大火成岩省地幔柱源玄武岩的地球化学特征及其成因

大火成岩省地幔柱源玄武岩的地球化学特征及其成因

1大火成岩省的起源大火成岩省（lips）是一个面积为0.1km2，体积为0.1mkm3，最大寿命为50万年（一个人可活到100万年）。它们位于板的构造环境中，具有板内地球化学的习性。它们以短程（1.500万年）和脉冲火的活动为特征。大部分（总体积大于75%）在此期间发生（coffin和eldholm，1994；ernst等人，2005；brron和ernst，2008）。大火成岩省以镁铁质岩石为主,酸性和超镁铁质岩石次之,但也有少数大火成岩省主要由酸性岩石构成(BryanandErnst,2008)。大火成岩省包括有大陆溢流玄武岩(CFBs)、巨大的大陆岩墙群、岩床和镁铁质-超镁铁质侵入体、大陆裂谷火山岩、酸性大火成岩省、大洋高原玄武岩和大洋盆地溢流玄武岩(Bryan和Ernst,2008)。整个地球历史之中都有大火成岩省产出,中、新生代大火成岩省被保存得最为完好。新近的研究揭示,晚二叠世以来,在亚洲大陆上,曾发育过4个大火成岩省(峨眉山、西伯利亚、喜马拉雅-潘伽和德干)(图1)。其中,峨眉山、西伯利亚和德干大火成岩省研究程度最高。本文将通过对比峨眉山(~260Ma)、西伯利亚(~250Ma)和德干(~66Ma)等3个大火成岩省,对它们的主要地质和岩石地球化学特点进行总结,并对大火成岩省活动与区域性岩石圈隆升、大陆裂谷化和裂解、生物灭绝事件和大规模成矿事件间的联系予以评估。2地质背景2.1火山岩系的含量、地层岩性和年龄峨眉山大火成岩省分布于中国西南扬子克拉通的西部(包括云南、四川、贵州和广西等省),面积超过5×105km2,由大陆溢流玄武岩和共生的镁铁质–超镁铁质层状侵入体构成(图2)。通常将龙门山逆冲断裂和哀牢山-红河走滑断裂分别当作该大火成岩省的西北边界和西南边界。但是,在思茅盆地、越南北部和羌塘地块中也有玄武岩和镁铁质–超镁铁质杂岩出露,它们可能是峨眉山大火成岩省的外延部分(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岩很可能与中三叠世时印支半岛沿着哀牢山–红河断裂带相对于华南的向东挤出有关(Tapponnier等,1990;Chung等,1997)。很有可能,后期的构造事件对原先的大火成岩省展布态势已造成一定程度的破坏。火山岩系的总厚度,在西部超过5000m,在东部只有几百米,主要由玄武质熔岩组成,苦橄岩和火山碎屑岩次之。西部,火山岩系的最上部主要由厚层熔岩流和粗面质、流纹质凝灰岩组成(Chung和Jahn,1995;Xu等,2001)。与火山岩系共生的侵入岩(包括有正长岩和层状辉长岩)同样也显示了这种双峰式成分组成。峨眉山火山岩系不整合覆盖在中二叠世晚期的碳酸盐建造(即茅口灰岩)之上;火山岩系的上覆地层,东部为宣威组和龙潭组(相当于上二叠统吴家坪阶),中部为上三叠统沉积岩。由于峨眉山大火成岩省中部长期隆升,峨眉山玄武岩随之遭受剥蚀,导致三叠系沉积岩和峨眉山玄武岩之间呈剥蚀不整合接触关系(Heetal.,2006)。地层学关系揭示,峨眉山玄武岩的喷发应当早于二叠纪-三叠纪之间的界限,最有可能是发生于中—晚二叠世界限上(相当于卡匹敦期/吴家坪期:260Ma;Gradstein等,2004)。因此,峨眉山玄武岩的喷发年龄被推断为~260Ma(Courtillot等,1999;Xu等,2004)。最近,镁铁质和碱性侵入岩(Zhou等,2002,2006;Xu等,2008)以及玄武岩(Fan等,2008)的SHRIMP锆石U-Pb年龄进一步证明这一有关峨眉山玄武岩喷发年龄的推断是正确的。Courtillot等(1999)提出,是峨眉山火山作用导致瓜德鲁普世末(end-Quadalupian)的生物灭绝、寒冷和大陆冰盖生长,可能还与特提斯早期(earlyTethys)的边缘裂谷事件有成因关联。Torcq等(1997)的古大陆重建也证明了早期有关靠近二叠纪—三叠纪界限的潘基亚B(PangeaB)超大陆架构配置的意见:即当时已经产生了一个很窄的特提斯洋。某些冈瓦纳(Gondwannian)陆块北缘和中华陆块中的裂谷化作用与峨眉山大陆溢流玄武岩的喷发也是同时的(Courtillot等,1999)。扬子克拉通中已经出露的最老基底岩石的时代为古元古代,此外还发现广泛分布有太古宙碎屑锆石(Zheng等,2006)。早先估算峨眉山玄武岩的体积为0.3×106km3(Xu等,2001),最近,根据深地震测深数据推算,峨眉山玄武岩的原始总体积可能达到3.8×106km3(Xu,2007)。2.2由大火成岩省的岩浆活动和岩石学背景所构成的区域地层西伯利亚大火成岩省跨越西伯利亚克拉通和西西伯利亚盆地(图3;Reichow等,2005),面积约3.9×106km2,为大陆溢流玄武岩省,其组成包括有玄武岩、苦橄质玄武岩和相伴共生的浅成侵入体。