内蒙古集宁新生代玄武岩中橄榄岩包体和巨晶的发现及意义
内蒙古阿巴嘎旗更新世阿巴嘎组火山岩岩石化学特征及成因
现代矿业MODERNMNNNNG总第616期2022年8月第8期Serial Ns.612Augun.2422内蒙古阿巴嘎旗更新世阿巴嘎组火山岩岩石化学特征及成因刘博高源鲁敏霍润斌李利阳(武警黄金第四支队)摘要阿巴嘎旗位于内蒙古中东部，区内广泛发育上更新统阿巴嘎组。
通过对区内火山岩岩石地球化学特征及其成因进行分析，结果表明：岩石组合由橄榄玄武岩、伊丁石化玄武岩和少量火山碎屑岩组成；岩石具有富钛，富镁，钠高钾低的特点，岩浆结晶分异程度较低，岩浆物质来源较深，其物源具有幔源成因的特点；该套火山岩为板内玄武岩。
关键词阿巴嘎组玄武岩岩石化学成因分析DOI：12.3969/j.issn.1674-6282.2222.28.222阿巴嘎旗属于内蒙古锡林浩特市,位于内蒙古中东部。
本区新生代火山作用强烈，喷发方式以裂隙式喷发为主,单个火山机构呈中心式喷发⑷。
火山岩的展布受NE、NW向基底断裂构造控制，呈面状NE 向,条带状NW向展布。
本研究通过对区内火山岩岩石化学特征及其成因进行分析,为该区后续相关研究提供有益参考。
1岩石学特征阿巴嘎组火山岩在阿巴嘎旗地区广泛分布，岩石类型为基性火山岩，以熔岩为主，夹火山碎屑岩、火山一沉积碎屑岩⑵。
(1)火山熔岩类。
气孔状橄榄玄武岩岩石风化面多为灰色、灰黑色，新鲜面呈浅灰色,间粒一间隐结构,气孔构造,岩石主要矿物为斜长石、辉石、橄榄石。
岩石气孔发育，气孔可见方解石充填。
伊丁石化橄榄玄武岩岩石风化面多为灰色一灰黑色，新鲜面呈灰色，斑状结构。
岩石由斑晶和基质组成;斑晶主要为橄榄石、辉石，基质由橄榄石、辉石、斜长石、伊丁石、隐晶质组成。
岩石多发育气孔,气孔中充填碳酸盐矿物。
(2)火山碎屑岩类。
灰色辉橄质角砾凝灰岩风化面呈灰色,新鲜面呈灰色，凝灰结构，块状构造，碎屑成分主要为玄武岩，夹少量砂岩;含量约30%,晶屑主要为橄榄石，粒状，含量约12%，其他为火山尘,隐晶质，含量约66%。
(3)火山一沉积碎屑岩类。
西南天山阔克萨彦岭地区巴雷公地幔橄榄岩成因及其地质意义
西南天山阔克萨彦岭地区巴雷公地幔橄榄岩成因及其地质意义
西南天山阔克萨彦岭地区巴雷公地幔橄榄岩是指存在于大陆边缘地区的一类深成岩石，具有特殊的地质和地球化学特征。
研究这类岩石的成因和演化过程，对于揭示地下岩石圈的物质组成、结构和演化过程具有重要的科学意义。
巴雷公地幔橄榄岩的形成是在地球演化早期的地幔部分。
在研究过程中，发现地球内部有巨大的热源，形成的地幔熔岩流向地表，形成新的陆地。
随着时间的推移，地热活动逐渐减弱，熔岩被埋没在地下，形成了幔橄榄岩。
巴雷公地幔橄榄岩成因研究，具有非常重要的地质意义。
这一类型的岩石富含高铝，铝矽比和MgO均高，显示出地球深部物质的成分特征。
同时，它们的矿物成分中富含珍稀元素和金属，因此被认为是寻找矿产资源的重要目标之一。
在探矿过程中，深度探测和岩石成因分析技术是非常重要的技术手段。
此外，研究巴雷公地幔橄榄岩的成因，对于揭示地球演化的历史和进行古地质研究同样具有重要意义。
通过对岩石成分变化的分析，可以推断它们的变质历史和受到的高温、高压环境，进而推断出地球内部构造和演化过程。
综上所述，巴雷公地幔橄榄岩成因的研究不仅对地质和地球化学学科的发展有着重要的贡献，同时也对于探测矿产资源、了解地幔构造演化、揭示地球演化历史等方面都有着不可替代的价值。
华北东部中、新生代岩石圈地幔的不均一性：来自橄榄石的组成填图结果
表 !"华北东部中!新生代玄武质岩石携带的橄榄岩捕虏体或捕虏晶的橄榄石组成 # $ %& ’ !"( & ) * ) +’, . /0 ) 1 ) +0 2 3 .4 ’ +, 3 5 0 1 0 3 4 ’ +& ) 1 60 ’ +1 3 $ +) +’ 7) +1 6’8 ’ 0 9 ) ,$ +7 : ’ +9 ) ,%$ 0 $ & 1 ) ,3 , ;0 ) +1 6’’ $ 0 1 ’ 3 +< 3 1 6: 6) +$: 3 $ 1 +
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北太行山安妥岭早白垩世碱性玄武岩的北太行山安妥岭早白垩世碱性玄武岩的
第36卷第1期地质调查与研究Vol.36No.12013年03月GEOLOGICAL SURVEY AND RESEARCHMar.2013北太行山安妥岭早白垩世碱性玄武岩的发现及地质意义梁涛1，罗照华2，卢仁1，杨宗锋2，樊秉鸿3（1.河南省有色金属地质勘查总院，郑州450052；2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京100083；3.天津华北地质勘查总院，天津300181）摘要：以岩墙状产出的安妥岭玄武岩形成于早白垩世（K-Ar 表观年龄为122.31±1.34Ma ），其内发现橄榄岩包体、碳酸盐矿物集合体以及歪长石、刚玉、金云母巨晶。
安妥岭玄武岩中可见橄榄石的碳酸盐化、绿泥石化和蛇纹石化以及单斜辉石的绿泥石化和碳酸盐化。
安妥岭玄武岩样品的SiO 2含量介于46.50%~50.20%，Zr/TiO 2-Nb/Y 图解投点均落于碱性玄武岩区，微量元素蛛网图解中显示出明显的Nb 、Ta 和Ti 的负异常，具有右倾平滑的稀土配分模式，(La/Yb ）PM =33.4~40.1。
两件安妥岭玄武岩样品的87Sr/86Sr 比值分别为0.711300和0.706233，相应的143Nd/144Nd 比值和εNd (122Ma ）分别为0.511848及0.511897和-13.73及-12.76。
部分熔融源区组成和部分熔融作用控制着安妥岭玄武岩的成分变异，安妥岭玄武岩岩浆在上升过程中没有发生明显的结晶分异和地壳混染作用。
运用地幔熔融柱模型，反演获得了安妥岭熔融柱就位于82.5~75.3km 深度范围内，即122.31Ma 时安妥岭岩石圈的厚度为75.3km，并认为安妥岭玄武岩是安妥岭岩石圈拆沉作用的产物。
结合邻区南大岭和南口熔融柱深度位置，认为安妥岭-南大岭-南口岩石圈厚度经历小规模减薄（J 2）-增厚（J 2-K 1）-拆沉（K 1）-稳定（K 1-今）的演化过程，安妥岭岩石圈拆沉作用为安妥岭斑岩钼矿形成的深部控制因素。
