大洋扩张中心（洋中脊）的岩石组合

离散型板块边界(大洋中脊) 火成岩组合~

一、概述
大洋中脊是离散型板块最重要的边界，同时也是大洋地区岩浆产生的主要场所和新生洋壳产生之处。65000km长的洋中脊分布在地球表面的大洋盆地中。大洋岩石圈以10～160mm/a的速率向两侧移动(Blattetal.，2006)，新生的洋壳在扩张脊处不断形成。大洋中脊的火成岩组合实际上代表了大洋岩石圈的组成。
二、岩石组合
典型洋壳的厚度为6～7km，并且具有成层性，位于深海沉积物之下，自上而下的层序是:
———洋中脊玄武岩，简称MORB(Mid-OceanRidgeBasalt)
———席状岩墙群(SheetedDikeComplex)
———具有火成堆晶结构的辉长岩(包括块状辉长岩和层状辉长岩)
———具有火成堆积结构和变质变形结构的镁铁质－超镁铁质岩
上述大洋岩石圈的组成被称为蛇绿岩套(OphioliteSuite)或蛇绿岩组合(OphioliteAssociation)。位于蛇绿岩套之上的深海沉积物为蛇绿岩套的伴生岩石。典型蛇绿岩套的剖面如图9－2所示。它清楚地展示了大洋壳不同层序的厚度、岩石类型、成因和层序关系。

图9－2 蛇绿岩层序示意图(Winter，2001)

◎洋中脊玄武岩(MORB):典型的洋中脊玄武岩是橄榄拉斑玄武岩，与大多数其他玄武岩相比，它以低K2O(＜0.2%)、低TiO2(＜2.0%)为特征。橄榄石和斜长石是常见的斑晶矿物，而富钙的单斜辉石斑晶很少见。该类玄武岩因喷发于海底，多数具有枕状构造，也可以呈层状、块状或透镜状产出。洋中脊玄武岩因热液蚀变通常转变成细碧岩，而由玄武岩浆分异形成的中酸性火山岩，因遭受热液蚀变转变成角斑岩和石英角斑岩。
◎席状岩墙群:主要由辉绿岩、玄武岩、细粒辉长岩组成，呈密集的岩墙或岩脉产出，它们平行于区域的主要断裂。在洋中脊轴部，垂直的席状岩墙侵位于浅部脆性的伸展环境。很多岩墙只在一侧发育淬火边，这意味着晚期岩墙使早期岩墙破裂并侵位其中。
◎具有火成堆晶结构的辉长岩:这是蛇绿岩套中厚度最大、结构更为复杂的一个单元。上部通常由具有块状构造的辉长岩组成，而下部则是由具有片理化构造的辉长岩构成，同时可以出现闪长岩和斜长花岗岩。该单元之下为地震莫霍面。
◎具有火成堆积结构和变质变形结构的镁铁质－超镁铁质岩:该单元上部由具有层状构造和火成堆积结构的辉长岩、橄长岩、二辉岩、二辉橄榄岩和纯橄岩以及少量易剥橄榄岩底辟体组成，其下可以发现具有方辉橄榄岩捕虏体和豆荚状铬铁矿透镜体的堆积纯橄岩。主要组成矿物是富镁的橄榄石和辉石变种，一般不出现向富铁方向演化的趋势，以此可以区别于大型岩盆状镁铁质－超镁铁质层状堆积体。该层实际上为壳－幔过渡层，之下为岩石学莫霍面。该单元下部由具有变质变形结构的地幔橄榄岩组成，通常为亏损的方辉橄榄岩和少量的纯橄岩，这是原始的、非层状的地幔残留物。最为常见的是由橄榄岩蚀变而成的蛇纹岩或蛇纹石片岩，其中可以发现未蚀变的纯橄岩、橄榄岩及辉石岩的岩块或透镜体，它们之间通常见不到淬火边或接触变质带。在这些地幔橄榄岩中可以见到少量的辉石岩脉。
需要说明的是，因全球地质构造的复杂性，不同地区、不同时代的蛇绿岩往往存在区别，上述4个典型层序在不同地区发育程度可能存在差异，某些地区的蛇绿岩只发育其中的2～3个层序，而另一些地区可能发育1～2个层序。或者因构造作用影响4个单元的顺序不很清楚，往往呈构造混杂岩出现。因此，在确定不同地质时期蛇绿岩套时，要应用构造地质学、岩石地球化学和矿物学等多学科的知识进行综合判断。
蛇绿岩套的存在表明在地球演化的某个时期研究区曾出现过洋壳，它是鉴别古板块缝合线的标志。因此，蛇绿岩套的研究对恢复区域构造演化具有重要意义。
三、成因模型
洋中脊之下幔源玄武岩浆的形成肯定与裂谷的产生以及岩石圈的伸展环境有关。洋中脊拉张环境所诱发的地幔减压熔融是洋中脊岩浆产生的主导因素。图9－3表示了洋中脊火成岩形成的传统成因模型。在洋中脊之下，莫霍面以上发育一个较大的岩浆房，岩浆来自下伏岩石圈地幔橄榄岩。岩浆房内部的原生岩浆发生结晶分异作用，在其下部形成镁铁质－超镁铁质火成堆积岩，其周围为早期形成的辉长岩。图9－4表示了洋中脊快速扩张之下岩浆活动的现代模型。与传统模型相比，现代模型中的岩浆房要小得多，它是一个小的薄而窄的透镜体(数十到数百米厚，宽度小于2km)。岩浆房位于洋底之下1～2km处，岩浆房周围是一个更为宽阔的粥状体和过渡带(可以有少量熔体)。在岩石学和地球化学上，它们一起被认为是一个“岩浆房”(MagmaChamber)，并且是由已经混合的对流熔体和已经部分固结的粥状体所组成。

