二滩玄武岩的水含量：峨眉山大火成岩省地幔源区水含量的区域性分布特征

孙 浩，夏群科*，刘 佳，王子桢，毕 垚

1. 浙江大学 地球科学学院，杭州 310027；

2. 自然资源部第二海洋研究所，杭州 310012；

3. 中国科学技术大学 地球和空间科学学院，合肥 230026

大火成岩省（LIPs）是由短时间内（＜1～2 Ma）巨量的（＞105 km3）地幔来源岩浆喷发形成的，主体成分是溢流相玄武岩（CFB）和相伴生的侵入体。对于LIPs 的形成原因，很多人提出了解释（Richards et al., 1989；Campbell and Griffiths,1990 ；Coltice et al., 2009; Herzberg and Gazel,2009）。目前学术界对于峨眉山大火成岩省的形成，比较主流的观点是地幔柱成因模式，因为从深部起源的地幔柱可以带来深部来源的物质和熔融时所需的热量。前人结合地幔岩石发生熔融的四个条件：（1）降压（Xu et al.，2001，2004;He et al.，2003；李宏博等，2010）；（2）高温（Xu et al.，2001; Zhang et al.，2006）；（3）改变源岩性质（Liu et al.，2017; Zhu et al.，2018）；（4）加入H2O（Liu et al.，2017;俞浩然等，2019），从多角度解释峨眉山大火成岩省的成因。近30 年来，相当多的研究从异常高温、大幅降压和易熔源岩的角度来解释，较少考虑水的影响。实际上，深部地幔很有可能从古太古代开始就存在富水储库（Sobolev et al., 2016，2019；Gurenko et al., 2016）。研究表明，对岩浆水含量不同的估计会导致温压计算产生很大的差异，因此水含量的准确估计可帮助人们正确理解岩浆熔融的温度和深度（Lee et al.，2009；Putirka et al.，2007；Herzberg et al.，2016），而这也是岩浆产生量的关键因素。

地幔柱的研究可以为大火成岩省提供物质来源和动力学制约，地幔柱主体部分是岩浆上升时的主要通道，岩浆流通量大并常直接出露基性—超基性侵入体，具有重要的研究意义。前人工作表明，峨眉山大火成岩省存在明显的区域分带性。根据高钛玄武岩和低钛玄武岩的分布特点，通常将峨眉山大火成岩省分为西、中、东区（徐义刚等，2001）。茅口组灰岩被与其直接接触的峨眉山玄武岩差异侵蚀研究证实了ELIP 喷发前确实存在地层隆升(He et al., 2003; Ukstins et al.，2008；Zhu et al., 2018）。李宏博等（2010）也尝试通过岩墙群几何学收敛计算来探讨地幔柱的中心位置。地球物理对峨眉山地区各圈层的精细刻画显示，西区的宾川地区岩石圈厚度比东部薄50 km（Deng et al.，2016），宾川玄武岩剖面厚度达到5000 m 以上，中间夹多层苦橄岩和玄武岩。橄榄石—熔体温度计以及尖晶石/橄榄石Al 平衡温度计计算的地幔潜能温度达到了1500℃（Liu et al., 2017），代表岩浆来源于深部地幔熔融。

前人从主微量元素（Xu et al.，2001；Xiao et al.，2004 ；Hanski et al.，2004，2010 ；Kamenetsky et al.，2012）、放射性同位素（郝艳 丽 等，2011；Li et al.，2012；Tang et al.，2015）、 橄 榄 石 和 熔 体 包 裹 体（Ren et al.，2017；Wu et al.，2018）等角度对宾川地区附近做了详尽的研究。最近Liu 等 (2017)对宾川剖面进行了水含量研究，发现地幔柱源区温度显著高于正常地幔，并含有辉石岩组分，更重要的是代表喷发早期的大理苦橄岩原始岩浆具有高水含量（3.4 wt%）。俞浩然等（2019）用同样的方法分析了代表喷发晚期的宾川苦橄岩，结果表明，峨眉山大火成岩省从喷发早期到晚期都具有很高的水含量（3.4～2.8 wt%），说明水在峨眉山大火成岩省的形成过程中扮演了重要角色。

