板内玄武岩实例
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。
建筑用玄武岩用途有哪些
建筑用玄武岩用途有哪些玄武岩是一种石料，其主要成分是辉石和斜长石，具有致密、坚固、耐候等特点，因此在建筑领域有着广泛的应用。
下面将介绍一些玄武岩在建筑中的常见用途。
1.地板和墙面：玄武岩的坚固性和耐磨性使其成为室内和室外地板、墙面的理想材料。
它可以用于商业建筑、住宅建筑、公共场所等等。
石材的优美外观和多样的颜色选择也使其成为装饰性地板和墙面材料的首选。
2.台阶和楼梯：玄武岩的耐久性和防滑性使其成为制作台阶和楼梯的理想选择。
它经久耐用，不易磨损，使人们在上下楼梯时更加安全。
3.室外景观：玄武岩的自然属性和美丽外观使其成为室外景观设计的重要材料。
它可以用于建造园林石景、庭院石景、城市广场、公园等等。
玄武岩可以铺设成各种形状的板石、方砖、切割石块等，创造出美观独特的景观效果。
4.喷泉和水景：由于其耐水性，玄武岩也常被用于制作喷泉和水景中的各种装饰。
它可以用于建造瀑布、小河流、水池等等，为室外空间增添生动和美感。
5.建筑装饰：玄武岩可以制作出各种各样的装饰性构件，如柱子、花岗岩柱头和花纹等。
这些装饰品通常用于建筑立面、门廊、门窗等地方，使建筑物更加精致和华丽。
6.建筑立面：由于其坚固性和抗腐蚀性，玄武岩也常被用于建筑的外立面装饰。
它可以切割成各种形状和大小的石块，可以用于建筑墙体的装饰面板、石条、方砖等等，为建筑物增加独特的外观和风格。
7.建筑雕塑：玄武岩可以用来雕刻各种不同形状和尺寸的雕塑品。
它的细腻和耐久性使之成为制作雕塑的理想选择。
这些雕塑作品通常用于室外环境中，增添了建筑的艺术价值和文化氛围。
综上所述，玄武岩在建筑领域的用途非常广泛，可以用于地板和墙面、台阶和楼梯、室外景观、喷泉和水景、建筑装饰、建筑立面以及建筑雕塑等等。
其坚固性、耐久性、美观性以及抗腐蚀性使其成为建筑领域不可或缺的材料之一。
大陆板内构造环境的微量元素判别
ａ． ９ ８ 等 。这些 判 别标 志大 多 是根 据 对 大 洋环 １，１８ ） 境 的研 究 建立 的 ， 较 好地 判 别 大 洋 环境 下玄 武 岩 能
（ 郭华 等 ，０ ５ 。加 拿 大 地 质学 家威 尔 逊把 板 块 构 ２０ ）
造 的演化 划为六 个 阶段 ： １ 东 非 裂 谷 阶段 ： （） 大陆 地
类形成 的大 地构 造 环境 ， 不 能 很 好 地 解决 大陆 及 但 洋陆 结合 带这种 复杂 构造环 境 的判别 。 随着 人 们将 注 意 力 由大 洋转 向大 陆 ， 陆 动力 大 学 已成为 当今地 球科 学 的重 大前 沿课 程 。为适 应这
一
壳发 生破 裂 ， 侧 的大 陆 块 相 背 运 动 ； ２ 红 海 阶 两 （） 段： 由大 陆裂谷 发展 为陆 间裂 谷 ， 出现 了新 生洋 壳 和
大陆 背 景下 形 成 的玄 武 岩 岩 浆 ， 能来 自多 个 可 端 员组 分 的贡献 ， 软流 圈 、 石 圈地幔 和地 壳混 染 如 岩
３Ｔ 三 角 图 （ ０ ｔ １ ，１７ ） Ｔ ／ ｂＴ ／ ｂ关 －ａ ｗ０ｄ ｅ ａ． ９ ９ 、 ｈ Ｙ －ａ Ｙ
系 （ ｅｒｅ ９ ２ 、 ｈ Ｌ －ａＬ Ｐ ａｃ ，１ ８ ） Ｔ ／ ａＴ ／ ａ关 系 图 （ ｏ ｂ ｔ ｔ Ｌｕｅ ｅ
１ 国内外研 究 现状
根据 岩浆 岩 的微量元 素地 球化 学特 征判 别岩 浆 形 成 的大 地构 造环 境和 岩浆 源 区 的化 学 性 质 ， ８ 在 ０ 年 代发展 很快 ， 出 了一 些判 别 理 论 和 方 法 。这 些 提
本 Ｔ 、 ｈ Ｎ 、ｒ 新数 据 ， 出玄 武 岩类 形 成 的大 地 构 造 环 ｂＺ 最 提 境 的另一 种方 法 Ｔ ／ ｒ ｂ Ｚ 双 对数 判 别 。该 方 法 ｈ Ｚ－ ／ ｒ Ｎ 不仅 在 用微 量元 素判 别岩 浆岩形 成 的构造 环境 中开 辟 了新 的途 径 ， 且 对 大 陆板 内构 造 环 境 的 进 一 步 而 划 分提 出 了新 的判别 依据 。
风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板施工工法(2)
风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板施工工法一、前言风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板施工工法是一种应用于园林景区、公园等场所的新型建筑材料和施工工艺。
相对于传统的木材栈道板或钢结构栈道板，玄武岩纤维增强复合栈道板具有更高的强度、耐候性和耐磨性。
本文将详细介绍该工法的特点、适应范围、工艺原理、施工工艺、机具设备、质量控制、安全措施以及经济技术分析等内容。
二、工法特点风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板具有以下几个显著特点： 1. 高强度和耐久性：玄武岩纤维增强材料在增强复合栈道板中的应用能够大幅提升栈道板的强度和耐久性，使其能够承受更大的荷载和长时间的使用。
2. 耐候性好：玄武岩纤维增强复合栈道板具有出色的耐候性，能够抵御阳光、雨水、风沙等自然环境的侵蚀，保持长时间的色泽和外观。
3. 耐磨性强：玄武岩纤维增强材料的硬度高，使得栈道板具有较强的耐磨性，能够适应高强度和长时间的使用，减少维护和更换成本。
4. 绿色环保：玄武岩纤维增强复合栈道板采用环保的材料和工艺，不含有害物质，不会对环境造成污染。
三、适应范围风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板适用于各类园林景区、公园、湿地公园、自然保护区等场所的栈道建设工程。
尤其对于湿润环境、高温环境、海滨地区等特殊环境具有较好的适应性。
四、工艺原理风景园林用玄武岩纤维增强复合栈道板的施工工法是将玄武岩纤维与复合材料树脂进行混合搅拌，再通过模压工艺制成栈道板。
工法通过分析施工工艺与实际工程之间的联系，并采取相应的技术措施，确保施工过程中的质量和效果。
该工法的理论依据为： 1. 材料配比优化：对玄武岩纤维增强材料的选用和配比进行科学优化，使其在保持强度的前提下具有较低的密度。
2. 模具设计合理：根据实际场地情况，对栈道板的尺寸、形状和坡度等进行合理设计，保证施工后的栈道板能够与环境协调一致。
3. 施工工艺控制：控制栈道板表面的温度、压力和固化时间等参数，确保栈道板在模压过程中能够完全充填和固化，达到预期的强度和外观要求。
综合物探方法在南京御道街管线探测中的应用
中的铸 铁 管 直 径 ５ ０ ０ ｍｍ。 雷 达 测 深 分 别 为 １ ０ ｍ、 ．５ １２ｍ， 挖 深度 分 别 为 １ １ｍ、． ２ ．０ 开 ． ｌ １ ３ ｍ。虽 然 直 径 不 同 ， 图像有共 同的特 征 ， 在 管线 顶 部 有 一个 较 强 的 但 仅 反应 ， 有多 次反 射波 。 没
发 射 机
接 Ｉ 饥 敬
图 ２ 御道街小学门 口地质雷达剖面图
图 １ 感 应 法 探 测 示 意 图
电力 电缆定 位 采用 峰值 法 和谷 值法 ， 深 采用 定 ７ 法和直读法 。御道街小学 门 Ｅ ３０ 电缆 （ ｏ／ ９ ６ ｌ ８Ｖ 即图 ２ 一ｌ ｌ一 Ｉ Ｏ 中 的 ３ ０ 电 Ｊ ） ｌ 法 埋 深 ０ ４ｍ， ０ 法 埋 深 ８Ｖ 缆 直 读 ２ ２ ．３ ３ ０ ７ ０ ４ｍ。开挖 后 深度 ０ ５ｍ， 面 位置误 差 ００ ｍ。 ．７ ．１ 平 ．８ 南航 门 口电缆 线 （ 对 位 置 见 图 ３ 直 读 法埋 深分 相 ） 别 为 ０ ４ ０ ７ ０ ９ ０ １ ７ 法 埋 深 ．５ ｍ、 ．５ ｍ、 ．３ ｍ、 ．４ ｍ， ０ ０ ８ｍ、． ６ ０ ４ ｍ、． ８ 开挖埋深分别为０ ７ ｍ、 ．４ ０８ ｍ、．９ ０ ５ｍ； ．５ ０ ７ｍ、 ．４ ｍ、０５ ｍ， 面 误 差 分 别 为 ０ ３ ．５ ０ ５ ．１ 平 ．１ｍ、
０．１ ｍ 、 ． ｍ 、 ０ ４ ０ ０７ ０． ９ｍ 。
ｇ
Ｊ
２
对 比上面几 组数 据可 见 ，Ｏ 法 确定 的深 度好 于直 ７
岩石的观察与描述及实例
岩⽯的观察与描述及实例⼀、岩浆岩的观察和描述对各类岩浆岩的观察和描述，要从以下⽅⾯⼊⼿：l．颜⾊岩浆岩的颜⾊⼤致可分为浅⾊、中⾊和暗⾊⼏种。
观察时，应分出原⽣⾊（即新鲜⾯的颜⾊）及次⽣⾊（即经过次⽣变化后风化⾯的颜⾊）。
原⽣⾊可反映岩⽯的成分及形成环境，次⽣⾊可反映岩⽯的经历过程。
深成岩的颜⾊深浅，是暗⾊矿物含量和浅⾊矿物含量⽐率的反映。
辉长岩、撖榄岩为深⾊；闪长岩为中⾊；花岗岩、霞⽯正长岩为浅⾊。
浅成岩的颜⾊深浅，多受矿物拉度⼤⼩。
结晶程度的影响，如微晶和隐晶质岩⽯⽐相同成分的深成岩颜⾊深。
喷出岩的颜⾊深浅，则受到岩⽯成分、次⽣变化、结晶程度等⽅⾯的影响。
此外，还受到强烈氧化燃烧作⽤的影响。
通常⽞武岩类多呈⿊、⿊绿⾊、蚀变后呈中绿～浅绿⾊；安⼭岩类呈深灰、暗紫～紫红⾊；流纹岩类呈浅灰～粉红⾊。
描述岩⽯颜⾊时，应分出新鲜⾯（原⽣⾊），风化⾯（次⽣⾊），分别加以描述。
2．结构显晶质岩⽯，其主要造岩矿物粒度⼤致相等时，应写出粒度与习惯⽤结构名称。
如中粒辉长结构、粗粒花岗结构、中粒⼆长结构、粗粒半⾃形结构等；隐晶质⾄玻璃质岩⽯，应写明隐晶质结构或半晶质结构，或玻璃质结构。
具隐晶质⾄玻璃质的岩⽯，以及其它显微结构的岩⽯，只有在岩⽯薄⽚鉴定的情沉下，才能定出其具体结构。
3．构造最常见的岩浆岩构造的种类不多，只须准确描述即可。
侵⼊岩多具块状、斑杂状、条带状构造；喷出岩则多具⽓孔、杏仁、流纹构造等。
4．矿物成分对矿物成分的观察和描述应包括以下内容：矿物名称、物性特点、粒度⼤⼩、百分含量等。
