2016, Vol. 32
白头山(或长白山)火山位于中朝边界(图 1)，由数以百计的火山锥和广袤的熔岩台地组成，包括天池、望天鹅、图门江流域和朝鲜境内的火山群，构成一个板内巨型层状复式火山，总面积可达12000km2，是当今最具危险性的活火山之一(樊祺诚等，1998; 王团华等，2006; 刘嘉麒等，2015; Liu et al.，2015; Zhang et al.，2015)。新生代以来，白头山(或长白山)经历多次大规模喷发活动，主体喷发时间为中更新世(距今600~800Ka)，天池火山千年大喷发对东亚甚至全球气候环境都引起了重大的影响(刘若新等，1998; 樊祺诚等，2005; Sun et al.，2014，2015)。此外，近年来，有关该火山将再次发生大规模喷发的报道，将其推到风口浪尖，引起全球的共同关注(Xu et al.，2012; Wei et al.，2013; Zhang et al.，2015)。因此，开展系统的火山地质调查、深入研究具有喷发危险性的火山区岩浆活动及成因机制，对于建立活火山喷发预测、预警体系、灾害风险评估模型等均具有至关重要的现实意义和科学价值。
然而，以往的调查研究大多集中在中国部分的火山区域，尽管在火山地质、岩石学、矿物学、地球化学、火山岩年代学以及地球物理探测等方面的研究，都取得了令人瞩目的研究成果(刘嘉麒，1987，1988; 金伯禄和张希友，1994; 刘若新等，1998; Chen et al.，2007; 樊祺诚等，1999，2007; Zhao et al.，2009; Tang et al.，2014; Liu et al.，2015; Zhang et al.，2015)，但是，关于朝鲜境内该火山研究相关的报道相对较少(Kyong-Song et al.，2016)。
本文将对朝鲜境内该火山的寄生火山锥的火山渣(图 1)开展初步的岩石学及地球化学研究，探讨火山岩的源区性质及其演化过程，为进一步建立火山活动的动力学模型和预测未来火山活动趋势提供依据。同时这一成果也为该火山系统的地质调查工作和深入的探讨岩浆源区及成因机制提供基础地质资料和研究数据。
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图 1 朝鲜境内白头山(或长白山)火山渣锥分布图 Fig. 1 英文Distribution of the scoriae in Paekdu(or Changbai)volcano，Democratic People’s Republic of Korea标题 |
白头山(或长白山)火山位于中朝克拉通的东北缘，朝鲜东海弧后盆地和中国东部大陆裂谷断陷盆地之间的隆起区。基底由太古代-中晚元古代的变质岩、古生代-中生代沉积地层和中生代的安山岩和花岗岩组成(Wang et al.，2003)。地球物理证据显示本区地壳厚度为30~40km，其中上地壳厚度近20km(张先康等，2002; Pak et al.，1993)。区内发育平行西太平洋俯冲带NE-SW向的构造断裂，如敦化-密山断裂、天池-图们江断裂等，以及NW-SE向的断裂，如天池-白山断裂、红旗河断裂。
以往研究表明，朝鲜境内该火山作用层序包括:上新世普天统玄武岩(相当于中国境内的军舰山组和白山组的玄武岩);早更新世(~2Ma)绿峰组的粗面岩和北雪峰组的碱性流纹岩(对应与天池南小白山组粗安岩和粗面岩);中更新世(~1Ma)喷发层为北胞胎山的碱流岩和粗面岩; 晚更新世为天池火山的玄武岩和向导峰、将军峰等的粗面岩和碱流岩喷发层，以及富含浮岩的碎屑岩层(Ri，1993; 刘嘉麒等，2015)。本文首次报道了朝鲜境内于中更新世喷发的产物——19~17万年喷发的火山渣，在朝鲜此次喷出产物隶属雾头峰组(Jo et al.，1991; Kim et al.，1991，1993; Kim and Jo，1992; Paek et al.，1996)。这些火山渣主要分布于火山熔岩台地周边的近20个寄生火山锥体中(图 1、表 1; Jo et al.，2010)。火山锥呈圆锥状，锥体保留完整(图 2)，海拔高度1200~2500m(表 1)。
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表 1 朝鲜境内寄生火山锥的特征 Table 1 Characteristics of parasitic cones in DPRK |
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图 2 小雁池峰火山锥体地貌特征(a)和火山渣锥剖面(b) 小雁池峰火山口呈椭圆形，延伸方向为NNE 10°，长度500m Fig. 2 Geomorphic features of volcanic cone(a)and scoria cone section(b)of Soyonjibong |
