沿海南岛东西向昌江-琼海断裂带两侧的军营-邦溪和屯昌晨星等地区产出一系列变质的镁铁质-超镁铁质熔岩，这些岩石呈透镜状、扁豆状、似层状或不规则团块状夹于古生代海相-浅海相浅变质碎屑沉积地层中。近二十年来，国内许多学者曾围绕它们的形成时代、岩石成因及产出环境、源区特征和代表的地球动力学事件等开展了多方面的研究：或认为它们是晚古生代双峰式火山岩系，代表了一个陆内裂谷的构造背景(Fang et al., 1992；夏邦栋等, 1991)；或是玄武质科马提岩类，代表了元古宙时期板片俯冲和/或古陆壳裂解的构造环境(梁新权等, 2000；张业明等, 1998；许德如等, 2001)；或认为是洋中脊型玄武岩，代表东古特提斯洋壳的残片(Li et al., 2002；李献华等, 2000)。许德如等(2006)、Xu et al.(2007, 2008) 则认为屯昌晨星地区镁铁质熔岩可能代表了~450Ma的早古生代时期洋壳形迹，而军营-邦溪地区镁铁质熔岩更可能记录了~270Ma的晚古生代时期东古特提斯洋向华南大陆边缘俯冲导致的弧后扩张事件。可见，有关这些岩石的成因、形成时代及所代表的构造环境和地球动力学背景仍存在着显著分歧；而以往研究又多侧重于其中的镁铁质熔岩，对超镁铁质熔岩，特别是其中的高镁岩石成因尚未展开深入的工作。本文主要依据最新获得的主量、微量元素和Sr-Nd同位素地球化学数据，并结合Xu et al.(2007)已发表的本区样品的锆石年龄，对军营-邦溪地区镁铁质-超镁铁质熔岩的岩石成因及其大地构造环境进行分析，以期为进一步揭示古生代以来海南岛地球动力学演化事件提供新的制约。

海南岛是我国南海海域中最大的陆缘岛，位于华南板块、印支板块和澳大利亚板块的交汇部位，以琼州海峡与华南内陆相连。海南岛特殊的大地构造位置使其既受特提斯构造域的影响，又受滨太平洋构造域的控制，因而表现出多期次强烈的构造运动、岩浆作用和变质作用等特征。海南岛主要构造线呈近东西向和北东向，其次为北西向(图 1)。其中，近东西向构造自北而南以王五-文教、昌江-琼海、尖峰-吊罗和九所-陵水等断裂带为代表。出露于该岛的主要地层为古生界，其次是元古宇及中新生界，新太古宙或更古老的基底可能存在于岛内琼中和三亚地区(张业明等, 1997)。海西-印支期(300~240Ma) 及燕山期花岗岩(130~90Ma) 则是岛内主要岩浆类型(Li et al., 2006；李孙雄等, 2005)，出露面积约占全岛的60%。不同时代的喷出岩在本岛均有出现，占全岛面积的13%，其中又以中、新生代为主，主要分布于琼北和岛南地区(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 海南岛主要构造、地层和岩浆岩分布地质简图(据许德如等, 2007修改) Fig. 1 Simplified geological map of Hainan Island showing the main tectono-stratigraphic and tectono-magmatic units (modified after Xu et al., 2007)

军营-邦溪地区位于海南岛昌江-琼海断裂带西侧，出露于该区的地层有奥陶系、志留系、二叠系、白垩系和第四系(图 2)，但因多期花岗岩的侵入被肢解或破坏。其中，奥陶系南碧沟组为一套浅变质碎屑岩，岩性以千枚岩、绢云板岩为主，夹变质粉砂岩、细砂岩、碳质板岩，并与变质的镁铁质-超镁铁质熔岩呈层状、似层状或断层接触(许德如等, 2007)。这些岩石普遍遭受了区域变质作用和强烈的构造叠加变形，各种面理构造发育。野外地质剖面实测发现(图 2)，军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩主要呈透镜状夹于奥陶系南碧沟组中，与围岩呈断层接触，部分片理产状与围岩构造面理基本一致。不过，由于强烈的构造置换和植被发育，目前的野外调查还无法建立该套镁铁质-超镁铁质岩的原始堆积层序和彼此接触关系。

图 2

Fig. 2

图 2 海南岛西部军营-邦溪地区区域地质图及A-B段镁铁质-超镁铁质熔岩的实测剖面图(据许德如等, 2007修改) Fig. 2 Sketch map showing regional geology of the Junying-Bangxi area in the western Hainan Island and measured cross section A-B of mafic-ultramafic lavas (modified after Xu et al., 2007)

