同位素地球化学在峨眉山大火成岩省研究中的应用现状与进展

尤敏鑫，刘建民

中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081

同位素地球化学在峨眉山大火成岩省研究中的应用现状与进展

尤敏鑫，刘建民

中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081

系统总结分析了峨眉山大火成岩省的同位素地球化学研究成果。总结前人研究资料中大量峨眉山大火成岩省（ELIP）中玄武岩和侵入体的同位素年龄数据，并结合生物地层学特征，确认我国西南峨眉山大火成岩省中的各个岩石单元的形成时代为251～263Ma，其中基性—超基性侵入岩体形成于约259 Ma，而作为峨眉山大火成岩省主体的峨眉山玄武岩系形成于251～253Ma。Sr-Nd、Re-Os、Lu-Hf及O同位素地球化学数据表明峨眉山大火成岩省的源区为地幔柱或者大陆岩石圈地幔（SCLM），其中峨眉山玄武岩与富含Fe-Ti氧化物基性侵入体的Sr-Nd同位素特征相似，具有与OIB相似的同位素性质；而含Cu-Ni硫化物的基性—超基性岩体的同位素特征接近地壳物质，可能与地壳混染作用有关。

峨眉山大火成岩省；同位素地球化学；年代学；成因

0 前言

同位素地球化学是研究自然体系中同位素的形成、丰度及在自然作用中分馏和衰变规律的科学。其研究的基本思路是：在地球系统作用过程形成宏观地质体的同时，还发生了同位素成分的变异，科学家则可以通过研究同位素在地质作用过程中的分异特征来反演地球物质作用发生的时间和条件［1］。同位素示踪技术在地球内部的壳幔相互作用、岩浆演化以及成岩成矿研究中具有重要的作用。大火成岩省（large igneous provinces，LIPs）是地质历史演化过程中由短时间内（通常认为1～2Ma内）形成的连续的、体积庞大的火成岩构成的巨型岩浆岩建造，它记录了地质历史演化中巨量物质和能量由地球内部向外迁移的过程，是地质学家了解地球深部壳幔物质形成和变化的窗口，也是研究地球动力学过程（地幔动力学、大陆增生、大陆裂解）的重要手段，并常常与岩浆矿床（Cu-Ni硫化物矿床、铂族元素矿床（PGE）、铬铁矿床和钒钛磁铁矿床）的形成相联系。在对大火成岩省的研究过程中，同位素地球化学的重要性得到了充分的体现。峨眉山大火成岩省是国内唯一被国际地学界确认的大火成岩省［2－5］，并由于其与区域内的大规模钒钛磁铁矿和部分铜镍硫化物矿床密切相关，多年来前人对峨眉山大火成岩省的年代学、岩石学、岩相学、地球化学等各个方面都进行了详细深入的研究，其中同位素地球化学的研究对了解这一区域火成岩的活动时限、源区性质、岩浆演化进程及成矿作用等方面具有重要的科学意义。笔者详细总结分析了峨眉山大火成岩省中同位素地球化学的研究现状与进展。

1 地质概况

峨眉山大火成岩省（ELIP）泛指广泛分布在中国西南四川、云南和贵州省等地，以晚二叠世峨眉山玄武岩为主，并包括相关基性—超基性（部分碱性）侵入岩相的火成岩（图1）［6］。其中，玄武岩的分布面积为（0.25～0.30）×106km2，体积为0.25×106km3。大地构造位置上，ELIP位于川滇经向构造体系（即川滇南北构造带）北段。从板块构造角度出发，ELIP主要发育在扬子陆块、松潘—甘孜活动带及三江造山带的的结合部位（图1），总体处于扬子陆块西南缘。根据岩石、地层组成及构造特征，自西向东可以划分为盐源—丽江前路逆冲－推覆带（龙门山—锦屏山陆内造山带）、康滇地块和扬子地块3个次级构造单元。峨眉山大火成岩省西北以龙门山—小菁河断裂为界，西部则以哀牢山—红河断裂为界，但是晚二叠世金平玄武岩也被认为是ELIP的一部分［4］。

