四川华蓥偏岩子晚二叠世玄武岩地球化学特征及其与峨眉山大火成岩省的成因关系

刘 冉，李 亚，赵立可，王 尉，李宏博，李常权，李博通

(1. 中国石油大学(北京) 地球科学学院， 北京 102249； 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； 3. 中国地质大学(北京) 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083； 4. 中国地质博物馆， 北京 100034)

大火成岩省(LIPs)是地球演化历史中的重大地质事件，以短时间内的巨量喷发为特征(Bryan and Ernst, 2008)，一般认为LIPs的形成与地幔柱作用有关(Hill, 1991; Farnetani and Richards, 1994; Farnetani, 1996; Corderyetal., 1997; Courtillotetal., 1999; Olsen, 1999)。在LIPs的研究中，岩浆作用的规模(分布面积或延伸范围)是一个十分重要的参数，也是评判一个溢流玄武岩区能否被定义为大火成岩省的重要指标(Ernstetal., 2005; Sheth, 2007; Bryan and Ernst, 2008)。此外，大火成岩省的规模对于大火成岩省体积的估算、大火成岩省的起源(地幔柱/非地幔柱模型等)、地幔柱头部规模的限定以及大火成岩省所产生的环境影响等科学问题，都具有十分重要的意义(Griffithsetal., 1989; Campbell and Griffiths, 1990; Hill, 1991; Griffiths and Campbell, 1991; Coffin and Eldholm, 1994, 2001; Kincaidetal., 1996; Campbell, 1998, 2001; Davies, 2000; Ernst and Buchan, 2001a, 2001b, 2002, 2003; Courtillotetal., 2003; Hamesetal., 2003; Sheth, 2007; Bryan and Ernst, 2008; Zhuetal., 2021a, 2021b)。

位于中国西南的二叠纪峨眉山大火成岩省(ELIP)一般被认为是一次地幔柱事件的产物(Chung and Jahn, 1995; Heetal., 2003; Songetal., 2004; Xiaoetal., 2004a; Xuetal., 2004, 2008; Zhangetal., 2006, 2008; Shellnuttetal., 2008)。相比于其他面积均超过1×106km2的典型LIPs(例如Ontong Java、Siberain、Karoo-Ferrar、Deccan， Coffin and Eldholm, 1994； Ernst, 2014)，ELIP的出露面积相对较小，仅为2.5×105km2(张云湘等, 1988; Xuetal., 2001)，这也引起了对ELIP地幔柱模型的质疑(Alietal., 2004)。由于漫长地质历史中的构造破坏和风化剥蚀作用，现今所见到的仅是ELIP的一部分，而ELIP的实际面积很可能要大得多。近年来，ELIP周边地区的晚二叠世玄武岩被相继发现，并被认为是ELIP的组成部分(图1)，例如，ELIP北-西北部宝兴地区的大石包组玄武岩(Xiaoetal., 2004b; Zietal., 2010)、ELIP西部香格里拉地区的冈达概组玄武岩(吕劲松等, 2013)、ELIP南-东南方向越南北部Song Da地区和广西田林-巴马地区的玄武岩(Polyakovetal., 1998; Hanskietal., 2004, 2010； Fanetal., 2008)。这些玄武岩的发现扩大了人们对ELIP分布范围原有的认识。

ELIP的东北部，即四川盆地地区，由于中生代—新生代沉积地层的覆盖，鲜有二叠纪地层出露(刘德良等, 2000)。但据区域地质调查以及油气钻探资料显示，在川东的威远、珙县、广安(华蓥山)以及重庆南川等地有晚二叠世玄武岩(或凝灰岩)出露(童崇光, 1992; 四川省地质矿产局, 1995(1)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书.; Maetal., 2008; 张招崇, 2009; 田和明等, 2014; 陈辉等, 2019; Wenetal., 2019; Xiangetal., 2021)。然而，对这些玄武岩还缺乏系统的研究工作，它们与峨眉山大火成岩省之间的成因关系也不明确。近期，笔者在四川华蓥偏岩子又发现了晚二叠世玄武岩出露，对其进行了矿物学、地球化学特征的研究，欲揭示其与峨眉山玄武岩之间的成因关系，从而为ELIP分布范围界定以及探究峨眉山地幔柱地球动力学特征提供重要信息。

