劉 冉，李 亞，趙立可，王 尉，李宏博，李常權(quán)，李博通

(1. 中國(guó)石油大學(xué)(北京) 地球科學(xué)學(xué)院， 北京 102249； 2. 中國(guó)石油西南油氣田分公司 勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610041； 3. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京) 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083； 4. 中國(guó)地質(zhì)博物館， 北京 100034)

大火成巖省(LIPs)是地球演化歷史中的重大地質(zhì)事件，以短時(shí)間內(nèi)的巨量噴發(fā)為特征(Bryan and Ernst, 2008)，一般認(rèn)為L(zhǎng)IPs的形成與地幔柱作用有關(guān)(Hill, 1991; Farnetani and Richards, 1994; Farnetani, 1996; Corderyetal., 1997; Courtillotetal., 1999; Olsen, 1999)。在LIPs的研究中，巖漿作用的規(guī)模(分布面積或延伸范圍)是一個(gè)十分重要的參數(shù)，也是評(píng)判一個(gè)溢流玄武巖區(qū)能否被定義為大火成巖省的重要指標(biāo)(Ernstetal., 2005; Sheth, 2007; Bryan and Ernst, 2008)。此外，大火成巖省的規(guī)模對(duì)于大火成巖省體積的估算、大火成巖省的起源(地幔柱/非地幔柱模型等)、地幔柱頭部規(guī)模的限定以及大火成巖省所產(chǎn)生的環(huán)境影響等科學(xué)問題，都具有十分重要的意義(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)。

位于中國(guó)西南的二疊紀(jì)峨眉山大火成巖省(ELIP)一般被認(rèn)為是一次地幔柱事件的產(chǎn)物(Chung and Jahn, 1995; Heetal., 2003; Songetal., 2004; Xiaoetal., 2004a; Xuetal., 2004, 2008; Zhangetal., 2006, 2008; Shellnuttetal., 2008)。相比于其他面積均超過1×106km2的典型LIPs(例如Ontong Java、Siberain、Karoo-Ferrar、Deccan， Coffin and Eldholm, 1994； Ernst, 2014)，ELIP的出露面積相對(duì)較小，僅為2.5×105km2(張?jiān)葡娴? 1988; Xuetal., 2001)，這也引起了對(duì)ELIP地幔柱模型的質(zhì)疑(Alietal., 2004)。由于漫長(zhǎng)地質(zhì)歷史中的構(gòu)造破壞和風(fēng)化剝蝕作用，現(xiàn)今所見到的僅是ELIP的一部分，而ELIP的實(shí)際面積很可能要大得多。近年來，ELIP周邊地區(qū)的晚二疊世玄武巖被相繼發(fā)現(xiàn)，并被認(rèn)為是ELIP的組成部分(圖1)，例如，ELIP北-西北部寶興地區(qū)的大石包組玄武巖(Xiaoetal., 2004b; Zietal., 2010)、ELIP西部香格里拉地區(qū)的岡達(dá)概組玄武巖(呂勁松等, 2013)、ELIP南-東南方向越南北部Song Da地區(qū)和廣西田林-巴馬地區(qū)的玄武巖(Polyakovetal., 1998; Hanskietal., 2004, 2010； Fanetal., 2008)。這些玄武巖的發(fā)現(xiàn)擴(kuò)大了人們對(duì)ELIP分布范圍原有的認(rèn)識(shí)。

