板块构造与岩浆活动ppt课件.ppt

《板块构造与岩浆活动ppt课件.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《板块构造与岩浆活动ppt课件.ppt（115页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、第八讲 板块构造与岩浆作用,岩浆岩和板块构造研究成果表明，岩浆岩的形成和分布主要受板块构造控制，即在不同的板块边界和部位，形成不同的岩浆岩共生组合。,概述 二十世纪初期，发现不同类型的火成岩具有显著的地域分布规律。,板块产生前构造前：单纯的地理性区域概念尚未明确地涉及构造背景A.哈克提出大西洋和太平洋岩域(Province)的概念 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。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；即火成岩组合、成分变化和分布规律与构造背景的关系引起了地学

2、界的广泛重视。,概述,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。Condie(1976)提出：大多数岩浆是在板块边缘生成的，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环境及其相应的岩石构造组合。80年代以来，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。,Ringwood(1969)板块构造岩浆产生与板块构造相互关系,板块构造与岩浆作用,一、岩浆系列二、大陆裂谷带及大陆板块内岩浆活动

3、三、板块扩张带的岩浆活动四、板块俯冲带的岩浆活动五、花岗岩与板块构造六、蛇绿岩套七、埃达克岩及其构造意义,岩浆岩的主要岩石类型,碱性程度(碱度)：里特曼指数(K2ONa2O)/(SiO243)（wt）值越大碱性程度愈强。3.3者称为钙碱性岩；3.39者为碱性岩；9者为过碱性岩。,酸性增强,玄武岩,花岗闪长岩,花岗岩,橄榄岩,不能与SiO2共存，属于SiO2不饱和矿物1.霞石霞石NaAlSiO4钾霞石KAlSiO4,高温时为连续固熔体系列产于富含Na2O而SiO2不饱和岩浆岩中，六方短柱，厚板状2.白榴石，KAlSi2O6 正方晶系（假等轴晶系）自形晶，四角三八面体,西藏白榴石斑岩（赵志丹，20

4、10）,碱性岩：似长石类矿物,霞石,六方短柱，厚板状,霞石-似长石类矿物,霞石,Na3K(SiAlO4)4,霞石,SiO2饱和度与矿物组合,Al2O3饱和度与矿物组合,火山岩的TAS图解(Total Alkalis-Silica diagram),（引自La Maitre等，2002,一、岩浆系列划分,根据岩浆岩的地球化学指标，可以将其划分为三个系列：碱性系列(A)钙碱性系列(CA)拉斑玄武岩系列（TH)其分布受板块构造环境控制。,La Maite(1989)划分出低K、中K、高K岩石（红色虚线为界线）,分别与Rinwood(1989)划分的低K拉斑系列、钙碱性系列和高K钙碱性系列相对应（黄色

5、区域是Rinwood汇总的界线区域）,拉斑玄武岩系列（TH）,岩石类型：包括大量基性（拉斑玄武岩）、少量中性岩（冰岛岩，富Fe,低K,低Al）和及少量的酸性岩（铁质英安岩、流纹岩）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）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环境：拉张和弱挤压应力状态下，分布极广，按形成环境不同分为：（1）

6、大洋中脊拉斑玄武岩（2）岛弧拉斑玄武岩（3）洋岛拉斑玄武岩（4）大陆（裂谷）拉斑玄武岩,钙碱性系列（CA）,岩石类型：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%），其中安山岩最常见，其次是英安岩、流纹岩等。矿物成分：普遍含有角闪石和黑云母化学成分：SiO2弱饱和、K2O、TiO2以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%，富集轻稀土元素。环境：挤压应力为主的地区 岛弧区板块俯冲带及碰撞带 为岛弧的标志性岩石。,碱性系列（A）,岩石类型：碱性玄武岩、霞

7、石岩、粗面岩、安粗岩、响岩（夏威夷岩：含碱性长石的中性岩类）等。矿物成分：斜长石以中长石常见，含碱性长石和似长石。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。构造环境：发育应力作用微弱的地区，如大型海洋盆地和大陆克拉通区。,3种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。,按岩石化学成分划分拉斑玄武岩SiO2多(49-51%)，碱少(K2O+Na2O为2-4%）矿物为基性 Pl+Py

8、，可以有Ol，并呈斑晶广泛分布，产于岛屿，洋中脊，深海盆地和大陆如：峨嵋山玄武岩高铝玄武岩Al2O3高（16%），SiO2比拉斑低，矿物成分同上相似，但斑晶中可出现碱性长石分布于岛弧，活动大陆边缘，造山带碱性玄武岩 SiO2(45-48%),SiO2不饱和，碱高,K2O更高矿物成分同上相似，常含有大量Ol，可以有碱性长石，似长石产出环境：大陆，大洋岛屿如：我国东部很多，海南岛五大连池以东,玄武岩的划分,二、大陆裂谷岩浆活动,岩浆机制：裂谷带之下热地幔上涌和岩石圈伸展变薄初始裂谷作用阶段，岩石圈破裂前拱起阶段，伴随大面积陆相碱性和次碱性玄武岩喷发。当伸展作用进一步加强，岩石圈下部由于软流圈物质的

