火山岩区地质填图中的有关问题区调班2017
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压力的改变
上地幔及下地壳源区的岩石的固相线温度是随压力增 大而增高的,在恒定的温度条件下,如果因构造原因而隆升, 导致压力降低,可产生岩浆.
挥发组分的加入 (尤其是 H2O)
挥发组分的加入可 以显著地降低源区 岩石的固相线温度
不同构造背景岩浆的形成条件和 火山岩系列组合特征？
大洋中脊玄武岩MORBS
构造环境：大洋中脊环境拉张环境 物化条件：高温：1330℃—1400℃ ，低压：源区浅，因此部分熔融程 度大，通常可达20%-30%左右 源区成分特点：大洋中脊地区是地 球上岩浆频繁发生的地带，因而以 亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为 主。加之上覆地壳没有富含不相容 组分的花岗质岩石，原生岩浆不会 因同化混染作用有大的成分变化 形成的岩浆：一般低K2O、TiO2及 不相容元素，以洋中脊拉斑玄武岩 为典型代表。
陆边缘弧火山岩 构造环境：是大洋岩石圈向大陆俯冲的板块会聚地带，处于强烈的 挤压状态，地壳水平方向缩短，垂直方向加厚。
与岛弧火山岩相比， 活动 大陆边缘所产生的火山岩在 岩浆上升过程中， 会经历更 强烈的结晶分异作用和同化 混染作用，从而形成的岩石 更酸性（岩石组合以安山岩 ，流纹岩为主），具有更高 的 K、Sr、Rb、Ba、Zr、 Th、U、K ／ Rb、Fe ／ Mg 和更宽的 87Sr ／86Sr、 143Nd／ 144Nd、Pb同位素 组分。这些主要是大陆壳物 质卷入岩浆作用过程造成的 ，尽管地幔楔也起到部分作 用。
不同构造背景下形成的火山岩的系列 、组合有明显差异
PLATE MARGIN
C onve rgen t TEC TONIC SETTING islan d arcs; active con tinental margi ns th ol eii tic calc-al kaline al kaline basal ts & diffe rentiate s Di vergent m id-ocean ic ri dges; back-arc spreadi ng cen tres th ol eii tic basal ts
火山岩区地质填图中的有关问题
火山岩区地质填图中的有关问题
• • • • • • 火山活动的基本规律 火山岩的喷发方式、产状 火山岩相及填图的意义 火山构造的级别划分和识别 火山机构的识别圈定-----火山岩填图的方法 火山岩剖面测量及喷发旋回、韵律的研究
火山活动的位置
大西洋 火山带
地中海 火山带
时间 极性
Isotopic age vs. distance across (a) the Western Cordillera of Peru (Cobbing and Pitcher, 1983 in J. A. Roddick (ed.), Circum-Pacific Plutonic Terranes. Geol. Soc. Amer. Memoir, 159. pp. 277-291) and (b) the Peninsular Ranges batholith of S. California/Baja Mexico (Walawander et al. 1990 In J. L. Anderson (ed.), The Nature and Origin of Cordilleran Magmatism. Geol. Soc. Amer. Memoir, 174. pp. 1-8).
