峨眉山大火成岩省岩石成因与空间差异性研究——基于全区高Ti玄武岩地球化学数据分析与模拟

田雨露，李 亚，孟凡超，赵立可，吴智平，杜 青

(1. 中国石油大学(华东) 地球科学与技术学院， 山东 青岛 266580； 2. 中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，四川 成都 610041)

大火成岩省(large igneous provinces， 简称LIPs)在地球上分布十分广泛(Coffin and Eldholm， 1994； Ernstetal., 2005； Coffinetal., 2006)。峨眉山大火山岩省位于我国四川、云南、贵州3省，是我国最早得到国际学术界认可的大火成岩省。基于对地球化学、生物地层及地球物理等方面的研究成果，前人普遍认为峨眉山火山序列形成于地幔柱构造背景下(Xuetal., 2001， 2004， 2008； Xiaoetal., 2003； Zhangetal., 2006， 2008； Lietal., 2015)，岩性以玄武岩为主。依据TiO2含量和Ti/Y值，目前普遍认为峨眉山大部分玄武岩可分为高Ti(TiO2>2.5%且Ti/Y >500)和低Ti(TiO2<2.5%且Ti/Y<500)两个系列(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2003， 2004； Heetal., 2003， 2007； Songetal., 2008； 李永生， 2012； Lietal., 2016b， 2017b； Liuetal., 2017)。

高Ti玄武岩自地幔柱的中心至地幔柱的外围均有分布，不同地区高Ti玄武岩地球化学特征不同，尤其在微量元素上有较大差异，从而导致前人对其起源也存在3种不同的认识： ① 高Ti玄武岩起源于地幔柱源区低程度部分熔融作用，没有经历地壳和岩石圈地幔的混染作用(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004； Wangetal., 2007)； ② 高Ti玄武岩起源于地幔柱，但岩浆在上升过程中混染了少量岩石圈地幔物质(Heetal., 2010b)； ③ 高Ti玄武岩起源于被深部地幔柱加热并抬升的大陆岩石圈地幔(Xuetal., 2007)。

前人对高Ti玄武岩成因认识的分歧可能主要由两种原因导致： 首先，高Ti玄武岩成因认识是基于一个或几个相邻地区的岩石地球化学研究，缺少峨眉山大火成岩省全区的整体性分析；其次，前人采用的地球化学指标不同，不同的地球化学方法得出的结论有所差异。因此，本文基于前人研究，对峨眉山大火成岩省全区高Ti玄武岩的年龄、主量元素、微量元素以及Sr-Nd-Pb 同位素数据进行全面系统地收集并统一处理，以期理清高Ti玄武岩的空间分布、喷发时限及地球化学特征，揭示高Ti玄武岩区域差异性的原因。

1 区域地质概况与数据收集

1.1 研究区地质概况

峨眉山大火成岩省分布于扬子板块西缘及青藏高原东缘，区域发育安宁河断裂带(ANHF)、小江断裂带(XJF)和鲜水河断裂带(XSHF)等多条断裂带(Songetal., 2001)(图1)。峨眉山大火成岩省基底以中元古代变质岩为主(翟明国等， 1986)，出露的地层横跨前震旦系—新生界。

图 1 峨眉山大火成岩省区域地质图[据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)

峨眉山玄武岩分布广泛，出露面积达2.5×105km2(Chungetal., 1998； Xuetal., 2001)，主要喷发时限约为260 Ma，与生物大灭绝时间吻合(Zhouetal., 2002； Lietal., 2010)。峨眉山大火成岩省东部以贵阳以东的都匀-瓮安一线为界，西北部和西南部分别以龙门山-金河断裂带、哀牢山-红河断裂带相隔，南部界线为云南宝山-昆明一带，北部界线为道孚-小金-理县一线(宋谢炎等， 1998； 魏杰， 2018)。峨眉山玄武岩的主要岩石类型为碱性玄武岩和拉斑玄武岩(张云湘， 1988； Thompsonetal., 2001)，包括低Ti和高Ti玄武岩两种类型(Xuetal., 2001)。其中，低Ti玄武岩主要集中分布于大火成岩省西部，高Ti玄武岩在整个大火成岩省内均有出露，是峨眉山大火成岩省区域构造差异研究的良好载体。

