徐雯雯 刘栋 赵志丹 车悦 齐宁远 雷杭山 朱锐

中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083

图1 地中海东部区域地图(a)和Lesvos岛地质图和采样位置(b)(据Pe-Piper et al., 2014改绘)Fig.1 Regional map of the eastern Mediterranean Sea (a) and geological map of the Lesvos Island showing sample locations (b) (modified after Pe-Piper et al., 2014)

作为地中海地区深部动力学过程的岩浆活动响应，爱琴海东北部广泛出露的中新世幔源钾玄质火山岩是研究特提斯构造域构造-岩浆演化和地幔交代历史的重要对象(Pe-Piper and Piper, 1992; Dilek and Altunkaynak, 2007; Pe-Piperetal., 2009)。通常认为大陆岩石圈地幔或软流圈地幔在早期洋壳或者陆壳俯冲过程中发生的地幔交代富集作用在碰撞后幔源钾质岩浆和伴生钙质碱性岩浆形成与演化过程中发挥了重要作用(Aldanmazetal., 2000; Seghedietal., 2004)。交代富集地幔的低度部分熔融可能产生幔源超钾质的岩浆，而富集地幔源区如果发生的更高程度的部分熔融则可能产生钾质岩浆和钙碱性岩浆(Conticellietal., 2009)。然而，Dilek and Altunkaynak(2007)发现岩石圈加厚引发的地壳同化混染作用的加剧对安纳托利亚(Anatolia)西部新生代岩浆岩的地球化学组成产生了重要影响，在一定程度上阻碍了通过幔源碱性岩浆作用来示踪深部地幔的演化过程(Meen, 1987; Feeley and Cosca, 2003)。此外，关于地中海东部碰撞后钾质岩石岩浆源区是否存在软流圈地幔物质贡献的问题尚存较大争议(Aldanmazetal., 2000; Bonev and Beccaletto, 2007)，且碰撞后钾质岩浆产生的构造背景和深部动力学机制同样需要进一步研究(Kay and Kay, 1993; Blatteretal., 2001; Feeley and Cosca, 2003; Seghedietal., 2004)。

研究区Lesvos岛位于地中海东部的爱琴海海域，岛上广泛分布的中新世火山岩属于土耳其西部新近纪富钾火山岩带的一部分(Pe-Piper and Piper, 1992)。本文将矿物年代学和原位同位素分析与全岩地球化学测试手段相结合，不仅厘定了Lesvos岛上三类中新世钾质岩石的形成时代，还进一步阐明了岩石成因、岩浆源区性质和演化过程，最终为特提斯构造域地中海东部地区在碰撞后阶段的深部动力学过程及其伴随的壳-幔层圈相互作用提供了重要的岩石学和地球化学依据。

1 地质背景和样品

位于欧亚大陆以南的特提斯构造域西起阿尔卑斯山，经过土耳其-伊朗高原、喜马拉雅山直至东南亚地区，其新生代以前的构造演化历史可大致划分为早古生代原特提斯、晚古生代古特提斯和中生代新特提斯三个阶段(吴福元等, 2020)。冈瓦纳大陆北缘在晚三叠世裂解形成基梅里(Cimmerian)大陆并向北漂移，形成的新特提斯洋南部分支在古近纪由于阿拉伯板块和欧亚大陆的碰撞而关闭(Aldanmazetal., 2000)。古近纪以来，分隔Pelagonia与Apulian陆块的新特提斯洋残余洋盆(Pindos洋)继续俯冲消减(Buick and Holland, 1989; Zelilidisetal., 2002)，最终在渐新世-早中新世Pelagonia和Apulian碰撞汇聚(Buick and Holland, 1989; Zelilidisetal., 2002; Pe-Piper and Piper, 2006；Pe-Piperetal., 2009)，这一过程伴随着新生代火山岩的广泛出露。

图2 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩野外露头和显微结构照片(a、b)柱状节理；(c)呈规则六边形的橄榄斑晶(玄武粗安岩XL1803)；(d)“绿核”辉石(样品XL1804)；(e)单斜辉石斑晶(样品XL1807)；(f)单斜辉石斑晶(样品XL1809)；(g)斜长石斑晶(样品XL1802)；(h)环带结构的斜长石(样品XL1802)；(i)黑云母斑晶(样品XL1802). 矿物缩写：Ol-橄榄石;Cpx-单斜辉石;Pl-长石;Bt-黑云母Fig.2 Field occurrence and photomicrographs for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a, b) columnar joint structure; (c) regular hexagonal olivine phenocryst (Sample XL1803); (d) green-core clinopyroxene phenocryst (Sample XL1804); (e) clinopyroxene phenocrysts (Sample XL1807); (f) clinopyroxene phenocrysts (Sample XL1809); (g) plagioclase phenocryst (Sample XL1802); (h) zonal texture of plagioclase phenocryst (Sample XL1802); (i) biotite phenocryst (Sample XL1802). Mineral Abbreviation: Ol-olivine; Bt-biotite; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Bt-biotite

