《11玄武质岩浆的形成和演化》由会员分享，可在线阅读，更多相关《11玄武质岩浆的形成和演化（11页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、玄武质岩浆形成和演化的研究编者：赵 雷（1）王宣军（2）摘要：本文从全球构造的角度讨论了岩浆形成和演化的一些基本概念和原理。在火成岩成因研 究方面，这些概念/原理是科学的解释地球化学数据（如微量元素、放射性同位素等）所必需的 基础。这些原理也有助于更好地使用野外观察资料，而且有助于更好地理解和基性岩浆作用有 关的矿床的成因。这些原理主要是基于玄武岩浆系统的，但是它们也有条件地适合于其它岩浆 系统。本文作者对一些规模小、但是分布广泛的火成岩的成因提出了个人的观点，这些观点是 基于观察和逻辑推理而提出的，尚有待验证。1. 简介岩浆的形成是地球热演化的结果，它可能是导致地球历史上地球物质发生化学分异
2、从成分大致 均一的原始地球（球粒陨石质）到现代具有层圈结构的地球（即金属内核、硅酸盐岩地幔和地壳各 层圈之间存在着不同尺度的成分不均一）的最有效的过程。另外，岩浆在冷却过程、以至在浅层和 围岩的同化作用过程中的演化可能是导致不同化学、矿物成分和不同结构的火成岩、不同的岩石序列和 岩石类型的直接过程；当然，原始 /母岩浆化学成分上的差异在岩石的多样性方面可能也是一个主导因 素。重要的是，和火成岩成因有关的矿化作用是岩浆演化 /同化作用的伴生过程。因此，理解岩浆形成和 演化的基本概念是十分重要的。不幸的是，当前对火成岩成因的研究中忽略了对岩石成因最基本的物理 概念的重视，而主要或有时全部把注意力放
3、在对微量元素和同位素数据的解释上。诚然，地球化学数据 至关重要，但是如果不是在对岩浆形成的基本原理清楚理解的前提下而对这些数据作出的解释是很值得 怀疑的。本文旨在讨论理解地球化学数据和火成岩形成构造环境所必备的有关岩浆形成的基本概念。我 集中讨论玄武质岩浆系统，但是所讨论的一些基本原理也适用于其它火成岩岩浆系统。2. 岩浆形成的概念2.1. 部分熔融-全熔玄武质岩浆是地幔橄榄岩在上地幔部分熔融的产物。现今地幔的热梯度不会造成全熔。从物理的角 度讲，熔浆会被不断从熔融场所抽取和转移开来，另外从地球总的热量的角度考虑，全熔在地幔和地壳 均是不可能的。因此，无论源区岩石的性质怎么样，也不管是什么类型
4、的岩浆（例如，金伯利岩、橄榄 岩、玄武岩和花岗质岩浆），都是部分熔融、而非全熔的结果。部分熔融有两个产物：熔浆和残留物， 熔浆代表源岩中易熔的组分，而残留物代表源岩中较难熔的组分。熔浆的总成分只会较其源岩更富长英 质（例如，高Si02）或称贫铁镁质（低FeO和MgO,低MgO/FeO）。换句话讲，玄武质熔浆是由地幔橄榄 岩部分熔融产生的，而玄武质岩石的部分熔融产生不出玄武岩，只会形成更富硅的熔浆（例如，奥长花 岗岩、英云闪长岩和其它花岗质岩浆）。相反，熔融残留物则变得贫长英质和富铁镁质（高MgO/FeO）, 而且比源岩更加难熔。总之，部分熔融作用是一个将单一的、可能是均一的源岩转变为化学成分上
5、不同 的两种岩石的过程： （1）熔浆（或岩浆），随着冷凝/同化作用，演化为具有不同矿物组合、结构和总体 成分的各种火成岩；（2）难熔残留物或残留岩。值得指出的是最微量（minor）和痕量（trace）的元素对于部分熔融作用非常敏感。例如，在地幔 橄榄岩的部分熔融过程中，不相容元素倾向于进入玄武质熔浆，而相容元素倾向于留在固体残留物中。 在由冷却作用导致的岩浆结晶/分异过程中，元素的分异趋势是一样的，只是程度稍小而已不相容元 素趋向于不断地向残留熔浆中集中，而那些相容元素主要进入了结晶的晶体中去。部分熔融和岩浆演 化，对于主量、微量和痕量元素的分馏而言，作用是一样的，只是效率不同而已。鉴于岩浆形
