大火成巖省地幔柱源玄武巖的地球化學特征及其成因

大火成巖省地幔柱源玄武巖的地球化學特征及其成因

1大火成巖省的起源大火成巖?。╨ips）是一個面積為0.1km2，體積為0.1mkm3，最大壽命為50萬年（一個人可活到100萬年）。它們位于板的構(gòu)造環(huán)境中，具有板內(nèi)地球化學的習性。它們以短程（1.500萬年）和脈沖火的活動為特征。大部分（總體積大于75%）在此期間發(fā)生（coffin和eldholm，1994；ernst等人，2005；brron和ernst，2008）。大火成巖省以鎂鐵質(zhì)巖石為主,酸性和超鎂鐵質(zhì)巖石次之,但也有少數(shù)大火成巖省主要由酸性巖石構(gòu)成(BryanandErnst,2008)。大火成巖省包括有大陸溢流玄武巖(CFBs)、巨大的大陸巖墻群、巖床和鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入體、大陸裂谷火山巖、酸性大火成巖省、大洋高原玄武巖和大洋盆地溢流玄武巖(Bryan和Ernst,2008)。整個地球歷史之中都有大火成巖省產(chǎn)出,中、新生代大火成巖省被保存得最為完好。新近的研究揭示,晚二疊世以來,在亞洲大陸上,曾發(fā)育過4個大火成巖省(峨眉山、西伯利亞、喜馬拉雅-潘伽和德干)(圖1)。其中,峨眉山、西伯利亞和德干大火成巖省研究程度最高。本文將通過對比峨眉山(~260Ma)、西伯利亞(~250Ma)和德干(~66Ma)等3個大火成巖省,對它們的主要地質(zhì)和巖石地球化學特點進行總結(jié),并對大火成巖省活動與區(qū)域性巖石圈隆升、大陸裂谷化和裂解、生物滅絕事件和大規(guī)模成礦事件間的聯(lián)系予以評估。2地質(zhì)背景2.1火山巖系的含量、地層巖性和年齡峨眉山大火成巖省分布于中國西南揚子克拉通的西部(包括云南、四川、貴州和廣西等省),面積超過5×105km2,由大陸溢流玄武巖和共生的鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)層狀侵入體構(gòu)成(圖2)。通常將龍門山逆沖斷裂和哀牢山-紅河走滑斷裂分別當作該大火成巖省的西北邊界和西南邊界。但是,在思茅盆地、越南北部和羌塘地塊中也有玄武巖和鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)雜巖出露,它們可能是峨眉山大火成巖省的外延部分(Xu等,2007;Wang等,2007)。在云南西南部和越南北部分布的峨眉山式玄武巖很可能與中三疊世時印支半島沿著哀牢山–紅河斷裂帶相對于華南的向東擠出有關(Tapponnier等,1990;Chung等,1997)。很有可能,后期的構(gòu)造事件對原先的大火成巖省展布態(tài)勢已造成一定程度的破壞?；鹕綆r系的總厚度,在西部超過5000m,在東部只有幾百米,主要由玄武質(zhì)熔巖組成,苦橄巖和火山碎屑巖次之。西部,火山巖系的最上部主要由厚層熔巖流和粗面質(zhì)、流紋質(zhì)凝灰?guī)r組成(Chung和Jahn,1995;Xu等,2001)。與火山巖系共生的侵入巖(包括有正長巖和層狀輝長巖)同樣也顯示了這種雙峰式成分組成。峨眉山火山巖系不整合覆蓋在中二疊世晚期的碳酸鹽建造(即茅口灰?guī)r)之上;火山巖系的上覆地層,東部為宣威組和龍?zhí)督M(相當于上二疊統(tǒng)吳家坪階),中部為上三疊統(tǒng)沉積巖。由于峨眉山大火成巖省中部長期隆升,峨眉山玄武巖隨之遭受剝蝕,導致三疊系沉積巖和峨眉山玄武巖之間呈剝蝕不整合接觸關系(Heetal.,2006)。地層學關系揭示,峨眉山玄武巖的噴發(fā)應當早于二疊紀-三疊紀之間的界限,最有可能是發(fā)生于中—晚二疊世界限上(相當于卡匹敦期/吳家坪期:260Ma;Gradstein等,2004)。因此,峨眉山玄武巖的噴發(fā)年齡被推斷為~260Ma(Courtillot等,1999;Xu等,2004)。最近,鎂鐵質(zhì)和堿性侵入巖(Zhou等,2002,2006;Xu等,2008)以及玄武巖(Fan等,2008)的SHRIMP鋯石U-Pb年齡進一步證明這一有關峨眉山玄武巖噴發(fā)年齡的推斷是正確的。Courtillot等(1999)提出,是峨眉山火山作用導致瓜德魯普世末(end-Quadalupian)的生物滅絕、寒冷和大陸冰蓋生長,可能還與特提斯早期(earlyTethys)的邊緣裂谷事件有成因關聯(lián)。Torcq等(1997)的古大陸重建也證明了早期有關靠近二疊紀—三疊紀界限的潘基亞B(PangeaB)超大陸架構(gòu)配置的意見:即當時已經(jīng)產(chǎn)生了一個很窄的特提斯洋。某些岡瓦納(Gondwannian)陸塊北緣和中華陸塊中的裂谷化作用與峨眉山大陸溢流玄武巖的噴發(fā)也是同時的(Courtillot等,1999)。揚子克拉通中已經(jīng)出露的最老基底巖石的時代為古元古代,此外還發(fā)現(xiàn)廣泛分布有太古宙碎屑鋯石(Zheng等,2006)。早先估算峨眉山玄武巖的體積為0.3×106km3(Xu等,2001),最近,根據(jù)深地震測深數(shù)據(jù)推算,峨眉山玄武巖的原始總體積可能達到3.8×106km3(Xu,2007)。