如何判定俯冲增生杂岩中的高度肢解的洋底高原-海山系统

肖庆辉,刘 勇,程 杨,邱瑞照,范玉须,裴 斐,杨 斌

(1.中国地质科学院地质研究所,北京 100037;2.中国冶金地质总局矿产资源研究院,北京 101300;3.中国地质调查局发展研究中心,北京 100037;4.中国煤炭地质总局勘查研究总院,北京 100039;5.中国地质大学地球科学与资源学院,北京 100083)

在过去的二三十年,人们一直利用地球化学判别图解评估判定包括洋底高原和海山系统在内的岩浆火山单元形成的构造环境与岩石成因(例如,Winchesterand Floyd,1977;Pearce et al.,1984;Rollinson,1992;Polat et al.,1999)。但是,早在30多年前,Ogawa and Taniguchi(1987)曾通过野外详细实测剖面和构造解析工作重塑过海山进入俯冲带破裂、肢解直至混杂过程,该过程会形成面目全非的难于识别的小型洋底高原-洋岛-海山系统的断块或碎片,地球化学判别图解的有效应用受到了质疑或被重新评估。为此,日本等国都提出了研究判定增生杂岩中发生肢解的洋底高原-洋岛-海山系统的新方法。近十余年来,通过中、大比例尺区域地质填图调查以及洋板块地层专题研究又发现:在古老增生杂岩带中广泛分布着与地幔柱成因相关的洋底高原-洋岛-海山系统,其数量与规模不亚于洋中脊和洋内岛弧(Safonova,2011)。洋底高原-洋岛-海山系统与洋中脊和洋内岛弧共同构成洋板块地层主体(刘本培等,1993;董学发等,2016;范建军等,2018),并具有控制古老造山带大洋俯冲,引起大洋俯冲带后撤和俯冲反转,促进大陆增生的地球动力学意义。洋板块地层主体在洋板块地质再造研究中具有举足轻重的作用,成了判别增生杂岩带中地层是否是洋板块地层的决定性标志(徐斐和周祖翼,2003;潘桂棠等,2008,2019;李廷栋等,2019;李光明等,2020;张克信等,2021)。因此,重新审定增生杂岩中洋底高原-海山成因意义重大,势在必行。

本文针对当前我国洋底高原-海山研究中的薄弱环节,提出了一套基于洋板块地层、岩石学和地球化学联合研究思路和重新审定增生杂岩中洋底高原-海山成因的新方法,重点介绍如何判定增生杂岩中的发生高度肢解后形成面目全非的难于识别的小型洋底高原-海山洋板块断块和碎片的成因。

1 未发生肢解的现代洋底高原或海山系统的基本特征

在现代洋底广泛分布着一种面积广大、以镁铁质-超镁铁质岩石为主的海山,洋岛和洋底高原,它们虽然在洋底的产状与规模不一样,但它们的形成都与地幔柱具有十分密切的关系,其深部结构基本相同,也是洋壳的重要组成部分(图1,2),是判定洋板块地层的重要标志,我们在此把它们统称为洋底高原-洋岛-海山系统,简称海山系统。

图1 洋底高原-海山系统的地幔柱成因及其与增生杂岩和岛弧的关系图(据Safonova et al.,2016)Fig.1 The genesis of mantle plume of the ocean floor plateau-seamount system and its relationship with accretionary complex and island arc(after Safonova et al.,2016)

洋底高原-海山系统的地球动力学意义在于它制约大洋俯冲,引起大洋俯冲带后撤或俯冲反转,促进大陆增生,把大洋物质增生到大陆上,构成古老大陆的重要组成部分,促使洋壳平俯冲及高原隆升(陆鹿等,2016;袁四化等,2020),因此,引起了国内外学者对洋底高原-海山系统的重视。

