大陆溢流玄武岩是大陆上分布广，研究最详细的玄武岩类，巨大规模的大陆溢流玄武岩被称为大火成岩省，如北大西洋第三纪玄武岩、德干高原玄武岩、Parana玄武岩、峨眉山玄武岩等。裂谷玄武岩、板内玄武岩的规模稍逊于大陆溢流玄武岩，尤其东非裂谷玄武岩，被视为板块扩张的初始阶段而备受学术界重视。20世纪70~80年代，以Pearce为首的一批学者(Pearce， 1975，1976，1982，1983; Pearce and Robinson， 2000; Pearce and Cann， 1973; Pearce and Gale， 1977; Pearce and Norry， 1979; Pearce and Peate， 1995; Pearce et al., 1984; Capedri et al., 1980; Glassley，1974; Harris et al., 1986; Meschede，1986; Mullen，1983; Wood et al., 1979; Wood，1980; Galoyan et al., 2007; Workman and Hart， 2005)致力于玄武岩构造判别图的构建，为板块构造和大陆造山带研究开辟了新的途径，极大地丰富了玄武岩研究的内容，将玄武岩构造环境及其形成的地球动力学过程的研究推向了高峰。然而，随着地球科学技术及仪器设备的发展，全球火成岩数据库的积累及应用，地质科学家对原先建立起来的玄武岩判别图进行了重新评估，发现其判别功能存在诸多缺陷，并初步提出了修正路径(Li et al., 2015; Vermeesch， 2006a，b; Snow，2006)。

本文利用GEOROC数据库资料，对全球大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩和板内玄武岩数据进行了初步的挖掘，发现早先的玄武岩构造环境判别方法的理论和思路可能存在一些问题。早先的判别图由于时代、研究区域、研究思路以及研究手段和分析技术的限制，得出的结论或者取得的认识必然具有一定的局限性，或存在某些不足的。之前认为，大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩和板内玄武岩是来自于富集的下地幔，而通过对全球大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩和板内玄武岩的数据挖掘、研究发现，多数的样品并非是强烈富集的，部分样品甚至是亏损的，陆内玄武岩地球化学特征及性质具有明显的多样性。因此，利用GEOROC数据库对大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩、板内玄武岩进行数据挖掘，探究陆内玄武岩的源区性质以及构造判别图的可信度、选择可信的判别元素具有重要的科学意义。本文仅为数据挖掘的尝试性研究，旨在抛砖引玉的作用。

数据筛选是研究的前提，虽然耗时多，但对保证结果的精确性和可靠性至关重要。在数据分析分析过程中如发现问题需重新筛选。筛选数据必须客观，切忌主观臆测。

1)剔除超镁铁岩、侵入岩、中酸性岩、辉长岩等的数据，仅保留玄武岩、辉绿岩和粒玄岩的数据；2)剔除SiO₂<45%和SiO₂>55%的数据，剔除非玄武岩样品；3)剔除TiO₂<0.1%的样品，个别玄武质玻璃会出现这种情况；4)剔除Mg^#>0.70的样品，根据不同作者的研究，玄武岩原始岩浆的Mg^#大体在0.65~0.72之间，大于该数值的样品即为堆晶岩，堆晶岩不能判别构造环境； 5)剔除Al₂O₃<10%和Al₂O₃>18%的样品，个别玄武质玻璃会出现这种情况；6)剔除烧失量和H₂O>7%、CO₂>3%的数据，挥发分和H₂O含量高，指示蚀变作用强烈；CO₂含量高，指示碳酸盐化、方解石化强烈；7)剔除K₂O>8%、Na₂O>10%和CaO>20%的样品，防止其它类型的样品混入；8)其他可能发生的分析错误的数据，例如某些元素含量比大多数数据低1~2个数量级的数据；9)剔除个别数据库本身错误的数据。我们在数据筛选过程中，发现有一批数据类似岛弧或者弧后的特征(Wang et al., 2007; Maxeiner et al., 2005; Rogers et al., 2006; Dunning et al., 1991; Greene et al., 2009)，通过查看原始文献，发现原作者研究的确实为岛弧或者数据所在位置确为岛弧，推测可能是数据录入时误将其列入板内玄武岩。

1)区分大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩、板内玄武岩，考察它们之间是否存在差异，及其在判别图中的分布；2)查阅判别图原始文献，了解判别图的数据来源、原作者的思路和结论；3)对比本次研究，得出相应的结论。

筛选后全部大陆溢流玄武岩(CFB)、裂谷玄武岩(CRB)、 板内玄武岩(WPB)样品在全球范围内的分布(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 全部的CFB、CRB、WPB样品在全球的分布(据GEOROC数据库) CFB-大陆溢流玄武岩；CRB-大陆裂谷玄武岩；WPB-板内玄武岩(下同) Fig. 1 Distribution of all the CFB，CRB and WPB samples in the world(after GEOROC Database) CFB-Continental Flood Basalts; CRB-Continental Rift Basalts; WPB-Within-Plate Basalts(the same below)

