閆紀元，李旭平，鄢全樹

1) 山東科技大學，山東省沉積成礦作用實驗室，山東青島，266590； 2)國家海洋局第一海洋研究所，海洋沉積與環(huán)境地質國家海洋局重點實驗室，山東青島，266061

內容提要: 南海新生代玄武巖中發(fā)育有大量的單斜輝石斑晶，與橄欖石、角閃石等斑晶共存，多數被熔蝕，呈渾圓狀，部分發(fā)育有很窄的反應邊。研究表明單斜輝石具有巨晶的特征，是在高壓下在與寄主巖同源的巖漿中形成，沒有經歷長時間的沉淀生長而直接向上運移被帶到地表，因而具有巨晶的主量及微量元素的特征卻不具有巨晶的形態(tài)。單斜輝石稀土元素含量不高，HREE及LREE虧損，而MREE富集；大離子親石元素Rb、Ba、Sr均出現明顯的虧損，高場強元素Nb、Zr出現虧損而Hf略富集。Nb、Ta與Zr、Hf分餾明顯。Th較為富集，而Pb強烈虧損，U的變化范圍較大。研究發(fā)現南海新生代玄武巖中的單斜輝石的來源較為簡單，為地幔柱的直接產物，并沒有受到洋中脊—地幔柱相互作用的影響，由于巖漿上升速度較快壓力迅速下降，橄欖石大量晶出，引起了巖漿成分的變化，致使單斜輝石與寄主巖成分和結構上沒有達到平衡。

南海位于歐亞板塊、印—澳板塊以及菲律賓板塊三大板塊交匯處，是西太平洋大型的邊緣海之一 (Karig, 1971; Briais et al., 1993; 鄢全樹等，2007；王葉劍等，2009)。南海擴張期后(15.5Ma，Briais et al., 1993)，南海海盆及周邊地區(qū)發(fā)生了范圍較廣的板內火山作用，影響了中南半島、雷瓊半島、珠江口盆地以及南海洋盆廣大地區(qū)。近年來，國內外學者對南海新生代玄武巖作了大量的研究(王賢覺，1984；Tu et al., 1992; 鄢全樹等，2008；王葉劍等，2009)。但是對南海新生代玄武巖中單礦物的研究工作仍然有限，鄢全樹等(2007，2008)利用電子探針對單斜輝石和橄欖石的主量元素成分進行了測定，并分析了巖石形成過程的溫壓條件，氧逸度條件以及潛在的地幔溫度等。而單礦物微量元素及稀土元素的精確測量結果，以及對微量元素及稀土元素的富集規(guī)律、演化趨勢和特征的研究鮮有報道。

單斜輝石作為玄武巖類巖石中的主要礦物相，同時也是微量及稀土元素的重要賦存礦物相，其化學成分記錄了巖漿成因、演化及巖漿作用、物理化學條件等重要信息 (白志民， 2000；鄢全樹，2007)。產于地幔深部的巨晶礦物更是可以用來研究玄武質巖漿在地幔深部的地球化學特征和演變規(guī)律(于津海等，2001)。本文利用激光剝蝕技術(LA- ICP- MS)對南海新生代玄武巖中的單斜輝石進行了微量、稀土元素的分析測定，重點討論了單斜輝石的微量和稀土元素特征，并探討了單斜輝石及其母巖漿的成因，對深入了解南海底新生代玄武巖的特征及巖漿的形成、演化研究具有重要的啟示意義。

1 地質背景及樣品分析方法

圖1 南海及周邊地區(qū)地質簡圖及取樣位置圖(據鄢全樹，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)