橄榄石
大同火山群中国山西北部大同盆地东部的中更新世至晚更新世多次喷发的一群火山。
面积约700平方公里，可分东西两部分。
东部有火山锥8座，西部有火山锥14座。
大多数火山锥由熔岩和火山碎屑物组成。
熔岩为橄榄玄武岩、橄榄玻璃玄武岩、玻璃玄武岩、橄榄中粒玄武岩、橄榄粗粒玄武岩、橄榄斜长石玄武岩等，一般呈黑色。
厚2—10余米。
狭义的汉诺坝玄武岩指分布于河北万全、崇礼、张北和尚义四县境内的新生代玄武岩（参见图示）；而广义的汉诺坝玄武岩系泛指分布于蒙古高原东南缘的晚第三纪火山岩，主要见于大同-张家口和围场-赤峰以北的广大地区。
汉诺坝玄武岩岩区正处于我国东部重力异常高梯度带和地壳厚度递变带上，沿东西向的岩石圈断裂分布，属典型的裂隙式溢流玄武岩，形成广阔的熔岩台地。
熔岩在岩区南缘形成陡坎，以8°-12°倾角向北倾斜，不整合于变质岩系、侏罗系、白垩系之上，总厚度由几十米到数百米不等。
汉诺坝玄武质熔岩呈多旋回产出，在同一剖面中碱性玄武岩和拉斑玄武岩呈互层状交替出现，且在碱性玄武岩中含有大量的多类型的地幔岩包体和矿物巨晶。
包体以尖晶石二辉橄榄岩为主，次为方辉橄榄岩、斜辉橄榄岩和纯橄榄岩，偶见金云母尖晶石橄榄辉石岩包体。
包体多呈椭球状，直径由几厘米到几十厘米不等，个别超过1米。
矿物巨晶以玻璃状普通辉石、歪长石为主。
中国宝玉石矿品种繁多。
辽宁岫岩玉、新疆和田玉和海蓝宝石、广东的南方玉、河南南阳的独山玉、福建的寿山石、浙江的青田石和鸡血石、湖北的绿松石、抚顺的煤玉、琥珀和内蒙古的玛瑙等古代就已开采并驰名中外。
在海南、江苏、山东等地还产有蓝宝石矿。
我国宝玉石地质工作程度较差。
对吉林、江苏、福建、山东、海南五省12个宝石矿区进行了地质工作，总保有储量矿物4.1万千克，以宝石级刚玉、绿柱石、石榴子石和锆石为主。
对北京、内蒙古、辽宁、河南、广东、青海六省(区)10个玉石矿区进行了地质工作，总保有储量矿石28.9万吨，其中以辽宁的岫岩玉保有储量最多，占全国玉石储量的一半。
河北汉诺坝新生代玄武岩中幔源包体和高压巨晶的氦同位素地球化学研究
矿物岩石地球化学通报地幔地球化学和壳幔演化Bulletin of Mineralogy,Petrol ogy and Geochemi stryVol.20No.4,2001Oc t.收稿日期:2001 06 26第一作者简介:李延河(1962 ),男,研究员,博士,同位素地球化学专业河北汉诺坝新生代玄武岩中幔源包体和高压巨晶的氦同位素地球化学研究李延河,李金城,宋鹤彬,郭立鹤(中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037)摘 要:对该地区新生代玄武岩中幔源包体和高压巨晶的氦同位素进行了初步研究。
幔源包体中橄榄石的3He 4He 值为(0.15~7.4)!10-6,较MORB 值明显偏低,甚至低于大气的值,说明该地区曾发生过强烈的地幔交代作用。
高压巨晶辉石和石榴子石的氦同位素组成与此明显不同,其3He 4He 值为(5.7~24.3)!10-6。
提出幔源包体和高压巨晶不是同源的,二者可能与寄主玄武岩均无必然成因联系。
在汉诺坝地区一件石榴子石巨晶中还发现了异常高的3He 4He 值。
关 键 词:幔源包体;高压巨晶;氦同位素中图分类号:P588 14+5:O613.11 文献标识码:A 文章编号:1007 2802(2001)04 0214 04进入新生代以来,中国东部沿海地区受太平洋板块俯冲和大陆板块仰冲的影响,由活动陆缘转化为张裂的大陆边缘,在黄海、东海及南海等陆缘海和大陆上形成众多断陷盆地和裂谷。
沿着这些深达地幔的深断裂,大量幔源玄武质岩浆频繁地喷出地表。
形成了北起黑龙江,南至海南岛,长达3500多km,呈北北东向展布的新生代玄武质火山岩带。
河北汉诺坝位于这个新生代火山岩带的中段西侧。
某些碱性、偏碱性玄武质火山岩中含有丰富的超镁铁质幔源包裹体和高压巨晶[1,2];它们是直接来自地幔的样品,含有丰富的地幔信息,被称为∀地幔探针#。
氦同位素是区分地壳、地幔物质,研究壳幔相互作用、地幔交代作用及其演化历史的重要手段和有效示踪剂。
雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及母岩浆成因
写一篇雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及母岩浆成因
的报告，600字
雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及母岩浆成因的报告本报告以雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及母岩浆成因为主要研究对象，综述了雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及其成因的研究现状。
研究发现，英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶是一种由铁铝榴石（plagioclase feldspars）、片麻岩（pyroxene）和少量橄榄岩矿物（olivine）组成的混合物，其中片麻岩和橄榄岩矿物为主要成分，它们与黑色边界物有着密切的联系。
本文还研究了英峰岭玄武岩中的母岩浆成因，得出结论：该母岩浆来自于印度大陆边缘岩浆柱，属于未经过熔融变形的原始岩浆，是由深地壳熔融而来的火成岩浆，其特性特殊，成分复杂，特别是铁铝榴石和少量橄榄岩矿物，有助于理解铁铝榴石巨晶的形成。
综上所述，雷州半岛英峰岭玄武岩中的铁铝榴石巨晶及母岩浆成因是一个很丰富的研究话题，需要进一步深入研究才能得出更多的结论。
未来的工作将重点研究铁铝榴石巨晶以及其相关物质如氧、氢和微量元素的分布情况，以便更好地识别英峰岭玄武岩中的母岩浆成因，并且验证现有研究结果。
华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因_以辽宁阜新为例_张宏福
