浙江建德新生代玄武岩源区特征及其成因

何 叶，陈立辉，曾 罡，王小均

南京大学 地球科学与工程学院，内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室，南京210023

1 引言

大陆板内玄武岩是我们了解深部地球最重要的窗口之一。中国东部的新生代玄武岩是典型的大陆板内玄武岩，属于环太平洋火山带的一部分（Zhou and Armstrong,1982；刘若新,1992）。在北起黑龙江、南到海南岛、西至大兴安岭—太行重力梯度带的广大区域内断续分布，面积可达7.8×104km2（陈霞玉等,2014）。元素和同位素地球化学研究表明，中国东部新生代玄武岩的地幔源区具有明显的不均一性，富集的再循环组分在这些新生代玄武岩的形成过程中扮演了非常重要的角色（Chen et al., 2009; Liu et al., 2008; Sakuyama et al., 2013;Sun et al., 2017a; Wang et al., 2017; Wang et al.,2011; Wang et al., 2015; Zhang et al., 2009; Zeng et al.,2017;Xu et al.,2017;Xu et al.,2018）。例如，玄武岩中的斑晶具有和正常地幔不同的δ18O值，暗示其源区存在再循环洋壳和沉积物的贡献（Zhang et al., 2009; Wang et al., 2011; Liu et al., 2015a, 2015b,2017; Xu et al., 2012）；玄武岩相对于正常地幔明显偏轻的镁同位素组成（δ26Mg=−0.60‰～−0.25‰;Huang et al., 2015; Tian et al., 2016; Wang et al.,2017; Yang et al., 2012; Sun et al., 2017b; Su et al.,2017;Li et al.,2017）及偏重的锌同位素组成（δ66Zn=0.30‰～0.63‰; Liu et al., 2016a）则表明其源区含有再循环碳酸盐组分。

在中国东部新生代玄武岩中，位于东南部的浙江境内的新生代玄武岩具有明显的时空分带性（Ho et al.,2003）。这些玄武岩与中国东部其它地区的新生代玄武岩一样，具有类似于洋岛玄武岩（OIBs）的微量元素特征，即富集大离子亲石元素（LILE）和轻稀土元素（LREE），具有K、Pb 的负异常和Nb-Ta 的正异常（Yu et al., 2019; Yu et al.,2017; Li et al., 2015; Liu et al., 2016）。相比同时代的岩石圈地幔橄榄岩捕虏体（87Sr/86Sr=0.7028～0.7037，εNd=6.4～12.3）（Fan et al., 2000；杨金豹,2015），浙江新生代玄武岩具有相对富集的Sr-Nd同 位 素 组 成 （87Sr/86Sr=0.7032～0.7046， εNd=1.85～7.20）（Yu et al., 2 019; Yu et al., 2017; Li et al.,2015;Liu et al.,2016b）。高于大陆岩石圈地幔底部温度的单斜辉石结晶温度（＞1257℃）表明，浙江新生代玄武岩是来自于软流圈地幔的部分熔融，而非岩石圈地幔（Li et al.,2015）。浙江新生代玄武岩相比大洋中脊玄武岩（MORB）更为富集的Sr-Nd 同位素组成以及较高的不相容元素含量表明，其源区存在再循环的富集组分（Li et al.,2015; Ho et al., 2003; Liu et al., 2016b）。在此基础上，Liu 等（2016b）通过测试浙江新生代玄武岩中单斜辉石斑晶的H2O 含量，发现这些玄武岩原始岩浆的水含量落在弧后盆地玄武岩和岛弧玄武岩的范围内（H2O=1.3～2.9 wt%），说明其地幔源区中存在再循环大洋地壳物质的贡献。H2O/Ce 比与其它元素比值（如Ba/Th、Nb/La 等）揭示早期喷发的浙江新生代玄武岩是由亏损地幔端元和再循环的洋壳端元混合形成，而晚期喷发的玄武岩源区除了亏损地幔和再循环的洋壳组分外还有再循环沉积物（Liu et al., 2016b）。同时，浙江新生代强碱性玄武岩（霞石岩和碧玄岩）具有K、Zr、Hf、Ti 的负异常、较高的Ca/Al 比值以及轻的Mg 同位素组成（δ26Mg=-0.35‰～-0.38‰），反映了其源区含有碳酸盐组分（Yu et al.,2019;Yu et al.,2017）。此外，浙江宁海高硅玄武岩在微量元素蛛网图上呈现出Ti 的正异常 （Ti/Ti*＞1），且在Ti/Ti*与87Sr/86Sr、εNd等图上显示出与浙江其它新生代玄武岩不同的趋势，反映其源区含有含金红石的榴辉岩，而这同样与再循环洋壳密切相关（Yu et al.,2019）。

