岩浆岩岩石学-第13章 岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境-西北大学-国家级精品课程.ppt

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1、西北大学国家级精品课程西北大学国家级精品课程岩浆岩岩石学岩浆岩岩石学西北大学地质学系西北大学地质学系 主讲：赖绍聪教授主讲：赖绍聪教授上页上页下页下页返回返回结束结束第十三章第十三章 岩浆岩的共生组合及其岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境形成大地构造环境上页上页下页下页返回返回结束结束二二十十世世纪纪初初期期，岩岩石石学学家家开开始始注注意意到到不不同同类类型型的的火火成成岩岩具有显著的地域分布规律。具有显著的地域分布规律。A.哈克提出大西洋和太平洋岩域哈克提出大西洋和太平洋岩域(Province)的概念的概念 冯冯.沃沃尔尔夫夫根根据据大大陆陆玄玄武武岩岩分分布布，增增加加了了北北极极岩岩

2、套套(Arctic Suite)的概念的概念 1921年年尼尼格格里里根根据据含含钾钾岩岩流流，又又提提出出了了地地中中海海岩岩套套的的概概念念。然然而而，这这些些单单纯纯的的地地理理性性区区域域概概念念尚尚未未明明确确地地涉涉及及构构造背景。造背景。1.概述概述上页上页下页下页返回返回结束结束 二二十十世世纪纪六六十十年年代代，随随着着板板块块学学说说的的建建立立，岩岩浆浆成成因因和和火火成成岩岩成成分分变变化化规规律律被被赋赋予予了了全全新新的的地地质质构构造造含含义义。不不同同火火成成岩岩岩岩石石系系列列与与全全球球构构造造的的关关系系，也也即即火火成成岩岩组组合合在在不不同同地地区区重

3、重复复出出现现，成成分分变变化化和和分分布布规规律律与与构构造造背背景景的的关关系引起了地学界的广泛重视。系引起了地学界的广泛重视。目目前前，人人们们已已经经识识别别出出地地球球上上有有三三种种主主要要的的岩岩浆浆系系列列。即即拉拉斑斑玄玄武武质质、钙钙碱碱质质及及碱碱质质系系列列，每每个个系系列列都都由由侵侵位位于于地地壳壳中中或或喷喷出出于于其其上上的的一一组组紧紧密密相相关关的的岩岩浆浆岩岩石石组组合合组组成成。当当用用板板块块构构造造理理论论考考虑虑问问题题时时，人人们们进进一一步步认认识识到到这这三三种种岩岩浆浆系系列列以以及及火火成成岩岩石石的的共共生生组组合合有有着着完完全全不不

4、同同的的分分布布特特点。点。1.概述概述上页上页下页下页返回返回结束结束 Ringwood(1969)提出了按板块构造环境分类岩浆的意提出了按板块构造环境分类岩浆的意见，以及岩浆产生与板块构造相互关系的示意图见，以及岩浆产生与板块构造相互关系的示意图(图图1)。Dikinson(1971)首次提出了首次提出了“岩石构造组合岩石构造组合”(Petrotectonic assembleges)的概念。的概念。Condie(1976)按照板块构造模式将岩石构造组合的概按照板块构造模式将岩石构造组合的概念系统化，讨论了其成因，并提出了生成环境可分为板块念系统化，讨论了其成因，并提出了生成环境可分为板块

5、边缘和板块内部两大类，多数岩浆都是在板块边缘生成的。边缘和板块内部两大类，多数岩浆都是在板块边缘生成的。它们可以进一步细分为汇聚边缘，离散边缘，边缘盆地，它们可以进一步细分为汇聚边缘，离散边缘，边缘盆地，大洋盆地，裂谷系，克拉通和碰撞带等不同环境及其相应大洋盆地，裂谷系，克拉通和碰撞带等不同环境及其相应的岩石构造组合的岩石构造组合(表表1)。1.概述概述上页上页下页下页返回返回结束结束 80年代以来，把火成岩岩石学与大地构造学密切结合年代以来，把火成岩岩石学与大地构造学密切结合的研究有了更大的发展，人们系统地总结了不同的岩浆系的研究有了更大的发展，人们系统地总结了不同的岩浆系列以及板内，边缘盆

6、地，岛孤等各种构造环境的岩浆作用、列以及板内，边缘盆地，岛孤等各种构造环境的岩浆作用、火成岩组合以及岩浆成因机制，从而使得火成岩大地构造火成岩组合以及岩浆成因机制，从而使得火成岩大地构造学作为一门新的地质学科日趋完善。学作为一门新的地质学科日趋完善。1.概述概述上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束1 1、板内岩浆活动、板内岩浆活动1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区 在在大大陆陆克克拉拉通通地地区区火火成成岩岩并并不不十十分分发发育育。大大陆陆克克拉拉通通区区发发现现的的火火成成岩岩大大多多呈呈小小型型的的侵侵入入杂杂岩岩体体、岩岩墙

