大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源
玄武岩地质描述
玄武岩地质描述玄武岩是一种火成岩，具有浓黑色或暗绿色的外观。
它是由于火山喷发或地壳熔融形成的岩浆在地壳表面迅速冷却而形成的。
玄武岩的主要成分是硅酸盐矿物，包括斜长石和辉石。
它的质地通常细粒状，具有均匀致密的结构。
玄武岩的形成过程可以追溯到地球上最早的火山活动。
当地壳深处的岩浆上升到地壳表面时，由于压力减小，岩浆开始冷却和凝固。
由于玄武岩的冷却速度很快，岩浆中的矿物没有足够的时间形成大型晶体，而是以微小的颗粒形式存在。
玄武岩的地质特征是其颗粒细小且均匀分布，这使得它具有均匀的颜色。
它的颜色通常是黑色或暗绿色，但也可能带有灰色、蓝灰色或棕色的斑点。
这些颜色的变化是由于岩石中不同矿物的含量和氧化状态的不同。
玄武岩的质地坚硬，耐磨损。
它具有良好的耐久性和抗风化性，因此在建筑和道路建设中得到广泛应用。
许多古代文明都使用玄武岩作为建筑材料，如古埃及的金字塔和中国的长城。
玄武岩还具有热胀冷缩的性质，这使得它在火山喷发后形成了特殊的地质景观。
当火山岩浆冷却并凝固后，地壳会因温度的变化而收缩和膨胀。
这种收缩和膨胀会导致玄武岩形成特殊的岩石结构，如柱状节理和熔岩台地。
玄武岩的柱状节理是由于岩石在冷却过程中形成的裂缝和缝隙。
这些裂缝和缝隙沿着岩石的垂直方向排列，并形成六边形柱状结构。
这种结构不仅给人以美感，而且还具有很高的稳定性，使得玄武岩成为建筑和雕刻的理想材料。
熔岩台地是由于玄武岩在火山喷发后冷却形成的平坦地表。
当火山喷发时，岩浆流出地壳并迅速冷却，形成一层厚厚的玄武岩覆盖物。
随着时间的推移，周围的地壳被侵蚀，玄武岩覆盖物暴露在地表上，形成平坦而广阔的熔岩台地。
玄武岩在地质学研究中具有重要的意义。
通过对玄武岩的分析，地质学家可以了解到地球深处的岩浆活动和地壳运动。
此外，玄武岩也是火山喷发和地震活动的指示物，可以帮助科学家预测和研究地质灾害。
总结起来，玄武岩是一种形成于火山喷发或地壳熔融的火成岩，具有均匀致密的结构和细粒状的质地。
玄武岩特征描述
玄武岩特征描述玄武岩是一种火山岩，由于其在地球上的广泛分布和重要的岩浆活动性质，因此它具有丰富的特征和参考价值。
下面将介绍玄武岩的地质特征、矿物组成、岩石分类以及其应用领域等相关参考内容。
玄武岩的地质特征：玄武岩产于岩浆活动的火山喷发和玄武岩台地（如中国华北平原）的地域范围广泛，包括海底火山、火山岛、大陆火山等地质环境。
火山岩是地球上最常见的岩石类型之一，具有一系列的特征。
首先，玄武岩的颗粒较细，偏向于粗粒度到细粒度，通常不超过2mm；其次，岩石表面通常呈现出暗色或潮湿的外观；此外，玄武岩的质地坚硬，斑面光滑；最后，岩石熔点较高，约为1200~1250℃。
玄武岩的矿物组成：玄武岩中的主要矿物组成有斜长石、黑云母和辉石。
斜长石是玄武岩的主要矿物，常常以白色或灰白色晶体的形式存在；黑云母是玄武岩中的次要矿物，常以暗色或黑色晶体的形式出现；辉石是玄武岩中最常见的铁镁矿物，其颗粒形状通常呈长条状。
此外，玄武岩中还可能包含少量的橄榄石、透辉石和石榴石等矿物。
玄武岩的岩石分类：根据玄武岩的颗粒大小和矿物组成，可以将其分为几个不同的类型。
最常见的类型是碱性玄武岩，其斜长石含量较高。
碱性玄武岩常以黑色或暗绿色为主要颜色。
另外，还有含有苏长石的玄武岩，它的颜色通常为灰色或淡绿色。
除此之外，还有高钙玄武岩、橄榄玄武岩、低钾玄武岩等等几个类别，它们都具有各自特定的矿物组合和颜色。
玄武岩的应用领域：玄武岩具有较高的硬度和坚固性，因此在建筑领域有广泛应用。
它可以用于建造石墙、石路、石桥等各种建筑。
此外，玄武岩还常被用作护坡材料和路面铺装材料，因为其具有较好的耐磨性和抗压强度。
另外，玄武岩也常用于雕刻和室内装饰，因为其颗粒细腻且容易加工。
在地质学研究中，玄武岩也被广泛用于测定地球年龄和研究地质构造等方面，对于认识地球的演化历史具有重要的参考价值。
综上所述，玄武岩是一种常见的火山岩，具有独特的地质特征和矿物组成。
在建筑和地质学等领域都有广泛的应用。
玄武岩地质描述
玄武岩地质描述
玄武岩是一种黑色或暗绿色的火成岩，由风化基性玄武质岩熔融后冷却结晶而成。
玄
武岩具有岩石结构完整、物理力学性质优良、抗压强度高等优点，因此广泛应用于建筑、
道路、桥梁、港口等工程领域。
玄武岩的成因主要有两种，一种是海岛火山喷发抬升形成的玄武岩，另一种是陆地火
山喷发后形成的玄武岩。
两种成因形成的玄武岩特点存在一定区别，海岛玄武岩熔岩流强
度大、斑晶化程度低、气孔较多，而陆地玄武岩熔岩流强度虽小但斑晶化程度较高同时可
能存在晶体空腔。
从地质结构角度看，玄武岩主要分布于大洋洲、北美、东南亚、非洲等地。
我们经常
可以看到由玄武岩构成的山峰或岩石隆起地形。
玄武岩岩石结构为粗晶、均质或者碎石质
等等，颜色主要为暗绿色或黑色，成分中除含有硅、铝、钠、钙、铁等元素外，还含有大
量的铁、镁等金属元素。
玄武岩有着较好的物理力学性质，使之广泛应用于建筑领域。
该岩石不易磨损，不容
易被风化和腐蚀，不容易被迅速侵蚀，具有较强的韧性和抗风化能力。
它可以用于修建防
护墙、隧道、坝底等重要建筑物的基础工程。
玄武岩还可以用于修建桥梁、道路、广场等
建筑物的硬质材料，这种材料不容易龟裂变形，能够更好地保持整体形态和强度。
此外，
玄武岩还可以用于制造砂石、路基、铁路渣、矿渣等材料，作为建筑物的基础材料。
总体而言，玄武岩是一种优良的火成岩，因其物理力学性质优越，被广泛应用于建筑、道路、桥梁建设等重要工程领域。
了解和掌握玄武岩的性质特点，对于开采和利用这种岩
石具有重要意义，也对于保护自然环境、生态平衡等方面具有重要作用。
玄武岩特征描述
玄武岩特征描述玄武岩是一种常见的火山喷发产物，属于一种基性的（也称为酸碱度低的）火山岩石。
其在地球上分布广泛，尤其在板块边界附近的火山地区非常常见。
下面将对玄武岩的特征进行描述。
1. 成分与结构:玄武岩主要由斜长石和辉石组成，少量的榴辉岩和磁铁质矿物也常见于玄武岩中。
斜长石和辉石的晶体在裂缝中形成交错排列，使得玄武岩呈现出斑晶质结构。
这种结构使得岩石具有一定的强度和硬度。
2. 颜色和质地:玄武岩的颜色通常为深灰色到黑色，有时会带有绿色和褐色的斑点。
其颜色受岩浆中不同矿物的含量和气泡的存在程度影响。
玄武岩的质地可以分为玄武岩玻璃质和玄武岩晶质两种。
玻璃质玄武岩由于迅速冷却而形成，显示出光滑的表面和玻璃状的外观。
晶质玄武岩则具有晶体结构和更为粗糙的外观。
3. 火山岩喷发特征:玄武岩主要通过火山喷发喷出。
在喷发过程中，高温的玄武岩岩浆从地下岩浆室中升向地表，经由火山口释放到地面上。
由于玄武岩的低黏度，它能够迅速流动，形成较为广阔的岩浆流。
玄武岩喷发时会伴随气体的释放，形成冲出口在岩浆流面上的气泡和熔滴。
4. 玄武岩的形成环境:玄武岩在地表的形成环境通常与板块运动和火山活动有关。
位于板块边界附近的火山地区，如环太平洋地震带和地中海地震带等，是玄武岩形成的常见区域。
板块潜没型火山、中洋脊火山和大陆裂谷火山都可能喷发玄武岩。
5. 经济意义和应用:玄武岩在建筑、道路建设和工艺制品中具有重要的应用价值。
由于其坚固、耐久和美观的特点，玄武岩常被用作建筑和路面材料。
例如，在古代的埃及金字塔和中国的长城中就大量使用了玄武岩，从而展示了其重要的历史和文化意义。
以上是对玄武岩特征的描述。
玄武岩作为一种常见的火山岩石，其成分、颜色、质地和形成环境等方面的特征使其具有独特的地质和应用价值。
通过了解玄武岩的特征，我们可以更好地理解地球的演化和火山活动的影响。
黑龙江省多宝山地区更新世大熊山玄武岩地球化学特征与成因
关键词： 玄武岩； 地球化 学； 多宝山
黑龙 江省新生代火 山岩分布 广泛 ，面积约 １ ． ５万平方千米 ， 占 ｉ ｓ ｆ — ｌ ｇ ６ 图上 可见 ， 本期火 山岩为造山带火山岩（ 消减带火 山岩 区 。岩 浆来 源应 当位 于活 动 的大 陆 边缘 全国新生代火 山岩总面积的五分之一左右 。 本区更新世大熊 山玄武 即岛 弧与 活 动大 陆边 缘 ） ３ ０ ７ ５ ｋ ｍ） ， 靠近大洋一侧 。该期岩浆是以地壳部分熔融作用为主 ， 岩主要分布在 大岔子东山南北测 ， 分布面积较广 ， 面积 约 ２ ３ ０ 平 分 （ 公里。多年来有关该区新生代火山岩研 究程 度较低 ， 尤其是对该套 熔融后的岩浆仍存在分异结 晶作用 ， 形成一套钙碱性岩石 系列火 山 根据测 区出露火山岩的岩石学 、 岩石化学 、 地球化学及火山喷发 火山岩地球化学特征和成因的研究相对薄弱 。 本文就通过近几年在 岩。 推断测区火山岩形成 的构造环境应 为活动 该区开展 的远景调查工作所取得的成果 ，就该套 火山岩的矿物学 、 作用特点与构造关系等 ， 即大陆边缘靠岛弧一侧 。 岩石化学 、 地球化学 等特 征进行总结 ， 并探讨 了该套火 山的成因及 大陆边缘与岛弧过渡区 ， 岩浆来源。 ４ 结 论 ４ ． １ 该套火山岩主要是由于地 幔物 质上涌 ， 底侵 于陆壳 的底部 ， １岩石及矿物学特 征 大熊山玄武岩 主要 以溢流相玄武岩为主 ，风化面呈灰褐色 ， 新 造成下地壳少量物质与地幔 物质发生混熔作用 ，形 成大熊 山玄 武 鲜面灰黑色 ， 间粒 一嵌 晶结构 ， 气孔状构造或块状构造 。 斑晶主要有 岩。 斜长 石 ： 长板状 ， 聚片双 晶 、 环带 构造发 育 ， 大小 ０ ． １ ～ ０ ． ５ ｍ ｍ， 含量 ４ ． ２分析表明大熊山玄武岩主要为一套亚碱性系列至钙碱性 系 并且有 向碱性系列演化的趋势。 ６ ９ ％。 橄榄石 ： 粒状 ， 锥面粒状 ， 大小 ０ ． ０ ５ — ０ ． １ ７ ｍ ｍ， 含量 １ ％。 单斜长 列的普通 型火 山岩 ， 石： 粒状 、 柱状 ， 浅绿色 ， 柱面一组解理 ， 部分 与斜长石嵌 晶或 晶体 中 ４ ． ３本 区玄武岩主要形成于活动大陆边缘与岛弧过渡带 ，即大 包含几粒斜长石板 条微 晶， 大小 ０ ． ０ ５ — １ ． １ ｍ ｍ， 含量 １ ５ ％。磁铁矿 ： 自 陆边缘靠 近岛弧一侧的构造环境 。 形 晶， 大小 ０ ． ０ ３ ～ ０ ． ０ ５ ｍ ｍ， 含量 １ ％。 