峨眉山大火成岩省高低Ti玄武岩成因研究

Research on the Genesis of High-Low Ti Basalt in ELIP

摘要: 峨眉山大火成岩省(ELIP)位于扬子板块西缘，其主要组成部分为大陆溢流玄武岩。峨眉山玄武岩根据Ti含量被分为低钛玄武岩和高钛玄武岩，前人已经对峨眉山高低钛玄武岩地球化学和同位素特征进行了系统的研究，然而对高低钛玄武岩的成因机制还存在争议。文章对峨眉山高低钛玄武岩的地球化学、Sr-Nd同位素组成数据进行整理分析，以约束峨眉山高低钛玄武岩成因。研究结果表明：峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩都来自于地幔柱熔融。峨眉山高钛玄武岩没有受到明显的地壳和岩石圈地幔物质污染，而峨眉山内带低钛玄武岩遭受到明显的地壳物质和岩石圈地幔物质污染。低钛玄武岩为尖晶石橄榄岩地幔熔融，高钛玄武岩为石榴石橄榄岩地幔熔融。峨眉山高低钛玄武岩成因的研究为深入理解峨眉山大火成岩省的形成机制及地幔柱–岩石圈相互作用过程提供了重要约束。

Abstract: The Emeishan Large Igneous Province (ELIP) is located on the western margin of the Yangtze Block, with its main component being continental flood basalts. The Emeishan basalts are classified into Low-Ti and High-Ti types based on Ti content. Previous studies have systematically investigated the geochemical and isotopic characteristics of these High-Ti and Low-Ti basalts, yet controversies remain regarding their genetic mechanisms. This paper compiles and analyzes geochemical data and Sr-Nd isotopic compositions of the Emeishan High-Ti and Low-Ti basalts to constrain their petrogenesis. The results indicate that both the Low-Ti basalts and High-Ti basalts of the Emeishan originated from mantle plume melting. The High-Ti basalts show no significant contamination by crustal or lithospheric mantle materials, whereas the inner-zone Low-Ti basalts exhibit evident contamination by both crustal and lithospheric mantle components. The Low-Ti basalts were derived from melting of spinel-bearing peridotite mantle, while the High-Ti basalts originated from garnet-bearing peridotite mantle. This study on the genesis of Emeishan basalts provides important constraints for understanding the formation mechanism of the ELIP and the interaction processes between mantle plumes and the lithosphere.

1. 引言

峨眉山大火成岩省(large igneous provinces，简称ELIP)位于中国西南的云南、贵州和四川等地(图1)，主要由晚二叠纪溢流玄武岩、镁铁质–超镁铁质侵入体以及少量长英质火山岩、火山碎屑岩和碱性岩组成[1]-[6]。近年来，众多学者通过地层学、年代学、地球化学和地球物理等多学科综合研究，普遍认为ELIP的形成与地幔柱活动密切相关[1]-[5] [7]-[10]。峨眉山玄武岩Ti含量存在明显差异，众多学者根据Ti含量将峨眉山玄武岩分为低钛玄武岩和高钛玄武岩[1] [3] [4] [7] [9] [11]。Xu等(2001)将峨眉山大火成岩省溢流玄武岩分为低钛玄武岩和高钛玄武岩，低钛玄武岩TiO₂ < 2.5 wt%，Ti/Y < 500，高钛玄武岩TiO₂ > 2.5 wt%，Ti/Y > 500。根据岩石地球化学、沉积学和生物地层学特征，ELIP被分为内带、中带和外带[1] [9] [10]。高钛和低钛玄武岩在内带的宾川、丽江、大理等地区均有出露，中带和外带如四川、贵州和桂西等地区则以高钛玄武岩为主[1] [3] [8] [9]。这种峨眉山高低钛玄武岩系统的空间分布特征暗示了ELIP形成过程中可能存在复杂的岩浆演化机制和地幔柱–岩石圈相互作用过程。

