孫嘉祥 李霓 張雯倩

1. 吉林長白山火山國家野外科學(xué)觀測研究站，中國地震局地質(zhì)研究所，北京 1000292. 中國地震局地震與火山災(zāi)害重點實驗室，北京 100029

來源于地幔的玄武巖是探究深部地質(zhì)過程的窗口，其地球化學(xué)特征可以反演源區(qū)組成，并為該區(qū)的地幔演化提供線索。前人應(yīng)用玄武巖地球化學(xué)特征深入探討了華北克拉通的地幔特征和演化歷史，但是大多數(shù)成果集中在克拉通東部玄武巖及其地幔包體的研究上(Nakamuraetal., 1989; Fan and Menzies, 1992; 鄭建平, 1999; Gaoetal., 2002; Zhangetal., 2002, 2009; Yangetal., 2010; Zengetal., 2010; 陳立輝等, 2012; Guoetal., 2013)，對于克拉通西部地區(qū)除了漢諾壩地區(qū)因為玄武巖規(guī)模較大并且攜帶地幔包體研究程度較高以外(Songetal., 1990; Zhietal., 1990; Basuetal., 1991; 解廣轟和王俊文, 1992; 劉叢強和解廣轟, 1996; Liuetal., 2001; Xu, 2002; Zhouetal., 2002; Rudnicketal., 2004; Choietal., 2008; Zhengetal., 2009; Qianetal., 2015)，重力梯度帶西側(cè)其它玄武巖的研究資料相對較少(Zhangetal., 2005; 葉蕾等, 2015)，對于大同玄武巖的研究自二十世紀(jì)八十年代末才開始起步。

陳孝德等(1997)采集了大同玄武巖中的幔源包體，并對包體中橄欖石Ca含量進行測定，采用地質(zhì)溫壓計證明了大同火山群的巖漿主要來源于60km左右深處的上地幔，且第四紀(jì)以來大同地區(qū)地溫梯度有增高的趨勢。解廣轟和王俊文(1989)報道了少量大同玄武巖Sr-Nd同位素特征，根據(jù)Sr-Nd的線性關(guān)系以及玄武巖εNd(t)>0的特征推測大同玄武巖來源于虧損的上地幔且未受到地殼的混染。馬金龍和徐義剛(2004)對大同玄武巖進行了較為系統(tǒng)的研究，發(fā)現(xiàn)大同玄武巖具有類似洋島玄武巖(OIB)的地球化學(xué)特征，并提出DM+EMⅠ的混合模型來解釋大同玄武巖的成因。Xuetal. (2005)進一步指出大同玄武巖主要受控于軟流圈物質(zhì)，并加入了少量巖石圈成分。上述學(xué)者都得出大同玄武巖來源于上地幔，但對于玄武巖部分熔融程度、源區(qū)殘留相、地幔端元成分以及巖石圈作用的認識仍然不夠清晰。本文擬通過研究大同玄武巖地球化學(xué)特征來揭示該區(qū)玄武巖的形成機制，為華北克拉通西部地區(qū)破壞提供新的證據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華北克拉通是我國東部重要的構(gòu)造單元，也是地球上克拉通破壞的典型地區(qū)之一。在華北克拉通周圍發(fā)育一系列俯沖/碰撞帶，包括北部的古生代古亞洲洋俯沖、南部的三疊紀(jì)揚子地塊俯沖、東面的侏羅-白堊紀(jì)太平洋板塊俯沖，形成了北臨中亞造山帶，南接秦嶺-大別造山帶，東臨太平洋板塊的大地構(gòu)造(圖1)(Jahnetal., 1987; Liuetal., 1992; Maruyamaetal., 1997; Zhaoetal., 2001; Li and Santosh, 2017)。自中生代以來的巖石圈減薄是去克拉通化的重要標(biāo)志之一，雖然眾多學(xué)者對于減薄的時間和空間有爭論，但是大部分學(xué)者還是傾向于認為早白堊世是減薄的高峰期(Xuetal., 2001, 2009; 裴福萍, 2004; 吳福元等, 2008;朱日祥等, 2011; Kuskyetal., 2014)?？臻g上，重力梯度帶東西兩側(cè)巖石圈厚度存在差異(婁辛輝等, 2017; 徐小兵等, 2018)，西部巖石圈自新生代逐漸減薄，東部巖石圈逐漸加厚(徐義剛, 2006; Xuetal., 2009)?？傮w來說，無論在時間或空間上，東西部巖石圈的“熱狀態(tài)”、厚度以及地球化學(xué)性質(zhì)都有著明顯的不同(Menziesetal., 1993; Niu, 2005; Xu, 2007; 吳福元等, 2008; Xuetal., 2009; Zhuetal., 2012; Guoetal., 2014)。

