桂西巴馬基性巖鋯石U-Pb年齡和Hf同位素特征:與峨眉山大火成巖省的成因聯系

吳祥珂，梁國科，李玉坤，趙 兵，蔣 劍1，，尹庭旺

(1.中國地質調查局花崗巖成巖成礦地質研究中心，武漢 430205；2.廣西壯族自治區礦產資源儲量評審中心，南寧 530023；3.廣西壯族自治區地質調查院，南寧 530023)

大火成巖省(large igneous provinces, LIPs)是較短地質時期內在一些板內構造環境中所形成的大規模巖漿巖建造[1]。對LIPs的研究能夠幫助檢驗和完善地幔柱、 巖石圈拆沉、 邊緣驅動對流等各種解釋其成因的模型和假說, 同時有利于揭示地球內部系統的動力規律[2]。峨眉山大火成巖省(Emeishan large igneous province, ELIP)位于揚子克拉通西緣和青藏高原東緣, 是被世界公認的大火成巖省, 已成為中國火山學的熱點研究領域[3-4]。復雜的三江褶皺帶構造事件使得ELIP遭受了強烈的變形和破壞, 目前處于傳統意義上ELIP玄武巖分布區之外的中國云南-中國廣西-越南一帶基性巖能否屬于ELIP的一部分仍存在爭議[5-7]。因此, 揭示ELIP巖漿活動的時空分布范圍具有重要意義。ELIP主要由玄武巖和相關的鎂鐵質-超鎂鐵質侵入體以及長英質侵入體組成[8-10]。前人根據峨眉山玄武巖的巖石組合、 巖石地球化學、 巖漿活動時限、 源區等方面的特征將ELIP劃分為內帶、 中帶和外帶[11-12]。根據玄武巖的TiO2含量和Ti/Y值劃分為高Ti玄武巖(TiO2>2.5%和Ti/Y>500)和低Ti玄武巖(TiO2<2.5%和Ti/Y<500)[13]。低Ti玄武巖形成于地幔柱柱頭位置, 代表峨眉山地幔柱噴發中心; 而高Ti玄武巖形成于地幔柱相對較深的源區, 代表地幔柱深部巖漿作用, 是ELIP外帶的主要巖石類型[14-17]。

隨著對峨眉山地幔柱研究的不斷深入, 位于ELIP外帶的桂西晚二疊世基性巖受到國內外學者的廣泛關注。桂西地區位于揚子克拉通的西南邊緣, 在構造上處于特提斯和太平洋構造的交匯地帶[18-20]。大量研究表明, 桂西基性巖以層狀或似層狀的小侵入體為主, 與ELIP玄武巖具有相似的年代學和地球化學特征, 如: 普遍具有較高的Ti/Y值, 其與ELIP有較強的時間和空間耦合關系[21-27]。因此, 對桂西地區的基性巖進行深入的研究, 有助于了解ELIP的時空分布范圍、 巖石成因和成礦作用。盡管已有許多關于桂西基性巖的研究, 但關于桂西基性巖的形成時代、 成因和形成環境等問題, 至今仍存在較大爭議。例如, 研究顯示桂西地區構造屬性為特提斯多島洋的分支洋盆。同時, 根據桂西基性巖的地球化學特征, 認為其形成于大洋板內環境, 是古特提斯東延的產物[28-29]。相反, 目前越來越多的學者認為桂西基性巖與特提斯構造域巖漿作用無關, 而是與峨眉山地幔柱活動關系密切, 可能屬于ELIP的一部分[21-27]。

前人對桂西基性巖元素地球化學和Sr-Nd同位素特征進行了大量研究, 獲得了豐碩的成果。而由于桂西地區植被發育、 風化程度高, 難以采集到新鮮樣品, 所進行的研究缺少鋯石U-Pb年齡和Hf同位素信息。本次研究以桂西晚二疊世的巴馬基性巖巖體為研究對象, 對該地區基性巖開展了詳細的巖石學、 地球化學、 鋯石U-Pb年代學和Hf同位素特征研究, 探討其形成時代、 巖石成因和大地構造背景, 為更好理解其與ELIP的成因聯系提供新的資料。

