⑴ 岩漿及其物理性質
（一）岩漿及岩漿作用
岩漿（magma）是在地幔或地殼深處形成，熾熱、粘稠，以硅酸鹽為主要成分，含有揮發分和晶體的熔融體。岩漿可以全部由液相的熔體組成，也可以是熔體、固態物質（晶體或岩石碎塊）和揮發分的混合物。盡管岩漿以硅酸鹽成分為主，但也發現有碳酸鹽等成分的岩漿。
岩漿的產生與地球內部溫度（增溫）、壓力（降壓）和揮發分（加入揮發分）的變化有關（詳見第十二章）。最初形成的熔體分散於固態礦物顆粒之間，隨著熔融程度的增大，熔體會逐漸流動、匯聚而與固態的顆粒相分離，形成大的岩漿囊甚至成為岩漿房（magmachamber）。在岩漿源區，熔體與固相殘余的分離和聚集的過程，就稱為岩漿分凝作用（magmatic segregation）。隨著分凝作用的進行，岩漿就可能獲得更大的動力而從源區上升、侵位到地下深處甚至會噴出到地表。我們把岩漿侵位於地下深處的過程稱為岩漿的侵入作用（intrusion），而把岩漿噴出到地表的過程稱為火山作用（volcanism）。相應地，形成侵入岩和火山岩（噴出岩）。
岩漿從源區產生，到分凝、上升、侵位於地下深處和噴出到地表，最後固結、冷凝形成岩漿岩的全過程，統稱為岩漿作用（magmatism）。岩漿作用的歷史和所形成的火成岩體特徵是由地質環境和岩漿性質共同控制的。其中，岩漿的溫度、密度、粘度等物理性質起著至關重要的作用，而這些物理性質又與岩漿的化學成分密切相關。今天我們在地表看到的火成岩，是地質歷史時期岩漿作用的產物。火成岩的成分能夠部分反映當時岩漿的成分（揮發分除外），但根據火成岩則無法直接觀察到岩漿的物理性質。所幸的是，現代的火山活動為我們提供了岩漿的真實樣品，使我們可以直接觀測大部分岩漿的物理和化學性質。
（二）岩漿的性質
1.岩漿的溫度
岩漿的溫度很高，這從現代火山噴發的景象及其對周圍環境的危害就可以看出。例如，1980年美國聖海倫斯火山噴發，熾熱的火山灰噴發物覆蓋了周圍的山區，密布的原始森林全部燃燒成木炭，居民的汽車被熔化。目前記錄的噴發熔岩的溫度大都在800～1200℃范圍內，直接測定的現代火山岩漿的溫度見表2－1。可以看出，玄武質岩漿溫度最高，其次為安山質岩漿，流紋質岩漿溫度最低；即從貧硅富鎂鐵質的基性岩漿到富硅的酸性岩漿，岩漿溫度降低。含40％～50％晶體的岩漿由於粘度很大，很難噴出到地表。因此，我們直接觀察到的岩漿的溫度代表了岩漿具有足夠的活動性，以及能夠噴出到地表時所具有的溫度條件。
表2－1 各類熔岩噴出溫度估算值
（引自Carmichael，1974）
很少有熔岩的溫度會高於最初的礦物結晶時熔體的溫度。一般說來，常見火成岩的熔融溫度會隨著壓力（深度）增大而增高（一般每增加1km，溫度增加3℃）。因此，在50km深處產生的岩漿，其熔融溫度至少要比地表觀察到的溫度高150℃。由於噴出的熔岩接近於在大氣壓力下的結晶溫度，意味著岩漿在上升過程中會失去熱量。因此，在地表觀察到的溫度並不能代表岩漿在深部形成時的溫度。
岩漿噴出到地表或侵位到地下的固結成岩過程經歷的時間長短不一。在地表，1m厚的玄武岩全部凝固約需12天，10m厚的約需3年，700m厚的需9000年。地下深處的岩漿侵位後冷卻速度緩慢，固結的時間比熔岩長。據估計，2000m厚的花崗岩岩席完全結晶需64000年，8km厚的花崗岩基需1000萬年（10Ma）才能固結。
2.岩漿的密度
在物理學中，把某種物質單位體積的質量叫做密度（density）。岩漿密度的大小，是一系列岩漿作用過程的重要控制因素。例如，驅使岩漿從源區上升的浮力取決於岩漿與固體圍岩之間的密度差。因此，密度不同的岩漿在地殼中的上升距離和侵位的位置往往不同。在高壓條件下，鹼性玄武岩漿的密度低於拉斑玄武岩漿的密度，因而前者噴發能力更強，上升速度更快。又如，岩漿的密度大小還決定了岩漿中的固態顆粒（如首晶的礦物、源區的包體或圍岩的捕虜體）的沉降行為：當兩種不同的岩漿相遇時，如果它們的密度相近，很容易發生混合作用，形成第三種岩漿，如果密度差別太大，岩漿間的混合作用就無法進行，而形成層狀岩漿房。
常見岩漿近地表的密度大小大致為2.3～3.0g/cm3 ，主要取決於岩漿的成分，如基性（鎂鐵質）岩漿密度（2.60～2.65g/cm3）高於酸性（長英質）岩漿的密度（約2.40g/cm3）；但溫度、壓力的變化對岩漿的密度也有明顯的影響，反映了岩漿具有壓縮性及膨脹性。溫度增高時，分子間距增大，體積膨脹使密度變小；壓力增大時熔體內分子間距減小，體積壓縮使密度變大。圖2－1顯示了不同系列的熔體成分與密度的關系。
岩漿的密度可以通過實驗的方法測定，也可以利用實驗結果擬合的密度公式計算（馬昌前，1987）。直接測量高溫熔體的密度目前還存在技術上的困難，但可以通過對其快速淬火形成的玻璃（過冷液體）的密度測定值用已知的膨脹系數進行校正後來近似代表：
岩石學（第二版）
圖2－1 硅酸鹽熔體成分與密度（ρ）、粘度（η）的關系（據McBirney，2007）
式中：ρ1和ρT分別是溫度為T1和T時的岩漿密度；α為岩漿的膨脹系數（Anthony，2009）。
根據岩漿中主要氧化物的偏摩爾體積可以計算岩漿的密度，在已知岩漿的化學成分（可由岩石樣品的化學分析得到）的情況下，岩漿的密度可用Bottinga et al.1970）提出的公式計算：
岩石學（第二版）
式中：Vi為主要氧化物i的偏摩爾體積（可據表2－2求出）；Xi為氧化物i的摩爾分數（由化學分析數據換算）；Mi為i元素的摩爾質量；Vm為岩漿的摩爾體積（馬昌前，1987）。
表2－2 主要氧化物偏摩爾體積與溫度關系的方程Vi ＝a′＋b′T
（據馬昌前，1987）
3.岩漿的粘度
對火山岩地貌的觀察表明，有些岩漿可以流到很遠的距離，但有些岩漿即使噴發到很陡的斜坡上也難於流動。這正是岩漿的粘度不同造成的。通俗地說，粘度（viscosity）反映流體流動或變形的難易程度，與流動性呈反相關。與岩漿的密度一樣，岩漿的粘度也是其重要的物理性質之一。岩漿的粘度會影響岩漿的分凝、上升的速度和岩漿作用發生的強度，由於岩漿粘度的不同，形成的火成岩在結構、構造、產狀等方面也有差別。
從物理意義上講，岩漿的粘度η是指剪切應力σ與應變速率dv/dt的比值，對於圖2－2所示的岩漿在平板間運動的情況，粘度η的大小可用下式表示：
岩石學（第二版）
圖2－2 岩漿在平板間的流動特點
岩漿流動時，流體內微團之間發生相對滑移，滑移面上會產生剪切應力（切向阻力），這種剪切應力會阻礙流體的運動，其大小反應了岩漿粘度的大小。粘度的單位是Pa·s（帕斯卡·秒），1Pa·s相當於20℃時水粘度的1000倍。另外常用的度量單位有poise（泊），1Pa·s ＝10poises。
粘性流體分牛頓流體和非牛頓流體兩類。牛頓流體的特點是，只要有剪切應力，就會發生流變。晶體含量少的岩漿，可近似視為牛頓流體。非牛頓流體（如賓漢流體）的特點是，只有施加的剪切應力超過某一臨界值σ0時，才開始持續的流動和變形，0稱為屈服強度。當岩漿中晶體含量增加時，就會具有非牛頓流體行為。
岩漿的粘度與多種因素相關，如岩漿的成分、結構、溫度、壓力、所含的揮發分和晶體含量等對粘度都有明顯的影響。岩漿中SiO2、Al2O3、Cr2O3含量高，可使粘度增大，最明顯的影響是SiO2。表2－3列出了不同類型岩漿或流體的粘度，其中SiO2含量低的玄武岩漿比SiO2含量較高的黑曜岩漿粘度低8個數量級。
