山东昌乐地区王家大山玄武岩成因研究

张银慧, 任钟元, 洪路兵, 张 乐, 黄小龙, 陈林丽



山东昌乐地区王家大山玄武岩成因研究

张银慧1,2, 任钟元1*, 洪路兵1,3, 张 乐1, 黄小龙1, 陈林丽1

(1. 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, 广东 广州 510640, 2. 中国科学院大学, 北京 100049, 3. 中国科学院 南海海洋研究所 边缘海地质重点实验室, 广东 广州 510301)

报道了山东昌乐地区新生代王家大山玄武岩的全岩主元素、微量元素, 橄榄石斑晶及被其捕获的熔体包裹体主元素和铅同位素组成。王家大山玄武岩为弱碱性-拉斑玄武岩。全岩主元素成分和熔体包裹体的SiO2、TiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O和P2O5含量均与MgO含量呈负相关关系, CaO/Al2O3值基本不变; 在微量元素原始地幔标准化蛛网图上与EMI洋岛玄武岩(OIB)相似, 表现为明显的Ba、K和Sr正异常, Th和Pb负异常, 无Nb-Ta和Ti异常。熔体包裹体铅同位素组成为208Pb/206Pb=2.091~2.166和207Pb/206Pb= 0.846~0.899, 其变化范围覆盖了山东地区新生代强碱性玄武岩到弱碱性-拉斑玄武岩的铅同位素范围; 根据铅同位素组成, 熔体包裹体可以分为低铅同位素组(207Pb/206Pb<0.86)和高Pb同位素组(207Pb/206Pb>0.87)。橄榄石斑晶Ni、Fe/Mn和Ca分别为1312~2417 μg/g、71~92和745~2068 μg/g, 与典型辉石岩熔体结晶的橄榄石斑晶成分相当, 但是, 比橄榄岩熔体结晶的橄榄石成分高Ni和Fe/Mn, 低Ca。全岩和熔体包裹体主元素的成分变化, 结合岩相学和MELTS软件模拟结果, 指示王家大山玄武岩主要经历了橄榄石结晶分离作用。橄榄石斑晶高Ni和Fe/Mn, 低Ca, 结合全岩高Fe/MnO值和低CaO, 说明其源区岩石为辉石岩。全岩微量元素和熔体包裹体铅同位素指示源区有EMI组分, 可能和再循环洋壳辉长岩有关。熔体包裹体两组铅同位素组成指示王家大山玄武岩源区是不均一的, 暗示山东地区新生代玄武岩的源区是高度不均一的。

玄武岩; 橄榄石; 辉石岩; 熔体包裹体; 地幔不均一性; 山东省

0 引 言

分布于山东地区的新生代玄武岩, 是研究该地区深部地幔物质组成, 热状态和岩石圈演化的重要岩石探针, 多年来一直备受关注[1‒14]。已有的研究表明, 山东地区新生代玄武岩的源区岩石主要为辉石岩, 源区中有EMI组分[10,11,15]。然而, 关于源区EMI的成因, 却存在着争议：部分学者根据山东及其邻区新生代玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素具有大陆下地壳的属性, 认为再循环大陆下地壳是源区EMI组分的来源[10,16,17]; 另外一部分学者则对山东及其邻区新生代玄武岩的橄榄石斑晶进行了氧同位素研究, 发现异常低18O的橄榄石斑晶(18O<5.0‰; 正常地幔18O=(5.2±0.2)‰[18]), 结合总体亏损的Sr-Nd-Pb同位素和微量元素无Nb-Ta等高场强元素亏损, 认为源区的富集组分与再循环洋壳及其沉积物有关, 其源区辉石岩是来自再循环洋壳及其沉积物的熔体交代岩石圈地幔的结果[11,19,20]。另外, 前人对山东地区新生代玄武岩的研究还表明山东地区新生代玄武岩的源区在大尺度上是非常不均一的: 强碱性玄武岩显示HIMU-洋岛玄武岩(OIB)的微量元素特征和总体亏损Sr-Nd-Pb同位素, 源区含有碳酸盐; 弱碱性-拉斑玄武岩则具有EMI-OIB的微量元素特征和总体更富集Sr-Nd-Pb同位素[9‒11,15]。然而, 这种现象是否也出现在单一的玄武质岩浆的源区中, 还不是很清楚。值得提出的是, 目前国内外对火山岩成因方面的研究主要是利用火山岩的全岩地球化学分析手段, 火山岩的全岩成分反映的不仅是原生岩浆的成分, 还反映了岩浆形成到喷发过程中的一系列岩浆后期作用的影响, 如不同来源岩浆的混合、结晶分异及同化混染等作用对岩浆成分的影响, 致使原生岩浆成分及其演化、源区母岩方面的重要信息等变得模糊或消失, 这给岩石学成因方面的研究带来了较大的困难。熔体包裹体是岩浆结晶矿物捕获的熔体液滴, 记录捕获时的熔体组分[21‒22]。因此, 与全岩成分不同, 岩浆中较早结晶的橄榄石中的熔融包裹体能较好地记录原生岩浆的成分及岩浆来源方面的重要信息, 而晚期结晶的橄榄石中的熔体包裹体则可以记录岩浆演化过程的重要信息[23‒27]。