对显晶质等粒结构的岩⽯，应描述主要矿物、次要矿物、副矿物、次⽣矿物。
描述时应按含量多的先描述，含量少的后描述，即“先多后少”的顺序。
对矿物特征的描述应包括以下⼏⽅⾯：颜⾊、形态及鉴定特征（包括可反映岩⽯的结构、构造等特征）、粒度、⽬估百分含量等。
岩⽯具斑状或似斑状结构时，应⾸先指明斑晶矿物在整个岩⽯中的⽬估百分含量，然后以斑晶矿物含量“先多后少”的顺序描述其特征。
板内玄武岩实例
实例一：黑龙江省富钾火山岩带本区火山活动应为大陆板块内部的裂谷环境，与消减带无关。
黑龙江省新生代火山岩以玄武岩占绝对优势。
玄武岩分布主要受断裂控制。
从老到新，玄武岩成分从拉斑玄武岩系列向碱性玄武岩系列、从钠质向钾质类型演化。
一、岩石地球化学特征它们都属于富钾火山岩，K2O/NA2O比值在1.25-3.81之间，且随着SiO2的明显增加，K2O NA2O也有明显的增加，但他们的sio2、mgo、cao 等主要化学成分存在明显的差异。
但火山岩的化学成分范围变化范围很窄，一般在两个百分点内变化。
部分火山岩的F、Cl、S含量，随着火山岩的年代变新，其含量有增加的趋势。
火山岩的LREE 强烈富集稀土配分型式和K, Ba, Rb, Sr富集的不相容元素配分型式在不同时代和地点的富钾火山岩之间不存在明显差别。
1. 过度元素不同类型岩石的过渡元素含量（ppm ）及平均值与一般玄武岩相似，球粒陨石标准化的过渡元素配分型式明显分异，形成的“ W”形。
与地慢岩相比，易熔元素（Ti、V）富集，而难熔元素（Cr、Co、Ni）亏损，且酸度愈大, Cr、Co、N 三愈低。
2. 不相容元素不相容元素明显富集。
不同岩石的不相容元素含量十分相似, 但比其它碱性及拉斑玄武岩的不相容元素丰度高3. 稀土元素本区火山岩的稀土配分型式相似，REE量均较高，富含LREE稀土分异明显。
REE及分异程度均远高于我国东部的钠质碱性玄武岩，但又稍低于世界上其它地区的钾质玄武岩。
4. 同位素特征本区火山岩的氧同位素为6.71-8.53 高于一般幔源岩浆氧同位素范围。
高于中国东部玄武岩的范围（0.7034-0.7045，据周新华等，1952）。
实例二内蒙古赤峰地区汉诺坝玄武岩岩石地球化学特征汉诺坝玄武岩主量元素的变化范围相对较窄，Si02、Mg0、Fe203的含量分别介于47.35-49.9wt%、6.35-8.55wt%、11.12-13.78wt%之间。
洋壳蚀变过程中的镁同位素分馏机理研究进展
第49卷 第6期Vol.49, No.6, 591–6012020年11月GEOCHIMICANov., 2020收稿日期(Received): 2020-12-14; 改回日期(Revised): 2021-02-08; 接受日期(Accepted): 2021-03-03 基金项目: 云南省基础研究专项重点基金(202001BB050015)作者简介: 赵欢(1995–), 男, 硕士研究生, 地球化学专业。
E-mail: 1397509110@* 通讯作者(Corresponding author): WANG Xuan-Ce, E-mail: x.wang4@.au; Tel: +86-29-82339083Geochimica ▌ Vol. 49 ▌ No. 6 ▌ pp. 591–601▌ Nov., 2020洋壳蚀变过程中的镁同位素分馏机理研究进展赵 欢1, 王选策2*, 宫迎增2, 翟华烨2, 李劭杰2,雷 凯3, 田丽艳4, 庞崇进5(1. 长安大学 地球科学与资源学院, 陕西 西安 710054; 2. 云南大学 地球科学学院, 云南 昆明 650500; 3. 中国科学院 地质与地球物理研究所, 北京 100029; 4. 中国科学院 深海科学与工程研究所, 海南 三亚 572000; 5. 桂林理工大学 广西隐伏金属矿产勘查重点实验室, 广西 桂林 541004)摘 要: 板块运动驱动的洋壳再循环一直被认为是造成地幔化学成分不均一的主要原因。
洋壳在从洋中脊形成到俯冲进入地幔的过程中, 持续遭受一系列蚀变改造。
这一过程不仅影响海水化学成分, 同时也会改变洋壳的化学组成, 尤其是一些易活泼元素及相应同位素体系的改变会更加显著。
洋壳蚀变造成的影响会通过洋壳俯冲再循环而传递到地幔, 进而影响到对地幔化学组成不均一性的认识。
镁(Mg)同位素是研究深部碳循环和壳幔物质相互作用的一个新兴示踪计, 已进入深部地幔的俯冲洋壳Mg 同位素组成有可能受高温岩浆过程、俯冲变质过程以及低温蚀变过程的影响。
himu型洋岛玄武岩的地球化学特征
himu型洋岛玄武岩的地球化学特征
玄武岩是一种火成岩，它是地球内部以熔融介质形式抬升至地表后一种重要的地质现象。
充满色彩的玄武岩块状和板状，不仅使丛林和公园美丽多彩，更是探讨地球自身天然
奥秘的窗口。
特殊的地理环境使得洋岛在地质历史上发生了较大的变化，并形成了多样的
地层，玄武岩也成为了许多洋岛中的普遍现象。
比较典型的例子就是位于北部中美洲大小
不一的圣多明各、克里米亚和古巴岛。
洋岛玄武岩是洋岛岩浆发育过程中形成的特殊火成岩，具有较为显著的特征。
洋岛玄
武岩中大量包含钾长石、铝硅酸盐、石英、钒铁矿和橄榄石等矿物质，地球化学特征也具
有较为明显的区别。
从地球化学特征的详细数据来看，洋岛玄武岩中碱式硅酸盐含量为47～58%，钙硅酸
盐含量为9～15%，铝含量为6～13%，镁含量为4～ 10%，挥发物含量在0.22～
0.76%之间，54~74mn/10g的钾丰度，形态结晶占铝硅酸盐总量的95%，钾长石占34～55%，硅硅质矿物占12～25%，黄镁石占2～5%，钒铁矿占7～17%，橄榄石占1～3% ，质量比空
气部分小于1.
此外，洋岛玄武岩的稀土元素形态结晶丰度明显偏低，且有着较明显的轻稀土富集和
重稀土亏损，其平均弥勒比率大约为0.98，锶钚量在0.03～0.2之间，大多处于次弱碱性环境，洋岛玄武岩无放射性元素，碱源主要来自于巯硅酸盐增长。
板内玄武岩来源于再循环碳酸盐化榴辉岩的地球化学证据：以四子王旗新生代玄武岩为例
２０２３／０３９（０９）：２５８３ ２５９７ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２３．０９．０４吴亚东，杨进辉，朱昱升．２０２３．板内玄武岩来源于再循环碳酸盐化榴辉岩的地球化学证据：以四子王旗新生代玄武岩为例．岩石学报，３９（０９）：２５８３－２５９７，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００－０５６９／２０２３．０９．０４板内玄武岩来源于再循环碳酸盐化榴辉岩的地球化学证据：以四子王旗新生代玄武岩为例吴亚东１ 杨进辉１，２ 朱昱升３ＷＵＹａＤｏｎｇ１，ＹＡＮＧＪｉｎＨｕｉ１，２ａｎｄＺＨＵＹｕＳｈｅｎｇ３１ 中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 １０００２９２ 中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 １０００４９３ 中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究院重点实验室，北京 １０００２９１ ＳｔａｔｅＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＬｉｔｈｏｓｐｈｅｒｉｃＥｖｏｌｕｔｉｏｎ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９，Ｃｈｉｎａ２ ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＥａｒｔｈａｎｄＰｌａｎｅｔａｒｙＳｃｉｅｎｃｅｓ，ＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００４９，Ｃｈｉｎａ３ ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９，Ｃｈｉｎａ２０２３ ０４ １１收稿，２０２３ ０６ １１改回ＷｕＹＤ，ＹａｎｇＪＨａｎｄＺｈｕＹＳ ２０２３ Ｇｅｏｃｈｅｍｉｃａｌｅｖｉｄｅｎｃｅｆｏｒｔｈｅｇｅｎｅｒａｔｉｏｎｏｆｉｎｔｒａｐｌａｔｅｂａｓａｌｔｓｆｒｏｍａｃａｒｂｏｎａｔｅｄｅｃｌｏｇｉｔｅｓｏｕｒｃｅ：ＡｃａｓｅｓｔｕｄｙｆｒｏｍＣｅｎｏｚｏｉｃＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓ．ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，３９（９）：２５８３－２５９７，ｄｏｉ：１０．１８６５４／１０００ ０５６９／２０２３．０９．