巖漿巖巖石學(xué)-第13章巖漿巖的共生組合及其形成大地構(gòu)造環(huán)境--國(guó)家級(jí)精品課程-課件

1、西北大學(xué)國(guó)家級(jí)精品課程巖漿巖巖石學(xué)西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系 主講：賴紹聰教授第十三章 巖漿巖的共生組合及其形成大地構(gòu)造環(huán)境二十世紀(jì)初期，巖石學(xué)家開始注意到不同類型的火成巖具有顯著的地域分布規(guī)律。 A.哈克提出大西洋和太平洋巖域(Province)的概念 馮.沃爾夫根據(jù)大陸玄武巖分布，增加了北極巖套(Arctic Suite)的概念 1921年尼格里根據(jù)含鉀巖流，又提出了地中海巖套的概念。然而，這些單純的地理性區(qū)域概念尚未明確地涉及構(gòu)造背景。1.概述 二十世紀(jì)六十年代，隨著板塊學(xué)說(shuō)的建立，巖漿成因和火成巖成分變化規(guī)律被賦予了全新的地質(zhì)構(gòu)造含義。不同火成巖巖石系列與全球構(gòu)造的關(guān)系，也即火成巖組合在不同地區(qū)

2、重復(fù)出現(xiàn)，成分變化和分布規(guī)律與構(gòu)造背景的關(guān)系引起了地學(xué)界的廣泛重視。 目前，人們已經(jīng)識(shí)別出地球上有三種主要的巖漿系列。即拉斑玄武質(zhì)、鈣堿質(zhì)及堿質(zhì)系列，每個(gè)系列都由侵位于地殼中或噴出于其上的一組緊密相關(guān)的巖漿巖石組合組成。當(dāng)用板塊構(gòu)造理論考慮問(wèn)題時(shí)，人們進(jìn)一步認(rèn)識(shí)到這三種巖漿系列以及火成巖石的共生組合有著完全不同的分布特點(diǎn)。1.概述 Ringwood(1969)提出了按板塊構(gòu)造環(huán)境分類巖漿的意見，以及巖漿產(chǎn)生與板塊構(gòu)造相互關(guān)系的示意圖(圖1)。 Dikinson(1971)首次提出了“巖石構(gòu)造組合”(Petrotectonic assembleges)的概念。 Condie(1976)按照板塊構(gòu)

3、造模式將巖石構(gòu)造組合的概念系統(tǒng)化，討論了其成因，并提出了生成環(huán)境可分為板塊邊緣和板塊內(nèi)部?jī)纱箢?，多?shù)巖漿都是在板塊邊緣生成的。它們可以進(jìn)一步細(xì)分為匯聚邊緣，離散邊緣，邊緣盆地，大洋盆地，裂谷系，克拉通和碰撞帶等不同環(huán)境及其相應(yīng)的巖石構(gòu)造組合(表1)。1.概述 80年代以來(lái)，把火成巖巖石學(xué)與大地構(gòu)造學(xué)密切結(jié)合的研究有了更大的發(fā)展，人們系統(tǒng)地總結(jié)了不同的巖漿系列以及板內(nèi)，邊緣盆地，島孤等各種構(gòu)造環(huán)境的巖漿作用、火成巖組合以及巖漿成因機(jī)制，從而使得火成巖大地構(gòu)造學(xué)作為一門新的地質(zhì)學(xué)科日趨完善。1.概述1、板內(nèi)巖漿活動(dòng)1.1大陸克拉通區(qū) 在大陸克拉通地區(qū)火成巖并不十分發(fā)育。大陸克拉通區(qū)發(fā)現(xiàn)的火成巖大多

