岩浆及其物理性质

岩浆的性质~

本节仅介绍岩浆的密度、粘度、温度及挥发分等重要的岩浆性质。
1.岩浆的密度
岩浆熔体的密度（density）可以通过实验的方法进行测定，也可以利用实验结果拟合的密度公式进行计算。熔体的密度不仅与其成分有关（基性岩浆密度高于酸性岩浆），也随温度、压力的变化而改变。原因是压力增大时熔体内分子间距减小，体积压缩密度变大；温度增高时，分子间距增大，体积膨胀密度变小。这种变化也反映了熔体具有压缩性和膨胀性。图2-4显示了压力与密度呈明显的正相关，拉斑玄武岩与碱性玄武岩熔体之间的密度差异随压力增加而增大，表明前者的压缩性比后者大，即在高压下拉斑玄武岩的密度要明显地大于碱性玄武岩岩浆。岩浆密度与分异作用和喷发能力有关。图2-4 表示，在高压条件下碱性玄武岩浆的密度低于拉斑玄武岩浆，因而喷发能力强，上升速度快可以携带密度大的深部地幔橄榄岩捕掳体，而密度较大的拉斑玄武岩则较少含深源捕掳体。
2.岩浆的粘度
与岩浆的密度一样，岩浆的粘度（η）（viscosity）也是其重要的物理性质之一。流体都具有粘性，粘度反映流体流动的难易程度。粘性是指当流体内微团之间发生相对滑移时，内部产生剪切应力（切向阻力）的性质，剪切应力会阻碍流体的运动。粘度的单位是Pa·s（帕斯卡·秒），它是剪切应力与剪切应变速率的比值，1 Pa·s相当于20℃时水粘度的1000倍。

图2-4 玄武岩熔体的密度与压力的关系图

表2-1 实验室测定的流体粘度值


岩浆的粘度与多种因素相关，如岩浆的成分、结构、温度、压力和所含的挥发分等都对粘度有影响。岩浆中SiO2、Al2O3、Cr2O3含量高，其粘度就大，其中最具影响的是SiO2。据测定，纯橄榄岩熔体粘度为0.03～0.1 Pa·s；辉长苏长岩熔体粘度为0.7～25 Pa·s，闪长岩熔体粘度为3.8～25 Pa·s［它们的w（SiO2）分别为38%，47%，和60%左右］。超基性岩熔体粘度低于基性岩约3个数量级。表2-1也列出了不同类型岩浆或流体的粘度，同样也反映出SiO2含量低的玄武岩浆比较高SiO2含量的黑曜岩浆熔体粘度低8个数量级。
硅酸盐熔体内部的结构与硅酸盐矿物相似，Si与O结合形成硅氧四面体［SiO4］4-，这样熔体中硅氧四面体的聚合体越大，包含的四面体越多，岩浆粘度就愈大，反之粘度则变小。不同的阳离子在熔体结构中起着不同的作用，如Si和Al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，被称为成网离子。而Ca、Mg、Fe、K、Na则处于硅氧四面体之间，呈6次配位起着减弱熔体聚合程度的作用，被称为变网离子。这样熔体中Si含量高则结构的聚合程度高同时粘度也大，而Ca、Mg、Fe等离子含量高，则粘度低。
岩浆粘度与温度关系密切，温度增高则粘度显著减小，流动性增加。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，有些则呈花岗岩侵入体，其原因之一是前者温度高，因而导致粘度降低，流动性增大。夏威夷玄武岩熔岩流在近火山口处粘度为3×102 Pa·s，而在远离火山口的地区因温度下降粘度可增大至3×103 Pa·s。另一个间接效应是，当岩浆温度下降，矿物晶出的数量不断增多，因而粘度随之增大。与温度相比，压力对其影响要小，如压力从102kPa增高至3×106kPa，粘度仅增大1/10（转引自海因德曼，1989）。
不能笼统地说岩浆中挥发分含量愈高粘度就愈小，因为不同的挥发分起的作用不同。例如，CO2含量高时，岩浆粘度不仅不会下降反而会增大，原因是CO2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连结。H2O含量高则会使岩浆粘度明显下降，H2O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，挥发分氟也可以起到与H2O相似的作用。岩浆的粘度会影响岩浆上升的速度和火成岩的结构、构造、产状以及一些岩浆作用发生的强度。
3.岩浆的温度
岩浆的温度很高，这一点从现代火山喷发的景象及其对周围环境的危害就可以了解到。1980年美国圣海伦斯火山喷发，炽热的火山灰喷发物覆盖了周围的山区，密布的原始森林全部燃烧成木炭，居民的汽车被熔化。直接测定的现代火山岩浆的温度见表2-2。从表中可以看出，基性玄武岩岩浆温度最高，其次为安山质岩浆，流纹质岩浆温度最低。岩浆在喷出或侵位以后开始降温固结，以玄武质熔岩为例，1m厚的玄武岩全部结晶约需12天，10m厚的约需3年，700m厚的需9000年。地下深处的岩浆侵位后冷却速度缓慢，固结的时间比熔岩长，据估计2000m厚的花岗岩岩席完全结晶需64000年，8km厚的花岗岩基需10Ma才能固结。
表2-2 各类熔岩喷出温度的估算值


