典型大陆岩浆成因

非岩浆成因的超镁铁质岩~

非岩浆成因的超镁铁质岩石，按照产出的构造背景可分为两类：一是因构造作用冷侵位形成的超镁铁质岩；二是由玄武质岩浆和金伯利岩浆携带的地幔岩捕虏体（简称地幔包体）。
（一）构造侵位超镁铁质岩
1.蛇绿岩及其中的超镁铁质岩
蛇绿岩（ophiolite）是一套岩石组合的总称，而不是单一的岩石类型，因而，也常常称为 “蛇绿岩套”。蛇绿岩的传统定义是指出露在地表、最初形成于古扩张中心的大洋岩石圈的残片（Coleman，1977）。蛇绿岩可分为MOR型和SSZ型。MOR型蛇绿岩形成于洋中脊，即属于威尔逊旋回的最初阶段（海底扩张）的产物。SSZ型蛇绿岩形成于俯冲带上（supra－subduction zone）构造环境（Robinson et al.，2003）。现在，SSZ术语扩展到俯冲带影响的所有大洋橄榄岩（Dilek ＆ Furnes，2009）。因此，蛇绿岩是古大洋盆地和造山带重建的关键标志。在造山带沿断裂带分布的蛇绿岩杂岩被看成碰撞的大陆板块或增生地体之间的缝合带。例如，以青藏高原的雅鲁藏布江蛇绿岩为主要标志，将青藏高原划分为北侧属于欧亚板块的拉萨地体和冈底斯弧岩浆带，以及南侧属于印度板块的喜马拉雅造山带（许志琴等，2011）。

图6－1 蛇绿岩层序示意图（转引自路凤香和桑隆康，2002）

在深海沉积物之下，理想的蛇绿岩剖面自上而下包括枕状熔岩、席状岩墙杂岩（sheeted dikecomplex）、辉长岩及超镁铁质堆晶岩、变形橄榄岩等岩石单元（图6－1）。其中，只有变形橄榄岩才是典型的非岩浆成因的超镁铁质岩，变形橄榄岩上部的超镁铁质堆晶岩虽然也是构造侵位的超镁铁质岩，但它本质上是火成堆晶成因的（见下节）。
◎枕状熔岩：多为拉斑玄武岩，因喷发于海底，多具枕状构造，也可以呈层状、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浆分异形成的中性、中酸性火山岩，它们遭受蚀变后变为角斑岩及石英角斑岩。
◎席状岩墙杂岩：通常认为是由100％的辉绿岩墙组成，它们直立在海底扩张脊下，是上部熔岩的通道。由于岩墙在浅部形成，通常有玻璃质的对称冷凝边，但后面的岩墙不断地挤入到前面的岩墙，使得前面的岩墙两侧的冷凝边不对称。岩墙的数量往上逐渐减少，熔岩的数量增多，直至过渡到喷出岩层。
◎辉长岩及超镁铁质堆晶岩：通常是蛇绿岩中厚度最大的组成单元。这一单元的岩石组成上部是辉长岩、闪长岩及斜长花岗岩，辉长岩和闪长岩多以杂岩体形式产出，上部多无带状和火成层理构造，而靠下部往往为层状辉长岩；而斜长花岗岩多呈岩枝、岩墙产出，并穿插于辉长岩等岩石中。下部为超镁铁质堆晶岩，具火成堆晶结构，发育火成层理构造，可见韵律层。岩石类型有纯橄岩、二辉橄榄岩、辉石岩。主要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。从地震波速上看，超镁铁质堆晶岩具有地幔岩的特点，但只有在超镁铁质堆晶岩的下部，才出现岩石学上的壳幔边界（Moho面）。
◎变形橄榄岩：具变形变质结构的橄榄岩中最常出现的是蛇纹岩或蛇纹石片岩，往往在岩体中间包含未蚀变的纯橄岩、方辉橄榄岩及辉石岩的层、岩块、透镜体，它们之间可呈构造接触，见不到淬火边或接触变质带；也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。
值得指出的是，在自然界，图6－1剖面中的各类岩石很难同时见到，往往只出现其中的一部分或几部分。目前，世界上已知最古老的蛇绿岩是格林兰西南的Isua蛇绿岩带，其年龄约为38亿年（Furnes et al.，2007），其中的超镁铁质岩主要为层状橄榄岩，多已发生蛇纹石化或硅钙化，而研究较深入的是塞浦路斯Troodos蛇绿岩（图6－2）和土耳其Antalya蛇绿岩。其中的超镁铁质岩的地质特征如下：
（1）野外产状
超镁铁质岩是蛇绿岩套的重要组成单元，常与其他镁铁质岩石呈层分布，如塞浦路斯Troodos蛇绿岩带剖面（图6－2），包括下部的角闪石岩细片、构造侵位的方辉橄榄岩，在方辉橄榄岩中常常具有辉石岩岩墙和豆荚状纯橄岩，中部的超镁铁质岩则主要为超镁铁质堆晶岩，上部为镁铁质的岩墙或岩床等。总的来说，蛇绿岩带下部的超镁铁质岩主要为变质变形方辉橄榄岩，如Troodos和Antalya蛇绿岩带，以方辉橄榄岩为主（Bagci et al.，2006），它们常呈陡倾的长条状、透镜状岩体产出，平行于构造线成群成带分布。
（2）矿物组成
蛇绿岩带内的超镁铁质岩大多发生强烈蛇纹石化作用和变质变形作用，但其矿物组合和原始结构仍然可以部分保留，以青海省德尔尼蛇绿岩为例（Yang et al.，2009），其主要地幔岩为方辉橄榄岩，矿物由橄榄石（75％ ～90％）、斜方辉石（10％ ～25％）和铬尖晶石（＜1％）组成，其橄榄石均蛇纹石化，而斜方辉石有部分被保留；纯橄岩则由橄榄石（93％～96％）、斜方辉石（3％ ～6％）和少量尖晶石组成，其斜方辉石大多蚀变为绢石；蛇绿岩带内少量的二辉橄榄岩则以橄榄石（70％～80％）、斜方辉石（10％～15％）、单斜辉石（5％～10％）和少量尖晶石组成。
（3）结构
变形的超镁铁质岩主要出现定向构造和碎斑结构，矿物内部也可见到变形结构，如波状消光及扭折带（kink band）。
（4）化学成分
由于其主要矿物为橄榄石、辉石、尖晶石等富镁铁质矿物，导致其地球化学组成表现出高Mg、Fe、Cr、Co、Ni含量，较低的Na/Mg、Ca/Mg等比值的特征。以西藏日喀则蛇绿岩中地幔橄榄岩为例（表6－2），岩石以方辉橄榄岩为主，少量的纯橄岩，岩石具有较低的SiO2（41.6％～44.6％）、Al2O3（0.04％ ～0.42％）、CaO（0.3％ ～1.2％）、Na2O＋K2O（0.02％～0.06％）和TiO2（0.06％～0.24％）含量，而具有高Fe和Mg的特征。此外，岩石具有“V” 字形的稀土配分型式，其（La/Gd）N比值变化于3.2～64.6之间，铂族元素具有显著的富Pd特征。
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，它属于原始地幔岩或经部分熔融后的残余地幔。从这种地幔派生出新的洋壳后，两者共同构成大洋板块，在洋中脊扩张时作为一个整体移动。最近，Dilek ＆ Furnes（2011）划分出与俯冲有关的蛇绿岩（subduction－related ophiolite）和与俯冲无关蛇绿岩（subduction－unrelated ophiolite）两大类，前者包括俯冲带上和火山弧两个亚类，它们的演化是受板片脱水和相伴的地幔交代作用、俯冲的沉积物的熔融以及交代橄榄岩的多幕部分熔融控制的，发育于洋盆关闭过程中。后者包括大陆边缘、洋中脊（近地幔柱、远离地幔柱、远离海沟）和地幔柱（近柱脊、大洋高原）等几个亚类，它们是在裂谷漂移和洋底扩张过程中发展演化起来的。地质历史时期，蛇绿岩的形成和侵位分别与碰撞形成超大陆、大陆裂解以及和地幔柱相关的超级岩浆事件的峰期时间相一致。

