内蒙古乌兰哈达晚第四纪玄武岩岩石学特征

刘延畅　白志达*　宋卡迪　刘　磊

1)中国地质大学地球科学与资源学院、北京　100083　2)中化地质矿山总局化工地质调查总院、北京　100013



内蒙古乌兰哈达晚第四纪玄武岩岩石学特征

刘延畅1)白志达1)*宋卡迪1)刘磊2)

1)中国地质大学地球科学与资源学院、北京1000832)中化地质矿山总局化工地质调查总院、北京100013

乌兰哈达火山群地处华北地块北缘内蒙地轴与边缘增生带的交接部位、晚第四纪玄武岩包括晚更新世和全新世2期。火山产物为玄武岩、玄武质熔结火山碎屑岩和松散火山渣、以玄武岩为主。Na2O+K2O含量高达5.94%～8.34%、平均为7.55%；K2O/Na2O<1(0.48～0.59)、属钠质碱性玄武岩。岩石化学和地球化学特征表明、玄武岩岩浆来自富集地幔、但经历了一定程度的分异及陆壳混染、为弱进化岩浆。晚更新世早期主要为碱性橄榄玄武岩、全新世主要为碱玄岩。玄武岩具大陆板内之属性、形成于大陆裂谷初期的构造环境。

碱性玄武岩进化岩浆裂谷初期晚第四纪乌兰哈达

0　引言

乌兰哈达火山群位于内蒙古自治区中部察哈尔右翼后旗白音查干—乌兰哈达一带、属蒙古高原的南缘。构造位置上处于华北地块北缘内蒙地轴与边缘增生带的交接部位(图1)。 火山构造单元处于大同-大兴安岭新生代火山活动带南段(黄镇国等、1993；白志达等、2012)。1964年河北师范大学地理系对乌兰哈达火山进行了较为系统的调查研究、指出那里发育9座火山、属于第四纪火山。内蒙古自治区地质局区域地质测量队完成的商都幅1︰20万区域地质调查*内蒙古自治区地质局区域地质测量队、1970、1︰20万区域地质调查(商都幅)。、将其归属为中新统汉诺坝玄武岩。近年来的研究发现、乌兰哈达火山群属第四纪火山群、在全新世仍有过喷发、是在蒙古高原南缘发现的全新世有过喷发的惟一火山群(白志达等、2008、2012)、这引起了国内外火山学界的高度关注、在先期对该火山群火山地质特征、火山年代研究的基础上、本文主要对火山岩岩相学、岩石化学和地球化学特征进行研究。

图1　乌兰哈达火山群地质简图Fig. 1　Geological map of volcanoes、Wulanhada.1 全新统沉积物；2 全新统玄武岩；3 全新统火山渣；4 上更新统玄武岩；5 上更新统火山渣；6 更新统砂砾石层；7 宝格达乌拉组红色黏土；8 汉诺坝玄武岩；9 小丹岱组；10 白云鄂博群；11 乌拉山岩群；12 华力西期花岗闪长岩；13 熔壳状火山锥；14 降落渣锥；15 地质界线、熔岩流界线；16 不整合界线；17 火山口；18 溅落锥；19 侵出穹丘；20 火山渣；21 熔岩塌陷沟(坑)；22 熔岩塚和喷气锥；23 岩浆溢出口；24 流向；25 北炼丹炉熔岩流单元；26 中炼丹炉熔岩流单元；27 南炼丹炉熔岩流单元；28 尖山熔岩流单元；29 玄武岩

1　地质背景

新生代时期、在日本海弧后盆地和中国东部拉张环境的背景下、中国东部形成了一系列NE、NNE向的裂谷带和断陷盆地、并伴有频繁的玄武质岩浆喷发活动(Basuetal.、1991；Liuetal.、2001；赵勇伟等、2012)。乌兰哈达火山群处于中国东部最靠近大陆内部的大同-大兴安岭新生代火山活动带、该带从东北向西南主要包括诺敏河火山群、阿尔山-柴河火山群、锡林浩特-阿巴嘎火山群、乌兰哈达火山群和大同火山群(白志达等、2012)、火山喷发物均为碱性玄武岩、火山的分布及岩石性质表明该带仍处于裂谷初期活动阶段(白志达等、2011)。

