内蒙古中部察哈尔右翼后旗陆相枕状玄武岩的发现及其意义

史志伟 白志达 董国臣 王 旭

(中国地质大学(北京)，地球科学与资源学院，北京 100083)

0 引言

枕状熔岩或枕状体通常被认为是玄武岩水下喷发最显著的特征(Casetal.，1988)。典型的枕状体呈上圆下扁、 类似枕头状的浑圆外形，横截面有明显的同心层状结构，外壳坚硬，具有玻璃质冷凝边，内部结晶较好，由内向外气孔增多，核部可见空腔。枕状熔岩既可以产于海洋环境，也可以发育在陆相河湖环境。近几十年来，国内外相关的研究热点多集中于海相枕状玄武岩，其广泛出露在大洋中脊两侧的扩张洋壳之上(Aumento，1969，1971； Andersonetal.，1973)。早期学者对枕状体的形态特征及成因模式进行了较深入的讨论(Snyderetal.，1963； Johnston，1969； Ballardetal.，1975； Moore，1975)，之后的研究多集中于古蛇绿岩套中枕状玄武岩的地球化学成分，依据其特征判定岩石类型、 分析大地构造环境和古洋壳的成因与演化(徐力峰等，2010； 郝艳丽等，2013； 孙明道等，2018； 钟建华等，2018)。国内关于陆相枕状玄武岩的研究鲜有报道。20世纪80～90年代，有学者对黑龙江五大连池全新世和冀北地区早白垩世的陆相枕状熔岩进行了岩石学分析及其成因研究(李福田等，1982； 夏国礼，1993)，近年来，在辽宁义县等地也发现有小规模陆相枕状玄武岩出露，但仅限于报道(张立东等，2002； 杨芳林等，2005)。

汉诺坝玄武岩是中国东部新生代火山岩的代表，以陆上裂隙-中心式喷发为主，常见柱状节理，普遍夹有湖相、 河湖相沉积(池际尚，1988)。前人对其形成年代(全国地层委员会，1963； 刘光亚等，1978； 张文慧等，2006)、 岩石地球化学及岩浆成因演化(冯家麟等，1982，1986； 王慧芬等，1985； 袁万明等，1993； 张文慧等，2005)进行了大量研究，但在火山地质方面的研究相对薄弱，特别是对该区的陆相枕状玄武岩未曾有报道。在内蒙古乌兰哈达第四纪火山群(白志达等，2008； 刘延畅等，2016)西侧和南东大湾子一带的汉诺坝玄武岩中发现了大量陆相枕状玄武岩，上覆于深湖相沉积的钙质泥岩之上，枕状体保存极其完好，规模较大，国内罕见。这对了解枕状熔岩的形成机制、 堆积相序以及恢复熔岩流注入水盆地后的变化过程具有重要意义，同时也是重要的火山地貌景观资源，具有较高的观赏和经济价值。

1 地质背景

研究区地处蒙古高原南部，阴山山脉北麓，构造上属于华北地块北缘(图1a)的白乃庙-温都尔庙古陆块(内蒙古自治区地质矿产局，1991； 李双庆，1997)。新生代以来断裂活动较为强烈，控制了晚更新世火山的分布和现代水系的展布(卢进才等，2002)。区内主要出露太古宙集宁岩群、 乌拉山岩群、 元古宙白云鄂博群和新生代地层(内蒙古地质研究队，1978)。其中，新生代地层广泛分布，包括古近纪渐新统小丹岱组(E3x)、 上新统汉诺坝玄武岩(N2h)、 上新统宝格达乌拉组(N2b)和第四系(Q)。小丹岱组主要为砂砾岩、 砂岩，局部遭受了热接触变质。汉诺坝玄武岩在本区出露最广(图1b)，覆盖在集宁群、 乌拉山群和海西期花岗岩之上，产状平缓，多形成平顶山地貌，构成广阔的玄武岩台地(全国地层委员会，1963)。宝格达乌拉组则为一套陆源碎屑岩建造，角度不整合于乌拉山群、 白云鄂博群和汉诺坝玄武岩之上。研究区侵入岩出露较少，以海西晚期花岗闪长岩、 正长花岗岩和二长花岗岩为主，侵入于乌拉山岩群之中(刘磊，2007； 张楠，2008)。