本研究拟以山东昌乐地区的王家大山玄武岩为研究目标(图1), 利用橄榄石及其被捕获的熔体包裹体, 结合全岩组成, 探讨其源区岩性, 并利用熔体包裹体成分揭示其地幔源区不均一性。

1 地质背景及样品特征

研究区位于山东省郯庐断裂带中段, 其北部被大面积的第四系沉积物覆盖, 南部出露的地层有太古代泰山群片麻岩、混合岩和侵入岩基底; 震旦系石英岩和页岩, 古生代寒武系馒头组、张夏组页岩和徐庄组的砂岩, 页岩泥灰岩和灰岩等; 中生代侏罗系汶南组砾岩、石英砂岩, 白垩系青山组的杂色安山岩及王氏组砂页岩、砂岩; 新生代古近系五图组砂岩、页岩和砾岩。研究区新生代岩浆活动比较广泛, 在沂水、临朐以及昌乐地区均有大面积的中新世玄武岩出露, 它们与太古代, 古生代和中生代地层呈不整合接触产出(图1b)。王家大山玄武岩位于山东省昌乐市郊区, 为早-中中新世玄武岩(图1b)。玄武岩为黑色, 斑状结构, 块状构造。斑晶主要为橄榄石, 体积约占6%~8%, 偶见辉石斑晶, 未发现斜长石斑晶; 基质为间粒结构, 主要是辉石、斜长石和橄榄石, 可见磁铁矿富矿物。橄榄石斑晶多呈自形到半自形, 边部轻微蚀变, 大小以0.5~2 mm为主。大部分橄榄石斑晶中含有熔体包裹体(图2), 20~150 μm; 有些橄榄石有尖晶石包裹体。

2 分析方法

本研究分析所涉及的前处理工作, 全岩主元素、微量元素分析, 橄榄石斑晶和熔体包裹体电子探针(EPMA)分析以及熔体包裹体铅同位素分析都在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完成。

2.1 全岩样品分析方法

将岩石碎成小块, 挑出最新鲜的, 用去离子水冲洗, 并超声震荡20 min, 反复3次后烘干, 磨成200目粉末, 用于主元素、微量元素分析。碎样的剩余部分, 用于挑选橄榄石单矿物。

称取约1.3 g 200目的岩石粉末样品, 在920 ℃下灼烧3 h之后, 制成玻璃饼, 然后上机测定, 详细方法见文献[29]。主元素分析的仪器是Rigaku ZSX-100e型X荧光光谱仪(XRF), 所有主元素的分析精度优于5%。微量元素分析采用酸溶法, 分析仪器是PE Elan 6000型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS), 过程详见[30], 大部分微量元素的分析精度优于5%。

图1 王家大山地质图(底图引自文献[28])

图2 王家大山玄武岩橄榄石中的熔体包裹体照片

(a) 单偏光下, 岩石薄片中未均一化的橄榄石熔体包裹体, 其表面比较浑浊, 可能是由于包裹体在捕获后, 子矿物的结晶造成的。(b) 反光镜下, 环氧树脂靶中均一化之后的包裹体, 该包裹体由均一的玻璃和气泡组成

(a) A melt inclusion hosted by an olivine in thin sections without homogenization, plane light. Note that the melt inclusion is not clean, suggesting the presence of daughter minerals crystallized after Being trapped. (b) A melt inclusion hosted in an olivine after homogenization in epoxy resin target, with a rounded shape and a shrinkage void, reflected light

2.2 橄榄石及熔体包裹体EPMA分析方法

将挑选出来的橄榄石在通有混合气体H2-CO2的加热炉中加热, 使熔体包裹体均一化, 氧逸度和加热温度分别为石英-铁橄榄石-磁铁矿(QFM)和1250 ℃, 详细过程见[25]。将加热过的橄榄石制靶, 抛磨至熔体包裹体露出表面。

橄榄石和熔体包裹体的化学组成用JEOL JXA-8100 EPMA测定。橄榄石的分析条件为: 电压20 kV, 束斑直径2 μm, 电流强度3.0×10‒7A, 分析方法见[31]。分析过程中, 选用汉诺坝橄榄岩包体的橄榄石作为监控标样, 监测仪器的稳定性, 监测标样的标准偏差(2,=30): SiO2、MgO、FeO、CaO、NiO和MnO分析精度分别优于0.1%、0.24%、0.13%、0.004%、0.017%和0.005%。熔体包裹体的分析条件: 电压15 kV, 束斑直径3 μm, 电流2.0×10‒8A, 分析方法与[32]相似, 分析过程中, 选用JB-2玄武岩玻璃标样作为监控标样, 监测仪器的稳定性, 监测标样的标准偏差(2,=30): SiO2、TiO2、Al2O3、FeO、MgO、MnO、CaO、Na2O、K2O和P2O5分析精度分别优于0.1%、0.24%、0.13%、0.004% (Ca: 27 μg/g), 0.017% (Ni: 137 μg/g)和0.005% (Mn: 39 μg/g)。