4、呈小型的侵入雜巖體、巖墻、巖床、火山頸、巖管或(少數(shù)情況下)呈小的火山區(qū)出現(xiàn)。 火成巖成分變化比洋殼區(qū)要復(fù)雜得多。 一般認(rèn)為，大陸克拉通火成巖可能與某種板內(nèi)拉張性構(gòu)造環(huán)境有關(guān)，但事實(shí)上很多地區(qū)尚不能認(rèn)定它們與構(gòu)造之間的確切關(guān)系。 有些沒(méi)有明顯構(gòu)造痕跡的地區(qū)，巖漿活動(dòng)往往歸因于和地下的熱點(diǎn)或地幔上升的熱柱有關(guān)。 大陸板塊內(nèi)火成巖主要有：金伯利巖、堿性巖(高鉀巖系)、高原溢流玄武巖以及火成碳酸鹽四種組合類型。 金伯利巖最集中的地區(qū)是西伯利亞和南非。 由于定位快，它們一般沒(méi)有經(jīng)過(guò)結(jié)晶分異作用，不能形成巖系。但南非曾有過(guò)分異金伯利巖的報(bào)導(dǎo)。 至今還未發(fā)現(xiàn)過(guò)噴發(fā)的金伯利巖，但坦桑尼亞有類似于金伯利巖的熔

5、巖。 與金伯利巖有關(guān)的碳酸巖則常呈熔巖或凝灰?guī)r噴出。1.1大陸克拉通區(qū) 過(guò)去認(rèn)為和金伯利巖有關(guān)的碳酸巖和蛇紋巖是后期蝕變結(jié)果 ，現(xiàn)在認(rèn)為至少有一部分是由于高堿巖漿富含CO2及H2O流體的不混熔分離產(chǎn)物。 有時(shí)由于壓力變化，金伯利巖巖漿中釋放出部分CO2及CaO，可以形成一套黃長(zhǎng)玄武巖及含鈣鎂橄欖石的巖石，有時(shí)有黃長(zhǎng)煌斑巖。 碳酸巖常常與堿性巖如磷霞巖、霓霞巖、霓霞鈉輝巖、鈦鐵霞輝巖等共生，但并非所有堿性巖都伴有碳酸巖。 金伯利巖和碳酸巖多集中于裂谷附近或裂谷系中，有的在破裂的陸緣，如東非裂谷、貝加爾裂谷、阿爾丹穹曲、萊茵地塹、巴西海岸等地。1.1大陸克拉通區(qū)大陸區(qū)的高鉀巖系很難說(shuō)和什么構(gòu)造環(huán)境

6、有關(guān)(Kent等，1992)。西澳大利亞的金云白榴巖過(guò)去歸之為白榴石玄武巖或金伯利巖一類。東非裂谷西部的高堿巖系是高鉀熔巖最集中地區(qū)，巖石包括暗橄白榴巖、白橄 黃長(zhǎng)巖、局部也有碳酸巖熔巖和凝灰?guī)r。意大利羅曼省和西班牙南部的高鉀巖系在構(gòu)造位置上屬于聚斂板塊邊緣，位于本尼奧夫帶上。在東非裂谷通過(guò)肯尼亞穹隆地帶，早中新世開始有大的中心式噴發(fā)，噴發(fā)產(chǎn)物有霞石巖、暗霞石巖熔巖、火山碎屑巖加少量碧玄巖、玄武巖、響巖和粗面巖。1.1大陸克拉通區(qū)大陸上的高原玄武巖或洪流玄武巖屬拉斑玄武巖系，有的含有大量流紋巖夾層(如印度德干)。高原玄武巖與構(gòu)造的關(guān)系看來(lái)并不一律南非卡羅、印度德干可能與顯生宙板塊分離有關(guān)，也可

