2017, Vol. 33
从青藏高原向西至土耳其-伊朗高原，新特提斯洋的闭合时间呈现出逐渐变晚的趋势。在西藏南部，新特提斯洋的闭合发生于65~55Ma，引起了印度-欧亚大陆碰撞造山作用。而在土耳其，新特提斯洋两分为北支(NT)和南支(ST)，NT的闭合起始于晚古新世，造成了欧亚板块与安纳托利亚-伊朗地台的碰撞造山作用(Adamia et al., 1981)；ST的闭合起始于早中新世，最早发生在塞浦路斯南部(Dewey et al., 1989)，而现今的地中海是南支新特提斯洋(ST)的残余。和青藏高原一样，伴随着洋壳俯冲、板块碰撞到后碰撞伸展活动等一系列的构造活动，土耳其中部地区的安纳托利亚高原(CAP)发育了大规模的岩浆活动，例如上白垩世-古新世的花岗岩类和卡帕多利亚火成岩省(CVP)(Göncüoglu et al., 1992, 1993)。
安纳托利亚高原(CAP)中部大致可以分为两类岩石单元：(a)早于晚中新世的岩石单元，包括下第三系沉积盖层和中部安拉托利亚结晶基底；(b)中新世晚期-第四纪的岩石单元，包括受断层控制的沉积盆地、CVP的火山岩系列以及上新世-第四纪的河流-湖泊相(Beekman, 1966; Pasquare, 1968; Göncüoglu et al., 1993; Toprak and Göncüoglu, 1993a; Dirik and Göncüoglu, 1996)。晚中新世层状火山、晚中新世-上新世熔结凝灰岩(Le Pennec et al., 1994)、第四纪层状火山(例如，Erciyes层状火山)和锥状火山(例如，阿哲格尔火山湖)构成了中部CAP新构造活动下的主要岩浆系统。从晚中新世至上新世，CVP从钙碱性、拉斑质岩浆作用过渡到碱性岩浆作用(Parlak et al., 2001)，强钙碱性岩浆作用的源区为受俯冲洋壳流体交代的岩石圈地幔，而过渡至弱碱性的岩浆形成于更亏损岩浆的演化(Aydar et al., 1995; Deniel et al., 1998; Alıcı Şen et al., 2004)，或者存在软流圈地幔参与的被交代岩石圈地幔的部分熔融(Aydin, 2008; Kušçu and Geneli, 2010; Aydin et al., 2012, 2014)。
在安纳托利亚高原(CAP)西南部，尼代地区的第四纪火山作用具双峰式特征，同时分布在北部的阿哲格尔、西侧的哈桑山、东侧的Erciyes的火山岩也具有相似的特征。研究者指出尼代地区的第四纪玄武质岩浆的源区为亏损地幔，没有显示出板片流体交代特征(Schmitt et al., 2011; Aydin et al., 2014)，与CAP东北部西瓦斯地区的玄武岩源区一致(Kürkçüoǧlu et al., 2015)。而也有研究者认为CAP中部的镁铁质岩来源于受俯冲板片流体改造的岩石圈地幔的部分熔融(Yilmaz, 1990; Pearce et al., 1990; Polat et al., 1997)。根据地幔层析成像研究，中部安纳托利亚岩石圈存在低波速带，可能为软流圈的上涌或者局域部分熔融所致(Gans et al., 2009; Dilek and Sandvol, 2009; Biryol et al., 2011)。在阿哲格尔地区，岩浆成分从钙碱性转变为碱性的特征是对源区从受流体改造的地幔转变为板内软流圈地幔的反映(Deniel et al., 1998; Siebel et al., 2011)。随着时空的变化，CAP的深部地幔性质也随着变化，研究深部地幔性质、构造活动和岩浆作用的相互联系显得尤为重要。
有关安纳托利亚高原岩浆作用的研究仍然不多。本文选择的阿哲格尔地区，目前仅有一些流纹岩的研究结果，对于幔源玄武质岩石仍然缺乏研究，已有结果中也缺乏矿物化学和元素与Sr-Nd同位素地球化学资料。本文对阿哲格尔地区与第四纪流纹岩同时代喷出的玄武质岩石开展了详细的岩石地球化学和主要特征矿物成分(橄榄石、辉石、斜长石和尖晶石)的研究，探索了流纹岩与玄武岩的成因联系，揭示了阿哲格尔地区第四纪构造-岩浆作用与深部动力学过程，为安纳托利亚高原演化提供新证据。
2 地质背景卡帕多利亚火山岩省(CVP)是位于中部安纳托利亚高原(CAP)的第四纪-新近纪火山岩带之一(图 1a)，它沿着北东-南西方向延伸250~300km。图兹湖-Ecemis断层带以及CVP伸展断层带是CVP的两大断层带(Toprak and Göncüoglu, 1993b)。CVP存在19个火山岩组合，其中包括Karaca Daǧ、Göllü Daǧ、阿哲格尔，分为熔岩锥、火山碎屑岩以及火山杂岩3种岩石单元。岩浆活动活动可以划分为三期，分别是：(1) 早期岩浆活动主要分布在Sultansazllgl坳陷区，岩石类型主要为流纹岩和安山岩。Innocenti et al. (1975)认为这期岩浆活动是CAP的内生穹窿作用引起(13.5~8.5Ma)；(2) 在中-晚新近纪，在于儿居普盆地和Keciboyduran-迈兰迪兹山地区发育了大面积的熔结凝灰岩(9~2.7Ma)。这期岩浆活动被认为在拉张背景下，与图兹湖断层带和Ecemis断层的活动有关(Pasquare, 1968)；(3) 上新世-第四纪期间，在开赛利至科尼亚地区发育了大量的锥状火山，且在CAP也发育了一些大规模中心式火山(包括Erciyes、哈桑山复式火山)。岩石类型较多，主要为流纹岩、安山岩、玄武安山岩以及玄武岩。晚期火山活动与图兹湖断层、Ecemis断层进一步活动以及区域南北向伸展有关(Pasquare, 1968)。
