新英格兰南东纳拉干西特盆地的火山岩——岩石学及盆地早期形成的意义

1、ri.mact.ri3新港火山岩韦娼苏塔 斯宾寒丘 蓝丘 林恩/马特潘 纳拉干西特盆地 e3波斯顿盆地图1新英格兰南东阿瓦隊带的广义地质图.表乐纳拉干西特盆地和韦姆苏塔火山岩组合（wvs） 的位誉.也表示布迪断x （bbf）、菜克育断层（lcf）和希望谷剪切带（hvsz） 新英格兰南东纳拉干西特盆地的火山岩一一岩石学及盆地早期形成的意义原著：安东玛利亚罗徳甜大学地质科学系译者：王立群摘要：纳拉干西特盆地的北西角发育的一套火山岩至少包括四种玄武岩流、两种流纹岩流和 与之相关的火山碎屑岩。该火山岩在韦姆苏塔组的底部与非海相的沉积岩互层，直到现在为 止，仍然认为其地质年代属于宾夕法尼亚期，根据u/p

2、b地质年代学资料，报告其中流纹岩 的年代大约为373ma （thompson等，1999）。玄武岩的厚度一般在12米厚，其中含有枕 状熔岩和沉积岩墙，以及熔岩和沉积岩的混合成分。两种较年轻的熔岩流具有单斜辉石形成 的间粒结构并含有斜长石斑晶以及在具有交织结构的基质小存在橄榄石的假彖，两种较老的 熔岩流相似，但是不含有辉石成分。流纹岩流的厚度从3到20米，表现有亚水平的石英缝 合线，该石英缝合线表示冷却裂隙或者是选择性地充填有晚期石英的气孔带。两种流纹岩流 都在含有残余珍珠特征的花斑状结构的脱玻基质中含有歪长石的斑晶。在一层流纹岩流之下 的火山碎屑堆积物的识别表明火山爆发活动超过喷发活动。主要的

3、和痕量的元素指示出火山 岩是中碱性，而且，地球化学的趋势表明玄武岩和流纹岩由不同源的部分熔融形成，遵循有 限的结晶分异。从早期盆地沉积物质的显著缺乏来说，火山岩反映与纳拉干西特盆地的形成 相关的断裂事件。尽管在宾夕法尼亚期之前盆地的活动是明显的，但是裂谷事件是否与整个 古生代期间发育的 扩展环境相关还不 清楚，在阿瓦隆带的 这一部分产生明显 的碱性深层作用。与 加拿大滨海盆地的 泥盆石炭纪的双峰 机制相似表明它们 可能有相似的成因。 简介：一套火山岩位 于马萨诸塞州的阿 特尔伯勒，纳拉干西 特盆地的北西角。除 了沿着盆地北部边 缘和北东部边缘的 两套孤立的前寒武 系单元外，这些岩石 都是纳拉干

4、西特盆 地的火山岩。尽管南 阿特尔伯勒的火山 岩在儿乎一个世纪 之前就被注意，但是 它们从来没有被详 细地成图。自那以后，单元的数量、该岩石的组成特征，甚至是它们的名称，叫做岩丘、岩墙还是熔岩流，一 直是一个争论的问题。作为目前工作的成果，南阿特尔伯勒的组合是由铁镁质和长英质熔岩流组成并与火山碎 屑岩相关这一点是清楚的。尽管在新英格兰南东火成岩具有广泛的可变性，但是玄武岩和流 纹岩的双峰组合在局部是明显的。铁镁质和长英质的火山岩也仅发现在纳拉干西特盆地的北 部，该盆地位于马萨诸塞州的诺福克盆地z内。在马萨诸塞州的地质图上，诺福克盆地的火 山岩和南阿特尔伯勒火山岩都被命名为韦姆苏塔火山岩，这是因