南海是西太平洋邊緣海中面積最大的海盆(圖1)，自北向南可分為北部大陸邊緣、洋盆和南部大陸邊緣三個部分，其北部是與大陸的平滑過渡區(qū)，南部和東部是由于印度—澳大利亞板塊與巽他大陸碰撞導致南海擴張停止時形成的擠壓俯沖區(qū)，西部是以紅河斷裂帶以及越東斷裂為標志的走滑引張區(qū)(Briais et al., 1993; 萬玲等，2005；張漢泉和吳廬山，2005；姚伯初，1996；鄢全樹等，2007)。根據楊文采和宋海濱(2014)的研究，南海的擴張屬于過成熟期的洋陸轉換作用。這一時期洋脊已經完成俯沖，海盆逐漸縮小而俯沖帶匯聚，構造十分復雜。南海擴張開始于印度板塊與歐亞板塊碰撞之后，而同時期太平洋板塊向歐亞板塊之下發(fā)生俯沖(姚伯初，1996)。這可能為南海的擴張?zhí)峁┝藬D壓的地應力(楊文采和宋海濱，2014)，導致南海近南北方向發(fā)生擴張，形成了具有洋殼屬性的中央海盆(趙海玲等，1999；閻全人等，2000)以及中央海盆中早期近東西方向的磁異常帶(Brais et al., 1993;趙海玲等，1999)。而中新世后，由于印度—澳大利亞板塊與巽他大陸碰撞，擴張停止(Lee et al., 1994)，開始向菲律賓及巽他大陸下形成俯沖(李昌年等，2005；鄢全樹和石學法，2007)。擴張期后新近系—第四系的板內火山活動影響了南海洋盆及周邊的廣大地區(qū)。

本文研究的單斜輝石寄存于南海海底的新生代玄武巖。南海新生代玄武巖在TAS圖解中投點于玄武巖、堿玄巖—碧玄巖、粗面玄武巖等區(qū)域，全巖化學成分(表1)以及單斜輝石主量元素的研究均表明其屬于堿性玄武巖系列，年齡在7.9～3.8Ma (鄢全樹，2008)，為擴張期后板內火山作用的產物，地球化學特征表明其具有OIB型的稀土及微量元素的特點，同位素的研究則表明其源區(qū)具有不均一性，可能與地幔柱相關(鄢全樹和石學法，2007；鄢全樹等，2008)。南海新生代玄武巖中同時有斑晶和微晶產出，本次研究的單斜輝石為玄武巖中較大的斑晶，代表了早期結晶的產物，只有部分尚與寄主巖保持平衡關系；而微晶單斜輝石則是巖漿正常結晶的產物，除了淬火導致的假高壓效應造成的不平衡以外，其他與寄主巖達到了平衡。為了研究和敘述的方便，在下文中除了涉及到巖相學的描述之外，均直接稱“單斜輝石”。

表1 單斜輝石寄主巖的主量元素(%)分析結果Table 1 The analyses of major elements (%) of the host rocks for the clinopyroxenes

樣品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則采自于北大陸坡底。樣品S04- 11、S04- 12- 11、S04- 12- 12中，斑晶含量10%～20%，主要由輝石、角閃石、橄欖石組成；基質約占40%，以斜長石微晶、輝石以及火山玻璃為主；氣孔大量發(fā)育(圖2a，2c)。其中S04- 11中斑晶以輝石和角閃石為主，橄欖石次之；粒徑總體在0.2～0.5mm；輝石晶形較好，部分發(fā)育良好的解理，均呈現出不同程度的熔蝕圓化(圖2a)，部分甚至被熔蝕呈港灣狀。S04- 12- 11中斑晶含量不高，輝石斑晶較小，0.2mm左右，多呈聚晶產出；基質中針狀的斜長石發(fā)育，隨巖漿流動方向定向排列(圖2c)。S04- 12- 12中發(fā)育有大量的斜長石，0.2～1mm；輝石斑晶不多，且明顯熔蝕。來自北大陸坡底部的S04- 16氣孔發(fā)育，斑晶以輝石和角閃石為主(圖2d)，約占20%，較大的輝石斑晶可大于1mm，且發(fā)育有由較小的輝石斑晶形成的聚晶；基質中發(fā)育有斜長石微晶、輝石以及火山玻璃。S04- 12、S04- 12- 2、S04- 12- 5為火山碎屑巖，其巖屑以堿性玄武巖為主，膠結物為綠泥石、蒙脫石等粘土礦物；受后期地質作用的改造，顯微鏡下顯示出明顯的蝕變特征，大部分的斑晶礦物都被蝕變僅殘留假像，只有部分較大的晶體殘留，多呈渾圓狀(圖2b)。對火山碎屑巖中主要礦物的研究表明它們與堿性玄武巖具有同源演化的特征(鄢全樹和石學法，2009)。