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图 1 土耳其中部阿哲格尔地质图 (a)土耳其地区的简要地质概况(Okay and Tüysüz, 1999; Aydin et al., 2014).SAVA-南爱琴海火成岩省; CVP-卡帕多利亚火成岩省; EAVP-东部安纳托利亚火成岩省; NAFZ-安纳托利亚北部断层带; SAFZ-南安纳托利亚断层带; VIAS-瓦尔达尔-伊兹密尔-安卡拉缝合带; BZS-比特利斯-扎格罗斯缝合带；(b)阿哲格尔地区的区域地质概况(Temel et al., 1998; Kürkçüoǧlu, 2010) Fig. 1 Geological map of Acigöl area in Turkey (a) simplified geological map of Turkey (Okay and Tüysüz, 1999; Aydin et al., 2014). SAVA-South Aegean volcanic province; CVP-Cappadocian volcanic province; EVAP-Eastern Anatolian volcanic province; NAFZ-North Anatolian Fault Zone; SAFZ-South Anatolian Fault Zone; VIAS-Vardar-zmir-Ankara suture; BZS-Bitlis-Zagros suture; (b) regional geological map of Acigöl area (Temel et al., 1998; Kürkçüoǧlu, 2010) |
阿哲格尔火山岩位于内夫谢希尔西南部，是CVP的火山岩组合之一。该地区火山活动集中发生在250~20Ka的范围内, 锥状火山锥呈南北向线性排列，形成了大面积流纹岩、火山碎屑岩和局部的玄武岩(Batum, 1978; Toprak, 1998; Schmitt et al., 2011; Aydin et al., 2014)。阿哲格尔火山湖位于阿哲格尔地区西部，是由第四纪火山中心式喷发而形成(图 2a)，直径为1400m(湖直径为900m)(图 2a)，形成时间大约在20Ka(Druitt et al., 1995)。在1989至1990年之间，钻探工程在此火山湖采用MTA实施了6个90~180m深的浅钻孔。这些浅孔中的流体速率在2.5~6.0L/s，温度在45~65℃，并不属于高焓地热系统。本文共采集4件玄武岩样品，采样点位于图 2a所示火山湖右岸；玄武岩露头呈灰白色，可见橄榄石晶体(图 2b)。
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图 2 土耳其中部阿哲格尔火山湖边采样点(a)和具有橄榄石斑晶的玄武岩野外照片(b) Fig. 2 Photography showing the Acigöl crater lake (a) and the outcrops of the basaltic rocks with olivine crystals (b) |
全岩样品无污染碎样按照常规法处理。选择新鲜岩石样品进行粗碎，清洗烘干后将样品用无污染碎样机细碎至小于5mm，之后置于无污染玛瑙球磨机的玛瑙罐内磨至200目以下备用。
主、微量元素测定在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)完成。主量元素含量由X-射线荧光光谱(XRF)分析完成，分析精度优于5%，相对标准偏差(RSD%)小于2%，详细过程见Ma et al. (2012)。利用Agilent 7500a ICP-MS完成微量元素的测试工作，分析精度优于5%~10%，详细过程见Liu et al. (2008)。
全岩Sr-Nd同位素的测定主要分为两个阶段，分别为前期的预处理与后期的测定工作。前期Sr-Nd同位素的预处理在北京大学地球化学超净实验室完成，从全岩粉末中提取出了Sr和Nd。后期测定工作是在天津地质矿产研究所完成，在TRITON热电离质谱上进行同位素测定。TRITON热电离质谱的标样Sr、Nd同位素Sr国际标准NBS987给出87Sr/86Sr=0.710245±0.000035，Nd国际标准LRIG给出143Nd/143Nd=0.512202±0.000025，监控标准BCR-2给出87Sr/86Sr=0.704958和143Nd/143Nd=0.512633；标样Sr、Nd同位素测定范围为：NBS987：87Sr/86Sr=0.710274±0.000007；BCR-2：87Sr/86Sr=0.705001±0.000005；LRIG：143Nd/144Nd=0.512196±0.000004；BCR-2：143Nd/144Nd=0.512647±0.000003。详细的测定方法见Liu et al. (2017)。
矿物电子探针分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成。测试仪器为日本电子JXA-8100型电子探针，测试电压为15kV，仪器束流约为2×10-8A，束斑直径为5μm。
4 结果 4.1 矿物成分特征在阿哲格尔火山湖岸边共采集4个新鲜玄武岩样品，分别编号为TCA01、TCA02、TCA03、TCA04。选取TCA01、TCA02、TCA03进行了矿物成分分析。玄武岩为灰黑色-黑色，斑状结构，块状构造。除TCA02样品外，其余斑晶主要为橄榄石和少量斜长石(图 3a)，基质主要矿物为单斜辉石，斜长石，橄榄石，基质为交织结构。样品TCA02斑晶主要为橄榄石、单斜辉石以及斜长石(图 3b)，基质为隐晶质。