本文是根据GEOROC数据库的资料进行研究的。通过对筛选后的全部数据进行整理，统计了大陆溢流玄武岩(CFB)、裂谷玄武岩(CRB)、板内玄武岩(WPB)的数据来源和数据量(表 1)。CRB和CFB是GEOROC数据库中固有的分类，而数据库中的WPB据我们推测可能是除了CRB和CFB之外的具板内玄武岩地球化学特征的大陆玄武岩。

表 1 (Table 1)

表 1 全部CFB、CRB、WPB样品的数据来源与数据量统计表 Table 1 The statistical chart of data sources and data volume of all the CFB，CRB and WPB samples 大陆溢流玄武岩 ( CFB) n 板内玄武岩 ( WPB) n AUSTRALIA 175 ADRIA DOMAIN 22 EMEISHAN 443 AMAZONIAN CRATON_PROTEROZOIC 66 CENTRAL ATLANTIC MAGMATIC PROVINCE 969 AMUR SUPERTERRANE 21 CHIFENG FLOOD BASALTS 30 ANATOLIA_IRAN BELT_CENOZOIC / QUATERNARY 1485 CHILCOTIN PLATEAU BASALTS / BRITISH COLUMBIA 44 ANDEAN BASINS_MESOZOIC 154 DECCAN 2043 ANTARCTICA_PALEOZOIC 83 ETENDEKA PROVINCE 473 ANTARCTICA / PATAGONIA_MESOZOIC 152 FRANKLIN LARGE IGNEOUS PROVINCE 34 ARABIAN_NUBIAN SHIELD_CENOZOIC 754 HIGH ARCTIC LARGE IGNEOUS PROVINCE 136 ARABIAN_NUBIAN SHIELD_MESOZOIC 62 HURONIAN FLOOD BASALT PROVINCE 76 ARABIAN_NUBIAN SHIELD_NEOPROTEROZOIC 339 KAROO AND FERRAR PROVINCES 1433 ARAVALLI CRATON_PROTEROZOIC 7 KUZNETSK BASIN ( KUZBASS) TRAPS 13 ARGENTINA_PALEOZOIC 12 MACKENZIE LARGE IGNEOUS PROVINCE 211 ATLAS MOUNTAINS 76 MADAGASCAR FLOOD BASALT 224 AUSTRALIA 1378 MARATHON LARGE IGNEOUS PROVINCE 60 BAIKAL RIFT ZONE_CENOZOIC 240 MIDCONTINENT RIFT SYSTEM_KEWEENAWAN 220 BAIKAL_PATOM REGION_PROTEROZOIC 58 NANDALING_YANSHAN BELT 17 BALTIC SHIELD_PALEOZOIC 21 NILUFER UNIT_YENISEHIR ASSOCIATION_PONTIDES 22 BALTIC SHIELD_PROTEROZOIC 788 NORTH ATLANTIC IGNEOUS PROVINCE ( NAIP) 2106 BASTAR CRATON_MESOZOIC 1 PANJAL TRAP 50 BERING SEA BASALT PROVINCE_CENOZOIC 7 PARANA 1021 BIRIMIAN_WEST AFRICA 196 RAJAHMUNDRY TRAPS 26 CANADIAN SHIELD_MESOZOIC 2 RAJMAHAL_BENGAL_SYLHET 119 CANADIAN SHIELD_PALEOZOIC 4 SIBERIAN TRAPS 472 CANADIAN SHIELD_PROTEROZOIC 154 SOUTH TETHYAN SUTURE ZONE_PAKISTAN 6 CARPATHIAN BELT AND PANNONIAN BASIN 687 UMKONDO PROVINCE 10 CAUCASUS 51 TARIM BASIN 79 CENTRAL AFRICAN REPUBLIC 8 VILUY TRAPS 14 CENTRAL ASIAN FOLDBELT_CENOZOIC 2940 WRANGELLIA 184 CENTRAL ASIAN FOLDBELT_MESOZOIC 1111 YELLOWSTONE_SNAKE RIVER PLAIN VOLCANIC PROVINCE 3019 CENTRAL ASIAN FOLDBELT_PALEOZOIC 1325 YEMEN PLATEAU 94 CENTRAL ASIAN FOLDBELT_PROTEROZOIC 741 裂谷玄武岩 ( CRB) n CENTRAL_EAST IRANIAN MICROCONTINENT 24 ANTARCTICA 250 CIRCUM_PARANA ALKALINE VOLCANIC PROVINCES_ CENOZOIC 22 APPALACHIANS 615 AUSTRALIA 13 CIRCUM_PARANA ALKALINE VOLCANIC PROVINCES_ MESOZOIC 191 BASIN AND RANGE_GREAT BASIN 823 EAST AFRICAN RIFT 1308 COLORADO PLATEAU 164 GARDAR PROVINCE_GREENLAND 53 DARFUR DOME VOLCANIC PROVINCE SUDAN 112 GULF OF SUEZ RIFT 13 DINARIDES 20 LATE CRETACEOUS IBERIAN IGNEOUS PROVINCE 2 EAST SAHARA SWELL_CRETACEOUS 27 MEXICAN BASIN AND RANGE 469 EASTERN MEDITERRANEAN BELT_CENOZOIC 57 MID_AFRICAN RIFT SYSTEM 283 EASTERN MEDITERRANEAN BELT_MESOZOIC 166 NORTHERN VARISCAN FORELAND 19 ETHIOPIAN PLATEAU 29 OMAN RIFT 28 EUROPEAN OROGENIC BELT_CENOZOIC 1091 OSLO RIFT 20 EUROPEAN OROGENIC BELT_MESOZOIC 11 RED SEA RIFT 128 EUROPEAN OROGENIC BELT_PALEOZOIC 648 RIO GRANDE RIFT 216 EUROPEAN OROGENIC BELT_PROTEROZOIC 6 ROSS OROGEN_TRANSANTARCTIC MOUNTAINS_CAMBRIAN 6 GUYANA SHIELD_PROTEROZOIC 7 SICILY CHANNEL RIFT 136 HOGGAR SWELL 40 SIRTE BASIN 6 KAAPVAAL CRATON_MESOZOIC 5 SORGENFREI_TORNQUIST ZONE_NORTH SEA VOLCANIC PROVINCE 98 KAAPVAAL CRATON_PROTEROZOIC 24 KOHISTAN_LADAKH TERRANE ( GANGDISE BELT) 146 MACKENZIE LARGE IGNEOUS PROVINCE 5 RIO DE LA PLATA CRATON 81 MADAGASCAR-CENOZOIC 34 SAO FRANCISCO CRATON_PROTEROZOIC 17 MADAGASCAR FLOOD BASALT 2 SOUTHERN PATAGONIA 10 MESETA DE CANQUEL 10 SUL RIO GRANDENSE SHIELD_PROTEROZOIC 27 MIDCONTINENT US KIMBERLITE-CARBONATITE PROVINCE 3 TOCANTINS PROVINCE 32 MUNSTER BASIN 10 TRANS-HUDSON OROGEN 239 NAMAQUALAND NATAL BELT_PROTEROZOIC 26 UKRAINIAN SHIELD 2 NEW ZEALAND 914 URALS 46 NORTH AMERICAN CORDILLERA-CENOZOIC-QUATERNARY 746 VERKHOYANSK-CHUKOTKA COLLISION ZONE 6 NORTH AMERICAN CORDILLERA-MESOZOIC 177 WEST-AFRICAN COASTAL BELTS-PAN-AFRICAN 14 NORTH AMERICAN CORDILLERA-PALEOZOIC 153 WYOMING CRATON_CENOZOIC 42 NORTH ATLANTIC CRATON_PROTEROZOIC 115

