岩石大地构造复习资料分析

岩石大地构造学(PETROTECTONICS)

教师：张开均

课程简介：本课程是地质学学科础课，是岩石学、地球化学、大地构造学和矿物学等基础学科的有机融合和发展。岩石是认识固体地球的主要信息载体，是地球化学的主要研究对象之一。在不同的板块构造背景下，可能产生不同的岩石或岩石组合。通过认识和研究这些岩石及岩石组合来理解地球特别是岩石圈板块构造的演变，恢复和确定特定区域、特定地质历史时期的板块构造环境，是本课程的目的。

教学要求：通过本课程的学习，掌握岩石大地构造学的基本概念、研究内容、研究方法、研究前缘及其进展，能够在野外调查和室内分析的基础上，通过对矿物岩石学标志、地球化学标志等的甄别，确定特征岩石和典型岩石组合，并进而合理地探讨岩石及岩石组合与岩石圈大地构造演化之间的关系。

第一章板块构造与地幔柱理论

1.板块构造基本原理（Mid一ocean Ridges，Intracontinental Rifts，Island Arcs，Active Continental Margins，Back-arc Basins，Ocean Island，Continent）：固体地球上层在垂直方向上可划分为物理性质截然不同的两个圈层:上部刚性的岩石圈[包括地壳和地慢最上部的橄榄岩层]，和下部的塑性软流圈。岩石圈在侧向上又可由不同的板块边界划分为若干大小不等的刚性板块。彼此间在软流圈之上作大规模水平运动。

相邻岩石圈间水平运动有三种类型：在洋中脊裂谷带，两板块作背向运动(离散)，产生新洋壳和海底扩张；在海沟一岛弧带位置上，两板块相向运动(汇聚)，伴随洋壳消亡或大陆碰撞；在转换断层处，相邻板块间发生走向滑动，洋壳既无新生，也无消减。在全球范围内，板块沿分离边界的扩张增生与沿汇聚边界的收敛消亡相互补偿抵消，从而使地球半径和体积保持不变。岩石圈板块运动的驱动力来自地球内部，最可能是地幔中的物质和热对流。

2.离散型板块边界：相当于大洋中脊轴部，两侧板块相背离开，其应力状态是拉张。中脊轴部是海底扩张中心，软流圈物质从这里上涌冷凝成新的洋底岩石圈，并添加到两侧板块的后缘上，故分离型边界也是板块的增生边界或称建设型板块边界。离散型板块边界的典型：北大西洋洋脊，大洋中脊被东西向转换断层错开。

3.敛合（汇聚）型板块边界：由于洋壳俯冲消减产生的板块边界，由于板块相对运动，故应力以挤压为主，伴有地壳变形和大量岩浆活动，可形成造山带。可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界。

（1）俯冲边界（相当于海沟）：可分为三种基本类型

①西太平洋型：弧后盆地一岛弧一海沟型，大洋向大陆的边缘俯冲，如西太平洋向欧亚大陆俯冲，这种大陆边缘即是西太平洋型大陆边缘，发育弧后盆地一岛弧一海沟，如日本海-日本岛-日本海沟。其岛弧以陆壳为基底。为较成熟的俯冲类型。俯冲角度较大，主体为拉张的构造背景。

②智利型：陆缘弧一海沟，大洋板块沿陆缘俯冲于大火山弧为陆缘弧，而非岛弧，岩浆弧基底为大陆壳，如东太平洋智利。此类型俯冲边界俯冲角度小，较为年轻，为挤压的构造环境，可形成大规模的高原（安第斯高原）。

③汤加型：大洋岛弧一海沟，岛弧以洋壳为基底，是两大洋板块之间的俯冲边界，如马里亚纳海沟一汤加弧体系，是太平洋板块与菲律宾板块之间俯冲边界。（2）碰撞边界：当敛合边界两侧都是陆壳板块，即古大洋板块已全部俯冲消亡，两陆块直接碰撞，故称为碰撞边界，由于它使两个陆块缝合在一起，故又称缝合带。又可分为两种。

①陆—陆碰撞：大陆—大陆碰撞，典型的如印度次大陆和欧亚大陆沿稚鲁藏布缝合带碰撞，陆壳板块可插入另一陆壳板块之下继续俯冲，形成宏伟的山系，并伴有广泛的区域变质和岩浆侵入活动。