6、成是地球 热演化的结果的事实，而且现在和整个地球历史上在全球范围内广泛发生，因此很明显为什么岩浆形成 是导致地球物质化学分异的最有效的过程。2.2. 地幔熔融的原因地幔熔融或玄武质岩浆形成的原因，如图1的上部P-T 图所示，是很容易理解的。固相线和液相线的概念是非常 直观的。一块位于固相线之下（下固相线条件）A处的岩 石，不论它确切的是处于什么部位，它总是保持固态的； 如果这块岩石位于液相线之上（上液相线条件）的C处， 这块岩石将被完全熔融或称经历全熔作用；如果这块岩石 置于固相线和液相线之间，例如 B处，只有部分会被熔 融，此即所谓的部分熔融概念。理论上讲，产生的熔浆的 量或熔融的程度（熔浆
7、和未发生熔融以前的源岩的比值） 取决于B点的位置，从接近于固相线的 0%到接近于液相 线的 100%。因为完全熔融是不可能的（见上文），从岩 浆形成的角度讲，液相线是没有什么实际意义的。让我们 仔细地分析一下固相线的重要性。Mechanisms of melting:(1) Decompression (-AP, e.g., MORs, Hotspots/plumes)(2) Add it ion of H?O (and alkalis) (- APre.g., Arcs/subduction zones)(3) Heating (AT, e.g., crustal melting, gran
8、ite/granitoid due to basaltic magma intrusion/underplating or possibly internal heatiung due to K-U-Th heat accumulation)图1.岩浆产生的三端元机制示意图一一压力（P）-温 度（T）演化图。详见正文地球的软流圈地幔一一玄武质岩浆的橄榄岩源岩一一 主要呈固态，处于下固相线条件，如图1的A点。为了从 固态岩石中产生熔浆，需要将岩石移至固相线或固相线以 上，只有三种方式可以做到这点（图1下部）：（1）通过 加热提高岩石的温度（+ T） -即水平向右将岩石从A移 至固相线或固相线之上
9、；（2）减压：把岩石垂直向上从A 提升至固相线或固相线之上（-P） ； （3）由于固相线是物 质的性质，它在P-T图上的位置取决于总的成分。对于处 于A点的成分相同的源岩，加水（+ P，以及碱性和挥发 性组分），会改变岩石的物理特性，使固相线向低温方向 迁移。换句话讲，处于A点的“干”岩石将位于新的湿固 相线之上，从而导致部分熔融（图1）。从概念的角度， 值得指出的是上述为三种（仅有的三种）能够导致地幔部 分熔融和产生玄武质岩浆的端元机制。实际上，这三种机制可能共同起作用，尽管在具体的一个构造背 景中，可能某一个机制起主导作用。还要指出的是这里讨论的这些原理也适用于地壳熔融而产生花岗质 岩浆的
10、过程，除非当地壳花岗质源岩的固相线在P-T图上局部显示负斜率时，情况会一定程度地变得复 杂。2.3. 玄武质岩浆的产生和构造背景板块构造和地幔柱构造很好地解释了地球上玄武质火山作用的发生和玄武质岩石的分布。板块 构造理论描述沿着相邻的板块的边界部位的相对运动和构造活动。经典的板块构造理论假设板块内部是 刚性的，基于这一假设而定义了三种类型板块边界：（1）离散边界（例如，洋脊、弧后扩张中心、大陆裂谷 系统），（2）汇聚中心（例如，大洋和大洋板块之间、大洋-大陆板块之间的俯冲带，以及陆-陆碰撞带），（3） 转换断层系统。后来认识到许多板块不是刚性的，而是存在内部变形作用，从而也就有了第四种板块边
11、界叫做弥散型板块边界（diffuse plate boundaries） Gordon, 1998。例如，中国西部的许多造山带（尽管它们都位于“单一”的欧亚板块内部）都是弥散型板块边界，因为都很易于恢复活动，频繁的地 震和一些小规模的年轻的火山作用即是证据。大规模的火山作用发生在第一和第二类板块边界，很少发 生在转换断层内，更少发生在所谓的弥散型板块边界。事实上，这一观察告诉我们在板块构造背景中岩 浆是如何产生的。2.3.1. 离散型板块边界部位岩浆的产生2.3.1.1. 洋中脊玄武岩（M0RB）是减压作用的产物在板块构造体制中，洋中脊的地质作用均是伴随板块的分离产生的，从这种意义上讲，大洋中
