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石泡构造是酸性火山岩中的一种特殊原生构造，形态多呈球形、椭球形。Iddings（1887）最早指出石泡为同心腔或其他形式的中空球晶（Iddings，1887）。后来，人们发现石泡由石泡壁与内部空腔两部分构成，空腔常被石英、玉髓等矿物充填（Götze et al.，2020），石泡构造常发育在酸性喷出岩的顶部（喻积贤等，1988; 王加强等，2007）。通常认为，富硅熔体且挥发分充足是其产生的必要条件（Breitkreuz，2013），其形成可能与挥发物质、水含量、冷凝收缩、高过冷度等一系列因素有关（Seaman et al.，2009; Kshirsagar et al.，2012; 朱世发等，2012; Breitkreuz，2013; Clay et al.，2013; Breitkreuz et al.，2021）。然而，石泡构造的形成机理及其与岩浆演化过程的关系尚不清楚，存在3种认识：① 分异作用导致了岩浆不混溶，不混溶岩浆因需满足各自表面能最小而收缩呈球体，球体保存下来形成石泡（王腾飞等，2014）；② 岩浆熔体在结晶过程中受到瞬时应力、水含量以及挥发物出溶和膨胀等因素的影响形成石泡（Seaman et al.，2009; Kshirsagar et al.，2012; Breitkreuz，2013）；③ 酸性岩浆喷出地表，到达冷环境后，球体外部冷凝固结成壳，阻止气体溢出，在后期冷凝收缩作用下，石泡壁张开，气体释放，形成空腔（喻积贤等，1988; 王加强等，2007; 朱世发等，2012）。控制石泡构造形成的因素可能包括岩浆性质、冷凝结晶过程、喷发的环境等，因此，揭示石泡构造发育规律和形成机理，对认识酸性岩浆性质、演化和喷发过程具有重要意义。
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山东省青岛市月亮湾海岸苏鲁造山带白垩系青山群流纹岩中石泡构造发育，本文通过对石泡构造的发育相带、矿物学、岩石学、地球化学特征进行精细研究，理清石泡构造的发育特征及规律，揭示石泡构造的成因机制，这对认识白垩系青山群流纹质岩浆的产生、岩浆演化过程和喷发环境具有重要价值。
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1 地质背景与样品
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大别-苏鲁造山带是三叠纪华南陆块俯冲进入华北陆块之下形成的大陆碰撞型造山带，是世界上分布规模最大的高压—超高压变质带（郑永飞，2008; Zhao et al.，2009; 张书凯等，2019）。由于后期郯庐断裂带的左行走滑影响，大别-苏鲁造山带被分为两部分，即西侧的大别造山带和东侧的苏鲁造山带（图1a）。苏鲁造山带除高压—超高压变质岩外还广泛分布中生代岩浆岩（张娟，2011; 张书凯等，2019）。苏鲁造山带中生代岩浆活动强烈（图1b），根据形成时代可划分为3个阶段：晚三叠世、晚侏罗世和早白垩世（Zhao et al.，2009）。山东白垩纪地层可统一划分为莱阳群、青山群、大盛群和王氏群，大盛群和王氏群主要发育在郯庐断裂带内，青山群为一套中酸性火山喷发岩系，中生代火山岩主要赋存于青山群内，大盛群和王氏群仅有少量火山岩夹层（张增奇等，1996; 刘明渭等，2003; 唐嘉锋等，2008; 付文钊等，2014）。青岛市月亮湾海岸（东经120°8′39.777″，北纬35°55′39.198″）流纹岩即属白垩系青山群（图1c），岩性以流纹构造流纹岩（以下简称正常流纹岩）、石泡构造流纹岩、流纹质集块熔岩和流纹质角砾熔岩为主（表1），按王璞珺等（2003）对火山岩相的分类，本区火山岩相包括爆发相和溢流相。
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图1 苏鲁造山带的地理位置和构造背景（a，据Zhao et al.，2009；Du et al.，2022修改）、苏鲁造山带地质简图（b，据Jahn et al.，1999；Yang et al.，2005修改）和黄岛地质简图（c，据宋键等，2017修改）
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Fig.1 Location and tectonic setting of the Sulu orogenic belt (a, modified after Zhao et al., 2009; Du et al., 2022) , geological map of the Sulu orogenic belt (b, modified after Jahn et al., 1999; Yang et al., 2005) and geological map of the Huangdao district (c, modified after Song Jian et al., 2017)
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月亮湾海岸流纹岩剖面长约102 m，地层整体倾向南西，倾角50°左右。自北向南共发育3个火山构造旋回，每个构造旋回由喷发相和溢流相构成，石泡构造流纹岩均分布于溢流相上部亚相（图2a）。