军营-邦溪地区镁铁质-超镁铁质熔岩已发生了绿片岩相-角闪岩相的变质作用，岩石多呈墨绿色-黑色，斑状结构，块状构造，局部具片理化。岩相学和电子探针分析结果(图 3和表 1) 表明：超镁铁质熔岩中斑晶主要为橄榄石，属富镁端元的贵橄榄石和透铁橄榄石(Fo=68~77)(表 1)，主要呈板状或粒状集合体，顺橄榄石斑晶的边部及裂理(或裂隙) 多有绿泥石化、阳起石化和透闪石化发生，使得橄榄石呈不规则状，或被交代呈碎裂状，甚至形成橄榄石假象(图 3a-c)，此外，橄榄石中还存在因蚀变而析出的它形磁铁矿；基质多已脱玻化并蚀变为细小的片状透闪石、阳起石和绿泥石。镁铁质熔岩的斑晶为单斜辉石(主要为钙铁辉石，少量透辉石)，基质为绿色的镁角闪石-镁钙闪石、斜长石(主要为更长石，牌号[An/(An+2Ab)]=24~29)，副矿物为磁铁矿、钛铁矿、磷灰石和榍石等(图 3d)，斜长石具不同程度的绢云母化和土化。

图 3

Fig. 3

图 3 海南岛西部军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的正交偏光显微照片 (a)-板状橄榄石斑晶(Ol) 及透闪石和绿泥石化的基质；(b)-片状透闪石(Tre) 沿着橄榄石斑晶集合体的边部进行交代；(c)-橄榄石斑晶内部被十字交叉片状透闪石交代；(d)-辉石(Px) 斑晶和基质中的细小斜长石(Pl) Fig. 3 Photomicrograph of metamorphic mafic-ultramafic lavas in Junying-Bangxi area of the west of Hainan Island (a)-tabular olivine phenocrysts and matrix with tremolitization and chloritization; (b)-flake tremolite replace along the margin of olivine phenocrysts aggregate (c)-criss-crossing flake tremolite in the inner of olivine phenocrysts; (d)-pyroxene phenocrysts and fine plagioclase in matrix

