青藏高原东南缘腾冲地块新生代玄武岩地球化学特征及其地幔源区性质

姚 金，李双庆，贺剑峰，陈福坤

(中国科学技术大学 地球和空间科学学院，安徽 合肥 230026)

0 引 言

地幔是地球内部最大的圈层，研究地幔的岩石学性质使人类更加了解地幔的成分、结构以及演化历史，这也是近年来研究的热点问题和重要课题[1-5]。大部分地幔由橄榄岩(橄榄石体积分数高于40%)组成，小部分地幔由辉石岩(橄榄石体积分数低于40%)组成[6-7]。因此，地幔橄榄岩被认为是产生玄武质岩浆的主要岩石，大部分地幔岩石学熔融实验假设初始的熔体形成与橄榄石相平衡。但是，越来越多的部分熔融实验和天然样品研究表明，直接由橄榄岩部分熔融形成的岩浆难以解释一些玄武岩样品的地球化学性质[8-10]，而上地幔的辉石岩、角闪岩等非橄榄岩类岩石可能与洋中脊玄武岩(MORB)、洋岛玄武岩(OIB)、富铁苦橄岩和一些岛弧岩浆岩的形成有关[11-12]。因此，本文不仅要研究岩浆岩样品的地球化学组成、岩石成因和源区特征，还要研究其地幔源区的岩石学性质，才能够更加全面、深入地认识地幔。

腾冲火山岩区处于全球特提斯—喜马拉雅构造域的东部。自60 Ma以来，印度大陆向欧亚大陆方向挤压、碰撞，使青藏高原东南缘的腾冲地块发生频繁的构造活动和岩浆活动，并发育有大量新生代火山岩，记录了该地区现今地幔的演化信息。虽然前人分别从岩石学、地球化学、年代学和构造学等方面对这些火山岩进行了研究[13-23]，但关于这些火山岩的形成机制和岩浆来源尚有很大争论，对其源区岩石学性质的研究也尚未完善。朱炳泉等认为含水地壳物质发生熔融形成富集交代流体，使地幔源区富集，其源区组分相当于榴辉岩[7,15]；王瑜认为火山活动与印度板块向北挤压作用有关，与新特提斯洋的闭合无关[24]；赵勇伟等认为俯冲的新特提斯洋洋壳进入腾冲地幔之下，参与了第三纪以来的岩浆活动[18]；陈廷方认为腾冲火山是具有洋壳残余成分特征的弧火山[16]；徐翠玲等认为岩浆可能来源于受到洋壳和沉积物混染的EMⅠ型富集地幔[19,25]；周真恒等认为其源区为古洋壳俯冲作用的EM Ⅱ型富集地幔[15,20,26]；而Guo等认为火山岩是8 Ma以来印度大陆岩石圈向东俯冲时发生了断裂拆沉的产物[27]。现在很多部分熔融实验和研究表明，相比于辉石岩，从地幔橄榄岩部分熔融产生的熔体中结晶出的橄榄石具有更高的CaO、Mn含量和更低的Ni含量、w(FeO)/w(MnO)值[11-12,28-30]，可以利用玄武岩的一些地球化学参数(如FC3MS参数)或其中的橄榄石斑晶来判别辉石岩和橄榄岩源区[28-33]。因此，在详细地质考察的基础上，本文对腾冲新生代玄武岩以及其中的橄榄石斑晶进行岩石学、矿物学和地球化学分析，以期能够提供更多关于腾冲火山岩成因及其地幔源区岩石学性质的信息。

1 地质背景

腾冲地块位于缅泰马微大陆的北部，具有冈瓦纳亲缘性。东部隔高黎贡山与保山地块相邻，中特提斯洋在中—晚侏罗纪沿这一缝合带闭合；西部与缅甸地块交界，交界线是密支那缝合带(该缝合带被认为是新特提斯洋的残留)[34-36]。在腾冲地块内部，以瑞丽—龙陵断裂为界，西北部出露一套中元古代—新元古代的高黎贡群变质岩系，被认为是本区域的结晶基底，与喜马拉雅结晶基底相似；南部被公养河群低级变质陆源沉积物所覆盖。受中、新特提斯洋的相继俯冲消亡及印度—欧亚板块碰撞的影响，区域内出露中生代—新生代花岗岩类[37-38]；自8 Ma以来，腾冲地块新生代火山作用强烈，火山岩沿弧形盆地中近SN向的断裂带分布[27]，这可能与青藏高原地块SE向逃逸有关[39]。

