大陆板块内部的岩浆作用主要是指和岩石圈板块之间的俯冲与碰撞没有直接联系的岩浆作用，它们不是分布在大陆地盾区，就是分布在大陆裂谷带。大陆板块内部的岩浆作用包括大陆溢流玄武岩、镁铁质－超镁铁质层状侵入体、与大陆裂谷有关的火成岩套(如拉斑玄武岩、碱性玄武岩、碳酸岩、霞石岩、响岩和流纹岩)、斜长岩、非造山花岗岩和富碱的镁铁质－超镁铁质火成岩(如钾镁煌斑岩和金伯利岩)。因镁铁质－超镁铁质层状侵入体、非造山花岗岩、碳酸岩和富碱的镁铁质－超镁铁质火成岩(如钾镁煌斑岩和金伯利岩)已经在前面作过介绍，在此不再重复。
一、大陆溢流玄武岩与大火成岩省
大陆溢流玄武岩(ContinentFloodBasalt，CFB)，在地球上分布广泛，并且形成于不同的地质历史时期。它们通常以快速喷发和流动以及形成巨大面积的熔岩流为特征。大陆溢流玄武岩是典型的裂隙式喷发，并与伸展构造和大陆裂谷有关。美国西北部中新世哥伦比亚河谷玄武岩、西伯利亚二叠纪玄武岩、印度白垩纪德干高原玄武岩、我国二叠纪峨眉山玄武岩等都属于大陆溢流玄武岩。
Coffin＆Eldholm(1994)将地球上发生的最大的火成事件和区域称为大火成岩省(LargeIgneousProvinces，LIPs)，它既包括大陆溢流玄武岩，也包括大洋高原玄武岩和洋脊玄武岩。它记录了某一特定地质时期，地球内部的巨量物质和能量向外迁移。
大陆溢流玄武岩的最常见类型是石英拉斑玄武岩，其SiO2含量在52%左右，Mg#在0.55左右，其次为橄榄拉斑玄武岩，在某些地区也可出现过渡类型，甚至出现碱性玄武岩。这些岩石呈无斑显晶质或具有少量斑晶的斑状结构，块状构造。斑晶是橄榄石、斜长石和普通辉石，斜方辉石斑晶少见。某些溢流玄武岩区具有少量英安岩和流纹岩，它们出现在大火成岩省演化历史的晚期，并且在中心火山杂岩中更为常见。微量元素和同位素特征表明它们遭受过陆壳物质的混染。
图9－13 大陆溢流玄武岩形成的可能模型(Winter，2001)DM为亏损型地幔(MORB的源区)，660km之下为富集型地幔(OIB的源区)
图9－13总结了大陆溢流玄武岩成因的三种主要假说。最主要的是陆内裂谷成因模型，如图9－13右侧所示，陆内裂谷是产生大陆溢流玄武岩的动因。伸展作用引起了断裂和大陆地壳的减薄，这为岩浆上升到地表提供了宽阔的通道，减薄作用也促使了岩石圈之下地幔物质的底辟上升，进而引起了上升地幔物质的减压熔融。大陆溢流玄武质岩浆作用往往与这种裂谷发展的早期阶段有关。第二种成因模型是大陆热点模型，正如图9－13中间部分所表明的，岩浆可能起源于660km不连续面以下的OIB源区。第三种成因模型是位于图9－13左侧的具有硅铝质陆壳的弧后盆地模型，俯冲作用是造成弧后伸展环境的动因。上述三种模型都是以地幔柱理论为基础的，它是来源于地球深部的物质，由于放射性元素的衰变、热能释放而炽热上升的圆筒状物质流(Morgan，1971)，它们起源于660km不连续面以下的上地幔或核幔边界附近。
二、大陆裂谷区的火成岩组合
大陆裂谷是大陆岩石圈在伸展环境下形成的、中心下陷、两边隆起的狭长地带。大陆裂谷可以形成于以下三种构造背景:一是早期的离散型板块边界，如东非裂谷;二是碰撞后或俯冲后的伸展环境，比如美国西部的盆岭区;三是弧后伸展环境，比如美国西北部的哥伦比亚高原。依据裂谷形成驱动力的差异，大陆裂谷作用可以进一步划分成主动裂谷(ActiveRifting)和被动裂谷(PassiveRifting)，前者是软流圈上涌导致岩石圈上拱，并引起地表裂谷的形成;后者是岩石圈因伸展作用首先开裂，然后引起软流圈上涌。