华北中生代玄武岩的地球化学特征与岩石成因:以辽宁阜新为例张宏福①郑建平②(①中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ②中国地质大学地球科学学院, 武汉 430074.E-mail: hfzhang@)摘要辽宁阜新白垩纪玄武岩的出现为了解中生代时期华北北缘地幔过程提供了可能. 阜新碱锅玄武岩为火山通道相, 柱状节理发育, 并含少量的尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩捕虏体. 其化学组成贫硅、富碱、高钛和铝, 属碱性玄武岩. 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 但不亏损高场强元素. 其Sr同位素比值低, Nd和Pb同位素比值高. 这表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 代表未分异无混染的原始岩浆. 该玄武岩的出现暗示华北北缘此时的岩石圈厚度小于65 km, 岩石圈地幔主要由“富集”的含韭闪石尖晶石二辉橄榄岩和斜长石辉石岩组成. 早侏罗~晚白垩大量且持续的中基-中酸性岩浆活动表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪, 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性.关键词华北北缘中生代玄武岩地球化学特征岩石成因我国华北太古代克拉通以其独特的演化历史近年来一直受到国际地学界的广泛关注. 华北东部太古代稳定克拉通古生代尤其是中、新生代以来的强烈活化, 致使古老岩石圈地幔大规模地减薄[1,2]. 这一巨厚的岩石圈减薄现象使得该区成为全球研究岩石圈演化历史的理想地区. 中生代是华北东部构造转折和岩石圈减薄的主要时期, 对其幔源岩浆活动产物的研究尤为重要. 新近发现的早白垩世方城含地幔岩捕虏体的玄武岩对克拉通内部中生代岩石圈地幔属性及其演化提供了很好的制约[3]. 华北北缘辽西地区亦产有白垩纪玄武岩和玄武质岩石1). 本文仅以辽宁阜新玄武岩为例, 探讨该区玄武岩的地球化学特征及其构造意义, 并通过与克拉通内部方城玄武岩及邻区新生代宽甸玄武岩的对比研究, 反演其来源, 进而推测该区中生代岩石圈厚度及其演化历史.1地质背景阜新位于辽宁西部, 地处华北克拉通太古代冀鲁辽古陆核的北缘. 该古陆核为我国最古老的陆核, 其基底变质杂岩的同位素年龄均在25亿年以上, 个别地区可高达38亿年[4]. 结晶基底之上发育一套中上元古界和古生代沉积盖层. 古生代该区岩浆活动微弱, 仅在辽西葫芦岛市附近发现有强碳酸岩化的斑状金云母金伯利岩[5], 且基本不含金刚石.中生代以来, 尤其是侏罗纪~白垩纪, 该区构造运动和岩浆活动异常强烈, 是我国东部印支-燕山运动的重要组成部分. 同时, 岩石圈伸展形成一系列的以北东向为主的中生代沉积盆地. 中生代火山岩主要分布在这些沉积盆地中[6], 重要的有侏罗系下统兴隆沟组; 侏罗系中统蓝旗组; 白垩系下统义县组. 白垩纪下统阜新组顶部存在一期基性火山活动, 以中心式喷发为主, 其喷发年龄约为100.4 Ma(K-Ar年龄, 表1). 该期火山喷发产物绝大部分皆已剥蚀殆尽, 仅在局部地区残留一些火山通道相, 如新近发现的阜新碱锅玄武岩分布于阜新组的厚层杂色砂岩-砂砾岩中. 碱锅玄武岩为灰黑色, 致密块状构造, 柱状节理发育, 柱体多为典型的六棱柱或五棱柱, 直径多在10~20 cm. 玄武岩中含少量地幔橄榄岩捕虏体. 橄榄岩包体小(多在1~4 cm), 主要为尖晶石二辉橄榄岩.2分析方法玄武岩的全岩K-Ar同位素年龄、主量元素含量、微量元素丰度和Sr-Nd-P b同位素组成分别采用MM5400, ICP-AES, ICP-MS和VG354质谱仪在中1) 陈文寄, 周新华, 李奇, 等. 辽河外围中生代火山岩年代学、地球化学及大地构造背景特征研究. 中国地震局地质研究所. 1999国石油天然气集团公司石油勘探开发研究院、中国科学院广州地球化学研究所、中国科学院地球化学研究所、中国科学院地质与地球物理研究所获得. 分析结果见表1~3. 详细的制样和分析过程见文献[3]. 表1表1 阜新碱锅玄武岩全岩K-Ar年龄样品称重/g K/%40Ar总量/moL・g−140Ar放射成因/moL・g−140K/moL・g−1年龄/Ma(±2σ) JG-01 0.01546 1.55 3.754 × 10−10 2.774 × 10−10 4.626×10−8 100.4±1.6表2 阜新碱锅玄武岩的主、微量元素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸SiO244.84 45.48 44.82 45.92 45.01 46.07 43.40 45.50 44.82 48.62 49.70 TiO2 2.92 2.89 2.93 2.85 2.95 2.88 2.95 2.85 2.93 1.11 1.89 Al2O314.79 14.51 14.81 14.27 14.59 14.36 14.88 14.37 14.81 13.47 15.69 Fe2O311.57 11.51 11.68 11.37 11.78 11.38 11.78 11.51 11.75 8.65 10.89 MnO 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.17 0.12 0.16 MgO 8.31 8.25 8.38 8.09 8.30 8.06 8.39 8.16 8.30 10.36 7.90 CaO 10.27 10.34 10.52 10.11 10.32 10.07 10.32 10.27 10.62 9.48 7.11 Na2O 3.19 2.70 3.00 3.03 3.33 3.18 3.33 3.09 3.03 2.84 1.73 K2O 1.88 1.93 1.93 1.80 1.91 1.80 1.91 1.87 1.78 1.18 4.46 P2O50.64 0.62 0.65 0.62 0.66 