新英格蘭南東納拉干西特盆地的火山巖——巖石學及盆地早期形成的意義

1、ri.mact.ri3新港火山巖韋娼蘇塔 斯賓寒丘 藍丘 林恩/馬特潘 納拉干西特盆地 e3波斯頓盆地圖1新英格蘭南東阿瓦隊帶的廣義地質圖.表樂納拉干西特盆地和韋姆蘇塔火山巖組合（wvs） 的位譽.也表示布迪斷x （bbf）、菜克育斷層（lcf）和希望谷剪切帶（hvsz） 新英格蘭南東納拉干西特盆地的火山巖一一巖石學及盆地早期形成的意義原著：安東瑪利亞羅徳甜大學地質科學系譯者：王立群摘要：納拉干西特盆地的北西角發(fā)育的一套火山巖至少包括四種玄武巖流、兩種流紋巖流和 與之相關的火山碎屑巖。該火山巖在韋姆蘇塔組的底部與非海相的沉積巖互層，直到現在為 止，仍然認為其地質年代屬于賓夕法尼亞期，根據u/p

2、b地質年代學資料，報告其中流紋巖 的年代大約為373ma （thompson等，1999）。玄武巖的厚度一般在12米厚，其中含有枕 狀熔巖和沉積巖墻，以及熔巖和沉積巖的混合成分。兩種較年輕的熔巖流具有單斜輝石形成 的間粒結構并含有斜長石斑晶以及在具有交織結構的基質小存在橄欖石的假彖，兩種較老的 熔巖流相似，但是不含有輝石成分。流紋巖流的厚度從3到20米，表現有亞水平的石英縫 合線，該石英縫合線表示冷卻裂隙或者是選擇性地充填有晚期石英的氣孔帶。兩種流紋巖流 都在含有殘余珍珠特征的花斑狀結構的脫?；|中含有歪長石的斑晶。在一層流紋巖流之下 的火山碎屑堆積物的識別表明火山爆發(fā)活動超過噴發(fā)活動。主要的

3、和痕量的元素指示出火山 巖是中堿性，而且，地球化學的趨勢表明玄武巖和流紋巖由不同源的部分熔融形成，遵循有 限的結晶分異。從早期盆地沉積物質的顯著缺乏來說，火山巖反映與納拉干西特盆地的形成 相關的斷裂事件。盡管在賓夕法尼亞期之前盆地的活動是明顯的，但是裂谷事件是否與整個 古生代期間發(fā)育的 擴展環(huán)境相關還不 清楚，在阿瓦隆帶的 這一部分產生明顯 的堿性深層作用。與 加拿大濱海盆地的 泥盆石炭紀的雙峰 機制相似表明它們 可能有相似的成因。 簡介：一套火山巖位 于馬薩諸塞州的阿 特爾伯勒，納拉干西 特盆地的北西角。除 了沿著盆地北部邊 緣和北東部邊緣的 兩套孤立的前寒武 系單元外，這些巖石 都是納拉干

4、西特盆 地的火山巖。盡管南 阿特爾伯勒的火山 巖在兒乎一個世紀 之前就被注意，但是 它們從來沒有被詳 細地成圖。自那以后，單元的數量、該巖石的組成特征，甚至是它們的名稱，叫做巖丘、巖墻還是熔巖流，一 直是一個爭論的問題。作為目前工作的成果，南阿特爾伯勒的組合是由鐵鎂質和長英質熔巖流組成并與火山碎 屑巖相關這一點是清楚的。盡管在新英格蘭南東火成巖具有廣泛的可變性，但是玄武巖和流 紋巖的雙峰組合在局部是明顯的。鐵鎂質和長英質的火山巖也僅發(fā)現在納拉干西特盆地的北 部，該盆地位于馬薩諸塞州的諾福克盆地z內。在馬薩諸塞州的地質圖上，諾?？伺璧氐幕?山巖和南阿特爾伯勒火山巖都被命名為韋姆蘇塔火山巖，這是因

5、為它們賦存于韋姆蘇塔組地 層中。但是，本文沒有處理諾福克盆地的巖層，命名為韋姆蘇塔的火山巖明確地說指的是南在b、c盤位置下覆四套分散的、薄層的玄武質熔巖流。在a盤內.頂部流紋巖也下覆四套玄武質 熔巖流，但是，冊套較z的玄武巖層被上在。在c、d盤內，較洶的波紋巖流夾莊刪層玄武巖z間 .1"號表示文中描述的位賈.阿特爾伯勒組合。本文研究的主 要目的是分析韋姆 蘇塔火山巖的特征, 以便在長吋間持續(xù) 的和變化的新英格 蘭南東的地質歷史 屮確定它們的位置。 這種雙峰式火山巖 組合的巖石學特征 為典型的擴張斷裂 火山作用機制，本文 闡明了該區(qū)域的阿 瓦隆巖層的構造歷 史?；鹕綆r的意義因 它們是新