Lesvos岛北部距Mamtamados约10km的地区可见喷出-超浅成侵入的基性岩浆岩形成的柱状节理(图2a, b)，柱状节理出露完整，高约10m，长约15m。本文共采集了三类岩石样品，分别为玄武粗安岩、玄武安山岩和粗面岩，均具有典型的斑状结构。玄武粗安岩样品斑晶主要为橄榄石、单斜辉石和斜长石，斑晶含量为20%～30%。部分橄榄石斑晶呈规则的六边形，具有正高突起并发育裂隙(图2c)。单斜辉石斑晶大小不一(400～900μm)，部分颗粒具有绿色核部(图2d)并发育明显的成分环带。基质为典型的安山结构，斜长石微晶呈杂乱交织状排列，其间隙由隐晶质和少量辉石颗粒充填。玄武安山岩样品发育气孔-杏仁构造，斑晶矿物粒度较小(300～600μm)，含量为15%～20%(图2e, f)。基质矿物组成和斑晶相似，主要由橄榄石、辉石、长石和铁钛氧化物组成。粗面岩样品的斑晶矿物主要是斜长石、角闪石和黑云母，斑晶含量为25%～30%。其中斜长石斑晶(600～800μm)呈自形程度较好的板状(图2g)，部分斜长石斑晶发育明显的成分环带(图2h)。角闪石和黑云母斑晶普遍发育有暗化边，角闪石普遍颗粒较小，而黑云母呈片状，可见一组极完全解理(图2i)。粗面岩样品的基质矿物包括斜长石、辉石、少量石英和铁钛氧化物。

2 分析方法

2.1 电子探针

矿物的电子探针分析是在武汉上谱科技有限责任公司完成，仪器型号为JEOL JXA-8230。在分析过程中，工作电压为15kV，发射电流为20nA，分析长石类矿物时束斑直径为3μm，其他矿物为1μm。峰值计数时间为10s(Mn为20s)，背景计数时间为峰值计数时间的一半。数据采用ZAF校正方法进行修正，分别用TAP、PETJ、LIFH、PETH晶体分别校正不同元素含量。

2.2 全岩主量和微量元素

全岩主、微量含量的测定是在武汉上谱科技有限责任公司分别使用ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)和Agilent 7500a 电感耦合等离子质谱(ICP-MS)完成的。XRF的实验电压为50kV，电流为60mA，标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14。数据校正采用理论α系数法，实验相对标准偏差(RSD)<2%。全岩微量元素的样品前处理流程包括：(1)将200目样品粉末置于105℃烘箱中烘干12h；(2)准确称取～50mg粉末样品并置于Teflon溶样弹中；(3)依次缓慢加入1mL高纯HNO3和1mL高纯HF；(4)将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于烘箱中190℃加热24h；(5)待溶样弹冷却之后，取出溶样弹，开盖后置于电热板上140℃蒸干；(6)加入1mL HNO3并再次蒸干；(7)加入1mL高纯HNO3、1mL MQ水和1mL内标In，再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于烘箱中190℃加热12h；(8)将样品溶液转入聚乙烯瓶中，并用2% HNO3稀释至100g以备ICP-MS测试。ICP-MS具体的仪器参数设置、数据处理方法等详见Liuetal.(2008)。