1.2 区带划分与数据收集

前人根据生物地层学、沉积学和地球化学特征，结合研究需要对峨眉山大火成岩省进行了各种区带划分(张云湘， 1988； 侯增谦等， 1999； Heetal., 2003， 2010b)。本文在前人基础上，结合玄武岩出露区域，将大火成岩省自西向东依次分为西部地区、中部地区和东部地区(图1)。针对峨眉山大火成岩省高Ti玄武岩，前人积累了比较丰富的岩石年代学及地球化学数据，在对数据进行系统整合及分析过程中，为最大程度上保证数据的统一与精确，确保样品采集区出露较好且岩样新鲜，主微量元素数据分别出自X荧光质谱仪(XRF)和电子耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)的分析结果，实验分析均在重点实验室完成。

根据PRIMELT2计算结果(Heetal., 2010b)，峨眉山地幔柱中心接近于丽江地区。本文假定丽江为峨眉山地幔柱出露中心，对峨眉山大火成岩省10个地区、94件高Ti玄武岩样品的地球化学数据以及11个地区、12件岩石样品的锆石ID-TIMS年龄数据进行了收集整理。把丽江作为大火成岩省Ⅰ级区域，以140 km长作为级间距，完成峨眉山大火成岩省自西向东共计7级区域的划分。其中，Ⅰ、Ⅱ级区域属于西部地区，涉及丽江、宾川、二滩3个地球化学数据收集区和大理、宾川、攀西地区共6个年龄数据收集区；Ⅲ、Ⅳ级区域位于中部地区，包括东川、巧家、杨柳坪、金顶4个地球化学数据收集区和贵州威宁、盘县珠东、兴义雄武、普安楼下4个年龄数据收集区；Ⅴ、Ⅵ、Ⅶ级区域属于东部地区，包括织金、洋河、百色3个地球化学数据收集区和广元朝天年龄数据收集区(图1)。为保证分析结果的准确，本文筛选掉了烧失量过高的样品数据(LOI>5%)，并对其余数据进行了归一化处理。

2 时空分布与地球化学特征

2.1 年代学特征

峨眉山玄武岩出露于茅口组灰岩与上覆吴家坪阶地层之间，根据地层年代的制约，峨眉山玄武岩形成于259～254 Ma(徐义刚等， 2017)。玄武岩的磁性地层学研究表明，在峨眉山大火成岩省玄武岩剖面中，正极性磁性带厚度较大(图2)，指示大量玄武岩形成于正常极性周期内，很多学者因此提出峨眉山玄武岩在约1～2 Ma 内完成主要喷发(Huang and Opdyke， 1998； Thomasetal., 1998； Alietal., 2002； Zhengetal., 2010)；也有学者认为峨眉山地幔柱主喷发期的持续时间<1 Ma(徐义刚等， 2013， 2017； Zhongetal., 2014； 朱江， 2019)。

图 2 峨眉山大火成岩省玄武岩磁性地层学关系[黑色表示正常极性，白色表示反转极性；据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)

由于峨眉山大火成岩省受到后期热事件的改造，传统的Ar-Ar法测年结果并不能反映峨眉山玄武岩的喷发时间(Bovenetal., 2002； Loetal., 2002； Alietal., 2004， 2005)。峨眉山玄武岩的锆石U-Pb定年结果相对准确，指示火山喷发时限在259.6～256.2 Ma(Fanetal., 2008； Laietal., 2012； Lietal., 2016a)。但相比于火山喷发持续时间，这一结果仍存在较大误差(>1%)。单颗锆石ID-TIMS U-Pb高精度定年方法的引入，更精准地约束了峨眉山大火成岩省的形成时间。Shellnutt等(2012)对攀西地区大黑山、白马、黄草、茨达出露的侵入岩进行了锆石ID-TIMS测年，得到的年龄数据分别为259.1±0.5 Ma、259.2±0.4 Ma、258.9±0.7 Ma和258.4±0.6 Ma。西部地区大理、宾川的酸性火山岩测年结果分别为258.9±0.5 Ma、259.1±0.5 Ma(徐义刚等， 2013； Zhongetal., 2014)，与攀西地区的大规模岩浆活动期吻合。珠东、雄武、楼下凝灰岩的ID-TIMS测年结果指示大火成岩省中部地区形成于258.5±0.9 Ma ～258.1±1.1 Ma(朱江， 2019)。中晚二叠世GLB界线(即瓜德鲁普统-乐平统界线)粘土岩是峨眉山火山岩风化剥蚀再沉积的产物(Heetal., 2007， 2010a)，因此界线粘土岩的年龄可以指示峨眉山大火成岩省的形成时间。中部威宁和东部朝天剖面界线粘土岩的年龄表明中东部火山岩的主喷发期为259.2±0.3 Ma ～258.6±1.4 Ma(徐义刚等， 2013； Zhongetal., 2014)(表1)。

