8.2地球内部岩浆过程地球化学

8.2 地球内部岩浆过程地球化学

　　以硅酸盐为主体的地壳和地幔物质在地球内部的高温条件下将发生熔融，形成岩浆。岩浆是一种十分复杂的流体相，在构造应力等的作用下可发生迁移、上侵，形成不同类型的岩石。部分熔融和岩浆迁移是导致地球物质成份分异演化的重要机制。其结果使得一部分元素富集在地球外部和表层，另一部分元素残留在地球深部。处于地球表层和深部的硅酸盐会不断地调整其成份和结构，以适应各自的物理化学环境。地球化学热力学，实验地球化学，微量元素和同位素在研究岩浆过程的性质和行为方面具有重要的作用。

8.2.1 部分熔融与岩浆的形成

　　按照正常的地深增温率，地球深部的岩石不能发生熔融。因为随深度加大，压力也迅速增长，增压提高了物质的熔点，抵销了地深增温效应。因此，地球内部的熔融作用不是普遍发生的。已经提到，全球构造岩浆活动的能源主要来自放射性同位素衰变的热量，只有那些能量能被保持并聚集的部位，热异常才能使岩石产生部分熔融。因此，地球内部不存在一个统一的“岩浆源”，每一份岩浆都有自己的特殊性。它取决于部分熔融作用发生的构造部位、压力、温度、母岩的成份及部分熔融的程度等。