图6－2 塞浦路斯Troodos蛇绿岩剖面图

（据Dilek ＆ Fumes，2009）
表6－2 西藏日喀则蛇绿岩中代表性地幔变形橄榄岩化学组成


续表


（据Chen＆ Xia，2008）
2.造山带超镁铁质岩
（1）野外产状
该类岩石是指与大洋壳或蛇绿岩无关的地幔岩，代表着地壳下部地幔组成，其主要岩石类型为含石榴子石、尖晶石或斜长石的橄榄岩，如意大利阿尔卑斯造山带，故又称为阿尔卑斯型超镁铁质岩或造山带橄榄岩。该类超镁铁质岩由于没有经过岩浆阶段，是构造 “侵位”形成的，因而与围岩之间为构造接触，没有岩浆成因的侵入接触关系，接触带亦不存在接触变质现象，并且多呈形状不规则、规模大小不等的构造岩片产出。岩石可呈岩块分布在变质沉积岩中，并沿着碰撞缝合带或断层呈条带状延续分布（Bodinier＆ Godard，2003）。该类岩石常常与造山带变质带紧密联系，按照其产出的主体岩相和剥蚀前的P－T轨迹，可以将造山带超镁铁质岩分为高压/超高压型（HP/UHP）、中压型（IP）和低压型（LP），依次对应的主要地幔岩石类型为石榴子石橄榄岩、尖晶石橄榄岩和斜长石橄榄岩。此外，大陆地壳剖面超镁铁质岩也属于造山带超镁铁质岩，以意大利北部的Ivrea－Verbano构造带（IVZ）为代表。
（2）矿物组成
阿尔卑斯型超镁铁质岩的组成矿物主要为橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、尖晶石，以及少量的斜长石、铬铁矿和石榴子石，其中铬铁矿以较高的Cr/Fe比值为特征。纯橄岩主要由浑圆状橄榄石晶体组成，含少量铬尖晶石，当纯橄岩中橄榄石和尖晶石含量都较多时，常常出现韵律交替环带，在一些强烈蛇纹石化的纯橄岩中还会出现磁铁矿；异剥橄榄岩主要由橄榄石（45％～80％）和单斜辉石（20％～25％）组成，以中堆晶结构为主；二辉橄榄岩则主要由橄榄石（70％～80％）和辉石（20％ ～30％）组成，斜方辉石（常常为顽火辉石）和单斜辉石（常为透辉石）均有，增生堆晶结构发育；方辉橄榄岩主要由橄榄石（70％ ～85％）和斜方辉石（15％～25％）组成，含少量的铬铁矿等矿物（5％）。
（3）结构
阿尔卑斯型超镁铁质岩岩石结构复杂多样，主要结构有：(1)残存原生岩浆结构，表现为具浸染状分异成因的铬铁矿矿条及尖晶石、绢石组成的流动构造；(2)变质变晶结构，如粒状变晶结构，交代结构等；(3)压碎结构，如重结晶和塑性变形等；(4)嵌晶结构，如嵌晶石榴子石结构（图6－3a），表现为石榴子石颗粒内具有晶内斜方辉石和细小橄榄石（图6－3b），且斜方辉石具有明显的晶体优选方位，呈针状分布在石榴子石晶体内（图6－3c，d）。

图6－3 嵌晶石榴子石结构（石榴子石颗粒内部具有斜方辉石和橄榄石熔融残余颗粒）（据Spengler et al.，2006）

（4）化学成分
造山带超镁铁质岩包括造山带橄榄岩和造山带辉石岩。造山带橄榄岩中主量元素具有一定相关性，如Mg和Al具负相关关系，而Ca和Al具有正相关性，此外，相对于蛇绿岩和大洋岩石圈地幔岩，造山带橄榄岩富集轻稀土元素。按照其稀土组成特征，可以将造山带橄榄岩稀土划分为四类：(1)未交代的肥沃二辉橄榄岩型（N－MORB型稀土分布，平坦的HREE，较亏损的LREE，La含量约为球粒陨石的0.1～1倍，而HREE为球粒陨石的2倍）；(2)未交代的难熔橄榄岩型（REE含量整体亏损，与未交代的肥沃二辉橄榄岩相比，前者具有更高的轻重稀土分异比值）；(3)交代的二辉橄榄岩型（具明显的LREE富集特征）和(4)重富集的难熔橄榄岩（平坦的REE配分模式和正Eu异常）。特别注意的是强不相容元素（Rb、Cs、Ba、Nb、Ta、Th和U）在各类岩石中具有规律性变化，即由交代的造山带橄榄岩→未交代的造山带橄榄岩→蛇绿岩和海洋橄榄岩，其强不相容元素含量逐渐降低。
造山带辉石岩可分为低铝辉石岩和高铝辉石岩，前者Al2O3 ＜10％，主要为铬透辉石辉石岩，后者Al2O3 ＞10％，主要为含铝普通辉石辉石岩。造山带辉石岩的稀土组成受到其构造类型和矿物种类的控制，例如被基性岩脉切割的辉石岩具有轻稀土和中稀土富集的特征，稀土配分模式为上凸型，而与橄榄岩面理平行的呈层状的辉石岩则具有变化的REE总量和变化的LREE组成，其中含铝尖晶石单斜辉石岩具有富集的HREE组成。
3.深海环境超镁铁质岩
（1）野外产状
除了海底钻探可以获得大洋超镁铁质岩石的样品外，绝大部分大洋地幔岩是通过与裂谷作用相关的正断层或者转换断层而剥蚀到海平面获得的，产出环境主要包括大洋中的洋脊断片边部、断层末端、深海、蛇纹石化海域或者被动大陆边缘环境。由于大洋上地幔最佳的剥落窗口是缓慢扩张（＜3cm/a）的洋中脊，而快速扩张（＞10cm/a）的洋中脊系统超镁铁质岩极少出露，因此，在大西洋和印度洋等缓慢扩张的洋中脊系统中的断层或裂谷带内，就广泛发育这类岩石。大洋核杂岩就是深海环境的超镁铁质岩的典型代表。大洋核杂岩中的超镁铁质岩主要为方辉橄榄岩，少量的二辉橄榄岩。大洋关闭后可以以蛇绿岩形式产出。除了洋中脊扩张中心，在俯冲带也可见少量的深海超镁铁质岩，如地中海西部的Tyrrhenian地区，伊豆－小笠原－马里亚纳弧前地域和南沙丁湾弧盆（Bodinier ＆ Godard，2003）。
（2）矿物组成
典型的大洋地幔岩的原始矿物组合为橄榄石、尖晶石、斜方辉石、单斜辉石和斜长石，其中方辉橄榄岩中不含单斜辉石，除此之外，还具有少量的重结晶矿物（橄榄石、单斜辉石等）。原始的橄榄石和斜方辉石为粗粒，粒径达到20mm，而重结晶的橄榄石则较小，粒径为0.2～0.5mm。而斜方辉石在受到变形作用后，会发生重结晶作用，形成大颗粒变晶（1～5mm），该变晶具有扭折带和显微裂隙。
（3）结构
绝大多数的深海超镁铁质岩为无斜长石橄榄岩，大多为粗粒结构，但是在发生了高温重结晶作用后，岩石均发育碎斑结构。特别注意的是，当岩石中具有橄榄石和斜方辉石两种碎斑时，可根据其相互关系和特征划分为两类（Seyler et al.，2003）：一类是斜方辉石形态高度不规则，具有广泛的熔融颗粒边界，其熔融港湾状部位充填着自形－半自形的重结晶橄榄石；另一类是斜方辉石未发生变形，为半自形晶，与具有波状消光的粗粒橄榄石颗粒呈圆滑曲线接触。
（4）化学成分
特别注意的是，该类超镁铁质全部都发生了高度的蛇纹石化蚀变，其岩石地球化学成分发生了较大改变。因此，全岩地球化学特征不能反映其真实信息，但是部分矿物仍然具有探究源区属性的作用，以印度洋中脊西南为例（Seyler et al.，2003），其橄榄石Fo值为89.28～90.73，NiO含量为0.32％～0.43％；斜方辉石Mg＃值为89.29～92.27，并且核部较边部富集Al、Cr、Ca；单斜辉石斑晶发育强烈环带结构，自核部到边部Al2O3和Cr2O3含量逐渐减低，Mg＃则具有边部高核部低的特征，而Cr＃和CaO（21％～24％）含量则相对稳定的；尖晶石矿物则具有较均一的矿物成分，Cr＃和Mg＃分别变化于15.1～51.1和62～76之间。
（二）地幔包体（捕虏体）
地幔捕虏体或称超镁铁质岩捕虏体（ultramafic xenolith），是由地幔岩浆（主要是玄武岩、金伯利岩、钾镁煌斑岩等岩浆）从地幔岩浆源区或从岩浆上升的地幔通道中捕虏而来的地幔岩碎片，主要岩石种属有方辉橄榄岩、尖晶石二辉橄榄岩、橄榄二辉岩、石榴二辉橄榄岩及纯橄岩等。捕虏体的矿物组成和化学成分显示不均一性（Menzies，1983），由于碱性玄武岩的起源深度较金伯利岩和钾镁煌斑岩浅，其携带的地幔包体反映了地幔浅部特征，而金伯利岩和钾镁煌斑岩岩浆携带的捕虏体代表较深部位的地幔组成特征。包体通常比岩浆重得多，密度比寄主岩浆大，正是由于寄主岩浆以高达0.1～4.0m/s的速度从100多千米以上的地幔深处上升，才克服了包体在岩浆中的重力沉降，将其带出地表或近地表处。该类岩石主要产于张性或裂谷的环境，寄主岩浆起源深度大、温度高。地幔包体的岩石特征如下：
1.野外产状
金伯利岩通常含有金刚石矿物，其代表起源深度至少为150km，因此，金伯利岩能够携带较多类型的地幔捕虏体。捕虏体直径一般为10～30cm，大者可达1m，呈棱角状或浑圆状。常见的包体类型主要为含石榴子石二辉橄榄岩，方辉橄榄岩、纯橄岩、辉石岩和云母岩也有出现。捕虏体常常与金伯利岩岩浆中高压结晶的巨晶橄榄石、辉长和石榴子石等矿物共存（Wilson，1989）。碱性玄武岩和霞石岩中的地幔捕虏体则主要为尖晶石二辉橄榄岩，含极少量的石榴子石橄榄岩和纯橄岩，如夏威夷檀香山中碱性玄武质凝灰岩中零星点缀了二辉橄榄岩和少量纯橄岩捕虏体（Carmichael et al.，1974）。
2.矿物组成
地幔包体最常见的矿物组合有两种：(1)70％ ～80％的橄榄石和20％ ～30％的辉石、尖晶石等矿物组成；(2)80％～90％的辉石和少量的橄榄石和尖晶石组成。其中金伯利岩中地幔包体的主要富铝相为石榴子石，而碱性玄武岩中包体富铝相则主要为尖晶石。
3.结构
地幔捕虏体以变质结构为主，而且许多捕虏体具有多期次变质事件的结构证据，少部分含有岩浆成因的矿物残余。根据MercierNicolas（1975）的研究，地幔捕虏体大多具有原生粒状结构－碎斑结构，而NielsonPike ＆ Schwarzman（1977）则认为，超镁铁质岩捕虏体多为碎斑结构和碎裂结构。一些主要的结构类型如下：

