辽西义县组玄武岩中环带状单斜辉石的成因及其对岩浆演化的约束*

2022-12-29许瑶张宏福

岩石学报 2022年12期

许瑶张宏福, 2**

华北克拉通东部受中-新生代构造热事件影响，不仅岩石圈厚度发生了大规模减薄(Menziesetal., 1993; Chen, 2009)，而且克拉通根部岩石圈地幔的物理化学性质也发生了根本转变(Fanetal., 2000; Zhengetal., 2001; Rudnicketal., 2004; Zhang, 2005)。这一克拉通破坏过程被认为始于中生代，在早白垩世(～ 125Ma)达到峰期(Wuetal., 2005; Zhuetal., 2011)，并导致了剧烈的陆内岩浆活动(Zhangetal., 2014)。华北中生代火山岩代表了克拉通破坏过程的直接产物，因此它们是研究华北岩石圈地幔组成及演化的关键样品。与华北其他地区不同，辽西早白垩世义县组玄武岩具有壳幔双重属性(高MgO、Cr和Ni以及类似下地壳的微量元素和Sr-Nd-Pb同位素特征; 张宏福和邵济安, 2008)，它们的组成特征在以往研究中被用来反演克拉通破坏峰期华北北缘岩石圈地幔的属性和演化过程(Gengetal., 2019)。但是，关于义县组玄武岩的岩石成因如岩浆来源及其演化过程等问题，目前仍存在较大争议。以Wangetal. (2006)为代表的研究者认为义县组火山岩是拆沉下地壳榴辉岩部分熔融形成的熔体与地幔橄榄岩相互作用的产物；而以李伍平等 (2002)、邵济安等(2005)、张宏福和邵济安(2008)为代表的学者则认为义县组火山岩是壳幔相互作用(岩浆混合)的结果，并提出其全岩高的Mg#值可能是幔源岩浆含有地幔橄榄石捕虏晶造成的。虽然前人也对义县组火山岩的岩石成因进行了很多研究，如大量全岩主微量地球化学和Sr-Nd-Pb同位素分析结果被用来探讨其岩浆来源(Gaoetal., 2008; Yang and Li, 2008; Gengetal., 2019)，火山岩中橄榄石斑晶和熔体包裹体的原位分析也揭示了其早期岩浆性质(洪路兵等，2017)。然而，义县组玄武岩的岩浆演化过程一直缺少直接有效的制约，这也是其岩石成因存在分歧的主要原因。因此，对义县组玄武岩岩浆演化过程的研究就显得尤为重要，这不仅可以帮助我们理解义县组玄武岩的形成过程，而且有利于我们更准确地挖掘其携带的地幔源区信息。

火成岩中结晶矿物的组成和结构取决于岩浆的化学成分和结晶环境，因此岩浆在上升和喷发前的成分和演化过程常常被记录在矿物(主要是橄榄石、辉石和斜长石)的各种生长环带之中(Dobosi and Fodor, 1992; Yangetal., 1999; Streck, 2008; Huangetal., 2010)。作为幔源岩浆早期结晶的矿物，单斜辉石斑晶的环带结构特征可以有效约束岩浆在演化过程中温度、压力、水含量和氧逸度等因素的变化(Piletetal., 2002; Gaoetal., 2004; Guoetal., 2007)。本文将主要对辽西早白垩世义县组玄武岩中发育成分环带的单斜辉石开展详细的矿物学和地球化学研究，以期揭示其岩浆演化的深部动力学过程。

1 地质背景及岩石特征

辽西位于华北克拉通北缘(图1a)，燕山陆内造山带东段，是我国华北中生代火山活动最剧烈的地区。辽西中生代火山活动从侏罗纪一直持续到白垩纪，其中又以早白垩世义县组(132～120Ma; Yang and Li, 2008)火山活动最为强烈及火山岩地层分布最为广泛。义县组总体为一套巨厚的火山岩和火山碎屑沉积岩系，主要分布在北票的金岭寺-羊山盆地和阜新-义县盆地。义县组在马神庙-宋八户地区建立的综合标准剖面自下而上可分成四个岩性段：底部一段为底砾岩和橄榄玄武岩; 二段主要是含珍稀化石层 (热河生物群) 的湖相沉积岩和中性火山岩，含化石层位夹层的凝灰岩定年结果在125～124Ma(Zhuetal., 2007); 三段为基性、中基性-酸性和偏碱性火山岩; 四段为中酸性和偏碱性火山岩及沉积岩(邢德和等, 2005)。义县组火山岩自底部到顶部，整体上具有由基性向中酸性(偏碱性)演化的趋势。

