桂西巴马基性岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征:与峨眉山大火成岩省的成因联系

吴祥珂，梁国科，李玉坤，赵 兵，蒋 剑1，，尹庭旺

(1.中国地质调查局花岗岩成岩成矿地质研究中心，武汉 430205；2.广西壮族自治区矿产资源储量评审中心，南宁 530023；3.广西壮族自治区地质调查院，南宁 530023)

大火成岩省(large igneous provinces, LIPs)是较短地质时期内在一些板内构造环境中所形成的大规模岩浆岩建造[1]。对LIPs的研究能够帮助检验和完善地幔柱、 岩石圈拆沉、 边缘驱动对流等各种解释其成因的模型和假说, 同时有利于揭示地球内部系统的动力规律[2]。峨眉山大火成岩省(Emeishan large igneous province, ELIP)位于扬子克拉通西缘和青藏高原东缘, 是被世界公认的大火成岩省, 已成为中国火山学的热点研究领域[3-4]。复杂的三江褶皱带构造事件使得ELIP遭受了强烈的变形和破坏, 目前处于传统意义上ELIP玄武岩分布区之外的中国云南-中国广西-越南一带基性岩能否属于ELIP的一部分仍存在争议[5-7]。因此, 揭示ELIP岩浆活动的时空分布范围具有重要意义。ELIP主要由玄武岩和相关的镁铁质-超镁铁质侵入体以及长英质侵入体组成[8-10]。前人根据峨眉山玄武岩的岩石组合、 岩石地球化学、 岩浆活动时限、 源区等方面的特征将ELIP划分为内带、 中带和外带[11-12]。根据玄武岩的TiO2含量和Ti/Y值划分为高Ti玄武岩(TiO2>2.5%和Ti/Y>500)和低Ti玄武岩(TiO2<2.5%和Ti/Y<500)[13]。低Ti玄武岩形成于地幔柱柱头位置, 代表峨眉山地幔柱喷发中心; 而高Ti玄武岩形成于地幔柱相对较深的源区, 代表地幔柱深部岩浆作用, 是ELIP外带的主要岩石类型[14-17]。

随着对峨眉山地幔柱研究的不断深入, 位于ELIP外带的桂西晚二叠世基性岩受到国内外学者的广泛关注。桂西地区位于扬子克拉通的西南边缘, 在构造上处于特提斯和太平洋构造的交汇地带[18-20]。大量研究表明, 桂西基性岩以层状或似层状的小侵入体为主, 与ELIP玄武岩具有相似的年代学和地球化学特征, 如: 普遍具有较高的Ti/Y值, 其与ELIP有较强的时间和空间耦合关系[21-27]。因此, 对桂西地区的基性岩进行深入的研究, 有助于了解ELIP的时空分布范围、 岩石成因和成矿作用。尽管已有许多关于桂西基性岩的研究, 但关于桂西基性岩的形成时代、 成因和形成环境等问题, 至今仍存在较大争议。例如, 研究显示桂西地区构造属性为特提斯多岛洋的分支洋盆。同时, 根据桂西基性岩的地球化学特征, 认为其形成于大洋板内环境, 是古特提斯东延的产物[28-29]。相反, 目前越来越多的学者认为桂西基性岩与特提斯构造域岩浆作用无关, 而是与峨眉山地幔柱活动关系密切, 可能属于ELIP的一部分[21-27]。

前人对桂西基性岩元素地球化学和Sr-Nd同位素特征进行了大量研究, 获得了丰硕的成果。而由于桂西地区植被发育、 风化程度高, 难以采集到新鲜样品, 所进行的研究缺少锆石U-Pb年龄和Hf同位素信息。本次研究以桂西晚二叠世的巴马基性岩岩体为研究对象, 对该地区基性岩开展了详细的岩石学、 地球化学、 锆石U-Pb年代学和Hf同位素特征研究, 探讨其形成时代、 岩石成因和大地构造背景, 为更好理解其与ELIP的成因联系提供新的资料。

