如何判定俯沖增生雜巖中的高度肢解的洋底高原-海山系統(tǒng)

肖慶輝,劉 勇,程 楊,邱瑞照,范玉須,裴 斐,楊 斌

(1.中國地質科學院地質研究所,北京 100037;2.中國冶金地質總局礦產(chǎn)資源研究院,北京 101300;3.中國地質調查局發(fā)展研究中心,北京 100037;4.中國煤炭地質總局勘查研究總院,北京 100039;5.中國地質大學地球科學與資源學院,北京 100083)

在過去的二三十年,人們一直利用地球化學判別圖解評估判定包括洋底高原和海山系統(tǒng)在內的巖漿火山單元形成的構造環(huán)境與巖石成因(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)曾通過野外詳細實測剖面和構造解析工作重塑過海山進入俯沖帶破裂、肢解直至混雜過程,該過程會形成面目全非的難于識別的小型洋底高原-洋島-海山系統(tǒng)的斷塊或碎片,地球化學判別圖解的有效應用受到了質疑或被重新評估。為此,日本等國都提出了研究判定增生雜巖中發(fā)生肢解的洋底高原-洋島-海山系統(tǒng)的新方法。近十余年來,通過中、大比例尺區(qū)域地質填圖調查以及洋板塊地層專題研究又發(fā)現(xiàn):在古老增生雜巖帶中廣泛分布著與地幔柱成因相關的洋底高原-洋島-海山系統(tǒng),其數(shù)量與規(guī)模不亞于洋中脊和洋內島弧(Safonova,2011)。洋底高原-洋島-海山系統(tǒng)與洋中脊和洋內島弧共同構成洋板塊地層主體(劉本培等,1993;董學發(fā)等,2016;范建軍等,2018),并具有控制古老造山帶大洋俯沖,引起大洋俯沖帶后撤和俯沖反轉,促進大陸增生的地球動力學意義。洋板塊地層主體在洋板塊地質再造研究中具有舉足輕重的作用,成了判別增生雜巖帶中地層是否是洋板塊地層的決定性標志(徐斐和周祖翼,2003;潘桂棠等,2008,2019;李廷棟等,2019;李光明等,2020;張克信等,2021)。因此,重新審定增生雜巖中洋底高原-海山成因意義重大,勢在必行。

本文針對當前我國洋底高原-海山研究中的薄弱環(huán)節(jié),提出了一套基于洋板塊地層、巖石學和地球化學聯(lián)合研究思路和重新審定增生雜巖中洋底高原-海山成因的新方法,重點介紹如何判定增生雜巖中的發(fā)生高度肢解后形成面目全非的難于識別的小型洋底高原-海山洋板塊斷塊和碎片的成因。

1 未發(fā)生肢解的現(xiàn)代洋底高原或海山系統(tǒng)的基本特征

在現(xiàn)代洋底廣泛分布著一種面積廣大、以鎂鐵質-超鎂鐵質巖石為主的海山,洋島和洋底高原,它們雖然在洋底的產(chǎn)狀與規(guī)模不一樣,但它們的形成都與地幔柱具有十分密切的關系,其深部結構基本相同,也是洋殼的重要組成部分(圖1,2),是判定洋板塊地層的重要標志,我們在此把它們統(tǒng)稱為洋底高原-洋島-海山系統(tǒng),簡稱海山系統(tǒng)。

圖1 洋底高原-海山系統(tǒng)的地幔柱成因及其與增生雜巖和島弧的關系圖(據(jù)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-海山系統(tǒng)的地球動力學意義在于它制約大洋俯沖,引起大洋俯沖帶后撤或俯沖反轉,促進大陸增生,把大洋物質增生到大陸上,構成古老大陸的重要組成部分,促使洋殼平俯沖及高原隆升(陸鹿等,2016;袁四化等,2020),因此,引起了國內外學者對洋底高原-海山系統(tǒng)的重視。

