盈江縣超上地區(qū)橄欖輝石巖脈地球化學(xué)特征、巖石成因及其構(gòu)造環(huán)境

趙宇新，方 乙

盈江縣超上地區(qū)橄欖輝石巖脈地球化學(xué)特征、巖石成因及其構(gòu)造環(huán)境

趙宇新，方 乙

（西南石油大學(xué)，成都 610500）

盈江縣超上地區(qū)橄欖輝石巖脈的全巖地球化學(xué)特征表明：巖脈具有高Al、低Ti、貧P2O5和低堿的特點，屬于低鉀拉斑系列。另外具有與橄欖巖平衡的原生巖漿相一致的Mg#值為（70.89～72.18）、略微的Eu正異常（δEu=1.16～1.40），輕稀土元素富集，重稀土元素相對平緩；微量元素蛛網(wǎng)圖上巖脈富集大離子親石元素U、Th、Pb等，強烈虧損高場強元素Nb、Ta、Hf、P、Ti等。通過綜合分析，認為巖脈巖漿源區(qū)為被俯沖板片流體改造過的虧損地幔，由其形成的母巖漿在演化過程中遭受了不同程度的下地殼物質(zhì)的同化混染作用和有限的結(jié)晶分異作用，并可能經(jīng)歷了輝石的堆晶作用。結(jié)合區(qū)域資料，認為盈江縣超上橄欖輝石巖脈形成于島弧環(huán)境，超上地區(qū)可能在侏羅紀時期經(jīng)歷了中特提斯洋的俯沖消減。

盈江縣超上地區(qū)；火成巖；地球化學(xué)特征；巖石成因；構(gòu)造環(huán)境

盈江縣超上地區(qū)橄欖輝石巖脈位于云南省盈江縣芒章鄉(xiāng)南部，地處歐亞板塊和印度板塊的結(jié)合部，大地構(gòu)造位置屬騰沖地塊，屬于滇西東特提斯構(gòu)造域的重要組成部分，經(jīng)歷了海洋俯沖，板塊匯聚，碰撞和增生的多個階段，巖漿活動頻繁，構(gòu)造運動復(fù)雜。前人對騰沖地塊的研究多從騰沖地塊內(nèi)出露面積達50%以上的花崗質(zhì)巖石研究中得出[1-9]，但對于騰沖地塊內(nèi)的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖石的研究尚不充足。因此本文以滇西騰沖地塊盈江縣超上地區(qū)的橄欖輝石巖脈為研究對象，對其進行巖石學(xué)、地球化學(xué)分析，結(jié)合區(qū)域研究資料，分析超上地區(qū)的橄欖輝石巖脈的成因機制和源區(qū)屬性，探討其構(gòu)造環(huán)境，為騰沖地區(qū)的構(gòu)造演化提供地球化學(xué)方面的制約。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

騰沖地塊在大地構(gòu)造位置上屬于緬泰馬微大陸北部，空間上東以瀘水—潞西—瑞麗縫合帶與保山地塊為界，西以雅魯藏布江—密支那縫合帶與西緬甸地塊相鄰，由西到東依次發(fā)育有檳榔江斷裂、北東向大盈江斷裂、棋盤石－騰沖斷裂、龍川江大斷裂和龍陵－瑞麗大斷裂[1,10-12]。騰沖地塊的結(jié)晶基底為西北部出露的一套中元古代—新生代的高黎貢山群綠片巖相—角閃巖相變質(zhì)巖，巖性主要為黑云母斜長片麻巖、花崗片麻巖、混合巖、云母片巖、云母石英片巖、斜長角閃巖、黑云母斜長變粒巖、大理巖及石英巖，其動力變質(zhì)特征明顯，構(gòu)造變形強烈，其上的蓋層以晚古生代—中生代碳酸鹽巖為主，間有碎屑巖沉積，不同時代地層之間呈整合、假整合、不整合接觸關(guān)系。區(qū)內(nèi)出露的中生代—新生代的花崗巖類多受到中、新特提斯洋的俯沖消亡及印度—歐亞板塊碰撞的影響，新生代地層以砂巖、泥質(zhì)巖、泥質(zhì)灰?guī)r夾薄煤層為特征[3,13-14]。研究區(qū)位于盈江縣芒章鄉(xiāng)超上地區(qū)，巖脈多出露于高黎貢山群地層中。