圖2 南海新生代玄武巖中單斜輝石斑晶的光學特征Fig. 2 Optical images for phenocryst clinopyroxenes (a) S04- 11樣品(單偏光鏡下)，堿玄巖，可見單斜輝石斑晶，具有微弱的反應邊；(b) S04- 12- 2樣品(單偏光鏡下)，火山碎屑巖，堿性玄武巖巖屑發(fā)生蝕變，其中的橄欖石僅殘留假像；(c) S04- 12- 11樣品(單偏光鏡下)，堿玄巖，單斜輝石斑晶呈渾圓狀，基質中發(fā)育斜長石微晶，半定向排列；(d) S04- 16樣品(單偏光鏡下)，堿玄巖，可見單斜輝石受熔蝕圓化，局部呈港灣狀。礦物代號：Cpx—單斜輝石；Pl—斜長石；Ol—橄欖；石Vs—氣孔 (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工作在中國地質科學院國家地質實驗測試中心完成。儀器采用德國Finnigan公司的Element2等離子體質譜儀與美國New Wave公司的UP213，213nm Nd:YAG固體激光器聯用。等離子質譜測試的參數：冷卻氣流為16 L/min，樣品氣流為0.85 L/min，輔助氣流為0.73L/min，射頻功率為1200W；激光系統工作參數：采樣錐孔、截取錐孔分別為1.0mm和0.7mm。測試采用氦氣作為載體進行激光剝蝕，載氣流為0.61L/min，激光波長為213nm，能量密度達41.2J/cm2，激光束斑直徑40μm，頻率10Hz，輸出能量在2mJ。測試過程中首先遮擋激光束空白計數12s，然后對樣品中的某一個點位連續(xù)剝蝕43s，停止剝蝕，再利用氦氣清洗進樣系統15s，單點總分析時間約為70s。測試采用NIST 612和KL2- G兩種作為外標，采用Si作為內標。

2 主量元素特征

單斜輝石中的Al具有特殊意義，其在6次配位體和4次配位體中的分布與溫壓條件緊密相關(劉英俊等，1984), 根據n(AlⅥ)/n(AlⅣ)可以定性衡量單斜輝石的結晶壓力(Aoki and Kushiro, 1968; Thompson, 1974; Wass, 1979)，劃分不同壓力下形成的單斜輝石 (Aoki and Kushiro, 1973)。南海新生代玄武巖中單斜輝石的n(AlⅥ)/n(AlⅣ)變化范圍為0.60～1.83，平均為1.28，近于匈牙利Nograd火成巖省中單斜輝石巨晶 (Dobosi and Jenner, 1999)。在單斜輝石的n(AlⅣ) —n(AlⅥ)判別圖(圖3a)上，本次研究的單斜輝石大部分落入了“麻粒巖中的單斜輝石”以及“玄武巖包體中的單斜輝石”范圍內，且絕大部分落入中國東部新生代玄武巖中的巨晶單斜輝石圈定的范圍，高于太平洋Marshall海山鏈 (Dieu, 1995) 和印度洋Kerguelen熱點地區(qū) (Damasceno et al., 2000) 堿性玄武巖中單斜輝石，進一步說明了南海新生代玄武巖中的單斜輝石在成分上大部分都是巨晶，只不過是沒有足夠的時間形成巨晶或者是在形成巨晶之后在上升過程中由于溫壓條件的變化導致碎裂而使得粒度變小(邱家驤，廖群安，1996)。

表2 南海新生代玄武巖中單斜輝石的電子探針分析結果(%)

