峨眉山大火成巖省巖石成因與空間差異性研究
——基于全區(qū)高Ti玄武巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)分析與模擬

田雨露，李 亞，孟凡超，趙立可，吳智平，杜 青

(1. 中國(guó)石油大學(xué)(華東) 地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院， 山東 青島 266580； 2. 中國(guó)石油西南油氣田分公司勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610041)

大火成巖省(large igneous provinces， 簡(jiǎn)稱LIPs)在地球上分布十分廣泛(Coffin and Eldholm， 1994； Ernstetal., 2005； Coffinetal., 2006)。峨眉山大火山巖省位于我國(guó)四川、云南、貴州3省，是我國(guó)最早得到國(guó)際學(xué)術(shù)界認(rèn)可的大火成巖省。基于對(duì)地球化學(xué)、生物地層及地球物理等方面的研究成果，前人普遍認(rèn)為峨眉山火山序列形成于地幔柱構(gòu)造背景下(Xuetal., 2001， 2004， 2008； Xiaoetal., 2003； Zhangetal., 2006， 2008； Lietal., 2015)，巖性以玄武巖為主。依據(jù)TiO2含量和Ti/Y值，目前普遍認(rèn)為峨眉山大部分玄武巖可分為高Ti(TiO2>2.5%且Ti/Y >500)和低Ti(TiO2<2.5%且Ti/Y<500)兩個(gè)系列(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2003， 2004； Heetal., 2003， 2007； Songetal., 2008； 李永生， 2012； Lietal., 2016b， 2017b； Liuetal., 2017)。

高Ti玄武巖自地幔柱的中心至地幔柱的外圍均有分布，不同地區(qū)高Ti玄武巖地球化學(xué)特征不同，尤其在微量元素上有較大差異，從而導(dǎo)致前人對(duì)其起源也存在3種不同的認(rèn)識(shí)： ① 高Ti玄武巖起源于地幔柱源區(qū)低程度部分熔融作用，沒有經(jīng)歷地殼和巖石圈地幔的混染作用(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004； Wangetal., 2007)； ② 高Ti玄武巖起源于地幔柱，但巖漿在上升過程中混染了少量巖石圈地幔物質(zhì)(Heetal., 2010b)； ③ 高Ti玄武巖起源于被深部地幔柱加熱并抬升的大陸巖石圈地幔(Xuetal., 2007)。

前人對(duì)高Ti玄武巖成因認(rèn)識(shí)的分歧可能主要由兩種原因?qū)е拢?首先，高Ti玄武巖成因認(rèn)識(shí)是基于一個(gè)或幾個(gè)相鄰地區(qū)的巖石地球化學(xué)研究，缺少峨眉山大火成巖省全區(qū)的整體性分析；其次，前人采用的地球化學(xué)指標(biāo)不同，不同的地球化學(xué)方法得出的結(jié)論有所差異。因此，本文基于前人研究，對(duì)峨眉山大火成巖省全區(qū)高Ti玄武巖的年齡、主量元素、微量元素以及Sr-Nd-Pb 同位素?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行全面系統(tǒng)地收集并統(tǒng)一處理，以期理清高Ti玄武巖的空間分布、噴發(fā)時(shí)限及地球化學(xué)特征，揭示高Ti玄武巖區(qū)域差異性的原因。

1 區(qū)域地質(zhì)概況與數(shù)據(jù)收集

1.1 研究區(qū)地質(zhì)概況

峨眉山大火成巖省分布于揚(yáng)子板塊西緣及青藏高原東緣，區(qū)域發(fā)育安寧河斷裂帶(ANHF)、小江斷裂帶(XJF)和鮮水河斷裂帶(XSHF)等多條斷裂帶(Songetal., 2001)(圖1)。峨眉山大火成巖省基底以中元古代變質(zhì)巖為主(翟明國(guó)等， 1986)，出露的地層橫跨前震旦系—新生界。

圖 1 峨眉山大火成巖省區(qū)域地質(zhì)圖[據(jù)Xu Yigang 等(2001)、Song 等(2001，2008)、Xiao 等(2004)、Zhang 等(2006)、Xu Jifeng等(2007)、He 等(2010b)、Lai 等(2012)、Li 等(2017a)修改]Fig. 1 Regional geological map of the Emeishan large igneous province (modified after Xu Yigang et al., 2001； Song et al., 2001, 2008； Xiao et al., 2004； Zhang et al., 2006； Xu Jifeng et al., 2007； He et al., 2010b； Lai et al., 2012； Li et al., 2017a)

峨眉山玄武巖分布廣泛，出露面積達(dá)2.5×105km2(Chungetal., 1998； Xuetal., 2001)，主要噴發(fā)時(shí)限約為260 Ma，與生物大滅絕時(shí)間吻合(Zhouetal., 2002； Lietal., 2010)。峨眉山大火成巖省東部以貴陽(yáng)以東的都勻-甕安一線為界，西北部和西南部分別以龍門山-金河斷裂帶、哀牢山-紅河斷裂帶相隔，南部界線為云南寶山-昆明一帶，北部界線為道孚-小金-理縣一線(宋謝炎等， 1998； 魏杰， 2018)。峨眉山玄武巖的主要巖石類型為堿性玄武巖和拉斑玄武巖(張?jiān)葡妫?1988； Thompsonetal., 2001)，包括低Ti和高Ti玄武巖兩種類型(Xuetal., 2001)。其中，低Ti玄武巖主要集中分布于大火成巖省西部，高Ti玄武巖在整個(gè)大火成巖省內(nèi)均有出露，是峨眉山大火成巖省區(qū)域構(gòu)造差異研究的良好載體。