多數(shù)洋底高原-海山系統(tǒng)的巖石組成基本相似,其主體部分由火成巖組成。頂面位置常有少量的海相沉積巖。火成巖以鎂鐵質-超鎂鐵質巖為主,上部以拉斑玄武質熔巖為主,其次為下部鎂鐵質-超鎂鐵質的堆晶巖和侵入體(圖2)。玄武巖熔巖多數(shù)具有枕狀構造,也經(jīng)常可見塊狀構造的玄武熔巖。而玄武巖的MgO含量多數(shù)小于11 wt%,而MgO小于3 wt%的玄武巖則很少,例如翁通-爪哇洋底高原和凱爾蓋郎洋底高原便是如此。常見的鎂鐵質-超鎂鐵質堆積巖和侵入巖包括以橄欖石和輝石為主要礦物的超鎂鐵質堆積巖、層狀構造輝長巖類堆晶巖以及塊狀構造輝長巖(Farnetaniet al.,1996;Kerr et al.,1998)。在一些洋底高原中還發(fā)現(xiàn)一些高鎂熔巖,如苦橄巖和科馬提巖,這些巖石在加勒比-哥倫比亞地區(qū)的洋底高原以及增生至美洲大陸之上的古老洋底高原殘片中最為常見。在整個加勒比-哥倫比亞地區(qū)洋底高原中,高鎂熔巖常見于南哥倫比亞庫拉索島、委內瑞拉尼科亞半島及哥斯達黎加和海地地區(qū)(Kerr et al.,1997),其中最為著名的是位于哥倫比亞西南地區(qū)的高格納島(Gorgona Island)之上的具有鬣刺構造的科馬提巖(Kerr et al.,1998)。一般認為,以無水苦橄巖和科馬提巖為代表的高鎂熔巖來源于高溫地幔源區(qū),并靠近地幔柱柱頭的中心位置,通常形成于地幔柱誘使的噴發(fā)作用的早期,代表地幔柱起源的原始巖漿組成特征(Arndt et al.,1997)。因此,洋底高原中高鎂巖石的產(chǎn)出對于洋底高原的成因研究具有重要的指示意義。

圖2 古洋底高原-海山系統(tǒng)厚的地殼剖面示意圖(據(jù)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)根據(jù)對加勒比-哥倫比亞地區(qū)洋底高原的研究,建立了更為完善且準確的洋底高原結構模型(圖3)。該結構模型認為,原始洋底高原的下部主體由超鎂鐵質-鎂鐵質堆晶巖及大規(guī)模鎂鐵質侵入巖構成,其基底的位置靠近莫霍面,為橄欖堆積巖和輝石堆積巖,向上為層狀構造堆晶輝長巖,再向上為均質輝長巖。洋底高原的上部主體由大規(guī)模巨厚熔巖層構成,熔巖層的底部常常以地球化學組成不均一的科馬提巖和苦橄巖為特征,向上則主體為枕狀構造玄武巖,其次為塊狀構造玄武巖。在熔巖層中還時常分布一些小規(guī)模的輝長巖侵入體,其直徑約為10 km,成分類似于下部大規(guī)模侵入的輝長巖巖基,說明二者之間成因相關,具有統(tǒng)一的巖漿源區(qū)。

圖3 洋底高原結構示意圖(據(jù)Kerr et al.,1998)Fig.3 Schematic diagram showing the structure of ocean floor plateau(after Kerr et al.,1998)

古造山帶中海山系統(tǒng)的洋板塊地層(OPS)中洋殼相較于洋底高原更容易鑒別。日本西南部和中亞造山帶的增生雜巖中的海山都由大量的洋島玄武巖(OIB)、堿性玄武巖和礁灰?guī)r序列組成。中亞造山帶標準海山通常具有典型的二元結構:大洋碳酸鹽巖帽蓋沉積物上覆在玄武巖之上,玄武巖可以分為洋中脊玄武巖、洋底玄武巖、洋底高原玄武巖和洋島玄武巖(OIB)。標準海山還具有特定的碳酸鹽巖帽蓋以及斜坡相、斜坡山前帶和海底各種構造環(huán)境的洋板塊地層(OPS)沉積物單元,依次可分為碳酸鹽巖帽蓋層—斜坡相OPS單元—山麓和海底沉積巖三個單元。碳酸鹽巖帽蓋層可能包含塊狀/微晶灰?guī)r,通常含化石。斜坡相一般由少量的層狀灰質泥巖、鈣質泥巖和角礫巖組成。山麓沉積則由泥巖、硅質頁巖、條帶狀燧石巖等互層(圖1)。造山帶中的海山露頭一般比島弧小得多,它們常常被錯誤認為是弧后盆地或島弧,為了避免這方面的錯誤,其鑒別標志如下(圖4):