ELIP的東北部，即四川盆地地區(qū)，由于中生代—新生代沉積地層的覆蓋，鮮有二疊紀(jì)地層出露(劉德良等, 2000)。但據(jù)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查以及油氣鉆探資料顯示，在川東的威遠(yuǎn)、珙縣、廣安(華鎣山)以及重慶南川等地有晚二疊世玄武巖(或凝灰?guī)r)出露(童崇光, 1992; 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1995(1)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書.; Maetal., 2008; 張招崇, 2009; 田和明等, 2014; 陳輝等, 2019; Wenetal., 2019; Xiangetal., 2021)。然而，對(duì)這些玄武巖還缺乏系統(tǒng)的研究工作，它們與峨眉山大火成巖省之間的成因關(guān)系也不明確。近期，筆者在四川華鎣偏巖子又發(fā)現(xiàn)了晚二疊世玄武巖出露，對(duì)其進(jìn)行了礦物學(xué)、地球化學(xué)特征的研究，欲揭示其與峨眉山玄武巖之間的成因關(guān)系，從而為ELIP分布范圍界定以及探究峨眉山地幔柱地球動(dòng)力學(xué)特征提供重要信息。

1 地質(zhì)背景

1.1 峨眉山大火成巖省

峨眉山大火成巖省(ELIP)位于中國(guó)西南地區(qū)，西藏高原的東部，揚(yáng)子克拉通的西緣(圖1)。ELIP呈菱形分布，由廣布的大陸溢流拉斑玄武質(zhì)熔巖(包括少量苦橄巖、安山質(zhì)玄武巖)以及同期侵位的超基性-基性(放射狀巖墻群)以及中酸性巖體組成(Chungetal., 1998; Zhouetal., 2002, 2005; Zhongetal., 2004; 李宏博等, 2010, 2015; Lietal., 2015)，熔巖的厚度呈西厚(>5 km)東薄(僅幾百米)的變化趨勢(shì)(Chung and Jahn, 1995; Xuetal., 2001; Xiaoetal., 2004a; Zhangetal., 2006)。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為，ELIP的西北和西南邊界為龍門山和哀牢山-紅河斷裂帶，而東界在貴陽以東的福泉至甕安一線， 東北界和東南界分別受寶興-宜賓斷裂和彌勒-斯宗斷裂所控制(圖1; Chungetal., 1998; Xuetal., 2001; 宋謝炎等, 2002; 肖龍等, 2003)。

圖 1 四川盆地構(gòu)造簡(jiǎn)圖、晚二疊世玄武巖出露點(diǎn)/鉆井分布圖[a，底圖據(jù)殷積峰等(2013)、Ma等(2019)， 玄武巖出露點(diǎn)和鉆井據(jù)Li 等(2016, 2017)、陳輝等(2019)、Wen等(2019)、劉冉等(2021)和Xiang 等(2021)]和峨眉山大火成巖省與四川盆地地理位置圖[b，底圖據(jù)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)

峨眉山玄武巖與下伏的中二疊統(tǒng)茅口組灰?guī)r呈噴發(fā)不整合接觸，與上覆的上二疊統(tǒng)宣威組或龍?zhí)督M呈整合/不整合接觸關(guān)系(肖龍等, 2003; 李宏博等, 2011)。根據(jù)峨眉山玄武巖下伏的茅口組灰?guī)r差異剝蝕的情況，He等(2003)將ELIP由內(nèi)至外劃分為內(nèi)帶、中帶和外帶(圖1)，這與ELIP地殼厚度的估計(jì)以及地震波速帶的分布情況是吻合的(Xuetal., 2004; Chenetal., 2015)。從近年來對(duì)ELIP的同位素年代學(xué)研究獲得的一些高精度年齡結(jié)果來看，峨眉山玄武巖的主噴發(fā)期在260～257 Ma之間，其中噴發(fā)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)，但也有學(xué)者認(rèn)為結(jié)束于二疊紀(jì)末期 (朱江等, 2011)。

