岩石成因

三大类岩石的分类成因~

自然界的岩石可以划分为三大类: 沉积岩、岩浆岩和变质岩。
沉积岩 (sedimentary rocks) 形成于地表的条件，常常呈层状，形成方式: ①化学及生物化学溶液及胶体的沉淀作用; ②先存的岩石经剥蚀及机械破碎形成岩石碎屑、矿物碎屑或生物碎屑再经过水、风或冰川的搬运作用，最后发生机械的沉积作用; ③上述两种作用 (总称为沉积作用) 综合形成。沉积岩形成过程中也可以有结晶作用发生。
岩浆岩 (igneous rocks 或 magmatic rocks) 是由地幔或地壳的岩石经熔融或部分熔融(partial melting) 形成岩浆 (magma) 冷却固结的产物。岩浆可以由全部为液相的熔融物质组成，称为熔体 (melt) ; 也可以含有挥发分及部分固体物质，如晶体及岩石碎块。岩浆从高温炽热的状态降温并伴有结晶作用的过程称为岩浆固结 (solidification) 作用。
变质岩 (metamorphic rocks) 是由岩浆岩、沉积岩和以前形成的变质岩经变质作用形成的。它们的矿物成分及结构构造都因为温度和压力的改变以及应力的作用而发生变化，但它们并未经过熔融的过程，主要是在固体状态下发生。变质岩形成的温、压条件介于地表的沉积作用和岩石的熔融作用之间。
三大岩类由于其形成机制完全不同，因此它们的特征存在很大的差异，有些典型的特征可以作为野外区别和识别三大岩类的标志，表1-10 列举了三大岩类的野外特征对比。
表1-10 三大类岩石野外特征对比简表


(据路凤香，2002)
三大类岩石是根据自然界岩石的特征和形成作用的差异而划分的。然而，由于自然界的许多作用具有连续性和过渡性，所以三大岩类之间的界线也不是截然的。例如: 火山作用喷出的火山灰和火山碎屑经冷却固结形成的岩石应属与岩浆喷出作用有关的岩浆岩，但当上述物质，包括玻璃碎屑、矿物及岩石碎屑在喷发时从空中降落至地表，甚至经过风力或水力搬运一段距离后沉积在地表，有时具有明显的层状构造，所以这类岩石就表现出具有岩浆岩与沉积岩的过渡类型的特征。又如: 在大洋中脊附近，在一些分布浅、规模小的超镁铁质-镁铁质的岩浆房中，由于周围是富水的沉积物，因而岩浆在结晶时遭受了水化作用 (hydration) ，致使相当部分的橄榄石变为蛇纹石或在水的参与下直接结晶成蛇纹石。一般的蛇纹岩属于变质岩范畴，但这种成因的蛇纹岩则受控于特殊环境下岩浆的固结作用，可以看作是岩浆作用、变质作用的过渡类型。此外，混合岩 (migmatite) 是一种由浅色和暗色两种岩石组成的岩石，暗色的是先存的变质岩，而浅色的是就地熔融产生的富硅、铝质的岩浆岩，它们是两种不同作用形成的过渡类型，但通常将其列入变质岩类中。沉积岩经历了成岩作用后，若埋藏深度逐渐变大，受地温梯度的影响，温度也随压力加大而增高，沉积岩中的矿物将会转变为新的矿物类型，部分结构构造也相应发生变化。这种作用与变质作用中的埋藏变质及低度变质呈过渡关系，而所形成的岩石类型也呈现出过渡的特点。
三大类岩石的特征和形成作用具有明显的差异，但三种岩石可以相互转化，三种作用可以相互过渡，例如: 先存的变质岩、岩浆岩及埋深较深的沉积岩可以在高温条件下发生熔融或部分熔融形成岩浆，岩浆固结成岩浆岩。先存的岩浆岩、沉积岩和变质岩暴露于地表后经过剥蚀、机械破碎、搬运和沉积可以形成沉积岩。先存的岩浆岩及沉积岩在温度、压力及应力的作用下可以发生变质形成变质岩。我们将在以下的章节中详细叙述这三类岩石的特征及其形成过程。

