中国玄武岩时空分布规律研究(10)
中国玄武岩时空分布规律研究（1）
中国玄武岩时空分布规律研究（1）中国玄武岩时空分布规律研究（1）胡经国前言玄武岩（Basalt）属于地球三大岩石类型（岩浆岩、沉积岩和变质岩）中岩浆岩类喷出岩中的基性喷出岩（基性火山岩）。
它既是地球大洋地壳（洋壳）和月球月海的最主要组成物质，也是地球大陆地壳（陆壳）和月球月陆的重要组成物质。
1546年，德意志矿物学家兼医生G.阿格里科拉首次在地质文献中用Basalt一词描述德国萨克森的一种黑色岩石。
在汉语中，玄武岩一词引自日文，因在日本兵库县玄武洞发现黑色橄榄玄武岩而得名。
现今，作为一种战略资源的玄武岩及其研究和开发利用，已经引起相关科技界、产业界以及世界许多国家的高度关注和重视。
不仅如此，在玄武质岩浆活动过程中，伴生有铜矿、铅锌矿等重要的矿产资源。
玄武岩本身还是一种广泛开发利用的优质建筑材料。
玄武岩科学研究具有重要的科学价值。
在中国玄武岩的时空分布十分广泛。
在中国东北、华北、东南、西南、西北各大区域都有玄武岩分布。
在中国地质历史上，大体上从元古代、古生代、中生代到新生代都玄武质岩浆活动和玄武岩形成。
其中，最具特色、最著名的是分布于云贵川三省的峨眉山大火成岩省的峨眉山玄武岩。
峨眉山大火成岩省是中国唯一被世界地学界认可的大火成岩省。
它给人留下了深刻的印象。
本文根据本人手中现有的相关资料，拟就中国玄武岩时空分布规律研究的一些成果进行比较全面系统的综述，想必会对中国玄武岩的科学研究、科学普及和开发利用起到一定的积极作用。
一、中国中－东部㈠、中国中－东部玄武岩1、中国中－东部新生代玄武岩时空分布规律中国中－东部地表广泛出露的新生代玄武岩是大陆内部幔源岩浆作用的典型代表。
为了探讨与这种幔源岩浆作用相关的地幔深部岩浆活动过程如何改造大陆地貌，有关专家利用图像处理技术重新统计了该区新生代玄武岩的时空分布规律，定量分析了玄武岩分布区的地貌类型，并且尝试探讨了玄武岩分布区及周边地区在地貌、重力异常上的空间关系。
同时，利用精细图像处理技术，针对中国中－东部地质图件中的新生代玄武岩进行了像素提取，将其与高精度地貌图叠加。
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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玄武岩地层结构规律与勘探前景分析
玄武岩地层结构规律与勘探前景分析随着地球科学研究的不断深入，玄武岩地层的特殊地质背景和重要的矿产资源成为了研究的热点之一。
本文将从玄武岩地层结构规律和勘探前景两个方面进行分析。
一、玄武岩地层结构规律（一）地质背景玄武岩是一种幔源火山岩，通常呈暗色，具有玻璃质或成因玄武质结晶质。
它是中国大陆东部地壳中普遍存在的一种岩石，主要分布在华北、华东、华南地区。
（二）发育条件玄武岩的发育需要多种条件。
首先是熔体形成的条件，即地幔的高温、高压环境以及地幔岩石的物质组成和结构特点等因素。
其次是熔体上涌和喷发的条件，包括岩浆囊的形成和岩浆涌出的场所。
玄武岩呈前缘漏斗状条带状分布地质特征，因此也需要适宜的地质背景。
（三）展布特征玄武岩的分布特征取决于它的喷发和侵位过程。
根据地质统计和钻井资料分析，玄武岩多形成于裂口岩区、陷落带、断陷区、岛弧带和地幔柱等岩浆活动区，具有很高的经济价值。
（四）地层结构玄武岩层的地层结构多半是分层、堆积和略带折叠构造。
玄武岩层的厚度多为十几米至百米，且区域性变化较大。
玄武岩地层结构的变化特征主要与区域构造发育情况、火山迭加关系、沉积盆地沉积作用等地质因素有关。
（五）勘探技术玄武岩层勘探技术主要包括地质勘探、物探勘探和工程勘探。
地质勘探重点是地表地貌和土壤、岩石、矿物、化学剖面等地质信息的调查和分析；物探勘探主要采用地震、电磁、地热和重力等物理探测方法；工程勘探则注重钻探、地温测量、震动测定等工程技术手段。
二、玄武岩地层的勘探前景（一）矿产资源玄武岩地层内分布着多种有用矿物，如铂族元素、稀土元素、铜、锌等金属矿产资源，以及高堆积率云母矿、绿色玉髓石、柔性板岩等非金属矿产资源，这些矿物均具有丰富的矿业开发潜力。
（二）工程用途玄武岩地层具有良好的工程性质，所含的高质量骨料、碎石等具有良好的理化性质，能够广泛应用于路桥基础、铁路、港口、机场等基础工程建设中。
（三）环保节能玄武岩地层热质量储量巨大，可发展成为一种清洁、环保的新能源资源。
中国岩浆岩时代特征
喜马拉雅期(古近纪—第四纪)喜马拉雅期岩浆活动的特点完全打破了自加里东期以来形成的构造岩浆格局：侵入岩以中性－酸性侵入岩为主，超基性－基性及碱性侵入岩，仅在藏、滇、青地区有所发育。
火山岩主要为陆相基性火山岩，在东北和华南的琼北、雷州半岛及台湾等地最发育，并可划分为早期（古近纪）、中期（新近纪）、晚期（第四纪）三期。
火山岩火山岩以中国东部大陆最为发育，西藏、新疆、台湾、海南等地也有分布。
除台湾、海南、西藏为海相火山喷发外，其他地区均为陆相火山喷发。
侵入岩1 超基性－基性岩超基性—基性岩出露极少。
江西苗圃等地有中新世辉长岩、辉绿岩。
沿浙江江山－绍兴断裂带分布有橄榄辉绿岩和似金伯利岩及玻基橄辉岩伴生。
山西怀仁西部山区和五台山见有与始新世玄武岩同期的玄武质潜火山岩脉分布。
2 中性－酸性岩喜马拉雅期中性－酸性岩岩浆侵入活动主要发育在青海、川、滇、藏地区，其他地区少量显示（图3-7）。
3 碱性岩喜马拉雅期碱性岩极少，青海地区见有混生于中性—酸性岩中的碱性岩，吉林桦甸市永胜见有一处含霓辉石、霞石的正长岩岩株，出露面积18 km2，为古近纪渐新世产物。
