⑴ 岩浆及其物理性质
（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：
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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。温度增高则粘度显着减小，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）：
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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）：
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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：
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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显着增多，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。
⑵ 岩浆起源压力的估算
目前，准确计算岩浆起源深度和压力的难度较大，作者采用Irvine（1971）年的实验相图法，选择具有原生岩浆性质或进化程度较低的、近似于原生岩浆的橄榄玄粗岩样品的数据作图进行估算。
图10-1 新生代高钾钙碱性火山岩（Ne+3/5Ab）-（Ol+3/4Hy）-（Q+2/5Ab+1/4Hy）体系投影图
原生岩浆直接来源于源岩的局部熔融，通常将玄武岩的镁值Mg′（Mg/Mg+Fe2+）作为识别源生玄武岩浆的一个重要标志。一般认为，原生玄武岩浆的镁值应为0.68～0.75（Frey，1978）或0.65～0.75（邓晋福，1983）。作者估算压力采用的橄榄玄粗岩样品，其Mg′值为0.65～0.69（表10-1），大体上符合原生岩浆或进化程度较低的近似于原生岩浆的性质，因此所获得的压力和深度值基本上能反映高钾钙碱性火山岩原生岩浆的起源深度和压力。根据CIPW标准矿物成分计算结果，利用Irvine实验相图法，对橄榄玄粗岩样品进行分析和投点（图10-1）投影结果表明，岩浆形成压力约1.9～2.2 GPa，大致相当于62.7～72.6 km的岩浆起源深度。
⑶ 银山岩体REE部分熔融模式定量计算
作者利用银山英安斑岩体的REE平均丰度数据，根据平衡部分熔融模式，计算了岩体在形成时的熔融程度和残留相成分，定量地确定了岩体的物质来源，进而查明其成因类型。由于银山矿区三个旋回次火山岩体来源于同源岩浆，因此可以利用英安斑岩的计算结果，来反映整个原始岩浆的来源和成因类型。
Shaw（1979）曾给出了部分熔融作用的定量模式，Hart和Allégre（1980）认为部分熔融的产生非常接近平衡过程。因此，本书计算所采用的公式如下：
动态成矿作用与找矿
表7.7 银山矿区不同旋回岩石化学成分（%）
注：5＃、6＃、8＃、据秦志德，3＃据叶庆桐。
表7.8 银山矿区不同旋回岩石平均化学成分（%）及特征指数
图7.15 银山矿区岩石固结指数与某些氧化物相关图
图7.16 银山矿区岩体碱度图
图7.17 里特曼—戈蒂里指数对比图
式中：
计算方法程序简述如下：假设银山英安斑岩体是由上地壳沉积岩经平衡部分熔融作用形成。根据区域基底岩石性质，可设想岩体的原始来源物质主要是页岩和硬砂岩。这样，式（7.1）中
按照质量平衡方程：
初始物质成分＝f×英安斑岩成分＋（1-f）×残留物质成分
求出岩体形成时残留相氧化物含量。残留相矿物组合可用AFM投影图来确定。残留相矿物含量则根据残留相氧化物的质量分数，按原子数的一定比例配置进行计算取得，再由沉积岩熔融时各种矿物的分配系数
根据上述计算得出银山岩体的REE浓度计算值，与实测值进行比较，结果两者并不吻合，这说明必须要考虑到深部来源物质，在此，可假设是玄武岩熔融产生的熔体（玄武岩熔融产生英安质熔体，留下闪岩残留相）。在不同的熔融程度（f）条件下，将玄武岩熔融的熔体中REE浓度（查表得出）与上述的REE计算值混合，其混合计算按下式进行：
g1×CREE（玄）＋g2×CREE（沉）＝Ci
其中g1为玄武岩熔体的质量分数，g2为沉积岩熔体的质量分数，g1＋g2＝1，计算中改变g1由5%到95%，得出相应的Ci值，并与实测值进行比较。当两者混合比为65%：35%时，玄武岩熔融程度为40%，沉积岩熔体熔融程度为10%时，计算值和实测值基本吻合。
表7.9比较了银山岩体的REE实测值与计算值，由表可见，银山岩体是由幔壳混合岩浆形成的。其原始物质是由玄武岩熔体（占65%）和沉积岩熔体（占35%）混合的产物，前者熔融程度为40%，后者为10%。在这方面，锶同位素提供了类似的信息，银山英安斑岩87Sr/86Sr初始比值为0.7083，在不同来源区锶的演化图上，落在大陆增长线和玄武岩增长线之间，并靠近玄武岩源区，说明它们的原始岩浆来源于地幔物质，但受到了地壳物质的明显混染。
表7.9 银山英安斑岩REE计算值与实测值（10-6）
⑷ 岩浆上升速度
Shaw（1980）把有效应力的概念与Griffith断裂理论结合起来，提出了裂隙可以在岩石圈深部发育的观点。该观点认为，伸展性裂隙能延伸至地下40 km或更深的地方（Griffithet al.，1987），而这些裂隙成为岩浆上升的通道（无论是陆壳还是洋壳环境中）。Griffithet al.（2005）测得意大利西西里岛（Usticaq）第四纪碱性玄武岩中的单斜辉石岩、辉长岩包体和寄主熔岩的密度分别为3.16～3.30g/cm3、2.90g/cm3、2.79g/cm3，按均匀流变模式计算出熔岩最小上升速度为0.001 m/s。因此，本区上地幔岩石部分熔融形成的基性岩浆是借助于这些深部裂隙上升的，其上升速度可按下式计算（莫宣学，1990）：
中国铜陵中酸性侵入岩
式中：△P为岩浆与围岩之间的压力差；D为裂隙直径；φ为岩浆黏度；L为通道长度。
以本区杉木岭辉长闪长质岩浆计算，取岩浆温度1200℃，φ=11 Pa·s，原始岩浆来源深度取100 km（周珣若等，1994），深位岩浆房深度为60 km，△P=12 kbar，若设裂隙直径D=1 m，则岩浆上升的速度为U =0.0273 m/s，即从其源区（100 km）上升到下地壳（60 km）深位岩浆房约需要407小时。
同样，可以用上式计算深位岩浆房分异的基性岩浆上升到浅位岩浆房的速度和时间（以白芒山辉石二长闪长岩为例）。先取岩浆温度为1050℃，φ=17 Pa · s，L =48 km，△P=15 kbar，亦设D=1 m，计算得出上升速度U=0.0184 m/s，从深位岩浆（平均深60 km）上升到浅位岩浆房（平均深14 km）需725小时。
岩浆侵位速度（U）可以用岩浆中包体的下沉速度来计算，因为只有岩浆侵位速度大于包体的下沉速度时，包体才能从深处被带到地壳浅处。所以包体下沉速度可代表岩浆上侵的最小速度。本区中酸性、酸性岩浆的黏度较大，Rea值较小，则按下式计算（马昌前等，1994）：
中国铜陵中酸性侵入岩
式中：g为重力加速度；△ρ为包体和岩浆的密度差；φ为岩浆黏度；R为包体的最大半径。
岩浆在侵位过程中，均含有一定量的晶体，取其平均含量为25%，橄榄安粗岩系列岩浆从深位岩浆房上升侵位，取其温度1050℃，高钾钙碱性系列侵入岩岩浆从浅位岩浆房侵位，取其温度为850℃，典型岩体岩浆侵位速度、时间计算结果列于表8.5。
表8.5 典型岩体侵位速度和时间
注：岩性代号同表3.2。
Note：Symbols are same as those in Table 3.2.