ELIP低钛玄武岩与高钛玄武岩在地球化学和同位素组成上表现出显著差异[1] [3] [8] [9]，这一特征引发了广泛的地质学者的关注，前人对峨眉山高钛玄武岩和低钛玄武岩成因进行了系统的研究，并提出了多个岩石成因模型：1) 低钛玄武岩和高钛玄武岩都为地幔柱熔融形成，低钛玄武岩为地幔柱高程度部分熔融产生，岩浆过程中遭受了显著的地壳和岩石圈地幔物质混染，而高钛玄武岩为地幔柱低程度部分熔融产生，岩浆过程中未遭受明显的地壳物质污染[1] [3] [8] [9]。2) 低钛玄武岩为地幔柱作为热源使大陆岩石圈地幔熔融形成[5] [12]。3) 高钛玄武岩来源于大陆岩石圈地幔熔融或岩浆上升过程中与大陆岩石圈地幔物质混合[13]。4) 低钛和高钛玄武岩可能源自同一地幔源区，但经历了不同程度的部分熔融、分离结晶和地壳混染过程[7] [14] [15]。因此，关于峨眉山高低钛玄武岩成因，以及ELIP地幔柱羽流与岩石圈相互作用关系还有待讨论，本文基于前人研究，对ELIP低钛玄武岩和高钛玄武岩地球化学和Sr-Nd同位素组成数据进行系统的收集和处理，以约束峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩岩石成因，评估大陆岩石圈地幔和地壳物质对ELIP玄武岩成因的影响。

2. 地质背景

ELIP位于扬子板块西缘，分布面积约2.5 × 10⁵ km [3] [9] [11]，岩浆岩主要出露于云南、贵州和

Figure 1. Distribution map of volcanic rocks and intrusions in the ELIP (modified after [5])

图1. ELIP火山岩和侵入体分布图(据[5]修改)

四川等地区，最近研究发现，峨眉山玄武岩在桂西[16]、越南北部(Song-Da)等地区也有出露[17]。ELIP的岩浆活动主要集中于257~260 Ma [8] [18] [19]。ELIP东部以都匀－瓮安一线为界，西北部以龙门山－金河断裂带为界，西南部以哀牢山－红河断裂带为界，南部延伸至越南北部[8]。峨眉山玄武岩不整合覆盖在茅口组灰岩之上，并被晚二叠世龙潭组或上三叠纪沉积岩所覆盖[10]。ELIP区域基底由前寒武纪变质结晶岩系组成，上覆前震旦纪至新生代沉积地层[20] [21]。ELIP玄武岩厚度呈现显著的空间变化特征：西部宾川、丽江等内带地区岩浆厚度可达5000 m，而东部贵州、四川等外带地区岩浆厚度仅约200 m [1] [8] [9] [22] [23]。

3. 数据收集

针对峨眉山大火成岩省高低钛玄武岩，前人已经取得了比较丰富的地球化学和Sr-Nd同位素数据，本文对这些数据进行系统的收集和整合。为确保数据的准确和精确度，本文对收集的样品数据进行筛选。采用的样品数据烧蚀量(LOI)低于2%，以减少风化蚀变作用对样品数据的影响。本研究的低钛玄武岩数据为19个，来自ELIP内带宾川、丽江、永胜地区[1] [3] [9] [22]，高钛玄武岩数据为18个，来自ELIP内带宾川、丽江、香格里拉和外带四川盆地地区[1] [6] [22] [24]，碱性玄武岩数据为5个，来自ELIP内带东川地区[12]。样品主量元素数据通过X射线荧光光谱仪(XRF)和波长色散X射线荧光光谱法分析得出，数据分析精度在±1~3以内。样品微量元素数据通过电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)分析，数据分析精度优于10%。样品全岩Sr-Nd同位素数据通过ICP-MS进行分析，Sr-Nd同位素数据均使用260 Ma效准。主微量元素和Sr-Nd同位素分析均在重点实验室完成[1] [6] [9]。

