2012, Vol. 28
2. 桂林理工大学，广西隐伏金属矿产勘查重点实验室，桂林 541004
2. Guangxi Key Laboratory of Hidden Metallic Ore Deposits Exploration, Guilin University of Technology, Guilin 541004, China
位于中国西南云、贵、川三省的峨眉山大火成岩省(ELIP)是中国唯一被国际地学界承认的大火成岩省，受到国内外学者的广泛关注。He et al.(2003，2006)根据古生物地层学、沉积学、地球化学特征将峨眉山大火成岩省分成内带、中带、外带，其中中带和外带的火山岩岩性较为单一，主要为高钛玄武岩，内带岩性较为复杂，岩性自下而上的总体变化趋势为低钛玄武岩-高钛玄武岩，仅在岩层顶部有小面积中酸性火山岩出露。
峨眉山大火成岩省主要以溢流拉斑玄武岩为主，其岩石组合包括苦橄质玄武岩、玄武岩、粗面玄武岩、玄武粗面安山岩等，其次可见少量碱性系列包括碱玄岩和碱玄质响岩。前人对峨眉山大火成岩省内带的研究相对较多，主要集中于玄武岩，苦橄岩，镁铁-超镁铁质岩体等的岩石学、地球化学、地质年代学、沉积学等，尤其是对大火成岩省拉斑玄武岩的研究，并取得了丰富的研究成果(Xu et al.，2001，2004; He et al.，2003，2006; Xiao et al.，2004; Zhang et al.，2006，2008，2009; Fan et al.，2008; 范蔚茗等，2004; Song et al.，2004，2008; Shellnutt et al.，2008; Shellnutt and Jahn，2010; 姜寒冰等，2009; He et al.，2010)。然而，对于外带贵州境内的玄武岩相对研究较少(郑启玲，1985; 毛德明，1992; 王砚耕和王尚彦，2003; Qi and Zhou，2008; Lai et al.，2012)，这在一定程度上限制了我们对峨眉山整个大火成岩省的地质-地球化学特征以及形成机制的研究。
本文针对贵州境内水城地区的二叠纪玄武岩岩进行主量元素、微量元素和Sr-Nd-Pb等地球化学研究，并且和贵州威宁黑石头以及织金玄武岩地球化学性质进行对比，讨论该岩区和ELIP东部贵州境内不同种类玄武岩的空间分布和成因关系，为峨眉山大火成岩省的地球动力学过程以及与地幔柱的可能联系提供重要信息。
1 地质背景贵州二叠纪玄武岩，主要位于峨眉山大火成岩省的东部(图 1)，分布在黔西北的毕节、六盘水、黔西南州北部、安顺西部、贵阳西部和黔南州的北部区域(王砚耕和王尚彦，2003)，玄武岩分布区呈向东凸的舌形，西厚东薄，最厚处在威宁舍居乐，厚1249m，黔西-安顺一带的峨眉山玄武岩厚仅数十米，并在瓮安至福泉一带附近尖灭，呈岩被假整合于下二叠统茅口组灰岩之上。
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图 1 峨眉山大火成岩省(a，据 He et al.，2003; Fan et al.，2008)和贵州水城地质简图(b，据贵州108地质队，1973①)。 Fig. 1 Emeishan large igneous province(after He et al.，2003; Fan et al.，2008)and geological map of Shuicheng area in Guizhou Province |
①贵州108地质队.1973.1:20万贵州水城幅地质矿产图
水城玄武岩位于贵州省的西部(N26°10′，E104°35′)，距离六盘水市大约40km处，位于都格布依族苗族彝族乡附近，研究区出露一大套的厚层状玄武岩，包括很多个近平行的喷溢韵律(图 2a)，其中每个韵律厚度比较大，大约15~20m，总共超过十个旋回，总的厚度大约为300m，每个韵律厚薄不均，以致密状无斑玄武岩为主，上部是杏仁状玄武岩，柱状节理较为发育。
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图 2 贵州水城玄武岩多个近平行的喷溢韵律(a)和水城剖面柱状图(b) Fig. 2 Several nearly parallel eruption cycles in Shuicheng basalts(a)and simplified stratigraphic columns(b) |
该区玄武岩颜色为灰黑、绿黑色，主要是致密块状无斑玄武岩和杏仁状玄武岩，无斑玄武岩以显著发育斜长石微晶为特征，除此之外还含有单斜辉石、磁铁矿、钛铁矿。常见间粒结构，斜长石常发育聚片双晶，较自形的板条状斜长石微晶之间充填着细小的辉石、磁铁矿等矿物颗粒(图 3)；位于岩层上部的玄武岩可见杏仁状、气孔状构造，杏仁体和气孔含量一般<5%，椭圆形居多，直径一般<1~3mm，充填物以绿泥石、方解石、石英为主。
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图 3 水城玄武岩偏光显微镜下特征 (a)-单偏光；(b)-正交偏光.Pl-斜长石；Aug-普通辉石；Mt-磁铁矿 Fig. 3 The character of Shuicheng basalts under polarizing microscope (a)-plane polarized;(b)-cross polarized. Pl-plagioclase; Aug-augite; Mt-magnetite |
研究共采集岩石样品17件(图 2)，全岩主量元素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，测试仪器是X射线荧光光谱仪(XRF)，工作条件为：激发电流为50mA，激发电压为50kV，仪器分析灵敏度为0.001%，并用湿化学方法分析了二价铁和三价铁。稀土和微量元素(包括稀土元素)在中国科学院地质与地球物理研究所分析，由ICP-MS法分析。电子探针在中国地质大学(北京)地学实验中心EPMA21600 型电子探针仪上进行分析，工作条件为加速电压15kV、电流10nA，束斑1μm，ZAF修正法。Rb-Sr和Sm-Nd，U-Th-Pb同位素分析在南京大学现代分析中心完成，测试仪器是英国制造的VG354多接收质谱计。实验测定美国NBS987Sr同位素标准：以86Sr/88Sr=0.1194为标准化值，测得87Sr/86Sr=0.710224士8，n=10；对美国La Jolla Nd同位素标准样中143Nd/144Nd的测定值为0.511560±8(2σ)，n=8；标准化值采用146Nd/144Nd=0.7219校正。