总体上看，前人对浙江新生代玄武岩的研究多集中于中部的新昌—嵊州溢流玄武岩和东部的宁海—临海玄武岩，但对于西侧江山—绍兴断裂带上以单成因火山形式产出的玄武岩的研究则明显偏少，尤其缺少从地球化学角度探讨该区新生代玄武岩的时空分布与成因差异性的工作。浙江建德新生代玄武岩出露于浙江西部江山—绍兴断裂带，是研究区内迄今发现的最古老的新生代玄武岩（～40 Ma）（曾罡等,2017），研究程度非常低。本文通过详细的全岩主量、微量元素和Sr-Nd-Pb-Hf同位素研究，揭示了建德玄武岩的地球化学特征及源区组成。同时，我们还结合玄武岩的空间位置和喷发时间对本区新生代玄武岩进行了分类，以了解浙江不同地区新生代玄武岩之间的成因联系和差别。

2 区域地质背景和样品描述

浙江省位于华夏地块的东北部。华夏地块是中国东部最南端的构造单元，被认为是一块由古老物质组成的年轻地块（于津海等,2006），区域内的江山—绍兴断裂带和政和大埔断裂带被认为是古构造单元的缝合线（Chen and Jahn, 1998; Xu et al., 2007）。新生代时期，浙江省内的玄武岩主要以小规模溢流玄武岩以及单成因火山的形式产出（Yu et al.,2015），其分布受到三条切穿岩石圈的、北东—南西向的断裂（从西到东分别为江山—绍兴、丽水—余姚和温州—镇海断裂）控制。前人研究表明，浙江地区新生代主要存在两期玄武质岩浆活动：古近纪（32.2～21.7 Ma）和新近纪（10.5～2.4Ma）（曾罡等,2017）。从岩性上看，早期主要为碧玄岩和霞石岩，分布于西部断裂带；晚期则为碱性橄榄玄武岩、橄榄拉斑玄武岩和石英拉斑玄武岩，主要分布于中部和东部断裂带。从东到西，浙江地区新生代玄武岩的碱性逐渐增强（Liu et al., 2016b; Ho et al., 2003; Li et al., 2015）。根据火成岩出露的位置和深断裂分布之间的关系以及玄武岩的年龄，笔者将浙江新生代玄武岩分为三部分（图1）：（1）浙江东部新生代玄武岩，主要包括宁海和临海玄武岩，年龄在10.5～4.6 Ma 之间；（2）浙江中部新生代玄武岩，主要为诸暨玄武岩和新昌—嵊州小规模溢流玄武岩，年龄为10.1～2.5 Ma，余姚玄武岩的定年结果显示，岩浆主体喷发于32.2～21.7 Ma，也有少量喷发于7.1～3.7 Ma，由于目前还没有喷发于早期的余姚玄武岩的主微量元素含量及同位素组成数据的报道，因此，喷发于早期的余姚玄武岩将不在本文讨论；（3）浙江西部强碱性新生代玄武岩，由建德、西垄、龙游玄武岩组成，是浙江地区新生代最古老的玄武岩，年龄在41.5～23.3 Ma之间（曾罡等,2017）。

