峨眉山大火成巖省東區普安玄武巖系年代學、地球化學及成因研究

戢興忠，陳 強，程志國，王 倩，馬克忠，劉 旭

(1.中國地質科學院 礦產資源研究所，自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室，北京 100037；2.貴州省地質礦產勘查開發局 106地質大隊，貴州 遵義 563099；3.中國地質大學 地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083)

大火成巖省是指規模巨大的(體積通常>106km3，面積通常>105km2)、持續時間往往很短(<5 Ma)、每20～30 Ma在板內出現的基性火山/侵入事件，硅質巖漿巖、碳酸巖和金伯利巖的形成也可能與之伴生，其通常與深達巖石圈底部的地幔柱有關，形成過程與正常的海底擴張以及俯沖有關的巖漿活動明顯不同(Coffin and Eldholm，1994，2001；Ernstetal.,2005；Ernst，2021)。地處中國西南川、滇、黔地區的峨眉山玄武巖是我國最早被國際學術界公認的大火成巖省(圖1a)，因其可能導致了全球氣候環境變化和生物大滅絕事件，而受到了國內外學者的廣泛關注(Xuetal.,2001,2004；徐義剛等，2001，Wignall,2001；宋謝炎等，2001；Xiaoetal.,2003，2004；張招崇等，2006；Heetal.,2007)。

圖1 貴州峨眉山玄武巖分布圖(據張云湘等,1988;He et al.,2007)Fig.1 The distribution of Emeishan basalt in Guizhou (after Zhang Yunxiang et al.,1988;He et al.,2007)

位于峨眉山大火成巖省東區的貴州地區發育有大量玄武巖及玄武質火山碎屑巖，但相比處于峨眉山地幔柱核心部位的大火成巖省西區，該區玄武巖系的研究相對薄弱，且部分問題存在較大爭議。如在巖石組合方面，一般認為大火成巖省東區玄武巖主要為溢流拉斑玄武巖及少量堿性玄武巖，但越來越多研究顯示堿性玄武巖在該區分布廣泛，如Lai等(2012)、廖寶麗等(2012)在貴州的水城、納雍、織金、普定以及廣西的隆林、巴馬、白色等地，均發現有大量堿性玄武巖。此外，由于該區玄武巖系從西到東巖層厚度、巖石組合類型變化較大，且部分玄武巖受到區內銅、金礦床熱液蝕變影響，導致不同學者對個別地區玄武巖系的識別存在分歧(貴州省地質礦產勘查開發局105地質大隊，2013(1)貴州省地質礦產勘查開發局105地質大隊.2013.貴州省黔西南州泥堡金礦勘查(階段性)報告.；祁連素等，2014；陳懋弘等，2018)，如有研究將貴州泥堡金礦玄武質火山碎屑巖劃分到龍潭組，將該地層中的沉火山角礫凝灰巖定名為礫屑砂巖。在大火成巖省火山活動時限方面，西區玄武巖年代學研究已基本厘定大火成巖省火山活動主期在260 Ma(Zhong and Zhu,2006；Taoetal.,2009)，且古地磁證據顯示持續時間不超過3 Ma(Alietal.,2002；Liuetal.,2012)，然而最新數據顯示火山活動可能結束于256 Ma(Shellnuttetal.,2020；Zhongetal.,2020)，部分甚至到二、三疊之交的～250 Ma(Loetal.,2002；范蔚茗等，2004；朱江等，2011)，超過10 Ma的噴發持續時限也產生了一定爭議。在巖石成因方面，Xu 等(2001，2004)通過分異熔融反演模型計算，提出東區高Ti玄武巖母巖漿形成于深度較深(>70 km)、熔融程度低(1.5%)、地熱溫度低的石榴石橄欖巖區，而堿性玄武巖是峨眉山地幔柱上升至石榴石穩定區發生部分熔融，由地幔柱的部分熔融體和富含揮發分的大陸巖石圈地幔混合形成的(廖寶麗等，2012)；Lai 等(2012) 則提出上升地幔柱引發巖石圈中富角閃石交代脈的熔融(石榴石橄欖巖源區10%熔融)，形成與OIB特征相符的富H2O、CO2以及不相容元素的熔體，進而形成該區富TiO2和SiO2的玄武巖。以上顯示大火成巖省東區玄武巖系巖石組合、巖石成因及火山活動時限等均存在爭議，一定程度限制了對整個峨眉山大火成巖省成因機制的理解。

本文在對峨眉山大火成巖省東區貴州玄武巖系不同剖面對比匯編基礎上，重點選取貴州普安地區玄武巖系為研究對象，通過顯微鏡下巖相學觀察、鋯石U-Pb定年、主微量元素分析等手段，將該區玄武巖與峨眉山大火成巖省西區典型玄武巖進行巖石學、成巖年代學、地球化學等對比研究，明確該區玄武巖系的巖石組合特征，限定大火成巖省火山活動時限，分析該區玄武巖的巖石成因，進一步探討其與峨眉山地幔柱的關系。

1 地質概況

峨眉山大火成巖省的起源最早可追溯到趙亞曾(1929)在四川峨眉山創名的峨眉山玄武巖系，原意是指“一套厚的席狀基性熔巖流，厚度超過400 m，巖石含致密針狀長石斑晶”。傳統意義上的峨眉山玄武巖是指主要分布于云南、四川和貴州三省境內的以晚二疊世玄武巖為主的暗色巖，并作為上二疊統的一個巖石單位被廣泛使用，其平面形態整體呈長軸南北向的菱形，西南界為金沙江-哀牢山-紅河斷裂，西北界為小菁河-龍門山斷裂(四川省地質礦產局，1991；貴州省地質礦產局，1997)。近年來的一些野外及鉆孔研究顯示在其東北部和東南部存在部分玄武巖，如在越南西北部的Song Da地區的二疊紀玄武巖，部分甚至可延伸到古特提斯洋，因而出露面積可能超過5×105km2(Xiaoetal.,2003；Hanskietal.,2004；張招崇，2009；徐義剛等，2013；Lietal.,2016)。峨眉山玄武巖下伏巖石為中二疊統茅口組灰巖，上覆地層為上二疊統-上三疊統、侏羅系。

