Question

华力西期火山岩

Answer 1

1.岩石学特征

华力西期火山岩主要分布于中上二叠统诺日巴尕日保组（P₂nr）、九十道班组（P₂j）及那益雄组（P₃n）等海相沉积层中，因此，应属于华力西晚期构造岩浆作用的产物。火山岩以海相玄武岩为主，具多旋回喷发特征，据分布及岩石学特征可以分为两个不完全的Ⅰ级旋回及四个次级旋回（图3-9）。下部旋回位于诺日巴尕日堡组（P₂nr）的中上部，以石英玄武安山岩为主，由多次喷发形成，以层状火山熔岩为主，与正常沉积的诺日巴尕日堡组砂页岩呈整合的不等厚互层产出，岩性较稳定。上部旋回位于那益雄组（P₂n）的上部，夹于灰岩与上覆的硅质层之间，岩层的连续性较好，以玄武岩为主，但岩性变化较大，由橄榄玄武岩至粗安岩，由多个次级旋回组成。不同旋回的主要岩石类型及岩石学特征简述如下：

图3-9 二叠系火山岩柱状简图

1—粗安岩；2—粗面玄武岩；3—安山玄武岩；4—玄武岩；5—橄榄玄武岩；6—硅质岩；7—页岩；8—砂岩；9—砾岩；10—灰岩

（1）玄武岩

玄武岩分布于上部旋回的中部，厚度较大，是本区二叠纪火山岩的主体，呈似层状产出，包括玄武岩、橄榄玄武岩及玄武安山岩等岩石类型。

玄武岩常见以灰黑色多斑状结构为特点。斑晶含量在25%～30%之间，以中细粒自形斜长石为主，暗色矿物斑晶较少。基质主要由斜长石微晶及较多隐晶质镁铁质成分组成。岩石蚀变强烈，无论斑晶或基质，斜长石普遍具强烈绢云母化，并常有不定量绿泥石、绿帘石及细粒碳酸盐矿物共生。局部保留较新鲜。斜长石斑晶常发育聚片双晶，有时具环带结构。据双晶法测定以An35～56号中-拉长石为主。暗色矿物斑晶则已全部绿泥石化，据局部保留的假象推测以辉石为主。基质斜长石也以绢云母化为主，但多数保持板条状长石微晶特征。暗色组分也已全部绿泥石化，呈致密状充填于斜长石晶隙间，组成间隔结构。局部具间粒结构残余。伴随岩石的蚀变，特别是绿泥石化的同时，常有多少不定的细小团斑状石英集合体分布。表明可能有外来石英的加入，同时还可能有Ca，Mg质组分的析出或增加。本区大量玄武质岩石的化学分析数据具高碱、低CaO、MgO和SiO₂普遍过饱和的特点，除区域性特征外，可能也与上述因素有关。

橄榄玄武岩或含橄玄武岩较少，仅见于上部旋回的中部，即上述第3次级旋回的中部，与玄武岩呈互层产出，宏观特征与上述玄武岩相似，含少量橄榄石斑晶，含量在3%～10%之间。细粒自形，也都已蚀变，主要被绿泥石及少许碳酸盐交代，局部边缘有微弱伊丁石化，表明这种橄榄石成分具较高铁质。基质中则未见橄榄石，岩石的其它特性均与上述玄武岩相同。

（2）玄武安山岩（或中长玄武岩）

据剖面资料，本类岩石主要分布于下部旋回，其次有少量分布于上部旋回第2次级旋回的顶部。以黑-灰黑色少斑状结构为特征。斑晶含量在2%～3%之间，且个体细小，以自形板状斜长石斑晶为主，含少量或不含暗色矿物斑晶。基质隐晶质，含少量细长板条状斜长石微晶呈半定向或无序分布充填于隐晶质基质中，构成不太典型的安山结构或玻基交织结构，岩石蚀变也较强烈，蚀变特征与上述玄武岩相似。斜长石以绢云母化为主，局部保留较新鲜，据双晶法测定以An25～35 号中长石为主。基质斜长石成分与斑晶相似。镁铁质组分则以绿泥石化为主，原生矿物组分也已极大或全部消失。常见少量，但不定量呈填间状分布的细粒石英。含量较多时过渡为石英玄武安山岩，不过其中部分石英也有可能来自蚀变产物，两者很难具体区分。

