板块构造-板块构造与岩浆作用

大陆溢流玄武岩的特征及其起源喜马拉雅造山带的形成与背景地幔柱研究综述及其进展边缘海盆地的形成机制讨论增生型造山带的基本特征被动大陆边缘沉积作用特征A型花岗岩的研究进展及意义秦岭造山带的造山作用过程板块边界环境板块内部环境II汇聚型边界III剪切型边界I离散型边界大陆裂谷陆-陆碰撞带陆上转换断层新生大陆边缘安第斯型大陆边缘及陆缘岛弧-海沟系转换断层型大陆边缘大洋中脊洋内岛弧-海沟系洋底转换断层大陆克拉通大西洋型大陆边缘洋盆底部大陆洋底大陆边缘大地构造环境的基本类型第五章

板块构造与岩浆作用板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套一、概述二十世纪初，岩石学家注意到不同类型的火成岩具有显著的地域分布的规律。

哈克提出大西洋和太平洋岩域的概念；冯沃尔夫根据大陆玄武岩分布，增加了北极岩套的概念；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未明确地涉及构造背景20世纪50年代，传统的地槽学说把岩浆岩划分为地槽早期、造山期和造山期后三大共生组合。20世纪60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，也如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三种主要的岩浆系列，即拉斑玄武质、钙碱性和碱性系列。每个系列都由侵位于地壳中或喷处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及火成岩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，以及岩浆产生于板块构造相互关系。Dickinson(1971)首次提出了“岩石构造组合”（Petrotectonicassembleges）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，多数岩浆都在板块边缘生成的。它们可以进一步分为汇聚边缘、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构造环境极其相应的岩石构造组合。二、岩浆系列及其分布1、岩浆系列根据岩浆岩的地球化学指标，可以将其分为三个系列：拉斑玄武岩（tholeite）系列---TH钙碱性（calc-alkaline）系列---CA碱性(alkaline)系列--A每一个系列都是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，并且其分布受板块构造环境控制I.拉斑玄武岩系列---TH主要由不含或者含少量橄榄石的拉斑玄武岩组成，有少量安山岩、英安岩、流纹岩。化学成分：

SiO2：48%-63%（弱饱和或者饱和），低钾：K2O<1%;TiO2含量低；Na2O/K2O高达5-40%，Rb,Sr,Ba等大离子亲石元素含量低（Rb=1-30ppm，Sr=100-300ppm,Ba=10-100ppm）;轻稀土略亏损；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：大洋中脊拉斑玄武岩岛弧拉斑玄武岩洋岛拉斑玄武岩大陆（裂谷）拉斑玄武岩II.钙碱性系列（CA）以安山岩和高铝玄武岩为主，含少量拉斑玄武岩、流纹岩、及橄榄粗安岩。化学成分：

SiO2弱饱和，TiO2低，K2O和大离子亲石元素含量均较拉斑玄武岩系列高，其中Rb=10-90ppm，Sr、Ba含量为200-400ppm;Al2O3含量高，在安山岩中为16-18%，轻稀土元素富集。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）有重大意义。

III.碱性系列（A）本系列包括碱性玄武岩、霞石岩、粗面岩、安粗岩和响岩等。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为75-120ppm，Sr、Ba含量为700-1000ppm；轻稀土富集。

二、岩浆系列及其分布2、岩浆系列分布板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带及板内环境的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套（一）大陆克拉通区1、基本概念克拉通-指地壳上已经达到稳定，并在漫长的地质时期已很少受到变形的部分。包括大陆地盾和地台。地台：具有双层结构，下部为褶皱变质基底，上部为沉积盖层。地壳运动为大面积的缓慢的升降运动，岩浆活动微弱，很少受变质作用影响，岩相和厚度相对稳定。地盾：克拉通内部有大面积基底岩石出露的地区，他们长期隆起，遭受剥蚀，缺少盖层或仅在局部有沉积，深成岩系发育，深融作用普遍，区域变质作用强（一）大陆克拉通区2、岩浆活动特征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。一般认为，大陆克拉通区火成岩形成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他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。相对于其他大陆克拉通区，中国克拉通区在经历了古生代稳定发展后，到了中新生代表现出一些与典型地台特征不相容的现象，例如，出现强烈的岩浆活动。

