新近纪火山岩

火山岩地层类型有哪些？~

中国古近纪和新近纪火山岩地层大致有4个分布区带或4个类型：碰撞火山弧安山岩型、青藏玄武岩型和东亚玄武岩型，另有一种混杂堆积中的外来岩块型。
1.冈底斯—拉萨火山弧
青藏高原中南部的雅鲁藏布江缝合带北侧分布着著名的冈底斯 拉萨(或冈底斯—念青唐古拉)火山弧，代表地层是古新世至始新世的林子宗群，包括典中组、年波组和帕那组。其西段称茶里错群，记录有玄武安山岩。但该群总体为安山岩和流纹岩，总厚4000～6000m，是目前正在大力研究的斑岩铜矿带。云南渐新统砚山组夹有流纹集块岩和流纹斑岩，上新世至第四纪的腾冲火山岩为大套安山岩、英安岩和流纹岩，很可能与冈底斯带火山岩属同一性质的碰撞火山弧，但时间滞后。
2.青藏玄武岩
冈底斯 念青唐古拉以北的青藏高原大部地区，广泛发育古近纪、新近纪至近代的玄武岩系列，并常含深层地幔来源的碱性岩和超碱性岩。在上始新统至渐新统多以夹层出现，如藏北的日贡拉组、康托组，羌塘藏东的贡觉组。新近纪开始出现大套玄武岩，如中新统石坪顶组(或称鱼鳞山组—藏北)、查保马组(羌塘藏东)，厚数百米至1800m。塔里木西部始新统卡拉塔尔组下部为玄武岩。青藏的玄武岩和碱性、超碱性岩被看做地幔柱的产物。它的第一活动期为始新世晚期至中新世；再一个强烈活动期为第四纪至今(见第四纪阶段)。如前文提到，在青藏高原受南北挤压背景上产生地幔张性通道的机制只能是东西向或北西向的大型走滑断裂。它们与近南北向的轴向断裂构成共轭体系。可见青藏玄武岩期次反映了高原隆升的期次。
3.东亚玄武岩
这一类型玄武岩分布区最为广泛，北起贝加尔、远东地区，经大兴安岭、东北地区和燕山、太行山以东至华南东部和南海北部，包括台湾和东海海域。东北地区古近纪玄武岩有：辽东的古新世老虎台组橄榄玄武岩厚几十米至500m，张广才岭始新统—渐新统宝泉岭组、辽宁北部的古新统木梳屯组、下辽河古新世、始新世的房身泡组有玄武岩层。华北平原古新世—始新统孔店组和渐新统东营组见有玄武岩。长江中下游地区的古近纪玄武岩见于江汉盆地始新统荆沙组、皖南始新统照明山组、苏北始新统—渐新统三垛组。渐闽地区的始新统—渐新统长河组和台湾北港的古新统王功组也含玄武岩。珠江盆地始新统华涌组、雷琼地区始新统流沙港组和渐新统涠州组夹有玄武岩层。台湾东部始新统—渐新统毕禄山组夹变质玄武岩或安山玄武岩。总之，古近纪玄武岩虽分布较广、但大多规模有限，唯东北特别是辽东的古新世玄武岩厚度较大。
新近纪玄武岩分布最广。东北地区有大兴安岭的中新统—上新统西山组玄武岩，张广才岭的中新统—上新统船底山组橄榄玄武岩、玄武岩，下辽河地区中新世馆陶组所夹玄武岩。华北地区有燕山、太行山的中新统汉诺坝组玄武岩，内蒙古中新统二登图组所夹玄武岩，山东中新统牛山组、山旺组和上新统尧山组玄武岩。徐淮地区中新统下草湾组、上新统宿迁组以及东海中新统海龙井组和玉泉组均夹玄武岩层。南京地区中新统上—上新统方山组大部为橄榄玄武岩，中新世的雨花台组也夹玄武岩。台湾北港和澎湖地区有中新世的澎湖组和上新世至第四纪的渔翁岛组玄武岩和橄榄玄武岩；台湾中央山脉和台东中新统庐山组和都峦山组等皆含玄武岩。海南岛中新世晚期至上新世的石马村组和石门沟村组主要为橄榄玄武岩。大兴安岭和东北地区新近纪玄武岩因大面积平铺于山岭上，常称作高原玄武岩，玄武岩高原也因此得名。
东亚玄武岩的岩石圈构造背景有不同认识。有的认为是东亚地幔柱，有的认为与西太平洋边缘海的拉张有关。其实这两种认识未必不相容，西太平洋边缘海近东西向拉张伴随着近南北向大规模张性走滑运动，正是这一构造机制为地幔岩浆的溢出制造了岩石圈通道。
4.混杂堆积中的玄武岩岩块
目前仅发现于台湾。台南垦丁半岛的中新世、上新世垦丁层为混杂堆积(见前文)，其中含玄武岩和超基性岩，著名的“尖山玄武岩”是一个游览景点，有的铬尖晶石岩块被当作门前或路边的装饰物。这套白垩纪巴坦岛弧与大陆(台湾)碰撞形成的混杂堆积自然夹有玄武岩和超基性岩等洋壳残块。

