474 地质论评 2015 年 156 6Ma( 马宗晋等,2003), 按 2012 年的地层年代表, 相当于晚侏罗世 老的洋壳 (οφ) 则保留在大陆内, 但数量很少 这表明, 比 156 6Ma 老的洋壳已经通过洋壳俯冲消减作用再循环回到地幔内了, 洋壳的俯冲伴随以安山岩和 TTG 岩类为主的

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1 第 61 卷第 3 期 年 5 月 地质论评 GEOLOGICALREVIEW Vol 61 No 3 May 2015 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 邓晋福 1), 冯艳芳 2), 狄永军 1), 刘翠 1), 肖庆辉 2), 苏尚国 1), 赵国春 1), 孟斐 1), 马帅 1) 1), 姚图 1) 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 岩石圈构造 深部过程及探测技术教育部重点实验室, 北京,100083; 2) 中国地质调查局发展研究中心, 北京, 内容提要 : 本文从岩浆弧的火成岩构造组合 主要地质特征和弧地壳成熟度几个方面, 讨论洋陆转换作用及其过程 表征洋俯冲环境的火成岩构造组合主要有英云闪长岩 奥长花岗岩 花岗闪长岩 (TTG) 组合, 高镁安山岩组合, 镁安山岩组合,Adakite 组合 ( 即高锶低钇中酸性岩 ) 与富铌弧玄武岩组合等 基于火成岩构造组合的配置, 讨论了 4 种可能的洋俯冲壳的壳幔结构 :(1) 热的年轻的俯冲洋壳与上覆冷的幔楔岩石圈 ;(2) 冷的老的俯冲洋壳与冷的幔楔岩石圈 ;(3) 冷的老的洋壳与热的幔楔软流圈 ;(4) 热的年轻的俯冲洋壳与上覆幔楔软流圈 讨论了弧岩浆前锋作为结构标志以及空间组成极性的构造意义 ; 讨论了弧火山作用的时间极性与弧成熟度及其地壳厚度之间的正相关关系, 提出岩浆弧地壳双层结构的模型, 下地壳主要为玄武质的基性麻粒岩和角闪岩, 上地壳为长英质的 TTG 片麻岩, 相当于大陆壳形成的第一阶段, 即新生陆壳 岩浆弧及其洋 陆过渡性的弧地壳是洋俯冲作用形成的洋陆转换带 ( 或增生造山带 ) 的最重要的记录 关键词 : 岩浆弧 ; 岩浆前锋 ; 组成极性 ; 弧成熟度 ; 弧地壳 ; 新生陆壳 按板块构造理论, 现今地球上分布的最重要的最大一级的三个构造单元, 洋 陆和洋陆过渡带, 分布着不同的火成岩类 :1 洋区, 包括洋中脊和洋岛, 主要是玄武岩类, 它是洋壳的主要组分 ;2 大陆地区, 主要是花岗岩类, 它是陆壳的主要组分 ;3 现今处于洋陆过渡带的岛弧和活动大陆边缘弧地区, 主要是安山岩和 TTG( 即 tonalite trondhjemite granodiorite, 英云闪长岩 奥长花岗岩 花岗闪长岩 ) 岩类, 它是弧地壳的主要组分 相应地, 这三个火成岩分布区的壳幔构成有大的差异 :1 洋区没有陆壳, 使人们相信, 玄武岩类源于其下伏的地幔橄榄岩 ;2 大陆地区有巨厚的陆壳, 人们便推测巨量花岗岩的形成主要源于陆壳内部 ;3 岛弧和活动大陆边缘弧地区是洋壳和 TTG 岩洋岩石圈向大陆或 / 和洋壳下面俯冲消减的地带, 使人们相信, 那里的安山岩和 TTG 岩类主要起源于洋壳及其上面的楔形地幔区 上述火成岩的全球分布及其可能的源区的相互对应, 可作为一个最宏观的地质模型, 为岩浆起源 的研究, 包括高温高压熔融实验, 提供最重要的研究框架 岩石学, 特别是高温高压相平衡实验研究表明, 玄武岩是橄榄岩的低熔组分, 安山岩是玄武岩的低熔组分, 花岗岩是安山岩的低熔组分 由此, 结合上述火山岩全球分布的地质模型, 可推测一个总体的框架, 从地幔中生长出洋壳, 从洋壳中生长出不成熟的弧陆壳, 最后从弧陆壳中长出成熟的陆壳 这样, 地壳的生长和形成主要通过岩浆作用来实现 众所周知, 现今洋面积远远大于陆地面积 现今洋 (ocean) 的面积约占全球面积的 71%, 陆 (land) 的面积仅占 29%(Wylie,1976); 地球化学研究表明,3 0Ga 前大陆面积约占地球表面积的 5%, 3 0Ga 到 2 5Ga 间大陆面积快速增长到地球表面积的约 16%,2 5Ga 以来大陆表面积继续增长, 直至现今大陆表面积约占地球表面积的 30%( 杨文采和宋海斌,2014) 但是, 现今地球上保存的洋壳很年轻, 最老的洋壳约 160Ma 左右, 或更精确的为 注 : 本文为国家自然科学基金会和中国科学院 " 板块构造与大陆动力学 " 学科发展战略项目 " 侵入岩大地构造重大关键地质问题研究 " ( 编号 : 中地调研合同 [2014] 第 169 号 ) " 全国侵入岩成矿地质背景研究 "( 编号 : 中地调研合同 [2012] 第 107 号 ) 中国地质调查局项目 " 内蒙古东部 黑龙江西部燕山期火成岩特征及其成矿意义 "( 编号 : ) " 内蒙古中东部 黑龙江中生代岩浆作用与金 ( 银 ) 铜 ( 钼 ) 矿成矿作用研究 "( 编号 : ) 的成果 收稿日期 : ; 改回日期 : 责任编辑: 章雨旭 Doi: /j.georeview 作者简介 : 邓晋福, 男,1935 年生 教授, 博士生导师 主要从事岩浆岩及岩石大地构造等研究 diyongjun@cugb.edu.cn( 转 )

2 474 地质论评 2015 年 156 6Ma( 马宗晋等,2003), 按 2012 年的地层年代表, 相当于晚侏罗世 老的洋壳 (οφ) 则保留在大陆内, 但数量很少 这表明, 比 156 6Ma 老的洋壳已经通过洋壳俯冲消减作用再循环回到地幔内了, 洋壳的俯冲伴随以安山岩和 TTG 岩类为主的岩浆作用, 形成岛弧和活动大陆边缘弧, 致使不成熟弧地壳的生长, 随后弧地壳成熟度的升高, 直至陆 陆碰撞作用, 花岗岩岩浆逐渐占优势, 最终克拉通化生成成熟的陆壳 由上可以看出, 显生宙以来, 在岛弧和活动大陆边缘地带形成的岩浆弧和弧地壳是洋陆转换的最重要的记录 本文将从岩浆弧的火成岩构造组合 (igneous petrotectonicasemblage), 岩浆弧的主要地质特征, 和岩浆弧地壳的成熟度几个方面讨论洋陆转换作用及其过程 本文在 洋陆转换与中国大陆的拼合组装 : 来自火成岩构造组合的观察? 