桂西地区龙川基性岩地球化学特征:峨眉山地幔柱引起地幔源区低程度熔融的产物

丁姗姗,刘 磊,刘希军,王葆华,李政林,胡荣国,潘罗忠,戴 昱,廖 帅

(1.桂林理工大学 a.广西隐伏金属矿产勘查重点实验室; b.广西有色金属隐伏矿床勘查及材料开发协同创新中心，广西 桂林 541006；2.广西壮族自治区区域地质调查研究院,广西 桂林 541003)

位于扬子板块西南缘的桂西地区分布着大面积的晚古生代基性岩，这些基性岩多呈层状或似层状小岩体产出, 其岩石学、地球化学特征等与同时代峨眉山玄武岩存在一定的相似性，并认为桂西地区晚古生代基性岩可能是峨眉山大火成岩省外部带东南端的组成部分[1-4](图1)。 文献[5-9]研究认为，桂西地区晚古生代基性岩是峨眉山地幔柱岩浆与特提斯洋岩浆相互作用的产物, 地幔对流使得部分地幔柱岩浆流入特提斯洋岛弧-弧后盆地岩浆体系中, 发生地幔柱岩浆和岛弧岩浆混合而形成桂西地区基性岩,桂西地区基性岩可能与古特提斯洋内热点或者地幔柱岩浆活动有关。

目前，对于桂西地区基性岩的岩性特征、岩石成因及其所揭示的构造背景的研究还不够深入,尤其是其成因与峨眉山地幔柱的关系还有待从不同角度进行探讨。本文选择研究程度较低的桂西地区晚古生代龙川基性岩进行岩石学及地球化学研究,以期为上述问题的解决提供不同的研究资料和思路。

1 地质背景

桂西地区位于扬子板块西南缘南华活动带西侧、右江断裂带北东侧,东面与都阳山凸起相接,构造单元范围从大到小为:华南板块(一级)、 南华活动带(二级)、 右江盆地(三级)。 该地区还处于峨眉山大火成岩省的外部带(图1a)。 桂西晚古生代基性岩的产出受构造控制明显, 其产出方向多与该区地质构造线方向一致[7-9]。 研究区出露的地层有中三叠统板纳组页岩、砂岩，下三叠统逻楼组泥质灰岩，二叠系灰岩夹硅质岩，基性岩主要侵入于石炭纪和三叠纪地层中，且呈环带状分布于龙川穹窿背斜中(图1b), 与临近的巴马、 玉凤等基性岩体产出特征相似。龙川基性岩主要为辉绿岩, 以及少量玄武岩(图2),两者常相伴出现。

桂西百色地区龙川基性岩呈层状-似层状分布,基本平行地层层面，其中辉绿岩(图2)呈绿黑色、绿色,枕状构造和块状构造。岩枕大小不一,形态各异,有似球状、球状和扁透镜状等。岩枕横断面边部具冷凝边,为隐晶质;内部为微晶-细晶质,辉绿结构,主要矿物为辉石和斜长石,少量橄榄石。辉石多为普通辉石(含量为45%～50%),还有少量紫苏辉石;斜长石斑晶大部分为半自形-自形板状,含量为40%～45%。岩石有微弱的后期蚀变,主要有绿泥石化、 绿帘石化、 高岭土化和绢云母化,并伴随一定程度的硅化。

图1 峨眉山大火成岩省内中外部带简图(a)[10]和龙川基性岩分布图(b)[11]Fig.1 Schematic map showing the inner, intermediate and outer zones of the Emeishan LIP (a) and distribution of Longchuan basic rocks(b)

图2 龙川基性岩野外(a)与镜下照片(b)Fig.2 Outcrop images(a) and microscopic photographs(b)of the Longchuan mafic rocks

2 分析方法

选取龙川镇的8件具代表性的新鲜辉绿岩样品, 进行主量和微量元素分析。 室内人工碎成小粒(粒径约5 mm) 后, 用Milli-Q水清洗, 再用1.0 mol/L的盐酸浸泡2 h, 再次用Milli-Q水清洗, 烘干后, 无污染粉碎, 过200目(<0.075 mm)筛后用于化学分析。 主量元素在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室用X射线荧光光谱(XRF)测定, 分析过程参见文献[4], 数据的分析精度优于2%～5%。微量元素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成, 采用酸溶法在高分辨率电感耦合等离子体质谱仪(Finnigan Element II HR-ICP-MS)测定，详细步骤见文献[4], 分析精度一般优于5%, 分析结果见表1。

表1 桂西龙川辉绿岩主量元素(wB/%)和微量元素数据(wB/10-6)

