岩浆岩成因导论课件第四章 不同构造环境的岩浆岩组合成生.ppt

第四章 不同构造环境的岩浆岩共生组合,大洋盆地的岩浆岩共生组合 岛弧/活动大陆边缘岩浆岩共生组合 稳定大陆的岩浆岩共生组合,20世纪60年代，随着板块学说的建立，岩浆成因和岩浆岩成分变化规律被赋予了全新的地质构造含义。不同岩浆岩岩石系列与全球构造的关系，也即岩浆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，每个系列都由侵入地壳中或喷出于其上的一组紧密相关的岩浆岩组合组成。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岩浆岩的共生组合有着完全不同的分布特点。,20世纪 80年代以来，把岩浆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、岩浆岩组合以及岩浆成因机制，从而使得岩浆岩大地构造学作为一门新的地质学科日趋完善。,当今科学发展的一个重要特点是各学科的相互渗透交叉、地质学中的板块构造学、岩石学与地球化学的发展，以及分析手段、分析精度的提高，使总结岩石学特征与大地构造环境关系方面的论文如雨后春笋般地涌现出来。正如已故张文佑教授在岩石学研究的发刊词1981中所说，由于学科相互渗透和边缘学科的不断涌现，一个新的分支学科-岩石大地构造学正在形成。它是介于岩石学、大地构造学和地球化学之间的一个边缘学科。,许多地球物理资料表明，地球表层（包括地壳在内的整个岩石圈）由一些厚50150Km的刚性块体板块（Plate）结合而成，这些板块依附着于塑性较大的软流圈之上。由于地幔对流和地幔物质从洋中脊涌出所形成的新洋壳向两侧扩张，就引起板块的运动，产生大洋板块和大洋板块、大洋板块和大陆板块以及大陆板块和大陆板块之间的相互作用。各板块内部是相对稳定的区域，岩浆活动不如板块边缘地带强烈。,卡迈克尔（I.S.E.Carmichael）根据板块学说，从全球构造观点出发，对火成岩组合进行了详细的划分：（一）大洋盆地玄武岩组合1、洋中脊玄武岩（深海拉斑玄武岩）2、大洋岛屿火山岩系列（二）岛弧和大陆边缘的安山岩及其共生的火山岩1、现代安山岩及其伴生的玄武岩和流纹岩2、地槽火山岩 即细碧岩角斑岩,（三）大陆拉斑玄武岩区1、溢流拉斑玄武岩及其相当的侵入岩2、分异的拉斑玄武岩床3、辉绿岩岩墙群4、拉斑玄武岩与碱性玄武岩混合的岩区5、层状基性侵入体（四）大陆深源的镁铁质岩浆1、大陆碱性玄武岩和霞石岩岩浆系列2、煌斑岩3、成分极端的火山岩系列超钾质岩浆系列碳酸岩金伯利岩（五）大陆深成岩区的岩石1、花岗质杂岩2、前寒武纪斜长岩体3、造山带超镁铁质岩同心环状超镁铁质杂岩阿尔卑斯型超镁铁岩,一、大洋盆地的岩浆岩共生组合 大洋盆地构成了地球表面积的2/3以上，其底部在沉积层之下广泛覆盖着大洋拉斑玄武岩，这些火山岩主要产生于大洋脊，一些大洋岛和海山火山岩则是地幔热缕的活动产物。,洋中脊的地貌特征,大洋脊是不断增生新洋壳的地方，大洋岩石圈沿大洋脊向两侧扩张，其下方处于塑性状态的上地幔物质随之逐渐上升。至一定高度时，地幔物质即发生部分熔融而生成拉斑玄武岩浆，于大洋脊上方形成新的玄武质洋壳，新产生的洋壳在拉张应力作用下又不断地向两侧运动。整个大洋壳主要由这种拉斑玄武岩组成。,洋中脊的岩浆活动示意图,洋中脊的扩张是主动还是被动？