7、能和熱柱活動(dòng)有關(guān)。最老的基維諾玄武巖的構(gòu)造背景至今還無(wú)法弄清。1.1大陸克拉通區(qū)新近的研究結(jié)果表明，在全球范圍內(nèi)盡管各地質(zhì)歷史時(shí)期都有大陸板內(nèi)巖漿活動(dòng)，但大部分巖漿活動(dòng)發(fā)生在元古代、中、新生代三個(gè)時(shí)期。為什么大陸板內(nèi)巖漿活動(dòng)主要集中在中元古代和中、新生代呢? 1.1大陸克拉通區(qū) 根據(jù)杜樂(lè)天(1990)提出的幔汁說(shuō)和國(guó)外學(xué)者提出的地幔熱流體說(shuō)認(rèn)為，幔汁或地幔熱流體是全球地質(zhì)運(yùn)動(dòng)的總根源。 在地球演化歷史中，幔汁或熱流體既有聚積期又有發(fā)散期，即具有聚積和發(fā)散交替出現(xiàn)的規(guī)律。 當(dāng)幔汁或地幔熱流體緩慢聚積時(shí)拉張性巖漿作用就很少；當(dāng)幔汁或熱流體聚積到一定程度，即由量變發(fā)展到質(zhì)變時(shí)，則以地幔柱、熱羽、熱點(diǎn)

8、的形式從地幔或核幔邊界大規(guī)模上涌發(fā)散，引起地幔物質(zhì)上隆、巖石圈破裂，沿破裂帶形成大量的拉張性板內(nèi)克拉通巖漿巖巖石組合 。1.1大陸克拉通區(qū) 從板塊構(gòu)造的角度來(lái)考察火成巖組合與構(gòu)造背景的關(guān)系，大洋地區(qū)似乎比大陸地區(qū)更顯出規(guī)律性。 大洋殼范圍內(nèi)的巖漿噴發(fā)是少量的，這種噴發(fā)由火山島和洋底火山顯示出來(lái) 它們有兩種基本產(chǎn)狀，火山島鏈和孤立火山。 夏威夷群島、澳特臘爾馬紹爾吉爾伯特群島是典型的火山島鏈。 火山鏈可能是當(dāng)大洋巖石圈在地幔柱(熱點(diǎn))上運(yùn)移時(shí)，由地幔柱(熱點(diǎn))產(chǎn)生的，地幔柱內(nèi)或地幔柱上面產(chǎn)生的巖漿噴發(fā)出來(lái)形成了海山和島鏈(圖2)。1.2 大洋板塊 上地幔柱(熱點(diǎn))形成的玄武質(zhì)原始巖漿，其化學(xué)成分

9、主要取決于以下因素： a.地幔源區(qū)的物質(zhì)組成和礦物組合； b.源區(qū)物質(zhì)部分熔融的程度和部分熔融的機(jī)理； c.巖漿分異的深度。1.2 大洋板塊 其形成過(guò)程可用雙層地幔的簡(jiǎn)要模式來(lái)加以概括(圖3)。該模式展示一種雙層地幔結(jié)構(gòu)。洋島玄武巖原始巖漿起源于下層地幔，下層地幔由再循環(huán)俯沖洋殼和近原始地?；旌隙桑簧蠈拥蒯樘潛p的軟流圈地幔，它是洋中脊拉斑玄武巖原始巖漿的起源區(qū)；底劈上隆由上下地幔層的邊界附近開始產(chǎn)生，部分熔融作用也同時(shí)發(fā)生。而上隆體附近的虧損地幔也將產(chǎn)生部分熔融，這兩種部分熔融的產(chǎn)物可能發(fā)生巖漿混合作用，最后巖漿噴出形成洋島(海山)火山巖，在中脊區(qū)則形成洋脊拉斑玄武巖。不同的是，在中脊區(qū)，

10、虧損地幔熔融物占有更為重要的地位。1.2 大洋板塊 洋島(海山)火山巖主要是拉斑玄武巖巖漿的產(chǎn)物，它是由大量拉斑玄武巖和較少的堿性巖組成。 夏威夷群島的火山巖中，拉斑玄武巖占85%，其它為中性及酸性巖、堿性玄武巖和更少的更為堿性的基性巖。 冰島的火山巖也屬拉斑玄武巖系，但分異產(chǎn)物比夏威夷的多，這里還有流紋巖及火山碎屑巖，同時(shí)還有堿性玄武巖。 洋島玄武巖含K2O、TiO2、P2O5高，大離子半徑的不相容元素包括輕稀土元素在內(nèi)都比洋中脊玄武巖高。1.2 大洋板塊 大洋板內(nèi)火山島鏈往往顯示出有規(guī)律的演化歷史，夏威夷群島就是一個(gè)實(shí)例。 在該地區(qū)，一個(gè)特定火山的最老的巖石均為橄欖拉斑玄武巖，隨后富鐵石英

