2017, Vol. 33
2. 中国科学院广州地球化学研究所, 同位素地球化学国家重点实验室, 广州 510640;
3. 中国科学院大学, 北京 100049
2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
高镁安山岩是指那些SiO2>53%和MgO>8%(Crawford et al., 1989)或者SiO2=54%~65%，Mg#>0.45(Mg#=mol Mg/(Mg+Fe); Kelemen et al., 2003)的一类特殊火山岩。它们主要分布在岛弧地区，因其成分与地壳平均成分相似而受到重视(Rogers et al., 1985; Kelemen, 1995; Yogodzinski et al., 1995; Grove et al., 2002; Tatsumi, 2006; Bryant et al., 2011)。与典型的高镁安山岩不同，辽西地区早白垩世义县组火山岩中发育了大量的大陆板内高镁安山岩，它们具有壳幔双重属性(高MgO，Cr和Ni以及类似下地壳的微量元素和Sr-Nd-Pb同位素特征)和埃达克质岩石的地球化学特征(如高Sr/Y (>40)和低Y (≤18×10-6))(李伍平等, 2002; 邵济安等, 2005, 2006, 2007; 王晓蕊等, 2005; 黄华等, 2007; 张宏福和邵济安, 2008; Yang and Li, 2008)。然而，关于它们的成因，却存在争议：部分学者根据义县组高镁安山岩的特殊地球化学组成，认为它们是拆沉下地壳的榴辉岩熔融形成的熔体与地幔橄榄岩反应形成的(王晓蕊等, 2005; 黄华等, 2007; Yang and Li, 2008)；其它学者则认为义县组高镁安山岩是壳幔相互作用的结果(李伍平等, 2002; 邵济安等, 2005, 2006, 2007; 张宏福和邵济安, 2008)。出现分歧的主要原因是缺乏有效的手段约束义县组高镁安山岩的早期母岩浆性质。
熔体包裹体是在岩浆体系中被结晶矿物捕获的岩浆小液滴(Sorby, 1958)。被寄主矿物捕获后，熔体包裹体与岩浆隔离，因而它可以很好保存被捕获时的岩浆信息。和全岩相比，熔体包裹体在研究岩石成因过程，如结晶分离、岩浆混合、地壳混染和重建原生岩浆成分等方面具有明显优势(Sobolev, 1996; Danyushevsky et al., 2002; Ren et al., 2005; Kent, 2008; Hong et al., 2013)。橄榄石通常是岩浆最早结晶的矿物，被其捕获的熔体包裹体，不仅记录了岩浆演化早期的岩浆成分，而且极大程度降低了地壳混染的可能性，可以直接用来研究幔源火山岩的成因。因此，应用被橄榄石捕获的熔体包裹体组成，结合全岩，可以有效约束早期岩浆的性质以及岩浆演化的过程。
本文主要利用橄榄石化学组成和被橄榄石捕获的熔体包裹体组成，结合全岩组成，探讨辽西黄半吉沟高镁安山岩的成因。
2 地质背景与岩相学辽西地区位于华北克拉通北缘，是中生代火山活动十分活跃的地区。其中，早白垩世义县组是辽西地区分布最广的火山岩地层(图 1a)，其火山活动时间为118~133Ma (彭艳东等, 2003; 张宏等, 2005; Gao et al., 2008; Yang and Li, 2008)。该地层从下往上可分为四段：一段底部为底砾岩，向上为基性-中基性火山熔岩、火山碎屑岩及凝灰岩；二段为湖相沉积岩、中性-酸性火山岩，产大量的热河生物群化石；三段为中、基性及中酸性火山岩；四段为酸性火山岩及沉积岩(图 1b; 邢德和等, 2005)。其中，第一段和第三段均发育大量高镁安山岩(王晓蕊等, 2005)。
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图 1 辽宁省早白垩世义县组火山岩分布图(a)和地层柱状图(b) (a)右下角为华北克拉通构造地质简图，华北克拉通构造区域划分按照Zhao et al. (2001)；(b)义县组柱状图来自邢德和等(2005) Fig. 1 Volcanic rocks (a) and column-map (b) of the Early Cretaceous Yixian Formation in Liaoning, Province Simple geological map in (a) with tectonic subdudivitions is after Zhao et al. (2001); Column-map of the Yixian Formation is modified after Xing et al. (2005) |
