2013, Vol. 29
2. 北京矿产地质研究院，北京 100012;
3. 地质过程与矿床资源国家重点实验室，中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083
2. Beijing Institute of Geology for Mineral Resources, Beijing 100012, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, and School of Earth Sciences and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
青藏高原是地球上研究大陆碰撞造山以及对全球海洋和气候变化最理想的天然实验室(Molnar et al., 1993)，一直以来都是众多学者关注和研究的热点。大量研究成果显示，自印度-亚洲大陆发生碰撞以来，青藏高原及周边地区广泛发育了一套碰撞后的钾质岩浆岩。基于多年来对青藏高原及周边地区新生代火成岩的研究，莫宣学等(2007)、莫宣学(2009)发现并提出青藏高原新生代钾质岩浆岩的时空分布具有从高原腹地向周缘地区规律迁移的特征，从而进一步提出甘肃西秦岭礼县-宕昌一带新生代超钾质火山岩与碳酸岩岩浆作用，以及滇西“三江”东南马关-屏边地区新生代玄武岩岩浆作用可能是青藏高原下深部物质流通过高原北东和南东两个通道向中国东部迁移的反映。近些年深部物质流(mantle flow)问题受到广泛关注，不少学者从构造、岩石学以及地球物理学等方面的研究成果有力地支持了深部物质流的存在(Hirn et al., 1995; Lavé et al., 1996; Flower et al., 1998; Huang et al., 2003; Liu et al., 2004; Zubovich et al., 2007)。
本文对“三江”东南段马关-屏边新生代玄武岩进行了系统研究，提供了玄武岩新的岩石学、地球化学与同位素年代学的研究资料与数据，反演了岩浆起源条件与源区的组成，探讨了岩石成因，并通过与中国南海地区和越南地区新生代玄武岩的综合对比，对壳幔相互作用以及高原下深部物质流迁移的可能性及其对新生代岩浆作用的约束等进行了讨论。
2 地质背景及样品描述屏边和马关地区位于云南省文山州境内，大地构造上处于金沙江-哀牢山-红河断裂带的东南段，滇藏特提斯与华南褶皱系的结合部位(图 1)。
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图 1 青藏高原及东缘地区构造地质简图(据Chung et al., 1998) A和B分别为藏西南超钾质岩石(Miller et al., 1999)和藏北超钾质岩石(Turner et al., 1996)分布区，C为峨眉山玄武岩活动区(Xu et al., 2001).五角星为采样位置 Fig. 1 Tectonic sketch of Tibet Plateau and eastern Tibet area (after Chung et al., 1998) A and B represent the ultra-potassic rocks outcropping in southwestern Tibet (Miller et al., 1999) and in northern Tibet (Turner et al., 1996) respectively, and C is the distribution area of EMeishan large igneous province (Xu et al., 2001). Stars are sample localities |