0.63 0.66 0.63 0.63 0.86 0.46 烧失量 1.33 1.55 1.25 1.57 1.38 1.47 1.34 1.52 1.17 3.86总和99.9 100.0 100.1 99.8 100.4 100.1 99.1 99.9 100.0 100.6 100 La 37.1 37.8 38.8 38.9 40.4 38.4 38.9 39.2 39.9 122.6 29.9 Ce 73.3 75.7 78.2 77.7 79.7 77.3 76.4 78.3 79.8 211.3 68.2 Pr 8.10 8.38 8.76 8.52 8.88 8.61 8.65 8.74 8.99 23.5 6.9 Nd 34.1 34.9 36.0 36.5 36.8 34.9 35.8 36.5 36.8 92.7 29.3 Sm 7.18 7.46 7.73 7.55 7.68 7.30 7.15 7.84 7.70 14.65 5.86 Eu 2.20 2.27 2.30 2.33 2.31 2.33 2.31 2.33 2.38 3.66 1.94 Gd 6.35 6.74 6.76 6.90 6.77 6.58 6.84 6.47 6.83 10.74 5.39 Tb 0.94 0.94 0.98 0.95 1.04 0.93 0.94 0.95 0.99 1.41 0.88 Dy 5.12 5.09 5.18 5.34 5.43 5.41 5.21 5.37 5.72 5.75 4.43 Ho 0.92 0.93 0.93 1.00 1.00 0.98 0.99 0.99 0.97 1.01 0.87 Er 2.50 2.55 2.60 2.80 2.66 2.67 2.63 2.60 2.86 2.30 2.14 Tm 0.30 0.34 0.34 0.35 0.34 0.34 0.34 0.33 0.32 0.32 0.30 Yb 2.04 2.01 2.16 2.17 2.16 2.01 2.20 2.23 2.10 1.93 1.61 Lu 0.28 0.27 0.29 0.29 0.32 0.28 0.27 0.30 0.30 0.30 0.23 Y 25.8 26.0 26.5 25.6 27.3 25.8 26.3 26.0 27.2 32.2 26.7 Sc 62 63 64 63 64 60 64 66 67 21Cs 0.41 0.44 0.46 0.44 0.44 0.46 0.39 0.44 0.46 1.0Ba 736 756 771 765 774 859 742 770 786 1057 399 Rb 46.8 52.2 52.3 49.1 51.1 47.7 48.6 52.9 52.3 14.7 38.8 Sr 628 964 742 758 726 716 747 749 581 1310 649 Nb 60.7 62.1 64.5 63.4 65.6 61.9 62.7 65.6 64.3 12.9 42.8 T a 3.49 3.56 3.54 3.65 3.83 3.61 3.51 3.69 3.73 0.95 3.20 U 1.12 1.17 1.16 1.21 1.19 1.24 1.17 1.19 1.21 2.15 2.11 Th 4.47 4.58 4.72 4.80 4.99 4.86 4.73 4.92 4.87 13.83 3.94 Pb 3.36 3.10 3.09 4.03 4.89 3.84 3.97 3.27 3.39 12.50 4.20 Zr 198 205 208 206 213 204 203 212 212 222 215 Hf 4.90 5.24 5.27 5.45 5.48 5.22 5.15 5.20 5.37 5.88 4.20 Cr 616 619 626 709 633 597 611 670 668Ni 162 166 172 197 166 156 169 174 178∑REE 180.4 185.4 191.0 191.3 195.5 188.0 188.6 192.2 195.7 492.2 158.0 (La/Yb)N12.6 13.0 12.4 12.4 12.9 13.2 12.2 12.2 13.2 44.0 12.9a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~10]. 氧化物以百分含量表示, 微量元素含量单位为µg/g表3 阜新碱锅玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成a)碱锅JG-01 JG-02 JG-03 JG-04 JG-05 JG-06 JG-07 JG-08 JG-09方城宽甸87Rb/86Sr 0.2154 0.1565 0.2038 0.1873 0.2035 0.1926 0.1881 0.2042 0.2602 0.032487Sr/86Sr0.703730 0.704300 0.703605 0.703930 0.703810 0.703736 0.703969 0.703831 0.704012 0.709861 0.704406 (87Sr/86Sr)i0.703423 0.704077 0.703314 0.703663 0.703520 0.703461 0.703701 0.703540 0.703641 0.709803147Sm/144Nd 0.1273 0.1292 0.1298 0.1250 0.1262 0.1264 0.1207 0.1298 0.1265 0.0956143Nd/144Nd0.512840 0.512795 0.512804 0.512814 0.512823 0.512808 0.512812 0.512817 0.512802 0.511846 0.512768 (143Nd/144Nd)i0.512756 0.512710 0.512719 0.512732 0.512740 0.512725 0.512733 0.512732 0.512719 