表 1 峨眉山大火成岩省单颗锆石ID-TIMS U-Pb测年结果汇总Table 1 ID-TIMS U-Pb dating results of single grain zircons in the Emeishan large igneous province

综上，根据锆石ID-TIMS年龄汇总结果(表1)，结合玄武岩的磁性地层学研究(图2)，认为峨眉山主喷发期约为259～258 Ma。ID-TIMS测年结果显示，峨眉山大火成岩省不同地区岩石年龄相差不大，且没有明显的区域变化规律。这说明峨眉山火山岩浆几乎在同时期喷发，与地幔柱活动规律相符。

2.2 空间分布

在峨眉山玄武岩空间分布研究基础上(Xu Yigangetal., 2001； Songetal., 2001， 2008； Xiaoetal., 2004； Zhangetal., 2006； Xu Jifengetal., 2007； Heetal., 2010b； Laietal., 2012； Lietal., 2017a)，结合高Ti玄武岩的地球化学特征，对各地区玄武岩进行统一划分，参考各地区地质图件以及前人对各地区玄武岩出露面积、分布密度、展布形状等方面的具体描述(Xuetal., 2001； Heetal., 2010b； Laietal., 2012)，并根据经纬度对各地区进行平面定点，系统绘制峨眉山高Ti 玄武岩分布图(图1)。高Ti玄武岩在整个峨眉山大火成岩省内均有分布，呈现出以丽江地区为中心点，向四周延展的趋势。虽然普遍认为大火成岩省西部以低Ti玄武岩为主，但根据前人关于综合地层学的研究成果，西部地区(如宾川、二滩等)的玄武岩厚度约2 000～5 000 m， 高Ti玄武岩厚度明显>500 m(Chung and Jahn, 1995； Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004； Zhangetal., 2006； Heetal., 2010b)。东部地区中虽然高Ti玄武岩的出露具有显著优势，但玄武岩整体厚度较小(张云湘， 1988)，高Ti玄武岩的厚度<500 m(Heetal., 2003； Xiaoetal., 2003)。总体上来看，自西向东，高Ti玄武岩由厚变薄，这可能与峨眉山地幔柱中心活动强、外围活动弱有关(徐义刚等， 2001； 李宏博， 2012)。

2.3 地球化学特征

根据10个地区94件高Ti玄武岩样品的统计结果(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 玄武岩SiO2、TiO2、Al2O3、TFe2O3、MnO、CaO 和P2O5含量平均值分别为49.71%、3.55%、13.74%、14.58%、0.21%、9.01%和0.42%。TAS图解显示(图3a)，峨眉山高Ti 玄武岩样品主要分布于玄武质岩石范围内，碱性和亚碱性两种类型均有涉及。在SiO2-K2O 图解上(图3b)，高Ti玄武岩散落在钾玄系列、高钾钙碱性系列、钙碱性系列和低钾(拉斑)玄武岩系列中，其中钙碱性和高钾钙碱性火山岩占主导。MgO 含量(2.32%～8.30%)和Mg#值(31.00～53.00)均低于原始岩浆(MgO≈12.00%，Mg#=63.00～73.00)(Green and Ringwood， 1967)，结合MgO 与Al2O3、MnO、CaO、Na2O、TFe2O3之间呈正相关，与K2O、TiO2、P2O5之间呈负相关(图4)，说明峨眉山高Ti玄武岩经历了分离结晶作用(魏杰， 2018)。在碱度上，高Ti玄武岩全碱(Na2O+K2O)含量为1.17%～6.69%，平均值为3.97%； Na2O/K2O 值为0.78～19.07，平均值为5.48。