3 分析结果 3.1 矿物化学玄武岩中斜长石、辉石和磁铁矿的电子探针分析结果见表 1，斜长石含量大约50%，其端员组分Ab含量为42.09%~46.25%，Or组分为0. 31%~3.78%，An组分在52.01%~56.58% 之间，属于拉长石。辉石含量<30%，端元组分范围为Wo：32.85%~38.75%，En：40.18%~44.69%，Fs：17.97%~24.9%，在Wo-En-Fs 图中投点落在普通辉石范围(图 4a)，其TiO2含量为0.99%~2.33%，属于含钛普通辉石，有两件样品TiO2含量＞2%，属于钛辉石，是碱性基性岩的特征矿物。金属矿物为磁铁矿、钛铁矿和钛磁铁矿，含量在5%~10%左右。
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表 1 贵州水城玄武岩长石、辉石和磁铁矿电子探针分析结果(wt%) Table 1 Electronical microprobe analyses of plagioclase，pyroxene and magnetite(wt%) |
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图 4 水城玄武岩中辉石成分分类图(a，据Morimoto，1988)和TAS图解(b，底图自Le Bas et al.，1986) Fig. 4 Classification diagram of pyroxene(a，after Morimoto，1988)and TAS diagram(b，after Le Bas et al.，1986)for Shuicheng basalts |
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图 5 水城玄武岩MgO与主要氧化物图解 Fig. 5 Plots of MgO versus major oxides of the Shuicheng basalts in Guizhou Province |
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表 2 贵州水城玄武岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6 )分析结果 Table 2 Major(wt%)and trace element(×10-6)analyses of the Shuicheng basalts in Guizhou Province |
样品的主量元素及微量元素分析结果列于表 2。由表 2可以看出，水城玄武岩的SiO2=44.50%~50.04%，TiO2=2.38%~2.74%，普遍富碱，K2O+Na2O=5.67%~8.86%，富铝，Al2O3=17.8%~19.11%，MgO=5.74%~7.96%，玄武岩Mg#范围为0.40~0.49，主要氧化物与MgO之间呈一定相关性变化(图 5)：MgO与SiO2、CaO、及Na2O成反比关系，与Fe2O3和TiO2成正比关系。
在 TAS图解上(图 4b)，该区玄武岩以碱性玄武岩序列为主。样品大部分落在粗面玄武岩范围，样品的Na2O含量高，(Na2O-2%)>K2O，属于钠质粗面玄武岩，也称夏威夷岩。其他有3个样品落在碱玄岩范围。
3.3 微量元素水城玄武岩的相容元素含量较低，其中Cr的含量为76×10-6~111×10-6，Ni的含量为49×10-6~76×10-6，Co为43×10-6~57×10-6，V为352×10-6~420×10-6，其 Ti/Y=330~459，δEu=0.95~1.02，该区稀土元素丰度较高，ΣREE=257.8×10-6~318.9×10-6，LREE和HREE分异明显，LREE/HREE=6.93~8.49，(La/Yb)N=7.65~10.78，(La/Sm)N=2.2~2.79，在稀土元素球粒陨石标准化图解上(图 6a)，样品表现出一致LREE富集的右倾型配分模式，具有与OIB相似的地球化学特征。在微量元素原始地幔标准化图解中(图 6b)，其配分曲线与OIB总体上也相似，不同的是贵州水城玄武岩具有Th和U正异常，样品显示K、Rb、Sr和Nb、Ta负异常。总体而言，贵州水城玄武岩地球化学特征可以和许多典型的与地幔柱或热点岩浆作用有关的玄武岩对比。
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图 6 水城玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) OIB数据来自Sun and McDonough(1989) ;HST 数据来自Qi and Zhou(2008) ; ZJ数据来自Lai et al.(2012) Fig. 6 Chondrite-normalized REE pattern(a)and primitive mantle-normalized trace element pattern for the Shuicheng basalts(b) OIB data after Sun and McDonough(1989) ; HST data after Qi and Zhou(2008) ; ZJ data after Lai et al.(2012) |