图6－4 地幔橄榄岩的原生粒状结构（据路凤香，1988）

◎原生粒状结构（protogranulartexture）：粗粒（主要矿物粒径＞4mm），颗粒之间呈曲线接触，橄榄石中有少量的扭折带。局部发生重结晶作用，大的颗粒发生了多角化，小的颗粒重结晶具接近相同的方位，在受到重结晶影响的这部分矿物集合体中，矿物颗粒具直线边缘，具镶嵌结构（图6－4）。
◎碎斑结构（porphyroclastic texture）：岩石由碎斑和碎基组成，碎斑颗粒较大，可达1cm，主要为橄榄石和顽火辉石，因应力造成的晶格错位而具强烈的扭折。碎基由粒度较小的新生变晶组成，有橄榄石、顽火辉石、透辉石、尖晶石等，可呈定向排列（图6－5）。
◎粒状镶嵌结构（equant mosaic texture）：矿物颗呈近等轴的粒状，彼此以直线镶嵌接触。理想的情况是，在三矿物接触处界线平直，交角均为120°。
◎板状等粒结构（equant tabular texture）：橄榄石有时呈拉长状，顽火辉石多为压扁形态，矿物颗粒边界平直。岩石叶理发育，部分橄榄石具扭折带。
◎部分熔融结构（partial melting texture）：是橄榄岩在源区经历过部分熔融的证据，表现为单斜辉石中出现无光性的深色物质麻点或周边出现海绵边。海绵边由细小的辉石、橄榄石和空腔组成，是熔融时发生的破裂所致。部分熔融进一步发展，在岩石中可形成熔融囊体。
部分岩石中可发育叶理、线理等定向组构。岩组测定表明，以包体形式的橄榄岩，大部分具矿物的优选定向。

图6－5 地幔橄榄岩的碎斑结构（据Mercier ＆ Nicolas，1975）

由于超镁铁质包体的侵位环境与其形成的初始环境没有联系，其结构主要受温度、压力、应变率、矿物组合、各向异性和变质作用的强度等控制。由于地幔岩经历了高温高压环境，常常出现变质变形结构、交代结构等。例如含斜方辉石嵌晶的包体中，橄榄石和其他的细小辉石常常以基质形式出现，而斜方辉石嵌晶在应力作用下发生变质变形，常常出现出溶叶片等结构，而橄榄石等基质则发生高度的重结晶作用。
4.化学成分
包体形式的超镁铁质岩一般比蛇绿岩套堆晶成因的超镁铁质岩更富Mg、Cr、Ni、Co，而贫K2O、Na2O、Al2O3、CaO，地幔不相容元素Rb、Ba、Sr、Th、U、LREE等丰度明显偏低。尤其是早期有过部分熔融亏损的地幔橄榄岩更是如此。如西班牙、摩洛哥、法国、阿尔卑斯地区造山带橄榄岩中的LREE丰度仅为球粒陨石的0.01～0.6（Coish et al，1982）。虽然与堆晶成因的橄榄岩具相似的矿物组合，但包体形式的超镁铁质岩中的橄榄石和斜方辉石更富 MgO，富镁橄榄石（Fo＞84，高者可Fo＞95）和斜方辉石（En＞85，高者可En＞93）常见。同时，包体岩石中斜长石、尖晶石或石榴子石分别只存在于各自稳定的压力范围内（图6－6），对岩石的来源深度具指相意义。

