南海新生代玄武岩中单斜辉石地球化学特征及其地质意义

闫纪元，李旭平，鄢全树

1) 山东科技大学，山东省沉积成矿作用实验室，山东青岛，266590； 2)国家海洋局第一海洋研究所，海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室，山东青岛，266061

内容提要: 南海新生代玄武岩中发育有大量的单斜辉石斑晶，与橄榄石、角闪石等斑晶共存，多数被熔蚀，呈浑圆状，部分发育有很窄的反应边。研究表明单斜辉石具有巨晶的特征，是在高压下在与寄主岩同源的岩浆中形成，没有经历长时间的沉淀生长而直接向上运移被带到地表，因而具有巨晶的主量及微量元素的特征却不具有巨晶的形态。单斜辉石稀土元素含量不高，HREE及LREE亏损，而MREE富集；大离子亲石元素Rb、Ba、Sr均出现明显的亏损，高场强元素Nb、Zr出现亏损而Hf略富集。Nb、Ta与Zr、Hf分馏明显。Th较为富集，而Pb强烈亏损，U的变化范围较大。研究发现南海新生代玄武岩中的单斜辉石的来源较为简单，为地幔柱的直接产物，并没有受到洋中脊—地幔柱相互作用的影响，由于岩浆上升速度较快压力迅速下降，橄榄石大量晶出，引起了岩浆成分的变化，致使单斜辉石与寄主岩成分和结构上没有达到平衡。

南海位于欧亚板块、印—澳板块以及菲律宾板块三大板块交汇处，是西太平洋大型的边缘海之一 (Karig, 1971; Briais et al., 1993; 鄢全树等，2007；王叶剑等，2009)。南海扩张期后(15.5Ma，Briais et al., 1993)，南海海盆及周边地区发生了范围较广的板内火山作用，影响了中南半岛、雷琼半岛、珠江口盆地以及南海洋盆广大地区。近年来，国内外学者对南海新生代玄武岩作了大量的研究(王贤觉，1984；Tu et al., 1992; 鄢全树等，2008；王叶剑等，2009)。但是对南海新生代玄武岩中单矿物的研究工作仍然有限，鄢全树等(2007，2008)利用电子探针对单斜辉石和橄榄石的主量元素成分进行了测定，并分析了岩石形成过程的温压条件，氧逸度条件以及潜在的地幔温度等。而单矿物微量元素及稀土元素的精确测量结果，以及对微量元素及稀土元素的富集规律、演化趋势和特征的研究鲜有报道。

单斜辉石作为玄武岩类岩石中的主要矿物相，同时也是微量及稀土元素的重要赋存矿物相，其化学成分记录了岩浆成因、演化及岩浆作用、物理化学条件等重要信息 (白志民， 2000；鄢全树，2007)。产于地幔深部的巨晶矿物更是可以用来研究玄武质岩浆在地幔深部的地球化学特征和演变规律(于津海等，2001)。本文利用激光剥蚀技术(LA- ICP- MS)对南海新生代玄武岩中的单斜辉石进行了微量、稀土元素的分析测定，重点讨论了单斜辉石的微量和稀土元素特征，并探讨了单斜辉石及其母岩浆的成因，对深入了解南海底新生代玄武岩的特征及岩浆的形成、演化研究具有重要的启示意义。

1 地质背景及样品分析方法

图1 南海及周边地区地质简图及取样位置图(据鄢全树，2007，有修改)Fig. 1 Sketch geological map of the South China Sea and its adjacent areas and simpling locaties of this study(modified after Yan Quanshu et al., 2007)