1 地质背景及岩石学特征

1.1 地质背景

峨眉山大火成岩省位于扬子克拉通西缘, 青藏高原东部和越南北部。该火成岩省在川、 滇、 黔、 桂四省均有出露, 覆盖面积超过5×105km2, 喷发的岩浆量约1×106km3, 半径约800 km(图1a)[13-16]。在ELIP 外部带越南北部、 中国贵州和广西地区也报道有较多具有全岩εNd(t)正值和锆石εHf(t)正值的镁铁质侵入体, 这些岩体被认为是 ELIP 的一部分, 在 ELIP形成后, 沿着红河-金沙江断层有 500 km 的偏移[6]。研究区位于扬子克拉通西南边缘, 在构造位置上位于特提斯和太平洋构造域的交汇处, 在空间上大致位于ELIP外部区域。区内地层除局部零星分布的第四系外, 主要出露泥盆系、 石炭系、 二叠系、 三叠系海相沉积岩, 总厚度大于5 km, 在广西地层分区上属于桂西地层区[30-32]。褶皱构造和断裂构造发育, 主要呈北西向和南东向分布, 构造运动频繁[33-34]; 受构造运动和地幔柱的影响, 岩浆作用较频繁, 其中典型的为巴马地区晚二叠纪基性岩岩体(图1b)。

图1 峨眉山大火成岩省分带图(a, 据文献[5]修改)和巴马基性岩分布图(b)Fig.1 Zoning map of ELIP(a) and distribution of Bama basic rocks(b)

巴马地区主要形成3个大岩体, 分布于中部那桃乡一带、 东南部乙圩乡一带和南部燕洞乡一带。区域上属于巴马-乙圩岩群, 受构造控制明显, 与区域地质构造线方向一致, 多侵入于地壳相对薄弱之盆地相区的背斜构造核部。 燕洞岩体侵入那达背斜核部, 那桃岩体侵入巴马背斜核部, 乙圩岩体侵入巴纳背斜核部。岩体呈岩床成群产出, 岩株次之, 少量为岩脉。平面形态多呈长条状、 环带状、 不规则状, 分支、 合并现象普遍。围岩为石炭系-二叠系, 岩体与地层常发育同步褶皱。岩浆岩主要由主岩体辉绿岩、 辉长辉绿岩和正长辉长岩组成, 以辉绿岩为主, 分布最广。

燕洞岩体: 分布于巴马地区南部燕洞乡五里坡一带, 呈岩床产出, 侵入于上二叠统领好组(P3lh)硅质岩、 硅质泥岩之中, 平面上呈环带状、 似层状顺层延伸约100～300 m, 接触面清晰, 辉绿岩与上、 下岩层产状一致, 未切穿上下岩层层理, 围岩硅化强烈, 局部褐铁矿化。

那桃岩体: 分布于巴马地区中部那桃乡一带, 侵入于上石炭统下二叠统南丹组(C2P1n)、 上二叠统领好组(P3lh)之中, 多呈岩床产出, 少数呈岩株, 平面上为条带状、 环带状和不规则状, 分支和合并现象普遍。

乙圩岩体: 分布于研究区南东大化县乙圩乡-岩滩镇一带, 侵入于上石炭统下二叠统南丹组(C2P1n)、中二叠统四大寨组(P2s)灰岩之中, 多呈岩床产出,少数呈岩株,平面上为条带状、不规则状。

3个岩体地质特征具有相似性。呈岩株者与围岩呈急变接触关系, 接触面不平整, 波状起伏, 倾向围岩, 倾角较大, 一般50°～70°。围岩受热变质作用较弱, 在外接触蚀变带3～10 m宽的范围内有大理岩化、 硅化及滑石化等蚀变。内带岩体由内向外岩石粒度出现迅速变细特征, 且存在宽约1～10 m的蚀变带, 岩石中的次生变化(绿泥石化、 碳酸盐化、 斜黝帘石化等)加强。岩床均呈“厚层块状”夹于地层中, 顺层延伸大于200 m, 且绝大多数看似顺层侵入者多发现与围岩存在小角度的交角, 交角一般几至十几度, 接触面呈舒缓波状(图2)。

