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与离散板块边缘(洋中脊)或汇聚板块边缘岩浆(俯冲带)岩浆作用不同,发育于板块内部的岩浆作用(板内岩浆作用),不论是其形成的地球动力学机制还是成分组成及演化,都具有独特的特征(Winter,2001)。大洋板内岩浆作用的代表性类型即为洋岛玄武岩(OIB),其形成通常认为与地幔柱有关(Wilson,1963);大陆板内岩浆作用,会形成大火成岩省(或称大陆溢流玄武岩),其形成通常与伸展构造、大陆裂谷或地幔柱相关(Mahoney et al.,1997;陈立辉等,2012;张招崇等,2022)。
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板内岩浆岩成分复杂,拉斑玄武岩和碱性玄武岩都有发育,且不同碱度的岩性组合常周期性旋回发育。如著名的夏威夷洋岛玄武岩,其早期玄武岩为碱性—强碱性的碧玄岩,接下来演变为拉斑质玄武岩,最后又演变为间歇性的碱性玄武岩(Hauri,1996)。东非大裂谷的岩浆岩,也呈现由强碱性向碱性再向拉斑演化的规律(Kampunzu et al.,1991)。这种随时间从碱性向拉斑再向碱性演化的现象,通常的解释是:早期的碱性玄武岩由源区岩石低程度部分熔融形成,随着熔融程度的升高,逐渐转化为拉斑玄武岩;后期,随着岩浆活动的衰弱,熔融深度的增大,熔融程度的减小,又形成碱性玄武岩(Winter,2001)。但实际上,除了部分熔融程度以外,源区岩石类型、熔融作用发生深度、源区流体组分以及分离结晶作用等因素,都会影响玄武质岩浆的成分。
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我国海南岛北部(以下简称“琼北”)广泛发育晚新生代玄武岩,这些玄武岩具有类似OIB的稀土和微量元素组成(Ho Kung-suan et al.,2000;樊祺诚等,2004;Zou Haibo et al.,2010);同南海及周边其他地区(雷州半岛、中南半岛等)的新生代玄武岩一起构成一潜在的弥散状大火成岩省(Hoang et al.,1998;Yan Quanshu et al.,2018)。类似于其他板内岩浆岩,琼北晚新生代玄武岩也具有复杂的成分组成,从石英拉斑玄武岩到橄榄拉斑玄武岩,再到碱性橄榄玄武岩和碧玄岩都有分布;早期以裂隙式拉斑玄武岩喷发为主,晚期以中心式碱性玄武岩喷发为主(Ho Kung-suan et al.,2000, 2003;Wang Xuance et al.,2012)。
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如上所述,板内玄武岩常呈现成分随时间演化的旋回式发展;琼北晚新生代玄武岩也从早期拉斑玄武岩演化为晚期碱性玄武岩。但实际上,依据地层接触关系和年代学数据,琼北晚新生代玄武岩呈现5个主要的喷发期次,从早到晚依次为中新世—上新世、早更新世晚期—中更新世早期、中更新世晚期、晚更新世和全新世(樊祺诚等,2004;龙文国等,2006a, 2006b;Wang Xuance et al.,2012)。由此引出了新的科学问题:在每个喷发期次内是否存在成分的演变?不同喷发期次玄武岩成分的差异大小?是过渡还是突变?对这些问题的解答,可为琼北晚新生代不同类型玄武岩的成因探讨提供更多限定。
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针对上述问题,本文从晚更新世道堂组橄榄玄武岩入手,对其进行了新的主微量和Sr-Nd-Pb同位素组成的分析测试,并综合前人已发表的琼北其他时代(组)玄武岩有关数据,重点揭示琼北晚新生代玄武岩成分随时间演化的规律,并探究规律背后的原因。研究发现,琼北晚新生代玄武岩实际上呈现典型板内玄武岩的成分演变规律,即初始喷发为少量的碱性玄武岩,逐渐过渡到大量的拉斑玄武岩,最后以碱性—强碱性玄武岩的喷发收尾;且晚期的碱性—强碱性玄武岩与早期的碱性—拉斑玄武岩具有明显不同的演化规律,可能由不同的源岩熔融而成。
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1 地质背景及样品描述
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海南岛位于欧亚板块的东南边缘,其地质演化长期受到欧亚板块与印度板块、菲律宾板块相互作用以及南海海盆扩张的影响。琼北大面积出露晚新生代玄武岩,喷发面积可达4000km2,厚度大于1km(图1;樊祺诚等,2004;龙文国等,2006a, 2006b),是中国东南部玄武岩出露面积最大的地区。琼北晚新生代玄武岩是南海扩张期后(＜16Ma)岩浆活动的一部分(Flower et al.,1992;Tu Kan et al.,1992;Xu Yigang et al.,2012);该时期的岩浆活动还广泛发育在雷州半岛、泰国、越南、老挝以及南海海山等地,可能是海南地幔柱活动的产物(鄢全树等,2008;Wang Xuance et al.,2012, 2013;Yan Quanshu et al.,2018)。
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琼北晚新生代火山作用始于渐新世,中新世和上新世逐渐加强,更新世时最为活跃,全新世逐渐减弱至结束(Ho Kung-suan et al.,2000;Wang Xuance et al.,2012)。依据地层接触关系、年代学和地貌学特征,海南岛玄武主要划分为5个喷发期次(Ho Kung-suan et al.,2000;樊祺诚等,2004;龙文国等,2006a, 2006b;Wang Xuance et al.,2012),从早到晚依次为:① 中新世—上新世(23.0~1.81Ma),主要包括石马村组和石门沟组;② 早更新世晚期—中更新世早期(2.11~0.77Ma),火山活动较为活跃,出现大规模溢流玄武岩,主要为多文组下段;③ 中更新世晚期(0.67~0.21Ma),主要为多文组上段;④ 晚更新世(0.13Ma~11.8ka),主要为道堂组;⑤ 全新世(＜11.8ka),主要为石山组,分布在石山-永兴一带。
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图1 琼北晚新生代玄武岩分布图(据Liu Jianqiang et al.,2015)
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Fig.1 Distribution of Late Cenozoic basalts in north Hainan Island (after Liu Jianqiang et al., 2015)
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晚更新世道堂组玄武岩主要分布在琼山、罗京盘以及龙桥等地,主要由橄榄玄武岩组成。本文道堂组玄武岩样品采自澄迈县美亭乡一废弃采石场中(图2;19°49′30.85″N,110°06′41.62″E)。发育柱状节理,单柱在1~1.2m宽以上(图2a)。样品整体较为新鲜,呈黑色—暗绿黑色(图2b)。肉眼可观察到明显的橄榄石斑晶,含量为8%~10%;橄榄石斑晶粒度约0.5~1mm,个别可达2mm。以致密块状构造为主,局部见少量气孔构造(图2c)。
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显微镜下可见典型的玄武岩斑状结构,基质为间粒结构(图3)。斑晶为橄榄石,可见半自形柱状及不完整尖锐六边形断面(图3a),亦多见熔蚀浑圆状、熔蚀港湾状或由于熔蚀形成的筛状结构(图3b、c),见个别橄榄石斑晶内包裹尖晶石。基质主要由斜长石、单斜辉石组成,副矿物可见钛铁矿、磁铁矿;其中,斜长石呈长条状不规则排列,其格架间隙内充填细粒单斜辉石、橄榄石、磁铁矿等,钛铁矿多呈针状发育(图3d)。
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2 分析方法
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矿物电子探针元素分析在中国地质科学院地质研究所自然资源部深地动力学重点实验室完成。仪器型号为JXA-8100,加速电压15kV,束流1×10-8 A,束斑1 μm。分析标样为美国SPI公司的53种矿物,测试精度优于1%。
