岛弧形成演化
发布网友
发布时间：2022-04-23 23:02
共1个回答
热心网友
时间：2023-10-13 00:50
1.洋内弧的诞生
义敦岛弧初生于乡城地区局部扩张而成的洋壳基底之上，初始洋内弧形成于晚三叠世卡尼晚期；大规模发育于长期处于伸展减薄的陆壳上，岛弧主体形成于晚三叠世卡尼末期。乡城地区池中洋内弧发育时，昌台地区尚处于陆壳伸展状态，形成堑-垒相间的构造格局。该洋内弧可能是开启于二叠纪，强烈扩张成洋于三叠纪，是甘孜-理塘洋壳板块非同时性向西俯冲消减的产物。
2.火山弧的发育
随着甘孜-理塘板块继续向西俯冲，源自俯冲板片的脱水流体对地幔源区的交代作用，诱发幔岩熔融，在火山前峰带下方形成低密度和低粘度初熔带，底辟上升和岩浆分凝形成钙碱性岩浆，继之结晶分异形成钙碱性火山岩系，构成所谓的东“安山岩线”。在其南段乡城地区，地壳相对较薄，形成以安山岩-玄武安山岩为主的火山弧。在纵贯全区的火山弧两侧，发育以浊积扇为特征的沉积岩系。在火山前峰外侧（东侧），受到脱水流体交代和SZC混染的幔岩乃至壳幔过渡带岩石部分熔融，产生火山弧型中酸性岩浆，形成尼亚姜措-稻城中酸性侵入岩带，构成与火山弧并列共存的岩浆弧（图2-32）。
图2-32 义敦岛弧构造-岩浆演化模型
1—俯冲板片（洋壳）；2—陆壳；3—侵入岩；4—弧火山岩；5岛弧裂谷火山岩与断陷盆地；6—沉积物；7—似M（）RB岩浆源岩（高Fe低Mg玄武岩浆源岩）；8—岛弧型地幔源岩。a,b,c,d分别代表岛弧不同演化阶段
俯冲板片在一定深度下（60～120km）发生矿物相转变，形成脱水流体并交代地幔楔，已被实验和我们的研究所证实。该流体交代幔岩不仅改变幔岩地球化学特征并诱发其熔融，而且控制着岩浆起源条件及岩浆结晶分异机制。携带了大量源自俯冲板片的大离子不相容元素（Rb、Ba、K、Sr）的脱水流体对幔岩交代和混染，使幔岩选择性地富集这些元素，显示岛弧幔岩地球化学特征，故其熔融产物——钙碱性火山岩系具有普遍的地球化学共性：相对而言贫高场强元素，极度富集大离子不相容元素。
伴随着弧火山活动、沉积加积和弧体增生，弧地壳出现相应的化学分带。在地壳底部的加积增厚由钙碱性岩浆分异结晶和矿物集合体（橄榄石＋辉石＋斜长石＋角闪石）堆积完成，堆积成分相当于辉长岩。在上/下地壳界面，钙碱性岩浆的堆积相主要为斜长石＋辉石＋角闪石＋磁铁矿，其成分相当于中性-中基性岩。喷出地表固结的岩石为安山岩及少量英安岩、玄武安山岩和玄武岩，平均成分相当于中性-中酸性岩。因此，岛弧钙碱性岩浆自下而上的侵位、堆积和喷发，造成火山岩浆产物的垂向分带，其成分由基性向中酸性递变。
3.岛弧（弧间）裂谷形成
岛弧裂谷来自于火山裂谷一词，系指岛弧造山带，由岩石圈伸张、软流圈上涌和地壳开裂及火山活动造成的构造单元。显然，岛弧裂谷由两个基本单元构成，即岛弧和弧间盆地。在义敦岛弧带，岛弧裂谷具有十分典型的地质特征：
（1）以典型的双峰式火山活动为主要特征。在时间上，双峰式火山活动发生于早期弧火山活动之后；空间上，严格地限于内外火山-岩浆弧夹持的狭长区带。
（2）伴随双峰式火山活动，发生大规模基性岩浆浅成-超浅成侵位，形成与双峰岩石组合密切共生的辉绿岩墙群。