（3）粗面玄武岩［P13（142），P13（144）］

粗面玄武岩分布于上部旋回的底部，由多喷发旋回组成。宏观岩石特征与上述玄武岩相似，深色，具斑状结构，斑晶含量不定，常见在30%左右或更多，以斜长石斑晶为主，含少许暗色矿物斑晶，两者也都具强烈蚀变，变化特征与上述玄武岩相同，局部保留少许较新鲜的斜长石残余，据双晶法测定以An45～65号中拉长石为主。含少量普通辉石斑晶。后者切片无色，斜消光，最大消光角N_g∧c≈40°。基质仍以蚀变的斜长石微晶及绿泥石为主，具间粒或间隔结构，局部具交织结构，因此，粗面玄武岩与上述各种玄武岩无论宏观或微观都没有明显区别，只有依靠岩石化学分析来区分。粗面玄武岩以含较高碱质为特征，全碱含量大于7%，而低CaO，MgO。特征指数（δ值）大于4.0，介于4.5～5.2 之间。结合岩石化学的其它特点与本区其它岩石类型比较，不同层位及不同蚀变岩石化学上的相似性和稳定性表明，上述化学特性具原生性。可能与其成因及同源岩浆的演化有关。

（4）粗安岩

粗安岩分布于上部旋回的顶部，上覆为P₂t的硅质沉积岩覆盖，与下伏岩层呈整合接触。宏观岩石特征与玄武安山岩近似。具斑状结构，斑晶含量不定，一般偏低（10%左右），最高可达30%以上，粒度大小不一，仍由自形板状斜长石及少量暗色矿物组成，蚀变强烈，蚀变特征与上述各种玄武岩相同。基质仍由斜长石微晶及绿泥石组成，斜长石微晶都呈细长板条状半定向或无序分布于绿泥石化的隐晶质基质中。以交织结构为主，部分具间隙结构。石英含量较高，都为不规则细粒或微粒分散包嵌于绿泥石基质中，有不定量呈不规则团斑状分布的粒状石英集合体，局部含少许被绿泥石或碳酸盐充填的细粒杏仁体。

2.岩石化学特征

据第13号剖面系统取样的岩石化学分析数据见表3-8。由表3-8可见，由于蚀变，常量元素含量变化较大，但综观全部分析结果并结合微量元素及其它岩性及岩石化学特征的分析，某些特性如高硅碱低钙镁等特点具共同性，并有一定的演化规律，在一定程度上代表了它们的原生特性及区域岩石的共同性，故一并收录于表3-8以供参考及分析对比。并据无水计算及Le Maitre（1976）的校正公式对氧化铁组分作了校正处理和按CIPW法计算了它们的标准矿物分子均列于表3-8。

据常量元素分析数据，本区二叠纪火山岩都具有富硅碱，低钙镁，Al₂O₃含量偏高的特点，前者尤以富Na低K为特点，Na/K值一般在5～6 之间，部分达10 以上，仅个别样品的K₂O含量较高，但Na/K值仍大于1。钠钾比值的偏大除蚀变影响外，与本区玄武岩的成因及主要形成于海相有关。但TiO₂的含量则偏低，一般都不超过2%，平均含量在1.5%左右。Ti属于较稳定的元素，含量变化应能反映其物质来源及形成条件，偏低的TiO₂含量，表明其成因不同于洋脊玄武岩。本区不同玄武岩类型的岩石特征也基本反映了上述特征。本区玄武岩虽普遍较富碱，全碱含量平均达6.0%左右，但因高Al₂O₃，岩石的碱性特征并不明显而以正常类型为主，据硅碱图（图3-10）也可以看出，除上部旋回的粗面玄武岩明显具碱性特征外，其余玄武岩的硅碱含量具较强的线性关系。这也可能表明下部玄武岩之间或单元之间存在多旋回岩浆活动和同源岩浆的演化规律。里特曼指数（σ值）也同样表明除粗面玄武岩的σ值大于4.0 以外，其余都在1～3之间，平均为2.4。AFM图解（图3-11）表明本区不同玄武岩的投点较分散，除少数点落在拉斑玄武岩区外，多数点都位于钙碱性岩区，不同玄武岩之间同源演化的规律性不强。其原因除因遭受较强烈蚀变影响外，也与其成因有关，主体特征仍表现为以钙碱性岩为主。偏碱性的粗安岩的投点位于曲线的右下端，偏离上述玄武岩，在一定程度上说明本区二叠纪火山岩之间存在着不连续的二元结构的可能。据lgσ-lgτ 图解（图3-12），本区二叠纪火山岩投点都位于 B 区（消减带）接近A区（板内稳定构造区）。表明本区玄武岩的成因可能为活动大陆边缘或火山弧型钙碱性火山岩为主。并有由岛弧拉斑玄武岩向板内裂谷型火山岩演化的可能。不同玄武岩类型微量元素中子活化分析数据见表3-9。球粒陨石标准化稀土配分型式见图3-13。不同玄武岩类型的稀土含量都较高，并随岩浆的演化，稀土含量也随之增高，但稀土配分型式则极相似。轻重稀土的比值较大且较近似，一般都大于5而小于10，因此，稀土配分曲线呈右倾明显，表明轻重稀土有较大分馏。这也明显区别于洋脊玄武岩。不同岩石的La/Sm和Tb/Yb比值也较接近，故不同配分曲线几近平行。而且无论基性或偏酸性均具有较明显的负铕异常，δEu值的变化不大，都在0.4～0.75之间，并有随着岩浆的演化δEu值随之升高的趋势。这些特点都表明，本区玄武岩系列的成因具同原演化规律。但不同单元之间δEu值的变化（包括稀土总量的变化）有系统性和重复性，轻重稀土的分馏特性也有细微的差别，因而配分曲线的形式也有一定变化，这些变化与岩石序列的不连续性相一致，这些特点不仅表明本区玄武岩序列的成因存在明显的演化规律，也表明存在不连续的多期岩浆作用，可能由于岩浆规模较小及强烈蚀变等原因，岩浆的形成及演化存在一定差异和演化不够彻底的现象，不同单元之间的界限较模糊。较明显的轻重稀土的分异现象及铕负异常更进一步表明本区玄武岩系列的形成不同于洋脊拉斑玄武岩而更接近陆缘钙碱性火山岩。球粒陨石标准化过渡族元素的配分型式见图3-14，代表不同单元的三个样品的过渡族元素的配分曲线非常相似。除Ti以外，其它元素相对于球粒陨石均为亏损，与地幔相容性较高的Cr、Co、Ni的亏损特大，且由基性向酸性过渡，亏损程度增加，故曲线呈“W”形。不同单元的曲线型式基本相同。表明本区玄武质火山岩系列的岩浆来源于亏损地幔的部分熔融，不同岩石类型的变化，与部分熔融的程度有关。亲石元素及其它微量元素据MORB标准化的配分型式（按元素相容性程度排列）见图3-15。

