黎俊豪 伍忠钘

（①成都理工大学环境与土木工程学院 成都 610059②中国石油新疆油田分公司准东采油厂 阜康 831511）

1 引言

峨眉山玄武岩目前统指大面积展布于云、贵、川三省的二叠纪至三叠纪玄武岩[1]，被认为是峨眉山大火成岩省（ELIP）的重要组成部分[2]。龙门硐剖面主要出露玄武岩和灰岩，前人根据两者平行不整合接触关系，将峨眉山玄武岩喷发期次主要划分为两期[1，3-7]，但通过现场调查发现灰岩地层存在岩浆浅层侵入，因此玄武岩喷发可能不止2个期次。本次工作通过实测龙门硐剖面，并进行玄武岩样品的地球化学分析，厘定了火山岩喷发的期次，揭示了地幔柱成因的峨眉山大火成岩省是多期次岩浆脉动叠加喷发的结果。

2 研究区概况

峨眉山位于四川省峨眉山市西部，龙门硐位于峨眉山市区西约八公里处，实测剖面位于清音水电站至龙门硐地质剖面保护点石碑一带，长约500米（图1）。

图1 龙门硐剖面位置示意图（据陈晓慧等[8]）

根据实测剖面，剖面起点处发育灰岩，沿南西方向前进依次可见拉斑玄武岩、灰岩、致密块状玄武岩、灰岩、拉斑玄武岩、煤线、拉斑玄武岩、致密块状玄武岩、气孔杏仁玄武岩、致密块状玄武岩（图2）。

图2 龙门硐实测地质剖面

龙门硐剖面地层由老至新依次为茅口组、龙潭组、宣威组、飞仙关组、嘉陵江组和雷口坡组，茅口组与龙潭组、宣威组之间呈平行不整合接触，龙潭组与宣威组之间为玄武岩[8]。

茅口组岩性为灰岩，灰岩地层含有块状玄武岩夹层，其与块状玄武岩呈平行不整合接触关系，茅口组灰岩厚度约为130.3米。峨眉山背斜即位于茅口组，背斜两翼产状分别为：北东翼60°∠80°，南西翼232°∠68°。茅口组灰岩中含有大量腕足动物、珊瑚、蜓等生物化石，并且可见玄武质岩浆与灰岩接触时的烘烤边（图3）。

图3 茅口组烘烤边现象

龙潭组地层岩性为砂岩，其中夹有煤线。其与下伏的茅口组呈整合接触，地层产状为：230°∠38°。龙潭组南西翼发育大量的玄武岩。龙潭组南西翼的玄武岩自北东至南西，依次为侵入拉斑玄武岩、致密块状玄武岩、气孔杏仁玄武岩、致密块状玄武岩。

3 峨眉山玄武岩岩相学及岩石地球化学

3.1 岩相学特征

块状玄武岩颜色较深，一般为青灰、绿灰色，比重大，发育间粒—间隐结构、填间结构，块状构造。通过偏光显微镜镜下鉴定发现，矿物成分主要为辉石、斜长石、绿泥石、磁铁矿和玄武质玻璃。辉石为半自形短柱状或他形粒状，粒径为0.05～0.2mm，呈黄褐色，正高突起；斜长石微晶含量较高，约占40%，多数呈柱状，柱长约0.2mm，呈灰白色，正低突起（图4、5）。气孔杏仁玄武岩呈褐色，隐晶质结构，发育气孔构造、杏仁构造，杏仁大小不一，粒径多为0.5～2mm，少数为10～20cm，呈圆形或者椭圆形，杏仁体分布具有定向性，沿杏仁长轴平行排列，指示岩浆当时流动方向，填充物多为绿泥石、石英，少数为玉髓、方解石充填（图6、7）。拉斑玄武岩呈黑灰色，发育斑状结构，基质为间粒—间隐结构，斑晶为拉长石An56～68，拉长石长呈自形—半自形的板柱状，多为2～5mm大小，含量约为5%，杂乱分布，也有部分拉长石聚集分布，基质矿物组成与致密块状玄武岩类似。辉石呈粒状，粒径约为0.02mm，部分辉石发生蚀变，形成了绿泥石或榍石，一级橙黄干涉色。斜长石微晶呈细长条状，也有少量发生蚀变。玄武质玻璃，呈黑色，充填在辉石与斜长石之间（图8、9）。灰岩含蜓类生物化石，化石粒径约为1mm，呈椭圆状、纺锤状（图10、11）。