由表可见，无论是橄榄安粗岩系列岩浆还是高钾钙碱性系列岩浆，具有斑状结构的岩体，其侵位速度远远大于无斑结构的岩体。如同是橄榄安粗岩系列的白芒山和新桥头辉石二长闪长岩体，前者呈岩墙状，具有似斑状结构，从深位岩浆房上升到浅部侵位，只需要67天，而后者为中粒等粒状，岩体侵位需要2647天，是前者的40倍；高钾钙碱性系列缪家石英二长闪长玢岩体、桥头扬和瑶山以及新桥头花岗闪长斑岩体，侵位速度分别为0.39 cm/s、0.45 cm/s、0.41 cm/s和0.19 cm/s，侵位时间只需36～84天，而无斑状结构的其余岩体，侵位时间需要2024～65 230天，也是斑状岩体侵位时间的56～777倍。
虽然不同的计算方法得出的岩浆上升速度有一定的差别，但在同一种计算方法下，不同岩体侵位速度大小的变化规律是一致的。
⑸ 岩浆岩鉴定指导
一、手标本观察
岩石的手标本观察是地质工作者的基本功，在野外或室内鉴定标本时，应注意观察以下内容。
1.颜色
岩石的颜色是岩石中各种矿物的不同颜色在我们视觉中反映的颜色总和，是一种综合色。岩石中暗色矿物（铁镁矿物）含量之和称为色率，是鉴定岩石的重要依据。岩石化学成分越基性，色率越高。侵入岩通常采用色率描述，如橄榄岩的平均色率为90，辉长岩为50～90，闪长岩为15～50，花岗岩小于15。喷出岩则一般采用颜色描述，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、紫红色，玻璃质岩石呈黑色。观察标本时，一般放在30 cm以外远观，如岩石的颜色（灰色、黑绿色、褐紫色等）。侵入岩在野外描述时，也常采用颜色描述，例如辉长岩手标本中斜长石呈灰白色、辉石呈黑绿色，两者含量相近，综合起来岩石颜色呈现为深灰色。此外，还应注意新鲜岩石与风化岩石的颜色变化。
2.矿物成分
在肉眼或放大镜下能分辨的矿物均应观察描述，常用矿物学的方法和术语辨认与描述矿物的颜色、晶形、解理、光泽、双晶等性质。鉴定时，先区分暗色矿物与浅色矿物，再区分橄榄石、辉石、角闪石、黑云母;浅色矿物不但要区分长石与石英，还要区分钾长石和斜长石。各种矿物都要分别估计含量。
3.矿物百分含量的统计
手标本的矿物百分含量统计常用方法有如下三种。
（1）目估法
目估法是最常用、最简单的方法。有经验的地质人员估计的百分含量，误差可以小于5%。估计时，要选择有代表性的部位，先估计整体岩石中浅色矿物和暗色矿物的比例，然后再细分暗色矿物各种属和浅色矿物各种属的相对含量。
特别要注意的是:初学者对颗粒偏细的岩石，往往将暗色矿物含量估计过高，因此，在估计时应有意识地加以克服。
（2）直线法
在手标本上选择一较平的、有代表性的部位作几条直线，分别统计各矿物占直线总长的百分比，再折合成矿物体积百分比。
（3）网格法
网格法又称面积法，常用于野外露头的观测。选择岩石上新鲜、平整的部位画出网格（对一般粗粒岩石，平整面面积不小于30cm2，每一小格面积为0.5cm2），统计各矿物分别占网格总面积的百分比，此百分比即为矿物的百分含量。
4.组构
岩石的组构特征不仅能反映形成岩石的地质条件，而且是岩石分类命名的重要依据。
深成岩都是全晶质结构，一般颗粒较粗，大都是等粒的或似斑状的，具块状构造;喷出岩多为斑状，基质为微晶质、隐晶质，甚至玻璃质，一般都具有气孔、杏仁和流动构造;浅成岩则介于两者之间，多为斑状和细粒结构。
各大岩类代表性岩石常见对应的典型结构，这些结构也是岩石的鉴别特征和命名依据。如辉长岩具辉长结构、花岗岩具花岗结构、玄武岩具斑状结构和隐晶质结构、安山岩具斑状结构和交织结构等。
5.其他特征
岩石中有无细脉、析离体、捕虏体以及各种次生变化特征等。
对于斑状岩石，应分为斑晶、基质进行描述:确定斑晶含量、成分、大小、特征;确定基质含量、结晶程度、成分、颜色等。
6.定名
根据岩石的矿物成分及含量、结构、构造特征，结合岩浆岩的分类方案，进行初步定名。如果具有特殊的结构、构造、矿物组合时，要绘制素描图。
二、薄片鉴定
在显微镜下研究岩石薄片就是精确地鉴定岩石特征和准确地定名，即:准确确定岩石结构;进一步确定矿物成分、百分含量、次生变化;确定矿物结晶顺序;岩石分类命名及绘图。显微镜下鉴定岩石时，通常先在低倍镜下浏览整个薄片，对以上各项有了大致认识后，再做详细的观察鉴定。
1.岩石的结构、构造
岩石的结构及其细节特征一般都需要在显微镜下详细鉴定。岩石作为矿物的集合体，具有总的结构特征。其结构类型主要按颗粒大小、结晶程度、颗粒形态及矿物之间的相互关系进行划分（表0-1）。除按颗粒大小划分岩石结构时需测量统计以外，其他方法划分时均可以通过观察来判断岩石的结构类型。
颗粒大小可借助目镜微尺及每小格长度来测定。每小格长度随放大倍数不同而不同，可以借助于物台微尺（图0-1）和目镜微尺求得。在显微镜下确定每小格的长度，常采用的方法是:物台微尺小格和目镜微尺小格对齐（图0-2），分别读取物台微尺和目镜微尺的格数，按照以下公式计算:
L=物台微尺格数×0.01mm/目镜微尺格数
如图0-2所示，目镜微尺每小格长度L=50×0.01mm/100=0.005mm。
表0-1 岩浆岩的结构类型
图0-1 物台微尺及镜下特征
图0-2 测定目镜微尺每小格长度图解
上为目镜微尺，下为物台微尺;图中目镜微尺100格等于物台微尺50格
在确定颗粒大小时，可以通过观测矿物颗粒长轴所占的目镜微尺小格数乘以0.005mm而获得。当换用不同放大倍数的物镜时，其目镜微尺每小格所代表长度不同，应按上述方法求得。统计矿物颗粒大小，按其平均值确定晶粒大小，如粗粒花岗结构、中粒辉长结构。