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图 3 阿哲格尔火山湖玄武岩的岩相学特征 (a)样品TCA01具有熔蚀结构的橄榄石斑晶；(b)样品TCA02受熔蚀单斜辉石和长条状斜长石；(c)样品TCA01具有成分环带的橄榄石背散射电子图；(d)样品TCA03发育环状裂隙和成分环带的橄榄石斑晶 Fig. 3 Petrography characteristics of basalt in Acigöl Maar (a) olivine phenocrysts with corrosion structure in Sample TCA01; (b) clinopyroxene with corrosion structure and euhedral plagioclase in Sample TCA02; (c) Back Scattered Electron Imaging (BSE) of olivine phenocrysts with composition zoning in Sample TCA01; (d) olivine with circle cracks and composition zoning in Sample TCA03 |
橄榄石斑晶，占20%~30%，粒径普遍大于1mm，最大直径可达7mm左右。发育环状裂隙，熔蚀结构(图 3a)。部分橄榄石熔蚀成多个小颗粒的橄榄石斑晶，且斑晶分别发育成分环带(图 3c)，部分斑晶的光性方位也发生了改变。橄榄石环带比较单一且细窄，在背散射电子图像(BSE)上表现为橄榄石整体颜色较深(灰黑色-灰色)，较窄的边缘部分颜色较浅(灰白色-白色)(图 3c)。经BSE图像的统计测量，橄榄石斑晶半径与成分环带宽度的比值范围为2~12之间，一般比值在6.5左右。在基质中，橄榄石颗粒细小，普遍小于50μm。
3个样品的橄榄石斑晶成分特征普遍一致，Fo变化较大，范围为66~89(表 1)；CaO含量较高，介于0.18%~0.52%之间，且NiO含量为0.04%~0.29%。在橄榄石成分剖面上(图 4)，成分变化明显，具有明显的环带特征。从核部至边部，SiO2、MgO、NiO含量降低，FeO、CaO、MnO含量增加，K2O和NaO含量无明显变化。橄榄石核、幔位置的成分变化较小，成分相对均一。从幔部过渡到边部，成分变化明显。在SiO2-Fo的图解上(图 5b)，显示橄榄石边部环带成分与核部成分的特征，排除了橄榄石幔部成分的干扰, 橄榄石核部Fo值集中于85~89；而橄榄石边部的Fo值变化较大，介于66~79。与滇西莴中橄榄石捕掳晶相比，随着SiO2含量的增加，两者核、边部Fo分别呈线性正相关关系，但具有核部的Fo值缓慢增加、边部显示明显快速的上升特征。在Fo-CaO图解中(图 5a)，橄榄石边部的CaO含量变化较大，介于0.26%~0.52%之间，随着Fo的增加而明显降低；而核部的橄榄石CaO含量变化较小，范围为0.18%~0.37%，均值为0.24%，随着Fo增加而无明显变化。
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表 1 阿哲格尔火山湖玄武岩橄榄石斑晶及其尖晶石包裹体代表性电子探针分析结果(wt%) Table 1 Representative EPMA results of olivine phenocryst and spinel inclusions in Acigöl Maar basalt (wt%) |
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图 4 阿哲格尔火山湖玄武岩中橄榄石斑晶剖面的主量元素成分特征 T2-01-03为样品TCA02中的橄榄石斑晶；T3-06-01为样品TCA03中橄榄石斑晶 Fig. 4 Major elements compositional variations from core to rim in olivine phenocrysts in Acigöl Maar basalt T2-01-03 represents olivine phenocrysts in TCA02; T3-06-01 represents olivine phenocrysts in TCA03 |
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图 5 阿哲格尔火山湖玄武岩中橄榄石斑晶成分变化图 (a)阿哲格尔火山湖玄武岩中橄榄石斑晶的Fo与CaO含量的关系(据Thompson and Gibson, 2000; Zhao et al., 2009修改).滇西莴中橄榄石数据黄小龙等(2006)；(b)阿哲格尔火山湖玄武岩中橄榄石斑晶的化学成分特征 Fig. 5 Major elements of olivine phenocrysts in Acigöl Maar basalt (a) Fo vs. CaO of olivine phenocrysts in Acigöl Maar basalt (modified from Thompson and Gibson, 2000; Zhao et al., 2009). Olivine data of Wozhong in Yunnan are after Huang et al. (2006); (b) Chemical composition of olivine phenocrysts in Acigöl Maar basalt |