中国古近纪与新近纪地层记录了一系列构造古地理事件、古气候巨变事件和生物演化事件。正是这些古环境演变事件造就了繁多的地层类型和生物群类型。择其首要者概述之。
构造古地理事件中首推特提斯的最终闭合、青藏高原早期隆升和西太平洋边缘海的开启。古气候巨变事件中首推华南在古近纪、新近纪之交由副热带干旱带向热带—亚热带的转变。
特提斯的最终闭合 在雅鲁藏布江带南、 北侧，古新世和早、 中始新世的货币虫相灰岩为晚始新世—渐新世的陆相或海陆过渡相地层取代，雅鲁藏布江带堆积了晚始新世至渐新世的大套砾岩(大竹卡组、柳区砾岩)，记录了喜马拉雅和冈底斯的第一期造山运动(白垩纪末的前造山海相磨拉石曲贝亚组见侏罗纪—白垩纪阶段叙述)。但这套磨拉石地层为红层夹煤系，所含植物化石为热带—亚热带分子，因此当时的山脉远未达到现代高度。中亚至塔里木(可能包括昆仑山)的副特提斯带，有白垩纪至始新世的海相地层，但渐新世大面积海退，塔里木只有新近纪的残留海盆的海退相地层。可见副特提斯的收缩较特提斯主带的封闭滞后了一个世的时间。
青藏高原的早期隆升 特提斯封闭的后续效应是高原的隆升。 如前述，始新世至渐新世的造山运动并未导致高原的剧烈隆升。冈底斯以北的中新世早、中期的芒乡组为含煤碎屑岩，所含植物化石以常绿阔叶树高山砾占优势，兼有针叶树和落叶树分子，仍属亚热带—暖温带植物被景观，邻近的山系不应高于1500～2000m，沉积区的海拔更低。中新世晚期的乌郁组仍含煤层，但植物孢粉组合有了变化，以松科花粉为主兼有草本植物的面貌，可能说明高原有了抬升，但该组(另名：布隆组)含三趾马动物群。这种广布于欧亚大陆中新世晚期—上新世早期的森林草原动物群也见于藏南中新世晚期—上新世的札达群砾岩。因此高原的海拔仍不会高于2000m。藏南上新世晚期的古格组虽含大量砾岩，说明山脉的新一期隆升，但所含孢粉仍有以木本阔叶树孢粉为主的组合，只能说明高原剧烈隆升的开始，但仍未形成整体数千米海拔的高原。羌塘地区中新世晚期—上新世的曲果组含厚层、巨厚层砾岩，同样说明新一期的造山运动，但所含砂质灰岩与菱铁矿都不可能是类似现代高原环境下能够形成的沉积物。总之，在古近纪和新近纪时期，高原只处于初期抬升阶段。始新世晚期—渐新世和中新世晚期至上新世的两期造山运动，可分别以磨拉石地层的所在地称作大竹卡运动和札达运动，分别表现为大竹卡组(柳区组)与白垩系的不整合、托林组与中生界的不整合。青藏高原的主要形成或隆升期在第四纪(见第四纪阶段叙述)，笔者据代表性地层———西域砾岩(黄汲清等，1947)称其为西域运动，分为更新世早期之末，更新世中期和更新世晚期三期。其中更新世早期之末的一期是高原形成的决定性阶段，对应于华北地区的“三门运动”。在高原内部，高原最终形成的标志是高原内流水系和高原湖泊系统的整体形成以及高寒干旱地层和生物群的形成；在高原周边，其标志是黄河、长江等东流水系的形成和相关阶地沉积物的出现以及广湖相沉积的大规模收缩。在青藏高原隆升进程中，还存在一种消解南北挤压应力的岩石圈断裂机制。冈底斯 念青唐古拉白垩纪—始新世安山岩岩浆弧结束发育以后，藏北至羌塘广泛发育了渐新世以来的玄武岩、碱性粗面岩、白榴石响岩等火山岩，直至近代仍在活动。据天然地震探测，藏北羌塘的百千米之下存在庞大的高热SN区，这应该是渐新世以来火山活动的物源体。