1 地质背景

1.1 峨眉山大火成岩省

峨眉山大火成岩省(ELIP)位于中国西南地区，西藏高原的东部，扬子克拉通的西缘(图1)。ELIP呈菱形分布，由广布的大陆溢流拉斑玄武质熔岩(包括少量苦橄岩、安山质玄武岩)以及同期侵位的超基性-基性(放射状岩墙群)以及中酸性岩体组成(Chungetal., 1998; Zhouetal., 2002, 2005; Zhongetal., 2004; 李宏博等, 2010, 2015; Lietal., 2015)，熔岩的厚度呈西厚(>5 km)东薄(仅几百米)的变化趋势(Chung and Jahn, 1995; Xuetal., 2001; Xiaoetal., 2004a; Zhangetal., 2006)。传统观点认为，ELIP的西北和西南边界为龙门山和哀牢山-红河断裂带，而东界在贵阳以东的福泉至瓮安一线， 东北界和东南界分别受宝兴-宜宾断裂和弥勒-斯宗断裂所控制(图1; Chungetal., 1998; Xuetal., 2001; 宋谢炎等, 2002; 肖龙等, 2003)。

图 1 四川盆地构造简图、晚二叠世玄武岩出露点/钻井分布图[a，底图据殷积峰等(2013)、Ma等(2019)， 玄武岩出露点和钻井据Li 等(2016, 2017)、陈辉等(2019)、Wen等(2019)、刘冉等(2021)和Xiang 等(2021)]和峨眉山大火成岩省与四川盆地地理位置图[b，底图据Li 等(2017)]Fig. 1 Structural map of Sichuan Basin and distribution of outcrops/wells of Late Permian basalts (a, base map after Yin Jifeng et al., 2013; Ma et al., 2019; outcrops/wells after Li et al., 2016, 2017; Chen et al., 2019; Wen et al., 2019; Liu Ran et al., 2021; Xiang et al., 2021) and location map of Emeishan Large Igneous Province and Sichuan Basin (b, after Li et al., 2017)

峨眉山玄武岩与下伏的中二叠统茅口组灰岩呈喷发不整合接触，与上覆的上二叠统宣威组或龙潭组呈整合/不整合接触关系(肖龙等, 2003; 李宏博等, 2011)。根据峨眉山玄武岩下伏的茅口组灰岩差异剥蚀的情况，He等(2003)将ELIP由内至外划分为内带、中带和外带(图1)，这与ELIP地壳厚度的估计以及地震波速带的分布情况是吻合的(Xuetal., 2004; Chenetal., 2015)。从近年来对ELIP的同位素年代学研究获得的一些高精度年龄结果来看，峨眉山玄武岩的主喷发期在260～257 Ma之间，其中喷发峰期在260 Ma左右 (Zhouetal., 2006, 2008; Heetal., 2007; Fanetal., 2008; Xuetal., 2008; 朱江等, 2011; 李宏博等, 2012; Shellnuttetal., 2012; Zhongetal., 2014; Lietal., 2015)，但也有学者认为结束于二叠纪末期 (朱江等, 2011)。

1.2 偏岩子地区地质概况

四川华蓥偏岩子地区位于扬子克拉通以及四川盆地的腹地(图1)。基底可能是中上元古界沉积变质岩系，喜山运动使得该区寒武系至第四系(除了白垩系)的沉积盖层全部褶皱隆升并出露，其中上二叠统出露的地层主要包括中二叠统茅口组(P2m)灰岩、上二叠统峨眉山玄武岩(P3β)以及龙潭组(P3l)(图2、图3a)。NE-SW向的华蓥山深大断裂带不仅是四川盆地内唯一的一条贯穿岩石圈的深大断裂带，也是区内晚二叠世峨眉山玄武岩的主要控制构造单元和喷发通道(四川省地质矿产局, 1995(2)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书.; 李洪奎, 2020)。

晚二叠世玄武岩是区内唯一的岩浆活动的产物，在华蓥山一带呈断续分布，一般厚10～50 m，位于龙潭组之下，茅口组之上，与两者均为平行不整合接触(图2; 四川省地质矿产局, 1995)(3)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书.，与区域上峨眉山玄武岩的产出位置相同。区内出露的茅口组为灰白色厚层、块状微晶灰岩及灰色中至厚层状含燧石团块灰岩，产蜓NeoschwageiinaCraticulifera，但缺失Yabeina-Neomisellina顶峰亚带的标准化石Yabeina和Neomisellina，说明茅口组灰岩遭受了强烈的剥蚀作用(四川省地质矿产局, 1995)(4)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书.，这与云南宾川、弥渡蔡家地ELIP内带峨眉山玄武岩剖面的情况一致(覃建雄等, 1999; Heetal., 2003)。

