岩石地球化学之三火成岩类及其构造岩石组合省公共课一等奖全国赛课获奖课件.pptx

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1、火成岩类及其结构岩石组合火成岩类及其结构岩石组合 李永军李永军岩石地球化学岩石地球化学 NO.3第1页玄武岩类n玄武岩类是相当于辉长岩类成份喷出岩。SiO2含量在4552之间，主要由基性科长石(普通是拉长石，也能够是培长石英至钙长石)和铁镁矿物组成。暗色矿物含量40，主要是辉石，还有橄榄石、角闪石、黑云母等。主要岩石结构有玻质、半玻质、间粒、间片、填间、交织、晶质和辉绿结构等，结构有杏仁状、气孔状、球颗状、枕状、致密状等。第2页在TAS图上位于PC区和B区。PC苦橄玄武岩；B玄武岩分为：碱性玄武岩（有标准矿物Ne）和亚碱性玄武岩（有标准矿物Hy、Q）；另外，还包含了位于S1区和U1-U3区岩类

2、 第3页nS1粗面玄武岩：当w（Na2O-2）w（K2O）时，称为钠质粗面玄武岩，也称夏威夷岩；反之，称钾质粗面玄武岩；nS2玄武粗安岩：当w（Na2O-2）w（K2O）时，为橄榄粗安岩；反之，为橄榄安粗岩（钾玄岩）；nS3粗安岩：w（Na2O-2）w（K2O）时，为粗安岩（歪长粗面岩，benmoreite）；反之，为安粗岩；玄武岩分类第4页nT粗面岩：QAPF图中Q20者为粗面英安岩；Q为标准矿物；nU1碧玄岩（Ol10）；碱玄岩（0110）；Ol为标准矿物；nU2响岩质碱玄岩；U3碱玄质响岩；玄武岩分类第5页n玄武岩系列划分方法首先是依据碱度（）大小或用SiO2Alk图分为亚碱性系列玄武岩

3、（3.3）两类。其中亚碱性系列玄武岩能够用AFM图或w（FeOt）w（MgO）w（SiO2）图解（当SiO2含量范围较窄，没有派生中、酸性火山岩时）深入划分为拉斑玄武岩系列和钙碱性系列。玄武岩系列划分玄武岩系列划分 第6页n又称橄榄安粗岩系列或安粗岩系列，与玄武岩相当岩石为粗面玄武岩和橄榄安粗岩（钾玄岩）。常与中酸性安粗岩、富钾英安岩、富钾流纹岩共生。钾玄岩系列识别最好是结合一套岩石组合成份变异特征来进行。钾玄岩系列-1第7页n在SiO2Alk图中，钾玄岩系列主要落人碱性玄武岩系列范围内，在AFM图中位于钙碱性系列岩石位置，总体特征属钙碱性系列。在w（SiO2）w（K2O）图中（图6-1），相

4、当于玄武岩SiO2含量岩石，K2O随SiO2呈陡正斜率上升，Meen（1992）认为这与岩浆在高压岩浆房中辉石结晶分异相关（反应地壳厚度大，莫霍面位置深）。而随SiO2增加，K2O随SiO2呈负斜率降低，是中酸性组合钾玄岩主要特征。钾玄岩系列-2第8页n钾玄岩系列化学成份特征是：Al2O3、Alk、K2O及大离子亲石元素（P、Bb、Sr、Ba、Zr、Th、U、LREE）含量高，w（K2O）w（Na2O）比值大，靠近于1或大于1，TiO2低，SiO2饱和或不饱和，标准矿物中可出现Q或Ne分子。钾玄岩系列-3第9页亚碱性系列岩石种类亚碱性系列岩石种类 第10页n亚碱性系列包含拉斑系列和钙碱性系列，

5、化学成份以富 CaO、Al2O3、MgO、FeO、Fe2O3，贫 碱w（K2O）+w（Na2O）约4为特征。岩石中Na2O普通大于K2O，CaO较稳定（质量分数为10），MgO、FeOT改变较大。亚碱性系列中钙碱性玄武岩普通 K2O、Na2O偏 高，而 CaO、FeOT和 MgO较 低，Al2O3 较高。当w（Al2O3）1617时，可称为高铝玄武岩。亚碱性系列岩石种类亚碱性系列岩石种类 第11页n拉斑玄武岩一个共同特征是，相对钙碱性玄武岩贫碱、尤其是贫K2O，低TiO2。大洋拉斑玄武岩与大陆拉斑玄武岩相比，前者MgO、CaO稍富，显著低K2O（w（K2O）10）比值；后者相对富SiO2和K2