贵州水城样品的Sr、Nd、Pb同位素测试结果列于表 3。以峨眉山玄武岩喷发年龄(260Ma)校正后，(87Sr/86Sr)i = 0.70482~0.70503，(143Nd/144Nd)t =0.512583~0.512615，其εNd(t)变化范围较窄: 1.3~1.8，在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解上(图 7a)，样品投点落在峨眉山玄武岩范围内(Xu et al.，2001; Zhang et al.，2006)。水城玄武岩的Pb比值变化范围较小，(206Pb/204Pb)t =17.212~17.62，(207Pb/204Pb)t为15.575~15.672，(208Pb/204Pb)t为37.275~37.616，在(206Pb/204Pb)t vs.( 208Pb/204Pb)t图解上(图 7b)，样品投影点落在峨眉山玄武岩和OIB的同位素组成范围。
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表 3 贵州水城玄武岩Sr-Nd-Pb同位素数据 Table 3 Sr-Nd-Pb isotopic compositions of the Shuicheng basalts in Guizhou Province |
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图 7 水城玄武岩εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)i和(206Pb/204Pb)t vs.(208Pb/204Pb)t图解 峨眉山玄武岩数据来自Zhang et al.(2006) ; OIB数据来自Hart and Staudigel(1989) Fig. 7 εNd(t)vs.(87Sr/86Sr)i and(206Pb/204Pb)t vs.(208Pb/204Pb)t patterns for Shuicheng basalts The Emeishan basalt data after Zhang et al.(2006) ; OIB data after Hart and Staudigel(1989) |
在微量元素蛛网图上，水城玄武岩显示弱的Nb负异常，具有低的(87Sr/86Sr)i= 0.70482~0.70503，εNd(t)=1.3~1.8。相对于OIB的Zr/Nb比值4.2和Th/Nb比值0.06(Hoffmann，1997; Ionov et al.，1997)，水城玄武岩的值要高，Zr/Nb为8.81~10.92，Th/Nb为0.14~0.22。这些特征说明它们在上升过程中可能有少量地壳物质的混染。
微量元素Th和Ta对地壳混染作用十分敏感，地壳混染会导致Th/Ta比值升高。水城玄武岩的Th/Ta比值范围在1.78~2.24，平均值为2.02，与来源于原始地幔的值2.3接近，而平均上地壳的Th/Ta比值一般大于10(Condie，1993)。在Th-Ta图解上(图 8a)，贵州黑石头和织金的Th/Ta比值都大于水城的数值，说明黑石头和织金的玄武岩比水城玄武岩受地壳混染作用影响要大一些。
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图 8 贵州水城、黑石头和织金Th-Ta图(a)和(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM图(b) 数据来源同图 6 Fig. 8 Plots of Th vs. Ta(a)and(Nb/Th)PM vs.(Th/Yb)PM (b)of Shuicheng，Heishitou and Zhijin basalts in Guizhou Province The data sources are the same as Fig. 6 |
另外也可以用(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM比值来说明地壳混染程度，岩石测试值和原始地幔标准化后的比值(Nb/Th)PM值最能反映Nb异常的程度，而(Th/Yb)PM值对地壳的混染是一个灵敏的指示，在(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM图解中(图 8b)，水城玄武岩(Th/Yb)PM值比峨眉山苦橄岩高，而比织金和黑石头的数值都低，说明水城玄武岩在岩浆喷发的过程受到了一定的地壳混染作用，但混染程度比贵州威宁黑石头和织金玄武岩程度低。
4.2 分离结晶作用玄武质岩浆生成后，在向上运移以至喷出地表过程中，通常会发生分离结晶作用或同化混染作用，或者两种作用兼而有之(即AFC过程)。水城玄武岩样品比较低的Mg#值(0.40~0.49)和相容元素含量如Ni(49×10-6~76×10-6)和Cr(76×10-6~111×10-6)，表明岩浆经历了一定程度的结晶分离作用。主要氧化物随MgO 的变化趋势(图 5)表明，熔体在MgO大约大于7%的时候，MgO和TiO2、Fe2O3呈正相关，很可能早期有少量橄榄石、单斜辉石的分离结晶过程，同时伴有少量钛铁氧化物等副矿物的晶出，在MgO＜7%时，Fe2O3、FeO、CaO和MgO呈正相关关系，表明开始有大量的斜长石、单斜辉石和钛铁氧化物分离结晶。微量元素蛛网图中不同程度的Sr负异常可能与斜长石分离结晶作用有关，这和岩相学观察相符合(斑晶矿物以斜长石为主，次为单斜辉石和磁铁矿)。
和同属峨眉山大火成岩省外带贵州境内水城西部威宁黑石头(Qi and Zhou，2008)和水城东部织金(Lai et al.，2012)玄武岩比较，主要氧化物投影图显示(图 9)，水城玄武岩Al2O3 、Na2O和MgO比后两者的含量高，而TiO2、Fe2O3和CaO相对较低，可能是在岩浆结晶过程中，岩浆分离结晶的差异所造成，岩浆结晶早期可能有少量含钛辉石和钛磁铁矿的分离，导致残余熔体中的TiO2和Fe2O3含量低，出现了比其西部威宁黑石头和东边织金等地的TiO2、Fe2O3含量低的特征，而水城玄武岩中Na2O和Al2O3含量高是因为斜长石含量高的缘故。