1.2 區(qū)帶劃分與數(shù)據(jù)收集

前人根據(jù)生物地層學(xué)、沉積學(xué)和地球化學(xué)特征，結(jié)合研究需要對(duì)峨眉山大火成巖省進(jìn)行了各種區(qū)帶劃分(張?jiān)葡妫?1988； 侯增謙等， 1999； Heetal., 2003， 2010b)。本文在前人基礎(chǔ)上，結(jié)合玄武巖出露區(qū)域，將大火成巖省自西向東依次分為西部地區(qū)、中部地區(qū)和東部地區(qū)(圖1)。針對(duì)峨眉山大火成巖省高Ti玄武巖，前人積累了比較豐富的巖石年代學(xué)及地球化學(xué)數(shù)據(jù)，在對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行系統(tǒng)整合及分析過程中，為最大程度上保證數(shù)據(jù)的統(tǒng)一與精確，確保樣品采集區(qū)出露較好且?guī)r樣新鮮，主微量元素?cái)?shù)據(jù)分別出自X熒光質(zhì)譜儀(XRF)和電子耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)的分析結(jié)果，實(shí)驗(yàn)分析均在重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

根據(jù)PRIMELT2計(jì)算結(jié)果(Heetal., 2010b)，峨眉山地幔柱中心接近于麗江地區(qū)。本文假定麗江為峨眉山地幔柱出露中心，對(duì)峨眉山大火成巖省10個(gè)地區(qū)、94件高Ti玄武巖樣品的地球化學(xué)數(shù)據(jù)以及11個(gè)地區(qū)、12件巖石樣品的鋯石ID-TIMS年齡數(shù)據(jù)進(jìn)行了收集整理。把麗江作為大火成巖省Ⅰ級(jí)區(qū)域，以140 km長(zhǎng)作為級(jí)間距，完成峨眉山大火成巖省自西向東共計(jì)7級(jí)區(qū)域的劃分。其中，Ⅰ、Ⅱ級(jí)區(qū)域?qū)儆谖鞑康貐^(qū)，涉及麗江、賓川、二灘3個(gè)地球化學(xué)數(shù)據(jù)收集區(qū)和大理、賓川、攀西地區(qū)共6個(gè)年齡數(shù)據(jù)收集區(qū)；Ⅲ、Ⅳ級(jí)區(qū)域位于中部地區(qū)，包括東川、巧家、楊柳坪、金頂4個(gè)地球化學(xué)數(shù)據(jù)收集區(qū)和貴州威寧、盤縣珠東、興義雄武、普安樓下4個(gè)年齡數(shù)據(jù)收集區(qū)；Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ級(jí)區(qū)域?qū)儆跂|部地區(qū)，包括織金、洋河、百色3個(gè)地球化學(xué)數(shù)據(jù)收集區(qū)和廣元朝天年齡數(shù)據(jù)收集區(qū)(圖1)。為保證分析結(jié)果的準(zhǔn)確，本文篩選掉了燒失量過高的樣品數(shù)據(jù)(LOI>5%)，并對(duì)其余數(shù)據(jù)進(jìn)行了歸一化處理。

2 時(shí)空分布與地球化學(xué)特征

2.1 年代學(xué)特征

峨眉山玄武巖出露于茅口組灰?guī)r與上覆吳家坪階地層之間，根據(jù)地層年代的制約，峨眉山玄武巖形成于259～254 Ma(徐義剛等， 2017)。玄武巖的磁性地層學(xué)研究表明，在峨眉山大火成巖省玄武巖剖面中，正極性磁性帶厚度較大(圖2)，指示大量玄武巖形成于正常極性周期內(nèi)，很多學(xué)者因此提出峨眉山玄武巖在約1～2 Ma 內(nèi)完成主要噴發(fā)(Huang and Opdyke， 1998； Thomasetal., 1998； Alietal., 2002； Zhengetal., 2010)；也有學(xué)者認(rèn)為峨眉山地幔柱主噴發(fā)期的持續(xù)時(shí)間<1 Ma(徐義剛等， 2013， 2017； Zhongetal., 2014； 朱江， 2019)。

圖 2 峨眉山大火成巖省玄武巖磁性地層學(xué)關(guān)系[黑色表示正常極性，白色表示反轉(zhuǎn)極性；據(jù)Zheng 等(2010)修改]Fig. 2 Correlation of magnetostratigraphic results obtained from basalts in the ELIP (black indicates normal polarity， white indicates reversed polarity； modified after Zheng et al., 2010)