6、O，贫Na2O，x（Na）x（K）（介于1.13.5之间）比值低。拉斑玄武岩特征第12页n（1）拉斑玄武岩（tholeiitic basalt）：化学成份以SiO2质量分数较高（平均49），碱含量较低为特征。矿物成份主要由基性斜长石和贫钙辉石（易变辉石和紫苏辉石）以及富钙辉石（普通辉石和透辉石）组成。斑晶或标准矿物中有橄榄石时称橄榄拉斑玄武岩；Ol牌号达2540时称苦橄玄武岩；标准矿物中出现石英时，称石英拉斑玄武岩。玄武岩主要类型-1第13页n（2）高铝玄武岩（high-alumina basalt）：化学成份特征是w（Al2O3）1617。矿物成份与拉斑玄武岩相同，但斜长石含量较多，且牌号偏

7、高。高铝玄武岩是钙碱性火山岩基性端元经典岩类，多分布于造山带、岛弧和活动大陆边缘。n（3）粗玄岩（dolerite）：结晶程度很好，为全晶质，基质具粗玄结构，具喷出产状。玄武岩主要类型-2第14页n（4）玻基玄武岩（vitrobasalt）：由具特殊玻基斑状结构（vitrophyric texture）得名，基质主要为褐色玄武质玻璃，其中分布有少许斜长石微晶，斑晶为辉石、基性斜长石和橄榄石。玄武岩主要类型-3第15页n（5）细碧岩（spilite）：以钠长石和绿泥石矿物组合及较高Na2O含量为特征，有可见基性斜长石、辉石等交代残余。还有绿帘石、绿纤石、方解石、绢云母、石英等。岩石具间隐结构、间

8、粒结构、间片结构（绿泥石等片状矿物充填在斜长石三角孔隙中），常见杏仁结构和枕状结构。在矿物成份和化学成份上都有别于正常玄武岩。细碧岩常与角斑岩及石英角斑岩共生，称为细碧角斑岩系或细碧角斑岩建造，是蛇绿岩套组成部分。多数人认为细碧岩是海底喷发玄武岩受富Na海水作用，经低度变质形成。玄武岩主要类型-4第16页碱性系列岩石种类碱性系列岩石种类 第17页n碱性玄武岩矿物成份和化学成份改变范围都很大，突出特征是富碱，其中w（K2O）+w（Na2O）均5，最高可达9；多数为w（Na2O）w（K2O）。与亚碱性玄武岩相比，富TiO2（质量分数2），高碱。碱性玄武岩在矿物成份上以含碱性长石、碱性暗色矿物、富钛

9、辉石等为特征。假如岩石碱性较强时，则会出现似长石，通常不含贫钙辉石。n结构结构与亚碱性玄武岩相同，但更常见玻基斑状结构和玻基交织结构。碱性玄武岩矿物成份和化学成份第18页n（1）碱性橄榄玄武岩（alkali olivine basalt）：是碱性玄武岩中分布较广泛一类。Ne质量分数约05，无紫苏辉石（Hy）或极少，斑晶、基质中常见橄榄石。辉石多为含钛较高普通辉石，透辉石次之。斜长石与碱性长石共存，其中斜长石较自形，碱性长石（歪长石、透长石）自形较差。斜长石偏酸性，多为拉长石中长石甚至更长石。霞石较少或无，但有标准矿物霞石（质量分数5，w（Ol）5，w（Ol）5，也是SiO2显著不饱和，碱较高含

10、似长石碱性玄武岩。主要矿物是基性斜长石、橄榄石、单斜辉石和似长石。与碱玄岩不一样是富橄榄石（质量分数普通5，可达25）。n斑晶为橄榄石和辉石，似长石主要存在于基质中。依据似长石种类不一样可分为霞石碧玄岩和白榴碧玄岩等。碱性玄武岩碱性玄武岩4 4种类型种类型-3-3第21页n（4）石龙岩（shilongite）：当前仅见于我国黑龙江五大连池。SiO2亦显著不饱和，富钾。与其它碱性玄武岩类岩石主要区分是不含斜长石，而含碱性长石。岩石除主要矿物橄榄石、透辉石和透长石外，有时可出现白榴石。碱性玄武岩碱性玄武岩4 4种类型种类型-4-4第22页n钾玄岩（shoshonite）：化学成份上w（SiO2）w