图件引自文献[34]，有所修改图1 青藏高原东南缘腾冲地块地质图Fig.1 Geological Map of Tengchong Block in the Southeastern Margin of Qinghai-Tibet Plateau

腾冲地块新生代火山岩主要由玄武岩、安山岩和英安岩组成，熔岩分布面积约800 km2，它们的形态包括熔岩、火山碎屑沉积物和保存完好的火山锥等。腾冲火山作用从晚新近纪开始活跃，皇甫岗等把它们分为上新世、早更新世、晚更新世、全新世4期[40]，其中晚更新世—全新世是火山喷发高峰期，形成了众多火山口，如大空山(年龄为(1.21±0.26)Ma)[41]、打鹰山((33.2±7.1)～(224±10)ka)[42-43]、马鞍山((13±3)～(91±7)ka)[44]、黑鱼河(约40 ka)等。其中，大空山位于著名的腾冲火山地质公园，玄武岩发育；黑鱼河玄武岩柱状节理发育，为橄榄石斑晶提供了较好的结晶条件。因此，在黑鱼河和大空山采集了6个玄武岩样品，在漫长的地质历史上，可以认为它们是同一时期的火山活动产物(图1)。

2 岩相学特征

采集的样品岩性为玄武岩、玄武安山岩，岩石大都具有块状构造，未见气孔和杏仁构造。黑鱼河玄武岩发育有典型的柱状节理[图2(a)]，指示岩浆喷发平缓、熔体冷却缓慢且均匀收缩的形成环境[45]。玄武岩样品具有肉眼可见的典型浅橄榄绿色橄榄石斑晶[图2(b)]，最长直径可达1.0 cm，可能是岩浆缓慢冷却提供了有利的橄榄石结晶条件。

图2 野外照片和镜下显微特征Fig.2 Field Photos and Microscopic Features

显微镜下观察显示：玄武岩样品具有斑状结构，斑晶为橄榄石、斜长石以及少量辉石；基质具有间粒结构[图2(c)]，不规则排列的斜长石长条状微晶所形成的间隙中充填有橄榄石、辉石和磁铁矿的细小颗粒，反映其在岩浆缓慢冷却的情况下形成。其中，斜长石斑晶主要为拉长石，环带结构发育，部分斜长石核部被熔蚀成筛状而边部保存完好[图2(f)]。在部分玄武岩样品中常见聚斑结构，斑晶矿物晶形较好，主要是由橄榄石和斜长石组成[图2(e)]，可能是由于岩浆房边部温度较低，矿物发生结晶作用，之后在对流作用下这些晶形较好的半固结部分被中部岩浆捕获，形成聚斑结构[46]。

玄武岩中橄榄石斑晶晶体较大，长轴一般在50 μm至5 mm范围内[图2(c)]；晶形较好，主要为自形到半自形，且未见扭折带结构，表明橄榄石是直接从岩浆中结晶形成而非地幔捕掳晶。大部分橄榄石具有亮白边，表明其边部成分与核部成分有差异，可能是由于Mg更容易进入橄榄石[47]，随着结晶作用的进行，橄榄石周围的Fe含量增高，Mg含量减少，使进入橄榄石中的Fe、Mg等含量发生变化。总体来说，大部分橄榄石斑晶的Mg含量较高，属于镁橄榄石。

3 分析方法

全岩粉末以及电子探针矿物薄片制作在河北廊坊宏信地质勘查技术服务有限公司完成。挑选无蚀变、无脉体、无包裹体的新鲜均一岩石样品，制备小于200目(孔径0.074 mm)的样品粉末，用于后续的主量元素、微量元素、同位素和矿物成分分析。

