吳祥珂，梁國科，李玉坤，趙 兵，蔣 劍1，，尹庭旺

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局花崗巖成巖成礦地質(zhì)研究中心，武漢 430205；2.廣西壯族自治區(qū)礦產(chǎn)資源儲量評審中心，南寧 530023；3.廣西壯族自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，南寧 530023)

大火成巖省(large igneous provinces, LIPs)是較短地質(zhì)時(shí)期內(nèi)在一些板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境中所形成的大規(guī)模巖漿巖建造[1]。對LIPs的研究能夠幫助檢驗(yàn)和完善地幔柱、 巖石圈拆沉、 邊緣驅(qū)動對流等各種解釋其成因的模型和假說, 同時(shí)有利于揭示地球內(nèi)部系統(tǒng)的動力規(guī)律[2]。峨眉山大火成巖省(Emeishan large igneous province, ELIP)位于揚(yáng)子克拉通西緣和青藏高原東緣, 是被世界公認(rèn)的大火成巖省, 已成為中國火山學(xué)的熱點(diǎn)研究領(lǐng)域[3-4]。復(fù)雜的三江褶皺帶構(gòu)造事件使得ELIP遭受了強(qiáng)烈的變形和破壞, 目前處于傳統(tǒng)意義上ELIP玄武巖分布區(qū)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(shí)空分布范圍具有重要意義。ELIP主要由玄武巖和相關(guān)的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入體以及長英質(zhì)侵入體組成[8-10]。前人根據(jù)峨眉山玄武巖的巖石組合、 巖石地球化學(xué)、 巖漿活動時(shí)限、 源區(qū)等方面的特征將ELIP劃分為內(nèi)帶、 中帶和外帶[11-12]。根據(jù)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(fā)中心; 而高Ti玄武巖形成于地幔柱相對較深的源區(qū), 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(nèi)外學(xué)者的廣泛關(guān)注。桂西地區(qū)位于揚(yáng)子克拉通的西南邊緣, 在構(gòu)造上處于特提斯和太平洋構(gòu)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(xué)和地球化學(xué)特征, 如: 普遍具有較高的Ti/Y值, 其與ELIP有較強(qiáng)的時(shí)間和空間耦合關(guān)系[21-27]。因此, 對桂西地區(qū)的基性巖進(jìn)行深入的研究, 有助于了解ELIP的時(shí)空分布范圍、 巖石成因和成礦作用。盡管已有許多關(guān)于桂西基性巖的研究, 但關(guān)于桂西基性巖的形成時(shí)代、 成因和形成環(huán)境等問題, 至今仍存在較大爭議。例如, 研究顯示桂西地區(qū)構(gòu)造屬性為特提斯多島洋的分支洋盆。同時(shí), 根據(jù)桂西基性巖的地球化學(xué)特征, 認(rèn)為其形成于大洋板內(nèi)環(huán)境, 是古特提斯東延的產(chǎn)物[28-29]。相反, 目前越來越多的學(xué)者認(rèn)為桂西基性巖與特提斯構(gòu)造域巖漿作用無關(guān), 而是與峨眉山地幔柱活動關(guān)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(xué)和Sr-Nd同位素特征進(jìn)行了大量研究, 獲得了豐碩的成果。而由于桂西地區(qū)植被發(fā)育、 風(fēng)化程度高, 難以采集到新鮮樣品, 所進(jìn)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(qū)基性巖開展了詳細(xì)的巖石學(xué)、 地球化學(xué)、 鋯石U-Pb年代學(xué)和Hf同位素特征研究, 探討其形成時(shí)代、 巖石成因和大地構(gòu)造背景, 為更好理解其與ELIP的成因聯(lián)系提供新的資料。