图2 那桃乡那洪村辉绿岩与中二叠统四大寨组侵入接触关系Fig.2 Relationship of intrusive contact between diabase and P2s in Nahong

1.2 岩石学特征

本次工作在巴马地区采集了3个锆石测年样品和24件地球化学样品, 按总体岩性特征将基性侵入岩划分为辉绿岩、 辉长辉绿岩、 正长辉长岩3个类型(图3a, b)。辉绿岩与辉长辉绿岩为相变关系, 两者之间岩性渐变过度, 没有截然的界线; 正长辉长岩常呈不稳定的相带产于岩体的中部, 呈似脉状或不规则状侵入于辉长辉绿岩之中(图3a)。

图3 巴马基性岩野外露头、 手标本和光学显微照片Fig.3 Outcrop，hand specimens and optical microscope images of Bama basic rocksa—辉长辉绿岩与正长辉长岩接触关系; b—正长辉长岩、 辉长辉绿岩和辉绿岩手标本; c—显微镜下单斜辉石和斜长石(+); d—显微镜下单斜辉石和微斜长石(+); Cpx—单斜辉石; Pl—斜长石; Mic—微斜长石

辉绿岩: 岩石呈暗绿-灰绿色, 局部墨绿色, 风化呈淡黄色、 灰褐色(图3b)。辉绿结构、 嵌晶含长结构, 块状构造。造岩矿物主要由普通辉石(45%～50%)、 基性斜长石(37%～45%)、 铁镁矿物假晶(5%～8%)、 钛铁矿(1%～7%)、 黑云母(<1%)和磷灰石(0～2%)等组成。斜长石呈半自形柱状, 粒径多数0.2～0.4 mm, 部分次生变化, 被黏土矿物交代, 黏土矿物晶粒多数嵌布于普通辉石晶粒内, 少数构成三角形格架; 普通辉石呈他形-半自形短柱状、 粒状, 粒径多在2～7 mm, 少数小于0.3 mm, 前者与斜长石构成嵌晶含长结构, 后者充填于斜长石三角形格架孔隙内, 与斜长石晶粒构成辉绿结构(图3c); 铁镁矿物假晶呈半自形柱状、 不规则状, 粒径0.1～4 mm, 被绿泥石交代; 钛铁矿、磷灰石、 黑云母零星分布。

辉长辉绿岩: 暗绿色, 风化呈灰黄色, 细粒辉长辉绿结构、 嵌晶含长结构、 弱蚀变交代结构、 块状构造。造岩矿物主要由普通辉石(35%～50%)、 基性斜长石(35%～50%)、 纤闪石绿泥石(10%～12%)、 钛铁矿(1%～10%)、 黑云母(<1%)、 磷灰石(2%～4%)等组成。其中, 斜长石呈细长自形柱状, 聚片双晶发育, 部分具有环带, 柱长0.2～2 mm, 晶体大小较均匀, 钠长石化、 部分钠黝帘石化, 三角区被绿泥石或阳起石充填, 呈典型辉绿结构; 辉石浅褐色, 团块状, 结晶弱的呈消光一致的碎块, 充填于斜长石三角形晶体之间。 粗大辉石晶体包嵌众多细粒柱状斜长石, 具有嵌晶含长结构, 部分已经完全透闪石化和阳起石化, 部分透闪石和阳起石呈消光位一致的细小气孔状交代辉石; 绿色纤闪石、 绿泥石为淡绿色纤柱状雏晶, 团块状的大部分取代角闪石等, 少部分充填斜长石之间; 榍石及含钛金属矿物呈团块状, 嵌有微细粒柱状斜长石, 团块粒度1～2 mm。