,Mid-ocean ridge,Sea level,洋脊系统的地幔物质涌出与洋壳生长,沉积物,熔岩,岩墙杂岩,辉长岩，正在岩浆房结晶,层状堆晶橄榄岩,亏损的方辉橄榄岩,上升的熔融体,洋中脊的结构,典型的洋壳结构,沉积物,熔岩,岩墙杂岩,辉长岩,层状堆晶橄榄岩,上地幔,层状堆晶辉长岩,这个洋壳结构与蛇绿岩套相同吗？,Oceanic Crust and Upper Mantle Structure,Typical Ophiolite,Figure 13-3.Lithology and thickness of a typical ophiolite sequence,based on the Samial Ophiolite in Oman.After Boudier and Nicolas(1985)Earth Planet.Sci.Lett.,76,84-92.,Layer 1 A thin layer of pelagic sediment,Oceanic Crust and Upper Mantle Structure,Figure 13-4.Modified after Brown and Mussett(1993)The Inaccessible Earth:An Integrated View of Its Structure and Composition.Chapman&Hall.London.,Layer 2 is basaltic Subdivided into two sub-layers,Layer 2A&B=pillow basaltsLayer 2C=vertical sheeted dikes,Oceanic Crust and Upper Mantle Structure,Figure 13-4.Modified after Brown and Mussett(1993)The Inaccessible Earth:An Integrated View of Its Structure and Composition.Chapman&Hall.London.,Layer 3 more complex and controversialBelieved to be mostly gabbros,crystallized from a shallow axial magma chamber(feeds the dikes and basalts),Layer 3A=upper isotropic and lower,somewhat foliated(“transitional”)gabbrosLayer 3B is more layered,&may exhibit cumulate textures,Discontinuous diorite and tonalite(“plagiogranite”)bodies=late differentiated liquids,Oceanic Crust and Upper Mantle Structure,Figure 13-3.Lithology and thickness of a typical ophiolite sequence,based on the Samial Ophiolite in Oman.After Boudier and Nicolas(1985)Earth Planet.Sci.Lett.,76,84-92.,Layer 4=ultramafic rocks,Ophiolites:base of 3B grades into