SiO2含量對粘度的影響，主要是反映在熔體結構的影響上。硅酸鹽熔體的結構與硅酸鹽礦物相似，Si與O結合形成硅氧四面體。因此，熔體中硅氧四面體的聚合體越大，包含的四面體越多，岩漿粘度就愈大，反之粘度則變小。因此，長英質岩漿粘度比鎂鐵質岩漿大，而在相近的SiO2含量條件下，岩漿系列不同，粘度也有差別（圖2－1）。不同的陽離子在熔體結構中起著不同的作用，如Si和Al出現在熔漿的各種聚合物或單元的四面體配位中，起著形成網格、增強聚合程度的作用，被稱為成網陽離子（network－forming cation）。而Ca、Mg、Fe、K、Na則處於硅氧四面體之間，呈六次配位，起著減弱熔體聚合程度的作用，被稱為變網陽離子（network－modifying cation）。這樣，熔體中Si含量高則結構的聚合程度高，粘度大，而Ca、Mg、Fe等離子含量高，粘度低。
表2－3 常見物質和岩漿的粘度比較
（據Dingwell，1995）
岩漿粘度與溫度關系密切。溫度增高則粘度顯著減小，流動性增加。相同成分、相同密度的酸性岩漿，有些可以噴出地表形成流紋岩，有些則侵入於地殼形成花崗岩侵入體，其原因之一是前者溫度高，導致粘度降低，流動性增大。夏威夷玄武岩熔岩流在近火山口處粘度為3×102Pa·s，而在遠離火山口的地區因溫度下降，粘度可增大至3×103Pa·s。另一個間接效應是，當岩漿溫度下降時，礦物晶出的數量不斷增多，因而粘度隨之增大。與溫度相比，壓力對粘度的影響要小得多，如壓力從105Pa增高至3GPa，粘度僅增大1/10（海因德曼，1989）。
不能籠統地說岩漿中揮發分含量愈高粘度愈小，因為不同的揮發分所起的作用不同。例如，CO2含量高時，岩漿粘度不僅不會下降反而會增大，原因是CO2在熔體結構中起了增強聚合程度的作用，加固了硅氧四面體的聯結。H2O含量高則會使岩漿粘度明顯下降，H2O溶於硅酸鹽熔體時，羥基可代替硅氧四面體中的共用氧，使陽離子與共用氧斷開，出現了更多的 ［SiO4］4－單體，從而減弱了硅氧四面體之間的聚合程度，岩漿的粘度也隨之下降。此外，揮發分氟也可以起到與H2O相似的作用。
岩漿的粘度η可以通過實驗方法測定，也可以通過經驗公式計算（Shaw，1972）：
岩石學（第二版）
式中：T為熱力學溫度（K）；s為特徵斜率；Xi為除SiO2以外的各主要氧化物的摩爾分數；XSiO為SiO2的摩爾分數； 為各主要氧化物的經驗摩爾系數（表2－4）。
表2－4 計算岩漿粘度的成分參數
（據馬昌前，1987）
晶體含量對粘度的影響可由愛因斯坦－羅斯科方程計算，以η0代表無晶體時岩漿的粘度，ηe代表含晶體岩漿的有效粘度。X表示晶體的體積分數，有（馬昌前，1987）：
岩石學（第二版）
含晶體較多的岩漿的屈服強度（σ0）與晶體（球狀）的含量具以下關系：
岩石學（第二版）
式中：k1為應力量綱常數，對基性岩漿來說，k1＝3×103N/m2（馬昌前，1987），而花崗質岩漿k1值可能為基性岩漿的100倍。
4.岩漿中的揮發分
根據對現代火山活動的觀察，火山噴發物質中含有大量揮發分，其中以H2O主，約占揮發分總量的60％～90％，其次為CO2、S、F、Cl等。除了從現代火山噴發的氣體中了解火山氣體的成分外，還可通過岩石中的流體包裹體來認識岩漿中揮發分的組成。根據日本有珠火山昭和新山紫蘇輝石英安岩噴氣孔上收集的氣體分析結果，除了H2O佔主體外，在活動氣體中，CO2占優勢，CH4非常少。在高溫條件下SO2占優勢，在較低溫時H2S顯著增多，HF/HCl比值隨溫度下降而下降。我國台灣省台北市以北的大屯火山群發育有豐富的噴氣孔，自然硫堆積在噴氣孔附近，不僅景象壯觀，而且整個山谷充滿了濃烈的硫黃的氣味。
在一定的溫度和壓力條件下，這些揮發分溶解於硅酸鹽熔體之中，有的組分不僅能降低岩漿的粘度，使之易於流動，而且還能降低礦物的熔點，延長岩漿的結晶時間，並結晶出含揮發分的礦物。在地殼淺處，這些揮發分通常以水溶液的形式存在，濃度變化很大（Bucher＆Stober，2010）。這些揮發分是地殼岩石發生蝕變作用的主要介質。大量研究證實，富含某些揮發分的熱水流體在一定條件下具有較強的攜帶金屬或其他有用元素的能力，因而可以在適當的地段形成氣成－熱液礦床。溶解於岩漿之中的揮發分上升到地表，它們隨火山噴發到大氣圈中，改變大氣成分，進而影響全球氣候。
岩漿中的揮發分不僅影響岩漿的結晶溫度和性質，還會影響岩漿的噴出方式。在爆發式火山噴發過程中，由於噴發管道的貫通導致壓力急劇降低，原先溶解於岩漿（熔體）中的揮發分由於迅速過飽和而突然大量釋放；這種現象被稱為火山的脫氣作用，它通常是火山噴發過程的先導。當揮發分在近地表處聚集時，由於強烈的膨脹，就會引起岩漿爆裂成火山灰，促進更猛烈的火山爆發。不過，在粘度不同的岩漿中揮發分對火山爆發強度的影響有所不同，低粘度的玄武質岩漿中膨脹氣體的釋放是寧靜的，高粘度的安山質和流紋質岩漿則會因氣體的釋放將岩漿崩碎成岩漿團、火山彈及火山灰，並破壞火山錐體的邊坡，形成破火山口。
由於揮發分會影響到岩漿結晶的溫度，含量高則結晶溫度下降，所以，當揮發分迅速從岩漿中逸出後，岩漿則會快速結晶，其中的晶體數量也隨之加多。
⑵ 岩漿起源壓力的估算
目前，准確計算岩漿起源深度和壓力的難度較大，作者採用Irvine（1971）年的實驗相圖法，選擇具有原生岩漿性質或進化程度較低的、近似於原生岩漿的橄欖玄粗岩樣品的數據作圖進行估算。
圖10-1 新生代高鉀鈣鹼性火山岩（Ne+3/5Ab）-（Ol+3/4Hy）-（Q+2/5Ab+1/4Hy）體系投影圖
原生岩漿直接來源於源岩的局部熔融，通常將玄武岩的鎂值Mg′（Mg/Mg+Fe2+）作為識別源生玄武岩漿的一個重要標志。一般認為，原生玄武岩漿的鎂值應為0.68～0.75（Frey，1978）或0.65～0.75（鄧晉福，1983）。作者估算壓力採用的橄欖玄粗岩樣品，其Mg′值為0.65～0.69（表10-1），大體上符合原生岩漿或進化程度較低的近似於原生岩漿的性質，因此所獲得的壓力和深度值基本上能反映高鉀鈣鹼性火山岩原生岩漿的起源深度和壓力。根據CIPW標准礦物成分計算結果，利用Irvine實驗相圖法，對橄欖玄粗岩樣品進行分析和投點（圖10-1）投影結果表明，岩漿形成壓力約1.9～2.2 GPa，大致相當於62.7～72.6 km的岩漿起源深度。
⑶ 銀山岩體REE部分熔融模式定量計算
作者利用銀山英安斑岩體的REE平均豐度數據，根據平衡部分熔融模式，計算了岩體在形成時的熔融程度和殘留相成分，定量地確定了岩體的物質來源，進而查明其成因類型。由於銀山礦區三個旋迴次火山岩體來源於同源岩漿，因此可以利用英安斑岩的計算結果，來反映整個原始岩漿的來源和成因類型。
Shaw（1979）曾給出了部分熔融作用的定量模式，Hart和Allégre（1980）認為部分熔融的產生非常接近平衡過程。因此，本書計算所採用的公式如下：
動態成礦作用與找礦
表7.7 銀山礦區不同旋迴岩石化學成分（%）
註：5＃、6＃、8＃、據秦志德，3＃據葉慶桐。
表7.8 銀山礦區不同旋迴岩石平均化學成分（%）及特徵指數
圖7.15 銀山礦區岩石固結指數與某些氧化物相關圖
圖7.16 銀山礦區岩體鹼度圖
圖7.17 里特曼—戈蒂里指數對比圖
式中：