2.3 锆石U-Pb定年和Hf同位素

选取新鲜样品破碎至80目，经过磁选、重液分选和双目镜下手工挑选等方法挑选出锆石。将挑选出的锆石颗粒粘到环氧树脂上制成样品靶，打磨使锆石露出内部。之后对锆石进行透射、反射和阴极发光(CL)显微照相。锆石U-Pb定年工作是在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(Milma Lab)通过Agilent 7900 ICP-MS完成的，分析过程中采用NewWave 193UC型ArF准分子激光器进行剥蚀取样。实验过程中采用NIST 610作为元素含量外标，锆石标样91500作为U-Pb同位素比值外标，标样GJ-1和Plesovice作为未知样品监控数据质量(Jacksonetal., 2004; Wiedenbecketal., 2004; Slámaetal., 2008)。每个锆石测点的分析时间是100s，包括20s的背景空白和之后约50s的样品剥蚀。分析过程中GJ-1锆石标样的U-Pb加权平均年龄为601±5Ma(2σ，n=7)。调谐采用激光线扫描SRM NIST610(束斑35μm，扫描速度5μm/s)。每个点位的数据首先通过内置的MassHunter软件来进行转化，生成每个点位的信号-时间关系文件。数据处理采用ICPMSDataCal软件(Liuetal., 2010a, b; Huetal., 2012)，同位素比值及年龄误差均为1σ。普通铅采用Andersen(2002)程序进行校正，谐和图和年龄均值图采用Isoplot软件(Ludwig, 2001)进行绘制。

锆石Hf同位素原位测试工作是在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(Milma Lab)通过Thermal Fisher Neptune Plus多接收电感耦合等离子质谱(MC-ICP-MS)完成的。实验中采用NewWave 193UC型ArF准分子激光器进行剥蚀取样。调谐采用激光线扫描SRM NIST610(束斑35μm，扫描速度5μm/s)。实验过程中采用锆石91500(Blichert-Toft, 2008)作为Hf同位素比值外标，锆石标样Plesovice(Slámaetal., 2008)作为未知样品监控数据质量，其176Hf/177Hf加权平均值为0.282477±0.000005(2σ，n=5)。Hf同位素数据处理采用Iolite 软件(Patonetal., 2011)。

2.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素

全岩Sr-Nd和Pb同位素的测试工作是在加拿大卡尔顿大学同位素地质年代学和地球化学研究中心(IGGRC)分别使用Triton热电离质谱(TIMS)和Neptune MC-ICP-MS完成的。按照Cousens(1996)所述方法进行样品的溶解和分离提纯，其中Sr使用Sr-Spec树脂柱分离(Eichrom Technologies, LLC, USA)，Nd使用2ml LN树脂柱分离(Eichrom Technologies LLC)，而Pb则是通过AG1-X8 阴离子树脂、1M HBr和6M HCl进行分离提纯。Sr-Nd-Pb同位素测试结果分别用86Sr/88Sr=0.119，146Nd/144Nd=0.721和203Tl/205Tl=0.418922进行标准化。全流程标样NBS987和BCR-2的87Sr/86Sr比值分别为0.710240±0.000018(2SD，n=26)和0.704998±0.000018(2SD，n=6)；标样BCR-2的143Nd/144Nd均值为0.512623±0.0000110(2SD，n=7)；标样NBS981的206Pb/204Pb、207Pb/204Pb和208Pb/204Pb分别为16.9321±0.0008(2SD, n=17)、207Pb/204Pb=15.4864±0.0008(2SD, n=17)以及208Pb/204Pb=36.6820±0.00230(2SD, n=17)。Sr、Nd和Pb同位素分析的全程序空白分别为<250pg、<50pg和<100pg。

3 分析结果

3.1 电子探针

橄榄石斑晶成分均匀，在BSE图像上并未观察到明显的成分环带(图3a)。橄榄石测点普遍具有较高的Fo值(88～91),较低的NiO(0.02%～0.40%)、Cr2O3(0.10%～0.13%)和CaO含量(0.00%～0.16%)(表1)。这些特征表明所测斑晶并非岩浆平衡结晶的产物，而更可能是地幔橄榄石捕掳晶(图3b)。单斜辉石斑晶的Mg#值(57～90)和Al2O3/TiO2比值 (3.43～18.7) 变化范围较大，部分“绿核”

表1 Lesvos岛中新世钾质岩石代表性矿物电子探针数据(wt%)

续表1

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辉石具有复杂的内部结构(图3c)。在辉石分类图上(图3d)，所有测点均落入普通辉石和透辉石的范围。值得注意的是绿核辉石的核部明显贫Mg富Fe(核部：MgO=8.59%～11.2%、FeO=10.3%～16.9%、CaO=21.5%～22.0%、Al2O3=2.74%～4.26%)，从核部到边缘，其MgO含量显著增加而FeO、CaO和Al2O3含量减少(幔部和边缘：MgO=15.3%～17.7%、FeO=6.41%～7.36%、CaO=19.7%～21.1%、Al2O3=1.19%～3.41%)。黑云母斑晶成分较均匀，其K2O(9.90%～10.5%)和Al2O3含量(13.4%～15.9%)变化范围较小，但FeO(9.10%～14.8%)和Mg#值(64～78)呈现出较大范围变化。