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全岩主量和微量元素分析测试、Sr-Nd-Pb同位素化学前处理与质谱测定均在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。全岩粉末熔成玻璃饼后,利用帕纳科AxiosMAX XRF完成主量元素含量的测定;标准样品为GBW07104和GBW07105,分析精度优于3%。采用两酸(HNO3+HF)高压反应釜溶样方法对样品粉末进行溶解,利用Elan DRC-e ICP-MS完成微量元素含量的测定;标准样品为BHVO-2,分析精度优于5%。
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进行Sr-Nd-Pb同位素化学前处理时,先将岩石粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中,加入0.5mL浓硝酸与1.0mL浓氢氟酸,溶样弹经钢套密封后放入195℃烘箱加热3天,确保彻底消解。消解液在电热板上蒸干,转化为1.5mL 0.2mol/L HBr与0.5mol/L HNO3介质。元素Pb的分离和纯化通过传统阴离子交换柱法完成;元素Sr和Nd的分离和纯化通过传统的阳离子交换柱法来完成。元素含量的测定在Agilent 7700x四极杆型ICP-MS上完成;同位素比值的测定在Nu Plasma II MC-ICP-MS上完成。Sr测定过程中,采用86Sr/88Sr=0.1194内部校正仪器质量分馏;Nd测定过程中,采用146Nd/144Nd=0.7219内部校正仪器质量分馏;Pb测定过程中,采用205Tl/203Tl=2.3885校正仪器质量分馏。玄武岩标样BCR-2与分析样品共同经过以上化学前处理与质谱测定,其同位素比值测试结果为:87Sr/86Sr=0.705076±0.000006(2σ), 143Nd/144Nd=0.512626±0.000006(2σ), 206Pb/204Pb=18.7762±0.0002(1倍标准误差), 207Pb/204Pb=15.6364±0.0002(1倍标准误差), 208Pb/204Pb=38.7947±0.0006(1倍标准误差)。
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图2 琼北道堂组橄榄玄武岩的野外产出(a~c)
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Fig.2 Outcrop photographs (a~c) of the olivine basalt of Daotang Formation in north Hainan Island
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图3 琼北道堂组橄榄玄武岩的显微照片
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Fig.3 Microstructures of the olivine basalt of Daotang Formation in north Hainan Island
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(a~c)—正交偏光显微镜照片;(d)—电子背散射图像;Ol—橄榄石;Cpx—单斜辉石;Pl—斜长石;Ilm—钛铁矿
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(a~c)—Photomicrographs under cross-polarized light; (d)—backscattered electron image; Ol—olivine; Cpx—clinopyroxene; Pl—plagioclase; Ilm—ilmenite
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3 分析结果
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3.1 矿物化学组成
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本文对道堂组橄榄玄武岩的主要造岩矿物橄榄石、单斜辉石和长石进行了电子探针元素分析,分析结果详见表1。斑晶橄榄石的Fo值普遍在80左右(100×Mg/(Mg+Fe2+)=75~84),为贵橄榄石,其FeO=15.95%~24.60%,MgO=37.19%~44.13%,SiO2=37.63%~38.94%。如图4所示,部分橄榄石斑晶发育成分环带,具有核-边结构;其核部较大,具有较高的MgO和SiO2含量,和较低的FeO含量,Fo=82左右;边部较窄,具有较核部低的MgO(23.50%~30.62%)和SiO2(34.74%~36.26%)含量,和高的FeO含量(32.07%~40.51%);在电子背散射图像和成分面扫描图像上,表现为较大的橄榄石核部发育一圈相对贫镁富铁的透铁橄榄石边缘。
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获得了基质中一个橄榄石的成分,Fo=49,为镁铁橄榄石,FeO=41.53%,MgO=22.37%,SiO2=34.41%。所分析橄榄石的NiO和MnO的含量分别为0.03%~0.28%和0.17%~0.56%。此基质中橄榄石的成分虽然接近橄榄石斑晶边部成分,但与橄榄石斑晶边部相比,其FeO含量进一步升高,而MgO和SiO2含量进一步降低,可能意味着橄榄石斑晶的边部与基质岩浆未达到平衡。
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单斜辉石主要发育于基质中,其主要组成为:CaO=18.39%~19.35%,Na2O=0.22%~0.26%,MgO=16.44%~16.88%,TFeO=8.31%~8.60%,SiO2=49.70%~52.67%,Al2O3=1.71%~2.18%;计算获得的端元组成为Wo38-40En47-49Fs12-13,属Ca-Mg-Fe辉石系列的普通辉石(Morimoto et al.,1988)。
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斜长石也主要发育于基质中,其化学组成为:SiO2=54.01%~56.03%,Al2O3=26.84%~28.47%,CaO=9.79%~11.59%,Na2O=4.65%~5.88%,K2O=0.28%~0.43%,计算获得的端元组成为An47-57Ab41-51Or2,属中长石-拉长石。
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注:点位中的(P)表示斑晶,(m)表示基质,从边部到核部依次为r→m1→m2→c;“-”代表未检出。
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图4 琼北道堂组橄榄玄武岩中橄榄石斑晶的电子背散射图像(a)和成分面扫描图像(b~d)
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Fig.4 Backscattered electron image (a) and elemental maps (b~d) of the olivine phenocrysts in the olivine basalt of Daotang Formation in north Hainan Island
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3.2 全岩主量和微量元素组成