图1 浙江地区新生代玄武岩分布图Fig.1 Distributions of Cenozoic basalts in Zhejiang Province

建德玄武岩出露于浙江西部江山—绍兴断裂带上，K-Ar年龄为41.5～39.5 Ma（曾罡等,2017），是迄今为止已发表的浙江地区新生代玄武岩中最古老的。野外可见大小不一的橄榄岩捕虏体，捕虏体多数呈圆至椭圆状，直径最大可达50 cm以上，其余也均在5～10 cm左右。本文研究的样品采自建德市乾潭镇的梓州村，这些玄武岩顺层侵入于上侏罗纪砚岭组的砂岩中。建德玄武岩样品均呈斑状结构，不同样品斑晶矿物的种类和大小均有所差别。其中样品JD02 的斑晶主要为已经转变为伊丁石的橄榄石斑晶（25%～30%）以及少量单斜辉石斑晶（＜10%），橄榄石斑晶的粒径在100～200 μm之间，未见明显的斜长石斑晶，且样品中可以看到大量碳酸盐矿物，与该样品具有高的烧失量（7.92%）一致。在其它样品中，除了橄榄石和单斜辉石斑晶外，还可见大量斜长石斑晶（15%），其中部分样品斜长石斑晶较小，呈长条状，而部分样品中则较大，呈短柱状或板条状，同时还可以见到斜长石的聚片双晶。基质主要为橄榄石、单斜辉石、斜长石、钛铁氧化物和玻璃。

3 分析测试方法

在进行全岩的地球化学分析之前，选取了新鲜且具有代表性的岩石样品，将岩石破碎到厘米级后剔除其中大颗粒的橄榄石捕虏体，用无污染玛瑙球磨机研磨至200目以下，制成岩石粉末，用于全岩主、微量元素、Sr-Nd-Pb-Hf放射成因同位素的分析测试。

3.1 全岩主量元素及微量元素

全岩的主量元素分析在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室完成。测试前将粉末样品放置在105℃恒温干燥箱中烘干4 h，取1 g 粉末样品与11 g 助熔剂（硼酸锂）混合均匀后倒入铂金坩埚，放入THEOXD 型全自动电熔炉中，高温加热熔融制备成碱熔玻璃片，随后在Thermo ARL 9900 型X 射线荧光光谱仪上完成测试，测试时的电流和电压分别为50 mA和50 Kv。38个化学组成从超基性到酸性的火成岩和沉积岩标样值建立的校正曲线用来校正。此外，称取0.5 g 粉末样品在1050℃下高温加热1 h，测试烧失量（LOI）。

全岩的微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。测试使用的仪器是ELAN 6100DRC 型电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）。详细的溶样及待测溶液制备过程如下：称取约50 mg 岩石粉末放入干净的Teflon 溶样罐中，加入浓HF 和浓HNO3的混合酸（体积比为1:1）溶解后放置在140℃电热板上加热；待溶解后的样品蒸干后，再次加入 1.5 mL 浓 HF 和 1.5 mL 浓 HNO3，并将溶样罐置于密封高压釜中，在190℃烘箱中加热48 h，使样品进一步溶解；随后将样品从高压釜中取出，开盖蒸干，加入3 mL 浓HNO3，再次蒸干；继续加入3 mL 浓HNO3，再次将溶样罐置于密封高压釜中在140℃烘箱中加热12 h 溶解样品；最后，待溶解完全的溶液冷却后，将其移至容量瓶中，稀释到80 g 用于测试。实验过程中采用BHVO-2、AGV-2、BCR-2 和GSP-1 四个国际岩石标样对整个实验流程进行监控。Sr、Y、Zr、Nb、Cs、Ba、Hf、Ta、Th、U 和 REEs 的精度优于 5%，Rb 和 Pb的精度优于10%。

3.2 全岩Sr、Nd、Hf、Pb同位素

全岩的Sr-Nd-Hf-Pb 同位素分析测试在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成。实验过程中所有化学溶解和分离流程均在100 级超净化学实验室中完成。Sr 同位素组成用Thermo Finnigan公司型号为TRITON的表面热电离质谱仪（TIMS）测试。Nd、Pb、Hf同位素组成则使用Thermo Finnigan 公司型号为Neptune plus 的多接收电感耦合等离子体质谱仪（MC-ICP-MS）测试。

对于Sr、Nd 同位素，称取200 mg 粉末样品于溶样罐中，在溶样前，用2 mL 的2.5 mol/L HCl 对其进行淋滤，以降低风化蚀变等对样品造成的影响，反复离心后除去上层清液；将残渣蒸干后加入 1.5 mL 浓 HF 和 1 mL 浓 HNO3溶解，将密封溶样罐放置在130℃电热板上，加热至完全溶解后开盖蒸干；加入1 mL 的4 mol/L HCl 溶解，离心后取上层清液，用阳离子交换树脂（Bio-Rad 50WX8）对Sr、Nd 进行化学分离，化学分离后的Sr 用钨金属带点样测试。详细的化学分离流程和仪器测试参数可参考（濮巍等, 2004; 濮巍等, 2005）。上机测试时Sr 的同位素组成用86Sr/88Sr=0.1194 进行质量分馏的校正，Nd 同位素组成则按照Vance 等（2002）的方法进行质量分馏校正。测试过程中Sr 标 样 NBS987 的87Sr/86Sr 值 为 0.710272 ±0.000008， Nd 标 样 JNdi-1 的143Nd/144Nd 值 为0.512120±0.000004。