图 2 四川偏岩子地区晚二叠世玄武岩地质图(a， 据四川省地质矿产局, 1995)(5)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书.和剖面柱状图(b)Fig. 2 Geological map of Late Permian Pianyanzi basalts in Sichuan Province (a, after SBGMR, 1995) (6)四川省地质矿产局. 1995. 中和镇幅H-48-70-A 1∶5万地质图说明书. and Section and column map(b)

1.3 偏岩子玄武岩产状及岩相特征

新发现的偏岩子晚二叠世玄武岩层出露厚度约30 m，产状98°∠32°，顶部发育杏仁状玄武岩(图2、图3)。上覆地层为龙潭组炭质页岩、粉砂质页岩、硅质灰岩，下伏地层为茅口组灰岩。玄武岩与上下地层均为喷发不整合接触。玄武岩呈铁灰色，柱状节理发育，岩石十分新鲜，基本未见蚀变(图3a～3c)。偏岩子玄武岩的斑晶主要为斜长石和单斜辉石，另有少量的Fe-Ti氧化物(磁铁矿和钛铁矿，含量5%～10%)。斜长石斑晶为自形晶，粒径一般为1.5～2 mm，含量40%～50%； 辉石斑晶为半自形至它形，偶见自形晶体，粒径一般1.5～2.0 mm，个别达3 mm，含量20%～30%。玄武岩的基质结晶程度良好，表现为全晶质结构(图3d、3e)。

2 测试方法

本次研究采集的样品来自四川偏岩子剖面(图2、图3)。矿物的电子探针成分测试在中国地质大学(北京)电子探针室完成，仪器型号为日本岛津EPMA-1600型电子探针仪，测试电压为15 kV，电流为1×10-7mA，束斑直径为1 μm，主量元素测试相对误差≤5%，标准样品为Si、Al、Na(钠长石)、Ti(金红石)、Fe(铁铝榴石)、Mn(蔷薇辉石)、Ca(方解石)、K(透长石)、Rb(铯榴石)，均为美国SPI公司研制的电子探针标准物质。

图 3 四川华蓥晚二叠世玄武岩野外和镜下照片Fig. 3 Representative field photos and photomicrographs of the Late Permian basalts in the Pianyanzi, Huaying, Sichuan a—偏岩子剖面，晚二叠世玄武岩与上覆的晚二叠世龙潭组(P3l)呈平行不整合接触； b—晚二叠世玄武岩与下覆的中二叠世茅口组(P2m)呈平行不整合接触； c—玄武岩的柱状节理； d—具典型间粒结构的玄武岩(正交偏光)； e—自形-半自形的单斜辉石(Cpx)斑晶，长板状的斜长石(Pl)斑晶以及铁钛氧化物(Fe-Ti)(正交偏光)a—the Upper Permian Longtan Formation (P3l) unconformably lying over the Late Permian basalt, Pianyanzi section; b—eruptive unconformity between the Late Permian basalt and the Middle Permian Maokou Formation (P2m); c—columnar joint of basalt; d—basalt with intergranular texture (cross-polarized light); e—euhedral-subhedral clinopyroxene(Cpx)phenocryst distributing in lath-shaped plagioclase(Pl) and anhedral fine-grained Fe-Ti oxides(Fe-Ti) (cross-polarized light)

全岩分析在武汉上谱分析科技有限责任公司进行，主量元素分析仪器使用日本理学(Rigaku)生产的ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)，4.0 kW端窗铑靶X射线光管，电压50 kV，电流60 mA，分析谱线均为Kα，标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14、土壤系列GBW07401-08、水系沉积物系列GBW07302-12建立，数据校正采用理论α系数法，测试相对标准偏差(RSD)<2%。

3 分析结果

3.1 矿物学特征

偏岩子玄武岩中代表性的单斜辉石、斜长石以及Fe-Ti氧化物的电子探针成分分析结果分别列于表1、表2和表3中。

表 1 四川华蓥偏岩子玄武岩单斜辉石电子探针分析结果wB/%Table 1 EPMA analysis results of clinopyroxene in Pianyanzi basalts