宾川剖面代表了地幔柱的时间演化顺序，展示了大火成岩省从早期到晚期都富水的情况，但该剖面的水含量情况只能展示某区域单个时间序列的情况。该地幔柱的其他部位是否富水还需要回答？搞清楚这个问题会进一步帮助理解水在大火成岩省形成中的作用。本文将通过对位于峨眉山玄武岩中区的二滩剖面进行研究，来证明大火成岩省的巨大量岩浆，可能与地幔柱长期和普遍水化有关。

1 研究区地质背景和样品

晚二叠世峨眉山大火成岩省分布于扬子克拉通的西缘（图1），出露面积超过5.0×105km2，体积为0.3×106～0.6×106km3，西部以哀牢山—红河走滑断裂为边界，龙门山—小金河逆冲断裂为边界，岩层西厚东薄（Xu et al., 2001; He et al.，2003）。峨眉山玄武岩通常被分为西、中、东区，其中，东区岩性单一均为高钛玄武岩且厚度较薄，西区岩性复杂，底部为高钛玄武岩，往上为低钛玄武岩，在岩层上部有高钛玄武质岩和中酸性岩浆，玄武岩厚达5000 多米（Xu et al.，2001）。宾川剖面位于西区，岩层出露多期次喷发的高钛—低钛苦橄岩以及玄武岩；本文研究的二滩剖面位于中区，岩层同样出露了多期次喷发的苦橄岩和玄武岩，但只存在高钛系列（Chung and Jahn，1995；Xu et al.，2001）。野外证据表明早期喷发的岩浆与茅口组灰岩直接接触，宾川剖面和二滩剖面均直接与茅口组灰岩接触，代表位于地幔柱不同位置的早期岩浆喷发的产物。

图1 （a）峨眉山大火成岩省地质简图（据徐义刚等，2001）和（b）二滩地区地层剖面Fig.1 (a) Schematic geological map of ELIP and (b) Stratigraphic columnin Ertan(Modified after Xu et al.，2001 and Tang et al.，2015)

本次研究所涉及的二滩玄武岩采自二滩剖面的底层，与底界茅口组灰岩直接接触，地球化学特征与Xu 等（2001）报道的二滩剖面中HT3 系列玄武岩相似（Xu et al., 2001；图1b）。二滩玄武岩蚀变程度高，岩石呈暗绿色到灰绿色，斑状结构，块状构造。单偏光和正交光显微镜下（图2），斑晶主要为辉石，呈自形—半自形，部分碎裂严重，基质主要是斜长石微晶，橄榄石斑晶较少且视域下可见大量蚀变特征。

2 分析方法

玄武岩的主/微量元素分析在澳实分析检测（广州）有限公司完成。去除风化表面后，将样品粉碎成小碎片（直径＜0.5 cm）。然后用去离子水清洗并研磨成200 目粉末。对于主量元素，采用ME-XRF26d 方法，即将样品分为两份，一份进行烧失量（LOI）称重，在另一份中加入含硝酸锂的硼酸锂-硝酸锂助熔剂，充分混合后，高温熔融。将熔融物倒入铂金模子形成扁平玻璃片后，再用X 射线荧光光谱分析仪分析。对于微量元素，采用M61-MS81 方法，即称取两份试样，一份用高氯酸、硝酸、氢氟酸消解。蒸至近干后的样品用稀盐酸溶解定容，再用等离子体发射光谱与等离子质谱仪进行分析，另一份加入到偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂，混合均匀，在1025℃以上的熔炉中熔化，溶液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，再用等离子体质谱仪分析，根据样品实际情况和消解效果，综合取值得到检测结果。

单斜辉石（cpx）含量水在浙江大学地球科学学院完成分析。分析仪器是配有Continu μm 显微镜的Nicolet IS50 FTIR 光谱仪。该仪器使用溴化钾分束器并配备了液氮冷却的MCT-A 检测器。辉石斑晶所在的岩石会制成厚度为120～150 μm 的薄片，并且双面抛光。光源和通路以及样品容纳室都用纯净空气冲洗，不含CO2和H2O。采用非偏振光，分辨率为4 cm-1，64 次扫描，光谱范围从1000～4500 cm-1。光斑尺寸为30 μm×30 μm～50 μm×50 μm，依斑晶颗粒大小而定。所有分析点均选取表面均干净、无蚀变和裂纹的区域进行测量。cpx斑晶的水含量通过变换的Beer-Lambert定律计算：C= 3A/（I×t），其中C是cpx的水含量（×10-6），A是非偏振积分吸光度，I是吸收系数7.09 ppm-1·cm-2（Bell et al., 1995），t是厚度（cm）。

