ĐẶC ĐIỂM NGUỒN VÀ ĐIỀU KIỆN NÓNG CHẢY
BAZAN KAINOZOI PLEIKU

NGUYỄN HOÀNG

Viện Địa chất, Viện KH & CN VN, Hoàng Quốc Việt, Cầu Giấy, Hà Nội
Hiện tại: Geological Survey of Japan, AIST, Higashi 1-1-1, Centre 7^th
 Tsukuba, JAPAN 305-8567

Tóm tắt: Vùng bazan Pleiku là một trong nhiều vùng bazan Kainozoi ở Việt Nam hình thành với sự liên quan đến thời kỳ sau hoạt động tách giãn Biển Đông và sự nâng lên của miền Nam Trung Bộ. Vùng này hình thành qua nhiều pha phun trào, bắt đầu khoảng 9 Tr. n cho đến 0,32 Tr. n. Theo thời gian, thể tích phun trào giảm dần và thành phần thay đổi từ đá giàu SiO₂, nghèo FeO* thuộc dăy tholeiit-Qz (normativ), Ol-bazan, đến sản phẩm nghèo SiO₂, giàu FeO* thuộc loại Ol-bazan, bazan á kiềm và kiềm. Ngoài ra, các pha trẻ hơn thường có hàm lượng nguyên tố vết cao hơn. Xu hướng thay đổi thể tích được giải thích bởi sự gia tăng áp suất nóng chảy theo thời gian, trong khi sự thay đổi thành phần hoá học của đá được giải thích do liên quan đến bản chất nguồn. So sánh thành phần hoá học quy chuẩn về điều kiện nguyên thuỷ với các thông số thạch học thực nghiệm cho thấy áp suất nóng chảy của các pha phun trào sớm là khoảng 10 kbar và của các pha muộn là khoảng 30 kbar.

I. MỞ ĐẦU

Phun trào Neogen - Đệ tứ rất phổ biến ở đông và đông nam châu Á, tạo thành các vùng núi lửa có liên quan mật thiết với các hoạt động tách giãn [3]. Hoạt động phun trào thời kỳ này mang đặc điểm chung về nguồn đồng vị, cấu trúc thạch quyển và liên quan đến một chế độ động lực tổng quát phát sinh từ sự khép lại của biển Tethys [4, 17] do sự va chạm giữa tiểu lục địa Ấn Độ và mảng Âu-Á.

Các nghiên cứu trước đây về bazan Kainozoi Việt Nam cho thấy hoạt động phun trào thực sự bắt đầu sau khi biển Đông ngừng tách giãn (32 – 17 Tr.n) và liên quan mật thiết với kiến tạo nâng tại Nam Trung Bộ Việt Nam [4, 5]. Mặc dù các đợt phun trào xuất hiện ít nhất 16 Tr.n trước, nhưng phun trào ồ ạt chỉ bắt đầu từ 8 Tr.n cho đến hiện tại [5]. Đá  phun trào ước tính phủ trên khoảng 23.000 km², gồm 2 pha chính: pha sớm bao gồm các loại tholeiit thạch anh (normativ) và olivin; pha muộn chủ yếu là bazan olivin và bazan á kiềm và kiềm [13]. Thật ra, các công trình nghiên cứu chi tiết về bazan Kainozoi Việt Nam cho thấy sự biến đổi thành phần rất phức tạp, dị phần, kể cả trong một dạng lava. Một cách tổng quát, bazan thuộc các pha muộn có hàm lượng SiO₂ thấp hơn và FeO* cao hơn sản phẩm pha sớm. Ngoài ra, c̣n thể hiện sự chuyển dần từ đặc điểm nguồn đồng vị manti thạch quyển nông trong sản phẩm pha sớm sang đặc điểm đồng vị quyển mềm trong các pha muộn hơn [4, 5].