其原始体积的估算推测性很大:许多作者估计为1×106km3~2×106km3,Courtillot等(1999)则认为其原始体积可能高达4×106km3,但目前被保存下来的仅为4×105km3。西伯利亚大陆溢流玄武岩喷发于二叠纪-三叠纪界限期—251Ma(Gradstein等的地质年代表,2004;Saunders等,2007)。同位素测年数据揭示,西伯利亚克拉通北部诺里尔斯克(Noril′sk)地区(图3)熔岩和侵入岩总体上在很短的时间内(小于1个百万年)侵位,但是对该大火成岩省活动的总体延续时间还不十分清楚,可能很短只有60万年(Campbell等,1992),也可能较此时限要长得多。大量的同位素测年数据显示,该大火成岩省的岩浆活动时间是围绕着250Ma发生,所以很有可能整个大火成岩省的喷发活动是同步发生的(Reichow等,2002;Kamo等,2003)。西伯利亚大火成岩省的很大一部分,现今被埋藏在西西伯利亚盆地和哈坦加(Khatanga)槽之下。诺里尔斯克地区观测到的最大熔岩厚度为~3500m(Wooden等,1993),卡坦加槽之下的熔岩厚度可能更大,钻探揭示,西西伯利亚盆地之下的深地堑构造中也存在有几千米厚的隐伏玄武岩(Westphal等,1998)。目前,可被利用的同位素测年数据揭示,西伯利亚大火成岩省的火山作用开始于254百万年前,结束于248百万年前。因此,其延续时间达到6个百万年(Bryan和Ernst,2008)。西伯利亚大陆溢流玄武岩的主喷发活动大约发生于250Ma,延续时间小于1个百万年(Courtillot和Renne,2003)。西伯利亚克拉通太古宙Daldyn地块最古老地壳基底的年龄大约为3.0Ga(Griffin等,1999,2002)。西西伯利亚盆地中含有很厚的二叠纪—三叠纪火山岩、三叠纪陆相岩石和侏罗纪到新生代的陆相和海相沉积岩(Reichow等,2005)。这些火山岩和沉积岩堆积在一个由元古宙到古生代变形和未变形沉积岩和结晶岩石构成的复杂基底之上。该基底曾发生裂谷化产生近南北向裂谷(如Urengoy和Khudosey裂谷,图3)。该裂谷事件至少在三叠纪已经活动,可能延续至侏罗纪,但其起始时间还不十分清楚(Saunders等,2005)。钻探揭露,大多数火山岩分布于裂谷地堑之中,但也有一些火山岩是产出于裂谷翼部,因而表明至少有一些火山作用是先于裂谷事件,或者与裂谷事件是同时的(Saunders等,2007)。位于中生代沉积岩系之下的二叠纪—三叠纪火成岩主要由玄武岩、辉长岩和少量流纹岩组成。Reichow等(2002,2005)业已证明,西西伯利亚盆地中至少有一些玄武岩与西伯利亚克拉通上出露的大陆溢流玄武岩在时代上相同,成分也相似。Courtillot等(2003)认为,西西伯利亚盆地可能是由导致大陆溢流玄武岩侵位的同一事件所产生。虽然该盆地很大很深,但并没有达到大陆充分裂解、形成洋壳的阶段。2.3德干火山作用普遍认为,印度的德干大陆溢流玄武岩是在大约66Ma前印度大陆向北移动至留尼汪(Réunion)地幔柱之上时产生的(Peng和Mahoney,1995;Sheth等,2004)。德干大火成岩省主要由分异的拉斑玄武岩和少量玄武安山岩组成。此外,还有极少量苦橄岩、苦橄玄武岩、互层的富钾熔岩、分异的长英质岩石和碱性侵入体。目前陆地上分布的德干溢流玄武岩面积约为5×105km2,估计其原始喷发体积为0.75~1.5×106km3(图4)。由于新生代时的沉陷,德干大陆溢流玄武岩在印度之西的近海区域也有大面积分布(图1)。估计德干大火成岩省的初始面积大约为1.5×106km2。德干大火成岩省的基底主要由太古宙和原古宙陆块组成,其上覆盖着年轻的沉积物。德干大陆溢流玄武岩由于其主体喷发与白垩纪—第三纪界限(KTB)同时,因而在所有的大陆溢流玄武岩省中最为知名,并被广泛讨论(Baksi和Ferrar,1991;Basu等,1993;Baksi,1994;Widdowson等,2000)。德干大火成岩省最早期(68Ma)岩浆活动的产物为少量碱性火山岩和侵入岩,发生于北部(Basu等,1993),之后逐渐演变为主德干省的大规模拉斑玄武质熔岩喷发。溢流玄武岩岩浆作用在67Ma始于Kutch-Narmada-Son裂谷区,逐渐向南移动,最后的溢流玄武岩喷发在古新世早期(64Ma)发生于主德干省的南缘(Mitchell和Widdowson,1991;Widdowson等,2000)。德干火山作用的流纹质、粗面质和玄武质最终相喷发(62~64Ma)发生于孟买地区(Lightfoot等,1987;Sethna,1999;Sheth等,2001),以潜水岩浆蒸汽和细碧质熔岩喷发为特征,发育于一个新形成的浅海湾之中。该海湾是在塞舌尔–马斯克林(Sey–chelles-Mascarene)微大陆与印度大陆于62~64Ma最终分离之前(Todal和Eldholm,1998),沿着减薄的印度大陆边缘,由于大陆壳下沉、海水入侵而形成(Cripps等,2005)。综上所述,德干火山作用至少是在67Ma前,更有可能是在69Ma前开始,结束于61Ma前。