（一）非岩浆成因的超镁铁质岩

非岩浆成因的超镁铁质岩包括造山带超镁铁质岩、蛇绿岩中的超镁铁质岩、呈包体形式产于玄武岩和金伯利岩中的超镁铁质岩、大陆岩石圈剖面下部以及大洋核杂岩中的超镁铁质岩。它们要么是在构造作用下 “冷” 侵位到浅部的，要么是以包体等形式通过火山岩浆作用携带到地表的。

造山带超镁铁质岩岩石类型以二辉橄榄岩为主，少量的尖晶石方辉橄榄岩和纯橄岩，橄榄岩中常常发生页理和辉石岩层理（Kaczmarek et al.，2008）。该类超镁铁质岩常常形成于不同温度下的高压－超高压环境或者高温条件下的中低压环境，它们是被经历了玄武质岩浆提取后的残余地幔物质。造山带橄榄岩大多数形成于陆壳向地幔深俯冲过程中（60～120km），并伴随着脆性或者韧性变形转移到地壳下部。对于高压－超高压环境的地幔橄榄岩，其原岩起源于较浅（斜长石橄榄岩）或中等（尖晶石橄榄岩）地幔深度（20～50km），随着板片继续深俯冲，将会进入地幔深部并发生高压－超高压变质作用，如果俯冲深度足够，这些地幔橄榄岩将出现石榴子石等矿物组合，并具有与发生榴辉岩化作用的围岩一致的重结晶年龄（Brueckner ＆ Medaris，2000）。而对于高温地幔橄榄岩，其主要起源于中低压环境的尖晶石橄榄岩在高温条件下重结晶作用（1200℃），可能与软流圈地幔有关。由于地幔橄榄岩侵位深度及地幔类型的不同，它们的成分受到多种源区的影响，如大洋地幔、大陆岩石圈地幔及软流圈地幔等。例如，起源于洋壳俯冲环境的地幔岩，由于地幔楔受俯冲带流体的影响，其橄榄岩常常发生重结晶和混染作用，而随后的陆壳俯冲作用将导致这些橄榄岩最终侵位。

一般认为，大洋岩石圈向大陆消减时，洋壳下的上地幔超镁铁质岩会随洋壳物质一起仰冲、拼贴到大陆边缘上，组成蛇绿岩的超镁铁质岩，并常常发生叶片状蛇纹石化。由于该类岩石常常形成于洋中脊、岛弧、边缘海等构造环境，与俯冲造山作用密切相关，导致其常常受到洋底蚀变和造山变质作用的改造。例如，巴基斯坦北部白垩纪科希斯坦岛弧环境的超镁铁质岩，岩石类型包括纯橄岩、异剥橄榄岩、单斜辉石岩、二辉橄榄岩（Dhuime et al.，2007），研究发现这些超镁铁质岩石是交代成因，在俯冲带，上升的软流圈地幔受到俯冲洋壳流体或沉积物的影响，产生类似玻安岩特征的熔体，这种熔体交代地幔岩形成了岛弧型超镁铁质岩石组合。因此，蛇绿岩中超镁铁质岩在不同的构造位置应该具有不同的成因，除了类似岛弧的交代或萃取之后的难熔残余物理论，还有镁铁质岩浆早期派生的堆积物观点（即基性岩浆重力分异作用，类似于层状岩体成因）和地幔碎块的观点。最近，杨经绥等（2011）在西藏罗布莎蛇绿岩的地幔橄榄岩和铬铁矿中发现了金刚石和强还原条件下形成的特殊矿物群，这对理解蛇绿岩成因及其与地幔深部活动的关系提供了新的视角。

蛇绿岩的侵位机制可能对不同类型的蛇绿岩的出露起到重要的控制作用。由于大洋岩石圈的岩石类型、密度、热状态和年龄的不同，不同类型的蛇绿岩在俯冲启动时的命运就有差别，因而，弧前盆地、弧后盆地和洋中脊产生的大洋岩石圈，发生侵位的难易程度也有所不同（图6－11）。在弧前环境，由于其组成物质密度小，浮力大，俯冲难以进行，因而这部分大洋岩石圈更容易侵位而成为弧前蛇绿岩；在弧后环境，由于俯冲导致的挤压和地壳缩短，岛弧发生隆升，不利于蛇绿岩侵位于地表；而在洋中脊产生的大洋岩石圈，由于浮力较大的海山碎块和沉积物会从俯冲板块中刮落下来，而且拆离作用不会深切到俯冲的岩石圈下部，因此，大洋岩石圈更倾向于向下俯冲，很难在汇聚边缘形成洋中脊型的蛇绿岩。

