潘榮昊，朱 磊，王思佳，王覬晨，吳佳怡，侯 通

(中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083)

巖漿巖的形成和演化受到熱力學(xué)過(guò)程和動(dòng)力學(xué)過(guò)程的共同控制(Costaetal.，2020)。近年來(lái)，實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)方法和巖石、礦物及熔融包裹體分析測(cè)試技術(shù)的發(fā)展，使巖漿演化的熱力學(xué)模型日臻成熟。這些熱力學(xué)模型在探究巖漿噴發(fā)前存儲(chǔ)狀態(tài)方面(包括巖漿的存儲(chǔ)位置、分異過(guò)程、脫氣作用和巖漿混合等)得到了廣泛應(yīng)用(如Blundy and Cashman，2008；Cashmanetal.，2017)。然而，絕大多數(shù)熱力學(xué)模型都是基于礦物-熔體平衡來(lái)建立的，但是越來(lái)越多的研究發(fā)現(xiàn)，自然樣品中礦物和巖石之間很少能夠達(dá)到平衡(Pichavant and Macdonald，2007；Laumonieretal.，2014；Annenetal.，2015；Bergantzetal.，2015；Ganneetal.，2018)，因此對(duì)巖漿演化過(guò)程的研究就不得不考慮其中的動(dòng)力學(xué)過(guò)程。作為動(dòng)力學(xué)模型的重要參數(shù)，巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度已成為近年火山學(xué)研究的熱點(diǎn)之一。然而，目前對(duì)巖漿分異、存儲(chǔ)和混合的持續(xù)時(shí)間以及晶粥體再活化的作用時(shí)間還都缺乏較好的約束(Costa and Dungan，2005；Chakraborty，2008，2010；Cooper and Kent，2014；Dohmenetal.，2017；Cooper，2019)，甚至對(duì)幔源巖漿從地幔運(yùn)移至巖漿房或地表平均上升速率的估算結(jié)果也存在很大差異(表1)。

研究幔源巖漿從地幔運(yùn)移至地表的上升速率非常重要，它可以為淺層巖漿房過(guò)程、脫氣速率、噴發(fā)方式和巖漿儲(chǔ)運(yùn)系統(tǒng)的演化過(guò)程提供有效約束(Petrelli and Zellmer，2020)。目前研究該問(wèn)題的方法主要有一些流體力學(xué)模型(如Sparks and Walker，1977；Spera，1980，1984，1987；O’Neill and Spiegelman，2010)、熱動(dòng)力學(xué)實(shí)驗(yàn)(如Hofmann and Magaritz，1977；Wanamakeretal.，1982，1990；Ozawa，1984；Szabó and Bodnar，1996)和礦物成分環(huán)帶擴(kuò)散計(jì)時(shí)(如Peslier and Luhr，2006；Demouchyetal.，2006；Ruprecht and Plank，2013；Harangietal.，2013；Brennaetal.，2018)等(表1)。由于巖漿的運(yùn)移是一種非線(xiàn)性過(guò)程，這些力學(xué)模型和熱動(dòng)力學(xué)實(shí)驗(yàn)的邊界條件往往設(shè)定過(guò)于簡(jiǎn)單，與實(shí)際出入較大，所以估算的最終結(jié)果不可避免地存在較大誤差(如Rutherford，2008；Gonnermann and Manga，2013；Browne and Szramek，2015；Rivaltaetal.，2015；Petrelli and Zellmer，2020)?；诘V物成分環(huán)帶的元素?cái)U(kuò)散計(jì)時(shí)可以為巖漿作用的時(shí)間尺度提供最直接的約束(Costaetal.，2020)，估算結(jié)果的誤差主要來(lái)自于元素?cái)U(kuò)散系數(shù)的測(cè)定(Petrelli and Zellmer，2020)。由于橄欖石在玄武質(zhì)巖石中普遍發(fā)育，且測(cè)試技術(shù)相對(duì)簡(jiǎn)便，模型涉及的擴(kuò)散系數(shù)已經(jīng)過(guò)大量實(shí)驗(yàn)校準(zhǔn)(Dohmen and Chakraborty，2007；Dohmenetal.，2007；Holzapfeletal.，2007)，對(duì)時(shí)間尺度的估算結(jié)果相對(duì)更為可靠，橄欖石元素?cái)U(kuò)散計(jì)時(shí)已在對(duì)玄武質(zhì)巖漿系統(tǒng)巖漿過(guò)程的研究中得到廣泛應(yīng)用(Kahletal.，2011；Hartleyetal.，2016；Moussallametal.，2019；Sundermeyeretal.，2020)。對(duì)于研究幔源巖漿從地幔運(yùn)移至地表的整個(gè)時(shí)間尺度，擴(kuò)散過(guò)程必須可以涵蓋巖漿運(yùn)移的整個(gè)過(guò)程。橄欖石OH、CaO和Fe-Mg擴(kuò)散計(jì)時(shí)是研究該問(wèn)題最常用到的3種方法，然而最近的研究發(fā)現(xiàn)，OH擴(kuò)散主要受到巖漿脫氣作用控制，可能只能反映地殼淺部過(guò)程(Brennaetal.，2018)，因此得到的巖漿平均上升速率往往偏大；CaO在橄欖石中含量很低，需要更高精度的測(cè)試方法，它的擴(kuò)散速率也很慢，且擴(kuò)散系數(shù)受氧逸度等影響很大(Chakraborty，1997；Cooganetal.，2005)，往往難以得到理想的擴(kuò)散曲線(xiàn)，且模擬結(jié)果誤差較大。橄欖石Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散可以涵蓋巖漿從地幔到地殼的整個(gè)過(guò)程，但由 于它們的擴(kuò)散速率相對(duì)較快，如果幔源巖漿經(jīng)歷了較為復(fù)雜的地殼過(guò)程，如存在多級(jí)巖漿房、多期巖漿混合、多期結(jié)晶等過(guò)程，橄欖石與相對(duì)演化的熔體發(fā)生長(zhǎng)期的相互作用，其核部成分常常由于擴(kuò)散再平衡而被改變，獲取更深部巖漿過(guò)程的信息就受到了限制，因此大多數(shù)橄欖石Fe-Mg擴(kuò)散的研究也只聚焦于從巖漿房到噴發(fā)至地表的淺部過(guò)程(Gordeychiketal.，2018)。目前采用該方法研究玄武質(zhì)巖漿從地幔運(yùn)移至地表整個(gè)時(shí)間尺度的應(yīng)用僅有1例(Brennaetal.，2018)，因此還需要更多的約束。Brenna 等(2018)對(duì)活動(dòng)大陸邊緣單成因火山攜帶的地幔橄欖石捕擄晶Fe-Mg擴(kuò)散計(jì)時(shí)的研究結(jié)果顯示，即使巖漿可能在地殼巖漿房中停留，堿性玄武質(zhì)巖漿上升也可以非?？欤俾士蛇_(dá)到0.01～0.03 m/s。

