許瑤 張宏福, 2**

華北克拉通東部受中-新生代構造熱事件影響，不僅巖石圈厚度發(fā)生了大規(guī)模減薄(Menziesetal., 1993; Chen, 2009)，而且克拉通根部巖石圈地幔的物理化學性質也發(fā)生了根本轉變(Fanetal., 2000; Zhengetal., 2001; Rudnicketal., 2004; Zhang, 2005)。這一克拉通破壞過程被認為始于中生代，在早白堊世(～ 125Ma)達到峰期(Wuetal., 2005; Zhuetal., 2011)，并導致了劇烈的陸內巖漿活動(Zhangetal., 2014)。華北中生代火山巖代表了克拉通破壞過程的直接產物，因此它們是研究華北巖石圈地幔組成及演化的關鍵樣品。與華北其他地區(qū)不同，遼西早白堊世義縣組玄武巖具有殼幔雙重屬性(高MgO、Cr和Ni以及類似下地殼的微量元素和Sr-Nd-Pb同位素特征; 張宏福和邵濟安, 2008)，它們的組成特征在以往研究中被用來反演克拉通破壞峰期華北北緣巖石圈地幔的屬性和演化過程(Gengetal., 2019)。但是，關于義縣組玄武巖的巖石成因如巖漿來源及其演化過程等問題，目前仍存在較大爭議。以Wangetal. (2006)為代表的研究者認為義縣組火山巖是拆沉下地殼榴輝巖部分熔融形成的熔體與地幔橄欖巖相互作用的產物；而以李伍平等 (2002)、邵濟安等(2005)、張宏福和邵濟安(2008)為代表的學者則認為義縣組火山巖是殼幔相互作用(巖漿混合)的結果，并提出其全巖高的Mg#值可能是幔源巖漿含有地幔橄欖石捕虜晶造成的。雖然前人也對義縣組火山巖的巖石成因進行了很多研究，如大量全巖主微量地球化學和Sr-Nd-Pb同位素分析結果被用來探討其巖漿來源(Gaoetal., 2008; Yang and Li, 2008; Gengetal., 2019)，火山巖中橄欖石斑晶和熔體包裹體的原位分析也揭示了其早期巖漿性質(洪路兵等，2017)。然而，義縣組玄武巖的巖漿演化過程一直缺少直接有效的制約，這也是其巖石成因存在分歧的主要原因。因此，對義縣組玄武巖巖漿演化過程的研究就顯得尤為重要，這不僅可以幫助我們理解義縣組玄武巖的形成過程，而且有利于我們更準確地挖掘其攜帶的地幔源區(qū)信息。

火成巖中結晶礦物的組成和結構取決于巖漿的化學成分和結晶環(huán)境，因此巖漿在上升和噴發(fā)前的成分和演化過程常常被記錄在礦物(主要是橄欖石、輝石和斜長石)的各種生長環(huán)帶之中(Dobosi and Fodor, 1992; Yangetal., 1999; Streck, 2008; Huangetal., 2010)。作為幔源巖漿早期結晶的礦物，單斜輝石斑晶的環(huán)帶結構特征可以有效約束巖漿在演化過程中溫度、壓力、水含量和氧逸度等因素的變化(Piletetal., 2002; Gaoetal., 2004; Guoetal., 2007)。本文將主要對遼西早白堊世義縣組玄武巖中發(fā)育成分環(huán)帶的單斜輝石開展詳細的礦物學和地球化學研究，以期揭示其巖漿演化的深部動力學過程。

1 地質背景及巖石特征

遼西位于華北克拉通北緣(圖1a)，燕山陸內造山帶東段，是我國華北中生代火山活動最劇烈的地區(qū)。遼西中生代火山活動從侏羅紀一直持續(xù)到白堊紀，其中又以早白堊世義縣組(132～120Ma; Yang and Li, 2008)火山活動最為強烈及火山巖地層分布最為廣泛。義縣組總體為一套巨厚的火山巖和火山碎屑沉積巖系，主要分布在北票的金嶺寺-羊山盆地和阜新-義縣盆地。義縣組在馬神廟-宋八戶地區(qū)建立的綜合標準剖面自下而上可分成四個巖性段：底部一段為底礫巖和橄欖玄武巖; 二段主要是含珍稀化石層 (熱河生物群) 的湖相沉積巖和中性火山巖，含化石層位夾層的凝灰?guī)r定年結果在125～124Ma(Zhuetal., 2007); 三段為基性、中基性-酸性和偏堿性火山巖; 四段為中酸性和偏堿性火山巖及沉積巖(邢德和等, 2005)。義縣組火山巖自底部到頂部，整體上具有由基性向中酸性(偏堿性)演化的趨勢。