玻璃纤维状雏晶 ， 含量约为 ６ ％。 参 考 文献 １ １ １ ￣ ． 洪洲， 徐 亚 勤． 黑 龙 江省 新 生代 火 山岩 构 造 环 境 与 地 震 ＂ ￣ｇ Ｊ ｔ Ｊ ］ ． 岩石 中有许多近圆形气孔 ， 大小 ０ ． ２ ５ ～ ２ ． ４ ａｍ， ｒ 含量 ８ ％。斜长石交错 ［ 排列 ， 其 间充填 橄榄 石 ， 辉石 、 磁铁矿 和少量玻璃质雏 晶， 辉石普遍 东北地震研 究 ， １ ９ ９ ５ 。 Ｉ １ （ １ ） ： ２ ３ — ３ ０ ． 『 ２ １ 刘若新编． 火山作用与人 类环境【 Ｍ １ ． 北京： 地震 出版社， １ ９ ９ ５ ： ７ １ — ８ ０ ． 与斜长石呈嵌晶。 ２岩 石化学 、 地球化学特征 ｆ ３ 】 刘嘉麒著冲 国火山ｆ Ｍ １ ． 北京： 科 学出版社， １ ９ ９ ９ ： １ ３ — ７ ７ ． 本次工作共取该套火 山岩硅酸盐样品 ５ 个， 经分析 Ｓ ｉ Ｏ 的含量 ｆ ４ 】 代 国良， 汉景泰． 逊克晚新 生代火 山岩岩石 学特征初 步研 究【 Ｊ ］ ． 第 为 ５ ３ ． ２ ２ ～５ ６ ． ６ ２ ％ ， Ａ ｌ ２ ０ ３含 量 为 １ ４ ． ３ ９ —１ ５ ． ９ ４ ％ ； Ｔ ｉ Ｏ ２含 量 为 ￣ ｇ ， ２ ０ ０ ５ ， ２ ５ （ ６ ） ： ７ ９ ３ — ７ ９ ４ ． １ ． ５ １ ～ ２ ． １ ２ ％； Ｎ ａ ２ ０ ￣Ｋ ２ ０， 为钾质 岩石 ； 分异 指数 Ｄ Ｉ 为４ ９ ． ８ Ｏ ～ ６ ０ ． ９ ２ ， ｆ ５ 】 梁科伟， 赵忠 海等． 诺敏 火山群钾质 火山岩特 征及成 因［ Ｊ ］ ． 黑龙 江 ２ ０ ０ ９ ， １ ９ （ ３ ） ： １ ８ ５ — １ ８ ９ ． 表明岩浆有 了弱的分异 ， 固结指数 ｓ Ｉ 为１ ８ ． ０ ４ — ２ ７ ． ５ ４ ， 表明岩浆发生 科技 学院学报 ， 过结 晶分异 ， 这些证据表 明岩石 以较原始和弱分异的化学组成的特 【 ６ 】 奎 元编． 火山岩相 构造 学【 Ｍ 】 ． 南京 ： 江 苏科 学技 术 出版社 ， １ ９ ９ ２ ： 省 多宝 山地 区更新世 大熊 山玄武岩地 球 化学特征与成因
赤峰地区新生代玄武岩的基本特征及成因
50. 49 2. 28
50. 59 2. 15
51. 31 47. 13
2. 10
2. 03
50. 60 2. 47
A l2O 3 13. 67 13. 97
13. 86 14. 13 12. 51
13. 62
13. 77
14. 16 13. 40
13. 95
Fe2O 3 7. 67
2. 97
92 北 京 大 学 学 报 ( 自 然 科 学 版 ) 第 34 卷
表3 赤峰地区新生代玄武岩主要造岩矿物的化学成分及端元组成 T able 3 M icro pr obe analyses of r ock-fo rming miner als in t he Cenozo ic basalts fr om Chifeng r eg ion %
砾岩层( 图版Ⅰ-1) 。玄武岩厚度变化较大, 从数十米到数百米不等, 中间夹有2～3层红色粘土 质沉积层, 总体上呈现从北西向南东减薄的趋势。玄武岩中的气孔构造往往在玄武岩层的上部 最密集, 有时存在平行层理的长条状气孔( 图版Ⅰ-2) , 柱状节理广泛发育( 图版Ⅰ-4和Ⅰ-5) 。 火山喷发旋回至少有几个甚至10多个, 每个喷发旋回结束的玄武岩层顶面因氧化作用而呈红 褐色或黄褐色, 并且存在规模不大、形态各异的绳状构造( 图版Ⅰ-3, Ⅰ-6和Ⅰ-7) 。由于受古地 形的影响, 岩浆流动方向杂乱, 无一定规律可循, 而且没有古火山口的遗迹。因此, 玄武岩应是 裂隙式火山喷发的产物。
6. 34
6. 91
7. 28
7. 76 10. 93
8. 34
7. 24
7. 87
9. 01
7. 97
CaO
玄武岩分类、特征及形成构造背景
玄武岩分类、特征及形成构造背景玄武岩，洋壳主要组成，属基性火山岩。
是地球洋壳和月球月海的最主要组成物质，也是地球陆壳和月球月陆的重要组成物质。
1546年，G.阿格里科拉首次在地质文献中，用basalt这个词描述德国萨克森的黑色岩石。
汉语玄武岩一词，引自日文。
日本在兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩，故得名。
玄武岩是一种基性喷出岩，其化学成分与辉长岩或辉绿岩相似，SiO2含量变化于45%～52%之间，K2O+Na2O含量较侵入岩略高，CaO、Fe2O3+FeO、MgO含量较侵入岩略低。
矿物成份主要由基性长石和辉石组成，次要矿物有橄榄石，角闪石及黑云母等，岩石均为暗色，一般为黑色，有时呈灰绿以及暗紫色等。
呈斑状结构。
气孔构造和杏仁构造普遍。
玄武岩体积密度为2.8～3.3g/cm3，致密者压缩强度很大，可高达300MPa，有时更高，存在玻璃质及气孔时则强度有所降低。
玄武岩耐久性甚高，节理多，且节理面多成五边形或六边形，构成柱状节理。
性脆，因而不易采得大块石料，由于气孔和杏仁构造常见，虽玄武岩地表上分布广泛，但可作饰面石材不多。
主要成份玄武岩的主要成份是二氧化硅、三氧化二铝、氧化铁、氧化钙、氧化镁(还有少量的氧化钾、氧化钠)，其中二氧化硅含量最多，约占百分之四十五至五十左右。
玄武岩的颜色，常见的多为黑色、黑褐或暗绿色；在腾冲火山群附近的玄武岩多为青灰色，也有暗红色、橙色、黄色的。
因其质地致密，它的比重比一般花岗岩、石灰岩、沙岩、页岩都重。
但也有的玄武岩由于气孔特别多，重量便减轻，甚至在水中可以浮起来。
因此，把这种多孔体轻的玄武岩，叫做"浮石"，在云南腾冲马站火山群脚下附近的村寨里，人们把这些多孔体轻的玄武岩叫做“泡石”。
成分玄武岩根据其成分不同可以分为拉斑玄武岩、碱性玄武岩、高铝玄武岩。
结构按其结构不同可分为气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩、玄武玻璃。
充填矿物按其充填矿物不同可分为橄榄玄武岩、紫苏辉石玄武岩等。
大陆溢流玄武岩成矿体系与基韦诺(Keweenaw)型铜矿床
文章编号：1008-0244（2003）02-0001-08大陆溢流玄武岩成矿体系与基韦诺（Keweenaw ）型铜矿床朱炳泉（中国科学院广州地球化学研究所，广东广州510640）摘要：美洲基韦诺裂谷与峨眉山大陆溢流玄武岩是全球仅有的两个具完整成矿体系的暗色岩系。
基韦诺裂谷位于三个不同块体的拼接位上，周边存在明显的岩石圈结构不连续界面。
滇黔边界大规模的自然铜矿化与超大型基韦诺铜矿（储量5000万吨）有很大的相似性。
年代学与地球化学资料表明成矿往往只与玄武岩喷发结束拖尾阶段的岩浆分异有关。
高孔隙度的火山角砾岩、熔结凝灰岩、砾岩与砂岩提供了热液活动和铜沉淀空间。
Fe 2+向Fe 3+转化和有机质存在为自然铜形成提供了还原条件。
地质和地球化学证据均支持同生热液成矿的观点。
关键词：大陆溢流玄武岩；自然铜矿床；基韦诺裂谷；峨眉山玄武岩；超大型矿床中图分类号：P618.41文献标识码：A收稿日期：2003-02-20；修回日期：2003-04-23基金项目：国家重点基础研究发展规划项目（G199990432）；中国科学院知识创新项目（KZCX2-SW-125）第一作者简介：朱炳泉（1940—），男，研究员，主要从事同位素地球化学等方面的研究工作。
全球从晚元古宙到新生代的溢流玄武岩（暗色岩系、大火成岩省）在大陆与海洋均有广泛分布，约占全球1/8的表面积，但构成完整成矿体系的溢流玄武岩却较少。
一个主要的原因是巨量溢流玄武岩在相对很短时间内喷发出（约占90%的熔岩体积，在1~2Ma 左右溢出）［1］，难以产生大的岩浆分异导致成矿物质的富集。
成矿往往只与玄武岩喷发结束拖尾阶段的岩浆分异有关。
大陆溢流玄武岩的岩浆分异形成三个成矿体系：（1）与深部岩浆分异形成的富镁侵入相有关的铜、镍（铂钯）硫化物矿床；（2）与深部岩浆分异形成的富钛侵入相有关的钒钛磁铁矿床；（3）与浅部岩浆分异形成的贫钛喷出相有关的自然铜、银矿床。
具有这一完整的成矿体系仅有美洲基韦诺裂谷大陆溢流玄武岩与峨眉山玄武岩两个。
区分大陆玄武岩和弧玄武岩的地球化学准则(夏林祈老师)
Earth-Science eviews
2014, V. 139, p. 195-212
2. 基本地球化学原理—
区分大陆玄武岩和弧玄武岩的理论基础
3. 典型事件的启示
选取南太平洋Tonga‒Kermadec
岛弧系的现代岛弧玄武质岩石和
峨眉山大火成岩省的大陆玄武岩
作为分析、比较的对象
全球0 – 350 Ma B. P. 期间大火成岩省分布图（据Courtillot等, 1999; Wignall, 2001; Bryan和Ernst, 2008）
李奇祥等最近（2010）获得 了天山东段觉罗塔格裂谷中四顶 黑山镁铁质–超镁铁质杂岩中辉 长岩的锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 为351.5 ± 1.9 Ma。该镁铁质 –超镁铁质杂岩与357.7 ± 3.5 Ma的A型花岗岩共生，这些也标 示着古亚洲洋在早石炭世早期已 经闭合。
2013-2014年度，我们对于此项重要 的基本理论问题重新加以梳理，建立了 “区分大陆玄武岩和弧玄武岩的地球化 学准则”，并发表于国际地学核心期刊 “Earth-Science Reviews”（Xia， 2014）。现介绍如后:
岩石矿物学杂志
2007年第26卷第1期
77-89页
已被SCI检索刊 物他引17次; 被CNKI《中国引 文数据库》检索刊 物他引94次。
20
Pt2 1 2 3
Basalts
C1m
0
C1m 4
200 400m
5
Pt2 6
Orogenic Unconformity unconformity by extension 天山中段巴仑台北早石炭世裂谷拉伸盆地剖面
1,6: 中元古代花岗片麻岩； 2: 巨砾岩、砾岩； 3: 砂砾岩夹砂岩； 4: 砂岩、页岩互层； 5: 顶部为玄武岩。
中国玄武岩时空分布规律研究(4)
