中國東部新生代玄武巖的地幔源區(qū)特征

錢生平， 任鐘元 張銀慧， 洪路兵， 張　樂，張　艷， 劉建強(qiáng)， 宋茂雙

（1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗室， 廣東 廣州510640； 2.中國科學(xué)院大學(xué)， 北京100049）

中國東部新生代玄武巖的地幔源區(qū)特征

錢生平1，2， 任鐘元1， 張銀慧1，2， 洪路兵1，2， 張樂1，2，張艷1，2， 劉建強(qiáng)1，2， 宋茂雙1

（1.中國科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗室， 廣東 廣州510640； 2.中國科學(xué)院大學(xué)， 北京100049）

作為華北克拉通破壞的響應(yīng)， 華北地區(qū)廣泛發(fā)育新生代玄武巖。盡管前人對這些玄武巖做了大量的研究， 但是對其地幔源區(qū)性質(zhì)及成因機(jī)制仍存在激烈爭論。本文首次報道山東山旺新生代玄武巖中橄欖石斑晶捕獲的熔體包裹體的研究結(jié)果。相對于全巖成分， 熔體包裹體的成分更加復(fù)雜， 堿性玄武巖中熔體包裹體不僅有堿性玄武質(zhì)， 堿性粗面玄武質(zhì)成分， 同時還有拉斑玄武質(zhì)成分。這指示新生代玄武巖的形成主要是受控于貧硅與富硅熔體的混合。堿性玄武巖中的熔體包裹體中存在拉斑玄武質(zhì)熔體意味著在山東地區(qū)新生代玄武巖中首次發(fā)現(xiàn)拉斑玄武質(zhì)組分， 暗示新生代玄武巖地幔源區(qū)比之前認(rèn)識的更加復(fù)雜和不均一， 堿性玄武巖地幔源區(qū)同樣存在富硅組分。綜合華北、東北新生代玄武巖數(shù)據(jù)， 可以把這些玄武巖劃分為三類： 低硅， 高硅以及中間類型。低硅玄武巖具有高的176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， FeO，Na2O+K2O和Sm/Yb， 低的SiO2和Ba/Th比值； 高硅玄武巖具有低的176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， FeO， Na2O+K2O和Sm/Yb， 高SiO2和Ba/Th比值， （Th/La）N＜1和（Th/Ba）N＜1。結(jié)合實(shí)驗巖石學(xué)數(shù)據(jù)推斷低硅玄武巖形成于貧硅輝石巖和富含角閃石的巖石的部分熔融， 這些輝石巖和富含角閃石的巖石形成于近期的巖石圈地幔交代事件； 高硅玄武巖的地幔源區(qū)含有富硅的古老大洋下地殼組分， 結(jié)合實(shí)驗巖石學(xué)數(shù)據(jù)推斷高硅玄武巖形成于富硅輝石巖和橄欖巖的部分熔融。

新生代玄武巖； 華北克拉通； 高硅玄武巖； 源區(qū)巖性

卷（Volume）39， 期（Number）6， 總（SUM）149

頁（Pages）1119～1140， 2015， 12（December， 2015）

大量的研究表明， 華北克拉通在顯生宙時期遭受大規(guī)模的減薄和破壞， 這一去克拉通化過程導(dǎo)致中生代、新生代廣泛發(fā)育巖漿活動（Xu， 2001； Zhang et al.， 2002； Wu et al.， 2003； Gao et al.， 2004； Tang et al.， 2006； Zou et al.， 2008； Xiong et al.， 2011； 匡永生等， 2012； 鐘軍偉和黃小龍， 2012）。鑒于幔源巖石的成因是探討深部動力學(xué)過程的重要前提， 近年來，華北中、新生代鎂鐵質(zhì)巖漿活動受到國內(nèi)外地學(xué)界的廣泛關(guān)注。其中新生代時期巖漿活動的產(chǎn)物主要是玄武巖， 巖性主要以堿性和強(qiáng)堿性為主（Xu et al.， 2009）。近年來國內(nèi)外學(xué)者對這些玄武巖進(jìn)行了大量的巖石學(xué)， 地球化學(xué)研究， 研究表明新生代玄武巖具有與洋島玄武巖（OIB）相類似的微量元素特征和同位素組成（Zhou and Armstrong.， 1982； Song et al.，1990； Basu et al.， 1991； Xu et al.， 2005； Choi et al.，2008； Zhang et al.， 2009； Zeng et al.， 2011； Xu et al.，2012a； Hong et al.， 2013）。然而對于這些玄武巖的成因還存在較大的爭議： 是上涌的軟流圈地幔， 或其與巖石圈地幔相互作用的產(chǎn)物（Song et al.， 1990； Zhi et al.， 1990； Basu et al.， 1991； Xu et al.， 2005； Tang etal.， 2006； Chen et al.， 2007）， 還是形成于碳酸鹽化的橄欖巖部分熔融（Zeng et al.， 2010）， 或者是部分熔融殘余的大陸下地殼與軟流圈地幔橄欖巖機(jī)械混合（或殘余大陸下地殼熔體交代地幔橄欖巖） （Chen et al.， 2009； Zeng et al.， 2011； Chu et al.， 2013）， 或者是俯沖的太平洋板片熔體與地幔橄欖巖熔體混合或交代上覆地幔形成富輝石巖地幔源區(qū)（Zhang et al.，2009； Xu et al.， 2012a； Xu et al.， 2012b； Sakuyama et al.， 2013）， 或者是玄武巖地幔源區(qū)存在古老的沉積物組分（Sakuyama et al.， 2013； Qian et al.， 2015）？

