岩浆过程和火成岩地质翻译中出综述.docx
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岩浆过程和火成岩地质翻译中出综述
第一篇岩浆过程
前言
所有涉及岩石的液态或熔融态的现象称为岩浆过程。
在地球深处的熔融或部分熔融态的岩石叫做岩浆；如果是通过火山爆发喷出表面的，被称为熔岩。
岩浆作用过程包括了：
岩浆从先前固态源岩，在一定温压条件下变为岩浆——岩浆运移——再到岩浆结晶形成火成岩这样一个完整的过程。
虽然这些步骤可能会重叠，但它能方便地将岩浆过程分为独立的三个过程进行讨论：
1.熔融过程，如加热熔融、减压熔融、冲击熔融、以及加挥发分熔融；2.岩浆运移过程，如渗流，岩脉注入，岩体侵位，与火山喷发；3.岩浆分异过程，如分离结晶，岩浆的同化、混染。
变质过程与岩浆过程的区别在于：
矿物不发生熔融反应而形成新的岩石，在水热作用过程中，液相组成中占主导地位的是水或者其他高挥发性组分，而不是熔融的成岩矿物。
岩浆过程是岩石循环必不可少的组成部分；它导致了我们观察到的火成岩的广泛多样性，并且构成了地球或类地行星地幔和地壳分异的基本过程。
地球的表面反映了来自深部的物源和深部的过程；岩浆过程通过将地球深部的物质带到地表，给地质学家和地球化学家们提供了约束地球内部物质组成的、矿物学的以及热特性等方面的重要信息。
在地球上，岩浆过程与板块构造密切相关。
岩浆作用的类型和由此形成的火成岩的类型是由特定的构造环境决定。
因此，它具有独特结构、变质沉积特征的古老的火成岩与现代的火成岩样品相比较，可以确定古构造环境。
岩浆作用与它们最终形成的火成岩密切相关。
玄武质岩浆作用是由地幔超美铁组分部分熔融形成；在地球上，玄武质岩浆作用可见于洋中脊、弧后盆地、大火成岩省、大陆裂谷、热点以及俯冲带。
中酸性岩浆作用被限制在大陆地壳，在俯冲带也很常见。
许多经济意义重大的矿床都与硅酸岩浆活动有关，这些被称为岩浆矿床。
熔融过程
当今对于理解岩浆过程的一个重要方面就是认为地球内部是固态物质占主导地位的。
但这一直不被认可；早期地质学家认为火山喷发的熔岩来自地球内部一些永久熔融或玻璃状层位。
但是，地震波显示地壳和地幔发射剪切波，这就要求他们是刚性的。
我们也知道，地球内部岩浆源区是很热的，玻璃质是很难保存下来的。
地幔浅部的岩浆密度比固态岩石的要小，所以会很快分离上升而不是储存在下面很长的时间，并且地幔深处的压力足够大，能保证它们在很高的温度下仍然维持在固态。
因此，岩浆熔融的区域不仅仅是岩浆被提取的地方，而是包括岩浆通过固态岩石的部分熔融作用产生的地方。
通常的经验是，一个固态物质被熔化，首先增加它的温度到熔化点，然后继续供热，将固体转化为液体。
然后我们可能会想象，岩石熔化也是通过对源岩加热或通过热流进入岩石熔融区，这样的话，我们就被直觉所误导了。
地球内部的主要熔融过程是减压熔融和加水熔融，两者发生都不需要加热，因为驱动岩石在特定环境下熔融的能源已经存在源区物质中。
此外，岩石的相位关系比理解一个单一的熔点更为复杂，如环境条件下的冰。
首先，即使对于一个纯粹的物质，如冰，或某些特定矿物体系，熔融温度是压力的函数。
对于大多数物质，熔融温度随压力增大而增大。
再者，天然岩石不是纯物质，而是几种矿物的混合物，每一种矿物又都是许多化学成分的固溶体。
即使在恒定压力下，这也会导致熔融温度扩大到部分熔融温度的一个范围。