乌兰哈达火山群涉及面积约280km2、发育近30余座火山(白志达等、2008)、均由火山锥和熔岩流组成。火山产物覆盖于前寒武纪乌拉山岩群、中上元古界白云鄂博群、华力西期花岗闪长岩和中新世汉诺坝玄武岩之上。火山喷发严格受NE和NW向基底断裂控制、形成裂隙或裂隙-中心式火山机构、火山总体沿NE向和NW向呈串珠状展布(图1)。第四纪火山活动可分为晚更新世和全新世2期。晚更新世包括火烧山、大小红山和黑脑包火山等、锥体主要由玄武质熔结集块岩及碎成熔岩组成。全新世代表性火山主要有北炼丹炉、中炼丹炉和南炼丹炉等火山、均由碱玄质火山渣锥和熔岩流组成、属斯通博利式火山(白志达等、2008)。

2　岩相学特征

在TAS图解(图2)中，乌兰哈达火山群全新世玄武岩均落在碱玄岩和响岩质碱玄岩的交界处、标准矿物霞石(Ne)、钠长石(Ab)、正长石(Or)、钛铁矿(Il)、磁铁矿(Mt)含量高、Ol<10%、Ne>5%、Di和Or含量较高、不出现Hy和Q、应为碱玄岩。晚更新世早期玄武岩落在粗面玄武岩、玄武质粗面安山岩区、碱玄岩和响岩质碱玄岩的界线附近、标准矿物霞石(Ne)、透辉石(Di)和正长石(Or)含量相对较低、橄榄石(Ol) <25% 、属碱性橄榄玄武岩或钾质粗面玄武岩。结合宏观和镜下特征、确定乌兰哈达火山群晚第四纪玄武岩除碱玄质、橄榄玄武粗安质熔岩外、还有熔结火山碎屑岩和松散火山渣。

2.1碱性橄榄玄武岩

图2　乌兰哈达火山岩TAS分类图解(Le Bas et al.、1986)Fig. 2　Total alkalis versus SiO2(after Le Bas et al.、1986). Irvine曲线为碱性与亚碱性系列岩石分界线、引自McDonald et al.、1964

图3　碱性橄榄玄武岩中单斜辉石的砂钟构造(+)Fig. 3　The hour-glass structure in clinopyroxene in alkali olivinebasalt basalt(+).

该类岩石主要见于晚更新世早期、是构成晚更新世火山的主体岩石类型。岩石呈灰黑色、浅灰色、暗灰绿色和紫红色、不同产状或不同部位的熔岩流具有不同颜色。斑状结构、基质为间隐结构、间粒结构和玻基结构、气孔状构造。斑晶主要为橄榄石、少量为斜长石和单斜辉石。橄榄石粒状、大小一般为0.8～2mm、部分可见熔蚀结构、较新鲜、为贵橄榄石((+)2V=88°)、含量3%～6%。斜长石含量为1%～2%、单斜辉石为富钙的普通辉石和钛辉石、环带和砂钟构造明显(图3)、含量约2%。基质主要由斜长石、橄榄石、单斜辉石和少量碱性长石组成、斜长石呈自形—半自形板条状、大小一般为0.1～0.2mm、架状分布、卡钠复合双晶发育、为拉长石(An58—61)、含量35%～40%。单斜辉石、呈半自形粒状、淡褐绿色、大小一般为0.01～0.05mm、含量25%～40%、杂乱分布于斜长石之间。橄榄石与斑晶特征基本一致、大小一般为0.05～0.2mm、含量为5%。 碱性长石呈它形粒状、不规则状、填隙状分布于斜长石之间、偶见简单双晶、大小一般为0.01～0.05mm、含量一般 <5%。 副矿物主要为磁铁矿、次为磷灰石。标准矿物Ne <5% 、橄榄石(Ol) <25% 、属碱性橄榄玄武岩。岩石中含有橄榄石捕虏晶和基底花岗闪长岩包体、偶见不完整的辉石巨晶。