表 1 全部CFB、CRB、WPB样品的数据来源与数据量统计表 Table 1 The statistical chart of data sources and data volume of all the CFB，CRB and WPB samples

本次研究采用的GEOROC数据库的数据总共113614个，经过筛选淘汰数据76313个，留下的有效数据37331个。其中大陆溢流玄武岩14287个，裂谷玄武岩4499个，板内玄武岩18545个。全部数据中，全岩数据36693个，玻璃638个。玻璃与全岩一样适合用于构造环境判别。我们对全部全岩与玻璃样品进行投图，结果表明，在数据筛选之后，全岩和玻璃的地球化学性质大体是相当的，投图得出的结果也大体是一致的(限于篇幅，文中未列该图)。

(1) FeO^T-MgO-Al₂O₃图(图 2a)。该图是Pearce and Gale(1977)设计的，使用了8400个数据(包括1003个大陆玄武岩的数据)。本文使用了14237个大陆溢流玄武岩数据、4329个裂谷玄武岩数据、5090个板内玄武岩数据，在该判别图上，样品几乎落入了判别图中各种不同的环境域，说明该图的判别功能还存在问题。从图 2a中可以看出，大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩和板内玄武岩样品的分布范围较一致，并无明显差别。不同的是WPB具富铝的趋势。通常认为，典型的板内玄武岩是贫铝的，岛弧玄武岩(图 2a中的造山带范围)是富铝的(Pearce et al., 1984)。

