1、火成岩类及其构造岩石组合,李永军,岩石地球化学 NO.3,玄武岩类,玄武岩类是相当于辉长岩类成分的喷出岩。SiO2的含量在4552之间，主要由基性科长石(一般是拉长石，也可以是培长石英至钙长石)和铁镁矿物组成。暗色矿物的含量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，构造有杏仁状、气孔状、球颗状、枕状、致密状等。,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，还包括了位于S1区和U1-U3区的岩类,S1粗面玄武岩：当w（Na2O-2）w
2、（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； S2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）； S3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,T粗面岩：QAPF图中Q20者为粗面英安岩；Q为标准矿物； U1碧玄岩（Ol10）；碱玄岩（0110）；Ol为标准矿物； U2响岩质碱玄岩；U3碱玄质响岩；,玄武岩分类,玄武岩系列的划分方法首先是根据碱度（）的大小或用SiO2Alk图分为亚碱性系列玄武岩（3.3）两类。其中的亚碱性系列玄武岩可以用AFM图
3、或w（FeOt）w（MgO）w（SiO2）图解（当SiO2含量范围较窄，没有派生的中、酸性火山岩时）进一步划分为拉斑玄武岩系列和钙碱性系列。,玄武岩系列划分,又称橄榄安粗岩系列或安粗岩系列，与玄武岩相当的岩石为粗面玄武岩和橄榄安粗岩（钾玄岩）。常与中酸性的安粗岩、富钾英安岩、富钾流纹岩共生。钾玄岩系列的识别最好是结合一套岩石组合的成分变异特征来进行。,钾玄岩系列-1,在SiO2Alk图中，钾玄岩系列主要落人碱性玄武岩系列的范围内，在AFM图中位于钙碱性系列岩石的位置，总体特征属钙碱性系列。在w（SiO2）w （K2O）图中（图6-1），相当于玄武岩SiO2含量的岩石，K2O随SiO2呈陡正斜率
4、上升，Meen（1992）认为这与岩浆在高压岩浆房中的辉石结晶分异有关（反映地壳厚度大，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的重要特征。,钾玄岩系列-2,钾玄岩系列的化学成分特征是：Al2O3、Alk、K2O及大离子亲石元素（P、Bb、Sr、Ba、Zr、Th、U、LREE）的含量高，w（K2O）w（Na2O）比值大，接近于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,亚碱性系列岩石种类,亚碱性系列包括拉斑系列和钙碱性系列，化学成分以富CaO、Al2O3、MgO、FeO、Fe2O3，贫碱w（K2O）+w
5、（Na2O）约4为特征。岩石中Na2O一般大于K2O，CaO较稳定（质量分数为10），MgO、FeOT变化较大。亚碱性系列中的钙碱性玄武岩一般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,拉斑玄武岩的一个共同特征是，相对钙碱性的玄武岩贫碱、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，明显低K2O（w（K2O）10）比值；后者相对富SiO2和K2O，贫Na2O，x（Na）x（K）（介于1.13.5之间）比值低。,拉斑玄武岩特征,（1）拉斑玄武岩（tholei
6、itic basalt）：化学成分以SiO2质量分数较高（平均49），碱含量较低为特征。矿物成分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。,玄武岩的主要类型-1,（2）高铝玄武岩（high-alumina basalt）：化学成分特征是w（Al2O3）1617。矿物成分与拉斑玄武岩相似，但斜长石含量较多，且牌号偏高。高铝玄武岩是钙碱性火山岩基性端元的典型岩类，多分布于造山带、岛弧和活动大陆边缘。 （3）粗玄岩（dolerite）：结晶