表 2 四川华蓥偏岩子玄武岩斜长石电子探针分析结果wB/%Table 2 EPMA analysis results of plagioclase in Pianyanzi basalts

表 3 四川华蓥偏岩子玄武岩Fe-Ti氧化物电子探针分析结果wB/%Table 3 EPMA analysis results of Fe-Ti oxides in Pianyanzi basalts

电子探针成分分析结果显示，偏岩子玄武岩辉石(Wo38～43En36～42Fs17～23)成分变化不大，其中TiO2

含量为0.97%～2.21%，Al2O3含量为2.21%～4.91%，Na2O含量为0.32%～0.88%(表1)，除1个点之外，均投在透辉石的范围之中(图4)。在镜下未见辉石环带，这可能表明在熔岩喷发之前，辉石与熔体已经达到了平衡。根据Putirka等 (2003)的单斜辉石温度计，估算了偏岩子玄武岩单斜辉石在岩浆房中的结晶温度，结果为1 405～1 439℃。偏岩子玄武岩的斜长石成分有一定变化，主要是拉长石和中长石(Ab39～63An35～56Or1.61～4.87)(表2)。偏岩子玄武岩中Fe-Ti氧化物中TiO2含量为20.79%～30.92%，FeOT含量为56.21%～72.12%，属于钛磁铁矿(表3)。

3.2 主、微量元素特征

偏岩子玄武岩样品的全岩主、微量元素分析结果列于表4。由表4可见，玄武岩样品的主量元素成分变化不大，其中SiO2含量为46.15%～48.88%，TiO2含量为3.02%～3.25%，Al2O3含量为13.30%～13.68%，TFe2O3含量为14.71%～16.23%，MgO含量为4.07%～5.48%，CaO含量为9.38%～10.00%，全碱含量(Na2O+K2O)为3.32%～4.38%，P2O5含量为0.39%～0.42%。按照峨眉山玄武岩高钛型和低钛型的划分标准(Xuetal., 2001)，偏岩子玄武岩属于高钛型。Mg#值为35～42，表明经过了较大程度的演化。从TAS图解来看，偏岩子玄武岩基本都投在了亚碱性-玄武岩的范围之内，但是样品投点均十分靠近亚碱性-碱性的界限(图5a)。因此，尽管镜下未发现有橄榄石斑晶，但偏岩子玄武岩在Zr/TiO2-Nb/Y图中都投在了碱性玄武岩的范围之内(图5b)，说明偏岩子玄武岩具有较明显的亲碱性特征。总体来说，偏岩子玄武岩的主量元素特征与ELIP东部的玄武岩(贵州和广西的玄武岩，Fanetal., 2008; Qi and Zhou, 2008; Laietal., 2012; 廖宝丽等, 2012)是相似的。

图 4 偏岩子晚二叠世玄武岩中单斜辉石成分判别图解(a， Morimoto et al., 1988)和An-Ab-Or长石成分判别图解 (b， Smith and Brown, 1974)Fig. 4 Wo-En-Fs diagram of clinopyroxene composition (a, Morimoto et al., 1988) and An-Ab-Or diagram of feldspar composition (b, Smith and Brown, 1974) of Late Permian Pianyanzi basalts

4 讨论

4.1 岩浆演化和地壳混染

由于分离结晶(或堆晶)和地壳混染会对不相容元素的含量和比值造成影响，因此，在利用地球化学工具对偏岩子玄武岩的源区特征进行研究之前，首先要对分离结晶和地壳混染情况进行讨论。

偏岩子玄武岩具有较低的Mg#值(35～42)，表明经历了较大程度的演化。结合镜下观察(图3d、3e)，

表 4 四川偏岩子晚二叠世玄武岩全岩主量(wB/%)、微量元素含量(wB/10-6)分析数据表Table 4 Data of major (wB/%) and trace elements (wB/10-6) of Late Permian Pianyanzi basalts

