[教育]岩浆岩成因导论课件第二章岩浆的生成演化及主要岩石的成因.pptx

《[教育]岩浆岩成因导论课件第二章岩浆的生成演化及主要岩石的成因.pptx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《[教育]岩浆岩成因导论课件第二章岩浆的生成演化及主要岩石的成因.pptx（55页珍藏版）》请在淘文阁 - 分享文档赚钱的网站上搜索。

1、 教育 岩浆岩成因导论课件第二章岩浆的生成演化及主要岩石的成因 一、原始岩浆问题 1原始岩浆定义 原始岩浆（Primary magma）：上地慢物质局部熔融及地壳物质全部或部分熔融而产生的最初的岩浆。又称母岩浆。局部熔融是现代岩浆成因的一个基本概念。与单矿物比较，岩石熔融有两个特点：一是岩石熔化温度低于其构成矿物各自单独熔化时的熔点；二是岩石从开始熔融到全部熔化有一个温度区间。岩石熔化时，不同矿物熔化顺序不同。矿物或岩石中FeO、MgO、CaO含量愈高，即组分愈趋于基性，愈难熔化，称为难熔组分。矿物或岩石中SiO2 和K2O含量愈高，即组分愈趋于酸性，愈易熔化，称为易熔组分。局部熔融的概念 岩

2、石开始溶化时产生的熔体中SiO2、K2O、Na2O 较高，熔体偏于酸性；随着溶化温度的提高，熔体中FeO、MgO组分增加而渐趋于基性。局部熔融：在岩石开始熔化至全部熔化的温度区间内，岩石中的易熔组分（酸性组分）先熔化，产生酸性熔体，残留体为较基性的难熔固相物质。随着温度的升高，熔体数量增加，其基性组分也逐渐增加；当温度达到或超过岩石全部熔化的温度时，岩石全部熔化，熔体成分和被熔化的原岩成分一致。岩石的局部熔融又叫重熔作用或深熔作用。2原始岩浆的种类问题（1）一元论观点 关于原始岩浆的种类问题，一个长期争论的悬而未决的问题，归纳起来有以下几种观点：问题：一元论观点难以解释大规模花岗岩的成因？由鲍

3、文1928年提出，他认为自然界仅存在一种玄武岩浆，即一元论的观点，所有的岩石都是由玄武岩浆通过结晶分异作用派生的。（2）二元论观点 问题：在褶皱带存在着与花岗岩、玄武岩毫无联系而大小不等的孤立的超基性岩体，它们又多在大断裂发展的早期产出，显然不可能由其它岩浆分异而成。十九世纪末，以列文生列信格和布恩等人为代表，认为原生岩浆有两种，即玄武岩浆和花岗岩浆。（3）三元论观点（4）多元论观点 赫斯和库兹涅佐夫等人提出了原生岩浆有三种，玄武岩浆、花岗岩浆和超基性岩浆，即三元论观点。近年来，通过全球构造学、岩理学、高温高压实验岩石学、地球化学及地球物理的研究，在有关岩浆成因方面积累了大量的资料，多元论的观

4、点逐渐被人们所接受，目前多数人认为：基性的拉斑玄武岩浆、碱性橄榄玄武岩浆；超基性的金伯利岩浆、科马提岩浆、碳酸岩浆；中性的安山岩浆；酸性的花岗岩浆、花岗闪长岩浆；碱性岩浆等都可能是原生岩浆，但也有争议，尚须进一步探索和研究。近代岩石学家威里（P.J.Wyllie)等认为原始岩浆有三种来源：（1）来源于地幔橄榄岩的基性岩浆（2）来源于地壳岩石的花岗岩浆（3）来源于俯冲洋壳产生的SiO2中等的岩浆，这种岩浆经过复杂的变异形成安山岩浆，它们喷出地面而形成安山岩。二、原始岩浆的形成机理（一）上地幔中岩浆的生成 1、上地幔的物质组成地球的圈层结构 根根据据莫莫霍霍面面和和古古登登堡堡面面，可可将将地地球