1.2 偏巖子地區(qū)地質(zhì)概況

四川華鎣偏巖子地區(qū)位于揚(yáng)子克拉通以及四川盆地的腹地(圖1)?；卓赡苁侵猩显沤绯练e變質(zhì)巖系，喜山運(yùn)動(dòng)使得該區(qū)寒武系至第四系(除了白堊系)的沉積蓋層全部褶皺隆升并出露，其中上二疊統(tǒng)出露的地層主要包括中二疊統(tǒng)茅口組(P2m)灰?guī)r、上二疊統(tǒng)峨眉山玄武巖(P3β)以及龍?zhí)督M(P3l)(圖2、圖3a)。NE-SW向的華鎣山深大斷裂帶不僅是四川盆地內(nèi)唯一的一條貫穿巖石圈的深大斷裂帶，也是區(qū)內(nèi)晚二疊世峨眉山玄武巖的主要控制構(gòu)造單元和噴發(fā)通道(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1995(2)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書.; 李洪奎, 2020)。

晚二疊世玄武巖是區(qū)內(nèi)唯一的巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，在華鎣山一帶呈斷續(xù)分布，一般厚10～50 m，位于龍?zhí)督M之下，茅口組之上，與兩者均為平行不整合接觸(圖2; 四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1995)(3)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書.，與區(qū)域上峨眉山玄武巖的產(chǎn)出位置相同。區(qū)內(nèi)出露的茅口組為灰白色厚層、塊狀微晶灰?guī)r及灰色中至厚層狀含燧石團(tuán)塊灰?guī)r，產(chǎn)蜓NeoschwageiinaCraticulifera，但缺失Yabeina-Neomisellina頂峰亞帶的標(biāo)準(zhǔn)化石Yabeina和Neomisellina，說明茅口組灰?guī)r遭受了強(qiáng)烈的剝蝕作用(四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1995)(4)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書.，這與云南賓川、彌渡蔡家地ELIP內(nèi)帶峨眉山玄武巖剖面的情況一致(覃建雄等, 1999; Heetal., 2003)。

圖 2 四川偏巖子地區(qū)晚二疊世玄武巖地質(zhì)圖(a， 據(jù)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1995)(5)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書.和剖面柱狀圖(b)Fig. 2 Geological map of Late Permian Pianyanzi basalts in Sichuan Province (a, after SBGMR, 1995) (6)四川省地質(zhì)礦產(chǎn)局. 1995. 中和鎮(zhèn)幅H-48-70-A 1∶5萬地質(zhì)圖說明書. and Section and column map(b)

1.3 偏巖子玄武巖產(chǎn)狀及巖相特征

新發(fā)現(xiàn)的偏巖子晚二疊世玄武巖層出露厚度約30 m，產(chǎn)狀98°∠32°，頂部發(fā)育杏仁狀玄武巖(圖2、圖3)。上覆地層為龍?zhí)督M炭質(zhì)頁巖、粉砂質(zhì)頁巖、硅質(zhì)灰?guī)r，下伏地層為茅口組灰?guī)r。玄武巖與上下地層均為噴發(fā)不整合接觸。玄武巖呈鐵灰色，柱狀節(jié)理發(fā)育，巖石十分新鮮，基本未見蝕變(圖3a～3c)。偏巖子玄武巖的斑晶主要為斜長(zhǎng)石和單斜輝石，另有少量的Fe-Ti氧化物(磁鐵礦和鈦鐵礦，含量5%～10%)。斜長(zhǎng)石斑晶為自形晶，粒徑一般為1.5～2 mm，含量40%～50%； 輝石斑晶為半自形至它形，偶見自形晶體，粒徑一般1.5～2.0 mm，個(gè)別達(dá)3 mm，含量20%～30%。玄武巖的基質(zhì)結(jié)晶程度良好，表現(xiàn)為全晶質(zhì)結(jié)構(gòu)(圖3d、3e)。

2 測(cè)試方法

本次研究采集的樣品來自四川偏巖子剖面(圖2、圖3)。礦物的電子探針成分測(cè)試在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(北京)電子探針室完成，儀器型號(hào)為日本島津EPMA-1600型電子探針儀，測(cè)試電壓為15 kV，電流為1×10-7mA，束斑直徑為1 μm，主量元素測(cè)試相對(duì)誤差≤5%，標(biāo)準(zhǔn)樣品為Si、Al、Na(鈉長(zhǎng)石)、Ti(金紅石)、Fe(鐵鋁榴石)、Mn(薔薇輝石)、Ca(方解石)、K(透長(zhǎng)石)、Rb(銫榴石)，均為美國(guó)SPI公司研制的電子探針標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)。