南海是西太平洋边缘海中面积最大的海盆(图1)，自北向南可分为北部大陆边缘、洋盆和南部大陆边缘三个部分，其北部是与大陆的平滑过渡区，南部和东部是由于印度—澳大利亚板块与巽他大陆碰撞导致南海扩张停止时形成的挤压俯冲区，西部是以红河断裂带以及越东断裂为标志的走滑引张区(Briais et al., 1993; 万玲等，2005；张汉泉和吴庐山，2005；姚伯初，1996；鄢全树等，2007)。根据杨文采和宋海滨(2014)的研究，南海的扩张属于过成熟期的洋陆转换作用。这一时期洋脊已经完成俯冲，海盆逐渐缩小而俯冲带汇聚，构造十分复杂。南海扩张开始于印度板块与欧亚板块碰撞之后，而同时期太平洋板块向欧亚板块之下发生俯冲(姚伯初，1996)。这可能为南海的扩张提供了挤压的地应力(杨文采和宋海滨，2014)，导致南海近南北方向发生扩张，形成了具有洋壳属性的中央海盆(赵海玲等，1999；阎全人等，2000)以及中央海盆中早期近东西方向的磁异常带(Brais et al., 1993;赵海玲等，1999)。而中新世后，由于印度—澳大利亚板块与巽他大陆碰撞，扩张停止(Lee et al., 1994)，开始向菲律宾及巽他大陆下形成俯冲(李昌年等，2005；鄢全树和石学法，2007)。扩张期后新近系—第四系的板内火山活动影响了南海洋盆及周边的广大地区。

本文研究的单斜辉石寄存于南海海底的新生代玄武岩。南海新生代玄武岩在TAS图解中投点于玄武岩、碱玄岩—碧玄岩、粗面玄武岩等区域，全岩化学成分(表1)以及单斜辉石主量元素的研究均表明其属于碱性玄武岩系列，年龄在7.9～3.8Ma (鄢全树，2008)，为扩张期后板内火山作用的产物，地球化学特征表明其具有OIB型的稀土及微量元素的特点，同位素的研究则表明其源区具有不均一性，可能与地幔柱相关(鄢全树和石学法，2007；鄢全树等，2008)。南海新生代玄武岩中同时有斑晶和微晶产出，本次研究的单斜辉石为玄武岩中较大的斑晶，代表了早期结晶的产物，只有部分尚与寄主岩保持平衡关系；而微晶单斜辉石则是岩浆正常结晶的产物，除了淬火导致的假高压效应造成的不平衡以外，其他与寄主岩达到了平衡。为了研究和叙述的方便，在下文中除了涉及到岩相学的描述之外，均直接称“单斜辉石”。

表1 单斜辉石寄主岩的主量元素(%)分析结果Table 1 The analyses of major elements (%) of the host rocks for the clinopyroxenes

样品S04- 11、S04- 12、S04- 12- 2、S04- 12- 5、S04- 12- 11、S04- 12- 12采自南海中央海盆的海山中，S04- 16则采自于北大陆坡底。样品S04- 11、S04- 12- 11、S04- 12- 12中，斑晶含量10%～20%，主要由辉石、角闪石、橄榄石组成；基质约占40%，以斜长石微晶、辉石以及火山玻璃为主；气孔大量发育(图2a，2c)。其中S04- 11中斑晶以辉石和角闪石为主，橄榄石次之；粒径总体在0.2～0.5mm；辉石晶形较好，部分发育良好的解理，均呈现出不同程度的熔蚀圆化(图2a)，部分甚至被熔蚀呈港湾状。S04- 12- 11中斑晶含量不高，辉石斑晶较小，0.2mm左右，多呈聚晶产出；基质中针状的斜长石发育，随岩浆流动方向定向排列(图2c)。S04- 12- 12中发育有大量的斜长石，0.2～1mm；辉石斑晶不多，且明显熔蚀。来自北大陆坡底部的S04- 16气孔发育，斑晶以辉石和角闪石为主(图2d)，约占20%，较大的辉石斑晶可大于1mm，且发育有由较小的辉石斑晶形成的聚晶；基质中发育有斜长石微晶、辉石以及火山玻璃。S04- 12、S04- 12- 2、S04- 12- 5为火山碎屑岩，其岩屑以碱性玄武岩为主，胶结物为绿泥石、蒙脱石等粘土矿物；受后期地质作用的改造，显微镜下显示出明显的蚀变特征，大部分的斑晶矿物都被蚀变仅残留假像，只有部分较大的晶体残留，多呈浑圆状(图2b)。对火山碎屑岩中主要矿物的研究表明它们与碱性玄武岩具有同源演化的特征(鄢全树和石学法，2009)。

