位于中国西南云、贵、川三省的峨眉山大火成岩省(ELIP)是中国唯一被国际地学界承认的大火成岩省，受到国内外学者的广泛关注。He et al.(2003，2006)根据古生物地层学、沉积学、地球化学特征将峨眉山大火成岩省分成内带、中带、外带，其中中带和外带的火山岩岩性较为单一，主要为高钛玄武岩，内带岩性较为复杂，岩性自下而上的总体变化趋势为低钛玄武岩-高钛玄武岩，仅在岩层顶部有小面积中酸性火山岩出露。

峨眉山大火成岩省主要以溢流拉斑玄武岩为主，其岩石组合包括苦橄质玄武岩、玄武岩、粗面玄武岩、玄武粗面安山岩等，其次可见少量碱性系列包括碱玄岩和碱玄质响岩。前人对峨眉山大火成岩省内带的研究相对较多，主要集中于玄武岩，苦橄岩，镁铁-超镁铁质岩体等的岩石学、地球化学、地质年代学、沉积学等，尤其是对大火成岩省拉斑玄武岩的研究，并取得了丰富的研究成果(Xu et al.，2001，2004; He et al.，2003，2006; Xiao et al.，2004; Zhang et al.，2006，2008，2009; Fan et al.，2008; 范蔚茗等，2004; Song et al.，2004，2008; Shellnutt et al.，2008; Shellnutt and Jahn，2010; 姜寒冰等，2009; He et al.，2010)。然而，对于外带贵州境内的玄武岩相对研究较少(郑启玲，1985; 毛德明，1992; 王砚耕和王尚彦，2003; Qi and Zhou，2008; Lai et al.，2012)，这在一定程度上限制了我们对峨眉山整个大火成岩省的地质-地球化学特征以及形成机制的研究。

本文针对贵州境内水城地区的二叠纪玄武岩岩进行主量元素、微量元素和Sr-Nd-Pb等地球化学研究，并且和贵州威宁黑石头以及织金玄武岩地球化学性质进行对比，讨论该岩区和ELIP东部贵州境内不同种类玄武岩的空间分布和成因关系，为峨眉山大火成岩省的地球动力学过程以及与地幔柱的可能联系提供重要信息。

贵州二叠纪玄武岩，主要位于峨眉山大火成岩省的东部(图 1)，分布在黔西北的毕节、六盘水、黔西南州北部、安顺西部、贵阳西部和黔南州的北部区域(王砚耕和王尚彦，2003)，玄武岩分布区呈向东凸的舌形，西厚东薄，最厚处在威宁舍居乐，厚1249m，黔西-安顺一带的峨眉山玄武岩厚仅数十米，并在瓮安至福泉一带附近尖灭，呈岩被假整合于下二叠统茅口组灰岩之上。

①贵州108地质队.1973.1:20万贵州水城幅地质矿产图

水城玄武岩位于贵州省的西部(N26°10′，E104°35′)，距离六盘水市大约40km处，位于都格布依族苗族彝族乡附近，研究区出露一大套的厚层状玄武岩，包括很多个近平行的喷溢韵律(图 2a)，其中每个韵律厚度比较大，大约15~20m，总共超过十个旋回，总的厚度大约为300m，每个韵律厚薄不均，以致密状无斑玄武岩为主，上部是杏仁状玄武岩，柱状节理较为发育。

