第五章板块与岩浆ppt课件.ppt

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1、第五章 板块构造与岩浆活动,名词解释,1.岩浆岩的系列划分2.洋壳层序3.双峰式火山岩4.花岗岩的构造环境分类,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,各类岩浆岩的分布是有规律的，20世纪50年代，人们进一步把各类岩浆岩的形成和分布同区域大地构造的演化联系起来，应用传统的地槽学说把各类岩浆岩划分为地槽早期、造山期和造山期后三大共生组合，它代表了20世纪中期大地构造学和岩石学的重要进展，触及了岩浆岩分布的一些实质问题，但仍不能全面解释产出规律性。 2

2、0世纪60年代板块学说兴起后，对岩浆岩和板块构造研究成果表明，岩浆岩的形成和分布主要受板块构造控制。即在不同的板块边界和部位，形成不同的岩浆岩共生组合。,岩浆岩-构造组合与板块构造的时空关系,一、岩浆系列及其分布,根据岩浆岩的地球化学指标，可以将其划分为三个系列：拉斑玄武岩系列钙碱性系列碱性系列每个系列都由一组具有共同母源物质的、彼此密切相关的不同岩浆类型组成，而且其分布受板块构造环境控制。,1、拉斑玄武岩系列（TH）,本系列包括大量基性（拉斑玄武岩）少量中性岩（冰岛岩，富Fe, 低K, 低Al）和更少量的酸性岩（铁质英安岩、流纹岩）。化学成分：SiO2：48-63%；低钾：K2O1%；TiO

3、2含量低， NaO/K2O高达5-40% , Rb、Sr、Ba、Th、U、等离子亲石元素 含量很低（Rb=1-30ppm）,Sr=100-300ppm，Ba=10-100ppm矿物成分： 主要暗色矿物：辉石、含少量或不含橄榄石，基本不含角闪石、黑云母 浅色矿物：斜长石（斑晶为钙长石-培长石、基质为拉长石） 拉斑玄武岩含少量或不含橄榄石，形成于拉张和弱挤压应力状态下，其分布极广，按形成环境不同分为：（1）大洋中脊拉斑玄武岩 （2）岛弧拉斑玄武岩（3）大洋岛拉斑玄武岩 （4）大陆（裂谷）拉斑玄武岩,2、钙碱性系列（CA）,通常称为正常系列，喷出岩以安山岩为主，侵入岩以花岗闪长岩为主，本系列包括高铝

4、玄武岩（SiO268%），其中以安山岩最常见，其次是英安岩、流纹岩、橄榄安粗岩。化学成分： SiO2弱饱和、K2O、TiO2及大离子亲石元素含量均较拉斑玄武岩系列高。 如：Rb：10-90ppm；Sr、Ba含量为200-400ppm。 Al2O3含量高，在安山岩 为16-18%，轻稀土元素富集LREE升高。矿物成分:普遍含有角闪石和黑云母本系列火山岩可与辉长岩-闪长岩-花岗闪长岩-花岗岩等深成岩相伴生。形成环境:陆缘或岛弧区板块俯冲带及碰撞带，挤压应力为主的地区，为岛弧的标志性岩石，对恢复古构造环境（古岛弧）很有意义。,3、碱性系列（A）,本系列包括：碱性玄武岩、霞石岩、粗面岩、安粗岩、响岩（

5、夏威夷岩：含碱性长石的中性岩类）等。化学成分：SiO2不饱和，富碱质5-7%，富钾K2O，为2-4%；大离子亲石元素含量高，Rb达75-120ppm，Sr、Ba含量分别为700-1000ppm；具富集型稀土元素分配型式，LREE含量高。矿物成分：斜长石以中长石常见，含碱性长石和似长石。 上述三种岩浆岩系列的分布与板块构造密切相关，据K.C.Condie(1982)研究它们与板块构造关系如表所示。,由上表可以看出：不同系列岩浆岩的分布与地表和上地幔所处的构造应力条件有关，在拉张应力环境下以出现TH为特点，在挤压应力环境下则主要为CA，在应力作用微弱的地区，如大型海洋盆地和大陆克拉通区，则常出现A

6、或TH。,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成,大洋地壳形成于洋中脊轴部，这里有着极其活跃的岩浆活动和大规模的裂隙式火山喷溢，长6万公里的大洋中脊实际上是全球最大的火山活动带。据梅纳德（H.W.Menard）估计，每年从中脊轴部喷出的火山物质约有4立方公里，大大超过了全球所有其它地区喷出的火山物质总量。由于在洋底深处，静水压力超过岩浆中水蒸气的压力，故火山活动不可能有爆发性，而是熔岩沿裂隙平静的溢出。,板块扩

