岩浆

岩浆（Magma）是形成于地壳深部或上地幔层中，以硅酸盐熔浆为主体的地下高温熔融物质。岩浆是一种具有较大黏性的流体，温度一般为700 ~ 1300℃，不同成分的岩浆温度有所差异，同种成分的岩浆，其挥发分含量不同，温度也有明显差别。岩浆的颜色呈红色、橙色、金色、白色不等，密度一般为 2.2~3.1g/cm3，温度不同的岩浆，呈现出的颜色和密度也不相同。^[1][2][3][4]

岩浆主要形成于地壳深部或上地幔中，受高温高压或受板块运动形成熔融状态变成岩浆。其主要成分为硅酸盐熔浆，含有少量碳酸盐、氧化物等，并溶解有1%~8%以水为主的挥发性物质。^[1][2][3][4]

岩浆是多数火成岩及内生矿床的原生体，岩浆在地壳深部的高压下，具有巨大的动能、热能和化学能，可以顺着地壳的软弱地带或裂隙运移和集聚，侵入地壳或喷出地表冷凝后可形成花岗岩、安山岩、玄武岩等岩浆岩。^[5][6]岩浆的研究对于了解地球内部构造和演化过程及地球表面的物质变化有着重要意义。^[7][8][9]

岩浆多数形成于地壳深部或上地幔中，地幔层是地球岩浆形成最直接和最主要的源区，地球的地壳系统平均厚度约为33千米，分为上地壳和下地壳，上地壳厚度20千米，下地壳厚度约13~15千米；上地幔层厚度为33~410千米，在地幔层中距离地表80~200千米的区域叫做软流层。^[10]一般认为在地幔层中的软流层是岩浆的发源地。^[4][11][12]

岩浆的形成方式主要分为岩石熔融、减压融化、热传导三种。^[13][14]

岩石熔融是地壳或地幔层岩石受到高温、高压、水分和其他物质影响使其结构发生改变形成岩浆。^[13]

减压融化是指地球大部分固体地幔的向上运动至压力较低的区域，由于低压区域的上覆压力降低或减压导致地幔岩石熔点下降，进而使地幔岩石熔化并形成岩浆。^[14]

热传导是岩浆在侵入地壳时将热量传导到周围地壳当中将地壳岩石圈融化形成岩浆。热传导主要分布在会聚边界，密度较大的构造板块在俯冲或下沉时，下方的热岩石侵入上方较冷的板块导致热量传递形成岩浆。^[14]

不同源区产生岩浆类型也不相同。地幔层主要由橄榄岩组成，橄榄岩在升温、减压和流体加入下都可能发生熔融形成玄武质岩浆，其形成的岩浆种类主要有碧玄岩浆、霞石岩浆、苦橄岩浆、科马提岩浆、金伯利岩浆、碳酸岩岩浆。地壳层的岩石主要为花岗岩，主要形成花岗岩类岩浆。俯冲带分为地幔俯冲带、洋壳俯冲带和陆壳俯冲带，位于洋壳俯冲带上，受俯冲带影响洋壳易高温脱水影响形成安山岩浆（埃达克岩浆）；位于地幔俯冲带上，受靠近大洋的岛弧拉斑玄武岩影响形成碱性玄武岩浆；位于陆壳俯冲带上受俯冲带影响形成,钙碱性 I型花岗岩浆。^[15][4][13]

岩浆主要由硅酸盐和挥发组分组成。其主要成分是硅酸盐，也有少量以碳酸盐、金属氧化物、金属硫化物为主的岩浆，这种类型的岩浆被称为矿浆。岩浆中的挥发组分的含量一般小于6%，主要挥发组分为水（H2O），占挥发组分总量的60%~90%，常以蒸汽状态存在，其次还有二氧化碳（CO2）、一氧化碳（CO）、二氧化硫（SO2）、氯气 （Cl2）、硫化氢（H2S）、氮气（N2）、氟气（F2）等，挥发物的含量和成份不同影响岩浆的活动状态，不同含量的挥发物导致岩浆中矿物的熔点，岩浆的黏度与流动性也各不相同。^[4][6][16]