11、（K2O）w（Na2O）O.5，w（Fe2O3）w（FeO）比值较高，而TiO2较低，能够出现Ne标准矿物分子。斑晶矿物有橄榄石、单斜辉石和斜长石，其中单斜辉石富Ca而贫Ti和Fe，常具环带结构，斜长石为拉长石，常含有透长石边缘。基质主要由透长石、斜长石和单斜辉石组成，常含玻璃质。钾玄岩系列钾玄岩系列 第23页玄武岩成因与结构环境玄武岩成因与结构环境 第24页n大洋中脊玄武岩（mid-ocean ridge basalts；MORBS）玄武岩源区地幔经常亏损玄武质组分，源区以亏损二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。玄武岩普通低K2O、TiO2及不相容元素；以洋脊拉斑玄武岩为经典代表。假如拉张速度较慢（

12、lcma），迟缓软流圈上涌所引发温度梯度改变也小，熔融部位较深，熔融程度6），玻镁安山岩（boninite）为常见类型。最早发觉当代玻镁安山岩分布于弧前区（靠近海沟处），位于马里亚纳伊泽Bonin岛，与拉斑玄武岩共生，显然它形成于岛弧形成最早期阶段。上述两个主要火山岩系列伴随板块聚敛速度减小及地壳厚度增大拉斑系列百分比降低，钙碱性系列增多。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合钙碱性系列火山岩-3第42页n（3）侵入岩组合。岛弧花岗岩类岩石特点类似I型，而且与CA系列火山岩化学成份特征非常相同，可视为其化学等量体（chemical equivalent），在产状上或与之共生形成火山深成杂岩体，或在相距不

13、远地域有火山岩发育，如CA火山岩系列酸性熔结凝灰岩与浅成侵人岩经常亲密共生。这并不是说全部酸性侵入岩都在地表有对应喷出岩出露或全部喷出相都是来自下面无顶板侵入岩，但它们之间有成因联络是不容置疑。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合侵入岩组合-1-1第43页n整体上，岛弧地域侵入岩出露范围显著少于火山岩。n需要注意是，在岛弧环境，大洋岩石圈俯冲进入地幔，或发生仰冲时，因结构作用造成部分大洋岩石圈物质被刮下，保留于岛弧地带，所以在这里能够出现蛇绿岩套残块，其中也包含M型斜长花岗岩。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合侵入岩组合-2-2第44页n岛弧区沉积作用能够在弧前盆地（海沟与岛弧火山链之间）和弧后盆地（岛弧火

14、山链与大陆之间）以及弧间盆地（岛弧火山链内部）进行。n当代弧前盆地与弧间盆地在结构上是活动，即伴有火山活动。弧间盆地两侧均为岛弧，沉积速度慢，物源以火山物质为主。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合沉积岩组合-1-1第45页n弧前盆地：发育在消减（俯冲）大洋板块之上，伴随大洋岩石圈物质在俯冲过程中被刮落，盆地内沉积物则含有混杂堆积特征，在空间上形成楔状岩片，离海沟愈远沉积岩片产状愈陡。有些人将上述弧前盆地沉积物称为加积棱柱体。这些盆地中，发育有同沉积变形及大型滑坡结构，表明沉积作用发生时俯冲作用在连续进行。另外，这里还是地震多发带。较常见沉积岩有含长石和岩屑杂砂岩、砾岩、滑塌角砾岩、泥岩、混杂堆积岩等

15、。岩石总体为浅海相沉积，也可有礁灰岩与火山岩互层。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合沉积岩组合-2-2第46页n弧后盆地：又称为残余海盆，沉积物以陆缘碎屑为主，火山物质较少，但细微粒火山灰堆积物比较普遍。弧后盆地假如发育有拉张型基性火山岩时，可与细粒沉积物互层产出。如日本海盆，底部为具枕状结构玄武岩洋壳，上为中新世含硅藻软泥，再上为浊流沉积具水平层理，其中含有火山岩物质。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合沉积岩组合-2-2第47页n上述资料是在当代板块和当代沉积盆地基础上进行综合，它结构状态及动力学特征很清楚。而绝大多数古代盆地受到结构作用，或遭受了剥蚀，或被覆盖于其它类型岩层之下，面貌有了改观，所以在观

