，88MPa；海尔特岩体：740℃，88MPa；阿提什岩体：730℃，94MPa。
先计算 时，相当于1摩尔NaAlSi3O8分子的无水岩浆重量Me:
（a）对于CIPW计算中不含标准刚玉矿物分子的岩石：
Me=w/nA1
其中，w为除H2O以外的各主要氧化物质量分数之和，nAt为Al的离子数。
（b）对CIPW计算中含标准刚玉分子的岩石，NaAlSi3O8分子数为所有可交换阳离子数之和，此处，除Si4+,Al4+,Ti4+以外的所有阳离子均认为是可交换的，此时：
Me=w/∑ni
其中，ni为某个可交换阳离子的数目。
（c）若Si4+离子数＞3∑ni，则
Me=w/[∑ni+0.19（nSi-3∑ni）]
本区的花岗岩均属于上述特点，计算结果见表2-15。
之后，计算 时相当于1摩尔NaAlSi3O8分子的无水岩浆重量

新疆诺尔特地区岩浆活动与成矿作用

求给定温度及压力下水在岩浆中的饱和摩尔分数 当 时， 当 时， 其中，k为温度和压力的函数，可据高山（1987）不同温度与压力下的lnk值图解查得。
岩浆中水的质量百分溶解度据下式求得：
当
当 时，水的过剩百分溶解度∆Wt为

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故岩浆中水的溶解度为
由计算可见，本区花岗岩均属于 的情况，岩浆中水的溶解度为3.65%～4.63%（表2-15）。
（2）花岗质岩浆中水的含量
根据硅酸盐熔体中水的含量 的计算公式（Nicholls,1980;Stolper,1982；马鸿文，1985;Burnham,1979；周涛发等，1995）计算的本区各岩体花岗质熔体中水的质量百分含量结果如表2-16所示。可见区内花岗质熔体含水量在2.93%～4.90%之间，与世界一般花岗岩浆含水量（2.6%～6.0%）相比属于中等水平。将花岗质熔体含水量与水的溶解度比较，区内花岗质熔体有两种情况，一是水达到饱和状态，一是水不饱和。

表2-15　诺尔特地区花岗质岩浆中水溶解度计算表


表2-16　诺尔特地区花岗质熔体含水量、源岩含水量及产生的熔体量

阿克提什坎矿区的阿提什岩体的岩浆含水量为4.90%，而水的溶解度为4.49%，水过饱和，这表明岩浆在结晶前和结晶过程中都会有大量水析出，因此，在成矿作用过程中为成矿热液提供岩浆热液和部分成矿物质是可能的。这与后文氢、氧同位素的研究结论是一致的。
而对于塔斯比克都尔根、阔克牙克达拉斯、海尔特及阔科亚克达热斯等岩体，其含水量达不到饱和状态，可能也是导致与这些花岗岩体有关的矿化不发育的原因。
2.9.2　源岩的含水量及产生的熔体量
根据对诺尔特地区花岗岩源岩成分的模拟计算结果（表2-14），花岗岩源岩由泥质岩及基性岩组成，进而根据Clemens等（1987）在分析了各类岩石的含水矿物含量、岩石含水量与熔融条件关系基础上计算得到的缺乏流体的熔融作用中温度、源岩含水量与所产生的熔体体积分数之间的关系和本区花岗岩起源物理化学条件的研究，取0.5GPa的压力，由源岩中壳幔物质比例计算得到本区花岗岩源岩的含水量及产生的熔体量（表2-16）。可见，源岩的含水量在0.99%～1.07%之间，而产生的熔体量为36%～41%。
为了表达岩浆性质从液态行为向固态行为的转换过程，Arzi（1987）提出了“流变学临界熔体百分数”的概念（RCMP），当熔体分数小于CMF值（临界流体分数）时，部分熔融岩石或岩浆的有效粘度急剧增大，不利于熔体从残晶中分凝或晶体分异和岩浆流动。对花岗质岩浆而言，体积分数30%作为CMF是合理的（马昌前，1994;Wickman,1987）。因此，区内花岗岩的形成，应属于高熔体分数条件下的部分熔融作用过程。
2.9.3　花岗质岩浆的粘度和密度
（1）粘度
Shaw（1972）根据实验结果，在阿累尼乌斯粘度－温度关系的基础上提出了计算粘度的经验公式，该方法考虑了熔体中溶解的水对粘度的影响，因此，实际计算时利用前文得到的水含量对熔体各组分加以校正。计算的花岗质熔体在不同温度（T=800～1300℃）下的粘度如表2-17所示。此外，根据Spera（1982）的资料，随着岩浆中晶体含量的增加，会使其流变学性质复杂化，对于晶体含量不特别多的岩浆来说，可根据下列关系考虑晶体含量对岩浆粘度的影响（马昌前，1987）：
μe＝μ（1—Rx）－2.5
其中，μe为含晶体的岩浆的有效粘度，μ为熔体粘度，x为晶体的体积分数，R为常数（对于非球状晶体，取值1.67）。
对于花岗质岩浆，如果岩浆的液相线温度约为1000℃，则花岗质岩浆的晶体含量（x）与温度（t℃）的关系可用下式计算（Huppert,1988）:
x=4.33×10-3（∆t）