新疆该期碱性岩有3处，其中有产于喀什市北托云碱性玄武岩中的碱性辉长岩，呈岩流、岩席、岩板状；有位于塔什库尔干县西南的碱性正长岩体，属古近系始新世产物。
青海唐古拉北坡有霓辉石霞石金云母斑岩、含黑云母霞石白榴岩。
燕山期(侏罗纪—白垩纪)燕山期岩浆活动在中国境内最为强烈，产出之岩浆岩分布广，数量多，岩体面积大。
主要分布于中国东部和藏、滇、川地区。
中国东部NE—NNE向岩浆岩带，是环太平洋岩浆带的重要组成部分。
从岩浆活动的时间上看，该带自西向东，出露岩体时代由老到新，即西部从侏罗纪早、中、晚世向东逐步到白垩纪早、晚世，尤其是晚侏罗世和早白垩世的活动最为强烈；岩石特征上主体是二长花岗岩、正长花岗岩组合，但由西向东早白垩世正长花岗岩和碱长花岗岩增多，粤、闽、浙、鲁沿海地带断续出现晶洞碱长花岗岩和晶洞（钾质）花岗岩，在藏、滇、川还伴有中性、基性、超基性岩，沿怒江和雅鲁藏布江出露有举世瞩目规模巨大的侏罗纪和白垩纪蛇绿岩带。
中国玄武岩时空分布规律研究(3)
Word文档格式样板胡经国㈡、山东地区玄武岩1、山东东部晚白垩世玄武岩40Ar-39Ar定年结果表明，胶莱盆地大西庄碱性玄武岩的形成年龄为73.5±0.3 Ma。
玄武岩的εNd (t)值为+7.5～+7.6，表明原始岩浆来源于亏损软流圈地幔，形成深度在65～95 km之间。
该玄武岩中含有尖晶石二辉橄榄岩捕虏体，橄榄石的Fo值为88～89，平衡温压估算为T=1010～1140℃，P=2.0 Gpa，稳定深度在65 km左右。
山东晚中生代（110～125 Ma）幔源岩石的地球化学特征，反映华北地块南缘富集岩石圈地幔普遍存在；而大西庄玄武岩的地球化学性质和幔源捕虏体的平衡温压显示，该地区73 Ma时期的岩石圈厚度和中国东部新生代的一致，捕虏体矿物化学成分显示岩石圈地幔具有新生的性质，说明中国中东部岩石圈的减薄发生在大约120 ～73 Ma之间。
2、鲁西费县中生代玄武岩鲁西费县中生代玄武岩形成于119 Ma，为碱性玄武岩。
在该玄武岩中含有丰富的幔源橄榄石、斜方辉石和单斜辉石捕掳晶。
其中，橄榄石捕掳晶体具有环状裂纹，其Mg#值介于90.0～93.0之间，平均为91.5；斜方辉石和单斜辉石捕掳晶具有特征的反应边，斜方辉石的Mg#值介于88.0～93.5之间，平均为90.4；单斜辉石的Mg#值介于86.0～91.7之间，平均为88.4。
捕掳晶的矿物成分特征类似于中国东部新生代玄武岩中地幔橄榄岩的矿物成分特征。
这暗示捕掳晶应为寄主岩浆上升过程中捕获的地幔橄榄岩物质，并且反映了新增生的岩石圈地幔特征。
费县玄武岩的岩石地球化学特征显示，其具有地幔原生岩浆的特征；其高I Sr、低εNd(t)和亏损高场强元素等特征，应与断离的俯冲板片（苏鲁造山带中的榴辉岩）与软流圈物质的混熔有关。
链接：I SrI Sr=87Sr/86Sr，即I Sr等于Sr的同位素87Sr与86Sr的比值。
3、山东沂水、临沂玄武岩山东省沂水圈里乡玄武岩呈波浪状分布于全乡35平方公里范围内，其玄武岩储量达350亿吨左右。
中国中-东部地区新生代玄武岩的分布规律与面积汇总
中国中-东部地区新生代玄武岩的分布规律与面积汇总陈霞玉;陈立辉;陈晹;曾罡;刘建强【摘要】利用图像处理技术，对中国中-东部地区地质图进行新生代玄武岩的像素提取，并叠加在高精度地貌图上，统计了该地区陆地出露的新生代玄武岩的总面积和分区面积。
结果表明：（1）我国中—东部地区新生代玄武岩总面积为78525 km2；（2）以东部新生代盆地为界，盆地以西的中部地区新生代玄武岩面积为35487 km2，盆地以东的东部地区新生代玄武岩面积为43038 km2，两边面积比为45：55；（3）按时代划分，中国中-东部新生代玄武岩随时代变新分布面积递增， S 古近纪∶S新近纪∶S第四纪为0.36：21.65：77.99；（4）中部地区的新生代玄武岩主要分布在北方，由北至南包括三个主要出露区，分别为松辽盆地以西的大兴安岭地区(7334 km2)、锡林郭勒地区（13843 km2）和华北北缘（14310 km2）；（5）东部地区新生代玄武岩的分布范围更广，从黑龙江一直到海南岛，也可以分为三个区，包括松辽盆地以东的东北地区（33324 km2）、从山东到福建零星分布的华东地区（1707 km2）以及位于海南岛和雷州半岛的雷琼地区（8007 km2）；（6）总体看，我国中—东部地区新生代玄武岩主要分布在北方，如以山东省为界，北方玄武岩面积达69191 km2，南方玄武岩面积达9334 km2，北南之比为88∶12。
%Distribution information of Cenozoic basalts were extracted by pixel from the geological map of central and Eastern China, and overlaid on the high-precision geomorphologic map, utilizing adigital-rimage processing program. Based on this method, we estimated the total and sub-regional area of Cenozoic basalts exposed in Central and Eastern China. The main observations include:(1) The total area of Cenozoic basalts in Central and Eastern China is 78 525 km2. (2) The areaof