第十四章 岩浆岩形成大地构造环境[优化]

第十四章 岩浆岩形成大地构造环境[优化] 第十四章 岩浆岩形成大地构造环境 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。A.哈克提出大西洋和太平洋岩域(Province)的概念，冯.沃尔夫根据大陆玄武岩的分布，增加了“北极岩套”(Arctic Suite)的概念，到1921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。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列以及火成岩石的共生组合有着完全不同的分布特点。Ringwood(1969)提出了按板块构造环境分类岩浆的意见，以及岩浆产生与板块构造相互关系的示意图。 Dikinson(1971)首次提出了“岩石构造组合”(Petrotectonic assembleges)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。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。 一、板内岩浆活动 (一)、大陆克拉通区的岩浆活动及其火成岩组合 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(少数情况下)呈小的火山区出现。火成岩成分变化比洋壳区要复杂得多。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。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。大陆板块内火成岩主要有:金伯利岩、碱性岩(高钾岩系)、高原溢流玄武岩以及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。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 ，现在认为至 少有一部分是由于高碱岩浆富含CO2及H2O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CO2及CaO，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。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。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。 大陆区的高钾岩系很难说和什么构造环境有关(Kent等，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。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 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，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。 大陆上的高原玄武岩或洪流玄武岩属拉斑玄武岩系，有的含有大量流纹岩夹层(如印度德干)。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关。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(阎国翰等，1994)，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。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(1990)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。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。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，沿破裂带形成大量的拉张性板内克拉通岩浆岩岩石组合 。 (二)、大洋板内岩浆活动及其火成岩组合 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。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。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(热点)上运移时，由地幔柱(热点)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。 