1 地質背景及巖石學特征

1.1 地質背景

峨眉山大火成巖省位于揚子克拉通西緣, 青藏高原東部和越南北部。該火成巖省在川、 滇、 黔、 桂四省均有出露, 覆蓋面積超過5×105km2, 噴發的巖漿量約1×106km3, 半徑約800 km(圖1a)[13-16]。在ELIP 外部帶越南北部、 中國貴州和廣西地區也報道有較多具有全巖εNd(t)正值和鋯石εHf(t)正值的鎂鐵質侵入體, 這些巖體被認為是 ELIP 的一部分, 在 ELIP形成后, 沿著紅河-金沙江斷層有 500 km 的偏移[6]。研究區位于揚子克拉通西南邊緣, 在構造位置上位于特提斯和太平洋構造域的交匯處, 在空間上大致位于ELIP外部區域。區內地層除局部零星分布的第四系外, 主要出露泥盆系、 石炭系、 二疊系、 三疊系海相沉積巖, 總厚度大于5 km, 在廣西地層分區上屬于桂西地層區[30-32]。褶皺構造和斷裂構造發育, 主要呈北西向和南東向分布, 構造運動頻繁[33-34]; 受構造運動和地幔柱的影響, 巖漿作用較頻繁, 其中典型的為巴馬地區晚二疊紀基性巖巖體(圖1b)。

圖1 峨眉山大火成巖省分帶圖(a, 據文獻[5]修改)和巴馬基性巖分布圖(b)Fig.1 Zoning map of ELIP(a) and distribution of Bama basic rocks(b)

巴馬地區主要形成3個大巖體, 分布于中部那桃鄉一帶、 東南部乙圩鄉一帶和南部燕洞鄉一帶。區域上屬于巴馬-乙圩巖群, 受構造控制明顯, 與區域地質構造線方向一致, 多侵入于地殼相對薄弱之盆地相區的背斜構造核部。 燕洞巖體侵入那達背斜核部, 那桃巖體侵入巴馬背斜核部, 乙圩巖體侵入巴納背斜核部。巖體呈巖床成群產出, 巖株次之, 少量為巖脈。平面形態多呈長條狀、 環帶狀、 不規則狀, 分支、 合并現象普遍。圍巖為石炭系-二疊系, 巖體與地層常發育同步褶皺。巖漿巖主要由主巖體輝綠巖、 輝長輝綠巖和正長輝長巖組成, 以輝綠巖為主, 分布最廣。

燕洞巖體: 分布于巴馬地區南部燕洞鄉五里坡一帶, 呈巖床產出, 侵入于上二疊統領好組(P3lh)硅質巖、 硅質泥巖之中, 平面上呈環帶狀、 似層狀順層延伸約100～300 m, 接觸面清晰, 輝綠巖與上、 下巖層產狀一致, 未切穿上下巖層層理, 圍巖硅化強烈, 局部褐鐵礦化。

那桃巖體: 分布于巴馬地區中部那桃鄉一帶, 侵入于上石炭統下二疊統南丹組(C2P1n)、 上二疊統領好組(P3lh)之中, 多呈巖床產出, 少數呈巖株, 平面上為條帶狀、 環帶狀和不規則狀, 分支和合并現象普遍。

乙圩巖體: 分布于研究區南東大化縣乙圩鄉-巖灘鎮一帶, 侵入于上石炭統下二疊統南丹組(C2P1n)、中二疊統四大寨組(P2s)灰巖之中, 多呈巖床產出,少數呈巖株,平面上為條帶狀、不規則狀。

3個巖體地質特征具有相似性。呈巖株者與圍巖呈急變接觸關系, 接觸面不平整, 波狀起伏, 傾向圍巖, 傾角較大, 一般50°～70°。圍巖受熱變質作用較弱, 在外接觸蝕變帶3～10 m寬的范圍內有大理巖化、 硅化及滑石化等蝕變。內帶巖體由內向外巖石粒度出現迅速變細特征, 且存在寬約1～10 m的蝕變帶, 巖石中的次生變化(綠泥石化、 碳酸鹽化、 斜黝簾石化等)加強。巖床均呈“厚層塊狀”夾于地層中, 順層延伸大于200 m, 且絕大多數看似順層侵入者多發現與圍巖存在小角度的交角, 交角一般幾至十幾度, 接觸面呈舒緩波狀(圖2)。

