岩浆水流体相的分离

(一)岩浆水溶相的形成

岩浆冷却过程中第三种重要的物质分异作用是挥发分的分馏,以水为主的挥发分的逸出携带着大量的溶解盐和金属元素,形成岩浆期后的热水溶液。挥发分相从结晶的岩浆中分离,也是一种水—岩体系,但又有某些特殊性,即是一种形成在高温高压环境中的气相(或水溶液相)—熔体—晶相的复杂体系。与岩浆体系和热液体系相比,处于岩浆—热液之间的过渡体系是非常复杂的多组分多相耦合的复杂体系,该体系对社会和经济发展有巨大影响的地质事件,包括改变大气圈特征的气体释放、火山爆发、热液蚀变以及岩浆—热液矿化的产生等都有重要影响。近二十多年来,对该体系进行了更为深入精细的研究,如2004年ChemicalGeology210 卷的 1-4 专辑:Themagmatic to hydrothermal transition and its bearing on ore-forming processes。其中收录的十余篇文章,研究涉及各种分析和实验方法,许多聚焦在矿化体系的流体和熔体包裹体方面,主要目的就是要更好的理解岩浆挥发分的作用以及岩浆—热液过渡过程对于上述地质事件的重要意义。

1岩浆水来自哪里

地球形成早期大气圈和地球表面水含量非常低,直到地壳稳固雨水在地表聚积后才发育早期海洋。据现存早太古代沉积物和水下沉积火山岩,38 亿年前形成了基本水体——海洋。地球早期水主要由两部分组成:来自地球深部侵位到地壳中火山岩浆的去气和受到彗星撞击带来的水,称为初生水 (juvenile water)。地球上的水随板块构造成为地质作用的主控因素,开始经历广泛再循环,由岩浆活动带至地表的大部分流体不再是初生水,而是岩浆水。

浸透海水的蚀变和水化洋壳的消减作用,可以解释大多数与岛弧有关安山岩和玄武岩浆中的水含量。因此,与岛弧有关的岩浆含有来自原生、幔源流体以及海水的溶解水,部分也可能来自大气降水。有趣的是,在地壳底部聚集的其热量可以触发下地壳的深熔作用以形成花岗岩熔体的含水玄武岩,可以将它们的水贡献给这些熔体。Whitney (1989)提出一个长英质岩浆房被密度更大的镁铁质岩浆的底侵可以造成在壳幔边界层之间元素和挥发分的扩散输运。

然而,存在于花岗岩浆中的大部分水主要源自地壳中熔融形成岩浆的矿物的脱水作用。“无水”或脱水熔融概念 (即熔融产生于岩石中不存在自由水的情况下)被认为是地壳中花岗岩形成的真实模式。考虑三种基本矿物如白云母、黑云母和角闪石的相平衡就可以很好地解释该过程。虽然详细的反应非常复杂,但是与白云母、黑云母和角闪石脱水熔融有关的平均地温梯度的近似条件展示于图4-33中。这些矿物的含水量从白云母的8%～10%降低到黑云母的3%～5%和角闪石的2%～3%。这些矿物分解后形成的熔体中水的活度变化很大。一个源自含白云母母岩深熔作用形成的岩浆可能比源自含角闪石母岩深熔作用形成的岩浆含有更高的溶解水量。主要含有白云母的源区物质和沿着25℃/km地温梯度递进掩埋作用将在点A开始熔融,最初形成岩浆中水的含量将为74%。如果主要含水相是黑云母的源区物质,将会在更高压力和温度下的点B开始熔融,最初形成的岩浆含水只有33%。同样,一个角闪石原岩的脱水熔融只能在更高的温度压力下形成熔体 (点C),且含水量只有27%。很明显,源自地壳不同深度组成不同的花岗岩自形成之初就有非常不同的含水量。

图4-33 与 25℃·km -1 地温梯度有关的含白云母、黑云母和角闪石脱水熔融的温度压力图

(据Robb,2005)

形成于 A、B、C点的熔体相应有不同的初始含水量;花岗岩和玄武岩固相线处在水饱和条件下。含水量:白云母 8%～10%,黑云母 3%～5%,角闪石 2%～3%

很清楚,随着花岗岩浆持续不断地构建大陆,将有相当大体积的岩浆水被带进地壳中。要指出的是,含白云母或含白云母+黑云母源岩 (由自然界的变沉积岩为代表)的熔融可能产生过铝质的 S 型花岗岩,因此,与大多数 Sn-W-U 矿床共生的花岗岩相对“较湿”,含有较高含量的初始水。在成因上,S 型花岗岩与 Ishihara (1977)提出的相对还原的“钛铁矿系列”花岗岩类似,后者继承了含石墨变沉积岩熔融的低氧逸度特征。与此对比,含黑云母或黑云母+角闪石源区物质 (由变火成岩代表)的熔融将产生准铝质的I型花岗岩。全球的斑岩Cu-Mo 矿床系列与其共生,与 S 型花岗岩相比相对更“干”。Ishihara (1977)的“磁铁矿系列”花岗岩常 (并非总是)与 I 型花岗岩相当,且具有高氧逸度的特征。