对于Pb 同位素，称取200 mg 岩石粉末于溶样罐中，加入 1.5 mL 浓 HF 和 1.5 mL 浓 HNO3后放置在120℃电热板上，加热至完全溶解，接着蒸干加入浓HNO3；再次蒸干溶解于HBr-HNO3混合酸，取上层清液于阴离子交换树脂（Bio-Rad AG1-X8）中进行Pb同位素的分离，详细的化学分离过程可参考Kuritani 与Nakamura（2002），上机测试前在样品溶液中加入Tl 元素进行质量分馏校正（White et al., 2000）。测试过程中Pb 标样NIST-981 的Pb 同位素组成分别是：206Pb/204Pb=16.9290±0.0005，207Pb/204Pb=15.4820±0.0005，208Pb/204Pb=36.6694±0.0013。

对于Hf 同位素，首先称取岩石粉末150 mg 于溶样罐中，加入2 mL HF后放置于120℃电热板上密封加热溶解；待完全溶解后，蒸干，连续两次加入1 mL 6 mol/L的HCl使之进一步溶解；再次蒸干后继续加入5 mL 3 mol/L 的HCl，将密封溶样罐放置在80℃电热板上加热溶解12 小时，离心后取上层清液，用Eichrom Ln-Spec 树脂对Hf 进行化学分离，详细的化学分离与分析测试过程可参考Yang 等（2010）。上机测试时Hf 同位素组成用179Hf/177Hf=0.7325 进行质量分馏的校正。测试过程中Hf 标样JMC 475 的176Hf/177Hf 值为 0.282147±0.000004，同时，使用国际岩石标样作为未知样来监控整个实验的化学和测试流程，国际标样BCR-2的176Hf/177Hf值为0.282848±0.000005，与前人推荐的参考值0.282865±0.000013一致（Kimura et al.,2016）。

4 分析测试结果

全岩的主量、微量元素以及Sr-Nd-Pb-Hf同位素的分析测试结果见表1。建德玄武岩具有相对较高的烧失量（5.22～7.92 wt%），薄片镜下观察可见碳酸盐矿物，暗示高的烧失量与岩浆富CO2有关。表1中所列出的主量元素含量为扣除烧失量之后重新归一化的结果，所有投图所用的主量元素含量均为归一化后的数据。

表1 浙江建德新生代玄武岩主量(wt%)、微量元素(×10-6)成分及Sr-Nd-Hf-Pb同位素组成Table1 Whole-rock major element(wt%),trace element(×10-6)and Sr,Nd,Hf,Pb isotopic compositions for Jiande basalts

（续表1）

4.1 全岩主量元素及微量元素

建德玄武岩的SiO2含量为41.3～42.3 wt%，MgO 含量为 8.90～15.6 wt%，Al2O3含量为 9.70～12.6 wt%，CaO 含量为8.92～12.1 wt%，TiO2含量为2.78～3.18 wt%，Fe2O3T含量为14.1～16.2 wt%（表1）。根 据 Le Bas 等 （1986） 提 出 的 TAS （Na2O+K2O-SiO2）分类方案图，除了一个样品由于具有较低的全碱（Na2O+K2O）含量，落在苦橄质玄武岩的范围内以外，其余样品均落在碧玄岩/碱玄岩的区域（图2），结合CIPW 标准矿物计算得到的橄榄石含量在15%以上，表明其岩性分类属于碧玄岩；根据MacDonald 与Katsura（1964）提出的碱性—拉斑玄武岩系列分界线，其均为碱性系列的玄武岩，全碱含量为2.2～6.1 wt%；根据K2O/Na2O 比值则为钠质系列火山岩（K2O/Na2O＜1）。建德玄武岩的MgO 含量和其它主量氧化物之间不存在相关性。整体上来看，建德玄武岩的主量元素组成和西部强碱性玄武岩一致，而和中部以及东部玄武岩相比，则具有较低的SiO2和Al2O3含量，较高的MgO、TiO2和Fe2O3T含量（图2）。考虑到JD02 样品在镜下橄榄石斑晶已发生明显的伊丁石化，且样品中可以看到大量的碳酸盐矿物，并具有高的烧失量（7.92%），明显受到了后期蚀变作用的影响，因此，在接下来用主量元素（尤其是CaO 含量）讨论源区组成的过程中，将不包括样品JD02。