某种岩石开始随着温度的增加而融化的点，称为固相点，在不同的压力下的点连起来的轨迹就是固相线。
随着温度的升高，熔体和最后晶体消失的点，称为液相点，在不同压力下，这些点的连线就构成液相线。
对于大多数在地幔中常见的组分的固相线和液相线见图1.这些曲线为熔融的提供了一个环境，因为它们显示了地幔岩石部分熔融的压力和温度条件，以及在不同构造区域中实际发生的温度。
在地球上一个给定的位置以下几百公里深处，温度梯度被分为2个区间。
岩石圈一般包括整个地壳和上地幔的一部分，足够冷，可以看作刚性物质。
岩石圈可以变形，但垂直运动是有限的，因此，岩石圈热传导的主要方式是热传导。
通过热传导的的地热传递导致岩石圈维持一个大的热梯度；温度随深度的增加而增加（每公里约16摄氏度）或更多。
随着温度的升高，地幔岩石的塑性强度或粘度逐渐减小,从而地热对流热传导的效率会更高。
对流热传导倾向于驱动的垂直温度梯度朝着一个在压力变化而不增加或减少热量的值靠拢，这个值就是绝热梯度，对于地幔来说是10K每GPa.在这个部分的地幔中，对流是热传输的主要方式，并且表现出近绝热的温度梯度，这部分地幔被称为软流圈。
在软流圈内，通常用地幔潜温度来定量表示它的温度。
地幔潜温指的是假设没有岩石圈，外推绝热梯度到地表得到的温度。
上地幔的潜在温度，通过对洋中脊样品分析认为在1250到1400摄氏度之间，然而像（夏威夷）热点潜在温度可能高达1500摄氏度。
岩石圈的温度梯度和热流是由岩石圈的年龄和厚度决定的。
对于一个正常的潜在温度1350摄氏度，如图1，显示了洋中脊的热分布，其中岩石圈只有10-30km，软流圈温度分布几乎延伸到地面。
需要注意的是，此温度曲线与橄榄岩固相线相交。
图1还绘制了一个古老的海洋热剖面和约100公里厚的岩石圈以及一个稳定的大陆热剖面和150公里厚的岩石圈，这两者都穿过了橄榄岩水饱和的固相线但远低于橄榄岩的干的固相线。
减压熔融
减压熔融驱动着洋中脊、热点、弧后盆地的玄武质火山喷发，并可能在一定程度上有助于了解俯冲有关的岛屿弧和大陆弧过程。
为了了解减压熔融，我们很有必要考虑地球的热结构，地幔岩相的相关关系，以及软流圈的物质迅速上涌（这个上涌过程非常快，没有与周围的物质发生明显的热交换）。
能使周围的物质运转得速度足够快，却与周围环境无显著热交换的软流圈垂直流动的存在。
地球表面冷，冷得使熔融的岩石变得不稳定。
在超过几百公里的深处，地球内部到处都是足够高的温度、围压下，地幔岩石至少会部分熔融。
然而，在这些深处，压力高到足以使得固相线温度高于现代软流层温度。
换句话说，在软流圈虽然温度随着压力的增加而增加（约10K/GPa），但是地幔岩石的干固相线温度增加的更快，约130K/GPa.相反的,如果在软流圈的固态物质向上流动的速度比热传导出来的速度快的话，它就会降温。
上升的物质会达到固相线温度，从而开始融化。
因此，我们期望在岩石圈界限扩展到允许软流圈最小冷却上涌找到玄武岩浆。
这是在大洋中脊、大陆裂谷的发育情况（见图一）。
在较高温度或更高的潜在地幔水含量，软流圈的温度会在较高压力下穿过橄榄岩的固相线，即使是在一个厚的岩石圈下面，绝热上升的地幔物质也会发生部分熔融。
这是夏威夷等热点地区的情况，以及大型火成岩省如Ontong-Java高原或ColumbiaRiver溢流玄武岩。
在任何特定的环境中，是否发生减压熔化都取决于潜在的温度、源岩的含水量，以及在何种程度上的岩石圈减薄或允许软流层温度梯度延伸接近地表。