圖1 華北克拉通構造簡圖(a，據Zhao et al., 2005；Yang et al., 2018)和四合屯地區(qū)地質圖及采樣位置(b，據遼寧省地質局，1967(1)遼寧省地質局. 1967. 遼寧省1:20萬區(qū)域地質調查圖)

圖2 義縣組玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的背散射圖像(a-d)反環(huán)帶單斜輝石; (e-h)正環(huán)帶單斜輝石Fig.2 BSE images of zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts(a-d) reversely-zoned clinopyroxenes; (e-h) normally-zoned clinopyroxenes

本文研究的橄欖玄武巖采自北票四合屯地區(qū)(圖1b)義縣組底部一段，采樣點GPS位置為：41°34′53″N、120°46′23″E。該地區(qū)義縣組地層只保存了綜合剖面中的底部兩段(汪筱林等, 1998)。玄武巖呈灰黑色，具斑狀結構，塊狀構造，手標本中可見8%～10%的半自形橄欖石(0.5～3.0mm)，大多數橄欖石邊緣和裂隙邊因蝕變而呈黃褐色。大顆粒單斜輝石(0.2～3.0mm)因含量低 (～1%)主要通過鏡下薄片觀察被發(fā)現。玄武巖基質主要包括斜長石、單斜輝石(<0.2mm)和少量鈦鐵氧化物。四合屯玄武巖全巖具有高的MgO含量(10.8%～14.6%)、Mg#值(72～ 76)和相容元素Cr(～1411×10-6)及Ni(～377×10-6)含量(Gengetal., 2019)。盡管對于義縣組玄武巖高MgO含量是否可以代表原始巖漿組成存在爭議，但前人普遍認為義縣組玄武巖的原始巖漿來源于巖石圈地幔(李伍平等, 2002; 邵濟安等, 2005; 張宏等, 2005; 張宏福和邵濟安, 2008)。在微量元素組成上，它們富集大離子親石元素(LILE，如Rb、Ba、Pb和Sr)和輕稀土元素(LREE)，虧損高場強元素(HFSE，如Nb、Ta、Zr、Hf和Ti)，具有輕重稀土元素強分餾的稀土元素配分曲線，這些特征都與大陸下地殼十分相似(Yang and Li, 2008; Gengetal., 2019)。四合屯玄武巖EM1型Sr-Nd同位素組成和低的Pb同位素比值同樣反映出下地殼源區(qū)特征(張宏福和邵濟安, 2008)。

表1 義縣組玄武巖具環(huán)帶結構單斜輝石代表性電子探針分析結果(wt%)

續(xù)表1

圖3 義縣組玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的Wo-En-Fs三角分類圖解(據Morimoto et al., 1988)Wo-硅灰石; En-頑火輝石; Fs-鐵輝石; Di-透輝石; Hd-鈣鐵輝石; Aug-普通輝石; Pgt-易變輝石Fig.3 Diagrams of Wo-En-Fs nomenclature of zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts (after Morimoto et al., 1988)Wo-wollastonite; En-enstatite; Fs-ferrosilite; Di-diopside; Hd-hedenbergite; Aug-augite; Pgt-pigeonite

圖5 兩個代表性正環(huán)帶單斜輝石的成分剖面圖Fig.5 Compositional traverses for two representative normally-zoned clinopyroxenes

圖6 義縣組玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的Mg#-Na2O(a)和Mg#-Al2O3(b)相關圖數據來源：新生代和古生代地幔橄欖巖：池際尚(1988), Fan and Hooper (1989), Zheng et al. (1998), Zheng et al. (2001), Chen et al. (2001); 古老下地殼麻粒巖：Zhao et al. (1999), Huang et al. (2004), Fan et al. (2005); 底侵麻粒巖：Chen et al. (2001), Liu et al. (2001), Zheng et al. (2003), Fan et al. (2005); 橄欖輝石巖：Zhang et al. (2007); 徐淮榴輝巖：許文良等(2002)Fig.6 Plots of Mg# versus Na2O (a) and Al2O3 (b) in zoned clinopyroxenes in the Yixian basaltsData source: Cenozoic and Paleozoic peridotite xenolith: Chi (1988), Fan and Hooper (1989), Zheng et al. (1998), Zheng et al. (2001), Chen et al. (2001); Lower crust granulite: Zhao et al. (1999), Huang et al. (2004), Fan et al. (2005); Underplated granulite: Chen et al. (2001), Liu et al. (2001), Zheng et al. (2003), Fan et al. (2005); Olivine pyroxenite: Zhang et al. (2007); Eclogite xenolith from the Xuzhou-Huaibei region: Xu et al. (2002)