峨眉山玄武岩以拉斑玄武岩（占95%）为主，其余尚有苦橄质碱性玄武岩和中酸玄武安山岩。传统上一般以甘孜—小江断裂和菁河—程海断裂为界将峨眉山玄武岩划分为东、中、西3个岩区：甘洛—小江断裂以东为东岩区（Ⅰ）；位于甘洛—小江断裂与菁河—程海断裂之间的为中岩区（Ⅱ）；菁河—程海断裂以西则为西岩区（Ⅲ）（图1）［7］。3个岩区的岩层呈现出西厚东薄的总体趋势。在西岩区的云南宾川上仓，玄武岩层的最大厚度达5 384m，是整个火成岩省已知的最大厚度［8］；而在东岩区的贵州境内，玄武岩的厚度仅为几十至几百米，暗示地幔柱作用的中心部位在ELIP的西岩区，其西延部分可能因后期构造事件而被“支解”和破坏。

徐义刚等［5］最早按照TiO2质量分数的不同将峨眉山地区的玄武岩划分为高钛（HT）（w（TiO2）大于2.8%）和低钛（LT）玄武岩（w（TiO2）小于2.8%）。2种玄武岩在区域分布和剖面上均具有一定的变化。总体上来讲：峨眉山玄武岩省东区岩性较为单一，主要为高钛玄武岩；中区即攀西裂谷双峰式火山岩区，低钛和高钛玄武岩共存，主要由玄武质熔岩组成，伴生有少量碱酸性火山岩；西区岩性较为复杂，底部为高钛玄武岩，往上是低钛玄武岩，在岩层上部有高钛玄武质岩石和中酸性岩浆，其中低钛玄武岩代表了峨眉山火成岩的主体。随着研究的需要，高钛和低钛玄武岩又根据不同的地球化学特征细分为HT1，HT2，HT3和LT1，LT2等若干亚类。HT1具 有较 高的w（TiO2）（3.65% ～4.7%）、w（TFe2O3）（12.7%～16.4%）、Nb/La值（0.75～1.10），以 及 高εNd（t）值 （1.1～4.8）和 较 低 的w（SiO2）（45%～51%）；HT2在组成上与 HT1相似，但是具有U、Th显著亏损的特点；而HT3则具更高的 Mg＃值（0.51～0.61）［9］。LT1具较高的Mg＃值（51～67）、（87Sr/86Sr）i值（0.706～0.707），低Nb/La值（＜0.9）和初始εNd（t）值（－6.74～－0.34）；LT2 的 Nb/La 值 大 于 1.1，εNd（t）＝－1.17～0.43［10］。

图1 峨眉山大火成岩省地质简图（据文献［7］修改）Fig.1 Sketch map showing the regional geology of Emeishan large igneous province（modified from reference［7］）

在ELIP中，除了广泛分布的玄武岩，还有一系列与之相关的侵入岩，这些侵入岩相主要表现为基性—超基性岩石，如辉长岩、橄榄岩或辉石岩，少量为正长岩。其中基性—超基性岩主要沿着南北向断裂带分布，与溢流玄武岩的中心分布特征一致，暗示它们共同受南北向断裂带的控制。在这些侵入体中发育一系列岩浆型矿床，如Cu-Ni-（PGE）元素矿床和Fe-Ti-V矿床等，但是不同侵入体的矿床类型有很大的差异。如：力马河和朱布岩体中赋存Cu-Ni-（PGE）硫化物矿床，且力马河以岩浆型硫化物为主，朱布则以PGE元素为主；攀枝花、白马、太和、红格等岩体赋存巨量Fe-Ti-V矿床（图1）。

关于ELIP的形成时间，前人通过用Ar-Ar同位素测定峨眉山玄武岩和相关侵入体，确定为250～253Ma［11］，接近二叠纪—三叠纪的边界。

有关大火成岩省的构造环境，目前多数学者倾向于利用地幔柱假说来解释。自20世纪80年代ELIP概念提出以来，多数学者也从地幔柱概念出发讨论了峨眉山大火成岩省与地幔柱之间的关系［2－5，10，12］；同时，大火成岩省与成矿之间的关系也一直是学术界讨论的热点问题。在所有这些问题中，同位素地球化学始终是重要的信息来源和研究手段。

