长白山天池火山的岩石矿物学特征——对结晶分异过程和岩浆混合作用的启示

长白山天池火山的岩石矿物学特征——对结晶分异过程和岩
浆混合作用的启示
陈晓雯;魏海泉;杨良锋;陈正全
【摘要】In this study,the authors analyzed lots of rocks and minerals from the whole eruptive sequence.Basalts mainly consist of
plagioclase,augite,and olivine,whereas trachyte and comendite mainly consist of alkali-feldspar,ferroaugite,fayalite together with quartz,monazite and plenty of Fe-Ti oxides,which exhibits a crystallization differentiation trend.Meanwhile there are lots of disequilibrium phenomena such as unmatched mineral combination,zonation,and resorption.The authors infer that magma mixing existed in Heishigou basalt,trachyte of the first and third stage cone building and millennium eruption pumice of Tianchi volcanoes.According to the petrologic and chronologic characteristics,the trachytes evolved from different stages of basalts whereas the comenditie evolved from the cone building trachytes.The basalts were formed by partial melting and crystallization differentiation at different depths.%本文
对天池火山玄武岩盾,粗面质-碱流质层状锥体以及顶部的粗面质-碱流质碎屑岩类
及熔岩的岩石矿物成分做了系统分析,发现在玄武岩类中的主要矿物组合为斜长石、富钙辉石以及富镁橄榄石,而粗面岩-碱流岩类的主要矿物组合为碱性长石、富铁的辉石及橄榄石,并开始出现石英、独居石以及大量的铁钛氧化物,符合结晶分异的演
化趋势.同时在玄武岩类及粗面-碱流岩类中均存在不平衡矿物,再结合矿物环带的成分变化、矿物的熔蚀现象及不同特征的岩石条带等,认为天池火山在黑石沟玄武岩、第一、三造锥阶段粗面岩以及千年大喷发的浮岩中均存在岩浆混合作用.根据岩石
学及年代学等特征,认为不同时期的玄武质岩浆来自同一地幔源区,经不同程度的结
晶分异作用形成,前造锥阶段及造锥阶段的岩石由不同阶段的玄武岩演化而来,全新
世的碱流岩类则由造锥阶段粗面岩类演化而来.
【期刊名称】《地球学报》
【年(卷),期】2017(038)002
【总页数】16页(P177-192)
【关键词】长白山;天池火山;矿物学;结晶分异;岩浆混合
【作者】陈晓雯;魏海泉;杨良锋;陈正全
【作者单位】中国地质博物馆,北京100034;中国地震局活动构造与火山重点实验室,北京100029;中国地质博物馆,北京100034;中国地震局活动构造与火山重点实
验室,北京100029
【正文语种】中文
【中图分类】P588.13;P57
控制岩浆中熔体成分与矿物组成的机制有多种, 结晶分异作用和岩浆混合作用是最重要的两种(洪文涛等, 2015)。

对于那些经历多次喷发的年轻火山, 若岩浆混合发
生在浅部岩浆房中, 会造成岩浆的温度、黏度、化学性质及挥发分等发生变化, 使
得原本处于稳定状态的岩浆房变得不稳定, 最终触发火山喷发。

混合作用的发生时间与喷发之间几乎同步或略早, 其间隔仅数年甚至数周(Hawkesworthet al., 2004)。

在结晶分异过程中, 无水矿物的结晶会使得残余熔体中的挥发分含量增加和岩浆房压力增大, 从而导致岩浆房的不稳定。

因此, 对这两种岩浆过程的研究可以帮助我
们查明火山活化的机制,进一步帮助我们更好地理解火山活动, 为火山灾害预测积累
约束参数。

长白山天池火山位于吉林省东部中朝边界处,是长白山脉的最高峰。

1000年前后发生的千年大喷发(金伯禄和张希友, 1994; 刘若新等, 1998a)和2002—2006年期间一系列火山地震、地表形变以及温泉气体活动增强的火山扰动事件(Stone, 2010;
刘国明等, 2011; Xu et al., 2012; Wei et al., 2013)使得对长白山天池火山再次活
动的担忧并非杞人忧天(刘嘉麒等, 2015)。