图 5 四川偏岩子晚二叠世玄武岩TAS图解[a， 碱性/亚碱性界线据Irvine和Baragar (1971)， ELIP东部玄武岩数据引自Qi和 Zhou (2008)、Fan等 (2008)、Lai 等(2012)和廖宝丽等(2012)]和Zr/TiO2-Nb/Y图解[b， Winchester 和Floyd(1977)]Fig. 5 TAS diagram(a, alkaline/subalkaline boundary are from Irvine and Baragar, 1971; data of eastern ELIP basalts are from Qi and Zhou, 2008; Fan et al., 2008; Lai et al., 2012 and Liao Baoli et al., 2012) and Zr/TiO2-Nb/Y diagram (b, after Winchester and Floyd, 1977) of Late Permian Pianyanzi basalts

偏岩子玄武岩较低的Ni(46.4×10-6～51.6×10-6)和Cr(33.3×10-6～38.0×10-6)含量以及轻微的Eu负异常和Sr负异常(表4、图6a)，表明偏岩子玄武岩经历了大陆溢流玄武岩的典型分离结晶，具有辉长岩分离结晶矿物组合，以辉石和斜长石为主，伴有少量的磁铁矿和橄榄石(Jourdanetal., 2007)。

Nb/U值是鉴别玄武岩是否受到地壳混染的有效指示剂，大洋玄武岩Nb/U值为47±10，原始地幔Nb/U值约为30，大陆壳Nb/U值约为10，Nb/U值越低，显示遭受地壳混染程度越大(Hofmannetal., 1986)。偏岩子玄武岩的Nb/U值为24～32，平均29，与原始地幔值十分接近(表5)。此外，微量元素蛛网图上也没有Nb、Ta等HFSE元素的负异常(图6b)，表明基本没有受到地壳混染。经原始地幔标准化后的(Nb/Th)PM值可反映Nb异常的程度，而(Th/Yb)PM值是地壳混染的灵敏指示剂。在(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM图解中，相比于ELIP东部其他地区的峨眉山玄武岩(如水城、黑石头等),偏岩子玄武岩的投点十分靠近峨眉山苦橄岩，也表明偏岩子玄武岩基本未遭受地壳混染的影响(图7)。总之，偏岩子玄武岩的地壳混染不明显。

4.2 源区特征

由于偏岩子玄武岩经过了一定程度的演化，且成分的变化范围十分有限，因此，难以据此来恢复原始岩浆的情况，也不能估算偏岩子玄武岩地幔源区的地幔潜温(tp)。然而，玄武岩中斑晶的结晶温度可以约束地幔潜温。如前所述，本文得到的偏岩子玄武岩中单斜辉石斑晶的结晶温度为1 405～1 439℃，这个温度可能代表了地幔潜温的下限值，因为，原始岩浆自地幔源区上涌至岩浆房的过程中温度会有所下降。与正常的软流圈温度相比较，这个温度要高出约50～100℃(Mckenzie and Bickle, 1988)。很明显，这暗示了偏岩子地区的岩浆作用存在异常的高温。但与峨眉山苦橄岩所指示的温度异常(△t)(云南丽江，150～230℃)相比(Zhangetal., 2006)，偏岩子玄武岩的温度异常似乎略低一些，同时也略低于大理苦橄岩(Caietal., 2020)。根据地幔柱假说，地幔柱轴部(地幔柱尾部通过地幔柱头部中心的地方)的温度最高，其温度异常可达300±100℃。而地幔柱头部的周边地带，由于是从核幔边界而来的高温物质与较冷的被卷入的下地幔物质混合的产物，其△t则要低于地幔柱轴部的温度异常。按照通常的地幔柱浮力通量条件进行计算，其平均△t约为100℃(Griffiths and Campbell, 1990)。由于偏岩子地区处于ELIP的外围，远离峨眉山地幔柱的中心(图1b)，相比于峨眉山地幔柱的轴部地区，偏岩子玄武岩的地幔潜温要低一些，这与地幔柱的假说是吻合的。因此，结合偏岩子玄武岩具有与峨眉山玄武岩相似的OIB型地球化学特征，认为其较高的源区温度应该指示了地幔柱的存在。

图 6 球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a)和微量元素原始地幔标准化图解(b)Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b)标准化数据以及OIB根据Sun和McDonough(1989)； ELIP东部玄武岩的数据引自Zhang 等(2006)、Fan等(2008)、Qi 和 Zhou(2008)、Lai等(2012)、廖宝丽等(2012)和Shellnutt(2014)Normalizing values and OIB data are from Sun and McDonough, 1989; data of eastern ELIP basalts are from Zhang et al., 2006; Fan et al., 2008; Qi and Zhou, 2008; Lai et al., 2012; Liao et al., 2012 and Shellnutt, 2014

