2018, Vol. 34
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
火山灾害曾给人类造成巨大的灾难，因此火山灾害预测研究具有十分重要的理论和现实意义。火山灾害预测的重要理论基础之一是火山喷发机理的研究。腾冲火山活动频繁，从中新世爆发一直延续至今。更新世英安质岩浆大规模爆发，是腾冲地区活动最强烈的一期，火山岩分布在腾冲多个地区，部分单层厚度可达25m(皇甫岗和姜朝松, 2000)。腾冲丰富的火山资源使其成为研究火山喷发机制的天然实验室。
造成火山喷发的机制很多，根本原因是储存岩浆的岩浆房超过了其围压所能承载的范围，比如岩浆房内部的压力、体积、浮力，温度的增大都可以导致岩浆房发生向上的迁移，而最终导致岩浆暴露至地表，即火山的爆发。地球上最常见的火山喷发机制包括：基性岩浆的补给(Eichelberger, 1980; Ridolfi et al., 2008; Sparks et al., 1977; Viccaro et al., 2010)；酸性岩浆的补给(Sherrod et al., 2008)；岩浆房内本身的岩浆作用导致岩浆粘度，压力的增大(Caricchi et al., 2014; Tait et al., 1989)；另外，外力的因素同样可以导致火山的爆发，比如区域的拉张作用导致岩浆房的围压降低，而发生被动爆发(Rowland et al., 2001)。研究火山喷发机制的前提是对火山喷发前岩浆的物理、化学状态有系统的了解。而这些火山喷发前岩浆的物理、化学过程的信息被记录在熔岩的显微构造和斑晶的地球化学特征中(Cashman and Mangan, 1994; Houghton et al., 1989; Sparks, 1978)，因此，通过对火山岩的显微构造和斑晶的详细研究，可以成为推断火山爆发机制的重要手段之一。
因此，本次研究我们选取钻孔中的中酸性火山岩，对其进行年代学、地球化学和斑晶原位的地球化学进行分析，探讨腾冲地区更新世英安质岩浆喷发的运动学和动力学特征，从而限定火山喷发的机制，为腾冲地区火山灾害区划分、危险性分析和灾害预警与对策提供一定的科学依据。
1 区域和地质概况及样品采集腾冲地块地处印度板块与欧亚大陆碰撞前缘，是青藏高原东南缘构造最复杂、岩浆活动最活跃、地热异常最高的地区，也是中国西南唯一具有潜在火山灾害的地区，同时还是我国最年轻的火山区之一(图 1)。从古近纪开始发生喜马拉雅运动，印度板块和欧亚板块开始碰撞(万天丰, 2004)。到中新世，两板块进一步汇聚，使得腾冲地块与其边界的实皆断裂发生左旋走滑活动，进而导致腾冲处于北北东-北东方向的挤压，而西北西-北西方向出于拉张的应力状态(赵慈平等, 2006; Wang et al., 2007; Zhou et al., 2012)。同时，腾冲火山开始爆发，更新世更是到达爆发高潮，并一直延续至今(皇甫岗和姜朝松, 2000; 姜朝松等, 2003; 姜朝松，1998；图 2)。腾冲现今分布共58个水热活动区，是国内水热活动区最多的地区(佟伟和章铭陶, 1989)。腾冲火山地热构造区也因其复杂的地质演变历程及特殊的构造位置成为大陆科学钻探选址之一，并于2013年完成钻井(杨经绥等, 2011)。一共2个钻孔，钻孔1(N98°30′52.97″，E25°14′21.12″，H1888m)，钻孔深度：0~190.42m；钻孔2(N98°29′33.77″，E25°12′50″，H1888m)，钻孔深度98.39~1222.24m(图 2)。
|
图 1 青藏高原东南缘的构造单元图(据Zhou et al., 2012修改) Fig. 1 Tectonic subdivision of the southeastern Tibetan Plateau (modified after Zhou et al., 2012) |
|
图 2 腾冲火山岩分布图和钻孔1柱状图 图中火山岩年龄数据见表 1 Fig. 2 Distribution of Cenozoic volcanic roks in Tengchong and lithological of rocks at Site 1 The age of volcanic rocks in figure from Table 1 |
|
表 1 腾冲更新世火山岩年龄表 Table 1 Age of the Pleistocene volcanic rocks in Tengchong area |
研究表明，腾冲火山群深部迄今仍存在活动的岩浆房(白登海等, 1994; 楼海等, 2002; 叶建庆等, 2003; 王椿镛等, 2002; Zhao et al., 2006)，且具有潜在的喷发危险(姜朝松等, 2003)。而火山喷发机制的研究是该区火山灾害预测的重要基础，因此，腾冲火山喷发机制研究的重要性显而易见。大陆科学钻孔中样品的连续性，为我们提供了连续的火山喷发产物，由此可以推断出火山喷发前岩浆房内成分的连续变化，为揭示腾冲中更新世火山爆发机制提供了证据。本次论文所采的8块样品全部来自于钻孔2(193~445m)的中酸性火山岩(图 2)。中酸性火山岩被更新统粗面岩所覆盖(0.48Ma, 穆志国等, 1987), 下伏湖相沉积物。钻孔中的松散沉积物与中酸性火山岩互层，根据岩相学特征将钻孔的中酸性火山熔岩分为两层。上层的火山熔岩(钻孔：193~378m)，厚达185m，为灰白色，具气孔-杏仁构造，斑状结构，聚斑发育。基质为隐晶质。斑晶含量较多，聚斑发育。斑晶的矿物组成：斜长石+辉石+少量的角闪石+黑云母+铁钛化合物+石英，斜方辉石发育暗化边，命名为灰白色角闪熔岩；下层的火山熔岩(钻孔：378~445m)，厚达67m，为黑色，致密块状，具气孔构造斑状结构，聚斑发育(图 3a-c)。与上层熔岩相比气孔构造较少发育。基质为隐晶质，发育明显的珍珠状构造。斑晶的矿物组合也比上层的简单，其主要矿物组成：辉石+斜长石+少量的铁钛化合物，命名为黑色辉石熔岩(图 3a，d)。
|