单斜辉石以斑晶和基质晶形式分别存在于样品TCA02、TCA01和TCA03中。样品TCA02中的单斜辉石斑晶呈宽板状，半自形-自形，发育熔蚀结构，含量在10%左右(图 3b)。基质晶分布在样品TCA01和TCA03中，颗粒细小，呈粒-板状，他形-半自形均匀分布，占20%左右。单斜辉石斑晶的化学成分明显不同于基质晶，但是两者成分相对均一。斑晶具有较高的Mg#(78~83)、SiO2(50%~52%)和MgO(14%~16%)含量，而FeO(5.7%~7.6%)、CaO(19%~20%)以及TiO2(0.4%~0.9%)含量较低(表 2)。在辉石斑晶的成分剖面上，成分无明显变化，Mg#普遍大于80，不发育明显的成分环带。基质晶中，Mg#、SiO2以及MgO含量相对较低，而FeO、CaO以及TiO2含量相对较高。据辉石分类图解，这两类辉石成分上为次透辉石(图 6a)。单斜辉石地质温度计显示(Bertrand and Mercier, 1985)，单斜辉石斑晶的结晶温度明显高于单斜辉石基质晶温度，介于1250~1300℃，而单斜辉石基质晶的结晶温度集中分布在1150℃(图 6b)。
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表 2 阿哲格尔火山湖玄武岩单斜辉石及斜长石矿物代表性电子探针分析结果(wt%) Table 2 Representative EPMA results of clinopyroxenes and feldspars in Acigöl Maar basalt (wt%) |
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图 6 阿哲格尔火山湖玄武岩中辉石的种类特征(a, 据Morimoto, 1988)和辉石结晶温度的特征(b, 据Bertrand and Mercier, 1985) A-透辉石；B-次透辉石；C-铁次透辉石；D-钙铁辉石；E-顽透辉石；F-普通辉石；G-铁普通辉石；H-贫钙铁辉石；I-贫钙普通辉石；J-贫钙铁普通辉石；K-易变辉石 Fig. 6 The type of pyroxenes (a, after Morimoto, 1988) and the temperature of clinopyroxene (b, after Bertrand and Mercier, 1985) in Acigöl Maar basalt A-diopside; B-salite; C-ferroan-salite; D-hedenbergite; E-endiopside; F-augite; G-ferroaugite; H-poor hedenbergite; I-poor calcium augite; J-poor calcium and iron augite; K-pigeonite |
斜长石斑晶含量少于5%，呈长条状，自形-半自形，粒度在0.2×1.0mm左右，少量发育卡式或聚片双晶(图 3b)。斜长石基质晶呈长条状，较自形，占40%左右，其中少量的斜长石发育聚片双晶。在橄榄石斑晶外围，斜长石呈流动构造围绕斑晶排列(图 3a)。斜长石的成分剖面可以看出基质晶和斑晶成分差别较小且相对均一。斑晶的CaO、Na2O含量均值分别为14.8%和2.8%，而基质晶分别为13.2%和3.8%(表 2)。斜长石在成分上显示为培长石，斑晶比基质晶更富Ca。
尖晶石为副矿物，呈粒状，半自形-自形，分布在橄榄石斑晶中(图 3c)。在BSE图像下，尖晶石较为干净，周围几乎无蚀变暗色矿物。除了T1-04和T2-01两颗尖晶石外，其余Cr#分布集中，范围为19~23(n=26)；Mg#变化较大，范围为51~69；Al2O3含量变化较大，介于38%~48%之间。T1-04尖晶石Cr#为12，Mg#为69，Al2O3含量为52%，而T2-01尖晶石Cr#为36，Mg#为81，Al2O3含量为14%。
4.2 全岩地球化学特征 4.2.1 主量元素4件玄武岩样品比较新鲜，其烧失量介于0~1.1%之间。样品SiO2含量介于46.83%~50.17%之间，MgO含量介于8.08%~9.22%范围内，Fe2O3的含量为7.97%~10.44%，岩石Mg#为62~67，Al2O3、CaO含量相对稳定，均值分别为16.48%和9.26%(表 3)。随着SiO2含量的升高，CaO、K2O含量明显升高，MgO、Fe2O3、TiO2含量明显降低，样品TCA02具有最低的MgO、Fe2O3含量和最高的CaO含量和Mg#。4个样品的Na2O/K2O比值较高，大于3.5，显示出富Na的特征。样品全碱量(Na2O+K2O)为3.6%~4.1%，而样品TCA01较低，为3.6%。在TAS图解上(图 7)，样品均位于玄武岩区域，显示出碱性-钙碱性的特征。根据里特曼指数，样品TCA02为钙碱性(σ=2.2)，其余为碱性(3.4＜σ＜4.1)。
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表 3 阿哲格尔火山湖玄武岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)地球化学数据 Table 3 Major (wt%) and trace elements (×10-6) of basalts from Acigöl Maar volcano |
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图 7
阿哲格尔火山湖玄武岩的岩石分类特征(据Le Maitre, 1989)
阿哲格尔数据引自Siebel et al. (2011)；Eastern Pontides数据引自Aydin (2008)；Göllü Daǧ和Keciboyduran数据引自Aydin et al. (2014)；Cora Maar数据引自 |