2.3 熔体包裹体铅同位素分析方法

用激光剥蚀-多接收等离子体质谱仪(LA-MC- ICPMS)测定熔体包裹体的原位铅同位素。分析条件: 能量80 mJ, 能量衰减值为25%, 束斑大小45 μm, 激光频率3 Hz, 积分时间0.262 s, 混合气体为 800 mL/min He和2 mL/min N2。测定过程中, 选用锥组合JET样品锥(sample cone)+X截取锥(skimmer cone)增强208Pb的信号强度, 提高铅同位素组成的精度, 具体方法见[33]。玻璃标样(BHVO-2G)的分析准确度(2,=75)分别为:208Pb/206Pb优于0.15%,207Pb/206Pb优于–0.20%; 相对分析精度(2,=75):208Pb/206Pb优于0.25%,207Pb/206Pb优于0.29%。

3 结 果

3.1 全岩地球化学组成

王家大山玄武岩的全岩主元素和微量元素化学组成见表1。SiO2和全碱(Na2O+K2O)含量分别为46.8%~47.7%和3.4%~4.6%, 在TAS图解中显示弱碱性-拉斑玄武岩(图3)。王家大山玄武岩的MgO为7.7%~10.5%(表1), 随着MgO降低, 其他氧化物(SiO2、TiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O和P2O5)均增加, 而CaO/Al2O3值基本不变(图4)。在微量元素蛛网图上, 王家大山玄武岩的微量元素组成与典型的EMI-OIB(Gough)相似, 富集大离子亲石元素, 具有明显的Ba、K和Sr正异常, Th和Pb负异常, 无高场强元素(Nb-Ta、Zr-Hf)异常(图5)。这些特征与下地壳存在明显差别(图5)。

图3 王家大山玄武岩的全岩和熔体包裹体TAS图解(底图引自文献[34])

图中, 4、10和11分别代表样品DSW09-4、DSW09-10和DSW09-11

4, 10, and 11 represent samples DSW09-4, DSW09-10, and DSW09-11, respectively

3.2 橄榄石斑晶成分

本次工作分析了108颗橄榄石的化学组成, 分析结果见表2和图6。橄榄石的Fo为80~85。橄榄石的Ca含量745~2068 μg/g, 高于典型的地幔捕掳晶(CaO<0.1%[40‒43]), 说明它们均是从岩浆中结晶的; 橄榄石的Ni含量和Fe/Mn值分别为1312~2417 μg/g和71.2~91.8。王家大山玄武岩的橄榄石斑晶成分落在典型辉石岩熔体(如Koolau和EI Herrio)[38]结晶的橄榄石斑晶成分演化趋势上; 在相同橄榄石Fo时, 它们比典型的橄榄岩熔体(如MORB和古老的科马提岩)[38]结晶的橄榄石斑晶高Ni、Fe/Mn和低Ca。

3.3 熔体包裹体主元素

熔体包裹体在岩浆房或岩浆通道中被橄榄石捕获后, 可能经历结晶作用以及与寄主橄榄石发生Fe-Mg交换再平衡过程[44], 因此, 需要对熔体包裹体成分进行恢复。恢复熔体包裹体组成可以用软件PROGRAM FEO_EQ2 V.3.2[44]实现; 恢复熔体包裹体组成的参数为: Ford.[45]的熔体与橄榄石平衡模型, 氧逸度为Fe2+/FeT=0.9 (FeT为全Fe), 以及FeOT=11.4%(高MgO玄武岩(MgO>8)的全岩平均FeOT含量)。

本次工作分析了3个王家大山玄武岩的112个熔体包裹体的主元素, 恢复的熔体包裹体组成见表3。熔体包裹体的MgO为6.9%~10%, 总体上比全岩略低, 但是比全岩具有更宽的范围, 这可能与全岩中橄榄石的堆晶作用有关, 或者是没有找到被更高Fo橄榄石熔体包裹体。在TAS图解中(图3), 熔体包裹体的成分落在碱性-拉斑玄武岩的分界线上, 指示弱碱性-拉斑玄武质成分; 与全岩相比, 熔体包裹体的全碱含量总体上偏高, 这与熔体包裹体普遍具有更高的Na2O有关(图4f), 可能是全岩在地表发生轻微蚀变作用的结果。图4中, 熔体包裹体的成分变化趋势与全岩基本相似, MgO与其他氧化物(SiO2、TiO2、Al2O3、CaO、Na2O、K2O和P2O5)呈负相关关系, 而CaO/Al2O3值与MgO的关系基本不变。

