山东昌乐新生代碧玄岩中歪长石巨晶特征及成因*

杜 青 孟凡超 王千军田雨露 韩慧妹 刘浩毅 左耿超

（1.中国石油大学（华东）地球科学与技术学院 山东青岛 266580；2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室山东青岛 266061；3.中国石化胜利油田分公司勘探开发研究院 山东东营 257015）

国内外学者对火山岩中的各类巨晶矿物进行了大量研究。巨晶矿物的矿物学和原位地球化学特征可以反映其结晶环境与成因机制，指示寄主岩浆的形成演化过程，从岩石矿物学角度为岩浆岩的成因演化研究提供新方法，为岩石圈演化研究提供新的思路和证据（陈小明等，2002；赵令权等，2015；D'Oriano et al.，2017；邹东雅，2017；Cawthorn，2020；Law et al.，2021）。

歪长石巨晶为一种高温无序矿物，常发育于响岩、碧玄岩等富钠质火山岩中，其成因对于岩浆的形成演化有着重要制约作用。前人通过大量工作研究了歪长石巨晶的矿物学和地球化学特征，却提出了不同的成因解释。部分学者通过对美国德克萨斯州、澳大利亚等地玄武岩及响岩中的歪长石巨晶进行矿物地球化学（Stuckless and Irving，1976；Sun and Hanson，1976；Dawson et al.，2008）、同位素（Dasch，1969；Laughlin et al.，1974；Irving and Frey，1984）及 实 验 模 拟 分 析（Chapman and Powell，1976；Bahat，1979），认为歪长石巨晶与寄主岩浆之间存在不平衡，歪长石为捕掳成因，形成于深部地幔环境。另有学者基于歪长石巨晶的矿物学、原位主微量元素以及稀有气体特征，认为歪长石巨晶与寄主岩浆存在亲缘关系，歪长石为在地壳环境下玄武质岩浆或粗面岩岩浆自身结晶的矿物（邱家骧等，1987；D'Oriano et al.，2017；Matchan et al.，2018）。

山东昌乐地区新生代玄武岩中常见地幔捕掳体及歪长石、辉石和刚玉等巨晶矿物（Xu et al.，2012；赵令权等，2015），歪长石巨晶的成因尚不明确，缺乏深入研究。本文针对山东昌乐地区新生代玄武岩中的歪长石巨晶，利用激光拉曼、激光剥蚀等原位微区测试技术，开展详细的矿物学和地球化学研究，深入分析歪长石巨晶特征及成因机制，结合寄主岩石地球化学特征，探讨歪长石巨晶与寄主岩浆的关系。从岩相学和矿物学角度为昌乐新生代玄武岩的形成演化研究提供新的制约，这对深入理解中国东部新生代火山岩源区特征及成因演化具有重要的指示意义。

1 区域地质概况及样品

山东昌乐火山区位于华北克拉通东南部，郯庐断裂带西侧（图1a），新生代火山岩主要沿断裂分布。玄武岩多出露于临朐县牛山与尧山等地，以及昌乐县北岩镇、乔官镇，潍城区大柳树镇等地（图1b）。火山活动主要发生在牛山期（21.0±2.5 Ma）、山旺期（18～17 Ma）和尧山期（17.3±1.5 Ma）（He et al.，2011）。不同期次的火山喷发具有不同的特点，牛山期火山活动主要以裂隙式熔岩喷发为主，局部有中心式喷发，该期次玄武岩多分布于山坡或山前平原地区。山旺期的火山活动相对较少，玄武岩不发育，以火山碎屑岩为主。尧山期火山作用则以中心式喷发为主，喷发间隙少，玄武岩为厚层状，岩石柱状节理发育，多出露于山顶，氧化顶及沉积夹层均不发育（张春池等，2007），玄武岩底部盛产蓝宝石矿。区内玄武岩多为碱性玄武岩和碧玄岩，部分区域也发育有少量的拉斑玄武岩、橄榄拉斑玄武岩，其中碧玄岩中常存在方辉橄榄岩、二辉橄榄岩、纯橄岩和辉石岩等地幔捕虏体，以及刚玉、橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和歪长石等巨晶矿物（陈道公等，1985；山东省地质矿产局，1991；胡文瑄等，2006；徐峥，2012）。本次样品取自昌乐地区郝家沟（样品HJG-1-2；图1c）、团山子（样品TSZ-1-2；图1d）以及二姑山（样品EGS-1-2；图1e）火山口，均为尧山期火山活动产物。