野外特征显示，火山渣锥以未固结成岩的堆积物形式出露(图 2b)。火山渣发育典型气孔构造，部分气孔直径最大可达0.5cm，说明在火山喷发过程中发生强烈的岩浆脱气作用，并且岩浆熔体中含较高的H2O、CO2等挥发份(图 3)。此外，火山渣手标本显示，自顶部至底部样品颜色发生变化，由赤色或赤褐色气逐渐转变为褐色或灰色，说明近地表的渣状熔岩可能发生氧化。
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图 3 许恒岭(a、b)和小雁池峰(c、d)火山渣手标本照片 Fig. 3 Photographs of hand specimen in Hohangryong(a，b)and Soyonjibong(c，d)volcanic fields |
许恒岭火山岩为红色和红褐色，发育气孔状构造，少数充填杏仁体。岩石为斑状结构，斑晶主要由单斜辉石和少量斜长石组成，基质为隐晶质或由少量斜长石微晶组成。单斜辉石通常呈自形或半自形，粒径约0.2~0.4mm(图 4a，c)。
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图 4 许恒岭和小雁池峰火山渣显微照片 许恒岭火山渣(样品号:KR-3)显微照片(a，单偏光; c，正交偏光); 小雁池峰火山渣(样品号:KR-114，单偏光)显微照片(b，d，单偏光).Cpx-单斜辉石;Pl-斜长石 Fig. 4 Microphotographs of the volcanic rocks in Hohangryong and Soyonjibong volcanic field |
小雁池峰火山岩为红色和灰黑色，表面新鲜，大多发育气孔构造。斑状结构，斑晶主要由单斜辉石和斜长石组成，基质由斜长石微晶组成。单斜辉石多发育自形晶，粒径约为0.2~1mm(图 4b，d);斜长石斑晶以板状或长条状为主，部分具有熔蚀结构(图 4d)。
4 测试方法本文对研究区的火山岩样品开展了全岩主量元素(共17件)和微量元素(共8件)地球化学测试研究。全岩主量元素分析是在朝鲜民主主义人民共和国国家科学院地质学研究所，采用X射线荧光光谱(XRF)和化学分析法(CA)完成的。将岩石粉末样品放置于干燥器中，保持105℃干燥2~4h，然后冷却至室温。称取样品0.7g±0.1mg，与定量的无水四硼酸锂、氟化锂和硝酸铵混合均匀，移入铂-金合金坩埚中;将坩埚置于自动火焰熔样机上，在1150~1250℃温度下熔融10~15min(熔融过程中需转动熔样机及坩埚，赶走气泡，使熔融物混合均匀);之后将坩埚内熔融物质转移至已加温至800℃的铸模中，冷却成型，制成玻璃样片;取出玻璃样片，贴上标签，置于干燥器内保存，防止受潮和污染;开展测试。测试过程中，X射线管电压为50kV，电流为50mA;元素的测定精度可达0.01%，分析误差小于5%。化学分析法(CA)主要用于测定样片中FeO的含量。通常情况下，同一样品需开展等量双份测定，然后所测样品用氢氟酸和硫酸分解，溶液中剩余的氟加入硼酸络合，以二苯胺磺酸钠为指示剂，用基准试剂-重铬酸钾溶液滴定，然后计算FeO的含量。主量测试结果见表 2，计算结果见表 3。
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表 2 全岩主量元素测试结果（wt%） Table 2 Sample composition of major elements (wt%) |
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表 3 火山渣CIPW矿物成分 Table 3 Calculation of the CIPW norm |
全岩微量元素和稀土元素分析采用中国核工业部北京地质研究院分析测试研究中心Finnigan MAT制造的HR-ICP-MS测定，测试方法和依据见DZ/TO223-2001电感耦合等离子体质谱(ICP-MS)方法通则。将岩石粉末样品保持105℃烘干2h，然后置于干燥器中，冷却至室温;称取0.05g样品放入25mL溶样罐中，用少量水润湿，轻轻震动至样品均匀，加入氢氟酸1mL，高氯酸3mL，盖上溶样罐，并置于低温电热板上加热溶解(保持200℃);待样品溶解后，打开溶样罐，在低温电热板上加热蒸至近干，滴加两滴高氯酸，再次蒸至近干后加入1∶1硝酸3mL，盖上溶样罐。用1%硝酸提取置50mL容量瓶中，摇匀后在ICP-MS上采用在线内标(Rh)法进行测量，获得样品微量和稀土数据结果。微量元素含量大于10×10-6时相对误差小于5%，小于10×10-6时的相对误差小于10%，详细的实验流程见Qu et al.(2004) 。微量元素和稀土元素测试结果见表 4。