1 地質(zhì)背景及巖石學(xué)特征

1.1 地質(zhì)背景

峨眉山大火成巖省位于揚(yáng)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(fā)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(qū)也報(bào)道有較多具有全巖εNd(t)正值和鋯石εHf(t)正值的鎂鐵質(zhì)侵入體, 這些巖體被認(rèn)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(qū)位于揚(yáng)子克拉通西南邊緣, 在構(gòu)造位置上位于特提斯和太平洋構(gòu)造域的交匯處, 在空間上大致位于ELIP外部區(qū)域。區(qū)內(nèi)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(qū)上屬于桂西地層區(qū)[30-32]。褶皺構(gòu)造和斷裂構(gòu)造發(fā)育, 主要呈北西向和南東向分布, 構(gòu)造運(yùn)動頻繁[33-34]; 受構(gòu)造運(yùn)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(qū)晚二疊紀(jì)基性巖巖體(圖1b)。

圖1 峨眉山大火成巖省分帶圖(a, 據(jù)文獻(xiàn)[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(qū)主要形成3個(gè)大巖體, 分布于中部那桃鄉(xiāng)一帶、 東南部乙圩鄉(xiāng)一帶和南部燕洞鄉(xiāng)一帶。區(qū)域上屬于巴馬-乙圩巖群, 受構(gòu)造控制明顯, 與區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造線方向一致, 多侵入于地殼相對薄弱之盆地相區(qū)的背斜構(gòu)造核部。 燕洞巖體侵入那達(dá)背斜核部, 那桃?guī)r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(chǎn)出, 巖株次之, 少量為巖脈。平面形態(tài)多呈長條狀、 環(huán)帶狀、 不規(guī)則狀, 分支、 合并現(xiàn)象普遍。圍巖為石炭系-二疊系, 巖體與地層常發(fā)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(qū)南部燕洞鄉(xiāng)五里坡一帶, 呈巖床產(chǎn)出, 侵入于上二疊統(tǒng)領(lǐng)好組(P3lh)硅質(zhì)巖、 硅質(zhì)泥巖之中, 平面上呈環(huán)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(chǎn)狀一致, 未切穿上下巖層層理, 圍巖硅化強(qiáng)烈, 局部褐鐵礦化。

那桃?guī)r體: 分布于巴馬地區(qū)中部那桃鄉(xiāng)一帶, 侵入于上石炭統(tǒng)下二疊統(tǒng)南丹組(C2P1n)、 上二疊統(tǒng)領(lǐng)好組(P3lh)之中, 多呈巖床產(chǎn)出, 少數(shù)呈巖株, 平面上為條帶狀、 環(huán)帶狀和不規(guī)則狀, 分支和合并現(xiàn)象普遍。

乙圩巖體: 分布于研究區(qū)南東大化縣乙圩鄉(xiāng)-巖灘鎮(zhèn)一帶, 侵入于上石炭統(tǒng)下二疊統(tǒng)南丹組(C2P1n)、中二疊統(tǒng)四大寨組(P2s)灰?guī)r之中, 多呈巖床產(chǎn)出,少數(shù)呈巖株,平面上為條帶狀、不規(guī)則狀。

3個(gè)巖體地質(zhì)特征具有相似性。呈巖株者與圍巖呈急變接觸關(guān)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(zhì)作用較弱, 在外接觸蝕變帶3～10 m寬的范圍內(nèi)有大理巖化、 硅化及滑石化等蝕變。內(nèi)帶巖體由內(nèi)向外巖石粒度出現(xiàn)迅速變細(xì)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(qiáng)。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(shù)看似順層侵入者多發(fā)現(xiàn)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(xiāng)那洪村輝綠巖與中二疊統(tǒng)四大寨組侵入接觸關(guān)系Fig.2 Relationship of intrusive contact between diabase and P2s in Nahong

