俯冲带火山下岩浆的形成_上升和存储的时间尺度
38
世 界 地 震 译 丛
2008年第1期
俯冲带火山下岩浆的形成、上升 和存储的时间尺度
S 1P 1Turner R 1M 1M 1George P 1J 1Evans
C 1J 1Hawkeswort h G 1F 1Zellmer
摘要 现在有足够的资料可用来尝试建立一个关于俯冲带火山下熔体的产生、迁移
和存储的完整的模型。在喷发前的几十万年到少于一千年的时间里, 都可以发生流体从俯冲的洋壳流到地幔楔中的现象。这支持了认为流体的加入是与部分熔融紧密相关的模型, 但也有一些证据可以证明流体是降压熔融的结果。流体开始加入的时间可能与俯冲的速率(例如, 水供应的速率) 。相反, 35就发生了。
合都指出, 。新的226Ra 资料表明, 。这就要求快速的熔体分凝、沿通道。一般说来, 在上升期间或者在岩浆房里, , 这可以从一些有关地幔的地球物理资料来推断。矿物等时线资料表明, 一些安山质岩浆后来停在了更浅的岩浆房中。它们可以在那里以几万年或更短些的时间尺度通过分异作用演化成英安质成分, 通常都伴有同化作用。关键词:安山岩
俯冲带
熔体产生
岩浆上升
地壳滞留
时间尺度
文章:G rove and K inzler , 1986) 。在俯冲带从软
1安山岩和俯冲带
世界上61%的陆地火山主要喷出安山
流层到岩石层总的岩浆流是玄武质的, 而不是安山质的(Arculus , 1981; E llam and
Hawkesworth , 1988) 。尽管玄武岩是注入物, 但是在体积上
质岩浆(G ill , 1981) 。这些火山中大多数是与俯冲带有关的, 在这个构造背景下的岩浆作用形成的岩浆约占了全球总的岩浆释放量的15%(014～016km 3・yr 21) (Crisp , 1984) 。陆壳成份粗略地讲也是安山质的, 所以俯冲带曾被认为是形成陆壳的主要地点(T aylor and McLennan , 1981) 。现已得知, 安山
安山质岩浆仍然是从与俯冲带有关的火山输出的主要的岩浆。很多俯冲带的火山都对应着灾害性最大的、历史上的火山喷发(例如, 珀莱火山、坦博拉火山、克拉卡托火山、圣海伦斯火山) 。一些单独的岛弧火山, 例如堪察加的希维卢奇火山, 溢出率高达每年01005km 3(Crisp , 1984) 。这里, 我们回顾
质岩浆很少是原生岩浆, 而更倾向于是橄榄岩部分熔融产生的玄武质岩浆分异的产物(参见综述
俯冲带火山下熔体的产生、转移和存储时间尺度的约束因素。这些因素对于我们认识岩
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 39
浆形成的物理过程很重要, 最终则可以帮助我们更好地预测火山灾害。不同的元素流通的可能位置见图1。俯冲带
岩浆独特的地球化学指标(图2) 是相对于高场强元素(HFSE ) 的大离子亲石元素(L IL E ) 的富集(如见G ill , 1981; Hawkeswort h et
al , 1997) 。因俯冲而蚀变的洋壳和沉积物
2
俯冲的组分及其迁移的时间尺度
俯冲带的主要组分和在这个构造环境下是这个俯冲成分可能的来源。然而,
实验数
40世 界 地 震 译 丛2008年
表1
俯冲带洋内岛弧 汤加 克马德克 马里亚纳群岛 菲律宾
小安的列斯群岛 阿留申群岛 新不列颠 瓦努阿图南部 瓦努阿图中部大陆岛弧或者过渡岛弧 智利南部 新西兰 爱琴海 印度尼西亚 阿拉斯加 尼加拉瓜
俯冲带下含U 流体开始流通后流逝的时间
238
U 2230Th 年龄/kyr 参考文献
[1**********]
Turner et al , 1997Turner et al , 1997Elliott et al , 1997McDermott et al , 1993Turner et al , 19960George et al , 1999G ill et al , 1993Turner et , et al 60>150147>905090
Sigmarsson et al , 1990Hughes , 1999Turner et al , 1998Zellmer et al , 2000Turner (未发表的数据) George et al , 1999Reagan et al , 1994