图4 块状玄武岩中斜长石微晶（―）

图5 块状玄武岩中斜长石微晶（+）

图6 气孔杏仁玄武中气孔（―）

图7 气孔杏仁玄武岩中气孔（+）

图8 拉斑玄武岩中斜长石斑晶（―）

图9 拉斑玄武岩中斜长石斑晶（+）

图10 茅口组灰岩中的蜓化石（―）

图11 茅口组灰岩中的蜓化石（―）

3.2 岩石地球化学特征

本次研究采样地点为龙门硐剖面，对5个岩石样本进行地球化学测试。主量化学元素和微量元素采用ME-MS81、ME-XRF26测试方法。

根据化学分析数据，龙门硐各类型玄武岩的主要氧化物含量相近，但也有少量差异。其主量元素化学特征是：MgO含量低（4.49～5.52%），Mg#平均含量为0.393，反映了浅层喷发环境和经历了原始岩浆的不同程度结晶分异（原始岩浆中Mg#大于0.7）；Al2O3含量13.05～14.60%；TiO2含量高（3.66～4.14%），高于高钛玄武岩和低钛玄武岩之间的分界线2.8%，属于高Ti玄武岩，TiO2与Mg#为负相关关系，表现出岩浆经历过分离结晶作用[9]；CaO含量低（4.86～9.11%）；K2O含量变化大（0.53～2.13%）。差异体现在CaO含量和K2O含量上面，拉斑玄武岩CaO含量几乎是气孔杏仁玄武岩CaO含量的2倍；气孔杏仁玄武岩K2O含量也明显低于拉斑玄武岩和致密块状玄武岩。MgO含量随SiO2含量升高而呈下降趋势，Al2O3含量随SiO2含量升高而呈上升趋势，Na2O+K2O含量随SiO2含量升高而呈上升趋势，CaO含量随SiO2含量升高而呈上升趋势（表1）。

表1 龙门硐玄武岩主量元素组成（%）和微量元素组成（μg/g）

元素拉斑玄武岩-1气孔杏仁玄武岩致密块状玄武岩-1致密块状玄武岩-2拉斑玄武岩-2冰岛玄武岩夏威夷玄武岩Dy Ho Er Tm Yb Lu ΣREE Ba Cr Cs Ga Hf Nb Pr Rb Sn Sr Ta Tb Th 3.4 0.7 1.99 0.293 1.89 0.288 43.03 54 477 4.93 0.91 2.29 0.308 1.81 0.257 91.21 234 556 7.83 1.45 3.76 0.49 3.01 0.43 267.6 629 70 0.33 22.5 9.2 37.0 13.00 73.5 4 653 2.5 1.39 7.84 1.70 369 1 36.5 345 8.57 1.48 3.93 0.51 3.11 0.45 305.5 244 100 5.16 25.6 10.1 43.2 15.05 24.7 4 639 2.7 1.54 7.36 1.61 431＜1 39.6 395 7.74 1.44 3.63 0.48 2.98 0.43 280.0 595 130 1.28 24.2 9.5 39.1 13.40 46.9 4 590 2.5 1.43 8.46 1.84 361 1 37.0 360 8.29 1.52 4.00 0.53 3.33 0.48 238.0 640 80 0.20 20.3 9.7 38.7 11.45 66.5 3 335 2.6 1.48 8.36 1.83 394＜1 39.3 362 7.71 1.43 3.60 0.45 2.74 0.41 256.8 420 50 0.87 23.1 9.1 39.6 12.60 39.1 3 755 2.5 1.45 5.89 1.32 481 1 36.6 351 14.9 2.22 9.7 2.1 6.2 18.4 3.52 20 5.1 10.6 U V W Y Z r 170 0.79 0.64 0.64 0.23 276 423 1.43 1.61 0.88 0.41 273 20.8 72 25.3 144

龙门硐三类玄武岩的稀土元素含量普遍高于夏威夷洋岛玄武岩和冰岛洋岛玄武岩，轻稀土元素与重稀土比值大（LREE/HREE平均值为3.43），具有轻稀土元素右倾富集的特点，其中致密块状玄武岩Eu元素负异常明显（бEu=0.935）（图12）。但是三类玄武岩微量元素含量分布趋势相同，与原始地幔相比较微量元素以富含大离子亲石元素为特征（图13）。

