锚在岩石学和地球化学特征的锚点峨眉山玄武岩的地幔热柱成因

锚在岩石学和地球化学特征的锚点峨眉山玄武岩的地幔热柱成因

0岩露头的分布及成因峨眉火成岩系主要是指以峨眉玄武岩为主体，发育于中国西南部的大型火成岩群。其北界大致为道孚—小金—理县一带(北纬32°附近),南界在中越边界,甚至到越南境内(北纬22°±),西大致以金沙江(东径99°±)为界,向东可延伸至湖南甚至广西省的部分地区。其分布的空间范围南北长超过1000km,东西宽超过900km(图1)[3,10,11,12,13,14,11,15,16]。而峨眉山玄武岩露头的集中分布是被(5),(6),(8),(12)等断裂限制的菱形区域,面积约50×104km2。根据峨眉山玄武岩厚度统计结果(骆耀南,1988)的粗略计算,其总体积超过50×104km3。在峨眉山玄武岩集中分布区还有数处同期的大型含V,Ti磁铁矿层状侵入体出露。根据地层古生物研究结果,峨眉山玄武岩的主喷发期是阳新世(中二叠世)茅口晚期—乐平世(晚二叠世)宣威早期。目前大多数人认为火成岩省是巨量的玄武岩在几百万年甚至1百万年时间内快速喷发形成大面积的溢流玄武岩,因此具有极高的岩浆产率;地球化学上可能具有OIB玄武岩的特征。对火成岩类的成因模式大致有3种:1)起源于核幔边界或中下地幔的地幔热柱,在上地幔形成大范围的地温异常升高,导致地幔部分熔融,巨量岩浆产生;2)地幔热柱上升造成上地幔温度上升,部分熔融,同时伴随着岩石圈减薄引发减压熔融;3)地幔对流在局部因受到阻碍而强烈上涌,造成地幔温度升高,形成大量岩浆。成因观点的较大差异说明火成岩省不仅成因复杂,各个火成岩省之间也存在不小的区别。侯增廉等和宋谢炎等通过总结区域地质资料和前人的研究结果对峨眉火成岩省的结构、成因、基本地质特征及其在扬子板块西缘地质演化及成矿作用中的地位等进行了较为全面、系统的综合论述,明确指出了峨眉火成岩省研究的地质意义。但对峨眉火成岩省形成的地质背景、形成的时限、地球化学依据尚需加以进一步的探讨,这样才能对峨眉火成岩省的成因有更清晰的认识。1岩石圈及构造背景岩浆活动往往受区域构造的影响,同时岩浆活动又会对区域构造的演化产生反作用。尽管地幔热柱的活动还不至于受地壳区域构造的限制,但它所产生的玄武岩浆喷发的空间分布则完全有可能受到其上部地壳结构的影响。此外,由于地幔热柱强大的上隆作用将反映在区域构造的演变中,是一种综合性的地质作用,使它成为国际地质学界一个倍受关注的研究课题。峨眉山玄武岩是峨眉大火成岩省(ELIP)的主体,按照玄武岩的产出状态和喷发特点,由东向西,其空间分布(图1)可分为4个岩区;贵州高原岩区(Ⅰ)、攀西岩区(Ⅱ)、盐源-丽江岩区(Ⅲ)和松潘-甘孜岩区(Ⅳ)。其中贵州高原岩区(Ⅰ)和攀西岩区(Ⅱ)形成于扬子地台,地壳较厚,特别是攀西岩区地处古老的康滇地轴,构造背景更为特殊;盐源-丽江岩区(Ⅲ)和松潘-甘孜岩区(Ⅳ)形成于扬子板块西缘,地壳较薄。这种不同的构造背景对不同岩区峨眉山玄武岩的形成过程和地球化学特点必然产生影响。阳新世(中二叠世)栖霞初期(P21),作为扬子地台结晶轴的康滇古陆处于隆起状态,遭受剥蚀;扬子地台内部康滇古陆以东为滨海-浅海环境,沉积了300m～400m的灰岩和白云质灰岩,古陆边缘底部还沉积了5m～20m的湖沼相砂页岩。