5、为它们赋存于韦姆苏塔组地 层中。但是，本文没有处理诺福克盆地的岩层，命名为韦姆苏塔的火山岩明确地说指的是南在b、c盘位置下覆四套分散的、薄层的玄武质熔岩流。在a盘内.顶部流纹岩也下覆四套玄武质 熔岩流，但是，册套较z的玄武岩层被上在。在c、d盘内，较洶的波纹岩流夹庄删层玄武岩z间 .1"号表示文中描述的位賈.阿特尔伯勒组合。本文研究的主 要目的是分析韦姆 苏塔火山岩的特征, 以便在长吋间持续 的和变化的新英格 兰南东的地质历史 屮确定它们的位置。 这种双峰式火山岩 组合的岩石学特征 为典型的扩张断裂 火山作用机制，本文 阐明了该区域的阿 瓦隆岩层的构造历 史。火山岩的意义因 它们是新

6、英格兰南 东已知仅存的这种 火山机制而变得增 加。来自于深层的韦 姆苏塔火山岩的强 有力证据表明在整 个古生代新英格兰 南东地区广泛发育 长期的、间歇性的扩 张构造运动，并且该 火山岩可能代表这 一时期的高峰。另外，因为火山岩表现出与纳拉干西特盆地古老沉积岩为同一时代的产物，所以它们的成因很可能与盆地形成相关的裂谷构造运动有关。关于盆地形成的年代信息已经由韦姆苏塔流纹岩的放射性年代数据所提供。但是，所报告的大约373ma的年龄数据相比于纳拉干西特盆地 的已经认可的岩石年龄较老，因此而产生了关于盆地历史的新的问题。地质概况：新英格兰南东地区的阿瓦隆带构成阿帕拉奇亚山脉的东翼，含有年龄范闱从晚元古

7、代到 二叠纪的多种火成岩混合物。纳拉干西特盆地位于希望谷剪切带的东部（图1）,在艾斯蒙徳-戴徳姆基底之内。尽管该基底主要为深成岩，但是就目前来说经常发现火山岩与该深层 岩组合存在联系。埃德蒙德戴德姆基底的岩石记录了一种变化的构造历史。在晚元古代，钙碱性的岩石 形成于板块的收敛、地壳厚度增加和大陆增生时期。与戴德姆深成岩组合相关的马特潘和林 恩火山岩是这种钙碱性岩相的晚元古代地层的代表。遍及古生代的大部分，碱性和过碱性的 深成岩间断地形成，表明它们处于扩展的构造环境。斯宾塞丘火山岩与泥盆纪的斯基尤特深 成岩组合相关，是该碱性岩浆作用的实例。韦姆苏塔火山岩显现出它是这种长期的、间歇性ab图3显微照

8、片：(a)玄武岩的毡状结构特征.视野宽度是2.(b)珍珠结构的流纹岩基质.尽管珍珠缝由细粒的不透明物质所充填，但是在多数实例中，结构更梢细，在基质中广泛存在斑点.视野宽度为2.4mm(c)凝灰岩中的脱玻化玻屑.比傥尺为200微米.(d)可能的堆积成因火山凝灰岩.球形体是由纯石英和纤维状玉曲外壳组成，含有从多边形到细粒的玉魅核.占岩石的60 70%,比例尺是400微米.的扩展阶段的最后事件。在二聲纪，在阿勒格尼造山运动期间，从扩展运动切换到了压缩构 造运动中，形成过铝质到偏铝质，s型的花岗岩。纳拉干西特盆地主要由非海相组成。纳拉干西特湾群的碎屑沉积岩不整合地覆盖在埃徳 蒙德戴德姆地层的晚元古代基

9、底之上。覆盖在庞德威尔底砾岩之上的韦姆苏塔组地层仅仅 是纳拉干西特湾群的组成部分，含有火山岩。韦姆苏塔组主要由非海相的砾岩和细粒碎屑岩 组成，为河道、点沙坝和洪泛平原沉积物，其估计的厚度为595米。纳拉干西特盆地的变质沉积岩的变形属于阿勒格尼造山运动。在盆地的南部，岩层是多 边形态的变形并且变质程度为硅线石级。在盆地的北部，造山运动的效果减弱。在火山岩的 附近，韦姆苏塔组地层发生褶皱、形成页理并且逐渐地减弱为浅变质带级，相当于沸石到浅 绿片岩相。之后，破碎变形形成高角度的、标准的断层和走滑断层。尽管某些火山岩展现出 岩浆作用后期的变化，但是并没有变质作用的指示。韦姆苏塔火山岩的年代一一纳拉干西

