广西涠洲岛晚新生代玄武岩地幔源区及岩浆成因*

杨文健 于红梅** 赵波 陈正全 白翔

1. 中国地震局地质研究所，吉林长白山火山国家野外科学观测研究站，北京 1000292. 中国地震局地震与火山灾害重点实验室，北京 100029

玄武岩被称为探测地球深部的“岩石探针”，能够有效的揭示深部地幔信息。南海及周缘地区(包括雷琼、北部湾以及中南半岛等地区)广泛出露的晚新生代玄武岩对揭示整个区域的深部地幔物质组分、地幔热状态以及壳-幔相互作用等具有重要意义。

雷琼及北部湾周边地区为我国南方最大的第四纪火山岩分布区(樊祺诚等，2006)，处于南海西北缘(图1a)，产生于南海扩张后期。涠洲岛位于北部湾海域内，为我国最年轻的第四纪火山岩岛(图1b)。从1963年广东水文工程地质队首次对全岛的火山岩研究至今，有关该岛火山地质、年代学和岩石地球化学等方面的成果丰硕(刘传章，1986；黎希明和刘传章，1991；卢进林，1993；贾大成等，2003；李昌年和王方正，2004；李昌年等，2005；樊祺诚等，2006，2008a，b；黄林培和李昌年，2007；Lietal.，2013)。樊祺诚等(2006)结合火山地质特征和年代学结果将全岛火山活动划分为早期(1.42～0.49Ma)溢流式喷发和晚期(36～33Ka)射汽岩浆喷发2个阶段。黄林培和李昌年(2007)对火山碎屑岩中的橄榄岩包体进行温度和压力计算指出寄主碧玄岩的起源深度远远大于包体的稳定深度(～40km)。但是，对于涠洲岛玄武岩的地幔源区特征以及岩浆成因机制仍然存在争议(贾大成等，2003；李昌年等，2005；鄢全树和石学法，2007；樊祺诚等，2008a， b)，其核心问题在于对其动力学机制认识的不同。Sr-Nd-Pb同位素特征指示南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩地幔端元组成普遍呈现亏损地幔(DM)与富集地幔(EM2)的二元混合趋势(Yanetal.，2014)。但是，对于EM2的来源仍然有下部大陆岩石圈地幔(Tuetal.，1991；Zhou and Mukasa，1997；樊祺诚等，2008a；韩江伟等，2009)和地幔柱(鄢全树等，2008；Zou and Fan，2010；Yanetal.，2018，2019)之争。此外，贾大成等(2003)认为北部湾及邻区岩浆活动可能源于在5Ma左右红河断裂由左行走滑转变为右行走滑的构造性质转变。樊祺诚等(2008a，b)通过橄榄岩包体的Re-Os同位素和熔体包裹体研究指出雷琼及北部湾周边地区的晚新生代玄武岩起源于岩石圈-软流圈地幔相互作用的结果。鄢全树和石学法(2007)认为海南地幔柱主导了南海扩张停止以后南海海盆以及周缘地区的岩浆活动，且整个区域玄武岩的微量元素和同位素呈现与洋岛玄武岩(OIB)相似的地球化学特征。同时，越来越多的地球物理学资料显示在海南岛下方存在低速体，并认为海南地幔柱制约着海南岛及邻区的火山活动(Lebedev and Nolet，2003；Leietal.，2009；Weietal.，2012；Xiaetal.，2016；Wei and Zhao，2020)，这些认识为重新厘定涠洲岛玄武岩的地幔源区特征以及岩浆成因机制提供了重要科学依据。

本文结合钻孔(ZK、S2和S3)岩芯样和露头样对涠洲岛玄武岩做了详细的全岩主量元素、微量元素、Sr-Nd-Pb同位素以及单矿物成分测试，以揭示其地幔源区特征和岩浆成因机制，试图对南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩成因提供重要信息和约束条件。

1 地质背景

南海处于印度-澳大利亚板块、欧亚板块、太平洋板块相互作用叠加区，构造-岩浆作用广泛发育，被誉为天然的岩浆-构造作用试验场(Taylor and Hayes，1983；Briaisetal.，1993)。海底磁异常条带揭示南海扩张始于32Ma，止于16Ma(Briaisetal.，1993)。由于洋脊抽汲作用在南海海盆周缘地区少见扩张期(32～16Ma)玄武岩(Huangetal.，2013)，而在南海北缘(海南岛、涠洲岛及雷州半岛等)以及中南半岛地区出现大面积的扩张期后(<16Ma)玄武岩，并显示与OIB相似的地球化学特征(Yanetal.，2014)。