圖1 超上地區(qū)區(qū)域地質(zhì)簡圖

2 巖石學(xué)特征

超上巖脈巖性主要有橄欖輝長巖、橄欖輝石巖及輝長巖。本文共采集5件橄欖輝石巖樣品。超上巖脈主要為橄欖輝石巖，手標本風(fēng)化面為褐色，新鮮面為灰黑色至黑色，巖石的礦物為半自形粒狀結(jié)構(gòu)，礦物分布均勻，具塊狀構(gòu)造（圖2a）。成分主要由橄欖石、輝石及少量角閃石組成，副礦物有少量金屬礦物。橄欖石含量5%～10%，礦物晶體為自形-半自形粒狀，粒徑0.6～1mm；輝石含量90%～95%，礦物晶體為自形-半自形粒狀，粒徑0.8～1.6mm，少部分晶體被角閃石交代，多呈堆晶相產(chǎn)出（圖2b）。

圖2 超上橄欖輝石巖脈手標本照片和礦物顯微照片

3 地球化學(xué)特征

3.1 測試方法

選取超上橄欖輝石巖脈5個新鮮、無蝕變的樣品進行分析測試。樣品主量、微量、稀土元素測定在廣州澳實礦物實驗室完成，主量元素采用ME-XRF26d（X射線熒光光譜分析）進行測試，將代表性樣品研磨至200目，取樣品0.9g，煅燒后加入9.0g的Li2B4O7-LiBO2助熔物，充分混合后放置在自動熔煉儀中，使之在1050~1100℃熔融熔融，熔融物倒出后形成扁平的玻璃片，再用XRF熒光光譜儀進行測試，分析精度和準確度優(yōu)于5%；微量元素采用ME-ICP61（四酸消解，等離子光譜分析）進行測試，稀土元素采用ME-MS81（硼酸鋰熔融-酸消解，等離子體質(zhì)譜定量）進行測試，首先將粉碎至200目的樣品進行定量處理，將制備的定量樣品加入LiBO2溶劑中，混合均勻后，在1000℃以上的熔爐中熔化，待溶液冷卻，用硝酸定容后進行測試，分析精度和準確度優(yōu)于10%。

圖3 卡連巖脈TAS圖解（a）和FAM圖解（b）(底圖a據(jù)文獻[15-16]，底圖b據(jù)文獻[16])

Ir-Irvine分界線，上方為堿性，下方為亞堿性。1- 橄欖輝長巖；2a- 堿性輝長巖；2b- 亞堿性輝長巖；3-輝長閃長巖；4- 閃長巖；5- 花崗閃長巖；6- 花崗巖；7- 硅英巖；8- 二長輝長巖；9- 二長閃長巖；10- 二長巖；11- 石英二長巖；12- 正長巖；13- 副長石輝長巖；14- 副長石二長閃長巖；15- 副長石二長正長巖；16- 副長正長巖；17- 副長深成巖；18- 霓方鈉巖/磷霞巖/粗白榴巖

3.2 主量元素特征

超上橄欖輝石巖脈樣品的主量元素的分析結(jié)果見如下表1。樣品數(shù)據(jù)在去除燒失量后重新計算主量元素含量，投點大部分落入橄欖輝長巖區(qū)域內(nèi)，少部分落入輝長巖區(qū)域內(nèi)（圖3a），根據(jù)FAM圖解（圖3b）與K2O含量，表明所有樣品均屬于低鉀拉斑系列巖石。樣品的SiO2含量在43.99%～46.97%之間，平均值為45.00%，Al2O3含量在9.25%～13.80%之間，平均值為11.96%；CaO含量在6.09%～8.58%之間；MgO含量變化在16.16%～18.44%之間；Mg#值為70.89～72.18，平均值為52.09，低于橄欖巖平衡的原生巖漿的Mg#值范圍（68～75），表明巖漿可能經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶或地殼混染；TiO2含量為1.30%～1.51%，平均值為1.45%，與洋中脊玄武巖（1.5%）含量相近[18]，反應(yīng)其形成于拉張環(huán)境。m/f=0.84～0.90（＜2），為富鐵質(zhì)基性巖；Na2O含量為0.66%～0.98%，K2O含量為0.08%～0.12%，全堿（Na2O+K2O）含量為0.72%～1.07%，總體上看，橄欖輝石巖脈具有高Al低Ti、貧P2O5（0.03%～0.05%）和低堿的特點。