2.2碱玄岩

碱玄岩是全新世火山的主体岩石类型、岩石呈灰黑色、气孔状、块状构造、斑状结构、基质为间隐结构、间粒间隐结构。斑晶主要为单斜辉石、基性斜长石。单斜辉石斑晶较大、多为0.5～1.3mm、呈自形、半自形短柱状、熔蚀结构、(+)2V=53°～58°、有些辉石发育典型砂钟状构造、部分有环带结构、为钛辉石或含钛次透辉石、含量约2%。斜长石呈自形板状、有些发育特征的环带结构、为中长石、含量为1%～3%。偶见特征六方断面的霞石、橄榄石斑晶少。基质主要由微晶斜长石、单斜辉石、碱性长石、磁铁矿、火山玻璃和少量橄榄石组成。微晶斜长石大小0.15～0.2mm、含量为20%～30%、多为中长石、少量为拉长石。单斜辉石呈淡黄、浅紫色、大小为0.05～0.1mm、含量20%～40%、为含钛普通辉石。碱性长石呈板状、不规则状、大小0.15～0.4mm、呈填隙状产出、含量10%～20%。橄榄石、磁铁矿含量分别为5%左右。结晶差的岩石中玻璃含量较高、多呈黄褐色。全新世玄武岩标准矿物Ol<10%；Ne>5%(10.16%～12.5%)；Di和Or含量较高；不出现Hy和Q、应为碱玄岩。

岩石中含有基底花岗闪长岩包体、局部含量可达10%～15%、大小3～15cm、多被溶蚀、呈蜂窝状、有些暗色矿物和长石全被溶蚀、仅残留石英。

2.3火山碎屑(物)岩

包括降落的松散火山渣和熔结集块岩。松散火山渣主要分布在全新世早期的降落渣锥上、呈黑色或褐红色、玻璃质结构、气孔十分发育、已成浮岩渣、比重小、形状复杂、大小不一、是良好的轻质建筑材料、火山渣中偶见辉石巨晶碎片。熔结集块岩仅分布在溅落锥上、为溅落堆积物、一般呈砖红色、由塑性、半塑性的火山弹、熔岩饼和浆屑组成、碎屑物大小不一、大者可达1.5m、一般5～30cm、塑变强烈、彼此平行排列、紧密焊接、形成特征的熔结结构和假流纹构造、为溅落碎屑物快速堆积的产物。溅落碎屑物快速堆积后部分地段仍保持高温状态、碎屑之间相互焊接弥合又成为1个整体、在锥体斜坡上、在重力的作用下又发生流动、形成2次熔岩流、这种类型的熔岩流是典型的碎成熔岩。特征的砖红色也反映了溅落碎屑物处于高温和强氧化环境。

图4　碎成熔岩野外照片Fig. 4　The field photo of clastogenic lava.

2.4碎成熔岩

3　岩石化学与地球化学特征

乌兰哈达玄武岩岩石化学测试由中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所完成、采用X射线荧光光谱仪(XRF)测定、数据见表1。微量和稀土元素在国土资源部地球物理地球化学勘探研究所实验室完成、采用电感耦合等离子体质谱仪(TJA-PQ-ExCellICP-MS)测定。测试结果见表2、表3。

3.1岩石化学

晚更新世与全新世玄武岩氧化物含量变化小。晚更新世玄武岩SiO2含量变化于47.9%～49.72%之间、平均为48.86%。MgO含量较低、为4.11%～4.72%；Na2O+K2O含量6.57%～7.85%、平均为7.24%；K2O/Na2O<1(0.52～0.57)、属钠质玄武岩。A12O3、CaO的变化范围很窄；TiO2含量高、为2.41%～2.56%；Fe2O3、FeO变化较大。

全新世玄武岩SiO2含量变化于47.5%～49.98%之间、平均为48.18%；Na2O+K2O平均含量变化于5.94%～8.14%之间、平均为7.69%；K2O/Na2O<1(0.36～0.59)、亦属钠质玄武岩。MgO含量较低、低于一般碱性玄武岩；Fe2O3、FeO变化较大；Al2O3、CaO的变化范围小(表4)。