多数洋底高原-海山系统的岩石组成基本相似,其主体部分由火成岩组成。顶面位置常有少量的海相沉积岩。火成岩以镁铁质-超镁铁质岩为主,上部以拉斑玄武质熔岩为主,其次为下部镁铁质-超镁铁质的堆晶岩和侵入体(图2)。玄武岩熔岩多数具有枕状构造,也经常可见块状构造的玄武熔岩。而玄武岩的MgO含量多数小于11 wt%,而MgO小于3 wt%的玄武岩则很少,例如翁通-爪哇洋底高原和凯尔盖郎洋底高原便是如此。常见的镁铁质-超镁铁质堆积岩和侵入岩包括以橄榄石和辉石为主要矿物的超镁铁质堆积岩、层状构造辉长岩类堆晶岩以及块状构造辉长岩(Farnetaniet al.,1996;Kerr et al.,1998)。在一些洋底高原中还发现一些高镁熔岩,如苦橄岩和科马提岩,这些岩石在加勒比-哥伦比亚地区的洋底高原以及增生至美洲大陆之上的古老洋底高原残片中最为常见。在整个加勒比-哥伦比亚地区洋底高原中,高镁熔岩常见于南哥伦比亚库拉索岛、委内瑞拉尼科亚半岛及哥斯达黎加和海地地区(Kerr et al.,1997),其中最为著名的是位于哥伦比亚西南地区的高格纳岛(Gorgona Island)之上的具有鬣刺构造的科马提岩(Kerr et al.,1998)。一般认为,以无水苦橄岩和科马提岩为代表的高镁熔岩来源于高温地幔源区,并靠近地幔柱柱头的中心位置,通常形成于地幔柱诱使的喷发作用的早期,代表地幔柱起源的原始岩浆组成特征(Arndt et al.,1997)。因此,洋底高原中高镁岩石的产出对于洋底高原的成因研究具有重要的指示意义。

图2 古洋底高原-海山系统厚的地壳剖面示意图(据Isozaki,1997)Fig.2 Schematic diagram showing the thick crustal structure of the Paleo-oceanic plateau-seamount system(after Isozaki,1997)

Kerr et al.(1998)和Kerr(2014)根据对加勒比-哥伦比亚地区洋底高原的研究,建立了更为完善且准确的洋底高原结构模型(图3)。该结构模型认为,原始洋底高原的下部主体由超镁铁质-镁铁质堆晶岩及大规模镁铁质侵入岩构成,其基底的位置靠近莫霍面,为橄榄堆积岩和辉石堆积岩,向上为层状构造堆晶辉长岩,再向上为均质辉长岩。洋底高原的上部主体由大规模巨厚熔岩层构成,熔岩层的底部常常以地球化学组成不均一的科马提岩和苦橄岩为特征,向上则主体为枕状构造玄武岩,其次为块状构造玄武岩。在熔岩层中还时常分布一些小规模的辉长岩侵入体,其直径约为10 km,成分类似于下部大规模侵入的辉长岩岩基,说明二者之间成因相关,具有统一的岩浆源区。

图3 洋底高原结构示意图(据Kerr et al.,1998)Fig.3 Schematic diagram showing the structure of ocean floor plateau(after Kerr et al.,1998)

古造山带中海山系统的洋板块地层(OPS)中洋壳相较于洋底高原更容易鉴别。日本西南部和中亚造山带的增生杂岩中的海山都由大量的洋岛玄武岩(OIB)、碱性玄武岩和礁灰岩序列组成。中亚造山带标准海山通常具有典型的二元结构:大洋碳酸盐岩帽盖沉积物上覆在玄武岩之上,玄武岩可以分为洋中脊玄武岩、洋底玄武岩、洋底高原玄武岩和洋岛玄武岩(OIB)。标准海山还具有特定的碳酸盐岩帽盖以及斜坡相、斜坡山前带和海底各种构造环境的洋板块地层(OPS)沉积物单元,依次可分为碳酸盐岩帽盖层—斜坡相OPS单元—山麓和海底沉积岩三个单元。碳酸盐岩帽盖层可能包含块状/微晶灰岩,通常含化石。斜坡相一般由少量的层状灰质泥岩、钙质泥岩和角砾岩组成。山麓沉积则由泥岩、硅质页岩、条带状燧石岩等互层(图1)。造山带中的海山露头一般比岛弧小得多,它们常常被错误认为是弧后盆地或岛弧,为了避免这方面的错误,其鉴别标志如下(图4):