4. 岩相学特征

峨眉山玄武岩分为致密块状玄武岩、辉斑玄武岩、斜斑玄武岩、气孔状玄武岩、杏仁状玄武岩等，呈斑状结构[1] [9] [24]。斑晶主要由辉石、斜长石，和少量橄榄石组成，斑晶占5%~15%，粒径大小在0.5~5 mm之间[9] [24] [25]。基质呈间粒结构、间隐结构、填间结构、辉绿结构等，主要由微晶斜长石、细小的他型粒状辉石和少量的磁铁矿组成[9] [18] [24]。橄榄石普遍蚀变为绿泥石、蛇纹石假晶，斜长石多绢云母化、黝帘石化、绿帘石化、碳酸盐化[9] [23] [24]。少量玄武岩基质中或矿物边部和裂陷见细小的尖晶石。

5. 高低钛玄武岩化学特征

通过TAS和Nb/Y-Zr/TiO₂0.0001图解分类(图2)，峨眉山低钛玄武岩样品主要为拉斑玄武岩，和少量的碱性玄武岩。MgO含量在4.78%~8.21%，Mg^#值在0.46~0.64之间。峨眉山低钛玄武岩微量元素配分形式与洋岛玄武岩(OIB)相似(图3)，表现为大离子亲石元素(LILE)和高场强元素(HFSE)富集，Nb、Ta轻微亏损，Th、U、Ba、Rb、Pb富集，Sr亏损，低钛玄武岩样品活泼元素含量明显波动。低钛玄武岩稀土元素(REE)配分形式与洋岛玄武岩(OIB)相似(图3)，轻稀土元素(LREE)富集，重稀土(HREE)元素亏损，低钛玄武岩的∑REE = 53.78 × 10⁻⁶~179.98 × 10⁻⁶。低钛玄武岩微量元素和稀土元素含量明显低于高钛玄武岩。低钛玄武岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t变化范围在0.704590~0.706668之间，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t变化范围在0.512097~0.512389之间，ε_Nd(t)在−4.7~+1.3之间。

峨眉山高钛玄武岩样品以碱性玄武岩为主，含少数的亚碱性玄武岩(图2)。MgO含量在4.33%~12.25%，Mg^#值在0.33~0.69之间。高钛玄武岩的微量元素配分形式与洋岛玄武岩(OIB)相似，也与峨眉山低钛玄武岩的微量元素配分形式相似(图3)，表现为大离子亲石元素(LILE)和高场强元素(HFSE)富集，无Nb、Ta亏损，Th、U、Ba、Rb、Pb富集，且变化范围小于低钛玄武岩，Sr亏损。高钛玄武岩的稀土元素(REE)配分形式与洋岛玄武岩(OIB)相似(图3)，但轻重稀土(REE)元素分馏程度大于低钛玄武岩轻重稀土元素分馏。高钛玄武岩的∑REE = 131.83 × 10⁻⁶~262.05 × 10⁻⁶，稀土元素(REE)含量大于低钛玄武岩稀土元素含量。高钛玄武岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t变化范围在0.702879~0.706931之间，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t变化范围在0.512277~0.5125065之间，ε_Nd(t)在−0.6~+4.0之间。

低钛玄武岩和高钛玄武岩数据引自[1] [3] [6] [9] [22] [24]。

Figure 2. Classification map of Low-Ti basalt and High-Ti basalt

图2. 低钛玄武岩-高钛玄武岩岩石分类图

归一化数据引自[26]。低钛玄武岩和高钛玄武岩微量元素和稀土元素数据引自[1] [3] [6] [9] [22] [24]。

Figure 3. Normalized trace element spider web diagram of the original mantle of Low-Ti basalt and High-Ti basalt (a); Standardized rare earth element distribution diagram (b)

图3. 高低钛玄武岩原始地幔归一化微量元素蛛网图(a)；球粒陨石归一化稀土元素(b)