0.511767εNd 4.8 3.9 4.1 4.4 4.5 4.2 4.4 4.3 4.1 −13.9 2.7206Pb/204Pb 18.322 18.240 18.251 18.302 18.320 18.264 18.297 18.315 18.235 17.733 17.674 207Pb/204Pb 15.398 15.436 15.456 15.457 15.457 15.371 15.451 15.446 15.449 15.518 15.440 208Pb/204Pb 37.894 38.083 38.025 38.147 38.233 37.942 38.191 38.164 38.124 37.993 37.739 204Pb% 1.377 1.374 1.372 1.372 1.370 1.378 1.371 1.371 1.373 1.387 238U/204Pb 20.926 23.740 23.662 18.924 15.360 20.261 18.584 22.943 22.467 10.763 235U/204Pb 0.152 0.172 0.172 0.137 0.111 0.147 0.135 0.166 0.163 0.078 232Th/204Pb 86.294 96.024 99.482 77.569 66.552 82.052 77.628 98.012 93.432 71.263 (206Pb/204Pb)i17.994 17.867 17.880 18.005 18.079 17.946 18.005 17.955 17.883 17.522 (207Pb/204Pb)i15.383 15.419 15.438 15.443 15.446 15.356 15.437 15.428 15.432 15.508 (208Pb/204Pb)i37.464 37.605 37.530 37.760 37.901 37.533 37.804 37.676 37.659 37.551 ∆7/4 −5.89 −0.92 0.87 0.02 −0.49 −8.02 −0.55 −0.89 0.27 11.8 3.32∆8/4 8.27 37.67 28.58 36.51 41.72 20.95 40.89 34.19 41.17 74.0 74.4a) 中生代方城玄武岩和新生代宽甸玄武岩的平均组成来源于文献[3, 7~9, 11, 12]中40K年龄计算参数为: λe = 0.581×10−10a−1; λB = 4.962×10−10 a−1; 40K=0.01167原子百分数. 表3球粒陨石均一地幔库为: 87Rb/86Sr = 0.0847; 87Sr/86Sr = 0.7045; 147Sm/144Nd = 0.1967; 143Nd/144Nd = 0.512638; λRb = 1.42×10−11a−1; λSm = 6.54×10−12a−1; λU238 = 1.55125 × 10−10a−1; λU235 = 9.8485×10−10a−1; λTh232 = 4.9475×10−11a−1;∆7/4=[(207Pb/204Pb)i − (207Pb/204Pb)NHRL] ×100; ∆8/4 = [(208Pb/204Pb)i − (208Pb/204Pb)NHRL]×100; (207Pb/204Pb)NHRL = 0.1084×(206Pb/204Pb)i + 13.491; (208Pb/204Pb)NHRL = 1.209×(206Pb/204Pb)i+ 15.627.3分析结果碱锅玄武岩的主、微量元素和Sr-Nd-Pb同位素组成很稳定. 它贫硅富碱, 属碱性玄武岩, 在硅碱图上位于碱玄岩-粗玄岩-玄武岩的交界部位(图1). 与华北克拉通内部中生代(125 Ma)方城玄武岩[3]相比, 它TiO2, Al2O3, Fe2O3, CaO和K2O含量高, MgO和P2O5含量低(表2). 但相对于邻区的更新世(0.28~0.55 Ma)宽甸玄武岩[7~10], 它贫硅、铝和碱, 尤其是K2O (表2). 在微量元素组成上, 碱锅玄武岩与宽甸玄武岩以及洋岛玄武岩组成接近、稀土配分模式和微量元素蛛网图特征相似(表2和图2). 碱锅玄武岩中等程度地富集轻稀土元素(∑R E E=180~196µg/g, (La/Yb)N = 12.2~13.2)和大离子亲石元素(如Cs, Ba, Rb, Sr, U, Th), 高过渡金属元素(如Sc, Cr, Ni), 低Y 和Pb, 但不亏损高场强元素(Nb, Ta, Zr, Hf, Ti). 这与中生代方城玄武岩的强烈富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 亏损高场强元素的特征完全不同(图2), 尽管二者的高场强元素的绝对丰度很接近(表2).碱锅玄武岩的Sr同位素比值低, 其初始比多小于0.704(表3), 但其Nd和Pb同位素比值相对较高, εNd为正值, 高达3.9~4.8, (206Pb/204Pb)i接近18. 该同位素初始比值明显不同于中生代方城玄武岩的(图3), 与微量元素组成相对应. 在εNd-(87Sr/86Sr)i图解中, 碱锅玄武岩靠近新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17], 但相对更亏损, 落在洋岛玄武岩和大洋中脊玄武岩的共同区. 然而, Pb同位素显示碱锅玄武岩远离洋岛玄武岩区, 接近大洋中脊玄武岩区. 与宽甸和方城玄武岩不同的是, 碱锅玄武岩的(207Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i更低, 分布在NHRL附近或以下(图3), 而前者皆分布在NHRL以上. (208Pb/204Pb)i相对于(206Pb/204Pb)i富集(∆8/4>0), 但富集程度远比宽甸和方城玄武岩的低(表3). 显示碱锅玄武岩相对低的Th/U比值.