1.部分熔融的类型

由主要造岩矿物组成的硅酸盐体系发生部分熔融时有两种基本类型：

对于连续固熔体体系，如Mg2SiO4－Fe2SiO4、CaAl2Si2O8—NaAlSi2O8 等

二元系，当温度升高时，从均匀的固相中首先熔中低熔点组份的岩浆，体系

变为由固、熔两相组成。这时残余固相更富难熔的端元组份，而开始出现熔

体相的温度位于二端元组份，的熔点之间。

对于共结系，如透辉石—钙长石系、白榴石—石英系、镁橄榄石—石英

系等。共结系的一个主要特点是存在一个共结点（共熔点），共结温度低于

任一纯端元组份的熔点，共结成份也是固定的。当这样的体系升温到熔出具

有共结成份的熔体相时，残余固相则富体系中相对于共结点过剩的组份。

对于一个成份比较复杂的硅酸盐体系发生部分熔融时，它们同样经历一

个从固相转变为固相加熔体相的过程，而且熔体富含低熔组份，残余固相富

含难熔组份，只是过程更会复杂和多样。开始熔融的温度则主要取决于体系

的化学成份。

2.影响部分熔融的因素

体系的化学组份对部分熔融过程有重要影响。在以硅酸盐造岩矿物为主

的壳幔岩石中，K2O，Na2O，Al2O3，SiO2 等被称为易熔组份；MgO，FeO，CaO，

TiO2，P2O5 为难熔组份。对于富含水的以硅质和粘土质（Al，Si，K，Na）为

主要成份的地壳岩石在温度为650℃左右时便开始熔融，主要形成花岗岩岩

浆；而对于缺水的以橄榄石、辉石、钙长石等为主要矿物成份的地幔岩石，

其初熔温度在1000℃以上，部分熔融主要形成玄武岩岩浆。

部分熔融是一个升温过程，但不是简单的持续升温。对于共结系，当温

度到达共熔点时，出现初熔相，体系将停止升温。连续固熔体的部分熔融则

是以缓慢增温进行。对于一个同时包含共结关系和固熔系列的复杂体系的部分熔融，其温度的变化呈现一种多阶梯状的复杂升温曲线。这种体系的初熔

温度和全熔温度可能有很大的差别，如含水的石英闪长岩成分的岩石，初熔

温度约为700℃，熔出富石英、钠长石和钾长石组份的熔体相，但其斜长石

端元组份的熔融温度在1200℃。

压力变化对部分熔融的影响有二种状况。当岩压或无水体系的千压增大

时，对多数矿物而言，将提高其熔融温度。而当有H2O 和CO2 等挥发分存在

时，将降低物质的熔融温度（图8.3）。因此，水和挥发分是一种良好的助

熔剂。这种水压对熔融温度的影响，其变化率可高达100℃/108Pa。

物质的含水性常受构造环境制约。位于板块的俯冲带或岛弧地区，由于

大洋板块携带着富水的沉积物伸入地幔，使其上方的楔形地幔区获得水分，

从而降低熔融温度。加上构造俯冲中的应力释放提供一定的热量，使地幔物

质的部分熔融更加有利。因此，板块消减带是岩浆活动最发育的地段。构造

断裂也是诱导岩石产生部分熔融的重要因素。断裂活动使地壳深部发生局部

减压，总压降低能够降低岩石的初熔温度，从而促进深部物质的部分熔融，

称为构造诱发作用。大陆地壳大面积的混合花岗岩的形成可能与这种作用有

关。

3.地幔的部分熔融

地幔是一个处在高温高压下的复杂硅酸盐体系。按照林伍德的地幔岩模

型，其化学成分相当于三分橄榄岩加一分玄武岩。其中橄榄石可占70％、辉

石可占20％以上。地幔的不同深度（如岩石圈地幔和软流圈地幔）和不同构

造环境下的部分熔融性质和状态是很不一样的。维诺格拉多夫用下面反应简

略地说明地幔部分熔融的化学模型：

2MgSiO3 Mg2SiO4+SiO2

OPX（斜顽辉石）S Ol（镁橄榄石）S Q（石英）L

式中Opx 的熔点为1557℃，Ol 的熔点为1910℃。在干体系中加热到1557

℃时斜顽辉石发生熔融，分解为固相的镁橄榄石和熔体相的SiO2。易熔的SiO2

组份代表了相对富SiO2 的玄武岩浆，固相镁橄榄石代表了地幔部分熔融的残

留物——橄榄岩和纯橄榄岩。实际过程当然要复杂得多。

进一步可以用Mg2SiO4—CaAl2Si2O8—SiO2三元系相图近似地描写地幔部

分熔融的过程（图8.4）。图中梯形框为自然界常见玄武岩的化学成分范围。

地幔平均成分位于梯形框左下方由橄榄石、辉石、尖晶石所限定的区域，当

地幔物质升温至达到初熔温度时，大约相当于D 点成分的熔点首先析出，其

成分相当于石英拉斑玄武岩。当部分熔融继续时，熔出物成分沿DC 线发展，

残余固相则更朝向以橄榄岩和纯橄榄岩为主的成分。温度继续升高，部分熔

融程度到达C 点时，开始有镁橄揽石成分进入熔相，形成的岩浆成分相当于

橄榄玄武岩岩浆。当温度升高至全部熔融时，便形成了橄榄岩岩浆。ABCD 为

岩浆结晶过程演化线。

曾研究过不同温压条件下天然含尖晶石、石榴子石橄榄岩的部分熔融作

用及矿物的消失顺序。发现最先消失的矿物是单斜辉石和尖晶石，其次是石

榴子石和斜方辉石，最后的残留固相都是镁橄榄石。

上述关于地幔部分熔融的图像，是根据简化的相图关系和主要矿物成分得出的。但是，根据70 年代末期发展起来的微量元素地球化学及其中的岩浆

过程微量元素定量模型，两者所得出的结论是不一致的。如根据稀土元素计

算，产生金伯利岩的岩浆应是地幔很低程度部分熔融的产物。碱性玄武岩的

部分熔融程度一般说来也应低于拉斑玄武岩。

8.2.2 地球内部的矿物组成、化学反应及相变

地球内部特别是地幔条件下发生的各种化学反应和相变可以采用高温高

压技术进行模拟。它可以提供地球深部主要元素存在状态、部分熔融时元素

的固液相分配及矿物相变的条件等许多重要信息。现代高温高压技术已可达

到下地幔深度的温压状态。因此，这项技术是了解地球深部物理化学环境、

揭示地球内部化学演化的必不可少的手段。

1.矿物组成与相变

地球内部岩石的矿物组成、化学反应和相变，由浅至深，据目前取得的

资料，主要是：

1）在10kb 以内，斜长石和似长石类矿物是稳定的。这一区间内的主要

矿物组合是斜长石、似长石类矿物、单斜辉石、斜方辉石和橄榄石。在含水

的情况下可出现云母和角闪石等含水矿物。

2）10～20kb，斜长石变得不稳定，将产生以下的反应形成含铝辉石、硬

玉和尖晶石等。

CaAl2Si2O8＋2MgSiO3—→CaMgSi2O6＋MgAl2SiO6＋SiO2

NaAlSi3O8＋NaAlSiO4—→2NaAlSi2O6(硬玉)