前人對峨眉山大火成巖省玄武巖進行了分區，其中黃開年(1986)、張云湘等(1988)的西區、中區和東區方案認可度較高，西區對應鹽源-麗江巖區，中區對應攀西巖區，東區則對應貴州高原巖區，且從西往東巖石厚度逐漸減薄，地球化學成分也呈現一定分布規律。如西區鹽源-麗江部分玄武巖可厚達5 000多米，而東區的貴州僅數十米到數百米；西區巖石組成復雜，巖石類型有苦橄巖、玄武巖、玄武安山巖、流紋巖-粗面巖等，巖石化學成分從底到頂總體表現高Ti→低Ti→高Ti變化特征；東區屬典型大陸溢流玄武巖區，巖性簡單，巖石類型主要為拉斑玄武巖和少量堿性玄武巖，通常具高Ti、低Mg的特征(Xuetal.,2001；徐義剛等，2001，2013)。在此基礎上，He 等(2003)、Xu 等(2004)通過對下伏于峨眉山玄武巖的茅口組灰巖進行生物地層對比，并對茅口組頂部界面特征進行研究，提出峨眉山地幔柱活動使該區地殼抬升大于1 km，導致了茅口組地層在空間上有規律的差異剝蝕，根據灰巖剝蝕程度自西向東分為內帶(深部剝蝕帶，地殼厚度>60 km)、中帶(部分剝蝕帶，地殼厚度約45 km)和外帶(古風化殼或短暫沉積間斷帶，地殼厚度<40 km)，大火成巖省的分布與該剝蝕區范圍基本一致，目前用該分區方案的學者越來越多(圖1a；Alietal.,2005；Heetal.,2007)。另外，除了廣泛發育的玄武巖等火山巖，各分區還發育大量與玄武巖呈互層產出的玄武質火山碎屑巖及火山碎屑沉積巖。

貴州玄武巖系位于峨眉山大火成巖省東區、茅口灰巖差異剝蝕的外帶(圖1a；張云湘等，1988；Heetal.,2003)，自西向東呈現由寬變窄的舌形展布，主要分布于黔西北的畢節地區和六盤水市，黔西南州和黔南州北部，以及貴陽市和安順市的西部(圖1b)。其平行不整合于中二疊統茅口組灰巖(P2m)與上二疊統宣威組(P3x)/龍潭組(P3l)/吳家坪組(P3w)之間，為一套以大陸溢流拉斑玄武巖與玄武質火山碎屑巖為主的巖系。該巖系最大厚度出現在貴州西部的威寧舍居樂，往東到安順僅厚數十米，至甕安、福泉等地逐漸尖滅。根據噴發特點差異和巖石組合不同，前人將貴州地區玄武巖系分為3個旋回(貴州省地質礦產局，1987，1997；王硯耕等，2003)。第1旋回為灰黑、墨綠色角礫-塊礫粗火山碎屑巖夾少量砂頁巖與粘土巖，西厚東薄，往東以沉積火山碎屑巖為主，厚度2～165 m；第2旋回為灰黑-深綠色巨厚玄武質熔巖，夾少量玄武質火山碎屑巖或砂頁巖，底部偶見數十米厚玄武質礫巖，與下伏地層為平行不整合接觸，巖層厚31～797 m；第3旋回為灰、灰綠色薄層細玄武質火山碎屑巖與熔巖互層以及碳質(有機質)粘土巖，厚度3～287 m。這3個旋回在巖層厚度較大的威寧、盤縣等地較為清楚，再往東到水城、織金等地，隨著巖層厚度逐漸減薄，地層也越不易劃分，到貴州東部福泉僅出露該組中部幾米厚的玄武巖(圖2)。

研究區位于貴州普安縣境內，大地構造位置處于揚子板塊西南緣與華南板塊的結合部位。普安玄武巖系厚度僅百余米，相比威寧、盤縣、水城等地較薄，但玄武巖系露頭較為完整，可以較為清晰地劃分出3個巖性段，從底到頂巖性主要為凝灰巖夾泥巖、火山角礫巖、玄武巖、沉火山角礫凝灰巖、凝灰巖、凝灰質碎屑巖及炭質泥巖等(圖2)。此外，該區出露的地層從老到新有：中二疊統茅口組(P2m)灰-青灰色厚層灰巖，巖層厚度大于100 m；上二疊統龍潭組灰色厚層硅化灰巖、灰-灰黃色薄-中厚層狀鈣質炭質泥巖-粉砂巖夾多層灰巖與煤層，厚度340～450 m；下三疊統飛仙關組灰、灰綠、灰黃、紫紅色薄層-中厚層砂巖、粉砂巖、粘土巖夾少量灰色中厚層灰巖，厚度400～470 m(圖3；陳懋弘等，2018)。其中，玄武巖系平行不整合地夾持于茅口組灰巖與龍潭組硅化灰巖之間，界面處發育由角礫狀灰巖、凝灰質粘土巖、含炭質泥巖和粘土巖等構成的古風化殼。區內構造發育較弱，見數條規模較小的北東-北北東向斷裂構造，此外該區以茅口組灰巖為中心形成了長5 km、寬2.5 km的穹隆構造，可能為區域印支期和燕山期構造疊加的結果(張岳橋等，2009；戢興忠等，2018)。