全岩主量元素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室使用X 射线荧光光谱法(XRF)进行。全岩微量元素分析在中国科学技术大学中国科学院壳幔物质与环境重点实验室完成，采用酸溶法在电感耦合等离子质谱仪上测试，分析误差控制在5%以内。具体分析测试流程见文献[48]。全岩Sr-Nd同位素分析在中国科学技术大学中国科学院壳幔物质与环境重点实验室完成，采用同位素稀释法在MAT-262热电离质谱仪(TIMS)上完成分析测试。详细分析测试流程和同位素组成计算见文献[49]。

对于含橄榄石的玄武岩样品薄片，在双目显微镜下进行观察，同时圈出所需测试的橄榄石斑晶，在合肥工业大学资源与环境工程学院电子探针实验室完成分析，使用仪器为JXA-8230电子探针。采用工作条件为：加速电压15 kV，探针束流20 nA，束斑1 μm。分析所用标样均为天然矿物，采用ZAF校正方法。分析精确度和准确度一般好于1%。

4 结果分析

4.1 全岩主、微量元素

腾冲地块新生代玄武岩主、微量元素分析结果见表1。主量元素分析结果表明：样品SiO2含量(质量分数，下同)为48.83%～55.47%，属于玄武岩、玄武安山岩；MgO含量为4.59%～5.93%，Al2O3含量为16.67%～19.07%，CaO含量较高，为6.16%～8.73%，Na2O含量变化范围较小，为3.04%～3.90%；K2O含量为1.59%～3.03%，为高钾钙碱性火山岩系列[图3(b)]。在TAS图解[图3(a)]中，虽然部分样品落入粗面玄武岩和粗面玄武-安山岩的范围内，但由于镜下未观察到粗面结构，并且有橄榄石斑晶(体积分数为5%～10%)存在，所以仍把样品定名为橄榄玄武岩、玄武岩和玄武安山岩。

w(·)为元素或化合物含量；图件引自文献[50]图3 TAS图解和K2O-SiO2图解Fig.3 Diagrams of TAS and K2O-SiO2

稀土元素分析结果表明，4个玄武岩样品(TC16-15、TC16-16、TC16-24、TC16-25)的轻稀土元素总含量和稀土元素总含量较高，Eu异常较弱，轻稀土元素总含量为(168.59～193.94)×10-6，稀土元素总含量为(189.13～215.11)×10-6，w(La)N/w(Yb)N值为10.70～12.82，Eu异常为0.76～0.89。而样品TC16-27和TC16-28的稀土元素总含量较低，并具有微弱的Eu异常，轻稀土元素总含量为(135.62～138.53)×10-6，稀土元素总含量为(153.88～156.44)×10-6，Eu异常为0.92～0.94，w(La)N/w(Yb)N值为9.46～9.72。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式(图4)上，6个玄武岩样品稀土元素配分模式相似，均为轻稀土元素富集的右倾型，而重稀土元素分馏程度低，相对平坦(w(Gd)N/w(Yb)N值为1.58～1.73)，轻、重稀土元素分异明显(wLREE/wREE>0.88)，大多具有弱的Eu负异常。

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；球粒陨石标准化数据引自文献[5]；阴影区腾冲火山岩数据引自文献[14]；图中相同线条对应不同样品图4 球粒陨石标准化稀土元素配分模式Fig.4 Chondrite-normalized REE Pattern