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 超镁铁质熔岩中的橄榄石斑晶电子探针分析结果(wt%) Table 1 Electron microprobe analysis for olivine phenocrysts in ultramafic lavas (wt%) 点号 样品号 SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O NiO Total Fo 1-c 05BX-04-1 36.75 - 0.02 28.34 0.29 33.71 - 0.02 - 0.19 99.32 68 2-m 37.28 - 0.00 28.82 0.15 34.60 - 0.05 0.01 0.13 101.05 68 6-m 36.35 - - 29.12 0.23 34.24 0.01 0.07 0.02 0.21 100.25 68 8-m 37.05 0.01 - 28.16 0.30 33.91 0.01 0.01 0.01 0.18 99.64 68 3-r 37.24 0.05 - 5 0.33 34.49 0.01 0.02 0.03 0.19 100.00 69 7-r 39.26 0.03 0.02 26.00 0.22 34.88 0.02 0.02 0.04 0.18 100.66 71 9-r 36.37 0.05 - 27.71 0.28 34.73 0.02 0.01 0.02 0.16 99.34 69 16-c 36.87 0.03 - 27.04 0.30 35.22 0.00 0.02 0.02 0.21 99.72 70 17-m 37.58 - - 27.43 0.27 35.30 - 0.05 0.01 0.18 100.81 70 19-m 37.01 0.06 - 26.47 0.24 35.22 0.01 - - 0.18 99.19 70 22-m 36.60 0.06 0.01 27.72 0.29 35.29 0.00 0.05 0.02 0.21 100.25 69 24-m 37.24 0.06 - 27.04 0.29 35.28 0.01 - 0.01 0.18 100.09 70 18-r 37.19 0.02 - 27.44 0.32 35.19 - 0.07 - 0.21 100.44 70 20-r 36.84 - - 26.73 0.23 35.12 0.01 - 0.01 0.18 99.10 70 21-r 36.19 0.06 0.01 26.95 0.32 34.73 0.01 0.04 0.02 0.13 98.46 70 23-r 36.91 - - 27.85 0.33 35.25 - - 0.01 0.16 100.51 69 30-c 36.61 0.13 - 27.82 0.20 34.77 - 0.05 0.01 0.13 99.71 69 31-r 36.98 0.08 0.02 28.46 0.29 34.78 - 0.02 0.01 0.20 100.84 69 32-r 37.53 0.10 0.00 26.67 0.27 35.11 - 0.05 - 0.25 99.98 70 33-r 36.76 0.08 - 27.83 0.26 34.96 - 0.06 - 0.22 100.16 69 38-c 37.00 0.04 - 28.68 0.27 34.43 - 0.01 - 0.19 100.61 68 39-m 36.63 0.06 0.02 27.59 0.31 34.33 - 0.01 0.01 0.17 99.11 69 40-r 35.56 - - 26.09 0.29 33.27 0.02 0.07 0.04 0.17 95.50 69 42-c 37.20 0.05 0.01 27.63 0.23 35.38 - - 0.00 0.19 100.69 70 43-m 36.80 - - 28.09 0.36 35.53 - - 0.01 0.15 100.95 69 44-r 37.44 0.04 - 27.52 0.31 35.34 0.02 - - 0.19 100.86 70 53-c 36.54 0.13 0.01 28.28 0.37 34.74 0.00 0.02 0.01 0.17 100.27 69 54-r 36.77 0.02 0.01 27.60 0.39 34.87 - 0.02 0.01 0.10 99.79 69 1-c 05BX-04-2 37.35 - - 23.79 0.39 39.13 - 0.08 0.01 0.24 100.98 75 5-r 37.51 0.01 - 23.22 0.40 38.48 0.00 0.05 0.02 0.21 99.89 75 2-c 05BX-04-4 37.79 0.03 - 22.69 0.30 38.33 0.02 0.06 0.04 0.19 99.43 75 3-r 37.90 - - 23.70 0.32 38.28 - - 0.04 0.21 100.45 74 11-c BX-1 37.66 0.08 - 23.92 0.43 38.18 - - 0.02 0.19 100.47 74 12-r 37.78 0.09 0.01 23.36 0.52 37.18 0.03 0.10 0.05 0.18 99.30 74 13-r 37.77 - - 22.72 0.43 38.24 - - 0.01 0.15 99.31 75 3-c 37.37 0.11 - 22.67 0.44 38.29 0.01 0.03 - 0.19 99.10 75 2-r 37.96 0.06 0.02 23.30 0.48 38.06 0.03 0.03 0.01 0.24 100.18 74 4-r 38.08 - 0.01 23.35 0.38 37.93 - - 0.03 0.13 99.91 74 3-c BX-4 38.42 - 0.00 21.90 0.45 38.27 0.02 0.04 0.01 0.20 99.30 76 4-r 36.69 0.02 0.01 22.23 0.42 41.22 0.02 - 0.01 0.22 100.84 77 9-c 40.35 0.01 0.11 21.97 0.36 36.58 1.16 0.08 0.01 0.20 100.81 75 8-r 33.26 0.02 0.01 23.82 0.37 35.34 0.02 - 0.01 0.20 93.05 73 1-c BX-5 43.52 - 0.02 20.07 0.50 34.52 0.16 0.00 0.02 0.13 98.95 75 2-m 37.43 - - 23.32 0.46 38.12 0.00 - 0.01 0.18 99.52 74 3-m 35.96 - 0.00 23.37 0.40 39.49 - - - 0.23 99.45 75 4-r 38.69 0.11 - 22.17 0.44 39.10 - 0.00 0.01 0.22 100.73 76 5-r 38.32 - - 22.50 0.42 38.53 - - 0.01 0.25 100.03 75 15-c 38.53 - - 22.36 0.42 39.15 - 0.03 - 0.24 100.72 76 16-r 38.01 - 0.00 23.43 0.50 38.36 - 0.03 - 0.18 100.51 74 5-c BX-6 38.14 - 0.00 23.72 0.51 37.35 0.03 0.04 0.02 0.16 99.97 74 6-m 38.03 - - 23.15 0.42 38.25 0.01 0.03 0.01 0.22 100.11 75 7-r 37.51 - - 23.78 0.56 37.85 0.05 0.02 0.02 0.21 100.00 74 注：“c”-核部；“m”-幔部；“r”-边部；“-”表示低于检测限.电子探针分析单位：中国科学院广州地球化学研究所电子探针分析室，所用仪器型号为JOEL JXA8100型，测试条件：加速电压15kV；探针电流20nA；束斑直径：1μm，ZAF修正法，标样采用美国SPI公司的硅酸盐矿物和氧化物标样

表 1 超镁铁质熔岩中的橄榄石斑晶电子探针分析结果(wt%) Table 1 Electron microprobe analysis for olivine phenocrysts in ultramafic lavas (wt%)

本文对采自军营-邦溪地区的12个变质的镁铁质-超镁铁质熔岩样品分别进行了主量元素、微量元素和Sr-Nd同位素测定。分析测试均在中国科学院广州地球化学研究所同位素年代学和地球化学重点实验室完成。主量、微量元素和Sr-Nd同位素测定采用的分析方法分别为X射线荧光光谱分析(XRF)、电感耦合等离子体质谱(ICP-MS) 和多接收器电感耦合等离子体质谱(MC-ICPMS)，XRF分析精度优于5%，ICP-MS分析方法见刘颖等(1996)，分析精度优于3%。Sr-Nd同位素分析方法及实验流程见韦刚健等(2002)和梁细荣等(2002)。

