岩浆中水含量的测定方法及地质意义

巩 原，蔡远豪，杜安业，肖金宇

(长江大学 地球科学学院，湖北 武汉 430100)

水是岩浆形成、演化和喷发的基础，控制着熔体的密度和黏度并且参与部分熔融和分离结晶作用过程。但由于地表岩石在岩浆喷发过程中发生脱水反应，所以很少有岩浆中水的直接测量值，因此目前大多数方法都是通过间接手段进行测量的。通过对岩浆中水含量进行测定，可以得出其分布规律及熔体中水的状况，进而为一些构造运动提供了依据。同时，水作为一种介质可以控制岩浆岩中的一些微量元素的分布，对岩浆中水进行分析有助于我们深刻认识岩浆岩的演化历史。因此，岩浆岩中的水对于岩石的形成过程起着重要作用。

1 岩浆中水的分布特征

1.1 侵入岩中水的分布特征

花岗岩是侵入岩的典型代表，水(H2O)可以溶解于硅酸盐熔体中，并在熔体中以(OH)的形式存在，随着温度和压力的增加而增加。前人通过一系列的实验研究表明花岗岩的含水量是不超过1%的，并且认为花岗岩是干体系的熔融。从野外特征也可以发现，花岗岩与围岩一般都是干净的，看不出有任何的水带侵蚀变质现象，花岗岩有的存在冷凝边，有的则不存在冷凝边，有的花岗岩围岩有烘烤现象，有的围岩常出现一些角岩化，这些都是接触变质的一些特征，是在无水条件中产生。这些现象表明花岗岩是一种缺水性岩浆，受到温度和压力的影响下，在固结成岩的过程中，花岗岩中大部分的水被保存在含水矿物的晶格中，很少一部分的水是存在于熔融包裹体中，花岗岩中的水是以结构水的形式存在于矿物晶格中，是很难被分解的。当温度达到一定程度时，含水矿物的水才会被分解出来。晶格中的水很难在低温条件下被萃取出来，只有在温度升高(约600 ℃)发生脱水反应时才能被释放出来，低温下只能发生蚀变，进而含水矿物角闪石转变为阳起石，黑云母转变为绿泥石。这种现象在镜下常见，发生蚀变的绿泥石是富水的，其水含量超过10%，这说明只有在外界条件的作用下才能发生转变，而花岗岩本身是并不富含丰富的水，花岗质岩浆大部分也是在缺水的条件下熔融的。总体来看，大陆上的花岗岩是缺水的[1]。

1.2 火山岩中水的分布特征

火山岩在喷出地表时会在下地壳和地幔的各种作用下，会携带一些地壳中的一些金属元素到地表，这对于我们了解地下矿产具有重要意义。火山岩喷发出的水是来源于岩浆的，但是全球大多数火山喷发时并不伴有大量的水喷出，这说明火山岩中的水大多数来源于围岩中的水和浅部的地下水循环。火山岩在从地下喷出地表的过程中岩浆在遇到水迅速冷却使岩浆中携带部分水汽至地表，所以火山岩喷出的物质可能有一部分来自岩浆本身，但大部分都来自围岩。因此火山岩喷发时所携带的水可能来源于熔融作用时所产生的水气，也可能是外部环境带来的水气，不是火山岩岩浆的自身特点。在富水条件下火山岩岩浆的熔融方式发生改变，在水的参与下，岩浆的流动性增强，黏性下降，岩浆上升速度加快，而能够更快的从地表薄弱部位喷发出来，当饱含热液的岩浆在喷出地表后，由于温度和压力的快速下降，岩浆快速凝结，岩浆中的含水矿物容纳水的含量超过极限时，多余的水就会从岩浆中分离出来，成为围岩中的水[1]。火山岩中有的水则在岩浆热液上升过程中由于软流圈的脱水作用，而使岩浆中的水分解，并且形成一些冷凝边于火山岩表面。总的来说，火山岩中水的分布主要在岩浆岩中的含水矿物，比如角闪石、黑云母等，也有一些存在于围岩中。

2 岩浆水含量测试方法

2.1 使用仪器

确定岩浆中水的含量目前最简便的方法有两种：①通过离子探针(SIMS)测定岩浆中矿物熔体包裹体的水含量；②利用傅里叶变换红外光谱(FTIR)分析确定其水含量，通过矿物熔体建分配系数计算出矿物平衡的岩浆水含量。所对应的仪器是离子探针分析仪和傅里叶红外光谱仪[2]。

2.2 计算熔体水含量

以玄武岩为例，玄武岩是大陆和洋壳的主要组成部分，属于基性火山岩，玄武岩下覆地幔中水的含量对于岩浆岩的演化、分异和喷发过程至关重要[3]。确定熔体中水的含量时主要依据岩浆液相演化线(LLD)利用了MORB型主量元素计算熔体水含量的模型来计算的。在模拟无水和有水的情况下观察玄武质岩浆结晶分异过程中主量元素FeO*、Al2O3和Al/Fe比值的变化，实现对岩浆中水含量的评估。根据斜长石结晶MgO(plag-in)和△MgO与岩浆水的相关关系实现定量估算[4]。