11、拉斑玄武巖的豐度增大，最后是少量的堿性玄武巖(及其分異物)。 這種事件順序用熱點(diǎn)模式最容易解釋。 在熱點(diǎn)模式中，認(rèn)為那些早期的巖漿活動(dòng)反映了在地幔熱柱中或其上面的廣泛熔融作用。隨著火山在熱點(diǎn)上的運(yùn)動(dòng)，少量巖漿到達(dá)地表，以及淺處，分離結(jié)晶作用變得更占優(yōu)勢(shì)，產(chǎn)生較多的石英拉斑玄武巖。 隨著火山趨近地幔柱的邊緣，等溫線下降，熔融作用的深度及程度減小，結(jié)果產(chǎn)生小體積的堿性玄武巖。1.2 大洋板塊2 離散型板塊邊緣巖漿活動(dòng)2.1 大洋中脊巖漿活動(dòng) 大洋中脊是最重要的離散型板塊邊緣，是大洋區(qū)中最大量的火成巖產(chǎn)生地，也是洋殼產(chǎn)生的地方，洋底不斷在中脊處形成，而后運(yùn)移到大洋各外。 大洋中脊以產(chǎn)生拉斑玄武巖和缺

12、乏安山巖為特征，這種拉斑玄武巖，通常稱為洋脊拉斑玄武巖(MORBmid ocean ridge basalt)。 板塊擴(kuò)張引起的壓力釋放將產(chǎn)生巖漿，沿洋中脊，地震活動(dòng)產(chǎn)生于較淺的深度上，而觀察到的熱流卻很高，說(shuō)明該區(qū)貧堿的拉斑質(zhì)玄武巖漿產(chǎn)生于較淺的深度位置上(Jokat等，1992)。 洋中脊缺乏安山巖的原因可歸結(jié)如下： (1)沒(méi)有俯沖作用發(fā)生，因此也沒(méi)有水份帶入上地幔。 (2)由于地殼較薄，沿中脊的一些擴(kuò)張裂隙不能阻止水份的散失，因而水壓很低，不足以產(chǎn)生安山質(zhì)巖漿。 洋脊巖石中Fe3+/Fe2+低的原因可能正在于此即低水壓造成低氧逸度。 因此，圍繞洋脊產(chǎn)生的巖漿活動(dòng)是無(wú)水的。 Nicholl

13、s和Ringwood還認(rèn)為大洋拉斑玄武巖相當(dāng)于島弧拉斑玄武巖的無(wú)水等效物。2.1 大洋中脊巖漿活動(dòng)洋脊拉斑玄武巖主要有以下特征： (1)斑晶或?yàn)殚蠙焓驗(yàn)樾遍L(zhǎng)石，或二者兼而有之?；|(zhì)礦物是橄欖石、斜長(zhǎng)石、單斜輝石和鐵礦物，常含有玻璃質(zhì)及結(jié)晶的礦物雛晶。 (2)低鉀(K2O0.4%)高鈦(TiO2為0.7-2.3%)P2O5含量低(5%);K2O/Na2O高，當(dāng)SiO2約50%時(shí)，0.6;SiO2約55%時(shí)，1.0。在SiO2-K2O圖上，低SiO2部分有陡的正傾(當(dāng)SiO2=45-57%時(shí)，斜率57%時(shí)，斜率為0或負(fù)值)。富集P、Rb、Sr、Ba、Pb和輕稀土(與K的富集吻合)，低TiO2(0

