3.4 峨眉山玄武岩的地幔热柱成因（宋谢炎 等，2002）

3.4.1 峨眉火成岩省空间分布特征及其形成的古地理背景

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备受关注的研究课题。

峨眉山玄武岩是峨眉火成岩省的主体，按照峨眉山玄武岩的产出状态和喷发特点，由东向西，其空间分布可分为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，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300～400m的灰岩和白云质灰岩，古陆边缘底部还沉积了5～20m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，海侵扩大，康滇古陆以东变为浅海，沉积100～500m不等的灰岩、生物碎屑灰岩。晚期局部开始有玄武岩浆喷发，如贵州织金玄武岩厚逾300m。康滇古陆以西仍为半深海-浅海环境，玄武岩浆的大规模喷发集中发生在盐源-丽江地区，云南中甸以及四川巴塘、炉霍一带及其西侧哀牢山与澜沧江之间也有喷发。盐源-丽江地区玄武岩浆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。康滇古陆及其以东广大区域发生了大规模的大陆溢流玄武岩浆喷发。康滇古陆以西的盐源-丽江地区则形成海陆交互相玄武岩浆喷发。乐平世晚期，扬子板块再次沉降成为海陆交互相环境，宣威组沉积夹有煤线及灰岩夹层的碎屑岩系厚数十米至300m不等。

综上所述，峨眉山玄武岩浆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晚期到乐平世早期。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，但却符合地幔热柱活动的特点（White et al，1989；Thompson et al，1991）。

3.4.2 峨眉山玄武岩的岩相学特点

对前人研究结果加以总结发现（熊舜华 等，1984；林建英，1987；汪云亮 等，1993），各个岩区峨眉山玄武岩具有突出的共性，如：①玄武岩浆喷发受大的断裂控制，喷发中心底部为火山集块岩，向上为致密块状玄武岩、气孔状及杏仁状玄武岩，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）中演化的早期、中期产物，终端产物（粗面岩、正长岩）少见。

3.4.2.1 盐源-丽江岩区

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，3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。苦橄岩在云南大理、宾川厚逾170m，在云南丽江累计厚度逾300m，构成多个苦橄岩-苦橄质玄武岩-玄武岩旋回。②玄武岩浆喷发环境为海相（西部），海陆交互相玄武岩则分布在本岩区东部靠近康滇古陆地区。③玄武岩浆喷发于P₂²-P₃¹。

3.4.2.2 攀西岩区

夹持在贵州高原岩区和盐源-丽江岩区之间，即康滇古陆区。康滇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。玄武岩出露于四川西昌以西、米易白马及新街，南到攀枝花二滩、会理龙帚山地区（骆耀南，1988）。本区玄武岩浆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玄武岩浆喷发于P₃l。

3.4.2.3 贵州高原岩区

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-宜宾断裂和东南侧师宗-弥勒断裂控制，在宝兴-宜宾断裂以东和师宗-弥勒断裂以南，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：西部在四川汉旺、威远厚度为226～141.5m，往东到四川达县厚度为35～18.2m，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的云南金平、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浆主喷发通道，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3～4个，多的达十余个。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，玄武岩柱状节理发育，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区玄武岩的成因可能还与俯冲带或弧陆碰撞有关。④玄武岩浆喷发于P₃l。

3.4.2.4 松潘-甘孜岩区

与上述3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形成鲜明对比。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。

3.4.3 峨眉山玄武岩浆活动的时限和岩浆产率

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，说明峨眉山玄武岩浆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，厚度数米至数十米不等，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，说明峨眉山玄武岩浆的喷发是逐渐平息，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浆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，峨眉山玄武岩浆活动应发生在乐平统早期（P₃l），根据国际二叠系年代地层系统（《中国地层典》编委会，2000），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-丽江岩区峨眉山玄武岩浆喷发于中二叠系晚期，而松潘-甘孜岩区峨眉山玄武岩浆喷发已很微弱。香港大学地球科学系周美夫博士最近测定四川米易新街岩体单颗粒锆石年龄为258.6Ma，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浆的喷发时限约为1Ma。因此将峨眉山玄武岩浆活动的主喷发期时限大致厘定为257～259Ma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浆喷发所致，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（Erwin，1994）。Stanley与Yang则认为二叠世有两次生物大灭绝事件（Stanley et al，1994），一次在P-T界限上，另一次在P-T界限前5～8Ma。国际公认的P-T界限是251.4Ma±0.4Ma，所以，峨眉山玄武岩浆的喷发应与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浆的主喷发期应为257～259Ma。

根据玄武岩总体积和喷发时限，粗略计算峨眉山玄武岩浆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，可以基本判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：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玄武岩浆喷发范围广阔，呈面状展布。

3.4.4 地幔热柱的地球化学线索

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、微量元素含量和丰度进行分析，结果表明峨眉山玄武岩浆喷发与地幔热柱活动有密切联系。