基础上撰写而成 随后, 将对中国大陆几个洋壳转换地区地壳形成过程进行讨论, 不当之处, 谨请指正 1 岩浆弧的岩石构造组合 1.1 岩浆弧的壳幔结构和岩浆源区讨论岩石构造组合之前, 需要对洋俯冲带的壳幔结构有一个概略的了解, 才能给弧岩浆作用形成的源区提供一个基本框架,Wylie(1984) 设计了 4 种可能的俯冲洋壳与上覆楔形地幔区的热结构配置 ( 图 1), 用以讨论岩浆可能发生的源区 由图 1 可知, 岩浆弧下面发生岩浆的源区可能有 3 个, 即 1 俯冲的洋壳,2 俯冲带上覆的楔形地幔区,3 幔楔上面的陆壳或洋壳 请注意, 图 1 只表示了陆壳, 这是 Wylie 设计的活动大陆边缘弧的壳幔结构, 如果考虑到岛弧, 特别是洋内弧 (intra oceanicarc), 则俯冲带上面的是洋岩石圈, 幔楔上面的地壳就是洋壳了, 本文在下面讨论时将会涉及, 因此, 在这里对源区 3 写为陆壳或洋壳 俯冲的洋壳为玄武质岩石, 如果发生局部熔融的话, 则形成长英质 (felsic) 岩浆 ; 楔形地幔区为橄榄岩, 则可产生镁铁质 (mafic) 岩浆 ; 最上面的陆壳 ( 玄武质或安山岩 ), 或洋壳 ( 玄武质 ), 则可形成长英质岩浆和 / 或高硅的长英质岩浆 1.2 岩浆的形成和岩石构造组合 (1) 图 1a 为冷幔 热壳结构, 玄武质洋壳在俯冲之前, 因为与海水相互作用将是富含 H 2 O 的, 当它随俯冲进入深部时, 首先变质达绿片岩相, 在达到 与角闪岩相的边界 (D G) 时必定会放出大量水上升进入幔楔和上面的地壳, 诱发角闪石化交代作用, 进一步俯冲达到与榴辉岩相交界 (E M) 时, 由于是热洋壳, 可能会诱发洋壳的角闪石脱水熔融, 形成安山岩 英安岩 流纹岩系列的岩浆 ( 与之对应的侵入岩为英云闪长岩 奥长花岗岩 花岗闪长岩组合即 TTG 岩浆 ), 它们上升穿过地幔楔时会与橄榄岩发生反应使之 MgO 等含量升高, 最终定位于浅部地壳或喷出地表, 与此同时, 在到达地壳底部 (H 处 ) 时还可诱发地壳的局部熔融形成 TTG 岩浆 ( 当洋内弧环境时 ), 或花岗岩岩浆 ( 狭义的硅高和钾高的真正花岗岩 )( 当大陆边缘弧或有陆壳基底的岛弧环境时 ) (2) 图 1b 为冷幔 冷壳结构, 俯冲洋壳与地幔楔形区均无岩浆发生, 后者只有角闪石化交代作用, 唯最上面的下地壳 (C 处 ) 可形成如图 1aH 处的同样的岩浆组合 (3) 图 1c 为热幔 冷壳结构, 俯冲的洋壳无岩浆发生, 只是放出水进入楔形地幔区, 诱发地幔橄榄岩局部熔融产生, 同时随浅部 (E M 处 ) 已经角闪石化的橄榄岩由于幔楔沿俯冲带向下拖曳使温度升高诱发角闪石脱水熔融, 使在 N 点加强岩浆的发生 依赖于压力的大小, 在 <1 5GPa 时可产生高镁安山质岩浆与拉斑玄武质岩浆, 在 >1 5GPa 条件下则无高镁安山岩岩浆的发生 在最上面的地壳下部发生的岩浆类同于图 1a 的 H 处 (4) 图 1d 为热幔 热壳结构,3 个源区均有岩浆发生, 俯冲洋壳发生的岩浆类似图 1a 的热壳 ; 楔形地幔区发生的岩浆类似图 1c 的热幔, 除此以外, 在 R 处还可能有金云母 (phl) 脱水诱发钾质和超钾质岩浆的发生 ; 最上部的地壳则在 H 处和 C 处分别类似于图 1a,c 和 1b 的岩浆发生 因此, 岩浆种类最为丰富, 岩石组合最多, 岩浆作用最为强烈, 这样的热幔 热壳结构对成矿作用最为有利, 可能是形成超大型矿床的最佳构造位置 (5) 关于不同类型的岩浆形成的温度 压力 源岩条件, 如有兴趣, 请参阅邓晋福等 (2004, 及其中参考文献 ) 关于高温高压实验成果的综述 1.3 有指相意义的岩石构造组合的识别这里简要的讨论指示或表征洋俯冲环境的火成岩构造组合, 主要有,TTG 组合,Adakite 组合 [ 即高锶低钇中酸性岩 ; 有人将其音译为埃达克岩, 而杨建超等 (2007) 认为其不符合中文岩石名称命名习惯 ], 高镁安山岩 (HMA), 镁安山岩系列 (MA), 富

3 第 ３期 邓晋福等 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 ４７５ 图 １洋俯冲带壳幔结构与岩浆源区 据 Ｗｙ １ ９ ８ ４ 转引自邓晋福等 ２ ０ ０ ４ ａ 冷幔 热壳 ｂ 冷幔 冷壳 ｃ 热幔 冷壳 ｄ 热幔 热壳 Ｆ ｇ １Ｔｈ ｃ ｍａ ｃ ｆ ｈ ｃ ａ ｃ ｂ ｄ ｃ ｚ ａ ｄｍａ ｇ ｍａ ｃ ｆ ｍｗｙ １ ９ ８ ４ ａ ｃ ｍａ ｗａ ｍｃ ｂ ｃ ｍａ ｃ ｃ ｃ ｗａ ｍｍａ ｃ ｃ ｄ ｗａ ｍｍａ ｗａ ｍｃ 铌弧玄武岩组合 ＮＥＡＢ 由此可以看出 ＴＴＧ岩类亦包括 ＱＡＰ实际矿物分类 １ ３ １ ＴＴＧ组合与 Ｏ Ｃ １９ ６５ Ａ ＬＭａ ２０ ０２ 的部分 １ ０ 石英 的石英闪长 Ａｂ Ｏ ｍ 标准矿物 分类 岩在内 １ Ｊ ａ ｈ等 １９ ８１ 采用 Ｏ Ｃ １ ９ ６５ 的分 ２ 实际操作过程中 要采用去掉挥发分的干 术语来表达花 类 并首先提出 用 ＴＴＧ岩套 ｄｄ ｍ 的 ＴＡＳ分 类 条件 的 Ｎａ ２Ｏ Ｋ ２Ｏ进 行 Ｍ 岗岩类中富 Ｎａ Ｎａ ｃ ｈ 的一种岩类 以区别另一类 １９９ ４ 选取其中位于闪长岩 花岗闪长岩或花岗 高 Ｋ的真正花岗岩类 ｇ ａ 这一分类已在 岩在内的样品进行 ＣＩ ＰＷ ｍ计算 最后选取其中 国内 外 研 究 花 岗 岩 类 时 被 广 泛 应 用 Ｏ Ｃ Ｑｚ ｍ １０ 的 样 品 并 把 Ａ Ａｂ Ｏ计 算 为 １９６ ５ 和 Ｊ ａ ｈ等在使用时特别强调 该分类限于含 １００ 时的数值 在 Ｏ Ｃ Ａ Ａｂ Ｏ三角分 １ ０ 石英 标准矿物或实际矿物 的花岗质岩石 类图 １ ９６５ 投影 获得具体的岩石名称 实例可参

4 476 地质论评 2015 年 见冯艳芳等 (2011,2013) (3) 需要指出的是,O Connor(1965) 的分类是识别 TTG 岩类的一种简便和合理的分类方案, Rolinson(1993) 与冯艳芳等 (2011) 对此进行了较为详细的评述, 可供参考 请注意,TAS 分类方案中是无法鉴别英云闪长岩和奥长花长岩 (TT) 的, 其原因在于 TAS 分类图中的纵坐标, 把 Na 2 O 和 K 2 O 放在一起, 作为 alk. 表述的, 正如 Jahn 等 (1981) 指出的, TTG 是富 Na 的花岗岩类, 它有别于另一类高 K 花岗岩 在 O Connor(1965) 图上,Na 和 K( 分别以 An Ab 和 Or 端元表述的 ) 分开的, 才能真正从花岗岩类中识别出 TT 来 因此, 在 MiddlemostTAS 侵入岩分类图中 (1994) 无 TT 的位置 ; 但是, 在 Roche 等 (1980)( 转引自 Rolinson,1993)R1 R2 参数 ( 在 R1 参数中把 Na 和 K 放在一起表述 ) 侵入岩分类中有英云闪长岩的位置, 显然是不合理的,Cox 的 TAS 分类和在 Roche 等的 R1 R2 参数分类, 现今仍在不少文献中用来识别 TTG 岩类 另外,Q ANOR norm 分类 (StreckeisenandLeMaitre,1979) 亦被文献常用来识别 TTG 岩类,Rolinson(1993) 指出, 这个分类图不是很好, 因为原作者显示, 不同的岩石类型重叠较多, 特别是英云闪长岩 原文用 QAP 分类中的英云闪长岩投影于 Q ANOR 图解后, 其判断的正确率只有约 50%, 或更准确地说只有 47 8%, 分析其正确判断率低的原因可能是因为,ANOR 坐标中只进入了 An, 而把 