14、.5)。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 島弧火山巖以爆發(fā)相為特征，火山碎屑物質(zhì)體積可占整個(gè)火山巖體積的80%以上，而洋中脊和大洋島則要低得多。另處，由火山巖屑、侵入巖及變質(zhì)巖屑構(gòu)成的砂巖、泥巖經(jīng)常與火山巖互層，這種互層系是識(shí)別島弧火山巖系重要標(biāo)志之一。 俯沖帶的巖漿巖，自海溝向大陸方向，常常具有明顯的水平分帶性(圖9)。一般均隨與海溝軸距離的增加，依次分布為拉斑系列、鈣堿系列和堿性系列。這種隨著與海溝軸的距離和俯沖帶深度的增加，火山巖成分有規(guī)律的變化叫做成分的極性，它可指示俯沖帶傾斜的方向。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 在火山巖成分極性中，最有指示意義的是當(dāng)SiO2含量一定時(shí)，K2O隨俯沖帶深度(h)的增大

15、而增加，Kh成線性正相關(guān)關(guān)系。當(dāng)SiO2為60%時(shí)，這種關(guān)系可表示為(Condie,1973): h=89.3(K2O)-14.3 式中K2O為百分含量，h的單位為公里。 據(jù)此式可估算火山巖對(duì)應(yīng)的俯沖帶深度。計(jì)算得到拉斑系列對(duì)應(yīng)的俯沖帶深度200公里。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 島弧火山巖成分變化與地殼厚度的變化也有對(duì)應(yīng)關(guān)系。據(jù)統(tǒng)計(jì)，當(dāng)SiO2量固定時(shí)，安山巖的K2O百分含量與地殼厚度(C)成正比。對(duì)于SiO2為60%時(shí)，KC關(guān)系可表示為(Condie,1973): C=18.2(K2O)+0.45 式中K2O為百分含量，C單位為公里。 據(jù)此得出各系列對(duì)應(yīng)的地殼厚度是：拉斑系列25公里。3.1 俯

16、沖帶巖漿活動(dòng) 不同俯沖帶閉合速率的差異也將引起火山巖成分變化，閉合速率越慢，火山巖愈偏堿性。一般情況下： 閉合速率為89cm/a的高速組，主要為拉斑或拉斑+鈣堿系列； 閉合速率為36cm/a的中速組，主要為鈣堿或拉斑+鈣堿系列； 閉合速率2cm/a的低速組，則以出現(xiàn)更多的堿性系列或以堿性系列為主要特征(Miyashiro,1975)。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 島弧火山活動(dòng)是洋殼板塊俯沖作用的結(jié)果。隨著俯沖作用的發(fā)生、發(fā)展與演化，島弧也將經(jīng)歷一個(gè)由不成熟半成熟成熟的演化過(guò)程。 不成熟島弧地殼是薄且鐵鎂質(zhì)的，或者可以認(rèn)為是一種大洋型地殼； 而成熟島弧的地殼則是厚且相對(duì)偏長(zhǎng)英質(zhì)的，可稱為大陸型地殼；

17、大陸邊緣火山巖弧(如Andes)常具有大陸型地殼，與成熟島弧大陸型地殼類似或更厚。從這個(gè)角度講，它們可以近似地看作成熟島弧或代表比成熟島弧更高的演化階段(Floyd等，1992)。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 隨著島弧的產(chǎn)生與演化，火山巖逐漸堆積并達(dá)地殼厚度，火山巖的平均成分逐漸向長(zhǎng)英質(zhì)的和富鉀方向演化，火山巖逐漸由拉斑系列為主演化為鈣堿系列為主。 隨著島弧的進(jìn)一步演化，花崗質(zhì)巖石開始產(chǎn)出，花崗質(zhì)巖石與蛇綠質(zhì)巖石的比例增加。同時(shí)，鈣堿系列巖石/拉斑系列巖石的比例也增加。 當(dāng)島弧成熟度很高時(shí)，蛇綠巖消失，而鈣堿系列巖石/拉班系列巖石比值接近1或更高，并可能出現(xiàn)高鉀系列(鉀玄巖)巖石。3.1 俯沖帶巖漿