7、张带的岩浆活动与洋壳的形成,中脊岩浆活动的源地位于轴带下的软流圈中。由于中脊轴部的拉张作用，导致其下压力降低，从而使物质熔点降低，超基性的软流圈物质(橄榄岩)可以分熔出更多的玄武岩浆(主要为TH)。在压力梯度驱动下，TH岩浆乘隙上涌。一部分岩浆溢出海底，形成枕状熔岩，构成洋壳第二层的上部（TH）。另一部分岩浆未喷出地表，呈辉绿岩岩墙形式，构成洋壳第三层的上部，或冷凝成辉长岩成为洋壳第三层的组成部分。,板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成,在大洋壳的基岩剖面上，随着深度增大，拉斑玄武岩向下过渡为辉绿岩，辉绿-辉长岩、辉长岩，从喷出相到侵入相呈逐渐过渡关系，其 Sr 同位素Sr87/Sr86比值十分相

8、近，反映它们是同源岩浆的产物。 据推测在中脊轴带以下的异常地幔中，存在着巨大的岩浆房，其中发生着结晶分异作用。先结晶的较重的橄榄石和辉石等沉落于岩浆房下部，形成晶体堆积体，冷凝构成洋壳第三层底部的“堆积杂岩”,而玄武岩浆分熔出去后残留下来的难熔的地幔物质，也可以通过蛇纹石化和构造作用呈塑性固定状态被推挤上来，成为洋壳或洋壳以下的橄榄岩。,板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成,中脊轴部的岩石圈厚度最小，它形成不久，尚未充分地冷却固结，是最为薄弱的地方，因此，当岩浆源源不绝地沿中脊轴部上涌形成新的洋壳，并推动先成的洋壳向两侧扩展，这样整个大洋地壳实际上都源于扩张中心，这一模式解释洋底基岩的岩石组成上具

9、有较明显的均一性。由于大洋岩石圈厚度小，年代新，岩浆分异作用很不完全，致使组成洋壳的岩浆岩以基性、超基性成分占绝对优势，在成分上具有较大的一致性，这也是其和大陆裂谷带岩浆活动特性截然不同的原因所在。,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长,1、岩石类型及地质特征2、岩浆系列的水平分带和成份极性3、俯冲带岩浆岩成分与板块构造关系 1）火山岩成分变化与俯冲带深度变化的关系 2）火山岩成分变化与地壳厚度变化和岛弧演化

10、的关系 3）敛合速率对岩浆成分的影响4、俯冲带的岩浆起源,三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增生,板块俯冲带的岩浆活动主要发生在岩浆弧范围内，距海沟轴部150-300km，平行于海沟成弧形展布。岛弧与陆缘火山弧是强烈的火山活动区，其火山活动以中酸性，特别是安山岩为主，因富含气体，常表现出强烈喷发性质，火山喷发物中常以火山碎屑物质占优势。,1、岩石类型及地质特征,在一个发育成熟的岛弧中，前述三种火山岩系列都可能出现。（1）岛弧拉斑玄武岩系列：主要有岛弧拉斑玄武岩、岛弧安山岩和少量英安岩。与洋中脊TH主要区别是：氧化物成分变化范围较宽，Fe/Mg比较高。SiO2较高（众数53%），K、Rb、Sr、B

11、a较高；Ni、Cr稀土丰度偏低； Sr87/Sr86较高（0.7035-0.7060）.（2）钙碱系列：主要有安山岩、英安岩、高铝玄武岩、流纹岩等，与岛弧TH相比，很少有Fe富集，SiO2较高（众数59%），明显地富集大离子亲石元素，略富集轻稀土元素，Sr87/Sr86略高（低钾组：0.703-0.707；高钾组:0.704-0.710）。（3）岛弧碱性系列：以玄武岩、安山岩为主，包括碱性橄榄玄武岩、粗面岩、碱流岩、安粗岩等。碱元素含量高，K2O随SiO2增加急剧增长。,岩浆弧火山岩的特征,1）岩浆弧的火山活动以爆裂喷发为主(和大洋中脊喷溢为主不同)，火山碎屑物质体积占整个火山岩体积的80%以

12、上，以此和其它构造环境火山岩的主要区别： 构造环境 陆缘弧 岛弧 洋中脊 大洋岛 火山碎屑物（体积） 90-99% 83-98% 3-6% 1-39%2）另外，由火山岩屑、侵入岩及变质岩屑构成的厚层杂砂岩、泥岩经常与火山岩互层，这种关系是识别岩浆弧火山岩系的重要标志之一。3）在岩浆弧区，与火山岩共生的还有大量中酸性深成岩，侵入到火山岩和沉积岩中。,2、岩浆系列的水平分带和成分极性,俯冲带的岩浆岩自海沟向陆方向，喷出体积和岩浆活动的强度减小，且成岩石成份有规律的变化，表现出明显的水平分带性。从空间上看，随着与海沟轴部距离的增加，依次分布TH、CA、A或钾玄岩质。从时间上看，从早期开始TH就发育，