2 同位素地球化学在ELIP中的应用

同位素地球化学在ELIP中的应用主要体现在2个方面：对其地质年代学的确定和对源区以及岩浆演化过程的示踪作用。

2.1 ELIP地质年代的确定

峨眉山玄武岩是中国西南部二叠纪末期重要的岩石地层单元，也是ELIP的主体组成。长期以来，研究者对于其喷发的时限进行了大量研究［11－14］。根据生物地层学研究结果：二叠纪玄武岩不整合于晚二叠世早期茅口组灰岩之上，并被晚二叠世早期的龙潭组、晚二叠世宣威组、早三叠世沉积岩所覆盖，并由此确定峨眉山玄武岩喷发始于晚二叠世早期，并于早三叠世结束［8－9］。除此之外，研究者开展了多种方法的同位素定年研究。早期对峨眉山玄武岩的同位素年代学研究（主要为K-Ar法）限定了211～350Ma的年龄［15］。由40Ar/39Ar法测定的峨眉山玄武岩年龄为251～253Ma［11，13，16－17］（表1）；四川盆地朝天剖面晚二叠世宣威组和中晚二叠世黏土层的地层对比和SHRIMP锆石U-Pb定年得出，宣威组的底界年龄是（257±3）Ma；Sun等［24］对云南、四川、贵州、广西省的茅口组顶部的牙形石进行了年代学研究，认为峨眉山玄武岩的喷发时间起始于中卡匹敦阶（Capitanian）的Jinogondolella altudaensis带（约263Ma），而在J.xuanbanensis带（约262 Ma）喷发规模大幅增加。然而茅口组灰岩在玄武岩喷发之前是否经历隆升阶段现在还存在争议［12］，因此茅口组顶部牙形石的年龄未必能够代表喷发的起始时间。范蔚茗等［16］通过对桂西HT玄武岩Ar-Ar和U-Pb年代学的研究认为溢流玄武岩大规模快速喷发发生在253～256Ma。朱江、张招崇等［25］在ELIP东部的贵州盘县峨眉山岩系剖面顶部的凝灰岩层中，利用 LA-ICP-MS U-Pb法测年，结果为（251.0±1.0）Ma，并与浙江煤山剖面中二叠系—三叠系边界处黏土层或火山灰层的锆石U-Pb年龄接近，从而认为峨眉山玄武岩喷发结束的时间应该在P-T边界（（251.0±2.0）Ma［26］），与西伯利亚大火成岩省的喷发时间一致。另外，古地磁的研究认为，峨眉山玄武岩的喷发位于一个正极性周期中，并在很短的时间内就位（＜1Ma［27］；＜3Ma［28］）。

除峨眉山玄武岩外，近年来，研究者对ELIP中的侵入体（如攀枝花、红格、白马、太和、新街、朱布、金宝山等侵入体等）开展了以锆石U-Pb为主的年代学研究，其主体年龄结果集中在258～262 Ma［13－14，18－21，23］。从同 位 素 年 龄 数 据 上 看，ELIP 中这些侵入体的锆石U-Pb年龄比玄武岩的40Ar/39Ar年龄要老（图2a）。

由于峨眉山大火成岩中玄武岩和侵入体两者在野外实际的接触关系现在已经很难看到，因此有关玄武岩与侵入岩的形成时间先后一直存在着争议。早期文献显示，在红格杨铁匠沟剖面上，可以看到玄武岩覆盖在辉长岩之上，且玄武岩中包含着辉长岩大小不等的角砾状捕虏体，二者之间有正长细晶岩部分充填［29］。红格和丙谷侵入体切过了峨眉山玄武岩快速堆积的下部，但是并没有延伸到攀西地区的上部火山岩序列。这些现象表明峨眉山大火成岩省中的侵入体的侵位和峨眉山玄武岩的喷发几乎是同时发生的［20］。