图 3 峨眉山高Ti 玄武岩地球化学分类图Fig. 3 Geochemical classification diagrams of the Emeishan high Ti basalts丽江数据引自Song 等(2001)、Zhang 等(2006)； 宾川数据引自Song 等(2001)、Xiao 等(2004)； 二滩数据引自Song 等(2001)、Xu 等(2001)； 东川数据引自Song 等(2008)； 巧家数据引自Tian 等(2017)； 杨柳坪数据引自Song 等(2006)； 金顶和织金数据引自Xu 等(2007)； 洋河数据引自Li 等(2017a)； 百色数据引自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 玄武岩稀土元素丰度变化较大，∑REE介于129.73×10-6～394.97×10-6之间，平均值为244.08×10-6。轻稀土元素与重稀土元素间存在显著分异(LREE/HREE≈3.28)，轻稀土元素相对富集(LREE≈186.75×10-6)，重稀土元素相对亏损(HREE≈57.33×10-6)。在稀土元素球粒陨石标准化配分图中(图5a)，各地区高Ti玄武岩稀土配分形式相似且表现为OIB(洋岛玄武岩)型特征，为右倾型曲线，表明各地区高Ti玄武岩的源区性质相同，起源与演化过程相似。根据微量元素原始地幔标准化蛛网图(图5b)，高Ti玄武岩样品Rb、Ba、K、Sr 变化范围大，这可能与不同地区岩浆演化过程存在差异有关。

不同地区高Ti玄武岩Sr、Nd同位素变化不大，(87Sr/86Sr)i和(143Nd/144Nd)i的平均值分别为0.705 418和0.512 407，εNd(t)介于-2.38～4.00之间，平均值为1.59。(206Pb/204Pb)i和(208Pb/204Pb)i波动范围较大，(206Pb/204Pb)i为17.786 00～18.875 00，平均值为18.290 00，(208Pb/204Pb)i为37.983 00～39.190 00，平均值为38.589 00； (207Pb/204Pb)i变化较小，介于15.530 00～15.632 00之间，平均值为15.578 00。

3 讨论

3.1 地壳混染与分离结晶

一般情况下，原始地幔的Nb/U值约为34，地壳数值(≈9.7)远低于原始地幔值(Morgan，1990)。峨眉山高Ti玄武岩Nb/U值约为36.21，接近于原始地幔，说明高Ti玄武质岩浆没有遭受地壳混染作用或受到的地壳混染程度很低。原始地幔中Nb/La值约为1.06，地壳中Nb/La值约为0.45(Weaver， 1991； Songetal., 2006)。而高Ti玄武岩Nb/La值介于0.66～1.50 之间且不随SiO2含量的变化而变化(图6a)，说明在峨眉山高Ti玄武岩形成过程中分离结晶作用占主导，地壳混染程度低(Xiaoetal., 2004)。相比于原始岩浆，地壳混染后的岩浆具有较高的Th/Nb值(>5)、Th/Ta值(>10)(Woodenetal., 1993； Nealetal., 2002)和较低的Ta/La值(<0.04)(Lassiter and Depaolo，1997)，而在峨眉山高Ti玄武岩中Th/Nb值(0.02～0.25)和Th/Ta值(<3.3)较低(图6b)，Ta/La值(≈0.06)(图6c)较高，没有表现出地壳混染的特征(Nealetal., 2002； Songetal., 2006)。 地壳混染后，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玄武岩(87Sr/86Sr)i值(0.704 160～0.706 900)和Pb同位素比值较低；εNd(t)平均值为1.59，也表明峨眉山高Ti玄武岩没有经历明显的地壳混染。

图 4 峨眉山高Ti 玄武岩MgO与主量氧化物协变图(地球化学数据来源和图例同图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)