火山岛链和孤立火山；拉斑系列、碱性系列；拉斑玄武岩；碱玄岩、粗面岩、碱流岩、霞石岩、碧玄岩；与洋脊拉斑玄武岩相比，富碱（尤其富钾），Cr低，Ba、Sr、Rb、Zr高，Sr87/Sr86较高（0.702～0.706）。（二）洋岛－大洋板内板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套（一）大陆裂谷岩浆活动以大陆溢流玄武岩（CFB）、大陆拉斑玄武岩、碱性玄武岩或双峰式火山岩组合或者其中之一为特征。双峰式火山岩组合以基性和酸性共生为特征，缺乏中性岩类，这种特征称为火山岩成分间断，即Daly间断（1925）。裂谷前期或初期，以强碱性或碱性系列为主，分布于裂谷边部盆地；中期为碱性或拉斑系列——裂谷轴部。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。保存于被动大陆边缘，部分与板内深大断裂有关。1、大陆裂谷的喷出岩主要是拉斑系列和碱性系列的玄武岩。

相对于洋脊，大陆板内玄武岩：富K，平均0.66％（大洋脊<0.14%）；Ba、Sr、Rb、U、Th较高；Ta、Ni、Zr、Ti、Hf较高；Ti高出两倍（大洋脊TiO2平均0.8％）。Rb/K、Rb/Sr较高，Sr87/Sr86较高，范围宽0.7033～0.7100，

大陆碱性系列：Ba、Sr、Rb含量更高，LREE更富集，Sr87/Sr86在0.703～0.7075之间

。2.基性岩墙、岩床表现为不协调的脉状、岩墙状和协调顺层的岩床。特点：可呈岩床状侵入裂谷沉积盆地中，亦可呈岩墙状侵位于外围基底中；基性岩墙产状一般直立、成群或呈放射状；3.层状基性侵入岩

总体成分相当于辉长岩的层状侵入体，呈岩株状。（世界上最大的层状基性侵入体：南非阿扎尼亚的布什维尔德岩体，年龄19-20亿，面积11.5km2，延伸8km）

底部：超基性岩

中部：辉长岩、斜长岩

顶部：铁质辉长岩、花斑状辉长岩和低铁闪长岩

具反复递变的“韵律层”状，为同源岩浆结晶分异所致。4.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0.7037-0.7046，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，Si02<20%，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。如武当地区的庙垭，东非的坦桑尼亚；镁铁质碱性岩（霓霞岩类，煌斑岩）---SiO2为38—45%，K2O+Na2O为5-10%，K2O/Na2O为3-10，常以小岩株，特别是以环状中心侵入体产出。（二）大洋中脊岩浆活动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。大洋中脊岩浆活动

典型的大洋拉斑玄武岩（可有少量碱性系列），SiO2弱饱和（SiO2>48%）,K、Ti极低（K2O<0.14%,TiO2平均0.8％），低钾拉斑玄武岩；Sr87/Sr86低（0.702～0.704）。板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套（三）裂谷岩浆的形成1.裂谷岩石组合特点拉斑、碱性系列，少量超碱性岩组成，并随裂解－扩张碱性降低；无论喷出或侵入，均以基性为主，可分异出少量酸性；幔源。2.岩浆形成过程裂谷岩浆的化学组成取决于热的地幔底侵或者地幔热柱上涌形成；地幔源区特征部分熔融深度部分熔融程度

岩浆上升速度

I、初期（陆内裂谷形成的早期－上拱、裂解）：

上涌的热地幔物质导致地表穹形隆起。在张应力作用下，穹窿上出现张性裂隙，进而发育成为正断层。随着地表抬升，导致强烈的剥蚀作用。较深处（80~150km）地幔橄榄岩发生低程度的部分熔融，产生碱性或强碱性的橄榄霞石岩、橄榄碧玄岩岩浆，甚至碳酸岩、金伯利岩岩浆，并沿着拉张断裂迅速上升地表。II、中期（陆内裂谷发展阶段）：随着地壳继续拉张变薄，穹窿顶部断裂陷落，造成典型的地堑系统。各地堑系统彼此串联，沿着整个张裂带延展，构成一大体连续的分枝网络。热的地幔缓慢上升到一个中等或较浅的深度上（60km），部分熔融程度提高，随着深度和部分熔融程度不一，产生碱性橄榄玄武岩（10～15％）或苦橄岩浆（20％）；（1）一部分喷出地表形成溢流玄武岩（印度德干高原）；（2）另一部分聚集于地壳下部岩浆房中充分结晶分异，形成层状侵入体和基性岩床、岩墙；（3）分异后的岩浆喷出地表，形成双峰式火山岩。