同时，还有一些具特殊意义的结构。如反映矿物同时结晶的结构:辉长结构、文象结构、蠕虫结构;反映矿物生长有先后的结构:花岗结构、斑状结构、包含结构、填隙结构、辉绿结构、环带构造;反映次生变化的结构:溶蚀结构、次变边结构、暗化边结构等。
一个岩石薄片可以呈现多种结构，对斑状结构的岩石，应对斑晶、基质的结构分别进行描述。另外还有一些岩石具有特殊的结构类型，如辉绿岩具辉绿结构、辉长岩具辉长结构、花岗岩具花岗结构、玄武岩具粗玄结构—拉斑玄武结构—间隐结构、安山岩具安山结构、煌斑岩具煌斑结构等。
岩石的构造一般在手标本上或野外进行观察（表0-2）。显微镜下可以补充构造的细节特征，如杏仁构造中充填物成分及环状充填特征等。
表0-2 岩浆岩的构造类型
2.矿物成分
先在低倍镜下浏览整个薄片，了解大致有几种矿物。再根据浏览结果，按照主要矿物、次要矿物、副矿物、次生矿物的顺序进行概括描述，然后按照矿物含量由多到少逐个描述。对于常见矿物，主要观察它的几项鉴别特征;对于比较罕见的矿物，则应系统地观察测定矿物的光性，依据光性矿物学相关参考书准确鉴定;斑状岩石的斑晶矿物和基质矿物要分别鉴定描述。
（1）铁镁矿物的鉴定
首先在低或中倍镜下浏览整个薄片，根据颜色、多色性、晶形及表面特征、晶粒大小、解理及解理交角、突起、干涉色、消光类型及消光角、双晶、与其他矿物间关系、蚀变特征等特征的差别进行描述，然后一种一种地分开仔细描述。若开始没有分出矿物，也可以在鉴定过程中再逐渐分开。如已确定有普通辉石，但在鉴定中又发现有干涉色低而消光角很小的类似颗粒，这显然不是普通辉石，应该进一步鉴定确定。
对于固溶体系的铁镁矿物的精确成分测定，应抓住其特征的光性来进行，如橄榄石成分的鉴定，主要借助于光轴角2V和主折射率值的精确测定，然后查阅橄榄石类光性常数曲线来求得镁橄榄石百分数和铁橄榄石百分数的相对含量。
单斜辉石种属鉴定在侵入岩中主要借助于主折射率Ng 及平行（010）面上Ng∧C消光角进行确定。在火山岩中主要借助于2V测定，来求得斜顽辉石和斜铁辉石的相对含量。
（2）硅铝矿物的鉴定
在中、低倍单偏光镜下，根据晶形、解理、表面风化特征以及边缘色散效应，结合正交镜下双晶特征了解存在硅铝矿物的数量和种类。如他形、无解理、无双晶、表面光洁、边缘色散多为淡蓝色的为石英;较自形、有解理、有聚片双晶、卡钠复合双晶，风化产物呈点状（绢云母）者为斜长石;自形程度较差、有解理、风化产物淡褐色、边缘色散多为金黄色的为钾长石。染色法可以准确区分这三种矿物，并准确估计其含量。
若硅铝矿物中存在斜长石，应鉴定斜长石的成分（牌号）。测定斜长石成分的方法很多，可以根据薄片中矿物特点进行选择，或使用不同方法先后印证。通常采用的方法如下。
A.斜长石⊥[010] 晶带最大消光角法
选择一个具有钠长石双晶的斜长石，如图0-3所示的步骤测定双晶单体的消光角，取平均值。一般选择3～5个颗粒分别测量，获得各自平均值，选取其消光角的最大平均值。应用最大消光角平均值，确定斜长石的成分:如果岩石为喷出岩，查虚线;如果岩石为侵入岩，查实线（图0-4）。
图0-3 斜长石⊥（100）切面的钠长石双晶最大消光角鉴定步骤（1～3）
图0-4 斜长石⊥[010]晶带最大消光角与成分关系图（据Burri，1967；转引自杨承运，1989）
如果最大消光角小于20°，需要选择消光角的正负，正突起取正值，负突起取负值，然后再进行查图。
B.卡钠复合双晶消光角法
选择一个具有卡钠复合双晶的斜长石，如图0-5所示，分别测量卡钠复合双晶两单体中钠长石双晶的消光角，求出各卡斯巴双晶单体内钠长石双晶的消光角平均值（
如果两个消光角平均值（
图0-5 卡钠复合双晶消光角法的测量步骤（引自杨承运，1989）
图0-6 斜长石⊥（100）切面上卡钠复合双晶消光角与成分关系图（据Wright；转引自杨承运，1989）
C.平行a轴微晶最大消光角法（微晶法）
对火山岩基质中的斜长石则可采用微晶法，选择一个微晶，如图0-7所示，分步测量微晶颗粒的消光角，消光位旋转45°确定N′p方向，保证消光角为N′p∧a的角度。选择5个以上微晶分别测定 N′p∧a的角度，获得最大的消光角，查图即可得到斜长石的成分（图0-8）。
图0-7 平行a轴延长的斜长石微晶消光角测量步骤（1～3）
如果消光角为0°～20°，要选择消光角的正负，正突起查图中An30的右侧，负突起查图中An30的左侧。
图0-8 斜长石平行a轴微晶最大消光角N′p∧a与成分的关系（引自杨承运，1989）
必要时可进一步采用油浸法、旋转台法、旋转针法精确测定折射率等关系特征。若岩石具斑状结构，斑晶和基质中均有斜长石，则需分别测定斑晶和基质中的斜长石成分;若斜长石具环带结构，则需分别测定各带中的斜长石成分，然后求出斜长石的平均成分，并确定环带类型。
若硅铝矿物中存在钾长石，可通过光轴角2V、双晶等特征来进一步鉴定其种属（图0-9）。如2V极小（0°～30°），晶体透明如水者为透长石;2V中等者为正长石;2V大（70°～85°）者，具格子双晶者为微斜长石，具条纹结构者为条纹长石。对于条纹长石还要区分正条纹长石和反条纹长石，若是正条纹长石，根据钾长石种属有微斜条纹长石和正长条纹长石之分，还要进一步划分是交代条纹长石，还是分解条纹长石。
图0-9 碱性长石的鉴别程序（引自杨承运，1989，简化）
（3）副矿物和次生矿物的鉴定
虽然副矿物和次生矿物对岩石鉴定命名不起决定作用，但它们对于了解岩石成因以及指示找矿具有重要的意义。特别是有些副矿物，如磷钇矿等，它们本身就能构成矿床。
岩浆岩固结后，在岩浆期后热液及变质作用或者风化作用的影响下，部分或全部发生变化，研究这些变化可以推断岩石生成的历史，所以在薄片鉴定时一定要注意。