圖7 義縣組玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的Mg#-TiO2相關圖Fig.7 Plot of Mg# versus TiO2 in zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts

2 分析方法

單斜輝石背散射(BSE)圖像和主量元素組成是在西北大學大陸動力學國家重點實驗室利用JXA-8230型電子探針獲得。正常操作過程中采用15kV加速電壓、20nA的電子束電流和1～2μm的束斑直徑。單斜輝石原位微量元素分析是在西北大學大陸動力學國家重點實驗室利用Agilent7900型電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)搭載RESOlution S-155-LR(193 nm)激光剝蝕系統(tǒng)(LA)完成。微量元素分析點位與電子探針分析點位對應，激光剝蝕束斑直徑為67μm。實驗數據借助ICPMSDataCal軟件離線處理(Liuetal., 2010)，單斜輝石Ca的電子探針含量作為內標對元素含量進行校正。微量元素分析精度一般優(yōu)于10%，具體的分析方法和操作流程可見Baoetal. (2016)。

單斜輝石原位Sr同位素組成是在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室利用Neptune Plus型多接收等離子體質譜儀(MC-ICP-MS)搭載GeoLas Pro型激光剝蝕系統(tǒng)獲得。原位Sr同位素分析點位與原位主微量元素分析點位一致。分析采用的激光剝蝕束斑直徑為160μm，脈沖頻率為10Hz，能量密度為～10J/m-2。每個數據信號包括30s背景信號和50s樣品信號。監(jiān)控標樣天然單斜輝石HNB08(Sr含量89.2×10-6)的測試結果(87Sr/86Sr=0.703758±0.000043; 2SD; n=47)與推薦值(0.703765±0.000004)在誤差范圍內一致。詳細的分析方法和干擾校正策略可見Tongetal. (2016)和Zhangetal. (2018)。

3 分析結果

3.1 單斜輝石的環(huán)帶結構

義縣組玄武巖中的單斜輝石主要發(fā)育正環(huán)帶結構，少量為反環(huán)帶結構。反環(huán)帶單斜輝石顆粒較大(0.4～3.0mm)，在單偏光鏡下呈現“綠核”特征。BSE圖像中的反環(huán)帶單斜輝石通常由亮色核部(富鐵)、暗色幔部(富鎂)和亮色窄邊(<50μm)組成(圖2a-d)。小部分反環(huán)帶單斜輝石的核部較純凈，基本不含包裹體(圖2d)，而大部分的核部可見熔蝕孔洞，呈篩狀結構(圖2a)。它們的核幔接觸面非常不規(guī)則，而且發(fā)育大量篩狀孔。然而，反環(huán)帶單斜輝石的幔部和邊部自形，BSE圖像中相對均勻的顏色表明其化學組成也相對均一(圖2c)。

正環(huán)帶單斜輝石顆粒較小(<0.5mm)，在單偏光鏡下表現為無色。BSE圖像中的它們由暗色核部和亮色邊部組成(圖2e-h)。不同于反環(huán)帶單斜輝石，正環(huán)帶單斜輝石的核部自形且成分均一(圖2c)，未見明顯的熔蝕結構。

3.2 單斜輝石環(huán)帶的主量元素特征

反環(huán)帶和正環(huán)帶單斜輝石的主量元素組成差異明顯(表1)。反環(huán)帶單斜輝石核部Mg#值低且變化范圍寬(65.5～79.7)，而幔部Mg#值高且均一(87.7～89.2)。在單斜輝石Wo-En-Fs三角分類圖中，反環(huán)帶單斜輝石核部以透輝石為主，而幔部主要是普通輝石(圖3)。核部相比幔部具有較高的FeO(6.33%～11.76%)、Al2O3(1.02%～3.20%)和Na2O(0.34%～1.33%)，以及較低的MgO(11.76%～14.81%)和Cr2O3(<0.48%)，而幔部表現出較高的MgO(16.57%～18.32%)和Cr2O3(0.55%～1.41%)，以及較低的FeO(3.65%～4.46%)、Al2O3(1.44%～2.57%)和Na2O(0.23%～ 0.48%)。邊部以低Mg#(69.7～86.9)和Cr2O3(<0.30%)，及高Al2O3(0.96%～5.97%)為特征。反環(huán)帶單斜輝石以10μm為間距的主量元素成分剖面圖(圖4)顯示其核部和幔部之間的化學組成突變，而幔部和邊部之間為漸變。