大陆裂谷玄武岩特征：LILE富集、LREE富集，锶初始比高（地壳混染）。III、后期（陆间裂谷向大洋转化）：大陆在拉张作用下完全裂开，地幔物质上涌形成新洋壳。陆间裂谷进一步扩张，发展成为大洋裂谷。

热的地幔岩浆使浅部（<30km）上局部贫化的橄榄岩发生较大程度的（20～30％）部分熔融，产生橄榄拉斑玄武岩浆，喷发形成洋脊拉斑玄武岩。部分岩浆在岩浆房中分异形成层状辉长岩及伴随的岩床、岩墙群。岩浆的碱度随着大陆裂谷向大洋裂谷的演化而降低，就可以用拉张条件下热地幔上升过程中地幔岩熔融深度逐渐变浅和部分熔融程度逐渐提高来解释。拉张的构造背景有利于基性超基性岩浆活动，也有利于结晶分异作用的充分进行。板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套主要岩石组合系列岛弧拉斑系列：岛弧拉斑玄武岩、岛弧安山岩和少量英安岩钙碱系列：安山岩、英安岩、高铝玄武岩和流纹岩岛弧碱性系列：碱性橄榄玄武岩、富橄玄武岩、钾玄岩、橄榄粗安岩、粗面岩、碱流岩等；橄榄安粗岩、安粗岩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、Ba较高；Ni、Cr、REE丰度偏低；87Sr/86Sr初始值较高（0.7035-0.7060）.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，

87Sr/86Sr初始值略高（低钾组：0.703-0.707；高钾组:0.704-0.710）。少有或者没有铁的富集，碱元素含量高，K2O随SiO2增加急剧增长。（一）

主要岩石组合系列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)，因而俯冲带火山岩的火山碎屑物质体积占整个火山岩体积的80%以上，以此和其它构造环境火山岩区别：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）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，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。（二）岩浆系列的水平分带和成分极性1、分带性随着与海沟轴的距离和俯冲带深度的增加，岛弧岩浆岩成分具有水平分带性。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，而CA主要出现在中期，A或钾玄岩质出现于晚期.（二）岩浆系列的水平分带和成分极性2、成分极性岛弧火山岩随着海沟轴的距离和俯冲带深度的变化，火山岩成分有规律变化的现象称为成分极性（Gill，1974）横穿岛弧，LILE、REE以及元素比值显示出递变现象。(据Windley，1977修改)

大洋

大陆K,K+Na,Rb,Sr,Ba,Cs,P,Pb,U,Th,LREE,Rb/Sr,La/Yb,87Sr/86Sr（二）岩浆系列的水平分带和成分极性3、岩浆成分与板块构造的关系(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，这种关系可表示：h=89.3w(K2O)-14.3(Condie,1973)可估算出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；（二）岩浆系列的水平分带和成分极性（2）岩浆成分与地壳厚度变化的对应关系

据统计研究，当w（SiO2）量固定时，安山岩的K2O质量分数与地壳厚度（c）成正比（Condie，1973）。当w（SiO2）为60%时，K－c关系可表示为：c=18.2w(K2O)+0.45

各个系列对应的地壳厚度：

岛弧拉斑系列≤20km；

岛弧钙碱系列20～30km；

岛弧碱性系列≥25km俯冲深度（h）与地壳厚度（C）的关系在h不大时，C随h加深明显增大；当C达到一个极大值后，C随h加深而减少。C的极大值大致出现在俯冲深度80～300Km的范围内，尤其是200-300公里深度对应的位置，恰好是弧岩浆活动剧烈的地区。岩浆成分与地壳厚度变化规律钙碱系列反映了岩浆弧演化的成熟度