正长辉长岩: 岩体均沿主岩体中的北西向压扭性断层侵入。样品呈细粒辉长辉绿结构、 堆晶结构(图3d)、 弱蚀变交代结构, 主要矿物组成为单斜辉石(33%～35%)和微斜长石(35%～37%), 大部分粒度在3～15 mm, 其他暗色矿物含量较少。单斜辉石呈浅褐色, 自形板柱状, 具有细密解理, 消光角变化较大, 最大45°, 最高干涉色二级蓝, 粒度5～15 mm, 与微斜长石密集堆积分布; 微斜长石呈自形板柱状, 粒度3～12 mm, 显微条纹发育, 弱斜黝帘石化、 绢云母化; 斜长石含量较少(8%～10%), 聚片双晶发育, 长石不完全绢云母化、 泥化、 钠黝帘石化, 具有辉长结构。次要矿物为绿泥石或绿磷石和黑云母(9%～10%), 呈显微鳞片状、 纤维状充填于柱状矿物之间; 普通角闪石(3%～4%)为鲜绿色、 褐色, 晶形不完整, 多沿辉石边缘分布; 副矿物为榍石(与含钛金属矿物伴生呈团块状, 4%～5%)、 磷灰石(2%～3%)、 绿帘石(2%～3%)和板钛矿等(<1%)。

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年

单锆石分选在河北省地质测绘院岩矿实验中心完成。锆石单矿物分离采用常规方法, 首先将岩石大样粉碎、 筛选和淘洗并经重选和电磁选后, 在显微镜下逐粒挑选获得锆石样品。在中国冶金地质总局山东局测试中心完成单颗粒锆石激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)U-Pb年代学分析。采用的激光设备为配有193 nm ArF准分子激光器的GeoLas HD激光剥蚀系统, 联用的ICP-MS型号为Thermo Xseries 2。激光束的束斑直径为32 μm, 分别利用NIST 610玻璃、 Plesovice(337.13±0.37 Ma)[35]和91500(1 064 Ma)作为元素和年龄外标。每隔8个未知样品之间插入2个91500, 每隔8个测点插入2个91500、 1个NIST 610和1个Plesovice。每个测试点总的数据获取时间为90 s, 其中前20 s为背景, 剥蚀时间约50 s, 后20 s为剥蚀后的冲洗时间。利用ICPMSDataCal软件对剥蚀信号数据进行处理, 得到样品的U-Pb同位素分析结果(表1), U-Pb年龄谐和图的绘制和加权平均年龄计算采用Isoplot软件[36]。

2.2 Lu-Hf同位素测试

锆石Lu-Hf同位素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室Neptune多接受电感耦合等离子质谱仪(LA-MC-ICP-MS)和Newwave UP 213紫外激光剥蚀系统上进行, Hf同位素分析在U-Pb分析点上进行(Hf测试点光圈调大后, 在U-Pb激光剥蚀坑上进行), 实验过程中采用He作为剥蚀物质载气, 剥蚀直径52 μm, 测定时使用锆石国际标样GJ1作为参考物质, 利用ICPMSDataCal软件对数据进行处理, 测试结果见表2。相关仪器运行条件及详细分析流程见文献[37]。

表2 巴马基性岩锆石Lu-Hf同位素数据Table 2 Lu-Hf isotopic data of zircons in Bama basic rocks

2.3 主微量元素分析

共选取24个有代表性的样品进行主微量元素化学分析。样品处理过程及分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成。主量元素分析使用碱熔玻璃片法, 将烧制好的玻璃片体放入XRF(Zetium, PANalytical型荧光光谱仪)中进行分析, 分析精度优于1%。微量元素采用高温高压消解后, 采用电感耦合等离子体质谱法(ICP-MS)完成。所用主要仪器为M90(Analytikjen)型电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS), 分析精度优于2 μg/g。烧失量(LOI)在马弗炉中经1 000 ℃高温烘烤150 min后称重获得, 测试结果见表3。

表3 巴马基性岩主量元素(wB/%)和微量元素(wB/106)分析结果Table 3 Major and trace elements of Bama basic rocks