18、活動(dòng) 根據(jù)俯沖帶(島弧區(qū))巖漿活動(dòng)構(gòu)造環(huán)境及巖漿成因差異，可將其進(jìn)一步劃分為三種主要的亞類：洋內(nèi)島弧環(huán)境、活動(dòng)大陸邊緣(邊緣弧)及弧后盆地(邊緣海盆地)。1、洋內(nèi)島弧環(huán)境(Oceanic island arcs)：洋內(nèi)島弧是指大洋巖石圈板塊俯沖到另一洋殼板塊之下所形成的火山島弧或島鏈，它常常被弧后次級(jí)海底擴(kuò)張形成的邊緣海盆所分隔。 洋殼巖石圈俯沖作用的產(chǎn)生新的洋殼巖石圈在中脊處形成,巖石圈板塊俯沖產(chǎn)生深海溝,弧后區(qū)次級(jí)地幔對(duì)流引起次級(jí)擴(kuò)張中心,并形成邊緣海盆3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng)洋殼巖石圈俯沖作用的產(chǎn)生新的洋殼巖石圈在中脊處形成巖石圈板塊俯沖產(chǎn)生深海溝弧后區(qū)次級(jí)地幔對(duì)流引起次級(jí)擴(kuò)張中心,并形成

19、邊緣海盆 當(dāng)洋殼板塊俯沖時(shí)，其上層的海洋沉積物常在弧前區(qū)形成一個(gè)增生楔。 通常認(rèn)為，洋內(nèi)島弧環(huán)境的玄武質(zhì)巖漿活動(dòng)主要與俯沖板片之上的地幔楔形區(qū)的部分熔融有關(guān)(圖11)。 洋殼沿俯沖帶產(chǎn)生自綠片巖相角閃巖相榴輝巖相的遞進(jìn)變質(zhì)作用。脫水反應(yīng)向淺部地幔中釋放出流體;3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 在更大的深度上榴輝巖的含水部分熔融產(chǎn)生富水的中性中酸性部分熔融巖漿,然后它們侵入到地幔楔中。 當(dāng)俯沖洋殼進(jìn)入80(70)100km深處，洋殼中角閃巖大量脫水轉(zhuǎn)變?yōu)槭⒘褫x巖，水進(jìn)入地幔楔引起帶水的部分熔融，產(chǎn)生含水橄欖拉斑玄武巖漿，它在上升過(guò)程中分異出橄欖石、鉻尖晶石，結(jié)果派生出島弧拉斑系列的主要巖石類型玄武安山巖

20、(SiO2為53%)。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 顯然，這種巖漿與洋脊拉斑玄武巖漿相似，在很大程度上都是由于地幔橄欖巖熔融產(chǎn)生的，因而具有相似的稀土分布型式。 但是，島弧拉斑玄武巖漿的熔融是在含水條件下發(fā)生的，而與洋脊之下基本是無(wú)水條件下發(fā)生的熔融不同，因而兩者的元素含量也有區(qū)別。 島弧拉斑玄武巖的SiO2和Fe/Mg較高，Cr、Ni較低，可以用低中壓，含水條件下具鉻尖晶石包裹體的橄欖石的充分分解來(lái)解釋。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 由于較易進(jìn)入角閃石的K、Rb、Ba、Sr等元素，在角閃石脫水后不易進(jìn)入固相的石榴石、單斜輝石中，因而隨水帶入地幔楔，使產(chǎn)生的巖漿中具有高于洋脊拉斑玄武巖的含量。 至于島弧拉

