玄武岩形成的构造环境

玄武岩构造环境判别的基础~

玄武岩构造环境判别的思路是从板块构造引发的，板块构造鉴别出板块增生和板块消减两种不同的环境，分别由MORB（洋脊玄武岩）和IAT（岛弧拉斑玄武岩）代表，此外，由于洋岛玄武岩的普遍发育，如夏威夷海山，又分出一类板内玄武岩（WPB）。这三类环境的玄武岩具有不同的地球化学特征，玄武岩地球化学判别方法取得了空前的成功，于是构造环境判别方法很快风靡全球。
Cann（1970）和Pearce and Cann（1973）最先提出依据玄武岩的化学成分来限定岩浆起源的大地构造背景的思想。他们指出，玄武岩的地球化学性质与其源区组成有关，而源区组成又与其形成的大地构造背景有关。因此，可以利用玄武岩的地球化学方法来判断其形成的构造环境，并构建了一系列构造－岩浆判别图（tectonic－magmatic discrimination diagram）。
玄武岩构造环境判别的基础源于地幔的不均一性。研究表明，地幔可以划分为若干端元，其中最重要的是下述3个端元：亏损地幔端元、富集地幔端元和富集LILE、亏损HFSE的地幔端元。第1类产于板块增生边缘，第2类产于板块内部，第3类来自板块消减带（图14.1）。上述3类地幔端元部分熔融形成的玄武岩即分别带有强烈的母源地幔端元的印记。第1类亏损地幔端元形成的玄武岩亏损LREE，具N－MORB的特征，是在板块扩张脊之下很浅的深度、弱亏损的地幔橄榄岩在无水条件下中等至高程度部分熔融形成的。第2类地幔形成的玄武岩强烈富集HFSE和LILE，通常显示LREE/HREE强烈分离的型式，为板内玄武岩（WPB，包括洋岛玄武岩、洋底高原玄武岩、大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩等），是富集地幔在较高的温压条件下低－中等程度部分熔融的产物（有的WPB源于670 km的上下地幔界面附近或2900 km的核幔边界之上的D″层，见图14.1）。而第3类地幔形成的玄武岩则以富集LREE和亏损HFSE为特征（岛弧玄武岩，IAT），是产于板块消减带之上的强烈亏损的地幔楔（贫HFSE）在有水（来自消减带）加入的条件下（带入LILE）中等至高程度部分熔融的产物。全球构造环境大体是上述3类：板块增生带、板块消减带和板块内部（图14.1）。因此，除了少数例外的情况（Pearce et al.，1984a），利用玄武岩的地球化学特征来识别其所形成的构造环境不仅是可能的，而且是行之有效的。
玄武岩可以判别构造环境，但是，含水的交代地幔部分熔融形成的安山质成分的岩石不能判断构造环境。例如：钾玄岩、玻安岩和赞岐岩类。因为，交代的地幔特别富水和挥发分，带入大量的LILE，必然改变部分熔融的条件，使形成的岩石具有富Si和LILE的特点。岛弧玄武岩是以富集LILE为特征的，但是，钾玄岩、玻安岩和赞岐岩大多是安山质成分的，虽然也富集LILE，但并非统统源于岛弧环境。因此，玄武岩构造环境判别方法应当严格限制在玄武岩范围内，一般不包括安山岩。

图14.1 地球北半部切面，展示了地球上三种不同的构造环境：洋中脊（东太平洋中隆、大西洋中脊）、岛弧（南日本海消减带、北美西部消减带）和板内（夏威夷热点、南美地幔柱）（引自Best and Christiansen，2001，p.8，Fig.1.5）

溢流玄武岩(flood basalts)：黑色，致密，常有气孔，相对密度较大。由辉石和斜长石组成，柱状节理发育。地质历史时期中，曾有大面积（超过几十万平方公里）大厚度（厚达数千米）的玄武岩产出，1937年特勒尔将这种分布范围广阔且厚度巨大的玄武岩称为溢流玄武岩。
它是通过多次裂隙式喷发逐渐堆积而成，见于冰岛、印度德干高原、美国哥伦比亚高原、巴西南部高原等地。我国云南、贵州与四川交接地带也有2亿多年前形成的溢流玄武岩。