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb和Lu-Hf同位素

3.1.1 那桃岩体 对那桃岩体采集的样品(0562-2)进行U-Pb年龄测定。从样品中选取28粒锆石进行测试, 锆石大部分为半自形-自形晶, 呈短柱-长柱状, 个别呈他形晶, 出现碎晶, 可能为选矿过程所致, 锆石粒径(50～100) μm×(25～50) μm。锆石阴极发光图(图4a)显示绝大部分锆石具有较宽的振荡环带, 无明显的核边结构, 属于岩浆成因锆石; CL图中浅色锆石Th、 U含量低, 深色锆石Th、 U含量高。同位素测试结果(表1)显示, 锆石Th含量为82×10-6～4 901×10-6, U含量为154×10-6～2 370×10-6, Th/U值0.53～3.74(平均1.41)。28颗锆石分析点在谐和图上呈现良好的不一致曲线, 给出的锆石206Pb/238U年龄变化区间在257～262 Ma, 加权平均年龄为260.1±1.6 Ma(图4b)。

图4 巴马基性岩锆石CL图像(a、 c、 e)和U-Pb年龄谐和图(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

从相同样品选取14个分析点进行锆石Lu-Hf同位素分析(图5), 分析点均在已完成U-Pb测试的锆石颗粒上, 分析结果见表2。样品的176Hf/177Hf=0.282 627～0.282 754, 对应的εHf(t)=0.07～4.53, 一阶段模式年龄TDM1=728～925 Ma。

图5 巴马基性岩εHf(t)-年龄图解Fig.5 εHf(t) vs. age diagram of Bama basic rocks

3.1.2 乙圩岩体 对乙圩岩体样品(0561-3)进行U-Pb年龄测定。从样品中选取17粒锆石进行测试, 锆石大部分为半自形-自形晶, 呈短柱状-长柱状, 个别呈他形晶和碎晶, 粒径在(50～150) μm×(25 ～70) μm。锆石阴极发光图(图4c)显示绝大部分具有较宽的振荡环带, 无明显的核边结构, 属于岩浆成因锆石。同位素测试结果(表1)显示, 锆石Th含量为631×10-6～6 708×10-6, U含量为370×10-6～1 773×10-6, Th/U值0.87～3.78(平均值2.48)。17颗锆石分析点在谐和图上呈现出良好的不一致曲线, 锆石206Pb/238U年龄变化区间在254～265 Ma, 加权平均年龄为259.7±1.3 Ma(图4d)。

从相同样品选取13个分析点进行锆石Lu-Hf同位素分析(图5), 结果见表2。样品的176Hf/177Hf=0.282 652～0.282 761, 对应的εHf(t)=1.14～4.42, 一阶段模式年龄为746～881 Ma。

3.1.3 燕洞岩体 对燕洞岩体样品(0564-1)进行U-Pb年龄测定。从样品中选取10粒锆石进行测试, 锆石大部分为半自形-自形晶, 呈短柱状-长柱状, 个别呈他形晶和碎晶。所选锆石粒径在50～150 μm。锆石阴极发光图(图4e)中主要显示具有岩浆振荡环带, 属于岩浆成因锆石; 暗黑色锆石为Th、 U含量高引起。同位素测试结果(表1)显示, 锆石Th含量为136×10-6～3 134×10-6, U含量为227×10-6～2 083×10-6, Th/U值在0.52～1.50(平均1.14)。10颗锆石分析点在谐和图上呈现良好的不一致曲线, 锆石206Pb/238U年龄点年龄在248～264 Ma, 加权平均值257.1±3.8 Ma(图4f)。

从相同样品中选取10个分析点进行锆石Lu-Hf同位素分析(图5), 结果见表2。样品的176Hf/177Hf=0.282 39～0.282 759, 对应的εHf(t)=0.09～4.79,TDM1=723～950 Ma。

3.2 主微量元素

3.2.1 主量元素 对采集24件新鲜基性岩样品进行了全岩主量元素分析, 结果见表3。样品在总体上具有低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图解中(图6), 样品均落在碱性玄武岩区域内。据前人研究, 峨眉山玄武岩被划分为高Ti(TiO2>2.50%, Ti/Y>500)和低Ti(TiO2<2.50%, Ti/Y<500)系列[13-17]。巴马基性岩TiO2>2.50%, Ti/Y值多数为507～1 286, 属于高Ti玄武岩系列, 比峨眉山高Ti玄武岩具有更高的Ti/Y值。