图1 华北克拉通构造简图(a，据Zhao et al., 2005；Yang et al., 2018)和四合屯地区地质图及采样位置(b，据辽宁省地质局，1967(1)辽宁省地质局. 1967. 辽宁省1:20万区域地质调查图)

图2 义县组玄武岩中具环带结构单斜辉石的背散射图像(a-d)反环带单斜辉石; (e-h)正环带单斜辉石Fig.2 BSE images of zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts(a-d) reversely-zoned clinopyroxenes; (e-h) normally-zoned clinopyroxenes

本文研究的橄榄玄武岩采自北票四合屯地区(图1b)义县组底部一段，采样点GPS位置为：41°34′53″N、120°46′23″E。该地区义县组地层只保存了综合剖面中的底部两段(汪筱林等, 1998)。玄武岩呈灰黑色，具斑状结构，块状构造，手标本中可见8%～10%的半自形橄榄石(0.5～3.0mm)，大多数橄榄石边缘和裂隙边因蚀变而呈黄褐色。大颗粒单斜辉石(0.2～3.0mm)因含量低 (～1%)主要通过镜下薄片观察被发现。玄武岩基质主要包括斜长石、单斜辉石(<0.2mm)和少量钛铁氧化物。四合屯玄武岩全岩具有高的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)。尽管对于义县组玄武岩高MgO含量是否可以代表原始岩浆组成存在争议，但前人普遍认为义县组玄武岩的原始岩浆来源于岩石圈地幔(李伍平等, 2002; 邵济安等, 2005; 张宏等, 2005; 张宏福和邵济安, 2008)。在微量元素组成上，它们富集大离子亲石元素(LILE，如Rb、Ba、Pb和Sr)和轻稀土元素(LREE)，亏损高场强元素(HFSE，如Nb、Ta、Zr、Hf和Ti)，具有轻重稀土元素强分馏的稀土元素配分曲线，这些特征都与大陆下地壳十分相似(Yang and Li, 2008; Gengetal., 2019)。四合屯玄武岩EM1型Sr-Nd同位素组成和低的Pb同位素比值同样反映出下地壳源区特征(张宏福和邵济安, 2008)。

表1 义县组玄武岩具环带结构单斜辉石代表性电子探针分析结果(wt%)

续表1

图3 义县组玄武岩中具环带结构单斜辉石的Wo-En-Fs三角分类图解(据Morimoto et al., 1988)Wo-硅灰石; En-顽火辉石; Fs-铁辉石; Di-透辉石; Hd-钙铁辉石; Aug-普通辉石; Pgt-易变辉石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

图5 两个代表性正环带单斜辉石的成分剖面图Fig.5 Compositional traverses for two representative normally-zoned clinopyroxenes

图6 义县组玄武岩中具环带结构单斜辉石的Mg#-Na2O(a)和Mg#-Al2O3(b)相关图数据来源：新生代和古生代地幔橄榄岩：池际尚(1988), Fan and Hooper (1989), Zheng et al. (1998), Zheng et al. (2001), Chen et al. (2001); 古老下地壳麻粒岩：Zhao et al. (1999), Huang et al. (2004), Fan et al. (2005); 底侵麻粒岩：Chen et al. (2001), Liu et al. (2001), Zheng et al. (2003), Fan et al. (2005); 橄榄辉石岩：Zhang et al. (2007); 徐淮榴辉岩：许文良等(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)

图7 义县组玄武岩中具环带结构单斜辉石的Mg#-TiO2相关图Fig.7 Plot of Mg# versus TiO2 in zoned clinopyroxenes in the Yixian basalts