4.岩浆中的挥发分
现代火山喷发时有大量气体逸出，已固结的火山岩有些含相当数量的气孔都说明岩浆中含有挥发组分。了解它们的类型及含量可以通过两种途径：一是直接从现代火山喷发的气体中取得；二是通过岩石中的流体包裹体获得。日本有珠火山昭和新山紫苏辉石英安岩喷气孔上收集的气体分析结果表明，气体种类多，有CO2、CH4、NH3、H2、HCl、HF、H2S、SO2、P2O5 和H2O等。其中H2O是最丰富的组分，其体积分数占99%。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，w（HF）/w（HCl）比值随温度而下降。我国台湾省台北市以北的大屯火山群发育有丰富的喷气孔，自然硫堆积在喷气孔附近，不仅景象壮观，而且整个山谷充满了浓烈的硫磺的气味。
岩浆中的挥发分不仅影响结晶温度，而且影响岩浆的喷出方式。在挥发分聚集时，由于在近地表处的强烈膨胀会引起岩浆爆裂成火山灰，火山爆发也随之强烈。但是，这种爆发性质在粘度不同的岩浆中作用的强弱是有差别的，低粘度的玄武质岩浆中膨胀气体的释放是宁静的，高粘度的安山岩和流纹岩浆则会因气体的释放将岩浆崩碎成岩浆团、火山弹和火山灰，并破坏火山锥体的边坡。
岩浆中挥发分还影响岩浆结晶的温度。挥发分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，岩浆会快速结晶，其中的晶体数量也随之加多。

1.程序功能
程序MAGPHY可根据用户提供的火成岩样品的氧化物含量、平衡温度和压力等参数，采用镁铁闪石+紫苏辉石+石英组合、黑云母+透长石+磁铁矿组合平衡反应（Ewart et al.，1975；Wones，1972）或CORK方程（Holland ＆ Powell，1991），计算岩浆体系H2O的逸度：采用Nicholls （1980）的规则溶液模型，计算硅酸盐熔体中H2O的溶解度；采用Kress等（1991）的热力学模型和Shaw （1972）的经验公式，计算天然硅酸盐熔体的摩尔质量、摩尔体积、密度和粘度。
2.方法原理
程序设计为，由键盘输入原始数据，由用户选择计算岩浆体系H2O逸度的方法（Ewart et讲.，1975；Wones，1972；Holland ＆ Powell，1991）。当选择采用黑云母+透长石+磁铁矿组合计算H2O逸度的情况下，可进一步选择由氧逸度缓冲剂反应（Ballhaus et al.，1991；Ulmer，1971）、相对于FMQ缓冲剂的相对氧逸度，或硅酸盐熔体中Fe2O3和FeO的平衡反应（Kress et al.，1991），计算岩浆体系的氧逸度，或直接输入已知的氧逸度值。然后，程序可根据用户的选择，调用子程序H2Osol计算岩浆中H2O的溶解度。最后，调用子程序DSTLIQ计算岩浆的密度（Lange et al.，1987；Kress et al，1991），调用子程序InVliq计算岩浆的粘度（Shaw，1972）。在计算湿熔体的密度时，熔体相中H2O和C02的偏摩尔体积分别采用Burnham等（1974）和Fogel等（1990）的数据。
3.程序结构
程序框图见下页。
4.使用说明
（1）输入格式
程序运行过程中，按照屏幕提示，依次提供以下参数：
OFN　输出文件名，
TC　温度（℃）
PGPa　压力（GPa）
IH2O　 计算法选择
JfO2　 计算法选择
XMg　镁铁闪石八面体位置的XMg
aEn　紫苏辉石的 ，
aSiO2O p石英的 （=1.0）
XFe2　黑云母八面体位置的
XOH　黑云母的XOH[=OH/（OH+F）]
XOr　透长石的xor
XFe304 磁铁矿的 （一般可取 =1.0）
样品名称和氧化物含量通过调用子程序READIN由键盘输入。
程序每次运行可对多个样品进行循环计算。
（2）输出格式
全部计算结果输出到文件OFN中。内容包括：样品名称，氧化物质量百分数、摩尔分数，温度、压力、 、 、岩浆中H2O的溶解度，干熔体和湿熔体相的摩尔质量、摩尔体积、密度和粘度。
多个样品的计算结果按相同格式输出。