7、程度较好，为全晶质，基质具粗玄结构，具喷出产状。,玄武岩的主要类型-2,（4）玻基玄武岩（vitrobasalt）：由具特殊的玻基斑状结构（vitrophyric texture）得名，基质主要为褐色的玄武质玻璃，其中分布有少量的斜长石微晶，斑晶为辉石、基性斜长石和橄榄石。,玄武岩的主要类型-3,（5）细碧岩（spilite）：以钠长石和绿泥石矿物组合及较高的Na2O含量为特征，有的可见基性斜长石、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），常见杏仁构造和枕状构造。在矿物成分和化学成分上均有别于正常玄
8、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，是蛇绿岩套的组成部分。多数人认为细碧岩是海底喷发的玄武岩受富Na的海水作用，经低度变质形成的。,玄武岩的主要类型-4,碱性系列岩石种类,碱性玄武岩的矿物成分和化学成分变化范围都很大，突出的特征是富碱，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分上以含碱性长石、碱性暗色矿物、富钛辉石等为特征。如果岩石碱性较强时，则会出现似长石，通常不含贫钙辉石。 结构构造与亚碱性玄武岩相似，但更常见玻基斑状结构和玻基交织结构。,
9、碱性玄武岩矿物成分和化学成分,（1）碱性橄榄玄武岩（alkali olivine basalt）：是碱性玄武岩中分布较广泛的一类。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。辉石多为含钛较高的普通辉石，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）。当标准矿物斜长石为中长石时，叫中长玄武岩，又称夏威夷岩（hawaiite），当斜长石为更长石时，叫橄榄粗安岩（mugeariite）。,碱性玄武岩4种类型-1,（2）碱玄岩（tephrite）：w
10、（Ne）5，w（Ol）5，无Hy，是SiO2明显不饱和，碱含量很高的玄武质岩石。由基性斜长石、单斜辉石和似长石组成，可有少量橄榄石。其中单斜辉石主要为含钛辉石，似长石以霞石、白榴石为主。根据似长石种类不同可以分别命名为霞石碱玄岩和白榴碱玄岩等。,碱性玄武岩4种类型-2,（3）碧玄岩（basanite）：w（Ne）5，w（Ol）5，也是SiO2明显不饱和，碱较高的含似长石的碱性玄武岩。主要矿物是基性斜长石、橄榄石、单斜辉石和似长石。与碱玄岩不同的是富橄榄石（质量分数一般5，可达25）。 斑晶为橄榄石和辉石，似长石主要存在于基质中。根据似长石种类不同可分为霞石碧玄岩和白榴碧玄岩等。,碱性玄武岩4种
11、类型-3,（4）石龙岩（shilongite）：目前仅见于我国黑龙江五大连池。SiO2亦明显不饱和，富钾。与其他碱性玄武岩类岩石的重要区别是不含斜长石，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4种类型-4,钾玄岩（shoshonite）：化学成分上w（SiO2）w（K2O）w（Na2O）O.5，w（Fe2O3）w（FeO）比值较高，而TiO2较低，可以出现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，常具有透长石边缘。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
12、列,玄武岩的成因与构造环境,大洋中脊玄武岩（mid-ocean ridge basalts；MORBS）玄武岩的源区地幔常常亏损玄武质组分，源区以亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。玄武岩一般低K2O、TiO2及不相容元素；以洋脊拉斑玄武岩为典型代表。如果拉张速度较慢（lcma），缓慢的软流圈上涌所引起的温度梯度变化也小，熔融部位较深，熔融程度15，形成的玄武岩较快速拉张的情况可含较多的K2O及不相容元素。,大洋中脊玄武岩,位于深海沉积物之下，自上而下是： 洋中脊玄武岩，简称MORB（mid-ocean ridge balt） 席状岩墙群（sheeted dike complex） 具火成堆晶结