圖4 海山OPS的相單元及其建造系統(tǒng)(據(jù)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)海山一般具雙層結構,底座為玄武巖,頂蓋為灰?guī)r。

(2)海山沉積物一般具有在海山或島弧斜坡上面向下滑塌形成的沉積構造標志。如同沉積的Z型褶皺作用,角礫化,厚度的變化明顯等特征。

(3)在增生柱的逆沖巖席內部,可以看到海山碎塊和濁積巖、蛇綠巖和超高壓變質巖摻和在一起的混雜現(xiàn)象。在這些巖石中,變形作用可能使線理和推覆構造重新定向。

(4)海山玄武巖具有獨特的地球化學特點:TiO2含量中到高,一般>1.5 wt%;輕稀土含量從中到高,(La/Sm)N>1.3;重稀土分異程度中等到高;Nb比La相對富集,(Nb/La)PM>1,(Nb/Th)PM>1。

(5)海山的玄武熔巖是一個地幔柱在其活動期間的產(chǎn)物,因此,在造山帶內的這些海山玄武巖可能是不同時代的。

(6)由幾個海山構成的海山鏈中,較老海山的玄武巖的不相容元素一般比年輕的海山少得多。

2 巨大的洋底高原-海山系統(tǒng)在俯沖帶被肢解或縮減過程

巨大的洋底高原或海山系統(tǒng)到達俯沖帶發(fā)生俯沖以后會被肢解形成俯沖增生雜巖帶中的小型海底高原或海山斷塊或碎片。如果肢解強烈則變成玄武巖、灰?guī)r、輝長巖等不同巖性斷塊或碎片(圖5)。目前在中亞和東亞的30多個增生雜巖中發(fā)現(xiàn)的洋底高原-海山系統(tǒng)洋板塊地層(OPS)物質都是被肢解或縮減的洋底高原OPB型和洋島OIB型玄武巖和灰?guī)r的海山碎片(Safonova et al.,2009)。而在俯沖增生雜巖單元內,被肢解的小型海底高原或海山則構成一個個以斷層為界的具有原始相連性的洋板塊地層巖片(或巖石組合),而多數(shù)是以斷塊或巖席形式產(chǎn)出。在俯沖增生雜巖單元內是經(jīng)歷了多次重復構造擠壓縮短形成的不對稱雙重構造(Matsuda and Isozaki,1991;Kimura and Hori,1993),這些俯沖增生雜巖主要形成于海溝內壁之下的疊瓦狀OPS巖片,甚至也可以保存在藍片巖單位內(Sedlockand Isozaki,1990;Isozaki and Blake,1994;Kimura et al.,1996)。然而,大規(guī)模海底滑坡和/或構造侵蝕等作用過程通常又會破壞原生的雙重構造,并將海底高原-海山系統(tǒng)OPS物質混合形成混雜巖,而這些各種大小和形狀奇異的巖塊和透鏡巖塊通常又被稱為滑塌巖。

圖5 洋底高原-海山系統(tǒng)到達俯沖帶以后被肢解形成俯沖增生雜巖帶中小型巖片示意圖(據(jù)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-海山系統(tǒng)在俯沖帶被肢解形成俯沖增生雜巖帶中的小型斷塊或碎片以后,又會在深部俯沖的變形變質作用過程中,被進一步分解和/或破碎成更小的碎片。因此,洋底高原-海山系統(tǒng)的OPS在增生雜巖中的地層連續(xù)性是罕見和有限的,即使在較老的增生雜巖中表觀上連續(xù)的層狀燧石單元內也是如此(Yao et al.,1980)。特別是,在研究變形增生雜巖時,由于枕狀玄武巖與燧石之間或燧石與碎屑巖之間的接觸面已被構造變形變質改造過,因此,在野外對主要OPS之間的接觸面要認真觀察(Isozaki et al.,1988;Wakita,1988;Isozaki and Blake,1994)。

