玄武岩的成因與構造環境

1樓：中地數媒

前文談到，作為地幔部分熔融產生的岩漿作用形成的玄武岩廣泛分佈在地球表面，在板塊匯聚帶（俯衝帶）、板塊離散邊界（洋中脊和大陸裂谷）以及板塊內部（洋島或者陸內熱點型岩漿作用），都可以產生玄武岩，以下介紹三種構造環境產出的不同成分的玄武岩（路鳳香和桑隆康，2002）。

1.洋中脊玄武岩（morb）

指形成於洋中脊環境的玄武岩。大洋地殼厚度很薄，一般＜10km，成分主要是玄武質岩石和很薄的沉積物。洋中脊玄武岩岩漿一般是在較低壓力及高溫的條件下經高度部分熔融形成的，屬於減壓熔融產生的岩漿。

在洋中脊發生快速拉張時，熱的軟流圈地幔上湧，溫度一般在1330℃～1400℃之間，由於上湧速度快，在軟流圈地幔快速到達淺部時，溫度變化並不顯著，又稱為絕熱上升（adiabatic rise），加上洋殼薄，經過快速降壓的高溫軟流圈地幔物質在淺部發生部分熔融，因此部分熔融程度大，通常可達20%～30%。

洋中脊地區是地球上岩漿頻繁發生的地帶，因而玄武質岩漿的源區地幔常常虧損玄武質組分，源區以虧損的二輝橄欖岩和方輝橄欖岩為主。由這種源區熔出的岩漿亦虧損不相容組分，加之上覆地殼沒有富含不相容組分的花崗質岩石，原生岩漿不會因同化混染作用有大的成分變化，在這種背景下形成的玄武岩一般低k2o、tio2及不相容元素，以洋中脊拉斑玄武岩為典型代表。由於大洋地殼很薄，morb上升過程中受到的地殼混染很少，因而morb的成分可以用來反演地幔源區的化學組成。

2.大陸裂谷玄武岩

大陸裂谷是大陸內部的拉張地帶，是陸殼裂解、減薄向洋殼轉變的構造部位。岩石圈的減薄與地幔軟流圈的隆升有關。東非裂谷的研究表明，地殼已減薄至20km岩石圈也較周圍的岩石圈明顯變薄。

但大陸裂谷的拉張速度低於洋中脊的，如著名的東非裂谷拉張速度為0.6cm/a，我國新生代東北及華北發育的裂谷拉張速度為0.6～0.

15cm/a。裂谷發展的初期，岩石圈的緩慢拉伸導致軟流圈上湧速度變慢，減壓熔融的部位加深，溫度增加幅度減小，因此熔融程度一般低於洋中脊環境的。一般認為，熔融程度低的岩漿不相容元素含量高，反之則低，因為這些元素極易進入熔體，在起始熔融階段，這些組分就很快進入熔體，熔融程度低時，它們所含的比例大；熔融程度高時，其他的元素也大量進入，不相容元素被稀釋而比例降低。

由隆升幅度不大的軟流圈（深度較大）低程度部分熔融形成鹼性玄武岩及其他富鹼岩石，如鹼性橄欖玄武岩、碧玄巖、霞石巖等型別，富k2o、na2o及不相容元素。隨著裂谷的發展，軟流圈進一步上升，可形成大量的拉斑玄武質岩漿，且成分上越來越與洋中脊玄武岩相似。

3.大陸邊緣玄武岩

大陸邊緣是大洋岩石圈向大陸俯衝的板塊匯聚地帶，這裡的構造環境處於強烈的擠壓狀態，地殼因擠壓而在水平方向縮短，垂直方向加厚。大陸邊緣具有複雜的岩漿源區，是大陸地殼、地幔，以及大洋地殼、地幔相互作用及混雜的地帶，與前面兩種環境源區的最大差別是，洋殼在俯衝時攜帶了數量可觀的h2o及其他揮發組分，使源區形成富h2o甚至飽和h2o的條件，因此這類玄武岩的形成機制是有水參與的部分熔融。

由於俯衝洋殼含水，其中的礦物熔融行為發生了改變，單斜輝石分解為橄欖石（固相）及h2o（液相）的不一致熔融反應，由於體系的壓力範圍從＜0.5gpa擴大到＜2.0gpa，這樣在0～66km的大範圍內形成的玄武岩均為含h2o較高的型別。

源區中h2o的存在還使得體系處於高fo2的條件，岩漿結晶時磁鐵礦在早期晶出，岩漿不發生富鐵趨勢的演化，而這正是鈣鹼性玄武岩系列與拉斑玄武岩系列不同之處。岩漿形成並且上升後，因壓力降低，h2o逸出而減少，岩漿的液相線溫度將快速上升而導致快速結晶，並常伴隨有結晶分異作用，形成島弧構造環境下典型的玄武岩－安山岩－英安巖組合。

不同構造背景的玄武岩成因和成分上有何不同

2樓：匿名使用者

對玄武岩的進一步分類是先將其劃分為鹼性系列和亞鹼性系列,再將亞鹼性系列進一步劃分為

鈣鹼性系列和拉斑玄武岩系列.