图6－11 三种环境形成的蛇绿岩的侵位模式示意图（据Stem，2004）

世界上以包体形式产出的超镁铁质岩分布较广，我国东部新生代玄武岩（如汉诺坝玄武岩）和青藏高原分布大量地幔包体，其岩石类型有二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和二辉岩等。大量的研究认为，其中的地幔橄榄岩是原始地幔岩经不同程度部分熔融后剩余的残余体。

大陆地壳剖面中的超镁铁质岩主要由方辉橄榄岩组成，富含顽火辉石。意大利北部的Ivrea－Verbano构造带（IVZ）是典型的大陆地壳剖面（马昌前，1998；Mayer et al.，2000），该剖面出露了大量嵌入下地壳岩石的地幔橄榄岩。IVZ可以划分出两个主要的岩石单元，即Kinzigite组地层和基性－超基性岩组，在基性－超基性岩组中含有大量大陆地幔岩石，主要为尖晶石二辉橄榄岩和尖晶石方辉橄榄岩，少量的辉石岩和堆晶超镁铁质岩石。这些大陆地幔岩呈透镜体状与Kinzigite组地层相互交叉接触共存。Quick（1995）认为该壳幔剖面是在阿尔卑斯造山运动之前的一次俯冲增生事件中混杂形成的，超镁铁质岩是构造侵位产物，否定了前人认为是基性岩浆侵入壳幔边界的观点。

◎大洋核杂岩（Oceanic Core Complexes，OCCs）：主要出现在缓慢扩张洋脊的侧翼，分布在拆离断层的下盘，在伸展背景下成圆穹状剥露在洋底，由上地幔至下地壳岩石组成，岩石主体由橄榄辉长岩、辉长岩和辉长苏长岩组成，夹带富橄榄石的橄长岩、纯橄岩和方辉橄榄岩等（Ildefonse et al.，2007）。大洋核杂岩与大洋拆离断层密切相关（图6－12），洋脊轴部的拆离作用会持续很长时间，必然会与岩浆发生相互作用，使得洋脊轴部玄武岩的化学成分与拆离作用之间存在相关性。一般地，大洋核杂岩都与更接近原生岩浆成分的玄武岩共生，这些玄武岩的结晶压力比缺乏拆离作用的对称地段的火山岩的结晶压力高（Escartín etal.，2008）。

（二）火成堆晶成因的超镁铁质岩

无论是环状超镁铁质岩还是层状超镁铁质岩，在野外均与相应的镁铁质－中性岩紧密共生，在岩相学和岩石化学方面表现出一定的规律性。对于层状岩体，早期的研究认为，重力沉积机制的多样性是造成岩浆成层的控制因素。但是，后来的研究提出了更多的影响因素。例如，橄榄石、磁铁矿和辉石具有较大的密度，但却可以呈层堆积在岩浆房顶部，而具有较小密度的斜长石则可以堆积在岩浆房底部，这显然不能简单地用重力分异解释。目前有多种观点解释层状岩体成因，较常见的是成分分层和原位结晶理论。该理论认为，在层状岩体中，特别是正堆晶结构的岩石中，细长的晶体在具有成分分层特征的岩浆层面上垂直生长，当结晶条件改变时，这种生长过程会重复性发生，产生一系列矿物层理，这种过程类似于斜长石的振荡环带的形成。

而环状超镁铁质岩体则具有同心分带特征，核部为纯橄岩，它被异剥橄榄岩、橄榄辉石岩、磁铁辉石岩和角闪石辉石岩连续圆柱状壳层包围。这些壳层中，除了最外边的普通角闪辉石岩外，都具有水平韵律层，即具有橄榄石和辉石晶体的厘米级层理，这种特征在垂直剖面中可以连续保持到几百米厚度。可见，这种构造反映了超镁铁质岩浆中晶体的沉积，并且穿过作为分异结晶顺序的连续带，岩浆体系的液相线温度向外逐渐减小。其成因模式大致为：超镁铁质岩浆侵位于岩体中心，按照液相线温度增加的次序，自外向内依次结晶出角闪辉石岩、磁铁辉石岩、异剥橄榄岩和纯橄岩。

