云南个旧他白地区拉丁尼克晚期—诺利克期变质玄武岩地球化学特征及其地质意义

2021-11-10林红宏张宝林沈晓丽杜庆祥贾文臣

地球科学与环境学报 2021年5期

林红宏，张宝林，沈晓丽*，杜庆祥，苏捷，贾文臣

(1. 山东科技大学地球科学与工程学院，山东青岛 266590; 2. 中国科学院地质与地球物理研究所中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 100029; 3. 云南省红河州国土资源局，云南蒙自 661000; 4. 中铁资源集团有限公司北京技术咨询分公司，北京 100070)

0 引言

云南个旧地区位于滨太平洋构造域与特提斯构造域交界部位，欧亚板块、太平洋板块和印支板块三者复合的碰撞挤压带[1-3]。该区分布大量三叠纪玄武岩，主要有3期玄武岩熔岩喷发，分别为安尼期(个旧组下段)、拉丁尼克早期(法郎组下段)和拉丁尼克晚期—诺利克期(法郎组上段)[4-6]。安尼期玄武岩主要分布在个旧东区麒麟山、卡房—老厂等地区，出露的玄武岩主要为碱性高钛玄武岩，属于板内玄武岩；Sr-Nd同位素组成与峨眉山高钛玄武岩相似，形成年龄为248.2～244.0 Ma。部分学者通过对安尼期一套基性—超基性岩组合的火山岩原岩以及该期碱性玄武岩和变碱性苦橄岩类进行分析，认为该时期个旧地区属于弧后裂谷盆地，在桂西南(那坡)—滇东南(个旧)地幔热点控制的弧后扩张作用下，软流圈上涌底侵岩石圈地幔导致减压熔融，形成了地幔岩浆源区，产生的岩浆以火山作用喷发[2,7-10]；但部分学者推测这些玄武岩可能是峨眉山大火成岩省(ELIP)后岩浆活动的代表[11-12]。拉丁尼克早期火山岩主要分布在个旧西区，前人认为该期玄武岩主要以致密块状和杏仁状为主，形成于大陆板内裂谷环境，与拉裂作用有关[6,13]。拉丁尼克晚期—诺利克期火山岩从个旧东区迁移到个旧西区他白—得胜冲等地区，主要为由熔岩、凝灰岩、火山碎屑岩、泥质碎屑岩和碳酸盐岩等构成的火山-沉积岩系，揭示火山喷发中心晚期向哀牢山造山带方向迁移[14]。但目前对个旧西区拉丁尼克晚期—诺利克期玄武岩的地球化学特征等研究较少，而峨眉山玄武岩是全球二叠纪3个大陆溢流玄武岩省之一，普遍被认为是地幔柱成因，规模巨大，分布范围遍及川黔滇大面积地区，晚二叠世喷发作用最为强烈。现有研究对峨眉山玄武岩喷发时限存在争议，关于个旧他白地区三叠纪玄武岩的构造背景及与峨眉山地幔柱的关系也比较模糊，解决三叠纪玄武岩的归属问题对认识峨眉山玄武岩的喷发特点有一定作用。

本文通过对云南个旧他白地区最晚期玄武岩——他白中三叠世拉丁尼克晚期—诺利克期玄武岩开展了地球化学和Sr-Nd同位素分析，探讨了玄武岩的源区，揭示了玄武岩的岩浆演化和构造背景；并通过对比研究他白高钛玄武岩和峨眉山高钛玄武岩，为判别云南三叠纪玄武岩的归属及峨眉山玄武岩的喷发特点增加新的证据。

1 区域构造背景及样品岩石学特征

云南个旧地区位于华南造山带右江盆地西缘与扬子陆块的对接部位，西南与哀牢山变质带相连[15]。该区出露的地层比较齐全，其中三叠纪地层最为完整，出露最为广泛[16]。结合野外调查研究情况，峨眉山溢流玄武岩分布范围及研究区位置如图1(a)所示，个旧西区三叠纪火山岩系的地层层序及样品所在位置如图1(b)所示。

图(a)引自文献[23]、[24]; 图(b)引自文献[25]