图2 南海新生代玄武岩中单斜辉石斑晶的光学特征Fig. 2 Optical images for phenocryst clinopyroxenes (a) S04- 11样品(单偏光镜下)，碱玄岩，可见单斜辉石斑晶，具有微弱的反应边；(b) S04- 12- 2样品(单偏光镜下)，火山碎屑岩，碱性玄武岩岩屑发生蚀变，其中的橄榄石仅残留假像；(c) S04- 12- 11样品(单偏光镜下)，碱玄岩，单斜辉石斑晶呈浑圆状，基质中发育斜长石微晶，半定向排列；(d) S04- 16样品(单偏光镜下)，碱玄岩，可见单斜辉石受熔蚀圆化，局部呈港湾状。矿物代号：Cpx—单斜辉石；Pl—斜长石；Ol—橄榄；石Vs—气孔 (a) Sample S04- 11. Tephrite. Clinopyroxene phenocrysts have indistinct reaction rims. (b) Sample S04- 12- 2. Volcanoclastic rocks. Fragments of alkali basalts are altered and pseudomorph of olivine can be observed. (c) Sample S04- 12- 1. Tephrite. Clinopyroxene phenocrysty have a rounded shape and feldspar microlites in the groundmass orient towards the direction of magma flow. (c)Sample S04- 16. Tephrite. Clinopyroxene phenocryst has been resorbed into rounded shape and has reaction rim

LA- ICP- MS工作在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。仪器采用德国Finnigan公司的Element2等离子体质谱仪与美国New Wave公司的UP213，213nm Nd:YAG固体激光器联用。等离子质谱测试的参数：冷却气流为16 L/min，样品气流为0.85 L/min，辅助气流为0.73L/min，射频功率为1200W；激光系统工作参数：采样锥孔、截取锥孔分别为1.0mm和0.7mm。测试采用氦气作为载体进行激光剥蚀，载气流为0.61L/min，激光波长为213nm，能量密度达41.2J/cm2，激光束斑直径40μm，频率10Hz，输出能量在2mJ。测试过程中首先遮挡激光束空白计数12s，然后对样品中的某一个点位连续剥蚀43s，停止剥蚀，再利用氦气清洗进样系统15s，单点总分析时间约为70s。测试采用NIST 612和KL2- G两种作为外标，采用Si作为内标。

2 主量元素特征

单斜辉石中的Al具有特殊意义，其在6次配位体和4次配位体中的分布与温压条件紧密相关(刘英俊等，1984), 根据n(AlⅥ)/n(AlⅣ)可以定性衡量单斜辉石的结晶压力(Aoki and Kushiro, 1968; Thompson, 1974; Wass, 1979)，划分不同压力下形成的单斜辉石 (Aoki and Kushiro, 1973)。南海新生代玄武岩中单斜辉石的n(AlⅥ)/n(AlⅣ)变化范围为0.60～1.83，平均为1.28，近于匈牙利Nograd火成岩省中单斜辉石巨晶 (Dobosi and Jenner, 1999)。在单斜辉石的n(AlⅣ) —n(AlⅥ)判别图(图3a)上，本次研究的单斜辉石大部分落入了“麻粒岩中的单斜辉石”以及“玄武岩包体中的单斜辉石”范围内，且绝大部分落入中国东部新生代玄武岩中的巨晶单斜辉石圈定的范围，高于太平洋Marshall海山链 (Dieu, 1995) 和印度洋Kerguelen热点地区 (Damasceno et al., 2000) 碱性玄武岩中单斜辉石，进一步说明了南海新生代玄武岩中的单斜辉石在成分上大部分都是巨晶，只不过是没有足够的时间形成巨晶或者是在形成巨晶之后在上升过程中由于温压条件的变化导致碎裂而使得粒度变小(邱家骧，廖群安，1996)。

表2 南海新生代玄武岩中单斜辉石的电子探针分析结果(%)