計算方法程序簡述如下：假設銀山英安斑岩體是由上地殼沉積岩經平衡部分熔融作用形成。根據區域基底岩石性質，可設想岩體的原始來源物質主要是頁岩和硬砂岩。這樣，式（7.1）中
按照質量平衡方程：
初始物質成分＝f×英安斑岩成分＋（1-f）×殘留物質成分
求出岩體形成時殘留相氧化物含量。殘留相礦物組合可用AFM投影圖來確定。殘留相礦物含量則根據殘留相氧化物的質量分數，按原子數的一定比例配置進行計算取得，再由沉積岩熔融時各種礦物的分配系數
根據上述計算得出銀山岩體的REE濃度計算值，與實測值進行比較，結果兩者並不吻合，這說明必須要考慮到深部來源物質，在此，可假設是玄武岩熔融產生的熔體（玄武岩熔融產生英安質熔體，留下閃岩殘留相）。在不同的熔融程度（f）條件下，將玄武岩熔融的熔體中REE濃度（查表得出）與上述的REE計算值混合，其混合計算按下式進行：
g1×CREE（玄）＋g2×CREE（沉）＝Ci
其中g1為玄武岩熔體的質量分數，g2為沉積岩熔體的質量分數，g1＋g2＝1，計算中改變g1由5%到95%，得出相應的Ci值，並與實測值進行比較。當兩者混合比為65%：35%時，玄武岩熔融程度為40%，沉積岩熔體熔融程度為10%時，計算值和實測值基本吻合。
表7.9比較了銀山岩體的REE實測值與計算值，由表可見，銀山岩體是由幔殼混合岩漿形成的。其原始物質是由玄武岩熔體（佔65%）和沉積岩熔體（佔35%）混合的產物，前者熔融程度為40%，後者為10%。在這方面，鍶同位素提供了類似的信息，銀山英安斑岩87Sr/86Sr初始比值為0.7083，在不同來源區鍶的演化圖上，落在大陸增長線和玄武岩增長線之間，並靠近玄武岩源區，說明它們的原始岩漿來源於地幔物質，但受到了地殼物質的明顯混染。
表7.9 銀山英安斑岩REE計算值與實測值（10-6）
⑷ 岩漿上升速度
Shaw（1980）把有效應力的概念與Griffith斷裂理論結合起來，提出了裂隙可以在岩石圈深部發育的觀點。該觀點認為，伸展性裂隙能延伸至地下40 km或更深的地方（Griffithet al.，1987），而這些裂隙成為岩漿上升的通道（無論是陸殼還是洋殼環境中）。Griffithet al.（2005）測得義大利西西里島（Usticaq）第四紀鹼性玄武岩中的單斜輝石岩、輝長岩包體和寄主熔岩的密度分別為3.16～3.30g/cm3、2.90g/cm3、2.79g/cm3，按均勻流變模式計算出熔岩最小上升速度為0.001 m/s。因此，本區上地幔岩石部分熔融形成的基性岩漿是藉助於這些深部裂隙上升的，其上升速度可按下式計算（莫宣學，1990）：
中國銅陵中酸性侵入岩
式中：△P為岩漿與圍岩之間的壓力差；D為裂隙直徑；φ為岩漿黏度；L為通道長度。
以本區杉木嶺輝長閃長質岩漿計算，取岩漿溫度1200℃，φ=11 Pa·s，原始岩漿來源深度取100 km（周珣若等，1994），深位岩漿房深度為60 km，△P=12 kbar，若設裂隙直徑D=1 m，則岩漿上升的速度為U =0.0273 m/s，即從其源區（100 km）上升到下地殼（60 km）深位岩漿房約需要407小時。
同樣，可以用上式計算深位岩漿房分異的基性岩漿上升到淺位岩漿房的速度和時間（以白芒山輝石二長閃長岩為例）。先取岩漿溫度為1050℃，φ=17 Pa · s，L =48 km，△P=15 kbar，亦設D=1 m，計算得出上升速度U=0.0184 m/s，從深位岩漿（平均深60 km）上升到淺位岩漿房（平均深14 km）需725小時。
岩漿侵位速度（U）可以用岩漿中包體的下沉速度來計算，因為只有岩漿侵位速度大於包體的下沉速度時，包體才能從深處被帶到地殼淺處。所以包體下沉速度可代表岩漿上侵的最小速度。本區中酸性、酸性岩漿的黏度較大，Rea值較小，則按下式計算（馬昌前等，1994）：
中國銅陵中酸性侵入岩
式中：g為重力加速度；△ρ為包體和岩漿的密度差；φ為岩漿黏度；R為包體的最大半徑。
岩漿在侵位過程中，均含有一定量的晶體，取其平均含量為25%，橄欖安粗岩系列岩漿從深位岩漿房上升侵位，取其溫度1050℃，高鉀鈣鹼性系列侵入岩岩漿從淺位岩漿房侵位，取其溫度為850℃，典型岩體岩漿侵位速度、時間計算結果列於表8.5。
表8.5 典型岩體侵位速度和時間
註：岩性代號同表3.2。
Note：Symbols are same as those in Table 3.2.
由表可見，無論是橄欖安粗岩系列岩漿還是高鉀鈣鹼性系列岩漿，具有斑狀結構的岩體，其侵位速度遠遠大於無斑結構的岩體。如同是橄欖安粗岩系列的白芒山和新橋頭輝石二長閃長岩體，前者呈岩牆狀，具有似斑狀結構，從深位岩漿房上升到淺部侵位，只需要67天，而後者為中粒等粒狀，岩體侵位需要2647天，是前者的40倍；高鉀鈣鹼性系列繆家石英二長閃長玢岩體、橋頭揚和瑤山以及新橋頭花崗閃長斑岩體，侵位速度分別為0.39 cm/s、0.45 cm/s、0.41 cm/s和0.19 cm/s，侵位時間只需36～84天，而無斑狀結構的其餘岩體，侵位時間需要2024～65 230天，也是斑狀岩體侵位時間的56～777倍。
雖然不同的計算方法得出的岩漿上升速度有一定的差別，但在同一種計算方法下，不同岩體侵位速度大小的變化規律是一致的。
⑸ 岩漿岩鑒定指導
一、手標本觀察
岩石的手標本觀察是地質工作者的基本功，在野外或室內鑒定標本時，應注意觀察以下內容。
1.顏色
岩石的顏色是岩石中各種礦物的不同顏色在我們視覺中反映的顏色總和，是一種綜合色。岩石中暗色礦物（鐵鎂礦物）含量之和稱為色率，是鑒定岩石的重要依據。岩石化學成分越基性，色率越高。侵入岩通常採用色率描述，如橄欖岩的平均色率為90，輝長岩為50～90，閃長岩為15～50，花崗岩小於15。噴出岩則一般採用顏色描述，如基性、超基性岩呈灰黑色，中性岩呈褐灰色、灰色、紫色，酸性岩呈灰白色、紫紅色，玻璃質岩石呈黑色。觀察標本時，一般放在30 cm以外遠觀，如岩石的顏色（灰色、黑綠色、褐紫色等）。侵入岩在野外描述時，也常採用顏色描述，例如輝長岩手標本中斜長石呈灰白色、輝石呈黑綠色，兩者含量相近，綜合起來岩石顏色呈現為深灰色。此外，還應注意新鮮岩石與風化岩石的顏色變化。
2.礦物成分
在肉眼或放大鏡下能分辨的礦物均應觀察描述，常用礦物學的方法和術語辨認與描述礦物的顏色、晶形、解理、光澤、雙晶等性質。鑒定時，先區分暗色礦物與淺色礦物，再區分橄欖石、輝石、角閃石、黑雲母;淺色礦物不但要區分長石與石英，還要區分鉀長石和斜長石。各種礦物都要分別估計含量。
3.礦物百分含量的統計
手標本的礦物百分含量統計常用方法有如下三種。
（1）目估法
目估法是最常用、最簡單的方法。有經驗的地質人員估計的百分含量，誤差可以小於5%。估計時，要選擇有代表性的部位，先估計整體岩石中淺色礦物和暗色礦物的比例，然後再細分暗色礦物各種屬和淺色礦物各種屬的相對含量。
特別要注意的是:初學者對顆粒偏細的岩石，往往將暗色礦物含量估計過高，因此，在估計時應有意識地加以克服。
（2）直線法
在手標本上選擇一較平的、有代表性的部位作幾條直線，分別統計各礦物占直線總長的百分比，再摺合成礦物體積百分比。
（3）網格法
網格法又稱面積法，常用於野外露頭的觀測。選擇岩石上新鮮、平整的部位畫出網格（對一般粗粒岩石，平整面面積不小於30cm2，每一小格面積為0.5cm2），統計各礦物分別占網格總面積的百分比，此百分比即為礦物的百分含量。