layered cumulate wehrlite&gabbro Wehrlite intruded into layered gabbrosBelow cumulate dunite with harzburgite xenolithsBelow this is a tectonite harzburgite and dunite(unmelted residuum of the original mantle),1、大洋脊火山岩组合 除表层的沉积物外，大洋脊的岩石自上而下有：枕状构造的拉斑玄武岩、粒玄岩、辉长岩、绿片岩相角闪岩相的基性变质岩、超镁铁岩类，大洋底的岩石类型是拉斑玄武岩，大多属于橄榄拉斑玄武岩。,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，洋脊拉斑玄武岩浆是在小于30 km深度内，由部分亏损地幔橄榄岩经2030%的部分熔融产生的。当岩浆喷出至大洋壳表层时形成枕状构造的熔岩，于地下形成粒玄岩和辉长岩。产于辉长岩下部或洋脊裂谷壁的蛇纹石化橄榄岩可能是玄武岩浆的分异产物，也可能是部分熔融的残余固相。,1-含橄榄石斑晶的普通深海拉斑玄武岩平均成分 2含斜长石斑晶的普通深海拉斑玄武岩平均成分 3夏威夷拉斑玄武岩平均成分 4日本伊豆箱根地区无斑拉斑玄武岩平均成分 5日本伊豆箱根地区无斑钙碱性系列早期火山岩的平均成分,大洋脊、夏威夷及弧状列岛的玄武岩,大洋拉斑玄武岩的特征：1、斑晶或为橄榄石或为斜长石，或两者兼而有之。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、镁铁比值低，FeO*/MgO=0.7-2.2，Fe2O3/FeO0.4，而CaO含量高,高钛(TiO2为0.72.3%)，P2O5含量低(0.25%)3、K2O含量低（0.4），但Na2O含量较高，仍属于高碱拉斑玄武岩 4、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低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。而K/Rb比值高（5002000）5、Rb/Sr、Th/U比值低，而且（87Sr/86Sr）0也很低（0.7029-0.7035)。,洋中脊稀土元素配分模式图,大洋拉斑玄武岩具有较低的FeO*/MgO比值，系部分熔融程度高所致，当上地幔橄榄岩发生部分熔融时，K、Rb、Sr、Ba以及稀土元素等易首先进入熔体相，而且Rb比K、Sr更易被融入熔体相。经历了多次熔融旋回的地幔橄榄岩的K/Rb比值愈来愈高，而Rb/Sr比值愈来愈低，因此较晚地质时期，由亏损上地幔橄榄岩部分熔融生成的拉斑玄武岩，具有高的K/Rb比值和低的87Sr/86Sr。,亏损地幔的贡献大洋地壳的形成,洋中脊岩石的特征,1)典型的洋中脊玄武岩（MORB/OFB）是橄榄拉斑玄武岩，包括海底熔岩和岩墙群。2)不同地点的MORB具有很窄的主元素变化范围，表明许多洋中脊岩浆的源区和岩浆形成和演化的过程是类似的。3)洋中脊玄武岩大部分由亏损地幔部分熔融形成，少部分由富集地幔部分熔融形成。它们分别称为NMORB与EMORB。4)NMORB与EMORB在主元素组成上没有差别，在微量元素的组成上有差别。EMORB富集不相容元素。