存在這么多不同的認(rèn)識一個重要原因是沒有全面綜合對比新生代玄武巖的地球化學(xué)特征， 并且這些認(rèn)識基本上基于傳統(tǒng)的全巖地球化學(xué)分析。由于部分熔融以及熔體提取過程中巖漿的混合作用， 噴發(fā)的玄武巖成分只能代表地幔熔融區(qū)域不同源區(qū)，不同深度， 不同熔融程度下產(chǎn)生的熔體以不同比例混合的產(chǎn)物， 因此全巖的成分可能只能反映地幔源區(qū)的部分信息（Saal， 1998； Sobolev et al.， 2000； Ren et al.， 2005； Maclennan， 2008； Qian et al.， 2015）。最近的研究發(fā)現(xiàn)大洋玄武巖的同位素不均一性甚至在微米級別的熔體包裹體中被觀察到， 這指示了地幔源區(qū)的高度不均一性。并且與噴發(fā)的玄武巖相比， 熔體包裹體的成分表現(xiàn)出更大的不均一性和更大的成分變化范圍， 表明玄武巖全巖成分不能全面反映地幔源區(qū)特征（Saal， 1998； Sobolev et al.， 2000； Ren et al.， 2005； Maclennan， 2008）。因此相對于全巖， 橄欖石斑晶中的熔體包裹體的成分可以提供更詳細(xì)的有關(guān)巖漿的物理化學(xué)特征、巖漿演化等方面的信息，更能準(zhǔn)確的反映地幔源區(qū)的特征， 是恢復(fù)地幔源區(qū)物質(zhì)組成和熔融過程的重要工具。為此， 本文通過綜合研究新生代玄武巖的地球化學(xué)特征， 并結(jié)合華北克拉通東南部山東山旺和擦馬山地區(qū)新生代玄武巖及橄欖石斑晶中的熔體包裹體的成分特征， 限定新生代玄武巖的地幔源區(qū)性質(zhì)。

1　研究區(qū)地質(zhì)背景及巖石特征

華北克拉通作為世界上最古老的克拉通之一，存在3.8 Ga的地殼巖石（Liu et al.， 1992）。然而到中、新生代時期， 華北克拉通經(jīng)歷了廣泛的構(gòu)造和熱活化， 出現(xiàn)廣泛的巖漿活動（Xu， 2001； Zhang et al.，2002； Wu et al.， 2003； Gao et al.， 2004； 范蔚茗和郭鋒， 2005； Tang et al.， 2006； Xu et al.， 2012a； Hong et al.， 2013）。基于華北古生代金伯利巖和新生代玄武巖中地幔捕虜體的巖石學(xué)、地球化學(xué)研究發(fā)現(xiàn)， 華北克拉通東部早期古老的巨厚巖石圈地幔在古生代后被薄的大洋型巖石圈地幔所取代（Menzies et al.，1993； Griffin et al.， 1998）。

山東位于華北克拉通東部塊體的東南部， 以郯廬斷裂為界， 一般稱郯廬斷裂以西地區(qū)為魯西地區(qū)，郯廬斷裂以東地區(qū)為膠東地區(qū)（圖1）。

山東新生代玄武巖的K-Ar定年結(jié)果顯示， 巖漿活動始于中新世初期（24 Ma左右）， 終于更新世中期（0.33 Ma） （羅丹等， 2009）。其中早期的新生代玄武巖主要分布在濰坊、臨朐、昌樂、沂水一帶（位于郯廬斷裂帶內(nèi)部或者西側(cè)）； 而晚期的玄武巖在膠東北部地區(qū)有零星出露， 如棲霞、蓬萊， 魯西的無棣地區(qū)（羅丹等， 2009）。本文的研究區(qū)位于郯廬斷裂帶西側(cè)的昌樂-臨朐新生代火山斷陷盆地內(nèi)， 該區(qū)玄武巖呈似層狀直接覆蓋在第三紀(jì)五圖組含煤河湖相沉積巖之上， 形成大面積熔巖臺地或熔巖穹丘， 柱狀節(jié)理發(fā)育。

本次研究的新生代玄武巖采自山東臨朐縣的山旺和擦馬山地區(qū)（圖1）， 是臨朐-昌樂火山巖的一部分。山旺盆地新生代玄武巖的最新Ar-Ar定年結(jié)果顯示，40Ar/39Ar坪年齡分別為21.0±2.5 Ma （牛山期）、17～18 Ma （山旺期）和 17.3±1.5 Ma （堯山期） （He et al.， 2011）。10個玄武巖樣品呈灰黑色， 具斑狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造。斑晶主要為橄欖石， 自形-半自形， 橄欖石粒徑大多為0.2～1 mm。基質(zhì)為斜長石， 橄欖石，磁鐵礦， 普通輝石， 沸石以及火山玻璃。在橄欖石斑晶中發(fā)現(xiàn)大量熔體包裹體， 熔體包裹體大多呈橢圓狀， 其內(nèi)部出現(xiàn)細(xì)小的結(jié)晶礦物， 部分可見小氣泡。熔體包裹體大多在20～70 μm之間。

2　分析方法

首先把巖石樣品切成小片， 選取一部分用來制作薄片， 其余全部碎成小塊， 從中挑選新鮮的部分用于主量元素分析。所有的前處理工作， 主量、微量元素以及電子探針分析都是在中科院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗室完成。

先把樣品制成玻璃餅， 用Rigaku ZSX-100e XRF儀器測定樣品的主量元素含量， 具體的操作步驟可參考Goto and Tatsumi （1996）。對于SiO2， Al2O3，F(xiàn)e2O3， MgO， CaO， Na2O， K2O分析精度優(yōu)于3%；TiO2， MnO， P2O5優(yōu)于5%。用PE Elan 6000型ICP-MS測定全巖微量元素， 大多數(shù)元素的測量相對標(biāo)準(zhǔn)偏差＜3%， 具體的分析過程和測試步驟參考劉穎等（1996）。

圖1　華北、東北新生代玄武巖的分布圖（a）和山東昌樂-臨朐區(qū)域地質(zhì)簡圖和采樣點(diǎn)位置（b， 據(jù)山東省地質(zhì)礦產(chǎn)局， 1991；Zhao et al.， 2001； Xu et al.， 2005）Fig.1　The distributions of Cenozoic basalts in northern China and northeastern China （a）， and schematic geological maps showing the Changle-Linqu area in Shandong province and sampling locations （b）

熔體包裹體在捕獲后會發(fā)生脫?；Y(jié)晶出一些微晶， 難以用電子探針獲得準(zhǔn)確的熔體包裹體的成分?jǐn)?shù)據(jù)。為了獲得準(zhǔn)確的熔體包裹體的成分?jǐn)?shù)據(jù)， 前人廣泛應(yīng)用加熱均一化熔體包裹體的方法（Sobolev et al.， 2000； Danyushevsky et al.， 2002； Ren et al.， 2005）。在1個大氣壓下使用氣體混合爐對熔體包裹體均一化加熱， 加熱溫度為1250 ℃， 氧逸度條件為QFM Buffer。在1250 ℃條件下加熱10 min， 分十段加熱，然后迅速把樣品提到加熱爐之上， 讓其冷卻。把加熱好的橄欖石鑲嵌在樹脂耙上進(jìn)行研磨， 使熔體包裹體露出表面并對其拋光， 對樹脂耙進(jìn)行噴碳鍍膜， 用電子探針分析熔體包裹體和寄主橄欖石的成分。