9、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(intracontinental rift)。,大陆裂谷岩浆活动,裂谷岩浆活动的基本特征,（1）裂谷带岩浆岩系列：裂前拱阶段-碱性系列 大陆裂谷阶段-碱性系列和K略高的大陆拉斑系列 大洋裂谷阶段-低K的洋脊拉斑玄武系列 随着大陆板块分裂直到形成大洋裂谷，岩浆碱度逐步下降；（2）岩性类型：喷出或侵入岩均以基性和超基性岩最丰富；（3）拉张构造背景及结晶分异作用控制了裂谷岩浆演化；（4）裂谷岩浆主要是幔源的，含有地幔岩包体，初始Sr比值较低,1-大陆裂谷的火山岩（喷出岩）岩石组合：以溢流

10、玄武岩组合或双峰式火山岩为特征（两者同出现或仅有其中之一）。1）玄武岩：主要是拉斑系列（TH)和碱性系列(A)的玄武岩，与洋中脊TH 相比，富K2O（平均0.66%），具较高的Ba、Sr、Rb、U、Th 和Rb/K、Rb/Sr、LREE显著富集，Sr87/Sr86较高并具有较大的变化范围（0.7035-0.7110）。碱性系列是裂谷初期形成，而TH系列是裂谷期产物。2）双峰式火山岩（Bimodel Volcanic Complex）：基性岩浆和酸性岩共生，其间很少有中性岩，反映了基性和酸性岩浆的准同时喷发。,双峰式组合：拉斑玄武岩流纹岩组合 碱性玄武岩粗面岩组合,缺失中性（安山质）岩石,2-大

11、陆裂谷侵入岩岩性包括：辉绿岩岩床和岩墙群、层状基性侵入体、金伯利岩、碳酸岩及镁铁质碱性岩1）辉绿岩岩床和岩墙群：在裂谷带的溢流玄武岩区域或其外围，成分可以是拉斑玄武岩质，也可以是碱性橄榄玄武岩质，与溢流玄武岩的岩浆同源。2）层状基性侵入体：成分相当于辉长岩的侵入岩是大陆裂谷带的典型岩浆岩组合之一，岩体规模变化很大，小至一个岩株，大者为岩基。,2-大陆裂谷侵入岩 3）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=20-38%；K2O/Na2O=2-5；MgO/K2O很高20-70，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

12、-0.7046。碳酸岩-由碳酸盐矿物组成的火山岩，SiO220%，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。镁铁质碱性岩（霓霞岩类）：SiO2=38-45%，K2O+Na2O=5-10%，K2O/MgO为3-10，常以小岩株，特别是以环状中心侵入体产出。,二、板块扩张带（洋中脊）岩浆活动,大洋中脊-离散型板块边缘，也是洋壳产生的地方，表现为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

13、它地区喷出的火山物质总量。由于洋底深处，静水压力超过岩浆中水蒸气压力，故熔岩沿裂隙平静的溢出。,洋中脊岩浆活动,中脊岩浆源：来源于软流圈，由于拉张作用、压力降低，熔点降低，软流圈物质(橄榄岩)分熔出玄武岩浆(主要TH)。喷出岩：TH岩浆乘隙上涌，溢出海底，形成枕状熔岩，构成洋壳第二层的上部 侵入岩：辉绿岩岩墙形式，构成洋壳第三层的上部，或冷凝成辉长岩成为洋壳第三层的组成部分,洋中脊剖面与MORB,洋脊拉斑玄武岩主要特征：,(1)斑晶为：橄榄石或斜长石;基质矿物：橄榄石、斜长石、单斜辉石和铁矿物，常含有玻璃质。（2）低钾(K2O0.4%)、高钛(TiO2为0.7-2.3%)、P2O5含量低(0.