本文所采火山岩样品位于距四合屯剖面约3km的黄半吉沟村附近，所采样品层位属于义县组一段。该火山岩呈灰黑色，斑状结构，块状构造(图 2a)。斑晶为橄榄石(>0.5mm)，自形-半自形，含量5%。橄榄石边缘和裂隙边都蚀变为蛇纹石、皂石等蚀变矿物，但是核部仍保存良好(图 2a)。所有的橄榄石都有大量自形的尖晶石( < 20μm)矿物包裹体，部分橄榄石有熔体包裹体(图 2b, c)。基质为斜长石和辉石，少量不透明矿物。薄片中，熔体包裹体一般呈椭圆状，大小通常为10~50μm。熔体包裹体中常出现纤维状矿物子晶(图 2b)，是被橄榄石捕获后的熔体包裹体结晶形成的。加热均一化后的熔体包裹体呈无色透明，无纤维状矿物子晶；大部分熔体包裹体均一化后仍有气泡(图 2c, d)。
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图 2 黄半吉沟高镁安山岩的显微照片 (a)火山结构(正交偏光)；(b)未均一化的熔体包裹体(正交偏光)；(c)均一化后熔体包裹体(单偏光)；(d)均一化后熔体包裹体(反射光) Fig. 2 Photomicrographs of Huangbanjigou high magnesium andesite (a) volcanic texture (cross-polarized light); (b) unhomogenized melt inclusions and spinel inclusions (cross-polarized light); (c) homogenenized melt inclusions and spinel inclusions (plane-polarized light); (d) homogenized melt inclusions (reflected light) |
首先，将样品切成1~2cm的厚片，然后，用锤子将它们碎成碎片。其中，新鲜的碎片用于化学分析，剩余的碎片用于挑选橄榄石。所有的化学分析都是在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学国家重点实验室和中国科学院矿物学和成矿学重点实验室完成。
3.2 全岩分析全岩主量元素分析是用XRF方法测定，使用的仪器型号Rigaku ZSX-100e XRF。分析方法见Goto and Tatsumi (1996)。全岩微量元素用酸溶法将固体粉末溶成溶液，并在等离子质谱仪上测定，仪器型号Thermo Scientific XSERIES 2 inductively coupled plasma-mass spectrometry (ICP-MS)，分析方法见刘颖等(1996), 大部分微量元素的精度优于5%。
3.3 橄榄石和熔体包裹体由于后期的结晶作用，熔体包裹体需要均一化，详细过程见Ren et al. (2005)。均一化过程中，使用1atm混合气体熔炉加热，氧逸度为QFM。橄榄石的加热温度为1250℃，加热时间为10min。随后，橄榄石快速取出，并在熔炉顶部停留冷却。将加热过的橄榄石镶嵌在树脂靶上抛磨，直至熔体包裹体露出表面。在加热过程中，熔体包裹体可能因快速升温发生破裂，导致其组分发生改变。为了避免该情况发生，我们分十个阶段将样品从室温缓慢送入加热区(T=1250℃)，每阶段停留1min，使熔体包裹体与周围温度达到平衡。这样的缓慢预加热过程可以大幅度降低熔体包裹体破裂的可能性。同时，在抛磨熔体包裹体时，通过显微镜，我们只抛磨没有裂隙的熔体包裹体，以保证分析样品中的熔体包裹体没有发生破裂。
本次研究用电子探针分析了53颗橄榄石和36个熔体包裹体，分析仪器为JEOL JXA-8100 Superprobe，橄榄石的高精度分析方法见Sobolev et al. (2007)，熔体包裹体的分析方法见Wang and Gaetani (2008)。分析条件为：橄榄石20kV加速电压，300nA射束电流和2μm射束直径，熔体包裹体15kV加速电压，20nA射束电流和3μm射束直径。熔体包裹体分析时，为了降低分析过程中Na和K的损失，Na和K优先分析，分析峰值时间为10s，前后背景时间为5s。为了监控仪器的漂移效应，每批样品测定前后需要测定监控标样，其中橄榄石采自大麻坪，为地幔橄榄石，玻璃为JB-2。橄榄石监控标样的相对分析精度：主量元素(MgO、FeO和SiO2)0.1%~0.4%，痕量元素(NiO、CaO和MnO)为1%~3%，火山玻璃监控样品的相对分析精度：大部分主量元素 < 0.5%，MnO、K2O和P2O5分别为5%、1%和8%。为了研究橄榄石的成因，我们在薄片中分析了橄榄石核部和边部的成分，分析仪器为JEOL JXA-8230，分析条件为为：15kV加速电压，40nA射束电流和1μm射束直径。主量元素分析峰值时间为20s，前后背景时间为10s，痕量元素(NiO、CaO和MnO)分析峰值时间为60s，前后背景时间为30s。橄榄石的相对分析精度：主量元素(MgO、FeO和SiO2) < 2%，痕量元素(NiO、CaO和MnO) < 8%。