样品编号TC16-15TC16-16TC16-24TC16-25TC16-27TC16-28w(SiO2)/%48.8349.6155.2455.4749.2750.74w(TiO2)/%1.451.411.101.131.461.52w(Al2O3)/%19.0718.9116.6716.8317.4917.56w(Fe2O3)/%9.259.067.867.789.389.46w(MnO)/%0.140.130.120.120.140.15w(MgO)/%5.935.725.154.724.594.69w(CaO)/%7.086.346.166.288.738.00w(Na2O)/%3.043.153.573.593.663.90w(K2O)/%1.591.933.013.031.892.07w(P2O5)/%0.370.360.250.250.350.36烧失量/%2.903.310.080.112.650.64wtotal/%99.6599.9499.1999.3199.6199.09Mg#值565657574950n(87Rb)/n(86Sr)0.116 0 0.303 40.794 40.687 50.212 20.250 9 N(86Sr)/N(87Sr)0.705 9640.706 0270.706 2770.706 2180.706 2730.706 205n(147Sm)/n(144Nd)0.121 1 0.117 80.115 1 0.113 60.124 10.121 6 N(143Nd/N(144Nd)0.512 4160.512 4390.512 4460.512 4670.512 4440.512 444εNd(t)-4.4 -3.9 -3.6 -3.2 -3.7 -3.7 w(Cs)/10-60.080.541.241.190.230.21w(Rb)/10-634.2 42.5 98.3 95.8 38.2 26.2 w(Ba)/10-6547 500 501 512 537 459 w(Th)/10-617.5 22.1 22.7 23.8 10.1 11.2 w(U)/10-61.772.142.162.171.181.11w(Nb)/10-625.6 26.8 24.3 24.8 20.4 21.2 w(Ta)/10-61.581.601.401.511.101.11w(La)/10-640.1 43.9 44.7 48.1 32.1 32.1 w(Ce)/10-679.2 87.0 85.2 92.2 62.9 64.1 w(Pb)/10-613.3 15.9 15.3 16.0 8.7 15.5 w(Pr)/10-68.889.639.279.957.017.33w(Sr)/10-6500434408417594492w(Nd)/10-632.636.233.535.826.828.0w(Sm)/10-66.086.505.886.405.255.50w(Zr)/10-6257271314374276286w(Hf)/10-66.146.437.429.196.376.63w(Eu)/10-61.651.661.381.521.521.50w(Gd)/10-66.516.636.546.845.785.57w(Tb)/10-61.011.000.931.040.840.83w(Dy)/10-65.385.405.125.614.814.79w(Y)/10-626.2 26.7 26.2 27.2 26.1 24.5 w(Ho)/10-61.091.040.981.090.950.94w(Er)/10-62.983.062.863.022.712.65w(Tm)/10-60.440.420.390.430.370.37w(Yb)/10-62.692.742.542.692.432.37w(Lu)/10-60.430.440.400.450.370.38wLREE/10-6168.59184.92179.98193.94135.62138.53wREE/10-6189.13205.65199.75215.11153.88156.44wLREE/wREE0.890.900.900.900.880.89w(La)N/w(Yb)N10.7011.5012.6512.829.469.72Eu异常0.890.860.760.780.940.92w(Gd)N/w(Yb)N1.621.621.731.701.591.58

注：N(·)/N(·)为同一元素同位素比值，N(·)为该元素的原子丰度；n(·)/n(·)为不同元素同位素比值，n(·)为元素的物质的量；wtotal为主量元素总含量；wREE为稀土元素总含量；wLREE为轻稀土元素总含量；w(·)N为元素含量球粒陨石标准化后的值；εNd(t)为年龄t对应的εNd值。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图5)中，玄武岩具有岛弧型玄武岩的微量元素特征，富集Rb、Ba、K等大离子亲石元素，同时亏损Nb、Ta等元素，暗示岩浆形成过程可能与俯冲作用有关[51]。此外，这些样品都富集Th、U、Pb、Zr、Hf，而亏损Sr、Eu，反映岩浆形成过程中可能有沉积物加入到岩浆源区[5]。

4.2 橄榄石成分

橄榄石电子探针分析结果见表2。橄榄石MgO含量为34.82%～44.58%，SiO2含量为37.69%～40.10%，FeO含量为15.06%～26.66%；Fo值介于72～85，低于正常的地幔橄榄玄武岩(图6)。腾冲地块新生代玄武岩中的橄榄石除了晶形较好之外，还具有较高的CaO含量(0.16%～0.29%)，而地幔橄榄岩捕掳晶的CaO含量一般低于0.1%[30]，因此，证实橄榄石是从熔体中结晶形成的斑晶，而非地幔橄榄岩捕掳晶，可以反映熔体的成分。

wp为原始地幔含量；原始地幔标准化数据引自文献[5]；阴影区腾冲火山岩数据引自文献[20]、[52]；图中相同线条对应不同样品图5 原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.5 Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram

表2 橄榄石电子探针分析结果Tab.2 Electron Microprobe Analysis Results of Olivines

注：“—”表示低于检出限。

4.3 全岩Sr-Nd同位素

腾冲地块新生代玄武岩全岩Sr-Nd同位素分析结果列于表1。由于腾冲新生代火山岩是8 Ma以来的岩浆活动产物，这些样品的初始N(87Sr)/N(86Sr)值和εNd值与现今测量值几乎没有差别。

文献数据引自文献[26]图6 橄榄石CaO-Fo图解Fig.6 Diagram of CaO-Fo of Olivines

由图7可见：玄武岩的Sr-Nd同位素组成表现出富集特征(N(87Sr)/N(86Sr)=0.705 964～0.706 277，N(143Nd)/N(144Nd)=0.512 416～0.512 467)；样品的Sr-Nd同位素组成变化范围较小且分布集中，都落入EMⅡ型富集地幔及其附近区域中，同时也落入印度洋沉积物范围内，暗示腾冲地块新生代玄武岩受到地壳物质的影响。但究竟是在岩浆上升过程中发生了地壳物质的同化混染，还是壳源物质加入地幔源区使之富集仍然需要进一步的研究。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[17]、[20]、[26]；印度洋洋中脊玄武岩、EMⅠ型富集地幔、EMⅡ型富集地幔、流行地幔(PREMA)数据引自文献[53]；印度洋沉积物数据引自文献[54]；围岩指同一区域的白垩纪花岗岩(未发表数据)和高黎贡变质岩结晶基底(引自文献[55])；麻粒岩捕掳体数据引自文献[42]图7 全岩143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图解Fig.7 Diagram of 143Nd/144Nd-87Sr/86Sr of Whole Rocks

5 讨 论

5.1 分离结晶作用

根据鲍文反应序列，橄榄石是玄武质岩浆中最先结晶的矿物。镜下观察腾冲地块新生代玄武岩样品，可以看到晶形较好的橄榄石斑晶(体积分数为5%～10%)，这些橄榄石具有较低的Fo值，可能指示岩浆经历了早期橄榄石的分离结晶。与中国玄武岩的地球化学元素丰度[56]相比，腾冲玄武岩全岩Mg#值介于37～59之间，平均为49，处于较低水平，指示在岩浆分异过程中可能发生了橄榄石矿物的分离结晶，但程度较低。此外，腾冲玄武岩的MgO和SiO2含量具有较好的负相关性[图8(a)]，也反映早期岩浆发生过橄榄石的分离结晶事件。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]图8 哈克图解Fig.8 Diagrams of Harker

在哈克图解(图8)上，玄武岩的CaO含量和SiO2、MgO含量之间的相关性不明显，而且镜下极少看到结晶完好的辉石，表明岩浆演化过程中可能没有经历显著的辉石分离结晶。此外，样品具有弱的Eu异常(0.76～0.94)，指示可能发生了斜长石的结晶分异。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]图9 全岩87Sr/86Sr-SiO2图解和εNd(t)-SiO2图解Fig.9 Diagrams of 87Sr/86Sr-SiO2 and εNd(t)-SiO2of Whole Rocks

5.2 同化混染作用和岩浆源区特征

在87Sr/86Sr-SiO2图解和εNd(t)-SiO2图解(图9)中，腾冲地块新生代玄武岩样品的Nd同位素与SiO2含量具有弱的协变关系，表明玄武质岩浆在通过厚的地壳时可能受到地壳物质的同化混染。但是，当地的麻粒岩下地壳捕掳体具有亏损的Sr-Nd同位素组成[42,57]，明显区别于玄武岩样品(图7)，指示下地壳物质的同化混染作用很弱；同时，玄武岩样品与腾冲地块的基底和花岗岩围岩的Sr-Nd同位素组成差别也很大(图7)，也说明玄武质岩浆没有受到明显地壳物质的同化混染，这一现象与Wang等的研究[42,58]一致。此外，Wang等研究发现腾冲地块新生代玄武岩样品有强烈230Th过剩现象[42]，而地壳岩石(w(230Th)/w(238U)=1.0)的混染会降低230Th的过剩程度，暗示腾冲地块新生代玄武岩遭受地壳物质的同化混染作用较弱。