图4 王家大山玄武岩全岩和熔体包裹体MgO与其他主元素相关图

图中, 4、10和11分别代表样品DSW09-4、DSW09-10和DSW09-11

4, 10, and 11 represent samples DSW09-4, DSW09-10, and DSW09-11, respectively

表1 王家大山玄武岩主元素(%)和微量元素(μg/g)分析结果

(续表1)

图5 王家大山玄武岩微量元素原始地幔标准化蛛网图

图中, 4、10和11分别代表样品DSW09-4、DSW09-10和DSW09-11。原始地幔数据引自文献[35]; EMI(Gough)数据引自文献http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Start.asp; 下地壳数据引自文献[36]; 辉石岩数据引自文献[37]。其中, 辉石岩包体的原岩为再循环下洋壳辉长岩[37]

4, 10, and 11 represent samples DSW09-4, DSW09-10, and DSW09-11, respectively. Data source: Primitive mantle compositions‒[35]; EMI (Gough)‒http://georoc.mpch-mainz.gwdg.de/georoc/Start.asp; Lower crust‒[36]; Pyroxenite‒[37]. The protolith of the pyroxenite xenolith is the gabbro of recycled lower oceanic crust[37]

3.4 熔体包裹体的原位铅同位素成分

本次工作共测定了56个熔体包裹体的原位铅同位素组成, 结果见表4。熔体包裹体的208Pb/206Pb和207Pb/206Pb值变化分别为2.091~2.166和0.846~ 0.889(表4、图7a), 它们落在EMI、EMII、DMM之间, 部分样品的铅同位素组成与EMI相当(图7a)。与山东其他地区新生代玄武岩的铅同位素相比, 王家大山玄武岩的熔体包裹体铅同位素组成覆盖了强碱性和弱碱性-拉斑玄武岩的铅同位素范围, 但是比鲁西地区周村玄武岩的铅同位素组成低。在207Pb/206Pb-SiO2(MgO)图解中, 熔体包裹体的铅同位素组成可以划分为两组: 低207Pb/206Pb(<0.86)熔体包裹体和高207Pb/206Pb(>0.87)熔体包裹体, 落在中间的样品很少(图7b、图7c)。这两组熔体包裹体铅同位素组成(207Pb/206Pb)不随SiO2(MgO)变化而变化。

表2 王家大山玄武岩的橄榄石电子探针分析结果

(续表2)

(续表2)

图6 王家大山玄武岩橄榄石斑晶的成分图(底图引自文献[38])

Koolau、Loihi、Indian MORB、EPR MORB和古老的科马提岩(2.7Ga)的数据引自文献[31]); Mangaia的数据引自文献[38]; EI Hierro的数据引自文献[39]

The data source: Koolau, Loihi, Indian MORB, EPR MORB and old Komatiites (2.7Ga)‒[31]; Mangaia‒[38]; EI Hierro‒[39]

4 讨 论

4.1 地壳混染和结晶分离

由于岩浆在通过岩浆通道上升过程或在岩浆房中, 可能会经历分离结晶和地壳混染, 因此, 需要对这些过程进行评估。

在微量元素蛛网图上, 王家大山玄武岩显示无Nb-Ta异常和Pb负异常(图5), 这和大陆地壳普遍存在的Nb-Ta负异常和Pb正异常有明显区别[36], 暗示王家大山玄武岩可能没有经历明显的地壳混染。王家大山玄武岩Ba/Nb值为11.3~12.4, 远低于地壳(图8a); Nb/La和Nb/U值分别为1.27~1.32和39.7~47.3, 均落在EMI-OIB范围[48]内, 且显著高于地壳(图8b、图8c); 这些比值与MgO没有明显相关关系, 也支持王家大山玄武岩无明显地壳混染的观点。然而, 上述观点似乎和Ce/Pb值相矛盾: Ce/Pb值为15.1~25.7, 尽管也落在EMI-OIB范围[48]内, 但是, Ce/Pb与MgO弱的负相关关系(图8d), 暗示部分样品(低Ce/Pb值样品)可能经历地壳混染; 这也和简单混合模拟计算结果相吻合(低Ce/Pb值样品刚好落在与下地壳的混合线上, 图9)。由于Pb在地壳中的含量非常高, Ce/Pb值示踪地壳混染比其他元素比值更敏感, 上述看似矛盾的现象, 可以解释为: 王家大山玄武岩经历了轻微地壳混染, 但是, 由于样品数量有限, 该过程除Ce/Pb外, 没有在其他元素比值上表现出来。然而, 地壳混染模拟结果需要高达30%下地壳组分加入, 而不是少量地壳组分, 这可能与下地壳组分非常复杂, 而我们选取的是全球平均下地壳组分作为端元有关。为了减少地壳混染的影响, 在接下来的讨论中, 将不再讨论样品DSW09-4、DSW09-10和DSW09-11。