Ab 排除在 Pl 之外了 这样, 与 Rolinson 建议的一样, 本文亦认为, 采用 O Connor(1965) 的 An Ab Ornorm 分类来识别 TTG 更有效 TTG 主要化学特征和源岩 (1)TTG 主要化学特征 : 由表 1 可知,1 TTG 岩类,Na 2 O>>K 2 O, 为 Na rich 花岗岩类, 与高钾壳源花岗岩不同 ;2 SiO 2 K 2 O 图上, 以中钾钙碱性 系列为主 (2) 高温高压熔融实验与源岩 :1 实验中所用的源岩,Rapp 和肖龙 (2002) 的评述认为是 MORB like 的低 K 2 O 玄武岩,Na 2 O =2 2% ~ 4 3%,K 2 O<0 1% ~0 8%,Na 2 O/K 2 O=3~28 2 产生的熔体 (melt) 为 :i) 固相体附近, 局部熔融程度 <10% 者,Na 2 O/K 2 O 1 2(0 9~1 2) i) 局部熔融程度 10% ~30% 者,Na 2 O/K 2 O>1 5 3 我们进一步查阅了 Helz(1976) 和 Rapp 等 (1991) 的固相线附近的岩浆为花岗岩 ( 据 O Connor1965 年之分类 ),3 个熔体的 Na 2 O/K 2 O 分别为 0 69,1 0 和 1 19, 与 Rapp 和肖龙 (2002) 的评述相同 4 我们查阅了 N MORB 之 K 2 O<0 3%,E MORB 和 OIB 之 K 2 O>0 3% (Wilson,1989), 因之, 本文把 MORB like 改为洋壳玄武质源岩 (N MORB,E MORB, OIB) (3) 自然界 TTG( 表 1) 与实验熔体之比较, 自然界英云闪长岩 (γδο) 奥长花岗岩 (γο),na 2 O/ K 2 O 均 >1 50; 花岗闪长岩 (γδ)na 2 O/K 2 O 均 > 1 20, 由此, 英云闪长岩 奥长花岗岩为较高程度的局部熔融, 即较高温度形成的岩浆 ; 花岗闪长岩 (γδ) 和花岗岩 (γ) 为低程度的局部熔融, 即较低温度形成的岩浆 (4) 由上, 可以看出,TTG 岩类的源岩为洋壳玄武质的低 K 2 O 玄武岩类 Adakite 与镁安山岩众所周知, 镁安山岩的经典产地是阿留申岩浆弧,Kay(1978) 把两个阿留申弧的 MgO 高于和 FeO/ MgO 值小于正常弧安山岩的安山岩 ( 样品号 70 B49 和 ADK 53) 称为镁安山岩, 认为它们是俯冲洋壳熔融的岩浆在上升过程中与地幔发生反应的产物, 但是, 这一术语未被当时学术界普遍采用 直至 Defant 和 Drummund(1990) 提出 Adakite 概念之后, 表 1 某些代表性 TTG 的特征化学参数 Table1ChemicalparametersofsomerepresentiveTTG SiO 2 (%) Na 2 O K 2 O (%) (%) Na 2 O K 2 O TAS SiO 2 K 2 O LeMaitre(1976), 平均值 Barker(1979),Lewisian MoyenandMartin(2012), 平均值 γδο 英云闪长岩 δ 闪长岩 γδ 花岗闪长岩 γδ 花岗闪长岩 γο 奥长花岗岩 γ 花岗岩 γο 奥长花岗岩 γ 花岗岩 灰色片麻岩 (N=5851) γδ 花岗闪长岩 TTG(N=1439) γδ 花岗闪长岩 中钾钙碱性系列中钾 / 高钾钙碱性系列低钾钙碱性系列中钾钙碱性系列中钾钙碱性系列中钾钙碱性系列

5 第 3 期 邓晋福等 : 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 477 才引起学术界的普遍采用和热烈争论, 同时, 逐渐明确 MgO 高和 TFeO/MgO 值低的 Adakite 可能是俯冲洋壳板片局部熔融产生的岩浆与上覆地幔楔橄榄岩发生反应的结果, 高温高压实验进一步地证实了这种认识 ( 参见邓晋福等,2007,2010;Moyen 和 Martin,2012, 及其中的参考文献 ) Defant 和 Drummund(1990) 明确指出,Adakite 不是一种具体岩石名称, 而是岩石组合的概念, 即安山岩 英安岩 钠质流纹岩, 它们的侵入岩等同物为英云闪长岩和奥长花岗岩 同样, 镁安山岩亦是一个岩石组合或系列的概念, 基于板片熔体与橄榄岩反应的实验, 给出的镁安山岩系列 (MA) 的 MgO 最低值见表 2( 邓晋福等,2010, 及其中的参考文献 ) 表 2 基于实验建议的镁安山岩系列熔浆在给定 SiO 2 时,MgO 的最低值 ( 邓晋福等,2010) Table2ThesuggestedlowestvalueofMgO atthegiven valueofsio 2 basedonexperimentsofmagnesianandesite series melt(dengjinfuetal.,2010) SiO 2 (%) MgO(%) 高镁安山岩 (1) 众所周知, 高镁安山岩或 Sanukite 的经典产地是日本 Setouchi 火山带 (TatsumiandIshizaka, 1982), 玻安岩 (boninite)( 经典产地是日本 Bonin 岛 (Tayloretal.,1994),Shirey 和 Hanson(1984) 把类似 Setouchi 火山带的 Sanukite 的太古宙二长闪长岩和粗面安山岩称为 Sanukitoid[ 张旗等 (2004) 按日文汉字译为赞岐岩类或类赞岐岩 ] Jenner(1981, 转引自 LeMaitre,2002) 和 Tatsumi(1982) 把上述不同的岩石名称统称为高镁安山岩 (HMA), 下面讨论均用 HMA 名称 ( 亦包括对应的侵入岩高镁闪长岩在内 ), 代表该岩类多种具体的岩石名称 ( 邓晋福等,2010) (2) 国内外文献中, 关于高镁安山岩的化学参数, 主要为 MgO 和 TFeO/MgO 或 Mg #, 不同作者采用的数值则有差异, 见表 3 (3) 众多高温高压岩石学相平衡实验成果表明, 洋俯冲带上面的楔形地幔橄榄岩, 在低压 (< 1 5GPa) 下, 俯冲洋壳放出的 H 2 O 诱发的局部熔融过程中, 可以形成高镁安山岩, 其的 MgO 和 TFeO/ MgO 值, 随 SiO 2 的升高, 而分别降低和升高, 其 SiO 2 MgO 关系参见表 3( 邓晋福等,2007,2010, 及其中参考文献 ) (4) 高温高压实验表明 ( 参见邓晋福等,2007, 2010, 及其中的参考文献 ), 高镁安山岩 熔浆与镁安山岩 熔浆 (melt) 的 TFeO/MgO 值是类似的, 均符合 SiO 2 [TFeO/MgO] 图解 (Miyashiro,1974) 的钙碱性系列 这样, 鉴别高镁安山岩和镁安山岩的主要参数为 MgO 含量 ( 表 4 表 2) 基于表 4 和表 2, 对比表 3, 可知, 表 3 中序号 7 至 10 的 