7、墙、岩岩床床、火山颈、岩管或火山颈、岩管或(少数情况下少数情况下)呈小的火山区出现。呈小的火山区出现。火成岩成分变化比洋壳区要复杂得多。火成岩成分变化比洋壳区要复杂得多。一一般般认认为为，大大陆陆克克拉拉通通火火成成岩岩可可能能与与某某种种板板内内拉拉张张性性构构造造环环境境有有关关，但但事事实实上上很很多多地地区区尚尚不不能能认认定定它它们们与与构构造造之间的确切关系。之间的确切关系。有有些些没没有有明明显显构构造造痕痕迹迹的的地地区区，岩岩浆浆活活动动往往往往归归因因于于和地下的热点或地幔上升的热柱有关。和地下的热点或地幔上升的热柱有关。上页上页下页下页返回返回结束结束 大大陆陆板板块块内

8、内火火成成岩岩主主要要有有：金金伯伯利利岩岩、碱碱性性岩岩(高高钾钾岩系岩系)、高原溢流玄武岩以及火成碳酸盐四种组合类型。、高原溢流玄武岩以及火成碳酸盐四种组合类型。金伯利岩最集中的地区是西伯利亚和南非。金伯利岩最集中的地区是西伯利亚和南非。由于定位快，它们一般没有经过结晶分异作用，不能由于定位快，它们一般没有经过结晶分异作用，不能形成岩系。但南非曾有过分异金伯利岩的报导。形成岩系。但南非曾有过分异金伯利岩的报导。至今还未发现过喷发的金伯利岩，但坦桑尼亚有类似至今还未发现过喷发的金伯利岩，但坦桑尼亚有类似于金伯利岩的熔岩。于金伯利岩的熔岩。与金伯利岩有关的碳酸岩则常呈熔岩或凝灰岩喷出。与金伯利

9、岩有关的碳酸岩则常呈熔岩或凝灰岩喷出。1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结束结束 过去认为和金伯利岩有关的碳酸岩和蛇纹岩是后期蚀过去认为和金伯利岩有关的碳酸岩和蛇纹岩是后期蚀变结果变结果 ，现在认为至少有一部分是由于高碱岩浆富含，现在认为至少有一部分是由于高碱岩浆富含COCO2 2及及H H2 2O O流体的不混熔分离产物。流体的不混熔分离产物。有时由于压力变化，金伯利岩岩浆中释放出部分有时由于压力变化，金伯利岩岩浆中释放出部分COCO2 2及及CaOCaO，可以形成一套黄长玄武岩及含钙镁橄榄石的岩石，可以形成一套黄长玄武岩及含钙镁橄榄石的岩石，有时有黄长煌斑岩。有时

10、有黄长煌斑岩。碳酸岩常常与碱性岩如磷霞岩、霓霞岩、霓霞钠辉岩、碳酸岩常常与碱性岩如磷霞岩、霓霞岩、霓霞钠辉岩、钛铁霞辉岩等共生，但并非所有碱性岩都伴有碳酸岩。钛铁霞辉岩等共生，但并非所有碱性岩都伴有碳酸岩。金伯利岩和碳酸岩多集中于裂谷附近或裂谷系中，有金伯利岩和碳酸岩多集中于裂谷附近或裂谷系中，有的在破裂的陆缘，如东非裂谷、贝加尔裂谷、阿尔丹穹曲、的在破裂的陆缘，如东非裂谷、贝加尔裂谷、阿尔丹穹曲、莱茵地堑、巴西海岸等地。莱茵地堑、巴西海岸等地。1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结束结束大陆区的高钾岩系很难说和什么构造环境有关大陆区的高钾岩系很难说和什么构造环境有关(

11、Kent等，等，1992)。西澳大利亚的金云白榴岩过去归之为白榴石玄武岩或金西澳大利亚的金云白榴岩过去归之为白榴石玄武岩或金伯利岩一类。伯利岩一类。东非裂谷西部的高碱岩系是高钾熔岩最集中地区，岩石东非裂谷西部的高碱岩系是高钾熔岩最集中地区，岩石包括暗橄白榴岩、白橄包括暗橄白榴岩、白橄 黄长岩、局部也有碳酸岩熔岩和凝黄长岩、局部也有碳酸岩熔岩和凝灰岩。灰岩。意大利罗曼省和西班牙南部的高钾岩系在构造位置上属意大利罗曼省和西班牙南部的高钾岩系在构造位置上属于聚敛板块边缘，位于本尼奥夫带上。于聚敛板块边缘，位于本尼奥夫带上。在东非裂谷通过肯尼亚穹隆地带，早中新世开始有大的在东非裂谷通过肯尼亚穹隆地带，

12、早中新世开始有大的中心式喷发，喷发产物有霞石岩、暗霞石岩熔岩、火山碎中心式喷发，喷发产物有霞石岩、暗霞石岩熔岩、火山碎屑岩加少量碧玄岩、玄武岩、响岩和粗面岩。屑岩加少量碧玄岩、玄武岩、响岩和粗面岩。1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结束结束大陆上的高原玄武岩或洪流玄武岩属拉斑玄武岩系，有大陆上的高原玄武岩或洪流玄武岩属拉斑玄武岩系，有的含有大量流纹岩夹层的含有大量流纹岩夹层(如印度德干如印度德干)。高原玄武岩与构造的关系看来并不一律高原玄武岩与构造的关系看来并不一律南非卡罗、印度德干可能与显生宙板块分离有关，也可南非卡罗、印度德干可能与显生宙板块分离有关，也可能和热柱