图1 a 研究区位置(据许文良等，2009)； b 新生代玄武岩分布图(改自张文慧等，2005)

2 枕状玄武岩分布与堆积序列

2.1 分布特征

野外调查研究显示，在集宁地区，上新世汉诺坝玄武岩之下为河湖相沉积岩，局部地段下部玄武岩与沉积岩互层，上部主体为玄武岩。枕状熔岩在察右后旗西南广泛分布，出露于汉诺坝玄武岩底部，以乌兰哈达火山群西南大湾子一带的人工剖面揭露(长约1.2km)最具代表性，枕状熔岩出露在汉诺坝玄武岩的下部，覆于灰白色湖相钙质泥岩之上，露头良好，堆积层序清晰(图2，3)。

图2 大湾子陆相枕状玄武岩堆积序列及侧向加积野外照片

图3 大湾子陆相枕状玄武岩的横向剖面图

2.2 堆积序列

以大湾子剖面为例，由上而下堆积序列为(图4)：

图4 大湾子陆相枕状玄武岩堆积序列的剖面图

(1)黑色块状拉斑玄武岩，呈致密块状，发育少量气孔，岩流单元厚度>10m(剖面未测到顶)。

(2)灰黑色气孔、 块状拉斑玄武岩，顶部气孔发育，呈扁平状及长椭圆状，气孔长轴约5mm，长轴大致平行于岩流顶面，中下部为块状玄武岩，为一完整的岩流单元，厚约8m。

(3)褐黄色、 灰黑色枕状玄武岩，枕状体呈椭球状，长轴约1～2m，横截面为同心环状构造，黑色枕状体被褐黄色淬碎角砾岩包裹，厚约8m。

(4)浅灰色钙质泥岩，水平层理发育，厚30cm～1m不等，横向上趋于尖灭。

(5)黑色拉斑玄武岩，顶部气孔大小不等(2～5mm)，气孔长轴大致平行于岩流顶面，中下部为块状玄武岩，为一完整的岩流单元，厚约5m。

(6)黄褐色、 灰黑色枕状玄武岩，枕状体大小约1～2m，呈柱状、 椭球状，横断面近圆形，内部具同心分布的气孔，发育环状及放射状裂隙，枕状体含量约为40%～50%，多呈斜列式定向排列(图2)，与层面的夹角约40°～50°，反映了枕状熔岩堆积过程以侧向“加积”为主。枕状体被淬碎角砾岩包裹，整体厚约10m。

(7)灰白色钙质泥岩，水平层理发育，局部具扰动的软变形层理，未见底，出露厚度>5m(图5)。

图5 大湾子陆相枕状玄武岩堆积序列的野外照片

上述堆积序列表明，本区玄武岩起初堆积于水下，随着岩流单元的堆砌，逐渐转为陆上堆积。下伏的浅灰色泥岩水平层理发育，含钙质，淬碎角砾岩的胶结物也主要为钙质。盆地区域沉积相分析表明，枕状玄武岩堆积定位环境总体为深湖相(内蒙古地质研究队，1978)。2层枕状玄武岩的发育反映了火山喷发早期湖平面升降变化较大的特征。

3 枕状玄武岩的特征

枕状玄武岩由枕状体和淬碎角砾岩组成，二者的比例大致相当，一般底部淬碎角砾岩略高，中上部枕状体含量略高。

3.1 枕状体的特征3.1.1 形态特征

枕状体保存完好，多为圆柱、 长椭球状(图6a)，大小不一，长0.8～1.5m，较大的枕状体长约2m，横截面大多近圆形(图6b)，直径约0.6m，大者可达1m，枕状体多呈斜列式分布(图6c)，其长轴与层面呈40°～50°夹角。纵截面为扁平椭圆形、 长条状等，长短轴比为1∶3～1∶4，部分比例可达1︰5。