3.3 稀土元素特征

超上橄欖輝石巖脈樣品的稀土元素分析結(jié)果見下表。樣品稀土元素總量很低，ΣREE為66.93×10-6～83.48×10-6，平均為77.56×10-6，輕重稀土比值LREE/HREE=2.66～2.87，(La/Yb)N=2.84～4.13，屬輕稀土富集型。5件樣品稀土元素球粒隕石標準化配分模式十分相似，呈右傾曲線，無較大異常變化（圖4），表明來自同源區(qū)。（La/Sm）N=1.16～1.49，說明LREE內(nèi)部分餾程度較明顯，(Gd/Yb)N=1.98～2.32，說明HREE分餾程度不明顯。曲線模式與地幔巖漿型稀土元素曲線模式[20]大致相似，說明巖漿來源與地幔巖漿有密切關(guān)系。δEu=1.16～1.40，δCe=0.28～0.54，Eu的正異常可能與堆晶作用有關(guān)，Ce的負異?？赡芘c較低的氧化環(huán)境（海洋環(huán)境）相關(guān)。

超上橄欖輝石巖脈主量元素（%）和微量元素（μg/g）含量表

樣品號MZ7-1MZ7-2MZ7-3MZ7-4MZ7-5 樣品號MZ7-1MZ7-2MZ7-3MZ7-4MZ7-5 SiO242.1942.9443.4642.9345.48Nd17.620.721.321.519.7 TiO21.361.461.441.461.26Sm4.826.285.866.475.92 Al2O313.2411.2011.7412.528.96Eu2.402.482.642.802.41 TFe2O315.7817.6815.5815.6417.01Gd5.686.776.416.676.46 FeO11.8313.3211.6211.5712.67Tb0.871.060.961.101.02 MnO0.170.220.180.180.24Dy5.146.465.666.316.11 MgO15.5017.6515.8016.1517.85Ho0.971.291.141.211.19 CaO7.895.878.108.336.60Er2.563.282.803.173.11 Na2O0.900.640.940.930.70Tm0.360.450.380.440.43 K2O0.120.070.110.120.08Yb2.182.782.292.692.70 P2O50.040.040.040.050.03Lu0.310.400.330.380.39 LOI2.222.592.312.012.24Hf1.81.81.72.11.6 Total99.41100.3699.70100.32100.45Ta0.300.300.300.300.20 Mg#70.8971.0371.6071.9372.18Th0.970.940.990.970.84 Sc1717171715U0.250.220.230.220.19 Cr663860643614896Pb22274 Co741007880106K4.042.363.704.042.69 Ni84210658638521095P1.861.871.862.331.40 Cu8226446099Ti6.546.976.916.965.99 Cs0.440.330.460.250.37ΣREE66.9383.4877.3480.4379.61 Rb1.801.301.501.201.30LREE48.8660.9957.3758.4658.20 Sr162.587.9165.5168.595.9HREE18.0722.4919.9721.9721.41 Y24.327.126.627.527.5LREE/HREE2.702.712.872.662.72 Zr5353525750(La/Yb)N3.652.924.133.442.84 Nb3.73.63.73.63.2(La/Sm)N1.491.161.451.291.17 Ba55.339.553.754.282.3(Gd/Yb)N2.162.012.322.051.98 La11.111.313.212.910.7δEu1.401.161.311.291.19 Ce8.915.79.410.115.0δCe0.330.540.280.320.53 Pr4.044.534.974.694.47m/f0.840.860.870.880.90

注：FeO值據(jù)文獻[17]計算得出；Mg#=100×Mg/(Mg+Fe)；m/f=(Mg2++Ni2+)/(Fe2++Fe3++Mn2+)；K=K2O×10000×0.83013/250；P=P2O5×10000×0.43646/95；Ti=TiO2×10000×0.5995/1300