主量元素分析结果见表 2。超镁铁质熔岩(含橄榄石斑晶) 的样品MgO含量均超过了20%，甚至接近30%，具有异常高镁的特征，而镁铁质熔岩(含辉石斑晶) 的样品MgO含量小于6%，故将这套超镁铁质-镁铁质熔岩分为两个系列：高镁系列和低镁系列。它们在主量元素特征上存在着显著的差异：高镁系列中SiO₂含量为42.41%~45.48%、MgO为21.79%~31.38%、Al₂O₃为5.67%~8.81%、TiO₂为0.78%~1.13%，相对于低镁系列，总体上具有高的MgO含量(Mg^#=76.9~81.3)，以及低的Al₂O₃、CaO、SiO₂和TiO₂含量。低镁系列SiO₂含量平均为49%，MgO为4.29%~5.42%，但具有高碱(K₂O+Na₂O=4.88%~5.12%)、且Na₂O远大于K₂O和富钛(TiO₂＞2%) 的特征，尤其是样品05BX-02，其TiO₂含量(3.27%) 与洋岛玄武岩OIB相应值一致。而超镁铁质熔岩相对于镁铁质熔岩低的TiO₂可能是橄榄石堆晶的结果。在Zr/TiO₂×0.0001-Nb/Y图解中(图 4)，高镁系列落在亚碱性玄武岩区域，低镁系列落在碱性玄武岩范围内。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 海南军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) analysis for mafic-ultramafic lavas in Junying-Bangxi area of Hainan Island 样品号 BX-1 BX-2 BX-3 BX-4 BX-5 BX-6 05BX-04-01 05BX-04-02 05BX-04-03 05BX-04-04 05BX-01 05BX-02 岩石系列 高镁系列 低镁系列 SiO2 43 42.41 43.89 43.17 42.48 42.91 44.23 44.96 45.48 43.59 48.88 48.79 TiO2 0.79 0.86 0.84 0.87 0.87 0.87 0.86 0.78 1.13 0.81 2.34 3.27 Al2O3 6.45 6.44 6.59 6.71 6.5 6.89 6.64 5.67 8.81 5.98 17.18 16.08 Fe2O3T 14.71 16.55 14.25 14.43 15.27 16.15 14.59 15.83 12.76 14.31 11.44 12.4 MnO 0.19 0.19 0.18 0.2 0.2 0.17 0.19 0.17 0.16 0.19 0.2 0.19 MgO 29.4 28.64 29.04 29.51 29.35 27.18 29.42 27.2 21.79 31.38 5.42 4.29 CaO 5.38 4.85 5.11 5.09 5.26 5.79 3.77 5.23 9.21 3.77 9.46 9.97 Na2O 0.09 0.08 0.08 0.08 0.1 0.1 0.05 0.06 0.43 0 4.38 4.48 K2O 0.03 0.03 0.03 0.03 0.02 0.02 0.03 0.03 0.05 0.02 0.74 0.4 P2O5 0.1 0.11 0.1 0.09 0.12 0.1 0.11 0.12 0.15 0.1 0.55 0.76 Total 100.14 100.16 100.1 100.17 100.15 100.17 99.89 100.04 99.97 100.15 100.59 100.62 LOI 5.68 5.06 5.31 5.86 5.5 5.77 4.24 5.26 4.04 5.93 1.1 1.02 Mg# 79.8 77.4 80.2 80.2 79.2 76.9 80.0 77.3 77.2 81.3 48.4 40.7 Sc 16.09 17.2 17 17.72 17.26 18.41 16.12 16.65 21.48 17.7 24.95 37.75 Ti 4223 4487 4499 4599 4461 4922 4148 5078 6277 4163 14406 20217 V 127 153 118 129 139 132 129 138 150 117 225 286 Cr 2316 2441 2424 2578 2464 2705 2267 2407 1396 2371 129 40.7 Mn 1356 1399 1346 1483 1500 1273 1247 1373 1255 1325 1678 1486 Co 105.7 110.1 96.45 103.6 104.6 91.93 114.6 104 76.97 106.6 32.25 32.77 Ni 1027 1063 1043 1056 1059 1057 1053 1093 668 1113 55.62 19.25 Cu 42.68 58.65 33.65 43.39 66.25 61.28 53.51 40.14 31.09 33.71 13.94 130 Zn 90.77 95.85 91.12 95.44 106 104 83.26 95.45 81.11 83.9 131 129 Ga 7.45 8.01 7.36 8.11 8.06 8.15 7.48 7.81 9.84 6.88 22.07 21.02 Ge 1.04 1 0.97 1.04 1 1.05 1.06 1.03 1.26 1.1 1.56 1.36 Rb 2.17 2.47 1.91 2.59 2.01 1.14 2.18 3.87 0.37 1.86 29.29 16.62 Sr 188 192 185 186 197 209 110 149 21.3 105 881 831 Y 11.26 10.99 11.34 11.07 11.36 13.58 9.94 9.72 17.27 10.33 35.23 46.95 Zr 58.72 61.86 58.16 67.62 64.18 65.04 46.15 55.31 82.23 47.54 255 305 Nb 3.65 3.81 3.87 3.94 3.83 4.2 3.59 4.4 4.86 3.07 37.39 44.01 Cs 3.55 4.22 3.08 4.11 3.38 1.75 3.29 5.92 0.21 3.61 1.8 0.7 Ba 116 158 191 133 96.6 50.7 41.9 114 5.83 14.7 626 405 Hf 1.3 1.4 1.33 1.48 1.46 1.5 1.03 1.21 1.82 1.11 5.66 6.85 Ta 0.27 0.28 0.27 0.29 0.28 0.31 0.25 0.31 0.34 0.23 2.66 3.16 Pb 0.72 0.7 0.51 0.567 1.71 0.89 0.66 0.46 0.81 0.57 3.23 4.04 Th 0.36 0.42 0.38 0.39 0.41 0.44 0.38 0.37 0.44 0.29 3.4 3.95 U 0.09 0.09 0.08 0.09 0.09 0.09 0.09 0.09 0.1 0.09 0.86 0.95 La 3.89 5.64 5.23 3.56 5.04 7.09 4.75 3.89 5.94 3.46 31.89 33.9 Ce 9.12 12.47 11.63 8.69 11.63 15.41 10.98 8.93 14.58 8.36 66.64 81.1 Pr 1.3 1.65 1.56 1.24 1.53 1.96 1.47 1.25 2.06 1.22 8.72 10.31 Nd 6.04 7.08 6.83 5.85 6.91 8.38 6.47 5.72 9.31 5.6 35.06 43.34 Sm 1.6 1.64 1.64 1.56 1.69 1.89 1.56 1.4 2.46 1.39 7.21 9.4 Eu 0.65 0.59 0.68 0.62 0.66 0.77 0.51 0.5 0.8 0.54 2.28 3.11 Gd 1.88 1.85 1.93 1.84 1.98 2.23 1.75 1.64 2.84 1.66 7.1 9.42 Tb 0.33 0.31 0.33 0.32 0.33 0.37 0.28 0.29 0.5 0.29 1.13 1.48 Dy 2 1.91 1.94 1.93 2.01 2.23 1.79 1.75 3.15 1.8 6.44 8.52 Ho 0.41 0.41 0.42 0.42 0.42 0.48 0.37 0.35 0.67 0.38 1.28 1.67 Er 1.12 1.08 1.1 1.15 1.16 1.27 0.99 0.99 1.81 1.05 3.4 4.37 Tm 0.16 0.17 0.17 0.17 0.17 0.19 0.15 0.14 0.26 0.15 0.49 0.64 Yb 1.02 1.01 1.01 1.07 1.07 1.13 0.89 0.9 1.59 0.97 3.02 3.81 Lu 0.16 0.16 0.16 0.16 0.16 0.19 0.14 0.14 0.24 0.15 0.47 0.59 ΣREE 29.8 36 34.6 28.6 34.8 43.6 32.1 27.9 46.2 27 175.1 211.7 注：表中氧化物含量为去掉烧失量后重新计算的数据；Mg#=Mg/ (Mg+Fe)×100