注：Si、AlⅥ、AlⅣ均以6個氧原子為基礎計算，Mg#=n(Mg)/ [n(Mg)+n(Fe2+)]。

在單斜輝石的n(Si)—n(Al)關系圖上(圖3b)(Kushiro, 1960；鄢全樹等，2007)，南海新生代玄武巖中的單斜輝石落在巨晶單斜輝石的范圍內，而太平洋Marshall海山鏈堿性玄武巖中的單斜輝石則大部分落在了堿性玄武巖斑晶的范圍內 (Dieu, 1995) ，僅有Wodejebato海山的部分樣品落在了巨晶單斜輝石范圍附近。Wodejebato海山中堿性玄武巖中的單斜輝石礦物化學組成變化范圍較大，可以用分離結晶程度、源區(qū)富集程度或者結晶壓力的不同來解釋 (Dieu, 1995)。分析認為，落在巨晶單斜輝石范圍這些樣品可能較其他的樣品具有更高的結晶壓力。

3 微量元素及稀土元素特征

3.1稀土元素特征

分析結果(表3)表明，南海新生代玄武巖中單斜輝石的稀土元素含量不高，且變化范圍較大。ΣREE變化范圍為47.53×10-6～96.74×10-6，平均為62.73×10-6；LREE/HREE變化范圍為2.31～6.00，平均為3.05，相應的LaN/YbN為1.47～7.12，平均為2.30；CeN/YbN變化范圍為1.47～6.70，平均為2.96。

圖3 南海新生代玄武巖中單斜輝石的n(AlⅣ) —n (AlⅥ)圖解(a) 和n(Si) —n(Al)圖解(b)(據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，火成巖中單斜輝石；A—B，玄武巖包體中單斜輝石；B—C之間，麻粒巖中單斜輝石；C以上，榴輝巖中單斜輝石. (b)A—巨晶單斜輝石；B—堆積巖中單斜輝石；C—堿性玄武巖中斑晶；D—拉斑玄武巖中斑晶(數據區(qū)域根據邱家驤和廖群安，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)

圖4 南海新生代玄武巖中單斜輝石的球粒隕石標準化蛛網圖(a)和原始地幔標準化蛛網圖(b); 球粒隕石數據來自于 McDonough and Sun (1995), 原始地幔數據來自于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

單斜輝石中HREE與LREE均有不同程度的虧損，HREE的虧損程度高于LREE，而MREE富集。LaN/SmN在0.43～1.68，平均為0.68，而GdN/LuN在2.28～4.00，平均為2.88，高于LaN/SmN。表現在球粒隕石標準化曲線(圖4a)上為兩端下凹，中間凸起的配分形式，最高點為Sm。δEu平均為1.00，無Eu異常。δPr平均為1.02，不存在陳道公等(1997)中推測的巨晶中Pr的正異常。

樣品S04- 11中，04- 11- 11_1的LREE和LILE總體較高，LaN/YbN值為7.12，高于總體的平均值，而不同于其他的樣品，推測是在上升過程中受到巖漿的同化。對寄主玄武巖中斜長石的研究(鄢全樹等，2008)表明，S04- 11樣品噴出的位置距離南海擴張后的洋中脊斷裂區(qū)較遠，巖漿上升速度慢，這使得巖漿對輝石的同化有了更多的反應時間，同化作用較強而引起了微量元素含量的變化。樣品S04- 12- 11中的單斜輝石出現了標準化曲線相互交叉的現象，這與陳道公等(1997)，黃婉康等(1991)觀察到的現象相似，但該樣品中的配分曲線呈現出多變的趨勢，考慮到鏡下觀察該樣品中有斜長石的晶出，很有可能是斜長石的同時晶出導致了單斜輝石稀土分配規(guī)律的變化(夏群科等，1998)，而非巖漿演化的標志。

表3 南海新生代玄武巖中單斜輝石的微量元素離子探針分析結果 (×10-6) Table 3 The LA- ICP- MS analyses of the clinopyroxenes in Cenozoic basalts from the South China Sea (×10-6)