13、而CA主要出现在中期，A或钾玄岩质出现于晚期。,2、岩浆系列的水平分带和成分极性,吉尔（Gill，1974）总结了岛弧火山岩的化学成分在空间上的系统变化，指出：从岛弧的大洋侧到大陆侧：Fe、HREE、Na/K减少；K、Rb、Ba、Cs、Pb、U、Th、LREE、Th/U、Rb/Sr、La/Yb、Sr87/Sr86逐渐增加。这种随着与海沟轴的距离和俯冲带的深度的增加，火山岩成分有规律变化的现象叫做成分极性，因为它可以指示俯冲带倾斜的方向。,3、俯冲带岩浆岩成分与板块构造关系,1）火山岩成分变化与俯冲带深度的关系 当SiO2含量一定时，K2O随俯冲带深度h的增大而增加，当SiO2为60%时，这种关

14、系可表示火山岩对应的俯冲带深度，计算结果： TH对应的俯冲带深度150km，CA：100-200km；A：200km；另外，俯冲带火山岩的Rb、Sr分布对地壳厚度的反映也是灵敏的。,岛弧、活动陆缘的岩浆来源于消减带，岩浆来源深度也就是地表距消减带深度，它与火山岩中的K2O成正相关（即：SiO2固定，H增加，K2O增加）与SiO2成反相关（即：K2O固定，H增加，SiO2下降）。,3、俯冲带岩浆岩成分与板块构造关系,2）火山岩成分变化与地壳厚度变化和岛弧演化的关系 当SiO2量固定时，安山岩的K2O百分量与地壳厚度变化和岛弧演化的关系： 当SiO2为60%时，可表示为（Condie，1973）

15、C=18.2（K2O）+0.45 （K2O为百分量，C为地壳厚度km） 据此得出各系列对应的地壳厚度是： TH20km，CA：20-30km，A25km,消减带岩浆来源深度、大陆壳厚度的确定,岩浆弧火山岩中CA比例的增加与岩浆弧地壳由薄到厚，由洋壳到陆壳，弧体积由小到大的演化方向相一致，CA的比例反映了岩浆弧演化的成熟度，按演化序列，分为四类岩浆弧：,岩浆弧类型 地壳厚度 地壳类型 CA 系列比例 初始水下弧 12km 洋壳 0%, 全为TH 未成熟岛弧 12-17km 洋壳、准洋壳 10-32%+TH 成熟岛弧 18-30km 陆壳、准陆壳 50%+TH 陆缘弧 30-70km 陆壳 82-

16、95%+TH+A,3）敛合速率对岩浆成分的影响,敛合速率慢，愈偏碱性，据都城秋穗（1975）统计：敛合速率大，8-9cm/y，主要为TH或TH+CA，如汤加、千岛等岛弧；敛合速率中等，3-6cm/y，CA或TH+CA，如安底斯，克马德克；敛合速率小，2cm/y，以A为主，如：意大利西西里的卡拉布里亚，澳大利亚东南的马阔里。,4、俯冲带的岩浆起源,俯冲带岩浆活动的上述特征，表明岩浆的起源与大洋岩石圈板块的俯冲消亡作用密切相关，俯冲带和洋中脊裂谷带岩浆活动的重要区别在于CA岩浆的存在和岩石成分的水平分带，往往岩浆起源假说都必须解释这种特有的现象。林伍德（Ringwood，1974，1981）总结了

17、俯冲带岩浆演化的两阶段模式，用以解释拉斑玄武岩系列和钙碱性系列岩浆的形成。,俯冲带的岩浆起源,第一阶段当大洋板块俯冲到80-100km深处（T：650 C，P：30-40kb）洋壳中玄武岩、钾长岩、角闪岩脱水，转变为石英榴辉岩。释放出的水导致上覆板块的上地幔岩石局部熔融，分熔出的岩浆上涌，橄榄石结晶出来,随着岩浆分异，可生成TH岩浆，在岛弧的前锋附近喷出地表。,俯冲带的岩浆起源,第二阶段：当大洋板块俯冲至更深处100-150km（或200km）T为700-900,洋壳中滑石、流纹石、水镁石不稳定而脱水，使已成为石英榴辉岩的洋壳发生带水的部分熔融，生成含水富碱金属和硅等大离子亲石元素的熔浆，在上

18、升过程中发生结晶，析出石榴石和辉石，最终形成了以安山岩为主的包括玄武岩到流纹岩的钙碱性系列岩浆。,俯冲带的岩浆起源,林伍德的模式中未对碱性系列岩浆的生成作出解释，碱性火山岩出现于远离火山前锋，贝尼奥夫带较深部位，且主要分布于具大陆地壳的成熟岛弧或活动大陆边缘，故认为它应与来自俯冲带的岩浆和流体上升穿过且上覆地幔和地壳的距离较大有关，也可能与岩浆遭到大陆地壳的混杂有关。 因此，碱性火山岩主要分布于成熟岛弧和陆缘弧上，在未成熟岛弧上不出现。,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、