因此,其延续时间达到了8Ma。但是德干大陆溢流玄岩的主喷发活动是发生于66~65Ma之间,时限仅为0.5~1Ma(Saunders,2007)。德干火山作用总体上是发生于板块裂解和塞舌尔—马斯克林微大陆与印度大陆分离之前。然而,在此大陆分离事件中达到极致的岩石圈伸展作用,实际上沿着继承性脆弱带在麦斯特里希特期(Maastrichtian—中白垩世)已经开始(Biswas,1987)。因此,在溢流火山作用的主喷发期(也就是麦斯特里希特期晚期到古新世),初始的伸展构造已经开始演化(Saunders等,2007)。3玄武岩岩的形成3.1岩石类型分类3.1.1ht和lt火山岩由玄武岩和苦橄岩构成。根据Ti/Y值,它们可以被划分为高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)两个岩浆类型(图5a)。此处不用TiO2而用Ti/Y值作为划分岩浆类型的标准,是因为在分离结晶过程中TiO2含量会逐渐升高,而Ti/Y值则不会发生太大的变化(Peate等,1992)。根据Nb/La值(地壳混染指数,Kieffer等,2004),HT和LT熔岩又可以进一步分别被划分为HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等4个熔岩亚类(图5a)。图6a和图6b显示,HT熔岩除了1个HT1样品属于拉斑系列外,几乎全部属于碱性系列,其岩石类型有碱性玄武岩、苦橄岩和极个别玄武岩;LT熔岩除5个样品属于碱性系列外,大多数属拉斑系列,其岩石类型有玄武岩、玄武安山岩和少量碱性玄武岩。3.1.2ht和lt火山岩由玄武岩和苦橄玄武岩构成。根据Ti/Y值,它们也可以被划分为高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)两个岩浆类型(图5b)。根据Nb/La值,HT和LT熔岩又可以进一步分别被划分为HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等4个熔岩亚类(图5b)。HT岩石仅由玄武岩组成,全部属于拉斑系列(图6c和图6d)。LT岩石除8个样品属碱性系列外,大多数也属于拉斑系列,主要岩石类型有玄武岩和玄武安山岩,其次有少量碱性玄武岩和玄武粗安岩(图6c和图6d)。3.1.3ht和lt岩浆类由玄武岩、苦橄岩和苦橄玄武岩构成。根据Ti/Y值,它们同样可以被划分为高Ti/Y(HT,Ti/Y>500)和低Ti/Y(LT,Ti/Y<500)两个岩浆类型(图5c)。根据Nb/La值,HT和LT熔岩又可以进一步分别被划分为HT1(Nb/La<1)、HT2(Nb/La≥1)和LT1(Nb/La<1)、LT2(Nb/La≥1)等亚类(图5c)。除了2个LT1样品和3个HT2样品属于碱性系列外,其余均属于拉斑系列。组成岩石类型以玄武岩和玄武安山岩为主,碱性玄武岩和玄武粗安岩少量(图6e和图6f)。3.2与地壳混染相关的微量元素地球化学特征有苦橄岩和苦橄玄武岩产出,板内环境下的短时间、大体积岩浆事件,通常被当作是古地幔柱的重要鉴别标志(Campbell,2001)。峨眉山、西伯利亚和德干大陆溢流玄武岩中均有苦橄质岩石存在,且主喷发期时间很短,这两种特点均十分有利于用地幔柱模式解释它们的成因。虽然仅根据地球化学特点比较难以识别是否有地幔柱的卷入,但是利用地球化学数据对所研究的火山岩石中是否保留有地幔柱信号作出一些综合性的判断仍然是有可能的。没有受到地壳(或岩石圈)混染由地幔柱产生的玄武质岩石通常具有平坦的或轻稀土富集的稀土元素分配型式,它们的不相容元素原始地幔标准化分配型式一般以缺乏Nb、Ta和Ti负异常为特征(Campbell,2001;Ernst等,2005)。Saunders等(1992)也提出,地幔柱组分是以具有大于1或近于1的高Nb/La值、低87Sr/86Sr值和高εNd值为特征。Nb/La值是一个可靠的判别地壳混染作用的微量元素指标(Kieffer等,2004)。峨眉山、西伯利亚和德干大陆溢流玄武岩的HT2和LT2熔岩均具有高Nb/La值(1~2.4),表明它们没有遭受地壳(或岩石圈)混染(图5)。HT2和LT2熔岩的主体具有与洋岛玄武岩(OIB)区域相重叠的元素比值(图7)。除了西伯利亚的样品具有微弱Ta负异常之外,它们总体上显示非常类似于OIB的“大隆起”式不相容元素原始地幔标准化分配型式(也就是缺乏Nb、Ta和Ti的负异常)(图8)。这些特点表明大陆溢流玄武岩与OIB在源和(或)形成过程上有某种共通之处。这3个大火成岩省的一个十分醒目的独特之处在于,虽然每一个大火成岩省的Sr-Nd同位素数据均相当分散,但它们都呈现向着一个共同的FO-ZO端元(FOZO代表地幔柱的一个“共同的”亏损下地幔库,Hart等,1992)会聚的特点(图9)。另一个特点是,某些具有高Nb/La值的样品显示高εNd(t)值(2~5)和低87Sr/86Sr(t)值(0.704~0.705)(图9),很可能是反映了最少受到地壳(或岩石圈)混染的地幔柱组分的同位素信号。