在显微镜下鉴定蚀变岩浆岩时，首先要把蚀变矿物和原生矿物区分开，进一步鉴定蚀变矿物种属，并测定含量;其次必须分清矿物之间的相互交代关系，详细研究交代结构，确定蚀变矿物生成顺序，明确不同蚀变阶段矿物共生组合类型。对于强烈蚀变的岩浆岩，还要根据残余矿物和结构特征来恢复原岩。
3.矿物百分含量的统计
矿物百分含量是定量矿物分类命名的主要依据，对于岩体间的岩石精确对比也具有重要的作用。
岩石原生矿物蚀变较弱，次生矿物含量较少且来源清楚时，可将次生矿物含量合并在对应原生矿物含量内。如果蚀变强烈，次生矿物含量较大或来源不清楚时，就对次生矿物单独描述并估计含量。
（1）目测法
可以参照图0-10比较确定矿物的百分含量。在比较时，必须注意:矿物颗粒大小不同，颗粒数目差别就会很大。矿物形状不同，暗色矿物和浅色矿物的估计都会有一定的差异。
图0-10 薄片中矿物含量估计参考图（引自赵志丹等，2012）
（2）线测法
用一定长度和刻度的直线作为测量线，可测出单位测量线上所测矿物的截线长度。在镜下可用目镜微尺来进行，目镜微尺上有100格的刻度尺。测量时记录视域数及每个视域中微尺上被测矿物的截线格数;测完一线可以移动薄片100格的距离，继续累计测线上被测矿物的截线格数，累计所测矿物的格数，根据记录分别算出薄片中每种矿物在各测定直线上所截的格数之和与全部矿物的格数总和，各种矿物的长度比，约等于其面积比，由此计算出各种矿物的百分含量。
（3）面测法
在镜下用目镜微网测量矿物的百分含量。测量时在岩石薄片上选定测量面积，记录在该视域中各种矿物所占的网格数，如不满一格时可合并估计。一个视域测完后移动岩石薄片，依次测量，统计各种矿物所占格数和总格数，求出面积的百分含量。
4.次生变化
岩石的次生变化反映了其岩浆期后的变化历史。若无次生矿物或次生矿物极少时，可描述为“岩石新鲜，未发生次生变化”。当次生矿物较多时，要描述何种原生矿物变成何种次生矿物，以及次生变化的方式（沿裂隙、解理发生次生变化，呈浸染状或呈团块状、脉状变化等）。此外，还需描述次生矿物的主要光学特征以及次生变化强弱。如果次生变化极强，原生矿物已模糊不清或几乎全部被次生矿物所代替，则纳入变质岩范畴。
几种原生矿物的常见次生变化见表0-3。
表0-3 岩浆岩常见的次生变化
岩石次生变化很多，可以是一种类型，也可以是多期次生变化类型的叠加，如为多种次生变化叠加时，要判断次生变化类型的先后，并写出判断依据。
5.矿物结晶顺序
确定矿物结晶顺序是一项综合性很强的工作。观察薄片，确定岩浆期结晶矿物和岩浆期后矿物，如固结、交代、热液和气成矿物。首先确定岩浆期的矿物生成顺序，然后再根据不同的成因确定岩浆期后结晶的矿物生成顺序。确定岩浆中矿物结晶顺序的方法如下。
（1）矿物的成因
要了解常见造岩矿物的大致成因，即矿物的成因分类，如正常（岩浆）矿物、成岩矿物、岩浆期后矿物、他生矿物、外生矿物等。
（2）矿物晶体大小
在常见的斑状结构中，大晶体的斑晶一般先结晶，小晶体的基质常常后结晶。但对一些似斑状结构则不适用，斑晶常与基质同时结晶。
（3）正确运用空间法则判断结晶顺序
在矿物结晶能力和其他条件相同的情况下，结晶中心不多时，先结晶的矿物有较充足的空间，因此其自形程度高，结晶颗粒大，并被晚结晶的矿物所包围。
矿物颗粒的相对自形程度表明，自形程度高的矿物一般析出较早，自形程度低的矿物析出较晚。但应注意，这一原则不能机械套用。自形性不能说明各个矿物开始结晶的顺序，它只能局部说明各矿物结晶结束的顺序。此外，矿物自形程度往往决定于自身结晶能力的大小。
（4）正确运用反应原理确定顺序，要注意全面观察，多找证据，综合分析
岩浆岩矿物按照结晶温度由高而低依次结晶形成，在鲍文反应序列上部的矿物比下部的矿物早结晶;随着岩浆温度的下降，早析出的高温矿物可以与岩浆反应生成序列中低位的矿物。
（5）矿物间的相互包裹关系
通常认为，被包裹的矿物形成一般早于包裹它的矿物（图0-11）。但应用这一原则也需谨慎。例如，分解成因的正条纹长石，其中钠长石条纹被包裹于钾长石之中，但实际上它们生成并无先后，而是固结分解同时形成的。
（6）矿物的共生组合关系
岩浆岩中的副矿物一般先结晶，如花岗岩中的榍石和绿泥石，榍石为早期结晶生成。
（7）具有交代结构的岩浆岩矿物的结晶顺序
具有交代结构的岩浆岩矿物的结晶顺序与矿化关系密切。主要结构类型有交代假象、蠕英石（图0-12）、交代条纹、反应边、斑晶等。确定交代现象与顺序的方法如下。
图0-11 辉长岩中包橄结构（引自赖绍聪，2006）
辉石（Py）包裹橄榄石（Ol），橄榄石结晶早于辉石和斜长石（Pl）
图0-12 辉长岩中矿物成因分析（引自赖绍聪，2006）
原生矿物:辉石（Py）、斜长石（Pl）;次生矿物:黑云母（Bi）、蠕英石（Q）
1）一种矿物被另一种矿物所蚕食，呈星点状、网状、岛屿状时，残留矿物为交代早期矿物;具港湾状交代现象时，内湾一方的矿物为早期交代矿物。
2）岩石或矿物裂隙中为晚期充填及交代生成的矿物。
3）附着在另一矿物晶面上形成晶簇并插入某些矿物之中的矿物，为晚期交代生成的矿物。
4）与辉石的角闪石化、角闪石的黑云母化（图0-13）、黑云母的白云母化、钾长石的条纹化等共生关系的矿物，如果两矿物接触处有榍石、绿帘石、磷灰石、萤石等矿物，后者为交代成因的矿物。反之则为反应边结构，即岩浆结晶的产物。
图0-13 角闪石的黑云母化（引自赖绍聪，2006）
褐色黑云母（Bi）交代无色、淡绿色角闪石（Hb）
5）侵入岩长石斑晶中包裹基质矿物残余时，为晚期交代的长石斑晶。
6）喷出岩中矿物皆有熔蚀、暗化边、扭曲、碎裂等现象，未具此类现象的矿物则为晚期生成的矿物。
