岩浆来了 第三季，即使几十亿年过去了，怎么地心里面还是岩浆呢？？

在花岗岩类的研究中最受关注的是两个方面的问题，其一是岩体以什么方式形成，大型岩基是如何占据巨大的空间的；另一是花岗岩类的物质来源和形成的构造背景问题。

1.岩浆成因与交代成因

关于花岗岩类岩石的成因有岩浆成因和交代（花岗岩化）成因两种观点。岩浆成因的花岗岩类是指由岩浆侵位冷凝形成的花岗岩，主要强调在岩体的形成过程中经历过岩浆（熔体）阶段。由于其是从岩浆源区分凝、上升迁移到异地就位形成的，所以在有些文献中亦称其为异地花岗岩。交代成因的花岗岩是指先存在的岩石基本上在固态的情况下由交代作用转变而成的。由于岩体是在原地经交代作用形成的，所以又称原地（in situ）花岗岩。这种形成机制更接近变质作用，亦称为花岗岩化作用（granitization）。

表7-1 岩浆花岗岩与原地花岗岩的特征及区别

绝大部分中浅成相的花岗岩与围岩之间具明显的侵入接触关系，如岩体切割围岩层理、片理，岩体具冷凝边和接触变质带等，它们的岩浆成因是勿容置疑的。岩浆成因与交代成因分歧的焦点在对深位大型花岗岩岩基的认识上。这些岩体与围岩的接触边界常呈现渐变过渡关系，无冷凝边，岩体内部尚残存与围岩区域构造相连续的片理或变余层理。交代成因观点认为，这些岩体是在不出现熔体的情况下，通过变质交代作用形成的。带入的组分为K、Na、Si，带出的组分为Fe、Mg、Ca，这样可将偏基性的变质岩交代成花岗岩。交代的方式一种观点认为是通过流体的扩散作用进行的，另一种观点认为是在固态的条件下完成的。第一种观点已经被某些岩浆成因的花岗岩体将围岩交代形成交代花岗岩的现象证实，但是对其是否能形成大规模的岩体尚存异议。实验证明，在固态条件下元素的扩散速度太慢，即便在岩浆温度条件下，也难产生大范围的成分变化，因此固态交代的观点目前已被抛弃。产于深变质岩区的混合花岗岩，其火成结构也十分明显，围岩中可见大量因岩浆贯入而形成的岩脉，目前一般认为这类岩体是变质岩重熔的产物，只是岩浆未经迁移而就地固结成岩，才使残余构造与围岩构造保持连续一致。因此本教材认为用“原地花岗岩”来取代“交代花岗岩”更为贴切。

通过岩浆侵位形成的花岗岩与原地花岗岩（或交代花岗岩）的判别标志见表7-1。

2.岩浆花岗岩形成的主要观点

目前人们已普遍接受绝大多数花岗岩体属于岩浆成因的观点，但对岩浆花岗岩类的形成过程有不同的认识，主要有①结晶分异作用（fractional crystallization）（鲍文，1948）；②混合化作用（hybridization）；③地壳岩石的深熔作用（anatexis）等观点。

1）结晶分异作用

玄武质岩浆分离结晶形成从闪长岩到花岗岩的花岗质岩浆已得到野外、室内和实验研究的证实，如①一些层状和环状侵入体中的长英质岩石是基性的岩浆结晶分异形成花岗质岩浆最好的证据，其中的矿物分层现象反映了重力分异作用；②玄武质岩浆的结晶实验（鲍文，1921）和天然玄武岩中玻璃质（代表镁铁矿物结晶后的残余岩浆）的成分研究表明，残余岩浆是向富石英、长石组分的花岗质岩浆方向演化的；③某些由玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石在同位素组成上存在与玄武质岩浆来源一致的幔源特征，化学成分和微量元素组成上存在由分离结晶形成的演化趋势。存在疑问的是，由玄武质岩浆分异形成的花岗质岩石能否形成岩基规模的岩体。