表2-17　诺尔特地区花岗质熔体在不同温度下的粘度　Pa·s

其中，∆t为初熔温度与全熔温度的差值。对于诺尔特地区的花岗质岩浆，考虑Q+Or+Ab+An+H2O体系，取∆t=50℃，因此，岩浆的晶体含量约为0.2165。
由计算的熔体粘度及岩浆有效粘度（表2-17）看，晶体的含量对粘度的大小影响是明显的，将增大岩浆的粘度；岩浆的粘度随着温度的升高急剧降低，岩浆的流动性增强，此时晶体含量对岩浆粘度的影响降低。
（2）密度
对任意温度下硅酸盐熔体密度的计算必须综合考虑硅酸盐的熔体结构、温压条件、化学成分、各氧化物的偏摩尔体积等复杂因素（Bottinga和Well,1970;Bottinga,1982;Sparks,1984）。当xSiO2在0.4～0.8范围内时，可认为SiO2等组分的偏摩尔体积与化学成分无关（标准误差一般小于2%）（Sparks,1984；马昌前，1987），因此，诺尔特地区花岗质岩浆硅酸盐熔体在不同温度下的密度计算可采用Bottinga（1970）、莫宣学（1982,1984）的公式计算。计算得到本区花岗质熔体的密度在2.1～2.3g/cm3之间（800～1300℃），随着温度的升高，密度减小（表2-18）。

表2-18　诺尔特地区花岗质熔体在不同温度下的密度

2.9.4　岩浆上升的速度与侵位机制
（1）上升速度
诺尔特地区的花岗岩分布受红山嘴大断裂控制，岩体均沿红山嘴断裂及其次级断裂分布，如阿提什岩体及阔克牙克达拉斯岩体的分布位于红山嘴大断裂的次级层间逆断层与北北西向断裂及近东西向平移小断层的交汇处。因此，区内各岩体岩浆的上侵状况可近似用一维槽状流体行为进行模拟（Kushiro,1980；周涛发等，1995）。
区内各岩体的围岩密度取2823kg·m-3，岩浆上侵时的裂隙宽分别考虑5m、10m、20m、50m、100m的情况，上侵温度则分别取800℃、900℃、1000℃、1100℃及1200℃，计算结果如表2-19所示。由岩浆上侵速度计算结果可知，当温度一定时，裂隙越宽，则上侵速度越快；当裂隙宽度一定时，温度越高，则上侵速度越快。通常认为，岩浆的上侵速度与定位深度有一定关系，上侵速度大，动能大，则定位浅。但是从本区的情况看，并没有体现出这种关系，阔克牙克达拉斯岩体是浅成侵入花岗斑岩体，从其岩浆上侵速度看，对定位深浅的影响并不明显。岩浆上升速度主要是受其自身性质（成分、含水量、粘度、密度等）、岩浆的导通构造、围岩的物理性质及区域构造应力场特点等因素综合控制。
（2）侵位机制
以往认为，花岗岩类之所以能从岩浆房上升侵位到地壳的较浅层次，是由于花岗质岩浆密度小于围岩的密度，在重力作用下，密度倒置引起岩浆上升侵位（Ramberg,1970,1981;Marsh,1982）。近年来，野外调查、力学研究和实验模拟均表明，区域水平挤压对岩浆上升也起了重要作用，在一些强烈挤压造山带、地台褶皱带内部，强烈的水平挤压使岩浆以气球膨胀式侵位（马昌前，1988;Ramsay,1989;Hutton,1982）。总之，岩浆上升所受的驱动作用是复杂的，有时以一种为主，有时两种共同作用，例如在区域拉张环境中，密度倒置和均衡调节起主导作用；在区域挤压和造山期间，起主要作用的则是水平挤压和密度倒置；若岩浆密度大于围岩密度，则又以水平挤压或均衡调节起主导作用。诺尔特地区各期花岗岩的形成主要与造山作用有关，因此，其岩浆上升应受水平挤压和密度倒置作用的共同驱动，其岩浆的侵位机制可用Castro（1987）的“同构造隆起作用”描述。