在微量元素组成上，TCA01、TCA02、TCA03成分比较一致，而样品TCA02成分略有不同。与区域上玄武质岩石(例如Göllü Daǧ和阿哲格尔)比较，样品具有较高的V (181×10-6~186×10-6)、Ni (178×10-6~220×10-6)、Lu (0.33×10-6~0.44×10-6)、Yb (2.2×10-6~2.72×10-6)含量，而具有较低Sr(382×10-6~388×10-6，其中样品TCA02为525×10-6)、Ba(107×10-6~247×10-6)、Rb(6.4×10-6~19.1×10-6)、Th(1.26×10-6~3.34×10-6)含量，Rb/Sr比值介于0.02~0.04。Nb含量介于7.89×10-6~9.35×10-6，Nb/La比值介于0.53~0.71，小于1；Zr的含量介于117×10-6~165×10-6，Zr/Y比值为5.28~5.81。
在微量元素原始地幔标准化蜘蛛图(图 8a)中，(Ba/Lu)PM介于2.6~3.1(样品TCA02为7.9)。除样品TCA02外，玄武岩各元素相对原始地幔富集了10倍左右。Th、Sr具有弱正异常特征，(La/Sm)PM、(Ho/Y)PM比值范围分别为1.87~2.84和1.07~1.11。除样品TCA02外，高场强元素(HFSE，Nb、Ta、P)具有弱的负异常，而Zr显示出弱正异常特征。样品TCA02具有明显的Nb、Ta负异常，P、Ti也具有弱的负异常特征。
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图 8 阿哲格尔火山湖玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b, 标准化值据Boynton, 1984) 附近区域玄武岩数据引自Kušçu (2011), Aydin et al. (2014) Fig. 8 Primitive mantle-normalized trace-element spidergrams (a, normalization values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized REE patterns (b, normalization values after Boynton, 1984) of the Acigöl Maar basalt Field basalt data from Kušçu (2011), Aydin et al. (2014) |
在稀土元素(REE)标准球粒陨石化的分布型式中(图 8b)，总体呈平缓右倾，ΣREE含量平均为86.8×10-6。样品TCA02的ΣCe/ΣY、(La/Lu)N比值分别为2.11和5.62，而其余三个样品相对集中，平均值分别为1.43和3.12。(La/Sm)N比值平均为2.1，(Ho/Yb)N比值介于1.03~1.07之间，轻稀土元素分异程度大于重稀土元素。
4.2.3 全岩Sr-Nd同位素样品TCA02的87Sr/86Sr、143Nd/144Nd比值分别为0.70465和0.51271，其余3个样品的同位素比值相对一致，变化较小，87Sr/86Sr、143Nd/144Nd平均比值分别为0.70384和0.51284。样品的εNd值为4.6~4.8(TCA02为1.4)。对于Nd的模式年龄，样品TCA02的一阶模式年龄为0.84Ga，而其他样品模式年龄大致一致，一阶模式年龄平均为0.53Ga。
5 讨论 5.1 岩浆演化与玄武岩成因 5.1.1 岩浆演化过程在CVP北部的阿哲格尔地区，除采集的玄武岩外，还有安山岩和流纹岩出露(Siebel et al., 2011)。玄武岩与安山岩都显示出地幔熔体的同位素特征，而玄武岩具有更高143Nd/144Nd和较低87Sr/86Sr比值的特征。以阿哲格尔玄武岩和安山岩为端元的Sr-Nd同位素混合曲线特征与玄武质岩到安山岩的同位素变化趋势完全一致(Siebel et al., 2011)，暗示了安山岩由基性玄武岩与围岩发生同化混染，或者发生单一的岩浆混合作用形成(图 9)。
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图 9 阿哲格尔火山湖玄武岩的Sr-Nd同位素特征(据Aydin et al., 2014) BSE-全硅酸盐地球；EAR-欧洲软流圈储库；数据引自Siebel et al. (2011) Fig. 9 Plot of 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd showing the Sr-Nd features of the basalt from Acigöl Maar (modified after Aydin et al., 2014) BSE-Bulk Silicate Earth; EAR-European asthenosphere reservoir; Data from Siebel et al. (2011) |
与玄武岩同时代的阿哲格尔西部流纹岩(20~25Ka)(Siebel et al., 2011)，143Nd/144Nd比值接近硅酸盐地球的比值，而87Sr/86Sr的比值变化大，介于0.7064~0.7090之间。Siebel等人据87Sr/86Sr与LOI呈正相关，推测西部流纹岩Sr同位素比值的变化与明显的雨水蚀变或者外来的尘埃颗粒物有关(Stewart et al., 2001; Siebel et al., 2011)。但是玄武岩由于其含Fe2+离子和一定量的挥发分，LOI值的大小用来判断蚀变的强度并不合理。而早于西部地区喷发的东部地区流纹岩(150~200Ka)，显示出了相对均一的Sr同位素比值，87Sr/86Sr范围为0.7060~0.7064(图 9)。而本文与阿哲格尔西部流纹岩同时代的玄武岩中的橄榄石、辉石未见明显蚀变。因此，后期蚀变并不是该西部流纹岩Sr同位素变化的主要因素。