2硅酸盐岩浆中水的溶解度

从上面的讨论很清楚,源自不同大地构造位置的岩浆可能具有不同的初始水含量,部分是熔融过程中源区物质提供水量的函数。然而,特定岩浆中能够溶解的含水量存在一个上限,这由水在特定岩浆中的溶解度所限定。硅酸盐熔体中水的溶解度主要决定于压力,一定程度上还有温度。图4-34 表示经实验确定的水在玄武岩、安山岩和花岗岩或伟晶岩组成的熔体中的溶解度。实验指出,岩浆中水的溶解度强烈依赖于压力,地壳底部 (约为1GPa)的岩浆能够溶解的水量在 10%～20%之间。由图可见,在特定压力下,长英质熔体能够溶解的水含量大于镁铁质熔体。

图4-34 实验确定的玄武岩、安山岩和花岗伟晶岩熔体中水的溶解度

(据Robb,2005)

水的溶解度强烈依赖于压力,在地壳底部 (10MPa)压力下,岩浆能溶解 10%～20% H2 O。长英质熔体水的溶解度高于镁铁质熔体

溶解在岩浆中的水基本上呈羟基 (OH)形式存在,虽然在更高压力下水也可能以离散的水分子 (H2 O)存在。水在硅酸盐岩浆中的溶解度受下面的平衡反应所制约:

地球化学

式中:O0 是岩浆中连接或聚合硅酸盐结构的桥氧。溶解在熔体水分子内的 H+使熔体中一个Si—O键断开,H+与该Si—O键中桥氧O2-结合,形成两个单位OH-。与高度聚合的花岗岩熔体相比,低黏度玄武岩中所含桥氧的比例较小,因此玄武岩熔体中几乎没有多少能够容纳OH-的O0 位置,这就是玄武岩熔体没有能力溶解如花岗岩熔体所溶解那样多水的原因。然而在高压下,熔体中水的溶解度基本上独立于岩浆的组成。总而言之,溶解在任何岩浆中水的摩尔份数(摩尔份数的平方)与岩浆中水的逸度( 或非理想溶液中的有效浓度)成正比,同时强烈地依赖于压力。图4-35 给出作为压力和水逸度的函数,溶解在含水熔体中水含量的变化。低压下,水的总溶解度低,OH 物种是溶解在硅酸盐岩浆中的水物种,而在较高压力下,水的溶解度主要受分子水的控制。

地球化学

(据Robb,2005)

作为包络线的黑粗线为水饱和线

3Burnham模式

Burnham (1967,1979,1997)的先驱性工作强调了形成水饱和岩浆的地段和朝向侵入体顶部就位过程的重要性,以及它们对与矿床有关花岗岩类形成的意义。通过 Whitney (1975,1989),Candela (1989,1991,1992,1997),Shinohara (1994)及其他人的持续努力,上述概念激励出更多的富有成果的研究,持续受到实验和理论的精心提炼和改进。

当一个花岗岩浆结晶时,液相线上的矿物集合体主要受无水矿物的控制,通过类似于瑞利分馏的过程,溶解的不相容组分,包括 H2 O 和其他挥发性物种的浓度增加。在结晶序列或早或晚的某一阶段,花岗岩浆将变得水饱和,导致一个水溶流体从硅酸盐熔体中出溶形成一种具有独特化学性质的相。这一过程被称为水饱和 (H2 O 饱和),也经常被称作“沸腾”或“气相饱和”。由于水溶流体的密度 (通常小于或约为 1g/cm3 )比花岗岩浆的密度 (约为251g/cm3 )低得多,这种流体将上升和聚集在岩浆房的顶部或冷凝壳 (carapace)中。虽然岩浆中一些初始的 OH-可以被利用以形成含水的造岩矿物 (如黑云母和角闪石),但是以上述方式形成的岩浆—热液水的数量还是十分可观。

图4-36 示意地表示了最初含水约27%的高位 (深度约 2km)花岗岩侵入体中饱和水岩浆带形成的概念。在这样浅的深度,水饱和是在约10%的岩浆结晶后达到的,此时残余岩浆中的水量达到33%。

图4-36 经历渐进结晶作用的一个高位花岗闪长岩侵入体的剖面,表示饱和水花岗岩固相线 (S)以及饱和水溶液的残余熔浆带 (深色区)在空间上的假想位置

(据Robb,2005)

在图4-36 情形下,流体已经沸腾,这是由于平衡蒸气压力等于岩浆体系之上的负荷压力,气体 (即水蒸气+其他,如 CO2 等的挥发分)成泡状。通过压力降低即由于岩浆上升侵入或岩浆房力学破裂等所造成的蒸气饱和过程被称为一次沸腾 (first boiling),特别应用于高位浅成侵入体系。另一种情况是等压条件下主要无水矿物持续结晶造成体系中水流体相达到饱和,这一过程被称为二次沸腾 (second boiling),一般发生在深侵位的岩浆体系中,主要在结晶作用进展到一定程度之后发生。一次和二次沸腾之间的差别,更重要的是相对于岩浆固结过程 H2 O流体相饱和的时间,对于理解与矿床有关的不同花岗岩的形成具有重要意义。