表 2 海南军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的主量元素(wt%) 和微量元素(×10-6) 分析结果 Table 2 Major element (wt%) and trace element (×10-6) analysis for mafic-ultramafic lavas in Junying-Bangxi area of Hainan Island

图 4

Fig. 4

图 4 海南岛军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的Zr/TiO2×0.0001-Nb/Y图解 Fig. 4 Zr/TiO2 versus Nb/Y diagram for classification of the Junying-Bangxi mafic-ultramafic lavas

微量元素方面(表 2)，高镁系列相对于低镁系列，具有低的不相容微量元素浓度和高的Cr (2267×10^-6~2705×10^-6)，Ni (1027×10^-6~1113×10^-6) 含量，可能与岩浆早期发生的橄榄石、单斜辉石分离结晶作用有关，而高的Cr和Ni含量可能是由堆晶引起的。ΣREE基本上随MgO含量的增高而降低，高镁系列的稀土元素总量为27.0×10^-6~46.2×10^-6，而低镁系列的稀土元素总量为175.1×10^-6~211.7×10^-6(表 2)。球粒陨石标准化的稀土配分曲线(图 5) 表明，军营-邦溪地区样品的稀土配分形式为轻稀土富集型，重稀土呈略向右倾-平坦型，但样品间存在一定的差异性，其中，高镁系列呈轻稀土略富集型，La的丰度大约是球粒陨石的20倍，轻重稀土分异较弱，(La/Yb)_N=2.40~4.15；低镁系列显示出轻稀土的强富集型，La的丰度约是球粒陨石的140倍，(La/Yb)_N比值为6.39~7.58，轻重稀土分异明显。样品δEu值范围为0.93~1.16，无明显的Eu的异常，表明在岩浆形成和演化过程中几乎不存在斜长石的分离结晶作用。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中(图 6)，高镁系列和低镁系列总体上变化趋势相似，均呈现出大离子亲石元素和高场强元素、特别是大离子亲石元素的富集。不存在Nb、Ta的亏损，甚至具有轻微的Ta正异常。Rb、Sr、Ba、Pb等大离子亲石元素含量变化较大，明显发生了迁移活动，可能是蚀变作用引起的。这套镁铁质-超镁铁质熔岩的稀土配分图解和微量元素的原始地幔标准化图解均具有洋岛玄武岩(OIB) 的相似特征，特别是低镁系列与OIB更加吻合(图 6)。从高镁系列到低镁系列，不相容元素的含量升高，可能是由橄榄石堆晶造成的。