重要的是，我们要认识到，减压熔化是部分熔融的一个过程；总有一个残留在地幔的固体残留体，虽然一个完全液态的岩浆可以从残留体中分离，这是岩浆运移的结果而不是完全的熔融。
在固相线以上继续减压的话，部分熔融也会持续，并且达到一个较高的熔融程度。
因此，产生的岩浆的体积或通量取决于以确定是否熔化发生在第一个地方，以及作为通过熔融区域的地幔源岩的流动速率的相同的变量。
流体诱发部分熔融
在俯冲带，一个冷板的老的大洋岩石圈俯冲到地幔，并诱发地幔楔发生向下的流动。
橄榄岩的干固相线的形状和减压熔融表明，熔融被期望是发生在薄的岩石圈下，在那里地幔是热的，并且流动方向向上的。
俯冲带可能并不显示这些特征，但地球上绝大多数的最知名的火山和几乎所有的危险的都形成上述俯冲带。
显然，在这样的地质背景下发生了大量的熔融。
这主要是通过俯冲的海洋沉积物的水引入地幔楔和热液蚀变洋壳的结果。
在高压下，当水可以很容易地溶解在岩浆中时，它会作为流体通量图一表明橄榄岩水的饱和固相线比橄榄岩干固相线低几XX。
中度的水含量，熔融开始于两个湿固相曲线界限之间。
加水熔融的过程低于它的干固相线，但如果在湿固相线以上的，称为流体诱发部分熔融它是地球上源岩浆作用的第二有效的方式。
俯冲带岩浆活动是复杂的，但一般来说，对基本要素上是存在共识的。
俯冲板块仍相对较冷，只有沉积组分被认为是直接熔融的，形成一个液态的可运移上升到上覆地幔楔浅部，并改变了地幔楔物质组成。
在稍大的深度，板片的玄武质成分进行了一系列的脱水反应形成一种富含水的液体。
橄榄岩中含水矿物的稳定性极限不同于玄武岩，所以这种流体从板片中提取出来立即进入到上覆部分冷的地幔楔中，它也可能冻结在某个地方或者创造一个富水的地幔源区。
然而，随着板片进一步的向下俯冲，或如果流体可以迁移入足够远的热的地幔楔内部，这些物质穿过含水固相线和就会发生部分熔化从而产生弧玄武岩。
在远离板块边界和热点的地方，通过传导加热，火山作用和岩浆侵入也会发生，那么就需要一个新的机制，除了减压熔融和流体诱发熔融。
这些地点包括大量的流纹岩火山岩形成的系统，如加利福尼亚的长谷。
源区物质是嵌入在岩石圈的（都太冷，不利于减压熔融），在一个稳定的长期的地热环境，低于水饱和固相线。
因此，最有可能的机制就是传导直接加热。
为什么在一个地方比在另一个地方传导更多的热量？
一般的回答是：
回到地幔中减压融化。
地球化学和地球物理证据通常表明，虽然板内火山活动的主要来源是地壳，但是往往有地幔组分的参与。
玄武岩浆底侵作用是使得热流集中到地壳的一个特定区域的最有效的方式。
因为玄武岩的结晶温度高于1000摄氏度，而大陆地壳的岩石（在水的参与下）可以在700摄氏度开始融化。
很明显，地壳熔融是地壳底部大量玄武岩到达地壳的一个可能的结果。
如果玄武岩侵入地壳的过程中同化混染了周围地壳岩石，那么这个过程可以被描述为一个影响玄武岩的分异过程，以及影响围岩的熔融过程。
岩浆运移
岩浆从熔融的区域运移到岩浆侵位或喷发的地方是一个基本的岩浆现象。
事实上，熔岩和火山灰喷发产生的火山灰是火山活动最大的危害。
大部分发生在地球内部的熔融过程是部分熔融过程，产生一种混合的液态物质和残留矿物。
不知何故，这种混合物的液体成分是残留体通过物理分离得到的，并且输送到较浅的深度。
例如，一个洋中脊玄武岩10%熔融比例，要求其地幔产生100%液态物质，因为液体和残留体已被熔体迁移所分离。