21、斑玄武巖比洋脊拉斑玄武巖的Ti、Y、Hf和Zr含量低，則與榍石可能是高壓含水條件下地?；蛳鲅髿と廴诤蟮囊环N殘余礦物有關(guān)，榍石富Ti并易于吸收Y、Hf、和Zr及稀土元素。 另外，Condie(1976)認(rèn)為，在100km后，玄武巖輝長(zhǎng)巖轉(zhuǎn)變?yōu)槭⒘褫x巖，石英榴輝巖局部熔融形成原生的SiO2中等含量的熔漿，從100150km的俯沖帶上升的這種SiO2中等含量的含水的熔漿進(jìn)入消減帶上面的地幔楔形區(qū)，這種熔漿在這樣的深度上與地幔橄欖巖是不能平衡共存的，亦即與Ol是不能平衡共存的，因此與Ol發(fā)生反應(yīng)形成輝石(Ol+富SiO2液體Py)，使橄欖巖轉(zhuǎn)變?yōu)檩x石巖。由于新形成的輝石巖的比重小于上覆地幔橄欖巖以

22、及其中隙間液體的存在，使輝石巖具有很大的活動(dòng)性，它從消減帶以底劈方式上升。安山巖巖漿可能直接導(dǎo)源于俯沖的大洋殼 含水輝石巖底劈巖塊在上升過(guò)程中開始發(fā)生熔融，類似于從上升的地幔橄欖巖底劈巖塊中形成玄武巖巖漿的模式。在100km深處，輝石巖可能是含Ga的，在較淺處Ga不穩(wěn)定，其組分進(jìn)入輝石固熔體中。對(duì)于從100150km深處消減帶上升的含水輝石巖底劈巖塊來(lái)說(shuō)： 如果在10060km發(fā)生局部熔融熔漿的分離形成均一的獨(dú)立巖漿，則具Ol拉斑玄武巖Q拉斑玄武巖組成； 如果在6040km內(nèi)發(fā)生局部熔漿分離，則形成玄武安山巖巖漿； 如果在4020km內(nèi)局部熔漿從上升的底劈巖塊中分離出去，則就形成安山巖巖漿。3

23、、弧后盆地(邊緣海盆)(backarc basins 或marginal basins)：弧后(邊緣)盆地是半封閉的盆地，或處在島弧體系之間的一系列小海盆。一般認(rèn)為它們是弧后區(qū)次級(jí)海底擴(kuò)張的產(chǎn)物(圖14)。 邊緣海盆可能有多種成因。但至少其中某些海盆具有的性質(zhì)所表明的成因類似于擴(kuò)張洋脊處形成大洋巖石圈那樣的作用過(guò)程。 從這些海盆中獲取的拉斑玄武巖類巖石巖石學(xué)和地球化學(xué)資料，在常量元素和微量元素、同位素比值方面及模式上和標(biāo)準(zhǔn)成分上都類似洋脊的拉斑玄武巖類。其化學(xué)性質(zhì)多半可歸因于低壓下的分離結(jié)晶作用。它們?cè)诔煞稚系淖兓秶cMORB部分一致。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 最可能的成因是橄欖質(zhì)地幔的分離熔

24、融和在緩慢擴(kuò)張(半速率12cm/a)巖石圈中的侵位。未必會(huì)是俯沖洋殼的熔融，也未必會(huì)和島弧拉斑玄武巖有親緣關(guān)系。 推測(cè)邊緣海盆玄武巖化學(xué)上的微小變化是受到熔融分離的深度、地幔熔融的范圍或隨后分離結(jié)晶的范圍所控制的。一般說(shuō)，這些玄武巖的演化有點(diǎn)象MORB；化學(xué)上變化的范圍可能與海盆下溫度梯度的差異有關(guān)。邊緣海盆作為地幔分離熔融產(chǎn)生新洋殼的所在地而具有明顯的重要性。在弄清楚造山帶的演化和弄清楚常認(rèn)作為洋殼碎塊的蛇綠巖的成因上它們也是重要的。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 弧后擴(kuò)張中心玄武巖地球化學(xué)特征的變化取決于幾個(gè)不同的因素，包括部分熔融程度、PH2O、PO2、地幔源區(qū)的均一程度以及巖漿房中高位結(jié)晶分異