在球粒陨石标准化图上（图3a），建德玄武岩显示出轻稀土（LREE）富集，重稀土（HREE）亏损的特征（La/Yb=59.8～66.3），且没有表现出Eu和Ce 的异常。除具有更强烈的重稀土亏损以外，建德玄武岩的稀土含量与配分模式和其它浙江西部玄武岩类似。在原始地幔标准化图上（图3b），建德玄武岩显示出Nb-Ta 的正异常和K、Pb、Zr、Hf、Ti 的负异常 （Hf/Hf*=0.74～0.77, Ti/Ti*=0.70～0.74）。整体而言，建德玄武岩在微量元素含量以及配分模式上和浙江西部强碱性玄武岩（Hf/Hf*=0.52～0.78, Ti/Ti*=0.53～0.71）（Li et al., 2015; Ho et al.,2003;Zou et al.,2000）类似，具有比浙江中部（Hf/Hf*=0.54～0.91,Ti/Ti*=0.78～1.06）（Li et al.,2015;Ho et al., 2003; Yu et al., 2015）、东部玄武岩（Hf/Hf*=0.67～1.06,Ti/Ti*=0.77～1.19）（Li et al.,2015;Ho et al.,2003;Yu et al.,2015）相对偏高的微量元素含量及更强的Zr、Hf、Ti 负异常特征。此外，建德玄武岩还具有高于球粒陨石的Zr/Hf 比值（48.5～50.1）。

4.2 全岩Sr-Nd-Hf-Pb同位素

建德玄武岩的Sr-Nd-Hf-Pb 同位素组成变化范围较小（图4），且基本落在浙江其它新生代玄武岩的范围内，它们表现出亏损的Sr-Nd-Hf 同位素组成（87Sr/86Sr=0.7032～0.7034,εNd=5.85～5.95,εHf=7.78～8.56） 和较高的206Pb/204Pb （18.491～18.554）、207Pb/204Pb （15.488～15.518） 和208Pb/204Pb （38.387～38.523）比值。在εNd-εHf图上，所有样品均落在地幔Nd-Hf演化趋势线的下方（图4b）。从区域上来看，浙江西部强碱性玄武岩和浙江东部玄武岩在87Sr/86Sr-εNd图上存在系统性的差异：在一定87Sr/86Sr时，浙江西部玄武岩具有更低的εNd值，而中部玄武岩则位于两者之间。

图2 建德及其它浙江新生代玄武岩全岩SiO2与全碱（Na2O+K2O）（图a）及其它氧化物（图b-f）协变图Fig.2 Variations of(a)Na2O+K2O versus SiO2and(b-f)major element compositions for Zhejiang Cenozoic basalts

5 讨论

5.1 地壳混染和结晶分异作用

大陆板内岩浆在上升过程中往往需要穿过较厚的地壳，因此易受地壳混染作用的影响。建德玄武岩中存在大量地幔橄榄岩捕虏体，暗示这些岩浆的上升速度很快，缺乏与周围地壳物质发生反应的时间。而亏损的Sr-Nd 同位素组成（87Sr/86Sr=0.7032～0.7034, εNd=5.85～5.95） 及与洋岛玄武岩类似的微量元素特征（即K、Pb 的负异常和Nb、Ta的正异常）也暗示其未经历显著的地壳混染作用。同时，建德玄武岩具有较高的Ce/Pb（17.9～24.1）和Nb/U（36.6～40.7）比值，这与洋岛玄武岩的Ce/Pb和Nb/U比值接近（Ce/Pb=25±5，Nb/U=47±10）（Hofmann et al.,1986），而远高于大陆地壳的平均值 （Nb/U=3.9, Ce/Pb=6.1）（Rudnick and Gao,2003），进一步支持了上述推断。

