安山岩岩浆的成因

(C)消减带大洋地壳中岩浆的形成
消减带大洋地壳中岩浆的形成包括： a. 大洋壳玄武岩-辉长岩层的局部熔融； b. 大洋壳沉积层的局部熔融
a. 大洋壳玄武岩-辉长岩层的局部 熔融及安山岩岩浆形成的模式
消减带大洋壳下降到>100km后， 玄武岩-辉长岩就变为石英榴辉岩。 从图XⅥ-11、12、22以及前面 叙述可知，在>100km的消减带， 石英榴辉岩的局部熔融，形成 SiO2含量中等的原生熔浆(相当 于安山岩)。石英全部进入熔浆， 残留的难熔矿物组合为Cpx+Ga。
b. 大洋壳沉积层的局部熔融
当消减带的大洋沉积物达50～ 60km（约17×108Pa）处时，含 隙间H2O的洋壳沉积（达饱和H2O 的固相线温度），地热曲线与饱和固 相线交于a点，在这里洋壳沉积层开 始发生深熔作用，熔出低熔熔浆。当 全部隙间H2O都进入熔浆以后，系 统中已没有自由的气相存在了，在此 深度上，相应的温度还没有达到含少 量H2O系统(H2O只含在白云母中， 系统中无自由的隙间H2O)的固相线 温度，所以熔融作用停止。在a点附 近熔出的低熔熔浆，是富含H2O， 亦富含碱的，而比源岩(白云母花岗 岩组成)贫SiO2(因为高压下，Q结 晶区扩大的原因)。如果由于构造压 滤作用，它可集中起来，并上升至上 覆的地幔楔形区中。
安山岩的成因——消减的洋壳及其上 的地幔楔形区中岩浆的形成
沿岛弧和大陆边缘常常大量地发育安山岩火山作用。一般地 认为，它们在成因上与大洋岩石圈板块的消减带(或贝尼奥 夫带Benioff Zones)有关，推测是由于下降运动，导致消 减的洋壳及其上的地幔楔形区物质的局部熔融而造成。对于 造就这么宏大的安山岩岩浆的物理条件，至今还是不十分清 楚的。模拟沿消减带的高压实验，已显示了某些有效的成果， 有助于解决这个难题。
(A) 大洋壳的组成
大洋地壳比大陆地壳薄得多，从几公里到十几公里，而且缺 失大陆壳上层的花岗岩层。典型的大洋壳组成由上而下为：
层1：薄的沉积盖层，<1 km； 层2：玄武质熔岩层，1．75km； 层3：深洋壳，可能是辉长岩、辉绿岩、变玄武岩等，4
km。 莫霍面以下为上地幔岩。 在倾斜的消减的大洋壳上面，是大陆岩石圈板块的上地幔，
前面已谈过，安山岩原生岩浆不 能直接导源于消减的大洋壳，认 为SiO2中等含量的熔浆经变异 作用可以形成安山岩岩浆。其中 可能的模式之一，如图XⅥ-25 所示。
a. 大洋壳玄武岩-辉长岩层的局部熔融
从100～150km的消减带上升的这种SiO2中等含量的含水 的熔浆，进入消减带上面的地幔楔形区，这种熔浆在这样的 深度上与地幔橄榄岩是不能平衡共存的，亦即与Ol是不能平 衡共存的。因此，这种熔浆与Ol发生反应形成辉石(Ol+富 SiO2液体→Py)，使橄榄岩变为辉石岩。由于新形成的辉石 岩的比重小于上覆地幔橄榄岩，以及其中隙间液体的存在， 使辉石岩具有很大的活动性，它从消减带以“底辟”方式上 升。含H2O辉石岩底辟岩块，在上升过程中开始发生熔融， 类似于从上升的地幔橄榄岩底辟岩块中形成玄武岩岩浆的模 式。在>100km深处，辉石岩可能是含石榴石的，在较浅 处石榴石不稳定，其组分进入辉石固溶体。依照这样的模式， 由辉石岩局部熔融形成的熔浆性质，应与上面描述的含 H2O的橄榄岩系统的高压实验相平衡得出的结果一样。
小结：安山岩岩浆的成因
(1) 在消减的大洋壳和上覆的地幔楔形区形成的岩浆，过程 比较复杂。从中不能直接导源出从玄武岩→流纹岩的原生岩 浆系列。
岛弧地区安山岩岩浆的形成一般都要经历复杂的变异作用过 程，包括：
①不同源岩形成的熔浆的相互混合， ②含H2O的液体对上覆地幔的作用， ③相对富SiO2(与地幔橄榄岩相比)的熔浆与地幔橄榄岩的
小结：安山岩岩浆的成因
(3) 消减带中的安山质岩浆可以起源于消减 带3个组成部分：
①楔形大陆岩石圈上地幔的熔融 ②洋壳玄武岩-辉长岩的熔融 ③洋壳沉积物的熔融
小结：安山岩岩浆的成因