据表明, 高的大离子亲石元素与高场强元素的比值反映了板块来源流体中的这些元素的相对活性与非活性(分别地) (如见Brenan et al , 1995; Keppler , 1996) 。重要的是, 最高的大离子亲石元素与高场强元素的比值(例如, Ba/Th ) 是在有最低87Sr/86Sr 和206Pb/204Pb 比值的岩石中发现的, 从这里可以推断流体端元组分起源于俯冲蚀变的洋壳而不是上覆的沉积物(Miller et al , 1994; Turner et al , 1996; Turner and Hawkeswort h , 1997) 。此外, 在一些俯冲带熔岩中出现的10Be 和Ce 负异常可以被认为是俯冲沉积物的贡献的明确证据(参见Hole et al , 1984; Morris
et al , 1990) 。这样, 最近大多数的研究一直
在讨论一个三组分模型(图2) , 在这个模型中, 来自地幔楔、板块流体和沉积物的贡献已经被区分出来(如见, K ay , 1980; Ellam and Hawkesworth , 1988; Miller T urner 1997) 。211
et
al , 1994;
et al ,
et al , 1996, 1997; Elliott
沉积组分的迁移
几项研究已经找到证据, 沉积组分(像Ce 负异常、提高的Th/Ce 比值和非放射成因的143Nd/144Nd 比值指示的那样) 是以分馏的U/Th 、Nd/Ta 和Th/N b 比值为特征
。
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 41
图3 (a ) 以图解(McDermott and Hawkesworth 1991;
et , 和(c ) 印度尼西亚(Turner , 未发表的数据) 作
U 2Th 同位素系统的等值线图。一个有过剩230Th 的熔岩位于(b ) 中等值线的左侧, 可能是由于部分熔融期间残留的石榴石或者铝单斜辉石造成的
所以, 这表明沉积物组分是作为一个部分熔融迁移的, 这个部分熔融体形成于残留相中保留高场强元素的情况(见图2; Elliott et
al , 1997;
212流体组分的迁移
Turner and Hawkeswort h ,
1997) 。因为沉积组分要求一个分馏的U/Th 比值, 但是看上去又似乎是同位素平衡
中的U/Th 比值。Elliott 等(1997) 已经提出, 在马里亚纳群岛岛弧来自俯冲板块的这种组分的迁移肯定发生在至少35万年前。在北汤加, Turner 和Hawkeswort h (1997) 根据路易斯维尔的火山碎屑沉积物特征估计的沉积组分迁移时间有2～4百万年。因此, 虽然这些模型需要检验, 但是仍然有越来越多的证据表明, 被俯冲的沉积物的贡献是:(a ) 部分熔融; (b ) 发生于流体加入前大约35万年到4百万年之间(见下述) 。
U 系亏损链的短周期核素(U 2Th 2Pa 2
Ra ) 之间的不平衡记录了少于35万年时间尺度的分馏。然而, Th 和Pa 行为上属于相对不活跃的高场强元素, 而U 和Ra 被预测在含水的氧化性的流体内是高度活跃的(Brenan et al , 1995; Kepper , 1996) 。因此, 在俯冲带蚀变的洋壳由脱水反应而生成的流体有选择性地把U (一起的还有其他的活跃流体元素) 加入到了地幔楔。只要这是在全岩内U/Th 分馏的主要原因, U/Th 同位素就能够被用在年轻岩石的研究中来估计流体进入地幔楔后距离现在的时间。首先, U 和Th 在大多数矿物中有相似的而且很小的分配系数, 所以部分熔融和分异结晶都不大可能对U/Th 比值有很大影响。第二
,
42世 界 地 震 译 丛2008年
