1、岩浆岩岩石学岩浆岩岩石学西北大学地质系西北大学地质系赖绍聪赖绍聪2005年年4月月第十三章第十三章 岩浆岩的共生组合及岩浆岩的共生组合及其形成大地构造环境其形成大地构造环境1.概述概述 二十世纪初期，岩石学家开始注意到不同类型的火成岩具有显著的地域分布二十世纪初期，岩石学家开始注意到不同类型的火成岩具有显著的地域分布规律。规律。 A.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)(Province)的概念的概念 冯冯. .沃尔夫根据大陆玄武岩分布，增加了北极岩套沃尔夫根据大陆玄武岩分布，增加了北极岩套(Arctic Suite)(Arctic Suite)的概念的
2、概念 19211921年尼格里根据含钾岩流，又提出了地中海岩套的概念。然而，这些单年尼格里根据含钾岩流，又提出了地中海岩套的概念。然而，这些单纯的地理性区域概念尚未明确地涉及构造背景。纯的地理性区域概念尚未明确地涉及构造背景。 二十世纪六十年代，随着板块学说的建立，岩浆成因和火成岩成分变化规律二十世纪六十年代，随着板块学说的建立，岩浆成因和火成岩成分变化规律被赋予了全新的地质构造含义。不同火成岩岩石系列与全球构造的关系，也即火被赋予了全新的地质构造含义。不同火成岩岩石系列与全球构造的关系，也即火成岩组合在不同地区重复出现，成分变化和分布规律与构造背景的关系引起了地成岩组合在不同地区重复出现，成
3、分变化和分布规律与构造背景的关系引起了地学界的广泛重视。学界的广泛重视。 目前，人们已经识别出地球上有三种主要的岩浆系列。即拉斑玄武质、钙碱目前，人们已经识别出地球上有三种主要的岩浆系列。即拉斑玄武质、钙碱质及碱质系列，每个系列都由侵位于地壳中或喷出于其上的一组紧密相关的岩浆质及碱质系列，每个系列都由侵位于地壳中或喷出于其上的一组紧密相关的岩浆岩石组合组成。当用板块构造理论考虑问题时，人们进一步认识到这三种岩浆系岩石组合组成。当用板块构造理论考虑问题时，人们进一步认识到这三种岩浆系列以及火成岩石的共生组合有着完全不同的分布特点。列以及火成岩石的共生组合有着完全不同的分布特点。 Ringwood
4、(1969) Ringwood(1969)提出了按板块构造环境分类岩浆的意见，以及岩浆产生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与板块构造相互关系的示意图( (图图1)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念系统化，讨论了其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边缘和板块内部两大类，多数岩浆都是在成因，并提出了生成环境可分为板块边缘和板块内
5、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，大板块边缘生成的。它们可以进一步细分为汇聚边缘，离散边缘，边缘盆地，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(表表1)。 80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列以及板内，边缘盆地，岛孤等各种构发展，人们系统地总结了不同的岩浆系列以及板内，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
6、制，从而使得火成岩大地构造造环境的岩浆作用、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 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大陆克拉通地区火成岩并不十分发育。大陆克拉通区发现的火成岩大多呈小型在大陆克拉通地区火成岩并不十分发育。大陆克拉通区发现的火成岩大多呈小型的侵入杂岩体、岩墙、岩床、火山颈、岩管或的侵入杂岩体、岩墙、岩床、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。一般认为，大陆
7、克拉通火成岩可能与某种板内拉张性构造环境有关，但事实上很一般认为，大陆克拉通火成岩可能与某种板内拉张性构造环境有关，但事实上很多地区尚不能认定它们与构造之间的确切关系。多地区尚不能认定它们与构造之间的确切关系。有些没有明显构造痕迹的地区，岩浆活动往往归因于和地下的热点或地幔上升的有些没有明显构造痕迹的地区，岩浆活动往往归因于和地下的热点或地幔上升的热柱有关。热柱有关。大陆板块内火成岩主要有：金伯利岩、碱性岩大陆板块内火成岩主要有：金伯利岩、碱性岩( (高钾岩系高钾岩系) )、高原溢流玄武岩以及、高原溢流玄武岩以及火成碳酸盐四种组合类型。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
8、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，不能形成岩系。但南非曾由于定位快，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。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，但坦桑尼亚有类似于金伯利岩的熔岩。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。与金伯利岩有关的碳酸岩则常呈熔岩或凝灰岩喷出。与金伯利岩有关的碳酸岩则常呈熔岩或凝灰岩喷出。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 ，现在认为，现在认为至少有一部分是由于高碱岩浆富含至少有
9、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，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。黄长玄武岩及含钙镁橄榄石的岩石，有时有黄长煌斑岩。碳酸岩常常与碱性岩如磷霞岩、霓霞岩、霓霞钠辉岩、钛铁霞辉岩等共生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。，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，有的在破裂的陆缘，