图6 Zr/TiO2-Nb/Y图解[38]Fig.6 Zr/TiO2 vs. Nb/Y diagram

在氧化物Harker图解中(图7), 巴马基性岩Al2O3、 Ni、 Cr与MgO含量呈正相关,TFe2O3、 TiO2、 SiO2与MgO含量呈负相关。

图7 巴马基性岩氧化物的Harker图解Fig.7 Harker diagrams of oxides in Bama basic rocks

3.2.2 微量元素 巴马基性岩稀土元素总量为104×10-6～408×10-6, 平均220×10-6; LREE/HREE为5.78～9.04, 平均7.41; (La/Yb)N为5.96～14.90,平均9.24, 轻、 重稀土分馏明显;δEu=0.80～1.26, 平均1.04(表3)。

巴马基性岩在稀土元素球类陨石标准化分布型式图上与峨眉山高Ti玄武岩和前人已发表的桂西其他地区基性岩类似(图8a), 均表现出轻稀土富集, 重稀土亏损, 轻重稀土分异明显的右倾型特点。与原始地幔相比, 巴马基性岩稀土元素强烈富集, 表明源区地幔相对富集稀土元素, 总体配分模式具有OIB特征, 揭示了其板内岩浆富集地幔源区的特征。

图8 巴马基性岩稀土元素配分模式(a)和微量元素蛛网图(b)数据来源: 球粒陨石和原始地幔标准化数据[39], 峨眉山高Ti玄武岩[13-17], 广西基性岩[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

岩浆成因、 演化及其构造背景可以通过微量元素蛛网图揭示。在不相容元素原始地幔标准化蛛网图上(图8b), 随着微量元素不相容性的降低, 其标准化值也降低, 总体呈现与典型的洋岛玄武岩(OIB)一致的右倾曲线。Nb、 Ta元素具轻微负异常, 大离子亲石元素(Th、 Ba)富集, 高场强元素(如Nb、 Ta、 Zr、 Hf)亏损, 与峨眉山高Ti玄武岩相比, 巴马基性岩与桂西基性岩相似, 高场强元素Zr、 Hf和Y亏损明显。

4 讨 论

4.1 地壳混染和结晶分异

在利用不相容元素约束火成岩的地幔源区特征之前, 有必要先讨论岩浆上升过程中地壳混染和分离结晶等过程及其对不相容元素丰度和比值可能产生的影响[40-44]。

在部分熔融和分离结晶过程中微量元素Nb/La、 Nb/U和Ce/Pb值不会发生分异, 更能反映源区的特征, 因此, 利用这些元素比值可以有效识别地壳混染[45]。不受地壳物质混染的地幔柱岩浆Nb/La值>1.0[46]。巴马基性岩Nb/La值为0.48～0.90, 平均值为0.76; Nb/U和Ce/Pb平均值为31.3和30.2, 明显高于地壳Nb/U和Ce/Pb平均值(分别为4.30和12.6)[47], 而更接近原始地幔的Nb/U和Ce/Pb平均值(分别为47.0±10.0和25.0±5.00)[47]。锆石Hf同位素方面, 巴马基性岩的锆石εHf(t)均为正值(图5), 变化范围为0.07～4.79, 平均2.43, 表明它们与地壳成分无关[48]。 此外, 通常受到地壳混染的大陆玄武岩(Th/Nb)N与SiO2有明显相关性, 且具有很高(Th/Nb)N值[49-50]。在(Th/Nb)N与SiO2相关图解中(图9), 样品(Th/Nb)N与SiO2无相关性, 均落入ELIP高Ti玄武岩范围内, 区别于岩浆同化混染与分离结晶(即AFC)的趋势[51]。这些特征表明巴马基性岩没有受到明显的地壳混染。