图6－6 地幔橄榄岩的概略相图（据Wyllie，1970）

特别注意的是，以包体形式产出于火山岩中的超镁铁质岩来源于深部地幔源区，其矿物组成、矿物化学及相关成分均受其源区性质控制，大致可划分为原始地幔岩、亏损地幔岩和富集型地幔岩。原始地幔岩主要为二辉橄榄岩，是未经过部分熔融和流体交代的地幔岩，其化学成分与世界地幔岩相近，Mg＃为87～89，主要矿物为橄榄石（40％ ～90％），单斜辉石和斜方辉石两者含量相近，且都大于5％；亏损地幔岩是经过部分熔融后的地幔残余部分岩石，相对于原始地幔明显亏损K、Na、Ca和地幔不相容元素，以方辉橄榄岩为主，Mg＃较高，一般大于91，主要矿物为橄榄石和斜方辉石，且橄榄石含量高于斜方辉石的含量，相对于原始地幔岩，亏损地幔岩的橄榄石的Fo、斜方辉石的En和单斜辉石的Mg＃均大于原始地幔相应值；富集型地幔是经过流体交代或地壳物质混染的地幔岩，相对于原始地幔明显富集K、Na、Ca和地幔不相容元素，Mg＃较低，可低至79，以尖晶石二辉橄榄岩为主，如我国河北阳原二辉橄榄岩包体（马金龙等，2006），主要矿物为橄榄石（62％ ～83％）、斜方辉石（14％ ～30％）、单斜辉石（0.9％ ～10％）和尖晶石（0.3％～2.1％），而邯邢地区纯橄岩则以贵橄榄石为主（Fo88.5～88.8，含量大于95％），少量交代成因的金云母和单斜辉石（许文良和林景仟，1991）。
总之，非岩浆成因的超镁铁质岩主要包括二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和纯橄岩。它们是直接来自地幔的使者，是研究地幔组成及结构的最直接的样品。非岩浆成因的超镁铁质岩石具有高镁特征，其镁铁比值（MgO/（FeO＋2Fe2O3＋MnO＋NiO），均为分子数）多大于7，多介于7～11，个别岩石可以高达14以上。该类岩石中常见矿床有铬铁矿、金、铂族、钴－多金属、石棉、菱镁矿等。以地幔包体形式产出的超镁铁质岩产有镁橄榄石、镁铝榴石等宝石矿物，如我国吉林蛟河、河北万全等地的镁橄榄石－镁铝榴石－普通辉石等宝石级成矿带。同时，绝大多数的橄榄岩都发生了以蛇纹石化为主的蚀变，蛇纹石在H2O和CO2的作用下，还可进一步反应生成滑石和菱镁矿。蚀变的结果形成蛇纹岩、滑镁岩和石英菱镁岩。而蛇纹岩通常为致密、较暗淡的深色岩石，多呈黑色、暗绿色、黄绿色，常具油脂光泽，密度为3.3～2.6g/cm3，蚀变完全的蛇纹岩可作为玉石材料。
一般认为，原始地幔岩的成分接近于二辉橄榄石，但由于地幔岩是大部分镁铁质岩的岩浆源区，部分地幔岩因易熔组分的熔出而受到改造，转变成了方辉橄榄岩或纯橄岩。实验岩石学研究也表明，当地幔岩熔出约45％的熔浆时，其残留岩石相当于纯橄岩；熔出25％时，相当于斜方辉石橄榄岩；熔出5％时，相当于二辉橄榄岩（Carmichael et al.，1974）。如挪威太古宙造山带橄榄岩。Spengler et al.（2006）研究挪威造山带地幔岩时提出了部分熔融模型，认为地幔岩石自350km或以上深度上升过程中，经历了多次熔融事件，并形成了富含石榴子石的克拉通根，在经历了太古宙铝亏损的科马提岩岩浆作用之后，该克拉通根主要以残存的石榴子石橄榄岩为主。