10、如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、莱茵地堑、巴西海岸等地。东非裂谷、贝加尔裂谷、阿尔丹穹曲、莱茵地堑、巴西海岸等地。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(Kent(Kent等，等，1992)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伯利岩一类。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。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、白橄岩、白橄 黄长岩、局部也有碳酸岩熔岩和凝
11、灰岩。黄长岩、局部也有碳酸岩熔岩和凝灰岩。意大利罗曼省和西班牙南部的高钾岩系在构造位置上属于聚敛板块边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。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中心式喷发，在东非裂谷通过肯尼亚穹隆地带，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、火山碎屑岩加少量碧玄岩、玄武岩喷发产物有霞石岩、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。、响岩和粗面岩。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
12、量流纹岩夹层岩夹层( (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，也可能和热柱活动有南非卡罗、印度德干可能与显生宙板块分离有关，也可能和热柱活动有关。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。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代、中、新生代三个时期。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。为什么大陆板内岩
13、浆活动主要集中在中元古代和中、新生代呢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? ? 根据杜乐天根据杜乐天(1990)(1990)提出的幔汁说和国外学者提出的地幔热流体说认为，幔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根源。汁或地幔热流体是全球地质运动的总根源。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。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少；当幔汁或热流体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
14、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、热点的形式聚积到一定程度，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 。1.2 1.2 大洋板块大洋板块从板块构造的角度来考察火成岩组合与构造背景的关系，大洋地区似乎比大陆从板块构造的角度来考察火成岩组合与构造背景的关系，大洋地区似乎比大陆地区更显出规律性。地区更显出规律性。大洋壳范围内的岩浆喷发是少量
15、的，这种喷发由火山岛和洋底火山显示出来大洋壳范围内的岩浆喷发是少量的，这种喷发由火山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。夏威夷群岛、澳特腊尔马绍尔吉尔伯特群岛是典型的火山岛链。夏威夷群岛、澳特腊尔马绍尔吉尔伯特群岛是典型的火山岛链。火山链可能是当大洋岩石圈在地幔柱火山链可能是当大洋岩石圈在地幔柱( (热点热点) )上运移时，由地幔柱上运移时，由地幔柱( (热点热点) )产生的产生的，地幔柱内或地幔柱上面产生的岩浆喷发出来形成了海山和岛链，地幔柱内或地幔柱上面产生的岩浆喷发出来形成了海山和岛链( (图图2)2)。上地幔柱上地幔柱(
16、(热点热点) )形成的玄武质原始岩浆，其化学成分主要取决于以下因素：形成的玄武质原始岩浆，其化学成分主要取决于以下因素： a.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.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.c.岩浆分异的深度。岩浆分异的深度。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)3)。该模式展示一种双层。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
17、和近原始地幔混合而成；上层地幔为亏损的软流圈地幔，它是洋中脊拉斑玄武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。而上隆体附近的亏损地幔也将产生部分熔融，这两种部分熔作用也同时发生。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可能发生岩浆混合作用，最后岩浆喷出形成洋岛融的产物可能发生岩浆混合作用，最后岩浆喷出形成洋岛( (海山海山) )火山岩，在中火山岩，在中脊区则形成洋脊拉斑玄武岩。不同的是，在中脊区，亏