礦物和熔體包裹體的主量元素分析在JEOL JXA-8100型電子探針上進(jìn)行。橄欖石的測定條件參考Sobolev et al. （2007）： 電壓20 kV， 電流300 nA，束斑直徑2 μm。熔體包裹體的測試條件參考Wang and Gaetani （2008）： 電壓15 kV， 束斑直徑3 μm， 電流20 nA。為了監(jiān)測儀器偏移， 在每批次分析前后都測試內(nèi)部橄欖石標(biāo)樣（漢諾壩地幔橄欖石）和玻璃標(biāo)樣JB-2 （Ren et al.， 2004）。橄欖石標(biāo)樣： SiO2、MgO的分析精度優(yōu)于0.02%， FeO、CaO、NiO、MnO優(yōu)于0.01% （2σ， n=30）。玻璃標(biāo)樣： SiO2、Al2O3、FeO、MgO的分析精度分別好于0.36%， Al2O3、CaO、Na2O、K2O、TiO2、MnO、NiO、P2O5優(yōu)于0.11% （2σ， n=25）。

3　結(jié)果與討論

3.1全巖和熔體包裹體成分

本文對山東新生代玄武巖全巖主量、微量（表1）和橄欖石斑晶中的熔體包裹體進(jìn)行了主量元素分析（表2）。根據(jù)Lebas et al. （1986）的分類方法， 山旺和擦馬山玄武巖樣品在硅堿圖上投影于玄武巖區(qū)域，位于堿性系列-亞堿性系列分界線的上方（圖2a）， 屬于堿性系列。我們對10件玄武巖（山旺4件和擦馬山6件）中的橄欖石捕獲的191個熔體包裹體進(jìn)行了電子探針分析。熔體包裹體被捕獲后與寄主橄欖石再平衡過程中會發(fā)生所謂的鐵丟失， 并且寄主橄欖石Fo越高鐵丟失量越大（Danyushevsky et al.， 2000）。因此除了對熔體包裹體進(jìn)行加熱均一化之外， 我們用Danyushevsky et al. （2000）的方法和Ford et al.（1983）的模型對熔體包裹體再平衡過程中發(fā)生的鐵丟失進(jìn)行校正。捕獲時初始熔體的FeOT的含量可根據(jù)全巖的結(jié)晶分異趨勢確定， 假定玄武巖的FeOT為12.23%， Fe2+/Fe3+=9.0 （FeOT為全鐵含量， 氧逸度為QFM Buffer）。校正后的熔體包裹體成分見圖2和表2。熔體包裹體主量元素成分特征總體上比全巖更加復(fù)雜， 單個堿性玄武巖中的熔體包裹體不僅具有拉斑玄武質(zhì)成分， 還有碧玄巖， 堿性玄武巖， 堿性粗面玄武巖成分（圖2）。這指示新生代玄武巖地幔源區(qū)比之前認(rèn)識的更加不均一， 玄武質(zhì)巖漿的形成可能是不同成分的熔體混合的結(jié)果。在山東甚至整個山東以東地區(qū)、東北地區(qū)都沒有發(fā)現(xiàn)拉斑玄武質(zhì)成分，但是根據(jù)我們的熔體包裹體成分的結(jié)果， 可以肯定源區(qū)存在拉斑玄武質(zhì)組分， 這一組分顯然是富硅的。

表1　山旺和擦馬山玄武巖主量（%）和微量（μg/g）元素分析結(jié)果Table 1　Major （%） and trace （μg/g） element compositions of Shanwang and Camashan basalt

表2　山旺和擦馬山玄武巖中橄欖石捕獲的熔體包裹體的主量元素（%）分析結(jié)果Table 2　Major element （%） compositions of olivine-hosted melt inclusions in Shanwang and Camashan basalt

續(xù)表2：

續(xù)表2：

續(xù)表2：

圖2　中國東部新生代玄武巖和山旺、擦馬山玄武巖中橄欖石斑晶捕獲的熔體包裹體的SiO2-Na2O+K2O巖石分類圖解（a， 據(jù)Lebas et al.， 1986）， 新生代玄武巖的SiO2-La相關(guān)關(guān)系圖（b）Fig.2　Variations in SiO2vs. Na2O+K2O for Cenozoic basalts from eastern China and olivine-hosted melt inclusions from Shanwang basalts （a）， and variations of SiO2vs. La for Cenozoic basalts （b）

3.2中國東部新生代玄武巖的地幔源區(qū)組分特征

本文研究的中國東部新生代玄武巖是指華北、東北地區(qū)的玄武巖（不包括揚(yáng)子板塊及東南沿海的玄武巖）。為了研究新生代玄武巖的地幔源區(qū)特征，我們收集了華北， 東北地區(qū)的新生代玄武巖的地球化學(xué)數(shù)據(jù)。數(shù)據(jù)的選擇標(biāo)準(zhǔn)： 2000年以后發(fā)表的數(shù)據(jù)， 選相對基性的玄武巖（SiO2含量小于55%）， 并剔除那些燒失量比較高的樣品（LOI＞5%）。整理后的數(shù)據(jù)囊括了整個華北和東北地區(qū)（山東， 安徽， 江蘇，太行山地區(qū)， 內(nèi)蒙， 吉林， 遼寧， 黑龍江）的新生代玄武巖， 總共350個數(shù)據(jù)。在SiO2與Na2O+K2O圖中（圖2a）， 可以發(fā)現(xiàn)除了一些樣品屬于鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖石（如黑龍江的五大連池）， 其余新生代玄武巖呈現(xiàn)良好的負(fù)相關(guān)關(guān)系， 這些玄武巖基本上為鈉質(zhì)玄武巖（K2O/Na2O＜0.8）。如果巖漿成分變化受控于橄欖石和/或輝石等分離結(jié)晶作用， 那么隨著SiO2的增加， Na2O+K2O也會增加， 這與二者之間的負(fù)相關(guān)關(guān)系矛盾。此外在圖2b中可以發(fā)現(xiàn)SiO2與La呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)關(guān)系， 這同樣與分離結(jié)晶趨勢相矛盾。