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第Ⅰ个旋回自北向南依次为流纹质集块熔岩、流纹质角砾熔岩和正常流纹岩，厚度约15 m。流纹质集块熔岩呈紫红色，风化面呈黄褐色，流纹构造（图2b），集块被熔岩胶结，熔岩呈斑状结构。流纹质角砾熔岩风化面呈黄褐色，新鲜面呈红色，流纹构造（图2c），火山碎屑以角砾为主，角砾磨圆度较低，分选很差，形状各异，棱角分明，角砾熔岩与集块熔岩均是含有热的火山碎屑物堆积后在上覆物质的负荷压力下变形熔结形成。正常流纹岩在区内出露面积最广，厚度较大（图2a）。新鲜面紫红色，风化淋滤部分呈黄色，整体呈斑状结构，斑晶以长石、石英为主。此外，岩石中可见方解石细脉充填（图2f），脉体宽度0.2~1 cm不等。
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第Ⅱ个旋回以流纹质角砾熔岩、正常流纹岩和石泡构造流纹岩为主，可见石泡构造流纹岩层和正常流纹岩层交替出现，该旋回整体厚度约30 m。石泡构造流纹岩最显著特征为石泡构造，石泡是由外层石泡壁与内部空腔组成的球状体。旋回下部石泡构造流纹岩厚度约6 m，石泡个体较小，数量较多，分布密集，旋回上部石泡构造流纹岩厚度约8 m，石泡个体相对较大，部分石泡直径可达10 cm，自北向南石泡逐渐变小。石泡体与胶结熔浆界面清晰，可整体从中分离脱落，在岩石表层留下脱落后的圆形空洞。石泡在流纹岩中零散或成群分布，个体大小不一，呈圆球状，直径从0.5~10 cm不等（图2d），由外到内颜色不同，外部石泡壁呈紫红色，风化面呈黄色，内部空腔内充填的次生矿物呈灰白色，油脂光泽，结晶程度由外到内逐渐变好，中心可见晶形完整的石英颗粒（图2e），部分石泡空腔内部充填方解石晶体。实心石泡抗风化能力较强，常以凸出于流纹岩表面的形式存在。
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第Ⅲ个旋回以流纹质角砾熔岩、正常流纹岩和石泡构造流纹岩为主，厚度约57 m。石泡构造流纹岩厚度约12 m。
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研究区石泡构造特征明显，类型丰富，整体可划分为实心型石泡和空心型石泡两类（图3）。实心型石泡内部无空腔，因石泡壁抗风化程度较高而凸于流纹岩表面，石泡与胶结熔浆接触界线明显，根据其产出状态可分为独立分布型和成群分布型（图3）。空心型石泡由石泡壁和内部空腔组成，空腔内部被石英、玉髓或方解石充填。根据充填程度差异，分为完全充填、半充填和未充填。根据内部空腔形态，划分为星型、圆型、镰刀型和新月型（图3、4），新月型空腔常围绕石泡中心点周期性重复出现。根据连通性质，划分为独立型和连通型两亚类，连通型石泡表现为两个空腔相接，共用一个石泡外壁（图3i）。
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镜下石泡间玻璃质具有珍珠构造（图5c），表明后期发生了脱玻化作用。实心石泡呈棕黄色纤维束状，以单个或集合体形式存在，纤维束呈放射状由中心垂直指向外壁（图5a）。空心石泡由石泡壁和内部空腔构成，石泡壁呈深棕色，石泡内部矿物无色透明，由外到内结晶程度逐渐变好，矿物类型依次为玉髓、石英。
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挑选了风化作用较弱的各类流纹岩，经过手标本粗选和薄片鉴定，兼顾样品空间分布，选取9个流纹岩样品（含石泡构造流纹岩和正常流纹岩）分别进行电子探针、全岩主、微量元素及傅里叶变换红外光谱分析测试工作。
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2 分析方法
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2.1 原位主量元素
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原位主量元素由武汉上谱分析科技有限责任公司的日本电子电子探针（JXA-8230）测定，标样为SPI标准矿物。探针片表面平整、光滑，保证了数据可靠性。在获取元素含量之前，对石泡不同区域进行光学显微镜观察并拍摄BSE图像，以评估蚀变、脱玻化并协助选择采样点。测试条件为电压15 kV，电流5×10-9 A，束斑3~5 μm，数据校正采用日本电子（JEOL）的ZAF校正方法进行修正。
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图2 苏鲁造山带青岛月亮湾流纹岩特征
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Fig.2 Characteristics of rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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（a）—青岛月亮湾流纹岩剖面图；（b）—流纹质集块熔岩；（c）—流纹质角砾熔岩；（d）—独立分布和成群分布石泡；（e）—石泡构造流纹岩；（f）—正常流纹岩中方解石脉体；（g）—流纹构造，但可能经历了后期构造变形
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(a) —cross section of rhyolite in Qingdao Moon Bay; (b) —rhyolitic agglomerate lava; (c) —rhyolitic breccia lava; (d) —independent and clustered distribution of lithophysae; (e) —lithophysa rhyolite; (f) —calcite vein of rhyolite; (g) —fluidal structure, but may have undergone later structural deformation