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本文新获得的道堂组橄榄玄武岩样品的主量和微量元素组成详见表2。样品具有较低的烧失量(LOI)(-0.25%~0.24%),指示岩石未发生明显蚀变,与岩相学特征一致。道堂组橄榄玄武岩的SiO2含量为52.04%~52.63%,TiO2含量为1.94%~2.00%,Al2O3含量为13.60%~13.87%,Na2O和K2O含量分别为3.02%~3.10%和1.13%~1.25%,Na2O/K2O比值为2.41~2.70,TFe2O3和MgO的含量分别为10.52%~10.97%和6.91%~7.71%,Mg#为57~59,CaO含量为8.09%~8.37%; 全碱含量(Na2O+K2O)为4.18%~4.30%,里特曼指数δ=1.77~2.01;在火山岩的全碱-硅(TAS)分类命名图解上,样品落入亚碱性玄武安山岩向玄武岩过渡区域(图5)。CIPW标准矿物出现石英,无橄榄石。为探讨琼北晚新生代玄武岩随时间演化的规律,将文献中有确切采样位置的琼北晚新生代其他组玄武岩数据也投在了图5中(Wang Xuance et al.,2012;Liu Jianqiang et al.2015;冯光英等,2022)。
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续表2
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注:全碱Alk=K2O+Na2O;里特曼指数δ=(K2O+Na2O)2/(SiO2-43);CN代表球粒陨石标准化,球粒陨石稀土元素数据采用Boynton(1984)。
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图6给出了新获得的道堂组橄榄玄武岩样品以及文献中琼北其他晚新生代各期次(组)玄武岩样品的球粒陨石标准化稀土元素(REE)配分模式(图6a~e)和原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图解(图6f~j)。同其他道堂组玄武岩样品一致,本文新获得的道堂组玄武岩亦具有较高的REE总量相对较高(ΣREE=100.39×10-6~116.01×10-6;表2);所有样品均富集轻稀土、亏损重稀土,呈现一致的右倾型配分模式(图6b),(La/Yb)CN=7.94~8.34;δEu=1.03~1.05,无明显Eu异常。此配分型式平行于OIB的配分型式,但各稀土元素含量低于OIB的含量。
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在原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图上(图6g),同琼北其他玄武岩样品一样,既富集大离子亲石元素(如K、Rb、Ba、Pb和Sr),又富集高场强元素(如Th、U、Ce、Zr、Hf、Nb、Ta和Ti),总体上与OIB类似。
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3.3 全岩Sr-Nd-Pb同位素组成
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本文道堂组橄榄玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成见表3。道堂组橄榄玄武岩具有中等亏损Nd和Sr同位素组成: 143Nd/144Nd比值为0.512806~0.512847, εNd=+3.3~+4.1; 87Sr/86Sr比值为0.70462~0.70469。 206Pb/204Pb、 207Pb/204Pb和208Pb/204Pb的比值分别为18.4222~18.7232、15.6396~15.6540和38.6436~39.0177; 207Pb/206Pb和208Pb/206Pb比值分别为0.8363~0.8490和2.0833~2.0960。
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图5 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的TAS分类命名图解
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Fig.5 Total alkalis versus silica (TAS) diagram of the olivine basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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注:SE代表标准误差。
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4 讨论
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4.1 道堂组橄榄玄武岩的成因类型
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本文道堂组橄榄玄武岩样品具有近平行于洋岛玄武岩(OIB)的REE和微量元素配分模式,属于典型的板内岩浆作用。
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板内玄武岩通常发育两个系列,即拉斑玄武岩系列和碱性玄武岩系列(两个系列中间可以有过渡类型)(Winter,2001)。与洋中脊玄武岩(MORB)相比,板内拉斑玄武岩系列的TiO2高(平均2.5%左右,MORB 1.2%~1.7%左右),K2O高(0.25%左右,MORB 0.14%~0.17%),P2O5高(0.25%左右,MORB 0.10%~0.14%),Al2O3低(12.8%~13.9%,MORB 14.9%~15.6%);岩浆类型从硅饱和到硅轻微不饱和的橄榄石拉斑玄武岩到苦橄岩均有发育(Macdonald et al.,1964;Sun et al.,1989)。板内拉斑玄武岩中,单斜辉石是主要的斑晶矿物,也有少量的Cr尖晶石斑晶矿物,橄榄石和斜长石通常只出现在基质中,Fe-Ti氧化物是最后结晶的矿物;在其演化过程中,主要发生橄榄石的分离结晶。与板内拉斑玄武岩系列相比,板内碱性玄武岩以具有较高的碱质元素含量(Na2O和K2O)和较低的SiO2含量为特征;由于岩浆体系贫硅,所以较拉斑系列玄武岩相比,橄榄石斑晶更为普遍,且基质中也普遍发育;根据硅饱和与否,板内碱性玄武岩系列又包含硅饱和和硅不饱和两个类型(Harris,1983)。
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图6 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式(a~e) 和原始地幔标准化微量元素蜘蛛网图(f~j)
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Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a~e) and primitive mantle-normalized multi-element diagrams (f~j) for the olivine basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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OIB—洋岛玄武岩;E-MORB—富集型洋中脊玄武岩;球粒陨石稀土元素数据引自Boynton (1984); 原始地幔微量元素数据引自Sun et al.(1989)
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OIB—Ocean island basalt;E-MORB—enriched mid-ocean-ridge basalt;chondrite values are from Boynton (1984), and the primitive mantle values are from Sun et al.(1989)