从岩浆源区和熔融条件的多样性，可以看出所产生的岩浆的多样性。然而，同样的熔体，在上升过程中还会经历各种各样的变化，进一步改变岩浆的成分，形成新的岩浆或岩石。例如，岩浆自源区产生后到就位（喷出地表或侵入上部地壳）期间，一般要经过不同的岩层，如果这些岩层中有物质加入到岩浆中，岩浆的成分就会受到混染而发生变化；岩浆向上迁移的过程同时也是冷却的过程，冷却会导致岩浆的结晶，随着结晶的进行，先结晶的矿物就可能与熔体分离，同样会改变岩浆的成分。我们把岩浆产生之后能够导致岩浆成分发生改变的各种岩浆作用过程统称为岩浆演变。下面我们把岩浆演变分为封闭体系和开放体系两类来介绍。
（一）封闭体系中岩浆的分异
分异作用（differentiation）是指原来成分均匀的岩浆，在没有外来物质加入的情况下，依靠自身的演化最终产生不同组分的火成岩的作用。岩浆分异作用有些只在岩浆房内进行，并未发生相的分离，有些则发生了结晶相和熔体相的分离。前者以扩散作用与熔离作用为代表，后者主要是结晶作用。
1.平衡结晶（equilibrium crystallization）
平衡结晶是在岩浆结晶过程中，晶体始终与液相保持平衡关系，不断与液相发生完全的反应，这种情况下结晶的岩石与原生岩浆的成分相同，即不产生分异作用。
随着温度、压力、组分的改变，晶体总是与熔体反应并且不断地再平衡。晶体－熔体的反应关系在平衡过程中的任一点都是可逆的。平衡结晶要求的条件非常苛刻。任意变量取值时，每一个相的成分必须是均一的。熔体也是同一组分，不会变化。变量改变的速率必须比最慢的动力学过程还要慢才能保证岩浆跟随着条件的变化一直保持平衡状态。变量的改变能在任意时间逆向进行，涉及特定比例的熔体与晶体组分平衡的早期状态能够恢复。相也不会物理分离。体系中最初时的成分会得以保留，不发生任何改变，因此这是一个严密的封闭体系。不过这种理想的可逆的平衡结晶过程在地壳深部缓慢冷却的体系中只能够无限的接近，自然体系中很难达到真正的平衡结晶。
2.分离结晶（fractional crystallization）
分离结晶是指岩浆因温度、压力降低结晶时，熔点较高的组分首先晶出，形成固相，易熔组分则残留在岩浆中。早期晶体晶出后就与体系分离，不再与液相发生反应，因而可以形成多种成分的岩石。
随着温度、压力、组分的改变，晶体一旦晶出就立刻从熔体中分离出来，以致晶体－熔体间不会发生反应，且分离结晶过程中的反应是不可逆的。在理想条件下，只要晶体析出就与熔体分离，没有任何熔体与晶体的反应发生。也就是要阻止反应的开始，晶体必须从熔体中分离，或者说隔离。这种分离可以通过以下三种途径中的任意一种或多种组合予以实现：(1)物理分离；(2)晶体与熔体因为反应速率很慢而不发生反应；(3)初始晶体表面有另一成分的保护层，阻碍了熔体与晶体间的反应。在分异的玄武质岩浆中，以镁橄榄石－SiO2体系为例，在转熔点处稳定的顽火辉石会在亚稳定状态的镁橄榄石边部形成反应边。这种反应边只会在变量相对快速的改变下产生，因此岩浆体系中新生的稳定相——顽火辉石能在熔体与亚稳定状态的晶体完全反应完之前阻碍反应的进一步进行。
分离结晶作用最直观的证据是堆晶岩。以玄武岩为例：玄武岩浆的密度通常在2.6～3.3g/cm3之间，随着温度的降低依次可以结晶出橄榄石、辉石和斜长石，它们的密度分别在3.27～3.48、3.1～3.5和2.62～2.76g/cm3。先期结晶的矿物密度大于玄武质岩浆密度，由于玄武质岩浆粘度较低，有利于发生分离结晶作用，在岩浆房底部形成镁铁质－超镁铁质堆晶岩。世界上最大的南非Bushveld层状侵入体，底部出现古铜辉石岩、斜方辉石岩和纯橄岩等堆晶岩，向上变为二辉辉长岩、苏长岩，最上部为含少量花岗斑岩的低镁闪长岩（卡迈克尔等，1982）。此外，还可借助地球化学方法判断（如La/Sm－La图解），结合地球化学模拟来反演分离结晶过程。
3.液态不混溶（liquid immiscibility）
岩浆液态不混溶作用指原来成分均一的岩浆或熔体，演化到一定温度、压力条件下不再稳定，分成两种或两种以上成分不同、互不混溶的岩浆或熔体。
硅酸盐熔体不混溶现象最早在20世纪初被发现于MgO－SiO2体系。20世纪后期通过岩相学观察等证明，在其他岩浆岩体系中同样有不混溶硅酸盐熔体的存在。在镁橄榄石－SiO2体系中，含有70％～100％硅酸盐成分的高温均质熔体，随温度降低会形成两个稳定的不混溶液体。
在自然系统中，液态不混溶的证据主要包括岩石的结构构造、矿物学和地球化学特征。很明显，两种不混溶液体相的共存，一般都表现为一种液体相以液滴状赋存于另一种寄主的液相中。因此，岩石的结构构造上，可从一种矿物相（熔体囊）呈圆球状出现在另一种矿物相的基质中来识别液态不混溶的存在。假如两种不混溶的液体相存在密度差，就会出现密度小的液体相富集在顶部的现象。利用地球化学方法，可以区分分离结晶和液态不混溶作用。例如，根据矿物/熔体分配系数，在玄武质岩浆分离结晶过程中，不相容元素（例如P、K、Ti、REE、Zr、N b、Ba、U、K等元素）应富集于较富长英质的残余熔体中。因而，像K/La、Ba/U、Ba/La、Zr/La和U/La等元素比值在分离结晶过程中就不会发生显著的变化。与此不同，硅酸盐液态不混熔会使K/La、Ba/U、Ba/La等分异，导致长英质岩石中相对富集Ba和K，而亏损La和U，而玄武质液相中相对富集La、Zr、Nb、U等元素（见马昌前，2004图4）。
许多新鲜、未氧化且具有高FeO、P2O5、TiO2含量和低MgO、CaO、Al2O3含量的拉斑玄武岩和一些碱性玄武岩包含有两种成分截然不同的玻璃，它们在高温晶体的缝隙中出现。通过对比薄片中两种玻璃的颜色、折射率等光性特点可以将它们区分出来。实际上，这两种成分的玻璃就是两种不混溶的残留硅酸盐熔体（Philpotts，1982）。在冷却速率慢的侵入体中，两种熔体与任何形成的晶体会因为密度影响而分离，结果是熔体进入剩余的大量岩浆之中。结晶作用一方面能形成由Fe－Ti氧化物、磷灰石和富铁辉石成分组成的富铁岩石，另一方面形成花岗质岩石。极为少见的钛铁磷灰岩，主要由Fe－Ti氧化物和磷灰石组成，它同样代表了不混溶熔体的分离作用。
岩相学与实验观察清晰地建立了硫化物与硅酸盐熔体的不混溶性。含量只有几百－几千ppm（1ppm＝10－6）的S足以使玄武质熔体饱和。含量更多的S则会导致主要含Fe、S和极少量的Cu、Ni与O的硫化物熔体分离并结晶形成磁黄铁矿、黄铜矿与磁铁矿。虽然微量的Ni就能强烈的进入玄武质熔体中的橄榄石晶体，进入不混溶的硫化物液体中，Ni的含量是前者的10倍之多；对Cu而言，含量需要100～1000倍之多。Pb与Zn更倾向于留在硅酸盐熔体之中。硫化物－硅酸盐熔体不混溶性对研究一些岩浆型矿床的成因有重要意义。
（二）开放体系中岩浆的混合与混染
1.岩浆混合作用（magma mixing）
R.Busen于1851年首次提出了岩浆混合的概念。但是在很长时间里，尤其是20世纪20～30年代，岩浆混合变为极具争议性的论题。Fenner（1929）提出流纹质岩浆与玄武质岩浆的混合能形成许多岩浆岩套中成分变化范围很大的岩石。然而，Bowen（1928）认为，结晶分异作用是岩浆多样化的主要因素。那时的岩石学教材并未对何为岩浆混合做出论述，或者只是简单地认为 “一些岩浆的混合能发生，但这个过程很罕见”。然而，自从20世纪70年代以来，岩石学家已经发现大量岩浆混合的证据，认为它是导致岩浆演变的重要过程。
岩浆混合作用是由两种不同成分的岩浆以不同的比例混合，产生一系列过渡类型岩浆的作用。两种成分不同的岩浆混合形成新的化学成分均一的岩浆的过程，是典型的岩浆混合（magma mixing）；但有的只是两种岩浆的机械混杂，可称为岩浆混杂（magma mingling），例如，花岗岩体中见到的镁铁质包体或同侵入岩墙。大部分情况下，岩浆混合现象都是介于这两者之间。混合作用不仅受到两种岩浆热状态的影响，还受到两种岩浆的相遇机制、密度差等因素的制约。目前认为，发生混合的两种岩浆的相遇机制有以下三种：(1)密度较大的玄武质岩浆底侵于地壳底部，导致上覆下地壳岩石部分熔融形成密度较小的长英质岩浆。如果下部高密度岩浆的结晶作用和挥发分出溶（变成含水体系），可以使岩浆的密度降低，从而打破对流分层格局，导致整个岩浆房的对流，产生不同岩浆分层之间的混合作用。(2)密度大的镁铁质岩浆快速注入长英质岩浆房，可形成喷泉式岩浆混合。这种混合往往以机械混合作用为主，主要是因为玄武质岩浆与花岗质岩浆的液相线温度相差很大，当热的玄武质岩浆侵入到冷的花岗质岩浆中时，会在两端元岩浆达到化学平衡前快速淬火固结，使得扩散作用控制的物质交换作用无法进行。因此，常可在混合产物中见到玄武质的岩浆团块，有时还可出现玄武质岩浆快速冷却形成的枕状构造，混合较彻底时可形成混成包体（如某些微粒或细粒闪长岩包体）。(3)岩浆房中密度分层的岩浆可在火山通道中发生混合。混合程度取决于火山通道直径大小、通道中岩浆的抽取速度（上升速度）和两液相的粘度比。产生混合的必要条件是岩浆房出口处的抽取速度能够克服维持两岩浆层之间水平界面的浮力，岩浆上升的冲力和岩浆的粘滞力的共同作用可使相邻岩浆层同时进入通道而产生混合。
两岩浆热状态差异的大小可以影响混合作用的方式和规模。熔点相近的岩浆相遇，有可能产生大规模的均匀混合，而熔点相差大的岩浆相遇，如玄武质岩浆注入酸性岩浆房中往往形成骤冷的枕状构造或淬冷的岩块或包体，以不均匀的机械混合（混杂）为主，这时的物质交换仅依赖于扩散作用，而元素的扩散速度缓慢，往往在高熔点岩浆固结前只能达到数米的距离。图12－16a是印度南部Closepet花岗岩中出现的两种成分不同的岩浆的混合（杂）现象。
岩浆混合作用的识别标志包括：(1)在酸性岩中见基性端元的岩石团块、微粒包体（图12－16a，b）。(2)酸性端元的熔岩中见明显流变特征的基性端元熔岩条带。(3)酸性端元中见基性端元的岩墙及其边缘的机械混合带和成分过渡带。(4)矿物间出现明显的不平衡结构，如成分差别较大的斜长石共存，矿物间的交代结构发育；长石环带结构发育（图12－16c）以及环斑结构的形成；他形、部分溶解的石英被单斜辉石集合体边部镶嵌；不稳定的石英颗粒能通过酸性岩浆与更基性的岩浆混合或含稳定相单斜辉石的基性岩浆被含石英岩石的同化。不过，有人认为，由于岩浆体系中压力与水逸度的改变也能形成环斑结构。(5)微粒包体中出现高Ti角闪石，发育针状磷灰石（图12－16d）。(6)化学成分符合混合趋势。例如，在成分图解中，两种岩浆的混合产物在元素－元素变异图解（如哈克图解）以及共分母比值图解（例如，Rb/Nb－Ba/Nb图解）中形成直线状的趋势。

图12－16 岩浆混合作用宏观与微观证据（据康磊等，2009）

如果通过岩浆混合形成了均一的混成岩浆（mixed magma），混合后的岩石（混成岩）的成分Cm可以简单地表达为两端元母岩浆Ca与Cb的质量平衡等式；混合分数Fa代表其中一种岩浆的质量分数：Cm＝CaFa＋Cb（1－Fa）。
总之，岩浆的混合作用可以结合宏观与微观的岩石学特征来判断。我国北京周口店岩体和江西的港边岩浆杂岩体中这些宏观上的混合特征十分明显（马昌前等，1992；李昌年等，1997）。在微观上，混合不彻底的岩石中可出现矿物间不平衡现象，如两种成分差别较大的斜长石共存、矿物间的交代结构发育等。另外，我们还可以通过混合作用产生的中间过渡岩石的常量和微量元素的演化趋势和同位素组成的特征来进行识别（李昌年，1992）。
Hibbard（1991）和Baxter ＆Feely（2002）总结了爱尔兰Galway花岗岩中岩浆混合形成的各种矿物组合及可能的形成机制（图12－17）。