2 分析方法

单斜辉石背散射(BSE)图像和主量元素组成是在西北大学大陆动力学国家重点实验室利用JXA-8230型电子探针获得。正常操作过程中采用15kV加速电压、20nA的电子束电流和1～2μm的束斑直径。单斜辉石原位微量元素分析是在西北大学大陆动力学国家重点实验室利用Agilent7900型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)搭载RESOlution S-155-LR(193 nm)激光剥蚀系统(LA)完成。微量元素分析点位与电子探针分析点位对应，激光剥蚀束斑直径为67μm。实验数据借助ICPMSDataCal软件离线处理(Liuetal., 2010)，单斜辉石Ca的电子探针含量作为内标对元素含量进行校正。微量元素分析精度一般优于10%，具体的分析方法和操作流程可见Baoetal. (2016)。

单斜辉石原位Sr同位素组成是在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用Neptune Plus型多接收等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)搭载GeoLas Pro型激光剥蚀系统获得。原位Sr同位素分析点位与原位主微量元素分析点位一致。分析采用的激光剥蚀束斑直径为160μm，脉冲频率为10Hz，能量密度为～10J/m-2。每个数据信号包括30s背景信号和50s样品信号。监控标样天然单斜辉石HNB08(Sr含量89.2×10-6)的测试结果(87Sr/86Sr=0.703758±0.000043; 2SD; n=47)与推荐值(0.703765±0.000004)在误差范围内一致。详细的分析方法和干扰校正策略可见Tongetal. (2016)和Zhangetal. (2018)。

3 分析结果

3.1 单斜辉石的环带结构

义县组玄武岩中的单斜辉石主要发育正环带结构，少量为反环带结构。反环带单斜辉石颗粒较大(0.4～3.0mm)，在单偏光镜下呈现“绿核”特征。BSE图像中的反环带单斜辉石通常由亮色核部(富铁)、暗色幔部(富镁)和亮色窄边(<50μm)组成(图2a-d)。小部分反环带单斜辉石的核部较纯净，基本不含包裹体(图2d)，而大部分的核部可见熔蚀孔洞，呈筛状结构(图2a)。它们的核幔接触面非常不规则，而且发育大量筛状孔。然而，反环带单斜辉石的幔部和边部自形，BSE图像中相对均匀的颜色表明其化学组成也相对均一(图2c)。

正环带单斜辉石颗粒较小(<0.5mm)，在单偏光镜下表现为无色。BSE图像中的它们由暗色核部和亮色边部组成(图2e-h)。不同于反环带单斜辉石，正环带单斜辉石的核部自形且成分均一(图2c)，未见明显的熔蚀结构。

3.2 单斜辉石环带的主量元素特征

反环带和正环带单斜辉石的主量元素组成差异明显(表1)。反环带单斜辉石核部Mg#值低且变化范围宽(65.5～79.7)，而幔部Mg#值高且均一(87.7～89.2)。在单斜辉石Wo-En-Fs三角分类图中，反环带单斜辉石核部以透辉石为主，而幔部主要是普通辉石(图3)。核部相比幔部具有较高的FeO(6.33%～11.76%)、Al2O3(1.02%～3.20%)和Na2O(0.34%～1.33%)，以及较低的MgO(11.76%～14.81%)和Cr2O3(<0.48%)，而幔部表现出较高的MgO(16.57%～18.32%)和Cr2O3(0.55%～1.41%)，以及较低的FeO(3.65%～4.46%)、Al2O3(1.44%～2.57%)和Na2O(0.23%～ 0.48%)。边部以低Mg#(69.7～86.9)和Cr2O3(<0.30%)，及高Al2O3(0.96%～5.97%)为特征。反环带单斜辉石以10μm为间距的主量元素成分剖面图(图4)显示其核部和幔部之间的化学组成突变，而幔部和边部之间为渐变。