马关地区晚第三纪玄武岩分布于马关八寨-木厂街一带，主要受区域构造控制，沿北西、北东两组构造展布，并以北西向为主，出露面积约8km2，以喷出相和溢流相为主，前者以含角砾熔岩为主，后者为发育气孔、杏仁体的致密块状熔岩，但是由于覆盖较厚，产状并不清楚。在该地区多见单峰状或马鞍形岩筒，周围分布多组岩管、岩脉和岩墙，侵入于寒武和奥陶系地层中，发育爆破火山角砾岩和围岩碎屑充填的火山通道相、火山颈相与次火山岩相的火山角砾岩和熔岩。本次研究的玄武岩样品采自马关八寨乡的下河头村、郑家山、蒿子坝和老厂等地。玄武岩手标本为黑色-灰黑色，斑状结构，气孔构造或块状构造，班晶含量较少，主要为橄榄石和少量辉石，含量在2%~3%之间，粒径0.2~0.5mm，少数大斑晶可达到2~3mm，基质由长柱状斜长石微晶、单斜辉石和磁铁矿组成。玄武岩中含有大量类型丰富的幔源岩石包体，包体多呈不规则圆球形或扁圆形，直径从几厘米至几十厘米不等，主要是含尖晶石、石榴石的辉石岩或二辉岩，含尖晶石的二辉橄榄岩和含石榴石的二辉橄榄岩，以及少量纯橄岩和方辉橄榄岩。此外玄武岩中还见单斜辉石和石榴石巨晶。单斜辉石巨晶为黑色，沥青光泽，因熔蚀晶面圆滑，粒度从1~10cm不等。石榴石巨晶为深红色，粒度在1~5cm之间，晶形不完整，但非常新鲜，有些巨晶已经碎裂。各地玄武岩详细的岩相学特征描述见黄行凯等(2012)。
屏边地区玄武岩以溢流相为主，主要分布在县城附近及城南的鸡窝村。县城附近的火山机构保存较完整，熔岩流的分布范围受地形控制非常明显。熔岩流分布范围达数十平方千米，其最厚处可达100m以上。熔岩流主体为致密块状，向顶部逐渐过渡为含少量微小气孔的熔岩。在鸡窝村火山岩零星出露于田间地头，规模很小，产状及厚度不明。
屏边县城附近和鸡窝村的玄武岩为灰黑色，致密块状，斑晶以半自形粒状的橄榄石为主，含量2%~4%，粒径较小且均匀，斑晶中还有少量辉石，含量 < 1%；基质为间粒间隐结构，针柱状的斜长石微晶含量较多排列杂乱，短柱状的单斜辉石、磁铁矿和隐晶质充填其中。岩石非常新鲜，几乎未见蚀变，但未见幔源包体和捕掳晶。
3 测试方法本次研究对马关和屏边地区玄武岩进行了系统的年代学和岩石地球化学研究，包括全岩Ar-Ar、主量、稀土和微量元素以及Sr-Nd同位素分析。样品的预处理在河北省廊坊区调队实验室完成，将样品去掉表皮和风化面，选取内部新鲜部分粗碎后，先在超声波清洗池中震动30min，再用纯净水清洗3次，烘干后将其磨制成相应的粒度。将全岩样品碎至40~60目，送至中国原子能科学研究院进行快中子照射。样品的激光40Ar/39Ar测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室进行，具体测试条件和步骤见周晶等(2008)。主量元素由国土资源部武汉矿床资源监督检测中心(武汉综合岩矿测试中心)采用XRF法分析，并通过化学滴定法测定样品中Fe2+和Fe3+的含量，分析精度优于1%；微量元素和Sr-Nd同位素测试在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成，微量元素测试采用Agilent7500a等离子体质谱仪(ICP-MS)分析，精度优于5%，同位素测试采用MAT-261仪器分析，详细的溶液制备方法和分析流程见Gao et al. (2002)。
4 测试结果 4.1 玄武岩的全岩40Ar/39Ar同位素定年马关和屏边地区新生代玄武岩精确的年代学资料较少，年代学研究程度较低。目前已经获得11.75~13.30Ma (孙宏娟，2000)和11.9~12.4Ma (Wang et al., 2001)两个全岩40Ar/39Ar年龄。屏边玄武岩只有一个40Ar/39Ar法加权平均年龄为1.3±0.7Ma (Wang et al., 2001)。
本次研究对马关和屏边地区的玄武岩进行了全岩40Ar/39Ar定年(图 2；因篇幅所限，略去分析数据)，结果如下：马关的一个样品MG-XHT定年结果为12.9±0.2Ma，与前人的定年结果非常一致，另一个样品MG-HZB的年龄为21.2±1.2Ma，与第一个样品有很大差异。但从等时线的特征来看，该结果应该无误。因此我们认为21.2±1.2Ma年龄是马关地区更早一期玄武岩浆活动的记录。屏边地区玄武岩样品(PB-AJW)的表观年龄为0.7±0.2Ma，等时线年龄为1.6±1.5Ma，与Wang et al. (2001)获得的加权平均年龄(1.3±0.7Ma)基本一致。如此年轻的岩浆活动时代过去只在滇西“三江”的腾冲地区发现过和报道过，因此屏边地区的火山作用非常值得进一步关注。
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图 2 马关和屏边地区玄武岩40Ar/39Ar同位素定年结果 Fig. 2 Ar-Ar dating results of Cenozoic basalts from Maguan and Pingbian area |