16、察时要考虑沉积物分布，沉积堆积体形态及沉积物特征等原因，再来作出判断。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合沉积岩组合-3-3第48页n岛弧地域最经典变质岩组合是由低温高压（高PT）与高温低压（低PT）组成双变质带。大洋板块经从洋中脊到俯冲带时温度逐步下降，地温梯度为l0km，或更低，与此同时板块下插时压力加大，形成了高PT变质带。在火山弧下方因为熔融岩浆物质上涌，地温梯度增高达25km或更高，在浅部形成低PT变质带，深部则发生地壳深熔作用。除上述经典情况外，也能够有过渡低温中压，及高温中压双变质带。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合变质岩组合-1-1第49页n低温高压变质带呈狭长状出现于大洋一侧，代表性岩石

17、组合为沸石相，葡萄石绿纤石相、蓝闪石片岩相甚至榴辉岩相岩石，蓝闪石、绿辉石、硬柱石为其特征矿物。高温低压变质带范围较宽，出现在岛弧一侧，代表性岩石组合为红柱石片岩、角闪岩相系及麻粒岩相岩石，红柱石为其特征矿物。也有极少数地域两个变质带排列分布与上述情况相反。岛弧火成岩组合岛弧火成岩组合变质岩组合-2-2第50页n岛弧岩浆源区能够有各种，是一个多源岩浆发生地域，并经历过多个阶段，是地球上最复杂结构地域之一。可能岩浆源区有：n（1）楔形地幔区：位于俯冲板块上方，参加熔融物质为地幔橄榄岩，在俯冲角度较大时，在洋壳释放出流体条件下能够发生熔融作用。岛弧火成岩成因模型岛弧火成岩成因模型-1-1第51页n

18、（2）洋壳及其反应物：熔融物质可能有变质洋壳中玄武岩、辉长岩、粗玄岩，洋壳上部沉积物等。另外，洋壳熔融熔体与楔形地幔反应形成辉石岩也能够是岛弧岩浆源区。海水能够在洋壳物质发生变质作用时参加热水循环系统，间接或直接被卷人到熔融岩浆作用中。岛弧火成岩成因模型岛弧火成岩成因模型-2-2第52页n（3）地幔底辟体：大洋岩石圈俯冲过程中因为诱发了地幔对流，因而产生了地幔底辟体上涌，它是从深部上升热地幔物质。因为减压熔融造成地幔底辟体发生熔融，上升至地幔顶部后岩浆与底辟体分离。岩浆体进人中地壳形成岩浆房发生分离结晶作用及同化混染作用，形成岛弧岩浆系列。这一认识是依据在该区进行三维地震层析图像结果得出（Ak

19、ira et al.，1994）。岛弧火成岩成因模型岛弧火成岩成因模型-3-3第53页n大陆边缘弧（活动大陆边缘，active continental margins）岩石组合与岛弧地域有许多相同之处，但也有差异。活动大陆边缘会聚两板块为大洋及大陆，大洋岩石圈俯冲于大陆板块之下。最经典地域是美洲西海岸南美安第斯地域。火山弧发育于沿太平洋西海岸自三叠纪上隆前寒武纪和古生代基底之上。大陆边缘弧大陆边缘弧第54页n火山岩中英安岩、流纹岩数量多于岛弧区，而且火山碎屑岩百分比更为增多，同时伴随有大陆板块地壳加厚。火山岩系列不但包含低钾、中钾钙碱性系列，还出现高钾钙碱性及钾玄岩系列。海沟与火山弧距离绝大多

20、数为150600km，个别大于600km。另一个主要特点是钙碱性火山岩和侵入岩亲密共生。大陆边缘弧大陆边缘弧火山岩组合火山岩组合-1-1第55页n与俯冲相关岩浆作用是大陆板块地壳生长主要机制，不论是横向或垂向增生都使陆壳增添了中性岩石组分。另外，活动陆缘多数为中钾和高钾钙碱性系列，也能够出现钾玄岩系列，而低钾钙碱性系列极少见，这是与岛弧火山岩不一样之处。大陆边缘弧大陆边缘弧火山岩组合火山岩组合-2-2第56页n在研究活动陆缘火山岩时，人们还发觉火山岩中K2O含量与火山岩空间分布关系亲密，相同SiO2含量火山岩，伴随远离海沟向大陆一侧K2O含量有增加趋势，这种现象称为“成份极性”，一样也反应了伴