表1 ELIP中地质体年龄数据Table 1 Isotope dating data for geological bodies in ELIP

现将峨眉山大火成岩省中火山岩和部分侵入岩的年龄数据以及测试方法列于表1和图2中。

由图2中可以看到，ELIP中岩石年龄分布于2个区间内，分别为251～257Ma和259～263Ma。笔者认为，ELIP中部的攀枝花及新街基性—超基性岩体的锆石U-Pb SHRIMP年龄（约259Ma）能够较为准确地代表ELIP中侵入体的形成年龄，而整个玄武岩大规模喷出应该在基性—超基性侵入岩形成之后，在251～253Ma形成。同时可以发现，ELIP中各个岩石单元的形成时间都为251～263 Ma（图2），显示ELIP的年龄范围达到约12Ma，然而传统意义上大火成岩省的一个重要标志是短时间内的巨量喷发，也就是＜3Ma、甚至在1Ma内完成，ELIP变化范围较宽的年龄范围究其原因：一方面是由于ELIP概念内容的演化以及研究所获得的年龄的积累所造成的。早期对峨眉山大火成岩省的研究仅限于对峨眉山玄武岩的研究，如Chung等［2］将ELIP的概念局限于峨眉山溢流玄武岩，V.Courtillot等［30］只将ELIP称为峨眉山暗色岩系（traps），而后来的研究者如徐义刚等［5］将前者所研究的峨眉山玄武岩系认为是ELIP。侯增谦等［31］开始将基性—超基性岩体纳入ELIP的概念之中，认为ELIP指主要在二叠纪时期大规模喷发的、以峨眉山玄武岩为主体的、广布于川滇黔三省的巨量火成岩套。此后，周美夫等［19］、钟宏等［20］所提出的ELIP概念则既包括巨量的溢流玄武岩，又包括大量的基性—超基性岩侵入体，以及正长岩、花岗岩侵入体。因此，ELIP概念所包括的内容并不是一成不变的，而是经历了一个演化的过程。随着对基性—超基性岩侵入体的年代学数据的积累发现，这些基性—超基性岩侵入体的形成年代比峨眉山玄武岩早，正因为如此，ELIP的年龄范围随着其内容的变化被拓宽了。另一方面，也可能是由于ELIP是多期次岩浆作用的产物［32］。

图2 峨眉山大火成岩省中岩石锆石U-Pb年龄和40 Ar-39 Ar年龄对比图（a）以及同位素年龄频率分布图（b）Fig.2 Comparison of the zircon U-Pb with 40 Ar-39 Ar results（a）and frequency distribution（b）of radioisotopic age date for the rocks of ELIP

总之，从现有的数据来看，ELIP的形成时限相比较其他典型的大火成岩省（如西伯利亚大火成岩省）要宽一些，这也可以看作是ELIP的一个特点。

2.2 ELIP的成因、源区及演化过程的同位素证据

地幔柱至今仍然是解释洋岛玄武岩（OIB）和大陆溢流玄武岩（CFB）成因的重要假说之一。研究ELIP的学者也普遍将其作为地幔柱假说的实例做了大量工作，积累了大量数据。其中，Sr-Nd、Re-Os、Lu-Hf及O同位素数据对限定峨眉山大火成岩省源区及演化过程都起到了重要的制约作用。

2.2.1 ELIP的锶－钕（Sr-Nd）同位素特征及意义

前文已述及，峨眉山玄武岩可以划分为高钛（HT）和低钛（LT）玄武岩［5］。研究表明，HT 玄武岩和LT玄武岩在锶－钕同位素特征上具有明显的差异性：HT玄武岩的（87Sr/86Sr）i值约为0.704，εNd（t）值约为5；而 LT 玄武岩的（87Sr/86Sr）i值较高，约为0.705，而εNd（t）值则较低，约为2。结合其他地球化学特点，徐义刚等［9］认为2种类型的玄武岩是不同源区位置、熔融条件及熔融程度的产物：HT玄武岩起源于岩石圈较厚、温度低的条件下地幔柱外围地幔在相对深部位置经低程度部分熔融（熔融程度1.5%）形成；而LT玄武岩起源于岩石圈较薄、温度较高条件下地幔柱轴部在浅部经较高程度的部分熔融（最大熔融程度是16.5%）而形成的。并且HT岩浆受到低等级的辉石、长石分馏，并受到了岩石圈地幔的混染；而LT岩浆受橄榄石、辉石分馏的控制，并受到上地壳的混染。严再飞等［33］对二滩玄武岩的Sr-Nd-Pb同位素以及主、微量元素进行了系统研究，认为即使HT内部也显示出2个幔源不同的组分。