2.2由大火成巖省的巖漿活動和巖石學背景所構(gòu)成的區(qū)域地層西伯利亞大火成巖省跨越西伯利亞克拉通和西西伯利亞盆地(圖3;Reichow等,2005),面積約3.9×106km2,為大陸溢流玄武巖省,其組成包括有玄武巖、苦橄質(zhì)玄武巖和相伴共生的淺成侵入體。其原始體積的估算推測性很大:許多作者估計為1×106km3~2×106km3,Courtillot等(1999)則認為其原始體積可能高達4×106km3,但目前被保存下來的僅為4×105km3。西伯利亞大陸溢流玄武巖噴發(fā)于二疊紀-三疊紀界限期—251Ma(Gradstein等的地質(zhì)年代表,2004;Saunders等,2007)。同位素測年數(shù)據(jù)揭示,西伯利亞克拉通北部諾里爾斯克(Noril′sk)地區(qū)(圖3)熔巖和侵入巖總體上在很短的時間內(nèi)(小于1個百萬年)侵位,但是對該大火成巖省活動的總體延續(xù)時間還不十分清楚,可能很短只有60萬年(Campbell等,1992),也可能較此時限要長得多。大量的同位素測年數(shù)據(jù)顯示,該大火成巖省的巖漿活動時間是圍繞著250Ma發(fā)生,所以很有可能整個大火成巖省的噴發(fā)活動是同步發(fā)生的(Reichow等,2002;Kamo等,2003)。西伯利亞大火成巖省的很大一部分,現(xiàn)今被埋藏在西西伯利亞盆地和哈坦加(Khatanga)槽之下。諾里爾斯克地區(qū)觀測到的最大熔巖厚度為~3500m(Wooden等,1993),卡坦加槽之下的熔巖厚度可能更大,鉆探揭示,西西伯利亞盆地之下的深地塹構(gòu)造中也存在有幾千米厚的隱伏玄武巖(Westphal等,1998)。目前,可被利用的同位素測年數(shù)據(jù)揭示,西伯利亞大火成巖省的火山作用開始于254百萬年前,結(jié)束于248百萬年前。因此,其延續(xù)時間達到6個百萬年(Bryan和Ernst,2008)。西伯利亞大陸溢流玄武巖的主噴發(fā)活動大約發(fā)生于250Ma,延續(xù)時間小于1個百萬年(Courtillot和Renne,2003)。西伯利亞克拉通太古宙Daldyn地塊最古老地殼基底的年齡大約為3.0Ga(Griffin等,1999,2002)。西西伯利亞盆地中含有很厚的二疊紀—三疊紀火山巖、三疊紀陸相巖石和侏羅紀到新生代的陸相和海相沉積巖(Reichow等,2005)。這些火山巖和沉積巖堆積在一個由元古宙到古生代變形和未變形沉積巖和結(jié)晶巖石構(gòu)成的復雜基底之上。該基底曾發(fā)生裂谷化產(chǎn)生近南北向裂谷(如Urengoy和Khudosey裂谷,圖3)。該裂谷事件至少在三疊紀已經(jīng)活動,可能延續(xù)至侏羅紀,但其起始時間還不十分清楚(Saunders等,2005)。鉆探揭露,大多數(shù)火山巖分布于裂谷地塹之中,但也有一些火山巖是產(chǎn)出于裂谷翼部,因而表明至少有一些火山作用是先于裂谷事件,或者與裂谷事件是同時的(Saunders等,2007)。位于中生代沉積巖系之下的二疊紀—三疊紀火成巖主要由玄武巖、輝長巖和少量流紋巖組成。Reichow等(2002,2005)業(yè)已證明,西西伯利亞盆地中至少有一些玄武巖與西伯利亞克拉通上出露的大陸溢流玄武巖在時代上相同,成分也相似。Courtillot等(2003)認為,西西伯利亞盆地可能是由導致大陸溢流玄武巖侵位的同一事件所產(chǎn)生。雖然該盆地很大很深,但并沒有達到大陸充分裂解、形成洋殼的階段。2.3德干火山作用普遍認為,印度的德干大陸溢流玄武巖是在大約66Ma前印度大陸向北移動至留尼汪(Réunion)地幔柱之上時產(chǎn)生的(Peng和Mahoney,1995;Sheth等,2004)。德干大火成巖省主要由分異的拉斑玄武巖和少量玄武安山巖組成。此外,還有極少量苦橄巖、苦橄玄武巖、互層的富鉀熔巖、分異的長英質(zhì)巖石和堿性侵入體。目前陸地上分布的德干溢流玄武巖面積約為5×105km2,估計其原始噴發(fā)體積為0.75~1.5×106km3(圖4)。由于新生代時的沉陷,德干大陸溢流玄武巖在印度之西的近海區(qū)域也有大面積分布(圖1)。估計德干大火成巖省的初始面積大約為1.5×106km2。德干大火成巖省的基底主要由太古宙和原古宙陸塊組成,其上覆蓋著年輕的沉積物。德干大陸溢流玄武巖由于其主體噴發(fā)與白堊紀—第三紀界限(KTB)同時,因而在所有的大陸溢流玄武巖省中最為知名,并被廣泛討論(Baksi和Ferrar,1991;Basu等,1993;Baksi,1994;Widdowson等,2000)。德干大火成巖省最早期(68Ma)巖漿活動的產(chǎn)物為少量堿性火山巖和侵入巖,發(fā)生于北部(Basu等,1993),之后逐漸演變?yōu)橹鞯赂墒〉拇笠?guī)模拉斑玄武質(zhì)熔巖噴發(fā)。溢流玄武巖巖漿作用在67Ma始于Kutch-Narmada-Son裂谷區(qū),逐漸向南移動,最后的溢流玄武巖噴發(fā)在古新世早期(64Ma)發(fā)生于主德干省的南緣(Mitchell和Widdowson,1991;Widdowson等,2000)。德干火山作用的流紋質(zhì)、粗面質(zhì)和玄武質(zhì)最終相噴發(fā)(62~64Ma)發(fā)生于孟買地區(qū)(Lightfoot等,1987;Sethna,1999;Sheth等,2001),以潛水巖漿蒸汽和細碧質(zhì)熔巖噴發(fā)為特征,發(fā)育于一個新形成的淺海灣之中。