,2、大洋岛屿火山岩组合 大洋岛屿火山岩岩石类型繁多，不同岛屿形成不同的岩石系列，Carmichael等1974曾划分出以下岩石系列：霞石岩响岩系列 碧玄岩碱性玄武岩响岩系列 碱性玄武岩粗面岩（响岩）系列 钾质碱性玄武岩粗面岩（响岩）系列 橄榄拉斑玄武岩石英粗面岩（流纹岩）系列 拉斑玄武岩低铝安山岩石英粗面岩（响岩）系列,大洋岛火山岩组合共同特征：（1）大洋岛屿和海山多由碱性系列的火山岩组成，碱性橄榄玄武岩占主导地位，伴生粗面岩和响岩。火山岩的成分随喷发时代而变化。如夏威夷群岛最初为拉斑玄武质火山喷发，晚期为碱性玄武岩，年代越轻，出露位置越高的熔岩流中，碱性熔岩比例越大，碱性越强，出现碧玄岩、霞石岩等SiO2强烈不饱和的火山岩。大洋岛屿的火山岩都是年轻的，有的至今仍在喷发。,（2）碱性橄榄玄武岩含标准矿物霞石，含大量实际矿物橄榄石，呈斑晶和基质产出，辉石为含钛的普通辉石。拉斑玄武岩有两种辉石，一种为钙质的透辉石，另一种是贫钙的紫苏辉石或易变辉石，橄榄石只呈斑晶出现。（3）K/Rb 比值为500，87Sr/86Sr初始比值具有较宽的变化范围0.702-0.706，稀土元素模式为具有富轻稀土贫重稀土的特征。（4）与大洋拉斑玄武岩相比，稍富K2O，较贫Na2O（5）大洋岛屿的母岩浆是地幔岩石部分和完全熔融产生的玄武岩浆，经结晶分异作用产生不同类型的岩石组合。,在大洋深海平原上形成的火山岛屿（如夏威夷群岛）和无数海山，是大洋盆地内部的岩浆活动的产物，与大洋中脊相比，大洋盆地内的岩浆活动规模要小得多。夏威夷群岛火山链是大洋岛火山岩的典型代表，火山链由北西向排列的一系列火山岛组成。,夏威夷群岛位于北太平洋上，总面积为6.425平方英里，人口数约为110万人，首府位于欧胡岛上的檀香山（honolulu）。夏威夷属于海岛型气候，终年有季风调节，每年温度约在摄氏26度至31度。整个夏威夷群岛均是火山爆发而形成的大大小小岛屿，主要的八个岛屿分别是：欧胡岛（oahu）、茂宜岛（maui）、大岛（big island）、可爱岛（kauai）、莫洛凯岛（molokai）、拉纳岛（lanai）、尼豪岛（niihau）及卡霍奥拉韦岛（kahoolawe）。,夏威夷群岛是群岛中最大的岛屿，岛上的基拉韦厄和冒纳罗亚火山都是世界上活动力旺盛的火山。,二、岛弧及活动大陆边缘岩浆岩共生组合 岛弧及活动大陆边缘带是地球上大规模岩浆活动的地区，广泛生成不同类型的岩浆岩组合，岩浆岩的性质、分布受着大地构造环境和构造发展阶段的制约。,主要的岩石系列如下：（一）拉斑玄武岩系列（TH）和钙碱性系列（CA）的火山岩（二）橄榄安粗岩系列（三）碱性橄榄玄武岩系列（四）细碧岩角斑岩系列（五）阿尔卑斯型超镁铁质岩体和蛇绿岩套（六）阿拉斯加型环状超镁铁质岩体（七）花岗质岩体,东太平洋俯冲带及海沟-山弧系,俯冲带的热结构,俯冲洋壳的脱水和部分熔融,岛弧岩浆活动的时空变化,岛弧岩浆活动的时空变化,1)岛弧火山岩存在成分极性，从俯冲带向岛弧方向，依次出现拉斑玄武岩浆系列、钙碱性岩浆系列和碱性岩浆系列 2)岛弧岩浆岩的岩石类型多样，主元素有较大的变化范围。3)岛弧拉斑玄武岩微量元素以Nb、Zr、Ti的负异常为特征。4)岛弧拉斑玄武岩来自富集地幔楔，俯冲的大洋地壳脱水造成富集地幔楔。5)岛弧岩浆活动伴随有同化作用，结晶分异作用，混染作用等等,（一）拉斑玄武岩系列（TH）和钙碱性系列（CA）（1）拉斑玄武岩系列（TH）,本系列包括大量基性（岛弧拉斑玄武岩）、少量中性岩（冰岛岩，富Fe,低K,低Al）和更少量的酸性岩（铁质英安岩、流纹岩）。