图1 山东地区新生代玄武岩分布简图及火山口样景图a.山东新生代玄武岩分布图；b.昌乐地区新生代玄武岩分布图（地质图据山东省地质矿产局，1991 修改）；c.郝家沟火山口；d.团山子火山口；e.二姑山火山口Fig.1 Simplified distribution of basalts and craters in Changle area

2 分析方法

全岩主微量元素在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。样品经人工粉碎至200 目。主量元素利用X 射线荧光法（XRF）测试，仪器为X 荧光光谱仪Philips PW2404，测试精度优于2%。微量元素利用电感耦合等离子体质谱法测试，仪器为等离子质谱仪ELEMENT-I（Finnigan-MAT 有限公司制造），测试精度优于5%。依据标准为《电感耦合等离子体质谱方法通则（DZ/T0223-2001）》。详细分析测定步骤参照Qu et al.（2004）。

长石原位主微量元素测试在武汉上谱分析科技有限责任公司利用LA-ICP-MS 完成。GeolasPro 激光剥蚀系统由COMPexPro 102 ArF 193 nm 准分子激光器和MicroLas 光学系统组成，ICP-MS 型号为Agilent 7700e。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入ICP 之前通过一个T 型接头混合，激光剥蚀系统配置有信号平滑装置（Hu et al.，2015）。本次分析的激光束斑和频率分别为44 μm 和5 Hz。单矿物微量元素含量处理中采用玻璃标准物质BHVO-2G，BCR-2G 和BIR-1G 进行多外标无内标校正（Liu et al.，2008）。每个时间分辨分析数据包括大约20～30 s 空白信号和50 s样品信号。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal（Liu et al.，2008）完成。

流体包裹体岩相学观察及激光拉曼测试在中国石油大学（华东）地质流体实验室完成。测试仪器为法国Jobin Yvon 公司生产的LabRam-010 激光拉曼光谱仪，该仪器采用显微共焦系统和CCD 信号检测系统，光学分辨率约为1.5 cm-1，实验所用的激光光源波长为532 nm，共焦孔为1 000 μm，狭缝为400 μm，积分时间为5 s，实验的环境温度为20 ℃。

3 长石巨晶寄主岩石特征

3.1 岩石学特征

研究区主要存在两类新生代火山岩。第一类为郝家沟火山口中的岩石（图2a），该类火山岩常含5%～10%的地幔捕掳体（图2a），一般为几厘米至数十厘米，椭圆状—球状，脆而易碎，极易风化，主要由橄榄石、辉石、尖晶石和石榴石等矿物组成；岩石呈深灰黑色，发育柱状节理，斑状结构，斑晶矿物主要为橄榄石、辉石、歪长石和刚玉等；橄榄石斑晶约占2%～3%，呈半自形，粒径100～300 μm，裂纹发育；辉石斑晶约占5%～10%，半自形—它形，粒径200～1 000 μm；歪长石巨晶约占5%～10%，自形—半自形，长条状，粒径约2～5 cm；刚玉巨晶约占2%～3%，粒径约0.2～1 cm；基质主要包括辉石等暗色矿物以及斜长石和玻璃质（图2c），基质中的斜长石呈长条状，约50 μm，具有拉斑玄武结构。第二类为二姑山火山口中的岩石（图2b），该类火山岩极少可见捕掳体，偶尔可见较小的捕掳体风化残余；岩石呈浅灰黑色，发育柱状节理，斑状结构，斑晶矿物主要为橄榄石与辉石；橄榄石斑晶约占2%～3%，半自形，粒径50～300 μm，裂纹发育；辉石斑晶约占5%～10%，半自形，粒径约50～400 μm；基质的结晶程度相对碧玄岩更好，基质中的斜长石约100～500 μm，可见拉斑玄武结构（图2d）。

