近年来对太古宙科马提岩和显生宙大火成岩省中苦橄岩的水含量、地幔潜热、源区成分等研究表明,这些短时间内喷出巨量岩浆的地表过程都与水化的地幔柱有关。峨眉山大火成岩省位于扬子板块西部,是我国被公认的大火成岩省之一。前人从地球化学的角度将其分为西、中、东三区;并通过对西区丽江、永胜、宾川、大理苦橄岩和中区二滩玄武岩的水含量分析,发现形成峨眉山大火成岩省的地幔柱可能自喷发初期就已普遍存在强烈的水化,且该特征持续至喷发中晚期。然而前人的研究着重于苦橄岩,对作为大火成岩省主体部分的玄武岩研究甚少。本文以位于西区的仕满、大具剖面中的高Ti/Y玄武岩为研究对象,采用单斜辉石斑晶反演原始熔体水含量的方法,得到仕满、大具玄武岩原始熔体的水含量下限分别为1.15%和0.83%,该水含量略低于丽江苦橄岩水含量。而计算出的源区最低水含量分别为1380×10-6和1245×10-6,与二滩玄武岩相当。结合前人报道的数据,本次工作的结果证明了峨眉山大火成岩省的地幔柱水化现象普遍且长期存在,地幔柱内部的热化学组成是不均一的,且其热化学结构是随着时间而发生变化的。本次工作还暗示了峨眉山大火成岩省地幔柱内部的水含量可能是由轴部南端向轴部北端,由轴部向边缘呈放射状递减的,这对于进一步认识大火成岩省的形成过程有一定的启示。

Recent studies on the water content, mantle potential temperature and source composition of Archean komatiites and Phanerozoic picrites in large igneous provinces indicate that the intense large-scale magmatism over a short period of time is related to hydrated mantle plumes. The Emeishan large igneous province (ELIP), locating in the western margin of the Yangtze plate, is recognized as one of the large igneous provinces in China. It was divided into western zone, middle zone and eastern zone based on the geochemical works. The high water contents of Lijiang, Yongsheng, Binchuan, Dali picrites in the western zone and Ertan basalts in the middle zone indicate the Emeishan mantle plume may have been extensively hydrated since the early stage and this feature lasted until the middle and late stage. However, previous studies mainly focused on picrites, while basalts, the main constituent of ELIP, were seldom studied. This study focuses on the high Ti/Y basalts in Shiman and Daju sections, locating in the western zone of ELIP, by measuring the water content of clinopyroxene phenocrysts, finding that the water contents of their primary magma are higher than 1.15% and 0.83% respectively, which are slightly lower than Lijiang picrites. The calculated minimum water contents of their sources are 1380×10-6 and 1245×10-6, similar to Ertan basalts. Combined with reported data, we prove that the Emeishan mantle plume was extensively and long-term hydrated, and its thermochemical composition is heterogeneous and variable. This work also suggests the water content in the Emeishan mantle plume may radially decrease from the southern end to the northern end of the axis, from the axis to the edge, providing implications for the formation of large igneous provinces.

峨眉山大火成岩省 ； 玄武岩 ； 单斜辉石 ； 水

Emeishan large igneous province ； basalt ； clinopyroxene ； water

大火成岩省（large igneous provinces，LIPs）是由短时间内巨量地幔来源岩浆喷发而形成的，其持续时间不超过50 Ma，岩浆覆盖面积超过105 km2，体积超过105 km3（Bryan and Ernst，2008），主体成分是溢流相玄武岩与相伴生的超基性-基性侵入岩体。作为地球内部岩浆活动在地表最剧烈的表达形式，LIPs的成因一直是学术界的焦点问题之一（Richards et al.，1989; Sheth，1999; Elkins-Tanton and Hager，2000; Foulger，2002; Jones，2005; Coltice et al.，2009）。目前比较主流的观点是地幔柱成因模式，从地幔深部来源的热化学地幔柱能够解释大火成岩省中出现的深部物质与熔融时所需的高热量。前人研究发现，要形成大火成岩省，须具备以下四种条件:高温（Xu et al.，2001; Zhang et al.，2006a）、降压（Xu et al.，2001; He et al.，2003）、易熔源岩（Sobolev et al.，2007; Liu et al.，2017）、挥发分（特别是H2O）的加入（Liu et al.，2017; Gu et al.，2019）。目前，水对大火成岩省形成产生的影响已逐渐被人们所认识（Liu et al.，2017，2022; 俞浩然等，2019; 孙浩等，2021; Cheng et al.，2020; Lang et al.，2020），水含量的升高使得熔融深度增加，导致熔融形成的岩浆体积增大，对于基于化学成分的温压计算而言，精确确定岩浆水含量对于正确认识岩浆熔融温度和深度非常重要（Putirka et al.，2007; Herzberg，2016）。