前人通过对天池火山岩石学、地球化学、矿物学及地球动力学背景等方面的研究,提出天池火山岩属于高钾的粗面玄武岩-玄武质粗安岩-粗面岩-碱流岩系, 不同阶段的火山岩具有共同的岩浆起因和紧密的演
化关系, 它们都是同源的玄武质岩浆演化的产物(郑祥身, 1983; 郑祥身和李家驹, 1986; 解广轰等, 1988; 田丰和汤德平, 1989;汤德平, 1990; 金伯禄和张希友, 1994; 刘若新等, 1998a; 魏海泉等, 2004, 2005; 樊祺诚等, 2005, 2006, 2007), 其中结晶分异作用起到关键性的作用(李霓等, 2004), 并对混合作用进行了研究(解广轰等, 1988; 刘若新等, 1998b; 刘嘉麒, 1999; Horn, 2000; 樊祺诚等, 2005), 认为天池火山存在岩浆混合作用, 并且对千年大喷发具有非常重要的影响。

但前人的工作主要聚焦在千年大喷发的岩浆混合作用, 对玄武岩及造锥阶段的粗面岩-碱流岩的岩浆混合作用的研究较为薄弱, 且大多是通过直观的混合现象来讨论岩浆混合作用的机制, 缺少大量详细的矿物成分特征。

本文通过对涵盖天池火山完整演化序列的多个样品的矿物特征研究, 尤其是在不同期次样品中同种矿物、同一样品同种矿物的不同晶体、同一晶体的内外成分的变化来探讨结晶分异作用和岩浆混合作用, 从而为深入研究天池火山的岩浆演化机制积累基础资料。

天池火山是我国境内保存最完整的新生代多成因中央式火山, 其山体为非常典型的
3层结构:下部为早期造盾阶段形成的玄武岩盾, 上部为多次岩浆喷发物堆积建造而成的粗面质-碱流质层状锥体, 顶部为爆炸式喷发形成的粗面质-碱流质碎屑岩类(伊格尼姆岩)岩席状覆盖层(金伯禄和张希友, 1994; 刘若新等, 1998a; 魏海泉, 1999)。

结合不同学者对天池火山的年代学和喷发序列的研究, 认为早期熔岩盾按喷发先后顺序分别由奶头山期(17.4—15.07 Ma)、泉阳期(5.82—4.0 Ma)、头道期(2.77—2.01 Ma)、白山期(1.66—1.23 Ma)以及老房子小山期(1.17—0.4 Ma)玄武岩类构成(刘嘉麒, 1983; 金伯禄和张希友, 1994; 刘若新等, 1998a;樊祺诚等, 2006)。

玄武岩盾由天池火山早期阶段溢流的大规模多期次熔岩流形成, 展布面积可达7 200 km2。

典型熔岩流以头道白河、二道白河、槽子河以及松江河等地长距离搬运的厚层熔岩流为代表(魏海泉, 2014)。

火山锥体由前造锥阶段的小白山期粗面岩、粗安岩(1.49—1.0 Ma)以及造锥主体的白头山期粗面岩、碱流岩构成, 伴随一些寄生火山流出的玄武质熔岩流, 如老虎洞(0.34—0.17 Ma)、黑石沟(0.34—0.225 Ma)玄武岩(金伯禄和张希友, 1994; 魏海泉等, 2005; 孙春强等, 2008)。

前者分布在天池粗面岩层状锥体上, 多为寄生火山口喷出的小型火山渣锥, 熔岩流较少。

后者则主要分布在熔岩盾或沟谷里, 以玄武质岩墙出现, 或以面状分布在玄武岩盾之上。

火山锥体按岩浆成分及喷发堆积作用类型分为第一(0.61—0.53 Ma)、第二(0.44—0.25 Ma)、第三和第四造锥阶段(0.22—0.02 Ma)(刘嘉麒, 1987;金伯禄和张希友, 1994; 魏海泉等, 2005; 孙春强等, 2008)。

第一造锥阶段在造盾玄武岩及前造锥粗面岩之上形成了厚度大于 50 m的粗面岩层, 常因河流切割形成大陡壁; 第二造锥阶段的粗面质熔岩及火山碎屑岩分布于天池火山锥体中上部, 总体上构成了天池火山锥体外侧相对较平缓的丘陵状地貌部分;第三、第四造锥阶段的喷发物分布于天池火山的锥体上部与顶部, 分别为粗面质熔岩与火山碎屑岩,碱流质熔结凝灰岩等(魏海泉等, 2005)。