18、损地幔熔融物占有更为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。重要的地位。洋岛洋岛( (海山海山) )火山岩主要是拉斑玄武岩岩浆的产物，它是由大量拉斑玄武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。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%85%，其它为中性及酸性岩、碱性，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。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，但分异产物比夏威夷的多，这里还有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，
19、这里还有流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄武岩。流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄武岩。洋岛玄武岩含洋岛玄武岩含K K2 2O O、TiOTiO2 2、P P2 2O O5 5高，大离子半径的不相容元素包括轻稀土高，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。元素在内都比洋中脊玄武岩高。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。在该地区，一个特定火山的最老的岩石均为橄榄拉斑玄武岩，随后富铁石英在该地区，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
20、量的碱性玄武岩拉斑玄武岩的丰度增大，最后是少量的碱性玄武岩( (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幔热柱中或其上面的广在热点模式中，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运动，少量岩浆到达地表，以及浅处，分离泛熔融作用。随着火山在热点上的运动，少量岩浆到达地表，以及浅处，分离结晶作用变得更占优势，产生较多的石英拉斑玄武岩。结晶作用变得更占优势，产生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，熔融作用的深度及程度减小，结随着火山趋
21、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。果产生小体积的碱性玄武岩。2 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洋中脊是最重要的离散型板块边缘，是大洋区中最大量的火成岩产生地大洋中脊是最重要的离散型板块边缘，是大洋区中最大量的火成岩产生地，也是洋壳产生的地方，洋底不断在中脊处形成，而后运移到大洋各外。，也是洋壳产生的地方，洋底不断在中脊处形成，而后运移到大洋各外。大洋中脊以产生拉斑玄武岩和缺乏安山岩为特征，这种拉斑玄武岩，通常大洋中脊以产生拉斑玄武岩和缺乏安山岩为特征，这种拉斑玄武岩，通常称为洋脊
22、拉斑玄武岩称为洋脊拉斑玄武岩( (MORBMORBmid ocean ridge basalt)mid ocean ridge basalt)。板块扩张引起的压力释放将产生岩浆，沿洋中脊，地震活动产生于较浅的板块扩张引起的压力释放将产生岩浆，沿洋中脊，地震活动产生于较浅的深度上，而观察到的热流却很高，说明该区贫碱的拉斑质玄武岩浆产生于较深度上，而观察到的热流却很高，说明该区贫碱的拉斑质玄武岩浆产生于较浅的深度位置上浅的深度位置上( (JokatJokat等，等，1992)1992)。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
23、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份的散失，因而水压由于地壳较薄，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。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压造成低氧逸度。即低水压造成低氧逸度。因此，围绕洋脊产生的岩浆活动是无水的。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弧拉斑玄武岩的无水还认为大洋拉斑玄武岩
24、相当于岛弧拉斑玄武岩的无水等效物。等效物。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。基质矿物是橄榄石、斜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，常含有玻璃质及结晶的矿物雏晶。长石、单斜辉石和铁矿物，常含有玻璃质及结晶的矿物雏晶。(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%);KO5%);K2 2O/NaO/Na2 2O O高，当高
25、，当SiOSiO2 2约约50%50%时时，0.6;0.6;SiOSiO2 2约约55%55%时，时，1.01.0。在。在SiOSiO2 2-K-K2 2O O图上，低图上，低SiOSiO2 2部分有陡的正倾部分有陡的正倾( (当当SiOSiO2 2=45-57%=45-57%时，斜率时，斜率0.5,57%57%时，斜率为时，斜率为0 0或负值或负值) )。富集。富集P P、RbRb、SrSr、BaBa、PbPb和轻稀土和轻稀土( (与与K K的富集吻合的富集吻合) )，低，低TiOTiO2 2(1.3%);Al(0.5)(0.5)。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