环太平洋 火山带
东非火 山带
现代活动的四个火山岩带：环太平洋火山带、大 西洋火山带、地中海火山带和东非火山带
大部分火山活动与板块边界的 活动构造密切相关，而发生在 板内热点处的火山活动要少得 多
火山活动的主要部位： 扩张板块边界：大洋中脊、大陆裂谷 会聚板块边界：岛弧或活动大陆边缘 转换板块边界：洋中脊转换断层 板内热点：
（4）山带中与碰撞相关的主逆冲断 层活动的开始。
前陆盆地与磨拉石
（molasse）
碰撞作用的时间尺度
同碰撞岩浆作用——与地壳加厚与陆内缩短同时
俯冲板片的滞后影响？
西藏林周地区林子宗组与设兴组之间的角度不整合，横跨 整个冈底斯带超过 1000 km 以上，其下为海相地层，普遍认为 是洋壳关闭的标志（莫宣学等，2009），但其上覆钙碱性岩浆 岩，具有俯冲型岩浆岩特征。不整合之后还有洋壳俯冲（许志 琴，2010）?或洋盆关闭后板片还对岩浆活动产生影响？
洋中脊岩浆作用模型 （a)熔岩喷发； (b)岩墙侵入； ©堆晶岩形成； (d)纯橄榄岩和 铬铁矿透镜体形成 （据 Gass and Smewing， 1 9 8 1; Gass et al., 1985, Episode s) 。
大陆裂谷玄武岩
构造环境：大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆 壳裂解、减薄向洋壳转变的位置。 物化条件：岩石圈拉伸缓慢，软流圈上涌速度慢， 减压熔融的部位深，温度增加幅度小，因此熔融程 度一般低于洋中脊环境。 源区成分特点：未经亏损，或亏损程度不大 形成岩浆：富K2O+Na2O及不相容元素。如碱性 玄武岩碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、霞石岩等类型， 随着裂谷的发展，软流圈进一步上升，可形成大量 的拉斑玄武质岩浆，且成分越来越与洋脊玄武岩相 似。
WITHI N PLATE
Oce anic ocean ic islan ds C onti nen tal con tinental ri ft z ones; con tinental flood basal t provi nces th ol eii tic al kaline basal ts & diffe rentiate s
（2）H2O的存在还使得体系处 于高fO2的条件，岩浆结晶时磁铁 矿在早期晶出，岩浆不发生富铁趋 势的演化，而这正是钙碱性系列玄 武岩与拉斑系列不同之处；
（3）岩浆形成上升后，因压 力降低，H2O逸出而减少，岩 浆的液相线温度将快速上升而 导致快速结晶，并常伴随有结 晶分异作用，形成玄武岩-安 山岩-英安岩组合。
弧后盆地的火山岩
早期：出现类似于裂谷环境的双在式火山岩， 晚期：可出现类似于洋中背环境的拉班玄武岩
碰撞和后碰撞阶段的火山作用
威尔逊旋回的一部分
D俯冲带形成
E俯冲－残余洋盆关闭
F陆陆碰撞造山
G山带剥蚀和再次稳定
如何确定板块碰撞的时间？
Searle et al(1988)提出的标准： （1）缝合带上海相沉积的结束 （有残留？）； （2）缝合带上大陆磨拉石沉积的出 现； （3）与俯冲有关的钙碱性岩浆活动 结束；
古近纪林子宗组 钙碱性火山岩 65-~45Ma
晚白垩世 设兴组碎屑岩
65-45Ma的林子宗火山 岩如果形成在碰撞之后， 它们具有的火山弧岩浆岩 的地球化学特征（亏损 Nb,Ta等高场强元素说明 了什么？
碰撞、后碰撞和碰撞后（板内）阶段的火山作用
地幔柱观点
板内热点、地幔柱与大陆泛 流玄武岩：岩浆来自660Km的弱亏损-富集的OIB库 （Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology）
热能的累积(温度升高)
地幔或地壳源区的岩石只 有当该区的热能累积到一定的 程度，温度达到岩石熔融的温 度（固相线温度）并持续热能 的累积岩浆才会发生。目前所 公认的热能来源主要有两个:
•一种是有热流（热的物质流或热流体流）进入某地区产生热 对流（Thermal — Convection），导致了热能的积累及温度 上升， •一种是源区含有不移动的放射性生热元素（如K、U、Th）， 通过长期衰变产生热能导致该区温度升高。
美洲西部的例子:北美科迪勒 拉大岩基，西部Sr初始比低
海岸岩基； 爱达荷岩基（98－54Ma,从西向 东，年龄变新）； 内华达山脉岩基 半岛山脉岩基
成分与时间极性：秦岭古生代岩浆岩成分极性
在440-450Ma左右至410Ma左右的时期，古秦岭洋（始特提斯）俯冲的方向是从北向南的
产于岛弧环境中的火山岩组合十分复杂多样，其岩 浆源区的物质组成和形成机制有所差异，但地球动 力学过程却十分相近：
5
辉石的分离结晶导致富钾演化趋势 7 4 3 1 6
Continental Crust
2
200 km
400
Oceanic Crust
Lithospheric Mantle
Source of Melts
?