空间：初始水下弧－未成熟岛弧－成熟岛弧-陆缘弧

时间：岛弧岩浆活动序列早期拉斑－中期钙碱－晚期钙碱、碱性拉斑贯穿于始终，但含量由早－晚递减钙碱系列所占比例随地壳厚度增大而增大（二）岩浆系列的水平分带和成分极性4、聚敛速度对岩浆成分的影响俯冲速率的差异也会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，主要为拉斑（+钙碱系列）；闭合速率为3～6cm/a，主要为钙碱（+拉斑系列）；闭合速率<2cm/a，以碱性系列为主。俯冲带与裂谷带岩浆作用的重要区别在于钙碱性岩浆的存在和岩石成分的水平分带。热源俯冲板片顶面摩擦生热板片进入地幔绝热压缩作用，矿物相变化周围地幔的热传导和放射性增热物源俯冲的洋壳俯冲板片与仰冲板块之间的楔状地幔仰冲板块的地壳（三）俯冲带的岩浆作用过程俯冲带与裂谷带岩浆作用的重要区别在于钙碱性岩浆的存在和岩石成分的水平分带。热源俯冲板片顶面摩擦生热板片进入地幔绝热压缩作用，矿物相变化周围地幔的热传导和放射性增热物源俯冲的洋壳俯冲板片与仰冲板块之间的楔状地幔仰冲板块的地壳（三）俯冲带的岩浆作用过程（三）俯冲带的岩浆作用过程俯冲洋壳在岩浆形成中的作用表现为：一、洋壳的部分熔融直接产生岩浆。实验：洋壳辉长岩和闪长岩在75Km±深度的含水条件下，较高度部分熔融可产生拉斑玄武岩或拉斑质玄武安山岩；中度部分熔融产生安山岩；低度部分熔融产生英安岩。>75km,洋壳辉长岩转化为榴辉岩，在含水条件下，部分熔融可发生上述情况。二、洋壳为岩浆发生提供丰富的水源。蛇纹岩（三）俯冲带的岩浆作用过程Condie(1976)认为，在≤80Km深处，俯冲洋壳的熔融可直接产生岛弧拉斑玄武岩岩浆。Ringwood.A.E（1981）认为，俯冲洋壳进入70～100Km深处，洋壳中基性岩大量脱水转变为石英榴辉岩，水进入地幔楔引起部分熔融，产生含水橄榄玄武岩岩浆，它在上升过程中分异出橄榄石、铬尖晶石，派生出岛弧拉斑玄武岩－玄武安山岩。（三）俯冲带的岩浆作用过程当洋壳俯冲到100-150km深度时，温度增高到700-900℃，洋壳中的滑石、蛇纹石、水镁石不稳定而脱水，使已经变为石英榴辉岩的洋壳发生带水的部分熔融，产生含水富碱金属和硅等大离子亲石元素的熔浆。富硅熔浆上升与上覆地幔橄榄岩反应形成被大离子亲元素所混染得橄榄石辉石岩。由于其具有很大的活动性而以底辟方式上升，上升过程中因为压力降低而发生部分熔融，在100-60km分离出橄榄拉斑玄武岩，在60-40km分离出有玄武安山岩浆，在地壳底部或地幔上部40-20km深部形成安山岩浆。（三）俯冲带的岩浆作用过程在大于150km的更深地带，俯冲洋壳中的水和低熔组分大部分已经消耗，熔融和喷发量减少。在更大深度上，俯冲岩石圈全部由强烈亏损低熔组分和不相容元素的难熔榴辉岩和橄榄岩组成，具有比地幔岩更高的初始熔融温度，因此不可能再次充当玄武岩的岩浆源，岩浆析出基本停止。俯冲带岩浆的形成是一个复杂的过程。控制岩浆发生的根本原因是大洋岩石圈板块的俯冲作用，它提供了充足的水和部分岩浆源岩物质。并且，俯冲深度决定了洋壳脱水矿物成分、脱水量和部分熔融程度的系统变化，产生了岩浆的成分极性。而洋中脊不能产生安山岩浆，是由于那里没有俯冲的洋壳，因而地幔岩的部分熔融几乎是在无水条件下发生的。威利等（1976）指出地幔橄榄岩必须在饱和水的条件下（含10%-20%的溶解的水）才能产生安山岩浆。板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套1、构造叠加改造的多期复杂的构造－岩石组合2、以岩浆侵入作用为主导3、造山期后上叠断陷盆地中的火山作用4、构造背景和岩浆起源复杂板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套（一）花岗岩的成因分类及岩石系列花岗岩的成因类型和构造环境一直是地球科学研究中具有重要理论和实际意义的问题。早期仅从岩相学意义上的产出深度进行分类。后来，人们开始将花岗岩类的形成和分布与区域大地构造演化联系起来。20世纪70年代前后，花岗岩类的分类从花岗岩成岩物质的来源的角度进行划分，其代表主要有Chappell和White划分的I型和S型分类以及后来的Ｍ型和Ａ型分类。我国的徐克勤等则分出陆壳改造型、同熔型和幔源型。90年代以来，由于越来越多的证据表明，S型和I型花岗岩在化学成分、同位素成分上发生重叠，而且这两种类型花岗岩中均存在岩浆型包体，表明有许多的镁铁质岩浆和/或其他火成源的岩浆卷入了两类花岗岩浆。因此,Castro等提出了混源(Ｈ)型花岗岩的概念，建议用Ｈ型花岗岩来代替Ｉ型花岗岩。20世纪70年代前后，从花岗岩成岩物质的来源的角度进行花岗岩的分类，主要有：Chappell（1974）和White（1978）“I”型－直接由岩浆熔融而成（闪长岩、石英闪长岩、英云闪长岩、花岗闪长岩）“S”型－地表风化的沉积岩或来自上地壳源物质熔融（花岗闪长岩、二长花岗岩、花岗岩）“I”