图12 稀土元素球粒陨石标准化分布型式图

图13 微量元素原始地幔标准化蛛网图

气孔杏仁玄武岩、致密块状玄武岩、拉斑玄武岩三个岩样的微量元素分布有所差别，在Rb～Nd之间的元素分布差距大，后面元素差距小。致密块状玄武岩与拉斑玄武岩对比而言，致密块状玄武岩微量元素含量普遍高于拉斑玄武岩，但是Sr元素含量低于拉斑玄武岩。Sr元素和斜长石的结晶程度有关，Sr对于斜长石而言属于兼容元素。显然，拉斑玄武岩中斜长石大量结晶，Sr元素大量进入斜长石中，残余熔浆中Sr含量相对降低。但是拉斑玄武岩中Sr含量却相对较高，这反映了结晶的斜长石并没有从熔浆中分离出去。与之相反，致密块状玄武岩Sr含量却是最低的。这反映了早期斜长石结晶后不断从岩浆中分离出去，带出了大量的Sr，最后剩余基质中含有大量斜长石微晶。这一现象说明致密块状玄武岩与拉斑玄武岩属于不同期次喷发的产物。气孔杏仁玄武岩与拉斑玄武岩对比，差距主要体现在Ru、Ba、K含量上面，二者的微量元素分布特征呈现出明显的不同。其中Ba元素在气孔杏仁玄武岩中呈现负异常明显，拉斑玄武岩仅呈现出轻微的负异常。此外，二者在K元素上差异也较大，拉斑玄武岩K元素含量明显高于气孔杏仁玄武岩。

表中前5列为龙门硐玄武岩岩样，冰岛玄武岩、夏威夷玄武岩地化数据引自黄士春等[10]。

4 讨论

上世纪80年代，部分学者对峨眉山龙门硐剖面做了为数不多的研究。就地层接触关系来看，早二叠世晚期地层茅口组控制着玄武岩层底界，查明峨眉山玄武岩喷发始于晚二叠世初，而终止时间未超过龙潭期，因此应属晚二叠世早期的产物[6]。熊舜华以实测龙门硐清音电站剖面为基础，认为峨眉山地区在晚二叠世早期，沉积了微薄的海陆交互相的龙潭组，平行不整合地覆盖于早二叠世茅口灰岩之上，紧接着便发生了大规模玄武岩浆的陆相喷溢，形成了峨眉山玄武岩[1]。林建英认为峨眉山玄武岩系可分早、中、晚三个旋回，玄武岩浆活动始于下二叠纪晚期，高峰则是上二叠纪龙潭期，终止于上二叠纪晚期[4]。侯增谦认为玄武岩浆喷溢活动始于早二叠世，于晚二叠世达到高峰[7]。宋谢炎认为峨眉山玄武岩喷发始于阳新世（中二叠）茅口晚期，而主喷发期为乐平世（晚二叠）宣威早期，时限大致为259 Ma～257 Ma[3]。陈文一指出峨眉山玄武岩的喷发分为两期，第一期为茅口期晚期，第二期为龙潭期[5]。综上所述，前人对于峨眉山玄武岩喷发期次多划分为两期，即茅口晚期和主喷发期——龙潭期，茅口晚期为海相环境，而龙潭期为陆相环境。

本次由实测剖面岩性特征可以划分出三次喷发。第一次喷发时期位于P2m二叠纪茅口组灰岩沉积过程中，形成块状玄武岩，与茅口组灰岩呈现平行不整合接触关系。此时还没经历强烈的构造活动，该地区仍然处于海平面以下，被海水淹没。第二次喷发时期位于龙潭煤线形成之后，东吴运动形成背斜之前，形成拉斑玄武岩、致密块状玄武岩和气孔杏仁玄武岩，此次喷发期为主要的喷发期。根据岩性不同，此次又可以可划分处3个旋回，依次为拉斑玄武岩、块状玄武岩、气孔杏仁玄武岩。这一次时期喷发环境由于该地区不断的缓慢抬升，已经由海相逐渐过渡到了陆相沼泽环境。第三次喷发形成于东吴运动形成背斜之后，此时大规模海退，岩浆浅层侵入，在背斜两翼近似对称分布，形成拉斑玄武岩。拉斑玄武岩被认为是地幔柱（头）的熔融产物，且与夏威夷火山岩具有相同的演化趋势[11]。

结合岩石地球化学数据，龙门硐三类玄武岩某些微量元素分布差别较明显，表明三类玄武岩是不同喷发期的产物。

根据峨眉山火山灰锆石ID-TIMS测年，茅口期P2m与龙潭期P3l之间的年龄界限应为258.8±0.5Ma[2]，此时间对应第一次喷发。第二次喷发时间约为252Ma[12]，第三次喷发时间为国际公认的P/T界限：251.4±0.4Ma[13]。

5 结论

（1）通过实测剖面、岩性分析，根据岩浆岩和茅口灰岩的接触关系把玄武岩喷发分为三期：茅口期、龙潭期、牛背山背斜形成后（三叠纪早期）。

（2）结合岩石地球化学数据，龙门硐三种玄武岩主量元素成分相差不大，具有低MgO、高TiO2的特点。但三类玄武岩微量元素特征区别较明显，块状玄武岩具有比其他两种玄武岩更加明显的Eu负异常。三类玄武岩与原始地幔相比较微量元素以富含大离子亲石元素为特征，其中，气孔杏仁玄武岩Ba、Sr、K、P等易挥发组分呈明显负异常，这表明三类玄武岩是不同喷发期的产物。