圖 3　中國東部新生代玄武巖的SiO2與FeO， Sm/Yb， Ba/Th，206Pb/204Pb相關(guān)關(guān)系圖Fig.3　Variation diagrams of SiO2vs. FeO， Sm/Yb， Ba/Th，206Pb/204Pb for Cenozoic basalts in eastern China

對于大陸玄武巖來說， 地幔來源的巖漿在上升過程中可能會被地殼混染。玄武巖的不相容元素，如La的含量， 隨著SiO2含量的增高而降低（圖2），而中上地殼高度富集這些不相容元素（Rudnick and Gao， 2003）， 因此， 這種負(fù)相關(guān)關(guān)系排除了中上地殼的混染?？紤]到下地殼具有相對低的不相容元素（Rudnick and Gao， 2003）， 幔源巖漿在上升過程中同化下地殼組分能解釋這一相關(guān)關(guān)系。然而我們的同位素定量模擬結(jié)果表明地幔巖漿同化下地殼組分無法解釋玄武巖的成分趨勢， 因此玄武巖的地球化學(xué)成分主要受控于深部地幔源區(qū)的性質(zhì)。鑒于玄武巖的SiO2含量與其他主、微量元素， 同位素成分呈現(xiàn)良好的相關(guān)關(guān)系（圖2， 3）， 我們把新生代玄武巖劃分為低硅， 高硅， 以及中間類型（圖3）。其中低硅玄武巖SiO2含量＜42%， 高硅玄武巖SiO2含量＞50%， 中間類型的SiO2含量介于二者之間（圖3a）。五大連池的鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖石的地球化學(xué)特征與這些新生代玄武巖明顯不同， 如在SiO2-Na2O+K2O和SiO2-La圖中（圖2a， b）， 鉀質(zhì)超鉀質(zhì)巖石明顯偏離其他新生代玄武巖的負(fù)相關(guān)趨勢， 因此需要單獨(dú)區(qū)分。低硅玄武巖具有高的FeO、Sm/Yb、206Pb/204Pb， 低的Ba/Th比值， 高硅玄武巖具有低的FeO、Sm/Yb、206Pb/204Pb， 高的Ba/Th比值（圖3）。SiO2含量與這些參數(shù)呈現(xiàn)良好的相關(guān)關(guān)系。因此， 華北東北地區(qū)新生代玄武巖可能是貧硅的巖漿與富硅巖漿混合的結(jié)果。堿性玄武巖中的熔體包裹體同時具有拉斑質(zhì)組分和堿性玄武質(zhì)組分提供了巖漿混合的直接證據(jù)（圖2a）。

在Sr-Nd， Pb-Hf同位素相關(guān)圖上， 低硅端元組分的同位素組成更加虧損，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb比值更低高，87Sr/86Sr比值更低， 接近Indian-MORB成分（圖4）。而富硅端元具有低的143Nd/144Nd，206Pb/204Pb比值， 高的87Sr/86Sr比值， 具有類似EMI型富集組分特征（Zindler and Hart， 1986）。經(jīng)過多年研究， EMI型富集組分來源爭議仍然很大， 主要存在以下幾種認(rèn)識： 來自巖石圈地幔（Song et al.， 1990；Basu et al.， 1991； Chung， 1999； Xu et al.， 2005； Tang et al.， 2006； Zou et al.， 2008）； 或來自部分熔融殘余的下地殼組分（Liu et al.， 2008； Chen et al.， 2009； Zeng et al.， 2011； Chu et al.， 2013）； 或來自再循環(huán)沉積物（Sakuyama et al.， 2013）。

從（Th/La）N-（Th/Ba）N相關(guān)關(guān)系圖上看（圖5a）， 非常有趣的是貧硅玄武巖具有高的（Th/La）N和（Th/Ba）N， 而富硅玄武巖具有低的比值， 表明貧硅端元組分具有富集Th（U）的特征， 而富硅端元組分（EMI型富集組分）出現(xiàn)Th（U）的虧損。富硅玄武巖具有與輝長巖相類似的（Th/La）N和（Th/Ba）N（圖5a）， 表明其地幔源區(qū)中的富硅組分具有類似輝長巖的成分特征（Hofmann and Jochum， 1996； Gasperini et al.，2000）。

圖 4　中國東部新生代玄武巖的143Nd/144Nd-87Sr/86Sr （a）和176Hf/177Hf-206Pb/204Pb （b）相關(guān)關(guān)系圖Fig.4　Variations of143Nd/144Nd vs.87Sr/86Sr （a）， and176Hf/177Hf vs.206Pb/204Pb （b） for Cenozoic basalts in eastern China

圖 5　中國東部新生代玄武巖的（Th/La）N-（Th/Ba）N（a）和Nb/U-Ce/Pb （b）相關(guān)關(guān)系圖Fig.5　Variations of （Th/La）Nvs. （Th/Ba）N（a）， and Nb/U vs. Ce/Pb （b） for Cenozoic basalts in eastern China

此外， 圖5b表明貧硅端元具有高的Ce/Pb， 而富硅端元具有低的Ce/Pb， 高的Nb/U比值， 同樣表明富硅端元具有U虧損特征。輝長巖通常被認(rèn)為具有Th， U虧損的特征， 以及高Nb/U比值， 低的Ce/Pb比值， 并且輝長巖低的U/Pb， Th/Pb使得其能夠演化形成EMI型富集組分的特征（Rudnick and Gao， 2003）。因此富硅玄武巖的地幔源區(qū)必定存在某種類似輝長巖成分特征的組分。

3.3新生代玄武巖的源區(qū)巖性特征

多年來， 普遍認(rèn)為上部地幔主要是由橄欖巖組成（Green and Ringwood， 1967； Mcdonough and Sun，1995）， 玄武質(zhì)巖漿起源于地幔橄欖巖的部分熔融（Takahashi and Kushiro， 1983； Walter， 1998）。早期的橄欖巖部分熔融實(shí)驗表明， 部分熔融壓力直接影響巖漿中硅的飽和程度（Takahashi and Kushiro， 1983；Kushiro， 2001）。高壓條件下小程度部分熔融產(chǎn)生的巖漿相對貧硅， 因而更有可能出現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)礦物霞石，低壓條件下部分熔融程度更大形成的巖漿會相對富硅， 可能出現(xiàn)標(biāo)準(zhǔn)礦物紫蘇輝石或/和石英（DePaolo and Daley， 2000）。相對于拉斑玄武巖， 堿性玄武巖是地幔橄欖巖在更高壓力條件下小程度部分熔融的產(chǎn)物（Green and Ringwood， 1967； Kushiro， 2001）。但最近的實(shí)驗巖石學(xué)研究證實(shí)貧硅的輝石巖或榴輝巖，碳酸鹽化的橄欖巖， 角閃巖部分熔融可以形成堿性玄武巖（Hirschmann et al.， 2003； Kogiso et al.， 2003；Dasgupta et al.， 2007）。