Condie(2003,2005)提出,可以用4个不活泼的高场强(HFSE)元素比值:Nb/Th、Zr/Nb、Zr/Y和Nb/Y对某些同位素地幔库加以特征化。这些高场强元素比值的优点在于,它们既不会像同位素比值那样随着时间发生改变,也不会受到次生蚀变作用的影响。如Condie(2005)所指,Zr-Y-Nb-Th关系(图10)能够将地幔柱源和非地幔柱源加以区分,还可以为区分玄武岩是源于地幔柱头或是源于地幔柱尾提供有用的地球化学标志。由图10清楚可见,峨眉山、西伯利亚和德干大火成岩省的所有没有受到地壳(或岩石圈)混染的LT2玄武岩的成分点全部落在ΔNb线上方由深部亏损地幔柱组分(DEP)和原始地幔组分(PM)所界定的地幔柱域之中。这与前述借用主元素、微量元素和同位素地球化学证据证明LT2熔岩为地幔柱源玄武岩也是一致的。此外,图10a,b和图10e,f还显示,峨眉山和德干大火成岩省没有受到地壳(或岩石圈)混染的HT2熔岩(包括玄武岩和苦橄岩)中存在有再循环地幔组分(REC)的重大贡献。所有这些表明,没有受到地壳(或岩石圈)混染的LT2玄武岩可能是源于地幔柱头,而没有受到地壳(或岩石圈)混染的HT2玄武岩(包括苦橄岩)则可能是源于地幔柱尾。3.3地壳和岩石圈物质混染说HT1和LT1熔岩以低Nb/La(图5)、大离子亲石元素浓度高和具有明显的Nb、Ta和Ti负异常为特征(图8)。这些表明,峨眉山、西伯利亚和德干大陆溢流玄武的形成和演化中,除了地幔柱组分外还应当卷入有别的组分。这种组分最有可能是来自岩石圈。对于岩石圈组分是以何种方式对玄武岩浆的产生作贡献,目前还存在着激烈的争论。一种意见认为是地幔柱源岩浆受到岩石圈源熔体混染(Arndt等,1993);另一种意见认为整个陆下岩石圈地幔(CLM)都发生熔融(Gallagher和Hawkesworth,1992;Hooper等,1995;Hawkesworth等,1995;Rogers等,1995);第三种意见认为是与岩石圈地幔受到热机械侵蚀作用有关,该过程中地幔柱源岩浆渗透进入岩石圈,导致发生熔体–岩石反应(Macdonald等,2001)。我们倾向于Macdonald等(2001)提出的第三种意见,即源于地幔柱的岩浆在穿越岩石圈上升的过程中,会受到岩石圈组分的混染。因为地壳(或岩石圈)物质通常高La/Nb、高Ba/Nb和低La/Ba,如果玄武岩浆受到地壳(或岩石圈)物质混染,其不相容元素如La或Ba的含量会相对于Nb升高(Weaver和Tarney,1984;Wedepohl,1995)。图7显示了峨眉山、西伯利亚和德干玄武岩中,与OIB成分域(Fitton等,1991;Fitton,1995)相比较,La/Nb值相对于La/Ba值的变化。大多数HT1和LT1熔岩具有较高的La/Nb值和较低的La/Ba值,表明它们受到了地壳或(和)陆下岩石圈组分的影响。具有前寒武纪基底的HT1和LT1熔岩以较低的εNd(t)(-20~+5)和较高的87Sr/86Sr(t)(0.705~0.723)为特征(图9)。它们的Sr~Nd同位素成分点分布于“FOZO-下地壳”和“FO-ZO-上地壳”2条混合线所限定的区域之内(图9),这可能与古老大陆岩石圈的混染作用有关。HT1和LT1熔岩是受到地壳(或岩石圈)混染的地幔柱源大陆玄武岩。由图10可见,大多数受到混染的HT1和LT1熔岩的成分点均落在富集组分(EN)所限定的区域内,它们代表了受到大陆地壳或(和)陆下岩石圈混染的地幔柱源玄武岩。这与前述由主元素、微量元素和同位素地球化学研究获得的结论也是一致的。HT1和LT1熔岩的某些化学和同位素成分也有可能是继承了陆下岩石圈地幔的特点。但是,如前所述,峨眉山、西伯利亚和德干玄武岩的原始喷发体积估计是介于0.75×106到4×106km3,在相对较短的时间内(~1~10Ma)喷发。难以想像,如此大量的岩浆会是由长期处于非对流稳定态的岩石圈地幔熔融所产生。热机模式认为,热从地幔柱传导至岩石圈地幔只能产生少量熔体(McKenzie和Bickle,1988;Arndt和Christensen,1992)。因此,峨眉山、西伯利亚和德干大陆溢流玄武岩的形成中虽然不能排除可能会有大陆岩石圈地幔的贡献,但是它们不太可能是由大陆岩石圈地幔的熔融所产生。综上所述,巨量的大陆溢流玄武岩很可能只是由对流的软流圈或地幔柱所产生。因此,HT1和LT1熔岩的地球化学变化,可以用地幔柱源岩浆遭到大陆地壳或(和)陆下岩石圈混染予以解释。3.4岩省玄武地球化学和地质特征La、Gd和Yb等REE特别有用,因为它们的相对丰度强烈地取决于部分熔融程度和幔源中含铝相(尖晶石或石榴子石)的性质。此处,我们采用Reichow等(2005)建立的REE模型(图11),阐述造成峨眉山、西伯利亚和德干玄武岩REE比值变化所必需的熔融深度和熔融程度,并对其源区性质(是存在尖晶石或是存在石榴子石)予以约束。