图9－3 洋中脊岩浆活动传统模型


图9－4 洋中脊岩浆活动现代模型(Winter，2001)

一般认为，洋中脊玄武岩(MORB)的形成为亏损的二辉橄榄岩高度部分熔融的结果(＞20%)，源区的残留物为方辉橄榄岩。基于MORB的地球化学属性不同，可以将其划分成三类，即N-MORB(正常MORB，NormalMORB)、E-MORB［富集型MORB，EnrichedMORB，也称羽状(Plume)MORB，P-MORB］和T-MORB(过渡型MORB，TransitonalMORB)。N-MORB的岩浆源区为亏损的或贫不相容元素的地幔;E-MORB的岩浆源区为更深、更富含不相容元素的地幔;T-MORB为上述二者的过渡类型，可以简单的解释为上述两种端元岩浆的混合，因此，T-MORB并不意味有第三种不同的岩浆源区。

1.岛弧
1）总的特征
在图1-3中没有专门表示其所在的位置。岛弧（island arc）是指两个大洋板块会聚（convergent）的地带，其中的一个板块向另一个板块俯冲，形成了沟-弧-盆体系（图23-3）。从大洋中脊形成的新的洋壳+岩石圈地幔构成了大洋岩石圈，在板块会聚处发生俯冲部分地壳进入地幔，与大洋扩张中心形成了一个循环系统。地壳俯冲下沉至地幔处为海沟，次级的规模较小的软流圈对流体系在弧后形成，同时发生拉张形成小型边缘盆地被称为弧后盆地，在海沟与弧后盆地之间是火山-深成岩浆活动形成的岛弧地带，岛弧呈线状或链状分布。地质历史时期岛弧的确定要根据岩石组合、地球化学及地质学特征综合判断，由于会聚板块边界的地质作用复杂，因而岛弧的岩石组合也比较复杂。