正环带单斜辉石核部Mg#值高且均一(84.7～89.0)，而边部Mg#值低且变化范围宽(67.8～ 83.8)。按Wo-En-Fs三角分类，核部以普通辉石为主，而边部主要是透辉石(图3)。核部相比边部具有较高的Cr2O3(0.13%～1.33%)，及较低的Al2O3(1.45%～2.51%)和TiO2(0.10%～ 0.52%)，而边部表现出较高的Al2O3(3.06%～6.20%)和TiO2(0.67%～2.08%)，及较低的Cr2O3(<0.41%)。正环带单斜辉石以5～15μm为间距的主量元素成分剖面图(图5)显示其核部和边部之间的化学组成渐变，与它们规则的接触界限相一致。Costaetal. (2020)根据单斜辉石的Fe-Mg扩散速度(1200℃)开展了扩散年代学的模拟计算，结果表明5～300μm的距离通常需要数百年时间。值得注意的是，反环带单斜辉石幔部与正环带单斜辉石核部的主量元素组成高度相似(图6、图7)，而与反环带单斜辉石核部和正环带单斜辉石边部可以很好地区分。

3.3 单斜辉石环带的微量元素特征

在球粒陨石标准化稀土元素配分图中，反环带单斜辉石的核部相比幔部表现出更高的稀土元素含量(图8a)。核部轻重稀土元素分馏程度小，显示Eu的负异常(Eu/Eu*=0.30～0.91)，而幔部轻重稀土元素分馏显著((La/Yb)N=3.73～6.63)，未见Eu的负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，核部和幔部普遍出现HFSE和部分LILE(Pb和Sr)的亏损(图8d)，只是亏损程度略有不同，如核部显示出更强的Sr的负异常。

正环带单斜辉石的核部和边部均表现出与反环带单斜辉石幔部相似的微量元素组成(表2)。它们的稀土配分曲线呈勺状(图8b, c)，从La到Nd标准化值逐渐升高，从Nd到Lu则逐渐下降。微量元素蛛网图中的核部和边部均显示明显的Nb、Pb、Sr、Zr、Hf和Ti的负异常(图8e, f)。

3.4 单斜辉石环带的Sr同位素特征

单斜辉石原位Sr同位素分析(束斑直径为160μm)对Sr含量的检测下限为80×10-6，同时样品中Rb/Sr比要小于0.1，因此我们主要对化学组成均一且满足实验条件的反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部开展了原位Sr同位素分析(表3)。反环带单斜辉石幔部具有变化范围较宽的富集Sr同位素组成(87Sr/86Sr=0.7058～0.7085)，正环带单斜辉石核部的Sr同位素组成变化(87Sr/86Sr=0.7062～0.7078)类似于反环带单斜辉石幔部，均接近于全岩87Sr/86Sr比值(0.7062～0.7067; Gengetal., 2019)。不同的是，全岩87Sr/86Sr比值因均一化变化范围很窄，而单斜辉石原位的87Sr/86Sr比值变化范围很宽(图9)。

表2 义县组玄武岩具环带结构单斜辉石代表性微量元素组成(×10-6)

续表2

表3 义县组玄武岩具环带结构单斜辉石原位Sr同位素组成

图8 义县组玄武岩中具环带结构单斜辉石的球粒陨石标准化稀土元素配分图(a-c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(d-f)(标准化值据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)

图9 反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部原位Sr同位素组成直方图数据来源：华北晚白垩世和新生代橄榄岩捕虏体：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); 华北东南缘早白垩世基性火山岩：Zhang et al. (2002), Ying et al. (2006), Gao et al. (2008), Yang et al. (2008), Guo et al. (2013); 华北北缘早白垩世基性火山岩：陈义贤等(1997), 周新华等(2001), Zhang et al. (2003); 蒙阴古生代金伯利岩中橄榄岩捕虏体：池际尚和路凤香(1996), 郑建平(1999), 张宏福和杨岳衡(2007), Zhang et al. (2008); 复县和铁岭古生代金伯利岩中橄榄岩捕虏体：郑建平(1999), Wu et al. (2006), Zhang et al. (2008); 寄主玄武岩：Geng et al. (2019); 原始地幔(P.M.)：Zindler and Hart (1986); 华北下地壳：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 讨论

4.1 具环带结构单斜辉石的来源

单斜辉石，(Ca, Mg, Fe, Al, Na)2Si2O6，作为下地壳和上地幔重要的成岩矿物相，广泛出现在一系列基性-超基性岩浆岩和变质岩中(Nakanoetal., 2007; Jankovicsetal., 2016)。辽西四合屯义县组玄武岩包含反环带和正环带两类具环带结构单斜辉石，它们差异明显的矿物学和原位主微量元素地球化学特征，暗示其可能具有完全不同的来源和形成过程。