5、球内内部部分分为为三三个个级圈层：级圈层：地壳、地壳、地幔、地幔、地核。地核。根根据据次次级级界界面面，还还可可将将进进一一步步分分为为七七个个级级圈圈层层：地地壳壳、上上地地幔幔、过过渡渡层层、下下地地幔幔、外外地地核核过渡层和内核。过渡层和内核。大洋地壳 大洋地壳 大陆地壳 大陆地壳上地幔样品有四种类型：（1）霞石岩及碱性玄武岩及火山碎屑岩中的尖晶石二辉橄榄岩和极少量的石榴石辉石岩包体（2）金伯利岩中的石榴石二辉橄榄岩和榴辉岩包体（3）阿尔卑斯型超镁铁质深成岩，主要是斜方辉橄岩和纯橄榄岩（4）区域变质岩（深变质和强烈变形）中的榴辉岩 据波速、包裹体及实验研究，目前多认为地幔岩石圈的岩石的是

6、橄榄石、辉石和石榴子石的某种组合，化学成分相当于纯橄榄岩和橄榄岩组成（见表）。上地幔成分质量分数 上地幔成分质量分数（）（）（以中国为例，据刘玲根等，（以中国为例，据刘玲根等，1992 1992）原始地幔的化学和同位素组成相当于球粒陨石普通球粒陨石主要陨石类型的相对含量上地幔的矿物组成-地幔包体资料二辉橄榄岩 上地幔的矿物相关系地幔岩根据可能有的矿物组合分为：斜长石地幔岩Pl+Px+Ol辉石地幔岩Ol+Px+Sp石榴石地幔岩Ol+Px+GaUpper Mantle Phase diagram（T.H.Green和A.E.Ringwood,1967,简化）按地热梯度计算，上地幔的软流圈顶部正常温

7、度为500010000C，至软流圈底部为1200020000C。由于软流圈温度较高，且各处重力异常明显，必然造成上地幔塑性固态物质的迁移和熔融，所以软流圈被认为是地球深部极不稳定的地带，是产生岩浆温度和构造运动的总根源。2、上地慢中玄武岩浆和橄榄岩浆的生成 根据目前的研究，认为有下列几种原因促使上地幔物质发生部分熔融，从而产生岩浆。（1）U、Th和K衰变生成的放射性热的影响或构造运动（如板块的碰撞和俯冲）产生的摩擦热。（2）压力释放的影响（3）挥发组分的影响 根据地球物理资料在80150KM最易发生熔融。林伍德进行了含0.1水的地幔岩中岩浆组成与熔融程度、温度和岩浆分离深度关系的实验，得出了地

8、幔岩熔融形成玄武岩浆的模式。在地表附近分离形成的是拉斑玄武岩浆。在50KM深处，形成的岩浆成分为碱性橄榄玄武岩碧玄岩。在100KM附近或更深，形成的是橄榄霞石岩金伯利岩岩浆。长期以来，人们对橄榄岩浆的存在一直持怀疑态度，但自科马提岩发现后，已逐渐得到确认，并认为它是地幔橄榄岩直接融化出来的。格林根据研究认为当地幔岩达到3060的部分熔融程度时，所熔出的熔体成分相当于苦橄岩质和科马提岩质岩浆。对于超基性岩浆的形成机制、生成条件以及形成深度等一系列重大问题尚未解决。（二）地壳中岩浆的形成1、地壳的组成05KM 沉积盖层：沉积岩组成520KM 地壳的上层：硅铝层（花岗质层）2040KM地壳的下层：硅

9、镁层（玄武质层）1、地壳（A层）厚 厚度 度5-70 5-70 km km之 之间 间。其 其中 中大 大陆 陆地 地区 区厚 厚度 度较 较大 大，平 平均 均33km 33km；大 大洋 洋地 地区 区厚 厚度 度较 较小 小，平 平均 均7 7 km km；总 总体 体平 平均 均厚 厚度 度约 约16km 16km。地 地壳 壳物 物 质 质 的 的 密 密 度 度 一 一 般 般 为 为 2.6-2.6-2.7g/cm 2.7g/cm3 3。大 大陆 陆地 地壳 壳（上 上地 地壳 壳，A A1 1）：主 主要 要由 由富 富硅 硅铝 铝的 的硅 硅酸 酸盐 盐矿 矿物 物组 组成

10、成，常 常称 称硅 硅铝 铝层 层；多 多分 分布 布在 在大 大陆区。陆区。大 大洋 洋地 地壳 壳（下 下地 地壳 壳A A2 2）：主 主要 要由 由富 富硅 硅镁 镁的 的硅 硅酸 酸盐 盐矿 矿物 物组 组成 成，常 常称 称硅 硅镁 镁层 层；比 比重 重较 较大 大，密 密度 度一 一般 般为 为2.9-3.0g/cm 2.9-3.0g/cm3 3；主 主要 要分 分布在洋底或大陆地壳的下部。布在洋底或大陆地壳的下部。莫霍面古登堡面2、地壳中岩浆的形成（1）地壳上部近10KM，处于造山带的底部，造成局部地热梯度异常，T7500C，同时又有水存在形成低熔的花岗岩岩浆，运移不远，原地