图6 陆相枕状玄武岩的野外特征照片

3.1.2 表面特征

枕状体表面多发育波纹构造，多数表壳具黄褐色粗糙的树皮状褶皱纹(图6d)，少量具光滑的黑色玻璃质绳状构造外壳，反映枕状体在形成过程中表层具塑性特征，这是由于炽热的岩浆注入水体后使水体迅速汽化，在枕状体周围形成高温和较高压的隔热汽层，从而抑制了淬碎作用的结果。枕状体外壳的结晶程度差，呈玻璃质，致密坚硬，厚约1cm。枕状体均被淬碎角砾围绕包裹，黄褐色表壳是淬碎角砾在成岩过程中氧化的结果。

3.1.3 内部结构特征

枕状体内部具明显的同心层状构造，可分为外壳、 中间层及核部。从外到内结晶程度逐渐变好，外壳为玻璃质(图6e)，中间层为间隐结构，核部结晶较粗，为间隐-间粒结构。以近圆形横截面为例，由外向内分为表皮、 边缘层、 中间层、 中心层。表皮呈玻璃质，不含气孔。边缘层呈黑褐色，厚约5cm，分布着密集的扁平状气孔，含量为30%～40%，大小为2～3mm，长轴平行于枕状体呈曲面排列，部分被硅质填充成杏仁体。中心层为灰黑色，气孔少且个体大，多为5～10mm，呈椭圆状或不规则形状，在枕状体中心常见不规则状的空洞(气囊)。气孔从边缘到中心具有分层特征并逐渐变大，含量由多渐少。

3.1.4 放射状与同心环状裂隙

枕状体内常伴生出现放射状和不连续同心环状裂隙(图6f)。由中心向外呈放射状展布的裂隙最为发育，裂隙数量由10～20条不等，宽3～5mm，裂隙间多被钙质和硅质充填。环状裂隙多集中于枕状体中部，大多为2～4环，常将枕状体分成具核部、 中间层和外壳的环状构造，裂隙的发育使枕状体发生不同程度的破碎，放射状和同心环状裂隙是枕状体在形成过程中冷却收缩的结果。

3.2 枕状体间的填充物

枕状体之间主要由淬碎碎屑物充填，约占枕状玄武岩体积的40%～60%，淬碎碎屑大小不一，包括集块、 角砾和凝灰级碎屑，以淬碎角砾为主，角砾之间的胶结物主要为钙质及少量黏土矿物，可统称为淬碎角砾岩。由于淬碎过程中的水解氧化作用，淬碎碎屑物多呈黄褐色，与黑色枕状体形成鲜明对照(图6g)。

3.3 枕状玄武岩的岩相学特征

研究区的陆相枕状玄武岩主要由灰黑色枕状体及枕体间的黄褐色淬碎角砾岩组成，二者的接触界限明显。

枕状体岩性为橄榄拉斑玄武岩，为灰黑色，部分表皮为黄褐色，呈斑状结构，气孔、 杏仁状及块状构造。斑晶主要为斜长石、 单斜辉石和橄榄石。斜长石呈自形板条状，大小为1～3mm，长宽比为3︰1～5︰1，聚片双晶，含量为10%～15%； 单斜辉石呈短柱状(图7a)，大小为0.6～1mm，含量为5%～8%； 橄榄石呈粒状(图7b)，大小为1～2mm，含量为3%～5%。基质为玻晶交织结构和间隐-间粒结构，主要由微晶斜长石、 辉石和玻璃质组成，含量为70%～85%。在枕状体边缘斜长石微晶含量少，粒度为0.1～0.3mm(图7c)，而在枕状体中心斜长石微晶含量相对高，粒度为0.8～1.5mm，平均达1mm，反映结晶程度从枕状体边缘到中心有增高的趋势(图7d)。枕状体具玻璃质外壳，气孔含量较高(图7e，f)，气孔呈椭圆形或不规则形状，大小为0.5～5mm，含量约为10%； 部分有硅质和黏土充填，构成杏仁体。