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5.程序文本

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6.计算实例
实例1：天津市蓟县盘山花岗杂岩体，第1期侵入的中粗粒花岗岩样品PS01（马鸿文等，1996，未发表资料），黑云母八面体位置的 =0.300，碱性长石的xor=0.837，取磁铁矿的 =0.96。选择由熔体相的Fe2O3和FeO平衡反应计算 。
实例2：西藏玉龙斑岩铜矿区二长花岗斑岩，样品Yl11-72（马鸿文，1990），采用CORK方程（Holland ＆ Powell，1991）计算 。
输出文件：exam66.dat

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（一）岩浆及岩浆作用

岩浆（magma）是在地幔或地壳深处形成，炽热、粘稠，以硅酸盐为主要成分，含有挥发分和晶体的熔融体。岩浆可以全部由液相的熔体组成，也可以是熔体、固态物质（晶体或岩石碎块）和挥发分的混合物。尽管岩浆以硅酸盐成分为主，但也发现有碳酸盐等成分的岩浆。

岩浆的产生与地球内部温度（增温）、压力（降压）和挥发分（加入挥发分）的变化有关（详见第十二章）。最初形成的熔体分散于固态矿物颗粒之间，随着熔融程度的增大，熔体会逐渐流动、汇聚而与固态的颗粒相分离，形成大的岩浆囊甚至成为岩浆房（magmachamber）。在岩浆源区，熔体与固相残余的分离和聚集的过程，就称为岩浆分凝作用（magmatic segregation）。随着分凝作用的进行，岩浆就可能获得更大的动力而从源区上升、侵位到地下深处甚至会喷出到地表。我们把岩浆侵位于地下深处的过程称为岩浆的侵入作用（intrusion），而把岩浆喷出到地表的过程称为火山作用（volcanism）。相应地，形成侵入岩和火山岩（喷出岩）。

岩浆从源区产生，到分凝、上升、侵位于地下深处和喷出到地表，最后固结、冷凝形成岩浆岩的全过程，统称为岩浆作用（magmatism）。岩浆作用的历史和所形成的火成岩体特征是由地质环境和岩浆性质共同控制的。其中，岩浆的温度、密度、粘度等物理性质起着至关重要的作用，而这些物理性质又与岩浆的化学成分密切相关。今天我们在地表看到的火成岩，是地质历史时期岩浆作用的产物。火成岩的成分能够部分反映当时岩浆的成分（挥发分除外），但根据火成岩则无法直接观察到岩浆的物理性质。所幸的是，现代的火山活动为我们提供了岩浆的真实样品，使我们可以直接观测大部分岩浆的物理和化学性质。

（二）岩浆的性质

1.岩浆的温度

岩浆的温度很高，这从现代火山喷发的景象及其对周围环境的危害就可以看出。例如，1980年美国圣海伦斯火山喷发，炽热的火山灰喷发物覆盖了周围的山区，密布的原始森林全部燃烧成木炭，居民的汽车被熔化。目前记录的喷发熔岩的温度大都在800～1200℃范围内，直接测定的现代火山岩浆的温度见表2－1。可以看出，玄武质岩浆温度最高，其次为安山质岩浆，流纹质岩浆温度最低；即从贫硅富镁铁质的基性岩浆到富硅的酸性岩浆，岩浆温度降低。含40％～50％晶体的岩浆由于粘度很大，很难喷出到地表。因此，我们直接观察到的岩浆的温度代表了岩浆具有足够的活动性，以及能够喷出到地表时所具有的温度条件。