600 km
?
Sub-lithospheric Mantle
?
?
科希斯坦地体地质简图
巴基斯坦北部喜马拉雅科希斯坦新特 提斯洋内弧火成岩高场强元素丰度与 海沟距离的关系.也比较了伊豆-小笠原 -马里亚纳岛弧（IBM)的情况。
东亚的例子
太平洋板块至 少从180Ma向东 亚大陆俯冲，取 平均俯冲速率8 cm/a,将有 14,000km的大洋 岩石圈再循环进 入到了地幔
俯冲带的极性
成分极性
常常提到的两种岩浆岩类型成分极性。（a)使用广泛，但并不很贴切， （B)更合适的模式。（据Larter & Leat (eds), 2003,Intra-Oceanic Subduction Systems)
板内热点、地幔柱与大陆泛 流玄武岩：岩浆来自660Km的弱亏损-富集的OIB库 （Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology）
洋-洋俯冲的岛弧火山作用
岛弧火山岩以钙碱性玄武岩为主 ，岩石组合通常为玄武岩—安山岩 —流纹岩，主量元素最具特征的 是 ：Ti O2含 量 低（0.82wt% ） ， Al2O3含 量 大 于13wt%；K2O 含量较低， K2O<Na2O。岛弧玄 武岩以富集大离子亲石元素（LILE ）（Sr、Rb、Ba等），亏损高场 强元素（HFSE）（Nb、Ta、Ti等 ）为特征。 岛 弧 玄 武 岩 与 MORB，但 是 其 Ti O2含 量 与MORB（ =1.5wt%）[1］相比却低得多。原 因为： ①Ti 保留在金红石和钛铁矿等 残留矿物中随着俯冲板块返回地幔 （OIB源区）； ②其它不相容元素由于俯冲流体 萃取作用，浓度相应的增加，导致 Ti浓度相应减小。
与不同成因相对应的火山活动可分为： 线式（裂隙式）----板块边界 点式（中心式）-----板内热点 面式（熔透式？）-----地幔柱
岩浆形成的条件
源区的岩石
即岩浆发生之前已经存在于地幔或地壳的岩石作为熔融岩浆的 母岩；上地幔及地壳中的所有岩石在适当的条件下，都可以成为岩 浆的源岩. 不同岩浆源区形成的岩浆肯定有可识别的性质 如俯冲带榴辉岩、榴闪岩部分熔融形成的埃达克岩具高Sr、低 Y的特征
物化条件：含水，源区的固相线温 度下降，容易发生部分熔融； 物源区特点：岩浆源区复杂，是大 陆地壳、地幔及大洋地壳、地幔相 互作用及混杂的地带，含H2O及其 它挥发组分 形成的岩浆： （1）因含水，地幔橄榄岩主要 通过Opx的分解熔融(Ol固相+富 SiO2液相) 反应熔融,形成SiO2较高 的玄武岩类型；
典型的钙碱性火山岩是源于俯冲流体交代的地幔楔部分熔融的产物 埃达克岩是被地幔橄榄岩混染的俯冲板片熔体； 富 Nb 玄武岩为被俯冲板片熔体交代的地幔橄； TTG 岩石组合是太古宙时期（板块更小，地温梯度更高， 俯冲岩石 圈更热， 速度更快） 俯冲洋壳可能在较浅部位发生部分熔融的产物[22 ］， 它与埃达克岩相似 （许多 TTG 也可归并为埃达克岩）， 只不过在 形成时代和发生部分熔融的深度上有所差异， TTG 还有可能是加厚地 壳底部含水玄武质岩石的熔融而形成的； Sanukitoid（赞岐岩）是被 TTG 熔体交代的地幔楔部分熔融形成的 ， 或是来自消减板片的熔体（TTG）与上覆地幔楔混合的产物[54， 62 ～63］， 形成机理类似于现代的富 Nb 玄武岩 ； Boninite（玻镁安山岩） 是强烈亏损的大洋岩石圈地幔岩石在有水 （俯冲流体 ） 参与时低压高温高程度部分熔融形成的。各类岩石组合 对源区性质，构造背景都有很好的指示作用。
压力的改变
上地幔及下地壳源区的岩石的固相线温度是随压力增 大而增高的,在恒定的温度条件下,如果因构造原因而隆升, 导致压力降低,可产生岩浆.