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本文道堂组橄榄玄武岩样品在TAS图解中,落入亚碱性区域(图5);其具有与阿森松岛硅饱和碱性玄武岩一致的CaO(8.09%~8.37%)、Na2O(3.02%~3.10%)、K2O(1.13%~1.25%)和P2O5(0.33%~0.35%)含量(阿森松岛硅饱和碱性玄武岩的CaO、Na2O、K2O和P2O5平均含量分别为8.71%、3.00%、1.16%和0.34%);但其SiO2含量(52.04%~52.63%)略高于阿森松岛硅饱和碱性系列玄武岩(50.0%),TiO2含量(21.94%~2.00%)略低于阿森松岛硅饱和碱性岩(2.61%),Al2O3含量(13.60%~13.87%)明显低于阿森松岛硅饱和碱性岩(16.7%),MgO(6.91%~7.71%)略高(阿森松岛硅饱和碱性岩MgO含量5.70%),TFe2O3(10.52%~10.97%)略低(阿森松岛硅饱和碱性岩TFe2O3 11.6%)(Harris,1983)。
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考虑到本文样品的局限性以及板内玄武岩成分的复杂性,接下来将对已发表的有具体采样位置的琼北其他期次(组)新生代玄武岩样品成分进行总结,探索其随时间演化的规律,从而可以更全面地探讨琼北晚新生代玄武岩的成因并反演源区地幔的性质。
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4.2 琼北晚新生代玄武岩的成分及其随时间演化规律
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在本文道堂组橄榄玄武岩样品的基础上,本文总结了Wang Xuance et al.(2012,2013)、Liu Jianqiang et al.(2015)、梅胜旺(2018)、梅胜旺等(2019)和冯光英等(2022)报道的约200多件琼北晚新生代玄武岩样品的主量和微量数据,涵盖了琼北各个时代的所有玄武岩类型。
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之前研究已发现,琼北晚新生代玄武岩岩性跨度大,从石英拉斑玄武岩到橄榄拉斑玄武岩,再到碱性橄榄玄武岩和碧玄岩(Ho Kung-suan et al.,2000;Wang Xuance et al.,2012;Liu Jianqiang et al.,2015)。如前所述,琼北晚新生代玄武岩可以划分为中新世—上新世、早更新世晚期—中更新世早期、中更新世晚期、晚更新世和全新世五个喷发期次(Ho Kung-suan et al.,2000;樊祺诚等,2004;龙文国等,2006a, 2006b;Wang Xuance et al.,2012)。而本文研究发现,各期次玄武岩亦呈现不同的成分演化规律。
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在TAS图解上(图5),中新世—上新世的石马村组和石门沟组玄武岩样品,以及早更新世晚期—中更新世早期的多文组下段样品,其成分均从低硅的碱性系列演变为相对高硅的拉斑系列;而中更新世晚期的多文组上段样品和晚更新世的道堂组样品成分相对均一,主要为亚碱性拉斑系列,落在玄武安山岩和玄武岩区域内;而全新世的石山组玄武岩样品,则主要为碱性玄武岩,从碱性玄武岩向粗面玄武岩、玄武粗安岩和粗面安山岩演化。总体上,从中—上新世和早更新世到中更新世和晚更新世,再到全新世,琼北晚新生代玄武岩呈现由碱性玄武岩过渡到拉斑玄武岩,再突变到碱性玄武岩的演化趋势。
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在主量元素对SiO2哈克图解上(图7),不同期次(组)的玄武岩样品亦具有不同的演化规律:① 中新世—上新世的石马村组和石门沟组以及早更新世晚期—中更新世早期的多文组下段样品,具有较大的SiO2变化范围,且随着SiO2含量的增加,Al2O3含量增加,CaO和Na2O含量基本不变,而TFe2O3、MgO、K2O、TiO2和P2O5含量均呈现不同程度的降低;② 中更新世晚期的多文组上段样品和晚更新世的道堂组样品成分相对集中,内部演化不明显,趋势类似于中新世—上新世和早更新世晚期—中更新世早期的样品;③ 全新世石山组玄武岩样品具有明显不同于早期其他组玄武岩样品的演化规律,随着SiO2含量的增加,Al2O3含量增加,CaO含量从轻微降低到明显降低,TFe2O3和MgO含量明显降低,而K2O和Na2O含量明显增加,TiO2含量明显降低,P2O5含量先降低后基本保持不变。
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在REE和微量元素组成上(图6),所有琼北晚新生代玄武岩样品均具有类似OIB的组成,既富集大离子亲石元素,又富集高场强元素。但不同组样品之间元素含量和富集程度却略有不同,如:① 在微量元素蛛网图上,大部分全新世石山组碱性玄武岩样品的元素Rb、Ba、Th、U、Nb、Ta、K均高于OIB参考线,而早期其他样品的这些元素含量均明显低于OIB参考线;② 在REE组成上,全新世石山组碱性玄武岩样品的轻、重稀土分异更为强烈。
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综上所述,从中—上新世和早更新世到中更新世和晚更新世,玄武岩组成从早期少量碱性玄武岩逐渐过渡到后期大量拉斑玄武岩,且不同期次玄武岩样品具有一致的成分演变规律,暗示它们具有相似的成因;而全新世石山组碱性玄武岩具有与之前其他组玄武岩不同的演化规律以及不同的REE和微量元素组成,指示其成因可能与其他组玄武岩不同。
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图7 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的代表性主量元素对SiO2哈克图解
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Fig.7 Harker variation diagrams of representative major versus SiO2 for the olivine basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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(a)—Al2O3-SiO2协变图解;(b)—CaO-SiO2协变图解;(c)—TFe2O3-SiO2协变图解;(d)—MgO-SiO2协变图解;(e)—K2O-SiO2协变图解;(f)—Na2O-SiO2协变图解;(g)—TiO2-SiO2协变图解;(h)—P2O5-SiO2协变图解
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(a)—Al2O3-SiO2 covariation diagram; (b)—CaO-SiO2 covariation diagram; (c)—TFe2O3-SiO2 covariation diagram; (d)—MgO-SiO2 covariation diagram; (e)—K2O-SiO2 covariation diagram; (f)—Na2O-SiO2 covariation diagram; (g)—TiO2-SiO2 covariation diagram; (h)—P2O5-SiO2 covariation diagram
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4.3 琼北晚新生代玄武岩的成因