０４Ａｂｓｔｒａｃｔ ＡｄｅｔａｉｌｅｄｓｔｕｄｙｏｆｗｈｏｌｅｒｏｃｋａｎｄｏｌｉｖｉｎｅｍａｊｏｒａｎｄｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔａｎｄｗｈｏｌｅｒｏｃｋＳｒ Ｎｄ Ｐｂ Ｈｆ ＭｇｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓｗａｓｃｏｎｄｕｃｔｅｄｆｏｒｔｈｅＭｉｏｃｅｎｅＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓｉｎｅａｓｔｅｒｎＣｈｉｎａ，ｔｏｉｎｖｅｓｔｉｇａｔｅｔｈｅｉｒｐｅｔｒｏｇｅｎｅｓｉｓａｎｄｔｈｅｎａｔｕｒｅｏｆｔｈｅｓｏｕｒｃｅ ＴｈｅＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓｅｘｈｉｂｉｔＨＩＭＵ ｌｉｋｅｔｒａｃｅｅｌｅｍｅｎｔｐａｔｔｅｒｎ，ｎｅｇａｔｉｖｅａｎｏｍａｌｉｅｓｉｎＺｒ，Ｈｆ，ａｎｄＴｉ，ｈｉｇｈＺｒ／Ｈｆｒａｔｉｏｓ（Ｚｒ／Ｈｆ＝４９ ３～５４ ８），ａｎｄδ２６Ｍｇｖａｌｕｅｓ（δ２６Ｍｇ＝－０ ５１‰～－０ ４９‰）ｌｏｗｅｒｔｈａｎｔｈａｔｏｆｎｏｒｍａｌｍａｎｔｌｅｒａｎｇｅ，ｉｎｄｉｃａｔｉｎｇｔｈｅｉｒｄｅｒｉｖａｔｉｏｎｆｒｏｍａｃａｒｂｏｎａｔｅｄｍａｎｔｌｅｓｏｕｒｃｅ ＴｈｅｙｈａｖｅｌｏｗＳｃｃｏｎｔｅｎｔｓ（１０ １×１０－６～１０ ５×１０－６）ａｎｄｈｉｇｈＧｄ／Ｙｂｒａｔｉｏｓ（８ ７～９ ４） Ｔｈｅｓｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ，ｃｏｍｂｉｎｅｄｗｉｔｈｔｈｅｌｏｗＦｏ，ａｎｄｈｉｇｈＮｉＯａｎｄＦｅ／Ｍｎｏｆｏｌｉｖｉｎｅｐｈｅｎｏｃｒｙｓｔｓ，ｉｎｄｉｃａｔｅｔｈａｔｔｈｅｐｒｉｍａｒｙｍｅｌｔｏｆｔｈｅＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓｗａｓｇｅｎｅｒａｔｅｄｂｙｔｈｅｐａｒｔｉａｌｍｅｌｔｉｎｇｏｆｃａｒｂｏｎａｔｅｄｅｃｌｏｇｉｔｅ ＴｈｅＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓｈａｖｅｄｅｐｌｅｔｅｄＳｒ Ｎｄ Ｈｆｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ（８７Ｓｒ／８６Ｓｒ＝０ ７０３７０～０ ７０４４９；εＮｄ＝＋６ ３～＋６ ４；εＨｆ＝＋９ ７～＋１０ ３）ａｎｄｒｅｌａｔｉｖｅｌｏｗＰｂｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ（２０６Ｐｂ／２０４Ｐｂ＝１７ ９４，２０７Ｐｂ／２０４Ｐｂ＝１５ ４４，２０８Ｐｂ／２０４Ｐｂ＝３７ ８９），ｓｕｇｇｅｓｔｉｎｇａｙｏｕｎｇｒｅｃｙｃｌｅｄｏｃｅａｎｉｃｍａｔｅｒｉａｌｉｎｔｈｅｓｏｕｒｃｅｔｈａｔｉｓｍｏｓｔｌｉｋｅｌｙｆｒｏｍｔｈｅｓｔａｇｎａｎｔｗｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｓｌａｂ ＴｈｅＳｉｚｉｗａｎｇｑｉｂａｓａｌｔｓａｒｅｓｉｔｕａｔｅｄｔｏｔｈｅｗｅｓｔｏｆｔｈｅＮｏｒｔｈ ＳｏｕｔｈＧｒａｖｉｔｙＬｉｎｅａｍｅｎｔａｎｄｆａｒｆｒｏｍｔｈｅｔｒｅｎｃｈ，ｗｈｉｃｈｉｍｐｌｉｅｓｔｈａｔｔｈｅｍａｔｅｒｉａｌｉｎｆｌｕｅｎｃｅｏｆｔｈｅｓｔａｇｎａｎｔｗｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｓｌａｂｏｎｔｈｅｏｖｅｒｌｙｉｎｇｍａｎｔｌｅｉｓｂｒｏａｄｅｒｔｈａｎｐｒｅｖｉｏｕｓｌｙｒｅｃｏｇｎｉｚｅｄＫｅｙｗｏｒｄｓ ＥａｓｔｅｒｎＣｈｉｎａ；Ｃｅｎｏｚｏｉｃｂａｓａｌｔｓ；Ｃａｒｂｏｎａｔｅｄｅｃｌｏｇｉｔｅ；ＷｅｓｔｅｒｎＰａｃｉｆｉｃｓｌａｂ摘 要 本文对中国东部中新世四子王旗玄武岩开展了详细的全岩和橄榄石主、微量元素及全岩Ｓｒ Ｎｄ Ｐｂ Ｈｆ Ｍｇ同位素研究，据此探讨它们的成因及源区性质。
试谈玄武岩纤维在建筑材料领域的应用
试谈玄武岩纤维在建筑材料领域的应用【摘要】玄武岩纤维是一种新型的建筑材料，具有优异的抗压强度和耐久性。
本文首先介绍了玄武岩纤维的特性，包括其高强度和耐腐蚀性等优点。
接着探讨了玄武岩纤维在混凝土、墙体、地板和屋顶材料中的应用情况。
在混凝土中添加玄武岩纤维可以增强混凝土的抗拉强度和耐久性，提高结构的稳定性。
在墙体材料中使用玄武岩纤维可以增加墙体的抗裂抗渗能力，延长墙体的使用寿命。
而在地板和屋顶材料中加入玄武岩纤维则可以提高地板和屋顶的负重能力，增加其稳定性和耐用性。
玄武岩纤维在建筑材料领域具有广泛的应用前景，可以有效提升建筑物的质量和安全性。
【关键词】玄武岩纤维、建筑材料、混凝土、墙体、地板、屋顶、应用、特性、优势、环保、耐久性、强度、结构设计1. 引言1.1 引言玄武岩纤维是一种新型的建筑材料，具有许多优秀的特性，例如高强度、耐火性能好、耐腐蚀等。
在建筑材料领域，玄武岩纤维的应用越来越广泛，为建筑行业带来了诸多益处。
玄武岩纤维不仅在混凝土中有着重要的作用，还广泛应用于墙体材料、地板材料和屋顶材料中。
通过将玄武岩纤维与传统建筑材料相结合，可以增强材料的抗压抗拉强度，延长建筑物的使用寿命，提高建筑物的耐久性。
本文将重点探讨玄武岩纤维在建筑材料领域的应用，并结合具体实例进行分析，希望能够为建筑行业的发展提供一些新的思路和方法。
通过研究玄武岩纤维的特性以及不同领域的应用情况，可以更好地发挥玄武岩纤维在建筑材料领域的潜力，为建筑物的安全性和可靠性提供更好的保障。
2. 正文2.1 玄武岩纤维的特性玄武岩纤维是一种由玄武岩矿石熔融并喷出细纤维的材料，具有极高的强度和耐磨性。
其主要特性包括：1. 高强度：玄武岩纤维的拉伸强度非常高，能够有效增强材料的抗拉性能。
2. 耐高温：玄武岩纤维具有良好的耐高温性能，能够在高温环境下保持稳定的物理性能。
3. 耐侵蚀：玄武岩纤维对酸碱等化学物质具有较好的耐腐蚀性能，适用于各种恶劣环境。
板内洋岛玄武岩(oib)成因的一些基本概念和存在的问题
板内洋岛玄武岩(oib)成因的一些基本概念和存在的问题板内洋岛玄武岩岩浆作用在成因上通常被认为与“热点”或“地幔柱”有关。
因此，在讨论地幔柱假说时人们不可避免地要讨论为什么洋岛玄武岩(OIB)在地球化学上高度富集。
然而OIB源区物质的来源至今并不十分清楚，且颇有争议。
最流行的观点认为OIB 源区物质是循环的古洋壳(ROC)。
ROC模型的诸多问题之一在于，OIB高度富集(如[La/Sm]PM>>1)而洋壳则相当亏损([La/Sm]PM<1)，故循环洋壳不可能是OIB的源区物质。
另一个流行的观点认为OIB 中富集的组分来自循环陆壳(RCC，陆源沉积物)。
尽管陆壳(CC)和OIB富集很多不相容元素(如[La/Sm]PM>>1)，但是CC极度富Pb而贫Nb、Ta、P和Ti。
CC的这一独特的地球化学性质强度很大，若的确是OIB源区重要组成的话，那它一定会在OIB有所显示，然而OIB并不具有这种CC特征，因此CC不会是OIB的富集组分。
板块运动和地幔对流允许玄武岩的地幔源区中有ROC和RCC存在，但它们对洋岛玄武质岩浆作用的贡献微不足道。
OIB不仅富集不相容元素，而且越不相容的元素越富集。
这表明OIB中的富集组分是岩浆起源的，而且最有可能与熔融程度很低的熔体的交代作用有关。
在地震波低速带(LVZ)中最初可能会形成一些富H2O和CO2熔体。
这些熔体由于浮力作用上升，聚集在LVZ顶部形成一富熔体层，交代正在生长的岩石圈，形成交代脉岩等。
喷发的OIB熔体可能含有3个组分:(1)占主导地位的来源于深部的“肥沃”易熔OIB源区物质;(2)LVZ顶部的熔体层;(3)被同化的岩石圈中早期形成的交代脉岩。
很有可能源于深部的“肥沃”易熔物质本身就是(或包含有)循环的古老大洋岩石圈底部的交代橄榄岩。
在解释全球OIB数据所显示的多种地幔同位素端元的成因时，我们必须牢记:(1)最初的假设认为地核熔离后的原始地幔(PM)在成分上是均一的，且地幔同位素不均一性与地核无关;(2)在正确认识俯冲带变质作用对元素迁移/分异的影响之前不能用OIB同位素来推断源区物质的性质和组成;(3)确保模型和假设与最基本的岩石学和主量/微量元素特征相吻合。
板内玄武岩特征
板内玄武岩泛指产于板块内部、远离板块边界的幔源火山岩。
板内玄武岩主要为拉斑玄武岩和碱性玄武岩，碱性较强的基性-超基性岩石，如碧玄岩、霞石岩等也常见，而超基性、低碱的岩石如科马提岩、苦橄岩非常罕见。
在大洋内，板内玄武岩构成洋岛、海山和海底高原。
其中，以拉斑玄武岩为主的海底高原构成大火成岩省的主体，被认为是地幔柱头部或者是巨型地幔柱的产物。
洋岛和海山经常呈链状分布并且存在明显的向洋年轻化趋势（离海沟越远越年青），被认为是热点活动（或地幔柱尾部）的标志。
规模较大的洋岛或者海山以拉斑玄武岩为主，碱性玄武岩常以薄层夹层存在于厚层拉斑玄武岩中（比如夏威夷玄武岩），碱性较强的岩石（如碧玄岩）一般仅出现于洋岛或者海山的剥蚀后（或复苏）阶段（posterosional or rejuvenescent），与造盾阶段（shield-building stage）可以相差几个百万年。
规模较小的洋岛或者海山以碱性玄武岩为主（比如南太平洋的路易斯维尔海山链）。
在大陆上，板内玄武岩包括以拉斑玄武岩为主的大陆溢流玄武岩（如西伯利亚暗色岩和印度的德干玄武岩高原），它们是大陆上的大火成岩省；其次是以碱性玄武岩为主的大陆碱性玄武岩带（如中国东部新生代碱性玄武岩），它们分布分散，虽然单个岩体的面积都不大，但却在每一个大陆上都有分布（Farmer，2003）。
板块内部构造,又可分为大洋壳及大陆壳两类,前者为大洋板块,后者为大陆板块,皆为构造上稳定区。
大洋板块:主要有大洋岛屿产出的拉斑玄武岩系列及碱性玄武岩系列，主要是橄榄拉斑玄武岩、石英拉斑玄武岩、碱性玄武岩及其分异产物。
通常称为“洋岛玄武岩(OIB)”。
洋岛玄武岩(OIB)岩套的地球化学性质是千差万别的,表现为不同岛屿或群岛的火山岩之间以各别岛屿的火山岩内放射成因同位素比值的变化都很大。
相对产于板块边缘的大洋中脊玄武岩（MORB），洋岛玄武岩往往明显亏损重稀土元素和富集强不相容元素。
江西吉泰盆地碱性玄武岩的地球化学特征及其构造意义
摘要 : 吉泰盆地位于赣中地区 , 目前尚无在该盆地中发现玄武岩的报道 。新发现的玄武岩产于吉泰盆地南部泰和附近
的南溪镇 。玄武岩露头新鲜 , 蚀变微弱 , 属碱性玄武岩 , 形成于板内快速拉张环境 ; 锆石 U 2Pb年龄为 ( 139 ±017 ) ～