中国玄武岩时空分布规律研究（4）胡经国三、中国东北部㈠、大兴安岭玄武岩1、大兴安岭中生代玄武岩大兴安岭是兴安岭的西部组成部分，位于内蒙古自治区东北部，黑龙江省西北部。
它是中国保存较完好、面积最大的原始森林，是内蒙古高原与松辽平原的分水岭。
大兴安岭北起黑龙江畔，南至西拉木伦河上游谷地，东北－西南走向，地理坐标介于北纬43°至北纬53°30′，东经117°20′至东经126°之间，全长1400多公里，均宽约200公里，海拔1100～1400米，总面积32.72万平方公里。
大兴安岭中生代玄武岩类由北区碱性系列玄武岩和南区亚碱性系列玄武岩组成。
其主要活动时期为晚侏罗世至早白垩世；在时间和空间上显示大体呈北北东向展布的环状“热向斜构造”。
北区碱性系列玄武岩高度富集轻稀土元素和大离子亲石元素。
其丰度类似于板内碱性玄武岩；但是明显亏损高场强元素这一特点又类似于火山弧钙碱性玄武岩。
南区亚碱性系列玄武岩强烈亏损高场强元素的特征类似于火山弧钙碱性玄武岩；但是轻稀土元素和大离子亲石元素富集程度又类似于洋中脊拉斑玄武岩和岛弧拉斑玄武岩。
由此可见，大兴安岭中生代玄武岩系列显示出具有地球化学双重性，也就是既有板内特征又有火山弧特征，既有富集特征又有亏损特征。
这种地球化学双重性表明，大兴安岭地区存在若干不同性质的地幔源，包括富集性的、亏损性的和过渡性的地幔源。
解释一个地区存在多元地幔源区模式的最佳方案，是地幔柱方案。
这种包含富集成分和亏损成分的地幔柱源区的形成，与古生代地质时期古亚洲构造域闭合过程中俯冲洋壳与亏损地幔相互作用的动力学和地球化学过程有关。
链接：古亚洲构造域古亚洲构造域（Palao Asian Tectonic Domain）是指在古亚洲洋动力体系作用下形成的构造域。
它是一个古生代构造域，控制中国古生代的大地构造发展和矿产分布规律。
它包括萨彦－额尔古纳造山系、天山－兴安造山系、乌拉尔－南天山造山系、昆仑－祁连－秦岭造山系以及挟持于其间的塔里木准地台和中朝准地台等。
玄武岩的成因、结构情况分类[概述]
![玄武岩的成因、结构情况分类[概述]](https://img.taocdn.com/s3/m/369e67c577a20029bd64783e0912a21614797f67.png)
玄武岩的成因、构造环境分类玄武岩的成因、构造环境分类研究意义：因为玄武质岩浆直接来源于上地幔，并可产于多种构造环境中，所以研究玄武岩对于反演地幔物质成分、分析构造环境和地球的深部动力学均具有重大意义。
1、玄武质岩浆的形成地幔橄榄岩部分熔融导致地幔橄榄岩部分熔融的因素：温度的升高；压力的降低；挥发组分的加入。
不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异：洋中脊和大陆裂谷——减压熔融俯冲带——下插板块升温，引起熔融俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔部分熔融—挥发组分的加入2、玄武岩成分差异的影响因素1）源区的物质成分—地幔成分的不均一性，如饱满型地幔、交代富集型地幔、亏损型地幔。
2）部分熔融程度—如拉斑玄武岩是地幔橄榄岩20-30%部分熔融的产物；碱性玄武岩是地幔橄榄岩<15%部分熔融的产物。
3）源区流体的成分—如CO2使岩浆中的碱度增加。
4）源区的部分熔融条件—P的影响最大，如低压下形成拉斑玄武岩，高压下形成碱性玄武岩。
3、玄武岩的成因与构造环境1）大洋中脊玄武岩（MORB)形成环境：拉张环境形成条件：低压高温，高度部分熔融（20- 30%）源区：亏损的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩主要是拉斑玄武岩。
化学成分特征是低LILE，同位素亏损。
MORB分为两种：正常MORB (N-type): 起源于亏损的软流圈上地幔；地幔柱型MORB (P-type)：起源于比较富集的地幔柱或热点。
P-type MORB= N-type MORB + OIB sourceMORB的原始岩浆可能是苦橄岩经过Ol的结晶分异而成拉斑玄武岩。
2）大陆裂谷玄武岩——碱性玄武岩、碧玄岩、拉斑玄武岩形成环境：大陆内部拉张环境形成条件：减压为主，温度增加较小，部分熔融程度一般低于洋中脊源区：饱满型和交代富集型的地幔橄榄岩大陆裂谷岩浆作用：代表稳定的大陆开始发生裂解，是新的洋盆形成的前奏。
大陆裂谷岩浆作用的起因：有两种模式，主动模式和被动模式。
玄武岩构造特征
玄武岩构造特征玄武岩是一种黑色或暗绿色的火山岩，它是一种具有特殊构造特征的岩石。
玄武岩主要由辉绿岩、辉石玄武岩、玄武岩玄英岩等几种不同类型的岩石组成。
这些岩石在地质学上具有重要的意义，因为它们可以揭示地球上的火山和板块构造。
玄武岩的构造特征主要表现在岩石的形态、岩层的层理和岩石中的矿物组成等方面。
首先，玄武岩的形态通常是块状或柱状，这是因为玄武岩是由火山喷发所形成的。
当岩浆喷发到地表时，它会迅速冷却固化，形成块状或柱状的玄武岩。
其次，玄武岩的岩层通常具有明显的层理，这是由于火山喷发时的岩浆流动性造成的。
火山岩浆在喷发过程中会迅速流动，形成不同方向的流动层理，这些层理可以帮助地质学家研究地球的板块构造和火山活动。
最后，玄武岩中的矿物组成也是其构造特征之一。
玄武岩通常富含铁、镁、钙等金属元素，其中辉石和辉绿岩中含有大量的铁镁矿物，这些矿物在地质学研究中具有重要的意义。
玄武岩的构造特征对地球科学研究具有重要的意义。
首先，玄武岩可以揭示地球上的火山活动。
火山活动是地球内部能量释放的表现，它对地球的地貌、气候和生态环境等都有着重要的影响。
玄武岩的形成与火山活动密切相关，因此研究玄武岩的构造特征可以帮助我们了解火山喷发的机制和过程，进而预测火山喷发的时间和规模。
其次，玄武岩的构造特征可以揭示地球的板块构造。
地球的地壳由多个板块组成，这些板块不断移动和碰撞，导致地球的地形和地貌发生变化。
玄武岩的层理和形态可以帮助我们了解板块的运动方向和速度，进而研究地球的板块构造和演化。
最后，玄武岩的构造特征可以为地球科学研究提供重要的样本。
玄武岩是地球内部物质的表现，它的矿物组成和化学成分可以揭示地球内部的结构和成分，为地球科学研究提供重要的样本。
总之，玄武岩是一种具有特殊构造特征的岩石，它在地球科学研究中具有重要的意义。
研究玄武岩的构造特征可以帮助我们了解地球上的火山活动和板块构造，为地球科学研究提供重要的样本。
目前地质学认为是地幔柱或超级地幔柱活动是导致Rodi
本所研究亮点（No.2008－006）Rodinia超大陆的裂解—来自华南大陆溢流玄武岩省的证据《NatureChina》（《自然中国》）是英国《Nature》杂志社在网上发行的最新杂志（）。
该杂志致力于宣传来自中国大陆和香港的优秀科研成果。
每周，《自然中国》的编辑会在最近发表的论文里选出最好的并为之提供简短的研究亮点介绍。
在2008年10月8日刊登的“地球与环境”研究方向的亮点工作介绍中，我所年青科研人员王选策博士后及其合作导师李献华研究员等人最近发表在Geological Society of America Bulletin（2007年影响因子：3.354）的论文（Wang X C et al. The Bikou basalts in the northwestern Yangtze block, South China: Remnants of 820–810 Ma continental flood basalts? Geological Society of America Bulletin, 2008, 120(11/12): 1478-1492）被该杂志社选为中国大陆和香港的突出科学研究成果。
论文的研究亮点（Supercontinents: Heated break–up）已经刊登在网上（/nchina/2008/081008/full/nchina.2008.235.html）。
在地球的历史长河中，地球上的大陆存在着周期性的聚合－裂解过程，也即是所有大陆曾经聚合形成统一的超级大陆，而后这些超级大陆又会发生裂解。
距今最近的一个超级大陆是Pangaea（~300－180 百万年前)。
罗迪尼亚 (Rodinia) 超级大陆是另外一次著名的超大陆，它在900百万年前由现今主要大陆聚合形成，在距今700-650百万年前最终裂解。
超大陆的裂解通常和地球深部的地幔活动相联系，比如地幔柱（mantle plume）或超级地幔柱（superplume）活动。
玄武岩的成因、构造环境分类
玄武岩的成因、构造环境分类研究意义：因为玄武质岩浆直接来源于上地幔，并可产于多种构造环境中，所以研究玄武岩对于反演地幔物质成分、分析构造环境和地球的深部动力学均具有重大意义。
1、玄武质岩浆的形成地幔橄榄岩部分熔融导致地幔橄榄岩部分熔融的因素：温度的升高；压力的降低；挥发组分的加入。
不同构造部位诱发源岩熔融因素的差异：洋中脊和大陆裂谷——减压熔融俯冲带——下插板块升温，引起熔融俯冲带——下插板块脱水，引起上部地幔楔部分熔融—挥发组分的加入2、玄武岩成分差异的影响因素1）源区的物质成分—地幔成分的不均一性，如饱满型地幔、交代富集型地幔、亏损型地幔。
2）部分熔融程度—如拉斑玄武岩是地幔橄榄岩20-30%部分熔融的产物；碱性玄武岩是地幔橄榄岩<15%部分熔融的产物。
3）源区流体的成分—如CO2使岩浆中的碱度增加。
4）源区的部分熔融条件—P的影响最大，如低压下形成拉斑玄武岩，高压下形成碱性玄武岩。
3、玄武岩的成因与构造环境1）大洋中脊玄武岩（MORB)形成环境：拉张环境形成条件：低压高温，高度部分熔融（20- 30%）源区：亏损的二辉橄榄岩、方辉橄榄岩主要是拉斑玄武岩。
化学成分特征是低LILE，同位素亏损。
MORB分为两种：正常MORB (N-type): 起源于亏损的软流圈上地幔；地幔柱型MORB (P-type)：起源于比较富集的地幔柱或热点。
P-type MORB= N-type MORB + OIB sourceMORB的原始岩浆可能是苦橄岩经过Ol的结晶分异而成拉斑玄武岩。
2）大陆裂谷玄武岩——碱性玄武岩、碧玄岩、拉斑玄武岩形成环境：大陆内部拉张环境形成条件：减压为主，温度增加较小，部分熔融程度一般低于洋中脊源区：饱满型和交代富集型的地幔橄榄岩大陆裂谷岩浆作用：代表稳定的大陆开始发生裂解，是新的洋盆形成的前奏。
