岩石大地构造学基础.doc

岩石大地构造学的基础知识 岩石在地球上的分布不是杂乱无序的，而是受它们生成的大地构造环境以及岩石圈内温度压力域控制。反映特别大地构造位置的岩石组合叫做岩石大地构造组合（Petrotectonic assemblage）。相应的学科叫做岩石大地构造学。本世纪60年代，被誉为固体地球科学上的一场革命的“板块构造”问世。它是在大陆漂移说的基础上发展起来的。大洋古地磁测量和岛弧岩石学提供了它强而有力的证据。固体地球自内向外分为地核、地幔和地壳。地核又分为内核和外核，两者的界面深度为5200km。地幔还分为上地幔（平均400km深），过渡带（4001000km深），以及下地幔（底界深达2900km）。地壳平均厚度约30km（从大洋盆地的8km到喜马拉雅山脉的6070km）。就物质强度和形变模量来说，地壳和地幔合在一起又可被分为刚性的岩石圈（包括地壳和上地幔顶部，厚度50200km），低强度的软流圈（从岩石圈底界延伸至约700km深，包括上地幔下部和过渡带上部）以及坚固和均匀的中圈（深达地幔的底面）（见图1）。根据板块构造说，中生代以来，刚性的岩石圈由七大板块组成。这些岩石圈板块在软流圈上漂移，但至今对漂移的驱动力并无定论。多数研究者认为，软流圈内存在若干对流房。板块从对流房上涌处离散，而汇聚于对流房的回流处。地球热流和火山活动的研究表明，地球表面有若干热流异常高的地方，叫做热点。这些热流高的地方火山活动十分强烈，而且形成以热点为出发点的火山链（离热点愈远，火山的时代愈老）由此，一种有关岩石圈板块驱动力的新学说即地幔柱（PLUME）说（Morgan，1972）被提出。按照这种学说，来自下地幔的灼热的羽状地幔物质呈柱状上升至岩石圈底面并驱动板块运动。在晚近的地质时代中可能有多达150个地幔柱。它们在地表的表现为热流高，重力高，以及火山活动强烈。80年代兴起的多系统的同位素地球化学揭示了地幔柱上火山岩的同位素组分的特殊性，为研究地幔内的过程，地幔成分的不均一性以及软流圈和岩石圈的相互作用提供了重要的信息。在板块构造格局中可识别出下列大地构造单元： 1板块边缘 离散边缘：板块彼此背离运动的边缘即大洋中脊。大洋中脊呈线状分布在大洋中央附近，地势上是隆起（故亦叫做大洋隆），构造活动强烈，热流高（平均1.9HFU），重力高（200到+ 250MGal）它们被许岸转换断层切割和错开，有的地方错距可达数千公里。当洋底不断地扩张使岩石圈板块远离大洋脊运动时，沿大洋脊因玄武岩浆的侵入与喷发而产生新的大洋岩石圈。汇聚边缘：板块彼此相聚运动的边缘即消减带。消减带是一个岩石圈板块向另一个岩石圈板块之下俯冲的面。它首先由贝尼奥夫根据天然地震震源的分布而确认的，故亦叫做贝尼奥夫带。有两类消减带：B型消减带（沿消减带俯冲的是大洋岩石圈板块）以及A型消减带（沿消减带俯冲的是大陆岩石圈板块）。B型消减带在地表的出露是海沟，而其上形成岛弧或活动大陆边缘，A型消减带在地表的出露是地缝合带（两个大陆碰撞处），而其上形成大陆碰撞造山带。岛弧：它们一般是弧状岛链，由许多小至1km2到大至像日本本州岛那样大的岛屿组成。它们可以在大陆壳上形成或与半岛相连，也可以形成在大洋壳上。现代岛弧以强烈的地震活动、火山喷发和深成的岩浆活动、高热流（平均1.7HFU）以及可变的地球物理性质为特征。现代岛弧大多分布于太平洋周边，形成著名的“太平洋火山链”。