康滇古陆西面,即扬子古板块的西缘接受了半深海—浅海的碎屑岩相和灰岩相沉积,并伴有海相玄武岩及少量安山岩和流纹岩喷发。阳新世茅口期(P22),海侵扩大,康滇古陆以东变为浅海,沉积100m～500m不等的灰岩、生物碎屑灰岩(图2a)。晚期局部开始有玄武岩喷发,如贵州织金玄武岩厚达300余米。康滇古陆以西仍为半深海—浅海环境,玄武岩的大规模喷发集中发生在盐源—丽江地区,云南中甸、四川巴塘、炉霍一带及其西侧哀牢山与澜沧江之间也有喷发。盐源丽江地区玄武岩的大规模喷发显示出极大的岩浆产率,玄武岩的最大厚度达5000m,出现数层苦橄岩和橄榄玄武岩,说明这里是当时地幔热柱的活动中心,而这一时期地壳的下沉则说明玄武岩浆的大量生成还与岩石圈减薄作用有关。乐平世(晚二叠世)早期,扬子地台普遍隆升,康滇古陆以东大片地区成为内陆盆地,重庆、贵阳一带为海陆交替环境。古陆及其以东广大区域发生了大规模的峨眉山大陆溢流玄武岩(P2β)喷发。古陆以西,盐源—丽江地区则形成海陆交互相玄武岩喷发(图2b)。乐平世晚期,扬子板块再次沉降成为海陆交互相环境,宣威组(P31)沉积夹有煤线及灰岩夹层的碎屑岩系厚数十米～300m不等。综上所述,峨眉山玄武岩的喷发不论是陆相,还是海相,主要发生在扬子板块隆升阶段首先喷发于康滇古陆两侧。喷发的主要时代为阳新世(中二叠)晚期-乐平世(晚二叠)早期。这种巨量玄武岩浆的集中喷发与地壳隆升的对应关系用其他地质作用难以解释,而符合地幔热柱活动的特点。2控制喷发中心内资源量对前人研究结果加以总结发现,各个岩区峨眉山玄武岩具有突出的共性,如:1)玄武岩喷发受大的断裂控制喷发中心底部为火山集块岩,向上为块状致密状玄武岩、气孔状杏仁状玄武岩;顶部常具有红顶(凝灰岩),构成喷发旋回;2)中心式喷发,并且大面积溢流;3)玄武岩系主要为热界面玄武岩系(常被称为亚碱性岩系或拉斑玄武岩系碱质亚系列)中演化的早-中期产物,终端产物(粗面岩、正长岩)少见。2.1等边玄武岩岩石位于康滇古陆以西,为峨眉山玄武岩第二大成片分布区。玄武岩分布在金河-程海断裂以西,金沙江断裂以东,北界是得荣—木里—盐源,大体呈等边三角形,三个顶点分别为四川得荣、盐边和云南弥渡。本区峨眉山玄武岩有如下突出特点:1)苦橄岩大量集中发育,苦橄岩类是地幔热柱柱尾的标志产物。苦橄岩在大理、宾川厚达170余米,在丽江累计厚度300余米,构成多个苦橄岩-苦橄质玄武岩-玄武岩旋回;2)玄武岩喷发环境为海相(西部),海陆交互相玄武岩则在本岩区东部靠近康滇古陆地区;3)玄武岩喷发于P22—P31。2.2阴山-成矿热界面玄武岩岩石学特征夹持在贵州高原岩区和盐源-丽江岩区之间。即康滇古陆区,古陆自垩宁运动以后,整个古生代只在其北缘和东部边缘有少许沉积,到中三叠世才发生不均匀下降,古陆由于隆起剥蚀,玄武岩出露面积不大,为面积最小的岩区,但岩石组合非常典型。玄武岩出露于西昌以西、米易白马、新街、南到攀枝花二滩、会理龙帚山地区(骆耀南,1988)。本区玄武岩喷发主要受南北向绿汁江断裂和安宁河断裂控制。