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1、盆地发育构造背景的火成岩分析多媒体电子教案西北大学地质系赖绍聪2002年6月概述二十世纪初期，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 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分布，增加了北极岩套(Arctic Suite)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
2、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(图1)。 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，
3、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(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。岩浆产生与板块构造相互关系沉积盆地的形成与发育与板块构造的演化有着十分密切的关系。当 把各种类型的沉积盆地纳入板块构造范畴内时，则可将这些
4、沉积盆地归结 为四类：(1)与板块内部构造有关的沉积盆地(大陆克拉通，大洋板块)；(2)与板块扩张带(离散型边缘)有关的沉积盆地； (3)与板块接合带有关的沉积盆地(聚敛型边缘)； (4)过渡型(转换型)沉积盆地。1、板内岩浆活动 及与板内环境有关的沉积盆地1.1大陆克拉通区 1.1.1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。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。
5、1.1.2大陆克拉通区的沉积盆地克拉通盆地包括地台盆地和稳定大陆边缘盆地。它们具有与大洋盆地同样的沉降 幅度，说明大洋和大陆之下岩石圈厚度是大体相同的，深部的温度分布是类似的。克拉通盆地的沉降可以由岩石圈伸展作用和随热穹隆作用后的收缩作用产生。上涌的软流圈或地幔热柱除产生上面所讨论的有关大陆克拉通岩浆活动处，另一 个重要方面是使岩石圈成为穹窿，而上隆的地壳被剥蚀，继成穹作用之后的热收缩 产生了地台盆地，或在开阔大洋四周产生一系列的边缘盆地。稳定大陆边缘的沉陷还可以由大陆地壳的变薄所产生，这种地壳变薄是由相对可 伸展的下部地壳向大洋下的上地幔的逐渐蠕动而引起的。另外，拗陷中沉积物的堆积使岩石圈负
6、载加重，也可引起进一步的沉陷，但计算 表明，与其它效应相比，沉积物载荷作用对沉陷的贡献要次要得多。而许多宽广平阔的盆地往往是拗拉谷再生的继承性盆地，它们的形成与克拉通基 底构造对盆地的控制有关。部分克拉通盆地是由于受到相邻板块运动的影响，大陆岩石圈板块内部发生形变 产生沉降而成。1.2 大洋板块 1.2.1 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
7、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(图2)。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
8、及程度减小，结 果产生小体积的碱性玄武岩。1.2.2 大洋板内的沉积盆地位于洋中脊与大陆边缘之间的大洋盆地，是由于伴随海底扩张的热构造效 应而沉降。洋脊推力和大陆边缘的阻力使整个盆地处于比较微弱的挤压应力 状态。需要指出的是，大洋盆地中沉积作用除受到气候带、接近大陆边缘的程度 及海底扩张的影响外，还与大洋板内岩浆活动形成的火山岛链(海山)的分布 状况密切相关。在火山岛链附近，熔岩物质、火山碎屑物将是沉积物的主要组分，海底火 山锥还常常成为碳酸盐礁和它们周围的沉积岩裙的基底。2 离散型板块边缘岩浆活动 及与离散型边缘有关的沉积盆地 2.1 大陆裂谷系岩浆活动及与大陆裂谷系有关的沉积盆地 2.1.
9、1 大陆裂谷系岩浆活动及其火成岩组合裂谷带(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(图6a)，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
10、(intracontinental rift)(图6b) 。 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
11、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
12、力释放，产生较弱的火山活动生成碱质岩浆。2.1.2大陆裂谷沉积盆地大陆裂谷盆地是由于大陆地壳不断变薄而使盆地沉降，同时，两侧陆块 的不断剥蚀和盆地中沉积物的不断堆积也使岩石圈均衡沉降；不断隆起的 大陆断块是主要的蚀源地，沉积主要在大陆环境中发生，沉积组合是以与 碱性或拉斑质陆相喷发岩成互层的大陆红层为特征。2.2 陆间裂谷系岩浆活动及与陆间裂谷有关的沉积盆地 2.2.1 陆间裂谷系岩浆活动及其火成岩组合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
13、 ，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。2.2.2 陆间裂谷沉积盆地陆间裂谷的沉积是在过渡地壳或洋壳基底上堆积的，这种
14、远比一般陆壳薄 很多并在继续变薄的基底，以及在变薄同时地壳中发生的失热沉降，是引起 盆地沉降和海水侵入的主要原因。过渡地壳的产生，一方面是通过陆壳的伸展变薄，形成厚度薄于一般陆壳 但性质与陆壳相似的准大陆地壳；另一方面，由于凹陷内的火山活动和同期 的沉积作用，形成了包括熔岩流、岩墙、岩床和海相沉积等火成组分与沉积 组分相混杂的地壳剖面，从而产生一种厚度大于一般大洋地壳但属于大洋性 质的准大洋地壳。其沉积类型以红层熔岩浊积岩组合为特征(图7)。2.3 大洋中脊岩浆活动及与洋中脊有关的沉积盆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
15、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(MORBmid 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(K2O100km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
16、含量的熔浆，从100150km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100150km深处消 减带上升的含水辉石岩底劈岩块来说：如果在10060km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6040km内发生局部熔浆分离，则形成玄武安山岩岩浆；如果在4020km