拉丁尼克晚期—诺利克期火山岩是个旧西区三叠纪最晚期喷发的玄武岩，主要分布在个旧西区贾沙向斜轴部的林河村—尼得、得胜冲一带。其活动中心在他白地区以南，主要为由碳酸盐岩和泥质碎屑岩、熔岩及凝灰岩构成的火山岩系，总厚度约为1 800 m[8,17-19]。采样剖面如图2所示，单层厚度数十米到二三百米不等。东、西两侧火山岩系变薄，熔岩逐渐尖灭，相变为分布甚广的凝灰岩相。

图2 个旧西区三叠纪火山岩地层剖面柱状图

研究区地层岩性组合复杂，成分交替频繁，厚度不等，经构造作用后多发生沿层滑动或层间分离。岩石组合以玄武质熔岩为主，包括杏仁状玄武岩、块状玄武岩和橄榄玄武岩；其次为中酸性和酸性凝灰岩，具典型的双峰式火山岩特点[20]。后期受燕山运动及大规模中粒斑状黑云母花岗岩侵入的影响，火山岩遭到不同程度的变质，反映其比较活跃的区域动力构造背景。另外，基性岩脉通常被认为是地幔岩浆侵入、喷发的产物, 其形成具有特殊的动力学指示意义，可能代表区域性地壳拉张、岩石圈减薄伸展或地幔柱活动等[21-22]。因此，选取研究区8件变质玄武岩(样品编号分别为JM10-42、JM10-51、JM10-53、JM10-54、JM10-55、JM10-56、JM10-57、JM10-58)以及3件基性脉岩(样品编号分别为JM10-60、JM10-61、JM10-62)进行分析。变质玄武岩矿物分布均一，具块状构造、斑状细粒结构。斑晶主要为辉石，呈短柱状，体积分数约为5%；基质为变质斜长石，体积分数约为95%[图3(a)]；斜长石呈片状分布，可见较大的聚片双晶呈定向分布，基质以细晶质长石和铁镁矿物为主，保存有变余间粒-间隐结构特征[图3(b)]。斑晶和基质有明显的绿帘石化，可能是辉石蚀变形成[图3(c)]；岩石主要发生绢云母化，表现为斜长石被绢云母-黏土矿物不完全取代[图3(d)]。基性脉岩主要发生绢云母化和绿泥石化[图3(e)]，其中绿泥石为鳞片状，具定向排列，部分充填于斜长石矿物的间隙中，定向排列明显，可见右旋构造[图3(f)]，说明该岩脉处于伸展状态。

Chl为绿泥石；Ep为绿帘石；Aug为辉石；Pl为斜长石

2 地球化学特征

2.1 分析方法

将所采集的8件变质玄武岩和3件基性脉岩样品磨碎至200目后进行主量、微量元素和同位素地球化学分析。所有样品的地球化学测试工作在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室完成。主量元素使用X-射线荧光光谱仪(XRF-1500)测试完成，分析误差优于5%。微量及稀土元素利用酸溶法制备样品，使用Element Ⅱ型ICP-MS仪测试完成。分析精度为：当元素含量(质量分数，下同)大于10×10-6时，精度优于5%；当元素含量小于10×10-6时，精度优于10%。Sr-Nd同位素使用MAT-262同位素质谱仪测定，所有测定的87Sr/86Sr和143Nd/144Nd值分别用0.119 4和0.721 9进行Sr、Nd同位素质量歧视校正。Sr空白质量小于500×10-12g，Nd空白质量小于100×10-12g，Sr-Nd同位素分析测试精度则优于0.001 5%[26-27]。