图12－17 由岩浆混合作用形成的矿物组合和环带构造（据Hibbard，1991）

2.岩浆同化作用（magmatic assimilation）
岩浆同化作用是指岩浆在源区、上升过程中或浅部的岩浆房内，通过熔化或溶解了围岩，而使岩浆自身的成分受到改变的过程。从围岩角度讲，就是围岩的混染作用（contamination）。
上升的原生岩浆离开源区后会遇到不同成分的围岩，特别是来自地幔源区的玄武质岩浆上升到硅铝质的大陆地壳。任何硅酸岩浆碰到富钙灰岩或富铝页岩或它们的变质产物后，都会发生反应。岩浆与其周围岩石进行反应以求达到化学成分与热平衡，特别是当岩浆缓慢运移或是停留在地层的岩浆房中。冷的围岩会快速地与热的岩浆平衡。
同化混染作用的方式、规模及强度取决于岩浆和围岩的热状态和组成。同化混染会形成混染的岩浆，它与混合岩浆类似。混染岩浆可以是岩浆房周围的围岩或岩浆中的捕虏体。同化作用最初涉及捕虏体的简单物理分散和岩浆中的捕获晶。
同化作用中热与化学原理由Bowen于1928年阐明。同化作用的热源来自岩浆，有两种：(1)降温释放的热；(2)结晶作用的潜热。岩浆岩中的捕获晶（例如玄武岩中的石英）与捕虏体表明它们属于混染的物质。
受同化混染影响的火成岩常具有以下特征：(1)主要出现在大型侵入体的边缘带，与围岩之间常形成渐变过渡带；(2)在同化混染带，常含有围岩的捕虏体与捕获晶，出现不平衡的矿物组合或不平衡的结构；(3)岩石的结构构造不均一，出现斑杂构造；(4)岩石中常出现反常的结晶顺序，常出现暗色矿物的集合斑晶；(5)由于外来组分的加入，岩浆岩中可出现他生矿物，如硅灰石、堇青石与红柱石等。图12－18和图12－19显示了由于混染作用形成的矿物不平衡现象。

图12－18 岩浆同化围岩形成的不平衡矿物组合（据www.geosphere.gsapubs.org）

同化作用可能导致主量元素与微量元素或者同位素化学的不一致性变化，其中，主量元素变化较小，而微量元素和同位素会显著变化。例如，在橄榄石、单斜辉石和斜长石从玄武岩浆中沉淀的同时，如果岩浆遭受混染作用，就会导致分离结晶矿物的增加，这就会引起熔体中SiO2成分的微小的变化，但却会导致微量元素含量和同位素比值的明显变化。因此，主量元素与微量元素和同位素变化幅度的差别，就可以作为识别同化混染作用的标志之一。

图12－19 同化混染的火山岩中的不平衡结构据McBireney，1985）

Sr同位素与O同位素成分变化（Pb与Nd也具有指示意义）可以用来判别同化混染过程。前寒武纪酸性岩石有相对较低的Sr但是高的Rb值；随着时间的流逝，87Rb衰变使得87Sr/86Sr比值升高，比来自原始地幔部分熔融形成的熔体的87Sr/86Sr比值（大约0.703～0.704）都高。如果地幔岩浆同化混染了老的大陆地壳，两者的比值都会上升。来自地幔源区的岩浆与玄武质部分熔融形成的熔体中的δ18O大约为6‰，与沉积岩δ18O＝10‰～32‰比较差别很大。因此，幔源岩浆同化混染沉积岩会使其18O富集。幔源岩浆混染老的酸性岩石和沉积岩（或是它们对应的变质岩）会使其18O与87Sr同时升高。
3.岩浆同化与分离结晶作用（magmatic assimilation and fractional crystallization）
如果无法用分离结晶模式来解释一个岩石系列的变化趋势，就要考虑多种可能性。最常遇到的是同时的岩浆同化与分离结晶作用，这个过程常常简称为AFC过程。AFC过程是由Bowen（1928）首先提出的，他认为在分离结晶过程中矿物结晶作用所释放出来的潜热能够提供熔蚀岩体围岩的热能。由于岩浆房本身是一个开放体系，岩浆同化作用往往伴随着分离结晶作用（DePaolo，1981），单纯的岩浆同化作用是少见的。因此，DePaolo（1981）提出了计算AFC过程中元素含量和同位素组成变化的公式。根据这些公式，AFC产物在同位素轨迹上有如下基本特点：从幔源岩浆成分点出发，不能达到地壳的成分点，有时甚至不能指向地壳端元成分。轨迹的形态和取向不仅与两端元组分的元素含量和同位素组成有关，更重要的是取决于混染量和结晶分异量之比以及Sr和Nd的分配系数（James，1981；DePaolo，1981）。前者取决于围岩温度：围岩温度高，即同化混染发生的深度大，岩浆所需提供的热量少，则混染与结晶比近于1；而当同化混染发生在地壳浅部时，混染与结晶的比值小，可为0.2或更小。Sr和Nd分配系数决定了晶出的矿物相（陈江峰，1991）。
有人就用AFC模式解释太古宙片麻岩中的英云闪长岩－更长花岗岩岩套的主要元素化学协变特征：该岩套显示了特征的化学协变，但是在哈克图解中的变化趋势与简单的分离结晶作用不相吻合。计算表明，除了分离结晶作用外，如果把少量的太古宙片麻岩混染到熔体中，那么观察到的变化趋势可以被完全的复制出来。

一、金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩

金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩岩浆是成因上可能相关的、不相容元素高度富集的岩浆。元素证据表明它们都是在深部地幔中非常低程度部分熔融的产物，在其形成中CO₂起着重要的作用（如Wendlandt和Mysen，1980）。这些岩浆挥发分富集的性质引起其迅速上升通过地壳。与它们高的不相容元素含量相耦合，使得这些岩浆非常能抵抗地壳污染的同位素改造。

南非的金伯利岩根据它们的基质矿物被分成两种岩石类型：玄武质和云母质（金云母）（Dawson，1967）。这两组，分别指的是由Smith所称的类型Ⅰ和类型Ⅱ，具不同的Sr和Nd同位素成分。玄武质（组Ⅰ）金伯利岩具正好位于相对于全球的亏损象限中的同位素成分，而云母型（组Ⅱ）金伯利岩正好位于富集象限内（图18-18）。

西澳大利亚的金伯利岩从金云母金伯利岩到煌斑岩，McCulloch等（1983）发现云母金伯利岩的成分范围甚至可延到图18-18的富集象限。根据岩浆产生过程中REE没有出现分馏的假定，McCulloch等计算了这些岩石源区的T_DM模式年龄。这些模式年龄为0.9～1.3 Ga。然而，他们认识到这些岩浆可能比源区具更高的轻REE富集成分的分馏，使这些最小年龄可能大大低估富集事件的年龄。

图18-18 南非（空心方块）与西澳大利亚（实心方块）的玄武质与云母质金伯利岩的Nd对Sr同位素比值图解

碳酸岩强的抗地壳污染能力使它们成为研究陆下上地幔成分的理想对象。Bell和Blenkinsop（1987）对来自加拿大安大略和魁北克的碳酸岩的Sr和Nd同位素分析，开创了此方面的应用（它们的年龄从110～2700 Ma）。Sr同位素比值沿着亏损地幔演化线排列，Bell和Blenkinsop将它们归结为苏必利尔省的陆下岩石圈。然而，相同样品的Nd同位素数据更加离散。由不同大陆来的大量Nd同位素数据所构成的一部分，分散于亏损地幔与至少是全球相同的富集库之间（图18-19）。

Nelson等（1988）认为世界范围内这些离散数据的出现缓解了大陆岩石圈中的起源，取而代之是有利于类似于洋岛玄武岩的地幔柱起源。然而，这样的模式不能解释澳大利亚煌斑岩数据的极端特征（图18-18）。相反，Nixon等（1981）最初提出的金伯利岩成因的混合模式可统一金伯利岩、碳酸岩和煌斑岩的岩石成因模式。此模式中，非常低程度部分熔融熔体产生于相当“富集的”软流圈源中（组Ⅰ特征）；它们随后在LIL富集的但难熔的大陆岩石圈（组Ⅱ特征）中被不同程度污染。如果采用此混合模式，碳酸岩成分不能用于精确模拟源区库的成分。

二、碱性玄武岩

研究碱性玄武岩源的一个有趣地点是西非喀麦隆带。该火山链，主要由碱性玄武岩，次要的是拉斑玄武岩，从Pagalu的大西洋岛（尼日尔三角洲700km西南）延伸到Biu高原（800km内陆）。尽管此火山链一半位于大洋地壳、一半位于古老地壳上，但微量元素含量和Sr同位素比值在该带的两段是一致的（Fitton和Dunlop，1985）。如果海洋和大陆岩石圈预期具有不同的特征，Fitton和Dunlop认为此岩浆源必定位于岩石圈之下。