大陆裂谷岩浆作用的起因：有两种模式，主动模式和被动模式。
主动模式：地幔柱或热点。
大陆溢流玄武岩的地球化学特征
大陆溢流玄武岩的地球化学特征1 产出背景及成因根据玄武岩浆产出的构造背景，玄武岩可以分为：大陆活动边缘玄武岩、大陆溢流玄武岩以及裂谷系玄武岩。
其中大陆溢流玄武质火山作用是地球上一种重要的火山现象，它们或与大陆板内裂谷相伴，或与大陆碎裂和新的洋盆诞生有关。
大陆溢流玄武岩的形成大都认为与地幔柱有密切的关系，成因上认为有三种可能的状况：（1）地幔柱主动上升照成大陆溢流岩浆的喷发；（2）岩石圈首先产生拉张而导致地幔柱的被动上升；（3）地幔柱的上升与岩石圈的拉张同时进行。
来着软流圈的镁铁质岩浆受到地壳不同程度的混染喷出，形成大陆溢流玄武岩（CFB）。
2 大陆溢流玄武岩的时空分布世界上最主要的火成岩省，包括新生代的Deccan，Ethiopian，Karoo，Antarctic，Australia，Columbia River，British Tertiary Igneous Province（BTIP），Greenland（包括东部和东北部）以及晚古生代的Siberian，Emeishan等，都是大陆溢流玄武岩的分布区域（见图1）。
3 大陆溢流玄武岩的地球化学特征如前所述，大陆溢流玄武岩来自地幔软流圈又不同程度的遭受地壳的混染，所以具备地幔物质的地球化学特征同时有具备地壳物质的地球化学特征，因此相对复杂。
3.1 常量元素特征及分类低Ti和高Ti是CFB最基本的分类，低Ti玄武岩以南半球的Ferrar火山岩省最为典型（包括Antarctic，Australia，Karoo，Parana），而北半球的Greenland，Ethiopian，Deccan的大部分样品为高Ti，反映了地幔源区的不均一性。
大多数大陆溢流玄武岩省是以相对演化的拉斑玄武质喷发为主，也含有少量（<10%）酸性喷发物，但在某些地区（如印度的德干），还零散分布有少量碱性火山岩。
3.2 稀土元素特征对于稀土元素，均为LREE弱富集平缓右倾模式，几乎无Ce和Eu异常（Antarctic碱性玄武岩受海水蚀变影响竖线Ce负异常）。
滇西丽江树底桥及宁蒗万马场二叠纪玄武岩地球化学特征及成因
【 键 词】 峨 眉 山玄 武 岩 ； 关 地球 化 学 ； 石 成 因 ； 幔 柱 ； 演 计 算 ； 南 岩 地 反 云 中图 分 类 号 ： ５ ８ １ ５ Ｐ ２ ． Ｐ８．４ ；６８ ３ 文献标识码 ： Ａ
２ 岩 石 学特 征
手 标 本 上观 察 ， 采集 的树 底桥 玄 武 岩样 主 要 所
讨论 了中甸 、 丽江 地 区二 叠 纪 溢 流 玄 武 岩 岩石 学 与 地球 化学 特征 ， 为 其 与 峨 眉 山玄 武 岩 有 一定 的联 认
系＿ 。宋谢 炎 等 武 岩进 行 了研 究 ， 对地 幔 热柱 与 岩 石 并 圈地 幔相 互作 用 ， 以及 峨 眉 山玄 武 岩 的 喷发 时 限 进
定 （Ｉ Ｐ ＭＳ 分 析 误 差 ＜ ５ Ｃ — ）， ％…： 。分 析 结 果 见 表
１。
山玄 武岩 形成 的地 幔 源 区 尽 管有 不 少 新 的认 识 ， 但 是对 源 区地 幔 的性质 尚缺乏全 面 和定量 的 制约 。 云南 丽江一 宁 蒗地 区位 于峨 眉 山玄 武岩 的西部 边界 ， 很可 能属 于峨 眉 山玄 武 岩 而成 为 峨 眉 山 大火 成 岩 省的 一 部 分 。 对 于 该 地 区 的 二叠 纪 玄 武 岩 研 究， 前人 已做 了 不 少工 作 。莫 宣 学 等 （ ９ ３ 分 析 和 １９ ）
时在研究 过程 中还 有 很 多 问题 尚待 解 决 ， 中主 要 其
问题之一 便是 峨眉 山玄 武岩 的分 布范 围 。不 断积 累 的研 究成 果表 明 ， 眉 山玄 武 岩 的 实 际分 布 范 围 比 峨 最初 的认 识要 大得 多 ， 期 的 研 究 表 明峨 眉 山溢 流 近 玄武 岩省 的初 始 出露面 积超过 ５ ×１ ｍ ， 大 ０ ０ｋ 远
大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源
收稿日期：2000-12-12基金项目：国家攀登计划预选项目（95-预-39）.大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源张鸿翔，徐志方，马英军，刘丛强（中国科学院地质与地球物理研究所，北京100101）摘要：快速上涌的大陆溢流玄武岩（CFB ），与大陆裂开存在密切的成因联系.CFB 总体岩石及地球化学成分均一，富集同位素及不相容元素，但一些样品含有明显的亏损成分，反映出普遍的地幔不均一性.来自上下地幔边界及软流圈的地幔柱提供了CFB 所需的主要物质和能量来源，地壳混染作用对CFB 的成分影响不大，而受俯冲带脱水流体以及热地幔柱自身与围岩发生的交代作用影响.交代岩石圈地幔对CFB 产生重要影响，很好地解释了CFB 所具备的微量元素和同位素特征.关键词：大陆溢流玄武岩（CFB ）；大陆裂开；大陆岩石圈地幔（CLM ）；地幔柱；交代作用.中图分类号：P597文献标识码：A 文章编号：1000-2383（2001）03-0261-08作者简介：张鸿翔（1972），男，1996年毕业于中国地质大学，现为中科院地质与地球物理研究所在职博士生，从事地幔地球化学研究.极短时间大量喷溢的大陆溢流玄武岩（CFB ）基本局限于显生宙，通常与大陆裂开和板块运动方向的改变有关，是新洋壳产生的前奏.对于研究与之关系密切的大陆岩石圈地幔（CLM ）和起源于软流圈/下地幔的地幔柱，以及壳幔循环的动力学机制意义重大.1CFB 与大陆裂开的关系岩石圈拉伸、大陆裂开、地幔柱与CFB 之间关系密切，但其因果关系存有争议.一些学者认为CFB 发生在岩石圈裂开之前，是岩石圈基底地幔柱抬升的产物，与大陆裂开无关［1］.随着板块构造研究的深入，发现CFB 与代表区域不稳定性的大陆裂开存在着相当密切的关系.以下为具体实例（图1）：30Ma 年前爆发的Ethiopian /Aden CFB 与红海亚丁湾的裂开、60Ma 年前的Greeniand CFB 与北大西洋张开、65Ma 年前的Deccan CFB 与西北印度洋的裂开、美国西部CFB （12~4Ma ）与Rio Grande 裂开均有因果关系；250Ma 年前的Siberian CFB ，17Ma 年前的Coiumbia River CFB ，258Ma 年前的峨眉山（Emeishan ）CFB 虽未发育明显洋盆，但与夭折的大陆裂谷有关［2，3］!.关于大陆裂开存在活跃论与被动论两种假说：活跃论即地幔在大陆裂开过程中起主动作用，地幔柱上涌使岩石圈裂解；被动论即板块水平运动使岩石圈拉张，诱导大陆裂开及地幔柱上涌.根据地球物理资料，板块沿经度方向漂移，由于地球椭圆率而产生表面张力，可导致大陆裂开.而实际地质环境，地幔柱抬升与大陆裂开很难加以区分先后，如果缺乏应力薄弱面，上百km 的致密岩石圈将阻止地幔柱的上涌；而如果没有地幔柱底侵，使岩石圈减薄，大规模裂开也不可能形成.因此，地幔柱必然沿着先存应力薄弱通道上升，同时驱使裂谷进一步张开，这也符合自然界所遵循的正反馈原理.!张鸿翔，徐志方，马英军，等.峨眉山玄武岩地球化学特征及地幔柱成因.2001.2CFB 的地球化学特征文中统计了世界范围10个最主要的CFB 火山岩省，分别为新生代的Deccan （41），Ethiopian （9），Ka-roo （26），Antarctic （20），Austraiia （24），Coiumbia River（149），British Tertiary Igneous Province（BTIP ）（17），第26卷第3期地球科学———中国地质大学学报Voi .26No.32001年5月Earth Science —Journai of China University of Geosciences!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!!May2001图1世界范围主要的CFB分布Fig.1Distribution map of major continentai fiood basaits inworid图2CFB的!（TiO2）-!（Zr）图解Fig.2!（TiO2）-!（Zr）diagram of continentai fiood basaits Greeniand（84）（包括东部和东北部）以及晚古生代的Siberian（83），Emeishan（24）等，除Emeishan为自测数据!，其他样品均为近年发表的数据，括弧内为统计数据数目.!."常量元素特征及分类低Ti和高Ti是CFB最基本的分类，常用参数为：!（TiO2）=2.5%，!（Zr）=250X10-6.低Ti玄武岩以南半球的Ferrar火山岩省最为典型（包括Antarctic，Austraiia，Karoo，Parana），而北半球的Greeniand，Ethiopian，Deccan的大部分样品为高Ti，反映了地幔源区的不均一性（图2）.Emeishan（!（TiO2）<2.5%，!（Zr）<250X10-6（150X10-6~215X10-6））为低Ti玄武岩.在!（Aik）-!（SiO2）图解（图3）及!（Nb）/!（Y）-!（Zr）/!（TiO2）图解［4］（图4）中，绝大多数样品碱元素!（Aik）<4%（Antarctic和Ethiopian较高），多数样品为拉斑玄武岩，少量样品落在碱玄岩范围，而Deccan的部分样品落在碧玄岩区域.!.!稀土元素（1）所有CFB的球粒陨石标准化稀土元素图解表现相当一致，均为LREE弱富集平缓右倾模式，以Emeishan为例（图5）.除Antarctic碱性玄武岩有明显Ce负异常（海水蚀变作用影响），均无明显的Ce和Eu异常.262地球科学———中国地质大学学报第26卷图3CFB 的!（AIk ）-!（SiO 2）图解Fig.3!（AIk ）-!（SiO 2）diagram of continentaI fIood basaIts （2）!（La ）N /!