巖漿中水含量的測定方法及地質意義

鞏 原，蔡遠豪，杜安業，肖金宇

(長江大學 地球科學學院，湖北 武漢 430100)

水是巖漿形成、演化和噴發的基礎，控制著熔體的密度和黏度并且參與部分熔融和分離結晶作用過程。但由于地表巖石在巖漿噴發過程中發生脫水反應，所以很少有巖漿中水的直接測量值，因此目前大多數方法都是通過間接手段進行測量的。通過對巖漿中水含量進行測定，可以得出其分布規律及熔體中水的狀況，進而為一些構造運動提供了依據。同時，水作為一種介質可以控制巖漿巖中的一些微量元素的分布，對巖漿中水進行分析有助于我們深刻認識巖漿巖的演化歷史。因此，巖漿巖中的水對于巖石的形成過程起著重要作用。

1 巖漿中水的分布特征

1.1 侵入巖中水的分布特征

花崗巖是侵入巖的典型代表，水(H2O)可以溶解于硅酸鹽熔體中，并在熔體中以(OH)的形式存在，隨著溫度和壓力的增加而增加。前人通過一系列的實驗研究表明花崗巖的含水量是不超過1%的，并且認為花崗巖是干體系的熔融。從野外特征也可以發現，花崗巖與圍巖一般都是干凈的，看不出有任何的水帶侵蝕變質現象，花崗巖有的存在冷凝邊，有的則不存在冷凝邊，有的花崗巖圍巖有烘烤現象，有的圍巖常出現一些角巖化，這些都是接觸變質的一些特征，是在無水條件中產生。這些現象表明花崗巖是一種缺水性巖漿，受到溫度和壓力的影響下，在固結成巖的過程中，花崗巖中大部分的水被保存在含水礦物的晶格中，很少一部分的水是存在于熔融包裹體中，花崗巖中的水是以結構水的形式存在于礦物晶格中，是很難被分解的。當溫度達到一定程度時，含水礦物的水才會被分解出來。晶格中的水很難在低溫條件下被萃取出來，只有在溫度升高(約600 ℃)發生脫水反應時才能被釋放出來，低溫下只能發生蝕變，進而含水礦物角閃石轉變為陽起石，黑云母轉變為綠泥石。這種現象在鏡下常見，發生蝕變的綠泥石是富水的，其水含量超過10%，這說明只有在外界條件的作用下才能發生轉變，而花崗巖本身是并不富含豐富的水，花崗質巖漿大部分也是在缺水的條件下熔融的。總體來看，大陸上的花崗巖是缺水的[1]。

1.2 火山巖中水的分布特征

火山巖在噴出地表時會在下地殼和地幔的各種作用下，會攜帶一些地殼中的一些金屬元素到地表，這對于我們了解地下礦產具有重要意義。火山巖噴發出的水是來源于巖漿的，但是全球大多數火山噴發時并不伴有大量的水噴出，這說明火山巖中的水大多數來源于圍巖中的水和淺部的地下水循環。火山巖在從地下噴出地表的過程中巖漿在遇到水迅速冷卻使巖漿中攜帶部分水汽至地表，所以火山巖噴出的物質可能有一部分來自巖漿本身，但大部分都來自圍巖。因此火山巖噴發時所攜帶的水可能來源于熔融作用時所產生的水氣，也可能是外部環境帶來的水氣，不是火山巖巖漿的自身特點。在富水條件下火山巖巖漿的熔融方式發生改變，在水的參與下，巖漿的流動性增強，黏性下降，巖漿上升速度加快，而能夠更快的從地表薄弱部位噴發出來，當飽含熱液的巖漿在噴出地表后，由于溫度和壓力的快速下降，巖漿快速凝結，巖漿中的含水礦物容納水的含量超過極限時，多余的水就會從巖漿中分離出來，成為圍巖中的水[1]。火山巖中有的水則在巖漿熱液上升過程中由于軟流圈的脫水作用，而使巖漿中的水分解，并且形成一些冷凝邊于火山巖表面。總的來說，火山巖中水的分布主要在巖漿巖中的含水礦物，比如角閃石、黑云母等，也有一些存在于圍巖中。

2 巖漿水含量測試方法

2.1 使用儀器

確定巖漿中水的含量目前最簡便的方法有兩種：①通過離子探針(SIMS)測定巖漿中礦物熔體包裹體的水含量；②利用傅里葉變換紅外光譜(FTIR)分析確定其水含量，通過礦物熔體建分配系數計算出礦物平衡的巖漿水含量。所對應的儀器是離子探針分析儀和傅里葉紅外光譜儀[2]。

2.2 計算熔體水含量

以玄武巖為例，玄武巖是大陸和洋殼的主要組成部分，屬于基性火山巖，玄武巖下覆地幔中水的含量對于巖漿巖的演化、分異和噴發過程至關重要[3]。確定熔體中水的含量時主要依據巖漿液相演化線(LLD)利用了MORB型主量元素計算熔體水含量的模型來計算的。在模擬無水和有水的情況下觀察玄武質巖漿結晶分異過程中主量元素FeO*、Al2O3和Al/Fe比值的變化，實現對巖漿中水含量的評估。根據斜長石結晶MgO(plag-in)和△MgO與巖漿水的相關關系實現定量估算[4]。