4 结果 4.1 全岩黄半吉沟火山岩的全岩分析结果见表 1。黄半吉沟火山岩的SiO2>53.41%~53.74%，MgO=8.15%~8.23%，Mg#=~70，为高镁安山岩。黄半吉沟高镁安山岩的全岩组成变化范围很小(如MgO=8.15%~8.23%)，在TAS图解上，落在玄武安山岩范围内，属于亚碱性系列(图 3a)。它们具有高MgO (~8.2%)和Mg#(~70；图 4)，较高Ni (119×10-6~125×10-6；图 4)和高Cr (467×10-6~521×10-6)等幔源岩浆特征。在微量元素组成上，黄半吉沟高镁安山岩的Sr=920×10-6~930×10-6，Y=16.1×10-6~16.4×10-6，Sr/Y=57~58，落在典型岛弧岩浆范围内(图 5)。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 6)，黄半吉沟高镁安山岩显示富集大离子亲石元素，轻重稀土明显分异，明显的Nb-Ta-Ti和弱的Zr-Hf负异常，Ba，Sr和Pb正异常，这些特征与下地壳非常相似(图 6)。与义县组其它高镁安山岩相比，黄半吉沟高镁安山岩具有高MgO和Mg#(图 3)，但是两者之间的微量元素组成特征非常相似，均显示下地壳微量元素组成的特征(图 6)。
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表 1 黄半吉沟高镁安山岩的全岩化学组成(主量元素:wt%；稀土和微量元素:×10-6) Table 1 Bulk compositions of Huangbanjigou high magnesium andesite (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
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图 3 TAS图解(a, 据Le Bas et al, 1986)和哈克图解(b-h) HBJG-BR和HBJG-MI分别为黄半吉沟火山岩的全岩和熔体包裹体；HMA为其它义县组高镁安山岩；Rh-Tr为义县组流纹岩-粗面岩.数据来源：HMA:李伍平等(2002)，Zhang et al. (2003)，彭艳东等(2004)，张宏等(2005)，王晓蕊等(2005)，黄华等(2007)，Yang and Li (2008)；Rh-Rr：张招崇等(1994)，彭艳东等(2004)，孟凡雪等(2008).图 5、图 6、图 10数据来源同此图 Fig. 3 TAS diagram (a, after Le Bas, 1986) and Harker diagrams (b-h) HBJG-BR and HBJG-MI represent bulk rock and melt inclusions of the Huangbanjigou volcanic rocks; HMA represent other high magnesium andesite of the Yixian Formation; Rh-Tr represent rhyolite-trachylite of the Yixian Formation. Data source: HMA: Li et al. (2002), Zhang et al.(2003, 2005), Peng et al. (2004), Wang et al. (2005), Huang et al. (2007), Yang and Li (2008); Rh-Tr: Zhang et al. (1994), Peng et al. (2004), Meng et al. (2008). Data source are listed in Fig. 5, Fig. 6 and Fig. 10 are same as this figure |
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图 4 黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石Fo (a)和全岩Ni (b)与全岩Mg# Koolau和Popocatepetl熔岩分别代表Ⅰ类辉石岩和Ⅱ类辉石岩，它们的Ni和Mg#数据来自http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ Fig. 4 Fo values of olivines (a) and Ni of bulk rocks (b) versus Mg# of bulk rocks of the Huangbanjigou high magnesium andesite Ni and Mg# in Koolau and Popocatepetl lavas are representatives of pyroxenite Ⅰ-and Ⅱ-derived lavas, respectively, and their data are from http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ |
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图 5 Sr/Y-Y图解(底图据Defant and Drummond, 1990) Fig. 5 Plot for Sr/Y vs. Y (after Defant and Drummond, 1990) |
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图 6 原始地幔标准化微量元素图解(标准化值据McDonough and Sun, 1995) Fig. 6 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (normalization values after McDonough and Sun, 1995) |
熔体包裹体的化学组成分析结果见表 2。与全岩相比，被橄榄石捕获的熔体包裹体具有较宽泛的组成范围，如熔体包裹体的MgO为6.2%~8.2%，而全岩的MgO为~8.2%(表 2)。由于被捕获的熔体包裹经历了后期结晶作用，以及可能与寄主矿物橄榄石发生Fe-Mg扩散交换(即熔体包裹体铁丢失; Danyushevsky et al., 2000)。其中，橄榄石结晶效应可以通过简单加入与熔体平衡的橄榄石组分来校正，但是熔体包裹体的铁丢失行为不能通过这种方式校正，因此，识别熔体包裹体的铁丢失行为对恢复熔体包裹体组分非常重要。本文分析的熔体包裹体，它们的FeOT含量与寄主橄榄石Fo具有弱的负相关关系(图 7a)，这种现象说明熔体包裹体被捕获后存在“Fe丢失”(Danyushevsky et al., 2000)。我们采用Danyushevsky et al. (2000)的方法来恢复熔体包裹体的组成。该方法可以同时校正橄榄石结晶效应和由Fe-Mg扩散导致的熔体包裹体铁丢失，但是需要设定熔体包裹体初始全铁(FeOT)含量和选取合适的橄榄石Fe-Mg分配系数模型(本文选用的模型为Ford et al., 1983)。在受控于橄榄石结晶作用的岩浆系列中，由于橄榄石和熔体的Fe分配系数~1，岩浆的FeOT通常保持不变，因此，可以简单的将全岩的FeOT设定为熔体包裹体初始FeOT。本文研究的熔体包裹体CaO/Al2O3比值基本不变(图 7b)，说明它们受控于橄榄石的结晶作用，因此，可以将全岩的FeOT作为熔体包裹体的初始FeOT。然而，考虑到高镁安山岩可能存在后期岩浆作用，如壳幔相互作用，校正过程中，我们使用FeOT=7.5%(接近熔体包裹体最高的FeOT=7.4%；扣除挥发分后100%)，而不是全岩平均的FeOT(FeOT=7.1%；扣除烧失量后100%)。选择FeOT=7.5%作为岩浆的FeOT值的理由如下：(1)整个义县组基性火山岩的FeOT含量为4%~8%，本文选择的FeOT处于该范围内；(2)一般低Fo的橄榄石，结晶晚，Fe-Mg扩散的可能性低，FeO丢失的程度也越低(Danyushevsky et al., 2000)，这在图 7a中熔体包裹体的FeOT含量随着Fo降低，整体上升的现象基本一致。尽管本文设定的FeOT(FeOT=7.5%)含量稍高于熔体包裹体最高的FeOT(FeOT=7.4%)，低于义县组基性火山岩最高的FeOT(义县组底部高镁玄武岩~8.0%; Gao et al., 2008)，但是，这对下面的讨论内容影响不大。
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表 2 黄半吉沟高镁安山岩熔体包裹体分析结果(wt%) Table 2 Raw melt inclusion compositions of Huangbanjigou high magnesium andesite (wt%) |
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图 7 黄半吉沟高镁安山岩的熔体包裹体FeO (a)和Al2O3(b)与寄主橄榄石Fo相关图解 Fig. 7 Plots of FeO (a) and Al2O3 (b) against Fo of the host olivines in the Huangbanjigou high magnesium andesite |