图 5

Fig. 5

图 5 球粒陨石标准化REE配分模式图(球粒陨石和OIB数据引自Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (after Sun and McDonough, 1989)

图 6

Fig. 6

图 6 原始地幔标准化图解(原始地幔和OIB数据引自Sun and McDonough, 1989) Fig. 6 Primitive mantle-normalized trace element patterns (after Sun and McDonough, 1989)

本文中Sr-Nd同位素计算时参考的年龄值是样品05BX-04-2的锆石SHRIMP U-Pb加权平均年龄269±4Ma，锆石具有明显的岩浆振荡环带，具体测年数据及结果见Xu et al.(2007)。本区ε_Nd(t) 值除一个最低值为+3.2外，主要变化范围为+4.7~+6.5(表 3)，指示来源于亏损的地幔。高镁系列和低镁系列具有相似的Nd同位素组成，表明两者可能来源于相同的源区。⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (t) 值为0.70645~0.70715，最高为0.70956，由于Rb、Sr在地质作用过程中为活泼性元素，且军营-邦溪地区这套岩岩遭受了不同程度的蚀变和变质作用，故本区较高的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (t) 很可能是受到后期蚀变和变质作用的影响。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 海南军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr and Nd isotope analysis for the metamorphic mafic-ultramafic lava in Junying-Bangxi area 样品号 Rb (×10-6) Sr (×10-6) 87Sr/86Sr±2σ 87Sr/86Sr (t) Sm (×10-6) Nd (×10-6) 143Nd/144Nd±2σ εNd(t) 05BX-02 16.62 830.9 0.70977±15 0.70956 9.4 43.34 0.51276±14 4.7 05BX-04-1 2.18 110.4 0.70705±20 0.70683 1.56 6.47 0.51285±14 5.9 05BX-04-2 3.87 149.4 0.70699±21 0.70671 1.4 5.72 0.51288±11 6.5 05BX-04-3 0.37 21.32 0.70663±24 0.70645 2.46 9.31 0.51286±13 5.6 05BX-04-4 1.86 104.5 0.70734±26 0.70715 1.39 5.60 0.51288±10 6.4 BX-01 2.17 187.8 0.70693±24 0.70681 1.60 6.04 0.51283±16 5.1 BX-02 2.47 192.4 0.70687±15 0.70673 1.635 7.08 0.51280±15 5.2 BX-03 1.91 185.3 0.70685±15 0.70674 1.64 6.83 0.51271±12 3.2 BX-04 2.59 185.9 0.70714±25 0.70699 1.56 5.85 0.51284±13 5.2 BX-05 2.01 196.8 0.70681±22 0.70670 1.69 6.91 0.51281±13 5.0 BX-06 1.14 209.1 0.70667±21 0.70661 1.89 8.39 0.51284±13 6.0 注：计算采用的参数：λRb=1.42×10-11/a，λSm=6.54×10-12/a，t=270Ma，球粒陨石现今同位素比值(143Nd/144Nd)CHUR=0.512638，(147Sm/144Nd)CHUR=0.1967，地球均一储库现今比值(87Sr/86Sr)U.R=0.7045，(87Rb/86Sr)U.R=0.0827

表 3 海南军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的Sr-Nd同位素分析结果 Table 3 Sr and Nd isotope analysis for the metamorphic mafic-ultramafic lava in Junying-Bangxi area

岩相学观察和全岩分析测试结果表明邦溪地区该套镁铁质-超镁铁质熔岩遭受了不同程度的蚀变作用。变化的Ba/Rb值(7.9~100.2) 和低K₂O/P₂O₅值(＜1)(除05BX-01外) 说明碱性元素发生了明显的迁移活动(Frey et al., 1994)。这套镁铁质-超镁铁质熔岩的Ba、Sr含量和Nb含量无明显相关性，但Ti、Hf和Nb则表现出良好的相关关系(图 7)，说明大离子亲石元素在蚀变过程中活动性较强，而高场强元素则基本不受蚀变作用的影响(Hollanda et al., 2006)，这与样品在微量元素蛛网图中所表现出的特征是一致的。另外，Sm、Nd和Nb除一两个样品外，大部分具有良好的正相关性，也暗示了后期的变质蚀变作用对Sm-Nd同位素影响不大。

图 7

Fig. 7

图 7 海南岛军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的Ba-Nb、Sr-Nb、Ti-Nb、Hf-Nb、Sm-Nb、Nd-Nb协变图 Fig. 7 Plot of Ba, Sr, Ti, Hf, Sm and Nd abundances versus Nb contents of the Junying-Bangxi mafic-ultramafic lavas