13、活动有关。能和热柱活动有关。最老的基维诺玄武岩的构造背景至今还无法弄清。最老的基维诺玄武岩的构造背景至今还无法弄清。1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结束结束新近的研究结果表明，在全球范围内尽管各地质历史时新近的研究结果表明，在全球范围内尽管各地质历史时期都有大陆板内岩浆活动，但大部分岩浆活动发生在元古期都有大陆板内岩浆活动，但大部分岩浆活动发生在元古代、中、新生代三个时期。代、中、新生代三个时期。为什么大陆板内岩浆活动主要集中在中元古代和中、新为什么大陆板内岩浆活动主要集中在中元古代和中、新生代呢生代呢?1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结

14、束结束 根据杜乐天根据杜乐天(1990)提出的幔汁说和国外学者提出的地提出的幔汁说和国外学者提出的地幔热流体说认为，幔汁或地幔热流体是全球地质运动的总幔热流体说认为，幔汁或地幔热流体是全球地质运动的总根源。根源。在地球演化历史中，幔汁或热流体既有聚积期又有发在地球演化历史中，幔汁或热流体既有聚积期又有发散期，即具有聚积和发散交替出现的规律。散期，即具有聚积和发散交替出现的规律。当幔汁或地幔热流体缓慢聚积时拉张性岩浆作用就很当幔汁或地幔热流体缓慢聚积时拉张性岩浆作用就很少；当幔汁或热流体聚积到一定程度，即由量变发展到质少；当幔汁或热流体聚积到一定程度，即由量变发展到质变时，则以地幔柱、热羽、热点

15、的形式从地幔或核幔边界变时，则以地幔柱、热羽、热点的形式从地幔或核幔边界大规模上涌发散，引起地幔物质上隆、岩石圈破裂，沿破大规模上涌发散，引起地幔物质上隆、岩石圈破裂，沿破裂带形成大量的拉张性板内克拉通岩浆岩岩石组合裂带形成大量的拉张性板内克拉通岩浆岩岩石组合。1.11.1大陆克拉通区大陆克拉通区上页上页下页下页返回返回结束结束 从从板板块块构构造造的的角角度度来来考考察察火火成成岩岩组组合合与与构构造造背背景景的的关关系，大洋地区似乎比大陆地区更显出规律性。系，大洋地区似乎比大陆地区更显出规律性。大大洋洋壳壳范范围围内内的的岩岩浆浆喷喷发发是是少少量量的的，这这种种喷喷发发由由火火山山岛和洋

16、底火山显示出来岛和洋底火山显示出来 它们有两种基本产状，火山岛链和孤立火山。它们有两种基本产状，火山岛链和孤立火山。夏夏威威夷夷群群岛岛、澳澳特特腊腊尔尔马马绍绍尔尔吉吉尔尔伯伯特特群群岛岛是是典典型的火山岛链。型的火山岛链。火火山山链链可可能能是是当当大大洋洋岩岩石石圈圈在在地地幔幔柱柱(热热点点)上上运运移移时时，由由地地幔幔柱柱(热热点点)产产生生的的，地地幔幔柱柱内内或或地地幔幔柱柱上上面面产产生生的的岩岩浆喷发出来形成了海山和岛链浆喷发出来形成了海山和岛链(图图2)。1.2 大洋板块大洋板块上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 上地幔柱上地幔柱(热点热点)

17、形成的玄武质原始岩浆，其化学成分形成的玄武质原始岩浆，其化学成分主要取决于以下因素：主要取决于以下因素：a.地幔源区的物质组成和矿物组合；地幔源区的物质组成和矿物组合；b.源区物质部分熔融的程度和部分熔融的机理；源区物质部分熔融的程度和部分熔融的机理；c.岩浆分异的深度。岩浆分异的深度。1.2 大洋板块大洋板块上页上页下页下页返回返回结束结束 其形成过程可用双层地幔的简要模式来加以概括其形成过程可用双层地幔的简要模式来加以概括(图图3)。该模式展示一种双层地幔结构。洋岛玄武岩原始岩浆起。该模式展示一种双层地幔结构。洋岛玄武岩原始岩浆起源于下层地幔，下层地幔由再循环俯冲洋壳和近原始地幔源于下层地

18、幔，下层地幔由再循环俯冲洋壳和近原始地幔混合而成；上层地幔为亏损的软流圈地幔，它是洋中脊拉混合而成；上层地幔为亏损的软流圈地幔，它是洋中脊拉斑玄武岩原始岩浆的起源区；底劈上隆由上下地幔层的边斑玄武岩原始岩浆的起源区；底劈上隆由上下地幔层的边界附近开始产生，部分熔融作用也同时发生。而上隆体附界附近开始产生，部分熔融作用也同时发生。而上隆体附近的亏损地幔也将产生部分熔融，这两种部分熔融的产物近的亏损地幔也将产生部分熔融，这两种部分熔融的产物可能发生岩浆混合作用，最后岩浆喷出形成洋岛可能发生岩浆混合作用，最后岩浆喷出形成洋岛(海山海山)火火山岩，在中脊区则形成洋脊拉斑玄武岩。不同的是，在中山岩，在中