表 5 偏岩子晚二叠世玄武岩与ELIP东部玄武岩微量元素比值的对比Table 5 Comparison of trace element ratios between the Late Permian Pianyanzi basalts and Eastern ELIP basalt

图 7 偏岩子晚二叠世玄武岩的(Nb/Th)PM -(Th/Yb)PM 图解Fig. 7 (Nb/Th)PM -(Th/Yb)PM diagram of Late Permian Pianyanzi basalts原始地幔(PM)、N-MORB、OIB引自Sun和McDonough (1989); 峨眉山苦橄岩引自张招崇等(2004)和Zhang等 (2006); ELIP东部玄武岩引自Qi和Zhou (2008)、廖宝丽等 (2012)和Lai 等(2012)； 扬子上地壳引自Gao等(1999)和Ma等(2000)PM, N-MORB and OIB (Sun and McDonough, 1989), Emeishan picrite (Zhang Zhaochong et al., 2004; Zhang et al., 2006), eastern ELIP basalts (Qi and Zhou, 2008; Liao Baoli et al., 2012; Lai et al., 2012); the Yangtze upper crust (Gao et al., 1999; Ma et al., 2000)

偏岩子玄武岩的MREE/HREE分异不强烈，其(Tb/Yb)N=1.61～1.79，而近于水平的HREE[(Dy/Yb)N=1.35～1.46]配分模式，也表明HREE分异不强，这似乎指示了偏岩子玄武岩源区为石榴子石-尖晶石相过渡区。在La/Sm-Sm/Yb投图中，偏岩子玄武岩落在了石榴子石二辉橄榄岩熔融线和尖晶石二辉橄榄岩熔融线之间，略偏石榴子石熔融线(图8a)。大量的地球化学和地球物理的研究数据表明，熔融深度对熔体的部分熔融程度具有明显的控制作用(Niu and Batiza, 1991; Ellam, 1992; DePaolo and Daley, 2000)。(Yb/Sm)PM- (Tb/Yb)PM图解可以用来对部分熔融程度以及源区特征进行量化约束 (Zhangetal., 2006)，图8b显示偏岩子玄武岩经历了约3%～5%的部分熔融，其熔体中来自石榴子石源区的熔体有40%～60%的贡献。与EILP东部玄武岩相比，偏岩子玄武岩的部分熔融程度相似，但是其源区中石榴子石的比例略小一些，暗示源区较浅一些，可能为石榴子石-尖晶石相过渡区(图8b)。

图 8 偏岩子晚二叠世玄武岩的La/Sm-Sm/Yb图解[a, 据Lassiter和 Depaolo (1997)]和(Yb/Sm)PM - (Tb/Yb)PM 图解[b， 修改自Zhang 等(2006)]Fig. 8 La/Sm-Sm/Yb diagram (a, after Lassiter and Depaolo, 1997) and (Yb/Sm)PM- (Tb/Yb)PM diagram (b, modified from Zhang et al., 2006) for Late Permian Pianyanzi basaltsELIP高钛玄武岩引自Xu等(2001)、Xiao等(2004a)、 Zhang等 (2006)、Wang等(2007)、Song等(2008)、Fan等(2008)、Qi和Zhou (2008)、Lai 等(2012)； 峨眉山苦橄岩引自张招崇等(2004)和Zhang等(2006)Data sources: Emeishan high-Ti basalts (Xu et al., 2001; Xiao et al., 2004a; Zhang et al., 2006; Wang et al., 2007; Song et al., 2008; Fan et al., 2008; Qi and Zhou, 2008 and Lai et al., 2012); Emeishan picrite (Zhang Zhaochong et al., 2004; Zhang et al., 2006)

经典地幔柱理论认为，由于远离地幔柱中心、地幔柱活动强度较弱、上覆岩石圈较厚等原因，使得地幔柱边缘地区的地幔熔融区间较深(石榴子石稳定区)(Xuetal., 2001)。然而，偏岩子地区晚二叠世火山岩的源区特征似乎与之不符。如前所述，华蓥山深大断裂带对玄武岩质熔岩的喷发有控制作用，峨眉山地幔柱与岩石圈的相互作用可能会在断裂带处形成一个薄弱带。正是这个岩石圈薄弱带使得偏岩子玄武岩的源区较浅。