表2-19　诺尔特地区花岗质岩浆上侵速度

2.9.5　花岗质岩浆的对流作用及持续时间
当部分熔融带中形成的熔体数超过“临界熔体分数”（CMF）时，岩浆的活动性就大大增强，重力不稳定性将为岩浆上升提供驱动力，在岩浆体内部有可能发生对流作用。对流作用可以由温度梯度或成分梯度引起，同时由温度和成分梯度引起的不稳定性称为双扩散对流（马昌前，1987）。热扩散引起的不稳定性一般比质量扩散引起的不稳定性大，凡具有水平温度梯度的流体，都会发生对流，如果只有垂向温度梯度，则能否发生对流取决于无量纲瑞利数（Ra（。部分熔融带中的对流，实质上是一个多孔介质流体问题（Yoder Jr.,1990），故可以采用多孔介质系统瑞利数表达式。
对于本区的情况，源岩中产生的熔体分数超过了“临界熔体分数”，且岩浆中所含晶体相对较少（x＜0.25,Kerr等，1991），因此，应用下式计算瑞利数：
Ra=g·ρ·αT·∆T·L3/K·μ
其中，g为重力加速度，ρ为岩浆密度，αT为热膨胀系数（花岗质岩浆可取9.4×10-5K），∆T为距离L内的温差，L为岩浆体顶底面的距离（本文采用岩体直径代表），K为岩浆的热扩散率（可取10-6m2·s-1），μ为岩浆粘度。此时，临界瑞利数取Rc=104（马昌前，1988），即只要Ra＞Rc，则对流就能发生。
在温度为800～1200℃之间，各岩体的Ra值计算结果如表2-20所示。可见，各岩浆体只要存在很小的温差，就可以满足Ra＞104，即只要存在一很小的温度梯度，岩浆便可产生对流。例如，当∆T=1K,T=800℃时，各岩浆体的Ra值范围为3.6961×108～5.4783×1010，远远大于104。因此，本区花岗质岩浆中对流作用是存在的。

表2-20　诺尔特地区花岗质岩浆瑞利数计算结果

岩浆体中的对流速度可用下式计算（Marsh,1985）:
v0=0.258K/L·Ra1/2
其中，v0为对流速度（cm/s）,K为热扩散率（cm2/s）,L为边界层间的距离（cm）。区内花岗质熔体在不同温度下（800～1200℃）、不同温差（∆T=1K,10K,50K）下的对流速度计算结果如表2-21所示。可见，温度越高，温差越大，对流速度越快。岩浆对流与否，对岩浆冷却速度影响较大，对流岩浆冷却速度比不对流岩浆约快24倍（Marsh,1985；周涛发等，1995），而对流速度越快，必然也导致冷却速度越快，这可以从对流持续时间上反映出来。
对于热对流的持续时间，可采用Tait等（1990）的计算方法，计算的区内花岗质岩浆不同温度、不同温差下的热对流持续时间如表2-22所示。计算结果表明，温度越高，温差越大，对流速度越快，而对流持续时间越短，随着温度降低，温差减小，则对流持续时间变长。例如，塔斯比克都尔根岩体，当∆T=50K,T=1100C，对流持续时间仅为0.1a；当∆T=50K,T=800℃时，对流持续时间则增加到17.3a。
这里所讨论的热对流持续时间是指无外部热源持续供热的情况，因此，在对流过程中热传输速率的增大使得岩浆加速冷凝，降低了岩浆的活动性。如果系统外有热源持续供热，则不仅热对流持续时间将大大延长，而且通过对流还能加快热传输速率，促进部分熔融带的加大，此外，还可促进残晶与熔体分离和组分的扩散传输，这些过程，都有助于增强岩浆的活动性。因此，对本区而言，幔源岩浆从下部的加热，对花岗质岩浆的分凝上升是有重要意义的。

表2-21　诺尔特地区花岗质岩浆的对流速度


表2-22　诺尔特地区花岗质岩浆对流持续时间

2.9.6　岩体冷却时间
根据Marsh等（1985）关于近地表的岩体冷凝到固相线温度所需的时间公式计算，诺尔特地区各岩体的冷却时间依次为：塔斯比克都尔根岩体，3.1273×1012s（99166.8a）；阔科亚克达热斯岩体，5.5589×1011S（17627.Oa）；阔克牙克达拉斯岩体，4.8499×1010s（1537.9a）；海尔特岩体，8.8972×1011s（28212.7a）；阿提什岩体，1.9589×1010s（621.2a）。本区岩体越大，冷却时间越长，各岩体冷却时间范围（理论值）在621.2～99166.8a之间。
2.9.7　花岗质岩浆的演化
岩浆系统本质上是一个非平衡的、开放的自组织系统，相同的成分演变趋势可以由多种岩浆动力学过程产生。在全面的地质学、岩石学、地球化学、岩相学特征分析基础上，以下应用岩浆动力学原理，定量考察有关诺尔特地区花岗岩的岩浆过程动力学约束条件及成分演化的动力学机理。
（1）部分熔融作用与分凝作用
在部分熔融作用过程中，能够导致岩浆成分变化的主要方式是残余体不完全分离和渐进深熔作用。残余体不完全分离是由于岩浆源区条件变化而使形成的熔体与难熔残余间产生不同程度分离的过程，强烈分离条件下就可形成含残余组分少的，接近低熔点成分的岩浆，分离作用较弱时，岩浆中就含有较多的难熔组分，这些残余组分不等的岩浆相继上侵到地壳浅部，就构成了成分不同的岩石单元。这些与熔体的分凝和上升机制有关。而渐进深熔作用是指同种源岩发生部分熔融过程中，因外部热源的持续加热，或压力持续降低，或游离水的不断引入，使源岩的部分熔融程度逐渐增大，由此而产生成分和物理性质发生变化的多种熔体的过程。尽管渐进深熔作用能产生不同成分和特点的熔体，但这种作用能否记录在固结的岩石中，则取决于岩浆侵位前的动力学过程，包括熔体的分凝以及岩浆的对流作用（Trial,1990）。对花岗岩微量元素协变关系的讨论已经表明，诺尔特地区各时期花岗岩成岩过程中属部分熔融机理，但是具体是何种部分熔融过程却是不清楚的。导致这种现象的原因很可能是岩浆演化过程中存在的对流作用使得岩浆发生了均匀化，本区花岗质岩浆的对流作用是普遍存在的。在部分熔融作用过程中，熔体的分凝及在源区和上升过程中岩浆的对流，将会导致岩浆成分的演化。
对于低度部分熔融，一般把熔体与残余体的分凝问题当作二相流动问题处理。本区源区产生的熔体量已经超过花岗质岩浆的临界熔体分数，因此，熔体与残余晶体的分离，可以按晶体在低密度粘性流体中下沉的情况来处理。
据斯托克斯定律加以修改，得到分凝速度表达式（Arndt,1987），斜长石密度取ρ＝2.54×103kg/m3，计算在T=800℃时，斜长石颗粒半径分别为0.0001m,0.0005m,0.005m,0.01m时熔体与晶体的分凝情况。诺尔特地区岩浆分凝速度计算结果见表2-23。
由计算结果可见，区内花岗质熔体中分凝作用是存在的，晶体颗粒越大，则分凝速度越大。虽然分凝作用是存在的，但是分凝速度较小，在10-11～10-16m/s之间，反映了较弱的分凝作用。例如，当a=0.01m时，在1Ma的时间尺度内（变质－深熔作用持续的时间为1～10Ma,Wickham,1990），熔体与晶体的分离距离为180m；而若a=0.001m，则分离距离仅为1.8m，这几乎可以忽略不计。