表2－1 各类熔岩喷出温度估算值

（引自Carmichael，1974）

很少有熔岩的温度会高于最初的矿物结晶时熔体的温度。一般说来，常见火成岩的熔融温度会随着压力（深度）增大而增高（一般每增加1km，温度增加3℃）。因此，在50km深处产生的岩浆，其熔融温度至少要比地表观察到的温度高150℃。由于喷出的熔岩接近于在大气压力下的结晶温度，意味着岩浆在上升过程中会失去热量。因此，在地表观察到的温度并不能代表岩浆在深部形成时的温度。

岩浆喷出到地表或侵位到地下的固结成岩过程经历的时间长短不一。在地表，1m厚的玄武岩全部凝固约需12天，10m厚的约需3年，700m厚的需9000年。地下深处的岩浆侵位后冷却速度缓慢，固结的时间比熔岩长。据估计，2000m厚的花岗岩岩席完全结晶需64000年，8km厚的花岗岩基需1000万年（10Ma）才能固结。

2.岩浆的密度

在物理学中，把某种物质单位体积的质量叫做密度（density）。岩浆密度的大小，是一系列岩浆作用过程的重要控制因素。例如，驱使岩浆从源区上升的浮力取决于岩浆与固体围岩之间的密度差。因此，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，很容易发生混合作用，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（镁铁质）岩浆密度（2.60～2.65g/cm³）高于酸性（长英质）岩浆的密度（约2.40g/cm³）；但温度、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。图2－1显示了不同系列的熔体成分与密度的关系。

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（马昌前，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：

岩石学（第二版）

图2－1 硅酸盐熔体成分与密度（ρ）、粘度（η）的关系（据McBirney，2007）

式中：ρ₁和ρ_T分别是温度为T₁和T时的岩浆密度；α为岩浆的膨胀系数（Anthony，2009）。

根据岩浆中主要氧化物的偏摩尔体积可以计算岩浆的密度，在已知岩浆的化学成分（可由岩石样品的化学分析得到）的情况下，岩浆的密度可用Bottinga et al.1970）提出的公式计算：

岩石学（第二版）

式中：V_i为主要氧化物i的偏摩尔体积（可据表2－2求出）；X_i为氧化物i的摩尔分数（由化学分析数据换算）；M_i为i元素的摩尔质量；V_m为岩浆的摩尔体积（马昌前，1987）。

表2－2 主要氧化物偏摩尔体积与温度关系的方程V_i ＝a′＋b′T

（据马昌前，1987）

3.岩浆的粘度

对火山岩地貌的观察表明，有些岩浆可以流到很远的距离，但有些岩浆即使喷发到很陡的斜坡上也难于流动。这正是岩浆的粘度不同造成的。通俗地说，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，形成的火成岩在结构、构造、产状等方面也有差别。

从物理意义上讲，岩浆的粘度η是指剪切应力σ与应变速率dv/dt的比值，对于图2－2所示的岩浆在平板间运动的情况，粘度η的大小可用下式表示：

岩石学（第二版）

图2－2 岩浆在平板间的流动特点

岩浆流动时，流体内微团之间发生相对滑移，滑移面上会产生剪切应力（切向阻力），这种剪切应力会阻碍流体的运动，其大小反应了岩浆粘度的大小。粘度的单位是Pa·s（帕斯卡·秒），1Pa·s相当于20℃时水粘度的1000倍。另外常用的度量单位有poise（泊），1Pa·s ＝10poises。

粘性流体分牛顿流体和非牛顿流体两类。牛顿流体的特点是，只要有剪切应力，就会发生流变。晶体含量少的岩浆，可近似视为牛顿流体。非牛顿流体（如宾汉流体）的特点是，只有施加的剪切应力超过某一临界值σ₀时，才开始持续的流动和变形，₀称为屈服强度。当岩浆中晶体含量增加时，就会具有非牛顿流体行为。

岩浆的粘度与多种因素相关，如岩浆的成分、结构、温度、压力、所含的挥发分和晶体含量等对粘度都有明显的影响。岩浆中SiO₂、Al₂O₃、Cr₂O₃含量高，可使粘度增大，最明显的影响是SiO₂。表2－3列出了不同类型岩浆或流体的粘度，其中SiO₂含量低的玄武岩浆比SiO₂含量较高的黑曜岩浆粘度低8个数量级。