3.4 微量元素特征

超上橄欖輝石巖脈樣品的微量元素的分析結(jié)果見表1。原始地幔的Th/Ta值約為2.3[21]，上地殼中Th/Ta值約為10[22]，因Th和Ta均為強不相容元素，Th/Ta值可以很好反映原始巖漿的地球化學(xué)特征和判別是否存在同化混染作用。超上橄欖輝石巖脈的Th/Ta值在3.13～4.20，平均值為3.42，暗示受到了大陸地殼混染。原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖（圖5）顯示橄欖輝石巖脈總體上富集大離子親石元素（LILE）中的U，Th，Pb等元素，強烈虧損高場強元素（HFSE）中的Nb，Ta，Hf，P，Ti等元素，顯示了后碰撞的巖漿活動，表明橄欖輝石巖起源于巖石圈地幔，巖漿演化過程中可能存在地殼物質(zhì)的混染或來源于受地殼沉積物改造的弧巖漿，或兩種情況均存在。

4 討 論

4.1 巖石成因

與下地殼部分熔融有關(guān)的巖漿產(chǎn)物Mg#一般小于40[24]，而超上橄欖輝石巖脈的Mg#變化于70.89～72.18，平均值為71.53，表明其原生巖漿不可能為下地殼鎂鐵質(zhì)巖石部分熔融形成，橄欖輝石巖的Ta/Yb比值均非常接近0.12，富集大離子親石元素（U，Th，Ba，K等），虧損高場強元素（Nb，Ta，P，Ti等），TiO2含量低（＜1%），且Ni、Cr、V高和低Rb均說明巖漿來源于地幔，是后碰撞弧巖漿活動的表現(xiàn)[25-27]。但樣品的Sr含量為538×10-6～658×10-6，顯著高于地幔值17.8×10-6[28]，指示其巖漿源區(qū)來自虧損地幔，同時并非單一來源，可能受到圍巖混染或俯沖板片流體交代作用的影響[29-30]。

巖漿自脫離源區(qū)到冷卻就位的過程一般會伴隨不同程度的巖漿結(jié)晶分異和地殼混染。橄欖輝石巖分離結(jié)晶的證據(jù)是存在堆晶結(jié)構(gòu)，堆晶結(jié)構(gòu)的堆晶礦物為橄欖石、輝石、斜長石，若堆晶礦物為自形晶，晶間充填微晶質(zhì)或重結(jié)晶的礦物，晶間物質(zhì)具有玄武質(zhì)成分，則證明玄武質(zhì)巖漿發(fā)生過重力結(jié)晶分離作用[31]。橄欖輝石巖脈的鏡下特征顯示了輝石的堆晶相，微量元素蛛網(wǎng)圖上（圖5），該巖脈具有微弱的Eu、Sr正異常，稀土元素分配模式圖上（圖4），Eu具有正異常，都顯示了巖漿的結(jié)晶分異作用，但與橄欖巖平衡的原生巖漿相一致的Mg#值（68～75）表明巖漿僅經(jīng)歷了有限的結(jié)晶分異作用。

圖4 超上橄欖輝石巖脈稀土元素球粒隕石標準化分布形式圖（球粒隕石標準值據(jù)文獻[19]）

圖5 超上橄欖輝石巖脈原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖（原始地幔標準值據(jù)文獻[19]）

通常，幔源巖漿侵入地殼過程中會不同程度受到地殼物質(zhì)的影響，如果幔源巖漿在上升過程中有地殼物質(zhì)的加入，往往會會使得巖漿中的SiO2，K2O和大離子親石元素含量增加，同時會使ω(La)/ω(Nb)、ω(Zr)/ω(Nb)比值升高，ω(Ce)/ω(Pb)比值降低，而總分配系數(shù)相同或相近的元素比值，不受分離結(jié)晶和部分熔融程度影響，且大陸地殼具有富集Th、虧損Nb的特征，因此，不同元素比值之間相關(guān)關(guān)系（如ω(Ce)/ω(Pb)、ω(Th)/ω(Yb)、ω(Nb)/ω(Ta)、ω(Ta)/ω(Yb)、ω(K2O)/ω(P2O5)、ω(Ti)/ω(Yb)、ω(Zr)/ω(Nb)）可以準確驗證同化混染作用是否存在[32-34]，已有研究表明Th和Nb在流體中活動性較差，是高度不相容元素，其豐度變化不受部分熔融和巖漿分異作用的影響，在能反應(yīng)陸殼混染的圖解中（圖6）中可以看到，所有圖解中的數(shù)據(jù)都具有一定線性關(guān)系，正相關(guān)的線性關(guān)系表明存在同化混染作用。