圖1 華北克拉通構(gòu)造簡圖(a,據(jù)Yang et al., 2010修改)及大同第四紀(jì)玄武巖分布簡圖(b,據(jù)馬金龍和徐義剛, 2004)DTGL-大興安嶺-太行山重力梯度帶；TLFZ-郯廬斷裂帶；①漢諾壩；②集寧；③大同；④繁峙Fig.1 Geological map of the North China Craton (a, modified after Yang et al., 2010) and the Quaternary basalt in Datong (b, after Ma and Xu, 2004)DTGL-Daxing’anling-Taihangshan Gravity Lineament; TLFZ-Tanlu Fault Zone; ①Hannuoba; ②Jining; ③Datong; ④Fanshi

大同火山區(qū)分布在華北克拉通太行山-大興安嶺重力梯度帶西側(cè)，位于山陜地塹最北端盆地，處于中國東部NNE向剪切拉張斷陷盆地的構(gòu)造地貌格局之中，北界是陽高-天鎮(zhèn)斷裂，南至六棱山山前斷裂，西臨口泉斷裂(王乃樑等, 1996; 岑敏等, 2015)。大同第四紀(jì)玄武巖出露范圍大致位于39°55′22″～40°10′35″N，113°34′17″～113°56′45″E。前人以陳莊-許堡為界將大同火山區(qū)大致分為東西兩個部分，西區(qū)玄武巖多以爆發(fā)和溢流相產(chǎn)出，形成大小形狀不同的30余座火山錐，由于西區(qū)玄武巖來源深度較深，所以形成低硅高堿的堿性玄武巖；東區(qū)火山爆發(fā)系數(shù)較小，常沿著斷裂位置(桑干河、六棱山斷裂)溢出，形成溢流玄武巖，由于東區(qū)玄武巖來源較淺，形成高硅低堿的拉斑玄武巖(韓軍青, 1992; 李文宣等, 1994; 陳孝德等, 2001; 安衛(wèi)平和蘇宗正, 2008)。前人通過釋光法、古地磁以及K-Ar測年等方法對大同玄武巖噴發(fā)年齡進行了研究(裴靜嫻, 1981; 李虎侯和孫建中, 1984; 朱日祥等, 1985, 1990; 陳文寄等, 1992; 趙華等, 2012)，雖然測定結(jié)果不完全一致，但是總體上大同玄武巖噴發(fā)可分為三個階段：第一階段是以東區(qū)冊田水庫溢流玄武巖為代表距今0.74～0.54Ma的噴發(fā)；第二階段西區(qū)爆破相和東區(qū)溢流相玄武巖均在0.4～0.3Ma左右大規(guī)模產(chǎn)出；第三階段的大規(guī)模噴發(fā)以秋林村山前斷裂溢流玄武巖為代表，年齡在0.2Ma左右，即大同玄武巖的噴發(fā)時代發(fā)生在早更新世晚期-晚更新世早期(李虎侯和孫建中, 1984; 陳文寄等, 1992)。本文所采集的樣品包括西區(qū)堿性玄武巖和東區(qū)拉斑玄武巖。

2 樣品的采集與分析

大同玄武巖呈灰-灰黑色，塊狀構(gòu)造，少數(shù)玄武巖含有排列規(guī)則的氣孔，氣孔中充填白色碳酸鹽礦物呈杏仁狀構(gòu)造。本文采樣點涵蓋東區(qū)和西區(qū)，分析所用樣品為新鮮致密塊狀灰黑色玄武巖。與漢諾壩玄武巖含有豐富的地幔橄欖巖包體相比，僅在大同金山、狼窩山處發(fā)現(xiàn)少量尖晶石二輝橄欖巖包體。大同玄武巖呈塊狀構(gòu)造，顯微斑狀結(jié)構(gòu)。西區(qū)玄武巖斑晶含量約為20%～30%，基質(zhì)含量約為40%～50%。斑晶為橄欖石(ol)和單斜輝石(cpx)，橄欖石常呈半自形或他形粒狀，單斜輝石多為半自形粒狀。基質(zhì)由橄欖石、單斜輝石、斜長石(pl)、鐵鈦氧化物以及玻璃質(zhì)組成。東區(qū)玄武巖主要礦物成分與堿性玄武巖基本一致，差別在于斑晶組成上，橄欖石含量下降，輝石含量上升；基質(zhì)中斜長石微晶明顯增多，其組成的三角格架中充填他形粒狀輝石、橄欖石和磁鐵礦的細小顆粒(圖2)。