研究表明， 橄欖石的化學(xué)組成可提供有效判斷源區(qū)母巖巖性的重要證據(jù)（Sobolev et al.， 2007；Herzberg， 2011； 劉建強(qiáng)和任鐘元， 2013）。 Fe， Mn具有相同的離子半徑和電價， 他們的地球化學(xué)行為很相似， 因此玄武巖Fe/Mn比值可以大致反映地幔源區(qū)的組成（Humayun， 2004）。橄欖巖和輝石巖部分熔融實(shí)驗表明， Fe和Mn在單斜輝石、斜方輝石和石榴子石中的分配系數(shù)DFe/DMn＜1， 而在橄欖石中的分配系數(shù)DFe/DMn＞1， 并且壓力對DFe/DMn沒有影響，因此輝石巖部分熔融的熔體具有高的Fe/Mn比值（Walter， 1998； Pertermann and Hirschmann， 2003）。在橄欖巖中橄欖石是主要富集Ni的硅酸鹽礦物， 橄欖巖和富硅的熔體反應(yīng)會使得橄欖石被輝石置換， 這將顯著降低全巖-熔體對Ni的分配系數(shù)， 因此輝石巖熔融時Ni更容易進(jìn)入熔體相， 結(jié)晶的橄欖石斑晶具有高Ni含量（Sobolev et al.， 2005）。此外輝石巖熔融時， 而Mn， Ca傾向于殘留在單斜輝石和斜方輝石（Hart and Davis， 1978； Beattie et al.， 1991； Sobolev et al.， 2005； Herzberg， 2011）。因此輝石巖部分熔融的熔體中結(jié)晶的橄欖石會繼承源區(qū)熔體低Ca， 低Mn的特征。綜上所述， 輝石巖部分熔融形成的熔體， 其結(jié)晶的橄欖石具有高Ni含量， 高Fe/Mn比值， 低Ca，低Mn的特征。由于橄欖石斑晶是玄武巖中最早晶出的礦物， 有可能未受淺部地殼的混染， 能夠最好地記錄原生巖漿的特征（Sobolev et al.， 2005， 2007），因此可以根據(jù)橄欖石斑晶中Ni， Ca， Mn含量， Fe/Mn比值， 來示蹤玄武巖源區(qū)性質(zhì)。

我們總共對3個巖石樣品中191顆橄欖石進(jìn)行了電子探針分析， 結(jié)果見表3。玄武巖中橄欖石的Fo （Fo=100Mg/（Mg+Fe））變化范圍大， 在70～85之間，所有橄欖石的CaO含量大于0.1% （表3）， 高于地幔橄欖石捕虜晶的值（～0.1%）（Thompson and Gibson，2000）。新生代玄武巖中的橄欖石斑晶的Fo與Ni， Ca，Mn含量， Fe/Mn比值之間的相關(guān)關(guān)系見圖6， 對于給定的Fo值， 橄欖石斑晶中Ni， Ca， Mn含量， Fe/Mn比值具有較大的變化范圍。

與橄欖巖部分熔融產(chǎn)生的熔體結(jié)晶的橄欖石相比， 新生代玄武巖中橄欖石斑晶具有更高的Ni含量和Fe/Mn比值， 更低的Ca和Mn含量（圖6）， 暗示它們的地幔源區(qū)中輝石巖組分的重要性?？傮w來說，相對于中硅玄武巖中的橄欖石， 高硅玄武巖中的橄欖石具有更高的Ni含量， Fe/Mn比值， 更低的Mn含量， 表明其地幔源區(qū)含有更高比例的輝石巖組分，或者是兩組玄武巖地幔源區(qū)所含輝石巖的成分不一樣。此外通過對比中硅玄武巖中的橄欖石發(fā)現(xiàn)： 具有更高硅的玄武巖， 其對應(yīng)的橄欖石具有更高的Ni，F(xiàn)e/Mn， 更低的Mn的含量， 表明越富硅的玄武巖其地幔源區(qū)含有更高比例的輝石巖組分或不同SiO2含量的玄武巖的源區(qū)的輝石巖成分存在差異。實(shí)驗巖石學(xué)研究表明富橄欖石的貧硅輝石巖部分熔融形成貧硅玄武巖（Kogiso and Hirschmann， 2006）， 例如夏威夷Loihi玄武巖地幔源區(qū)被認(rèn)為主要是橄欖輝石巖。如圖6所示， 相對于高硅玄武巖中的橄欖石， 貧硅玄武巖中橄欖石的成分比較靠近Loihi區(qū)域， 說明貧硅玄武巖地幔源區(qū)存在更高比例的貧硅輝石巖組分。而高硅玄武巖中橄欖石成分更靠近Koolau區(qū)域，表明富硅玄武巖地幔源區(qū)含有更高比例的富硅輝石巖組分。