續(xù)表3

3.2 微量元素特征

除一個特殊的樣品之外，本次研究中大離子親石元素(LILE)較低，Rb變化范圍在0.00×10-6～0.33×10-6，平均為0.09×10-6；Ba變化范圍在0.02×10-6～4.79×10-6，平均為0.62×10-6；Sr變化范圍在48.61×10-6～111.60×10-6，平均為74.23×10-6。而樣品04- 11- 11_1受到巖漿同化作用，Rb、Ba、Sr的含量分別為10.80×10-6,165.90×10-6和104.40×10-6，高于原始的單斜輝石。與寄主玄武巖中Rb、Ba、Sr的含量相比，單斜輝石中LILE的含量較低。

高場強元素(HFSE)中Zr的變化范圍為50.53×10-6～163.40×10-6，平均值為82.88×10-6；Hf的變化范圍為1.98×10-6～6.42×10-6，平均為3.36×10-6；Nb的變化范圍為0.08×10-6～1.35×10-6，平均為14.11×10-6；Ta的變化范圍為0.08×10-6～1.35×10-6,平均為0.58×10-6。均低于寄主玄武巖中HFSE的含量。

微量元素原始地幔標準化蛛網圖上(圖4b)，LILE變化范圍較大，出現虧損，HFSE呈現明顯的分餾。LILE在蛛網圖上出現Rb、Ba、Sr明顯的負異常；HFSE中Nb、Ta出現明顯的負異常，Hf具有弱的正異常。Nb/Ta與Zr/Hf的值變化較大，Nb/Ta為2.02～11.08，Zr/Hf為20.22～33.03，平均值分別為4.75和24.44，這與單斜輝石在玄武巖中的分配系數相符，是單斜輝石結晶分異的表現(劉艷榮等，2012)。Th、U、Pb的平均值分別為0.19×10-6,0.04×10-6以及0.25×10-6，但U的含量相對變化較大。在原始地幔標準化圖解上，Th較為富集，而Pb強烈虧損。單斜輝石根據Nb/U的比值可分為兩類，一類為堿性玄武巖中的單斜輝石，Nb/U在26.43～123.67；另一類為火山碎屑巖中的單斜輝石，Nb/U在3.39～23.11，它們很有可能是在形成后固結成巖過程中受到了地殼物質的影響。

4 討論

4.1 南海新生代玄武巖單斜輝石地球化學特征

主量元素的研究已表明南海新生代玄武巖中的單斜輝石具有巨晶的特征，且大部分落在巨晶單斜輝石 (Irving and Frey，1984) 的稀土元素的范圍之內，并與之具有相似的球粒隕石標準化曲線(圖5a)。稀土元素在輝石中的分布主要受其晶體化學性質的控制(肖森宏，1990)，稀土元素標準化曲線的相似性，表明了其在輝石中具有相似的賦存規(guī)律，但是本次研究的單斜輝石稀土元素總量總體較高，則可能暗示了南海新生代玄武巖源區(qū)的特殊性。

與中國東部新生代堿性玄武巖中的巨晶單斜輝石(肖森宏，1990；陳道公等，1997；肖燕等，2008)相比(圖5a)，南海新生代玄武巖中的單斜輝石具有稀土元素總量高，重稀土分異弱的特點。中國東部新生代堿性玄武巖中的巨晶單斜輝石ΣREE在19.42×10-6～41.39×10-6，LREE/HREE平均為3.14，略高于本次研究，而其GdN/LuN遠高于本次研究，且Mg#平均為0.74，低于本次研究，說明中國東部新生代玄武巖中的巨晶單斜輝石演化程度總體上要高于本次研究。中國東部新生代玄武巖的單斜輝石隨巖漿演化，形成了巨晶單斜輝石曲線相互交叉的現象(陳道公等，1997；黃婉康等，1991)，這是本次研究中的單斜輝石所不具有的。且本次研究中稀土配分曲線同中國東部新生代玄武巖巖漿演化早期形成的單斜輝石配分曲線極為相似，暗示了南海新生代玄武巖中的單斜輝石形成于巖漿演化較為早期的階段，單斜輝石的Mg#較高也說明了這一點。但南海新生代玄武巖中單斜輝石稀土元素總體仍偏高，這表明它們源區(qū)性質與中國東部(大陸板內堿性玄武巖)的不同，源區(qū)應該更加富集稀土元素。