（Nd ）N 非常低，最高的Karoo 为17.5，它表明所有CFB 均未经历明显分异过程，这与CFB 快速喷发而无分异时间有关.（3）LREEs 平均富集程度小于150（最高的Karoo 为145），HREEs 的富集程度等于或略高于原始地幔.由于HREEs 在岩浆作用过程中分配系数接近于1，浓度接近源区，因此，CFB 源区成分以原始地幔为主，与N -MORB 不同.然而像CoIumbia River CFB ，它的!（Lu ）N高达60.31，表明来自富集源区.图4CFB 的!（Nb ）/!（Y ）-!（Zr ）/!（TiO 2）图解Fig.4!（Nb ）/!（Y ）-!（Zr ）/!（TiO 2）diagram of continentaI fIood basaIts !."不相容元素（1）不相容元素（IEs ）原始地幔标准化曲线分布相似（图6），因此，每个岩体的平均值可代替总体微量元素分配特征.IE 富集，LREEs 与大离子亲石元素（Rb ，Ba ，Th ，U ）正异常，高场强元素（Nb ，Ta ，Hf ）负异常.但Nb -Ta 异常程度有所差异，最明显的位于Karoo 的Nuanetsi picrites ［5］，而在Deccan ，Nb -Ta 异常很小甚至不存在［6］.（2）一些CFB 在某些元素位置显示出特性，E-meishan 有Ba 的负异常，可能与岩浆过程中一些特殊矿物结晶有关.（3）Pb 富集特征差异最大.Emeishan 和CoIumbiaRiver 有明显Pb 正异常，可能反映板块俯冲作用卷入了陆源物质，而且Pb 异常还表明富集地幔的不同，即混染物的差异［7］.（4）强弱不同的Ti 负异常，即使高Ti 玄武岩（Karoo ）也表现出弱负Ti 异常.!.#同位素（1）CFB 拥有较洋岛玄武岩（OIB ）更宽的变化范围（图7），但也清晰地表现出由OIB 所定义的几个富集地幔端员：Antarctic CFB 几乎与代表HIMU（高U /Pb 比值地幔）的OIB 分布完全吻合（以中大西洋的St.HeIena 和南太平洋Cook-AustarI 群岛中Man-gaia ，Rurutu ，Tubuaii 和Rimatara 为代表）［8］；BTIP 与GreenIand CFB 位于地幔系列的N-MORB 与富集地幔（EM ）之间；Karoo 接近于EMI （以WaIvis Ridge 为代表［1］）；Siberian 和Emeishan 有明显的EMII 成分（以Samoa ，Society ，Marguesas 和KergueIen 岛为代表［9］）.（2）CFB 有较宽的!（Nd ）与!（Sr ），表明具有不同的!（Sm ）/!（Nd ），!（Rb ）/!（Sr ）比值长期存在的362第3期张鸿翔等：大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源图5峨眉山玄武岩稀土元素球粒陨石标准化图解Fig.5Chondrite-normaiized pattern of REE of Emeishan basait独立源区.图6主要CFB 的不相容元素原始地幔标准化图解Fig.6Primitive mantie-normaiized pattern of incompatibie eiements of major continentai fiood basaits（average ）为所有参与统计的CFB 样品的平均值，由于分配样式的相似性，其平均值可在总体上代表CFB 的元素特征!."控制CFB 成分的因素控制CFB 成分有3个因素：岩石圈厚度、围岩混染和地球化学不均一性.!.".#岩石圈厚度岩石圈厚度影响地幔源区部分熔融发生的深度及程度，因此影响岩浆成分.岩石圈地幔橄榄岩部分熔融形成的熔体均是高MgO （25%~20%），但微量元素不同.当岩石圈厚的时候，源区为高压，部分熔融程度较低，石榴石为主要残留矿物相，引起Y 和HREEs 在熔浆中亏损，强不相容元素浓度较高，富Ti ，MgO ，这种类型岩浆演化成高Ti 玄武岩；当岩浆上升到较浅部位，压力减低，部分熔融程度增加，岩浆仍为高MgO （部分熔融程度的增高补偿了压力降低的影响），石榴石耗尽，IEs 富集程度降低［10］，岩浆形成低Ti 玄武岩.!.".!围岩混染岩浆在岩浆房及上升过程中，可能与围岩（地壳或上地幔）连续发生同化混染作用使得CFB 成分具有一定的围岩特征.!.".$地球化学不均一性这是最主要的制约因素.大多数CFB 源区相对于MORB 源区富集IEs 和同位素，然而，许多CFB 同位素特征表明它们源区至少包含着部分长时间亏损成分，其亏损程度近似于N -MORB 的源区.Siberian 火山岩系列下部苦橄岩有明显亏损特征（!（Nd ）=4~7.3，!（La ）N /!（Sm ）N <i.3［11］）；Nuanetsi 富集苦橄玄武岩是来自岩石圈地幔小部分富集熔体与具有类似MORB 成分地幔柱（!（Nd ）=+10）的混合产物［5］.以上事例证明地幔柱源区的强烈不均一性.地幔柱获得亏损成分的机理存有争议：（1）从上地幔MORB 的源区获得；（2）由下地幔亏损物质获得，下地幔有可能是亏损物质的潜在储库，这一点已为金刚石包裹体中发现的亏损物质所证实［12，13］；（3）来自俯冲板块亏损物质，俯冲洋壳携带大量的深海及陆源沉积物，这是形成EMI 和EMII 的最根本原因.而洋壳主成分MORB 为亏损玄武岩，同时随洋壳一起进入俯冲带的还有下伏大洋地幔，由堆积岩和部分熔融残留体组成.它们相对于洋壳更亏损［14］，而且由于它们更难熔，也就较洋壳更容易进入到下地幔中，因此，这种物质加入到地幔柱源区，会使地幔柱包含亏损成分.3CFB 的起源CFB 的起源存在激烈争议，已有大量模型［11，15~22］，但关键问题在于地幔柱、地壳混染和CLM 在CFB 形成过程中所起的作用，众多的争议总462地球科学———中国地质大学学报第26卷图7CFB的同位素相关图解Fig.7Isotope reiation diagram of continentai fiood basaits体可划分为两种观点：与地幔柱是否相关.!."非地幔柱观点一些学者认为部分熔融作用发生在无水的CLM橄榄岩固相线条件下，显然，干CLM不可能是CFB的源区.Gaiiagher等［18］认为CLM如果含有足量的水就能够解释这个问题，他们假定岩石圈地幔含有0.3%H2O（+0.7%CO2），橄榄岩固相线可降低500C，在这种条件下，岩石圈地幔部分熔融，可作为CFB主源区.然而，通过对金伯利岩和玄武岩所含捕虏体的研究，表明岩石圈的橄榄岩主要由橄榄石、辉石和石榴石组成［23］.地幔交代作用虽可提高岩石圈的水含量，但还没有证据表明，对于CFB这种大规模喷发的玄武岩存在一个足够大连续的含水富集源区，含水熔体也不可能产生像苦橄岩这种CFB中常见的高镁成分.同时，含水地幔由于水的应力弱化，不可能和上覆地壳长期相连，而对于建立一个同位素异常储库需要相当长的稳定时间.而且，大多数玄武岩是陆下喷发，如果富挥发份，火成碎屑岩应为主要类型，但除了Siberian，这种类型岩石很少在CFB中发现.尽管熔岩在侵位时会发生脱水作用，那么它同样适用于同岩浆源的深成岩墙，如果母岩浆富水，应有含水矿物结晶，但这种矿物在深成侵位岩墙中并无发现.另外CFB成分与CLM部分熔融的产物也不同，CLM没有CFB所具有的Nb-Ta负异常，而表现出明显的正异常（图8）.以上分析表明，CLM不可能构成CFB的独立源区，因此，更深源地幔有可能为其喷发提供物质和动力条件，而这种来源毫无疑问应该是地幔柱.!.#地幔柱观点30年前，Morgan［24］指出链状分布的OIB（Hawaii 或Cape Verdes岛）与地幔柱之间的关系，近些年，地幔柱论点已得到长足发展［25~28］.地幔柱在现代和古地壳的形成中起着至为关键的作用，CFB中大约96%的熔体被认为是地幔柱来源［29］.地幔柱由两部分组成，大的球状头部和一个相当狭窄的尾部.其起源于核幔或上、下地幔之间的热力学边界［20］以及软流圈［3］.来自地核的热流使地幔柱密度下降，导致它可以上升.然而，具有相当均一成分（低!（87Sr）/!（86Sr），高!（Nd））的软流圈不可能演绎出如此复杂CFB特征，因此，单一软流圈不能解释CFB的不均一性，依赖于构造条件的地幔柱必然受到外界条件的影响. !.!地壳混染CFB微量元素和同位素特征在很多方面类似花岗岩类和沉积岩［29］，因此CFB是否受到上陆壳（富IEs，高!（87Sr）/!（86Sr），低!（143Nd）/!（144Nd））的混染.但这种观点在解释CFB成因时遇到以下一些问题：（1）CFB与上、下地壳的微量元素分配样式类似（图8），但下地壳的微量元素丰度太低，显然不能提供CFB所需的物质来源.（2）由于Nd同位素受地壳混染影响很大，如果发生混染，它应与地壳高丰度元素（Ba，Th，U，SiO2）成正相关，但这种现象在CFB中很少发现.（3）如果地壳混染的原因造成CFB富集（IEs和同位素），那么CFB的成分演化将不会局限562第3期张鸿翔等：大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源图8主要地质单元微量元素原始地幔标准化图解Fig.8Primitive mantle-normalized pattern of incompatible elementS of major geological unitSCLM （average ）.大陆岩石圈地幔的平均值［30］；N-MORB.正常大洋中脊玄武岩；CC.大陆地壳在玄武岩如此均一的范围内，它应该表现出更为广泛的成分范围.因此，同位素与微量元素的相关关系以及主元素的成分分析基本排除了地壳混染的可能，至少大规模快速喷发的CFB 主体上并没有受到地壳物质的强烈混染.!."交代大陆岩石圈地幔的作用前文已论述CLM 不具备单独构成CFB 源区的条件，但CLM 对CFB 的影响不能忽视，尤其是交代CLM 的混染［31］.在俯冲带，根据IES 的迁移量计算，俯冲蚀变洋壳及携带沉积物部分熔融产生的岛弧火山岩所抽提的IES 不到俯冲板块的一半，可能仅仅是洋壳最上端<1km 的部分卷入了岛弧火山岩，而其他俯冲部分脱离了部分熔融过程而继续俯冲到更深地幔［32］，并在地幔条件下脱水释放流体，对CLM 产生交代作用，使CLM 富集IES 和同位素.Nb -Ta 负异常是困扰CFB 来源的关键问题，因为LILES 和HFSES 在岩浆作用过程中分配系数相差无几，它们并不强烈分异.