Vùng bazan Pleiku bao gồm các trung tâm nhỏ và phân bố trên diện tích khoảng 3.500 km² (Hình 1). Các sản phẩm núi lửa pha sớm (< 9 Tr.n - 4 Tr.n) lộ ra tại Kông Plông, Chư Sê, Đức Cơ đạt độ dày đến 135 m, chiếm hơn nửa tổng thể tích phun trào tại vùng này. Các pha muộn hơn (< 4 Tr.n - 0,3 Tr.n) xuất hiện dọc theo tuyến đứt gãy tách giãn TB-ĐN, tuy nhiên, phần lớn tập trung quanh khu vực thành phố Pleiku, nơi gặp nhau của 2 hệ tách giãn TB-ĐN và N-B (Hình 1). Chiều dày của các pha muộn đạt đến 180 m tại núi Hàm Rồng và vùng Biển Hồ. Tại các khu vực này có thể tìm thấy tập hợp các đá mafic, siêu mafic và tinh thể ngoại lai kích thước lớn như olivin, pyroxen, Ti-amphibol, …trong bazan kiềm của pha muộn này [12].

Mục tiêu của bài viết là trình bày các kết quả nghiên cứu thạch học và thạch luận các đá phun trào bazan vùng Pleiku trên cơ sở tuổi đồng vị, nguyên tố chính và nguyên tố phụ nhằm tìm ra quy luật thay đổi thành phần và điều kiện nhiệt động thành tạo của chúng.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

  

Hình 1. Sơ đồ phân bố bazan Pleiku và địa điểm mẫu.
Vẽ lại từ Bản đồ địa chất Việt tỉ lệ 1:500 000 (1988).

II. THU THẬP MẪU

Mẫu thu thập tại 2 lỗ khoan 90 (Chư Pah, phía tây Pleiku) và 121 (Biển Hồ). Lỗ khoan 90 có chiều sâu 130 m, xuyên cắt qua ít nhất 11 dạng lava, đôi khi xen kẹp các lớp trầm tích hoặc trầm tích - núi lửa mỏng, trừ một lớp dày đến 3 m. Mẫu bazan đại diện được thu thập tại mỗi dạng lava. Lỗ khoan 121 khoan tại Biển Hồ, là trung tâm của vùng bazan, nơi tập trung nhiều họng núi lửa, có chiều dày đến 440 m, trong đó 80 m phần đáy chứa dăm, tuf núi lửa. Có ít nhất 8 dạng lava chính được xác định tại lỗ khoan này, tương tự như trên, mẫu bazan đại diện được thu thập tại từng dạng lava. Tuy nhiên, để có bức tranh hoàn chỉnh hơn về vùng bazan này, chúng tôi tiến hành thu thập thêm 10 mẫu trên bề mặt tại các địa điểm như trình bày trên Hình 1.

III. THẠCH HỌC CÁC ĐÁ BAZAN

Tholeiit thạch anh (phần dưới các lỗ khoan 90 và 121, Kông Plông và Chư Sê) có kiến trúc aphyr (< 3% ban tinh) đến porphyr (khoảng 10% ban tinh) với ban tinh là plagioclas (An_83-70), olivin (Fo_68-87) và augit (Wo_47-49En_40-36Fs_13-14), tuy nhiên, ban tinh chủ yếu là olivin và plagioclas. Tholeiit olivin (phần trên các lỗ khoan 90 và 121, Đức Cơ, Suối Kraih, tây Pleiku) có kiến trúc gần porphyr (5% ban tinh). Ban tinh chủ yếu là olivin tự hình (Fo_70-88), một ít plagioclas dạng tấm (An_68-82) và augit (Wo_45-46En_41-37Fs_12-13). Phần lớn đá phun trào vùng Plei Chiết (PL 10a), núi lửa Chi A (V2502A), Ia Bang (PL 3), Hàm Rồng (12-95332) và phần trên cùng của lỗ khoan 90 và 121 là bazan á kiềm hoặc kiềm, có kiến trúc aphyr hoặc gần porphyr, với ban tinh chủ yếu là olivin, xuất hiện ít nhất trong 2 thế hệ có kích thước khác nhau, tinh thể càng to càng giàu thành phần forsterit. Đối với đá chỉ có olivin là khoáng vật ban tinh có thể suy luận rằng chúng ít trải qua quá trình phân dị, do vậy gần gũi với dung thể nguyên thuỷ.

IV. PHÂN TÍCH MẪU

Thành phần nguyên tố chính và một số nguyên tố vết được phân tích bằng phương pháp XRF tại Viện Nghiên cứu Đại dương, Đại học Tổng hợp Tokyo. Thành phần đất hiếm (trừ Nd và Sm - bằng phương pháp đồng vị loãng tại Viện Carnegie, Mỹ) được phân tích bằng phương pháp kích hoạt neutron (INAA) tại Cục Địa chất Nhật Bản. Các phương pháp phân tích trên được mô tả trong [4, 5]. Tuổi các mẫu bazan, cùng với một số mẫu đã báo cáo trước đây [5, 10], được phân tích bằng phương pháp Ar-Ar tại Phòng thí nghiệm tuổi Argon, khoa Địa chất thuộc Đại học Tổng hợp Taiwan. Chi tiết về quá trình phân tích tuổi được trình bày trong [10].