化学成分：SiO2：48-63%；低钾：K2O1%；TiO2含量低，Na2O/K2O高达5-40%，Rb、Sr、Ba、Th、U、等离子亲石元素含量很低（Rb=1-30ppm、Sr=100-300ppm，Ba=10-100ppm）矿物成分：主要暗色矿物：辉石、含少量或不含橄榄石，基本不含角闪石、黑云母。浅色矿物：斜长石（斑晶为钙长石-培长石、基质为拉长石）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：1）大洋中脊拉斑玄武岩 2）岛弧拉斑玄武岩 3）大洋岛拉斑玄武岩 4）大陆（裂谷）拉斑玄武岩,（2）钙碱性系列（CA）,通常称为正常系列，喷出岩以安山岩为主，侵入岩以花岗闪长岩为主，本系列包括高铝玄武岩（SiO268%），其中以安山岩最常见，其次是英安岩、流纹岩、橄榄安粗岩。化学成分：SiO2弱饱和、K2O、TiO2及大离子亲石元素含量均较拉斑玄武岩系列高。如：Rb：10-90ppm；Sr、Ba含量为200-400ppm。Al2O3含量高，在安山岩 为16-18%，轻稀土元素富集LREE升高。矿物成分:普遍含有角闪石和黑云母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。其形成环境为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）很有意义。,岛弧拉斑玄武岩与钙碱性系列火山岩的特征：1、钙碱性系列的玄武岩和安山岩以高铝为特征，TiO2含量低，K2O要高些。2、岛弧拉斑玄武岩属于贫K2O的低钾拉斑玄武岩，与大洋拉斑玄武岩和大洋岛拉斑玄武岩相似，但它又是贫Na2O的低碱拉斑玄武岩，这一点则与大洋岛拉斑玄武岩接近。贫TiO2是岛弧拉斑玄武岩的重要特征。3、岛弧拉斑玄武岩K/Rb比值为500-1000，介于大洋拉斑玄武岩（500-2000）与大洋岛玄武岩（500）之间。（87Sr/86Sr）0为0.703-0.705，接近于大洋岛拉斑玄武岩，稀土模式主要为平坦的贫轻稀土、富重稀土型，与大洋拉斑玄武岩相似。钙碱性系列火山岩类的K/Rb为250500，富轻稀土，有两组（87Sr/86Sr）0，一组为0.703-0.705，另一组为0.706-0.710，前者主要分布于大洋侧，后者分布于大陆侧。,不同岩浆系列的演化途径不同,fO2高,fO2低,拉斑玄武岩系列,钙碱性系列,（二）橄榄安粗岩系列 岛弧大陆边缘造山带还出现一组高钾的硅酸近饱和的橄榄安粗岩系列，常于拉斑玄武岩系列和钙碱性系列火山岩密切共生，在一个造山带岩浆演化序列中，橄榄安粗岩是较年轻的。根据主要元素的化学组成而定义的。G.W.Morrison(1998)根据SiO2含量将橄榄安粗岩的岩石类型分为：SiO263%的英安岩。该系列中玄武岩和玄武安山岩占优势。,特点：（1）Fe2O3/FeO、Al2O3、Na2OK2O、K2O和轻离子亲石元素（P、Pb、Sr、Ba、Rb、轻稀土元素）等含量高，而TiO2和SiO2饱和度低可区别于其他岩石组合，与拉斑玄武岩系列岩石的区别：Fe2O3/FeO、Al2O3、Na2OK2O、P、Rb、Sr、Ba、Pb和轻稀土等含量均较高，而SiO2饱和度、铁富集量、钙和标准紫苏辉石分子较低。（2）在橄榄安粗岩系列中，与K共存的元素（Pa、Ba、Sr、Ra）高度富集，其数值近于碱性橄榄玄武岩的两倍，可达岛弧拉斑玄武岩的十倍。Th、U、V和Cu的丰度比其他组合高，Y和Zr则低，Cr、Ni、Co和Sc高于岛弧拉斑玄武岩或钙碱性系列岩石，而低于碱性橄榄玄武岩。