4 个地区的安山岩类确为高镁安山岩 ; 而序号 11 至 14 的高镁安山岩实为镁安山岩, 因为, 它们的 MgO 显然比高镁安山岩 熔浆低得多, 当考虑它们的 SiO 2 时, 则与镁安山岩符合 表 4 实验的高镁安山岩熔浆的 MgO 最低值及建议值 ( 邓晋福等,2007,2010) Table4ThelowestvalueofMgO oftheexperimentalhigh magnesianandesite meltand thesuggested value(deng Jinfuetal.,2007,2010) 实验的高镁安山岩的 MgO 最低值建议的 MgO 最低值 SiO 2 (%) MgO(%) (5) 这样, 高镁安山岩和镁安山岩的正确鉴定和识别是十分重要的, 因为, 前者是俯冲带上面幔楔的局部熔融的岩浆, 而后者是俯冲洋壳局部熔融的岩浆 岩浆弧中只发育高镁安山岩, 或镁安山岩, 或 表 3 不同作者定义的高镁安山岩 Table3Thehigh magnesianandesitetobedefinedbyseveralgeologists 文献 MgO(%) >8 >6 >6 >5 >5 >7.5 >6.5 >6.5 >6 >3.6 >3.4 >1.0 平均 3.90 Mg # >0.57 >0.60 >0.67 >0.60 >0.60 >0.57 >0.60 >0.40 平均 0.57 TFeO/MgO <1.0 <1.5 <1.10 <1.35 注 : 文献,1 LeMaitre,2002;2 TatsumiandIshizaka,1982;3 ShireyandHanson,1984;4 Crawford,1989;5 Tatsumi,2008;6 唐功 建, 王强,2010;7 ZhangHongfuetal.,2003;8 XuJifengetal.,2000);9 史仁灯等,2004);10 张永忠等,2012;11 李承东等, 2007;12 袁超等,2002;13 SmithiesandChampion,2000;14 Martinetal.,2005 Mg # =Mg/(Mg+Fe 2+ ),Fe 2+ 为全铁

6 478 地质论评 2015 年 两者均发育, 为我们了解洋俯冲带的热结构状态提供了重要的关键性岩石学记录 ( 参见图 1) 富 Nb 的弧玄武岩 玄武安山岩 (NEAB) 地球化学研究 (Kepezhinskasetal.,1996;Sajona etal.,1996;defantand Kepezhinskas,2001;Ling Mingxingetal.,2009; 王强等,2006) 提出, 年轻洋壳俯冲形成的岩浆弧常有 Adakite 与富 Nb 弧玄武岩 玄武安山岩 (Nb enrichedarcbasaltsandbasaltic andesites) 的共生, 被称为 Adakite 交代的弧火山岩系列 (adakitemetasomaticarcvolcanicseries), 富 Nb 玄武岩 玄武安山岩形成于被 Adakite 岩浆交代的幔楔橄榄岩的局部熔融机制, 其主要特征是,Na 2 O >K 2 O, 与正常的弧玄武岩 玄武安山岩相比,TiO 2 >1%,Nb/La>0 5,Nb/U>10, 同时,Adakite 与富 Nb 弧玄武岩 玄武安山岩组合被认为是与斑岩 Cu Au 矿形成有关的火成岩组合 1.4 小结 通过上面的讨论, 我们可以把岩浆弧的壳幔结构与火成岩组合联系起来, 进行讨论, 可以反演岩浆弧形成时的壳幔热结构与岩石学结构 (1) 如果岩浆弧只分布有 TTG 和 / 或 Adakite, 特别是只有镁安山岩系列特征的岩石, 那么, 表明洋壳是热的, 而地幔楔是冷的, 相当于图 1a 的热结构, 进而可以推测是年轻的玄武质的洋壳与上覆岩石圈地幔橄榄岩的岩石学结构 (petrologicstructure) (2) 如果岩浆弧中只有陆壳源的真正的 K 2 O 高的花岗岩发育, 同时相应的蛇绿岩中发育角闪石化地幔橄榄岩的话, 则可推测洋壳是冷的, 幔楔亦是冷的, 相当于图 1b 的热结构, 它与老的洋壳与冷的岩石圈地幔的岩石学结构符合 (3) 如果岩浆弧中只有高镁安山岩 (HMA) 或 / 和富 Nb 弧玄武岩 玄武安山岩 (NEAB) 或 / 和弧玄武岩 玄武安山的发育, 则指示洋壳是冷的, 地幔楔则是热的, 可推测是老的洋壳的俯冲及其上覆的达固相线的含有隙间岩浆的软流圈的地幔楔, 相当于图 1c (4) 如果岩浆弧同时发育镁安山质性质的 TTG 或 / 和 Adakite 和高镁安山岩或 / 和富 Nb 弧玄武岩 玄武安山岩 (NEAB), 则指示热的年轻的洋壳, 和上覆热的软流圈地幔楔的结构, 这样的岩石学结构与热结构是造就岩浆弧有关的 Cu Ni Au Mo 大型和超大型矿床群集的良好的深部地质背景 2 岩浆弧的主要地质特征 Condie 于 1982 年对洋俯冲带上面的岩浆弧提 出三个主要特征, 即 1 岩浆前锋 ;2 组成 ( 组分 ) 极性 ;3 地球化学极性指数 ( 见 :Condie,1986) 2.1 岩浆前锋现代岩浆弧的火成岩产于岛弧或活动大陆边缘弧内, 与洋俯冲带有关的火山或侵入活动, 通常在岩浆前锋 (magmaticfront) 处突然发育 岩浆前锋大致与海 ( 洋 ) 沟 (oceantrench) 平行, 离邻近海沟轴部约 200~300km 处的岩浆弧上突然发育, 弧 沟之间无岩浆活动的地带常称为弧 沟间隙 岩浆活动在岩浆前锋处的突然发育, 反映了洋俯冲带内或其上覆楔形地幔内局部熔融作用的发生 S engor(1993,1996), 还可参见马文璞 (1999), 指出岩浆前锋是一个重要的造山带的结构标志 当位于两个大陆之间的洋壳俯冲消减和消亡之后, 就成为拼合的两个大陆之间的缝合带 (suturezone), 如果居间的洋足够的宽, 并有多幕洋俯冲作用, 常常岩浆弧会向洋后退, 并侵入到先前的俯冲增生杂岩内, 如果这种过程不止一次地发生, 则洋陆转换带完全由俯冲增生物质加岩浆弧构成, 这样形成一个宽阔的 新生陆壳, 在陆 陆碰撞造山过程时期又会发生强烈的变质和变形, 就会变得难以解读它的大尺度的结构 (structure, 国内文献常译为构造, 但需注意, 它不是对应于 tectonics 的构造!), 这是因为在一个单调的 千篇一律的高度变质变形的玄武岩 燧石 (chert, 或译为硅质岩 ) 浊积岩为主的岩石建造内缺乏标志性的岩性 (markerlithologies), 它导致野外地质工作者在过去产生了绝望 由此, 提出用移动进入俯冲增生杂岩的岩浆前锋作为结构标记去追索造山带的走向线和重建已经变形的和已经破碎的俯冲增生杂岩的原先的连续性, 以及重建造山带的构造单元 (structuremakers) 观察表明, 岩浆弧有很锋利的 (verysharp) 前锋, 但有分散的弧的后缘 (difusebacks), 同时指出, 增生楔向洋方向生长时, 岩浆前锋不是连续的向前延伸的, 而是正常的幕式跳跃的, 其距离常常大于岩浆弧内主要岩浆轴的宽度, 在野外可使地质学家辨认岩浆前锋遗迹 (fosil); 相反, 在连续生长的俯冲增生杂岩中蛇绿岩最长的也不过 200km, 被夹持在增生楔中, 而不是古老的大陆之间, 用蛇绿岩作为结构标志则可能产生误导, 因为, 蛇绿岩在这里是作为增生碎片偶然的样式而存在的 另外, 岩浆前锋面向海沟的俯冲增生杂岩与岩浆作用有相同的年龄, 而岩浆弧的后陆 (hinterland) 是由比岩浆弧老的岩石构成的, 这样, 岩浆前锋的面