玄武岩(basalt)，洋壳主要组成，属基性火山岩。是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。汉语玄武岩一词，引自日文。日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。

物化性质
玄武岩是一种基性喷出岩，其化学成分与辉长岩或辉绿岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。呈斑状结构。气孔构造和杏仁构造普遍。

玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，致密者压缩强度很大，可高达300MPa，有时更高，存在玻璃质及气孔时则强度有所降低。玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成五边形或六边形，构成柱状节理。性脆，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不多。


主要成份
玄武岩的主要成份是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁(还有少量的氧化钾、氧化钠)，其中二氧化硅含量最多，约占百分之四十五至五十左右。
　　玄武岩的颜色，常见的多为黑色、黑褐或暗绿色；在腾冲火山群附近的玄武岩多为青灰色，也有暗红色、橙色、黄色的。因其质地致密，它的比重比一般花岗岩、石灰岩、沙岩、页岩都重。但也有的玄武岩由于气孔特别多，重量便减轻，甚至在水中可以浮起来。因此，把这种多孔体轻的玄武岩，叫做"浮石"，在云南腾冲马站火山群脚下附近的村寨里，人们把这些多孔体轻的玄武岩叫做“泡石”。

成分
玄武岩根据其成分不同可以分为拉斑玄武岩、碱性玄武岩、高铝玄武岩

结构
按其结构不同可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武玻璃

充填矿物
按其充填矿物不同可分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等。

饱和程度
按SiO2饱和程度和碱性强弱，玄武岩被分为两大类：①拉斑玄武岩（即亚碱性玄武岩），是SiO2过饱和或饱和的岩石。不含橄榄石和霞石，以含斜方辉石、易变辉石为特征。它的SiO2与全碱的关系是(Na2O+K2O)/(SiO2-39)的值小于0.37。
②碱性玄武岩，SiO2不饱和,富碱。含橄榄石和副长石（如霞石）、沸石等，后两种矿物有时与碱性长石或钾质中长石、钾质更长石一起，呈填隙物产于基质中；不含斜方辉石、易变辉石，仅含富钙的单斜辉石，即透辉石质普通辉石。(Na2O+K2O)/(SiO2-39)的值大于0.37。

构造环境
按产出的构造环境，玄武岩分4种：①发育于深海洋脊的玄武岩。大致以每年1.5×1010吨速率自洋脊涌出，属拉斑玄武岩类，故又名深海拉斑玄武岩，以低含量的K2O、TiO2、全铁和P2O5、高含量的CaO，区别于其他玄武岩。由于海底扩张，来自洋脊的深海拉斑玄武岩成为洋壳的主要组成。②发育于洋盆内群岛和海山的玄武岩。一般由拉斑玄武岩和碱性玄武岩复合构成，其成因可能与上地幔热柱活动有关。③发育于岛弧和活动大陆边缘的玄武岩。一般近深海沟一侧和早期发育的是拉斑玄武岩，规模大，分布广，并可能是细碧角斑岩系列的组成部分；向大陆方向，碱含量增高，为碱性玄武岩，但也可以有拉斑玄武岩与之共生，它们形成于岛弧和造山活动最后阶段或稳定以后，通常规模较小而零散。所谓的高铝玄武岩以及共生的安山岩、英安岩、流纹岩等，出现于岛弧和造山带发育的中期。太古代晚期绿岩带的拉斑玄武岩，在成分和产状上可能相当于新生代岛弧的拉斑玄武岩。④发育于大陆内部的玄武岩。它包括由裂隙喷发的大规模泛流拉斑玄武岩和少量的碱性玄武岩，它们受陆壳花岗物质混染。

月球岩石
月球玄武岩是构成月球的主要岩石之一，由月球外层约200公里深处形成的岩泉，经多次喷发（至少5次）在月表结晶（约1050℃）而成。是月球上最年轻的岩石，形成于距今33～37亿年间，几乎相当于已知的地球最古老岩石。月球玄武岩细粒、多孔，主要由辉石、斜长石和钛铁矿组成。其中辉石含量约50～59%，普通辉石多于易变辉石;斜长石约20～29%，为培长石或钙长石;钛铁矿含量约10～18%。次要矿物有橄榄石、铬铁矿－钛尖晶石、陨硫铁、铁、方英石、金红石、磷灰石、白磷钙矿、铜、云母、镍黄铁矿及若干尚未鉴定出的矿物。月球玄武岩的化学成分变化较大,特别是Al2O3和FeO，分别变化于7～25%和5～25%之间，一般以贫硅，富钛、铁为特点。