由于峨眉山大火成巖省受到后期熱事件的改造，傳統(tǒng)的Ar-Ar法測(cè)年結(jié)果并不能反映峨眉山玄武巖的噴發(fā)時(shí)間(Bovenetal., 2002； Loetal., 2002； Alietal., 2004， 2005)。峨眉山玄武巖的鋯石U-Pb定年結(jié)果相對(duì)準(zhǔn)確，指示火山噴發(fā)時(shí)限在259.6～256.2 Ma(Fanetal., 2008； Laietal., 2012； Lietal., 2016a)。但相比于火山噴發(fā)持續(xù)時(shí)間，這一結(jié)果仍存在較大誤差(>1%)。單顆鋯石ID-TIMS U-Pb高精度定年方法的引入，更精準(zhǔn)地約束了峨眉山大火成巖省的形成時(shí)間。Shellnutt等(2012)對(duì)攀西地區(qū)大黑山、白馬、黃草、茨達(dá)出露的侵入巖進(jìn)行了鋯石ID-TIMS測(cè)年，得到的年齡數(shù)據(jù)分別為259.1±0.5 Ma、259.2±0.4 Ma、258.9±0.7 Ma和258.4±0.6 Ma。西部地區(qū)大理、賓川的酸性火山巖測(cè)年結(jié)果分別為258.9±0.5 Ma、259.1±0.5 Ma(徐義剛等， 2013； Zhongetal., 2014)，與攀西地區(qū)的大規(guī)模巖漿活動(dòng)期吻合。珠東、雄武、樓下凝灰?guī)r的ID-TIMS測(cè)年結(jié)果指示大火成巖省中部地區(qū)形成于258.5±0.9 Ma ～258.1±1.1 Ma(朱江， 2019)。中晚二疊世GLB界線(即瓜德魯普統(tǒng)-樂平統(tǒng)界線)粘土巖是峨眉山火山巖風(fēng)化剝蝕再沉積的產(chǎn)物(Heetal., 2007， 2010a)，因此界線粘土巖的年齡可以指示峨眉山大火成巖省的形成時(shí)間。中部威寧和東部朝天剖面界線粘土巖的年齡表明中東部火山巖的主噴發(fā)期為259.2±0.3 Ma ～258.6±1.4 Ma(徐義剛等， 2013； Zhongetal., 2014)(表1)。

表 1 峨眉山大火成巖省單顆鋯石ID-TIMS U-Pb測(cè)年結(jié)果匯總Table 1 ID-TIMS U-Pb dating results of single grain zircons in the Emeishan large igneous province

綜上，根據(jù)鋯石ID-TIMS年齡匯總結(jié)果(表1)，結(jié)合玄武巖的磁性地層學(xué)研究(圖2)，認(rèn)為峨眉山主噴發(fā)期約為259～258 Ma。ID-TIMS測(cè)年結(jié)果顯示，峨眉山大火成巖省不同地區(qū)巖石年齡相差不大，且沒有明顯的區(qū)域變化規(guī)律。這說明峨眉山火山巖漿幾乎在同時(shí)期噴發(fā)，與地幔柱活動(dòng)規(guī)律相符。

2.2 空間分布

在峨眉山玄武巖空間分布研究基礎(chǔ)上(Xu Yigangetal., 2001； Songetal., 2001， 2008； Xiaoetal., 2004； Zhangetal., 2006； Xu Jifengetal., 2007； Heetal., 2010b； Laietal., 2012； Lietal., 2017a)，結(jié)合高Ti玄武巖的地球化學(xué)特征，對(duì)各地區(qū)玄武巖進(jìn)行統(tǒng)一劃分，參考各地區(qū)地質(zhì)圖件以及前人對(duì)各地區(qū)玄武巖出露面積、分布密度、展布形狀等方面的具體描述(Xuetal., 2001； Heetal., 2010b； Laietal., 2012)，并根據(jù)經(jīng)緯度對(duì)各地區(qū)進(jìn)行平面定點(diǎn)，系統(tǒng)繪制峨眉山高Ti 玄武巖分布圖(圖1)。高Ti玄武巖在整個(gè)峨眉山大火成巖省內(nèi)均有分布，呈現(xiàn)出以麗江地區(qū)為中心點(diǎn)，向四周延展的趨勢(shì)。雖然普遍認(rèn)為大火成巖省西部以低Ti玄武巖為主，但根據(jù)前人關(guān)于綜合地層學(xué)的研究成果，西部地區(qū)(如賓川、二灘等)的玄武巖厚度約2 000～5 000 m， 高Ti玄武巖厚度明顯>500 m(Chung and Jahn, 1995； Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004； Zhangetal., 2006； Heetal., 2010b)。東部地區(qū)中雖然高Ti玄武巖的出露具有顯著優(yōu)勢(shì)，但玄武巖整體厚度較小(張?jiān)葡妫?1988)，高Ti玄武巖的厚度<500 m(Heetal., 2003； Xiaoetal., 2003)。總體上來看，自西向東，高Ti玄武巖由厚變薄，這可能與峨眉山地幔柱中心活動(dòng)強(qiáng)、外圍活動(dòng)弱有關(guān)(徐義剛等， 2001； 李宏博， 2012)。

2.3 地球化學(xué)特征

根據(jù)10個(gè)地區(qū)94件高Ti玄武巖樣品的統(tǒng)計(jì)結(jié)果(Xu Yigangetal., 2001； Songetal., 2001， 2006， 2008； Xiaoetal., 2004； Zhangetal., 2006； Xu Jifengetal., 2007； Fanetal., 2008； Lietal., 2017a； Tianetal., 2017)，峨眉山高Ti 玄武巖SiO2、TiO2、Al2O3、TFe2O3、MnO、CaO 和P2O5含量平均值分別為49.71%、3.55%、13.74%、14.58%、0.21%、9.01%和0.42%。TAS圖解顯示(圖3a)，峨眉山高Ti 玄武巖樣品主要分布于玄武質(zhì)巖石范圍內(nèi)，堿性和亞堿性兩種類型均有涉及。在SiO2-K2O 圖解上(圖3b)，高Ti玄武巖散落在鉀玄系列、高鉀鈣堿性系列、鈣堿性系列和低鉀(拉斑)玄武巖系列中，其中鈣堿性和高鉀鈣堿性火山巖占主導(dǎo)。MgO 含量(2.32%～8.30%)和Mg#值(31.00～53.00)均低于原始巖漿(MgO≈12.00%，Mg#=63.00～73.00)(Green and Ringwood， 1967)，結(jié)合MgO 與Al2O3、MnO、CaO、Na2O、TFe2O3之間呈正相關(guān)，與K2O、TiO2、P2O5之間呈負(fù)相關(guān)(圖4)，說明峨眉山高Ti玄武巖經(jīng)歷了分離結(jié)晶作用(魏杰， 2018)。在堿度上，高Ti玄武巖全堿(Na2O+K2O)含量為1.17%～6.69%，平均值為3.97%； Na2O/K2O 值為0.78～19.07，平均值為5.48。