在BSE图像中(图3e)，斜长石斑晶发育有明显的成分环带。在长石分类图中(图3f)，斜长石主要为中长石和拉长石(Or=14～23、Ab=32～66、An=26～62)，极少数测点落入奥长石和培长石范围。而钾长石斑晶则均落入透长石范围(Or=64～67、Ab=26～33、An=1～2)。在样品XL1802中，斜长石斑晶成分环带的Al2O3、CaO、Na2O和K2O含量发生了显著变化。从核部到边部，Al2O3含量由26.2%～27.6% 逐渐减少到24.7%～25.7%，CaO含量由7.93%～9.91%减少到6.61%～7.90%，Na2O含量由 5.23%～5.96%增加到6.13%～ 6.88%，而K2O含量由 0.40%～0.63%增加到0.70%～0.99%。

3.2 全岩主、微量元素

全岩主、微量元素分析结果见表2。如图4a所示，除了样品XL1810落入了玄武岩范围之外，希腊Lesvos岛中新世钾质火山岩可分为三类，分别是玄武安山岩、玄武粗安岩和粗面岩。在K2O-SiO2关系图中(图4b)，玄武安山岩属于高钾钙碱性系列，而玄武粗安岩和粗面岩则落入了钾玄岩系列。在K2O-Na2O关系图中(图4c)，三类岩石均为钾质岩石(K2O/Na2O=0.58～1.33)，其中玄武安山岩的K2O/Na2O比值变化范围是0.58～0.70，显著低于玄武粗安岩和粗面岩

表2 Lesvos岛中新世钾质岩石全岩主量(wt%)和微量(×10-6)元素数据

图3 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩典型矿物的BSE图像和矿物分类图(a)橄榄石斑晶及测点Mg#值(样品XL1803)；(b)橄榄石CaO-Fo协变图(Thompson and Gibson, 2000)；(c)单斜辉石斑晶及测点Mg#值(样品XL1803)；(d)顽火辉石-斜铁辉石-透辉石-钙铁辉石分类图；(e)斜长石斑晶及An值(样品XL1802)；(f)长石分类图Fig.3 BSE images and discrimination diagrams for typical minerals in the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a) olivine phenocryst with Mg# values (Sample XL1803); (b) olivine CaO vs. Fo diagram, after Thompson and Gibson (2000); (c) clinopyroxene phenocryst with Mg# values (Sample XL1803); (d) pyroxenes on the enstatite-ferrosilite-diopside-hedenbergite quadrilateral diagram; (e) plagioclase phenocryst with An values (Sample XL1802); (f) feldspar ternary diagram

(K2O/Na2O=1.28～1.33)。另外，本文三类钾质火山岩的A/NK和A/CNK分别为1.53～2.54和0.56～0.90，均落入准铝质岩石的范围(图4d)。

三类钾质岩石样品在Harker图解中呈现出明显的线性变化趋势(图5)。随着SiO2的升高，Na2O和Al2O3均呈现出正相关的变化趋势(图5a, b)，而MgO、Fe2O3T和CaO含量则表现出负相关趋势(图5c-e)，其中MgO含量从8.13%下降到1.86%，CaO从11.76%下降到3.79%，而Fe2O3T从3.56%下降到8.14%。K2O含量的变化与SiO2的协变趋势不明显(图5f)。三类样品的TiO2含量较低，介于0.52%～0.95%之间，随着SiO2的升高基本保持不变。

在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6a)可以看出，样品均具有轻稀土元素(LREE)相对富集，重稀土元素(HREE)相对亏损的右倾配分模式。在轻、重稀土分异程度上，粗面岩的(La/Yb)N比值(18.1～19.3)显著高于玄武岩-玄武安山岩和玄武粗安岩((La/Yb)N=11.6～12.8)。此外，三类火山岩均具有偏低的稀土元素总量(∑REE=133×10-6～203×10-6)和较弱的Eu负异常(δEu=0.71～0.83)。在原始地幔标准化不相容元素蛛网中(图6b)，研究区样品具有相对富集Th、U、Pb等大离子亲石元素(LILE)而相对亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSE)的特点，与俯冲带岛弧成因岩石的特征相似。值得注意的是相对于两种基性岩石，粗面岩表现出极端富集Th、U元素的特点。