(4) 环太平洋的岛弧安山岩87Sr／86Sr初始比值为0.7037 ±0.0003(G.Faure,et a1,1972)，它与洋岛玄武岩完全 相同，说明安山岩浆被古老硅铝质混染的可能性十分小。
在无水的干条件下，En的不 一致熔融只在<5×108Pa 时 才能出现，但是，在含H2O 的系统中，高压下En具不一 致熔融(图XVI-23)。高压、 干条件的Fo-Q系统，为具一 致熔融化合物的共结体系， En为一致熔融的Fo+Q的反 应产物。在Fo-En和En-Q之 间的组成，低熔产物是共结成 分的，前者贫SiO2(SiO2不 饱和)，后者的共结熔浆富 SiO2。
这些岩浆都是饱和或接近饱和H2O的。它们在上升达地表 的过程中，如前讨论的那样，在封闭条件下，会继续遭受到 结晶分离作用。这些，就形成了岛弧地区以安山岩为主的从 玄武岩直至流纹岩的岩浆系列。
b. 大洋壳沉积层的局部熔融
大洋岩石圈板块在沿消减带 下降时，如果大洋沉积表层 没有全部被刮掉，则可以下 降进入很深处。富SiO2的 大洋沉积物不断进入深处的 过程，首先变质形成含白云 母的石英长石质岩石。用白 云母花岗岩作为洋壳沉积层 组成的高压模拟熔融实验结 果见图XⅥ-26。
d. 关于消减带下面的地幔楔形区 形成安山岩岩浆的模式
在100～60km深的地幔中形成的，饱和H2O的橄榄拉斑玄武岩 和SiO2饱和的拉斑玄武岩岩浆，在它上升过程中，不可避免地要 发生结晶作用和分离作用。上升时岩浆的绝热式冷却(压力降低迅 速，而温度下降很缓慢)，经过的仅仅是Ol结晶区。
从SiO2饱和的拉斑玄武岩岩浆中分离出10～15％的Ol，就会产 生玄武安山岩组成的岩浆(≈60～40km范围内)。
过量水的
干的
这样高温的地幔楔形区，在含H2O条
件下，由于起始熔融的温度大大降低，
地幔橄榄岩发生局部熔融。如果有榴辉 岩存在，则可大部分熔融(图XVI-22、 XVI-11)。因此含过量H2O的橄榄岩 (榴辉岩)系统的高压实验，对理解该地 幔楔形区岩浆的形成有重要意义。
b. Mg2SiO4(Fo)-SiO2(Q)-H2O系统 (PH2O＝20×108Pa)
反应， ④在深处形成的富含H2O岩浆的不可避免的结晶分离作用，
以及 ⑤岩浆与地壳岩石的相互作用。 等等。
小结：安山岩岩浆的成因
(2) 岛弧地区安山岩岩浆的形成依赖于深度的不同，形成的 岩浆组成不同：
≈100～60km，为橄榄石拉斑玄武岩→石英拉斑玄武岩岩 浆；
≈60～40km，为玄武安山岩岩浆； ≈40～20km，为安山岩岩浆； <20km，为英安岩、流纹岩岩浆。
由于Ol的分离作用，从玄武安山岩岩浆，最终可形成SiO2≤60 ％的安山岩岩浆(40～20km，地壳和上地幔顶部范围内)。
因此，随着压力的降低，上升的饱和H2O的原生岩浆连续结晶分 离作用，可形成一个组成上连续变化的岩浆系列，橄榄拉斑玄武 岩(≈ 100km)→石英拉斑玄武岩(≈ 70km) →玄武安山岩(60～ 40km) →安山岩(40～20km)。
a. 大洋壳玄武岩-辉长岩层的局部熔融
对于从150～100km深处消减带上升的含H2O辉石岩底辟 岩块来说，
如果在100～60km发生局部熔浆的分离，形成均一的独立 岩浆，则具橄榄拉斑玄武岩组成；
如果在60～40km内发生局部熔浆分离，则形成玄武安山 岩岩浆；
如果在40～20km内局部熔浆从上升的底辟岩块中分离出 去，则就形成安山岩岩浆。
7、成因
关于安山岩的成因，为多数人支持的观点是板块构造学说的 解释。
板块学说认为，安山岩岩浆出现在大洋板块俯冲于大陆板块 之下的贝尼奥夫带上，它是由于洋壳中的汗水矿物在消减带 中脱水，加上高温高压作用，使大洋板块及上覆楔形地幔部 分熔融，产生了安山岩浆。
这个观点能很好地解释安山岩沿太平洋周围分布，而且与地 震和消减带一致的事实。我国东部分布的中生代安山岩类， 也有人用中生代板块构造等解释其成因。