事实上，不存在熔体和残留体分离的情况下，成岩过程将无法驱动地球地幔和地壳的分异，并无法产生许多火山喷发的现象。
探讨岩浆输运的若干机制，但所有这些都是由相同的力量驱动的：
重力作用在浮力的熔化或熔融–混合气体的相对残余矿物或岩石。
也就是说，当一块岩石发生部分熔融，至少在今天地球内部发生的最大熔融的压力下，液体密度比围岩的密度要小。
如果一个途径是允许它这样做的话，重力会导致熔体上升运移。
这样的途径可以建立在粒间孔隙流动的基础上，如果液体形成一个相互关联的网络沿着部分熔融岩石的边界运移，或通过打开上覆围岩一个裂缝，形成一个管道供熔体运移流动。
同时，部分熔融的熔体的密度比未熔融的周围岩石要小，因此熔体会底劈上升，或者整个部分熔化区向上流动。
最后，由于熔体中含有溶解的挥发物，在到达地壳是压力减小，溶解气体组分会形成气泡。
这导致熔体密度下降，浮力增加，使得熔体更快的上升，气泡继续生长。
最终的结果可能是气泡破碎，岩浆开始互相接触，喷发出的微小的火山玻璃碎片称为火山灰。
孔隙中的流动
熔体分离过程的初始阶段推测大概是通过多孔流动的。
对地幔岩石的部分熔融的本质探究实验表明，在地幔温度下以及部分熔融程度很小的情况下，熔融相会沿着由残留固体组成晶体的边界的网状小管进行运移。
从而，熔体建立了一个相互连接的网络，通过它可以相对于固体进行迁移。
这种多孔流动是由压力梯度驱动的，主要是由于重力亦或是由于剪切力迫使围岩产生形变，并通过岩浆的粘度的和围岩的渗透进行抵制。
虽然确切的关系是未知的，渗透性是熔体存在的一个递增的函数，这样，更多的熔体可以运移通过一个熔体存在的区域。
渗流算是熔体迁移的一个很慢的过程，在下地幔条件下，渗流被认为是允许熔体和固体之间保持连续化学平衡的方式。
这样的化学平衡，在某些情况下，会导致额外的熔融和局部熔体分数的增加。
因为这种通透性、流量的增加会导致更多的额外的熔融，就会造成渗流系统演变成一个集高孔隙率，却嵌入在一个低的高通量、低流量矩阵内，使其变得不稳定。
这个过程被认为是在确定的洋中脊玄武岩的化学特征以及解释我们观察到的分布在大洋地幔露头的岩石类型之前，玄武质岩浆的快速提取的一个非常重要的过程。
底劈作用
除了部分熔融中的熔体与固体的相对流动之外，大多数部分熔融产生的熔体可以迁移到周边区域去。
当大量的部分熔融产物因为自身的热力学性质或熔融引起的浮力从而向上流动，这被称为底辟。
我们对许多岩浆底辟作用意义不清楚不明确，它有可能是岩浆活动的一个组成部分，在浮力驱动下流动于洋中脊下，但是，总的来说，没有必要解释洋脊或者轴岩浆喷发的存在。
在俯冲板片附近可能会存在含水的或者部分熔融物质的强烈的上升流动，这可能有助于解释在这种构造地质背景下大量的熔融和岩浆侵位，但是，这种解释是有争议的。
对底辟作用最有可能的是解释是目前我们所观察到的场的关系，本质上是花岗岩体在大陆地壳的侵位。
脉状注入
在岩石圈中，多孔流动变成了一种低效率的移动方式,低温和热流传导意味着缓慢通过岩石圈的熔体将开始冻结。
发生在软流层的逆转渗透性的反馈，以及消除熔体管道，在这管道里熔体能够与围岩反应。
另外，矿物的塑性强度随温度的降低而增加，而寄主矿物却无法压缩或扩展以适应熔体分数的变化。
另一方面，这使得分压不断积累而不是释放出去。
随着压力的减小，不同的应力将破坏塑性使得裂缝扩展。
因此，在较浅的深度，通过裂缝导管所产生熔体的流动成为了熔体迁移的主要方式。
这个过程被称为岩脉注入，火成岩的板状体，最终冻结在称为岩墙的裂缝相关的管道里。