圖2 那桃鄉那洪村輝綠巖與中二疊統四大寨組侵入接觸關系Fig.2 Relationship of intrusive contact between diabase and P2s in Nahong

1.2 巖石學特征

本次工作在巴馬地區采集了3個鋯石測年樣品和24件地球化學樣品, 按總體巖性特征將基性侵入巖劃分為輝綠巖、 輝長輝綠巖、 正長輝長巖3個類型(圖3a, b)。輝綠巖與輝長輝綠巖為相變關系, 兩者之間巖性漸變過度, 沒有截然的界線; 正長輝長巖常呈不穩定的相帶產于巖體的中部, 呈似脈狀或不規則狀侵入于輝長輝綠巖之中(圖3a)。

圖3 巴馬基性巖野外露頭、 手標本和光學顯微照片Fig.3 Outcrop，hand specimens and optical microscope images of Bama basic rocksa—輝長輝綠巖與正長輝長巖接觸關系; b—正長輝長巖、 輝長輝綠巖和輝綠巖手標本; c—顯微鏡下單斜輝石和斜長石(+); d—顯微鏡下單斜輝石和微斜長石(+); Cpx—單斜輝石; Pl—斜長石; Mic—微斜長石

輝綠巖: 巖石呈暗綠-灰綠色, 局部墨綠色, 風化呈淡黃色、 灰褐色(圖3b)。輝綠結構、 嵌晶含長結構, 塊狀構造。造巖礦物主要由普通輝石(45%～50%)、 基性斜長石(37%～45%)、 鐵鎂礦物假晶(5%～8%)、 鈦鐵礦(1%～7%)、 黑云母(<1%)和磷灰石(0～2%)等組成。斜長石呈半自形柱狀, 粒徑多數0.2～0.4 mm, 部分次生變化, 被黏土礦物交代, 黏土礦物晶粒多數嵌布于普通輝石晶粒內, 少數構成三角形格架; 普通輝石呈他形-半自形短柱狀、 粒狀, 粒徑多在2～7 mm, 少數小于0.3 mm, 前者與斜長石構成嵌晶含長結構, 后者充填于斜長石三角形格架孔隙內, 與斜長石晶粒構成輝綠結構(圖3c); 鐵鎂礦物假晶呈半自形柱狀、 不規則狀, 粒徑0.1～4 mm, 被綠泥石交代; 鈦鐵礦、磷灰石、 黑云母零星分布。

輝長輝綠巖: 暗綠色, 風化呈灰黃色, 細粒輝長輝綠結構、 嵌晶含長結構、 弱蝕變交代結構、 塊狀構造。造巖礦物主要由普通輝石(35%～50%)、 基性斜長石(35%～50%)、 纖閃石綠泥石(10%～12%)、 鈦鐵礦(1%～10%)、 黑云母(<1%)、 磷灰石(2%～4%)等組成。其中, 斜長石呈細長自形柱狀, 聚片雙晶發育, 部分具有環帶, 柱長0.2～2 mm, 晶體大小較均勻, 鈉長石化、 部分鈉黝簾石化, 三角區被綠泥石或陽起石充填, 呈典型輝綠結構; 輝石淺褐色, 團塊狀, 結晶弱的呈消光一致的碎塊, 充填于斜長石三角形晶體之間。 粗大輝石晶體包嵌眾多細粒柱狀斜長石, 具有嵌晶含長結構, 部分已經完全透閃石化和陽起石化, 部分透閃石和陽起石呈消光位一致的細小氣孔狀交代輝石; 綠色纖閃石、 綠泥石為淡綠色纖柱狀雛晶, 團塊狀的大部分取代角閃石等, 少部分充填斜長石之間; 榍石及含鈦金屬礦物呈團塊狀, 嵌有微細粒柱狀斜長石, 團塊粒度1～2 mm。