6、英格蘭南 東已知僅存的這種 火山機制而變得增 加。來自于深層的韋 姆蘇塔火山巖的強 有力證據表明在整 個古生代新英格蘭 南東地區(qū)廣泛發(fā)育 長期的、間歇性的擴 張構造運動，并且該 火山巖可能代表這 一時期的高峰。另外，因為火山巖表現出與納拉干西特盆地古老沉積巖為同一時代的產物，所以它們的成因很可能與盆地形成相關的裂谷構造運動有關。關于盆地形成的年代信息已經由韋姆蘇塔流紋巖的放射性年代數據所提供。但是，所報告的大約373ma的年齡數據相比于納拉干西特盆地 的已經認可的巖石年齡較老，因此而產生了關于盆地歷史的新的問題。地質概況：新英格蘭南東地區(qū)的阿瓦隆帶構成阿帕拉奇亞山脈的東翼，含有年齡范闈從晚元古

7、代到 二疊紀的多種火成巖混合物。納拉干西特盆地位于希望谷剪切帶的東部（圖1）,在艾斯蒙徳-戴徳姆基底之內。盡管該基底主要為深成巖，但是就目前來說經常發(fā)現火山巖與該深層 巖組合存在聯(lián)系。埃德蒙德戴德姆基底的巖石記錄了一種變化的構造歷史。在晚元古代，鈣堿性的巖石 形成于板塊的收斂、地殼厚度增加和大陸增生時期。與戴德姆深成巖組合相關的馬特潘和林 恩火山巖是這種鈣堿性巖相的晚元古代地層的代表。遍及古生代的大部分，堿性和過堿性的 深成巖間斷地形成，表明它們處于擴展的構造環(huán)境。斯賓塞丘火山巖與泥盆紀的斯基尤特深 成巖組合相關，是該堿性巖漿作用的實例。韋姆蘇塔火山巖顯現出它是這種長期的、間歇性ab圖3顯微照

8、片：(a)玄武巖的氈狀結構特征.視野寬度是2.(b)珍珠結構的流紋巖基質.盡管珍珠縫由細粒的不透明物質所充填，但是在多數實例中，結構更梢細，在基質中廣泛存在斑點.視野寬度為2.4mm(c)凝灰?guī)r中的脫?；Ｐ?比儻尺為200微米.(d)可能的堆積成因火山凝灰?guī)r.球形體是由純石英和纖維狀玉曲外殼組成，含有從多邊形到細粒的玉魅核.占巖石的60 70%,比例尺是400微米.的擴展階段的最后事件。在二聲紀，在阿勒格尼造山運動期間，從擴展運動切換到了壓縮構 造運動中，形成過鋁質到偏鋁質，s型的花崗巖。納拉干西特盆地主要由非海相組成。納拉干西特灣群的碎屑沉積巖不整合地覆蓋在埃徳 蒙德戴德姆地層的晚元古代基

9、底之上。覆蓋在龐德威爾底礫巖之上的韋姆蘇塔組地層僅僅 是納拉干西特灣群的組成部分，含有火山巖。韋姆蘇塔組主要由非海相的礫巖和細粒碎屑巖 組成，為河道、點沙壩和洪泛平原沉積物，其估計的厚度為595米。納拉干西特盆地的變質沉積巖的變形屬于阿勒格尼造山運動。在盆地的南部，巖層是多 邊形態(tài)的變形并且變質程度為硅線石級。在盆地的北部，造山運動的效果減弱。在火山巖的 附近，韋姆蘇塔組地層發(fā)生褶皺、形成頁理并且逐漸地減弱為淺變質帶級，相當于沸石到淺 綠片巖相。之后，破碎變形形成高角度的、標準的斷層和走滑斷層。盡管某些火山巖展現出 巖漿作用后期的變化，但是并沒有變質作用的指示。韋姆蘇塔火山巖的年代一一納拉干西

10、特盆地的地質年齡長時間被認為屬于中到晩賓夕 法尼亞期。石炭紀的年齡主要是根據發(fā)現于羅徳島組的植物化石所判定的，該組地層位于韋 姆蘇塔組之上。韋姆蘇塔組的地質年代被解釋為維斯法期，這是根據該組上部的化石控制所 判定的。但是，在含有火山巖的韋姆蘇塔組的下部或者位于龐德威爾底礫巖之上的部分，很 明顯不存在控制年代的化石。在龐德威爾發(fā)現的化石實際上位于諾福克盆地。大約373百萬 年的晚泥盆紀地質年齡目前被認為是韋姆蘇塔火山巖組合的上部流紋質熔巖流的年代。這個 結果是三塊鉆石樣品中，兩塊樣品進行整合分析所得到的207pb/206pb的加權平均值。這是首 個在納拉干西特盆地之內比賓夕法尼亞期老的巖層的直接