位于中国西南部的晚二叠世峨眉山大火成岩省（ELIP）是中国被公认的大火成岩省之一（Xu et al.，2001; Ali et al.，2005），其空间分布广泛，根据高、低钛玄武岩的分布特点，通常被分为西、中、东三区（Xu et al.，2001）。Xu et al.（2001）将ELIP中Ti/Y＞500，TiO2＞2.5%的玄武岩分类为高钛玄武岩，其他则为低钛玄武岩。而Zhang et al.（2006a）研究发现丽江玄武岩的地球化学特征与其定义不符，丽江玄武岩具有高Ti/Y（＞500）与低TiO2含量（＜2.5%），无法归类至高钛或低钛型玄武岩，故本文统一使用高Ti/Y玄武岩或低Ti/Y玄武岩。近年来人们对于该大火成岩省的水含量分布特征已有了一定的认识，Liu et al.（2017）对位于西区的宾川剖面底部的大理苦橄岩中的单斜辉石斑晶进行分析，反演出了原始岩浆水含量、岩浆形成温度以及源区岩石性质。在其工作基础上，俞浩然等（2019）分析了宾川剖面上部苦橄岩的原始岩浆水含量，发现水不仅在ELIP形成初期起到了重要的作用，在岩浆省中后期演化过程中仍扮演着重要的角色。孙浩等（2020）计算了位于中区的二滩剖面底部苦橄岩的原始熔体水含量，提出ELIP的水化现象普遍存在于地幔柱内部。Liu et al.（2022）进一步提出ELIP苦橄岩成分变化的重要因素之一是其源区水含量的不同。

虽然前人的工作已经为我们认识水在ELIP演化过程中起到的作用勾勒了一个比较清晰的框架，但他们的工作主要着眼于小体量的苦橄岩，而对于占大火成岩省绝大部分体积的玄武岩的水含量研究非常之少。苦橄岩作为一类可能携带了岩浆原始信息的高镁基性岩，其成分无法代表演化程度较高的、组成大火成岩省主体的玄武岩。并且，ELIP的分布面积之广，意味着单独几个点位的样品难以代表整个大火成岩省的水含量分布状况。为了更全面、清晰地认识水在大火成岩省中的分布状况和水在大火成岩省形成中的作用，本文将以丽江地区仕满、大具剖面的玄武岩为研究对象，分析其原始熔体、源区的水含量特征。

晚二叠世喷发的ELIP位于扬子板块西缘（图1），在越南、西藏羌塘地区和广西西部也有少量分布（Chung et al.，1998; Xu et al.，2001），其分布面积可能高达约7×105 km2（Li et al.，2016，2017），喷发岩与上部侵入岩的总体积大于3×105 km3，西部以哀牢山-红河走滑断裂为界，西北部以龙门山-小金河逆冲断裂为界（Xu et al.，2001; He et al.，2003; Ali et al.，2005）。峨眉山熔岩不整合覆盖于中二叠世晚期发育的茅口组灰岩之上，熔岩上部为上二叠统黑泥哨组或三叠纪地层（史仁灯等，2008）。通常将ELIP分为西、中、东区，西区岩层最厚且岩性复杂，不同地区岩性变化不同，以宾川剖面为例，其下部、中部为低钛玄武岩与少量苦橄岩，上部为高钛玄武岩，顶部为玄武质与中酸性喷出岩（Xu et al.，2001; Zhang and Wang，2002），其中岩层最厚的部分靠近丽江、宾川地区，厚度超过5000 m，中区主要出露高钛玄武岩，东区岩性单一，主要为高钛的拉斑、碱性玄武岩（Liao et al.，2012），整个岩浆省呈西厚东薄的趋势（Xu et al.，2001，2004）。

大具、仕满剖面位于ELIP西区。大具剖面位于丽江市以北约40 km处，剖面垂向厚度约5500 m，仕满剖面位于丽江市以西约5 km处，剖面厚度约800 m，两剖面主要岩性相似，主要是无斑状结构玄武岩、含辉石斑晶玄武岩与苦橄岩夹层，成分主要为高钛系列，且两剖面顶部都被三叠纪灰岩所覆盖（Zhang et al.，2006a，2006b，2018）。本次研究所涉及的仕满玄武岩采自仕满剖面中、下部，大具玄武岩样品来自Hanski et al.（2010），采自大具剖面。仕满玄武岩蚀变程度较高，呈暗绿色，块状构造，斑状结构。斑晶主要为单斜辉石（5%~10%）与橄榄石（小于5%），呈自形—半自形，裂纹较多，基质主要为单斜辉石微晶与少量铁氧化物。大具玄武岩岩相学特征与仕满玄武岩相似，为斑状结构，斑晶主要为单斜辉石（图2）。

