1樓：中地數媒
(一)岩漿岩的礦物組成
地球的固體地核和地幔都是由岩漿岩組成的,而地殼約95%也是岩漿岩 (walther,2009)。構成普通岩漿岩主要組成的sio2 含量一般在40%～78%之間。al2 o3 是第二種最豐富的氧化物組成,含量在12%～18%。
根據 sio2 含量將岩漿岩分為四類。隨著 sio2含量的增加分別為超鎂鐵質巖、鎂鐵質巖、中性巖和長英質巖,如圖4-19所示。一般岩漿岩型別以超基性岩、基性巖、中性巖和酸性巖分類,但是正如 walther (2009)指出的那樣,由於岩漿中的si物種並非如當時引入該術語所認為的那樣是水溶液中的弱酸,因此這些術語理應被超鎂鐵質、鎂鐵質、中性和長英質岩石所替代。
圖4-20 給出了圖4-19 中每一亞類主要噴出巖和侵入岩的名稱和近似的sio2 含量。
圖4-19 以 sio 2 質量百分數表示的火成岩分類**
(據 walther,2009)
圖4-20 作為 sio 2 含量的函式,侵入岩中礦物的體積百分比
(據 walther,2009)
斜線區為鎂鐵質 (暗色)礦物區;空白區為長英質礦物區;圖頂部淺灰色區標出具有相應橫座標sio2 含量侵入岩的名稱;深灰色區標出具有對應sio2 含量的噴出巖名稱
對於噴出巖來說,sio2 含量低的礦物一般作為岩石中的斑晶出現,而 sio2 含量高的相則主要作為基質出現。除了超鎂鐵質巖,長石在所有岩石中都佔有相當大的體積。超鎂鐵質巖中的斜長石為富鈣斜長石 (鈣長石含量高),呈現固溶體的行為特徵。
在sio2 含量更高的岩石中長石主要為富鈉斜長石 (鈉長石含量高)。地殼中最普通的岩石型別是玄武岩,形成玄武岩的岩漿是地幔部分熔融和分異形成的。地幔具有橄欖岩的組成。
橄欖岩是主要由含有或不含輝石的橄欖石組成的鎂鐵質岩石家族,富鋁相作為副礦物存在。隨著地幔深度增加,變為斜長石、鉻尖晶石以及石榴子石。二輝橄欖岩是含有頑火輝石和透輝石的一種橄欖岩。
表4-9給出一些岩漿岩的代表性化學組成,其中未表示水的含量 (含水量高度可變,最高可達10%)。注意與其他岩石相比,安山岩或者它的同成分侵入岩——閃長巖,具有更高的al含量。另一方面,二輝橄欖岩 al2 o3 含量低,mgo 含量高,還含有一定量的cr2 o3 和nio。
與其他岩漿岩相比,流紋岩和花崗岩中鹼性元素 (na2 o 和 k2 o)以及sio2 含量較高,但是鐵鎂質組成 (feo和mgo)含量低。圖4-20和表4-9中更次一級的分類也可以被認識。如拉斑玄武岩經常含有標準礦物紫蘇輝石,如果玄武岩中 al2 o3含量大於17%,就被稱為高鋁玄武岩,如果玄武岩中含有橄欖石和普通輝石,則被稱為鹼性玄武岩。
這種組成亞類有助於判別特定岩石的形成環境和過程。關於岩漿岩中的微量元素特徵參見第一章。
表4-9 普通火成岩的平均無水氧化物組成
(據 walther,2009)
值得思考的一個問題是,侵入岩和噴出巖中的微量元素含量具有以下變化規律:酸性噴出巖與酸**入巖相比,前者基性巖元素含量較高,酸性巖元素含量較低,後者酸性巖元素含量較高,基性巖元素含量較低。基性噴出巖與基**入巖相比,情形恰好相反。
這可能要歸結於噴出巖中微量元素分異程度比侵入岩中低的緣故 (克維亞特科夫斯基, 1981)。
控制從岩漿中結晶岩石的組成或源自岩石熔融形成的岩漿組成的因素是什麼? 因為岩漿的結晶或熔融過程是在高溫下進行的,在大多數熔融過程中產生的岩漿和岩石之間處在平衡狀態。從熱力學觀點看,制約岩石組成的因素是溫度、壓力以及體系的化學組成。
由於岩漿對於質量或熱交換不是封閉的,且形成過程處在一種溫度和壓力變化範圍相當大的環境中,因此相當量的初始熔體一旦形成就處於與其源區岩石的平衡狀態,岩漿將呈現高度的複雜性。對於原始岩漿組成改變主要應關注的因素就是岩漿注入其居留的岩漿房、與周圍圍巖的同化作用、分離結晶過程以及岩漿的去氣作用等。
(二)岩漿的化學組成
由部分熔融形成的岩漿是多組分的高溫矽酸鹽熔融體,對各種物質有很高的溶解能力,所以也可以看成是一種溶液。岩漿的成分相當複雜,週期表中所有的元素在岩漿中幾乎都有。岩漿中的成分按含量高低可以劃分為
基本組分 (w b >1%) 如 sio 2 、na 2 o、k 2 o、al 2 o 3 、mgo、feo、cao;
次要組分 (w b 為 1%～0.1%) 如 tio 2 、p 2 o 5 、mno、co 2 、so 2 ;