图18-19 ε_Nd随时间变化图解

喀麦隆带沿其长度方向没有表现出年龄渐变的特征，因此必定代表着“热的带”而不是小地幔柱上的由板块运动产生的热点痕迹。Fitton和Dunlop认为在其65 Ma的历史上因为没有火山作用区域迁移的证据（尽管非洲板块运动），地幔源必定是与岩石圈相耦合的。因此，他们提出，喀麦隆带的岩浆源必定是对流的上地幔而不是深部地幔柱。这一结果看起来支持不平衡熔融模式而不是地幔不均一的地幔柱模式。

Halliday等（1988）对喀麦隆带完成了更详细的同位素研究，包括Pb和Nd同位素测定（图18-20）。几个样品表现出大陆基底污染的证据。除这些外，这些数据的显著特征是来自大陆-海洋边界的基性熔岩所显示的非常放射成因的Pb同位素成分。这些成分接近圣赫勒热点的数据，但两边的火山岩（大洋和大陆段内的）是较少放射成因的。

Halliday等（1988）将这些特征归结为喀麦隆带下部由来自圣赫勒拿地幔柱物质对上地幔注入。该地幔柱在120Ma前，在南大西洋的初始打开过程中起主要的促进作用。它可能是裂谷的实际地点，随后成为大陆边缘。随着时间的变化，非洲板块向离开圣赫勒拿地幔柱的方向运动，但是热地幔柱物质的一个“珠”进入到喀麦隆下的岩石圈地幔中作为裂谷事件后的大陆边缘冷却下来。当地幔柱组分后来沿火山链逐渐散裂，从大陆边缘进一步向火山中心可观察到其成分影响。

Halliday等（1990）由于得到了新的Pb同位素数据，修改了此模式。这些揭示了大陆边缘放射成因²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb特征并不伴随着代表与圣赫勒拿地幔柱直接混合的足够高的207Pb/²⁰⁴Pb比值。而是观察到的²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb与U/Pb比值间的正相关关系（图18-21），Halliday等将其解释为200Ma老的喷发等时线。然而如上面的图18-20所示，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb与Nd同位素比值相关，Nd同位素比值在仅仅200Ma期间不能产生大的变化。因此，Pb同位素比值的排列可能是混合线。放射成因端员必定代表了在大陆裂谷作用时具高U/Pb比值（μ）岩浆产生的高²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb特征的年轻岩石圈。该组分与局部软流圈上地幔之间的混合能解释同位素混合过程。

图18-20 喀麦隆带火山岩的Nd对Pb同位素图解

图18-21 MgO含量超过4%年轻的喀麦隆带熔岩的U-Pb等时线图

由此可得到两个重要的结论：首先，大陆裂谷事件能由具外来成分的年轻岩石圈取代老的大陆岩石圈；第二，在岩浆过程中U比Pb更不相容，因此不能用从地幔中Pb的优先提取来解释铅悖论。

三、溢流玄武岩

美国西北有一代表性的溢流玄武岩省，作为实例，可说明了它们成岩模式的复杂性。哥伦比亚河玄武岩的早期Nd同位素数据相对于亏损 MORB地幔源（ε_Nd=10），在接近ε_Nd=0处成簇分布，导致DePaolo和Wasserburg（1976a）提出这些岩浆为未亏损（原始型）源。此模式得到了De-Paolo（1983）根据对哥伦比亚河玄武岩测定的初始ε_Nd值的体积加权直方图（图18-22）的支持。他认为，在稍正的ε_Nd值处的明显集中，且截然在ε_Nd=0处的切断是体积上最大的GrandRonde组熔岩球粒陨石起源的证据，Imnaha和Picture峡谷玄武岩合并成亏损地幔源。然而，图18-22中ε_Nd=0的丰度峰是DePaolo和Wasserburg（1976a，1979b）的数据加入到Carlson等（1981）数据中的产物，很大程度上是一种取样效应。

图18-22 哥伦比亚河玄武岩ε_Nd直方图

来自美国西北的几个玄武岩套的Sr和Nd同位素数据看起来代表着相当不同的情形。样品显示了非常强烈的几乎连续的曲线趋势，在富集象限稍散开（图18-23）。这些数据表明了在这些熔岩的成因中存在相当简单的地壳污染的混合过程（Carlson等，1981）。然而，过去几年已经表明放射性成因同位素本身可能无法区分富集地幔与壳源。可能要求助于不相容元素比值与稳定同位素数据来区分。

Carlson和Hart（1988）认为强不相容元素对高强场元素的比值（如K₂O/P₂O₅）能用作（尤其是）地壳污染的一指标。该指标对Sr同位素比值作图于图18-24。哥伦比亚河玄武岩群（CRBG）的Picture峡和Grand Ronde的一些玄武岩，与来自俄勒冈高原的Steens山玄武岩一起具有相当高的K₂O/P₂O₅比值，尽管其具低到中等的Sr同位素比值。Carlson和Hart将此型式归结为来自“C1”地幔源岩浆被不同年龄地壳单元的污染。C1源被定为典型的软流圈上地幔，其熔融可能是由Cascades弧后的地幔对流引起的。与上述熔岩相比，鞍状山的CRBG流、来自俄勒冈高原的高铝橄榄拉斑玄武岩（HAOT）和蛇河（Snake River）橄榄拉斑玄武岩（SROT）具高达0.708的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，但具低的K₂O/P₂O₅比值。Carlson和Hart将这些特征归结为岩石圈地幔源（“C3”）。

δ¹⁸O对Sr同位素比值图解支持此模式（图18-25）。陡倾方向是由典型地壳单元对玄武质岩浆的污染。相比，近水平方向应是与老的富⁸⁷Sr地幔的混合产生或者可能是贫Sr地幔源与消减沉积物的近代污染。Taylor（1980）对花岗岩详细研究了氧-锶同位素图上源与岩浆污染的区别。

图18-23 美国西北玄武岩的Nd对Sr同位素组成图解

图18-24 美国西北玄武岩的K₂O/P₂O₅对Sr同位素比值图解

图18-25 美国西北玄武岩的δ¹⁸O对Sr同位素比值图解

Pb同位素数据对此引入更多的复杂性。⁸⁷Sr/⁸⁶Sr低于0.708的玄武岩在Sr或Nd同位素比值对²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图上表现出三角形分布（图18-26）。在此图上，Grand Ronde的许多熔岩趋于具放射成因Pb的端员（C2），从其他证据有别于C1和C3地幔端员。Carlson和Hart认为C2源可能起源于被消减沉积物污染的C1亏损地幔。换句话说，该地幔源是当美国西部大陆边缘作为汇聚板块边缘时所留下的痕迹。此组分并不是典型的溢流玄武岩，但它的出现说明了以几个自由度使用多地球化学指标来解释成岩过程的必要性。

四、前寒武纪花岗岩类

大陆地壳最基本的问题之一是任一给定的硅铝质基底块体是来自地幔的年轻分离物或者是古老克拉通地壳物质的重熔程度。最初根据具高Rb/Sr比值的地壳库比低Rb/Sr比值的地幔在地质时间尺度上演化成更高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值，对此问题应用Sr同位素数据。一深成岩地壳初始Sr同位素成分的计算应指示它究竟是否具地幔或地壳来源。亏损地幔中的Sr演化线由从“玄武质无球粒陨石的最佳初始值”（BABI）（0.69899±5）到现代洋中脊玄武岩0.702～0.704范围的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr成分画线性的增长线构成。特定的地壳省可与此演化线比较来评估它们的岩石成因。

对地壳基底源区Sr同位素演化图应用的一个经典实例是由Moorbath和Pankhurst（1976）提供的对西格陵兰太古宙和元古宙片麻岩研究。在图18-27中来自四个地点的3.7 Ga的 Amitsoq片麻岩、来自五个地点的2.8～2.9 Ga的Nuk片麻岩、南格陵兰两个地点1.8 Ga的Ketilidian片麻岩及2.52 Ga的Qorqut花岗岩画出了平均增长线。这些地体的初始比值在图18-27上与BABI和MORB间画出的假设线性上地幔增长线进行了对比。