1.2 巖石學(xué)特征

本次工作在巴馬地區(qū)采集了3個(gè)鋯石測年樣品和24件地球化學(xué)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(gè)類型(圖3a, b)。輝綠巖與輝長輝綠巖為相變關(guān)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(wěn)定的相帶產(chǎn)于巖體的中部, 呈似脈狀或不規(guī)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(biāo)本和光學(xué)顯微照片F(xiàn)ig.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(guān)系; b—正長輝長巖、 輝長輝綠巖和輝綠巖手標(biāo)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(fēng)化呈淡黃色、 灰褐色(圖3b)。輝綠結(jié)構(gòu)、 嵌晶含長結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)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(shù)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(shù)嵌布于普通輝石晶粒內(nèi), 少數(shù)構(gòu)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(shù)小于0.3 mm, 前者與斜長石構(gòu)成嵌晶含長結(jié)構(gòu), 后者充填于斜長石三角形格架孔隙內(nèi), 與斜長石晶粒構(gòu)成輝綠結(jié)構(gòu)(圖3c); 鐵鎂礦物假晶呈半自形柱狀、 不規(guī)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(fēng)化呈灰黃色, 細(xì)粒輝長輝綠結(jié)構(gòu)、 嵌晶含長結(jié)構(gòu)、 弱蝕變交代結(jié)構(gòu)、 塊狀構(gòu)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(xì)長自形柱狀, 聚片雙晶發(fā)育, 部分具有環(huán)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(qū)被綠泥石或陽起石充填, 呈典型輝綠結(jié)構(gòu); 輝石淺褐色, 團(tuán)塊狀, 結(jié)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(xì)粒柱狀斜長石, 具有嵌晶含長結(jié)構(gòu), 部分已經(jīng)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(xì)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(tuán)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(tuán)塊狀, 嵌有微細(xì)粒柱狀斜長石, 團(tuán)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(xì)粒輝長輝綠結(jié)構(gòu)、 堆晶結(jié)構(gòu)(圖3d)、 弱蝕變交代結(jié)構(gòu), 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(xì)密解理, 消光角變化較大, 最大45°, 最高干涉色二級藍(lán), 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(fā)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(fā)育, 長石不完全絹云母化、 泥化、 鈉黝簾石化, 具有輝長結(jié)構(gòu)。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(tuán)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(zhì)測繪院巖礦實(shí)驗(yàn)中心完成。鋯石單礦物分離采用常規(guī)方法, 首先將巖石大樣粉碎、 篩選和淘洗并經(jīng)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(zhì)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(zhì)譜(LA-ICP-MS)U-Pb年代學(xué)分析。采用的激光設(shè)備為配有193 nm ArF準(zhǔn)分子激光器的GeoLas HD激光剝蝕系統(tǒng), 聯(lián)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(biāo)。每隔8個(gè)未知樣品之間插入2個(gè)91500, 每隔8個(gè)測點(diǎn)插入2個(gè)91500、 1個(gè)NIST 610和1個(gè)Plesovice。每個(gè)測試點(diǎn)總的數(shù)據(jù)獲取時(shí)間為90 s, 其中前20 s為背景, 剝蝕時(shí)間約50 s, 后20 s為剝蝕后的沖洗時(shí)間。利用ICPMSDataCal軟件對剝蝕信號數(shù)據(jù)進(jìn)行處理, 得到樣品的U-Pb同位素分析結(jié)果(表1), U-Pb年齡諧和圖的繪制和加權(quán)平均年齡計(jì)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(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室Neptune多接受電感耦合等離子質(zhì)譜儀(LA-MC-ICP-MS)和Newwave UP 213紫外激光剝蝕系統(tǒng)上進(jìn)行, Hf同位素分析在U-Pb分析點(diǎn)上進(jìn)行(Hf測試點(diǎn)光圈調(diào)大后, 在U-Pb激光剝蝕坑上進(jìn)行), 實(shí)驗(yàn)過程中采用He作為剝蝕物質(zhì)載氣, 剝蝕直徑52 μm, 測定時(shí)使用鋯石國際標(biāo)樣GJ1作為參考物質(zhì), 利用ICPMSDataCal軟件對數(shù)據(jù)進(jìn)行處理, 測試結(jié)果見表2。相關(guān)儀器運(yùn)行條件及詳細(xì)分析流程見文獻(xiàn)[37]。