图1 二氧化硅与全碱含量变异图方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~10]图2 球粒陨石[13]标准化的稀土元素配分图(a)和原始地幔[14]标准化的微量元素蛛网图(b)方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], N-MORB 和OIB 玄武岩数据取自文献[15]图3 辽宁阜新中生代玄武岩Sr-Nd-Pb 同位素组成方城和宽甸玄武岩组成来源于文献[3, 7~9, 11], MORB, OIB 和汉诺坝玄武岩同位素数据区(现今值)和NHRL 取自文献[3, 16, 17]4讨论4.1中生代玄武岩岩石起源华北内部鲁西南地区的中生代方城玄武岩的地球化学特征暗示其起源于曾受到过俯冲的陆壳物质强烈改造的岩石圈地幔[3]. 此时的岩石圈地幔以含有大量的辉石岩脉为特征[3]. 然而, 华北北缘中生代的碱锅玄武岩的地球化学特征与方城玄武岩的完全不同. 它贫硅富碱铝、镁含量中等(MgO含量为8.1%~ 8.4%); 中等程度地富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 无高场强元素亏损(图2); 低的Sr同位素初始比值和高的Nd, Pb同位素初始比值(图3), 低的Th/U 比值. 这些地球化学特征与华北北缘的新生代宽甸玄武岩[7~11]和汉诺坝玄武岩[16,17]的很相似. 后者通常被认为[7~11,16,17]是起源于软流圈地幔, 即类似于大洋中脊玄武岩的源区, 尽管新生代时期少量洋岛型的地幔端元的确存在[9]. 碱锅玄武岩相对于宽甸和汉诺坝玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成更亏损, 更接近大洋中脊玄武岩区, 而远离洋岛玄武岩区(图3). 因此, 上述地球化学特征显示碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔. 基本上无富集地幔端元的参与. 故作者认为碱锅玄武岩为未分异的近原始岩浆, 其镁镍含量和Sr-Nd-Pb同位素组成可以作为亏损地幔端元使用.4.2岩石圈厚度、性质与时空不均一性华北北缘的辽宁境内多处发现有金伯利岩如锦西地区[5]和铁岭地区[18]. 这些含石榴石捕虏晶和橄榄岩捕虏体的金伯利岩的存在暗示该区的岩石圈地幔在金伯利岩喷出之前深达石榴石稳定区(>80 km), 其基本不含金刚石的事实表明岩石圈厚度应小于150 km. 尽管这两处金伯利岩的形成时代尚未确定, 况且这些金伯利岩又多侵位于太古代和下元古界结晶基底和中上元古界盖层中, 但个别脉体切穿寒武系和下奥陶统地层表明华北北缘的金伯利岩很可能与华北内部如辽宁复县和山东蒙阴含金刚石金伯利岩形成于同一时期, 即为中奥陶世产物. 因此, 华北北缘古生代时其岩石圈相对较厚, 达80~150 km. 大量的石榴石捕虏晶的电子探针分析表明这些石榴石主要为贫铬富钙的镁铝榴石, 即主要来自于石榴石二辉橄榄岩和橄辉岩区[5,18]. 换言之, 华北北缘古生代时期的岩石圈地幔主要由主量元素亏损相对较弱的二辉橄榄岩和橄辉岩组成, 这与华北内部古生代岩石圈地幔含相当数量的亏损程度高的方辉橄榄岩有所区别. 暗示岩石圈地幔在空间上的不均一性.中生代岩石圈地幔厚度可以通过碱锅玄武岩的组成特征间接推测. 实验岩石学研究[19,20]揭示硅不饱和的碱性玄武岩比硅饱和的拉斑玄武岩起源深. 如果碱性玄武岩具有岩石圈地幔同位素记号, 其岩石圈厚度必定大于80 km. 同理, 如果拉斑玄武岩和/或碱性玄武岩具有软流圈同位素记号, 其岩石圈厚度应该小于65 km. 碱锅玄武岩具有软流圈源同位素组成, 因此本区中生代(约100 Ma)岩石圈厚度应该不会超过65 km. 这与该区中生代玄武岩携带的地幔橄榄岩捕虏体中无石榴石的事实一致[21]. 捕虏体橄榄岩的岩石学特征[21]暗示此时的岩石圈地幔主要以尖晶石二辉橄榄岩为主, 且不同程度地受到过地幔熔/流体的交代改造, 形成交代矿物韭闪石和具堆晶结构的斜长石辉石岩岩脉. 地幔捕虏体中斜长石和韭闪石而非金云母的出现同样说明此时的岩石圈地幔薄和“富集”, 即与该区古生代岩石圈地幔存在明显差异, 显示岩石圈随时间的演化. 捕虏体的矿物学研究[21]揭示这些橄榄岩的主要组成矿物橄榄石(Fo = 89.3~91.5)、斜方辉石、单斜辉石和尖晶石与中国东部广泛分布的新生代玄武岩中橄榄岩捕虏体的组成类似. 更新世宽甸玄武岩[7~10]相对于碱锅玄武岩更富碱(图1), 其起源深度可能更深, 这与宽甸玄武岩中含较多石榴石高压巨晶和石榴石辉石岩[22]的事实相符. 从而暗示新生代时期的岩石圈厚度较中生代时期的厚, 显示自中晚白垩世以来华北北缘岩石圈地幔的增厚过程[23]. 然而, 宽甸玄武岩和汉诺坝玄武岩中橄榄岩捕虏体主要是尖晶石相的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩[22,24,25]仍缺失石榴石橄榄岩的事实说明岩石圈厚度仍然小于80 km. 具粗粒结构的方辉橄榄岩捕虏体的大量出现和交代矿物角闪石的少见暗示新生代岩石圈地幔与中生代岩石圈地幔间仍然存在组成上的差异, 其新增生的部分可能主要是方辉橄榄岩. 需要指出的是粗粒方辉橄榄岩亦可能是软流圈与岩石圈地幔相互反应的产物[26].4.3华北东部岩石圈减薄的地球动力学华北南缘中生代方城玄武岩及其幔源辉石岩捕虏体的岩石学和地球化学特征揭示该区中生代岩石圈地幔曾受到过源自俯冲的扬子克拉通中下地壳物质熔融所产生的富硅熔浆的强烈改造[3]. 该改造作用极大地改变了中生代岩石圈地幔的结构和组成特征及其热状态, 使其从古生代时期的典型克拉通型岩石圈地幔(富镁铬的方辉橄榄岩和二辉橄榄岩为主) 转变为晚中生代强烈富集的岩石圈地幔(富铁钙的尖晶石二辉橄榄岩和大量的辉石岩脉). 中生代岩石圈地幔遭受过源自俯冲陆壳物质影响的观点得到了该区中生代岩石圈地幔源火山岩的碳氧同位素研究的有力支持(刘建明, 未发表数据). 新近建立起来的碰撞-构造底垫模式[27]对鲁西南中生代富集型岩石圈地幔的形成过程做出了很好地解释. 进一步对鲁西南中生代碱性岩的系统研究表明岩石圈地幔的富集过程开始于190~180 Ma而中止于120±5 Ma (张宏福, 未发表数据). 