19、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动,大陆裂谷（Continental rift）是指发育在大陆内部，延伸很长，切割很深的张裂带（定义要点：规模大，可切穿整个岩石圈，引张环境），它的两侧被一系列正断层所限，表现为单一的或复杂的地堑带，在地形上表现为纵长的凹陷和谷地。大陆裂谷是大陆内的岩浆活动强烈带，包括火山活动及深成侵入活动，大陆内的岩浆活动大都集中在大陆裂谷带上。,四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动,1、大陆裂谷的喷出岩2、大陆裂谷及大陆内部的侵入岩3、裂谷带岩浆活动的基本特征,1、大陆裂谷的喷出岩,以溢流玄武岩组合或双峰式火山岩为特征（两者都出现或仅有其中之一）

20、。1）玄武岩：分布最广，主要是拉斑系列和碱性系列的玄武岩，与洋中脊TH相比，大陆TH富K2O（平均0.66%），具较高的Ba、Sr、Rb、U、Th和Rb/K、Rb/Sr、LREE显著富集，Sr87/Sr86较高并具有较大的变化范围（0.7035-0.7110）。2）双峰式火山岩（Bimodel Volcanic Complex）：是以基性岩浆和酸性岩的紧密共生，其间很少有中间成员的中性岩为特征，反映了基性岩浆和酸性岩浆的准同时喷发，是结晶分异良好的产物。 一般，碱性系列是裂谷形成初期形成，而TH系列是裂谷期产物。,2、大陆裂谷及大陆内部的侵入岩,1）辉绿岩岩床和岩墙群：在裂谷带的溢流玄武岩区域

21、或其外围，常分布有辉绿岩岩床和岩墙群，在化学成分上，可以是拉斑玄武岩质，也可以是碱性橄榄玄武岩质，与溢流玄武岩的岩浆同源。如太行山前有一个长300km的基性岩墙群。2）层状基性侵入体：总体成分相当于辉长岩的侵入岩是大陆裂谷带的典型岩浆岩组合之一，岩体规模变化很大，小至一个岩株，大者为岩基，实例在攀西裂谷中存在海西晚期的层状辉长岩体。,2、大陆裂谷及大陆内部的侵入岩,3）金伯利岩、碳酸岩及镁铁质碱性岩： 金伯利岩-富Mg，富k的超基性岩，SiO2为20-38%；K2O/Na2O为2-5；MgO/K2O很高20-70，通常以岩颈和岩脉的形式，产在前地盾区内的大陆裂谷带。新鲜金伯利岩的Sr初始值为0

22、.7037-0.7046，岩体中含有大量含石榴石二辉橄榄岩包体，表明其岩浆源于地幔。 碳酸岩-主要由碳酸盐矿物组成的火山岩，Si0220%，主要矿物是方解石、白云石、铁白云石及Fe、Mn、Na的碳酸盐，呈圆形、椭圆形的岩颈、锥形岩席产出，有的则是喷出的碳酸质熔岩。 镁铁质碱性岩-即霓霞岩类：SiO2为3845%，K2O+Na2O为5-10%，K2O/M2O为3-10，常以小岩株，特别是以环状中心侵入体产出。 A型花岗岩-（详见后）非造山的,碱性的，无水的花岗岩。,3裂谷岩浆活动的基本特征,（1）裂谷带的各种不同的岩浆岩基本上是由拉斑系列和碱性系列及少量超碱性岩浆演化而成的。大致上在裂前上拱阶段

23、为碱性系列，大陆裂谷阶段为碱性系列和K略高的大陆拉斑系列，大洋裂谷阶段则为低K的洋脊拉斑玄武系列。说明随着大陆板块的分裂直到形成大洋裂谷，岩浆的碱度逐步下降；（2）无论喷出或侵入岩，均以基性和超基性岩为最丰富；（3）拉张的构造背景使结晶分异作用成为裂谷岩浆演化的重要作用，它决定了裂谷内有各种各样岩浆岩和分异系列的存在；（4）大多含有地幔岩包体，初始锶比值较低，因此裂谷岩浆主要是幔源的。,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,五、花岗岩与板块构造,

24、1、花岗岩类型和构造环境2、花岗岩的水平分带3、成对花岗岩带,1、花岗岩类型和构造环境,关于的成因与地质构造的关系历来为地质学者所重视，施莱勒（H.Stille）等人将起源与发展和地槽的演化联系起来，自从板块构造学说问世以后，又将花岗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

25、、弧后、岩浆弧等部位，而碰撞带基本是S型。,花岗岩类型和构造环境,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 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）：以花岗岩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。,J. A. Pe

26、arce（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。,据巴尔巴林（Barbarin, 1990，1999）,（据肖庆辉等，2002）,据Mnaiar& Piccoli, 1989,2花岗岩的水平分带,在一个大体同期的俯冲带附近，花岗岩的分布与火山岩一样表现出类似的水平分带性，即自