除了沸腾与压力具有强相关之外,很明显,流体饱和也是初始熔体含水量的函数。与那些贫水和挥发分的体系相比,更富水和挥发分的熔体将更早地达到流体饱和 (相对于结晶作用的进程)。实验研究已经证明了压力和熔体初始水含量对于流体饱和的效应。图4-37和图4-38 比较了高压和低压下以及结晶次序和初始水含量等因素对典型花岗岩熔体达到水饱和的影响。在地壳较深部位 (约800MPa),初始熔体含有2%的水,岩浆将在约 1100℃时伴随斜长石的成核开始结晶,紧接着在较低温度的液相线上晶出钾长石和石英 (图4-37 中A-A'-A″)。水饱和是在固相线 (A')之上仅仅几度的温度和 80%以上熔体结晶后达到的。组成在 630℃时与固相线相交,花岗岩完全固结。B-B'的情况,含 12%H2 O的饱和水岩浆冷却到约 750℃晶出斜长石,750～650℃之间固结迅速,整个结晶过程都存在 H2 O。这种情况不可能出现。

图4-37 地壳深部花岗岩熔体冷却中矿物结晶次序、温度与 H 2 O 含量的关系

(据 Whitney,1989)

粗黑线为 H2 O饱和线、液相线和固相线。结晶途径是假想情况下,花岗岩初始水过饱和 (B-B')或水未饱和(A-A'-A″)矿物的结晶演化途径。Pl—斜长石;Af—钾长石;Q—石英;L—熔体;V—H2 O流体

在地壳浅部 (压力为200MPa)的情况与上截然不同 (图4-38),具有相同组成的花岗岩浆初始含水量只要有 6%～7%就能达到水饱和。这种情况下,(途径 D-D'),在有H2 O流体相存在时的结晶作用发生的温度范围比更大深度侵位的岩浆更宽。而更大深度(800MPa压力下)侵位的相同岩浆的结晶途径在水未饱和域中存在的温度范围更大。200MPa压力下,一个低初始水含量 (2%,C-C'-C″)的熔体在未饱和域中具有相当大的结晶温度间隔,如同地壳深部的情况那样,但是达到水饱和要在更高温度 (C'点,约700℃)和 60%～70%熔体结晶后。

综上所述得出如下结论:初始水含量相同,侵位到地壳浅部的岩浆达到水饱和要求的结晶程度低于侵位到深部的岩浆。岩浆组成相同,侵位到地壳浅部的岩浆达到水饱和需要的初始水含量低于侵位到地壳深部的岩浆。与深成岩浆相比,浅成高位岩浆更容易达到水饱和,更容易出溶水溶液。

图4-38 地壳浅部花岗岩熔体冷却中矿物结晶次序、温度与 H 2 O 含量的关系

(据 Whitney,1989)

粗黑线为 H2 O饱和线、液相线和固相线。结晶途径是假想情况下,花岗岩初始水过饱和 (D-D')或水未饱和(C-C'-C″)矿物的结晶演化途径。Pl—斜长石;Af—钾长石;Q—石英;L—熔体;V—H2 O流体

实验资料有力地支持了作为岩浆正常结晶序列的产物,一种水溶流体将从岩浆中出溶的概念。Burnham模式对许多矿床的形成具有重要意义。斑岩 Cu-Mo 矿床体系、浅成热液贵金属矿床以及矽卡岩型多金属矿床的成因都是与此概念化模式有关的矿床类型。

4沸腾的力学效应

束缚于花岗岩岩浆房顶部带的水溶流体对于金属的浓集影响有限,除非有机会围绕出溶流体的侵入体发生有效的循环。然而,在岩浆体内一个出溶 H2 O 流体的出现也将伴随着机械能的释放,这是由于单位质量硅酸盐熔体的体积加上低密度 H2 O 流体的体积大于饱和 H2 O的相同质量岩浆的体积。在地壳的浅部,伴随 H2 O流体形成体积的改变量,可能高达30%(P总=100MPa时),这将导致岩浆房内部的超压,必将引起围岩的脆性破裂。由于大体积岩石的膨胀一般产生于最小主应力的方向上,即通常位于水平面上,因此此类破裂造成的水力致裂 (hydrofracturing)一般形成陡倾斜的裂隙。水力致裂一般自H2 O流体产生的花岗岩体顶端 (apical)带向外辐射,扩展进入围岩中甚至到达地表。图4-39 给出了示意说明。

图4-39 穿过一个高位花岗闪长岩侵入体的剖面

(据Robb,2005)