活动大陆边缘：它们一般是弧状山脉，形成于大陆边缘上，如安第斯山脉。在地质和地球物理特征上，活动大陆边缘与成熟岛弧无实质性差别。海沟：它们平行于岛弧和活动大陆边缘展布，深度一般是58km，是大洋中最深的地方，有主要来自附近的岛弧或大陆边缘的少量沉积物，与强烈的地震活动相伴生。大陆碰撞造山带：板块的相聚运动可以发生两类造山作用，即活动型和碰撞型造山作用。活动型造山作用是在B型消减带上发生的，如上述的岛弧和活动大陆边缘。碰撞型造山作用是在A型消减带上发生的，如喜马拉雅山脉。当两个被大洋盆分隔的板块的相聚运动持续进行时，中间的大洋盆随之封闭，直至一个大陆俯冲到另一个大陆之下（即碰撞在一起），形成有很厚陆壳的山脉。残余的洋壳就沿两个大陆的缝合带（即地缝合带）构造侵位。大陆碰撞造山带以地势高、重力负、构造活动强以及花岗岩质岩浆侵入及钾质火山岩的喷发为特征。 2板块内部 （1）大洋大洋盆：它在构造上是稳定的，以薄的深海沉积物（约0.3km厚）和线条状磁异常为特征。洋底上还分布有深海丘陵、海山和高地。海山是海下火山。大洋地壳从大洋中脊处生成并逐渐的向两侧扩展。大洋地壳的厚度为68km，自上而下可分为沉积层（层1），枕状玄武质熔岩（层2）和席状岩墙群和辉长岩（层3），大洋壳之下是上地幔的橄榄岩。大洋岛屿：在大洋中岛屿星罗棋布。这里只包括与消减作用无关而且形成在大洋壳上的岛屿。大洋岛屿都是火山成因的岛屿。大的大洋岛（如夏威夷岛）主要由拉斑玄武岩组成，其上盖有碱性火山岩，小的大洋岛几乎都由碱性火山岩组成。个别小洋岛由橄榄岩组成，因而被视为裸露的上地幔（如圣保罗礁岛）。（2）大陆地盾（亦叫克拉通）：地盾是大陆上最稳定的部分，由前寒武纪变质岩和深成岩组成，沉积盖层很薄或者没有。地盾也常被认为是大陆核，因为它们经历了地球分异形成地壳的早期历史。华北地盾要比加拿大、南非和南极洲地盾小得多，但它有最古老的岩石记录（距今38亿年）。地盾的热流低（平均1HFU），岩浆活动弱，岩石圈厚度大（一般150200km厚）。地台：地台与地盾的最大的不同是，地台有厚的未变形的沉积盖层（最厚可达约10km）。边缘海盆地：它们位于岛弧之间或者岛弧和大陆之间。在前一种情况中它们具有洋壳，而在后一种情况中它们部分可以是陆壳，现代的边缘海盆地主要分布于太平洋西缘，如日本海、鄂霍茨克海、南海。它们是由于大洋板块向大陆下俯冲导致弧后拉张而生成的。沉积物来源于邻近的大陆和岛弧，而且厚度变化大。它们有稳定的和活动的之分。活动的边缘海盆有高的热流和强烈的火山喷发。大陆裂谷系：裂谷是以切割至上地幔的正断层为边界的盆地，地貌上是谷地。如果边界正断层的深度在地壳内，这样的盆地叫做地堑。大陆上最长的裂谷是东非裂谷。实际上大洋隆起的轴部也是裂谷。从全球来看，裂谷似乎是可相连接的，而且大多数裂谷是复合裂谷即由若干彼此大体平行的裂谷组成，大陆裂谷构造上是不稳定的，多地震活动，热流高（平均2HFU）。一般来说，大陆裂谷沉降速率很高，发育石膏和岩盐沉积，但是，有的大陆裂谷几乎不发生沉积，而以强烈火山喷发形成巨大的玄武岩高原为特征，如哥伦比亚高原。裂谷有主动型和被动型之分。主动型裂谷是由于上地幔底辟作用导致其上岩石圈张裂而形成的，所以亦叫做地幔主动的裂谷，如大洋中脊和克拉通裂谷。被动裂谷是由于岩石圈板块向大陆下俯冲导致弧后或造山带后拉张而形成的，故亦叫岩石圈主动的裂谷，如弧后盆地等。从某种意义上说，大洋盆是裂谷作用的最终结果。