图 3 腾冲钻孔火山岩岩相学特征 (a)腾冲钻孔火山岩手标本；(b)角闪英安岩中角闪石斑晶发育暗化边；(c)角闪英安岩聚斑结构；(d)辉石英安岩聚斑结构 Fig. 3 Petrographic description of volcanic rocks from Tengchong Drilling Core (a) hand specimen of volcanic rocks from Tengchong Drilling Core; (b) amphibole with an opacitization rim from amphibole bearing dacite; (c) culmophyre texture from amphibole bearing dacite; (d) culmophyre texture from pyroxene bearing dacite |
选择新鲜蚀变低的英安岩，先粗碎，然后细碎到200目。主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所。主量元素的测定采用X-射线荧光光谱法在Ahimadzu XRF-1700/1500仪器上测定采用外标法测定成分，分析结果见表 2。
|
|
表 2 腾冲火山岩的主量元素(wt%)分析结果 Table 2 Whole-rock major element (wt%) data for the volcanic rocks in the Tengchong |
火山岩斑晶的成分分析在岩石圈演化国家重点实验室JEOL JXA-8100电子探针分析仪上完成，15kV加速电压，10nA样品电流。角闪石结构式基于23个氧原子，13或15个阳离子，使用WinAmphcal程序(Yavuz, 2007)对探针测试数据进行处理，其中Fe3+和Fe2+在全铁中的配分遵从林文蔚和彭丽君(1994)的方法。
2.3 火山熔岩SIMS锆石U-Pb年龄测定以锆石的反射和透射显微照片以及阴极发光图像为指导，尽量避开裂隙和包裹体，挑选合适的锆石颗粒及其靶点部位。SIMS锆石U-Pb测定在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成，用Camera IMS-1280型二次离子质谱仪(SIMS)进行了锆石样品的微区原位U-Pb年龄测定。用强度为10nA的一次O2-离子束通过-13kV的加速电压轰击样品表面，分析束斑约为20μm×30μm。二次离子经过60eV能量窗过滤，质量分辨率为5400(高钰涯等, 2010)。
由于样品年龄属于第四纪，锆石较为年轻，所以在处理数据时，首先将样品的207Pb/206Pb和238U/206Pb进行207Pb(普通Pb)校正后，然后再对校正后的每个分析点的206Pb/238U比值做进一步的230Th校正(高钰涯等, 2010; Williams, 1998)。
锆石样品的Pb/U比值用标准锆石Plesovice(337Ma)(Plank and Langmuir, 1998)的ln(206Pb/238U)与ln(238U16O2/238U)之间的线性关系矫正(Williams, 1998)；Th和U含量用标准锆石91500(Th=29×10-6；U=81×10-6)(Wiedenbeck et al., 1995)计算。普通Pb用207Pb方法校正，用现代地壳平均Pb同位素(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb同位素组成。锆石U-Pb分析数据和校正的年龄结果列于表 3。
|
|
表 3 腾冲火山岩锆石SIMS U-Pb定年数据 Table 3 SIMS zircon U-Pb dating results for the volcanic rocks in Tengchong |
腾冲角闪英安石的锆石大小不一(图 4)，长10~100μm。样品锆石U、Th含量具有较大变化范围(U=214×10-6~1284×10-6、Th=619×10-6~2536×10-6)。将角闪英安岩样品中锆石的238U/206Pb和207Pb/206Pb实测值(未经普通Pb校正)投在Tera-Wasserburg反向谐和图上，数据点均落在谐和线上方。其中角闪英安岩的加权平均值为0.689±0.023Ma(MSWD=1.4)，表明角闪英安岩的结晶年龄约为0.7Ma(图 5)。而辉石英安岩的大部分锆石为继承锆石，年龄参差不齐，其中最年轻的锆石结晶年龄为0.6Ma，另辉石英安岩在钻孔中覆盖在角闪英安岩，因此推测辉石英安岩的结晶年龄大致与角闪英安岩一致。角闪英安岩被更新统粗面岩所覆盖(0.48Ma，图 2)，因此认为腾冲钻孔中英安岩的喷出年龄为中更新世(0.48~0.7Ma)。本次测试时作为标准锆石青湖的年龄值为160.0±1.7Ma，与Li et al. (2013)测试的标准锆石青湖的年龄(159.5±0.2Ma)在误差范围内一致，因此本次数据可靠。
|
图 4 腾冲角闪英安岩和辉石英安岩锆石的CL图像 Fig. 4 CL images of zircon grains from amphibole bearing dacites and pyroxene bearing dacites in Tengchong area |
|
图 5 腾冲角闪英安岩锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 5 U-Pb concordia diagram of zircon grains from amphibole bearing dacites in Tengchong area |
本次研究样品的地球化学特征相似，其主要元素主要为SiO2：63.9%~66.3%；TiO2：0.6%~0.7%；Al2O3：15.1%~16.0%；Fe2O3：3.6%~4.5%；MgO：1.5%~2.4%；CaO：3.5%~4.2%；Na2O：3.2%~3.4%；K2O：3.2%~3.9%；LOL：1.04~1.92。从(Na2O+K2O)-SiO2(图 6；Le Maitre, 2002; Rickwood, 1989)和K2O-SiO2(图 7；Rickwood, 1989)变异图解中，可以看出钻孔中上、下层的火山熔岩都属于英安岩、高钾钙碱性系列。角闪英安岩的(Mg#=41~55)比辉石英安岩(Mg#=56~57)略低(表 2)。