图 5 峨眉山高Ti 玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)[球粒陨石、原始地幔和OIB数据引自Sun 和McDonough(1989)； 地球化学数据来源同图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)

图 6 峨眉山高Ti玄武岩混染情况判别图[原始地幔数据引自Sun 和McDonough(1989)； 地球化学数据来源和图例同图3； FC(分离结晶)、AFC(同化分离结晶)趋势线据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玄武岩几乎没有经历地壳混染作用，所以岩石地球化学特征完全受控于岩浆演化过程。岩石固结指数(SI)是判别岩浆演化过程的地球化学指标。通常情况下，原始岩浆的SI值约为40(Green and Ringwood， 1967)。与原始岩浆相比，峨眉山高Ti玄武岩中SI值(12.70～32.80)较低，表明高Ti玄武质岩浆在喷发之前经历了分离结晶作用。高Ti玄武岩部分熔融和分离结晶作用拟合结果表明(图7a)，高Ti玄武岩更多受分离结晶作用控制。

斜长石、辉石和橄榄石通常是玄武岩斑晶的主要矿物类型。由于单斜辉石、斜方辉石和橄榄石中Sm和Eu的分配系数相差不大，Sr表现为不相容特征，因此辉石和橄榄石的分离结晶不会引起Sm/Eu值发生强烈波动，Sr趋向于在岩浆中富集，岩石中Sr呈负异常现象。而在斜长石中Sm的分配系数明显大于Eu的分配系数，Sr呈现为相容元素特征，因此在斜长石的分离结晶作用下，Eu为负异常，Sm/Eu值增大，Sr趋向于在岩石中富集(杨辉等， 2018)。峨眉山高Ti玄武岩Sm/Eu值(2.80～4.65)相对稳定(图7b)，基本不随Sr的变化而变化，Sr存在明显的负异常现象(图5b)，说明峨眉山高Ti玄武岩主要经历了辉石和橄榄石的分离结晶，斜长石的分离结晶作用比较微弱。

图 7 峨眉山高Ti 玄武岩La/Sm-La、Sm/Eu-Sr和100 (Fe+Mg+Mn)/Ti-100 Si/Ti图解[地球化学数据来源和图例同图3； a， 部分熔融与分离结晶线的拟合方法据万渝生(1990)； c， Ol(橄榄石)、Opx(斜方辉石)和Cpx(单斜辉石)的分离结晶线据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]

根据100 (Fe+Mg+Mn)/Ti-100 Si/Ti图解，峨眉山高Ti玄武岩样品数据主要分布于单斜辉石分离结晶线附近(图7c)，表明高Ti玄武质岩浆在演化过程中，主要发生了单斜辉石的分离结晶作用。通常情况下单斜辉石的结晶会伴随着Mg元素的消耗，从而引起Mg#值和MgO含量下降。峨眉山高Ti玄武岩的Mg#值与MgO含量明显低于原始岩浆，同样印证了高Ti玄武岩在形成过程中经历了大量单斜辉石的分离结晶。结合高Ti玄武岩中MgO与Al2O3、CaO、Na2O呈正相关(图4)，进一步表明单斜辉石的分离结晶作用。一般认为斜长石的分离结晶作用会引起Eu的负异常，而峨眉山高Ti玄武岩中Eu仅表现为微弱的负异常(图5b)，指示斜长石分离结晶作用较弱。MgO与P2O5、TiO2之间的负相关特征(图4)是磷灰石和钛铁氧化物分离结晶下的结果(魏杰， 2018)。