(143 ±111)M a, 表明岩石形成于早白垩世早期 。玄武岩无明显的 Nb、 Ta负异常 , Rb2Sr、 Sm 2Nd同位素组成分析结果
关键词 : 碱性玄武岩 ; 亏损地幔 ; 板内拉张环境 ; 早白垩世早期 ; 赣江断裂 ; 吴川 —四会断裂 ; 吉泰盆地
中图分类号 : P588114 + 5 文献标识码 : A 文章编号 : 1000 - 8527 (2005) 01 - 0133 - 08
Geochem ica l Fea tures and Tecton ic S ign if icance of the A lka li2Ba sa lts from J i’an2Ta ihe Ba sin, J iangx i Prov ince
第 19卷 第 1期 2005年 3月
现 代 地 质 GEOSC IENCE
Vo l119 No11 Mar. 2005
江西吉泰盆地碱性玄武岩的地球化学特征 及其构造意义
余心起 1 , 舒良树 2, 3 , 邓国辉 3 , 王 彬 2 , 祖辅平 2
(11 中国地质大学 地球科学与资源学院 , 北京 100083; 21南京大学 地球科学系 , 江苏 南京 210093; 31 江西地质调查院 , 江西 南昌 330201)
Abstract: New found basalt crop is located near the Nanxi Town, Taihe County, south of J iπan2Taihe B asin,
大陆板内构造环境的微量元素判别
谷形成，大洋中脊裂谷带相对于两侧洋盆区而言，则 出现宽阔的布格异常低值，这是下伏低密度异常地 幔所引起。
岩浆活动：碱性和次碱性玄武岩质裂隙喷发，主 要有橄榄玄武岩一粗面岩一贫钙响岩岩系。
地震：在拉张区，随着地壳变薄，频繁的地震活 动与之伴生。随着拉张作用的进行，地震震源深度 有沿轴部变浅和向侧翼以及其迁移方向变深的趋势 （Ｆｕｃｈｓ ｅｔ ａ１．，１９８１）。 ２．３陆一陆碰撞带
裂谷是指地壳上延伸很长、切割很深的张裂带。 其定义有两个要点：一是规模大，所发育的断裂可切 穿整个岩石圈；二是处于引张环境，从而区别于其他 切过整个岩石圈的大型断裂（如转换断层、缝合带 等）（金性春，１９８４）。
大陆裂谷的特点： 地壳：在裂谷轴部，地壳有所减薄，岩石圈亦明 显变薄。 热流和重力：大陆裂谷具有最大的热流值，可达 ２—４微卡／ｃｍ２·ｓ，甚至更大。具有布格负异常，是 厚沉积层及低密度异常地幔的反映。 地震：大陆裂谷地震活动相当频繁，但不强烈， 震源较浅，约在４５ｋｍ深度内。 岩浆活动：大多伴有火山和深成岩浆活动，火山 岩多为玄武岩为主，多见拉斑玄武岩、碱性玄武岩， 尚有碱性花岗岩、碱性一超基性杂岩及双峰系列火 山岩。 ２．２大陆拉张区 在这一阶段，大陆在拉张作用下完全裂开，地幔 物质上涌形成新洋壳。裂谷轴部已发育于洋壳之 上，并成为典型的分离型板块边界。红海轴部裂谷 及其附近的洋底已具有洋壳性质，红海两缘的海底 主要是变薄的陆壳。 根据地壳均衡原理，新生洋壳所处的高程应明 显低于两侧大陆，因而，大陆的裂离伴随着形成新的 地壳凹陷、一个新的沉积场所。随着海水侵进便成 为幼年洋盆。 随着大陆拉张区的进一步扩张，可发展成大洋 裂谷和大洋盆地，大西洋两缘仍保存着裂谷构造的 遗迹，如碱性玄武岩、双峰系列火山岩及地堑相沉积 等，足见浩瀚的大西洋是从大陆裂谷一大陆拉张发 展来的（金性春，１９８４）。 大陆拉张区特点： 地壳及重力：由于薄而致密洋壳生成，与两侧陆 壳相比，轴带的布格异常陡然升高，随后随着大洋裂
2009-板内洋岛玄武岩(OIB)成因的一些基本概念和问题
2010年 第55卷 第2期：103 ~ 114 英文版见: Niu Y L. Some basic concepts and problems on the petrogenesis of intra-plate ocean island basalts. Chinese Sci Bull, 2009, 54: 4148−4160, doi:10.1007/s11434-009-0668-3前 沿《中国科学》杂志社SCIENCE CHINA PRESS板内洋岛玄武岩(OIB)成因的一些基本概念和 存在的问题牛耀龄①②③① Department of Earth Sciences, Durham University, Durham DH1 3LE, UK; ② 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083; ③ 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871 E-mail: Yaoling.Niu@ 2009-08-07收稿, 2009-10-10接受摘要 板内洋岛玄武岩岩浆作用在成因上通常被认为与“热点”或“地幔柱”有关. 因此, 在讨论地幔柱假说时人们不可避免地要讨论为什么洋岛玄武岩(OIB)在地球化学上高度富集. 然而 OIB 源区物质的来源至今并不十分清楚, 且颇有争议. 最流行的观点认为OIB 源区物质是循环的古洋壳(ROC). ROC 模型的诸多问题之一在于, OIB 高度富集(如 [La/Sm]PM >> 1)而洋壳则相当亏损( [La/Sm]PM <1), 故循环洋壳不可能是OIB 的源区物质. 另一个流行的观点认为OIB 中富集的组分来自循环陆壳(RCC, 陆源沉积物). 尽管陆壳(CC)和OIB 富集很多不相容元素(如[La/Sm]PM >>1), 但是CC 极度富Pb 而贫Nb, Ta, P 和Ti. CC 的这一独特的地球化学性质强度很大, 若的确是OIB 源区重要组成的话, 那它一定会在OIB 有所显示, 然而OIB 并不具有这种CC 特征, 因此CC 不会是OIB 的富集组分. 板块运动和地幔对流允许玄武岩的地幔源区中有ROC 和RCC 存在, 但它们对洋岛玄武质岩浆作用的贡献微不足道. OIB 不仅富集不相容元素, 而且越不相容的元素越富集. 这表明OIB 中的富集组分是岩浆起源的, 而且最有可能与熔融程度很低的熔体的交代作用有关. 在地震波低速带(LVZ)中最初可能会形成一些富H 2O 和CO 2熔体. 这些熔体由于浮力作用上升, 聚集在LVZ 顶部形成一富熔体层, 交代正在生长的岩石圈, 形成交代脉岩等. 喷发的OIB 熔体可能含有3个组分: (a) 占主导地位的来源于深部的“肥沃”易熔OIB 源区物质; (b) LVZ 顶部的熔体层; (c) 被同化的岩石圈中早期形成的交代脉岩. 很有可能源于深部的“肥沃”易熔物质本身就是(或包含有)循环的古老大洋岩石圈底部的交代橄榄岩. 在解释全球OIB 数据所显示的多种地幔同位素端元的成因时, 我们必须牢记: (a) 最初的假设认为地核熔离后的原始地幔(PM)在成分上是均一的, 且地幔同位素不均一性与地核无关; (b) 在正确认识俯冲带变质作用对元素迁移/分异的影响之前不能用OIB 同位素来推断源区物质的性质和组成; (c) 确保模型和假设与最基本的岩石学和主量/微量元素特征相吻合.关键词 洋岛 板内岩浆作用 地幔不均一性 地幔交代作用 地震波低速带如果事实与理论不符, 那就改变事实.——爱因斯坦这是爱因斯坦广为流传但不知出处的一句话. 与此相近有出处的话来自我个人的书面交流: “所有事实都有半衰期, 真理也是如此”(Michael J. O’Hara, 1984, 2007); “岩石成因学的历史就是不断改写岩石成因的历史”(Peter J. Wyllie, 2005). 我认为, 这些话对我们每一位做科学的人来说都具有很好的警示作2010年1月 第55卷 第2期104用. 其实许多所谓的事实并不是事实, 而是解释、经验甚至是流传已久的传说. 就概念而言, 区别解释和事实并不难, 但付诸行动并非易事. 比如, 野外观察的现象未必都能当作事实, 因为它的含义是由观察者决定的. 最普遍的问题是, 我们常常不由自主地把一些权威解释当成事实或者理所当然的认为这些解释是正确的. 这既不健康又阻碍了科学的发展. 更糟的是, 当发现权威解释有错时, 我们没有勇气去挑战它(也许原因很复杂), 也没有勇气承认先前在支持权威解释时自己所犯的错误.以上所述对科学研究具有普遍意义, 尤其和本文专题有关——板内洋岛玄武岩(OIB)起源的研究历史和当前观点. 这个命题是当代固体地球岩石学和地球化学最基本的问题之一, 我自己也深入其中. 认识到大洋玄武岩地幔源区的不均一性以及OIB 比分布广泛的MORB 更富集不相容元素这两个特点, Hofmann 和White [1]提出“古洋壳地幔柱”理论, 明确指出OIB 的地幔源区物质是循环洋壳(即 ROC 模型). ROC 模型普遍被认为是正确的, 这在过去的27年里影响了很多人, 几乎整个领域, 在某一时期也包括我自己. 我第一个做出了洋底玄武岩高质量的微量元素数据. 这些数据的某些方面可以用ROC 模型来解释: Niu 和Batiza [2] “Trace element evidence from seamounts for recycled oceanic crust in the eastern equatorial Pacific mantle ”. 但是我很快认识到这些数据整体上与ROC 解释不符. 从最基本的岩石学、地球化学和矿物物理学[3~5]上来说, ROC 都不可能是OIB 的主要源区物质. Hofmann 及其合作者[6,7] 又发表了一系列文章来极力维护ROC 模型, 却没有对Niu 和O’Hara [4]提出的许多基本质疑做任何回应.在这里, 我提供一些新论点并用已有数据和已知观察来讨论OIB 源区物质的性质和它们的岩石学成因. 