2 貴州普安玄武巖系特征

研究區巖漿巖以峨眉山玄武巖為主，偶見零星的晚三疊世輝綠巖脈(Wuetal.,2019)。本文根據巖性和巖石組合特點(圖2)，并結合前人對貴州玄武巖系的劃分和野外實地調查，將普安玄武巖系劃分為3段：第1段(P3β1)厚度20～60 m，不整合上覆于茅口組頂部古風化殼之上。下部為暗灰色、灰色薄層炭質頁巖、炭質泥巖與灰黃色薄層沉凝灰巖組成的不等厚韻律層，單個韻律層厚1.5～4.0 m，從下往上泥質成分減少，火山碎屑成分增多；上部為深灰色、灰黑色塊狀玄武質火山角礫巖，大部分角礫大小為2～64 mm，個別可達200 mm，角礫體積含量大于50%，外形不規則，具明顯的棱角狀特征。角礫無定向排列，成分較為復雜，主要為玄武巖、凝灰巖及灰巖巖屑，也見混入少量的玻屑和晶屑，玄武巖角礫內部保留有石英和絹云母充填的圓形杏仁體，上述角礫主要被泥質、硅質、炭質等基底式膠結(圖4a～4d)。該段下部地層主要分布于普安縣樓下河河谷底部，由于季節性河水侵蝕以及植被的發育，導致巖石風化極為強烈，多呈疏松渣土狀，野外未能找到較為新鮮的巖石露頭；上部火山角礫巖在樓下河兩岸出露較多。第2段(P3β2)巖性較為單一，為灰黑色、灰綠色玄武巖，厚度約80～110 m，普遍發育柱狀節理及球形風化。巖石具斑雜狀、氣孔杏仁狀構造，常被石英、方解石、綠泥石、玉髓等充填和交代(圖4e～4h)，與第1段地層呈平行不整合接觸。第3段(P3β3)為灰、黃灰色、灰綠色薄層-中厚層凝灰巖、沉火山角礫凝灰巖等火山碎屑巖，凝灰質砂巖、粉砂巖等火山碎屑沉積巖，以及泥巖、粉砂巖、炭質頁巖等沉積巖(圖4i～4p)。該段巖層厚度為10～30 m，且從下到上火山碎屑成分逐漸減少，至該段頂部過渡為正常的陸源碎屑沉積巖，并與上覆的龍潭組1段底部的硅化灰巖呈平行不整合接觸關系(圖4m)。普安玄武巖系第1段以火山角礫巖為主，第2段以玄武巖為主，第3段以凝灰巖為主，與前人劃分的3個旋回有著較好的對應關系，且1、2旋回之間為平行不整合接觸(圖2)，因此，可以將普安玄武巖系劃分為以火山角礫巖為主的第1旋回、以玄武巖為主的第2旋回以及以凝灰巖為主的第3旋回。

圖2 貴州普安玄武巖系柱狀圖(據王硯耕等，2003；朱江等，2011；廖寶麗等，2012修編)Fig.2 The stratigraphic column of Guizhou Pu’an basalt succession (modified after Wang Yangeng et al.,2003;Zhu Jiang et al.,2011;Liao Baoli et al.,2012)P2m—茅口組；P3β1、P3β2、P3β3—峨眉山玄武巖1段、2段、3段；P3l—龍潭組；P3x—宣威組；P3w—吳家坪組P2m—Maokou Formation；P3β1,P3β2,P3β3—1st,2nd,3rd section of the Emeishan basalt；P3l—Longtan Formation；P3x—Xuanwei Formation；P3w—Wujiaping Formation

圖3 貴州普安玄武巖系地質簡圖Fig.3 Geological sketch map of Pu’an basalt succession, southwestern GuizhouP2m—茅口組；P3β1、P3β2、P3β3—峨眉山玄武巖第1段、第2段,第3段；P3l1—龍潭組1段；T1f—飛仙關組P2m—Maokou Formation；P3β1，P3β2，P3β3—1st,2nd,3rd section of the Emeishan basalt；P3l1—1st section of Longtan Formation；T1f—Feixianguan Formation

本次野外采集到的樣品主要為第1段火山角礫巖、第2段玄武巖以及第3段凝灰巖。通過鏡下觀察鑒定，進一步將玄武巖和凝灰巖厘定為伊丁玄武巖、晶屑凝灰巖和沉火山角礫凝灰巖。伊丁玄武巖為致密塊狀，主要礦物為斜長石(40%)、輝石(30%)、伊丁石(20%)，另有少量綠泥石、磁鐵礦、鈦鐵礦、磷灰石等。斜長石為長柱狀、板條狀，粒徑20 μm×300 μm，常見聚片雙晶；輝石呈半自形-它形短柱狀、圓粒狀，粒徑10～200 μm，部分輝石由于后期蝕變形成墨綠色的綠泥石；伊丁石為它形粒狀，紅褐色，粒徑60～200 μm，為橄欖石次生氧化的產物；伊丁玄武巖具典型的間粒結構，即它形的輝石、磁鐵礦等礦物充填于自形的長條狀斜長石微晶構成的空隙中(圖4g～4h；礦物縮寫符號據沈其韓，2009)。

晶屑凝灰巖具有典型凝灰結構，即巖石主要由<2 mm的火山碎屑組成。鏡下見細粒長柱狀斜長石，粒度為10 μm×300 μm，含量約為20%。斜長石晶屑外形多不規則且不完整，多呈尖棱角狀、碎片狀。其他大部分為不透明的泥質、炭質等膠結物，含量約占全巖的70%，其將斜長石晶屑呈基底式膠結。此外巖石中還發育有少量生物碎屑，含量約5%(圖4k～4l)。

沉火山角礫凝灰巖為火山角礫結構，其中角礫含量為10%～45%，大部分角礫<2 mm(圖4n)，個別可到200 mm。角礫無分選和定向，呈棱角狀、撕裂狀和不規則狀，角礫成分主要為玄武質巖屑、玻屑和少量長石晶屑以及微晶灰巖和生物碎屑等。玄武質巖屑和玻屑鏡下呈雞骨狀、弓狀和弧面多角狀外形，部分可見自形長石晶屑，但已被石英、方解石交代，僅保留長石晶屑的外形。角礫被更為細小的巖屑、玻屑、炭質、碳酸鹽、硅質等物質充填和膠結，膠結物含量為60%～90%(圖4o、4p；陳懋弘等，2018)。該段沉火山角礫凝灰巖與第1段的火山角礫巖區別主要在于其角礫大小總體更小(大部分<2 mm)、角礫總量更低(<50%)、角礫中玻屑與晶屑占比更高。

