由于外界环境条件的变化,地表下一定深度的岩石可以被诱发发生部分熔融而形成岩浆,如温度升高、压力降低、系统中富水或挥发分等都是有利产生岩浆的条件。随部分熔融程度加大,岩浆的成分会发生系统变化,不同元素在岩浆形成和演化过程的行为各具特征,在部分熔融或岩浆结晶过程微量元素分配的演化模型是不同的(见第5章),可以通过微量元素的演化特征来判断岩浆岩的形成机制。
7.2.1.1 岩浆演化过程主量元素的行为
岩浆中的主量元素通常指Si、lA、Fe、Ca、Mg、Na、K8种元素,它们共计占岩浆质量的90%以上。在部分熔融的原岩和岩浆结晶生成的岩石中,主量元素构成了矿物相的主成分。部分熔融过程矿物相的易熔程度强弱决定了他们进入熔浆的先后顺序,控制了熔浆的成分变化规律。在原岩部分熔融程度较低时,只有富含Na、K、Si、lA的矿物被熔融,熔浆中这些元素的富集度高,熔浆的碱度和SiO2的含量也高。随原岩部分熔融程度增高,富含Na、K、Si、Al的矿物逐渐被熔融耗尽,富含Fe、Ca、Mg的矿物开始被熔融,熔浆中Fe、Ca、Mg的含量逐渐增高,熔浆的碱度和SiO2的含量降低、基性程度增高。应用部分熔融过程主量元素的行为规律可以判断原岩的部分熔融程度,如对幔源火成岩原岩部分熔融程度的判断:富K、Na的碱性玄武岩是地幔岩熔融程度小于5%的产物;当地幔岩石部分熔融程度达到10%~30%时形成钙碱性玄武岩;当地幔岩部分熔融程度超过40%~50%时,将产生科马提岩。这些规律已得到地质事实和实验岩石学研究成果的证实。
在岩浆中氧是惟一作为阴离子存在的主量元素。当氧与半径小、电价高、极化力强、离子电位高的元素(如Si、lA)呈配位键结合时,形成络阴离子[SiO4]4-和[AO4l]5-。而当氧与Na、K、Mg、Ca等元素相互作用时,只能以离子键相结合,这些元素争夺氧的能力与硅和铝相比要弱得多,一般它们只能存在于硅(铝)氧配阴离子之外,呈典型的自由离子。
在岩浆结晶演化过程中,随着硅氧络阴离子团聚合程度的增高(岛状→单链→双链→层状和架状),配离子之间公用氧的数目不断增加,配离子中氧的有效电价逐渐降低,吸引自由阳离子的能力逐渐减弱(表7.1),这决定了不同聚合程度的硅氧络阴离子与不同的阳离子相结合的稳定性。
表7.1 硅氧配阴离子团中氧的有效电价
Mg、Fe、Ca、Na、K的极化能力依次降低,从结合方式和能量上的稳定性分析,Mg、Fe倾向于与那些有效电价高的硅氧配阴离子结合,岛状和链状的硅氧配阴离子可以与Mg2+、Fe2+结合形成橄榄石和辉石;Ca、Na、K倾向与有效电价低的配阴离子结合,单链和双链的硅氧配阴离子常与Ca、Mg、Fe结合形成辉石和角闪石;层状和架状的硅氧配阴离子则与Ca、Na、K结合形成云母和长石。上述的这种结合关系与元素自岩浆中析出的方式和先后顺序是一致的,即:Mg—Fe—Ca—Na(K)。
除元素本身的特点外,元素在岩浆中的浓度以及岩浆的总组成,可以在一定程度上改变它们的析出顺序。但一般情况下,岩浆结晶演化过程上述主要元素的析出规律是存在的。
7.2.1.2 岩浆演化过程微量元素的行为
主量元素不仅直接参与了岩浆的形成和演化作用,而且制约着微量元素的行为。在部分熔融程度较低的熔浆中,只有那些与Na、K、Si、lA呈类质同象关系的微量元素倾向于早期进入熔浆,他们主要是大离子亲石元素,表现为这些元素在残余固相和熔浆相之间的分配系数较低(不相容元素),在初始熔浆中的含量较高。反之,不能与Na、K、Si、lA类质同象的微量元素难于进入熔浆,他们在残余固相和熔浆相之间的分配系数较高(相容元素)。相容元素在原岩中主要以与Mg、Fe呈类质同象关系的形式存在,他们是否进入熔浆与Mg、Fe矿物是否能否发生熔融有关。在熔浆中的含量总是比在残余固相中的含量低。在部分熔融程度较高的岩浆中,上述元素含量特征将逐渐弱化。一种理想的熔浆中元素含量的变化模型是:随部分熔融程度的增大,熔浆中相容元素(图7.4中以R表示)的含量有所增高,但变化幅度较小;同时,熔浆中不相容元素(如Ce)的含量逐渐降低,含量变化的幅度随元素不相容性的增强而增大(参看图7.4部分熔融演化线),因此,随岩石部分熔融程度的增大,强不相容性元素与较弱不相容的元素之间的比值呈现规律性的增长趋势。通过编制两不相容元素含量比值相对不相容元素含量的相关变异图,可以判定有成因联系的岩体群的成因机制,如第5章中介绍的用w(La)/w(Sm)-w(La)相关变异图(图5.13,5.14)来判别火成岩的形成机制,就是一种常用的研究方法。
图7.4 部分熔融和分离结晶作用过程熔浆中微量元素含量的变化R—熔浆中的相容元素;D—微量元素的总分配系数