（3）双峰岩石组合有两套，下部单元基性岩为高Fe低Mg拉斑玄武岩，上部单元基性岩为高Mg低Ti拉斑玄武岩。前者具大洋与岛弧玄武岩过渡性地球化学特征，更多地具有MORB岩浆亲和性，岩浆源岩具混合型幔岩地球化学特征；后者则更多地具有岛弧玄武岩亲和性，其源岩可能已遭受SZC混染。高Mg低Ti拉斑玄武岩与高Fe低Mg玄武岩共生现象亦广泛见于世界其他岛弧之岛弧裂谷中，反映不同岛弧的岛弧裂谷作用大体类似，岛弧裂谷发育过程大体相同。
（4）岛弧裂谷内，断陷盆地多为地堑式或半地堑式，盆缘断层多为前岛弧期的张性断裂，NNW向延伸。目前已识别出几个断陷盆地，如赠科盆地、呷村盆地和昌台盆地等，构成一条断陷时间不一、断陷规模不等、沉陷深度不同的断陷沉降带。
（5）岛弧裂谷带沉积作用显示3种典型岩相，即火山坡缘碎屑岩相、裂谷盆地砂泥岩相和局限盆地泥质岩相。
岛弧裂谷作用的动力源可能与板块俯冲角度及上下块板间的作用方式有关（Uyeda,1980;Hou,1993）。大洋板块高角度陡俯冲，仰冲板块与俯冲板块间发生拆离作用（decoupling），弧后区出现张应力场（Uyeda,1980）。板块陡深俯冲自然结果往往导致俯冲板片下陷、断落和向海移动。海沟拖拽作用会导致岛弧板片处于拉张状态，形成弧间裂陷（图2-32b）。
或许是由于甘孜-理塘大洋板块向西俯冲角度变陡或海沟向海移动，俯冲诱导的地幔软流圈在火山弧下上升，高Fe低Mg玄武岩浆源岩随之底辟上升，结果导致弧火山活动停止，外弧发育结束，底辟体部分熔融。岩浆向上运移劈开火山弧，形成下部单元中的高Fe低Mg拉斑玄武岩。该幔岩的底辟上升势必通过曾遭受了SZC混染和影响的幔岩并为之提供热源，导致其熔融，产生高Mg低Ti拉斑玄武岩系（图2-32c）。随着热异常消失，地壳发生断陷，形成裂谷盆地，接受局限盆地泥质岩相或槽盆砂泥岩相沉积。
4.弧后扩张盆地发育
地球物理研究表明，*与岛弧初始碰撞后，大洋板块还会发生后续俯冲（subsutaty subction）。在义敦岛弧，甘孜-理塘大洋闭合乃至陆-弧初始碰撞后，潜没的大洋板块亦可能发生后续俯冲，一方面使SZC组分混染幔岩和源自俯冲带的脱水流体交代幔岩，另一方面使得弧后区出现张应力场，形成弧后扩张盆地（图2-32d），主要体现为钾玄岩-流纹岩双峰岩石组合发育和断陷盆地式黑色砂板岩系沉积。或许是因为后续俯冲作用，弧后扩张盆地发育规模较小，仅限于岛弧北段昌台地区。根据双峰岩石组合所揭示的应力场演变特征及火山岩系与沉积岩之关系，该期的构造-岩浆演化有两个阶段。
早期阶段，潜没的甘孜-理塘洋壳板块继续向西小规模俯冲，不仅导致岛弧裂谷期的底辟体消失，而且脱水流体和SZC再次对幔岩交代和混染，并诱导幔岩熔融，在弧后区形成平行于俯冲带的低密度和低粘度（含水）的岩浆初熔带。“晶粥”初熔带上升至一定部位后，分凝出钾玄岩岩浆。该岩浆具较低的密度而被较厚的低密度地壳（厚达35km）截留（侯增谦等，1991），结晶分异和固结。部分岩浆喷出地表，形成钾玄质火山岩。因此，钾玄质岩石虽产于弧后位置，但更多地具有岛弧火山岩属性，具典型的岛弧钾玄岩地球化学特征。
晚期阶段，弧后扩张作用加强，与钾玄岩浆活动相伴，产生以小体积熔结凝灰岩为特征的英安-流纹质火山岩，两者构成典型的双峰岩石组合。岩浆强烈爆发晚期，热异常渐趋消失，岩浆房日趋空虚，在地壳扩张作用下发生断陷和沉陷，形成弧后扩张盆地。其内充填序列表现为上部浊流式沉积、中部风暴式沉积和下部断陷盆地式沉积（胡世华等，1992），反映了扩张盆地在发育过程中不断下沉和水体不断加深之特点。
进入晚三叠世瑞替克期，陆-弧强烈碰撞，于俯冲带西侧发育同碰撞型花岗岩带，自此进入陆内汇聚阶段。