圖4 普安玄武巖系野外地質及鏡下特征Fig.4 The photos of field geology and petrographic characteristics of the Pu’an basalt successiona、b—火山角礫巖；c—角礫內部保留有石英和方解石充填的圓形杏仁體；d—角礫被泥質、硅質、炭質等基底式膠結；e—玄武巖柱狀節理發育；f—灰綠色塊狀玄武巖；g、h—玄武巖鏡下見大量細粒斜長石、輝石、伊丁石及少量綠泥石、磁鐵礦等；i—凝灰巖野外露頭；j—灰黑色凝灰巖；k、l—晶屑凝灰巖鏡下見大量斜長石斑晶；m—沉火山角礫凝灰巖與龍潭組硅化灰巖平行不整合接觸；n—灰黑色沉火山角礫凝灰巖；o、p—沉火山角礫凝灰巖鏡下見大量火山碎屑物質、斜長石晶屑、石英；Arg—泥質；Brec—火山角礫；Carb—炭質；Cal—方解石；Chl—綠泥石；Id—伊丁石；Mag—磁鐵礦；Qtz—石英；Pl—斜長石；Px—輝石a,b—volcanic breccia；c—amygdales filled with quartz and sericite in the breccia；d—breccia is cemented by the basal type of mud,silicon,carbon；e—columnar joints in the basalt；f—grey-green massive basalt；g,h—a large amount of fine-grained plagioclase,pyroxene,iddingsite and a few chlorite and magnetite in the basalt；i—field geology of tuff；j—grey-dark tuff；k,l—a large amount of plagioclase phenocryst in the crystal tuff；m—parallel unconformity between volcanic breccia tuff and silicified limestone of Longtan Formation；n—grey-dark volcanic breccia tuff；o,p—a large number of pyroclastic material,plagioclase crystal debris and quartz；Arg—argillaceous matrix；Brec—volcanic breccia；Carb—carbonaceous matrix；Cal—calcite；Chl—chlorite；Id—iddingsite；Mag—magnetite；Qtz—quartz;Pl—plagioclase;Px—pyroxene

3 采樣和測試方法

樣品采集于貴州省普安縣樓下河雨灑箐-下屯村一帶。采集第1段(P3β1)火山角礫巖3件、第2段(P3β2)玄武巖樣品4件、第3段(P3β3)晶屑凝灰巖樣品5件、沉火山角礫凝灰巖6件，每件樣品質量>10 kg。首先對樣品磨制光薄片開展顯微鏡下觀察。再選取后期熱液脈體較少樣品分為兩份，一份破碎至200目制成100g左右的粉末樣，將另一份樣品破碎，采用常規重-磁選方法后，在雙目鏡下挑選出晶形相對完好、色澤和透明度較好的鋯石單礦物，并在環氧樹脂上制靶，然后對鋯石開展陰極發光圖像拍攝。上述樣品的加工及預處理工作均在河北廊坊市宏信地質勘查技術服務有限公司完成。

對其中11件樣品開展全巖主微量元素分析，另外3件火山角礫巖、4件沉火山角礫凝灰巖鏡下見較多后期充填方解石、石英，未開展元素分析。主微量元素測試在中國地質科學院國家地質實驗測試中心完成，主量元素通過X射線熒光光譜儀2100完成(檢測方法依據GB/T 14506.28-2010、GB/T 14506.14-2010)，微量和稀土元素通過等離子質譜儀PE300D完成(檢測方法依據GB/T 14506.30-2010)。在峨眉山玄武巖組第3段沉火山角礫凝灰巖(BT-20)及晶屑凝灰巖(BT-32)中挑出了足量多鋯石顆粒制靶(大于200粒)，玄武巖中均未挑到足夠鋯石。鋯石測年工作在自然資源部成礦作用與資源評價重點實驗室中國地質科學院礦產資源研究所同位素示蹤與成礦年代學實驗室完成。采用激光剝蝕電感耦合等離子體質譜(LA-ICP-MS)，束斑直徑25 μm，剝蝕深度20～40 μm，激光脈沖10 Hz。打點鋯石晶形盡量完整，半自形到自形，粒徑>60 μm，陰極發光圖像具清晰振蕩環帶，透射光下無礦物包裹體，反射光下表面無裂紋與雜質。測試完成后采用Anderson(2002)方法校正普通鉛含量，利用Isoplot(ver3.0)計算鋯石U-Pb年齡。鋯石測年結果以206Pb/238U年齡表示，年齡誤差為1σ，樣品加權平均年齡均具有95%置信度。

4 測試分析結果

4.1 主量元素

主量及微量元素測試分析結果見表1。其中沉火山角礫凝灰巖樣品后期方解石較多，導致全巖燒失量偏高，如BT-20、BT-34，其他絕大部分樣品燒失量均低于4%。玄武巖SiO2含量為46.27%～49.42%，平均48.33%，Al2O3含量為13.13%～14.31%，CaO含量為8.77%～9.70%，全鐵FeOt含量為12.22%～13.09%，MgO含量為4.25%～4.80%，TiO2含量為3.19%～3.82%，P2O5含量為0.39%～0.53%，MnO含量為0.16%～0.20%，Na2O+K2O含量較低為3.38%～3.44%，其中K2O含量為0.59%～1.65%。晶屑凝灰巖SiO2含量相對較低為45.47%～47.98%、平均46.50%，Al2O3含量更高為14.29%～14.94%，CaO含量低為3.48%～4.24%，全鐵FeOt含量為13.79%～15.58%，MgO含量為3.93%～5.50%，TiO2含量整體略低為3.28%～3.53%，P2O5含量為0.59%～0.68%，MnO含量0.22%～0.27%，巖石普遍富堿，Na2O+K2O含量為6.00%～6.49%，其中K2O含量為0.08%～0.52%，Na2O含量高，(Na2O-2)>K2O，屬于鈉質粗面玄武巖，即夏威夷巖，與廖寶麗等(2012)對貴州水城玄武巖的研究一致。該區玄武巖和晶屑凝灰巖的TiO2與Y、TiO2與P2O5具較好的正相關關系，TiO2/Y>500且TiO2含量高于2.80%，P2O5含量>0.39%，屬于高P高Ti型玄武巖(張招崇等，2001；Xuetal.,2001)，與峨眉山大火成巖省東區主要為高鈦玄武巖一致。