玄武岩的全岩主微量元素含量在澳实分析检测（广州）有限公司完成分析。去除样品风化面后，将样品粉碎成直径＜0.5 cm的碎块，用去离子水清洗后，将碎块研磨成200目的粉末。分析主量元素时，采用ME-XRF26d方法。称取两份试样，一份测定其烧失量（LOI），另一份加入硼酸锂-硝酸锂助熔剂，充分混合后进行高温熔融，将熔融物倒入铂金模具，冷却形成扁平状玻璃片，最终使用X射线荧光光谱分析仪进行分析。元素浓度＞1%的元素分析精度为1%~3%，元素浓度＜1%的分析精度为约10 %。分析微量元素时，采用M61-MS81方法。称取两份试样，一份用高氯酸、硝酸、氢氟酸消解，蒸发至近干，用稀盐酸溶解定容，最后用等离子体发射光谱与等离子体质谱仪进行分析，另一份试样中加入偏硼酸锂/四硼酸锂熔剂，均匀混合，将混合物升温至1025℃以上，待完全熔化后进行降温，降温至室温后使用硝酸、盐酸和氢氟酸定容，最后用等离子体质谱仪进行分析，根据两份试样的实际情况，综合取值，最终得到样品的全岩微量元素含量。大多数微量元素的精密度通常优于5%。

图1 峨眉山大火成岩省地质简图（修改自Kamenetsky et al.，2012和Tang et al.，2015）

Fig.1 Schematic geological map of ELIP (modified after Kamenetsky et al., 2012 and Tang et al., 2015)

各地区镁铁质岩源区最低水含量数据来自本文，Liu et al.，2017，2022，俞浩然等，2019，孙浩等，2021

Data for the lowest water content of sources of mafic rocks in each area is from this study, Liu et al., 2017, 2022, Yu et al., 2019, Sun et al., 2021

单斜辉石的水含量在浙江大学地球科学学院完成分析。使用仪器为Nicolet IS50 FTIR傅立叶变换红外吸收光谱仪，配有Continum显微镜。该仪器配备溴化钾分束器与使用液氮进行冷却的MCT-A检测器。岩石样品被制成厚度为120~150 μm的双面抛光的薄片，随后在镜下挑选出新鲜、无或少裂纹的单斜辉石斑晶进行水的测定。分析前，用纯净空气冲洗光源、通路和样品室，使其不含CO2和H2O。分析时，采用分辨率为4 cm-1的非偏振光，设置光谱范围为1000~4500 cm-1，光斑尺寸为30~50 μm，一次分析进行64次扫描。选择表面干净、无蚀变和裂纹的区域进行分析。此外，对某些单斜辉石颗粒进行剖面分析以判断其是否发生了H的扩散。单斜辉石斑晶的水含量通过变换后的Beer-Lambert定律进行计算:C=3A/（I×t），其中C为单斜辉石水含量（×10-6），A是非偏振积分吸光度，I是吸收系数7.09×106cm-2（Bell et al.，1995），t是厚度（cm）。计算得的单斜辉石斑晶水含量最大误差为30%（Xia et al.，2013）。

图2 大具玄武岩显微照片

Fig.2 Photomicrographs of the Daju basalt

（a）—大具玄武岩3-EJH-06正交偏光下照片，斑晶为单斜辉石和橄榄石，基质主要由单斜辉石微晶与少量铁氧化物组成;（b）—大具玄武岩8-EJH-06在正交偏光下照片，岩性与3-EJH-06相似; 薄片厚度约150 μm; Ol—橄榄石; Cpx—单斜辉石

(a) —Photomicrographs of the Daju basalt 3-EJH-06 in orthogonal polarized light, the phenocrysts are clinopyroxene and olivine, the matrix is mainly composed of clinopyroxene microcrystals and a few iron oxides; (b) —photomicrographs of 8-EJH-06 in orthogonal polarized light, its mineralogy is similar to 3-EJH-06; the thickness of slice is about 150 μm; Ol—olivine; Cpx—clinopyroxene