注：Si、AlⅥ、AlⅣ均以6个氧原子为基础计算，Mg#=n(Mg)/ [n(Mg)+n(Fe2+)]。

在单斜辉石的n(Si)—n(Al)关系图上(图3b)(Kushiro, 1960；鄢全树等，2007)，南海新生代玄武岩中的单斜辉石落在巨晶单斜辉石的范围内，而太平洋Marshall海山链碱性玄武岩中的单斜辉石则大部分落在了碱性玄武岩斑晶的范围内 (Dieu, 1995) ，仅有Wodejebato海山的部分样品落在了巨晶单斜辉石范围附近。Wodejebato海山中碱性玄武岩中的单斜辉石矿物化学组成变化范围较大，可以用分离结晶程度、源区富集程度或者结晶压力的不同来解释 (Dieu, 1995)。分析认为，落在巨晶单斜辉石范围这些样品可能较其他的样品具有更高的结晶压力。

3 微量元素及稀土元素特征

3.1稀土元素特征

分析结果(表3)表明，南海新生代玄武岩中单斜辉石的稀土元素含量不高，且变化范围较大。ΣREE变化范围为47.53×10-6～96.74×10-6，平均为62.73×10-6；LREE/HREE变化范围为2.31～6.00，平均为3.05，相应的LaN/YbN为1.47～7.12，平均为2.30；CeN/YbN变化范围为1.47～6.70，平均为2.96。

图3 南海新生代玄武岩中单斜辉石的n(AlⅣ) —n (AlⅥ)图解(a) 和n(Si) —n(Al)图解(b)(据Aoki and Shiba, 1973)Fig. 3 The n(AlⅣ)—n(AlⅥ)diagram and n(Si)—n(Al) diagram of the clinopyroxenes in Cenozoic basalts from the South China Sea (after Aoki and Shiba, 1973) (a) A以下，火成岩中单斜辉石；A—B，玄武岩包体中单斜辉石；B—C之间，麻粒岩中单斜辉石；C以上，榴辉岩中单斜辉石. (b)A—巨晶单斜辉石；B—堆积岩中单斜辉石；C—碱性玄武岩中斑晶；D—拉斑玄武岩中斑晶(数据区域根据邱家骧和廖群安，1996) (a) Below A , the clinopyroxene in igneous rocks; A—B, theclinopyroxene in xenoliths of basalts; B—C, the clinopyroxene in granulites; Above C, the clinopyroxene in eclogites. (b) A—the clinopyroxene megacrysts; B—the clinopyroxene in cumulates; C—the phenocryst in alkali basalts; D—the phenocryst in tholeiitic basalts (the areas are all from Qiu Jiaxiang and Liao Qun'an, 1996)

图4 南海新生代玄武岩中单斜辉石的球粒陨石标准化蛛网图(a)和原始地幔标准化蛛网图(b); 球粒陨石数据来自于 McDonough and Sun (1995), 原始地幔数据来自于Sun and McDonough (1989)Fig.4 REE patterns normalized to CI chondrite (McDonough and Sun, 1995) and multi- trace element patterns normalized to Primitive mantle (Sun and McDonough ,1989) for the clinopyroxenes in Cenozoic basalts from the South China Sea

单斜辉石中HREE与LREE均有不同程度的亏损，HREE的亏损程度高于LREE，而MREE富集。LaN/SmN在0.43～1.68，平均为0.68，而GdN/LuN在2.28～4.00，平均为2.88，高于LaN/SmN。表现在球粒陨石标准化曲线(图4a)上为两端下凹，中间凸起的配分形式，最高点为Sm。δEu平均为1.00，无Eu异常。δPr平均为1.02，不存在陈道公等(1997)中推测的巨晶中Pr的正异常。

样品S04- 11中，04- 11- 11_1的LREE和LILE总体较高，LaN/YbN值为7.12，高于总体的平均值，而不同于其他的样品，推测是在上升过程中受到岩浆的同化。对寄主玄武岩中斜长石的研究(鄢全树等，2008)表明，S04- 11样品喷出的位置距离南海扩张后的洋中脊断裂区较远，岩浆上升速度慢，这使得岩浆对辉石的同化有了更多的反应时间，同化作用较强而引起了微量元素含量的变化。样品S04- 12- 11中的单斜辉石出现了标准化曲线相互交叉的现象，这与陈道公等(1997)，黄婉康等(1991)观察到的现象相似，但该样品中的配分曲线呈现出多变的趋势，考虑到镜下观察该样品中有斜长石的晶出，很有可能是斜长石的同时晶出导致了单斜辉石稀土分配规律的变化(夏群科等，1998)，而非岩浆演化的标志。