11、冷凝形成花岗岩。当T7500C时，熔融程度增加，若母岩浆缺乏钾长石，形成花岗闪长岩岩浆，若压力很大，还可形成石英二长岩岩浆，这些岩浆的活动能力强，与一些难熔的物质斜长石一起上升形成杂岩。近20KM，温度更高，地热梯度很高，T9000C以上，易熔出花岗岩岩浆，活动性很强，可以上升侵入到地壳浅处甚至可以喷出地表形成喷出岩，地壳上部只能形成花岗岩浆。（2）地壳下部由玄武质组成，玄武岩发生部分熔融，形成安山岩浆和英安岩浆。（3）地壳部分熔融不可能形成玄武岩浆，至多可形成安山岩浆、花岗岩浆。（三）洋壳中岩浆的形成1、洋壳的组成 薄的沉积盖层：松散沉积物1KM 玄武岩层：5KM左右 缺乏花岗质层，固较薄，

12、不能直接形成岩浆，温度低，必须经过大洋板块沿俯冲带向大陆板块之下俯冲，当达到一定深度时，下插的洋壳及其上的大陆板块的上地幔发生部分熔融，才能产生岩浆。2、洋壳中岩浆的形成 据板块理论，洋壳玄武岩层沿俯冲带下插到100KM附近的深处，就变为石英榴辉岩，石英榴辉岩的部分熔融只能熔出SiO2含量中等（与安山岩的SiO2含量相当）的含水原生熔浆，残留的难熔组分相当于榴辉岩的成分，其熔融的产物可用下式表示：10500C 易熔部分SiO2含量中等的岩浆玄武岩 石英榴辉岩难熔部分榴辉岩（石榴子石辉石）由玄武岩洋壳部分熔融而成的SiO2含量中等的岩浆进入俯冲带上面的上地幔时，与地幔橄榄岩发生反应，使橄榄岩变成

13、辉石岩，辉石岩的比重小于橄榄岩，以及其中间隙的液体随着熔出的熔浆不断上升，并发生分离结晶作用。在不同的深度因分离结晶程度不同可形成成分不同的岩浆。据实验资料：10060KM处分离形成拉斑玄武岩浆 6040KM处形成玄武安山岩浆 4020KM处形成安山岩浆 20KM 形成英安岩浆或流纹岩浆。总结：1.玄武岩浆 玄武岩浆是上地幔物质（地幔岩）局部熔融的产物。在上地幔的不同深度上通过局部熔融产生三种主要岩浆：拉斑玄武岩浆：约15 km。高铝玄武岩浆：1535 km。碱性玄武岩浆：3575 km。从玄武岩浆中可以直接冷凝结晶成玄武岩和辉长岩。玄武岩浆通过分异作用可以形成少量中性岩和酸性岩。玄武岩通过重

14、力结晶分异可以形成少量超基性岩。2花岗岩岩浆 花岗岩岩浆是大陆地壳深部物质重熔的产物。不同深度上可以形成性质稍有差异的花岗岩岩浆。在约10 km处形成活动性很弱的岩浆，许多巨型花岗岩岩基就是这种岩浆形成的。约在20 km深度上可形成活动性很强的岩浆，能够上侵至浅部或喷出地表。花岗岩岩浆通过同化作用可形成中性岩和碱性岩。一些花岗岩是混合岩化作用形成的。3安山岩浆 环太平洋地区广泛分布有安山岩。玄武质洋壳到达海沟并向下俯冲，玄武岩及其上覆的洋底沉积物发生局部熔融即可形成安山岩浆。当俯冲深度达95 km时即可发生这一作用。大陆内部的安山岩，是地壳深部局部熔融产生的，其深度约为60 km。4橄榄岩岩浆

15、 橄榄岩岩浆是上地幔物质大约在80160 km的深度上局部熔融的产物。关于原生岩浆及其起源的问题极其复杂，尚待进一步研究。三、岩浆的演化机理 原始岩浆的种类目前一般认为不过几种，但地壳上分布的火成岩其种类可达千种以上，少数几种原生岩浆何以能形成如此种类繁多的火成岩呢？其原因在于岩浆的演化，而岩浆演化的机理目前可归结为：分异作用、同化混染作用和混合作用。（一）岩浆分异作用 岩浆分异作用（Magmatic differentiation）：是指原来成分均匀的岩浆，在没有外来物质的加入下依靠本身的演化，最终分化为多种成分岩浆的作用。主要有以下几种方式：1、熔离作用（Liquation）：原来均匀的岩