单斜辉石的主量元素组成在浙江大学地球科学学院完成分析。使用仪器为日本Shimadzu公司生产的电子探针显微分析仪EPMA 1720。分析样品时，加速电压为15 kV，束电流为20 nA，束斑直径为1 μm。使用自然矿物与合成氧化物作为标样，采用基于ZAF程序的校正软件对所有数据进行校正。控制分析点都设置在FTIR的分析区域内。分析得到的主量元素含量误差＜5%，但辉石的Na2O含量，误差高达15%~20%。

使用Liu et al.（2017）的方法计算与单斜辉石斑晶平衡的熔体水含量:① 基于单斜辉石的主量元素组成计算水在单斜辉石和熔体之间的分配系数（DH2O单斜辉石/熔体 ）:

ln⁡DH2O单斜辉石/熔体 =-4.2（±0.2）+6.5（±0.5）X四次配位 Al3+ 单斜辉石-1.0（±0.2）XCa单斜辉石

其中X四次配位 Al3+ 单斜辉石是单斜辉石中四次配位Al3+的含量，XCa单斜辉石 是单斜辉石中Ca2+的含量（O'Leary et al.，2010）; ② 基于由FTIR确定的单斜辉石中的水含量和计算出的单斜辉石各自的 DH2O单斜辉石/熔体 ，计算平衡熔体的水含量。理论计算和实验都表明，该方法恢复出的单斜辉石平衡熔体水含量不确定度＜40 %（Xia et al.，2013; Liu et al.，2015）。

本次研究的仕满玄武岩样品为6块，大具玄武岩样品为5块，总计11块，主微量元素含量见表1。全岩烧失量（LOI）为1.48%~4.13%，扣除烧失量重新计算后，进行火山岩TAS和Q'-Ne'-Ol'投图（图3）。本次研究采集的仕满玄武岩全碱（Na2O+K2O）、SiO2含量普遍高于前人报道的仕满玄武岩（Zhang et al.，2006a），岩性较为单一，多数样品为碱性玄武岩与拉斑玄武岩，一件样品位于玄武安山岩的范围内，MgO含量在7.49%~10.20%之间，Mg#在55.0~62.4之间（Mg#=100×Mg2+/（Mg2++Fe2+），Fe2+/FeTotal=0.9），全碱含量为3.43%~4.84%。大具样品中6-EJH-06的全岩数据来源于Hanski et al.（2010），主量元素变化小，都是碱性玄武岩，MgO为9.41%~11.35%，Mg#为61.6~66.4，全碱含量为3.63%~4.21%。仕满玄武岩的CaO/Al2O3较低，主要为0.42~0.70，只有一个样品SM-22的CaO/Al2O3值为0.91，大具玄武岩的CaO/Al2O3为0.82~0.91，说明大具玄武岩的形成压力可能高于仕满玄武岩（Hirose andKushiro，1993; Baker and Stolper，1994）。

表1 仕满、大具玄武岩主量元素（%）和微量元素（×10-6）含量分析结果

Table1 The major (%) and trace element (×10-6) compositions of the Shiman and the Daju basalts

仕满玄武岩的Ti/Y比值为442~550，大具玄武岩的Ti/Y为487~542，介于Xu et al.（2001）定义的高钛、低钛玄武岩分界线（Ti/Y = 500）的两侧，在微量元素蛛网图上（图5），仕满玄武岩的微量元素分布特征与Zhang et al.（2006a）和Hanski et al.（2010）报道的仕满、大具高Ti/Y（＞500）玄武岩一致，所以我们本次研究的仕满、大具玄武岩属于高Ti/Y玄武岩。但样品的TiO2含量低于Xu et al.（2001）划分出的高钛玄武岩的最低值（2.5%），并且在TiO2-MgO图解中（图4），样品与前人在Parana、Karoo大火成岩省中报道的低钛玄武岩更为接近。仕满玄武岩的稀土配分模式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），除样品SM-19外，其余样品都在一定程度上亏损Pb，富集Nb、Ta、Zr和Hf等高场强元素（HFSE），这些特征与区域内大多数玄武岩的微量元素特征较为相似。

仕满、大具玄武岩中单斜辉石斑晶的主量元素含量见附表1。仕满玄武岩中单斜辉石斑晶的SiO2含量范围为50.05%~53.99%，FeO含量为3.18%~6.95%，Mg#较高且变化范围较广，为78.76~90.43。大具玄武岩中单斜辉石斑晶的SiO2含量为49.68%~53.34%，FeO含量为3.40%~6.83%，Mg#为73.32~90.02。仕满、大具玄武岩中单斜辉石的主量元素含量相似，且都具有Mg#较高的单斜辉石，这些单斜辉石可能结晶于岩浆演化的早期阶段，假设单斜辉石与熔体间的Fe-Mg分配系数 KDFe/Mg单斜辉石/熔体 为0.27±0.03，高Mg#的单斜辉石与全岩成分近乎平衡。