圖 3 四川華鎣晚二疊世玄武巖野外和鏡下照片F(xiàn)ig. 3 Representative field photos and photomicrographs of the Late Permian basalts in the Pianyanzi, Huaying, Sichuan a—偏巖子剖面，晚二疊世玄武巖與上覆的晚二疊世龍?zhí)督M(P3l)呈平行不整合接觸； b—晚二疊世玄武巖與下覆的中二疊世茅口組(P2m)呈平行不整合接觸； c—玄武巖的柱狀節(jié)理； d—具典型間粒結(jié)構(gòu)的玄武巖(正交偏光)； e—自形-半自形的單斜輝石(Cpx)斑晶，長(zhǎng)板狀的斜長(zhǎng)石(Pl)斑晶以及鐵鈦氧化物(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)

全巖分析在武漢上譜分析科技有限責(zé)任公司進(jìn)行，主量元素分析儀器使用日本理學(xué)(Rigaku)生產(chǎn)的ZSX Primus Ⅱ型波長(zhǎng)色散X射線熒光光譜儀(XRF)，4.0 kW端窗銠靶X射線光管，電壓50 kV，電流60 mA，分析譜線均為Kα，標(biāo)準(zhǔn)曲線使用國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)巖石系列GBW07101-14、土壤系列GBW07401-08、水系沉積物系列GBW07302-12建立，數(shù)據(jù)校正采用理論α系數(shù)法，測(cè)試相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差(RSD)<2%。

3 分析結(jié)果

3.1 礦物學(xué)特征

偏巖子玄武巖中代表性的單斜輝石、斜長(zhǎng)石以及Fe-Ti氧化物的電子探針成分分析結(jié)果分別列于表1、表2和表3中。

表 1 四川華鎣偏巖子玄武巖單斜輝石電子探針分析結(jié)果wB/%Table 1 EPMA analysis results of clinopyroxene in Pianyanzi basalts

表 2 四川華鎣偏巖子玄武巖斜長(zhǎng)石電子探針分析結(jié)果wB/%Table 2 EPMA analysis results of plagioclase in Pianyanzi basalts

表 3 四川華鎣偏巖子玄武巖Fe-Ti氧化物電子探針分析結(jié)果wB/%Table 3 EPMA analysis results of Fe-Ti oxides in Pianyanzi basalts

電子探針成分分析結(jié)果顯示，偏巖子玄武巖輝石(Wo38～43En36～42Fs17～23)成分變化不大，其中TiO2

含量為0.97%～2.21%，Al2O3含量為2.21%～4.91%，Na2O含量為0.32%～0.88%(表1)，除1個(gè)點(diǎn)之外，均投在透輝石的范圍之中(圖4)。在鏡下未見輝石環(huán)帶，這可能表明在熔巖噴發(fā)之前，輝石與熔體已經(jīng)達(dá)到了平衡。根據(jù)Putirka等 (2003)的單斜輝石溫度計(jì)，估算了偏巖子玄武巖單斜輝石在巖漿房中的結(jié)晶溫度，結(jié)果為1 405～1 439℃。偏巖子玄武巖的斜長(zhǎng)石成分有一定變化，主要是拉長(zhǎng)石和中長(zhǎng)石(Ab39～63An35～56Or1.61～4.87)(表2)。偏巖子玄武巖中Fe-Ti氧化物中TiO2含量為20.79%～30.92%，F(xiàn)eOT含量為56.21%～72.12%，屬于鈦磁鐵礦(表3)。