矿物特性
由于玄武岩浆粘度小，流动性大，喷溢地表易形成大规模熔岩流和熔岩被，但也有呈层状侵入体的，如岩床等。
在高原地区常形成面积达数千至数十万平方千米的熔岩台地，有人称其为高原玄武岩，如印度的德干高原玄武岩。
在海洋则构成海岭和火山岛。与之有关的矿产有铜、钴、硫黄、冰洲石、宝石等，其本身亦可作耐酸铸石原料。
玄武岩中的柱状节理——在玄武岩熔岩流中，垂直冷凝面常发育成规则的六方柱状节理。
成因，一般认为，假设在均一基性的熔岩中有均匀分布的冷却中心（呈等边三角形分布，冷却中心距离彼此相等），然后，各向中心收缩，形成六方柱状节理。

岩石结构
玄武岩结晶程度和晶粒的大小，主要取决于岩浆冷却速度。缓慢冷却（如每天降温几度）可生成几毫米大小、等大的晶体；迅速冷却（如每分钟降温100℃）,则可生成细小的针状、板状晶体或非晶质玻璃。因此，在地表条件下，玄武岩通常呈细粒至隐晶质或玻璃质结构，少数为中粒结构。常含橄榄石、辉石和斜长石斑晶，构成斑状结构。斑晶在流动的岩浆中可以聚集，称聚斑结构。这些斑晶在玄武岩浆通过地壳上升的过程中形成（历时几个月至几小时），也可在喷发前巨大的岩浆储源中形成。基质结构变化大，随岩流的厚薄、降温的快慢和挥发组分的多寡，在全晶质至玻璃质之间存在各种过渡类型，但主要是间粒结构、填间结构、间隐结构，较少次辉绿结构和辉绿结构。
玄武岩构造与其固结环境有关。陆上形成的玄武岩，常呈绳状构造、块状构造和柱状节理；水下形成的玄武岩，常具枕状构造。而气孔构造、杏仁构造可能出现在各种玄武岩中。
在爆发性火山活动中，炽热的玄武质熔岩喷出火口，随其着地前固结程度的差异,形成不同形状的火山弹:纺锤形火山弹、麻花形火山弹、不规则状火山弹，以及牛粪状、饼状、草帽状或蛇形和扁平状溅落熔岩团。

形成过程
是由火山喷发出的岩浆冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石。它在地质学的岩石分类中，属于岩浆岩（也叫火成岩）。岩浆岩分侵入岩和喷出岩两种。其中侵入岩是地下岩浆在内力作用下侵入地壳上部，岩层冷却凝固而形成岩石，它的矿物结晶颗粒较大，代表岩石有花岗岩。喷出岩是地下岩浆在内力作用下，沿地壳薄弱地带喷出地表冷凝而形成岩石，它的矿物结晶颗粒细小，有的有流纹或气孔构造，代表岩石就是玄武岩。
火山爆发流出的岩浆温度高达摄氏一千二百度，因有一定的粘度，在地势平缓时，岩浆流动很慢，每分钟只流动几米远；遇到陡坡时，速度便大大加快。它在流动过程中，携带着大量水蒸汽和气泡，冷却后，便形成了各种变异的形状。