26、的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80%80%以以上，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、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，常常具有明显的水平分带性俯冲带的岩浆岩，自海沟向大陆方向，常常具有明显的水平分带性( (图图9)9)。一。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。这种般均随与海沟轴距离的增加，
27、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叫做成分的极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。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SiOSiO2 2含量一定时，含量一定时，K K2 2O O随俯冲带深度随俯冲带深度(h)(h)的增大而增加，的增大而增加，K Kh h成线性正相关关系。当成线性正相关关系。当SiOSiO2 2为为60%60%时，这种关系可表示为时，这种关系可表示为( (CondieCond
28、ie,1973):,1973): h=89.3(K2O)-14.3 h=89.3(K2O)-14.3式中式中K K2 2O O为百分含量，为百分含量，h h的单位为公里。的单位为公里。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150200200公里。公里。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SiOSiO2 2量固量固定时，安山岩的定时，安山岩的K K2 2O O百分含量与地壳厚度百分含量与地壳厚度(C)(C)成正比。对于成
29、正比。对于SiOSiO2 2为为60%60%时，时，K KC C关关系可表示为系可表示为( (CondieCondie,1973):,1973): C=18.2(K C=18.2(K2 2O)+0.45O)+0.45式中式中K K2 2O O为百分含量，为百分含量，C C单位为公里。单位为公里。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202525公里。公里。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。一般情况下：岩愈偏碱性。一般情况下：闭合速率为闭合速率为
30、8 89cm/a9cm/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+ +钙碱系列；钙碱系列；闭合速率为闭合速率为3 36cm/a6cm/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+ +钙碱系列；钙碱系列；闭合速率闭合速率2cm/a2cm/a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征( (MiyashiroMiyashiro,1975),1975)。岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲作用的发生、发展岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲作用的发生、发展与演化，岛弧也将经历一个由不成熟半成
31、熟成熟的演化过程。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。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；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；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；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；大陆边缘火山岩弧大陆边缘火山岩弧( (如如Andes)Andes)常具有大陆型地壳，与成熟岛弧大陆型地壳常具有大陆型地壳，与成熟岛弧大陆型地壳类似或更厚。从这个角度讲，它们可以近似地看作成熟岛弧或代表比成熟类似或更厚。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更高的演化阶段岛弧
32、更高的演化阶段(Floyd(Floyd等，等，1992)1992)。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，火山岩逐渐由拉斑系列为主演化为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。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，花岗质岩石与蛇绿质岩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
33、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/拉班系列岩石比值拉班系列岩石比值接近接近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(钾玄岩钾玄岩)岩石。岩石。根据俯冲带根据俯冲带( (岛弧区岛弧区) )岩浆活动构造环境及岩浆成因差异，可将其进一步划分为三岩浆活动构造环境及岩浆成因差异，可将其进一步划分为三种主要的亚类：种主要的亚类：洋内岛弧环境洋内岛弧环境、活动大陆边缘活动大陆边缘( (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、洋内岛弧环境洋内岛弧环境( (Oceanic island arcs)Oceanic