Rb、Ba、Sr、Pb、Th、U、Y、Zr的含量随SiO2的增加而增加，而Cu、Ni、Co和Cr则相反。稀土元素呈现出与钙碱性和碱性橄榄玄武岩系列类似的富轻稀土元素的模式。,（3）若干地区的橄榄安粗岩系列的研究表明，它是一定构造环境的产物。在拉斑玄武岩系列钙碱性系列橄榄安粗岩系列的演进序列中，橄榄安粗岩一般比其他岩石系列年轻，层位也高。（4）橄榄安粗岩系列的岩浆形成与消减带的较深部位，即远离海沟。（5）橄榄安粗岩系列形成于岛弧的成熟阶段和相对稳定的环境，通常位于岛弧内部产生的断块和隆起之上。,（三）碱性橄榄玄武岩系列（A）,本系列包括：碱性橄榄玄武岩、霞石岩、粗面岩、响岩、碱性流纹岩。碱性橄榄玄武岩系列的碱性玄武岩与亚碱性玄武岩（包括钙碱性系列和拉斑玄武岩系列）相比：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达75-120ppm，Sr、Ba含量分别为700-1000ppm；具富集型稀土元素分配型式，LREE含量高。矿物成分：斜长石以中长石常见，含碱性长石和似长石。,上述的岩浆岩系列的分布与板块构造密切相关，据K.C.Condie(1982)研究它们与板块构造关系如表所示。,由上表可以看出：不同系列岩浆岩的分布与地表和上地幔所处的构造应力条件有关，在拉张应力环境下以出现TH为特点，在挤压应力环境下则主要为CA，在应力作用微弱的地区，如大型海洋盆地和大陆克拉通区，则常出现A或TH。,不同岩石系列的玄武岩的化学成分（据Morrison，1980）,对于玄武质岩石，SiO2的过饱和、饱和、不饱和是产生不同的岩浆岩组合之间序列性差异的最主要原因。(Cross,Iddings,Pirsson and Wshington 1903年提出的标准矿物计算法CIPW)SiO2过饱和,石英+紫苏辉石 SiO2饱和,橄榄石+紫苏辉石SiO2不饱和,石榴石+霞石/白榴石,（四）细碧岩角斑岩系列 产于岛弧大陆边缘优地槽中，它是地槽发展早期海底火山作用的产物，在地槽堆积剖面中居于下部地层。该系列由高钠质的海底喷发熔岩、凝灰岩和火山沉积岩等岩石组成。火山熔岩主要有细碧岩、角斑岩、石英角斑岩、钠长辉绿岩和钠长斑岩等，以细碧岩占主导地位，其次为角斑岩、石英角斑岩。细碧岩与SiO2相当的岩石相比：Na2O高，而MgO、CaO低。,细碧岩：岩石为浅绿色、具斑状结构或隐晶质结构，杏仁状构造，并常具枕状构造。以钠质斜长石为主要浅色矿物的基性火山岩。,主要矿物为钠长石或钠更长石，普通辉石或透辉石及其变化产物如阳起石、绿泥石、绿帘石、赤铁矿等，斑晶为富钠的斜长石和辉石，辉石一般都被阳起石、绿泥石、绿帘石等交代。细碧岩常与石英角斑岩共生，组成海底喷发的火山岩系，称为细碧岩-石英角斑岩系。,有关成因，认为是水下火山喷发环境中的产物。目前一般认为是洋中脊的海底玄武岩与热的海水相交换交代作用形成的富钠质基性喷出岩，Na2O4。,细 碧 岩单偏光 d=3.6mm由长柱状钠长石组成格架间隙中充填绿帘石及绿泥石,(五）阿尔卑斯型超镁铁岩体和蛇绿岩套 它是岛弧大陆边缘造山带的岩浆活动产物，常与玄武岩、细碧岩、辉绿岩、深海沉积物紧密伴生，构成所谓“蛇绿岩套”。分布特征：沿着褶皱带呈透镜状、似层状或不规则状，与区域构造线一致，岩体成群成带分布。因在阿尔卑斯山首先研究之，故称阿尔卑斯型。岩性组合特征：纯橄榄岩、斜方辉石橄榄岩和单斜辉石岩。岩石蛇纹石化强烈。