部分反环带单斜辉石因具有绿色核部在以往的研究中被称为“绿核辉石”，其成因解释目前有：(1)岩浆混合作用(Duda and Schmincke, 1985; Dobosi and Fodor, 1992; Di Battistinietal., 1998; Yangetal., 1999)；(2)围岩捕虏晶残留和再生长(Barton and van Bergen, 1981; Dobosi, 1989)；及(3)岩浆中水等挥发分含量变化(Streck, 2008)等假说。在Mg#-Na2O/Al2O3相关图中，反环带单斜辉石核部主要落入了华北古老下地壳麻粒岩中单斜辉石的区域(图6; Zhaoetal., 2001; Huangetal., 2004; Fanetal., 2005)。它们具有低Mg#和高Na2O的化学组成，而不高的Al2O3含量说明其并非形成于高压环境(Haaseetal., 1996)。在微量元素组成上，反环带单斜辉石核部相对平坦的稀土配分曲线和明显的Eu和Sr负异常指示其曾与斜长石平衡过，同时源区并无石榴子石残留。综上所述，反环带单斜辉石核部应为来自下地壳麻粒岩的捕虏晶。如果反环带单斜辉石核部是岩浆混合模型(分离结晶后的原始岩浆受到原始岩浆的注入补给)中早期结晶的斑晶，那么它们应该具有非常均一的化学组成(黄小龙等, 2007)，这与实际情况并不相符。此外，岩浆成因的单斜辉石核部往往会逐渐向外生长，核部和幔部的边界因而是平整光滑的(Chenetal., 2013)，辽西反环带单斜辉石核幔之间不规则的接触关系和发育的大量筛状孔显示二者不是连续结晶分异的产物，它们的化学组成是突变的，这也得到了反环带单斜辉石主量元素组成剖面的证实(图4)。

不同于捕虏晶核部，反环带单斜辉石幔部基本符合上述岩浆成因单斜辉石的特征。一方面，它们在BSE图像中十分干净平整，主量元素组成也对应地很均一(表1、图6)，其整体较高的Mg#值(87.7～89.2)和Cr2O3(0.55%～1.41%)含量显示出明显的幔源岩浆属性。另一方面，为了验证该猜想，我们借助单斜辉石与熔体之间的Fe-Mg分配系数(KD=(Fe2+/Mg)Cpx/ (Fe2+/Mg)melt)来评估它们与全岩是否达到平衡(Strecketal., 2005)。基性岩浆体系中与熔体达到平衡的单斜辉石KD值一般介于0.22～0.32之间(Toplis and Carroll, 1995; Putirka, 1999)。在未经明显结晶分异或堆晶作用的岩浆中，单斜辉石斑晶的Mg#值将与全岩Mg#值构成由KD控制的平衡曲线(图10a)。张宏福和邵济安(2008)曾提出义县组玄武岩全岩高的MgO含量是幔源橄榄石捕虏晶代入的结果，并不是原始岩浆本来的性质，进一步的研究表明义县组玄武岩中的橄榄石晶体绝大数都是具环带结构的幔源捕虏晶(邵济安等, 2005; Xu and Zhang, 2020)。为了避免橄榄石捕虏晶对全岩组成的影响，我们选取邵济安等(2005)报道的剔除橄榄石的岩石分析结果作为义县组玄武岩的全岩组成(Mg#=63.3)，并和Gengetal. (2019)报道的未剔除橄榄石的全岩组成(Mg#=72.4)进行比较。如图10a所示，反环带单斜辉石幔部的Mg#值基本落在与剔除橄榄石捕虏晶的全岩组成达到平衡的曲线上，同时又大多落在未剔除橄榄石捕虏晶全岩组成平衡曲线之下，这说明其与全岩组成达到平衡。除了主量元素Fe-Mg，我们利用单斜辉石与玄武质熔体之间微量元素的分配系数(Adam and Green, 2006)模拟计算了反环带单斜辉石幔部的平衡熔体组成(图10b, c)，平衡熔体的稀土配分曲线和微量元素蛛网图与全岩的高度一致。