Moorbath和Pankhurst认为Nuk（和Ketilidian）片麻岩不能由更老的（如Amitsoq）片麻岩重熔产生，因为Amitsoq样品的增长线要陡得多不能产生初始比值仅为0.702～0.703的产物。他们得出结论是，Nuk片麻岩的火成岩原岩代表着年轻钙碱质地壳对西格陵兰太古宙基底的大规模加入。上地幔演化线之上计算出的稍高初始比值归结为地壳Sr同位素演化期，持续大约100～200Ma，处于火成岩原岩从地幔分离与它们所属的麻粒岩相变质作用之间。相反，Moorbath和Pankhurst认识到Qorqut花岗岩较好地代表来自古老地壳重熔起源的深成岩，因为它0.709±0.007的初始比值正好位于那时的Amitsoq片麻岩成分的误差范围内。

图18-26 美国西北玄武岩的同位素组成

Nuk片麻岩的Pb同位素分析揭示出比单独用Sr同位素更为复杂的情形，表明了侵位到Amitsoq地壳区的Nuk岩浆明显遭受了古老地壳Pb的污染。由于缺少明显的地壳Sr污染，Pb的选择性污染被用来解释这些现象（Taylor等，1980）。在此情况下，Nd同位素分析的应用对检验Nuk片麻岩的成岩模式提供了理想的工具。

Taylor等（1984）对Nd同位素成分分析了有Pb污染和无Pb污染的两类片麻岩（图18-28）。数据表明在ε_Nd与Rb（预期在Amitsoq片麻岩中富集的不相容元素）间存在良好的相关关系。Taylor等将这些结果归结为幔源Nuk岩浆被下地壳中Amitsoq片麻岩部分熔融熔体污染。然而，ε_Nd并不与Pb同位素污染的程度（以污染²⁰⁴Pb/总²⁰⁴Pb指数）存在良好的关系。这表明，由于地壳脱水产生的富Pb流体的额外选择性Pb污染。

图18-27 Sr同位素随时间演化图

图18-28 Nuk片麻岩的ε_Nd的变化

Nuk岩浆大量的Pb和Nd污染为什么没有伴随可观察到的Sr同位素扰动的矛盾，必定是由Amitsoq片麻岩的层状性质造成的。Taylor等认为，起污染作用的深部地壳必定具比由表面露头分析的Rb/Sr比值低，大概是因为在麻粒岩相变质作用过程中Rb从下地壳的带出。因此在地质时间内没有发展成高Sr同位素比值。以此证据和其他研究可得出Sr同位素数据常常不能易于区分地幔与下地壳源区的结论。在这种情况下，Nd同位素是特别有力的成岩研究工具，因为在地壳从地幔提取过程中Sm/Nd发生分离，但壳内过程不发生分离。

五、显生宙岩基

Hurley等（1965）研究了内华达山脉岩基的锶同位素并得出组成该岩基的大多数侵入体具大约0.703±0.001的初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值的结论。他们认识到该值位于预期的上地幔（0.703～0.705）和前寒武纪地壳值（0.71～0.73）中间。然而，他们不能依据Sr同位素证据决定究竟内华达山脉岩基代表着幔源岩浆随后被地壳污染还是地槽沉积物与火山岩的简单部分熔融。

DePaolo（1981b）作了将Sr和Nd同位素相结合研究内华达与半岛山脉岩基以期进一步解决这些岩体的成因。在ε_Sr对ε_Nd图上数据形成双曲线排列（图18-29），从岛弧玄武岩区到近前寒武纪片岩的成分。后者被认为是使古生代—中生代地槽沉积物成侵位岩基的源区代表。DePaolo认识到半岛山脉西部的样品与Sr-Nd地幔排列紧相吻合，它们可能因此是没有地壳污染的不均一地幔的产物。然而，内华达数据，岛弧区内岩浆的地壳污染看起来是极有可能的。

此解释得到了锶和氧同位素（它一起构成了花岗岩成岩研究的另一个有力的工具）数据对比的支持（Taylor和Silver，1978；DePaolo，1981b）。内华达山脉和半岛山脉的花岗岩类在ε_Sr对δ¹⁸O图上形成双曲线排列（图18-30），位于幔源与古生代沉积物端员之间。双曲线的形状是由两端员中的相对锶/氧含量决定的，并与高δ¹⁸O沉积物地壳熔体与基性岩浆的简单混合是一致的。

图18-29 ε_Nd对ε_Sr图解

三个可选择的模式都可以排除，因为它们将引起图18-30中垂直方向变化，即Sr同位素增加而不伴随着δ¹⁸O的明显变化。这些模式是：①图18-30中沿地幔排列的Sr（和Nd）同位素富集的地幔源；②被消减沉积物污染的地幔源，相对于基性岩浆，地幔低得多的锶含量使得它更易于被消减沉积物或海水污染，而地幔和基性岩浆的氧含量是相同的。换言之，地幔具比基性岩浆低的Sr/O比值，它将产生图18-30中的陡倾的混合双曲线；③与假定的具低δ¹⁸O的前寒武纪下地壳的污染。

图18-30 半岛山脉（实心圆）与内华达（实心方块）岩基的ε_Sr对δ¹⁸O图解

图18-29或18-30都不能区分半岛山脉岩基的成因究竟是直接的幔源分异还是在地槽基底年轻基性火成岩的重熔。然而，半岛山脉的San Marcos辉长岩因为其基性的主要元素成分，必定是直接的地幔熔体。另外的幔源熔体必定在深部也能引起地壳熔融。因此，最简单的，但不是惟一的模式是这些相同熔体对岩基的其他部分贡献分馏的岩浆。

作为显生宙地壳演化重要产物，加利福尼亚岩基相当于澳大利亚东南Lachlan褶皱带中的Berridale与Kosciusko岩基。Chappell和White（1974）根据化学与矿物学判据将澳大利亚的花岗岩分为两种主要类型。具低Ca含量趋于铝过饱和特征（Al₂O₃/［Na₂O+K₂O+CaO］＞1.05）的“S型”花岗岩被认为是沉积岩部分熔融的产物；具高Ca含量、Al₂O₃/［Na₂O+K₂O+CaO］＜1.05的“I型”花岗岩被认为是年轻火成的地壳岩石部分熔融的产物。

McCulloch和Chappell（1982）通过分析来自Berridale和Kosciusko岩基的一套样品的Sr和Nd同位素成分验证了此模式。这些数据在ε_Nd对ε_Sr图（图18-31）上构成两个重叠区形成了右下象限中的双曲线排列。McCulloch和Chappell解释这些数据以支持Chappell和White（1974）的模式。然而，Gray（1984，1990）将它们归结为幔源基性岩浆通过与沉积地壳组分的混合作用污染。可能的端员由具似地幔特征的年轻基性岩和具有大约1400MaNd模式年龄的奥陶纪复理石为代表。该排列的左端投影到ε_Nd=+6的似亏损地幔端员。在岩基附近发现的“稀少辉长岩”的存在证明这类岩浆在该地壳中是存在的；在地表的稀少性可归结为上升基性岩浆通过长英质地壳的“密度问题”。地壳端员很好地由Cooma花岗闪长岩作为代表，它表示了是奥陶纪复理石就地重熔的有力结构证据。

图18-31 澳大利亚东南I型（实心圆）和S型（十字）花岗岩与地壳捕虏体（空心菱形）的ε_Nd对ε_Sr图

图18-32 澳大利亚东南花岗岩的Rb-Sr假等时线图

Gray用主元素变化图及在Rb-Sr等时线图（图18-32）上检查Sr同位素成分来支持他的模式。由来自两个辉长岩和主要“S型”与“I型”岩基的几个深成岩体的平均初始⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和Rb/Sr比值作图。大多数数据形成Gray认为代表低Rb/Sr玄武岩质或安山岩质端员（⁸⁷Sr/⁸⁶Sr大约为0.703～0.704）与稍不均一的地壳端员（以壳源的Cooma花岗闪长岩为代表）间混合的锥形排列。该排列右边的成分归结为混合后的斜长石分离，它导致水平移位。

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