若以阿哲格尔玄武岩和西部流纹岩为两端元进行Sr-Nd同位素混合，则安山岩并不在玄武岩与流纹岩的混合曲线上，表明该西部流纹岩并不是玄武岩通过简单的围岩同化混染形成。流纹岩可能是玄武岩多阶段的围岩同化混染或者岩浆混合形成的，或者新生地壳的再次部分熔融的结果(Siebel et al., 2011; Schmitt et al., 2011; Aydin et al., 2014)。从元素特征看，随着玄武岩到流纹岩，高场强元素(如Nb、Ti、P)的亏损程度升高(图 8a)、大离子亲石元素含量升高，表明从玄武质岩到流纹岩，不是同一源区，不具有演化关系，而是大陆地壳成份加入的结果。
5.1.2 玄武岩成因与构造环境玄武质岩石广泛分布在CVP中，主要岩性包括粗面玄武岩、玄武岩和玄武安山岩(图 7)。与区域同类岩石相比，本文的阿哲格尔火山湖玄武岩具有高的MgO(8.08%~9.22%)和FeO(7.97%~10.44%)含量，较高的Mg#(63~67)；较高的相容元素含量(Cr=262×10-6~376×10-6；Ni=178×10-6~220×10-6)；大离子亲石元素相对原始地幔富集程度最低。这些特征综合表明，阿哲格尔玄武岩为起源于地幔的原始岩浆。根据岩石的143Nd/144Nd(εNd=1.4~4.9) 和87Sr/86Sr(0.7035~0.7047) 比值，表明岩石来源于弱亏损的地幔源区。
在微量元素原始地幔标准化蜘蛛图中，大离子亲石元素(如Rb、K)相对原始地幔富集约10~15倍，而难熔元素(如Lu、Yb)富集约5倍(图 8a)。同时在稀土元素球粒陨石标准化分布型式中，玄武质岩显示平坦右倾的特征，相对富集10~40倍，其中ΣCe/ΣY为1.39~2.11，显示出近原始地幔熔体的特征。
卡帕多里亚大火成岩省(CVP)中Keciboyduran与Göllü Daǧ火山单元的形成年龄介于1.1~0.2Ma之间，由玄武岩、玄武安山岩以及流纹岩组成，表现为钙碱性的特征(Aydin et al., 2014)。与晚期(~20Ka)的阿哲格尔玄武岩对比(Siebel et al., 2011)(图 8a, b)，其玄武岩具有较高ΣCe/ΣY比值，明显富集Ba、K等大离子亲石元素，显著的“TNT”负异常的特征，而与CAP的中新世-上新世的钙碱性火山岩特征一致(图 8a)(Kušçu, 2011; Aydin et al., 2014; Kürkçüoǧlu, 2010; Kürkçüoǧlu et al., 2015)。因而，Aydin认为Keciboyduran与Göllü Daǧ更新世玄武岩为受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔部分熔融形成(Aydin et al., 2014)。而阿哲格尔晚更新世玄武岩为碱性玄武岩，具有相对低的LREE含量和ΣCe/ΣY比值，更亏损的Nd同位素的特征，而表明其源区为更深部的软流圈地幔。同时，Ba、K等大离子亲石元素富集以及“TNT”负异常程度明显低于CAP的中新世-上新世的钙碱性火山岩，揭示了岩浆在上升过程中有富集交代的岩石圈地幔物质的加入。随着阿哲格尔更新世玄武岩至玄武安山岩(图 9)，87Sr/86Sr比值升高，143Nd/144Nd比值降低，变化趋势与EMⅡ地幔端元一致，也表明了岩浆在演化的过程中有受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔物质混入(Lee and Anderson, 2015)。
从构造环境看，阿哲格尔火山湖玄武质岩具有较高的Zr含量和Zr/Y比值，显示了板内玄武岩的特征，与CVP上其余玄武质岩特征一致(图 10)。此外，除样品TCA02，阿哲格尔玄武岩Th/Nb比值为0.16，与板内玄武岩中的大陆裂谷玄武岩的Th/Nb比值(0.11~0.27, 孙书勤等, 2007)一致，进一步表明玄武岩的地球化学性质与研究区处于伸展构造背景是十分吻合的(Niu, 2015; Green and Falloon, 2015)。
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图 10 阿哲格尔火山湖玄武岩Zr-Zr/Y协变图(据Pearce and Norry, 1979) WPB-板内玄武岩；IAB-岛弧玄武岩；MORB-大洋中脊玄武岩；数据引自Siebel et al. (2011) Fig. 10 Zr vs. Zr/Y of basalt from Acigöl Maar (modified after Pearce and Norry, 1979) WPB-Within Plate Basalt; IAB-Island-Arc Basalt; MORB-Mid-Ocean Ridge Basalt; Data are after Siebel et al. (2011) |
橄榄石普遍发育熔蚀结构(图 3a)，且熔蚀后的残留橄榄石发育较窄的成分环带边(r核部︰r边部=2~12，均值为6.5)(图 3c)，表明了橄榄石斑晶可能为捕掳晶。同时橄榄石具有环状裂隙(图 3d)，是对环境改变(高压到低压)的响应(邵济安等, 2005)。