主要用途
玄武岩，是生产"铸石"的好原料。"铸石"是将玄武岩经过熔化铸造、结晶处理，退火而成的材料。它比合金钢坚硬而耐磨，比铅和橡胶抗腐蚀。玄武岩还在一种铸钢先进工艺中，起到"润滑剂"的作用，可以延长铸膜寿命。同时，玄武岩还可以抽成玻璃丝，比一般玻璃丝布抗碱性强，耐高温性能好。
其中多气孔状的玄武岩，也称为浮石，其气孔多，质地坚硬，可以将将它搀在混凝土里，可以使混凝土重量减轻，不仅坚固耐用，同时有隔音、隔热等特点，是高层建筑轻质混凝土的良好骨料。浮石还是很好的研磨材料，可用来磨金属、磨石料；在工业上还可做过滤器、干燥器、催化剂等。同时也被广泛用于园林景观之中，主要用作假山，盆景等等，同时也用于家庭装饰之中。
玄武岩出色的抗压抗折条件性能，而且耐磨性好，吸水率低的原因，其也是非常好的建筑装饰材料，能广泛用于室内外装饰，而且主要用作户外石材，其花色自然，能很好的和周遍景观协调，非常适合用于户外景观建设，特别是地铺石材的最佳选择。不过就像前面介绍的，玄武岩易形成六方柱状节理，而且易脆，所以石材荒料普遍不大，缺乏大料，不容易生产大规格板材。
玄武岩的用途十分广泛，其应用并不仅局限在建筑行业中，比如玄武岩是生产"铸石"的好原料，其经过熔化铸造、结晶处理，退火等工序，可以形成合金钢坚硬而耐磨，比铅和橡胶抗腐蚀的一种新型材料；玄武岩还可以在一种铸钢先进工艺中，起到"润滑剂"的作用，可以处长铸膜寿命；以及玄武岩还可以抽成玻璃丝，制作成的玄武岩玻璃丝布比一般玻璃丝布抗碱性强，耐高温性能好。
玄武岩是修理公路、铁路、机场跑道所用石料中最好的材料，具有抗压性强、压碎值低、抗腐蚀性强、沥青粘附性玄武石，玄武石具有耐磨、吃水量少、导电性能差、抗压性强、压碎值低、抗腐蚀性强、沥青粘附性等优点，并被国际认可，是发展铁路运输及公路运输最好的基石。
一些艺术家，根据浮石多孔和皱、漏的特点。用来建造园林中的假山，或雕成小巧玲珑的盆景。

玄武岩及其对应的侵入岩可出现于不同的构造环境中。

（一）洋中脊玄武岩

洋中脊玄武岩（MORB）指形成于离散板块边缘的玄武岩。洋中脊地区是地球上岩浆频繁发生的地带，每年喷出到地表的玄武质熔岩平均达3km³，但洋中脊之下产生的熔体总量高达20km³/a。洋中脊之下的地幔源区常常亏损玄武质组分，以亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。由这种源区熔出的岩浆亦亏损不相容组分，由于上覆地壳无花岗质岩石，原生岩浆不会因同化混染作用而发生成分变化。因此，MORB一般低K₂O、TiO₂及不相容元素，洋中脊喷发的玄武岩以橄榄拉斑玄武岩为代表，可为无斑隐晶质，但通常含有橄榄石－铬铁矿－斜长石－普通辉石斑晶（代表其结晶顺序）。尽管斜长石不是最早出现的斑晶矿物，但含量最高；基质通常为玻璃质，铁－钛氧化物形成晚，且只出现于基质中（图7－10a）。

洋中脊可分较快和较慢扩张两类（图7－11）。较慢扩张的洋中脊如大西洋洋中脊，通常扩张速率＜3cm/a，该洋中脊断层明显，裂谷平均宽约25km，这里的岩浆是幕式喷发的，岩浆房在时间和空间上是不连续的。较快扩张洋中脊以东太平洋洋中脊为代表，扩张速率＞4cm/a，缺乏明显的中央裂谷，主要为平坦的熔岩流，其下有连续的岩浆房。洋中脊快速扩张时，热的软流圈地幔上涌，温度一般在1330～1400℃。由于上涌速度快，软流圈地幔快速到达浅部时，温度变化并不显著，称为绝热上升（adiabatic upwelling）。加上洋壳薄，经过快速降压的高温软流圈地幔物质在浅部发生部分熔融，部分熔融程度大，可达20％～30％。但如果拉张速度较慢（＜1cm/a），缓慢的软流圈上涌所引起的温度梯度变化也小，熔融部位较深，熔融程度＜15％，形成的玄武岩比快速拉张环境形成的岩石更富K₂O及不相容元素。