10、特盆地的地质年龄长时间被认为属于中到晩宾夕 法尼亚期。石炭纪的年龄主要是根据发现于罗徳岛组的植物化石所判定的，该组地层位于韦 姆苏塔组之上。韦姆苏塔组的地质年代被解释为维斯法期，这是根据该组上部的化石控制所 判定的。但是，在含有火山岩的韦姆苏塔组的下部或者位于庞德威尔底砾岩之上的部分，很 明显不存在控制年代的化石。在庞德威尔发现的化石实际上位于诺福克盆地。大约373百万 年的晚泥盆纪地质年龄目前被认为是韦姆苏塔火山岩组合的上部流纹质熔岩流的年代。这个 结果是三块钻石样品中，两块样品进行整合分析所得到的207pb/206pb的加权平均值。这是首 个在纳拉干西特盆地之内比宾夕法尼亚期老的岩层的直接

11、证据，并表示比先前的认识，盆地的记录具有漫反的地质历史。在测年的流纹岩和上覆的含化石韦姆苏塔组之间60my的差异 表明存在不整合间断或者可能是未确认的断层。构造关系：研究区的地质图表示与韦姆苏塔组的碎屑沉积岩互层的玄武质和流纹质熔岩流呈整合表1韦姆苏塔组火山岩虹元的主要元素和痕st元素流纹岩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标准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的向斜褶皱层序。通常情况下透镜状的火山岩地层单元或者沿着走向尖灭或者被北东倾向 的、高角度的断层所消截。然而，连续的地层被保留在本地，表明至少存在两个不连续的流 纹岩层和四个玄武质单元。玄武质熔岩流沿着大约9km长的链状露头延伸，流纹岩流延伸 了大约5.5km。在1-295 (图2,点1和点2)北部的流纹岩墙展现出明显的熔岩流带，可能 表示对地表熔岩流的残余供给源。火山碎屑岩堆积物被发现在年轻流纹岩流的附近。但是, 因为火山碎屑岩在没有薄片帮助的情况下难于鉴定，所以它们的整个范围还没有被确定。在大多数位置，熔岩流由相对薄的沉积岩层所分隔。

18、在互层的砾岩剖面屮，玄武岩和流 纹岩的碎屑证明沉积岩和火山岩岩层之问存在密切的关系。但是，熔岩流单元之间的直接接 触出露在某些位置。在点7处（图2）,玄武质熔岩流直接地位于另一些熔岩流之上，在表 示底部熔岩流岩层顶部的露头中部的附近，存在含气孔状构造的地层。进一步向南，该熔岩 流分叉，可能是由于在堆积位置的原始地面为波状起伏的地形所致。在位置8处的玄武质熔 岩流表现岀相似的并列特征。在位置6,流纹岩被发现直接与玄武岩接触。玄武质熔岩流一般为1到2米厚（局部达到6米），且表现出少量的侵蚀痕迹，表明其表1 （续）b-7bb-7c无辉石玄武岩r-41b-54b-55辉石玄武岩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标准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。在熔岩流的底部出现与松散的沉积物混合的迹象，沉积岩墙为儿厘米到十儿厘 米厚，通常切割玄武岩，指示沉积作用和火山作用的同吋性。在沉积岩墙中的肉眼可见的流 纹层方向与从下部上涌的

25、方向一致。玄武岩的上部接触面没有表现出与沉积岩相互作用的特 征，但是一般具有较高的气孔含量。枕状构造在局部出现。所有这些特征表明玄武岩单元为 熔岩流成因并且与岩丘的早期特征不一致。像玄武岩一样，流纹质熔岩流一般情况下保存完好。但是，因为在上覆砾岩中流纹质碎表1 （续）辉石玄武岩火山碎屑岩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拧57.5648,1859.9653.70

28、56.1952.1650.6942.08痕星元素（ppm）rb64492118245917912376112sr50766235871391268098956717112514797y413743302625263281778165zr255258265253194190198221804581542479nb313134281617172171516257ba209272162500477491575611650432357351la3841473432252833138647076ce798088696459617121111610374zn165156178138127136112115