图3 仕满、大具玄武岩样品TAS图解（a）和Q'-Ne'-Ol'图解（b）

Fig.3 TAS diagram (a) and Q'-Ne'-Ol' diagram (b) for the Shiman and the Daju basalts

（a）中拉斑、碱性玄武岩分界线来自MacDonald and Katsura，1964;（b）中碱性、亚碱性玄武岩分界线来自Irvine and Baragar，1971; 前人文献玄武岩数据来自Zhang et al.（2006a）和Hanski et al.（2010）

The boundary between tholeiite and alkaline basalts in (a) and the one between alkaline and subalkaline basalts in (b) are from MacDonald and Katsura, 1964 and Irvine and Baragar, 1971, respectively; previous samples data are from Zhang et al. (2006a) and Hanski et al. (2010)

图4 仕满、大具玄武岩样品TiO2-MgO图解

Fig.4 TiO2-MgO diagram for the Shiman and the Daju basalts

前人文献玄武岩数据来自Zhang et al.，2006a和Hanski et al.，2010; Parana LIP数据来自Bellieni et al.，1984，Rocha-Junior et al.，2013，Rossetti et al.，2021，Tapani Ramo et al.，2016; Karoo LIP数据来自Jones et al.，2001，Jourdan et al.，2007，Luttinen et al.，2010

Previous samples data are from Zhang et al., 2006a and Hanski et al., 2010; Data for Parana LIP is from Bellieni et al., Rocha-Junior et al., 2013, Rossetti et al., 2021, Rämö et al., 2016; Data for Karoo LIP is from Jones et al., 2001, Jourdan et al., 2007, Luttinen et al., 2010

仕满、大具样品中单斜辉石的红外光谱都显示了~3640 cm-1、~3540 cm-1和~3460 cm-1三组OH吸收峰，这与前人报道的大理、永胜、宾川等地区透辉石和普通辉石的红外吸收谱峰一致（Liu et al.，2017，2022; 俞浩然等，2019），同时说明我们的样品适用于前人报道的计算单斜辉石平衡熔体水含量的方法（Xia et al.，2013）。结合矿物颗粒厚度与校正基线后的吸收峰面积，计算得到仕满玄武岩单斜辉石水含量范围为25.4×10-6~260.5×10-6，大具玄武岩单斜辉石水含量为49.4×10-6~344.3×10-6，与Liu et al.（2022）在大具苦橄岩单斜辉石中测出的水含量范围114.5×10-6~338.4×10-6一致。部分水含量特别低的单斜辉石可能经历过水的扩散丢失，但因其破碎严重，且颗粒较小，无法通过测量矿物剖面水含量的方法判断其是否经历过水的扩散丢失。

图5 仕满、大具玄武岩样品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）

Fig.5 Primitive mantle-normalized trace element spider diagram (a) and chondrite-normalized REE pattern diagram (b) of the Shiman and the Daju basalts

原始地幔数据和球粒陨石数据来自Sun and McDonough，1989; 前人文献玄武岩数据来自Zhang et al.，2006a和Hanski et al.，2010

The primitive-mantle values and chondrite values are from Sun and McDonough, 1989; Previous samples data are from Zhang et al., 2006a and Hanski et al., 2010

结合前人报道的数据（Zhang et al.，2006a; Hanski et al.，2010），通过主要元素氧化物、微量元素与Mg#的协变图解（图6）发现:仕满、大具玄武岩的SiO2、Al2O3、TiO2、Na2O含量随Mg#降低而呈上升趋势，TFeO含量几乎不随Mg#的变化而变化，并且Cr含量随Mg#降低而缓慢降低，说明在岩浆演化过程中存在一定的橄榄石分离结晶，这与在样品中观察到的橄榄石斑晶一致。但随Mg#降低，Ni含量没有表现出明显的下降趋势，这可能是因为样品数量过少，难以完全表现出元素Ni的演化趋势，也可能是因为Mg#较低的样品遭受了一定的蚀变作用影响（见下文），导致Ni含量发生改变。CaO、Sc含量以及CaO/Al2O3在全岩Mg#小于61~64时，与Mg#呈正相关关系，说明样品在此时可能发生了单斜辉石的分离结晶，这与前人的观察一致（Zhang et al.，2006a）。样品的主量元素演化未表现出明显的斜长石分离结晶作用（如TFeO随Mg#降低而显著升高），样品不具有明显的Eu、Sr负异常（图5），且镜下观察未发现斜长石，说明样品并未发生斜长石分离结晶。