該海灣是在塞舌爾–馬斯克林(Sey–chelles-Mascarene)微大陸與印度大陸于62~64Ma最終分離之前(Todal和Eldholm,1998),沿著減薄的印度大陸邊緣,由于大陸殼下沉、海水入侵而形成(Cripps等,2005)。綜上所述,德干火山作用至少是在67Ma前,更有可能是在69Ma前開始,結(jié)束于61Ma前。因此,其延續(xù)時間達到了8Ma。但是德干大陸溢流玄巖的主噴發(fā)活動是發(fā)生于66~65Ma之間,時限僅為0.5~1Ma(Saunders,2007)。德干火山作用總體上是發(fā)生于板塊裂解和塞舌爾—馬斯克林微大陸與印度大陸分離之前。然而,在此大陸分離事件中達到極致的巖石圈伸展作用,實際上沿著繼承性脆弱帶在麥斯特里希特期(Maastrichtian—中白堊世)已經(jīng)開始(Biswas,1987)。因此,在溢流火山作用的主噴發(fā)期(也就是麥斯特里希特期晚期到古新世),初始的伸展構(gòu)造已經(jīng)開始演化(Saunders等,2007)。3玄武巖巖的形成3.1巖石類型分類3.1.1ht和lt火山巖由玄武巖和苦橄巖構(gòu)成。根據(jù)Ti/Y值,它們可以被劃分為高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)兩個巖漿類型(圖5a)。此處不用TiO2而用Ti/Y值作為劃分巖漿類型的標準,是因為在分離結(jié)晶過程中TiO2含量會逐漸升高,而Ti/Y值則不會發(fā)生太大的變化(Peate等,1992)。根據(jù)Nb/La值(地殼混染指數(shù),Kieffer等,2004),HT和LT熔巖又可以進一步分別被劃分為HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等4個熔巖亞類(圖5a)。圖6a和圖6b顯示,HT熔巖除了1個HT1樣品屬于拉斑系列外,幾乎全部屬于堿性系列,其巖石類型有堿性玄武巖、苦橄巖和極個別玄武巖;LT熔巖除5個樣品屬于堿性系列外,大多數(shù)屬拉斑系列,其巖石類型有玄武巖、玄武安山巖和少量堿性玄武巖。3.1.2ht和lt火山巖由玄武巖和苦橄玄武巖構(gòu)成。根據(jù)Ti/Y值,它們也可以被劃分為高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)兩個巖漿類型(圖5b)。根據(jù)Nb/La值,HT和LT熔巖又可以進一步分別被劃分為HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等4個熔巖亞類(圖5b)。HT巖石僅由玄武巖組成,全部屬于拉斑系列(圖6c和圖6d)。LT巖石除8個樣品屬堿性系列外,大多數(shù)也屬于拉斑系列,主要巖石類型有玄武巖和玄武安山巖,其次有少量堿性玄武巖和玄武粗安巖(圖6c和圖6d)。3.1.3ht和lt巖漿類由玄武巖、苦橄巖和苦橄玄武巖構(gòu)成。根據(jù)Ti/Y值,它們同樣可以被劃分為高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)兩個巖漿類型(圖5c)。根據(jù)Nb/La值,HT和LT熔巖又可以進一步分別被劃分為HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等亞類(圖5c)。除了2個LT1樣品和3個HT2樣品屬于堿性系列外,其余均屬于拉斑系列。組成巖石類型以玄武巖和玄武安山巖為主,堿性玄武巖和玄武粗安巖少量(圖6e和圖6f)。3.2與地殼混染相關的微量元素地球化學特征有苦橄巖和苦橄玄武巖產(chǎn)出,板內(nèi)環(huán)境下的短時間、大體積巖漿事件,通常被當作是古地幔柱的重要鑒別標志(Campbell,2001)。峨眉山、西伯利亞和德干大陸溢流玄武巖中均有苦橄質(zhì)巖石存在,且主噴發(fā)期時間很短,這兩種特點均十分有利于用地幔柱模式解釋它們的成因。雖然僅根據(jù)地球化學特點比較難以識別是否有地幔柱的卷入,但是利用地球化學數(shù)據(jù)對所研究的火山巖石中是否保留有地幔柱信號作出一些綜合性的判斷仍然是有可能的。沒有受到地殼(或巖石圈)混染由地幔柱產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖石通常具有平坦的或輕稀土富集的稀土元素分配型式,它們的不相容元素原始地幔標準化分配型式一般以缺乏Nb、Ta和Ti負異常為特征(Campbell,2001;Ernst等,2005)。Saunders等(1992)也提出,地幔柱組分是以具有大于1或近于1的高Nb/La值、低87Sr/86Sr值和高εNd值為特征。Nb/La值是一個可靠的判別地殼混染作用的微量元素指標(Kieffer等,2004)。峨眉山、西伯利亞和德干大陸溢流玄武巖的HT2和LT2熔巖均具有高Nb/La值(1~2.4),表明它們沒有遭受地殼(或巖石圈)混染(圖5)。HT2和LT2熔巖的主體具有與洋島玄武巖(OIB)區(qū)域相重疊的元素比值(圖7)。除了西伯利亞的樣品具有微弱Ta負異常之外,它們總體上顯示非常類似于OIB的“大隆起”式不相容元素原始地幔標準化分配型式(也就是缺乏Nb、Ta和Ti的負異常)(圖8)。這些特點表明大陸溢流玄武巖與OIB在源和(或)形成過程上有某種共通之處。