何登洋，邱昆峰，張 蓮，于皓丞，楊澤宇

(中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院， 北京 100083)

遼寧省興城地區(qū)位于華北克拉通東北緣，中生代以來受太平洋板塊俯沖影響，發(fā)生大規(guī)模的巖石圈減薄，并伴隨有斷陷盆地、巖漿活動(dòng)和變質(zhì)核雜巖的形成(Dengetal., 2018)。早白堊世玄武巖是華北克拉通巖石圈減薄與克拉通破壞的重要產(chǎn)物之一，可能完整記錄了克拉通破壞機(jī)制與演化過程信息(Dengetal., 2017； Liangetal., 2020)。

鋯石是分布最廣泛的副礦物之一，穩(wěn)定性強(qiáng)，鋯石tTi溫度計(jì)能反映巖石結(jié)晶溫度，其微量元素地球化學(xué)特征可反映巖漿源區(qū)成分特征，區(qū)分洋殼與陸殼鋯石并示蹤巖石的形成過程(趙振華， 2010； Qiuetal., 2020)。金紅石是俯沖帶巖石中高場(chǎng)強(qiáng)元素的一個(gè)重要載體，它可以容納高達(dá)百分含量的高場(chǎng)強(qiáng)元素和過渡金屬元素(如Nb、Ta、V、Cr、Fe和Al等)(Xiaoetal., 2006； 高曉英等， 2011)。金紅石的微量元素地球化學(xué)特征可用于變質(zhì)巖原巖恢復(fù)、指示巖石成因和反映構(gòu)造背景，Nb、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素能揭示地質(zhì)過程，在俯沖帶地質(zhì)作用以及殼幔相互作用中具有重要的指示意義(Schmidtetal., 2009)。

興城玄武玢巖為華北克拉通東北緣早白堊世基性巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，是研究克拉通北緣巖石圈減薄的理想對(duì)象。前人對(duì)興城地區(qū)早白堊世火山巖做了系統(tǒng)的全巖地球化學(xué)、Sr-Nd-Pb同位素以及年代學(xué)分析。李伍平等(2002)研究認(rèn)為遼西早白堊世火山巖是巖石圈地幔部分熔融的產(chǎn)物，并伴有少量地殼混染，且形成于伸展構(gòu)造背景下；周新華等(2001)通過系統(tǒng)的Sr-Nd-Pb同位素分析認(rèn)為，華北克拉通北緣晚中生代火山巖形成于巖石圈深部物質(zhì)的部分熔融，且源區(qū)與古老克拉通塊體具有親緣性；王睿等(2016)認(rèn)為興城早白堊世中基性火山巖起源于增厚下地殼的部分熔融。巖石成因和巖漿源區(qū)性質(zhì)的爭(zhēng)議，阻礙了對(duì)克拉通破壞機(jī)制和中生代結(jié)束時(shí)間的認(rèn)識(shí)。鑒于此，本文以興城早白堊世玄武玢巖為研究對(duì)象，結(jié)合已有研究資料，通過詳細(xì)的巖石學(xué)，鋯石、金紅石微量元素地球化學(xué)和鋯石tTi溫度計(jì)研究，分析巖漿源區(qū)成分特征和探討巖漿起源與演化，并在此基礎(chǔ)上進(jìn)一步探討玄武玢巖的成因、形成構(gòu)造背景和克拉通破壞的機(jī)制，以約束華北克拉通中生代巖石圈減薄的結(jié)束時(shí)間。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

華北克拉通位于中國東部，北靠中亞造山帶，南鄰秦嶺-大別造山帶(圖1a)，具有太古宙-古元古代的結(jié)晶基底和中元古代以來基本未變質(zhì)的沉積蓋層。顯生宙時(shí)期華北克拉通南、北、東3個(gè)方向分別受到了古特提斯洋、古亞洲洋和古太平洋板塊俯沖的影響而發(fā)生了大規(guī)模巖漿活動(dòng)(Dengetal., 2018, 2020a, 2020b； Qiuetal., 2019)。

研究區(qū)位于華北克拉通北緣東部，燕山裂陷槽東段邊緣，北鄰興蒙造山帶，東南為華北斷坳(周曉萍等， 2015)。區(qū)內(nèi)從太古宙到新生代的地層都有出露且較為齊全。太古宇主要為斜長角閃巖、二云母片巖等，地層零星分布出露面積小。元古宙地層主要為長城系，自下而上依次為常州溝組、串嶺溝組、團(tuán)山子組、大紅峪組，巖性主要為砂巖和白云巖等陸源碎屑巖和碳酸鹽巖(周帥等， 2017； 圖1b)。古生代以來區(qū)內(nèi)主要以灰?guī)r、白云巖以及砂巖等碳酸鹽巖和陸源碎屑巖為主，此外區(qū)內(nèi)廣泛分布有白堊系義縣組火山巖(張旻旻， 2016)。

圖1 華北克拉通北緣興城地區(qū)地質(zhì)簡(jiǎn)圖(據(jù)周帥等， 2017； Deng et al., 2020a修編)Fig. 1 Sketch geological map of the Xingcheng area on the north margin of the NCC (modified after Zhou Shuai et al., 2017； Deng et al., 2020a)