高镁质岩石可以代表原始岩浆的成份，也可是由外来橄榄石的加入造成的，如地幔橄榄石捕虏晶和橄榄石堆晶，还可以代表演化的岩浆成分。本次研究的高镁系列熔岩与苦橄岩的化学成分类似(张招崇等, 2005, 2006)，因此对岩石高镁的来源即橄榄石颗粒的成因判别是很重要的。

橄榄石斑晶的电子探针结果表明(表 1)：斑晶成分比较均一，从核部到边部Fo含量变化不超过3%，橄榄石普遍具有低NiO (0.10%~0.25%)、低CaO、低Fo (68~77)，及高FeO (20.07%~29.12%) 和MnO (0.15%~0.56%) 特征。利用橄榄石-熔体之间的平衡原理可对橄榄石斑晶进行成因探讨(张招崇和王福生, 2003；张招崇等, 2005)，在MgO-Fo-FeO图解中(图 8)，投影点均落在了曲线的下方，表明与这些橄榄石斑晶平衡的熔体MgO含量远远小于超镁铁质熔岩的MgO含量，也就是说有过剩的橄榄石加入到原始岩浆中从而导致全岩具有高镁的特征。本文橄榄石斑晶的低Fo及显微观察无扭折带，否定了地幔捕虏晶来源(地幔橄榄石捕虏晶多具有高的Fo (一般＞90%)，他形，并常具有扭折带)。另外橄榄石斑晶的成分比较均一，核部与边部的成分相似，说明斑晶与熔体处于平衡状态，也间接指示其非地幔捕虏晶，故本文样品的高镁是由大量的橄榄石堆晶引起的。

图 8

Fig. 8

图 8 橄榄石的Fo值对全岩MgO图解(据张招崇和王福生, 2003；张招崇等, 2005) 曲线上数字代表全岩中FeO的质量分数，假定橄榄石和岩浆熔体之间的Mg-Fe分配系数为0.3 Fig. 8 Bulk-rock MgO versus Fo of olivine diagram (after Zhang and Wang, 2003; Zhang et al., 2005) The number on curves for bulk-rock FeO content, assuming a Mg-Fe olivine-liquid partition coefficient of 0.3

轻稀土La相对于中稀土Sm更不相容，这两者在尖晶石或石榴子石橄榄岩地幔部分熔融过程中均富集在熔体中，而中稀土Sm相对于重稀土(如Yb) 的富集则依靠熔融过程中是否有石榴石作为残留相。另外，分离结晶作用对La/Sm和Sm/Yb比值的影响相对较小，因此，利用La/Sm-Sm/Yb图解可对源区进行判别(图 9)(Lassiter and Depaolo, 1997)。由图 9可以看出，军营-邦溪地区高镁系列和低镁系列岩石均落在了源区为石榴子石二辉橄榄岩地幔的低程度熔融曲线附近，部分数据接近下地壳，可能是受变质作用影响。结合橄榄石的堆晶现象，暗示两者源区经历了低程度部分熔融，而后发生了橄榄石的分离结晶作用，残余岩浆上升过程中携带了部分橄榄石堆晶(张招崇等, 2006)，从而有了高镁系列和低镁系列的区别。低镁系列低的Mg^#值和低的相容元素含量(如Ni、Cr) 可能与随后发生的单斜辉石的分离结晶作用有关，这与岩相学观察(残留的单斜辉石斑晶矿物) 相符合。

图 9

Fig. 9

图 9 La/Sm-Sm/Yb图解(据Lassiter and Depaolo, 1997；张招崇等, 2005) PM-原始地幔；DMM-亏损地幔；CLM-岩石圈地幔；LC-下地壳；CC-整个地壳；UC-上地壳 Fig. 9 La/Sm versus Sm/Yb diagram (after Lassiter and Depaolo, 1997; Zhang et al., 2005) PM-primitive mantle; DMM-depleted mantle; CLM-continental lithospheric mantle; LC-lower crust; CC-bulk continental crust; UC-upper crust

另外，橄榄石中SiO₂含量(40%±) 一般低于玄武岩，因此橄榄石堆晶的加入可使残余岩浆的SiO₂含量降低，而高镁系列和低镁系列的ε_Nd(270Ma) 比值在相同范围内，表明两者应该来源于相同的源区。橄榄石堆晶低的Fo表明原始岩浆的MgO含量比较低，可能是低镁的玄武质岩浆。

邦溪这套镁铁质-超镁铁质熔岩具有类似于OIB的稀土元素配分形式(图 5) 和原始地幔标准化图解(图 6)。在Ti-Zr-Y和Th-Hf-Ta构造环境判别图解中(图 10)，这套岩石均落在板内玄武岩的分布区；而低镁系列在Th-Hf-Ta图解中落在了碱性板内玄武岩区(图 10b)。以上图解均揭示了邦溪这套岩石为板内构造环境。

