川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm-Nd同位素制约及其大地构造意义.pdf

2002年7月 地 质 科 学 CHINESEJOURNAL OF GEOLOGY373 264276 3 国家杰出青年科学基金49725309、 中国科学院KZCX22101、KZ9512B12 413 和科学技术部 95 2预225、G1999043201 资助。 李献华,男,1961年7月生,研究员,同位素地质年代学和地球化学专业。 2000 - 11 - 27收稿,2001 - 05 - 09改回。 川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素 和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 3 李献华 1 周汉文 2 李正祥 3 刘 颖 1 1. 中国科学院广州地球化学研究所 广州 510640;2.中国地质大学 武汉 430074; 3. Tectonic Special Research Centre , Department of Geology and Geophysics , The University of Western Australia , Nedlands , WA 6907 , Australia 摘 要 系统的微量元素和Sm2Nd同位素分析表明,川西地区早震旦世苏雄组双峰式火 山岩中的大多数玄武岩具有高的正εNdT值 5 ～ 6 、 大离子亲石元素和LREE富集,与 现代典型的洋岛玄武岩和大陆溢流玄武岩省中的碱性玄武岩有非常相似的地球化学和同位 素组成特征。酸性火山岩的εNdT值较低 1 11～ 216 ,地球化学特征总体上与A22型花 岗岩相似,它们是受地壳混染的OIB型玄武质岩浆在地壳中部的一个 “双扩散” 岩浆房通过结 晶分异形成的。苏雄组双峰式火山岩形成于典型的大陆裂谷环境,非常类似于现代与地幔柱 活动有关的高火山活动型裂谷火山岩,扬子块体西缘800 Ma前的裂谷作用和火山活动应是 约825 Ma前的华南地幔柱活动引发的结果。 关键词 新元古代 双峰式火山岩 微量元素 Sm2Nd同位素 扬子块体 最近的研究表明扬子块体西缘川西地区新元古代苏雄组火山岩的形成年龄为803 12 Ma ,是一套典型的弱碱性双峰式火山岩,形成于大陆裂谷环境李献华等,2001。根据 喷发的火山岩相对体积来看,康滇裂谷类似于现代与地幔柱活动有关的高火山活动型裂 谷Wilson , 1989 ,支持Li et al. 1999提出的距今～825 Ma华南地幔柱模式。本文将对 苏雄组双峰式火山岩进行详细的微量元素和Sm2Nd同位素研究,探讨岩石成因及其与区 域大地构造演化的关系。关于川西地区的区域地质背景和苏雄组火山岩的岩石化学特征 可参见李献华等2001。 1 分析方法 微量元素在中国科学院广州地球化学研究所的等离子体2质谱 ICP 2 MS 实验室分析。 准确称取40～50 mg样品置于Teflon密闭溶样器中,加入1 ml浓HF和013 ml 1∶1HNO3,用 超声波振荡后置于150℃ 电热板上将样品蒸干,再次加入相同量的HF和HNO3,密闭加热 ～100℃ 7 天,蒸干后用2 ml 1∶1HNO3溶解,加入Rh内标,稀释至2 000倍,在PE Elan 6 000型ICP2MS上分析微量元素,以美国地质调查所的玄武岩标样BCR21作为元素浓度 标定标准,分析精度优于3 。表1列出了与苏雄组火山岩同时测定的玄武岩标样BH2 VO21和GSR23微量元素的2次分析结果,可以看出本文的分析结果与标样的推荐值 G ovindaraju , 1994非常一致,其中ICP2MS测定的SmΠNd比值与推荐值的相对偏差仅为 016 ～2 。这样的分析精度对计算新元古代火山岩样品的εNdT值所造成的误差小于 0125ε单位,不影响对样品岩石成因的讨论。 表1 玄武岩标样BHVO21和GSR23微量元素的ICP2MS分析结果Π10 - 6 Table 1 Analytical results of trace elementsΠ10- 6for standard rocks of BHVO21 and GSR23 元素 BHVO21 第1次分析第2次分析推荐值 3 GSR23 第1次分析第2次分析推荐值 3 V326320317163171167 Cr287290289154150134 Ni130125120142147140 Ga21.222.02124.524.824.8 Rb10.711.11136.937.637 Sr423410403114811351100 Y26.926.72823.324.222 Zr176177179284262277 Nb19.320.019.579.180.468 Cs0.120.110.10.570.601 