2.2 结果分析

2.2.1 主量元素特征

云南个旧他白地区中三叠世拉丁尼克晚期—诺利克期变质玄武质岩的主量元素分析结果见表1，采样位置见图1(b)。

表1 变质玄武岩及基性脉岩的主量元素分析结果

个旧他白地区变质玄武岩的SiO2含量为42.04%～54.37%，平均值为45.78%；Na2O、K2O和全碱含量分别为0.12%～4.11%、0.03%～2.77%和0.15%～5.54%，Na2O含量普遍高于K2O含量，呈现明显的富Na特征；Al2O3含量为12.03%～22.34%，平均值为14.96%；TiO2含量为1.81%～4.32%，暗示其源区与峨眉山高钛玄武岩[28]类似；岩石硅碱比(A/S，即(w(K2O)+w(Na2O))/(w(SiO2)-39%))为0.01～1.38。另外，个旧他白地区玄武岩经历过一定程度的变质作用，因此，主量元素分析中的烧失量较高(0.96%～10.37%)[29]。基性脉岩的SiO2含量为42.49%～45.52%；Na2O含量远高于K2O；TiO2含量大于2.10%；岩石硅碱比为0.44～1.02，烧失量为1.14%～3.38%，与变质玄武岩的主量元素含量变化范围大致相同。

2.2.2 稀土和微量元素特征

Nb、Y均为不活泼微量元素，较少受到蚀变和变质作用的影响。对于碱性(Alkaline)和非碱性(Nonalkaline)系列火山岩，其Nb/Y值的区间范围十分稳定；尤其对于基性、中基性和中酸性火山岩，其碱性和非碱性系列的区分主要取决于Nb/Y值，而较少受到SiO2含量变化的影响[30-31]。因此，可以利用在蚀变作用过程中不活泼元素比值的Nb/Y-SiO2图解(图4)进行岩石分类。结果表明，个旧他白地区变质玄武岩由碱性玄武岩及粗面安山岩组成。

图4 变质玄武岩及基性脉岩Nb/Y-SiO2图解

个旧他白地区变质玄武岩的微量元素含量及相关参数见表2。其中，大离子亲石元素Rb、Ba、Sr含量分别为(0.40～79.76)×10-6、(23.39～873.50)×10-6、(30.05～586.41)×10-6，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf含量则分别为(20.75～57.48)×10-6、(1.40～4.05)×10-6、(135.57～424.09)×10-6、(3.52～11.81)×10-6。基性脉岩的大离子亲石元素Rb、Ba、Sr含量分别为(1.22～13.08)、(36.43～289.69)×10-6、(142.41～467.35)×10-6，高场强元素Nb、Ta、Zr、Hf含量则分别为(21.62～27.99)×10-6、(1.49～1.94)×10-6、(159.32～195.78)×10-6、(4.21～5.13)×10-6。

表2 变质玄武岩及基性脉岩的微量元素分析结果

续表2

变质玄武岩表现为异常低的Rb、Ba含量，Sr严重亏损，Ta、Ti、Zr、Hf、Th等含量较高的特点。Sr亏损反映了岩石具有斜长石分离结晶作用或受到地壳混染[32]，同时也可能是变质作用导致的Sr带出[33-34][图5(a)]，与基性脉岩的变化范围较一致。稀土元素在揭示岩石成因、分类、成矿物理化学条件和物质来源及成矿机理等方面发挥了极其重要的作用[10]。从球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图5(b)]对比可以看出：云南个旧他白地区变质玄武岩与四川越西、云南盐津以及云南金平地区二叠纪峨眉山高钛玄武岩的稀土元素配分模式[35-37]较为相似，两者的稀土元素配分模式为明显的右倾型。个旧他白地区变质玄武岩的稀土元素总含量较高；在球粒陨石标准化稀土元素配分模式[图5(b)]中，所有样品均表现出相同的变化趋势，轻稀土元素富集且轻、重稀土元素之间存在较强的分馏作用，LREE/HREE值为4.50～8.55，(La/Nb)N值为4.09～11.72，略具正Eu异常(0.83～1.27，平均值为1.08)及弱负Ce异常(0.87～1.10，平均值为0.97)。正Eu异常说明可能有石榴子石的存在且斜长石的分离结晶作用较弱[38]，弱负Ce异常表明其主要与后期表生风化作用相关[39]；风化和蚀变作用可能导致了部分主量元素(如Mg、Fe和K)和微量元素(Rb、Sr和Ba)含量的变化。而个旧他白地区基性脉岩LREE/HREE值为7.34～8.16，(La/Nb)N值为9.52～11.65，样品具正Eu异常(1.12～1.23)及弱负Ce异常(0.96～0.97)。通过主量、微量元素特征可知，个旧他白地区基性脉岩与变质玄武岩具有同源性。