16、浆（尚未结晶），随着温度和压力的降低（在冷却过程中）分成几种成分不同而互不混溶的派生岩浆的作用，称为岩浆的熔离作用。天然岩浆中硫化物、氧化物与硅酸盐熔体可以发生熔离作用。与超基性岩有关的铜镍硫化物矿床、钒钛磁铁矿床可能与熔离作用有关。2结晶分异作用 矿物的结晶温度有高有低，因此，矿物从岩浆中结晶析出的次序也有先有后。在岩浆冷凝过程中矿物按其结晶温度的高低先后同岩浆发生分离的现象叫结晶分异作用。结晶分异作用在玄武岩浆中研究得最为完备，由鲍文和贝莱于20世纪20年代即完成了实验和地质方面的经典研究。结晶分异作用乃是岩浆演化的理论支柱之一。3、扩散作用（Diffusion）：在岩浆熔体中，扩散作用是

17、因中心至边缘部位间的温度差异引起的，高熔点的组分向温度低的部位集中，这样就引起了浓度的变化。4、气运作用（Gas transportation）：是指岩浆中的气体（包括挥发组分），在岩浆分异过程中搬运和携带了某些组分一起运移，从而使岩浆成分发生改变的一种分异作用。分异方式有：重力分异（Gravitation differentiation）：熔浆中早期结晶的矿物在重力作用下与熔体分离，使熔浆成分发生分异，从而形成成分不同的一系列岩石。摩擦作用（Fractional action）岩浆在流动过程中，早期结晶的矿物晶体可能与围岩发生摩擦而滞留，结果引起岩浆分异。压滤分异作用（Pressure fi

18、ltration differentiation）：岩浆演化到晚期阶段，正在结晶的岩浆房不断受到围岩的压力，使岩浆房中尚未结晶的残余熔浆从已晶出的密集的晶体中压滤出来，从而使晶体与熔浆分离。（二）同化混染作用 由于岩浆温度很高，并且有很强的化学活动能力，因此它可以熔化或溶解与之相接触的围岩或所捕虏的围岩块，从而改变原来岩浆的成分。对于围岩或捕虏体而言，被岩浆同化，称为同化作用（Assimilation）；对同化围岩或捕虏体的岩浆来说，却受到了围岩与捕虏体成分的混染，称为称为混染作用（Contamination）。因此只要岩浆与围岩或捕虏体发生作用，既产生对围岩的同化作用，又产生对岩浆的混染作用

19、，故统称同化混染作用。其实质是熔化、交代的过程。基性岩浆同化酸性的围岩时，岩浆向酸性变化。酸性岩浆同化基性围岩时，岩浆向基性方向变化。基性岩浆可以同化酸性围岩，但酸性岩浆难于同化基性围岩。（三）岩浆的混合作用 岩浆的混合作用（Magma mixing）：是指由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合产生一系列过渡类型的岩浆的作用。四、主要岩石的成因（一）超基性岩类的成因 超基性岩的成因，一般认为有两种：1玄武岩浆经分离结晶作用（主要是重力分异）形成。2来自上地慢的橄榄岩浆直接结晶而成。注意：对于阿尔卑斯型的橄榄岩的成因，目前尚存在很大的意见分歧。层状型超基性岩基性岩侵入体 分布特征：产在稳定的地台区

20、，呈岩盆或岩床产出。岩性组合特征：从下往上分别为：下部为纯橄榄岩、橄榄岩、斜方辉橄岩、辉石岩，中部为暗色辉长岩，上部为浅色辉长岩、斜长岩、闪长岩。m/f 7 矿产：钒钛磁铁矿、铜镍硫化矿 成因：由玄武岩浆结晶分异形成的。阿尔卑斯型超镁铁岩体 分布特征：沿着褶皱带呈透镜状、似层状或不规则状，与区域构造线一致，岩体成群成带分布。因在阿尔卑斯山首先研究之，故称阿尔卑斯型。岩性组合特征：纯橄榄岩、斜方辉石橄榄岩和单斜辉石岩。岩石蛇纹石化强烈。m/f 7 矿产：产铬铁矿（二）基性岩类的成因 对大多数基性岩的成因，一般看法比较一致，认为是玄武岩浆直接结晶或者是它派生的产物。而玄武岩浆则来自上地慢，由地慢岩