图2 二滩玄武岩在单偏光和正交光下照片Fig. 2 Photomicrographs of clinopyroxene (cpx) and plagioclase (pl) phenocrysts in single light and orthogonal polarized light

单斜辉石的主量元素组成在浙江大学的地球科学学院完成分析。使用的仪器为日本Shimadzu电子探针显微分析仪（EPMA 1720）。实验条件如下：15 kV加速电压，20 nA束电流和1 μm束斑。所有在cpx斑晶中的分析点都设置在FTIR分析区域内。通过以下步骤计算与单斜辉石斑晶平衡的岩熔体水含量：（1）基于单斜辉石的主要元素组成计算水在单斜辉石和熔体分配系数

3 结果

3.1 全岩元素地球化学特征

图3 二滩玄武岩中典型单斜辉石斑晶OH红外光吸收谱图Fig. 3 Representative OH IR absorption spectrum of cpx phenocrysts in Ertan basalts（Dashed lines mark the position of individual OH bands, The absorption intensity has been normalized to 1 cm）

表1 二滩玄武岩主微量元素含量分析结果Table1 The major and trace element compositions of the Ertan basalts

本次研究的二滩玄武岩样品共14 块，主微量元素含量见表1，全岩烧失量在1.68～2.38 wt%之间，扣除烧失量重新计算后，MgO 含量在6.37～11.88 wt%之间，Mg#在50.78～65.77 之间，全碱（Na2O+K2O）含量在2.41～5.62 wt%之间。在微量元素蛛网图上（图4），二滩玄武岩属于高钛系列，Ti/Y 比值为609～711，稀土配分类似于洋岛玄武岩型，具有明显的右倾分配模式，亏损Rb 和 U 等大离子亲石元素（LILE），富集Nb、Hf 等高场强元素（HFSE），这与区域内大多数苦橄岩和玄武岩的微量元素配分特征总体上比较接近。

图4 二滩地区微量元素原始地幔标准化蛛网图（a）和稀土元素球粒陨石标准化配分图（b）（原始地幔数据和球粒陨石Fig. 4 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (a) and Chondrite-normalized REE pattern diagram (b)

3.2 单斜辉石化学特征

二滩玄武岩中的单斜辉石电子探针分析结果见表2。二滩玄武岩中单斜辉石的主量元素含量差异较小，SiO2含量变化为49.87～52.66 wt%；FeO含量为6.20～8.67 wt%；Mg#较低但范围变化小，为75.38～82.72，假设单斜辉石与熔体间Fe-Mg 分配系数KD（Fe-Mg）cpx-liq为0.27±0.03，可以判断测得的单斜辉石最高Mg#与全岩成分接近平衡。

3.3 单斜辉石水含量特征

单斜辉石的红外光谱都显示～3640 cm-1、3540 cm-1和 3460 cm-1三组OH 吸收峰，这和前人报道的其他地区透辉石和普通辉石的红外吸收谱峰一致（Bell et al.，1995；Xia et al.，2013）。辉石颗粒破碎严重，颗粒较小，无法检验核、幔、边的去气剖面。颗粒厚度在114～271 mm 之间，结合校正基线后的吸收峰面积，可计算得到单斜辉石水含量范围为76×10-6～424×10-6。

4 讨论

4.1 分离结晶和地壳混染

TAS 图上可见（图5），二滩玄武岩样品的成分变化较大，通过主要元素氧化物、微量元素与Mg#的协变图解发现，随着Mg#的降低，主要元素氧化物和微量元素的含量发生协同变化，各元素变化特征表明在岩浆演化过程中有明显的橄榄石分离结晶。从TiO2、FeO 以及Cr、Ni 等元素的含量随Mg#变化的特征来看，存在不明显的单斜辉石分离结晶现象。镜下鉴定时，无明显长石斑晶，斜长石多以基质形式存在。