Cenozoic basalts in Central China is 35 487 km2, while that in Eastern China is 43 038 km2, with a ratio of 45∶55. (3) The area of Cenozoic basalts increases along with younger age, and the ratio of which from Paleogene, Neogene, to Quaternary is 0.36∶21.65∶77.99. (4) Cenozoic basalts of Central China are mainly distributed in the north. Three main regions include: Great Xing'an Range, Xilin Gol region and northern edge of North China, with an area of 7334 km2, 13 843 km2, and 14 310 km2, respectively. (5) In Eastern China, Cenozoic basalts are more widely distributed, from Heilongjiang province in the north to Hainan Island in the south, and they can be divided into three regions:Northeast China to the east Songliao basin (33 324 km2), Eastern China including Shandong, Zhejiang, Jiangsu and Fujian provinces (1 707 km2), and Leiqiong region including Hainan Island and Leizhou Peninsula (8 007 km2). (6) Taken Shandong province as the boundary, Cenozoic basalts in Central and Eastern China are mainly distributed in the north with an area of 69 191 km2, while that of the southern part is 9334 km2, and their ratio is 88∶12.【期刊名称】《高校地质学报》【年(卷),期】2014(000)004【总页数】13页(P507-519)【关键词】新生代;玄武岩;中国中-东部;时空分布【作者】陈霞玉;陈立辉;陈晹;曾罡;刘建强【作者单位】南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023;南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023;南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023;南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023;南京大学地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023【正文语种】中文【中图分类】P588.14我国中—东部陆地出露大量的新生代火山岩，主要分布于东北—华北的中、新生代盆地两侧地带，属于大陆板内玄武岩的范畴，一般称为中国东部新生代玄武岩（刘若新等，1992）。
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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The composition of the Earth. ChemGeol, 1995, 120: 223~25315 Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics ofoceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D, Norry M J, eds. Magmatism in the Ocean Basins. Geol Soc Spel Pub, 1989. 313~34516 Barry T L, Kent R W. Cenozoic magmatism in Mongolia and theorigin of central and east Asian basalts. In: Flower M F J, Chung S L, Lo C H, et al, eds. Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. American Geophysical Union, 1998. 347~36417 Song Y, Frey F A, Zhi X C. Isotopic characteristics of Hannuobabasalts, eastern China: Implications for their petrogenesis and the composition of subcontinental mantle. Chem Geol, 1990, 85: 35~5218 张宏福. 辽宁省铁岭地区金伯利岩的地球化学特征及其成因初探. 现代地质, 1993, 7(4): 458~46419 Falloon T J, Green D H, Harton C J, et al. Anhydrous partialmelting of a fertile and depleted peridotite from 2 to 30 kb and application to basalt petrogenesis. 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中国不同大地构造演化阶段玄武岩的岩石化学特征