岩脉注入的本质，是一个事件过程。
它需要的压力建立在一个失败的点之上，它需要一个大的熔体池，以便突然流入岩脉缝隙中和保持裂纹尖端的应力。
另一方面，多孔流动是一个连续的过程，从多孔流动到岩脉注入，这在某种程度上是来自软流圈向岩石圈过渡，因此存在一个可能的位置为熔体池的积累做为临时储存库。
这是岩浆房形成的一个机制，而岩浆房正是发生岩浆分异过程的重要场所。
喷发
当岩浆活动的产物在地球内部，以熔岩或火山灰的形式，运移到地表，并在地表喷发，喷发的地点被称为火山。
这就是火山作用过程，清楚地涉及熔体的运移。
岩浆分异过程
地球上大量的火成岩组成的多样性源于岩浆的演化，一旦岩浆从形成的熔融源区迁移到达足够浅的地方，就开始结晶。
从源区分离之后的这一系列作用于原始岩浆的过程统称为岩浆分异，包括了部分结晶，同化外部物质，以及各种岩浆之间的混合。
在熔融过程中，正如熔体相的组成区别于残留相的组成，允许部分熔融分离化学组分，因此，在分异过程中形成的晶体成分不同于液体中形成的，所以，质量平衡会造成岩浆在其冷却和结晶过程中，岩浆组分发生演化。
在结晶过程中，液相线是第一批晶体结晶出来时的温度，而固相线则是指最后一滴液体冻结时的温度。
分离结晶
在一个特定的地区，一套岩浆岩形成的主要过程往往是分离结晶。
这是一个冷却、晶体从液体中生长出来以及在化学和物理上分离的过程。
深成火成岩是堆晶积累的结果，如下洋壳和层状基性侵入岩。
在不同阶段、在一系列或一组具有可与之相关的结晶相的剩余液体中取样。
如图3所示，一套从大西洋中脊出来的玄武质玻璃的组成，显示了分离顺序，显示橄榄石分离，接着是橄榄石和斜长石，最后是橄榄石、斜长石和辉石。
下地壳和上地幔的大洋中脊包括了这样的矿物组合：
分别是纯橄榄岩，橄长岩，辉长岩。
因此，在这种情况下，分离结晶过程从矿物学上解释了形成于分离结晶的深成岩以及形成于流体演化到爆发时产生的火山岩。
从相同的原始岩浆开始演化，无论是通过持续的沿特定的液相线的演化还是沿由分馏状况决定的不同的液相线进行，最后造成的岩石的多样性。
决定一给定流体分馏去世的重要变量是：
岩浆房的压力、水的活度以及氧化状态。
同化与岩浆混合
一些火成岩表现出的组分关系，结构，或其他的关系显示，他们没有通过分馏晶体从一个单一的原始岩浆进行简单的演化。
许多其他的过程可能会影响到岩石圈的岩浆岩的演化。
这些包括了不同程度和在不同的条件下的同化作用和岩浆混合。
一般来说，岩浆不会过热的到达地表，例如，如果能量从岩浆中释放出，那么他们在液相线将开始结晶。
另一方面，为了能使其融化，固体围岩同化需要从岩浆中转移能量。
因此，同化和分离结晶通常是耦合发生在一起的，并且整个系统的能量守恒决定了同化围岩的量与岩浆结晶出的量之间的平衡。
同化作用可以很容易地改变岩浆的化学组成、同位素以及挥发成分组成，因为遇到的围岩可能比原始的侵入体更老，化学组成更演化，热液蚀变程度更深。
同化作用和岩浆混合作用过程的证据可能来自对火成岩岩石化学分析得出，但也可以通过发生不完全熔融的俘虏体或停止在板块内的岩浆体直接观察得到。
第二篇火成岩地质
火成岩地质研究熔融岩石的发育、迁移、结晶和固化。
1历史发展
在十八世纪末，尽管有大量的机会可以直接观察从地中海地区活跃的火山喷发出来的物质，但对一些岩石熔融成因的认识是存在争议的。
一些人认为岩石是从海里沉淀出的而另外的人则认为岩石是由高温的熔流体冷凝得到的，尤其是那些起源于火山爆发的岩石类型。