笔者通过搜集宾川、二滩以及金平的数据表明：LT玄武岩与HT玄武岩的大部分样品都在OIB的范围之内，LT玄武岩趋向于更加靠近地壳物质，而HT玄武岩则相对靠近亏损地幔。但是HT玄武岩和LT玄武岩在Sr-Nd同位素上的这种差异性并不是十分明显（图3a），两者之间具有很大的重叠区域。这从某种程度上反映出ELIP玄武岩的TiO2含量可能是连续变化的，不存在明显的分带。同样，郝艳丽等［39］也发现TiO2含量不同的玄武岩和苦橄岩的Sr、Nd、Pb同位素没有明显的区别。不过可以肯定的是，HT玄武岩和LT玄武岩的大部分样品都出现在OIB的区域中，显示两者都与地幔柱成因有关。另一方面，不同地区的玄武岩如宾川、丽江、木里、金平玄武岩等，在Sr-Nd同位素图上有一定的差异性（图3b）。位于喷发中心区的宾川、丽江玄武岩比较靠近亏损地幔区域；位于喷发中心向外的木里地区除了少数样品之外也较靠近亏损地幔区域，且比丽江玄武岩的εNd（t）值要高；而位于大火成岩省外缘的黑石头和金平玄武岩（尤其是金平玄武岩）则明显靠近地壳物质区域，表明其原始岩浆或者在演化过程中有地壳物质加入。这种空间上变化的原因包括：1）不同地区的玄武岩具有不同性质的源区；2）来自同一个不均匀源区的不同部位；3）不同地区玄武岩的母岩浆受地壳的混染程度存在差异。

除了玄武岩之外，ELIP中的各类侵入岩相也表现出不同的Sr-Nd同位素特点，且这些侵入岩与玄武岩之间具有某种亲缘关系。周美夫等［19］将ELIP中的玄武岩和主要侵入体（含氧化物辉长岩侵入体，含硫化物基性—超基性侵入体）依据其地球化学性质归结为2个岩浆序列的产物：1）HT玄武岩和富Fe辉长岩侵入体岩浆；2）LT玄武岩和含硫化物基性—超基性侵入体岩浆。不同侵入体岩石的Rb－Sr，Sm-Nd同位素组成大不相同（图3c）。

从图3c中可以看到，以含磁铁矿为主的攀枝花、白马基性侵入体的（87Sr/86Sr）i值较低，为0.704～0.705，εNd（t）值较高，为－0.1～4.6，全部位于OIB区域内，且明显靠近亏损地幔物质，显示其与峨眉山玄武岩相似的同位素性质。而以Cu-Ni硫化物（PGE元素）为主的基性—超基性侵入体如力马河、新街、朱 布、金 宝 山 的 （87Sr/86Sr）i值 较 高，为0.706～0.711；εNd（t）值较低，为－5.9～3.7［24］，偏向于地壳物质，暗示这些侵入体的岩浆在上升过程中受到了较大程度的地壳混染，也可能是由于其源区包含一个年老的富集组分所致［4］。结合主、微量元素数据推断，它们可能是来自于不同熔融条件下的不同地幔源区，经历了不同的岩浆分异和混染过程而形成。周美夫等［19］则认为不同类型的2种岩浆系列来自同一个但不均一的地幔柱。与ELIP有关的中酸性岩体部分样品落入OIB区域（如茨达岩体的绝大部分样品），显示其与地幔柱有关的成因；而白马正长岩体的Sr-Nd同位素分布具有两极分化的趋势，一部分与以含磁铁矿为主的基性侵入体相似，另一部分则与含Cu-Ni（PGE元素）硫化物为主的基性—超基性岩体相似。

2.2.2 ELIP的铼－锇（Re-Os）同位素特征

铼－锇（Re-Os）同位素体系是基性火成岩和硫化物矿床成因以及演化过程的有效示踪剂［38，40－41］。除了Sr、Nd同位素以外，Re-Os同位素近年来随着新的测试分析技术的出现，在ELIP中的研究也得到了充分的利用。