圖2 大同東區(qū)溢流玄武巖野外照片(a)和鏡下顯微照片(b)Fig.2 Field (a) and microscopic (b) photographs of the eastern Datong basalts

樣品的主量、微量和同位素分析測試均在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司完成。挑選新鮮樣品，切去風(fēng)化面，研磨至5mm， 剔除雜質(zhì)， 最后磨至200目粉末。全巖主量元素在波長色散X射線熒光光譜儀(ZSXPrimusⅡ)上完成，標(biāo)樣采用GBW07105(標(biāo)準(zhǔn)值)來保證測試精度，分析精度為1%～5%。微量元素測試在電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(Agilent 7700e ICP-MS)上采用GB/T14506.30—2010硅酸鹽巖石化學(xué)分析方法完成，分析精度好于10%。具體流程：(1)將200目樣品置于105℃烘箱中烘干12小時；(2)準(zhǔn)確稱取粉末樣品50mg置于Teflon溶樣彈中；(3)依次緩慢加入1mL高純硝酸和1mL高純氫氟酸；(4)將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱24小時以上；(5)待溶樣彈冷卻，開蓋后置于140℃電熱板上蒸干，然后加入1mL硝酸并再次蒸干(確保溶樣彈壁無液體)；(6)加入1mL高純硝酸、1mL MQ水和1mL內(nèi)標(biāo)In(濃度為1×10-6)，再次將Teflon溶樣彈放入鋼套，擰緊后置于190℃烘箱中加熱12小時以上；(7)將溶液轉(zhuǎn)入聚乙烯塑料瓶中，并用2%硝酸稀釋至100g以備ICP-MS測試。巖石主微量分析結(jié)果見表1。Sr-Nd-Pb-Hf同位素測試采用BCR-2、RGM-2兩個標(biāo)樣在MC-ICP-MS上完成，分析結(jié)果見表2。同位素分析利用美國Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)完成。

表1 大同玄武巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量

續(xù)表1

圖3 大同玄武巖TAS圖解(底圖據(jù)Le Bas et al., 1986；堿性玄武巖和拉斑玄武巖分界虛線據(jù)Irvine and Baragar, 1971)實心圖標(biāo)數(shù)據(jù)引自馬金龍和徐義剛(2004)；圖9同F(xiàn)ig.3 TAS diagram of Datong basalts (after Le Bas et al., 1986, the boundary line between alkaline basalt and tholeiitic basalt after Irvine and Baragar, 1971)The data of solid triangles and squares from Ma and Xu, 2004

3 分析結(jié)果

3.1 主量元素

表1經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)化計算得知，大同西區(qū)玄武巖SiO2含量為45.02%～49.07%，K2O+Na2O含量為5.23%～6.53%，TiO2含量為2.46%～3.05%；東區(qū)玄武巖SiO2含量為49.76%～53.30%，K2O+Na2O含量為3.60%～4.56%，TiO2含量為1.81%～2.28%。相較于東區(qū)玄武巖，西區(qū)玄武巖整體呈低硅高堿高鈦的特征。在TAS投圖上(圖3)，大同西區(qū)玄武巖屬于堿性玄武巖系列，東區(qū)玄武巖屬于拉斑玄武巖系列。主量元素Fe2O3、TiO2、Na2O、K2O與MgO之間均無明顯協(xié)變關(guān)系，這和漢諾壩、繁峙、集寧玄武巖類似，但可以看出相對于東區(qū)拉斑玄武巖，西區(qū)堿性玄武巖具有明顯高的主量元素含量(圖4)。SiO2-MgO圖解表明，隨著SiO2含量增加，MgO含量降低(圖4a)；CaO/Al2O3-MgO圖解顯示簡單的正相關(guān)(圖4b)；大同堿性玄武巖和拉斑玄武巖MgO含量雖然不同，但兩種玄武巖Mg#并沒有明顯的演化關(guān)系。

圖4 大同第四紀(jì)玄武巖主量元素氧化物與MgO協(xié)變圖漢諾壩，繁峙，集寧數(shù)據(jù)來自Zhi et al., 1990; Zhang et al., 2005; 葉蕾等, 2015Fig.4 Diagrams of major element oxides vs. MgO for Quaternary Datong basaltsData sources of Hannuoba, Fanshi, Jining after Zhi et al., 1990; Zhang et al., 2005; Ye et al., 2015