這3個大火成巖省的一個十分醒目的獨特之處在于,雖然每一個大火成巖省的Sr-Nd同位素數(shù)據(jù)均相當分散,但它們都呈現(xiàn)向著一個共同的FO-ZO端元(FOZO代表地幔柱的一個“共同的”虧損下地幔庫,Hart等,1992)會聚的特點(圖9)。另一個特點是,某些具有高Nb/La值的樣品顯示高εNd(t)值(2~5)和低87Sr/86Sr(t)值(0.704~0.705)(圖9),很可能是反映了最少受到地殼(或巖石圈)混染的地幔柱組分的同位素信號。Condie(2003,2005)提出,可以用4個不活潑的高場強(HFSE)元素比值:Nb/Th、Zr/Nb、Zr/Y和Nb/Y對某些同位素地幔庫加以特征化。這些高場強元素比值的優(yōu)點在于,它們既不會像同位素比值那樣隨著時間發(fā)生改變,也不會受到次生蝕變作用的影響。如Condie(2005)所指,Zr-Y-Nb-Th關系(圖10)能夠?qū)⒌蒯Ｖ春头堑蒯Ｖ醇右詤^(qū)分,還可以為區(qū)分玄武巖是源于地幔柱頭或是源于地幔柱尾提供有用的地球化學標志。由圖10清楚可見,峨眉山、西伯利亞和德干大火成巖省的所有沒有受到地殼(或巖石圈)混染的LT2玄武巖的成分點全部落在ΔNb線上方由深部虧損地幔柱組分(DEP)和原始地幔組分(PM)所界定的地幔柱域之中。這與前述借用主元素、微量元素和同位素地球化學證據(jù)證明LT2熔巖為地幔柱源玄武巖也是一致的。此外,圖10a,b和圖10e,f還顯示,峨眉山和德干大火成巖省沒有受到地殼(或巖石圈)混染的HT2熔巖(包括玄武巖和苦橄巖)中存在有再循環(huán)地幔組分(REC)的重大貢獻。所有這些表明,沒有受到地殼(或巖石圈)混染的LT2玄武巖可能是源于地幔柱頭,而沒有受到地殼(或巖石圈)混染的HT2玄武巖(包括苦橄巖)則可能是源于地幔柱尾。3.3地殼和巖石圈物質(zhì)混染說HT1和LT1熔巖以低Nb/La(圖5)、大離子親石元素濃度高和具有明顯的Nb、Ta和Ti負異常為特征(圖8)。這些表明,峨眉山、西伯利亞和德干大陸溢流玄武的形成和演化中,除了地幔柱組分外還應當卷入有別的組分。這種組分最有可能是來自巖石圈。對于巖石圈組分是以何種方式對玄武巖漿的產(chǎn)生作貢獻,目前還存在著激烈的爭論。一種意見認為是地幔柱源巖漿受到巖石圈源熔體混染(Arndt等,1993);另一種意見認為整個陸下巖石圈地幔(CLM)都發(fā)生熔融(Gallagher和Hawkesworth,1992;Hooper等,1995;Hawkesworth等,1995;Rogers等,1995);第三種意見認為是與巖石圈地幔受到熱機械侵蝕作用有關,該過程中地幔柱源巖漿滲透進入巖石圈,導致發(fā)生熔體–巖石反應(Macdonald等,2001)。我們傾向于Macdonald等(2001)提出的第三種意見,即源于地幔柱的巖漿在穿越巖石圈上升的過程中,會受到巖石圈組分的混染。因為地殼(或巖石圈)物質(zhì)通常高La/Nb、高Ba/Nb和低La/Ba,如果玄武巖漿受到地殼(或巖石圈)物質(zhì)混染,其不相容元素如La或Ba的含量會相對于Nb升高(Weaver和Tarney,1984;Wedepohl,1995)。圖7顯示了峨眉山、西伯利亞和德干玄武巖中,與OIB成分域(Fitton等,1991;Fitton,1995)相比較,La/Nb值相對于La/Ba值的變化。大多數(shù)HT1和LT1熔巖具有較高的La/Nb值和較低的La/Ba值,表明它們受到了地殼或(和)陸下巖石圈組分的影響。具有前寒武紀基底的HT1和LT1熔巖以較低的εNd(t)(-20~+5)和較高的87Sr/86Sr(t)(0.705~0.723)為特征(圖9)。它們的Sr~Nd同位素成分點分布于“FOZO-下地殼”和“FO-ZO-上地殼”2條混合線所限定的區(qū)域之內(nèi)(圖9),這可能與古老大陸巖石圈的混染作用有關。HT1和LT1熔巖是受到地殼(或巖石圈)混染的地幔柱源大陸玄武巖。由圖10可見,大多數(shù)受到混染的HT1和LT1熔巖的成分點均落在富集組分(EN)所限定的區(qū)域內(nèi),它們代表了受到大陸地殼或(和)陸下巖石圈混染的地幔柱源玄武巖。這與前述由主元素、微量元素和同位素地球化學研究獲得的結(jié)論也是一致的。HT1和LT1熔巖的某些化學和同位素成分也有可能是繼承了陸下巖石圈地幔的特點。但是,如前所述,峨眉山、西伯利亞和德干玄武巖的原始噴發(fā)體積估計是介于0.75×106到4×106km3,在相對較短的時間內(nèi)(~1~10Ma)噴發(fā)。難以想像,如此大量的巖漿會是由長期處于非對流穩(wěn)定態(tài)的巖石圈地幔熔融所產(chǎn)生。熱機模式認為,熱從地幔柱傳導至巖石圈地幔只能產(chǎn)生少量熔體(McKenzie和Bickle,1988;Arndt和Christensen,1992)。因此,峨眉山、西伯利亞和德干大陸溢流玄武巖的形成中雖然不能排除可能會有大陸巖石圈地幔的貢獻,但是它們不太可能是由大陸巖石圈地幔的熔融所產(chǎn)生。綜上所述,巨量的大陸溢流玄武巖很可能只是由對流的軟流圈或地幔柱所產(chǎn)生。因此,HT1和LT1熔巖的地球化學變化,可以用地幔柱源巖漿遭到大陸地殼或(和)陸下巖石圈混染予以解釋。3.4巖省玄武地球化學和地質(zhì)特征La、Gd和Yb等REE特別有用,因為它們的相對豐度強烈地取決于部分熔融程度和幔源中含鋁相(尖晶石或石榴子石)的性質(zhì)。