7 第 3 期 邓晋福等 : 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 479 向可指示洋壳的俯冲方向, 即与岩浆前锋面向相反的方向为洋俯冲的方向 2.2 组成极性 (compositionalpolarity) Condie(1986) 认为, 与现代俯冲带有关的火山岩的地球化学研究提出, 钙碱性 (CA) 系列粗略地可分为呈完全过渡的 3 个亚系列 (subseries), 即弧拉斑玄武岩亚系列 (arc th) 钙碱性亚系列 (CA, 狭义的 ) 和钾玄岩亚系列 (sh)(jakesandwhite,1982) 从弧拉斑玄武岩亚系列 钙碱性亚系列 钾玄岩亚系列, 在给定 SiO 2 值条件下,K 2 O 逐渐增加, 其中弧拉斑玄武岩亚系列的 K 2 O 不会超过 1 5% 弧拉斑玄武岩亚系列或钙碱性亚系列具有前锋弧的特征 从弧拉斑玄武岩亚系列 钙碱性亚系列 钾玄岩亚系列,REE 从平坦式样到高度富集, 87 Sr/ 86 Sr 比值逐渐变大, 后来的研究又表明,ε Nd (t) 逐渐减小 火成岩的上述变化作为俯冲深度的函数, 被称为组成极性 对侵入岩来说, 英云闪长岩在低 K 2 O 岩石组 (group) 中最丰富, 而花岗闪长岩 (γδ) 或石英二长岩 (Qη) 在高 K 2 O 岩石组中最丰富 安第斯弧区中 新生代的矿床的极性为, 外带 Fe Cu 矿 内陆 Ag Pb Zn 矿 最内陆 Sn Mo 矿 (Silitoe,1972) Jakes 和 White(1972) 对组成极性有如下阐述, 对于岛弧火山岩 (SiO 2 =50% ~65%) 来说, 主元素和痕量元素丰度在水平方向上, 从外带 内带, 和地层学层序上从早 晚, 均呈现规律地变化, 岩石组合从拉斑玄武岩亚系列 钙碱性亚系列 ( 低 K 高 K) 钾玄岩亚系列,K 2 O 增加 ( 在 SiO 2 给定的条件下 ),K 2 O/Na 2 O 值升高,TFeO/MgO 值降低 Pitcher(1993) 在总结科迪勒拉活动大陆边缘火成岩组合研究成果时指出, 向洋一侧分布辉长岩 闪长岩 英云闪长岩 花岗闪长岩组合 ; 内陆一侧分布花岗闪长岩 花岗岩组合 ; 同时认为, 洋内岛弧与斑岩 Cu Au 矿有关, 而大陆边缘弧与 Cu Mo Au 矿有关 Maniar 和 Piccoli(1989) 提出, 无碱性长石的花岗岩为洋斜长花岗岩, 岛弧花岗岩为 TTG+ 石英闪长岩 (Qδ) 组合, 大陆边缘弧为 TTG+ 二长花岗岩 (ηγ) 组合, 碰撞花岗岩类为二长花岗岩组合, 后造山为二长花岗岩 + 正长花岗岩 (ξγ) 组合, 碱长花岗岩 + 石英碱长正长岩以及石英二长岩 (Qη)+ 石英闪长岩 (Qδ)+ 石英正长岩 (Qξ) 为与裂谷有关, 碱长花岗岩 + 石英碱长正长岩组合与大陆的造陆抬升有关 Frost 等 (2001) 则采用 Peacock s 碱钙指数, 讨论侵入 ( 岩 ) 弧组成极性, 外弧为钙性 (C) 的闪长岩 英云闪长岩组合 主弧的钙碱性 (CA) 的闪长岩 二长闪长岩 花岗闪长岩组合 内弧的碱钙性 (AC) 的二长岩 正长岩 高钾花岗岩组合 最内侧的碱性 (A) 二长岩 正长岩 花岗岩 碱长花岗岩 碱长正长岩组合 Miyashiro(1974) 指出, 向着临近的大陆, 横穿岛弧的方向上,K 2 O,Na 2 O+K 2 O 和 (Na 2 O+K 2 O)/ Al 2 O 3 值升高 ; 向洋一侧的外带主要为低 K 2 O 的拉斑玄武岩系列和钙碱性系列, 向陆一侧为 K 2 O 高的钙碱性系列 ( 图 2), 特别是同一个火山弧的 K 2 O 表征的空间组成极性, 如东北日本弧和卡斯卡 弧的内外带的比较十分清楚 2.3 小结 (1) 岩浆弧的组成极性为空间极性和时间极性, 其岩石学和地球化学判别标志相同 本节着重讨论空间极性, 时间极性和 Condie(1986) 提出的第三个地质特征 ( 极性的地球化学指数 ) 将在下一节一起讨论 (2) 低 K 2 O 的火山岩组合, 和富 Na 的 TTG 组合为外弧, 花岗闪长岩 花岗岩 (γδ γ) 组合,K 2 O 升高的以钙碱性系列为主的火山岩系列为主弧, 高 K 2 O 的花岗岩 正长岩 (γ ξ) 组合以及钾玄岩系列的火山岩为内弧 在地质图上判读组成极性, 以侵入岩组合的空间分布最为方便 (3) 从岩浆弧的组成极性来看, 岩浆前锋亦就是外弧向着海 ( 洋 ) 沟一侧的边界 (4) 岩浆前锋的面向, 与组成极性的相互制约, 可以更好地反演与岩浆弧有成生联系的 代表洋俯冲带的增生杂岩 ( 包括蛇绿岩 ) 的位置, 以及洋俯冲的方向, 特别是空间上在岩浆弧两侧均有俯冲增生杂岩 ( 包括蛇绿岩 ) 分布时难以确定岩浆弧与哪一侧俯冲增生杂岩有成生联系以及洋俯冲的方向时, 岩浆前锋的面向和组成极性更为重要和有效 3 弧成熟度 (arcmaturity) 3.1 随时间的组成极性 Jakes 和 White(1972) 从岛弧火山岩的地层层序讨论随时间的从早到晚的组成极性 一般来说, 拉斑玄武岩系列出现于岛弧演化的最早期 ( 即最下部的地层层序中 ), 随后为钙碱性系列 ( 即地层层序的中部 ), 最后为钾玄岩系列 ( 即地层层序的上部 ) 岛弧从拉斑玄武岩系列 钙碱性系列 钾玄岩