|
图 6 腾冲火山岩SiO2-Na2O+K2O分类图解(据Le Maitre, 2002; Rickwood, 1989) Fig. 6 SiO2 vs. Na2O+K2O classification diagram for the volcanic rocks in Tengchong area (after Le Maitre, 2002; Rickwood, 1989) |
|
图 7 腾冲火山岩SiO2-K2O分类图解(据Rickwood, 1989) Fig. 7 SiO2 vs. K2O classification diagram for the volcanic rocks in Tengchong area (after Rickwood, 1989) |
钻孔中上下层英安岩的矿物组成存在明显差异。根据电子探针的数据分析，钻孔中上层灰白色中酸性火山岩的的矿物组成斜长石+单斜辉石+斜方辉石+角闪石+黑云母+钾长石+铁钛化合物+石英，命名为灰白色角闪英安岩；钻孔中下层黑色中酸性火山岩的矿物组成斜长石+单斜辉石+斜方辉石+铁钛化合物，命名为黑色辉石英安岩。角闪英安岩和辉石英安岩都发育聚斑结构，且矿物组合相似，主要是斜长石+单斜辉石+斜方辉石+铁钛化合物。详细的矿物分析见下文(表 4)。
|
|
表 4 腾冲火山岩斑晶的矿物组成及平衡时的物理条件 Table 4 Mineral composition and the equilibrium condition of the phenocrysts for the volcanic rocks in Tengchong |
腾冲钻孔火山岩中的斜长石大多数以斑晶的形式存在，大部分为自形晶，有碎裂现象，为脉冲式间歇性火山活动(皇甫岗和姜朝松, 2000)，颗粒大小不均，斜长石含量50%~60%。根据电子探针数据和电子显微镜可观测到角闪英安岩的斜长石变化范围较大(An27-77，图 8)；辉石英安岩的斜长石的变化范围较小(An58-75，图 8)。角闪英安岩和辉石英安岩的斜长石都发育稀疏韵律环带和溶蚀结构。稀疏韵律环带的形成可能反映了斜长石在结晶的过程中环境的温压发生了变化，暗示岩浆房中发生对流活动(Singer et al., 1995)或者岩浆补给作用(Gao et al., 2015)。利用Putirka and Tepley (2008)斜长石-熔体计算公式，得出斜长石结晶时物理化学条件(见图 9)如下：斜长石(角闪英安岩)为T=1068~1091℃、P=6~13kbar、H2O=1.5%~3.4%、An30-52；斜长石(辉石英安岩)为T=1042~1047℃、P=5~6kbar、H2O=0.8%~1.1%、An58-63(表 4)。
|
图 8 腾冲火山岩中斜长石的Or-Ab-An分类图(据Deer et al., 1992) Fig. 8 Or-Ab-An diagram of plagioclase for the volcanic rocks in Tengchong area (after Deer et al., 1992) |
|
图 9 腾冲火山岩斜长石An与H2O-P-T关系图 Fig. 9 The correlation of the An between the H2O, P, T of the plagioclase for the volcanic rocks in Tengchong area |
辉石英安岩的斜长石主要成分为拉长石和倍长石(An58-75, 图 8)。辉石英安岩斜长石溶蚀结构主要发育在斜长石的内部，呈现孔隙状的部分熔蚀结构和层间晶面熔蚀结构，只有个别的斜长石整体发生熔蚀，说明斜长石在生长的过程中出现晶体-熔体不平衡现象，导致晶体的核部及中部发生熔蚀结构，而后期斜长石再次与熔体进入亚平衡状态，发育稀松环带结构。另斜长石中部的An值普遍高于其核部的An值，边部的An值上下浮动。研究表明，斜长石的An值与岩浆房内斜长石含量，温度，压力和水含量呈正相关(Berlo et al., 2007; Moore and Carmichael, 1998; Nelson and Montana, 1992; Streck, 2008)。本次论文中角闪英安岩中斜长石An值与温度压力，水含量呈负相关(图 9)。因此，温度压力和水含量都不是导致斜长石中An含量升高的原因。斜长石An值与FeOT含量相同的变化趋势，暗示斜长石An值升高与岩浆房内基性成分的增多有关(Ruprecht and Wörner, 2007)。据此，我们推测岩浆房中发生过一次基性岩浆补给事件，此事件导致岩浆房发生对流，从而导致斜长石边部的An值发生浮动性的变化。
角闪英安岩的斜长石主要成分为中长石-拉长石-倍长石(An27-77)。根据斜长石的结构和An值将斜长石分为两类斜长石(图 10)，A类斜长石An值较高(An45-77)，变化范围较大，内部发育溶蚀结构，中部An值变化与溶蚀结构的发育于辉石英安岩相似，但边部的An值比辉石英安岩遍布的An要低，暗示角闪英安岩和辉石英安岩的岩浆源区是一致的，但后期的岩浆房成分发生变化；B类斜长石An值较低(An27-32)，且变化范围较小，晶体表面较为干净，边部发育溶蚀结构，推测B类斜长石是后期捕掳的产物。而B类斜长石较高的结晶温度压力和水含量，暗示在后期岩浆房又一次经历了岩浆补给事件，此次补给的岩浆是温度和含水量都较高的酸性岩浆。
|
图 10 腾冲火山岩斜长石和辉石环带成分趋势图 Fig. 10 The compositional profiles of the plagioclase and pyroxene zone for the volcanic rocks in Tengchong area |