3.2 微量元素

大同玄武巖微量元素分析結(jié)果見表1，其中堿性玄武巖的稀土元素總量為192.1×10-6～254.6×10-6，明顯高于拉斑玄武巖的69.25×10-6～103.7×10-6含量范圍。在稀土元素配分圖上，無論西區(qū)堿性玄武巖還是東區(qū)拉斑玄武巖均顯示富集輕稀土(LREE)、虧損重稀土(HREE)的配分模式(圖5a)，但兩種玄武巖的輕重稀土分餾程度不同，堿性玄武巖(La/Yb)N=19.74～31.62，(La/Sm)PM=2.90～3.40；拉斑玄武巖(La/Yb)N=5.82～12.27，(La/Sm)PM=1.39～2.37，可見堿性玄武巖的輕重稀土分餾程度明顯更高。此外，兩種玄武巖均未顯示Eu異常。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖中顯示兩種玄武巖類似洋島玄武巖(OIB)的特征，富集Ba、Sr、K等大離子親石元素(LILE)，Nb、Ta兩種高場強元素(HFSE)輕微富集，在圖上基本顯示平滑曲線，且不虧損Zr的特征(圖5b)。

3.3 Sr-Nd-Pb-Hf同位素

大同玄武巖Sr-Nd-Hf同位素組成分別是87Sr/86Sr為0.703302～0.705102，143Nd/144Nd為0.512561～0.512963，以及176Hf/177Hf為0.282922～0.283072(表2)。Sr-Nd二元同位素圖解顯示大同玄武巖整體具有負相關(guān)特征，并落在洋島玄武巖(OIB)范圍內(nèi)，接近全硅酸鹽地球值(BSE)(圖6a)。εNd(t)為-1.5～6.3，εHf(t)為5.3～10.6，在εNd(t)-εHf(t)圖解(圖6b)上，大同玄武巖樣品沿著地幔演化趨勢線呈正相關(guān)分布，并且也落在OIB范圍內(nèi)。相較于大同拉斑玄武巖，大同堿性玄武巖具有較高Nd和較低Sr同位素特征，顯示了同位素組成與巖性的相關(guān)關(guān)系。大同玄武巖Pb同位素比值如下：206Pb/204Pb為17.131～18.266，207Pb/204Pb為15.382～15.531，208Pb/204Pb為37.591～38.381，在208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖7a)顯示大同堿性玄武巖落在I-MORB(印度洋MORB)范圍內(nèi)，而拉斑玄武巖則更接近五大連池鉀質(zhì)玄武巖，這點在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖7b)得到了驗證。所有研究區(qū)樣品都在NHRL (北半球參考線)之上，且相較于富集端元EMⅡ具有更低的放射性Pb同位素組成，同時可以看出大同堿性玄武巖Pb同位素比值要高于拉斑玄武巖，這些特征與重力梯度帶附近繁峙、漢諾壩、集寧等地玄武巖類似(解廣轟等, 1989; Xu, 2002; 馬金龍和徐義剛, 2004; Zhangetal., 2005; Chenetal., 2007; Yan and Zhao, 2008; Yangetal., 2010; 葉蕾等, 2015)。

表2 大同玄武巖Sr-Nd-Pb-Hf同位素組成

圖5 大同玄武巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化不相容元素曲線(b)球粒隕石、原始地幔、OIB、E-MORB和N-MORB參考值據(jù)Sun and McDonough, 1989Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized incompatible element curves (b) for Datong basaltsChondrite, primitive mantle, OIB, E-MORB and N-MORB reference values after Sun and McDonough, 1989

圖6 大同及周邊玄武巖87Sr/86Sr-143Nd/144Nd圖解(a)和εNd(t)-εHf(t)圖解(b)(a)數(shù)據(jù)來源：PREMA、MORB、OIB、EMⅠ和EMⅡ (Zindle and Hart, 1986)、古老巖石圈地幔(Zhang et al., 2002)、集寧玄武巖(Zhang et al., 2005)、漢諾壩玄武巖(Song et al., 1990)、繁峙玄武巖(葉蕾等，2015)；(b)數(shù)據(jù)來源：漢諾壩(Choi et al., 2008)、集寧玄武巖(Zhang et al., 2005; Ho et al., 2011; Zhao et al., 2013)、方城玄武巖(Zhang et al., 2002)，繁峙玄武巖數(shù)據(jù)同圖6aFig.6 Diagrams of 87Sr/86Sr vs. 143Nd/144Nd (a) and εNd(t) vs. εHf(t) (b) for basalts at Datong and adjacent areasData sources in Fig.6a: MORB, OIB, EMⅠ, PREMA and EMⅡ (Zindle and Hart, 1986), ancient lithosphere mantle (Zhang et al., 2002), Jining basalt (Zhang et al., 2005), Hannuoba basalt (Song et al., 1990), Fanshi basalt (Ye et al., 2015). Fig.6b data source: Hannuoba (Choi et al., 2008), Jining basalt (Zhang et al., 2005; Ho et al., 2011; Zhao et al., 2013)，F(xiàn)angcheng basalt (Zhang et al., 2002), Fanshi basalt data are the same as those of Fig.6a