图9 (Th/Nb)N-SiO2图解Fig.9 (Th/Nb)N vs. SiO2

巴马基性岩的MgO、 Ni和Cr含量(表3)均低于原始地幔岩浆, 表明其岩浆经历一定程度的演化[52]。在REE球粒陨石标准化分布型式图上(图8a), 巴马基性岩无明显Eu异常, 表明无明显的斜长石分离结晶作用。在MgO与其他主、 微元素协变图解中(图7), 巴马基性岩Al2O3、 Ni、 Cr与MgO呈正相关,TFe2O3、 TiO2、 SiO2与MgO呈负相关, 反映在岩浆演化作用中样品可能受单斜辉石和橄榄石分离结晶的影响[21], 与岩相学观察相吻合。

4.2 岩石成因和地幔源区

图10 La/Sm-Sm/Yb图解(a, 底图据文献[57])和TiO2/Yb-Nb/Yb图解(b, 底图据文献[21])Fig.10 La/Sm vs. Sm/Yb(a) and TiO2/Yb vs.Nb/Yb(b)

4.3 构造环境判别

高场强元素Zr、 Hf、 Nb 和Ta 稳定性强, 不受岩石蚀变影响, 对判别玄武岩类形成的大地构造环境及其源区有良好的效果[60-63]。在微量元素构造环境判别图解中(图11), 巴马基性岩大多数落入大陆板内玄武岩区域内, 与前人已发表的ELIP高Ti玄武岩和桂西基性岩相似, 表明巴马基性岩与地幔柱密切相关。

图11 构造环境判别图解(底图据文献[65])Fig.11 Tectonic discrimination

ELIP于260 Ma左右开始喷发, 主喷发期集中于257～259 Ma, 并于251 Ma以酸性岩的喷发标志着喷发结束[19-27, 64]。ELIP高Ti玄武岩和低Ti玄武岩在时间和空间上的分布关系显示, 高Ti玄武岩主要分布在ELIP的外带区域, 其年龄约260 Ma[11-16]。巴马地区那桃、 乙圩和燕洞3个岩体的锆石U-Pb年龄分别为260、 260和257 Ma, 与ELIP的岩浆活动时间一致。此外, 巴马基性岩的微量元素和锆石Hf同位素特征类似于ELIP高Ti玄武岩, 在此基础上认为巴马基性岩也来源于峨眉山地幔柱岩浆源区。ELIP 岩石类型的空间和成分变化最有可能受控于岩石圈的厚度和相关的地幔源区熔融条件[13-14]。桂西基性岩和ELIP玄武岩之间不同的Nb/Yb、 TiO2/Yb、 Ti/Y值反映了不同深度的地幔源区经历了不同程度的部分熔融。根据地球化学特征显示, 巴马基性岩和桂西基性岩熔体形成于比ELIP玄武岩更深的熔融环境, 表明桂西二叠纪玄武岩和镁铁质岩石与ELIP岩浆作用的时间和空间分布有着密切的联系, 因此认为桂西巴马地区可能是ELIP更广泛的延伸。这些观察与前人提出的“大火成岩省的地幔柱从中央区域到边缘区域的地幔岩浆源区的部分熔融位置逐渐加深”[20]的地幔柱模型是一致的。

5 结 论

(1)巴马地区那桃、 乙圩和燕洞岩体的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素定年分别为260、 260和257 Ma, 形成时代为晚二叠世, 与ELIP大规模岩浆作用年代一致。

(2)巴马基性岩具有低SiO2、 高TiO2和MgO的特征, 属于高Ti系列碱性玄武岩; 富集轻稀土元素和大离子亲石元素, 蛛网图上呈现类似洋岛玄武岩(OIB)的地球化学特征; 其地球化学和锆石Hf同位素特征类似于ELIP高Ti玄武岩, 同时具有比ELIP高Ti玄武岩更高的Ti/Y值, 表明巴马基性岩的母岩浆形成于低程度的部分熔融(< 8%)或深度超过3.5 GPa的厚岩石圈下含石榴石的地幔柱岩浆源区, 未受到明显的地壳混染影响。

(3)结合年代学、 地球化学及构造环境的研究表明, 巴马基性岩的形成主要与板内构造环境有关, 属于ELIP的一部分, 暗示ELIP地幔柱的岩浆活动已经扩展到了桂西地区。