CaAl2Si2O8＋2(Mg，Fe)2SiO4—→(Mg，Fe)Al2O4(尖晶石)

＋Ca(Mg，Fe)Si2O6＋(Mg，Fe)2Si2O6

(Mg,Fe)2Si2O6＋(MgFe)Al2O4—→(Mg,Fe)Al2SiO6

＋(Mg，Fe)2SiO4

这些反应和相变主要发生在麻粒岩相变质作用和形成尖晶石二辉橄榄

岩。

3）在25kb 以上，主要相变为含铝的辉石逐渐开始消失，形成石榴子石，

其矿物组合大致有橄榄石（57％），含铝的单斜辉石（12％）和斜方辉石（17

％）以及石榴子石（14％）。主要反应是：

(Mg,Fe)2Si2O6+(Mg,Fe)Al2SiO6—→(Mg,Fe)3Al2Si3O12

CaAl2SiO6＋2MgSiO3—→CaMgAl2Si3O12

这些相变主要发生在榴辉岩相变质作用和石榴子石二辉橄榄岩的形成。

4）100～250kb（相当于400km 至670km）压力下，橄榄石和辉石变成更

紧密堆积矿物。Mg2SiO4 在150kb 时变成β相尖晶石型结构，体积减少7.3％，

在220kb 时转变成真正的尖晶石型结构，体积又减少2.3％。钙铁石榴子石

变成钙钛矿型结构和钛铁矿型固熔体。斜方辉石变成β相，最后分解成斯石

英和尖晶石型结构的（Mg，Fe）2SiO4。因此推测的主要矿物组成是57％的β

型橄榄石与尖晶石型橄榄石，以及43％的β型斜方辉石和斯石英。

5）250kb 以上，尖晶石型Mg2SiO4 分解成方镁石（MgO）和MgSiO3，体积

减少9.3％。再变为方镁石和斯石英。推测其主要矿物组合为方镁石（29％），斯石英（22％），钛铁矿型固熔体（Mg，Fe）SiO3·Al2O3（24％），钙钛矿

型固熔体（Ca，Fe）SiO3（23％）以及铁酸钙结构的NaAlSiO4（2％）。

2.干熔融与湿熔融

上节指出，地球内部不同矿物组合的岩石在部分熔融提取岩浆时，含水

体系和不含水体系的矿物熔点有很大的差别。

不含水体系熔融时，矿物的熔点随压力增加而增加。在地幔条件下矿物

的熔融顺序是：首先为硬玉、尖晶石和石榴子石（如（30kb 下硬玉的熔点约

1300℃），其次是单斜辉石，30kb 时熔点为1700℃，再次是斜方辉石，最后

熔融的是橄榄石。在低压下斜长石的熔点甚至比橄榄石还要高。

在含水体系熔融时，对不含水的矿物，其熔融温度随压力的增加而下降。

但对含水矿物，其熔融温度随压力增加而增加（图8.5）。然而在一定的更

高压力下，含水矿物（黑云母、白云母、角闪石等）将分解出水，变成不稳

定矿物。斜长石在有水压条件下，其熔点将急剧下降，在约10kbar 水压时就

成为最易熔的矿物。这种情况如图8.5 所示。（Mg，Fe）2SiO4—（Mg，Fe）

SiO3 体系在含水时部分熔融可提取更多的SiO2，使得提取的岩浆从碱性玄武

岩浆变为拉斑玄武岩浆。

3.主元素行为

Al 是中等离子半径元素（0.57A），和氧离子半径（1.32A）之比为0.43。

近似地位于配位数为4 和6 的界限数值（0.415）。因而决定了Al 有两种配

位的可能。因此Al 在低压下为四次配位，形成长石类矿物。在中等压力下具

有六、四二种配位，形成含Al 的辉石类矿物。在高压下主要成六次配位，形

成石榴子石。

SiO2 在高压干体系下可从矿物中分离出来，如斜长石分解成硬玉、铝辉

石和二氧化硅。在高压含水体系提取岩浆时，SiO2 受到斜方辉石、水和氧逸

度等的控制。斜方辉石和水的存在可使提取的岩浆富SiO2，使橄榄石沉淀。

而氧逸度的增加可以使FeO 变成磁铁矿，岩浆由不饱和变成饱和。

碱金属Na，K 在高压下主要受硬玉的控制。高压下Na，K 从长石进入硬

玉，而部分熔融提取岩浆时，硬玉最先熔融，因此低程度的部分熔融必然富