橄榄石具有核部富镁(Fo均值为87)，边部相对富铁(Fo均值为75) 的特征(图 4)。随着SiO2含量的增加，橄榄石核部和边部的Fo值表现为明显不同程度的正相关(图 5b)。在橄榄石Fo-CaO协变图中(图 5a)，与滇西莴中橄榄石捕掳晶类似，核部CaO含量相对较低且均一，边部CaO含量相对较高且变化明显，表明橄榄石核部和边部不可能形成于同一个封闭岩浆系统。橄榄石从核部至边部，成分陡然变化且环带成分较窄，同时样品中缺乏自形的橄榄石斑晶，可以证明成分环带是由熔体与橄榄石的化学不平衡反应所产生。矿物与熔体之间的分配系数常用来判断矿物与熔体是否达到了平衡，进而探讨岩浆过程中的分离结晶或者堆晶作用过程(Sato, 1977; Larsen and Pedersen, 2000; Thompson and Gibson, 2000)。采用Ulmer(1989)橄榄石与岩浆熔体的Fe-Mg分配系数进行平衡计算，全岩的Mg#和其对应橄榄石的边部成分落在平衡曲线之下，反应了岩浆可能经历了堆晶作用或者存在橄榄石捕掳晶；而全岩Mg#与其对应橄榄石的核部成分落在平衡线附近，是由于橄榄石核部的MgO含量较高，引起了全岩的MgO含量升高，而引起了这种“假平衡”现象(图 11)。因此，阿哲格尔火山湖玄武岩中的橄榄石为高镁橄榄石捕掳晶。样品TCA02基质为隐晶质，显示了岩浆快速冷凝的特征，单斜辉石斑晶可能是在岩浆快速上升冷凝过程中没有足够时间重熔，而发育熔蚀结构。地质温度计显示(Bertrand and Mercier, 1985)，单斜辉石斑晶的结晶温度明显高于单斜辉石基质晶温度，主要介于1250~1300℃，而单斜辉石基质晶的结晶温度集中分布在1150℃，也显示了单斜辉石斑晶为捕掳晶的特征(图 6b)。
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图 11 阿哲格尔火山口湖中全岩Mg#和橄榄石Fo的协变图 曲线为与全岩Mg#平衡的橄榄石范围，其中KFe-Mg=0.31(约0.5GPa)(Ulmer, 1989) Fig. 11 Mg# in whole rock vs. Fo in olivine from Acigöl Maar basalt The curve represents the chemical equilibrium between olivine and its host rock. KFe-Mg=0.31 (Ulmer, 1989) |
橄榄石捕掳晶主要分为岩浆成因和地幔成因：岩浆成因的橄榄石可以是捕掳外来的岩浆结晶橄榄石，而地幔成因的橄榄石可以赋存于地幔橄榄岩，也可以通过地幔橄榄岩分解呈捕掳晶形式赋存于岩浆系统(Echeverria and Aitken, 1986; Thompson and Gibson, 2000; 张宏福等, 2004; 裴福萍等, 2004; 汤艳杰等, 2004; 张宏福, 2006; 黄小龙等, 2006; Zhao et al., 2009; 赵令权等, 2015)。由于地幔橄榄岩的低CaO含量和高Fo特征，通常的地幔橄榄岩包体以及造山作用成因橄榄岩中橄榄石的CaO含量小于0.16%，NiO含量为0.4%左右且Fo大于90(Sato, 1977; Thompson and Gibson, 2000; 支霞臣等, 2001; 郑建平等, 2006; Zhao et al., 2009)。样品中橄榄石核部NiO含量最高为0.29%，CaO含量均值为0.24%，而排除了地幔橄榄石捕掳晶的可能性(图 5)。而橄榄石核部Fo与SiO2呈明显的线性关系显示出橄榄石为岩浆成因的特征。与华北克拉通地幔包体的橄榄石相比，阿哲格尔火山湖玄武岩中的橄榄石CaO含量明显较高，而与滇西萵中的岩浆成因橄榄石捕掳晶相似。因此，阿哲格尔火山湖玄武岩的高镁橄榄石为岩浆成因的捕掳晶。而滇西萵中的橄榄石的Fo范围明显较宽，是由橄榄石捕掳晶具有多成因的因素引起(黄小龙等, 2006)。而阿哲格尔火山湖玄武岩的橄榄石捕掳晶成分变化较小，分布集中，暗示了橄榄石捕掳晶具有单成因的特征。
尖晶石成分受岩浆成分、氧逸度、结晶温度、冷却速率以及形成压力等因素制约(Kamenetsky et al., 2001)，常作为矿物包裹体赋存在橄榄石中(图 3c)。尖晶石零散分布在橄榄石捕掳晶中，除了T1-04和T2-01两颗尖晶石外，其余Cr#分布集中，范围为19~23(n=26)。T1-04和T2-01可能是由于分布在橄榄石边部的尖晶石再平衡，或者橄榄石结晶的不同阶段捕获的尖晶石包裹体所造成。Al活度的增高会导致Ti在熔体-尖晶石的分配系数降低，导致尖晶石与熔体之间的Al2O3和TiO2具有正相关关系(Kamenetsky et al., 2001)，因此可以利用岩浆系统中尖晶石的Al2O3、TiO2含量来指示岩浆作用构造环境(如MORB、OIB)(Kamenetsky et al., 2001)。高镁橄榄石捕掳晶的尖晶石具有高Al(Al2O3平均含量为43%)，中等Ti含量(TiO2平均含量为0.55%)特征，落入了MORB和MORB型地幔区域(图 12)，显示了源区亏损的特征。在地幔源区的岩浆体系，难熔的方辉橄榄岩源区结晶的尖晶石Al2O3含量较二辉橄榄岩结晶的尖晶石低(Arai, 1994)。因此，橄榄石捕掳晶的源岩可能为二辉橄榄岩。
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图 12 阿哲格尔火山湖玄武岩中橄榄石中尖晶石矿物包裹体的Al2O3-TiO2图解(据Kamenetsky et al., 2001) LIP-大火成岩省；OIB-洋岛玄武岩；ARC-岛弧岩浆；MORB-大洋中脊玄武岩；SSZ-超俯冲带 Fig. 12 Al2O3 vs. TiO2 of spinel inclusions in olivine phenocrysts from Acigöl Maar basalt (after Kamenetsky et al., 2001) LIP-Large Igneous Province; OIB-Ocean Island Basalt; ARC-Island-Arc magma; MORB-Mid-ocean Ridge Basalt; SSZ-Super-Subduction Zone |