34、island arcs)：洋内岛弧是指大洋岩石圈板块俯冲到：洋内岛弧是指大洋岩石圈板块俯冲到另一洋壳板块之下所形成的火山岛弧或岛链，它常常被弧后次级海底扩张形成的边另一洋壳板块之下所形成的火山岛弧或岛链，它常常被弧后次级海底扩张形成的边缘海盆所分隔。缘海盆所分隔。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岩石圈板块俯冲产生深海沟海沟, ,弧后区次级地幔对流引起次级扩张中心弧后区次级地幔对流引起次级扩张中心, ,并形成边缘海盆并形成边缘海盆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
35、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起次级扩张中心弧后区次级地幔对流引起次级扩张中心, ,并形成边缘海盆并形成边缘海盆当洋壳板块俯冲时，其上层的海洋沉积物常在弧前区形成一个增生楔。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。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的递进变质作用。脱水反洋壳沿俯冲带产生自绿片岩相角闪岩相榴辉岩相的递进
36、变质作用。脱水反应向浅部地幔中释放出流体应向浅部地幔中释放出流体; ;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, ,然后它们侵入到地幔楔中。然后它们侵入到地幔楔中。当俯冲洋壳进入当俯冲洋壳进入80(70)80(70)100km100km深处，洋壳中角闪岩大量脱水转变为石英榴辉深处，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分熔融，产生含水橄榄拉斑玄武岩浆，它在上升岩，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，它在上升过程中分异出橄榄石、铬尖晶石，结果派生出岛弧拉斑系列
37、的主要岩石类型玄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岩石类型玄武安山岩武安山岩( (SiOSiO2 2为为53%)53%)。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，因而具有相似的稀土分布型式。岩熔融产生的，因而具有相似的稀土分布型式。但是，岛弧拉斑玄武岩浆的熔融是在含水条件下发生的，而与洋脊之下基本但是，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，因而两者的元素含量也有区别。是无水条件下发生的熔融不同，因而两者的元素含量也有
38、区别。岛弧拉斑玄武岩的岛弧拉斑玄武岩的SiOSiO2 2和和Fe/MgFe/Mg较高，较高，CrCr、NiNi较低，可以用低中压，含水条较低，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。件下具铬尖晶石包裹体的橄榄石的充分分解来解释。由于较易进入角闪石的由于较易进入角闪石的K K、RbRb、BaBa、SrSr等元素，在角闪石脱水后不易进入固等元素，在角闪石脱水后不易进入固相的石榴石、单斜辉石中，因而随水带入地幔楔，使产生的岩浆中具有高于洋相的石榴石、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的含量。脊拉斑玄武岩的含量。至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄
39、武岩的至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄武岩的TiTi、Y Y、HfHf和和ZrZr含量低，则与榍石含量低，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TiTi并易于吸收并易于吸收Y Y、HfHf、和、和ZrZr及稀土元素。及稀土元素。另外，另外，CondieCondie(1976)(1976)认为，在认为，在80km100km100km后，玄武岩辉长岩转变为石英榴辉岩，石英榴辉岩局部熔后，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融形成原生的SiO2SiO2中等含量的熔浆，从中等含量的
40、熔浆，从100100150km150km的俯冲带上升的这种的俯冲带上升的这种SiOSiO2 2中等含中等含量的含水的熔浆进入消减带上面的地幔楔形区，这种熔浆在这样的深度上与地幔橄量的含水的熔浆进入消减带上面的地幔楔形区，这种熔浆在这样的深度上与地幔橄榄岩是不能平衡共存的，亦即与榄岩是不能平衡共存的，亦即与OlOl是不能平衡共存的，因此与是不能平衡共存的，因此与OlOl发生反应形成辉发生反应形成辉石石( (OlOl+ +富富SiOSiO2 2液体液体PyPy) )，使橄榄岩转变为辉石岩。由于新形成的辉石岩的比重小，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
41、存在，使辉石岩具有很大的活动性，它从消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。含水辉石岩底劈岩块在上升过程中开始发生熔融，类似于从减带以底劈方式上升。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式。在上升的地幔橄榄岩底劈岩块中形成玄武岩岩浆的模式。在100km100km深处，辉石岩可深处，辉石岩可能是含能是含GaGa的，在较浅处的，在较浅处GaGa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100100150km150km深处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说