4.3 成因模型以及对ELIP的指示意义

从地层对比和地质产出特征来看，四川偏岩子玄武岩与峨眉山玄武岩是可以对比的，形成时代大致相当(图2、图3)。偏岩子玄武岩为高钛亲碱性的玄武岩，这与ELIP东部玄武岩多为碱性玄武岩的特征是一致的(Fanetal., 2008; Qi and Zhou, 2008; 廖宝丽等, 2012; Laietal., 2012)。从REE、微量元素的配分模型以及一些微量元素比值来看，偏岩子玄武岩与ELIP东部玄武岩以及OIB十分相似，并且它们的一些微量元素比值也十分接近(图5、表5)。总之，无论是岩相学特征、主微量元素，偏岩子玄武岩均与峨眉山玄武岩，尤其是ELIP东部的玄武岩表现出相似性(图6～图8、表5)，因此，偏岩子玄武岩与峨眉山玄武岩是同源的产物，是ELIP的组成部分。

基于以上对偏岩子玄武岩源区特征以及与峨眉山玄武岩成因关系的分析，可以提出如下的成因模型：晚二叠世(～260 Ma)，在扬子克拉通西缘，发生了大陆溢流玄武岩质岩浆作用。偏岩子地区位于ELIP的周边地带，远离地幔柱轴部，地幔柱的高温异常相对弱一些，但是还是导致了岩浆作用的发生。地幔柱与岩石圈地幔相互作用下，在石榴子石-尖晶石过渡区，经较低程度的部分熔融，产生了亲碱性高钛的玄武岩质岩浆。岩浆沿着华蓥山深大断裂上涌，喷出地表形成了偏岩子玄武岩。

由于漫长地质历史中的风化剥蚀作用、上覆地层的掩埋以及深部岩体(pluming system)难以探测等原因，目前对LIP(尤其是古老的LIP)分布面积的认识很可能只是冰山一角(Ernst, 2014)。近年来，由于一些新组成部分的不断发现，使得LIPs的面积不断被刷新，如西伯利亚LIP(Reichowetal., 2002; Ivanov, 2007)、Ontong Java大洋LIP(Ingle and Coffin, 2004; Taylor, 2006)、Comei-Bundury LIP(Zhuetal., 2009)等。

ELIP东部的玄武岩主要分布于扬子克拉通之内的广大地区，传统认为该岩区的空间展布分别受西侧小江断裂，东北侧宝兴-宜宾断裂和东南侧弥勒-斯宗断裂的控制(宋谢炎等, 2002; 图1)。尽管在宝兴-宜宾断裂以东的地区，区域调查以及石油钻孔显示有晚二叠世玄武岩存在，但一直未得到相关研究的证实(童崇光, 1992; Maetal., 2008)。本文通过矿物学和地球化学特征的研究表明，偏岩子晚二叠世玄武岩与峨眉山玄武岩是同源产物，属于ELIP的组成部分。

此外，Zhu等(2010, 2016)对四川盆地的热流史的研究表明，四川盆地在259 Ma左右，盆地的古热流值和古地热梯度达到最高(偏岩子附近的Nj井的古热流值为67.8 W/m2)，高热流值的时空分布与峨眉山玄武岩的火山作用具有很好的相关性，表明与峨眉山地幔柱的活动有关。刘兴兵等(2013)、田和明等(2014)分别对重庆南川晚二叠世凝灰岩以及上二叠统硫铁矿进行了研究，结果表明无论是凝灰岩还是硫铁矿均可能与ELIP的基性岩浆作用有关。

偏岩子玄武岩的发现以及这些证据表明，ELIP岩浆作用的影响波及了四川盆地的广大地区(Lietal., 2017)。

5 结论

四川偏岩子晚二叠世玄武岩在地层上可与峨眉山玄武岩对比，是同期产物。主微量地球化学特征表明，偏岩子玄武岩属于高钛亲碱性系列，并具有OIB型的REE和微量元素配分模式，与ELIP东部的玄武岩相似。偏岩子玄武岩基本未受到地壳混染的影响。单斜辉石温度计、微量元素比值判别图表明，偏岩子玄武岩是峨眉山地幔柱在石榴子石-尖晶石区经较低程度的部分熔融产生的，是ELIP的组成部分。偏岩子玄武岩的发现再次表明ELIP岩浆作用的影响波及了四川盆地的广大地区。