圖 3 峨眉山高Ti 玄武巖地球化學(xué)分類圖Fig. 3 Geochemical classification diagrams of the Emeishan high Ti basalts麗江數(shù)據(jù)引自Song 等(2001)、Zhang 等(2006)； 賓川數(shù)據(jù)引自Song 等(2001)、Xiao 等(2004)； 二灘數(shù)據(jù)引自Song 等(2001)、Xu 等(2001)； 東川數(shù)據(jù)引自Song 等(2008)； 巧家數(shù)據(jù)引自Tian 等(2017)； 楊柳坪數(shù)據(jù)引自Song 等(2006)； 金頂和織金數(shù)據(jù)引自Xu 等(2007)； 洋河數(shù)據(jù)引自Li 等(2017a)； 百色數(shù)據(jù)引自Fan 等(2008)data of Lijiang after Song et al., 2001； Zhang et al., 2006； data of Binchuan after Song et al., 2001； Xiao et al., 2004； data of Ertan after Song et al., 2001； Xu et al., 2001； data of Dongchuan after Song et al., 2008； data of Qiaojia after Tian et al., 2017； data of Yangliuping after Song et al., 2006； data of Jinding and Zhijin after Xu et al., 2007； data of Yanghe after Li et al., 2017a； data of Baise after Fan et al., 2008

峨眉山高Ti 玄武巖稀土元素豐度變化較大，∑REE介于129.73×10-6～394.97×10-6之間，平均值為244.08×10-6。輕稀土元素與重稀土元素間存在顯著分異(LREE/HREE≈3.28)，輕稀土元素相對(duì)富集(LREE≈186.75×10-6)，重稀土元素相對(duì)虧損(HREE≈57.33×10-6)。在稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分圖中(圖5a)，各地區(qū)高Ti玄武巖稀土配分形式相似且表現(xiàn)為OIB(洋島玄武巖)型特征，為右傾型曲線，表明各地區(qū)高Ti玄武巖的源區(qū)性質(zhì)相同，起源與演化過程相似。根據(jù)微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖5b)，高Ti玄武巖樣品Rb、Ba、K、Sr 變化范圍大，這可能與不同地區(qū)巖漿演化過程存在差異有關(guān)。

不同地區(qū)高Ti玄武巖Sr、Nd同位素變化不大，(87Sr/86Sr)i和(143Nd/144Nd)i的平均值分別為0.705 418和0.512 407，εNd(t)介于-2.38～4.00之間，平均值為1.59。(206Pb/204Pb)i和(208Pb/204Pb)i波動(dòng)范圍較大，(206Pb/204Pb)i為17.786 00～18.875 00，平均值為18.290 00，(208Pb/204Pb)i為37.983 00～39.190 00，平均值為38.589 00； (207Pb/204Pb)i變化較小，介于15.530 00～15.632 00之間，平均值為15.578 00。

3 討論

3.1 地殼混染與分離結(jié)晶

一般情況下，原始地幔的Nb/U值約為34，地殼數(shù)值(≈9.7)遠(yuǎn)低于原始地幔值(Morgan，1990)。峨眉山高Ti玄武巖Nb/U值約為36.21，接近于原始地幔，說明高Ti玄武質(zhì)巖漿沒有遭受地殼混染作用或受到的地殼混染程度很低。原始地幔中Nb/La值約為1.06，地殼中Nb/La值約為0.45(Weaver， 1991； Songetal., 2006)。而高Ti玄武巖Nb/La值介于0.66～1.50 之間且不隨SiO2含量的變化而變化(圖6a)，說明在峨眉山高Ti玄武巖形成過程中分離結(jié)晶作用占主導(dǎo)，地殼混染程度低(Xiaoetal., 2004)。相比于原始巖漿，地殼混染后的巖漿具有較高的Th/Nb值(>5)、Th/Ta值(>10)(Woodenetal., 1993； Nealetal., 2002)和較低的Ta/La值(<0.04)(Lassiter and Depaolo，1997)，而在峨眉山高Ti玄武巖中Th/Nb值(0.02～0.25)和Th/Ta值(<3.3)較低(圖6b)，Ta/La值(≈0.06)(圖6c)較高，沒有表現(xiàn)出地殼混染的特征(Nealetal., 2002； Songetal., 2006)。 地殼混染后，放射性同位素(87Sr/86Sr)i值和Pb同位素比值通常升高，εNd(t)值降低(Pearce， 2008)。 峨眉山高Ti玄武巖(87Sr/86Sr)i值(0.704 160～0.706 900)和Pb同位素比值較低；εNd(t)平均值為1.59，也表明峨眉山高Ti玄武巖沒有經(jīng)歷明顯的地殼混染。

圖 4 峨眉山高Ti 玄武巖MgO與主量氧化物協(xié)變圖(地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3)Fig. 4 Covariance diagrams between MgO and major oxides for the Emeishan high Ti basalts (sources of geochemical data and legends as for Fig. 3)