11、證據，并表示比先前的認識，盆地的記錄具有漫反的地質歷史。在測年的流紋巖和上覆的含化石韋姆蘇塔組之間60my的差異 表明存在不整合間斷或者可能是未確認的斷層。構造關系：研究區(qū)的地質圖表示與韋姆蘇塔組的碎屑沉積巖互層的玄武質和流紋質熔巖流呈整合表1韋姆蘇塔組火山巖虹元的主要元素和痕st元素流紋巖r3r8r19ar-19br-26r-27r-28r29r-36tt-37r39r44r51主要氧化物(wt%)sio,73.2973.8270.5176.8073.9072.7674.2173.2072.9473.0575.8873.2075.85tioj0.540.500.610.500.470.520

12、370.550.460.520.490.540.53ai2o313.2812.9815.11il7313.5413.5412.8413.3113.6013.4212.8713.4013.10fcjoxt)2.592.353.172.062.612.532.372.382.552.542.542.602.59mno020.120j50.090.130.1206030l0.110.120.11mgo0.210.06000.570.280.210.330.190.020.200.440.290.10cao0.540.660.840.990.750.81l470.630.480.45330.731.5

13、1na2o4.914.147.253.894.884.14474.203.883.514.304.606.27k2o3.664.231.061.904.434.103.784.205.065.500.603.760.55po0.060.050.070.070.060.050.050,070,090.050.070.070.05total99.2098.9198.879&60101.0598.7899.7598.8699.1999.35100.5099.31100.66fco (c)0.490.310.950.050.580.460.450300.530.470.490.500.50fc

14、o (m)0j9ndndnd0409ndnd0.91nd0360.21nd痕星元素(ppm)rb86109348298827192121136359816sr4672301282651041169169522607104221y79749075817971797979698177zr610579688572616623544629607613642633602nb52505849545346545254515551ba390577316463531606673588614534182467139la839511385999379948886879482ce1611571851501631611

15、50164163164158177155zn135115129122132125144110124137131143108cipw標準q28.7531.5721.6743.6526.2630.4131.6330.6729.4929.8040.8929,5833.62or21.6325.006.2611.2326.1824.2322.3424.8229.9032.503.5522.223.25ab41.5535.0361.3532.9241.2935.0335.2935.5432.8329.7036.3938.9253.06an2.292.953.712.451.963.695.152.671.

16、791.9114.053.16538c0.400.510.681.640,000.940.000.881.080.990.000.600.00di0,000.000.000.001.170.001.530.000.000.000.860.001.03hy2.0()1.492.142.471.731.981.691.781.601.952.292.201.18mt1.251.l31.530.991.261.221.141.231.231.231.261.25111.030.95160.95o.«9().990.701.040.870.990.931.03l0iap0.140.12060

17、.16040.120.120602102060j60d2的向斜褶皺層序。通常情況下透鏡狀的火山巖地層單元或者沿著走向尖滅或者被北東傾向 的、高角度的斷層所消截。然而，連續(xù)的地層被保留在本地，表明至少存在兩個不連續(xù)的流 紋巖層和四個玄武質單元。玄武質熔巖流沿著大約9km長的鏈狀露頭延伸，流紋巖流延伸 了大約5.5km。在1-295 (圖2,點1和點2)北部的流紋巖墻展現出明顯的熔巖流帶，可能 表示對地表熔巖流的殘余供給源?；鹕剿樾紟r堆積物被發(fā)現在年輕流紋巖流的附近。但是, 因為火山碎屑巖在沒有薄片幫助的情況下難于鑒定，所以它們的整個范圍還沒有被確定。在大多數位置，熔巖流由相對薄的沉積巖層所分隔。

18、在互層的礫巖剖面屮，玄武巖和流 紋巖的碎屑證明沉積巖和火山巖巖層之問存在密切的關系。但是，熔巖流單元之間的直接接 觸出露在某些位置。在點7處（圖2）,玄武質熔巖流直接地位于另一些熔巖流之上，在表 示底部熔巖流巖層頂部的露頭中部的附近，存在含氣孔狀構造的地層。進一步向南，該熔巖 流分叉，可能是由于在堆積位置的原始地面為波狀起伏的地形所致。在位置8處的玄武質熔 巖流表現岀相似的并列特征。在位置6,流紋巖被發(fā)現直接與玄武巖接觸。玄武質熔巖流一般為1到2米厚（局部達到6米），且表現出少量的侵蝕痕跡，表明其表1 （續(xù)）b-7bb-7c無輝石玄武巖r-41b-54b-55輝石玄武巖b-10b31&