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表 4 全岩稀土和微量元素(×10-6)测试结果 Table 4 Concentration of the REE and trace elements(×10-6) of the scoriae |
渣状熔岩具有高低SiO2(46.22%~55.38%)，高碱含量K2O+Na2O(3.60%~8.75%)和高Al2O3含量(15.28%~22.11%)(表 2)的特征。在K2O+Na2O-SiO2图解中，火山渣跨越碱性和亚碱性两个系列，岩性为玄武岩、粗面玄武岩、玄武岩质粗面安山岩、粗面安山岩(图 5)。此外，岩石显示富Na2O(1.70%~4.56%)的特征，大部分样品表现为Na2O>K2O的特征，在K2O-Na2O图解中，几乎所有样品全部落入钠质岩系列中(图 6)。结合前人发表的造盾的幔源玄武岩数据(MgO≥6%)，在Harker图解中，MgO与各主量元素氧化物之间呈现良好的相关性(图 7a-d)，如CaO、Al2O3、CaO/Al2O3和TiO2都表现为随MgO的减少呈现先增加再降低的趋势，说明辉石、斜长石和Fe-Ti氧化物矿物的分离结晶作用在岩浆演化过程中起到了非常重要的作用。
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图 5 K2O+Na2O-SiO2图(据Le Bas et al.，1986) 所有投图主量元素氧化物含量已经进行标准化处理.B-玄武岩;O1-玄武安山岩;O2-安山岩;S1-粗面玄武岩;S2-玄武质粗面安山岩;S3-粗面安山岩;T-粗面岩(q<20%)，粗面英安岩(q>20%). 造盾玄武岩(MgO≥6%)数据来源:解广轰等(1988) ;Hsu et al.(2000) ;王团华等(2006) ;樊祺诚等(2006) ;Chen et al.(2007) ;Kuritani et al.(2009) . 图 6-图 8数据来源和样品图例同此图 Fig. 5 Plots of K2O+Na2O vs. SiO2(after Le Bas et al.，1986) |
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图 6 Na2O-K2O图解(据Peccerillo and Taylor，1976修改) Fig. 6 Plot of K2O vs. Na2O(modified after Peccerillo and Taylor，1976) |
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图 7 火山渣的MgO与主量元素及部分微量元素相关图解 箭头指示岩浆发生矿物分离结晶时的演化趋势.Cpx-单斜辉石;Pl-斜长石;Fe-Ti-铁钛氧化物 Fig. 7 Various oxide and trace element plots against MgO for scoriae |
火山渣的稀土元素(REE)球粒陨石标准化配分图解表现为:曲线呈右倾型，轻稀土(LREE)和重稀土(HREE)分异明显;HREE分布较缓。样品具有弱的δEu正异常(1.09~1.12)，说明火山渣在岩浆结晶时可能未发生斜长石的分离结晶。稀土∑REE介于257.8×10-6~273.8×10-6，略高于前人的幔源玄武岩的稀土总量(图 8a)。轻重稀土之比为4.75~4.80，高于玄武岩轻重稀土含量之比，说明火山渣的轻稀土元素在岩浆演化过程中发生了富集。
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图 8 火山渣球粒陨石标准化稀土元素配分图解(a)和原始地幔标准化微量元素配分图解(b)(标准化值据Sun and McDonough，1989) Fig. 8 Chondrite-normalized rare earth element(a)and trace element(b)patterns of the scoriae(normalization values after Sun and McDonough，1989) |
火山渣微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 8b)表现为:K、Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素(LILE)强烈富集，Nb，Ti等高场强元素(HFSE)相对亏损。并且火山渣与造盾的幔源玄武岩具有一致的配分形式，暗示它们可能具有一个共同的地幔源区(樊祺诚等，2005; 王团华等，2006)。