3.2 主、微量元素特征

偏巖子玄武巖樣品的全巖主、微量元素分析結(jié)果列于表4。由表4可見，玄武巖樣品的主量元素成分變化不大，其中SiO2含量為46.15%～48.88%，TiO2含量為3.02%～3.25%，Al2O3含量為13.30%～13.68%，TFe2O3含量為14.71%～16.23%，MgO含量為4.07%～5.48%，CaO含量為9.38%～10.00%，全堿含量(Na2O+K2O)為3.32%～4.38%，P2O5含量為0.39%～0.42%。按照峨眉山玄武巖高鈦型和低鈦型的劃分標(biāo)準(zhǔn)(Xuetal., 2001)，偏巖子玄武巖屬于高鈦型。Mg#值為35～42，表明經(jīng)過了較大程度的演化。從TAS圖解來看，偏巖子玄武巖基本都投在了亞堿性-玄武巖的范圍之內(nèi)，但是樣品投點(diǎn)均十分靠近亞堿性-堿性的界限(圖5a)。因此，盡管鏡下未發(fā)現(xiàn)有橄欖石斑晶，但偏巖子玄武巖在Zr/TiO2-Nb/Y圖中都投在了堿性玄武巖的范圍之內(nèi)(圖5b)，說明偏巖子玄武巖具有較明顯的親堿性特征?？傮w來說，偏巖子玄武巖的主量元素特征與ELIP東部的玄武巖(貴州和廣西的玄武巖，F(xiàn)anetal., 2008; Qi and Zhou, 2008; Laietal., 2012; 廖寶麗等, 2012)是相似的。

圖 4 偏巖子晚二疊世玄武巖中單斜輝石成分判別圖解(a， Morimoto et al., 1988)和An-Ab-Or長(zhǎng)石成分判別圖解 (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 討論

4.1 巖漿演化和地殼混染

由于分離結(jié)晶(或堆晶)和地殼混染會(huì)對(duì)不相容元素的含量和比值造成影響，因此，在利用地球化學(xué)工具對(duì)偏巖子玄武巖的源區(qū)特征進(jìn)行研究之前，首先要對(duì)分離結(jié)晶和地殼混染情況進(jìn)行討論。

偏巖子玄武巖具有較低的Mg#值(35～42)，表明經(jīng)歷了較大程度的演化。結(jié)合鏡下觀察(圖3d、3e)，

表 4 四川偏巖子晚二疊世玄武巖全巖主量(wB/%)、微量元素含量(wB/10-6)分析數(shù)據(jù)表Table 4 Data of major (wB/%) and trace elements (wB/10-6) of Late Permian Pianyanzi basalts

圖 5 四川偏巖子晚二疊世玄武巖TAS圖解[a， 堿性/亞堿性界線據(jù)Irvine和Baragar (1971)， ELIP東部玄武巖數(shù)據(jù)引自Qi和 Zhou (2008)、Fan等 (2008)、Lai 等(2012)和廖寶麗等(2012)]和Zr/TiO2-Nb/Y圖解[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

偏巖子玄武巖較低的Ni(46.4×10-6～51.6×10-6)和Cr(33.3×10-6～38.0×10-6)含量以及輕微的Eu負(fù)異常和Sr負(fù)異常(表4、圖6a)，表明偏巖子玄武巖經(jīng)歷了大陸溢流玄武巖的典型分離結(jié)晶，具有輝長(zhǎng)巖分離結(jié)晶礦物組合，以輝石和斜長(zhǎng)石為主，伴有少量的磁鐵礦和橄欖石(Jourdanetal., 2007)。