上地幔柱(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:a.地幔源区的物质组成和矿物组合;b.源区物质部分熔融的程度和部分熔融的机理;c.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。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(海山)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，亏损地幔熔融物占有更为重要的地位。 洋岛(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85%，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。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，这里还有流纹岩及火山碎屑岩，同时还有碱性玄武岩。洋岛玄武岩含K2O、TiO2、P2O5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。 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)。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。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，结果产生小体积的碱性玄武岩。 二、离散型板块边缘岩浆活动 (一)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，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，通常称为洋脊拉斑玄武岩(MORB—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(Jokat等，1992)。洋中脊缺乏安山岩的原因可归结如下:(1)没有俯冲作用发生，因此也没有水份带入上地幔。(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，因而水压很低，不足以产生安山质岩浆。洋脊岩石中Fe3+/Fe2+低的原因可能正在于此—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。Nicholls和Ringwood还认为大洋拉斑玄武岩相当于岛弧拉斑玄武岩的无水等效物。 洋脊拉斑玄武岩主要有以下特征:(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)低钾(K2O<0.4%)高钛(TiO2为0.7-2.3%)P2O5含量低(<0.25%),(FeO+Fe2O3)/MgO=0.7-2.2。(3)以相对高的Al2O3和Cr含量，以及大离子亲石元素(LIL)，如Rb、Cs、Sr、Ba、Zr、U、Th和轻稀土亏损或平坦型稀土模式区别于大陆和岛弧拉斑玄武岩。 大洋中脊的侵入岩组合，主要岩石为辉长岩和橄榄岩。辉长岩有两类，一类是早期结晶分异形成的堆晶岩;另一类是由强烈分异后残余熔体形成的辉长岩。橄榄岩也有两类，一类是地幔岩部分熔融后残留下的;另一类是结晶分异作用的产物。大洋中脊下部的温度和地热梯度表明，洋脊拉斑玄武岩是在小于30km深度内，由部分亏损地幔橄榄岩经20—30%的部分熔融形成的。而辉长岩和橄榄岩则与原始熔体的分离结晶有关。 (二)、大陆裂谷系岩浆活动 裂谷带(Rift Vallay)是地表最主要的构造活动带之一，是沿大致平行断裂发育的凹陷地形，属于一种影响深、延展长的大型伸展构造(马杏垣，1982)。由于裂谷带之下热地幔的上涌和岩石圈在伸展应变发展进程中的变薄，在初期裂谷作用以前，首先将产生岩石圈破裂前拱起阶段，形成大型穹隆构造和伴生的三联构造以及众多的断块构造，并伴随大面积陆相碱性和次碱性玄武岩喷发。当足够的伸展作用影响到穹状隆起区域时，岩石圈下部可能由于软流圈物质的挤入和岩石圈的向下陷落而变薄，上部则因铲式断层效应和塑性流动而伸展，于是地壳表面发生沉降，形成陆内裂谷或大陆裂谷(intracontinental rift)。陆内裂谷盆地的基底和两侧都是大陆地壳，并且基底的地壳厚度比两侧陆块的地壳厚度更薄一些。东非、莱茵、贝加尔等裂谷就处于这个阶段。 裂谷带中火山岩种类是多种多样的，大陆裂谷以碱性岩组合或双峰火山杂岩为特征。一般地说，裂谷初期以强碱性或碱性系列为主，而碱性或拉斑系列是裂谷期的产物。东非裂谷西支、莱茵地堑和贝加尔裂谷均属于弱火山活动型，其特点是:火山喷发产物少，火山活动在空间上不连续，K/(Na+K)比值变化范围大，岩石组合是强碱性的和次饱和的(霞石岩和碧玄岩)。