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图 9 贵州水城、黑石头和织金玄武岩SiO2和主要氧化物投影图 数据来源同图 6 Fig. 9 Plots of SiO2 and major element oxides of Shuicheng，Heishitou and Zhijin basalts in Guizhou Province The data sources are the same as Fig. 6 |
玄武质岩浆可以来源于地幔热柱、软流圈、岩石圈地幔三大端元。由于这些端元组分对岩浆生成的相对贡献程度不同，并且受到不同程度的地壳的影响，从而造成了大陆玄武岩复杂、多变的地球化学性质。贵州水城玄武岩富集LILEs与LREE，具有右倾型的稀土配分模式，与OIB具有极为相似的稀土元素分布模式(图 6)，La/Sm-Sm/Yb比值受分离结晶作用影响较小，用这两个比值可以了解岩浆源区性质和部分熔融程度。地壳混染作用会影响这两个比值，样品的同位素和微量元素分析表明所受地壳的混染影响不大，样品具有高的La/Sm比值(3.49~4.44)和Sm/Yb比值(3.06~3.74)，在La/Sm-Sm/Yb图中(图 10a)，样品投在由石榴石二辉橄榄岩组成的原始地幔熔融线上，指示其源区是由接近原始地幔成分的石榴石二辉橄榄岩低程度熔融形成的，同时，样品的LREE、P2O5含量和La /Yb比值都较高，而HREE丰度则比较低，也佐证了源区有富含HREE的石榴子石残留。所有这些特征说明水城玄武岩和峨眉山大火成岩省其他地方的玄武岩一样，都来自和OIB相似的地幔源区。
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图 10 水城玄武岩La/Sm vs. Sm /Yb图解(a)和(206Pb/204Pb)t vs.(87Sr/86Sr)i图解(b) PM-原始地幔；DMM-亏损地幔(据McKenzie and O′Nions，1991)；CLM-大陆岩石圈地幔(据Sun and McDonough，1989)；CC-平均大陆地壳(据Taylor and McLennan，1985)，EMⅠ和EMⅡ据Hoffmann(1997) ，C组分据Hanan and Graham(1996) .图例和数据来源同图 6 Fig. 10 Plots of La/Sm vs. Sm /Yb(a)and(206Pb/204Pb)t vs.(87Sr/86Sr)i(b)for Shuicheng basalts PM-primary mantle; DDM-deplete mantle(after McKenzie and O′Nions，1991); CLM-continental lithosphere mantle(after Sun and McDonough，1989); CC-Continental crust(after Taylor and McLennan，1985); EMⅠ and EMⅡ after Hoffmann(1997) ，C component after Hanan and Graham(1996) . The symbols and data sources are the same as Fig. 6 |
水城的(87Sr/86Sr)i 比值为0.70482~0.70503，(206Pb/204Pb)t为17.212~17.62，具EM I特征(图 10b)。在(206Pb/204Pb)t-(87Sr/86Sr)i和(206Pb/204Pb)t-(208Pb/204Pb)t(图 11)图解中，水城玄武岩的投影点都在EM I范围，说明了水城玄武岩来源于OIB型的富集地幔，是和下地壳交代有关的富集地幔，而织金玄武岩的投影点在EMⅡ，是与上地壳组分有关的一种富集地幔。
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图 11 贵州水城和织金玄武岩的(206Pb/204Pb)t-(87Sr/86Sr)i图解(a)和(206Pb/204Pb)t-(208Pb/204Pb)t 图解(b) IMU，OIB，Dupal OIB，EM I和EMⅡ数据来自 Hawkesworth et al.(1984) ，Hart(1984，1988)，Hamelin and Allègre(1985) ，Hart et al.(1986) 和Weaver(1991) .图例和数据来源同图 6 Fig. 11 Plots of(206Pb/204Pb)t-(87Sr/86Sr)i(a)and(206Pb/204Pb)t-(208Pb/204Pb)t(b)for the Shuicheng and Zhijin basalts in Guizhou Province The field of HIMU，OIB，Dupal OIB，EMⅠand EMⅡafter Hawkesworth et al.(1984) ，Hart(1984，1988)，Hamelin and Allègre(1985) ，Hart et al.(1986) and Weaver(1991) . The symbols and data sources are the same as Fig. 6 |
通常认为，La和Nb在岩浆演化过程中具有相似的性质，它们的分配系数和丰度在地幔中是近似的，原始地幔源区的交代熔体的La/Nb值为0.96，而MORB源则为1.02(McKenzie and O’Ninos，1991)，贵州水城玄武岩具有高的La/Nb为1.07~1.56，说明它们来自交代的富集地幔源区。
交代地幔比较常见的特征是微量元素K、Rb和Sr的亏损，Ba和Nb的富集(李昌年，1992)，在微量元素蛛网图上，水城玄武岩具有明显的K、Rb和Sr的亏损，Ba的富集，也说明水城玄武岩来自交代的富集地幔。扬子克拉通西缘在元古宙晚期是一个活动大陆边缘(从柏林，1988)，因此该区域大陆下岩石圈地幔(SCLM)或地幔楔可能受到了来自俯冲板块流体的交代和富集(Ringwood，1990)。俯冲板块流体富含挥发分，导致水城玄武岩的钠质含量相对较高。