图7 陆相枕状玄武岩的镜下特征及淬碎角砾岩野外特征照片

淬碎角砾岩主要由玻璃质淬碎碎屑(橙玄武玻璃)及钙质、 硅质胶结物组成，碎屑物呈黄褐色，粒径为1～200mm不等，包括集块、 角砾和凝灰级(图7g)，主体为淬碎角砾。大部分淬碎角砾近等轴(图7h)，少见尖角状，这是淬碎角砾的特征之一。碎屑粒径为10～50mm，含量约为50%～70%； 集块级淬碎碎屑的粒径大多为50～100mm，含量为15%～25%； 部分为凝灰级碎屑，碎屑粒径为0.1～2mm，含量为10%～20%，成分为玻屑，有些玻屑呈凹面棱角状，与岩浆爆炸作用形成的玻屑相似，但水热蚀变较强，大多具沸石化。淬碎碎屑是基性岩浆遇水急剧冷却而发生淬碎作用的结果，碎屑粒度变化范围很大，其中凝灰级淬碎碎屑的确定丰富了火山灰的成因类型。其胶结物主要为水化学沉淀的钙质、 硅质，少量为黏土矿物，局部可见石膏。在淬碎角砾岩中还含有少量钙质泥岩碎块。

3.4 枕状玄武岩的地球化学特征

为了便于与其他区域的汉诺坝玄武岩数据进行对比，我们对研究区的橄榄拉斑玄武岩(枕状体)进行了主微量元素测试(表1)，结果显示其SiO2含量为52.84%，Na2O+K2O含量为5.46%，K2O/Na2O比值为0.61，里特曼指数σ=3.0<3.3，属亚碱性系列的橄榄拉斑玄武岩。岩石稀土总量ΣREE=479.18ppm，配分曲线为右倾型(图略)，轻重稀土分馏明显(LREE/HREE=17.52，LaN/YbN=24)，且具有弱的负铕异常(δEu=0.89)。大离子亲石元素Rb、 Sr、 Ba等元素丰度较高，强不相容元素Nb、 Ta相对富集，Zr/Hf=60.44，Nb/Ta=19.88。前文已述及，近几十年来众多学者已经对汉诺坝玄武岩进行了大量岩石地球化学分析与研究，包括岩石成分、 成因演化及地球动力学过程等(王慧芬等，1985； 邱家骧等，1986； 袁万明等，1993； 张文慧等，2005)，同时这非本篇文章讨论的侧重点，因此，仅提供本地区枕状玄武岩的地化数据作为参考，不再过多进行论述。

表1 研究区枕状玄武岩的全岩主量元素(wt%)和微量元素(ppm)特征

3.5 枕状熔岩与火山通道

枕状玄武岩虽分布较多，但并非所有岩浆注入水体都能形成枕状熔岩，大多夹于沉积岩中的玄武岩不具枕状构造。本区枕状玄武岩多与辉绿玢岩伴生出现，如白音查干西山(图8)枕状玄武岩分布于辉绿玢岩两侧。灰绿色辉绿玢岩的出露宽度约为30～50m，发育近水平柱状节理(图9)，柱状节理一般形成于厚熔岩流、 熔岩湖、 火山通道或潜火山岩中，其形成说明岩浆流动缓慢、 成分均一且散热均匀。柱状节理的倾向通常与冷却面垂直，该区辉绿玢岩的产状近直立，为充填于火山通道的潜火山岩，代表了火山通道的位置。同时沿岩墙走向还零星可见近火口相溅落堆积的集块岩出露，也表明其为火山通道的位置，因此推断本区的枕状玄武岩形成于火山通道附近，属近火口相熔岩流。

图8 白音查干西山火山通道相(辉绿岩墙)平面图(a)和剖面图(b)

图9 白音查干西山火山通道相辉绿玢岩的柱状节理(a)及其柱体横断面(b)