续表1

3 岩石地球化学特征

3.1 主量元素特征

从表1可知， 辉绿岩样品SiO2含量变化不大(45.56%～46.76%, 平均46.12%), 低于洋中脊玄武岩(MORB)的SiO2含量(47.60%～50.45%); MgO含量相对较低(2.30%～6.78%, 平均含量为5.36%); Al2O3为11.97%～13.45%(平均12.99%), CaO/Al2O3平均值为0.74; TiO2含量较高(2.83%～3.60%, 平均3.09%), 高于MORB的TiO2含量(1.43%～1.62%), 而与典型的洋岛玄武岩(OIB)的含量相近(2.63%～3.29%)[2]; Na2O+K2O含量为3.52%～4.28%。δ值为3.31～7.17，从岩石化学特征判别，本区辉绿岩属于碱性玄武岩系列。

前人根据TiO2含量和Ti/Y值特征对峨眉山玄武岩进行分类, 分为高Ti(TiO2>2.8%, Ti/Y>500)和低Ti(TiO2<2.8%, Ti/Y<500)两个系列[10,13]。依据峨眉山玄武岩的分类特征,桂西地区龙川基性岩的TiO2≥2.83%,Ti/Y值在538～1 067,属于峨眉山高Ti玄武岩系列,且相比峨眉山高Ti玄武岩具有更高的Ti/Y值,与本课题组对巴马及世加基性岩的研究结果相似[2,4]。在SiO2-(Na2O+K2O) 分类图解[14](图3a)和抗蚀变元素Nb/Y-Zr/TiO2分类图解[15](图3b)中,桂西地区龙川基性岩主要落入于碱性玄武岩区。

3.2 微量元素特征

微量元素含量可以较好地揭示岩浆成因、演化及其构造背景信息。龙川基性岩微量元素总体含量较高,富含大离子亲石元素,Sr相对亏损,高场强元素Nb、Ta、Ti相对亏损,与峨眉山高Ti玄武岩对比,其稀土元素尤其是轻稀土较亏损。龙川基性岩具有OIB右倾型稀土元素配分模式 (图4),其La/Yb值介于8.97～12.97,并且具有明显的铕正异常(δEu=1.01～1.32), 与岩石中含有大量斜长石的特征相吻合。 此外, 龙川基性岩具有高的Ti/V(44.31～246.35)、 Ti/Y(538～1 067)和Zr/Y(4.45～8.28)值,不相容元素Zr/Nb值为5.84～9.89,La/Nb值为0.96～1.44,Ba/Nb值为5.91～66.06,与OIB的地球化学特征相似而不同于MORB,暗示其可能形成于板内环境。尽管龙川基性岩中轻稀土元素含量相比峨眉山玄武岩仍然偏低,但是相似的右倾型稀土元素配分模式以及铕正异常等特征暗示二者的成因有较为密切的关系,龙川基性岩的产出很可能与峨眉山地幔柱活动有关。

图3 龙川基性岩SiO2-(Na2O+K2O)图解(a)[14]和Nb/Y-Zr/TiO2图解(b)[15]Fig.3 SiO2-(Na2O+K2O)(a)and Nb/Y-Zr/TiO2 (b)diagrams for Longchuan mafic rocks

图4 龙川基性岩稀土元素球粒陨石标准化分布(a)与微量元素原始地幔标准化分布图(b)(球粒陨石、OIB、E-MORB数据引自Sun等[12])Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element patterns (b)of Longchuan mafic rocks

4 讨 论

依据龙川基性岩TiO2含量和Ti/Y值特征[1-2],其归属为峨眉山大火成岩省的高Ti玄武岩系列[10,13]。徐义刚等、Lai等提出高Ti玄武岩主要分布于峨眉山大火成岩省的外部带[10,16-17],代表岩浆活动的强度减弱;Xiao等[13]认为高Ti玄武岩是峨眉山地幔柱的头部由大规模和低程度部分熔融生成;而文献[18]根据攀西地区玄武岩和基性岩墙的研究,在峨眉山大火成岩省的内部带同样识别出早期高Ti玄武岩,从而认为这些玄武岩的组成和空间分布没有关系。然而根据本文对桂西地区龙川基性岩新的研究,结合桂西基性岩的研究成果[1-9,19-24],进一步厘定峨眉山大火成岩省外带玄武岩普遍具有高Ti特征,而且呈现出相比峨眉山大火成岩省其他地区玄武岩极高的Ti/Y值[2,4],这一特征可能是桂西地区特有的。本文认为桂西地区无论是龙川、还是世加和巴马基性岩,其极高的Ti/Y值可能反映了地幔源区不一样的岩浆作用过程。