Ba133142139529547527 La15.315.315.852.755.956 Ce38.137.039101105105 Pr5.245.145.4512.112.913.2 Nd25.325.225.251.654.254 Sm6.246.056.179.6910.310.2 Eu1.962.022.063.163.083.2 Gd5.825.766.228.518.708.5 Tb0.950.930.951.191.151.2 Dy5.215.175.255.315.495.6 Ho0.960.9410.880.860.88 Er2.482.382.561.912.042.0 Tm0.360.340.330.310.260.28 Yb2.021.962.021.531.361.5 Lu0.290.280.290.200.190.19 Hf4.234.504.386.086.276.5 Ta1.201.241.234.404.554.3 Th1.231.261.255.966.086.0 U0.430.450.421.451.501.4 SmΠNd0.24690.24070.24480.18770.19000.1889 RD0.86- 1.67- 0.630.58 微量元素在中国科学院广州地球化学研究所的PE Elan 6 000型等离子体2质谱 ICP 2 MS 上测定; 3 推荐值引自 G ovindaraju 1994 ;RD [ SmΠ Nd 测量值Π Sm Π Nd 推荐值- 1]100。 562 3期 李献华等川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 Sm2Nd的化学分离采用常规的阳离子树脂REE和其它元素分离和HDEHPSm、Nd 分离方法,化学分离在广州地球化学研究所同位素超净实验室完成。Nd同位素组成在 中国地质大学武汉的多接收器Finnigan MAT2261质谱仪上采用静态接收方式分析。 143NdΠ144Nd比值用146NdΠ144Nd 01721 9 校正。在本文样品的分析过程中,该质谱仪对La Jolla标准的 143NdΠ144Nd 测定值为01511 8455 2σ。 图1 苏雄组火山岩的稀土元素分布图 a.基性火山岩;b.酸性火山岩球粒陨石值引自Sun and McDonough ,1989 Fig.1 Chondrite2normalized REE distribution diagrams 2 测试结果 1火山岩微量 元素特征 苏雄组的11个 基性和8个酸性火 山岩的微量元素分 析结果列于表2。 除 样 品99K D2121外, 所有玄武岩样品具 有比较一致的REE 含量和LREE富集的 稀土元素分布模式 图1 ,球粒陨石标 准化的LaN 95～ 120 , LaΠ Yb N 912 ～1512 , Eu异常很 小δEu 0190～ 1109 ,而粗面安山 岩样品98K D7821和 98K D782 2 的LREE 含量略高,LaN 131 ～145 ,但其HREE显 著增高, LaΠ Yb N 418～610 ,Eu负异常 明显δEu 0172～01 78 。强分异玄武岩样品99K D2121的LREE含量最低,LaN 84 ,但 HREE含量高类似于粗面安山岩 , 因而显示出较平的稀土元素分布模式图 1a 。酸性 火山岩的HREE含量较一致,而LREE含量高且变化范围大,LaN 119～524 ,LaΠ Yb N 417～1914 ,Eu负异常大δEu 0110～0179 ,其中粗面安山岩样品98K D7721LREE含量最 低,且Eu负异常最不明显图 1b 。 图2为苏雄组火山岩的不相容微量元素的蛛网图。除样品99K D2121外,所有玄武岩 样品具有 “隆起” 的分布形式,表现出不相容元素的富集。这些玄武岩样品的Nb2Ta相对 662地 质 科 学2002年 图2 苏雄组火山岩的不相容元素蛛网图 a.基性火山岩;b.酸性火山岩原始地幔值引自Sun and McDonough ,1989 Fig.2 Primitive mantle2normalized incompatible trace element spidergrams 于La富集,NbΠLa 1 ,类似于许多大陆 裂谷和洋岛碱性玄 武岩,没有地壳物质 的混染。相反,粗面 安山岩样品的Th非 常富 集 9 15～919 μgΠg ,而Nb2Ta明显 亏损 Nb ΠLa 0144～ 0149 ,明显受到硅 铝质地壳物质的混 染。强分异玄武岩 样品99K D2121具有 独特的微量元素特 征,即Th含量非常 低 1 17μgΠg ,Nb2Ta 弱 亏 损 Nb ΠLa 0175 ,不可能是硅 铝质地壳物质混染 的结果,而很有可能 受到基性下地壳Π 岩 石圈地幔混染下文 中讨论。 