21、经部分熔融而产生，其中难熔部分构成纯橄榄岩，易熔部分即形成玄武岩浆。（三）中性岩类的成因 成因假说较多，主要有：1中性岩中的闪长岩多数人认为属混杂成因，即由酸性岩浆同化混染了一些较基性岩石，或基性岩浆同化了一些硅铝物质而生成。2有一些闪长岩位于基性岩的边缘，这可能是由于基性岩浆分异的结果。3有些独立存在的小型闪长岩体，可能是原生岩浆分异后形成的派生岩浆侵入而形成。4安山岩的成因，说法不一，目前比较流行的看法是规模较大的分布广泛的安山岩的形成是与板块俯冲带有关。1岩浆派认为花岗岩是花岗岩浆冷凝结晶的产物。2交代派则认为是在一定条件下，由存在于地壳中的一些岩石在固态下经过化学的和矿物的逐步交代而最

22、后变为花岗岩。（四）酸性岩类的成因有两派对立的观点：这场大争目前还在继续进行，可是随着近代的地球化学、地球物理学、宇宙地质学和同位素地质学等学科的发展，在客观事实目前，岩浆派不得不承认有花岗岩化成因的花岗岩存在，交代派也承认有岩浆花岗岩的存在。这两种不同成因的花岗岩分布是与大陆壳的发展相关的。近年来的花岗岩的成因分类 关于花岗岩的成因与地质构造的关系历来为地质学者所重视，早在1914年，戴里（R.A.Daly）在火山岩及起源一书中就提出花岗岩沿褶皱带产生，其形成与各种不同的造山运动有关，以后施莱勒（H.Stille）等人将花岗岩起源与发展和地槽的演化联系起来，自来板块构造学说问世以后，又将花岗

23、岩的成因与板块构造密切地结合起来。1974年，查佩尔（B.W.Chappell）和怀特（A.J.R.White）将挤压带的造山花岗岩按其源区的差异，分为由经历过沉积旋回的源岩熔融生成的S型和由纯火成岩熔融生成的型。型和S型花岗岩是两个不同构造背景中形成的，其后，怀特(1979)又从型中分出一种M型。M型和型是俯冲带特有的，M型-洋内弧，I型-陆缘弧，S型-分布广，弧前、弧后、岩浆岩等部位，而碰撞带花岗岩基本是S型。英国地质学家皮切尔教授（W.S.Pitcher）在造山作用过程一书中提出了花岗岩的地质环境分类，指出不同成因类型的花岗岩代表不同的构造活动带。皮切尔将花岗岩分为五个成因类型，即：M

24、型（幔源型）：主要为斜长，形成于大洋岛弧；型（科迪勒拉型）：以大量辉长岩-石英闪长岩-英云闪长岩组合为代表,形成于安第斯型大陆边缘弧内，属活动板块边缘；型（加里东型）：以花岗闪长岩和花岗岩为代表，为造山作用隆起后生成；S型：主要为过铝质组合，形成于大陆碰撞带或克拉通之上的韧性剪切带；A型（碱性花岗岩）：形成于克拉通隆起带和裂谷带。其后又有许多学者又提出了不同的划分方案，如皮尔斯（J.A.Pearce，1984）将分为同碰撞期，火山弧，板内，及洋脊，并提出了用微量元素及地球化学的判别图解。尤其值得一提的是，中国的地质工作者也在这方面作了大量的工作。徐克勤(1983)在研究华南中生代花岗岩基础上，将分为过渡地壳重熔型和陆壳改造型两大成因系列。杨树锋(1987)在成对花岗岩带和板块构造一书中，从板块构造运动角度出发，提出了花岗岩类的板块构造分类。花岗岩类型及构造环境判别 J.A.Pearce（1984）将花岗岩按其侵入的构造位置划分为洋中脊花岗岩（OKG）、火山弧 r（VAG）、板 块 内 r（WPG）和 碰 撞 带r（COLG）四种类型，收集并研究600多个已知构造位置的r的微量元素资料，发现上四种r表现出不同的微量元素特征，可以划分出不同区域，反过来可用其判断未知花岗岩的构造环境。其他学者也探索了利用花岗岩的微量元素特征，来判断未知花岗岩的构造环境的方法。