19、32b-34b35pb-1pb-7a主要氧化物（毗sio244.6844.8345.8247.5447.4549.3146.9747.1346.6046.6150.3848.80tioj4.555.224314.254.244.004,094.204303.994.474.84ahoj14.6114.6315.8516,4815.8516.66163215.9317.2015.6813.4714.06fco(t)15&17.2317.9214.3615.8311.3215.3216.5016.1417.8214.8515.01mno050j00.320300.260270,250230

20、90.200.250.22mgo6.336.446.986.775.815.836.446.20504.854.714.51cao10.096.684375.504.015.7】4.514.565.564.817.566.92najo0.612.813.913.445353.984.174.33393.853.504.13k2o2.451.170.561.500.270.570.450261.2110.180.46po1.401.420.940.910.880.820.870.890.930.89l27l37total100.49100.73100.9810l0599.959&4799

21、39100.23100.4299.8110(16410032feo (c)8.619.4610.907.759.085.248.769.7293011.107.997.80feo (m)ndnd10.155.436.76nd7.26ndndnd8.25ndmg#56.7254.8253.3060.8953.2866.4856.7253.2049.4343.7851.2450.75痕st元素（ppm）rb673218527251383034617sr83309366448598510556456326657564655y354135373534373438683642zr231260292292

22、297270288292306312230258nb303434333330333336352932ba4562852444733122301912484435401262601-a324539264140383434354441ce758476667671767175757381zn196191169161147141151152188152157168cipw標準q5.402.390.000.005.371.831.433.990.5610.296.14or14.486.913.318.861.603.372.661.54756.561.062.72ab5623.7833.0929.114

23、5.2733.6835.2936.6426.9932.5829,6234.95an29.8923.8515.5421.3422.9716.6916.8121.5118,0520.5118.47c0.0()0.00321.381.571.082.862372.761.530.000.00di8.760.010.000.000.000.000.000.000.000.006.925.45hy15.1919.7925.5619.8812.9514.522l2i22.071&252l7011.2710.17010.000.000370.004.990.000,000.000,000.000.0

24、00.00mt8.779.748.428.34&32678.108.268.417.96&669.19ii&649.9189&078.057.607.777.988.177.588.499.19hem0.000.000.000.000.001.240.000.000.000.000.000.00ap3.243.2928212.04l902.022.06252.062.943.17迅速地埋藏。在熔巖流的底部出現與松散的沉積物混合的跡象，沉積巖墻為兒厘米到十兒厘 米厚，通常切割玄武巖，指示沉積作用和火山作用的同吋性。在沉積巖墻中的肉眼可見的流 紋層方向與從下部上涌的

25、方向一致。玄武巖的上部接觸面沒有表現出與沉積巖相互作用的特 征，但是一般具有較高的氣孔含量。枕狀構造在局部出現。所有這些特征表明玄武巖單元為 熔巖流成因并且與巖丘的早期特征不一致。像玄武巖一樣，流紋質熔巖流一般情況下保存完好。但是，因為在上覆礫巖中流紋質碎表1 （續(xù)）輝石玄武巖火山碎屑巖pb41pb-12pb-17pb-30pb-3«pb-46pb-47pb-50py5py9py-10py-11主要氧化物（wt%）sio349.5447,57463448.2146.2951.6847.8146.5765.5673.0673.7676.16tio?4.814.845.213.692.8

26、02.802.723.140.860.720.570.45aia13.9113.87147315,5815.5214.3914.7316.3917.3813.3813.412.01fco13.5116.3314.7815.1814.4014.6914.8316.72397452.991.68mno0.240.210.28090.230.230.180.210.10.120.10j1mgo4.934.696.105.856.545.725.524.432.562.392.582.23cao767336.856.089.295.899.556.13l080.870.571.7na2o4.274.3

27、14.754.283.123l3.093.591.922.682.94l16kjo0.230210.220.280.970.610.892.304.943.082.22.81po1.411.441.480.740.600.590.590.6700.090.130.07total100.01100.80100.74100.0899.7699.7199.91100.1598.47100.5499.2498.38feo(c)6.488.997.26&999.099.359.5710.87feo (m)nd8.546.58ndnd3.h8.27ndmg擰57.5648,1859.9653.70

28、56.1952.1650.6942.08痕星元素（ppm）rb64492118245917912376112sr50766235871391268098956717112514797y413743302625263281778165zr255258265253194190198221804581542479nb313134281617172171516257ba209272162500477491575611650432357351la3841473432252833138647076ce798088696459617121111610374zn165156178138127136112115

29、180184191165c1pw標準q6.883350.000250.007.880.000.00or1361.241.301.655.733.605.2613.59ab36.13364740.1936.2226.4026.3226.1530.38anl&ll17.8818.2222.4725.4823.5023.7021.28c0.000.000.000.000.000.000.000.00di6387.264.742.3013.551.5216.233.49hy9.3211.88n.6219.944.0422.9312.640.80010.000.000.960.0010.610.