该区玄武岩颜色为灰黑、绿黑色，主要是致密块状无斑玄武岩和杏仁状玄武岩，无斑玄武岩以显著发育斜长石微晶为特征，除此之外还含有单斜辉石、磁铁矿、钛铁矿。常见间粒结构，斜长石常发育聚片双晶，较自形的板条状斜长石微晶之间充填着细小的辉石、磁铁矿等矿物颗粒(图 3)；位于岩层上部的玄武岩可见杏仁状、气孔状构造，杏仁体和气孔含量一般 图 4 Fig. 4 图 4 水城玄武岩中辉石成分分类图(a，据Morimoto，1988)和TAS图解(b，底图自Le Bas et al.，1986) Fig. 4 Classification diagram of pyroxene(a，after Morimoto，1988)and TAS diagram(b，after Le Bas et al.，1986)for Shuicheng basalts 图 5 Fig. 5 图 5 水城玄武岩MgO与主要氧化物图解 Fig. 5 Plots of MgO versus major oxides of the Shuicheng basalts in Guizhou Province 表 2 Table 2 表 2(Table 2) 表 2 贵州水城玄武岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6 )分析结果 Table 2 Major(wt%)and trace element(×10-6)analyses of the Shuicheng basalts in Guizhou Province 样品号SC-02SC-03SC-03-2SC-04-1SC-06SC-08SC-11-1SC-12-1SC-12-2SC-14-2SC-14-4SC-16SC-17SC-18-1SC-19-2SC-20SC-21 SiO248.4047.4644.7744.5047.7449.8148.9848.9049.3348.7348.8547.5449.2750.0448.3747.7449.51 TiO22.742.592.542.662.502.602.492.482.512.522.502.442.452.442.382.602.57 Al2O319.1118.8918.9918.8517.8018.0318.1518.1318.1418.3318.1218.5518.4418.0617.9518.5017.97 Fe2O3T8.127.768.328.348.627.998.198.318.288.448.318.117.968.047.637.858.06 FeO7.216.236.787.578.677.988.319.179.278.078.127.457.336.445.368.177.38 MnO0.090.100.110.160.140.100.100.110.120.100.110.090.110.130.100.100.11 MgO5.996.257.827.967.055.916.246.736.326.136.827.126.136.135.746.796.49 CaO6.557.155.086.175.505.916.876.536.427.036.686.106.676.275.447.136.36 Na2O5.295.245.936.236.235.776.065.946.235.325.344.816.095.917.195.134.95 K2O1.121.511.961.500.911.040.760.660.701.040.922.090.850.921.670.710.73 P2O50.430.460.530.510.470.450.410.420.410.400.410.520.440.440.440.550.55 Total99.8299.8299.9299.8399.899.1699.8299.8399.8399.8299.8499.899.8499.8499.8599.8399.81 LOI1.982.413.872.952.841.551.571.621.371.781.782.431.431.462.942.732.51 Mg#42.4045.7049.4048.5043.3041.0041.5041.9040.3041.1043.8046.3043.0044.4045.6044.3044.20 Cr80.6083.5078.7087.2095.1076.20106.3104.9103.1110.4109.588.7090.0088.7087.1081.2080.60 Ni57.2162.8657.7153.9553.2149.5469.5471.2870.2175.8968.2850.8252.6251.8849.1453.7250.84 Rb48.473.885.564.528.335.424.627.024.846.835.987.626.828.791.519.024.5 Ba337466712650467404288315314307345663365387457312341 Th6.707.025.915.895.947.086.726.426.487.396.596.126.236.676.597.457.47 U1.772.041.651.741.731.881.791.701.662.021.771.831.821.871.752.191.92 Nb37.639.439.539.634.639.332.332.333.133.632.736.535.435.636.836.040.1 Ta3.443.773.323.252.923.493.103.273.143.353.033.163.282.982.963.893.68 La49.1154.4742.5747.3042.8054.8349.0845.2444.3646.7347.0044.7446.1646.0950.4256.2452.80 Ce109.65116.48105.44116.59102.0129.6110.43102.3999.43104.17108.34101.4105.0105.08109.64120.7123.6 Pr14.2215.1014.1615.4713.6416.0614.6113.4113.1513.9014.1713.2513.7613.8814.6415.2715.89 Pb9.4910.958.119.725.959.7910.267.857.4410.3110.729.849.618.419.3512.1312.16 Sr595601634647548539489477494488510493521491560610713 Nd58.6362.5358.3864.2756.9365.7361.4156.5754.4057.8058.6954.4157.9457.6761.0062.0365.78 Zr340347348353342370334327338340340334344336342332376 Hf8.138.238.578.368.258.908.188.298.268.118.158.098.658.018.367.878.79 Sm11.9412.4112.0813.1812.0713.5113.1412.0811.6512.3012.2411.4812.0812.0812.6812.6713.40 Eu3.673.953.734.113.644.114.033.753.633.843.893.603.713.743.893.924.13 Gd9.9710.7010.2911.1310.8511.7111.7710.7610.2311.1411.1310.0410.5010.6111.2711.1111.55 Tb1.511.631.551.681.631.771.791.651.601.751.751.541.601.631.731.661.78 Dy8.018.568.248.988.949.669.829.028.729.619.628.368.798.839.249.079.56 Y35.7538.3436.7239.3640.8243.7144.3640.8139.7042.5043.0436.9338.3339.7943.2341.2344.06 Ho1.481.591.551.651.661.781.851.671.611.801.801.551.631.651.741.691.80 Er3.934.273.964.334.474.854.874.524.324.864.814.144.334.534.704.644.82 Tm0.550.620.560.630.660.700.710.660.630.700.680.610.650.640.680.670.70 Yb3.203.413.273.583.784.084.023.723.564.013.963.543.643.703.863.814.07 Lu0.480.500.470.520.550.610.580.540.510.590.570.510.520.550.560.560.60 注：全岩主量元素在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室分析，稀土和微量元素在中国科学院地质与地球物理研究所分析 表 2 贵州水城玄武岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6 )分析结果 Table 2 Major(wt%)and trace element(×10-6)analyses of the Shuicheng basalts in Guizhou Province 3.2 主量元素