表2 巴馬基性巖鋯石Lu-Hf同位素?cái)?shù)據(jù)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(gè)有代表性的樣品進(jìn)行主微量元素化學(xué)分析。樣品處理過程及分析在北京燕都中實(shí)測試技術(shù)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(jìn)行分析, 分析精度優(yōu)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(zhì)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(zhì)譜儀(ICP-MS), 分析精度優(yōu)于2 μg/g。燒失量(LOI)在馬弗爐中經(jīng)1 000 ℃高溫烘烤150 min后稱重獲得, 測試結(jié)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(jié)果Table 3 Major and trace elements of Bama basic rocks

3 分析結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb和Lu-Hf同位素

3.1.1 那桃?guī)r體 對那桃?guī)r體采集的樣品(0562-2)進(jìn)行U-Pb年齡測定。從樣品中選取28粒鋯石進(jìn)行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱-長柱狀, 個(gè)別呈他形晶, 出現(xiàn)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(fā)光圖(圖4a)顯示絕大部分鋯石具有較寬的振蕩環(huán)帶, 無明顯的核邊結(jié)構(gòu), 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(jié)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(diǎn)在諧和圖上呈現(xiàn)良好的不一致曲線, 給出的鋯石206Pb/238U年齡變化區(qū)間在257～262 Ma, 加權(quán)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(gè)分析點(diǎn)進(jìn)行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 分析點(diǎn)均在已完成U-Pb測試的鋯石顆粒上, 分析結(jié)果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 627～0.282 754, 對應(yīng)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(jìn)行U-Pb年齡測定。從樣品中選取17粒鋯石進(jìn)行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱狀-長柱狀, 個(gè)別呈他形晶和碎晶, 粒徑在(50～150) μm×(25 ～70) μm。鋯石陰極發(fā)光圖(圖4c)顯示絕大部分具有較寬的振蕩環(huán)帶, 無明顯的核邊結(jié)構(gòu), 屬于巖漿成因鋯石。同位素測試結(jié)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(diǎn)在諧和圖上呈現(xiàn)出良好的不一致曲線, 鋯石206Pb/238U年齡變化區(qū)間在254～265 Ma, 加權(quán)平均年齡為259.7±1.3 Ma(圖4d)。

從相同樣品選取13個(gè)分析點(diǎn)進(jìn)行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 結(jié)果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 652～0.282 761, 對應(yīng)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(jìn)行U-Pb年齡測定。從樣品中選取10粒鋯石進(jìn)行測試, 鋯石大部分為半自形-自形晶, 呈短柱狀-長柱狀, 個(gè)別呈他形晶和碎晶。所選鋯石粒徑在50～150 μm。鋯石陰極發(fā)光圖(圖4e)中主要顯示具有巖漿振蕩環(huán)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(jié)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(diǎn)在諧和圖上呈現(xiàn)良好的不一致曲線, 鋯石206Pb/238U年齡點(diǎn)年齡在248～264 Ma, 加權(quán)平均值257.1±3.8 Ma(圖4f)。

從相同樣品中選取10個(gè)分析點(diǎn)進(jìn)行鋯石Lu-Hf同位素分析(圖5), 結(jié)果見表2。樣品的176Hf/177Hf=0.282 39～0.282 759, 對應(yīng)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(jìn)行了全巖主量元素分析, 結(jié)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M(jìn)gO(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(qū)域內(nèi)。據(jù)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(shù)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(guān),TFe2O3、 TiO2、 SiO2與MgO含量呈負(fù)相關(guān)。

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(biāo)準(zhǔn)化分布型式圖上與峨眉山高Ti玄武巖和前人已發(fā)表的桂西其他地區(qū)基性巖類似(圖8a), 均表現(xiàn)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(diǎn)。與原始地幔相比, 巴馬基性巖稀土元素強(qiáng)烈富集, 表明源區(qū)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(nèi)巖漿富集地幔源區(qū)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(wǎng)圖(b)數(shù)據(jù)來源: 球粒隕石和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)[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(gòu)造背景可以通過微量元素蛛網(wǎng)圖揭示。在不相容元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖上(圖8b), 隨著微量元素不相容性的降低, 其標(biāo)準(zhǔn)化值也降低, 總體呈現(xiàn)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(fù)異常, 大離子親石元素(Th、 Ba)富集, 高場強(qiáng)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(qiáng)元素Zr、 Hf和Y虧損明顯。