涠洲岛屹立于南海西北缘的北部湾海域内(图1b)，全岛面积约25km2，地貌上北低南高。其与东南角面积不足2km2的斜阳岛，共同构成北部湾海域内的一对姊妹火山岛(樊祺诚等，2006)。第四纪火山活动贯穿整个造岛过程，形成一套连续的火山岩地层。下更新统火山岩层由玄武岩、火山集块岩和凝灰岩构成，呈夹层产于湛江组地层中，最大厚度达40m；中更新统火山岩层以玄武岩为主、底部见凝灰角砾岩，厚度介于21～127m之间，与湛江组地层呈不整合接触；上更新统火山岩层顶部为沉凝灰岩、底部为玄武岩，最大厚度达70m，与石峁岭组地层呈平行不整合接触(黎希明和刘传章，1991；卢进林，1993)。李昌年和王方正(2004)根据地层切割关系识别出一套由沉凝灰岩、火山角砾岩和集块岩组成的全新统火山岩地层，与湖光岩组地层呈角度不整合接触。樊祺诚等(2006)综合年代学与火山地质特征，将全岛火山活动划分为早-中更新世(1.42～0.49Ma)溢流玄武岩喷发和晚更新世末期(36～33ka)射汽岩浆喷发。早-中更新世溢流玄武岩构成本岛的底座，主体淹没在海平面以下，在潮间带可见呈球状风化玄武岩出露；晚更新世末期射汽岩浆喷发产物遍及全岛，以火山基浪堆积物为主夹杂不同粒度火山碎屑岩，巨厚的基浪堆积层发育交错层理、陷落构造、增生火山砾以及爬升层理。已发现有南湾、横路山、大岭、横岭山等多个火口(刘敬合等，1991；卢进林，1993；亓发庆等，2003)。

图1 南海及周缘地区晚新生代玄武岩分布图(a, 据Yan et al.，2018)和涠洲岛地质简图(b, 据樊祺诚等，2006修改)ZK、S2和S3分别为钻孔取样位置，其它均为露头取样位置Fig.1 The distribution of the Late Cenozoic basalts in the South China Sea and surrounding areas (a, after Yan et al., 2018), and the brief geological map of Weizhou Island (b, modified after Fan et al., 2006)

本次取样位置见图1b。样品包括：直接出露的球状风化玄武岩(样品号：NW-2、NW-5、HLS-2、HLS-3、18WZ-1、18WZ-2、18WZ-3、18WZ-4、18WZ-5、NW-7*、NW-15*)和火山碎屑岩中的同源角砾(样品号：WZ-1、WZ-10、XYD-3、XYD-4、ZZL-3、ZZL-4、)；钻孔岩芯中的玄武岩(样品号：S3-3、S3-7、S3-9、S3-11、S2-4、S2-14、S2-20、S2-30)和火山碎屑岩中的同源角砾(样品号：ZK-14、ZK-23)。

2 分析方法

矿物电子探针分析在中国地质大学(北京)电子探针实验室采用EPMA-1600型电子探针完成测试。其中，测试电压15kV，电流1×10-8A，束斑直径1μm，分析精度优于5%。

挑选新鲜样品，洗净并在烘箱中烘干，再用玛瑙研磨粉碎至200目粉末。测试全岩主量元素26件、微量元素16件、Sr-Nd-Pb同位素6件。样品NW-7*和NW-15*的主量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司采用日本理学PrimusⅡX射线荧光光谱仪(XRF)完成测试，其余样品在河北省区域地质矿产调查研究所实验室采用AxiosmaxX射线荧光光谱仪(XRF)完成，分析精度优于5%。全岩微量元素在武汉上谱分析科技有限责任公司采用Agilent 7700e ICP-MS分析完成，分析精度优于5%，具体测试过程见文献(Liuetal.，2008)。全岩Sr-Nd-Pb同位素在武汉上谱分析科技有限责任公司采用美国Thermo Fisher Scientific公司的MC-ICP-MS(Neptune Plus)完成测试分析，具体实验操作流程见文献(Liuetal.，2008)。Sr-Nd同位素比值分别采用88Sr/86Sr=8.375209、146Nd/144Nd=0.7129进行校正(Linetal.，2016)。其中，Pb同位素比值采用205Tl/203Tl=2.38714进行校正，同时由于Tl和Pb分馏行为存在一定差异，选择标样NBS SRM 981作为外标进行数据二次校正。