ws为样品含量；wp为原始地幔含量；wc为球粒陨石含量；原始地幔标准化数据引自文献[43]；球粒陨石标准化数据引自文献[44]；图(a)云南盐津地区(8件样品)峨眉山高钛玄武岩数据引自文献[36]；图(b)四川越西(11件样品)、云南盐津(8件样品)、云南金平(11件样品)地区峨眉山高钛玄武岩数据引自文献[35]～[37]

2.2.3 Sr-Nd同位素特征

个旧他白地区3件变质玄武岩与2件基性脉岩Sr-Nd同位素样品的分析结果见表3。所有样品的(87Sr/86Sr)i值和εNd(t)值都是选择t=240 Ma(对应中三叠世，与拉丁尼克期相近)进行初始值计算的。变质玄武岩(87Sr/86Sr)i值为0.703 84～0.705 90，平均值为0.704 67，略高于原始地幔现今值(0.704 50)[40]，(143Nd/144Nd)i值为0.512 363～0.512 392，平均值为0.512 375，略低于原始地幔现今值(0.512 638)[41]，可见变质玄武岩来源于原始地幔；εNd(t)值为0.2～0.7，亦表明其来源于地幔；二阶段模式年龄(T2DM)为985～972 Ma，表明其源岩从地幔中脱离的时间为中元古代[42]。基性脉岩(87Sr/86Sr)i值为0.705 50～0.706 03，平均值为0.705 77；(143Nd/144Nd)i值为0.512 335～0.512 362，平均值为0.512 349，与变质玄武岩的变化范围大致相同，εNd(t)值为-0.4～0.1，表明其源区略有年轻地壳物质混染。

表3 变质玄武岩及基性脉岩Sr-Nd同位素分析结果

3 讨论

3.1 变质玄武岩的岩浆演化

岩浆的分离结晶作用表现在玄武岩的斑晶成分和主量、微量元素成分的变化上。从主要主量元素相关关系图解中可见：个旧他白地区变质玄武岩的MgO与CaO含量成正相关关系，反映了单斜辉石分离结晶作用[图6(a)]；MgO与SiO2含量成负相关关系，反映了分离结晶趋势[图6(b)]。橄榄石、斜方辉石、单斜辉石的矿物/熔浆分配系数比值(Sm/Eu)近于1，而斜长石Sm/Eu值远小于1[45-46]。在Sm/Eu-Sr图解(图7)中，如果玄武岩浆没有发生分离结晶，投影点将集中分布于很小的区域，起源于不同地幔源区的玄武岩投影点将集中分布在不同区域[45]。由Sm/Eu-Sr图解(图7)可知，个旧他白地区变质玄武岩以辉石、橄榄石的分离结晶为主，但总体上分离结晶程度较低[47]。

图6 变质玄武岩主量元素相关关系图解

Sm/Eu-Sr图解(图7)显示：Sm/Eu值相对跳跃且变化较大，反映源区存在一定的地壳混染。一般认为，原始地幔La/Ta值为8～15，受岩石圈混染，La/Ta值迅速升高到25以上[48-49]，同时La/Sm值也会升高到5以上；地壳Th/Ta值大于10.0，地幔Th/Ta值为2.3，受地壳混染会使Th/Ta值升高[39]；地幔La/Nb值为0.94，地壳La/Nb值为2.20[50]。个旧他白地区变质玄武岩Th/Ta值为1.61～2.19，La/Nb值为0.49～1.54，La/Ta值为6.89～21.69，反映了变质玄武岩岩浆主要来源于原始地幔，且部分熔融程度不高，地壳混染较弱。