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长时间以来,人们普遍认为玄武质岩浆形成于地幔橄榄岩的部分熔融(Winter,2001)。原始的地幔岩石为二辉橄榄岩,其由橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和少量的含铝矿物(石榴子石、尖晶石或斜长石)组成。二辉橄榄岩发生部分熔融形成玄武质岩浆,玄武质岩浆抽取后,原始饱满富集的二辉橄榄岩会转换为相对亏损的方辉橄榄岩(较二辉橄榄岩相比,其CaO、Al2O3、TiO2和Na2O含量相对较低)。在较低的压力下(低于30km),含铝矿物相为斜长石;随着压力增大(30~80km),斜长石会与橄榄石发生反应,生成斜方辉石+单斜辉石+尖晶石,即含铝矿物由斜长石相转变为尖晶石相;随着压力进一步增大(80~400km),尖晶石会与斜方辉石反应生成橄榄石和石榴子石,也即含铝矿物由尖晶石转变为石榴子石。由于石榴子石对重稀土元素的分配系数逐渐增大,所以石榴子石相地幔岩石部分熔融形成的玄武质岩浆的重稀土元素含量会逐渐降低,重稀土元素间会发生明显的分异。而尖晶石相地幔部分熔融形成的熔体的REE不会有此表现。这也是洋中脊玄武岩通常具有平坦的重稀土元素配分模式的原因:洋中脊处地幔岩石通常经历过多次部分熔融事件,且处于尖晶石相,所以MORB通常为低钾拉斑玄武岩,具有较低的CaO、Al2O3、TiO2和Na2O含量,亏损轻稀土元素,具有平坦的重稀土元素配分模式(Kinzler,1994)。
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但随着研究的深入而逐渐发现,地壳组分再循环进入到地幔中,通过一系列的地质反应,会在地幔中生成辉石岩、角闪石岩、榴辉岩等岩石,而这些岩石也可以作为玄武质岩浆的源区(Kogiso et al.,2006;Sobolev et al.,2007; Pilet et al.,2008;Ren Zhongyuan et al.,2009)。
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决定玄武质岩浆成分的主要因素,除了源区岩石以外,还与部分熔融程度、熔融发生时的温压条件、源区的流体组成等因素密切相关(Winter,2001;罗照华等,2014)。发生部分熔融时,易熔组分(如碱质及其他不相容元素)会优先进入熔体相;因此,熔融程度较小时通常形成碱性玄武质岩浆;随着熔融程度的增大,熔体成分会转变为拉斑质。而流体及压力和温度会影响地幔矿物之间的相平衡,即影响矿物的液相线、固相线,不同矿物发生熔融形成的熔体具有不同的成分。如在压力较小或源区流体组分以H2O为主的情况下,橄榄石和单斜辉石是液相线矿物;而在深度增加或源区流体组分以CO2为主时,石榴子石和斜方辉石转变为液相线矿物,也即橄榄石和单斜辉石转变为固相线矿物而优先发生部分熔融,此时形成的熔体会具有较高的(CaO+MgO)/SiO2比值,相对富Ca贫Si(Brey et al.,1975, 1977, 2008;Foley et al.,2009)。
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如前所述,琼北晚新生代玄武岩具有较大的成分变化范围:中新世—上新世的石马村组和石门沟组以及早更新世晚期—中更新世早期多文组下段样品,其成分从低硅碱性系列演变为相对高硅的拉斑系列;而中更新世晚期的多文组上段和晚更新世道堂组样品则主要为拉斑系列;到了全新世,则又演变为碱性系列。总体而言,呈现由碱性玄武岩过渡为拉斑玄武岩,再突变到碱性—强碱性玄武岩的演化趋势。
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Ho Kung-suan et al.(2000)认为琼北晚新生代不同类型玄武岩是源自岩石圈和软流圈的熔体经分离结晶作用形成的;Wang Xuance et al.(2012)认为拉斑玄武岩源自橄榄岩和再循环的洋壳,而碱性玄武岩形成于橄榄岩和榴辉岩的不同程度熔融作用;Liu Jianqiang et al.(2015)则认为拉斑玄武岩和碱性玄武岩均源自地幔中的贫硅辉石岩,只是拉斑玄武岩较碱性玄武岩形成时的熔融程度相对较高。
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本文通过对不同时代(组)玄武岩样品的汇编发现,中新世到晚更新世这一时期内的玄武岩样品具有一致连续的成分演变规律,而不同于全新世石山组样品的演化规律(图7),这可能暗示了中新世到晚更新世这一时期内的玄武岩与全新世石山组玄武岩具有不同的成因。
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在REE组成上(图6a~e),所有琼北晚新生代玄武岩样品均具有平行于OIB的配分型式,且重稀土元素均发生了明显的分异,越来越亏损,指示其源区较深,应处于石榴子石稳定区域(大于80km);这排除了其起源于浅部尖晶石二辉橄榄岩的可能性。此外,琼北晚新生代玄武岩还具有相对富集的主量元素组成,以本文新获得的道堂组橄榄玄武岩为例, 其TiO2(1.94%~2.00%)、Na2O(3.02%~3.10%)、K2O(1.13%~1.25%)和P2O5(0.33%~0.35%)的含量,均明显高于MORB的含量(TiO2=1.2%~1.7%、Na2O=2.32%~2.66%、K2O=0.14%~0.17%、TiO2=0.10%~0.14%;Sun et al.,1989),说明其源区是未曾发生过明显亏损而相对饱满的地幔,明显不同于MORB的曾发生过多次熔体抽取而亏损的软流圈地幔。因此,琼北晚新生代玄武岩的主微量元素组成要求其源于相对原始的、较为饱满的地幔。
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Yan Quanshu et al.(2018)模拟了不同稳定相二辉橄榄岩、石榴子石辉石岩和榴辉岩减压部分熔融形成熔体的La/Sm-La和Dy/Yb-Yb组成(图8)。在La/Sm-La图解上(图8a),全新世石山组碱性岩具有较高的La含量和相对较高的La/Sm比值,平行于石榴子石辉石岩和榴辉岩的熔融趋势线分布,而其他组的玄武岩样品均分布在石榴子石二辉橄榄岩的熔融趋势线上,从中新世—上新世到更新世,总体上呈熔融程度逐渐增大趋势。在Dy/Yb-Yb图解上(图8b),尽管投图结果与模拟曲线吻合不是太好,但总体上石山组样品平行于石榴子石辉石岩部分熔融趋势线分布,而其他组样品集中分布于石榴子石二辉橄榄岩的趋势线上。此结果可能暗示中新世到晚更新世这一时期内的玄武岩可能形成于石榴子石二辉橄榄岩不同程度的部分熔融,而全新世石山组碱性岩更可能形成于石榴子石辉石岩的部分熔融。
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图9给出了不同源区岩石熔融形成的玄武质熔体的成分组成(Liu Jianqiang et al.,2015),不难发现,橄榄岩和石榴子石辉石岩部分熔融形成的熔体总有重叠部分。将本文汇总的琼北晚新生代玄武岩样品投在图中,发现大部分样品落在榴辉岩部分熔融形成的熔体成分范围内。但是,由于喷发到地表的玄武岩样品是经历了橄榄石等矿物不同程度的分离结晶之后演化岩浆的产物,并不能代表初始熔体的成分,所以不能够直接用来进行对比。本文道堂组橄榄玄武岩样品中,基质中橄榄石的Fo值明显低于斑晶橄榄石的Fo值;在MgO-SiO2协变图解上,MgO与SiO2呈明显的负相关关系;这些特征均指示在岩浆演化过程中,经历了明显的橄榄石分离结晶作用。Liu Jianqiang et al.(2015)通过反演计算获得了琼北晚新生代玄武岩原始岩浆的成分,本文也将其获得的原始岩浆的成分显示在图9中。可以发现,琼北晚新生代玄武岩原始岩浆的成分多数落在橄榄岩和石榴子石辉石岩部分熔融形成的熔体成分重叠范围内;也就是说,琼北晚新生代玄武岩的主量元素组成指示其既可以源自橄榄岩的部分熔融,也可以源自辉石岩的部分熔融。结合图8稀土元素模拟结果,认为中新世到晚更新世这一时期内的玄武岩更可能形成于橄榄岩的部分熔融,而全新世碱性玄武岩更可能形成于石榴子石辉石岩的部分熔融。石榴子石二辉橄榄岩初始熔融时,部分熔融程度较低,因而形成了中新世—上新世的石马村组和石门沟组和以及早更新世晚期—中更新世早期多文组下段的少量碱性玄武岩,随着熔融程度的增大,逐渐形成拉斑玄武岩;到中更新世晚期和晚更新世时,则完全过渡到拉斑玄武岩。
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图8 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的La/Sm-La图解(a)和Dy/Yb-Yb图解(b)