分离结晶作用也会影响岩浆的化学组成。建德玄武岩具有低的SiO2（41.3～42.3 wt%）和高的MgO（8.90～15.6 wt%）含量，同时MgO 和其它主量氧化物之间没有明显的相关性，反映其未经历强烈的橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。在原始地幔标准化微量元素配分图上，这些玄武岩缺乏Eu和Sr的负异常特征，指示其未经历斜长石的分离结晶作用。

图3 建德及其它浙江新生代玄武岩（a）稀土元素球粒陨石标准化图（b）不相容元素原始地幔标准化图Fig.3 (a)Chondrite-normalized REE diagram and(b)Primitive mantle-normalized trace element spidergram for Zhejiang Cenozoic basalts

图4 建德及其它浙江新生代玄武岩Sr-Nd-Hf-Pb同位素协变图Fig.4 Variations of Sr-Nd-Pb-Hf isotopic compositions for Zhejiang Cenozoic basalts

因此，建德玄武岩的化学组成基本可以代表原始熔体的化学组成，可以用来探讨其地幔源区组成。

5.2 建德玄武岩的源区组成

建德玄武岩具低的SiO2含量 （41.3～42.3 wt%），较高的 Ca/Al 比值 （1.02～1.16），明显的K、Zr、Hf、Ti的负异常（Hf/Hf*=0.74～0.77,Ti/Ti*=0.70～0.74），同时还有高于球粒陨石的Zr/Hf 比值（48.5～50.1），这样的元素地球化学特征和中国东部新生代其它强碱性的霞石岩、碧玄岩（如山东霞石岩）类似。实验岩石学工作表明，在上地幔条件下，Zr、Hf、Ti 在橄榄岩/辉石岩和碳酸盐熔体之间的整体分配系数要明显大于稀土元素在二者之间的分配系数，因此，不同于不含碳酸盐物质的橄榄岩/辉石岩，碳酸盐化橄榄岩/辉石岩部分熔融产生的熔体在原始地幔标准化微量元素配分图上会呈现出明显K、Zr、Hf、Ti 的负异常（Dasgupta et al.,2009），同时具有低的SiO2含量和高Ca/Al 比值（Dasgupta et al.,2007;2006），可以用来解释强碱性洋岛玄武岩（即黄长岩、霞石岩和碧玄岩）关键的主微量元素特征。在中国东部新生代玄武岩中，这样的元素地球化学特征最早由Zeng 等（2010）在山东强碱性玄武岩中观察到，并提出其地幔源区可能经历了碳酸盐化。因此，我们认为建德玄武岩的地幔源区中同样存在碳酸盐组分的贡献。前人利用La/Yb-Sm/Yb 曲线对浙江中部低硅碱性玄武岩的源区岩性进行了模拟计算，表明这些低硅碱性玄武岩起源于碳酸盐化的地幔橄榄岩（俞恂, 2016），从La/Yb-Sm/Yb 图中可以观察到（图5a），建德玄武岩落在中部低硅碱性玄武岩的延长线上，是碳酸盐化橄榄岩地幔低程度部分熔融（6%～8%）的结果。此外，Zeng 等（2010）最早利用TiO2和全碱（Na2O+K2O）协变图（图6）来判断玄武岩源区岩性。从图6中可以看到，随着部分熔融程度的降低，碳酸盐化橄榄岩部分熔融产生的实验熔体的TiO2含量以及全碱含量也逐渐升高，当熔融程度低到一定程度时，就可以产生类似于山东强碱性玄武岩（起源于碳酸盐化橄榄岩地幔） 的TiO2以及全碱含量（Zeng et al.,2010）；对于含碳酸盐的富硅辉石岩部分熔融产生的熔体，在全碱含量一定的情况下，其TiO2含量相对于碳酸盐化橄榄岩部分熔融产生的熔体要高；而含碳酸盐的贫硅榴辉岩和角闪岩部分熔融产生的熔体则具有明显小于1 的（Na2O+K2O）/TiO2比值。建德玄武岩落在碳酸盐化橄榄岩部分熔融的趋势线上，而偏离了含碳酸盐的贫硅榴辉岩、含碳酸盐富硅辉石岩和角闪岩部分熔融的趋势。综上所述，笔者认为建德玄武岩的源区为碳酸盐化的橄榄岩。