19、脊区则形成洋脊拉斑玄武岩。不同的是，在中脊区，亏损地幔熔融物占有更为重要的地位。脊区，亏损地幔熔融物占有更为重要的地位。1.2 大洋板块大洋板块上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 洋岛洋岛(海山海山)火山岩主要是拉斑玄武岩岩浆的产物，它火山岩主要是拉斑玄武岩岩浆的产物，它是由大量拉斑玄武岩和较少的碱性岩组成。是由大量拉斑玄武岩和较少的碱性岩组成。夏威夷群岛的火山岩中，拉斑玄武岩占夏威夷群岛的火山岩中，拉斑玄武岩占85%，其它为，其它为中性及酸性岩、碱性玄武岩和更少的更为碱性的基性岩。中性及酸性岩、碱性玄武岩和更少的更为碱性的基性岩。冰岛的火山岩也属拉斑玄武岩系，但

20、分异产物比夏威冰岛的火山岩也属拉斑玄武岩系，但分异产物比夏威夷的多，这里还有流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄夷的多，这里还有流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄武岩。武岩。洋岛玄武岩含洋岛玄武岩含K2O、TiO2、P2O5高，大离子半径的不高，大离子半径的不相容元素包括轻稀土元素在内都比洋中脊玄武岩高。相容元素包括轻稀土元素在内都比洋中脊玄武岩高。1.2 大洋板块大洋板块上页上页下页下页返回返回结束结束 大洋板内火山岛链往往显示出有规律的演化历史，夏大洋板内火山岛链往往显示出有规律的演化历史，夏威夷群岛就是一个实例。威夷群岛就是一个实例。在该地区，一个特定火山的最老的岩石均为橄榄拉斑在该地区，

21、一个特定火山的最老的岩石均为橄榄拉斑玄武岩，随后富铁石英拉斑玄武岩的丰度增大，最后是少玄武岩，随后富铁石英拉斑玄武岩的丰度增大，最后是少量的碱性玄武岩量的碱性玄武岩(及其分异物及其分异物)。这种事件顺序用热点模式最容易解释。这种事件顺序用热点模式最容易解释。在热点模式中，认为那些早期的岩浆活动反映了在地在热点模式中，认为那些早期的岩浆活动反映了在地幔热柱中或其上面的广泛熔融作用。随着火山在热点上的幔热柱中或其上面的广泛熔融作用。随着火山在热点上的运动，少量岩浆到达地表，以及浅处，分离结晶作用变得运动，少量岩浆到达地表，以及浅处，分离结晶作用变得更占优势，产生较多的石英拉斑玄武岩。更占优势，产生

22、较多的石英拉斑玄武岩。随着火山趋近地幔柱的边缘，等温线下降，熔融作用随着火山趋近地幔柱的边缘，等温线下降，熔融作用的深度及程度减小，结果产生小体积的碱性玄武岩。的深度及程度减小，结果产生小体积的碱性玄武岩。1.2 大洋板块大洋板块上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束2 离散型板块边缘岩浆活动离散型板块边缘岩浆活动2.1 2.1 大洋中脊岩浆活动大洋中脊岩浆活动 大大洋洋中中脊脊是是最最重重要要的的离离散散型型板板块块边边缘缘，是是大大洋洋区区中中最最大大量量的的火火成成岩岩产产生生地地，也也是是洋洋壳壳产产生生的的地地方方，洋洋底底不

23、不断断在在中脊处形成，而后运移到大洋各外。中脊处形成，而后运移到大洋各外。大大洋洋中中脊脊以以产产生生拉拉斑斑玄玄武武岩岩和和缺缺乏乏安安山山岩岩为为特特征征，这这种种拉拉斑斑玄玄武武岩岩，通通常常称称为为洋洋脊脊拉拉斑斑玄玄武武岩岩(MORBmid ocean ridge basalt)。板板块块扩扩张张引引起起的的压压力力释释放放将将产产生生岩岩浆浆，沿沿洋洋中中脊脊，地地震震活活动动产产生生于于较较浅浅的的深深度度上上，而而观观察察到到的的热热流流却却很很高高，说说明明该该区区贫贫碱碱的的拉拉斑斑质质玄玄武武岩岩浆浆产产生生于于较较浅浅的的深深度度位位置置上上(Jokat等，等，1992

24、)。上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 洋中脊缺乏安山岩的原因可归结如下：洋中脊缺乏安山岩的原因可归结如下：(1)(1)没有俯冲作用发生，因此也没有水份带入上地幔。没有俯冲作用发生，因此也没有水份带入上地幔。(2)(2)由于地壳较薄，沿中脊的一些扩张裂隙不能阻止水由于地壳较薄，沿中脊的一些扩张裂隙不能阻止水份的散失，因而水压很低，不足以产生安山质岩浆。份的散失，因而水压很低，不足以产生安山质岩浆。洋脊岩石中洋脊岩石中FeFe3+3+/Fe/Fe2+2+低的原因可能正在于此低的原因可能正在于此即低水即低水压造成低氧逸度。压造成低氧逸度。因此，围绕洋脊产生的岩浆活动是