13、构的镁铁质超镁铁质岩 具变质变形结构的地幔橄榄岩 上述大洋岩石圈的组成被称为蛇绿岩组合或蛇绿岩套（Ophiolite suite），这4个单元也就是蛇绿岩套的火成岩组成。,1-火成岩组合与蛇绿岩套,（1）典型的MORB为拉斑玄武岩，因喷发于海底，多数具枕状构造，可以成层状、块状、透镜状。熔岩中夹有火山角砾，玄武岩层间或玄武岩枕体间有火山灰或石灰质充填其中。原生的拉斑玄武岩常常遭受到海水的蚀变和钠质交代形成细碧岩，矿物组合为钠长石绿泥石绿帘石方解石 沸石。在这一单元中可以出现由玄武岩分异形成的中性、中酸性火山岩，它们遭受蚀变后变为角斑岩及石英角斑岩。,洋中脊玄武岩,（2）席状岩墙群是由细粒辉长岩
14、、辉绿岩、粗玄岩的密集岩墙或岩脉组成，它们平行于区域的主要断裂，围岩是橄榄岩。岩墙呈连续侵位，时间间隔很短，致使有些岩墙只在一侧发育淬火边。席状岩墙群可以视为岩浆房到上部熔岩的补给通道。,席状岩墙群,（3）具火成堆晶结构的镁铁质一超镁铁质岩是厚度最大的组成单元。底部发育火成的层状构造，具火成堆晶结构的岩石可发育韵律层。岩石类型有纯橄榄岩、二辉橄榄岩、二辉岩、橄长岩和辉长岩。主要的矿物辉石和橄榄石多数是富镁的变种，一般不出现向富铁方向演化的趋势，以此可以与大型岩盆状的层状岩体相区别。这一单元的上部不发育层状构造和火成堆晶结构，由辉长岩、闪长岩及斜长花岗岩组成，产状可以是岩墙、岩枝或杂岩体，彼此形
15、成指状穿插关系。,具火成堆晶结构的镁铁质一超镁铁质岩,（4）具变形变质结构的地幔橄榄岩中最常出现的是蛇纹岩或蛇纹石片岩，往往在岩体中间包裹了未蚀变的纯橄岩、橄榄岩及辉石岩的层、岩块、透镜体，它们之间一般见不到淬火边或接触变质带，可以是逐渐过渡关系，显示出蛇纹岩是橄榄岩蚀变的产物。也有些粗粒辉石岩形成岩脉穿插在橄榄岩中。,具变形变质结构的地幔橄榄岩,图231表示了典型的蛇绿岩套的剖面，展示了自上而下4个单元的顺序及产状。 蛇绿岩套的存在表示了某个地质历史阶段曾经出现过洋壳，因此对恢复区域构造演化具有重要意义。如果蛇绿岩套中的火山岩属于岛弧火山岩而不是MORB，那么这类蛇绿岩可能形成于岛弧内的局部
16、拉张环境。,洋中脊沉积的主要类型是颗粒细小的深海沉积物和红黄色含金属沉积物，岩石类型有页岩、燧石岩、硅质岩及生物成因的远洋石灰岩等。岩石的特征取决于水温、水的深度以及沉积时与大陆和海底火山的距离。在洋中脊扩张中心形成的拉张盆地中，还有来自附近因断裂抬升的洋壳角砾岩，角砾岩成分为基性火成岩。 值得注意的是，深海的硅质岩普遍含有放射虫化石，泥岩和灰岩含几丁虫化石，它们是判断形成环境的重要依据。,2-沉积岩组合,喷发与侵人活动都发生于海洋环境，而且在扩张的洋中脊热流值高于一般的大洋底部数倍，因此在这一地带形成了热水对流系统及相应的变质岩组合。海水可以通过地壳的断裂向下渗透使得洋壳的火成岩发生变质。变
17、质的产物以沸石相、葡萄石绿纤石相、绿片岩相的浅变质岩为主，向深部则可出现角闪岩相。在断裂发育处糜棱岩及碎裂岩也广泛出现。,3-变质岩组合,在快速拉张的洋中脊（图23-2a）下，莫霍面以上发育了较大的岩浆房，岩浆来自地幔，在岩浆房下面为早期形成的镁铁质一超镁铁质火成堆晶岩，岩浆房周围为先形成的辉长岩；岩浆房内部的原生岩浆可以发生结晶分异作用，在条件具备时喷出地表或侵位于地壳。,在慢速拉张的大洋中心（图23-2b），没有大规模的岩浆房发育，分凝的岩浆通过地壳的裂隙上升至较浅的位置，与快速拉张的情况相比，洋壳的成层结构不显著，单元发育不完整，也许这种情况代表了地质历史时期小洋盆的特征。,洋中脊模式,
18、岛弧（island arc）是指两个大洋板块会聚（convergent）的地带，其中的一个板块向另一个板块俯冲，形成了洋弧盆体系（图23-3）,岛弧玄武岩-1,从大洋中脊形成的新的洋壳+岩石圈地幔构成了大洋岩石圈，在板块会聚处发生俯冲部分地壳进入地幔，与大洋扩张中心形成了一个循环系统。地壳俯冲下沉至地幔处为海沟，次级的规模较小的软流圈对流体系在弧后形成，同时发生拉张形成小型边缘盆地被称为弧后盆地，在海沟与弧后盆地之间是火山深成岩浆活动形成的岛弧地带，岛弧呈线状或链状分布。 地质历史时期岛弧的确定要根据岩石组合、地球化学及地质学特征综合判别。,岛弧玄武岩-2,（1）拉斑系列火山岩。组成岛弧主体的