幾種常見的與構造環境關係密切的成因型別：

大洋中脊玄武岩（morbs）：大洋中脊地區是地球上岩漿頻繁發生的地帶,因而玄武岩的源區地幔常常虧損玄武質組分,以虧損的二輝橄欖岩和方輝橄欖岩為主.由這種源區熔出的岩漿亦虧損不相容組分,加上上覆地殼無富不相容組分的花崗質岩石,原生岩漿不會因同化混染作用有大的成做好變

化,在這種背景下形成的玄武岩一般低k2o、tio2 及不相容元素,以洋脊拉斑玄武岩為典型

低表.大陸裂谷玄武岩：裂谷發展的初期,緩慢的岩石圈拉伸導致的軟流圈上湧速

度慢,減壓熔融的部位深,溫度增加幅度小,因此熔融程度一般低於洋中脊環境.一般認為,

熔融程度低的岩漿不相容元素含量高,反之則低,因為這些元素極易進入熔體,在起始熔融

階段,這些組分就很快進入熔體,因此熔融程度低時,它們所含的比例大；熔融程度高時,

其它的元素也大量進入,不相容元素被稀釋而比例減小.由隆升幅度不大的軟流圈（深度較

大）低度部分熔融形成鹼性玄武岩及其它富鹼岩石,如鹼性橄欖玄武岩、碧玄巖、霞石巖等

型別,富k2o+na2o 及不相容元素.隨著裂谷的發展,軟流圈進一步上升,可形成大量的

拉斑玄武質岩漿,且成分越來越與洋脊玄武岩相似.

大陸邊緣玄武岩：陸邊緣具有複雜的岩漿源區,是大陸地殼、地幔及大洋地殼、地幔相互作用及混雜的地帶,與前面兩種環境源區的最大差別是,洋殼在俯衝時攜帶了數量可觀的h2o 及其它揮

發組分,使源區形成富h2o 甚至飽和h2o 的條件

拉斑玄武岩（tholeiitic basalt）:化學成分以sio2 較高（平均》49%）,鹼含量較低為特

徵.礦物成分上主要由基性斜長石和貧鈣輝石（易變輝石和紫蘇輝石）及富鈣輝石（普通輝

石和透輝石）組成.斑晶或標準礦物中有橄欖石時稱橄欖拉斑玄武岩,ol 分子達25-40%時

稱苦橄玄武岩；標準礦物中出現石英時,稱石英拉斑玄武岩.

鹼性玄武岩：的礦物成分和化學成分變化範圍都很大,突出的特徵是富鹼,k2o+na2o 均

>5%,最高可達9%,主要為na2o>k2o,很少有k2o>na2o 者.與拉斑玄武岩相比,富tio2

（>2%）,高鹼.與亞鹼性玄武岩相比,鹼性玄武岩在礦物成分上以含大量鹼性長石、鹼性

暗色礦物、富鈦輝石等為特徵；如岩石鹼性較強時,則會出現似長石.

不同構造背景的玄武岩成因和成分有哪些不同？

3樓：匿名使用者

玄武岩按sio2飽和程度和鹼性強弱，玄武岩被分為兩大類：①拉斑玄武岩（即亞鹼性玄武岩），是sio2過飽和或飽和的岩石。不含橄欖石和霞石，以含斜方輝石、易變輝石為特徵。

它的sio2與全鹼的關係是(na2o+k2o)/(sio2-39)的值小於0.37。②鹼性玄武岩,sio2不飽和,富鹼。

含橄欖石和副長石（如霞石）、沸石等，後兩種礦物有時與鹼性長石或鉀質中長石、鉀質更長石一起，呈填隙物產於基質中;不含斜方輝石、易變輝石,僅含富鈣的單斜輝石，即透輝石質普通輝石。(na2o+k2o)/(sio2-39)的值大於0.37。

上述兩類玄武岩的進一步命名,一般以特徵礦物為依據。其中重要的種屬是粗麵玄武岩（鹼性長石的含量超過長石總量10％）、碧玄巖（副長石或沸石含量較高,並含橄欖石）、鹼玄巖（不含橄欖石,其他同碧玄巖）、霞石巖及白榴巖（副長石為主要淺色礦物，不含或很少斜長石）、更長玄武岩（又名橄欖粗安巖,一種富含更長石的鹼性玄武岩）、中長玄武岩(又名夏威夷巖,一種含中長石的鹼性玄武岩)、細碧巖（含鈉長石或更長石的海相拉斑玄武岩）、苦橄玄武岩（富含自形橄欖石的拉斑玄武岩）、高鋁玄武岩（ al2o3大於16.5％、礦物組成介於橄欖玄武岩和鹼性玄武岩之間的造山帶暗色岩石，已不常採用）。

月球玄武岩

月球玄武岩是構成月球的主要岩石之一，由月球外層約200公里深處形成的巖泉，經多次噴發（至少5次）在月表結晶（約1050℃）而成。是月球上最年輕的岩石，形成於距今33～37億年間，幾乎相當於已知的地球最古老岩石。月球玄武岩細粒、多孔，主要由輝石、斜長石和鈦鐵礦組成。

其中輝石含量約50～59％，普通輝石多於易變輝石;斜長石約20～29％，為培長石或鈣長石;鈦鐵礦含量約10～18％。次要礦物有橄欖石、鉻鐵礦－鈦尖晶石、隕硫鐵、鐵、方英石、金紅石、磷灰石、白磷鈣礦、銅、雲母、鎳黃鐵礦及若干尚未鑑定出的礦物。月球玄武岩的化學成分變化較大,特別是al2o3和feo，分別變化於7～25％和5～25％之間，一般以貧矽，富鈦、鐵為特點。

4樓：匿名使用者

玄武岩玄武岩由玄武岩漿結晶形成。據推斷，美國夏威夷和俄羅斯堪察加的玄武岩漿直接來自地下60～90公里深處，並常挾帶近似上地幔的基本組成即二輝橄欖岩成分的深源捕虜體。因此，玄武岩漿起源於上地幔。

利用玄武岩捕獲的上地幔岩石包體，模擬進行的熔融試驗表明，玄武岩漿可以由二輝橄欖岩部分熔融產生。

玄武岩的成分表如下：

5樓：匿名使用者

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玄武岩的成因與構造環境

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