表3 王家大山玄武岩熔体包裹体电子探针分析结果(%)

(续表3)

(续表3)

(续表3)

注: Fo_Host代表熔体包裹体寄主橄榄石的Fo

表4 王家大山玄武岩的熔体包裹体原位铅同位素组成

注: Stderr为标准误差

随着SiO2增加(MgO降低), 王家大山玄武岩的熔体包裹体铅同位素组成基本不发生变化(图7b、图7c), 说明被橄榄石捕获的熔体包裹体经历的地壳混染程度不明显。考虑到王家大山玄武岩部分样品经历了轻微的地壳混染, 我们认为可能是由于橄榄石结晶较早, 捕获的熔体包裹体代表岩浆较早期的成分, 而地壳混染发生在岩浆晚期, 因而没有被熔体包裹体所记录。因此, 为了尽可能减低地壳混染的影响, 在接下来的讨论中, 也将不再讨论样品DSW09-10的熔体包裹体。

图7 王家大山玄武岩熔体包裹体铅同位素组成图

无棣大山玄武岩的数据引自文献[2]; 强碱性和弱碱性-拉斑玄武岩数据分别引自文献[2,11]和[11]; EMI、EMII、DMM和HIMU端元组分引自文献[46]; 周村玄武岩熔体包裹体数据来自[47]。二元混合计算时, 强碱性玄武岩端元来自无棣大山玄武岩(207Pb/206Pb=0.843和208Pb/206Pb=2.067[2]; 平均Pb=5.59 μg/g[9]); 弱碱性-拉斑玄武岩端元来自昌乐玄武岩(207Pb/206Pb=0.890和208Pb/206Pb=2.174; Pb= 2.3 μg/g)[11]

Data source: Wudi – [2]; The strongly alkaline basalts (light dark area) and the weakly alkaline-theloiitic (dark grey area) basalts–[2, 11] and [11], respectively; mantle endmembers EMI, EMII, DMM and HIMU– [46]; The data of Pb isotope of melt inclusion for Zhoucun basalts–[47]. Note in mixing calculation we use data for basalts from Wudidashan (207Pb/206Pb=0.843,208Pb/206Pb=2.067[2]and average Pb=5.59 μg/g[9]) and from Changle (207Pb/206Pb=0.890 and208Pb/206Pb=2.174, Pb= 2.3 μg/g)[11]as the endmembers for strongly alkaline basalts and weakly alkaline-theloiitic basalts, respectively

玄武岩在岩浆房或者岩浆通道中结晶的矿物主要为橄榄石、辉石和斜长石。薄片中, 王家大山玄武岩的斑晶主要为橄榄石, 偶见单斜辉石, 几乎没有斜长石斑晶, 初步说明王家大山玄武岩主要经历了橄榄石的分离结晶。玄武质岩浆的主元素成分变化可以示踪岩浆的结晶分离过程, 一般地, 辉石结晶导致残留熔体SiO2、CaO和CaO/Al2O3值突然下降; 斜长石结晶导致残留熔体Al2O3下降和CaO/Al2O3值快速增加; 而橄榄石结晶导致除MgO和FeO外的其他各氧化物缓慢增加, CaO/Al2O3值基本不变。在MgO与其他氧化物相关性图解(图4)中, 全岩和熔体包裹体的各氧化物均与MgO呈反相关关系, 而CaO/Al2O3不随MgO变化(图4), 说明王家大山玄武岩的主元素成分主要受控于橄榄石结晶分离作用。最后, 我们用MELTS软件[49]模拟了王家大山玄武岩的结晶分离过程, 选取MgO含量最高的熔体包裹体DSW09-7(2)-5(MgO约10.0%, 表3)作为母岩浆, 氧逸度为QFM, 压力0.1~0.5 GPa, 温度为1400~1000 ℃, H2O=0% (尝试了含水量0%~0.5%范围的模拟, 由于水对熔体中只有橄榄石分离结晶期间的影响不大, 文中没有给出)。模拟结果(图10)表明, 王家大山玄武岩的成分和只经历橄榄石结晶分离趋势最吻合。因此, 本文认为王家大山玄武岩主要经历了橄榄石结晶分离过程。