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Fig.8 Plots of La/Sm versus La (a) and Dy/Yb versus Yb (b) for the basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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不同类型二辉橄榄岩、辉石岩和榴辉岩熔融曲线引自Yan Quanshu et al.(2018)
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Partial melting trends of lherzolite, pyroxenite and eclogite are from Yan Quanshu et al.(2018)
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图9 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩与高压实验熔体之间的成分比较
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Fig.9 Comparisons of major elements between the Late Cenozoic basalts in north Hainan Island and high-pressure experimental melts
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(a)—TiO2-MgO图解;(b)—TFeO-MgO图解;(c)—Na2O-MgO图解; (d)—CaO/Al2O3-MgO图解;高压实验熔体组成以及计算的海南玄武岩原始岩浆的成分均引自Liu Jianqiang et al.(2015)
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(a)—TiO2-MgO diagram;(b)—TFeO-MgO diagram;(c)—Na2O-MgO diagram;(d)—CaO/Al2O3-MgO diagram; high-pressure experimental partial melts and the calculated Hainan basalt primary magmas are from Liu Jianqiang et al.(2015)
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此外,辉石岩部分熔融形成的熔体结晶出的橄榄石与橄榄岩部分熔融熔体结晶出的橄榄石会具有不同的成分组成。图10a给出了Straub et al.(2008)总结的造山带辉石岩和橄榄岩源区部分熔融形成的熔体及结晶出的橄榄石成分演化规律,图10b中给出了Herzberg(2011)总结的橄榄岩和辉石岩熔体中结晶出的橄榄石成分。在图10a中,琼北晚新生代玄武岩的橄榄石斑晶成分呈现独特的演化规律,即没有平行于橄榄岩熔体中橄榄石成分演化线,也没有沿辉石岩熔体中橄榄石的成分演化,而是落在两者演化线之上,具有相对较高的Ni含量;但可以观察到,中新世—上新世石马村组和石门沟组玄武岩样品中橄榄石的成分延伸到了橄榄岩部分熔融形成的熔体成分范围内。图10b中,琼北晚新生代玄武岩样品的橄榄石成分也既没落在橄榄岩部分熔融形成的熔体结晶出的橄榄石成分演化区域内,也没有落在辉石岩熔体结晶出的橄榄石成分区域内,其Ni含量介于两者之间,其橄榄石成分演化线也介于两者之间;此外,中新世—上新世的石马村组和石门沟组玄武岩中的橄榄石成分延伸到了辉石岩和橄榄岩熔体的过渡区域。
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图10 琼北道堂组橄榄玄武岩(a)及琼北其他晚新生代玄武岩的橄榄石(b)Ni-Fo图解
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Fig.10 Plots of Ni versus Fo in olivine phenocrysts (a) from the basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts (b) in north Hainan Island
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图(a)中的辉石岩熔体和橄榄岩熔体成分及橄榄石结晶曲线引自Straub et al.(2008); 图(b)中的辉石岩熔体晶出的橄榄石和橄榄岩熔体晶出的橄榄石成分范围引自Herzberg (2011)
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Compositional field of the partial melts of pyroxenite and peridotite, as well as the chemical evolution trends of olivine phenocrysts in Fig.10a are from Straub et al.(2008), and those in Fig.10b are from Herzberg (2011)
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Ni具有复杂的化学行为,玄武岩熔体中的Ni含量除了受源岩类型影响以外,还可能受熔融深度影响:高压条件下熔融形成高Ni熔体,而低压条件下熔融形成低Ni熔体(Niu Yaoling et al.,2007)。因此,琼北晚新生代玄武岩中橄榄石斑晶相对高的Ni含量和其独特的演化曲线的成因可能还需要进一步的研究。
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4.4 琼北晚新生代玄武岩的源区地幔属性
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大量研究已表明琼北晚新生代玄武岩在喷出至地表过程中,未遭受明显地壳混染(Wang Xuance et al.,2012, 2013;Liu Jianqiang et al.,2015;梅胜旺等,2019;冯光英等,2022)。因此,琼北晚新生代玄武岩保留了源区地幔的同位素组成特征,可以用来反演其源区地幔的同位素属性。将本文新获得的10个道堂组橄榄玄武岩样品的Sr-Nd-Pb同位素数据同已发表的琼北其他玄武岩样品的同位素数据一起投在了143Nd/144Nd-87Sr/86Sr(图11)、207Pb/204Pb-206Pb/204Pb和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解上(图12)。
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在Sr-Nd同位素图解上(图11),所有琼北晚新生代玄武岩样品均落在印度洋地幔域内,较大西洋和太平洋地幔域相比,相对亏损Nd放射性同位素和富集Sr放射性同位素。除了晚更新世道堂组样品的Sr-Nd同位素数据相对集中以外,其他组样品呈现从低87Sr/86Sr比值向高87Sr/86Sr比值(EMII)演化趋势;尤其全新世石山组碱性岩具有最大的Sr同位素变化范围(0.7030~0.7045),反映了其源区岩石在同位素组成上较为不均一。琼北晚新生代玄武岩样品亦具有较大的低207Pb/204Pb比值范围,在Pb同位素图解上(图12),所有样品落在PREMA(PREvalent-Mantle;在北半球参考线NHRL附近)和EMII(具有较高的207Pb/204Pb比值)端元之间。