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2.2 全岩主微量元素
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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。主量元素分析采用X射线荧光光谱法（XRF），仪器为Axios mAX型X荧光光谱仪，测试精度优于2%。微量元素利用电感耦合等离子体质谱法（ICP-MS）分析测定，仪器为NexION300D型等离子体质谱仪，元素含量大于10-5的元素测试精度优于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）。
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图3 苏鲁造山带青岛月亮湾石泡构造特征
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Fig.3 Characteristics of lithophysae in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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（a）—实心型独立石泡；（b）—实心型成群分布石泡；（c）—石泡构造流纹岩横截面，可见完全充填及半充填空腔；（d）—空心型石泡；（e）—石泡构造流纹岩层，石泡小而密集，内部完全充填硅质；（f）—石泡切割流纹构造，流动构造未因石泡存在而改变方向；（g）—镰刀型石泡；（h）—新月型石泡；（i）—连通型石泡，两空腔紧密相接，共用一个石泡壁
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(a) —a solid independent lithophysa; (b) —solid and clustered lithophysae; (c) —the cross section of lithophysa rhyolite, showing both fully filled and partially filled cavities; (d) —a hollow lithophysa; (e) —the lithophysa rhyolite layer, with small and dense lithophysae and completely filled with siliceous; (f) —a lithophysa cutting fluidal structure, and fluidal structure does not change direction due to the presence of lithophysa; (g) —sickle shaped lithophysa; (h) —crescent shaped lithophysa; (i) —connected lithophysa, with two cavities tightly connected and sharing the same wall
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2.3 水含量
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水含量采用傅里叶变换红外光谱仪在中国科学技术大学测定，仪器型号为Bruker Tensor 27。测试样品均进行了双面精抛光处理，薄片厚度约400 μm，厚度均匀，实际测试选取测点时避开了玻璃质中的气泡、裂纹及斑晶区域。测试结束后，将所得数据使用Omnic软件处理，得到相应测点的吸光度（A），结合公式进行玻璃质中水含量的计算。以Beer-Lambert定律用于计算玻璃质中的水含量（Stolper，1982）：
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式中，c为水含量的重量百分数，t为样品厚度（cm），D为熔体密度（g/L），ε为线性吸收系数（L/（mol·cm）），A为吸光度（无量纲）。本文吸收系数选用90±2 L/（mol·cm）（Hauri et al.，2002），与Dobson et al.（1989）的88±2 L/（mol·cm）相近。根据前人研究，3550 cm-1（2.8 μm）吸收峰是由分子H2O和SiOH和AlOH结构基团的基本O-H拉伸振动以及H-O-H弯曲的泛音引起的（Stolper，1982; Ihinger et al.，1994; Seaman et al.，2009），通常用于确定总水浓度（Dixon et al.，1988; Dixon et al.，2001; Saito et al.，2001; King et al.，2002; Wysoczanski et al.，2006; Seaman et al.，2009）。本文使用3550 cm-1吸收峰高度计算玻璃中的总水浓度，采用2750~3750 cm-1作为基线校正范围。对于各向同性材料，如玻璃，OH-和H2O络合物不具有晶体择优取向，任何光学方向对吸光度A都有相同的值。因此，玻璃的水浓度可以用单个FTIR光谱来测量（Seaman et al.，2009; Kshirsagar et al.，2012）。