表3 Lesvos岛粗面岩(样品XL1801)锆石U-Pb年龄数据

续表3

图4 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩地球化学图解(a)TAS图解；(b)全岩K2O-SiO2图解；(c)全岩K2O-Na2O图解；(d)A/NK-A/CNK分类图. Lesvos岛碰撞后火山岩的主量元素数据来自Pe-Piper and Piper(1992)和Pe-Piper et al.(2003, 2014)，图6同Fig.4 Whole rock major element clasification diagrams of the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a) TAS diagram; (b) K2O-SiO2 diagram; (c) K2O-Na2O diagram; (d) A/NK-A/CNK diagram for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island. Published data of postcollisional volcanic rocks from the Lesvos Island are from Pe-Piper and Piper (1992) and Pe-Piper et al. (2003, 2014), also in Fig.6

图5 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩Harker图解Fig.5 Harker diagrams of the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island

图6 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化不相容元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized incompatible trace element distribution diagrams (b) for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island (normalization values after Sun and McDonough, 1989)

图7 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩锆石U-Pb年龄及Hf同位素图解(a)Lesvos岛粗面岩锆石阴极发光图像. 其中实线圆圈和虚线圆圈分别代表锆石U-Pb激光束斑位置(直径=35μm)和Hf同位素激光剥蚀位置(直径=35μm)；(b)锆石U-Pb年龄谐和图；(c)粗面岩锆石Hf同位素组成图Fig.7 The zircon U-Pb age and Hf isotopes for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a) cathodoluminescence (CL) images of zircon for trachyte from the Lesvos Island, the solid and dashed circles refer to the locations of laser ablation for zircon U-Pb (diameter=35μm) and Hf isotopes analyses (diameter=35μm), respectively; (b) zircon U-Pb concordia diagram; (c) zircon Hf isotopic composition

3.3 锆石U-Pb定年和Hf同位素

本文对一件粗面岩样品(XL1801)锆石进行了U-Pb定年。在CL图像上(图7a)，粗面岩锆石多为自形-半自形长柱状以及扇形，颗粒粒径较小(50～100μm)，长宽比为1:1～3:1，大部分具有明显的生长环带；小部分呈现出复杂的内部结构，发育核边结构；还有小部分锆石颗粒呈现圆状-次圆状，内部结构相对均匀或仅具有弱的同心震荡环带(图7a)。尽管在形态和内部结构上有差异，粗面岩中的锆石大都呈现出高的Th、U含量和Th/U比值(0.49～2.34；表3)，表明这些锆石仍具有典型岩浆锆石特征(Belousovaetal., 2002; Hoskin and Schaltegger, 2003)。在粗面岩样品中共获得58颗锆石的测年数据(表3)。在剔除继承锆石和U-Pb年龄不谐和的测点之后，获得25颗锆石的206Pb/238U加权平均年龄为17.2±0.2Ma(2σ，MSWD=2.8，图7b)。该定年结果与前人对研究区早碰撞后火山岩的Ar-Ar定年结果一致(Pe-Piperetal., 2003, 2014)。对该样品进行了锆石原位Hf同位素分析发现，锆石的176Yb/177Hf比值变化范围是0.00936～0.074230，远小于0.1(表4)。此外粗面岩样品锆石的Hf同位素组成较均匀(图7c)，其εHf(t)值的变化范围是-4.40～-0.81(表4)，相应的Hf同位素亏损地幔模式年龄和地壳模式年龄分别为tDM=823～727 Ma和tDMC=1.35～1.12Ga。

3.4 全岩Sr-Nd-Pb同位素

Lesvos岛钾质火山岩样品的初始Sr-Nd同位素组成变化范围均比较小(87Sr/86Sr(i)=0.7075～0.7081，εNd(t)=-4.6～-5.9，表5)。在图8a中，Sr-Nd同位素比值之间的负相关趋势明显， 并有指向下地壳的特征。与基性的玄武安山岩(87Sr/86Sr(i)=0.7080～0.7081，εNd(t)=-5.6～-5.9)和玄武粗安岩(87Sr/86Sr(i)=0.7079，εNd(t)=-5.0～-5.1)相比，更富硅的粗面岩却具有更亏损的Sr-Nd同位素组成(87Sr/86Sr(i)=0.7078，εNd(t)=-4.6)。本文三类岩石的Sr-Nd同位素组成基本落入了Lesvos岛同时代的基性岩浆岩(87Sr/86Sr(i)=0.7075～0.7097，εNd(t)=-3.5～-8.3；Pe-Piperetal., 2014)所定义的范围中(图8a)，并且与爱琴海东北部Limnos岛早中新世火山岩相似(87Sr/86Sr(i)=0.7089～0.7091，εNd(t)=-6.4～-7.7；Pe-Piperetal., 2009)。