21、随空间上向大陆一侧迁移及俯冲深度增加，大陆地壳组分参加岩浆活动程度也逐步增大。这种“成份极性”往往能够判断古火山作用是否与板块俯冲相关，同时也可作为恢复古俯冲带俯冲方向首先依据。大陆边缘弧大陆边缘弧火山岩组合火山岩组合-3-3第57页n活动陆缘火山岩玄武岩及安山岩w（Al2O3）高，普通16，对应岩石中斜长石，尤其是斑晶斜长石含量多，可出现正环带、韵律环带或反环带。斑晶中铁镁矿物除普通辉石外，还能够出现少许紫苏辉石。另外，角闪石、黑云母常见，基质中磁铁矿体积分数高，个别可达10。上述岩相学特点表明钙碱性系列火山岩岩浆房含H2O，且含有高氧逸度（fo2）而且部位比较浅。大陆边缘弧大陆边缘弧火山岩

22、组合火山岩组合-4-4第58页n地球物理探测结果表明，地下出现相对周围岩石而言，低密度、低地震波速、高导电率及高地震衰减区域往往为岩浆聚集地带。在安底斯山中部，地面以下1035km范围为可能岩浆储集区，而10km深度岩浆房比较常见，所以钙碱性火山岩浆分异作用及岩浆混合作用多发生在浅部岩浆房。大陆边缘弧大陆边缘弧火山岩组合火山岩组合-5-5第59页n大陆边缘侵入岩数量远远多于岛弧区，这是与大陆边缘俯冲造山以及以后上隆及剥蚀作用相关。因为岩基规模极大，成份从基性、中酸性至酸性都有出露。化学成份与火山岩相当也属钙碱性系列。以南美秘鲁海岸岩基为例，辉长岩及闪长岩占出露体积16，英云闪长岩（tonali

23、te）及花岗闪长岩占58，石英二长岩（adamellite）占25.5，花岗岩占0.5。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-1-1第60页n从岩石出露体积来看，应用“花岗岩岩基”来描述其成份并不十分恰当，实际上侵入岩整体成份也以中性中酸性为主，与火山岩相当。侵入岩岩基也含有沿大陆边缘分带或分块性，它们各自岩性组合，侵位时间，岩基内间歇性侵位时间间隔以及地球化学特征都有一些区分，这也与下伏基底岩石不均一性，与俯冲带距离以及其它结构条件相关。如此巨大岩基（往往是数百、数千平方公里，厚度可达10km以上）在上侵占位时常与深巨大微弱带发育及同时伴有边缘盆地张开相关。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合

24、侵入岩组合-2-2第61页n大陆边缘火山岩与侵入岩关系亲密，经常交替出现，高位（深度浅）深成岩浆顶板抬升往往与火山口下沉相伴随，而且在结构条件适合时，二者相互连通使得侵入岩成为火山岩根部。秘鲁海岸岩基深成岩与火山岩关系见图23-5。如上所述该岩基规模巨大，岩浆活动频繁，含有多期次特征。每个期次同源岩浆活动间隔时间约为1020Ma，同一期次杂岩体从早到晚时间间隔为18Ma，一个独立岩体侵位结晶时间为7Ma，岩体定位深度为5l0km。深成岩浆随时间变新规模逐步减小。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-2-2第62页大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-3-3第63页n图23-5中，花岗质

25、杂岩体围岩为白垩纪以前深成岩及火山岩，杂岩体主体为石英闪长岩英云闪长岩及花岗闪长岩，早期辉长岩闪长岩呈透镜状或岩墙状，高位侵人岩经常沿环状裂隙上侵，也能够沿大火山口侵位，尤其是大致积中酸性岩浆沿环状裂隙溢出后连续上升并沿以前火山口上涌至地表。大陆边缘侵入岩中辉长岩多数是由地幔部分熔融岩浆结晶形成，也可能遭受过结晶分离作用。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-4-4第64页n闪长岩能够由平衡或分离结晶作用形成。英云闪长岩、石英闪长岩、奥长花岗岩等岩浆普通是由基性岩如玄武岩、榴辉岩或角闪岩熔融形成。这些中性中酸性岩石能够直接由原生岩浆结晶，也能够是由一个混合岩浆（基性与酸性岩浆混合成因，或基