地壳混染方面（图6），二滩玄武岩大多数样品的Nb/U 比值为29～38 之间，略低于全球洋中脊玄武岩（MORB）和洋岛玄武岩（OIB）的值(Hoffman et al., 1986)，但是Th/Ta 比值在2.01～2.64 之间，接近原始地幔的Th/Ta 比值（Th/Ta≈2.3，Wooden et al.,1993），暗示样品可能受到少量的地壳混染影响，也符合该地区地壳较厚的特点（图6）。综上所示，本文所采集的二滩地区的玄武岩在熔融过程中发生了显著的橄榄石分离结晶作用，单斜辉石和长石分离结晶作用对全岩成分变化影响较小，在与地壳接触过程中，受到少量的地壳混染影响。

图5 二滩玄武岩典型样品TAS图解Fig. 5 TAS diagram for typical Ertan basalts

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图6 二滩玄武岩中Ti/Y-Nb/U图解 （a，灰色框内MORB范围来自Hoffman et al.，1986）和（b）Th-Ta图解（斜线代表的原始地幔Th/Ta比值来自Wooden et al., 1993）Fig. 6 Plots of Nb/U vs. Ti/Y (a) and Th vs. Ta for the Ertan basalts in ELIP (MORB data are from Hoffman et al., 1986, and Th/Ta ratio for primitive mantle is from Wooden et al.,1990)

4.2 原始岩浆水含量计算

要得到原始岩浆水含量（即最早结晶出斑晶的熔体相），可以通过单斜辉石的水含量（3.3 节计算所得）和水在单斜辉石和熔体中的分配系数来估计，同时还要评估H 在单斜辉石中的扩散作用、岩浆去气作用、矿物分离结晶作用对“原始熔体”水含量的影响。

单斜辉石中，H 主要与Al 结合替代Si 或两个Mg2+晶格位置，因此H 在单斜辉石中的分配系数和水含量会受到Al 含量的影响（Keppler and Bolfan-Casanova, 2006），那么在一些样品中观察到的类似相关性（图7a），说明了水在进入辉石晶体后没有受到扩散的显著影响。二滩玄武岩中单斜辉石水含量范围为76×10-6～424×10-6，与斑晶的Mg#有一定的相关性，根据单斜辉石的主量元素成分计算得到水在单斜辉石和熔体中的分配系数，再根据公式（1）结合单斜辉石斑晶水含量，可以计算得到平衡熔体水含量（表2）。

图7 典型的二滩玄武岩中（a）单斜辉石水含量和四配位铝（IVAl）投图和 （b）平衡熔体水含量与斑晶Mg#的相关图Fig. 7 (a) Plots of water content (ppm) vs. IVAl, and (b)Plots of water content in the equilibrated melts vs. Mg# of cpx phenocrysts in typical Ertan basalts

Wade 等（2008）对全球的4 个火山的玄武岩中单斜辉石研究中，发现单斜辉石斑晶反演计算所得的“原始熔体”水含量和斑晶 Mg#之间的关系可以反映岩浆去气作用影响，二滩玄武岩原始熔体水含量从整体上是随着辉石Mg#的降低而降低，这种关系暗示了岩浆在演化过程中发生了脱气作用，因此采用高Mg#的单斜辉石反演出的熔体水含量（3.01 wt%）作为对二滩地区岩浆事件的平衡熔体（与最高Mg#的单斜辉石平衡的熔体）水含量最低估计。

前节已经介绍二滩地区玄武岩中主要含有单斜辉石斑晶，蚀变严重，没有可研究的橄榄石斑晶，而根据地球化学图解识别，判断该样品只经过了明显的橄榄石分离结晶作用和少量的地壳混染作用，而单斜辉石和斜长石分离结晶作用对样品成分影响不大。利用Herzberg 和Asimow（2015）建立的PREMELT3 模型，计算反演的原始岩浆组分（能结晶出与地幔平衡时的橄榄石斑晶，Fo=90），可大致计算得到橄榄石分离量为7%～20%（质量分数）。据此，估算出地幔熔融产生的原始熔体中水的含量最低应该是2.71 wt%。