4.組構
岩石的組構特徵不僅能反映形成岩石的地質條件，而且是岩石分類命名的重要依據。
深成岩都是全晶質結構，一般顆粒較粗，大都是等粒的或似斑狀的，具塊狀構造;噴出岩多為斑狀，基質為微晶質、隱晶質，甚至玻璃質，一般都具有氣孔、杏仁和流動構造;淺成岩則介於兩者之間，多為斑狀和細粒結構。
各大岩類代表性岩石常見對應的典型結構，這些結構也是岩石的鑒別特徵和命名依據。如輝長岩具輝長結構、花崗岩具花崗結構、玄武岩具斑狀結構和隱晶質結構、安山岩具斑狀結構和交織結構等。
5.其他特徵
岩石中有無細脈、析離體、捕虜體以及各種次生變化特徵等。
對於斑狀岩石，應分為斑晶、基質進行描述:確定斑晶含量、成分、大小、特徵;確定基質含量、結晶程度、成分、顏色等。
6.定名
根據岩石的礦物成分及含量、結構、構造特徵，結合岩漿岩的分類方案，進行初步定名。如果具有特殊的結構、構造、礦物組合時，要繪制素描圖。
二、薄片鑒定
在顯微鏡下研究岩石薄片就是精確地鑒定岩石特徵和准確地定名，即:准確確定岩石結構;進一步確定礦物成分、百分含量、次生變化;確定礦物結晶順序;岩石分類命名及繪圖。顯微鏡下鑒定岩石時，通常先在低倍鏡下瀏覽整個薄片，對以上各項有了大致認識後，再做詳細的觀察鑒定。
1.岩石的結構、構造
岩石的結構及其細節特徵一般都需要在顯微鏡下詳細鑒定。岩石作為礦物的集合體，具有總的結構特徵。其結構類型主要按顆粒大小、結晶程度、顆粒形態及礦物之間的相互關系進行劃分（表0-1）。除按顆粒大小劃分岩石結構時需測量統計以外，其他方法劃分時均可以通過觀察來判斷岩石的結構類型。
顆粒大小可藉助目鏡微尺及每小格長度來測定。每小格長度隨放大倍數不同而不同，可以藉助於物台微尺（圖0-1）和目鏡微尺求得。在顯微鏡下確定每小格的長度，常採用的方法是:物台微尺小格和目鏡微尺小格對齊（圖0-2），分別讀取物台微尺和目鏡微尺的格數，按照以下公式計算:
L=物台微尺格數×0.01mm/目鏡微尺格數
如圖0-2所示，目鏡微尺每小格長度L=50×0.01mm/100=0.005mm。
表0-1 岩漿岩的結構類型
圖0-1 物台微尺及鏡下特徵
圖0-2 測定目鏡微尺每小格長度圖解
上為目鏡微尺，下為物台微尺;圖中目鏡微尺100格等於物台微尺50格
在確定顆粒大小時，可以通過觀測礦物顆粒長軸所佔的目鏡微尺小格數乘以0.005mm而獲得。當換用不同放大倍數的物鏡時，其目鏡微尺每小格所代表長度不同，應按上述方法求得。統計礦物顆粒大小，按其平均值確定晶粒大小，如粗粒花崗結構、中粒輝長結構。
同時，還有一些具特殊意義的結構。如反映礦物同時結晶的結構:輝長結構、文象結構、蠕蟲結構;反映礦物生長有先後的結構:花崗結構、斑狀結構、包含結構、填隙結構、輝綠結構、環帶構造;反映次生變化的結構:溶蝕結構、次變邊結構、暗化邊結構等。
一個岩石薄片可以呈現多種結構，對斑狀結構的岩石，應對斑晶、基質的結構分別進行描述。另外還有一些岩石具有特殊的結構類型，如輝綠岩具輝綠結構、輝長岩具輝長結構、花崗岩具花崗結構、玄武岩具粗玄結構—拉斑玄武結構—間隱結構、安山岩具安山結構、煌斑岩具煌斑結構等。
岩石的構造一般在手標本上或野外進行觀察（表0-2）。顯微鏡下可以補充構造的細節特徵，如杏仁構造中充填物成分及環狀充填特徵等。
表0-2 岩漿岩的構造類型
2.礦物成分
先在低倍鏡下瀏覽整個薄片，了解大致有幾種礦物。再根據瀏覽結果，按照主要礦物、次要礦物、副礦物、次生礦物的順序進行概括描述，然後按照礦物含量由多到少逐個描述。對於常見礦物，主要觀察它的幾項鑒別特徵;對於比較罕見的礦物，則應系統地觀察測定礦物的光性，依據光性礦物學相關參考書准確鑒定;斑狀岩石的斑晶礦物和基質礦物要分別鑒定描述。
（1）鐵鎂礦物的鑒定
首先在低或中倍鏡下瀏覽整個薄片，根據顏色、多色性、晶形及表面特徵、晶粒大小、解理及解理交角、突起、干涉色、消光類型及消光角、雙晶、與其他礦物間關系、蝕變特徵等特徵的差別進行描述，然後一種一種地分開仔細描述。若開始沒有分出礦物，也可以在鑒定過程中再逐漸分開。如已確定有普通輝石，但在鑒定中又發現有干涉色低而消光角很小的類似顆粒，這顯然不是普通輝石，應該進一步鑒定確定。
對於固溶體系的鐵鎂礦物的精確成分測定，應抓住其特徵的光性來進行，如橄欖石成分的鑒定，主要藉助於光軸角2V和主折射率值的精確測定，然後查閱橄欖石類光性常數曲線來求得鎂橄欖石百分數和鐵橄欖石百分數的相對含量。
單斜輝石種屬鑒定在侵入岩中主要藉助於主折射率Ng 及平行（010）面上Ng∧C消光角進行確定。在火山岩中主要藉助於2V測定，來求得斜頑輝石和斜鐵輝石的相對含量。
（2）硅鋁礦物的鑒定
在中、低倍單偏光鏡下，根據晶形、解理、表面風化特徵以及邊緣色散效應，結合正交鏡下雙晶特徵了解存在硅鋁礦物的數量和種類。如他形、無解理、無雙晶、表面光潔、邊緣色散多為淡藍色的為石英;較自形、有解理、有聚片雙晶、卡鈉復合雙晶，風化產物呈點狀（絹雲母）者為斜長石;自形程度較差、有解理、風化產物淡褐色、邊緣色散多為金黃色的為鉀長石。染色法可以准確區分這三種礦物，並准確估計其含量。
若硅鋁礦物中存在斜長石，應鑒定斜長石的成分（牌號）。測定斜長石成分的方法很多，可以根據薄片中礦物特點進行選擇，或使用不同方法先後印證。通常採用的方法如下。
A.斜長石⊥[010] 晶帶最大消光角法
選擇一個具有鈉長石雙晶的斜長石，如圖0-3所示的步驟測定雙晶單體的消光角，取平均值。一般選擇3～5個顆粒分別測量，獲得各自平均值，選取其消光角的最大平均值。應用最大消光角平均值，確定斜長石的成分:如果岩石為噴出岩，查虛線;如果岩石為侵入岩，查實線（圖0-4）。
圖0-3 斜長石⊥（100）切面的鈉長石雙晶最大消光角鑒定步驟（1～3）
圖0-4 斜長石⊥[010]晶帶最大消光角與成分關系圖（據Burri，1967；轉引自楊承運，1989）
如果最大消光角小於20°，需要選擇消光角的正負，正突起取正值，負突起取負值，然後再進行查圖。
B.卡鈉復合雙晶消光角法
選擇一個具有卡鈉復合雙晶的斜長石，如圖0-5所示，分別測量卡鈉復合雙晶兩單體中鈉長石雙晶的消光角，求出各卡斯巴雙晶單體內鈉長石雙晶的消光角平均值（
如果兩個消光角平均值（
圖0-5 卡鈉復合雙晶消光角法的測量步驟（引自楊承運，1989）
圖0-6 斜長石⊥（100）切面上卡鈉復合雙晶消光角與成分關系圖（據Wright；轉引自楊承運，1989）
C.平行a軸微晶最大消光角法（微晶法）
對火山岩基質中的斜長石則可採用微晶法，選擇一個微晶，如圖0-7所示，分步測量微晶顆粒的消光角，消光位旋轉45°確定N′p方向，保證消光角為N′p∧a的角度。選擇5個以上微晶分別測定 N′p∧a的角度，獲得最大的消光角，查圖即可得到斜長石的成分（圖0-8）。
圖0-7 平行a軸延長的斜長石微晶消光角測量步驟（1～3）
如果消光角為0°～20°，要選擇消光角的正負，正突起查圖中An30的右側，負突起查圖中An30的左側。
圖0-8 斜長石平行a軸微晶最大消光角N′p∧a與成分的關系（引自楊承運，1989）
必要時可進一步採用油浸法、旋轉台法、旋轉針法精確測定折射率等關系特徵。若岩石具斑狀結構，斑晶和基質中均有斜長石，則需分別測定斑晶和基質中的斜長石成分;若斜長石具環帶結構，則需分別測定各帶中的斜長石成分，然後求出斜長石的平均成分，並確定環帶類型。