我并不期望所有的读者都赞同我的观点, 但是我努力让读者体会到我的观点是客观的, 我的结论是建立在对观察的合理解释上, 并且经过认真思考, 经得起逻辑推敲的.1 引言原始地幔(PM)是整个地球的硅酸盐部分. 如果我们假定PM 在成分上均一, 我们必须解释为什么洋中脊玄武岩(MORB)的地幔源区中同位素和不相容元素都要比OIB 的地幔源区更加亏损. 地球演化早期[8~10]MORB 地幔由于大陆地壳的抽取而变得亏损, 因此OIB 源区比MORB 源区富集. 但是, OIB 源区不仅仅是富集些, 而且比PM 还富集不相容元素[4,11~13]. 并且岛与岛之间、岛群与岛群之间, 不相容元素的丰度和比值及放射性同位素的比值变化很大. 因此, OIB 的地幔源区物质在任何尺度上都是不均一的.如果假定整个地幔(或其绝大部分)都是处于固体状态且在固体状态下元素几乎不分馏[14], 那么我们可以合理地认为发生在上地幔和地壳中的地球过程(例如岩浆作用, 变质作用, 差异风化, 迁移和沉积作用等)是引起元素分馏的原因. 这些浅部或近地表的已分馏物质可通过俯冲带被带到大洋玄武岩的地幔源区. 从这个意义上讲, 是板块构造和壳幔循环导致了地幔物质的不均一性. 在认识地幔物质不均一性的众多努力当中, Hofmann 和White [1]的ROC 模型是从板块构造的角度上来看问题的. 他们认为“洋壳在俯冲带回到地幔 … 最终, 由于内部的加热而变得不稳定(在核幔边界处(CMB), 见文献[15]), 形成热底辟穹窿, 导致地幔柱, 最终引起热点火山作用, 形成洋岛玄武岩.” 他们同时强调循环的古洋 壳——OIB 的源区, 相对于更加“亏损”的MORB 源区更加富集K, Rb, U, Th 和轻稀土元素. 尽管在一些细节上存有争议, ROC 模型的主体思想自1982年以来已被固体地球科学家们普遍接受, 当然这不包括Niu 及其合作者[3,4]以及他们的赞同者.一些作者提出俯冲下去的陆源物质应该是造成OIB 富集不相容元素的原因[16~18]. 另一些人则强调使OIB 富集的重要途径是地幔交代作用[3,4,19~28].2 循环洋壳太亏损, 不可能是OIB 的主要源区物质Niu 和O’Hara [4]从简单的岩石学、微量元素/同位素和矿物物理学方面阐述了古循环洋壳不可能是OIB 的主要源区物质. 需要指出的是, 尽管其量可能很小但我们仍不能排除OIB 源区当中存在循环洋壳物质的可能性. 假定: (1) 板块构造始于30亿年前(未知, 见文献[29]), (2) 最老的洋壳在俯冲于地幔之前不老于250 Ma, (3) 洋壳平均厚度为5 km, 那么30亿年以来循环洋壳的总量会是整个地幔的~1.5 wt%(如果地幔对流涉及整个地幔)或者上地幔的~6 wt% (如果地幔对流仅局限于上地幔). 因此, 纯粹从统计学105的角度来讲, OIB 源区中应该存在有古老俯冲洋壳的物质. 然而, 洋壳的物质在地幔条件下密度很大, 很难理解密度如此大的物质是如何整体上升到OIB 源区的[4].另一方面, 如果从化学地球动力学角度仔细分析一下一些被人们普遍接受的观点, 我们很容易看出用ROC 模型来解释OIB 简直是不可能的. 图1展示了这种分析. 熔融不相容元素相当亏损的ROC 怎么能产生不相容元素高度富集的OIB 呢(图1的步骤4)? 图2比较了OIB 平均组成(文献 [19, 30]不同方法获得, 但很相近)和N-MORB 平均值[19]及洋壳平均值[4]. 显然, 洋壳(进入地幔后是ROC)不可能是OIB 的源区. 实际上, 计算已经表明ROC 和PM 部分熔融都不能产生OIB [12,13,31]. 也就是说, OIB 所需要的源区物质必须比PM 还要富集[3,4,12,13,19,20] (如[La/Sm]PM ≥ 1), 更不用说不相容元素相当亏损的洋壳了(如[La/Sm]PM < 1).Hofmann 及其合作者[6,7,32]不理睬这些最基本的, 简单明了的分析, 仍然坚持用ROC 模型来解释OIB. Sobolev 等人[32]认为夏威夷火山岩中橄榄石熔体包裹体记录了古循环辉长岩(下洋壳)中的斜长石信息. 然而, 寄主橄榄石是从地壳岩浆房里正在冷却演化的熔体中结晶出来的液相线矿物, 被包裹的熔体不可能是与地幔矿物达到平衡的原生岩浆[4]. 因此, 用橄榄石熔体包裹体来反演地幔源区或地幔过程时应当谨慎, 避免基本概念的错误.Sobolev 等人[6]认为, 夏威夷熔岩中橄榄石Ni 含量很高反映了在地幔源区中存在大量的ROC. ROC 首先熔融产生SiO 2饱和熔体, 该熔体与方辉橄榄岩反应产生没有橄榄石的辉石岩. 源区中橄榄石的缺失可解释母岩浆中的高Ni 含量, 因此浅部岩浆房富Ni 熔体可结晶出高Ni 橄榄石斑晶. 尽管这样的解释似乎有道理, 但简单的相平衡研究要求夏威夷玄武岩源区中必须有橄榄石存在[33]. 并且, 橄榄石Ni 分配系数和质量平衡分析证明Sobolev 等人[6]夏威夷熔岩和橄榄石的计算方法和解释是错误的[34]. 最重要的是, 前述OIB 源区无橄榄石模型根本不能解释夏威夷OIB 高度富集不相容元素的基本特征(图2).Sobolev 等人[7]进一步强调橄榄石斑晶的Ni 含量可以用来估计大洋和大陆玄武岩地幔源区中ROC 的比例. 他们观察到喷发在厚岩石圈上( > 70 km) 的玄武岩当中橄榄石Ni 含量高, 薄岩石圈( < 70 km) 玄武岩中橄榄石Ni 含量低, MORB 橄榄石Ni 最低. 实际上这是因为岩石圈厚度控制了熔融时的压力, 或者说是“顶盖效应”[35]. 也就是说, 熔融压力或者熔体平衡的最终深度随着岩石圈(顶盖)厚度的增加而图1 稀土配分示意图描绘了继Hofmann[10,18]之后解释陆壳(CC)和洋壳(OC)成分互补成因的流行观点. 注意: 尽管自Hofmann 和White [1]以来，过程④普遍流行，但不相容元素高度亏损([La/Sm]PM < 1)的OC 部分熔融无法产生不相容元素高度富集的OIB ([La/Sm]PM >> 1)[4]2010年1月 第55卷 第2期106图2 原始地幔(PM [19])标准化OIB 平均成分[19,30]和N-MORB [19]、标准OC [4] 稀土配分对比图(a)、不相容元素丰度图(b)显然, OC 太亏损(如[La/Sm]PM < 1), 不可能是富集(如[La/Sm]PM >>1)OIB 的源区物质增加[12,31,36], 而橄榄石Ni 分配系数随着压力的增加而减小[37,38]. 因此, 厚岩石圈上的母岩浆是高压高Ni 熔体, 而薄岩石圈上的母岩浆是低压低Ni 熔体. 所以浅部岩浆房中结晶出来的橄榄石斑晶的Ni 含量与母岩浆中Ni 含量成正比, 厚岩石圈之上玄武岩Ni 含量高, 而薄岩石圈之上玄武岩Ni 含量低. ROC 在OIB 源区中的量随岩圈的增厚而变多[7]也许有可能, 但这缺乏基本物理推理和科学基础. 相对而言, 简单的相平衡控制则更合乎逻辑.总之, 从统计学上讲大洋玄武岩源区可以存在ROC 物质. 因此, 尽管密度很大的ROC 如何从下地幔(全地幔对流)或者从过渡带(如果地幔对流仅局限于上地幔)整体上升到大洋玄武岩源区的机制仍未解决, 大洋玄武岩中出现ROC 的地球化学痕迹不足为奇. 然而, 如Niu 和O’Hara [4]所阐述, ROC 模型存在的基本概念问题太多, 几乎无法解释OIB 的任何主要特征. 读者可从文献[4]中看到ROC 模型的诸多问题, 尤其是OIB 中缺少俯冲带变质作用和岩浆作用的地球化学痕迹. 在这里我只强调循环洋壳太亏损(如[La/Sm]PM <1), 不可能是不相容元素高度富集的OIB 的主要源区物质(图2). 我特意展示图3(文献[5])希望能有一场真正的客观的科学大讨论.3 陆源沉积物“陆壳特征”极强, 不适合作为OIB 源区物质许多学者认为OIB 富集不相容元素与俯冲的陆图3 Hofmann 和White [1]原图改编的卡通图[5]强调循环洋壳作为OIB 的主要源区物质是不可能的. 据文献[4, 5]源沉积物有关[16~18,39~43]. 从地幔对流和壳幔循环的板块构造角度来说, 陆源沉积物很有可能被运移到大洋玄武岩的源区中. 问题在于这些沉积物是否就是OIB 中见到的富集组分. 在REE 配分图(图4(a))上, 平均OIB [19,30]与陆壳整体成分[44]和全球俯冲沉积物成分(GLOSS [45])很相近, 但是参照其他元素(图4(b))我们很容易看到问题. CC 和GLOSS 具有亏损Nb, Ta, P 和Ti, 富集Pb 的特征, 这种“陆壳特征”很明显. 如果陆源沉积物真是OIB 中的富集组分的话, 则会把这种特征赋予OIB. 但实际上, OIB 相对富集Nb(vs. Th)和Ta(vs. U), 而不是亏损(图4(b)); 文献[2]). 具有明显“陆壳特征”的“似-OIB”至今仅在印度洋的Naturaliste 海台[46]及太平洋Savai’i 洋岛的个别熔岩中观察到[47], 但其确切成因有待进一步研究.107值得注意的是, 最近Rapp 等人[48]做了陆源沉积物的高压(16 ~ 23 GPa)试验. 他们发现高压稳定的矿物组合中含有15%~30%的K-hollandite 并且这种矿物相在很大程度上控制了全岩不相容元素、大离子亲石元素(LILEs, 如 Rb, Ba, Sr, K, Pb, La, Ce 和 Th)的含量. 他们进一步指出若将K-hollandite 与皮特克恩岛EM-1型洋岛玄武岩及其相关海山和Gaussberg 钾镁煌斑岩进行元素丰度和比值对比, 可以看出在这些熔岩的源区中存在高度循环的陆源沉积物. 他们认EM-1型OIB 储库, 尤其是Gaussberg 钾镁煌斑岩, 不相容微量元素特征普遍与深达过渡带的含K-hollandite 大陆沉积物有关. 