样品的主量元素及微量元素分析结果列于表 2。由表 2可以看出，水城玄武岩的SiO2=44.50%~50.04%，TiO2=2.38%~2.74%，普遍富碱，K2O+Na2O=5.67%~8.86%，富铝，Al2O3=17.8%~19.11%，MgO=5.74%~7.96%，玄武岩Mg#范围为0.40~0.49，主要氧化物与MgO之间呈一定相关性变化(图 5)：MgO与SiO2、CaO、及Na2O成反比关系，与Fe2O3和TiO2成正比关系。

在 TAS图解上(图 4b)，该区玄武岩以碱性玄武岩序列为主。样品大部分落在粗面玄武岩范围，样品的Na2O含量高，(Na2O-2%)>K2O，属于钠质粗面玄武岩，也称夏威夷岩。其他有3个样品落在碱玄岩范围。

水城玄武岩的相容元素含量较低，其中Cr的含量为76×10-6~111×10-6，Ni的含量为49×10-6~76×10-6，Co为43×10-6~57×10-6，V为352×10-6~420×10-6，其 Ti/Y=330~459，δEu=0.95~1.02，该区稀土元素丰度较高，ΣREE=257.8×10-6~318.9×10-6，LREE和HREE分异明显，LREE/HREE=6.93~8.49，(La/Yb)N=7.65~10.78，(La/Sm)N=2.2~2.79，在稀土元素球粒陨石标准化图解上(图 6a)，样品表现出一致LREE富集的右倾型配分模式，具有与OIB相似的地球化学特征。在微量元素原始地幔标准化图解中(图 6b)，其配分曲线与OIB总体上也相似，不同的是贵州水城玄武岩具有Th和U正异常，样品显示K、Rb、Sr和Nb、Ta负异常。总体而言，贵州水城玄武岩地球化学特征可以和许多典型的与地幔柱或热点岩浆作用有关的玄武岩对比。