型“S”型SiO2＞53％＞60％贫铝、贫钾、富钙(CaO＞3.7％)、富钠(Na2O＞2.2％)富铝、富钾（5%）、贫钙(CaO）贫钠（Na2O)ACNK(Al2O3/Na2O+K2O+CaO)＜1.1角闪石＞1.1白云母、堇青石、矽线石等87Sr/86Sr0.704－0.707或者＜0.705＞0.707White（1979）进一步从“I”型花岗岩中划分出“M”型花岗岩“M”型－由地幔物质部分熔融分异形成的花岗岩（斜长花岗岩、石英闪长岩、英云闪长岩）。ACNK(Al2O3/NaO2+K2O+CaO)＜1.0，n(87Sr)/n(86Sr)i＜0.705，δ(18O)＜9％，（1）直接来源于地幔；可能是玄武质岩浆结晶分异或玄武岩的部分熔融（2）可能是大洋板块向地幔俯冲时，下插的洋壳镁铁质岩在含水条件下的部分熔融而成，且其受地壳混染程度弱，因而多零星产于岛弧区，与岛弧火山岩共生；Collins(1982)提出“A”型花岗岩，是长英质麻粒岩经部分熔融产生的。“A”型花岗岩－指碱性的、无水的花岗岩。主要包括：碱性花岗岩、碱长花岗岩、正长花岗岩、石英正长岩等；常见于稳定大陆区裂谷带非造山环境和造山期后的伸展环境；(Al2O3/NaO2+K2O+CaO)＞1.0，n(87Sr)/n(86Sr)i和δ(18O)与“I”、“S”及“M”型花岗岩相当；其明显不同于其它花岗岩的是富硅、碱，贫钙和铝，Rb、Th、Ta、Nb、Zr、Hr、Ga、Y、REE和F高，相对贫Sr、Ba和过渡族元素，常具明显的铕负异常；高n(Ga)/n(Al)值是其重要特征。Castro（1991）等提出了“Ｈ”(混源)型花岗岩

主要为长英质和镁铁质两种岩浆相互混合形成的过渡型岩石，可包括绝大多数的“I”型和“S”型花岗岩。

根据“S”和“M”型两端元花岗岩的混合比例，进一步可划分出“Hs”型、“Hsm”型和“Hm”型花岗岩。

“Hs”型：为长英质端元（S型）的混合－混合花岗岩，过铝质、含变质残留体－碰撞造山带“Hsm”型：S-M等量混合“Hm”型：以镁铁质为主的混合－活动陆缘J.P.Pearce(1984)据巴尔巴林（Barbarin,1990，1999）(Barbarin,1990)壳源（大陆碰撞）混合源（俯冲、转换）幔源（洋脊、裂谷）(Barbarin,1990)壳源（大陆碰撞）混合源（俯冲、转换）幔源（洋脊、裂谷）(Barbarin,1990)壳源（大陆碰撞）混合源（俯冲、转换）幔源（洋脊、裂谷）据Mnaiar&Piccoli,198920世纪90年代以来人们已认识到大多数花岗岩是地壳和地幔相互作用的产物；

地幔、地壳相互作用：可以是底侵、拆沉或俯冲等多种形式。

花岗岩形成与大地构造环境的关系——反映了大地构造演化某一阶段壳幔相互作用的联系。

花岗岩成分变化的影响因素

花岗岩的成分变化除受构造环境影响以外，还受以下主要因素制约:(1)不同的源岩成分;(2)不同的熔融条件;(3)基性和酸性组分之间的化学和物理反应;(4)地壳混染;(5)岩浆演化机理等。（一）花岗岩的成因分类及岩石系列（二）与裂谷带有关的花岗岩非造山的“A”型花岗岩，发育于裂谷带。可能的形成方式:1）上地幔（尤其富集上地幔）低度熔融，直接形成碱性橄榄玄武岩浆，再分异；2）上地幔熔融的玄武岩浆，在高压下分离结晶出富铝辉石后，变为碱性玄武岩浆，再分异；3）上地幔部分熔融底辟上升，使下地壳熔融，混熔、混染形成碱性花岗岩（一般规模较小，多呈岩株状侵位于大陆地壳）。（三）俯冲带的花岗岩1、俯冲带花岗岩的水平分带性和成分极性