在描述先后顺序时，应同时说明分析、推断的理由。
6.岩石定名
最后，简单归纳上述各项典型特征，以此为依据，结合岩浆岩各类岩石分类表进行岩石定名。例如，岩石具中细粒辉长结构，色率55，主要矿物组合为普通辉石和拉长石（An58），属基性深成岩，并含贵橄榄石7%，则定名为橄榄辉长岩。
命名时通常要参考各大类岩石定量矿物分类命名表才能准确定名。
7.素描图
素描图是岩石鉴定报告中不可缺少的一部分，在未附照片时，主要依靠素描图形象地再现镜下的岩石特征。尽管现在显微照相比较普遍，但素描图仍是常用的手段。与照片相比，素描图具有重点突出表现现象的特点，画素描图还可锻炼学生的观察和思维能力。
根据鉴定人员想表现的内容来决定放大倍数。一般情况下，要反映较粗粒岩石特点或岩石整体结构、成分特点时，用低倍物镜或中倍物镜;要反映局部结构或隐晶质、玻璃质结构或矿物内部某些特点时，则用中—高倍物镜。
一般标准是以主要矿物在素描图上占10mm为宜。选择典型的、能代表岩石特征的视域非常重要。
素描图既要力求真实，又要突出重点、具有代表性，可略去不必要的内容，不要过分追求艺术效果，一般应反映三方面的内容（图0-14）:
图0-14 黑云母花岗岩（具花岗结构）素描图（单偏光，10×10）
Q—石英;Pl—斜长石;Af—碱性长石（条纹长石）;Bi—黑云母
1）矿物成分及其含量相对比例。
2）岩石结构:包括矿物颗粒的相对大小、自形程度、形态、相互关系等。
3）矿物本身的性质:靠铅笔的粗、细、轻、重分出单偏光镜下观察到的突起等级、糙面、解理等，矿物的颜色以及正交偏光镜下的干涉色用彩笔填色。矿物名称用代号标出，在图的下方可配以简单的文字说明，并注明单偏光或正交偏光、放大倍数或视域直径。
⑹ 岩浆氧逸度计算
1.程序功能
程序MAGfo2具有以下功能：①根据用户提供的硅酸盐熔体相的成分（已知Fe2O3和FeO含量）、温度和压力，计算岩浆体系的氧逸度；②根据用户提供的硅酸盐熔体相的成分、温度和压力，修正熔体相的Fe2O3和FeO含量；③根据岩石相平衡实验的玻璃相成分、实验温度和压力，计算玻璃相的Fe2O3和FeO含量。
2.方法原理
本程序设计采用Kress等（1991）关于硅酸盐熔体相中Fe2O3和FeO平衡的热力学模型，根据用户选择的程序功能，计算岩浆体系的氧逸度，或对熔体相的Fe2O3和FeO含量进行修正。在前一种情况下，当计算的氧逸度高于HM缓冲剂时，程序将给出有关的信息，以帮助用户判断计算结果的合理性。在后一种情况下，用户输入氧逸度参数时，可选择合适的氧逸度缓冲剂或相对于FMQ缓冲剂的相对氧逸度。
3.程序结构
结晶岩热力学软件
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
IJob 程序功能选择
TC 温度（℃）
PGPa压力（GPa）
J氧逸度缓冲剂选择
dlgfO2相对于FMQ缓冲剂的氧逸度
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：样品号，温度，压力，氧逸度，相对于FMQ缓冲剂的氧逸度和熔体相的成分（换算为WB=100%）。
对多个样品的计算结果按相同格式输出。
5.程序文本
结晶岩热力学软件
结晶岩热力学软件
结晶岩热力学软件
6、计算实例
实例1：已知某玄武岩在地表的淬火温度为1360℃，w（FeO*）=11.89%，计算Fe2O3和FeO的含量。结果为：w（Fe2O3）=9.45%,w（FeO）=3.40%。实际湿化学分析w（Fe2O3）=9.77%,w（FeO）=3.10%。相差仅为w（Fe2O3）=0.32%（马鸿文，1993a）。
实例2：按上例中该玄武岩的w（Fe2O3）=9.77%,w（FeO）=3.10%，计算岩浆淬火时的氧逸度，判断该玄武岩淬火时是否与空气达到平衡。计算结果为lgfo2=-0.40，与空气中氧逸度的差值仅为0.28lg单位，因此可以认为，该玄武岩淬火时已与空气达到平衡（马鸿文，1993a）。
输出文件：exam62.dat
Sample:samO1T=1360.0（C） P=.000GPa
结晶岩热力学软件
⑺ 岩浆的分凝、上升、侵位和喷发
过去30多年来，对于火成岩体如何在地壳中开辟空间的问题，已开展了深入研究，认识到这是一个“四部曲” 的问题，即包括岩浆产生、分凝、上升和侵位的问题（Petford etal.，2000）。在本书第十二章中，将详细讨论岩浆的产生和岩浆的演变问题，本章着重从岩浆动力学角度，讨论岩浆分凝、上升、侵位和火山喷发的机制。
（一）岩浆分凝
现代地震波速测定表明，不少地区在上地幔100km左右的深度及中下地壳的深度存在有地震波速下降的低速带（low velocity zone，LVZ），被解释为在固态的岩石中存在有液态的物质，导致了地震波速的明显下降。这些液态物质主要是初始熔融的岩浆物质，它们分布在岩石的矿物颗粒之间，尽管比例不大（1％～3％），却表明了有熔融作用的发生，但这些地方并未发生明显的岩浆活动，意味着液相的熔体并未从固体的颗粒间分凝出来。因此，仅有部分熔融作用，还不足以导致岩浆活动的发生，只有液相的熔体从固态残留体中分凝出来并聚集形成具足够上升浮力的岩浆体，才能导致岩浆的上升、侵位和喷发。
岩浆分凝作用是指熔融的岩浆液滴从源区岩石的粒间分离集中的作用。固相岩石的起始熔融总是从具最低温度的共结点或同结点开始的，因此熔融作用应开始于多个固相颗粒的粒间，初始熔体比例很少，连通性差，很难从残留固相颗粒中分离出来，这也是地幔软流圈中广泛存在低比例的熔体但未产生大范围岩浆作用的原因。随着熔融作用的继续，熔体的比例增加（熔体分数达30％），粒间熔体可相互连通，熔体才有可能从残留固相中分凝出来，集中形成岩浆体。