6. 讨论

6.1. 地壳混染

不相容元素比值是示踪岩浆过程中地壳混染作用的重要工具[1] [9]。由于总分配系数相近的不相容元素比值在岩浆过程中不会改变发生明显改变，但同时对地壳物质的添加敏感，因此可以有效识别岩浆的同化混染[1] [9]。通常情况下，原始地幔Nb/U值约为34，地壳Nb/U值约为9.7 [27] [28]。峨眉山低钛玄武岩Nb/U值在12.86~50.0之间，高钛玄武岩Nb/U值在24.85~63.11之间，高钛玄武岩Nb/U值接近于原始地幔，低钛玄武岩Nb/U值较高钛玄武岩更接近于地壳Nb/U值。原始岩浆具有较低的Th/Nb、Th/Ta值和较高Ta/La的值，当岩浆过程中有地壳物质的加入时，岩浆Th/Nb值通常 > 5、Th/Ta值 > 10 [29]，Ta/La值 < 0.04 [25] [30]。峨眉山低钛玄武岩Th/Nb值在0.11~0.49之间，Th/Ta值在1.85~7.56之间，Ta/La值在0.04~0.09之间，峨眉山高钛玄武岩Th/Nb值在0.05~0.17之间，Th/Ta值在0.73~2.90之间，Ta/La值在0.05~0.08之间。

Sr-Nd同位素通常是识别地壳污染的常用方法，遭受地壳组分污染的玄武岩放射性同位素(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t同位素比值升高，(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t同位素比值降低，ε_Nd(t)通常为负值[1] [9] [12]。峨眉山高钛玄武岩具有较低的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t，和较高的(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t同位素比值，ε_Nd(t)在−0.6~+4.0之间，峨眉山低钛玄武岩较高钛玄武岩具有更高的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t、和更低的(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd)_t同位素比值，ε_Nd(t)在−4.7~+1.3之间，且低钛玄武岩微量元素特征显示出轻微的Nb、Ta亏损(图3)。如图4所示，峨眉山高低钛玄武岩与扬子板块上/下地壳同位素端元混合模拟表明，峨眉山低钛玄武岩较高钛玄武岩含更多地壳物质的添加，低钛玄武岩约含5%~10%的地壳组分的添加，而高钛玄武岩约含2%~5%的地壳组分的添加。综上所述，本文认为峨眉山高钛玄武岩没有遭受到明显的地壳物质污染，低钛玄武岩含更多地壳物质的添加。

6.2. 分离结晶

喷出地表的玄武岩多为演化岩浆结晶形成的，岩浆过程中经历了矿物的分离结晶[1] [9]。众多学者提出鉴别原生岩浆的判别方法，通常认为原生岩浆具有较高的MgO和Mg^#，Mg^#常大于75 [1] [3] [22] [31]。Green (1975)和姜常义等(2007)认为原生岩浆MgO ≈ 12%，Ni = 235 × 10⁻⁶~400 × 10⁻⁶，Mg^# = 0.63~0.73，可以作为鉴别原生岩浆的判别标准[32]。峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩具有低的MgO、Ni含量和Mg^#，表明峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩都为演化岩浆结晶形成的。峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩MgO与

低钛玄武岩、高钛玄武岩和碱性玄武岩Sr-Nd同位素数据引自[1] [3] [6] [12] [22] [24]。

Figure 4. Lijiang High-Ti and Low-Ti basalt and peridotite (⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_t-ε_Nd(t) diagram

图4. 丽江高低钛玄武岩–苦橄岩(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)t-ε_Nd(t)图