3 结果

3.1 岩相学和矿物学特征

玄武岩整体呈灰黑色，隐晶质结构，以块状构造为主、少数见气孔构造。显微镜下玄武岩呈斑状结构，斑晶主要为橄榄石和少量单斜辉石(图2a, b)。橄榄石斑晶含量约5%～10%，呈粒状，半自形，大小主要为50～250μm；单斜辉石斑晶含量少于5%，大小为50～200μm；基质为间粒结构，不规则排列的长条状-针状斜长石中间充填有橄榄石、辉石微晶和钛铁氧化物，斜长石呈长条状、针状，自形-半自形，大小介于30～300μm。火山碎屑岩中同源角砾的显微结构与前者存在差异，显微镜下呈玻基斑状结构，斑晶主要为橄榄石(图2c, d)，含量约5%～10%，呈粒状，半自形-自形，大小主要为50～300μm； 少量单斜辉石斑晶，含量1%～3%，呈粒状，半自形-自形，大小为50～200μm；发育气孔；基质主要为黑色玻璃质。

续表1

图2 涠洲岛玄武岩显微镜照片(a、b)分别为钻孔玄武岩(S2-14)正交偏光和单偏光下的显微照片，基质为间粒结构；(c、d)分别为钻孔火山碎屑岩中同源角砾(ZK-14)正交偏光和单偏光下的显微照片，呈玻基斑状结构. Ol-橄榄石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；G-玻璃Fig.2 Microphotographs of basalts in Weizhou Island

橄榄石成分见表1，其Fo [Fo=100 Mg/(Mg+Fe)]值为75.8～87.8，NiO含量为0.12%～0.36%，且Fo值与NiO呈正相关趋势，明显区别于地幔橄榄石演化趋势(Sato，1977)(图3a)。所有样品的CaO含量为0.19%～0.30%，都高于地幔捕虏晶(CaO<0.1%)范围，应属岩浆成因(Thompson and Gibson，2000)(图3b)。MnO含量为0.07%～0.39%，随着橄榄石Fo值降低，MnO含量升高，呈负相关趋势(图3c)。全岩Mg#与橄榄石Fo显示(图3d)，当橄榄石与熔体达到平衡时，数据点将集中落在平衡曲线上；若数据点落在平衡曲线的下方或上方，则显示橄榄石来源于富铁的基质或岩浆演化过程中早期结晶的富镁斑晶。在图3d中，样品S3-9中的橄榄石均落在平衡曲线的下方，指示富铁的基质来源；而样品18WZ-1中的橄榄石同时落在平衡曲线上方、中间和下方，分别显示富镁斑晶、平衡结晶和富铁基质来源特征；其他样品(18WZ-2、18WZ-3、S2-4、S2-30、XYD-4)中的橄榄石均落在平衡曲线中间和下方，显示平衡结晶和富铁基质来源特征。

表1 涠洲岛玄武岩橄榄石电子探针分析结果(wt%)

图3 橄榄石斑晶的成分变化特征(a)橄榄石Fo与NiO含量关系图解，地幔橄榄石趋势线据Sato(1977)，夏威夷橄榄石和普通橄榄石组分变化区域(据Sobolev et al.，2005)，海南岛玄武岩中的橄榄石成分变化区域(据Wang et al.，2012)；(b)橄榄石Fo与CaO含量关系图解(底图据Thompson and Gibson，2000)；(c)橄榄石Fo与MnO含量关系图解(底图据Wang et al.，2012)；(d)橄榄石Fo与全岩Mg#关系图解，Fe-Mg分配系数KD据Roeder and Emsile(1970)Fig.3 Variations in the compositions of olivine phenocrysts

单斜辉石成分见表2，由次透辉石和普通辉石构成(Wo40.5-46.2En41.7-46.22Fs10.9-15.1)，其中TiO2含量为1.11%～2.74%，Al2O3含量为2.25%～4.98%。斜长石成分见表3，主要由中-拉长石(An45.5-60.0)组成。

表2 涠洲岛玄武岩单斜辉石电子探针分析结果(wt%)

表3 涠洲岛玄武岩斜长石电子探针分析结果(wt%)

3.2 全岩主、微量元素特征

全岩主、微量元素成分见表4和表5。其中，SiO2含量为43.17%～49.86%，MgO含量为6.33%～11.42%，Mg#值为60.6～72.0。在TAS图中(图4)，几乎所有样品都集中落于碱性玄武岩范围内。在哈克图解中(图5)，MgO与SiO2、Al2O3呈良好负相关，与Fe2O3T、MnO、CaO、CaO/Al2O3具正相关关系，与TiO2、Na2O、K2O相关性不明显。

表4 涠洲岛玄武岩主量元素分析结果(wt%)