K，Na，形成碱性玄武岩浆。

8.2.3 岩浆的板块构造分类

1.岩浆系列

岩浆系列是指一系列侵位于地壳之内或喷出于地表之上的一组密切相关

的岩浆类型。目前已识别出三种基本的岩浆系列，它们是拉斑玄武岩系列，

钙—碱性系列和碱性系列。岩浆系列和岩系，并没有严格区分其异同，通常

岩系是指具有某些共同化学属性的所有火山岩组合。关于岩系的划分及名称

尚未统一，有二分法，三分法及四分法。三分法把岩系划分成拉斑玄武岩系、

高铝玄武岩系和碱性玄武岩系（Kuno，1966）。因此岩浆系列和岩系是既相

同又不完全一致的术语和概念。似乎岩浆系列比岩系具有更广泛的一种含

义。

表8.2 列出了各类岩浆系列中的一些主要火成岩类的SiO2 和K2O 含量及主要矿物组成。每一岩浆系列中可以形成不同的岩石，它主要取决于原岩的

不同程度的部分熔融和岩浆形成之后的晶体、流体分离作用等。如果在一个

系列中同时出现长英质和镁铁质占优势的岩石，则称之为双峰系列（双峰模

式）。

拉斑玄武岩系列的主要岩类是拉斑玄武岩——一种含少量或不含橄榄石

的玄武岩。钙—碱系列最大的特点是火山岩地体中以安山岩为主，深成岩地

体中以花岗闪长岩占优势，以及少量的拉斑玄武岩、流纹英安岩、流纹岩和

橄榄安粗岩（或它们相同成分的侵入岩）。碱性系列是三系列中丰度最小的

类型，以碱性玄武岩为特征。碱性玄武岩是一种含橄榄石的玄武岩，它相对

富含碱性元素。此外它尚含有数量不定的富碱岩石，如粗面岩、粗安岩和响

岩。苦橄岩则是一种少见的含橄榄石的玄武岩，其产状多变。

2.岩浆的板块构造分类

按照板块构造观点，上述三个岩浆系列的空间分布是极其不同的。绝大

多数岩浆产生在板块的边缘（转换断层例外）。岩浆产生的主要环境可分为

板块边缘和板块内部二大类，并进一步可划分成七种板块构造背景（表

8.3）。它们有如下一些特点：

1）地球上产生岩浆的主要位置是板块边缘的洋脊和俯冲带，即板块生长

和消亡的边缘。板块内部环境，如大洋盆地、大陆裂谷系和大陆稳定地块等，

虽有岩浆活动，但数量较少。

2）洋脊和边缘海的火山作用所产生的拉斑玄武岩，因其碱性元素含量低，通常称为低钾拉斑玄武岩。除低钾外，玄武岩中大离子亲石元

素和稀土元素均较低。87Sr/86Sr 比值低。

3）与俯冲带有关的岩浆，属于钙—碱系列。这种岩浆系列的特征是K/Rb

比值低，稀土模式为富集型，87Sr/86Sr 比值较高。最发育的火山岩为安山岩，

最发育的侵入岩为花岗闪长岩。钙—碱性岩浆的形成有若干种过程，包括拉

斑玄武岩浆的结晶分异、深海沉积物和大陆沉积物的部分熔融、含水橄榄岩

在60km 以内深处的部分熔融、以及俯冲带下上升地幔的底辟作用致使下地壳

发生部分熔融等。

4）大洋盆地内的岩浆火山作用形成岛屿和海山。以拉斑玄武岩和碱性玄

武岩为特征。这种火山岩呈富集型稀土模式，87Sr/86Sr 比值较低，碱金属和

许多微量元素中等至高含量。这类火山岩浆作用被认为是大洋岩石圈板块移

动时，越过地幔热涌流（热点）之上而发生的。

5）大陆裂谷系的火山岩是拉斑玄武岩和碱性玄武岩，有时呈双峰模式。

它们富碱和有关微量元素，富集型稀土模式，87Sr/86Sr 比值变化较宽。大陆

裂谷和稳定地块岩浆的产生主要和上地幔橄榄岩不同程度的部分熔融、遭受

结晶分异、地壳和围岩的混染反应等的影响有关。

6）克拉通区的火成岩少见。主要为小型侵入杂岩体和小火山区。岩石为

典型的富碱岩类。具有特殊意义的金伯利岩含有上地幔碎片和高压矿物金刚

石，表明其岩浆源于≥200km 深处。

7）碰撞带以可变的火成岩组合以及随消减带演化而逐渐变化的岩石类型

为特征。恰在碰撞时，上复板块的岩浆为钙—碱性火山活动。随着地壳加厚，