Nb/U值是鑒別玄武巖是否受到地殼混染的有效指示劑，大洋玄武巖Nb/U值為47±10，原始地幔Nb/U值約為30，大陸殼Nb/U值約為10，Nb/U值越低，顯示遭受地殼混染程度越大(Hofmannetal., 1986)。偏巖子玄武巖的Nb/U值為24～32，平均29，與原始地幔值十分接近(表5)。此外，微量元素蛛網(wǎng)圖上也沒有Nb、Ta等HFSE元素的負(fù)異常(圖6b)，表明基本沒有受到地殼混染。經(jīng)原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化后的(Nb/Th)PM值可反映Nb異常的程度，而(Th/Yb)PM值是地殼混染的靈敏指示劑。在(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM圖解中，相比于ELIP東部其他地區(qū)的峨眉山玄武巖(如水城、黑石頭等),偏巖子玄武巖的投點(diǎn)十分靠近峨眉山苦橄巖，也表明偏巖子玄武巖基本未遭受地殼混染的影響(圖7)?？傊?，偏巖子玄武巖的地殼混染不明顯。

4.2 源區(qū)特征

由于偏巖子玄武巖經(jīng)過了一定程度的演化，且成分的變化范圍十分有限，因此，難以據(jù)此來恢復(fù)原始巖漿的情況，也不能估算偏巖子玄武巖地幔源區(qū)的地幔潛溫(tp)。然而，玄武巖中斑晶的結(jié)晶溫度可以約束地幔潛溫。如前所述，本文得到的偏巖子玄武巖中單斜輝石斑晶的結(jié)晶溫度為1 405～1 439℃，這個(gè)溫度可能代表了地幔潛溫的下限值，因?yàn)?，原始巖漿自地幔源區(qū)上涌至巖漿房的過程中溫度會(huì)有所下降。與正常的軟流圈溫度相比較，這個(gè)溫度要高出約50～100℃(Mckenzie and Bickle, 1988)。很明顯，這暗示了偏巖子地區(qū)的巖漿作用存在異常的高溫。但與峨眉山苦橄巖所指示的溫度異常(△t)(云南麗江，150～230℃)相比(Zhangetal., 2006)，偏巖子玄武巖的溫度異常似乎略低一些，同時(shí)也略低于大理苦橄巖(Caietal., 2020)。根據(jù)地幔柱假說，地幔柱軸部(地幔柱尾部通過地幔柱頭部中心的地方)的溫度最高，其溫度異常可達(dá)300±100℃。而地幔柱頭部的周邊地帶，由于是從核幔邊界而來的高溫物質(zhì)與較冷的被卷入的下地幔物質(zhì)混合的產(chǎn)物，其△t則要低于地幔柱軸部的溫度異常。按照通常的地幔柱浮力通量條件進(jìn)行計(jì)算，其平均△t約為100℃(Griffiths and Campbell, 1990)。由于偏巖子地區(qū)處于ELIP的外圍，遠(yuǎn)離峨眉山地幔柱的中心(圖1b)，相比于峨眉山地幔柱的軸部地區(qū)，偏巖子玄武巖的地幔潛溫要低一些，這與地幔柱的假說是吻合的。因此，結(jié)合偏巖子玄武巖具有與峨眉山玄武巖相似的OIB型地球化學(xué)特征，認(rèn)為其較高的源區(qū)溫度應(yīng)該指示了地幔柱的存在。

圖 6 球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解(b)Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams(b)標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)以及OIB根據(jù)Sun和McDonough(1989)； ELIP東部玄武巖的數(shù)據(jù)引自Zhang 等(2006)、Fan等(2008)、Qi 和 Zhou(2008)、Lai等(2012)、廖寶麗等(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 偏巖子晚二疊世玄武巖與ELIP東部玄武巖微量元素比值的對(duì)比Table 5 Comparison of trace element ratios between the Late Permian Pianyanzi basalts and Eastern ELIP basalt

圖 7 偏巖子晚二疊世玄武巖的(Nb/Th)PM -(Th/Yb)PM 圖解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); 峨眉山苦橄巖引自張招崇等(2004)和Zhang等 (2006); ELIP東部玄武巖引自Qi和Zhou (2008)、廖寶麗等 (2012)和Lai 等(2012)； 揚(yáng)子上地殼引自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)