表示围绕花岗岩体顶端部分形成的水力致裂和角砾岩筒

(二)岩浆热液的组成和特征

1关于流体的组成——石英脉能够告诉我们什么

石英脉是从通过地壳中的破裂渗流的炙热水溶热液中二氧化硅沉淀的产物。随着压力和温度的降低,水逐渐变为强有力的溶剂,能够大量溶解大多数造岩矿物。900℃和700MPa温度压力下,石英在水中的溶解度增加到约 8%。溶解在水中的二氧化硅主要作为 H4 SiO4 的形式存在。这是典型热水溶液的组成,可以解释裂隙中普遍存在的石英的产出。然而,水溶液中石英溶解度的变化相当复杂,除温度和压力外,其他参数像 pH 和盐度等都对其溶解度有影响。

2岩浆热液中的主要组分

除了二氧化硅外,水还能够大量溶解其他主量元素,如贱金属等。在一个经典实验中,Burnham (1967)在各种不同条件下将花岗岩与纯水反应,结果表明在较高压力和温度下 (10kbar和 650℃),溶液中总溶质的含量约为 9%,包括近似与花岗岩共结点 (或最小熔体)组成具有相同比例的Si、Na和 K。表明在高P-T 条件下,热液中沉淀的物质可能具有与从硅酸盐熔体 (即石英+斜长石+钾长石近似等比例)结晶的花岗岩相同的组成和矿物。然而,随着压力和温度的降低,溶液中总溶质含量逐渐降低 (200MPa 压力下降低到约07%的最低值),相对于二氧化硅,碱金属 (Na+K)的含量也降低。因此在接近地表时,从水溶热液中沉淀的产物将主要为二氧化硅。

除了溶解像Na+、K+和Si4+等阳离子物种 (即电子接受体)外,岩浆热液也能够迁移相当数量的Ca2+、Mg2+和Fe2+以及各种阴离子物种,特别是Cl-。阴离子被称为配位体(电子给予体)。热液中还经常发现其他几种阴离子,包括HS-、 和 。这些附加组分在成矿过程中也非常重要。

3岩浆热液的其他特征

低压下岩浆热液的一个重要特征就是它们易于分离为不同密度和组成的两相。很明显,水体系相图中的所谓沸点曲线实际上就是分离低密度 H2 O与高密度 H2 O的溶离线的一部分。由于在P-T 空间的临界点之上,液体和蒸气的密度差消失,只存在一个单一“流体”相,上述差别不再有意义。随着溶解盐 (一般形成碱性氯化物络合物)被加入水中,纯水的临界点向高温和高压下迁移。

岩浆热液 (卤水)的相关系取决于溶离线,后者又与流体的压力、温度和组成有关,溶离线控制了在临界点之上是只有一个均匀的单一相 或临界点之下出现两个不混溶相 图4-40为 H2 O-NaCl体系在T-X 面上的投影图,表示了各种压力下的溶离曲线。相关系表明,60MPa下从一个花岗岩熔体中出溶的 H2 O 流体组成位于点A。这种流体必然分离为两相:一相是体积比较小、含有约78%NaCl 的卤水 (A″),另一相为体积较大的只含有 1% NaCl 的低密度流体(A')。在100MPa 压力下,相同的花岗岩熔体也将出溶两种水溶液(点B),但两相具有不同的组成。这种情况下,卤水含有53%NaCl (B″),而另一相流体只含有 2%NaCl (B')。然而,200MPa压力下(点C)的花岗岩处在溶离线之上(已经出图),只能出溶单一的约含125%NaCl 的均一相流体。要指出的是,流体中CO2 的存在将促使在更高压力下发生不混溶,这是这种普通气体在成矿过程中所起的一个重要作用。由于金属在溶质含量高的卤水和更纯 H2 O 之间的分配差异很大,因此从花岗岩岩浆中出溶的 H2 O流体相的上述特征对于理解成矿作用非常重要。

图4-40 表示 50～175MPa 之间不同压力下溶离线的H2O-NaCl体系投影图

(据Robb,2005)

图中对一个均匀水溶液能否分离为两种不混溶相作出了限定

　　通过对火山的观察、岩浆岩的研究和地球物理资料的分析认为，在地壳深部或上地幔的局部地段中存在一种炽热的、粘度较大并且富含挥发分的硅酸盐熔融物质。这种处在1 000度左右高温下的物质在常压下将呈液态，但在几千兆帕斯卡的压力下很可能处于潜柔状态，具有极大的潜在膨胀力。一旦构造运动破坏了地下平衡使局部压力降低时，炽热物质立刻转变为液态，同时体积膨胀形成岩浆。可见，岩浆（magma）是在地壳深处或上地幔形成的、以硅酸盐为主要成分的、炽热、粘稠并富翁挥发分的熔融体。

　　岩浆形成后，沿着构造软弱带上升到地壳上部或喷溢出地表．在上升、运移过程中。由于物理化学条件的改变，岩浆的成分又不断发生变化，最后冷凝成为岩石，这一复杂过程称为岩浆作用（magmatism），所形成的岩石称为岩浆岩（magmanc rock）。根据岩浆是侵入地壳之中或是喷出地表，岩浆作用可分为侵入作用和喷出作用；相应地，所形成的岩石分别称为侵入岩和喷出岩（或火山岩）。