图2 昌乐地区新生代火山岩野外和显微镜下照片a.郝家沟碧玄岩；b.二姑山碱性玄武岩；c.郝家沟碧玄岩显微照片（正交光）；d.二姑山碱性玄武岩显微照片（正交光）Fig.2 Photos and micrographs of the volcanic rocks in Changle area

3.2 元素地球化学特征

研究区新生代火山岩化学成分见表1。从表中可以看出，岩石化学成分SiO2含量范围为43.19%～45.16%，平均44.13%，属超基性—基性岩类，总体上高Mg、Fe、Ca（MgO = 7.65%～11.73%，均值为10.26%；Fe2O3= 12.34%～13.31%，均值为12.88%；CaO = 8.18%～9.61%，均值为9.01%），低K、Na（K2O = 1.84%～3.10%，均值为2.27%；Na2O = 2.96%～4.93%，均值为3.96%）。结合岩相学特征，全岩硅—碱图上（TAS）（图3）显示该区火山岩同样可分为两类：其中，地幔捕掳体及长石等巨晶发育较多的火山岩，其SiO2含量较低（43.85%～44.38%），全碱含量（K2O+Na2O）较高（7.93%～8.02%），落入碧玄岩区域；另外，地幔捕掳体以及长石等巨晶发育较少的火山岩，其SiO2含量较高（44.93%～45.16%），全碱含量较低（4.80%～4.83%），落入碱性玄武岩区域。

图3 昌乐地区玄武岩样品SiO2-（K2O+Na2O）图解（据Irvine and Baragar，1971）Fig.3 Discrimination diagrams for basalt from Changle area SiO2-（K2O+Na2O）diagram（after Irvine and Baragar，1971）

表1 山东昌乐地区新生代玄武岩全岩主量元素/%和微量元素/×10-6组成Table1 Major/% and trace elements/×10-6 compositions of the Cenozoic basalts in Changle area of Shandong Province

在球粒陨石标准化的稀土元素配分图（图4a）上，样品稀土元素含量较高（ΣREE =159.77×10-6～326.89×10-6，均值为238.40×10-6），配分曲线呈明显的右倾型，轻稀土元素（LREE）相对富集，重稀土元素（HREE）相对亏损，具弱的Eu 正异常（δEu = 1.06～1.11），表明原始岩浆演化过程中未经历明显的斜长石分离结晶作用。碧玄岩的轻/重稀土分异程度明显高于碱性玄武岩，碧玄岩（La/Yb）N为34.57～40.36，碱性玄武岩（La/Yb）N为19.77～20.09。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图（图4b）上，显示样品富含大离子亲石元素（LILE）和LREE，Nb、Ta不亏损，Pb 和K 相对亏损，具有类似于洋岛玄武岩（OIB）的微量元素分布特征，且碧玄岩大部分不相容微量元素含量高于碱性玄武岩。且碧玄岩Ba/Nb 比值较低，范围为3.47～3.77，而碱性玄武岩Ba/Nb 比值范围为6.03～6.59。

图4 山东昌乐地区新生代玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）（球粒陨石数据和原始地幔数据据Sun and McDonough，1989）Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns（a）and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams（b）of the Cenozoic basalts in Changle area of Shandong Province（after Sun and McDonough，1989）

4 歪长石巨晶特征

4.1 矿物学特征

歪长石巨晶多发育于SiO2含量较低、全碱含量较高的碧玄岩中，常伴随其它地幔捕掳体和巨晶矿物共同产出。长石巨晶呈浅白色至淡黄色，玻璃光泽，半自形—它形，长条状，粒径一般1～3 cm（图2a），解理发育，沿解理面方向裂隙较多，常见阶梯状断口，表明长石巨晶在上升过程中经历了碎裂阶段及碰撞—球磨等作用（邱家骧等，1987）。单偏光下巨晶无色透明，可见较多2～5 μm 的无色玻璃包裹体，可见宽约0.5 mm的反应边，主要由纤维状长石微晶、蠕虫状辉石等矿物颗粒及玻璃质组成，正交光下显示Ⅰ级灰白干涉色，聚片双晶发育，偶见格子双晶。