图 2

Fig. 2

图 2 全部WPB、CFB和CRB样品判别图解 粗棕色点线圈定的是WPB、CFB和CRB数据的共同密集区(下同) Fig. 2 All the samples of WPB，CFB and CRB discrimination diagrams The common dense areas of WPB，CFB and the CRB data is circled by thick brown line(the same below)

(2) Ti-Zr-Y图(图 2b)。该图是Pearce and Cann(1973)提出来的。一共使用了200多个样品，包括大陆裂谷玄武岩35个。原作者认为，该图最大的优点是能够正确区分板内玄武岩与来自洋中脊和岛弧的玄武岩。Pearce et al.(1984)强调该图区分上述玄武岩的有效率可高达95%以上，认为是地幔不均一性的反映。本次研究使用的11018个大陆溢流玄武岩数据、2980个裂谷玄武岩数据、11654个板内玄武岩数据，也几乎覆盖了所有的构造环境域，提示Pearce et al.(1984)对该图的评价值得商榷。值得注意的是，有相当多的数据超出了判别图的范围，尤其是板内玄武岩，Zr的含量很高，数据向Zr端元汇集。

(3) Ti-Zr图(图 2c，d)。这个图最初是由Pearce and Cann(1973)提出来的，后来Pearce又于1981和1982年对其作了修正(Pearce et al., 1981; Pearce，1982)。图 2c，d使用了11513个大陆溢流玄武岩数据、3335个裂谷玄武岩数据、12291个板内玄武岩数据，样品投入所有的玄武岩构造环境域，样品的分布几乎与MORB范围完全重叠，许多数据已远远超出了原判别图的范围，无法区分OIB、MORB和IAL(岛弧熔岩)。

(4) Ti/Y-Nb/Y图(图 2e)。该图是Pearce于1982年提出(Pearce，1982)，1984年修改的(Pearce et al., 1984)。原作者认为，Ti/Y是区分板内玄武岩与其他类型玄武岩最好的标志。但是，通过对5304个大陆溢流玄武岩、1778个裂谷玄武岩、8783个板内玄武岩数据投图，发现样品的分布范围几乎包括了判别图中的所有区域，提示此图判别板内玄武岩与其他类型玄武岩的方法也存在问题。

(5) Cr-Y图(图 2f)。该图是Pearce于1981，1982年提出来的(Pearce et al., 1981; Pearce，1982)，认为该图主要用以区分岛弧和非岛弧玄武岩。从10005个大陆溢流玄武岩、2637个裂谷玄武岩、9982个板内玄武岩数据投图结果来看，其判别功能也失去了效果。王金荣等(待刊)的研究表明，MORB和OIB基本上不落在岛弧区域，暗示MORB和OIB富Y而岛弧贫Y。在图 2f中有不少板内玄武岩样品落入了岛弧域，说明板内玄武岩Y、Cr含量变化大，相当一部分贫Cr的样品超出了原判别图的范围(图 2f)。

(6) Hf-Th-Nb图(图 3a，Wood，1980)。该图的最大特色是利用岛弧玄武岩Th>Ta的特征，区分岛弧和非岛弧的玄武岩(Wood，1980)。本文的4492个大陆溢流玄武岩、1479个裂谷玄武岩、7890个板内玄武岩数据投图，CFB、CRB、WPB的密集区域涵盖了所有的构造环境区域。值得指出的是，上述玄武岩有相当一部分的Th/Ta比值是大于3，类似岛弧的特征，其原因我们将在后面详细讨论。

图 3

Fig. 3

图 3 全部WPB、CFB和CRB样品判别图解 Fig. 3 All the samples of WPB，CFB and CRB discrimination diagrams

(7) Nb-Zr-Y图(图 3b，Meschede，1986)。该图是基于N-MORB、P-MORB、WPT、WPA四种类型的样品数据共1847个而设计的。本文采用的9993个大陆溢流玄武岩、2816个裂谷玄武岩、11420个板内玄武岩数据投图，样品落入全部的构造环境域，可见该图的判别功能值得讨论。

(8) Zr/Y-Zr图(图 3c，Pearce and Norry， 1979)。该图可鉴别岛弧(或火山弧)玄武岩、MORB和板内玄武岩(邓晋福等，2015)。原作者将Zr/Y=3作为区分板内玄武岩与非板内玄武岩的界线(Pearce，1983; Rollinson，1993)。我们将本次研究的11025个大陆溢流玄武岩、2981个裂谷玄武岩、12043个板内玄武岩数据投图，样品大部分进入板内玄武岩区域，部分进入MORB和岛弧区。

(9) Th/Yb-Ta/Yb图(图 3d，Pearce，1982)。该图主要根据岛弧和非岛弧Th/Ta比值的差异设计的。我们使用4678个大陆溢流玄武岩数据、1596个裂谷玄武岩数据、7512个板内玄武岩数据的投图表明，大部分样品落入了VAB区域，只有部分样品落入WPB区，说明该图在设计时存在明显缺陷。