贵州水城样品的Sr、Nd、Pb同位素测试结果列于表 3。以峨眉山玄武岩喷发年龄(260Ma)校正后，(87Sr/86Sr)i = 0.70482~0.70503，(143Nd/144Nd)t =0.512583~0.512615，其εNd(t)变化范围较窄: 1.3~1.8，在(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解上(图 7a)，样品投点落在峨眉山玄武岩范围内(Xu et al.，2001; Zhang et al.，2006)。水城玄武岩的Pb比值变化范围较小，(206Pb/204Pb)t =17.212~17.62，(207Pb/204Pb)t为15.575~15.672，(208Pb/204Pb)t为37.275~37.616，在(206Pb/204Pb)t vs.( 208Pb/204Pb)t图解上(图 7b)，样品投影点落在峨眉山玄武岩和OIB的同位素组成范围。

在微量元素蛛网图上，水城玄武岩显示弱的Nb负异常，具有低的(87Sr/86Sr)i= 0.70482~0.70503，εNd(t)=1.3~1.8。相对于OIB的Zr/Nb比值4.2和Th/Nb比值0.06(Hoffmann，1997; Ionov et al.，1997)，水城玄武岩的值要高，Zr/Nb为8.81~10.92，Th/Nb为0.14~0.22。这些特征说明它们在上升过程中可能有少量地壳物质的混染。

微量元素Th和Ta对地壳混染作用十分敏感，地壳混染会导致Th/Ta比值升高。水城玄武岩的Th/Ta比值范围在1.78~2.24，平均值为2.02，与来源于原始地幔的值2.3接近，而平均上地壳的Th/Ta比值一般大于10(Condie，1993)。在Th-Ta图解上(图 8a)，贵州黑石头和织金的Th/Ta比值都大于水城的数值，说明黑石头和织金的玄武岩比水城玄武岩受地壳混染作用影响要大一些。

另外也可以用(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM比值来说明地壳混染程度，岩石测试值和原始地幔标准化后的比值(Nb/Th)PM值最能反映Nb异常的程度，而(Th/Yb)PM值对地壳的混染是一个灵敏的指示，在(Nb/Th)PM-(Th/Yb)PM图解中(图 8b)，水城玄武岩(Th/Yb)PM值比峨眉山苦橄岩高，而比织金和黑石头的数值都低，说明水城玄武岩在岩浆喷发的过程受到了一定的地壳混染作用，但混染程度比贵州威宁黑石头和织金玄武岩程度低。

玄武质岩浆生成后，在向上运移以至喷出地表过程中，通常会发生分离结晶作用或同化混染作用，或者两种作用兼而有之(即AFC过程)。水城玄武岩样品比较低的Mg#值(0.40~0.49)和相容元素含量如Ni(49×10-6~76×10-6)和Cr(76×10-6~111×10-6)，表明岩浆经历了一定程度的结晶分离作用。主要氧化物随MgO 的变化趋势(图 5)表明，熔体在MgO大约大于7%的时候，MgO和TiO2、Fe2O3呈正相关，很可能早期有少量橄榄石、单斜辉石的分离结晶过程，同时伴有少量钛铁氧化物等副矿物的晶出，在MgO＜7%时，Fe2O3、FeO、CaO和MgO呈正相关关系，表明开始有大量的斜长石、单斜辉石和钛铁氧化物分离结晶。微量元素蛛网图中不同程度的Sr负异常可能与斜长石分离结晶作用有关，这和岩相学观察相符合(斑晶矿物以斜长石为主，次为单斜辉石和磁铁矿)。

和同属峨眉山大火成岩省外带贵州境内水城西部威宁黑石头(Qi and Zhou，2008)和水城东部织金(Lai et al.，2012)玄武岩比较，主要氧化物投影图显示(图 9)，水城玄武岩Al2O3 、Na2O和MgO比后两者的含量高，而TiO2、Fe2O3和CaO相对较低，可能是在岩浆结晶过程中，岩浆分离结晶的差异所造成，岩浆结晶早期可能有少量含钛辉石和钛磁铁矿的分离，导致残余熔体中的TiO2和Fe2O3含量低，出现了比其西部威宁黑石头和东边织金等地的TiO2、Fe2O3含量低的特征，而水城玄武岩中Na2O和Al2O3含量高是因为斜长石含量高的缘故。