　　根据SiO2含量，岩浆可分为四种基本类型，即酸性岩浆（SiO2>65％）、中性岩浆（52%～65％）、基性岩浆（45％～52％）和超基性岩浆（<45 ％）。随着Si02含量减少，岩浆中MgO、FeO含量增多，岩浆的颜色加深，相对密度增大，粘度变小。

　　一、喷出作用

　　（－）火山喷发现象与喷发类型

　　喷出作用又称为火山作用（volcanism）。火山喷发过程极为复杂，在不同地区以及不同的岩浆作用阶段，所喷出的物质和喷发类型备不相同。有的喷发很平静，岩浆沿裂隙通道上升，缓慢地流出地表，边流动边冷凝；有的非常强烈，岩浆喷出时具有猛烈的爆炸现象，可将大量的气体、岩浆团块和固体碎屑喷射到火山口以外，在火山口上空形成巨大烟柱。

　　1985年11月13日，哥伦比亚托马利省一座沉睡了400年的内瓦多德尔鲁伊斯火山突然爆发，周围几个城镇被七八米厚的岩浆、石块和火山灰掩埋，造成两万多名居民死亡。我国较晚的一次大规模火山活动是黑龙江省德都县五大连池的火山喷发，始于1719年，l 720～1721年大量喷发，结果造成熔岩阻塞白河河道，集水形成五个相互联系的堰塞湖，即五大连池。

　　随着地球演化和地壳加厚，火山活动有逐渐减弱的趋势。根据火山活动的时间，可将火山分为：死火山，即人类历史以来不再活动的火山；休眠火山，是在人类历史上曾有过活动而近百年来停止活动的火山；活火山，是现在正在活动或近百年来有过活动的火山。死火山也有可能再度活动而变为活火山。我国台湾屏东县的鲤鱼山火山（1980年7月7日爆发）即为活火山。

　　由于岩浆的化学成分、物理性质、火山通道的形状及喷发环境等的不同，因此，喷发类型是多种多样的。按火山通道的形状，可分为裂隙式喷发和中心式喷发。

　　l 裂隙式喷发（fissure eruption）

　　岩浆沿一个方向的大断裂或断裂群上升，喷溢出地表，称为裂隙式喷发。这种喷发火山口不呈圆形，而是长达数十公里以上的断裂带，或者火山口沿断裂带成串珠状排列，往下可连成墙状通道。裂隙式喷发以粘性小、流动性大的基性熔浆为主，多表现为沿裂隙缓慢溢出，然后沿地面向各个方向流动而形成熔岩被，面积可达几十万平方公里，厚达几百米甚至超过千米。在地质历史早期，由于地壳较薄，因而火山喷发以裂隙式为主。现代或近代裂隙式喷发主要局限在大洋中脊和大陆裂谷带上。大洋中脊上的裂谷，是全球规模的张裂系统，由于其反复裂开和玄武质岩浆的喷发与充填，构成了洋壳的一部分。大陆上的裂隙式喷发，如四川峨眉山二叠纪玄武岩，覆盖了四川、云南、贵州3省交界的广大地区。

　　2 中心式喷发（central eruptton）

　　喷发物沿火山喉管喷出地面，平面上成点状喷发，称为中心式喷发。火山喉管多位于两组断裂的交叉点上。这种喷发是中、新生代以至现代火山活动的主要方式，可能是由于地壳逐渐加厚、压力增大，多数情况下岩浆只能沿着断裂交叉处形成的通道往上运移的缘故。中心式喷发常伴随有强烈的爆炸现象，除喷出大量气体外，还喷出大量碎屑物质，最后溢出熔浆。按照爆炸的强弱程度，可将中心式喷发分为猛烈式、宁静式和递变式3种。

　　猛烈式又称培雷式，以猛烈爆炸的形式出现，具突然性特点，会给入类带来巨大灾难。这种喷发以中酸性岩浆为主，由于其含气体多、粘性大、流动慢、冷凝快，因此常在火山喉管中凝固，像“塞子”一样堵住火山通道。随着下部岩浆的不断聚积，内部压力积累得极为强大，当压力大于“塞子”阻力时，就会发生骤然的猛烈爆炸。岩石被炸碎，大量气体、岩屑和岩浆团块喷向天空，然后再降落到火山口周围堆积。这类火山以西印度群岛上的培雷火山为代表。1902年5月8日，培雷火山突然爆发，山脚下一座海岸城市圣皮尔，在几分钟内被灼热的火山灰流所毁灭，28 000名居民除两人外全部遇难。

　　宁静式又称夏威夷式，以宁静地溢流出炽热熔浆为其特点，无爆炸现象。熔浆以基性为主，具有含气体少、粘度小、流动快的特点。以夏威夷群岛的火山为此类代表。该岛上的莫纳罗亚火山是世界上最大的活火山，它的熔浆溢出十分宁静，以致人们可到现场观看。