表4　晚更新世与全新世玄武岩岩石化学特征对比

Table4　Comparison of chemical characteristics of Holocene and Late Pleistocene basalt rocks

类别晚更新世玄武岩全新世玄武岩变化范围均值变化范围均值SiO247.90%～49.72%48.86%47.50%～49.98%48.18%MgO4.11%～4.72%4.42%4.20%～6.09%4.63%Na2O+K2O6.57%～7.85%7.24%5.94%～8.34%7.69%K2O/Na2O0.52～0.570.550.36～0.590.52Al2O316.28%～16.83%16.49%15.66%～16.86%16.48%CaO7.49%～8.25%7.82%7.24%～8.25%7.76%TiO22.41%～2.56%2.50%2.07%～2.69%2.52%Fe2O33.52%～10.89%6.25%2.71%～4.27%3.43%FeO0.84%～7.59%4.95%6.85%～8.10%7.55%

图5　微量元素原始地幔蜘蛛网图(原始地幔数据引自Hofmann、1988)Fig. 5　Primitive mantle-normalized trace element diagrams for the basalts in the study area(normalization data are after Hofman、1988).

图6　稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(球粒陨石标准值据Nakamura、1974)Fig. 6　Chondrite-normalized REE patterns for the basalts in the study area(normalization data are after Nakamura、1974).

3.2微量元素

研究区玄武岩的微量元素丰度见表2。碱玄岩过渡族元素Cr、Ni、Co丰度低于同类岩石、而Rb、Sr、Ba相近。不同岩性具有相似丰度、微量元素比值变化很小、Rb/Sr为0.03～0.04、Sr/Ba为1.40～1.81、Zr/Hf=37.03～49.39、Nb/Ta=10.00～17.03。微量元素比值蛛网图见图5、全新世与晚更新世玄武岩配分曲线型式基本一致、曲线右倾、强不相容元素富集、Nb、Ta富集、δNb>1、Nb具有正异常、大离子亲石元素Rb、Sr、Ba、K等元素丰度较高。Nb/La>1、11.25%、Ta>0.7μg/g、Nb>12μg/g、Hf/Th<8、Ce/Nb≤2、Th亏损、具明显的负异常。

3.3稀土元素

乌兰哈达玄武岩的稀土元素丰度见表3。岩石稀土元素总量∑REE为209.31～140.99μg/g、LREE/HREE为7.51～10.15、LaN/YbN比值为10.48～17.03、如图6 所示、全新世与晚更新世玄武岩配分曲线类型趋于一致、轻、重稀土分馏明显、配分曲线向右倾斜、属轻稀土富集型。δEu>1、具微弱的正异常。

4　讨论

大陆背景下形成的玄武岩浆可能来自软流圈、岩石圈地幔和地壳混染等多个端元组分的贡献(Sunetal.、1989)。如何区别这些端元以及确定熔融程度和深度是大陆玄武岩研究的关键(徐义刚、1999; 郑永飞、1999)。以下将从研究区玄武岩的结晶分异特征、地壳混染作用以及玄武岩源区地幔类型等几个方面展开论述、最后探讨形成乌兰哈达第四纪火山岩的构造背景。

4.1岩浆演化

图7　Ne与SiO2的关系图解Fig. 7　Variation of Ne versus SiO2.

确定原生岩浆的标志有：1)含有地幔橄榄岩包体；2)Mg/(Mg+Fe2+)>0.68；3)NiO>0.03% (Freyetal.、1978)。研究区第四纪玄武岩未发现含上地幔橄榄岩捕虏体；Mg#除了南炼丹炉火山w8-7样品以外、其余均<0.6、与大同碱性玄武岩的Mg#相似(马金龙等、2004；Xuetal.、2005)；NiO含量均 <0.036%。 所以、研究区玄武岩并非原生玄武岩浆、而是弱进化岩浆、岩浆从源区到达地表的过程中成分发生了一定程度的变化。