强火山活动型裂谷以东非裂谷东支为代表，火山活动强烈，岩石组合以双峰式为特征，二者反映活动程度不同，分裂速度不同，岩浆来源深度不同。由于裂谷的扩张，早期的喷出岩分布在裂谷边部的台地上，晚期的则分布在裂谷轴部地带，形成一种对称的环带分布。例如肯尼亚裂谷南段，强碱的霞石岩—富钙响岩—碳酸岩构成的中心式火山，分布在裂谷边部的台地上，主要是裂前拱阶段形成的;中等碱性的橄榄玄武岩—橄榄粗安岩—粗面岩—碱流岩—贫钙响岩系列，分布在裂谷底部广阔的溢流熔岩和低矮的盾形火山中，它是裂谷期的主要岩浆类型，并出现双峰组合(Baker,1981)。对于裂谷带中火山岩类型的这种双侧分布特点的另一种解释是，伴随裂谷中脊区的高应力释放，将产生较强的火山活动，生成拉斑质岩浆;而两侧的低应力释放，产生较弱的火山活动生成碱质岩浆。从成分上看，裂谷碱性玄武岩是高度富集碱性元素及其有关元素。把它们与钙碱质系列中相应的火山岩比较时，这种富集特点在SiO2含量较高的火山岩(粗面岩、响 岩、流纹岩)中仍然保持着。很明显地富集轻REE是大陆裂谷带火山岩的特征，而Sr87/Sr86比值显示从0.703到大于0.710的较大范围。 (三)、陆间裂谷系岩浆活动 陆间裂谷与大陆裂谷具有密切的成因联系，它是在大陆裂谷基础上进一步演化的结果。在大陆裂谷的基础上，当岩石圈上部伸展变薄已达到软流圈等势面的深度时，软流圈物质沿裂谷轴部贯入、溢出，新洋壳开始形成，大陆岩石圈板块彻底分裂并开始向两侧离散，海水淹没了整个谷底，于是，陆内裂谷盆地演化成具有扩张脊的狭窄洋盆或陆间裂谷盆地。陆间裂谷(Intercontinental rift)的两侧是大陆地壳，盆地基底不是陆壳而是过渡型地壳和大洋地壳。例如红海，亚丁湾，加利福尼亚湾等。 与大陆裂谷带不同的是，陆间裂谷中轴部分将出现显著的拉斑玄武质岩浆活动，甚至产生低钾的类似于MORB的拉斑系列岩浆活动，说明随着大陆板块的分裂，岩浆的碱度逐步下降，直到形成大洋裂谷，而成为洋中脊或类洋中脊构造环境和近似的岩浆活动和火成岩组合。 (四)、被动陆缘(大陆边缘裂谷)岩浆活动 被动陆缘平行于大陆轮廓延伸，包括由大陆架、大陆坡和陆隆组成的一个相当广阔的大陆与大洋之间的过渡地带。其基底主要由自陆向洋急剧变薄的陆壳即过渡型地壳组成，在陆隆之下则全部变为洋壳。被动陆缘是大陆裂谷作用及随后的海底扩张、大陆漂移作用的产物，它的雏形在陆间裂谷阶段就已开始出现，并一直处于伸展应变状态。早在二十世纪前半叶，人们已经注意到，太平洋周边被火山 链所环绕，组成它们的岩石是以玄武岩—安山岩—流纹岩组合为特征的 钙碱性系列的岩石。与此相反，在大西洋周边却没有火山活动。板块构造问世以后，把有火山活动的大陆边缘称为活动边缘，认为与板块的俯冲作用有关;无火山活动的边缘称为被动边缘，认为那里无板块俯冲活动。所以，岩浆活动只与活动的大陆边缘有关。被动陆缘(大陆边缘裂谷)岩浆活动不发育，除保留了早期大陆裂谷及陆间裂谷阶段形成的火成岩组合外，还可出现少量的、主要与上地幔热点(热柱)或热羽有关的岩浆活动，形成类似于板内(大陆板块及大洋板内)火成岩组合类型，以镁铁质、超镁铁质侵入活动及脉岩活动为主，并可伴随部分中心或裂隙式火山喷发作用。 三、聚敛型板块边缘岩浆活动 (一)、俯冲带岩浆活动 1、俯冲带岩浆活动及其火成岩组合 俯冲带的岩浆活动主要发生在岩浆弧的范围内，距海沟轴约150—300km，平行于海沟成弧形展布。主要岩石系列有:a.岛弧拉斑玄武岩系列;b.钙碱系列;c岛弧碱性系列(或钾玄岩系列)，以及它们之间的过渡类型。岛弧火山岩以高K2O、Al2O3 ，低TiO2为特征，不同于其它环境下形成的火山岩。岛弧拉斑系列火山岩主要有拉斑玄武岩、安山岩和少量英安岩，它与洋脊拉斑系列的主要区别是:氧化物成分变化范围较宽，铁镁比较高，SiO2较高(53%)，K、Rb、Sr、Ba较高，Ni、Cr低，稀土丰度偏低，Sr87/Sr86较高(0.7035-0.7060);钙碱系列主要有安山岩、英安岩、高铝玄武岩、流纹岩等，与岛弧拉斑系列相比，很少有铁的富集，SiO2较多(59%)，明显地富集大离子亲石元素，略为富集轻稀土元素，Sr87/86Sr略高(低钾组0.703-0.707,高钾组0.704-0.710),并随SiO2的增加，K2O增长较快;岛弧碱性系列火山岩以钾玄岩(shoshonite)组合为代表，它是成熟岛弧的代表性岩石组合，主要特征为(Morrisonn，1980):玄武岩硅近饱和，很少出现 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 矿物Ne和Q;低铁富集，全碱量高(Na2O+K2O>5%);K2O/Na2O高，当SiO2约50%时，>0.6;SiO2约55%时，>1.0。在SiO2-K2O图上，低SiO2部分有陡的正倾(当SiO2=45-57%时，斜率<0.5,当SiO2>57%时，斜率为0或负值)。