本区峨眉山玄武岩的特征是:1)双峰式火山岩套发育,其中基性火山岩构成典型的热界面玄武岩:橄榄拉斑玄武岩-中长玄武岩-更长玄武岩-粗面岩。橄榄拉斑玄武岩中橄榄石和单斜辉石斑晶常见,中长玄武岩表现为斜斑玄武岩和无斑隐晶质玄武岩,中长玄武岩、更长玄武岩岩石学上常定名为粗玄岩、粗安岩、安粗岩。玄武岩经历了Ol+Cpx±Pl的分离结晶作用。相应地有热界面系列对应的侵入岩体:橄榄岩-橄长岩(或橄辉岩)-辉长岩-正长岩(如四川米易白马岩体)。2)本岩区峨眉山玄武岩、基性层状岩体、碱性岩侵入体(正长岩)共生一起,被称为三位一体。3)玄武岩喷发于P31。2.3云南西部缘玄武岩质火山喷发区峨眉山玄武岩露头集中分布区大体呈等腰直角三角形,顶点在贵阳附近,西侧四川天全—云南弥渡一线为底。这一空间分布特征分别受西侧小江断裂,东北侧宝兴-宜宾断裂和东南侧弥勒-斯宗断裂控制,在宝兴-宜宾断裂以东和弥渡-斯宗断裂以南,峨眉山玄武岩为新地层(三叠系-第三系)覆盖,有零星露头分布,经石油钻孔揭示有峨眉山玄武岩存在。在覆盖区峨眉山以北和东北钻孔见玄武岩厚度从西向东变薄:西部汉旺、威远厚度为226m～141.5m,往东到达县厚度为35m～18.2m,向南在云南罗平、丘北之间厚度分别为154m,688m,1041m和2005m,最南到中越边界附近云南金平、富宁一带玄武岩出露厚度仍然很大,金平大老塘玄武岩厚4530m。说明玄武岩浆喷发时,南部仍连续分布,其南部边界应在越南境内。西侧小江断裂是本岩区峨眉山玄武岩主喷发通道,沿断裂带有一系列火山喷发中心:四川布拖、昭觉、会东唐坊、云南永胜、会泽等。喷发中心底部为玄武质火山集块岩,后者含玄武岩及下部地层中灰岩角砾,往上为致密块状玄武岩、含斑玄武岩,上部为气孔状、杏仁状玄武岩,顶部常有凝灰岩红顶,构成韵律层。完整或不完整的韵律层一般3个～4个,多达十余个。本区玄武岩主要为大陆溢流玄武岩,以沿深大断裂分布的中心式喷发、大面积溢流为特点,玄武石柱状节理发育,常有陆相地层夹层,喷发环境以内陆、河湖相为主。其岩相学特征是:1)岩石组合比较单一,主要为热界面系列玄武岩。2)云南个旧太坪子地区出现大量碱玄岩、碱性玄武岩,属碱性玄武岩系列。3)西南缘云南建水—绿春一带玄武岩和安山岩、安山质英安岩、英安岩、英安质流纹岩、流纹岩构成典型拉斑玄武岩系列,并有相应的从基性-中性-酸性火山碎屑岩。这一地区位于哀牢山断裂和藤条河断裂带附近,这一岩石组合可能暗示本地玄武岩的成因可能还与俯冲带或弧陆碰撞有关;4)玄武岩喷发于P31。2.4武岩的构造发育与上述前三个岩区相比,松潘-甘孜岩区具有以下特色:1)具有蛇绿岩套岩石组合;2)玄武岩主要属海相玄武岩,具枕状构造和球粒结构发育;3)中心式喷发,但溢流具线性特征,这与其他岩区面状溢流呈鲜明对比。由于松潘-甘孜岩区地质研究程度较低,地质构造演化复杂,是古特提斯构造带的一部分,P—T的玄武岩成因尚存争议。正是由于上述共性和区别的存在,不同岩区的峨眉山玄武岩在成因上既有密切的内在联系,又存在差异。3国际二叠纪断点和主喷发期首先峨眉山玄武岩短时间内很高的玄武岩浆产率暗示它与地幔热柱的活动有关。