圖 5 峨眉山高Ti 玄武巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)[球粒隕石、原始地幔和OIB數(shù)據(jù)引自Sun 和McDonough(1989)； 地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源同圖3]Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized multi-element patterns (b) for the Emeishan high Ti basalts(data of chondrite, primitive mantle and OIB after Sun and McDonough, 1989； sources of geochemical data as for Fig. 3)

圖 6 峨眉山高Ti玄武巖混染情況判別圖[原始地幔數(shù)據(jù)引自Sun 和McDonough(1989)； 地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3； FC(分離結(jié)晶)、AFC(同化分離結(jié)晶)趨勢(shì)線據(jù)Xiao 等(2004)]Fig. 6 Diagrams for discriminating contamination of the Emeishan high Ti basalts [data of primitive mantle after Sun and McDonough, 1989; sources of geochemical data and legends as for Fig. 3； FC and AFC trend lines after Xiao et al., 2004]

由于高Ti玄武巖幾乎沒有經(jīng)歷地殼混染作用，所以巖石地球化學(xué)特征完全受控于巖漿演化過程。巖石固結(jié)指數(shù)(SI)是判別巖漿演化過程的地球化學(xué)指標(biāo)。通常情況下，原始巖漿的SI值約為40(Green and Ringwood， 1967)。與原始巖漿相比，峨眉山高Ti玄武巖中SI值(12.70～32.80)較低，表明高Ti玄武質(zhì)巖漿在噴發(fā)之前經(jīng)歷了分離結(jié)晶作用。高Ti玄武巖部分熔融和分離結(jié)晶作用擬合結(jié)果表明(圖7a)，高Ti玄武巖更多受分離結(jié)晶作用控制。

斜長(zhǎng)石、輝石和橄欖石通常是玄武巖斑晶的主要礦物類型。由于單斜輝石、斜方輝石和橄欖石中Sm和Eu的分配系數(shù)相差不大，Sr表現(xiàn)為不相容特征，因此輝石和橄欖石的分離結(jié)晶不會(huì)引起Sm/Eu值發(fā)生強(qiáng)烈波動(dòng)，Sr趨向于在巖漿中富集，巖石中Sr呈負(fù)異常現(xiàn)象。而在斜長(zhǎng)石中Sm的分配系數(shù)明顯大于Eu的分配系數(shù)，Sr呈現(xiàn)為相容元素特征，因此在斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用下，Eu為負(fù)異常，Sm/Eu值增大，Sr趨向于在巖石中富集(楊輝等， 2018)。峨眉山高Ti玄武巖Sm/Eu值(2.80～4.65)相對(duì)穩(wěn)定(圖7b)，基本不隨Sr的變化而變化，Sr存在明顯的負(fù)異常現(xiàn)象(圖5b)，說明峨眉山高Ti玄武巖主要經(jīng)歷了輝石和橄欖石的分離結(jié)晶，斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用比較微弱。

圖 7 峨眉山高Ti 玄武巖La/Sm-La、Sm/Eu-Sr和100 (Fe+Mg+Mn)/Ti-100 Si/Ti圖解[地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3； a， 部分熔融與分離結(jié)晶線的擬合方法據(jù)萬(wàn)渝生(1990)； c， Ol(橄欖石)、Opx(斜方輝石)和Cpx(單斜輝石)的分離結(jié)晶線據(jù)Stanley 和 Russel(1989)]Fig. 7 Diagrams of La/Sm-La, Sm/Eu-Sr, and 100 (Fe+Mg+Mn)/Ti-100 Si/Ti for the Emeishan high Ti basalts [sources of geochemical data and legends as for Fig. 3； a， fitting method for partial melting and fractional crystallization lines after Wan Yusheng, 1990； c， fractional crystallization lines of Ol, Opx and Cpx after Stanley and Russel, 1989]

根據(jù)100 (Fe+Mg+Mn)/Ti-100 Si/Ti圖解，峨眉山高Ti玄武巖樣品數(shù)據(jù)主要分布于單斜輝石分離結(jié)晶線附近(圖7c)，表明高Ti玄武質(zhì)巖漿在演化過程中，主要發(fā)生了單斜輝石的分離結(jié)晶作用。通常情況下單斜輝石的結(jié)晶會(huì)伴隨著Mg元素的消耗，從而引起Mg#值和MgO含量下降。峨眉山高Ti玄武巖的Mg#值與MgO含量明顯低于原始巖漿，同樣印證了高Ti玄武巖在形成過程中經(jīng)歷了大量單斜輝石的分離結(jié)晶。結(jié)合高Ti玄武巖中MgO與Al2O3、CaO、Na2O呈正相關(guān)(圖4)，進(jìn)一步表明單斜輝石的分離結(jié)晶作用。一般認(rèn)為斜長(zhǎng)石的分離結(jié)晶作用會(huì)引起Eu的負(fù)異常，而峨眉山高Ti玄武巖中Eu僅表現(xiàn)為微弱的負(fù)異常(圖5b)，指示斜長(zhǎng)石分離結(jié)晶作用較弱。MgO與P2O5、TiO2之間的負(fù)相關(guān)特征(圖4)是磷灰石和鈦鐵氧化物分離結(jié)晶下的結(jié)果(魏杰， 2018)。

3.2 源區(qū)性質(zhì)