图23-3 大洋板块俯冲带示意图

大洋板块在俯冲过程中，冷的洋壳进入另一个大洋板块的地幔内部，伴随着温度与压力的增加，洋壳的主要成分，玄武岩和辉长岩，经历了前进变质作用，它们由绿片岩相、角闪岩相变为麻粒岩相及榴辉岩相。
大洋板块向下俯冲时洋壳中的水及含水的矿物相因温、压升高释放水分，导致独立流体相的分离，分离的深度与不同地区的温度有关。水流体有可能赋存于原岩的颗粒之间或颗粒表面；也有可能成独立的流体相进入到上伏楔形的地幔区使其变为含水地幔。它们对岛弧岩浆的发生起了重要的作用。
据日本岛弧的现代地球物理资料，在冷的俯冲板块上方的楔形地幔区分布有低速及非弹性物质区，这一区域的深度可达200km的地幔且其分布与板块的倾斜度一致，从垂向上看，这一低速区在莫霍面以下的位置，恰好对应于地表的岛弧火山活动区（Hasegawa，A.and Zhao D.，1994）。因此原作者认为岛弧岩浆的主要源区是楔形地幔区。
在海沟及弧后盆地有沉积作用发生，它们都与火山作用一起构成了在会聚板块处地壳的横向增生。
2）火成岩组合
（1）拉斑系列火山岩。组成岛弧主体的火成岩组合一般发育于距海沟200～300km处，火山岩以拉斑玄武岩为主，可以因分异作用产生安山岩及英安岩，但数量很少，拉斑玄武岩体积分数约占70%，安山岩体积分数约为25%～27%，而英安岩体积分数仅占3%～5%。拉斑玄武岩（TH）系列在发生岩浆分异时，在早期阶段伴随SiO2的升高FeOT有明显的升高，即w（FeOT）/w（MgO）比值在相同的SiO2含量时高于钙碱系列（见图4-2）。在w（FeO）/［w（MgO）-w（SiO2）］图解中分异趋势呈陡的斜率，配合其他图解可以与钙碱性系列的火山岩相区别。从时间分布来看拉斑玄武岩系列往往出现在岛弧发育早期阶段，空间分布上靠近海沟的部位。
（2）钙碱性系列火山岩。在岛弧地区最常见的钙碱性火山岩组合为玄武岩—安山岩—英安岩—流纹岩，其中安山岩体积分数最多约占70%，玄武岩体积分数25%，英安岩+流纹岩体积分数5%。按照w（K2O）-w（SiO2）图解（见图23-4），岛弧的钙碱性系列主要为中钾钙碱性系列，也有少量高钾钙碱性系列及钾玄岩系列。此外，钙碱性（CA）系列火山岩富Al2O3，为高铝玄武岩类型。这套火山岩中的安山岩及英安-流纹岩爆发指数高，火山碎屑岩及火山灰流相当普遍，如印尼的这类火山岩爆发指数达99，日本为70。由于中酸性岩浆粘度大，流动性低于玄武岩，野外除熔岩流外还常出现岩针、陡的火山锥、火山穹窿、熔岩脊等。火山岩具斑状结构，角闪石、黑云母为常见的斑晶，表明岩浆为富挥发分的类型。除上述两种火山岩系列外，还有一种高镁的安山岩也分布在岛弧环境，它们的SiO2含量属于中性岩范畴，但w（MgO）高（＞6%），玻镁安山岩（boninite）为常见的类型。最早发现的现代玻镁安山岩分布于弧前区（靠近海沟处），位于马里亚纳—伊泽的Bonin岛，与拉斑玄武岩共生，显然它形成于岛弧形成的最早期阶段。上述两个主要的火山岩系列随着板块聚敛速度的减小及地壳厚度的增大拉斑系列的比例减少，钙碱性系列增多。
（3）侵入岩组合。岛弧的花岗岩类岩石的特点类似I型，并且与CA系列火山岩的化学成分特征非常相似，可视为其化学等量体（chemical equivalent），在产状上或与之共生形成火山-深成杂岩体，或在相距不远的地区有火山岩发育，如CA火山岩系列的酸性熔结凝灰岩与浅成的侵入岩常常密切共生。这并不是说所有的酸性侵入岩都在地表有相应的喷出岩出露或所有的喷出相都是来自下面无顶板的侵入岩，但它们之间有成因联系是不容置疑的。整体上，岛弧地区侵入岩出露的范围明显的少于火山岩。