逐渐让位于双峰式火山活动和局部碱性火山作用。同碰撞带相伴随的双峰式

火山岩的地球化学特征，类似于大陆裂谷火山岩，并且有相似的成因。

基本上，岩浆的分布与地壳和上地幔所处的构造应力状况有关。洋脊、

边缘海盆和大陆裂谷属于张应力环境，以拉斑玄武岩系列为特征。但对大陆

裂谷，可同时出现拉斑玄武岩系列和碱性系列，或只出现其中一个系列。压

应力占主导地位的消减（俯冲）带，主要产生钙—碱性系列岩石。大洋盆地

和大陆克拉通属于挤压或拉张作用微弱的地区，则以碱性系列和拉斑玄武岩

系列为特征。

岩浆系列和岩石构造环境的研究对岩石成因、以及整个地球的形成和演

化，都具有重要意义。在这方面微量元素具有特殊的作用。许多构造环境不

同的岩石，它们有大致相同的岩类和主要组分，但其微量元素会有显著的差

异。如低钾拉斑玄武岩和碱性玄武岩中的Rb，Ba 等元素含量可相差1—2 个

数量级。现在已有若干种用来判别岩石构造环境的微量元素图解方法。对于

不同构造环境下各类岩石的主要地球化学特征，在下一节专门叙述。

8.2.4 玄武岩的成因和分类

玄武岩来源于莫霍面之下的上地幔，这是确实的。通过对玄武岩的研究，

反过来对上地幔的组成和性质有了更具体的认识，但是各种不同类型的玄武

岩究竟在什么条件和环境下产生并不十分清楚，依然是需要进一步工作和探

讨的问题。

玄武岩的理论矿物成分变化很大，也有各种分类方法。但是地球化学讨

论中最常用的分类方法是根据标准矿物分子式和主要矿物的四面体图解（图

8.6）。它最初是由约德和蒂利等人根据低压（＜10kb）无水体系四元素实验

作出来的。四面体内有两个界面，一个是单斜辉石、斜方辉石、斜长石界面，

称为SiO2 饱和面。另一个是单斜辉石、橄榄石、斜长石界面，称为SiO2 不饱

和面。两个界面把这个四面体区分为过饱和区、饱和区和不饱和区三个部分。

他们称不饱和面为热界面，是液相面上温度最高的脊线，如同堤坝一样，所

以又称热坝。以热坝为界，玄武岩可以分成两个系列，右侧为拉斑玄武岩系

列，左侧为碱性玄武岩系列，右侧拉斑玄武岩浆分异的趋势是通过橄榄石、

斜长石和单斜辉石的不断结晶，使残余岩浆朝着饱和程度增加方向变化，形

成石英拉斑玄武岩。左侧碱性玄武岩系列的演化结果是使残余岩浆向不饱和

程度增加方向变化，直到岩浆达到响岩质成分。热坝两侧是独立的二种岩浆，

前者朝富硅方向演化，后者朝富碱方向演化，彼此不能跨越热坝向对方演化。

后来，约蒂对玄武岩进行了高压实验，发现高压下热坝并不存在，岩浆演化

可以跨越热坝，情况较复杂。

根据这种四面体图解，可以划分出以下四种类型的玄武岩。

石英拉斑玄武岩位于斜方辉石、单斜辉石、斜长石、石英小四面体内。

在含水的情况下可出现角闪石。

橄榄拉斑玄武岩位于两个界面之间的四面体内。

橄榄玄武岩矿物组成在热界面上或附近。

碱性玄武岩矿物组成在不饱和区的四面体内。根据钾、钠含量和霞石含

量的不同，又可进一步分成碱性橄榄玄武岩（霞石少于5％），碧玄岩（霞

石大于5％），橄榄霞石岩（以霞石、单斜辉石和橄榄石为主要矿物，无长

石矿物）和白榴石岩（出现白榴石）等。碱性玄武岩还常区分成钠质或钾质。

前者Na/K＞1，后者K/Na＞1，钾含量常大于2％。

在区分碱性和拉斑玄武岩时，经常采用硅（SiO2）—碱（K2O+Na2O）图。

分界线之上为碱性玄武岩，之下为拉斑玄武岩。

在地壳上地幔演化和板块构造体系中，还常用到高铝玄武岩的概念。它一般指岩石中Al2O3 含量高达15％—19％左右的岩石。它常分布在俯冲带岛

弧地区拉斑玄武岩之后远离海沟的地区。

8.2.5 各种构造环境深源岩石的地球化学特征

地球上各主要构造环境中深源岩石的主要元素和某些微量元素的组成列