最顶部为火山碎屑岩及熔岩, 由下而上可划分为天文峰期(–50.6 Ka)、气象站期(–0.4 Ka)、千年大喷发(946AD)、八卦庙期(1 668—1 702AD)(许东满等, 1993; 金伯禄和张希友, 1994; 刘若新等, 1997;崔钟燮等, 1997; 靳克等, 2000; 刘祥等, 2004; 杨清福等, 2006; Xu et al., 2013; 潘波, 2016)。

粗面质、碱流质火山碎屑岩
覆盖在锥体的顶部, 其中千年大喷发是地球上近两千年以来规模最大的喷发之一,根据火山喷发动力学研究, 其喷发柱最高可达25 km(魏海泉等, 1998), 岩性以碱流质浮岩和火山碎屑岩为主。

本文所讨论的样品根据野外地质体的特征、镜下特征以及部分样品年龄值等综合考虑进行分类后涵盖了泉阳期、头道期、白山期玄武岩类、小白山期粗面及粗安岩、老房子小山期玄武岩类、白头山期粗面岩、碱流岩, 黑石沟期玄武岩类以及千年大喷发的浮岩等构成天池火山机构主体的岩石(表1)。

部分样品采样位置见图1。

本文所讨论样品的主量元素测试结果在韩国釜庆大学中心实验室分析完成, 仪器为日本岛津 X射线荧光光谱仪 XRF-1700。

矿物的电子探针测试在中国地质科学院地质研究所国土资源部大陆动力学重点实验室以及韩国釜山国立大学研究设备中心完成。

前者的电子探针型号为JXA-8100(JEOL), 加速电压为15 kV, 探针电流为
20 nA, 束斑直径5 μm,使用 ZAF 校正。

后者的电子探针型号为SX100(CAMECA), 加速电压为 15 keV, 探针电流为20 nA, 摄谱时间10 sec, 束斑直径1 μm, 使用PAP校正。

部分测试结果见表 2、3(数据引自魏海泉, 2014)、4。

火山岩的主量元素分析结果(表 2, 仅列出发现有混合作用的样品的测试结果)表明: 本文所讨论的天池火山岩主要分为SiO2＜53%的基性岩和SiO2＞62%的酸性岩, 缺少中间的过渡成分(图2)。

其中,基性岩为玄武岩、玄武安山岩、粗面玄武岩以及玄武质粗面安山岩, 酸性岩为粗面岩和流纹岩。

按碱性和亚碱性系列分, 玄武岩、玄武安山岩为亚碱性系列中的拉斑玄武岩(图略), 包括早期的泉阳期、头道期以及部分白山期玄武岩类, 而老房子小山期、黑石沟期以及另一部分白山期为碱性玄武岩中的粗面玄武岩以及玄武质粗安岩(表1)。

两类玄武岩的主量成分较为接近, 如拉斑玄武岩中SiO2: 50.12%～52.59%, MgO:
4.68%～7.69%, CaO: 8.24%～9.51%, Fe2O3T: 10.62%～12.22%, TiO2:
1.55%～
2.33%, Mg#: 51～59; 碱性玄武岩中 SiO2: 48.28%～52.18%, MgO:
2.15%～5.53%, CaO: 6.55%～8.10%, Fe2O3T: 10.20%～1
3.98%, TiO2:
3.76%～2.57%, Mg#: 37～53, 但碱性系列比拉斑系列富TiO2, 贫MgO、CaO。

粗面岩以及碱流岩的全碱含量相差不大, Na2O:
4.5%～6.25%, K2O: 3.97%～
5.82%, 但 SiO2含量逐渐增加: 63.8%～73.45%, Al2O3和 Fe2O3T的含量逐渐减小: 7.27%～4.5%、1
6.75%～10.16%。

P2O5和TiO2的含量较玄武岩中也显著减少, 从 0.20%～0.74%、1.55%～3.76%减少到0.01%～0.08%、0.22%～0.66%。

在哈克图解中 SiO2与大多数主量氧化物之间都有很好的相关关系(图 3), 表明它们具有相同的岩浆来源, 且岩浆分异在演化过程中的有着重要的作用。

通过结晶分异作用, 天池火山岩浆向富硅、贫镁钙的方向演化。

长石: 各阶段长石的成分在 Or-Ab-An三角图的投影见图 4。

拉斑玄武岩的长石大多以基质中的微晶出现, 个别为熔蚀的长石斑晶(图 5a), 碱性玄武岩的长石斑晶稍有增多, 成分上大多为拉长石(An48～65Ab50～34)。