图5 涠洲岛玄武岩哈克图解Fig.5 Harker diagrams for basalts in Weizhou Island

图4 涠洲岛玄武岩TAS分类图解(底图据Le Bas et al.，1986)文献数据：李昌年等，2005；樊祺诚等，2008b；Li et al.，2013. 后图同Fig.4 TAS diagram of basalts in Weizhou Island (base map after Le Bas et al., 1986)

表5 涠洲岛玄武岩微元素分析结果 (×10-6)

在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线上 (图6b)， 呈现轻稀土(LREE)富集、重稀土(HREE)亏损的右倾模式，(La/Yb)N=14.42～28.64，不存在Eu明显负异常。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图6a)具有明显的Nb-Ta正异常。同时，与南海海山玄武岩、越南玄武岩以及海南岛玄武岩相比，均显示与Sun and McDonough(1989)提出的洋岛玄武岩(OIB)相似的微量元素特征。

图6 涠洲岛玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a,标准化值据Sun and McDonough，1989)和球粒陨石标准化稀土元素配分图(b,标准化值据McDonough and Sun，1995)洋岛玄武岩(OIB)和洋中脊玄武岩(E-MORB和N-MORB)组分据Sun and McDonough (1989); 越南玄武岩据An et al.(2017)；海南岛玄武岩据Wang et al.(2012)；南海海山玄武岩据鄢全树等(2008)Fig.6 Primitive mantle-normalized trace element diagrams (a, normalized values after Sun and McDonough, 1989) and chondrite-normalized rare earth element diagrams (b, normalized values after McDonough and Sun，1995) of basalts in Weizhou Island

3.3 全岩同位素特征

全岩Sr-Nd-Pb同位素组成见表6。其中，87Sr/86Sr=0.703492～0.703741，143Nd/144Nd=0.512914～0.512977，208Pb/204Pb=38.5574～38.9179，207Pb/204Pb=15.55871～15.6525，206Pb/204Pb=18.4361～18.7327，显示相对均一的同位素组成变化特征。在87Sr/86Sr-143Nd/144Nd图中(图7a)，所有的样品均落在Staudigeletal.(1984)定义的洋岛玄武岩(OIB)范围内，并与中南半岛、雷琼半岛以及南海海山玄武岩呈现相似的同位素组成，呈现出DM与EM2的二元混合趋势(鄢全树等，2008；石学法和鄢全树，2011；徐义刚等，2012；Yanetal.， 2014)。在143Nd/144Nd-206Pb/204Pb图中 (图7b)，也显现出DM与EM2的混合趋势。在206Pb/204Pb-207Pb/204Pb和206Pb/204Pb-208Pb/204Pb图中(图7c, d)，所有的样品均位于北半球参考线(NHRL)上方，显示Hart(1984)提出的Dupal同位素异常特征。

图7 涠洲岛玄武岩Sr-Nd-Pb同位素比值图解不同地幔端元(DM、EM1、EM2、HIMU)据Zindler and Hart(1986)；洋岛玄武岩(OIB)范围据Staudigel et al.(1984)；北半球参考线(NHRL)据Hart(1984)；中南半岛玄武岩据Hoang et al. (1996), Zhou and Mukasa (1997), An et al. (2017), Hoang et al. (2018), Yan et al. (2018); 南海玄武岩据Tu et al. (1992), 鄢全树等(2008)；雷琼半岛玄武岩据Tu et al. (1991), Zou and Fan (2010), Wang et al. (2013), 韩江伟等(2009), 朱炳泉和王慧芬(1989)Fig.7 Sr-Nd-Pb isotope ratio diagrams of basalt in Weizhou Island

表6 涠洲岛玄武岩Sr-Nd-Pb素分析结果

4 讨论

4.1 岩浆演化过程

4.1.1 地壳混染情况

产于大陆板内的幔源岩浆在上升到地表的过程中，可能会受到地壳物质不同程度的混染。涠洲岛玄武岩中地幔橄榄岩包体的存在指示岩浆快速上升且几乎不与地壳发生同化混染作用(黄林培和李昌年，2007；樊祺诚等，2008a)。在微量元素蛛网图上(图6a)，涠洲岛玄武岩显示Nb-Ta正异常，暗示不存在地壳物质的混染。同时，在Nb-Nb/U图上(图8a)，大多数样品均落于OIB(47±10；Hofmannetal.，1986)范围，远高于平均大陆地壳(Nb/U=6.15；Rudnick and Gao, 2003)；在(La/Nb)N-(Th/Nb)N图上(图8b)，所有样品(La/Nb)N和(Th/Nb)N比值都明显低于下地壳组成((La/Nb)N=1.7，(Th/Nb)N=2.0，Rudnick and Gao, 2003)，但极其接近OIB范围，进一步排除了涠洲岛玄武岩受地壳混染的影响(Daietal.，2011)。此外，与整个南海及周缘地区的晚新生代玄武岩几乎不受地壳物质的混染具有一致性(Yanetal.，2014；Anetal.，2017；Hoangetal.，2018)。综上所述，涠洲玄武岩几乎不受地壳物质的混染影响，其微量元素、同位素特征代表了其地幔源区特征。