表1 貴州普安玄武巖系主量(wB/%)、微量(wB/10-6)元素分析結果Table 1 Major (wB/%) and trace (wB/10-6) elements analyses of the Pu’an basalt succession in Guizhou

4.2 微量元素

伊丁玄武巖、沉火山角礫凝灰巖、晶屑凝灰巖共11件樣品的微量元素分析結果見表1。伊丁玄武巖與晶屑凝灰巖樣品在Zr/TiO2-Nb/Y圖解中，均落入堿性玄武巖區域中(圖5)。樣品稀土元素總量∑REE=163.24×10-6～241.21×10-6，輕、重稀土元素分異明顯，LREE/HREE=7.15～8.04，(La/Yb)N=8.90～10.93，(La/Sm)N=2.45～3.35，所有樣品的稀土元素球粒隕石標準化配分圖表現出輕稀土元素富集的右傾型曲線模式，但不同巖石類型略有差異。其中玄武巖BT-35/BT-37/BT-38的稀土元素總量更高，未表現出明顯Eu異常，與貴州水城、納雍、織金、普定地區玄武巖、峨眉山大火成巖省西區高Ti玄武巖、洋島玄武巖(OIB)稀土元素配分模式類似(Xiaoetal.,2004；Laietal.,2012)，但稀土元素總量低于貴州地區玄武巖(圖6a)。玄武巖BT-24以及所有晶屑凝灰巖的配分曲線整體與貴州玄武巖、元素峨眉山高Ti玄武巖、OIB一致，但表現出了更低的稀土元素總量和較弱的Eu正異常(δEu=1.09～1.24)特征(圖6b)。微量元素方面，貴州普安玄武巖與晶屑凝灰巖的相容元素含量總體較低，Co含量為40.4×10-6～50.0×10-6，Ni含量為59.1×10-6～71.3×10-6，Cr含量65.7×10-6～88.0×10-6，V含量為328×10-6～462×10-6。在微量元素原始地幔標化蛛網圖中，所有樣品整體與貴州水城、納雍、織金、普定地區玄武巖、大火成巖省西區高Ti玄武巖以及OIB的曲線特征基本一致，顯示出Rb、Sr等大離子親石元素強烈虧損、Ba富集的特征(圖6c、6d；Xuetal.,2001；廖寶麗等，2012)。

圖5 貴州普安玄武巖系Zr/TiO2-Nb/Y圖解Fig.5 Zr/TiO2 versus Nb/Y diagram of the Pu’an basalt succession

圖6 普安玄武巖系稀土(a、c)和微量元素(b、d)標準化圖解Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a,c) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b,d) for the Pu’an basalt succession峨眉山高Ti玄武巖數據引自Xu等(2001)、Xiao等(2004)；貴州地區玄武巖數據引自Lai等(2012)、廖寶麗等(2012)；OIB數據和標準化數據引自Sun和McDonough (1989)high-Ti Emeishan basalt data after Xu et al.，2001,Xiao et al.，2004；Guizhou basalt data after Lai et al.,2012,Liao Baoli et al.，2012；OIB data and normalized data after Sun and McDonough，1989

4.3 測年結果

沉火山角礫凝灰巖(BT-20)共測定了18顆鋯石(表2)，鋯石Th、U含量變化范圍較大，Th為33.27×10-6～359.95×10-6，U為60.9×10-6～383.39×10-6，但Th、U基本呈現正相關關系，Th/U值絕大部分在0.49～1.00，平均為0.72，僅3個點為1.01～1.26。18顆鋯石中僅1顆諧和度相對較差為89%，其他諧和度為91%～99%，平均為95%。該樣品鋯石206Pb/238U年齡在260.8 ～ 242.9 Ma之間，加權平均年齡為249.9±1.7 Ma(95%置信度，MSWD=0.71，n=18)(圖7、圖8)。

晶屑凝灰巖(BT-32)共測定27顆鋯石(表2)，鋯石Th、U含量變化范圍同樣較大，Th為33.81×10-6～ 449.80×10-6，U為71.41×10-6～ 1 567.98×10-6，但Th、U基本呈正相關關系，Th/U值均<1，在0.29～0.83之間，平均為0.62。28顆鋯石中有7顆諧和度在90%以下，其余21顆諧和度為90%～99%，平均為96%。該樣品鋯石206Pb/238U年齡為254.0 ～ 245.8 Ma，加權平均年齡為249.0±1.6 Ma(95%置信度，MSWD=0.25，n=27)(圖7、圖8)。

表2 普安玄武巖質頂部凝灰巖鋯石U-Pb測年結果Table 2 LA-ICP-MS U-Pb dating data of the zircons from the tuff at the top of Pu’an basalt succession

圖7 凝灰巖中鋯石LA-ICP-MS選點位置及年齡圖Fig.7 The location of LA-ICP-MS spots and age of the zircon in the tuff

圖8 普安玄武巖質頂部凝灰巖鋯石U-Pb諧和圖Fig.8 Zircon U-IPb concordia diagrams of the tuff at the top of Pu’an basalt succession