马关与屏边两地新生代玄武岩主量元素分析结果列于表 1。马关玄武岩的SiO2在42.52%~50.57%之间，多数样品的MgO>6%，只有少数几个样品的MgO较低(3.9%~4.2%)，Al2O3和TiO2分别在10.97%~17.06%在1.27%~2.65%之间。岩石的全碱(K2O+Na2O)变化在3.36%~8.79%之间；K2O/Na2O比值在0.49~1.27之间，绝大多数>0.5。
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表 1 马关和屏边地区新生代玄武岩主量元素(wt%)和CIPW计算结果 Table 1 Major elements composition (wt%) and CIPW normative calculation results of Cenozoic basalts from Maguan and Pingbian area |
屏边玄武岩的SiO2在44.63%~46.50%之间；MgO含量高，在9.26%~10.05%之间；Al2O3和TiO2分别为11.70%~12.56%和2.42%~2.57%之间。全碱(K2O+Na2O)较高，在6.32%~7.14%之间；K2O/Na2O为0.71~1.16。岩石的Mg#较高，在0.68~0.73之间，接近原生岩浆的Mg#(莫宣学，1988；邓晋福等，2004)。
在划分岩石系列的K2O-SiO2图(图 3a)和K2O-Na2O图(图 3b)中，马关和屏边的样品基本都落在钾质岩区和钾玄岩系列范围；而我国海南及南海与东南沿海地区，以及越南新生代玄武岩的成分点相对比较分散，在钾玄岩、高钾钙碱性和钙碱性系列三个区都有分布，还有少量样品落在低钾(拉斑)系列区。
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图 3 马关和屏边地区新生代玄武岩K2O-SiO2 (a)、K2O-Na2O (b)以及TAS图解(c)(底图据Le Maitre et al., 1989) 数据来源：马关和屏边地区玄武岩部分数据(孙宏娟，2000；Wei and Wang, 2004；Wang et al., 2001); 中国东南沿海地区(Zou et al., 2000); 海南及南海(Flower et al., 1992); 越南地区(Hoang and Flower, 1996).Pc-苦橄玄武岩；B-玄武岩；Ol-玄武安山岩；O2-安山岩；O3-英安岩；R-流纹岩；S1-粗面玄武岩；S2-玄武质粗面安山岩；S3-粗面安山岩；T-粗面岩、粗面英安岩；F-副长石岩；U1-碱玄岩、碧玄岩；U2-响岩质碱玄岩；U3-碱玄质响岩；Ph-响岩；Ir-Irvine分界线，上方为碱性，下方为亚碱性 Fig. 3 K2O-SiO2 (a), K2O-Na2O (b) and TAS (c) diagrams (after Le Maitre et al., 1989) |
在TAS图(图 3c)中，马关和屏边的样品几乎都分布在Irvine分界线之上，属碱性岩类。其中马关样品主要落在粗面玄武岩、碱玄岩和碧玄岩区，屏边样品集中分布在碱玄岩、碧玄岩区。而我国海南及南海与东南沿海地区，以及越南的新生代玄武岩样品既有碱性的粗面玄武岩，碱玄岩和碧玄岩，也有亚碱性系列的玄武岩和玄武安山岩。
将主元素分析结果剔除挥发分并进行了Fe的校正后，进行CIPW标准矿物计算(表 1)，根据基性火山岩标准矿物Ne-Ol-Hy-Q分类和命名图解确定两地火山岩的类型。结果表明：马关玄武岩包括橄榄拉斑玄武岩(Ne=0)、碱性橄榄玄武岩(Ne < 5%)和碧玄岩(Ne>5%)三种岩石；而屏边玄武岩全都为碧玄岩(Ne含量较高，皆大于>5%)。