在一些岩石类型具有岩浆成因被大家广泛接受之后,加之十九世纪中期受H.C.Sorby在偏光显微镜观察方面的发展，导致大量的产状、矿物类型和矿物组合以及火成岩的纹理结构等描述性研究形式的产生。
也许我们还在为和尔文理论在这个世界兴起的林奈分类成功而感到印象深刻。
岩石学家敏锐地发现一些潜在的，自然的，可以对大量的岩石类型进行分层分类的方案。
原始岩浆来源于其它所有通过分异或运移过程中遗留下来的，它的概念在岩石学这个系统中被强烈的串起来了。
一个广泛的地理分布的火成岩组成的综合统计表，可以通过叫H.S的硅酸盐分析师的努力变得可行。
华盛顿在十九世纪，以及各种直接和间接的分类方法来处理这些数据已经变得司空见惯了。
这些方法中方法仍在使用并且严重依赖于主要的岩石形成时的氧化物的相对丰度和主要造岩矿物的数量和组成。
值得注意的是，在地球上最丰富的元素是氧，在地球的常规报告所有元素丰度中，一直以氧化物作为氧的丰度。
早期对火成岩的分类研究的困难在于如何处理玻璃或非晶质、固化熔体的存在。
在缺乏充分的化学分析，但了解个别矿物种类的组成规律后，对于岩石学家来说，从相关的矿物组成比例来估计全岩的组成被证明是可行的。
为了比较玻质岩石类型与全晶质矿物的成分组成，然而，得引入规范的矿物学概念，即给定的一组矿物进行全岩分析，在理论的基础上，这些矿物是从给定的岩浆中结晶出来的。
结果，几乎确定的组分的岩石的光谱清晰的显示它们存在地球的表面，归咎于它们完全或者只有部分结晶于先前的熔体。
例如，冷却速度是宏观识别的晶体生长的关键因素，而这个速率会因为熔体在地壳深层的冷却而减慢。
岩石的类型是通过研究侵位以及侵入岩组成颗粒的大小划分的，以及某些直接通过化学成分确定的岩石类型，如辉长岩-玄武岩-安山岩-流纹岩来，这一点是被大家接受的。
赫顿在第十八世纪做过高温合成火成岩的早期尝试，但是系统的、在控制的条件下进行相关的研究，是上世纪第二十年代初由岩石学家在华盛顿卡耐基学院地球物理实验室完成的。
受到动力学和吉布斯相平衡的启发，一个全面的改变复杂的一元，二元，三元的研究程序，和主要高阶合成火成岩类型相关的硅酸盐和氧化物系统启动了，该计划在世界各地的许多实验室仍在进行中。
经过二十多年的努力，N.L.鲍文于1928总结发表了研究的进展。
这在物理化学原理的基础上理解火成岩的成因，具有里程碑意义。
在书中，Bowen强调分步结晶的重要性占岩组成的多样性，这对岩石学思想具有一个开创性的影响。
另一个特别重要的观察到的现象是，玄武质岩浆代表了液态组成的高温端元的频谱。
低温度端元相当于花岗岩和保存在伟晶中富水硅酸盐流体。
玄武岩分离结晶到达极限时，尽管沿着不同序列以及提取相的矿物种类不同，在所谓的岩石成因学的残留系统必然导致残余熔体的形成。
系统的结晶相组成由长石、斜长石和石英的各种组合组成。
在Bowen的书出版后的30年，一些重要的问题成为了岩石学的辩论的焦点，包括以下：
1存在一个同其他所有的岩浆岩类型来自不同分异过程的单一的原始玄武岩岩浆吗？
2鉴于对地球上不同地区的岩石分析发现，组成的多样性趋势，比如火山喷发的地理位置和和侵位的构造环境，是由系统的控制的吗？
3地球大陆上地壳最重要的岩石类型，花岗岩，是由玄武岩结晶分异的产物吗，还是存在其他的成因模式？
在回答第一个问题时，我们从理论、实验和直接的观测数据的组合来看，这个问题变得清晰起来，即使是特定的形成环境或多或少会受系统性的影响，不同的地球的时间和空间位置产生的原始岩浆是不同的。