正環(huán)帶單斜輝石核部Mg#值高且均一(84.7～89.0)，而邊部Mg#值低且變化范圍寬(67.8～ 83.8)。按Wo-En-Fs三角分類，核部以普通輝石為主，而邊部主要是透輝石(圖3)。核部相比邊部具有較高的Cr2O3(0.13%～1.33%)，及較低的Al2O3(1.45%～2.51%)和TiO2(0.10%～ 0.52%)，而邊部表現出較高的Al2O3(3.06%～6.20%)和TiO2(0.67%～2.08%)，及較低的Cr2O3(<0.41%)。正環(huán)帶單斜輝石以5～15μm為間距的主量元素成分剖面圖(圖5)顯示其核部和邊部之間的化學組成漸變，與它們規(guī)則的接觸界限相一致。Costaetal. (2020)根據單斜輝石的Fe-Mg擴散速度(1200℃)開展了擴散年代學的模擬計算，結果表明5～300μm的距離通常需要數百年時間。值得注意的是，反環(huán)帶單斜輝石幔部與正環(huán)帶單斜輝石核部的主量元素組成高度相似(圖6、圖7)，而與反環(huán)帶單斜輝石核部和正環(huán)帶單斜輝石邊部可以很好地區(qū)分。

3.3 單斜輝石環(huán)帶的微量元素特征

在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中，反環(huán)帶單斜輝石的核部相比幔部表現出更高的稀土元素含量(圖8a)。核部輕重稀土元素分餾程度小，顯示Eu的負異常(Eu/Eu*=0.30～0.91)，而幔部輕重稀土元素分餾顯著((La/Yb)N=3.73～6.63)，未見Eu的負異常。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中，核部和幔部普遍出現HFSE和部分LILE(Pb和Sr)的虧損(圖8d)，只是虧損程度略有不同，如核部顯示出更強的Sr的負異常。

正環(huán)帶單斜輝石的核部和邊部均表現出與反環(huán)帶單斜輝石幔部相似的微量元素組成(表2)。它們的稀土配分曲線呈勺狀(圖8b, c)，從La到Nd標準化值逐漸升高，從Nd到Lu則逐漸下降。微量元素蛛網圖中的核部和邊部均顯示明顯的Nb、Pb、Sr、Zr、Hf和Ti的負異常(圖8e, f)。

3.4 單斜輝石環(huán)帶的Sr同位素特征

單斜輝石原位Sr同位素分析(束斑直徑為160μm)對Sr含量的檢測下限為80×10-6，同時樣品中Rb/Sr比要小于0.1，因此我們主要對化學組成均一且滿足實驗條件的反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部開展了原位Sr同位素分析(表3)。反環(huán)帶單斜輝石幔部具有變化范圍較寬的富集Sr同位素組成(87Sr/86Sr=0.7058～0.7085)，正環(huán)帶單斜輝石核部的Sr同位素組成變化(87Sr/86Sr=0.7062～0.7078)類似于反環(huán)帶單斜輝石幔部，均接近于全巖87Sr/86Sr比值(0.7062～0.7067; Gengetal., 2019)。不同的是，全巖87Sr/86Sr比值因均一化變化范圍很窄，而單斜輝石原位的87Sr/86Sr比值變化范圍很寬(圖9)。

表2 義縣組玄武巖具環(huán)帶結構單斜輝石代表性微量元素組成(×10-6)

續(xù)表2

表3 義縣組玄武巖具環(huán)帶結構單斜輝石原位Sr同位素組成

圖8 義縣組玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a-c)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(d-f)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)Fig.8 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a-c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (d-f) of zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts (normalization values from Sun and McDonough, 1989)