前面我們已經(jīng)證實(shí)新生代玄武巖的成分變化基本不受控于巖漿的分離結(jié)晶作用， 而主要受控于巖漿混合， 而部分熔融也發(fā)揮一定作用， 因此盲目的通過加入橄欖石來恢復(fù)所謂的原生巖漿的做法是不可取的。由于石榴子石優(yōu)先富集重稀土元素， 在低程度部分熔融條件下， 石榴子石的殘留使得玄武巖出現(xiàn)中重稀土強(qiáng)烈分異， 新生代低硅玄武巖具有高的Sm/Yb比值（圖3b）表明其地幔源區(qū)的原巖具有更多的殘余石榴子石。另外低硅玄武巖具有更高的FeO， 更低的SiO2， Al2O3含量， 而橄欖巖部分熔融無法形成與低硅玄武巖相類似的主量元素特征（圖7a，b， c）。近年來的實(shí)驗巖石學(xué)結(jié)果表明， 含CO2的的橄欖巖和含CO2的鎂鐵質(zhì)巖部分熔融能夠產(chǎn)生與洋島玄武巖（尤其是堿性玄武巖）相類似的主量元素特征（Dasgupta et al.， 2006， 2007）。然而在MgO與其他主量元素相關(guān)關(guān)系圖上（圖7）， 含CO2的地幔橄欖巖源區(qū)發(fā)生部分熔融形成的巖漿成分與低硅玄武巖高的Na2O+K2O和高的TiO2含量不吻合（Prytulak and Elliott，2007）。此外在高壓條件下， 含CO2的貧硅石榴子石輝石巖部分熔融形成的熔體（Dasgupta et al.， 2006）在一些特征上確實(shí)與低硅玄武巖相吻合（圖7）， 但與低硅玄武巖相比， 其部分熔融形成熔體的Na2O+K2O的含量太低。貧硅輝石巖部分熔融形成的熔體基本上與低硅玄武巖具有相類似的主量元素特征， 只是實(shí)驗得到的熔體的SiO2含量要稍高于低硅玄武巖（圖7）。因此地幔源區(qū)單一巖性部分熔融無法形成與新生代玄武巖相類似的主量元素特征， 表明這些玄武巖的源區(qū)巖性是不均一的。如前面所述， 相對于輝石巖部分熔融的熔體， 低硅玄武巖具有更低的SiO2含量， 因此源區(qū)除了輝石巖組分， 還需要另外一種組分， 其部分熔融能夠形成更低SiO2含量的熔體。前面已經(jīng)討論富碳酸鹽化橄欖巖， 碳酸鹽化的榴輝巖部分熔融產(chǎn)生的熔體具有低的SiO2含量（Dasgupta et al.， 2006， 2007） （圖7a）， 但這些含碳酸鹽的巖石部分熔融形成的熔體的Na2O+K2O含量太低（圖7d）。實(shí)驗巖石學(xué)結(jié)果表明， 富含角閃石的巖石如角閃巖或角閃巖與橄欖巖的混合物部分熔融能夠形成貧硅的熔體（Pilet et al.， 2008）， 并且具有高的Na2O+K2O， FeO和TiO2含量（圖7）， 因此富含角閃石的巖石是更可能的源區(qū)原巖， 低硅玄武巖可能形成于貧硅的輝石巖和富含角閃石巖石的部分熔融。考慮到低硅玄武巖的同位素組成具有類似MORB的同位素特征（圖4）， 因此這些輝石巖和富含角閃石的巖石可能是形成于近期巖石圈地幔的交代作用。

表3　山旺和擦馬山玄武巖中橄欖石的主量元素（%）分析結(jié)果Table 3　Major （%） element compositions of olivines in Shanwang and Camashan basalt

續(xù)表3：

圖6　新生代玄武巖中橄欖石斑晶的組成Fig.6　The compositions of olivines from Cenozoic basalts

與低硅玄武巖相比， 高硅玄武巖具有低的Sm/Yb比值（圖3b）， 表明其地幔源區(qū)具有更少的殘余石榴子石。大部分高硅玄武巖的成分與輝石巖部分熔融的熔體吻合（圖7）， 少部分靠近橄欖巖部分熔融的熔體， 因此高硅玄武巖是輝石巖和橄欖巖部分熔融的熔體混合形成?？紤]到高硅端元是富硅的，并且越富硅，176Hf/177Hf，144Nd/143Nd，206Pb/204Pb比值越低（圖3d， 4）， 之前的討論我們已經(jīng)證實(shí)富硅端元含有輝長巖組分， 因此富硅的組分可能來自相對古老的大洋下地殼。富含斜長石的下部洋殼具有低的U/Pb， Th/Pb， 低的Rb/Sr比值（Kramers and Tolstikhin，1997）， 因此下地殼組分被長時間隔離能演化形成比較低的206Pb/204Pb比值， 低放射性成因的Sr同位素。經(jīng)過長時間隔離的下部洋殼具有低的206Pb/204Pb比值， 與富硅玄武巖的Pb同位素特征相吻合（圖3， 4）。然而富硅玄武巖具有相對高的87Sr/86Sr比值（圖4），與再循環(huán)的下部洋殼低放射性成因的Sr同位素不吻合。洋殼俯沖之前， 由于海底熱液或流體或海水的作用使得洋殼物質(zhì)遭受蝕變， 洋殼通過擴(kuò)散與海水實(shí)現(xiàn)物質(zhì)交換， 蝕變洋殼會選擇性富集Ba、Rb、Pb、Sr，87Sr/86Sr比值明顯升高（e.g.， Staudigel et al.， 1996；Kelley et al.， 2003）。因此與海水反應(yīng)的洋殼具有高的87Sr/86Sr比值， 能夠滿足拉斑玄武巖高87Sr/86Sr比值的要求。然而現(xiàn)代大洋下地殼具有類似MORB的同位素特征， 不同于新生代玄武巖地幔源區(qū)富硅組分具有類似EMI的同位素特征， 因此現(xiàn)代大洋下地殼可以被排除。在新生代玄武巖地幔源區(qū)， 富硅組分應(yīng)該是普遍存在的， 只不過貧硅玄武巖地幔源區(qū)這一組分的比例相對較低， 或者與這一地區(qū)的深部熱力學(xué)條件（溫度）， 巖石圈厚度等因素有關(guān)。這一推測也得到熔體包裹體成分的證實(shí)。正如前面所述，山旺玄武巖中橄欖石捕獲的熔體包裹體不僅具貧硅的堿性玄武質(zhì)成分， 同時還有富硅的拉斑玄武質(zhì)成分（圖2）。而前人的研究表明山東地區(qū)新生代玄武巖都是貧硅的（Chen et al.， 2009； Zeng et al. 2010， 2011；Xu et al.， 2012b； Sakuyama et al.， 2013）， 并且在這一地區(qū)發(fā)現(xiàn)了整個華北， 東北地區(qū)最貧硅的玄武巖（Chen et al.， 2009； Zeng et al. 2010； Xu et al.， 2012b；Sakuyama et al.， 2013）。因此我們可以推斷新生代玄武巖地幔源區(qū)組分是不均一的， 這種巖性的不均一性同樣伴隨著化學(xué)成分的不均一性。山東地區(qū)主要出露貧硅玄武巖， 表明這一地區(qū)的地幔源區(qū)中富硅熔體的比例相對較低， 因此全巖的成分不能全面反映地幔源區(qū)的的信息。

圖7　中國東部新生代玄武巖和不同巖性部分熔融形成的熔體的主量元素相關(guān)關(guān)系圖Fig.7　Variations of major element compositions for Cenozoic basalts in eastern China and melts produced by partial melting of different lithologies