微量組分 (w b
<0.1%) 除上述以外的其他組分。
以矽酸鹽和鋁矽酸鹽為主體的組分形成各種聚合程度的複雜陰離子和簡單陽離子。親硫重金屬和親鐵元素,以金屬原子和金屬硫化物分子溶解於矽酸鹽熔體中;揮發分以活潑分子狀態溶解於熔漿中。因此在以離子液體為主體的矽酸鹽熔體中,也存在有被溶解的金屬原子和金屬硫化物分子。
在它們聚集的部位,熔體具有導電性,說明其內部存在著與金屬鍵類似的連線,可以視為離子—電子液體,這決定著硫化物和一些親硫金屬熔體自矽酸鹽熔體中的分離,即熔離作用。
總之,岩漿是一種複雜的、顯微多相的離子—電子液體。岩漿具有微觀上的非常不均一的結構,這種微觀不均一性,在很大程度上決定著岩漿的分異過程,影響著岩漿的性質。
(三)岩漿熔體的結構
早期,人們認為矽酸鹽熔體處於陽離子和陰離子理想混合狀態 (離子溶液模型),或者是簡單氧化物之間的理想混合 (簡單氧化物理想模型)。當前比較公認的是矽酸鹽熔體的聚合模型。聚合模型的主要內容有:
1 )矽酸鹽熔體與矽酸鹽晶體一樣,基本結構單元為 si—o四面體 (圖4-21)。它們通過氧連線成絡陰離子團,即依賴氧的聚合作用構成三維空間網路。由於結晶二氧化矽的熔化熱焓變化 (從晶體到液態轉變的焓變)變化相對較小,相對於結晶狀態,熔體原子結構的有序程度幾乎沒有什麼改變,與晶體結構非常相似,熔體模型是略有畸變的 si—o 四面體模型。
因此熔體的短程有序粗略地與結晶狀態相似,但不具有長程有序。矽酸鹽熔體可以看成是由si—o四面體內部聯通鏈或聚合體 (polymers)構成的三維網路 (best et al.,2001)。
圖4-21 si—o四面體
2)在矽酸鹽熔體中存在著橋氧、非橋氧和非四面體結構氧三種氧的結構狀態 (圖4-22),三種氧結構狀態的比例和分佈,是決定熔體聚合程度的基本因素。
由一箇中心矽原子和周圍成鍵的4 個氧原子組成
橋氧又稱“橋鍵氧”,指連線兩個si—o四面體的氧,直接與 si4+或取代 si4+的四次配位陽離子鍵合,表示為si—o—si,形成高聚合度三維格架結構。非橋氧又稱“非橋鍵氧”,是連線一個 si4+和一個非四面體配位金屬陽離子的氧,表示為 si—o—m (陽離子)。非四面體結構氧指位於 si—o 四面體之外、連線兩個非四面體配位金屬陽離子的氧,表示為m—o—m。
用每個矽氧四面體所含非橋氧數量——nbo/t值 (nonbridging oxygen per tetrahedron)作為度量熔體聚合程度的引數。該值愈大,聚合程度愈低。架狀、層狀、鏈狀、雙四面體和島狀結構單元對應的nbo/t值分別為 0、1、2、3、4。
因此,從架狀、層狀、鏈狀到雙四面體和島狀矽酸巖,nbo/t值不斷增加,聚合能力愈來愈低。
熔體的聚合程度對於岩漿中微量元素的分異有重要影響,在部分熔融和結晶分異作用過程中,微量元素在結晶相和熔體相之間的分配與其平衡的熔體的聚合程度有關。
圖4-22 二氧化矽四面體和矽酸鹽礦物的結構
(據 white,2001)
插圖表示了矽氧四面體中的橋氧 (bridging oxygens)、非橋氧 (nonbridging oxygens)以及幾種si—o四面體的基本結構狀態
3)陽離子種類對矽酸鹽熔體的結構有重要影響。陽離子的電負性和電離勢直接影響非橋氧的生成焓及熔體的混合自由能,影響三種結構狀態氧在熔體中的比例和分佈狀態,從而影響熔體的聚合程度。根據陽離子對聚合作用的貢獻,可將陽離子分為兩類:
①造網陽離子。位於si—o四面體的中心,一般呈四次配位,起著形成網路、增強聚合程度的作用,如si、ti,部分al和fe,以及當al、si 間發生置換時起平衡電荷作用的 na、k等離子;②變網陽離子,與非橋氧和自由氧連線的陽離子,與氧呈六次或更高次配位,位於si— (ti)—o四面體之間,起著降低聚合程度的作用。如 fe、mn、mg、ca 及部分al、na、k等。
4)揮發分對熔體結構的影響。岩漿中的揮發分 (magmatic volatile componentsphases-mvp),如 h2 o、co2、f、cl、b 等,在岩漿中含量不高,但卻具有非常重要的作用。bowen 稱它們為 maxwell 妖 (即你想讓它做什麼它就能做什麼,it does just what one may wish it to do)(carroll et al.