微量元素原始地幔标准化表明峨眉山玄武岩与EM-1型及EM-2型洋岛玄武岩（OIB）相似（图3-7），具有较高的铌、钽、钛等高场强元素含量及较高的强不相容元素含量，为富集型地幔部分熔融的产物，显示出地幔热柱的成因特点。同时，强不相容元素含量随玄武岩基性程度的降低而增高。将峨眉山玄武岩的配分曲线与上下地壳、EM-1型或EM-2型富集地幔、HIMU型玄武岩（Tubual热点）（Chauvel et al，1992）以及N-MORB原始地幔标准化配分曲线[图3-7（d）]进行比较，铷-钕总体含量低于EM-1型及EM-2型OIB的，锶-镥值介于OIB与上下地壳之间，总体而言属于富集型地幔部分熔融的产物，但也有自己明显的特色：不相容元素富集程度相对偏低；弱的铪和钍的负异常；铷、钍、铌含量低；盐源-丽江岩区由云南宾川、永宁向丽江富集程度有依次降低趋势。异常低的铷含量、较高的磷和钛含量表明峨眉山玄武岩受地壳混染微弱。随SiO₂含量的增加，微量元素总量逐渐增高。锶从负异常变为正异常，以及铪负异常的出现，主要与橄榄石和辉石的分离结晶有关（宋谢炎 等，2001）。

图3-7 峨眉山玄武岩微量元素原始地幔标准化蛛网图（宋谢炎 等，2001）

（注： Uc——上地壳 Lc——下地壳 EM-1和EM-2——两种富集型OIB HIMU——受地壳物质混染的亏损型地幔 N-MORB——正常洋中脊玄武岩 GLOSS——远洋沉积物平均成分

（采样地点：YY——云南永宁；YL及YI——云南丽江；YB——云南宾川；SE——四川攀枝花二滩））

因此，元素比值能更好地反映峨眉山玄武岩地幔源的特征。显然，峨眉山玄武岩的上述地球化学特征不可能是岩浆演化过程中地壳的同化混染的结果。据汪云亮研究：峨眉山玄武岩既不是典型拉斑玄武岩系列，也不是典型碱性玄武岩系列，而是跨式-B型，属于趋势的临界面玄武岩系列。峨眉山玄武岩是世界上第一个临界面玄武岩系列喷发物，它的原始岩浆没有遭到地壳的明显污染（汪云亮，1991）。

根据现有资料，贵州峨眉山玄武岩3个不同碱性程度地区的化学成分平均值和全区平均值，都是投在拉斑玄武岩系范围。但是与世界大陆拉斑玄武岩比较，贵州峨眉山玄武岩又具有不同于典型拉斑玄武岩的特点：TiO₂含量在3.2%～4.54%之间，几乎高1倍，属于高钛玄武岩；贵州峨眉山玄武岩具有高钛、低镁、相对贫钙、富铁，碱钙性区显然偏碱，固结指数明显较低等特点。

从表3-2可以看出，峨眉山玄武岩微量元素比值与OIB微量元素比值相近，与N-MORB、大陆地壳及远洋沉积物平均微量元素比值相差大，说明峨眉山玄武岩与OIB相似，均为地幔热柱成因。

表3-2 峨眉山玄武岩元素比值特征（宋谢炎 等，2002）

（注： 元素比值 Zr/Nb La/Nb Rb/Nb Th/Nb Th/La Ba/La原始地幔 14.8 0.97 0.91 0.117 0.125 9.6N-MORB 30.0 1.07 0.36 0.071 0.067 4.0大陆地壳 16.2 2.20 4.70 0.440 0.204 25.0远洋沉积物 14.5 3.20 6.40 0.770 0.240 26.9HIMU OIB 32.0～5.0 0.66～0.77 0.35～0.38 0.078～0.101 0.107～0.133 6.8～8.7EM-1 OIB 5.0～13.1 0.78～1.32 0.69～1.41 0.095～0.130 0.089～0.147 11.2～19.1EM-1 OIB 4.4～7.8 0.79～1.19 0.58～0.87 0.105～0.168 0.108～0.183 7.3～13.5峨眉山玄武岩 7.0～10.0 0.80～1.60 0.90～1.70 0.100～0.200 0.100～0.150 6.0～20.0）

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（刘平，2010）的特征非常相似（图3-8）。

图3-8 各岩区峨眉山玄武岩微量元素平均值原始地幔标准化

微量元素比值也是好的示踪剂，Zr/Nb、La/Nb、Rb/Nb、Th/La、Ba/La等比值与EM-1型、EM-2型OIB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。

峨眉山玄武岩具有非常鲜明的地幔热柱成因的地球化学特征，表明峨眉火成岩层的形成主要与地幔热柱的活动有关，同时也与地幔上隆、岩石圈减薄作用有关。