辉石在英安岩中主要以斑晶的形式存在，也存在聚斑及基质中。斑晶呈半自形-他形粒状、粒柱状。根据Morimoto (1988)辉石的分类方案，钻孔中角闪英安岩和辉石英安岩中辉石的成分相似(Mg#相似，图 11)，大部分为单斜辉石(普通辉石)和斜方辉石(顽火辉石)，极少数为透辉石和易变辉石(图 12)。单斜辉石的成分从核部到边部发生多次变化，从单斜辉石到斜方辉石再到易变辉石(暗化边)。斜方辉石普遍发育暗化边(易变辉石)。辉石的成分与温度有关，富镁辉石的结晶温度高于富铁的辉石(徐夕生和邱检生, 2010)。因此，英安岩的辉石从富铁的单斜辉石到富镁的斜方辉石，推测岩浆房后期经历了一次高温事件。而易变辉石仅在高温，快速冷凝条件下稳定(徐夕生和邱检生, 2010)，所以在形成辉石英安岩的岩浆房在喷发前最后一刻经历了一次高温事件，而这个高温事件很有可能就是造成火山喷发的机制。结合斜长石的An值的分析，暗示此高温事件就是基性岩浆补给的事件。
|
图 11 腾冲火山岩中辉石SiO2-Mg#关系图 Fig. 11 Mg# vs. SiO2 of clinopyroxenes for the volcanic rocks in Tengchong area |
|
图 12 腾冲火山岩中辉石的Wo-En-Fs分类图(据Morimoto, 1988) Fig. 12 Wo-En-Fs diagram of pyroxene for the volcanic rocks in Tengchong area (after Morimoto, 1988) |
根据Neave and Putirka (2017)单斜辉石-熔体平衡公式可以计算辉石结晶时的温度压力条件。由于单斜辉石是岩浆早期结晶的矿物，因此我们选择岩石全岩成分作为与单斜辉石平衡的熔体(Purika et al., 2003; Putirka, 2008)，然后再根据Kd(Mg-Fe)值以及辉石和全岩的Di值对数据进行挑选(Neave and Putirka, 2017; Purika et al., 2003; Putirka and Tepley, 2008)，计算出的单斜辉石-熔体平衡时的岩浆物理化学条件分别是：辉石(灰白色角闪英安岩)：T=1001~1060℃、P=0~5kbar；对应的深度范围为0~15km；辉石(黑色辉石英安岩)：T=1046~1060℃、P=2~4kbar；对应的深度范围为8~12km。说明角闪英安岩的岩浆房的温度压力都比辉石英安岩的范围广。暗示角闪英安岩岩浆房的体积增大，这与酸性岩浆补给事件有关。较高温度的酸性岩浆补给使得岩浆房体积增大，与围岩的接触面积也增大，导致岩浆房温度有所降低，因此角闪英安岩中辉石的结晶温度并未高于辉石英安岩中辉石的结晶温度。
3.3.3 角闪石角闪石在样品中主要以斑晶的形式出现在角闪英安岩，但在辉石英安岩样品中并没有观测到。角闪石多数为自形晶，环带不发育。早期形成的聚斑中角闪石并不发育，而辉石普遍存在，因此角闪石的结晶顺序要晚于辉石，同时或晚于结晶斜长石结晶。角闪石暗化边普遍发育，暗化边的宽度为36~126μm。角闪石环带不发育，成分变化范围不大。角闪石的主要氧化物成分相似，都属于富钙角闪石(镁角闪石，镁铝钙角闪石，钙镁闪石-韭闪石，Ridolfi et al., 2010)。在钙碱性岩浆中，可以根据角闪石的成分计算与其平衡的岩浆的物理化学条件。根据Ridolfi et al. (2010)，角闪石结晶的物理条件为：T=860~974℃、P=2~3kbar、ΔNNO=0.4~1.4、log fO2=-12.0~-9.3和H2Omelt=3.3%~5.8%(Hirschmann et al., 2008；图 13、表 4)。结合角闪石结晶指示的富水的岩浆环境，和较小平衡压力值指示的较浅的结晶深度，我们推测后期在岩浆房顶部存在富水的岩浆层(图 14)。
|
图 13 腾冲火山岩中矿物斑晶平衡时结晶的温度和压力 Fig. 13 The equilibrium temperature and pressure of the minerals for the volcanic rocks in Tengchong area |
|
图 14 腾冲酸性火山喷发前岩浆房示意图(据Sherrod et al., 2008修改) Fig. 14 The schematic diagram of the acid magma chamber before eruption in Tengchong area (modified after Sherrod et al., 2008) |
铁钛氧化物几乎出现在所有的样品中，呈自形或他形。铁钛化合物在较短的时间内会达到平衡，因此铁钛化合物的平衡温度及fO2可以作为岩浆喷发前岩浆最后的状态(Venezky and Rutherford, 1999)。根据Ghiorso and Evans (2008)钛铁矿与钛磁铁矿平衡公式计算出铁钛氧化物平衡的的物理条件为：T=849~896℃、ΔNNO=-0.6~-0.2、fO2=-13.5~-12.2(图 13、表 4)。暗示岩浆在喷发前的温度已经从1060℃降低至850℃。
3.3.5 聚斑聚斑在样品中普遍发育，且矿物组成相似，主要由辉石，斜长石组成，部分聚斑有少量的铁钛化合物。聚斑常见的成因有两种：岩浆混合的产物或者岩浆房分离结晶的产物(Barbey et al., 2005; Jerram and Martin, 2008)。在角闪英安岩和辉石英安岩的聚斑中，位于聚斑外围的晶体扔保存较为完好的晶型(图 3c, d)，没有反应边或溶蚀边，暗示晶体与熔体大致是平衡的。另外，聚斑和斑晶中的辉石成分相似(图 11)，推测聚斑是岩浆房自身分离结晶的产物，且聚斑的分离结晶发生在岩浆补给事件之前。因此，岩浆的两次补给事件并没有对聚斑的结构造成影响，只是改造了聚斑的成分。
4 讨论 4.1 中更新世英安质岩浆房储存深度辉石作为岩浆早期结晶形成的矿物，其平衡压力值可以用于反演岩浆房储存深度(Neave and Putirka, 2017)。因此，根据辉石结晶时的平衡压力，再根据深度与压力的关系，D(km)=3.3km/kbar×P(kbar)推测岩浆房的储存深度。形成辉石英安岩的岩浆房储存深度为7~13km，形成角闪英安岩的储存深度为0~16km；后期岩浆房的扩张更加增大火山爆发的危险性。