,1994)。mvp可以分為兩類:第一類以 h2o為代表,包括h2 s、hcl和hf等,它們溶解於岩漿中時起破壞橋氧、降低橋氧比例的作用。
如水在熔體中形成羥基 oh-,取代矽氧四面體中橋氧而破壞 si—o—si 結構:h2o—[si—o—si]
2[si—oh],減少橋氧活度,使有聚合能力的
絡陰離子變為中性si (oh)4,導致岩漿聚合度降低。這表現為大大降低熔體的固相線溫度和熔體的黏度,提高熔體的電導率等;另一類揮發分以co2 為代表,包括p2 o5 和so2 等,它們溶解於岩漿中時會破壞非橋氧、降低非橋氧的數量比,使熔體的聚合程度增強。關於岩漿中揮發分的溶解度以及對岩漿結構性質的影響,可以參見文獻carroll et al.
(1994)。
(四)岩漿的性質
岩漿的性質包含很多方面的內容,本節僅討論與岩漿組成有關的一些性質。
1.岩漿的溫度
噴出在地表的岩漿的溫度取決於其組成。從矽質流紋岩的約 650℃到科馬提岩漿超過1300℃。相對於無水岩漿,岩漿中的水對於降低熔融溫度具有重要的約束。
岩漿中所含溶解水的量與壓力和岩漿的組成有關,玄武岩約含水3%,而中性巖巖漿和長英質岩漿含水量在2%～6%之間。
2.岩漿的密度
岩漿密度一般為2.2～3.2g·cm-3 ,其中超鎂鐵質岩漿密度最大。
除了一些鎂鐵質和超鎂鐵質岩漿,多數岩漿的密度小於典型的地殼岩石,這種相對於固體圍巖的低密度使得地殼內的岩漿熔體上浮,導致它們上升到地表。由於岩漿的壓縮性大於組成相似的圍巖,因此隨深度增加岩漿與圍巖的密度差降低。這會引起深部地殼中超鎂鐵質岩漿沉降或者不與形成這種岩漿的殘餘岩石分離。
有些學者指出,與從地幔熔融形成的玄武岩相比,超鎂鐵質沉降進入地幔可以說明平均大陸地殼更富sio2 的事實。
3.岩漿的黏度
岩漿的黏度變化範圍很大。黏度是一種流體對剪下應力的反映,其大小由當液體層與一個類似液體介面層發生分離時,沿著該介面使流體發生移動所需的切應力來確定。它等於剪下應力與剪下應變速率的比值。
黏度的單位是泊 (poise),1 泊=0.1pa·s (帕斯卡·秒)。黏度被認為是一種液體抵抗流動能力的測量。
矽酸鹽岩漿的黏度隨二氧化矽含量增加而增大。玄武岩組成的貧二氧化矽岩漿黏度較低,當噴發到地表時,比相對富二氧化矽的流紋岩岩漿更容易流動。這種隨二氧化矽含量增加而增大的黏度意味著當富二氧化矽的岩漿形成後難以上升到地表。
這就是為什麼地殼內以結晶的富二氧化矽岩漿岩為主(即花崗岩),而二氧化矽含量低的岩石 (玄武岩)通常更容易作為熔岩流形式抵達地表的原因。岩漿黏度隨溫度升高以及鹼性元素和含水量的增加而減小。一個高溫下的富鹼超鎂鐵質熔岩其黏度可以低至與室溫下甘油的黏度 (約 10 泊)相當,而接近其結晶溫度的幹流紋岩岩漿的黏度可以高達冰川冰的黏度 (約 1014泊)。
岩漿的黏度差異反映了岩漿中原子排列的差異。原子的內部流通性 (即聚合程度)越好,其黏度越大。具有相當大內部聯通結構的矽酸鹽熔體的黏度隨二氧化矽含量增加而增大,隨著水含量的增加而減小。
4.岩漿的氧化還原條件
岩漿的氧化還原條件通常與岩漿形成環境有關,深源岩漿形成於較還原的環境,生成的岩漿氧化還原電位較低。岩漿氧化還原電位的主要標誌是變價元素 (fe、s、mn、co、ni、v、cr等)的價態。一般岩石中w(fe2+)/w(fe3+)比值大於1時,反映岩漿形成於還原環境,該比值小於1時,岩漿形成於氧化環境。
氣態組分的型別和相對含量也可以指示岩漿的氧化還原條件。當岩漿處於還原環境時,co、ch4、h2 的含量高,當 co2、h2 o含量高時則反映岩漿處於氧化環境。
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