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Wang Xuance et al.(2013)提出在海南岛下(以及雷州半岛、中南半岛和南海下)存在一个古老的(4.5~4.4Ga)、独立演化的地幔储库来解释上述同位素组成(只有少量的年轻(0.5~0.2Ga)再循环组分)。但更多的学者支持该区域下的地幔经历了洋壳和沉积物的再循环(Tu Kan et al.,1991;Flower et al.,1992;Ho Kung-suan et al.,2000;Zou Haibo et al.,2010;Liu Jianqiang et al.,2015;梅胜旺等,2019)。
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如上所述,琼北晚新生代玄武岩的同位素组成(尤其是87Sr/86Sr和207Pb/204Pb比值)呈现一个相对较大的范围,表明其源区岩石在同位素组成上不均一,这可能更支持源区存在不同程度的端元混合。从图11和图12来看,主要是PREMA和EMII不同程度的贡献。EMII代表了富87Sr/86Sr、富207Pb/204Pb、206Pb/204Pb和208Pb/204Pb同位素组成端元,这要求其富集元素Rb、Th和U,且经过较长时间的同位素衰变;满足此Sr和Pb同位素组成这种组成的端元一般认为是古老陆壳或来源于陆壳的沉积物。考虑到陆壳较难再循环进入地幔深处,因此来自古老陆壳的沉积物应对琼北晚新生代玄武岩的贡献较大。
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图11 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的143Nd/144Nd-87Sr/86Sr图解
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Fig.11 Plot of 143Nd/144Nd versus 87Sr/86Sr ratio for the basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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同位素地质端元及不同类型玄武岩的成分引自Winter(2001)及其中的文献;DM—亏损地幔;PREMA—普通地幔成分;HIMU— 高U/Pb比值地幔;EMI—富集地幔I;EMII—富集地幔II;BSE—全硅酸盐地幔;MORB—大洋中脊玄武岩;OIB—洋岛玄武岩
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Mantle reservoirs and compositional fields of basalt of different types are from Winter (2001); DM—depleted mantle; PREMA—prevalent mantle; HIMU—mantle with high U/Pb ratio; EMI—enriched mantle I; EMII—enriched mantle II; BSE—bulk silicate mantle; MORB—mid-ocean-ridge basalt; OIB—ocean island basalt
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此外,值得强调的是,在琼北不同时代(组)的玄武岩样品中,全新世石山组碱性玄武岩的规模是较小的,只分布在石山-永兴一带,但其Sr-Nd-Pb同位素组成却最不均一,这可能与其源区岩石相关。如上所述,主微量数据支持石山组碱性玄武岩形成于石榴子石辉石岩的部分熔融作用;而此石榴子石辉石岩恰可能是来自于俯冲物质(洋壳及其上覆沉积物)的熔体与地幔橄榄岩反应的产物,也可能是再循环洋壳与橄榄岩机械混合的产物(Liu Jianqiang et al.,2015),因此石榴子石辉石岩会具有一个相对较大的同位素组成范围。琼北其他玄武岩样品更可能来源于石榴子石二辉橄榄岩不同程度的部分熔融作用,其同位素组成也相对宽泛且不均一,证实了再循环壳源物质对原始地幔不同程度的改造作用以及地幔同位素组成的高度不均一性。
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4.5 琼北晚新生代玄武岩的成因模型
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大量的地质学数据显示在南海及其周边地区(包括海南岛、雷州半岛以及中南半岛等地区)下可能存在一个年轻的地幔柱(“海南地幔柱”;鄢全树等,2008;Xu Yigang et al.,2012;Wang Xuance et al.,2012, 2013;Yan Quanshu et al.,2018;冯光英等,2022);地球物理探测也揭示海南岛附近下方存在低速结构,从浅部向下穿越660km的不连续面并一直延伸到1900km(Lebedev et al.,2003;Montelli et al.,2004;Lei Jianshe et al.,2009)。虽然南海的张开与“海南地幔柱”的成因联系是个极具争议的问题(南海的张开引发了地幔柱的上涌?还是地幔柱的上涌导致了南海的张开?),但“海南地幔柱”的存在能较好地解释琼北晚新生代玄武岩的成因。
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海南地幔柱应起源于660km不连续面以下或更深的位置,此处的地幔处于软流圈以下,主要为未曾发生过大量熔体抽取的、相对饱满的近原始地幔(也即二辉橄榄岩),在同位素组成上具有PREMA特征;此外,周边俯冲带在地质历史期间俯冲下来的壳源物质(洋壳、陆源沉积物等)会在此滞留,并以各种地质作用与地幔橄榄岩发生反应,形成具有EMII、HIMU等同位素组成的地幔端元,也可能会局部生成辉石岩或橄榄岩-辉石岩的混合物。在某种地质扰动下,以相对饱满的二辉橄榄岩为主,同时夹杂辉石岩等成分不均一的地幔物质发生上涌底辟,形成海南地幔柱。上升到一定深度后(石榴子石稳定区),底辟体发生减压部分熔融:石榴子石二辉橄榄岩的初始低程度部分熔融形成了中新世—上新世和早更新世的少量碱性玄武岩;随着石榴子石二辉橄榄岩熔融程度的增大,形成的熔体逐渐过渡为拉斑玄武岩质成分,进而形成了中晚更新世的大量拉斑玄武岩;全新世时,石榴子石二辉橄榄岩的熔融作用逐渐减弱,转变为局部石榴子石辉石岩的熔融,从而形成了石山组的碱性—强碱性玄武岩。源岩类型从石榴子石二辉橄榄岩转变为石榴子石辉石岩,是琼北晚新生代玄武岩从拉斑玄武岩系列突变到碱性—强碱性系列的主要原因。源岩类型的不同导致了石山组碱性玄武岩的母岩浆体系不同于早期拉斑玄武岩的岩浆体系,因而具有不同的演化规律。
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图12 琼北道堂组橄榄玄武岩及琼北其他晚新生代玄武岩的207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a)和208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b)图解
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Fig.12 Plots of 207Pb/204Pb-206Pb/204Pb (a) and 208Pb/204Pb-206Pb/204Pb (b) for the basalt of Daotang Formation and other Late Cenozoic basalts in north Hainan Island
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同位素地质端元及不同类型玄武岩的成分引自Winter(2001)及其中的文献;DM—亏损地幔;PREMA—普通地幔成分;HIMU—高U/Pb比值地幔;EMI—富集地幔I;EMII—富集地幔II;BSE—全硅酸盐地幔;MORB—大洋中脊玄武岩;OIB—洋岛玄武岩;NHRL—北半球参考线