图10 具环带结构单斜辉石Mg#值与全岩Mg#值相关图(a)和单斜辉石斑晶的平衡熔体与全岩稀土元素配分图(b)及微量元素蛛网图(c)对比图

图11 义县组玄武岩中单斜辉石斑晶结晶温压条件Fig.11 Temperature and pressure of crystallization of clinopyroxene phenocrysts in the Yixian basalts

类似地，正环带单斜辉石核部表现出与反环带单斜辉石幔部高度一致的主微量元素和原位Sr同位素组成(图6-图9)，这说明其也是岩浆成因斑晶，而且二者的母岩浆均是相对原始的富Mg岩浆。不同的是，正环带单斜辉石核部具有变化范围更宽的Mg#值，部分低Mg#核部是在相对演化岩浆体系中结晶的产物。

4.2 岩浆成因单斜辉石结晶的温压

平衡条件下单斜辉石的Na2O含量与结晶压力呈正相关关系(Gaoetal., 2008)，义县组玄武岩中岩浆成因单斜辉石较低的Na2O(<0.50%)和Al2O3(1.44%～2.57%)含量可以排除它们在地幔压力下结晶的可能性(Strecketal., 2007)。对与剔除橄榄石捕虏晶的全岩组成达到平衡的反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部，本文采用Putirkaetal. (2003)建立的单斜辉石-熔体平衡温压计来估算其结晶的温度和压力。计算结果(图11)表明反环带单斜辉石幔部结晶压力为0.66～1.08GPa，温度为1180～1221℃，正环带单斜辉石核部结晶压力为0.54～1.06GPa，温度为1171～1220℃，二者结晶温压条件基本一致。部分结晶压力略低的正环带单斜辉石核部与在较演化岩浆体系中结晶的低Mg#核部相对应。结合华北北缘汉诺坝地区现今下地壳结构：上部长英质麻粒岩下地壳深度为25～33km，下部镁铁质麻粒岩下地壳深度为33～40km (Fanetal., 2005)，辽西义县组玄武岩中单斜辉石的分离结晶主要发生在下地壳浅部(18～36km)。至于反环带单斜辉石的下地壳捕虏晶核部，它们应该来源于比开始结晶的幔部更深的位置，所以仅可能来自下地壳深部基性麻粒岩，并被带入到稍浅一些的岩浆房。

4.3 具环带结构单斜辉石对岩浆演化的约束

基性火山岩中的单斜辉石常常出现各类复杂的成分环带(Gaoetal., 2008; Huangetal., 2010; Chenetal., 2013)，精细的环带成分分析可以提供对岩浆演化过程的有效制约，因为环带本身是对不同阶段岩浆来源、结晶温压条件、挥发分含量和氧逸度等因素波动变化的直接记录(Piletetal., 2002; Xuetal., 2003; 黄小龙等, 2007 ; Muravyevaetal., 2014)。

前已述及，辽西义县组玄武岩中反环带单斜辉石核部是下地壳捕虏晶，而反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部均是岩浆成因斑晶。单斜辉石斑晶结晶温度和压力之间良好的线性关系(图11)表明义县组玄武岩经历了自大约36km(深度)开始至18km(深度)结束的变压分离结晶作用。它们Mg#值和TiO2含量之间明显的负相关性(图7)与基性岩浆在自然状态下结晶分异的趋势相吻合，同样指示其岩浆经历了一定程度的演化。根据Rayleigh分离结晶方程，少量橄榄石和单斜辉石的分离结晶会导致岩浆中强不相容元素(LREE和LILE)浓度的升高(Leeetal., 2014)，而对岩浆中的MREE和HREE浓度几乎没有影响。因此模拟的平衡熔体中极度亏损的HREE继承了原始岩浆的特征(图10b)，而LREE的高度富集可能受到了分离结晶作用的影响。

图12 辽西义县组玄武岩岩浆演化过程示意图(地壳结构据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)