峨眉山玄武岩的w（Os）-γOs（t）图（图4）显示，峨眉山玄武岩的大部分样品都落在了地幔柱和岩石圈地幔源区中。峨眉山玄武岩的数据形成2个不同的组成趋势：LT玄武岩具极高的Os质量分数（w（Os）可达400×10－12），放射性的 Os同位素组成（γOs（t）为6.5）与OIB相似；而 HT玄武岩具有相对高的Os质量分数（w（Os）＞50×10－12），非放射性成因的 Os同位素组成（γOs（t）为－1.4～－0.8），表明为陆下岩石圈地幔（SCLM）的性质，结合Pb同位素性质，许继峰等［4］认为LT玄武岩来自于一个地幔柱源区，而HT玄武岩来自SCLM或在岩浆上升过程中受到了SCLM物质的混染。然而首先从图中可以看出，HT和LT玄武岩的区域重叠部分较大，从图中并不能清晰看到两者为不同源区。其次，许继峰的数据并未全面体现在该图上。实际上，HT玄武岩样品的γOs（t）值为－1.1～813.0，且其中有多个样品的γOs（t）值都超过了图4的纵坐标范围；而LT玄武岩样品的γOs（t）值为6.5～332.0，且只有一个LT样品的γOs（t）值为332.0，其余样品都在图4的范围之内。因此，许继峰对HT、LT峨眉山玄武岩Re-Os同位素组成特点的描述并不准确。

笔者总结峨眉山玄武岩的Re-Os同位素数据发现：1）峨眉山玄武岩中低浓度Os值的样品一般都具有高的γOs（t）值；2）HT玄武岩样品的γOs（t）值普遍较LT玄武岩高，但它们的γOs（t）值出现LT玄武岩所不具有的负值；3）HT和LT这2种玄武岩都具有极高γOs（t）值的样品；4）HT和LT玄武岩都具有极高Os质量分数的样品；5）HT玄武岩的Os质量分数普遍较LT玄武岩低；6）上述HT和LT玄武岩的差异性并不十分明显，两者具有很大的重叠区域。

HT玄武岩γOs（t）的负值可以解释为它们来自于SCLM的源区，而LT玄武岩缺乏γOs（t）的负值也并不能认为它们是OIB的源区，因为不能排除地壳物质混染致使γOs（t）值变成正值的情况；HT和LT玄武岩都具有极高的γOs（t）值可能是由于经历了大量的地壳混染所导致［4］。HT和LT玄武岩都具有极高Os质量分数的样品，可能暗示不是所有玄武岩都经历了地壳混染。HT玄武岩较低的Os质量分数可能是由于HT玄武岩受地壳混染程度更强所致，这也与其γOs（t）值较高相对应。Liangqi等［36］对分布于贵州省的黑石头HT玄武岩做了同位素研究，发现玄武岩的187Os/188Os值为0.17～0.93，均 大 于 原 始 地 幔 物 质 的187Os/188Os 值（0.129±0.000 9）［42］，说明该地区 HT 玄武岩都经历了地壳混染作用。且Sr、Nd同位素以及微量元素比值都反映在该HT玄武岩剖面上，地壳混染程度自下而上有降低的变化趋势［36］。

图4 ELIP中玄武岩的Re-Os同位素组成（底图据文献［4］，数据来自文献［4，34，37］）Fig.4 Re-Os isotope composition of basalts from ELIP（The underlying graph is from reference［4］，the data are from reference［4，34，37］）

史仁灯等［43］用 Os含量最低、187Os/188Os最高的HT玄武岩作为地壳端元，用镁质陨石、原始上地幔（PUM）和亏损地幔（DMM）作为地核和各种地幔端元分别作二元混合计算，结果显示绝大多数玄武岩和所有苦橄岩及科马提岩都落在地壳和DMM混合曲线附近，认为ELIP火成岩的形成和演化主要是由地壳和亏损地幔相互作用控制，这也支持了HT玄武岩来自岩石圈地幔源区的观点。