图7 变质玄武岩Sm/Eu-Sr图解

3.2 变质玄武岩的源区

Nd同位素获得的一阶段模式年龄为1 368～1 000 Ma，表明个旧他白地区变质玄武质岩的源区比较年轻。从表3可以看出：变质玄武岩εNd(t)值为0.2～0.7，平均值为0.4，说明其源区物质可能来自原始地幔；(87Sr/86Sr)i值为0.703 84～0.705 90，属于大洋玄武岩((87Sr/86Sr)i值为0.702 00～0.707 00)。前人研究表明，峨眉山高钛玄武岩(87Sr/86Sr)i值为0.704 158～0.704 929，εNd(t)值为-4.0～4.4，εSr(t)值为-8.02～31.75，与个旧他白地区变质玄武质岩具有基本一致的变化范围[51-55]。Ren等研究表明峨眉山高钛玄武岩主要为碱性玄武岩[56-60]；从表3可以得出，个旧他白地区变质玄武岩也属于碱性玄武岩。另外，从图8可以看出，峨眉山高钛玄武岩大部分样品落在洋岛玄武岩(OIB)区域，说明峨眉山高钛玄武岩与洋岛玄武岩相似，具有较高的Ta、Ti、Zr、Hf、Th等高场强元素含量和较高的强不相容元素含量，及较明显的Nb亏损特点，为富集型地幔部分熔融的产物，并且其强不相容元素含量随玄武岩基性程度的降低而增高[47]，也说明峨眉山高钛玄武岩与个旧他白地区变质玄武岩有相同的来源。

图中百分数表示地壳物质参与的百分比；底图引自文献[37]；峨眉山溢流玄武岩引自文献[62]、[63]

Ti、P、K在地幔条件下为强不相容元素，在幔源熔蚀、地幔交代作用等地幔不均一事件中，通常会产生显著的富集或亏损[61]。个旧他白地区变质玄武岩相对富集不相容元素(Ti、P、K等)，这与大部分的晚期(上部)峨眉山高钛玄武岩特征相似，说明个旧他白地区变质玄武岩形成于地幔柱岩浆活动中心部位相对较弱的阶段，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[55,64-67]。这也一定程度上解释了个旧地区与火山岩有关铅矿化的主要特点是矿石中磁铁矿含量很高的原因[68]。

在Ce/Y-Zr/Nb图解(图9)中，个旧他白地区变质玄武岩分布于原始石榴子石二辉橄榄岩和亏损尖晶石二辉橄榄岩之间，说明其主要是在尖晶石橄榄岩稳定域与石榴子石橄榄岩稳定域之间的过渡带熔融的，部分熔融程度小于4%，MnO、TiO2、Al2O3、FeO等与斜长石结晶温度有关。而峨眉山高钛玄武岩主要分布于原始石榴子石二辉橄榄岩中，少量分布于亏损尖晶石二辉橄榄岩和亏损石榴子石二辉橄榄岩，说明峨眉山高钛玄武岩主要在石榴子石稳定域内熔融，代表了热地幔柱边部或地幔小部分熔融[69]。

图中百分数表示部分熔融程度；GD为亏损石榴子石二辉橄榄岩；GP为原始石榴子石二辉橄榄岩；SD为亏损尖晶石二辉橄榄岩；SP为原始尖晶石二辉橄榄岩；底图引自文献[70]

3.3 变质玄武岩的构造背景

个旧地区三叠纪玄武岩系主要为凝灰岩，熔岩数量较少，与峨眉山主体玄武岩以熔岩为主的特征有显著区别，并且由于该岩区处于造山带，受后期变质作用的影响，普遍经历了绿片岩相变质作用。本文主要选择对变质作用不敏感的元素对构造背景进行分析。在Nb-Nb/Ta图解(图10)中，所有投影点均落在地幔柱成因区。

底图引自文献[71]

在原始地幔标准化微量元素蛛网图中，地幔柱成因玄武岩不仅没有Nb、Ta亏损，而且Nb、Ta相对于Zr、Hf富集。在各种玄武岩中，地幔柱成因的Ta/Hf值和Nb/Zr值是最高的。其标志是：Ta/Hf值大于0.3；Nb/Zr值大于0.1[72-73]。个旧他白地区变质玄武岩Ta/Hf值为0.30～0.40，Nb/Zr值为0.12～0.16(表4)，均与地幔柱成因玄武岩范围一致。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式中，由地幔柱产生的未受到混染或略受到污染的玄武质岩石，通常具有平坦的稀土元素配分模式或轻稀土元素富集的配分模式，并缺乏Nb、Ta、Ti负异常[74]。个旧他白地区变质玄武岩为轻稀土元素富集型，符合地幔柱成因特点。