25、无水的。因此，围绕洋脊产生的岩浆活动是无水的。NichollsNicholls和和RingwoodRingwood还认为大洋拉斑玄武岩相当于岛还认为大洋拉斑玄武岩相当于岛弧拉斑玄武岩的无水等效物。弧拉斑玄武岩的无水等效物。2.1 2.1 大洋中脊岩浆活动大洋中脊岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束洋脊拉斑玄武岩主要有以下特征：洋脊拉斑玄武岩主要有以下特征：(1)(1)斑晶或为橄榄石或为斜长石，或二者兼而有之。斑晶或为橄榄石或为斜长石，或二者兼而有之。基质矿物是橄榄石、斜长石、单斜辉石和铁矿物，常含有基质矿物是橄榄石、斜长石、单斜辉石和铁矿物，常含有玻璃质及结晶的矿物雏晶。玻璃质及结晶的矿物

26、雏晶。(2)(2)低钾低钾(K K2 2O0.4%)O0.4%)高钛高钛(TiOTiO2 2为为0.7-2.3%)0.7-2.3%)P P2 2O O5 5含量低含量低(0.25%),(5%);K2O/Na2O高，当高，当SiO2约约50%时，时，0.6;SiO2约约55%时，时，1.0。在。在SiO2-K2O图上，低图上，低SiO2部分有陡的正倾部分有陡的正倾(当当SiO2=45-57%时，斜时，斜率率57%时，斜率为时，斜率为0或负值或负值)。富集。富集P、Rb、Sr、Ba、Pb和轻稀土和轻稀土(与与K的富集吻合的富集吻合)，低，低TiO2(0.5)。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩

27、浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 岛弧火山岩以爆发相为特征，火山碎屑物质体积可占岛弧火山岩以爆发相为特征，火山碎屑物质体积可占整个火山岩体积的整个火山岩体积的80%以上，而洋中脊和大洋岛则要低得以上，而洋中脊和大洋岛则要低得多。另处，由火山岩屑、侵入岩及变质岩屑构成的砂岩、多。另处，由火山岩屑、侵入岩及变质岩屑构成的砂岩、泥岩经常与火山岩互层，这种互层系是识别岛弧火山岩系泥岩经常与火山岩互层，这种互层系是识别岛弧火山岩系重要标志之一。重要标志之一。俯冲带的岩浆岩，自海沟向大陆方向，常常具有明显俯冲带的岩浆岩，自海沟向大陆方向，常常具有明显的水平分带性的水平分带性(图图9)。一般均随与海沟

28、轴距离的增加，依次。一般均随与海沟轴距离的增加，依次分布为拉斑系列、钙碱系列和碱性系列。这种随着与海沟分布为拉斑系列、钙碱系列和碱性系列。这种随着与海沟轴的距离和俯冲带深度的增加，火山岩成分有规律的变化轴的距离和俯冲带深度的增加，火山岩成分有规律的变化叫做成分的极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。叫做成分的极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 在火山岩成分极性中，最有指示意义的是当在火山岩成分极性中，最有指示意义的是当SiO2含量含量一定时，一定时，K2O随俯冲带深度随俯冲带深度(h)的增大而增加，的增大而增加，Kh成线成线性

29、正相关关系。当性正相关关系。当SiO2为为60%时，这种关系可表示为时，这种关系可表示为(Condie,1973):h=89.3(K2O)-14.3 式中式中K2O为百分含量，为百分含量，h的单位为的单位为公里。公里。据此式可估算火山岩对应的俯冲带深度。计算得到拉据此式可估算火山岩对应的俯冲带深度。计算得到拉斑系列对应的俯冲带深度斑系列对应的俯冲带深度200公里。公里。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 岛弧火山岩成分变化与地壳厚度的变化也有对应关系。岛弧火山岩成分变化与地壳厚度的变化也有对应关系。据统计，当据统计，当S

30、iO2量固定时，安山岩的量固定时，安山岩的K2O百分含量与地壳百分含量与地壳厚度厚度(C)成正比。对于成正比。对于SiO2为为60%时，时，KC关系可表示为关系可表示为(Condie,1973):C=18.2(K2O)+0.45 式中式中K2O为百分含量，为百分含量，C单位为公单位为公里。里。据此得出各系列对应的地壳厚度是：拉斑系列据此得出各系列对应的地壳厚度是：拉斑系列25公里。公里。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 不同俯冲带闭合速率的差异也将引起火山岩成分变化，不同俯冲带闭合速率的差异也将引起火山岩成分变化，闭合速率越慢，火山岩愈偏碱性。一般情

31、况下：闭合速率越慢，火山岩愈偏碱性。一般情况下：闭合速率为闭合速率为89cm/a的高速组，主要为拉斑或拉斑的高速组，主要为拉斑或拉斑+钙钙碱系列；碱系列；闭合速率为闭合速率为36cm/a的中速组，主要为钙碱或拉斑的中速组，主要为钙碱或拉斑+钙钙碱系列；碱系列；闭合速率闭合速率2cm/a的低速组，则以出现更多的碱性系列的低速组，则以出现更多的碱性系列或以碱性系列为主要特征或以碱性系列为主要特征(Miyashiro,1975)。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲作