地壳矿物有低的U/Th 比值, 所以地壳污染将会降低U/Th 的比值。所以, 在岛弧熔岩大量见到的高U/Th 比值, 一般被认为是由于来自俯冲板块的流体带来的U 影响了地幔中的U/Th 比值。实际工作中, 关于流体形成时间的信息, 要么可以从沿岛弧的熔岩系的U/Th 等值线图上形成斜线获得, 要么从受约束的(230Th/232Th ) 初始比值获得(图3a ) 。例如, 来自菲律宾群岛吕宋岛岛弧的熔岩沿着一个13万年的等时线散布(图3b ) 。与此相反, 来自印度尼西亚岛弧爪哇岛和巽他段的熔岩在图3c 上就形成了弥散性分布。如果初始比值是根据俯冲沉积物的组分估计的, 充其量只可以获得最大的迁移时间。最后, 在菲律宾群岛东面的比科尔弧的例子中, 的误差之内(图3b ) 。所以, , 要么U 约有15U/Th 不均衡研究, 其结果汇总在表1中给出, 说明在喷发前由来自俯冲洋壳的流体所加入U 的时间似乎是在喷发前1万年到20万年之间。由于构造碰撞对俯冲速率的影响, 这些变化可以发生在单一的岛弧, 例如发生在新不列颠(G ill et al , 1993) 和瓦努阿图(T urner et al , 1999) , 甚至也可以发生在某一单个火山的生命期间, 例如桑托林火山(Z ellmer et al , 2000) 。
226
Ra 有比它的母体230Th (75kyr ) 短得
多的半衰期(1600年) , 所以提供了观察最近的Ra/Th 分馏的机会。(226Ra/230Th ) 质谱测量直到最近才变得可能(图4) ; 然而, 它们确证了大量的226Ra 过剩, 就如早些时间活性计数法所说明的那样(G ill and Wil 2liam , 1990) 。Turner 和Hawkeswort h (1997) 推测, 俯冲带的熔岩中的226Ra 过剩可能在部分熔融时就已经形成了; 然而, 新获得的资料表明, 226Ra 过剩一般与Ba/Th 有比较紧密的联系(图4) 。像U/Th 一样,
Ba/Th 是不可能在结晶分离过程中被分馏
的, 地壳物质相对于大多数岛弧熔岩有低的Ba/Th 比值。然而, 最高的Ba/Th 比值发生在最低87Sr/86Sr 比值的岛弧岩石中, 所以发现的226Ra 被推断是起因于地幔楔中流体加入的地幔指标。乍一看, 最近几千年前流体加入的226Ra 证据似乎与U/Th 不平衡解释得出的1万年～20万年前流体加入不一致。但是, 226Ra 不像U , 在最初的脱水过程中损失到地幔楔中的226Ra 在俯冲的蚀变洋壳里被连续性地补充。这种补充是通过在几万年时间尺度上的残余230Th (图5) 的衰变完成的, 直到所有残留的230衰减完为止(35万年) , (Schmidt and , , 226Ra 过剩就, 而U 2Th 同位素则记录从流体开始加入时流逝的时间(参见Turner et al , 2000和图5) 。
3
熔融形成与上升的原因及时间尺度
俯冲带的岩浆作用被广泛认为反映了橄榄岩固相线降低引起的部分熔融, 而橄榄岩固相线的降低则是由俯冲蚀变的洋壳的脱水反应产生的流体引起的(如见, Tat sumi et al , 1986; Davies and Bickle , 1991) 。对流体加入的强烈依赖性与沿着阿留申岛弧从东到西的火山释放量和俯冲速率之间的明显相关一致(Marsh , 1987) 。相似地, 在南美洲智利山脊的俯冲带之上缺乏火山作用。这个地方应该是地幔楔最热也是最干的部分, 又一次说明部分熔融是流体引起的。然而, 对远超过含水橄榄岩固相线的喷发温度的观测和一些实质上不含水的岛弧岩浆的出现, 使人们已经对这个含水助熔模型提出了异议。另外, 几项地球化学研究已经证实存在关于岛弧熔岩的降压熔融成分的证据(Plank and Langmuir , 1988; Pearce and Parkinso n
,
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 43
44世 界 地 震 译 丛2008
年
图6(深板块倾角和俯; G ill , 1981)
1993) 。U (图4) , 而且意味着角闪石不是残留相而是
冲带之上地幔楔部分熔融过程的独立信息。311
含水助熔作用
在喷发前不到几千年的时间流体仍在加入到地幔楔中的证据(图4) , 有力地支持了流体的加入与部分熔融紧密联系的模型(图1) 。据说, 流体可以通过一系列的水解%脱水反应水平地通过地幔楔进行迁移(Davies and Stevenson , 1992) 。然而, 这种过程将会要求几百万年时间尺度的流体迁移, 只有当所观测到的U 和Ra 过剩是熔融前最终由角闪石脱水反应产生的, 这种过程才是符合的(Regelous et al , 1997) 。然而, 在角闪石中Ba 比Th 更相容(La Tourette et al , 1995) 。所以, 所产生的存在残留角闪石的流体会有低的Ba/Th 比值和(226Ra/230Th )