表1 堿性玄武質(zhì)和其他幔源巖漿從地幔到噴出地表經(jīng)歷的時(shí)間尺度和平均上升速率Table 1 The timescales and average ascent rates from mantle source to eruption on the surface of alkaline basaltic and other mantle-derived magmas

華北克拉通山西大同盆地東部新生代火山群神泉寺玄武巖中發(fā)育有地幔捕擄晶，這些地幔捕擄晶的核部還保留著地幔信息，尚未被后期的捕擄晶-熔體相互作用所完全“抹去”，為研究板內(nèi)玄武質(zhì)巖漿作用從地幔上升至地表的整個(gè)時(shí)間尺度提供了絕佳的機(jī)會(huì)。本文通過(guò)橄欖石Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散計(jì)時(shí)模擬，得出神泉寺玄武質(zhì)巖漿從地幔穿越大陸地殼上升至地表只經(jīng)過(guò)了數(shù)月的時(shí)間。

1 地質(zhì)概況

華北克拉通(圖1a)是世界上最為古老的地質(zhì)單元之一，具有約3.8 Ga的變質(zhì)變形歷史(Liuetal.，1992；萬(wàn)渝生等，2001，2009；Wuetal.，2008)，在新太古代晚期(2.5 Ga)完成微陸塊拼合和克拉通化(Zhai and Liu，2003；萬(wàn)渝生等，2005；Zhaoetal.，2005；Gengetal.，2006；Kuskyetal.，2007)，基底主要為英云閃長(zhǎng)巖-奧長(zhǎng)花崗巖-花崗閃長(zhǎng)巖(TTG)片麻巖。而后，華北克拉通經(jīng)歷了古元古代末期的造山作用(Zhaoetal.，1999，2003，2005，2010)，并進(jìn)入長(zhǎng)達(dá)10多億年的構(gòu)造寂靜期(翟明國(guó)，2006，2011)。

圖1 華北克拉通地質(zhì)構(gòu)造簡(jiǎn)圖(a,據(jù)Kusky et al.，2007；陸塊界線(xiàn)據(jù)Zhao et al.，2001)及大同盆地東部火山群火山分布圖(b,據(jù)王乃樑等，1996)Fig.1 Simplified tectonic map of the North China Craton (a,after Kusky et al.,2007；block boundaries are from Zhao et al.,2001)and the distribution of volcanic centers in Datong basin eastern volcanic field (b,after Wang Nailiang et al.,1996)

中生代以來(lái)，由于受到太平洋板塊西向俯沖的影響，華北克拉通東部陸塊發(fā)生了大規(guī)模的弧巖漿和基底重熔再造(Zhangetal.，2014；Wuetal.，2019)，伴隨構(gòu)造伸展變形(Meng，2003；Liuetal.，2005；Wangetal.，2011)。金伯利巖地幔包體和金剛石包裹體等證據(jù)表明，華北克拉通東部陸塊巖石圈厚度在晚中生代時(shí)發(fā)生明顯減薄(Menziesetal.，1993；Griffinetal.，1998；Chenetal.，2006)，造成目前具有地溫梯度高、地表熱流值高的特征(徐義剛，2006)。與此不同的是，西部陸塊和中央造山帶的巖石圈一直較厚，且?guī)r漿活動(dòng)僅僅出現(xiàn)在局部地區(qū)(Xu，2002；Zhangetal.，2003；Xuetal.，2005)。從始新世到漸新世，由于華北克拉通西南側(cè)受到印度板塊東向擠壓，東側(cè)受到太平洋板塊西向俯沖的影響，中央造山帶內(nèi)鄰接西部陸塊的一側(cè)形成了S型的山西地塹系(Yeetal.，1987；Renetal.，2002)。山西地塹系從燕山一直延伸到秦嶺，地塹系內(nèi)分布有一系列地塹盆地，大同盆地是最北端的一個(gè)盆地(圖1a)。