5 討論

5.1 普安玄武巖系火山-沉積特征

一般來說，酸性巖漿形成于淺源殼熔，揮發分含量高、粘度高，巖漿向上運移過程中出現相態分異和重力分異，含晶屑(巖屑)低粘度富揮發分流體運移速度快于熔漿而成為載屑蒸汽頂，在強大的內壓力作用下猛烈爆炸，繼而熔漿噴溢，因而形成先爆發后噴溢的相序。而中基性巖漿來源較深，粘度小、能量較弱，多以噴溢形式開始且噴溢相為主體巖相。但在有大量水加入的情況下，酸性和中基性巖漿均有可能產生爆發相(王璞珺等，2006)。普安玄武巖系巖石以基性火山巖和基性火山碎屑巖為主，底部存在的少量火山角礫巖屬于爆發相，顯示基性巖漿可能有地表水的加入，這與前人提出的峨眉山大火成巖省早期火山噴發處于海底的古環境特征吻合(Wignalletal.,2009；Sunetal.,2010；Jerrametal.,2016；Zhuetal.,2018)。占玄武巖系絕大部分比例的玄武巖屬于大陸溢流相，頂部沉火山角礫凝灰巖和晶屑凝灰巖屬于火山沉積相，反映了該區峨眉山玄武巖相從火山爆發相→溢流相→火山沉積相的變化規律。

5.2 地殼混染與分離結晶

貴州普安玄武巖系中伊丁玄武巖與上覆的晶屑凝灰巖，主微量元素特征與同屬于大火成巖省東區的貴州水城玄武巖一致(圖5)，屬于堿性玄武巖，巖石高Ti特征與峨眉山大火成巖省西區玄武巖地球化學特征一致(Xuetal.,2001；Xiaoetal.,2004)。玄武巖稀土元素球粒隕石標準化表現為輕重稀土元素分餾明顯、輕稀土元素富集的右傾曲線配分模式，與貴州地區玄武巖、峨眉山大火成巖省西區高Ti玄武巖配分曲線一致，但稀土元素總量低于貴州地區玄武巖，而與大火成巖省西區高Ti玄武巖更類似(圖6)。晶屑凝灰巖稀土元素總量更低，標準化配分曲線與貴州玄武巖及大火成巖省高Ti玄武巖基本一致，但其表現出略微不同的Eu正異常特征。

普安玄武巖具有較低的MgO含量(4.25%～4.80%)、Ni含量(60.6×10-6～67.2×10-6)以及Cr含量(65.7×10-6～79.9×10-6)，表明巖漿不是來源于與地幔橄欖巖相平衡的原始熔體，而是經歷了一定程度的分離結晶作用。在主量、微量元素對SiO2圖解(圖9)中，MgO、CaO、Al2O3以及Ni含量均與SiO2含量呈負相關，而(La/Yb)N值、TiO2含量與SiO2呈正相關關系，表明巖漿結晶早期橄欖石、斜長石等礦物從熔體中結晶分離出來，這與普安玄武巖中發育較多伊丁石斑晶一致(橄欖石的次生礦物)。另外，TiO2含量隨SiO2含量增加而增加，也表明了分離結晶作用的發生(Peateetal.,1992；Peate and Hawkesworth,1996)。在微量元素蛛網圖中，貴州普安玄武巖Sr顯示較為明顯的負異常特征，可能與斜長石分離結晶作用有關。上述礦物學和主微量元素特征說明該區玄武巖形成經歷了一定程度的分離結晶作用。

圖9 玄武巖主量和微量元素對SiO2圖解(貴州地區玄武巖數據引自Lai et al.,2012)Fig.9 Major and trace elements variation versus SiO2 of the Pu’an basalt (Guizhou basalt data after Lai et al.,2012)

相對于典型OIB的Zr/Nb值4.2以及Th/Nb值0.06(Hofmann,1988；Ionovetal.,1997)，普安玄武巖的該比值更高，分別為7.52～11.17、0.13～0.17，表明在巖漿上升過程中受到了少量地殼物質的混染(Sun,1980)。Th、Ta對地殼混染作用敏感，原始地幔Th/Ta值為2.3，平均上地殼Th/Ta值>10(Condie,1993)，地殼混染會導致Th/Ta值升高，該區玄武巖Th/Ta值除樣品BT-24為1.75外，其余為2.36～2.40，僅略大于原始地幔Th/Ta值2.3，顯示僅有少量地殼物質的混染。另外，起源于原始地幔熱柱、沒有或很少受到地殼物質混染的玄武巖，其(Th/Ta)PM、(La/Nb)PM值均<1，普安玄武巖的該兩項比值分別為0.85～1.16、1.15～1.27(僅有1個樣品<1)，結合微量元素蛛網圖顯示的弱Nb負異常特征(圖6c)，表明其受地殼物質混染程度很小。

5.3 普安玄武巖源區特征

普安玄武巖及晶屑凝灰巖的稀土元素具有輕重稀土元素分餾明顯、輕稀土元素富集的右傾型曲線模式，與典型OIB稀土元素配分模式基本一致(圖6a)，而區別于洋中脊玄武巖(N-MORB)。玄武巖微量元素蛛網圖中高場強元素Ta、Zr、Hf等未表現出負異常特征，與OIB和大陸溢流玄武巖特征一致(圖6c)，在Th/Yb-Nb/Yb、TiO2/Yb-Nb/Yb圖解(圖10)中，普安玄武巖及貴州地區玄武巖也落入OIB區域附近，表明其與OIB具有相似的地幔源區。

圖10 普安玄武巖Th/Yb-Nb/Yb與TiO2/Yb-Nb/Yb圖解(貴州玄武巖數據來自Lai et al.,2012)Fig.10 Th/Yb-Nb/Yb and TiO2/Yb-Nb/Yb diagrams of Pu’an basalt (Guizhou basalt data after Lai et al.,2012)OIB—洋島型玄武巖;N-MORB—洋中脊玄武巖;E-MORB—富集型洋中脊玄武巖OIB—ocean island basalt;N-MORB—normal mid ocean ridge basalt;E-MORB—enrichmend mid ocean island basalt