19、火成岩组合一般发育于距海沟200300km处，火山岩以拉斑玄武岩为主，可以因分异作用产生安山岩及英安岩，但数量很少，拉斑玄武岩体积分数约占70，安山岩体积分数约为2527，而英安岩体积分数仅占35。拉斑玄武岩（TH）系列在发生岩浆分异时，在早期阶段伴随SiO2的升高FeOT有明显的升高，即w（FeOT）w（MgO）比值在相同的SiO2含量时高于钙碱系列。,岛弧火成岩组合 拉斑系列火山岩-1,在w（FeO）w（MgO）w（SiO2）图解中分异趋势呈陡的斜率，配合其他图解可以与钙碱性系列的火山岩相区别。从时间分布来看拉斑玄武岩系列往往出现在岛弧发育早期阶段，空间分布上靠近海沟的部位。,岛弧火成岩组
20、合 拉斑系列火山岩-2,（2）钙碱性系列火山岩。在岛弧地区最常见的钙碱性火山岩组合为玄武岩安山岩一英安岩一流纹岩，其中安山岩体积分数最多约占70，玄武岩体积分数25，英安岩+流纹岩体积分数5。按照w（K2O）w（SiO2）图解，岛弧的钙碱性系列主要为中钾钙碱性系列，也有少量高钾钙碱性系列及钾玄岩系列。此外，钙碱性（CA）系列火山岩富Al2O3，为高铝玄武岩类型。,岛弧火成岩组合 钙碱性系列火山岩-1,这套火山岩中的安山岩及英安流纹岩爆发指数高，火山碎屑岩及火山灰流相当普遍。由于中酸性岩浆粘度大，流动性低于玄武岩，野外除熔岩流外还常出现岩针、陡的火山锥、火山穹窿、熔岩脊等。火山岩具斑状结构，角闪
21、石、黑云母为常见的斑晶，表明岩浆为富挥发分的类型。,岛弧火成岩组合 钙碱性系列火山岩-2,除上述两种火山岩系列外，还有一种高镁的安山岩也分布在岛弧环境，它们的SiO2含量属于中性岩范畴，但w（MgO）高（6），玻镁安山岩（boninite）为常见的类型。最早发现的现代玻镁安山岩分布于弧前区（靠近海沟处），位于马里亚纳伊泽的Bonin岛，与拉斑玄武岩共生，显然它形成于岛弧形成的最早期阶段。上述两个主要的火山岩系列随着板块聚敛速度的减小及地壳厚度的增大拉斑系列的比例减少，钙碱性系列增多。,岛弧火成岩组合 钙碱性系列火山岩-3,（3）侵入岩组合。岛弧的花岗岩类岩石的特点类似I型，并且与CA系列火山岩
22、的化学成分特征非常相似，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，或在相距不远的地区有火山岩发育，如CA火山岩系列的酸性熔结凝灰岩与浅成的侵人岩常常密切共生。这并不是说所有的酸性侵入岩都在地表有相应的喷出岩出露或所有的喷出相都是来自下面无顶板的侵入岩，但它们之间有成因联系是不容置疑的。,岛弧火成岩组合 侵入岩组合-1,整体上，岛弧地区侵入岩出露的范围明显的少于火山岩。 需要注意的是，在岛弧的环境，大洋岩石圈俯冲进入地幔，或发生仰冲时，因构造作用导致部分大洋岩石圈物质被刮下，保留于岛弧地带，因此在这里可以出现蛇绿岩套的残块，其中也包括M型
23、的斜长花岗岩。,岛弧火成岩组合 侵入岩组合-2,岛弧区的沉积作用可以在弧前盆地（海沟与岛弧火山链之间）和弧后盆地（岛弧火山链与大陆之间）以及弧间盆地（岛弧火山链内部）进行。 现代的弧前盆地与弧间盆地在构造上是活动的，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 沉积岩组合-1,弧前盆地：发育在消减的（俯冲的）大洋板块之上，随着大洋岩石圈物质在俯冲过程中被刮落，盆地内的沉积物则具有混杂堆积的特征，在空间上形成楔状的岩片，离海沟愈远沉积岩片的产状愈陡。有些人将上述弧前盆地的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构造，表明沉积作用发生时
24、俯冲作用在持续进行。此外，这里还是地震的多发带。较常见的沉积岩有含长石和岩屑的杂砂岩、砾岩、滑塌角砾岩、泥岩、混杂堆积岩等。岩石总体为浅海相沉积，也可有礁灰岩与火山岩的互层。,岛弧火成岩组合 沉积岩组合-2,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，但细微粒的火山灰堆积物比较普遍。弧后盆地如果发育有拉张型的基性火山岩时，可与细粒的沉积物互层产出。如日本海盆，底部为具枕状构造的玄武岩洋壳，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 沉积岩组合-2,上述资料是在现代板块和现代沉积盆地的基础上进行综合的，它的构造状态及动力学特征很清楚。而