除Sr、P、Eu和 Ti等元素由于结晶 分异明显亏损外,酸 性火山岩的不相容 微量元素总体上呈 现出不同程度的富集,但Nb2Ta相对La和Th明显亏损,表明这些偏碱性的酸性岩浆或者 来源于地壳重熔,或者是碱性玄武质岩浆在结晶分异过程中受到地壳物质的混染,或者有 富集Nb2Ta的矿物结晶分异。 2 Sm2Nd同位素特征 本文分析了5个基性火山岩和4个酸性火山岩的Sm2Nd同位素组成,结果列于表3。 3个NbΠLa 1的玄武岩样品具有一致高的εNdT值 5 10～ 610 ,表明它们来源于一 长期亏损的地幔,并未受到地壳物质的混染。相反,NbΠLa 1的强分异玄武岩99K D212 1 和粗面安山岩98K D782 1 则具有明显较低的εNdT值 1 17～ 21 4 。4个酸性火山岩 样品具有一致的 147SmΠ144Nd 比 0 1119 1～01122 6和一致较低的εNdT值 1 11～ 216 , 其Nd同位素组成和强分异玄武岩、 粗面安山岩相似,明显低于分异较弱的玄武岩。 762 3期 李献华等川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 表2 川西苏雄组双峰式火山岩的微量元素分析结果Π10 - 6 Table 2 Trace element analyses of the Suxiong volcanic rocks from the Kangdian Rift 样品 岩性 98K D76 流纹岩 98K D7720 流纹岩 98K D7721 粗面英安岩 98K D7722 流纹岩 98K D7723 流纹岩 98K D7724 流纹岩 98K D102 流纹岩 98K D103 流纹岩 98K D7821 粗面安 山岩 98K D7822 玄武粗 面安山岩 TiO2Π0.190.090.650.160.210.240.210.132.012.13 P2O5Π0.060.030.220.040.040.040.040.040.650.71 V3.073.495.044.545.686.401.571.46110114 Cr1.547.693.773.076.295.012.411.812.309.33 Ni1.912.783.402.053.201.291.701.744.083.48 Ga17.613.316.420.617.223.524.719.822.923.6 Rb142187165312226224201204174176 Sr73.560.189.170.274.671.079.090.1128126 Y57.352.352.864.145.453.049.979.244.148.2 Zr351206340269309338179170271387 Nb21.521.617.320.219.321.522.119.215.215.1 Cs4.964.347.167.677.147.656.776.3213.113.7 Ba27947.71035211284334866658830846 La41.528.134.748.850.349.312464.334.331.1 Ce71.760.166.910091.191.025413875.273.9 Pr9.418.408.7512.911.912.429.117.59.859.64 Nd37.535.436.452.446.349.810667.643.242.4 Sm7.398.587.3810.69.239.5015.913.88.768.99 Eu0.560.271.860.520.650.681.901.271.992.25 Gd6.997.056.839.227.558.1413.511.77.828.43 Tb1.411.201.241.621.261.381.792.041.311.37 Dy9.607.437.4810.17.628.699.8713.17.928.51 Ho1.871.451.421.901.511.671.772.561.541.65 Er5.606.973.975.584.545.035.227.514.504.98 Tm0.850.680.610.810.720.780.741.080.670.73 Yb5.334.303.774.994.524.904.596.684.094.62 Lu0.820.660.560.750.690.750.680.990.630.74 Hf9.086.786.517.417.398.405.085.706.987.68 Ta1.661.871.161.581.441.651.491.621.021.06 Th25.232.615.225.222.425.725.828.59.529.93 U4.364.725.365.774.835.332.005.531.881.77 样品 岩性 99K D2121 碱性玄 武岩 