4.2 岩浆房喷发前的岩浆演化过程及爆发机制黑色辉石英安岩位于钻孔的下层，是早于灰白色角闪英安岩喷发的产物。黑色辉石英安岩和角闪英安岩的全岩成分相似性，角闪英安岩长石与辉石英安岩长石A类An值变化的一致性，及辉石核部Mg#的一致性(图 9)，推测形成灰白色角闪英安岩的岩浆与黑色辉石英安岩的岩浆是来源于同一源区。据此，位于钻孔下层的辉石英安岩是岩浆房早期喷出的产物，而形成上层角闪英安岩是岩浆房晚期喷发的产物。
根据辉石平衡的温度压力显示，早期岩浆房储存在较深的位置(7~13km)，温度1042~1060℃。岩浆房与围岩接触的部分，温度梯度较低，在较早的时期就发生矿物结晶，形成树枝状的半凝固的边界层(Marsh, 2015)。而后高温基性岩浆的补给，导致岩浆房内温度，压力都发生了变化，斑晶的成分和温压值也发生了变化(单斜辉石-斜方辉石，斜长石An值升高)。由于温度压力的变化，岩浆房内也发生了对流，打破了半凝固的边界层，而以聚斑的形式存在于岩浆房内，也同时使斜长石发育韵律型环带。在岩浆以脉冲性的形式(Caricchi et al., 2014)上升至地表的过程中岩浆快速冷凝，导致斜方辉石的边部发育易变辉石，这与易变辉石所指示的高温，快速冷凝的条件是一致的。岩浆升至地表后发生更快速的冷凝，产生黑色辉石英安岩。
岩浆房内剩余的岩浆在岩浆房内继续演化，角闪石和黑云母等含水矿物开始结晶，并在岩浆房的顶部形成富水层。随后发生的一次高温富水的酸性岩浆补给(角闪英安岩Mg# < 辉石英安岩Mg#)，使得岩浆房的体积扩张，岩浆浮力增大，促使岩浆房向上发生了迁移(0~16km)，腾冲拉张的应力状态，也为岩浆房的迁移提供了通道(季建清等, 2000)。岩浆最终以脉冲性的形式上升至地表，在地表发生快速的冷凝产生角闪英安岩。酸性岩浆的加入导致后期岩浆房具有较大的储存体积和较浅的储存位置。这两个因素加剧了后期的火山爆发(角闪英安岩)的危险性。
5 结论(1) 锆石U-Pb定年结果和前人研究表明，腾冲钻孔中角闪英安岩和辉石英安岩是中更新世爆发的产物。两个连续的英安质熔岩具有相似的全岩和矿物(斜长石+辉石)地球化学特征，指示两者的成因相似，因此两种火山岩很可能来自同一个岩浆源区。辉石英安岩是岩浆房早期爆发的产物，角闪英安岩是岩浆房晚期爆发的产物。
(2) 辉石英安岩爆发前岩浆的储存深度为7~13km，角闪英安岩爆发前岩浆的储存深度为6~15km。
(3) 早期的岩浆房经历了一次基性岩浆补给事件，爆发形成了辉石英安岩，而后期的岩浆房再一次经历了酸性岩浆补给，再一次爆发形成了角闪英安岩。两次岩浆补给的事件是导致火山爆发的直接原因。
致谢 感谢郭文峰、高金亮、张茂亮、成智慧、李晓惠等在腾冲钻孔样品的采集！感谢SIMS实验室老师李秋立研究员、刘宇老师和电子探针实验室张迪老师的帮助。
Bai DH, Liao ZJ, Zhao GZ and Wang XB. 1994. The inference of magmatic heat source beneath the Rehai (Hot Sea) field of Tengchong from the result of magnetotelluric sounding. Chinese Science Bulletin, 39(7): 572-577. |
Barbey P, Ayalew D and Yirgu G. 2005. Insight into the origin of gabbro-dioritic cumulophyric aggregates from silicic ignimbrites:Sr and Ba zoning profiles of plagioclase phenocrysts from Oligocene Ethiopian Plateau rhyolites. Contributions to Mineralogy and Petrology, 149(2): 233-245. DOI:10.1007/s00410-004-0647-2 |
Berlo K, Blundy J, Turner S and Hawkesworth C. 2007. Textural and chemical variation in plagioclase phenocrysts from the 1980 eruptions of Mount St. Helens, US. Contributions to Mineralogy and Petrology, 154(3): 291-308. DOI:10.1007/s00410-007-0194-8 |
Caricchi L, Annen C, Blundy J, Simpson G and Pinel V. 2014. Frequency and magnitude of volcanic eruptions controlled by magma injection and buoyancy. Nature Geoscience, 7(2): 126-130. DOI:10.1038/ngeo2041 |
Cashman KV and Mangan MT. 1994. Physical aspects of magmatic degassing; Ⅱ, Constraints on vesiculation processes from textural studies of eruptive products. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 30(1): 447-478. |
Deer WA, Howie RA and Zussman J. 2013. An Introduction to the Rock-forming Minerals. London: Longman Scientific and Technical: 1-696.