圖7 大同及其它玄武巖208Pb/204Pb-206Pb/204Pb(a)和207Pb/204Pb-206Pb/204Pb(b)圖解數(shù)據(jù)來源：太平洋、大西洋MORB和印度洋MORB (Barry and Kent, 1998; Zou et al., 2000; Chauvel and Blichert-Toft, 2001)、漢諾壩玄武巖(Song et al., 1990; Basu et al., 1991)、五大連池玄武巖(Zhang et al., 1998; Zou et al., 2003)、NHRL (Hart, 1984)，其他圖例同圖6Fig.7 Plots of 208Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (a) and 207Pb/204Pb vs. 206Pb/204Pb (b) for Datong and other basaltsData sources: Pacific, Atlantic and Indian MORB (Barry and Kent, 1998; Zou et al., 2000; Chauvel and Blichert-Toft, 2001), Hannuoba basalt (Song et al., 1990; Basu et al., 1991), Wudalianchi basalt (Zhang et al., 1998; Zou et al., 2003), NHRL (Hart, 1984), other legends same as in Fig.6

圖8 大同玄武巖La/Nb-Ba/Nb圖解(a)和Nb/U-Nb圖解(b)數(shù)據(jù)源：OIB、N-MORB (Sun and McDonough, 1989)，全大陸地殼BCC (Rudnick and Gao, 2003)Fig.8 Plot of La/Nb vs. Ba/Nb (a) and Nb/U vs. Nb (b) for Datong basaltsData sources: OIB, N-MORB (Sun and McDonough, 1989), BCC (Rudnick and Gao, 2003)

圖9 大同玄武巖MgO-Ni(a)和MgO-Cr(b)圖解Fig.9 Diagrams of MgO vs. Ni (a) and MgO vs. Cr (b) for Datong basalts

圖10 大同玄武巖La/Yb-Sm/Yb (a)和Zr-Zr/Y (b)圖解曲線旁邊數(shù)字代表熔融比例，源區(qū)礦物組分、礦物熔融比例和元素分配系數(shù)據(jù)Johnson et al., 1990; McKenzie and O’Nions, 1991Fig.10 La/Yb vs. Sm/Yb (a) and Zr vs. Zr/Y (b) diagrams of Datong basaltThe numbers next to the curve represent the melting ratio. Mineral composition, melting ratio, and elemental distribution data of the source area after Johnson et al., 1990; McKenzie and O’Nions, 1991

4 討論

4.1 地殼混染

克拉通背景下的大陸玄武質(zhì)巖漿在上升至地表過程中會經(jīng)歷較厚的大陸地殼，存在著被地殼混染的可能性(Carteretal., 1978; Watson, 1982; Huppertetal., 1985; Reinersetal., 1995)。大同玄武巖是華北克拉通西部玄武巖的重要組成部分，部分拉斑玄武巖在微量元素蛛網(wǎng)圖上顯示Pb正異常，暗示巖漿同樣可能被大陸地殼混染，但是基于以下事實可以排除地殼混染的可能性：(1)狼窩山和金山所見的玄武巖含有橄欖巖包體，這一般被認為是玄武質(zhì)巖漿快速上升的標(biāo)志，所以與地殼混染的可能性不大。(2)大陸地殼相較于地幔來源的物質(zhì)具有低Nb、富集LREE、更低的Nb/U和更高的La/Nb比值(Hofmann, 1988)，如果大同玄武巖經(jīng)歷了地殼混染，則Nb/U-Nb以及La/Nb-Ba/Nb應(yīng)該有正相關(guān)關(guān)系，而在圖8a和圖8b中并未發(fā)現(xiàn)大同堿性玄武巖樣品具有這種特征，且投點落在OIB范圍內(nèi)，具有比地殼更低的La/Nb比值，更高的Nb含量和Nb/U比值，遠離地殼投點。(3)在微量元素蛛網(wǎng)圖中并未觀察到Nb、Ti、Ta虧損的特征，相反絕大部分樣品(Nb/La)N>1，并且顯示Ti、Ta的輕微富集，所以基本可以排除地殼混染的可能性。大同拉斑玄武巖La/Nb-Ba/Nb正相關(guān)，Nb、Ti、Ta元素相較于堿性玄武巖含量更低，微量元素蛛網(wǎng)圖顯示Pb正異常，可能暗示地殼混染，但是Ce/Pb-Nb/U圖解顯示拉斑玄武巖仍然遠離地殼投點(圖略)，且如果經(jīng)歷了較大程度的地殼混染，則εNd值應(yīng)該與MgO含量存在相關(guān)性，但是拉斑玄武巖并沒有顯示這樣的特征，這與AFC預(yù)測的混染模型不一致，總體而言微量元素仍然以類似OIB特征為主，所以拉斑玄武巖經(jīng)歷了輕微的地殼混染，但根據(jù)上述討論可以排除地殼混染對于玄武巖成因的影響?；谶@個前提，大同玄武巖樣品的地球化學(xué)特征可以更好地反映地幔源區(qū)的特征，這與前人對重力梯度帶附近的新生代玄武巖區(qū)地殼混染程度不高的評估結(jié)果一致(Zhietal., 1990; Xuetal., 2005; Zhangetal., 2005; 劉金菊等, 2014; 葉蕾等, 2015)。