99K D2221 碱性玄 武岩 99K D2222 苦橄玄 武岩 99K D2223 苦橄玄 武岩 99K D2224 碱性玄 武岩 99K D2225 苦橄玄 武岩 99K D2226 碱性玄 武岩 99K D2227 苦橄玄 武岩 99K D2228 碱性玄 武岩 TiO2Π3.282.702.692.812.522.443.032.482.78 P2O5Π0.710.340.430.440.520.540.380.350.31 V189252255233189173241296271 Cr166292383165277102284275290 Ni54.3295285178158127185154177 Ga18.718.720.418.814. 518.817.121.718.7 Rb15042.856.129.857.820.454.811.723.8 Sr79.0439362376250701304751635 Y42.824.221.121.821.119.419.921.822.6 Zr265188185215201194198168192 Nb14.926.829.232.530.129.127.124.326.5 Cs12.510.420.77.7817.95.4413.12.781.13 Ba56842016419334864.218386.8335 La19.822.528.426.026.726.823.623.422.4 Ce48.951.459.557.458.560.150.049.449.7 Pr7.116.487.536.837.397.306.226.096.14 Nd35.029.232.629.632.730.927.926.827.4 Sm8.256.176.446.076.286.135.795.525.70 Eu2.381.951.871.911.971.851.461.612.03 Gd8.015.805.995.675.705.405.285.255.57 Tb1.370.860.840.800.790.760.720.750.81 Dy8.194.594.184.164.063.773.844.114.35 Ho1.610.840.730.740.700.640.720.720.79 Er4.642.111.801.861.781.671.901.852.11 Tm0.670.290.250.280.260.240.270.270.31 Yb4.201.681.341.491.411.321.531.421.75 Lu0.660.250.190.220.210.190.230.210.26 Hf5.804.204.184.524.324.194.443.724.44 Ta0.871.711.882.121.901.831.771.541.71 Th1.702.182.202.702.482.412.392.062.19 U0.320.730.640.800.640.600.570.670.56 微量元素在中国科学院广州地球化学研究所的PE Elan 6 000型等离子体2质谱 ICP 2 MS 上测定。 862地 质 科 学2002年 3 讨 论 1基性火山岩成因 除样品99K D2121外,所有苏雄组玄武岩样品具有高的εNdT正值、 高NbΠLa比 1 103 ～11 25 和高NbΠTh 11～ 13 。如果假设现代洋中脊玄武岩MORB的亏损地幔源区的Nd 同位素组成εNd 10 2 是球粒陨石型原始地幔εNdT 0在4 000 Ma前经线形演化 形成的,那么800 Ma前的MORB型亏损地幔的εNd 82。可以看出苏雄组玄武岩的 εNdT值 5 ～ 6 略低于或接近同时期的MORB型亏损地幔的εNdT值的下限。苏 雄组玄武岩的这些微量元素地球化学和Nd同位素组成特征非常类似于现代洋岛如夏 威夷群岛和大陆裂谷如埃塞俄比亚裂谷的碱性玄武岩Stille et al. , 1983 ; Betton and Civetta , 1984 ; Chen and Frey , 1985 ; Vidal et al. , 1991 ; Hofmann andJochum , 1996 ; Feigenson et al. , 1996 ; Stewart and Rogers , 1996 ; Pik et al. , 1999 ,3个地区的碱性玄武岩具有非常 类似的微量元素分布形式图 3 。 