中生代火山岩

中生代火山岩（精选三篇）

中生代火山岩 篇1

造山带当中有着极其丰富的地球演变史的信息, 它是大陆构成最重要的部分之一, 是构造岩浆活动最为剧烈的地带, 通过增生和碰撞这两种方式可以形成。通过其在不同的地质体中记录的岩浆活动、洋陆转换、盆地的消失与再生、变质作用等一系列地质事件的发生与发展, 可以清楚的看到碰撞造山带的连续演变进化的过程。

中亚造山带因其是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的大陆造山带, 长期以来一直是国内外众多研究者研究的热点区域。苏尼特左旗地区西北部边境地区的东段-兴蒙造山带就属于中亚造山带。

随着中亚造山带的发现, 人们对此区域的研究也越来越多, 进而由此发现的问题和争议也就越多。其中最为显著的就是两大陆板块的最终缝合位置和最终闭合时间的争议。

兴蒙造山带索伦-林西缝合带和二连-贺根山缝合带是学者们一直以来存在分歧的地方。部分学者依据古地磁学、古生物学资料及早二叠纪大石寨组火山岩, 认为兴蒙造山带索伦-林西缝合线是华北和西伯利亚地块间中亚洋最后闭合的界限。而其他的学者根据贺根山蛇绿岩中硅质岩中发现的晚泥盆世放射虫化石、混杂岩带及其中的蓝片岩, 推断沿贺根山-苏尼特左旗南的中古生代是西比利亚板块与华北板块最终碰撞闭合的位置。

对于中亚造山带最后的闭合时间, 众多学者的研究结果目前仍然不能取得统一, 不过已基本可以确定古亚洲洋在早-中奥陶世时就已经开始俯冲。此前, 有相关学者在贺根山地区不仅发现洋中脊蛇绿岩, 并测得其等时线年龄为403±27Ma, 而且在发现的同碰撞花岗岩带中, 测出其锆石U-Pb年龄为363Ma, 这些新发现的线索让学者们得出了古亚洲洋是在中-晚泥盆世闭合的结论。较之这一依据的发现, 其他的学者在发现二叠系大石寨组火山岩、吉林大玉山花岗岩、弧花岗岩和碰撞岗岩并对其进行同位素年代研究和锆石测年研究的基础上, 得出古亚洲洋在早二叠纪之前已经闭合的结论, 加之叶肢介化石在这一地区的发现, 更是为这一结论提供了有力的证据。

2 火山岩年代学

在应用较多的测年法里, 比如K-Ar法、Ar-Ar法、Re-Os法、锆石U-Pb法, 因锆石是地球最古老的矿物之一, 它在火成岩中分布很广泛, 并且记录了岩浆事件的年龄信息, 故锆石U-Pb测年法已成为众多测年法的首推。在这当中又包含的有单颗粒锆石蒸发-沉积法、单颗粒锆石的热电离质谱法、激光剥蚀电感耦合等离子质谱法 (LA-ICP-MS) 、高灵敏度高分辨率离子探针法 (SHRIMP) 等, 因LA-ICP-MS法在比SHRIMP法节省更多时间和财力的同时, 也能够得到高精度的地球化学分析, 所以它现在得到国内外的广泛应用也是毫无疑问的。

3 中生代火山岩地球化学特征

元素地球化学是从岩石等天然样品中化学元素含量与组合出发, 研究各个元素在地球各部分以及宇宙天体中的分布、迁移与演化。在矿产资源研究中, 元素地球化学发挥了重要作用, 微量元素地球化学研究提供了成岩、成矿作用的地球化学指示剂, 并为成岩、成矿作用的定量模型奠定了基础。

在岩石含量中, 微量元素的占比很低, 通常低于0.1%, 会用类质现象占据矿物晶格内晶体化学性质相近的其他元素位置。由于微量化学在矿物上的分配系数不同, 其对于岩浆演化进程的研究、帮助恢复其形成时的大地构造环境很有帮助。作为现代岩石学重要且关键的组成部分, 微量元素的研究比主要元素更能有效的区分岩石学过程。