V. KẾT QUẢ PHÂN TÍCH

Trong bài báo này chúng tôi chỉ trình bày số liệu mới phân tích trên 10 mẫu bazan bề mặt; các mẫu thuộc các lỗ khoan 90 và 121 đã được thông báo trong [5] chỉ dùng để minh hoạ. Kết quả được trình bày trên bảng 1.

Bảng 1.  Thành phần nguyên tố chính, phụ và tuổi bazan Pleiku

1. Tuổi và thể tích phun trào bazan

Số liệu tuổi đá bazan cho thấy tại vùng bazan Pleiku, các đợt phun trào đầu tiên xuất hiện vào khoảng 9-8 Tr.n và cuối cùng vào khoảng 0,3 Tr.n (Bảng 1, Hình 2). Các đợt phun trào sớm không tìm thấy tại các lỗ khoan 90 và 121; chúng xuất hiện riêng rẽ, thể tích nhỏ tại phía bắc và đông bắc vùng bazan Pleiku. Sau khoảng 2 triệu năm ngưng nghỉ, phun trào lại xuất hiện trở lại (6 Tr.n) tại phía tây. Tuy nhiên, cũng như các đợt phun trào đầu tiên, thể tích chưa lớn. Sau gần 1 triệu năm ngừng hoạt động, núi lửa tái hoạt động với mức độ ồ ạt và kéo dài hơn (từ 5 đến 4 Tr.n trước đây). Chúng xuất hiện ở dạng dạng chảy, chủ yếu tập trung quanh và tại vùng trung tâm Pleiku. Sản phẩm của giai đoạn này chiếm hơn nửa thể tích của vùng bazan Pleiku (500 km³ so với thể tích được ước tính khoảng 800 km³, Hình 2). Giai đoạn từ 3 đến 2 Tr.n cũng xuất hiện theo Thể tích (km³)

 

 

 

 

Hình 2. Quan hệ giữa thể tích đá phun trào và thời gian. 800 km³ là thể tích ước tính trên cơ sở tài liệu lỗ khoan (Lưu trữ Liên đoàn Địa chất thuỷ văn), Bản đồ địa mạo và phân bố bazan (Lưu trữ Viện Địa chất)

 

dạng dạng chảy, tập trung tại khu vực trung tâm, nhưng với thể tích nhỏ hơn. Các đợt hoạt động trẻ nhất xuất hiện dưới dạng núi lửa trong thời kỳ 0,6 đến 0,3 tr.n, phân bố dọc theo đứt gãy tách giãn TB-ĐN. Đây là giai đoạn phun trào lẻ tẻ nhưng với mức độ nhanh, bằng chứng là lava mang lên bề mặt một lượng lớn các bao thể mafic và siêu mafic.

2. Thành phần nguyên tố chính

Thành phần MgO dao động từ 5 đến 11%, tuy nhiên đa số rơi vào khoảng 7 đến 8%. Chúng có quan hệ âm với SiO₂ và Al₂O₃, dương với K₂O, và quan hệ không rơ ràng với CaO (Hình 3). Điều này chứng tỏ quá trình phân dị olivin cùng với một lượng không đáng kể clinopyroxen, plagioclas. Hàm lượng SiO₂ dao động rộng trong khoảng 44 đến 54% chứng tỏ nóng chảy xảy ra trong một khoảng áp suất khá lớn [9, 16]. Quan hệ âm giữa SiO₂ và FeO* thường quan sát thấy trong bazan đảo đại dương (OIB) và các vùng nội mảng lục địa [15, 19] được lư giải bởi sự phụ thuộc vào áp suất (SiO₂) và nhiệt độ (FeO*) nóng chảy. Cần chú ý là mặc dù một số mẫu tại các địa điểm và tuổi khác nhau có thành phần MgO giống nhau, tuy nhiên các mẫu trẻ (< 0,6 Tr.n) luôn có MgO, FeO* và TiO₂ cao hơn và SiO₂ thấp hơn so với các mẫu cổ hơn.