样品的烧失量较高，特别是仕满玄武岩，烧失量高达4.13%（SM-18），通过大离子亲石元素和高场强元素比值（Ba/Nb和La/Nb，图7）可以看出除样品SM-18、SM-31和SM-46外，其余样品的大离子亲石元素和高场强元素都存在着较好的相关性，说明除了这三个具有高LOI值（＞2.4%）的样品外，其余样品受后期蚀变作用的影响较小。仕满样品的Nb/La比值都大于1，说明其未受到显著的地壳混染影响。仕满样品整体Mg#较低，其中只有样品SM-18和SM-22的Mg#达到了59.5和62.4，且SM-22的MgO含量达到了10.07%，SM-22未经历明显的单斜辉石分离结晶过程，而SM-18可能遭受一定的单斜辉石分离结晶影响。SM-18虽然可能遭受蚀变影响，但镜下观察发现其绝大部分单斜辉石斑晶的核部未出现明显的蚀变特征，且其红光光谱数据中未出现由蚀变导致的~3670 cm-1信号峰（Ingrin et al.，1989），说明该样品全岩成分虽遭受蚀变影响，但其单斜辉石斑晶仍保留了原始的水含量信息。所以接下来对于仕满玄武岩水含量的讨论，将只着重于这两个样品。大具样品的Nb/U比值低于全球洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩的值，且除样品8-EJH-06外，Nb/La比值都小于1，说明受地壳混染作用的影响要大于仕满玄武岩，该观察与前人通过Os同位素所得结论一致（Zhang et al.，2008），样品的Mg#集中且较高，可能只经历了一定的橄榄石分离结晶作用。

原始熔体的水含量可以通过单斜辉石斑晶的水含量和水在单斜辉石与平衡熔体中的分配系数（DH2O单斜辉石/熔体 ）来计算，但因为在单斜辉石结晶后水可能会发生扩散丢失，而在单斜辉石结晶前岩浆可能会发生去气和分离结晶，这些过程都会影响计算出的水含量，所以在计算时必须排除或减少这些过程的影响。

O'Leary et al.（2010）校正得到的根据单斜辉石主量元素含量计算水在单斜辉石和熔体之间的分配系数DH2O单斜辉石/熔体 的方法，考虑到了H进入单斜辉石的两种主要机制，一是进入金属空位，二是与Al结合，替代四面体Si4+的晶格位置。假如水进入单斜辉石后未发生扩散丢失，那么单斜辉石中的水含量与计算出的DH2O单斜辉石/熔体 应该有一定的正相关关系，仕满玄武岩中样品SM-18整体上仍具有此相关性，而样品SM-22总体上呈现一个负相关关系（图8a），说明 SM-18未经历明显的水扩散丢失，而SM-22中绝大部分单斜辉石可能已丢失了初始的水含量信息。通过拟合SM-18，我们得到了一条代表仕满玄武岩平衡熔体水含量的直线，进而初步估计了仕满玄武岩平衡熔体水含量为1.54%。在岩浆冷却结晶的过程中，水更倾向存在于熔体相中，所以随着矿物的结晶分离，熔体中的水含量会逐渐升高。仕满样品中计算出的单斜辉石平衡熔体的水含量整体随辉石斑晶Mg#的降低而降低（图8b），说明岩浆在演化过程中可能经历了去气作用（Wade et al.，2008）。SM-18中单斜辉石的Mg#较高，都大于82，将所有单斜辉石平衡熔体水含量平均后得到的水含量平均值为1.58%。此外，SM-18中存在一些Mg#大于88的单斜辉石斑晶，用镁铁分配系数0.34±0.04（Kinzler，1997）进行计算，与这些高Mg#单斜辉石平衡的熔体的Mg#约为72，该值接近于前人在丽江地区报道的苦橄岩（Zhang et al.，2006a），说明这些高Mg#单斜辉石结晶于比较原始的熔体。结合样品极低的橄榄石比例（＜5%），可以推测这些高Mg#单斜辉石应该不是堆晶产物，而是结晶于仕满玄武岩的原始熔体。这些高 Mg#单斜辉石的平衡熔体水含量集中且均小于2.5%，受等压结晶的影响较小，能够指示仕满玄武岩岩浆演化早期的水含量情况。这些高Mg#单斜辉石斑晶的平衡熔体水含量平均值为1.56%。该值与使用Mg#大于82的单斜辉石计算出的结果一致，最终选择1.56%作为对仕满玄武岩平衡熔体水含量的最低估计。

图6 仕满、大具玄武岩部分氧化物、微量元素、元素比值与Mg#的相关图（前人文献玄武岩数据来自Zhang et al.，2006a和Hanski et al.，2010）