但在CFB 的形成过程中，可能有其他机制影响了Nb ，Ta 与LILES 的分异：（1）交代地幔橄榄岩，IES 主要存在于角闪石、云母、磷灰石和氧化物等矿物相及矿物颗粒的边界空隙中.当地幔柱上升经过交代CLM 时，矿物在熔体中溶解率受阳离子从晶体中扩散速率的影响，像金红石、钛铁矿等富Ti 氧化物，具有高电荷阳离子，结构与硅酸盐不同，溶解速率低于硅酸盐矿物（尤其是含水硅酸盐，如角闪石和金云母）.高度交代的地幔岩石含有倾向于富集HFSES 的钛铁矿和金红石，它们与含水硅酸盐的溶解速率差将导致LREES ，LILES 优于HF-SES 而进入熔体中，这一过程已得到实验证实［33］.（2）除了矿物相影响，HFSES 和LILES ，LREES 在熔体中溶解度本身存在差异，其溶解度主要受元素离子半径与电离势控制，具有大离子半径和电离势（3~12）的离子在流体中容易迁移，而小离子半径和中等电离势的离子不易活动［33］.LILES 有大离子半径和小于1.7的电离势，因此在熔体中高度溶解，而HF-SES 不易溶解，因此交代地幔部分熔融产物具有高LILES /HFSES 比.当地幔柱混染了交代CLM 成分时，亏损地幔柱将富集同位素和IES ，并具有明显的Nb-Ta 负异常.上述讨论表明，CFB 往往来自一个混合源，地幔柱提供主要物质和热来源，当地幔柱上升通过岩石圈地幔时，交代CLM 将对其成分产生影响.地幔交代事件也不完全受俯冲带所控制，热地幔柱本身就可以产生交代作用.尽管地壳的混染作用对大多数CFB 并没有明显的影响，但受局部构造条件的控制，一些CFB 的早期样品表现出壳源特征.参考文献：［1］RichardSon S G ，Erlank A J ，Duncan A R ，et al.Correlated Nd ，Sr and Pb iSotope variation in WalviS Ridge baSaltS and 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originating from upper/Iower mantIe boundary or asthenosphere might have served as the major materiaIs and energies reguired for CFB that has not been fuIIy assimiIated by the crust. The metasomatism between the dehydrated fIuid in the subduction zone or the thermaI mantIe pIume itseIf and its waII rocks determines that the metasomatic Iithosphere mantIe with a great effect on the formation of CFB，is a major cause of the trace eIements and isotope characteristics of CFB.Key words：continentaI fIood basaIt（CFB）；continent rift；continent Iithosphere mantIe（CLM）；mantIe pIume；metasomatism.862地球科学———中国地质大学学报第26卷大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源作者：张鸿翔， 徐志方， 马英军， 刘丛强， Zhang Hongxiang， Xu Zhifang， Ma Yingjun ， Liu Congqiang作者单位：中国科学院地质与地球物理研究所,刊名：地球科学-中国地质大学学报英文刊名：EARTH SCIENCE年，卷(期)：2001,26(3)被引用次数：9次1.Anderson D L Isotopic evolution of the mantle:a model[外文期刊] 19822.Courtillot V;Jaupart C;Manighetti I On causal links between flood basalts and continental breakup[外文期刊] 1999(3-4)3.Lightfoot P C;Hawkesworth C J;Devey C W Source and differentiation of Deccan traplavas:implications of geochemical and mineral chemical variation 1990(05)4.Ellam R M;Cox K G An interpretation of Karoo picrite 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利用地球化学方法判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩
第26卷 第1期2007年1月 岩 石 矿 物 学 杂 志ACTA PETROLO GICA ET MIN ERALO GICAVol.26,No.1 Jan.,2007・问题讨论・利用地球化学方法判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩夏林圻,夏祖春,徐学义,李向民,马中平(中国地质调查局西安地质矿产研究所,陕西西安 710054)摘 要:大陆地壳或岩石圈的混染作用可以给出似消减带信号,并导致将受到混染的大陆玄武岩误判为岛弧玄武岩。
没有受到混染的软流圈(或地幔柱)源大陆玄武质岩石通常是以(Th/Nb)N<1、Nb/La≥1、低87Sr/86Sr(t)比值、高εNd(t)值及La/Nb和La/Ba比值与洋岛玄武岩相似并以具有缺乏Nb、Ta、Ti负异常的“隆起”状多元素地幔标准化分配型式为特征。
当在所研究的火山岩系中发现有未受到混染的软流圈(或地幔柱)源玄武质岩石存在,基本上就可以排除它们有属于岛弧或活动大陆边缘火山岩系的可能。
对于那些具有消减带信号的基性熔岩,可以根据Zr含量和Zr/Y比值,或利用Zr/Y-Zr图解,判断它们是否真正是岛弧或活动大陆边缘玄武岩。
关键词:大陆玄武岩;岛弧或活动大陆边缘玄武岩;地壳或岩石圈混染作用;软流圈或地幔柱中图分类号:P588.14+5;P595 文献标识码:A 文章编号:1000-6524(2007)01-0077-13The discrimination bet w een continental basalt and island arcbasalt based on geochemical methodXIA Lin-qi,XIA Zu-chun,XU Xue-yi,L I Xiang-min and MA Zhong-ping(Xi’an Institute of G eology and Mineral Resources,China G eological Survey,Xi’an710054,China)Abstract:Contamination by continental crust or lithosphere can yield subduction-type signatures and lead to the misidentification of contaminated continental basalts as arc related ones.Uncontaminated asthenosphere(or plume)-generated continental basaltic rocks are normally characterized by(Th/Nb)N<1,Nb/La≥1,low 87Sr/86Sr(t)ratios,highεNd(t)values,similar La/Nb and La/Ba ratios to ocean island basalts(OIB)and “hump-shaped"mantle-normalized multi-element patterns without negative Nb,Ta and Ti anomalies.As the uncontaminated asthenosphere(or plume)-generated basaltic rocks have been found in the studied volcanic suc2 cessions,the possibility can be basically excluded that they belong to island-arc or active continental margin vol2 canic rocks.For the basic lavas with subduction-type signatures,we can judge whether they are really island-arc or active continental margin basalts by studying Zr contents and Zr/Y ratios or Zr/Y-Zr diagram.K ey w ords:continental basalt;island-arc or active continental margin basalt;crustal or lithospheric contamina2 tion;asthenosphere or plume 大陆火山岩是当代火山岩研究的主要对象之一。
概述玄武岩与流纹岩的异同点
概述玄武岩与流纹岩的异同点玄武岩和流纹岩是地球上常见的两种火成岩，它们在岩石学上有着一些相似和不同的特点。