4.1.1结晶分异作用

从SiO2-Ne关系图解(图7)可以看出、随着分异作用的进行、Ne含量明显增加、表现出肯尼迪(Kennedy)趋势(都城秋穗、1984)、即随着分异作用的进行、岩石有向富碱方向演化的特征、这与野外剖面堆积序列一致、早期喷出碱性橄榄玄武岩、晚期为碱玄岩、这与一般裂谷岩浆演化的顺序有所不同。

研究区早期喷出物为碱性橄榄玄武岩、晚期为碱玄岩、岩石总体SiO2含量相对较低、变化范围窄、Na2O+K2O介于5.94%～8.34%、岩石中Ne标准分子含量高、岩石有向富碱、富铁演化的趋势、表现出肯尼迪(Kennedy)趋势、原生岩浆为碱性橄榄玄武岩、弱进化岩浆为碱玄岩。反映了岩浆形成的深度较大、由于在>1.5GPa的高压下(Miyashiro、1973)、碱性橄榄玄武岩中辉石巨晶的结晶分异作用、使残余岩浆向贫硅富碱方向演化、SiO2减少、形成更不饱和的岩浆。玄武岩中偶见辉石巨晶也可得以佐证。

4.1.2地壳混染作用

图8　SiO2 Hark图解Fig. 8　Variation of Al2O3、P2O5、MgO、K2O、CaO、Na2O、FeO and TiO2 versus SiO2 for the studied samples.

大陆玄武质岩浆由于要经过较厚的岩石圈才能上升至地表、遭受地壳物质混染是完全可能的。SiO2与主量元素构成的哈克图解中(图8)、投影点分散、表明有岩浆的混合或地壳物质的混染。根据微量元素的含量及比值变化可判定岩浆是否遭受过地壳混染(Petersonetal.、2000)。过渡族元素Cr、Ni、CO丰度低于同类岩石、而Rb、Sr、Ba相近。不同岩性具有相似的微量元素丰度、比值变化很小、Rb/Sr为0.04、Sr/Ba为1.4～1.81、Zr/Hf为47.58～49.39、Nb/Ta为l6.52～17.04。另外、Nb/U较低、为28.24～51；Zr/Ba很低、为0.42～0.51；K/Rb变化范围较大、为523～760：以上特征表明岩浆有可能受到弱的地壳混染。野外调查可见、玄武岩中含基底花岗闪长岩的捕虏体、且捕虏体普遍遭受熔蚀、呈蜂窝状、部分捕虏体暗色矿物和长石基本被融完、溶蚀的物质进入岩浆、亦表明岩浆在快速上升过程中受到地壳物质的轻微混染。

4.1.3玄武岩源区地幔类型

图9　Th/Yb-Ta/Yb关系图(据Pearce、1982)Fig. 9　Th/Yb vs. Ta/Yb correlation diagram(after Pearce、1982).

图10　乌兰哈达火山岩的Zr/Y-Zr变异图(据Pearce et al.、1979).Fig. 10　Zr/Y-Zr variation diagram of basalts from the Wulanhada volcanic group(after Pearce et al.、1979).

研究区玄武岩轻重稀土分异强烈、LREE/HREE平均9左右、HREE含量很低且变化范围很小、暗示岩浆源区有石榴子石残留。Nb、La、Ce、Th、Ta、Yb等元素的比值变化不大、从Ta/Yb-Th/Yb关系图解(图9)可以看出研究区第四纪玄武岩均为富集地幔源区类型。另外、微量元素蛛网图显示研究区玄武岩为强不相容元素富集型、大离子亲石元素Rb、Sr、Ba、K等元素丰度较高、表明源区地慢富集大离子亲石元素、即为富集地幔(陈衍景等、2004)。