　　递变式是以猛烈式和宁静式有规律地交替喷出为特点，多数火山属于这种类型。通常是先猛烈喷发，喷出大量气体和岩屑，随后转为宁静地溢流出熔浆，反复交替出现。著名的意大利维苏威火山属于这种类型，该火山喷发具有明显的周期性。

　　由于岩浆性质和气体数量的变化，可造成一座火山在不同时期属于不同的喷发类型，如早期为猛烈式，后期为宁静式，以后又变为猛烈式，出现周期性的更替。

　　（二）喷出作用的产物

　　1．火山喷出物

　　火山喷出的物质有气态、液态和固态3种。

　　（1）气态喷出物

　　火山从开始喷发至终止时都有气体喷发。在岩浆向上运移过程中，上覆岩石的压力逐渐降低，溶解在岩浆中的挥发性组分就以气体的形式分离出来。岩浆喷出后压力降低，更多的气体就进一步释放出来。气体中以水蒸气为主，含量常达70％以上；此外有CO2、SO2、N2、H2S以及少量CO、H2、HCI、NH3、NH4Cl、HF等。

　　气体的喷出状况能预示火山活动的进程。如果气体喷出量越来越多，硫质成分越来越浓，温度越来越高，这就是大规模火山喷发即将来临的预兆。如果气体喷出量逐渐减少，CO2成分增多，硫质成分减少，温度降低，则表明火山活动逐渐减弱。

　　火山喷出的气体不是全部逸散，其中有相当部分直接由气体凝固成凝华物堆积在火山口附近，常见的有硫磺、氯化铵、氯化钾、硫化砷等，有的可形成矿床。

　　（2）液态喷出物

　　火山喷出的液态物质称为熔浆。熔浆与岩浆的差别在于熔浆挥发分较少。与岩浆分类相似，按Si02含量熔浆主要可分为酸性、中性和基性3类，而超基性熔浆为数不多。不同类型熔浆粘度不等，因而流动性不同。熔浆冷凝后形成的岩石称为熔岩（lava）。

　　基性熔浆SiO2含量低，挥发组分较少，温度高（约l 000～1 200 oC），冷却慢，粘性小，流动快。冷却后形成颜色较深的岩石，称玄武岩。当基性熔浆表面冷凝成塑性薄壳，而下面熔浆仍继续流动时，就会拖曳上部薄壳使其产生波状起伏，形成波状熔岩（wave lava）；如果下面熔浆还继续流动，使上部薄壳被拖引成绳状构造，则形成绳状熔岩（ropylava）。酸性熔浆富含SiO2和挥发组分，Κ、Na含量比Fe、Mn含量高，温度较低（多为800～1 000oC），冷却快，粘性大，流动慢。冷却后形成颜色较浅的岩石，称流纹岩。酸性熔浆表面迅速冷凝成薄壳并由于强烈收缩而破裂，下面熔浆继续流动，使表层薄壳再次破碎并翻滚、粘结，形成块状熔岩（block lava）。中性熔浆SiO2和挥发组分的含量以及其它性质介于酸性和基性熔岩之间，所形成的岩石称为安山岩。

　　枕状熔岩为基性岩浆水下喷发的产物。基性熔浆在水下凝固时首先表面结成硬壳，并由于冷却收缩而出现裂隙，而壳内的熔浆尚未固结，这样熔浆就可能从裂隙中流出；流出的熔浆表面又形成冷凝的硬壳，由于冷却收缩及内部压力硬壳又发生破裂，尚未固结的熔浆又从裂缝流出；结果使整体熔浆分成许多小股熔浆，最后冷凝固结，并因在完全硬化前受重力作用与周围物体的互相挤压而成为枕状体，形成枕状（pillow lava）。

　　熔浆在冷凝固结过程中，如果成分均匀，地形平坦，而且缓慢冷缩，就可能围绕—大致成等距离排列的凝结中心收缩，从而形成垂直于冷凝面的裂隙，把岩石分割成多边柱状体，这种裂隙称为柱状节理。最常见的是玄武岩中的六边形住状节理，其次有五边形、四边形、七边形等。福建第三系玄武岩、峨眉山二叠系玄武岩中的柱状节都很发育。

　　（3）固态喷出物

　　由于气体的膨胀力及其所派生的冲击作用，使火山喉管及火山口附近的岩石被炸碎抛射出来，未冷凝的岩浆呈团块、细滴喷射出来并在空中或落地后凝结为固体，它们均于固态喷出物，统称为火山碎屑物，可分出火山弹、火山块、火山砾和火山灰四种基本类型。

　　火山弹（volcdnic bomb）是一种岩浆喷发物，喷离火山口时为炽热的熔浆团，而后在空中旋转运移时，发生不同程度的冷却或固结，落地时可呈现不同的形态。如落地时表层固结，可形成纺锤形火山弹、麻花状火山弹；如表层基本未固结，则形成饼状或不规则状火山弹；如整体基本固结，则呈暗色不规则渣状块体，多气孔，表面锯齿状，称为火山渣，是最常见的一类火山弹。火山弹平均直径大于64 mm，最大可达6 m（长径）以上。