在La/Yb-Gd/Yb图解(图11)中,峨眉山、西伯利亚和德干等3个大火成岩省的玄武岩数据呈正相关分布。峨眉山、西伯利亚和德干玄武岩的Gd/Yb(BSE)值变化较小,仅为1~2,而La/Yb(BSE)值却变化很大(1.5~11)。La/Yb的大幅度变化既可能与部分熔融程度有关,也可能与分离结晶作用有关,还可能与地壳(或岩石圈)混染作用有关,或者与上述3种作用的联合效应有关。峨眉山、西伯利亚和德干等3个大火成岩省玄武岩的母熔体曾受到大陆地壳或(和)陆下岩石圈的混染,这对于La/Yb值会有强烈影响,但对于Gd/Yb值影响甚微。因此,该模型只具有半定量的功效。不过该部分熔融模型仍然可以用来鉴别产生峨眉山、西伯利亚和德干大陆溢流玄武岩的最有可能的地幔源区的性质和部分熔融程度。图11显示:LT(包括LT1和LT2)熔岩的成分点落在3GPa的尖晶石橄榄岩和石榴子石橄榄岩过渡带中,或叠加在具有初始BSE源成分的石榴子石橄榄岩的3GPa部分熔融曲线上,部分熔融程度介于1%~30%;HT(包括HT1和HT2)熔岩的成分点落在3~4GPa的石榴子石稳定区,或者叠加在具有BSE源成分的石榴子石橄榄岩的4GPa部分熔融曲线上,部分熔融程度≤20%。所有这些特点以及前述Zr-Y-Nb-Th关系(图10)联合表明,HT熔岩系由地幔柱的较深部位(~4GPa,地幔柱尾)通过较低程度的部分熔融所产生,而LT熔岩则是由地幔柱的较浅部位(~3GPa,地幔柱头)通过较高程度的部分熔融所产生。3.5大陆溢流玄武岩在每一个大陆溢流玄武岩省中,苦橄岩和原生的及近于原生的高Mg#玄武岩(如Mg#≥0.65)均呈次要组成产出(图12)。峨眉山、西伯利亚和德干大火成岩省的主要差异在于,峨眉山和西伯利亚大火成岩省中高Mg#玄武岩占有的比例相对较大。峨眉山和西伯利亚的原生大陆溢流玄武岩通常要比德干的原生大陆溢流玄武岩较为亏损玄武质组分(如Al2O3和Na2O)。峨眉山和西伯利原生玄武岩的最低Al2O3含量分别为5.5%和8.5%,而德干原生玄武岩的Al2O3含量却≥12%(图12a,c,e)。当Mg#相同时,峨眉山和西伯利原生玄武岩的Na2O含量(低至0.2%)比德干(全部>1.2%)要低(图12b,d,f),反映峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩的地幔源相对耐火。这可能也表明峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩是产生于较大深处。此推断与含有相对较高比例高Mg#熔体(图12)的峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩的REE特征(图11)也是一致的。REE特征(图11)显示,峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩是产生于较大的深处(达4GPa),而德干大陆溢流玄武岩产生的深度相对稍浅(<4GPa)。峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩另一个特点是,与其他大离子亲石元素相比,它们相对富集Ba(图13)。虽然这3个大火成岩省大多数样品的Ba含量是相互重叠的,但是,德干大陆溢流玄武岩有较多的样品较之峨眉山和西伯利亚大陆溢流玄武岩具有较高的K/Ba(德干:达80;峨眉山:<60;西伯利亚:<42)和较低的Ba/La(德干:<41;峨眉山:达68;西伯利亚:达82)、Ba/Th(德干:<230;峨眉山:达850;西伯利亚:达450)。此处,我们只观察峨眉山、西伯利亚和德干大火成岩省中没有受到地壳或(和)陆下岩石圈混染的LT2和HT2熔岩Sr-Nd同位素比值的变化,以便能够更好地表示所观察到的同位素变化趋势是幔源的,与地壳(或岩石圈)混染作用无关。在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)图解(图9)中,所有低87Sr/86Sr(t)样品均群聚于FOZO端元,但在高87Sr/86Sr(t)端却形成不同的趋势。德干大火成岩省没有受到地壳(或岩石圈)混染的LT2和HT2熔岩的成分点具有随着87Sr/86Sr(t)变化指向EM2组分的分布趋势(图9c中的虚线箭头)。EM2组分通常被归之于消减的大陆沉积物,或是先期被消减沉积物改造的地幔楔(Hart等,1992;Hofmann,1997;Zhang等,2008)。相反,峨眉山和西伯利亚大火成岩省没有受到地壳(或岩石圈)混染的LT2和HT2熔岩的成分点的分布趋势却显示出另外一种特点,一端指向FOZO,另一端指向EM1组分(图9a,b中的虚线箭头)。EM1组分代表了古老大洋沉积物或古老克拉通岩石圈地幔(Hart等,1992;Hofmann,1997;Zhang等,2008)。