蘇北柳泉地區(qū)煌斑巖地球化學特征及巖石成因

周琦忠 張琪 馮學知

摘要： 柳泉地區(qū)是蘇北地區(qū)煌斑巖的集中分布區(qū)，與之相伴的還有金伯利巖和橄欖玄武玢巖。通過研究該區(qū)煌斑巖的巖石學及巖石地球化學特征，進一步探討其巖石成因及構造環(huán)境。研究表明：柳泉地區(qū)煌斑巖為同源巖漿演化的產(chǎn)物，整體屬于鉀質堿性煌斑巖，具有低硅、富鐵鎂鈦的特點，大離子親石元素和輕稀土元素相對富集，高場強元素和重稀土元素相對虧損。柳泉地區(qū)煌斑巖形成于中—新生代太平洋板塊俯沖、巖石圈減薄的構造背景下，起源于深75～100 km、受俯沖沉積物改造形成的富集巖石圈地幔源區(qū)，經(jīng)含角閃石石榴石二輝橄欖巖部分熔融，并沿構造薄弱帶上侵至地殼淺部形成的。

關鍵詞： 煌斑巖;巖石地球化學;巖石成因;蘇北柳泉地區(qū)

中圖分類號：P588.12;P595

文獻標識碼：A

文章編號：2096-1871（2020）03-246-10

近年來，江蘇省地質礦產(chǎn)局第五地質大隊在開展蘇北地區(qū)金剛石原生礦找礦工作時，針對蘇北地區(qū)發(fā)育的基性-超基性巖做了較多工作，并從橄欖玄武巖及輝綠巖中選獲了6顆原生金剛石，發(fā)現(xiàn)了金伯利巖和白露山隱爆火山角礫巖[1-2]，相關的研究工作有了新進展。柳泉是蘇北地區(qū)目前發(fā)現(xiàn)的唯一的金伯利巖分布區(qū)，與之伴生的有煌斑巖和橄欖玄武玢巖。前人對金伯利巖和橄欖玄武玢巖開展了相關研究，對其巖石學、地球化學、巖石成因以及與金剛石的成礦關系有了初步認識[1-3]，并優(yōu)選了柳泉西村地區(qū)作為下一步勘查目標靶區(qū)。煌斑巖作為金伯利巖重要的伴生巖石之一[4-6]，可為尋找金伯利巖或金剛石原生礦提供間接線索。鉀鎂煌斑巖是原生金剛石的含礦母巖之一[7-9]，對該區(qū)煌斑巖進行深入研究，可進一步判斷其巖石類型以及與金剛石原生礦的關系。此外，鉀鎂煌斑巖作為蘇北地區(qū)燕山晚期—喜山期脈巖，研究其巖石成因可進一步探討中—新生代蘇北地區(qū)巖石圈地幔特征。蘇北地區(qū)煌斑巖與礦產(chǎn)的關系不明確，間接導致國內外學者對其關注度不夠，相關研究工作尚處于起步階段，未形成系統(tǒng)的研究成果。筆者通過野外一線實際工作，對柳泉地區(qū)煌斑巖的野外地質特征進行了調查，通過巖石學、地球化學特征研究，進一步明確其巖石性質、成因及構造環(huán)境，為進一步判斷其與金剛石原生礦的關系提供參考。

1 地質背景

研究區(qū)位于江蘇省徐州市銅山區(qū)柳泉鎮(zhèn)，南距徐州市約25 km，西鄰微山湖，大地構造位置處于華北陸塊東南緣，東距郯廬斷裂帶西界約100 km（圖1）。區(qū)域上古老基底為新太古代泰山巖群，上覆蓋層為新元古代碳酸鹽巖和碎屑巖，厚度達數(shù)千米。區(qū)域構造運動較頻繁，褶皺、斷裂發(fā)育，且多次疊加，形成了區(qū)域錯綜復雜的構造格架。區(qū)域褶皺主要表現(xiàn)為徐州—江莊復式背斜北西翼次級褶皺;區(qū)域斷裂主要為NE向、NNE向、NW向3組斷裂，多期活動性明顯，控制著區(qū)域巖漿巖的侵位與分布。研究區(qū)位于徐（州）—宿（州）弧形斷褶帶前緣，徐州—江莊復式背斜北西翼北端。