②弧-陆碰撞：岛弧-大陆碰撞，如我国台湾岛弧和亚洲大陆的碰撞。规模稍小，力度弱。

4.转换型板块边界：即转换断层，其两侧板块作走滑运动，其应力状态是剪切的，沿转换边界，岩石圈既不增生，也不消亡。大型大陆转换断层的实例是加里福尼亚的圣安德烈斯断层。

5.大陆边缘指一个大陆的边部：可分为（1）被动大陆边缘（大西洋型）；

（2）活动大陆边缘（太平洋型）

A 西太平洋型（海沟-岛弧-弧后盆地[-大陆弧] 型）

B 安第斯型（海沟-大陆弧型）

6.板块运动模式：大洋板块从中脊形成后，地慢对流体像机器传送带一样，驮

载着洋壳板块向两侧运动，到达海沟，遇到大陆板块时，由于洋壳板块密度大，位置低，便沿着海沟俯冲于大陆板块之下，俯冲的洋壳板块达到一定深度时，即熔融而消失，洋壳俯冲殆尽后，大陆发生碰撞，形成造山带。

7.威尔逊旋回：a.大陆裂谷，b.窄大洋，c.成熟大洋，d.消减大洋，e.残余洋，f.洋盆闭合-大陆碰撞。整体经历着一个从大洋俯冲→大陆俯冲碰撞→碰撞后。Wilson旋回可以看出六个阶段中前三个阶段反映了大洋的形成和张开，后三个阶段则标志了大洋的收缩和关闭。扩张着的大洋，周缘广泛发育大西洋型大陆边缘，中脊大致位于大洋的中轴部位，收缩着的大洋，至少有一侧是太平洋型大陆边缘，大洋中脊位于偏于大洋的某一侧。由Wilson旋回可以看出，大洋的演化呈现为张开和关闭的旋回阶段，由于大洋盆地是全球最大的构造一地貌单元，它占据了地球表面的大部分，大洋开闭的旋回主宰了地球表层活动和演化全局。在某种程度上可以说：大洋发展演化旋回是板块构造学说的一个总纲，它体现了板块理论的精髓。

8．地幔对流：板块运动机制解释：地球深部热源上涌，导致地幔内形成两个方向相反的对流环，可与茶杯中水的加热过程类比。洋脊部位是密度较小的热流上升处，海沟俯冲带是对流环冷却后的下沉处（因密度增大也起到拉动洋脊扩张的作用）。岩石圈板块运动可类比为自动式传送带。球演化过程中可能出现过幕

式的全地幔对流（Larson et Hauri,1997），与长时期的双层对流有重大不同。这两种地幔过程的相互转换和交替可能是地球阶性演化的重要内在原因。

9．地幔柱的概念：地球深部核幔边界附近的高温低粘度层（D”层）可以产生柱状上升的热物质体。热物质体在经过地幔达到冷的岩石圈时，顶部常呈喇叭形张开，形成一个具有球状顶冠和狭窄尾柱的热物质体构造—热幔柱构造。热幔柱巨大的球状顶冠在上升过程中可以引起地壳上隆和大规模溢流玄武岩火山作用（形成大陆或大洋溢流玄武岩），并且可以造成区域变质作用，地壳熔融作用及不同规模地壳伸展。随上覆板块运动，热幔柱狭窄的尾柱会产生一系列热点火山链。（1）地幔柱的地质作用：发育三条放射状裂谷（Eg. Red Sea、Gulf of Aden、Eastern African Rift），其中一条由于岩浆活动变弱而蜕变为（aulacogen）拗拉槽---大洋盆地形成过程中的产物。