但是他们没有考虑Nb, Ta, Zr, Hf 和Ti 就下此结论. 分析他们的实验数据, 可以很容易看出所谓的具有高压矿物组合的高压陆源沉积物本质上与BCC 和GLOSS 的微量元素特征一致(图5). Willbold 和Stracke [30]已经指出OIB 端元如EM1, EM2和HIMU [49]不可能仅仅从微量元素上识别出来. 因此, Rapp 等人[48]的实验结果不能支持他们的结论. 如果俯冲物质能够在俯冲带改造后幸存的话, 大陆沉积物在地幔条件下仍然可以保持他们的微量元素特点(见后文).总之, 尽管把陆源沉积物做为OIB 源区的富集组分很方便, 但是OIB 的确没有CC 或者GLOSS 的元素地球化学特征(见图4). Rapp 等人[48]的试验数据不支持他们的结论. 实际上, 不论大陆沉积物是否被压缩(如在地幔条件下)他们都有相同的特征不足为奇, 因为实验舱是个封闭体系, 所分析的绝大多数元素没有带入和带出.4 地幔交代作用及其产物是OIB 富集特征的最佳物源OIB 源区物质比原始地幔更富集不相容元素([La/Sm]OIB Source > [La/Sm]PM [3~5,12,13,19,20]), 并且越不相容的元素越富集(图6). 这些观察表明OIB 源区经历了熔融程度较低的熔体的富集过程, 亦即, 地幔交代作用. 地幔交代作用指地幔橄榄岩(原始地幔或者前期熔融残留)被熔融程度较低(low-F)、富含挥发分(H 2O 和CO 2)和不相容元素的熔体渗透, 叠加和富集的过程. 这种low-F “交代熔体”是在研究地幔熔体[19,50,51], 地幔包体[52~56], 出露于陆壳的块状橄榄岩[26,57,58]中的交代矿物(如角闪石, 金云母)和脉岩(如图4 原始地幔[19]标准化OIB 平均成分[19,30]和标准陆壳(CC[44])、标准全球俯冲物质(GLOSS [45])稀土对比图(a )、不相容元素丰度图(b )很明显, CC(陆源沉积物)和GLOSS 都有“陆壳特征”(富集Pb, 亏损Nb, Ta, P 和Ti)因此不能作为OIB 的主要源区物质. 若有区别的话,OIB是富集而不是亏损Nb(vs. Th)和Ta(vs. U)图5 作者结论与其实验数据相悖与Rapp 等人[48]结论相反, 地幔条件下出现K-hollandite(富集不相容元素的主要矿物相)的陆源沉积物仍然保留了它们微量元素的“陆壳特征”而和OIB [19,30]大不相同. 因此, 陆源沉积物(CC [44])不可能是OIB和碱性幔源岩浆的富集源区物质. GLOSS [45]用作对比2010年1月 第55卷 第2期108图6 洋壳[4]标准化的元素图展示出OIB 中越不相容的元素越富集, 表明OIB 中的富集组分来源于熔融程度较低的岩浆(即, 地幔交代作用). OIB 平均成分与图2和 图4 中相同[19,30]. 标准CC 成分[44]和岛弧玄武岩(IAB [83])用作对比石榴子石辉岩, 辉岩和角闪岩)以及洋岛玄武岩中的地幔包体时推断出来的[59,60].但是, 在什么地方, 在怎样的条件下, 这种low-F 熔体交代作用在地幔中是如何发生的等问题则讨论的不够充分. 俯冲带上部的地幔楔是合适的选择(见文献[24]), 但是那里的交代介质会有岛弧岩浆的特征([Nb/Th]PM (IAB) << 1 , [Ta/U]PM (IAB) << 1), 而MORB 和富集不相容元素的OIB 都是[Nb/Th]PM (MORB,OIB) ≥1, [Ta/U]PM (MORB, OIB) ≥1[2,11,23]. 的确, 大洋岩石圈底部和地震波低速带(LVZ)顶部的交界处是地幔交代作用的理想位置[3,4]. 图7展示了大洋岩石圈挥发分(如H 2O, CO 2)和不相容元素[3,4]. 位于这个深度的熔体由于浮力作用将会聚集在LVZ 顶部形成一在成熟之前(~70 Ma)由于LVZ 物质(红箭头)从底部加入随时间变化而增厚的过程. “起始”熔体的形成和存在即是LVZ 的需要又是LVZ 的特征[4,28,61~64], 它富集富熔体层(绿色, 图7). 在岩石圈生长过程中, 最上面的LVZ 物质形成尖晶石/石榴子石二辉橄榄岩新生岩石圈.来自富熔体层的low-F 熔体汇集上升结晶出液相线矿物加入橄榄岩围岩(显性交代作用)[56], 形成“堆晶”岩脉(如石榴辉石岩、角闪辉石岩和角闪岩岩图7 岩石圈-低速带界面地幔交代示意卡通图据Humphreys 和Niu[12], 地幔交代作用可能发生在大洋岩石圈和地震波低速带(LVZ)交界处. LVZ 可能含有富熔体层[61~64](绿色) 且富集挥发分(H 2O, CO 2)和不相容元素[4,11,28]. 在岩石圈生长过程中, 这种熔体会聚集上升, 结晶出液相线矿物加入周围的橄榄岩(显性交代作用)[56]. 该熔体可继续上升结晶形成“堆晶”交代岩脉(黄色脉: 石榴辉石岩、辉石岩、辉石角闪岩、角闪岩等[26,52~56,84]), 最终被橄榄岩围岩全部吸收(隐性交代作用)[56]. 这些“地幔柱”熔体可从熔体层(绿色)中获得多额外的不相容元素. “地幔柱”熔体继续上升穿过岩石圈时可同化早期形成的交代岩脉,使得最终喷发出的OIB 熔体更加富集[28]脉; 黄色岩脉), 最后被橄榄岩围岩矿物所吸收(隐性交代作用)[56]. 一块地幔体(也许是“地幔柱”? )上升, 减压至液相线时发生部分熔融. 这些“地幔柱”熔体可从熔体层(绿色, 图7)中获得额外的不相容元素使之更富集. “地幔柱”熔体可继续上升穿过岩石圈并同化早期形成的交代岩脉, 使得最终喷发出的OIB熔体更加富集[27,28].显然, 喷发的OIB熔体可能会有3个组分: (a) 来自深部的“肥沃”易熔幔源物质(地幔柱? ), (b) 熔体层(绿色), (c) 同化的早期交代岩脉(图7). 我们必须认识到来自地幔深处的易熔物质(组分“a”)体积上占主导地位, 成份是橄榄岩. 组分“a”很有可能是再循环的, 古老大洋岩石圈深部的交代橄榄岩(见图7) [4]. 组分“a”对OIB来说是必须的, 因为它解释了玄武质/苦橄质成份和众多OIB不相容元素与放射性同位素耦合性[4]的成因. 这种耦合要求形成交代地幔的时间(图7)与火山喷发时间之间约有10亿年的间隔[4].组分“b”和“c”对同时代OIB火山作用不是必要组分, 但是若有它们加入将会产生极度富集的熔岩, 比如洋岛及一些海山上常见的碱性玄武岩、碧玄岩、霞石岩. 在这种情况下, 由于近期的交代作用(图7)引起的元素母体和子体分馏还没有足够的时间生成放射性同位素[4], 不相容元素和放射性同位素可能会失去耦合性. 例如, 近期的交代作用造成了不相容元素富集和放射性同位素亏损同时出现[22,65].年轻洋底(< 3 Ma)远离洋中脊的海山上出现强碱性玄武岩[66]表明与LVZ有关的交代作用是个快速过程. 这个现象和前面的讨论说明大洋岩石圈在它早期的~70 Ma 从底部增长的历史就是大洋地幔岩石圈交代作用的历史[28](图7). 因此, 地幔岩石圈交代作用是广泛存在的现象. 如果LVZ存在, 且岩石圈生长是从底部增加的, 地幔岩石圈交代作用不可避免, 这对大陆背景也同样适用. 比如, 中国东部近期岩石圈加厚必定伴随着这种交代作用.5大陆岩石圈地幔也可能有OIB的富集源区物质McKenzie和O’Nions[20]认为大陆岩石圈地幔(SCLM)也可能是OIB的重要物质源区. SCLM在组成上总体亏损(即缺乏玄武质组分), 因此在物理性质上表现为密度低, 浮力大的特征. 其作为OIB源区物质的富集组分指SCLM中地幔交代成因的矿物组合, 如地幔包体[52~56]和暴露地壳的块状橄榄岩[26,57,58]中的交代矿物(角闪石, 金云母)和脉岩(石榴子石辉岩,辉岩和角闪岩)所示. 因此, SCLM中的交代作用在成因上和大洋岩石圈中的相同(见第4部分), 尽管除了澳大利亚东部、中国东部和大陆裂谷地区之外, LVZ在大陆岩石圈之下尚不发育.理解交代SCLM如何介入大陆地幔岩浆作用比较直截了当, 但交代SCLM是如何进入OIB源区的则不甚明了. 这需要交代SCLM参与到地幔对流(软流圈)系统中来. SCLM拆沉是被广泛借用的“过程”,但是低密度的SCLM掉进高密度的软流圈在物理上是很难实现的, 尽管我们对于这个“过程”的机制仍然了解不多. 我坚持认为SCLM底部加水弱化(hydration-weakening)是把岩石圈地幔转化成软流圈地幔最有效的机制[67,68], 如中生代以来中国东部岩石圈的减薄. 中国东部地幔地震剖面上可以明显看到存在古太平洋岩石圈平卧在地幔过渡带, 它提供了水源. 脱水作用产生的含水熔体上升, 有效地弱化了岩石圈底部使其转化成软流圈. 值得注意的是, 当人们借用“岩石圈拆沉”的“过程”时, 所讨论的地区均与大洋俯冲有关, 大洋岩石圈俯冲要么同时要么稍微早些, 如安第斯南部、USA西部、地中海西部和西藏等. 另一方面, “公认的”超级地幔柱或诸多小地幔柱均存在于非洲岩石圈之下, 然而非洲大陆岩石圈的减薄非常有限, 且仅仅与活动裂谷带或古缝合线有关. 这就是说, 如果非洲大陆之下的确存在热地幔柱的话, 热侵蚀并不能够有效地引起岩石圈减薄,而“加水弱化”应该是岩石圈减薄的重要和有效的机制[67,68]——非洲板块之下没有大洋岩石圈俯冲, 现在没有, 近期也没有, 也就是说没有水被带到非洲岩石圈之下. 离非洲板块最近的板块边界是大洋中脊:南大西洋中脊、西南印度洋中脊、中部印度洋中脊和红海扩张中心(见文献[68]).同样值得关注的是, 不管中国东部和澳大利亚东部岩石圈减薄的历史和实际机制如何, 它们现今的岩石圈——软流圈结构与洋盆[69~71]之下的情形相似, 我个人认为这是由成熟的LVZ造成的, 因为有水和含水熔体存在.6交代介质的性质交代脉岩(辉石岩、角闪岩, 其他含角闪石和金云母矿物组合和粒间富集组分等)在大洋和大陆岩石圈109。