其中黑石沟玄武岩的长石成分分布范围更广, 为拉长石、中长石以及歪长石和透长石。

小白山组粗面岩中长石斑晶分布仍旧很少, 但基质中的长石比例明显增多(图 5b), 主要为透长石及歪长石(An4～23Ab53～68Or15～40)。

自造锥阶段开始, 长石作为斑晶大量出现在各阶段的粗面岩和碱流岩当中,斑晶中包裹磷灰石, 基质中开始出现石英及独居石(图 5c)等。

长石斑晶主要为透长石和歪长石(An0～23Ab50～67Or15～46), 斑晶自核部到边部 An增大,部分透长石被包裹在橄榄石中。

全新世气象站期碱流岩中的长石斑晶及微晶成分均落在歪长石范围内(An0～2Ab63～69Or28～36)。

辉石: 各阶段辉石的成分在 Wo-En-Fs梯形图的投影见图 6。

玄武岩中除发现个别小的辉石斑晶外, 大多被包裹在长石斑晶中或充填在斜长石格架里。

成分上可以分为单斜辉石(Wo31～39En32～43Fs16～26)和斜方辉石(Wo4～7En62～
72Fs23～31)。

前者主要为普通辉石, 部分黑石沟玄武岩中的辉石落在次透辉石区域内。

后者主要以小的斑晶(古铜辉石)和微晶(紫苏辉石)出现在白山组玄武岩中。

小白山粗面岩中只有个别辉石斑晶, 成分为普通辉石(Wo38En33Fs29), 基质中微晶颗粒更贫钙。

造锥阶段以来的粗面岩-碱流岩中辉石斑晶的含量明显增多, 且普遍发育暗色反应边(图 5d), 其成分分布范围比较广, 从贫 Fe的普通辉石和次透辉石(Wo41～44En21～42Fs15～35)到贫Mg的钙铁辉石和铁钙铁辉石(Wo41～
47En1～9Fs45～56)及中间过渡成分均有分布。

橄榄石: 图7为各阶段橄榄石的Fo-Fa投影。

白山组的碱性玄武岩中橄榄石斑晶很少, 缺少电子探针成分。

其余玄武岩中较大橄榄石斑晶主要为贵橄榄石(Fo70～83), 基质中的橄榄石微晶和小的橄榄石斑晶多为透铁橄榄石(Fo54～69)。

落入镁铁橄榄石(Fo40～44)的大多被黑石沟期玄武岩类中熔蚀长石所包裹。

天池火山造锥阶段以来, 橄榄石在粗面岩-碱流岩中常见, 主要分布在基质中, 少部分被包裹在长石
斑晶里, 又或以熔蚀严重的斑晶形式出现。

前两者主要为铁镁铁橄榄石(Fo12～14), 铁橄榄石(Fo5～10), 后者则为 Mg含量相对高的透铁橄榄石(Fo52～57)、镁铁橄榄石(Fo31～46), 主要分布在小白山粗面岩中。

不透明矿物: 玄武岩中的不透明矿物主要为钛磁铁矿(FeO=61.74%～76.76%,
TiO2=15.59%～22.29%)和钛铁矿(FeO=39.72%～39.74%, TiO2=42.9%～52.63%), 多以针状或者它形分布在基质中, 或围绕橄榄石和辉石周边析出。

造锥阶段的铁钛氧化物常与其他暗色矿物或者长石矿物共生, 或以斑晶存在,或以小颗粒充填在基质中。

成分上主要为钛磁铁矿(FeO=64.2%～79.66%, TiO2=16.98%～26.55%)及少量钛铁矿(FeO= 43.76%～47.88%, TiO2=49.25%～52.08%)。

此外, 在 BSE图中见到钛磁铁矿中多组平行交叉的暗色条带, 其成分也为钛磁铁矿, 但FeO 含量(58.28%～58.69%)明显低于其他钛磁铁矿。

天池火山的玄武岩与我国东北和华北的新生代玄武岩形成鲜明对照, K2O含量高, Mg、Ni含量低, 表明玄武岩类来源于地幔岩浆房中经过结晶分异演化的岩浆(刘若新等, 1998b)。

而天池火山不同阶段火山岩相似的同位素组成表明造锥阶段的粗面
岩-碱流岩均来自于地壳岩浆房, 且地壳岩浆房是由地幔部分熔融的玄武质岩浆结晶分异演化而来(刘若新等, 1998b; 李霓等, 2004; 樊祺诚等, 2007;樊祺诚, 2008)。