校正后的熔体包裹体(以下均称熔体包裹体)成分结果见表 3。熔体包裹体MgO为6.5%~9.7%，SiO2为51%~53%，并不具有典型高镁安山岩的特征；Na2O+K2O为6.0%~7.3%，在TAS图解上它们落在玄武粗安岩内，属于碱性系列(图 3a)；MgO与其它主量元素呈明显或者弱的负相关关系(图 3b-h)，说明它们的成分主要受控于橄榄石结晶分离过程。与全岩及义县组其它高镁安山岩相比，熔体包裹体在给定MgO时，具有更高的Al2O3、Na2O和CaO，更低的SiO2。
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表 3 校正后黄半吉沟高镁安山岩熔体包裹体组成(wt%) Table 3 Corrected melt inclusion compositions of Huangbanjigou high magnesium andesite (wt%) |
橄榄石的高精度分析结果见表 4，橄榄石核部和边部成分分析结果见表 5。黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石Fo值为75~91；CaO含量为0.10%~0.18%，都>0.1%，CaO (Ca)与Fo呈弱的负相关关系(图 8)；NiO为0.05%~0.41%，与Fo呈陡倾的正相关关系；Fe/Mn比值变化范围大(60~80；只考虑橄榄石的高精度分析结果)，但与Fo无明显关系(图 9)。与核部相比，橄榄石的边部具有更低的Fo和Ni，但是稍高的Ca (图 8、图 9)，这与岩浆分离结晶趋势相同。
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表 4 黄半吉沟高镁安山岩橄榄石斑晶成分(wt%) Table 4 Olivine compositions of Huangbanjigou high magnesium andesite (wt%) |
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表 5 黄半吉沟高镁安山岩橄榄石斑晶核部和边部成分(wt%) Table 5 Compositions at core and rim olivines of Huangbanjigou high magnesium andesite (wt%) |
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图 8 黄半吉沟高镁安山岩橄榄石斑晶的CaO-Fo图解 Fig. 8 Diagram of CaO versus Fo of the olivines in Huangbanjigou high magnesium andesite |
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图 9 黄半吉沟高镁安山岩橄榄石成分图解 Ⅰ类辉石岩和Ⅱ类辉石岩分别主要由单斜辉石-石榴石组成和斜方辉石组成；(b)中深灰色带箭头的实线为Ⅱ类辉石岩熔体的橄榄石结晶分离线(Straub et al., 2008)；(e)和(f)中只给出了橄榄石的高精度分析结果；所有橄榄石数据均来自http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ Fig. 9 Olivine compositions of the Huangbanjigou high magnesium andesite Pyroxenite Ⅰ and Ⅱ are clinopyroxene-garnet dominant and orthopyroxene-rich pyroxenite, respectively. A pyroxenite Ⅱ-derived lava and its olivine-controlled fractionation trend is shown as black dashed line with arrow after Straub et al. (2008). Only olivine with high precision are shown in Fig. 9e and Fig. 9f. All olivine data are from http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/ |