挥发组分的加入 (尤其是 H2O)
挥发组分的加入可 以显著地降低源区 岩石的固相线温度
不同构造背景岩浆的形成条件和 火山岩系列组合特征？
大洋中脊玄武岩MORBS
构造环境：大洋中脊环境拉张环境 物化条件：高温：1330℃—1400℃ ，低压：源区浅，因此部分熔融程 度大，通常可达20%-30%左右 源区成分特点：大洋中脊地区是地 球上岩浆频繁发生的地带，因而以 亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为 主。加之上覆地壳没有富含不相容 组分的花岗质岩石，原生岩浆不会 因同化混染作用有大的成分变化 形成的岩浆：一般低K2O、TiO2及 不相容元素，以洋中脊拉斑玄武岩 为典型代表。
陆边缘弧火山岩 构造环境：是大洋岩石圈向大陆俯冲的板块会聚地带，处于强烈的 挤压状态，地壳水平方向缩短，垂直方向加厚。
与岛弧火山岩相比， 活动 大陆边缘所产生的火山岩在 岩浆上升过程中， 会经历更 强烈的结晶分异作用和同化 混染作用，从而形成的岩石 更酸性（岩石组合以安山岩 ，流纹岩为主），具有更高 的 K、Sr、Rb、Ba、Zr、 Th、U、K ／ Rb、Fe ／ Mg 和更宽的 87Sr ／86Sr、 143Nd／ 144Nd、Pb同位素 组分。这些主要是大陆壳物 质卷入岩浆作用过程造成的 ，尽管地幔楔也起到部分作 用。
不同构造背景下形成的火山岩的系列 、组合有明显差异
PLATE MARGIN
C onve rgen t TEC TONIC SETTING islan d arcs; active con tinental margi ns th ol eii tic calc-al kaline al kaline basal ts & diffe rentiate s Di vergent m id-ocean ic ri dges; back-arc spreadi ng cen tres th ol eii tic basal ts
火山岩区地质填图中的有关问题
火山岩区地质填图中的有关问题
• • • • • • 火山活动的基本规律 火山岩的喷发方式、产状 火山岩相及填图的意义 火山构造的级别划分和识别 火山机构的识别圈定-----火山岩填图的方法 火山岩剖面测量及喷发旋回、韵律的研究
火山活动的位置
大西洋 火山带
地中海 火山带
时间 极性
Isotopic age vs. distance across (a) the Western Cordillera of Peru (Cobbing and Pitcher, 1983 in J. A. Roddick (ed.), Circum-Pacific Plutonic Terranes. Geol. Soc. Amer. Memoir, 159. pp. 277-291) and (b) the Peninsular Ranges batholith of S. California/Baja Mexico (Walawander et al. 1990 In J. L. Anderson (ed.), The Nature and Origin of Cordilleran Magmatism. Geol. Soc. Amer. Memoir, 174. pp. 1-8).