而且岩石圈地幔的富集程度有自南向北逐渐减弱的趋势, 这同样说明该区岩石圈地幔的富集过程与大别深俯冲和碰撞有关. 因此, 华北-华南两大陆块的碰撞-构造底垫[27]可能是造成华北南缘中生代岩石圈地幔巨厚减薄的直接动因.那么, 该碰撞-构造底垫模式是否适合于华北北缘的地质情况？前已述及, 华北北缘前中生代仍然存在厚的克拉通型岩石圈地幔(深达石榴石相), 而到晚白垩世(碱锅玄武岩喷发之时), 岩石圈已减薄至65 km以下. 而且, 岩石圈地幔性质已转变成含挥发分的“富集”地幔, 主要由尖晶石二辉橄榄岩和辉石岩组成. 早侏罗世~晚白垩世大量且持续的中基-中酸性岩浆喷发[6]和侵入应该是该岩石圈减薄过程的直接产物, 尽管这些火山岩的来源和形成过程目前还不十分清楚. 这表明华北北缘岩石圈减薄作用的开始和结束时间较华北南缘的早, 因为鲁西南地区大量的中基性火山活动仅出现于白垩纪(约120 Ma), 而且具软流圈同位素特征的玄武岩出现在第三纪, 显示华北岩石圈演化的时空不均一性. 古生代蒙古海的俯冲闭合[28]和随后导致的蒙古陆块与华北陆块的碰撞可能对华北北缘的构造格局产生了重大的影响. 从而对该区的岩石圈的演化起到了一定的制约作用. 汉诺坝玄武岩携带的石榴石辉石岩捕虏体中蚀变洋壳组分的发现[29]进一步证实华北北缘岩石圈受到过蒙古-鄂霍次克海俯冲的影响. 华北北缘中生代中基性火山岩中大量地壳组分的存在[6]同样说明此时岩石圈的壳幔相互作用异常活跃. 这种壳幔相互作用在汉诺坝玄武岩携带的基性麻粒岩捕虏体中同样很普遍[30]. 因此, 我们认为该碰撞-构造底垫模式同样适合于华北北缘.5结论地球化学研究表明碱锅玄武岩起源于亏损的软流圈地幔, 其组成可以作为亏损地幔端元使用. 结合已有的中生代玄武岩及其地幔岩捕虏体资料揭示华北东部中生代岩石圈地幔主要为富集型, 其富集程度从克拉通中心向南北两侧逐渐增加, 显示其时空演化的不均一性. 我们认为中生代岩石圈地幔的这种演化规律与克拉通两侧古生代的俯冲和随后的碰撞作用有关. 同时, 华北北缘岩石圈减薄作用相对与华北南缘早.致谢感谢路凤香教授、邵济安教授、翟明国研究员和朱日祥研究员在野外采样和论文撰写过程中所给予的悉心指导和帮助. 同时, 在样品的K-Ar年龄、主、微量元素和同位素分析测试过程中分别得到了罗修全、张有愉、刘颖、漆亮、张仁祜、许荣华、乔广生和储著银同志的帮助, 在此表示衷心感谢. 本工作受国家自然科学基金(批准号: 40073004)和中国科学院知识创新工程项目(KZCX1-07) 资助.参考文献1 Griffin W L, O’Reilly S Y, Ryan C G. 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图 1 集宁地区新生代玄武岩分布图 Fig. 1 Sketch map show ing the distribution of Jining Cenozoic basalt
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2. 1
岩相学和矿物学特征
橄榄岩包体 包体均为绿色型 , 主要是尖晶石二辉橄榄岩 ( 图
cm 。多数样品比较新鲜, 部分风化较强, 这可能与它 们的矿物组成和结构不同有关。包体的矿物组成为 橄榄石 ( Ol) 、 斜方辉石 ( Opx ) 、 单斜辉 石 ( Cpx ) 和尖 晶石( Sp) , 具有原生不等粒结构、 不等粒变晶结构和 残斑结构。包体与寄主岩之间的界线十分清晰, 局 部发 育有约 1 mm 的反应 边 , 表现为与包体 接触部
要 : 内蒙古集宁新生代玄武岩产于华北克拉 通北缘 , 属于广义的 汉诺坝玄武岩 。首次在三义堂附 近的碱性 玄
武岩中发现了大量的橄榄岩包体、 辉石和 长石以及少量的含钛磁铁矿巨 晶。包体主要 是尖晶石 二辉橄榄岩 , 造岩 矿 物为橄榄石 + 斜方辉石 + 单斜辉石 + 尖晶石 , 辉石 巨晶主要为透辉石和普 通辉石 , 长石巨晶 主要是歪长 石和少量 斜 长石。 1. 5 GPa 条 件下 , 尖 晶石二辉橄榄岩样品 所记录的平衡温度 与汉诺坝相近 , 集中于 950 ! 左右 , 大体上反映 了 华北克拉通北缘大陆岩石圈地幔尖晶石相部 分的温 度状态。 单斜辉石 巨晶的 结晶温 压大于 幔源包 体的平衡 温压 , 表明巨晶的来源深度可能大于包体。包体的结 构及矿物 成分分 析表明 , 这 些包体是 玄武质 岩浆上 升过程 中偶然 捕 获岩石圈地幔的岩 石 碎 块。二 辉 橄 榄 岩 包体 中 橄 榄 石 高 M g# 值 ( 89. 5 ~ 91. 7) 和 较 高 的 N iO 含量 ( 0. 29% ~ 0. 55% ) , 暗示集 宁玄武岩中的橄榄岩包体来自较高熔融程度的岩石圈地幔。 关键词 : 新生代玄武岩 ; 橄榄岩包体 ; 巨晶 ; 岩石圈地幔 ; 集 宁 中图分类号 : P588. 14+ 5 文献标识码 : A 文章编号 : 1000- 6524 ( 2006) 01- 0013- 12
2a) , 占包体总量的 90% 以上。包体呈浑圆形、 椭球 形和边界较圆滑的不规则形, 大小不等 , 最大可达 30
第1期
杜
蔚等 : 内蒙古集宁新生代玄 武岩中橄榄岩包体和巨晶的发现及意义
15
F ig. 2
图 2 尖晶石二辉 橄榄岩包体及辉石、 长石巨晶镜下照片 Photomicrographs of spinel lherzolite xenolith, py roxene and feldspar meg acrysts