大同盆地出露地層主要為太古宙片麻巖系，上覆第四系黃土及河湖相粘土堆積(裴靜嫻，1981)。區(qū)內(nèi)斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，主要有桑干河斷裂、陳莊-許堡斷裂、六棱山前斷裂等北東向斷裂和許堡-閣老莊斷裂等北西向斷裂(張世民等，1997)。第四紀(jì)以來(lái)，受新構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的影響，沿盆地內(nèi)出現(xiàn)一系列火山噴發(fā)和巖漿溢出，形成大同盆地東部、北部和南部3個(gè)火山群(王乃樑等，1996)。大同盆地東部火山群共計(jì)有30余座火山(圖1b)，從巖性上可大致沿陳莊-許堡斷裂劃分為東區(qū)和西區(qū)，東區(qū)主要為裂隙式噴發(fā)的拉斑玄武巖，噴發(fā)年代始于0.74 Ma；西區(qū)主要為中心式噴發(fā)的堿性玄武巖，噴發(fā)年代始于0.4 Ma(張彥波，1986；陳文寄等，1992；樊祺誠(chéng)等，1992；陳孝德等，2001；Xuetal.，2005；安衛(wèi)平等，2008；孫嘉祥等，2020)。前人認(rèn)為，大同盆地東部火山群巖性的空間變化，可能是巖漿來(lái)自于不同源區(qū)深度導(dǎo)致的(陳孝德等，2001；馬金龍等，2004；Xuetal.，2005)。神泉寺火山(圖1b)位于陳莊-許堡斷裂之上，熱釋光法測(cè)得噴發(fā)年齡為0.22～0.19 Ma(李虎侯等，1984)。本次研究的樣品為陳玲(2019)采集的神泉寺熔巖流SQS-02，全巖地球化學(xué)成分顯示其為堿性玄武巖。

2 巖相學(xué)特征

神泉寺玄武巖樣品SQS-02具灰黑色塊狀構(gòu)造、氣孔狀構(gòu)造，氣孔約占20%。斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶含量約為25%，基質(zhì)含量約為55%。斑晶主要有單斜輝石(10%)、斜長(zhǎng)石(10%)和橄欖石(5%)。單斜輝石斑晶常常為自形到半自形短柱狀，有時(shí)可見(jiàn)篩狀結(jié)構(gòu)(圖2a)，粒徑小于1 mm；斜長(zhǎng)石斑晶常常呈自形到半自形寬板狀，粒徑一般小于1 mm(圖2b)；橄欖石斑晶常常為自形到半自形粒狀，粒徑大多小于0.5 mm(圖2b)?；|(zhì)主要為斜長(zhǎng)石(30%)、單斜輝石(15%)和橄欖石(10%)以及少量鐵鈦氧化物，大多呈間粒結(jié)構(gòu)，即它形的單斜輝石、橄欖石和鐵鈦氧化物充填于自形的斜長(zhǎng)石顆粒之間。

樣品薄片中發(fā)現(xiàn)兩顆橄欖石捕擄晶OLel和OLe2(圖2c、2d)。OLe1粒徑約為0.4 mm，它形，顆粒邊部具有明顯的成分環(huán)帶，然而環(huán)帶寬度在不同方向上變化很大，從幾個(gè)μm到100 μm不等(圖2c)，可能最初環(huán)帶形成之后在巖漿通道內(nèi)經(jīng)歷了破碎。OLe2粒徑約為0.5 mm，半自形，邊部也具有明顯的成分環(huán)帶，環(huán)帶寬度分布較為均勻，約為100 μm(圖2d)。

圖2 神泉寺玄武巖背散射(BSE)照片F(xiàn)ig.2 Back scattered electron (BSE)images of Shenquansi basalta—發(fā)育篩狀結(jié)構(gòu)的單斜輝石斑晶；b—橄欖石和斜長(zhǎng)石斑晶；c—橄欖石捕擄晶OLe1；d—橄欖石捕擄晶OLe2；Cpx—單斜輝石；Ol—橄欖石；Pl—斜長(zhǎng)石；C和R分別為橄欖石捕擄晶核部和邊部的探針點(diǎn)位a—clinopyroxene phenocryst showing sieve texture；b—olivine and plagioclase phenocrysts；c—olivine xenocryst OLe1；d—olivine xenocryst OLe2；Cpx—clinopyroxene；Ol—olivine；Pl—plagioclase；C (core)and R (rim)represent the spots of electron microprobe analysis on olivine xenocrysts