表2-23　诺尔特地区花岗质岩浆分凝速度

分凝作用对于大颗粒的残余体的分离作用是明显的，而对于小颗粒的残余体的分离作用很小。因此，经过分凝作用之后，岩浆的成分发生了变化，岩浆中依然存在小颗粒的耐熔残晶，这可能也是在本区花岗岩体中几乎未见深源捕虏体或暗色包体的原因。
（2）岩浆中晶体的分布
采用参数S（Marsh,1985）来衡量岩浆中的晶体分布，本区花岗质岩浆中对流作用是强烈的，因此，在对流条件下，S的表达式为：
S=0.86（∆ρ·a2）（g/ρf·μ·α·∆T·L·K）1/2
其中，∆ρ为晶体与熔体的密度差，a为晶体半径，g为重力加速度，ρf为熔体密度，μ为熔体粘度，α为热膨胀系数，K为热扩散系数，∆T为层厚度为L的温差。
考虑最大温差∆T=50K的情况，计算本区花岗质岩浆中不同温度（800～1200C）下不同半径的晶体（0.0005m,0.001m,0.005m,0.01m）的分布参数如表2-24所示。
对于S参数，根据大小，可分为几种情况：
（i）S≈0，晶体基本上是自由浮动的，晶体的运动轨迹是流体本身的运动轨迹，可用流函数来描述；
（ii）S＞1，流体流动速度很低或晶体下沉速度很大，流体运动对晶体分布影响不大；
（iii）S=1，流体恰能支撑晶体，但当流体侧向运动时，晶体将下沉一定的距离；
（iv）0＜S＜1时，有部分晶体能在流动的流体中滞留（既不悬浮，也不下沉）。
由计算结果可见，参数S受温度及晶体半径的影响，随温度的增大，半径的增大而增大，对本区花岗质岩浆，S的范围在10-3～10-9之间，由于分凝作用的存在，岩浆中大于0.01m的颗粒可能很少，参数S可认为属于近似于0的范畴。因此，岩浆中晶体基本上是自然浮动的，晶体的运动受流体的运动控制，这也是在岩浆演化过程中主要受密度差控制的分离结晶作用不明显的原因。可见在本区，流体的运动对晶体的分布起主要作用，因此，岩浆中的对流作用可能会对岩浆演化过程中成分的变异起控制作用。
（3）对流作用与岩浆成分的变异
根据前文的研究，岩浆中对流作用的存在可能是岩浆成分变异的控制因素。以下利用花岗岩斜长石粒度分布的体视学特征来讨论在岩浆成分变异过程中对流的作用。花岗岩的结构是岩浆作用的最直接记录，对于如何通过岩石结构的研究提取造岩作用信息，Cashman和Marsh（1988）将化工和金相学中发展起来的体视学方法引入地质系统，研究了玄武岩中斜长石和橄榄石的晶体大小分布（CSD）及其结晶动力学意义。