图4 海山OPS的相单元及其建造系统(据Kanmera and Sano,1991;Safonova et al.,2016)Fig.4 Sedimentary facies of seamount OPS and their formations(after Kanmera and Sano,1991;Safonova et al.,2016)

(1)海山一般具双层结构,底座为玄武岩,顶盖为灰岩。

(2)海山沉积物一般具有在海山或岛弧斜坡上面向下滑塌形成的沉积构造标志。如同沉积的Z型褶皱作用,角砾化,厚度的变化明显等特征。

(3)在增生柱的逆冲岩席内部,可以看到海山碎块和浊积岩、蛇绿岩和超高压变质岩掺和在一起的混杂现象。在这些岩石中,变形作用可能使线理和推覆构造重新定向。

(4)海山玄武岩具有独特的地球化学特点:TiO2含量中到高,一般>1.5 wt%;轻稀土含量从中到高,(La/Sm)N>1.3;重稀土分异程度中等到高;Nb比La相对富集,(Nb/La)PM>1,(Nb/Th)PM>1。

(5)海山的玄武熔岩是一个地幔柱在其活动期间的产物,因此,在造山带内的这些海山玄武岩可能是不同时代的。

(6)由几个海山构成的海山链中,较老海山的玄武岩的不相容元素一般比年轻的海山少得多。

2 巨大的洋底高原-海山系统在俯冲带被肢解或缩减过程

巨大的洋底高原或海山系统到达俯冲带发生俯冲以后会被肢解形成俯冲增生杂岩带中的小型海底高原或海山断块或碎片。如果肢解强烈则变成玄武岩、灰岩、辉长岩等不同岩性断块或碎片(图5)。目前在中亚和东亚的30多个增生杂岩中发现的洋底高原-海山系统洋板块地层(OPS)物质都是被肢解或缩减的洋底高原OPB型和洋岛OIB型玄武岩和灰岩的海山碎片(Safonova et al.,2009)。而在俯冲增生杂岩单元内,被肢解的小型海底高原或海山则构成一个个以断层为界的具有原始相连性的洋板块地层岩片(或岩石组合),而多数是以断块或岩席形式产出。在俯冲增生杂岩单元内是经历了多次重复构造挤压缩短形成的不对称双重构造(Matsuda and Isozaki,1991;Kimura and Hori,1993),这些俯冲增生杂岩主要形成于海沟内壁之下的叠瓦状OPS岩片,甚至也可以保存在蓝片岩单位内(Sedlockand Isozaki,1990;Isozaki and Blake,1994;Kimura et al.,1996)。然而,大规模海底滑坡和/或构造侵蚀等作用过程通常又会破坏原生的双重构造,并将海底高原-海山系统OPS物质混合形成混杂岩,而这些各种大小和形状奇异的岩块和透镜岩块通常又被称为滑塌岩。

图5 洋底高原-海山系统到达俯冲带以后被肢解形成俯冲增生杂岩带中小型岩片示意图(据Isozaki et al.,1990)Fig.5 A schematic illustration showing accretionary small and medium-sized rocks in the subduction zone formed by dismemberment of the huge ocean floor plateau-seamount system(after Isozaki;et al.,1990)

巨大的洋底高原-海山系统在俯冲带被肢解形成俯冲增生杂岩带中的小型断块或碎片以后,又会在深部俯冲的变形变质作用过程中,被进一步分解和/或破碎成更小的碎片。因此,洋底高原-海山系统的OPS在增生杂岩中的地层连续性是罕见和有限的,即使在较老的增生杂岩中表观上连续的层状燧石单元内也是如此(Yao et al.,1980)。特别是,在研究变形增生杂岩时,由于枕状玄武岩与燧石之间或燧石与碎屑岩之间的接触面已被构造变形变质改造过,因此,在野外对主要OPS之间的接触面要认真观察(Isozaki et al.,1988;Wakita,1988;Isozaki and Blake,1994)。