通过对H2O与LLDs(液相演化线)关系的定量化，即使MORB岩浆在喷发前发生了脱水作用，也能够通过LLDs来计算岩浆水的含水量。玄武岩中的主量元素和微量元素的数据容易收集，所以利用此方法可以简便算出岩浆中水的含量。 Fe的富集程度的定量指数THL(the Tholeiitic Index);THI=Fe4.0/Fe8.0,其中Fe4.0是指样品在MgO=4.0±1.0wt.%时的FeO平均值，Fe8.0是指样品在MgO=8.0±1.0wt%时的FeO平均值。THI的计算公式为:

H2O(wt.%)=exp[(1.26-THI)/0.32]

(1)

在利用此公式计算岩浆水含量之前，需要降低岩浆的混合作用和矿物结晶堆积作用对岩浆液相演化线的影响。最终得到岩浆水计算公式：

H2O(wt.%)=1.34Al2O3max-21.05

(2)

以上两种公式对于计算岩浆水含量具有一定局限性。我们需要对上述两种岩浆水的模型进行改进和创新。利用文献搜集到的玄武岩数据开展地球化学模拟，利用Petrolog 3软件，模拟不同影响因素对岩浆液相演化线的影响，找到相关关系。然后再利用MgO和Al/Fe7.0、△MgO、MgO(plag-in)、△Al/Fe7.04个指标，结合一些洋中脊玄武岩数据，挑选一些玄武岩全岩和玻璃质进行地球化学分析，获取岩石中主量、微量和挥发组分(CO2、H2O)元素数据。形成岩浆水含量计算的基础数据库。利用不同玄武岩微量元素组分对数据的影响进行筛选，将筛选后的数据代入上述两种计算公式中，得到岩浆水的计算结果。再和实测水含量进行比对，完成计算方法的检验[4]。

3 讨论

3.1 岩浆演化过程中水的作用

作为角闪石稳定性及其结构特征的唯一要求，熔体富水体现了富闪岩体系的根本特征，也是驱动其演化的决定性因素。众多的岩石学实验指示，水含量的增加可以促使熔体中角闪石稳定域偏向辉石、橄榄石、斜长石区拓展。①由水主导的挥发份体系可以抑制贫水相的斜长石结晶而促进含水相的角闪石沉淀；②岩浆富水也有助于熔体的解聚，从而降低其黏度，促进元素离子向矿物生长部位运移，从而加速角闪石成核生成。这个过程反映到具体的岩相学上，即表现为角闪石与橄榄石，辉石形成各种反应结构，或者是在含量上显示此消彼长的关系。这表明角闪石的生长依赖于富水岩浆与橄榄石，辉石之间的反应。然而随着岩浆不断进行分异演化，斜长石终将会沉淀，并且会对与它一道结晶的角闪石的化学成分产生影响。因此我们可在富闪深成岩中观察到不同时代的角闪石，并能通过微量元素配分模式等手段加以区分。

岩浆富水的另一个要义在于它保证了富闪深成岩的钙碱性演化趋势。在部分基性-超基性岩石中，钛闪石的出现一般暗示富闪岩母岩浆可能偏碱性，但我们所观察到的绝大多数富闪岩却呈钙碱性。相对于富闪岩中性端元，早期易于析出的钙质斜长石与含水矿物，如钛金云母与钛角闪石，具有相似的氧化钠含量，但二氧化硅相对贫乏。它们的分离使得岩浆中氧化钠在与二氧化硅，氧化钾的增长博弈中处于弱势，从而导致岩浆朝着硅饱和，亚碱性方向演化。另一个方面，富水岩浆在结晶过程中会不断向岩浆房顶部释放挥发分，从而加速断层的活化与传播，确保富闪岩浆通道体系作为岩浆补给与运输的干线。

从微量元素组成的方面来看，富闪深成岩套总体上以富集大离子亲石元素(LILEs,如Ba，Sr，Th，U，K，Pb)和轻稀土元素(LREEs),亏损高磁场元素(HFSEs,如Nb，Ta，Ti，Zn，Hf)和重稀土元素(HREEs)为特征，当然，不同的岩石系列和杂岩体内部不同岩性之间也存在明显差异。

此外，微量元素比值还可以约束地幔源区的微观属性及其形成过程。例如，Ba赋存于沉积物中，同时也能被含水流体搬运；Sr是高度可溶元素，在榴辉岩相和角闪岩相部分熔融时是不相容元素，可来自板片流体或熔体；Th来自俯冲沉积物，但在流体中为不活动元素。

在矿物组成变化上，大量实例指示富闪深成岩套可呈现复杂的岩性组合，并以角闪石(±单斜辉石±黑云母)暗色闪长岩最具特征，其他的岩石类型包括(辉石±)角闪石岩，角闪橄榄岩，金云母苦橄岩，角闪辉长岩，以及少量淡色闪长岩，花岗闪长岩和黑云母花岗岩。