于表8.4。现对各类岩石的特征分别简述如下：

1.大洋中脊玄武岩

主要矿物组成为橄榄石、斜长石、单斜辉石，以及少量的斜方辉石。橄

榄石的Fo 值在85—88，斜长石中An 分子占70％—80％，Fe3+/Fe2+在0.3

左右。

锶、钕同位素具有亏损地幔源的特征。87Sr/86Sr 变化在0.7025 —

0.7030，平均为0.70266。εNd 值在+9～+11 之间。143Nd/144Nd 在0.5131—

0.5132 之间。铅同位素组成是海洋玄武岩中最低的。206Pb/204Pb 在17.5—

18.5，207Pb/204Pb 在15.40～15.50，208Pb/204Pb 在37.40～38.10，207Pb/204Pb～

206Pb/204Pb 具线性相关，显示近10 亿年的等时线年龄。206Pb/204Pb 与

87Sr/86Sr 呈现正相关。143Nd/144Nd 与87Sr/86Sr，143Nd/144Nd 与206Pb/204Pb

呈负相关性。具有地幔源的氦同位素特征，3He/4He 为1.2×10-5～1.5×10-

5，是大气氦值的9 倍。40Ar/36Ar 值大于1500。δ18O≥5.8。

微量元素中大离子亲石元素是所有玄武岩中最亏损的（图5.15）。Ni，

Cr，Y，Zr，Ti 等元素相对比较富集。球粒陨石标准化稀土配分模式表现为

轻稀土亏损型，无Eu 异常。球粒陨石标准化值在水平部分接近10，La/Sm

比变化范围小，接近0.5。Th/U≈2，K/Rb 比在500～2000 左右，Zr/Sr 比变

化较大，约0.3～1.4，Zr/Sr～Ba/Sr 表现为反相关。

根据岩石中主要元素、微量元素和同位素的特征，大洋中脊玄武岩还可以有正常型（N），过渡型（T）和地幔柱型（P）之分。

2.洋岛和大陆板内碱性玄武岩

主要矿物组成为橄榄石、单斜辉石和斜长石。斜长石中An 分子占50％

－60％。Fe3+/Fe3+～ 0.7。锶和钕同位素显示略亏损特征。87Sr/86Sr 在

0.7030～0.7040 之间，Nd 在+3～＋8。206Pb/204Pb≈17.75～21，207Pb/204Pb

≈15.50～15.80，208Pb/204pb≈37.5～39.0，铅同位素在所有各类玄武岩中

有最高的值和最大的变化范围。Pb－Pb 同位素常具线性关系，其等时线年龄

在12.6～25 亿年之间。Nd—Sr 同位素有负相关性。Sr—Pb 同位素多数情况

下为反相关，有时无线性相关，甚至正相关。3He/4He 值达2×10-5—3×10-

5，是大气氦的15—20 倍，表现为深部地幔源的特征。δ18O 一般小于5.8。

大离子亲石元素表现为高度富集特征，一般比原始地幔富集30—80 倍。

K/Rb～400，Th/U～4。Zr/Sr 比变化小，在0.2—0.3 之间。La/Sm 比变化范

围大。V 和SiO2 之间常表现为反相关。具有强烈的轻稀土富集模式，球粒陨

石标准化值可高达200～400。岩石的化学组成和同位素组成之间没有明确的

关系。

3.岛弧火山岩

包括拉斑、钙碱系列岩石和粗安岩。其化学成分和矿物成分变化较大。

一般有较大的Sr 同位素变化范围和较小的Nd，Pb 同位素变化范围。同位素

之间有良好的相关性。同位素与微量元素含量、比值，以及SiO2，K2O+Na2O

等之间也存在一定的相关性。可以符合二元或多元的混合模式。K/Rb 比在

200～400 之间。Zr/Sr～Ba/Sr 具有很大的变化范围和良好的正相关。V 和SiO2

也表现出反相关。

拉斑系列的87Sr/86Sr 在0.703～0.706 之间，δεNd 在+3～+5 左右。