（2）地幔柱与板块的相互作用：板块的漂移可能使地幔柱顶冠偏向板块漂移方

向而不再对称。中国东部大规模岩浆活动与西太平洋超级地幔柱和地幔下降流可能有密切联系。

（3）地幔柱的化学成分特征：构成热点的大洋岛玄武岩的化学成分能较好地反映地幔柱的化学成分特征（地幔探针）与大洋中脊玄武岩相比，大洋岛玄武岩富含大离子不相容元素，并且有较高的87Sr/86Sr和较高（？）143Nd/144Nd。据此Compbell—Griffths（1992）认为热幔柱的化学成分特征反映元素源于富集型地幔（相当于下地幔）。有人认为在上升过程中，热幔柱头部化学成分是不断变化的，是有源区成分和捕获的地幔成分复合的特征，而热幔柱狭窄尾部在上升过程中近于基本上不捕获周围地幔物质，因而其化学成分变化主要反映源区化学成分。（4）地幔柱的运动特征：热幔柱的活动需要一个热边界层，这样的热边界层在地幔中的上下地幔界面的密度界面（670km ），或是核幔边界的D”层，一般认为是启动于核幔边界的D”层。Why？①理论分析表明：要产生直径为1000km 的热幔柱球状头部，形成大规模溢流玄武岩，热幔柱只有启动于下地幔底部才能完成；②热幔柱的化学成分特征表明它主要来源于富集型地幔（即下地幔）；如果D”层受到某种热扰动，其物质的粘度会降低，流动性增强，在热梯度的驱动下，所有受扰动作用的高温低粘度物质会向热边界层最低处汇聚，并在那里形成地幔柱。热幔柱上升速率是非常慢的，认为一个典型的热幔柱从D”层到达地表（或近地表）大约需要100Ma，其相对移动速度一般低于1cm/a，大规模的溢流玄武岩是热幔柱经过长期积累和捕虏周围地幔所形成的巨大球状顶冠减压熔融喷发产物，在通道打通之前，热幔柱不可能快速上升，因为上升过程和喷发过程都会导致热量的大量散失，从而减少地幔柱的活动能力。

（5）地幔对流对地幔柱运动的影响：一个新生的热幔柱从D”层启动后,上升至地表要穿过整个地幔对流层，地幔水平对流会改变热幔柱的直立形态，使其发生弯曲倾斜，大洋中许多孤立火山岛屿是热幔柱受地幔对流作用弯曲变形的结果。但近年来许多研究证据表明，地幔并非分层对流而是整体对流，对流速度很慢，尤其是下地幔基本上是无应力条件下的对流，因此，多数学者认为地幔对流对热幔柱不会有明显影响，所以热幔柱这种固定属性使其成为测量全球板块运动的最佳坐标系。

（6）地幔柱构造与板块构造关系：丸山茂德（1994）指出，联合古陆中部链状

地幔喷流的上涌，使大西洋张开，D”层成因的超级地幔柱在大西洋中脊之下呈链状排列，说明中脊被下面链状地幔喷流柱固定住，但多少出现了小范围的水平位移，如此，大西洋中的板块驱动力可能是核幔边界形成的地幔柱，即板块构造受到地幔柱构造的控制。在俯冲带位于北面（爪哇海沟）的印度洋和两侧都有俯冲带的太平洋，中脊与超级地幔柱无关。这意味着在俯冲带发育时，板块构造与地幔柱无关。

（7）地幔柱构造与威尔逊旋回：超大陆是因地幔柱的上涌而裂开的。分离出的大陆随时间移动到超大洋内，并任意分布。此时俯冲带在地球表面发育是任意的。它们提供冷物质（板块）进入地幔，成为位于670km的停滞岩块，并在下地幔形成任意分布的下降流，一旦小规模的冷地幔柱汇集形成较大规模的下降流，所有大陆岩石圈就会朝冷地幔柱移动形成超大陆。威尔逊旋回可分为早期和晚期阶段。早期阶段的特点是下地幔内任意分布有地幔柱；晚期阶段的特点是下地幔中只有一个超级冷地幔柱，所有大陆岩石圈都被移动直至被吞没其中。地幔柱的活动是幕式的。根据地球的显生宙历史判断，一个威尔逊旋回的周期可能是800Ma。（8）全球构造：地幔柱与板块构造的有机结合。丸山茂德（S.Maruyama）等日本学者根据地层（P波）层析成像技术得到的全地幔内部结构和对板块下插历史追踪的研究结果，认为地幔柱和板块并非互相独立，二者构成一个统一的构造体系—全球构造体系。