富集P、Rb、Sr、Ba、Pb和轻稀土(与K的富集吻合)，低TiO2(<1.3%);Al2O3高且变化大(14—19%)，Fe2O3/FeO高(>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的80%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。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。在火山岩成分极性中，最有指示意义的是当SiO2含量一定时，K2O随俯冲带深度(h)的增大而增加，K—h成线性正相关关系。当SiO2为60%时，这种关系可表示为(Condie,1973):h=89.3(K2O)-14.3式中K2O为百分含量，h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<150公里，碱性系列 >200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SiO2量固定时，安山岩的K2O百 分含量与地壳厚度(C)成正比。对于SiO2为60%时，K—C关系可表示为(Condie,1973): C=18.2(K2O)+0.45 式中K2O为百分含量，C单位为公里。据此得出各系列对应的地壳厚度是:拉斑系列<20公里，钙碱系列20—30公里，碱性系列>25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，火山岩愈偏碱性。一般情况下，闭合速率为8—9cm/a的高速组，主要为拉斑或拉斑+钙碱系列;闭合速率为3—6cm/a的中速组，主要为钙碱或拉斑+钙碱系列;闭合速率<2cm/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征(Miyashiro,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;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(如Andes)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岛弧更高的演化阶段(Floyd等，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。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/拉斑系列岩石的比例也增加。当岛弧成熟度很高时，蛇绿岩消失，而钙碱系列岩石/拉班系列岩石比值接近1或更高，并可能出现高钾系列(钾玄岩)岩石。 根据俯冲带(岛弧区)岩浆活动构造环境及岩浆成因的差异，可将其进一步划分为三种主要的亚类:洋内岛弧环境、活动大陆边缘(边缘弧)及弧后盆地(边缘海盆地)。 洋内岛弧环境(Oceanic island arcs):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缘海盆所分隔。 当俯冲洋壳进入80(70)—100km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(SiO2为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。岛弧拉斑玄武岩的SiO2和Fe/Mg较高，Cr、Ni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。由于较易进入角闪石的K、Rb、Ba、Sr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脊拉斑玄武岩的含量。至于岛弧拉斑玄武岩比洋脊拉斑玄武岩的Ti、Y、Hf和Zr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Ti并易于吸收Y、Hf、和Zr及稀土元素。另外，Condie(1976)认为，在<80km深处，俯冲洋壳本身的熔融也可直接产生岛弧拉斑玄武岩岩浆。 活动大陆边缘(active continental margins):活动大陆边缘岩浆活动主要是指大陆边缘弧火山活动，与洋内岛弧环境不同的是，仰冲在俯冲洋壳之上的不是洋壳板片，而是大陆岩石圈板块。 陆缘弧岩浆活动以钙碱质系列火山岩为主导，安山岩是主要的岩石类型。岛弧地带安山岩的形成一般都要经历复杂的变异作用过程，包括不同源岩形成的熔浆的相互混合，含H2O液体对上覆地幔的作用，相对富SiO2(与地幔橄榄岩相比)的熔浆与地幔橄榄岩的反应，在深处形成富含H2O的岩浆在上升过程中不可避免的结晶分离作用，以及岩浆与地壳岩石的相互作用等等。 安山岩岩浆可能直接导源于俯冲的大洋壳。