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图4 苏鲁造山带青岛月亮湾石泡构造类型
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Fig.4 Types of the lithophysae in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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3 结果
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3.1 石泡构造原位主量元素特征
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本文分别对同一视域下的泡间胶结熔浆、石泡壁和内部填充物进行了原位主量元素测试（图6）。电子探针原位微区结果见图6和表2。结果显示，泡间胶结熔浆、石泡壁和石泡内部充填物均表现出富Si特征，但富集程度有所差异，石泡壁中的SiO2含量为65%左右，而胶结熔浆和石泡内部充填物含量均在90%以上；与胶结熔浆和内部充填物相比，石泡壁富集Al、Na和K，贫Si（图6）；与内部充填物相比，石泡壁和胶结熔浆相对富Fe，与野外和手标本中石泡壁和胶结熔浆新鲜面呈红色的特征相吻合；Ca、Ti、Mn、Mg、P元素在石泡不同微区含量整体稳定且较低，均在0.1%以下。
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图5 苏鲁造山带青岛月亮湾石泡构造显微特征
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Fig.5 Microscopical characteristics of lithophysae in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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（a）—实心型石泡，由棕黄色纤维束构成（单偏光）；（b）—空心型石泡（单偏光）；（c）—泡间玻璃质，典型珍珠构造（单偏光）；（d、g）—完整石泡，由边部至内部依次为玉髓、石英（分别为同一视域下单偏光和正交光）；（e、h）—单偏光下石英和玉髓无色透明，阴极发光下玉髓呈深蓝色、石英呈深棕色（同一视域下单偏光和阴极发光）；（f）—半充填空心型石泡，红色指示石泡边界，黄色指示石英颗粒，蓝色指示未充填区域（全扫描透射光）；Q—石英；Ch—玉髓
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(a) —solid lithophysae, composed of brownish-yellow bundles (polarized light) ； (b) —hollow lithophysae (polarized light) ； (c) —glassy between lithophysae, with typical perlitic structure (polarized light) ; (d, g) —complite lithophysa with chalcedony and quartz successively from edge tointerior (polarized light and cross-polarized light in the same field of view, respectively) ; (e, h) —quartz and chalcedony are colorless and transparent under polarized light; chalcedony is dark blue and quartz is dark brown under cathodoluminescence (polarized light and cathodoluminescence in the same field of view, respectively) ; (f) —semi-filled hollow lithophysae, red indicates lithophysae boundary, yellow indicates quartz particle, blue indicates unfilled area (full scan transmission light) ; Q—quartz; Ch—chalcedony
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3.2 流纹岩主、微量元素特征
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研究区流纹岩分为正常流纹岩和石泡构造流纹岩两类。本文对正常流纹岩、石泡构造流纹岩中胶结熔浆和石泡壁分别进行了全岩主、微量元素测试分析。两类流纹岩化学成分见表3。从表3中可以看出，岩石化学成分SiO2含量范围为75.91%~82.19%，平均79.04%，属酸性岩类，总体上高Al、K、Na（Al2O3=9.02%~13.22%，均值为11.18%；K2O=2.31%~6.87%，均值为5.36%；Na2O=0.19%~5.01%，均值为2.51%），低Fe、Mg、Ca（TFe2O3=0.51%~0.75%，均值为0.65%；MgO=0.07%~0.31%，均值为0.17%；CaO=0.06%~0.19%，均值为0.13%）。两类流纹岩虽均表现出富含Si、Al、K、Na的整体特征，但富集程度有所差异。由哈克图解（图7）可知，随SiO2含量增加，Al、Fe、Na、Ca含量也相应降低，正常流纹岩的Si和Al、Fe、Na等均低于石泡构造流纹岩，K含量的异常高值与长石类别有关。