地层学研究业已证明峨眉山玄武岩下界与茅口组灰岩之间存在一层薄的煤线和风化面,在峨眉山清音电站剖面可以清晰地看到灰岩与煤线之间红色的风化壳和平行不整合面,煤线表明玄武岩是陆相喷发,说明峨眉山玄武岩喷发前扬子板块经历了较强烈的地壳上升,也说明其喷发时代应为乐平世早期。其顶界有一厚的风化壳,厚度数米—数十米不等,风化壳原地风化的特征明显,玄武岩的残留杏仁状构造尚可辨认。在峨眉山—峨边一带还常见玄武岩与褐黄色陆相泥岩互层的现象,说明峨眉山玄武岩的喷发是逐渐平息,而与宣威组陆相地层是整合关系。所以可以基本确定峨眉山玄武岩喷发始于阳新世茅口晚期,而主喷发期为乐平世宣威期,按照我国二叠系新的三分划分方案,峨眉山玄武岩活动应发生在乐平统早期(P31),根据国际二叠系年代地层系统,乐平统下界的年代应为258Ma,可以与宣威组对应的吴家坪组的上界年代大约为253.40Ma。如果考虑到盐源-丽江岩区玄武岩喷发于中二叠系晚期,而松潘-甘孜岩区峨眉山玄武岩喷发已很微弱。香港大学地球科学系周美夫博士最近所作的米易新街岩体单颗粒锆石年龄为258.6Ma(私人通信),与香港大学地球科学系Ali博士和Thompson博士合作对峨眉山清音电站及峨边剖面的古地磁测量表明该区域峨眉山玄武岩的喷发时限约为1Ma。因此,我们认为将峨眉山玄武岩浆活动的主喷发期时限大致厘定为257Ma～259Ma较为合适。众所周知,强烈的全球性大规模火山爆发是生物大灭绝的主要诱因之一。P/T生物大灭绝事件被认为是二叠世全球性大规模的玄武岩喷发所致,有90%的海洋生物和70%的陆地生物在这次生物大灭绝事件中消失。StanleyandYang则认为二叠世有两次生物大灭绝事件,一次在P/T界限上,另一次在P/T前约5Ma～8Ma。国际公认的P/T界限是251.4Ma±0.4Ma,所以,峨眉山玄武岩的喷发应与P/T界限前的那一次生物大灭绝有关,同时也印证了峨眉山玄武岩的主喷发期应为257Ma～259Ma。根据玄武岩总体积和喷发时限,粗略计算峨眉山玄武岩每百万年喷出量约为2500km3,即每年25×104m3,这还没有包括同期侵入岩的量。基于以下特征:1)在如此短的时间内形成如此巨量的峨眉山玄武岩及同源基性-超基性侵入岩;2)盐源-丽江岩区苦橄岩和苦橄质玄武岩的出现说明原始岩浆的形成温度应在1400℃左右,远高于岩石圈地幔的正常温度,3)玄武岩喷发范围广阔,呈面状展布,可以基本肯定源于深部的地幔热柱提供充足热源是峨眉山玄武岩浆活动的主因,而岩石圈减压熔融也起到了重要作用。4微量元素特征在盐源-丽江岩区,云南丽江、海东,攀西岩区,四川攀枝花二滩等地共采集苦橄质玄武岩及玄武岩样品16件,中国地质科学院运用化学分析和ICP-MS方法对常量元素和微量元素含量和丰度进行分析结果表明峨眉山玄武岩喷发与地幔热柱活动有密切联系。将热界面玄武岩系列中玄武岩的微量元素配分曲线与N-MORB,OIB,上地壳和下地壳的微量元素配分曲线进行对比可以看到峨眉山玄武岩的微量元素特征与OIB基本一致,同时也与Parana高钛玄武岩的特征非常相似(图3)。微量元素比值也是好的示踪剂,表1中的Zr/Nb,La/Nb,Rb/Nb,Th/La,Ba/La等比值与EM-1,EM-2洋岛玄武岩最为相近,表明峨眉山玄武岩起源于富集型地幔源,而这正是地幔热柱的重要地球化学标志。5大火成岩层注射出