理解的关键过程涉及到把不同组成趋势的成因归咎于板块构造理论发展的结果。
例如，分离结晶趋势和其他的岩浆分异过程与特定类型的板块边界是一致的。
不管是在扩张的洋中脊或是在收缩的陆弧，在很大程度上反映了产生的熔体的源区物质的性质、挥发性物质的溶解量和相对比例，以及运移到地表的途径。
关于第三个问题的讨论是最激烈的，支持者主要是支持变质交代成因和支持岩浆成因的。
虽然预先存在的沉积岩和火成岩的发现花岗岩是有利于花岗岩成因的证据，一般情况是，对于围岩侵入体的高温变质的证据、岩浆结构以及低温下花岗岩组成的最终在岩石学残留系统和结晶过程更偏向与岩浆成因模型。
这一重要问题的后续研究显示，不仅仅存在单独的玄武质母岩浆分离结晶的成因，许多花岗岩可能是由先前存在的大陆地壳熔融变质物质，与幔源玄武岩熔体发生混合，再重熔结晶而产生的。
从广义上说，花岗岩的成分代表了各种类型和混合岩的熔融温度的最低产物，并且当大陆地壳的温度上升到一个适当区域尺度上，地壳部分熔融和紧随其后的花岗岩熔体运移到浅部地壳的部分融合是一致的结果。
火成岩最近的发展是显著的。
首先，利用已知的热化学性质对重要过程进行系统的量化，这方面有增强的趋势。
相应的焓熵聚集、形成，和端元晶体的摩尔体积焓、熵和体积的变化，存在与在融合、热容量、热膨胀系数和压缩系数过程中，并且液体和固溶体的活性成分关系，以及对结晶，玻璃状，和液体状态的详细的结构和其他物理属性测量，已获得了不错的势头。
其次，对陨石月球和地球火成岩类型的比较研究，导致了我们从整体意义上对岩石行星的演化的共同认知。
最后，提高了对地球上其他区域的采样技术，同时改善了分析痕量元素和同位素数据的硬件设备，使得我们在理解地球的时间和空间上的变化组成和演化方面，取得了举世瞩目的进步。
现代火成岩地质的框架将在第二部分中描述的更详细。
然而，我们应该意识到，在我们的能力中，技术改进，重现那些相当于那些在地球发展的几乎任何阶段温度和压力，随着正在进行中的太阳星云的增生，这些似乎肯定会深刻地改变我们在未来几十年对地球演化的概念。
2产状和构造关系
A产状
火成岩存在若干多种形态。
地表液态熔体中的性溶解性气体的膨胀爆炸导致形成不同大小的物质，从灰尘和沙子到快砾状各种粒径颗粒都有。
对猛烈的火山爆发的直接研究当然是危险的和困难的，但相对温和的喷发如圣海伦斯山火山在1980和1991的直接观察，结合理论分析，和对流化气体粒子系统模拟，使我们对导致火山喷发的行为有了合理透彻的了解。
形成产状和侵位特征的关键控制因素是，岩浆的组成及其相互联系的性质，如岩浆对比于导管的表面和之间的粘度和密度，挥发分的含量，去气的速率。
高流量的岩浆柱的完全破坏，可以导致喷出物的岩石颗粒注入平流层，可能会对地球的气候造成的长期影响。
通常情况下，岩石类型有安山岩，英安岩和流纹岩。
在地表，火山喷发柱的崩溃，但凭借浮力流动的岩浆、岩石颗粒、和气体可以穿越很远的距离，称为为火山碎屑流或熔结凝灰岩。
随后的凝固在一起的这些流动的颗粒分离，并且被赋予鲜明的条纹纹理结构。
对这些碎屑喷发产物的详细分析研究，揭示了保存在地下岩浆房的被困的熔融岩石的化学划分，保存在地层中的或者沉积的底部相当于岩浆房的顶部。
化学区分已经反映在岩浆分离结晶过程中，但存在额外的复杂性，如围岩对岩浆房周围的
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