环太平洋 火山带
东非火 山带
现代活动的四个火山岩带：环太平洋火山带、大 西洋火山带、地中海火山带和东非火山带
大部分火山活动与板块边界的 活动构造密切相关，而发生在 板内热点处的火山活动要少得 多
火山活动的主要部位： 扩张板块边界：大洋中脊、大陆裂谷 会聚板块边界：岛弧或活动大陆边缘 转换板块边界：洋中脊转换断层 板内热点：
（4）山带中与碰撞相关的主逆冲断 层活动的开始。
前陆盆地与磨拉石
（molasse）
碰撞作用的时间尺度
同碰撞岩浆作用——与地壳加厚与陆内缩短同时
俯冲板片的滞后影响？
西藏林周地区林子宗组与设兴组之间的角度不整合，横跨 整个冈底斯带超过 1000 km 以上，其下为海相地层，普遍认为 是洋壳关闭的标志（莫宣学等，2009），但其上覆钙碱性岩浆 岩，具有俯冲型岩浆岩特征。不整合之后还有洋壳俯冲（许志 琴，2010）?或洋盆关闭后板片还对岩浆活动产生影响？
洋中脊岩浆作用模型 （a)熔岩喷发； (b)岩墙侵入； ©堆晶岩形成； (d)纯橄榄岩和 铬铁矿透镜体形成 （据 Gass and Smewing， 1 9 8 1; Gass et al., 1985, Episode s) 。
大陆裂谷玄武岩
构造环境：大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆 壳裂解、减薄向洋壳转变的位置。 物化条件：岩石圈拉伸缓慢，软流圈上涌速度慢， 减压熔融的部位深，温度增加幅度小，因此熔融程 度一般低于洋中脊环境。 源区成分特点：未经亏损，或亏损程度不大 形成岩浆：富K2O+Na2O及不相容元素。如碱性 玄武岩碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、霞石岩等类型， 随着裂谷的发展，软流圈进一步上升，可形成大量 的拉斑玄武质岩浆，且成分越来越与洋脊玄武岩相 似。
WITHI N PLATE
Oce anic ocean ic islan ds C onti nen tal con tinental ri ft z ones; con tinental flood basal t provi nces th ol eii tic al kaline basal ts & diffe rentiate s
（2）H2O的存在还使得体系处 于高fO2的条件，岩浆结晶时磁铁 矿在早期晶出，岩浆不发生富铁趋 势的演化，而这正是钙碱性系列玄 武岩与拉斑系列不同之处；
（3）岩浆形成上升后，因压 力降低，H2O逸出而减少，岩 浆的液相线温度将快速上升而 导致快速结晶，并常伴随有结 晶分异作用，形成玄武岩-安 山岩-英安岩组合。
弧后盆地的火山岩
早期：出现类似于裂谷环境的双在式火山岩， 晚期：可出现类似于洋中背环境的拉班玄武岩
碰撞和后碰撞阶段的火山作用
威尔逊旋回的一部分
D俯冲带形成
E俯冲－残余洋盆关闭
F陆陆碰撞造山
G山带剥蚀和再次稳定
如何确定板块碰撞的时间？
Searle et al(1988)提出的标准： （1）缝合带上海相沉积的结束 （有残留？）； （2）缝合带上大陆磨拉石沉积的出 现； （3）与俯冲有关的钙碱性岩浆活动 结束；
古近纪林子宗组 钙碱性火山岩 65-~45Ma
晚白垩世 设兴组碎屑岩
65-45Ma的林子宗火山 岩如果形成在碰撞之后， 它们具有的火山弧岩浆岩 的地球化学特征（亏损 Nb,Ta等高场强元素说明 了什么？
碰撞、后碰撞和碰撞后（板内）阶段的火山作用
地幔柱观点
板内热点、地幔柱与大陆泛 流玄武岩：岩浆来自660Km的弱亏损-富集的OIB库 （Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology）
热能的累积(温度升高)
地幔或地壳源区的岩石只 有当该区的热能累积到一定的 程度，温度达到岩石熔融的温 度（固相线温度）并持续热能 的累积岩浆才会发生。目前所 公认的热能来源主要有两个:
•一种是有热流（热的物质流或热流体流）进入某地区产生热 对流（Thermal — Convection），导致了热能的积累及温度 上升， •一种是源区含有不移动的放射性生热元素（如K、U、Th）， 通过长期衰变产生热能导致该区温度升高。
美洲西部的例子:北美科迪勒 拉大岩基，西部Sr初始比低
海岸岩基； 爱达荷岩基（98－54Ma,从西向 东，年龄变新）； 内华达山脉岩基 半岛山脉岩基
成分与时间极性：秦岭古生代岩浆岩成分极性
在440-450Ma左右至410Ma左右的时期，古秦岭洋（始特提斯）俯冲的方向是从北向南的
产于岛弧环境中的火山岩组合十分复杂多样，其岩 浆源区的物质组成和形成机制有所差异，但地球动 力学过程却十分相近：
5
辉石的分离结晶导致富钾演化趋势 7 4 3 1 6
Continental Crust
2
200 km
400
Oceanic Crust
Lithospheric Mantle
Source of Melts
?