总而言之,峨眉山、西伯利亚大火成岩省和德干大火成岩省之间在地球化学信号上存在本质差异,反映了地幔柱与不同上地幔库间的相互作用:(1)峨眉山和西伯利亚大火成岩省没有受到地壳(或岩石圈)混染的原生岩浆的地球化学信号表明它们源于原始地幔柱,其母岩浆在上升过程中,经历了与深部地幔岩石圈域的相互作用,后者携带有古老克拉通岩石圈地幔(EM1型幔源)的特征地球化学信号。它们通常含有相对高比例的原生高Mg#熔体,这些高Mg#熔体以低Al2O3和Na2O和高度富集许多强不相容元素为特征。它们的未遭受地壳(或岩石圈)混染的原生玄武岩显示介于亏损地幔柱和EM1型地幔间的Sr-Nd同位素变异趋势。(2)德干大火成岩省没有受到地壳(或岩石圈)混染的原生玄武岩没有显示和相当于古老岩石圈根的地球化学库的强烈相互作用。它们所显示的地球化学信号表明,或者是有消减沉积物卷入其地幔柱源,或者是其地幔柱源岩浆与具有受到消减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设置以构造基础为识别效应的沉积样式地幔柱理论推断,地幔柱的异常热上涌会引起相当规模的岩石圈穹形隆升(Cox,1989;Campbell和Griffiths,1990;White和McKenzie,1995;Pirajno,2000)。此种穹形隆升应当在沉积上留下可以识别的效应,如:隆升区上方地层局部变浅和减薄,以及玄武岩与下伏沉积岩系之间的剥蚀不整合等(Rainbird和Ernst,2001)。由于在许多与地幔柱有关的大火成岩省中均观察到了这些沉积样式,所以,它们为鉴别大火成岩形成中地幔柱的作用提供了可靠而独立的方法(Dam等,1998;Xu等,2007;Saunders等,2007)。4.1力量物质来源He等(2003,2006,2007)对溢流玄武岩下伏地层(即茅口组灰岩)的性质和它们之间的接触关系进行了系统的调查研究。茅口组灰岩生物地层单元的系统对比揭示,峨眉山大火成岩省的地层存在穹形减薄(图2b)。减薄的碳酸盐岩为陆上不整合所盖,很多情况下,不整合面显示喀斯特古地形、存在古风化壳、局部残留砂砾和基底砾石。源区分析揭示,砾石主要来自茅口组的最上部。因此,地层减薄应当是隆升引起的差异剥蚀所致。茅口组灰岩等厚线图勾画出隆升区呈似圆形(图2),这种形状与地幔柱理论模型推断上涌地幔柱上方存在的地壳穹形隆起十分相似。估计该穹形隆升的延续时间小于3Ma,半径大于700km,在隆升区的核部,隆升幅度大于1000m(He等,2003,2006,2007)。目前,除了地幔柱外还不知道有其他的作用,可以在几百万年内,形成半径达到1000km以上和高度>1km的岩石圈穹窿。快速隆升表明,是地幔柱的撞击(不是地幔柱孵化)导致峨眉山大火成岩省形成(Xu等,2007)。因此,沉积记录为峨眉山大火成岩省系由地幔柱诱发产生的模式提供了独立支撑。此外,地层减薄的程度和不整合发育的范围暗示,峨眉山地幔柱的中心应位于峨眉山大火成岩省的西部(He等,2003,2006,2007),岩石学研究也曾得出相同的推断(Xu等,2001)。晚二叠世古地理态势为近圆形隆升区内、外的沉积作用所限定。例如,上二叠统陆相碎屑堆积主要分布于穹窿区,而浅海相灰岩则趋于沉积在隆升区之外。上述沉积特点和圆形沉积样式,有力地证明了地幔柱诱发的地壳上隆与中—晚二叠世界限上的古地理变迁之间存在成因联系。根据茅口组的剥蚀程度,与峨眉山大火成岩省共生的穹窿构造被划分为内、中、外三带(图2)。内带,茅口组受剥蚀最明显,被认为是上涌地幔柱头与岩石圈底部发生撞击的位置(He等,2003)。中带,茅口组受剥蚀程度中等,向外带剥蚀程度降低。峨眉山大火成岩省之外的地区,沉积作用在整个二叠纪都是连续的。因此,茅口组的标准地层层序只能在该大火成岩省以外的地区建立(Feng等,1997)。上述穹窿构造的内、中、外带划分相当重要,因为它为正确划分峨眉山大火成岩省提供了天然基础。因而,Xu等(2004)认为,该穹窿构造的顶部可能相当于地幔柱头的位置,穹窿构造的边缘则可能相当于地幔柱的边部。4.2热拉达:岩石圈的结构西北利克拉通西北部诺里尔斯克地区厚达3500m的玄武岩显示,自下而上,其平均熔融深度逐渐变浅。早期熔岩(如Gudchikhinsky岩组)的Sm/Yb值表明其熔体产生于中等厚度的岩石圈之下(与夏威夷相似,约为100km),而大量上部熔岩的Sm/Yb值则明显下降(Fedorenko等,1996;Sharma,1997)。这些数据表明,熔体是在很浅的部位分凝,这一点似乎与熔体是产生于厚大的西伯利亚克拉通之下,或是产生于任何典型大陆岩石圈之下相矛盾。西伯利亚克拉通的现今热厚度为300km(Artemieva和Mooney,2001),与地震学证据(Zhang和Tanimoto,1993)相一致。可是我们并不能确定二叠纪时该克拉通的厚度,没有理有认为它比今天还要薄得多。如此之厚的岩石圈之下,产生具有所观察到的低Sm/Yb值的拉斑玄岩,必须相伴有强烈的岩石圈上隆才会产生所需的非常高的地幔温度。现有资料表明,西西伯利亚盆地和相邻盆地之下,熔体是产生于高度减薄的岩石圈之下(Saunders等,2007)。