控制分凝作用的因素很多，如熔体分数（即部分熔融程度）、熔体与固态颗粒之间的分布关系（二面角大小）、源区的渗透性、熔体的密度与残留固体的密度差产生的浮力、残留固相与熔体的流变性质（主要是粘度）及源区的范围等。当固态颗粒之间的二面角（dihedralangle，用θ表示）较小时，充填其中的熔体就能形成相互连接的网络（图2－13），有利于熔体分凝。一般来说，残余固相在部分熔融的条件下，由于粘度降低，具有一定的可塑性，可在静水压力下发生变形充填孔隙，促使熔体分离；构造应力也可挤压源区，产生压滤作用促使熔体从固相中挤出；拉伸作用会使固相中分散的熔体流到低应力区而与固相发生分离。当熔融量增大，熔体可以原地（in－situ）或移动上升一段距离在不同深度聚集成岩浆房。岩浆房的规模变化较大，一般与熔融程度及构造部位关系密切。扩张中心、地幔柱，俯冲带、裂谷区及构造活动区的剪切带下面都可能有岩浆房发育，形状为囊状、层状、盘状、席状等，岩浆数量少时，不能形成岩浆房，岩浆分凝体可以呈交叉的网状、透镜状等形态。
图2－13 二面角与熔体在颗粒之间的分布关系（据Brown et al.，1992）
（二）岩浆上升和侵位
岩浆分凝聚集形成岩浆房后，岩浆会因其密度低于源区的岩石产生浮力而导致重力失稳，在浮力的驱动下，克服上覆围岩阻力而从源区向上位移，称为岩浆上升（magmaascent）。岩浆上升最主要的机制是底辟作用（diapirism）和岩墙扩展作用（dikepropagation）。(1)底辟作用是球状岩浆因其较低的密度而上升，随着岩浆对顶部围岩的加热，围岩粘度降低，迫使围岩向下流动，岩浆进一步上升。(2)岩墙扩展作用是指岩浆在压力的驱使下注入围岩裂隙，并通过液压挤压围岩使其扩展成狭窄的岩浆通道（岩墙），并沿该通道上升。这一上升机制主要发生在张性断裂带，如洋壳中的辉绿岩岩墙群和玄武岩，就是在洋中脊伸展构造环境下沿张性断裂上升的。这一机制主要受岩浆通道中热损失的制约，由于岩墙中岩浆与围岩的接触面积比球形岩浆体（如底辟体）与围岩的接触面积大得多，通过围岩扩散的热损失速度也快得多，因此，等体积、同样温度的岩浆要上升到地表，通过岩墙通道上升的速度必须比球形岩浆体（底辟）上升的速度快104倍。研究表明，在相对较冷的上地壳中，岩浆沿岩墙通道以1m/s的速度上升，在几小时后就会失去活动性，上升距离也只有几千米。
当岩浆上升到中性浮力面（the level of neutral buoyancy）时，由于岩浆与围压之间没有密度差，岩浆就失去浮力，而在地壳内停留下来，形成岩浆房。这一过程，实质上就是岩浆如何获得占位空间的问题。岩体的侵位（emplacement）就是通过围岩的位移而为岩体提供占位的三维空间的过程，因此，侵位机制就是开辟岩体占位空间的机制。岩浆的上升和侵位，是连续的过程，有时很难截然分开。按照围岩的位移方式，侵位机制可分为四大类（图2－14）。
图2－14 围岩位移方式与岩浆上升侵位机制（据Clarke，1992）
1.围岩向下位移
包括底辟作用、火山口塌陷和顶蚀等机制。
◎底辟作用（diapirism）：底辟上升和底辟侵位是连续的过程。随着岩浆的浮力上升和对顶部围岩的加热，围岩粘度降低而向下流动，并为岩浆腾出占位的空间。底辟侵位的主要驱动力是岩浆的浮力和热动力，底辟侵位一般可分早期穹隆、中期底辟上升和晚期侧向挤断三个阶段（图2－15）。底辟作用的关键是岩浆底辟体的热量，从同一源区早期分凝出来的岩浆体，往往上升距离不大就已耗尽能量，相继分凝出来的岩浆体，因上覆围岩被早期侵入体加热，可上升到离地表越来越浅的位置。由于底辟侵位要求有较大的浮力和热能来克服围岩的阻力，因而以底辟方式侵位的岩体一般较大。在地下深处，围岩的温度较高，一般具有塑性变形的能力，或容易被岩浆加热变为塑性，岩浆以底辟作用侵位的可能性较大。底辟侵位时岩浆和围岩均处于由岩浆浮力形成的同一应力场，形成的岩体产状及内部组构往往与围岩的片理产状一致，底辟侵位的岩体往往是无根的协调侵入体。
图2－15 岩浆底劈侵位的三个阶段（据Dixon，1975）
◎火山口塌陷作用（cauldron subsidence）：火山口塌陷作用是代表环形杂岩体特征的一种侵位机制。在近地表地区，如果已就位的岩浆房因岩浆喷发作用而变得空虚，上部的岩层就会断裂成块体发生塌陷，围岩中形成环状裂隙，岩浆将 “乘虚而入” 形成环状杂岩体。
◎顶蚀作用（stoping）：热的岩浆上升，引起顶部岩浆被挖蚀、炸裂，在顶部围岩炸裂块体下沉的同时，岩浆侵入到裂隙中，如此反复，岩浆体可实现向上迁移、侵位（图2－16）。通过顶蚀作用侵位的岩体，往往切过围岩层理的产状，形成不协调侵入体。岩体边缘带可见不规则状、棱角状的围岩捕虏体。另外，如果岩浆的温度及围岩的成分适当，岩浆就可能同化捕虏体，发生围岩混染作用，在侵入体中形成外来矿物的条带或斑点。由于需要大量的岩浆来填充下沉岩块间的空隙，这种侵位机制不可能使岩浆产生较大的上升距离（Marsh，1984）。
2.围岩向上位移
典型的机制是穹隆作用。
◎穹隆（dome）：是一种向上凸起的圆形或椭圆形构造，是由原始近水平地层向上拱起而产生的。
◎穹隆作用（doming）：当岩浆的密度低于围岩时，轻的物质所产生的浮力就会导致围岩向上运动。当岩浆向上顶托并刺穿围岩时，就是底辟作用。一般认为，穹隆作用和底辟作用被视为同一演化过程的初始和终结阶段。这种机制形成的岩体，平面上呈圆形或椭圆形，其边界与围岩产状一致，两者呈协调式接触，岩体顶面多平缓，围岩变形不强。