四合屯义县组玄武岩全岩明显的大陆下地壳信号(例如Rb-Ba-Pb-Sr的正异常、Nb-Ta-Zr-Hf-Ti的负异常和极低的放射性Pb同位素比值)，说明其岩浆在演化过程中受到了壳源物质的强烈影响。对于这样的影响，反环带单斜辉石核部下地壳捕虏晶的同化混染作用首先可以排除掉，因为它们相对平坦的稀土配分曲线和显著的Pb-Sr-Eu负异常(图8a, d)都与全岩组成不符，全岩轻重稀土元素强分馏，而且具有明显的Pb-Sr正异常，无Eu的明显异常。此外，下地壳麻粒岩中斜长石的LILE和REE(Ba、Sr和Eu除外)含量都非常低(Bindemanetal., 1998)，因此它们均不能满足辽西义县组玄武岩所需要的壳源物质成分。Wangetal. (2006)和Gaoetal. (2008)提出拆沉模式来解释义县组火山岩的壳源属性：拆沉的下地壳榴辉岩在地幔深度熔融，形成的熔体与周围橄榄岩发生反应。与费县玄武岩中拆沉下地壳榴辉岩来源单斜辉石相比(Na2O含量最高可达2.4%)(Gaoetal., 2008)，四合屯玄武岩中反环带单斜辉石核部的Na2O含量主体低于1.0%，最高仅为1.3%(图6a)，远没有达到前者2.5GPa的结晶压力。徐淮地区榴辉岩捕虏体中单斜辉石极高的的Na2O含量(>2.68%; 许文良等, 2002)进一步说明这些反环带单斜辉石核部不可能来自拆沉的下地壳榴辉岩，而仅仅是下地壳麻粒岩中的捕虏晶。

不同于下地壳捕虏晶的同化混染和下地壳榴辉岩的拆沉作用，我们认为义县组玄武岩中的壳源组分可能通过中生代下地壳熔融事件，在下地壳岩浆房中以酸性熔体形式加入到原始幔源岩浆中。Jiangetal. (2007)在汉诺坝地区太古代麻粒岩地体中发现了具有类似埃达克质岩石地球化学性质的中生代侵入岩(Kay, 1978; Defant and Drummond, 1990)，但这些以酸性岩为主的侵入岩富钾，并表现出和太古代下地壳类似的演化的Sr-Nd-Hf同位素组成，其中继承锆石年龄也和太古代麻粒岩地体中锆石年龄一致。以上观察结果表明这些埃达克质岩石形成于古老下地壳部分熔融，Jiangetal. (2007)进一步指出该过程可能是华北克拉通东部中生代大量埃达克质岩浆形成的主要机制。这一结论也得到了实验岩石学的证实，高Sr/Y埃达克质熔体可以由大陆下地壳物质在地壳深度直接熔融形成，并不需要地幔深度的熔融温压条件(<40km; Qian and Hermann, 2013; Maetal., 2015)。本次研究义县组玄武岩中下地壳单斜辉石捕虏晶的发现为华北东部古老下地壳在中生代的部分熔融提供了直接证据，这些单斜辉石表现出比古老下地壳熔出的埃达克质熔体(Jiangetal., 2007)高得多的HREE含量，二者互补的HREE组成说明它们可能分别代表了下地壳源区的残留相和熔体相。综上所述，我们认为辽西义县组玄武岩可能是在早白垩世华北东部地温梯度整体升高和岩石圈伸展背景下，地壳中基性幔源岩浆和酸性下地壳来源岩浆混合作用形成的产物(图12)。至于玄武岩中具环带结构单斜辉石的成因，我们认为反环带单斜辉石核部在古老下地壳熔融过程中被带入稍浅一些的岩浆房中，而反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部是在两种岩浆混合后的下地壳岩浆房中结晶的斑晶(图12)。

通过前述研究，义县组玄武岩中岩浆成因单斜辉石是在岩浆混合作用发生后结晶的产物，其成分因此不能准确代表来自岩石圈地幔的原始岩浆。反环带单斜辉石幔部和正环带单斜辉石核部变化范围较宽的原位87Sr/86Sr比值(0.7058～0.7085)整体略高于华北北缘中生代基性火山岩的全岩87Sr/86Sr比值(0.7043～0.7076)，这一定程度上反映了具有相对演化Sr同位素组成的下地壳(87Sr/86Sr=0.7060～0.7132; Jahnetal., 1999)来源熔体加入的影响，但是加入的量应该十分有限。