图23-4 安底斯山中央火山岩带火山岩w（K2O）-w（SiO2）投点图

需要注意的是，在岛弧的环境，大洋岩石圈俯冲进入地幔，或发生仰冲时，因构造作用导致部分大洋岩石圈物质被刮下，保留于岛弧地带，因此在这里可以出现蛇绿岩套的残块，其中也包括M型的斜长花岗岩。我国西南三江地区，甘孜—理塘蛇绿岩带（P2—）与义敦岛弧火山岩带（T3）在时间上紧密衔接，在空间上密切共生并成对出现于汇聚板块边缘。
3）沉积岩组合
岛弧区的沉积作用可以在弧前盆地（海沟与岛弧火山链之间）和弧后盆地（岛弧火山链与大陆之间）以及弧间盆地（岛弧火山链内部）进行。
现代的弧前盆地与弧间盆地在构造上是活动的，即伴有火山活动。弧间盆地两侧均为岛弧，沉积速度慢，物源以火山物质为主。弧前盆地如苏门答腊岛弧以南的汉密尔顿盆地，它发育在消减的（俯冲的）大洋板块之上，随着大洋岩石圈物质在俯冲过程中被刮落，盆地内的沉积物则具有混杂堆积的特征，在空间上形成楔状的岩片，离海沟愈远沉积岩片的产状愈陡。有些人将上述弧前盆地的沉积物称为加积棱柱体。这些盆地中，发育有同沉积变形及大型滑坡构造，表明沉积作用发生时俯冲作用在持续进行，此外，这里还是地震的多发带。较常见的沉积岩有含长石和岩屑的杂砂岩、砾岩、滑塌角砾岩、泥岩、混杂堆积岩等。岩石总体为浅海相沉积，也可有礁灰岩与火山岩的互层。
弧后盆地，又称为残余海盆，沉积物以陆缘碎屑为主，火山物质较少，但细—微粒的火山灰堆积物比较普遍。弧后盆地如果发育有拉张型的基性火山岩时，可与细粒的沉积物互层产出。如日本海盆，底部为具枕状构造的玄武岩洋壳，上为中新世含硅藻软泥，再上为浊流沉积具水平层理，时代为上新世—更新世，其中含有火山岩物质。
上述资料是在现代板块和现代沉积盆地的基础上进行综合的，它的构造状态及动力学特征很清楚。而绝大多数古代盆地受到构造作用，或遭受了剥蚀，或被覆盖于其他类型的岩层之下，面貌有了改观，所以在观察时要考虑沉积物分布，沉积堆积体的形态及沉积物特征等因素，再来作出判断。
4）变质岩组合
岛弧地区最典型的变质岩组合是由低温高压（高P/T）与高温低压（低P/T）组成的双变质带。大洋板块经从洋中脊到俯冲带时温度逐渐下降，地温梯度为10℃/km，或更低，与此同时板块下插时压力加大，形成了高P/T变质带。在火山弧下方由于熔融的岩浆物质上涌，地温梯度增高达25℃/km或更高，在浅部形成低P/T变质带，深部则发生地壳深熔作用。除上述的典型情况外，也可以有过渡的低温中压，及高温中压的双变质带。
低温高压变质带呈狭长状出现于大洋一侧，代表性的岩石组合为沸石相，葡萄石-绿纤石相、蓝闪石片岩相甚至榴辉岩相岩石，蓝闪石、绿辉石、硬柱石为其特征矿物。高温低压变质带范围较宽，出现在岛弧一侧，代表性的岩石组合为红柱石片岩、角闪岩相系及麻粒岩相岩石，红柱石为其特征矿物，日本岛弧别子-井野地区的三波川发育了双变质带。也有极少数地区两个变质带排列分布与上述情况相反，如日本北海道晚中生代—第三纪的双变质带。
5）成因模型
80年代以来多数人认为，岛弧岩浆的源区可以有多种，是一个多源的岩浆发生的地区，并经历过多个阶段，是地球上最复杂的构造地区之一。可能的岩浆源区有：
（1）楔形地幔区：位于俯冲板块的上方，参与熔融的物质为地幔橄榄岩，在俯冲角度较大时，在洋壳释放出流体的条件下可以发生熔融作用。
（2）洋壳及其反应物：熔融的物质可能有变质洋壳中玄武岩、辉长岩、粗玄岩，洋壳上部的沉积物等。此外，洋壳熔融的熔体与楔形地幔反应形成的辉石岩也可以是岛弧岩浆的源区。海水可以在洋壳物质发生变质作用时参与热水循环系统，间接或直接被卷入到熔融岩浆的作用中。
（3）地幔底辟体：大洋岩石圈俯冲过程中由于诱发了地幔对流，因而产生了地幔底辟体上涌，它是从深部上升的热地幔物质。由于减压熔融导致地幔底辟体发生熔融，上升至地幔顶部后岩浆与底辟体分离。岩浆体进入中地壳形成岩浆房发生分离结晶作用及同化混染作用，形成岛弧岩浆系列。这一认识是根据在该区进行的三维地震层析的图像结果得出的（Akira et al.，1994）。
2.大陆边缘弧
1）总的特征
大陆边缘弧（活动大陆边缘，active continental margins）的岩石组合与岛弧地区有许多相似之处，但也有差别。活动大陆边缘会聚的两板块为大洋及大陆，大洋岩石圈俯冲于大陆板块之下。最典型的地区是美洲西海岸南美安第斯地区。火山弧发育于沿太平洋西海岸自三叠纪上隆的前寒武纪和古生代的基底之上。火山岩中英安岩、流纹岩的数量多于岛弧区，而且火山碎屑岩的比例更为增多，同时伴随有大陆板块地壳的加厚。火山岩的系列不仅包括低钾、中钾钙碱性系列，还出现高钾钙碱性及钾玄岩系列。海沟与火山弧的距离绝大多数为150～600km，个别大于600km。另一个重要特点是钙碱性火山岩和侵入岩的密切共生。平行于大陆边缘的深成杂岩分布广泛，最大的秘鲁海岸岩基断续长1600km，宽60km。在60Ma的时间间隔内，约有1000个深成岩体侵位。相当部分的深成岩体是由于火山口沉降被动侵位于地表3～4km之下的。在安底斯地区侵入岩的体积为火山岩的10倍，多数人认为火山岩与侵入岩有成因联系，尽管前者是以中性岩为主，而后者以中酸性岩为主。与俯冲相关的岩浆作用是大陆板块地壳生长的主要机制，无论是横向或垂向的增生都使陆壳增添了中性岩石的组分。此外，活动陆缘弧火山常常因沿俯冲带大陆一侧基底特征不均一造成了这类弧火山具有分块（段）（segmented）特征，彼此之间有一定差异。例如安第斯山就可划分北、中、南3个火山弧（NVZ、CVZ、SVZ）块体，它们的地震带倾角、地震带深度、地壳抬升高度、地壳基底的年龄以及火山组合与地球化学都有一定差异（图23-4）。