4.2 源区辉石岩及其形成机制

最近的研究表明, 地幔中的橄榄岩和辉石岩, 都可以是玄武岩的源区岩石[25,31,50‒54], 因此, 需要对玄武岩的源区岩性进行甄别。到目前为止, 有效识别玄武岩源区岩性是橄榄岩还是辉石岩, 主要有三种指标: 全岩FeO/MnO值、全岩CaO和橄榄石组成。这是因为地幔中的矿物主要为橄榄石、辉石和石榴子石, 其中, 橄榄石和辉石分别是Ni和Ca的主要载体, 同时, 橄榄石的Fe-Mn分配系数(Fe/Mn)>1, 而辉石和石榴子石的Fe/Mn均小于1[55]。因此, 贫橄榄石的辉石岩, 与橄榄岩相比, 具有较低的Ni和Fe/Mn, 较高的Ca, 相应地, 部分熔融形成的辉石岩熔体具有高Ni和高FeO/MnO值, 低CaO[31,53,54]。作为玄武岩岩浆中结晶最早的矿物, 橄榄石会记录岩浆的这些特征, 即辉石岩熔体结晶的橄榄石, 与橄榄岩熔体相比, 具有更高的Ni和FeO/MnO值, 更低的CaO[31,52,54]。王家大山玄武岩全岩和熔体包裹体的CaO较低, 在CaO-MgO图中, 落在辉石岩熔体的范围内(图11a), 暗示其源区岩性为辉石岩。同时, 王家大山玄武岩的FeO/MnO=69~74, 高于正常的橄榄岩熔体FeO/MnO值(小于60; 图11b)[56], 进一步指示王家大山玄武岩的源区可能为辉石岩。最后, 相对于典型的橄榄岩熔体结晶的橄榄石(如科马提岩熔岩、MORB)[38], 王家大山玄武岩的橄榄石斑晶具有高Ni、Fe/Mn值, 低Ca含量, 它们与典型辉石岩熔体结晶的橄榄石成分相当(图6a、图6b、图6c)。尽管被硅过饱和熔体交代形成的再饱满橄榄岩(refertilized peridotite)熔体, 如Mangaia和Loihi (图6d、图6e、图6f), 也可以结晶高Ni橄榄石[38], 但是, 这些橄榄石一般具有高Ca和较低的Fe/Mn值 (图6d、图6e、图6f), 它们和典型辉石岩熔体结晶的橄榄石有明显差别[38]。因此, 本文认为王家大山玄武岩的源区岩石为辉石岩。

图8 王家大山玄武岩的Ba/Nb、Nb/La和Nb/U与MgO关系图解

图中, 4, 10和11分别指样品DSW09-4, DSW09-10和DSW09-11。上地壳、下地壳和地壳的成分引自文献[36], EMI-OIB范围引自文献[48]

4, 10, and 11 represent samples DSW09-4, DSW09-10, and DSW09-11, respectively. The compositions of upper crust, lower crust and bulk crust are from [36], The ranges of EMI-OIBs are after [48]

图9 王家大山玄武岩地壳混染模拟图解

图中, 4, 10, 和11分别指样品DSW09-4, DSW09-10, 和DSW09-11。地壳数据(上地壳, 下地壳和全地壳)引自文献[36]

4, 10, and 11 represent samples DSW09-4, DSW09-10, and DSW09-11, respectively.Crustdataforthelower,upperandbulkcrustare from [36]

满足玄武质熔体结晶高Ni橄榄石的源区辉石岩必然是由橄榄岩经历富硅熔体交代反应形成的[31,52,54,58]。这类辉石岩有两种方式：在岛弧地区, 俯冲板片释放富SiO2熔体/流体, 它们与地幔楔橄榄岩反应, 形成富斜方辉石(Opx)辉石岩[58]。由于俯冲板片释放的富SiO2熔体/流体亏损Nb-Ta等高场强元素, 反应形成的富Opx辉石岩以及由它为源区, 熔融形成的玄武质熔体均应当亏损Nb-Ta等高场强元素[58]。然而, 王家大山玄武岩的全岩微量元素并未显示Nb-Ta等高场强元素亏损特征(图5), 说明该方式不适合王家大山玄武岩的源区辉石岩, 可以排除。我们倾向于第二种方式：对流地幔中的再循环地壳组分, 它们可能是经历俯冲脱水的洋壳(再循环洋壳), 也可能是在洋壳俯冲过程中带入地幔或者大陆岩石圈拆沉进入地幔的大陆下地壳(再循环大陆下地壳), 被上升地幔流(如地幔柱)携带至地幔浅部的过程中, 由于它们具有比橄榄岩更低的固相线, 优先发生熔融形成SiO2过饱和熔体, 并快速与周围橄榄岩反应, 生成辉石岩[50‒52]。

图10 MELTS分离结晶模拟结果与王家大山玄武岩和熔体包裹体成分对比图

粗虚线和粗实线分别代表斜长石(Pl)和单斜辉石(Cpx)开始结晶

Note that the thick dotted and solid lines represent the beginning of crystallization of plagioclase (Pl) and clinopyroxene (Cpx), respectively

图11 王家大山玄武岩全岩和熔体包裹体的Ca和FeO/MnO与MgO关系图解

图中FeO为全铁。图11a底图引自文献[56]。图1s1b橄榄岩部分熔融熔体的成分引自文献[54]。橄榄岩熔体和辉石岩熔体的分界线FeO/MnO = 60(虚线)引自文献[57]