图2－16 岩浆顶蚀侵位示意图
图2－17 北京周口店岩体构造图（据Ma et al.，1996）
3.围岩横向位移
包括扭张（transtensional）、扭压（transcurrent to transpressive）和热气球膨胀作用（ballooning）。
扭张和扭压作用都能通过断裂过程产生岩浆占位的空间，这在岩浆侵位的初期是十分有益的。由于岩浆多次脉动上升和补充，每次新的岩浆的脉动都会对早先侵位的岩体和围岩产生辐射状挤压作用，导致岩体扩容和体积增大，如同一个不断膨胀的热气球。由于岩浆扩展而遭受压扁作用，岩体内部组构也由于压扁作用由核部向边缘增强。如果还有晚期岩浆脉动补充，还会由岩体中心向外扩展，挤压早期岩浆形成的外壳，逐渐向外膨胀。北京周口店花岗闪长岩体就是一个典型的热气球膨胀式侵位的岩体（马昌前，1988；Ma et al.，1996）。该岩体内部和围岩构造（图2－17）表现为：(1)岩体边缘挤压片理明显，产状与接触带平行，呈环状分布，向中心逐渐消失，尤其在岩体西北部发育韧性剪切带，剪切带内挤压片理更为明显；(2)对微粒包体进行的平面有限应变测量表明，应变椭球体的XZ或YZ面（三轴中X≥Y≥Z）与地表平行，反映了压应力方向基本垂直于岩体边界，且应变椭球体的形态从靠近边部的椭球状向中心变为球形；(3)侵入岩在岩体边部为高应变结构，石英波状消光明显，在西北部边缘甚至强烈拉长，云母强烈扭折，长石出现碎裂化，而岩体中部则具有典型花岗结构；(4)围岩中环状和放射状裂隙发育，褶皱轴围绕岩体呈环状分布，且靠近接触带，地层变薄，产状变陡，远离接触带，地层变厚，产状变缓。
4.围岩无位移
主要包括原地熔融（in－situ melting）、区域熔融（zone melting）和花岗岩化（granitization）等过程。
原地熔融模型认为，由于能量的输入，地壳内部在近于原地的情况下发生熔融或重熔而产生花岗岩浆。因此，岩浆的产生不要求物质的输入，因而也不存在所谓花岗岩的 “空间问题”。陈国能和格拉佩斯（2009）就强调原地熔融在形成花岗岩中的重要性。区域熔融（炼）原先是工业上提纯物质的一个技术术语，指的是通过加热，使一小段固体物质熔融成液态，稍加冷却，就会晶出固相，熔融区就沿轴向缓慢移动。杂质的存在会降低熔点，所以，熔融区内含有杂质的部分较难凝固，而纯度较高的部分较易凝固，因而析出固相的纯度高于液相。随着熔融区向前移动，杂质也随着移动，最后富集于棒的一端，予以切除。在地质上引用这一术语，重点是指在能量输入的条件下，熔融作用向上发展的过程，也属于广义的原地熔融作用。花岗岩化作用是一种老的观点，指在沉积岩基本保持固态的情况下，由于固态扩散或交代，某些化学组分发生带出带入而形成花岗岩的过程。
根据侵位时的动力学特点，还可以将侵位机制分为主动侵位和被动侵位两大类（马昌前等，1994），其中底辟和气球膨胀属主动侵位，多形成具等轴形态的协调侵入体，区域性构造走向与接触面相适应，岩体内部定向组构与围岩的变形相适应，主动侵位的岩体往往是同构造运动期的岩体。顶蚀、火山口塌陷、岩墙扩展属被动侵位，岩体一般为不协调侵入体，是构造岩浆活动中较晚的岩体，在侵位期间围岩没有遭受变形，岩体形态不规则，内部定向组构不发育。
岩浆的密度大小始终是控制岩浆上升侵位的最重要的因素，在中性浮力面之上，ρm ＞ρr（ρm为岩浆的密度，ρr为上覆围岩的密度），在中性浮力面之下，ρm ＜ρr。中性浮力面可出现在沉积盖层之下、基底岩石之下、酸性岩浆房之下、地壳底部等岩石密度有较大改变的位置，在这些地方容易集中上升形成岩浆房，并固结成为侵入体。不过，如果岩浆形成于高压条件下时，随着岩浆上升，在减压时它也可以上升至高于中性浮力面的位置，直至喷出地表，形成火山岩。由于受岩浆粘度、岩浆与围岩密度差大小等的控制，岩浆上升的速度有相当大的差别。
除了密度差，岩浆房的围压、熔融时的体积变化以及构造差异应力，都是岩浆上升和侵位的驱动力。尤其值得注意的是，岩浆从源区分凝、上升到侵位，是一个完整的动力学过程的不同阶段，每个阶段的影响因素都有所不同。图2－18是意大利厄尔巴岛展位山花岗岩体从熔融到侵位的模式，它表达了不同阶段的主要控制因素。要注意的是，岩浆从产生、分凝、传输上升，到侵位和固结，是一个漫长和不等速的过程。图2－19表明，除了岩浆以岩墙扩展上升、管道流动和岩浆房内部的对流反转过程较快外（数年至数十年尺度），尤以熔体的分凝、底辟上升和大岩体的冷凝较为缓慢，可达上百万年的时间尺度。Wagner et al.（2006）应用热传导理论的计算表明，侵位于地壳12～15 km深处的东阿尔卑斯Rieserferer花岗岩侵入体（地表出露面积约10km2），从800℃冷凝到550℃，大约需要1.5Ma。
大岩基的存在是否就表明地壳内存在巨大的岩浆房？这是岩石学和构造地质学中的一个基本问题。近年来的研究表明，巨大的岩基多半是由多次小的岩浆脉动累积而成的。在我国南岭地区，中晚侏罗世广泛发育同时代的花岗质和中基性岩浆活动，并与大规模的W、Sn成矿作用关系密切。这期岩浆活动，往往形成大小不等的复式岩体。例如，南岭中段的骑田岭花岗岩基，出露面积约520km2。近年来在地质调查中，就在该岩体内及其接触带中发现了超大型的白蜡水锡矿床。朱金初等（2009）研究表明，该复式岩基可划分为3个侵入阶段（图2－20）：第一阶段，侵位于163～160Ma，主要为角闪石黑云母二长花岗岩，可进一步划分出菜岭、江口、竹枧水、蒋家洞和安源等岩体；第二阶段，侵位于157～153Ma，主要为黑云母花岗岩，可进一步分解为芙蓉、将军寨、廖家洞和将军石等岩体；第三阶段，侵位于150q～146Ma，主要为细粒黑云母花岗岩，可进一步分解为荒塘岭、大山里和仙鹤抱蛋等岩体。此外，还有细粒花岗岩岩瘤和岩脉产出。