此外，由于Ce和Pb具有相同的總分配系數(shù)，在部分熔融和巖漿分異過程中，Ce/Pb比值不會改變，Nb是地幔富集元素，當(dāng)受到地殼混染時含量降低。樣品的Ce/Pb比值在1.4～7.9之間，平均為4.4，低于典型地幔的Ce/Pb=25±5，高于地殼的Ce/Pb=4[35]；Nb/U比值在14.8～16.8之間，平均為16.1，低于原始地幔Nb/U=34，高于大陸地殼Nb/U=10；Nb/Ta比值12～16，平均為12.9，低于原始地幔Nb/Ta=17，高于大陸地殼Nb/Ta=11[19,28]，以上特征證明了巖漿演化過程中發(fā)生了不同程度的同化混染作用。Neal等[36]提出可以用(La/Nb)PM－(Th/Ta)PM圖解（圖7）來區(qū)分上地殼和下地殼物質(zhì)對原始巖漿的混染作用，其中，(*)PM為元素含量的原始地幔標準化后的值。由圖7可知，橄欖輝石巖脈遭受了不同程度的下地殼物質(zhì)的同化混染作用。

圖6 超上橄欖輝石巖脈同化混染判別圖解

橄欖輝石巖脈的微量元素Nb/La比值為0.28～0.33，低于原始地幔、MORB（Nb/La值均大于1.0）和大陸地殼平均值（Nb/La為0.7左右），由于結(jié)晶分異不會導(dǎo)致Nb/La值降低（Nb比La更不相容），單純的地殼混染作用不可能使樣品Nb/La值降低的如此明顯[19,37]，因此認為橄欖輝石巖脈巖漿源區(qū)的交代作用主要受控于俯沖板片流體或熔體。由俯沖板片熔體交代地幔楔形成的熔體具有高K2O、富集高場強元素和顯著的Eu負異常的特征[38]，且在區(qū)域上，俯沖板片熔體往往會形成埃達克巖－高鎂安山巖－富Nb玄武質(zhì)巖石組合[39]，研究區(qū)橄欖輝石巖脈具有低K2O、虧損高場強元素、Eu的正異常的特征，且未見同時期該研究區(qū)的巖石組合報道，與此種情況正好相反，因此認為橄欖輝石巖脈巖漿源區(qū)的交代作用主要受控于俯沖板片流體。在俯沖板片流體中，Ba、Sr相比其他不相容元素其活動性更高，由該流體上升交代地幔楔部分熔融形成的巖漿Ba和Sr含量較高，這與微量元素蛛網(wǎng)圖（圖5）上顯示的Ba和Sr的正異常特征相對應(yīng)。

圖7 超上橄欖輝石巖脈(La/Nb)PM－(Th/Ta)PM圖解（底圖據(jù)文獻[23]）

因此，超上橄欖輝石巖脈巖漿來源于被俯沖板片流體改造的虧損地幔。同時，巖漿在演化過程中上遭受了不同程度的下地殼物質(zhì)的同化混染，并且經(jīng)歷了有限的結(jié)晶分異作用，可能存在輝石的堆晶作用。

圖8 超上橄欖輝石巖脈構(gòu)造環(huán)境判別圖解

4.2 形成環(huán)境

區(qū)域內(nèi)超下地區(qū)的橄欖輝石巖脈鋯石206Pb/238U的加權(quán)平均年齡為179.7±1.1，根據(jù)其主微量元素特征，推測超上地區(qū)與超下地區(qū)為同源巖脈，因此認為超上地區(qū)形成時代可能同樣為侏羅紀，可能與中特提斯洋的俯沖作用有關(guān)。