25、绝大多数古代盆地受到构造作用，或遭受了剥蚀，或被覆盖于其他类型的岩层之下，面貌有了改观，所以在观察时要考虑沉积物分布，沉积堆积体的形态及沉积物特征等因素，再来作出判断。,岛弧火成岩组合 沉积岩组合-3,岛弧地区最典型的变质岩组合是由低温高压（高PT）与高温低压（低PT）组成的双变质带。大洋板块经从洋中脊到俯冲带时温度逐渐下降，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。在火山弧下方由于熔融的岩浆物质上涌，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。除上述的典型情况外，也可以有过渡的低温中压，及高温中压的双变质带。,岛弧火成岩组合
26、 变质岩组合-1,低温高压变质带呈狭长状出现于大洋一侧，代表性的岩石组合为沸石相，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，代表性的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。也有极少数地区两个变质带排列分布与上述情况相反。,岛弧火成岩组合 变质岩组合-2,岛弧岩浆的源区可以有多种，是一个多源的岩浆发生的地区，并经历过多个阶段，是地球上最复杂的构造地区之一。可能的岩浆源区有： （1）楔形地幔区：位于俯冲板块的上方，参与熔融的物质为地幔橄榄岩，在俯冲角度较大时，在洋壳释放出流体的条件下可以发生
27、熔融作用。,岛弧火成岩的成因模型-1,（2）洋壳及其反应物：熔融的物质可能有变质洋壳中玄武岩、辉长岩、粗玄岩，洋壳上部的沉积物等。此外，洋壳熔融的熔体与楔形地幔反应形成的辉石岩也可以是岛弧岩浆的源区。海水可以在洋壳物质发生变质作用时参与热水循环系统，间接或直接被卷人到熔融岩浆的作用中。,岛弧火成岩的成因模型-2,（3）地幔底辟体：大洋岩石圈俯冲过程中由于诱发了地幔对流，因而产生了地幔底辟体上涌，它是从深部上升的热地幔物质。由于减压熔融导致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。这一认识是根据在该区进行的三
28、维地震层析的图像结果得出的（Akira et al.，1994）。,岛弧火成岩的成因模型-3,大陆边缘弧（活动大陆边缘，active continental margins）的岩石组合与岛弧地区有许多相似之处，但也有差别。活动大陆边缘会聚的两板块为大洋及大陆，大洋岩石圈俯冲于大陆板块之下。最典型的地区是美洲西海岸南美安第斯地区。火山弧发育于沿太平洋西海岸自三叠纪上隆的前寒武纪和古生代的基底之上。,大陆边缘弧,火山岩中英安岩、流纹岩的数量多于岛弧区，而且火山碎屑岩的比例更为增多，同时伴随有大陆板块地壳的加厚。火山岩的系列不仅包括低钾、中钾钙碱性系列，还出现高钾钙碱性及钾玄岩系列。海沟与火山弧的距
29、离绝大多数为150600km，个别大于600km。另一个重要特点是钙碱性火山岩和侵入岩的密切共生。,大陆边缘弧火山岩组合-1,与俯冲相关的岩浆作用是大陆板块地壳生长的主要机制，无论是横向或垂向的增生都使陆壳增添了中性岩石的组分。此外，活动陆缘多数为中钾和高钾钙碱性系列，也可以出现钾玄岩系列，而低钾钙碱性系列很少见，这是与岛弧火山岩的不同之处。,大陆边缘弧火山岩组合-2,在研究活动陆缘火山岩时，人们还发现火山岩中的K2O含量与火山岩的空间分布关系密切，相同SiO2含量的火山岩，随着远离海沟向大陆一侧K2O含量有增加的趋势，这种现象称为“成分极性”，同样也反映了随着空间上向大陆一侧迁移及俯冲深度的
30、增加，大陆地壳组分参与岩浆活动的程度也逐渐增大。这种“成分极性”往往可以判断古火山作用是否与板块俯冲有关，同时也可作为恢复古俯冲带俯冲方向的一方面的依据。,大陆边缘弧火山岩组合-3,活动陆缘火山岩的玄武岩及安山岩w（Al2O3）高，一般16，相应的岩石中斜长石，特别是斑晶斜长石的含量多，可出现正环带、韵律环带或反环带。斑晶中的铁镁矿物除普通辉石外，还可以出现少量的紫苏辉石。此外，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的岩浆房含H2O，且具有高的氧逸度（fo2）而且部位比较浅。,大陆边缘弧火山岩组合-4,地球物理探测结果表明，地下出现相对周围