图 10

Fig. 10

图 10 海南岛军营-邦溪地区变质的镁铁质-超镁铁质熔岩的Ti-Zr-Y和Th-Hf-Ta构造环境判别图 图(a)：A区为岛弧拉斑玄武岩；B区为MORB、岛弧拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩；C区是钙碱性玄武岩；D区是板内玄武岩；图(b)：A为N-MORB；B区是E-MORB和板内拉斑玄武岩；C区是碱性板内玄武岩；D区为火山弧玄武岩 Fig. 10 Ti-Zr-Y and Th-Hf-Ta tectonomagmatic discrimination diagrams for the Junying-Bangxi mafic-ultramafic lavas

Th、Ta、Hf均是强不相容元素，地幔部分熔融过程和岩浆分离结晶过程对其比值的影响较小，故可根据其比值进行大地构造环境的判别。本区样品的Th/Ta值为1.21~1.52，Ta/Hf值为0.19~0.47，变化范围比较小，其中高镁系列Ta/Hf比值在0.19~0.25，低镁系列Ta/Hf为046~0.47，分别与汪云亮等(2001)统计的大洋板内拉斑玄武岩和碱性玄武岩范围一致。其中高镁系列的Th/Ta、Ta/Hf值均在冰岛玄武岩、夏威夷Koodau玄武岩(Th/Ta=0.4~1.6，Ta/Hf=0.1~0.3) 范围内(Frey et al., 1994；Furman et al., 1992)。样品的Th/Nb比值范围为0.08~0.11，Nb/Zr比值为0.06~0.15，也均在大洋板内玄武岩比值范围内(孙书勤等, 2003)。这些板内洋岛玄武岩在成因上通常被认为与“热点”或“地幔柱”有关(Niu, 2010)。一般认为起源于地幔柱的玄武岩的微量元素在原始地幔标准化图解中不存在Nb和Ta的亏损，而且来自地幔柱的岩浆具有低的La/Ta比值，一般在8~15，而受岩石圈地幔混染后La/Ta值增加到25以上，但La/Sm比值变化不大；然而如果混染了地壳物质，则La/Sm值迅速升高到5以上(Lassiter and Depaolo, 1997)。本区内低镁系列的La/Ta和La/Sm值分别为10.7~12和3.6~4.2，由此推测，岩浆源区可能为地幔柱，同时没有或很少有岩石圈地幔或地壳物质的加入。在微量元素蛛网图中无Nb、Ta异常也说明了这一点，因为Nb、Ta元素对地壳的混染往往比较敏感。其他一些微量元素比值也指示了这个特点，如：(La/Nb)_PM和(Th/Ta)_PM值均小于1(Neal et al., 2002)。

金沙江蛇绿岩、哀牢山蛇绿岩、越南北部SongMa蛇绿岩被解释为华南和印支地块之间古特提斯洋的残留，并且这三条缝合带具有相似的演化历史，可能为相连的同一洋盆(Jian et al., 2008, 2009a, b；Lepvrier et al., 2008；Wang et al., 2000)。而海南岛“晨星蛇绿岩片”表明古特提斯洋沿金沙江-哀牢山-SongMa缝合带已影响到海南岛(Li et al., 2002)；广泛出现的海西-印支期同碰撞S-型花岗岩，曾认为是与古特提斯洋闭合所引起的碰撞造山有关(李孙雄等，2005)。军营-邦溪地区这套晚二叠纪(±270Ma) OIB型亚碱性和碱性玄武岩，很少或没有受到地壳或岩石圈地幔的混染，说明本区岩石圈大大减薄或已经初始洋盆化，这一发现可能记录了晚古生代时期由于古特提斯洋向华南大陆边缘俯冲，以及同时的地幔柱作用，导致了华南大陆边缘弧后盆地的扩张以及随后的小洋盆出现的事件(Xu et al., 2007, 2008)。海南岛晚古生代洋岛玄武岩(OIB型) 的发现为深入揭示华南古特提斯洋的演化及其在海南岛的可能响应提供了又一新的证据。

海南岛军营-邦溪地区变质的超镁铁质和镁铁质熔岩根据Mg^#值可分为高镁系列(76.9~81.3) 和低镁系列(40.7~48.4)。经电子探针分析和岩相学观察，该套岩石高的镁含量是由橄榄石堆晶造成的；而类似于典型洋岛玄武岩(OIB) 的地球化学和同位素组成特征，表明军营-邦溪地区熔岩来源于亏损地幔，可能系石榴子石二辉橄榄岩地幔源区经低程度部分熔融形成的结果。军营-邦溪地区晚二叠纪OIB型洋岛玄武岩的发现，可能代表了东古特提斯洋演化在海南岛的又一记录，推测系晚古生代时期由于东古特提斯洋板块的俯冲及同时可能的地幔柱作用，从而导致华南大陆边缘弧后盆地扩张的产物。这一认识为探讨华南古特提斯洋的演化及其在海南岛的响应提供了重要证据。不过，由于强烈的构造置换，军营-邦溪地区所存在的这套高镁和低镁系列熔岩是否存在着层位上的差异，以及是否还存在相应的侵入岩套，仍有待下一步研究。