玄武岩和流纹岩在外观上有明显的区别。
玄武岩呈黑色或暗绿色，质地坚硬，晶粒较细，有玻璃光泽。
而流纹岩则呈灰色或浅红色，质地较粗，晶粒可见，表面常有流线状结构，因此得名为流纹岩。
玄武岩和流纹岩的成因不同。
玄武岩是由火山喷发而成的，其岩浆主要由镁铁质矿物组成，因此富含镁和铁。
而流纹岩则是由火山喷发或岩浆侵入地壳后冷却结晶形成的，其岩浆主要由钾钙质矿物组成，因此富含钾和钙。
玄武岩和流纹岩的结构也有所不同。
玄武岩的结构相对均匀，晶体之间紧密排列，呈胶状或玻璃状结构。
而流纹岩的结构则呈现出明显的层状或流纹状结构，这是由于岩浆在冷却过程中形成的流线状结构。
玄武岩和流纹岩的地理分布也有差异。
玄武岩广泛分布于地球上的各大洲，尤其是在火山活动频繁的地区，如太平洋火环地带。
而流纹岩则主要分布于大陆地壳，尤其是在板块碰撞带和造山带的地区。
玄武岩和流纹岩在使用上也有一些区别。
玄武岩常用于道路和铁路的建设，因为其坚硬的质地和耐磨性能。
而流纹岩则常用于建筑和装饰材料，因为其颜色多样、纹理独特，具有较高的观赏价值。
总结起来，玄武岩和流纹岩在外观、成因、结构、分布和用途等方面存在着一些明显的差异。
玄武岩呈黑色或暗绿色，由火山喷发而成，结构均匀，广泛分布，常用于道路和铁路建设；而流纹岩呈灰色或浅红色，由火山喷发或岩浆侵入地壳后冷却结晶形成，结构呈层状或流纹状，主要分布于大陆地壳，常用于建筑和装饰材料。
通过对玄武岩和流纹岩的比较，我们可以更好地了解它们的特点和用途，为地质学和建筑工程提供参考和指导。
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收稿日期:2000-12-12基金项目:国家攀登计划预选项目(95-预-39).大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源张鸿翔,徐志方,马英军,刘丛强(中国科学院地质与地球物理研究所,北京100101)摘要:快速上涌的大陆溢流玄武岩(CFB),与大陆裂开存在密切的成因联系.CFB 总体岩石及地球化学成分均一,富集同位素及不相容元素,但一些样品含有明显的亏损成分,反映出普遍的地幔不均一性.来自上下地幔边界及软流圈的地幔柱提供了CFB 所需的主要物质和能量来源,地壳混染作用对CFB 的成分影响不大,而受俯冲带脱水流体以及热地幔柱自身与围岩发生的交代作用影响.交代岩石圈地幔对CF B 产生重要影响,很好地解释了CF B 所具备的微量元素和同位素特征.关键词:大陆溢流玄武岩(CFB);大陆裂开;大陆岩石圈地幔(CL M );地幔柱;交代作用.中图分类号:P597 文献标识码:A 文章编号:1000-2383(2001)03-0261-08作者简介:张鸿翔(1972),男,1996年毕业于中国地质大学,现为中科院地质与地球物理研究所在职博士生,从事地幔地球化学研究.极短时间大量喷溢的大陆溢流玄武岩(CFB)基本局限于显生宙,通常与大陆裂开和板块运动方向的改变有关,是新洋壳产生的前奏.对于研究与之关系密切的大陆岩石圈地幔(CLM )和起源于软流圈/下地幔的地幔柱,以及壳幔循环的动力学机制意义重大.1 CFB 与大陆裂开的关系岩石圈拉伸、大陆裂开、地幔柱与CFB 之间关系密切,但其因果关系存有争议.一些学者认为CFB 发生在岩石圈裂开之前,是岩石圈基底地幔柱抬升的产物,与大陆裂开无关[1].随着板块构造研究的深入,发现CFB 与代表区域不稳定性的大陆裂开存在着相当密切的关系.以下为具体实例(图1):30M a 年前爆发的Ethiopian/Aden CFB 与红海亚丁湾的裂开、60Ma 年前的Greenland CFB 与北大西洋张开、65M a 年前的Deccan CFB 与西北印度洋的裂开、美国西部CFB(124Ma)与Rio Grande 裂开均有因果关系;250M a 年前的Siberian CFB,17M a 年前的Columbia River CFB,258Ma 年前的峨眉山(Emeishan)CFB 虽未发育明显洋盆,但与夭折的大陆裂谷有关[2,3] .关于大陆裂开存在活跃论与被动论两种假说:活跃论即地幔在大陆裂开过程中起主动作用,地幔柱上涌使岩石圈裂解;被动论即板块水平运动使岩石圈拉张,诱导大陆裂开及地幔柱上涌.根据地球物理资料,板块沿经度方向漂移,由于地球椭圆率而产生表面张力,可导致大陆裂开.而实际地质环境,地幔柱抬升与大陆裂开很难加以区分先后,如果缺乏应力薄弱面,上百km 的致密岩石圈将阻止地幔柱的上涌;而如果没有地幔柱底侵,使岩石圈减薄,大规模裂开也不可能形成.因此,地幔柱必然沿着先存应力薄弱通道上升,同时驱使裂谷进一步张开,这也符合自然界所遵循的正反馈原理.2 CFB 的地球化学特征文中统计了世界范围10个最主要的CFB 火山岩省,分别为新生代的Deccan(41),Ethiopian(9),Karoo(26),Antarctic(20),Australia (24),Columbia River (149),British Tertiary Igneous Province (BT IP)(17),Greenland(84)(包括东部和东北部)以张鸿翔,徐志方,马英军,等.峨眉山玄武岩地球化学特征及地幔柱成因.2001.第26卷第3期地球科学 中国地质大学学报Vol.26 No.32001年5月Ear th Science Journal of China University of GeosciencesM ay 2001图1 世界范围主要的CFB 分布Fig.1Distr ibution map of major continental flood basalts in world图2 CF B 的w (T iO 2)-w (Zr)图解Fig.2w (T iO 2) w (Zr)diagram of continental flood basalts及晚古生代的Siberian(83),Emeishan(24)等,除E meishan 为自测数据 ,其他样品均为近年发表的数据,括弧内为统计数据数目.2.1 常量元素特征及分类低T i 和高T i 是CFB 最基本的分类,常用参数为:w (T iO 2)=2.5%,w (Zr)=250!10-6.低Ti 玄武岩以南半球的Ferrar 火山岩省最为典型(包括Antarctic ,Australia,Karoo,Parana),而北半球的Greenland,Ethiopian,Deccan 的大部分样品为高T i,反映了地幔源区的不均一性(图2).Emeishan (w (TiO 2)<2.5%,w (Zr )<250!10-6(150!10-6215!10-6))为低T i 玄武岩.在w (Alk)-w (SiO 2)图解(图3)及w (Nb)/w (Y)-w (Zr)/w (TiO 2)图解[4](图4)中,绝大多数样品碱元素w (Alk)<4%(Antarctic 和Ethiopian 较高),多数样品为拉斑玄武岩,少量样品落在碱玄岩范围,而Deccan 的部分样品落在碧玄岩区域.2.2 稀土元素(1)所有CFB 的球粒陨石标准化稀土元素图解表现相当一致,均为LREE 弱富集平缓右倾模式,以Emeishan 为例(图5).除Antarctic 碱性玄武岩有明显Ce 负异常(海水蚀变作用影响),均无明显的Ce 和Eu 异常.(2)w (La)N /w (Nd)N 非常低,最高的Karoo 为262地球科学 中国地质大学学报第26卷图3 CF B的w(Alk)-w(SiO2)图解Fig.3w(Alk) w(SiO2)diagram o f continental flood basalts17.5,它表明所有CFB均未经历明显分异过程,这与CFB快速喷发而无分异时间有关.(3)LREEs平均富集程度小于150(最高的Ka roo为145),HREEs的富集程度等于或略高于原始地幔.由于H REEs在岩浆作用过程中分配系数接近于1,浓度接近源区,因此,CFB源区成分以原始地幔为主,与N-MORB不同.然而像C olumbia River CFB,它的w(Lu)N高达60.31,表明来自富集源区.2.3 不相容元素(1)不相容元素(IEs)原始地幔标准化曲线分布相似(图6),因此,每个岩体的平均值可代替总体微量元素分配特征.IE富集,LREEs与大离子亲石元素(Rb,Ba,Th,U)正异常,高场强元素(a,Hf)负异常.但Nb-Ta异常程度有所差异,最明显的位于Karoo的Nuanetsi picrites[5],而在Deccan,Nb-Ta异常很小甚至不存在[6].(2)一些CFB在某些元素位置显示出特性,E meishan有Ba的负异常,可能与岩浆过程中一些特殊矿物结晶有关.(3)Pb富集特征差异最大.Emeishan和Columbia River有明显Pb正异常,可能反映板块俯冲作用卷入了陆源物质,而且Pb异常还表明富集地幔的不同,即混染物的差异[7].(4)强弱不同的T i负异常,即使高Ti玄武岩(Karoo)也表现出弱负T i异常.2.4 同位素(1)CFB拥有较洋岛玄武岩(OIB)更宽的变化范围(图7),但也清晰地表现出由OIB所定义的几个富集地幔端员:Antarctic CFB几乎与代表H IM U (高U/Pb比值地幔)的OIB分布完全吻合(以中大西洋的St.Helena和南太平洋Cook Austarl群岛中Mangaia,Rurutu,Tubuaii和Rimatara为代表)[8]; BTIP与Greenland CFB位于地幔系列的N MORB 与富集地幔(EM)之间;Karoo接近于EM I(以Walvis Ridge为代表[1]);Siberian和Emeishan有明显的EM II成分(以Samoa,Society,Marquesas和Kerguelen岛为代表[9]).