表3 南海新生代玄武岩中单斜辉石的微量元素离子探针分析结果 (×10-6) Table 3 The LA- ICP- MS analyses of the clinopyroxenes in Cenozoic basalts from the South China Sea (×10-6)

续表3

3.2 微量元素特征

除一个特殊的样品之外，本次研究中大离子亲石元素(LILE)较低，Rb变化范围在0.00×10-6～0.33×10-6，平均为0.09×10-6；Ba变化范围在0.02×10-6～4.79×10-6，平均为0.62×10-6；Sr变化范围在48.61×10-6～111.60×10-6，平均为74.23×10-6。而样品04- 11- 11_1受到岩浆同化作用，Rb、Ba、Sr的含量分别为10.80×10-6,165.90×10-6和104.40×10-6，高于原始的单斜辉石。与寄主玄武岩中Rb、Ba、Sr的含量相比，单斜辉石中LILE的含量较低。

高场强元素(HFSE)中Zr的变化范围为50.53×10-6～163.40×10-6，平均值为82.88×10-6；Hf的变化范围为1.98×10-6～6.42×10-6，平均为3.36×10-6；Nb的变化范围为0.08×10-6～1.35×10-6，平均为14.11×10-6；Ta的变化范围为0.08×10-6～1.35×10-6,平均为0.58×10-6。均低于寄主玄武岩中HFSE的含量。

微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图4b)，LILE变化范围较大，出现亏损，HFSE呈现明显的分馏。LILE在蛛网图上出现Rb、Ba、Sr明显的负异常；HFSE中Nb、Ta出现明显的负异常，Hf具有弱的正异常。Nb/Ta与Zr/Hf的值变化较大，Nb/Ta为2.02～11.08，Zr/Hf为20.22～33.03，平均值分别为4.75和24.44，这与单斜辉石在玄武岩中的分配系数相符，是单斜辉石结晶分异的表现(刘艳荣等，2012)。Th、U、Pb的平均值分别为0.19×10-6,0.04×10-6以及0.25×10-6，但U的含量相对变化较大。在原始地幔标准化图解上，Th较为富集，而Pb强烈亏损。单斜辉石根据Nb/U的比值可分为两类，一类为碱性玄武岩中的单斜辉石，Nb/U在26.43～123.67；另一类为火山碎屑岩中的单斜辉石，Nb/U在3.39～23.11，它们很有可能是在形成后固结成岩过程中受到了地壳物质的影响。

4 讨论

4.1 南海新生代玄武岩单斜辉石地球化学特征

主量元素的研究已表明南海新生代玄武岩中的单斜辉石具有巨晶的特征，且大部分落在巨晶单斜辉石 (Irving and Frey，1984) 的稀土元素的范围之内，并与之具有相似的球粒陨石标准化曲线(图5a)。稀土元素在辉石中的分布主要受其晶体化学性质的控制(肖森宏，1990)，稀土元素标准化曲线的相似性，表明了其在辉石中具有相似的赋存规律，但是本次研究的单斜辉石稀土元素总量总体较高，则可能暗示了南海新生代玄武岩源区的特殊性。

与中国东部新生代碱性玄武岩中的巨晶单斜辉石(肖森宏，1990；陈道公等，1997；肖燕等，2008)相比(图5a)，南海新生代玄武岩中的单斜辉石具有稀土元素总量高，重稀土分异弱的特点。中国东部新生代碱性玄武岩中的巨晶单斜辉石ΣREE在19.42×10-6～41.39×10-6，LREE/HREE平均为3.14，略高于本次研究，而其GdN/LuN远高于本次研究，且Mg#平均为0.74，低于本次研究，说明中国东部新生代玄武岩中的巨晶单斜辉石演化程度总体上要高于本次研究。中国东部新生代玄武岩的单斜辉石随岩浆演化，形成了巨晶单斜辉石曲线相互交叉的现象(陈道公等，1997；黄婉康等，1991)，这是本次研究中的单斜辉石所不具有的。且本次研究中稀土配分曲线同中国东部新生代玄武岩岩浆演化早期形成的单斜辉石配分曲线极为相似，暗示了南海新生代玄武岩中的单斜辉石形成于岩浆演化较为早期的阶段，单斜辉石的Mg#较高也说明了这一点。但南海新生代玄武岩中单斜辉石稀土元素总体仍偏高，这表明它们源区性质与中国东部(大陆板内碱性玄武岩)的不同，源区应该更加富集稀土元素。