4.2 分離結(jié)晶作用

大同玄武巖MgO變化范圍為6.63%～8.04%，低于中國東部新生代原始巖漿參考值(MgO 10%～12%)，樣品的Ni(130×10-6～175×10-6)、Cr(165×10-6～265×10-6)含量又遠遠低于地幔原始巖漿的含量(Ni>235×10-6, Cr>400×10-6, Sato, 1977; Wilson, 1989)，鏡下觀察到大同玄武巖含有橄欖石、單斜輝石斑晶和斜長石微晶，這些都是大同玄武巖發(fā)生分離結(jié)晶作用的重要證據(jù)。由于Ni在橄欖石中的分配系數(shù)為5.9～29，Cr在單斜輝石中的分配系數(shù)約為34(Arth, 1976)，圖9中顯示隨著MgO的降低，Ni、Cr含量降低，所以暗示巖漿過程中發(fā)生了橄欖石和單斜輝石的分離結(jié)晶作用。同時觀察到堿性玄武巖MgO與Cr、Ni的正相關(guān)趨勢明顯，而拉斑玄武巖的正相關(guān)趨勢則稍弱，表明堿性玄武巖分離結(jié)晶程度更高；另外CaO/Al2O3-MgO協(xié)變圖(圖4b)的良好正相關(guān)關(guān)系也是大同堿性玄武巖和拉斑玄武巖經(jīng)歷單斜輝石分離結(jié)晶的證據(jù)。微量元素蛛網(wǎng)圖(圖5b)并未見Sr、Eu的負異常，說明斜長石的分離結(jié)晶作用不明顯。總的來說，雖然兩種玄武巖均經(jīng)歷了橄欖石、單斜輝石的分離結(jié)晶作用，未見明顯斜長石結(jié)晶，但大同堿性玄武巖分離結(jié)晶程度要高于拉斑玄武巖，這與重力梯度帶附近漢諾壩等地玄武巖的結(jié)晶演化作用基本一致(Song and Frey, 1989; Zhietal., 1990; Liuetal., 2001; Xuetal., 2005; 葉蕾等, 2015)。

4.3 巖漿源區(qū)

中國東部新生代玄武巖被認為是源區(qū)兩端元不同混合比例形成的(Pengetal., 1986; Basuetal., 1991; Fan and Hooper, 1991; Tatsumotoetal., 1992; Liuetal., 1994)。大同附近的漢諾壩、集寧和繁峙等重力梯度帶周邊的新生代玄武巖源區(qū)同樣被認為是來自二端元的混合(解廣轟等, 1989; 劉叢強和解廣轟, 1996; Coulonetal., 1996; Tangetal., 2006; Zhangetal., 2012; Guoetal., 2014)。那么大同玄武巖的巖漿源區(qū)是否同樣如此呢，這可從所采集樣品的主微量和同位素的地球化學(xué)特征來推斷其源區(qū)成因。