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在球粒陨石标准化的稀土元素配分图（图8a）上，两类流纹岩配分曲线均呈右倾特征，轻稀土元素（LREE）相对富集，重稀土元素（HREE）相对亏损，且具明显Eu负异常特征，且两类流纹岩异常程度相近，石泡构造流纹岩δEu=0.16~0.33，正常流纹岩δEu=0.30~0.31。轻重稀土分异程度相对较低，石泡构造流纹岩LREE/HREE=7.52~10.72，（La/Yb）N=6.83~13.18，正常流纹岩LREE/HREE=9.53~9.95，（La/Yb）N=11.16~12.21。石泡构造流纹岩稀土元素总含量ΣREE为89.49×10-6~170.95×10-6，正常流纹岩ΣREE=112.52×10-6~145.09×10-6。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图（图8b）上，两类流纹岩全岩微量元素特征整体相似，均明显亏损Nb、Ti、Ta等高场强元素和富集Pb，具有类似于地壳的微量元素分布特征，且石泡构造流纹岩（Pb=29.5×10-6~49.3×10-6）较正常流纹岩（Pb=17.3×10-6~23.7×10-6）更富集Pb等不相容元素。
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图6 苏鲁造山带青岛月亮湾石泡构造流纹岩不同区域原位主量元素含量变化
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Fig.6 Variation of in situ major element content in different regions of lithophysa rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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图7 苏鲁造山带青岛月亮湾两类流纹岩哈克图解（全球石泡流纹岩数据引自Smith et al.，2001; Bustos et al.，2020; Breitkreuz et al.，2021）
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Fig.7 Harker diagrams of two types of rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt (data of global lithophysa rhyolite after Smith et al., 2001; Bustos et al., 2020; Breitkreuz et al., 2021)
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图8 苏鲁造山带青岛月亮湾流纹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）（标准化所用球粒陨石和原始地幔数据引自 Sun and MacDonald，1989）
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Fig.8 Chondrite normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace elements spidergrams (b) for rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt (normalized to the primitive mantle and chondrite compositions of Sun and MacDonald, 1989)
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3.3 流纹岩原位微区水含量特征
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本文分别测试了正常流纹岩玻璃质（ZCL-3、ZCL-4）和石泡构造流纹岩胶结熔浆（SPL-2、SPL-3）的水含量，测试结果见表4。正常流纹岩玻璃质中水含量在0.63%~0.76%之间，石泡构造流纹岩胶结熔浆水含量在0.73%~0.92%之间，石泡构造流纹岩胶结熔浆中的水含量显著高于正常流纹岩玻璃中的水含量（图9）。
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4 讨论
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4.1 石泡构造成因机制
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关于石泡构造的形成均是基于相关矿物学、岩石学以及地球化学特征研究的结果（Iddings，1887; 喻积贤等，1988; 王加强等，2007; Watkins et al.，2009; Kshirsagar et al.，2012; Breitkreuz，2013; 王腾飞等，2014; Götze et al.，2016; 李永军等，2018），很少在实验岩石学中得到证实（Breitkreuz，2013）。前人研究表明，挥发分的存在是石泡形成的必要条件（Breitkreuz，2013），水作为地下岩浆中含量最高和最主要的挥发分，对熔体结构、黏度、液相线温度以及元素扩散都有重要影响（Seaman et al.，2009; Watkins et al.，2009; Breitkreuz，2013; Seaman，2013）。