3 測(cè)試方法

橄欖石捕擄晶的化學(xué)成分由電子探針?lè)治?EMPA)獲得。EMPA測(cè)試在自然資源部第二海洋研究所海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試儀器型號(hào)為日本電子JOEL JXA-8100，配備4道波譜儀(5B-92U)和1道能譜儀(Oxford INCA X-sight，5B-92U，能量分辨率133eV@MnKα)，測(cè)試加速電壓為15 kV，電流為300 nA，Si、Ti、Al、Mg、Cr元素的峰值接收時(shí)間為10 s，F(xiàn)e元素為30 s，Ca、Mn、Ni元素為100 s，背景接收時(shí)間為峰值接收時(shí)間的一半，數(shù)據(jù)通過(guò)ZAF法進(jìn)行校正。測(cè)試束斑直徑為1 μm，剖面步長(zhǎng)為5 μm。測(cè)試采用的標(biāo)樣為中國(guó)微束分析標(biāo)準(zhǔn)委員會(huì)研制的微束分析系列國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)樣品和美國(guó)SPI公司研制的相關(guān)金屬和礦物標(biāo)樣，測(cè)試值與標(biāo)準(zhǔn)值的相對(duì)誤差不超過(guò)3%。橄欖石捕擄晶的高清背散射圖片由相同儀器拍攝。

由于橄欖石具有強(qiáng)烈的各向異性，橄欖石中Fe-Mg元素的擴(kuò)散系數(shù)在不同晶軸方向上有明顯差異，因此需要準(zhǔn)確知道橄欖石的晶格方向(Costa and Chakraborty，2004；Dohemenetal.，2007；Chakraborty，2010)。本研究中橄欖石捕擄晶的晶格方向通過(guò)電子背散射衍射(EBSD)獲得。EBSD測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，測(cè)試儀器型號(hào)為Quanta450，晶體晶格方向相關(guān)參數(shù)由Aztec軟件讀取。首先，對(duì)電子探針點(diǎn)位(橄欖石核部和邊部)附近進(jìn)行點(diǎn)測(cè)試，MAD小于0.5 時(shí)，讀取晶格方向的相關(guān)參數(shù)。點(diǎn)測(cè)試表明橄欖石核部和邊部的晶格方向一致，之后進(jìn)行兩點(diǎn)間的線(xiàn)掃描，去除如受裂隙影響的異常點(diǎn)后得出最終的晶格方向。測(cè)試剖面的方向與晶格方向的夾角通過(guò)軟件Stereonet 9.5得到(Allmendingeretal.，2011)。

4 結(jié)果與分析

橄欖石捕擄晶OLe1和OLe2核部最中心的Fo值都極高，分別為97.7和94.0(表2、圖3)，遠(yuǎn)高于陳玲(2019)報(bào)道的神泉寺玄武巖橄欖石斑晶的核部成分(<84)。橄欖石捕擄晶最邊部Fo值分別為69.1和68.5，與神泉寺玄武巖橄欖石斑晶的邊部成分相似(70～75；陳玲，2019)。在OLe1中Fo≥97及Ole2中Fo≥93的核部區(qū)域，CaO、MnO和NiO的含量都較低，分別為0.04%～0.34%、0.05%～0.10%和≤0.01%；這3種元素氧化物的含量在它們Fo<70的邊部含量都較高，分別為0.39%～0.43%、0.43%～0.46%和0.09%～0.11%。

表2 神泉寺玄武巖橄欖石捕擄晶電子探針?lè)治鼋Y(jié)果 wB/%Table 2 Compositions of olivine xenocrysts in Shenquansi basalt by EMPA

橄欖石捕擄晶成分剖面圖(圖3)顯示，從核部到邊部，OLe1和OLe2的Fo值均逐漸降低，總體呈現(xiàn)輕微的“上凸”狀，分別距離邊部約40 μm和60 μm時(shí)，F(xiàn)o值與橄欖石斑晶核部相當(dāng)，分別距離邊部約20 μm和40 μm時(shí)，F(xiàn)o值與橄欖石斑晶邊部相當(dāng)。OLe1的MnO和NiO含量從核部到邊部逐漸升高，而CaO含量先升高，在距離邊部約100 μm和80 μm處出現(xiàn)2個(gè)峰值，隨后降低，至距離邊部約20 μm處時(shí)再次升高。OLe2的MnO含量從核部到邊部逐漸升高，而NiO含量先升高，至約40 μm處時(shí)開(kāi)始降低，與記錄的橄欖石斑晶邊部結(jié)晶位置一致。與OLe1相似，OLe2的CaO含量成分剖面也顯示出2個(gè)峰值，分別出現(xiàn)在距離邊部約80 μm和60 μm處，隨后CaO開(kāi)始降低，至40 μm處再次升高。

續(xù)表1 Continued Table 1

圖3 神泉寺玄武巖橄欖石捕擄晶成分剖面圖(橄欖石斑晶數(shù)據(jù)引自陳玲，2019)Fig.3 Compositional profile of olivine xenocrysts in Shenquansi basalt(data of olivine phenocrysts are from Chen Ling,2019 for comparison)

OLe1和OLe2的CaO含量成分剖面分別在距離邊部約20 μm和40 μm處彎折，對(duì)應(yīng)了橄欖石斑晶邊部結(jié)晶，而2處峰值出現(xiàn)的位置均早于橄欖石斑晶核部的結(jié)晶。

5 討論

5.1 極富鎂橄欖石來(lái)源

不同來(lái)源礦物晶體提取出的時(shí)間尺度信息代表著不同巖漿過(guò)程的時(shí)間跨度，本文研究的橄欖石捕擄晶核部的Fo值遠(yuǎn)高于同一玄武巖中橄欖石斑晶的Fo值，表明它們是外來(lái)的捕擄晶。然而，這些橄欖石捕擄晶核部的Fo值也高于一般地幔橄欖石的Fo值(88～93；Plechovetal.，2018)，因此需要首先考慮這些橄欖石是否的確來(lái)自于地幔。