峨眉山高Ti玄武巖的Sr-Nd同位素特征顯示，大部分巖石樣品分布于地幔陣列和全球平均值區(qū)域附近，接近于OIB型特征，而與MORB(洋中脊玄武巖)型特征明顯不符(圖8a)，所以高Ti玄武巖不可能是軟流圈巖漿噴發(fā)的產(chǎn)物。根據(jù)稀土元素配分圖(圖5a)和微量元素蛛網(wǎng)圖(圖5b)，峨眉山高Ti玄武巖富集LILE(大離子親石元素)和HFSE(高場(chǎng)強(qiáng)元素)，與OIB型相似，說明高Ti玄武巖起源于地幔柱源區(qū)(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004)。雖然原始地幔同位素特征與OIB源相似，但在Zr/Nb、Ba/Th等不相容元素比值上，原始地幔與OIB源存在明顯差異，峨眉山高Ti玄武巖不相容元素特征與富集地幔源的洋島玄武巖(EM-OIB)更加吻合(表2)。通常情況下，富集地幔Zr/Y<18且Zr/Nb<18， Th/Yb值和Ta/Yb值較高； 虧損地幔Zr/Y>18且Zr/Nb>18，Th/Yb值和Ta/Yb值較低(Leetal., 1983； Xiaoetal., 2004)。峨眉山高Ti玄武巖Zr/Y值為4.81～11.94， Zr/Nb值為5.79～14.28， Th/Yb值和Ta/Yb值均較高，進(jìn)一步表明高Ti玄武巖源區(qū)更接近于富集地幔特征(圖8b)。

表 2 峨眉山高Ti 玄武巖、原始地幔與OIB 端員組分的不相容元素比值表Table 2 Ratio of incompatible elements for the Emeishan high Ti basalts, primitive mantle and end member component of OIB

通常認(rèn)為再循環(huán)古洋殼、俯沖陸源沉積物和地幔交代作用是導(dǎo)致富集地幔形成的主要因素(牛耀齡， 2010； 褚志遠(yuǎn)， 2016)。由于峨眉山高Ti玄武巖明顯富集不相容元素，且不相容性越強(qiáng)的元素富集特征越顯著(圖5)，不具有地殼特征，因此可以排除相當(dāng)虧損的循環(huán)洋殼以及具有強(qiáng)烈陸殼特征的陸源沉積物的可能，高Ti玄武質(zhì)巖漿的富集特征很可能與來自地震波減速帶(LVZ)的低程度熔融物質(zhì)有關(guān)(牛耀齡， 2010)。在浮力作用下，LVZ中富含揮發(fā)分和不相容元素的硅酸鹽質(zhì)熔體向頂部匯聚，之后在LVZ頂部與巖石圈底部的交界處與地幔柱熔體混合，不相容元素隨之加入。

由于俯沖循環(huán)物質(zhì)中Th元素富集，Yb元素虧損，因此混入了循環(huán)陸殼或俯沖成分的巖漿Th/Yb值較高。峨眉山大火成巖省西部地區(qū)的高Ti玄武巖Th/Yb值較低，主要分布在MORB-OIB 陣列之中近OIB處；中、東部地區(qū)高Ti 玄武巖Th/Yb值較高，所有樣品均分布在MORB-OIB 陣列之上(圖8c)，表明大火成巖省中、東部地區(qū)高Ti玄武巖在形成過程中，有循環(huán)地殼物質(zhì)或巖石圈地幔成分的混入(Heetal., 2010b)。由于峨眉山高Ti玄武巖不具有地殼特征，說明中、東部地區(qū)高Ti玄武巖可能發(fā)生了少量巖石圈地幔的混染，并且此時(shí)的巖石圈地幔已經(jīng)在俯沖板塊再循環(huán)作用下發(fā)生了改造(周名魁等， 1988； Songetal., 2001)；同時(shí)也可能指示地幔柱組分本身就與交代后的俯沖巖石圈有關(guān)(Niu and O’Hara, 2003； 牛耀齡， 2010)。

如果峨眉山高Ti玄武巖經(jīng)歷了巖石圈地幔的混染，那么除LVZ-巖石圈交界處之外，巖石圈地幔也很可能是不相容元素富集的重要場(chǎng)所。一是在浮力作用下，LVZ熔體持續(xù)上升至巖石圈，并在巖石圈地幔中結(jié)晶，形成富集不相容元素的交代巖脈(牛耀齡， 2010)；二是在揚(yáng)子克拉通俯沖作用下，巖石圈地幔被富含不相容元素和流體的沉積物改造(周名魁等， 1988)。這兩方面的演化可能導(dǎo)致巖石圈地幔的富集，若存在地幔柱-巖石圈相互作用，混合熔體也隨之富集。

3.3 源區(qū)部分熔融

地幔橄欖巖的主要礦物相是石榴石相與尖晶石相(鄭中， 2006)。通常情況下，HREE 在石榴石相中更加富集，Y和Yb的分配系數(shù)相似且明顯高于Ce、Gd和Tb。當(dāng)源區(qū)以石榴石相為主或源區(qū)熔融程度較低時(shí)，Ce/Yb、Ce/Y、Gd/Yb和Tb/Yb值均較高(段其發(fā)等， 2010)。峨眉山高Ti玄武巖Ce/Yb值介于19.88～56.55之間，Ce/Y值介于1.78～3.31之間，Gd/Yb>2.0，指示高Ti玄武巖形成于以石榴石相為主的深地幔源區(qū)的低程度熔融作用。高Ti玄武巖(Tb/Yb)N>1.8，樣品數(shù)據(jù)主要分布在石榴石穩(wěn)定區(qū)內(nèi)，同樣表明了石榴石相源區(qū)特征(圖9a)(Xiaoetal., 2004)。結(jié)合La/Sm-Sm/Yb圖(圖9b)，高Ti玄武巖的La/Sm值(>3)和Sm/Yb值(>2)均較高，各地區(qū)樣品數(shù)據(jù)均分布于石榴石橄欖巖-尖晶石橄欖巖熔融區(qū)域之間，說明源區(qū)成分除了石榴石相以外，也可能存在尖晶石相。