与橄榄岩熔体结晶的橄榄石相比，在给定Fo时黄半吉沟高镁安山岩橄榄石具有更低的Ca含量和更陡的Fo-Ni关系(图 9a, c)；它们的Fe/Mn比值比正常橄榄岩熔体结晶的橄榄石稍高，但是，与再饱满橄榄岩熔体结晶的橄榄石相当(图 9e)。与来自板内典型的Ⅰ类辉石岩熔体(主要由单斜辉石和石榴石组成，见讨论5.3；如Koolau, Hawaii和EI Hierro, Canary Islands)结晶的橄榄石相比，黄半吉沟高镁安山岩橄榄石具有陡倾的Fo-Ni关系，在更低的Fo时，显示更低的Ni；更低的Ca和稍低的Fe/Mn比值(图 9b, d, f)。黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石成分与来自岛弧地区典型的Ⅱ类辉石岩熔体(主要由斜方辉石组成；如Popocatepetl，墨西哥火山带)结晶的橄榄石成分非常相似(图 9b, d, f)。
5 讨论 5.1 橄榄石斑晶还是地幔捕掳晶幔源岩浆中存在两类橄榄石：岩浆斑晶和地幔捕掳晶。我们认为黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石都是斑晶，理由如下：(1)薄片中，橄榄石矿物颗粒呈半自形(图 2a)，这和典型的他形地幔橄榄石有差别(Kamenetsky et al., 2006)；(2)橄榄石CaO含量都大于0.1%(图 8)，比地幔橄榄石的CaO成分高(一般 < 0.1%; Simkin and Smith, 1970; Garcia et al., 1995)；(3)橄榄石矿物中普遍存在自形的尖晶石矿物包裹体和独立，原生的熔体包裹体(图 2b-d)，这和没有尖晶石矿物包裹体和原生的熔体包裹体的典型地幔橄榄石明显不同(Schiano, 2003)；(4)最高橄榄石Fo落在橄榄石和熔体Mg#的平衡线上(图 4a)，表明它与全岩Mg#是平衡的。
黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石具有正环带特征：核部比边部高Fo和Ni，低Ca (图 9)。Zhang (2005)在研究山东方城玄武岩时也发现了类似的橄榄石正环带现象，并认为它们是岩浆和地幔橄榄石捕掳晶反应的结果：核部为幔源捕掳晶，边部为从岩浆中结晶的橄榄石。黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石呈自形-半自形(图 2a)，原生尖晶石包裹体在橄榄石的核部和边部均有分布(如图 2b, c)；同时，橄榄石成分变化(包括核部和边部)与来自墨西哥火山带Popocatepetl熔岩的橄榄石斑晶非常相似(图 9)，落在橄榄石结晶分离演化线上(图 9b)。这些现象均指示黄半吉沟高镁安山岩中的正环带橄榄石为斑晶，其成分变化是岩浆结晶分离的结果。我们认为岩浆中正环带橄榄石的不同成因可能与岩浆性质密切相关：山东方城玄武岩为拉斑质岩浆，后者结晶的橄榄石一般无明显正环带(Zhang, 2005)；黄半吉沟高镁安山岩的幔源岩浆为碱性岩浆(图 3a)，而正环带橄榄石斑晶在碱性岩浆中非常普遍(Huang et al., 2010)。
5.2 高镁安山岩成因：壳幔相互作用黄半吉沟高镁安山岩在薄片中只出现橄榄石斑晶，其它矿物如辉石和斜长石均为基质；同时，被橄榄石捕获的熔体包裹体，其它主要元素成分与MgO呈负相关关系。这些现象均指示黄半吉沟高镁安山岩只经历了显著的橄榄石结晶作用。然而，橄榄石的结晶分离作用并不能解释熔体包裹体和全岩成分的显著差异：(1)全岩在TAS图解上显示亚碱性系列，而熔体包裹体则显示碱性系列(图 3a)；(2)与全岩成分相比，熔体包裹体在相同MgO时，具有明显更低的SiO2(SiO2 < 53%)和更高的Al2O3(Al2O3>15%)(图 3b, d)；(3)在CATS-Olivine-Quartz成分相图上，全岩比熔体包裹体更接近石英端元，而不是落在橄榄石的结晶分离线上(图 10)。这些现象表明黄半吉沟高镁安山岩在岩浆演化过程中，必然加入了一种高硅组分(且低Al2O3)。黄半吉沟高镁安山岩的全岩Mg#仍与最高橄榄石Fo平衡，要求这种高硅组分应当具有非常低的FeO和MgO，它们的加入只起稀释作用，但不能改变全岩的Mg#；另外，黄半吉沟高镁安山岩中并未见除橄榄石外的其它矿物斑晶。因此，我们认为加入黄半吉沟高镁安山岩中的富硅组分应当来自地壳，而不是演化的幔源岩浆；它必须具有异常低FeO和MgO，低Al2O3( < 15%)和高SiO2(>55%)。黄半吉沟高镁安山岩具有与下地壳相似的微量元素配分模式(图 6)，指示该壳源物质可能来自下地壳。然而，下地壳一般具有较低的SiO2和较高的Al2O3以及较高的FeO和MgO (如SiO2=53.4%, Al2O3=16.9%; FeO=8.57%; MgO=7.24%; Rudnick and Gao, 2003)，并不能满足形成黄半吉沟高镁安山岩所需要的壳源物质成分。我们认为这种壳源组分可能是以熔体形式加入的。在辽西地区义县组中确实存在高SiO2，低Al2O3、FeO和MgO的下地壳来源的酸性火山岩(图 3; 张招崇等, 1994; 孟凡雪等, 2008)。因此，我们认为黄半吉沟高镁安山岩可能是基性岩浆和酸性岩浆混合的结果。