研究證明，不同的構(gòu)造環(huán)境產(chǎn)生不同的巖漿巖，而根據(jù)巖漿巖的地球化學(xué)信息可以反演其構(gòu)造環(huán)境。超上巖脈主要由橄欖輝石巖構(gòu)成，它們具有相似的地球化學(xué)特征，各類巖石稀土元素分布形式呈輕稀土元素（LREE）略微富集型，LREE相對重稀土元素（HREE）略微富集，巖石普遍集大離子親石元素（LILE），顯著虧損高場強元素（Nb、Ta等），與島弧型火山巖地球化學(xué)特征一致。在各類構(gòu)造環(huán)境判別圖解（圖8）中，樣品均落在或接近島弧玄武巖區(qū)。微量元素含量中，Th/Ta=3.13～4.20，平均值為3.42；Nb/La=0.28～0.33（＜1）；Hf/Ta=5.67～8.00（＞5）；La/Ta=37.00～53.50（＞15）；Th/Yb=0.31～0.44（＞0.1）；Th/Nb=0.26～0.27（＞0.07），也都顯示了島弧的性質(zhì)[18,40-4]。因此，橄欖輝石巖脈是俯沖形成的島弧巖漿巖。

5 結(jié)論

1）超上橄欖輝石巖脈地球化學(xué)特征表明該巖脈屬于低鉀拉斑系列，具有輕稀土元素富集，重稀土元素相對平緩和Eu正異常特征，富集大離子親石元素，強烈虧損高場強元素。

2）超上橄欖輝石巖脈的巖漿源區(qū)為被俯沖板片流體改造過的虧損地幔，母巖漿在演化過程中遭受了不同程度的下地殼物質(zhì)的同化混染作用和有限的分離結(jié)晶作用，并可能經(jīng)歷了輝石堆晶作用。

3）超上橄欖輝石巖脈形成于島弧環(huán)境，可能是中特提斯洋俯沖消減的產(chǎn)物。

[1] 萬鑫,楊一增,李雙慶,陳福坤.滇西騰沖地塊勐連花崗巖及暗色包體鋯石U-Pb年齡、地球化學(xué)和Sr-Nd-Pb同位素特征[J].地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報,2018,40(05):563-581.

[2] Xu Y G, Yang Q J, Lan J B, et al. Temporal-spatial distributionand tectonic implications of the batholiths in the Gaoligong-Tengliang-Yingjiang area, western Yunnan: Constraints from zir?con U-Pb ages and Hf isotopes[J]. Journal of Asian Earth Sciences,2012, 53(7): 151-175.

[3]午李興振,江新勝,孫志明,等.西南三江地區(qū)碰撞造山過程[M].北京:地質(zhì)出版社, 2002,1-213.

[4] 陳福坤,李秋立,王秀麗,李向輝.滇西地區(qū)騰沖地塊東側(cè)混合巖鋯石年齡和Sr-Nd-Hf同位素組成[J].巖石學(xué)報,2006(02):439-448.

[5] 李化啟,許志琴,蔡志慧,唐哲民,楊梅.滇西三江構(gòu)造帶西部騰沖地塊內(nèi)印支期巖漿熱事件的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義[J].巖石學(xué)報,2011,27(07):2165-2172.

[6] 叢峰,林仕良,李再會,等.滇西騰沖地塊片麻狀花崗巖的鋯石U-Pb年齡[J].地質(zhì)學(xué)報,2009,83(5):651-658.

[7] 楊啟軍,徐義剛,黃小龍,等.滇西騰沖—梁河地區(qū)花崗巖的年代學(xué)、地球化學(xué)及其構(gòu)造意義[J].巖石學(xué)報,2009,25(5):1092-1104.

[8] 謝濤,林仕良,叢峰,等.滇西梁河地區(qū)鉀長花崗巖鋯石 LA-ICP-MS U-Pb 定年及其地質(zhì)意義[J].大地構(gòu)造與成礦學(xué),2010,34(3):419-428.

[9] 陳吉琛.滇西花崗巖類Pb-Sr同位素組成特征及其基底時代和性質(zhì)[J].地質(zhì)科學(xué),1991,26(2):174-183.

[10] 鄒光富,毛英,鄒鑫,毛瓊,羅濱,林仕良,叢峰,李再會,謝韜.滇西芒市地區(qū)鉀長花崗巖的成因及構(gòu)造背景:巖石地球化學(xué)和鋯石U-Pb同位素年代學(xué)證據(jù)[J].中國地質(zhì),2013,40(05):1421-1432.