Al₂O₃、MnO、CaO、Na₂O、FeO、K₂O、TiO₂、P₂O₅等元素系统相关，表明峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩都经历了分离结晶作用[1] [8] [9]。如图5所示，低钛玄武岩MgO与FeO、CaO、CaO/Al₂O₃正相关，与TiO₂无明显相关，高钛玄武岩MgO与FeO、TiO₂负相关，与CaO、CaO/Al₂O₃正相关，表明峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩经历了不同的岩浆演化过程。斜辉石的分离结晶会导致岩浆CaO含量和CaO/Al₂O₃比值降低，而随着橄榄石的分离结晶岩浆CaO含量会逐渐增加，CaO/Al₂O₃比值不变。Ti不相容于斜辉石，Ti元素与MgO负相关不利于铁钛氧化物的分离结晶。由MgO与FeO、CaO、TiO₂元素和CaO/Al₂O₃比值之间的相关关系(图5)，认为峨眉山低钛玄武岩岩浆主要经历了斜辉石的分离结晶作用，并有铁钛氧化物的分离结晶。而高钛玄武岩主要经历了斜辉石的分离结晶作用，没有经历过铁钛氧化物的分离结晶。斜辉石是峨眉山玄武岩主要的结晶相，多数低钛玄武岩和高钛玄武岩无Eu负异常，表明低钛玄武岩和高钛玄武岩岩浆过程中没有经历过强烈的斜长石的分离结晶或堆晶作用[1] [3] [9] [22] [24]。通过岩相学观察，峨眉山玄武岩斑晶主要为斜辉石、橄榄石和斜长石，其中斜辉石占斑晶含量大于50%，橄榄石占斑晶含量在5%~10%之间，基质由微晶斜长石、他型粒状斜辉石、玄武岩玻璃和少量钛铁氧化物组成[1] [3] [9] [22] [24]。综上所述，本文认为峨眉山低钛玄武岩主要经历了斜辉石 + 少量橄榄石的分离结晶作用，伴有铁钛氧化物的分离结晶，斜长石并非控制低钛玄武岩岩浆分离结晶过程的主要因素，高钛玄武岩主要经历了斜辉石 + 少量橄榄石的分离结晶作用，未经历过铁钛氧化物的分离结晶作用。

6.3. 岩浆源区

同位素特征显示，大部分峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩落入典型的峨眉山玄武岩和洋岛玄武岩(OIB)同位素范围(图4)，区别于典型的MORB(洋中脊玄武岩)同位素特征，表明峨眉山低钛玄武岩和高钛

低钛玄武岩和高钛玄武岩数据引自[1] [3] [6] [9] [22] [24]。

Figure 5. Diagram of magmatic fractional crystallization process

图5. 岩浆分离结晶过程图

玄武岩成因与软流圈岩浆上侵无关。岩石圈地幔熔融成因岩浆，或幔源岩浆上升过程中有大量岩石圈地幔物质的混合，则形成的岩浆会携带岩石圈地幔印迹，即Nd、Ta亏损，Sr-Nd放射性同位素极端富集[12]。峨眉山内带东川地区出露碱性玄武岩，位于峨眉山火山岩层序底部，具有极低的ε_Nd(t)(在−11.13~−6.38之间)，研究认为东川碱性玄武岩为早期地幔柱加热岩石圈地幔熔融形成的[12]。峨眉山低钛玄武岩有轻微的Nd、Ta亏损，高钛玄武岩无Nd、Ta亏损(图3)，且低钛玄武岩和高钛玄武岩Sr-Nd放射性同位素仍然落入典型OIB和峨眉山玄武岩同位素范围，远离东川碱性玄武岩同位素组成范围(图4)。这些证据表明峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩都为地幔柱熔融成因，而非岩石圈地幔熔融成因，而低钛玄武岩岩浆在上升过程中有地壳物质或岩石圈地幔物质的添加。