玄武质岩浆可以来源于地幔热柱、软流圈、岩石圈地幔三大端元。由于这些端元组分对岩浆生成的相对贡献程度不同，并且受到不同程度的地壳的影响，从而造成了大陆玄武岩复杂、多变的地球化学性质。贵州水城玄武岩富集LILEs与LREE，具有右倾型的稀土配分模式，与OIB具有极为相似的稀土元素分布模式(图 6)，La/Sm-Sm/Yb比值受分离结晶作用影响较小，用这两个比值可以了解岩浆源区性质和部分熔融程度。地壳混染作用会影响这两个比值，样品的同位素和微量元素分析表明所受地壳的混染影响不大，样品具有高的La/Sm比值(3.49~4.44)和Sm/Yb比值(3.06~3.74)，在La/Sm-Sm/Yb图中(图 10a)，样品投在由石榴石二辉橄榄岩组成的原始地幔熔融线上，指示其源区是由接近原始地幔成分的石榴石二辉橄榄岩低程度熔融形成的，同时，样品的LREE、P2O5含量和La /Yb比值都较高，而HREE丰度则比较低，也佐证了源区有富含HREE的石榴子石残留。所有这些特征说明水城玄武岩和峨眉山大火成岩省其他地方的玄武岩一样，都来自和OIB相似的地幔源区。

水城的(87Sr/86Sr)i 比值为0.70482~0.70503，(206Pb/204Pb)t为17.212~17.62，具EM I特征(图 10b)。在(206Pb/204Pb)t-(87Sr/86Sr)i和(206Pb/204Pb)t-(208Pb/204Pb)t(图 11)图解中，水城玄武岩的投影点都在EM I范围，说明了水城玄武岩来源于OIB型的富集地幔，是和下地壳交代有关的富集地幔，而织金玄武岩的投影点在EMⅡ，是与上地壳组分有关的一种富集地幔。

通常认为，La和Nb在岩浆演化过程中具有相似的性质，它们的分配系数和丰度在地幔中是近似的，原始地幔源区的交代熔体的La/Nb值为0.96，而MORB源则为1.02(McKenzie and O’Ninos，1991)，贵州水城玄武岩具有高的La/Nb为1.07~1.56，说明它们来自交代的富集地幔源区。

交代地幔比较常见的特征是微量元素K、Rb和Sr的亏损，Ba和Nb的富集(李昌年，1992)，在微量元素蛛网图上，水城玄武岩具有明显的K、Rb和Sr的亏损，Ba的富集，也说明水城玄武岩来自交代的富集地幔。扬子克拉通西缘在元古宙晚期是一个活动大陆边缘(从柏林，1988)，因此该区域大陆下岩石圈地幔(SCLM)或地幔楔可能受到了来自俯冲板块流体的交代和富集(Ringwood，1990)。俯冲板块流体富含挥发分，导致水城玄武岩的钠质含量相对较高。

Xu et al.(2001，2004)和徐义刚等(2007) 对峨眉山大火成岩省岩石地球化学及地幔柱动力学效应开展了综合研究，揭示了峨眉山地幔柱岩浆活动在时空上的变化规律。研究认为，低Ti玄武岩主要为地幔柱岩浆活动早期中心部位岩石圈高度拉张减薄环境下大量地幔上涌、高程度部分熔融作用形成；高Ti玄武岩则是在地幔柱活动相对较弱的阶段特别是地幔柱活动中心的边缘地带、岩石圈较厚、熔融程度相对较低的条件下形成。并将峨眉山地幔柱岩浆活动模型划分出内带、过渡带及外带(图 1)，内带以低钛玄武岩为主，而过渡带及外带基本上为高钛玄武岩。研究普遍认为，低钛玄武岩可能形成于温度最高、岩石圈最薄的地幔柱轴部，高钛玄武岩的母岩浆是热柱在较大的深度(>80km，石榴石稳定区)经低程度部分熔融形成(