4.3 稀土和微量元素马关地区橄榄拉斑玄武岩的稀土元素总量(∑REE)为143.4×10-6~267.3×10-6之间，反映轻重稀土分异程度的LREE/HREE和(La/Yb)N比值分别在3.83~5.78和7.89~16.08之间(表 2)。碱性橄榄玄武岩除一个样品(MG-XHT2)之外，其余样品的∑REE变化在202.9×10-6~268.3×10-6之间，LREE/HREE和(La/Yb)N比值分别在5.55~6.20和16.48~18.01之间。碧玄岩的∑REE在164.4×10-6~295.6×10-6之间，LREE/HREE和(La/Yb)N比值分别为4.78~6.95和11.63~20.01之间变化。在经球粒陨石标准化后的稀土元素配分图中(图 4a)，表现为比较平滑的右倾曲线，且重稀土分配曲线趋于平坦，与(La/Sm)N和(Er/Yb)N比值(分别在1.82~3.15和1.07~1.55之间)反映的特征一致，表明马关新生代玄武岩具有富集轻稀土元素的特征，且重稀土的分馏不明显，上述结果暗示了岩石源区可能为石榴子石与尖晶石共存的地幔。
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表 2 马关和屏边地区新生代玄武岩的微量元素分析结果(×10-6) Table 2 Trace element composition (×10-6) of Cenozoic basalts from Maguan and Pingbian area |
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图 4 马关和屏边地区新生代玄武岩的稀土元素配分图(标准化值据Evensen et al., 1978)和微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized rare earth elements distribution patterns (normalization values after Evensen et al., 1978) and primitive mantle-normalized incompatible elements spidergram (normalization values after Sun and McDonough, 1989) for Cenozoic basalts from Maguan and Pingbian area |
屏边新生代玄武岩的稀土总量(∑REE)较高，在269.5×10-6~327.4×10-6之间，(La/Yb)N比值在14.58~17.62之间，反映轻重稀土的分馏程度较高，(La/Sm)N和(Er/Yb)N比值分别在2.96~3.3和1.29~1.36之间，高于马关玄武岩，表明其轻重稀土的分馏比马关玄武岩明显，推测屏边玄武岩的源区中石榴子石含量稍高。
在原始地幔标准化后的微量元素蛛网图中(图 4b和图 4d)，绝大多数马关玄武岩和屏边玄武岩总体具有富集Nb、Ta和P等元素而亏损Th和Pb等元素的特征，与弧火山岩所具有的TNT (Nb、Ta和Ti)亏损的微量元素分配特征截然不同。部分马关玄武岩样品受蚀变的影响，微量元素具有一定的差别，如Pb、Sr等元素，少部分样品可能受到了混染，与其他样品差别较大，表现出Nb、Ta的亏损特征。
马关岩石的Ce/Pb和Nb/U比值变化较大，分别在4.76~43.24和12.58~65.46之间，屏边岩石的Ce/Pb比值(12.98~20.46之间)稍低，但Nb/U比值(64.47~76.09)要高得多。总体而言，马关和屏边地区玄武岩显示出与OIB相似的微量元素特征。
4.4 Sr-Nd-Pb同位素特征马关地区玄武岩具有低Sr和高Nd的特征(表 3)，其初始87Sr/86Sr比值除一个样品(MG-10)较高，为0.7060，其它样品都在0.7040~0.7044之间；其143Nd/144Nd比值比较均一，在0.51283~0.51299之间，εNd值均为正值(5.46~7.03)，显示了亏损地幔的源区特征。屏边地区玄武岩初始87Sr/86Sr值也很低，在0.7041~0.7049之间，但143Nd/144Nd值(0.5126~0.5128)略低于马关地区的岩石，εNd值介于0.5~7.3之间，同样显示了亏损地幔来源的特征。
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表 3 马关和屏边地区玄武岩Sr-Nd同位素 Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of the representative samples from Mguan and Pingbian area |