在饱和H2O条件下，由于En的 不一致熔融性质，Fo结晶区扩大， 并深入饱和SiO2的区域，亦即 在这一特殊条件下，Fo与饱和 SiO2的熔浆平衡共存，所以FoEn之间组成的低熔熔浆则稍富 SiO2 (SiO2过饱和)。
Fo-En组合可简化地看作为地幔 橄榄岩组合。所以，在饱和H2O
条件下，高压下 (20~30×108Pa)地幔橄榄岩局 部熔融的低熔熔浆为SiO2过饱 和的，亦就是含Q标准分子的拉 斑玄武岩。
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在饱和H2O的条件下(P总＝PH20)的实验表明，安山岩熔浆 (SiO2达60％，Q标准分子≥10％)与含Ol的残余矿物组合 呈平衡共生的最大压力是10 ×108Pa 。>10 ×108Pa 时， 具中等含量SiO2与Q标准分子的含水熔浆，与橄榄岩矿物 组合就不平衡了。
这表明，在70～100km深处，由地幔橄榄岩的局部熔融， 直接熔出安山岩岩浆(原生安山岩岩浆)是不可能的，而是橄 榄拉斑玄武岩岩浆。
c. 含H2O条件下地幔橄榄岩的 局部熔融
在无水的干系统中，O1拉斑玄 武岩的液相线矿物，在
<14 ×108Pa时为Ol， 14～18×108Pa时为Cpx， >18 ×108Pa时为Ga， 亦即随压力增加，Ol结晶区缩
小； 但在含H20条件下(图XVI-24)，
则完全不同，含10％H20时， Ol作为液相线矿物可保持达18 ×108Pa ，含20％H2O时， Ol液相线矿物可保持达25 ×108Pa ， 在H2O饱和条件下(含 H2O>20％)，作为液相矿物的 Ol可保持达27 ×108Pa ，T ＝1090C，亦即随H2O的增加， Ol结晶区大大扩展。
同样，对SiO2饱和的拉斑玄武岩来说，在无水条件下， <4.4×108Pa时Ol才为液相线矿物。然而，加入10％ H2O以后，Ol作为液相线矿物可保持达14 ×108Pa 。在 H的2OOl可饱保和持条达件2下0(P×总1＝0P8PHa20，，含T＝201％03H02°0C)作。为这液表相明线，矿如物 果有足够的H2O导入地幔，则由地幔橄榄岩局部熔融形成 的橄榄拉斑玄武岩岩浆，可扩展达约100km(无水条件下只 能达70km的深度)，而局部熔融形成的SiO2饱和的拉斑玄 武岩岩浆可扩展达约70km(无水条件下只能达15km)。在 高压下这种饱和H2O的岩浆的液相线温度比在108Pa下(地 表)液相线温度低得多(图XVI-24)。因而，在地幔相当大的 深处形成的饱和H2O的岩浆，在上升达地表以前，由于压 力减低和H2O的逃逸，必定会发生强烈的结晶作用。
b. 大洋壳沉积层的局部熔融
消减带继续下降至100km （30X108 Pa），无自由隙间H2O 的洋壳沉积层又第二次发生深熔作用。 因为在此深度上，相应的温度已达含 少量H2O系统的固相线a'(图XⅥ26)，低熔熔浆同样是富H2O富碱 和贫SiO2的(与白云母花岗岩相比)。 这样的低熔熔浆分离出来以后，上升 至上覆的地幔楔形区。它们可以使原 来是无水的上覆地幔橄榄岩处于含 H2O的条件，而发生局部熔融，亦 可以与橄榄石发生反应形成辉石岩， 然后底辟上升，在不同深度上再分离 出岩浆来。它们还可能与来自洋壳玄 武岩-辉长岩局部熔融的岩浆相混合， 然后上升至上覆的地幔楔形区。所以 形成岩浆的过程比较复杂。
呈楔形，这个地幔楔形区亦是可能的岩浆源区。
这一点应让我们记起蛇绿岩套的概念！
洋壳
(B) 消减带下面的地幔楔形区中 岩浆的形成
消减带下 面的地幔 楔形区
a. H2O的来源
由于消减的洋壳在下降达约100km深处，含H2O 矿物发生强烈的脱水反应，放出大量的H20，这些 H2O上升，进入其上的地幔楔形区，使它从无水的 干系统变为含H2O系统(接近于饱和H20条件)，地 幔楔形区是大陆岩石圈板块，由更深处(>100km) 上升来的地幔部分，温度高达T>1000℃。