表3 川西苏雄组双峰式火山岩的Sm2Nd同位素分析结果 Table 3 Sm2Nd isotopic results of the Suxiong volcanic rocks from the Kangdian Rift 样 品SmΠ10- 6NdΠ10- 6 147SmΠ144Nd143NdΠ144Nd 2σ 3 εNdT 酸性火山岩 98K D76713937150111910151227101000006 1112 98Kd7721713836140112260151233901000004 2108 98K D7722101652140112230151236501000004 2162 98K D7723912346130112050151233701000004 2126 基性火山岩 98K D7821817646130111440151227401000004 1169 99K D2121812535100114250151246601000005 2143 99K D2224612832170111610151245301000004 5100 99K D2225611330190111990151249001000005 5132 99K D2228517027140112580151255501000011 5196 Nd同位素组成在中国地质大学武汉的Finnigan MAT2261质谱仪上测定; 3 143NdΠ144Nd 比值用La Jolla标准 143NdΠ 144Nd 01511 860再校正。 需要指出的是,目前对洋岛玄武岩OIB和大陆溢流玄武岩CFB省中的碱性玄武岩 的起源仍有不同观点。例如,由于夏威夷群岛的碱性玄武岩具有非常亏损的同位素组成 εNd 7～ 9 , Stille et al. , 1983 ; Chen and Frey , 1985 ,因而一些研究人员认为其来源 于类似于MORB的岩石圈地幔,该岩石圈地幔受到下伏的夏威夷地幔柱加热发生小比例 部分熔融形成碱性玄武岩Gurriet , 1987 ; Liu and Chase , 1991 ;而另一些研究人员则认为 这些碱性玄武岩是地幔柱外围的软流圈地幔部分熔融形成的Hauri et al. , 1994。然而, 最近的Os同位素研究表明,夏威夷碱性玄武岩很可能是太平洋岩石圈地幔～100 Ma中 的辉石岩和橄榄岩部分熔融的熔体混合形成的Lassiter et al. , 2000。埃塞俄比亚CFB 形成于典型的由地幔柱活动引起的大陆裂解地区Mohr , 1983 ; Marty et al. , 1996 ,玄武 岩浆活动和Afar地幔柱密切相关,该地幔柱下伏在埃塞俄比亚裂谷之下,在裂谷北部发 962 3期 李献华等川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 图3 苏雄组、 夏威夷群岛和埃塞俄比亚碱性玄武岩的 不相容元素蛛网图 原始地幔值引自Sun and McDonough 1989 Fig.3 Spidergram of incompatible trace elements of sub2alkline basalts from the Suxiong ation , Hawaiian Islands and Ethiopia 生了红海和亚丁湾的海 底扩张。微量元素和同 位素研究表明,在埃塞俄 比亚和Afar地区,早期 前裂谷期的玄武岩主 要来源于岩石圈地幔,随 着裂谷的发展,同裂谷期 的玄武岩则主要来源于 地幔柱如Vidal et al. , 1991 ; Stewart and Rogers , 1996。 根据Li et al. 1999 最近提出的华南地区距 今～825 Ma的地幔柱模 式,川西苏雄组碱性玄武 岩的形成很可能也和地 幔柱活动有关。由于缺 乏直接来源于地幔柱的 高温苦橄岩 Al 和HREE亏损 , 因此苏雄组玄武岩的母岩浆应在石榴子石稳定的高温高 压条件下形成。另一方面,苏雄组碱性玄武岩具有类似于MORB的Nd同位素组成εNd T 5～ 6 ,比Afar的碱性玄武岩ε Nd 3～ 7 , Betton and Civetta , 1984更为亏 损,同时具有OIB型微量元素特征,因此我们认为其母岩浆起源于OIB型地幔,并且没有 受到古老富集岩石圈地幔加入的影响。 粗面安山岩具有较低的εNdT值,同时其微量元素具有LREE和Th富集、Nb2Ta亏 损的特征,表明它们很可能是玄武质岩浆结晶分异 同化混染硅铝质地壳物质的产物。 玄武岩样品99K D2121具有最为独特的同位素和微量元素特征。该样品εNdT 214 ,低于其它玄武岩样品,同时有中等程度的Nb2Ta亏损 Nb ΠLa 0175 , NbΠTh 818 , 与粗面安山岩类似,表明有地壳和Π 或岩石圈地幔物质的加入。然而,该样品的Th含量非 常低,与所有其它火山岩样品不同。非常低的Th含量表明它不可能是母岩浆同化混染硅 铝质地壳物质的产物。TiΠYb和NbΠTh比值对幔源基性岩浆受地壳物质的混染非常敏感, 在TiΠYb2NbΠTh相关图上图4 ,未受地壳混染的玄武岩样品的TiΠYb和NbΠTh比值非常 一致 Ti ΠYb 10 800860、NbΠTh 121 ,并且和夏威夷群岛的OIB非常接近;相反,两个 粗面安山岩样品由于受到硅铝质地壳的混染,TiΠYb和NbΠTh比值明显降低,并显示硅铝 质地壳混染作用很可能发生在中地壳。