若硅鋁礦物中存在鉀長石，可通過光軸角2V、雙晶等特徵來進一步鑒定其種屬（圖0-9）。如2V極小（0°～30°），晶體透明如水者為透長石;2V中等者為正長石;2V大（70°～85°）者，具格子雙晶者為微斜長石，具條紋結構者為條紋長石。對於條紋長石還要區分正條紋長石和反條紋長石，若是正條紋長石，根據鉀長石種屬有微斜條紋長石和正長條紋長石之分，還要進一步劃分是交代條紋長石，還是分解條紋長石。
圖0-9 鹼性長石的鑒別程序（引自楊承運，1989，簡化）
（3）副礦物和次生礦物的鑒定
雖然副礦物和次生礦物對岩石鑒定命名不起決定作用，但它們對於了解岩石成因以及指示找礦具有重要的意義。特別是有些副礦物，如磷釔礦等，它們本身就能構成礦床。
岩漿岩固結後，在岩漿期後熱液及變質作用或者風化作用的影響下，部分或全部發生變化，研究這些變化可以推斷岩石生成的歷史，所以在薄片鑒定時一定要注意。
在顯微鏡下鑒定蝕變岩漿岩時，首先要把蝕變礦物和原生礦物區分開，進一步鑒定蝕變礦物種屬，並測定含量;其次必須分清礦物之間的相互交代關系，詳細研究交代結構，確定蝕變礦物生成順序，明確不同蝕變階段礦物共生組合類型。對於強烈蝕變的岩漿岩，還要根據殘余礦物和結構特徵來恢復原岩。
3.礦物百分含量的統計
礦物百分含量是定量礦物分類命名的主要依據，對於岩體間的岩石精確對比也具有重要的作用。
岩石原生礦物蝕變較弱，次生礦物含量較少且來源清楚時，可將次生礦物含量合並在對應原生礦物含量內。如果蝕變強烈，次生礦物含量較大或來源不清楚時，就對次生礦物單獨描述並估計含量。
（1）目測法
可以參照圖0-10比較確定礦物的百分含量。在比較時，必須注意:礦物顆粒大小不同，顆粒數目差別就會很大。礦物形狀不同，暗色礦物和淺色礦物的估計都會有一定的差異。
圖0-10 薄片中礦物含量估計參考圖（引自趙志丹等，2012）
（2）線測法
用一定長度和刻度的直線作為測量線，可測出單位測量線上所測礦物的截線長度。在鏡下可用目鏡微尺來進行，目鏡微尺上有100格的刻度尺。測量時記錄視域數及每個視域中微尺上被測礦物的截線格數;測完一線可以移動薄片100格的距離，繼續累計測線上被測礦物的截線格數，累計所測礦物的格數，根據記錄分別算出薄片中每種礦物在各測定直線上所截的格數之和與全部礦物的格數總和，各種礦物的長度比，約等於其面積比，由此計算出各種礦物的百分含量。
（3）面測法
在鏡下用目鏡微網測量礦物的百分含量。測量時在岩石薄片上選定測量面積，記錄在該視域中各種礦物所佔的網格數，如不滿一格時可合並估計。一個視域測完後移動岩石薄片，依次測量，統計各種礦物所佔格數和總格數，求出面積的百分含量。
4.次生變化
岩石的次生變化反映了其岩漿期後的變化歷史。若無次生礦物或次生礦物極少時，可描述為「岩石新鮮，未發生次生變化」。當次生礦物較多時，要描述何種原生礦物變成何種次生礦物，以及次生變化的方式（沿裂隙、解理發生次生變化，呈浸染狀或呈團塊狀、脈狀變化等）。此外，還需描述次生礦物的主要光學特徵以及次生變化強弱。如果次生變化極強，原生礦物已模糊不清或幾乎全部被次生礦物所代替，則納入變質岩范疇。
幾種原生礦物的常見次生變化見表0-3。
表0-3 岩漿岩常見的次生變化
岩石次生變化很多，可以是一種類型，也可以是多期次生變化類型的疊加，如為多種次生變化疊加時，要判斷次生變化類型的先後，並寫出判斷依據。
5.礦物結晶順序
確定礦物結晶順序是一項綜合性很強的工作。觀察薄片，確定岩漿期結晶礦物和岩漿期後礦物，如固結、交代、熱液和氣成礦物。首先確定岩漿期的礦物生成順序，然後再根據不同的成因確定岩漿期後結晶的礦物生成順序。確定岩漿中礦物結晶順序的方法如下。
（1）礦物的成因
要了解常見造岩礦物的大致成因，即礦物的成因分類，如正常（岩漿）礦物、成岩礦物、岩漿期後礦物、他生礦物、外生礦物等。
（2）礦物晶體大小
在常見的斑狀結構中，大晶體的斑晶一般先結晶，小晶體的基質常常後結晶。但對一些似斑狀結構則不適用，斑晶常與基質同時結晶。
（3）正確運用空間法則判斷結晶順序
在礦物結晶能力和其他條件相同的情況下，結晶中心不多時，先結晶的礦物有較充足的空間，因此其自形程度高，結晶顆粒大，並被晚結晶的礦物所包圍。
礦物顆粒的相對自形程度表明，自形程度高的礦物一般析出較早，自形程度低的礦物析出較晚。但應注意，這一原則不能機械套用。自形性不能說明各個礦物開始結晶的順序，它只能局部說明各礦物結晶結束的順序。此外，礦物自形程度往往決定於自身結晶能力的大小。
（4）正確運用反應原理確定順序，要注意全面觀察，多找證據，綜合分析
岩漿岩礦物按照結晶溫度由高而低依次結晶形成，在鮑文反應序列上部的礦物比下部的礦物早結晶;隨著岩漿溫度的下降，早析出的高溫礦物可以與岩漿反應生成序列中低位的礦物。
（5）礦物間的相互包裹關系
通常認為，被包裹的礦物形成一般早於包裹它的礦物（圖0-11）。但應用這一原則也需謹慎。例如，分解成因的正條紋長石，其中鈉長石條紋被包裹於鉀長石之中，但實際上它們生成並無先後，而是固結分解同時形成的。
（6）礦物的共生組合關系
岩漿岩中的副礦物一般先結晶，如花崗岩中的榍石和綠泥石，榍石為早期結晶生成。
（7）具有交代結構的岩漿岩礦物的結晶順序
具有交代結構的岩漿岩礦物的結晶順序與礦化關系密切。主要結構類型有交代假象、蠕英石（圖0-12）、交代條紋、反應邊、斑晶等。確定交代現象與順序的方法如下。
圖0-11 輝長岩中包橄結構（引自賴紹聰，2006）
輝石（Py）包裹橄欖石（Ol），橄欖石結晶早於輝石和斜長石（Pl）
圖0-12 輝長岩中礦物成因分析（引自賴紹聰，2006）
原生礦物:輝石（Py）、斜長石（Pl）;次生礦物:黑雲母（Bi）、蠕英石（Q）
1）一種礦物被另一種礦物所蠶食，呈星點狀、網狀、島嶼狀時，殘留礦物為交代早期礦物;具港灣狀交代現象時，內灣一方的礦物為早期交代礦物。
2）岩石或礦物裂隙中為晚期充填及交代生成的礦物。
3）附著在另一礦物晶面上形成晶簇並插入某些礦物之中的礦物，為晚期交代生成的礦物。
4）與輝石的角閃石化、角閃石的黑雲母化（圖0-13）、黑雲母的白雲母化、鉀長石的條紋化等共生關系的礦物，如果兩礦物接觸處有榍石、綠簾石、磷灰石、螢石等礦物，後者為交代成因的礦物。反之則為反應邊結構，即岩漿結晶的產物。
圖0-13 角閃石的黑雲母化（引自賴紹聰，2006）
褐色黑雲母（Bi）交代無色、淡綠色角閃石（Hb）
5）侵入岩長石斑晶中包裹基質礦物殘余時，為晚期交代的長石斑晶。
6）噴出岩中礦物皆有熔蝕、暗化邊、扭曲、碎裂等現象，未具此類現象的礦物則為晚期生成的礦物。
在描述先後順序時，應同時說明分析、推斷的理由。
6.岩石定名
最後，簡單歸納上述各項典型特徵，以此為依據，結合岩漿岩各類岩石分類表進行岩石定名。例如，岩石具中細粒輝長結構，色率55，主要礦物組合為普通輝石和拉長石（An58），屬基性深成岩，並含貴橄欖石7%，則定名為橄欖輝長岩。
命名時通常要參考各大類岩石定量礦物分類命名表才能准確定名。
7.素描圖
素描圖是岩石鑒定報告中不可缺少的一部分，在未附照片時，主要依靠素描圖形象地再現鏡下的岩石特徵。盡管現在顯微照相比較普遍，但素描圖仍是常用的手段。與照片相比，素描圖具有重點突出表現現象的特點，畫素描圖還可鍛煉學生的觀察和思維能力。