微量元素蛛網(wǎng)圖和稀土配分圖(圖5b)均顯示大同玄武巖有類似OIB的元素特征，和MORB相比非常富集Rb、Ba、Th、U、La等強不相容元素，堿性玄武巖的上述元素含量要高于拉斑玄武巖，這些強不相容元素的含量一般和源區(qū)性質(zhì)有關(guān)，暗示兩種巖性的巖漿源區(qū)有差異。這種類似OIB富集不相容元素的特征和重力梯度帶西側(cè)集寧、漢諾壩、繁峙等地玄武巖極為類似(解廣轟等, 1989; Zhietal., 1990; 馬金龍和徐義剛, 2004; Xuetal., 2005; Zhangetal., 2005; 葉蕾等, 2015)，后者被認為來自軟流圈地幔(Song and Frey, 1989; Basuetal., 1991; Fan and Hooper, 1991)，結(jié)合大同玄武巖右傾的稀土元素配分模式要求源區(qū)殘留石榴石，據(jù)此推測大同玄武巖也可能來自軟流圈地幔。

143Nd/144Nd-87Sr/86Sr、207Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解(圖6a、圖7b)可以看出大同玄武巖主要來自PREMA與EMⅠ端元的混合，并有少量EMⅡ端元的影響，故PREMA是大同玄武巖的虧損端元。PREMA是由國外學(xué)者根據(jù)全球不同地方玄武巖的同位素特征劃分出來的地幔端元中的一個，它的主要特征有(1)與洋島玄武巖極為相似的同位素特征，富集地殼虧損的元素；(2)可以代表很多大陸玄武巖的虧損端元；(3)具有PREMA同位素特征的玄武巖來源深度可能大于100km(Zindleetal., 1982; Zindle and Hart, 1986)。大同玄武巖在143Nd/144Nd-87Sr/86Sr、εNd(t)-εHf(t)圖解(圖6)均落在OIB范圍內(nèi)，根據(jù)現(xiàn)有地球物理資料顯示大同部分區(qū)域巖石圈厚度要超過100km(婁辛輝等, 2017; 徐小兵等, 2018)，并且大同附近的漢諾壩和集寧玄武巖Pb同位素特征也顯示了PREMA作為虧損端元參與了新生代玄武巖的形成(解廣轟和王俊文, 1992; Zhangetal., 2005)，所以認為來自軟流圈的PREMA是大同玄武巖的虧損端元。

Sr-Nd二元圖解顯示大同拉斑玄武巖可能受到少量富集組分的影響(圖6a)，但是不能確定富集端元EMⅠ和EMⅡ哪一個參與得更多。首先，EMⅡ組分相對大同玄武巖具有較高的206Pb/204Pb和87Sr/86Sr比值，而且它一般起源于大陸下地殼或陸源沉積物(Carlson, 1984; Zindle and Hart, 1986)，前文中的討論以及微量元素蛛網(wǎng)圖上也顯示大同玄武巖并未有明顯的地殼混染特征，因此可以排除EMⅡ作為主要端元參與了大同玄武巖的形成，但不排除有少部分EMⅡ的參與。圖7顯示大同玄武巖均有良好的從PREMA到EMⅠ的混合趨勢，所以推斷EMⅠ是主要的富集端元。關(guān)于EMⅠ端元的形成，國內(nèi)外學(xué)者看法不一致，部分學(xué)者推測EMⅠ可能來自古洋殼及其攜帶的沉積物俯沖至深部交代富集軟流圈地幔形成(McDonough, 1990; Weaver, 1991; 石林等, 1998)，另一部分學(xué)者認為EMⅠ來源于古老克拉通之下的大陸巖石圈地幔下部(Tatsumotoetal., 1992)。大同玄武巖的富集端元EMⅠ可能是第二種成因，即來自于古老巖石圈地幔。證據(jù)如下：(1)同為重力梯度帶西側(cè)且臨近大同的漢諾壩、集寧等地的大陸巖石圈地幔下部具有和EMⅠ一樣低的143Nd/144Nd和高的87Sr/86Sr同位素特征(Tatsumotoetal., 1992; Tangetal., 2006)；(2)中國東部包括上述區(qū)域新生代玄武巖EMⅠ型特征也被廣泛認為是大陸巖石圈地幔(SCLM)下部的貢獻(Zhietal., 1990; Basuetal., 1991; Fan and Hooper, 1991; Tatsumotoetal., 1992; 馬金龍和徐義剛, 2004; Zhangetal., 2005; Hoetal., 2011; 葉蕾等, 2015)；(3)208Pb/204Pb-206Pb/204Pb圖解上(圖7a)，大同拉斑玄武巖更靠近五大連池玄武巖(板塊內(nèi)部SCLM來源)，因此本文認為來自古老巖石圈地幔的EMⅠ是大同玄武巖的富集端元。