熔出相。据此可以认为, U/Th 分馏主要是在流体从俯冲板块释放时发生的, 那里的氧化还原条件是最强烈的氧化。这样, 综合的U 2Th 2Ra 同位素资料与通过一系列的水解-脱水反应而形成的流体迁移是不一致的, 而且看来要求流体迁移的发生是由水力破裂形成的(Turner and Hawkeswort h , 1997; Davies , 1999) 。312
与物理参数的联系
如果列在表1中的U 2Th 年龄被认为是在岩浆喷发和流体开始加入(参见上面) 之间流逝的时间, 那么就有可能找到这些年龄的变化和对流体加入的速率和地幔楔的热结构敏感的参数之间的联系。Heat h 等(1998) 推断, 如果更老的U 2Th 年龄的确反映了岩浆
在更厚的地壳中的停滞, 那么在地幔楔中迁移的时间就是不变的。然而, 当获得了更多的资料时, 情况看起来似乎并不是这样。图
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 45
6a 强调了在U 2Th 年龄和地壳厚度之间没(Turner and Hawkeswort h , 1997) 。深度
有简单的联系。在图6b , c 上, 横坐标是U
加入到俯冲板块的时间, 纵坐标分别是俯冲速率和俯冲板块的倾角。虽然图中有很明显的分散性, 但是在两幅图中仍然有负相关的趋势, 这在海洋岛弧数据中最明显。俯冲速率将会控制给定的时间内加入到地幔楔中的水的数量(Davie sand Stevenson ,1992) , 高速率对应于更短时间尺度U 的迁移。如果正确的话, 部分熔融的程度和可能的熔融速率会随着加入到地幔楔中水的数量的增加而增加(Davies and Bickle , 1991; Stolper and Newman , 1994) , 这两者都会导致更短的迁移时间。最后, 距下降板块固定距离的地幔楔中的温度会随着俯冲角度的增加而增加(Davies and Stevenson , 1992) 。这使得流必须穿过的距离更短(例如, 供水速率) 和俯冲的角度(例如, 地幔楔热结构) 有联系, 但现有资料还不能强有力地支持这个说法。313
浅的沉积物的部分熔融要求高于700℃的温度(Nichols et al , 1994; Johnson and Plank , 1999) 。因此, 地幔楔的热结构就比现在的数字热模型预测的温度高几百度(如见, Davies and Stevenson , 1992) 。更高的地幔楔温度可以帮助理解已经推断的一些岛弧熔岩更高的平衡温度的原因(如见, Sis 2son and Bronto , 1998) 。314
降压熔融的作用?
地幔楔中沉积物的加入和热结构
与流体的快速迁移时间相反, 俯冲的沉积物似乎有更长的迁移时间, 相应地, 它们被假定不直接参与诱发部分熔融和火山作用。然而, 地幔楔和下降板块的热模型对沉积组分是通过部分熔融还是通过构造减薄(机械混合) 迁移或者在流体组分中是不是有沉积组分的贡献很敏感。如上面简要说明的, 现在的证据是沉积组分是作为部分熔融迁移的。北汤加的路易斯维尔火山碎屑沉积物的信号已经表明, 沉积组分进入到岛弧岩浆的时间是2～4百万年(Turner and Hawkeswort h , 1997) 。这么长的迁移时间要求沉积物在浅部迁移到地幔楔中(图1) , 也要求地幔楔中下降的板块的对流解耦, 这是为了延缓沉积组分迁移到部分熔融的位置
虽然上述章节主要讨论了含水助熔作用引起的部分熔融, (Plank and Parkin 2, 1998) 。在231Pa 2235U 不平衡, Bourdon 等(1999) 提出, 把由于流体加入引起的元素分馏和在汤加%克马德克岛弧的部分熔融过程中产生的元素分馏进行区分是可能的。流体加入导致(231Pa/235U )
熔融分凝和上升速率
理论计算表明,
玄武质岩浆的分离和上
46世 界 地 震 译 丛2008年