岩浆的主要元素是氧（O）、硅（Si）、铝（Al）、铁（Fe）、钙（Ca）、镁（Mg）、钠（Na）、钾（K）、锰（Mn）、磷（P）等主要元素，其含量最多的8种元素基本上与地壳的成分相似，这些元素也被称为造岩元素。若以氧化物的化学成分表示，其主要成分是二氧化硅（SiO2）、氧化铝（Al2O3）、氧化镁（MgO）、氧化铁（FeO）、三氧化二铁（Fe2O3）、碳酸钙（CaO）、氧化钠（NaO）、氧化钾（K2O）、水（H2O）等，以二氧化硅（SiO2）的含量为主。^[4][6][16]

岩浆的温度一般由现代火山喷出地表后形成的熔岩流测出，也可通过对多种岩浆岩或矿物的高温熔融实验间接得出。岩浆在喷出地表后表层温度与大气接触发生氧化放热反应可能会略有升高，但影响波及范围不大。岩浆的温度一般在700℃~ 1300℃之间，不同成分的岩浆其温度值也不相同，酸性岩浆约为700℃~900℃，中性岩浆约为900℃~1000℃，基性岩浆约为1000℃~1200℃。^{[4][6][16][17]}

二氧化硅（SiO2）的含量。二氧化硅的含量与温度呈负相关的影响，酸性大的岩浆二氧化硅含量高，岩浆的黏性大，不易流动，温度低；反之基性岩浆的二氧化硅含量低，岩浆黏度小，易流动，温度高。深度。一般来说，岩浆温度随深度而增加。挥发成分多少（主要为含水状况）。含水量的增加可以降低岩浆的温度，如流纹质岩浆在不含挥发成分时，其熔点温度为1000℃，当含水量为9%时，岩浆的温度即可降至600℃ ~ 700℃。结晶状态。岩浆的结晶状态包括岩浆结晶温度和结晶速度，一般认为，地下深处正在结晶的岩浆比喷发到地表的同成分岩浆的温度要低些，如基性侵入岩浆通常都低于1000℃ ，酸性侵入岩浆为 700℃~800℃。^{[4][6][16][17]}

岩浆黏度是指岩浆流动时所表现出来的阻力大小，是岩浆流动性质的重要参数之一。黏度越大，岩浆的流动越困难；黏度越小，岩浆的流动越容易。岩浆黏度的测量方法一般分为毛细管法、落球法、旋转法、振动法几种方法^[18]，主要利用粘度计等工具进行测量，岩浆的粘度通常为101～1023Pa·s^[19]，影响岩浆黏度的原因主要与岩浆的化学成分、温度、压力和挥发分有关。^[16]

化学成分。岩浆的黏度受化学成分的影响，影响岩浆黏度的化学成分大体分为两类，一类成分含量与岩浆黏度呈正相关的关系，如二氧化硅（SiO2）、氧化鋁（Al2O3）和氧化铬（Cr2O3），其中主要以二氧化硅为主，氧化铬次之，含量越高，黏度越大。另一类成分含量与岩浆黏度呈负相关的关系，如铁（Fe）、钙（Ca）、镁（Mg）、钛（Ti）、锶sī（Sr）、钡bèi（Ba）、锂（Li）的，含量越高，黏度越小。^[4][16][20]温度。岩浆的温度与黏度呈负相关的关系，温度升高使得硅氧四面体（[SiO4]4-）络阴离子或其聚合体解聚合状态而降低黏度。^[21]压力。压力与黏度呈负相关的关系，通常压力增大，黏度也会降低，不同成分的岩浆，受压力影响程度也不同。^[4]挥发成分。岩浆中挥发分增加，可以降低岩浆的黏度。尤其是水（H2O）的状况，可以夺去硅氧四面体（[SiO4]4-）中的氧使其形成 OH-，使硅氧四面体解聚，降低黏度。而二氧化碳（CO2）与水（H2O）相反，二氧化碳（CO2）的增加会在熔岩中加固硅氧四面体（[SiO4]4-）的聚合程度从而增加黏度。^[21]

岩浆的密度为单位体积内所包含的物质质量，通常用克/立方厘米（g/cm3）或千克/立方米（kg/m3）表示，目前常用的方法是通过计算获得，其密度一般为 2.2~3.1g/cm3。岩浆的密度通常比固体岩石低，因此可以通过地壳上的裂隙或火山口喷发到地表上。不同种类的岩浆密度也不相同，其密度大小通常与岩浆的化学成分、压力和温度有关。^[21][22]