利 亚地台上 的三叠纪玄 武岩 , 印度地 台的 晚 白蟹至第 三纪玄武岩和 阿拉伯 地台的 第 四 纪玄武
岩等 , 它们都是 以规模 巨大的面状分布 为特点 , 面积大的可 达百万平方公里 以上 , 厚度在
仪冷一 犯 米 以 上 。
地洼 阶 段初 动 和 激 烈期 时 , 玄武 岩浆 活动 很 弱 , 仅偶 而 沿 深断裂 上 升 , 瑕成 小 规模 的 喷 溢 , 空 间上呈极零 星 的点状散布 地洼余动期 时 , 玄 武岩沿深断裂或裂谷带大量 喷溢 , 形成 斜列 短带状或面状分布 的特点 , 尤其是在张 陷强烈之边缘海部位的地洼区 内 , 玄武岩呈面状
总 之 , 代表深 部作 用 产 物 的 玄 武 岩 类 的 时 间分 布 , 存 在 三 个 活 动 强 度 高 峰 图 并 , 分别 对应于 三个地壳演化 阶段 , 期 即地槽初动期 末 , 地 台和 缓期末和地洼余动期 , 反 映 了 三 次 深 部作 用 高 潮 。 就整 个 地质 时 期 来 看 , 自元 古 代 至 今 , 玄 武 岩 浆 活 动 的 强 度 和 规模 ,
卷 页罗
期 ,
一
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大地构造与成矿学
中国不 同大地构造演化阶段玄武岩的 岩石化学特征
杨洪之
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朱振 华 中国科 学院 长沙 大地构造研 究所 ,
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赵志忠
, 长沙
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文 前提要 运 用 地 洼 学 说观 点 , 研 究 并 指 出 了反 映 深 部 作用 差 异 的 大 地 构 造 演化 史 卜 地
同大地构造 阶段深部作 用 之差 异 , 必将在不 同大地构 造 演化阶段 中, 产生具不 同岩石 化学和
地球化学特征 的玄武岩类 , 提供不 同大地构造演化阶段深部作用 的众多信息 故此 了解 不 同
内蒙古赤峰地区新生代玄武岩的时空分布
其 为 “ 峰 玄 武 岩 ” “ 峰 组 ” １ ７ 年 《 北 地 区 区 赤 和 赤 ；９ ８ 东
Ｔａｒ ｄｉ ｅ ｅ ｏ ｌｎｔｓ，ＰｔｒＭｓ ￣ ｒｔｓ， Ｅｐ ｄｉ ｔｓ， ．ｏ ａｃａ ｐ ｌ ｉ ｅ ｅ ｅｉ ｉ ｅ ｈｅ ｐｉｅ
域地 层 表 ・ 宁 省 分 册 》 其 改称 渐 新 统 “ 乌 达 辽 将 昭 组 ” １ ９ 年《 ；９ ６ 内蒙 古 自治 区岩石 地层 》 又将 赤峰 地 区 玄武 岩 笼统 地 归 属于 中新 统汉 诺 坝组 ， 际上 包括 实
１ 新 生代 玄 武 岩活 动 时 代 及 基 本特 征
赤峰 地 区新 生代 玄武 岩 ， 主要 分 布于 赤 峰 市至 西 拉木 伦 河南 岸 的广 大 地 区 ， 向北 西 经 克什 克 腾旗 与著名 的晚更 新 世 阿 巴嘎 玄 武岩 相 接 ， 向西 与 河北 省围场县 的汉 诺坝组 玄武 岩连为一 体 （ ） 王鸿祯 图１ （ 等 ，９ ３ 。 关于玄 武 岩时 代和地 层划 分 问题 ， 今 １８ ）但 至
新 世 晚 期 旋 回 （～ １ ６ ０Ｍａ ｛ 新世 旋 回 （ Ｍａ 和 更 新Ｍａ ＝ 一 步 结 合火 山 岩 空 间分 布 以 及 ）进 玄武岩的岩石学和地球化学特征分析 ， 揭示 了新 生 代火 山 活动 由南 东 向北 西逐 渐 变新 ， 浆 来 源 逐渐 加 耀 的 规律 。 岩 关 键 词 新生代玄武岩 时空分布 赤峰 内 蒙 古
１ 蒙 古 第 十 地 质 矿 产 勘 查 开 发 院 ， 峰 ２ ０ ５ ）北 京 大 学 地 质 学 系 ，０ ８ １ Ｊ内 赤 ０ ４ ０ ；２ １ ０ ７
内 容 提 要 本 文 首 趺 对 内 蒙 古 赤 峰地 区 新 生 代火 山活 动 旋 回 进 行 了 捌 分 ， 括 渐 新 世 旋 回 （４ ３ ） 中 包 ２ ～ ３Ｍａ ；
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。
中国12处玄武岩柱状节理地质奇观！
中国12处玄武岩柱状节理地质奇观！不看不知道，原来国内有这么多玄武岩地质奇观！尤其在沿海地区居多，浙江境内有四五处，福建、广东、香港、台湾均有分布，比较有名气的如香港西贡石柱、南京六合桂子山、福建漳州滨海火山国家地质公园（林进屿、南碇岛）、浙江临海桃渚、云南腾冲柱状节理等。
关于柱状节理柱状节理是比较均质的岩浆在冷凝过程中，由于均匀的冷却、收缩而裂开成规则呈六边、五边形的裂缝，从景观意义上一般称为火山岩石柱，均垂直于熔融体的冷却面，即垂直于熔岩层面或岩颈的接触面。