4 讨论

4.1 枕状玄武岩的形成过程

现代海底火山监测能够让我们直观地了解水下火山喷发的全过程。如在夏威夷基拉韦厄海底火山喷发过程中，熔岩流首先形成淬碎碎屑，然后形成枕状体(Mooreetal.，1969)。玄武质岩浆的黏度低、 溢出率高、 流速较大，温度通常在1200℃以上。熔岩炽热的表面与海水接触，温度骤降导致冷凝收缩和炸裂，发生剧烈的淬碎作用(Mooreetal.，1969； Moore，1975)。随着熔岩继续流动，半塑性冷凝外壳发生破碎，再次形成大量淬碎角砾或淬碎集块。此外，熔岩内部与外部水体的压力差会使岩浆中的挥发分迅速逸出，也可导致熔岩表壳发生淬碎或炸裂。当外溢熔岩流规模变大，大量热能使周围水体迅速汽化，形成高温汽层使岩浆与水体隔离，抑制淬碎作用，从而形成具波纹构造(图6d)的枕状体。当熔岩被淬碎碎屑包裹并不断推进时，前端熔岩舌上部产生平行和垂直于流动方向的裂缝，内高压使岩浆从裂缝涌出，冷凝堆积到正在扩张的先成枕状体外壳上或因重力脱落而形成独立枕状体。通过多次岩浆挤出、 滚动分割，实现枕状体的连续推进增生堆积(图10)(Moore，1975； Yamagishi，1985； Brownetal.，1989)。

图10 海底枕状玄武岩的形成过程模式图(改自Moore，1975)

本区的陆相枕状玄武岩具有与海相枕状玄武岩相似的产出形态，保存完好，表明无论是海相还是陆相，枕状熔岩的形成过程具有相似性。区内可观察到从早期枕状体中挤出形成的新枕状体，晚期受外部水压和淬冷外壳的限制，大量挥发分来不及逃逸，则在枕体边缘聚集形成细小扁平的气孔(Jones，1969)，气孔和杏仁向核部逐渐减少，但单个气孔逐渐变大，有些可形成核部空洞。随着冷却固结，枕状体表面发生龟裂，内部形成收缩裂隙(图6f)。区内的枕状玄武岩与其上的气孔及块状玄武岩构成2个喷发韵律，中间夹不连续的薄层钙质泥岩(图4)，暗示在盆地中熔岩的注入或火山喷发具有阶段性，同时反映了熔岩流速的加快或水体变浅甚至水体耗尽的变化过程。其底部的灰白色钙质泥岩发育水平层理，淬碎角砾胶结物主要为钙质，结合区域地质背景可知，火山喷发时的堆积环境应为陆相湖盆，且推断熔岩流可能注入到了接近深湖相的部位。

4.2 枕状玄武岩的形成条件

枕状玄武岩的形成离不开水体，但有水并不一定形成枕状熔岩，野外常见堆积于水盆地的玄武岩，但并没有枕状构造。枕状玄武岩的形成与岩浆属性、 温度以及水体性质密切相关。

4.2.1 水深及压力

海洋和湖泊水深差距非常大，但都可形成枕状玄武岩，暗示水深和压力对其形成的影响较小。众所周知，在海洋中，深度越深则水压越大，1atm(标准大气压)与水深10.03m相当，当水深超过2000m时，水压超过200atm。在陆相湖泊环境中，水深和水压则相对小得多(表2)，但同样能形成枕状玄武岩，说明水深和压力不是控制枕状玄武岩形成的主要因素。区内堆积序列显示，在湖盆边缘相(砂砾岩带)未发现枕状玄武岩，表明湖水深度过浅不利于枕状玄武岩的形成，而大规模陆相枕状玄武岩形成时的湖泊深度多超过10m，通常为10～30m。

表2 深海和湖泊枕状玄武岩形成的水深对比

多数学者认为枕状玄武岩的结构特征能够指示海水深度(Kawachietal.，1988)，特别是其气孔特征与形成深度密切相关(Jones，1969； Mooreetal.，1973； 朱佛宏，1988)，即海水越深，气孔越细小且含量越少(表3)。可见，水体深度(压力)主要影响岩浆挥发分的散逸程度，进而影响岩石的气孔含量和形态。研究区陆相枕状玄武岩的气孔含量变化较大，下层枕状体的气孔量总体少于上层枕状体，反映水深对陆相枕状玄武岩的气孔发育程度也有一定影响。