4.1 结晶分异作用
结晶分异作用主要以改变岩浆成分的方式控制岩浆的演化。

在岩浆结晶过程中, 由于重力等作用, 晶出的矿物与残留熔体分离, 两者具有不同的化学成分。

天池火山
玄武岩的固结指数 SI =10.41～34.19(表 2, 其中拉斑玄武岩 SI= 24.64～
34.19, 碱性玄武岩 SI=10.41～26.02), MgO=2.15%～7.69%、Mg#=38～59, 明显低于原生岩浆的参考值 SI(40或更大), MgO=10%～12%、Mg#=60～68(邱家骧, 1991), 说明玄武质岩浆在部分熔融之后经历了结晶分异作用, 并且碱性系列
明显要比拉斑系列的结晶分异程度高。

自前造锥阶段到全新世喷发的各阶段粗面岩、碱流岩的分异指数DI的平均值从 81.2逐渐增大到 85.98, 且远高于玄武岩类的30.51～48.46(表 2), 说明岩石的结晶分异作用从未停止。

从矿物成分来看, 玄武岩类中为基性斜长石(中长石+拉长石)、富钙辉石(普通辉石
+次透辉石)、相对富镁的橄榄石(贵橄榄石+透铁橄榄石)以及少量的铁钛氧化物。

粗面岩-碱流岩中的矿物组合为碱性长石(透长石+拉长石+奥长石)、富铁辉石(铁钙铁辉石+钙铁辉石)、富铁橄榄石(铁橄榄石), 此外常见石英、磷灰石、独居石及大
量钛磁铁矿、钛铁矿等。

矿物向着Si、Na、K、Fe的富集和Mg、Ca的亏损的方向演化, 与结晶分异总的演化趋势一致。

此外,结晶分异作用还体现在同一个矿物颗粒内外成分的渐变, 如样品8-24-1中的长石斑晶(图8a, 表3); 同一样品相同矿物
的不同颗粒之间的成分差异, 如泉阳玄武岩中大部分橄榄石斑晶的镁含量有所差别,但整体符合从核部到边部 Fo值依次减小, 如从65.31→65.29→54.54; 以及不同岩石中同一矿物成分的变化, 如头道玄武岩中的长石 An值(60～65)以及橄榄石 Fo
值(70.45～82.7)普遍大于泉阳玄武岩中的An值(48～57)及Fo值(54～69), 说明
泉阳玄武岩相对更富钠、铁, 贫钙、镁, 结晶分异程度更强, 与其固结指数
(SI=28.6～31.66)较头道玄武岩的(SI=32.83～34.19)更低相符。

在粗面岩-碱流岩中也同样发现了类似的现象。

这些数据充分表明, 结晶分异作用在岩浆的演化中一直存在, 不同阶段的结晶分异的程度不同。

玄武岩中MgO与Ni、Cr表现出了较好的正相关(郭文峰等, 2014), 反映了橄榄石的分离结晶作用。

CaO/Al2O3随着CaO和MgO含量的降低而变小, 这是由于单斜辉石的晶出所致。

MgO 只在5.5%～2%范围内, 与CaO、Al2O3呈负相关, 显示了碱性玄武岩的斜长石的分离(郭文峰等, 2014), 这与镜下看到的特征一致: 碱性玄武岩中长石斑晶含量多于拉斑玄武岩。

因此, 玄武岩阶段(主要是碱性玄武岩)的岩浆演化是以橄榄石、辉石以及少量斜长石的结晶分异作用为主。

粗面岩-碱流岩中强烈的Eu、Ba和Sr的负异常及P、Ti的负异常(刘若新等, 1998b;樊祺诚等, 2007), 结合显微镜下观察到的造锥阶段的矿物组合, 认为斜长石的分离结晶是主导玄武岩向粗面岩演化的主要因素, 磷灰石和铁钛氧化物的分离结晶作用也起到了一定作用, 橄榄石和辉石的分离结晶一直伴随在岩浆的演化过程中。

4.2 岩浆混合作用
目前普遍认为天池火山的岩浆混合作用最典型的特征是在千年大喷发的碱流质浮岩样品中见到暗色条带, 被认为是由于碱流质岩浆房下部有成分更偏基性的岩浆上侵, 触发了千年大喷发(刘若新等, 1998b; 魏海泉等, 2005; 樊祺诚等, 2005, 2006)。