SiO₂含量对粘度的影响，主要是反映在熔体结构的影响上。硅酸盐熔体的结构与硅酸盐矿物相似，Si与O结合形成硅氧四面体。因此，熔体中硅氧四面体的聚合体越大，包含的四面体越多，岩浆粘度就愈大，反之粘度则变小。因此，长英质岩浆粘度比镁铁质岩浆大，而在相近的SiO₂含量条件下，岩浆系列不同，粘度也有差别（图2－1）。不同的阳离子在熔体结构中起着不同的作用，如Si和Al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，被称为成网阳离子（network－forming cation）。而Ca、Mg、Fe、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，被称为变网阳离子（network－modifying cation）。这样，熔体中Si含量高则结构的聚合程度高，粘度大，而Ca、Mg、Fe等离子含量高，粘度低。

表2－3 常见物质和岩浆的粘度比较

（据Dingwell，1995）

岩浆粘度与温度关系密切。温度增高则粘度显著减小，流动性增加。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入体，其原因之一是前者温度高，导致粘度降低，流动性增大。夏威夷玄武岩熔岩流在近火山口处粘度为3×10²Pa·s，而在远离火山口的地区因温度下降，粘度可增大至3×10³Pa·s。另一个间接效应是，当岩浆温度下降时，矿物晶出的数量不断增多，因而粘度随之增大。与温度相比，压力对粘度的影响要小得多，如压力从10⁵Pa增高至3GPa，粘度仅增大1/10（海因德曼，1989）。

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，CO₂含量高时，岩浆粘度不仅不会下降反而会增大，原因是CO₂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，H₂O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，挥发分氟也可以起到与H₂O相似的作用。

岩浆的粘度η可以通过实验方法测定，也可以通过经验公式计算（Shaw，1972）：

岩石学（第二版）

式中：T为热力学温度（K）；s为特征斜率；X_i为除SiO₂以外的各主要氧化物的摩尔分数；X_SiO为SiO₂的摩尔分数； 为各主要氧化物的经验摩尔系数（表2－4）。

表2－4 计算岩浆粘度的成分参数

（据马昌前，1987）

晶体含量对粘度的影响可由爱因斯坦－罗斯科方程计算，以η₀代表无晶体时岩浆的粘度，η_e代表含晶体岩浆的有效粘度。X表示晶体的体积分数，有（马昌前，1987）：

岩石学（第二版）

含晶体较多的岩浆的屈服强度（σ₀）与晶体（球状）的含量具以下关系：

岩石学（第二版）

式中：k₁为应力量纲常数，对基性岩浆来说，k₁＝3×10³N/m²（马昌前，1987），而花岗质岩浆k₁值可能为基性岩浆的100倍。

4.岩浆中的挥发分

根据对现代火山活动的观察，火山喷发物质中含有大量挥发分，其中以H₂O主，约占挥发分总量的60％～90％，其次为CO₂、S、F、Cl等。除了从现代火山喷发的气体中了解火山气体的成分外，还可通过岩石中的流体包裹体来认识岩浆中挥发分的组成。根据日本有珠火山昭和新山紫苏辉石英安岩喷气孔上收集的气体分析结果，除了H₂O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/HCl比值随温度下降而下降。我国台湾省台北市以北的大屯火山群发育有丰富的喷气孔，自然硫堆积在喷气孔附近，不仅景象壮观，而且整个山谷充满了浓烈的硫黄的气味。

在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；这种现象被称为火山的脱气作用，它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。

首先岩浆密度肯定比水大非常的，因为岩融浆是石头矿物质岩石熔融化形成的，而且各种岩浆密度也是不一的。不是同一种物质密度就有雾差，温度也是不一的，从1000度到二千渡不等，至于黏度，那就分急性岩浆和酸性岩酱了，急性岩浆浓度小，酸性岩浆沾度大

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长洲区19767929627： 岩浆是什么 - ？
蓬阳双黄：[答案] 岩浆是地壳深处一种高温、成分复杂的硅酸盐熔融体.这种熔融体的物理性质很特别,它既像坚硬的固体,又像柔软的液体.它如同烧红了的玻璃那样,既可流动弯曲,却又十分坚硬致密.因此,在希腊文中,岩浆的原意是指可以揉搓的“面团”.在这种...

长洲区19767929627： 岩浆是不是岩石融化的? - ？
蓬阳双黄：[答案] 岩浆不是岩石熔化形成的. 岩浆(Magma)火山岩浆火山在活动时不但有蒸汽、石块、晶屑和熔浆团块自火山口喷出,而且还有炽热粘稠的熔融物质自火山口溢流出来.前者被称为挥发分(volatilecomponent)和火山碎屑物质(volcaniclasticmaterial...