圖9 反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部原位Sr同位素組成直方圖數據來源：華北晚白堊世和新生代橄欖巖捕虜體：Song and Frey (1989), Tatsumoto et al. (1992), Fan et al. (2000), Rudnick et al. (2004), Zhang et al. (2012), Deng et al. (2017), Zou et al. (2020); 華北東南緣早白堊世基性火山巖：Zhang et al. (2002), Ying et al. (2006), Gao et al. (2008), Yang et al. (2008), Guo et al. (2013); 華北北緣早白堊世基性火山巖：陳義賢等(1997), 周新華等(2001), Zhang et al. (2003); 蒙陰古生代金伯利巖中橄欖巖捕虜體：池際尚和路鳳香(1996), 鄭建平(1999), 張宏福和楊岳衡(2007), Zhang et al. (2008); 復縣和鐵嶺古生代金伯利巖中橄欖巖捕虜體：鄭建平(1999), Wu et al. (2006), Zhang et al. (2008); 寄主玄武巖：Geng et al. (2019); 原始地幔(P.M.)：Zindler and Hart (1986); 華北下地殼：Jahn et al. (1999)Fig.9 Histograms of in situ Sr isotopic compositions of the mantle of the reversely-zoned clinopyroxene and the core of the normally-zoned clinopyroxeneData source: Late Cretaceous and Cenozoic peridotite xenoliths from the North China Craton: Song and Frey (1989), Tatsumoto et al. (1992), Fan et al. (2000), Rudnick et al. (2004), Zhang et al. (2012), Deng et al. (2017), Zou et al. (2020); Early Cretaceous mafic volcanic rocks from the southeastern portion of the North China Craton: Zhang et al. (2002), Ying et al. (2006), Gao et al. (2008), Yang et al. (2008), Guo et al. (2013); Early Cretaceous mafic volcanic rocks from the northern margin of the North China Craton: Chen et al. (1997), Zhou et al. (2001), Zhang et al. (2003); Peridotite xenoliths in Paleozoic Mengyin kimberlites: Chi and Lu (1996), Zheng (1999), Zhang and Yang (2007), Zhang et al. (2008); Peridotite xenoliths in Paleozoic Fuxian and Tieling kimberlites: Zheng (1999), Wu et al. (2006), Zhang et al. (2008); Host basalts: Geng et al. (2019); Primitive mantle (P.M.): Zindler and Hart (1986); Lower crust in the North China Craton: Jahn et al. (1999)

4 討論

4.1 具環(huán)帶結構單斜輝石的來源

單斜輝石，(Ca, Mg, Fe, Al, Na)2Si2O6，作為下地殼和上地幔重要的成巖礦物相，廣泛出現在一系列基性-超基性巖漿巖和變質巖中(Nakanoetal., 2007; Jankovicsetal., 2016)。遼西四合屯義縣組玄武巖包含反環(huán)帶和正環(huán)帶兩類具環(huán)帶結構單斜輝石，它們差異明顯的礦物學和原位主微量元素地球化學特征，暗示其可能具有完全不同的來源和形成過程。

部分反環(huán)帶單斜輝石因具有綠色核部在以往的研究中被稱為“綠核輝石”，其成因解釋目前有：(1)巖漿混合作用(Duda and Schmincke, 1985; Dobosi and Fodor, 1992; Di Battistinietal., 1998; Yangetal., 1999)；(2)圍巖捕虜晶殘留和再生長(Barton and van Bergen, 1981; Dobosi, 1989)；及(3)巖漿中水等揮發(fā)分含量變化(Streck, 2008)等假說。在Mg#-Na2O/Al2O3相關圖中，反環(huán)帶單斜輝石核部主要落入了華北古老下地殼麻粒巖中單斜輝石的區(qū)域(圖6; Zhaoetal., 2001; Huangetal., 2004; Fanetal., 2005)。它們具有低Mg#和高Na2O的化學組成，而不高的Al2O3含量說明其并非形成于高壓環(huán)境(Haaseetal., 1996)。在微量元素組成上，反環(huán)帶單斜輝石核部相對平坦的稀土配分曲線和明顯的Eu和Sr負異常指示其曾與斜長石平衡過，同時源區(qū)并無石榴子石殘留。綜上所述，反環(huán)帶單斜輝石核部應為來自下地殼麻粒巖的捕虜晶。如果反環(huán)帶單斜輝石核部是巖漿混合模型(分離結晶后的原始巖漿受到原始巖漿的注入補給)中早期結晶的斑晶，那么它們應該具有非常均一的化學組成(黃小龍等, 2007)，這與實際情況并不相符。此外，巖漿成因的單斜輝石核部往往會逐漸向外生長，核部和幔部的邊界因而是平整光滑的(Chenetal., 2013)，遼西反環(huán)帶單斜輝石核幔之間不規(guī)則的接觸關系和發(fā)育的大量篩狀孔顯示二者不是連續(xù)結晶分異的產物，它們的化學組成是突變的，這也得到了反環(huán)帶單斜輝石主量元素組成剖面的證實(圖4)。