32、用的发生、发展与演化，岛弧也将经历一个由不成熟作用的发生、发展与演化，岛弧也将经历一个由不成熟半成熟成熟的演化过程。半成熟成熟的演化过程。不成熟岛弧地壳是薄且铁镁质的，或者可以认为是一不成熟岛弧地壳是薄且铁镁质的，或者可以认为是一种大洋型地壳；种大洋型地壳；而成熟岛弧的地壳则是厚且相对偏长英质的，可称为而成熟岛弧的地壳则是厚且相对偏长英质的，可称为大陆型地壳；大陆型地壳；大陆边缘火山岩弧大陆边缘火山岩弧(如如Andes)常具有大陆型地壳，与常具有大陆型地壳，与成熟岛弧大陆型地壳类似或更厚。从这个角度讲，它们可成熟岛弧大陆型地壳类似或更厚。从这个角度讲，它们可以近似地看作成熟岛弧或代表比成熟岛弧

33、更高的演化阶段以近似地看作成熟岛弧或代表比成熟岛弧更高的演化阶段(Floyd等，等，1992)。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 随着岛弧的产生与演化，火山岩逐渐堆积并达地壳厚随着岛弧的产生与演化，火山岩逐渐堆积并达地壳厚度，火山岩的平均成分逐渐向长英质的和富钾方向演化，度，火山岩的平均成分逐渐向长英质的和富钾方向演化，火山岩逐渐由拉斑系列为主演化为钙碱系列为主。火山岩逐渐由拉斑系列为主演化为钙碱系列为主。随着岛弧的进一步演化，花岗质岩石开始产出，花岗随着岛弧的进一步演化，花岗质岩石开始产出，花岗质岩石与蛇绿质岩石的比例增加。同时，钙碱系列岩石质岩石

34、与蛇绿质岩石的比例增加。同时，钙碱系列岩石/拉斑系列岩石的比例也增加。拉斑系列岩石的比例也增加。当岛弧成熟度很高时，蛇绿岩消失，而钙碱系列岩石当岛弧成熟度很高时，蛇绿岩消失，而钙碱系列岩石/拉班系列岩石比值接近拉班系列岩石比值接近1或更高，并可能出现高钾系列或更高，并可能出现高钾系列(钾钾玄岩玄岩)岩石。岩石。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 根根据据俯俯冲冲带带(岛岛弧弧区区)岩岩浆浆活活动动构构造造环环境境及及岩岩浆浆成成因因差差异异，可可将将其其进进一一步步划划分分为为三三种种主主要要的的亚亚类类：洋洋内内岛岛弧弧环环境境、活动大陆边缘活动大陆

35、边缘(边缘弧边缘弧)及弧后盆地及弧后盆地(边缘海盆地边缘海盆地)。1、洋洋内内岛岛弧弧环环境境(Oceanic island arcs)：洋洋内内岛岛弧弧是是指指大大洋洋岩岩石石圈圈板板块块俯俯冲冲到到另另一一洋洋壳壳板板块块之之下下所所形形成成的的火火山山岛岛弧弧或或岛岛链链，它它常常常常被被弧弧后后次次级级海海底底扩扩张张形形成成的的边边缘缘海海盆盆所所分分隔。隔。洋洋壳壳岩岩石石圈圈俯俯冲冲作作用用的的产产生生新新的的洋洋壳壳岩岩石石圈圈在在中中脊脊处处形形成成,岩岩石石圈圈板板块块俯俯冲冲产产生生深深海海沟沟,弧弧后后区区次次级级地地幔幔对对流流引引起次级扩张中心起次级扩张中心,并形成

36、边缘海盆并形成边缘海盆3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束洋壳岩石圈俯冲作用的产生新的洋壳岩石圈在中脊处形洋壳岩石圈俯冲作用的产生新的洋壳岩石圈在中脊处形成岩石圈板块俯冲产生深海沟弧后区次级地幔对流引成岩石圈板块俯冲产生深海沟弧后区次级地幔对流引起次级扩张中心起次级扩张中心,并形成边缘海盆并形成边缘海盆上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 当洋壳板块俯冲时，其上层的海洋沉积物常在弧前区当洋壳板块俯冲时，其上层的海洋沉积物常在弧前区形成一个增生楔。形成一个增生楔。通常认为，洋内岛弧环境的玄武质岩浆

37、活动主要与俯通常认为，洋内岛弧环境的玄武质岩浆活动主要与俯冲板片之上的地幔楔形区的部分熔融有关冲板片之上的地幔楔形区的部分熔融有关(图图11)11)。洋壳沿俯冲带产生自绿片岩相角闪岩相榴辉岩相洋壳沿俯冲带产生自绿片岩相角闪岩相榴辉岩相的递进变质作用。脱水反应向浅部地幔中释放出流体的递进变质作用。脱水反应向浅部地幔中释放出流体;3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 在更大的深度上榴辉岩的含水部分熔融产生富水的中在更大的深度上榴辉岩的含水部分熔融产生富水的中性中酸性部分熔融岩浆性中酸性部分熔融岩浆,然后它们侵入到地幔楔中。然后它们侵入到地幔楔中。当俯冲洋壳进

38、入当俯冲洋壳进入80(70)80(70)100100kmkm深处，洋壳中角闪岩深处，洋壳中角闪岩大量脱水转变为石英榴辉岩，水进入地幔楔引起带水的部大量脱水转变为石英榴辉岩，水进入地幔楔引起带水的部分熔融，产生含水橄榄拉斑玄武岩浆，它在上升过程中分分熔融，产生含水橄榄拉斑玄武岩浆，它在上升过程中分异出橄榄石、铬尖晶石，结果派生出岛弧拉斑系列的主要异出橄榄石、铬尖晶石，结果派生出岛弧拉斑系列的主要岩石类型玄武安山岩岩石类型玄武安山岩(SiOSiO2 2为为53%)53%)。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返