综上所述、乌兰哈达第四纪玄武岩浆来自富集地幔、上升过程中经历了轻度结晶分异作用和轻度同化混染作用。

4.2构造环境

岩浆活动与构造环境之间存在着内在联系、不同构造环境形成不同的岩石类型、火山岩的化学成分与板块构造密切相关(Pearceetal.、1971)。Th、Ta、Hf是1组耐熔性强的亲岩浆元素、由于地球化学性质的相似性、其相互之间的比值能较好地反映岩浆形成的环境。标准大陆板内玄武岩的Ta/Hf>0.1、其中拉斑玄武岩的Ta/Hf=0.1～0.3、碱性玄武岩的Ta/Hf>0.3、典型裂谷玄武岩的Th/Ta=1.6～4(汪云亮等、2001)。研究区第四纪玄武岩Ta/Hf为0.85～0.46、Th/Ta为0.94～1.35、表明研究区第四纪玄武岩属于大陆板内裂谷初期的碱性玄武岩。

在微量元素Zr-Zr/Y判别图解(图10)、Zr-TiO2判别图解(图11)上13个玄武岩样品均落在板内玄武岩(WPB)区域；Th-Hf-Ta 三角形判别图解(图12)中、2种玄武岩共13个点全部投在碱性板内玄武岩区；能有效区分板内玄武岩与其他类型玄武岩的Zr-Ti-Y三角形判别图解(Pearceetal.、1973；图13)中、样品落于板内玄武岩区。由以上4种判别图解可以看出、全部样品的微量元素判别投点均落在板内玄武岩区域。

综上所述、乌兰哈达地区第四纪玄武岩为板内碱性玄武岩、元素Ta/Hf为0.85～0.46、Th/Ta为0.94～1.35、火山活动的构造环境为大陆板内初始裂谷阶段；玄武岩浆来自富集地幔的部分熔融、在上升过程中存在弱的结晶分异和地壳同化混染作用、属于弱进化岩浆。

图11　基于TiO2-Zr变化的判别图解(据Pearce、1982).Fig. 11　TiO2 vs. Zr correlation diagram (after Pearce、1982).

图12　玄武岩的Th-Hf-Ta判别图解(据Wood、1979)Fig. 12　Th-Hf-Ta correlation diagram(after Wood、1979). A=N-MORB；B=E-MORE+板内拉斑玄武岩；C=碱性板内玄武岩；D=IAB

图13　玄武岩的Ti-Zr-Y判别图解(据Pearce et al.、1973)Fig. 13　Ti-Zr-Y correlation diagram(after Pearce et al.、1973).A=岛弧拉斑玄武岩；B=MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C=钙碱性玄武岩；D=WPB

5　结论

对乌兰哈达第四纪火山岩岩相学和地球化学特征进行研究、可以得到如下结论：

(1)乌兰哈达晚第四纪火山岩由碱性橄榄玄武岩、碱玄岩、松散火山渣、熔结集块岩和碎成熔岩等组成。早期喷出物主要为碱性橄榄玄武岩、晚期为碱玄岩。总体属钠质碱性玄武岩系列。

(2)玄武岩浆来自富集地幔、在上升过程中存在弱的结晶分异和地壳同化混染作用、属于弱进化岩浆。

(3)玄武岩具大陆板内属性、形成于大陆初期裂谷阶段的构造环境。

致谢感谢乌兰察布市和察哈尔右翼后旗国土资源局在野外工作中的大力支持。

白志达、谭庆伟、许桂玲、等. 2012. 内蒙东部晚第四纪火山活动与新构造 [J]. 岩石学报、28(4)：1099—1107.

BAI Zhi-da、TAN Qing-wei，XU Gui-ling、etal. 2012. Late Quaternary volcanic activity and neotectonic in the eastern Inner Mongolia [J]. Acta Petrologica Sinica、28(4): 1099—1107(in Chinese).

白志达、王剑民、许桂玲、等. 2008. 内蒙古察哈尔右翼后旗乌兰哈达第四纪火山群 [J]. 岩石学报、24(11)：2585—2594.

BAI Zhi-da、WANG Jian-min、XU Gui-ling、etal. 2008. Quaternary volcano cluster of Wulanhada、Right-back-banner、Chahaer、Inner Mongolia [J]. Acta Petrologica Sinica、24(11): 2585—2594(in Chinese).