600 km
?
Sub-lithospheric Mantle
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科希斯坦地体地质简图
巴基斯坦北部喜马拉雅科希斯坦新特 提斯洋内弧火成岩高场强元素丰度与 海沟距离的关系.也比较了伊豆-小笠原 -马里亚纳岛弧（IBM)的情况。
东亚的例子
太平洋板块至 少从180Ma向东 亚大陆俯冲，取 平均俯冲速率8 cm/a,将有 14,000km的大洋 岩石圈再循环进 入到了地幔
俯冲带的极性
成分极性
常常提到的两种岩浆岩类型成分极性。（a)使用广泛，但并不很贴切， （B)更合适的模式。（据Larter & Leat (eds), 2003,Intra-Oceanic Subduction Systems)
板内热点、地幔柱与大陆泛 流玄武岩：岩浆来自660Km的弱亏损-富集的OIB库 （Winter (2001) An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology）
洋-洋俯冲的岛弧火山作用
岛弧火山岩以钙碱性玄武岩为主 ，岩石组合通常为玄武岩—安山岩 —流纹岩，主量元素最具特征的 是 ：Ti O2含 量 低（0.82wt% ） ， Al2O3含 量 大 于13wt%；K2O 含量较低， K2O<Na2O。岛弧玄 武岩以富集大离子亲石元素（LILE ）（Sr、Rb、Ba等），亏损高场 强元素（HFSE）（Nb、Ta、Ti等 ）为特征。 岛 弧 玄 武 岩 与 MORB，但 是 其 Ti O2含 量 与MORB（ =1.5wt%）[1］相比却低得多。原 因为： ①Ti 保留在金红石和钛铁矿等 残留矿物中随着俯冲板块返回地幔 （OIB源区）； ②其它不相容元素由于俯冲流体 萃取作用，浓度相应的增加，导致 Ti浓度相应减小。
与不同成因相对应的火山活动可分为： 线式（裂隙式）----板块边界 点式（中心式）-----板内热点 面式（熔透式？）-----地幔柱
岩浆形成的条件
源区的岩石
即岩浆发生之前已经存在于地幔或地壳的岩石作为熔融岩浆的 母岩；上地幔及地壳中的所有岩石在适当的条件下，都可以成为岩 浆的源岩. 不同岩浆源区形成的岩浆肯定有可识别的性质 如俯冲带榴辉岩、榴闪岩部分熔融形成的埃达克岩具高Sr、低 Y的特征
物化条件：含水，源区的固相线温 度下降，容易发生部分熔融； 物源区特点：岩浆源区复杂，是大 陆地壳、地幔及大洋地壳、地幔相 互作用及混杂的地带，含H2O及其 它挥发组分 形成的岩浆： （1）因含水，地幔橄榄岩主要 通过Opx的分解熔融(Ol固相+富 SiO2液相) 反应熔融,形成SiO2较高 的玄武岩类型；
典型的钙碱性火山岩是源于俯冲流体交代的地幔楔部分熔融的产物 埃达克岩是被地幔橄榄岩混染的俯冲板片熔体； 富 Nb 玄武岩为被俯冲板片熔体交代的地幔橄； TTG 岩石组合是太古宙时期（板块更小，地温梯度更高， 俯冲岩石 圈更热， 速度更快） 俯冲洋壳可能在较浅部位发生部分熔融的产物[22 ］， 它与埃达克岩相似 （许多 TTG 也可归并为埃达克岩）， 只不过在 形成时代和发生部分熔融的深度上有所差异， TTG 还有可能是加厚地 壳底部含水玄武质岩石的熔融而形成的； Sanukitoid（赞岐岩）是被 TTG 熔体交代的地幔楔部分熔融形成的 ， 或是来自消减板片的熔体（TTG）与上覆地幔楔混合的产物[54， 62 ～63］， 形成机理类似于现代的富 Nb 玄武岩 ； Boninite（玻镁安山岩） 是强烈亏损的大洋岩石圈地幔岩石在有水 （俯冲流体 ） 参与时低压高温高程度部分熔融形成的。各类岩石组合 对源区性质，构造背景都有很好的指示作用。