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Mantle reservoirs and compositional fields of basalt of different types are from Winter (2001) and references in there; DM—depleted mantle; PREMA—prevalent mantle; HIMU—mantle with high U/Pb ratio; EMI—enriched mantle I; EMII—enriched mantle II; BSE—bulk silicate mantle; MORB—mid-ocean-ridge basalt; OIB—ocean island basalt; NHRL—northern hemisphere reference line
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5 结论
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(1)在岩石序列上,琼北晚新生代玄武岩呈现从碱性玄武岩过渡到拉斑玄武岩再突变到碱性—强碱性玄武岩的演化特点。
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(2)中新世到晚更新世的玄武岩具有一致连续的演化规律,可能形成于石榴子石二辉橄榄岩不同程度的部分熔融作用:早期的低程度部分熔融形成了中新世—上新世石马村组和石门沟组和以及早更新世晚期—中更新世早期多文组下段的少量碱性玄武岩,随着熔融程度的增大,形成了中更新世晚期和晚更新世的大量拉斑玄武岩。
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(3)全新世碱性玄武岩具有不同于早期其他玄武岩的演化规律,其更可能形成于石榴子石辉石岩的部分熔融,这与其较宽泛的Sr-Nd-Pb同位素组成是一致的。
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(4)琼北晚新生代玄武岩的源区地幔以PREMA和EMII不同程度的混合为主,经历了来自古老陆壳沉积物不同程度的改造作用。
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(5)“海南地幔柱”模型能够较好地解释琼北晚新生代玄武岩复杂的成分组成及成因过程。
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致谢:野外工作得到了海南省地质局梁定勇高级工程师、武汉地质调查中心周岱高级工程师和中国地质科学院地质研究所李观龙博士的重要帮助,两位审稿专家提出了细致的修改意见,在此一并表示感谢!
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摘要
板内玄武岩通常具有复杂的成分组成和成因过程。海南岛北部(简称“琼北”)自渐新世始逐渐发育了大量板内玄武岩,岩性跨度大,从石英拉斑玄武岩到橄榄拉斑玄武岩,再到碱性橄榄玄武岩和碧玄岩均有分布。对琼北晚新生代玄武岩虽已开展了广泛的研究,但“琼北晚新生代玄武岩的成分随时间演化规律”这一问题却未引起足够的关注。本文从晚更新世道堂组橄榄玄武岩入手,对其开展了细致的岩石学、矿物学和主微量及Sr-Nd-Pb同位素地球化学的研究;并结合文献中琼北其他时代(组)玄武岩的数据,阐述了琼北晚新生代玄武岩成分随时间演化的规律并对其成因进行了探讨。研究发现,自中—上新世到更新世再到全新世,琼北晚新生代玄武岩呈现从碱性玄武岩过渡到拉斑玄武岩再突变到碱性—强碱性系列的演化规律;中—上新世到更新世这一时期的碱性玄武岩和拉斑玄武岩可能形成于石榴子石二辉橄榄岩由低到高程度的部分熔融作用,而全新世碱性岩则更可能形成于石榴子石辉石岩的部分熔融。琼北晚新生代玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素组成揭示其源区地幔以PREMA端元为主,但经历了来自古老陆壳的沉积物不同程度的改造作用。采用“海南地幔柱”模型可以较好地解释琼北晚新生代玄武岩的复杂组成和成因。
Abstract
Intraplate basalts usually have complex compositions and genetic processes. Since the Oligocene, voluminous intraplate basalts have developed in the north Hainan Island. These basalts show a wide spectrum of compositions from quartz tholeiites, through olivine tholeiites, to alkaline olivine basalts and basanites. Extensive studies have been carried out on those basalts; however, the problem of “geochemical evolution pattern of the basalts to their eruptive history” still needs to be paid more attention. In this study, we report newly analysed whole-rock major, trace and Sr-Nd-Pb isotopic data for the olivine basalts of the Daotang Formation. These data, along with the existing geochemical data of the basalts of other ages (formations) in north Hainan Island, reveal a sequential evolution pattern, which begins with eruptions of alkaline basalt followed by tholeiitic basalt during the Middle Pliocene to the Pleistocene, and immediately followed by outpourings of more alkaline series in Holocene. The initial alkaline basalt and the following tholeiitic basalt during the Middle Pliocene to the Pleistocene might have been formed by the low to higher degree of partial melting of garnet lherzolite, while the Holocene alkaline rocks were more likely to have been formed by the partial melting of garnet pyroxenite. The Sr, Nd and Pb isotopic compositions of the basalt in north Hainan Island document a PREMA (prevalent-mantle) reservoir in their mantle source, and it has been modified by sediments derived from ancient continental crust (EMII). The possible occurrence of “Hainan mantle plume” could explain the complex compositions and origins of the Late Cenozoic basalts in north Hainan Island well.
Keywords
Hainan Island ； intraplate basalt ； Late Cenozoic ； tholeiitic basalt ； alkaline basalt ； mantle plume