同样，学者对ELIP中的部分基性—超基性岩侵入体以及相关铜镍（含铂族元素）矿床也做了Re－Os同位素地球化学的研究［44－45］。在青矿山 Ni-Cu-PGE矿床内，不同类型的岩矿石的Os同位素组成也不尽相同：不含硫化物的橄辉岩具低γOs（t）值（15.3～40.3）；致密块状和浸染状硫化物矿石相近，γOs（t）值在260左右；海绵陨铁状矿石具有最高的放射性 Os同位素组成，γOs（t）在1 000左右［44］。在力马河 Ni-Cu矿床中：PGE不亏损的橄榄岩γOs（t）值为5～8；PGE亏损的橄榄岩γOs（t）值约为30；浸染状硫化物矿石的γOs（t）值接近77；网脉状矿石的γOs（t）值最高，为102～124［45］。对 Re-Os同位素的研究表明，在基性—超基性岩体的成岩成矿作用以及岩浆演化过程之中，硫化物的熔离和地壳混染作用都起到了重要的作用。

总之，Re-Os同位素支持了峨眉山玄武岩的源区为地幔柱（OIB）或者大陆岩石圈地幔（SCLM）的观点。HT和LT玄武岩都经历了地壳混染作用，但是混染程度有所不同。HT玄武岩可能起源于大陆岩石圈地幔，也可能在岩浆上升过程中被大陆岩石圈地幔混染，而LT玄武岩来自于地幔柱源区。但是LT玄武岩Re-Os同位素对其地幔柱源区的证据并不充分。

除此之外，峨眉山玄武岩中岩石的Os同位素组成总的来说与Nd、Sr或Pb同位素组成变化没有联系性，这种现象和Gorgona、Curacao岛LIP相似，但与OIB不同（OIB岩石的Os、Nd、Pb、Sr同位素组成之间有很好的相关性）。峨眉山CFBs形成的过程明显导致Os与Pb、Nd、Sr同位素体系之间的解耦关系［4］。

2.2.3 ELIP的镥－铪（Lu-Hf）及氧（O）同位素特征

Lu-Hf同位素近年来在地球化学示踪方面的应用发展也极为迅速。Lu和Hf均为难熔的中等—强不相容性亲石元素，这一点与Sm-Nd体系有很大的类似性。因此Hf同位素示踪的基本原理与Nd同位素相同［46］。

徐义刚等［47］对会理、米易、太和正长岩，A型花岗岩，矮郎河过铝质花岗岩，以及宾川凝灰岩中的锆石进行了Hf同位素研究，得出范围很广的εHf（t）值（－4.4～13.4），并将这些数据解释为岩体壳幔混合的源区，认为地幔柱对这些岩体的形成只提供热量而非物质。而Shellnutt等［48］否定了太和正长岩体来自于壳幔混合源区的观点，理由是太和正长岩体不具有混合源区的一些地球化学数据，如Nb-Ta负异常，负εNd（t），高 Ta/Th值等，并认为太和过碱质岩体可能代表了峨眉山HT玄武岩分异之后的残余岩浆。此外，Shellnutt［48］也对白马、碱质岩体和黄草、窝水偏铝质岩体进行了Hf同位素研究，它们的εHf（t）值都为正，范围为5.8～8.2，认为暗示其峨眉山地幔柱的源区。总之，Hf同位素与Nd同位素在示踪方面的作用具有相似性，但是Hf同位素的研究对象较窄，只针对锆石矿物，因此在峨眉山大火成岩省中的应用仅限于中酸性和碱性岩体的示踪。

O同位素的数据也对峨眉山玄武岩的源区做出了限制［10，49］。肖龙等［10］对峨眉山玄武岩中的斜长石和辉石斑晶的δ18O做了测定后发现：LT玄武岩辉石斑晶中的δ18O值为6.2‰～7.86‰，基本与OIB重叠，但是比普通地幔（5.7‰±0.5‰）高很多。在用微量元素地球化学方法排除地壳同化混染作用之后，肖龙等［10］将峨眉山玄武岩较地幔高的δ18O数据解释为LT岩浆来自于一个富集的岩石圈地幔（SCLM）源区。并认为HT来自于地幔柱。这与之前Sr-Nd，Re-Os同位素所得出的结论有很大的差异。

3 讨论

3.1 ELIP的年代学研究

ELIP年代学研究的主要方法包括生物地层学方法和同位素定年。尽管不同地区与玄武岩接触的地层不尽相同，但地层学方法总体上能够限定出251～259.9Ma的形成时代。峨眉山玄武岩以及ELIP中各类侵入体的同位素年龄大多数也都在这一时间范围内。峨眉山玄武岩的Ar-Ar年龄和侵入体的锆石U-Pb年龄有一定的差距。从更为可靠的锆石U-Pb年龄结果来看，ELIP的喷发应该始于约263Ma，并在约259Ma规模扩大，约251Ma结束。从现有的同位素年龄数据来看，ELIP相比较其他大火成岩省（＜3Ma）来说具有相对长的喷发时限（263～251Ma）。