在同一俯冲带，花岗岩的分布与火山岩一样具有相似的水平分带，即由海沟向大陆方向，花岗岩成分中：K2O/Na2O、K2O/SiO2及SiO2含量递增，岩体年龄依次变新；

海沟

大陆

石英闪长岩花岗闪长岩花岗闪长岩石英二长岩花岗岩中生代早第三纪晚第三纪安

第

斯

弧我国西藏雅江－冈底斯山：石英闪长岩石英二长闪长岩英云闪长岩花岗闪长岩石英二长岩花岗岩110-80Ma70-40Ma40-10Ma雅江冈底斯北部（三）俯冲带的花岗岩2、成因

俯冲带花岗岩的形成与俯冲消亡洋壳的脱水和洋壳上覆地幔楔的部分熔融及地壳混染有关。“I”“M”型花岗岩是较大深度的下地壳、或有幔源物质参与而形成：①俯冲带上升的热流体加入无水下地壳，使其部分熔融产生；②在岛弧钙碱系列岩浆形成过程中，经分离结晶作用产生。③幔源岩浆在莫霍面附近或下部地壳中侵位，引起覆盖其上的中、下部地壳及有岛弧拉斑玄武岩和钙碱性岩石组成的火成岩地壳部分熔融产生。④幔源的玄武质和安山质岩浆与地壳或地壳熔体混合；“S”型花岗岩的形成：①俯冲作用引起的高地温梯度和花岗质地壳的不断增厚使得地壳在不大深度上发生部分熔融形成花岗岩；②俯冲导致地壳横向缩短、陆壳逆冲叠置，使地壳发生重熔；③被动陆缘向活动陆缘演化过程中，海沟－岛弧间巨厚沉积物深埋地下，或被拖入俯冲带发生局部熔融。造山带地壳急剧加厚(地壳叠置、陆缘沉积体的叠置），强烈的构造热、动力作用（四）碰撞带的花岗岩板块构造与岩浆作用概述岩浆系列及其分布板内环境的岩浆作用裂谷带的岩浆作用俯冲带的岩浆作用碰撞造山带的岩浆作用花岗岩与板块构造蛇绿岩套Brongniart（1813）首次提出了“蛇绿岩套”（Ophiolite）的概念；1827年他指出：蛇绿岩套是具有蛇纹石基质以及被其包裹的氧化铁或其他浸染状副矿物的、致密构造，而不是片状构造的一大套岩石。蛇绿岩套是具蛇纹石化特征的镁铁质－超镁铁质岩组合。（一）概念及发展，岩石组合1927年，Steinmann在蛇绿岩研究历史中作出重大的贡献，提出“三位一体”蛇绿岩套概念。“三位一体”的蛇绿岩套：

主要由蛇纹石化橄榄岩和少量辉长岩、玄武岩组成的岩石组合，与深海远洋沉积的放射虫硅质岩密切共生。Hess（1955）建议将蛇纹岩、基性火山岩、燧石岩的组合称“斯特曼三位一体”，表示它们是紧密的共生组合系列，代表消失了的洋壳残片。1959年Brunn首次提出把蛇绿岩的研究与大西洋中脊进行类比。1973年，都城秋穗对特罗多斯蛇绿岩的洋壳属性首先提出了异议，认为是岛弧中形成的，随之有了蛇绿岩的多样性（R.G.Coleman，1977）。1972年9月，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）是可与洋壳对比的特定的镁铁质至超镁铁质岩的岩石组合；2）发育完整的蛇绿岩层序由下而上包括变质橄榄岩、堆积杂岩、席状镁铁质岩墙群和枕状镁铁质火山杂岩；

3）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。4）蛇绿岩不应作为一种岩石名称或填图单元；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因支配。层状堆晶岩橄榄辉长岩辉石岩橄榄岩①②块状－非堆积深成岩闪长岩斜长花岗岩辉长岩镁铁质席状-岩墙状杂岩③枕状、块状基性熔岩④深海沉积（放射虫硅质岩）或深海扇浅海沉积不整合面蛇绿岩套剖面示意图变质超镁铁质岩变质橄榄岩。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。。世界不同地区的蛇绿岩

现代蛇绿岩概念——是一个岩石组合术语，它包括了洋壳和上地