29、180184191165c1pw标准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屑比较丰富，所以顶部流纹岩的不平坦露头形态可能是由于部分侵蚀。这种流纹岩流的上部 接触血没有出露，但是该单元由上部的7到8米厚沉积岩层所分隔。该熔岩流的底部接触面 出露在点3和点4处（图2）。顶部流纹岩的厚度估计为20米，底部流纹岩流的厚度被上下 两层包圉的玄武岩层以及在点5和点6 （图2）处出露的基岩接触面

31、约束在近3米左右。流纹质熔岩流的颜色是粉色到红色，其特征是含有丰富的亚平行石英束（石英的薄层, 1mm厚）和串珠状的长石斑晶。伍兹（1961）把这种特征表示为流纹带，是石英和长石组 成的层，表示因流动条件而拉长的岩浆之内，由化学多样性形成的残留帶。尽管石英束和长 石斑品串的方向可能与流动相关，但是，我们解释这种石英束表示主要的气孔带和充填有晚 期石英的冷却裂隙。该石英束最为丰富而且相隔紧密（间距为5mm）, ie好位于基带之上。靠近熔岩流的顶部，近圆 形的、石英充填的气孔更 加明显。在所有流纹岩流 的最底部（l-2m）（分别出 露在点3和点5）可以由 浅绿灰色和非常丰富的长 石斑晶所区别，以流

32、纹带 状结构紧密地排列而且可 能是底部的玻基斑岩（现 在已经脱玻化）。在某些位 置（点4和点6）,底部断 面通常为粉色，也没有表 现11!玻基斑状结构。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由中子活化分析测定的稀土元素和痕虽元素数据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是底部玻基斑岩cleaves （1929）描述 该流纹岩为侵入成因； shalei等人（1899）、伊顿 （1925）和伍兹（1961） 推断该流纹岩是喷发成 因；利钝（1941）在这个 问题上没有下结论。缺乏 岀露的上部接触面使得确 定其成因变得困难。但是，从顶部到底部一致的石英充填束和气孔

34、的数量（伍兹）、存在底 部玻基斑岩和珍珠结构表明流纹岩单元不是岩丘。在流纹岩中缺乏浮石碎屑、岩屑或者其它 火山碎屑特征以及一致的、原生特征的斑品表明流纹岩是熔岩流，而不是火山碎屑岩流。存 在流纹带和与冷凝及脱玻化相关的结构进一步证明了这种结论。与韦姆苏塔火山岩相关的火山碎屑岩沉积物存在的证明是我们进行区域研究的成果。 伊顿（1925）发现了与火山灰相关的玄武岩，伍兹（1961）认为在流纹岩附近的沉积岩单元 可能含有火山灰，但是这两个研究者都没有详细地研究。我们从最年轻的流纹岩流附近（图2,点3）收集來的细粒岩的相分析表明它们是火山碎屑岩。在这个位置流纹岩流下部的2到3米厚的地层主要是市细粒、中

35、粒到粗粒的凝灰岩组成。这些火山碎屑岩证明最年轻的流 纹岩流在火山的爆发阶段之后形成°火山碎屑岩和火山物质的外碎屑堆积物可能与其它熔岩 流相关（能够对比），并且可能形成韦姆苏塔组地层中的重要标志组分。岩相学:韦姆苏塔火山岩组合中的铁镁质火山岩存在两种类型，由存在或缺乏基质中的单斜辉 石來区分。两套年轻的熔岩流含有可变数量的（5-25%）的注褐色，间粒到亚辉绿结构的富含钛的普通辉石（ca:mg:fe二42:40:。年轻的熔岩流与较老的熔岩流相比也存在丰富度稍 低的不透明矿物。玄武岩类型都含有稀少的斜长石斑品和在交织结构的斜长石基质中的自形 橄榄石微斑品的假品以及不透明矿物（主要为钛铁矿）