相对于SiO2含量较高的中基性玄武岩(w(SiO2)≥52%)，偏基性玄武岩样品(w(SiO2)≤52%)的Sr-Nd同位素组成更加原始，其同位素特征可以反映其源区特征。值得注意的是，在相同SiO2含量下，玄武岩样品的Nd同位素组成变化范围较大，这种差异指示源区的Nd同位素组成不均一；而w(SiO2)≥52%的玄武岩样品也表现出较大的Nd同位素组成变化，εNd(t)值略低，这一现象可能是由于地幔源区Nd同位素组成的不均一性，也可能是受到一定程度地壳物质的同化混染作用。总之，本文研究的玄武岩样品同位素组成尤其是基性端元的同位素组成继承于岩浆源区，可以用来限定岩浆源区性质。

ΔNb值对部分熔融程度、同化混染和后期蚀变作用不敏感，可以反映地幔源区特征[59-60]。腾冲地块新生代玄武岩样品落在了ΔNb值为正的冰岛玄武岩及其上部区域(图10)，指示岩浆来源于富集地幔源区。此外，样品Sr-Nd同位素组成落在EMⅡ型富集地幔和印度洋沉积物区域及其附近(图7)，同样指示腾冲玄武岩源区为EMⅡ型富集地幔，且地幔源区Nd同位素组成具有不均一性。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]；正常洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、冰岛玄武岩区域和Nb-Zr指示线均引自文献[60]图10 全岩Nb/Y-Zr/Y图解Fig.10 Diagram of Nb/Y-Zr/Y of Whole Rocks

5.3 橄榄石斑晶和源区岩石学

玄武岩中的橄榄石斑晶是判别辉石岩和橄榄岩源区的良好矿物[11-12]。Ca、Ni、Fe、Mn、Zn等元素在不同矿物中的分配系数不同。例如，Ni相容于橄榄石，而Ca在辉石中的分配系数较大，导致辉石岩源区部分熔融产生的熔体具有较高的Ni含量和较低的CaO含量，而从中结晶的橄榄石斑晶也具有较高的Ni含量和较低的CaO含量。Mn在石榴石中的分配系数较大，而石榴石这种矿物在辉石岩中比在橄榄岩中所占的比例更大，因此，橄榄岩源区部分熔融产生的熔体具有更高的MnO含量和更低的w(FeO)/w(MnO)值[29]。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[26]；图(a)中五角星和浅灰色区域分别代表从初始的和演化橄榄岩部分熔融产生的熔体中结晶的橄榄石成分，深灰色区域为从次生辉石岩部分熔融产生的熔体中结晶的橄榄石成分，引自文献[29]; 图(b)中的灰色区域代表从富集橄榄岩部分熔融产生的熔体中结晶的橄榄石成分图11 橄榄石Ni-Fo图解和FeO/MnO-Fo图解Fig.11 Diagrams of Ni-Fo and FeO/MnO-Fo of Olivines

腾冲地块新生代玄武岩中橄榄石Ni含量为(400～1 340)×10-6，Fo值介于72～85之间，w(FeO)/w(MnO)值介于54.1～100.6之间。在Ni-Fo图解[图11(a)]中，腾冲玄武岩中的橄榄石斑晶落在了橄榄岩源区部分熔融和分离结晶的演化趋势线上及其附近区域内；但是，早期橄榄石的分离结晶作用会降低岩浆的Ni含量，也可能造成这一现象。

实心方框为本文数据;空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]图12 全岩(La/Sm)N-La图解Fig.12 Diagram of (La/Sm)N-La of Whole Rocks