内蒙温根南基性-超基性岩体岩石学、地球化学特征及其形成构造背景
内蒙温根南基性-超基性岩体岩石学、地球化学特征及其形成构造背景侯建光;苏尚国;周岱;王倩【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2014(030)012【摘要】内蒙古温根南岩体位于内蒙古中部,属于华北克拉通北缘中段,主要火成岩组合为纯橄岩-橄长岩-辉长岩,平面上呈NNE向延伸.元素地球化学分析结果显示,岩体富Mg、低碱和TiO2,全岩氧化物含量主要受控于橄榄石、单斜辉石和斜长石的相对分配比例,微量元素含量总体较低,具Nb、Ta和Hf轻微亏损,Pb、Sr显著富集的特征.其中辉长岩表现出显著的Nb、Ta负异常和Pb、Sr正异常.辉长岩微量元素相对纯橄岩和橄长岩明显富集.辉长岩相-纯橄岩相中总稀土含量变化较大(1.41 ×10-6 ～111.6×10-6),稀土元素配分曲线表现为轻微右倾型与平坦型,岩体深部超基性岩类总稀土含量极低,随着其结晶分异程度的增大和堆晶作用的加强,岩石中稀土元素含量迅速升高,反映晶间残余熔体的比重不断升高.运用橄榄石与残余熔浆平衡方法制约母岩浆性质,结果表明温根南岩体初始岩浆MgO=11.73％,FeO=11.38％,属于高镁玄武质岩浆.温根南岩体基性-超基性岩中Sr-Nd同位素投点主要靠近EM I型富集地幔端元,推测幔源岩浆在源区或上升过程中受到了地壳物质的混染.运用Zr、Y、Th、Ta等不相容元素的比值(判别岩浆演化过程,基于Th/Nb比值(＞1)和低Nb/La比值(＜1)表明温根南岩体初始岩浆侵位过程中遭受到了地壳物质的混染.温根南岩体Ta/Th-Zr/Nb、Th/Yb-Th/Nb、Ta/Th-Th/Yb、Nb/Th-Nb构造环境判别图中主要落入板内玄武岩(WPB)范围,推测温根南基性-超基性岩体在早石炭纪形成于板内伸展构造环境.【总页数】12页(P3729-3740)【作者】侯建光;苏尚国;周岱;王倩【作者单位】中国地质大学地球科学与资源学院北京100083;中国地质大学地球科学与资源学院北京100083;中国地质调查局武汉地质调查中心武汉541000;中国地质大学地球科学与资源学院北京100083【正文语种】中文【中图分类】P588.125【相关文献】1.内蒙古温根 C区基性-超基性侵入岩岩石学、矿物学特征 [J], 杨思思;苏尚国;侯建光;周岱;陈孝劲;李龚健2.新疆东天山黄山南基性-超基性岩体岩石学、矿物学研究 [J], 范亚洲;王垚;陈丹丽;王子玺;夏明哲3.东昆仑水仙南地区基性—超基性杂岩体岩石地球化学特征及其形成环境探讨 [J], 吴树宽;张金玲;张元;顾红彬;王有斌;马吉雄4.湘西南苗儿山岩体北段新元古代晋宁期花岗岩岩石学、地球化学特征及其形成构造背景 [J], 杜云;罗小亚;黄革非5.内蒙古乌拉特中旗温更辉长岩类的岩石学、地球化学特征及其构造意义 [J], 赵磊;吴泰然;罗红玲;贺元凯因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
西天山赛里木湖北达巴特地区下二叠统乌郎组火山岩构造环境及时代判别
西天山赛里木湖北达巴特地区下二叠统乌郎组火山岩构造环境及时代判别作者：马玉周库尔班江·斯迪克刘晓燕来源：《新疆地质》2024年第02期摘要：通過对赛里木湖北达巴特地区分布的下二叠统乌郎组火山岩岩石类型、成因特点及区域构造背景研究，分析岩石学和地球化学特征，为陆相火山岩沉积，具大陆裂谷火山岩特点。
火山岩以玄武岩、安山岩、英安岩及火山碎屑岩为主，为非造山环境的大陆构造环境。
通过生物化石、岩性特征及该地区已获得同位素成果，确定下二叠统乌郎组为早二叠世火山活动产物。
关键词：赛里木湖北；下二叠统乌郎组；火山岩；构造环境；时代判别1 地质背景赛里木湖北达巴特地区位于西天山赛里木湖北部（图1）。
大地构造处于哈萨克斯坦-准噶尔板块（Ⅰ级）伊犁-伊赛克湖微板块（Ⅱ级）北缘赛里木中间地块（Ⅲ级）的北部，北为阿拉套晚古生代陆缘盆地，南邻博罗科努古生代复合岛弧带[1]。
赛里木地块经历了元古代统一大陆形成阶段、新元古代晚期—早古生代大陆裂解阶段、晚古生代陆内坳陷活动时期、中新生代板内活动时期的发展过程。
早元古代处于相对稳定时期，沉积了碎屑岩、火山碎屑岩夹火山岩和少量碳酸盐岩，区域上被长城系不整合覆盖[2]。
长城纪时，区域上发生的构造运动使古陆范围继续扩大，海水范围进一步缩减，研究区处于浅海-陆棚环境，沉积了特克斯岩群浅海-陆棚相碎屑岩夹碳酸盐岩及少量中基性-中酸性火山岩。
蓟县纪，活动盆地进入稳定陆内盆地发展阶段，形成区域上的广泛海侵。
青白口纪末的塔里木运动使海水完全关闭，稳定大陆开始解体，赛里木地块从古塔里木板块中分裂出来，从此进入相对稳定的发展阶段[3-4]。
泥盆纪赛里木地块为板块拉张期，沉积了浅海相陆源屑岩夹少量碳酸盐岩，分别不整合覆盖于滹沱系温泉岩群、长城系特克斯岩群之上，产丰富的珊瑚、腕足及少量植物化石。
石炭纪是一个重要的板块拉张期，沉积了台棚相区碳酸盐岩夹碎屑岩和砾岩，产珊瑚、腕足、瓣腮、蜓类化石。
早二叠世强烈的陆相火山喷发活动，形成了乌郎组基性-酸性火山岩，不整合覆盖在不同时代的岩层之上[5]。
玄武岩拉丝用途
玄武岩拉丝用途全文共四篇示例，供读者参考第一篇示例：玄武岩是一种富含铁和镁的火山岩石，在地球的地幔中较为常见。
其结晶快速、颗粒细致，硬度高、耐磨，因此在建筑和雕刻领域广泛应用。
而玄武岩拉丝则是将玄武岩加工成细丝状的产品，其用途更为广泛，下面将详细介绍关于玄武岩拉丝的用途。
在建筑领域，玄武岩拉丝主要用作室内和室外装饰材料。
其以独特的黑色外表和闪亮的颗粒，使得它成为设计师和建筑师们最喜欢的材料之一。
可以用于地板、墙面、台面等装修，不仅具有高度的装饰性，而且具有极高的抗压、耐磨性能。
在地板方面，玄武岩拉丝地板不易损坏，易清洁，且不易滑倒，成为现代建筑的首选材料之一。
在墙面方面，玄武岩拉丝墙面装饰效果独特，能够带来一种神秘而典雅的氛围。
在台面方面，其硬度高，不易变形，可以长期使用而不发生变色。
在雕刻领域，玄武岩拉丝也有着独特的优势。
因为其硬度高，易于雕刻，且不易磨损，因此适用于制作各种精美的雕塑和工艺品。
玄武岩拉丝雕塑多以风景、人物、动物等为题材，线条清晰，形象生动，不仅满足了人们对美的追求，同时也展示了工匠们的高超技艺。
玄武岩拉丝还可以制作各种家居摆件、工艺品、奖杯等，不仅具有实用性，还有一定的收藏和纪念意义。
在工业领域，玄武岩拉丝也有着重要的用途。
玄武岩拉丝可用于制作电弧喷涂、输煤输油管道、钢铁厂冷却设备、渣浆和循环水管道等。
其耐磨、耐腐蚀性能受到了工业界的高度认可，成为各种特殊环境下的理想产品。
玄武岩拉丝还可以用于汽车、机械设备的零部件制造，如轴承、轴瓦等，具有良好的导热性和强度，能够满足高温高压下的使用需求，提高设备的工作效率和寿命。
在医疗领域，玄武岩拉丝也有着独特的用途。
玄武岩具有放射性、保健、驱湿等多种功能，可用于制作保健产品，如能量石、按摩器等，对改善血液循环、缓解疲劳、排毒养颜等有着显著效果。
玄武岩拉丝还可以用于制作医疗器械、手术器械等，因为其不具有过敏性、无毒无味，不会对人体产生危害。
河北玄武岩铸石板用途
河北玄武岩铸石板用途河北玄武岩是一种常见的黑色火成岩，由于其独特的颜色和质地，被广泛应用于建筑和装饰材料中。
以下是一些河北玄武岩铸石板的主要用途：1. 室内地面和墙面装饰：由于河北玄武岩石质坚硬、耐磨，常用作室内地面和墙面的装饰材料。
其色彩深沉、光泽度高，增加了空间的高贵与豪华感。
同时，河北玄武岩具有良好的防滑性能，适合应用于高流量区域，如大堂、走廊和商业空间等。
2. 室外路面铺装：河北玄武岩具有较高的抗压强度和抗冻性能，使其成为理想的路面铺装材料。
作为道路铺装材料，它可以承受车辆和行人的长时间使用而不受到损坏。
此外，河北玄武岩还能够在恶劣天气条件下保持稳定，不易受到雨水和冰水侵蚀，从而延长了使用寿命。
3. 室外景观石材：河北玄武岩的纹理和颜色丰富多样，非常适合作为室外景观石材使用。
例如，在花园和公园中，可将河北玄武岩制成各种花坛、水池、喷泉和雕塑等景观构件，增加了景观的美感和艺术气息。
4. 建筑立面装饰：河北玄武岩的黑色外观与坚硬质感，常用作建筑立面装饰材料。
其色彩稳定，不易受到自然环境和污染物的影响，可以保持长期的美观和耐久性。
在现代建筑中，经常可以看到河北玄武岩作为墙面的饰面材料，为建筑赋予了磅礴的气势和高贵的品质。
5. 厨房台面和卫生间洗脸台：由于河北玄武岩具有良好的耐用性和防污性能，因此被广泛应用于厨房台面和卫生间洗脸台的制作中。
其坚硬的特性使其能够耐受刀具、化学品和高温的侵蚀，同时易于清洁和维护。
总之，河北玄武岩铸石板具有多种用途，广泛应用于室内外的建筑和装饰领域。
其坚硬的质地、耐久性和美观的外观使其成为一种理想的材料选择。
同时，河北玄武岩作为一种天然石材，还具有环保、耐用等优点，受到越来越多人的喜爱和青睐。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
实例一：黑龙江省富钾火山岩带本区火山活动应为大陆板块内部的裂谷环境，与消减带无关。
黑龙江省新生代火山岩以玄武岩占绝对优势。
玄武岩分布主要受断裂控制。
从老到新，玄武岩成分从拉斑玄武岩系列向碱性玄武岩系列、从钠质向钾质类型演化。
一、岩石地球化学特征它们都属于富钾火山岩，K2O/NA2O比值在1.25-3.81之间，且随着SiO2的明显增加，K2O、NA2O也有明显的增加，但他们的sio2、mgo、cao等主要化学成分存在明显的差异。
但火山岩的化学成分范围变化范围很窄，一般在两个百分点内变化。
部分火山岩的F、Cl、S 含量，随着火山岩的年代变新，其含量有增加的趋势。