4 火山岩源区及构造环境

作为岩浆成因研究的前提, 原生岩浆对岩浆源区组成与性质的判别有着决定性的影响, 而判别幔源原生岩浆的主要标志有:是否存在幔源包裹体;原生幔源岩浆的Mg#值变化范围为0.65-0.75之间;原生幔源岩浆的相容元素含量变化范围:Sc=15-28、Co和Ni值分别介于4.86-14.80、1.74-6.88和1.84-5.94, 均小于幔源原生岩浆的成分范围。

就像微量化学在矿物上的分配系数不同一样, 不同构造背景的火山岩也具有不同的岩石组合和岩石地球化学特征, 通过对其这两方面的研究, 在某种程度上可以很好地体现火山岩形成的构造环境, 于区域构造演化研究的重要意义是不言而喻的。

5 结束语

在文章中, 主要对以内蒙古苏尼特左旗地区中生代火山岩为主的岩石学、年代学、地球化学及构造背景等方面展开了简单的探讨, 只是对这些方面的一个简单的概述。目前可得知, 内蒙古苏尼特左旗地区中生代火山岩总体是呈NE向展布于准和热木音苏木幅, 且由上部为粗安岩、下部为安山岩组合构成的。根据相关研究资料可得知, 苏尼特左旗中生代火山岩形成于造山后的伸展背景;而在它的最后闭合时间和最后闭合位置的问题上, 学者们目前仍存在着极大地争议, 因为学者们在进行研究的过程中, 其发现的有力的证据都指向了不同的方面, 这也从侧面证明了, 苏尼特左旗中生代火山岩的研究价值是非常高的。前文中有提到过, 有相关学者在发现了贺根山蛇绿岩及其他化石的基础上, 得出沿贺根山-苏尼特左旗南的中古生代是西比利亚板块与华北板块最终碰撞闭合的位置这一结论, 但是, 在关于与贺根山蛇绿岩时空相关的火山岩是形成于洋内岛弧还是大陆边缘弧环境这一问题上, 研究尚不能提供有力的地球化学资源。这也提醒了领域研究人员, 对于苏尼特左旗地区中生代火山岩的研究, 还有许多需要我们去发现、探讨的地方。希望能够将野外调查和室内实验两部分进行有效的结合, 进而得出更加准确的信息。

摘要：文章以“内蒙古1:5万准和热木音苏木等六幅区域地质矿产调查”项目为背景, 对内蒙古苏尼特左旗地区中生代火山岩岩石学、年代学及地球化学方面展开探讨。文章中出现的研究区域属于中亚造山带东段-兴蒙造山带的北方造山带, 是处在苏尼特左旗西北部边境的地区。该造山带在古生代和中生代的构造域也有所不同, 在古生代时其属于古亚洲洋构造域, 在中生代则属于滨西太平洋构造域。在分布上, 苏尼特左旗地区中生代火山岩的岩石层组成格局简单明了——上为粗安岩类, 下为安山岩类, 在总体上也呈现出NE的走向。在Zr/Yb-Nb/Yb图解中火山岩大部分分布在富集的地幔范围内, 显示了岩浆源区可能是经过俯冲带流体改造后的富集地幔楔。通过对区域的构造环境及相关资料进行研究之后, 可以得知, 苏尼特左旗中生代火山岩形成于造山后的伸展背景。

关键词：苏尼特左旗,中生代火山岩,岩石学,地球化学

参考文献

[1]秦旭亮.内蒙古苏尼特左旗地区中生代火山岩岩石学特征[D].石家庄经济学院, 2014.