白志达、徐德斌、许桂玲、等. 2011. 中国2007年以来全新世火山地质研究的主要进展 [J]. 矿物岩石地球化学通报、30(4)：365—374.

BAI Zhi-da、XU De-bin、XU Gui-ling、etal. 2011. Progresses of Holocene volcanology research in China since 2007 [J]. Bulletin of Mineralogy、Petrology and Geochemistry、30(4)：365—374(in Chinese).

陈衍景、鲍景新、张增杰、等. 2004. 西天山艾肯达坂组火山岩系的元素地球化学特征和构造环境 [J]. 矿物岩石，24(3): 36— 45.

CHEN Yan-jing、BAO Jing-xin、ZHANG Zeng-jie、etal. 2004. Tectonic setting and element geochemistry of the Aikendaban Formation volcanic rocks in West Tianshan [J]. Journal of Mineralogy and Petrology，24(3): 36— 45(in Chinese).

都城秋穗. 1984. 岩石学 [M]. 常子文，等译. 北京: 科学出版社. 1—344.

Miyashiro Akiho. 1984. Petrology [M]. Translated by CHANG Zi-wenetal. Science Press、Beijing. 1—344(in Chinese).

黄镇国、蔡福祥、韩中元、等. 1993. 雷琼第四纪火山 [M]. 北京: 科学出版社. 1—20.

HUANG Zhen-guo、CAI Fu-xiang、HAN Zhong-yuan、etal. 1993. The Quaternary Volcanicity in the Leiqiong Area [M]. Science Press、Beijing. 1—20(in Chinese).

马金龙，徐义刚. 2004. 河北阳原和山西大同新生代玄武岩的岩石地球化学特征: 华北克拉通西部深部地质过程初探 [J]. 地球化学、33(1)：75—88.

MA Jin-long，XU Yi-gang. 2004. Petrology and geochemistry of the Cenozoic basalts from Yangyuan of Hebei Province and Datong of Shanxi Province: Implications for the deep process in the western North China Craton [J]. Geochimica、33(1): 75—88(in Chinese).

汪云亮、张成江、修淑芝. 2001. 玄武岩类形成的大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf图解判别 [J]. 岩石学报、17(3): 413— 421.

WANG Yun-liang、ZHANG Cheng-jiang、XIU Shu-zhi、2001. Th/Hf-Ta/Hf identification of tectonic setting of basalts [J]. Acta Petrologica Sinica、17(3): 413— 421(in Chinese).

徐义刚. 1999. 拉张环境中的大陆玄武岩浆作用：性质及动力学过程 [M]. 北京：科学出版社. 119—167.

XU Yi-gang. 1999. Basaltic magmatism in continental extensional setting: Nature and dynamic processes [M]. Science Press、Beijing. 119—167(in Chinese).

赵勇伟、樊祺诚. 2012. 大兴安岭哈拉哈河—绰尔河第四纪火山岩地幔源区与岩浆成因 [J]. 岩石学报、28(4)：1119—1129.

ZHAO Yong-wei、FAN Qi-cheng. 2012. Mantle sources and magma genesis of Quaternary volcanic rocks in the Halaha River and Chaoer River area、Great Xing’an Range [J]. Acta Petrologica Sinica、28(4): 1119—1129(in Chinese).

郑永飞. 1999. 化学地球动力学 [M]. 北京：科学出版社. 1—14.

ZHENG Yong-fei. 1999. Chemical Geodynamics [M]. Science Press、Beijing. 1—14(in Chinese).

Basu A R、Junwen W、Wankang H、etal.、1991. Major element、REE、and Pb、Nd and Sr isotopic geochemistry of Cenozoic volcanic rocks of eastern China: Implications for their origin from suboceanic-type mantle reservoirs [J]. Earth and Planetary Science Letters、15: 149—169.

Frey F A、Green D H、Roy S D. 1978. Integrated models of basalt petrogenesis: A study of quartz tholeiites to olivine melilitites from south eastern Australia utilizing geochemical and experimental petrological data [J]. Journal of Petrology、19(3)：463—513.

Hofmann A W. 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle continental crust and oceanic crust [J]. Earth and Planetary Science Letters、90: 297—314.