4.2 元素地球化学特征

长石巨晶激光剥蚀测试结果见表2，其An 值为4.76%～5.62%，Ab 值为49.81%～71.89%，在端元分类图上显示为歪长石，并具有向透长石过渡的趋势（图5）。歪长石巨晶化学成分均匀，没有环带，存在明显反应边，巨晶核部Mg、Fe、Na、Al、K 等元素及An、Ab 的含量处于小范围内的无序波动状态（图7），没有明显的变化规律，反应边处Mg、Fe、Mn、Na、K 等元素含量升高，SiO2含量降低。

表2 山东昌乐地区歪长石巨晶主量元素/%和微量元素/×10-6组成Table 2 Major/% and trace elements/×10-6 compositions of the anorthoclase megacrysts in Changle area of Shandong Province

图5 昌乐地区新生代玄武岩中长石分类图A.钠长石；B.奥长石；C.中长石；D.拉长石；E.培长石；F.钙长石；G.歪长石；H.透长石Fig.5 Or-Ab-An classification diagram of feldspar in the Cenozoic basalts in Changle area

歪长石巨晶边部稀土总量稍高，均值为49.35×10-6，核部稀土元素总量较低，ΣREE = 1.98×10-6～2.46×10-6，平 均 值 为2.16×10-6， LREE/HREE = 21.71～76.51，均 值 为35.97，（La/Yb）N为18.14～36.70。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图上，歪长石巨晶稀土配分曲线呈右倾型，明显富集轻稀土，亏损重稀土，δEu = 12.37～26.22，显示极高的Eu 异常和明显的Pr 正异常，Sm、Nd、Gd 相对亏损（图8）。

4.3 包裹体特征

歪长石巨晶内含有大量包裹体，均匀分布在主矿物中，多为单相包裹体，少数为两相包裹体，由巨晶核部至边部，包裹体化学成分变化不明显，且与刚玉、辉石等巨晶中的包裹体具有相似性（胡文瑄等，2006；宋玉财等，2006）。单相包裹体（图6a）约2～3 μm，呈圆形—椭圆形，主要由一些硬石膏、镁方解石和玻璃质组成；两相包裹体（图6b）约3～5 μm，呈长条形，除石膏、方解石外，还含有氮气和多种烷烃。

5 讨 论

5.1 歪长石巨晶为寄主岩浆的捕掳晶

典型岩浆自身结晶作用形成的长石具有完好的晶型，矿物与基质界限明显，无熔蚀性孔隙及反应边（陈小明等，2002，2009；张国良等，2010；祁奇等，2016）。山东昌乐歪长石巨晶与岩浆自身结晶的长石之间存在明显差异。研究区歪长石存在港湾状熔蚀边以及宽约0.5 mm 的反应边（图7），且寄主玄武岩存在弱的Eu 正异常（图4b），表明歪长石可能发生过轻微的出溶，暗示巨晶与寄主岩浆之间存在着不平衡关系。反应边的存在指示歪长石巨晶在形成之后，所处的物理化学条件短时间内发生变化，与岩浆发生过混染作用。歪长石巨晶的反应边是巨晶与寄主岩浆处于不平衡条件下反应、混杂、结晶的产物，其形成存在两种可能。一种可能是岩浆在地壳浅部或近地表条件下上升时，岩浆中的气体发生热膨胀以及岩浆自身发生氧化反应放热使岩浆温度迅速上升（一般不超过1 000 ℃）（Pinkerton and Sparks，1978；王玉明等，1997），导致歪长石巨晶发生熔蚀。然而，前人研究结果表明歪长石巨晶为高温无序矿物，结晶温度可能大于1 200 ℃（邱家骧等，1987），因此喷出地表时不超过1 000 ℃的寄主岩浆不可能造成歪长石巨晶发生熔蚀。另一种可能是歪长石巨晶进入了一个相对更高温的体系，即歪长石巨晶是其寄主岩浆在上升过程中捕获的，歪长石进入寄主岩浆后发生熔蚀和反应，形成了反应边。因此，歪长石巨晶的反应边反映了其与寄主岩浆之间存在的不平衡关系，表明该矿物巨晶为捕掳晶。