區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)主要發(fā)生在太古宙和中生代。太古宙花崗巖分布面積較大，巖性主要為黑云母花崗巖和二長花崗巖。中生代時(shí)期區(qū)內(nèi)巖漿活動(dòng)較為頻繁，晚三疊世以石英二長巖和二長花崗巖為主，早中侏羅世早期巖性主要為石英二長巖、閃長巖和花崗斑巖，晚侏羅-早白堊世巖漿巖為以二長花崗巖為主的花崗質(zhì)巖石和中基性火山巖(王睿等， 2016； 劉慶等， 2018)。

研究區(qū)內(nèi)的構(gòu)造演化史大體可分為3個(gè)階段: 太古宙-古元古代基底形成階段、中元古代至早三疊世蓋層發(fā)育階段、晚三疊世至中生代末期的板內(nèi)變形的活化階段(張旻旻， 2016)。中元古代區(qū)內(nèi)發(fā)生強(qiáng)烈的大陸裂谷作用，形成了東西向展布的巨大隆起和凹陷。古生代期間地殼活動(dòng)不劇烈，構(gòu)造巖漿活動(dòng)均不明顯，沉積建造發(fā)育。中生代期間受強(qiáng)烈的印支-燕山期構(gòu)造活動(dòng)影響，形成一系列北東-北北東向褶皺、斷裂構(gòu)造以及中小型斷陷盆地(崔芳華， 2015； 周曉萍等， 2015)。區(qū)內(nèi)變質(zhì)作用以前寒武紀(jì)時(shí)期的區(qū)域變質(zhì)作用為主，其中花崗質(zhì)侵入巖變形變質(zhì)最為強(qiáng)烈，形成大規(guī)模的花崗片麻巖以及少量角閃巖。中生代以來受陸內(nèi)造山和板內(nèi)拉張作用的影響，形成了部分花崗質(zhì)片麻巖(Liangetal., 2015； 劉慶等； 2018)。

2 地質(zhì)體特征及巖相學(xué)

研究區(qū)內(nèi)廣泛出露新太古代片麻狀花崗巖，巖性主要為黑云母二長花崗巖、花崗閃長巖和花崗細(xì)晶巖等，其內(nèi)部可見少量后期侵入的基性巖脈(周帥等， 2017)。本文研究的玄武玢巖樣品(LX01)采自遼寧省興城市海濱地區(qū)(GPS： N40°36′10″， E120°47′34″； 圖1b)。玄武玢巖呈脈狀產(chǎn)出，切穿花崗細(xì)晶巖和黑云母二長花崗巖，為出露巖石中最晚的一期(圖2a)。黑云母二長花崗巖球形風(fēng)化嚴(yán)重，巖脈近南北走向，傾向西。玄武玢巖風(fēng)化面為灰白色，新鮮面為綠黑色，隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造(圖2b)，樣品表面未見明顯的次生蝕變?；◢徏?xì)晶巖風(fēng)化面為黃色，新鮮面為灰白色，細(xì)粒結(jié)構(gòu)塊狀構(gòu)造，主要礦物為鉀長石、斜長石、石英及少量黑云母。二長花崗巖新鮮面為淺肉紅色，風(fēng)化面為灰白色，中粗粒結(jié)構(gòu)塊狀構(gòu)造，主要礦物為鉀長石、斜長石和石英。

圖2 興城玄武玢巖野外巖石學(xué)特征Fig. 2 Photographs showing characteristics of texture and lithology of the basaltic porphyry in Xingcheng

玄武玢巖鏡下呈斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶主要為橄欖石，約占5%，基質(zhì)主要為斜長石、輝石和玻璃質(zhì)，約占90%以上(圖3)。橄欖石斑晶呈無色粒狀，他形-半自形，晶體發(fā)育裂紋，可見尖銳的六邊形斷面，二級(jí)到三級(jí)干涉色，部分橄欖石發(fā)生方解石化，其裂紋處可見方解石(圖3c)?；|(zhì)輝石呈纖維狀，灰黑色，玄武質(zhì)玻璃呈黃色，斜長石長條狀，一級(jí)灰白干涉色(圖3a、圖3c)。

圖3 興城玄武玢巖顯微巖相學(xué)特征Fig. 3 Photomicrographs of the basaltic porphyry in Xingcheng

周曉萍等(2015)鋯石U-Pb年代學(xué)研究結(jié)果表明興城黑云母二長花崗巖結(jié)晶年齡為2 496±18 Ma，花崗細(xì)晶巖的結(jié)晶年齡為2 479±29 Ma，均為古元古代早期巖漿作用的產(chǎn)物。采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb獲得興城玄武玢巖噴出年齡為104.8±6.5 Ma(未發(fā)表數(shù)據(jù))，與華北克拉通集中噴發(fā)的時(shí)間較吻合，為早白堊世晚期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物。上述年代學(xué)資料表明，出露的3期巖漿巖侵位的先后順序?yàn)楹谠颇付L花崗巖、花崗細(xì)晶巖、玄武玢巖，這與野外穿切關(guān)系一致。