当洋壳下降到>100km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SiO2中等含量的熔浆，从100—150km的俯冲带上升的这种SiO2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榄岩是 不能平衡共存的，亦即与Ol是不能平衡共存的，因此与Ol发生反应形成辉石(Ol+富SiO2液体—Py)，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，类似于从上升的地幔橄榄岩底劈岩块中形成玄武岩岩浆的模式。在>100km深处，辉石岩可能是含Ga的，在较浅处Ga不稳定，其组分进入辉石固熔体中。对于从100—150km深处消减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说，如果在100—60km发生局部熔融熔浆的分离形成均一的独立岩浆，则具Ol拉斑玄武岩—Q拉斑玄武岩组成;如果在60—40km内发生局部熔浆分离，则形成玄武—安山岩岩浆;如果在40—20km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。 弧后盆地(边缘海盆)(back—arc basins 或marginal basins):弧后(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。一般认为它们是弧后区次级海底扩张的产物。 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。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。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。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1—2cm/a)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MORB;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。就主元素而言，大部分弧后盆地玄武岩都与富集形MORB很类似。而痕量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，又包含相对富二辉橄榄岩底劈上升的岩石圈地幔(Kaj Hoernle等，1993)。 2、与俯冲带有关的沉积盆地 俯冲带具有较为复杂的构造特征，与其有关的沉积盆地主要包括:海沟盆地，弧前盆地，弧间盆地和弧后(边缘海)盆地。 海沟盆地:海沟盆地是大洋板块俯冲下插，岩石圈弯曲下降到弧沟系之下的结果。俯冲板块的下弯和沉降是其主要形成机制。 弧前盆地:弧前盆地发生在弧—沟间隙区内，即海沟轴与岩浆弧之间的地段。弧前盆地的基底有的是陆壳或大陆性过渡壳，有的是因俯冲增生而圈闭的残留洋壳，或直接跨覆在岩浆弧与俯冲杂岩或岩浆弧、残留洋壳与俯冲杂岩之上。俯冲引起的地幔冷却和俯冲剥蚀以及沉积负载均衡下降是弧前盆地沉降的主要原因。 弧内盆地:弧内盆地通常平行于弧的走向延伸，是以断层为界的张裂盆地，基底为过渡壳或陆壳，它的形成可能与深部岩浆上升使弧地壳隆起产生的拉张构造有关，也可能同火山和构造原因的局部沉降有关，还可同初期弧间盆地发育有关(Dickinson,1974)。 弧间盆地:位于岩浆弧与残弧之间的弧间盆地被认为是由弧内扩张作用从弧内盆地演变而来。而残弧就是从岩浆弧分裂出去的残留地质体。这种拉张作用，既可使洋内弧分裂，也可使陆缘弧分裂。 弧后(边缘海)盆地:边缘海盆位于大陆与岛弧或残弧之间，以略厚(<20km)的大洋型地壳基底为特征。 位于大陆与岛弧之间的边缘海盆，可能因陆缘岩浆弧分离而形成，与弧间盆地在本质上没有多大区别。部分边缘海盆是陆缘弧或大陆边缘地壳裂陷扩张形成的。其演化与裂谷带的演化相类似。弧后盆地的形成可能归结于俯冲大洋岩石圈板片顶面摩擦生热，使地幔克服粘滞阻力而浮升，产生大量热的低密度异常地幔或岩浆以底劈方式上升，引起地表迅速拉张和高热流导致弧后地壳扩张。另外，洋脊随俯冲板片潜没到弧后区以及俯冲引起的弧后拉张应力状态也可能是边缘海盆形成的重要原因。 弧后前陆盆地:弧后前陆盆地位于陆缘山弧或陆缘岛弧后侧紧邻的大陆板块周围地带，基底全部为陆壳。这个盆地对于岩浆弧而言为弧后盆地，对于大陆板块内部而言是前陆盆地。弧后前陆盆地与边缘海盆地的区别不仅表现在基底地壳的不同，还表现在盆地边缘的弧侧有与弧平行并向弧后(向大陆)逆冲的褶皱冲断带存在，因此盆地内的应力状态通常是挤压的或中性的。盆地的沉降作用，部分是大陆板块边缘沿陆内俯冲带进入到岩浆弧下引起岩石圈挠折的反应，部分是褶皱冲断岩片的构造负载引起均衡沉降的结果。 (二)、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带或碰撞造山带。