36、和磷灰石（图3a）。散射状生长的细 长型斜长石晶体以及在晶体的边缘偶然存在的羽状边缘表明为迅速冷凝的产物。图4 sio2对k2（hna20图。这种双峰式的组合主要落在玄武岩和液纹岩区域之内.该火山 岩是中诚性也是明显的.方解石、绿泥 石、绿帘石、颗粒楣 石以及粘土矿物对 原生矿物的广泛交 代作用表明玄武岩 已经发生了变质。次 生石英较为常见，充 填裂隙并衬在斑晶 和外来沉积岩颗粒 的上面。斜长石斑晶 完全地变质为绢云 母和方解石，基质斜 长石没有发生这样 的变化，钠长石双品 可见。基质斜长石的 电子探针分析指出： 年轻的玄武岩和较 老玄武岩中的近于纯的钠长石的分析值分别是anlo和an30o被

37、高钠的斜长石的交代可能 是因为低an值得缘故。辉石保留着未变质的成分，甚至是当被绿泥石完全包围的时候，表 明充填孔隙的绿泥石可能是交代了基质（基质可能为细粒的晶体或玻璃质）而不是发生变质 的辉石部分°因为该岩层没有表现出发生了变质，所以，大部分这种变化可能是岩浆后期, 尽管局部的变化可能引起熔岩流和水之间的相互作用。两种流纹岩流在矿物学上是相互近似的。斑晶集合体主要由含有痕量钠闪石和郴石的 长石组成。石英斑品明显地缺乏。不透明矿物是非常细粒的并分散在整个基质之内，由细的 富k长石微条带和石英的共生组合组成。多数长石斑晶的长度范围是0.1到0.5mm。第二种 较大的长石斑晶构成亚平行的

38、在手标本上表现明显的串珠。所有种类都是由歪长石组成，为 自形、小的消光角和两个方向的聚片双晶。电子探针表示出斑晶歪长石的外缘环状组成，但 内核是近于纯的钠长石。因为没有分带的迹象，所以怀疑不存在次生的钠长石化。尽管没有 石英斑晶，但是石英含量丰富，它充填孔隙并形成表示本区流纹岩特征的明显的朿状。楣石 和钠闪石晶体经常被发现与石英充填相关，表明这些矿物在冷凝时是从熔岩中释放的富碱性 液体或蒸汽相形成的。在流纹带的底部，小的、径向纤维状球晶（脱玻化的特征）和更广泛 分布的珍珠结构（图3b）表明流纹岩在脱玻化之前发生了部分玻璃质化。在上部流纹岩层之下的火山碎屑岩单元是由岩屑和晶屑组成，在基质中主要是

39、由脱玻 化的玻屑组成（图30,而冃表现为薄层。脱玻化的玻屑表现为曲线形状和y字形的形状, 类似于气孔墙。岩屑（达到1cm）包括流纹岩、玄武岩、粉砂岩或砂岩的碎屑，表现为棱角 状或次圆状的形态。晶体碎屑是棱角状的，主要是红色的长石和透明石英的碎片（达到 2mm）。脫玻化玻屑的形成条件、造型为圆形以及部分包围其它碎屑表明这种成分在堆积时仍然是热的，可能是火山碎屑岩流。一种火山碎屑岩层中包含长石晶体和聚结的球形层（由 髓石交代），在细粒的、脱玻化的褐色微晶基质中与灰色的不透明矿物共生（图3d）。暂且 将这种单元解释为一种增生的火山凝灰岩，或者解释为高度气孔化的黑曜岩的变种或者是气孔被后来的髓石充填的

40、流纹岩。地球化学：十三块流纹岩样品、二十块玄武岩样品和四块火山碎屑岩样品应用x射线荧光分析仪 对全岩组成的主要元素和痕量元素进行了分析（表1）。另外，流纹岩的两块样品和玄武岩 的两块样品用中子活化分析仪对稀土元素进行了分析（表2）o地球化学分析支持火山岩组 合为双峰式的岩相证据（表1;图4）。在全碱和硅质对比图上（图4）,韦姆苏塔火山岩主 要11!现在玄武岩和流纹岩所在的区域内。岩石中含有5270wt%的硅质，是相对较少的。另 外，该岩层明显表现为过渡性或者中碱性（图4）。这种火山岩的中碱性特征也从它们的矿物组成和痕量元素的组成匕反映出来。12.5aa流纹岩玄武岩o辉石玄武岩+凝灰岩李。aa+