3 測(cè)試分析方法

3.1 鋯石和金紅石微量元素分析方法

選取去除風(fēng)化面后的新鮮玄武玢巖樣品(LX01)進(jìn)行鋯石、金紅石微量元素分析。微量元素分析測(cè)試在中國地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心實(shí)驗(yàn)測(cè)試室完成。在顯微鏡下挑選無裂痕、晶形完好的鋯石制備樣品靶，然后對(duì)其進(jìn)行反射光、透射光分析。測(cè)試之前用酒精擦拭鋯石樣品靶表面，以除去污染。微量元素含量分析儀器為Resonetics RESOlution S-155 ArF-Excime激光器和Agilent 7900電感耦合等離子體質(zhì)譜儀。激光剝蝕采樣過程以He為載氣，能量密度為10 J/cm2，頻率為10 Hz，采樣束斑直徑為29 μm。采用Plesovice和91500標(biāo)準(zhǔn)鋯石作為外標(biāo)進(jìn)行基體校正；成分標(biāo)樣采用SRM612，其中29Si作為內(nèi)標(biāo)元素。采用ICPMS-DataCal 9.0處理實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)，具體的儀器配置和實(shí)驗(yàn)流程詳見Geng 等(2017)。金紅石的LA-ICP-MS微量元素分析采用相同的儀器，分析測(cè)試前首先對(duì)樣品進(jìn)行反射光和透射光分析。剝蝕物質(zhì)的載氣為He，能量密度為10 J/cm2，頻率為10 Hz，采樣束斑直徑為40 μm。分析使用NIST612為外標(biāo)、Ti作為內(nèi)標(biāo)計(jì)算金紅石微量元素含量。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)處理采用ICPMS-DataCal 9.0，數(shù)據(jù)處理過程中剔除了信號(hào)波動(dòng)較大的數(shù)據(jù)。具體的儀器配置與操作和數(shù)據(jù)處理流程參見周紅英等(2013)。

3.2 鋯石Ti溫度計(jì)計(jì)算方法

與金紅石或其他富Ti礦物共生的鋯石，其Ti含量受溫度影響極大(Troitzsch and Ellis, 2005； Watsonetal., 2006)。Watson等(2006)通過開展高溫、高壓實(shí)驗(yàn)(1～2 GPa， 675～1 450℃，初始物質(zhì)為多組分含ZrO2的硅酸鹽熔體和熱液)，發(fā)現(xiàn)鋯石Ti含量與鋯石結(jié)晶溫度呈對(duì)數(shù)線性變化，其計(jì)算公式為：

lg Ti鋯石=(6.01±0.03)-(5 080±30)/T(K)

t(℃)=(5 080±30)/[(6.01±0.03)-

lg Ti鋯石]-273.15 (1)

其中，Ti鋯石為鋯石中鈦含量(10-6)，該溫度計(jì)對(duì)壓力變化不敏感。當(dāng)上述溫度計(jì)用于源區(qū)物質(zhì)和生長條件均不清楚的鋯石時(shí)誤差為±10℃。Ferry等(2007)根據(jù)鋯石中獨(dú)立變化的相成分提出了校正后的新熱力學(xué)鋯石Ti溫度計(jì)。該模型認(rèn)為Ti的含量依賴于TiO2和SiO2的活度，經(jīng)過修正的Ti溫度計(jì)可擴(kuò)展到有石英共存的體系中，經(jīng)整理后其計(jì)算公式為：

lg Ti鋯石=(5.711±0.072)-(4 800±86)/T(K)-
lgα(SiO2)+lgα(TiO2)

t(℃)=(4 800±86)/[(5.711±0.072)-lg Ti鋯石-

lgα(SiO2)+lgα(TiO2)]-273.15 (2)

其中α(SiO2)為SiO2活度，α(TiO2)為TiO2活度。當(dāng)巖石中鋯石與金紅石共生即鋯石-金紅石平衡時(shí)，α(TiO2)≈1，故本文取TiO2活度值為1(Ferry and Watson, 2007)。一般認(rèn)為地殼巖石的α(SiO2)為0.5～1，當(dāng)巖石中存在石英或與石英共生時(shí)，α(SiO2)≈1(Ferry and Watson, 2007； 周敖日格勒等， 2017)?？紤]到興城玄武玢巖硅不飽和，故本文取α(SiO2)值為0.5(艾昊等， 2018)。本文擬采用公式(1)、(2)計(jì)算玄武巖鋯石結(jié)晶溫度。

4 測(cè)試結(jié)果

4.1 鋯石微量元素特征

從表1可見，鋯石樣品稀土元素含量較高，總稀土元素含量為1 211×10-6～5 819×10-6，主要為1 211×10-6～1 914×10-6。輕重稀土元素含量分別為38×10-6～592×10-6和1 124×10-6～5 228×10-6，大部分鋯石重稀土元素含量為1 124×10-6～1 873×10-6，輕稀土元素含量為38×10-6～150×10-6。LREE/HREE值為0.02～0.11(表1)，重稀土元素強(qiáng)烈富集。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖具有左傾特征，輕重稀土元素分異明顯，具有不同程度的Ce正異常與Eu負(fù)異常，與典型的未變質(zhì)巖漿鋯石特征相一致(Belousovaetal., 2002； 圖4a)。鋯石樣品的Ce異常值為2.25～5.23，Eu異常值為0.04～0.83，(La/Yb)N值均小于或等于0.02(表1)。