m/f 7 矿产：产铬铁矿,蛇绿岩套完整剖面（由上而下）：（4）深海沉积，以放射虫硅质岩最为典型（3）枕状玄武岩（2）辉长岩侵入体，有的为辉绿岩墙群（1）底部橄榄岩，以斜辉辉橄岩为主,（六）阿拉斯加型超镁铁岩体 分布特征：主要分布在阿拉斯加东南部和苏联乌拉尔等地，产于造山带，呈同心圆柱状。岩性组合特征：超镁铁岩位于中央部分，向外逐渐过渡为辉长岩和斜长花岗岩。与阿尔卑斯型超镁铁岩体及层状型超基性岩基性岩侵入体的不同在于：它所含的单斜辉石中钙含量更高，不含斜方辉石或斜长石，而含普通角闪石，并含较多的铬铁矿和磁铁矿。,（七）花岗质岩体 是大陆地壳的主要组成部分之一，在现代岛弧和大陆边缘造山带中广泛分布。1、造山带花岗质岩体的地质特征 根据生成时的大地构造环境可分为：一类是造山运动时期形成的花岗岩。另一类是造山运动后侵入的花岗岩，是造山带进入稳定发展阶段时产生的，主要受区域断裂控制，呈带状延伸。2、花岗岩与源岩物质 Chappell和 White(1974)将造山带花岗岩分为I型和S型花岗岩。I型花岗岩的源岩是直接由地幔派生的下部地壳物质。S型花岗岩的源岩是至少曾经在地表经历过一个风化旋回的物质，在沉积岩的形成过程中，铝富集在沉积堆积物中。S型花岗岩总是铝过饱和的。,I型花岗岩与S型花岗岩主要区别（怀特、查佩尔，1974）,3、花岗岩与板块构造皮切尔(W.S.Pitcher)将花岗岩分为:M 型（幔源型）：规模不大的大洋岛屿斜长花岗岩。型（科迪勒拉型）：在活动大陆板块边缘和岛弧产出的，规模较大的辉长岩-石英闪长岩-英云闪长岩组合。型（加里东型）：以花岗闪长岩和花岗岩为代表，为造山作用隆起后生成；S型：主要为过铝质组合，形成于大陆碰撞带或克拉通之上的韧性剪切带；A型（碱性花岗岩）：形成于克拉通隆起带和裂谷带。,对于花岗岩类（SiO2均过饱和），Al2O3Na2O+K2O(碱)关系是岩石类型和岩浆系列划分的主要原则。A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+K2O)A/NK=Al2O3/(Na2O+K2O)铝过饱和岩石，A/CNK 1 钙碱性岩石，A/CNK 1碱过饱和岩石，A/CNK 1,A/NK 1,花岗岩类型与矿物组合,堇青石,红柱石,石榴石,霓石,钠闪石,钠铁闪石,对花岗岩类岩石系列划分,A/CNK与S型，I型，M型和A型花岗岩的关系,三、稳定大陆的岩浆岩共生组合,稳定大陆的岩浆活动受断裂制约，发育于构造上稳定的岩石圈板块上，稳定大陆区岩浆来源比较深，通常出现较多的富碱贫硅的岩石，主要有：（1）拉斑玄武岩碱性橄榄玄武岩系列岩石（2）辉绿岩墙及中心侵入复合岩体（3）辉长岩层状侵入体，它由镁铁质至超镁铁质岩组成，其整体成分相当于拉斑玄武岩。（4）碱性岩组合，在稳定大陆区，沿着大陆裂谷或断裂带广泛分布着不同规模的钾质或钠质的碱性系列岩石（5）花岗岩组合（6）煌斑岩岩墙（7）金伯利岩（8）碳酸岩,沿大陆断裂带广泛分布着拉斑玄武岩系列和碱性橄榄玄武岩系列火山岩和侵入岩形成的岩石组合。玄武岩浆由裂隙群喷溢至地表形成大面积缓倾斜的熔岩流，构成高原，故称高原玄武岩（溢流玄武岩、泛滥玄武岩）高原玄武岩广泛分布在世界各大陆的稳定地块上，分布面积常常很大。,大陆的拉斑玄武岩和碱性橄榄玄武岩的特征：1、拉斑玄武岩具有较低的碱值（尤其是钠）和Ti2O以及较高的SiO2，而碱性橄榄玄武岩Si2O不饱和，碱值和TiO2含量高，大陆拉斑玄武岩与大洋拉斑玄武岩相比，SiO2稍多，Na/K比值低（大洋拉斑玄武岩10，大陆拉斑玄武岩为1.1-3.5)。2、碱性橄榄玄武岩中常见二辉橄榄岩类和辉石类包体，前者来自地幔的捕获体，后者为玄武岩浆早期结晶堆积物。