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图9 苏鲁造山带青岛月亮湾两类流纹岩玻璃质水含量对比
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Fig.9 Comparison of vitreous water content between two types of rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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石泡构造岩石学特征显示，不论何种类型石泡，其与胶结熔浆都有明显界线（图2、3），甚至有的石泡已经从胶结熔浆中脱离，留下空洞。显微镜下可见胶结熔浆和石泡壁结晶程度存在差异，泡间胶结熔浆为灰白色玻璃质，部分发生脱玻化，具有典型珍珠构造（图5c），石泡壁和实心石泡呈纤维束状形态（图5a、d），表明石泡构造在岩浆迅速冷却条件下形成（McArthur et al.，1998; Watkins et al.，2009; Zheng et al.，2018），石泡壁可能是岩浆的猝冷作用造成的。石泡体坚硬氧化外壳的存在，说明石泡体是处于冷接触环境下形成的（王腾飞等，2014）。
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空腔内部充填物主要为玉髓和石英，两者阴极发光存在差异。玉髓阴极发光颜色呈深蓝色，石英呈深棕色（图5e、h），说明玉髓是温度＞573℃时快速冷却的产物，而石英是在300~573℃温度范围内缓慢冷却形成（徐惠芬等，2006）。内部空腔的结晶过程始于玉髓的球状生长，继续生长形成玉髓“纤维”，最后随着残余岩浆温度降低，石英结晶形成。由于良好硅质供给和充分结晶时间，中心石英晶形完整，这与偏光显微镜下石泡内部空腔从外部边缘至内部结晶程度逐渐变好的特征一致（图5d、g）。
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原位主量元素测试结果显示，石泡壁主要矿物组成为长石，而空腔内部充填物主要为硅质。自石泡壁至空腔内部，Si含量增加，Al、Na、K含量明显降低，石泡壁SiO2含量为65%左右，远低于胶结熔浆（SiO2含量均值90%以上）（图7），这是因为空腔内部玉髓和石英的结晶需要消耗大量的硅质。黏性岩浆由于成核和扩散速度慢，很容易达到过冷状态，镜下石泡的纤维束状形态、胶结熔浆珍珠构造以及石泡体与胶结熔浆间明显界线，均指示较高过冷度（过冷度即熔体的液相线温度和结晶温度之差）（Smith et al.，2001; 徐惠芬等，2006; Watkins et al.，2009; Zheng et al.，2018）。胶结熔浆中珍珠构造是火山玻璃脱玻化的结果，表明基体在固结成岩前一直处于液相状态（朱玉磷等，2022）。部分流纹构造被石泡截断（图3f），表明石泡形成于胶结熔浆彻底冷凝固结之前，在石泡形成时，胶结熔浆仍然是黏性未凝固状态。胶结熔浆的高黏度使之形成的石泡壁具有较强的抗压实能力，故石泡可保存下来。
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高水含量富硅熔岩流到达地表后，溢流相上部亚相位于冷却单元上部，高水含量保证了岩浆内压力大于外部压力，在压力差驱使下，挥发分具备向外逸出趋势，但受限于富硅熔岩流的高黏度，挥发分无法顺利逸出，在聚集较多的区域逸出趋势显著，凸于熔岩流表面，形成成核位点，不混溶相在成核位点猝冷形成石泡壁。酸性熔体各向同性，没有任何首选的生长方向，在满足表面积最小的条件下，在成核位点发育为球体（图3）。石泡壁形成过程中捕获了残余岩浆和气体，为内部空腔矿物结晶奠定了物质基础。流纹岩成岩过程中，由于冷凝收缩或脱玻化作用，石泡壁张开，气体释放，凝固形成空腔（图10）。内部空腔最有可能形成在高温结晶领域与熔融玻璃质之间的界面，也就是玻璃化转变温度Tg之上（在玻璃化转变温度Tg以上，硅酸盐熔体以塑性方式变形，低于Tg时，它被认为是玻璃，不能黏性流动（Sakka et al.，1971; Breitkreuz，2013））。石泡空腔形态多样性可能与瞬时应力或过冷程度有关（Breitkreuz，2013; Clay et al.，2013; Zheng et al.，2018; Bustos et al.，2020），若石泡壁未张开，则形成实心型石泡。
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4.2 石泡构造对流纹岩成因的指示意义
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4.2.1 石泡构造流纹岩的成因
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稀土元素组合的稳定性、变化一致性（即“共进出”）的分布型式可作为判别同源或不同源地质体的物源特征（朱玉磷等，2022）。流纹岩全岩地球化学特征表明，石泡构造流纹岩和正常流纹岩整体均表现出高Si、Al、K、Na和低Fe、Mg、Ca的特征，主量元素Al、Na、Ca、Fe与SiO2含量变化具有良好的相关性（图7），两类流纹岩稀土元素配分曲线具高度一致性（图8），且Eu异常程度相近。上述地球化学特征表明石泡构造流纹岩和正常流纹岩属同源岩浆，但石泡构造流纹岩中Pb等不相容元素含量高于正常流纹岩，表明形成石泡构造流纹岩的岩浆经历了更高程度的岩浆分异作用（表3）。