　　火山块粒径与火山弹相当，也是大于64 mm，但喷发时是固态的岩石碎块，多呈棱角状至次棱角状。火山块主要由火山通道及其附近早先形成的岩石破碎而成。火山砾粒径为2～64 mm，火山灰粒径小于2 mm，它们在喷发时可以是液态的，也可以是固态的。

　　火山碎屑物大部分降落到火山口附近，置环状分布，由内向外颗粒由粗变细。火山喷发的碎屑物有时数量极多，散落面积很广，如1883年印度尼西亚克拉克托火山爆发，碎屑物总量估计达2．5×l09m3，细小的火山灰被带到大气层的上层，而后随大气飘移散落全球。火山碎屑物经堆积、压实、胶结或熔结而形成的岩石，称为火山碎屑岩。不同期次喷发物形成的火山碎屑岩逐层堆积，因而可有较好的成层性。

　　2．火山地形

　　中心式火山喷发形成的地形常置锥状，称为火山锥。由于火山喷发类型不同，

　　因而火山锥也是多种多样的。主要由熔岩组成的，称为熔岩锥，坡角常仅有2°～l0°，很少大于15°。主要由火山碎屑岩组成的，称为火山碎屑岩锥．坡角约30°～40°。由熔岩与火山碎屑岩互层组成的称为复合锥，坡度常小于35°，世界上较大的火山都属于这种类型，如日本富士火山，海拔高度为3 776 m。

　　在火山锥顶部常有低洼的部位，略呈圆形，边缘很陡，火山物质由此喷出，称为火山口。火山再次喷发时可以将原有的火山口炸掉一部分，使火山口顶部扩大，成为更大的洼地，叫破火山口。火山喷发停止后，火山口积水就成为火山口湖，如吉林长白山主峰白头山天池就是一例。与火山口相连的岩浆通道叫火山喉管（也称火山颈）。与喷出岩相比，岩浆充填火山喉管而凝结的岩石一般结晶较好，呈致密状。在长期风化剥蚀之后，火山喉管中比较耐风化的熔岩往往残留在平地，成为突出的孤立山峰。

　　裂隙式火山喷发常可形成熔岩流与熔岩被。从火山口或火山裂隙溢出的熔浆沿山坡或河谷顺流而下，有的呈狭长的带状，有的呈宽阔平缓的舌状，冷却固结后称为熔岩流，当熔岩流遇到陡崖时可形成熔岩流瀑布。当喷发量很大时，熔浆可铺成一大片，被覆在地面上，而后冷凝，称为熔岩被。

　　二、侵入作用

　　岩浆侵入地壳中但未喷出地表时称为侵入作用，侵入的岩浆冷凝后形成的各种各样的岩浆岩体称为侵入体（intrusive body），侵入体周围的岩石叫围岩。由于承受上覆岩石的压力，因而岩浆具有向压力较低的构造软弱带侵入的趋势。岩浆在向上运动时，以巨大的机械压力沿着围岩的软弱部位挤入，同时以高温熔化围岩，从而占据一定的空间。根据岩浆侵入深度的不同，可分为深成侵入作用（深度>3km）和浅成侵入作用（<3km），相应地，侵入体也分为深成侵入体和浅成侵入体。

　　（－）深成侵人体

　　深成侵人体形成时的温度和压力均较高，因而岩浆冷凝缓慢，岩石多为全晶质中粗粒结构。岩体规模较大，常见的有岩基、岩株两种。围岩受岩浆高温影响，变质现象较强，范围较广。

　　岩基（batholith）是侵入体中规模最大的一类，面积大于100 km2，最大可达数万平方公里。平面上一般呈长圆形，长数十公里，甚至几干公里，宽可达100 km以上。岩基一般为中酸性岩浆冷凝而成，多由粒度较粗而成分稳定的花岗岩或花岗闪长岩等组成。我国东部地区以及秦岭、天山、阿尔泰山等地均有规模巨大的花岗岩类岩基。

　　岩株（stock）是一种常见的侵入体，平面上近圆形或不规则状，接触面较陡，规模

　　较大，出露面积小于100km2。有的岩株独立产出；有的向下与岩基相连，为岩基的顶部突起部分。北京周口店的房山花岗闪长岩体就是一个比较典型的岩株，其出露面积56Km2平面上近圆形，接触面较陡，并略向围岩倾斜。呈小岩株产出的岩体在找矿上十分重要。如鄂东大冶一带的中酸性岩株，在接触带上有丰富的铁、铜、金矿床。

　　（二）浅成侵入体

　　浅成侵入活动接近地表，岩浆冷凝较快。矿物结晶颗粒细小，岩石常为中细粒结构或斑状结构。浅成侵入体的规模一般较小，可见底部边界，常见的有岩床、岩墙、岩盆、岩盖等。岩石类型从酸性到基性都有，与内生矿床形成时期相近，彼此经常共生。