表2-24　诺尔特地区花岗质岩浆不同温度下不同半径的晶体分布参数

对于区内各花岗岩体，有如下特征：
①岩体中不同部位的样品岩石化学成分相似，岩石结构一致，野外研究表明不存在明显的相变，因此，可以认为晶体在岩浆中不同部位停留的时间是相近的；
②岩体与围岩的接触变质晕不发育，反映岩体侵位时自身的热动力活动性不强，也反映了岩浆侵位时含有较多的晶体。由于斜长石是早结晶的矿物，因而，大多数斜长石颗粒应是在侵位之间成核和长大的；
③斜长石的生长速率在低过冷度条件下并不随过冷度或熔体成分而明显改变（Cash-man,1990），因此，斜长石的晶体大小分布主要依赖于岩浆中有关的造晶组分的含量。
基于此，可以用斜长石晶体大小分布的体视学分析来研究本区花岗质岩浆的演化机理。
矿物粒度分布的控制方程为：

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其中，N为单位体积岩石（浆）中的累积晶体数，n为单位长度（L）单体体积岩石（浆）中的晶粒数（no·cm-4），称为粒度密度。假定晶体在熔体中停留时间（τ）及系统的体积保持不变，则系统中晶体数目的增减服从下列控制方程：
∂n/at＋∂（Yn）/∂L+n/τ＝0
其中，t为时间，Y为晶体生长速度，在定态条件下（∂n/∂t=0），若晶体的生长速度Y与晶体大小无关，则有

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对于区内的花岗岩，考虑三种情况：
（i）岩浆没有经过成分的变异。此时系统封闭，晶体在熔体中的停留时间τ与晶体大小无关，（a）式积分有：

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其中，n0为L等于0时的粒度密度，即成核密度，β1=1/Yr。
（ii）岩浆中经过了受密度差控制的结晶分异作用。此时系统开放，晶体的沉降速度可表示为：
μs=2gL2∆ρ/9η
其中，L为球状晶体半径，∆ρ为晶体与熔体间密度差，η为熔体粘度，g为重力加速度。由此可得晶体在熔体中停留时间（τ）与晶体大小（L）的依赖关系：
τ＝C/L2
其中，C为与△ρ，η，g和晶体运动距离有关的常数。在定态条件下，有：

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其中，β2=1/3CY。
（iii）在对流条件下，晶体与熔体的分离（对流分异作用）。这种情况下，熔体在多孔介质中的运移速度为uf，晶体运动速度为us，有：
us=[φL2∆ρg/24πη]+uf
其中，φ为系统中熔体的体积分数。由此，晶体与熔体接触时间为：
r=A/（B+L2C）
在定态条件下，有：

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其中，β1=B/AY，β2=C/AY,A为与η和晶体运动距离有关的常数（24πηs），B=24πηuf,C＝φ∆ρg。
对区内花岗岩薄片中的斜长石进行了测量统计，并将斜长石颗粒大小转换为等面积圆的半径L，进一步按0.01cm的间隔对不同L的数据分组统计晶粒数，将各组的晶粒数除以总的测量面积后得到每一粒级单位面积的晶粒数NAi。再根据NVi=（NAi）3/2的关系（Van-der Voort,1984）将单位面积的颗粒数（NAi）转换为单位体积的颗粒数（NVi），将各组的NVi除以分组间隔，即得到粒度密度ni的值。
根据式（b）,（c）,（d），对测量数据回归得到的系数、残差平方和（RSS）及平均残差平方和（RMS）如表2-25所示，并依据平均残差平方和比较拟合的优劣。
由拟合结果可见，各岩体的情况是相似的。首先，岩石斜长石粒度分布与由斯托克斯方程导出的（c）式相差甚远，反映了岩浆中成分的变异不是由受密度差控制的结晶分异控制的，这与前文中利用微量元素协变关系得到的成岩机制结论是一致的，即在成岩作用过程中，分离结晶不是其主要成岩机制。斜长石粒度分布与封闭系统的线性模型（b）式也有差异，即在部分熔融的成岩作用中.岩浆的成分发生了变化，母岩浆在演化的过程中应该存在成分的变异。在回归分析中，拟合得最好的是对流分异作用，这个结果与前面讨论的岩浆对流作用以及岩浆中晶体分布的结论是相符合的。这反映了在岩浆对流的条件下，岩浆成分的变异是通过晶体与熔体的差异运动而实现的。由于边界层流动状态的影响，使得这种成分的演化方式在微量元素协变关系中无法反映出来（马昌前，1994）。

表2-25　诺尔特地区花岗岩中斜长石颗粒大小分布的回归拟合

综上所述，诺尔特地区花岗岩在其部分熔融的成岩作用过程中，经历了成分的变异，大颗粒的残余体由于分凝作用而分离，由于岩浆中对流的存在，晶体的分布主要是受对流作用控制，在对流过程中，发生了对流分异作用，导致晶体与熔体产生差异运动而分离，岩浆成分发生变化。对流分异作用促进了物质产生再分配与转移聚集，使得成矿作用有可能发生。不论是侵位机制还是岩浆演化都受控于岩浆所处的热动力条件，环境所具有的热动力条件又带来岩体热演化特征的差别，并制约了热液渗流过程和成矿作用。