表3 海相枕状玄武岩的气孔含量统计

受水深和压力影响，海相和陆相枕状玄武岩枕状体的排列方式也有所差异。大洋底由于海水压力极大，枕状体多呈扁长椭球状平铺于下伏岩层之上(Hargreavesetal.，1979； Casetal.，1988)。而陆相水盆地内水体较浅，压力相对较小，水压不足以使枕状熔岩平铺于水底。在野外堆积相序中也可清晰看到陆相枕状体的长轴方向与层面的夹角为40°～50°，呈斜列式定向排列，这种倾斜排列的枕状体反映在侧向堆积过程中倾向与熔岩流动方向一致，这与海相枕状玄武岩的排列明显不同。

4.2.2 岩浆温度

海相和陆相的水体温度有明显差别。海洋中，水深每增加1000m，水温下降1～2℃，达2000m时，水温为3～5℃，至3000～4000m深度时，水温总体变化不明显，为1～2℃。河湖中，水温受气候温度影响较大，多在0～30℃波动。但二者与基性岩浆温度(约1200℃)相比，这种变化可忽略不计。据此推断水温可能对枕状玄武岩的形成过程影响很小，而主要受岩浆自身的温度控制。基性岩浆的温度主要对包裹枕状体的淬碎碎屑和玻璃质外壳的形成产生影响。前人对枕状体外壳的淬碎玻璃进行了大量研究(Carlisle，1963； Moore，1975； 夏国礼，1993)，从模拟枕状体玻璃质外壳形成的温度相图(图11)来看，在岩浆从原始温度1200℃冷却至近海水温度的过程中(假设以简单条件冷却，忽略结晶潜热)，当降至约1150℃时(液相线)开始形成纯玻璃质外壳，熔浆推挤使外壳产生裂缝，此时裂缝的深度<1cm，并以5cm/s的速度快速张开，岩浆挤出形成枕状体的最快时间通常仅约3s。玄武质岩浆在液相线和固相线之间固结较快，当塑性壳体的温度降至约1000℃时，玻璃质表壳平均厚约0.4cm。若形成纯玻璃质而不产生结晶，则玄武质岩浆必须在约3s内从液相线迅速冷却到固相线，而为使玻璃质外壳能够保存(但可能产生少量结晶)，必须在约13.5s内从液相线冷却到固相线(Moore，1975)。因此，海相枕状熔岩的形成要求岩浆有很高的初始温度(1200～1150℃)，且低于1000℃的温度不利于玻璃质外壳的形成。

虽然对陆相枕状玄武岩尚未进行过温压测试，但从海相枕状玄武岩的形成条件可以推断陆相枕状玄武岩的形成同样需要较高的初始温度(1200～1150℃)，否则不利于枕状体及玻璃质外壳的形成。在本区的一些水盆地中虽可见基性熔岩注入，但并未形成枕状熔岩，这可能是熔岩温度偏低、 流速过快或水体过浅所致。通过观察本区陆相枕状熔岩外壳结构及镜下岩相学特征发现(图6e，7f，7g)，其外壳主要为玻璃质，但具有少量微晶或雏晶，说明在形成枕状体玻璃质外壳的过程中产生了少量结晶，而非纯玻璃质外壳，从液相线迅速冷却到固相线的时间肯定>3s，但<13.5s。根据枕状体横截面的平均直径约60cm估算，当时的平均裂缝宽度可能为40～60cm，枕状体外壳可能在缝隙开裂后的4～6s间形成(图11)。当熔岩温度降到1000℃时，枕状体玻璃质外壳已经凝固，之后，岩浆由表壳向核心逐渐冷却固结并降至水体温度。 由于枕体内部的冷却速度相对较慢、 冷却时间相对较长，具备较为充分的晶体生长时间，因此越靠近核心部位结晶程度越好，越易形成大量微晶(图7d)。

图11 枕状体外壳形成的温度相图(改自Moore，1975)

以上分析表明，虽然陆相和海相环境的水深和压力相差很大，但均可形成枕状玄武岩，推断其形成可能与水体压力关系较小，但较大规模陆相枕状玄武岩的形成水深多超过10m，水深和水压对枕状玄武岩的气孔含量、 形态影响较明显。枕状熔岩的形成主要受控于岩浆自身的温度及流速。