偏巖子玄武巖的MREE/HREE分異不強(qiáng)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分異不強(qiáng)，這似乎指示了偏巖子玄武巖源區(qū)為石榴子石-尖晶石相過渡區(qū)。在La/Sm-Sm/Yb投圖中，偏巖子玄武巖落在了石榴子石二輝橄欖巖熔融線和尖晶石二輝橄欖巖熔融線之間，略偏石榴子石熔融線(圖8a)。大量的地球化學(xué)和地球物理的研究數(shù)據(jù)表明，熔融深度對(duì)熔體的部分熔融程度具有明顯的控制作用(Niu and Batiza, 1991; Ellam, 1992; DePaolo and Daley, 2000)。(Yb/Sm)PM- (Tb/Yb)PM圖解可以用來對(duì)部分熔融程度以及源區(qū)特征進(jìn)行量化約束 (Zhangetal., 2006)，圖8b顯示偏巖子玄武巖經(jīng)歷了約3%～5%的部分熔融，其熔體中來自石榴子石源區(qū)的熔體有40%～60%的貢獻(xiàn)。與EILP東部玄武巖相比，偏巖子玄武巖的部分熔融程度相似，但是其源區(qū)中石榴子石的比例略小一些，暗示源區(qū)較淺一些，可能為石榴子石-尖晶石相過渡區(qū)(圖8b)。

圖 8 偏巖子晚二疊世玄武巖的La/Sm-Sm/Yb圖解[a, 據(jù)Lassiter和 Depaolo (1997)]和(Yb/Sm)PM - (Tb/Yb)PM 圖解[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高鈦玄武巖引自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)； 峨眉山苦橄巖引自張招崇等(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)

經(jīng)典地幔柱理論認(rèn)為，由于遠(yuǎn)離地幔柱中心、地幔柱活動(dòng)強(qiáng)度較弱、上覆巖石圈較厚等原因，使得地幔柱邊緣地區(qū)的地幔熔融區(qū)間較深(石榴子石穩(wěn)定區(qū))(Xuetal., 2001)。然而，偏巖子地區(qū)晚二疊世火山巖的源區(qū)特征似乎與之不符。如前所述，華鎣山深大斷裂帶對(duì)玄武巖質(zhì)熔巖的噴發(fā)有控制作用，峨眉山地幔柱與巖石圈的相互作用可能會(huì)在斷裂帶處形成一個(gè)薄弱帶。正是這個(gè)巖石圈薄弱帶使得偏巖子玄武巖的源區(qū)較淺。

4.3 成因模型以及對(duì)ELIP的指示意義

從地層對(duì)比和地質(zhì)產(chǎn)出特征來看，四川偏巖子玄武巖與峨眉山玄武巖是可以對(duì)比的，形成時(shí)代大致相當(dāng)(圖2、圖3)。偏巖子玄武巖為高鈦親堿性的玄武巖，這與ELIP東部玄武巖多為堿性玄武巖的特征是一致的(Fanetal., 2008; Qi and Zhou, 2008; 廖寶麗等, 2012; Laietal., 2012)。從REE、微量元素的配分模型以及一些微量元素比值來看，偏巖子玄武巖與ELIP東部玄武巖以及OIB十分相似，并且它們的一些微量元素比值也十分接近(圖5、表5)。總之，無論是巖相學(xué)特征、主微量元素，偏巖子玄武巖均與峨眉山玄武巖，尤其是ELIP東部的玄武巖表現(xiàn)出相似性(圖6～圖8、表5)，因此，偏巖子玄武巖與峨眉山玄武巖是同源的產(chǎn)物，是ELIP的組成部分。