橄欖石捕擄晶OLe1核部的Fo值超過(guò)了97，分類(lèi)上可被稱(chēng)為極富鎂橄欖石(extremely magnesian olivine，F(xiàn)o>96；Plechovetal.，2018)。極富鎂橄欖石在全球范圍內(nèi)的火成巖中時(shí)有報(bào)道，大致有以下幾種成因：① 黑橄欖石(black olivine)，常見(jiàn)于火山機(jī)構(gòu)內(nèi)遭受氧化的巖石中，F(xiàn)o值最高可達(dá)99.8(Sigurdsson and Brown，1970；Carmichaeletal.，1996；Garciaetal.，2000；Blondesetal.，2012；Del Moroetal.，2013)；② 發(fā)育于豆莢狀鉻鐵礦礦石或富鉻鐵礦的巖石中，F(xiàn)o值最高可達(dá)97.5(Xuetal.，2009；Huangetal.，2014；Yangetal.，2015；Xiongetal.，2015；Plechovetal.，2018)；③ 發(fā)育于碳酸巖或碳酸鹽-硅酸鹽火山巖中，F(xiàn)o值最高可達(dá)99.5(Treiman and Essene，1984；Fulignatietal.，2000；Paninaetal.，2003；Guzmicsetal.，2011；Plechovetal.，2017)；④ 發(fā)育于矽卡巖或硅質(zhì)大理巖中，F(xiàn)o值最高可達(dá)99.8(Zharikov，1970；Wenzeletal.，2002；Di Roccoetal.，2012；Nekrylovetal.，2021)；⑤ 發(fā)育于被交代的地幔橄欖巖中，F(xiàn)o值最高可達(dá)97.8(Ishimaru and Arai，2011；Zhangetal.，2017)。

橄欖石被氧化時(shí)，F(xiàn)e2+會(huì)被氧化為Fe3+，F(xiàn)e3+很難存在于橄欖石晶格中而被析出，因此剩余的橄欖石顯示出極高的Fo值(Blondesetal.，2012；Del Moroetal.，2013)。由于氧化析出的含鐵礦物不能完全從橄欖石晶體中分離，這種橄欖石常常發(fā)育有赤鐵礦等含鐵礦物條帶，使它在手標(biāo)本上看起來(lái)發(fā)黑，被稱(chēng)為“黑橄欖石”(Moseley，1984；Banfieldetal.，1990；Deeretal.，1992；Ashworth and Chambers，2000；Blondesetal.，2012；Plechovetal.，2018)。然而，本次研究的橄欖石捕擄晶中并沒(méi)有發(fā)育含鐵礦物條帶，因此不是結(jié)晶后被氧化的產(chǎn)物。

由于橄欖石和鉻鐵礦發(fā)生結(jié)晶后Fe-Mg再平衡，蛇綠巖套中的豆莢狀鉻鐵礦礦石或一些富鉻鐵礦的巖石中的橄欖石便可能產(chǎn)生極高的Fo值(Huangetal.，2014)。然而，這些極富鎂橄欖石有一個(gè)顯著的特點(diǎn)，它們的NiO含量普遍很高，一般高于0.5%，最高可達(dá)約1.4%(圖4；Xuetal.，2009；Yangetal.，2015；Xiongetal.，2015；Plechovetal.，2018)。然而，本次研究的橄欖石捕擄晶的高鎂核部NiO含量極低，只有0～0.01%，與該種情況不符。

當(dāng)有碳酸鹽加入到巖漿過(guò)程中時(shí)，如較純的碳酸巖巖漿或含碳酸鹽的硅酸鹽巖漿，就可能會(huì)產(chǎn)生極富鎂橄欖石(Treiman and Essene，1984；Rosatellietal.，2000；Wenzeletal.，2002；Soblevetal.，2009，2015；Guzmicsetal.，2011；Plechovetal.，2017)，因?yàn)樘妓猁}的加入會(huì)使巖漿變得更為氧化、且硅活度被降低，橄欖石固溶體中的鐵橄欖石會(huì)通過(guò)如下兩種反應(yīng)分解：① 3 Fe2SiO4(鐵橄欖石)+O2=2 Fe3O4(磁鐵礦)+3 SiO2；② 4 Fe2SiO4(鐵橄欖石)+S2=2 Fe3O4(磁鐵礦)+2 FeS(磁黃鐵礦)+4 SiO2，從而使得殘余的橄欖石Fo值升高(Treiman and Essene，1984)。然而，部分碳酸巖中的橄欖石MnO含量非常高，高于1%，甚至高于2%(圖4；Treiman and Essene，1984；Guzmicsetal.，2011)，與我們的測(cè)試結(jié)果不符；另外一部分橄欖石也顯示出低CaO、MnO、NiO的特征(Rosatellietal.，2000；Yaoetal.，2021)，然而這些橄欖石常常在巖相上與碳酸鹽熔體或礦物伴生，該現(xiàn)象在神泉寺玄武巖中并未觀(guān)察到。