这些玄武岩、碱性与超碱性岩浆无疑来源于地幔，它们的溢出明显受控于近东西向、北西向的张性为主的滑动断裂，至今昆仑的地震活动受控于张性为主的走滑断裂便是明证。这些近东西向走滑断裂系无疑大量消解了南北向的挤压应力。藏北羌塘地区地幔岩溢出的高峰期在中新世，代表地层是石坪顶组(鱼鳞山组)和查保马组，全部为火山岩层，分别厚数百米至1800m。上新世、第四纪至近代仍持续有火山活动，但远未达到中新世的规模。可以认为，喜马拉雅在中新世的强烈隆升并未导致藏北羌塘地区高原腹地的强烈隆升，其原因很可能是大规模近东西向走滑活动对南北向挤压应力的消解。上新世、第四纪以来高原进入强烈隆升期，但与张性断裂有关的火山活动和地震活动相对减弱。古磁的位移测定数据表明(滕志宏等，1996；邓秀琴等，1998；王弭力等，2001)，上新世以来塔里木向北移动了1500 km，自1.20ma以来向北移动了657 km，与此相应的是塔里木上新世至第四纪早、中期地层的多次褶皱或不整合。可以设想，我们正处于一个高原剧烈隆升期或南北挤压应力的聚集期，也许一个大规模张性走滑断裂活动期和火山猛烈喷发期将会到来，就如中新世的形势那样。
西太平洋边缘海的拉张：晚三叠世、早侏罗世海相层见于粤、湘、赣地区，早白垩世晚期海相层见于台湾北港地区，但皆不是现代西太平洋边缘广海盆地。古新世、始新世时，东海南部、台湾全岛包括北港、澎湖地区出现广海型海相层，南海该期海相层尚未探明。渐新世，特别是中新世开始，南海、珠江口外、雷琼地区、台湾出现深海盆地。台湾出现的陆坡至海沟的复杂地层类型，包括中新世、上新世的深海混杂堆积，与马尼拉海沟的发育相一致。东海在渐新世海退之后，出现中新世海相层，但以陆相—滨海相为主；上新世广海形成，其中冲绳海槽拉张为深海环境。日本海的形成大致与东海同步。边缘海的打开导致了陆区盆地海源化石层的发育，其中广东三水—茂名盆地与苏北盆地古新世有孔虫、江汉始新世—渐新世有孔虫、华北平原始新统沙河街组有孔虫及钙质超微化石、华北苏北上新世至第四纪的有孔虫和钙质超微化石即是确证。但这些海源化石层与广海生物化石的联系或传播方式还无定论。
华南在古近纪—新近纪之交由副热带干旱带转变为热带—亚热带潮气候带：侏罗纪与白垩纪时期，我国存在一个华南—西北副热带干旱带，这一东南—西北斜向干旱带的区域分布在古近纪时没有发生明显变化，其地层特征是广泛发育的红层。由中新世开始，该气候带解体并发生两极分化：西北区向温带森林草原、疏林草原和荒漠化发展，而华南转变为热带—亚热带潮湿带。西北地区的中新统、上新统，尤其是中新统中部开始已见大量黄土状堆积，而华南从中新统下部开始广泛发育灰绿色湖相层和相间的红土状堆积，与现代华南的气候和沉积特征很相似。根据目前已积累的亚洲地质资料判断，华南由古近纪副热带干旱带转变为新近纪的热带—亚热带潮湿带应与南海在渐新世和中新世拉张为深海环境的“暖池”和北赤道暖流北折形成的黑潮暖流有关，华南的东南季风体系就是在这一背景上形成的。但西北地区气候带的转变需寻求另外解释：塔里木向北的大幅度移动已为该地的上新世—第四纪古磁测距结果所证实，上新世以来北移幅度为1500 km以上(见前文)，这与古近纪副热带红层指示的中低纬度相符，并有新生代地层的褶皱和断裂的强烈表现相佐证。新近纪特别是上新世以来塔里木的北移与高原的强烈隆升相伴随，这是西北地区新近纪以来转变为温带草原和荒漠的构造古地理动因。