2）火成岩组合
（1）火山岩的组合。活动陆缘火山岩以钙碱性系列为主，其中安山岩（含玄武安山岩）的数量最多，与岛弧火山岩相比，英安岩、流纹岩及同成分的酸性火山碎屑岩的数量也显著增多。这表明陆缘弧火山岩较岛弧火山岩岩浆活动中地壳组分参与的比例增多。据w（K2O）-w（SiO2）图解，活动陆缘火山岩，多数为中钾和高钾钙碱性系列，也可以出现钾玄岩系列，而低钾钙碱性系列很少见，这是与岛弧火山岩的不同之处。图23-4为南美安第斯山脉中央火山岩带（该带位于秘鲁南部，智利北部、玻利维亚及安哥拉的一部分）的w（K2O）-w（SiO2）投点图，代表了活动陆缘火山岩的经常出现的3种火山岩系列。在研究活动陆缘火山岩时，人们还发现火山岩中的K2O含量与火山岩的空间分布关系密切，相同SiO2含量的火山岩，随着远离海沟向大陆一侧K2O含量有增加的趋势，这种现象称为“成分极性”，同样也反映了随着空间上向大陆—侧迁移及俯冲深度的增加，大陆地壳组分参与岩浆活动的程度也逐渐增大。这种“成分极性”往往可以判断古火山作用是否与板块俯冲有关，同时也可作为恢复古俯冲带俯冲方向的一方面的依据。活动陆缘火山岩的玄武岩及安山岩w（Al2O3）高，一般＞16%，相应的岩石中斜长石，特别是斑晶斜长石的含量多，可出现正环带、韵律环带或反环带。斑晶中的铁镁矿物除普通辉石外，还可以出现少量的紫苏辉石。此外，角闪石、黑云母常见，基质中磁铁矿体积分数高，个别可达10%。上述岩相学特点表明钙碱性系列火山岩的岩浆房含H2O，且具有高的氧逸度（fo2）而且部位比较浅。地球物理探测结果表明，地下出现相对周围岩石而言，低密度、低地震波速、高导电率及高地震衰减的区域往往为岩浆聚集的地带。在安底斯山中部，地面以下10～35km的范围为可能的岩浆储集区，而10km深度的岩浆房比较常见，因此钙碱性火山岩浆的分异作用及岩浆混合作用多发生在浅部岩浆房。
（2）侵入岩组合。大陆边缘侵入岩的数量远远多于岛弧区，这是与大陆边缘俯冲造山以及以后的上隆及剥蚀作用相关的，由于岩基规模极大，成分从基性、中酸性至酸性都有出露。化学成分与火山岩相当也属钙碱性系列。以南美秘鲁的海岸岩基为例，辉长岩及闪长岩占出露体积的16%，英云闪长岩（tonalite）及花岗闪长岩占58%，石英二长岩（adamellite）占25.5%，花岗岩占0.5%。从上述岩石出露的体积来看，应用“花岗岩岩基”来描述其成分并不十分恰当，实际上侵入岩的整体成分也以中性—中酸性为主，与火山岩相当。侵入岩岩基也具有沿大陆边缘的分带或分块性，它们各自的岩性组合，侵位的时间，岩基内间歇性侵位的时间间隔以及地球化学特征都有一些区别，这也与下伏基底岩石的不均一性，与俯冲带的距离以及其他的构造条件有关。如此巨大的岩基（往往是数百、数千平方公里，厚度可达10km以上）在上侵占位时常与深的巨大薄弱带发育及同时伴有边缘盆地的张开有关。大陆边缘的火山岩与侵入岩关系密切，常常交替出现，高位（深度浅）的深成岩浆顶板的抬升往往与火山口的下沉相伴随，而且在构造条件适合时，二者相互连通使得侵入岩成为火山岩的根部。秘鲁海岸岩基深成岩与火山岩的关系见图23-5。如上所述该岩基规模巨大，岩浆活动频繁，具有多期次的特征。每个期次的同源岩浆活动间隔时间约为10～20Ma，同一期次的杂岩体从早到晚的时间间隔为 18Ma，一个独立岩体的侵位结晶的时间为7Ma，岩体定位的深度为5～10km。深成岩浆随时间变新规模逐渐减小。图23-5中，花岗质杂岩体的围岩为白垩纪以前的深成岩及火山岩，杂岩体的主体为石英闪长岩-英云闪长岩及花岗闪长岩，早期的辉长岩-闪长岩呈透镜状或岩墙状，高位的侵入岩常常沿环状裂隙上侵，也可以沿大的火山口侵位，特别是大体积的中酸性岩浆沿环状裂隙溢出后连续上升并沿以前的火山口上涌至地表。大陆边缘侵入岩中的辉长岩多数是由地幔部分熔融的岩浆结晶形成的，也可能遭受过结晶分离作用。闪长岩可以由平衡或分离结晶作用形成。英云闪长岩、石英闪长岩、奥长花岗岩等岩浆一般是由基性岩如玄武岩、榴辉岩或角闪岩熔融形成的。这些中性—中酸性岩石可以直接由原生岩浆结晶，也可以是由一种混合岩浆（基性与酸性岩浆混合成因，或基性岩浆经陆壳岩石的同化混染）结晶形成。此外，一种斜长花岗岩（钠长石石英闪长岩）则可能是由地幔成因的拉斑玄武岩浆经分离结晶作用的产物。花岗闪长岩的成因比较复杂，多数人认为是变质基性火成岩（如角闪岩）熔融作用形成的，但也可以由基性岩浆与酸性岩浆的混合及岩浆受到围岩的同化混染而形成。石英二长岩与花岗闪长岩的成因类似。