,拉斑玄武岩与碱性橄榄玄武岩的矿物特征对比,各类拉斑玄武岩化学组成特征对比,据Carmichael等（1974）和都城（1974）及其它资料综合,在稳定的大陆地区的裂谷或断裂带上，发育着富含钾长石的偏碱性花岗岩，通常出现在早期被抬升地前寒武纪结晶基底上，也出现于造山带构造岩浆演化的末期非造山环境中。Wones（1979）根据这类花岗岩的“非造山”、“碱性”、“无水”的特征，称其为A型花岗岩。与I型花岗岩相比，具有：（1）Al2O3、MgO和CaO含量较低，FeO*总量较高，K2O/Na2O、（K2ONa2O）/Al2O3比值高（2）Zr、Nb、Y、Ga、Ga/Al、稀土元素含量高（3）挥发组分F、Cl含量高（4）87Sr/86Sr初始比值变化大（0.703-0.720）,煌斑岩一般特征,1、化学成分 SiO2含量一般较低（多数在4050），而FeO、Fe2O3、MgO 以及K2ONa2O的含量则相对较高，常含较多的挥发分（CO2、H2O、S、P2O5）和Ti2O及稀有元素。,2、矿物成分,斑晶主要为深色矿物，最常见的是黑云母和角闪石，辉石次之，橄榄石较少。,浅色矿物是长石（斜长石、正长石、似长石）很少呈斑晶，多呈细粒状，分布于基质中。,3、结构,煌斑结构（Lamprophyric texture）：暗色矿物呈斑晶和基质两种形态产出，不论斑晶或基质常呈完美的自形，故又称全自形晶粒结构。,云 煌 岩河北涞源 单偏光 d=4.8mm具有煌斑结构，部分黑云母变为绿泥石,拉 辉 煌 斑 岩青海茶卡 单偏光 d=4.8mm斑晶为自形的单斜辉石，基质由角闪石、基性斜长石、辉石和少量黑云母组成。,金伯利岩（Kimberlite）：是一种具有特殊的矿物组合、特殊结构、构造和产状的弱碱性超镁铁岩，常呈浅成或超浅成相，产于爆发岩筒中或有时呈岩墙状产出。1887年发现于南非的金伯利（Kimberley），故名。,金伯利岩（Kimberlite）主要产于稳定地台区、地盾或地盾边缘沉积岩分布区，特征如下：（1）金伯利岩由橄榄石、镁铝榴石、金云母、钛铁矿、磁铁矿、磷灰石、金刚石等组成，具有细粒结构、斑状结构，角砾状、球状构造。（2）金伯利岩中的幔源包体有两类，以石榴石二辉橄榄岩包体为主，次为尖晶石二辉橄榄岩包体，榴辉岩包体数量少。,（3）贫SiO2（SiO2低于40）和MgO，富含TiO2、Al2O3、CaO、K2O、P2O5、H2O、CO2，Mg/Fe低、K2O/Na2O高（25）、Fe3+/Fe2高，K2ONa2O偏低（2），MgO/K2O较高（2070）。（4）含异常高的Ba、La、Li、Pb、Rb、Sr、Th、U、Zr（5）稀土元素模式明显地呈现富轻稀土而贫重稀土。（6）87Sr/86Sr初始值变化大（0.705-0.721）明显高于基质的初始值（0.703-0.704),含有钻石的金伯利岩（产于南非）,碳酸岩主要产于大陆地台区的边缘部位或大陆裂谷带中与碱性岩一起组成环状的复合岩体，其特征如下：1、含极高的CaO和CO2，极低的SiO2（SiO2 20）2、高含量的TiO2、Fe2O3、MnO、BaO、SrO、P2O5、Nb2O3及稀土元素 3、富含Sr、Ba、Zr、P、F、Th和U等微量元素 4、矿物成分为以方解石、白云石为主，还有碱性长石、霞石、透辉石、霓石、钠闪石、黄长石等,碳酸岩呈岩株、岩墙（岩脉）产出，与霓霞岩、橄榄岩等超基性岩呈环状岩体产出。,巴西东南部一个超基性碱性岩碳酸岩环状岩体,