Bảng 2. Thành phần dung thể nguyên thuỷ tính toán trên cơ sở bù olivin

     (*) chỉ số forsterit của olivin của thể sắt (residue) tương ứng

 

3. Thành phần nguyên tố vết

Hình dạng của đường phân bố các nguyên tố vết trong tương quan với manti nguyên thuỷ (Hình 4) được xem là Hình dạng chuẩn của bazan đảo đại dương và nội lục địa [6]. Bazan trẻ thuộc vùng bazan Pleiku có thành phần nguyên tố vết phong phú hơn bazan cổ. Một cách tổng quát, hàm lượng các nguyên tố không tương hợp tăng dần từ bazan cổ đến bazan trẻ, kể cả các nguyên tố trường lực mạnh như Nb, Ta, Hf, Zr và Y (Bảng 1). Không quan sát quan hệ rơ ràng giữa MgO với các nguyên tố linh động như Ba, Rb và K, v.v. chứng tỏ tính chất dị phần của nguồn tham gia quá trình nóng chảy (Hình 3, 4). Ngoài Hình dạng phân bố nguyên tố vết, dị thường dương tại Nb thông thường được xem như tiêu chí về sự tham gia của các nguồn được làm giàu (enriched source).

VI. ĐÁNH GIÁ ĐIỀU KIỆN NÓNG CHẢY

Quan hệ giữa SiO₂ và áp suất nóng chảy trong điều kiện ‘”khô” và “ướt” đã được xác lập [2, 8, 9, 16] và được định lượng hoá [1, 15, 19]. Hàm lượng SiO₂ của dung thể tỉ lệ nghịch với áp suất nóng chảy và tỉ lệ thuận với hàm lượng (áp suất) H₂O [8].

	SiO2 (wt%)			SiO2 (wt%)
	< 1 Tr.n (SF)			< 1 Tr.n (LK90 & 121)
	4-6 Tr.n (SF)			2-3 Tr.n (LK90 & 121)
	> 8 Tr.n (SF)			4-6 Tr.n (LK90 & 121)

Hình 3. Quan hệ nghịch giữa SiO₂ với FeO* và MgO cho thấy bazan các pha trẻ có xu hướng thấp SiO₂ hơn và cao FeO*, MgO hơn các pha sớm. Mẫu bề mặt có kư hiệu SF.

Xác định điều kiện nhiệt động nóng chảy nhìn chung là khó khăn, tuy nhiên có thể thực hiện theo hai cách. Cách thứ nhất là so sánh thành phần dung thể tự nhiên với các sản phẩm thực nghiệm được thực hiện với áp suất, nhiệt độ và áp suất nước cụ thể kèm theo giả thiết rằng các kết quả thực nghiệm là gần gũi với thực tế. Cách thứ hai là dùng các thuật toán chuyển đổi thành phần dung thể của bazan đang nghiên cứu theo thành phần dung thể nguyên thuỷ hình thành từ một loại nguồn manti với tập hợp khoáng vật ở điều kiện á-solidus. Tập hợp khoáng vật này là hàm số của thành phần hoá học, áp suất và nhiệt độ nóng chảy được xác định qua thực nghiệm [2, 8, 9, 11, 16, xem 5 để có thêm chi tiết].

Trong bài báo này chúng tôi áp dụng cách thứ hai và sử dụng phần mềm Excel làm cơ sở tính toán. Thành phần hoá học của bazan có MgO >6 % được điều chỉnh về một giá trị Mg/(Mg + Fe²⁺) (giả thiết rằng Fe²⁺ chiếm 90% tổng sắt) bằng cách bù olivin mỗi lần là 0,1% [18, 21], trong đó giá trị phân bố giữa olivin và dung thể Kd^(Fe/Mg) = 0,30 [14] và Mg/(Mg + Fe²⁺) của olivin trong phần dư (residue) là 0,90. Tính hợp lư trong cách tính toán này là, thứ nhất, olivin với Fo_83-89 là thành phần ban tinh chủ yếu quan sát trong bazan với MgO >6 % của vùng phun trào Pleiku; thứ hai, bazan với MgO >6 % thông thường ít bị ảnh hưởng bởi quá trình phân dị pyroxen và plagioclas [19]. Kết quả quy về dung thể nguyên thuỷ được trình bày ở Bảng 2. Chúng tôi cho rằng, dù kết quả quy chuẩn về dung thể nguyên thuỷ áp dụng cho các oxyt silicat được thực hiện một cách đơn giản, nhưng chúng cung cấp cơ sở để xem xét sự thay đổi thành phần dung thể nguyên thuỷ, hơn thế nữa, bằng cách đối sánh với các kết quả thực nghiệm, chúng ta (trong bài báo này) có thể xác định được áp suất nóng chảy hình thành dung thể. Kết quả tính toán được chuyển về thành phần khoáng vật mô Hình CIPW và được thể hiện trên tam giác Ol-Pl-Qz cùng với các đường đẳng áp xây dựng dựa trên thành phần dung thể của Walker [20] (Hình 5) cho thấy bazan vùng Pleiku phân bố từ 10 đến 30 kbar, từ cổ đến trẻ.