42、：深处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说：如果在如果在10010060km60km发生局部熔融熔浆的分离形成均一的独立岩浆，则具发生局部熔融熔浆的分离形成均一的独立岩浆，则具OlOl拉斑玄拉斑玄武岩武岩Q Q拉斑玄武岩组成；拉斑玄武岩组成；如果在如果在606040km40km内发生局部熔浆分离，则形成玄武安山岩岩浆；内发生局部熔浆分离，则形成玄武安山岩岩浆；如果在如果在404020km20km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。浆。3、弧后盆地弧后盆地( (边缘海盆边缘海盆)()(backbackarc basins
43、arc basins 或或marginal basins)marginal basins)：弧后弧后( (边缘边缘) )盆地是半封闭的盆地，或处在岛弧体系之间的一系列小海盆。一般认为它们是弧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扩张的产物后区次级海底扩张的产物( (图图14)14)。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样的作用过程。于扩张洋脊处形成大洋岩石圈那样的作用过程。从这些海盆中获取的拉斑玄武岩类岩石岩石学和地球化学资
44、料，在常量元素和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式上和标准成分上都类似洋脊的拉斑玄武岩类。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其化学性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MORB部分一致。部分一致。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1 12cm/a)2cm/a)岩石圈岩石圈中的侵位。未必会是俯冲洋壳的熔融，也未必会和岛弧拉斑玄武岩有
45、亲缘关系。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。 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围所控制的。一般说，这些玄武岩的演化有点象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MORBMORB；化；化学上变化的范围可能与海盆下温度梯度的差异有关。边缘海盆作为地幔分离熔融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产生新洋壳的所在地而具有
46、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岩的成因上它们也是重要的。作为洋壳碎块的蛇绿岩的成因上它们也是重要的。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、分熔融程度、PH2O、PO2、地幔源区的均一程度以及岩浆房中高位结晶分异、地幔源区的均一程度以及岩浆房中高位结晶分异的程度。的程度。另外，俯冲板块中派生的流体相也可能是另一重要的因素。另外，俯冲板块中派生的流体相也可能是另一重要的因素。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M
47、ORB很类似。而痕量很类似。而痕量元素地球化学特征变化更为复杂，既具元素地球化学特征变化更为复杂，既具MORB的特征同时又显示了一定岛弧的特征同时又显示了一定岛弧玄武岩的特征。玄武岩的特征。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，从而使这类玄武岩带有岛弧拉斑玄武岩的烙印。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。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，随着盆地的拉开，其
48、影响逐渐减弱。著，随着盆地的拉开，其影响逐渐减弱。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二辉橄榄岩底劈上升的岩石圈地幔(Kaj Hoernle等，等，1993)。3.2 3.2 碰撞带岩浆活动碰撞带岩浆活动俯冲作用进一步发展，必定导致岛弧与大陆或大陆与大陆的碰撞并形成缝合俯冲作用进一步发展，必定导致岛弧与大陆或大陆与大陆的碰撞并形成缝合带或碰撞造山带。带或碰撞造山带。大陆板块经过陆内裂谷陆间裂谷大洋扩张和大洋裂谷边缘裂谷大洋大陆板块经过陆内裂谷陆间裂谷大洋扩张和大洋裂谷边缘裂
49、谷大洋盆地俯冲作用导致大洋消减和弧沟系的形成盆地俯冲作用导致大洋消减和弧沟系的形成直到碰撞产生缝合带和残留洋盆直到碰撞产生缝合带和残留洋盆，构成一个完整的，构成一个完整的威尔逊旋回威尔逊旋回。碰撞带以不同的火成岩组合，相对复杂的岩石类型为特征。碰撞带以不同的火成岩组合，相对复杂的岩石类型为特征。与陆陆碰撞带有关的岩浆作用可以分为四个阶段，每个阶段都包括一个特与陆陆碰撞带有关的岩浆作用可以分为四个阶段，每个阶段都包括一个特征的源区：征的源区：碰撞期前碰撞期前：来源于碰撞以前的火山弧，仍属弧火山活动类型。：来源于碰撞以前的火山弧，仍属弧火山活动类型。同碰撞期同碰撞期：在地壳增厚时期内导致含白云母花
50、岗岩的侵位。在地壳仰冲作用：在地壳增厚时期内导致含白云母花岗岩的侵位。在地壳仰冲作用期间，从湿的沉积楔排出的挥发分能够渗透到上浮热的冲掩岩片，而引起深熔期间，从湿的沉积楔排出的挥发分能够渗透到上浮热的冲掩岩片，而引起深熔。地壳熔融的结果使。地壳熔融的结果使RbRb、F F和和B(B(可能还有可能还有Ta)Ta)发生富集，这些元素在挥发相中被发生富集，这些元素在挥发相中被迁移，而象迁移，而象REEREE、ZrZr和和HfHf这些元素是亏损的，它们被集中在熔融的残余物中。冲这些元素是亏损的，它们被集中在熔融的残余物中。冲掩岩片底部的温度取决于碰撞前热流量、冲掩岩片厚度和剪切热。同碰撞花岗掩岩片底部