圖4 神泉寺玄武巖橄欖石捕擄晶成分與不同構(gòu)造環(huán)境下橄欖石成分的對(duì)比Fig.4 Compositions of olivine xenocrysts in Shenquansi basalt,compared with olivine from various tectonic environments華北克拉通地幔橄欖巖包體數(shù)據(jù)引自L(fǎng)iu et al.(2010，2011)，Tang et al.(2007，2014)，Zhao et al.(2015)，Hu et al.(2019)；科馬提巖數(shù)據(jù)引自Sobolev et al.(2007)；鉻鐵礦礦石或富鉻鐵礦巖石數(shù)據(jù)引自Mondal et al.(2006)，Yang et al.(2015)，Xiong et al.(2015)，Plechov et al.(2018)；被氧化的橄欖石數(shù)據(jù)引自Carmichael et al.(1996)，Garcia et al.(2000)，Cortés et al.(2006)，Blondes et al.(2012)，Del Moro et al.(2013)，Ejima et al.(2017)；鎂矽卡巖或硅質(zhì)大理巖數(shù)據(jù)引自Di Rocco et al.(2012)，Plechov et al.(2018)，Nekrylov et al.(2021)；碳酸巖或碳酸鹽-硅酸鹽火山巖數(shù)據(jù)引自Treiman and Essene(1984)，Rosatelli et al.(2000)，Wenzel et al.(2002)，Panina et al.(2003)，Guzmics et al.(2011)，Yao et al.(2021)；碳酸鹽化的地幔橄欖巖數(shù)據(jù)引自Gervasoni et al.(2017)，He et al.(2020)，龍門(mén)溝交代地幔橄欖巖包體數(shù)據(jù)引自Zhang et al.(2017)data for mantle peridotite xenoliths in the North China Craton are from Liu et al.(2010,2011),Tang et al.(2007,2014),Zhao et al.(2015)and Hu et al.(2019);data for komatiites are from Sobolev et al.(2007);data for chromitites and chromite-rich rocks are from Mondal et al.(2006),Yang et al.(2015),Xiong et al.(2015)and Plechov et al.(2018);data for oxidized olivines are from Carmichael et al.(1996),Garcia et al.(2000),Cortés et al.(2006),Blondes et al.(2012),Del Moro et al.(2013)and Ejima et al.(2017);data for magnesian skarns and silicate marbles are from Di Rocco et al.(2012),Plechov et al.(2018)and Nekrylov et al.(2021);data for carbonitites and carbonate-silicate rocks are from Treiman and Essene (1984),Rosatelli et al.(2000),Wenzel et al.(2002),Panina et al.(2003),Guzmics et al.(2011)and Yao et al.(2021);data for carbonate metasomatic mantle xenoliths are from Gervasoni et al.(2017)and He et al.(2020);data for Longmengou metasomatic mantle peridotite xenoliths are from Zhang et al.(2017)

鎂矽卡巖或硅質(zhì)大理巖中的極富鎂橄欖石幾乎不含NiO和Cr2O3，但它們的CaO和MnO含量變化范圍很寬，分別為0.01%～0.26和0.02%～0.53%(Nekrylovetal.，2021)。盡管有部分鎂矽卡巖或硅質(zhì)大理巖中極富鎂橄欖石的成分與本次研究的橄欖石捕擄晶核部成分非常相似(Wenzeletal.，2002；Di Roccoetal.，2012；Nekrylovetal.，2021)，但是考慮到研究區(qū)內(nèi)未見(jiàn)出露碳酸鹽沉積地層，而且區(qū)內(nèi)大斷裂和次級(jí)斷裂皆為正斷層，缺乏逆沖斷層(王乃樑等，1996)，深部也不會(huì)有未出露的碳酸鹽地層，因此該種成因模式似乎也不太可能。

極富鎂橄欖石可發(fā)育在被交代的地幔橄欖巖包體中，而且含有極富鎂橄欖石的橄欖巖包體在同屬華北克拉通中央造山帶、大同東南約120 km處的中生代龍門(mén)溝橄欖輝綠巖中也有報(bào)道，這些橄欖石(Fo值最高達(dá)97.8)也表現(xiàn)出低CaO(<0.48%)、低NiO(<0.08%，大多低于檢測(cè)限)、低MnO(<0.52%)的特征(Zhangetal.，2017)，本次研究中的橄欖石捕擄晶核部成分與之相符。Zhang等(2017)認(rèn)為，這些橄欖巖包體代表了經(jīng)歷過(guò)大量巖漿抽取的極度虧損的太古宙地幔，橄欖石高Fo值低NiO含量的特征是地幔隨后與一種高M(jìn)g、Ca低Ni的熔體反應(yīng)導(dǎo)致的，這種熔體被認(rèn)為是中央造山帶被剝離的古元古代山根部分熔融產(chǎn)生的(Xuetal.，2010a，2010b)，因此，本次研究中的橄欖石捕擄晶應(yīng)該為地幔捕擄晶。