31、岩石而言，低密度、低地震波速、高导电率及高地震衰减的区域往往为岩浆聚集的地带。在安底斯山中部，地面以下1035km的范围为可能的岩浆储集区，而10km深度的岩浆房比较常见，因此钙碱性火山岩浆的分异作用及岩浆混合作用多发生在浅部岩浆房。,大陆边缘弧火山岩组合-5,大陆边缘侵入岩的数量远远多于岛弧区，这是与大陆边缘俯冲造山以及以后的上隆及剥蚀作用相关的。由于岩基规模极大，成分从基性、中酸性至酸性都有出露。化学成分与火山岩相当也属钙碱性系列。以南美秘鲁的海岸岩基为例，辉长岩及闪长岩占出露体积的16，英云闪长岩（tonalite）及花岗闪长岩占58，石英二长岩（adamellite）占25.5，花岗岩
32、占0.5。,大陆边缘弧侵入岩组合-1,从岩石出露的体积来看，应用“花岗岩岩基”来描述其成分并不十分恰当，实际上侵入岩的整体成分也以中性中酸性为主，与火山岩相当。侵入岩岩基也具有沿大陆边缘的分带或分块性，它们各自的岩性组合，侵位的时间，岩基内间歇性侵位的时间间隔以及地球化学特征都有一些区别，这也与下伏基底岩石的不均一性，与俯冲带的距离以及其他的构造条件有关。如此巨大的岩基（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的巨大薄弱带发育及同时伴有边缘盆地的张开有关。,大陆边缘弧侵入岩组合-2,大陆边缘的火山岩与侵入岩关系密切，常常交替出现，高位（深度浅）的深成岩浆顶板的抬升往往
33、与火山口的下沉相伴随，而且在构造条件适合时，二者相互连通使得侵入岩成为火山岩的根部。秘鲁海岸岩基深成岩与火山岩的关系见图23-5。如上所述该岩基规模巨大，岩浆活动频繁，具有多期次的特征。每个期次的同源岩浆活动间隔时间约为1020Ma，同一期次的杂岩体从早到晚的时间间隔为18Ma，一个独立岩体的侵位结晶的时间为7Ma，岩体定位的深度为5l0km。深成岩浆随时间变新规模逐渐减小。,大陆边缘弧侵入岩组合-2,大陆边缘弧侵入岩组合-3,图23-5中，花岗质杂岩体的围岩为白垩纪以前的深成岩及火山岩，杂岩体的主体为石英闪长岩英云闪长岩及花岗闪长岩，早期的辉长岩闪长岩呈透镜状或岩墙状，高位的侵人岩常常沿环状
34、裂隙上侵，也可以沿大的火山口侵位，特别是大体积的中酸性岩浆沿环状裂隙溢出后连续上升并沿以前的火山口上涌至地表。大陆边缘侵入岩中的辉长岩多数是由地幔部分熔融的岩浆结晶形成的，也可能遭受过结晶分离作用。,大陆边缘弧侵入岩组合-4,闪长岩可以由平衡或分离结晶作用形成。英云闪长岩、石英闪长岩、奥长花岗岩等岩浆一般是由基性岩如玄武岩、榴辉岩或角闪岩熔融形成的。这些中性中酸性岩石可以直接由原生岩浆结晶，也可以是由一种混合岩浆（基性与酸性岩浆混合成因，或基性岩浆经陆壳岩石的同化混染）结晶形成。,大陆边缘弧侵入岩组合-5,此外，一种斜长花岗岩（钠长石石英闪长岩）则可能是由地幔成因的拉斑玄武岩浆经分离结晶作用的
35、产物。花岗闪长岩的成因比较复杂，多数人认为是变质基性火成岩（如角闪岩）熔融作用形成的，但也可以由基性岩浆与酸性岩浆的混合及岩浆受到围岩的同化混染而形成。石英二长岩与花岗闪长岩的成因类似。,大陆边缘弧侵入岩组合-6,活动大陆边缘区无弧后盆地发育，一般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、湖泊及河流相沉积。,大陆边缘弧沉积岩组合,大陆边缘因俯冲作用的发生也可以出现与岛弧地区相类似的双变质带，美国西海岸旧金山附近的弗兰西斯科平行海岸线的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
36、纤石带、硬柱石和硬玉质辉石带。附近的绿纤石带为含绿纤石的绿片岩，部分含有蓝闪石。该带的北东方向为由花岗质岩石为主的高温低压变质带。,大陆边缘弧变质岩组合-1,大陆边缘带除了大陆地壳形成水平方面的增生外，由于俯冲带岩浆的上侵，部分岩浆滞留于大陆地壳底部发生底侵（底垫）作用，导致大陆地壳的垂向增生、陆壳加厚及地温增高，并诱发区域的变质作用。下地壳麻粒岩相岩石的形成与上述地壳加厚地壳负荷增大以及在此期间的加热作用关系密切。 大陆边缘带的褶皱和逆冲作用也比较普遍，因此与之相伴随的韧性剪切带以及动力变质作用也较为常见,大陆边缘弧变质岩组合-1,陆陆碰撞带,1）碰撞前的钙碱性弧火山及侵入岩组合 它们是由陆