图6－12 大洋核杂岩剖面示意图（据Escartín et al.，2008）

（三）超镁铁质熔岩

苦橄岩既可能含有堆晶矿物，也可能是原生地幔岩浆直接结晶形成的（Zhang et al.，2006，2008）。O'Hara（1968）的地幔岩熔融实验表明，石榴子石橄榄岩在大于3GPa（＞100km）的高压条件下，5％～30％的部分熔融程度，可形成含30％～40％橄榄石标准分子（Ol）的苦橄质岩浆。Takahashi（1986）对二辉橄榄岩进行的干体系的熔融实验表明，在5～7GPa的条件下（150～200km）熔出的岩浆MgO ＞30％，类似于太古宙的橄榄岩质科马提岩。实验资料证实，在特定的条件下，地幔可以熔出高镁的超镁铁质岩浆，部分超镁铁质火山岩可以代表地幔原生岩浆成分。

原生苦橄质熔体成分与源区深度、熔融程度、温度压力有关。研究表明，苦橄质熔体的形成压力在2.5GPa以上，处于石榴子石稳定区之内（Woodland et al.，2002），如我国与峨眉山地幔柱有关的丽江苦橄岩（Zhang，2006），其岩浆形成于1630～1690℃、4GPa的高温高压环境，是在石榴子石稳定存在条件下地幔物质轻度熔融形成的。苦橄岩形成于不同构造位置（Révillon et al.，1999），可以产于大洋高原，如加勒比海库拉索岛，该区的苦橄岩起源于含12％MgO的熔体，该熔体是由大洋岩石圈下部中等深度的地幔物质发生中等程度的部分熔融产生的；苦橄岩也可形成于洋中脊热点地区，如冰岛的苦橄岩起源于含12％MgO的熔体，但是该熔体从地幔上升到地壳底部过程中发生了较强的分离结晶；苦橄岩也可形成于裂谷环境，如格林兰海岸苦橄岩来源于含20％MgO的熔体，该熔体是在地幔较深位置发生低度部分熔融形成。哥伦比亚Gorgona岛出露的苦橄岩具有较高的MgO含量（21％ ～26％），较低的Fe和Ni含量，具有较低的不相容元素，同时亏损重稀土元素，研究认为起源于含石榴子石残余地幔高度部分熔融。

一般认为，科马提岩岩浆是在高温高压（＞8GPa）条件下地幔岩石高度部分熔融（＞40％）的产物（Herzberg ＆ O'Hara，1998），温度比MORB源区地幔温度高出200～300℃。这样的深度上，源区一般处于软流圈内，而成分接近地幔岩（mantle pyrolite，McDonough ＆ Sun，1995）。由于现今地球上很少有如此高温高镁的岩浆喷发，对于科马提岩的熔融条件和构造环境还存在较多争议，目前有三种模式解释其成因。一种观点认为科马提岩是由干地幔源区发生30％ ～50％部分熔融形成的（Herzberg，1992），这样的科马提岩岩浆常常产生在地幔柱环境，喷发形成洋岛或者大洋高原；另一种观点认为科马提岩形成于浅部、受俯冲板片流体交代影响的亏损地幔的部分熔融，由此认为科马提岩可以形成于较低的地幔温度条件下（Parman et al.，2001）；第三种观点结合了前两种观点，认为科马提岩形成于地幔柱对俯冲的大洋岩石圈的相互作用过程中（Hollings ＆Wyman，1999）。

关于麦美奇岩的成因，可以西伯利亚大火成岩省研究为例来说明。最新的研究认为，麦美奇岩的岩浆起源于干的二辉橄榄岩在大约7GPa压力下的部分熔融，岩浆温度约1650℃，远高于洋中脊环境玄武质原生岩浆的温度，暗示起源于软流圈－岩石圈边界（Ryabchikov etal.，2009）。但也有人认为西伯利亚麦美奇岩的岩浆是方辉橄榄岩在200km深处部分熔融形成的（Sobolev et al.，2009），源区具有石榴子石和富钾单斜辉石的残余，认为是在岩石圈地幔的拆沉过程中，方辉橄榄岩碎块被上升的高温地幔捕获，在1650℃的高温下熔融产生麦美奇岩岩浆。

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