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图 10 从Diopside投影的CATS-Olivine-Quartz成分相图(底图据Herzberg, 2011) Fig. 10 Phase diagram of CATS-Olivine-Quartz projected from Diopside (after Herzberg, 2011) |
在义县组底部位于高镁安山岩之下发育有高镁玄武岩(Gao et al., 2008; 邵济安等, 2005; 张宏福和邵济安, 2008)，其微量元素组成与义县组高镁安山岩非常相似，但Nd同位素组成却存在显著差异：高镁玄武岩的εNd(t)为~-2(Gao et al., 2008)，远高于高镁安山岩的Nd同位素组成(εNd(t)=-15~-6; Li et al., 2002; 王晓蕊等, 2005; 黄华等, 2007; Yang and Li, 2008)。张宏福和邵济安(2008)认为造成两组幔源火山岩组成差异的原因可能与壳幔相互作用有关：幔源岩浆(高镁玄武岩或与之相当的岩浆)经历了地壳混染形成高镁安山岩。本文的研究结果也表明，壳幔岩浆混合可能是形成高镁安山岩的重要机制，从而支持壳幔相互作用造成高镁玄武岩和高镁安山岩成分差异的观点。
5.3 源区岩性越来越多的研究表明地幔中的橄榄岩和辉石岩均可以是幔源岩浆的源岩(Green and Ringwood, 1963; Ringwood, 1975; McKenzie and Bickle, 1988; McDonough and Sun, 1995; Hirschmann et al., 2003; Kogiso et al., 2003, 2004; Sobolev et al., 2005, 2007; Herzberg, 2006, 2011; Herzberg et al., 2014)，因此，它们都可能是黄半吉沟高镁安山岩幔源岩浆的源岩。
(1) CaO：实验研究表明，来自橄榄岩的熔体普遍具有较高的CaO (CaO>10%)，而辉石岩熔体由于源区中大量辉石残留，往往具有较低的CaO (Herzberg, 2006; Herzberg and Asimow, 2008)，它们可以在MgO-CaO的相关图解上区分出来。在MgO-CaO图中，黄半吉沟高镁安山岩的熔体包裹体落在辉石岩熔体范围内(图 11)，说明其幔源岩浆的源区可能为辉石岩。
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图 11 MgO-CaO协变图解(底图据Herzberg and Asimow, 2008) Fig. 11 Plot of MgO against CaO (after Herzberg and Asimow, 2008) |
(2) CATS-Olivine-Quartz相图：在CATS-Olivine-Quartz相图中，橄榄岩熔体一般落在热障碍边界线左边，而落在热障碍边界线的右边的往往是辉石岩熔体(Herzberg, 2006, 2011; Kogiso et al., 2004)，因此，也可以用于判断熔体的源岩性质。在图 10中，黄半吉沟高镁安山岩的熔体包裹体均落在热障碍边界线的右侧，说明它们的源区是辉石岩。
(3)橄榄石组成：橄榄石成分被认为是幔源熔体源区岩性的指示标志(Sobolev et al., 2005, 2007; Straub et al., 2008; Herzberg, 2011; Herzberg et al., 2014)。研究表明，与辉石岩熔体相比，来自正常地幔橄榄岩熔体结晶的橄榄石，往往具有低Ni，高CaO和低FeO/MnO特征；再饱满的橄榄岩，结晶的橄榄石一般具有高Ni和稍高FeO/MnO，但仍保持高CaO特征(图 9a, c, e; Sobolev et al., 2005, 2007; Herzberg, 2011; Herzberg et al., 2014)。因此，橄榄石斑晶是否具有高CaO特征是鉴别幔源熔体的重要标志。黄半吉沟高镁安山岩的橄榄石斑晶与地幔橄榄岩熔体结晶的橄榄石相比，具有更低的CaO (图 9c)，说明其源区为辉石岩。
