玄武岩的成因与构造环境

前文谈到，作为地幔部分熔融产生的岩浆作用形成的玄武岩广泛分布在地球表面，在板块汇聚带（俯冲带）、板块离散边界（洋中脊和大陆裂谷）以及板块内部（洋岛或者陆内热点型岩浆作用），都可以产生玄武岩，以下介绍三种构造环境产出的不同成分的玄武岩（路凤香和桑隆康，2002）。

1.洋中脊玄武岩（MORB）

指形成于洋中脊环境的玄武岩。大洋地壳厚度很薄，一般＜10km，成分主要是玄武质岩石和很薄的沉积物。洋中脊玄武岩岩浆一般是在较低压力及高温的条件下经高度部分熔融形成的，属于减压熔融产生的岩浆。在洋中脊发生快速拉张时，热的软流圈地幔上涌，温度一般在1330℃～1400℃之间，由于上涌速度快，在软流圈地幔快速到达浅部时，温度变化并不显著，又称为绝热上升（adiabatic rise），加上洋壳薄，经过快速降压的高温软流圈地幔物质在浅部发生部分熔融，因此部分熔融程度大，通常可达20%～30%。

洋中脊地区是地球上岩浆频繁发生的地带，因而玄武质岩浆的源区地幔常常亏损玄武质组分，源区以亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。由这种源区熔出的岩浆亦亏损不相容组分，加之上覆地壳没有富含不相容组分的花岗质岩石，原生岩浆不会因同化混染作用有大的成分变化，在这种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为典型代表。由于大洋地壳很薄，MORB上升过程中受到的地壳混染很少，因而MORB的成分可以用来反演地幔源区的化学组成。

2.大陆裂谷玄武岩

大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆壳裂解、减薄向洋壳转变的构造部位。岩石圈的减薄与地幔软流圈的隆升有关。东非裂谷的研究表明，地壳已减薄至20km岩石圈也较周围的岩石圈明显变薄。但大陆裂谷的拉张速度低于洋中脊的，如著名的东非裂谷拉张速度为0.6cm/a，我国新生代东北及华北发育的裂谷拉张速度为0.6～0.15cm/a。裂谷发展的初期，岩石圈的缓慢拉伸导致软流圈上涌速度变慢，减压熔融的部位加深，温度增加幅度减小，因此熔融程度一般低于洋中脊环境的。一般认为，熔融程度低的岩浆不相容元素含量高，反之则低，因为这些元素极易进入熔体，在起始熔融阶段，这些组分就很快进入熔体，熔融程度低时，它们所含的比例大；熔融程度高时，其他的元素也大量进入，不相容元素被稀释而比例降低。由隆升幅度不大的软流圈（深度较大）低程度部分熔融形成碱性玄武岩及其他富碱岩石，如碱性橄榄玄武岩、碧玄岩、霞石岩等类型，富K₂O、Na₂O及不相容元素。随着裂谷的发展，软流圈进一步上升，可形成大量的拉斑玄武质岩浆，且成分上越来越与洋中脊玄武岩相似。

3.大陆边缘玄武岩

大陆边缘是大洋岩石圈向大陆俯冲的板块汇聚地带，这里的构造环境处于强烈的挤压状态，地壳因挤压而在水平方向缩短，垂直方向加厚。大陆边缘具有复杂的岩浆源区，是大陆地壳、地幔，以及大洋地壳、地幔相互作用及混杂的地带，与前面两种环境源区的最大差别是，洋壳在俯冲时携带了数量可观的H₂O及其他挥发组分，使源区形成富H₂O甚至饱和H₂O的条件，因此这类玄武岩的形成机制是有水参与的部分熔融。

由于俯冲洋壳含水，其中的矿物熔融行为发生了改变，单斜辉石分解为橄榄石（固相）及H₂O（液相）的不一致熔融反应，由于体系的压力范围从＜0.5GPa扩大到＜2.0GPa，这样在0～66km的大范围内形成的玄武岩均为含H₂O较高的类型。源区中H₂O的存在还使得体系处于高fo₂的条件，岩浆结晶时磁铁矿在早期晶出，岩浆不发生富铁趋势的演化，而这正是钙碱性玄武岩系列与拉斑玄武岩系列不同之处。岩浆形成并且上升后，因压力降低，H₂O逸出而减少，岩浆的液相线温度将快速上升而导致快速结晶，并常伴随有结晶分异作用，形成岛弧构造环境下典型的玄武岩－安山岩－英安岩组合。