39、回返回结束结束 显然，这种岩浆与洋脊拉斑玄武岩浆相似，在很大程显然，这种岩浆与洋脊拉斑玄武岩浆相似，在很大程度上都是由于地幔橄榄岩熔融产生的，因而具有相似的稀度上都是由于地幔橄榄岩熔融产生的，因而具有相似的稀土分布型式。土分布型式。但是，岛弧拉斑玄武岩浆的熔融是在含水条件下发生但是，岛弧拉斑玄武岩浆的熔融是在含水条件下发生的，而与洋脊之下基本是无水条件下发生的熔融不同，因的，而与洋脊之下基本是无水条件下发生的熔融不同，因而两者的元素含量也有区别。而两者的元素含量也有区别。岛弧拉斑玄武岩的岛弧拉斑玄武岩的SiO2和和Fe/Mg较高，较高，Cr、Ni较低，较低，可以用低中压，含水条件下具铬尖晶石包

40、裹体的橄榄石的可以用低中压，含水条件下具铬尖晶石包裹体的橄榄石的充分分解来解释。充分分解来解释。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 由于较易进入角闪石的由于较易进入角闪石的K、Rb、Ba、Sr等元素，在角等元素，在角闪石脱水后不易进入固相的石榴石、单斜辉石中，因而随闪石脱水后不易进入固相的石榴石、单斜辉石中，因而随水带入地幔楔，使产生的岩浆中具有高于洋脊拉斑玄武岩水带入地幔楔，使产生的岩浆中具有高于洋脊拉斑玄武岩的含量。的含量。至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄武岩的至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄武岩的Ti、Y、Hf和和Zr含量低，则与榍石可能是高压含水条

41、件下地幔或消亡洋含量低，则与榍石可能是高压含水条件下地幔或消亡洋壳熔融后的一种残余矿物有关，榍石富壳熔融后的一种残余矿物有关，榍石富Ti并易于吸收并易于吸收Y、Hf、和、和Zr及稀土元素。及稀土元素。另外，另外，Condie(1976)认为，在认为，在100km后，玄武岩辉长岩转变为石后，玄武岩辉长岩转变为石英榴辉岩，石英榴辉岩局部熔融形成原生的英榴辉岩，石英榴辉岩局部熔融形成原生的SiO2中等含量中等含量的熔浆，从的熔浆，从100150km的俯冲带上升的这种的俯冲带上升的这种SiO2中等含量中等含量的含水的熔浆进入消减带上面的地幔楔形区，这种熔浆在的含水的熔浆进入消减带上面的地幔楔形区，这种

42、熔浆在这样的深度上与地幔橄榄岩是不能平衡共存的，亦即与这样的深度上与地幔橄榄岩是不能平衡共存的，亦即与Ol是不能平衡共存的，因此与是不能平衡共存的，因此与Ol发生反应形成辉石发生反应形成辉石(Ol+富富SiO2液体液体Py)，使橄榄岩转变为辉石岩。由于新形成的辉使橄榄岩转变为辉石岩。由于新形成的辉石岩的比重小于上覆地幔橄榄岩以及其中隙间液体的存在，石岩的比重小于上覆地幔橄榄岩以及其中隙间液体的存在，使辉石岩具有很大的活动性，它从消减带以底劈方式上升。使辉石岩具有很大的活动性，它从消减带以底劈方式上升。安山岩岩浆可能直接导源于俯冲的大洋壳安山岩岩浆可能直接导源于俯冲的大洋壳上页上页下页下页返回返

43、回结束结束 含水辉石岩底劈岩块在上升过程中开始发生熔融，类含水辉石岩底劈岩块在上升过程中开始发生熔融，类似于从上升的地幔橄榄岩底劈岩块中形成玄武岩岩浆的模似于从上升的地幔橄榄岩底劈岩块中形成玄武岩岩浆的模式。在式。在100km深处，辉石岩可能是含深处，辉石岩可能是含Ga的，在较浅处的，在较浅处Ga不稳定，其组分进入辉石固熔体中。对于从不稳定，其组分进入辉石固熔体中。对于从100150km深深处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说：处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说：如果在如果在10060km发生局部熔融熔浆的分离形成均一发生局部熔融熔浆的分离形成均一的独立岩浆，则具的独立岩浆，则具Ol拉斑玄武

44、岩拉斑玄武岩Q拉斑玄武岩组成；拉斑玄武岩组成；如果在如果在6040km内发生局部熔浆分离，则形成玄武内发生局部熔浆分离，则形成玄武安山岩岩浆；安山岩岩浆；如果在如果在4020km内局部熔浆从上升的底劈岩块中分离内局部熔浆从上升的底劈岩块中分离出去，则就形成安山岩岩浆。出去，则就形成安山岩岩浆。上页上页下页下页返回返回结束结束3、弧后盆地、弧后盆地(边缘海盆边缘海盆)(backarc basins 或或marginal basins)：弧后弧后(边缘边缘)盆地是半封闭的盆地，或处在岛弧体盆地是半封闭的盆地，或处在岛弧体系之间的一系列小海盆。一般认为它们是弧后区次级海底系之间的一系列小海盆。一般认