41、、當卜10-7.5-。5-2.5-40506070801003005007009000sio2zr图5韦姆苏塔火山岩的主要元索对si02 （a、b和c）及痕呈元素对zr变化图。相対于拉斑玄 武岩，玄武岩貝冇低的驱和ca,而在ti、fe、mn、k和p方面含后高.玄武岩富集zr、y、nb ce和la,有可与碱性橄搅玄武岩相比较的量级.流纹岩表现为高硅质，富含ti、fe和mn,而 ca含址低。流纹岩富含zr、y、nb、ce和la较老的辉石质 玄武岩和较年轻的 含辉石玄武岩有非 常相似的主要元素 组成（表1）。较老 的玄武岩一般情况 下有稍高的a1、 mg、fe和ti以及 相对较少的ca和 si （图

42、5）。相对于 拉斑玄武岩系列， 这两种玄武岩在 mg和ca含量上都 较低而富含ti、fe、 mn、na、k 和 p。 sio2的含量范圉从 4452%、较低的 k2o/na2o比率和 高的p2o5以及 tio2含量表明韦姆 苏塔玄武岩是夏威 夷型。这种分类与 富na的慕质斜长 石和在单斜辉石中 tio2（l. 77261%）、 naoo （0.39-0.50%）*和a12o3（3.1-4.1%）的高浓 度是一致的。高含 量的a1反映在假设si匮乏的情况下当a1进入到辉石时多数碱性玄武岩的未饱和状态。但是，韦姆苏塔玄武 岩的变质状态使得分类使用了有问题的主要元素。石英、橄榄石和紫苏辉石（表1）的

43、不一 致的标准值说明次生作用的影响，而低的透辉石的值，甚至含丰富辉石的样品都表明碱性的 缺失。1w性痕量元素（less mobile trace elements）（高场强元素）更适合于表示韦姆苏塔火山 岩的特征，含辉石和辉石质的玄武岩都富集zr、y、nb、ce和la （表1,图5）,它们可以 比较某些碱性橄榄玄武岩。nb/y的比率仅仅稍小于它，一般是过渡的碱性玄武岩。在平均 水平上，较老的玄武岩趋向于稍稍富集zr、ni、zn、y和nb。这两种玄武岩都表现出富集 ree而且相对于表征碱性岩石的重ree更富集轻的ree （表2,图6）。ree图没有表现出 eu异常（图6）。两种玄武岩类型，除了一

44、点之外，都落到梅舍德（1986）的板内碱性岩区 域（图7）,高的ti/y和zr/y比值也表示它们为板内玄武岩。在痕量元素变化图上（图8a）,原子数图6韦姆苏塔火山岩的ree图.玄武岩和流纹岩展现为总体上富集ree并且相对于重ree来说富集轻ree.岩石类型也没冇表现为eu异常.韦姆苏塔玄武 岩表现出相对 髙的不一致元 素和在p和ti 处的明显的峰 值。玄武岩（尤 其是辉石质的 玄武岩）相当紧 密地符合板内 玄武岩的趋势 （除了 nb> ta、 ce之外）而且与 板内拉斑玄武 岩有明显的区 别。玄武岩的过 渡特征可以由 肯尼亚的东非 大裂谷屮的纳 瓦沙过渡玄武 岩所表示。两种流纹 岩流在地

45、球化 学上是相似的， 有相对高的si（7177%）、ti、fe和mn浓度及较低的ca浓度（表1；图5）。根据a1和fe的量级，韦 姆苏塔流纹岩落在碱性流纹岩的钠闪碱流岩分类中（ai2o3>11%, feo<4%）,但是，当存在 歪长石的时候，钠闪石是碱性的指示，韦姆苏塔流纹岩不含有标准的锥辉石（锥辉石表示在 钠长石形成之后na超过a1的余量），与大多数碱性流纹岩不同，这种缺乏能够市在岩浆中 富含c1和f来解释，可以绑定na为nacl和naf。钠闪石对石英充填束和气孔的限制表明 晚期的富流体相可能吞噬过塑的na。碱性元素的迁移也可以由标准的刚玉来表示，表明在 长石的形成过程中绑定a1