表4 Lesvos岛粗面岩(样品XL1801)锆石Hf同位素数据

图8 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩Sr-Nd-Pb同位素图解(a) 初始Sr-Nd同位素协变图(底图据Liu et al., 2014)；(b) 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb；(c) 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb比值图. 地中海岩石圈地幔、东部和西部煌斑岩以及Menderes沉积岩数据参考 et al. (2012)；沉积物GLOSS数据参考自Plank and Langmuir (1998)；全硅酸盐地球(BSE)；富集地幔(EMⅠ and EM Ⅱ)；普通地幔成分(PREMA)数据来自于Zindler and Hart (1986)；北半球参考线(NHRL)：207Pb/204Pb=0.1084×206Pb/204Pb+13.469；208Pb/204Pb=1.209×206Pb/204Pb+15.627Fig.8 Plots of Sr-Nd-Pb isotopes for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a) plot of initial Sr-Nd isotopes; (b) 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb plot; (c) 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb plot. The data of lithospheric mantle, the eastern and wstern Mediterranean lamprophyres, and the Manderes sedimentary rocks are based on et al. (2012). GLOSS is based on Plank and Langmuir (1998). Bulk Silicate Earth (BSE), enriched mantle components (EMⅠ and EM Ⅱ), and prevalent mantle (PREMA) are based on Zindler and Hart (1986). Northern Hemisphere Reference Line (NHRL): 207Pb/204Pb=0.1084×206Pb/204Pb+13.469; 208Pb/204Pb=1.209×206Pb/204Pb+15.627

在Pb同位素组成上，本文三类钾质火山岩(206Pb/204Pb=18.628～18.711、207Pb/204Pb=15.185～15.678、208Pb/204Pb=38.961～39.044)和研究区同时代的基性岩石(206Pb/204Pb=18.498～18.838、207Pb/204Pb=15.643～15.699、208Pb/204Pb=38.749～39.127)相似，均落在北半球参考线(NHRL)上方(图8b, c)。三者在Pb同位素组成上虽然有部分重叠，但是粗面岩的Pb同位素比值略高于玄武安山岩和玄武粗安岩，更接近富集地幔(EMⅡ)的范围。

4 讨论

4.1 岩浆形成与演化

Lesovs岛发育的钾质玄武安山岩和玄武粗安岩均具有较高的Mg#(57～70)和相容元素含量(Cr=322×10-6～500×10-6，Ni=75.4×10-6～170×10-6)，表明这两类钾质基性岩浆直接起源于深部地幔的部分熔融。La/Yb-La的协变图常被用于判断岩浆岩的部分熔融和分离结晶过程(Lietal., 2016)。由于La和Yb在熔体相和结晶相之间分配系数的差异，在部分熔融过程中，La/Yb比值与La含量呈现明显的正相关趋势；而在分离结晶过程中，La/Yb比值随着La含量的增加基本保持不变。如图9a所示，因此研究区的两类基性岩石的La/Yb比值La含量的正相关趋势与部分熔融趋势一致，表明分离结晶作用在岩浆形成和演化过程中并未占主导，而两者的原始岩浆最可能直接起源于地幔不同程度的部分熔融。两类岩石的Al2O3与SiO2则表现出明显的正相关趋势(图5b)，而Ni含量与MgO则呈现负相关趋势(图9b)。结合两类岩石岩相学特征(图2)，可以推断在岩浆演化过程中发生过橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图6a)，两类基性岩石均具有微弱的Eu负异常，表明斜长石同样是分离结晶矿物相之一。此外，在基性岩浆演化过程中，对岩石圈地幔和地壳物质的同化混染可能导致Sr-Nd同位素的富集。矿物电子探针分析结果表明，玄武安山岩和玄武粗安岩斑晶矿物中存在地幔橄榄石的捕掳晶(图3b)，表明岩石圈地幔物质对这两种钾质基性岩浆存的物质贡献。而“绿核”辉石斑晶的核部具有低Mg#、贫Al2O3的特征(图3c)，明显偏离钾质岩浆结晶的单斜辉石成分范围而且与典型的高压环境下结晶的 “绿核”单斜辉石存在很大差异(Huangetal., 2010)。因此，这些“绿核”辉石的存在不仅表明了地壳捕虏晶来源，还证实了这两种钾质基性岩岩浆在演化过程中存在少量地壳混染作用。但是在图9c-d中，玄武安山岩和玄武粗安岩样品的初始87Sr/86Sr和143Nd/144Nd比值并未随SiO2含量的增加而呈现显著变化。因此，我们推测两者的同位素组成在岩浆演化作用中受岩石圈地幔和地壳物质混染的影响很小，其富集的Sr-Nd-Pb同位素组成可以用来探讨地幔源区的交代特征。