2）混合化作用

混合化作用是指通过同化（assimilation）或混合（mixing）作用或二者的共同作用形成混杂岩浆（hybrid magma）的过程。Daly（1914，1933）最早提出了花岗质岩浆的这种成因机制，认为高温的玄武质的岩浆可以像溶剂一样熔化地壳中的长英质沉积岩和变质岩或先存在的花岗质岩石，使岩浆的成分发生变化，形成具中间成分（中性侵入岩）的花岗岩类岩石。近年来代表性的观点是幔源岩浆上升底垫于下地壳下部（被称为底侵作用，underplating），因其热量大，导致下地壳发生熔融形成花岗质岩浆，同时与这些花岗质岩浆混合，产生偏中性的花岗质类岩浆。这一观点已被岩体中出现反环带斜长石、基性捕虏体及大量的岩石化学、地球化学及同位素的证据所证实，对解释偏中性的花岗岩类岩石的成因具一定的代表性。对这一作用存在的主要疑点是玄武质岩浆是否能够提供足够的热量来熔化地壳岩石，在正常地温的情况下回答是否定的，但如果地壳岩石已因某种地质作用增温到接近熔点，则是可能的。另外，由于混染作用受两端员组分的成分制约，只可能形成中性的花岗岩类岩浆（闪长质），而不可能形成大型岩基中的主体岩石——花岗岩。

3）深熔作用

深熔作用或部分熔融作用观点认为花岗质岩浆主要是由中、下地壳的岩石深熔（或部分熔融）形成的。深熔作用模式解释花岗岩类成因的优点在于：它能容纳花岗岩类岩浆成因和花岗岩化成因的一些方面的特征，能较好地解释花岗岩类在化学成分上较大变化范围的特点，且得到了实验岩石学研究的支持。支持深熔模式的证据有：①花岗岩类主要产于大陆区和消减带大陆一侧，表明花岗岩与大陆地壳有关，大陆地壳是大部分花岗岩类岩石的物质源区；②在高级变质，尤其是含角闪石和云母的变质地体中，常见透镜状、豆荚状的花岗岩质脉体，表明有局部的深熔作用发生；③在代表花岗岩体系的Q-Ab-Or相图中，80%以上的花岗岩类样品投点位于低温槽附近，而从实验岩石学的角度看，地壳深熔作用应该从低熔点的组分开始，产生的岩浆亦应位于低温槽附近（图7-2），因此花岗岩类的物质成分与深熔成因模式是吻合的；④对许多花岗质岩石的常量、微量元素及同位素的研究表明，其物质来源不是上地幔的超镁铁质岩，而是地壳中的变质火成岩或变质沉积岩，实验亦证明地壳中的各种岩石可在不同的深度经深熔作用形成花岗质岩浆。由地壳中变质火成岩和变质沉积岩深熔形成的花岗岩分别称为I型和S型花岗岩，可以通过对岩体中保存的源区部分熔融的耐熔残留体（restite）的研究进行区分，在找不到残留体的情况下，也可以通过岩石的地球化学及矿物组成进行识别。

图7-2 花岗岩Q-Ab-Or相图及投点

3.花岗岩的成因类型——I型、S型、A型及M型花岗岩

广义花岗质岩浆的物质来源较复杂，它可来自地壳不同结构层及消减带的消减洋壳和地幔楔形区。产出的构造背景也多样，如岛弧造山带、活动大陆边缘、大陆碰撞带、陆内造山带及大型逆冲断层带、大陆裂谷甚至大洋中脊等构造部位。花岗岩类据物质来源和产出的构造背景，也被划分为多种成因类型。不同的学者因划分花岗岩的出发点不同，分类的结果有所差异。

Dudier等（1969）认为，花岗岩应按物质来源划分为C型（壳型）和M型（地幔与地壳混合型）。C型花岗岩又分为C_S型和C_I型，前者物源为沉积岩；后者物源为火成岩。