岩石圈减薄有可能先于裂谷化,或者与裂谷化同时。在西西伯利亚盆地,存在清楚的二叠纪-三叠纪裂谷化的证据,形成Urengoy和Khudosey等大型裂谷(Nikishin等,2002;Saunders等,2005;Vyssotski等,2006;图3)。如前所述,这些裂谷大部分被厚大的玄武岩系充填,而且在裂谷的翼部也有玄武岩产出(图3),所以,至少有一些火山作用应当是先于裂谷事件,或者是与裂谷事件同步发生。据Saunders等(2005)估算,这些裂谷的拉伸量(β因子)为1.2~1.6,因为有岩浆添加,此拉伸量应当是一种较低值。如果西西伯利亚盆地的同岩浆拉伸量为2~3,且拉伸迅速,那末,从理论上推断,在潜在温度1400℃的条件下,就有可能从地幔产生1~2km厚的熔体(Bown和White,1995)。因为在地堑边缘的生长断裂中卷入有侏罗纪沉积物,所以,应当强调指出,相当一部分裂谷化作用是发生于三叠纪和后三叠纪。这样一来,似乎根据玄武岩的数量和成分推断出的拉伸量与由地壳构造推断出的拉伸量,并不完全一致(Saunders等,2007)。4.3晚白垩世至新生代德干大火成岩省的许多地方,都可以观察到地表隆升先于溢流火山活动的沉积效应:(1)印度西北岸卡奇(Kutch)盆地和印度东岸Krishna-Godavari和Cauvery盆地(图4)的沉积记录均表明,从晚坎潘期(Campanian)到早马斯特里赫特期(Maastrichtian),沉积速率增加了3到5倍(Halkett等,2001)。所有这些表明,在大陆海岸带剥蚀加强。此期间,这些盆地中沉积相的分布也发生了根本性改变:从较深海相沉积物,向上经浅水相,最终变为河流相为主的碎屑沉积物,显示了原Godavari、Krishna和Cauvery河流系的迅速进积作用。此外,Krishna-Godavari和Cauvery盆地测井资料的沉降分析表明,从马斯特里赫特期到古新世晚期发生了几百米的短暂地表隆升(Halkett等,2001)。(2)主德干省西北部(Narmada-Son裂谷西部和Cambay裂谷区,图4),德干大陆溢流玄武岩的底部熔岩单元(~67Ma)不整合覆盖在变形的白垩纪砂岩之上。在西Narmada沉积岩系和上覆玄武岩之间,局部保存有砾岩,也为这一地区曾发生过晚白垩世区域隆升和剥蚀,提供了进一步的证据。这些砾岩包含有下伏砂岩、煌斑质岩墙和气孔状玄武岩的次圆形到亚棱角状碎屑。此外,PhenaiMata碱性中心的较晚期放射状岩墙群也部分地切割了这些砾岩和上覆的底部熔岩流,也证明砾岩中的这些岩屑是在德干火山活动的最早期阶段,经剥蚀作用而形成。这一地区的晚白垩世沉积历史记录如下:继Nirmar砂岩的河口–河流相砂岩沉积之后,曾发生过一次迅速而广泛的海侵,产生Bagh组的结核状灰岩和珊瑚灰岩;之后,发生海退,发育上覆Lameta组陆相沉积。重要的是,此次区域性海退与全球性海平面上升同时(Wignall,2001;Adatte等,2002),它标志着当时印度西北部曾经受了重要的构造隆升。(3)Narmada-Son裂谷盆地东部,贾巴尔普尔周围的丘陵地区(图4),基底与玄武岩间的接触关系出露良好。此处,基底岩石之上覆盖有各种厚度的马斯特里赫特期陆源沉积物和Lameta组古土壤层。在贾巴尔普尔,此沉积岩系为Ambenali组和Mahabeleshwar组熔岩流单元(65~64Ma)上覆。在海拨较低处,可以见到早期熔岩流(Poladpur和Ambenali组;65.2~65Ma)直接覆盖在基底岩石之上(Yedekar等,1996;Pattanayak和Shrivastava,1999;Cripps,2002),标志着该区(主德干省东部)在首次熔岩流到达之前业已经受了几十米的剥蚀和切割。(4)在主德干省西部离火山活动中心较远的地区(如Narmada-纳西克–孟买),可以见到薄层沉积单元(5~20m)直接产出于玄武岩系之下,或者与玄武岩系互层。这些表明,晚白垩世到新生代早期,围绕德干省的东部和东南部边缘,存在有局部河流系和浅水湖泊(Mohabey等,1993;Prasad和Khajuria,1995)。Saunders等(2007)推断,原地幔柱头撞击岩石圈底部使其发生侧向减薄,主德干省喷发幕之前的岩石圈最大瞬间隆升应当是发生于卡奇-Cambay-Narmada-Son裂谷区西部,尔后该隆升作用向东部和南部扩展并衰减(图4)。此外,由于印度大陆的向北运动,使得初始地幔柱头的撞击点与地幔柱头中心逐渐脱耦,因而北部地区的隆升初始热和动力应当是相对短暂的。地震层析测定在中卡奇和Cambay裂谷之下,识别出一个圆柱形低地震波速区,它被解释成是地幔柱头物质到达印度岩石圈底部之前穿越上地幔的“通道”的位置(Kennett和Widiyantoro,1999)。5第三,大火成岩省的气候效应大火成岩省研究中最令人振奋的前缘之一,就是检测大火成岩省的气候效应,特别是检测它们与生物灭绝事件间可能存在的成因关联(Ernst等,2005)。