30、002.2314.62mt7.739.199.227.536.236.236.126.73119.149.199.907.015.325.325.175.96hem0.980.000.350.000.000.000.000.00ap1273.343 431.711.391371371.55屑比較豐富，所以頂部流紋巖的不平坦露頭形態(tài)可能是由于部分侵蝕。這種流紋巖流的上部 接觸血沒有出露，但是該單元由上部的7到8米厚沉積巖層所分隔。該熔巖流的底部接觸面 出露在點3和點4處（圖2）。頂部流紋巖的厚度估計為20米，底部流紋巖流的厚度被上下 兩層包圉的玄武巖層以及在點5和點6 （圖2）處出露的基巖接觸面

31、約束在近3米左右。流紋質熔巖流的顏色是粉色到紅色，其特征是含有豐富的亞平行石英束（石英的薄層, 1mm厚）和串珠狀的長石斑晶。伍茲（1961）把這種特征表示為流紋帶，是石英和長石組 成的層，表示因流動條件而拉長的巖漿之內，由化學多樣性形成的殘留帶。盡管石英束和長 石斑品串的方向可能與流動相關，但是，我們解釋這種石英束表示主要的氣孔帶和充填有晚 期石英的冷卻裂隙。該石英束最為豐富而且相隔緊密（間距為5mm）, ie好位于基帶之上?？拷蹘r流的頂部，近圓 形的、石英充填的氣孔更 加明顯。在所有流紋巖流 的最底部（l-2m）（分別出 露在點3和點5）可以由 淺綠灰色和非常豐富的長 石斑晶所區(qū)別，以流

32、紋帶 狀結構緊密地排列而且可 能是底部的?；邘r（現 在已經脫玻化）。在某些位 置（點4和點6）,底部斷 面通常為粉色，也沒有表 現11!?；郀罱Y構。r-36*r-39b-31pb7稀土元素(ppm)la77.7171.1830.3526.74cei6l25152.8170.4758.57nd78.3167.6929.719.11sm15.8214.13&96.82eu3.152.912.842.2tb2.69211381.06yb6.996.482.771.98lu0.8980.8580.4680.459表2由中子活化分析測定的稀土元素和痕雖元素數據uf14.2613.096.53

33、4.29ta3.373.06281.25sb0310.17ndndu2.263.87ndndth11.7210.692.391.74co0.420.4848.1642.09crnd2.413.5246.5sc7.477.0619.4329.51cs0.98n.d.l620.88痕駅元素（ppm） r-39是底部玻基斑巖cleaves （1929）描述 該流紋巖為侵入成因； shalei等人（1899）、伊頓 （1925）和伍茲（1961） 推斷該流紋巖是噴發(fā)成 因；利鈍（1941）在這個 問題上沒有下結論。缺乏 岀露的上部接觸面使得確 定其成因變得困難。但是，從頂部到底部一致的石英充填束和氣孔

34、的數量（伍茲）、存在底 部?；邘r和珍珠結構表明流紋巖單元不是巖丘。在流紋巖中缺乏浮石碎屑、巖屑或者其它 火山碎屑特征以及一致的、原生特征的斑品表明流紋巖是熔巖流，而不是火山碎屑巖流。存 在流紋帶和與冷凝及脫玻化相關的結構進一步證明了這種結論。與韋姆蘇塔火山巖相關的火山碎屑巖沉積物存在的證明是我們進行區(qū)域研究的成果。 伊頓（1925）發(fā)現了與火山灰相關的玄武巖，伍茲（1961）認為在流紋巖附近的沉積巖單元 可能含有火山灰，但是這兩個研究者都沒有詳細地研究。我們從最年輕的流紋巖流附近（圖2,點3）收集來的細粒巖的相分析表明它們是火山碎屑巖。在這個位置流紋巖流下部的2到3米厚的地層主要是市細粒、中