洋底高原-海山系统中的OPS微体化石虽然被分解到了不同的碎片中,但是,洋底高原-海山系统OPS的微体化石通常以数量大和连续产出方式出现在整个增生杂岩带剖面中较小的碎片中,因此,可以利用小的碎片中的微体化石去追踪再造洋底高原-海山系统破碎块之间的亲缘关系以及它们的分布范围。微体化石在化石分带研究方面也比宏体化石更有利,特别是在远离陆地边缘的开阔海洋环境中,在这些环境中,各种小型浮游生物繁衍。对于OPS的深度,牙形石分带是最有力的工具。经研究,寒武纪到三叠纪层状燧石的沉积速率极低。另一种最有力的微体化石是放射虫,然而,放射虫分带的分辨率仍然不如牙形石的分带分辨率高。对于洋底高原或海山OPS的前侏罗纪环礁灰岩来说,牙形石也是最可靠的标准化石,然而,它们的发育常受到相的强烈控制。相往往消除了高分辨率定年的可能性。对于石炭系和二叠系,生物地层学是实用的,其与高分辨率牙形石分带的相互关系已完全建立。对于年龄较大的古生代地层,三叶虫和角石化石都是很好的候选物,而不是牙形石。对于化石贫乏的前寒武纪,需要其他测年技术,以后再讨论。

3 被混入到肢解的洋底高原或海山系统中的蛇绿岩的判别标志

在过去二三十年中,包括洋底高原或海山系统岩浆在内的岩浆岩形成的构造环境,一直是基于地球化学的判别图解确定的(Winchesterand Floyd,1977;Pearce et al.,1984;Rollinson,1993;Polat et al.,1999),但最近地球化学判别图解的准确性受到了质疑。一些学者将地球化学数据投到10MnOTiO2-10P2O5、Zr/4-2Nb-Y和Zr-Ti/100-3Y构造判别图解上(图6;Safonova et al.,2015,2016;Meschede,1986;Pearce and Cann,1973),发现Mikabu玄武岩,它们是在同一玄武岩单位内取样的,却投在岛弧IAT和洋中脊MORB两个领域上,这在地质学和岩石学方面是不可能的;Gifu玄武岩样品部分投在洋岛环境上,另一部分却投在MORB区域上(Safonova et al.,2015,2016)。因此,如果没有地质和岩石学数据的支持,这些图解是不可靠的。

图6 日本西南部玄武岩构造环境地球化学判别图(据Safonova et al.,2016)Fig.6 Geochemical diagrams showing tectonic settings of basalt rocks in southwestern Japan(after Safonova et al.,2016)

为了检验地球化学的判别图解在不同年龄洋中脊和洋底高原-洋岛环境中形成的玄武岩的应用,Safonova et al.(2016)把650份玄武岩分析数据集中投到三角形地球化学判别图解上,结果表明:古生代和中生代洋底高原-洋岛系统和洋中脊玄武岩的投点远离古生代和中、新生代洋底高原-洋岛系统和洋中脊玄武岩的区域,并在它们的现代类似物各自领域之外(Pearce and Cann,1973;Meschede,1986);古生代和中生代洋中脊和洋底高原-洋岛系统的重要部分也投在各自的区域之外,分别在岛弧IAT和N-MORB领域。所有这些差异都可能是由于洋底高原或海山系统在俯冲带俯冲以后被肢解或缩减过程中受岩浆和构造变质作用所致。因为一些元素,特别是大离子亲石元素,不仅在后岩浆过程中,包括海底的高温热液蚀变条件下、区域变质和变形过程中都会活化迁移(例如,Humphris and Thompson,1978;Thompson,1991;Volkova et al.,2009)。此外,一些岩浆在岩浆房可能与围岩发生同化混染,或者在岩浆上升过程中被地壳物质混染,这主要的问题是由于忽视或忽略地质关系(包括相关岩石组合)和岩石学(岩相学的)特征(包括主要矿物结晶的顺序)而引起的。地质和岩石学特征与地球化学不同,是不能改变的。因此,为了避免错误的结论,本文提出了一种新的解决方法。一旦我们利用地球化学判别图解出现多解或错误的结论时,可根据洋板块地层(OPS),以及利用日本西南部四个增生杂岩即:秋吉(Akiyoshi)、美浓-多目(Mino-tamba)、秩父(Chichibu)和四万十川(Shimanto)增生杂岩的洋中脊(MORB)和洋底高原-洋岛(OIB)的玄武岩岩石学和地球化学识别方法与经验来识别增生杂岩中洋中脊(MORB)和洋底高原-洋岛系统(OIB)玄武岩的成因。新方法的工作重点是构建OPS剖面中与玄武岩相关的不同岩性组合类型的关系和微体化石年龄以及玄武岩中主要斑晶橄榄石、辉石、斜长石的结晶顺序、组成和它们的关键地球化学特征,用这些特征来判断它们是形成于洋中脊(MORB)、洋岛(OIB)还是岛弧(IAB)环境中。其具体研究方法如下:

第1步:大比例尺填图和专题研究

大比例尺填图和专题研究以获取增生杂岩地质资料,地质资料必须重新纳入识别玄武岩起源的“程序”。首先是要结合岩浆(玄武岩)和洋板块地层(OPS)中沉积岩地质资料综合判别。地球化学特征因受各种地质作用改造而会发生改变,但地质和岩石学特征不同于地球化学,是不能改变的,因此,为了避免由于忽略地质关系(包括相关岩石组合)和岩石学(岩相学的)特征(包括主要矿物结晶的顺序)而得出错误的结论,本文把地质资料重新纳入识别玄武岩起源的“程序”中。填图和专题研究的关键是建立和识别OPS和增生杂岩物质类型。OPS就是板块从洋中脊到俯冲带运移时在洋板块上面形成的火成岩和沉积岩的岩石组合。本文根据玄武岩和相伴OPS沉积物的关系、它们的岩石成因及地球化学特征,提出玄武岩构造环境的重建方案。根据日本西南部的增生杂岩,可分为五种类型的OPS:(1)砂岩/页岩;(2)砂岩/页岩和燧石;(3)砂岩/页岩、燧石和MORB;(4)砂岩/页岩、燧石、MORB和辉长岩(±橄榄岩);(5)海山OPS,包括OIB、帽状碳酸盐岩、斜坡碎屑和页岩/燧石。其中,玄武岩与某一类型OPS的组合关系(表1)必须首先进行评估,例如,洋中脊拉斑玄武岩通常与深海燧石相伴有关,洋岛玄武岩则与第5种类型的OPS沉积物有关,但岛弧拉斑玄武岩和钙碱性熔岩可能与陆源类沉积物和陆架碳酸盐共同发育。

第2步:玄武岩岩石矿物结晶顺序的系统研究

玄武岩矿物结晶顺序既是判别原生玄武岩岩浆熔体的碱性、拉斑性或钙碱性特征,又是判别地幔橄榄岩熔融程度高低的关键性标志。原生玄武岩浆熔体的碱性、拉斑性或钙碱性成分,分别是典型的洋底高原-洋岛系统、洋中脊和岛弧的标志性岩石特征,它们的性质一般通过岩石地球化学来决定,也可以通过其主要斑晶即橄榄石(Ol)、单斜辉石(Cpx)和斜长石(Pl)及其组成的结晶顺序来识别。碱性和钙碱性镁铁质熔岩的结晶顺序特征是Ol→Cpx→Pl顺序演替,而拉斑质熔体结晶顺序特征是Ol→Pl→Cpx顺序演替。另外,还可以利用富钛矿物确定碱性熔岩。