8 480 地质论评 2015 年 图 2 岛弧与大陆边缘火山岩 SiO 2 K 2 O 关系 ( 据 Miyashiro,1974, 转引自邓晋福等? ) Fig.2TheSiO 2 K 2 O relationsoftheislandarcactive continentalmarginalarc(aftermiyashiro,1974) 系列 ( th th +CA 系列 ) 的前进式演化 (progresiveevolution) 的概念 (concept) 被下列事实进一步支持 与年轻的岩石 ( 一般为中生代之后, 即新生代的!) 伴生的岛弧只发育拉斑玄武岩系列或低钾钙碱性系列岩石, 如汤加 克马德克 (Tonga Kermadec), 伊豆 马里亚纳 (Izu Marianas), 中央千岛群岛 (CentralKurileIslands), 南桑德维奇群岛 (SouthSandwichIslands) 而中生代之前或白垩纪之前的岛弧发育拉斑玄武岩系列 + 钙碱性系列 + 高钾钙碱性系列 (th+ca+hkca), 例如, 所罗门群岛 (SolomonIslands), 新赫布里底群岛 (NewHebrides), 阿留申群岛 (AleutianIslands) 当钾玄岩系列出现时, 则基底岩石和伴生的沉积岩的年龄总是中生代以前的, 例如, 堪察加半岛 (Kamchatcka); 日本 (Japan), 巽他群岛 (Sunda Islands) 或新几内亚 (NewGuinea) 在这些高度演化的岛弧中发育安第斯型中酸性 ( 安山岩 英安岩 ) 钙碱性系列岩石 上述这样的演化表明, 岛弧的基底是从弧拉斑玄武岩系列岩石形成开始的, 常常是在海水下面定位的, 并常常有互补的超镁铁岩伴生 在理想的情况下, 拉斑玄武岩系列岩石伴生深水沉积物, 而上覆的钙碱性系列岩石伴生浅水沉 积物, 主要来自拉斑玄武岩系列和稍后的钙碱性系列岩石 ( 造山杂 ( 岩屑 ) 砂岩,Orogenicgraywacke) 从上面的叙述可以看出, 岛弧的形成常常是从洋内岛弧开始的 Miyashiro(1974) 则从弧的成熟度以及弧地壳的厚度讨论随时间的组成极性, 提出, 随弧的成熟度的增加以及弧地壳厚度的增加, 钙碱性系列与拉斑玄武岩系列的比值增加, 平均的 SiO 2 和 K 2 O 增加 不成熟的岛弧, 主要由玄武岩和玄武安山岩组成, 例如, 克马德克 汤加 北马里亚纳, 中央千岛群岛, 那里的地壳为洋壳类型, 壳厚 12~17km, 主要为拉斑玄武岩系列, 其中钙碱性系列占 0~40%, 岛弧由小的火山岛组成, 高出一般的洋底约 4km, 可以想象在此之前有一个长时间位于海水下面的历史, 火山物质的堆积以及洋底的向上翘起 (up warping) 使岛弧露出了水面 如果, 我们往前外推, 则可以推测最初始的岛弧不会有钙碱性系列, 只是低 K 2 O 的拉斑玄武岩系列的玄武岩, 其组成十分类似洋中脊的深海拉斑玄武岩, 这种低 K 2 O 的岛弧拉斑玄武岩可能会在将来在岛弧的变质的蛇绿岩的基底中被发现 成熟的岛弧, 以安山岩和英安岩为主, 例如日本东北和堪察加, 它们是大的火山岛, 有陆壳型地壳, 厚约 17~35km, 钙碱性系列占 40% ~80% 成熟的大陆边缘弧, 以安山岩 英安岩和流纹岩为主, 例如卡斯卡 内带和中安第斯 ( 参见图 2), 陆壳厚 30~70 km, 钙碱性系列占 80% ~100% 如果, 结合图 2 所展示的空间极性来看, 用 K 2 O 表征的空间极性和时间极性是相类似的 Brown(1982) 在讨论钙碱性侵入岩弧随时间的演化时, 主要用 Peacock s 碱钙指数的概念, 并与火山弧进行比较, 进一步定义了弧成熟度的概念, 认为弧成熟度是由地壳厚度来定义的 同时指出, 从 (a) 不成熟的岛弧为钙性的贫 K 2 O 的闪长岩 二长岩小侵入体 ; 经 (b) 成熟的大陆化 (continentalized) 的弧, 无古老的硅铝质基底, 为钙碱性的辉长岩 角闪岩 英云闪长岩 花岗闪长岩侵入体 [ 请注意, 这里的大陆化指的是与上面讨论的火山弧地壳为陆壳型的含义相类似, 它是由于长英质火山岩的不断增加形成的, 与不成熟岛弧的以镁铁质火山岩构成的洋壳型地壳是不一样的, 因此, 明确指出, 这里无古老地壳的基底!], 到 (c) 成熟的大陆边缘弧, 为钙碱性 碱钙性的侵入岩组合 ; 最后为 (d) 酸性和碱钙性的陆 陆碰撞带的二云母花岗岩类 ; 其中 (b) 和 (c) 显示, 随时间和远离俯冲带的空间,SiO 2 和

9 第 3 期 邓晋福等 : 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 481 K 2 O 的增加, 即时间极性与空间极性是类似的 需要指出的是, 总体上来说, 弧地壳, 特别是大陆化的弧地壳相当于新生陆壳 (juvenilecontinentalcrust) 是大陆地壳形成的第一阶段 在国内, 首先提出和应用地壳成熟度概念的是何国琦等 (1994), 认为判断地壳类型的标志是标志性岩石组合与宏观构造体制, 并用它来解读新疆的地壳形成和演化历史 3.2 极性的地球化学指数 (Geochemicalpolarity indices) 与弧地壳厚度 20 世纪 70 年代,Condie 基于现代弧火山岩的 K 2 O 与弧地壳厚度之间的正相关关系, 提出了弧地壳厚度与 K 60 ( 在给定的 SiO 2 =60% 的条件下, 弧火山岩的 K 2 O 含量, 即 K 60 ) 之间呈正相关的公式 ( 参见 Condie,1986): C=18.2 K 式中 C 为地壳厚度,km;K 60 为 SiO 2 =60% 时的 K 2 O 含量 这样,SiO 2 K 2 O 图 (Peccerilo and Taylor, 1976) 就成为确定弧火山岩系列 K 60 以及划分低钾拉斑玄武岩 ( 或称低钾钙碱性 ) 系列 ( 或亚系列 ) (LKCA) 中钾钙碱性系列 (MKCA) 高钾钙碱性系列 (HKCA) 和钾玄岩系列 (sh) 的重要图解, 它对于讨论洋俯冲带形成的岛弧和活动大陆边缘弧的组成极性, 包括空间极性和时间极性以及弧地壳厚度, 十分地有用 为了直观地表达 K 60 与 LKCA MKCA HKCA sh 系列和弧地壳厚度之间的关系, 邓晋福等 (2004) 采用 Condie 提出的计算弧地壳厚度的公式计算了 LKCA MKCA MKCA HKCA, 和 HKCA sh 边界的 K 60 分别为 和 3 65, 以及这些边界 K 60 对应的弧地壳厚度分别为 17km 40km 和 67km, 参见图 3 由图 3 可知, 低钾钙碱性系列的火成岩弧的地壳厚度 <15km, 中钾钙碱性系列的火成岩弧的地壳厚度 17~40km, 高钾钙碱性系列的火成岩弧的地壳厚度 40~67 km, 钾玄岩系列的火成岩弧的地壳厚度 >67km, 它与我们上面讨论 的, 具 洋壳型 的初始不成熟岛弧的地壳厚度 12~ 17km, 具 大陆化 陆壳型的成熟岛弧的地壳厚度 17~35km, 成熟的大陆边缘弧地壳厚度 30~70km 厚度, 以及青藏高原碰撞造山带的 shoshonite[ 国内对 shoshonite 的译名很不一致, 如钾玄岩 ( 从柏林等,1977) 橄榄玄粗岩 ( 吴树仁,1990) 橄榄安粗岩 ( 王德滋等,1991) 玄粗岩 ( 章邦桐等,2011) 等, 因而文中说到系列时就用 钾玄岩系列, 对于具体岩石名称, 则用原英文名称 ] 的地壳厚度 70~80km, 有良好的对应关系 它进一步表明,Condie(1986) 的数学方程, 在大框架上, 是合理的, 可供造山带陆壳厚度的框架性估算使用 同时, 可以看出, 发育高 钾钙碱性系列火成岩的造山带具正常 加厚的陆壳, 而以钾玄系列为主的造山带一定具有山根 ( 邓晋福等,2004) 4 岩浆弧地壳 洋陆转换带的地壳类型 : 讨论 基于上面的一系列的讨论, 我们可对岩浆弧地壳的形成过程和可能的物质构成作一个简要的讨论 初始岛弧的形成常常是洋岩石圈的俯冲, 即常 图 3SiO 2 K 2 O 图 ( 据 PecceriloandTaylor,1976; 邓晋福等,2004) Fig.3DiagramofSiO 2 K 2 O (afterpecceriloandtaylor,1976;dengjinfuetal.,2004) I 弧拉斑玄武岩系列或低钾钙碱性系列 (LKCA); I 中钾钙碱性系列 (MKCA); I 高钾钙碱性系列 (HKCA);IV 钾玄岩系列 (sh) SiO 2 =60% 处垂直虚线及关键点 K 60 值据邓晋福等,2004 I arc tholeiteseriesorlkca; I MKcalc alkalineseries; I high Kcalc alkalineseries;iv shoshoniteseries.thedashedlineofk 60 afterdengjinfuetal.,2004

