玄武岩形成的构造环境

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。