图7 歪长石巨晶核部至边部成分变化Fig.7 Composition variation from ring to core of the anorthoclase megacrysts

歪长石巨晶Ab 值为49.81%～71.89%，比低压下形成的斜长石更富Na（邱家骧等，1987）。Sr 和Ba 在歪长石中表现为相容性元素，在歪长石结晶过程中可以以类质同象的形式代替Ca 离子。研究区歪长石相比幔源玄武质岩浆中结晶的长石，其Sr 和Ba 的含量高出10 倍以上（表2），表明结晶出歪长石巨晶的母岩浆经历了一定程度 的 演 化（Binns et al.，1970；Stuckless and Irving，1976；Bahat，1979）。歪长石巨晶表现出轻稀土相对富集和明显Eu 正异常的特点（图8），如果寄主岩浆结晶大量歪长石，剩余岩浆则会出现轻稀土亏损及Eu 负 异 常 的 特 征（Sun and Hanson，1976；王人镜，1983），这与歪长石寄主岩石具有轻稀土相对富集和Eu 负异常的特点相矛盾（图4b）。另外，歪长石巨晶稀土总量较低，其与寄主岩的REE 比值在0.006～0.015 之间，反映巨晶与寄主岩处于不平衡的状态。以上特征均表明歪长石巨晶不是寄主玄武质岩浆的结晶产物，而是捕掳晶。

图8 山东昌乐歪长石巨晶球粒陨石标准化稀土元素配分图（球粒陨石数据引自Sun and McDonough，1989）Fig.8 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of the anorthoclase megacrysts（after Sun and McDonough，1989）

5.2 歪长石巨晶的结晶环境

歪长石巨晶的寄主岩石常携带有橄榄岩—辉石岩捕掳体（陈道公等，1985；山东省地质矿产局，1991；胡文瑄等，2006；徐峥，2012），说明其寄主岩浆上升速度较快，未在地壳长时间停留，暗示歪长石巨晶为寄主岩浆上升至地壳时被捕获的可能性较低，表明歪长石巨晶可能来源于地幔环境。前人对歪长石巨晶进行X 衍射分析表明，歪长石巨晶有序度小于0.1，显示歪长石为高温无序矿物（邱家骧等，1987；Fabrizio et al.，2008）。歪长石巨晶化学成分均匀，没有环带，由核部至边部，成分在极小范围内无序波动（图7），无明显变化规律，表明其结晶成核作用发生在化学成分均匀、物理化学条件相对稳定的岩浆熔体中，而不是随着矿物不断晶出，化学成分不断发生变化的岩浆，这与邱家骧等（1987）以及王艺芬等（1989）的认识较为一致。因此，歪长石巨晶结晶于高温、稳定的地幔环境。

歪长石巨晶与辉石、刚玉等巨晶矿物在碧玄岩中常共同产出（徐峥，2012）。刚玉巨晶δ18O 值普遍低于+5.65‰，暗示刚玉巨晶并非来源于地壳，因为地壳环境常具有较高的δ18O 值，普遍范围应该为+5‰～+14‰（胡文瑄等，2006）。这种低δ18O 的刚玉巨晶的结晶熔体可能与再循环洋壳组分有关，因为洋壳内高温水—岩相互作用常导致的氧同位素具有低值（胡文瑄等，2006；徐峥，2012）。宋玉财等（2009）首次在刚玉巨晶包裹体中发现了碳酸盐和硫酸盐组分，推测刚玉和歪长石巨晶结晶于与洋壳俯冲流体有关的低硅和富碳酸盐的碱性熔体中。这种碱性岩浆在高温高压条件下受到流体作用可以长期保持其成分的稳定性和特殊性，保证了巨晶矿物的平衡结晶（吕勇军等，2006）。另外，歪长石、辉石以及刚玉等巨晶矿物的3He/4He 比值均介于大气比值和MORB 比值之间（胡文瑄等，2006），同样证明这些巨晶矿物结晶于地幔环境。研究区歪长石、辉石以及刚玉等巨晶矿物具有相同的稀有气体同位素特征和包裹体特征，表明巨晶来源一致，均结晶于含有再循环洋壳组分的地幔环境（丁振华，1998；胡文瑄等，2006；宋玉财等，2009；孔凡梅等，2017）。