大洋盆地的张开和闭合的过程就是所谓的“威尔荪旋回”。威尔荪旋回从地幔上隆导致克拉通张裂开始。克拉通张裂一般表现为三叉状，三条破裂的结合点叫三联结点。随着破裂进一步发展，三支破裂中的一支会终止发展，形成大陆边缘裂陷槽（亦可叫做废弃的裂谷），而另外两支发展成为克拉通裂谷。克拉通裂谷进一步被拉张就形成像红海那样的狭窄的海盆，出现了大洋壳。持续的拉张最终导致大洋盆地的形成。沿大洋中脊喷发的玄武岩形成了新的洋壳，并不断地远离洋中脊向两侧扩张，最后沿海沟向大陆之下俯冲，倾没于地幔中（最深可达到700km）而被消减。持续的消减作用最终导致大洋盆封闭及其两侧大陆的碰撞。在上述的板块构造格架中下列岩石大地构造组合可被识别（见图2）： 1大 洋 （1）大洋中脊组合：正如上述，大洋中脊是新洋壳生长处，因此该组合也可叫做大洋壳组合。研究者们把地缝合带中产出的超鲜铁质岩（橄榄岩类岩石，大多蛇纹石化，甚至全变成蛇纹岩），镁铁质岩（枕状玄武岩，辉绿岩墙群，辉长岩体），以及深海沉积物（如含放射虫的硅质岩）统称为蛇绿岩套，并把其视为古洋壳残片。大洋钻探和地球物理测量也确实证明大洋壳的岩石组合雷同于蛇绿岩套。大洋岩石圈在向大陆俯冲的过程中由于受阻可被上冲到岛弧或活动大陆边缘中，因此在这些地方也可有蛇绿岩产出。边缘海盆持续的拉张也可形成蛇绿岩组合。总之，虽然洋壳形成于板块的离散边缘（拉张环境），但是它绿岩（洋壳残片）总是构造侵于板块的汇聚边缘（挤压环境）。正常的大洋中脊玄武岩（即蛇绿岩套中的枕状熔岩）成分上最大的特点是低钾（K2O一般小于0.4wt），贫不相容元素（K，Rb，Sr，Ba，U，Th，LREE），以及低的Sr87Sr86比值（一般0.704）。（2）大洋岛屿组合：正如上述，大洋岛屿都是火山岛。这些火山喷发的是拉斑玄武岩浆或碱性玄武岩浆（或者都有）。一般来说，大的岛屿如夏威夷群岛几乎绝大部分由拉斑玄武岩组成，只是在特殊的火山中心的活动晚期喷发碱性玄武岩。一些小岛是由碱性玄武岩组成的。另外，大洋岛屿常形成火山岛链。这是由于大洋岩石圈板块在地幔柱（热点）上漂移而形成的。在火山链上一个特定的火山最老的岩石均为拉斑玄武岩，最后是少量的碱性玄武岩。 2大 陆 （1）克拉通组合：克拉通主要由太古代（距今19亿年前）和元古代（距今19亿年至7亿年）变质岩组成。太古代岩石组合包括绿岩带，GGT岩套（麻粒岩，灰色片麻岩，英云闪长岩），以及花岗质深成岩。绿岩带实际上是变质的火山沉积岩系，并可分为两个层序：下部层序主要由低钾拉斑玄武岩，镁绿岩以及超镁铁质岩床和少量酸性的火山岩和硅质岩组成；上部层序由钙碱性火山岩系及碎屑沉积物组成，有少量超镁铁质熔岩。镁绿岩亦叫做科麻提岩，是地球上迄今为止发现的唯一的超镁铁质熔岩。超镁铁质岩的主要组成矿物是橄榄石，辉石和石榴子石。它们的熔点非常高（高于地幔的液相线），例如，即便在常压下橄榄岩的熔点也要达1600至1800。因此，除镁绿岩以外，地球上所见到的超镁铁质岩几乎都是构造侵位的深成岩。这就表明太古代时地球的地温非常高。下部层序可与蛇绿岩套对比，暗示了其形成于大洋环境；而上部层序，正如下述，可与岛孤岩石组合对比。GGT岩套代表了下地壳的岩石组合，是地球上最早形成的陆壳。太古代的岩石组合表明了板块构造在地球早期就可能存在。元古代岩石组合包括有更多的上地壳的岩石，并可归纳为以下四种石英岩碳酸盐页岩；双模式火山岩石英岩长石砂岩；钙碱性火山岩杂砂岩；蛇绿岩套。