圖5 南海新生代玄武巖中單斜輝石的微量元素與巨晶單斜輝石(a)、太平洋Marshall海山鏈玄武巖中的單斜輝石(b) 以及印度洋Kerguelen Archipelago和Kerguelen Plateau玄武巖中單斜輝石(b、c)微量元素含量的比較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 圖5 (a)球粒隕石數據來自于 McDonough and Sun (1995)；圖5(b)、(c)球粒隕石數據來自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)

與產自相似構造環(huán)境的太平洋Marshall海山鏈(Dieu, 1995)和印度洋Kergulen地區(qū)(Damasceno et al., 2000)相比，具有相似的REE擴展標準化曲線，三者均具有Sr、Zr的負異常，且南海新生代玄武巖中單斜輝石的REE擴展曲線絕大部分落在Mashall海山鏈、Kergulen群島玄武巖中的單斜輝石圈定的范圍內(圖5b)。

Sr—Nd—Pb同位素以及Hf同位素的研究表明，Kerguelen Plateau 北部邊緣1140站位的拉斑玄武巖受到了地幔柱—洋中脊相互作用的影響，顯示出了Kerguelen 地幔柱與SEIR組分的混合(Yang et al., 1998；Weis and Frey, 2000； Damasceno et al., 2000)。玄武巖中的單斜輝石化學成分也表現出了OIB與MORB過渡的特征，隨著受洋中脊影響程度的增強，LREE含量升高， REE擴展配分曲線上LREE虧損程度減小(圖5c)(Damasceno et al., 2000)。而Kerguelen 群島Mont Crozier處的弱堿性玄武巖則代表了Kerguelen 地幔柱的特征，沒有地殼的混染，也沒有受到虧損源的影響，單斜輝石的成分相對一致(Damasceno et al., 2000)。

鄢全樹和石學法(2006，2007)認為南海新生代玄武巖的形成受到了洋中脊—地幔柱相互作用的影響。其同位素組成類似于Kerguelen Plateau(Frey et al., 2000；鄢全樹等，2008)，其源區(qū)由兩個端元混合而成，一個是似印度洋MORB型的軟流圈地幔，另一個則是EM2端元，可能是來自于海南地幔柱(Zou Haibo et al., 2000；鄢全樹等，2008)。但南海新生代玄武巖中的單斜輝石中卻沒有出現類似于1140站位玄武巖單斜輝石中REE規(guī)律變化的現象(圖5c)，反而與Mont Crozier弱堿性玄武巖中的單斜輝石擴展配分曲線頗為一致。且大部分落在Mont Crozier弱堿性玄武巖范圍之內(圖5b、c)。這表明本文研究的這些單斜輝石可能并未受到洋中脊—地幔柱相互作用的影響，而是地幔柱的直接產物，是在地幔柱上升過程中分離結晶形成的(鄢全樹等，2007)。但更精確的結論需要必要的同位素分析以及更大范圍的采樣。

4.2南海新生代玄武巖中單斜輝石的成因

多數研究認為巨晶單斜輝石是堿性玄武巖漿在地幔高壓環(huán)境下形成的(Irving, 1984; 陳道公等，1997; Woodland and Jugo，2007)，是巖漿在特殊的位置適當的溫壓條件下長時間結晶的產物，生長速度很慢(10-10～10-11cm/s)(Cashman and Marsh, 1988; Marsh et al., 1991)，生長1cm的晶體需要上千年的時間(Richter and Carmichael，1993),后來被巖漿攜帶經過噴發(fā)至地表環(huán)境。