(一)重要化学参数的计算
1)用Muller等方法时,计算镁值Mg#=100×MgO/(MgO+FeO*)(摩尔比),FeO*=FeO+0.899×Fe2O3。
2)FeO/MgO比值=wFeO(即,总Fe)/wMgO
3)计算A/NK=摩尔Al2O3/(摩尔Na2O+摩尔K2O)和A/CNK=摩尔Al2O3/(摩尔CaO+摩尔Na2O+摩尔K2O),并据此将花岗质岩石划分为过铝质、过碱质、偏铝质和亚铝质(图5-31),其中亚铝质的特征为摩尔Al2O3≈(摩尔K2O+摩尔Na2O),标准矿物中含少量钙长石,特征矿物为辉石和橄榄石。通常已不再分亚饱和偏铝了。

成矿地质背景研究技术要求

5)Rittmann组合指数计算:=w(K2O+Na2O)2/(wSiO-43),并投图(图5-12)识别岩石的碱性程度。
表5-15 花岗岩类型及其特点和地质环境


(据Pitcher,1983,1987)
6)Wright碱度率计算:A.R=[Al2O3+CaO+(Na2O+K2O)]/[Al2O3+CaO-(Na2O+K2O)],并投图(图5-13)识别岩石的碱性程度。注意:当SiO2>50%,2.5>K2O/Na2O>1时,用2%(Na2O)代替总碱。(氧化物均为质量百分数)
7)K60(SiO2=60%时的K2O)计算,作SiO2与K2O的拟合曲线,得曲线方程为K2O=a+bSiO2,令SiO2=60,则得到K60。(氧化物均为质量百分数)
8)(La/Yb)N计算,稀土元素La和Yb标准化后的商。
9)Eu计算[Eu=2EuN/(SmN+GdN)]。

图5-11 火成岩SiO2-(Na2O+K2O-CaO)


图5-12 李特曼组合指数图解(据Rittmann,1957)


图5-13 rWihtg碱度指数图解(据Wrigth,1969)

10)S/r Y 比值计算。
11)ε Nd (0)

成矿地质背景研究技术要求

12)ε Nd (t)

成矿地质背景研究技术要求

13 ) S r同位素 比值(87 S/r 86 rS):

成矿地质背景研究技术要求

(二)岩石系列的识别
1)根据rvIine et al.(1971)SiO2-Na2O+K2O图解判别岩石属于碱性或亚碱性(图5-14)。
2)如果属于亚碱性系列,根据Ivrineetla.(1971)AFM(N2aO+K2O)-(FTeO)-(MOg)进一步区别拉斑玄武系列和钙碱性系列(图5-15),二者最显著的区别是拉斑玄武系列基性端元具有一个富铁的趋势。因此,该图实际上是根据一系列图点的分布特征来判别岩石系列的,少量图点不具有判别的效能。根据Brown et al.(1982),钙碱性系列图点的分布趋势与地壳成熟度有关,这可能有利于再造岩浆活动的地质环境。
3)如果由于图点太少或太靠近A角顶位置而无法用AFM图解有效识别拉斑玄武系列和钙碱性系列,就改用FeO-FeO/MgO图解和SiO2-FeO/MOg图解进行判别(图5-16)。
4)对于亚碱性系列的岩石,可进一步利用K2O-SiO2图解将岩石系列划分为低钾拉斑玄武系列、中钾钙碱性系列、高钾钙碱性系列和钾玄岩系列(图5-17)。
5)此外,还可以进一步依据Ab-An-Or图解(图5-18)和Na2O-K2O图解(图5-19)进一步进行分类和系列划分。

图5-14 碱性与亚碱性系列判别图(据Irvineeta.l,1971)


图5-15 现代造山带火山岩分布趋势(据Borwn,1982)


图5-16 拉斑玄武系列与钙碱性系列判别图(据Miyashiro,1974)


图5-17 亚碱性系列岩石的进一步分类(据Rollinson,1993)

(三)岩浆演化特征的识别
1)原生岩浆与进化岩浆的识别,对于大范围岩性均一的侵入体,有可能是原生岩浆固结的产物;对于具有分异构造的侵入体,应当归属为进化岩浆的产物。

图5-18 碱性系列Ab-An-Or图(据Ivrine,TN,1971)


图5-19 玄武岩K2O-Na2O关系图(据Midldemsot E K.A,1972)

2)原生岩浆的特征强烈依赖于源区物质成分、部分熔融程度和熔融条件,因而没有统一的判别标准,需要作者综合考虑,表5-16为玄武质原生岩浆的基本特征。
表5-16 玄武质原生岩浆判别标准