表4 个旧他白地区变质玄武岩与地幔柱成因玄武岩的特征元素对比

地幔柱成因的玄武岩最为重要的特征是其(Th/Nb)N值大于1[75]。除样品JM10-42外，其他变质玄武岩的(Th/Nb)N值均大于1，符合地幔柱成因玄武岩特点。另外，起源于地幔柱的玄武岩(La/Nb)N值均大于1[76]。除样品JM10-53、JM10-55外，其他变质玄武岩(La/Nb)N值均大于1，也符合地幔柱玄武岩的部分特点。

根据地壳和地幔不相容元素比值得到的洋岛玄武岩中Th/Nb值为0.105～0.157[75]，而个旧他白地区变质玄武岩Th/Nb值为0.100～0.150。洋岛玄武岩的起源和地幔柱有关，因此，个旧他白地区变质玄武岩符合地幔柱特点。

岛弧和大陆板内裂谷区玄武岩的Th/Ta值和Th/Nb值相近，但前者相对于后者亏损Ta，其范围与西伯利亚地幔柱的Noril’sk玄武岩相同，构造背景为大陆板内典型裂谷环境。Zr-Zr/Y图解[图11(a)]显示，个旧他白地区变质玄武岩形成于板内环境，另外从Ti/100-Zr-3Y图解[图11(b)]也可以看出变质玄武岩主要落于板内玄武岩区域，与岛弧玄武岩等形成原因不同。在岩石化学成分的MgO-FeO-Al2O3图解[图11(c)]中，变质玄武岩主要投影在大陆区域。

前人研究表明，个旧地区玄武岩中橄榄石和斜长石的结晶温度分别为1 225 ℃和1 175 ℃，压力为2.0～2.5 GPa，玄武岩浆来源深度则大于60 km[5,77-78]，且利用Carmichael等提出的熔浆-矿物相平衡方法[79]计算得到该区玄武岩形成深度为55～75 km。而个旧一带的莫霍面最深为46 km，一般为(40±2)km[80-81]，因此，推测个旧他白地区变质玄武岩来自于上地幔。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果显示，三叠系个旧组中玄武岩喷发时间为(248.2±6.1)Ma[11,85-87]，比峨眉山玄武岩(260 Ma)晚了约10 Ma[88-90]。在地幔柱就位后，早三叠世扬子地壳发生的伸展作用以及思茅地块对扬子地块的俯冲作用，诱导峨眉山地幔柱头部重新进行了一次低程度的部分熔融(4%～12%)[91-92]，母岩浆经历了单斜辉石分离结晶作用以及微弱的下地壳混染，在板内喷发形成[11]。而个旧他白地区变质玄武岩的熔融程度在3%左右，有较低的同化混染和分离结晶，在板内喷发形成。高钛玄武岩岩浆产生于地幔柱头部边缘(图12)，较少被卷入岩石圈物质，地幔温度低，熔融程度也低，母岩浆(热地幔柱在大于80 km的石榴子石稳定域经过小部分熔融形成的，可能代表了热地幔柱边部小程度部分熔融的产物[69])汇集到浅部岩浆房中经历了结晶分异，壳源物质混染弱[63,93-95]。