新近纪青藏高原开始形成，其内部及周边发生了一系列的不同地质效应。在青藏高原北部发育一系列以逆冲推覆构造为代表的大规模陆内俯冲，大陆岩石圈加厚。同时有大量的板内陆相火山岩，通过对这些火山岩地质的研究，可以进一步揭示青藏高原的隆升机制、深部地壳结构等信息。

图3-29 三叠纪火山岩形成的构造模式图

(一)火山岩的基本特征

新近纪上新世石坪顶组(N₂s)火山岩主要分布在调查区北部的八道沟、石坪顶、沉鱼湖、锯齿崖等地，另外有少量火山岩零星分布在四道沟口、星集滩、五角台等地。大地构造位置属于可可西里-巴颜喀拉地块。火山岩呈面状，喷发不整合于下伏巴颜喀拉山群、中二叠统黄羊岭组(P₂h)及新近纪中新世唢呐湖组(N₁s)地层之上，火山岩的出露面积较大，多分布于叠瓦状逆冲断层通过处，断层多隐伏在第四纪冲洪积物及火山岩之下，这些断裂可能是火山岩岩浆的上升通道。火山岩均以陆相面式溢流相产出，未见火山口及火山爆发相产物，火山岩产状水平或近水平，厚度一般在42.5～63.05m之间，厚度横向延伸较稳定，应是在火山岩浆平静溢出后，快速流动形成的结果。

新近纪火山岩区在地貌上特征较独特，总体上为一火山熔岩台地，台地海拔在5000m左右，地势较为平坦，由于局部剥蚀切割作用，完整台地又被分割成多个小的熔岩平台，台地边缘常形成陡崖，地貌上形似“帽子山”(图3-30;彩色图版4-1，4-2)。在沉鱼湖地区测制了新近纪35号火山剖面，剖面(图3-31)如下:

剖面中火山岩厚63.05m，共分4层，由两种岩性构成，分别为灰黑色气孔状粗面安山岩和浅褐黑色含气孔粗面安山岩。浅褐黑色含气孔粗面安山岩;彩色图版4-3，4-4)气孔大小一般在0.2mm×0.5mm～5mm×12mm之间，略具定向排列，多数气孔呈扁豆状，少数为浑圆状，气孔含量约占5%;灰黑色气孔状粗面安山岩(彩色图版4-5，4-6)气孔大小一般在0.1mm×0.2mm～8.5mm×4.0mm之间，排列具定向，气孔含量占30%～40%，多数气孔呈次圆状，少数为不规则状，个别气孔被无色石英或白色碳酸盐充填。

从该喷发韵律柱状图(图3-32)看，火山岩岩性相似，在颜色上有明显差异，均为喷溢相，有两个喷发次，组成一个喷发韵律。每次喷发的早期火山岩气孔含量少，到后期火山岩浆中残留大量的气液，形成的火山岩气孔明显增多。

(二)岩石化学特征

上新世石坪顶组火山岩所采样品的岩石化学分析成果如表3-20所列。

图3-30 沉鱼湖西南新近纪火山岩地貌图

图3-31 沉鱼湖西南新近纪火山岩(P35号剖面)剖面图

图3-32 新生代火山岩喷发韵律柱状图

1.岩石化学命名

上新世石坪顶组火山岩岩石化学分析成果在1989年国际地科联推荐的TAS图中(图3-33)投点，其投点结果为:绝大多数火山岩投在粗面安山岩区，极少量投在靠近粗面安山岩区的粗面岩区。以上投点结果与镜下定名基本吻合。

2.火山岩系列类型确定

1)上新世石坪顶组火山岩的里特曼碱度组合指数(σ)在3.51～4.96之间，大于3.3，平均值为4.14。根据里特曼碱度组合指数(σ)及K₂O大于Na₂O的特征，确定石坪顶组火山岩为弱地中海型。

2)上新世石坪顶组火山岩K₂O/Na₂O比值变化范围不大，在1.22～1.44之间，平均为1.30，为钾质类型。

表3-20 新近纪火山岩岩石化学分析原始数据表

注:由新疆地矿局第一区域地质调查大队实验室测试;(SiO₂)，(TiO₂)等是经烧失量、Fe校正后的值，平均值为校正后的平均值。

图3-33石坪顶组(N₂s)火山岩TAS命名图解(底图据M.T.LeBas等，1986;IVGS，1989)