图7－10 洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩（Paul T.Robinson提供）

图7－11 洋中脊岩浆活动模型（据Nisbet ＆ Fowler，1978）

远离热点附近的洋中脊玄武岩称正常洋中脊玄武岩（N－MORB，N代表Normal），其特征为K₂O及不相容元素含量低，在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7－12），亏损左端的不相容元素，右端为平坦型，来源于亏损的上地幔源区。与洋岛或海山（如热点附近）较近的洋中脊玄武岩被称为富集洋中脊玄武岩（E－MORB，E代表Enriched），相对富集强不相容元素，这可能是源区受到热点源区的影响，来自深的饱满地幔。两者区别标志为：对N－MORB，K₂O＜0.10％，TiO₂＜1.0％；而E－MORB，K₂O＞0.10％，TiO₂＞1.0％。

洋中脊玄武岩处于海水之下，在高的地温梯度之下会发生蚀变或变质，导致玄武岩中的矿物被钠长石、绿帘石、绿泥石和碳酸盐所取代，化学成分也会发生相应变化。例如，SiO₂和CaO含量降低，FeO和MgO含量升高。经历绿片岩相变质作用后，就形成细碧岩。

洋中脊附近沿裂隙下渗的海水在地壳深部被加热升温，溶解围岩中的金属离子等易溶组分，形成了富集金属硫化物的海水热液。这些热液喷发到冷的海水之中，富含Cu、Zn、Pb等的金属硫化物会快速沉淀，形成黑色的烟云。通常把这些在活动扩张中心的黑色热液喷口称为黑烟囱（black smoker）。

（二）洋岛玄武岩

大洋盆地中时常分布着呈链状排列的火山岛及海山，最著名的是夏威夷火山岛链。洋岛和海山的形成与地幔热点有关。夏威夷地区大洋岩石圈向西北运动，地幔热点位置相对固定，火山岛链的年龄表现出自西北向东南方向逐渐变年轻的特点。由于巨量玄武岩的堆积及下部岩浆的底垫，洋岛及海山地壳厚度要远大于洋壳的平均厚度，可达12km以上。洋岛玄武岩（OIB）来源深度大，部分熔融程度高，既有拉斑玄武岩（图7－10b），也有碱性玄武岩。

洋岛及海山的形成，通常最先有大量的岩浆喷发形成盾形火山，随后进入岩浆活动间断期，盾形火山被剥蚀，后期被少量更富碱的、幕式喷发的玄武岩覆盖。如夏威夷群岛成盾阶段总体以含普通辉石－斜长石－橄榄石斑晶的拉斑玄武岩为主，剥蚀阶段之后岩浆主要为碱性玄武岩，偶尔出现演化程度更高的粗面岩。

与MORB相比，OIB强烈富集强不相容元素，而相对亏损重稀土元素。从微量元素蛛网图（图7－12）可见，由于重稀土元素的亏损，导致OIB在蛛网图的右段与MORB相交。不相容元素特征明显不同，表明OIB和MORB具有不同的岩浆源区。

图7－12 典型洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩及大陆裂谷玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

（三）大火成岩省：大洋高原和大陆溢流玄武岩

通常认为大火成岩省与地幔柱密切相关。因此，这种环境中形成的岩石来源深，早期生成的玄武岩部分熔融程度低，不相容元素富集，易出现碱性岩浆，后期随着熔融程度增高，不相容元素比例降低，出现拉斑玄武岩岩浆。主要分以下类型：

◎洋底（大洋）高原玄武岩（oceanic plateau basalt）：洋底高原通常远离扩张中心及洋中脊，高于深海平原约1km，洋壳平均厚度为6.5km，而洋底高原区洋壳可达35km。洋底高原玄武岩为板内火山在极短时间内大规模爆发形成，规模最大的西太平洋早白垩世翁通爪哇（Ontong Java）大洋高原，体积超过6×10⁷km³，主要是含橄榄石－斜长石斑晶的低钾拉斑玄武岩。