不同于捕虜晶核部，反環(huán)帶單斜輝石幔部基本符合上述巖漿成因單斜輝石的特征。一方面，它們在BSE圖像中十分干凈平整，主量元素組成也對應地很均一(表1、圖6)，其整體較高的Mg#值(87.7～89.2)和Cr2O3(0.55%～1.41%)含量顯示出明顯的幔源巖漿屬性。另一方面，為了驗證該猜想，我們借助單斜輝石與熔體之間的Fe-Mg分配系數(KD=(Fe2+/Mg)Cpx/ (Fe2+/Mg)melt)來評估它們與全巖是否達到平衡(Strecketal., 2005)。基性巖漿體系中與熔體達到平衡的單斜輝石KD值一般介于0.22～0.32之間(Toplis and Carroll, 1995; Putirka, 1999)。在未經明顯結晶分異或堆晶作用的巖漿中，單斜輝石斑晶的Mg#值將與全巖Mg#值構成由KD控制的平衡曲線(圖10a)。張宏福和邵濟安(2008)曾提出義縣組玄武巖全巖高的MgO含量是幔源橄欖石捕虜晶代入的結果，并不是原始巖漿本來的性質，進一步的研究表明義縣組玄武巖中的橄欖石晶體絕大數都是具環(huán)帶結構的幔源捕虜晶(邵濟安等, 2005; Xu and Zhang, 2020)。為了避免橄欖石捕虜晶對全巖組成的影響，我們選取邵濟安等(2005)報道的剔除橄欖石的巖石分析結果作為義縣組玄武巖的全巖組成(Mg#=63.3)，并和Gengetal. (2019)報道的未剔除橄欖石的全巖組成(Mg#=72.4)進行比較。如圖10a所示，反環(huán)帶單斜輝石幔部的Mg#值基本落在與剔除橄欖石捕虜晶的全巖組成達到平衡的曲線上，同時又大多落在未剔除橄欖石捕虜晶全巖組成平衡曲線之下，這說明其與全巖組成達到平衡。除了主量元素Fe-Mg，我們利用單斜輝石與玄武質熔體之間微量元素的分配系數(Adam and Green, 2006)模擬計算了反環(huán)帶單斜輝石幔部的平衡熔體組成(圖10b, c)，平衡熔體的稀土配分曲線和微量元素蛛網圖與全巖的高度一致。

圖10 具環(huán)帶結構單斜輝石Mg#值與全巖Mg#值相關圖(a)和單斜輝石斑晶的平衡熔體與全巖稀土元素配分圖(b)及微量元素蛛網圖(c)對比圖

圖11 義縣組玄武巖中單斜輝石斑晶結晶溫壓條件Fig.11 Temperature and pressure of crystallization of clinopyroxene phenocrysts in the Yixian basalts

類似地，正環(huán)帶單斜輝石核部表現出與反環(huán)帶單斜輝石幔部高度一致的主微量元素和原位Sr同位素組成(圖6-圖9)，這說明其也是巖漿成因斑晶，而且二者的母巖漿均是相對原始的富Mg巖漿。不同的是，正環(huán)帶單斜輝石核部具有變化范圍更寬的Mg#值，部分低Mg#核部是在相對演化巖漿體系中結晶的產物。