图8 涠洲岛玄武岩Nb-Nb/U(a, 底图据Hofmann et al.，1986)和(La/Nb)N-(Th/Nb)N(b, 底图据Dai et al.，2011)关系图解大陆地壳Nb/U比值、LC(下地壳)、MC(中地壳)和UC(上地壳)的(Th/Nb)N及(La/Nb)N比值据Rudnick and Gao(2003)；N表示原始地幔标准化，标准化值据Sun and McDonough(1989)Fig.8 Diagrams of Nb vs. Nb/U (a, after Hofmann et al.，1986) and (La/Nb)N vs. (Th/Nb)N for Weizhou Island basalts (b, after Dai et al.，2011)

4.1.2 岩浆结晶分异

涠洲岛玄武岩Mg#=60.6～72.0，Ni=160×10-6～283×10-6，Cr=206×10-6～329×10-6(表4、表5)，与原始岩浆(Mg#>70，Ni>400×10-6～500×10-6，Cr>1000×10-6(Freyetal.，1978；Wilkinson and Le Maitre，1987)相比，仅部分样品的Mg#(>70)接近原始岩浆，而大部分玄武岩Mg#低于原始岩浆成分，说明部分岩浆经历了结晶分异过程。在哈克图解中(图5)，MgO与SiO2、Al2O3呈良好负相关，与Fe2O3T、MnO、CaO、CaO/Al2O3具正相关关系，与TiO2、Na2O、K2O相关性不明显，说明可能发生了橄榄石和单斜辉石结晶分异。在稀土元素配分曲线上(图6b)不存在明显Eu负异常，暗示不存在斜长石的分离结晶。同时，在相容元素(Cr、Co、Ni、Sc)与MgO关系图中(图9)，MgO与Ni、Co呈良好正相关，与Cr、Sc不显示相关性，也说明岩浆经历了橄榄石的结晶分异。岩石地球化学特征和岩相学观察到橄榄石和单斜辉石斑晶(图2)具有一致性，综合表明涠洲岛玄武岩经历了橄榄石和少量单斜辉石的结晶分异作用。

图9 涠洲岛玄武岩相容元素(Ni、Cr、Co、Sc)与氧化物(MgO)关系图解Fig.9 Diagrams of the relationship between compatible elements (Ni, Cr, Co, and Sc) and oxide (MgO) for Weizhou Island basalts

4.2 地幔源区特征

4.2.1 源区岩石学特征

涠洲岛玄武岩呈现强烈的轻、重稀土分馏，ΣLREE/ΣHREE=7.92～12.21，(La/Yb)N=14.42～28.64，暗示其源区可能存在石榴石。Wangetal.(2002)指出(Tb/Yb)N比值可以约束地幔源区特征，涠洲岛玄武岩均显示高(Tb/Yb)N比值(2.76～3.90)，暗示其源区存在石榴石((Tb/Yb)N>1.8；Wangetal.，2002)。此外，在熔体/石榴石中DDy/Yb=0.26，而在熔体/尖晶石中DDy/Yb=1(Mckenzie and O’Nions，1991)，因此Dy/Yb比值可以用来约束地幔源区矿物。微量元素模拟结果(图10)显示尖晶石二辉橄榄岩和尖晶石-石榴石二辉橄榄岩具有低Dy/Yb比值(前者小于1.5，后者小于2.7)，而涠洲岛玄武岩具有高Dy/Yb(3.12～3.90)比值，指示源区存在石榴石。同时，本区玄武岩并不落在单一的模拟的部分熔融曲线上，而是介于模拟的石榴石辉石岩和石榴石二辉橄榄岩熔融曲线之间(图10)，暗示其源区岩石可能由石榴石橄榄岩和石榴石辉石岩的混合组成(Anetal.，2017；Hoangetal.，2018；Kimetal.，2019)。

图10 涠洲岛玄武岩Yb-Dy/Yb图解(底图据An et al.，2017；Yan et al.，2018)石榴石二辉橄榄岩、尖晶石-石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩非实比熔融曲线，以及榴辉岩(Cpx82Grt18和Cpx75Grt25)实比熔融曲线据An et al.(2017)；石榴石辉石岩(Opx5Cpx45Grt50)实比熔融曲线据Yan et al.(2018). Grt-石榴石；Ol-橄榄石；Opx-斜方辉石；Cpx-单斜辉石Fig.10 Diagram of Yb vs. Dy/Yb for Weizhou Island basalts(after An et al.，2017；Yan et al.，2018)