正長輝長巖: 巖體均沿主巖體中的北西向壓扭性斷層侵入。樣品呈細粒輝長輝綠結構、 堆晶結構(圖3d)、 弱蝕變交代結構, 主要礦物組成為單斜輝石(33%～35%)和微斜長石(35%～37%), 大部分粒度在3～15 mm, 其他暗色礦物含量較少。單斜輝石呈淺褐色, 自形板柱狀, 具有細密解理, 消光角變化較大, 最大45°, 最高干涉色二級藍, 粒度5～15 mm, 與微斜長石密集堆積分布; 微斜長石呈自形板柱狀, 粒度3～12 mm, 顯微條紋發育, 弱斜黝簾石化、 絹云母化; 斜長石含量較少(8%～10%), 聚片雙晶發育, 長石不完全絹云母化、 泥化、 鈉黝簾石化, 具有輝長結構。次要礦物為綠泥石或綠磷石和黑云母(9%～10%), 呈顯微鱗片狀、 纖維狀充填于柱狀礦物之間; 普通角閃石(3%～4%)為鮮綠色、 褐色, 晶形不完整, 多沿輝石邊緣分布; 副礦物為榍石(與含鈦金屬礦物伴生呈團塊狀, 4%～5%)、 磷灰石(2%～3%)、 綠簾石(2%～3%)和板鈦礦等(<1%)。

2 分析方法

2.1 鋯石U-Pb定年

單鋯石分選在河北省地質測繪院巖礦實驗中心完成。鋯石單礦物分離采用常規方法, 首先將巖石大樣粉碎、 篩選和淘洗并經重選和電磁選后, 在顯微鏡下逐粒挑選獲得鋯石樣品。在中國冶金地質總局山東局測試中心完成單顆粒鋯石激光剝蝕電感耦合等離子體質譜(LA-ICP-MS)U-Pb年代學分析。采用的激光設備為配有193 nm ArF準分子激光器的GeoLas HD激光剝蝕系統, 聯用的ICP-MS型號為Thermo Xseries 2。激光束的束斑直徑為32 μm, 分別利用NIST 610玻璃、 Plesovice(337.13±0.37 Ma)[35]和91500(1 064 Ma)作為元素和年齡外標。每隔8個未知樣品之間插入2個91500, 每隔8個測點插入2個91500、 1個NIST 610和1個Plesovice。每個測試點總的數據獲取時間為90 s, 其中前20 s為背景, 剝蝕時間約50 s, 后20 s為剝蝕后的沖洗時間。利用ICPMSDataCal軟件對剝蝕信號數據進行處理, 得到樣品的U-Pb同位素分析結果(表1), U-Pb年齡諧和圖的繪制和加權平均年齡計算采用Isoplot軟件[36]。

2.2 Lu-Hf同位素測試

鋯石Lu-Hf同位素在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室Neptune多接受電感耦合等離子質譜儀(LA-MC-ICP-MS)和Newwave UP 213紫外激光剝蝕系統上進行, Hf同位素分析在U-Pb分析點上進行(Hf測試點光圈調大后, 在U-Pb激光剝蝕坑上進行), 實驗過程中采用He作為剝蝕物質載氣, 剝蝕直徑52 μm, 測定時使用鋯石國際標樣GJ1作為參考物質, 利用ICPMSDataCal軟件對數據進行處理, 測試結果見表2。相關儀器運行條件及詳細分析流程見文獻[37]。

表2 巴馬基性巖鋯石Lu-Hf同位素數據Table 2 Lu-Hf isotopic data of zircons in Bama basic rocks

2.3 主微量元素分析

共選取24個有代表性的樣品進行主微量元素化學分析。樣品處理過程及分析在北京燕都中實測試技術有限公司完成。主量元素分析使用堿熔玻璃片法, 將燒制好的玻璃片體放入XRF(Zetium, PANalytical型熒光光譜儀)中進行分析, 分析精度優于1%。微量元素采用高溫高壓消解后, 采用電感耦合等離子體質譜法(ICP-MS)完成。所用主要儀器為M90(Analytikjen)型電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS), 分析精度優于2 μg/g。燒失量(LOI)在馬弗爐中經1 000 ℃高溫烘烤150 min后稱重獲得, 測試結果見表3。

表3 巴馬基性巖主量元素(wB/%)和微量元素(wB/106)分析結果Table 3 Major and trace elements of Bama basic rocks