[11] 黃汲清,陳炳蔚.中國及鄰區(qū)特提斯海的演化[M].北京:地質(zhì)出版社,1987.

[12] 李歡,鄒灝,陳恒強,倪師軍,王新硯,張強,王霞,高永才.云南騰沖箐口鉬多金屬礦床成礦地質(zhì)特征及找礦標志[J].成都理工大學(xué)學(xué)報(自然科學(xué)版),2018,45(03):313-324.

[13] 陳福坤，李秋立，王秀麗，等．云南特提斯帶保山—騰沖地塊早古生代巖漿巖[J]．地球?qū)W報，2005，26（增）：93．

[14] 戚學(xué)祥，朱路華，胡兆初，等．青藏高原東南緣騰沖早白堊世巖漿巖鋯石SHRIMP U-Pb定年和Lu-Hf同位素組成及其構(gòu)造意義[J]．巖石學(xué)報，2011，27（11）：3409-3421.

[15] Irvine T N, Baragar W R A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks[J]. Canadian Journal of Earth Sciences,1971, Vol.8 (5), pp.523-548.

[16] Middlemost E A K . Naming materials in the magma/igneous rock system[J]. Earth-Science Reviews, 1994, 37(3-4):215-224.

[17] 鄧晉福,劉翠,馮艷芳,肖慶輝,狄永軍,蘇尚國,趙國春,段培新,戴蒙.關(guān)于火成巖常用圖解的正確使用:討論與建議[J].地質(zhì)論評,2015,61(04):717-734.

[18] Pearce J A. Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries[M]//ThorpeR S. Andesites: Orogenic Andesites and Related Rocks. Chichester: Willy:1982,525-548.

[19] Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes. In: Saunders A D and Norry M J. Magmatism in the Ocean Basin[M]. Geological Society Special Publication,1989,42:313-345.

[20] 陶剛,李智武,朱利東,張玉修,楊文光,陳順,解龍,楊珍,和源,劉和,李超.羌塘地體南緣改則格列戈阿爾輝長巖鋯石U-Pb年代學(xué)、地球化學(xué)及地質(zhì)意義[J].地質(zhì)論評,2016,62(05):1149-1165.

[21] Wooden J L, Czamanske G K, Fedorenko V A, et al. Isotopic and trace-element constraints on mantle and crustal contributions to Siberian continental flood basalts, Noril’sk area, Siberia[J]. GEOCHIMICA ET COSMOCHIMICA ACTA, 1993, 57(15):3677-3704.

[22] Condie K C. Chemical composition and evolution of the upper continental crust: Contrasting results from surface samples and shales[J]. Chemical Geology (Isotope Geoscience Section), 1993, 104(1-4):0-37.

[23] NEAL, C. R . Mantle Sources and the Highly Variable Role of Continental Lithosphere in Basalt Petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LIP: Results from ODP Leg 183[J]. Journal of Petrology, 2002, 43(7):1177-1205.

[24] Atherton M P, Petford N. Generation of sodium-rich magmas from newly underplated basaltic crust[J]. Nature,1993,362(6416):144-146.

[25] Kelemen P B, Rilling J L, Parmentier E M, et al. Thermal structure due to solid-state flow in the mantle wedge beneath arcs[J]. Inside the Subduction Factory, 2003, 138:293-311.

[26] 梁文博,郭瑞清,劉桂萍,鄒明煜,胡雪原,吳華楠,張夢迪,崔濤.新疆庫魯克塔格西段橄欖輝長巖脈LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡、地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義[J].地質(zhì)科技情報,2019,38(01):58-67.

[27] 劉俊來,宋志杰,曹淑云,翟云峰,王安建,高蘭,修群業(yè),曹殿華.印度-歐亞側(cè)向碰撞帶構(gòu)造-巖漿演化的動力學(xué)背景與過程——以藏東三江地區(qū)構(gòu)造演化為例[J].巖石學(xué)報,2006(04):775-786.

[28] Taylor S R , Mclennan S M . The continental crust: its composition and evolution[J]. The Journal of Geology, 1985, 94(4):57-72.

[29] Mcculloch M T , Gamble J A . Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1991, 102(3-4):358-374.