根據鑒定人員想表現的內容來決定放大倍數。一般情況下，要反映較粗粒岩石特點或岩石整體結構、成分特點時，用低倍物鏡或中倍物鏡;要反映局部結構或隱晶質、玻璃質結構或礦物內部某些特點時，則用中—高倍物鏡。
一般標準是以主要礦物在素描圖上佔10mm為宜。選擇典型的、能代表岩石特徵的視域非常重要。
素描圖既要力求真實，又要突出重點、具有代表性，可略去不必要的內容，不要過分追求藝術效果，一般應反映三方面的內容（圖0-14）:
圖0-14 黑雲母花崗岩（具花崗結構）素描圖（單偏光，10×10）
Q—石英;Pl—斜長石;Af—鹼性長石（條紋長石）;Bi—黑雲母
1）礦物成分及其含量相對比例。
2）岩石結構:包括礦物顆粒的相對大小、自形程度、形態、相互關系等。
3）礦物本身的性質:靠鉛筆的粗、細、輕、重分出單偏光鏡下觀察到的突起等級、糙面、解理等，礦物的顏色以及正交偏光鏡下的干涉色用彩筆填色。礦物名稱用代號標出，在圖的下方可配以簡單的文字說明，並註明單偏光或正交偏光、放大倍數或視域直徑。
⑹ 岩漿氧逸度計算
1.程序功能
程序MAGfo2具有以下功能：①根據用戶提供的硅酸鹽熔體相的成分（已知Fe2O3和FeO含量）、溫度和壓力，計算岩漿體系的氧逸度；②根據用戶提供的硅酸鹽熔體相的成分、溫度和壓力，修正熔體相的Fe2O3和FeO含量；③根據岩石相平衡實驗的玻璃相成分、實驗溫度和壓力，計算玻璃相的Fe2O3和FeO含量。
2.方法原理
本程序設計採用Kress等（1991）關於硅酸鹽熔體相中Fe2O3和FeO平衡的熱力學模型，根據用戶選擇的程序功能，計算岩漿體系的氧逸度，或對熔體相的Fe2O3和FeO含量進行修正。在前一種情況下，當計算的氧逸度高於HM緩沖劑時，程序將給出有關的信息，以幫助用戶判斷計算結果的合理性。在後一種情況下，用戶輸入氧逸度參數時，可選擇合適的氧逸度緩沖劑或相對於FMQ緩沖劑的相對氧逸度。
3.程序結構
結晶岩熱力學軟體
4.使用說明
（1）輸入格式程序運行過程中，按照屏幕提示，依次提供以下參數：
OFN 輸出文件名
IJob 程序功能選擇
TC 溫度（℃）
PGPa壓力（GPa）
J氧逸度緩沖劑選擇
dlgfO2相對於FMQ緩沖劑的氧逸度
樣品名稱和氧化物含量通過調用子程序READIN由鍵盤輸入。
程序每次運行可對多個樣品進行循環計算。
（2）輸出格式
全部計算結果輸出到文件OFN中。內容包括：樣品號，溫度，壓力，氧逸度，相對於FMQ緩沖劑的氧逸度和熔體相的成分（換算為WB=100%）。
對多個樣品的計算結果按相同格式輸出。
5.程序文本
結晶岩熱力學軟體
結晶岩熱力學軟體
結晶岩熱力學軟體
6、計算實例
實例1：已知某玄武岩在地表的淬火溫度為1360℃，w（FeO*）=11.89%，計算Fe2O3和FeO的含量。結果為：w（Fe2O3）=9.45%,w（FeO）=3.40%。實際濕化學分析w（Fe2O3）=9.77%,w（FeO）=3.10%。相差僅為w（Fe2O3）=0.32%（馬鴻文，1993a）。
實例2：按上例中該玄武岩的w（Fe2O3）=9.77%,w（FeO）=3.10%，計算岩漿淬火時的氧逸度，判斷該玄武岩淬火時是否與空氣達到平衡。計算結果為lgfo2=-0.40，與空氣中氧逸度的差值僅為0.28lg單位，因此可以認為，該玄武岩淬火時已與空氣達到平衡（馬鴻文，1993a）。
輸出文件：exam62.dat
Sample:samO1T=1360.0（C） P=.000GPa
結晶岩熱力學軟體
⑺ 岩漿的分凝、上升、侵位和噴發
過去30多年來，對於火成岩體如何在地殼中開辟空間的問題，已開展了深入研究，認識到這是一個「四部曲」 的問題，即包括岩漿產生、分凝、上升和侵位的問題（Petford etal.，2000）。在本書第十二章中，將詳細討論岩漿的產生和岩漿的演變問題，本章著重從岩漿動力學角度，討論岩漿分凝、上升、侵位和火山噴發的機制。
（一）岩漿分凝
現代地震波速測定表明，不少地區在上地幔100km左右的深度及中下地殼的深度存在有地震波速下降的低速帶（low velocity zone，LVZ），被解釋為在固態的岩石中存在有液態的物質，導致了地震波速的明顯下降。這些液態物質主要是初始熔融的岩漿物質，它們分布在岩石的礦物顆粒之間，盡管比例不大（1％～3％），卻表明了有熔融作用的發生，但這些地方並未發生明顯的岩漿活動，意味著液相的熔體並未從固體的顆粒間分凝出來。因此，僅有部分熔融作用，還不足以導致岩漿活動的發生，只有液相的熔體從固態殘留體中分凝出來並聚集形成具足夠上升浮力的岩漿體，才能導致岩漿的上升、侵位和噴發。
岩漿分凝作用是指熔融的岩漿液滴從源區岩石的粒間分離集中的作用。固相岩石的起始熔融總是從具最低溫度的共結點或同結點開始的，因此熔融作用應開始於多個固相顆粒的粒間，初始熔體比例很少，連通性差，很難從殘留固相顆粒中分離出來，這也是地幔軟流圈中廣泛存在低比例的熔體但未產生大范圍岩漿作用的原因。隨著熔融作用的繼續，熔體的比例增加（熔體分數達30％），粒間熔體可相互連通，熔體才有可能從殘留固相中分凝出來，集中形成岩漿體。
控制分凝作用的因素很多，如熔體分數（即部分熔融程度）、熔體與固態顆粒之間的分布關系（二面角大小）、源區的滲透性、熔體的密度與殘留固體的密度差產生的浮力、殘留固相與熔體的流變性質（主要是粘度）及源區的范圍等。當固態顆粒之間的二面角（dihedralangle，用θ表示）較小時，充填其中的熔體就能形成相互連接的網路（圖2－13），有利於熔體分凝。一般來說，殘余固相在部分熔融的條件下，由於粘度降低，具有一定的可塑性，可在靜水壓力下發生變形充填孔隙，促使熔體分離；構造應力也可擠壓源區，產生壓濾作用促使熔體從固相中擠出；拉伸作用會使固相中分散的熔體流到低應力區而與固相發生分離。當熔融量增大，熔體可以原地（in－situ）或移動上升一段距離在不同深度聚集成岩漿房。岩漿房的規模變化較大，一般與熔融程度及構造部位關系密切。擴張中心、地幔柱，俯沖帶、裂谷區及構造活動區的剪切帶下面都可能有岩漿房發育，形狀為囊狀、層狀、盤狀、席狀等，岩漿數量少時，不能形成岩漿房，岩漿分凝體可以呈交叉的網狀、透鏡狀等形態。
圖2－13 二面角與熔體在顆粒之間的分布關系（據Brown et al.，1992）
（二）岩漿上升和侵位
岩漿分凝聚集形成岩漿房後，岩漿會因其密度低於源區的岩石產生浮力而導致重力失穩，在浮力的驅動下，克服上覆圍岩阻力而從源區向上位移，稱為岩漿上升（magmaascent）。岩漿上升最主要的機制是底闢作用（diapirism）和岩牆擴展作用（dikepropagation）。(1)底闢作用是球狀岩漿因其較低的密度而上升，隨著岩漿對頂部圍岩的加熱，圍岩粘度降低，迫使圍岩向下流動，岩漿進一步上升。(2)岩牆擴展作用是指岩漿在壓力的驅使下注入圍岩裂隙，並通過液壓擠壓圍岩使其擴展成狹窄的岩漿通道（岩牆），並沿該通道上升。這一上升機制主要發生在張性斷裂帶，如洋殼中的輝綠岩岩牆群和玄武岩，就是在洋中脊伸展構造環境下沿張性斷裂上升的。這一機制主要受岩漿通道中熱損失的制約，由於岩牆中岩漿與圍岩的接觸面積比球形岩漿體（如底辟體）與圍岩的接觸面積大得多，通過圍岩擴散的熱損失速度也快得多，因此，等體積、同樣溫度的岩漿要上升到地表，通過岩牆通道上升的速度必須比球形岩漿體（底辟）上升的速度快104倍。研究表明，在相對較冷的上地殼中，岩漿沿岩牆通道以1m/s的速度上升，在幾小時後就會失去活動性，上升距離也只有幾千米。