3.4玄武巖的空間分布特征與巖石圈厚度、深部動力學(xué)

考慮到華北克拉通在顯生宙時期相繼遭受揚(yáng)子板塊和太平洋板塊的俯沖， 因此華北地區(qū)新生代玄武巖的地幔源區(qū)的不均一性可能與太平洋板塊或與揚(yáng)子板塊再循環(huán)有關(guān)（Chen et al.， 2009； Zeng et al.，2011； Xu et al.， 2012a）。如果地幔源區(qū)的不均一性是由于俯沖到地幔的揚(yáng)子板塊造成， 那么大陸下地殼通過深俯沖作用回到軟流圈地幔后會變成石榴輝石巖或榴輝巖。對于靠近蘇魯造山帶地區(qū)（山東）的玄武巖， 其地幔源區(qū)應(yīng)該含有更多的榴輝巖或者石榴輝石巖， 因此地幔部分熔融形成的熔體的地球化學(xué)組成特征會繼承更多下地殼成分特征， 具有相對富集的同位素特征。然而事實(shí)上山東地區(qū)新生代玄武巖的同位素組成相對虧損， 并且在這一地區(qū)發(fā)現(xiàn)了整個華北地區(qū)同位素最虧損的玄武巖（Sakuyama et al.，2013）， 而遠(yuǎn)離蘇魯造山帶的漢諾壩赤峰地區(qū)的玄武巖卻具有相對富集的同位素組成（Song et al.， 1990；Zhang et al.， 2012）。

前人的研究表明太平洋板塊俯沖對中國東部新生代巖漿作用的貢獻(xiàn)不僅表現(xiàn)物理尺度上， 同時體現(xiàn)在物質(zhì)尺度（Zhang et al.， 2009； Xu et al.， 2012a，2012b）。貧硅玄武巖和富硅玄武巖的同位素組成的差異反映了地幔源區(qū)的地球化學(xué)不均一性， 源區(qū)的不均一性受控于俯沖洋殼和上覆沉積物的比例（Zhang et al.， 2009； Xu et al.， 2012b）。貧硅玄武巖地幔源區(qū)是由來自俯沖洋殼的熔體交代虧損地幔形成，富硅玄武巖地幔源區(qū)來自俯沖洋殼上覆沉積物的熔體交代虧損地幔形成的。考慮到沉積物部分熔融的熔體具有低Nb/U， Ce/Pb比值， 高的（Th/La）N，206Pb/204Pb比值， 那么富硅玄武巖最終會繼承沉積物這些地球化學(xué)特征。然而如圖3d， 圖5所示， 高硅玄武巖具有高的Nb/U比值， 低的（Th/La）N，206Pb/204Pb比值， 因此太平洋板塊的俯沖作用對新生代巖漿作用只是物理尺度上的參與。

地震層析成像研究表明， 華北克拉通巖石圈厚度呈現(xiàn)由西向東逐漸減小的趨勢， 太行山內(nèi)蒙地區(qū)巖石圈厚度達(dá)到100 km， 而在華北東部渤海灣地區(qū)巖石圈厚度僅為60 km （Chen， 2010）。一個有趣的現(xiàn)象是環(huán)渤海一帶的新生代玄武巖普遍具有貧硅的特征， 并且最貧硅的基本上出露于此（Chen et al.， 2009；Zeng et al.， 2010）， 而巖石圈厚度較大的太行山內(nèi)蒙地區(qū)卻分布大量的富硅玄武巖（95%的拉斑玄武巖都集中在這一地區(qū)）（Song et al.， 1990； Zhi et al.， 1990；Xu et al.， 2005； Zhang et al.， 2012； Hong et al.， 2013）。華北東部其他地區(qū)的玄武巖大多是介于中間類型的玄武巖（介于低硅與高硅之間）， 這些地區(qū)的巖石圈厚度也是介于這兩地之間。因此新生代玄武巖的地球化學(xué)特征可能在一定程度上受控于巖石圈厚度。在之前的討論中我們已經(jīng)證實(shí)新生代玄武巖的成分與地幔源區(qū)組分的特征有關(guān)， 因此新生代玄武巖的成分變化主要受控于地幔源區(qū)組分與巖石圈厚度。

3.5玄武巖的成因機(jī)制

如前所述， 新生代玄武巖來源于不均一的地幔源區(qū)物質(zhì)的部分熔融， 在地球化學(xué)圖解上表現(xiàn)為混合關(guān)系。新生代玄武巖地幔源區(qū)普遍存在富硅和貧硅組分， 然而這些組分在不同地區(qū)的地幔源區(qū)中的比例存在差異。新生代， 受板塊俯沖或其他熱事件的影響， 地幔源區(qū)組分發(fā)生部分熔融， 形成不同比例的富硅熔體和貧硅熔體。這些熔體從源區(qū)提取后上升， 侵位到地殼巖漿房， 巖漿在上升過程中溫度降低， 橄欖石優(yōu)先結(jié)晶。后來的巖漿可能會持續(xù)注入到巖漿房中與先形成的巖漿發(fā)生混合， 巖漿繼續(xù)上升可能在巖漿通道中再次發(fā)生混合， 最后上升冷凝形成玄武巖。因此混合比例相當(dāng)小的組分由于強(qiáng)烈的混合作用在全巖成分中可能沒有能夠得到反映。而橄欖石作為較早結(jié)晶的礦物， 有可能在巖漿混合發(fā)生之前或只發(fā)生較小程度巖漿混合后結(jié)晶，因此橄欖石中的熔體包裹體的成分更能準(zhǔn)確全面反映地幔源區(qū)的組分特征。這一優(yōu)勢在本文的分析中得到證實(shí)， 貧硅玄武巖不僅僅是地幔源區(qū)中貧硅的組分部分熔融形成的， 同樣存在富硅組分的貢獻(xiàn)。在世界其他地區(qū)如夏威夷玄武巖的地幔源區(qū)被證實(shí)存在類似特征。夏威夷玄武巖的地幔源區(qū)不均一性被認(rèn)為是受地幔柱中不同富集組分的相對含量控制的， EMI和HIMU再循環(huán)的古老洋殼組分在夏威夷地幔柱基質(zhì)中到處分布（Ren et al.， 2009）。