注:这里的Mg#为分子MgO/分子(MgO+eFO),不计入Fe2O3。
侵入体中出露有源区岩石残留体或深源岩石包体时,表明岩浆上升定位和固结的速度足够快,很难发生其他岩浆作用过程,是原生岩浆固结产物的可靠证据,因而火成岩的多样性主要与岩浆起源有关。其他岩类可以参照表5-16综合考虑。
3)作哈克型图解,即SiO2或MgO或Mg#为横坐标,其他氧化物为纵坐标的元素变异图解,根据:①侵入单元的形成先后顺序;②矿物形成先后顺序和结构特征;③投点的变异趋势,综合判断岩浆演化趋势。例如,CaO和Al2O3随SiO2同步减少,是斜长石分离结晶作用的可能标志;绝大部分元素变异趋势呈线性状态时,可能是岩浆混合作用的有利证据;绝大部分图点散乱分布,但具有总体随时间变化趋势时,是同化混染作用的暗示;图点分布与岩石形成时间没有确定联系时,是原生岩浆的有利标志。
4)依据矿物学研究成果分析岩浆成分演变关系,识别不同岩浆作用过程在研究区岩浆变异过程中的重要性(表5-17)。
5)岩浆作用过程中流体作用的识别,主要依据矿物的蚀变特征、成矿元素的异常富集、岩石结构构造的局部变化等。
6)侵入体宏观特征具有暗色微粒包体、阴影状构造等特征时,是岩浆混合作用的有利证据。
7)在上述研究成果的基础上,提出岩浆成因与演化模型,阐明岩浆源区的可能物质组成、部分熔融程度、岩浆成分变异的机制和导致岩浆起源的深部过程,为进一步探讨区域构造环境奠定基础。
表5-17 岩浆作用过程判别的矿物学标志

原生岩浆形成后，在其上升运移过程中，由于岩浆本身成分的分异或与围岩的互相作用，或不同岩浆之间的混合作用，可使最初一种成分的岩浆最终形成了种类繁多的岩浆岩。现将这些作用简介如下。

1.分异作用

分异作用是指原来均匀的岩浆在没有外来物质加入下，依靠本身的演化最终产生不同成分的岩浆的全部作用。它包括岩浆分异作用及分离结晶作用。

（1）岩浆分异作用（magma differentiation）

这种作用是岩浆结晶之前，仍处在均匀液态的情况下发生的分异作用。这种作用可以发生在地壳深处，也可发生在岩浆侵入和喷发的过程中。前者为深处分异，后者为就地分异。这种分异是通过熔离、扩散、气运的作用来完成的。

◎熔离作用：原来均匀的岩浆，由于温度和压力的变化，分为互不均匀混溶或相溶程度很低的两种液体，这种作用称为熔离作用，也称为分液作用。熔离作用在自然界和实验中均可看到，如炼铁炉中熔炼铁矿石时，在石灰岩和萤石熔剂的作用下，铁水和炉渣分为互不相溶的液层，基性－超基性岩中铬铁矿和硫镍矿层常呈似层状、透镜状、串株状分布在岩体的下部，也是熔离作用的结果。某些基性岩中的条带构造，有人认为也是这种作用形成的。

◎扩散作用：岩浆活动过程中，不同部位散热情况不同，因此熔体中就存在温度梯度，高熔点的组分就向低温区扩散，结果又形成了组分的浓度梯度，一般岩体边部成分比中间成分相对基性。某些捕虏体周围有暗色矿物集中形成的环带，也可能是扩散作用的结果。

◎气运作用：岩浆中所含的气体，特别是挥发分，对于岩浆的分异作用有着重要的影响。挥发分比较活泼，可以运移某些组分，如K、Na、Al、Si等，结果，这些组分相对地集中在岩浆的上部，使熔体上部偏酸性，同时形成含挥发分较多的一些矿物，如电气石、磷灰石、萤石、黑云母、角闪石、沸石等。

（2）分离结晶作用（fractional crystallization）

鲍文曾指出有两种岩浆结晶作用，一种是平衡结晶作用，一种是分离结晶作用。①平衡结晶作用是在岩浆结晶过程中，先结晶出的矿物始终与岩浆保持平衡反应，在这种情况下，结晶形成的岩石与原来岩浆成分相同，即不产生分异作用。②分离结晶作用是早晶出的矿物由于某些原因与熔浆分离，不与熔浆发生反应，这样可演化形成多种不同成分的岩浆岩。分离结晶作用最终结果是，愈到晚期，岩浆愈向富硅富碱的方向演化，形成较酸性的岩浆岩。使早先晶出的矿物与熔体分离的主要作用是重力因素，其次还有流动分异和压滤作用。

◎重力分离作用：在熔浆中，最先结晶的矿物一般是熔点高的铁镁矿物，如橄榄石、辉石。这些矿物密度大，在重力作用下可下沉到熔浆底部，而密度较小的矿物主要是富硅铝的矿物可向上浮动。结果原来均匀的岩浆形成了成分不同的岩石，下部偏基性，上部偏酸性。例如，在现代的某些火山熔岩湖中，可观察到白榴石漂浮在熔岩表面的现象；自然界大型的层状基性－超基性岩体，垂向分层较好，下部为超基性岩，上部为基性岩和中性岩。我国四川力马河的超基性－基性岩体、云南某地的基性－超基性岩体都是这种作用的很好实例。

◎流动分异（摩擦）作用：实验证明，有悬浮质点的流体，在流动时，质点向高速区汇聚。岩浆在结晶作用的同时有流动作用，先晶出的矿物质点可以集中在相对流速较高的部位或滞留在摩擦力较大的地方，结果使均匀的岩浆形成了不同的岩浆岩。

◎压滤作用：岩浆演化到晚期阶段，密集的晶体之间的残留岩浆由于外界的挤压应力，将其与晶体分离并形成单独的熔浆。有人用这种作用解释某些岩体和围岩裂隙中形成的岩脉和矿脉。