普安玄武巖Nb含量為24.2×10-6～37.5×10-6，Zr含量為181×10-6～419×10-6，相比N-MORB(Nb=2.33×10-6，Zr=74×10-6)更高，而與OIB(Nb=48×10-6，Zr=280×10-6)更為接近，表明其源區是富集的(Sun and McDonough,1989)。此外，通常La和Nb在巖漿熔體演化過程中行為相似，且在地幔中的豐度和分配系數相近，原始地幔來源的交代熔體La/Nb值為0.53，而MORB來源交代熔體為1.02 (McKenzie and O’Ninos,1995)，普安玄武巖具有較高的La/Nb值(1.10～1.22)，表明其源區具有交代特征。在微量元素蛛網圖中(圖6c)，普安玄武巖大離子親石元素Ba強烈富集，高場強元素Ta、Hf、U等富集，顯示富集不相容元素。上述微量元素特征顯示普安玄武巖源區具交代富集特征。

La/Sm-Sm/Yb圖解受分離結晶作用影響較小，可以用來指示巖漿源區性質、部分熔融程度以及受地殼混染作用程度。前已述及普安玄武巖的形成僅受到輕微地殼物質混染。在La/Sm-Sm/Yb圖解中，普安玄武巖與貴州水城、織金、黑石頭地區堿性玄武巖一致，基本落在石榴石橄欖巖組成的原始地幔熔融線附近，表明源區為由接近原始地幔成分的石榴石橄欖巖較低程度部分熔融形成(圖11a)。同時，由于石榴石中Yb、Y為相容元素而La和Sm為不相容元素，因而在部分熔融中，La/Yb和Sm/Yb將會發生強烈的分餾。在尖晶石穩定的體系中，部分熔融作用會導致La/Yb僅發生弱的分餾，Sm/Yb基本不分餾(White and McKenzie,1995；Yaxley,2000；Xuetal.,2005)，因此，La/Yb與Sm/Yb通常被用來區分尖晶石橄欖巖和石榴石橄欖巖的熔融。在Sm/Yb與La/Yb圖解中，普安玄武巖與貴州其他地區玄武巖(含堿性玄武巖)均落在石榴石橄欖巖熔融曲線上(圖5、11b)，且部分熔融程度為～10%，暗示該區玄武巖源區可能是石榴石橄欖巖低程度部分熔融，與Shellnutt 等(2011)提出攀西地區高Ti玄武巖為石榴石橄欖巖低程度部分熔融一致。綜上所述，普安玄武巖源區可能為受交代的石榴石地幔橄欖巖。

圖11 普安玄武巖La/Sm-Sm/Yb和Sm/Yb-La/Yb圖解(貴州地區玄武巖數據來自Lai et al.,2012；廖寶麗等，2012)Fig.11 La/Sm-Sm/Yb and Sm/Yb-La/Yb diagrams of Pu’an basalt (Guizhou basalt data after Lai et al.,2012;Liao Baoli et al.,2012)

5.4 峨眉山大火成巖省火山活動時限

關于峨眉山大火成巖省火山活動時限問題，前人已開展了大量年代學研究工作，主流觀點認為其主噴發期在～260 Ma (Zhouetal.,2002；Zhong and Zhu,2006；Heetal.,2007；Taoetal.,2009)，但對于火山活動的起止時間還存在爭議。下伏于峨眉山溢流玄武巖的長英質火山灰中鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年結果顯示溢流玄武巖的形成始于～260 Ma(Huangetal.,2016,2018)，高Ti溢流玄武巖中斜長石40Ar/39Ar測年數據也支持這一觀點(260.1 ± 1.2 Ma；Lietal.,2018)。但溢流玄武巖之下存在大量海底枕狀玄武巖，表明火山噴發時間要早于260 Ma，來自牙形石生物地層學的證據也顯示火山活動的起始時間應早于260 Ma(Sunetal.,2010；Oggetal.,2016)，并且侵入下泥盆統灰巖的大火成巖省超基性-基性巖脈年齡為262±3 Ma(Guoetal.,2004)。最近對夾持于茅口組灰巖與溢流玄武巖之間的基性粘土巖中鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學研究顯示，峨眉山大火成巖省火山活動的可能啟動于～262 Ma(底部粘土巖鋯石年齡262.5 ± 2.3 Ma，頂部261.6 ± 2.4 Ma)，且262～260 Ma年齡代表峨眉山大火成巖省火山活動早期的海底噴發事件(Yanetal.,2020)。

對峨眉山大火成巖省火山活動的結束時間爭議較大。來自大火成巖省西區賓川地區的峨眉山玄武巖頂部長英質熔結凝灰巖和東區玄武巖火山序列頂部凝灰巖中鋯石化學剝蝕-熱電離質譜(CA-TIMS) U-Pb測年結果，將大火成巖省火山活動的結束時間限定在259.51±0.21 Ma(Zhongetal.,2011；Yangetal.,2018)。而Li 等(2016)對云南富民地區代表巖漿作用晚期產物的基性巖墻開展了鋯石SHRIMP U-Pb定年，獲得了257.3±2 Ma成巖年齡。另外，大火成巖省東區宣威組底部碎屑沉積巖內鋯石SHRIMP U-Pb年齡為257±4 Ma(Heetal.,2007)，越南北部峨眉山玄武巖頂部的Tu Le流紋巖以及Phan Si Pan巖體內鋯石CA-ID-TIMS U-Pb年齡為257.9±0.3 Ma～256.3±0.4 Ma(Shellnuttetal.,2020)，攀西地區與峨眉山地幔柱有關的雜巖體鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為259.8±1.6 Ma～255.4±3.1 Ma(Zhongetal.,2020)，黔西蓮花山地區金礦玄武巖中鋯石SIMS U-Pb測年結果為257.5±3.7和255.1±1.7 Ma (Zhuetal.,2020)，上述研究將257～255 Ma作為峨眉山大火成巖省火山活動結束的時間。此外，還有學者報道了更年輕的年齡數據，如桂西陽圩峨眉山玄武巖剖面上部玄武巖全巖40Ar-39Ar及鋯石SHRIMP U-Pb年齡分別為253.6 ±0.4和253.7±6.1 Ma(范蔚茗等，2004)，Lo 等(2002)報道了大火成巖省西區峨眉山玄武巖全巖40Ar-39Ar與正長巖中黑云母40Ar-39Ar年齡為252.8～251.2 Ma (σ值為±1.3～1.6 Ma)，貴州盤縣峨眉山玄武巖頂部凝灰巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡為251.0±1 Ma(朱江等，2011)，將峨眉山大火成巖省火山活動時限大大延續到二疊、三疊界限附近。