沉积盆地经过陆内裂谷—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，构成一个完整的威尔逊旋回。 碰撞带以不同的火成岩组合，相对复杂的岩石类型为特征。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: 碰撞期前:来源于碰撞以前的火山弧，仍属弧火山活动类型。 同碰撞期: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。地壳熔融的结果使Rb、F和B(可能还有Ta)发生富集，这些元素在挥发相中被迁移，而象REE、Zr和Hf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。同碰撞花岗岩的发育程度受碰撞期间地壳加厚的程度控制。 碰撞晚期到碰撞期后:形成在微量元素特征上与火山弧岩浆作用相似的钙碱性岩套。象火山弧岩浆一样，它们被认为是由俯冲的大洋岩石圈上面富LIL的地幔楔形成的，但有可能与下部地壳的熔融体混染而被改变。地壳熔融可以由下地壳热释放和上地幔绝热减压或者碰撞期后次要俯冲而产生的幔源岩浆造成的。 碰撞期后:以碱性岩为特征，碱性岩浆作用具有板内地球化学特性并可能发育在没有被俯冲作用水化的任何被切割的地幔区。上地幔熔融可能由绝热减压引起， 接着是地壳增厚和侵蚀。它也可能由碰撞期后象海西造山带的裂谷构造或象阿拉伯地盾的走滑断层作用所引起。如果岩石圈构造允许适量的地幔挥发份释放或岩浆进入地壳的话，那么，实际上，碰撞期后岩浆作用能发育在碰撞事件的任何阶段。 岛弧与大陆的碰撞发生在岛弧与被动陆缘之间，被动陆缘的前导洋壳在岛弧之下俯冲，当洋壳完全消失时，大陆因质轻而不能俯冲，于是大陆与岛弧碰撞缝合在一起。它与陆—陆碰撞不同的是，蛇绿岩、蓝片岩、混杂堆积等俯冲组合位于陆侧与洋侧的岩浆弧之间;主要的逆冲断层都是向洋侧倾斜向陆逆冲的。 (三)、关于蛇绿岩组合的简要讨论 蛇绿岩是缝合构造带中的典型岩石组合类型，通常认为它是一种特殊的镁铁质至超镁铁质岩石组合，它不能用作一个岩石名称或填图岩性单元。在一个完整发育的蛇绿岩中，从底部向上岩石类型产出顺序如下:(1)超镁铁质杂岩:由不同比例的方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和纯橄榄岩组成，通常具有变质构造组构(有时称构造岩)并多少被蛇纹石化;(2)辉长岩质杂岩:通常具堆晶结构，普遍包含堆晶橄榄岩和辉石岩且比超镁铁质杂岩较少变形;(3)镁铁质席状岩墙杂岩;(4)镁铁质火山杂岩，通常呈枕状。伴 生岩石类型包括:(1)一个上覆沉积岩系剖面，典型的是带状燧石岩、薄层页岩和少量灰岩，也可以呈夹层产出;(2)与纯橄榄岩伴生的通常是豆荚状铬铁矿体;(3)钠质长英质侵入岩和喷出岩。蛇绿岩可以是(剖面)不完全、被肢解的或被变质了的。蛇绿岩不仅可以形成于洋中脊环境，而且还可形成于诸如岛弧、弧前、弧后(边缘海)、小洋盆等多种构造环境中，而真正代表深海洋壳的蛇绿岩在大陆造山带中则极为罕见。总之，蛇绿岩并非一个单一的岩石 构造组合类型，它常常是由来自二种或二种以上的不同构造环境下形成的岩石组合的混杂堆积。 四、转换断层带岩浆活动 转换断层(transform fault)是一种特殊的类型。它是指那种位移突然中止或者改变形式和方向的平移断层(Wilson，1965)。换句话说就是在断层转换点转变为走向不同和力学性质不同的构造带的“平移”断层。相应的断层运动方式表现为，沿断层的水平剪切运动，在转换点突然中止，并转变为拉张的洋中脊、裂谷带，或者转变为挤压的海沟或造山带。它与一般的平移断层以及一般的断层组合均不同。自1952年在北太平洋发现第一条转换断层以来，已陆续在各大洋中发现了许多横断大洋中脊的水平断裂带(转换断层)。 关于转换断层带的岩浆活动及其火成岩组合，尚无详细的研究资料。对于洋底转换断层，由于强烈的拉张可使地壳变薄，并可出现与海底扩张类似的火山喷发和洋壳海底，形成低钾拉斑玄武岩组合，其特征与大洋拉斑玄武岩十分类似。由于转换断层带属于板片中的断裂带或构造薄弱带，它也可成为板内继发性岩浆活动的发源地，形成与上地幔热柱(热点)或上地幔热羽有关的板内拉斑玄武岩或碱性玄武岩系列火成岩组合。 五、结语 岩石圈板块的运动直接受深部作用过程的制约。岩石圈—软流圈的物质组成、结构与温度分布是研究岩石圈动力学最重要的参数。对岩石圈—软流圈的物质组成、结构、温度分布约束的岩石学方法主要来自三个方面，即火山岩—侵入岩，深源包体和变质岩的研究。岩浆来自上地幔或深部地壳，火山喷发或侵入是上地幔、深部地壳对流在地表或浅部地壳的表现。因此，对火成岩—岩浆的喷出或侵入的产物—岩石学的研究必能提供许多上地幔—深部地壳的信息。因此，根据不同大地构造环境下形成的岩石组合，特别是火成岩岩石组合或系列，提出大陆动力学及岩石圈演化的深部动力学约束，这无疑是一项十分有意义的前沿研究。