14、25%),(FeO+Fe2O3)/MgO=0.7-2.2。(3)具相对高的Al2O3和Cr含量、以及大离子亲石元素（LIL)，如Rb、Cs、Sr、Ba、Zr、U、Th；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（4）Sr87/Sr86低（0.702-0.704）,大洋中脊的侵入岩组合,大洋中脊的侵入岩组合：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。洋脊拉斑玄武岩成因：在小于30km深度内，由部分亏损地幔橄榄岩经2030%的部分熔融形成的。辉长岩和橄

15、榄岩：原始熔体的分离结晶有关,洋中脊缺乏安山岩的原因-缺水,(1)没有俯冲作用发生，因此也没有水份带入上地幔。(2)由于地壳较薄，沿中脊的一些扩张裂隙不能阻止水份的散失，因而水压很低，不足以产生安山质岩浆。Nicholls和Ringwood认为大洋拉斑玄武岩相当于岛弧拉斑玄武岩的无水等效物。,洋岛的岩浆活动,岩性：橄榄玄武岩、碱性玄武岩、粗面岩、碱性流纹岩、霞石岩、碧玄岩等。与洋脊拉斑玄武岩系列相比较，富碱性（尤其富K），Cr、Ni低；Ba、Sr、Rb和Zr高。大洋岛玄武岩的Sr87/Sr86多为0.7030.704，钾高者可达0.7050.706，Pb206/Pb204为18.519.5，均

16、比洋脊要高。,四、板块俯冲带的岩浆活动,俯冲带岩浆活动 特点岩浆分布：在岩浆弧的范围内，距海沟轴约150300km，平行于海沟成弧形展布；岛弧与陆缘火山弧是强烈的火山活动区主要岩石系列有：a.岛弧拉斑玄武岩系列；b.钙碱系列；c.岛弧碱性系列(或钾玄岩系列)以及它们之间的过渡类型。,岩石特征：以中酸性，特别是安山岩为主，因富含气体，常表现出强烈喷发性质，火山喷发物中常以火山碎屑物质占优势,俯冲带的岩浆作用,岩石类型及地球化学特征,岛弧火山岩总体以高K2O、Al2O3，低TiO2为特征，不同于其它环境下形成的火山岩。(1)岛弧拉斑系列火山岩：主要有拉斑玄武岩、安山岩和少量英安岩，与洋脊拉斑系列的

17、主要区别是：氧化物成分变化范围较宽，Mg/Fe比较高，SiO2较高(53%)，K、Rb、Sr、Ba较高，Ni、Cr低，稀土丰度偏低，Sr87/Sr86较高(0.7035-0.7060)；(2)钙碱系列：主要有安山岩、英安岩、高铝玄武岩、流纹岩等，与岛弧拉斑系列相比，很少有铁的富集，SiO2较多(59%)，明显地富集大离子亲石元素，略为富集轻稀土元素，Sr87/Sr86略高(低钾组0.703-0.707,高钾组0.704-0.710)；(3)岛弧碱性系列：钾玄岩(shoshonite)为代表，是成熟岛弧的代表性岩石组合，主要特征为：全碱量高(Na2O+K2O5%);K2O/Na2O高;富集P、R

18、b、Sr、Ba、Pb和轻稀土(与K的富集吻合)，低TiO2(0.5)。,岩浆弧火山岩的特征（1）,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)，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的主要区别。2）厚层杂砂岩、泥岩经常与火山岩互层，这种关系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。,岛弧火山岩的特征（2）,俯冲带的岩浆岩具有明显的水平分带性-成分极性一般均随与海沟轴距离的增加，依次分布为：拉斑系列、钙碱系列和碱性系列。这种随着与海沟轴的距离和俯冲带深度的增加，火山岩成分有规律的

19、变化叫做成分的极性，它可指示俯冲带倾斜的方向。,俯冲闭合速率与火山岩成分变化关系：闭合速率越慢，火山岩愈偏碱性。一般情况下：闭合速率为89cm/a的高速组，主要为拉斑或拉斑+钙碱系列；闭合速率为36cm/a的中速组，主要为钙碱或拉斑+钙碱系列；闭合速率2cm/a的低速组，则以出现更多的碱性系列或以碱性系列为主要特征。,岛弧火山岩的特征（3）,岛弧火山岩成分变化与地壳厚度的变化对应关系当SiO2量固定时，安山岩的K2O百分含量与地壳厚度(C)成正比。,岛弧火山岩的特征（4）,对于SiO2为60%时，KC关系可表示为(Condie,1973):C=18.2(K2O)+0.45 K2O为百分含量，C

20、单位为公里,据此得出各系列对应的地壳厚度是：拉斑系列25公里,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，这种关系可表示火山岩对应的俯冲带深度，计算结果：TH俯冲带深度150km；CA 100-200km；A 200km；,岛弧火山岩的特征（5）,岩浆来源深度,岩浆弧火山岩中CA比例与岩浆弧地壳厚度关系 由洋壳到陆壳，弧体积由小到大的演化方向相一致，CA的比例反映了岩浆弧演化的成熟度，按演化序列，分为四类岩浆弧：,俯冲带的岩浆起源,岩浆的起源与大洋岩石圈板块的俯冲消亡作用密切相关俯冲带和洋中脊岩浆活动的重要区别：在于CA岩浆的存