（9）超级冷地幔柱的形成：海洋板块俯冲到670km深处，在那里岩石圈物质滞留下沉（由于相转变的吸热性质引起灾变性重力塌陷），这样就形成冷地幔喷流柱向下朝外地核流动。如果许多俯冲带在空间上象亚洲P-J那样紧密排列，那么就会产生巨型的冷地幔柱，这样冷地幔柱一旦发育起来，就会强烈影响下地幔中大规模的地幔对流，所有漂浮在上地幔上的大陆都会指向这种超级冷地幔喷流柱，最后所有的大陆都会聚在一起，形成一个地表超大陆。这种超级冷地幔柱的寿命可能是4-5亿年。从全局看，滞流板块的下落和地幔柱上升必然是成对现象。一般把下落的滞流板块称为“冷幔柱”，上升的地幔物质称为“热幔柱”。地幔全局性物质对流主要是由这种下落的冷幔柱和向上运动的热幔柱所支配。在现在的地球上，位于南太平洋和南非之下的两个上升的超级热幔柱和亚洲大陆之下的下降的超级冷幔柱制约着整个地球物质的运动。

第二章糜棱岩

1.糜棱岩概念：糜棱岩是韧性变形的构造岩，也是一种具有绿片岩相矿物组合的变质岩，一般呈线形分布。糜棱岩化是大颗粒变化为小颗粒和体量增大过程，由此造就可能的储矿空间。糜棱岩具多样性，不均匀性与选择性。

2. 碎裂岩与糜棱岩：碎裂岩发育深度0-11km，温度一般低于300℃，糜棱岩形成深度11-22km。石英塑性变形深度11km，温度＞300℃，长石塑性变形深度22km，温度＞450℃。300℃（11km）-450℃（22km）为绿片岩相变质，＞450℃为角闪-麻粒岩相变质。

3.矿物变形( 易至难)：Cal——Q ——Mica ——Pl ——Hb—— Pyr。

4.以石英为例解释糜棱岩发育的三个阶段。第一阶段，韧性变形阶段，产生波状消光、变形纹和拔丝构造。第二阶段，恢复阶段，发生亚颗粒化和产生小角度晶界。第三阶段，重结晶阶段，包括静态重结晶和动态重结晶。产生大角度晶界，薄片上呈正六边形，空间上呈十四面体。

5.广义糜棱岩

6.超糜棱岩：是碎斑(残斑)小于2mm，基质中石英达90％的糜棱岩。残斑仅有长石。

7.千枚状糜棱岩（千糜岩）：含众多新生片状绿片岩相矿物，常见重结晶板状石英，含少量眼球体的糜棱岩。

8.假熔岩、断层玻化岩、玻基碎裂岩和玻基糜棱岩的特点：主要沿断裂面分布，有时呈脉状、树枝状贯入于断层附近；硬而黑，含岩屑；玻基呈流动状、条带状；长石、石英可被熔蚀。

9.玻化岩：0-10km浅层形成，1916年命名，强磨擦作用下形成的脉状、暗色隐晶质岩石。脉宽mm级，是断层岩的一种。单偏光镜下呈淡灰绿色，正交偏光

镜下，均质，全消光。最可能成因是浅层地震，而不是中深地壳糜梭岩化。地震玻化岩：是地震诱发高速强磨擦-部分熔融-快速冷却的上地壳玻璃质“皮壳状”岩石，发育于局部带，是一种玄武玻璃。还有一种叫做玻化长英质脉岩，常产于在超镁铁岩块之间，脉宽不超过20cm。

10.糜棱岩产出位置：①韧性剪切带中，是韧性剪切带的标志之一；②花岗岩与围岩边界。

11.石英韧性变形：第1阶段韧性变形：石英变形。波状消光；石英底面{001} 的挠曲、起伏、晶格滑移。变形纹；透镜状条带，貌似聚片双晶实为沿柱面破裂，无双晶的对称消光。勃姆纹，常是沿底面的破裂，并充填次生包裹体；破碎、重结晶边缘细粒带。