(10) Y-La-Nb图(图 3e，Cabanis and Lecolle， 1989)。按照该图的设计，CFB、CRB、WPB应该落入2A和3A区。本文研究的7450个大陆溢流玄武岩、2266个裂谷玄武岩、9861个板内玄武岩数据进行投图，虽然CFB、CRB、WPB样品的主要密集区域在2A、2B、3A区域，但仍有不少数据落入火山弧区和弧后区，说明该图也存在较多问题。

(11) Ti-V图(图 3f，Shervais，1982)。Shervais(1982)用Ti/V值来区分IAT、MORB和OIB。本文将9612个大陆溢流玄武岩、2423个裂谷玄武岩、9764个板内玄武岩数据投入该图，多数落入MORB区域，部分投入岛弧和OIB区域，提示该图的判别功能也存在问题。

(1) 上述研究表明，大陆溢流玄武岩、裂谷玄武岩和板内玄武岩有很宽的成分变化范围，几乎覆盖了判别图上全部的构造环境域，说明这些判别图的判别功能存在明显的缺陷，急需对此作出重新评价。为什么会出现这种情况？可能是由于受二十世纪研究技术、条件以及学术思想的限制，特别是当时设计玄武岩判别图时采用的数据量较少或者只是采用具有典型性的数据。我们采用全体数据投图，避免了“典型”与抽样的缺陷，因而得出的认识应该是真实的、科学的。最近，Li et al.(2015)利用GEOROC数据库资料检查了不同构造环境下玄武岩(大陆溢流玄武岩、洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩、大洋高原玄武岩、弧后盆地玄武岩及各种类型的弧玄武岩)的Zr、Ti、V、Y、Th、Hf、Nb、Ta、Sm和Sc判别图，发现不同类型的玄武岩之间的重叠区域太大，在所检查的判别图中，没有一个判别图能够清楚地区分开弧后盆地玄武岩和洋中脊玄武岩、大陆溢流玄武岩、洋底高原玄武岩以及其它不同类型的火山弧玄武岩(洋内弧，岛弧和陆缘弧)，这与本文的见解基本一致。

(2) 在有些判别图中，上述玄武岩大部分不是落入OIB区，而是进入IAT和VAB区(如 Hf-Th-Nb图(图 3a)、Nb-Zr-Y图(图 3b)、Th/Yb-Ta/Yb图(图 3d)、Y-La-Nb图(图 3e))。在图 3A中，裂谷玄武岩(CRB)大多落入WPB区，表明CRB的源区可能主要是来自下地幔，是相对富集的，而大陆溢流玄武岩和板内玄武岩(CFB和WPB)样品大部分不在WPB区，而是进入MORB和岛弧区，暗示CRB与后两类玄武岩的源区可能有区别，也可能后两类玄武岩与MORB发生过混合作用(数据进入MORB域)或受到过更多的陆壳混染作用的影响(数据进入岛弧域)。当然，玄武岩地幔源区高度不均一性也可能是一个重要的原因。图 3d的WPB区域范围很小，分布在Th/Yb>3和Ta/Yb>3的区域，上述产于大陆内部的玄武岩大多投入MORB、岛弧和陆缘弧区，较少进入WPB区。我们怀疑该图在设计时是否存在某种缺陷，或者陆内玄武岩源区具有多样性，才导致WPB样品不落入WPB区域的情况。

(3) 按照早先的认识，CFB、CRB、WPB基本上属于OIB类，必然覆盖OIB区域，许多判别图确实如此。从¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr图(图 4a)看，CFB、CRB、WPB的样品覆盖了原始地幔(PM)和OIB的几乎全部范围，显示其源区富集的特征。在²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图(图 4b)中，全部样品大体在富集端元EMII和原始地幔(PM)的范围内，也有相当一部分样品落在Zindle and Hart(1986)的MORB范围，相对于²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb 来说，²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的比值略高，也指示了源区地幔富集²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb的特征。在图¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb(图 4c)和图⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb图(图 4d)中，富集特征更加明显，绝大部分样品投到了(原始地幔)PM和(全硅酸盐地球)BSE的范围内，部分投入EMII的范围内。陆内玄武岩同位素地球化学特征总体表现为富集的特征。

图 4

Fig. 4

图 4 全部WPB、CFB和CRB样品的Nd-Sr-Pb同位素图(a-d)及平均值微量元素原始地幔标准化蛛网图(e)和稀土元素球粒陨石标准化配分图(f)(标准化值据Sun and McDonough， 1989) Fig. 4 Nd-Sr-Pb isotopic diagrams(a-d)，and primitive mantle-normalized trace element patterns(e)and chondrite-normalized REE patterns(f)(normalization values after Sun and McDonough， 1989)of all the WPB，CFB and CRB samples