实验岩石学表明橄榄岩部分熔融产生的熔体与很多具有OIB特征的玄武岩出现解耦(Hirose and Kushiro，1993；Hirose and Kawamoto，1995；Dasguptaetal.，2007；Davisetal.，2011)，而辉石岩、角闪石岩、碳酸盐化橄榄岩、榴辉岩、碳酸盐化榴辉岩等均可以作为碱性玄武岩的源区母岩(Hirschmannetal.，2003；Sobolevetal.，2005，2007；Dasguptaetal.，2007；Piletetal.，2008；Chenetal.，2009；Zengetal.，2010)。全岩和橄榄石的主、微量元素以及非传统稳定同位素(如Mg同位素等)研究暗示，南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩的源区存在辉石岩和碳酸盐化橄榄岩(Wangetal.，2012；Liuetal.，2015；Yanetal.，2015，2018；Anetal.，2017；Lietal.，2017；Zhangetal.，2017；Hoangetal.，2018)。通常碳酸盐化地幔橄榄岩部分熔融形成的岩浆具有明显Ti、Zr、Hf负异常(Zengetal.，2010)，但在微量元素蛛网图(图7a)上涠洲岛玄武岩呈现Zr、Hf正异常及Ti弱负常，故排除源区为碳酸盐化地幔橄榄岩。Herzberg(2011)指出全岩CaO含量能够有效的识别源区岩石。为了消除单斜辉石分离结晶的影响，剔除MgO<9%的样品。在CaO-MgO图(图11a)中，所有的样品均落在辉石岩熔体区域内。Herzberg(2011)认为辉石岩熔融产生的熔体具有高FeOT/MnO(>60)比值，而橄榄岩熔融产生的熔体具有低FeOT/MnO(<60)比值。在图FeOT/MnO-MgO图(图11b)中绝大多数样品集中落在辉石岩熔体区域内，暗示其源区存在辉石岩。此外，与Gaffneyetal.(2005)提出混合的橄榄岩-辉石岩源区形成的夏威夷玄武岩相比显示相似的CaO含量和FeOT/MnO比值(图11)，推测涠洲岛玄武岩也可能具有混合的源区特征。Sobolevetal.(2005)认为辉石岩和地幔橄榄岩的混合部分熔融可以形成夏威夷玄武岩中高Ni橄榄石斑晶，并强调再循环的榴辉岩洋壳经部分熔融后交代周围的橄榄岩生成二阶段辉石岩，所形成的的二阶段辉石岩与残存的地幔橄榄岩混合发生部分熔融形成我们所观察到的夏威夷玄武岩(Sobolevetal.，2007)。在图3a中，绝大多数橄榄石也都落在夏威夷玄武岩中的橄榄石成分区域内，并与海南玄武岩中橄榄石显现很高的相似性(Wangetal.，2012)，进一步说明涠洲岛玄武岩的源区母岩具有石榴石辉石岩和地幔橄榄岩混合特征。此外，Strackeetal.(2003)指出深海辉长岩作为再循环洋壳的独特组分具有典型的Sr正异常特征，故Sr正异常可以识别再循环(辉长岩)洋壳。Yuetal.(2010)对蛟河辉石岩包体研究指出Sr、Eu正异常反映了源区存在富斜长石堆积的辉长岩洋壳。在微量元素蛛网图(图6a)中，涠洲岛玄武岩也显现出Sr(Sr/Sr*=1.21～2.36)和Eu(Eu/Eu*=1.01～1.11)正异常，说明了其源区存在再循环洋壳(辉长岩)组分。Hofmann and White(1982)指出在地幔柱中普遍存在再循环洋壳，伴随着地幔柱上升携带的再循环洋壳经部分熔融产生的熔体与橄榄岩反应生成辉石岩(Sobolevetal.，2005)。综上所述，我们认为涠洲岛玄武岩源自石榴石辉石岩和地幔橄榄岩混合的部分熔融。

图11 涠洲岛玄武岩MgO-CaO(a, 底图据Herzberg and Asimow，2008)和MgO-FeOT/MnO(b, 底图据Herzberg，2011)图解夏威夷玄武岩据Gaffney et al.(2005)；FeOT=FeO+0.8998×Fe2O3Fig.11 Diagrams of MgO vs. CaO (a, after Herzberg and Asimow, 2008) and MgO vs. FeOT/MnO (b, after Herzberg, 2008) for Weizhou Island basalts