图23-5 秘鲁海岸岩基理想的横断面图

（3）沉积岩组合。活动大陆边缘区无弧后盆地发育，一般发育前陆盆地及地堑型弧内盆地（intra-arc basin），常为碎屑岩或凝灰物质充填，或形成火山-沉积盆地。有些前陆盆地为磨拉石型，也有一些为三角洲、湖泊及河流相沉积。
（4）变质岩组合。大陆边缘因俯冲作用的发生也可以出现与岛弧地区相类似的双变质带，美国西海岸旧金山附近的弗兰西斯科平行海岸线的高压低温变质带属于这种类型。自西向东依次为浊沸石带、绿纤石带、硬柱石和硬玉质辉石带。附近的绿纤石带为含绿纤石的绿片岩，部分含有蓝闪石。该带的北东方向为由花岗质岩石为主的高温低压变质带。大陆边缘带除了大陆地壳形成水平方面的增生外，由于俯冲带岩浆的上侵，部分岩浆滞留于大陆地壳底部发生底侵（底垫）作用，导致大陆地壳的垂向增生、陆壳加厚及地温增高，并诱发区域的变质作用。下地壳麻粒岩相岩石的形成与上述地壳加厚地壳负荷增大以及在此期间的加热作用关系密切。
大陆边缘带的褶皱和逆冲作用也比较普遍，因此与之相伴随的韧性剪切带以及动力变质作用也较为常见。

1.总的特征

大洋扩张中心（洋中脊）在图1-3中表示为SC（spreading center），现代的洋中脊除东太平洋隆起外，大多数位于大洋的中心部位，在地貌上最高的峰部高于附近洋底约1000～3000m，两侧斜坡形成翼部，洋中脊连续分布于所有的大洋盆地中，总长度达60000km，但洋中脊的宽度不大，发生拉张时，在脊部形成盆地宽度仅数公里。按照板块构造的理论，洋中脊是板块的边界，在这里通过岩浆作用和沉积作用形成新的大洋地壳。由于洋中脊不断的扩张，大洋岩石圈以1～10cm/a的速度向两侧移动，然后中心部位再继续产生新的洋壳。实际上这里的岩石组合代表了大洋岩石圈的组成。

2.火成岩组合与蛇绿岩套

火成岩是大洋岩石圈的主要的组成，位于深海沉积物之下，自上而下是：

洋中脊玄武岩，简称MORB（mid-ocean ridge basalt）

席状岩墙群（sheeted dike complex）

具火成堆晶结构的镁铁质-超镁铁质岩

具变质变形结构的地幔橄榄岩

上述大洋岩石圈的组成被称为蛇绿岩组合或蛇绿岩套（Ophiolite suite），这4个单元也就是蛇绿岩套的火成岩组成。

（1）典型的 MORB 为拉斑玄武岩，因喷发于海底，多数具枕状构造，可以成层状、块状、透镜状。熔岩中夹有火山角砾，玄武岩层间或玄武岩枕体间有火山灰或石灰质充填其中。原生的拉斑玄武岩常常遭受到海水的蚀变和钠质交代形成细碧岩，矿物组合为钠长石-绿泥石-绿帘石-方解石-沸石。在这一单元中可以出现由玄武岩分异形成的中性、中酸性火山岩，它们遭受蚀变后变为角斑岩及石英角斑岩。

（2）席状岩墙群是由细粒辉长岩、辉绿岩、粗玄岩的密集岩墙或岩脉组成，它们平行于区域的主要断裂，围岩是橄榄岩。岩墙呈连续侵位，时间间隔很短，致使有些岩墙只在一侧发育淬火边。席状岩墙群可以视为岩浆房到上部熔岩的补给通道。