玄武岩样品99K D2121的TiΠYb和NbΠTh比值介于 OIB和下地壳之间,明显偏离硅铝质地壳物质混染的趋势,但趋向于下地壳和Π 或岩石圈 地幔,表明该样品不是受到中、 上地壳物质的混染,而很可能受到岩石圈地幔和Π 或基性下 地壳物质的混染。 2酸性火山岩成因 072地 质 科 学2002年 图4 苏雄组火山岩的TiΠYb2NbΠTh相关图 夏威夷OIB数据引自Feigenson et al. 1996和Hofmann and Jochum 1996 ;中、 下地 壳数据引自Rudnick and Fountain 1995 ;大陆岩石圈地幔引自McDonough 1990 , 上地壳据Taylor and McLennan 1985 Fig.4 Plots of TiΠYb vs. NbΠTh for the Suxiong volcanic rocks 在康滇裂谷,酸 性火山岩流纹岩和 英安岩大约占整个 新元古代火山岩总 体积的90 ,基性火 山岩约10 四川省 地质矿产局,1991。 酸性火山岩样品显 示出高度分异的特 征,SiO2 67107 ～ 76185 ,LREE含量 高且变化范围大,Eu 负异常明显,Zr和Hf 含量高,分别为 170 ～ 351 10 - 6 和 5 108～91 08 10 - 6 ,较 高 的GaΠAl 比 1 190～3145 ,Ba、 Sr、P、Ti含量较低, 总体上与A2型花岗 岩的岩石化学和地 球化学特征相似如Whalen et al. , 1987 ,绝大多数样品在GaΠAl2Zr相关图上落入A2型花 岗岩范围图 5a 。根据Eby 1992对A2型花岗岩的进一步划分,苏雄组酸性火山岩的地 球化学特征类似于A22型花岗岩图 5b 。 虽然越来越多的证据表明A2型花岗质岩石是幔源基性岩浆高度分异的产物如 Turner et al. , 1992 ; Bonin , 1996 ,但对大陆裂谷内双峰式岩浆岩中的A2型酸性岩浆的成 因仍然存在争议。基性和酸性岩石之间的 “戴里间隔”Daly gap以及一些地壳地球化学 特征表明A2型酸性岩浆不可能是幔源岩浆简单的分异结果。对于苏雄组酸性火山岩来 说,总体上有3种可能的成因机制 1 幔源玄武质岩浆在上升结晶分异过程中受到地壳 物质的混染 ;2 板内环境中地壳物质深熔 ;3 前存底侵基性岩的部分熔融。 正的ε NdT值和元素地球化学特征表明苏雄组酸性岩浆不可能是硅铝质中、 上地壳 重熔的产物,而镁铁质下地壳或下地壳底垫的基性岩石是否可能是它们的原岩则比较 难以评估,因为目前还缺乏区域下地壳成份的资料。在前面的讨论中,玄武岩样品 99K D2121很可能是上升的OIB型玄武质岩浆受下地壳或岩石圈地幔混染形成的,因此 该样品有可能对区域下地壳的成份提供一些地球化学约束。图6是苏雄组火山岩的一些 元素和元素比值与Th的相关关系图,从该图上可以清楚地看到酸性火山岩与玄武岩样品 99K D2121基本上没有任何成因联系,但和粗面安山岩却有十分密切的地球化学演化关 系;图4也显示出这种类似的地球化学演化关系,而两者的Nd同位素组成也非常一致,进 172 3期 李献华等川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 图5 苏雄组酸性火山岩的GaΠAl2Zr相关图a ,Nb2Y2Ga和 Nb2Y2Ce相关图b a图仿Whalen et al. 1987 , b图仿Eby 1992 Fig.5 Plots of the Suxiong felsic volcanic rocks in Zr vs. 10000 3 GaΠAl diagram a and Nb2Y2Ga and Nb2Y2Ce ternary diagramb 一步地说明酸性火山岩 和高分异的粗面安山岩 存在成因联系。据此, 本文对苏雄组酸性火山 岩的成因提出一个两阶 段的岩浆演化模式,即 OIB型玄武岩浆在上升 的过程中受到硅铝质地 壳的混染,在地壳中部 形成一个 “双扩散” 岩浆 房‘doublediffusive’ magmachamber ,Mac2 donald , 1987 ,岩浆在此 “双扩散” 岩浆房通过结 晶分异形成酸性火山岩 和基性岩浆。 “双扩散” 岩浆房模式已成功地解 释了许多酸性火山岩的 成因,如肯尼亚裂谷中 的 酸 性 火 山 岩 Mac 2 donald , 1987、 新西兰的 Taupo火山岩McCulloch et al. , 1994和广东三 水盆地的早第三纪双峰 式火山岩Chung et al. , 1997。在康滇,OIB 型 玄武质原始岩浆经结晶 分异 地壳同化混染形 成玄武质 玄武粗面安 山岩质岩浆,地壳混染作用可能主要发生在岩浆上升、 侵位到地壳中部的过程中图 6 。 