3He/4He 在0.8×10-5～1.1×10-5 之间。钙碱系列的87Sr/86Sr 在0.704～

0.708，εNd 在0～-6。粗安岩系87Sr/86Sr＞0.7055。所有岩石的207Pb/204Pb

在15.50～15.75 之间，206Pb/204Pb 在17.4～18.5 左右。Th/U 比较高，在4

—7 之间。微量元素富集程度介于大洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩之间。

4.洋岛与大陆拉斑玄武岩

主要组份接近岛弧拉斑玄武岩，Ti 稍高。微量元素富集程度类似于碱性

玄武岩。有大的锶同位素变化范围，87Sr/86Sr 在0.7035～0.708 之间。大陆

溢流玄岩武的87Sr/86Sr 在0.7045 左右，εNd 平均值在零附近，变化于+5～

-5 间。206Pb/204Pb 在17.0～19.4 左右。

此外，还有以下几种深源岩石。

1.深源超镁铁岩包体

代表了岩石圈地幔或其熔融残余组份。主要为二辉橄榄岩，以及少量的

方辉橄榄岩、纯橄榄岩、辉石岩等。二辉橄榄岩主要矿物为橄榄石、斜方辉

石和单斜辉石，以及尖晶石和石榴子石，因而可分为尖晶石相和石榴子石相

两类。大量出露的是尖晶石二辉橄榄岩。二辉橄榄岩的主要元素如Al2O3，

CaO，TiO2 等与MgO 间有很好的相关性。

微量元素具明显的大离子亲石元素的亏损，稀土元素配分接近球粒陨石

值，富集、平坦、亏损模式都可出现。Cr，Ni 明显富集。包体的同位素组成

变化较大。87Sr/86Sr 可在0.702—0.705 之间变化，148Nd/144Nd 在0.5134～

0.5128 之间。包体内各矿物之间常存在同位素不平衡现象，尤其是Sr 同位素。极端情况下，87Sr/86Sr 范围可从0.702～0.712，εNd 可从+10 到-9。包

体中Pb 同位素资料极有限，但变化亦较大。3He/4He 在2×10-5-2.5×10-5，

有时有129Xe 异常。

2.太古代绿岩

太古代绿岩出现在太古代英云闪长岩体的边缘，是当时地幔派生的岩

石，为高度部分熔融的产物。熔点达1650℃，具有快速冷却形成的针状结构。

主要岩石组合为柯马提岩、高镁玄武岩和安山岩等。

柯马提岩是一种成分相当于橄榄岩的火山熔岩。矿物组成为橄榄岩、辉

石和铬尖晶石等。橄榄石的Fo 值在93 以上。化学组成上CaO/Al2O3≥1，

Al2O3/TiO2≈20。柯马提岩的锶同位素初始值和许多微量元素比值都和原始

地幔成分相近，如Ti/Zr≈110，Zr/Nb≈18，Ti/Y≈250。微量元素之间存在

线性关系。La/Sm 变化较大，在0.7～1.3 之间。

高Mg 质玄武岩和大洋中脊拉斑玄武岩相比，K，Na，Na/KSr，Zr，Fe3+/Fe2+

均较接近，但Mn，Ni，Cr，Co，Rb 及Fe/（Fe+Mg）值较高，Al，Ti 偏低。

一般有近于水平的稀土配分模式。

3.蛇绿岩套

蛇绿岩是一套由枕状火山熔岩、超基性一基性侵入岩和硅质岩组成的岩

套，被认为是板块碰撞缝合线的典型岩石。一套完整发育的蛇绿岩套从底部

至顶部出露的岩石类型依次为：超基性杂岩（方辉橄榄岩、二辉橄榄岩、纯

橄榄岩）；辉长杂岩；基性岩墙；基性火山杂岩（拉斑玄武岩或细碧岩）；

沉积岩系（燧石岩、页岩）。蛇绿岩套的87Sr/86Sr 有很大的范围，介于大洋

中脊玄武岩和海水之间，为0.702～0.709。εNd 相当于洋岛玄武岩，约+3～

+5。Pb 同位素组成接近岛弧岩石。δ18O 变化也很大，在4～12 之间。

　　本文标题：8.2地球内部岩浆过程地球化学
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