此處,我們采用Reichow等(2005)建立的REE模型(圖11),闡述造成峨眉山、西伯利亞和德干玄武巖REE比值變化所必需的熔融深度和熔融程度,并對其源區(qū)性質(zhì)(是存在尖晶石或是存在石榴子石)予以約束。在La/Yb-Gd/Yb圖解(圖11)中,峨眉山、西伯利亞和德干等3個大火成巖省的玄武巖數(shù)據(jù)呈正相關分布。峨眉山、西伯利亞和德干玄武巖的Gd/Yb(BSE)值變化較小,僅為1~2,而La/Yb(BSE)值卻變化很大(1.5~11)。La/Yb的大幅度變化既可能與部分熔融程度有關,也可能與分離結(jié)晶作用有關,還可能與地殼(或巖石圈)混染作用有關,或者與上述3種作用的聯(lián)合效應有關。峨眉山、西伯利亞和德干等3個大火成巖省玄武巖的母熔體曾受到大陸地殼或(和)陸下巖石圈的混染,這對于La/Yb值會有強烈影響,但對于Gd/Yb值影響甚微。因此,該模型只具有半定量的功效。不過該部分熔融模型仍然可以用來鑒別產(chǎn)生峨眉山、西伯利亞和德干大陸溢流玄武巖的最有可能的地幔源區(qū)的性質(zhì)和部分熔融程度。圖11顯示:LT(包括LT1和LT2)熔巖的成分點落在3GPa的尖晶石橄欖巖和石榴子石橄欖巖過渡帶中,或疊加在具有初始BSE源成分的石榴子石橄欖巖的3GPa部分熔融曲線上,部分熔融程度介于1%~30%;HT(包括HT1和HT2)熔巖的成分點落在3~4GPa的石榴子石穩(wěn)定區(qū),或者疊加在具有BSE源成分的石榴子石橄欖巖的4GPa部分熔融曲線上,部分熔融程度≤20%。所有這些特點以及前述Zr-Y-Nb-Th關系(圖10)聯(lián)合表明,HT熔巖系由地幔柱的較深部位(~4GPa,地幔柱尾)通過較低程度的部分熔融所產(chǎn)生,而LT熔巖則是由地幔柱的較淺部位(~3GPa,地幔柱頭)通過較高程度的部分熔融所產(chǎn)生。3.5大陸溢流玄武巖在每一個大陸溢流玄武巖省中,苦橄巖和原生的及近于原生的高Mg#玄武巖(如Mg#≥0.65)均呈次要組成產(chǎn)出(圖12)。峨眉山、西伯利亞和德干大火成巖省的主要差異在于,峨眉山和西伯利亞大火成巖省中高Mg#玄武巖占有的比例相對較大。峨眉山和西伯利亞的原生大陸溢流玄武巖通常要比德干的原生大陸溢流玄武巖較為虧損玄武質(zhì)組分(如Al2O3和Na2O)。峨眉山和西伯利原生玄武巖的最低Al2O3含量分別為5.5%和8.5%,而德干原生玄武巖的Al2O3含量卻≥12%(圖12a,c,e)。當Mg#相同時,峨眉山和西伯利原生玄武巖的Na2O含量(低至0.2%)比德干(全部>1.2%)要低(圖12b,d,f),反映峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖的地幔源相對耐火。這可能也表明峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖是產(chǎn)生于較大深處。此推斷與含有相對較高比例高Mg#熔體(圖12)的峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖的REE特征(圖11)也是一致的。REE特征(圖11)顯示,峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖是產(chǎn)生于較大的深處(達4GPa),而德干大陸溢流玄武巖產(chǎn)生的深度相對稍淺(<4GPa)。峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖另一個特點是,與其他大離子親石元素相比,它們相對富集Ba(圖13)。雖然這3個大火成巖省大多數(shù)樣品的Ba含量是相互重疊的,但是,德干大陸溢流玄武巖有較多的樣品較之峨眉山和西伯利亞大陸溢流玄武巖具有較高的K/Ba(德干:達80;峨眉山:<60;西伯利亞:<42)和較低的Ba/La(德干:<41;峨眉山:達68;西伯利亞:達82)、Ba/Th(德干:<230;峨眉山:達850;西伯利亞:達450)。此處,我們只觀察峨眉山、西伯利亞和德干大火成巖省中沒有受到地殼或(和)陸下巖石圈混染的LT2和HT2熔巖Sr-Nd同位素比值的變化,以便能夠更好地表示所觀察到的同位素變化趨勢是幔源的,與地殼(或巖石圈)混染作用無關。在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)圖解(圖9)中,所有低87Sr/86Sr(t)樣品均群聚于FOZO端元,但在高87Sr/86Sr(t)端卻形成不同的趨勢。德干大火成巖省沒有受到地殼(或巖石圈)混染的LT2和HT2熔巖的成分點具有隨著87Sr/86Sr(t)變化指向EM2組分的分布趨勢(圖9c中的虛線箭頭)。EM2組分通常被歸之于消減的大陸沉積物,或是先期被消減沉積物改造的地幔楔(Hart等,1992;Hofmann,1997;Zhang等,2008)。相反,峨眉山和西伯利亞大火成巖省沒有受到地殼(或巖石圈)混染的LT2和HT2熔巖的成分點的分布趨勢卻顯示出另外一種特點,一端指向FOZO,另一端指向EM1組分(圖9a,b中的虛線箭頭)。EM1組分代表了古老大洋沉積物或古老克拉通巖石圈地幔(Hart等,1992;Hofmann,1997;Zhang等,2008)?？偠灾?