（3）具火成堆晶结构的镁铁质—超镁铁质岩是厚度最大的组成单元。底部发育火成的层状构造，具火成堆晶结构的岩石可发育韵律层。岩石类型有纯橄榄岩、二辉橄榄岩、二辉岩、橄长岩和辉长岩。主要的矿物辉石和橄榄石多数是富镁的变种，一般不出现向富铁方向演化的趋势，以此可以与大型岩盆状的层状岩体相区别。这一单元的上部不发育层状构造和火成堆晶结构，由辉长岩、闪长岩及斜长花岗岩组成，产状可以是岩墙、岩枝或杂岩体，彼此形成指状穿插关系。

（4）具变形变质结构的地幔橄榄岩中最常出现的是蛇纹岩或蛇纹石片岩，往往在岩体中间包裹了未蚀变的纯橄岩、橄榄岩及辉石岩的层、岩块、透镜体，它们之间一般见不到淬火边或接触变质带，可以是逐渐过渡关系，显示出蛇纹岩是橄榄岩蚀变的产物。也有些粗粒辉石岩形成岩脉穿插在橄榄岩中。我国西藏普兰岩体（方辉橄榄岩）中发育有伟晶辉石岩脉，宽数十厘米至1m（赵崇贺等，1991）。上述超镁铁质岩可以出现定向构造，碎斑结构，矿物内部也可见到变形结构，如波状消光及扭折带（kink band）。地幔橄榄岩全岩富镁，Mg′为0.80～0.88。从结构、构造和成分特点来看，地幔橄榄岩不同于火成的橄榄岩，它是板块下部的岩石圈地幔，并不是新形成的大洋地壳，但它与洋壳一起构成大洋板块，在洋中脊扩张时它们作为一个整体移动。

图23-1表示了典型的蛇绿岩套的剖面，展示了自上而下4个单元的顺序及产状。由于全球地质的复杂性，不同地区、不同时代的蛇绿岩往往有区别，上述4个单元在不同的地区发育程度有所差别，例如可以缺失基性岩墙群，或缺失火成堆晶岩，或因构造作用影响4个单元的顺序不很清楚，有时它们被分割成孤立的岩块，或彼此成断层接触，形成了火山岩、沉积岩和超镁铁质岩的混杂岩。因此，在确定地质历史时期的蛇绿岩套时，要应用所学的矿物、岩石、构造地质的知识进行综合判断。

蛇绿岩套的存在表示了某个地质历史阶段曾经出现过洋壳，因此对恢复区域构造演化具有重要意义。如果蛇绿岩套中的火山岩属于岛弧火山岩而不是MORB，那么这类蛇绿岩可能形成于岛弧内的局部拉张环境。

图23-1 蛇绿岩层序示意图

3.沉积岩组合

洋中脊沉积的主要类型是颗粒细小的深海沉积物和红黄色含金属沉积物，岩石类型有页岩、燧石岩、硅质岩及生物成因的远洋石灰岩等。岩石的特征取决于水温、水的深度以及沉积时与大陆和海底火山的距离。在洋中脊扩张中心形成的拉张盆地中，还有来自附近因断裂抬升的洋壳角砾岩，角砾岩成分为基性火成岩。

值得注意的是，深海的硅质岩普遍含有放射虫化石，泥岩和灰岩含几丁虫化石，它们是判断形成环境的重要依据。

4.变质岩组合

如前所述，喷发与侵入活动都发生于海洋环境，而且在扩张的洋中脊热流值高于一般的大洋底部数倍，因此在这一地带形成了热水对流系统及相应的变质岩组合。海水可以通过地壳的断裂向下渗透使得洋壳的火成岩发生变质。变质的产物以沸石相、葡萄石-绿纤石相、绿片岩相的浅变质岩为主，向深部则可出现角闪岩相。在断裂发育处糜棱岩及碎裂岩也广泛出现。

5.成因模型

图23-2表示了洋中脊火成岩的成因模型。在快速拉张的洋中脊（图 23-2a）下，莫霍面以上发育了较大的岩浆房，岩浆来自地幔，在岩浆房下面为早期形成的镁铁质—超镁铁质火成堆晶岩，岩浆房周围为先形成的辉长岩；岩浆房内部的原生岩浆可以发生结晶分异作用，在条件具备时喷出地表或侵位于地壳。

图23-2 洋中脊岩浆活动模型

一般认为，MORB的源区为亏损的二辉橄榄岩，经过最少为20%的熔融后，残留的固相转变为方辉橄榄岩。据地震资料，现代MORB部分熔融的深度发生在60～80km，然后含熔体的地幔物质呈底辟体上升至20km的深度后，岩浆从底辟体中分离，上升的岩浆聚集于莫霍面以上形成岩浆房，岩浆在适当的情况下喷出或侵位，形成新的洋壳，伴随着拉张作用的持续进行，已经形成的洋壳向两侧移动。在这一构造部位，岩浆发生的动力学因素是大洋中脊的拉张所诱发的地幔减压熔融作用。