圖 8 峨眉山高Ti 玄武巖源區(qū)性質(zhì)判別圖[地球化學(xué)數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3； a據(jù)Song 等(2001)修改； b據(jù)Xiao 等(2004)； c據(jù)He 等(2010b)]Fig. 8 Diagrams for discriminating source area characteristics of the Emeishan high Ti basalts [sources of geochemical data and legends as for Fig. 3； a modified after Song et al., 2001； b after Xiao et al., 2004； c after He et al., 2010b] DM—虧損地幔； BSE—全球平均值； EM-Ⅰ和EM-Ⅱ—富集地幔； HIMU—具有高238U/204Pb、U/Pb和Th/Pb 值的地幔； PREMA—流行地幔； MORB—洋中脊玄武巖； OIB—洋島玄武巖； S—俯沖成分； W—板內(nèi)富集； C—地殼混染； F—分離結(jié)晶； Th—拉斑玄武巖區(qū)域； CA—鈣堿性區(qū)域； S—鉀玄質(zhì)區(qū)域； MORB—洋中脊玄武巖； OIB—洋島玄武巖 DM—depleted mantle； BSE—bulk silicate earth； EM-Ⅰ and EM-Ⅱ—enriched mantle； HIMU—mantle with high 238U/204Pb, U/Pb and Th/Pb values； PREMA—prevalent mantle； MORB—mid-oceanic ridge basalt； OIB—oceanic island basalt； S—subduction component； W—within-plate enrichment； C—crustal contamination； F—fractional crystallization； Th—tholeiite field； CA—calc-alkaline field； S—shoshonitic field； MORB—mid-oceanic ridge basalt； OIB—oceanic island basalt

圖 9 峨眉山高Ti 玄武巖源區(qū)礦物相組成圖解[數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3； a據(jù)Xiao 等(2004)； b據(jù)Lassiter 和Depaolo 1997)]Fig. 9 Mineral phase composition diagrams of source area for the Emeishan high Ti basalts [sources of geochemical data and legends as for Fig. 3； a after Xiao et al., 2004； b after Lassiter and Depaolo, 1997]

玄武巖微量元素比值特征可以判別巖漿的熔融過程。Gd/Yb、Th/Yb、La/Sm值等很少受到分離結(jié)晶的影響，能夠作為部分熔融作用的地球化學(xué)指標(biāo)(Lassiter and Depaolo, 1997； Xiaoetal., 2004； Songetal., 2006)。從峨眉山大火成巖省西部到東部，Gd/Yb值呈減小趨勢(shì)，表明由西到東石榴石相的熔融比例減小。在La/Sm-Sm/Yb圖(圖9b)和Th/Yb-Ta/Yb圖上(圖8b)，峨眉山大火成巖省自西向東，高Ti玄武巖Sm/Yb值和La/Sm值減小；與西部地區(qū)相比，中、東部地區(qū)高Ti玄武巖Ta/Yb值較小，Th/Yb值較大。這些特征都表明自西向東地幔橄欖巖的熔融程度增大。

通常認(rèn)為石榴石/尖晶石二輝橄欖巖是地幔柱和新生巖石圈的主要物質(zhì)組成(張招崇等， 2005； 牛耀齡， 2010)。結(jié)合高Ti玄武巖源區(qū)具有富集特征，本文以富集地幔代表峨眉山高Ti玄武巖源區(qū)組成，以石榴石二輝橄欖巖和尖晶石二輝橄欖巖表示源區(qū)端員成分，利用Dy/Yb值和La/Yb值定量模擬高Ti玄武巖的形成過程(圖10)。由于地幔橄欖巖的實(shí)際熔融過程與分離熔融更為相似(Norman, 1998)，并且各礦物的熔融比例可能與源區(qū)礦物占比并不一致，因此本文采用非實(shí)比分離熔融模式，熔融模擬參數(shù)如表3 所示。

表 3 峨眉山高Ti 玄武巖熔融模擬參數(shù)匯總表Table 3 Parameters of the melting simulation for the Emeishan high Ti basalts

通常認(rèn)為，La/Yb值指示源區(qū)熔融程度的大小，La/Yb值越大表明熔融程度越小；Dy/Yb值反映熔融深度及礦物相熔融比例的變化，Dy/Yb值越大表明熔融深度越深，石榴石相/尖晶石相的熔融比例越大。峨眉山高Ti玄武巖模擬結(jié)果顯示(圖10)，石榴石相和尖晶石相的熔融程度分別為0.5%～2%和5%，源區(qū)石榴石相的熔融占比為40%～90%，其中大部分樣品在40%～70%的石榴石相熔融比例下形成。從空間分布上來看，各地區(qū)地幔橄欖巖的熔融作用呈現(xiàn)區(qū)域變化規(guī)律。峨眉山大火成巖省自西向東(距地幔柱中心由近到遠(yuǎn))高Ti玄武巖Dy/Yb值和La/Yb值均減小，表明距地幔柱越遠(yuǎn)地幔橄欖巖的熔融程度越大，熔融深度越低，石榴石相的熔融比例減小，尖晶石相的熔融比例增大。這種區(qū)域變化規(guī)律與Lai等(2012)、Li 等(2017a)分別通過對(duì)貴州、廣西以及洋河地區(qū)進(jìn)行地球化學(xué)模擬，最終得到的結(jié)果吻合，進(jìn)一步驗(yàn)證了鄭中(2006)提出的峨眉山大火成巖省孔隙度動(dòng)力熔融模型。