|
Eichelberger JC. 1980. Vesiculation of mafic magma during replenishment of silicic magma reservoirs. Nature, 288(5790): 446-450. DOI:10.1038/288446a0 |
Gao JF, Zhou MF, Robinson PT, Wang CY, Zhao JH and Malpas J. 2015. Magma mixing recorded by Sr isotopes of plagioclase from dacites of the Quaternary Tengchong volcanic field, SE Tibetan Plateau. Journal of Asian Earth Sciences, 98: 1-17. DOI:10.1016/j.jseaes.2014.10.036 |
Gao YY, Li XH, Li QL and Chung SL. 2010. Quaternary zircon geochronology by secondary ion mass spectrometry:A case study of the Chinkuashi dacite from northeastern Taiwan. Earth Science Frontiers, 17(2): 146-155. |
Ghiorso MS and Evans BW. 2008. Thermodynamics of rhombohedral oxide solid solutions and a revision of the Fe-Ti two-oxide geothermometer and oxygen-barometer. American Journal of Science, 308(9): 957-1039. DOI:10.2475/09.2008.01 |
Hirschmann MM, Ghiorso MS, Davis FA, Gordon SM, Mukherjee S, Grove TL, Krawczynski M, Medard E and Till CB. 2008. Library of Experimental Phase Relations (LEPR):A database and Web portal for experimental magmatic phase equilibria data. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 9(3). DOI:10.1029/2007gc001894 |
Houghton BF and Wilson CJN. 1989. A vesicularity index for pyroclastic deposits. Bulletin of Volcanology, 51(6): 451-462. DOI:10.1007/BF01078811 |
Huangfu G and Jiang CS. 2000. Study on Tengchong Volcanic Activity. Kunming: Yunnan Science and Technology Press: 18-102.
|
Jerram DA and Martin VM. 2008. Understanding crystal populations and their significance through the magma plumbing system. In: Annen C and Zellmer CF (eds. ). Dynamics of Crustal Magma Transfer, Storage and Differentiation. Geological Society, London, Special Publications, 304(1): 133-148
|
Ji JQ, Zhong DL and Zhang LS. 2000. Kinematics and dating of Cenozoic strike-slip faults in the Tengchong area, West Yunnan:Implications for the block movement in the southeastern Tibet Plateau. Scientia Geologica Sinica, 35(3): 336-349. |
Jiang CS. 1998. Distribution characteristics of Tengchong volcano in the Cenozoic era. Journal of Seismological Research, 21(4): 309-319. |
Jiang CS, Zhou RQ and Zhao CP. 2003. The relationship between the tectonic geomorphic features and volcano activity in Tengchong region. Journal of Seismological Research, 26(4): 361-366. |
Le Maitre RW. 2002. Igneous Rocks:A Classification and Glossary of Terms. Cambridge: Cambridge University Press: 1-236.