4.2 巖漿成因單斜輝石結晶的溫壓

平衡條件下單斜輝石的Na2O含量與結晶壓力呈正相關關系(Gaoetal., 2008)，義縣組玄武巖中巖漿成因單斜輝石較低的Na2O(<0.50%)和Al2O3(1.44%～2.57%)含量可以排除它們在地幔壓力下結晶的可能性(Strecketal., 2007)。對與剔除橄欖石捕虜晶的全巖組成達到平衡的反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部，本文采用Putirkaetal. (2003)建立的單斜輝石-熔體平衡溫壓計來估算其結晶的溫度和壓力。計算結果(圖11)表明反環(huán)帶單斜輝石幔部結晶壓力為0.66～1.08GPa，溫度為1180～1221℃，正環(huán)帶單斜輝石核部結晶壓力為0.54～1.06GPa，溫度為1171～1220℃，二者結晶溫壓條件基本一致。部分結晶壓力略低的正環(huán)帶單斜輝石核部與在較演化巖漿體系中結晶的低Mg#核部相對應。結合華北北緣漢諾壩地區(qū)現今下地殼結構：上部長英質麻粒巖下地殼深度為25～33km，下部鎂鐵質麻粒巖下地殼深度為33～40km (Fanetal., 2005)，遼西義縣組玄武巖中單斜輝石的分離結晶主要發(fā)生在下地殼淺部(18～36km)。至于反環(huán)帶單斜輝石的下地殼捕虜晶核部，它們應該來源于比開始結晶的幔部更深的位置，所以僅可能來自下地殼深部基性麻粒巖，并被帶入到稍淺一些的巖漿房。

4.3 具環(huán)帶結構單斜輝石對巖漿演化的約束

基性火山巖中的單斜輝石常常出現各類復雜的成分環(huán)帶(Gaoetal., 2008; Huangetal., 2010; Chenetal., 2013)，精細的環(huán)帶成分分析可以提供對巖漿演化過程的有效制約，因為環(huán)帶本身是對不同階段巖漿來源、結晶溫壓條件、揮發(fā)分含量和氧逸度等因素波動變化的直接記錄(Piletetal., 2002; Xuetal., 2003; 黃小龍等, 2007 ; Muravyevaetal., 2014)。

前已述及，遼西義縣組玄武巖中反環(huán)帶單斜輝石核部是下地殼捕虜晶，而反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部均是巖漿成因斑晶。單斜輝石斑晶結晶溫度和壓力之間良好的線性關系(圖11)表明義縣組玄武巖經歷了自大約36km(深度)開始至18km(深度)結束的變壓分離結晶作用。它們Mg#值和TiO2含量之間明顯的負相關性(圖7)與基性巖漿在自然狀態(tài)下結晶分異的趨勢相吻合，同樣指示其巖漿經歷了一定程度的演化。根據Rayleigh分離結晶方程，少量橄欖石和單斜輝石的分離結晶會導致巖漿中強不相容元素(LREE和LILE)濃度的升高(Leeetal., 2014)，而對巖漿中的MREE和HREE濃度幾乎沒有影響。因此模擬的平衡熔體中極度虧損的HREE繼承了原始巖漿的特征(圖10b)，而LREE的高度富集可能受到了分離結晶作用的影響。

圖12 遼西義縣組玄武巖巖漿演化過程示意圖(地殼結構據Fan et al., 2005)Fig.12 Schematic diagram showing the evolutionary process of magmas in the crustal magma chamber that produced the Yixian basalts in western Liaoning Province (the crustal structure after Fan et al., 2005)

四合屯義縣組玄武巖全巖明顯的大陸下地殼信號(例如Rb-Ba-Pb-Sr的正異常、Nb-Ta-Zr-Hf-Ti的負異常和極低的放射性Pb同位素比值)，說明其巖漿在演化過程中受到了殼源物質的強烈影響。對于這樣的影響，反環(huán)帶單斜輝石核部下地殼捕虜晶的同化混染作用首先可以排除掉，因為它們相對平坦的稀土配分曲線和顯著的Pb-Sr-Eu負異常(圖8a, d)都與全巖組成不符，全巖輕重稀土元素強分餾，而且具有明顯的Pb-Sr正異常，無Eu的明顯異常。此外，下地殼麻粒巖中斜長石的LILE和REE(Ba、Sr和Eu除外)含量都非常低(Bindemanetal., 1998)，因此它們均不能滿足遼西義縣組玄武巖所需要的殼源物質成分。Wangetal. (2006)和Gaoetal. (2008)提出拆沉模式來解釋義縣組火山巖的殼源屬性：拆沉的下地殼榴輝巖在地幔深度熔融，形成的熔體與周圍橄欖巖發(fā)生反應。與費縣玄武巖中拆沉下地殼榴輝巖來源單斜輝石相比(Na2O含量最高可達2.4%)(Gaoetal., 2008)，四合屯玄武巖中反環(huán)帶單斜輝石核部的Na2O含量主體低于1.0%，最高僅為1.3%(圖6a)，遠沒有達到前者2.5GPa的結晶壓力。徐淮地區(qū)榴輝巖捕虜體中單斜輝石極高的的Na2O含量(>2.68%; 許文良等, 2002)進一步說明這些反環(huán)帶單斜輝石核部不可能來自拆沉的下地殼榴輝巖，而僅僅是下地殼麻粒巖中的捕虜晶。