一般认为：它与冷却面上等距离收缩中心发育有关。
玄武岩中发育柱状节理，习惯称为熔岩石柱。
1香港西贡石柱香港国家级地质公园包括西贡火山岩园区和新界东北沉积岩园区，每个园区内各有四个景区，粮船湾是火山岩园区景区之一，沿岸一带布满排列整齐、近乎垂直高耸的多边形（通常为六角形）火山岩柱，其中花山沿岸拥有高达100米的香港最高的火山岩柱。
2南京六合桂子山（以及马头山、瓜埠山）六合国家地质公园位于江苏省南京市六合区城南10公里处，桂子山“石柱林”，占地面积15公顷，陡壁高达30多米，全部由直径40-60厘米的六边、五边形石柱组成，极为壮观。
桂子山石柱林高可百米许（露出面约40米），是我国较早被引起重视和保护的地区；马头山石柱林经采石揭露，石柱排列有序，错落有致，呈迷宫式石柱林；瓜埠山经采石揭露出独特形态的石柱，从约70 米山顶石柱呈放射状扇形直达地面，其顶部为岩决状火山渣，构成犹如“雄狮之塔”。
3福建漳州滨海火山国家地质公园（林进屿、南碇岛）林进屿，位于福建漳州滨海火山国家地质公园。
林进屿火山地貌属于新生代陆地间断性多次火山喷发而形成的，有柱状节理玄武岩景观，有不同规模古火山口无根火山气孔群景观和海蚀熔岩湖、熔岩洞景观等。
南碇岛是一座椭球形的火山岛，面积更小，仅仅是林进屿的一半。
从香山半岛眺望，林进屿和南碇岛犹如一对姐妹岛，一前一后排列在海上。
全岛由140万根支柱状节理极其发育的墨绿色玄武岩石林构成。
玄武岩
玄武岩百科名片玄武岩(basalt)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。
简介英文写法为BASALT。
玄武岩玄武岩是一种基性喷出岩[1]，其化学成分与辉长岩相似，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，且节理面多成六边形。
且具脆性，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。
主要成份玄武岩化学成分表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。
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"。
分类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。
中国玄武岩时空分布规律研究(7)
中国玄武岩时空分布规律研究（7）胡经国㈤、峨眉山大火山岩省玄武岩1、地幔柱学说简介地幔柱说（Mantle Plume Theory，Plume Tectonics Hypothesis）是一种关于板块运动机制的学说，由摩根（WJMorgan，1971）提出。
地幔柱是指地幔深部物质的柱状上涌体，其直径可达150千米，由于放射热积累导致地幔深部或核幔边界的物质升温上涌形成。
地幔柱上升到岩石圈底部以后向四周扩散，从而推动板块运动。
在地质历史上，地幔柱的位置相对固定而且长期活动；其顶部引发的火山活动常常形成火山链。
这种火山链由新到老位置的迁移指示了板块运动的轨迹，即可把它当作板块运动的一个参照系。
地球上已经确证的地幔柱约有20个。
到了20世纪90年代，地幔柱这一名词被赋予了新的涵义。
有学者认为，地幔柱可以分为两类，即：在地幔范围内因板块俯冲消减和重力陷落而形成的冷地幔柱（Cold Plume）和因核幔边界处物质上涌而形成的热地幔柱（Hot Plume）。
冷地幔柱和热地幔柱的运动是地幔中物质运动的主要形式。
它控制或驱动了板块运动；导致岩浆活动、地震发生和磁极倒转；影响着全球性大地基准面变化、全球气候变化以及生物灭绝与繁衍。
热地幔柱上升可以导致大陆破裂、大洋开启；而冷地幔柱的回流则会引起洋壳俯冲和板块碰撞。
还有学者预言，地幔柱构造正在发展成为一种超越板块构造的地球动力学新模式和大地构造新理论。
然而，由于存在众多难以用地幔柱构造加以解释的地质现象，这一新理论还有待进一步验证。
2、峨眉山玄武岩概述峨眉山玄武岩（EmeishanBasalt，OmeishanBasalt）时代属于中二叠世晚期至晚二叠世早期。
它分布于中国西南各省，如川西、滇、黔西及昌都等地区。
其命名地点是四川峨眉山。
峨眉山玄武岩主要为通过陆相裂隙式或裂隙－中心式溢流而形成的基性岩流。
分布于中国西南三省(云南、贵州、四川)的峨眉山玄武岩是中国唯一被地学界认可的大火成岩省。
实验七综合实验：玄武岩的成分与结构成因分析
实验报告编写提纲
• 题目：汉诺坝玄武岩的成分和结构成因分析 1. 地质概况（分布图） 2.玄武岩的岩相学特征
2.1玄武岩的成分与结构（镜下素描图） 2.2 捕虏晶与斑晶的区别：形态、结构和变形 3.玄武岩的岩石化学特征与岩石系列（定名和系 列划分图－－SiO2-（Na2O+K2O）） 4. 地幔橄榄岩包体的岩相学特征（镜下素描图） 5. 汉诺坝玄武岩的岩浆来源（橄榄岩包体证据）
超镁铁质岩的分类
橄榄石
纯橄岩
90
斜方辉石岩 二辉石岩 单斜辉石岩
橄榄斜方辉石岩
40
斜方辉石岩
10
斜方辉石
二辉橄榄岩
橄榄岩
橄榄单斜辉石岩
橄榄二辉石岩
辉石岩
10
二辉石岩
单斜辉石岩
单斜辉石
3.2 典型结构 A.变质变形结构
原生粒状结构： 碎斑结构： 等粒结构：镶嵌等粒
B. 火成结构及部分熔融结构 粗粒镶嵌结构、包含结构 橄榄岩中出现熔融囊状体、Cpx出现海绵边、
58 19500 4934 16200