|
Li LL, Wang SB and Shi YR. 2015. SHRIMP zircon U-Pb dating of mid-pleistocene dacite and discussion of relative problems. Rock and Mineral Analysis, 34(1): 19-27. |
Li XH, Tang GQ, Gong B, Yang YH, Hou KJ, Hu ZC, Li QL, Liu Y and Li WX. 2013. Qinghu zircon:A working reference for microbeam analysis of U-Pb age and Hf and O isotopes. Chinese Science Bulletin, 58(36): 4647-4654. DOI:10.1007/s11434-013-5932-x |
Lin WW and Peng LY. 1994. The estimation of Fe3+ and Fe2+ contents in amphibole and biotite from EPMA data. Journal of Changchun University of Earth Sciences, 24(2): 155-162. |
Lou H, Wang CY, Huangfu G and Qin JZ. 2002. Three-demensional seismic velocity tomography of the upper crust in Tengchong volcanic area, Yunnan Province. Acta Seismologica Sinica, 24(3): 243-251. |
Marsh BD. 2015. Magma chambers. In: Sigurdsson H, Houghton B, McNutt S, Rymer H and Stix J (eds. ). The Encyclopedia of Volcanoes. 2nd Edition. Amsterdam: Elsevier, 185-201
|
Moore G and Carmichael ISE. 1998. The hydrous phase equilibria (to 3kbar) of an andesite and basaltic andesite from western Mexico:Constraints on water content and conditions of phenocryst growth. Contributions to Mineralogy and Petrology, 130(3-4): 304-319. DOI:10.1007/s004100050367 |
Morimoto N. 1988. Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39(1): 55-76. DOI:10.1007/BF01226262 |
Mu ZG, Tong W and Curtis GH. 1987. Times of volcanic activity and origin of magma in Tengchong geothermal area, West Yunnan Province. Acta Geophysica Sinica, 30(3): 261-270. |
Neave DA and Putirka KD. 2017. A new clinopyroxene-liquid barometer, and implications for magma storage pressures under Icelandic rift zones. American Mineralogist, 102(4): 777-794. DOI:10.2138/am-2017-5968 |
Nelson ST and Montana A. 1992. Sieve-textured plagioclase in volcanic rocks produced by rapid decompression. American Mineralogist, 77(11-12): 1242-1249. |
Plank T and Langmuir CH. 1998. The chemical composition of subducting sediment and its consequences for the crust and mantle. Chemical Geology, 145(3-4): 325-394. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00150-2 |
Putirka KD. 2003. New igneous thermobarometers for mafic and evolved lava compositions, based on clinopyroxene-liquid equilibria. American Mineralogist, 88: 1542-1554. DOI:10.2138/am-2003-1017 |
Putirka KD. 2008. Introduction to minerals, inclusions and volcanic processes. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69(1): 1-8. DOI:10.2138/rmg.2008.69.1 |
Putirka KD and Tepley Ⅲ FJ. 2008. Minerals, Inclusions and Volcanic Processes. Chantilly, VA: Mineralogical Society of America: 1-674.
|
Rickwood PC. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements. Lithos, 22(4): 247-263. DOI:10.1016/0024-4937(89)90028-5 |
Ridolfi F, Puerini M, Renzulli A, Menna M and Toulkeridis T. 2008. The magmatic feeding system of El Reventador volcano (Sub-Andean zone, Ecuador) constrained by texture, mineralogy and thermobarometry of the 2002 erupted products. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 176(1): 94-106. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2008.03.003 |
Ridolfi F, Renzulli A and Puerini M. 2010. Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas:An overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes. Contributions to Mineralogy and Petrology, 160(1): 45-66. DOI:10.1007/s00410-009-0465-7 |
Rowland JV and Sibson RH. 2001. Extensional fault kinematics within the Taupo Volcanic Zone, New Zealand:Soft-linked segmentation of a continental rift system. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, 44(2): 271-283. DOI:10.1080/00288306.2001.9514938 |
Ruprecht P and Wörner G. 2007. Variable regimes in magma systems documented in plagioclase zoning patterns:El Misti stratovolcano and Andahua monogenetic cones. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 165(3-4): 142-162. DOI:10.1016/j.jvolgeores.2007.06.002 |
Sherrod DR, Scott WE and Stauffer PH. 2008. A volcano rekindled:The renewed eruption of Mount St. Helens, 2004-2006. Professional Paper 1750. Commonwealth of Virginia: U.S. Geological Survey: 703-725.
|
Singer BS, Dungan MA and Layne GD. 1995. Textures and Sr, Ba, Mg, Fe, K, and Ti compositional profiles in volcanic plagioclase:Clues to the dynamics of calc-alkaline magma chambers. American Mineralogist, 80(7-8): 776-798. DOI:10.2138/am-1995-7-815 |
Sparks SRJ, Sigurdsson H and Wilson L. 1977. Magma mixing:A mechanism for triggering acid explosive eruptions. Nature, 267(5609): 315-318. DOI:10.1038/267315a0 |
Sparks RSJ. 1978. The dynamics of bubble formation and growth in magmas:A review and analysis. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 3(1): 1-37. |
Stacey JS and Kramers JD. 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth and Planetary Science Letters, 26(2): 207-221. DOI:10.1016/0012-821X(75)90088-6 |
Streck MJ. 2008. Mineral textures and zoning as evidence for open system processes. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69(1): 595-622. DOI:10.2138/rmg.2008.69.15 |
Tait S, Jaupart C and Vergniolle S. 1989. Pressure, gas content and eruption periodicity of a shallow, crystallising magma chamber. Earth and Planetary Science Letters, 92(1): 107-123. DOI:10.1016/0012-821X(89)90025-3 |
Tong W and Zhang MT. 1989. Geothermics in Tengchong. Beijing: Science Press: 37.
|
Venezky DY and Rutherford MJ. 1999. Petrology and Fe-Ti oxide reequilibration of the 1991 Mount Unzen mixed magma. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 89(1-4): 213-230. DOI:10.1016/S0377-0273(98)00133-4 |
Viccaro M, Giacomoni PP, Ferlito C and Cristofolini R. 2010. Dynamics of magma supply at Mt. Etna volcano (Southern Italy) as revealed by textural and compositional features of plagioclase phenocrysts. Lithos, 116(1-2): 77-91. DOI:10.1016/j.lithos.2009.12.012 |
Wan TF. 2004. Tectonics of China. Beijing: Geology Publishing House: 162-180.