25、的程度。 另外，俯沖板塊中派生的流體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巖都與富集形MORB很類似。而痕量元素地球化學(xué)特征變化更為復(fù)雜，既具M(jìn)ORB的特征同時(shí)又顯示了一定島弧玄武巖的特征。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng) 這一現(xiàn)象表明，受俯沖影響的部分地幔組分可能卷入了弧后盆地?cái)U(kuò)張中心玄武巖巖漿的形成過(guò)程中，從而使這類玄武巖帶有島弧拉斑玄武巖的烙印。 通常，在弧后盆地拉張初期，俯沖中派生流體相對(duì)巖漿形成的影響最為顯著，隨著盆地的拉開，其影響逐漸減弱。 弧后區(qū)源區(qū)組分可能既包括虧損及富橄欖巖的大洋巖石圈，又包含相對(duì)富二輝橄欖巖底劈上升的巖石圈地幔(Kaj Hoernle等，1993

26、)。3.1 俯沖帶巖漿活動(dòng)3.2 碰撞帶巖漿活動(dòng) 俯沖作用進(jìn)一步發(fā)展，必定導(dǎo)致島弧與大陸或大陸與大陸的碰撞并形成縫合帶或碰撞造山帶。 大陸板塊經(jīng)過(guò)陸內(nèi)裂谷陸間裂谷大洋擴(kuò)張和大洋裂谷邊緣裂谷大洋盆地俯沖作用導(dǎo)致大洋消減和弧溝系的形成直到碰撞產(chǎn)生縫合帶和殘留洋盆，構(gòu)成一個(gè)完整的威爾遜旋回。 碰撞帶以不同的火成巖組合，相對(duì)復(fù)雜的巖石類型為特征。 與陸陸碰撞帶有關(guān)的巖漿作用可以分為四個(gè)階段，每個(gè)階段都包括一個(gè)特征的源區(qū)： 碰撞期前：來(lái)源于碰撞以前的火山弧，仍屬弧火山活動(dòng)類型。 同碰撞期：在地殼增厚時(shí)期內(nèi)導(dǎo)致含白云母花崗巖的侵位。在地殼仰沖作用期間，從濕的沉積楔排出的揮發(fā)分能夠滲透到上浮熱的沖掩巖片，而

27、引起深熔。地殼熔融的結(jié)果使Rb、F和B(可能還有Ta)發(fā)生富集，這些元素在揮發(fā)相中被遷移，而象REE、Zr和Hf這些元素是虧損的，它們被集中在熔融的殘余物中。沖掩巖片底部的溫度取決于碰撞前熱流量、沖掩巖片厚度和剪切熱。同碰撞花崗巖的發(fā)育程度受碰撞期間地殼加厚的程度控制。3.2 碰撞帶巖漿活動(dòng) 碰撞晚期到碰撞期后：形成在微量元素特征上與火山弧巖漿作用相似的鈣堿性巖套。象火山弧巖漿一樣，它們被認(rèn)為是由俯沖的大洋巖石圈上面富LIL的地幔楔形成的，但有可能與下部地殼的熔融體混染而被改變。地殼熔融可以由下地殼熱釋放和上地幔絕熱減壓或者碰撞期后次要俯沖而產(chǎn)生的幔源巖漿造成的。3.2 碰撞帶巖漿活動(dòng) 碰撞期后：以堿性巖為特征，堿性巖漿作用具有板內(nèi)地球化學(xué)特性并可能發(fā)育在沒(méi)有被俯沖作用水化的任何被切割的地幔區(qū)。上地幔熔融可能由絕熱減壓引起， 接著是地殼增厚和侵蝕。它也可能由碰撞期后象海西造山帶的裂谷構(gòu)造或象阿拉伯地盾的走滑斷層作用所引起。如果巖石圈構(gòu)造允許適量的地幔揮發(fā)份釋放或巖漿進(jìn)入地殼的話，那么，實(shí)