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图10 石泡构造成因机制模式图
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Fig.10 Genetic mechanism pattern graph of lithophysa structure
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岩浆不混溶是指岩浆作用过程中，由于温度、压力、成分等物理化学条件的改变，使原来均一的岩浆分离成两个共轭依存、成分和熔体性质有差异的液相的作用（谭劲等，1997）。球颗状构造一般被认为是岩浆不混溶的主要证据之一（王腾飞等，2014），在岩浆状态下，不混溶分离出的相对含量较少的相因需满足表面能趋向最小的要求而发育为球体相（谭劲等，1997）。岩浆不混溶的直接反映就是化学成分的相对分离，石泡构造原位主量元素分析结果显示石泡壁比胶结熔浆更富Al、Na、K，贫Fe、Mg、Ca，具有明显的化学成分差异。岩浆不混溶也是石泡构造流纹岩形成的重要机制之一。
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结合前人研究、野外观察和地球化学特征可知，石泡构造流纹岩的形成需要同时满足以下两个必要条件：① 产出位置为溢流相上部亚相（喻积贤等，1988）；②岩浆为高水含量且富硅的酸性岩浆（Breitkreuz，2013）。高水含量保证了岩浆内外压力差，流纹质岩浆中的水浓度分布不均时，在近地表常发生泡化（Seaman，2013）。熔岩流水含量的差异受控于不同的喷发期次。当熔岩流水含量较高时，岩浆内部压力高，挥发分会大量逸出，但限于岩浆的高黏度无法顺利逸出，不混溶相即在挥发分聚集区域（成核位点）猝冷形成石泡壁，溢流相上部亚相的地质环境保证猝冷条件，确保形成坚硬石泡壁，富硅酸性岩浆保证高黏度且充足硅质来源，石泡壁内部的残余岩浆依次冷凝结晶形成玉髓和石英，便产生了石泡流纹岩。石泡流纹岩的形成意味着岩浆作用过程或者喷发环境水的加入，对于研究酸性岩浆的演化机制具有重要意义。
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4.2.2 石泡构造流纹岩演化模式
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通过矿物学、岩石学和地球化学等方法的研究，本文将石泡构造流纹岩的形成演化划分为两个阶段：第一阶段，来自地壳的酸性富含挥发分的岩浆喷发（图11），熔岩流从火山口高速流出，岩浆活动早期，喷发作用较强烈，发育为爆发相，其也是分布最广的火山岩相类型。火山喷发中期，熔浆在沿着地表流动的过程中逐渐冷凝、固结而形成溢流相下部亚相。第二阶段，火山活动后期，岩浆喷发作用较弱，岩浆房内岩浆不同期次喷发。当高水含量的富硅熔浆到达地表后，挥发分具向外逸出趋势，受限于岩浆的高黏性，挥发分无法顺利逸出，在相应位点猝冷形成石泡壁，产生石泡构造，后期脱玻化和冷凝收缩作用影响下，石泡壁张开，气体释放，形成空腔，内部残余岩浆依次冷却形成玉髓和石英。
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图11 苏鲁造山带青岛月亮湾流纹岩形成模式图
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Fig.11 Formation pattern diagram of rhyolite in Qingdao Moon Bay of the Sulu orogenic belt
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5 结论
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（1）石泡构造由石泡壁和内部空腔两部分构成，主要发育于溢流相上部亚相，包括实心型和空心型。
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（2）石泡流纹岩与正常流纹岩属同源岩浆，均富Si、Al、K、Na；石泡构造流纹岩较正常流纹岩经历了更高分异，相对富集Pb等不相容元素；石泡流纹岩胶结熔浆水含量高于正常流纹岩玻璃质。
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（3）石泡产生于冷接触环境，发育于高水含量的富硅熔岩中，岩浆不混溶、脱玻化和冷凝作用是石泡构造形成的重要机制。
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致谢：感谢武汉上谱分析科技有限责任公司有关工作人员在原位主量元素测试方面提供的帮助；感谢核工业北京地质研究院分析测试研究中心在全岩主、微量元素测试方面提供的帮助；感谢中国科学技术大学在水含量实验测试中给予的帮助；感谢审稿专家提出的宝贵意见，对文章质量提升起了重要作用。
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摘要