中生代火山岩 篇2

下扬子地区溧水盆地晚中生代中酸性火山岩的元素-同位素地球化学分析结果显示,区域上存在同期的两类准铝质高钾钙碱性中酸性火山岩.第1类以龙王山组粗面安山岩为代表,它们在空间上与玄武岩共生,SiO2含量为58.0%～58.9%,富集大离子亲石元素(如Rb=104×10-6～117×10-6,Ba=651×10-6～695×10-6)及LREE(如Ce=47.4×10-6～49.0×10-6),强烈亏损Nb-Ta,基本无Eu异常或弱异常(Eu/Eu*=0.87～1.01,平均值为0.95),和同期玄武岩具有非常相似的Sr和Nd同位素比值[87Sr/86Sr(i)=0.705 51～0.705 57;εNd(t)=-3.6～-2.9],为同期基性岩浆经历了角闪石+斜长石+磷灰石分离结晶作用的产物.第2类火山岩由大王山组粗面岩组成,其SiO2含量为61.9%～66.4%,MgO变化在1.07%～2.56%之间,表现出与龙王山组中酸性火山岩类似的微量元素元素特征,但具更高的K2O、Rb、Th、REE、HFSE和低的`FeOT、TiO2、P2O5、CaO、Sr和相容元素含量,较龙王山组基性火山岩具高Sr和低Nd同位素比值[87Sr/86Sr(i)=0.706 63～0.708 13;εNd(t)=-7.7～-4.8],其高钾、准铝质的英安岩成分特征难以通过地壳部分熔融作用来解释,而相对同期基性火山岩高Sr而低Nd的同位素组成反映它们为玄武质岩浆在上升过程中受到大陆上地壳物质同化混染作用(AFC)的产物.

作 者：高晓峰 郭锋 李超文 蔡观强 GAO Xiao-feng GUO Feng LI Chao-wen CAI Guan-qiang 作者单位：高晓峰,李超文,蔡观强,GAO Xiao-feng,LI Chao-wen,CAI Guan-qiang(中国科学院,广州地球化学研究所,边缘海重点实验室,广东,广州,510640;中国科学院,研究生院,北京,100049)

郭锋,GUO Feng(中国科学院,广州地球化学研究所,边缘海重点实验室,广东,广州,510640)

中生代火山岩 篇3

关键词：早古生代,滩间山群,构造环境,柴北缘

1地质背景

柴达木盆地北缘( 简称柴北缘) 赛什腾山、缘梁山、锡铁山及沙柳河一带,出露一套北西西向不规则带状断续展布的早古生代浅变质海相火山 - 沉积岩系,称滩间山群( 图1) 。因其中赋存重要的铅、锌、 铜、金等多金属矿产资源而倍受关注。滩间山群的研究始于20世纪50年代初对锡铁山矿床的勘查,近年来,随着锡铁山找矿的不断突破,滩间山群地层层序、形成时代及构造环境等关键基础地质问题引起地学界的普遍关注; 前两个问题已基本取得统一认识, 但其形成的古构造环境,仍存裂陷槽[1—6]和岛弧[7—13]之争。笔者等近几年的研究表明,滩间山群遭受了十分强烈的褶皱变形,总体上呈复式向斜构造。基于该火山岩野外地质特征、岩石组合以及地球化学分析, 认为滩间山群形成于大陆( 陆缘) 裂谷环境。

1 为超高压变质带,2 为前寒武系,3 为元古界达肯大坂群,4 为滩间山群,5 为上古生界, 6 为花岗岩,7 为辉长岩,8 为榴辉岩,9 为超基性岩,10 为走滑断层,11 为逆冲断层

2火山岩特征

2.1岩相学特征

滩间山群火山岩由下部火山碎屑岩组( O1h- 2)和上部熔岩次岩组( Oy3) 构成。

下部火山碎屑岩组( O1h-2t) 火山岩的岩石类型主要有流纹岩、英安流纹岩、英安岩、流纹质晶屑凝灰岩、英安质晶屑凝灰岩、凝灰岩及玄武岩等。

2.1.1流纹岩

主要产出在( O1h-2t) 组火山岩顶部,呈灰绿色或浅灰绿色,流纹或状块构造,不等粒变晶结构,斑晶主要由正长石、斜长石、微斜长石和石英组成。基质主要由正长石、斜长石、石英以及绿泥石、绿帘石、绢云母和少量白云母组成,粒径一般0. 05 mm ± ,其中石英、长石多发生重结晶,片理化明显。