图5 南海新生代玄武岩中单斜辉石的微量元素与巨晶单斜辉石(a)、太平洋Marshall海山链玄武岩中的单斜辉石(b) 以及印度洋Kerguelen Archipelago和Kerguelen Plateau玄武岩中单斜辉石(b、c)微量元素含量的比较Fig. 5 Comparison of trace element patterns between clinopyroxenes in Cenozoic basalts from the South China Sea and megacryst clinopyroxenes in basalts throughout the world , clinopyroxenes in basats from the Marshall Seamount Chain and clinopyroxenes in Kerguelen Archipelago and Kerguelen Plateau 图5 (a)球粒陨石数据来自于 McDonough and Sun (1995)；图5(b)、(c)球粒陨石数据来自Anders and Grevesse (1989) CI chondrite values inFig. 5 (a) from McDonough and Sun (1995) and CI chondrite values inFig. 5 (b), (c) from McDonough and Sun (1995)

与产自相似构造环境的太平洋Marshall海山链(Dieu, 1995)和印度洋Kergulen地区(Damasceno et al., 2000)相比，具有相似的REE扩展标准化曲线，三者均具有Sr、Zr的负异常，且南海新生代玄武岩中单斜辉石的REE扩展曲线绝大部分落在Mashall海山链、Kergulen群岛玄武岩中的单斜辉石圈定的范围内(图5b)。

Sr—Nd—Pb同位素以及Hf同位素的研究表明，Kerguelen Plateau 北部边缘1140站位的拉斑玄武岩受到了地幔柱—洋中脊相互作用的影响，显示出了Kerguelen 地幔柱与SEIR组分的混合(Yang et al., 1998；Weis and Frey, 2000； Damasceno et al., 2000)。玄武岩中的单斜辉石化学成分也表现出了OIB与MORB过渡的特征，随着受洋中脊影响程度的增强，LREE含量升高， REE扩展配分曲线上LREE亏损程度减小(图5c)(Damasceno et al., 2000)。而Kerguelen 群岛Mont Crozier处的弱碱性玄武岩则代表了Kerguelen 地幔柱的特征，没有地壳的混染，也没有受到亏损源的影响，单斜辉石的成分相对一致(Damasceno et al., 2000)。

鄢全树和石学法(2006，2007)认为南海新生代玄武岩的形成受到了洋中脊—地幔柱相互作用的影响。其同位素组成类似于Kerguelen Plateau(Frey et al., 2000；鄢全树等，2008)，其源区由两个端元混合而成，一个是似印度洋MORB型的软流圈地幔，另一个则是EM2端元，可能是来自于海南地幔柱(Zou Haibo et al., 2000；鄢全树等，2008)。但南海新生代玄武岩中的单斜辉石中却没有出现类似于1140站位玄武岩单斜辉石中REE规律变化的现象(图5c)，反而与Mont Crozier弱碱性玄武岩中的单斜辉石扩展配分曲线颇为一致。且大部分落在Mont Crozier弱碱性玄武岩范围之内(图5b、c)。这表明本文研究的这些单斜辉石可能并未受到洋中脊—地幔柱相互作用的影响，而是地幔柱的直接产物，是在地幔柱上升过程中分离结晶形成的(鄢全树等，2007)。但更精确的结论需要必要的同位素分析以及更大范围的采样。

4.2南海新生代玄武岩中单斜辉石的成因

多数研究认为巨晶单斜辉石是碱性玄武岩浆在地幔高压环境下形成的(Irving, 1984; 陈道公等，1997; Woodland and Jugo，2007)，是岩浆在特殊的位置适当的温压条件下长时间结晶的产物，生长速度很慢(10-10～10-11cm/s)(Cashman and Marsh, 1988; Marsh et al., 1991)，生长1cm的晶体需要上千年的时间(Richter and Carmichael，1993),后来被岩浆携带经过喷发至地表环境。