图3-10 硅碱图

（底图据Irvine，1971）

1—二叠纪火山岩；2—古近纪—新近纪火山岩

表3-8 二叠纪火山岩岩石化学成分（W_B/%）及CIPW标准矿物分子

表3-9 二叠纪火山岩微量元素含量及主要参数

注：Au的单位为10^-9，其余为10^-6。

图3-11 玄武岩系列AFM图

（底图据Irvine，1971）

图3-12 lgσ-lgτ图解

（底图据A.Rittmann，1970）

1—二叠纪火山岩；2—E—N火山岩

图3-13 二叠纪火山岩球粒陨石标准化稀土配分型式图

图中各样品号与表3-9相对应

图3-14 过渡元素球粒陨石标准化配分型式图

图3-15 亲石元素及微量元素MORB标准化配分型式图

不同岩石类型的配分型式也基本相同。大离子亲石元素的含量明显富集，而低离子位的微量元素含量明显减少或亏损，表明在亏损地幔的局部熔融过程中，由于亲石元素的不相容性而在熔体中富集，尤以Rb、Ba、Th等富集明显，相反相容程度高的元素如Yb、Sc、Cr等则主要保留在地幔岩中，因而表现为强烈亏损。由配分曲线可见大离子亲石元素的配分特征明显不及相容性较高的元素。这可能与地壳的混染及岩石的蚀变和次生改造有关，由于蚀变程度的不同而出现亲石元素含量的明显变化。相容性元素的强烈亏损，特别是Cr含量的偏低，再次表明与洋脊玄武岩的明显区别。曲线的配分型式既有岛弧型玄武岩的配分型式，也有活动板块边缘高铝玄武岩的某些特点。据微量元素Th-Hf-Ta判别图（图3-16），可见本区不同玄武岩类型的投点较集中分布于破坏性板块边缘，少部分岩石的投点落入板内碱性玄武岩区。岩石序列的成因，据La/Sn-La判别图（图3-17）表明，不同旋回的岩浆起源于源区的局部熔融，旋回内部岩石性质变异则与结晶分异有关。

综上所述，本区二叠纪火山岩以玄武岩为主，含少量偏碱性的中酸性岩。岩浆的起源主要形成于破坏性板块边缘，源于亏损地幔的局部熔融，并可能受大陆板块边缘的局部影响，岩浆的形成可能与板块边缘非典型裂谷活动有关，具多旋回性。岩石序列的形成与岩浆房的结晶分异作用有关，但分异往往不彻底，并由于后期的强烈蚀变，在一定程度上模糊了构造岩浆作用的重要特征。

图3-16 不同构造环境火山岩的Th-Hf-Ta判别图解

A—正常洋脊拉斑玄武岩；B—E型洋脊玄武岩和板内拉斑玄武岩及其分异产物；C—板内碱性玄武岩及其分异产物；D—板边岛弧玄武岩（破坏性板块边缘）及其分异产物

图3-17 La/Sn-La关系图解

（底图据Treuil，1975）

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