21、在和岩石成分的水平分带，一切岩浆起源假说都必须解释这特有的现象。林伍德（Ringwood，1974，1981）提出俯冲带岩浆演化的两阶段模式，用以解释拉斑玄武岩系列和钙碱性系列岩浆的形成。,俯冲带的岩浆起源两阶段模式（Ringwood，1974，1981）,第一阶段：当大洋板块俯冲到80-100km深处（T：650 C，P：30-40kb）；1）洋壳中玄武岩、钾长岩、角闪岩脱水，转变为石英榴辉岩。2）释放出的水导致上覆板块的上地幔岩石局部熔融，分熔出的岩浆上涌，橄榄石结晶出来，随着岩浆分异，可生成TH岩浆，在岛弧的前锋附近喷出地表。,俯冲带的岩浆起源两阶段模式（Ringwood，1974，19

22、81）,第二阶段：当大洋板块俯冲至更深处100-150km（或200km）T为700-900；洋壳中滑石、蛇纹石、水镁石不稳定而脱水，使已成为石英榴辉岩的洋壳发生带水的部分熔融，生成含水富碱金属和硅等大离子亲石元素的熔浆，在上升过程中发生结晶，析出石榴石和辉石，最终形成了以安山岩为主的包括玄武岩到流纹岩的钙碱性系列岩浆。,五、花岗质岩与板块构造,花岗质岩石（granitoids)的定义花岗质岩石（或称花岗岩类）是广义的花岗岩术语，指SiO2含量56%的火成岩，强调石英含量为5%-20%的中酸性岩与石英含量20%的典型酸性岩的共生关系（肖庆辉等，2009；徐夕生和邱检生，2010；Gill,20

23、10）。包括：石英闪长岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗岩、正长岩、二长岩、石英二长岩、碱质花岗花岗岩。,花岗岩类型和构造环境,皮切尔将花岗岩分为五个成因类型，即：M 型（幔源型）：主要为斜长，形成于大洋岛弧；型（科迪勒拉型）：以大量辉长岩-石英闪长岩-英云闪长岩组合为代表，形成于安第斯型大陆边缘弧内，属活动板块边缘；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。,花岗岩类型和构造环境J.A.Pearce（1984）,J.A.Pearce（1984）收

24、集600多个已知构造位置的微量元素资料，发现4种表现出不同的微量元素特征，可以划分出不同区域，反过来可用其判断未知花岗岩的构造环境；将花岗岩按其侵入的构造位置划分为4种类型：洋中脊花岗岩（OKG）火山弧花岗岩（VAG）板块内花岗岩（WPG）碰撞带花岗岩（COLG）,(据Mnaiar&Piccoli,1989),据巴尔巴林（Barbarin,1990，1999）,增生型造山带中花岗质岩石的特征,形成与俯冲同期的、平行俯冲带条带状分布的低钾钙碱性I型花岗岩为主的岩浆岩带。例如:安第斯陆弧（Hildreth and Moorbath,1988）西太平洋岛弧（Clift and Vannucchi,2

25、004）华北北缘晚古生代陆弧（Zhang et al.,2009）西准噶尔北缘晚古生代岛弧（Chen et al.,2010）,Pitcher,1983,1993;Barbarin,1990,碰撞型造山带中花岗质岩石的特征,主碰撞和后碰撞两个时期主碰撞：主洋盆闭合，两个块体发生主体碰撞，地壳迅速增厚，出现大型逆冲断层，岩石发生高级变质、变形阶段发育强烈变形的S型花岗岩。后碰撞：主洋盆闭合，连续的板块汇聚导致产生陆内的逆冲，包括岩石圈拆沉或俯冲板片断离等作用，属于持续挤压之后的伸展阶段，经常有地幔参与岩浆的形成。以发育大量未变形的A型和高钾钙碱性I型花岗岩为主，岩体跨越不同的构造单元，具有面状分

26、布的特征。,造山带中几种特殊类型的花岗质岩石,淡色花岗岩(leucogranite)紫苏花岗岩(charnockite)环斑花岗岩(rapakivi)斜长花岗岩(plagiogranite)埃达克质花岗岩(adakitic granite),淡色花岗岩(leucogranite),岩石组合：含富铝矿物（如白云母，堇青石、电气石和石榴子石）高铝高硅碱的酸性侵入岩。暗色矿物(黑云母)含量低(一般 5%)地化特征：为强过铝质的，SiO2=70-77%,通常含变质沉积岩的捕虏体，富Rb和K，亏损Sr、Zr，稀土含量较一般花岗岩低（40-120 ppm），Sr同位素初始比值很高（0.743-0.762）