不同于下地殼捕虜晶的同化混染和下地殼榴輝巖的拆沉作用，我們認為義縣組玄武巖中的殼源組分可能通過中生代下地殼熔融事件，在下地殼巖漿房中以酸性熔體形式加入到原始幔源巖漿中。Jiangetal. (2007)在漢諾壩地區(qū)太古代麻粒巖地體中發(fā)現了具有類似埃達克質巖石地球化學性質的中生代侵入巖(Kay, 1978; Defant and Drummond, 1990)，但這些以酸性巖為主的侵入巖富鉀，并表現出和太古代下地殼類似的演化的Sr-Nd-Hf同位素組成，其中繼承鋯石年齡也和太古代麻粒巖地體中鋯石年齡一致。以上觀察結果表明這些埃達克質巖石形成于古老下地殼部分熔融，Jiangetal. (2007)進一步指出該過程可能是華北克拉通東部中生代大量埃達克質巖漿形成的主要機制。這一結論也得到了實驗巖石學的證實，高Sr/Y埃達克質熔體可以由大陸下地殼物質在地殼深度直接熔融形成，并不需要地幔深度的熔融溫壓條件(<40km; Qian and Hermann, 2013; Maetal., 2015)。本次研究義縣組玄武巖中下地殼單斜輝石捕虜晶的發(fā)現為華北東部古老下地殼在中生代的部分熔融提供了直接證據，這些單斜輝石表現出比古老下地殼熔出的埃達克質熔體(Jiangetal., 2007)高得多的HREE含量，二者互補的HREE組成說明它們可能分別代表了下地殼源區(qū)的殘留相和熔體相。綜上所述，我們認為遼西義縣組玄武巖可能是在早白堊世華北東部地溫梯度整體升高和巖石圈伸展背景下，地殼中基性幔源巖漿和酸性下地殼來源巖漿混合作用形成的產物(圖12)。至于玄武巖中具環(huán)帶結構單斜輝石的成因，我們認為反環(huán)帶單斜輝石核部在古老下地殼熔融過程中被帶入稍淺一些的巖漿房中，而反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部是在兩種巖漿混合后的下地殼巖漿房中結晶的斑晶(圖12)。

通過前述研究，義縣組玄武巖中巖漿成因單斜輝石是在巖漿混合作用發(fā)生后結晶的產物，其成分因此不能準確代表來自巖石圈地幔的原始巖漿。反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部變化范圍較寬的原位87Sr/86Sr比值(0.7058～0.7085)整體略高于華北北緣中生代基性火山巖的全巖87Sr/86Sr比值(0.7043～0.7076)，這一定程度上反映了具有相對演化Sr同位素組成的下地殼(87Sr/86Sr=0.7060～0.7132; Jahnetal., 1999)來源熔體加入的影響，但是加入的量應該十分有限。

5 結論

(1)遼西四合屯地區(qū)早白堊世義縣組玄武巖包含兩類環(huán)帶狀單斜輝石，大多數具有正環(huán)帶結構，少量為反環(huán)帶。

(2)反環(huán)帶單斜輝石核部是來自下地殼基性麻粒巖的捕虜晶，而反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部是巖漿成因斑晶，它們與剔除橄欖石捕虜晶的全巖達到平衡。

(3)反環(huán)帶單斜輝石幔部和正環(huán)帶單斜輝石核部結晶溫度為1171～1221℃，結晶壓力為0.54～1.08GPa。義縣組玄武巖的結晶分異主要發(fā)生在下地殼淺部(18～36km)。

(4)遼西義縣組玄武巖是巖漿混合作用的產物，其主體來自受俯沖洋殼改造的巖石圈地幔，在下地殼巖漿房或幔源巖漿上升過程中存在少量下地殼來源酸性熔體的混合作用。

致謝野外工作得到了英基豐研究員、楊蔚研究員和趙新苗研究員的幫助; 電子探針分析得到了楊文強老師的指導; 微量元素分析得到了包志安老師的幫助; 原位Sr同位素分析得到了張文老師的指導; 三位匿名專家給予了細致的評審; 在此一并表示衷心的感謝!