27、海沟向大陆方向，花岗岩的K2O/Na2O、K2O/SiO2比值及SiO2含量增加，岩体形成年代也变新，这种特征在北美西岸Mz-E花岗岩及我国西藏均十分明显，例如：西藏冈底斯，中酸性岩浆岩带具明显的分带性，由南向北依次为： 雅鲁藏布江两岸为规模较小，分布零星的K1-K2（110-80Ma）的石英闪长岩、石英二长闪长岩、英云闪长岩； 雅江北侧为出露较广泛的石英二长花岗岩和花岗闪长岩； 更北沿冈底斯主脊为较酸性的二长花岗岩类，K晚期-E（始新世）（70-40Ma），构成大岩基带。 冈底斯北为更酸性的微斜长石花岗岩，时代为E2（始新世）-N1（中新世末）（40-10Ma），并且岩体规模较小。 总的看来

28、，由南向北，即沿古俯冲带倾斜方向，岩石时代变新，岩石类型变酸性，岩石中总碱、K2O、K2O/SiO2和K2O/Na2O比值增高。深成花岗岩的这种水平分带性，显然是大洋岩石圈板块俯冲深度不断加大，俯冲带不断向陆推进这种地球动力学条件决定的，它与产生火山岩成分极性的原因是相似的。,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。,3成对花岗岩带,杨树锋（1987）对我国华南花岗岩带及其与板块构造

29、的关系的研究发现，同时代板缘挤压型（岛弧型）花岗岩和板内改造型花岗岩形影不离，成对出现，成带分布，即两类不同成因的花岗岩有序地呈带状平行于大陆边缘。同时根据世界范围典型地区带资料研究，发现这种分布特征在不同地区，不同时代具有一定普遍性，将这种花岗岩的分布规律称为“成对花岗岩”（paired granite belts）。,3成对花岗岩带,“成对花岗岩”的形成机制与板块构造有密切关系。由于大洋板块向大陆板块俯冲，洋壳及其上的沉积物俯冲到大陆板块下部，由于摩擦产生热量，以及去水作用，深部流体使这部分物质发生部分熔融作用，熔融物上升同化混熔了大陆板块的岩石，从而在大陆板块边缘形成火山-侵入杂岩带即板

30、缘挤压型花岗岩带，在大陆内部，由于俯冲作用的远距离效应产生广阔的高温带，使陆壳物质发生变质、交代、混合岩化、花岗岩化，形成了板内改造型的花岗岩。,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套,六、蛇绿岩套,1、蛇绿岩套的概念2、蛇绿岩套的组成3蛇绿岩套的原生构造环境4蛇绿岩套的构造侵位5、中国蛇绿岩的分布,1、蛇绿岩套的概念,蛇绿岩（Ophiolite）一词最初由法国地质学家布隆奈尔特（Brongniart）于1827年提出，用来形象地描述蛇纹石化的石榴

31、石二辉橄榄岩，（来自希腊字“Ophis”“蛇”，当时是作为蛇纹岩的同义词）；1905年的德国地质学家斯坦曼（Steinmann）将蛇绿岩一词用于指由放射虫硅质岩、枕状熔岩和蛇纹岩化的超镁铁质岩，构成的三单元岩石组合，即后来为地质学家所熟知的所谓Steinmann“三位一体”，代表传统大地构造意义上地槽发展早期阶段岩浆活动的产物。六十年代晚期，随着板块学说的兴起，通过大洋地球物理工作和对深海打捞的岩石样品的研究，揭示了蛇绿岩组合与洋壳之间的惊人相似性，到70年代，地质学家普遍接受了蛇绿岩是大洋残片的观点，因而将其作为古板块边界的证据。,描写斯坦曼三位一体观点的漫画,蛇绿岩的概念,1972年9月，

32、在美国召开的彭罗斯（Penrose）蛇绿岩会议上，赋予蛇绿岩一词如下含义：1）蛇绿岩是镁铁质至超镁铁质岩的特征的岩石组合；2）蛇绿岩不应作为一种岩石名称或填图单元； 3）发育完整的蛇绿岩层序由下而上包括超镁铁质杂岩、辉长岩类杂岩、镁铁质席状岩墙群和镁铁质火山杂岩； 4）伴生的岩石类型包括上覆沉积层序中的条带状硅质岩、页岩夹层和少量灰岩，通常与纯橄榄岩伴生的豆荚状铬铁岩，以及富Na的长英质侵入和喷发岩；可填图的岩石单元之间通常为断层接触，完整剖面可能缺失。因此，蛇绿岩可以是不完全的，肢解的或变质的。最后Penrose会议上还特别强调指出，虽然蛇绿岩一般被解释为洋壳和上地幔，但该术语的应用不受其成