35、粒到粗粒的凝灰?guī)r組成。這些火山碎屑巖證明最年輕的流 紋巖流在火山的爆發(fā)階段之后形成°火山碎屑巖和火山物質的外碎屑堆積物可能與其它熔巖 流相關（能夠對比），并且可能形成韋姆蘇塔組地層中的重要標志組分。巖相學:韋姆蘇塔火山巖組合中的鐵鎂質火山巖存在兩種類型，由存在或缺乏基質中的單斜輝 石來區(qū)分。兩套年輕的熔巖流含有可變數量的（5-25%）的注褐色，間粒到亞輝綠結構的富含鈦的普通輝石（ca:mg:fe二42:40:。年輕的熔巖流與較老的熔巖流相比也存在豐富度稍 低的不透明礦物。玄武巖類型都含有稀少的斜長石斑品和在交織結構的斜長石基質中的自形 橄欖石微斑品的假品以及不透明礦物（主要為鈦鐵礦）

36、和磷灰石（圖3a）。散射狀生長的細 長型斜長石晶體以及在晶體的邊緣偶然存在的羽狀邊緣表明為迅速冷凝的產物。圖4 sio2對k2（hna20圖。這種雙峰式的組合主要落在玄武巖和液紋巖區(qū)域之內.該火山 巖是中誠性也是明顯的.方解石、綠泥 石、綠簾石、顆粒楣 石以及粘土礦物對 原生礦物的廣泛交 代作用表明玄武巖 已經發(fā)生了變質。次 生石英較為常見，充 填裂隙并襯在斑晶 和外來沉積巖顆粒 的上面。斜長石斑晶 完全地變質為絹云 母和方解石，基質斜 長石沒有發(fā)生這樣 的變化，鈉長石雙品 可見?；|斜長石的 電子探針分析指出： 年輕的玄武巖和較 老玄武巖中的近于純的鈉長石的分析值分別是anlo和an30o被

37、高鈉的斜長石的交代可能 是因為低an值得緣故。輝石保留著未變質的成分，甚至是當被綠泥石完全包圍的時候，表 明充填孔隙的綠泥石可能是交代了基質（基質可能為細粒的晶體或玻璃質）而不是發(fā)生變質 的輝石部分°因為該巖層沒有表現出發(fā)生了變質，所以，大部分這種變化可能是巖漿后期, 盡管局部的變化可能引起熔巖流和水之間的相互作用。兩種流紋巖流在礦物學上是相互近似的。斑晶集合體主要由含有痕量鈉閃石和郴石的 長石組成。石英斑品明顯地缺乏。不透明礦物是非常細粒的并分散在整個基質之內，由細的 富k長石微條帶和石英的共生組合組成。多數長石斑晶的長度范圍是0.1到0.5mm。第二種 較大的長石斑晶構成亞平行的

38、在手標本上表現明顯的串珠。所有種類都是由歪長石組成，為 自形、小的消光角和兩個方向的聚片雙晶。電子探針表示出斑晶歪長石的外緣環(huán)狀組成，但 內核是近于純的鈉長石。因為沒有分帶的跡象，所以懷疑不存在次生的鈉長石化。盡管沒有 石英斑晶，但是石英含量豐富，它充填孔隙并形成表示本區(qū)流紋巖特征的明顯的朿狀。楣石 和鈉閃石晶體經常被發(fā)現與石英充填相關，表明這些礦物在冷凝時是從熔巖中釋放的富堿性 液體或蒸汽相形成的。在流紋帶的底部，小的、徑向纖維狀球晶（脫?；奶卣鳎┖透鼜V泛 分布的珍珠結構（圖3b）表明流紋巖在脫玻化之前發(fā)生了部分玻璃質化。在上部流紋巖層之下的火山碎屑巖單元是由巖屑和晶屑組成，在基質中主要是

39、由脫玻 化的玻屑組成（圖30,而冃表現為薄層。脫?；牟Ｐ急憩F為曲線形狀和y字形的形狀, 類似于氣孔墻。巖屑（達到1cm）包括流紋巖、玄武巖、粉砂巖或砂巖的碎屑，表現為棱角 狀或次圓狀的形態(tài)。晶體碎屑是棱角狀的，主要是紅色的長石和透明石英的碎片（達到 2mm）。脫玻化玻屑的形成條件、造型為圓形以及部分包圍其它碎屑表明這種成分在堆積時仍然是熱的，可能是火山碎屑巖流。一種火山碎屑巖層中包含長石晶體和聚結的球形層（由 髓石交代），在細粒的、脫?；暮稚⒕Щ|中與灰色的不透明礦物共生（圖3d）。暫且 將這種單元解釋為一種增生的火山凝灰?guī)r，或者解釋為高度氣孔化的黑曜巖的變種或者是氣孔被后來的髓石充填的