图2－18 意大利厄尔巴岛展位山岩体从熔融到侵位的岩浆作用模式（据Westemmanet al.，2003）
图2－19 岩浆作用的时间尺度（据Dosseto et al.，2011，有修改）
图2－20 南岭中段骑田岭花岗岩基期次划分（据Zhu et al.，2009，简化）
（三）火山作用
火山喷发是世界上最宏伟壮观的自然现象之一，也是自古以来留给人类印象最深刻的一种地质现象，它不仅形成了地壳中的重要组成——火山岩，同时造成重大的地质灾害和深远的环境影响。
1.现代火山作用
现代火山多数是沿板块边界分布的，少数位于板块内部。其中，洋中脊产生的火山岩体积最大，喷出的玄武岩是整个大洋地壳的主要组成，其次为岛弧和活动大陆边缘的火山岩，如近代环太平洋带频繁的火山活动。不同性质的板块边界及板内环境，火山岩的形成条件有明显差别，因此，火山岩的物质组成和岩石组合也因环境不同而有所变化，因此，运用“将今论古” 原则，通过火山岩的成分分析就可以认识地史时期岩石产出的构造环境。
我国历史上记载的火山活动主要有：云南腾冲钙碱性火山活动（最新的喷发在公元1609年），吉林长白山碱性玄武岩－粗面岩－碱性流纹岩火山活动（最新的喷发在1668～1702年），黑龙江五大连池的富钾玄武岩的活动（最新的喷发在1719～1721年），以及台湾龟山岛（最新的喷发在1775～1795年）。此外，在台湾以东海域、海南岛、可可西里、西昆仑等也有历史时期的火山喷发记载（刘嘉麒，1999）。
2.火山喷发的条件和方式
多数情况下，岩浆可能在地下不同的深度（中性浮力面处）停留形成岩浆房，经过一定的演化后再喷出地表形成火山岩；少数情况下，如张性断裂活动区，源区的岩浆分凝后可以基本上未停留就直接上升到地表，形成火山喷发。
无论以何种方式上升或暂时就位，岩浆体均受到两种不同方式的压力：其一是上覆岩层的静水压力（P1）；其二是由岩浆浮力 ［（ρr －ρm）gh，ρr是围岩的密度，ρm是岩浆的密度，h是岩浆所处深度，g为重力加速度］ 与岩浆体（房）膨胀压力构成的岩浆房超压（Pe），当静水压力与岩浆房超压之和大于上覆围岩抗张强度（τ）与岩浆通道的构造应力（σh）之和时，即
岩石学（第二版）
岩浆就会继续上升，直至到达地表，产生喷发。当构造应力为挤压应力时，σh为正值，岩浆需要具较大的Pe才能产生喷发。而在离散板块边缘，σh为负值，岩浆很容易喷出地表。
岩浆房内的膨胀压力有两种来源，其一是岩浆源区新形成的岩浆通过压缩岩浆房中存留的岩浆补充进入岩浆房，产生膨胀超压。产生的膨胀压力可用下式计算：
岩石学（第二版）
图2－21 火山喷发过程示意（据Wilsonet al.，1980）
式中：Vc为膨胀压力；V0为岩浆房的体积；△V为新补充的岩浆体积；b为岩浆的体积弹性模量，Pe为膨胀超压。对冰岛的某岩浆房的计算表明，只需补充岩浆房体积0.1％左右的岩浆，就会产生足以克服围岩抗张强度的岩浆房超压，而产生喷发作用（Gudmundsson，1987）。封闭体系岩浆房中岩浆的挥发分出溶和沸腾，可产生与岩浆补充等效的膨胀超压（Fisher et al.，1984）。挥发分出溶可以是因静水压力降低，使挥发分在岩浆中的溶解度降低造成的，也可以是岩浆中矿物结晶，残留熔体中挥发分过饱和出溶造成的。计算表明，当岩浆中有0.7％的H2O出溶转变为气相时，可产生10％（P＝2kbar）或60％（P＝0.5kbar）的体积增量，如果岩浆房体积固定，岩浆房内就会产生巨大的超压，产生喷发。
火山喷发的方式有溢流和爆发两种，岩浆的性质是决定喷发方式的重要因素，同时也决定了喷出产物（火山岩）的特征和造成的灾害程度和环境影响。图2－21是普林尼式爆发式火山喷发过程的示意图。其中，从岩浆房到地表，由于压力的降低，挥发分的状态明显改变。在下部的岩浆房中，挥发分溶解于岩浆中；中部，挥发分从岩浆中开始出溶；而在上部，则发生火成碎屑与气体的分离。这种类型的火山喷发过程如下：
（1）在岩浆的浮力和岩浆房中的膨胀压力的共同作用下，在岩浆房顶部形成向上的裂隙通道，岩浆沿该通道上升并喷出地表。
（2）由于岩浆房中应力的释放和岩浆在上升过程中的压力降低，岩浆房顶部和上升通道中的岩浆溶解的挥发分快速出溶，同时可能还伴有岩浆－潜水相互作用，使上升的岩浆气泡化。随着出溶作用的进行和上升导致的压力降低，气泡快速增大，在岩浆中的体积也快速增加，另一方面因岩浆中挥发组分的出溶和岩浆冷却导致的粘度增加，妨碍了气泡的继续增大，在气泡内形成可观的过剩压力。岩浆中挥发分的含量和岩浆的化学成分（尤其是SiO2的含量）决定了气泡的体积和内应力的大小。
（3）气泡化后的岩浆上升到一定的高度（碎屑化面之上），当气泡含量增加到占岩浆总体积的75％时，或由于外压的降低导致气泡爆破，原来连续的岩浆就会形成被气体分割的火山碎屑流。对于富含挥发组分的酸性岩浆来说，这一过程将在岩浆通道上部发生，因此喷发物多为火山碎屑物，喷发方式以爆发方式为主，而对于低粘度和低挥发组分的基性岩浆来说，则往往未经碎屑化就喷出地表，喷出物多为熔岩流，喷发方式以溢流方式为主。
⑻ 岩浆的密度是多少
岩石的密度为2.5×10的立方 千克/立方米
⑼ 岩浆加上水是什么
你这个问题很奇怪,岩浆遇水后会蒸发,水的蒸发可以携带大量热量散失,岩浆散失热量后会变为坚固的岩浆岩.不是灭掉.多少升水能灭一升岩浆,要看水的温度和岩浆喷出时的温度.水的比热容是4.2×103J/（KG℃,岩浆的不知道.你有了岩浆的温度（N）和比热容（M）就可以计算了.