马关和屏边地区玄武岩的Pb同位素组成比较均一，206Pb/204Pb比值分别在18.025~18.424和18.104~18.388之间，207Pb/204Pb比值分别在15.521~15.573和15.544~15.609之间，208Pb/204Pb比值分别为38.141~38.537和37.938~38.687。
由上可见，马关和屏边玄武岩具有低的87Sr/86Sr、206Pb/204Pb和高143Nd/144Nd的同位素比值，在Sr-Nd同位素相关关系图中(图 5a)，绝大多数样品落在了OIB源区，而在Sr-Pb (图 5b)和Nd-Pb相关图解(图 5c)中，表现出与印度中部MORB相似的分布特征，显示其地幔源区具有多元(至少EMⅠ和EMⅡ，也可能还有MORB)混合的特征。
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图 5 马关和屏边新生代玄武岩Sr-Nd-Pb同位素图解 中国海南和南海数据据Tu et al.(1991, 1992); 其他数据来源同图 3. Fields for DMM, EM1 and EM2 mantle end-members (Zindler and Hart, 1986), Central Indian MORB (CIM) (Mahoney et al., 1989), Pacific MORB (White et al., 1987). NHRL=Northern Hemisphere Reference Line (Hart, 1984) Fig. 5 Sr-Nd-Nd isotpic diagrams for Cenozoic baslats from Maguan and Pingbian area |
在Pb-Pb同位素相关图(图 5d和图 5e)中，所有样品都落在北半球参考线(NHRL)的上方，显示了Dupal同位素异常特征，样品点的分布趋势暗示源区具有印度中部MORB与EMⅠ(和EMⅡ)型富集地幔端元混合的特点，与我国海南和越南新生代玄武岩的分布范围有所重叠，但与我国东南地区新生代玄武岩的差别比较明显。
5 讨论 5.1 岩浆起源深度和部分熔融程度依据实验岩石学的约束，在较高压力条件下低程度部分熔融形成的岩浆含有更高的霞石(Ne)标准分子，反之，在较低压力下部分熔融程度较高时形成的岩浆，通常出现紫苏辉石(Hy)和石英(Q)标准矿物(DePaolo and Daley, 2000)。屏边的碧玄岩，含有较高的Ne标准矿物，表明岩浆是在较高压力下经低程度部分熔融形成的。马关地区新生代玄武岩成分有所变化，岩石类型也具有从橄榄拉斑玄武岩-碱性橄榄玄武岩-碧玄岩变化的趋势，随着岩石中Ne分子含量逐渐增高，岩浆起源深度逐渐增大而部分熔融程度逐渐降低。因此，马关新生代玄武岩成分与岩石类型的变化与岩浆起源深度和部分熔融程度有关。
采用Hoang and Flower (1998)熔体分离压力估算法(P(kb)=-1.458(Si15, %)+89.489)来反演岩浆起源的深度。该方法的最大优点是可以有效地消除浅部分异过程的影响，以便对岩浆起源深度做出合理的估算。计算前先将MgO含量>7.5%的样品通过添加橄榄石加以调整，使其MgO含量达到15%，将此时的SiO2含量计为Si15。根据上述公式计算获得熔体分离时所处的压力，再采用压力与深度换算的公式D(km)=4.02+3.03P(kb)，最终获得马关和屏边玄武岩的起源深度如下：马关碧玄岩的起源深度为67.5~87km，碱性玄武岩的起源深度为82km，橄榄拉斑玄武岩的起源深度为57~73km。屏边玄武岩的起源深度为79~88km，比马关地区玄武岩的源区略深。
已有的研究表明，马关玄武岩中包体的起源深度分别为：尖晶石二辉橄榄岩为45~87km，石榴石二辉橄榄岩为69~93km，石榴石二辉岩为55~75km (喻学惠等，2006；黄行凯等，2011)。因此，马关玄武岩的起源深度与尖晶石二辉橄榄岩和/或石榴石二辉橄榄岩相当，岩浆源区应该处于石榴子石相-尖晶石相的过渡区域(McKenzie and O’Nions, 1991; Herzberg and O’Hara, 1998; Klemme and O’Neill, 2000)。