37、间洋盆闭合前发生俯冲所诱发的岩浆活动，这一阶段的岩浆活动的源区主要是受到俯冲洋壳改造的楔形地幔。微量元素及同位素的资料表明，它们的特点与现代弧火山相似。,陆陆碰撞带的火山岩组合-1,2）同碰撞阶段的过铝质（浅色）花岗岩组合 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的剪切逆冲岩片上覆于另一个陆块的地壳之上形成了加厚的地壳，同时剪切作用发生的热可以使逆冲岩片基底与另一陆块地壳的沉积物发生熔融。,陆陆碰撞带的火山岩组合-2,释放出挥发分进入到逆冲岩片的底部，同碰撞阶段的花
38、岗岩源区可能有两个，一是在陆陆碰撞过程中陆块的逆冲岩片上覆于另一个陆块之上，由于剪切作用和地壳加厚导致温度升高，陆块上部地壳的沉积物如杂砂岩等发生熔融；另一个源区可能是陆块的逆冲岩片底部同时也受到剪切热的影响，并且还有下伏陆块沉积物释放出的挥发分的加人，也可以使其发生熔融。,陆陆碰撞带的火山岩组合-3,3）碰撞后或碰撞晚期的钙碱性花岗岩 世界上不少地区在晚造山或造山后有一期钙碱性的深成岩浆作用与碰撞前的火成组合相似，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的辉长岩、英云闪长岩等深成杂岩。这一期岩浆作用与碰撞后的热释放导致温度升高有关，同时伴随着造山后地壳的隆升，下地壳的温
39、度可上升至英云闪长岩的固相线温度以上，并导致熔融作用的发生。上地幔的熔融则与因区域性上隆引起地幔底辟上升造成的减压熔融有关。,陆陆碰撞带的火山岩组合-4,4）碰撞后的碱性侵入杂岩 碰撞后的碱性侵入杂岩一般为地幔来源，特征与板内的岩浆活动类似。此外，部分A型花岗岩也出现于碰撞后的环境。,陆陆碰撞带的火山岩组合-5,磨拉石建造是碰撞造山带的典型沉积岩组合，分布在前陆盆地，形成于造山晚期，岩石成分复杂，碎屑分选性差，由大量的砾岩、页岩和石灰岩组成，是大陆冲积扇环境的产物。离高山愈远，岩石中碎屑的粒度愈细，岩层的厚度变薄。,陆陆碰撞带的沉积岩组合,由于在陆陆碰撞前有陆间洋盆的俯冲作用，因此在这一地区仍
40、然可以保留有岛弧或大陆边缘地区发育的高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，伴随着地壳物质的褶皱、逆冲、叠置导致地壳的总厚度加大，放射性的热积累及岩浆的活动都使得碰撞造山带的温度迅速升高，这些因素都促进了变质作用的发生。,陆陆碰撞带的变质岩组合-1,与洋陆俯冲相比，在陆陆碰撞及大陆深俯冲地区，由于两个大陆地壳的密度差小于洋陆之间的密度差，因此大陆深俯冲作用持续时间较短，并转变为整体抬升或下插陆壳的折返作用。 在上述构造背景条件下，出露的变质岩组合有：,陆陆碰撞带的变质岩组合-2,（1）保留的岛弧或大陆边缘地区发育的高PT变质带及中低PT变质带； （2）陆陆
41、碰撞出露的下地壳榴辉岩以及较广泛的麻粒岩相变质岩，它们可以与碰撞造山抬升的地幔超镁铁质岩共生； （3）平行造山带分布的中PT与低PT变质岩组合，它们可以与过铝质花岗岩和或深熔花岗岩共生。,陆陆碰撞带的火山岩组合-1,陆陆碰撞带的变质岩组合-3,大陆板块内部的岩石组合,大洋板块内部的现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的典型代表。夏威夷火山的岩石以夏威夷岩（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的辉石、歪长石、石榴子石、角闪石、金云母等巨晶。不同地区的洋岛火山岩主元素变化较小，但
42、微量元素与同位素有一定的变化范围。,洋岛火山岩（大洋板块内部）-1,大洋板块内部的现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的典型代表。夏威夷火山的岩石以夏威夷岩（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的辉石、歪长石、石榴子石、角闪石、金云母等巨晶。不同地区的洋岛火山岩主元素变化较小，但微量元素与同位素有一定的变化范围。,洋岛火山岩（大洋板块内部）-1,地幔柱理论在得到了同位素示踪研究的支持，成为目前最为流行的OIB成因模式。地幔柱（plume）是一种热的物质流，从核幔边界或670k