◎大陆溢流玄武岩（Continental Flood Basalt，CFB）：大陆上与大洋高原玄武岩对应的为大陆溢流玄武岩。CFB也具有较大的厚度（通常数千米），主要是含橄榄石－斜长石斑晶的亚碱性玄武岩，但可出现演化程度更高的中酸性岩浆。大多数CFB出现于被动大陆边缘，同大陆裂解等密切相关，位置上可同海底山链及无震海岭相连，而这些都同地幔热点密切相关，如印度德干大陆溢流玄武岩省经马尔代夫海岭同现代的留尼旺岛（Réunion）地幔热点相连。大陆溢流玄武岩体积变化较大，250Ma时形成的西伯利亚暗色岩省达5×106km³ ，而稍早的我国峨眉山大火成岩省（Xu ＆ Chung，2001）火山岩的体积却小于1×106km³。大陆溢流玄武岩往往在极短时期内喷发巨量的岩浆，这可能就是地质历史时期的大火成岩省往往伴随着生物大灭绝事件的原因。

大火成岩省玄武岩微量元素组成变化很大，不同于MORB和OIB相对较统一的特征，如图7－12和图7－13：翁通爪哇低钾玄武岩总体特征同N－MORB类似，但最不相容元素K、Th、Ba和Rb的梯度更陡。纳米比亚Etendeka大陆溢流玄武岩为拉斑玄武岩，但富集不相容元素的特征类似于OIB（图7－13）。大火成岩省通常具有厚的岩石圈地幔，特别是在大陆上，上部硅铝质地壳混染，可能是导致大火成岩省玄武岩成分复杂的原因。

图7－13 典型洋底高原玄武岩、大陆溢流玄武岩及洋中脊玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

密集的辉绿岩岩墙群，是大火成岩省的重要组成部分。最著名的例子是加拿大地盾面积超过2.7×106km²形成于1.27Ga的McKenzie岩墙群及相关的岩床和火山岩。在该区西北部，出露有Muskox层状侵入体。许多老的大火成岩省由于上部的火山岩已被剥蚀，只能通过岩墙群和侵入杂岩体来识别。面积达6.5×104km²形成于2.06Ga的南非Bushveld杂岩体被认为代表大陆溢流玄武岩省的侵入岩部分。

（四）大陆裂谷玄武岩

大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆壳裂解减薄逐渐向洋壳转变的位置，如大西洋即是在120～240Ma由裂谷演变形成的。大陆裂谷火山活动常常与几种伸展环境有关，包括陆下地幔热点上的隆升作用（如东非的肯尼亚－埃塞俄比亚裂谷系）、在大陆碰撞带后缘垂直于挤压应力方向的伸展作用（如德国的莱茵地堑）、俯冲后的伸展区（如美国西部的盆岭省就是以前法拉隆板块向东俯冲引起的）等。这些地区的共同点是，热流值高（裂谷内约100mW/m²，两翼约60mW/m²），重力低，与岩石圈减薄一致，例如，东非裂谷地壳已减薄至20km。由于岩石圈减薄，软流圈几乎与下地壳直接相接。但大陆裂谷的拉张速率明显低于洋中脊。大陆裂谷发育的初期，岩石圈拉张导致的软流圈上涌速度较慢，减压熔融的部位较深，温度增加幅度小，因此，熔融程度一般低于洋中脊环境。隆升幅度不大的软流圈（深度较大）低度部分熔融形成碱性玄武岩及其他富碱岩石，如碧玄岩、霞石岩等，都富K₂O、Na₂O及不相容元素。随着裂谷的发展，软流圈进一步上涌，可形成大量的拉斑玄武质岩浆，成分逐渐同洋脊玄武岩类似。从不相容元素来看（图7－12），肯尼亚裂谷的碱性玄武岩与大洋热点的碱性玄武岩（如夏威夷的Kauai）在蛛网图上的分布样式非常相似，意味着与地幔柱上涌有关。

格陵兰岛南部1300～1130Ma的Gardar岩浆省是同陆内裂谷密切相关的大陆碱性火山岩省下部的侵入体，主要由辉绿岩和复合岩墙群组成，并且包含数十个巨大的长英质为中心的杂岩体，成分从过碱质花岗岩到霞石正长岩等。研究表明，这些岩石的形成可能与深部玄武质岩浆的强烈分异作用有关。与此不同，有些大陆碱性玄武岩包含有幔源橄榄岩捕虏体，表明岩浆从地幔中快速上升，没有在地壳岩浆房中停留；因为只有快速上升的岩浆，才能把高密度的包体携带上来，如中国东部含幔源橄榄岩包体的新生代碱性玄武岩。