升时间可能是短暂的(Mc Kenzie , 1985a ) 。从U 系不平衡资料得出的必然结论之一是, 图4给出的俯冲带岩浆观测到的从开始产生226Ra 过剩的时间可能发生了明显地小于好几个半衰期(比如1600～3200年) 的流逝。这是一个关键的约束, 它要求来自源区的熔融分凝和上升在很短的时间尺度内发生。如果熔融速率高, 并且又很快超过极限孔隙度的话, 就会发生从孔状岩浆向渠道性岩浆流的转变。如果部分熔融发生在俯冲带火山下80～100km 的深度, 那么所需的熔岩上升速率是每年几十到几百米。实际上, 上升速率可能更快, 在瓦努阿图估计的速率高达118km ・d 21(Blot , 1972) 。这些上升的岩浆开始时在地幔楔下半部穿过倒转地热梯度线, 遇到岩石层地幔底部和莫霍面密度变化之前沿着“始聚集成池然处于初期阶段, 表2总结了其可用的结果。由于表2中列出的等时线是由多重饱和熔岩决定的, 熔岩中斜长石是主要的矿物相, 又由于基质或者全岩大多数情况下都在等时线上, 所以它们可能很好地反映了在浅的岛弧地壳中的滞留时间。这些结果说明, 建立在U 2Th 矿物等时线年龄基础上的安山岩的滞留时间在2000年到717万年之间。相同岩石的Th 2Ra 矿物等时线年龄在500年到8200年之间(表2) , 尽管需要注意的是全岩分析位于一些圣海伦斯火山的Th 2Ra (但是不是U 2Th ) 等时线之上, 所以那些年合了的浆的间(Volpe and , ; al , 1995) 。Th , 在U 2Th 系的等时线年龄中分析误差成了更大的不确定的因素。这样, 大多数从这两个系统确定的年龄在误差允许的范围内达到了一致, 但不包括圣海伦斯的克里克堡安山岩和1979年苏弗里埃尔的玄武安山岩(拉巴卡河上游) 。已知后者包含了226Ra 过剩(Chabaux et al , 1999) , 也有人对这些更久的滞留时间的估计存在争议, 争议这些年龄是否可以部分地反映早期的堆积物的加入(如见, Pyle et al , 1988; Sparks et al , 1990) 。
关于熔岩滞留时间的约束可以用其他几种方式获得。最直接的方式就是只要226Ra 过剩是在地幔楔中产生的(参见上面) , 那么含有明显226Ra 过剩的岩浆在地壳中的滞留时间就不可能大于8000年。例如, Condo 2mines 等(1995) 用全岩的230Th 2226Ra 不平衡来推断埃特纳火山在一段短的时间尺度(200年) 内发生的分异, 得到岩浆的滞留时间上限是1500年。作为对比, Pyle (1992) 用全岩的U 系同位素资料计算埃特纳、斯特龙博利和圣海伦斯火山稳定状态下的岩浆滞留时间为20～100年。在埃特纳的例子中,
这
4壳内滞留时间
无论是从源自常见母岩浆的熔岩的变化(如见, Condomines et al , 1995) , 还是从那些年龄超过喷发时间的矿物等时线推测, U 系同位素资料都能用来估计熔岩的滞留
时间。需要注意, 为了通过矿物等时线来估计岩浆的滞留时间, 基质(如果基质主导着岩石的U 2Th 分配, 也可是全岩) 也位于矿物等时线上这一点很重要。否则, 矿物等时线仅仅提供了结晶的时间, 这个结晶时间可能反映了早期聚集物或围岩物质加入或者重新熔融进入新的岩浆批中(如见, Pyle et al , 1988; Sparks et al , 1990; Hughes and Hawkeswort h , 1999) 。Zellmer 等(2000) 关于桑托林岛的工作提供了矿物等时线的例子, 这个矿物等时线的年龄看上去刚刚超出喷发时间, 基质或全岩都在等时线上(图7) 。现在, 这样的工作在很大程度上仍
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 47
图7 Zellmer 等(2000) 的关于桑托林岛的一项研究中用U 2Th 滞留时间的例子。给出了两条等时线, 一条是, 118万年的喷发前的年龄, 流, 得到了815万年的年龄, 。注意在这两个例子里, 火山沙斯塔
U 系同位素分析得到的俯冲带岩浆的滞留时间/kyr
238
霍特卢姆英安岩霍特卢姆安山岩霍特卢姆安山岩布莱克峰英安岩
U 2230Th 年龄3±1828±1027±1813±76±44±132±154±334±1627±127±674±2077±1046±2756±1318±2018±20