10 482 地质论评 2015 年 说的洋内弧环境, 其典型实例, 即前面讨论的汤加 克马德克岛弧系, 伊豆 马里亚纳岛弧系, 中央千岛群岛岛弧系, 南桑德维奇岛弧系等, 为刚刚露出海水面的小火山岛, 地壳厚度 <20km, 以玄武质 玄武安山质的镁铁质 (mafic) 火成岩为主, 在深部它们会变质生成镁铁质的基性麻粒岩和基性角闪岩, Miyashiro(1974) 称之为 洋壳型 的地壳, 这里所以打出引号, 是因为, 它们不是真正的洋壳 (MORB+ OIB 组成 ), 而主要是低钾拉斑玄武岩系列的玄武质和玄武安山质, 不同于真正镁铁质洋壳, 表明岩浆弧的下地壳主要为弧镁铁质火成岩的变质岩 但是, 弧下地壳的底部仍可能有真正的洋壳, 因为, 初始岛弧是从洋 洋俯冲开始的 在洋俯冲带上面的楔形地幔之上仍是洋壳, 可参见图 1, 如果大陆地壳被洋壳替代的话 岩浆弧随时间的组成极性告诉我们, 初始岛弧形成之后, 进入成熟岛弧阶段, 该阶段以安山岩 英安岩喷发为主, 它们的深成侵入岩等同物为 TTG 组合, 此阶段正如 Brown(1982) 所指示的是 大陆化 形成阶段, 而无古老陆壳的基底, 亦就是说 TTG 质片麻岩形成阶段, 它们将分布于镁铁质下地壳的上面, 形成弧上地壳的主要物质构成, 这一阶段, 弧地壳增厚为约 20~40km 左右, 是大的岛屿的成熟的地壳, 如前面讨论的日本岛弧 巽他岛弧 新几内亚岛弧, 堪察加岛弧等 这样, 岩浆弧的地壳可能主要是双层结构, 下地壳为镁铁质, 上地壳为长英质 ( 参见邓晋福等, 1996, 图 7 5) 我们知道, 洋壳为玄武质 ( 或镁铁质 ), 陆壳为花岗质 ( 或长英质 ), 而弧地壳下部为镁铁质, 上部为长英质, 亦就是说, 处于洋壳与陆壳的过渡位置的地壳类型, 显然, 这与岩浆弧代表洋陆转换 ( 带 ) 的构造环境相符合 如果说, 岩浆弧代表的洋陆转换带, 从造山带类型来看, 为增生造山性质, 那么, 洋陆转换型地壳就是增生造山带所特有的洋转化为陆的过渡型地壳类型了, 亦就是说它不同于克拉通的真正的陆壳, 因此, 仍在构造上具有一定的活动性 另外, 从大陆地壳形成来说, 弧地壳相当于陆壳形成的第一阶段, 为新生陆壳 (juvenile continentalcrust), 随后的陆 陆碰撞直至克拉通化则形成第二阶段的成熟的陆壳 致谢 : 感谢杨文采院士的邀约, 以及在他领导下 < 板块构造与大陆动力学研讨会 >( 北京香山, 2013 年 9 月 9~13 日 ) 和 < 区域构造与火成岩学术研讨会 >( 北京昌平,2014 年 1 月 9~14 日 ) 上的讨 论 ; 感谢章雨旭研究员和审稿专家提出的恳切意见与建议 注释 / Notes? 邓晋福, 冯艳芳, 肖庆辉, 刘翠等,2013, 洋底转换与中国大陆的拼合组装 : 来自火成岩构造组合的观察, 见第一届 板块构造与大陆动力学 研讨会摘要,2013 年 9 月 9~13 日, 北京香山,P.14. 参考文献 / References 从柏林, 张雯华, 郑学正 我国东部中生代火山岩岩石化学及其地质意义. 中国科学,(3):245~259. 邓晋福, 刘翠, 冯艳芳, 肖庆辉, 苏尚国, 赵国春, 孔维琼, 曹文燕 高镁安山岩 / 闪长岩类 (HMA) 和镁安山岩 / 闪长岩类 (MA): 与洋俯冲作用相关的两类典型的火成岩类. 中国地质, 37(4):1112~1118. 邓晋福, 罗照华, 苏尚国, 莫宣学, 于炳松, 赖兴运, 谌宏伟 岩石成因 构造环境与成矿作用. 北京 : 地质出版社,1~381. 邓晋福, 肖庆辉, 苏尚国, 刘翠, 赵国春, 吴宗絮, 刘勇 火成岩组合与构造环境 : 讨论. 高校地质学报,11:392~402. 邓晋福, 赵海玲, 莫宣学, 吴宗絮, 罗照华 中国大陆根 柱构造. 北京 : 地质出版社,1~110. 冯艳芳, 邓晋福, 肖庆辉, 邢光福, 潘懋, 公凡影, 崔显岳, 姜杨, 伍光英, 张智勇, 聂童春, 何道金, 齐钒宇, 甄世民, 赵廷严 长乐 南澳构造带花岗岩类年代学, 岩石组合与构造演化. 北京 : 地质出版社,1~168. 冯艳芳, 邓晋福, 肖庆辉, 邢光福, 苏尚国, 崔显岳, 公凡影 TTG 岩类的识别 : 讨论与建议. 高校地质学报,17(3):406~ 414. 何国琦, 李茂松, 刘德权, 唐延龄, 周汝洪 中国新疆古生代地壳演化及成矿. 乌鲁木齐 : 新疆人民出版社, 香港文化教育出版社,1~437. 李承东, 张福勤, 苗来成, 颉航强, 许雅雯 吉林色洛河晚二叠世高镁安山岩 SHRIMP 锆石年代学及其地球化学特征. 岩石学报,23:767~776. 马文璞 当前造山带研究的几个重要问题. 地学前缘,6(3): 103~111. 马宗晋, 杜品仁, 洪汉净 地球构造与动力学. 广州 : 广东科技出版社,1~564. 史仁灯, 杨经绥, 许志琴, 戚学祥 西藏班公湖蛇绿混杂岩中玻安岩系火山岩的发现及构造意义. 科学通报,49:1179~ 唐功建, 王强 高镁安山岩及其地球动力学意义. 岩石学报, 26:2495~2512. 王德滋, 周金城, 邱检生 橄榄安粗岩系的研究现状. 南京大学校学报 ( 地球科学 ),(4):321~328. 王强, 赵振华, 许继峰,DerekA,Wyman, 熊小林, 资峰, 白正华 天山北部石炭纪埃达克岩 高镁安山岩 富 Nb 岛弧玄武质岩 : 对中亚造山带显生宙地壳增生与铜金成矿的意义. 岩石学报,22(1):11~30. 吴树仁编译 岩石学词典. 北京 : 地质出版社,186. 杨建超, 章雨旭, 黄泽光 地质学某些术语用词辨析. 中国科技术语,(3):35~39. 杨文采, 宋海斌 从地壳上地幔构造看洋陆转换作用. 地质评论.60(1):1~21. 袁超, 孙敏, 李继亮, 侯泉林, 周美福 两昆仑库地蛇绿岩的构造背景 : 来自玻安岩系岩石的新证据. 地球化学,31:43~48.