表1 興城玄武玢巖鋯石成分wB/10-6與鋯石tTi溫度 Table 1 Zircon composition wB/10-6 and tTi temperature of basaltic porphyry from Xingcheng

鋯石是Hf的主要賦存礦物，樣品中Hf含量為25 038×10-6～44 704×10-6，為球粒隕石Hf含量(0.11×10-6～0.20×10-6；Barnesetal., 1988)的幾十萬倍。放射性成因的U、Th、Pb是鋯石中常見的微量元素，本文玄武玢巖鋯石樣品中U含量為684×10-6～2 527×10-6，Th含量主要為142×10-6～630×10-6，Pb含量為39.05×10-6～61.50×10-6(表1)。鋯石樣品Nb、Ti中兩個(gè)高場(chǎng)強(qiáng)元素Ti含量較高為11.27×10-6～272.48×10-6，其中大部分鋯石Ti含量低于100×10-6， Nb含量較低為3.08×10-6～23.67×10-6(表1)。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖顯示富集U、Pb、Hf，虧損Rb、Sr等大離子親石元素，Nb、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素呈不同程度虧損， Ti強(qiáng)烈虧損(圖4b)。

4.2 鋯石Ti溫度計(jì)計(jì)算結(jié)果

利用公式(1)和(2)共獲得了6組鋯石結(jié)晶溫度，如表1所示。公式(1)計(jì)算出的鋯石結(jié)晶溫度為751～1 148℃，其中大部分溫度值小于900℃，利用校正后的公式(2)計(jì)算出的溫度結(jié)果為695～1 069℃，且大部分溫度值小于800℃(表1)。

4.3 金紅石微量元素特征

興城玄武玢巖金紅石微量元素見表2。表2中共有19組數(shù)據(jù)，其中15～19共5組數(shù)據(jù)由于其Ti含量明顯偏離于金紅石理論Ti含量故將其剔除。從表2可知，除金紅石樣品稀土元素含量明顯較低，總稀土元素含量為1.31×10-6～47.80×10-6。輕稀土元素相對(duì)富集，LREE/HREE值為2.71～30.06，大部分小于10，輕重稀土元素分異不明顯(圖5a，表2)。稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示弱的右傾模式，沒有明顯的Eu異常和Ce異常(圖5a)。相比鋯石，金紅石具有更低的Th、U含量和更高的Nb含量，其Th含量為0.02×10-6～2.06×10-6，U含量為0.14×10-6～8.48×10-6，Nb含量為567×10-6～2 778 ×10-6(表2)。微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示，Nb、Hf高場(chǎng)強(qiáng)元素呈不同程度富集，為原始地幔的幾百倍到幾千倍，Rb、Sr等大離子親石元素呈現(xiàn)明顯的弱負(fù)異常(圖5b)。

圖4 鋯石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)據(jù)Barnes et al., 1988)Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle-normalized patterns (b) (after Barnes et al., 1988) of zircon in basaltic porphyry of Xingcheng

圖5 金紅石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b)(標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)據(jù)Barnes et al., 1988)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle-normalized patterns (b) of rutile in basaltic porphyry of Xingcheng (normalized values after Barnes et al., 1988)

表2 興城玄武玢巖金紅石地球化學(xué)成分組成 wB/10-6 Table 2 The geochemical composition of rutile in basaltic porphyry from Xingcheng

續(xù)表 2 Continued Table 2

5 討論

5.1 興城玄武玢巖巖漿起源與演化

鋯石Th-U圖解顯示，Th/U值主要為0.1～1(圖6a)，顯示鋯石為巖漿成因(Belousovaetal., 2002； 趙志丹等， 2018)。鋯石結(jié)晶溫度主要落在了未變質(zhì)巖漿鋯石溫度范圍內(nèi)(600～963℃，圖6b)，這也說明鋯石為巖漿成因。鋯石稀土元素總含量為1 211×10-6～5 819×10-6，其中大部分鋯石稀土元素含量為1 211×10-6～1 914×10-6，表明興城玄武玢巖鋯石稀土元素總含量整體位于基性巖漿鋯石稀土元素總含量(約2 000×10-6)范圍之內(nèi)(吳元保等， 2004)。在鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分曲線圖上，鋯石大多表現(xiàn)出HREE富集、LREE虧損以及明顯Ce正異常和不同程度Eu負(fù)異常的特征(圖4b)，這也說明鋯石為未變質(zhì)巖漿鋯石(Hoskin and Schaltegger, 2003)。此外根據(jù)稀土元素判別圖解顯示大部分鋯石樣品落在巖漿鋯石區(qū)域(圖7a)，故可以排除熱液鋯石的可能性。興城玄武玢巖有少量鋯石LREE相對(duì)富集(圖4b； 測(cè)點(diǎn)號(hào)w-5)，且總稀土元素含量(5 819×10-6)遠(yuǎn)大于基性巖漿鋯石稀土元素總含量。(La/Gd)N-(Th+U)圖解顯示興城玄武玢巖鋯石(Th+U)與(La/Gd)N沒有明顯的線性相關(guān)關(guān)系(R2=0.165； 圖7b)，說明鋯石并非是由放射性誘發(fā)晶格損傷導(dǎo)致的稀土元素含量增高(Whitehouse and Kamber, 2002)。熱液蝕變作用是鋯石LREE元素含量增加的另一種重要方式(Fuetal., 2008； Xiaetal., 2010)。圖7a顯示該鋯石落在了熱液鋯石區(qū)域，且該鋯石結(jié)晶溫度1 069℃，超出了未變質(zhì)巖漿鋯石上限(圖6b)，因此該鋯石高Th/U值和高稀土元素含量可能是由于后期熱液蝕變所造成。綜上，興城玄武玢巖鋯石主要為在封閉巖漿體系中形成的巖漿鋯石，但少量鋯石可能受到后期熱液改造，使其Ti和REE等含量增高。