重稀土元素(如Er、Yb和Lu等)主要赋存于石榴石中，因此源区石榴石的含量与(Dy/Er)N比值高低可以间接反映岩浆起源的深度。(Dy/Er)N-(La/Sm)N图解(图 6)可以限定地幔发生部分熔融的深度与程度。如图 6a所示，马关玄武岩样品落在F=0.01~0.05之间，代表部分熔融程度在1%~5%之间，其中碧玄岩的部分熔融程度最低，橄榄拉斑玄武岩的部分熔融程度最高，碱性橄榄玄武岩介于二者之间。屏边玄武岩熔融程度更低，在1%~2%之间。从图 6a中还可看出，马关的碧玄岩具有最高的(Er/Yb)N比值，说明源区中石榴子石的含量较高，可能在3%~5%之间。屏边碧玄岩的(Er/Yb)N比值略小一些，源区石榴石含量在2%左右，其部分熔融程度为1.5%左右。
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图 6 (Dy/Er)N-(La/Sm)N图解(a)和(Dy/Yb)N-(La/Yb)N图解(b, c) (据Fram and Lesher, 1993) 原始地幔成分据Sun and McDonough (1989)，La=0.687×10-6，Dy=0.737×10-6，Yb=0.493×10-6，玄武岩熔体成分不能由单独的石榴石相二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩熔融形成；假设富集地幔成分相比原始地幔富集不相容元素20%，Yb亏损10%;通过石榴石二辉橄榄岩经1%部分熔融形成的熔体与尖晶石二辉橄榄岩经2%~5%部分熔融形成的熔体相混合，可以形成本区的玄武岩熔体.熔融曲线按照非实比批次熔融模型进行计算.橄榄岩矿物组成，熔融矿物比例据Kinzler (1997)，La、Dy和Yb等元素的分配系数据Johnson (1998) Fig. 6 (Dy/Er)N-(La/Sm)N diagram (a) and (Dy/Yb)N versus (La/Yb)N diagram (b, c) (after Fram and Lesher, 1993) |
在部分熔融过程中，La、Dy和Yb在尖晶石和石榴石中的分配系数有较大的差异，当熔融程度较低时，(Dy/Yb)N比值受尖晶石或石榴子石影响较小，但是(La/Yb)N比值受石榴子石影响很大，而与尖晶石几乎无关。进一步采用(Dy/Yb)N-(La/Yb)N关系图(图 6b, c)，用以限定源区组成及部分熔融过程。结果显示，马关和屏边新生代玄武岩可以通过石榴子石相的富集地幔发生1%部分熔融与尖晶石相的富集地幔发生2%~5%部分熔融形成的熔体经混合形成。
综上，通过稀土元素比值模拟的源区组成及部分熔融程度，与地幔包体平衡温压反演的结果基本吻合，并一致表明：马关与屏边新生代玄武岩可能是由含石榴石和尖晶石的地幔经低度部分熔融形成的，岩浆起源深度比较大，至少在60~90km左右，超出该地区现今莫霍面的埋深(40km左右，Liu et al., 2004)，推测马关和屏边新生代岩浆作用起源于岩石圈底界或软流圈。
5.2 岩石成因及岩浆作用的动力学大量研究表明，金沙江-哀牢山-红河断裂带新生代岩浆活动大致可以划分为两个阶段：早期(42~24Ma)岩浆活动主要分布在该断裂带北、中段，可以划分为正长岩-粗面岩系列和镁铁质的钾玄岩、煌斑岩系列，以与铜金矿有关的浅成-超浅成相的富碱斑岩最令人瞩目(邓万明等1998a, b；Chung et al., 1998；Wang et al., 2001)，而晚期岩浆活动主要出露在该断裂带东南端的马关和屏边地区以及更南端的越南北部，岩浆活动时间基本都在17Ma之后(Hoang et al., 1996; Hoang and Flower, 1998)。滇西金沙江洋盆于晚三叠世已经完全闭合(莫宣学和潘桂棠，2006)，该地区新生代岩浆作用产生于板内构造环境，并与莫宣学(2009)所厘定的青藏高原后碰撞岩浆活动晚期的时间一致。