33、因支配。,2蛇绿岩套的组成及主要特点,蛇绿岩套以其层序性、岩浆作用、变质作用和构造变形这四个方面的紧密联系为特征，通常认为完整蛇绿岩套在层序上（由下至上）有：超镁铁质岩-辉长岩-辉绿岩-枕状玄武岩熔岩-深海沉积层。（1）变质超镁铁质杂岩：有纯橄榄岩、多期变形变质，常形成蛇纹化石橄榄岩或蛇纹岩。（2）堆积杂岩：为岩浆结晶分异作用所造成的“晶体堆积体”，下部为堆积的橄榄岩，上部为堆积的辉长岩。有时，尚有英云闪长岩、斜长花岗岩等产于辉长岩顶部（基性岩浆结晶分异产物）。（3）席状岩墙群：由许多近于平行，互相紧挨着的辉绿岩墙组成，相邻岩墙在接触处出现对称的冷凝边，可见岩墙是岩浆沿张性裂隙先后依次贯入而成

34、；（4）枕状熔岩：属海底喷发，以拉斑玄武岩为主，常有细碧岩，形成紧密堆积的岩枕，岩枕中有气孔、冷凝边及放射状裂隙。（5）深海沉积物：包括放射虫硅质岩、含钙质超微化石的灰岩、页岩和硬砂岩等。,蛇绿岩套,混杂堆积与滑塌堆积的区别,（据汤耀庆，1986修改）,混杂堆积与滑塌堆积的区别,（据汤耀庆，1986修改）,蛇绿岩的成因,关于蛇绿岩的成因，曾提出过多种模式，但现在流行的、和板块构造理论相适应的是“地幔-岩浆说”，其模式为：洋脊扩张时，地幔成分的物质沿扩张裂隙上涌，同时发生玄武质岩浆的部分熔融，这种基性岩浆在岩浆房中不断分异和固结，就依次形成海底喷发的基性熔岩，贯入的席状岩墙，以及堆晶的层带超基性

35、岩、基性杂岩、分异的终端产物还有淡色岩类（奥长花岗岩、闪长岩等），而残留下来的物质则为方辉橄榄岩、纯橄榄岩。,现代洋壳剖面结构,3蛇绿岩套的原生环境,蛇绿岩套的层序与大洋岩石圈剖面逐层对比并且对应的地震波速值也很相近，因此，可以把蛇绿岩看作是大洋地壳的残片，认为其原生环境是形成于中脊环境。虽然，不同时代，不同地区的蛇绿岩套具有相似剖面但其内部结构却相当复杂，上覆的火山岩系也有差异，都城秋穗（1981）等强调，蛇绿岩套具有不同类型，它们应产生不同原生环境：（1）大洋中脊和大洋盆地：均形成于海底扩张中心-大洋中脊环境，枕状熔岩为洋脊。（2）弧后的边缘海盆地：形成于弧后扩张中心的洋壳残片，其沉积层可

36、能较厚，且含有较多安山岩类火成碎屑组分。（3）未成熟岛弧：构筑于大洋壳上，发育时间短，尚未出现大陆型地壳，其下垫的初始大洋壳，也形成于大洋中脊，其岩浆活动也是TH，如汤加、马里亚纳，这些被未成熟岛弧水下采样所证实。,4蛇绿岩套的构造侵位,蛇绿岩形成于洋中脊，边缘海等海底扩张环境，出露于板块敛合边界上，这种异地侵位现象正是海底扩张，板块俯冲碰撞造山作用导致的构造侵位（又叫冷侵位）的结果，据科尔曼（Coleman，1977）估计，显生宙期间形成的大洋地壳总量与该时期构造侵位的蛇绿岩套数量（即现残存的洋壳碎片总量）之比为10万：1。因此，代表古洋壳碎块的蛇绿岩的存在，标志着古洋盆的消失，是鉴别古俯冲

37、带、缝合带的重要标志之一。,完整蛇绿岩套的保存条件,在特殊条件下，洋壳仰冲到上覆的陆壳板块之上。,洋脊发生断裂，导致洋壳仰冲,雅鲁藏布江缝合带景观,位置：喜马拉雅地体与拉萨地体（冈底斯岩浆弧）之间组成：沉积质混杂岩、放射虫硅质岩、蛇绿质混杂岩、蛇绿岩、 弧前盆地，相互间均为断层接触。镜头方向：西,蛇绿岩的定义,蛇绿岩是由超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩和深海沉积层组成的一套特殊的岩石组合，是古洋壳消减后残存的碎块。蛇绿岩的存在，标志着古洋盆的消失，因此是鉴别古俯冲带和地壳缝合带的重要标志之一。,六、蛇绿岩套,1、蛇绿岩套的概念2、蛇绿岩套的组成3蛇绿岩套的原生构造环境4蛇绿岩套的构造侵位

38、5、中国蛇绿岩的分布,(据张旗等，2001),(据张旗等，2001),板块构造与岩浆活动完,第五章 板块构造与岩浆活动,一、岩浆系列及其分布二、板块扩张带的岩浆活动与洋壳的形成三、板块俯冲带的岩浆活动与陆壳的增长四、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套七、埃达克岩及其构造意义,七、埃达克岩及其构造意义,1、 埃达克岩的概念与特征 2、 埃达克岩的识别 3、 埃达克岩形成的构造背景,七、埃达克岩及其构造意义,在最近几年的国际地质文献中，adakite（国内将其翻译为埃达克岩）是一个经常见及的岩石学名词。由于这类岩石具有独特的地球化学特点以及隐含的特殊岩石成因机理和成矿机