火山岩的LREE 强烈富集稀土配分型式和K，Ba，Rb，Sr富集的不相容元素配分型式在不同时代和地点的富钾火山岩之间不存在明显差别。
1.过度元素不同类型岩石的过渡元素含量(ppm)及平均值与一般玄武岩相似，球粒陨石标准化的过渡元素配分型式明显分异，形成的“W”形。
与地慢岩相比，易熔元素(Ti、V)富集，而难熔元素(Cr、Co、Ni)亏损，且酸度愈大，Cr、Co、N三愈低。
2.不相容元素不相容元素明显富集。
不同岩石的不相容元素含量十分相似，但比其它碱性及拉斑玄武岩的不相容元素丰度高。
3.稀土元素本区火山岩的稀土配分型式相似，REE量均较高，富含LREE，稀土分异明显。
REE及分异程度均远高于我国东部的钠质碱性玄武岩，但又稍低于世界上其它地区的钾质玄武岩。
4.同位素特征本区火山岩的氧同位素为6.71-8.53高于一般幔源岩浆氧同位素范围。
高于中国东部玄武岩的范围(0.7034-0.7045，据周新华等，1952)。
实例二内蒙古赤峰地区汉诺坝玄武岩岩石地球化学特征汉诺坝玄武岩主量元素的变化范围相对较窄，Si02、Mg0、Fe203 的含量分别介于47.35-49.9wt%、6.35-8.55wt%、11.12-13.78wt%之间。
研究区发育碱性玄武岩和发育拉斑玄武岩。
原始地幔标准化蛛网图显示，大离子亲石元素和高场强不相容元素相对富集，尤其富集Nb和Ta，放射性生热元素Yb和U相对亏损。
在微量元素与MgO构成的Harker图解中，相容元素Cr、Ni与MgO呈正相关，可能是由橄榄石和单斜辉石的分离结晶所致；不相容元素Zr、Y与MgO的相关性不明显，这暗示角闪石分离结晶作用不明显。
汉诺坝玄武岩稀土元素总量变化范围较大，REE介于92.5-207.71ppm之间，轻重稀土分馏明显，球粒陨石标准化曲线为右倾型，轻稀土相对富集，重稀土相对亏损，未见明显的Eu异常，表明斜长石分离结晶作用不显著。
总体上，内蒙古赤峰地区汉诺坝玄武岩的岩石地球化学特征与洋岛玄武岩相似，可能具有与洋岛玄武岩相似的地幔源区。
实例三塔里木西北缘阿克苏地区大陆拉斑玄武岩从Si02含量(< 51%)来看，这些样品均属于玄武岩。
全碱含量较低(K2 0十Na2O通常小于5%，个别接近7%)，且K2O < Na2O。
Al2O3，含量小于16%，类似于典型的拉斑玄武岩(Wilson，1989)。
这些玄武岩具有较低的Mg值(0. 38-0. 54 )，属于亚碱系列低镁、高铁的拉斑玄武岩。
上、下层玄武岩的主量元素特征具有细微但较明显的差别，上层玄武岩的铝含量为14%一15%，下层玄武岩为12%-14%；上、下层玄武岩的MgO含量相当，但上层玄武岩更富铁；上层玄武岩比下层玄武岩相对更富钾，表现在K2 O/Na2O比值方面，前者为0. 31-0. 42。
这些特征表明，从下层玄武岩到上层玄武岩即从早期到晚期，有自钙碱性向拉斑系列演化的趋势。
1、稀土元素玄武岩稀土元素总量，上、下层玄武岩之间没有明显的差异。
但在轻、重稀土元素分异方面，下层玄武岩明显富集轻稀土元素，其稀土元素配分曲线右倾斜度较大，与洋岛玄武稀土元素分配模式相似，而上层玄武岩的轻稀土元素富集程度则相对较弱，因而上层玄武岩稀土元素配分曲线则相对较缓。
两层玄武岩均没有明显的Eu异常，显示斜长石的分异结晶作用并不明显，这与大部分玄武岩样品的微晶-细晶质结构一致。
2、其它微量元素从原始地慢标准化微量元素蛛网图可以看出，两层玄武岩具有非常类似的微量元素分布模式，均明显富集Ba，K和Ti，并轻度亏损Nb，Ta和Th。
同时，上层玄武岩还具有明显的Rb和Sr的负异常。
两层玄武岩的Zr/Nb和Y/Nb比值与EMORB以及南美Parana和南非Etendeka大陆溢流玄武岩非常类似(Wilson，1989 )，但相对下层玄武岩而言，上层玄武岩因Nb亏损程度更大，而具有更高的Y/Nb和Zr/Nb 比值。
La/Nb比值也明显高于洋岛玄武岩、大陆碱性玄武岩(La/Nb< 1)。
在Zr/4- Nb2-Y三角投影中，所有玄武岩均落在大陆板内拉斑玄武岩区域，并由下层到上层玄武岩表现出自碱性到大陆拉斑玄武岩过度的趋势。
在Ti-V投影图中，所有样品均远离岛弧拉斑玄武岩区，也明显偏离洋脊玄武岩(MORB)区，下层玄武岩较接近OIB和碱性玄武岩(AB)，而部分上层玄武岩则与大陆溢流玄武岩(CFB)类似。
实例四赤峰市红庙子玄武岩红庙子玄武岩根据全岩主量元素分析、TAS图解表明岩石类型主要包括碱性玄武岩和亚碱性玄武岩系列。
一、岩石地球化学主量元素间的变化关系密切，尤其是MgO与其它主量元素间呈现明显的相关关系，与尺K20、Si02、P205和Na20呈正相关，与Ti02、A1203呈弱的负相关；稀土元素具有轻稀土元素富集、重稀土元素相对亏损的特征，轻重稀土元素分馏明显，所有的稀土元素球粒陨石标准化曲线的形状具有一致性，Eu、Ce具正异常或弱的负异常；不相容元素球粒陨石标准化模式图显示Ba、Zr等富集，Rb、K元素强烈亏损；相容元素在红庙子玄武岩的含量普遍低于原始地幔值，元素Cr、Ni强烈亏损，可能与镁铁质矿物的分离结晶有关。
从玄武岩的各主要氧化物含量与Si02含量的变化关系图可以看出，各玄武岩中Si02、MgO、Fe203和CaO含量均较低；AI2O3含量在各玄武岩中相近。
同时随着Si02含量的增加，AI2O3的含量基本没有变化；Si02与MgO含量呈弱的正相关，与P2O5呈弱的负相关，与Fe203、CaO、TiO2相关性复杂。
其中，SiO2与P2O5呈负相关，可能说明了玄武岩上升过程未受到大陆地壳物质的混染。
通过以上研究发现，各主量元素与Si02的相关性不好，说明岩浆分异在演化过程中的作用不强。
从MgO含量与其他主量元素含量相关图可以看出，当MgO含量一定时，从碱性玄武岩到拉斑玄武岩，Na2O、K2O含量降低。
MgO 与K2O呈明显的正相关关系；与Si02、P2O5. NazO呈弱的正相关；与Ti02、AI2O3呈弱的负相关；与CaO、Fe2O；无明显的相关性。
其中，红庙子玄武岩的AI2O3与MgO呈明显负相关关系，表明原始岩装可能存在较明品的橄榄石分离结晶作用。
稀土元素特征球粒限石标准化稀土元素配分曲线图表现出轻稀土元素富集，重稀土元素相对亏损的特征，轻重稀土高度分馏；轻稀土富集且含量变化大，重稀土含量低且变化小；碱性玄武岩和拉斑玄武岩在轻稀土元素一端发散，在重稀土元素一端呈重叠交叉现象；由碱性玄武岩到拉斑玄武岩轻稀土元素含量降低，重稀土元素含量增加，稀土配分曲线呈交叉或重叠现象，且拉斑玄武岩分布曲线较碱性玄武岩平缓。
所有稀土曲线均呈良好的平行关系和形状的一致性，这暗示了它们可能来自于同一源区且经历相同的岩奖演化过程。
微量元素红庙子玄武岩不相容元素球粒限石标准化卜度从碱性玄武岩到拉斑逐渐降低。
对于不相容性小的元素(如Ti-Yb)，两类玄武岩的丰度模式曲线发生交叉或重叠，这与稀土元素丰度模式类似。
同时发现，碱性玄武岩和拉斑玄武岩的不相容元素Ba、Th、U、Sr、Nd、Zr富集，Rb、K元素强烈亏损，具有与洋岛玄武岩相似的分配型式。
通过研究红庙子玄武岩MgO含量与不相容元素含量的关系图中，发现MgO与Sr、Ba呈明显的正相关关系，这说明可能存在碱性长石和斜长石的分离结晶作用。
从各相容元素Cr、V、Co、Ni含量与MgO 含量的关系图(4-8)中可以看出，MgO与Ni、Cr、Co呈弱正相关关系；与V呈负相关关系。
从MgO与Ni呈正相关关系，说明玄武岩可能发生了橄榄石的分离结晶作用MgO与Cr呈正相关关系，表明可能存在单斜辉石或铬尖晶石等的分离结晶作用。
过度元素特征从图4-9可以看出，碱性玄武岩和拉斑玄武岩过渡元素的分配型式呈“W”型，具有Ti、V、Mn、Fe、Co、Cu和Zn元素的富集和Cr、Ni元素强烈亏损的特征，而且Cr、Ni的含量与Si02含量有关，一般酸性岩的亏损程度比基性玄武岩强。
其中造成Cr、Ni的强烈亏损可能有两方面的原因，其中一个主要原因是反映出岩衆源区自身的成分特征，另一原因是岩架在上升过程中发生了矿物的分离结晶，单斜辉石或尖晶石和橄榄石的分离结晶分别会造成Cr和Ni的强烈亏损。
实例五新疆喀喇昆仑阿然保泰二叠纪OIB型玄武岩地球化学特征及其地质意义地球化学特征主量元素阿然保泰玄武岩SiO2和TiO2含量分别介于44.14% ~48.81%和1.11% ~1.83%之间,较加拿大FlinFlon带的Long Bay的洋岛玄武岩(SiO249.63% ~52.04%和TiO2 1.35% ~2.29% )低(Sternet al., 1995);Al2O3含量为13.60% ~15.62%, MgO含量为6.21% ~9.79%,CaO含量为4.54%~1.157%,Na2O含量为2.32%~4.06,K2O含量在0.17% ~2.64%,均较Long Bay的洋岛玄武岩高, Na2O+K2O为2.97% ~5.12%,大部分Na2O>K2O,Mg范围为57~68,岩石在SiO2-(Na2O+K2O)图解上,玄武岩样品落在苦橄玄武岩、玄武岩和碱玄岩的交界区位置,在Ir的附近和上方,表明属于碱性系列岩石。
但在Na2O-K2O图解中,显示了由钠质向偏钾质过渡的特征。
岩石各氧化物对氧化硅图解中,显示阿然保泰与Long Bay的洋岛玄武岩具相似的变化特征。
此外,本区辉长岩的主量元素组成与玄武岩相当,只是TiO2、K2O、Na2O含量略低,CaO含量略高。
微量元素特征阿然保泰枕状玄武岩的稀土元素总量较高，,无明显Eu和Ce异常。
在球粒陨石标准化曲线图上，样品轻稀土略富集,重稀土相对略亏损,轻重稀土轻度分馏,说明岩浆上升较快,没有发生斜长石的结晶分异作用,地球化学特征基本反映源区的性质。
稀土配分模式图呈右倾与典型的洋岛玄武岩相似(Sun and McDonugh,1989)。
且辉长岩与玄武岩具有相似的稀土元素配分模式,表明二者为同源岩浆的产物。