[30] Hawkesworth C J , Gallagher K , Hergt J M , et al. Mantle and Slab Contributions in ARC Magmas[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2003, 21(1):175-204.

[31] 張旗,潘國強,李承東,金惟俊,賈秀勤.花崗巖結(jié)晶分離作用問題——關(guān)于花崗巖研究的思考之二[J].巖石學(xué)報,2007(06):1239-1251.

[32] MACDONALD R, ROGERS N W, FITTON J U, et al. Plume-lithosphere Interactions in the Generation of the Basalts of the Kenya Rift, East Africa[J]. Journal of Petrology, 2001, 42(5):877-900.

[33] BAKER J A, MENZIES M A, THIRLWALI M F, et al. Petrogenesis of Quarternary lntraplate Volcanism, Sana'a, Yemen: implications for Plume-lithosphere interaction and Polybaric Melt Hybridization[J]. Journal of Petrology, 1997, 38(10):1359-1390.

[34] 姜常義,王子璽,杜瑋,王夢璽.柴達木地塊北緣南北溝巖體地球化學(xué)特征及成礦前景[J].地球科學(xué)與環(huán)境學(xué)報,2015,37(01):12-23.

[35] Hofmann A W, K.P. Jochum, M. Seufert, et al. Nb and Pb in oceanic basalts: new constraints on mantle evolution[J]. Earth & Planetary Science Letters, 1986, 79(1):33-45.

[36] NEAL C R, MAHONEY J J, CHAZEY W J. Mantle Sources and the Highly Variable Role of Continental Lithosphere in Basalt Petrogenesis of the Kerguelen Plateau and Broken Ridge LlP:Result from ODP Leg 183[J].Journal of Petrology,2002,3(7):1177-1205.

[37] 黃小龍,徐義剛,楊啟軍,邱華寧.滇西晚始新世高鎂富鉀火山巖的地球化學(xué)特征及其巖石成因機制探討[J]. 地球化學(xué), 2007, 36(2):10-28.

[38] Defant M J, Kepezhinskas P. Evidence suggests slab melting in arc magmas[J]. Eos, Transactions American Geophysical Union, 2001, 82(6),65-69.

[39] 趙振華,王強,熊小林.俯沖帶復(fù)雜的殼幔相互作用[J].礦物巖石地球化學(xué)通報,2004(04):277-284.

[40] Condie K C . Geochemical changes in baslts and andesites across the Archean-Proterozoic boundary: Identification and significance[J]. Lithos, 1989, 23(1-2):1-18.

[41] 孔會磊,栗亞芝,李金超,賈群子,國顯正,張斌.東昆侖希望溝橄欖輝石巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年及巖石地球化學(xué)特征[J].地質(zhì)力學(xué)學(xué)報,2019,25(03):440-452.

Geochemistry, Petrogenesis and Tectonic Setting of Olivine Pyroxenite Dyke in the Chaoshang Region, Yingjiang, Yunnan

ZHAO Yu-xin FANG Yi

(Southwest Petroleum University, Chengdu 610500)

The whole-rock geochemistry of the olivine pyroxenite dyke in the Chaoshang Region, Yingjiang, Yunnan shows that the dyke is characterized by high Al, low Ti, poor P2O5and low alkali, and belongs to low K tholeiite series. In addition, it is characterized by Mg#values consistent with peridotite equilibrium primary magma of 70.89~72.18, δEu values of 1.16~1.4, enrichment in LREE, enrichment in large-ion lithophile elements such as U, Th, Pb, strong depletion in high field strength elements such as Nb, Ta, Hf, P, Ti. These indicate that the primitive magma was derived from the depleted mantle reformed by subducting plate andsuffered different degrees of assimilation and contamination of lower crust material and cumulation of pyroxene and limited crystallization differentiation. And this olivine pyroxenite dyke was emplaced in an island arc setting during the Jurassic.

magmatite; geochemical characteristic; petrogenesis; tectonic setting; Chaoshang region, Yingjiang, Yunnan

2019-09-25

趙宇新（1995-），男，天津人，碩士研究生在讀，專業(yè)：地質(zhì)學(xué)

文獻標識碼：A 文章編號：1006-0995（2020）01-0158-07

10.3969/j.issn.1006-0995.2020.01.031