要特别注意的是,碱性(OIB)和钙碱性(IAB)玄武岩浆结晶顺序特点都是以Ol→Cpx→Pl顺序演替为特征,但碱性(OIB)和钙碱性(IAB)单斜辉石和其他主要矿物的成分却是不同的。碱性(OIB)玄武岩的单斜辉石一般是钛辉石(Ti-Augite),具有特征的劈理与玫瑰色到无色的多色性特点,其他斑晶常常富钛、富钠,有钛辉石、铁闪石和钛黑云母等(Agata,1994;Ichiyama et al.,2008),而钙碱性(IAB)玄武岩的单斜辉石Ti含量却极低(Komiya et al.,2002;Safonova et al.,2008)。洋中脊和俯冲带上盘拉斑玄武岩含有霓石、贫钙单斜辉石。此外,OIBs很容易根据其与典型的洋岛沉积相(表1)的联系而与IAB区分开来。斑晶的结晶顺序演替也可以进行识别,例如,在日本可以用Mino-Tamba增生杂岩和Mikabu带(日本)的OIBs型玄武岩来说明,其特征是在辉石斑状结构和辉绿结构中都清楚地看到斑晶的结晶顺序为Ol→Cpx→Pl。而MORB典型的结晶顺序则为Ol→Pl±Cpx。单斜辉石不是MORB拉斑玄武岩典型的,可能根本不存在(Wilson,1989)。一般来说,大洋拉斑玄武岩(MORBs)可以通过与相关沉积物(燧石与陆源沉积物)的岩性组合关系、缺乏Cpx斑晶和有较高含量的TiO2和Nb来与岛弧拉斑玄武岩区分开。因此,如果能看到玄武岩在OPS岩性组合中的位置及其岩石学和地球化学相互吻合一致,那么,岩石的组成可能没有改变,就可以利用地球化学数据进行构造重建。然而,如果斑晶的组成(例如钛辉石)和/或地质数据(例如洋岛相)的组成表明是碱性熔岩,但全岩岩石地球化学数据组成却令人困惑(如Mino-Tamba),就应得出结论,其组成可能发生了变化。因此,应该更好地避免单一使用地球化学判别图,而是要使用基于洋板块地层、岩石学和地球化学新方法,并检查关键元素比值和多元元素模式。

表1 洋底高原与其它构造背景下类似岩石组合的区别标志(据陆鹿等,2016)Table 1 The discriminants of rock assemblages from oceanic plateau with other tectonic settings(after Lu et al.,2016)

根据地幔橄榄岩的部分熔融程度可以判别蛇绿岩是否是洋底高原-洋岛系统起源。根据蛇绿岩中地幔橄榄岩的部分熔融程度,蛇绿岩起源可分为三种类型:(I)斜长石型,又称洋中脊型,如利古里亚蛇绿岩;(II)单斜辉石型;(III)斜方辉石型,如Horokanai和Pap则是洋底高原-洋岛系统蛇绿岩起源。洋底高原起源蛇绿岩到达俯冲带发生俯冲以后会被肢解形成俯冲增生杂岩带中的小型海底高原或海山洋板块断块或碎片,很难利用洋底高原起源的一般判别标志去识别它。这时就要采用蛇绿岩中地幔橄榄岩的部分熔融程度和主要矿物的结晶顺序来判别其是否是洋底高原-洋岛系起源。

根据地幔橄榄岩的部分熔融程度划分的这三种类型蛇绿岩通过对蛇绿岩中堆晶岩的岩相学观察来定义的,即通过堆晶岩中斜长石、单斜辉石和斜方辉石的结晶顺序来定义的。在火山岩中,采用了反映矿物结晶顺序差异的矿物组合来定义蛇绿岩起源类型。例如,洋中脊玄武岩与其他洋岛玄武岩不同的辨别标志是:没有辉石斑晶,K2O含量少于0.2 wt%,球粒陨石标准化稀土丰度的模式平坦,并具有特异Ti-Zr-Y比值;尽管是斑状程度很高,但MORB从不含有普通辉石斑晶,而普通辉石也只出现在斜长石结晶之后。