化学成分。不同成分的岩浆导致岩浆的密度也不相同，二氧化硅（SiO2）含量较多的基性岩浆密度大，含量较少酸性岩浆的密度小，如基性岩浆中的拉斑玄武岩浆的密度可达2.8g/cm3以上；富含钾（ K）、钠（Na）的碱性玄武岩浆的密度一般为2.65~2.78g/cm3；含水（H2O）量的增加可以降低岩浆的密度，如流纹质熔岩含水（H2O）为0.4%的时候密度为2.37g/cm3，含水（H2O）为3.4%的时候密度为2.32g/cm3。^[21]压力。压力的增大可以导致分子间距缩小，使体积变小，密度增大。^[21]温度。温度的增高导致分子间距增大，体积膨胀，密度变小。^[21]

岩浆可以根据形成后的演化特点分为原生岩浆、母岩浆、派生岩浆。^[4]

原生岩浆是地幔或地壳中的岩石熔融后形成的成分未发生变异的岩浆。对于原生岩浆种类的认识有一个时期发展的过程，在20世纪30年代以前，以美国岩石学家诺曼·列维·鲍温（Norman Levi Bowen）为代表，认为自然界只有一种玄武质原生岩浆，即为一元论，其他的岩浆均由玄武质岩浆演化派生形成的，但一元论不能解释花岗岩在大陆地壳中的分布要比玄武岩广的多的地质事实。后来俄国岩石学家F.Yu.列文生-列星格（Левинсон-Лессинг, Франц Юльевич）和美国岩石学家雷金纳德·奥尔德沃斯·戴利（Reginald Aldworth Daly）提出原生岩浆有两种：一种事玄武质岩浆，另一种是花岗质岩浆，即为二元论。20世纪中期前后，有人针对环太平洋“安山岩线”和阿尔卑斯型超基性侵入岩的地质事实提出安山岩浆和橄榄岩浆的论点，原生岩浆进入多元论阶段，包括金伯利岩岩浆、碱性玄武岩岩浆、拉斑玄武岩岩浆、安山岩岩浆、花岗岩岩浆、碳酸岩岩浆等诸多品种。原生岩浆以二氧化硅（SiO₂）在岩浆中的相对含量又分为酸性岩浆、中性岩浆、基性岩浆、超基性岩浆。^[4][6][23]

母岩浆是原生岩浆通过岩浆作用（分异作用、同化作用、混合作用等）产生派生岩浆的独立的液态岩浆。原生岩浆强调的是未发生过成分的变化，原生岩浆可以是母岩浆；母岩浆强调的是独立的液态岩浆，并不一定是原生岩浆。^[25][26]

派生岩浆又称为进化岩浆，是由原生岩浆通过岩浆作用（分异作用、同化作用、混合作用等）派生演化而形成的岩浆。派生岩浆与母岩浆具有成因上的联系，二者为子体与母体的关系并在成分上具有一定的关联性。原生岩浆在演化成为派生岩浆的过程中大体分为两类，分别是封闭体系和开放体系，封闭体系包括岩浆晶体和熔体之间分离结晶的作用、熔体和熔体之间的分离作用、熔体和流体之间的分异作用；开放体系为岩浆的混合作用和同化混染作用。^[25][27]

岩浆演变是岩浆形成之后能够导致岩浆成分发生改变的各种岩浆作用过程。岩浆的演变过程主要分为岩浆形成、运移、演化和固结几个阶段，也称为岩浆作用，岩浆作用主要涉及岩浆分异作用、结晶分异作用、岩浆混合作用、同化混染作用四个阶段。^[12][28]

岩浆分异作用是原始岩浆在没有外来物质加入前靠自身的演化最终形成不同成分的火成岩。岩浆分异作用包括三种方式，第一种是熔离作用，靠降低温度使两种不同成分的岩浆互相分离，又称为分液作用。第二种是扩散对流分异作用，岩浆中不同成分造成的温度差使得同种物质集聚使岩浆熔体成分变得不均，晶体与熔体相互分离。第三种是气体搬运作用，受压力等因素影响，岩浆中的气体容易逸出，导致成分发生改变。^[12][28]