3 分析結果

3.1 鋯石U-Pb和Lu-Hf同位素

3.1.1 那桃巖體 對那桃巖體采集的樣品(0562-2)進行U-Pb年齡測定。從樣品中選取28粒鋯石進行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱-長柱狀, 個別呈他形晶, 出現碎晶, 可能為選礦過程所致, 鋯石粒徑(50～100) μm×(25～50) μm。鋯石陰極發光圖(圖4a)顯示絕大部分鋯石具有較寬的振蕩環帶, 無明顯的核邊結構, 屬于巖漿成因鋯石; CL圖中淺色鋯石Th、 U含量低, 深色鋯石Th、 U含量高。同位素測試結果(表1)顯示, 鋯石Th含量為82×10-6～4 901×10-6, U含量為154×10-6～2 370×10-6, Th/U值0.53～3.74(平均1.41)。28顆鋯石分析點在諧和圖上呈現良好的不一致曲線, 給出的鋯石206Pb/238U年齡變化區間在257～262 Ma, 加權平均年齡為260.1±1.6 Ma(圖4b)。

圖4 巴馬基性巖鋯石CL圖像(a、 c、 e)和U-Pb年齡諧和圖(b、 d、 f)Fig.4 CL images(a,c,e) and U-Pb age concordance diagrams(b,d,f) of zircons in Bama basic rocks

從相同樣品選取14個分析點進行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 分析點均在已完成U-Pb測試的鋯石顆粒上, 分析結果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 627～0.282 754, 對應的εHf(t)=0.07～4.53, 一階段模式年齡TDM1=728～925 Ma。

圖5 巴馬基性巖εHf(t)-年齡圖解Fig.5 εHf(t) vs. age diagram of Bama basic rocks

3.1.2 乙圩巖體 對乙圩巖體樣品(0561-3)進行U-Pb年齡測定。從樣品中選取17粒鋯石進行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱狀-長柱狀, 個別呈他形晶和碎晶, 粒徑在(50～150) μm×(25 ～70) μm。鋯石陰極發光圖(圖4c)顯示絕大部分具有較寬的振蕩環帶, 無明顯的核邊結構, 屬于巖漿成因鋯石。同位素測試結果(表1)顯示, 鋯石Th含量為631×10-6～6 708×10-6, U含量為370×10-6～1 773×10-6, Th/U值0.87～3.78(平均值2.48)。17顆鋯石分析點在諧和圖上呈現出良好的不一致曲線, 鋯石206Pb/238U年齡變化區間在254～265 Ma, 加權平均年齡為259.7±1.3 Ma(圖4d)。

從相同樣品選取13個分析點進行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 結果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 652～0.282 761, 對應的εHf(t)=1.14～4.42, 一階段模式年齡為746～881 Ma。

3.1.3 燕洞巖體 對燕洞巖體樣品(0564-1)進行U-Pb年齡測定。從樣品中選取10粒鋯石進行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱狀-長柱狀, 個別呈他形晶和碎晶。所選鋯石粒徑在50～150 μm。鋯石陰極發光圖(圖4e)中主要顯示具有巖漿振蕩環帶, 屬于巖漿成因鋯石; 暗黑色鋯石為Th、 U含量高引起。同位素測試結果(表1)顯示, 鋯石Th含量為136×10-6～3 134×10-6, U含量為227×10-6～2 083×10-6, Th/U值在0.52～1.50(平均1.14)。10顆鋯石分析點在諧和圖上呈現良好的不一致曲線, 鋯石206Pb/238U年齡點年齡在248～264 Ma, 加權平均值257.1±3.8 Ma(圖4f)。

從相同樣品中選取10個分析點進行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 結果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 39～0.282 759, 對應的εHf(t)=0.09～4.79,TDM1=723～950 Ma。

3.2 主微量元素

3.2.1 主量元素 對采集24件新鮮基性巖樣品進行了全巖主量元素分析, 結果見表3。樣品在總體上具有低SiO2(43.6%～47.2%, 平均45.4%)、 Al2O3(10.6%～15.5%, 平均13.4%)和TFe2O3(13.6%～19.8%, 平均15.7%), 以及高MgO(2.67%～9.62%, 平均5.50%)、 Na2O(2.06%～3.87%, 平均2.86%)、 K2O(0.40%～2.23%, 平均1.23%)和TiO2(1.86%～5.46%, 平均3.31%)的特征。在Nb/Y-Zr/TiO2圖解中(圖6), 樣品均落在堿性玄武巖區域內。據前人研究, 峨眉山玄武巖被劃分為高Ti(TiO2>2.50%, Ti/Y>500)和低Ti(TiO2<2.50%, Ti/Y<500)系列[13-17]。巴馬基性巖TiO2>2.50%, Ti/Y值多數為507～1 286, 屬于高Ti玄武巖系列, 比峨眉山高Ti玄武巖具有更高的Ti/Y值。