表5 Lesvos岛中新世钾质岩石全岩Sr-Nd-Pb同位素

图9 Lesvos岛碰撞后钾质火山岩岩浆过程与起源判别图(a)La/Yb-La 判别图；(b)Ni-MgO协变图；(c)87Sr/86Sr(i)-SiO2协变图；(d)143Nd/144Nd(i)-SiO2协变图；(e)Sr/Y-Y(Defant and Drummond, 1990)；(f)(La/Yb)N-YbN(Castillo, 2012)Fig.9 Plots of magma process and origin for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island(a) La/Yb vs. La diagram; (b) Ni vs. MgO diagram; (c)87Sr/86Sr(i) vs SiO2 diagram;(d) 143Nd/144Nd(i) vs. SiO2 diagram; (e) Sr/Y vs. Y diagram (Defant and Drummond, 1990); (f) (La/Yb)N vs. YbN diagram (Castillo, 2012)

粗面岩样品具有较低的MgO含量(1.86%～2.22%)和Cr(39.3×10-6～39.9×10-6)、Ni(19.4×10-6～23.1×10-6)等相容元素含量(表2)。此外，粗面岩样品还具有比同时代的两类钾质基性岩相比更亏损的Sr-Nd同位素组成(图8a)，因此可以推测这种中酸性岩浆可能直接起源于地壳的部分熔融而非两种基性岩浆通过结晶分异作用形成的。通过对粗面岩样品的中新世锆石进行测试发现其Hf同位素组成均匀，εHf(t)值变化范围小于5个单位(图7c)，这进一步排除了粗面质岩浆在演化过程中发生过显著地壳混染或者岩浆混合作用的可能(Harrisonetal., 2005; Iizukaetal., 2005; 吴福元等, 2007)。粗面岩具有较低的Sr/Y和(La/Yb)N比值和较高的Y和Yb含量(图9e, f)，和青藏高原南部广泛出露的、碰撞后阶段起源于加厚下地壳部分熔融的富钾埃达克质岩石明显不同(Chungetal., 2003; Houetal., 2004; Guanetal., 2012; Jietal., 2012; Yangetal., 2015)。因此，这些不具备埃达克岩地球化学特征的粗面质岩浆可能起源于中-上地壳的部分熔融。

4.2 地幔交代作用

Lesvos岛钾质玄武粗安岩和玄武安山岩富集大离子亲石元素和轻稀土元素、相对亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素的地球化学特征(图6)与俯冲板片起源流体或熔体交代上覆地幔楔发生部分熔融形成的岛弧环境下的基性岩一致。两类钾质基性岩较高的初始87Sr/86Sr(i)和较低的εNd(t)值与洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩相对亏损的Sr-Nd同位素组成存在显著差异，暗示研究区的基性岩石更可能起源于交代富集的浅部岩石圈地幔部分熔融而非更深的软流圈地幔。基性岩浆源区起源深度和源区矿物组成可以通过岩石的稀土元素分异特征进行判断(Thirlwalletal., 1994; Xuetal., 2001; Liuetal., 2014)，在Dy/Yb-La/Yb的协变图(图10a)中，钾质玄武粗安岩和玄武安山岩样品的Dy/Yb比值较低并且变化范围很小(1.6～2.0)，而La/Yb比值这表现出了更显著的变化(16～27)。这种稀土元素分异特征符合含尖晶石相岩石圈地幔低度部分熔融模拟曲线预测的变化趋势，因此可以推断研究区Lesvos岛两类钾质基性岩是经历过交代改造的尖晶石相岩石圈地幔低度部分熔融的产物。