39、制，因而在恢复岩石形成的大地构造背景方面发挥着重要的作用。但也由于这一概念的提出才十余年左右的时间，因而对它的确切定义、识别标志、岩石的具体形成过程及其大地构造意义等仍存在不同的认识。国内尽管只是在2000年才正式引人埃达克岩这一概念，但已引起众多学者的关注，发表了一系列的文章。岩石学报2001年第四期辟出专辑，以推动我国在这一领域的研究。同时2001年12月份在北京召开了“埃达克质岩（ adakite like）及其地球动力学意义”学术研讨会，就埃达克岩的概念及其地质意义开展深人的讨论。,1、埃达克岩的概念与特征,埃达克岩（adakite）这一概念是由 Defant and Drummond

40、 （1990）首次引人地质文献的，意指由年龄 25 Ma的洋壳俯冲形成的一套岛弧岩浆岩系，由于这类岩石首次是在阿拉斯加阿留申群岛中的埃达克岛（Adak Island）发现并被确认的，因而被称之为埃达克岩。从Defant and Drummond最初的定义看，埃达克岩具有如下几个特点：（1）埃达克岩是一套火山岩和侵人岩组合，而并非仅仅是一种岩石类型。（2）从岩相学的角度来看，埃达克岩变化较大，其主要矿物组合是斜长石和角闪石，可以出现黑云母、辉石和不透明矿物；它较少表现为玄武岩或玄武安山岩，而主要由安山质、英安质、流纹质岩石所组成。,1、埃达克岩的概念与特征,（3）从元素地球化学特征来看，埃达克岩

41、以w(SiO2)56、w（Al2O3）15（很少低于此值）和 w（MgO）通常小于3（极少大于6）为特点（值得注意的是，原作者未提出 K2O和 Na2O方面的判别标准）；Y和重稀土元素含量较岛弧安山岩-英安岩-流纹岩（ADR）要低（如w(Y)18 *10-6 、 w(Yb)1.9 *10-6)。但w(Sr)较岛弧安山岩、英安岩一流纹岩要高（很少小于 400*10-6）。（4）埃达克岩多不与玄武岩或玄武安山岩共生，如若出现，其玄武质岩石具有较高的大离子亲石元素含量，显示其与橄榄粒玄岩（absarokite）、橄榄安粗岩（shoshonite）相似的稀土或微量元素分布型式。（5）同位素上主要表现为

42、87Sr/86Sr0.7040。（6）从形成环境上看，埃达克岩形成于岛弧地区，是25 Ma的热俯冲洋壳熔融形成的。,1、埃达克岩的概念与特征,因此，根据Defant and Drummond最初的表述，我们可以将埃达克岩定义为：形成于岛弧环境下高铝高锶而贫稀土的一种特殊类型的岩石组合,主要岩石类型包括岛弧安山岩、英安岩、流纹岩或英云闪长岩和奥长花岗岩，是板块俯冲作用开始的标志。有两点值得注意： 第一，定义是从地球化学特点出发的，它与我们经常按矿物组合类型来划分的岩石类型不同，这就决定了在野外我们不可能准确地确定某种岩石是否是埃达克岩； 第二，岛弧是埃达克岩形成的重要大地构造位置，也是对埃达克岩

43、地球化学特点的解释。因此，是否只有岛弧才有埃达克岩是目前争论的问题。,1、埃达克岩的概念与特征,关于埃达克岩定义的分歧主要体现在以下几个方面：第一，埃达克岩是否一定形成在岛弧环境或活动大陆边缘； 第二，埃达克岩的源岩是俯冲的板片还是加厚的下地壳；第三，太古宙TTG（高铝奥长花岗岩-英云闪长岩-英安岩）是否等同于现代的埃达克岩值得进一步探讨。,尽管在埃达克岩概念提出的当初，Defant and Drummond认为基性下地壳也可能是埃达克岩形成的源区。但他们认为，大多数岛弧地区底垫下地壳熔融发生的压力较低（未达到角闪岩相-榴辉岩相过渡区），因而形成的熔体具有Eu的负异常，并且w（Al2O3） 1

44、5；富斜长石的麻粒岩的部分熔融也产生与上述地球化学特点类似的熔体。而这一特点与埃达克岩高铝以及无或正Eu异常的特点是很不相同的。因此，只有热俯冲洋壳的部分熔融才可能形成埃达克岩。后来，Drummond等又仔细讨论了埃达克岩的定义，并给出了更多的地球化学判别标志。他们坚持认为，只有岛弧环境下俯冲板片部分熔融形成的才是埃达克岩，而基性下地壳部分熔融则不能称之为埃达克岩。两者在Sr、Nd同位素等方面存在明显的区别。因此，根据经典的定义，只有形成在岛弧环境下的此类岩石才可称之为埃达克岩。,2、埃达克岩的识别 从埃达克岩的定义已经知道，埃达克岩不是一种具体的岩石，而是特点和成因相同的一组岩石。从岩石学的