43、m处上升，在上地幔发生减压熔融，热点是地幔柱在地表的表现。OIB源区组成富集不相容元素，与大洋中脊玄武岩有明显区别。 地幔柱的形成还可能引起大陆的裂解，控制新的洋中脊的位置及形成的时间，因此在大陆动力学的研究中也具有重要意义。,洋岛火山岩（大洋板块内部）-2,大陆板块内部的岩石组合,大陆溢流型玄武岩（continent flood basalt，简称CFB）在世界上分布广泛，并且出露于各个不同的地质历史时期，它们可以在很短的时间喷溢出大规模的岩流，例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的岩流。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
44、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。,大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-1,大陆溢流型玄武岩主要的岩石类型为拉斑玄武岩，其中少数岩石显示了具有原生岩浆的特征，它们的斑晶数量少、结晶程度差、Mg值高。但是，多数岩石的Mg值低，微量元素和同位素特征都表现了岩石遭受过地壳的混染。,大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-2,近年来对大陆溢流型玄武岩成因的认识有了新的进展，提出了当地幔柱上升到岩石圈底部时，直径为8001200km的地幔柱可以在横向20002500km的范围内形成地幔柱头，并且熔融形成了大面积的溢流玄武岩或海洋台地玄武岩，而地幔柱的尾部熔体可产生类似夏威夷的火山岛链。这样也
45、成功地解释了溢流玄武岩（blood basalt）或海洋台地玄武岩与火山岛链在时间和空间上的内在联系。与洋岛玄武岩不同的是，溢流型玄武岩的源区有岩石圈地幔组分的参与。,大陆溢流型玄武岩（大陆板块内部）-3,大陆裂谷是大陆板块在大尺度拉张的环境下形成的，火成活动常常与之伴随，其活动的强弱程度取决于下伏地幔熔融作用发生的规模与强度。 大陆裂谷区的火山岩以碱性系列为主，东非裂谷中的火山岩有霞石岩、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的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，而分离的趋势与弧火山岩不同，后者是向高硅的方向演化，而大陆裂谷区火山岩是
46、向过碱性的方向演化。,大陆裂谷区的火成岩组合（大陆板块内部）-1,在乌干达，岩浆作用晚期还有碳酸岩岩浆的活动。另一个著名的裂谷是美国西部的Rio Grande，它并不像东非裂谷一样具有潜在的大陆岩石圈裂解边界的特征，这里的地壳拉张显示了更为重要的作用。碱性橄榄玄武岩火山渣锥沿裂谷带分布，此外还有碱性玄武岩流纹岩的火山，如在亚利桑那州较大的火山中心，火山岩从玄武岩到英安岩、粗面岩、流纹岩以及成分相对应的火山碎屑岩和熔接凝灰岩，是一套分异的进化岩浆系列。,大陆裂谷区的火成岩组合（大陆板块内部）-2,我国东部广泛发育有新生代的碱性橄榄玄武岩，从东北到海南岛长达4000km，在东北、华北和长江中下游地
47、区火山活动与裂谷作用关系密切，老第三纪火山岩多数分布在含油的裂陷盆地中，新第三纪至第四纪的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的分离结晶作用就快速上升喷出地表。 大陆裂谷区常伴随有陆下热的软流圈的上涌，由于温度高软流圈地幔波速低，形成了异常地幔。,大陆裂谷区的火成岩组合（大陆板块内部）-3,图23-7表示了横过东非肯尼亚段的深部剖面，热的低速的软流圈强烈上涌，并伴随岩石圈的拉伸和减薄。需要说明的是，有些裂谷下的软流圈能上升到地壳，相当一部分仍然在地幔内部升降。,大陆裂谷区的火成岩组合（大陆板块内部）-4,斜长岩是指斜长石的体积分数90的深成岩，其在地球上分布不多，但在月球上分布广泛。斜长岩可以呈大的岩体产出，也可以在层状岩体中呈几厘米的薄层产出。这里要讨论的是呈岩体产出的斜长岩。几乎所有的斜长岩都在前寒武纪侵位，地球上的斜长岩多数形成于0.62.5Ga，如我国华北地台河北省大庙的斜长岩体的年龄为1.7Ga左右，但也有的形成于太古宙（2.6Ga），它们都分布于前寒武纪地盾上。,大陆裂谷区的火成岩组合（大陆板块内部）-5,