4.2.2 地幔端元组成

南海以及周缘地区广泛分布的晚新生代玄武岩具有与OIB相似的微量元素和同位素地球化学特征(鄢全树等，2008；石学法和鄢全树，2011；徐义刚等，2012；Yanetal.，2014)，暗示着它们可能源于同一个源区(鄢全树和石学法，2007)。涠洲岛玄武的Sr-Nd-Pb同位素变化范围较窄(图7)，表明其具有较为均一的地幔源区特征。此外，前人研究指出中国东部新生代玄武岩Sr-Nd-Pb同位素组成具有区域性变化，在东南沿海地区普遍显示DM与EM2混合的特征(Liuetal.，1994；Zouetal.，2000)。在Sr-Nd-Pb同位素图中(图7)，涠洲岛玄武岩也呈现出DM与EM2的二元混合趋势，与南海及周缘地区的晚新生代玄武岩具有一致性(鄢全树等，2008；石学法和鄢全树，2011；徐义刚等，2012；Yanetal.，2014)。在微量元素蛛网图和稀土元素球粒陨石标准化图上(图6)，呈现出明显Nb-Ta正异常和LREE富集、HREE亏损的OIB地球化学特征，而明显区别来源于软流圈地幔的洋中脊玄武岩(E-MORB和NMORB)，推测涠洲岛玄武岩中的DM组分代表了海南地幔柱自身的特征。然而，对于EM2的来源认识存在争议，一部分学者认为源于下部大陆岩石圈地幔或岩石圈地幔(Tuetal.，1991；韩江伟等，2009；Anetal.，2017)，另一部分学者认为源于下地幔或地幔柱(Yanetal.，2008，2015；Zou and Fan，2010；Wangetal.，2013)。Tuetal.(1992)认为在缺乏地幔柱的作用下南海及其周缘玄武岩中EM2组分来源于下部大陆岩石圈地幔(SCLM)。然而，层析成像技术揭示了海南地幔柱的存在(Lebedev and Nolet，2003；Montellietal.，2006；Zhao，2007；Leietal.，2009；Weietal.，2012；Xiaetal.，2016)，海南地幔柱不仅对南海及其周缘的岩浆活动提供了热量，还提供了物质组分。Anetal.(2017)基于全球代表SCLM的地幔包体统计发现其Nd-Hf同位素具有明显的解耦现象，不呈现线性正相关趋势。而南海及周缘的晚新生代玄武岩的Nd-Hf同位素呈正相关趋势(Yanetal.，2015)，暗示EM2可能不是来源于SCLM。在微量元素蛛网图上(图6a)，涠洲岛玄武岩显示Nb-Ta正异常，也排除了EM2源于SCLM的可能性，说明了EM2最可能源于海南地幔柱。

4.3 岩浆成因模型

从化学成分来讲，地幔柱成因的火山岩具有OIB的特点，但显示OIB特征的岩浆未必源自地幔柱活动的产物(徐义刚等，2012)。中国东部新生代玄武岩与南海及其周缘地区的晚新生代玄武岩均显示OIB特征，但二者的成因机制存在显著差异。徐义刚等(2018)指出在地幔过渡带中滞留的太平洋板块脱碳、脱水以及熔融和交代作用导致了中国东部新生代玄武岩显示OIB特征，而南海以及周缘地区的晚新生代玄武岩受控于海南地幔柱的活动(鄢全树和石学法，2007)。从大地构造背景来看，涠洲岛玄武岩与南海及周缘扩张期后(<16Ma)玄武岩具有一致的构造背景特征，均集中落于地幔柱玄武岩区域内(徐义刚等，2012)。大量的地球物理学资料表明在海南岛的下方存在低速异常，指示海南地幔柱的存在(Lebedev and Nolet，2003；Montellietal.，2006；Zhao，2007；Leietal.，2009；Xiaetal.，2016)。海南地幔柱活动不仅导致了南海及周缘地区的地幔显示高温热异常(Wangetal.，2012；Anetal.，2017；Yangetal.，2019)，而且还形成了整个区域分布面积超过4×106km2具有OIB特征的晚新生代玄武岩(鄢全树和石学法，2007)。区域和全球层析成像显示海南地幔柱起源于下地幔(Lebedev and Nolet，2003；Montellietal.，2006；Zhao，2007；Weietal.，2012；Xiaetal.，2016)，与夏威夷地幔柱成因玄武岩相比，其具有异常高的230Th含量，表明它呈慢速上升(Zou and Fan，2010)。Xiaetal.(2016)根据层析成像结果提出海南地幔柱呈双层上升模式(Weietal.，2012；Wei and Zhao，2020)，即在地幔过渡带地幔柱头发生横向扩展呈蘑菇状，随着柱头的持续上升到达岩石圈底部时分散呈布丁状，形成独立的岩浆房或地幔柱分支(Xiaetal.，2016；Fanetal.，2017)。