第2阶段恢复构造(亚颗粒化)亚颗(晶)粒化。首先出现在母晶边缘，使母晶呈多边形化(锯齿化)是新生晶粒雏形相邻小晶粒间的错位角＜7°/4°

第3阶段重结晶构造(1)核幔构造(+拔丝构造)重结晶，(大角度晶界)稳定态为正六边形(二维)、十四面体形(三维)。重结晶构造(2)静态重结晶：围压下，晶界平直；动态重结晶：持续剪切应力下，边界锯齿状。

12.石英的韧性变形特点：a低温，颗粒边界不规则且有小的碎裂颗粒产生；

b中温，亚颗粒旋转重结晶，石英碎斑拉长呈丝带状，核幔构造发育；

c高温，颗粒边界迁移重结晶，颗粒形态大小不规则，缝合带发育。

13.钾长石韧性变形特征：面理内褶皱，微裂缝，垂直于微裂缝生长的火焰状条纹长石，高度扁平的钾长石颗粒中波状消光，钾长石中膝折构造，含帘石类的新生条带，

14.斜长石韧性变形特征：①低温低应变：长石由动态重结晶和塑形变形的石英颗粒包围，长石圆化，长石中存在共轭裂缝；②低温高应变：斜长石的核幔构造，双晶弱弯曲，老的颗粒中有波状消光；③中温低应变：斜长石的亚颗粒化，亚颗粒间双晶连续但发生偏转。④中温高应变：完全重结晶的斜长石（亚）颗粒形成透镜体。

15.糜棱岩研究实例-河台-合浦韧性剪切带。在长英质糜棱岩中可以通过测定石英颗粒中同运动气液包裹体的均一温度及由此获得的捕获温度来确定糜棱岩形成时的温度范围。同运动石英气液包裹体判别标准：发生在与糜棱面理平行的微

裂隙中，通常跨越相邻的石英颗粒边界。

第三章变质核杂岩

1.变质核杂岩（metamorphic core complex）是被构造上拆离及伸展的未变质沉积盖层所覆、呈孤立的平缓弯形或拱形强烈变形的变质岩和侵人岩构成的隆起。是一些由强烈变形变质岩和侵入岩组成的、孤立平缓穹形隆起、其上覆盖构造上被拆离及伸展的未变质沉积盖层。糜棱岩化和线形糜棱岩带常伴随伸展应力发生。

2.变质核杂岩几何学特征：①空间上呈穹隆状或长垣状孤立隆起，通常具有翼缓的特征；②核部主要由变质岩和中酸性岩浆侵入体组成；③变质核杂岩顶部和周缘以韧性剪切带为代表的拆离断层与上盘未变质岩石切割；④拆离断层上盘岩石以脆性变形为主，断层通常会叠瓦状排列；⑤脆性断裂和韧性断裂的运动方向具有一致性，反映了统一的运动方式。

3.变质核杂岩的特点：①脆性断裂作用和韧性断层共存；②沉积岩、变质岩和岩浆岩共存；③岩浆作用、变质作用和沉积作用共同作用。

4.拆离断层：拆离断层(detachment fault) 最早由Pierce于1963年提出，当时是指叠瓦状逆冲断层的底板断层，即滑脱面。Davis 1980年将其应用于伸展构造，定义为“结晶变质基底杂岩与上覆沉积盖层之间的大型低角度正断层或伸展断层”。即分割变质核杂岩与上盘岩石的并将这两种构造层次相差很大的岩石单元叠置于一起的大规模低角度正断层。

5.拆离断层的特征：1）.将未变质的浅构造层次岩石叠置于强烈变质变形的深构造层次岩石之上；2）.规模巨大，一般具有区域性,三维呈穹状；3）.位移量大，可达数10 km；4）.上盘以一期或多期正断层形式伸展，这些正断层呈铲状或多米诺状，向下并入拆离断层；5）.拆离断层具有特征的构造岩系，即糜棱岩、绿泥石化角砾岩(含假熔岩)、断层角砾和断层泥。它们自下而上顺序产出，向上变新并且发生后者对前者的叠加，各类构造岩的发育厚度也依次变薄。

6.变质核杂岩形成的基本构造物理条件：（1）上下构造层的密度反转；（2）热（力）挠动。因而必定产生于活动构造背景，特别是伸展大地构造环境，主要是造山带晚期坍塌的产物。

7.变质核杂岩产生模式。模式一：由于低角度正断层作用产生变质核杂岩。模式