27、（Harris et al.,1995;Gill,2010），大部分为S型花岗岩。构造环境：处于挤压体制与伸展体制转换的最初伸展阶段，与构造体制转换时的降压作用密切相关。,北带淡色花岗岩：位于特提斯喜马拉雅单元内，以规模不等的岩席形式侵入到周边沉积-变质岩系 之中，或者呈岩株状产出于变质穹窿的核部。,南带淡色花岗岩：主要沿高喜马拉雅和特提斯喜马拉雅之间的藏南拆离系(STDS)分布，俗称高喜马拉雅淡色花岗岩带，构成喜马拉雅山的主体。,2带淡色花岗岩在矿物组成和岩石类型上相似，主要由不同比例的石英、钾长石、斜长石、黑云母(5%)、白云母、电气石和石榴石等构成二云母花岗岩、电气石花岗岩和石榴石花岗岩

28、三大主要岩石类型,喜马拉雅淡色花岗岩,岩浆在侵位过程中经历大规模地壳物质的混染，并发生高度分离结晶作用时代划分3个阶段：原喜马拉雅(44 26Ma)对应印度-亚洲汇聚大陆碰撞造山作用 新喜马拉雅(26 13Ma)同加厚喜马拉雅碰撞造山带拆沉作用与全面隆升 后喜马拉雅(13 7Ma)同加厚的喜马拉雅-碰撞造山带拆沉作用,喜马拉雅淡色花岗岩,环斑花岗岩（rapakivi),指具有卵球状碱性长石巨晶被斜长石外壳包裹即环斑结构的一种花岗岩。（Vorma,1976）。环斑花岗岩常与镁铁质岩石在时间和空间上密切共生，构成双峰式组合特征（Haapala and Ramo,1999）。大部分为A型，个别也有I

29、型（Wernick et al.,1997）。,A型花岗岩（A type granite）产于裂谷和稳定板内的花岗质岩石。通常是弱碱性，CaO和Al2O3含量较低，Fe/Fe+Mg值较高，K2O/Na2O值和K2O含量较高；这类花岗岩因为通常是非造山期的、碱性的和无水的特点，这三个英文单词的第一个字母都是“A”。故把这种花岗岩叫做A型花岗岩,环斑花岗岩的产出环境,环斑花岗岩大多形成于元古代的稳定克拉通内，时空上与镁铁质岩石密切共生,可能分别来自不同的源区（Heinonen et al.,2010）。非造山环境，如芬兰南部的中元古代环斑花岗岩（Ramo and Haapala,1995），我国华

30、北北缘元古代环斑花岗岩（郁建华等，1996）。后碰撞环境，如格陵兰南部早元古代环斑花岗岩（Brown et al.,2003），秦岭北侧晚三叠世环斑花岗岩（肖庆辉等，2009）。岛弧环境，如巴西爱图（Itu）地区晚元古代环斑花岗岩（Wernick,1997）。,紫苏花岗岩（Charnockite),也称C型花岗岩，最早发现于印度南部，现在泛指含有紫苏辉石的所有长英质岩石（Pichamuthu,1969）紫苏花岗岩的形成代表了一种高温环境，既有变质成因，也有岩浆成因（Frost and Frost,2008）。变质成因通常与周围的麻粒岩相变质岩石共同产出，如印度南部新元古代的紫苏花岗岩（Sant

31、osh and Omori,2008;Rajesh et al.,2011）；岩浆岩成因通常与斜长岩-二长岩-环斑花岗岩共生，构成AMCG组合（Emslie,1991）或单独产出(Frost et al.,2000；Percival and Mortensen,2002；张立飞等，2004)。,板内环境，如南极东部和挪威西南部的AMCG组合中具有A型花岗特征的紫苏花岗岩（Duchesne and Wilmart,1997;Mikhalsky et al.,2006）。俯冲环境，如美国加利福尼亚克拉马斯中侏罗世紫苏花岗岩（Barnes et al.,2006）；加拿大魁北克省北部晚太古代紫苏花岗

32、岩（Percival and Mortensen,2002）。洋脊俯冲环境，如西藏冈底斯晚白垩世紫苏花岗岩（Zhang et al.,2010）。后碰撞环境，如西准晚石炭世紫苏花岗岩（韩宝福等，2006），苏格兰高地西部早泥盆世紫苏花岗岩（Weiss and Troll,1989）。地幔柱上涌环境，如越南中部晚二叠世紫苏花岗岩（Owada et al.,2007）。,紫苏花岗岩的产出环境,斜长花岗岩(plagiogranite),组成：很少或不含碱性长石，几乎全是斜长石（更中长石），石英含量20%,暗色矿物含量10-15%。通常认为：蛇绿岩中斜长花岗岩是玄武质岩浆在浅层直接分异的产物（占洋壳的