226
Ra 2230Th 年龄713±113>10>10812±[1**********]5
参考文献
Volpe , 1992Volpe , 1992Volpe , 1992Volpe , 1992
Volpe and Hammond , 1991Volpe and Hammond , 1991Volpe and Hammond , 1991Volpe and Hammond , 1991Volpe and Hammond , 1991Volpe and Hammond , 1991
Schaefer et al , 1993Heath et al , 1998Heath et al , 1998Heath et al , 1998Heath et al , 1998Zellmer et al , 2000Zellmer et al , 2000
圣海伦斯1982英安岩
戈阿特安山岩卡拉马安山岩舒格泉塘安山岩克里克堡玄武岩克里克堡安山岩
路伊斯苏弗里埃尔
R0安山岩
滑铁卢安山岩苏弗里埃尔桌湾安山岩拉巴卡湾上游安山岩
拉里凯安山岩
——
——
桑托林斯卡罗斯英安岩卡梅尼英安岩
a
如果观测到226Ra 不平衡, 就认为小于1万年; 否则, 就认为大于1万年
48世 界 地 震 译 丛2008年
个估计结果与根据岩浆输出速率和估计的岩浆房的体积得到的数据相似。注意, 在所有这些研究中, 熔岩内的斑晶可能要比估计的液体的年龄要老。作为一个区分矿物年龄的方法的例子, Zellmer 等(1999) 用桑托林卡梅尼英安岩和小安的列斯群岛圣文森特岛苏弗里埃尔火山1979年的安山岩中斜长石斑晶中的Sr 丰度剖面估计斜长石的滞留时间为100～450年。
总之, 一般说来, 安山质岩浆在地壳中的滞留时间在50年到几千年之间, 但在某些例子中情况并不是这样。如果矿物等时线包含循环堆积物, 那么得到的年龄就提供了岩浆滞留时间的上限和关于结晶的时间尺度的重要信息。推测的岩浆的短暂滞留时间可的。地球物理研究表明, 的。(见G ill , 1981和Iyer , 1984的总结) 。而且, 在俯冲带安山质火山下发现岩浆房时, 这些岩浆房也倾向于是小规模的(直径是103m ) 、深度浅的(深度一般为1～3km ) , 并且, 这还意味着时间短的特点(Iyer , 1984; Marsh , 1989; Dvorak and Dzurisin , 1997) 。因此,
G ill (1981) 断定, 如果岩浆房存在, 它们也
是在英安质的或者流纹质的火山下面。当然, 破火山口和由花岗岩形成的深成岩体提供了不可否认的证据:如果岩浆变成足够酸性和粘稠的, 那么大的地壳岩浆房就可以在俯冲带地体上形成。然而, 仍然不清楚从短期小规模的安山质岩浆房到大规模的时间可能更久的流纹质岩浆房的转变的原因。此外, 高硅系统可能是以岩浆的滞留时间为标志的, 这种滞留时间要比推测的安山质岩浆的滞留时间大几个数量级(如见, Halliday et al , 1989; 但也可见Sparks et al , 1990) 。
5
方法来看, 岩浆演化发生的机制和时间尺度有很大的价值。通过将表2的U 系资料和其他成分的资料结合起来, 做一些关于岩浆演化的时间尺度的初步阐述并将这些阐述与根据数学模型做出的估计进行比较也是可能的。511
分异作用的时间尺度
地壳滞留时间的信息(表2) 可以与地球
图8 表2中的U 2Th (a ) 和Th 2Ra (b ) 矿物等时线年龄与全岩中MgO 的关系图(讨论
见正文
)
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 49
图9 (a ) 说明87Sr/86Sr 比值与MgO 之间密切相关的圣海伦斯火山数据(Halliday et
al , 1993) , 87Sr/
86