结晶分异作用指岩浆中的晶体分离导致岩浆成分改变的作用，该作用还被称为“分离结晶作用”。结晶分异作用包括三种方式，第一种是流动分异作用，主要发生在流速变化较大的岩浆通道内，岩浆中的晶体受摩擦作用停滞集聚，矿物晶体向流速高的中心带集中，使结晶的矿物与熔体分离。第二种是重力分异作用，结晶晶体受密度影响造成密度大的晶体下沉，密度小的晶体上浮形成岩浆分离。第三种是压滤作用，受构造应力作用影响，晶体间的岩浆被挤压流失，形成与原来成分不同的岩浆。^[12][28]

岩浆混合作用是指两种或两种以上不同成分的岩浆在地质作用下发生不同的比例混合形成新岩浆的作用。^[12][28]

同化混染作用是指岩浆的高温融化周围岩石使岩浆熔化或溶解使岩浆成分发生变化的作用，该作用也被称为岩浆同化作用。周围岩石成分不同，岩浆同化作用的结果也不相同。岩浆不能熔化比自己熔点更高的围岩，只能岩浆熔化比自己熔点低的岩石，使熔体的总成分发生改变，也有可能与岩浆周围的岩石在状态中保持稳定。主要受岩浆与周围岩石成分的差别、构造环境、、岩浆体大小、岩浆温度高低、周围岩石的破碎程度所影响。^[12][28]

岩浆活动主要有两种方式，一种是岩浆上升或下降到一定位置，冷凝成岩石，称为侵入作用，侵入作用形成的岩石称为侵入岩。一种是岩浆冲破地表喷发形成火山活动，称为喷出作用或者火山作用，冷却后形成的岩石被称为喷出岩或者火山岩。^[6]

岩浆顺地层侵入，可以导致侵入体附近和与其直接接触的煤层遭到破坏，成煤期的岩浆侵入可以使岩浆岩代替煤系沉积；成煤期后的岩浆侵入可以产生烧灼、烘烤及破坏作用，导致煤层被缺失破坏。^[29][30]

岩浆活动可以改变地形、地势和地质构造，岩浆喷出地表冷凝后可以形成大陆、海岭、火山等地貌形态，侵入活动改变地质构造可以形成不同的地貌特征，如丹霞地貌、花岗岩山岳地貌、熔岩地貌等。^[31][32]

岩浆活动对油气资源的形成有着促进作用，岩浆携带大量的深部热能，温度可以导致形成油气的油页岩发生明显的热质变，从而促进变质带中有机质的生烃演化以及油气资源的形成。^[33][34]

岩浆活动可以改变岩石成分，形成诸多火成岩类岩石与矿床，如石英、长石、黑云母、角闪石、辉石、橄榄石等。^[6]

岩浆是地球内部热力学和地球化学过程的产物，近年来对 岩浆的相关研究已经形成了岩浆岩石学、火山学、地震学、地球物理学、岩浆地球化学、矿床学等相关分支学科。^[7][8][9]

岩浆地球化学是研究岩浆成分、来源、演化过程以及岩浆在地球表面分布变化的一门相关学科。岩浆岩石学和火山学是地质科学的一支，是研究了解导致岩浆岩成分多样性的因素以及地壳和地幔起源的一门相关学科，以火山系统和地壳演化为主要研究对象，目的是更深入的了解岩浆的产生方式和运动方式，通过对世界不同地区的岩浆岩分析调查来了解岩石成分之间的关系、结构和起源以及形成和改变它们的过程。地震学是研究地震与岩浆活动之间关系以及岩浆活动对地震影响的相关学科。^[7][8][9]

岩浆学另一个研究的重点是喷发动力学，涉及火山喷发的全过程，如对现今和早期岩浆系统的动力学过程的研究、地壳内的岩浆动力学过程及其资源与环境效应、岩浆水含量控制喷发前弧岩浆的存储深度等研究，^[35][36]特别是从喷出的熔岩流到岩浆爆炸性喷发的转变，了解这种喷发性爆炸转变将有助于更好地评估活火山造成的危害，并优化社会为应对这一威胁所采取的措施。^[7][8][9]