33、1-2%），从而代表了洋壳形成的最后阶段（Coleman and Donato，1979），所以蛇绿岩中斜长花岗岩的年龄被广泛作为证明古洋壳存在的依据（Jian et al.,2005,2009,2010）。对于大洋斜长花岗岩的成因现在出现了不同的认识：形成于洋壳中辉长岩受海水交代的部分熔融（Koepke et al.,2004;2007），但是Grimes et al.(2011)最新对全球大洋斜长花岗岩中锆石氧同位素分析-证明海水交代洋壳中的辉长岩的作用并不存在。,Rollinson(2009)认为阿曼蛇绿岩中的斜长花岗岩有三种成因，代表不同的构造环境。第一种出现于洋壳形成阶段，MORB特

34、征的辉长岩含水熔融的产物；第二种形成于俯冲环境，亏损的地幔橄榄岩受到俯冲板片流体的交代熔融形成的岩浆经分异后的产物；第三种也可能形成与俯冲环境，是俯冲板片熔融的产物。,六、蛇绿岩套,蛇绿岩是由超镁铁质岩、辉长岩、辉绿岩、枕状玄武岩和深海沉积层组成的一套特殊的岩石组合，是古洋壳消减后残存的碎块。蛇绿岩的存在，标志着古洋盆的消失，因此是鉴别古俯冲带和地壳缝合带的重要标志之一。,六、蛇绿岩套,1、蛇绿岩套的概念蛇绿岩（Ophiolite）一词最初由法国地质学家布隆奈尔特（Brongniart）于1827年提出，用来形象地描述蛇纹石化的石榴石二辉橄榄岩，（词来自希腊字“Ophis”“蛇”，当时是作为蛇

35、纹岩的同义词）；1905 年的德国地质学家斯坦曼（Steinmann）将蛇绿岩一词用于指由放射虫硅质岩、枕状熔岩和蛇纹岩化的超镁铁质岩，构成的三单元岩石组合，即后来为地质学家所熟知的所谓Steinmann“三位一体”，代表传统大地构造意义上地槽发展早期阶段岩浆活动的产物。60年代板块学说，揭示了蛇绿岩组合与洋壳之间的惊人相似性，到70年代，蛇绿岩是大洋残片的观点，因而将其作为古板块边界的证据。,蛇绿岩的概念,1972年9月，在美国召开的彭罗斯（Penrose）蛇绿岩会议上，赋予蛇绿岩如下含义：1）蛇绿岩是镁铁质-超镁铁质岩的岩石组合；2）蛇绿岩不应作为一种岩石名称或填图单元；3）完整的蛇绿岩层

36、序由下而上包括：超镁铁质杂岩、辉长岩类杂岩、镁铁质席状岩墙群和镁铁质火山杂岩；4）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；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。蛇绿岩可以是不完全的，肢解的或变质的。,蛇绿岩套的组成及特点,深海沉积物：包括放射虫硅质岩、含钙质超微化石的灰岩、页岩和硬砂岩等。枕状熔岩：以拉斑玄武岩为主，呈紧密堆积的岩枕席状岩墙群：互相紧挨着的辉绿岩墙组成，是岩浆沿张性裂隙先后依次贯入而成；堆积杂岩：为岩浆结晶分异作用所造成，下部为堆积的橄榄岩，上部为堆积的辉长岩。尚有英云闪长岩、斜长花岗岩等产于辉长岩顶部（基性岩浆结晶分异产物)变质超

37、镁铁质杂岩：多期变形变质纯橄榄岩，常形成蛇纹化石橄榄岩或蛇纹岩。,萨嘎地区地层（构造岩石地层）认识,研究区地质略图和放射虫化石点位置,正常地层尹集祥（1988）、盛金章（1976）、丁林（2003）、1：25万混杂堆积吴浩若等（1997）、陈国铭等（1980）、钱定宇（1982）,65Ma collision,桑单林化石点实测地层剖面图,桑单林放射虫化石点实测地层剖面图,剖面位置：N 291517 E 851452.4岩石组合：灰色灰绿色页岩紫红灰绿色硅质岩、硅质页岩和灰白色石英砂岩，向上砂岩含量增加变形特征：变形强烈，倒转褶皱、逆冲断层发育,桑单林实测剖面特征,桑单林实测剖面宏观特征,样品处

38、理过程与放射虫组合采集放射虫微体化石样品10件，所采样品由波兰Jagiellonian大学分析鉴定 第11层灰绿色硅质岩中放射虫包括以下分子：Spongosaturninus sp.cf.S.ellipticus Campbell&Clark；Pseudoaulophacus riedeli Pessagno；Orbiculiforma sacramentoensis Pessagno and Patellula planoconvexa(Pessagno)等属晚白垩世Crucella easpartoensis放射虫带中Phaseliforma carinata亚带相同，属于晚白垩世Camp

