岩浆作用与大地构造环境

岩浆作用与大地构造环境大地构造标志的火成岩地球化学花岗岩与板块构造本节内容第一节大地构造标志的火成岩地球化学1．有关地球化学方面的概念①相容元素和不相容元素相容元素（CompatibleElements）指岩浆结晶过程或固相部分熔融过程中容易进入或保留在固相中的元素。如Ni、Co-Oli，V-Mt，Cr-Sp，Yb、Ga、Eu-Pl等。不相容元素（IncompatibleElements）指不易进入固相，而保留在与固相共存的中熔体或溶液中的元素。如Li、Rb、Cs、Be、Nb、Ta、W、Sn、Pb、Zr、Hf、B、P、Cl、U、Th、REE等。大离子亲石元素（LargeIonLithophile或LILE）特点：离子电位＞3，易溶于水，地球化学性质活泼，如K、Rb、W、Sr、Ba、Pb、LREE等高场强元素（HighFieldStrength或HFSE）特点：离子电位＜3，难溶于水，如Th、Nb、Ta、Zr、Hf、P、HREE等。不相容元素根据离子半径或电荷，又分为：②大离子亲石元素和高场强元素作为地球深部各圈层间相互作用的产物，火成岩反映特定大地构造环境下的地球动力学过程。各种火成岩类型的关系是基于三个前提：火成岩的地球化学性质源区物质大地构造环境①岩浆是地壳或地幔岩石的部分熔融的产物，不存在遍及全球统一的岩浆源层。2．火成岩与构造环境自然银②岩浆的产生是动态过程。地球内部的局部熔融是下列方式之一或联合作用生成岩浆：（a）地幔对流或构造热等可引起温度升高；（b）构造作用使压力降低；（c）交代作用或含水流体的参与，从而降低固相线温度。三种方式不是静态过程，常与某一大地构造环境相联系。③岩浆产生→运移→地壳，按地质时间尺度可以认为是瞬时的，即使岩浆过程中由于分异或同化混染作用，还保存其起源位置的某些化学特征。1洋中脊,2弧后盆地,3大陆裂谷；4洋洋碰撞,5洋陆碰撞,6陆陆碰撞；7大洋断裂带上火山,8洋岛或岛链,9克拉通内3.有关构造环境的地球化学特征洋陆碰撞洋中脊弧后盆地大陆裂谷陆陆碰撞大洋断裂带上火山岛链克拉通内洋洋碰撞①扩张中心的岩浆作用大洋中脊：火山喷发源于亏损型地幔。大多属橄榄拉斑玄武岩，贫K2O、TiO2和Ba、Rb、Sr、Pb、Th、U、Zr。弧后盆地：岩浆源更具多样性。具标准橄榄石和紫苏辉石的玄武岩，贫K、Rb／Sr、Fe／Mg。大陆裂谷：含标准石英～标准霞石，Fe／Mg和87Sr／86Sr值高。②破坏性板块边界的岩浆作用洋-洋碰撞的火山弧：俯冲板块逸出的流体，交代上覆地幔并部分熔融产生火山弧岩浆，含标准石英的玄武岩至安粗岩，富Al、Rb、Sr、Ba、Pb、CO2和H2O，贫Mg、Ti、P、Zr、Nb、Ni和Cr，较高87Sr／86Sr、K／Rb、Rb／Sr和Fe／Mg比值。洋-陆碰撞的火山弧：因陆壳的卷入和大陆岩石圈的厚度而成分复杂多变。陆-陆碰撞的火山弧：地壳重熔的高钾安山岩、英安岩和流纹岩和高87Sr／86Sr比值（0.780）的S型花岗岩，晚期出现类似板内的岩浆作用。③板内岩浆作用大洋岛屿、岛链：火山活动具顺序性：首先具标准石英的玄武岩，随之具标准霞石的玄武岩，最后经长期侵蚀间断，喷发SiO2强烈不饱和的霞石岩结束火山活动。大陆板内岩浆作用：源自地幔热柱，典型岩石为金伯利岩、碳酸岩、副长石岩和A型花岗岩。SiO2适度不饱和，低的锶同位素比值和富含不相容元素。4．微量元素构造判别在一定构造环境下形成的火成岩，其常量元素、微量元素和矿物成分可能具有鉴别意义。根据岩石目前所处地质构造环境，汇集大量地球化学-构造环境关系资料基础上，提出了多种经验性鉴别方法，根据地球化学特征推断火成岩的古构造环境。