我们通过对大量岩石样品的岩相学和矿物学研究发现除在千年大喷发的浮岩中存在粗面岩与碱流岩的岩浆混合作用之外(图 9a), 在造锥阶段的粗面岩与粗面岩之间(图9b)、粗面岩与玄武岩之间(图 9c)以及黑石沟期的玄武岩中也都有岩浆混合作用的发生。

千年大喷发的岩浆混合作用: 对样品24、28、29、30、31、32的深浅不同条带进行主量元素测试,发现深色条带对应粗面岩, 浅色条带对应碱流岩(图10)。

通过电子探针测出二者的基质成分(将原本5 μm的束斑调大到20 μm)和矿物成分也不相
同: 碱流岩的基质成分中SiO2为75.1%～80.5%, 辉石为铁钙铁辉石-钙铁辉石, 橄榄石为铁镁铁橄榄石。

而粗面岩的基质中SiO2为60.6%～68.3%, 辉石为铁次透
辉石、次透辉石以及贵橄榄石的钙铁辉石反应边,明显较碱流岩中的辉石更贫Fe富Mg。

因为这两种岩浆的黏度较高, 温度较低, 使其混合能干性低,故其混合作用更偏向于不均一的混合, 表现为岩浆条带构造清晰, 有的是深色粗面质岩浆条带与浅色
碱流质岩浆条带互相穿插(图 9d), 有的是深色浮岩团块被包围在浅色碱流质浮岩气泡中(图9e)。

此外,在同一薄片中还可同时见到橄榄石与石英矿物, 图9f右下角为
酸性岩浆中结晶出的石英, 左上角为橄榄石、单斜辉石及长石矿物集合体被低温的酸性岩浆淬火。

以上说明在近代碱流质岩浆大规模喷发时,伴随有下部粗面质岩浆
的上侵作用。

造锥阶段的岩浆混合作用: 此阶段的岩浆混合作用仍以不均一混合为主。

采自北坡岳桦林带第一造锥阶段陡崖的样品2-15-2与采自二道白河河岸的样品2(1)、10、23在镜下可观察到岩浆混合特征, 其中后三个样品的 K-Ar年龄分别为 0.56 Ma、0.194 Ma、0.159 Ma(孙春强等, 2008), 表明混合作用发生在第一和第三造锥阶段。

四个样品均为粗面岩, 其中 2(1)为灰色多斑粗面岩定向围绕灰黄色粗面岩(图9g), 10为含粗面岩包体的粗面岩(图9h), 23为深、浅色岩浆条带混合体。

在显微镜下
观察 23号样品, 可见多个具有环带结构的长石, 成分从核部的中长石向外逐渐过渡到 Or值小的歪长石, 再往外Or值陡然增大落入透长石范围内(图9i, 表3),这种成
分的变化幅度明显与结晶分异作用所形成的不同, 很有可能是玄武质岩浆中的长石混入粗面质岩浆中后成分发生了较大变化。

此外 23号样品的SiO2、Fe2O3T含
量在所有粗面岩中最低, MgO、CaO含量及Mg#最高(表2), 而分异指数DI却与
其他粗面岩相差不大, 说明这种主量元素的含量的差异不是由结晶分异作用导致,
而确实为该粗面质岩浆受到了玄武质岩浆的混合, 从而显示出更为“基性”的特征。

样品2-15-2在单偏光下可见图9j左侧浅色基质中分布自形普通辉石及熔蚀的长
石, 其成分从内到外为中长石-拉长石(表 3), 代表混合作用的基性端元。

右侧深色基质中的长石斑晶成分为歪长石,是混合作用的酸性端元。

另外, 采集的一系列缺少测年数据的造锥阶段的样品同样具有明显的岩浆混合特征, 以样品18为例进行说明。

在图9k中从右到左, 基质颜色由深黑-浅灰-深灰, 分别对应图中的matrix-1, matrix-2, matrix-3, 基质的成分也有变化(表 4), 如 SiO2的含量从
54.1%→67.6%→71.5%依次升高。

从不同基质及其中的辉石与橄榄石的成分特征可以看出(表 4), 分布有贵橄榄石和普通辉石的黑色基质(图 9l)可能代表了玄武质岩浆的混合端元, 而分布有铁橄榄石和铁钙铁辉石的深灰色基质可能代表了粗面质岩浆端元, 含有铁镁铁橄榄石和铁普通辉石的浅色基质可能是上述两种岩浆发生混合的产物(图9k)。