峨眉山、西伯利亞大火成巖省和德干大火成巖省之間在地球化學信號上存在本質(zhì)差異,反映了地幔柱與不同上地幔庫間的相互作用:(1)峨眉山和西伯利亞大火成巖省沒有受到地殼(或巖石圈)混染的原生巖漿的地球化學信號表明它們源于原始地幔柱,其母巖漿在上升過程中,經(jīng)歷了與深部地幔巖石圈域的相互作用,后者攜帶有古老克拉通巖石圈地幔(EM1型幔源)的特征地球化學信號。它們通常含有相對高比例的原生高Mg#熔體,這些高Mg#熔體以低Al2O3和Na2O和高度富集許多強不相容元素為特征。它們的未遭受地殼(或巖石圈)混染的原生玄武巖顯示介于虧損地幔柱和EM1型地幔間的Sr-Nd同位素變異趨勢。(2)德干大火成巖省沒有受到地殼(或巖石圈)混染的原生玄武巖沒有顯示和相當于古老巖石圈根的地球化學庫的強烈相互作用。它們所顯示的地球化學信號表明,或者是有消減沉積物卷入其地幔柱源,或者是其地幔柱源巖漿與具有受到消減作用改造的化石地幔楔特征的地幔域(EM2型幔源)相互作用。4設置以構(gòu)造基礎為識別效應的沉積樣式地幔柱理論推斷,地幔柱的異常熱上涌會引起相當規(guī)模的巖石圈穹形隆升(Cox,1989;Campbell和Griffiths,1990;White和McKenzie,1995;Pirajno,2000)。此種穹形隆升應當在沉積上留下可以識別的效應,如:隆升區(qū)上方地層局部變淺和減薄,以及玄武巖與下伏沉積巖系之間的剝蝕不整合等(Rainbird和Ernst,2001)。由于在許多與地幔柱有關的大火成巖省中均觀察到了這些沉積樣式,所以,它們?yōu)殍b別大火成巖形成中地幔柱的作用提供了可靠而獨立的方法(Dam等,1998;Xu等,2007;Saunders等,2007)。4.1力量物質(zhì)來源He等(2003,2006,2007)對溢流玄武巖下伏地層(即茅口組灰?guī)r)的性質(zhì)和它們之間的接觸關系進行了系統(tǒng)的調(diào)查研究。茅口組灰?guī)r生物地層單元的系統(tǒng)對比揭示,峨眉山大火成巖省的地層存在穹形減薄(圖2b)。減薄的碳酸鹽巖為陸上不整合所蓋,很多情況下,不整合面顯示喀斯特古地形、存在古風化殼、局部殘留砂礫和基底礫石。源區(qū)分析揭示,礫石主要來自茅口組的最上部。因此,地層減薄應當是隆升引起的差異剝蝕所致。茅口組灰?guī)r等厚線圖勾畫出隆升區(qū)呈似圓形(圖2),這種形狀與地幔柱理論模型推斷上涌地幔柱上方存在的地殼穹形隆起十分相似。估計該穹形隆升的延續(xù)時間小于3Ma,半徑大于700km,在隆升區(qū)的核部,隆升幅度大于1000m(He等,2003,2006,2007)。目前,除了地幔柱外還不知道有其他的作用,可以在幾百萬年內(nèi),形成半徑達到1000km以上和高度>1km的巖石圈穹窿?？焖俾∩砻?是地幔柱的撞擊(不是地幔柱孵化)導致峨眉山大火成巖省形成(Xu等,2007)。因此,沉積記錄為峨眉山大火成巖省系由地幔柱誘發(fā)產(chǎn)生的模式提供了獨立支撐。此外,地層減薄的程度和不整合發(fā)育的范圍暗示,峨眉山地幔柱的中心應位于峨眉山大火成巖省的西部(He等,2003,2006,2007),巖石學研究也曾得出相同的推斷(Xu等,2001)。晚二疊世古地理態(tài)勢為近圓形隆升區(qū)內(nèi)、外的沉積作用所限定。例如,上二疊統(tǒng)陸相碎屑堆積主要分布于穹窿區(qū),而淺海相灰?guī)r則趨于沉積在隆升區(qū)之外。上述沉積特點和圓形沉積樣式,有力地證明了地幔柱誘發(fā)的地殼上隆與中—晚二疊世界限上的古地理變遷之間存在成因聯(lián)系。根據(jù)茅口組的剝蝕程度,與峨眉山大火成巖省共生的穹窿構(gòu)造被劃分為內(nèi)、中、外三帶(圖2)。內(nèi)帶,茅口組受剝蝕最明顯,被認為是上涌地幔柱頭與巖石圈底部發(fā)生撞擊的位置(He等,2003)。中帶,茅口組受剝蝕程度中等,向外帶剝蝕程度降低。峨眉山大火成巖省之外的地區(qū),沉積作用在整個二疊紀都是連續(xù)的。因此,茅口組的標準地層層序只能在該大火成巖省以外的地區(qū)建立(Feng等,1997)。上述穹窿構(gòu)造的內(nèi)、中、外帶劃分相當重要,因為它為正確劃分峨眉山大火成巖省提供了天然基礎。因而,Xu等(2004)認為,該穹窿構(gòu)造的頂部可能相當于地幔柱頭的位置,穹窿構(gòu)造的邊緣則可能相當于地幔柱的邊部。4.2熱拉達:巖石圈的結(jié)構(gòu)西北利克拉通西北部諾里爾斯克地區(qū)厚達3500m的玄武巖顯示,自下而上,其平均熔融深度逐漸變淺。早期熔巖(如Gudchikhinsky巖組)的Sm/Yb值表明其熔體產(chǎn)生于中等厚度的巖石圈之下(與夏威夷相似,約為100km),而大量上部熔巖的Sm/Yb值則明顯下降(Fedorenko等,1996;Sharma,1997)。這些數(shù)據(jù)表明,熔體是在很淺的部位分凝,這一點似乎與熔體是產(chǎn)生于厚大的西伯利亞克拉通之下,或是產(chǎn)生于任何典型大陸巖石圈之下相矛盾。西伯利亞克拉通的現(xiàn)今熱厚度為300km(Artemieva和Mooney,2001),與地震學證據(jù)(Zhang和Tanimoto,1993)相一致。可是我們并不能確定二疊紀時該克拉通的厚度,沒有理有認為它比今天還要薄得多。如此之厚的巖石圈之下,產(chǎn)生具有所觀察到的低Sm/Yb值的拉斑玄巖,必須相伴有強烈的巖石圈上隆才會產(chǎn)生所需的非常高的地幔溫度。