3.2 源区性质

峨眉山高Ti玄武岩的Sr-Nd同位素特征显示，大部分岩石样品分布于地幔阵列和全球平均值区域附近，接近于OIB型特征，而与MORB(洋中脊玄武岩)型特征明显不符(图8a)，所以高Ti玄武岩不可能是软流圈岩浆喷发的产物。根据稀土元素配分图(图5a)和微量元素蛛网图(图5b)，峨眉山高Ti玄武岩富集LILE(大离子亲石元素)和HFSE(高场强元素)，与OIB型相似，说明高Ti玄武岩起源于地幔柱源区(Xuetal., 2001； Xiaoetal., 2004)。虽然原始地幔同位素特征与OIB源相似，但在Zr/Nb、Ba/Th等不相容元素比值上，原始地幔与OIB源存在明显差异，峨眉山高Ti玄武岩不相容元素特征与富集地幔源的洋岛玄武岩(EM-OIB)更加吻合(表2)。通常情况下，富集地幔Zr/Y<18且Zr/Nb<18， Th/Yb值和Ta/Yb值较高； 亏损地幔Zr/Y>18且Zr/Nb>18，Th/Yb值和Ta/Yb值较低(Leetal., 1983； Xiaoetal., 2004)。峨眉山高Ti玄武岩Zr/Y值为4.81～11.94， Zr/Nb值为5.79～14.28， Th/Yb值和Ta/Yb值均较高，进一步表明高Ti玄武岩源区更接近于富集地幔特征(图8b)。

表 2 峨眉山高Ti 玄武岩、原始地幔与OIB 端员组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

通常认为再循环古洋壳、俯冲陆源沉积物和地幔交代作用是导致富集地幔形成的主要因素(牛耀龄， 2010； 褚志远， 2016)。由于峨眉山高Ti玄武岩明显富集不相容元素，且不相容性越强的元素富集特征越显著(图5)，不具有地壳特征，因此可以排除相当亏损的循环洋壳以及具有强烈陆壳特征的陆源沉积物的可能，高Ti玄武质岩浆的富集特征很可能与来自地震波减速带(LVZ)的低程度熔融物质有关(牛耀龄， 2010)。在浮力作用下，LVZ中富含挥发分和不相容元素的硅酸盐质熔体向顶部汇聚，之后在LVZ顶部与岩石圈底部的交界处与地幔柱熔体混合，不相容元素随之加入。

由于俯冲循环物质中Th元素富集，Yb元素亏损，因此混入了循环陆壳或俯冲成分的岩浆Th/Yb值较高。峨眉山大火成岩省西部地区的高Ti玄武岩Th/Yb值较低，主要分布在MORB-OIB 阵列之中近OIB处；中、东部地区高Ti 玄武岩Th/Yb值较高，所有样品均分布在MORB-OIB 阵列之上(图8c)，表明大火成岩省中、东部地区高Ti玄武岩在形成过程中，有循环地壳物质或岩石圈地幔成分的混入(Heetal., 2010b)。由于峨眉山高Ti玄武岩不具有地壳特征，说明中、东部地区高Ti玄武岩可能发生了少量岩石圈地幔的混染，并且此时的岩石圈地幔已经在俯冲板块再循环作用下发生了改造(周名魁等， 1988； Songetal., 2001)；同时也可能指示地幔柱组分本身就与交代后的俯冲岩石圈有关(Niu and O’Hara, 2003； 牛耀龄， 2010)。

如果峨眉山高Ti玄武岩经历了岩石圈地幔的混染，那么除LVZ-岩石圈交界处之外，岩石圈地幔也很可能是不相容元素富集的重要场所。一是在浮力作用下，LVZ熔体持续上升至岩石圈，并在岩石圈地幔中结晶，形成富集不相容元素的交代岩脉(牛耀龄， 2010)；二是在扬子克拉通俯冲作用下，岩石圈地幔被富含不相容元素和流体的沉积物改造(周名魁等， 1988)。这两方面的演化可能导致岩石圈地幔的富集，若存在地幔柱-岩石圈相互作用，混合熔体也随之富集。

3.3 源区部分熔融

地幔橄榄岩的主要矿物相是石榴石相与尖晶石相(郑中， 2006)。通常情况下，HREE 在石榴石相中更加富集，Y和Yb的分配系数相似且明显高于Ce、Gd和Tb。当源区以石榴石相为主或源区熔融程度较低时，Ce/Yb、Ce/Y、Gd/Yb和Tb/Yb值均较高(段其发等， 2010)。峨眉山高Ti玄武岩Ce/Yb值介于19.88～56.55之间，Ce/Y值介于1.78～3.31之间，Gd/Yb>2.0，指示高Ti玄武岩形成于以石榴石相为主的深地幔源区的低程度熔融作用。高Ti玄武岩(Tb/Yb)N>1.8，样品数据主要分布在石榴石稳定区内，同样表明了石榴石相源区特征(图9a)(Xiaoetal., 2004)。结合La/Sm-Sm/Yb图(图9b)，高Ti玄武岩的La/Sm值(>3)和Sm/Yb值(>2)均较高，各地区样品数据均分布于石榴石橄榄岩-尖晶石橄榄岩熔融区域之间，说明源区成分除了石榴石相以外，也可能存在尖晶石相。