（五）俯冲带有关玄武岩

俯冲带是岩浆活动和壳幔相互作用最强烈的地带，也是大陆地壳生长的重要区域。在这里，洋中脊产生的玄武质洋壳最终返回地幔。由于洋壳在俯冲时携带了数量可观的H₂O及其他挥发组分，当俯冲板片进入到俯冲带后，板片脱水，导致上覆的地幔楔固相线温度下降，有利于岩浆的生成。随着俯冲作用的进行及俯冲深度的变化，可形成一系列成分不同的岩浆：在海沟一侧以拉斑玄武岩为主，而向大陆一侧以钙碱性岩系为主。从大洋一侧向大陆一侧表现的俯冲极性是：岩石由拉斑玄武岩经高铝玄武岩向碱性橄榄玄武岩变化，岩石中K₂O含量不断升高。依照SiO₂－K₂O图（见图4－14）及岩石发育的构造部位，可以将俯冲带玄武岩划分为以下几类：

◎低钾或岛弧拉斑玄武岩（IAT）组合：以玄武岩为主，是不成熟的大洋岛弧的典型岩石。与其他的岛弧玄武岩不同，IAT通常为无斑隐晶质或少斑晶的，斑晶为橄榄石、斜长石和普通辉石，有时含少量斜方辉石和磁铁矿。这类岩石在微量元素蛛网图上，亏损高场强元素P和Nb，富集容易活动的大离子亲石元素（Sr、K、Ba）（图7－14），这是与俯冲有关岩浆岩的共同特征。P、Nb、REE、Zr、Ti的特征说明，IAT的地幔源区要比N－MORB的源区亏损得多，而活动性强的大离子亲石元素的富集则表明，源区受到了板片脱水的影响。

◎中钾弧玄武岩：中钾或钙碱性系列的岩石是成熟岛弧火山岩的特征，有时称为高铝玄武岩，通常为斑状结构，斑晶为斜长石、橄榄石、普通辉石和磁铁矿，有时含有角闪石。许多岛弧区，斑状的中钾安山岩要多于玄武岩。与低钾弧玄武岩对比，两者微量元素总体特征类似，都具有明显亏损Nb等高场强元素的特征（图7－14），但中钾玄武岩中所有的不相容元素浓度都要高于低钾弧玄武岩的对应组成，其中，高度不相容元素（图7－14中右侧）尽管含量有变化，但总体上比中度不相容元素的富集程度要高一些。这些特征，是成熟的岛弧和汇聚边缘消减带岩浆岩的共同特征，一般认为是俯冲板片流体交代过的地幔楔橄榄岩熔融与壳内岩浆分异叠加的反映。

◎高钾弧玄武岩：相对于安山岩和演化程度更高的酸性高钾质岩石，高钾或高钾钙碱性玄武岩所占比例较小，通常出现于岛弧或活动大陆边缘内（如安第斯中央火山带），斑晶矿物以橄榄石和普通辉石为主，含少量角闪石、磁铁矿和斜长石。在不相容元素蛛网图中，活动性的大离子亲石元素比中钾玄武岩的要富集一些，Nb、Ti负异常明显（图7－14）。

◎弧后盆地玄武岩：弧后盆地所处的拉张环境类似于洋中脊，玄武岩以亚碱性枕状玄武岩为主，矿物特征与N－MORB的类似，斑晶以斜长石和橄榄石为主，其次为普通辉石和不透明矿物。化学组成上具有IAT和N－MORB的共同特征，具弱的Nb负异常，K、Ba的正异常（图7－14）。弧后扩张中心的热液活动会形成富含Cu、Zn和Pb等金属的火山成因块状硫化物矿床（VMS），这同洋中脊形成的矿床成因类似。

◎活动大陆边缘玄武岩：玄武岩在体积上相对演化较强的中酸性安山岩和流纹岩并不占优势，总体特征类似于岛弧玄武岩，以钙碱性系列为主，但以较高的K₂O含量区别于岛弧低钾玄武岩。