在FeO/MnO-Fo图解[图11(b)]上，橄榄石斑晶部分落入橄榄岩源区部分熔融区域(w(FeO)/w(MnO)值介于60～70之间)，并未很好地区别橄榄岩和辉石岩源区。虽然w(FeO)/w(MnO)值不会受到橄榄石分离结晶的影响，但是会受到部分熔融程度的制约[12,29]。熔体分数较低时全岩w(FeO)/w(MnO)值较高，熔体分数较高时全岩w(FeO)/w(MnO)值较低，也影响着从中结晶的橄榄石的w(FeO)/w(MnO)值。对于腾冲地块新生代玄武岩来说，其w(La)N/w(Sm)N值与La含量具有良好的相关性(图12)，指示熔体的部分熔融程度有差异，从而影响了橄榄石的w(FeO)/w(MnO)值，使其具有较大的变化范围。总之，橄榄石斑晶容易受到矿物分离结晶和部分熔融程度等条件的影响，可能不能很好地提供初始岩浆组分和源区信息，仍需要其他证据来研究腾冲地块新生代玄武岩的地幔源区岩石学性质。

5.4 地幔源区岩石学性质

通过大量在不同熔融条件下的各类橄榄岩和辉石岩熔融实验，Yang等发现了FC3MS参数可以很好地区分大部分地幔辉石岩来源的玄武岩[31-33]。与利用橄榄石斑晶判别地幔源区岩石学性质相比，FC3MS参数采用的是全岩成分计算，因此，分析误差小且不受压力影响。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]；辉石岩熔体、橄榄岩熔体、橄榄石和辉石分离结晶的趋势线等均引自文献[31]图13 全岩FC3MS-Mg#图解Fig.13 Diagram of FC3MS-Mg# of Whole Rocks

对于橄榄岩源区来说，如果没有发生较大程度的辉石分离结晶作用(分离结晶程度大于10%)，样品FC3MS参数最大不超过0.65(图13)。计算可知，腾冲地块新生代玄武岩的FC3MS参数为0.84～1.17，落入了辉石岩熔体范围内。同时，样品没有受到明显的单斜辉石分离结晶影响；虽然腾冲地块新生代玄武岩经历了橄榄石分离结晶作用，但FC3MS参数大于0.65，是橄榄岩熔体部分熔融所达不到的。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]；实验压力为2～5 GPa图14 全岩CaO-MgO图解、FeO-MgO图解和FeO/MnO-MgO图解Fig.14 Diagrams of CaO-MgO, FeO-MgO and FeO/MnO-MgO of Whole Rocks

低CaO含量样品较少受到部分熔融和矿物分离结晶的影响，全岩w(FeO)/w(MnO)值也几乎不受分离结晶作用的影响，均可以代表初始岩浆组分。在图14中，大部分玄武岩样品落在了富硅辉石岩熔体的CaO、MgO、FeO含量和w(FeO)/w(MnO)值范围内，指示玄武岩地幔源区主要由富硅辉石岩组成。因此，综合全岩CaO、MgO、FeO含量和w(FeO)/w(MnO)值以及FC3MS参数可以看出，腾冲地块新生代玄武岩的地幔源区主要由辉石岩组成，这与朱炳泉等的研究结果[7]一致。

5.5 俯冲洋壳对辉石岩地幔的贡献

腾冲地块新生代玄武岩的微量元素具有沉积物特征，富集Th、U、Pb、Zr、Hf等元素，而亏损Sr和Eu元素(图5)，岩石形成可能与俯冲作用有关[5]。而且，样品的Sr-Nd同位素组成落在印度洋沉积物的区域中(图7)，也反映源区有大洋沉积物的加入。

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[19]、[20]；原始地幔组分引自文献[5]；洋中脊玄武岩平均组分引自文献[62]图15 全岩Ba/Th-Th/Nb图解和Ba/La-Th/Nb图解Fig.15 Diagrams of Ba/Th-Th/Nb and Ba/La-Th/Nb of Whole Rocks

Th是非流体活动性元素，高度富集在低程度部分熔融源区中；大离子亲石元素Ba是流体活动性元素，通常Ba的富集伴随着板片脱水作用。腾冲地块新生代玄武岩样品明显富集Th元素，并且具有较高的w(Th)/w(Nb)值、较低的w(Ba)/w(Th)值和w(Ba)/w(La)值(图15)，反映了俯冲沉积物部分熔融产生的熔体加入到腾冲地块新生代玄武岩地幔源区中，而板片来源的流体作用较小[27,61]。