图 8 峨眉山高Ti 玄武岩源区性质判别图[地球化学数据来源和图例同图3； a据Song 等(2001)修改； b据Xiao 等(2004)； c据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—亏损地幔； 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—洋中脊玄武岩； OIB—洋岛玄武岩； S—俯冲成分； W—板内富集； C—地壳混染； F—分离结晶； Th—拉斑玄武岩区域； CA—钙碱性区域； S—钾玄质区域； MORB—洋中脊玄武岩； OIB—洋岛玄武岩 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

图 9 峨眉山高Ti 玄武岩源区矿物相组成图解[数据来源和图例同图3； a据Xiao 等(2004)； b据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]

玄武岩微量元素比值特征可以判别岩浆的熔融过程。Gd/Yb、Th/Yb、La/Sm值等很少受到分离结晶的影响，能够作为部分熔融作用的地球化学指标(Lassiter and Depaolo, 1997； Xiaoetal., 2004； Songetal., 2006)。从峨眉山大火成岩省西部到东部，Gd/Yb值呈减小趋势，表明由西到东石榴石相的熔融比例减小。在La/Sm-Sm/Yb图(图9b)和Th/Yb-Ta/Yb图上(图8b)，峨眉山大火成岩省自西向东，高Ti玄武岩Sm/Yb值和La/Sm值减小；与西部地区相比，中、东部地区高Ti玄武岩Ta/Yb值较小，Th/Yb值较大。这些特征都表明自西向东地幔橄榄岩的熔融程度增大。

通常认为石榴石/尖晶石二辉橄榄岩是地幔柱和新生岩石圈的主要物质组成(张招崇等， 2005； 牛耀龄， 2010)。结合高Ti玄武岩源区具有富集特征，本文以富集地幔代表峨眉山高Ti玄武岩源区组成，以石榴石二辉橄榄岩和尖晶石二辉橄榄岩表示源区端员成分，利用Dy/Yb值和La/Yb值定量模拟高Ti玄武岩的形成过程(图10)。由于地幔橄榄岩的实际熔融过程与分离熔融更为相似(Norman, 1998)，并且各矿物的熔融比例可能与源区矿物占比并不一致，因此本文采用非实比分离熔融模式，熔融模拟参数如表3 所示。

表 3 峨眉山高Ti 玄武岩熔融模拟参数汇总表Table 3 Parameters of the melting simulation for the Emeishan high Ti basalts

通常认为，La/Yb值指示源区熔融程度的大小，La/Yb值越大表明熔融程度越小；Dy/Yb值反映熔融深度及矿物相熔融比例的变化，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玄武岩模拟结果显示(图10)，石榴石相和尖晶石相的熔融程度分别为0.5%～2%和5%，源区石榴石相的熔融占比为40%～90%，其中大部分样品在40%～70%的石榴石相熔融比例下形成。从空间分布上来看，各地区地幔橄榄岩的熔融作用呈现区域变化规律。峨眉山大火成岩省自西向东(距地幔柱中心由近到远)高Ti玄武岩Dy/Yb值和La/Yb值均减小，表明距地幔柱越远地幔橄榄岩的熔融程度越大，熔融深度越低，石榴石相的熔融比例减小，尖晶石相的熔融比例增大。这种区域变化规律与Lai等(2012)、Li 等(2017a)分别通过对贵州、广西以及洋河地区进行地球化学模拟，最终得到的结果吻合，进一步验证了郑中(2006)提出的峨眉山大火成岩省孔隙度动力熔融模型。