同位素特征揭示了大同玄武巖是軟流圈(PREMA)+大陸古老巖石圈地幔下部(EMⅠ)形成的。因為古老巖石圈地幔一般比較難熔，但是玄武巖的形成需要飽滿巖石熔融(Griffinetal., 1999)，Sr-Nd組分混合模擬曲線顯示大同拉斑玄武巖有不超過20%、大同堿性玄武巖不超過10%的富集組分的參與(圖6a)，所以大同第四紀(jì)玄武巖主要來源于軟流圈的部分熔融，并熔融了少量古老巖石圈地幔。同位素圖解上堿性玄武巖更靠近虧損端元(PREMA)，拉斑玄武巖更靠近富集端元(EMⅠ)，說明拉斑玄武巖中巖石圈組分比例較堿性玄武巖大。

4.4 部分熔融程度和深度

玄武巖部分熔融的深度和硅的飽和程度有較大關(guān)系，通常硅越飽和玄武巖形成深度越淺，所以堿性玄武巖形成深度要大于拉斑玄武巖(Hirose and Kushiro, 1993; Kushiro, 2001)。前人研究表明華北堿性玄武巖形成深度>80km，拉斑玄武巖的形成深度為50～60km(Nohdaetal., 1991)。大同西區(qū)主要為堿性玄武巖，形成深度應(yīng)該大于80km。主量上堿性玄武巖SiO2含量大于拉斑玄武巖，在硅堿投圖上處于硅不飽和區(qū)域，拉斑玄武巖則相對硅飽和。微量上(La/Sm)堿性>(La/Sm)拉斑、(La/Yb)堿性>(La/Yb)拉斑，顯示拉斑玄武巖輕重稀土分餾程度低于堿性玄武巖，這種輕重稀土的分餾程度受控于巖石圈厚度(源區(qū)深度)，巖石圈厚度越大，發(fā)生部分熔融程度越低，輕重稀土的分餾程度就越明顯，即源區(qū)來源越深的玄武巖，其輕重稀土越分餾(Ellam, 1992; Niu, 2005, 2016; Guoetal., 2020)，所以東區(qū)拉斑玄武巖形成深度應(yīng)淺于西區(qū)堿性玄武巖。

對于石榴子石，Yb是相容元素，而La、Sm為不相容元素，石榴子石相橄欖巖部分熔融的程度越低，分異程度越明顯；而在尖晶石相橄欖巖部分熔融作用中，La/Yb變化較小，Sm/Yb基本不變，因此La/Yb-Sm/Yb圖常用于區(qū)分來自石榴子石相橄欖巖和尖晶石相橄欖巖的玄武巖(Xuetal., 2005)。從圖10中可以看出大同玄武巖落在石榴子石二輝橄欖巖熔融曲線上，堿性玄武巖熔融程度較小為1.5%～3%，拉斑玄武巖熔融程度明顯比堿性玄武巖大，約為4%～8%。不相容元素的含量和比值通常也是判斷部分熔融程度的重要方法，Zr/Y比值不受分離結(jié)晶影響而受控于部分熔融程度，這是因為Zr的不相容性更高，隨著熔融程度的增加，Zr/Y比值下降，圖10b顯示拉斑玄武巖更小的Zr/Y比值，這與圖10a的模擬結(jié)果一致。

5 結(jié)論

(1)大同第四紀(jì)火山巖以陳莊-許堡斷裂為界分為東西兩區(qū)，西區(qū)是堿性玄武巖，東區(qū)為拉斑玄武巖。

(2)大同玄武巖含有大量橄欖石和單斜輝石斑晶，結(jié)合Ni、Cr與MgO的負相關(guān)特征，推斷這兩種礦物是主要的分離結(jié)晶礦物。

(3)La/Yb-Sm/Yb圖解模擬計算得出大同玄武巖是石榴子石二輝橄欖巖低程度部分熔融的結(jié)果，堿性玄武巖約為1.5%～3%，拉斑玄武巖為4%～8%，部分熔融程度不同控制著兩種玄武巖主、微量元素的差異。

(4)大同堿性玄武巖和拉斑玄武巖相對富集LREE、LILE和HFSE，具有類似洋島玄武巖(OIB)的特征，同位素圖解表明它們都是以PREMA端元為代表的軟流圈地幔低程度部分熔融，并有較少比例以EMⅠ端元為代表的古老巖石圈地幔的加入(堿性玄武巖不超過10%，拉斑玄武巖不超過20%)，其同位素特征的差異則是巖石圈物質(zhì)參與比例不同造成的。

致謝感謝三位評審專家及編輯部俞良軍博士對本文的建設(shè)性修改意見，使本文的論述及表達更為嚴謹清晰。