5.2 巖漿平均上升速率

除晶格方向外，橄欖石Fe-Mg元素的擴(kuò)散速率還受溫度、壓力和氧逸度的影響(Costa and Chakraborty，2004；Dohemenetal.，2007；Chakraborty，2010)。對(duì)于溫度，本文采用陳玲(2019)通過(guò)橄欖石斑晶-熔體平衡計(jì)算得出的神泉寺巖漿噴發(fā)前溫度，即裹挾這些橄欖石捕擄晶的巖漿的溫度，平均約為1 200℃。對(duì)于壓力，本文采用陳玲(2019)通過(guò)單斜輝石斑晶-熔體平衡計(jì)算得出的神泉寺巖漿噴發(fā)前的壓力，平均約為700 MPa，該壓力值也近似大同地區(qū)的平均中地殼壓力(莫霍面深度約為40 km；Heetal.，2014；Zhangetal.，2016)。對(duì)于氧逸度，神泉寺玄武巖中單斜輝石斑晶的Fe3+/Fe2+值大多為0.2～0.6(陳玲，2019)，根據(jù)單斜輝石氧逸度計(jì)(Cortésetal.，2006)計(jì)算得出神泉寺玄武質(zhì)巖漿的氧逸度平均約為QFM+2(QFM為石英-鐵橄欖石-磁鐵礦氧逸度緩沖劑)，該值也接近大同以北約100 km處的漢諾壩新生代玄武巖巖漿的氧逸度(QFM+2.77；張毅剛等，1994)。最終，橄欖石捕擄晶Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散時(shí)間尺度模擬通過(guò)DIPRA(DIffusion PRocess Analysis)軟件(Girona and Costa，2013)得出，OLe1的擴(kuò)散時(shí)間為131 d，OLe2的擴(kuò)散時(shí)間為263 d(圖5)。如前文所述，兩顆橄欖石捕擄晶皆來(lái)自于巖石圈地幔，Xu 等(2005)根據(jù)玄武巖稀土元素特征和Sr-Nd同位素特征推測(cè)大同拉斑玄武巖源區(qū)深度約為65 km，而堿性玄武巖的源區(qū)深度應(yīng)該比之要深，大概為75 km，甚至超過(guò)80 km(Xuetal.，2005)。而大地電磁深反射剖面表明，大同巖石圈地幔深度約為40～70 km(Guoetal.，2016)，因此，神泉寺堿性玄武巖的源區(qū)深度很可能位于巖石圈地幔的最深處(～70 km)，橄欖石地幔捕擄晶在巖漿上升途中被捕獲。假設(shè)兩種最極端的情況，兩顆橄欖石在巖石圈地幔最深處(70 km)或最淺處(40 km)被捕獲，則可以得出巖漿平均上升速率的范圍為0.001 8～0.006 2 m/s(相當(dāng)于152～534 m/d)，與前人估算的堿性玄武質(zhì)巖漿>0.001 m/s的平均上升速率一致(表1；Sparks and Walker，1977；Wanamakeretal.，1990；Harangietal.，2013；Hayesetal.，2018)。

圖5 神泉寺橄欖石捕擄晶晶格方向極射赤平投影圖、Fo值成分剖面及Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散模擬結(jié)果Fig.5 Crystal plane equal angle projections,Fo profiles and Fe-Mg diffusion modelling results of the Shenquansi olivine xenocrysts

5.3 巖漿儲(chǔ)運(yùn)系統(tǒng)

這兩顆橄欖石捕擄晶邊部具有相似的Fo值(～70)，且與橄欖石斑晶邊部的Fo值相似(圖3)，表明它們?cè)谥鲙r漿中滯留的時(shí)間都已足夠長(zhǎng)，雖然核部成分仍然保留著地幔信息，但邊部成分都已與主巖漿達(dá)到平衡，因此它們不同的擴(kuò)散計(jì)時(shí)時(shí)間 表明OLe2比OLel更早與巖漿發(fā)生相互作用。而不同滯留時(shí)間的地幔捕擄晶被捕獲至同一股巖漿中，它們有可能經(jīng)歷了以下兩種過(guò)程：① 兩顆捕擄晶來(lái)自不同的地幔深度，OLe2比OLe1來(lái)自于巖石圈地幔的更深處，巖漿首先捕獲OLe2，在上升過(guò)程中又捕獲了OLe1，二者一同被攜帶噴發(fā)出地表；② 兩顆捕擄晶來(lái)自相同或不同的地幔深度，OLe1和OLe2被不同巖漿捕獲，OLe2較早被捕獲，但相對(duì)于OLe1，捕獲OLe2的巖漿隨后在地殼內(nèi)經(jīng)歷了更為復(fù)雜的巖漿過(guò)程，導(dǎo)致停留時(shí)間更長(zhǎng)，最終與捕獲OLe1的巖漿混合，噴發(fā)出地表。

筆者認(rèn)為它們更可能經(jīng)歷了過(guò)程①，因?yàn)檫@兩顆橄欖石捕擄晶CaO含量成分剖面顯示出相似的特征，都表現(xiàn)為從核部到邊部先上升，形成兩個(gè)峰再降低，臨近邊部時(shí)再略微上升的趨勢(shì)(圖3)。當(dāng)橄欖石先與富CaO熔體接觸一定時(shí)間再與貧CaO熔體接觸時(shí)，橄欖石的成分剖面上便會(huì)出現(xiàn)一個(gè)峰(Lynnetal.，2017；Brennaetal.，2018)，由于CaO在橄欖石中的擴(kuò)散速度相對(duì)較慢(Chakraborty，1997；Cooganetal.，2005)，這個(gè)峰便不會(huì)因?yàn)閿U(kuò)散作用而被“抹掉”。因此，這兩顆橄欖石捕擄晶相似的CaO含量成分剖面特征表明它們都經(jīng)歷了相似的巖漿混合過(guò)程。陳玲(2019)通過(guò)斑晶礦物溫壓計(jì)計(jì)算發(fā)現(xiàn)，壓力結(jié)果集中在620～840 MPa，說(shuō)明神泉寺火山下部約21～27 km深處存在地殼巖漿房。這兩個(gè)峰都出現(xiàn)在橄欖石斑晶結(jié)晶之前，因此巖漿混合很可能在巖石圈地幔或下地殼就已經(jīng)發(fā)生了。