通過對H2O與LLDs(液相演化線)關系的定量化，即使MORB巖漿在噴發前發生了脫水作用，也能夠通過LLDs來計算巖漿水的含水量。玄武巖中的主量元素和微量元素的數據容易收集，所以利用此方法可以簡便算出巖漿中水的含量。 Fe的富集程度的定量指數THL(the Tholeiitic Index);THI=Fe4.0/Fe8.0,其中Fe4.0是指樣品在MgO=4.0±1.0wt.%時的FeO平均值，Fe8.0是指樣品在MgO=8.0±1.0wt%時的FeO平均值。THI的計算公式為:

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

(1)

在利用此公式計算巖漿水含量之前，需要降低巖漿的混合作用和礦物結晶堆積作用對巖漿液相演化線的影響。最終得到巖漿水計算公式：

H2O(wt.%)=1.34Al2O3max-21.05

(2)

以上兩種公式對于計算巖漿水含量具有一定局限性。我們需要對上述兩種巖漿水的模型進行改進和創新。利用文獻搜集到的玄武巖數據開展地球化學模擬，利用Petrolog 3軟件，模擬不同影響因素對巖漿液相演化線的影響，找到相關關系。然后再利用MgO和Al/Fe7.0、△MgO、MgO(plag-in)、△Al/Fe7.04個指標，結合一些洋中脊玄武巖數據，挑選一些玄武巖全巖和玻璃質進行地球化學分析，獲取巖石中主量、微量和揮發組分(CO2、H2O)元素數據。形成巖漿水含量計算的基礎數據庫。利用不同玄武巖微量元素組分對數據的影響進行篩選，將篩選后的數據代入上述兩種計算公式中，得到巖漿水的計算結果。再和實測水含量進行比對，完成計算方法的檢驗[4]。

3 討論

3.1 巖漿演化過程中水的作用

作為角閃石穩定性及其結構特征的唯一要求，熔體富水體現了富閃巖體系的根本特征，也是驅動其演化的決定性因素。眾多的巖石學實驗指示，水含量的增加可以促使熔體中角閃石穩定域偏向輝石、橄欖石、斜長石區拓展。①由水主導的揮發份體系可以抑制貧水相的斜長石結晶而促進含水相的角閃石沉淀；②巖漿富水也有助于熔體的解聚，從而降低其黏度，促進元素離子向礦物生長部位運移，從而加速角閃石成核生成。這個過程反映到具體的巖相學上，即表現為角閃石與橄欖石，輝石形成各種反應結構，或者是在含量上顯示此消彼長的關系。這表明角閃石的生長依賴于富水巖漿與橄欖石，輝石之間的反應。然而隨著巖漿不斷進行分異演化，斜長石終將會沉淀，并且會對與它一道結晶的角閃石的化學成分產生影響。因此我們可在富閃深成巖中觀察到不同時代的角閃石，并能通過微量元素配分模式等手段加以區分。

巖漿富水的另一個要義在于它保證了富閃深成巖的鈣堿性演化趨勢。在部分基性-超基性巖石中，鈦閃石的出現一般暗示富閃巖母巖漿可能偏堿性，但我們所觀察到的絕大多數富閃巖卻呈鈣堿性。相對于富閃巖中性端元，早期易于析出的鈣質斜長石與含水礦物，如鈦金云母與鈦角閃石，具有相似的氧化鈉含量，但二氧化硅相對貧乏。它們的分離使得巖漿中氧化鈉在與二氧化硅，氧化鉀的增長博弈中處于弱勢，從而導致巖漿朝著硅飽和，亞堿性方向演化。另一個方面，富水巖漿在結晶過程中會不斷向巖漿房頂部釋放揮發分，從而加速斷層的活化與傳播，確保富閃巖漿通道體系作為巖漿補給與運輸的干線。

從微量元素組成的方面來看，富閃深成巖套總體上以富集大離子親石元素(LILEs,如Ba，Sr，Th，U，K，Pb)和輕稀土元素(LREEs),虧損高磁場元素(HFSEs,如Nb，Ta，Ti，Zn，Hf)和重稀土元素(HREEs)為特征，當然，不同的巖石系列和雜巖體內部不同巖性之間也存在明顯差異。

此外，微量元素比值還可以約束地幔源區的微觀屬性及其形成過程。例如，Ba賦存于沉積物中，同時也能被含水流體搬運；Sr是高度可溶元素，在榴輝巖相和角閃巖相部分熔融時是不相容元素，可來自板片流體或熔體；Th來自俯沖沉積物，但在流體中為不活動元素。

在礦物組成變化上，大量實例指示富閃深成巖套可呈現復雜的巖性組合，并以角閃石(±單斜輝石±黑云母)暗色閃長巖最具特征，其他的巖石類型包括(輝石±)角閃石巖，角閃橄欖巖，金云母苦橄巖，角閃輝長巖，以及少量淡色閃長巖，花崗閃長巖和黑云母花崗巖。