显然，元古代地球的板块构造格局已十分明朗，构造上已有稳定区和活动区之分。克拉通地区上显生宙（距今7亿年至今）的岩浆活动和沉积作用的规模是小的。火成岩呈小的岩体，岩墙，岩床，火山颈和岩筒成群产出，以富碱质和LREE为特点。含金刚石的金伯利岩和钾镁煌斑岩是克拉通特有的岩石。克拉通岩浆岩的另一个特色是，碱性火山岩和金伯利岩普遍含有来源于上地幔的岩石包体（橄榄岩质岩石为主，其次榴辉岩）。（2）大陆裂谷系组合：正如上述，大陆裂谷系包括克拉通裂谷（如东非裂谷）、复合裂谷系（美国西部的盆地与山脉省）以及高原（或溢流）玄武岩区（如哥伦比亚和德干高原）。不管那一种大陆裂谷的岩浆活动都发生于拉张环境。一般来说，玄武质（基性）岩浆喷发于拉张环境，而花岗质（酸性）岩浆侵入于挤压环境。岩浆的粘度与其成分密切相关。岩浆愈富硅铝质（即愈酸性），其粘度也愈大，而愈富挥发分（H2O，CO2等），其粘度愈小。花岗质岩浆主要由大陆地壳物质熔融生成，因而既富硅铝质又富挥发分。一旦挥发分逃逸，酸性岩浆就在深部固结形成花岗质岩侵入体。只有在挤压条件下（有利于挥发分储存于岩浆中），富硅铝质酸性岩浆才可流动。这就解释了为什么在岛弧（或造山带）形成巨大的花岗岩基，而在裂谷形成巨大的玄武岩高原。裂谷的岩浆活动特征取决于裂谷发育的阶段。大陆裂谷一般以发育双模式火山岩套为特征，随着裂谷作用的发展，形成溢流玄武岩（也叫高原玄武岩），最后可出现洋壳（如红海）。所谓双模式火山岩套是指该岩套由基性（玄武岩质）和酸性（流纹岩质）火山岩组成而缺中性火山岩（安山岩和英安岩质）。大陆裂谷的双模式火山岩套通常是基性成员要比酸性成员丰富得多。大陆裂谷的火山岩岩浆可以是拉斑玄武岩质也可以是碱性玄武岩质。不管那种，大陆裂谷的火山岩以富不相容元素为特征，而且显示较大范围的Sr87Sr86比值（0.7030.710），说明它们的岩浆受到陆壳物质混染。大陆裂谷的沉积作用以发育不成熟的陆源碎屑物（长石砂岩，长石质石英岩，砾岩）和蒸发岩（石膏和岩盐）为特点。如果裂谷被海水淹没，也可有页岩和碳酸盐沉积。（3）大陆碰撞造山带岩石组合：顾名思义，它们是由两个大陆相互碰撞生成的。封闭的大洋盆残片作为蛇绿岩侵位于地缝合带中，形成混杂岩带。一般说来，地缝合带的一侧原先是岛弧或活动大陆边缘，而另一侧是被动大陆边缘。在碰撞过程中，地缝合带两侧大陆的原先的构造均会因强烈变质和变形作用而改造。直接与大陆碰撞作用有关的岩浆活动规模一般不大，以形成钙碱性火山岩和花岗岩为主。富硅和钾的熔结凝灰岩以及煌斑岩墙群是碰撞造山带的特征的岩类。与地缝合带伴生的高压（高PT）变质带（蓝片岩相）也是碰撞造山带的一个重要特征。需特别指出的是，80年代后期在西阿尔卑斯山和大别山的变质沉积岩和榴辉岩中，发现了石英的超高压变体柯石英（形成压力2800MPa，相当于地下约80100km深度的压力）。这一发现表明大陆地壳物质可被俯冲到上地幔中至少100km的深度。在此发现之前，研究者们都认为大陆地壳物质的变质作用只可能发生在地壳深度内（压力1000MPa，相当于30km深度）。这一发现对当代地球动力学是一个挑战。大陆碰撞造山带的沉积作用主要发生于俯冲大陆一侧的前陆盆地中。 3岛弧（活动大陆边缘）海沟系 从大洋向大陆方向上，一个典型的岛弧（活动大陆边缘）海沟系可分为四个区：海沟，弧沟间隙，火山弧和弧后区。这些构造环