本文對峨眉山大火成巖省東區貴州普安玄武巖系頂部晶屑凝灰巖和沉火山角礫凝灰巖開展測年，獲得鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡約為250 Ma，與部分研究者對峨眉山玄武巖噴發時間上限結果一致。上述年代學研究結果顯示，盡管峨眉山大火成巖省火山活動的主噴發期為260 Ma，且巨量火山物質的絕大部分在該時間前后1～2 Ma(<3 Ma)內完成了噴發(Alietal.,2002；張招崇，2009；Liuetal.,2012)，但由于所處峨眉山地幔柱部位不同，大火成巖省整個火山活動的起止時間可能存在較大變化范圍，最早啟動時間可在～262 Ma，而局部地區巖漿活動的消亡時間可為～250 Ma。

5.5 與峨眉山地幔柱的關系

Xu等(2001,2004)、He 等(2003)對峨眉山大火成巖省不同地區玄武巖進行了典型剖面和地球化學研究，提出了高Ti、低Ti玄武巖的時空分布規律以及與峨眉山地幔柱的關系。研究認為西區(茅口組灰巖差異剝蝕分帶的內帶)巖性從下到上總體可分為高Ti玄武巖→低Ti玄武巖→高Ti玄武巖，但高Ti玄武巖較少，低Ti玄武巖占絕大部分，且該區巨厚的低Ti熔巖記錄了峨眉山溢流玄武巖的主要噴發事件，為地幔柱巖漿活動早期中心部位(地幔柱頭部)使巖石圈淺部(<60 km)拉張減薄導致地幔上涌、高程度部分熔融的產物(16%)，而該區相對少量的上覆于低Ti玄武巖之上的高Ti玄武巖形成于地幔柱活動相對較弱的消亡期。與大火成巖省西區明顯不同，東區(茅口組灰巖差異剝蝕分帶的過渡帶與外帶)以高Ti玄武巖占絕對優勢，且該區高Ti玄武巖為地幔低程度部分熔融的產物(10%)，可能形成于地幔柱的邊部、巖石圈更厚(>80 km，石榴石穩定區)的區域。

貴州普安玄武巖系位于峨眉山大火山巖省東區，成巖時代為二、三疊之交，主微量元素特征與大火成巖省高Ti玄武巖相似，巖石學、年代學和地球化學均表明其應屬于大火成巖省，且形成于峨眉山地幔柱的邊部(Xuetal.,2001；Xiaoetal.,2004；Laietal.,2012)。另外，普安玄武巖以堿性玄武巖為主，與大火成巖省東區貴州水城、西區云南東川等地發現的、與拉斑玄武巖交替出現的堿性玄武巖及火山碎屑巖性質相同(Songetal.,2008；Qi and Zhou,2008；廖寶麗等，2012)。這類堿性玄武質巖石在夏威夷、印度Decan等大火成巖省也有發育，一般形成于80～100 km的軟流圈地幔，具低地熱溫度、低程度部分熔融、高壓環境和快速上升的特征(萬渝生等，1995)，代表火山作用早期或晚期的產物。普安玄武巖形成時處于峨眉山地幔柱邊部，由于地幔柱頭部導致云南賓川、麗江等地抬升形成穹隆構造核心(Heetal.,2003；張招崇等，2006)，而位于地幔柱邊部的貴州地區玄武質巖石形成深度則較大，壓力也大。另外，隨著距離地幔柱頭部較遠溫度降低，這些條件都有利于堿性玄武質巖石的形成，因而在大火成巖省東區、峨眉山地幔柱邊部的貴州地區形成了堿性玄武巖及火山碎屑巖。

6 結論

(1) 貴州普安玄武巖系位于峨眉山大火成巖省東區，巖石類型從底到頂總體為火山角礫巖→玄武巖→凝灰巖，反映了該區具有以爆發相火山角礫巖為主的第1旋回、以溢流相玄武巖為主的第2旋回以及以火山沉積相凝灰巖為主的第3旋回。

(2) 峨眉山大火成巖省主體火山活動時間為～260 Ma，來自大火成巖省東區玄武巖系頂部凝灰巖鋯石U-Pb測年結果將大火成巖省火山活動的上限年齡限定在～250 Ma。

(3) 該區玄武巖以高Ti玄武巖為主，屬于堿性玄武巖系列。玄武巖稀土元素球粒隕石標準化為輕稀土元素富集的右傾曲線模式，微量元素具有Rb和Sr虧損、Ba富集等特征，與貴州地區玄武巖、峨眉山大火成巖省西區高Ti玄武巖以及OIB地球化學特征一致。

(4) 普安玄武巖源區可能為受交代的石榴石地幔橄欖巖，由深部地幔柱上升至石榴石橄欖巖穩定區時部分熔融產生的熔融體和富集交代流體的大陸巖石圈地幔混合形成，巖漿上升運移過程中地殼混染程度較小，發生了一定程度的分離結晶作用。

(5) 相比于峨眉山大火成巖省西區玄武巖形成于地幔柱中心部位，東區玄武巖形成于峨眉山地幔柱邊部埋深較大、低程度部分熔融以及高壓的環境。

致謝中國地質科學院礦產資源研究所的馬星華研究員與作者進行了有益討論，侯可軍研究員在凝灰巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年工作中給予了指導，中國地質大學(北京)的張志強博士、郭申祥碩士、葛銳碩士以及貴州省地礦局106地質大隊朱永紅工程技術應用研究員、李源洪工程師、陳海高級工程師、張石竹、朱生等地質技術人員參與了部分野外工作，在此一并致謝。