地幔岩浆作用过程主要体现在部分熔融或岩浆结晶分异两个方面。前者由于地幔源区部分熔融深度的不同,将导致熔体的成分各异,特别是当熔融发生在较深的部位,岩浆的成分将受石榴子石的影响,例如Y对石榴子是相容元素,在部分熔融过程中Y会进入石榴子中,而导致熔体中Y的强烈亏损,但是这一过程对Ti的影响却很小。岩浆熔融过程中除石榴子外,其他矿物对稀土元素相容性也不一样,将导致熔体的稀土元素的分异特征与地幔熔融深度及熔融程度具有一定的关联性。利用这一特性,可以反过来通过分析岩浆的稀土元素分异特征来判别如石榴子石等矿物对其源区的影响。判别轻/重稀土分异程度可以利用La/Yb值来揭示,反映LREE和HREE的相对富集程度,然而La/Yb值的应用往往具有局限性,有时无法有效鉴别地幔熔融程度和矿物残余相对微量元素的影响。

利用Dy/Dy*值[25]来判别岩浆作用过程受矿物控制的影响, 比如石榴子石或角闪石等矿物对岩浆熔体的影响, Dy/Dy*值反映了岩浆中稀土元素配分曲线的曲率特征, 这一特征相比单纯的元素比值更有用。 此外, Dy/Yb值也能反映地幔熔融过程中稀土元素受石榴子石和角闪石等矿物结晶作用的影响, 例如地幔熔融过程中石榴子石和角闪石作为矿物相结晶残留后均会导致La/Yb值增大, 但是石榴子石残余会增加Dy/Yb值, 而角闪石残余则会减小Dy/Yb值。 利用Dy/Dy*-Dy/Yb和Ti/Y等值的共变关系可以限定桂西地区龙川基性岩浆作用与峨眉山大火成岩省岩浆作用受矿物相控制的影响。 在Dy/Dy*-Dy/Yb共变图上(图5a), 龙川基性岩与峨眉山高Ti玄武岩具有相似的岩浆演化趋势, 但是龙川基性岩相比桂西地区其他基性岩, 显示略微更低一点的Dy/Dy*, 揭示了龙川基性岩来源于石榴子石稳定区地幔柱源区的更深部的熔体, 整个桂西地区基性岩浆作用明显区别于峨眉山低Ti玄武岩的特征, 后者代表了浅部地幔的高度熔融作用, 可能还同时受到了角闪石相残余的影响。 在Dy/Dy*-Ti/Y协共变图上(图5b), 除龙川基性岩具有略微低的Dy/Dy*值外, Ti/Y值变化范围大, 总体趋势呈现水平演化趋势。

总之,龙川基性岩的地球化学特征暗示了其与峨眉山高Ti玄武岩成因的相似性,相比桂西地区，其他基性岩具有更低Dy/Dy*值，揭示了其熔体来源深度更深,熔融程度更低。因此认为龙川极高Ti/Y基性岩代表了峨眉山地幔柱高Ti岩浆源区更低程度熔融的岩浆产物。

图5 峨眉山玄武岩和桂西基性岩Dy/Dy*-Dy/Yb图(a)和Dy/Dy*-Ti/Y图(b)Fig.5 Dy/Dy*-Dy/Yb(a) and Dy/Dy*-Ti/Y(b) diagrams of Emeishan basalts and mafic rocks for western Guangxi峨眉山玄武岩据文献[10,13]； 桂西地区基性岩据文献[1-9]； 桂西龙川基性岩(本文)。 Dy/Dy*计算参考Davision等[25]的计算方法, 其中:Dy/Dy*>1说明稀土元素Dy位于分属LREE和HREE的La-Yb元素连线的上方, MREE相对于HREE富集, 整个REE配分曲线开口向下并向上凸起; Dy/Dy*<1则说明Dy位于La-Yb连线的下方, MREE相对于HREE亏损, REE配分曲线开口向上并向下凹(图5a)

5 结 论

桂西地区龙川基性岩的岩石地球化学特征属于碱性玄武岩系列,具有OIB特征,具有高至极高Ti/Y值特征；对比峨眉山高Ti玄武岩,部分呈现更高的Ti/Y值特征。龙川基性岩与桂西地区其他基性岩和峨眉山高Ti玄武岩相比,表现出了更低Dy/Dy*值特征,揭示其熔体来源更深且熔融程度更低的岩浆源区。认为龙川极高Ti/Y基性岩代表了峨眉山大火成岩省的地幔柱岩浆作用在外部带延伸的结果,是峨眉山地幔柱高Ti岩浆源区更低程度熔融的岩浆产物。