B-01 51.01 1.77 15.10 11.30 0.14 6.87 9.04 3.10 0.99 0.28 1.05 0.20 99.60
60 8215 1223 10620
B-02 50.30 1.90 14.99 11.90 0.12 6.65 9.61 3.06 0.98 0.31 0.98 0.80 99.82
4. 支霞臣，冯家麟. 汉诺坝玄武岩的地球化学. 刘若新主 编，中国新生代火山岩年代学与地球化学，地震出版社， 1992，114－148
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）。
中国玄武岩时空分布规律研究(9)
中国玄武岩时空分布规律研究（9）胡经国六、中国西北部㈠、青藏高原中部中生代玄武岩对于青藏高原中部的蛇绿岩类型、形成环境及其深部地幔源区特征还缺乏很好的约束。
有关研究者拟在区域地质调查基础上，展示青藏高原中部龙木错－双湖缝合带嘎错玄武岩、班公湖－怒江缝合带多玛、塔仁本玄武岩及那曲盆地西侧中生代玄武岩的单斜辉石Ar-Ar测年、锆石SHRIMP定年和地球化学及Sr、Nd、Pb同位素数据，以约束形成这些玄武岩的时代、构造环境和地幔源区特征。
数据表明：⑴、羌塘双湖嘎错枕状玄武岩单斜辉石的中温坪年龄为232.5±2.4 Ma，可能指示嘎错玄武岩浆活动发生于中三叠世晚期；班公湖－怒江缝合带多玛枕状玄武岩、塔仁本玄武岩浆活动时代，大约在早白垩世中晚期（110 Ma左右）。
⑵、在这些蛇绿混杂岩带中的玄武岩，显示出OIB型（洋岛型）而不是MORB型（洋脊型，即大洋中脊型）地球化学特征。
双湖嘎错玄武岩的地球化学特征，介于峨眉山高Ti玄武岩与夏威夷碱性玄武岩之间。
中晚三叠世那曲嘎加组玄武岩的地球化学特征，非常类似于夏威夷碱性玄武岩。
班公湖－怒江缝合带内的早白垩世多玛玄武岩和塔仁本玄武岩的地球化学特征，在很大程度上可比于夏威夷碱性玄武岩。
⑶、双湖嘎错OIB型玄武岩可能形成于以增生楔为基底的裂谷环境，而不是以洋壳为基底的大洋板内环境。
那曲嘎加组OIB型玄武岩，很可能形成于以弧内－弧前沉积物为基底的陆棚－陆坡环境下的裂谷背景。
塔仁本和多玛OIB 型玄武岩形成于以洋壳为基底的洋岛环境。
这表明，班公湖－怒江洋壳在大约110 Ma时尚未彻底消亡，可能暗示班公湖－怒江洋盆的关闭时间，明显晚于晚侏罗世－早白垩世早期闭合的早期认识。
⑷、地球化学指标显示，青藏高原中部中生代玄武岩未受到地壳物质或很少受到陆下岩石圈物质改造。
一些相对新鲜样品的Nd、Pb组成似乎可以用来代表其地幔源区的成分特点。
其高206Pb/204Pb比值（＞18.5）指示，羌塘双湖中晚三叠世嘎错玄武岩、班公湖－怒江缝合带早白垩世洋岛玄武岩所代表的中生代特提斯地幔，很可能不具“upal”异常。
碱性玄武岩研究综述
碱性玄武岩研究综述一、碱性玄武岩概念及特征碱性玄武岩是基性碱性火山岩的总称。
碱性玄武岩可进一步划分为钾质和钠质碱性玄武岩两大类,其组成特征的不同只是由于地慢源区发生预富集时加入物质的种类和比例不同而已,它们都是形成于高压、低程度熔融、快速上升的条件下。
比一般玄武岩富碱，而二氧化硅、氧化钙较低。
主要矿物为斜长石（中长石—拉长石）、橄榄石、富钙辉石和钛辉石，橄榄石与辉石间无反应边，不含紫苏辉石，而含有钾长石、歪长石以及白榴石、霞石、方钠石等副长石矿物。
碱性玄武岩的矿物成分和化学成分范围变化很大，突出的特征是富碱，其中 K2O +Na2O 均＞5% ，最高可达 9%;多数 Na2O＞K2O。
矿物主要以碱性长石、碱性暗色矿物、富钛辉石等为特征。
弱碱性较强，可出现似长石，通常不含贫钙辉石。
万渝生等在研究碱性玄武岩时认为其应来源于石榴 (二辉) 橄榄岩的地慢源区。
原因是碱性玄武岩形成于高压条件岩石的轻重稀土强烈分馏，要求地慢源区有高压相矿物石榴石作为残余相矿物存在（万渝生等，1995）。
主要分布于大陆地区及海洋火山岛。
在亚洲环太平洋火山带,碱性玄武岩分布于靠近大陆一侧。
另外,在夏威夷群岛把含实际矿物橄榄石大于5%,标准矿物霞石小于5%的玄武岩也称为碱性玄武岩。
碱性橄榄玄武岩岩系也简称碱性玄武岩岩系（罗丹等，2009）。
我国华北克拉通东部新生代早期玄武岩主要分布于中-新生代拉张盆地中，多为拉斑和弱碱质玄武岩。
而自中新世以来的玄武岩出露广泛，主要分布于裂谷两侧，玄武岩岩性以碱性和强碱性为主，作为典型的板内碱性玄武岩，已成为国内外学者的研究热点。
二、碱性玄武岩的成因模式目前大多数人认为火成岩省是巨量的玄武岩在几百万年甚至 1百万年时间内快速喷发形成大面积的溢流玄武岩 ,因此具有极高的岩浆产率;地球化学上可能具有OIB玄武岩的特征。
对火成岩类的成因模式大致有3种:1)起源于核幔边界或中下地幔的地幔热柱 ,导致地幔部分熔融 ,巨量岩浆产生(White R S, McKenizie D.,1989) ; 2)地幔热柱上升造成上地幔温度上升,部分熔融,同时伴随着岩石圈减薄引发减压熔融 (Thompson R N, Gibson S A.,1991); 3)地幔对流在局部因受到阻碍而强烈上涌 ,造成地幔温度升高 ,形成大量岩浆(Mutter J C, Buck W R, Zehnd er C M,1988)。
内蒙古赤峰地区新生代玄武岩的时空分布
内蒙古赤峰地区新生代玄武岩的时空分布
贾文;朱慧忠;邵济安
【期刊名称】《地质论评》
【年(卷),期】2002(048)003
【摘要】本文首次对内蒙古赤峰地区新生代火山活动旋回进行了划分,包括渐新世旋回(24～33 Ma);中新世晚期旋回(6～10 Ma);上新世旋回(4.8 Ma)和更新世旋回(0.89～0.1 6 Ma).进一步结合火山岩空间分布以及玄武岩的岩石学和地球化学特征分析,揭示了新生代火山活动由南东向北西逐渐变新,岩浆来源逐渐加深的规律.【总页数】6页(P267-272)