FeO data is normalized total Fe. (a) The range of CaO contents for the peridotite partial melts is after [56]. (b) FeO/MnO ratios of the peridotite partial melts are after [54]. The boundary of FeO/MnO=60 between peridotite- and pyroxenite- partial melts (the dashed line) is after [57]

4.3 源区EMI组分

山东地区新生代玄武岩的微量元素和同位素组成显示源区存在EMI组分[10‒11]。然而, 关于EMI组分来自再循环大陆下地壳还是再循环洋壳, 却存在争议[10‒11]。王家大山玄武岩的全岩微量元素和熔体包裹体铅同位素组成均显示源区中有EMI组分的贡献(图5、图7a), 因而可以为山东地区新生代玄武岩的源区EMI组分提供约束。总的来说, 地幔EMI组分有三种可能成因: 再循环大陆下地壳, 再循环远洋沉积物和再循环洋壳辉长岩[59]。尽管再循环大陆下地壳也具有Ba、K和Sr正异常, 但是, 其明显的Nb-Ta负异常和Pb正异常有别于王家大山玄武岩(图5), 可以排除。橄榄石斑晶的氧同位素可以很好区分EMI组分是再循环远洋沉积物还是洋壳辉石岩。一般地, 远洋沉积物由于在洋壳表面经历低温热液蚀变作用, 往往具有比正常地幔高的18O值, 而洋壳辉石岩则在洋壳深部经历高温热液蚀变作用, 具有比正常地幔低的18O值[18,60]。尽管本文没有分析王家大山玄武岩橄榄石斑晶的氧同位素组成, 但是, Xu.[11]报道了研究区内同期的昌乐玄武岩的橄榄石斑晶具有异常低的氧同位素组成(18O低至4.09‰); 另外, 王家大山玄武岩全岩的微量元素组成蛛网图分布模式基本和典型的再循环洋壳辉长岩非常相似(图5), 这些特征都和洋壳辉长岩吻合。因此, 本文认为王家大山玄武岩的源区EMI组分和含辉长岩的再循环洋壳有关。

4.4 源区不均一性

已有的研究表明, 山东地区新生代玄武岩的源区是非常不均一的[9‒11,15], 这种现象也出现在王家大山玄武岩中。王家大山玄武岩的熔体包裹体铅同位素组成从强碱性玄武岩区域逐渐变化到弱碱性-拉斑玄武岩区域(图7a); 同时, 熔体包裹体铅同位素组成显示王家大山玄武岩存在两组熔体包裹体(低207Pb/206Pb和高207Pb/206Pb, 图7b、图7c), 这些特征说明王家大山玄武岩的源区是非常不均一的, 存在碱性玄武岩的源区端元和弱碱性-拉斑玄武岩源区端元。铅同位素的二元混合计算结果表明 (图7a), 王家大山玄武岩高铅同位素熔体包裹体以弱碱性-拉斑玄武岩源区端元为主, 强碱性玄武岩源区源区端元小于20%, 而低铅同位素熔体包裹体含更高比例的强碱性玄武岩源区端元, 强碱性玄武岩源区端元可达60%。

然而, 必须注意到王家大山玄武岩的熔体包裹体组分均为弱碱性-拉斑玄武质, 没有强碱性玄武质成分, 这似乎和源区中有强碱性玄武岩源区端元相矛盾。这种现象可以用Ol-CaTs-Qz相图来解释。含CO2橄榄岩和辉石岩的熔融实验结果表明: 低程度熔融形成强碱性熔体, 落在Ol-CaTs的左侧; 随着熔融程度增加, 熔体碱性减弱, 在相图上逐渐往右侧移动; 最终落在Ol-CaTs的右侧(图12a)。山东地区强碱性玄武岩的源区有CO2[9,15], 它们落在Ol-CaTs的左侧(图12b), 说明可能经历低程度的部分熔融; 所有王家大山玄武岩的熔体包裹体组分落在Ol-CaTs右侧(图12b), 可能经历了更高程度的部分熔融。因此, 本文认为王家大山玄武岩中强碱性玄武岩源区产生弱碱性-拉斑玄武质熔体可能是高程度部分熔融的结果。

图12 从透辉石[Di]投影的橄榄石(Ol)-Ca-Tschermaks(CaTs)-石英(Qz)相图(底图引自文献[53])

(a)实验熔体; (b) 山东地区新生代玄武岩和王家大山玄武岩熔体包裹体(本研究)。山东地区新生代玄武岩均为只经历橄榄石结晶分离作用, 并通过加减平衡橄榄石校正到与Fo=90橄榄石平衡。实验熔体数据来源：橄榄岩+CO2引自文献[61‒62]; 硅不饱和辉石岩+CO2引自文献[63]; MORB-like辉石岩+CO2引自文献[64‒65]。山东地区新生代玄武岩强碱性玄武岩和弱碱性-拉斑玄武岩的数据分别引自文献[9,57,66,67]和[10,11,66]