現(xiàn)有資料表明,西西伯利亞盆地和相鄰盆地之下,熔體是產(chǎn)生于高度減薄的巖石圈之下(Saunders等,2007)。巖石圈減薄有可能先于裂谷化,或者與裂谷化同時。在西西伯利亞盆地,存在清楚的二疊紀-三疊紀裂谷化的證據(jù),形成Urengoy和Khudosey等大型裂谷(Nikishin等,2002;Saunders等,2005;Vyssotski等,2006;圖3)。如前所述,這些裂谷大部分被厚大的玄武巖系充填,而且在裂谷的翼部也有玄武巖產(chǎn)出(圖3),所以,至少有一些火山作用應當是先于裂谷事件,或者是與裂谷事件同步發(fā)生。據(jù)Saunders等(2005)估算,這些裂谷的拉伸量(β因子)為1.2~1.6,因為有巖漿添加,此拉伸量應當是一種較低值。如果西西伯利亞盆地的同巖漿拉伸量為2~3,且拉伸迅速,那末,從理論上推斷,在潛在溫度1400℃的條件下,就有可能從地幔產(chǎn)生1~2km厚的熔體(Bown和White,1995)。因為在地塹邊緣的生長斷裂中卷入有侏羅紀沉積物,所以,應當強調(diào)指出,相當一部分裂谷化作用是發(fā)生于三疊紀和后三疊紀。這樣一來,似乎根據(jù)玄武巖的數(shù)量和成分推斷出的拉伸量與由地殼構(gòu)造推斷出的拉伸量,并不完全一致(Saunders等,2007)。4.3晚白堊世至新生代德干大火成巖省的許多地方,都可以觀察到地表隆升先于溢流火山活動的沉積效應:(1)印度西北岸卡奇(Kutch)盆地和印度東岸Krishna-Godavari和Cauvery盆地(圖4)的沉積記錄均表明,從晚坎潘期(Campanian)到早馬斯特里赫特期(Maastrichtian),沉積速率增加了3到5倍(Halkett等,2001)。所有這些表明,在大陸海岸帶剝蝕加強。此期間,這些盆地中沉積相的分布也發(fā)生了根本性改變:從較深海相沉積物,向上經(jīng)淺水相,最終變?yōu)楹恿飨酁橹鞯乃樾汲练e物,顯示了原Godavari、Krishna和Cauvery河流系的迅速進積作用。此外,Krishna-Godavari和Cauvery盆地測井資料的沉降分析表明,從馬斯特里赫特期到古新世晚期發(fā)生了幾百米的短暫地表隆升(Halkett等,2001)。(2)主德干省西北部(Narmada-Son裂谷西部和Cambay裂谷區(qū),圖4),德干大陸溢流玄武巖的底部熔巖單元(~67Ma)不整合覆蓋在變形的白堊紀砂巖之上。在西Narmada沉積巖系和上覆玄武巖之間,局部保存有礫巖,也為這一地區(qū)曾發(fā)生過晚白堊世區(qū)域隆升和剝蝕,提供了進一步的證據(jù)。這些礫巖包含有下伏砂巖、煌斑質(zhì)巖墻和氣孔狀玄武巖的次圓形到亞棱角狀碎屑。此外,PhenaiMata堿性中心的較晚期放射狀巖墻群也部分地切割了這些礫巖和上覆的底部熔巖流,也證明礫巖中的這些巖屑是在德干火山活動的最早期階段,經(jīng)剝蝕作用而形成。這一地區(qū)的晚白堊世沉積歷史記錄如下:繼Nirmar砂巖的河口–河流相砂巖沉積之后,曾發(fā)生過一次迅速而廣泛的海侵,產(chǎn)生Bagh組的結(jié)核狀灰?guī)r和珊瑚灰?guī)r;之后,發(fā)生海退,發(fā)育上覆Lameta組陸相沉積。重要的是,此次區(qū)域性海退與全球性海平面上升同時(Wignall,2001;Adatte等,2002),它標志著當時印度西北部曾經(jīng)受了重要的構(gòu)造隆升。(3)Narmada-Son裂谷盆地東部,賈巴爾普爾周圍的丘陵地區(qū)(圖4),基底與玄武巖間的接觸關系出露良好。此處,基底巖石之上覆蓋有各種厚度的馬斯特里赫特期陸源沉積物和Lameta組古土壤層。在賈巴爾普爾,此沉積巖系為Ambenali組和Mahabeleshwar組熔巖流單元(65~64Ma)上覆。在海撥較低處,可以見到早期熔巖流(Poladpur和Ambenali組;65.2~65Ma)直接覆蓋在基底巖石之上(Yedekar等,1996;Pattanayak和Shrivastava,1999;Cripps,2002),標志著該區(qū)(主德干省東部)在首次熔巖流到達之前業(yè)已經(jīng)受了幾十米的剝蝕和切割。(4)在主德干省西部離火山活動中心較遠的地區(qū)(如Narmada-納西克–孟買),可以見到薄層沉積單元(5~20m)直接產(chǎn)出于玄武巖系之下,或者與玄武巖系互層。這些表明,晚白堊世到新生代早期,圍繞德干省的東部和東南部邊緣,存在有局部河流系和淺水湖泊(Mohabey等,1993;Prasad和Khajuria,1995)。Saunders等(2007)推斷,原地幔柱頭撞擊巖石圈底部使其發(fā)生側(cè)向減薄,主德干省噴發(fā)幕之前的巖石圈最大瞬間隆升應當是發(fā)生于卡奇-Cambay-Narmada-Son裂谷區(qū)西部,爾后該隆升作用向東部和南部擴展并衰減(圖4)。此外,由于印度大陸的向北運動,使得初始地幔柱頭的撞擊點與地幔柱頭中心逐漸脫耦,因而北部地區(qū)的隆升初始熱和動力應當是相對短暫的。地震層析測定在中卡奇和Cambay裂谷之下,識別出一個圓柱形低地震波速區(qū),它被解釋成是地幔柱頭物質(zhì)到達印度巖石圈底部之前穿越上地幔的“通道”的位置(Kennett和Widiyantoro,1999)。5第三,大火成巖省的氣候效應大火成巖省研究中最令人振奮的前緣之一,就是檢測大火成巖省的氣候效應,特別是檢測它們與生物滅絕事件間可能存在的成因關聯(lián)(Ernst等,2005)。