3.2 ELIP的成因、源区、演化过程的初步判定

Sr-Nd、Re-Os以及 O和 Lu-Hf同位素基本上支持了ELIP地幔柱成因以及地幔柱和大陆岩石圈地幔的源区观点。ELIP中玄武岩和富含Fe-Ti的基性侵入体的Sr-Nd同位素特征比较相似，都位于OIB区域，表明它们来源于地幔柱的源区，而含铜镍硫化物的基性—超基性岩体则更加倾向于地壳物质，可能是经历了地壳物质的同化混染作用，同时也有地壳硫的加入，形成了铜镍硫化物矿床。不同地区玄武岩的Sr-Nd同位素特征有所差异。Re-Os同位素数据则更加倾向于表明壳幔混合的源区，这也与Hf同位素的结果一致。

4 结论

1）ELIP生物地层学和同位素测年结果表明，ELIP的形成时限为263.2～251Ma，较其他大火成岩省具有偏长时限的特征。

2）ELIP中的 HT和LT玄武岩的Sr-Nd、Re-Os同位素并不存在明显的差别，都位于OIB区域内，反映HT和LT玄武岩的TiO2含量可能是连续变化的，且都与地幔柱源区有关。不同地区玄武岩的同位素却有不同的特征，可能是由于源区不同或者不均一造成。Re-Os同位素研究表明，玄武岩大都经历了地壳混染作用，但混染程度不同。

3）峨眉山玄武岩与富含Fe-Ti基性侵入体的Sr-Nd同位素特征相似，且大部分位于OIB区域内；而含Cu-Ni硫化物的基性—超基性岩体接近地壳物质。

4）Re-Os、O、Lu-Hf同位素都反映了 ELIP地幔柱或者大陆岩石圈的源区特征，但是由于地壳作用的影响，这2种源区依靠同位素地球化学的方法还不能完全区分。

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Application Status and Progress of Isotopic Geochemistry in Research of Emeishan Large Igneous Province（ELIP）

You Minxin，Liu Jianmin

InstituteofGeomechanics，ChineseAcademyofGeologicalSciences，Beijing100081，China

The authors had systematically summarize and analyze the previous research results of isotopic geochemistry in Emeishan large igneous province（ELIP）.According to the isotopic geochemical data of basalt and intrusions in ELIP，combined with its biostratigraphy，we propose a rough period of 251-263Ma as the formation age of each rock unit in ELIP.Mafic-ultramafic instrusions in ELIP formed in～259Ma，and the basalts，which was viewed as the bulk of ELIP formed in 251-253Ma.The isotopic geochemical data of Sr-Nd，Re-Os，Lu-Hf and O indicate that the ELIP originate from either mantle plume or subcontinental lithosphere mantle（SCLM）.The Emeishan basalts show similar Sr-Nd isotopic characteristcs to the mafic intrutions which is rich of Fe-Ti oxide；and the mafic-ultramafic instrusions bearing Cu-Ni sulfides are closer to crust material，which might be related to crust contamination.

Emeishan large igneous province；isotopic geochemistry；geochronology；causes

10.13278/j.cnki.jjuese.201404115

P597

A

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10.13278/j.cnki.jjuese.201404115.

You Minxin，Liu Jianmin.Application Status and Progress of Isotopic Geochemistry in Research of Emeishan Large Igneous Province（ELIP）.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2014，44（4）：1231-1243.doi：10.13278/j.cnki.jjuese.201404115.

2013-10-20

科技部国际合作与交流专项（2014DFR21270）；中国地质调查局地质调查工作项目（1212011120183）

尤敏鑫（1989—，男，硕士，主要从事基性—超基性岩及成矿方面研究，E-mail：you－minxin＠qq.com

刘建民（1964—，男，研究员，主要从事矿田构造与成矿预测方面研究，E-mail：liujianmin＠vip.sina.com。