熔浆(熔浆和岩浆的区别)

2024-06-09 02:20:01生活百科28

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一、什么是熔岩地质

1、地质泛指地球的性质和特征。主要是指地球的物质组成、结构、构造、发育历史等，包括地球的圈层分异、物理性质、化学性质、岩石性质、矿物成分、岩层和岩体的产出状态、接触关系，地球的构造发育史、生物进化史、气候变迁史，以及矿产资源的赋存状况和分布规律等。

2、熔岩是指喷出地表的岩浆，也用来表示熔岩冷却后形成的岩石。熔岩在熔融状态下的流动性随二氧化硅的增加而减弱，基性熔岩粘度小易于流动，酸性熔岩则不易流动。由于熔岩化学成分的不同或火山环境的差异，熔岩有多种表现形式。

3、绳状熔岩表面光滑，轻微起伏或呈宽丘形。液态熔岩流在具有静态可塑性的表层下面反覆拉曳和褶皱，使地表形状酷似缠绕的绳卷。与绳状熔岩不同，渣状熔岩表面非常粗糙，覆盖一层疏松碎块，两侧各有一大片缓缓流动的熔岩块，中间形成一条宽86515公尺(米)的窄带。稀薄的玄武岩熔岩流通常含有许多气泡。厚熔岩流的热量能保持很长时间，凝固前大部气体已经逸出，因此所含气泡较少，结构致密。绳状熔岩和渣状熔岩流的化学成分可能完全相同。事实上，熔岩流离开火山口时成分是相同的，而在向下滑动时，绳状熔岩变成了渣状熔岩。黏滞度愈大，坡度愈陡，绳状熔岩变成渣状熔岩的可能性就愈大。反之则不会发生这种变化。安山岩熔岩或中性熔岩形成另一种类型的块状熔岩流。与渣状熔岩相似，顶部也布满疏松的碎石，不过形状比较规则，大多数呈多边形，各个侧面相当光滑

二、熔浆体系与流体体系的运动学

在透岩浆流体成矿作用理论框架下，将岩浆体系看做是熔浆体系与流体体系的混合体系，它们因相互需要而耦合在一起，并因解耦而发生成矿作用(罗照华等，2007a)。一方面，流体中成矿元素的溶解度随压力变化，暗示深部流体必须快速上升才能导致成矿作用;另一方面，岩石圈以低渗透率为特征，深部流体不可能通过渗透的方式快速上升。文水-日照地学断面的讨论已经证实了这一点，岩石圈的渗透率随温度升高而增加。当岩石圈-软流圈的某个深部位置存在流体阻隔层时，其下部就有可能形成流体富集带。一旦这个阻隔层遭到破坏，就可能导致大规模成矿作用，这大概是岩石圈灾变与成矿作用密切相关(邓晋福等，1999a;毛景文等，2005)的真正原因。

如前所述，根据透岩浆流体成矿理论，岩浆体系中的流体实际上包括两个部分:溶解于熔浆中的流体和从体系外加入的流体。这种理解可以缓解高温岩浆贫挥发分和低温岩浆缺乏上升能力之间的矛盾。按照这种解释，成矿相关岩浆应当是流体过饱和的。由于熔浆的可渗透能力很强，且具有产生对流分异的能力，为什么过饱和的流体不会逃逸呢?让我们先来看看泥石流的发生过程。

作为一种地质灾害，泥石流发生的动力学过程引起了广泛的关注。尽管至今仍存在许多问题，相对于岩浆过程来说还是要详细得多。因此，可以借鉴泥石流方面的研究成果来探讨岩浆的运动机制。与岩浆体系相比，泥石流可以看作是由水和固体物质(如泥沙、石块)组成的混相流体(张万顺等，2006)，具有低温的特性;而岩浆体系则是熔浆体系与流体体系的混合体系，具有高温的属性。可见，其相似之处是都为两相组成，且都是流体相过饱和。

泥石流含有大量的固体物质，它的前锋一般是一股浓浊的洪流，其中泥沙、石块等的体积最高可达80%，形成高达几米至十几米的“龙头”倾斜而下。反过来说，泥石流中的水流体含量至少为20%，这样的性质表明泥石流是水过饱和的。泥石流在地表运动过程中可以保持水过饱和状态暗示动能消减了固态物质沉淀和水流体溢出体系的潜力，甚至直径大于2m的大石块也常漂浮于泥石流之上(黄宗理等，2006)。

据此，泥石流发生的外部条件主要包括3个:陡峭的地形(地貌条件)、大量的松散固体物质(土源条件)和水(水源条件)。泥石流的驱动力主要是重力，与地形坡度有关，也与水流体的含量有关(兰恒星等，2007)。因此，泥石流发生的基本过程可以理解为:在大量水流体的作用下松散固体颗粒之间的摩擦力减小，地形的影响导致了块体的重力不稳定性，从而使泥-石-水流体混合物获得了势能;一旦泥石流开始运动，体系就获得了动能，高速运动泥石流中的水流体和固体物质的不规则运动将妨碍固体物质的沉淀和水流体的溢出;通道的横截面积变化将导致流速的改变，水流体的溢出将意味着泥石流事件的终结。据此可以推测，岩浆体系中的流体也可能因高速运动而保留下来。流体的介入不仅大大减小了熔浆的黏度及其与通道的摩擦力，而且减小了岩浆的密度是其获得了更大的浮力，这两方面的有利因素相结合，可以保证含矿岩浆的高速运动。