Abstract: L ocat ed in Inner Mongolia, the northern edge of t he North China craton, Jining Cenozoic basalt s be long to the generalized ∀ Hannuoba Basalt s". A lot of peridot it e x enoliths as w ell as some pyroxene, feldspar and titanomagnetit e m egacrysts w ere discovered f or the f irst time in t he alkali basalt southeast of Sanyitang. Most of these xenolit hs are spinel lherzolites w ith t he assemblage of oliv ine + ort hopyroxene + clinopyroxene + spinel. T he pyrox ene meg acryst s are most ly diopside and augit e in composition. F eldspar megacrysts are mainly anort hoclase and minor plagioclase. T he equilibrium temperature represented by t hese spinel lherzolite x enoliths is about 950 ! at 1. 5 GPa, w hich is almost the same as t hat of t he Hannuoba x enoliths and reflects t he tem pera t ure of spinel phase in the lithospheric mantle beneat h t he northern edge of t he Nort h China crat on. T he crystal lizat ion t emperat ure and pressure of clinopyrox ene megacrysts are higher t han those of lherzolit e x enoliths, im plying an origin deeper than t hat of t he peridotite xenolit hs. Pet rography and mineral chemist ry of t hese xeno liths indicat e that t hey are fragments of the upper m ant le capt ured by basalt ic magmas along the ascending w ay. T he high Mg # ( 89. 5~ 91. 7) and high NiO ( 0. 29% ~ 0. 55% ) content s of olivines demonstrate that Jining peridotit e xenolit hs are derived from the infusible lit hospheric m antle. Key words: Cenozoic basalt ; peridotit e xenolit h; megacryst ; lithospheric mant le; Jining
石等巨晶, 本文在对包体和巨晶的矿物化学组成进 行分析的基础上 , 对包体的来源进行初步探讨。
1
地质背景
新生代以来 , 中国大陆东部的岩石圈受到拉张,
产生一系列的拉伸构造( 邓晋福等, 1990) , 沿着深断 裂 , 大量幔源玄武质岩浆喷出地表 , 在北起黑龙江、 南至海南岛的广泛区域内形成了很多玄武质火山岩 带。华北断块北缘的西起阴山东至辽南的东西岩带 就是其中之一( 鄂莫岚等 , 1987) , 而集宁玄武岩则是 新生代以来该岩带重要的活动中心之一。集宁地区 主要火山活动发生在中新世 ( 罗修泉等 , 1990) , 但 在北部的乌兰哈达仍有保存完好的火山锥 , 说明火 山活动一直持续到很晚。集宁新生代玄武岩总面积 约 8 000 km 2 ( 图 1) , 形成高原熔岩台地, 厚度数十米 至 250 m 不等, 从西北的灰腾梁到东南部的丰镇稍 微减薄。在集宁西南的三义堂附近, 玄武岩呈层状 产出, 柱状解理发育, 但柱体较小 , 碎裂比较严重 , 主 要是灰黑色致密块状的玄武岩, 本文所报道的橄榄 岩包体及辉石巨晶、 长石巨晶就产于该玄武岩中。
a # 尖晶石二辉橄榄岩 , 正交偏光 ; b # 橄榄石的扭折带和三连点, 正交偏光 ; c # 包体与寄主岩接触部位的斜方辉石 , 出现反应边 , 内部有出溶现象 , 正交偏光 ; d# 包体与寄主岩接触部位的尖晶石 , 有黑边 , 正交偏光 ; e # 单斜辉石巨晶 , 出现反应边 , 单偏光 ; f # 钾长石巨晶 , 明显的反应边和双晶 , 正交偏光 a # spinel lherzolit e, cross polarized; b # olivine w it h kinkband and t riple junct ion, cross polarized; c # orthopyroxene w it h a react ion border and clinopyroxene exsolution lamellae, cross polarized; d # spinel in spinel l herzolit e w it h a black border, cross polariz ed; e # clinopyroxene megacryst w it h a react ion border, plane polarized; f # f eldspar megacryst wit h a react ion border and Carlsbad_albite compound tw in, cross polarized
第 25 卷 第 1 期 2006 年 1 月
岩
A CTA
石
矿
物
学
ET
杂
志
PET ROLO G ICA
M IN ERAJan. , 2006
内蒙古集宁新生代玄武岩中橄榄岩包体 和巨晶的发现及意义
杜
摘
蔚, 韩宝福, 张文慧, 刘志强
100871)
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