Chappell和White（1974）据澳大利亚拉克伦造山带花岗岩研究，据物源将其分为I型、S型两类，I型为未经风化的火成岩熔融形成的岩浆产物，S型为经过风化的沉积岩（泥质岩为主）熔融形成的岩浆产物。显然Chappell的I、S型，分别与Didier的C_I、C_S、型相当。

石原舜三（1977）根据不透明矿物的种类和数量将日本岛弧的花岗岩划分为磁铁矿和钛铁矿两个系列。前者被认为是在高氧逸度条件下（岩浆来源深，未受到沉积岩中碳质的还原）形成的，因而磁铁矿类的氧化矿物含量高，而黑云母和普通角闪石则富镁。后者是在低氧逸度条件下（岩浆来源较浅，中至下部地壳，被沉积物中的C还原）形成的，不透明氧化矿物少，仅钛铁矿常见。高桥正树等（1981）将Chappell的I型、S型与磁铁矿系列和钛铁矿系列进行了对比，磁铁矿系列与I型花岗岩是等同的，但钛铁矿系列既包含S型，也有I型。

我国学者徐克勤等（1982）以我国华南地区花岗岩的研究为基础，提出了同熔型和改造型花岗岩的成因分类，认为前者为上地幔派生岩浆上升，与地壳同熔及混染所形成的岩浆产物，从物源上看，它应相当于幔壳混源型（MC型）；后者为地壳重熔的再生岩浆产物，又分改造外源型（物源为沉积岩）和改造内源型（物源为火成岩）两类，应分别与S型和I型相当。

Loiselle等（1979）从构造意义的角度，将花岗岩类分为造山花岗岩（O型）和非造山花岗岩（A型）。其中O型花岗岩包括前述的S型和I型两类，是造山带的产物。A型则主要见于非造山带和造山期后。Collins等（1982）认为A型花岗岩为地幔玄武岩浆演化，或玄武岩浆上升后，受地壳不同程度混染或亏损地壳熔融的产物。

从上述各家分类不难看出，花岗岩类岩石从构造角度可分造山花岗岩和非造山花岗岩两大类，而从物源角度进一步可归纳M型花岗岩（M-type granites）、I型花岗岩（I-type granites）、S型花岗岩（S-type granites）和A型花岗岩（A-type granites）4种成因类型。这亦是目前国内外较普遍使用的划分方法。不同成因花岗岩系列的矿物及化学成分特征见表7-2。

表7-2 各类花岗岩的矿物及化学特征

续表

地球作为一颗石质行星（相对于木星、土星等气态行星），它冷却的慢有这么几个原因：

散热方式

从地球内部到地面的总热量流量的估计为43至49太瓦（TW）（1太瓦特为10^12瓦）。最近的估计是47 TW，相当于91.6 mW/m^2的平均热通量，这个估算是基于超过38000次测量而得出的。虽然总量巨大，但单位面积的地热功率还是很小的，而人在静息状况下的热功率都达到近300W。

上图：地球内主要的热传输机制——地球的横截面显示了其主要层次划分及其对地球全部流向地表的内部热的大致贡献。

而对于悬浮在太空中的行星来说，其散热的方式只有一种，那就是热辐射，因为无法通过对流蒸发等方式快速散热，所以以长波红外辐射的形式将热量从地表辐射向外太空当中就是唯一的途径。但这些长波红外辐射中的一部分将会被大气截留，尤其是被云层和温室气体，所以辐射出去的部分并不多。地球目前的温度相对平衡，就说明这种辐射的量与地球接受到的热量以及地热的热量达到了某种平衡，否则要么地球的地表温度会不断上升或者不断下降。因此，这种散热方式的效率对于地壳下的岩浆来说是微乎其微的。就算所有的地热都散发出去，也不过只有91.6 毫瓦/每平米。而这还没有算地球每天从太阳吸收的热量（想想三伏天的情景），虽然太阳的热能对于保持地球内部“体温”来说没有什么实际的帮助。