目前存在一种广为传布的观点,即认为至少有一些生物灭绝事件是陨石撞击的气候效应。特别是认为白垩纪末的生物灭绝事件是与墨西哥尤卡坦半岛的Chicxulub陨石撞击坑有关联(Alvarez等,1980;Hildebrand等,1991)。三叠纪末(Olsen等,2002)和二叠纪末(Becker等,2004)的生物灭绝事件也被一些学者认为是与陨石撞击有关联。但是,另外一些学者(如:Courtillot等,1996;Wignall,2001;Courtillot和Renne,2003)通过对比350Ma以来大火成岩省的形成年龄与此期间大多数生物灭绝事件的时间,发现二者之间存在密切的对应关系,因而提出生物灭绝系由大火成岩省的气候效应所致。例如:峨眉山大陆溢流玄武岩、西伯利亚大陆溢流玄武岩、中大西洋火山作用和德干大陆溢流玄武岩分别与瓜德鲁普世(Guadalupian)末(也就是中-晚二叠世的界限)、二叠纪末、三叠纪末和白垩纪末的生物灭绝事件具有相同的年龄。但是,将大火成岩省、极端气候变化和生物灭绝加以关联的机制十分复杂,目前并没有很好地被模型化(Wignall,2001)。也有人提出,二叠纪末、三叠纪末和白垩纪末的生物灭绝事件是同时间发生的陨石撞击事件和大火成岩省事件的叠加环境效应所致(White和Saunders,2005)。大火成岩省和生物灭绝事件研究是对大火成岩省气候效应开展广泛调查的组成部分。大火成岩省的侵位可以释放出大量SO2和CO2进入大气圈,前者引起全球变冷和酸雨,后者具有强烈的绿室效应(greenhouseeffect)(Veevers,1990;Campbell等,1992;Kerr,1998;Wignall,2001;Condie,2001;Ernst和Buchan,2003)。此外,温度的微小增加就可能会引起大量气体水合物熔化,所以大火成岩省事件的效应要比它直接对于气候变化的贡献要大得多(Wignall,2001;Jahren,2002)。相反的意见认为,由于风化作用的增强,大陆大火成岩省作用能够导致温度下降和CO2固定,后者导大气圈CO2降低(Goddéris等,2003)。大洋大火成岩省活动会阻断大洋环流方式,使得海水向大陆架迁移((Kerr,1998;Wignall,2001)。另外,也有人将生物灭绝与大陆溢流玄武岩喷发前的区域性岩石圈穹形隆升相关联(Wignall,2001)。例如,峨眉山火山作用前的岩石圈隆升和海平面迅速下降,这已被华南中—晚二叠世界限上的重要区域性海退所记录。此次海平面下降与瓜德鲁普世末的生物灭绝有成因关联,它导致纺锤、棘皮动物、腕足动物和苔藓动物等的消失(Hallam和Wignall,1999)。由于海平面下降所导致的海洋栖息地的丧失,已被认为是引起这次生物危机的主要机制(Hallam和Wignall,1999)。很有可能,是与地幔柱诱发地壳隆升有关的海平面变化和峨眉山火山作用一道导致了瓜德鲁普世末的生物灭绝事件(Xu等,2004)。此外,将与大火成岩省活动有关的环境效应与可能导致环境变化其他原因(如:板块构造运动、太阳活动周期和偏斜度的变更)加以区分,是一件很困难的事。因此,评估大火成岩省活动的环境效应十分复杂,乃是大火成岩省研究的一个重要的前缘领域(Ernst等,2005)。6大陆溢流玄武岩地球化学特征虽然世界上主要岩浆矿床都与包括大陆溢流玄武岩在内的大火成岩省的镁铁质–超镁铁质岩浆活动有关,但并不是所有的大火成岩省都含矿。例如:峨眉山和西伯利亚大火成岩省含有多种类型、大小和级别的岩浆矿床,而德干大火成岩省却不含矿。峨眉山大火成岩省含有两个岩浆系列:一个系列由HT(高Ti/Y)玄武岩和富Fe辉长岩及正长岩侵入体组成,另一个系列则由LT(低Ti/Y)玄武岩和镁铁质–超镁铁质侵入体组成。每一个系列都与不同的成矿类型共生:HT系列与规模巨大的V-Ti磁铁矿矿床(如攀枝花和白马矿床)共生,LT系列与Ni-Cu-(PGE)硫化物矿床(如金宝山、力马河和朱布矿床)共生(Zhou等,2008)。含Ni-PGE(铂族元素)硫化物矿床的诺里尔斯克侵入体位于已出露的西伯利亚大陆溢流玄武岩的西北边缘,该岩体呈扁平拉长状,大小为15×2×0.2km,与一个深大穿壳断裂相邻(Naldrett,1999)。虽然含矿的诺里尔斯克和下Talnakh侵入体仅仅只是西伯利亚玄武岩的一个极小部分(<0.01%体积百分比),但它们却含有世界上最大的镍矿床,其矿藏量大约相当于世界已知Ni和Pd储量的四分之一。火成Ni-PGE矿床的传统成矿模式通常注意的是岩浆到达地壳层位之后发生的作用(如:Keays,1995;Nardrett,1999;Brooks等,1999;Lesher等,2001)。这些成矿模式将可能是形成于核–幔边界的地幔柱设定为是所有Ni和PGE终极来源。这些模式有两层含意:(1)所有地幔柱源岩浆应当具有相同的但不可预测的Ni和PGE成矿潜力。(2)成矿作用和“正常”岩浆作用间的差别主要在于在浅部岩浆房和岩浆通道中,