洋底高原-海山系統(tǒng)中的OPS微體化石雖然被分解到了不同的碎片中,但是,洋底高原-海山系統(tǒng)OPS的微體化石通常以數(shù)量大和連續(xù)產(chǎn)出方式出現(xiàn)在整個增生雜巖帶剖面中較小的碎片中,因此,可以利用小的碎片中的微體化石去追蹤再造洋底高原-海山系統(tǒng)破碎塊之間的親緣關系以及它們的分布范圍。微體化石在化石分帶研究方面也比宏體化石更有利,特別是在遠離陸地邊緣的開闊海洋環(huán)境中,在這些環(huán)境中,各種小型浮游生物繁衍。對于OPS的深度,牙形石分帶是最有力的工具。經(jīng)研究,寒武紀到三疊紀層狀燧石的沉積速率極低。另一種最有力的微體化石是放射蟲,然而,放射蟲分帶的分辨率仍然不如牙形石的分帶分辨率高。對于洋底高原或海山OPS的前侏羅紀環(huán)礁灰?guī)r來說,牙形石也是最可靠的標準化石,然而,它們的發(fā)育常受到相的強烈控制。相往往消除了高分辨率定年的可能性。對于石炭系和二疊系,生物地層學是實用的,其與高分辨率牙形石分帶的相互關系已完全建立。對于年齡較大的古生代地層,三葉蟲和角石化石都是很好的候選物,而不是牙形石。對于化石貧乏的前寒武紀,需要其他測年技術,以后再討論。

3 被混入到肢解的洋底高原或海山系統(tǒng)中的蛇綠巖的判別標志

在過去二三十年中,包括洋底高原或海山系統(tǒng)巖漿在內的巖漿巖形成的構造環(huán)境,一直是基于地球化學的判別圖解確定的(Winchesterand Floyd,1977;Pearce et al.,1984;Rollinson,1993;Polat et al.,1999),但最近地球化學判別圖解的準確性受到了質疑。一些學者將地球化學數(shù)據(jù)投到10MnOTiO2-10P2O5、Zr/4-2Nb-Y和Zr-Ti/100-3Y構造判別圖解上(圖6;Safonova et al.,2015,2016;Meschede,1986;Pearce and Cann,1973),發(fā)現(xiàn)Mikabu玄武巖,它們是在同一玄武巖單位內取樣的,卻投在島弧IAT和洋中脊MORB兩個領域上,這在地質學和巖石學方面是不可能的;Gifu玄武巖樣品部分投在洋島環(huán)境上,另一部分卻投在MORB區(qū)域上(Safonova et al.,2015,2016)。因此,如果沒有地質和巖石學數(shù)據(jù)的支持,這些圖解是不可靠的。

圖6 日本西南部玄武巖構造環(huán)境地球化學判別圖(據(jù)Safonova et al.,2016)Fig.6 Geochemical diagrams showing tectonic settings of basalt rocks in southwestern Japan(after Safonova et al.,2016)

為了檢驗地球化學的判別圖解在不同年齡洋中脊和洋底高原-洋島環(huán)境中形成的玄武巖的應用,Safonova et al.(2016)把650份玄武巖分析數(shù)據(jù)集中投到三角形地球化學判別圖解上,結果表明:古生代和中生代洋底高原-洋島系統(tǒng)和洋中脊玄武巖的投點遠離古生代和中、新生代洋底高原-洋島系統(tǒng)和洋中脊玄武巖的區(qū)域,并在它們的現(xiàn)代類似物各自領域之外(Pearce and Cann,1973;Meschede,1986);古生代和中生代洋中脊和洋底高原-洋島系統(tǒng)的重要部分也投在各自的區(qū)域之外,分別在島弧IAT和N-MORB領域。所有這些差異都可能是由于洋底高原或海山系統(tǒng)在俯沖帶俯沖以后被肢解或縮減過程中受巖漿和構造變質作用所致。因為一些元素,特別是大離子親石元素,不僅在后巖漿過程中,包括海底的高溫熱液蝕變條件下、區(qū)域變質和變形過程中都會活化遷移(例如,Humphris and Thompson,1978;Thompson,1991;Volkova et al.,2009)。此外,一些巖漿在巖漿房可能與圍巖發(fā)生同化混染,或者在巖漿上升過程中被地殼物質混染,這主要的問題是由于忽視或忽略地質關系(包括相關巖石組合)和巖石學(巖相學的)特征(包括主要礦物結晶的順序)而引起的。地質和巖石學特征與地球化學不同,是不能改變的。因此,為了避免錯誤的結論,本文提出了一種新的解決方法。一旦我們利用地球化學判別圖解出現(xiàn)多解或錯誤的結論時,可根據(jù)洋板塊地層(OPS),以及利用日本西南部四個增生雜巖即:秋吉(Akiyoshi)、美濃-多目(Mino-tamba)、秩父(Chichibu)和四萬十川(Shimanto)增生雜巖的洋中脊(MORB)和洋底高原-洋島(OIB)的玄武巖巖石學和地球化學識別方法與經(jīng)驗來識別增生雜巖中洋中脊(MORB)和洋底高原-洋島系統(tǒng)(OIB)玄武巖的成因。新方法的工作重點是構建OPS剖面中與玄武巖相關的不同巖性組合類型的關系和微體化石年齡以及玄武巖中主要斑晶橄欖石、輝石、斜長石的結晶順序、組成和它們的關鍵地球化學特征,用這些特征來判斷它們是形成于洋中脊(MORB)、洋島(OIB)還是島弧(IAB)環(huán)境中。其具體研究方法如下:

第1步:大比例尺填圖和專題研究

大比例尺填圖和專題研究以獲取增生雜巖地質資料,地質資料必須重新納入識別玄武巖起源的“程序”。首先是要結合巖漿(玄武巖)和洋板塊地層(OPS)中沉積巖地質資料綜合判別。地球化學特征因受各種地質作用改造而會發(fā)生改變,但地質和巖石學特征不同于地球化學,是不能改變的,因此,為了避免由于忽略地質關系(包括相關巖石組合)和巖石學(巖相學的)特征(包括主要礦物結晶的順序)而得出錯誤的結論,本文把地質資料重新納入識別玄武巖起源的“程序”中。填圖和專題研究的關鍵是建立和識別OPS和增生雜巖物質類型。OPS就是板塊從洋中脊到俯沖帶運移時在洋板塊上面形成的火成巖和沉積巖的巖石組合。本文根據(jù)玄武巖和相伴OPS沉積物的關系、它們的巖石成因及地球化學特征,提出玄武巖構造環(huán)境的重建方案。根據(jù)日本西南部的增生雜巖,可分為五種類型的OPS:(1)砂巖/頁巖;(2)砂巖/頁巖和燧石;(3)砂巖/頁巖、燧石和MORB;(4)砂巖/頁巖、燧石、MORB和輝長巖(±橄欖巖);(5)海山OPS,包括OIB、帽狀碳酸鹽巖、斜坡碎屑和頁巖/燧石。其中,玄武巖與某一類型OPS的組合關系(表1)必須首先進行評估,例如,洋中脊拉斑玄武巖通常與深海燧石相伴有關,洋島玄武巖則與第5種類型的OPS沉積物有關,但島弧拉斑玄武巖和鈣堿性熔巖可能與陸源類沉積物和陸架碳酸鹽共同發(fā)育。

第2步:玄武巖巖石礦物結晶順序的系統(tǒng)研究

玄武巖礦物結晶順序既是判別原生玄武巖巖漿熔體的堿性、拉斑性或鈣堿性特征,又是判別地幔橄欖巖熔融程度高低的關鍵性標志。原生玄武巖漿熔體的堿性、拉斑性或鈣堿性成分,分別是典型的洋底高原-洋島系統(tǒng)、洋中脊和島弧的標志性巖石特征,它們的性質一般通過巖石地球化學來決定,也可以通過其主要斑晶即橄欖石(Ol)、單斜輝石(Cpx)和斜長石(Pl)及其組成的結晶順序來識別。堿性和鈣堿性鎂鐵質熔巖的結晶順序特征是Ol→Cpx→Pl順序演替,而拉斑質熔體結晶順序特征是Ol→Pl→Cpx順序演替。另外,還可以利用富鈦礦物確定堿性熔巖。