5.3 长石巨晶成因研究的地质意义

中国东部新生代玄武岩富集LILE 和LREE，K、Pb 亏损，Nb、Ta 不亏损，具有洋岛型玄武岩地球化学特征（图4）。前人认为这些玄武岩的形成与太平洋板块俯冲导致的壳幔相互作用有关（Tang et al.，2006；Xu et al.，2012；徐义刚等，2020）。许多证据均表明中国东部新生代玄武岩的源区普遍遭受过俯冲洋壳流体的改造，如中国东部新生代玄武岩普遍存在δ26Mg 值低于亏损地幔值（Huang et al.，2015；Li et al.，2017）、较高δ66Zn 值（Liu et al.，2016）、高且变化范围大的206Pb/204Pb 等特征（Xu and Zheng，2017）。晚中生代时，俯冲的古太平洋板片发生熔融，产生的熔体交代上覆地幔楔橄榄岩。新生代，俯冲板片的回卷导致弧后扩张和软流圈上涌，引起被交代的软流圈地幔楔部分熔融，产生新生代玄武质岩浆，岩浆形成后迅速上升，喷出地表（Xu et al.，2012；Li et al.，2015；Yang et al.，2016；郑永飞等，2016；Xu et al.，2017；徐义刚等，2018；徐峥等，2019）。

前人研究表明在洋壳俯冲作用下，地幔楔性质发生改变，钾、钠含量高的流体交代的源区部分熔融形成碧玄岩岩浆，反之形成碱性玄武岩岩浆（徐峥，2012；Xu et al.，2020）。本文歪长石等巨晶矿物的特征表明其为寄主岩浆的捕掳晶，这说明发育大量捕掳晶和捕掳体的碧玄岩岩浆的成因更为复杂。前文已述，研究区几种巨晶矿物为捕虏晶，均结晶于岩石圈地幔，其母岩浆为岩石圈中含有俯冲洋壳组分的硅酸盐熔体，并富含碳酸盐和硫酸盐等流体，在这种稳定的环境中，刚玉和辉石以及歪长石先后结晶（丁振华，1998；胡文瑄等，2006；宋玉财等，2009；孔凡梅等，2017）。歪长石等多种捕掳晶矿物在碧玄岩中的大量发育，表明碧玄岩经历了一定程度的岩浆混合，而非源区部分熔融直接形成。因此本文认为山东昌乐碧玄岩岩浆是由起源于软流圈地幔的玄武质岩浆在上升至岩石圈地幔时，与富钾、钠并携带多种巨晶矿物的岩浆经过混合作用而形成。该认识在矿物学角度限制了寄主岩浆的源区演化特征，对中国东部新生代玄武岩的起源与演化的研究具有重要指示作用。

6 结 论

（1）研究区新生代玄武岩中的橄榄岩捕掳体和各类巨晶矿物多发育于K2O、Na2O含量较高的碧玄岩中，捕掳体和巨晶有明显的共存关系。

（2）歪长石巨晶Mg、Fe 含量相对较低，存在明显的Eu 异常，由边部至核部，各元素含量均在极小范围内无序变化，形成于富钠、钾的地幔岩浆，为捕掳晶。

（3）携带捕掳体和多种巨晶矿物的富钠、钾的岩浆与玄武岩岩浆发生混合形成碧玄岩岩浆，伴随岩浆快速上升喷发，长石巨晶被携带至地表。