3.4 岩石成因

通过定性分析与定量模拟，结合高Ti玄武岩的分布情况，峨眉山地幔柱可能是一个以丽江地区为中心(Heetal., 2010b)，呈“火炬状”不对称分布的地幔柱。地幔柱轴部以东的延展范围明显大于轴部以西(图11)。峨眉山大火成岩省各地区高Ti玄武岩都是地幔柱柱头低程度部分熔融作用下的产物，在LVZ顶部的熔体层内，地幔柱熔体发生不相容元素的富集。由于峨眉山地幔柱和岩石圈地幔具有非均质性，并且各地区高Ti玄武岩的形成过程并不完全相同，因此高Ti 玄武岩的地球化学特征存在一定的空间差异。

图 10 峨眉山高Ti玄武岩La/Yb-Dy/Yb模拟图解Fig. 10 Simulated image of La/Yb-Dy/Yb for the Emeishan high Ti basaltsGr0～Gr100反映石榴石相熔体与尖晶石相熔体不同的混合比例，如Gr100代表100%的石榴石相熔体成分，Gr0代表100%的尖晶石相熔体成分；0.01%～10%代表石榴石相不同的熔融程度；数据来源和图例同图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

图 11 峨眉山高Ti 玄武岩地幔柱熔融示意图[据He 等(2010b)、牛耀龄(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)

峨眉山大火成岩省西部地区位于地幔柱轴部区域，近于地幔柱喷发中心，温度较高(>1 600℃)(Heetal., 2010b； 李永生， 2012)，柱头拱起明显且深度值较大。在地幔柱柱头深处，石榴石相占比高，尖晶石相占比低，初始熔融压力高，导致平均熔融程度低，形成了TiO2含量极高的高Ti玄武岩。而大火成岩省中、东部地区主要位于地幔柱边部区域，是峨眉山地幔柱活动的减弱地带，温度更低，熔融总量更少，高Ti玄武岩的产出量明显更少。与西部地区相比，中、东部地区岩石圈覆盖更厚，当地幔柱上升至岩石圈底部时，岩石圈地幔可能发生部分熔融作用，地幔柱熔体同化早期的交代岩脉，继续富集不相容元素，最终形成了TiO2含量相对较低的玄武岩。但由于地幔柱边部整体温度较低，岩石圈地幔的最大熔融程度有限，因此中、东部地区高Ti玄武质岩浆主要为地幔柱熔体，总体呈现为OIB特征。峨眉山大火成岩省自西向东，岩石圈逐渐由薄的特提斯洋盖层向厚的扬子克拉通盖层变化(郑中， 2006； 李永生， 2012)，地幔柱源区深度和温度减小，熔融压力和深度降低，导致距地幔柱中心越远，地幔橄榄岩的平均熔融程度越大(郑中， 2006)，深部石榴石相熔融比例减小，浅部尖晶石相熔融比例增大，岩石圈地幔的混染可能性增大(图11)。

4 结论

(1) 峨眉山大火成岩省形成于约259～258 Ma，不同地区岩石年龄没有明显的区域变化规律。高Ti玄武岩在整个峨眉山大火成岩省均有出露，自西向东高Ti玄武岩由厚变薄。

(2) 峨眉山高Ti玄武岩中MgO含量与其他主量元素氧化物间呈线性相关，主要为钙碱性系列和高钾钙碱性系列。高Ti玄武岩富集HFSE、LILE和LREE，亏损HREE，具有OIB型特征。不同地区高Ti玄武岩Sr、Nd 同位素比值相对稳定。

(3) 峨眉山高Ti玄武岩起源于具有富集地幔特征的地幔柱源区，几乎没有经历地壳混染。在演化过程中，高Ti玄武岩先后经历了部分熔融与以单斜辉石为主的分离结晶作用。当地幔柱上升至岩石圈地幔时，岩石圈地幔可能发生少量部分熔融作用并混入地幔柱熔体中。源区石榴石相和尖晶石相的熔融程度分别为0.5%～2%和5%，石榴石相的熔融比例为40%～90%。峨眉山大火成岩省自西向东，地幔柱源区深度和温度减小，熔融压力降低，导致源区熔融程度增大，熔融深度减小，石榴石相的熔融比例减小，尖晶石相的熔融比例增大。