4.4 贵州水城玄武岩与峨眉山地幔柱的关系Xu et al.(2001，2004)和徐义刚等(2007) 对峨眉山大火成岩省岩石地球化学及地幔柱动力学效应开展了综合研究，揭示了峨眉山地幔柱岩浆活动在时空上的变化规律。研究认为，低Ti玄武岩主要为地幔柱岩浆活动早期中心部位岩石圈高度拉张减薄环境下大量地幔上涌、高程度部分熔融作用形成；高Ti玄武岩则是在地幔柱活动相对较弱的阶段特别是地幔柱活动中心的边缘地带、岩石圈较厚、熔融程度相对较低的条件下形成。并将峨眉山地幔柱岩浆活动模型划分出内带、过渡带及外带(图 1)，内带以低钛玄武岩为主，而过渡带及外带基本上为高钛玄武岩。研究普遍认为，低钛玄武岩可能形成于温度最高、岩石圈最薄的地幔柱轴部，高钛玄武岩的母岩浆是热柱在较大的深度(>80km，石榴石稳定区)经低程度部分熔融形成(<5%)，可能代表了热柱边部或消亡期地幔低程度部分熔融的产物(Xu et al.，2001；徐义刚等，2007)。
在夏威夷和印度Decan，除了主要的拉斑玄武岩，都发现有少量的碱性玄武岩的存在，拉斑玄武岩和碱性玄武岩在地层上交替出现，碱性玄武岩经常是在火山作用早期和消亡期出现，传统的观点认为，拉斑玄武岩是地幔在浅部高程度熔融形成的，而碱性玄武岩则是地幔在深部低程度部分熔融形成的。峨眉山大火成岩省也具有类似的岩性演化趋势，在峨眉山大火成岩省研究中，云南东川和四川龙舟山都有过碱性玄武岩的报道(Song et al.，2008; Qi et al.，2008)。
万渝生等(1995) 根据实验岩石学和矿物温压计算，一般认为碱性玄武岩形成于软流圈地幔，相当于80~100km 以下的地幔深部，碱性玄武岩形成的必要条件是预富集作用，低的地热状态，低程度熔融、高压环境和快速上升。
贵州水城玄武岩在TAS图解上全部属于碱性玄武岩系列，TiO2含量介于峨眉山高钛和低钛之间，岩石地球化学性质说明该岩石来自石榴石稳定区，且熔融程度较低(图 8a)。水城玄武岩位于峨眉山大火成岩省的外带，相当于地幔柱头部的边缘，离地幔柱轴部较远而温度降低，导致部分熔融程度小，同时该岩区岩石形成较深，压力大，这些都具备形成碱性玄武岩的必要条件，同时所形成的碱性岩浆快速上升而所受到的地壳混染程度低，这和峨眉山地幔柱的模型是一致的，是热柱边部或消亡期地幔低程度部分熔融的产物(图 12)。
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图 12 峨眉山地幔柱模型图 Fig. 12 The model for Emeishan mantle plume |
贵州水城玄武岩属于钠质粗面玄武岩，富碱，TiO2含量低，MgO、Al2O3和Na2O含量高，和同属峨眉山大火成岩东部地区的黑石头及织金玄武岩地球化学性质差异的主要原因是地幔源区的不同，水城玄武岩来自富集交代地幔EMI，峨眉山深部地幔柱上升至石榴石稳定区时发生部分熔融，地幔柱的部分熔融体和富集交代流体的大陆岩石圈地幔(SCLM)混合而形成，结晶分异和地壳混染程度也是影响其地球化学性质差异的因素。贵州水城玄武岩富含碱，是位于峨眉山地幔柱外带边缘温度和熔融程度降低，而形成深度和压力大的岩浆快速上升所形成，这和峨眉山地幔柱模型是一致的。
致谢 中国地质大学(北京)地学实验中心尹京武老师，北京大学地壳演化重点实验室杨斌老师，中国科学院地质与地球物理研究所的老师和南京大学现代分析中心王银喜老师在样品实验分析过程中的给予了指导和帮助，谨此致谢！| [] | Condie KC. 1993. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales. Chemical Geology, 104: 1–37. DOI:10.1016/0009-2541(93)90140-E |
| [] | Cong BL. 1988. Formation and Development of the Panxi Ancient Rift. Beijing: Science Press: 1-417. |
| [] | Fan WM, Wang YJ, Peng TP, Miao LC, Guo F. 2004. Ar-Ar and U-Pb geochronology of Late Paleozoic basalts in western Guangxi and its constraints on the eruption age of Emeishan basalt magmatism. Chinese Science Bulletin, 49: 1892–1900. |
| [] | Fan WM, Zhang CH, Wang YJ, Guo F, Peng TP. 2008. Geochronology and geochemistry of Permian basalts in western Guangxi Province, Southwest China: Evidence for plume-lithosphere interaction. Lithos, 102(1-2): 218–236. DOI:10.1016/j.lithos.2007.09.019 |
| [] | Hamelin B, Allègre CJ. 1985. Large scale regional units in the depleted upper mantle revealed by an isotopic study of the south-west India ridge. Nature, 315: 196–198. DOI:10.1038/315196a0 |
| [] | Hanan B, Graham DW. 1996. Lead and helium isotope evidence from oceanic basalts for a common deep sourceof mantle plumes. Science, 272: 991–995. DOI:10.1126/science.272.5264.991 |