如前所述， 華北地區(qū)新生代相對貧硅玄武巖對應(yīng)的巖石圈厚度較薄， 而分布大量富硅玄武巖的地區(qū)巖石圈厚度普遍較厚。貧硅玄武巖相對富集不相容元素， 同位素組分相對虧損， 主要是近期交代作用形成的巖石圈地幔貧硅輝石巖部分熔融形成。新生代相對貧硅的玄武巖對應(yīng)的巖體規(guī)模較小， 如被稱為孤立的無棣大山巖體（Chen et al.， 2009； Zeng et al.， 2010）， 而富硅的玄武巖對應(yīng)的巖體規(guī)模卻較大，如被稱為漢諾壩溢流玄武巖區(qū)的玄武巖含有大量的拉斑玄武巖（Song et al.， 1990； Zhi et al.， 1990； Zhang et al.， 2012）。前人研究認(rèn)為貧硅輝石巖位于軟流圈地幔（Sakuyama et al.， 2013）， 考慮到輝石巖具有相對低的熔融溫度（Hirschmann et al.， 2003； Kogiso et al.， 2003）， 其發(fā)生較大程度的部分熔融應(yīng)該形成較大規(guī)模的巖體， 這與貧硅玄武巖具有較小的巖體相矛盾。另外貧硅玄武巖高度富集不相容元素也排除大程度部分熔融。因此貧硅輝石巖應(yīng)該來自巖石圈地幔， 由于巖石圈地幔具有相對較低的溫度， 輝石巖發(fā)生較小程度的部分熔融能夠形成具有強(qiáng)烈富集微量元素， 巖體規(guī)模較小的玄武巖。因此我們認(rèn)為新生代玄武巖的成分變化反映了地幔源區(qū)空間上的成分不均一性和巖石圈厚度的變化。

4　結(jié) 論

通過綜合華北， 東北新生代玄武巖數(shù)據(jù)， 對新生代玄武巖的地幔源區(qū)性質(zhì)， 成因研究得到如下認(rèn)識：

（1） 相對于全巖成分， 熔體包裹體的成分更加復(fù)雜， 甚至堿性玄武巖中熔體包裹體不僅具有拉斑玄武質(zhì)成分， 同時還有堿性玄武質(zhì)， 堿性粗面玄武質(zhì)成分， 這指示新生代玄武巖地幔源區(qū)比之前認(rèn)識的更加復(fù)雜和不均一， 新生代玄武巖的形成可能是不同成分的熔體混合的結(jié)果。

（2） 綜合華北， 東北新生代玄武巖數(shù)據(jù)， 可以將這些玄武巖劃分為三類： 低硅玄武巖， 高硅玄武巖以及中間類型。低硅玄武巖具有高的176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， FeO， Na2O+K2O， Sm/Yb， 低的SiO2， Ba/Th比值， 結(jié)合實(shí)驗巖石學(xué)數(shù)據(jù)推斷低硅玄武巖形成于貧硅輝石巖和富含角閃石巖石的近期交代部分熔融。

（3） 高硅玄武巖具有低的176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， 高的SiO2， Ba/Th比值， （Th/La）N＜1和（Th/Ba）N＜1， 表明其地幔源區(qū)含有富硅的古老大洋下地殼組分， 結(jié)合實(shí)驗巖石學(xué)數(shù)據(jù)推斷高硅玄武巖形成于富硅輝石巖和橄欖巖的部分熔融。

致謝： 中國科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所熊小林研究員和另外一位匿名審稿專家對本文提出了建設(shè)性修改意見和建議， 室內(nèi)樣品分析測試過程中， 得到劉穎、胡光黔、涂相林三位高級工程師的幫助， 熔體包裹體耙的制備和包裹體、橄欖石電子探針分析得到吳蕾的幫助， 筆者在此一并表示衷心的感謝。

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Mantle Source Characteristics of Cenozoic Basalts in Eastern China

QIAN Shengping1，2， REN Zhongyuan1， ZHANG Yinhui1，2， HONG Lubing1，2， ZHANG Le1，2，ZHANG Yan1，2， LIU Jianqiang1，2and SONG Maoshuang1
（1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry， Guangzhou Institute of Geochemistry， Chinese Academy of Sciences， Guangzhou 510640， Guangdong， China； 2. University of Chinese Academy of Sciences， Beijing 100049，China）

In response to the destruction of the North China Craton， Cenozoic basalts widely occurred in North China. Although numerous previous studies have been carried out for them， the nature of their mantle source and petrogenesis of basalts are still widely debated. In this paper， we report， for the first time， the compositions of olivine-hosted melt inclusions in Shanwang basalts， Shandong province. Melt inclusions have the compositions which are much more variable than those of whole-rock lava samples. Both alkalic and tholeiitic basaltic melts are found in melt inclusions within single alkali basalt， although only alkali basalts were erupted in Shandong. This means that the mantle source of Hannuoba basalts was likely to be more heterogeneous than previously inferred based on whole rock geochemistry， and that magmas with silica-rich component also existed in the mantle source of alkali basalts. Cenozoic basalts in eastern China are formed dominantly by mixing between silica-rich and silica-deficient magma. The Cenozoic basalts can be divided into three groups： low silica， high silica and intermediate between the two end-members， according to the data of basalts in northern China and northeastern China. The basalts with low silica have high176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， FeO， Na2O+K2O and Sm/Yb， and low SiO2and Ba/Th. Integrating the compositions of melts produced in melting experiments， we infer that the basalts with low silica are generated by partial melting of pyroxenite and amphibole-rich rocks， which are formed by metasomatism recently. The basalts with low silica have high SiO2and Ba/Th， low176Hf/177Hf，143Nd/144Nd，206Pb/204Pb， FeO， Na2O+K2O and Sm/Yb， and （Th/La）N＜1 and （Th/Ba）N＜1. We conclude that the basalts with high silica are produced by melting of silica-rich pyroxenites and peridotites and that ancient oceanic lower crust involved in the source of Cenozoic basalts would be a suitable candidate to represent the component with silica-rich signature.

Cenozoic basalts； North China Craton； basalts with high silica； source lithology

P581

A

1001-1552（2015）06-1119-022

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.013

2014-03-28； 改回日期： 2014-05-09

項目資助： 國家自然科學(xué)基金重大研究計劃（91214202）資助。

錢生平（1986-）， 男， 博士研究生， 主要從事巖石地球化學(xué)研究。Email： qianshengping@126.com

任鐘元（1962-）， 男， 研究員， 從事巖石學(xué)和地球化學(xué)方向研究。Email： zyren@gig.ac.cn