本次研究的單斜輝石在玄武巖中以斑晶形式產出，從粒度大小來判斷并非巨晶，但是其化學成分上顯示出了巨晶單斜輝石的特點，在n(AlⅣ) —n(AlⅥ)及n(Si)—n(Al)判別圖上也落在了巨晶單斜輝石的范圍內(圖3a、b)。這表明了本次研究的單斜輝石是在與巨晶單斜輝石相近的形成條件下形成的，只是由于沒有與巨晶相似的生長條件(不斷的巖漿補充，適當位置長時間結晶)，而沒有形成巨晶，或者如鄢全樹等(2007)解釋的，由于溫壓條件的改變，形成的巨晶發(fā)生碎裂而使得粒度變小。

Wass (1979) 指出單斜輝石的晶出將導致巖漿成分的改變，會使得堿質的增高以及巖漿Mg#的降低。因而如果堿性單斜輝石的母巖漿Mg#低于現在的寄主巖，就說明了單斜輝石與現有的寄主玄武巖不存在成分上的平衡性，單斜輝石是其他巖漿形成的，只是由現有的寄主玄武巖帶到地表。反之，如果母巖漿中Mg#高于寄主玄武巖或與寄主玄武巖近似，則表明單斜輝石與寄主玄武巖是平衡的或者同源的。

表4 單斜輝石與熔體之間的分配系數Table 4 Partitioning coefficients for cpx—melt

注：分配系數來自Hart and Dunn(1993)和Zack等(1997)。

Kinzler (1997) 的實驗獲得了單斜輝石與熔體的FeO/MgO比值平均分配系數(0.33)，本文據此計算出了與南海新生代玄武巖中的單斜輝石相平衡的母巖漿Mg#的范圍，為0.65～0.79，高于寄主玄武巖的Mg#(0.34～0.59)。 Green(1976)認為如果火山巖的Mg#值在0.68～0.72范圍內，則代表了該火山巖代表了幔源原始巖漿成分。說明本次研究單斜輝石的母巖漿為相當原始的巖漿。鄢全樹(2007)的研究表明只有部分單斜輝石與寄主玄武巖達到了平衡。鏡下的觀察中，單斜輝石大部分具有很窄的反應邊或是被巖漿熔蝕形成渾圓狀的晶形(圖2)，也說明了單斜輝石并未與寄主巖達到平衡。單斜輝石從母巖漿中的晶出以及之后橄欖石的分離結晶作用導致了巖漿成分的改變，寄主玄武巖中Mg#急劇下降的同時，單斜輝石與寄主玄武巖的平衡性也被破壞，出現了反應邊等現象(圖2a)。

利用Zack 等(1997)以及Hart and Dunn (1993) 獲得的單斜輝石與熔體間的分配系數(表4)，計算出了單斜輝石母巖漿的稀土元素組成。結果顯示母巖漿變化范圍大部分落在單斜輝石的寄主玄武巖范圍內，且具有同寄主玄武巖相似的REE標準化曲線，輕重稀土分異明顯，呈輕稀土富集的型式(圖6a)。這進一步說明了單斜輝石與寄主玄武巖的同源性 (Woodland and Jugo, 2007; Liotard et al., 1988)，或者是其母巖漿與寄主玄武巖具有演化關系。

Liotard等(1988)在研究法國中央地體的巨晶單斜輝石時，提出兩種成因，一是巨晶在高壓環(huán)境下從母巖漿中晶出，后被更原始的巖漿帶出地表，故而與現有的寄主巖漿并沒有達到平衡，二是在巨晶在不同壓力下持續(xù)結晶，形成了環(huán)帶結構，輝石晶體邊部與與寄主巖達到平衡。而南海新生代玄武巖中的單斜輝石的寄主巖石Mg#較低，顯然不是原始巖漿，單斜輝石也不存在環(huán)帶現象，與寄主巖石沒有達到平衡。這說明了本次研究的單斜輝石成因與兩者均不相同，它是在高壓下在與寄主巖同源的巖漿中形成，沒有經歷長時間的沉淀生長而直接向上運移被帶到地表。因而具有巨晶的主量及微量元素的特征卻不具有巨晶的形態(tài)。上升的過程中由于上升速度較快壓力迅速下降，橄欖石大量晶出 (Green, 1968)，引起了巖漿成分的變化，致使單斜輝石與寄主巖成分和結構上沒有達到平衡。