圖6 鋯石Th-U圖解(a)和鋯石結(jié)晶溫度與鋯石Hf含量關(guān)系圖解(b)Fig. 6 Th versus U diagram of zircon (a) and plots of the calculated crystallization temperatures versus Hf contents of the zircon samples (b)

圖7 鋯石REE成分圖解(a, 據(jù)趙志丹等， 2018)和(La/Gd)N-(Th+U) 圖解(b, Whitehouse and Kamber, 2002)Fig. 7 REE composition diagram (a, after Zhao Zhidan et al., 2018) to discriminate magmatic zircon and hydrothermal zircon, and (La /Gd)N vs. (Th+U) diagram (b, after Whitehouse and Kamber, 2002) of zircon

興城玄武玢巖鋯石在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解上同時(shí)出現(xiàn)明顯的Ce正異常和不同程度Eu負(fù)異常，說明氧逸度不是控制巖漿Ce、Eu異常的唯一條件(Claiborneetal., 2010； Trailetal., 2012)。Hoskin等(2000)指出由于Eu和Ca能發(fā)生類質(zhì)同像替換，故斜長石的分離結(jié)晶作用影響了鋯石Eu異常。鋯石巖漿氧逸度圖解顯示巖漿演化程度較高，且?guī)r漿的氧逸度變化范圍較大(圖8),說明巖漿后期經(jīng)歷過明顯的氧化作用。鋯石Ce/Ce*值為2.3～5.2，Eu/Eu*值為0.04～0.83，表明鋯石是在較強(qiáng)的氧逸度條件和斜長石分離結(jié)晶條件下形成。大量資料表明大部分洋殼巖石中(例如斜長花崗巖、輝長巖、玄武巖等)的鋯石都表現(xiàn)出明顯的Eu負(fù)異常，平均δEu值為0.25(Grimesetal., 2009)，因此來自于俯沖板片部分熔融形成的火成巖鋯石將具有極大的Eu負(fù)異常。Lei等(2016)認(rèn)為熔體和橄欖巖相互作用形成的鋯石通常會(huì)具有明顯的Eu負(fù)異常，Liu等(2010)報(bào)道了來自于熔體交代地幔橄欖巖中的輝石巖脈的鋯石平均δEu值為0.42。鋯石球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示，興城玄武玢巖中部分鋯石樣品表現(xiàn)出弱Eu負(fù)異常，其δEu值為0.63～0.83，此外另一部分鋯石Eu負(fù)異常明顯，其δEu值為0.05～0.06(圖4b、表1)，這表明興城玄武玢巖可能起源于被俯沖板片衍生流體交代過的地幔楔橄欖巖，而并非直接來自于俯沖板片的部分熔融。此外U/Yb-Y圖解和Gd/Yb-Yb圖解顯示興城玄武玢巖鋯石主要落在了與俯沖帶有關(guān)的大陸弧區(qū)域(圖9)，表明興城玄武玢巖起源于俯沖帶地幔源區(qū)(趙志丹等， 2018)。

圖8 鋯石巖漿氧逸度圖解Fig. 8 Plots revealing the oxygen fugacity of the magma from studied zircons

圖9 幔源鋯石U/Yb-Y(a)和Gd/Yb-Yb(b)圖解(據(jù)趙志丹等， 2018)Fig. 9 U/Yb versus Y (a) and Gd/Yb versus Yb (b) diagrams to differentiate the zircons from different mantle-derived basalts (after Zhao Zhidan et al., 2018)

鋯石結(jié)晶溫度計(jì)在一定程度上可以反映其成因和來源，Lei等(2016)利用鋯石鈦溫度計(jì)估算得出形成于俯沖帶地幔楔玄武質(zhì)熔體中的鋯石結(jié)晶溫度為742±141℃，相反形成于俯沖帶熱液交代流體中的鋯石結(jié)晶溫度為339±33℃。Fu等(2008)利用該溫度計(jì)計(jì)算得出長英質(zhì)巖石中的鋯石結(jié)晶溫度為653±124℃，明顯低于鎂鐵質(zhì)巖石中的鋯石結(jié)晶溫度和金伯利巖中的地幔巨晶鋯石的結(jié)晶溫度(758±111℃， 758±98℃； Leietal., 2016)。Fu等(2010)認(rèn)為熱液鋯石結(jié)晶溫度應(yīng)小于500℃，這與上文Lei等(2016)報(bào)道的熱液鋯石溫度也相一致。此外蔡詩詩等(2018)通過鋯石鈦溫度計(jì)估算得出形成于俯沖帶上覆地幔楔的玄武巖巖漿中的鋯石結(jié)晶溫度為762～923℃，艾昊等(2018)計(jì)算得出起源于上地幔的堿性玄武巖中的鋯石結(jié)晶溫度為700℃左右。剔除熱液蝕變鋯石，本文興城玄武玢巖鋯石結(jié)晶溫度為695～779℃，平均溫度為730℃，溫度值均小于800℃。該玄武玢巖鋯石結(jié)晶溫度與形成于俯沖帶地幔楔或其他幔源鎂鐵質(zhì)巖石中的鋯石結(jié)晶溫度相一致，這也進(jìn)一步印證了上文興城玄武玢巖是俯沖帶上覆地幔楔交代橄欖巖部分熔融產(chǎn)物的結(jié)論。