在慢速拉张的大洋中心（图23-2b），没有大规模的岩浆房发育，分凝的岩浆通过地壳的裂隙上升至较浅的位置，与快速拉张的情况相比，洋壳的成层结构不显著，单元发育不完整，也许这种情况代表了地质历史时期小洋盆的特征。

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横峰县18796811101： 蛇绿岩套的定义是什么? - ？
芒贫盐酸： 其实蛇绿岩套就是蛇绿岩(ophiolite).一组由蛇纹石化超镁铁岩、基性侵入杂岩和基性熔岩以及海相沉积物构成的岩套.它是一种变质岩,蛇绿岩成因一般解释为由洋中脊海底扩张作用而形成的大洋岩石圈的侵位形成.蛇绿岩与大洋岩石圈的演化有密切的关系,因此研究蛇绿岩的组成、成分及成因是了解大洋岩石圈结构、变化及动力学的主要途径.(简单地说蛇绿岩就是由于两个板块碰撞的时候下面的岩浆的温度很高而导致了碰撞接触带的发生了变质而形成的.)

横峰县18796811101： 大洋中脊的洋壳是什么岩石 - ？
芒贫盐酸： 岩浆岩 岩浆喷发冷却凝固形成岩浆岩;也有变质岩,主要是岩浆岩.

横峰县18796811101： 解释洋中脊、俯冲带、转换断层、的性质和意义. - ？
芒贫盐酸：[答案] 洋脊 又名大洋中脊、中隆或中央海岭.隆起于洋底中部,并贯穿整个世界大洋,为地球上最长、最宽的环球性洋中山系.在太平洋,其位置偏东,称东太平洋海隆(海岭).大西洋中脊呈“S”形,与两岸近于平行,向北可延伸至北冰洋.印度洋中脊分3...

横峰县18796811101： 什么是大陆洋中脊体系,它有哪些主要特点 - ？
芒贫盐酸： 海岭又称海脊,有时也称“海底山脉”.狭长延绵的大洋底部高地,一般在海面以下,高出两侧海底可达3-4km.位于大洋中央部分的海岭,称中央海岭,或称大洋中脊.在四大洋中有彼此连通蜿蜒曲折庞大的海底山脊系统,全长达80000多千米. ...

横峰县18796811101： 大洋中脊的形态是怎样的? - ？
芒贫盐酸： 西洋中脊的峰呈锯齿形,大洋中脊体系环球绵延数万公里,宽数百至数千公里.其总面积约占整个海洋面积的1/3,是陆地山脉的总和.大洋中脊高于两侧洋底,但高度各不相同,有的部分高出海底5000多米,平均高度为3000多米.各大洋中脊...

横峰县18796811101： 中洋脊的特征 - ？
芒贫盐酸： 纵向延伸的中央裂谷和横向断裂带是大洋中脊最突出的特征.裂谷是沿正断层经过显著错断所形成的,伴有地震和火山活动的巨型凹地.沿大洋中脊顶部发育的裂谷称中央裂谷.谷宽约25~50公里,深约1~3公里.裂谷两侧为突起的裂谷山脊....

横峰县18796811101： 大洋中脊是怎么形成的? - ？
芒贫盐酸： 朋友,我用两件事物作比喻,你就可以理解大洋中脊是怎么形成的了.第一件,是夏天导致雷雨的积雨云.如果你喜欢观察云的话你就会知道积雨云象一个打铁用的砧子,腰部细,上部比较大而顶端平坦.这个形状是怎么形成的呢?夏天对流...

横峰县18796811101： 大洋中脊是什么? - ？
芒贫盐酸： 海岭 一般指大洋底的山岭.在大西洋中间和印度洋中间有地震活动性的海岭,也叫做大洋中脊.中脊由两条平行脊峰和中间峡谷构成.太平洋有地震活动性的海岭,不在大洋中间,而偏在东边,这个海岭不甚崎岖,没有被中间峡谷分开的两排脊峰,一般把它叫做东太平洋中隆,它在加利福尼亚湾北端中断,与圣安德烈斯断层相连.

横峰县18796811101： 大洋中脊的特殊地质结构是说明文吗? - ？
芒贫盐酸： .大洋中脊的发现,可以追溯到1872年英国“挑战者号”的全球调查.“挑战者”号上的科学家利用探测锤发现大西洋中部有一处高高隆起的地方.1925-1927年,在德国“流星”号考察期间,科学家利用声学回声测深法再次确认了这条山脉的...

横峰县18796811101： 组成大洋地壳的岩石为什么是玄武岩 - ？
芒贫盐酸： 因为大洋地壳是火山活动形成的.大洋中脊处是板块交界处,这里岩浆活动频繁,火山喷发形成岩石,新形成的岩石推着之前形成的岩石向两侧移动,直到遇到大陆地壳~~