【作者】贾文;朱慧忠;邵济安
【作者单位】内蒙古第十地质矿产勘查开发院,赤峰,024005;内蒙古第十地质矿产勘查开发院,赤峰,024005;北京大学地质学系,100871
【正文语种】中文
【中图分类】P5
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中国玄武岩时空分布规律研究（10）胡经国㈢、祁连山玄武岩1、北祁连山西段元古宙大陆溢流玄武岩性质的确定北祁连山位于甘肃、青海两省交界地带，是中国重要的早古生代造山带。
北祁连山的西段元古宙火山岩系为大陆裂谷火山作用产物，属于大陆溢流玄武岩系。
岩石地球化学研究表明，它们派生于岩石圈之下的地幔柱源，但是也显示有大陆岩石圈组分卷入的证据。
它们的形成是地幔柱－岩石圈相互作用的结果，是北祁连山早古生代洋盆打开的前兆。
㈣、新疆地区玄武岩1、新疆北部晚古生代埃达克岩与富铌玄武岩组合有关研究者指出，地球化学研究结果表明，新疆北部富蕴县境内的晚古生代下泥盆统托让格库都克组的安山质岩石，具有与埃达克岩非常相似的地球化学特征。
它们具有较高的Al2O3、Na2O和Sr含量以及Sr/Y比值；明显亏损重稀土和Y，它们的MORB标准化微量元素蛛网图表现为明显的Nb、Ta负异常和Sr正异常，同时强烈亏损高场强元素。
而与埃达克岩共生的玄武岩的地球化学特征则与富铌玄武岩一致，表现为Si过饱和及富Na的特征，同时具有较高的Nb、TiO2和P2O5含量，并且富集高场强元素。
由于埃达克岩和富铌玄武岩的形成均与板块俯冲有关，因而它们的存在表明，古亚洲洋在早－中泥盆世向南（哈萨克斯坦－准噶尔板块）发生了一次洋壳俯冲作用。
链接：埃达克岩埃达克岩（Adakite）是指由角闪安山岩到英安岩、流纹岩等的、一套中酸性熔岩组合的特殊类岛弧岩石，以缺少玄武岩特点，通常被认为是玄武岩俯冲到火山岛弧后部分熔融形成。
2、新疆吐－哈盆地和三塘湖盆地二叠纪玄武岩有关研究者指出，新疆吐－哈盆地和三塘湖盆地，是上叠在古生代造山带褶皱基底之上的、晚古生代－中新生代叠合改造型陆内沉积盆地。
其中发育的玄武岩的全岩40Ar/39Ar年代学研究揭示，其形成时限在293～266 Ma，属于二叠纪。
该玄武岩元素地球化学特征的对比分析表明，三塘湖盆地玄武岩具有Nb、Ta强烈亏损和高场强元素选择性富集的特点，显示岩浆源区存在消减组分影响，可能与古洋壳板片俯冲作用的影响有关，具“滞后弧”火山岩的特征。
而吐－哈盆地Nb、Ta轻度亏损，Th/Ta较高，应与陆内拉张带或者初始裂谷玄武岩相似。
据此，并且结合新疆北部区域的蛇绿岩和蛇绿混杂岩带形成时期及与造山期后伸展的区域岩浆活动研究综合分析推测，吐－哈盆地和三塘湖盆地二叠纪的成盆构造背景，可能与新疆北部地区晚古生代陆－陆碰撞造山之后发生的区域性伸展作用密切相关。
两盆地二叠纪玄武岩应属于来自不同源区、但是成盆动力学相似的造山期后伸展背景，均应为陆内裂谷环境。
但是，三塘湖盆地火山岩源区明显经受到消减组分的交代，显示先期应存在过板块俯冲消减作用。
3、新疆柯坪二叠纪层状玄武岩的发育特征及其地质意义有关研究者指出，通过野外实地测量和遥感影像识别，并且对不同剖面的发育状况进行了对比。
新疆柯坪地区发育的二叠纪玄武岩共可分为8层，包括库普库兹曼组2层和开派兹雷克组6层。
多层玄武岩是多期喷发作用的结果。
每次喷发可以来自不同的岩浆房或火山通道，但是岩浆源区基本一致。
每期喷发作用都具有一定的序列：先是稳定的熔岩流，发育柱状节理；而向上则为致密块状玄武岩；在喷发末期发育火山角砾岩或凝灰岩。
多期玄武岩浆喷发作用指示了该区二叠纪玄武岩的岩浆房经历了“积聚－喷发－再积聚－再喷发”的过程，而熔融岩浆的源区则经历了不断“部分熔融”和“岩浆抽提”的过程。
4、准噶尔盆地陆梁地区玄武岩有关研究者指出，准噶尔盆地腹地陆梁隆起基底火山岩岩性为富钠玄武岩及流纹岩，总体显示出板内双峰火山岩特点。
该玄武岩的特征是：岩石的斑晶和基质中普遍出现橄榄石；辉石为普通辉石；斑晶和基质中的长石为偏酸性斜长石（平均牌号为30～50）；全岩化学成分CIPW计算结果表明，绝大部分含有Ne(2.8%～4.6%)，均含有Ol(19.3%～10.1%)和Di(10.2%～24.6%)，标准矿物分子组合为Ne+Ol+Di+An；在全碱-SiO2图上，玄武岩投影于碱性区；Mg#＜65；REE总量为110.29～158.06 μg/g。
(La/Y)N变化范围为3.10～4.51。
δEu变化范围为0.93～1.04；玄武岩的微量元素标准化图解为LILE（大离子亲石元素），相对于LREE（轻稀土元素）适度富集，Nb、Ta相对于LREE和LILE 亏损。
Ni、Gr含量略低于原始岩浆的参考值。
以上特征表明，该玄武岩总体上属于碱性橄榄玄武岩；玄武岩具有较高正的εNd(t)值和低的87Sr/86Sr值；而流纹岩则具有较低的εNd(t)值和较高的87Sr/86Sr值，反映它们的同源性和遭受陆壳物质同化混染程度的不同。
同位素Rb-Sr等时线年龄和单颗粒锆石蒸发年龄集中在323～395 Ma。
以上特点表明，陆梁玄武岩来自于亏损的地幔源区，并且经历了一定程度的分异作用和陆壳物质的混染作用。
其形成于板内环境，与泥盆纪－石炭纪区域伸展作用有关。
因此，陆梁隆起带基底很可能是一个大陆裂谷带。
链接：CIPW标准矿物计算法CIPW标准矿物计算法是四位岩石学家于1931年设计的全岩化学成分计算方法，并且是以他们四人名字（Cross、Iddings、Prisson、Washington）的首字母命名的，至今应用非常广泛。
