岩浆及其物理性质
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发布时间：2022-04-26 11:05
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时间：2022-06-27 16:39
（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000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ρT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：Vi为主要氧化物i的偏摩尔体积（可据表2－2求出）；Xi为氧化物i的摩尔分数（由化学分析数据换算）；Mi为i元素的摩尔质量；Vm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Vi ＝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，19）。
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；Xi为除SiO2以外的各主要氧化物的摩尔分数；XSiO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，ηe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。
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时间：2022-06-27 16:39
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