26、性岩浆经陆壳岩石同化混染）结晶形成。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-5-5第65页n另外，一个斜长花岗岩（钠长石石英闪长岩）则可能是由地幔成因拉斑玄武岩浆经分离结晶作用产物。花岗闪长岩成因比较复杂，多数人认为是变质基性火成岩（如角闪岩）熔融作用形成，但也能够由基性岩浆与酸性岩浆混合及岩浆受到围岩同化混染而形成。石英二长岩与花岗闪长岩成因类似。大陆边缘弧大陆边缘弧侵入岩组合侵入岩组合-6-6第66页n活动大陆边缘区无弧后盆地发育，普通发育前陆盆地及地堑型弧内盆地（intra-arcbasin），常为碎屑岩或凝灰物质充填，或形成火山沉积盆地。有些前陆盆地为磨拉石型，也有一些为三角洲、湖泊

27、及河流相沉积。大陆边缘弧大陆边缘弧沉积岩组合沉积岩组合第67页n大陆边缘因俯冲作用发生也能够出现与岛弧地域相类似双变质带，美国西海岸旧金山附近弗兰西斯科平行海岸线高压低温变质带属于这种类型。自西向东依次为浊沸石带、绿纤石带、硬柱石和硬玉质辉石带。附近绿纤石带为含绿纤石绿片岩，部分含有蓝闪石。该带北东方向为由花岗质岩石为主高温低压变质带。大陆边缘弧大陆边缘弧变质岩组合变质岩组合-1-1第68页n大陆边缘带除了大陆地壳形成水平方面增生外，因为俯冲带岩浆上侵，部分岩浆滞留于大陆地壳底部发生底侵（底垫）作用，造成大陆地壳垂向增生、陆壳加厚及地温增高，并诱发区域变质作用。下地壳麻粒岩相岩石形成与上述地壳

28、加厚地壳负荷增大以及在此期间加热作用关系亲密。n大陆边缘带褶皱和逆冲作用也比较普遍，所以与之相伴随韧性剪切带以及动力变质作用也较为常见大陆边缘弧大陆边缘弧变质岩组合变质岩组合-1-1第69页陆陆陆碰撞带陆碰撞带第70页n1）碰撞前钙碱性弧火山及侵入岩组合n它们是由陆间洋盆闭合前发生俯冲所诱发岩浆活动，这一阶段岩浆活动源区主要是受到俯冲洋壳改造楔形地幔。微量元素及同位素资料表明，它们特点与当代弧火山相同。陆陆陆碰撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-1-1第71页n2）同碰撞阶段过铝质（浅色）花岗岩组合n与弧花岗岩相比，这类花岗岩含SiO2、Al2O3高，铁镁矿物主要为云母，形成了二云母花岗岩或白云

29、母花岗岩，而且常含有电气石，表明岩浆含水、硼等挥发分。陆陆碰撞造成一个陆块剪切逆冲岩片上覆于另一个陆块地壳之上形成了加厚地壳，同时剪切作用发生热能够使逆冲岩片基底与另一陆块地壳沉积物发生熔融。陆陆陆碰撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-2-2第72页n释放出挥发分进入到逆冲岩片底部，同碰撞阶段花岗岩源区可能有两个，一是在陆陆碰撞过程中陆块逆冲岩片上覆于另一个陆块之上，因为剪切作用和地壳加厚造成温度升高，陆块上部地壳沉积物如杂砂岩等发生熔融；另一个源区可能是陆块逆冲岩片底部同时也受到剪切热影响，而且还有下伏陆块沉积物释放出挥发分加人，也能够使其发生熔融。陆陆陆碰撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-3

30、-3第73页n3）碰撞后或碰撞晚期钙碱性花岗岩n世界上不少地域在晚造山或造山后有一期钙碱性深成岩浆作用与碰撞前火成组合相同，但w（K2O）高。在欧洲阿尔卑斯造山带和海西造山带都出现造山后辉长岩、英云闪长岩等深成杂岩。这一期岩浆作用与碰撞后热释放造成温度升高相关，同时伴伴随造山后地壳隆升，下地壳温度可上升至英云闪长岩固相线温度以上，并造成熔融作用发生。上地幔熔融则与因区域性上隆引发地幔底辟上升造成减压熔融相关。陆陆陆碰撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-4-4第74页n4）碰撞后碱性侵入杂岩n碰撞后碱性侵入杂岩普通为地幔起源，特征与板内岩浆活动类似。另外，部分A型花岗岩也出现于碰撞后环境。陆陆陆碰