46、的k、na和6不充足。k、na和ca的不充足实际上是碱性流 纹岩在它们结晶的最后阶段的特征，甚至被进一步宣称为玻璃质岩。靠近流纹岩底部接触面 的化学变化（钾的消耗和非均质的高sr含量，表1；样品r-19b和r-39）与出鉛到地下水 或者侵出到湿沉积物的特征是一致的。尽管缺乏标准的锥辉石，但是惰性的主要元素的浓度（高fe、mn和ti；低al）可以 从亚碱性的流纹岩中区别出韦姆苏塔流纹岩。fe七和t严的高量级是要求a1电荷平衡过剩 的碱性岩的一般特征。流纹岩也富集高电荷的痕量元素，例如zr、nb、y、ce和la （图5）。但是，可以认为相比斯宾塞丘和蓝丘复合体的碱性火山岩，它不富集不相容的和高场强

47、的元 素（zr、y、nb和zn）。流纹岩的ree图（表2；图6）表明相对于碱性岩的重ree特征, 它富集轻的元素。与玄武岩比较，流纹岩表现出整体上富集ree并且有小的eu异常。高的 nb和y的浓度可以把韦姆苏塔流纹岩归入皮尔斯等人的板内花岗岩区域，与玄武岩的板内 特征一致。在痕量元素变化图上（图8b）,韦姆苏塔流纹岩表现出相对富集的ree和zr及 sr、p和ti元素的负峰值。尽管峰值较大，但是这些相同的特征可以被碱流岩共享（图8b）o 与韦姆苏塔玄武岩相同，流纹岩在地球化学特征上类似于肯尼亚东非大裂谷的纳瓦沙组合的 过渡岩石。火山碎屑岩的主要元素特征一般与流纹岩的相似（根据四分析，表1;图5）

48、,因为包 含玄武质成分和非火山碎屑，所以展现出屮性组成的趋势。在与流纹岩的比较屮，火山碎屑图7 2nb对y对zr/4图，玄武岩落在板内碱性区域.岩展现出sio2的较 宽范围和较咼的 mgo浓度。关于痕 量元素，与流纹岩相 比，火山碎屑岩表现 出zi浓度的较宽范 围和相当分散的ce（图5e）和la （图 5f）。这些差异可能 与碎屑的污染相关。 讨论：成因矿物 学和地球化学数据 表明双峰式的韦姆 苏塔火山岩组合为 屮碱性而且为大陆 板内、裂谷相关的成因。尽管韦姆苏塔玄武岩和流纹岩的明显不同的特征反映形成因素的复 杂组合，但是有关成因的基本解释是可以进行的。双峰式的组合以及总体上缺乏中性物质明 显

49、地表明铁镁质和长英质这两种不同的岩浆来源（图5）0痕量元素进一步地排除了铁镁质 和长英质岩石是同源岩浆系列的端成分的可能性。在两种高排斥元素（zi对nb,图9）趋 势图上，玄武岩和流纹岩形成带有不同趋势的不同的组合，表明不同的岩浆源。如果流纹岩 和玄武岩是同源岩浆而且它们形成于结晶分异或岩浆混合，那么，一种单趋势将被期待。类似于洋岛玄武岩的地幔源表明韦姆苏塔玄武岩根据yb/ta对y/nb和ce/nb对y/nb 图中的位置，是处于洋岛玄武岩的区域（图10）。较低的mg值（100mg/（mg+fe+2）j）,范 围从42到67（表1）,主要在53的位置，表明玄武岩不是原生的。在玄武岩中的橄榄石和 斜长石的斑晶表明分异作用可能在它们的形成过程屮扮演着某种角色。但是，主要元素图（图 5）没有表现出可能指示分异的范围和所包含的相的组合趋势。fe、ti和p的较高量级表明 fe-ti氧化物和磷灰石的分异仅仅是次要的。相似地，ai和sr的较高量级表示