①构造判别图解利用已知推断未知玄武岩类岩石微量元素：HFSE（Ti、Zr、Hf、Nb、Ta、Y等）常量元素：最常用K2O多元配合：HFSE与LILE、REE、碱/碱土金属花岗岩类岩石常量元素：判别边界的重叠微量元素：HFSE（Y、Nb、Ta、Yb、Rb等）源区成分的多样性元素分配系数变化大副矿物的稳定性不同挥发分的影响②源区判别图解随源区和各种作用过程而变火成岩的地球化学特征主要取决于：(a)源区岩石的成分；(b)部分熔融时与熔融体共存固相的矿物学特征；(c)熔融体从源区运移定位过程中影响熔体成分的各种作用过程。认为：火成岩的微量元素特征随源区成分和各种作用过程而变。岛弧岩浆源区的鉴别标志：亏损的HFSE和富集的LILE当这种源区岩石在板内环境中熔融时，所形成的岩浆的HFSE和LILE特征，在判别图解上仍将落入岛弧区内，导致认识错误。同理：洋中脊玄武岩的某些元素特征需用再循环的古老地壳来解释；板内洋岛玄武岩的某些元素丰度具有与俯冲有关的元素丰度。花岗岩类因复杂、多期造山运动，可引起不同构造起源的源区岩石的混合，造成构造环境判别的不确切性。大陆碰撞开始阶段，花岗岩可具有火山弧花岗岩（VAG）性质；碰撞使大陆壳加厚，大陆根榴辉岩化并拆沉，或者挤压应力松弛而侧向运动，引起幔源岩浆底侵作用，产生碰撞后花岗岩（COLG）。岩浆活动的源区特征与构造环境之间并不存在必然的对应关系。第二节花岗岩与板块构造根据花岗岩类岩石的物质来源，目前国内外普遍分为四种成因类型，即：I型：源岩直接由地幔派生的下部地壳物质；S型：经风化的泥质沉积岩熔融形成的岩浆产物；A型：造山旋回末期或与活动带无关的富碱的花岗岩类；M型：岛弧地区形成的、与基性岩共生并相对偏基性的花岗岩类，直接源于地幔或俯冲洋壳。不同成因类型花岗岩系列在化学组成、矿物成分、特征矿物种类上都有区别？（课外作业）花岗岩的地质构造标志比玄武岩更复杂。原因①根据出露地表的岩石难以获得其侵入构造位置的确切地质证据；②成岩过程复杂，如晶体堆积作用、陆壳的卷入、挥发分造成的元素再分配和逸失、富含微量元素的副矿物晶出等；使反映源岩性质的地球化学特征模糊不清。1．花岗岩构造—环境分类花岗岩的成因分类物源→构造标志：由已知构造背景的花岗岩，以其地球化学和矿物特征为基础，进行花岗岩类构造环境分类。Pitcher（1983）认为：花岗岩的成因类型能够鉴别源岩，而源岩一经鉴别，就能识别大地构造环境。M型花岗岩浆可能来源于幔源物质或俯冲到火山弧之下的洋壳；I型花岗岩浆来源于会聚板块边缘的陆壳下部，源岩可能是幔源底侵物质；S型花岗岩是大陆碰撞带和克拉通韧性剪切带产物，地壳构造加厚温度升高，使地壳物质发生重熔；A型花岗岩是地盾区与裂谷有关的岩浆活动产物，也是造山带稳定后的深成活动产物。花岗岩物质来源是现代岩石学研究的重要内容，关系到地壳与地幔相互作用的地球内部动力学的重要研究课题。自然银①洋脊花岗岩类：按地质背景，结合伴生玄武岩的地球化学特征，进一步划分：正常洋脊（伴生正常型洋脊玄武岩）异常洋脊（伴生过渡型或富集型洋脊玄武岩）弧后盆地洋脊和“俯冲带上”（弧前盆地）洋脊洋脊花岗岩类主要铁镁矿物都是角闪石，在实际矿物QAP分类图上位于石英闪长岩或英云闪长岩区，为偏铝质或过铝质。异常洋脊花岗岩的Th、Ta、Nb、Ce丰度较高，可能与玄武岩地幔源区选择性富集有关。②火山弧花岗岩类：进一步分为大洋岛弧花岗岩类：洋洋俯冲而形成的岩浆弧岩石，又可分为拉斑玄武质的和钙碱性的火山弧。大陆弧花岗岩类：洋陆俯冲而在大陆上形成。QAP图上，大洋拉斑玄武质弧的花岗岩主要位于石英闪长岩或英云闪长岩区，主要铁镁矿物为角闪石。钙碱性弧花岗岩主要位于石英闪长岩、石英二长岩、英云闪长岩和花岗闪长岩区，特征铁镁矿物为角闪石和黑云母。