3.4 巖石成因

通過定性分析與定量模擬，結(jié)合高Ti玄武巖的分布情況，峨眉山地幔柱可能是一個(gè)以麗江地區(qū)為中心(Heetal., 2010b)，呈“火炬狀”不對(duì)稱分布的地幔柱。地幔柱軸部以東的延展范圍明顯大于軸部以西(圖11)。峨眉山大火成巖省各地區(qū)高Ti玄武巖都是地幔柱柱頭低程度部分熔融作用下的產(chǎn)物，在LVZ頂部的熔體層內(nèi)，地幔柱熔體發(fā)生不相容元素的富集。由于峨眉山地幔柱和巖石圈地幔具有非均質(zhì)性，并且各地區(qū)高Ti玄武巖的形成過程并不完全相同，因此高Ti 玄武巖的地球化學(xué)特征存在一定的空間差異。

圖 10 峨眉山高Ti玄武巖La/Yb-Dy/Yb模擬圖解Fig. 10 Simulated image of La/Yb-Dy/Yb for the Emeishan high Ti basaltsGr0～Gr100反映石榴石相熔體與尖晶石相熔體不同的混合比例，如Gr100代表100%的石榴石相熔體成分，Gr0代表100%的尖晶石相熔體成分；0.01%～10%代表石榴石相不同的熔融程度；數(shù)據(jù)來源和圖例同圖3Gr0～Gr100 reflects the different mixing ratio of garnet melt and spinel melt, for example, Gr100 represents 100% garnet melt composition, Gr0 represents 100% spinel melt composition; 0.01%～10% represents different melting degrees of garnet phase; sources of geochemical data and legends as for Fig. 3

圖 11 峨眉山高Ti 玄武巖地幔柱熔融示意圖[據(jù)He 等(2010b)、牛耀齡(2010)、李永生(2012)修改]Fig. 11 Schematic diagram illustrating the mantle plume melting process for the Emeishan high Ti basalts (modified after He et al., 2010b； Niu Yaoling， 2010； Li Yongsheng， 2012)

峨眉山大火成巖省西部地區(qū)位于地幔柱軸部區(qū)域，近于地幔柱噴發(fā)中心，溫度較高(>1 600℃)(Heetal., 2010b； 李永生， 2012)，柱頭拱起明顯且深度值較大。在地幔柱柱頭深處，石榴石相占比高，尖晶石相占比低，初始熔融壓力高，導(dǎo)致平均熔融程度低，形成了TiO2含量極高的高Ti玄武巖。而大火成巖省中、東部地區(qū)主要位于地幔柱邊部區(qū)域，是峨眉山地幔柱活動(dòng)的減弱地帶，溫度更低，熔融總量更少，高Ti玄武巖的產(chǎn)出量明顯更少。與西部地區(qū)相比，中、東部地區(qū)巖石圈覆蓋更厚，當(dāng)?shù)蒯Ｖ仙翈r石圈底部時(shí)，巖石圈地幔可能發(fā)生部分熔融作用，地幔柱熔體同化早期的交代巖脈，繼續(xù)富集不相容元素，最終形成了TiO2含量相對(duì)較低的玄武巖。但由于地幔柱邊部整體溫度較低，巖石圈地幔的最大熔融程度有限，因此中、東部地區(qū)高Ti玄武質(zhì)巖漿主要為地幔柱熔體，總體呈現(xiàn)為OIB特征。峨眉山大火成巖省自西向東，巖石圈逐漸由薄的特提斯洋蓋層向厚的揚(yáng)子克拉通蓋層變化(鄭中， 2006； 李永生， 2012)，地幔柱源區(qū)深度和溫度減小，熔融壓力和深度降低，導(dǎo)致距地幔柱中心越遠(yuǎn)，地幔橄欖巖的平均熔融程度越大(鄭中， 2006)，深部石榴石相熔融比例減小，淺部尖晶石相熔融比例增大，巖石圈地幔的混染可能性增大(圖11)。

4 結(jié)論

(1) 峨眉山大火成巖省形成于約259～258 Ma，不同地區(qū)巖石年齡沒有明顯的區(qū)域變化規(guī)律。高Ti玄武巖在整個(gè)峨眉山大火成巖省均有出露，自西向東高Ti玄武巖由厚變薄。

(2) 峨眉山高Ti玄武巖中MgO含量與其他主量元素氧化物間呈線性相關(guān)，主要為鈣堿性系列和高鉀鈣堿性系列。高Ti玄武巖富集HFSE、LILE和LREE，虧損HREE，具有OIB型特征。不同地區(qū)高Ti玄武巖Sr、Nd 同位素比值相對(duì)穩(wěn)定。

(3) 峨眉山高Ti玄武巖起源于具有富集地幔特征的地幔柱源區(qū)，幾乎沒有經(jīng)歷地殼混染。在演化過程中，高Ti玄武巖先后經(jīng)歷了部分熔融與以單斜輝石為主的分離結(jié)晶作用。當(dāng)?shù)蒯Ｖ仙翈r石圈地幔時(shí)，巖石圈地幔可能發(fā)生少量部分熔融作用并混入地幔柱熔體中。源區(qū)石榴石相和尖晶石相的熔融程度分別為0.5%～2%和5%，石榴石相的熔融比例為40%～90%。峨眉山大火成巖省自西向東，地幔柱源區(qū)深度和溫度減小，熔融壓力降低，導(dǎo)致源區(qū)熔融程度增大，熔融深度減小，石榴石相的熔融比例減小，尖晶石相的熔融比例增大。