39、anian（坎潘期）期放射虫动物群,桑单林剖面11层放射虫化石,桑单林剖面16层放射虫化石,Amphisphaera coronata(Ehrenberg)；Buryella hannae Bak&Barwicz-Piskorz；Buryella clinata Foreman；Buryella tetradica Foreman；Calocycloma ampulla(Ehrenberg)；Lamptonium fabaeforme constrictum Riedel and Sanfilippo；Lamptonium pennatum Foreman；Lithomespilus coro

40、natus Squinabol；Lamptonium(?)colymbus Foreman以及Amphisphaera minor minor(Clark&Campbell)；Lamptonium sanfilippoae Foreman；Lithelius minor Jorgensen,16层放射虫化石：低纬度地区始新世早期放射虫组合，常见于地中海塞浦路斯 和墨西哥湾 地区，按照Foreman(1973)和Riedel（1978）分类，属于始新世早期Buryella clinata-Thursocyrtis ampla带,表明早始新世时在萨嘎一带存在海相沉积,蛇绿岩套的原生环境,（1）大洋

41、中脊和大洋盆地：均形成于海底扩张中心-大洋中脊环境，枕状熔岩为洋脊。（2）弧后的边缘海盆地：形成于弧后扩张中心的洋壳残片，其沉积层可能较厚，且含有较多安山岩类火成碎屑组分。（3）未成熟岛弧：构筑于大洋壳上，发育时间短，尚未出现大陆型地壳，其下垫的初始大洋壳，也形成于大洋中脊，其岩浆活动也是TH，如汤加、马里亚纳，这些未成熟岛弧水下采样所证实。（4）洋岛；（5）深大断裂,Dilek(2011)年提出新的蛇绿岩划分方案,以蛇绿岩生成环境为依据首先分出2个大类型与俯冲作用无关的蛇绿岩类型：陆缘型（CM）：形成于初始大陆裂解之后大洋盆地演化的早期阶段。洋中脊型（MOR）：形成于靠近地幔柱（冰岛）或远离

42、地幔柱的洋中脊、靠近海沟的洋中脊或远离海沟的弧后扩张脊上。地幔柱型（P）：形成于靠近地幔柱的扩张脊上，为洋底高原的一部分（加勒比高原）与俯冲作用相关的蛇绿岩类型 俯冲带上盘型（SSZ）：形成于俯冲带上的伸展板块，包括伸展的初始弧后环境至弧前环境（BAFA）、弧前环境（FA）、大洋和大陆弧后盆地（OBA 和CBA）。火山弧型（VA）：形成于硅镁质弧背景上（如菲律宾和加利福尼亚Sierra Nevada）。,蛇绿岩的构造侵位,蛇绿岩形成于洋中脊，边缘海等海底扩张环境，出露于板块敛合边界上，这种异地侵位现象正是海底扩张，板块俯冲碰撞造山作用导致的构造侵位（又叫冷侵位）的结果。据科尔曼（Coleman

43、，1977）估计，显生宙期间形成的大洋地壳总量与该时期构造侵位的蛇绿岩套数量（即现残存的洋壳碎片总量）之比为10万：1。,完整蛇绿岩套的保存条件,七、埃达克岩及其构造意义,adakite（埃达克岩）是一个经常见及的岩石学名词。由于这类岩石具有独特的地球化学特点以及特殊岩石成因机理和成矿机制，因而在恢复岩石形成的大地构造背景方面发挥着重要的作用。这一概念的提出才15 左右的时间，因而对它的确切定义、识别标志、岩石的具体形成过程及其大地构造意义等仍存在不同的认识。2000年国内才正式引人埃达克岩这一概念，但已引起众多学者的关注，发表了大量的文章。,1-埃达克岩的概念,埃达克岩（adakite）由D

44、efant and Drummond（1990）提出，指由年龄25 Ma的洋壳俯冲形成的一套岛弧岩浆岩系。在阿拉斯加阿留申群岛中的埃达克岛（Adak Island）发现，因而被称之为埃达克岩。Defant and Drummond最初的定义埃达克岩特点：（1）埃达克岩是一套火山岩和侵人岩组合，并非仅仅是一种岩石类型（2）岩相学上，埃达克岩变化较大，其主要矿物组合是：斜长石和角闪石，可以出现黑云母、辉石和不透明矿物；岩性：主要由安山质、英安质、流纹质岩石所组成。,2-埃达克岩地球化学特征,化学成分：埃达克岩以SiO256、Al2O315（很少低于此值）和MgO通常小于3（极少大于6）为特点；Y1