T为三叠系；P为二叠系

3.4 个旧他白地区变质玄武岩与峨眉山玄武岩的关系

前人对于峨眉山玄武岩的喷发时限问题存在争议，部分学者认为地幔柱成因玄武岩为短时间内的巨量喷发，常在3 Ma，甚至在1 Ma内完成[96-98]。Zhou等通过对四川新街、攀枝花、力马河、红格、丙谷等镁铁—超镁铁质岩体和茨达A型花岗岩体，以及宣威组底部凝灰岩锆石SHRIMP年龄分析研究，推测峨眉山大火成岩省岩浆活动主喷发期主要为259～257 Ma[99-108]。但一些学者认为主喷发期之后仍有岩浆活动，如滇东北会泽地区玄武粗安岩的锆石U-Pb加权平均年龄为(251.6±4.2)Ma，地球化学特征显示其为早三叠世受地幔柱影响，岩石圈拉张达到最大程度，峨眉山地幔柱活动消亡期的产物[109-112]。另外，还有学者认为溢流玄武岩省在喷发结束阶段可持续相对较长时间的间隙式喷发，受地幔柱影响，峨眉山玄武岩自中带向外带岩浆作用逐渐减弱[109,113]。峨眉山玄武岩主溢流期后的上部层位存在多个气孔状熔岩与火山碎屑岩-碳质泥岩的互层，可持续到236 Ma[99,114-116]，相伴随的镁铁—超镁铁质侵入岩活动则持续到更晚(约210 Ma)[117-118]，指示峨眉山大火成岩省的岩浆活动可以持续到晚三叠世。从地势特征来看，川滇古陆在晚三叠世以前为被动大陆边缘沉积，之后转变为前陆盆地沉积，这是地幔柱引起的穹形隆起及大量溢流玄武岩喷发的结果，并一直持续到晚三叠世[119]，这也在一定程度上反映了地幔柱活动的影响可持续至晚三叠世，可能会对个旧地区玄武岩的形成造成影响。但部分学者认为除了地幔柱活动成因形成三叠纪玄武岩之外，岛弧环境下也可能形成三叠纪玄武岩。例如，甘孜—理塘一带是中二叠世至晚三叠世的玄武岩浆活动中心，沿甘孜—理塘断裂带广泛发育三叠纪玄武岩，但通过分析得到该地区安尼期—诺利克期玄武岩主要是洋脊玄武岩，显示甘孜—理塘洋盆扩张到顶峰[120-121]；诺利克早—中期玄武岩与甘孜—理塘洋盆的闭合以及向中甸板块的俯冲有关，主要为岛弧玄武岩[122]，表明部分岛弧玄武岩形成于中二叠世至早三叠世(272～248 Ma)东特提斯洋向东俯冲期间[123]。

峨眉山高钛玄武岩(TiO2含量大于2.5%)主要分布在四川、贵州等地区火山序列的上部。地球化学分析可知：峨眉山高钛玄武岩轻稀土元素富集，球粒陨石标准化稀土元素配分模式为明显的右倾型，大离子亲石元素和高场强元素富集，稀土元素总含量为(198～315)×10-6，(La/Nb)N值为9～12，且Sr有明显亏损[62,97,124]；εNd(t)值为-3.6～5.0，(87Sr/86Sr)i值为0.704～0.706，说明其主要来源于原始地幔；TFe2O3含量较高，微量元素比值对比如表5所示。据此可以看出，个旧他白地区变质玄武岩微量元素比值的变化范围与峨眉山高钛玄武岩大致相同。峨眉山高钛玄武岩是由含石榴子石地幔柱的低程度部分熔融(<8%)产生的，Ce/Yb值高也可反映熔融程度低或主要残留相为石榴子石[124]。峨眉山高钛玄武岩主要来自地幔柱头部，在峨眉山地幔柱头部外围，地幔源相当均匀，岩石圈盖较厚，温度较低[125-126]。因此，从喷发时间及地球化学特征可以得出，个旧他白地区拉丁尼克晚期—诺利克期地幔柱成因的玄武岩与峨眉山高钛玄武岩有相同源区。

表5 个旧他白地区变质玄武岩与峨眉山玄武岩的TFe2O3含量及微量元素比值对比

综上所述，初步推测个旧他白地区变质玄武岩具有峨眉山地幔柱成因玄武岩特点，主要来自于原始地幔，受地壳混染较弱。峨眉山地幔岩浆活动主喷发期在晚二叠世已经结束，但峨眉山地幔柱活动的影响持续时间较长。个旧他白地区地幔柱活动能量较低，玄武质岩浆未喷出地表，形成岩浆房，后期由于岩浆房活动，使得该区地幔柱性质的玄武岩再次喷发形成三叠纪变质玄武岩。