2.同化混染作用

岩浆熔化了围岩或捕虏体（xenolith），使岩浆成分发生了变化，称为同化作用（assimilation）。不完全的同化作用称为混染作用（contamination）。同化与混染作用经常是密切相关的。

（1）影响同化混染的因素。影响同化混染作用的因素较多，主要有以下几个方面：①岩浆侵入时的地质环境，一般说，在褶皱带同化混染作用较强，而稳定地区较弱，构造断裂越复杂，同化混染作用越强烈。②岩浆侵入的深度、形态、体积及成分对同化混染作用的强度有直接的影响，侵入位置较深，形态复杂，岩体规模大，成分与围岩差别大，挥发分含量多，同化混染作用强，反之就弱。③岩体的热量及温度，如果热量大，温度高，同化混染作用强，反之则弱。④围岩的构造裂隙愈发育，同化混染作用愈强。

（2）同化混染的识别。岩浆同化混染作用后，常可形成一些不属于岩浆直接结晶的矿物。如果岩浆同化了泥质岩使岩浆富含硅铝质，结果可形成一些富铝的矿物，如石榴子石、堇青石等。如果酸性岩浆同化了富铁镁的围岩，结果使岩浆变得偏基性。识别一个岩体是否发生了同化混染作用，可依据以下一些标志：①岩体中捕虏体增多，特别是岩体边部，这些捕虏体的形态多样，有棱角状、椭圆状及其他不规则状。②成分变化较大，岩体与围岩常出现过渡关系。③岩体的颜色和结构构造变化大，且不均一，常有斑杂构造。④有非岩浆成因的一些矿物出现，如硅灰石、石榴子石、堇青石、刚玉等。⑤有时副矿物明显增多。

3.岩浆混合作用

岩浆混合作用（magma mixing），是指地球内部由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合而产生一系列过渡类型岩浆的过程。岩浆混合作用可以发生在上地幔或者地壳中，最常见的一种混合作用是幔源与壳源岩浆的混合。来自于上地幔部分熔融的基性岩浆，越过壳幔边界后，可以囤积到下地壳，发生降温，散失的热能可以导致中－下地壳岩石的部分熔融形成中酸性岩浆，上述的基性和中酸性岩浆混合后，并向地壳浅部运移，侵位在上地壳，就可能形成在常见的酸性侵入体中含有大量暗色镁铁质微粒包体（MME,Mafic Microgranular Enclaves）的岩基。莫宣学等（2002,2007）通过对青藏高原拉萨地块南部的冈底斯岩基带和东昆仑地区的研究，详细揭示了这种现象，并归纳了岩浆混合作用的判别标志。

（1）花岗岩类岩体含丰富的包体（MME），岩体的边部尤为集中，是岩浆混合作用的重要证据，此外，还可以见到辉长质基性岩块。包体大小不一，方向各异，有时可呈清楚类似流动构造的定向排列。包体具典型的岩浆结构，如细粒半自形粒状结构或斑状结构，常含有快速淬火形成的长针状副矿物（如针状磷灰石），明显不是变质岩或沉积岩的围岩捕虏体。包体与花岗岩寄主岩以及辉长岩同时形成，表明整个岩浆体系是同时冷凝的，这也是包体不同于早期岩浆岩捕虏体的证据。

包体与花岗质寄主岩的接触界线可以分为突变界线和渐变界线两类，这取决于混合的岩浆发生接触时的温度和流变学性质的差异性大小。当少量高温基性岩浆进入到数量多而温度较低的酸性岩浆中，就会迅速冷却，形成截然的边界甚至具有淬火边，从而阻止了两种岩浆的混合。相反，若两种混合岩浆热反差不大，则包体的粒度相对较粗，与寄主岩呈渐变接触关系。在这种情况下，可以有比较充分的时间发生岩浆混合与物质交换。包体周围的浅色长英质晕圈就是基性岩浆与寄主花岗岩浆之间化学交换的产物。在成分交换中，大多微量元素与同位素的交换速度比常量元素的快，因此这些微量元素与同位素在两种发生混合的岩浆间有趋同性。在主量元素哈克图解上，岩浆混合作用产生岩浆岩系列的常呈线性分布趋势。

（2）存在矿物成分和结构的不平衡。常见基性斜长石（培长石、拉长石）与酸性斜长石（钠长石、更长石）共存，且在中性斜长石中同时发育聚片双晶和环带；钾长石斑晶存在于辉长岩或包体中，或跨在包体与寄主花岗岩的界线上；含有暗色矿物集合体镶边的石英“眼球”（捕虏晶）出现在辉长岩或包体中。这些不平衡的矿物组合，是两种不同成分的岩浆混合作用不彻底的证据。

以上的这些导致岩浆演化的作用，在岩浆岩形成过程中，可以是一种作用为主，也可以是多种作用同时发生。因此在判别某些岩浆岩成因时，必须全面收集岩石学、矿物学和地球化学等资料，综合分析，才能得出比较合理的解释。

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