标准矿物计算是将火成岩化学成分转换为理想矿物成分的一种方法。
5、西准噶尔克拉玛依OIB型枕状玄武岩克拉玛依西山的枕状玄武岩与浊积岩－凝灰岩共生；其厚度大于400米的枕状玄武岩层被火山角砾岩－安山岩－硅质岩－凝灰岩覆盖；岩枕之间充填着硅质泥岩。
锆石SHRIMP定年结果表明，枕状玄武岩可能在早寒武世形成（＞517 Ma，这套地层曾经一直被认为属于石炭系）。
该枕状玄武岩的稀土元素含量（117.4×10-6～153.6×10-6）和配分模式与洋岛玄武岩（OIB）基本一致。
在枕状玄武岩中，大离子亲石元素（Cs、Rb、Ba、K、Pb和Sr）的含量变化比较大（明显偏离OIB）；高场强元素（Nb、Ta、Zr、Hf、Ti和P）相对OIB和原始地幔，没有表现出明显异常[e.g.,(Nb/Ta) PM=0.92～0.98,(Zr/Hf)PM=1.08～1.18]。
西准噶尔地区存在这套OIB型海相火山－沉积建造说明，古亚洲洋在西准噶尔地区于寒武纪就已经存在。
在这套海相玄武岩岩枕中，存在大量古元古代－新太古代（1883～2536 Ma）岩浆锆石的事实说明，早古生代洋岛玄武岩岩浆源区存在古老大陆地壳物质。
6、塔里木板块西缘柯坪早二叠世玄武岩柯坪玄武岩位于塔里木板块西缘，产于下二叠统库普库兹曼组和开派兹雷克组地层中。
岩石化学组成以富集TFeO、TiO2、P2O5和SiO2不饱和为特征。
大部分样品属碱性玄武岩系列，个别样品属拉斑玄武岩系列。
它们的稀土元素和微量元素显示了板内拉张环境玄武岩的地球化学特征。
εNd(t)=-1.73～-3.69，ESr(t)=+27.56～+56.87，206Pb/204Pb=17.87～18.02，207Pb/204Pb=15.45～15.53，208Pb/204Pb=38.22～38.49。
Nd、Sr、Pb同位素组成证明，柯坪玄武岩源自于前寒武纪的富集型大陆岩石圈地幔。
而且，这种情况在塔里木盆地及周缘地区十分发育的镁铁质岩浆岩中具有广泛的代表性。
据此，可以将新疆南部和北部划分为两个明显不同的同位素地球化学省。
其中，南部省以富集型地幔的同位素组成为特征；而北部省则以亏损型地幔的同位素组成为特征；分属于这两个省的古生代晚期阶段岩浆岩有可能不是同一个地质过程的产物。
7、塔里木盆地二叠纪玄武岩与峨眉山大火成岩省中国西部地区发育了塔里木大火成岩省和峨眉山大火成岩省两个大火成岩省。
它们分别形成于280 Ma左右和258～260 Ma。
通过对比这两个大火成岩省的玄武岩的地球化学特征发现，塔里木玄武岩的岩石地球化学特征与峨眉山玄武岩相似，Fe2O3=15.29%～17.97%，大于10%，比MORB富铁，指示其深源以及地幔柱源特征，为典型的溢流玄武岩。
稀土元素比值显示，其落在由石榴石二辉橄榄岩组成的原始地幔熔融线上，表明该玄武岩是在厚的岩石圈下由异常热的地幔经局部熔融而形成的。
微量元素特征比值分析，揭示了塔里木玄武质岩浆在上升过程中受到了一定程度的地壳混染。
塔里木大火成岩省和峨眉山大火成岩省一样，可能起源于同一个来自于核幔边界的超级地幔柱。
它们很可能是塔里木板块和扬子板块在二叠纪北向漂移过程中先后穿越同一个超级地幔柱的结果。
8、塔西南玄武岩年代学和地球化学特征有关文献通过对塔西南达木斯剖面中玄武岩进行K-Ar同位素定年，获得其年龄为289.6 Ma，并且结合Ar-Ar坪年龄结果（290.1 Ma）和古生物以及沉积特征，认为290 Ma的年龄代表了塔西南玄武岩形成于早二叠世，对应于盆地内下二叠统库普库兹满组下段地层层位的年龄。
其地球化学特征显示，塔西南熔岩为分异的碱性玄武岩，并且含有45% SiO2和4% MgO。
塔西南玄武岩与盆地内柯坪玄武岩具有相近的主量元素含量和稀土配分与微量元素蜘蛛网图型、无Eu异常、富集轻稀土元素、较高的其它不相容元素（如高场强元素）。
但是，塔西南玄武岩比柯坪玄武岩具有较高的A12O3和CaO含量及稀土总量（288×10-6～358×10-6），偏低的Na2O、P2O5和FeO含量。
K、Rb和Cs丰度的无系统性变化，主要受这些元素丰度本身变化的影响。
对其它不活动组分，塔西南玄武岩具有高Ti（Ti/Y=522～624）和Nb含量（30×10-6～40×10-6）及低Zr/Nb比值，暗示其来自富集的地幔源区。
其Nb含量相对La含量无显著变化，以及相对低的Nb/U（近30）和Ce/Pb比值（近15），指示塔西南玄武熔岩来自大陆岩石圈或受一定程度的地壳混染。
塔里木盆地大规模的火山喷发，以及富集不相容元素的地球化学特征，支持这样一种假设，即：塔西南玄武岩来自地幔柱火山作用，或由于地幔柱的供热和上升导致富集的岩石圈地幔部分熔融而形成。
并且，岩浆作用过程以部分熔融为主，结晶分异作用较弱。
基于塔西南玄武岩和柯坪玄武岩相近的时代、源区成分和/或岩浆作用过程以及处于陆内稳定构造环境，该文献笔者认为，塔里木二叠纪玄武岩的分布范围可以从塔里木盆地内的塔中、柯坪一带，一直延伸到塔西南地区。
㈤、西藏地区玄武岩1、西藏羌塘中部角木日地区二叠纪玄武岩西藏羌塘中部角木日地区出露有大量二叠纪玄武岩。
该玄武岩由拉斑玄武岩和碱性玄武岩组成。
其SiO2含量在43.87%～54.25%之间；K2O含量较高，平均为0.58%；TiO2含量中等偏高，平均为1.60%；P2O5含量也较高，平均为0.48%；Zr/Y比值平均为6.04；Zr/Nb比值平均为9.88，明显具有富集地幔的特征；∑REE平均为147.5×10-6，轻稀土轻微富集，LaN/SmN比值平均为1.98。