因此，根据熔体包裹体和橄榄石斑晶成分，我们认为黄半吉沟高镁安山岩幔源岩浆的源区为辉石岩。然而，地幔中辉石岩是非常复杂的，其中，有两类不同的辉石岩-主要由单斜辉石和石榴石组成的Ⅰ类辉石岩和主要由斜方辉石组成的Ⅱ类辉石岩；它们部分熔融均可以形成镁铁质熔体，结晶高Ni橄榄石。再循环的大陆下陆壳或者洋壳直接变质的榴辉岩，由于熔点较低，在上升地幔中优先部分熔融形成富SiO2熔体，快速与周围的橄榄岩反应形成Ⅰ类辉石岩(Sobolev et al., 2005, 2007)。洋壳及其携带的沉积物，在俯冲过程中发生脱水熔融，形成富SiO2熔体/流体(Rapp et al., 1999; Johnson and Plank, 2000)；它们在上升过程中，与周围的橄榄岩反应，消耗橄榄石，生成斜方辉石(Yaxley and Green, 1998)；如果熔体上升通道周围的橄榄石都被消耗完毕，就形成Ⅱ类辉石岩(Straub et al., 2008)。从图 9中可以看出，Ⅰ类辉石岩与Ⅱ类辉石岩相比，具有较缓的Fo-Ni关系和较高的CaO和FeO/MnO；同时，在Mg#-Ni图解(图 4)上，Ⅰ类辉石岩熔体往往比Ⅱ类辉石岩熔体具有更高的Ni。黄半吉沟高镁安山岩全岩Ni很低(Ni=~120×10-6; 图 4)，橄榄石斑晶成分具有低CaO和FeO/MnO，陡倾的Fo-Ni关系，这些特征均与Ⅱ类辉石岩熔体及由其结晶的橄榄石斑晶成分相似，而与Ⅰ类辉石岩有明显区别。因此，我们认为黄半吉沟高镁安山岩幔源岩浆为由斜方辉石为主的Ⅱ类辉石岩。
5.4 对辽西地区义县组高镁安山岩的成因启示及意义许多学者认为广泛发育于辽西地区义县组中的高镁安山岩，其所具有的壳幔双重属性以及高Sr/Y比值(Sr/Y>40)的埃达克质岩石地球化学特征，是由拆沉作用进入地幔的榴辉岩下地壳在地幔深度熔融，形成的熔体与周围橄榄岩发生反应的结果，因而，是拆沉作用导致岩石圈发生大规模减薄的重要证据(王晓蕊等, 2005; 黄华等, 2007; Yang and Li, 2008)。本文的研究表明，黄半吉沟高镁安山岩是壳幔相互作用的结果，其下地壳属性可能是幔源岩浆在地壳岩浆房或者岩浆通道中加入下地壳来源的熔体形成的。黄半吉沟高镁安山岩具有下地壳的微量元素组成特征(图 6)，其Sr/Y比值也与义县组其它高镁安山岩相当(图 5)，属于典型的义县组高镁安山岩。因此，它的成因可能说明辽西地区普遍发育的义县组高镁安山岩是壳幔相互作用的结果。最近的实验岩石学和模拟计算表明，高Sr/Y比值的埃达克质岩石地球化学特征，它可以由大陆下地壳物质在地壳深度直接熔融形成，并不需要地幔深度的高压熔融条件(Qian and Hermann, 2013; Ma et al., 2015)。另外，壳源熔体与橄榄岩反应，会改变熔体不相容元素的微量元素含量，但不会改变比值(王晓蕊等, 2005; 黄华等, 2007; Yang and Li, 2008)；然而，我们注意到，义县组高镁安山岩随着Y含量降低，Sr/Y比值逐渐增加(图 5)，并非如壳源熔体-橄榄岩反应模型所预测的一样。因此，我们认为早白垩世义县组高镁安山岩可能是地壳中的壳幔相互作用，壳幔岩浆混合可以解释高镁安山岩的壳幔双重属性以及高Sr/Y比值，因而它们不能作为拆沉作用导致岩石圈大规模减薄的重要依据。然而，值得注意的是，辽西地区义县组高镁安山岩的演化趋势偏离了黄半吉沟高镁安山岩中幔源岩浆与壳源岩浆的混合趋势线(图 3)。出现这种现象的可能原因是：(1)幔源岩浆经历了不同程度的结晶分离(如橄榄石；图 3)；(2)壳源岩浆和幔源岩浆的组成可能存在差异。
6 结论通过以上研究，我们得出如下结论：
(1)黄半吉沟早白垩世义县组高镁安山岩的熔体包裹体组分与全岩组分存在明显差异，主要表现在：TAS图解上，熔体包裹体组分为碱性岩浆组分，而全岩则为亚碱性岩浆组分；同时，前者比后者具有更低的SiO2和更高的Al2O3含量。这些特征暗示母岩浆在演化过程中，加入了壳源物质。结合全岩微量元素具有下地壳特征，推测该壳源物质为下地壳的酸性岩浆。
(2)根据熔体包裹体成分和橄榄石成分，黄半吉沟高镁安山岩的幔源岩浆的源岩为富斜方辉石的Ⅱ类辉石岩。
(3)辽西地区义县组高镁安山岩可能是壳幔相互作用的结果，而不是拆沉下地壳熔融的熔体与地幔橄榄岩反应形成的，因而，不能作为拆沉作用导致岩石圈减薄的重要依据。
致谢 2010年野外工作期间得到了刘建强和钱生平的帮助；样品测试得到了中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室刘颖、胡光黔、陈林丽和中国科学院矿物学和成矿学重点实验室王坤的帮助；两位匿名评审专家对本文初稿提出了建设性意见；在此一并表示感谢。| [] | Bryant JA, Yogodzinski GM, Churikova TG. 2011. High-Mg# andesitic lavas of the Shisheisky Complex, Northern Kamchatka:Implications for primitive calc-alkaline magmatism. Contributions to Mineralogy and Petrology , 161 (5) :791–810. DOI:10.1007/s00410-010-0565-4 |
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