图7－14 典型俯冲带玄武岩及洋中脊玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

条带状的辉长岩捕虏体，经常出现于与俯冲有关的拉斑玄武岩或碱性玄武岩中，这表明岛弧玄武岩下部存在着辉长岩侵入体。与岛弧有关的岩浆较其他地幔分异的岩浆更富水，因此许多捕虏体是由角闪辉长岩组成，这些辉长岩中的角闪石主要呈嵌晶结构，并包含有铬铁矿、橄榄石和斜方辉石，深源辉长岩捕虏体中的角闪石要远多于岛弧玄武岩中的斑晶角闪石。

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双牌县18210311510： 玄武岩是怎样形成的? - ？
阎山新达： 玄武岩是由火山喷发出的岩浆冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石.它在地质学的岩石分类中,属于岩浆岩(也叫火成岩).岩浆岩分侵入岩和喷出岩两种.其中侵入岩是地下岩浆在内力作用下侵入地壳上部,岩层冷却凝固而形成岩石,它的矿物结晶颗粒较大,代表岩石有花岗岩.喷出岩是地下岩浆在内力作用下,沿地壳薄弱地带喷出地表冷凝而形成岩石,它的矿物结晶颗粒细小,有的有流纹或气孔构造,代表岩石就是玄武岩. 火山爆发流出的岩浆温度高达摄氏一千二百度,因有一定的粘度,在地势平缓时,岩浆流动很慢,每分钟只流动几米远;遇到陡坡时,速度便大大加快.它在流动过程中,携带着大量水蒸汽和气泡,冷却后,便形成了各种变异的形状.

双牌县18210311510： 玄武岩的成因? - ？
阎山新达： 1、玄武岩概况 玄武岩的化学成分与辉长岩相似,SiO2含量变化于45%~52%之间,K2O+Na2O含量较侵入岩略高,CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低.矿物成份主要由基性长石和辉石组成,次要矿物有橄榄石,角闪石及黑云母等,...

双牌县18210311510： 花岗岩、玄武岩、石灰岩、页岩 分别是如何形成的??? - ？
阎山新达： 花岗岩和玄武岩是火山岩,前者是火山岩浆没喷出地表冷确形成的,后者是岩浆喷出地面形成的,石灰岩和页岩是沉积岩,前者是海洋中的碳酸沉寂,后者是河流或湖泊还有其他的沉积形成的!

双牌县18210311510： 玄武岩、花岗岩是怎么形成的? - ？
阎山新达： 2L 说的第一点不对 两者同属于火成岩!不是火山岩简单一点说就是前者喷出地表,后者未喷出地表

双牌县18210311510： 玄武岩的外形构造 - ？
阎山新达： basalt landform 发育在玄武岩地区、具有独特外形特征的地貌称为玄武岩地貌.常见的特殊形态有桌状山(或称方山)、玄武岩(熔岩)高原和玄武岩(熔岩)台地等. 玄武岩(basalt) 基性喷出岩的一种.成分相当于辉长岩.灰黑色.常具气...

双牌县18210311510： 玄武岩和石灰岩的区别 ？
阎山新达： 一、外观不同石灰岩是古生物遗体沉积而成的化石.所以表面有生物屍骸形成的不同深浅的颜色.沉淀按不同年代而有色和花纹的差异与层次.玄武岩是六角柱体直径不大...

双牌县18210311510： 喷出岩体的产状 - ？
阎山新达： 喷出岩体有三种2113基本类型:熔岩被5261、熔岩流和火山锥.它们的出现受岩浆喷出方4102式、熔1653岩性质和熔岩构造形态的差别控制. 熔岩被:又称熔岩盖,是一种规模巨大、范围广泛、厚度与成分相对稳定、产状平缓的喷出岩体....

双牌县18210311510： 玄武岩和花岗岩都是岩浆岩吗? - ？
阎山新达： 都是岩浆岩. 花岗岩属于岩浆岩.在地球上,目前还可以看到火山爆发后喷出的温度高达1000℃以上的液态的岩浆,经过冷却后形成的坚硬岩石.岩浆岩在地下形成,因此,它分布于地球表面不多,一般都埋藏在比较深的地下. 玄武岩是由火山喷发出的岩浆冷却后凝固而成的一种致密状或泡沫状结构的岩石,属于岩浆岩.玄武岩一般为黑色,有时呈灰绿以及暗紫色等.其颗粒细密,呈斑状结构,其中气孔构造和杏仁构造普遍.