第3步:关键地球化学特征

在上述地质和岩石学的支持下,应用地球化学的构造判别图解也是一个强有力的工具。从TiO2的角度来看,单斜辉石TiO2含量也反映了上述三种蛇绿岩类型起源的差异:例如,(I)类蛇绿岩TiO2平均含量为0.8 wt%,而(III)类蛇绿岩TiO2平均含量只有0.1 wt%,(II)类蛇绿岩的TiO2平均含量0.4 wt%。所有这些因素都强烈地表明:(I)类斜长石型蛇绿岩是洋中脊成因,但其他的两种类型蛇绿岩则是洋底高原-洋岛系统起源。岩石学成因表明,这两种类型蛇绿岩是由部分熔融程度比洋中脊成因高得多的地幔橄榄岩熔融形成的,因此,与正常洋中脊玄武岩(1280℃)相比,洋底高原-洋岛系统形成于更高的潜在地幔温度下,相当于夏威夷热点或冰岛的温度(1530℃)。如果洋壳异常厚,则会形成双峰式火山岩,例如冰岛洋底高原-洋岛系统就存在大量的英安岩,其形成是由于Moho附近的岩石被下伏镁铁熔体底侵而发生部分熔融。在传统的判别图(Meschede,1986)中,这些酸性岩石被投到钙碱性岛弧区域内,许多岩石学家就据此得出了冰岛洋底高原-洋岛蛇绿岩为岛弧成因,起源于上盘俯冲带蛇绿岩的错误结论。然而,这种经验判别图不能把英安岩与钙碱性岩石明显区分开,因为仅仅是岩浆混合作用就会导致出现明显的钙碱性特征。与所谓的配分图上的其他不相容元素相比,钙碱性特征唯一的判别特征应该是Nb和Ta亏损。热点、海隆或洋底高原的火山由拉斑玄武岩和碱性岩系列组成。碱性玄武岩与MORB拉斑玄武岩的辨别标志是:碱性玄武岩的辉石结晶要比斜长石早,而且具有更高的TiO2和MgO组成,这反映了地幔橄榄岩的部分熔融程度高于正常洋中脊。碱性玄武岩从矿物组成上含钛辉石、铁闪石和钛黑云母、碱长石以及全岩地球化学成分的不同区别于拉斑玄武岩。另外,也可以利用(La/Nb)PM-(Th/Nb)PM、(Gd/Yb)N-(Al2O3/TiO2)等二元判别图解区别洋底高原-洋岛系统玄武岩(图7;Safonova et al.,2016)。

图7 日本俯冲增生杂岩玄武岩的二元判别图解(据Safonova et al.,2016)IAB—岛弧玄武岩;MORB—大洋中脊玄武岩;OIB—洋岛玄武岩;OPB—洋底高原玄武岩;SSB—俯冲带上盘玄武岩Fig.7 Geochemical discriminant diagrams of tectonic settings for Japanese accretionary basalts(after Safonova et al.,2016)

4 结论

海底高原或海山到达俯冲带发生俯冲以后会被肢解形成俯冲增生杂岩带中的小型岩片,并受岩浆和构造变质作用改造发生化学成分的改变。在没有地质和岩石学数据的支持的情况下,仅用地球化学判别图解判定其成因是不可靠的。因此,为了避免错误的结论,本文作者提出了一种新的基于地质、岩石学和地球化学数据综合解决方法。一旦我们利用地球化学判别图解出现多解或错误的结论时,可以利用这种基于地质、岩石学和地球化学数据的综合解决方法,识别增生杂岩中洋中脊(MORB)和洋底高原-洋岛系统(OIB)玄武岩成因。

谨以此文隆重庆祝潘桂棠老友和老师八十岁诞辰!潘老先生一生从事中国青藏高原板块地质学,特别是中国大地构造和成矿地质的地质调查和科学研究工作,并为此做出突出贡献,获国家特别奖。潘老先生为人正直、学风严谨,无论在学术上,还是在学风和品质上都是一面旗帜,是我们学习的榜样。愿潘老先生福如东海,寿比南山,继续为中国地质科学研究工作做贡献!