上图：全球的长波辐射分布（1985年4月），单位瓦/平米。

表面积与体积的比

行星越大散热就越慢，这是由于表面积随着体积增大，与体积的比例越来越小（一个二次方与三次方的比），这跟动物体型越大就越能抗寒的道理一样。相比火星来说，地球就大得多了。火星的质量是地球的10.7%，体积是地球的15.1%，所以火星这几十亿年来内部的热已经散完了，成了一颗死星，地下基本没有岩浆活动了。而地球和金星质量和体积差不多，因而内部岩浆活动也仍然十分活跃。

内部液态物质的对流强度

因为地球内部的岩浆主要由硅铁质构成，而地核甚至基本上是铁镍质的。这些物质的密度大，流动性比气态行星内部那些冷凝的低密度元素构成的液体物质的流动性差多了，因此对流并不算强烈，几十亿年来对地核的散热效率相对较低。所以地球和金星都保持着一颗火红的芯。

上图：地球内部对流与地表的地理相互作用，似乎这种对流是十分受限的，而且是在极深的地下才比较活跃。地幔并不像我们想象的那样是岩浆的海洋。

上图：地球地下对流3D模拟模型，似乎地球内部向地表的对流只发生在某些柱子上，大部分液态的岩浆的对流被限制在很深的地下。

内部核反应释放的热量

地球的内热也不只是吃老本（地球的太初热量），地球地幔和地壳中元素的放射性衰变导会释放中微子和热能（放射性热）。有四种放射性同位素是造成大部分放射性热的原因，因为它们相对于其他放射性同位素丰度更高，分别是：铀-238，铀-235，钍-232和钾-40。据估计仅钾-40就贡献了40太瓦的地热功率。甚至在地表也能发现天然的核裂变反应堆。

上图：一处浅表的天然核反应堆遗迹

总结

所有上面的因素共同造成了地球散热缓慢的条件，因此地球能够保持青春到如今，否则就会像火星一样死气沉沉。

喷出的岩浆较快冷凝成岩，在成矿作用的水-岩反应过程中，主要起了提供有用物质的作用。侵入的岩浆包括高位岩浆房、中-深成侵入相、浅成侵入相和岩颈相的熔体，它们不同程度地发挥了三方面的作用（表5-5）。

表5-5 岩浆侵入体物质-能量场的作用

（一）形成热流场的局部热异常

从现代火山的实际测量可知，一般岩浆喷到地表时的温度范围大致是700～1250℃，其温度高低随岩浆性质而异，一般玄武岩为1000～1250℃，玄武安山岩可达1020～1110℃，安山质和英安质浮岩为925～990℃；流纹质熔岩和火山灰流凝灰岩为735～925℃。深部侵入的岩浆温度常常处于过热状态，比实验或计算的温度值更高些。

不同地壳类型热流场的热流值高低各异，其中最高的是活动大陆裂谷，平均热流密度为2.0×41.868mW/m²，其次是活动大陆边缘和岛弧，其平均值为1.7×41.868mW/m²，中、新生代造山带和岩浆活动带，虽然地表和浅部侵入体已经凝固，但其热流密度仍较高，约为1.6×41.868mW/m²，反应了热流密度变化的继承性。从我国1000m深的地温分布和地温梯度（王钧、黄尚瑶等，1990）可以看出，地温较高的异常区与我国不同大地构造单元的边界、大型拉张和走滑断裂带，以及新生代、中生代和晚古生代火山岩分布区基本一致。火山岩地区的金矿集中区主要分布在中国东部中生代岩浆活动带，中西部晚古生代到印支期的复合造山带的地温梯度带，这种宏观的一致性，仅仅代表一种趋势，即现代的地壳浅部的热状态，有一部分与晚古生代—中生代的构造、岩浆活动带有某种继承关系。

从分布相对集中的金矿带或金矿区来看，与地壳继承性的热流和热状态表现了某种程度的相关性，但对于某个矿床特别是斑岩型和后矽卡岩型金矿来说，总是与特定的侵入体或侵入体群直接有关。即使是浅成热液型金矿也常与火山中心系统或破火山口系统有联系。火山岩地区不同类型金矿的蚀变分带和矿物组合的形成温度，都无疑地证明了不同深度定位的岩浆体是成矿热液的形成和对流循环的主要热源和驱动力。