此外，从角闪石伟晶岩到花岗伟晶岩等成分复杂的伟晶岩透镜体也是许多富闪深成岩系列的重要构成。另外，相对次要的黑云母，磷灰石等含水矿物可呈柱状，骸晶状斑晶产出；同时含水矿物之间也可形成反应结构，如在钾质岩浆中钛角闪石可代替金云母[5]。

3.2 岩浆热液对成矿制约

当满足一定条件时，岩浆便可结晶成矿。一般来说，当熔体含水量足够高，且分离的矿物含量高时即可成矿。其中水含量在岩浆演化中产生了重要影响，含水量越低，即黏性越大，矿物不易自由生长，难以析出。相反，当矿物黏度小时，矿物便可自由生长，岩浆得以继续演化。

岩浆中的高含水量有助于流体中某些金属元素的富集，所以一些富水的岩浆岩往往共生多种金属元素。在斑岩演化的岩浆阶段，高含水量的岩浆由于水的“稀释”从而使岩石的熔融温度变低，熔融程度更高。此过程中硫化物受高温岩浆的影响变得不稳定，导致源区剩余的铜硫化合物变得再度活化。同时，大量的水保证了源区母岩浆氧含量较高，从而使硫元素以硫酸盐的形式存在于岩浆中，并使硅酸盐浆中的铜，金等等元素优先向硫化物富集[6]。最终使得富水岩浆存在大量金属元素。

硅酸盐熔融体中的水可以为岩浆岩中的金属元素的运移提供一个载体，可以对成矿过程岩浆岩熔体中的金属元素进行制约，控制其在岩浆岩中的含量和分布范围，岩浆岩中金属元素的溶解度与成矿过程中水蒸气的部分压力的对数呈正相关[7]。富含水的岩浆与缺乏水的岩浆相比，富水岩浆有利于岩石中挥发组分的散失，这些挥发组分在矿石中的含量虽然不高，但却容易与矿石中的金、铜、铁等元素形成络合物，使其中的成矿元素不断富集并且会在矿石中发生运移作用，这些矿石络合物的形成会影响其在保存过程中的稳定性，影响矿物的沉淀和分布规律，富含碱性矿物的斑状矿床具有多种成矿方式和成矿作用，共生多种金属元素。因此，岩浆岩中的水含量的高低，对于成矿流体中金、铜、铁等金属元素的富集和运移具有紧密联系，富水岩浆在长期的地质演化过程中不断从地幔深处上升至地表并伴有长期的地质作用，发生结晶，压力也在这一过程中不断地降低，使得矿石中的水溶解度也发生下降，提高了岩浆岩中水含量，当水含量达到饱和时，岩浆流体发生去气作用和压溶作用制约矿石的发育和分布[8]。

岩浆岩发生部分熔融时，在水的参与下可以使岩浆的熔点降低，使岩浆流体更快的发生冷凝和固结，从而促进岩浆中铜、金硫化物的重熔和萃取。或者让岩浆中分散的金属元素发生聚集和转移，形成富含成矿金属元素和水的岩浆。 这些富含水和金属的岩浆在上升的过程中，压力逐渐降低，水的溶解度也随之降低，或者岩浆在持续的结晶过程中水的含量逐渐提高，当熔体中水的含量发生于其溶解度时，岩浆水达到饱和，发生流体出溶。岩浆岩中的水含量并非越高越好，水的含量高的同时岩浆的固液相相对较低，这种岩浆在地壳中的较深部位便会发生固结，难以对金属的聚集和运移起到混融作用，而最终导致岩浆中无法形成矿床[9]。在岩浆的成矿过程中，分离结晶是其重要的控制因素，但仅靠岩浆的分离结晶作用无法达到矿石的开采程度。

4 结论

通过了解岩浆岩中水的分布特征，我们可以反推出其形成条件，侵入岩以花岗岩为例，具有贫水特点。喷出岩则不同，水主要分布在含水矿物中，剩下有一部分水结合在围岩中。

在岩浆演化过程中也有不可忽视的作用，水含量的增加可以使含角闪石的熔体稳定域偏向辉石、橄榄石、斜长石区拓展。岩浆富水还可以帮助熔体解聚，使其黏度降低，从而加速角闪石成核形成。

在所研究的课题中，富水的岩浆还保证了富闪深成岩的钙碱性演化趋势，并且富水岩浆在结晶过程中会不断向岩浆房顶部释放挥发分，进而加速断层的活化与传播，最终确保了富闪岩浆通道体系作为岩浆补给与运输的干线，在这个过程中水可以作为载体，搬运微量元素，对地幔源区的形成过程有重大作用。比如Ba存于沉积物中，能被含水流体搬运，Sr是高度可溶元素，且易被水转移。经过搬运后，从而形成不同的含水矿物，表现出不同的形态，并且相互之间可以形成反应结构。但在成矿过程中，不同情况下最适宜的水含量是不同的，并没有固定的规律，即水含量并非越多越好，在不同的条件下，最终形成了各种矿产资源。