但由于缺乏样品18的主微量元素分析结果及年龄值, 无法判断混合作用具体发生在第几造锥阶段。

综上, 岩浆混合作用至少在第一和第三造锥的阶段发生, 每个阶段都包括粗面质岩浆之间的混合以及粗面质与玄武质岩浆之间的混合,后者可能与众多玄武质寄生火山的形成有关。

玄武岩的岩浆混合作用: 玄武岩浆的混合能干性高, 故在手标本及镜下不易观察到明显的混合界线。

但在造盾阶段各期的玄武岩中均能看到具有明显熔蚀现象的长石斑晶, 可能是受岩浆混合作用的影响, 需进一步研究确定。

而在与造锥阶段几乎同期活动的黑石沟玄武岩类中发现碱性长石(歪长石-透长石)(图4)和相对富铁的橄榄石(镁铁橄榄石)(图7),前者以熔蚀的长石斑晶或基质出现, 后者被熔蚀的长石包裹, 应是少量造锥阶段岩浆混入的结果。

碱性长石发现于采自长白公路锦江桥的样品J-2中,核部的成分有规律的变化, 而过渡到边部时成分发生突变(图8b, c, d, 表3), 这种突变无法由结晶分异作用解释, 应该是玄武岩中混入了酸性的岩浆, 使得基性斜长石新生长出了碱性长石的边。

而镁铁橄榄石发现于采自黑石沟南侧玄武岩岩墙的样品I-50-1中, 以小包裹体存在于熔蚀的长石内部。

因此, 造锥阶段的粗面岩-碱流岩与黑石沟期的玄武岩中均发现了互相混合的过程, 并且在造锥阶段出现了众多
寄生火山口喷发的火山渣锥, 进一步说明在造锥喷发的过程中, 伴随着下部的玄武质岩浆房的岩浆混入。

4.3 天池火山的岩浆演化系统初探讨
天池火山下部的岩浆演化过程一直是众人关注的焦点, 目前普遍认为天池火山地下存在地壳与上地幔双层岩浆房, 地壳岩浆房是由上地幔岩浆结晶分异并在地壳滞留形成的(刘若新等, 1998b; 樊祺诚等, 2007)。

魏海泉(2010)提出长白山火山岩浆柱由多个层状岩浆房呈串珠状排列组成。

通过地球物理对岩浆房的探测表明在火山口下方 5～8 km以内存在一个浅部岩浆存储区(金伯禄和张希友, 1994;汤吉等, 2001; 张先康等, 2002; 魏海泉, 2010; Xu et al., 2012; 仇根根等, 2014; 郭文峰等, 2015), 这是全新世火山喷发的岩浆房(高位岩浆房)(金伯禄和张希友, 1994)。

在深度约10～30 km的地壳广泛发育低阻异常体(仇根根等, 2014; 魏海泉, 2010), 认为是白头山期粗面质岩浆房(中位岩浆房)(金伯禄和张希友, 1994)。

吴才来等(1997)根据矿物温压计的计算得出, 玄武岩浆来源深度大于 82 km, 在 55～65 km范围内形成深位岩浆房。

结合以上学者的认识, 我们认为天池火山下方的岩浆系统分布着 5～8 km的全新世喷发的碱流质岩浆房、10～30 km深度的造锥阶段的粗面质岩浆房以及60～90 km的玄武质岩浆房。

魏海泉等(2005)认为天池火山的岩浆演化旋回分为早期与晚期两个旋回。

早期旋
回为玄武岩演化成小白山组粗安岩-粗面岩, 晚期旋回为玄武岩演化成白头山组-全新世各期的粗面岩-碱流岩。

郭文峰等(2015)提出碱性粗面岩与碱流岩由碱性玄武质岩浆演化而来, 碱流岩由粗面质岩浆经过低压结晶分异演化而来。

结合众多学者对天池火山岩浆系统的认识以及本文所讨论各阶段玄武质、粗面质以及碱流质岩类的成分特征及演化前后岩浆的喷发时代应较为接近的想法, 认为拉斑玄武岩是由原始岩浆经历了相对较弱的结晶分异作用后喷出地表形成,碱性玄武岩则是地幔岩浆经历了相对较强的结晶分异作用后喷出地表形成的。

小白山粗面岩(1.49—1 Ma)。