通常地幔巖石發(fā)生部分熔融有3種可能機(jī)制(Groveetal., 2012)： ① 減壓熔融，如軟流圈地幔上涌減壓熔融形成洋中脊玄武巖; ② 加熱熔融，巖石受到外部熱源作用使溫度直接上升到固相線以上發(fā)生熔融，如造山后鎂鐵質(zhì)巖漿; ③ 加水熔融，巖石中加水使固相線溫度降低，使巖石發(fā)生部分熔融。如板片流體交代的地幔楔橄欖巖在1 100～1 250°C之間就可以發(fā)生部分熔融形成島弧玄武巖。上述3種機(jī)制均可單獨(dú)引起巖石部分熔融，但通常都為第3種機(jī)制聯(lián)合前兩種之一引起巖石部分熔融，結(jié)合鋯石微量元素特征以及鋯石結(jié)晶溫度，本文認(rèn)為興城玄武玢巖巖漿源區(qū)是由②、③兩種機(jī)制聯(lián)合形成，即大洋俯沖板片到達(dá)弧下深度時(shí)發(fā)生脫水，其衍生流體向上運(yùn)移交代上覆地幔楔橄欖巖，地幔交代橄欖巖受軟流圈地幔加熱后部分熔融形成玄武玢巖巖漿源區(qū)(Groveetal., 2012； 鄭永飛等， 2018)。

周新華等(2001)對(duì)華北克拉通北緣遼西地區(qū)晚中生代(130±30 Ma)中基性火山巖開展了系統(tǒng)的全巖主微量分析，其中玄武巖樣品多為堿性玄武巖，少量為亞堿性，稀土元素配分曲線顯示所有玄武巖樣品具有弱Eu負(fù)異常，輕稀土元素比較富集。微量元素蛛網(wǎng)圖顯示該區(qū)大部分玄武巖虧損Nb、Ti高場(chǎng)強(qiáng)元素，富集Pb，此外Ba等大離子親石元素也相對(duì)富集，這與華北克拉通古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿微量元素分配模式一致(周新華等， 2001； 朱日祥等， 2012)，說明遼西地區(qū)晚中生代的鎂鐵質(zhì)巖漿多為古老島弧型巖漿演化而來。鄭永飛等(2018)通過比較華北克拉通部分玄武巖Pb同位素組成認(rèn)為，克拉通古老島弧型巖漿源區(qū)可能是由俯沖大洋板片衍生流體交代上覆地幔橄欖巖所形成的鎂鐵質(zhì)巖石，并有部分華北下地殼衍生物質(zhì)的加入。李伍平等(2002)對(duì)遼西早白堊世義縣組玄武巖和安山巖進(jìn)行了系統(tǒng)的地球化學(xué)分析，其結(jié)果顯示SiO2與K2O、Rb/Cs、Rb/Th、Zr、La等呈正相關(guān)，與MgO、TiO、CaO、P2O5、Cr、Co等呈負(fù)相關(guān)，說明該區(qū)玄武巖經(jīng)歷一定程度的分離結(jié)晶作用(Zhangetal., 2009)。此外李伍平等(2002)對(duì)義縣組玄武巖的微量元素分析結(jié)果表明該組玄武巖富集輕稀土，沒有明顯的Eu負(fù)異常，富集Rb、Ba等大離子親石元素Nb、Ta、Zr、Hf、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素呈不同程度虧損，說明玄武巖中存在斜長石、鋯石和磷灰石的結(jié)晶分異作用，但斜長石分離結(jié)晶作用相對(duì)較弱(Zhangetal., 2009)。此外義縣組玄武巖微量元素分配模式與古老島弧型巖漿具有高度相似性(鄭永飛等， 2018)，這也進(jìn)一步說明遼西地區(qū)早白堊世玄武巖巖漿為地幔楔交代橄欖巖部分熔融形成的古老島弧型巖漿，后期經(jīng)歷了一定的分離結(jié)晶作用。