本次研究的单斜辉石在玄武岩中以斑晶形式产出，从粒度大小来判断并非巨晶，但是其化学成分上显示出了巨晶单斜辉石的特点，在n(AlⅣ) —n(AlⅥ)及n(Si)—n(Al)判别图上也落在了巨晶单斜辉石的范围内(图3a、b)。这表明了本次研究的单斜辉石是在与巨晶单斜辉石相近的形成条件下形成的，只是由于没有与巨晶相似的生长条件(不断的岩浆补充，适当位置长时间结晶)，而没有形成巨晶，或者如鄢全树等(2007)解释的，由于温压条件的改变，形成的巨晶发生碎裂而使得粒度变小。

Wass (1979) 指出单斜辉石的晶出将导致岩浆成分的改变，会使得碱质的增高以及岩浆Mg#的降低。因而如果碱性单斜辉石的母岩浆Mg#低于现在的寄主岩，就说明了单斜辉石与现有的寄主玄武岩不存在成分上的平衡性，单斜辉石是其他岩浆形成的，只是由现有的寄主玄武岩带到地表。反之，如果母岩浆中Mg#高于寄主玄武岩或与寄主玄武岩近似，则表明单斜辉石与寄主玄武岩是平衡的或者同源的。

表4 单斜辉石与熔体之间的分配系数Table 4 Partitioning coefficients for cpx—melt

注：分配系数来自Hart and Dunn(1993)和Zack等(1997)。

Kinzler (1997) 的实验获得了单斜辉石与熔体的FeO/MgO比值平均分配系数(0.33)，本文据此计算出了与南海新生代玄武岩中的单斜辉石相平衡的母岩浆Mg#的范围，为0.65～0.79，高于寄主玄武岩的Mg#(0.34～0.59)。 Green(1976)认为如果火山岩的Mg#值在0.68～0.72范围内，则代表了该火山岩代表了幔源原始岩浆成分。说明本次研究单斜辉石的母岩浆为相当原始的岩浆。鄢全树(2007)的研究表明只有部分单斜辉石与寄主玄武岩达到了平衡。镜下的观察中，单斜辉石大部分具有很窄的反应边或是被岩浆熔蚀形成浑圆状的晶形(图2)，也说明了单斜辉石并未与寄主岩达到平衡。单斜辉石从母岩浆中的晶出以及之后橄榄石的分离结晶作用导致了岩浆成分的改变，寄主玄武岩中Mg#急剧下降的同时，单斜辉石与寄主玄武岩的平衡性也被破坏，出现了反应边等现象(图2a)。

利用Zack 等(1997)以及Hart and Dunn (1993) 获得的单斜辉石与熔体间的分配系数(表4)，计算出了单斜辉石母岩浆的稀土元素组成。结果显示母岩浆变化范围大部分落在单斜辉石的寄主玄武岩范围内，且具有同寄主玄武岩相似的REE标准化曲线，轻重稀土分异明显，呈轻稀土富集的型式(图6a)。这进一步说明了单斜辉石与寄主玄武岩的同源性 (Woodland and Jugo, 2007; Liotard et al., 1988)，或者是其母岩浆与寄主玄武岩具有演化关系。

Liotard等(1988)在研究法国中央地体的巨晶单斜辉石时，提出两种成因，一是巨晶在高压环境下从母岩浆中晶出，后被更原始的岩浆带出地表，故而与现有的寄主岩浆并没有达到平衡，二是在巨晶在不同压力下持续结晶，形成了环带结构，辉石晶体边部与与寄主岩达到平衡。而南海新生代玄武岩中的单斜辉石的寄主岩石Mg#较低，显然不是原始岩浆，单斜辉石也不存在环带现象，与寄主岩石没有达到平衡。这说明了本次研究的单斜辉石成因与两者均不相同，它是在高压下在与寄主岩同源的岩浆中形成，没有经历长时间的沉淀生长而直接向上运移被带到地表。因而具有巨晶的主量及微量元素的特征却不具有巨晶的形态。上升的过程中由于上升速度较快压力迅速下降，橄榄石大量晶出 (Green, 1968)，引起了岩浆成分的变化，致使单斜辉石与寄主岩成分和结构上没有达到平衡。