31、撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-5-5第75页n磨拉石建造是碰撞造山带经典沉积岩组合，分布在前陆盆地，形成于造山晚期，岩石成份复杂，碎屑分选性差，由大量砾岩、页岩和石灰岩组成，是大陆冲积扇环境产物。离高山愈远，岩石中碎屑粒度愈细，岩层厚度变薄。陆陆陆碰撞带沉积岩组合陆碰撞带沉积岩组合第76页n因为在陆陆碰撞前有陆间洋盆俯冲作用，所以在这一地域依然能够保留有岛弧或大陆边缘地域发育高PT变质带及中低PT变质带。在洋盆闭合后造山带进入陆陆碰撞及大陆深俯冲阶段，伴伴随地壳物质褶皱、逆冲、叠置造成地壳总厚度加大，放射性热积累及岩浆活动都使得碰撞造山带温度快速升高，这些原因都促进了变质作用发生。陆陆陆碰

32、撞带变质岩组合陆碰撞带变质岩组合-1-1第77页n与洋陆俯冲相比，在陆陆碰撞及大陆深俯冲地域，因为两个大陆地壳密度差小于洋陆之间密度差，所以大陆深俯冲作用连续时间较短，并转变为整体抬升或下插陆壳折返作用。n在上述结构背景条件下，出露变质岩组合有：陆陆陆碰撞带变质岩组合陆碰撞带变质岩组合-2-2第78页n（1）保留岛弧或大陆边缘地域发育高PT变质带及中低PT变质带；n（2）陆陆碰撞出露下地壳榴辉岩以及较广泛麻粒岩相变质岩，它们能够与碰撞造山抬升地幔超镁铁质岩共生；n（3）平行造山带分布中PT与低PT变质岩组合，它们能够与过铝质花岗岩和或深熔花岗岩共生。陆陆陆碰撞带火山岩组合陆碰撞带火山岩组合-1

33、-1陆陆陆碰撞带变质岩组合陆碰撞带变质岩组合-3-3第79页大陆板块内部岩石组合大陆板块内部岩石组合 第80页n大洋板块内部当代火山作用以洋岛玄武岩（ocean island basalt，简称OIB）最为普遍，夏威夷火山链是其中经典代表。夏威夷火山岩石以夏威夷岩（橄榄中长玄武岩）、碱性玄武岩和拉斑玄武岩为主，其中富含地幔橄榄岩捕掳体和高压条件下结晶辉石、歪长石、石榴子石、角闪石、金云母等巨晶。不一样地域洋岛火山岩主元素改变较小，但微量元素与同位素有一定改变范围。洋岛火山岩（大洋板块内部）洋岛火山岩（大洋板块内部）-1-1 第81页n大洋板块内部当代火山作用以洋岛玄武岩（ocean islan

34、d basalt，简称OIB）最为普遍，夏威夷火山链是其中经典代表。夏威夷火山岩石以夏威夷岩（橄榄中长玄武岩）、碱性玄武岩和拉斑玄武岩为主，其中富含地幔橄榄岩捕掳体和高压条件下结晶辉石、歪长石、石榴子石、角闪石、金云母等巨晶。不一样地域洋岛火山岩主元素改变较小，但微量元素与同位素有一定改变范围。洋岛火山岩（大洋板块内部）洋岛火山岩（大洋板块内部）-1-1 第82页n地幔柱理论在得到了同位素示踪研究支持，成为当前最为流行OIB成因模式。地幔柱（plume）是一个热物质流，从核幔边界或670km处上升，在上地幔发生减压熔融，热点是地幔柱在地表表现。OIB源区组成富集不相容元素，与大洋中脊玄武岩有显