45、8*10-6、Yb1.9*10-6；Sr400*10-6同位素上主要表现为87Sr/86Sr0.7040形成环境上看，埃达克岩形成于岛弧地区，是25Ma的热俯冲洋壳熔融形成的。,根据Defant and Drummond最初的表述，我们可以将埃达克岩定义为：形成于岛弧环境下高铝、高锶、贫稀土的一种特殊类型的岩石组合,主要岩石类型包括岛弧安山岩、英安岩、流纹岩或英云闪长岩和奥长花岗岩，是板块俯冲作用开始的标志。,第一，定义是从地球化学特点出发的，不是按矿物组合类型来划分的岩石类型不同；野外我们不可能确定岩石是否是埃达克岩；第二，岛弧是埃达克岩形成的重要大地构造位置，也是对埃达克岩地球化学特点的解

46、释。是否只有岛弧才有埃达克岩是目前争论的问题。,Defant and Drummond(1990)定义的埃达克岩成因机制：由俯冲洋壳在角闪岩-榴辉岩相过渡带的深度发生脱水熔融形成的，产于岛弧环境，如环太平洋地带。Defant and Drummond(1990)认为：埃达克岩不可能由基性岩浆的分离结晶、地壳岩石的熔融、分离结晶和混染(A FC)、岩浆混 合以及地幔楔(受俯冲板片的流体交代过)的熔融形 成,只可能是俯冲的玄武质洋壳熔融的结果。,埃达克岩与岛弧火山岩区别,Defant and Drummond认为：埃达克岩与绝大多数来自于地幔楔(受俯冲大洋板片流体交代过)的火山弧火成岩不同大多数岛

47、弧地区下地壳熔融发生的压力较低（未达到角闪岩相-榴辉岩相过渡区），因而形成的熔体具有Eu的负异常，并且w（Al2O3）15。,25 Ma的洋壳俯冲一般不产生埃达克岩。其原因在于：当俯冲洋壳板片较为年轻时，板片相对较热，当它俯冲到发生榴辉岩相变质深度时（75-85km），板片可发生部分熔融（而并不是通常情形下的板片脱水）,熔融的残留相以石榴子石+角闪石+辉石为主，由于石榴子石和角闪石呈残留相存在，导致形成的熔体具有埃达克岩的地球化学特点。因此，岛弧环境是埃达克岩产生的重要大地构造背景。,但在正常的岛弧环境下，由于俯冲板片年龄较老，从而不具备在形成深度上发生部分熔融的条件，即：岛弧火山岩主要发生脱

48、水作用，导致上覆的地幔楔在100200km深度左右发生部分熔融，并形成玄武质岩浆。此种情形下，熔融的残留物为橄榄石和辉石，并由于此玄武岩浆在上升过程中与地壳发生强烈的相互作用，从而导致形成的一系列岩石并不具有埃达克岩的地球化学特点,源岩+源区压力决定埃达克岩地球化学特殊性的基本控制因素，不论是：1）热洋壳or冷洋壳的熔融；2）或是加厚陆壳的基性下地壳熔融，只要源区压力足够大，使得源岩中大部分斜长石和一定量角闪石发生分解，石榴子石在残余固相中占有较大的比例，含角闪石的榴辉岩和(或无斜长石的石榴子石角闪岩、麻粒岩或榴辉岩），通过脱水熔融即可形成具有埃达克岩地球化学特征的岩石。,对埃达克岩的多种成因

49、认识,3-埃达克岩形成的构造背景,张旗（2002）将埃达克岩分为两类：（1）O型埃达克岩：环太平洋地区的埃达克岩（典型的埃达克岩）；（2）C型埃达克岩：如中国东部的埃达克岩，与板块消减作用无关，是陆内岩浆作用的产物，推测是来自岩石圈的玄武质岩浆底侵到克拉通性质的陆壳（50km）底部导致古老的下地壳基性岩部分熔融形成的。,王强（2001）：俯冲板片熔融形成(I类埃达克岩)；增厚地壳环境中的玄武质下地壳熔融形成(I I 类埃达克岩),其他生成埃达克岩的机制还包括：岛弧环境下富水的玄武质岩浆高压下分异也可以形成埃达克质岩浆（Castillo,2006;Chiaratia,M.,2009）；先前被埃达

50、克质熔体交代了的岩石圈地幔的部分熔融（Martin et al.,2005）；增厚的古老下地壳的部分熔融（Chung et al.,2003）；拆沉的下地壳发生部分熔融并与周围的软流圈反应之后的产物（Gao et al.,2004）；俯冲的陆壳高压下的熔融（Qin et al.,2010b）。,目前对埃达克岩认识的分歧,班公湖-怒江构造带基本特点,青藏高原内部最为重要的构造带之一,拉萨-羌塘地块构造边界空间：西起班公湖，经改则、东巧、丁青、八宿、与昌宁-孟连带相接,绵延2500-3 000km组成:主要发育有侏罗纪复理石、蛇绿岩及与之伴生的蛇绿混杂岩和构造混杂岩,分段：班公湖-改则段(西段)东