圖6 單斜輝石母巖漿的球粒隕石標準化蛛網圖(a)和單斜輝石/寄主巖REE豐度比(b) 球粒隕石數據來自 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 南海新生代玄武巖中角閃石與單斜輝石的相對分配系數

Irving and Frey (1984) 統計了世界范圍內的多個巨晶，并計算了單斜輝石/寄主巖的REE豐度比，可以近似為單斜輝石的分配系數。但是這項實驗的前提是單斜輝石同寄主巖達到平衡。鄢全樹等(2007)的研究表明本次研究中的單斜輝石僅有部分達到了平衡，而單斜輝石/寄主巖的REE豐度比僅有部分落于Irving and Frey (1984) 劃定的范圍內(圖6b)，部分比值甚至超過了1，這在玄武巖漿的分離結晶過程中是不可能出現的，進一步說明了單斜輝石同寄主巖之間存在著成分上的不平衡。巖相學中的觀察則表明著寄主巖同單斜輝石之間存在著結構上的不平衡(圖2a)。故而不能簡單地將單斜輝石/寄主巖石的REE豐度比作為單斜輝石在堿性玄武巖漿中的分配系數。

S04- 16的單斜輝石/寄主巖REE豐度比明顯不同于其他的幾組樣品，這是由于S04- 16中廣泛發(fā)育有角閃石，角閃石與輝石的共同結晶，打亂了稀土元素在輝石中正常的賦存規(guī)律(夏群科等，1998)，使得單斜輝石/寄主巖的稀土比值出現了異常。但角閃石與輝石的共同結晶為我們提供了計算稀土元素在角閃石和輝石之間的相對分配系數(表5)的機會。

樣品S04- 16中角閃石的微量元素組成較為均勻，沒有明顯的環(huán)帶，且大多數呈渾圓狀，說明在上升過程中受到了熔蝕，而不與寄主玄武巖處于平衡，這也說明了角閃石和輝石形成于巖漿演化的早期。部分單斜輝石中甚至包裹有角閃石，表明單斜輝石與角閃石在同一時期結晶，可用來計算微量元素在兩者之間的相對分配系數。

計算出的DHb/Cpx中，DLREE較高，DLa可達2.14，而DHREE較低，DLu僅為0.87。與法國中央地體(Woodland and Jugo，2007)以及West Eifel 地區(qū)(Witt- Eickschen and Harte, 1994)較為一致(圖7)，但是其LREE的分配系數高而HREE分配系數低，這可能是源區(qū)成分差異性所致。

表 5 角閃石與單斜輝石的相對分配系數Table 5 REE partitioning coefficients for amphibole—clinopyroxene

注：*角閃石與單斜輝石均取S04- 16所測得的樣品的平均值。

圖7 S04- 16樣品中角閃石與單斜輝石的相對分配系數Fig. 7 REE partitioning coefficients for amphibole—clinopyeoxene in sample S04- 16

5 結論

(1) 南海新生代玄武巖中的單斜輝石具有相似的微量元素組成。稀土元素含量不高，HREE及LREE虧損，而MREE富集；大離子親石元素Rb、Ba、Sr均出現明顯的虧損，高場強元素中Nb、Zr出現虧損而Hf略富集，Nb、Ta與Zr、Hf分餾明顯；Th較為富集，而Pb強烈虧損，U的變化范圍較大。

(2) 南海新生代玄武巖中的單斜輝石較為原始，源區(qū)物質成分也具有特殊性。其來源較簡單，為地幔柱的直接產物，沒有受到洋中脊—地幔柱相互作用的影響。

(3) 南海新生代玄武巖中的單斜輝石具有巨晶的特征，與寄主玄武巖同源，沒有經歷長時間的沉淀生長而直接向上運移被帶到地表，因而具有巨晶的主量及微量元素的特征，卻不具有巨晶的形態(tài)，上升的過程中巖漿成分發(fā)生變化，致使單斜輝石與寄主玄武巖成分和結構上沒有達到平衡。

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