 

Hình 4. Phân bố nguyên tố vết bazan Pleiku so với manti nguyên thuỷ [6] mang đặc điểm
bazan đảo đại dương (OIB). Chú ý, bazan càng trẻ, càng giàu thành phần nguyên tố vết

Hình 5. Biểu đồ Walker [20], các đường đồng áp được xác định bằng sự biến đổi
 thành phần vật chất dung thể từ thực nghiệm [9, 15]. Phần lớn bazan trẻ tập trung
giữa các đường 25 và 30 kbar. Kư hiệu như Hình 3.

                                                     Zr/Y

Hình 6. So sánh sự phân bố của bazan Pleiku với đường cong nóng chảy phân đoạn (fractional melting) từ nguồn lerzolit granat có thành phần khoáng vật (vol.%) Ol: 55, Opx: 20, Cpx: 15 và Gt: 10 và tỉ lệ tham gia nóng chảy là (vol. %)
Ol: 3, Opx: 3, Cpx: 44, Gt: 50 [7]; hệ số phân bố D^liq/solid của nguyên tố lấy từ [11]. PM: manti nguyên thuỷ từ [6]. Dễ thấy bazan có độ nóng chảy thấp (< 10%), và càng trẻ  độ nóng chảy càng nhỏ. Kư hiệu như Hình 3.

Nếu phương pháp tính toán áp dụng ở đây là có ý nghĩa, thì có thể cho rằng điều này nói rằng bazan vùng Pleiku được hình thành trong điều kiện nóng chảy dạng cột đa áp (polybaric melting column) ở độ sâu khoảng 30 cho đến 90 km, và theo thời gian, độ sâu nóng chảy tăng và độ nóng chảy thì giảm (Hình 6).

VII. KẾT LUẬN

1. Tại vùng bazan Pleiku, các pha phun trào cổ nhất là 8,34 Tr.n tại vùng Kông Plông, và trẻ nhất là 0,34 tr. năm tại Ia Bang, đông nam thị xã Pleiku, tuy nhiên, các pha phun trào ồ ạt xảy ra vào giai đoạn 6 - 4 Tr.n.

2. Mặc dù tính dị phần trong thành phần vật chất quan sát được thậm chí trong từng dạng lava riêng rẻ, có thể kết luận tổng quát rằng, khác với tholeiit thạch anh xuất hiện tại các pha phun trào sớm, ở các đợt phun trào càng muộn thành phần bazan á kiềm và kiềm càng tăng.

3. So với bazan của các pha sớm, sản phẩm các đợt phun trào càng muộn thì càng thấp SiO₂, cao FeO* và hàm lượng các nguyên tố vết, chứng tỏ thành phần nguồn trở nên giàu hơn theo thời gian.

4. Bazan vùng Pleiku được hình thành trong điều kiện nóng chảy dạng cột đa áp từ độ sâu khoảng 30 (10 kbar) cho đến 90 km (30 kbar), theo thời gian, độ sâu nóng chảy tăng và độ nóng chảy thì giảm.

Lời cám ơn

Chúng tôi biết ơn INTERIDGE Japan đã tài trợ cho đợt thực địa và Viện Carnegie (Washington, D.C.) cho phép sử dụng Phòng thí nghiệm địa hoá. Chúng tôi cám ơn Cục Địa chất Việt Nam cho phép sử dụng tài liệu lưu trữ. Sự giúp đỡ và bàn bạc với các đồng nghiệp tại Viện Địa chất (Hà Nội) là vô cùng quý báu.