在透岩浆流体成矿作用理论的框架下，岩浆体系与泥石流体系具有十分相似的特征。由于额外流体(透岩浆流体)的补给，岩浆是流体过饱和的，暗示岩浆具有较低的密度和黏度，因而在通道条件允许的条件下可以向上快速运动，甚至可以自开辟(self-propaga-tion)上升通道。因此，流体在运动过程中将很少被散失，这种特点与泥石流是一致的。但是，与泥石流明显不同，岩浆具有高温的属性，在向低温域上升的过程中不可避免地会导致热量的散失，并因而导致黏度的增加和渗透率的减小。由此，岩浆体系温度下降的速率也影响流体的逸出和最终的分布特征。

据此，罗照华等(2007a)推测了几种可能的情况，用于表述熔浆体系与流体体系的相互作用(图5-16)。以斑岩型矿床为例，在熔浆-流体混合体系中，含矿流体逃逸的可能性也应当取决于体系的上升速度和过冷度，或者说取决于岩浆的规模和侵位的深度。

图5-16高位侵入体中熔浆体系与流体体系的相互关系(据罗照华等，2007a，经修改)

当混合体系上升且冷却速度足够快时，流体体系仅位于斑岩体的深部(图5-16a)。这时，含矿流体体系就像安放在熔浆体系下部的助推器一样，推动熔浆快速上升侵位。反之，上覆的熔浆体系好似一个流体阻隔层，阻止含矿流体向上运动。在这种情况下，岩体可能不含矿，或者只含贫矿，但深部有发现矿体的可能性。因此，岩体剥蚀不够深时，这样的小岩体被视为无矿岩体(图5-16a，上部)

如果混合体系的上升速度稍慢，且岩浆的黏度足以阻止含矿流体体系逃逸，成矿作用将完全局限在斑岩体内部(图5-16b)。由图5-16b可见，平面上成矿体系将限于岩体内部。这是典型的斑岩型矿床的成矿特征。在这种情况下，岩浆体将具有从外向内、从上向下冷却的特征，其岩石结构梯度应当是明显的。同时，由于流体的析出可以划分为3个阶段，早期的高温蚀变岩浆会遭到低温改造。

当岩浆侵位深度较大或过冷度较小时，意味着岩浆上升速度较慢，也应当是流体/熔浆比较小的体系特征。这时，含矿流体有可能被释放到接触带中参与成矿作用(图5-16c)，当围岩为化学边界层或存在构造孔隙时尤其如此。但是，由于深部流体的不断涌入和岩浆体的逐渐冷却，斑岩体也可能捕获部分成矿物质。由此，在图5-16c成立的条件下，可以预期斑岩型矿床与矽卡岩型矿床的共生组合。作为一个推论，如果总金属量一定，斑岩型矿床的规模应当与伴生的矽卡岩型矿床成反比。芮宗瑶等(1984)的研究可以作为这种推论的证明。根据他们的研究，与斑岩铜矿有关的成矿作用中，矿体的赋存部位与岩浆的侵位深度密切相关，等效于矿体赋存部位与斑岩冷却速度有关。随着含矿斑岩体侵位深度的不同，矿体在斑岩体内部与围岩中分配比例大有差别，侵位浅者，例如马拉松多斑岩体推测侵位深度大约为0.5km，几乎全部矿体产于斑岩体中;玉龙代表中等侵位深度，推测大约为1.5～2km，2/3矿体产于斑岩体中，1/3矿体产于围岩中;德兴矿田的铜厂和富家坞代表中深侵位，推测侵位深度大约为3km，1/3矿体产于斑岩体内，2/3矿体产于围岩中(芮宗瑶等，1984)。

假如岩浆上升速度足够慢，允许含矿流体完全逃逸，斑岩体将不含矿(图5-16d)。但是，由于含矿流体大规模进入围岩中，围岩中应当发育脉状矿床。

这种基于对比分析推导的熔浆-流体相互作用过程是常见的，与东秦岭-大别山地区的钼矿床具有很好的对应性。

三、熔浆是什么

熔岩其实就是在高温状态下熔化了的岩石，也就是液态的岩石，粘稠度很高。温度一般在700度到1200度，低温冷却后就变回固态的岩石。熔浆可以是在火山爆发时从火山口喷流出来，也可以是沿断裂溢流出来。熔浆的化学成分不同，冷却凝固后所形成的岩石也不同。基性的喷出岩为玄武岩，中性的喷出岩为安山岩，酸性的喷出岩为流纹岩，半碱性和碱性喷出岩为粗面岩和响岩。喷出岩多具气孔、杏仁和流纹等构造。多呈玻璃质、隐晶质或斑状结构。玻璃质的黑曜岩、珍珠岩、松脂岩、浮岩等喷出岩称为火山玻璃岩。广义的喷出岩包括各种熔岩和火山碎屑岩。火山碎屑岩主要是由火山作用而形成的各种碎屑物堆积而成的，往往混有一定数量的正常沉积物或熔岩物质。