岩石大地构造学的基础知识

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（400～1000km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60～70km）。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50～200km），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5～8km，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6～8km，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150～200km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Sr87／Sr86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