12、脊主 要表现为被动的性质。板快分离导致一个重力“空缺”（void），而软流圈地幔物质则被动地上升来充填 这一“空缺”。被动上升使处于固相线下的物质（图1的A点）几乎垂直地沿着一条绝热线上升至固相 线，造成减压或压力释放熔融。因此，MORB是在板块沿洋中脊分离导致地幔物质上升而发生减压熔融 的产物（图1）。绝热线是一个热梯度或路径，沿着它软流圈地幔物质发生上升，而在上升过程中没有 发生热的损失。随着深度的变浅而发生的温度的微弱降低（1.8C/kbar）是由体积膨胀造成的（图 2）。随着熔融，由于熔浆比固体物质比热 大，上升/熔融的地幔的绝热线是较陡的（6C/kbar，见图 2）。由于MORB的源
13、区橄榄岩在不相容元素和挥发组分方面是非常亏损的，因此在源区不可能存在能促Temperature C（） 进洋中脊之下物质的熔融的过剩水。同样，洋 中脊的被动特性表明也没有过剩的热的存在， 因此洋中脊之下岩浆的产生，热的作用也不 大。沿弧后盆地的扩张中心形成的玄武岩（或 BABB -弧后盆地玄武岩）和MORB具有共同 的成因，尽管弧后盆地的产生仍然还是一个 谜，而且BABB的成分和MORB也存在某些差 异这种差异主要是由于熔融区的流体相物 质的加入导致的。2.3.1.2. 大陆裂谷或岩石圈拉伸导致减压熔融 而产生的岩浆1020O304050图20地幔固相线（据McKenzie和Bickle198
14、8)、AdiabatTkar of decompression melting mantle (supersolidus)Adiabat/.STkor of upwelling mantle (subsolidus)洋中脊之下地幔 上涌和地幔柱的绝热梯度定量图示。正常上地幔（如位于洋中脊之下的 地幔）的地幔潜在温度尚存在争议。McKenzie和Bickle 1988建议的 数值是 Tp= 1280C，但是 Niu 等2001和 Fang和 Niu J. Petrol., 出版中建议的数值1350C可能是最小值。“热”地幔柱的地幔潜在 温度通常被认为在1400C-1500C范围内，但是真正的数值
15、可能是变 化的。可能一些所谓的热点可能不真热（参见正文）。总之，地幔越 热，上涌地幔和固相线相交叉的深度越大，因而发生熔融的深度也就越 大。1000 1,12。0 , 13001400 , 1500 1 iqoo 1 17000尽管大陆上裂谷（例如，美国新墨西哥州 的 Rio Grade 裂谷、东非裂谷系）或者明显的 岩石圈拉伸区（例如，美国西部的盆岭区）通 常被认为具有板块内部特征，但是这些裂谷可 能发展成大洋盆地，例如红海。在这种情况 下，将裂谷/拉伸作用和位于离散板块边界头部 之下的岩浆作用联系起来讨论会更方便。尽管 东非裂谷的北端可能遭受所谓 Afar 热点的影 响，和多数裂谷系统或大
16、陆拉伸区有关的小规 模的火山作用主要是软流圈被动上升而发生减 压熔融的结果，这和MORB的情形一样。但是，和裂谷有关的岩浆多数富含碱性物质、挥发分和其它不相 容元素。这些特征是另外两个因素起作用的结果：（1） 和大洋中脊相比，拉伸区或裂谷早期阶段的岩石 圈是相当厚的，加之拉伸/裂开的速率很慢（若干mm/yr），只会导致有限的减压熔融。其结果是，深 的和低程度的熔融必然产生富集挥发分和不相容元素的碱性熔浆。（2） 大陆之下岩石圈深部在其历史上 往往会由于交代产生的熔浆而发生富化，交代熔浆为易熔的岩石类型（例如，含金云母、角闪石的石榴 石辉石岩小岩墙或岩脉，以至颗粒之间的熔浆）这些易熔组分对在大陆裂谷系统中形成的岩浆是有贡献 的。这一推论得到了如下事实的佐证：一旦裂谷开始演变成大洋盆地，亏损的MORB地幔将占主导地位。 例如，红海即是一个很好的例子。2.3.