當岩漿上升到中性浮力面（the level of neutral buoyancy）時，由於岩漿與圍壓之間沒有密度差，岩漿就失去浮力，而在地殼內停留下來，形成岩漿房。這一過程，實質上就是岩漿如何獲得佔位空間的問題。岩體的侵位（emplacement）就是通過圍岩的位移而為岩體提供佔位的三維空間的過程，因此，侵位機制就是開辟岩體佔位空間的機制。岩漿的上升和侵位，是連續的過程，有時很難截然分開。按照圍岩的位移方式，侵位機制可分為四大類（圖2－14）。
圖2－14 圍岩位移方式與岩漿上升侵位機制（據Clarke，1992）
1.圍岩向下位移
包括底闢作用、火山口塌陷和頂蝕等機制。
◎底闢作用（diapirism）：底辟上升和底辟侵位是連續的過程。隨著岩漿的浮力上升和對頂部圍岩的加熱，圍岩粘度降低而向下流動，並為岩漿騰出佔位的空間。底辟侵位的主要驅動力是岩漿的浮力和熱動力，底辟侵位一般可分早期穹隆、中期底辟上升和晚期側向擠斷三個階段（圖2－15）。底闢作用的關鍵是岩漿底辟體的熱量，從同一源區早期分凝出來的岩漿體，往往上升距離不大就已耗盡能量，相繼分凝出來的岩漿體，因上覆圍岩被早期侵入體加熱，可上升到離地表越來越淺的位置。由於底辟侵位要求有較大的浮力和熱能來克服圍岩的阻力，因而以底辟方式侵位的岩體一般較大。在地下深處，圍岩的溫度較高，一般具有塑性變形的能力，或容易被岩漿加熱變為塑性，岩漿以底闢作用侵位的可能性較大。底辟侵位時岩漿和圍岩均處於由岩漿浮力形成的同一應力場，形成的岩體產狀及內部組構往往與圍岩的片理產狀一致，底辟侵位的岩體往往是無根的協調侵入體。
圖2－15 岩漿底劈侵位的三個階段（據Dixon，1975）
◎火山口塌陷作用（cauldron subsidence）：火山口塌陷作用是代表環形雜岩體特徵的一種侵位機制。在近地表地區，如果已就位的岩漿房因岩漿噴發作用而變得空虛，上部的岩層就會斷裂成塊體發生塌陷，圍岩中形成環狀裂隙，岩漿將 「乘虛而入」 形成環狀雜岩體。
◎頂蝕作用（stoping）：熱的岩漿上升，引起頂部岩漿被挖蝕、炸裂，在頂部圍岩炸裂塊體下沉的同時，岩漿侵入到裂隙中，如此反復，岩漿體可實現向上遷移、侵位（圖2－16）。通過頂蝕作用侵位的岩體，往往切過圍岩層理的產狀，形成不協調侵入體。岩體邊緣帶可見不規則狀、稜角狀的圍岩捕虜體。另外，如果岩漿的溫度及圍岩的成分適當，岩漿就可能同化捕虜體，發生圍岩混染作用，在侵入體中形成外來礦物的條帶或斑點。由於需要大量的岩漿來填充下沉岩塊間的空隙，這種侵位機制不可能使岩漿產生較大的上升距離（Marsh，1984）。
2.圍岩向上位移
典型的機制是穹隆作用。
◎穹隆（dome）：是一種向上凸起的圓形或橢圓形構造，是由原始近水平地層向上拱起而產生的。
◎穹隆作用（doming）：當岩漿的密度低於圍岩時，輕的物質所產生的浮力就會導致圍岩向上運動。當岩漿向上頂托並刺穿圍岩時，就是底闢作用。一般認為，穹隆作用和底闢作用被視為同一演化過程的初始和終結階段。這種機制形成的岩體，平面上呈圓形或橢圓形，其邊界與圍岩產狀一致，兩者呈協調式接觸，岩體頂面多平緩，圍岩變形不強。
圖2－16 岩漿頂蝕侵位示意圖
圖2－17 北京周口店岩體構造圖（據Ma et al.，1996）
3.圍岩橫向位移
包括扭張（transtensional）、扭壓（transcurrent to transpressive）和熱氣球膨脹作用（ballooning）。
扭張和扭壓作用都能通過斷裂過程產生岩漿佔位的空間，這在岩漿侵位的初期是十分有益的。由於岩漿多次脈動上升和補充，每次新的岩漿的脈動都會對早先侵位的岩體和圍岩產生輻射狀擠壓作用，導致岩體擴容和體積增大，如同一個不斷膨脹的熱氣球。由於岩漿擴展而遭受壓扁作用，岩體內部組構也由於壓扁作用由核部向邊緣增強。如果還有晚期岩漿脈動補充，還會由岩體中心向外擴展，擠壓早期岩漿形成的外殼，逐漸向外膨脹。北京周口店花崗閃長岩體就是一個典型的熱氣球膨脹式侵位的岩體（馬昌前，1988；Ma et al.，1996）。該岩體內部和圍岩構造（圖2－17）表現為：(1)岩體邊緣擠壓片理明顯，產狀與接觸帶平行，呈環狀分布，向中心逐漸消失，尤其在岩體西北部發育韌性剪切帶，剪切帶內擠壓片理更為明顯；(2)對微粒包體進行的平面有限應變測量表明，應變橢球體的XZ或YZ面（三軸中X≥Y≥Z）與地表平行，反映了壓應力方向基本垂直於岩體邊界，且應變橢球體的形態從靠近邊部的橢球狀向中心變為球形；(3)侵入岩在岩體邊部為高應變結構，石英波狀消光明顯，在西北部邊緣甚至強烈拉長，雲母強烈扭折，長石出現碎裂化，而岩體中部則具有典型花崗結構；(4)圍岩中環狀和放射狀裂隙發育，褶皺軸圍繞岩體呈環狀分布，且靠近接觸帶，地層變薄，產狀變陡，遠離接觸帶，地層變厚，產狀變緩。
4.圍岩無位移
主要包括原地熔融（in－situ melting）、區域熔融（zone melting）和花崗岩化（granitization）等過程。
原地熔融模型認為，由於能量的輸入，地殼內部在近於原地的情況下發生熔融或重熔而產生花崗岩漿。因此，岩漿的產生不要求物質的輸入，因而也不存在所謂花崗岩的 「空間問題」。陳國能和格拉佩斯（2009）就強調原地熔融在形成花崗岩中的重要性。區域熔融（煉）原先是工業上提純物質的一個技術術語，指的是通過加熱，使一小段固體物質熔融成液態，稍加冷卻，就會晶出固相，熔融區就沿軸向緩慢移動。雜質的存在會降低熔點，所以，熔融區內含有雜質的部分較難凝固，而純度較高的部分較易凝固，因而析出固相的純度高於液相。隨著熔融區向前移動，雜質也隨著移動，最後富集於棒的一端，予以切除。在地質上引用這一術語，重點是指在能量輸入的條件下，熔融作用向上發展的過程，也屬於廣義的原地熔融作用。花崗岩化作用是一種老的觀點，指在沉積岩基本保持固態的情況下，由於固態擴散或交代，某些化學組分發生帶出帶入而形成花崗岩的過程。
根據侵位時的動力學特點，還可以將侵位機制分為主動侵位和被動侵位兩大類（馬昌前等，1994），其中底辟和氣球膨脹屬主動侵位，多形成具等軸形態的協調侵入體，區域性構造走向與接觸面相適應，岩體內部定向組構與圍岩的變形相適應，主動侵位的岩體往往是同構造運動期的岩體。頂蝕、火山口塌陷、岩牆擴展屬被動侵位，岩體一般為不協調侵入體，是構造岩漿活動中較晚的岩體，在侵位期間圍岩沒有遭受變形，岩體形態不規則，內部定向組構不發育。
岩漿的密度大小始終是控制岩漿上升侵位的最重要的因素，在中性浮力面之上，ρm ＞ρr（ρm為岩漿的密度，ρr為上覆圍岩的密度），在中性浮力面之下，ρm ＜ρr。中性浮力面可出現在沉積蓋層之下、基底岩石之下、酸性岩漿房之下、地殼底部等岩石密度有較大改變的位置，在這些地方容易集中上升形成岩漿房，並固結成為侵入體。不過，如果岩漿形成於高壓條件下時，隨著岩漿上升，在減壓時它也可以上升至高於中性浮力面的位置，直至噴出地表，形成火山岩。由於受岩漿粘度、岩漿與圍岩密度差大小等的控制，岩漿上升的速度有相當大的差別。