40、流紋巖。地球化學：十三塊流紋巖樣品、二十塊玄武巖樣品和四塊火山碎屑巖樣品應用x射線熒光分析儀 對全巖組成的主要元素和痕量元素進行了分析（表1）。另外，流紋巖的兩塊樣品和玄武巖 的兩塊樣品用中子活化分析儀對稀土元素進行了分析（表2）o地球化學分析支持火山巖組 合為雙峰式的巖相證據（表1;圖4）。在全堿和硅質對比圖上（圖4）,韋姆蘇塔火山巖主 要11!現在玄武巖和流紋巖所在的區(qū)域內。巖石中含有5270wt%的硅質，是相對較少的。另 外，該巖層明顯表現為過渡性或者中堿性（圖4）。這種火山巖的中堿性特征也從它們的礦物組成和痕量元素的組成匕反映出來。12.5aa流紋巖玄武巖o輝石玄武巖+凝灰?guī)r李。aa+

41、、當卜10-7.5-。5-2.5-40506070801003005007009000sio2zr圖5韋姆蘇塔火山巖的主要元索對si02 （a、b和c）及痕呈元素對zr變化圖。相対于拉斑玄 武巖，玄武巖貝冇低的驅和ca,而在ti、fe、mn、k和p方面含后高.玄武巖富集zr、y、nb ce和la,有可與堿性橄攪玄武巖相比較的量級.流紋巖表現為高硅質，富含ti、fe和mn,而 ca含址低。流紋巖富含zr、y、nb、ce和la較老的輝石質 玄武巖和較年輕的 含輝石玄武巖有非 常相似的主要元素 組成（表1）。較老 的玄武巖一般情況 下有稍高的a1、 mg、fe和ti以及 相對較少的ca和 si （圖

42、5）。相對于 拉斑玄武巖系列， 這兩種玄武巖在 mg和ca含量上都 較低而富含ti、fe、 mn、na、k 和 p。 sio2的含量范圉從 4452%、較低的 k2o/na2o比率和 高的p2o5以及 tio2含量表明韋姆 蘇塔玄武巖是夏威 夷型。這種分類與 富na的慕質斜長 石和在單斜輝石中 tio2（l. 77261%）、 naoo （0.39-0.50%）*和a12o3（3.1-4.1%）的高濃 度是一致的。高含 量的a1反映在假設si匱乏的情況下當a1進入到輝石時多數堿性玄武巖的未飽和狀態(tài)。但是，韋姆蘇塔玄武 巖的變質狀態(tài)使得分類使用了有問題的主要元素。石英、橄欖石和紫蘇輝石（表1）的

43、不一 致的標準值說明次生作用的影響，而低的透輝石的值，甚至含豐富輝石的樣品都表明堿性的 缺失。1w性痕量元素（less mobile trace elements）（高場強元素）更適合于表示韋姆蘇塔火山 巖的特征，含輝石和輝石質的玄武巖都富集zr、y、nb、ce和la （表1,圖5）,它們可以 比較某些堿性橄欖玄武巖。nb/y的比率僅僅稍小于它，一般是過渡的堿性玄武巖。在平均 水平上，較老的玄武巖趨向于稍稍富集zr、ni、zn、y和nb。這兩種玄武巖都表現出富集 ree而且相對于表征堿性巖石的重ree更富集輕的ree （表2,圖6）。ree圖沒有表現出 eu異常（圖6）。兩種玄武巖類型，除了一

44、點之外，都落到梅舍德（1986）的板內堿性巖區(qū) 域（圖7）,高的ti/y和zr/y比值也表示它們?yōu)榘鍍刃鋷r。在痕量元素變化圖上（圖8a）,原子數圖6韋姆蘇塔火山巖的ree圖.玄武巖和流紋巖展現為總體上富集ree并且相對于重ree來說富集輕ree.巖石類型也沒冇表現為eu異常.韋姆蘇塔玄武 巖表現出相對 髙的不一致元 素和在p和ti 處的明顯的峰 值。玄武巖（尤 其是輝石質的 玄武巖）相當緊 密地符合板內 玄武巖的趨勢 （除了 nb> ta、 ce之外）而且與 板內拉斑玄武 巖有明顯的區(qū) 別。玄武巖的過 渡特征可以由 肯尼亞的東非 大裂谷屮的納 瓦沙過渡玄武 巖所表示。兩種流紋 巖流在地