35、著区分。n地幔柱形成还可能引发大陆裂解，控制新洋中脊位置及形成时间，所以在大陆动力学研究中也含有主要意义。洋岛火山岩（大洋板块内部）洋岛火山岩（大洋板块内部）-2-2第83页大陆板块内部岩石组合大陆板块内部岩石组合 第84页n大陆溢流型玄武岩（continent flood basalt，简称CFB）在世界上分布广泛，而且出露于各个不一样地质历史时期，它们能够在很短时间喷溢出大规模岩流，比如美国西北部哥伦比亚河高原中新世玄武岩在3Ma内喷出了约100000km3岩流。我国二叠纪峨眉山玄武岩、西伯利亚二叠纪玄武岩、南非侏罗纪卡鲁玄武岩、印度白垩纪德干高原玄武岩等都属于大陆溢流型玄武岩。大陆溢流型

36、玄武岩（大陆板块内部）大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-1-1 第85页n大陆溢流型玄武岩主要岩石类型为拉斑玄武岩，其中少数岩石显示了含有原生岩浆特征，它们斑晶数量少、结晶程度差、Mg值高。不过，多数岩石Mg值低，微量元素和同位素特征都表现了岩石遭受过地壳混染。大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-2-2第86页n近年来对大陆溢流型玄武岩成因认识有了新进展，提出了当地幔柱上升到岩石圈底部时，直径为8001200km地幔柱能够在横向2500km范围内形成地幔柱头，而且熔融形成了大面积溢流玄武岩或海洋台地玄武岩，而地幔柱尾部熔体可产生类似夏威夷火山岛链。这么也成功地解释

37、了溢流玄武岩（blood basalt）或海洋台地玄武岩与火山岛链在时间和空间上内在联络。与洋岛玄武岩不一样是，溢流型玄武岩源区有岩石圈地幔组分参加。大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-3-3第87页n大陆裂谷是大陆板块在大尺度拉张环境下形成，火成活动经常与之伴随，其活动强弱程度取决于下伏地幔熔融作用发生规模与强度。n大陆裂谷区火山岩以碱性系列为主，东非裂谷中火山岩有霞石岩、碱性玄武岩、白榴岩、响岩、粗面岩等，火山活动从早期到晚期斑晶中w（Fe）w（Mg）比值加大，显示了在深部岩浆房中有岩浆分离作用发生，而分离趋势与弧火山岩不一样，后者是向高硅方向演化，而大陆裂谷

38、区火山岩是向过碱性方向演化。大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）-1-1 第88页n在乌干达，岩浆作用晚期还有碳酸岩岩浆活动。另一个著名裂谷是美国西部Rio Grande，它并不像东非裂谷一样含有潜在大陆岩石圈裂解边界特征，这里地壳拉张显示了更为主要作用。碱性橄榄玄武岩火山渣锥沿裂谷带分布，另外还有碱性玄武岩流纹岩火山，如在亚利桑那州较大火山中心，火山岩从玄武岩到英安岩、粗面岩、流纹岩以及成份相对应火山碎屑岩和熔接凝灰岩，是一套分异进化岩浆系列。大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）-2-2 第89页n我国东部广泛发育有新生

39、代碱性橄榄玄武岩，从东北到海南岛长达4000km，在东北、华北和长江中下游地域火山活动与裂谷作用关系亲密，老第三纪火山岩多数分布在含油裂陷盆地中，新第三纪至第四纪玄武岩中普遍含有地幔捕掳体和高压巨晶，表明岩浆自软流圈熔融后未经大规模分离结晶作用就快速上升喷出地表。n大陆裂谷区常伴随有陆下热软流圈上涌，因为温度高软流圈地幔波速低，形成了异常地幔。大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）-3-3 第90页n图23-7表示了横过东非肯尼亚段深部剖面，热低速软流圈强烈上涌，并伴随岩石圈拉伸和减薄。需要说明是，有些裂谷下软流圈能上升到地壳，相当一部分依然在地幔内部升降。大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）-4-4 第91页n斜长岩是指斜长石体积分数90深成岩，其在地球上分布不多，但在月球上分布广泛。斜长岩能够呈大岩体产出，也能够在层状岩体中呈几厘米薄层产出。这里要讨论是呈岩体产出斜长岩。几乎全部斜长岩都在前寒武纪侵位，地球上斜长岩多数形成于0.62.5Ga，如我国华北地台河北省大庙斜长岩体年纪为1.7Ga左右，但也有形成于太古宙（2.6Ga），它们都分布于前寒武纪地盾上。大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）大陆裂谷区火成岩组合（大陆板块内部）-5-5 第92页