活动大陆边缘高钾钙碱性和橄榄玄粗岩系列的花岗岩主要位于石英二长岩、花岗闪长岩和花岗岩区，主要铁镁矿物为黑云母。这类花岗岩以K、Rb、Ba、Th比Ta、Nb、Hf、Zr、Y、Yb富集为特征。③板内花岗岩类：按侵入的地壳性质再分三类：侵入正常厚度地壳、强烈衰减陆壳和洋壳等。本类花岗岩大多数在QAP图上位于石英正长岩、花岗岩和碱性花岗岩区。铁镁矿物从钠闪石（或钠辉石）→黑云母（或钠闪石），化学特征从过铝质→过碱质。衰减陆壳中的花岗岩属于钙碱性，含钙质角闪石和辉石，时有橄榄石。微量元素特征分三类：第一类：Rb、Ta比Nb、Ta明显富集，Ce、Sm比相邻元素富集为特征。HFSE的亏损与地壳卷入有关。第二类（衰减陆壳）：富K、Rb、Th特征。第三类：Rb、Th、Ta、Nb高为标志。④碰撞花岗岩类：按碰撞类型：陆陆碰撞、陆弧碰撞、弧弧碰撞按花岗岩的形成关系：同碰撞、碰撞后QAP图上，同碰撞花岗岩位于狭义花岗岩区，属含白云母的过铝质。大多数碰撞后花岗岩的铁镁矿物是黑云母或角闪石，位于大陆弧花岗岩区内，属钙碱性岩，偏铝质到微过铝质。过铝质和碱性花岗岩也能在碰撞后环境侵入。碰撞花岗岩的微量元素特征大多与钙碱性火山弧花岗岩相似，明显的特点是同碰撞花岗岩的Rb含量特别高，而Ce、Zr、Hf、Sm含量非常低。2．花岗岩与大陆地壳演化地球是太阳系中唯一具有花岗质地壳的行星，它独一无二的性质：有约3800Ma的花岗质大陆壳和180Ma的玄武质海洋壳，与地球固有的物质组成和演化历史有关。组成地球大陆地壳花岗质岩石的形成，经历了自太古宙～显生宙岩石圈乃至深部地幔演化的地球动力学过程。包括高级变质区花岗质片麻岩（TTG）和绿岩带的花岗岩。高级区花岗质片麻岩形成于3800～3000Ma，由贫Or的英云闪长岩和奥长花岗岩组成，具M型花岗岩特征，低87Sr／86Sr初始值（0.7000～0.7020）。绿岩带花岗岩除英云闪长岩、奥长花岗岩外，还见高87Sr/86Sr初始值0.7010～0.7040的富钾花岗岩。太古宙（—2500Ma）太古宙M型花岗岩类的稀土元素特征，轻、重稀土强烈分馏（La／Yb值高），反映其源岩富含重稀土的石榴石而无斜长石，可能是贫碱拉斑玄武岩在大于1GPa下转变为含石榴石的榴辉岩等，再经部分熔融而成。晚期富钾花岗岩类具明显铕负异常，表明源自斜长石稳定存在的地壳内部。其形成可能与太古宙晚期频繁的原始大陆壳碰撞有关。更长环斑花岗岩（A型）是元古宙特征性花岗岩。元古宙中期是超大陆稳定发展时期，可能发育许多大陆裂谷。发育大量拉斑玄武岩质岩墙群和巨型层状侵入体，反映当时处于伸展构造环境。因此，更长环斑花岗岩同显生宙以来A型花岗岩类，是大陆裂谷型伸展环境产物。元古宙中期（1700～1100Ma）过铝质S型花岗岩类是古生代特征性岩石，如澳大利亚、欧洲大陆、北美阿帕拉契亚、中国和南美大陆等。古生代是大陆或微大陆反复碰撞拼贴成超级联合古陆时期，碰撞前洋底陆源泥质堆积物是S型花岗岩物质来源，反映S型花岗岩的形成与该动力学过程有关。中生代以来花岗岩的特征是与地幔作用有关。中-新生代联合古陆发生分裂，形成现在大洋地壳。与古生代大陆碰撞形成超大陆的演化历史相比，中-新生代的分裂导致地幔作用空前活跃。从大洋扩张中心到活动大陆边缘以及板内岩浆活动均发生源自地幔的玄武质岩浆，形成低Sr高Nd花岗岩类。大陆地壳的生长观点：①Hurley等认为大陆地壳是在最近地质时期急剧增长的；②Armstrong等认为大陆地壳的大部分是在地球早期（3800Ma以前）形成；③McLennan等认为在太古代末期～元古代早期短时期内急速形成大陆地壳的70～80％。我国的花岗岩？END