图10 Lesvos岛钾质玄武粗安岩和玄武安山岩特殊微量元素比值协变图(a)Dy/Yb-La/Yb图解(据Xu et al., 2001);(b)Th/Yb-Ba/La图解(据Woodhead et al., 2001);(c)Hf/Sm-Zr/Hf图解(据Liu et al., 2014)Fig.10 Diagrams of Dy/Yb vs. La/Yb (a, after Xu et al., 2001), Th/Yb vs. Ba/La(b, after Woodhead et al., 2001) and Hf/Sm vs. Zr/Hf (c, after Liu et al., 2014) diagrams for the postcollisional potassic rocks from the Lesvos Island

图11 Pindos洋壳板片断离与Lesvos岛碰撞后钾质岩浆作用示意图Fig.11 The break-off of Pindos oceanic slab and postcollisional potassic magmatism in the Lesvos Island

4.3 动力学机制

前人研究表明：岩石圈地幔加厚拆沉(Kay and Kay, 1993; Manleyetal., 2000)、岩石圈伸展(Royden, 1993; Van Hinsbergenetal., 2005)和俯冲的Pindos洋壳板片断离(Wortel and Spakman, 2000; Pe-Piper and Piper, 2007)都可能是触发Lesvos岛中新世岩浆作用的深部动力学机制。我们认为Pindos洋壳板块断离引起软流圈上涌能更加合理地解释Lesvos岛碰撞后钾质岩浆活动的形成。首先，地震波层析成像为研究区渐新世-中新世发生俯冲洋壳板片断离提供了直接证据(Wortel and Spakman, 2000)。其次，同造山期和后造山期盆地的地层证据(Zelilidisetal., 2002)和变质核杂岩中的P-T-t轨迹(Buick and Holland, 1989)表明Pelagonia和Apulian之间的陆-陆碰撞和地壳加厚发生在晚始新世-渐新世。由于洋壳和陆壳岩石圈之间的差异导致陆-陆碰撞之后会发生俯冲洋壳板片的断离(Ton and Wortel, 1997)。前人研究表明陆-陆碰撞和之后洋壳板片断离之间的时间间隔大约为 10～15Myr(Maceraetal., 2008)，这与Lesvos岛碰撞后钾质岩浆活动的形成时间(～17Ma)和Pelagonia-Apulian陆-陆初始碰撞之间的时间间隔基本吻合。因此，爱琴海东北部构造岩浆演化过程可以简要分成三个阶段：(1)晚白垩纪-早古近纪，Pelagonian板块与Apulian板块之间的Pindos洋壳持续向北俯冲消减，陆源碎屑沉积物脱水、部分熔融形成的流体/熔体交代上覆地幔楔；(2)晚古近纪，Pindos洋盆关闭、Pelagonian板块和Apulian板块发生陆-陆碰撞导致地壳加厚；(3)中新世，俯冲的Pindos洋壳发生板片断离，导致软流圈上涌加热上覆岩石圈和岩石圈各圈层部分熔融，最终形成Lesvos岛各类碰撞后钾质岩浆作用(图11)。

5 结论

通过对希腊Lesvos岛出露的中新世钾质火山岩进行矿物学、年代学和全岩地球化学分析，得出以下结论：

(1)主要是识别出三类中新世钾质岩石，分别是玄武粗安岩、玄武安山岩和粗面岩，锆石U-Pb定年结果表明其形成时代为17.2Ma。

(2)玄武粗安岩和玄武安山岩样品中存在地幔橄榄石捕掳晶和具有低Mg#的绿色核部的单斜辉石斑晶，而斜长石斑晶则发育明显的成分环带。这些结果表明在钾质基性岩浆演化过程中存在少量岩石圈地幔和地壳物质的混染作用。

(3)玄武粗安岩和玄武安山岩均起源于尖晶石相岩石圈地幔的低度部分熔融，地幔源区在板片俯冲过程中经历过陆源沉积物起源的流体/熔体的交代富集，在随后演化过程中经历了橄榄石、单斜辉石和斜长石的分离结晶作用。而粗面岩具有与两类基性火山岩不同的Sr-Nd同位素组成，这种中酸性钾质岩浆起源于中-上地壳的部分熔融，其均匀的锆石Hf同位素组成表明在岩浆演化过程几乎不受岩浆混合和围岩的同化混染作用的影响。

(4)俯冲的Pindos洋壳在中新世发生板片断离，引起热的软流圈地幔上涌导致上覆岩石圈不同圈层发生部分熔融，最终形成了研究区各类碰撞后钾质火山岩。