要特別注意的是,堿性(OIB)和鈣堿性(IAB)玄武巖漿結晶順序特點都是以Ol→Cpx→Pl順序演替為特征,但堿性(OIB)和鈣堿性(IAB)單斜輝石和其他主要礦物的成分卻是不同的。堿性(OIB)玄武巖的單斜輝石一般是鈦輝石(Ti-Augite),具有特征的劈理與玫瑰色到無色的多色性特點,其他斑晶常常富鈦、富鈉,有鈦輝石、鐵閃石和鈦黑云母等(Agata,1994;Ichiyama et al.,2008),而鈣堿性(IAB)玄武巖的單斜輝石Ti含量卻極低(Komiya et al.,2002;Safonova et al.,2008)。洋中脊和俯沖帶上盤拉斑玄武巖含有霓石、貧鈣單斜輝石。此外,OIBs很容易根據(jù)其與典型的洋島沉積相(表1)的聯(lián)系而與IAB區(qū)分開來。斑晶的結晶順序演替也可以進行識別,例如,在日本可以用Mino-Tamba增生雜巖和Mikabu帶(日本)的OIBs型玄武巖來說明,其特征是在輝石斑狀結構和輝綠結構中都清楚地看到斑晶的結晶順序為Ol→Cpx→Pl。而MORB典型的結晶順序則為Ol→Pl±Cpx。單斜輝石不是MORB拉斑玄武巖典型的,可能根本不存在(Wilson,1989)。一般來說,大洋拉斑玄武巖(MORBs)可以通過與相關沉積物(燧石與陸源沉積物)的巖性組合關系、缺乏Cpx斑晶和有較高含量的TiO2和Nb來與島弧拉斑玄武巖區(qū)分開。因此,如果能看到玄武巖在OPS巖性組合中的位置及其巖石學和地球化學相互吻合一致,那么,巖石的組成可能沒有改變,就可以利用地球化學數(shù)據(jù)進行構造重建。然而,如果斑晶的組成(例如鈦輝石)和/或地質數(shù)據(jù)(例如洋島相)的組成表明是堿性熔巖,但全巖巖石地球化學數(shù)據(jù)組成卻令人困惑(如Mino-Tamba),就應得出結論,其組成可能發(fā)生了變化。因此,應該更好地避免單一使用地球化學判別圖,而是要使用基于洋板塊地層、巖石學和地球化學新方法,并檢查關鍵元素比值和多元元素模式。

表1 洋底高原與其它構造背景下類似巖石組合的區(qū)別標志(據(jù)陸鹿等,2016)Table 1 The discriminants of rock assemblages from oceanic plateau with other tectonic settings(after Lu et al.,2016)

根據(jù)地幔橄欖巖的部分熔融程度可以判別蛇綠巖是否是洋底高原-洋島系統(tǒng)起源。根據(jù)蛇綠巖中地幔橄欖巖的部分熔融程度,蛇綠巖起源可分為三種類型:(I)斜長石型,又稱洋中脊型,如利古里亞蛇綠巖;(II)單斜輝石型;(III)斜方輝石型,如Horokanai和Pap則是洋底高原-洋島系統(tǒng)蛇綠巖起源。洋底高原起源蛇綠巖到達俯沖帶發(fā)生俯沖以后會被肢解形成俯沖增生雜巖帶中的小型海底高原或海山洋板塊斷塊或碎片,很難利用洋底高原起源的一般判別標志去識別它。這時就要采用蛇綠巖中地幔橄欖巖的部分熔融程度和主要礦物的結晶順序來判別其是否是洋底高原-洋島系起源。

根據(jù)地幔橄欖巖的部分熔融程度劃分的這三種類型蛇綠巖通過對蛇綠巖中堆晶巖的巖相學觀察來定義的,即通過堆晶巖中斜長石、單斜輝石和斜方輝石的結晶順序來定義的。在火山巖中,采用了反映礦物結晶順序差異的礦物組合來定義蛇綠巖起源類型。例如,洋中脊玄武巖與其他洋島玄武巖不同的辨別標志是:沒有輝石斑晶,K2O含量少于0.2 wt%,球粒隕石標準化稀土豐度的模式平坦,并具有特異Ti-Zr-Y比值;盡管是斑狀程度很高,但MORB從不含有普通輝石斑晶,而普通輝石也只出現(xiàn)在斜長石結晶之后。