　　岩床（sill） 又称岩席，是厚度较小而面积较大的层间侵入体，与其顶、底板围岩平行，接触面平坦，中部稍厚，向边部逐渐变薄以至尖灭。岩床的厚度差别很大，大的可达上千米，小的仅几十厘米。如果岩浆粘度小、流动快，就可形成面积很大的岩床。岩床以基性岩常见。

　　岩墙（dike） 厚度比较稳定且近于直立的板状侵入体，长度为厚度的几十倍甚至几千倍，厚度一般几十厘米至几十米，长几十米甚至几千米。在一个较大区域内，岩墙很少单一产出，常常是几十条、几百条有规律地分布，形成岩墙群。岩墙又可称岩脉。也有人把规模小、形状不规则或贯入在岩体之中的脉状岩体称为岩脉（vein）。

　　岩盆（lopolith） 中央部分厚度大，边缘厚度小，中间微向下凹的盆状侵入体。岩盆是岩浆侵入到岩层之间，其底部因受岩浆的重力而下沉，故中央凹陷；或岩浆侵入到构造盆地中而形成的。岩盆的岩性多为基性，平面形状为圆形或椭圆形，规模一般较大，直径数公里到数百公里，厚度最大者可达千米以上。

　　岩盖（laccolith） 又称岩盘，是上凸下平的穹窿状侵入体。由岩盖中部到边部，其厚度迅速变小而尖灭。岩盖规模一般不大，底部直径约3～6 km，最厚处通常小于1 km，地表出露形态常为圆形、椭圆形。岩盖的岩性以中酸性岩为常见，由于中酸性岩浆粘度大，延伸不远，将上覆岩层拱起而成盖状。

贮存并运动于溶蚀洞隙中的地下水称岩溶水。它不仅是一种具有独立特征的地下水，同时也是一种地质营力，在流动过程中不断溶蚀其周围的介质，不断改变自身的贮存条件和运动条件，所以岩溶水在分布、径流、排泄和动态等方面都具有与其他类型地下水不同的特征。”

2018年12月，随着探月工程嫦娥四号任务的实施，玉兔二号也随之登上月球表面，这一次实现了人类的另外一个创举，就是“玉兔”二号成功的着陆在月球的背面。由于月球总是只有一面朝向地球，我们称之为月球正面，而另外一面，就是月球背面，月球背面人类站在地球上永远观察不到，且环境较为复杂，可以说“玉兔”二号成功着陆月球背面是具有非常大的难度的。

月球车玉兔二号成功地执行任务，在月球背面发现了一种神秘的新物质。中国国家航天局将这个新物质称之为“具有神秘光泽的凝胶”，这个物质是玉兔二号在一个小陨石撞击坑底发现的。该种物质到底是什么元素组成？元素结构到底如何？

可惜的是，到目前为止，对于这种物质到底是什么还只是猜测。不仅仅是探测该物质的中国科研人员，还有通过各种传媒条件获得信息的外国科研人员也都尚未有明确结果。中国科研人员远程通过使用可见光和近红外光谱仪（VNIS）对陨石坑进行了检查，通过光谱仪分析物质表面反射的光，来帮助确定其化学成分。通过频谱分析，科研人员确定了该物质的三个特点，一是物理状态是“凝胶状”，而是颜色是“不同寻常”的，三是位置处于陨石小撞击坑内。中国科研人员看起来似乎比较保守，并未给出该物质到底是什么具体成分，也没有给出地球上能找到的类似物质。

但是有外国科学家提出来这种物质可能是一种类似于玻璃的物质，这种物质曾在美国阿波罗17号从月球取得的并且带回地球的物质类似。同样在地球上也广泛存在，其形成原因是大型陨石撞击地球导致地球岩石熔融而形成的熔融石，在高温的情况下很容易产生。所以这种熔石就是位于一些陨石坑中。以上这些就是目前为止关于对该物质的最多信息，具体是什么物质还还需等待一些时日了。

不过随着我国探月工程的进一步发展，国家探月工程负责人曾经说在2035年左右实现载人登月工程。可以说，中国人会踏上月球，中国人会取得月球上采集的各种物质标本带回到地球检验，同时到那个时候各种仪器的检测精度也会更高，对于目前这种看得见却摸不到的物质将不再只是各种猜测了。

　　岩浆水一般没有药用功效。

　　岩浆中含有的或从岩浆中分化出来的水。它与深度无关，也和水的终极来源无关。

　　某些岩浆水如果从来没有在地球水圈或地表上出现过，就叫原初水或初生水（juvenile water）。但是更多的岩浆水可能只是一种再循环水，这种岩浆水是从沉积物或火山岩的重熔、部分重熔变来的。

　　含有水分，岩浆里面的水是一结合水的形式存在，所以说岩浆里面是含有水分的。岩浆是指火山在活动时不但有蒸汽、石块、晶屑和熔浆团块自火山口喷出，而且还有炽热粘稠的熔融物质自火山口溢流出来。前者被称为挥发分和火山碎屑物质，后者则叫做熔岩流。目前，我们把这种产生于上地幔和地壳深处，含挥发分的高温粘稠的主要成分为硅酸盐的熔融物质称之为岩浆。