主要控制因素

地幔流体迁移机制复杂，影响因素包括温度、压力、挥发分逸度、微量元素的浓度梯度（化学位）以及围岩性质等。微量元素化学位是控制流体中元素扩散迁移的主要因素，在元素扩散过程中，温度、压力、化学位构成了一个复杂的耦合系统。研究结果表明，在100～600℃的温度范围内，压力增大会使流体组分扩散能力降低，而当温度下降到25～100℃时，则流体组分扩散能力与压力成正比（Balashov and Zaraisky,1982；Zaraisky and Balashov,1983）。地幔流体的大范围迁移以EPF方式为主，温度和压力为最主要的控制因素。

1.温度和压力

岩石渗透率对于流体迁移是一个非常重要的参数，它取决于岩石孔隙度的大小。孔隙度对于温度非常敏感，实验所测得的岩石体积膨胀率与温度的相关曲线和热力学计算结果并不吻合，实际线形膨胀值比理论值高1.5～2倍，这是因为岩石中相邻矿物或晶体结晶方位存在着差异，当岩石受热膨胀时，在其产生的弹性应力作用下，矿物颗粒边缘产生微裂隙，使矿物间出现额外的空间，从而导致岩石孔隙度和渗透率都有大的提高，该现象称之为岩石热疏松化（thermal decompaction）（Zaraisky and Balashov,1983；Shmulovich et al.,1995），这种微裂隙在岩石中弥漫性分布，构成了完整而独立的流体通道体系，对流体迁移有着重要作用，因为未发生疏松化作用的岩石，其渗透率在（10^-3～10^-6）×0.9869×10^-9m²范围内，如此低的孔隙度会使流体难以通过。

Shmulovich等（1995）研究了不同岩石的温度与岩石渗透率的关系（图2-1），不同岩石发生疏松化的起始温度有所不同，如大理岩为200～210℃，花岗岩为250℃，中、基性和超基性岩石则高达500℃，在小于200℃的情况下，温度变化对渗透率影响很小。当大理岩被加热到600℃时，其孔隙通道宽度增为0.5～0.8μm（一般岩石在加热前的孔隙通道平均宽度为0.01～0.1）μm，孔隙度增加2.7%，相应的渗透率增大0.9%。在岩石膨胀过程中，大理岩的渗透率与温度几乎呈线性关系，而硅质岩石（如花岗岩、花岗细晶岩）则表现为非线性，尤其是在500～600℃的温度区间内渗透率的绝对值会迅速增加（由0.14×0.9869×10^-9m²变为1.63×0.9869×10^-9m²，增加了12倍），孔隙通道宽度达到0.2～0.4μm，但当温度大于600℃后则几乎不变，这是因为石英在573℃时发生相变（α－石英相变为β－石英）而引起孔隙度迅速变化；中性、基性和超基性岩石在700℃时渗透率才增加0.2%，孔隙宽度则不超过0.1μm。由此看来，温度和岩性的差异对于流体的迁移有一定的影响。一般来说，在20～700℃的温度范围内，对于给定的压力，岩石孔隙度仅增加1个数量级，形变因子增加不到两个数量级，而渗透率则可增加几个数量级。

图2-1　岩石孔隙度、渗透率与温度的关系

（原始数据引自Shmulovich等1995）

实验压力为10⁸Pa，流体成分为H₂O；1—花岗岩，2—花岗岩—细晶岩，3—辉长岩—粗玄岩，4—大理岩

Shmonov and Victovtova（1992）对高温高压下岩石渗透率进行了系统观察，并测定了不同岩性岩石在（200～2000）×10⁵Pa和20～600℃下的渗透情况。由图2-2（以花岗岩为例）可见不同压力下温度和渗透率的关系：随压力的增大，岩石的渗透率减小，即使岩石静态压力超过流体压力800×10⁵Pa时，也不能抑制由于温度升高所导致的岩石疏松化现象，当温度从400℃升至600℃时，花岗岩的渗透率仍将增加2个数量级。

图2-2　不同压力条件下花岗岩渗透率与温度的关系

（原始数据引自Shmonov and Victovtova,1992）

2.其他因素

元素在流体/围岩中的分配系数、元素的扩散系数、晶体颗粒半径、挥发分逸度（f_CO2）以及围岩介质条件对流体的迁移也有一定的影响。元素的分配系数决定元素在流体中的迁移能力，不相容元素迁移得较远，因此迁移过程中元素发生分异；扩散系数D1是一个与温度、溶液浓度和孔隙度相关的函数，由于在扩散过程中流体与围岩发生反应，在一个孔隙度发育良好的岩石中，其扩散系数仅为溶液中的1/10⁵～1/10⁷（Fyfe et al.,1978；Shmulovich et al.,1995）。根据公式（8），矿物颗粒半径的增大使流体中元素的迁移能力降低。据Bodinier等（1990）研究，超镁铁质地幔岩的变形越强烈，它们越富集LREE,（Ce/Yb）_N比值随颗粒尺寸的减小而增大，这可解释地幔交代作用中REE富集与晶体颗粒半径之间的函数关系；在地幔流体迁移过程中CO₂有特殊作用，尤其是对不相容元素的迁移尤为关键：在地幔赋存CO₂的条件下会使REE等元素溶解度增大且在流体中更不相容，f_CO2的提高将大大提高流体中部分元素的迁移能力；围岩介质条件会影响流体的f_CO2，如碱性环境会促使CO₂进一步溶解（CO₂+H₂O=H₂CO₃=2H⁺+

总之，地幔流体的迁移相当复杂，理想模型只能将流体成分简化为C—H—O的挥发分系统，但实际流体成分却复杂得多，任何微小的成分差异都可能会引起地幔流体系统物理化学性质的改变。地幔流体迁移是一个随流体成分、时间和距离变化的复杂动态过程，流体迁移的早期阶段与围岩基质倾向于平衡，但由于地幔岩的色层分离效应，经过一段时间后，“离子交换柱”已变“脏”或“使用过”，这时流体通过已不再与围岩发生离子交换（Navon and Stolper,1987），这就相当于又进入了一个新的地球化学系统，控制因素又有所改变。目前国内外对地幔以及地壳深部流体迁移机制的研究，大多还套用地表或地壳内部的流体运移过程，至于Fick定律及渗滤定律是否适用于地幔条件，尚需进一步验证。