该岩浆侵位到地壳中部形成岩浆房,岩浆在这个岩浆房中很快形成了一个冷凝壁,阻止了 进一步的地壳混染,同时岩浆结晶形成的铁镁质矿物因重力分异在岩浆房底部聚集,而较 轻的长英质矿物在岩浆房上部聚集,因而形成一个上下两层、 成分为酸性和基性的 “双扩 散” 岩浆房,上部酸性岩浆的聚集、 喷发形成了酸性火山岩,下部基性岩浆的喷发形成了玄 武质粗面安山岩。 3构造意义 根据侵入到桂北四堡群中的基性岩脉Π 岩席的SHRIMP锆石U2Pb年龄 828 7 Ma ,Li et al. , 1999和澳大利亚Gairdner岩墙群锆石U2Pb年龄 827 6 Ma ,Wingate et al. , 1998 272地 质 科 学2002年 图6 苏雄组双峰式火山岩的Th与 不相容元素比的相关关系 Fig.6 Variations of incompatible trace element ratios with Th abundance in the Suxiong bimodal volcanic rocks 的一致性,以及同时代大规模非造山花 岗岩浆活动 819 ～824 Ma ,李献华, 1999和地壳抬升,Li et al. 1999 提出 一个距今～825 Ma的华南地幔柱模式, 该地幔柱活动引发了～820 Ma前的大 陆裂谷活动和广泛的地壳重熔,并很可 能最终导致了Rodinia泛大陆的裂解。 SHRIMP锆石U2Pb定年结果表明扬子 块体西缘康滇裂谷中苏雄组火山岩形 成于80312 Ma ,略晚于地幔柱的活动 时代;岩石化学特征表明苏雄组为偏碱 性双峰式火山岩,其巨大的喷发体积表 明康滇裂谷属高火山活动型裂谷李献 华等,2001。本文的元素地球化学和 Sm2Nd同位素研究表明,苏雄组碱性玄 武岩与典型现代洋岛和大陆裂谷中的 碱性玄武岩有非常相似的地球化学和 同位素组成特征,不仅确认它们形成于 典型的大陆裂谷环境,而且非常类似于 现代与地幔柱活动有关的高火山活动 型裂谷火山岩,如埃塞俄比亚裂谷中的 双峰式火山岩,支持距今～825 Ma华南 地幔柱模式,扬子块体西缘800 Ma前 的裂谷作用和火山活动应是地幔柱活 动引发的结果。 4 小 结 SHRIMP锆石U2Pb分析结果表明, 扬子块体西缘康滇地区新元古代苏雄 组火山岩的喷发年龄为80312 Ma。 苏雄组火山岩是一套典型的弱碱性双 峰式火山岩,形成于大陆裂谷环境,其 形成年龄80312 Ma提供了下震旦统 苏雄组的精确年龄,同时约束了康滇裂 谷活动时代的下限。康滇裂谷类似于 现代与地幔柱活动有关的高火山活动 型裂谷如东非埃塞俄比亚裂谷 , 是距 今～825 Ma华南地幔柱活动的结果。 372 3期 李献华等川西新元古代双峰式火山岩成因的微量元素和Sm2Nd同位素制约及其大地构造意义 致谢 微量元素和Sm2Nd同位素分析得到王甘霖和凌文黎的帮助,在此一并致谢。 参考文献 李献华.1999.广西北部新元古代花岗岩锆石U2Pb年代学及其构造意义.地球化学, 28 19. Li Xianhua. 1999. U2Pb Zircon ages of granites from the northern Guangxi and its tectonic significance. Geochimica , 28 19. 李献华,周汉文,李正祥,刘 颖, K inny P D. 2001.扬子块体西缘新元古代双峰式火山岩的锆石U2Pb年龄和岩石化学 特征.地球化学,304 315322. Li Xianhua , Zhou Hanwen , Li Zhengxiang , Liu Y ing and K inny P D. 2001. Zircon U2Pb age and petrochemical characteristicsof the Neoproterozoic bimodal volcanics from western Yangtze block. Geochimica , 304 315322. 刘 颖,刘海臣,李献华. 1996.用ICP2MS准确测定岩石样品中的40余种微量元素.地球化学,25 552558. Liu Y ing , Liu Haichen and Li Xianhua. 1996. Simultaneous and precise determination of 40 trace elements in rock samples by ICP2 MS. Geochimica , 25 552558. 四川省地质矿产局. 1991.四川省区域地质志.北京地质出版社. 1730. Bureau of Geology and Mineral Resources of Sichuan Province. 1991. Regional Geology of Sichuan Province. Beijing Geol. Publ