基于以上對(duì)偏巖子玄武巖源區(qū)特征以及與峨眉山玄武巖成因關(guān)系的分析，可以提出如下的成因模型：晚二疊世(～260 Ma)，在揚(yáng)子克拉通西緣，發(fā)生了大陸溢流玄武巖質(zhì)巖漿作用。偏巖子地區(qū)位于ELIP的周邊地帶，遠(yuǎn)離地幔柱軸部，地幔柱的高溫異常相對(duì)弱一些，但是還是導(dǎo)致了巖漿作用的發(fā)生。地幔柱與巖石圈地幔相互作用下，在石榴子石-尖晶石過渡區(qū)，經(jīng)較低程度的部分熔融，產(chǎn)生了親堿性高鈦的玄武巖質(zhì)巖漿。巖漿沿著華鎣山深大斷裂上涌，噴出地表形成了偏巖子玄武巖。

由于漫長(zhǎng)地質(zhì)歷史中的風(fēng)化剝蝕作用、上覆地層的掩埋以及深部巖體(pluming system)難以探測(cè)等原因，目前對(duì)LIP(尤其是古老的LIP)分布面積的認(rèn)識(shí)很可能只是冰山一角(Ernst, 2014)。近年來，由于一些新組成部分的不斷發(fā)現(xiàn)，使得LIPs的面積不斷被刷新，如西伯利亞LIP(Reichowetal., 2002; Ivanov, 2007)、Ontong Java大洋LIP(Ingle and Coffin, 2004; Taylor, 2006)、Comei-Bundury LIP(Zhuetal., 2009)等。

ELIP東部的玄武巖主要分布于揚(yáng)子克拉通之內(nèi)的廣大地區(qū)，傳統(tǒng)認(rèn)為該巖區(qū)的空間展布分別受西側(cè)小江斷裂，東北側(cè)寶興-宜賓斷裂和東南側(cè)彌勒-斯宗斷裂的控制(宋謝炎等, 2002; 圖1)。盡管在寶興-宜賓斷裂以東的地區(qū)，區(qū)域調(diào)查以及石油鉆孔顯示有晚二疊世玄武巖存在，但一直未得到相關(guān)研究的證實(shí)(童崇光, 1992; Maetal., 2008)。本文通過礦物學(xué)和地球化學(xué)特征的研究表明，偏巖子晚二疊世玄武巖與峨眉山玄武巖是同源產(chǎn)物，屬于ELIP的組成部分。

此外，Zhu等(2010, 2016)對(duì)四川盆地的熱流史的研究表明，四川盆地在259 Ma左右，盆地的古熱流值和古地?zé)崽荻冗_(dá)到最高(偏巖子附近的Nj井的古熱流值為67.8 W/m2)，高熱流值的時(shí)空分布與峨眉山玄武巖的火山作用具有很好的相關(guān)性，表明與峨眉山地幔柱的活動(dòng)有關(guān)。劉興兵等(2013)、田和明等(2014)分別對(duì)重慶南川晚二疊世凝灰?guī)r以及上二疊統(tǒng)硫鐵礦進(jìn)行了研究，結(jié)果表明無論是凝灰?guī)r還是硫鐵礦均可能與ELIP的基性巖漿作用有關(guān)。

偏巖子玄武巖的發(fā)現(xiàn)以及這些證據(jù)表明，ELIP巖漿作用的影響波及了四川盆地的廣大地區(qū)(Lietal., 2017)。

5 結(jié)論

四川偏巖子晚二疊世玄武巖在地層上可與峨眉山玄武巖對(duì)比，是同期產(chǎn)物。主微量地球化學(xué)特征表明，偏巖子玄武巖屬于高鈦親堿性系列，并具有OIB型的REE和微量元素配分模式，與ELIP東部的玄武巖相似。偏巖子玄武巖基本未受到地殼混染的影響。單斜輝石溫度計(jì)、微量元素比值判別圖表明，偏巖子玄武巖是峨眉山地幔柱在石榴子石-尖晶石區(qū)經(jīng)較低程度的部分熔融產(chǎn)生的，是ELIP的組成部分。偏巖子玄武巖的發(fā)現(xiàn)再次表明ELIP巖漿作用的影響波及了四川盆地的廣大地區(qū)。