VĂN LIỆU

1. Albarede F., 1992. How deep do common basaltic magmas form and differentiate? J. Geophys. Res., 97: 10,997-11,009.

2. Baker M.B., Stolper, E.M., 1994. Determining the composition of high-pressure mantle melts using diamond aggregates. Geochim. Cosmochim. Acta, 58: 2811-2827.

3. Barr S.M., MacDonald, A.S., 1981. Geochemistry and geochronology of Late Cenozoic basalts of Southeast Asia: Summary. Geol. Soc. Am. Bull., 92: 508-512.

4. Hoang N., Flower M.F.J. and Carlson R.W., 1996. Major, trace elements and isotopic composition of Vietnamese basalts: Interaction of hydrous EM1-rich asthenosphere with thinned Eurasian lithosphere. Geochim. Cosmochim. Acta, 60: 4329-4351.

5. Hoang N., Flower M.F.J., 1998. Petrogenesis of Cenozoic basalts from Vietnam: Implication for origins of a “diffuse igneous province”. J. Petrology, 39(3) : 369-395.

6. Hofmann A.W., 1988. Chemical differentiation of the Earth: The relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust. Earth Planet. Sci. Lett., 90 : 297-314.

7. Johnson K.T., Dick H.J.B. and Shimizu N., 1990. Melting in the oceanic upper mantle: An ion microprobe study of diopsides in abyssal peridotites. J. Geophys. Res., 95: 2661-2678.

8. Kushiro I., 1990. Partial melting of mantle wedge and evolution of island arc crust. J. Geophys. Res., 95 : 15929-15939.

9. Kushiro I., 1996. Partial melting of a fertile mantle peridotite at high pressure: An experimental study using aggregates of diamond. In: A. Basu and S.R. Hart (Editors), Earth Processes: Reading the Isotopic Code. AGU Monogr., 95 : 109-122.

10. Lee T.Y. et al., 1998. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating result of Neogene basalts in Vietnam and its tectonic implication. In: M.F.J. Flower, Lo C-h., Chung S-l., Lee T. (Editor), Mantle Dynamics and Plate Interactions in East Asia. AGU Monogr., 27 : 317-330.

11. McKenzie D. and Bickle M.J., 1988. The volume and composition of melt generated by extension of the lithosphere. J. Petrol., 26 : 625-679.

12. Nguyễn Hoàng, 2004. Manti thạch quyển bên dưới Pleiku: bằng chứng từ các bao thể siêu mafic. TC Địa chất (đã gửi bài).

13. Nguyễn Kinh Quốc, Nguyễn Thứ Giáo, 1979. Hoạt động phun trào bazan Kainozoi Việt Nam. Địa chất và Khoáng sản, 1 : 137-158.

14. Roeder P.L., Emslie R.F., 1970. Olivine-liquid equilibria. Contrib. Mineral. Petrol., 29 : 275-289.

15. Scarrow J.H., Cox K.G., 1995. Basalts generated by decompressive adiabatic melting of a mantle plume: a case study from the Isle of Skye, NW Scotland. J. Petrol., 36 : 3-22.

16. Takahashi E.., Kushiro I., 1983. Melting of a dry peridotite at high pressure and basalt magma genesis. American Mineralogist, 68: 859-879.

17. Tamaki K., 1995. Upper mantle extrusion tectonics  of southeast Asia and formation of western Pacific back-arc basins. Int. Workshop on: Cenozoic evolution of the Indochina Peninsula, Hanoi/Do Son, pp. 89.

18. Tatsumi Y., Sakuyama M., Fukuyama H. and Kushiro I., 1983. Generation of arc basalt magmas and thermal structure of the mantle wedge in subduction zones. J. Geophys. Res., 88: 5815-5825.

19. Turner S., Hawkesworth C., 1995. The nature of the sub-continental mantle: constraints from the major element composition of continental flood basalts. Chem. Geol., 120 : 295-314.

20. Walker D., Shibata T. and DeLong D.E., 1979. Abyssal tholeiites from the Oceanographer Fracture Zone III: Phase equilibria and mixing. Contrib. Mineral. Petrol., 70 : 111-125.

21. Yamashita S., Tatsumi Y. and Nohda S., 1996. Temporal variation in primary magma compositions in the northeast Japan Arc. The Island Arc, 5: 276-288.