图6 单斜辉石母岩浆的球粒陨石标准化蛛网图(a)和单斜辉石/寄主岩REE丰度比(b) 球粒陨石数据来自 McDonough and Sun(1995)Fig. 6 Calculated CI chondrite- normalized (McDonough and Sun, 1995) REE patterns of parent magma of the clinopyroxenes in the basalts from the South China Sea and REE abundance ratios for clinopyroxene/host pairs

4.3 南海新生代玄武岩中角闪石与单斜辉石的相对分配系数

Irving and Frey (1984) 统计了世界范围内的多个巨晶，并计算了单斜辉石/寄主岩的REE丰度比，可以近似为单斜辉石的分配系数。但是这项实验的前提是单斜辉石同寄主岩达到平衡。鄢全树等(2007)的研究表明本次研究中的单斜辉石仅有部分达到了平衡，而单斜辉石/寄主岩的REE丰度比仅有部分落于Irving and Frey (1984) 划定的范围内(图6b)，部分比值甚至超过了1，这在玄武岩浆的分离结晶过程中是不可能出现的，进一步说明了单斜辉石同寄主岩之间存在着成分上的不平衡。岩相学中的观察则表明着寄主岩同单斜辉石之间存在着结构上的不平衡(图2a)。故而不能简单地将单斜辉石/寄主岩石的REE丰度比作为单斜辉石在碱性玄武岩浆中的分配系数。

S04- 16的单斜辉石/寄主岩REE丰度比明显不同于其他的几组样品，这是由于S04- 16中广泛发育有角闪石，角闪石与辉石的共同结晶，打乱了稀土元素在辉石中正常的赋存规律(夏群科等，1998)，使得单斜辉石/寄主岩的稀土比值出现了异常。但角闪石与辉石的共同结晶为我们提供了计算稀土元素在角闪石和辉石之间的相对分配系数(表5)的机会。

样品S04- 16中角闪石的微量元素组成较为均匀，没有明显的环带，且大多数呈浑圆状，说明在上升过程中受到了熔蚀，而不与寄主玄武岩处于平衡，这也说明了角闪石和辉石形成于岩浆演化的早期。部分单斜辉石中甚至包裹有角闪石，表明单斜辉石与角闪石在同一时期结晶，可用来计算微量元素在两者之间的相对分配系数。

计算出的DHb/Cpx中，DLREE较高，DLa可达2.14，而DHREE较低，DLu仅为0.87。与法国中央地体(Woodland and Jugo，2007)以及West Eifel 地区(Witt- Eickschen and Harte, 1994)较为一致(图7)，但是其LREE的分配系数高而HREE分配系数低，这可能是源区成分差异性所致。

表 5 角闪石与单斜辉石的相对分配系数Table 5 REE partitioning coefficients for amphibole—clinopyroxene

注：*角闪石与单斜辉石均取S04- 16所测得的样品的平均值。

图7 S04- 16样品中角闪石与单斜辉石的相对分配系数Fig. 7 REE partitioning coefficients for amphibole—clinopyeoxene in sample S04- 16

5 结论

(1) 南海新生代玄武岩中的单斜辉石具有相似的微量元素组成。稀土元素含量不高，HREE及LREE亏损，而MREE富集；大离子亲石元素Rb、Ba、Sr均出现明显的亏损，高场强元素中Nb、Zr出现亏损而Hf略富集，Nb、Ta与Zr、Hf分馏明显；Th较为富集，而Pb强烈亏损，U的变化范围较大。

(2) 南海新生代玄武岩中的单斜辉石较为原始，源区物质成分也具有特殊性。其来源较简单，为地幔柱的直接产物，没有受到洋中脊—地幔柱相互作用的影响。

(3) 南海新生代玄武岩中的单斜辉石具有巨晶的特征，与寄主玄武岩同源，没有经历长时间的沉淀生长而直接向上运移被带到地表，因而具有巨晶的主量及微量元素的特征，却不具有巨晶的形态，上升的过程中岩浆成分发生变化，致使单斜辉石与寄主玄武岩成分和结构上没有达到平衡。

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