11 第 3 期 邓晋福等 : 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 483 章邦桐, 吴俊奇, 凌洪飞, 陈培荣 关于 Shoshonite 中译名的商榷和建议. 地质论评,57(2):216~217. 张旗, 王焰, 钱青, 翟明国, 金惟浚, 王元龙, 简平 晚太古代 Sanukite( 赞岐岩 ) 与地球早期演化. 岩石学报,20(6):1355~ 张永忠, 刘翠, 邓晋福, 李德胜, 周继华, 赵凤清, 赵祯祥, 孙占亮 五台山新太生代绿岩带中高镁安山岩 (HMA) 的化学特征. 地学前缘,19:187~194. BarkerF.1979.Trondhjemite,Dacites,andRelatedRocks.NewYork: Elsev.Sci.Pub.Comp.,1~659. Brown G C Calc alkaline intrusive rocks:their diversity, evolution,and relation tovolcanicarcs. In: ThorpeR S ed. Andesites,NewYork:JohnWileyandSons,437~464. CondieKC 板块构造与地壳演化 (1982, 第二版 ). 杜宽平, 等. 译. 武汉 : 武汉地质学院,1~326. CrawfordAJ.1989.Boninites.London:UniwinHyman,1~465. DefantM JandDrummondM S.1990.Derivationofsomemodernarc magmabymeltingofyoungsubductedlithosphere.nature,347: 662~665. DefantM JandKepezhiskasP.2001.Evidencesuggestsslabmeltingin arcmagmas.eos,82(6):65~80. FrostBR,BarnesCG,ColinsW J,ArculusRJ,EltsDJ.2001.A geochemicalclasificationforgraniticrocks.j.petrol.,42(11): 2033~2048. HelzRT.1976.PhaserelationofbasaltsintheirmeltingrangesatP H2 O =5kb,partI.Meltcompositions.J.Petrol.,17(2):139~193. JahnBor ming,gliksonay,peucatjj,hickmanah.1981.ree geochemistryand isotopicdataofarchean silicicvolcanicsand granitoidsfromthepilbarablock,westernaustralia:implicationsfor theearlycrustalevolution.gca,45:1633~1652. JakesPandWhiteAJR.1972.Majorandtraceelementabundancesin volcanicrocksoforogenicareas.gsabul.,83:29~40. KayRW.1978.Aleutianmagnesium andesites:meltsfrom subducted PacificOceanCrust.J.Vol.Geotherm.Res.,4:117~132. KepezhinskasP,DefantM J,andDrummond,M S.1996.Progresive enrichmentofisland arcmantlebymelt peridotiteinteraction inferedfromkamchatkaxenoliths.gca,60(7):1217~1229. LeMaitreRW.2002.IgneousRocks,AClasificationandGlosaryof Terms(2nded.).Cambridge:CambridgeUniv.Pres:1~236. LeMaitreRW.1976.TheChemicalvariabilityofsomeigneousrocks. J.Petrol.,17(4):589~637. LingMingxing,WangFangyue,DingXing,HuYanhua,ZhouJibin CretaceousridgesubductionalongtheLowerYangtzeRiver belt,easternchina.econ.geol.,104:303~321. ManiarP D and PiccoliP M Tectonic discrimination of granitoids.gsa,bul.,101:635~643. MartinH,Smithies,RH,RappR,MoyenJ F,ChampionD.2005.An overviewofadakite,tonalite trondhjemite granodiorite(ttg), andsanukitiod: relationshipsand some implicationsforcrustal evolution,lithos,79:1~24. MiddlemostEAK.1994.Namingmaterialsinthemagma/igneousrock system.earthsci.rev.,37:215~229. MiyashiroA Volcanicrock seriesin island arcsand active continentalmargins.americanjournalofscience,274:321~355. MoyenJFandMartinH.2012.FortyyearsofTTGresearch.Lithos. 148:312~336. O ConnorJT.1965.AClasificationforquartz richigneousrocksbased onfeldsparratios,us.geol.surveyprof.paper525b:b79~ B84. PecceriloAandTaylorSR.1976.GeochemistryofEocenecalc alkaline volcanic rocks from the Kastamonu area, Northern Turkey. ContributionstoMineralgyandPetrology,58:63~81. PitcherW S The Nature and Origin ofgranite. London: ChampmanandHal,1~321. RappR P, Watson E B, MilerC F Partialmelting of amphibolite/eclogite and Origin ofarchean trondhjemites and tonalities.precam.res.,51:1~25. RappRP, 肖龙,IzuNSM 中国东部富钾埃达克岩成因的实验约束. 岩石学报,18(3):293~302. RolinsonH.1993.UsingGeochemicalData:Evolution,Presentation, Interpretation.London:LongmanGroupUKLtd.,1~352. SajonaFG,MauryRC,BelonH,DefantM.1996.Highfieldstrength elementenrichmentofpliocene Pleistoceneisland arcbasalts, Zamboanga Peninsula, western Mindanao (Philippines). J. Petrol.,37(3):696~726. S engoram C,NatalinBAandBurtmanUS.1993.Evolutionofthe AltaidtectoniccolegeandPalaeozoiccrustalgrowthinEurasia. Nature,364:299~307. S engoramc,natalinba.1996.paleotectonicsofasia:fragmentsofa synthesis,in:yinan,harisonmt.eds.thetectonicevolution ofasia,cambridge:cambridgeuniv.pres,486~640. Shirey S B and Hanson G N Mantle derived Archean monzodioritesandtrachyandesites.nature,310:222~224. SilitoeRH.1972.RelationofmentalprovincesinWesternAmericato subductionofoceaniclithosphere.gsa.bul.,83:813~818. SmithiesRH andchampiondc.2000.thearcheanhigh Mgdiorite suite:linktotonalite trondhjemite granodioritemagmatism and implicationsforearlyarcheancrustalgrowth.j.petrol.,41:1653 ~1671. StreckeisenAandLeMaitreRW.1979.Achemicalapproximationto themodalqafpclasificationoftheigneousrocks.neuesjahrbuch f urmineralogie,abhhandlungen,136(2):169~206. TatsumiYandIshizakaK.1982.Originofhigh magnesianandesitesin thesetouchivolcanicbelt,southwestjapan,i.petrographicand chemicalchracteristics.epsl,60:293~304. TatsumiY.1982.Originofhigh magnesianandesitesinthesetouchi Volcanicbelt,southwestJapan. I.Meltingphaserelationsathigh presure.epsl,60:305~317. TatsumiY 陆壳的生成 : 与赞岐岩类的联系. 科学通报,53: 978~990. TaylorRN,NesbitRW,VidalP,HarmonRS,AuvrayB,Croudace I.1994.Mineralogy.Chemistryandgenesisoftheboniniteseries volcanics,chichijima,boninisland.japan.j.petrol.,35(3): 577~617. WilsonM.1989.IgneousPetrogenesis.London:UnwinHyman,1~ 466. WyliePJ.1976.TheWaytheEarthWorks:AnIntroductiontotheNew GlobalGeologyandItsRevolutionaryDevelopment.USA:John WileyandSons,Inc.1~296. WyliePJ.1984.Constraintsimposedbyexperimentalpetrologyon posibleandimposiblemagmasourcesandproducts.phil.trans. R.Soc.Lond.A310:439~456. XuJifeng,WangQiang,YuXueyuan.2000.Geochemistryofhigh Mg andesitesandadakiticandesitefromthesanchaziblockofthemian Lueophioliticm langeintheqinlingmountains,centralchina: EvidenceofpartialmeltingofthesubductedPaleo TechyanCrust.

12 484 地质论评 2015 年 Geochem.,34:359~377. ZhangHongfu,SunMin,ZhouXinhua,ZhouMeifu,FanWeiming, ZhengJianping.2003.Secularevolutionofthelithospherebeneath theeasternnorthchinacraton:evidencefrommesozoicbasaltsand high Mgandesites.GeochimicaetCosmochimicaActa,67:4373~ MagmaticArcandOcean ContinentTransition:Discusion DENGJinfu 1),FENGYanfang 2),DIYongjun 1),LIUCui 1),XIAOQinghui 2),SUShangguo 1), MENGFei 1),MAShuai 1),YAOTu 1) 1)StateKeyLaboratoryofGeologicalProcesesandMineralResources,KeyLaboratoryofLithosphereTectonics andlithoprobingtechnologyofministryofeducation,chinauniversityofgeosciences,beijing,100083; 2)DevelopmentandResearchCenter,SurveyBureausofChinaGeological,Beijing, Abstract:Thispaperdiscusestheocean continenttransitionofthemagmaticarcanditsprocesesinterms oftheigneouspetrotectonicasemblage,thegeologiccharacteristics,andthearcmaturity.themajorigneous petrotectonic asemblages characterized the oceanic subduction may be tonalite trondhjemite granodiorite (TTG),high Mgandesitic,Mgandesitic,adakiticandNb enrichedarcbasalticasemblages.basedonthe dispositionofthepetrotectonicasemblages,fourposiblemodelsofoceanicsubductedcrust mantlestructureare discused:(1)thewarm youngsubductedoceaniccrustandtheabove situatedcoolmantle wedgelithosphere; (2)boththecoololdersubductedoceaniccrustandthemantle wedgelithosphere;(3)thecoololdersubducted oceaniccrustandtheabove situatedwarmmantle wedgeasthenosphere;(4)boththewarmoceaniccrustandthe mantle wedgeasthenosphere.thetectonicindicationsofthearcmagmaticfrontasthestructuremarkersandthe specialcompositionalpolarityarealsodiscused.amodeloftwo layeredarccrustissuggested,thelowerarccrust maybecomposedofthemaficgranulitesandamphibolites,andtheuppercrustconsistsofthefelsicttggneises. Thepetrologicstructureofthearccrustmayhaveatypicaltransitionalcharacterbetweentheoceancrustandthe continentalcrustormayberegardedasthefirststageofthecontinentalcrust,thejuvenilecontinentalcrust.the magmaticarcandthetransitionalcharacterofthearccrustareregardedasthemostimportantrecordforthe ocean continenttransitionalbelts(ortheaccretionalorogenicbelts)derivedbytheoceanicsubduction. Keyword:magmaticarc;magmaticfront;compositionalpolarity;arcmaturity;arccrust;juvenilecontinental crust

13 第 3 期 邓晋福等 : 岩浆弧火成岩构造组合与洋陆转换 485