4 討 論

4.1 地殼混染和結(jié)晶分異

在利用不相容元素約束火成巖的地幔源區(qū)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(jié)晶等過程及其對不相容元素豐度和比值可能產(chǎn)生的影響[40-44]。

在部分熔融和分離結(jié)晶過程中微量元素Nb/La、 Nb/U和Ce/Pb值不會發(fā)生分異, 更能反映源區(qū)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(zhì)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(guān)[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(guān)性, 且具有很高(Th/Nb)N值[49-50]。在(Th/Nb)N與SiO2相關(guān)圖解中(圖9), 樣品(Th/Nb)N與SiO2無相關(guān)性, 均落入ELIP高Ti玄武巖范圍內(nèi), 區(qū)別于巖漿同化混染與分離結(jié)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(jīng)歷一定程度的演化[52]。在REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)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(jié)晶作用。在MgO與其他主、 微元素協(xié)變圖解中(圖7), 巴馬基性巖Al2O3、 Ni、 Cr與MgO呈正相關(guān),TFe2O3、 TiO2、 SiO2與MgO呈負(fù)相關(guān), 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(jié)晶的影響[21], 與巖相學(xué)觀察相吻合。

4.2 巖石成因和地幔源區(qū)

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

4.3 構(gòu)造環(huán)境判別

高場強(qiáng)元素Zr、 Hf、 Nb 和Ta 穩(wěn)定性強(qiáng), 不受巖石蝕變影響, 對判別玄武巖類形成的大地構(gòu)造環(huán)境及其源區(qū)有良好的效果[60-63]。在微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖11), 巴馬基性巖大多數(shù)落入大陸板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi), 與前人已發(fā)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(guān)。

圖11 構(gòu)造環(huán)境判別圖解(底圖據(jù)文獻(xiàn)[65])Fig.11 Tectonic discrimination

ELIP于260 Ma左右開始噴發(fā), 主噴發(fā)期集中于257～259 Ma, 并于251 Ma以酸性巖的噴發(fā)標(biāo)志著噴發(fā)結(jié)束[19-27, 64]。ELIP高Ti玄武巖和低Ti玄武巖在時(shí)間和空間上的分布關(guān)系顯示, 高Ti玄武巖主要分布在ELIP的外帶區(qū)域, 其年齡約260 Ma[11-16]。巴馬地區(qū)那桃、 乙圩和燕洞3個(gè)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(shí)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(chǔ)上認(rèn)為巴馬基性巖也來源于峨眉山地幔柱巖漿源區(qū)。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(guān)的地幔源區(qū)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(qū)經(jīng)歷了不同程度的部分熔融。根據(jù)地球化學(xué)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(huán)境, 表明桂西二疊紀(jì)玄武巖和鎂鐵質(zhì)巖石與ELIP巖漿作用的時(shí)間和空間分布有著密切的聯(lián)系, 因此認(rèn)為桂西巴馬地區(qū)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?yún)^(qū)域到邊緣區(qū)域的地幔巖漿源區(qū)的部分熔融位置逐漸加深”[20]的地幔柱模型是一致的。

5 結(jié) 論

(1)巴馬地區(qū)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(shí)代為晚二疊世, 與ELIP大規(guī)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(wǎng)圖上呈現(xiàn)類似洋島玄武巖(OIB)的地球化學(xué)特征; 其地球化學(xué)和鋯石Hf同位素特征類似于ELIP高Ti玄武巖, 同時(shí)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(qū), 未受到明顯的地殼混染影響。

(3)結(jié)合年代學(xué)、 地球化學(xué)及構(gòu)造環(huán)境的研究表明, 巴馬基性巖的形成主要與板內(nèi)構(gòu)造環(huán)境有關(guān), 屬于ELIP的一部分, 暗示ELIP地幔柱的巖漿活動已經(jīng)擴(kuò)展到了桂西地區(qū)。