(4) 本文将所研究的玄武岩分析数据进行系统的数据统计，包括平均值和中位数两个指标(表 2)，其列出了全部的CFB、CRB、WPB的氧化物、微量元素、稀土元素和同位素的数据量、平均值、中位数、众数和含量范围。由于数据库给出的数据不全，对个别含量甚微的元素，同时计算了平均值、中位数和众数值。从表 2和图 4e，f可以看出，如果平均值和中位数值相差不大，平均值是可信的；个别元素二者相差较大，如全体WPB的Rb和Ba含量，平均值和中位数分别为32.20、25.09和435、368，暗示部分样品缺失数据。这时，中位数可能是相对可信的，而平均值可能偏高了。众所周知，Sun and McDonough(1989)在Wood et al.(1979)依据元素相容性排序建立的蜘网图的基础上，进行了全面总结及机制解释，并从地幔地球化学研究角度，提出了微量元素标准化值和微量元素原始地幔标准化蛛网图，使这一图件更加规范，并得到了学术界的广泛引用。本文统计的数据资料(表 2)，与原作者建立的图的基本样式是一致的。但是，元素含量具有明显的变化(图 4e，f)。图 4e显示，本文统计的CRB大离子亲石元素平均值相对于Sun and McDonough(1989)的OIB平均值略亏损，而高场强元素则变化不大。说明CRB并不像早先认为的LREE和HREE都是强烈分离的，而有相当一部分CRB是具有MORB(主要是E-MORB)的特征，少量CRB表现为相对亏损，因此CRB的大离子亲石元素的平均值和中位数略降低。这可能代表了全球各种各样的CRB特征，而不仅仅是典型的大陆裂谷玄武岩的地球化学特征。此外，本文统计的WPB、CFB和CRB与Sun and McDonough(1989)的OIB比较，明显富集Pb，这是因为OIB处于洋壳内部，不受陆壳的影响，因而Pb含量是较低，而大陆玄武岩很难避免陆壳混染的影响，因为陆壳微量元素中最明显的特征之一就是富集Pb；Nb和Ta表现为相对亏损。

表 2 (Table 2)

表 2 全部的CFB、CRB、WPB样品的主量元素（wt%）、微量元素、稀土元素（×10-6）和同位素含量表 Table 2 Major element (wt%), rare earth element (×10-6) and isotope contents table from all the CFB, CRB and WPB

表 2 全部的CFB、CRB、WPB样品的主量元素（wt%）、微量元素、稀土元素（×10-6）和同位素含量表 Table 2 Major element (wt%), rare earth element (×10-6) and isotope contents table from all the CFB, CRB and WPB

对于大陆溢流玄武岩Pb富集和Nb、Ta亏损的地球化学特征，学术界通常有以下一些解释：(1)来自具有上述地球化学特征的地幔柱(Wilson，1997)；(2)受到地幔柱和陆壳岩浆的混染(Arndt et al., 1993)；(3)OIB或软流圈熔体与过碱性的镁铁质岩浆(钾镁煌斑岩，金伯利岩)的混合，后者来自交代的岩石圈地幔，可能随后还受到陆壳的混染(Arndt and Christensen， 1992; Gibson et al., 2006; Heinonen et al., 2010)；(4)来自洋底高原玄武岩(OPB型)(Kerr and Mahoney， 2007)；(5)OIB，MORB与SCLM(大陆下岩石圈地幔)有关的熔体的三元混合，可能随后有陆壳混染；(6)来自富集不相容元素的(如交代的SCLM)浅部源区的熔融或消减带之上地幔楔的部分熔融(Puffer，2001; DeMin et al., 2003; Deckart et al., 2005; Dorais and Tubrett， 2008)。由此可见，大陆溢流玄武岩亏损Nb-Ta的原因是比较复杂的。

(5) CRB与CFB存在明显的差别(图 4e)。与CRB相比，CFB相对富SiO₂，通常认为是CFB受到陆壳混染导致的(Best and Christiansen， 2001)，CRB的Th/Ta(3.46)比值大于CFB的Th/Ta比值(1.72)即是证明(见表 2)。但是，CFB的K₂O含量(0.70%)比CRB(1.1%)的低(见表 2)，似乎与陆壳混染作用相背离，其原因可能与裂谷玄武岩部分熔融程度较低有关。CRB的P₂O₅含量(0.43%)高于CFB(0.23%)也可以用部分熔融程度的不同来解释。此外，CRB比CFB更加富集大离子亲石元素(Ba、Th、U、Nb、Ta、La以及Sr、Nd、Pb同位素等，见表 2)，也与CRB部分熔融程度相对较低相一致(Best and Christiansen， 2001)。