长洲区19767929627： 岩浆温度是多少? - ？
蓬阳双黄： 岩浆温度:900-1400C 岩浆,地质学专业术语.火山在活动时不但有蒸汽、石块、晶屑和熔浆团块自火山口喷出,而且还有炽热粘稠的熔融物质自火山口溢流出来. 目前,我们把这种产生于上地幔和地壳深处,含挥发成分的高温粘稠的主要成...

长洲区19767929627： 岩浆的哪些物理性质影响其运移和停留的位置? - ？
蓬阳双黄： 粘性,又称黏度、黏滞系数,是流体力学的专有名词,是度量流体随剪应力或外部应力而形变时,流体抵抗形变的阻力,也可以表示流体内部的摩擦力大小. 黏度 μ 定义为流体承受剪应力时,剪应力与剪应变梯度(剪应变随位置的变化率)的比值 黏度较高的物质,比较不容易流动;而黏度较低的物质,比较容易流动.例如油的黏度较高,因此不容易流动;而水黏度较低,不但容易流动,倒水时还会出现水花,倒油时就不会出现类似的现象.

长洲区19767929627： 地球为什么会有岩浆?岩浆是怎么形成的? - ？
蓬阳双黄： 岩浆是地壳深处一种高温、成分复杂的硅酸盐熔融体.这种熔融体的物理性质很特别,它既像坚硬的固体,又像柔软的液体.它如同烧红了的玻璃那样,既可流动弯曲,却又十分坚硬致密.因此,在希腊文中,岩浆的原意是指可以揉搓的“面团...

长洲区19767929627： 什么是火山岩浆 - ？
蓬阳双黄： 火山岩浆,地壳深部或上地幔物质部分熔融而产生的炽热熔融体.成分复杂,以硅酸盐为主,含一定数量的挥发组分,具有一定的粘度.在地球的不同层圈内,可形成不同成分和物理化学性质的岩浆,如超基性、基性岩浆形成在地下较深部,温度较高,约为1000~1200℃ ;酸性、中性岩浆形成的部位相对较浅,温度相对较低,约为700~1000℃.苏联学者列文松-列辛格认为有两种岩浆--花岗岩浆和玄武岩浆.里特曼则划分出:原生岩浆;次生岩浆或重熔岩浆;同熔岩浆;混染岩浆.岩浆在地壳内部具有很高的温度和压力,在构造运动或其他内动力的影响下可以侵入地壳的软弱部分或喷出地表,经冷凝固结形成各种火成岩.

长洲区19767929627： 岩浆的成分是什么? - ？
蓬阳双黄： 由于地壳的保温作用,越向地心其温度越高.地核因高压呈固体状态.而地壳之下的高温物质呈液体状态就是岩浆.根据现代火山喷溢而出的熔岩得知,硅酸盐是岩浆的主要成分.其中SiO2的含量在80—30%之间;金属氧化物如Ai2O3、Fe2O...

长洲区19767929627： 岩浆作用及岩浆岩特征 - ？
蓬阳双黄： 1.岩浆作用及岩浆岩 地下深处形成的岩浆,在其挥发分及地质应力的作用下,沿构造脆弱带上升到地壳上部或地表e69da5e887aa7a686964616f31333433616232,岩浆在上升、运移过程中,由于物理化学条件的改变,不断地改变自己的成分,...

长洲区19767929627： 岩浆有腐蚀性吗????如果有,腐蚀性从哪里来???? - ？
蓬阳双黄： 岩浆的主要成分是硅酸盐和金属氧化物,大致和土壤的成分相同.含有少量其他物质,有些带有腐蚀性,但是量小,相对于高温的破坏性可以忽略腐蚀. 土壤也有酸碱性的不同,岩浆也类似.由于所处环境的不同,岩浆也有不同的性质.

长洲区19767929627： 岩浆怎么分类,它的主要特点是什么? - ？
蓬阳双黄： 根据SiO2含量,岩浆可分为四种基本类型, 即酸性岩浆(SiO2>65%)、中性岩浆(52%~65%)、基性岩浆(45%~52%)和超基性岩浆(随着SiO2含量减少,岩浆中MgO、FeO含量增多,岩浆的颜色加深,相对密度增大,粘度变小. 岩浆是...