Sr 比值与Th 2Ra 年龄间可能的相关关系样用更多的数据((i ) 持续性的同化作用系统和(ii ) 用的时间尺度, 这些等时线提供滞留时间的信息, 并且记住这些时间将是最长的岩浆滞留时间是重要的。在图8中, 我们研究了这些用MgO 作为分异参数的时间尺度。从U 2Th 年龄开始, 虽然有相当大的离散性, 但对于全部的资料和单个火山(图8a ) 而言, 更长的滞留时间倾向于与更原始的熔岩相联系。然而, Ra 2Th 年龄很小(表2) ; 圣海伦斯火山的资料也表明, Th 2Ra 年龄和MgO 含量间有正相关的关系(图8b ) 。这些关系与同岩浆系列的熔岩的演化是一致的, 但是不要求这样。这些熔岩中更原始的熔岩(及其斑晶) , 其中的一部分已经经过分馏作用, 比它们分异产生的下一代熔岩产物的年龄大。像上面所警示的一样, 根据这些资料做出结论时需要特别注意, 特别是针对一些更古老的矿物混合证据的例子(Volpe and Hammond , 1991; Gardner et al , 1995) 。然而, 初步得到的可用资料表明, 玄武安山质母岩浆批可以演
化成既包含安山质又包含一部分下一代英安质的岩浆, 这个演化要求少于103年的时间尺度上大约50%～80%的分异结晶(Grove and K inzler , 1986) 。尽管有上述告诫, 但是这样的估计与通过数学模型预测的岩浆房冷却和结晶的数据很相符, 那些数学模型预测岩浆的Th 2Ra 年龄(千年) 的演化时间尺度在102～103年间(见Marsh , 1989的总结) 。512
同化作用的时间尺度
洋内弧镁铁质成分更多的熔岩似乎经常没有经过重大地壳同化作用就穿过岩石层(如见, Elliott et al , 1997; Heat h et al , 1998) 。许多其他岛弧熔岩给出了地壳的同化作用, 通常伴有结晶分异作用的证据(如见, Davidson , 1996; Zellmer et al , 2000) 。用数学热模型已经估计出同化作用和分异作用共同作用的时间尺度是102～103年(Huppert and Sparks , 1988; Edwards and Russell , 1998) , 这些数据可以与根据滞留时间估计确定的数据很好地比较。
最近
50世 界 地 震 译 丛
2008
年
图10根据G
ill (1981) 修改的包括元素迁移的安山质火山垂向结构和岩浆库系统的示意性剖面图(+U 和+Ra 被用来示意性地说明由于下降板块中的脱水反应而引起的U 和Ra 的加入在空间上和时间上的分离) 。在正文中讨论了岩浆迁移和滞留的时间尺度
几千年从圣海伦斯火山喷发出的熔岩, 在同化作用和分异作用指数上表现出显著的相关关系(Halliday et al , 1983) , 87Sr/86Sr 比值与MgO 的相关关系在图9a 中给出。岩浆滞留时间与图8b 中MgO 之间的相关关系预测了滞留时间和87Sr/86Sr 比值之间的相关关系, 这个相关关系在图9b 中给出。一种解释是, 在这个系统中越年轻的、演化程度
越大的流体也是受污染程度最重的(记住上面提过告诫, 87Sr/86Sr 比值—MgO 图也可以反映二元混合) 。当然, 同化作用在岩浆演化早期的、更热的阶段是最快的。但是, 遗憾的是, 没有足够的资料来限制图9b 中的关系是直线性的还是弧线性的。然而, 如果是直线性的, 那么就会产生87Sr/86Sr 比值每千年增加010001速率的衰退
。为了进行比
第1期俯冲带火山下岩浆的形成、上升和存储的时间尺度 51
较, Knesel 等(1999) 最近提出了透长石斑
晶的Sr 同位素剖面。在这些剖面中, 由于围岩同化作用发生时斑晶的生长, 87Sr/86Sr 比值从中心到边缘逐渐增加。然而, 很难约束透长石的生长速率, 工作中使用了斜长石10212cm/s 的增长速率(Davidson and Tep 2ley , 1997) ; 这些资料表明, 87Sr/86Sr 比值是以01008kyr 21的速率增长的。这个速率高于从圣海伦斯火山得到的估计值, 但是这样的斑晶可以在发生快速冷却的岩浆体的边缘存在大同位素梯度情况下生长(Wolff et al , 1999) 。虽然前述讨论几乎肯定代表了对一组有限数据做出的过度引申的阐释, 但其目的只是想说明如果能适当地建立起重要的U 系矿物等时线, 就能够得到这些潜在的信息。513
比用226Ra 2230Th 法得到的要短。详细的研究要求有半衰期时间更短的U 系核素的应用, 例如210Pb (22年) 或者228Ra (6年) 。很少在安山质熔岩上进行这样的测量, 不过Pyle (1992) 根据已出版的资料估计滞留时间是11～89年。关于更危险的俯冲带火山喷发, G ill (1981) 观测到一些安山质火山喷发随着