3)石坪顶组火山岩的铝饱和系数(A/NKC)变化不大，在0.65～0.82之间，均小于1，为正常类型。

4)利用硅碱图(图3-34)投点，石坪顶组火山岩样品绝大多数落在碱性岩区，极个别落在靠近碱性与亚碱性界线的亚碱性岩区，以上火山岩投点结果表明，与特曼碱度组合指数(σ)所反映火山岩的特征基本一致，上新世石坪顶组火山岩为碱性系列火山岩。

图3-34 石坪顶组(N₂s)火山岩硅-碱图解(底图据T.N.Irvine，1971)

火山岩化学成分根据钾和钠含量的相对大小，可以划分为钠质类型和钾质类型，以Na₂O－2≥K₂O为钠质类型，Na₂O－2≤K₂O为钾质类型定义区分，该组火山岩均属于钾质类型。上新世石坪顶组火山岩在An-Ab'-Or图解(图3-35)中投点，其结果也属于钾质类型。

图3-35 石坪顶组火山岩An'-Ab-Or图(底图据T.N.Irvine，1971)

综上所述，调查区新近纪上新世石坪顶组火山岩为弱地中海型的钾质碱性系列火山岩。

3.CIPW标准矿物计算

新近纪上新世石坪顶组火山岩岩石化学主要特征值及CIPW标准矿物分析成果见表3-21、表3-22。

火山岩的石英(Q)含量在6.06%～13.97%之间，均小于20%，因而岩石化学定名中将石英(Q)含量6.06%＜Q＜20%的岩石定为粗面安山岩或粗面岩，是较为正确的。由标准矿物计算结果得出的岩浆分异指数DI=Q+Or+Ab平均值分别在66.21～76.77之间，反映分异程度相对较高。

(三)地球化学特征

1.稀土元素特征

从稀土元素含量及主要特征值表(表3-23，3-24)和稀土元素球粒陨石标准化配分型式图(图3-36)中可以看出上新世石坪顶组火山岩有如下特征:

图3-36 岗扎日新近纪火山岩稀土元素标准化配分型式图

1)上新世石坪顶组火山岩稀土元素总量较高，在672.13×10^－6～934.06×10^－6之间，平均值为868.41×10^－6。

2)轻稀土总量(∑LREE)在631.25×10^－6～882.55×10^－6之间，平均值为822.71×10^－6。重稀土总量(∑HREE)在40.17×10^－6～51.51×10^－6之间，平均值为45.70×10^－6。轻重稀土总量比值(∑LREE/∑HREE)在15.44～19.53之间，平均值为17.96。以上特征值表明调查区新近纪上新世石坪顶组火山岩具轻稀土富集，重稀土亏损的特点。

表3 -21 新近纪火山岩岩石化学主要特征值表

注·氧化物含量单位为%。里特曼指数σ= (Na₂0 + K₂0)²/( Si0₂-43);碱度率AR = (A1₂0 ₃ + CaO + Na₂0 + K₂0)/[ Al₂0 ₃ + CaO -(Na₂0+K₂0)]; 铝饱和系数AINKC = A1₂0 ₃/( Na₂0 + K₂0 +CaO) ，分子数比;分异指数DI = Q + Or+ 的+ Ne + Lc + Kp; 固结指数SI = MgO x 100 ( MgO + FeO + Fe₂0₃ + Na₂0 + K₂0) ，长英指数FL = 100 (Na₂ 0 + K₂ 0) I ( Na₂0 + K₂0 + CaO) ，续铁指数MF = 100(Fe₂0₃ +FeO)/(Fe₂0₃ +FeO+MgO); 戈廷里指数7=( AI₂0₃-Na₂0)/Ti0₂; 拉森指数LI = [( Si0₂/3) + K₂ 0] 一(CaO + MgO + FeO +0. 9Fe₂0₃ + MnO) 。