45、角度来看，它与我们经常见及的岛弧安山岩-英安岩-流纹岩基本一致。这就决定了单纯从岩石学角度，我们无法可靠地对它进行鉴别，而不得不较多地采用地球化学的方法。目前大多采用下图的鉴别方法。在该图解上，埃达克岩以较高的Sr /Y比值和轻重稀土分馏程度（高的(La/Yb)N）而区别于通常情况下的岛弧系列岩石。,2、埃达克岩的识别 在微量元素比值蛛网图上，埃达克岩具有明显的Sr元素的正异常，而通常情况下的岛弧岩石不仅Sr含量较低，而且具有较高的重稀土和Y元素含量。,3、埃达克岩形成的大地构造背景 自埃达克岩概念提出以后，人们不断地发现在其他地区也存在类似的岩石。但总体来看，埃达克岩主要出现在环太平洋的新生

46、代岛弧中。,3、埃达克岩形成的大地构造背景对这些地区的地质情况进行 全面的分析发现，它们均具有25 Ma 的洋壳俯冲。对比发现，25 Ma的洋壳俯冲一般不产生埃达克岩。,3、埃达克岩形成的大地构造背景,25 Ma的洋壳俯冲一般不产生埃达克岩。其原因在于：当俯冲洋壳板片较为年轻时，板片相对较热，当它俯冲到发生榴辉岩相变质深度时（75-85km），根据俯冲带100C/km的地温梯度和玄武岩的相图，此时板片可发生部分熔融（而并不是通常情形下的板片脱水）。此时，熔融的残留相以石榴子石+角闪石+辉石为主，由于石榴子石和角闪石呈残留相存在，导致形成的熔体具有埃达克岩的地球化学特点。因此，岛弧环境是埃达克岩

47、产生的重要大地构造背景。,3、埃达克岩形成的构造背景,但在正常的岛弧环境下（图9-7中的3），由于俯冲板片年龄较老，从而不具备在形成深度上发生部分熔融的条件。随着俯冲作用的继续进行，它主要发生脱水作用，导致上覆的地幔楔在100200km深度左右发生部分熔融，并形成玄武质岩浆。此种情形下，熔融的残留物为橄榄石和辉石，并由于此玄武岩浆在上升过程中与地壳发生强烈的相互作用，从而导致形成的一系列岩石并不具有埃达克岩的地球化学特点。而脱水后的洋壳由于相对较干而不能再发生部分熔融，它只能继续向下俯冲。,正常岛弧100-200km重熔,热的俯冲板片75-85km重熔,3、埃达克岩形成的构造背景,张旗（200

48、2）总结埃达克岩可能形成的构造背景有两种环境：A消减板片的深部；B 加厚地壳地区，大致有三种情况：（1） 活动陆缘地壳加厚地区；（2） 板块碰撞导致的地壳加厚地区；（3） 高原底部。,3、埃达克岩形成的构造背景,张旗（2002）将埃达克岩分为两类： （1）O型埃达克岩：环太平洋地区的埃达克岩（典型的埃达克岩）； （2）C型埃达克岩：中国东部的埃达克岩，火山岩为陆相的，与板块消减作用无关，是陆内岩浆作用的产物，推测是来自岩石圈的玄武质岩浆底侵到克拉通性质的陆壳（50km）底部导致古老的下地壳基性岩部分熔融形成的。,张旗等提出的我国东部燕山期晚侏罗世一早白垩世埃达克岩主要分布在华北地台及其周边地区

49、，包括北至冀北、辽西，南至长江中下游之间的广大地区。吴福元（2002）搜集了中国东部燕山期已报道的部分此类岩石的资料，包括辽宁北票、彰武、阜新、山东的火山岩，北京髫髻山组，燕辽和胶辽半岛部分花岗岩类，南大别花岗岩和长江中下游地区中酸性侵人岩等，并将其和环太平洋地区的典型埃达克岩进行对比。统计分析发现，尽管张旗等以及其他学者提出的我国东部燕山期火成岩大多也落人典型的埃达克岩成分范围，但它们与环太平洋地区的典型埃达克岩之间的地球化学特征仍存在一定的差异。,中国东部中生代的“埃达克岩”与环太平洋地区的埃达克岩的对比,从地球化学特征看出，中国东部燕山期埃达克质岩与经典的埃达克岩确实有所类似，如Si、Sr、MgO、Y和 Yb及Eu 异常指标是一致的。 但也存在一些差别，如：中国东部埃达克质岩Na2O/K2O 1；具有相对较高的(La/Yb)N比值； Al2O3含量较低（中国东部燕山期埃达克质岩平均15.3%，典型的埃达克岩为17.1%）等。史仁灯、杨经绥（2003）认为柴北缘早古生代岛弧火山岩中存在埃达克质岩石。,