(2)CFB有较宽的 (Nd)与 (Sr),表明具有不图4 CFB的w(Nb)/w(Y)-w(Zr)/w(T iO2)图解Fig.4w(Nb)/w(Y) w(Zr)/w(T iO2)diag ram of cont inental flood basalts 263第3期 张鸿翔等:大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源图5 峨眉山玄武岩稀土元素球粒陨石标准化图解Fig.5Chondrite nor malized pattern of REE of Emeishanbasalt同的w (Sm)/w (Nd),w (Rb)/w (Sr )比值长期存在的独立源区.2.5 控制CFB 成分的因素控制CFB 成分有3个因素:岩石圈厚度、围岩混染和地球化学不均一性.2.5.1 岩石圈厚度 岩石圈厚度影响地幔源区部分熔融发生的深度及程度,因此影响岩浆成分.岩石圈地幔橄榄岩部分熔融形成的熔体均是高M gO (25%20%),但微量元素不同.当岩石圈厚的时候,源区为高压,部分熔融程度较低,石榴石为主要残留矿物相,引起Y 和HREEs 在熔浆中亏损,强不相容元素浓度较高,富Ti,MgO,这种类型岩浆演化成高T i 玄武岩;当岩浆上升到较浅部位,压力减低,部分熔融程度增加,岩浆仍为高MgO(部分熔融程度的增高补偿了压力降低的影响),石榴石耗尽,IEs 富集程度降低[10],岩浆形成低Ti 玄武岩.2.5.2 围岩混染 岩浆在岩浆房及上升过程中,可能与围岩(地壳或上地幔)连续发生同化混染作用使得CFB 成分具有一定的围岩特征.2.5.3 地球化学不均一性 这是最主要的制约因素.大多数CFB 源区相对于M ORB 源区富集IEs 和同位素,然而,许多CFB 同位素特征表明它们源区至少包含着部分长时间亏损成分,其亏损程度近似于N-M ORB 的源区.Siberian 火山岩系列下部苦橄岩有明显亏损特征( (Nd)=47.3,w (La)N /w (Sm )N <l.3[11]);Nuanetsi 富集苦橄玄武岩是来自岩石圈地幔小部分富集熔体与具有类似MORB 成分地幔柱( (Nd)=+10)的混合产物[5].以上事例证明地幔柱源区的强烈不均一性.地幔柱获得亏损成分的机理存有争议:(1)从上地幔MORB 的源区获得;(2)由下地幔亏损物质获得,下地幔有可能是亏损物质的潜在储库,这一点已为金刚石包裹体中发现的亏损物质所证实[12,13];(3)来自俯冲板块亏损物质,俯冲洋壳携带大量的深海及陆源沉积物,这是形成EM I 和EM II 的最根本原因.而洋壳主成分MORB 为亏损玄武岩,同时随洋壳一起进入俯冲带的还有下伏大洋地幔,由堆积岩和部分熔融残留体组成.它们相对于洋壳更亏损[14],而且由于它们更难熔,也就较洋壳更容易进入到下地幔中,因此,这种物质加入到地幔柱源区,会使地幔柱包含亏损成分.3 CFB 的起源CFB 的起源存在激烈争议,已有大量模图6 主要CF B 的不相容元素原始地幔标准化图解Fig.6Primitive mantle no rmalized pattern of incompatible elements of major continental flood basaltsCFB(average)为所有参与统计的CFB 样品的平均值,由于分配样式的相似性,其平均值可在总体上代表CFB 的元素特征264地球科学 中国地质大学学报第26卷图7 CFB 的同位素相关图解Fig.7Isotope relat ion diagram of continental flood basalts型[11,1522],但关键问题在于地幔柱、地壳混染和CLM 在CFB 形成过程中所起的作用,众多的争议总体可划分为两种观点:与地幔柱是否相关.3.1 非地幔柱观点一些学者认为部分熔融作用发生在无水的CLM 橄榄岩固相线条件下,显然,干CLM 不可能是CFB 的源区.Gallagher 等[18]认为CLM 如果含有足量的水就能够解释这个问题,他们假定岩石圈地幔含有0.3%H 2O (+0.7%CO 2),橄榄岩固相线可降低500∀,在这种条件下,岩石圈地幔部分熔融,可作为CFB 主源区.然而,通过对金伯利岩和玄武岩所含捕虏体的研究,表明岩石圈的橄榄岩主要由橄榄石、辉石和石榴石组成[23].地幔交代作用虽可提高岩石圈的水含量,但还没有证据表明,对于CFB 这种大规模喷发的玄武岩存在一个足够大连续的含水富集源区,含水熔体也不可能产生像苦橄岩这种CFB 中常见的高镁成分.同时,含水地幔由于水的应力弱化,不可能和上覆地壳长期相连,而对于建立一个同位素异常储库需要相当长的稳定时间.而且,大多数玄武岩是陆下喷发,如果富挥发份,火成碎屑岩应为主要类型,但除了Siberian,这种类型岩石很少在CFB 中发现.尽管熔岩在侵位时会发生脱水作用,那么它同样适用于同岩浆源的深成岩墙,如果母岩浆富水,应有含水矿物结晶,但这种矿物在深成侵位岩墙中并无发现.另外CFB 成分与CLM 部分熔融的产物也不同,CLM 没有CFB 所具有的Nb-Ta 负异常,而表现出明显的正异常(图8).以上分析表明,CLM 不可能构成CFB 的独立源区,因此,更深源地幔有可能为其喷发提供物质和动力条件,而这种来源毫无疑问应该是地幔柱.3.2 地幔柱观点30年前,Morgan [24]指出链状分布的OIB (Hawaii 或Cape Verdes 岛)与地幔柱之间的关系,近些年,地幔柱论点已得到长足发展[2528].地幔柱在现代和古地壳的形成中起着至为关键的作用,CFB 中大约96%的熔体被认为是地幔柱来源[29].地幔柱由两部分组成,大的球状头部和一个相当狭窄的尾部.其起源于核幔或上、下地幔之间的热力学边界[20]以及软流圈[3].来自地核的热流使地幔柱密度下降,导致它可以上升.然而,具有相当均一成分(低w (87Sr)/w (86Sr),高 (Nd))的软流圈不可能演绎出如此复杂CFB 特征,因此,单一软流圈不能解释CFB 的不均一性,依赖于构造条件的地幔柱必然受到外界条件的影响.3.3 地壳混染CFB 微量元素和同位素特征在很多方面类似花岗岩类和沉积岩[29],因此CFB 是否受到上陆壳(富IEs,高w (87Sr)/w (86Sr),低w (143Nd)/w (144Nd))的混染.但这种观点在解释CFB 成因时遇到以下一些问题:(1)CFB 与上、下地壳的微量元素分配样式类似(图8),但下地壳的微量元素丰度太低,显然不能提供CFB 所需的物质来源.(2)由于Nd 同位素受地壳混染影响很大,如果发生混染,它应与地壳高丰度元素(Ba,Th,U,SiO 2)成正相关,但这种现象在CFB 中很少发现.(3)如果地壳混染的原因造成CFB 富集(IEs 和同位素),那么CFB 的成分演化将265第3期 张鸿翔等:大陆溢流玄武岩的地球化学特征及起源图8 主要地质单元微量元素原始地幔标准化图解Fig.8Primit ive mantle normalized pattern of incompatible elements of major g eolog ical unitsCLM (average).大陆岩石圈地幔的平均值[30];N M ORB.正常大洋中脊玄武岩;CC.大陆地壳不会局限在玄武岩如此均一的范围内,它应该表现出更为广泛的成分范围.因此,同位素与微量元素的相关关系以及主元素的成分分析基本排除了地壳混染的可能,至少大规模快速喷发的CFB 主体上并没有受到地壳物质的强烈混染.3.4 交代大陆岩石圈地幔的作用前文已论述CLM 不具备单独构成CFB 源区的条件,但CLM 对CFB 的影响不能忽视,尤其是交代CLM 的混染[31].在俯冲带,根据IEs 的迁移量计算,俯冲蚀变洋壳及携带沉积物部分熔融产生的岛弧火山岩所抽提的IEs 不到俯冲板块的一半,可能仅仅是洋壳最上端<1km 的部分卷入了岛弧火山岩,而其他俯冲部分脱离了部分熔融过程而继续俯冲到更深地幔[32],并在地幔条件下脱水释放流体,对CLM 产生交代作用,使CLM 富集IEs 和同位素.Nb-Ta 负异常是困扰CFB 来源的关键问题,因为LILEs 和H FSEs 在岩浆作用过程中分配系数相差无几,它们并不强烈分异.但在CFB 的形成过程中,可能有其他机制影响了Nb,T a 与LILEs 的分异:(1)交代地幔橄榄岩,IEs 主要存在于角闪石、云母、磷灰石和氧化物等矿物相及矿物颗粒的边界空隙中.当地幔柱上升经过交代CLM 时,矿物在熔体中溶解率受阳离子从晶体中扩散速率的影响,像金红石、钛铁矿等富Ti 氧化物,具有高电荷阳离子,结构与硅酸盐不同,溶解速率低于硅酸盐矿物(尤其是含水硅酸盐,如角闪石和金云母).高度交代的地幔岩石含有倾向于富集HFSEs 的钛铁矿和金红石,它们与含水硅酸盐的溶解速率差将导致LREEs,LILEs 优于HFSEs 而进入熔体中,这一过程已得到实验证实[33].(2)除了矿物相影响,H FSEs 和LILEs,LREEs 在熔体中溶解度本身存在差异,其溶解度主要受元素离子半径与电离势控制,具有大离子半径和电离势(312)的离子在流体中容易迁移,而小离子半径和中等电离势的离子不易活动[33].LILEs 有大离子半径和小于1.7的电离势,因此在熔体中高度溶解,而H FSEs 不易溶解,因此交代地幔部分熔融产物具有高LILEs/HFSEs 比.当地幔柱混染了交代CLM 成分时,亏损地幔柱将富集同位素和IEs,并具有明显的Nb-Ta 负异常.上述讨论表明,CFB 往往来自一个混合源,地幔柱提供主要物质和热来源,当地幔柱上升通过岩石圈地幔时,交代CLM 将对其成分产生影响.地幔交代事件也不完全受俯冲带所控制,热地幔柱本身就可以产生交代作用.尽管地壳的混染作用对大多数CFB 并没有明显的影响,但受局部构造条件的控制,一些CFB 的早期样品表现出壳源特征.参考文献:[1]Richar dson S G,Er lank A J,Duncan A R,et al.Cor related Nd,Sr and Pb isotope variation in Walvis Ridg e basalts and implications for the ev olution o f their mantle source [J].Eart h Planet Sci L ett,1982,59:327-342.[2]Coffin M F,Eldholm O.V olcanism and continental breakup:a 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