表3 -22 新近纪火山岩岩石CIPW 标准矿物表

表3 -23 新近纪火山岩岩石稀土元素含量表

注·由武汉综合岩矿测试中心测试;标准化值采用Leedy 球粒陨石数据， 1973 0

表3 -24 新近纪火山岩岩石稀土元素主要特征值表

表3 -25 新近纪火山岩岩石微量元素含量表

注.由武汉综合岩矿测试中心测试，标准化值采用Leedy 球粒陨石数据， 1973 0

表3 -26 新近纪火山岩岩石微量元素主要特征值表

3)从稀土元素球粒陨石标准化配分曲线图上看，石坪顶组火山岩配分曲线重合性较高，说明它们基本上是同源的，为轻稀土富集重稀土亏损的高角度右倾型曲线。

4)(La/Yb)_N比值在71.86～127.12之间，平均值为102.55;(La/Sm)_N比值在5.83～7.17之间，平均值为6.59;(Gd/Yb)_N比值在5.07～7.61之间，平均值为6.73表明石坪顶组火山岩轻、重稀土分馏程度均较高，且重稀土分馏程度相对轻稀土要稍高一点。

5)火山岩δEu值在0.75～0.78之间，平均值为0.77，为负铕异常，属铕亏损型，表明熔浆结晶分离程度良好。

6)δCe值为0.89～0.94之间，平均为0.92，火山岩δCe值均小于1，但接近1，具铈的弱负异常，铈亏损型，说明其处于弱氧化环境。

2.微量元素特征

从微量元素含量及主要特征值表(表3-25，3-26)和微量元素原始地幔标准化比值蛛网图(图3-37)中可以看出新近纪上新世石坪顶组火山岩有如下特征。

图3-37石坪顶组火山岩微量元素标准化比值蛛网图

1)石坪顶组火山岩微量元素原始地幔标准化比值蛛网图中，模式曲线的相似性较明显

(个别除外)，它们都有突出的U，La，Nd的异常峰值和Nb，Sr，P，Ti的亏损特征，只是富集和亏损的程度不尽相同而已，大离子亲石元素均为富集型。

2)石坪顶组火山岩(Rb/Yb)_N比值除一个极大外，其他在23.51～40.16之间，平均值为30.52，远远大于1，为强不相容元素富集型式。(2Ti/Sm)_N，2P_N/(Nd+Hf)_N比值分别在0.14～0.16，0.01～0.41之间，平均值分别为0.16，0.33，均小于1，为亏损地幔，地壳物质为主。

3)K_N/(Ta+La)_N，2Nb_N/(K+La)_N比值分别在0.02～0.71，0.01～0.16之间，平均值分别为0.46，0.13，均小于1，说明与消减作用无关。钾、铌有不同程度的亏损，说明岩石与消减作用无关、地壳物质成分较高。

4)Sr_N/(Ce+Nd)_N比值在0.14～0.20之间，平均值小于1，为强蚀变、抗交代能力弱、与消减作用无关的岩石。2Th_N/(Rb+K)_N比值在1.07～2.18之间，均大于1。

新近纪上新世石坪顶组火山岩与地幔岩有如此巨大的差异，间接说明火山岩岩浆不可能直接来源于地幔或从地幔岩浆中分离结晶产生，岩浆来源应是地壳物质通过部分熔融产生。

3.Sr，Nd同位素特征

新近纪火山岩锶、铷同位素特征极为相似，其测试结果见表3-27。

表3-27 新近纪石坪顶组火山岩Sr和Nd同位素特征表

注:由湖北宜昌地质矿产研究所测试。

⁸⁷Sr/⁸⁶Sr比值介于0.708460～0.708974之间，需要指出的是，表中的同位素比值均未作时代校正，是实际的测定值，这是因为本调查区的新生代火山岩时代很新，经过时代校正的值与实测值相差很小，其差值均在分析的误差范围之内，因此将实测值作为初始值看待。εSr值是火山岩的Sr同位素比值与标准样品的该比值的偏差，εSr愈大表明样品的初始比值愈大，偏离标准样品的初始值愈明显。本书选择玄武岩球粒陨石(7个平均)的Sr同位素初始值代表标准样品的Sr同位素初始值(0.698990±0.000047)。εSr计算公式为:

中华人民共和国区域地质调查报告. 玛尔盖茶卡幅( I45C 001002) : 比例尺1∶250 000

调查区新近纪火山岩的εSr值介于130.50～151.25之间。

¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值介于0.512342～0.512367之间，与上述同样的原因，对其比值未进行年代学的校正。εNd是一个十分重要的参数，计算公式为:

中华人民共和国区域地质调查报告. 玛尔盖茶卡幅( I45C 001002) : 比例尺1∶250 000

εNd代表了样品中的Nd的初始值对球粒陨石均一同位素储集层(Chondriteuniformreservoir)的偏差。地球的Nd同位素均一同位素储集层是用Juvinas球粒陨石来代表的，其¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值为0.512638或0.511836，本书采用前者。调查区的新生代火山岩εNd值介于－6.53～－7.80。Sr和Nd同位素成果反映新生代火山岩为锶含量中等(低铷)、钕含量普遍较低，εNd值均＜0，说明岩石源区地壳物质成分较高。

Sr，Nd同位素比值范围较集中，表明新近纪火山岩为同一源区。将调查区火山岩的Sr，Nd同位素成分投影在图3-38中，主要特征是，首先所有点较集中，表明新生代火山岩的岩浆来源具有相似的构造环境;第二，所有点都分布在地幔主趋势线(Mantle Array)的右侧并远离地幔主趋势线;第三，Hart(1984)鉴别出4种具有不同同位素特征的地幔端员;即亏损型地幔(DMM)、富集Ⅰ型地幔(EMⅠ)、富集Ⅱ型地幔(EMⅡ)和异常高²³⁸U/²⁰⁴Pb型地幔(HIMU)。其中DMM为MORB的源区(亏损型);对富集Ⅰ型地幔(EMⅠ)的成因不同学者有不同的理解，有人认为可能是受到软流圈流体作用交代的地幔(Hart等1986)，也有的主张可能是在智利型俯冲带下插的大洋壳并遭到构造剥蚀作用形成的(A.P.Dickin，1995)，它最显著的特点是在4种地幔类型中最接近于全球的同位素组成;EMⅡ被普遍认为是俯冲和再循环的大陆壳物质与地幔岩发生混合作用的产物;HIMU型地幔可能代表古老的变质洋壳。调查区新生代火山岩均投到了富集Ⅱ型地幔(EMⅡ)区，表明它们的源区一种可能是在青藏高原隆升过程中大陆壳物质通过陆内俯冲作用进入地幔，与地幔岩发生混合作用形成火山岩的岩浆来源;另一种可能是陆壳基地的重熔形成火山岩的岩浆来源。通过火山岩的区域对比以及结合调查区的大地构造环境我们认为调查区的新生代火山岩岩浆来源于前一种原因。

图3-38 石坪顶组(N₂s)火山岩Sr，Nd同位素成分投影图

(四)火山岩的形成时代和环境

1.形成时代

从石坪顶组火山岩的野外特征来看，该组保留有较好的熔岩台地地貌，无变形现象，产状近于水平，不整合于中新世唢呐湖组(N₁s)之上，它的形成时代应较新。我们在锯齿崖、石坪顶、沉鱼湖南、星集滩等地的火山岩中取样，用全岩K-Ar法测年，结果为12.7Ma，16.3Ma，9.12Ma，9.68Ma(表3-28)。邓万明在调查区东侧的向阳湖岩区亦用K-Ar法测年得到平均7.50Ma的结果。从以上的结果看，火山岩的形成时代应为新近纪中新世末期至上新世。

表3-28 新近纪石坪顶组火山岩钾氩同位素年龄测定结果表

注:由湖北宜昌地质矿产研究所测试。

2.形成环境

以常量元素的分析结果对火山岩形成的构造环境进行了初步鉴别(lgτ-lgσ图解，据A.Rittmann，1970)，其中τ=(Al₂O₃－Na₂O)/TiO₂，σ=(Na₂O+K₂O)²/(SiO₂－43)。在图解(图3-39)中，火山岩投点落在三区交界处及其附近，总体应是挤压构造环境。K₂O/Na₂O大于0.60，说明了火山岩地壳成熟度较高。

图3-39 石坪顶组(N₂s)火山岩lgτ-lgσ图解(底图据A.Rittmann，1970)

综上所述，我们认为新生代火山岩的形成时代与青藏高原发生的大规模强烈隆升开始时期基本吻合，是高原隆升造成地壳深部的地质变化的结果。火山岩属于板内造山晚期演化的火山岩类型，火山岩的形成是由于陆内俯冲消减引起地壳物质与地幔物质在“壳-幔过渡带”发生混合熔融形成火山岩岩浆，即是俯冲和再循环的大陆壳物质与地幔岩发生混合作用的产物。岩浆沿区域性大断裂发生喷溢形成熔岩台地，这是青藏高原隆升过程中岩石圈变形与演化的结果。

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