興城玄武玢巖金紅石LREE相對(duì)HREE比較富集，兩者分異不明顯，微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解顯示，Nb、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素不虧損，其中Ti強(qiáng)烈富集，Rb、Sr等大離子親石元素則表現(xiàn)出虧損(圖5b)。一般認(rèn)為，在俯沖帶地區(qū)弧下深度(>80 km)的脫水過程中流體活動(dòng)性強(qiáng)的不相容元素發(fā)生丟失，由于金紅石相對(duì)穩(wěn)定，故在弧下深度所產(chǎn)生的巖漿相對(duì)富集大離子親石元素和不相容元素，虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素。相反在200 km以上的弧后深度金紅石會(huì)發(fā)生分解從而產(chǎn)生虧損Pb，而不虧損Nb、Ta的熔體，這與新生島弧型巖漿的微量元素特征相一致(張招崇等，2006；Zhangetal., 2009；鄭永飛等，2018)。此外金紅石是Nb、Ta、Zr和Hf等高場(chǎng)強(qiáng)元素的主要載體礦物，在俯沖帶部分熔融過程中，這些高場(chǎng)強(qiáng)元素在金紅石中的分配系數(shù)會(huì)遠(yuǎn)大于在熔體中的分配系數(shù)， 故造成熔體虧損Nb、 Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素 (Foleyet

al., 2000)。由于早白堊世以來，華北克拉通發(fā)生大規(guī)模的巖石圈減薄，其厚度明顯小于200 km(Dengetal., 2017；Liangetal., 2020)，因此興城玄武玢巖巖漿源區(qū)中金紅石會(huì)相對(duì)穩(wěn)定存在，故造成玄武玢巖相對(duì)虧損Nb、Ta等高場(chǎng)強(qiáng)元素。此外前人研究結(jié)果表明興城早白堊世玄武巖普遍虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素，富集大離子親石元素和Pb等，這也進(jìn)一步表明興城早白堊世巖漿為古老島弧型巖漿。

綜合鋯石結(jié)晶溫度，鋯石、金紅石微量元素特征以及遼西早白堊世玄武巖全巖主微量元素特征，認(rèn)為地幔楔交代橄欖巖為興城玄武玢巖巖漿源區(qū)，其是由早期俯沖的古太平洋板塊衍生流體交代上覆巖石圈地幔橄欖巖所形成。早白堊世時(shí)期由于俯沖的古太平洋板塊發(fā)生回撤，造成軟流圈地幔大規(guī)模東向運(yùn)動(dòng)(地幔風(fēng)效應(yīng))，因此上覆地幔楔交代橄欖巖在對(duì)流地幔側(cè)向熱侵蝕影響下發(fā)生部分熔融形成古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿，并在后期向上運(yùn)移和噴出地表的過程中經(jīng)歷分離結(jié)晶作用和氧化作用，最終冷凝結(jié)晶形成興城玄武玢巖。

5.2 對(duì)構(gòu)造環(huán)境以及華北克拉通巖石圈減薄的啟示

中生代早白堊世大規(guī)模的巖漿作用表明華北克拉通在這一時(shí)期發(fā)生了大規(guī)模的巖石圈減薄(Dengetal., 2017， 2020a； Liangetal., 2020)。大量研究表明中生代時(shí)期華北克拉通巖石圈厚度從>200 km銳減到東部的60～80 km，其減薄的峰期為130～120 Ma(Liangetal., 2017； 鄭永飛等， 2018)。華北克拉通巖石圈減薄是以巖石圈地幔減薄為先導(dǎo)，因此巖石圈地幔的演化是認(rèn)識(shí)華北克拉通巖石圈減薄的關(guān)鍵(Dengetal., 2017； 鄭永飛等， 2018； Liangetal., 2020)。除直接來自地幔的幔源包體以外，鎂鐵質(zhì)基性巖漿是認(rèn)識(shí)巖石圈地幔演化的理想研究對(duì)象。

華北中生代鎂鐵質(zhì)基性巖漿源區(qū)主要有兩種性質(zhì)，一種是上文提到的古老島弧型系列，其次為新生洋島型系列(鄭永飛等， 2018)。古老島弧型系列鎂鐵質(zhì)巖漿的地幔源區(qū)包含有相對(duì)古老的大陸地殼組分，其特征主要為虧損Nb、Ta，Th、U、Pb等則相對(duì)富集，且明顯富集Sr-Nd同位素[εNd(t)值<0]，這與華北克拉通北緣早白堊世玄武巖主微量元素特征基本一致(周新華等， 2001； 李伍平等， 2002； 張招崇等， 2006； 鄭永飛等， 2018)。新生洋島型鎂鐵質(zhì)巖漿微量元素特征繼承自俯沖的大洋地殼，Nb、Ta等高場(chǎng)強(qiáng)元素不虧損甚至弱富集，Pb相對(duì)虧損，Sr-Nd同位素組成顯示出虧損或弱富集，εNd(t)值>0(張招崇等， 2003； Zheng, 2012； 黃士春等， 2017； 鄭永飛等， 2018)。由于興城玄武玢巖巖漿源區(qū)存在鋯石、金紅石的分離結(jié)晶作用，且同化了部分地殼物質(zhì)，故巖漿中相對(duì)會(huì)呈現(xiàn)出Nb、Ti等高場(chǎng)強(qiáng)元素虧損，Th、U等相對(duì)富集，以及Sr-Nd同位素相對(duì)富集。綜上本文認(rèn)為興城玄武玢巖巖漿為典型的古老島弧系列鎂鐵質(zhì)基性巖漿。