目前存在一種廣為傳布的觀點,即認為至少有一些生物滅絕事件是隕石撞擊的氣候效應。特別是認為白堊紀末的生物滅絕事件是與墨西哥尤卡坦半島的Chicxulub隕石撞擊坑有關聯(lián)(Alvarez等,1980;Hildebrand等,1991)。三疊紀末(Olsen等,2002)和二疊紀末(Becker等,2004)的生物滅絕事件也被一些學者認為是與隕石撞擊有關聯(lián)。但是,另外一些學者(如:Courtillot等,1996;Wignall,2001;Courtillot和Renne,2003)通過對比350Ma以來大火成巖省的形成年齡與此期間大多數(shù)生物滅絕事件的時間,發(fā)現(xiàn)二者之間存在密切的對應關系,因而提出生物滅絕系由大火成巖省的氣候效應所致。例如:峨眉山大陸溢流玄武巖、西伯利亞大陸溢流玄武巖、中大西洋火山作用和德干大陸溢流玄武巖分別與瓜德魯普世(Guadalupian)末(也就是中-晚二疊世的界限)、二疊紀末、三疊紀末和白堊紀末的生物滅絕事件具有相同的年齡。但是,將大火成巖省、極端氣候變化和生物滅絕加以關聯(lián)的機制十分復雜,目前并沒有很好地被模型化(Wignall,2001)。也有人提出,二疊紀末、三疊紀末和白堊紀末的生物滅絕事件是同時間發(fā)生的隕石撞擊事件和大火成巖省事件的疊加環(huán)境效應所致(White和Saunders,2005)。大火成巖省和生物滅絕事件研究是對大火成巖省氣候效應開展廣泛調(diào)查的組成部分。大火成巖省的侵位可以釋放出大量SO2和CO2進入大氣圈,前者引起全球變冷和酸雨,后者具有強烈的綠室效應(greenhouseeffect)(Veevers,1990;Campbell等,1992;Kerr,1998;Wignall,2001;Condie,2001;Ernst和Buchan,2003)。此外,溫度的微小增加就可能會引起大量氣體水合物熔化,所以大火成巖省事件的效應要比它直接對于氣候變化的貢獻要大得多(Wignall,2001;Jahren,2002)。相反的意見認為,由于風化作用的增強,大陸大火成巖省作用能夠?qū)е聹囟认陆岛虲O2固定,后者導大氣圈CO2降低(Goddéris等,2003)。大洋大火成巖省活動會阻斷大洋環(huán)流方式,使得海水向大陸架遷移((Kerr,1998;Wignall,2001)。另外,也有人將生物滅絕與大陸溢流玄武巖噴發(fā)前的區(qū)域性巖石圈穹形隆升相關聯(lián)(Wignall,2001)。例如,峨眉山火山作用前的巖石圈隆升和海平面迅速下降,這已被華南中—晚二疊世界限上的重要區(qū)域性海退所記錄。此次海平面下降與瓜德魯普世末的生物滅絕有成因關聯(lián),它導致紡錘、棘皮動物、腕足動物和苔蘚動物等的消失(Hallam和Wignall,1999)。由于海平面下降所導致的海洋棲息地的喪失,已被認為是引起這次生物危機的主要機制(Hallam和Wignall,1999)。很有可能,是與地幔柱誘發(fā)地殼隆升有關的海平面變化和峨眉山火山作用一道導致了瓜德魯普世末的生物滅絕事件(Xu等,2004)。此外,將與大火成巖省活動有關的環(huán)境效應與可能導致環(huán)境變化其他原因(如:板塊構(gòu)造運動、太陽活動周期和偏斜度的變更)加以區(qū)分,是一件很困難的事。因此,評估大火成巖省活動的環(huán)境效應十分復雜,乃是大火成巖省研究的一個重要的前緣領域(Ernst等,2005)。6大陸溢流玄武巖地球化學特征雖然世界上主要巖漿礦床都與包括大陸溢流玄武巖在內(nèi)的大火成巖省的鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)巖漿活動有關,但并不是所有的大火成巖省都含礦。例如:峨眉山和西伯利亞大火成巖省含有多種類型、大小和級別的巖漿礦床,而德干大火成巖省卻不含礦。峨眉山大火成巖省含有兩個巖漿系列:一個系列由HT(高Ti/Y)玄武巖和富Fe輝長巖及正長巖侵入體組成,另一個系列則由LT(低Ti/Y)玄武巖和鎂鐵質(zhì)–超鎂鐵質(zhì)侵入體組成。每一個系列都與不同的成礦類型共生:HT系列與規(guī)模巨大的V-Ti磁鐵礦礦床(如攀枝花和白馬礦床)共生,LT系列與Ni-Cu-(PGE)硫化物礦床(如金寶山、力馬河和朱布礦床)共生(Zhou等,2008)。含Ni-PGE(鉑族元素)硫化物礦床的諾里爾斯克侵入體位于已出露的西伯利亞大陸溢流玄武巖的西北邊緣,該巖體呈扁平拉長狀,大小為15×2×0.2km,與一個深大穿殼斷裂相鄰(Naldrett,1999)。雖然含礦的諾里爾斯克和下Talnakh侵入體僅僅只是西伯利亞玄武巖的一個極小部分(<0.01%體積百分比),但它們卻含有世界上最大的鎳礦床,其礦藏量大約相當于世界已知Ni和Pd儲量的四分之一?；鸪蒒i-PGE礦床的傳統(tǒng)成礦模式通常注意的是巖漿到達地殼層位之后發(fā)生的作用(如:Keays,1995;Nardrett,1999;Brooks等,1999;Lesher等,2001)。這些成礦模式將可能是形成于核–幔邊界的地幔柱設定為是所有Ni和PGE終極來源。這些模式有兩層含意:(1)所有地幔柱源巖漿應當具有相同的但不可預測的Ni和PGE成礦潛力。(2)成礦作用和“正常”巖漿作用間的差別主要在于在淺部巖漿房和巖漿通道中,