圖6 Zr/TiO2-Nb/Y圖解[38]Fig.6 Zr/TiO2 vs. Nb/Y diagram

在氧化物Harker圖解中(圖7), 巴馬基性巖Al2O3、 Ni、 Cr與MgO含量呈正相關,TFe2O3、 TiO2、 SiO2與MgO含量呈負相關。

圖7 巴馬基性巖氧化物的Harker圖解Fig.7 Harker diagrams of oxides in Bama basic rocks

3.2.2 微量元素 巴馬基性巖稀土元素總量為104×10-6～408×10-6, 平均220×10-6; LREE/HREE為5.78～9.04, 平均7.41; (La/Yb)N為5.96～14.90,平均9.24, 輕、 重稀土分餾明顯;δEu=0.80～1.26, 平均1.04(表3)。

巴馬基性巖在稀土元素球類隕石標準化分布型式圖上與峨眉山高Ti玄武巖和前人已發表的桂西其他地區基性巖類似(圖8a), 均表現出輕稀土富集, 重稀土虧損, 輕重稀土分異明顯的右傾型特點。與原始地幔相比, 巴馬基性巖稀土元素強烈富集, 表明源區地幔相對富集稀土元素, 總體配分模式具有OIB特征, 揭示了其板內巖漿富集地幔源區的特征。

圖8 巴馬基性巖稀土元素配分模式(a)和微量元素蛛網圖(b)數據來源: 球粒隕石和原始地幔標準化數據[39], 峨眉山高Ti玄武巖[13-17], 廣西基性巖[18-24], OIB和MORB[39]Fig.8 Chondrite-normalized REE patterns(a) and primitive mantle-normalized trace-element spider diagram(b) of Bama basic rocks

巖漿成因、 演化及其構造背景可以通過微量元素蛛網圖揭示。在不相容元素原始地幔標準化蛛網圖上(圖8b), 隨著微量元素不相容性的降低, 其標準化值也降低, 總體呈現與典型的洋島玄武巖(OIB)一致的右傾曲線。Nb、 Ta元素具輕微負異常, 大離子親石元素(Th、 Ba)富集, 高場強元素(如Nb、 Ta、 Zr、 Hf)虧損, 與峨眉山高Ti玄武巖相比, 巴馬基性巖與桂西基性巖相似, 高場強元素Zr、 Hf和Y虧損明顯。

4 討 論

4.1 地殼混染和結晶分異

在利用不相容元素約束火成巖的地幔源區特征之前, 有必要先討論巖漿上升過程中地殼混染和分離結晶等過程及其對不相容元素豐度和比值可能產生的影響[40-44]。

在部分熔融和分離結晶過程中微量元素Nb/La、 Nb/U和Ce/Pb值不會發生分異, 更能反映源區的特征, 因此, 利用這些元素比值可以有效識別地殼混染[45]。不受地殼物質混染的地幔柱巖漿Nb/La值>1.0[46]。巴馬基性巖Nb/La值為0.48～0.90, 平均值為0.76; Nb/U和Ce/Pb平均值為31.3和30.2, 明顯高于地殼Nb/U和Ce/Pb平均值(分別為4.30和12.6)[47], 而更接近原始地幔的Nb/U和Ce/Pb平均值(分別為47.0±10.0和25.0±5.00)[47]。鋯石Hf同位素方面, 巴馬基性巖的鋯石εHf(t)均為正值(圖5), 變化范圍為0.07～4.79, 平均2.43, 表明它們與地殼成分無關[48]。 此外, 通常受到地殼混染的大陸玄武巖(Th/Nb)N與SiO2有明顯相關性, 且具有很高(Th/Nb)N值[49-50]。在(Th/Nb)N與SiO2相關圖解中(圖9), 樣品(Th/Nb)N與SiO2無相關性, 均落入ELIP高Ti玄武巖范圍內, 區別于巖漿同化混染與分離結晶(即AFC)的趨勢[51]。這些特征表明巴馬基性巖沒有受到明顯的地殼混染。