由于地幔柱热结构存在差异，核部温度远高于边缘位置(Renetal.，2005；Zhangetal.，2006；Herzberg and Gazel，2009)。Zhangetal. (2006)指出位于峨眉山地幔柱轴部的丽江地区显示最高的热异常(T=1630～1680℃)。进一步研究认为，随着距离轴部的距离增加，呈现温度递减的趋势(李永生，2012；汪云峰等，2013)。原始岩浆组分被广泛用来估算地幔潜在温度(Tp)及熔融条件(McKenzie and Bickle，1988；Putirka，2005；Zhangetal.，2006；Putirkaetal.，2007；Herzberg and Asimow，2008，2015)。根据估算的原始岩浆计算获得处于海南地幔柱中心的海南岛显示高地幔潜在温度(Tp=1500～1580℃，Wangetal.，2012)，而处于地幔柱边部的越南地区显示较低地幔潜在温度(Tp=1468～1490℃，Anetal.，2017)，但是由于它们的岩浆源区存在辉石岩(Wangetal.，2012；Anetal.，2017)，故计算值将比实际地幔潜在温度偏高(Herzberg and Asimow，2008)。但以上这些计算结果在一定程度依然可以反映海南地幔柱热结构的差异，且与峨眉山地幔柱热结构相似，均显示轴部温度高、边部温度低的特征(Zhangetal.，2006；李永生，2012；汪云峰等，2013)，由此可以推测出涠洲岛的地幔潜在温度介于海南岛和越南地区之间。此外，涠洲岛与南海、雷琼半岛以及中南半岛等地区的晚新生代玄武岩均显示与OIB相似的地球化学特征(Yanetal.，2014)，但涠洲岛玄武岩具有明显窄的Sr-Nd-Pb同位素变化范围(图7)，综合说明了海南地幔柱的物质组成和温度结构具有不均一性的特点。海南地幔柱的不均一性可能诱发了海南地区的火山活动，且这种不均一性源自地幔柱上升过程中携带的再循环物质在地幔过渡带中的分层(Weietal.，2012；Ballmeretal.，2013；Xiaetal.，2016; Wei and Zhao, 2020)。因此，基于海南地幔柱的双层上升模型(Weietal.，2012；Xiaetal.，2016；Wei and Zhao，2020)，我们认为起源于下地幔的海南地幔柱上升驱使再循环辉长岩洋壳上浮，当柱头达到地幔过渡带时几乎不受浮力影响而发生横向扩展形成一个化学成分和温度结构极其不均一的热化学堆积层(Ballmeretal.，2013)，随着源自柱尾持续的热和物质供给使得这个高度不均一的热化学堆积层重新上升(Xiaetal.，2016)，当进一步上升抵达地幔浅部时，由于过高热异常而使得再循环辉长岩洋壳优先达到其固相线温度经部分熔融交代周围的地幔橄榄岩生成石榴石辉石岩(贫硅辉石岩)，混合的石榴石辉石岩和未反应的地幔橄榄岩再次发生部分熔融形成我们所观察到的涠洲岛碱性玄武岩。

5 结论

(1)涠洲岛玄武岩显示与OIB相似的微量元素和同位素特征，在岩浆上升过程，几乎未受到地壳物质的混染，经历了橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用。

(2)Sr-Nd-Pb同位素特征显示地幔端元组成呈DM与EM2二元混合趋势，其中DM和EM2组分均来源于海南地幔柱。

(3)主、微量元素地球化学特征显示源区母岩由地幔橄榄岩和石榴石辉石岩(贫硅辉石岩)组成。其中，石榴石辉石岩与再循环辉长岩洋壳熔体交代地幔橄榄岩有关。

(4)南海及周缘地区的晚新生代岩浆活动受控于海南地幔柱。伴随着海南地幔柱的上升，再循环的辉长岩洋壳经部分熔融交代地幔橄榄岩生成石榴石辉石岩，石榴石辉石岩和未反应的地幔橄榄岩混合部分熔融形成涠洲岛玄武岩。

致谢感谢中国地质大学(北京)郝金华老师在电子探针分析工作中的热情支持；感谢中国地震局地质研究活动火山研究室魏费翔、韦伟和赵勇伟等老师在文章撰写和修改过程中的热情指导；感谢广西壮族自治区地震局和广西北海水文工程矿产地质勘查研究院提供钻孔岩芯样品；衷心感谢审稿人对本文提出的宝贵意见和建议。