1.  地球内部岩浆过程地球化学
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以硅酸盐为主体的地壳和地幔物质在地球内部的高温条件下将发生熔融，形成岩浆。岩浆是一种十分复杂的流体相，在构造应力等的作用下可发生迁移、上侵，形成不同类型的岩石。部分熔融和岩浆迁移是导致地球物质成份分异演化的重要机制。其结果使得一部分元素富集在地球外部和表层， 另一部分元素残留在地球深部。处于地球表层和深部的硅酸盐会不断地调整其成份和结构，以适应各自的物理化学环境。地球化学热力学，实验地球化学，微量元素和同位素在研究岩浆过程的性质和行为方面具有重要的作用。

部分熔融与岩浆的形成

按照正常的地深增温率，地球深部的岩石不能发生熔融。因为随深度加大，压力也迅速增长，增压提高了物质的熔点，抵销了地深增温效应。因此， 地球内部的熔融作用不是普遍发生的。已经提到，全球构造岩浆活动的能源主要来自放射性同位素衰变的热量，只有那些能量能被保持并聚集的部位， 热异常才能使岩石产生部分熔融。因此，地球内部不存在一个统一的“岩浆源”，每一份岩浆都有自己的特殊性。它取决于部分熔融作用发生的构造部位、压力、温度、母岩的成份及部分熔融的程度等。

  1. 部分熔融的类型

由主要造岩矿物组成的硅酸盐体系发生部分熔融时有两种基本类型： 对于连续固熔体体系，如 Mg2SiO4－Fe2SiO4、CaAl2Si2O8—NaAlSi2O8 等

二元系，当温度升高时，从均匀的固相中首先熔中低熔点组份的岩浆，体系变为由固、熔两相组成。这时残余固相更富难熔的端元组份，而开始出现熔体相的温度位于二端元组份，的熔点之间。

对于共结系，如透辉石—钙长石系、白榴石—石英系、镁橄榄石—石英系等。共结系的一个主要特点是存在一个共结点（共熔点），共结温度低于任一纯端元组份的熔点，共结成份也是固定的。当这样的体系升温到熔出具有共结成份的熔体相时，残余固相则富体系中相对于共结点过剩的组份。

对于一个成份比较复杂的硅酸盐体系发生部分熔融时，它们同样经历一个从固相转变为固相加熔体相的过程，而且熔体富含低熔组份，残余固相富含难熔组份，只是过程更会复杂和多样。开始熔融的温度则主要取决于体系的化学成份。

  1. 影响部分熔融的因素

体系的化学组份对部分熔融过程有重要影响。在以硅酸盐造岩矿物为主的壳幔岩石中，K2O，Na2O，Al2O3，SiO2 等被称为易熔组份；MgO，FeO，CaO， TiO2，P2O5 为难熔组份。对于富含水的以硅质和粘土质（Al，Si，K，Na）为主要成份的地壳岩石在温度为 650℃左右时便开始熔融，主要形成花岗岩岩浆；而对于缺水的以橄榄石、辉石、钙长石等为主要矿物成份的地幔岩石， 其初熔温度在 1000℃以上，部分熔融主要形成玄武岩岩浆。

部分熔融是一个升温过程，但不是简单的持续升温。对于共结系，当温度到达共熔点时，出现初熔相，体系将停止升温。连续固熔体的部分熔融则是以缓慢增温进行。对于一个同时包含共结关系和固熔系列的复杂体系的部

分熔融，其温度的变化呈现一种多阶梯状的复杂升温曲线。这种体系的初熔温度和全熔温度可能有很大的差别，如含水的石英闪长岩成分的岩石，初熔温度约为 700℃，熔出富石英、钠长石和钾长石组份的熔体相，但其斜长石端元组份的熔融温度在 1200℃。

压力变化对部分熔融的影响有二种状况。当岩压或无水体系的千压增大时，对多数矿物而言，将提高其熔融温度。而当有 H2O 和 CO2 等挥发分存在时，将降低物质的熔融温度（图 8.3）。因此，水和挥发分是一种良好的助熔剂。这种水压对熔融温度的影响，其变化率可高达 100℃/108Pa。

物质的含水性常受构造环境制约。位于板块的俯冲带或岛弧地区，由于大洋板块携带着富水的沉积物伸入地幔，使其上方的楔形地幔区获得水分， 从而降低熔融温度。加上构造俯冲中的应力释放提供一定的热量，使地幔物质的部分熔融更加有利。因此，板块消减带是岩浆活动最发育的地段。构造断裂也是诱导岩石产生部分熔融的重要因素。断裂活动使地壳深部发生局部减压，总压降低能够降低岩石的初熔温度，从而促进深部物质的部分熔融， 称为构造诱发作用。大陆地壳大面积的混合花岗岩的形成可能与这种作用有关。

  1. 地幔的部分熔融

地幔是一个处在高温高压下的复杂硅酸盐体系。按照林伍德的地幔岩模型，其化学成分相当于三分橄榄岩加一分玄武岩。其中橄榄石可占 70％、辉石可占 20％以上。地幔的不同深度（如岩石圈地幔和软流圈地幔）和不同构造环境下的部分熔融性质和状态是很不一样的。维诺格拉多夫用下面反应简略地说明地幔部分熔融的化学模型：

部分熔融与岩浆的形成 - 图12MgSiO3 Mg2SiO4+SiO2

OPX（斜顽辉石）S Ol（镁橄榄石）S Q（石英）L

式中 Opx 的熔点为 1557℃，Ol 的熔点为 1910℃。在干体系中加热到 1557

℃时斜顽辉石发生熔融，分解为固相的镁橄榄石和熔体相的SiO2。易熔的SiO2 组份代表了相对富 SiO2 的玄武岩浆，固相镁橄榄石代表了地幔部分熔融的残留物——橄榄岩和纯橄榄岩。实际过程当然要复杂得多。

进一步可以用Mg2SiO4—CaAl2Si2O8—SiO2 三元系相图近似地描写地幔部

分熔融的过程（图 8.4）。图中梯形框为自然界常见玄武岩的化学成分范围。地幔平均成分位于梯形框左下方由橄榄石、辉石、尖晶石所限定的区域，当地幔物质升温至达到初熔温度时，大约相当于 D 点成分的熔点首先析出，其成分相当于石英拉斑玄武岩。当部分熔融继续时，熔出物成分沿 DC 线发展， 残余固相则更朝向以橄榄岩和纯橄榄岩为主的成分。温度继续升高，部分熔融程度到达 C 点时，开始有镁橄揽石成分进入熔相，形成的岩浆成分相当于橄榄玄武岩岩浆。当温度升高至全部熔融时，便形成了橄榄岩岩浆。ABCD 为岩浆结晶过程演化线。

曾研究过不同温压条件下天然含尖晶石、石榴子石橄榄岩的部分熔融作用及矿物的消失顺序。发现最先消失的矿物是单斜辉石和尖晶石，其次是石榴子石和斜方辉石，最后的残留固相都是镁橄榄石。

上述关于地幔部分熔融的图像，是根据简化的相图关系和主要矿物成分

得出的。但是，根据 70 年代末期发展起来的微量元素地球化学及其中的岩浆过程微量元素定量模型，两者所得出的结论是不一致的。如根据稀土元素计算，产生金伯利岩的岩浆应是地幔很低程度部分熔融的产物。碱性玄武岩的部分熔融程度一般说来也应低于拉斑玄武岩。