(6) 贫Ti大陆溢流玄武岩。大陆溢流玄武岩往往出现高钛和低钛两类玄武岩，张招崇等(2001)总结了其成因主要有：(1)上升的地幔柱不同部位的部分熔融(Campbell and Griffiths， 1990; Arndt et al., 1993)或岩石圈地幔与软流圈组分不同程度的混合(Piccirillo et al., 1989; Hawkesworth et al., 1988; Peate and Hawkesworth， 1996)并受到不同程度的地壳混染(Hawkesworth et al., 1988; Petrini et al., 1987)；(2)不均一的陆下岩石圈地幔(SCLM)由于地幔柱的加热作用在“湿”的条件下发生熔融(Gallagher and Hawkesworth， 1992，1994)；(3)来自地幔柱的苦橄质岩浆在上升过程中通过SCLM时与镁质超钾质岩浆(钾镁煌斑质)发生不同程度的混合(Gibson et al., 1996; Ellam and Cox， 1991; Luttinen and Furnes， 2000)；(4)来自地幔柱的MORB型拉斑质苦橄岩浆与来自SCLM的高Ti和低Ti钾质熔体混合，之后又受到地壳的混染(Gibson et al., 1995)。

著名的Karoo大火成岩省玄武岩具有低钛和高钛两类，二者均具有Nb-Ta负异常和Sr-Nd-Pb同位素富集的特征(Cox et al., 1967; Hawkesworth et al., 1984; Ellam and Cox， 1991; Marsh et al., 1997; Elburg and Goldberg， 2000; Eglington et al., 1989; Huang et al., 1995; Cornell et al., 1996; Eglington and Armstrong， 2003; Kampunzu et al., 2003; Lana et al., 2004)，被解释为来自岩石圈之下的MORB或OIB地幔源区的岩浆在深部地壳经历了混染、分离结晶和AFC过程，导致具有明显的弧岩浆特征。美国Oregen中新世(8 Ma)高铝橄榄拉斑玄武岩也具有亏损Nb-Ta-Ti和富集Sr-Nd-Pb同位素的特征，被认为是具有陆壳的特征，暗示了存在浅部地壳物质的再循环(Kelemen et al., 1993; Plank，2005)。据对北大西洋第三纪大火成岩省的研究，渐新世的British Isles 熔岩是亏损Nb的，Fitton et al.(1997)和Kent and Fitton(2000)认为其来自一个N-MORB的源区。格陵兰东南沿海的裂谷玄武岩也是亏损Zr、Nb、Ti的，被认为是来自亏损的地幔源岩(Philipp et al., 2001; Larsen et al., 1999)。Greene et al.(2009)对加拿大Yukon地区三叠纪的大陆溢流玄武岩研究表明，低Ti玄武岩明显亏损Nb等HFSE，推测其与消减带物质的带入有关(Pearce，2008)。在冰岛和格陵兰地区，低Ti 熔岩通常被认为是来自亏损的MORB源区(Ellam and Stuart， 2000)。Søager and Holm(2011)对冰岛Faroe溢流玄武岩的研究表明，那里存在类似大西洋MORB的低钛玄武岩，暗示有来自上地幔的组分的加入。低钛玄武岩的地球化学特征类似MORB，不同于占主导地位的高钛玄武岩。稀土元素指示其来源于比N-MORB更加亏损的源区，推测是尖晶石相和石榴石相地幔经历多次熔融的结果(Larsen et al., 1999b; Callegaro et al., 2013)。