火山岩浆大量地喷出，使有关地区重力场失去平衡，要通过重力均衡补偿作用进行区域应力场的调整。破火山口以及火山岩分布区局部的断裂裂隙系统都是在这种调整过程中形成的。由于破火山口和同步的断裂裂隙系统，比成矿热液的形成稍早或同步进行，所以常常成为火山岩地区的一种控矿构造。从这个意义上来说，岩浆作用不仅提供了与成矿有关的热流场的局部异常，而且造成了区域应力场的局部异常，这都是火山岩地区金矿成矿的有利条件。

（二）提供初生岩浆水和挥发组分

一系列从活火山区取样分析的结果表明，岩浆中挥发分的组成相当复杂，而且不同组成的比例变化较大，但是有一些具普遍意义的特点：水的含量最高，通常在90%以上；碳的化合物气体占第二位，其CO₂常比CH₄含量高；在高温时SO₂比H₂S更多，但在温度较低时H₂S比SO₂多；在卤素气体中HCl占优势，其次是HF，HF/HCl比值随温度下降而变小。大量的H₂和少量的NH₃常伴生出现；在喷气孔的升华物中，有比较多的NaCl，KCl和NH₄Cl，并有数量不等的Na、K、Ca、Mg、Fe的氟化物和硫化物。现对若干主要起作用的挥发性组分作如下分析。

1.岩浆和火成岩中的氯

卤素组分在火山岩和侵入岩中含量不高，主要赋存在角闪石、黑云母和磷灰石中，此外也可以赋存在方钠石、氟盐（NaF）和萤石中。卤素中氟常优先与含水矿物结合，如金云母、磷灰石等的（OH）可以部分或大部分被F所取代。与F的特征不同，Cl主要以HCl形式溶于H₂O的流体相中。在不同的火成岩中Cl的含量变化较大，在大多数玄武质和花岗质岩石中，Cl含量一般小于200×10^-6，但在过碱性的火山岩特别是玻璃质的火山岩中可以高达数个10^-6。据不完全统计Cl在花岗岩中平均含量约为200×10^-6，在玄武岩中平均含量为60×10^-6，在晶质碱流岩中为400×10^-6，在玻质钠闪碱流岩中为2400×10^-6，在石榴碧玄岩和碱玄岩中为4700×10^-6，在玻质碱流岩中为5600×10^-6。在喷出的火山岩浆中，HCl比HF的体积常大几倍，而且两者的比值有随温度降低（特别是在300℃以下）而增大的趋势。如岩浆温度大于600℃和较低的压力下，HCl和HF的游离能力很弱，当温度下降时，富HCl的升华气体变成腐蚀能力很高的强酸，并与围岩发生强烈的水-岩反应，使一部分金属元素变成氯化物的配合物而活化、迁移。

2.岩浆和火成岩中的硫

据不完全的统计，在淬火的大洋拉斑玄武岩玻璃中，硫含量为380×10^-6，大陆拉斑玄武岩为107×10^-6，而流纹质黑耀岩为（150～85）×10^-6。温度从925～850℃之间硫在硅酸盐熔体中的溶解度降低。当在岩浆硅酸岩熔体中增加SiO₂等氧化物，或增加氧化程度时，都将降低硫在硅酸盐中的溶解度。FeO组分的活度对硫在硅酸盐熔体中的溶解度也有制约作用。在玄武岩中可以存在两种硫化物相，可能是在一定温度下呈不混溶状态的两种硫化物的流体，其中之一是富铜的磁黄铁矿固溶体；另一种是不混溶的硫化物液体，结晶后为黄铜矿、磁黄铁矿和磁铁矿的混合物（Skinner和Peck，1969），是玄武岩内的结晶相。在安山质和流纹质的岩流中可以发现磁黄铁矿晶体被钛磁铁矿包裹的现象。火成岩中硫酸盐的出现，需要较高的氧逸度，也即比经常与硫化物矿物共生矿物的氧逸度更高些。碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、霞石岩中硫酸盐和硫，比拉斑玄武岩中高，与SiO₂的活度和氧逸度控制硫酸盐-硫化物平衡有关。大陆玄武岩在接近和喷出地面时，会发生去气作用，使其中SO₂等硫的气体含量减少。