岩浆成因的高镁橄榄石一方面可能与异常地幔及其熔融事件有关，如超镁铁质岩中橄榄石斑晶(Mitchell, 1986; Echeverria and Aitken, 1986; Gurenko et al., 1996; Thompson and Gibson, 2000)，另一方面由于富含挥发分或者氧逸度高，存在于部分岛弧岩浆，如钙碱性玄武岩、钾玄质玄武岩中(Barton and Bergen, 1981; Walker and Cameron, 1983; Kamenetsky et al., 1995)。结合中部安纳托利亚高原(CAP)区域地质概况，高镁橄榄石捕掳晶形成不可能与异常地幔及其熔融事件有关，而更可能形成于富含挥发分或者氧逸度高的环境下(Kušçu, 2011; Aydin et al., 2014; Kürkçüoǧlu, 2010; Kürkçüoǧlu et al., 2015)。因此，橄榄石捕掳晶所反应的早期岩浆作用的源区具有亏损、富含挥发分或氧逸度高的特征，与CVP早-中更新世钙碱性岩浆的源区特征一致(Kürkçüoǧlu, 2010; Aydin et al., 2014; Kürkçüoǧlu et al., 2015)。
5.3 深部动力学意义已有研究表明，发育在卡帕多里亚大火成岩省(CVP)北部的Keciboyduran与Göllü Daǧ更新世(1.1~0.2Ma)钙碱性玄武岩是由受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔部分熔融而成(Aydin et al., 2014)，而本文研究的阿哲格尔晚更新世(~20Ka)碱性玄武岩主要来源于软流圈地幔。因此，在更新世CVP的岩浆作用，显示了从钙碱性到碱性的过渡特征，表明岩浆作用的源区是从受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔过渡到了亏损的软流圈地幔(Parlak et al., 2001; Siebel et al., 2011; Aydin, 2008; Aydin et al., 2014; Kürkçüoǧlu et al., 2015)。已有研究发现，在CVP其他研究区内，这种岩浆作用的源区和性质转换发生在中新世-上新世(Parlak et al., 2001)。结合本文的新结果，表明在CVP内，上述的岩石圈-软流圈构造-岩浆作用转化的时间是不均一的。
在同一岩浆体系中，多期次的岩浆活动的记录可以探索岩浆作用的相互关系，有助于探究深部地球的演化特征。阿哲格尔火山湖晚更新世玄武岩记录了两期岩浆作用：早期的岩浆源区具有亏损、富含挥发分或氧逸度高的特征，与CVP早期的钙碱性岩浆的源区特征一致，而可能为受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔；而晚期的碱性岩浆源区为软流圈地幔。在上升演化过程中，晚期的碱性岩浆存在受板片俯冲流体交代的岩石圈地幔物质加入，与橄榄石捕掳晶所记录的信息一致。
根据区域的火山岩单元的排列特征，火山岩单元明显受到区域的拉张断层控制(例如Tuzgölü和Ecemis断层带)，表现为后碰撞拉伸构造背景(Toprak and Göncüoglu, 1993b; Dirik and Göncüoglu, 1996; Dilek and Whitney, 2000; Dilek, 2006; Aydin et al., 2012)。因此，晚中新世以来，钙碱性-碱性的岩浆的成因机制为地壳减薄引起的减压熔融，与CAP伸展带存在重力负异常相一致(Darracott, 1972)。随着CAP地壳的减薄，富含挥发分的岩石圈地幔在减压的过程中逐渐达到固相线而发生熔融作用，形成早期的钙碱性岩浆。由于CAP进一步减薄，甚至影响到了岩石圈地幔(Dhont et al., 1998; Whitney and Dilek, 1998)，软流圈地幔受到减压作用的影响而上侵，并在上升演化过程中有富集交代的岩石圈地幔物质的加入，形成晚期的碱性岩浆(Aydin et al., 2014)，而橄榄石捕掳晶可能为早期钙碱性岩浆的深部残留。
随着CAP区域后碰撞拉伸作用的程度加深，岩浆性质从钙碱性过渡到富钠碱性岩浆，岩浆作用的深部地幔源区从受俯冲流体交代的岩石圈地幔过渡到软流圈地幔，从而显示了构造拉张作用对深部地幔以及岩浆活动的影响。
6 结论(1) 阿哲格尔晚更新世玄武岩为富钠碱性玄武岩，源区主要为深部软流圈地幔。在上升演化过程中，岩浆存在受俯冲板片流体交代的岩石圈地幔物质的加入。
(2) 橄榄石为岩浆成因的捕掳晶。其源区具有亏损、富含挥发分或氧逸度高的特征，可能为受俯冲板片流体交代的岩石圈地幔。
(3) 在CVP内，岩石圈-软流圈构造-岩浆作用转化的时间是不均一的。阿哲格尔玄武岩记录了两期岩浆活动，揭示了源区从富集交代的岩石圈地幔过渡到软流圈地幔的深部演化。这一过程可能与中部安纳托利亚高原的拉张作用有关。
致谢 论文撰写过程中，与张招崇教授、罗照华教授和夏瑛进行了有益的讨论，受益匪浅。董国臣教授和黄丰博士提出了宝贵的修改意见。王苏珊、阎晶晶、石卿尚协助完成部分实验分析。作者在此一并表示衷心感谢！| [] | Adamia S A, Chkhotua T, Kekelia M, Lordkipanidze M, Shavishvili I, Zakariadze G. 1981. Tectonics of the caucasus and adjoining regions:Implications for the evolution of the Tethys ocean. Journal of Structural Geology, 3(4): 437–447. DOI:10.1016/0191-8141(81)90043-2 |
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