石泡构造是酸性火山岩中的一种特殊原生构造，常见于流纹岩中。石泡构造成因的研究对认识流纹质岩浆性质和喷发环境都具有重要意义。然而，关于形成石泡构造的岩浆性质、形成机理及其影响因素的研究仍比较薄弱。本文以苏鲁造山带白垩系青山群流纹岩石泡构造为研究对象，通过矿物学、岩石学、地球化学等方法，对石泡构造的发育规律、石泡和石泡间胶结熔浆的矿物组成、元素变化进行了系统研究。结果表明，石泡构造流纹岩主要发育于溢流相上部亚相，石泡可划分为实心型和空心型两类。地球化学特征显示石泡流纹岩与流纹构造流纹岩属同源岩浆，石泡流纹岩经历了更高程度的分异作用。石泡构造流纹岩胶结熔浆中水含量高于下部流纹构造流纹岩的玻璃质，导致溢流相上部亚相挥发分逸出趋势相对明显，受限于富硅岩浆的高黏度，挥发分未能顺利逸出，在逸出点猝冷形成石泡壁，受瞬时应力作用和过冷程度影响，形成形态多样的空腔。随着结晶温度下降，空腔内部残余岩浆依次冷凝结晶形成玉髓或石英。石泡构造的形成意味着岩浆作用过程或者喷发环境水的加入，对于研究酸性岩浆的演化和火山喷发机制具有重要意义。
Abstract
Lithophysae is a special primary structure in acid volcanic rocks, commonly found in rhyolite. A study of genesis of lithophysa structure is significant for understanding the properties and eruptive environment of rhyolitic magma. However, research on the magmatic properties, formation mechanism and influencing factors of lithophysae formation are still limited. In this paper, considering the lithophysae of Cretaceous Qingshan Group rhyolite of Sulu orogenic belt as the research object, the development law of the lithophysae, the mineral composition and element changes of the lithophysae and the cementation slurry between the lithophysae have been systematically studied through mineralogy, petrology, geochemistry and other methods. The results indicate that the lithophysa rhyolite mainly develops in the upper subfacies of the overflow facies, and lithophysae can be divided into two types: solid type and hollow type. The geochemical characteristics show that lithophysa rhyolite and fluidal rhyolite belong to homologous magma, and lithophysa rhyolite has experienced a higher degree of differentiation. The water content in the cementation slurry of lithophysa rhyolite is higher than that of the glassy in the lower fluidal rhyolite, resulting in a relatively obvious trend of escape of volatiles in the upper subphase of the overflow phase. Due to the high viscosity of silicon-rich magma, volatiles fail to escape smoothly, and a sudden cooling occurs at the escape point to form the lithophysa wall. Affected by instantaneous stress and degree of undercooling, various cavities are formed. As the crystallization temperature decreases, the residual magma inside the cavity condenses and crystallizes successively to form chalcedony and quartz. The formation of the lithophysae means the addition of water in the process of magmatism or eruption environment, which is of great significance for the study of the evolution of acid magma and the mechanism of volcanic eruption.
Keywords
lithophysae ； lithophysa rhyolite ； in situ water content ； rhyolitic origin