Le Bas M、Le Maitre R W、Strekeisen A、etal. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkalisilica diagram [J]. Journal of Petrology、27: 745—750.

Liu J Q、Han J T、Fyfe W S. 2001. Cenozoic episodic volcanism and continental rifting in northeast China and possible link to Japan Sea development as revealed from K-Ar geochronology [J]. Tectonophysics、339: 385— 401.

McDonald G A、Katsura T. 1964. Chemical composition of Hawaiian lavas [J]. J Petrology、5: 82—133.

Miyashiro A. 1973. The Troodos ophiolitic complex was probably formed in an island arc [J]. Earth Planet Science Letters、19: 218—224.

Nakamura N. 1974. Determination of REE、Ba、Fe、Mg、Na and K in carbonaceous and ordinary chondrites [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta、38: 757—775.

Pearce J A. 1982. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries [M]. In: Thorpe R S(ed). Orogenic Andesites and Related Rocks. New York: John Wiley and Sons. 525—548.

Pearce J A、Cann J R. 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analysis [J]. Earth and Planetary Science Letters、19(2): 290—300.

Pearce J A、Norry M J. 1979. Petrogenetic implications of Ti、Zr、Y、and Nb variations in volcanic rocks [J]. Contributions to Mineralogy & Petrology、69(1): 33— 47.

Peterson D W、Tilling R I. 2000. Lava Flow Hazards [M]. In: Sigurdsson H(ed). Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press、San Diego、USA. 957—972.

Sun S S、McDonough. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes [J]. Geological Society、42: 313—345.

Wood D A. 1979. A variably veined suboceanic upper mantle: Genetic significance for mid-ocean ridge basalts from geochemical evidence [J]. Geology、7: 499—503.

Xu Y、Ma J、Frey F A、etal. 2005. Role of lithosphere-asthenosphere interaction in the genesis of Quaternary alkali and tholeiitic basalts from Datong、western North China Craton [J]. Chemical Geology、224: 247—271.

Abstract

Wulanhada volcano cluster is located at the intersection area between the Inner Mongolia Axis and its bordering accretion zone in the northern borderland of North China massif. The Late Quaternary includes the Late Pleistocene Epoch and the Holocene Epoch. The volcanic products are mainly basalt、together with basaltic welded pyroclastic rocks and loose cinders. With alkaline contents (Na2O+K2O) of the basalts ranging from 5.94% to 8.34%(7.55% in average)、and K2O/Na2O from 0.48 to 0.59(lower than 1)、it falls into the category of sodium-alkaline series. Chemical and geochemical characteristics indicate that the basaltic magma、to a certain degree of magmatic differentiation and crustal contamination、is of weak evolution、although it is generated from enriched mantle. The Late Pleistocene is mainly of alkaline-olivine basalts while the Holocene is of tephrite. With a continental intraplate origin、Wulanhada basalts were formed in an intraplate setting at the early stage of continental rifting.

PETROLOGICAL PROPERTIES OF LATE QUATERNARY BASALTS FROM WULANHADA、INNER MONGOLIA、CHINA

LIU Yan-chang1)BAI Zhi-da1)SONG Ka-di1)LIU Lei2)

1)SchoolofEarthScienceandMineralResources、ChinaUniversityofGeosciences、Beijing100083、China2)GeneralInstituteofChemicalGeologySurvey、ChinaChemicalGeologyandMineBureau、Beijing100013、China

alkali basalt、evolutional magma、early-stage rifting、late Quaternary、Wulanhada

10.3969/j.issn.0253-4967.2016.01.014

2015-03-11收稿、2015-10-11改回。

国家地震局公益性科研专项(200782713)与内蒙古国土资源厅地质遗迹保护专项(20071250)共同资助。

白志达、男、教授、E-mail: baizd@cugb.edu.cn。

P588.14+5

A

0253-4967(2016)01-0182-15

刘延畅、男、1989年生、在读硕士研究生、矿物学、岩石学、矿床学专业、E-mail: lyc@cugb.edu.cn。