时间的增长, 分异程度变大, 并经常终止于英安岩的爆破性喷发。图8和图9中的资料表明, 玄武安山质母岩浆要花长达几千年的时间才能转变成某些英安质岩浆。
6关于工作模型
发份增加机制发火山喷发的机制(如见, Eichelberger and West rich , 1981; Tait et al , 1989; Cash 2man , 1992; Sparks , 1997) 。然而, 如果
, 这就提出了安山质岩浆的起源问题。大量的详细研究表明, 这种演化发生在地壳以下的深度上(如见, Heat h et al , 1998; Brop hy et al , 1999) 。这可以与一些地球物理资料联系起来, 说明在诸如克柳切夫斯科伊、科里亚克、阿瓦恰和卡特迈等大的火山中心, 上地幔(50～90km 深) 中有相当大的岩浆体存在(5×10～15×40km 2) (Ut nasin et al , 1975; Mat umoto , 1971) 。高压和高挥发分含量的结合将会抑制斜长石结晶, 会抑制仅仅由橄榄石和辉石(±尖晶石) 主导的、有或者没有与橄榄岩围岩反应的组合的萃取, 会引起硅含量的迅速增加和玄武岩向安山岩的转变。岩浆系列中的同化参数, 例如87Sr/86Sr 比值, 随着分异程度的增加而减小(McDermott et al , 1993; Heat h et al , 1998) , 这个岩浆系列可以反映在深地幔岩浆库内通过老的镁铁质物质的同化作用进行的演化。
现有的约束安山质岩浆的形成、存储和上升时间尺度的工作模型示于图1、图5和图10。主要从俯冲沉积物中获得的元素(例如Th , REE , Ta , Nb , Zr , Hf , Ti )
在部
上面讨论到的时间尺度具有代表性, 那么就意味着岩浆滞留时间和喷发周期之间没有直接的联系, 因为大多数安山质火山以几十年到几百年的频率再次喷发。相反的是, 喷发周期可以与脱气作用相联系(J aupart , 1996) , 例如, Tait 等(1989) 研究的由结晶作用引起的挥发分超压增加的时间尺度为几年到几百年的预测喷发周期模型。相反地, 一些人(最近的是Brop hy et al , 1999) 认为, 实际上是由于水蒸气的出溶而引起浅部结晶作用。二者选一时, 喷发可以是由新的、热的镁铁质的岩浆进入到已有的岩浆房而触发的(如见, Sparks et al , 1977) , 斜长石斑晶的Sr 同位素剖面提供了一些岩浆系统受到重复的再充填事件的给人印象深刻的证据。这样, 实际上看起来喷发时间尺度一般
52世 界 地 震 译 丛2008年
分熔融前013～4百万年就加入到地幔楔中。流体加入的时间更晚一些, 而且是在岛弧火山相对稳定的深度上(G ill , 1998) , 原因要么是由于取决于压力的脱水反应(如见, Liu et al , 1996) , 要么是由于俯冲板块的连通性使得只有在给定的压力下才允许流体释放。大多数流体活跃元素(例如U ) 是从俯冲板块快速地迁移到地幔楔中的; 而, 226Ra 在板块中由残留的230Th 继续生成, 所以226Ra 2230Th 不平衡反映了就在部分熔融前的流体加入(图5) 。熔融是由于流体加入而诱发的, 但是可以由于降压熔融的成分而增强(Bour 2don et al , 1999) 。流体引发的熔融的速率可能很高, 引起从多孔状向渠道性流动的快速转变和岩浆每年几十到几百米的上升速率。幔内岩浆房里的短暂经历期间, 武质和安山质的岩浆中观测到大量的226Ra 过剩说明, 这些岩浆中的大多数在不到几千年的时间内从源区到达了地表。如果这些上升的安山质岩浆在地壳内聚集成池, 通常则会发生在地表的几千米内。在这个深度, 一般在1～8千年时间尺度上通过结晶分异作用, 伴随或者不伴随围岩的同化作用, 发生安山岩到英安岩的演化。
译自:Phil Trans R Soc Lod 120001A 358:
1443～1464
原题:Time 2scales of magma formation , ascent
and
storage
subduction 2zone
孙春强译; 魏海泉
)