值得注意的是，这两期岩浆活动的产物具有截然不同的地球化学特征：沿金沙江-哀牢山-红河断裂带北、中段分布的早期岩石表现为富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损Nb、Ta和Ti等高场强元素的特征，εNd值为负(张玉泉和谢应雯，1997；张玉泉等，2000；邓万明等1998a, b；Xu et al., 2001; Guo et al., 2006；Huang et al., 2010)；晚期的马关、屏边新生代玄武岩具有富集LREE和Nb、Ta等高场强元素的地球化学特征，εNd值为正值(孙宏娟，2000；Wang et al., 2001；夏萍和徐义刚，2004；Wei and Wang, 2004；黄行凯等，2012)，地球化学特征显示出OIB亲缘性。据黄行凯等(2011)对马关玄武岩中地幔包体的Re-Os同位素研究，该区岩石圈地幔的年龄具有深部年轻，浅部古老的分层结构，暗示岩石圈地幔受到了源自软流圈熔/流体的交代。马关地区上地幔流变应力显著高于中国东部上地幔(陈忠等，2004)，最新的地震层析成像研究显示，在金沙江-哀牢山-红河断裂带区域的下地壳-上地幔普遍发育低速异常(Xu et al., 2005)，推测可能与马关-屏边地区软流圈活动对上覆岩石圈地幔的加热有关。马关与屏边新生代玄武岩的成因如何，形成的动力学背景又是什么？为什么沿金沙江-哀牢山-红河断裂带不同部位产生的新生代岩浆岩在岩石类型与地球化学方面有如此的差异？这些问题还亟待解答。
前已述及，马关和屏边新生代玄武岩与越南北部及中国南海地区新生代玄武岩均分布在金沙江-哀牢山-红河断裂带之东南端，是特提斯造山带与扬子陆块和华南陆块的交接转换过渡区。作为对始于65Ma左右的印度-欧亚大陆巨型碰撞的一种响应，沿金沙江-哀牢山-红河断裂带发生了显著的块体旋转、挤出与逃逸以及构造应力场的巨大反转与调整(Tapponnier et al., 1982, 1990；Leloup et al., 2001)，其中印支块体沿哀牢山-红河断裂的滑移量达600km以上(Chung et al., 1997)。与此同时，构造应力作用也必然导致青藏高原下部深部物质向周边发生迁移。受高原北、西两边刚性块体的阻挡，高原下的深部物质最可能以通道流(channel flow)的方式向北东和南东方向迁移。构造应力场的巨大反转与调整引起岩石圈拉张，导致沿哀牢山-红河断裂带形成众多新生代拉分盆地，也是新生代富碱斑岩产出的位置。特别是因为该断裂带的东南端濒临南海，在局部拉张的同时还受到西太平洋俯冲带“吸力”的影响，更加有利于俯冲带之上软流圈物质向大洋方向运移(Niu, 2005)，使金沙江-哀牢山-红河断裂带成为有利于深部物质流动的重要通道，并最终导致了南海的形成(Flower et al., 1998; Mo et al., 2006；莫宣学等，2007)。因此，马关和屏边新生代玄武岩浆作用也是对印度-欧亚大陆碰撞的响应，是在地幔物质沿东南方向通道发生侧向流动与西太平洋俯冲带“吸力”的双重作用下形成的。沿金沙江-哀牢山-红河断裂带新生代岩浆岩在岩石类型、地球化学特征及源区组成等方面的差异，可能与该断裂带在不同时间、不同部位的拉张深度、部分熔融程度以及地壳厚度等因素有关。
6 结论(1)马关地区新生代玄武岩的全岩40Ar/39Ar年龄结果为12.9±0.2Ma和21.2±1.2Ma，说明马关地区存在两期新生代玄武岩浆作用。屏边地区玄武岩的40Ar/39Ar定年结果 < 1.7Ma，与越南、南海及腾冲地区的新生代玄武岩时代一致，值得进一步关注；
(2)马关新生代玄武岩包括橄榄拉斑玄武岩、碱性橄榄玄武岩和碧玄岩三种岩石，屏边地区玄武岩主要是碧玄岩，它们的起源深度大约在60~90km之间；
(3)马关与屏边地区新生代玄武岩具有与OIB相似的地球化学特征，所有玄武岩样品均具有低的初始87Sr/86Sr同位素比值和较高的143Nd/144Nd比值以及正的εNd，具有MORB与EMⅠ(和/或EMⅡ)端元混合的特征，暗示原生玄武岩浆主要起源于亏损的软流圈地幔和/或经历过来自软流圈熔体/流体交代的岩石圈，推测玄武岩可能是石榴石二辉橄榄岩经1%部分熔融形成的熔体与尖晶石相二辉橄榄岩经2%~5%部分熔融形成的熔体混合而成；
(4)马关和屏边地区新生代玄武岩形成于板内构造环境，岩浆作用与印度-欧亚大陆巨型碰撞诱发的青藏高原深部物质侧向流动有关，流动的深部物质沿金沙江-哀牢山-红河断裂带通道向东南方向迁移，形成了越南地区以及中国海南和南海地区的新生代岩浆活动，并最终导致南海的打开。
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