Fig.6 Variations of selected oxides, trace element and element ratios in the Shiman and the Daju basalts as functions of Mg# (previous samples data are from Zhang et al., 2006a and Hanski et al., 2010)

图7 仕满、大具玄武岩样品Ba-Nb（a）和La-Nb（b）图解

Fig.7 Ba vs. Nb (a) and Ba vs. La (b) of Shiman and Daju basalts

大具玄武岩中大部分单斜辉石斑晶的水含量较低（＜200×10-6），与DH2O单斜辉石/熔体 无明显的正相关性（图8c），说明这些单斜辉石可能遭受过去气作用或水的扩散丢失。对Mg#大于80的单斜辉石进行分析，得到平衡熔体平均水含量为1.07%，Mg#大于88的单斜辉石平衡熔体平均水含量为1.20%，这两个值在误差范围内一致，最终选择1.07% 作为对大具玄武岩平衡熔体水含量的最低估计。

上文讨论了仕满样品SM-22和大具样品可能只经历了以橄榄石为主导的分离结晶作用和少量的地壳混染作用，单斜辉石分离结晶作用对这些样品的成分影响不大。SM-18在经历以橄榄石为主导的分离结晶后，可能经历了一定的单斜辉石分离结晶过程，考虑到SM-18中单斜辉石的Mg#较高，其水含量反映了较原始的熔体的水含量，单斜辉石分离结晶作用对这些高Mg#单斜辉石水含量的影响可以忽略不计。使用PRIMELT3模型（Herzberg and Asimow，2015），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），得到SM-18和SM-22的最大橄榄石分离量约为26%，大具玄武岩的最大橄榄石分离量约为22%。依据上面计算出的平衡熔体最低水含量和最大橄榄石分离量，可以估算出仕满地区地幔熔融产生的原始熔体的水含量最低应该是1.15%，大具地区原始熔体最低水含量可能是0.83%。因为大具玄武岩可能存在潜在的岩浆去气和单斜辉石的水扩散丢失，所以我们认为计算出的大具原始熔体水含量可以代表原始熔体水含量的下限。

计算求得原始熔体的水含量后，在已知部分熔融程度和水在橄榄岩、辉石岩与熔体之间的分配系数的情况下，源区水含量可以用批式部分熔融模型和分离部分熔融模型计算出来（Xia et al.，2013）。用PRIMELT3模型计算出仕满玄武岩经历橄榄石分离结晶前的原始熔体MgO含量为16.8%~23.7%，根据Xu et al.（2005）提出的石榴子石橄榄岩源区在熔融过程中，La/Yb与Sm/Yb的变化关系，可以估算出仕满玄武岩的部分熔融程度为12%~17%。大具玄武岩计算出的原始熔体MgO含量较接近，约为18.0%，根据Walter et al.（1998）做的橄榄岩熔融实验结果，可以粗略估计大具玄武岩的部分熔融程度至少为15%~20%。Hirschmann et al.（2009）实验测出水在橄榄岩、辉石岩与熔体间的分配系数在0.0088~0.013之间。之后，使用两种熔融模型计算源区水含量，批式熔融模型的表达式为:

图8 仕满、大具玄武岩中单斜辉石水含量与分配系数D投图（a，c），单斜辉石平衡熔体水含量与斑晶Mg#投图（b，d）（单斜辉石水含量、平衡熔体水含量、分配系数D、Mg#的误差2SD分别为±30%、±40%、±10%、±1%）

Fig.8 Plots of water content vs.partition coefficient D of clinopyroxene phenocrysts (a, c) and water content of equilibrated melts vs. Mg# of clinopyroxene (b, d) in the Shiman and Daju basalts (the uncertainty, 2SD, of the water content of clinopyroxene, the water content of equilibrated melts, the partition coefficient D and the Mg# of clinopyroxene is ±30%, ±40%, ±10%, and ±1%, respectively)

CLCS=1D (1-F) +F

分离熔融模型的表达式为:

CS=CL×F1- (1-F) 1/D

其中CS指橄榄岩源区的水含量，CL指玄武岩原始熔体的水含量，D为总的分配系数，F为熔融程度。通过批式熔融模型得到仕满、大具源区水含量的最低值为1469×10-6和1307×10-6，分离熔融模型的结果为1380×10-6和1245×10-6。