3.岩浆和火成岩中的二氧化碳

火山喷发中CO₂气体是常见而数量很大的组成部分，在火山喷发中的CO₂常常是多源的。在碱性基性超基性岩及其派生的碱性岩组合中，具有从地幔深处带来的CO₂。由于CO₂在硅酸盐岩浆中溶解度较小，多半存在于流体中，一般认为金伯利岩物质从地幔上来的主动推动力是CO₂为主的地幔流体。在碱性玄武岩的橄榄石斑晶中和地幔岩橄榄石中，可以存在高密度的CO₂包裹体。在岩浆碳酸盐中常含有一定数量的甲烷、氟和烃类气体，通常都被认为是岩浆成因的。碳酸盐岩、霞石正长岩、煌斑岩和金伯利岩的共生表明CO₂随二氧化碳活度的减小而溶解度变大。较富含CO₂的碱性基性超基性岩浆以及相关的煌斑岩浆主要出现在大陆拉张的裂谷背景，煌斑岩类则见于更广的拉张构造背景。在大陆碰撞边缘和造山带的造山期后的拉张阶段形成的金矿区，常常有煌斑岩出现，而且煌斑岩成岩与金矿成矿时间相近，煌斑岩岩墙可以穿切金矿脉，而煌斑岩本身也受到金矿化，有的甚至达到了工业品位，在这种情况下，测定与金矿化有关的碳同位素组成时，就知其来源比较复杂。

4.岩浆和火成岩中的水

火山喷发时放出的水蒸气以及熔岩气孔中包裹的水蒸气都不能代表岩浆的原生水——初生水，因为大部分水可以通过多种渠道从大气降水中补给，其中包括下渗地下水、下渗海水、沉积物中的水，以及下渗进入高位岩浆房中的大气降水。

岩浆和火成岩中所含的氢比氧少得多，岩浆氢同位素组成对于地下水或海水的加入比氧更加灵敏，所以可根据氘/氢的比值来判断 H₂O的原生性和大气降水对岩浆水的影响程度，其计算方程为δD/H=。δD/H出现负值，表明样品中氘贫乏。根据火山岩浆喷发物快速冷凝的玻璃测定其δD/H，为-5.7%～-9.1%，其 H₂O的质量分数为 0.0086%～0.101%。按世界范围的超镁铁质岩和镁铁质岩测定的δD/H，为-6.0%～-8.0%。以上两种分析结果基本一致，所以通常认为δD/H＜-9%的水，都有大气降水的混染。

岩浆和火成岩中初生水的含量相当低，但不同地区和不同岩性，其水含量略有区别。基拉韦厄裂谷带4000m深的海底熔岩中的水含量相当稳定，平均为0.45%±0.15%（质量分数），相当于1.1%（摩尔分数）。在不同岩性的火山熔岩中，低钾拉斑玄武岩含水量为0.25%～0.5%，富碱的玄武岩中可达0.9%（J.G.Moore，1970）。流纹质黑耀岩中的水含量为0.09%～0.29%（Roce，1964）。对地表水化黑耀岩、珍珠岩和松脂岩中测得含水量达2%～8%的数据，都是与地下水发生低温交换的结果。

我们通过实验研究表明，在一般的成矿过程中，金在250～300℃以上时，主要以氯化物的络合物形式，从岩石中活化并进行搬运；在300～250℃以下，主要以硫化物的络合物形式搬运。氯和硫是岩浆挥发性组分中的重要组成部分，显然在金矿成矿热液中，岩浆也是氯和硫的补给源之一，对于浅成和超浅成侵入体来说，岩浆来源的氯和硫，比在大气降水热液中要重要得多。