(a): high pressure experiments; (b) the compositions of Cenozoic basalts in Shandong Province and melt inclusions of Wangjiadashan basalts (this study). All Cenozoic basalts in Shandong Province are olivine-controlled, and corrected to in equilibration witholivine Fo=90 by adding/subtracting the equilibrated olivine. Data source for experimental partial melts: peridotite+CO2-[61‒62]; SiO2-undersaturated pyroxenite+CO2-[63]; and SiO2-oversaturated pyroxenite +CO2-[64‒65]. Data source for the strongly alkaline basalts and weakly alkaline-theloiitic basalts of Cenozoic basalts in Shandong is from [9,57,66,67] and [10,11,66], respectively

5 结 论

(1) 山东昌乐地区王家大山玄武岩为弱碱性-拉斑玄武岩, 主要经历橄榄石结晶分离作用。

(2) 根据橄榄石斑晶成分, 结合全岩FeO/MnO值和CaO, 指示源区岩性为辉石岩。

(3) 王家大山玄武岩的全岩微量元素和熔体包裹体铅同位素组成, 指示源区有EMI组分, 它可能和再循环洋壳辉长岩有关。

(4) 王家大山玄武岩的熔体包裹体铅同位素组成指示其源区是不均一的。

感谢中国科学院广州地球学研究所刘颖工程师、涂湘林工程师和胡光黔工程师以及吴蕾研究员助理在全岩主元素以及熔体包裹体样品制作和电子探针分析工作中的帮助。感谢两位匿名审稿人提出的宝贵意见。

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Petrogenesis of Cenozoic Wangjiadashan basalts in Changle area, Shandong Province

ZHANG Yin-hui1,2, REN Zhong-yuan1*, HONG Lu-bing1,3, ZHANG Le1,HUANG Xiao-long1and CHEN Lin-li1

1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Key Laboratory of Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, China

This study reported major and trace element compositions of bulk rocks, major element andPb isotope compositions of melt inclusions and chemistry of their host olivine in Wangjiadashan basalts, Changle area, Shandong Province to constrain their petrogenesis. The results show that the Wangjiadashan basalts are weakly alkaline to tholeiitic. The major element compositions of the bulk rocks of the Wangjiadashan basalts are similar to those of the melt inclusions there, both showing negative correlation between MgO and other oxides, such as SiO2, TiO2, Al2O3, CaO, Na2O, K2O and P2O5, and relative constant CaO/Al2O3ratios. However, the trace element compositions exhibit EMI-oceanic island basalts’ flavor, characterized by significant positive anomalies of Ba, K and Sr, negative anomalies of Th and Pb, but no anomalies of Nb-Ta and Ti. Pb isotope compositions of the melt inclusions in the Wangjiadashan basalts range from 2.091 ‒ 2.166 for208Pb/206Pb and 0.846 ‒ 0.899 for207Pb/206Pb, overlapping the Pb isotope range for the strongly alkaline basalts and weakly alkaline-tholeiitic basalts in Shandong Province. On the basis of Pb isotope compositions, melt inclusions can be classified into two groups: low and high Pb isotope group (207Pb/206Pb<0.86 and207Pb/206Pb>0.87, respectively). Olivine phenocrysts in the Wangjiadashan basalts show Ni 1312 ‒ 2417 μg/g, Fe/Mn ratios 71 ‒ 92, Ca 745 ‒ 2068 μg/g, which are comparable to those from the typical pyroxenitic melts. In contrast to the peridotitic melts-derived olivines, they generally exhibit higher Ni and Fe/Mn, lower Ca at given Fo values. The major element compositions of the bulk rocks and the melt inclusions, together with the petrography and MELTS modeling results, suggest that the Wangjiadashan basalts mainly underwent olivine-controlled fractionation. High Ni and Fe/Mn, low Ca of olivine compositions, combined with low CaO and high FeO/MnO of the bulk rocks, all argue for pyroxenite as the source lithology for the Wangjiadashan basalts. Both the trace element compositions of bulk rocks and the Pb isotope compositions of melt inclusions point to the recycled oceanic gabbro-associated EMI component present in the source. Low and high Pb isotope groups of the melt inclusions indicate the heterogeneous nature of sources for the Wangjiadashan basalts, thus highlighting the highly mantle heterogeneity in Shandong Province.

basalt; olivine; pyroxenite; melt inclusion; mantle heterogeneity; Shandong Province

P581; P597

A

0379-1726(2016)01-0001-23

2015-02-10;

2015-04-03;

2015-04-24

国家自然科学基金(91214202)

张银慧(1985–), 女, 博士, 岩石地球化学专业。E-mail: jiangno.1@163.com

REN Zhong-yuan, E-mail: zyren@gig.ac.cn; Tel: +86-20-85292969