4.3 全球原始熔体水含量的比较和源区水含量估计

尽管无法完全扣除地壳混染作用导致的水带入量，但对高水含量的二滩玄武岩来讲，结果其影响效果有限。图8 对比了二滩玄武岩原始岩浆水含量（2.71 wt%）与MORB、OIB、大理苦橄岩、宾川苦橄岩及全球其他主要LIPs 的原始岩浆水含量，发现其显著高于MORB、OIB 的水含量，达到了弧后盆地或者岛弧玄武岩的水含量范围，而与其他LIPs 水含量相当。进一步与其他大火成岩省的原始熔体水含量相比，二滩水含量略低于大理苦橄岩和塔里木玄武岩水含量，而与Siberian 麦美奇岩、Columbia River 玄武岩的水含量接近，显著高于Siberian 苦橄岩和Snake River Plain 玄武岩。

二滩玄武岩经过7%～20%的橄榄石堆晶得到与地幔平衡的原始熔体MgO 含量在13.9～15.3 wt%之间。依据Xu 等（2005）从石榴石橄榄岩源区熔融过程中，La/Y 与Sm/Yb 的比值，大致估算得到地幔部分熔融程度在5%～8%之间。目前实验测定的水在橄榄岩、辉石岩与熔体间的分配系数在0.0088～0.013 之间（Hirschmann et al., 2009），结合部分熔融程度估计，可以分别用批式部分熔融模型和分离部分熔融模型计算源区水含量（Xia et al., 2013）。

这里分别用这两种模型来计算宾川苦橄岩的地幔源区水含量。批式熔融模型的表达式为：

分离熔融模型的表达式为：

其中CS表示橄榄石源岩的水含量，CL表示玄武岩熔体中的水含量，D表示总的分配系数，F值表示熔融程度（结果见表3）。

图8 大洋玄武岩和全球大火成岩省水含量对比图（MORB，OIB以及其他LIPs水含量数据引自Liu et al., 2017及其参考文献）Fig. 8 Comprison of water contents in Ertan basalts and other primary magmas from global LIPs and oceanic basalts（The water content data and other LIPs are from Liu et al., 2017 and the references therein）

表3 源区水含量计算Table 3 The calculation of the water content in source

通过表3 可以看出，单斜辉石反演的与地幔平衡时原始熔体水含量最高为2.71 wt%，考虑到岩浆脱气和辉石的水扩散因素，该值代表了继承的原始熔体水含量的下限，通过批式熔融模型得到源区水含量最低值为1579×10-6，而分离熔融模型恢复的源区水含量最低值为1357×10-6，（水含量计算的方法不确定度为40%）。这个源区水含量低于大理和宾川地区样品所代表的地幔柱轴部源区水含量（～5000×10-6，Liu et al.，2017；～2500×10-6, 俞浩然等, 2019），但明显高于正常MORB 和OIB 源区的水含量范围（正常MORB源区：50×10-6～200×10-6，OIB 源区：600×10-6～900×10-6， Hirschmann et al.,2006），这表明在地幔柱边缘位置的岩浆源区仍然是富水的，但是水含量较中心区域偏低。

如图1 所示，二滩玄武岩位于峨眉山大火成岩省的西厚东薄的中—东区位置，是远离宾川剖面的样品。本次工作主要证明了形成峨眉山大火成岩省的地幔柱的其他位置的源区是富水的，结合宾川剖面的大理和宾川苦橄岩水含量研究（Liu et al.，2017；俞浩然等，2019），共同表明了地幔柱从早期到晚期，从轴部到边缘位置，都存在普遍水化，也就意味着整个体量巨大的“水化”地幔柱绝热上升的过程中，都可以在更深的位置开始部分熔融，同时增加熔融的岩浆体积，这很可能是导致峨眉山大火成岩省岩浆“巨量”的重要因素之一。

5 结论

峨眉山大火成岩省的二滩剖面代表了远离地幔柱轴部的边缘位置，其底部早期喷发的二滩玄武岩的原始熔体水含量为2.71 wt%，显著高于正常MORB 和OIB，与其平衡的地幔源区水含量为～1357×10-6。结合代表地幔柱轴部的宾川剖面中大理和宾川苦橄岩水含量数据（～3.44 wt%，～2.80 wt%），从而证明形成峨眉山大火成岩省的地幔柱水化普遍存在，持续时间长，水含量高。由于地幔柱这种长期普遍的水化作用的存在，造成源区熔融产生的熔体量显著增加，对峨眉山大火成岩省的形成起到了重要作用。

致谢：感谢饶灿教授、顾笑龑博士和邱素文实验员等在辉石的FTIR和EPMA分析时提供的便利和耐心帮助。