| [] | Hart SR. 1984. The Dupal anomaly: A large-scale isotopic anomaly in the southern hemisphere. Nature, 309: 753–756. DOI:10.1038/309753a0 |
| [] | Hart SR, Gerlach, D C, White WM. 1986. A possible new Sr-Nd-Pb mantle array and consequences for mantle mixing. Geochimica et Cosmochimica Acta, 50: 1551–1557. DOI:10.1016/0016-7037(86)90329-7 |
| [] | Hart SR. 1988. Heterogeneous mantle domains: Signature, genesis and mixing chronologies. Earth and Planetary Science Letters, 90: 273–296. DOI:10.1016/0012-821X(88)90131-8 |
| [] | Hart SR, Staudigel H. 1989. Isotopic characteristization and identification of recycle components. In: Hart SR and Gulen L (eds.). Crust/Mantle Recycling at Convergence Zones. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers: 15-28. |
| [] | Hawkesworth CJ, Rogers NW, Van Calsteren PWC, Menzies MA. 1984. Mantle enrichment processes. Nature, 311(27): 331–335. |
| [] | He B, Xu YG, Xiao L, Chung S, Wang Y. 2003. Sedimentary evidence for a rapid, kilometer-scale crustal doming prior to the eruption of the Emeishan flood basalts. Earth and Planetary Science Letters, 213: 391–405. DOI:10.1016/S0012-821X(03)00323-6 |
| [] | He B, Xu YG, Chung SL, Wang YM, Luo ZY. 2006. Sedimentation and lithofacies paleogeography in southwestern China before and after the Emeishan flood volcanism: New insights into surface response to mantle plume activity. Journal of Geology, 114: 117–132. DOI:10.1086/498103 |
| [] | He Q, Xiao L, Balta B, Gao R, Chen J. 2010. Variety and complexity of the Late-Permian Emeishan basalts: Reappraisal of plume-lithosphere interaction processes. Lithos, 119: 91–107. DOI:10.1016/j.lithos.2010.07.020 |
| [] | Hoffmann AW. 1997. Mantle geochemistry: The message from oceanic volcanism. Nature, 385: 219–229. DOI:10.1038/385219a0 |
| [] | Ionov DA, Griffin WL, O'Reilly SY. 1997. Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle. Chemical Geology, 141: 153–184. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00061-2 |
| [] | Jiang HB, Jiang CY, Qian ZZ, Zhu SF, Zhang PB, Tang DM. 2009. Petrogenesis of high-Ti and low-Ti basalts in Emeishan, Yunnan, China. Acta Petrologica Sinica, 25(5): 1117–1134. |
| [] | Lai SC, Qin JF, Li YF, Li SZ, Santosh M. 2012. Permian high Ti/Y basalts from the eastern part of the Emeishan Large Igneous Province, southwestern China: Petrogenesis and tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences, 47: 216–230. DOI:10.1016/j.jseaes.2011.07.010 |
| [] | Li CN. 1992. Trace Element Petrology of Igneous Rock. Wuhan: China University of Geosciences Press: 117-120. |
| [] | Le Bas MJ, Le Maitre RW, Streckeisen A, Zanettin B. 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram. Journal of Petrology, 27: 745–750. DOI:10.1093/petrology/27.3.745 |