此外，從角閃石偉晶巖到花崗偉晶巖等成分復雜的偉晶巖透鏡體也是許多富閃深成巖系列的重要構成。另外，相對次要的黑云母，磷灰石等含水礦物可呈柱狀，骸晶狀斑晶產出；同時含水礦物之間也可形成反應結構，如在鉀質巖漿中鈦角閃石可代替金云母[5]。

3.2 巖漿熱液對成礦制約

當滿足一定條件時，巖漿便可結晶成礦。一般來說，當熔體含水量足夠高，且分離的礦物含量高時即可成礦。其中水含量在巖漿演化中產生了重要影響，含水量越低，即黏性越大，礦物不易自由生長，難以析出。相反，當礦物黏度小時，礦物便可自由生長，巖漿得以繼續演化。

巖漿中的高含水量有助于流體中某些金屬元素的富集，所以一些富水的巖漿巖往往共生多種金屬元素。在斑巖演化的巖漿階段，高含水量的巖漿由于水的“稀釋”從而使巖石的熔融溫度變低，熔融程度更高。此過程中硫化物受高溫巖漿的影響變得不穩定，導致源區剩余的銅硫化合物變得再度活化。同時，大量的水保證了源區母巖漿氧含量較高，從而使硫元素以硫酸鹽的形式存在于巖漿中，并使硅酸鹽漿中的銅，金等等元素優先向硫化物富集[6]。最終使得富水巖漿存在大量金屬元素。

硅酸鹽熔融體中的水可以為巖漿巖中的金屬元素的運移提供一個載體，可以對成礦過程巖漿巖熔體中的金屬元素進行制約，控制其在巖漿巖中的含量和分布范圍，巖漿巖中金屬元素的溶解度與成礦過程中水蒸氣的部分壓力的對數呈正相關[7]。富含水的巖漿與缺乏水的巖漿相比，富水巖漿有利于巖石中揮發組分的散失，這些揮發組分在礦石中的含量雖然不高，但卻容易與礦石中的金、銅、鐵等元素形成絡合物，使其中的成礦元素不斷富集并且會在礦石中發生運移作用，這些礦石絡合物的形成會影響其在保存過程中的穩定性，影響礦物的沉淀和分布規律，富含堿性礦物的斑狀礦床具有多種成礦方式和成礦作用，共生多種金屬元素。因此，巖漿巖中的水含量的高低，對于成礦流體中金、銅、鐵等金屬元素的富集和運移具有緊密聯系，富水巖漿在長期的地質演化過程中不斷從地幔深處上升至地表并伴有長期的地質作用，發生結晶，壓力也在這一過程中不斷地降低，使得礦石中的水溶解度也發生下降，提高了巖漿巖中水含量，當水含量達到飽和時，巖漿流體發生去氣作用和壓溶作用制約礦石的發育和分布[8]。

巖漿巖發生部分熔融時，在水的參與下可以使巖漿的熔點降低，使巖漿流體更快的發生冷凝和固結，從而促進巖漿中銅、金硫化物的重熔和萃取。或者讓巖漿中分散的金屬元素發生聚集和轉移，形成富含成礦金屬元素和水的巖漿。 這些富含水和金屬的巖漿在上升的過程中，壓力逐漸降低，水的溶解度也隨之降低，或者巖漿在持續的結晶過程中水的含量逐漸提高，當熔體中水的含量發生于其溶解度時，巖漿水達到飽和，發生流體出溶。巖漿巖中的水含量并非越高越好，水的含量高的同時巖漿的固液相相對較低，這種巖漿在地殼中的較深部位便會發生固結，難以對金屬的聚集和運移起到混融作用，而最終導致巖漿中無法形成礦床[9]。在巖漿的成礦過程中，分離結晶是其重要的控制因素，但僅靠巖漿的分離結晶作用無法達到礦石的開采程度。

4 結論

通過了解巖漿巖中水的分布特征，我們可以反推出其形成條件，侵入巖以花崗巖為例，具有貧水特點。噴出巖則不同，水主要分布在含水礦物中，剩下有一部分水結合在圍巖中。

在巖漿演化過程中也有不可忽視的作用，水含量的增加可以使含角閃石的熔體穩定域偏向輝石、橄欖石、斜長石區拓展。巖漿富水還可以幫助熔體解聚，使其黏度降低，從而加速角閃石成核形成。

在所研究的課題中，富水的巖漿還保證了富閃深成巖的鈣堿性演化趨勢，并且富水巖漿在結晶過程中會不斷向巖漿房頂部釋放揮發分，進而加速斷層的活化與傳播，最終確保了富閃巖漿通道體系作為巖漿補給與運輸的干線，在這個過程中水可以作為載體，搬運微量元素，對地幔源區的形成過程有重大作用。比如Ba存于沉積物中，能被含水流體搬運，Sr是高度可溶元素，且易被水轉移。經過搬運后，從而形成不同的含水礦物，表現出不同的形態，并且相互之間可以形成反應結構。但在成礦過程中，不同情況下最適宜的水含量是不同的，并沒有固定的規律，即水含量并非越多越好，在不同的條件下，最終形成了各種礦產資源。