6.4. 源区部分融熔

众多研究认为，峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩岩浆熔融深度不同，高钛玄武岩相较于低钛玄武岩岩浆熔融深度更深[1] [3] [9] [22]。通常情况下，重稀土元素(HREE)倾向于赋存在石榴石中，当岩浆为石榴石橄榄岩地幔熔融时，产生的岩浆轻重稀土(LREE/HREE)分馏[33] [34]。并且玄武岩不相容微量元素比值特征在岩浆过程中不发生变化，可以用于判别岩浆熔融过程[1] [8]。因此，La/Sm、La/Yb、Sm/Yb、Gd/Yb、Ce/Yb、Ce/Y、Tb/Yb和Dy/Yb比值常用于约束岩浆熔融深度和部分熔融程度[1] [8] [22]。La/Yb和Dy/Yb比值也可以用来判断岩浆源区熔融程度和深度[35]。源区熔融程度越小，形成的岩浆La/Yb比值越大，Dy/Yb比值与岩浆熔融深度及矿物相熔融比例相关，岩浆熔融深度越深，石榴石在橄榄岩地幔中比例越大，Dy/Yb比值越大[35]。峨眉山高钛玄武岩较低钛玄武岩具有较高的La/Sm、La/Yb、Sm/Yb、Gd/Yb、Ce/Yb、Ce/Y、Tb/Yb和Dy/Yb比值(表1)。通常认为，石榴石橄榄岩地幔熔融的岩浆La/Sm比值 > 3，Sm/Yb > 2 [1] [25]，峨眉山高钛玄武岩La/Sm比值通常大于3，Sm/Yb通常大于2，而低钛玄武岩La/Sm比值和Sm/Yb比值较低(表1)。表明峨眉山高钛玄武岩形成于石榴石橄榄岩地幔的低程度熔融，低钛玄武岩形成于尖晶石橄榄岩地幔的高程度熔融[1] [8] [9]，这一结论得到众多学者的支持[1] [3] [9]。

Table 1. Fractionation of rare earth elements in ELIP Low-Ti basalt and High-Ti basalt

表1. 峨眉山低钛玄武岩-高钛玄武岩稀土元素分馏

	La/Sm	La/Yb	Sm/Yb	Gd/Yb	Ce/Yb	Ce/Y	Tb/Yb	Dy/Yb
低钛玄武岩	1.86~4.23	3.34~13.21	1.48~3.21	1.82~3.17	8.0~30.61	0.66~2.41	0.31~0.47	1.92~2.25
高钛玄武岩	3.10~5.73	11.01~24.59	3.45~4.65	2.90~4.33	26.95~48.92	1.83~2.96	0.47~0.68	2.46~3.24

低钛玄武岩和高钛玄武岩不相容元素比值数据引自[1] [3] [6] [9] [22] [24]。

7. 结论

通过对峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩的地球化学特征和Sr-Nd同位素组成进行系统地分析，揭示了峨眉山大火成岩省高低钛玄武岩的成因机制及其对地幔柱–岩石圈相互作用过程的指示意义，主要取得以下结论：

1) 峨眉山低钛玄武岩多数属拉斑玄武岩系列，少数属于碱性玄武岩系列，高钛玄武岩多数为碱性玄武岩，少数属亚碱性玄武岩。低钛玄武岩和高钛玄武岩均表现出与典型洋岛玄武岩相似的地球化学和同位素组成特征，指示其来源于地幔柱熔融。

2) 低钛玄武岩明显遭受到地壳物质的污染，而高钛玄武岩未遭受到明显的地壳物质污染，主要表现出地幔柱化学特征。

3) 低钛玄武岩和高钛玄武岩均为演化岩浆结晶形成，低钛玄武岩和高钛玄武岩都主要经历了斜辉石 + 少量橄榄石的分离结晶作用，低钛玄武岩经历了铁钛氧化物的分离结晶，而高钛玄武岩没有经历过铁钛氧化物的分离结晶，峨眉山低钛玄武岩和高钛玄武岩斜长石的分离结晶和堆晶都不明显。

4) 低钛玄武岩和高钛玄武岩具有不同的岩浆源区，低钛玄武岩岩浆产生于尖晶石橄榄岩地幔的高程度熔融，高钛玄武岩岩浆产生于石榴石橄榄岩地幔的低程度熔融。

这些发现为深入理解峨眉山高低钛玄武岩形成机制、地幔柱–岩石圈相互作用过程以及峨眉山大火成岩省成因提供了重要约束。