除了密度差，岩漿房的圍壓、熔融時的體積變化以及構造差異應力，都是岩漿上升和侵位的驅動力。尤其值得注意的是，岩漿從源區分凝、上升到侵位，是一個完整的動力學過程的不同階段，每個階段的影響因素都有所不同。圖2－18是義大利厄爾巴島展位山花崗岩體從熔融到侵位的模式，它表達了不同階段的主要控制因素。要注意的是，岩漿從產生、分凝、傳輸上升，到侵位和固結，是一個漫長和不等速的過程。圖2－19表明，除了岩漿以岩牆擴展上升、管道流動和岩漿房內部的對流反轉過程較快外（數年至數十年尺度），尤以熔體的分凝、底辟上升和大岩體的冷凝較為緩慢，可達上百萬年的時間尺度。Wagner et al.（2006）應用熱傳導理論的計算表明，侵位於地殼12～15 km深處的東阿爾卑斯Rieserferer花崗岩侵入體（地表出露面積約10km2），從800℃冷凝到550℃，大約需要1.5Ma。
大岩基的存在是否就表明地殼內存在巨大的岩漿房？這是岩石學和構造地質學中的一個基本問題。近年來的研究表明，巨大的岩基多半是由多次小的岩漿脈動累積而成的。在我國南嶺地區，中晚侏羅世廣泛發育同時代的花崗質和中基性岩漿活動，並與大規模的W、Sn成礦作用關系密切。這期岩漿活動，往往形成大小不等的復式岩體。例如，南嶺中段的騎田嶺花崗岩基，出露面積約520km2。近年來在地質調查中，就在該岩體內及其接觸帶中發現了超大型的白蠟水錫礦床。朱金初等（2009）研究表明，該復式岩基可劃分為3個侵入階段（圖2－20）：第一階段，侵位於163～160Ma，主要為角閃石黑雲母二長花崗岩，可進一步劃分出菜嶺、江口、竹梘水、蔣家洞和安源等岩體；第二階段，侵位於157～153Ma，主要為黑雲母花崗岩，可進一步分解為芙蓉、將軍寨、廖家洞和將軍石等岩體；第三階段，侵位於150q～146Ma，主要為細粒黑雲母花崗岩，可進一步分解為荒塘嶺、大山裡和仙鶴抱蛋等岩體。此外，還有細粒花崗岩岩瘤和岩脈產出。
圖2－18 義大利厄爾巴島展位山岩體從熔融到侵位的岩漿作用模式（據Westemmanet al.，2003）
圖2－19 岩漿作用的時間尺度（據Dosseto et al.，2011，有修改）
圖2－20 南嶺中段騎田嶺花崗岩基期次劃分（據Zhu et al.，2009，簡化）
（三）火山作用
火山噴發是世界上最宏偉壯觀的自然現象之一，也是自古以來留給人類印象最深刻的一種地質現象，它不僅形成了地殼中的重要組成——火山岩，同時造成重大的地質災害和深遠的環境影響。
1.現代火山作用
現代火山多數是沿板塊邊界分布的，少數位於板塊內部。其中，洋中脊產生的火山岩體積最大，噴出的玄武岩是整個大洋地殼的主要組成，其次為島弧和活動大陸邊緣的火山岩，如近代環太平洋帶頻繁的火山活動。不同性質的板塊邊界及板內環境，火山岩的形成條件有明顯差別，因此，火山岩的物質組成和岩石組合也因環境不同而有所變化，因此，運用「將今論古」 原則，通過火山岩的成分分析就可以認識地史時期岩石產出的構造環境。
我國歷史上記載的火山活動主要有：雲南騰沖鈣鹼性火山活動（最新的噴發在公元1609年），吉林長白山鹼性玄武岩－粗面岩－鹼性流紋岩火山活動（最新的噴發在1668～1702年），黑龍江五大連池的富鉀玄武岩的活動（最新的噴發在1719～1721年），以及台灣龜山島（最新的噴發在1775～1795年）。此外，在台灣以東海域、海南島、可可西里、西昆侖等也有歷史時期的火山噴發記載（劉嘉麒，1999）。
2.火山噴發的條件和方式
多數情況下，岩漿可能在地下不同的深度（中性浮力面處）停留形成岩漿房，經過一定的演化後再噴出地表形成火山岩；少數情況下，如張性斷裂活動區，源區的岩漿分凝後可以基本上未停留就直接上升到地表，形成火山噴發。
無論以何種方式上升或暫時就位，岩漿體均受到兩種不同方式的壓力：其一是上覆岩層的靜水壓力（P1）；其二是由岩漿浮力 ［（ρr －ρm）gh，ρr是圍岩的密度，ρm是岩漿的密度，h是岩漿所處深度，g為重力加速度］ 與岩漿體（房）膨脹壓力構成的岩漿房超壓（Pe），當靜水壓力與岩漿房超壓之和大於上覆圍岩抗張強度（τ）與岩漿通道的構造應力（σh）之和時，即
岩石學（第二版）
岩漿就會繼續上升，直至到達地表，產生噴發。當構造應力為擠壓應力時，σh為正值，岩漿需要具較大的Pe才能產生噴發。而在離散板塊邊緣，σh為負值，岩漿很容易噴出地表。
岩漿房內的膨脹壓力有兩種來源，其一是岩漿源區新形成的岩漿通過壓縮岩漿房中存留的岩漿補充進入岩漿房，產生膨脹超壓。產生的膨脹壓力可用下式計算：
岩石學（第二版）
圖2－21 火山噴發過程示意（據Wilsonet al.，1980）
式中：Vc為膨脹壓力；V0為岩漿房的體積；△V為新補充的岩漿體積；b為岩漿的體積彈性模量，Pe為膨脹超壓。對冰島的某岩漿房的計算表明，只需補充岩漿房體積0.1％左右的岩漿，就會產生足以克服圍岩抗張強度的岩漿房超壓，而產生噴發作用（Gudmundsson，1987）。封閉體系岩漿房中岩漿的揮發分出溶和沸騰，可產生與岩漿補充等效的膨脹超壓（Fisher et al.，1984）。揮發分出溶可以是因靜水壓力降低，使揮發分在岩漿中的溶解度降低造成的，也可以是岩漿中礦物結晶，殘留熔體中揮發分過飽和出溶造成的。計算表明，當岩漿中有0.7％的H2O出溶轉變為氣相時，可產生10％（P＝2kbar）或60％（P＝0.5kbar）的體積增量，如果岩漿房體積固定，岩漿房內就會產生巨大的超壓，產生噴發。
火山噴發的方式有溢流和爆發兩種，岩漿的性質是決定噴發方式的重要因素，同時也決定了噴出產物（火山岩）的特徵和造成的災害程度和環境影響。圖2－21是普林尼式爆發式火山噴發過程的示意圖。其中，從岩漿房到地表，由於壓力的降低，揮發分的狀態明顯改變。在下部的岩漿房中，揮發分溶解於岩漿中；中部，揮發分從岩漿中開始出溶；而在上部，則發生火成碎屑與氣體的分離。這種類型的火山噴發過程如下：
（1）在岩漿的浮力和岩漿房中的膨脹壓力的共同作用下，在岩漿房頂部形成向上的裂隙通道，岩漿沿該通道上升並噴出地表。
（2）由於岩漿房中應力的釋放和岩漿在上升過程中的壓力降低，岩漿房頂部和上升通道中的岩漿溶解的揮發分快速出溶，同時可能還伴有岩漿－潛水相互作用，使上升的岩漿氣泡化。隨著出溶作用的進行和上升導致的壓力降低，氣泡快速增大，在岩漿中的體積也快速增加，另一方面因岩漿中揮發組分的出溶和岩漿冷卻導致的粘度增加，妨礙了氣泡的繼續增大，在氣泡內形成可觀的過剩壓力。岩漿中揮發分的含量和岩漿的化學成分（尤其是SiO2的含量）決定了氣泡的體積和內應力的大小。
（3）氣泡化後的岩漿上升到一定的高度（碎屑化面之上），當氣泡含量增加到占岩漿總體積的75％時，或由於外壓的降低導致氣泡爆破，原來連續的岩漿就會形成被氣體分割的火山碎屑流。對於富含揮發組分的酸性岩漿來說，這一過程將在岩漿通道上部發生，因此噴發物多為火山碎屑物，噴發方式以爆發方式為主，而對於低粘度和低揮發組分的基性岩漿來說，則往往未經碎屑化就噴出地表，噴出物多為熔岩流，噴發方式以溢流方式為主。
⑻ 岩漿的密度是多少
岩石的密度為2.5×10的立方 千克/立方米
⑼ 岩漿加上水是什麼
你這個問題很奇怪,岩漿遇水後會蒸發,水的蒸發可以攜帶大量熱量散失,岩漿散失熱量後會變為堅固的岩漿岩.不是滅掉.多少升水能滅一升岩漿,要看水的溫度和岩漿噴出時的溫度.水的比熱容是4.2×103J/（KG℃,岩漿的不知道.你有了岩漿的溫度（N）和比熱容（M）就可以計算了.