|
Wang CY, Lou H, Wu JP, Bai ZM, Huangfu G and Qin JZ. 2002. Seismological study on the crustal structure of Tengchong Volcano geothermal area. Acta Seismologica Sinica, 24(3): 231-242. |
Wang Y, Zhang XM, Jiang CS, Wei HQ and Wan JL. 2007. Tectonic controls on the Late Miocene-Holocene volcanic eruptions of the Tengchong volcanic field along the southeastern margin of the Tibetan Plateau. Journal of Asian Earth Sciences, 30(2): 375-389. DOI:10.1016/j.jseaes.2006.11.005 |
Wiedenbeck M, Allé P, Corfu F, Griffin WL, Meier M, Oberli F, Von Quadt A, Roddick JC and Spiegel W. 1995. Three natural zircon standards For U-Th-Pb, Lu-Hf, trace element and REE analyses. Geostandards Newsletter, 19(1): 1-23. DOI:10.1111/ggr.1995.19.issue-1 |
Williams IS. 1998. U-Th-Pb geochronology by ion microprobe. In: McKibben MA, Shanks Ⅲ WC and Ridley WI (eds. ). Applications of Microanalytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes. Review in Economic Geology, 7: 1-35
|
Xu XS and Qiu JS. 2010. Igneous Petrology. Beijing: Science Press: 33.
|
Yang JS, Xu ZQ, Tang ZL, Liu JQ, Qi XX, Zhang ZM, Wu CL, Xue HM, Zhang JC, Zhang XX, Jiang M and Zeng ZL. 2011. Continental scientific drilling:Site selection and pilot holes. Acta Geoscientica Sinica, 32(S1): 84-112. |
Yavuz F. 2007. WinAmphcal:A Windows program for the IMA-04 amphibole classification. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 8(1): Q01004. |
Ye JQ, Cai SP, Liu XJ, Wang SJ and Cai MJ. 2003. Characteristics of earthquake cluster activity in Tengchong volcanic area. Seismology and Geology, 25(S1): 128-137. |
Zhao CP, Ran H and Chen KH. 2006. Present-day magma chambers in Tengchong volcano area inferred from relative geothermal gradient. Acta Petrologica Sinica, 22(6): 1517-1528. |
Zhou MF, Robinson PT, Wang CY, Zhao JH, Yan DP, Gao JF and Malpas J. 2012. Heterogeneous mantle source and magma differentiation of quaternary arc-like volcanic rocks from Tengchong, SE margin of the Tibetan Plateau. Contributions to Mineralogy and Petrology, 163(5): 841-860. DOI:10.1007/s00410-011-0702-8 |
白登海, 廖志杰, 赵国泽, 王绪本. 1994. 从MT探测结果推论腾冲热海热田的岩浆热源. 科学通报, 39(4): 344, 347. |
高钰涯, 李献华, 李秋立, 锺孙霖. 2010. 二次离子质谱第四纪锆石年代学:台湾金瓜石英安岩定年. 地学前缘, 17(2): 146-155. |
皇甫岗, 姜朝松. 2000. 腾冲火山研究. 昆明: 云南科技出版社: 18-102.
|
季建清, 钟大赉, 张连生. 2000. 滇西南新生代走滑断裂运动学、年代学、及对青藏高原东南部块体运动的意义. 地质科学, 35(3): 336-349. |
姜朝松. 1998. 腾冲新生代火山分布特征. 地震研究, 21(4): 309-319. |
姜朝松, 周瑞琦, 赵慈平. 2003. 腾冲地区构造地貌特征与火山活动的关系. 地震研究, 26(4): 361-366. |
李琳琳, 王书兵, 石玉若. 2015. 应用SHRIMP铀-铅定年法研究腾冲地区中更新世英安岩的形成时代. 岩矿测试, 34(1): 19-27. |
林文蔚, 彭丽君. 1994. 由电子探针分析数据估算角闪石、黑云母中的Fe3+、Fe2+. 长春科技大学学报, 24(2): 155-162. |
楼海, 王椿镛, 皇甫岗, 秦嘉政. 2002. 云南腾冲火山区上部地壳三维地震速度层析成像. 地震学报, 24(3): 243-251. |
穆治国, 佟伟, Curtis GH. 1987. 腾冲火山活动的时代和岩浆来源问题. 地球物理学报, 30(3): 261-270. |
佟伟, 章铭陶. 1989. 腾冲地热. 北京: 科学出版社: 37.
|
万天丰. 2004. 中国大地构造学纲要. 北京: 地质出版社: 162-180.
|
王椿镛, 楼海, 吴建平, 白志明, 皇甫岗, 秦嘉政. 2002. 腾冲火山地热区地壳结构的地震学研究. 地震学报, 24(3): 231-242. |
徐夕生, 邱检生. 2010. 火成岩岩石学. 北京: 科学出版社: 33.
|
杨经绥, 许志琴, 汤中立, 刘嘉麒, 戚学祥, 张泽明, 吴才来, 薛怀民, 张金昌, 张晓西, 姜枚, 曾载淋. 2011. 大陆科学钻探选址与钻探实验. 地球学报, 32(S1): 84-112. |
叶建庆, 蔡绍平, 刘学军, 王绍晋, 蔡明军. 2003. 腾冲火山地震群的活动特征. 地震地质, 25(S1): 128-137. |
赵慈平, 冉华, 陈坤华. 2006. 由相对地热梯度推断的腾冲火山区现存岩浆囊. 岩石学报, 22(6): 1517-1528. |