5.3 浙江不同地区新生代玄武岩之间的成因联系和差异

时空分布上，浙江西部玄武岩多以单成因火山的形式产出，喷发时间在41.5～23.3 Ma之间；而浙江中部和东部玄武岩则主要以溢流玄武岩的形式产出，和西部玄武岩相比喷发时代要略晚，年龄在 10.5～2.5 Ma 之间 （Ho et al., 2003; Li et al.,2015）。化学组成上，浙江西部玄武岩主要为碱性较强的霞石岩和碧玄岩，而中部和东部则以碱性橄榄玄武岩、橄榄拉斑玄武岩和石英拉斑玄武岩为主，从东到西，玄武岩的碱性逐渐增强（图2;Liu et al., 2016; Ho et al., 2003; Li et al., 2015），微量元素含量逐渐下降（图3），K、Zr、Hf、Ti的负异常也逐渐减弱（图3）。

图5 建德及其它浙江新生代玄武岩全岩（a）La/Yb与Sm/Yb和（b）Ca/Al与Ti/Ti*之间的协变图Fig.5 Variations of(a)La/Yb versus Sm/Yb(b)Ti/Ti*versus Ca/Al for Zhejiang Cenozoic basalts

图6 建德玄武岩与实验熔体TiO2与全碱（Na2O+K2O）之间的协变图Fig.6 Variations of TiO2 versus(Na2O+K2O)for Jiande basanites and experimental melts

考虑到浙江新生代玄武岩之间紧密的时空关系和类似的同位素组成（图4），浙江西部玄武岩和中部、东部玄武岩二者在元素地球化学组成上的差异可能主要是碳酸盐化地幔源区经过不同程度的部分熔融作用造成的。碳酸盐物质的加入会使得地幔橄榄岩的固相线温度明显降低（Dasgupta et al.,2007;Dasgupta et al.,2005），因此在不均一的地幔中，碳酸盐化地幔会最先发生熔融，即在低程度部分熔融情况下，碳酸盐组分对熔体的贡献程度更大。随着部分熔融程度的增大，不含碳酸盐的辉石岩/榴辉岩和橄榄岩逐渐开始熔融，硅酸盐组分对熔体的贡献比例逐渐增大，使得碳酸盐熔体的元素地球化学特征被稀释。实验岩石学的结果也证实，在近固相线温度下，碳酸盐化的橄榄岩、辉石岩/榴辉岩部分熔融产生的熔体主要为碳酸盐熔体，随着熔融程度的增加，则会形成碳酸盐化的硅酸盐熔体和纯的硅酸盐熔体（Dasgupta et al., 2006, 2007）。西部玄武岩（包括建德玄武岩）具有较高的La/Yb、Sm/Yb 比值，表明其部分熔融程度相对较低，其更高的Ca/Al、Zr/Hf比值和更明显的K、Zr、Hf、Ti负异常（更低的Hf/Hf*和Ti/Ti*）（图2，3和5）表明碳酸盐组分对其熔体的贡献程度相对更大。相反，经历了较高部分熔融程度作用的浙江中部和东部玄武岩较低的Ca/Al、Zr/Hf比值以及相对较高的Hf/Hf*和Ti/Ti*则表明地幔硅酸盐组分对其熔体的贡献程度更大。图5模拟计算的结果也表明，西部强碱性玄武岩是碳酸盐化橄榄岩地幔经历了较低程度（＜10%）部分熔融的结果，而中部和东部玄武岩的部分熔融程度则较高。