本次研究采集的样品位于ELIP西区偏西北部，通过仕满、大具玄武岩中单斜辉石水含量计算出的原始熔体最低水含量分别为1.15%和0.83%，这些值接近OIB的原始熔体水含量峰值（Liu et al.，2017及其参考文献）。前人在丽江苦橄岩中测得原始熔体水含量为2.17%（Liu et al.，2022），略高于我们分析的玄武岩。同处ELIP西区，位于研究区东南部、南部的永胜、宾川和大理苦橄岩的原始熔体水含量为2.27%、2.52%、3.44%（Liu et al.，2017，2022; 俞浩然等，2019），位于ELIP中区的二滩玄武岩的原始熔体水含量为2.71%（孙浩等，2021），这些镁铁质岩的高水含量原始熔体共同说明了ELIP地幔柱整体存在普遍水化。

本次研究计算出仕满、大具玄武岩源区的最低水含量为1380×10-6和1245×10-6，与前人报道的二滩玄武岩源区最低水含量（1357×10-6，孙浩等，2021）一致，低于前人报道的丽江、永胜、宾川和大理苦橄岩的源区最低水含量（分别为3206×10-6、3354×10-6、3723×10-6和6446×10-6，Liu et al.，2017，2022; 俞浩然等，2019）。基于本次研究和前人报道的不同点位源区水含量的差异，可以看出ELIP地幔柱内部水的分布是不均一的，而源区水含量在一定程度上控制了ELIP中苦橄岩的成分（Liu et al.，2022），也就是说，ELIP地幔柱内部的热化学组成是不均一的。并且基于前人在宾川剖面中观察到的苦橄岩水含量的时间变化（Liu et al.，2017，2022; 俞浩然等，2019），可以推断ELIP地幔柱内部的热化学组成是随地幔柱的演化而发生变化的。结合不同点位的地理位置和源区水含量，我们发现ELIP地幔柱内部的水含量可能是由轴部南端向轴部北端，由轴部向边部呈放射状递减的。在地幔柱绝热上升过程中，其轴部相对于边部，温度更高且水含量更高，熔融程度更大，导致了现今观察到的ELIP西厚东薄的特征。

前人结合丽江苦橄岩、玄武岩的放射性成因同位素与高场强元素提出这些岩石可能经历过大陆岩石圈的混染或者它们的源区存在俯冲沉积物的加入（Zhang et al.，2006b），一些学者通过丽江苦橄岩中橄榄石斑晶的氧同位素和主微量元素特征提出其源区可能是橄榄岩与辉石岩或榴辉岩的组合（Yu et al.，2017），也有学者提出丽江苦橄岩源区的高水含量是干燥的再循环组分和水化的地幔过渡带物质或再循环物质共同作用的结果（Liu et al.，2022）。考虑到岩石圈混染难以解释本次研究的仕满、大具玄武岩的高水含量特征，我们认为水化的地幔过渡带物质或再循环物质的加入更可能形成样品源区的高水含量。该成因机制在一定程度上能够解释ELIP地幔柱普遍水化的特征，但无论是地幔过渡带物质还是俯冲高压含水矿物相的加入，都难以完美契合上文提出的地幔柱内部水含量的放射状变化特征。需要注意的是，本研究对于ELIP地幔柱水含量放射状递减趋势的推测仅建立在少量样品点的基础上，目前在ELIP中区仅测定了二滩玄武岩水含量，而在东区尚未有基性岩水含量报道，亟待有更多的水含量研究工作来确定该趋势是否存在。此外，如何将源区组分的变化与地表火山岩成分（特别是水含量）的分布特征结合起来对于未来研究ELIP以致全球大火成岩省的演化过程都非常重要。

峨眉山大火成岩省西区仕满、大具剖面玄武岩的原始熔体最低水含量分别为1.15%和0.83%，接近正常洋岛玄武岩峰值，与之平衡的源区最低水含量为1380×10-6和1245×10-6。这与前人报道的大火成岩省西区苦橄岩和中区玄武岩的源区高水含量相一致。因此，峨眉山大火成岩省的地幔柱水化现象普遍且长期存在，地幔柱内部的热化学组成是不均一的且其热化学结构是随着时间而发生变化的。并且，峨眉山大火成岩省地幔柱内部的水含量可能由轴部南端向轴部北端，由轴部向边缘呈放射状递减。峨眉山大火成岩省地幔柱内部水的分布特征及其暗示的热化学结构变化对于认识大火成岩省的形成过程有重要的启示意义。

致谢:感谢饶灿教授、顾笑龑副教授和邱素文实验员等在单斜辉石FTIR和EPMA分析时提供的耐心帮助。感谢匿名审稿人、执行主编的意见。

附件:本文附件（附表1）详见hhttp://www.geojournals.cn/dzxb/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=202212095&flag=1。

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