圖9 (Th/Nb)N-SiO2圖解Fig.9 (Th/Nb)N vs. SiO2

巴馬基性巖的MgO、 Ni和Cr含量(表3)均低于原始地幔巖漿, 表明其巖漿經歷一定程度的演化[52]。在REE球粒隕石標準化分布型式圖上(圖8a), 巴馬基性巖無明顯Eu異常, 表明無明顯的斜長石分離結晶作用。在MgO與其他主、 微元素協變圖解中(圖7), 巴馬基性巖Al2O3、 Ni、 Cr與MgO呈正相關,TFe2O3、 TiO2、 SiO2與MgO呈負相關, 反映在巖漿演化作用中樣品可能受單斜輝石和橄欖石分離結晶的影響[21], 與巖相學觀察相吻合。

4.2 巖石成因和地幔源區

圖10 La/Sm-Sm/Yb圖解(a, 底圖據文獻[57])和TiO2/Yb-Nb/Yb圖解(b, 底圖據文獻[21])Fig.10 La/Sm vs. Sm/Yb(a) and TiO2/Yb vs.Nb/Yb(b)

4.3 構造環境判別

高場強元素Zr、 Hf、 Nb 和Ta 穩定性強, 不受巖石蝕變影響, 對判別玄武巖類形成的大地構造環境及其源區有良好的效果[60-63]。在微量元素構造環境判別圖解中(圖11), 巴馬基性巖大多數落入大陸板內玄武巖區域內, 與前人已發表的ELIP高Ti玄武巖和桂西基性巖相似, 表明巴馬基性巖與地幔柱密切相關。

圖11 構造環境判別圖解(底圖據文獻[65])Fig.11 Tectonic discrimination

ELIP于260 Ma左右開始噴發, 主噴發期集中于257～259 Ma, 并于251 Ma以酸性巖的噴發標志著噴發結束[19-27, 64]。ELIP高Ti玄武巖和低Ti玄武巖在時間和空間上的分布關系顯示, 高Ti玄武巖主要分布在ELIP的外帶區域, 其年齡約260 Ma[11-16]。巴馬地區那桃、 乙圩和燕洞3個巖體的鋯石U-Pb年齡分別為260、 260和257 Ma, 與ELIP的巖漿活動時間一致。此外, 巴馬基性巖的微量元素和鋯石Hf同位素特征類似于ELIP高Ti玄武巖, 在此基礎上認為巴馬基性巖也來源于峨眉山地幔柱巖漿源區。ELIP 巖石類型的空間和成分變化最有可能受控于巖石圈的厚度和相關的地幔源區熔融條件[13-14]。桂西基性巖和ELIP玄武巖之間不同的Nb/Yb、 TiO2/Yb、 Ti/Y值反映了不同深度的地幔源區經歷了不同程度的部分熔融。根據地球化學特征顯示, 巴馬基性巖和桂西基性巖熔體形成于比ELIP玄武巖更深的熔融環境, 表明桂西二疊紀玄武巖和鎂鐵質巖石與ELIP巖漿作用的時間和空間分布有著密切的聯系, 因此認為桂西巴馬地區可能是ELIP更廣泛的延伸。這些觀察與前人提出的“大火成巖省的地幔柱從中央區域到邊緣區域的地幔巖漿源區的部分熔融位置逐漸加深”[20]的地幔柱模型是一致的。

5 結 論

(1)巴馬地區那桃、 乙圩和燕洞巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素定年分別為260、 260和257 Ma, 形成時代為晚二疊世, 與ELIP大規模巖漿作用年代一致。

(2)巴馬基性巖具有低SiO2、 高TiO2和MgO的特征, 屬于高Ti系列堿性玄武巖; 富集輕稀土元素和大離子親石元素, 蛛網圖上呈現類似洋島玄武巖(OIB)的地球化學特征; 其地球化學和鋯石Hf同位素特征類似于ELIP高Ti玄武巖, 同時具有比ELIP高Ti玄武巖更高的Ti/Y值, 表明巴馬基性巖的母巖漿形成于低程度的部分熔融(< 8%)或深度超過3.5 GPa的厚巖石圈下含石榴石的地幔柱巖漿源區, 未受到明顯的地殼混染影響。

(3)結合年代學、 地球化學及構造環境的研究表明, 巴馬基性巖的形成主要與板內構造環境有關, 屬于ELIP的一部分, 暗示ELIP地幔柱的巖漿活動已經擴展到了桂西地區。