6 讨论与造盾阶段的幔源玄武岩(MgO≥6%)相比，火山渣具有高SiO2、Al2O3含量，低MgO、FeO含量，和低Cr和Ni等相容元素的特征(图 8)，并且显示强烈富集大离子亲石元素(如K、Rb、Sr和Ba等)和相对亏损高场强元素的特征(如，Nb和Ti等)，因此，推断形成火山渣的岩浆可能不是由初始地幔源区直接熔融形成的，而是由上地幔源区的玄武岩浆上升至地壳岩浆房发生演化的产物(分离结晶和地壳混染等)。
6.1 岩浆结晶分异MgO-DI(分异指数)和MgO-SI(固结系数)通常被用来指示岩浆的分异程度。其中，火山渣的DI范围为36.93~64.48，高于幔源玄武岩的分异指数(DI=25~45)，与MgO呈较好的负相关关系;样品的SI为10.73~24.09，低于幔源玄武岩的固结指数(SI=25~45)，与MgO呈正相关关系(表 2、图 9)，这些特征说明火山渣的岩浆发生了较高程度的岩浆分异作用。主量元素的特征(图 7)，同样表明岩浆在演化过程中发生了单斜辉石、斜长石和Fe-Ti氧化物的分离结晶。
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图 9 火山渣分异程度图解 (a)MgO-DI ;(b)MgO-SI;(c)DI-SI Fig. 9 Magmatic differentiation process of studied scoriae |
Ni、Cr等相容元素更易于富集在基性玄武岩的橄榄石和辉石等镁铁质矿物中，因此基性玄武岩中一般含有较高的Ni、Cr含量;与幔源玄武岩相比，火山渣的Ni、Cr含量较低，从演化关系来看，随着MgO的降低，Ni、Cr含量也越来越低，这与早期基性岩浆发生橄榄石、辉石等矿物的结晶是一致的(樊祺诚等，2005; 郭文峰等，2014; Zhang et al.，2015; 刘嘉麒等，2015)。
6.2 地壳混染在岩浆形成和演化过程中相容元素(如Cr、Ni等)和不相容元素(如Rb、Th、Ba、Nb、La、Zr和Hf)表现出特定的地球化学行为，因此常被用来作为鉴别岩浆演化过程的重要指标。研究表明，起源于地幔的岩浆在演化过程中如果受到岩浆混合(或地壳物质的混染)，在微量元素(A、B和C)比值A/C-B/C图解中的投影点会呈现出线性分布的演化趋势(Cocherie，1986; 赵振华，1997; 王团华等，2006)。Pr/Sm-Ce/Sm和Nd/Yb-La/Yb(图 10a，b)显示，沿造盾玄武岩向火山渣演化的方向上，样品呈现出线性分布，说明玄武质岩浆在上升过程中受到岩浆混合(或地壳物质的混染)。
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图 10 火山渣微量元素相关性关系图解 (a)Pr/Sm-Ce/Sm;(b)Nd/Yb-La/Yb;(c)Nb/La-Sm/Nd ;(d)La/Nb-Ba/Nb.大陆上地壳(UCC)，大陆下地壳(LCC)和N-MORB的Nb/La、Sm/Nd、La/Nb和Ba/Nb的值来自Sun and McDonough(1989) and Rudnick and Gao(2003) Fig. 10 Trace element plots of scoria from the study area |
此外，火山渣的Nb/La、Sm/Nd、La/Nb和Ba/Nb比值几乎全部落入造盾玄武岩和大陆地壳(上地壳和下地壳)之间，显示明显的地壳混染的特征，说明玄武岩浆在上升过程中发生了地壳混染作用。
综上所述，火山渣是由幔源基性玄武岩上升过程中发生分离结晶和地壳混染作用形成的。
7 结论(1) 白头山火山渣主量元素特征显示，火山渣的岩性包括玄武岩、粗面玄武岩、玄武质粗面安山岩;具有高Na2O/K2O(Na2O/K2O>1)的特征，属于钠质岩;
(2) 稀土元素特征表明，火山渣的轻稀土(LREE)和重稀土(HREE)分异明显，具有弱的δEu正异常，说明在岩浆结晶时可能未发生明显的斜长石的分离结晶;
(3) 微量元素的含量和分布特征指出，火山渣具有富集K、Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素(LILE)和相对亏损Nb、Ti等高场强元素(HFSE)的特征;
(4) 火山渣可能是由幔源基性玄武岩上升过程中发生分离结晶和地壳混染作用形成的。
致谢 感谢本刊编辑对本文的大力支持和帮助。| [1] | Chen Y, Zhang YX, Graham D, Su SG, Deng JF. 2007. Geochemistry of Cenozoic basalts and mantle xenoliths in Northeast China. Lithos , 96 (1-2) :108–126. DOI:10.1016/j.lithos.2006.09.015 |
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