周新華等(2001)分析了華北克拉通北緣遼西地區(qū)晚中生代(130±30 Ma)玄武巖Sr、Nd同位素，所有玄武巖樣品εNd(t)值為-17.8～-4.9，均小于0，87Sr/86Sr值為0.705 1～0.708 6，其中大部分玄武巖樣品87Sr/86Sr值大于0.706。朱日祥等(2012)認(rèn)為華北克拉通晚中生代基性巖漿Sr-Nd同位素具有3個(gè)端員： ①εNd(t)>7，87Sr/86Sr<0.703 0的虧損端員； ②εNd(t)≈3，87Sr/86Sr=0.703 0～0.706 0的富集端員Ⅰ； ③εNd(t)<0，87Sr/86Sr>0.706 0的富集端員Ⅱ。其中富集端員Ⅱ說明巖漿活動(dòng)時(shí)期有部分俯沖洋殼的參與。該端員在俯沖過程中熔體可能交代了橄欖巖從而形成了輝石巖等其他鎂鐵質(zhì)巖石，為玄武巖巖漿提供了可能的源區(qū)(Zhangetal., 2006, 2009； 朱日祥等， 2012)。這說明遼西早白堊世玄武巖形成于俯沖帶構(gòu)造背景，其巖漿性質(zhì)為華北克拉通古老島弧型巖漿，巖漿源區(qū)為俯沖板片衍生流體交代的上覆地幔橄欖巖。

一般情況下認(rèn)為古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿是由于俯沖大洋板片在弧下深度發(fā)生高壓低溫部分熔融形成(Malliketal., 2016)。但鄭永飛等(2018)認(rèn)為，即使受地殼衍生物質(zhì)交代的巖石圈地幔橄欖巖在<900℃時(shí)仍難發(fā)生大規(guī)模部分熔融。Dai等(2016)認(rèn)為只有當(dāng)這種上覆地幔楔交代橄欖巖，在受熱后才能發(fā)生大規(guī)模部分熔融形成島弧巖漿作用，這與興城玄武玢巖巖漿形成機(jī)制相一致。通常引起地幔楔加熱最常見的原因就是俯沖板片發(fā)生回撤而與上覆地幔楔脫耦，造成軟流圈地幔填補(bǔ)地幔楔與回卷板片之間的空隙，從而使得巖石圈根部受到熱侵蝕而發(fā)生部分熔融。鄭永飛等(2018)認(rèn)為自～144 Ma以來俯沖的古太平洋板塊開始發(fā)生回卷，古老島弧型巖漿開始頻繁活動(dòng)，并標(biāo)志著克拉通減薄的開始。這表明華北克拉通石圈減薄，可能是由于高角度俯沖的古太平洋板塊發(fā)生板塊回卷，引起弧后擴(kuò)張與伸展，使得巖石圈開始減薄，同時(shí)軟流圈地幔對(duì)巖石圈根部的側(cè)向熱侵蝕進(jìn)一步加劇華北克拉通巖石圈減薄。130～120 Ma期間回卷板片引起的弧后擴(kuò)張與伸展達(dá)到峰期，同時(shí)標(biāo)志著克拉通巖石圈減薄達(dá)到峰期。鄭永飛等(2018)認(rèn)為華北克拉通古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿出現(xiàn)的最晚年齡是108 Ma，代表華北克拉通中生代巖石圈減薄結(jié)束時(shí)間，由于興城玄武巖結(jié)晶年齡為104.8±6.5 Ma，故本文認(rèn)為華北克拉通中生代巖石圈減薄的結(jié)束年齡可推到105 Ma左右。

綜上所述，興城玄武玢巖巖漿是由華北克拉通北緣典型的中生代古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿演化而來。古太平洋板塊俯沖是控制華北克拉通巖石圈減薄的一級(jí)動(dòng)力學(xué)機(jī)制，軟流圈地幔側(cè)向熱侵蝕或巖石圈地幔的拆沉為二級(jí)機(jī)制。華北克拉通中生代巖石圈減薄的結(jié)束時(shí)間約在早白堊世晚期(105 Ma左右)。

6 結(jié)論

(1) 興城玄武玢巖巖漿由華北克拉通古老島弧型巖漿演化而來，源區(qū)為巖石圈地幔交代橄欖巖。巖漿在噴出地表的過程中經(jīng)歷了氧化作用和分離結(jié)晶作用，鋯石結(jié)晶溫度約為730℃，與大部分幔源鋯石結(jié)晶溫度一致。

(2) 俯沖的古太平洋板塊在弧下深度發(fā)生脫水，其衍生流體向上運(yùn)移交代上覆巖石圈地幔橄欖巖，形成了興城玄武玢巖巖漿源區(qū)。早白堊世晚期(105 Ma左右)地幔交代橄欖巖在軟流圈地幔側(cè)向熱侵蝕作用下發(fā)生部分熔融形成古老島弧型鎂鐵質(zhì)巖漿。

(3) 華北克拉通中生代巖石圈減薄結(jié)束時(shí)間可推到早白堊世晚期105 Ma左右。造成華北克拉通巖石圈減薄的一級(jí)機(jī)制為高角度俯沖的古太平洋板片在早白堊世時(shí)期發(fā)生回卷，二級(jí)機(jī)制為軟流圈地幔對(duì)上覆巖石圈地幔的側(cè)向熱侵蝕或拆沉。

致謝論文的完成得益于鄧軍教授的指導(dǎo)。感謝中國地質(zhì)調(diào)查局天津中心耿建珍高級(jí)工程師在實(shí)驗(yàn)過程中的支持和幫助。