| [] | Mao DM. 1992. Trace element geochemistry of Emeishan basalts at the west of Guizhou. Journal of Guizhou Institute of Technology, 20(4): 82–91. |
| [] | McKenzie D, O'Nions RK. 1991. Partial melt distributions from inversion of rare earth element concentrations. Journal of Petrology, 32: 1021–1091. DOI:10.1093/petrology/32.5.1021 |
| [] | Morimoto N. 1988. Nomenclature of pyroxenes. Mineralogy and Petrology, 39(1): 55–76. DOI:10.1007/BF01226262 |
| [] | Qi L, Zhou MF. 2008. Platinum-group elemental and Sr-Nd-Os isotopic geochemistry of Permian Emeishan flood basalts in Guizhou Province, SW China. Chemical Geology, 248: 83–103. DOI:10.1016/j.chemgeo.2007.11.004 |
| [] | Qi L, Wang CY, Zhou MF. 2008. Controls on the PGE distribution of Permian Emeishan alkaline and peralkaline volcanic rocks in Longzhoushan, Sichuan Province, SW China. Lithos, 106: 222–236. DOI:10.1016/j.lithos.2008.07.012 |
| [] | Ringwood AE. 1990. Slab-mantle interactions: 3. Petrogenesis of intraplate magmas and structure of the upper mantle. Chemical Geology, 82: 187–207. |
| [] | Shellnutt JG, Zhou MF, Yan DP, Wang Y.. 2008. Longevity of the Permian Emeishan mantle plume (SW China): 1Ma, 8Ma or 18Ma?. Geological Magazine, 145: 373–388. |
| [] | Shellnutt JG, Jahn BM. 2010. Formation of the Late Permian Panzhihua plutonichypabyssal-volcanic igneous complex: Implications for the genesis of Fe-Ti oxide deposits and A-type granites of SW China. Earth and Planetary Science Letters, 289: 509–519. DOI:10.1016/j.epsl.2009.11.044 |
| [] | Sun SS, McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: Implications for mantle composition and processes. Magmatism in the Ocean Basins: In: Saunders AD and Norry MJ (eds.). Geological Society of London Special Publication, 42: 313–435. DOI:10.1144/GSL.SP.1989.042.01.19 |
| [] | ong XY, Zhou MF, Cao ZM, Robinson PT. 2004. Late Permian rifting of the South China Craton caused by the Emeishan mantle plume?. Journal of Geology Society London, 161: 773–781. DOI:10.1144/0016-764903-135 |
| [] | Song XY, Qi HW, Robinson PT, Zhou MF, Cao ZM, Chen LM. 2008. Melting of the subcontinental lithospheric mantle by the Emeishan mantle plume: Evidence from the basal alkaline basalts in Dongchuan, Yunnan, Southwestern China. Lithos, 100: 93–111. DOI:10.1016/j.lithos.2007.06.023 |
| [] | Taylor SR, McLennan SM. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell: 1-312 |
| [] | Wan YS, Wu JS, Geng YS. 1995. The timing and signification of the alkaline basalts. Acta Geoscientia Sinaca(4): 365–374. |