2.1.2流纹岩

英安流纹岩: 呈灰白-灰绿和浅肉红色,不等粒变晶结构,流纹构造或块状构造。斑晶主要由正长石、 斜长石、微斜长石和石英组成。斜长石斑晶受熔蚀作用外形呈港湾状,发育环带结构,可见钠长石聚片双晶。部分斜长石斑晶被绢云母所替代,表面不清。正长石斑晶含量约为5% 或更少,可见卡氏双晶。微斜长石受熔蚀具明显的港湾状或圆润边缘现象,局部有拉长现象,发育格子双晶,含量5% ~15% 。石英斑晶多呈粒状,具有波状消光,含量约15% 。基质主要由正长石、斜长石、石英以及绿泥石、绿帘石、绢云母和少量白云母组成,粒径一般在0. 05 mm左右。其中石英、长石明显发生重结晶,片理化现象清楚。绿泥石、 绢云母和白云母片理化清楚,多呈定向排列,粒状矿物长石、石英、绿帘石也大致沿片理方向分布。

2.1.3英安岩

与流纹岩产出层位一致,呈肉红色-灰绿色,块状构造,斑状及卵斑状结构。斑晶主要由斜长石和石英( 1% ~ 3% ) 组成,基质由钾长石、斜长石和石英等组成,含少量方解石、绢云母和绿泥石。

2.1.4英安质晶屑凝灰岩

呈浅绿灰-浅灰色,块状或片状构造,斑状变晶结构或变余火山碎屑结构。岩石主要由正长石、斜长石、石英、绢云母、白云母等组成。正长石和斜长石大量出现于斑晶和基质中,石英则仅见于基质中。 斜长石普遍蚀变强烈,表面不清,斑晶呈大小不等的尖棱状,发育环带结构。其次还见钠长石聚片双晶及卡钠复合双晶,双晶纹宽而粗,并见有双晶纹弯曲现象,用⊥( 010) 晶带的最大消光角法测得An = 29, 为更长石,含量20% 左右,有熔蚀现象。正长石斑晶呈尖角状,边缘有熔蚀现象,具卡氏双晶。并可见残留的正长石晶屑,含量约5% 。

基质主要由细小的长石、石英组成,重结晶现象明显,粒径为0. 02 ~ 0. 08 mm,大的可达0. 2 mm。 霏细结构。上部火山岩主要为一套由安山岩、安山玄武岩、玄武岩等组成的中-基性火山岩组合。

2.2岩石化学

滩间山群火山岩的岩石化学成分列于表1、表2中,根据Si O2-( K2O + Na2O) 相关图( 图2、图3) ,下部火山岩投影点全部落入亚碱性区域。上部火山岩大多数投影点落入亚碱性区域,说明滩间山群火山岩以亚碱性为主。在AFM图解中,下部火山岩14个样品数据仅有2个投点落入拉斑玄武岩系列区内,其余投点全部投入钙碱性系列区内( 图4) ,具有明显富碱趋势,属典型的钙碱系列火山岩。上部火山岩样品则分别落入钙碱性和拉斑玄武岩系列两岩区( 图5) 。表明滩间山群上、下火山岩形成于不同的构造环境。

T 为拉斑玄武岩系列; C 为钙碱性系列。 A = Na2O + K2O,F = Fe O*= Fe O + 0. 9Fe2O3,M = Mg O

T 为拉斑玄武岩系列; C 为钙碱性系列。 A = Na2O + K2O,F = Fe O*= Fe O + 0. 9Fe2O3,M = Mg O

3火山岩构造环境判别

采用活动性较弱的微量元素如Ti、Zr、Nb、Ta等高场强元素和REE元素进行火山岩大地构造环境判别。

3.1Ti、Zr、Nb、Ta等高场强元素

Ti、Zr、Nb、Ta在玄武岩浆体系中属于不相容元素,它们在蚀变、变质过程中活动性较小,往往保持原岩特征,它们的演化特征反映了岩浆的成因过程。 由图6 ~ 图9可以看出:

下部火山岩在Ti O2-Zr图解上大部分投影点落入板内熔岩区内。在Ti-Zr-Y判别图解上,投影点几乎都落入板内玄武岩区内。

上部火山岩样品在Ti O2-Zr图解上大部分落入岛弧熔岩区,个别落入洋中脊玄武岩区。在Ti-Zr-Y判别图解上,几乎全部落入岛弧拉斑玄武岩 ( A + B) 中。

MORB 为洋中脊玄武岩; WPL 为板内熔岩; AL 为岛弧熔岩

MORB 为洋中脊玄武岩; WPL 为板内熔岩; AL 为岛弧熔岩

3.2稀土元素地球化学特征

柴北缘滩间山群火山岩的稀土元素含量及主要参数见表3、表4。

A + B 为岛弧拉斑玄武岩; B 为洋底玄武岩; B + C 为钙碱性玄武岩; D 为板内玄武岩

A + B 为岛弧拉斑玄武岩; B 为洋底玄武岩; B + C 为钙碱性玄武岩; D 为板内玄武岩

由表可见: ( 1) 下部火山碎屑岩组( O1h- 2) 火山岩( 英安岩、英安流纹岩、英安流纹质凝灰岩) 轻稀土元素含量较高[( 40. 12 ~ 213. 6) × 10- 6],变化范围大,( La /Yb)N比值大于1. 0,L/H比值为1. 5 ~ 4. 3,Eu / Sm比值为0. 1 ~ 0. 27 ( < 0. 333 3) ,表现为轻稀土元素弱富集的分离型稀土元素分布型式。下部火山岩中酸性岩类 δEu值多集中在0. 36 ~ 0. 45之间,显示Eu较强的亏损特征,表明中酸性岩类应为地壳熔融形成。

玄武岩类 δEu值则集中在0. 79 ~ 0. 86之间, Eu略有亏损,但不明显,说明其未经很好的分离结晶就被喷发出来。表明滩间山群下部碎屑岩组火山岩中基性岩类和酸性岩类具有不同的来源,中基性岩类是岩浆分离结晶形成,而酸性岩类则由地壳重熔形成。

注: 稀土元素标准化值为球粒陨石( Leedy 常数) 。

注: 稀土元素标准化值为球粒陨石( Leedy 常数) 。

英安岩、流纹岩及玄武岩球粒陨石标准化曲线见图10 ~ 图12。英安岩曲线呈从左至右逐渐下降的右倾型,但有明显的高低跳跃,尤其是重稀土元素部分波动较大。流纹岩曲线为右倾型,轻稀土元素部分中等程度倾斜,重稀土元素段斜率较小,相对平缓。玄武岩类基性火山岩曲线为左高右低的平坦型,轻稀土元素略微富集,Eu亏损不明显。

上部熔岩次火山岩组( O3y) 中基性火山岩的球粒陨石标准化稀土配分曲线见图13 ~ 图15。其中, 安山岩的球粒陨石标准化曲线明显右倾,表明轻稀土元素中等程度富集,重稀土元素曲线呈舒缓状,无明显Eu异常。玄武岩球粒陨石标准化曲线表现为轻稀土元素略有富集的弱分离型式,从La-Eu依次减量富集,稀土元素曲线总体较平缓。铕基本无亏损或亏损不明显。从玄武岩到安山岩轻稀土元素富集程度呈现逐渐增加的趋势。这种轻稀土元素分布型式与岛弧拉斑玄武岩或大洋拉斑玄武岩的地球化学特征类似[5]。

4结论