(7) 贫Ti大陆裂谷玄武岩。大陆裂谷的形成通常与地幔隆升、岩石圈伸展作用有关，故有主动裂谷和被动裂谷之分。裂谷作用形成的典型岩石主要为拉斑玄武岩、碱性玄武岩以及与其相伴的中酸性岩组合共同组成的双峰式火山岩系列。在裂谷早期阶段，一般发育以碱性玄武岩为主的岩石组合，随着裂谷的拉伸，软流圈进一步发展，大陆最终被拉开有新洋壳形成时，可形成大量的拉斑玄武岩。然而，在GEOROC数据库中，裂谷构造背景下形成的岩石却不乏具有MORB以及IAB特征的低Ti玄武岩。由此可见，裂谷玄武岩的源区及岩浆作用的过程具有高度的不均一性，例如，美国加利福尼亚和内华达大盆地西部的玄武岩，明显富集大离子亲石元素和亏损高场强元素，在微量元素蛛网图中出现Nb-Ta负异常，暗示玄武岩岩浆源区受到来自俯冲带岩石圈的影响(Davis and Hawkesworth， 1995)；新特提斯洋在二叠纪拉开的裂谷阶段出现三组岩浆系列：第一组是低Ti拉班玄武岩；第二组是碱性玄武岩，类似OIB的特征；第三组是由拉班玄武岩和碱性玄武岩交替组成，第一组低钛玄武岩的源岩被认为是来自亏损和富集地幔的混合(Lapierre et al., 2004)；埃塞俄比亚Afar低钛玄武岩可能与东非裂谷地幔柱组分中再循环的古老洋壳有关(Barrat et al., 2003)；墨西哥古近纪晚期和第四纪裂谷玄武岩，即是在太平洋板块向东消减时在消减带上盘形成的(Verma and Nelson， 1989; Allan and Carmichael， 1984; Wallace and Carmichael， 1992; Nelson and Carmichael， 1984; Orozco-Esquivel et al., 2007; Hasenaka et al., 1994; Siebe et al., 2004)；加拿大纽芬兰奥陶纪的Wild Bight 组火山岩具有岛弧的地球化学痕迹，被认为是在岛弧背景上伸展作用下形成的(Swinden et al., 1990)。因此，许多研究者认为，低钛玄武岩可能是在裂谷阶段受到来自消减带物质的影响(Köhler et al., 2009; West et al., 2004; Davis and Hawkesworth， 1995; Camiré et al.， 1995; Cousens，1996; Gazel et al., 2012; Verma and Nelson， 1989; Wallace and Carmichael， 1992; Orozco-Esquivel et al., 2007; Siebe et al., 2004)，有点类似弧后盆地形成的模式(West et al., 2004; Gazel et al., 2012; Verma and Nelson， 1989)(图 5)。

图 5

Fig. 5

图 5 墨西哥西部科利马地堑位置图(a，引自Allan and Carmichael， 1984的图 1)及裂谷形成示意图(b，引自Verma and Nelson， 1989的图 11) Fig. 5 Colima graben location map(a，after the Fig. 1 of Allan and Carmichael， 1984)and rift valley form diagram(b，after the Fig. 11 of Verma and Nelson， 1989)in western Mexico

上述的实例表明，陆内玄武岩均表现出成分及成因的多样性，反映出其源区组分的变异性和不均一性，以及岩浆形成、演化过程中的影响因素的复杂性。早先建立的构造判别图就显得过于简单化和理想化。因此，我们应基于GEOROC数据库这个平台，对岩石分析数据进行科学的、严谨的筛选，采用数理统计的方法优选出最佳的元素组合及判别标准，结合地质实际，构建新的构造环境判别图。运用数理统计的方法将GEOROC数据库中筛选后的数据由低维向高维选择不同维度的数据组合，总结不同类型玄武岩元素的特征，选取有效的判别元素，构建高置信度的各类玄武岩构造判别的最优元素组合及分类标准，完善玄武岩构造判别图的理论与实践，提升岩石构造的研究水平。

(1) 全体数据在早先的构造判别图上的投图结果表明，CFB、CRB、WPB几乎落入了各种玄武岩构造环境域，在有些判别图上大部分样品甚至落入MORB和岛弧区，而不是落入WPB区，说明许多玄武岩判别图的判别功能值得商榷，尤其是若干主元素判别图。

(2) CFB、CRB、WPB的源区复杂多样，有强烈富集的，也有亏损的。富集型玄武岩可能来自富集的下地幔，而亏损的玄武岩来自具有MORB或岛弧特征的软流圈地幔，后者表现为明显亏损Nb-Ta为特征。低钛玄武岩大多是亏损或强烈亏损的，而高钛玄武岩则通常是富集型的。低程度部分熔融、在较浅深度的部分熔融、结晶分离作用、陆壳混染作用以及AFC过程亦可形成Nb-Ta亏损的大陆玄武岩，尤其是低钛玄武岩。

(3) 大量数据的挖掘研究表明，各种构造环境下形成的玄武岩均表现出成分及成因的多样性，反映出其源区组分的变异性和不均一性，以及岩浆形成、演化过程中的影响因素的复杂性。因此，早先建立的构造判别图就显得过于简单化和理想化。鉴此，我们在研究岩石形成的构造背景及其地球动力学过程时，应注重岩石地球化学特征与其源区、岩浆作用过程的内因外因的成因联系，注重岩石组合在野外产出的时空关系，紧密结合野外地质实际及区域大地构造演化史，之后对岩石形成的构造动力学过程作出合理的解释。

(4) 尽管从全体数据的研究中发现早先的判别图存在许多缺陷，但也不能因此而全盘否定判别图的理论和方法，判别图毕竟还有其合理的内核。因此，我们应基于GEOROC数据库这个平台，对岩石分析数据进行严谨的筛选，采用数理统计的方法优选出最佳的元素组合及判别标准，结合地质实际，构建新的构造环境判别图。

致谢 本文成文过程中得到张岱、苗秀全、杜君和杜雪亮同学的帮助，特别是三位匿名审稿人对本文的评论和建议，使文章质量得以提高，在此深表感谢！