研究表明，相对于硅酸盐熔体的交代作用，碳酸岩熔体交代更加富集稀土元素，强烈亏损Ti和Zr，因此，w(Ti)/w(Eu)值和w(La)N/w(Yb)N值可用来指示碳酸盐熔体交代作用。一般来说，w(Ti)/w(Eu)<1 500，w(La)N/w(Yb)N>3[63]。从图16可以看到，腾冲地块新生代玄武岩源区与硅酸盐熔体交代作用有关。因此，可以推测腾冲地块富集地幔的形成与洋壳俯冲有关，并且受到了俯冲板片来源的硅酸盐熔体为主、富水流体为辅的介质交代作用，从而形成了辉石岩地幔。

图件引自文献[63]图16 全岩(La/Yb)N- Ti/Eu图解Fig.16 Diagram of (La/Yb)N-Ti/Eu of Whole Rocks

实心方框为本文数据；空心方框数据引自文献[13]、[20]、[26]；中国东部新生代玄武岩引自文献[31]；青藏高原东北缘新生代玄武岩引自文献[69]、[70]；中国云南及东南亚地区新生代玄武岩引自GEOROCK数据库；图件引自文献[32]图17 全岩FC3MS-La/Yb图解Fig.17 Diagram of FC3MS- La/Yb of Whole Rocks

辉石岩地幔可能代表了洋壳物质再循环和/或地幔的变质作用[32,64]，具有重要的地球动力学指示意义。腾冲地块新生代玄武岩和中国云南及东南亚地区新生代玄武岩相似，都落入了辉石岩熔体趋势线及其附近(图17)，暗示腾冲新生代玄武岩在岩浆源区方面和缅泰马板块的相似性，可能都受到了古洋壳俯冲作用的影响。青藏高原东北缘新生代火山岩大部分落入了橄榄岩熔体趋势线附近，指示其地幔源区为橄榄岩，与腾冲地块现今地幔特征相差较大。与中国东部新生代玄武岩相比，腾冲新生代玄武岩具有更大的部分熔融程度(10%～20%)，可能是由于印度—欧亚板块碰撞挤压，青藏高原东南缘旋转走滑[39]，腾冲地块乃至整个东南亚地区处于拉张环境之下，造成其源区压力较低，部分熔融程度更大。腾冲新生代玄武岩地幔源区受到了俯冲洋壳的改造和影响。前人研究表明，中国东部新生代玄武岩也与太平洋俯冲作用联系密切[65-68]，但是青藏高原东北缘新生代玄武岩成因大多与软流圈地幔物质流动、逃逸有关，其橄榄岩地幔源区中并未明显受到俯冲物质的影响[69-70]。那么，俯冲洋壳对辉石岩地幔是否有贡献，或者说辉石岩地幔是否指示了洋壳物质的再循环作用，这一规律是否具有普适性，仍需开展更多的研究工作。

6 结 语

(1)青藏高原东南缘腾冲地块新生代玄武岩没有经历明显地壳物质的同化混染作用，其Sr-Nd同位素特征指示了这些玄武岩源区为EMⅡ型富集地幔，且源区可能受到了洋壳俯冲作用的影响。

(2)腾冲地块新生代玄武岩中的低Fo值橄榄石斑晶具有低的Ni含量和变化较大的w(FeO)/w(MnO)值，可能受到了早期橄榄石分离结晶和部分熔融的影响，不能很好地指示地幔源区的岩石学性质。

(3)腾冲地块新生代玄武岩FC3MS参数介于0.84～1.17之间，区别于典型的地幔橄榄岩源区，全岩CaO、MgO、FeO含量和w(FeO)/w(MnO)值也都落入富硅辉石岩熔体范围内，指示了腾冲新生代玄武岩的地幔源区岩石主要由辉石岩组成，其成因可能与洋壳俯冲和硅酸盐熔体交代作用有关。