45、球化 學上是相似的， 有相對高的si（7177%）、ti、fe和mn濃度及較低的ca濃度（表1；圖5）。根據a1和fe的量級，韋 姆蘇塔流紋巖落在堿性流紋巖的鈉閃堿流巖分類中（ai2o3>11%, feo<4%）,但是，當存在 歪長石的時候，鈉閃石是堿性的指示，韋姆蘇塔流紋巖不含有標準的錐輝石（錐輝石表示在 鈉長石形成之后na超過a1的余量），與大多數堿性流紋巖不同，這種缺乏能夠市在巖漿中 富含c1和f來解釋，可以綁定na為nacl和naf。鈉閃石對石英充填束和氣孔的限制表明 晚期的富流體相可能吞噬過塑的na。堿性元素的遷移也可以由標準的剛玉來表示，表明在 長石的形成過程中綁定a1

46、的k、na和6不充足。k、na和ca的不充足實際上是堿性流 紋巖在它們結晶的最后階段的特征，甚至被進一步宣稱為玻璃質巖?？拷骷y巖底部接觸面 的化學變化（鉀的消耗和非均質的高sr含量，表1；樣品r-19b和r-39）與出鉛到地下水 或者侵出到濕沉積物的特征是一致的。盡管缺乏標準的錐輝石，但是惰性的主要元素的濃度（高fe、mn和ti；低al）可以 從亞堿性的流紋巖中區(qū)別出韋姆蘇塔流紋巖。fe七和t嚴的高量級是要求a1電荷平衡過剩 的堿性巖的一般特征。流紋巖也富集高電荷的痕量元素，例如zr、nb、y、ce和la （圖5）。但是，可以認為相比斯賓塞丘和藍丘復合體的堿性火山巖，它不富集不相容的和高場強

47、的元 素（zr、y、nb和zn）。流紋巖的ree圖（表2；圖6）表明相對于堿性巖的重ree特征, 它富集輕的元素。與玄武巖比較，流紋巖表現出整體上富集ree并且有小的eu異常。高的 nb和y的濃度可以把韋姆蘇塔流紋巖歸入皮爾斯等人的板內花崗巖區(qū)域，與玄武巖的板內 特征一致。在痕量元素變化圖上（圖8b）,韋姆蘇塔流紋巖表現出相對富集的ree和zr及 sr、p和ti元素的負峰值。盡管峰值較大，但是這些相同的特征可以被堿流巖共享（圖8b）o 與韋姆蘇塔玄武巖相同，流紋巖在地球化學特征上類似于肯尼亞東非大裂谷的納瓦沙組合的 過渡巖石?；鹕剿樾紟r的主要元素特征一般與流紋巖的相似（根據四分析，表1;圖5）

48、,因為包 含玄武質成分和非火山碎屑，所以展現出屮性組成的趨勢。在與流紋巖的比較屮，火山碎屑圖7 2nb對y對zr/4圖，玄武巖落在板內堿性區(qū)域.巖展現出sio2的較 寬范圍和較咼的 mgo濃度。關于痕 量元素，與流紋巖相 比，火山碎屑巖表現 出zi濃度的較寬范 圍和相當分散的ce（圖5e）和la （圖 5f）。這些差異可能 與碎屑的污染相關。 討論：成因礦物 學和地球化學數據 表明雙峰式的韋姆 蘇塔火山巖組合為 屮堿性而且為大陸 板內、裂谷相關的成因。盡管韋姆蘇塔玄武巖和流紋巖的明顯不同的特征反映形成因素的復 雜組合，但是有關成因的基本解釋是可以進行的。雙峰式的組合以及總體上缺乏中性物質明 顯

49、地表明鐵鎂質和長英質這兩種不同的巖漿來源（圖5）0痕量元素進一步地排除了鐵鎂質 和長英質巖石是同源巖漿系列的端成分的可能性。在兩種高排斥元素（zi對nb,圖9）趨 勢圖上，玄武巖和流紋巖形成帶有不同趨勢的不同的組合，表明不同的巖漿源。如果流紋巖 和玄武巖是同源巖漿而且它們形成于結晶分異或巖漿混合，那么，一種單趨勢將被期待。類似于洋島玄武巖的地幔源表明韋姆蘇塔玄武巖根據yb/ta對y/nb和ce/nb對y/nb 圖中的位置，是處于洋島玄武巖的區(qū)域（圖10）。較低的mg值（100mg/（mg+fe+2）j）,范 圍從42到67（表1）,主要在53的位置，表明玄武巖不是原生的。在玄武巖中的橄欖石和 斜長石的斑晶表明分異作用可能在它們的形成過程屮扮演著某種角色。但是，主要元素圖（圖 5）沒有表現出可能指示分異的范圍和所包含的相的組合趨勢。fe、ti和p的較高量級表明 fe-ti氧化物和磷灰石的分異僅僅是次要的。相似地，ai和sr的較高量級表示