通常与大陆裂谷作用相伴生的是碱性岩浆作用，最大体积的大陆碱性岩就形成在裂谷区。一般来说，与大陆裂谷有关的岩石组合是碱性岩组合或双峰式火成岩组合。东非裂谷中岩浆作用已鉴别出四个主要系列:碱性系列、超碱性－碳酸岩系列、过渡系列和拉斑玄武质系列(Kampunzu＆Mohr，1991)。常见的火山岩有霞石岩、碱性玄武岩、白榴岩、响岩、粗面岩和拉斑玄武岩等。在时间上，裂谷岩浆作用多数向富碱性方向演化，在空间上，火山岩具有对称式分布特征———早期分布在裂谷带的两侧，晚期分布在裂谷的轴部，这与岛弧和活动大陆边缘火山岩向富硅质演化和具有“成分极性”的特征明显不同。
双峰式火成岩组合是指在一个较大的区域内、形成时间相同或相近的、具有明显成分间断的(以镁铁质和长英质火成岩为主，缺少中性成分)一套火成岩组合，通常的岩石组合是玄武岩－流纹岩组合或辉长岩－花岗岩组合，中国东部早白垩世岩浆作用就表现出典型的双峰式火成岩组合特征(许文良等，2004)。
大陆裂谷区岩浆作用的成因通常与陆下热的软流圈上涌有关。富碱、富含挥发组分和大离子亲石元素等特征表明岩浆起源于富集型的地幔。图9－14是东非裂谷壳幔剖面示意图，热的软流圈物质上涌，引起浅部岩石圈地幔和软流圈物质熔融，并形成部分熔融带，这就是裂谷岩浆的源区。所形成的岩浆既可以上升喷发到地表，也可以底侵到地壳底部，并发生分异作用，然后喷发到地表形成一套分异的进化岩浆系列，还可侵入到地壳中固结形成深成岩。
图9－14 东非裂谷壳－幔结构剖面示意图(Blattetal.，2006)
三、斜长岩
斜长岩是指斜长石含量大于90%的深成岩，同时可以含有镁铁质硅酸盐矿物和副矿物。斜长岩是月球高地的主要组成部分，分布广泛，在地球上分布较少，且主要形成于前寒武纪，古生代仅有少量出现，且多与大体积的镁铁质火成岩相共生。斜长岩既可以呈独立的大的岩体产出，也可以作为镁铁质层状杂岩中的几厘米厚度的薄层产出。Ashwal(1993)总结了斜长岩主要由六种产状:①太古宙斜长岩深成体;②元古宙块状斜长岩深成体;③镁铁质层状侵入体中的斜长岩层状体;④蛇绿岩/洋壳中的斜长岩薄层堆积体;⑤在其他类型岩石中的小包体;⑥月球高地斜长岩。河北承德大庙的古元古代(1.7Ga)斜长岩就是一例。
月球斜长岩和地球上太古宙的斜长岩中斜长石的An牌号高，前者的An＞90，后者的An80～95;而元古宙斜长岩中斜长石的An40～60，这低于典型玄武岩中斜长石的An值。
虽然传统上将块状斜长岩作为非造山岩浆作用的经典实例，但是，近来的研究表明，它们的形成与汇聚板块的背景关系更为密切。不同产状的斜长岩可能具有不同的成因。Ashwal(1993)提出了富含斜长石岩浆的成因模型，尤其是对元古宙块状斜长岩的成因更具有意义。该模型是:①幔源岩浆底侵到地壳底部;②镁铁质矿物相结晶分离下沉到岩浆房的底部，致使底侵岩浆富铝和铁，同时底侵岩浆引起上覆陆壳发生部分熔融;③当岩浆达到足够富集时，斜长石结晶，并上浮到岩浆房的顶部，而镁铁质矿物下沉;④斜长石堆积体因密度低于陆壳将作为晶体粥状深成体上升;⑤这些斜长石深成体最终固结便形成了块状斜长岩，而花岗质陆壳熔体可以上升到地壳浅部，镁铁质堆积体仍然保留在深部或拆沉进入到地幔中。对于月球斜长岩的成因目前主要有两种理论:最为流行的理论是它们通过来自厚达数百千米的再循环岩浆层中斜长石的结晶和上浮而形成;二是认为月球高地斜长岩是通过具有长时间间隔的断续和连续岩浆作用而形成。
思考题
1.对比大洋中脊玄武岩(MORB)、洋岛碱性玄武岩(OIA)、大陆溢流玄武岩(CFB)和钙碱性玄武岩(CAB)的化学成分与矿物组成。
2.简述汇聚板块边缘火山岩的成分极性及其研究意义。
3.对比岛弧和活动大陆边缘火成岩组合的异同及原因。
4.简述大洋中脊火成岩组合的特征及研究意义。
5.简述陆－陆碰撞带花岗岩的化学成分与矿物组成。