4.3 枕状玄武岩的岩相意义

众所周知，大洋枕状玄武岩通常在洋中脊附近形成，即形成于火山通道周围，属近火口堆积相，只是由于海底扩张作用而远离扩张脊，遍布洋壳(Wilkinson，1985； Saltersetal.，2004)。陆相枕状玄武岩的形成通常与裂隙式喷发的大陆溢流玄武岩有关，代表了一些地区与陆地河流-湖泊相有关的喷发环境(de Moraesetal.，2018)。前已述及，在研究区湖相枕状熔岩附近可见多处辉绿玢岩墙伴生出现，产状陡直，发育明显的近水平柱状节理，代表了火山裂隙通道相，枕状玄武岩分布于岩墙两侧，而在远离火山通道处则不见枕状熔岩，由此推断本区陆相枕状玄武岩形成时应位于近火口位置。通过研究枕状玄武岩的形成过程与形成条件发现，由于枕状玄武岩的形成要求火口熔岩具有较大的溢出率，且熔岩流动速度不能过快，同时在向前流动的过程中受动能供给、 水体阻力控制，枕状熔岩的形成一般不会离火口通道太远，且陆相枕状玄武岩的分布通常很少受到如海底洋脊裂隙扩张作用的影响，所以大多堆积定位在火山口附近(Casetal.，1988； Carracedoetal.，2012)。与世界上大多数与陆相枕状玄武岩相关的研究进行对比发现，虽然其不像本区一样能够较容易地找到火山裂隙通道位置，但推测的火口位置基本都在距陆相枕状熔岩流不远的近源区域(Greenbergeretal.，2015； Hicksonetal.，2015； de Moraesetal.，2018； Famellietal.，2021)。由此可见，无论是海相还是陆相枕状玄武岩，其形成的位置均应靠近火山通道，可见其具有明确的指相意义，这对恢复陆相火山机构面貌及研究火山喷发过程具有重要的实际意义。

此外，陆相枕状玄武岩对揭示河流、 湖盆沉积环境以及当时的古气候也具一定的指示意义。根据前文所述，研究区的枕状玄武岩覆于钙质泥岩之上，结合区域地质背景推测其主要形成于近深湖相。de Moraes等(2018)在研究巴西早白垩世Paraná大陆岩浆省时，发现其中的枕状玄武岩覆盖在砂泥岩之上，还可见少量风成沙夹层，推断其喷发时处于以干旱气候为主的湖泊相环境。Greenberger等(2015)通过研究美国康涅狄格州Meriden地区陆地湖泊相枕状熔岩与水体的热液蚀变作用时发现，其中的钠交代作用与当时干旱气候下湖泊蒸发环境的富钠卤水有关。可见，无论是研究与陆相枕状玄武岩相关的沉积夹层，还是研究枕状熔岩与当时水体的蚀变作用，都能较好地限定熔岩喷发时的沉积环境和古气候，在此方面我们还需要做更深入的研究工作。

5 结论

(1)位于内蒙古察右后旗上新世汉诺坝玄武岩台地中的这套陆相枕状玄武岩由灰黑色枕状体和黄褐色淬碎角砾岩组成。枕状体多呈圆柱型或长椭球型，大小不一，形态完整，国内罕见。淬碎角砾岩的碎屑粒度变化大，包括集块、 角砾和凝灰级，以角砾碎屑为主，淬碎凝灰级碎屑的确定丰富了火山灰的成因类型。

(2)陆相和海相环境均可形成枕状玄武岩，除了水是必要条件以外，主要受控于岩浆的温度及流动速度。枕状玄武岩的形成温度大约在1150～1000℃，低于1000℃时很难形成枕状熔岩，熔岩的流速通常较缓。深海与浅湖相都可形成枕状玄武岩，但大规模陆相枕状熔岩的形成水深多超过10m。水体压力可能只影响枕状体的排列方式和枕体内的气孔含量。

(3)陆相枕状玄武岩常分布于火山通道附近，属近火口相堆积物，具有明确的指相意义，这对恢复陆相火山机构形貌及研究火山喷发过程具有重要的实际意义。

致谢审稿专家对本文提出了诸多建设性的修改意见，在此表示衷心感谢！