45、为它们是弧后区次级海底扩张的产物扩张的产物(图图14)。边缘海盆可能有多种成因。但至少其中某些海盆具有边缘海盆可能有多种成因。但至少其中某些海盆具有的性质所表明的成因类似于扩张洋脊处形成大洋岩石圈那的性质所表明的成因类似于扩张洋脊处形成大洋岩石圈那样的作用过程。样的作用过程。从这些海盆中获取的拉斑玄武岩类岩石岩石学和地球从这些海盆中获取的拉斑玄武岩类岩石岩石学和地球化学资料，在常量元素和微量元素、同位素比值方面及模化学资料，在常量元素和微量元素、同位素比值方面及模式上和标准成分上都类似洋脊的拉斑玄武岩类。其化学性式上和标准成分上都类似洋脊的拉斑玄武岩类。其化学性质多半可归因于低压下的分离结晶作

46、用。它们在成分上的质多半可归因于低压下的分离结晶作用。它们在成分上的变化范围与变化范围与MORB部分一致。部分一致。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 最可能的成因是橄榄质地幔的分离熔融和在缓慢扩张最可能的成因是橄榄质地幔的分离熔融和在缓慢扩张(半速率半速率12cm/a)岩石圈中的侵位。未必会是俯冲洋壳的岩石圈中的侵位。未必会是俯冲洋壳的熔融，也未必会和岛弧拉斑玄武岩有亲缘关系。熔融，也未必会和岛弧拉斑玄武岩有亲缘关系。推测边缘海盆玄武岩化学上的微小变化是受到熔融分推测边缘海盆玄武岩化学上的微小变化是受到熔融分离的深度、地幔熔融的范围或随后分离结晶的范

47、围所控制离的深度、地幔熔融的范围或随后分离结晶的范围所控制的。一般说，这些玄武岩的演化有点象的。一般说，这些玄武岩的演化有点象MORB；化学上变化学上变化的范围可能与海盆下温度梯度的差异有关。边缘海盆作化的范围可能与海盆下温度梯度的差异有关。边缘海盆作为地幔分离熔融产生新洋壳的所在地而具有明显的重要性。为地幔分离熔融产生新洋壳的所在地而具有明显的重要性。在弄清楚造山带的演化和弄清楚常认作为洋壳碎块的蛇绿在弄清楚造山带的演化和弄清楚常认作为洋壳碎块的蛇绿岩的成因上它们也是重要的。岩的成因上它们也是重要的。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页

48、返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束上页上页下页下页返回返回结束结束 弧后扩张中心玄武岩地球化学特征的变化取决于几个弧后扩张中心玄武岩地球化学特征的变化取决于几个不同的因素，包括部分熔融程度、不同的因素，包括部分熔融程度、PH2O、PO2、地幔源区地幔源区的均一程度以及岩浆房中高位结晶分异的程度。的均一程度以及岩浆房中高位结晶分异的程度。另外，俯冲板块中派生的流体相也可能是另一重要的另外，俯冲板块中派生的流体相也可能是另一重要的因素。因素。就主元素而言，大部分弧后盆地玄武岩都与富集形就主元素而言，大部分弧后盆地玄武岩都与富集形MORB很类似。而痕量元素地球化学特征变化更为复杂，很类

49、似。而痕量元素地球化学特征变化更为复杂，既具既具MORB的特征同时又显示了一定岛弧玄武岩的特征。的特征同时又显示了一定岛弧玄武岩的特征。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束 这一现象表明，受俯冲影响的部分地幔组分可能卷入这一现象表明，受俯冲影响的部分地幔组分可能卷入了弧后盆地扩张中心玄武岩岩浆的形成过程中，从而使这了弧后盆地扩张中心玄武岩岩浆的形成过程中，从而使这类玄武岩带有岛弧拉斑玄武岩的烙印。类玄武岩带有岛弧拉斑玄武岩的烙印。通常，在弧后盆地拉张初期，俯冲中派生流体相对岩通常，在弧后盆地拉张初期，俯冲中派生流体相对岩浆形成的影响最为显著，随着盆地的拉

50、开，其影响逐渐减浆形成的影响最为显著，随着盆地的拉开，其影响逐渐减弱。弱。弧后区源区组分可能既包括亏损及富橄榄岩的大洋岩弧后区源区组分可能既包括亏损及富橄榄岩的大洋岩石圈，又包含相对富二辉橄榄岩底劈上升的岩石圈地幔石圈，又包含相对富二辉橄榄岩底劈上升的岩石圈地幔(Kaj Hoernle等，等，1993)。3.1 3.1 俯冲带岩浆活动俯冲带岩浆活动上页上页下页下页返回返回结束结束3.2 碰撞带岩浆活动碰撞带岩浆活动 俯俯冲冲作作用用进进一一步步发发展展，必必定定导导致致岛岛弧弧与与大大陆陆或或大大陆陆与与大陆的碰撞并形成缝合带或碰撞造山带。大陆的碰撞并形成缝合带或碰撞造山带。大大陆陆板板块块经