本文估算的巖漿平均上升速率雖然與前人一致，但相對(duì)于許多堿性玄武質(zhì)巖漿系統(tǒng)，本文估算的晶體滯留時(shí)間偏長(zhǎng)、巖漿的平均上升速率偏慢(表1)。同時(shí)，注意到捕擄晶OLe1背散射圖顯示出晶體四周的反應(yīng)邊寬度有明顯差異(圖2c)，很可能是經(jīng)過(guò)了多次破碎的結(jié)果。擴(kuò)散作用會(huì)產(chǎn)生成分梯度，隨著擴(kuò)散時(shí)間變長(zhǎng)，擴(kuò)散距離變長(zhǎng)，反應(yīng)邊變寬(Klügel，1998；Costaetal.，2020)。而OLe1只有右側(cè)發(fā)育較寬的反應(yīng)邊，說(shuō)明晶體在這一側(cè)的擴(kuò)散作用時(shí)間較長(zhǎng)；其他方向反應(yīng)邊相對(duì)較窄，說(shuō)明晶體在這些地方破碎不久，擴(kuò)散作用時(shí)間短(Klügel，1998)。因此，偏長(zhǎng)的晶體滯留時(shí)間很可能反映了這兩顆地幔橄欖石在源區(qū)就已經(jīng)和巖漿相互作用過(guò)一段時(shí)間，然后才從地幔橄欖巖上脫離，再隨巖漿上升。

綜上所述，得出神泉寺火山最有可能的巖漿儲(chǔ)運(yùn)系統(tǒng)模式及橄欖石捕擄晶復(fù)雜環(huán)帶形成過(guò)程(圖6)：① 巖漿在接近70 km深的巖石圈地幔較深處持續(xù)產(chǎn)生，沖刷地幔橄欖巖，與地幔橄欖石相互作用形成擴(kuò)散環(huán)帶，在進(jìn)一步?jīng)_刷下，地幔橄欖石破碎，從橄欖巖上脫落，被巖漿捕獲快速上升；② 巖漿在地殼巖漿房中停留演化，橄欖石捕擄晶產(chǎn)生新的擴(kuò)散環(huán)帶，晶體破碎處環(huán)帶較窄，未破碎處環(huán)帶較寬；巖漿在巖漿房中開(kāi)始結(jié)晶橄欖石斑晶，橄欖石斑晶邊部成分與捕擄晶邊部成分相似；③ 可能由于深部巖漿補(bǔ)充，巖漿房?jī)?nèi)的巖漿再次快速上升并噴發(fā)，在此過(guò)程中橄欖石捕擄晶再次破碎，形成晶體四周環(huán)帶寬度具有明顯差異的復(fù)雜環(huán)帶。

圖6 神泉寺火山巖漿儲(chǔ)運(yùn)系統(tǒng)簡(jiǎn)圖及橄欖石捕擄晶復(fù)雜環(huán)帶形成過(guò)程Fig.6 Schematic model of the magma plumbing system beneath Shenquansi volcano,and the forming process of the complex zonations of the olivine xenocysts

6 結(jié)論

(1)大同火山群神泉寺堿性玄武巖中發(fā)育橄欖石捕擄晶，它們核部的Fo值高達(dá)97，為極富鎂橄欖石，電子探針成分特征表明它們來(lái)自于被交代的地幔。邊部Fo值均與橄欖石斑晶邊部成分相似，表明已與主巖漿發(fā)生充分的Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散，達(dá)到平衡。

(2)Fe-Mg元素?cái)U(kuò)散計(jì)時(shí)顯示，巖漿從巖石圈地幔上升至地表最短僅用131 d，最長(zhǎng)需要263 d，對(duì)應(yīng)巖漿上升速率為0.001 8～0.006 2 m/s(相當(dāng)于152～534 m/d)。

(3)偏長(zhǎng)的晶體滯留時(shí)間很可能反映了地幔橄欖石在源區(qū)就已經(jīng)和巖漿相互作用過(guò)一段時(shí)間，然后才從地幔橄欖巖上脫離，再隨巖漿上升。橄欖石捕擄晶在不同時(shí)期發(fā)生破碎，產(chǎn)生不同寬度的反應(yīng)邊。

致謝感謝兩位匿名審稿人提出的寶貴建議，也感謝期刊編輯的辛苦工作。感謝自然資源部第二海洋研究所海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室的朱繼浩副研究員和魯江姑博士在電子探針測(cè)試過(guò)程中提供的幫助，感謝中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室梁鳳華副研究員和王曉敏技術(shù)員在電子背散射衍射測(cè)試過(guò)程中提供的幫助，感謝中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)陳玲碩士對(duì)樣品的前期處理。