| [] | Wang YG, Wang SY. 2003. Emeishan Large Igneous Province and basalts copper deposits. : 5-10. |
| [] | Weaver BL. 1991. The origin of ocean island basalt end-member compositions: Trace element and isotopic constraints. Earth and Planetary Science Letters, 104: 381–397. DOI:10.1016/0012-821X(91)90217-6 |
| [] | Xiao L, Xu YG, Mei HJ, Zheng YF, He B, Pirajno F. 2004. Distinct mantle sources of low-Ti and high-Ti basalts from the Eastern Emeishan Large Igneous Province, SW China: Implications for plume-lithosphere interaction. Earth and Planetary Science Letters, 228(3-4): 525–546. DOI:10.1016/j.epsl.2004.10.002 |
| [] | Xu YG, Chung SL, Jahn BM, Wu GY. 2001. Petrologic and geochemical constraints on the petrogenesis of Permian-Triassic Emeishan flood basalts in southern China. Lithos, 58: 145–168. DOI:10.1016/S0024-4937(01)00055-X |
| [] | Xu YG, He B, Chung SL, Menzies MA, Frey FA. 2004. The geologic, geochemical and geophysical consequences of plume involvement in the Emeishan flood-basalt province. Geology, 32: 917–920. DOI:10.1130/G20602.1 |
| [] | Xu YG, He B, Huang XL. 2007. The debate over mantle plumes and how to test the plume hypothesis. Earth Science Frontiers, 14(2): 1–9. DOI:10.1016/S1872-5791(07)60011-6 |
| [] | Zhang ZC, Mahoney JJ, Mao JW, Wang FS. 2006. Geochemistry of picritic and associated basalt flows of the western Emeishan flood basalt province, China. Journal of Petrology, 47: 1997–2019. DOI:10.1093/petrology/egl034 |
| [] | Zhang ZC, Zhi XC, Chen L, Saunders AD, Reichow MK. 2008. Re-Os isotopic compositions of picrites from the Emeishan flood basalt province, China. Earth and Planetary Science Letters, 276: 30–39. DOI:10.1016/j.epsl.2008.09.005 |
| [] | Zhang ZC, Hao YL, Ai Y, Li Y, Zhao L. 2009. Phase equilibria constraints on relations of ore-bearing intrusions with flood basalts in the Panxi region, SW China. Acta Geologica Sinica, 83: 295–309. DOI:10.1111/acgs.2009.83.issue-2 |
| [] | Zheng QL. 1985. The relationship of basic properties and mineralize of Emeishan basalts in Guizhou. Geology of Guizhou, 3(1): 1–16. |
| [] | 从柏林. 1988. 攀西古裂谷的形成与演化. 北京: 科学出版社: 1-417. |
| [] | 范蔚茗, 王岳军, 彭头平. 2004. 桂西晚古生代玄武岩Ar-Ar和U-Pb年代学及其对峨眉山玄武岩省喷发时代的约束. 科学通报, 49: 1892–1900. |
| [] | 姜寒冰, 姜常义, 钱壮志. 2009. 云南峨眉山高钛和低钛玄武岩的岩石成因. 岩石学报, 25(5): 1117–1134. |
| [] | 李昌年. 1992. 火成岩微量元素岩石学. 武汉: 中国地质大学出版社: 117-120. |
| [] | 毛德明. 1992. 贵州西部峨眉山玄武岩微量元素地球化学. 贵州工学院学报, 20(4): 82–91. |
| [] | 万渝生, 伍家善, 耿元生. 1995. 碱性玄武岩的形成时限及其地质意义. 地球学报(4): 365–374. |
| [] | 王砚耕, 王尚彦. 2003. 峨眉山大火成岩省与玄武岩铜矿. 贵州地质, 20(1): 5–10. |
| [] | 徐义刚, 何斌, 黄小龙. 2007. 地幔柱大辩论及如何验证地幔柱假说. 地学前缘, 14(2): 1–9. |
| [] | 郑启玲. 1985. 贵州境内峨眉山玄武岩的基本特征及其与成矿作用的关系. 贵州地质, 3(1): 1–16. |