然而，同一种地幔组分（碳酸盐化地幔）不同程度的部分熔融并不能解释浙江西部玄武岩与中、东部玄武岩在Ba/Th、K/La 和Ti/Ti*比值上的差异：西部玄武岩具有明显低于原始地幔值的Ba/Th、K/La比值和较低的Ti/Ti*，而中部和东部玄武岩则具有高于原始地幔的Ba/Th、K/La比值和较高的Ti/Ti*。由于在地幔部分熔融过程中，Ba 和Th、K 和La 表现出相似的不相容行为（Hofmann,1988），因而部分熔融并不会导致Ba/Th 和K/La 比值发生明显的分异，玄武岩的Ba/Th、K/La比值可近似代表源区的Ba/Th、K/La 比值，玄武岩的Ti/Ti*也可近似代表源区的Ti/Ti*。因此，浙江新生代玄武岩Ti/Ti*与Ba/Th、K/La 比值之间较好的正相关性（图7）需要通过两个具有不同地球化学特征的源区端元组分之间的混合来解释。再循环沉积物和再循环洋壳均具有高于原始地幔值的Ba/Th、K/La 比值 （GLOSS: Ba/Th=112.3, K/La=588.0;再循环洋壳：Ba/Th=92.4, K/La=428.7; 原始地幔：Ba/Th=83.0, K/La=370.4） （McDonough and Sun,1995;Plank,2014;White and Klein,2014），二者均可解释浙江中部和东部玄武岩高的Ba/Th、K/La比值。然而，再循环沉积物具有较低的Ti/Ti*（GLOSS: Ti/Ti*=0.29；Plank, 2014），这与浙江中部和东部玄武岩较高的Ti/Ti*（0.77～1.19；Liu et al., 2016; Ho et al., 2003; Li et al., 2015; Yu et al.,2015; Yu et al., 2019）相矛盾。因此，笔者认为，以浙江东部玄武岩为代表，这一具有高Ba/Th、K/La和Ti/Ti*比值的源区组分来自于再循环洋壳，与前人研究结果相吻合（Yu et al., 2019; Liu et al.,2016b）。而另一个端元组分则以浙江西部玄武岩为代表，具有较低的Ba/Th、K/La 和Ti/Ti*比值以及类似火成碳酸岩的微量元素模式（K、Zr、Hf、Ti负异常），表明再循环碳酸盐物质对其地幔源区的贡献。

图7 建德及其它浙江新生代玄武岩全岩(a)Ti/Ti*与Ba/Th、(b)Ti/Ti*与K/La之间的协变图Fig.7 Variations of(a)Ti/Ti*versus Ba/Th and(b)Ti/Ti*versus K/La for Zhejiang Cenozoic basalts

综合以上讨论，我们提出，富集的含碳酸盐再循环洋壳组分进入亏损的软流圈地幔中，其部分熔融产生的碳酸盐熔体交代亏损的橄榄岩地幔形成碳酸盐化地幔，这一具有低Ba/Th、K/La、Ti/Ti*和87Sr/86Sr 比值的碳酸盐化地幔部分熔融，形成浙江西部玄武岩的原始熔体。同时，具有较高87Sr/86Sr比值的再循环洋壳熔融残余物显示与抽离的碳酸盐熔体互补的微量元素特征（即高的Ba/Th、K/La和Ti/Ti*比值），这样的残余组分贡献于源区并发生部分熔融，则可形成晚期浙江东部玄武岩的微量元素及同位素特征（图8）。

6 结论

（1）浙江建德玄武岩和碳酸盐熔体在地球化学特征上具有亲缘性，即较低的SiO2含量、较高的 Ca/Al 和 Zr/Hf 比值以及 K、Zr、Hf、Ti 的负异常，指示建德玄武岩地幔源区存在碳酸盐组分。

图8 建德及其它浙江新生代玄武岩全岩Ti/Ti*与87Sr/86Sr之间的协变图Fig.8 Variations of Ti/Ti*versus87Sr/86Sr Zhejiang Cenozoic basalts

（2）在同位素组成相似的情况下，相比浙江中部和东部玄武岩，西部玄武岩（包括建德玄武岩）具有更高的Ca/Al 值和更明显的Zr、Hf、Ti负异常（即更低的Hf/Hf*和Ti/Ti*值），表明浙江西部玄武岩为碳酸盐化地幔较低程度部分熔融（＜10%）的结果。

（3）浙江新生代玄武岩的软流圈地幔具有不均一性，其Ti/Ti*与Ba/Th、K/La 比值之间较好的正相关性表明源区具有两个不同地球化学特征的地幔端元。一个是以浙江西部玄武岩（包括建德玄武岩）为代表的碳酸盐化地幔，由含碳酸盐的再循环洋壳部分熔融产生的碳酸盐熔体与亏损地幔反应形成，具有较低的Ba/Th、K/La 和Ti/Ti*比值。另一个则以浙江东部玄武岩为代表，具有和西部玄武岩互补的、较高的Ba/Th、K/La 和Ti/Ti*比值、Ti/Ti*和较高的87Sr/86Sr，代表熔融残余的再循环洋壳。