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。