第3步:關鍵地球化學特征

在上述地質和巖石學的支持下,應用地球化學的構造判別圖解也是一個強有力的工具。從TiO2的角度來看,單斜輝石TiO2含量也反映了上述三種蛇綠巖類型起源的差異:例如,(I)類蛇綠巖TiO2平均含量為0.8 wt%,而(III)類蛇綠巖TiO2平均含量只有0.1 wt%,(II)類蛇綠巖的TiO2平均含量0.4 wt%。所有這些因素都強烈地表明:(I)類斜長石型蛇綠巖是洋中脊成因,但其他的兩種類型蛇綠巖則是洋底高原-洋島系統(tǒng)起源。巖石學成因表明,這兩種類型蛇綠巖是由部分熔融程度比洋中脊成因高得多的地幔橄欖巖熔融形成的,因此,與正常洋中脊玄武巖(1280℃)相比,洋底高原-洋島系統(tǒng)形成于更高的潛在地幔溫度下,相當于夏威夷熱點或冰島的溫度(1530℃)。如果洋殼異常厚,則會形成雙峰式火山巖,例如冰島洋底高原-洋島系統(tǒng)就存在大量的英安巖,其形成是由于Moho附近的巖石被下伏鎂鐵熔體底侵而發(fā)生部分熔融。在傳統(tǒng)的判別圖(Meschede,1986)中,這些酸性巖石被投到鈣堿性島弧區(qū)域內,許多巖石學家就據(jù)此得出了冰島洋底高原-洋島蛇綠巖為島弧成因,起源于上盤俯沖帶蛇綠巖的錯誤結論。然而,這種經(jīng)驗判別圖不能把英安巖與鈣堿性巖石明顯區(qū)分開,因為僅僅是巖漿混合作用就會導致出現(xiàn)明顯的鈣堿性特征。與所謂的配分圖上的其他不相容元素相比,鈣堿性特征唯一的判別特征應該是Nb和Ta虧損。熱點、海隆或洋底高原的火山由拉斑玄武巖和堿性巖系列組成。堿性玄武巖與MORB拉斑玄武巖的辨別標志是:堿性玄武巖的輝石結晶要比斜長石早,而且具有更高的TiO2和MgO組成,這反映了地幔橄欖巖的部分熔融程度高于正常洋中脊。堿性玄武巖從礦物組成上含鈦輝石、鐵閃石和鈦黑云母、堿長石以及全巖地球化學成分的不同區(qū)別于拉斑玄武巖。另外,也可以利用(La/Nb)PM-(Th/Nb)PM、(Gd/Yb)N-(Al2O3/TiO2)等二元判別圖解區(qū)別洋底高原-洋島系統(tǒng)玄武巖(圖7;Safonova et al.,2016)。

圖7 日本俯沖增生雜巖玄武巖的二元判別圖解(據(jù)Safonova et al.,2016)IAB—島弧玄武巖;MORB—大洋中脊玄武巖;OIB—洋島玄武巖;OPB—洋底高原玄武巖;SSB—俯沖帶上盤玄武巖Fig.7 Geochemical discriminant diagrams of tectonic settings for Japanese accretionary basalts(after Safonova et al.,2016)

4 結論

海底高原或海山到達俯沖帶發(fā)生俯沖以后會被肢解形成俯沖增生雜巖帶中的小型巖片,并受巖漿和構造變質作用改造發(fā)生化學成分的改變。在沒有地質和巖石學數(shù)據(jù)的支持的情況下,僅用地球化學判別圖解判定其成因是不可靠的。因此,為了避免錯誤的結論,本文作者提出了一種新的基于地質、巖石學和地球化學數(shù)據(jù)綜合解決方法。一旦我們利用地球化學判別圖解出現(xiàn)多解或錯誤的結論時,可以利用這種基于地質、巖石學和地球化學數(shù)據(jù)的綜合解決方法,識別增生雜巖中洋中脊(MORB)和洋底高原-洋島系統(tǒng)(OIB)玄武巖成因。

謹以此文隆重慶祝潘桂棠老友和老師八十歲誕辰!潘老先生一生從事中國青藏高原板塊地質學,特別是中國大地構造和成礦地質的地質調查和科學研究工作,并為此做出突出貢獻,獲國家特別獎。潘老先生為人正直、學風嚴謹,無論在學術上,還是在學風和品質上都是一面旗幟,是我們學習的榜樣。愿潘老先生福如東海,壽比南山,繼續(xù)為中國地質科學研究工作做貢獻!