如图7.4所示,在岩浆结晶过程,无论何时结晶相中总是相对富集相容元素,残余熔浆中总是相对富集不相容元素。随结晶程度的增高,熔浆中相容元素的含量呈急剧降低趋势,含量变化明显;同时,熔浆中不相容元素(如Ce)含量逐渐增高,但元素含量的变化幅度与元素的不相容性强弱的关系不大,即随岩浆结晶程度增大,强不相容性元素与不相容性较弱的元素之间的比值变化并不明显。因此,判断岩浆的形成机制的标志可概括为:
(1)若火成岩中相容元素(如Ni、Co、Cr)含量变化大,同时不相容元素比值[如w(Sr)/w(Ba)、w(La)/w(Sm)]变化小,则为结晶分异形成的。
(2)若火成岩中相容元素(如Ni、Co、Cr)含量变化小,同时不相容元素比值[如w(Sr)/w(Ba)、w(La)/w(Sm)]变化大,则为部分熔融形成的。
(3)岩浆的结晶分异演化程度对探讨成岩过程和含矿潜力有重要意义。在岩浆的结晶分异演化过程中一些元素对的比值有明显的变化规律,如随岩浆分异作用加强w(K)/w(Rb)值降低、w(Rb)/w(Sr)值增高和w(Ni)/w(Co)值降低。在火成岩中微量元素通常主要有两种存在形式:一种呈非类质同象形式,在矿物中形成微包裹体、被矿物吸附或在矿物之间呈分子状态等;另一种常见的形式是呈类质同象形式存在于其他矿物中。有些微量元素的离子半径与主量元素的离子半径差异过大,将在岩浆结晶的晚期形成自己的独立矿物,如独居石、磷灰石和锆石等副矿物中的Ti、Nb、Ta、Zr等。形成非类质同象混入物的影响因素主要包括类质同象混入物的分解、吸附作用以及硅酸盐熔体结晶作用的条件变化等。例如,在高温条件下Zn2+常以类质同象方式进入黑云母和角闪石的晶格,置换其中的Mg2+和Fe2+,当温度下降后,Zn2+便被分解出来,以非类质同象形式被包裹在Mg、Fe矿物中。
在岩浆结晶过程中,微量元素是否类质同象进入主要造岩矿物晶格,是它们是否能在晚期及其后的地质作用过程富集成矿的关键。若元素进入造岩矿物中,则这些元素将部分或全部趋于分散。例如,由于Rb的各种地球化学参数与主要造岩元素K很相似,它在岩浆结晶过程中几乎全部被各种钾矿物所“捕获”,因而不可能在残余岩浆中富集,也不可能在后期成矿;Cs在花岗岩中的含量较Rb低得多,但由于它不适合进入造岩矿物晶格中的任何位置,总是残留在晚期岩浆中,便有可能在伟晶岩阶段形成自己的独立矿物——铯榴石。
从第2章中我们已经得知,控制类质同象的基本因素包括化学键性、晶体化学性质、置换的能量效应和置换时的物理化学条件等,这些因素控制了微量元素在岩石部分熔融和岩浆结晶过程的行为,即微量元素在固相和熔浆相之间的分配行为。在第5章中已对部分熔融和结晶分异过程微量元素在熔体和固相间的分配及因此导致的在不同相间的含量变化规律进行了归纳,以下进一步分析类质同象对微量元素在固相和熔浆相之间的分配的控制。
按微量元素在岩浆演化过程的类质同象行为差异,可以将微量元素分为以下三类:
(1)主要以类质同象方式进入长石、石英等矿物(K、Na、Ca的铝硅酸盐矿物,亦被称为长英质矿物)的微量元素,这些铝硅酸盐矿物在岩浆结晶过程属于较晚结晶的矿物,在岩石的部分熔融过程中属于较易熔融的相。因此,上述微量元素将较晚进入结晶相和较早进入熔浆相,它们属于强或较强的不相容元素。由于这类元素一般半径较大,亲氧性又十分突出,常被形象地称为大离子亲石元素LLEI。
(2)主要以类质同象方式进入橄榄石、辉石等(Mg、Fe的硅酸盐矿物,亦被称为镁铁质矿物)的微量元素,如Ni、Co等。橄榄石、辉石等在岩浆结晶过程属于较早结晶的矿物,在岩石的部分熔融过程中属于较难熔融相。因此,这类微量元素都属于强或较强的相容元素,它们与Fe的地球化学性质有较强的相似性。
(3)主要进入副矿物(如金红石、锆石、铌钽矿物)的微量元素,如Ti、Nb、Ta、Zr等。它们可以作为形成独立矿物的主成分,也可以以类质同象混入物形式存在。在岩浆结晶过程中这些副矿物属于最晚结晶的矿物,在岩石的部分熔融过程中又属于较难熔融的矿物相。因此,这些微量元素将最后进入结晶相和较晚进入熔浆相。它们在岩浆的形成过程中属于相容元素,在岩浆结晶过程中属于不相容元素。这类元素的半径较小,电价较高,故被称为高场强元素FSEH。
由以上分析可知:在岩浆作用过程中,主量元素进入岩浆或从岩浆中晶出的顺序主要受结晶相-熔浆相的相平衡条件的控制(热力学控制);微量元素在结晶相-熔浆相间的分配主要受类质同象规律(化学规律)的控制,间接受结晶相-熔浆相的相平衡条件的控制。不同成分的原岩(岩浆)体系发生部分熔融(岩浆结晶)时,如温度-压力条件不同,熔出(结晶)的矿物相可以不同,因而在不同的岩浆演化过程中同一微量元素在两相间的分配系数(相容/不相容性的强弱)可能会有一定的变化,但总特征是一致的。