區(qū)域巖漿巖較發(fā)育，主要有2期巖漿活動：一是燕山期侵入巖類，以利國中酸性雜巖體為代表，分布于研究區(qū)北部利國一帶，是矽卡巖型鐵礦的成礦母巖;二是燕山晚期—喜山期脈巖，以基性-超基性巖為主，包括金伯利巖、煌斑巖、橄欖玄武玢巖、安山玢巖等（圖2）。

2 巖石學特征

根據(jù)野外地質調查結果，柳泉地區(qū)分布煌斑巖巖脈20多條，主要分布于柳泉鳳凰山、北村、塔山、大山和利國西李家、前石樓、后石樓等地區(qū)。巖脈走向多數(shù)為10°～40°，少數(shù)為295°～310°，傾向不一，傾角近直立，長度十余米至百余米，寬度一般不超過6 m，少數(shù)可達13 m左右，均呈脈狀。巖脈內分帶現(xiàn)象不明顯，邊部巖石通常蝕變較強且較破碎，形成一定寬度的蝕變帶，接觸帶附近常發(fā)育與巖脈走向一致的方解石脈，基本呈巖墻狀侵入至奧陶系或寒武系，接觸界線清晰，圍巖蝕變普遍較弱。

巖石多已強風化，僅在采坑陡壁處見較新鮮巖石。巖石風化后呈灰黃色、黃褐色，較新鮮者呈淺黃綠色、灰綠色。巖石具斑狀結構、塊狀構造，斑晶主要由黑云母（約10%）和輝石假象（5%～10%）組成，粒徑一般為0.3～2.5 mm，其中黑云母呈片狀，星散分布，多色性明顯，少數(shù)呈綠色，部分具顏色環(huán)帶，局部見晶體彎曲、扭折現(xiàn)象;輝石呈自形-半自形柱粒狀，星散分布，均被碳酸鹽及少量硅質交代呈假象?；|主要由斜長石（30%～35%）、黑云母（約25%）、輝石假象（約25%）和少量普通角閃石組成，粒徑<0.3 mm，其中斜長石呈半自形板條狀，雜亂分布，具黏土化和碳酸鹽化，表面臟;黑云母呈鱗片狀雜亂分布，多色性同斑晶相似，部分見晶體彎曲現(xiàn)象;輝石呈自形柱粒狀，雜亂分布，蝕變特征同斑晶相似，均被碳酸鹽或硅質交代呈假象（圖3）。

不同巖脈的礦物組成基本一致，但含量略有差異，多數(shù)為云輝斜煌巖，少數(shù)巖脈斜長石含量較低，可過渡為云輝煌巖，極少數(shù)含少量橄欖石。巖脈中常含少量角礫，含量約5%，以圓狀、次圓狀為主，少數(shù)呈棱角狀，直徑1～10 cm，成分較復雜，以花崗巖角礫為主，其次為片麻巖和云母輝石巖等深源角礫和灰?guī)r角礫。

3 樣品采集及實驗測試

由于基性-超基性巖在地表容易發(fā)生蝕變，為保證樣品新鮮度，本次研究的煌斑巖樣品主要采自柳泉地區(qū)宕口中挖出的巖脈，盡量采集較新鮮、蝕變較弱的樣品，具體采樣位置見圖2。樣品在河北省區(qū)域地質調查研究所實驗室完成分析測試，主量元素采用Axiosmax X射線熒光光譜儀測定，測試誤差<2%，其中FeO含量通過濕化學方法測定，微量元素采用電感耦合等離子質譜儀（ICP-MS）測定，分析誤差<5%。測試結果見表1、表2。

4 巖石地球化學特征

4.1 主量元素

研究區(qū)煌斑巖SiO2含量為40.94%～49.00%，平均值為44.67%;Al2O3含量為8.51%～13.46%，平均值為11.49%;TFeO含量為4.71%～9.57%，平均值為6.74%;MgO含量為4.13%～10.81%，平均值為7.77%;CaO含量為8.85%～16.89%，平均值為12.60%;全堿含量為4.10%～8.07%，平均值為5.82%;TiO2含量為0.74%～0.95%，平均值為0.86%;燒失量（LOI）為5.79%～9.26%，平均值為7.73%，與SiO2含量呈負相關（圖4），與CaO含量呈正相關（圖5），這主要與碳酸鹽化有關?；桶邘r整體屬低SiO2、富鐵鎂鈦、揮發(fā)分較高的基性-超基性巖。Mg#值為62.31～78.77，平均值為67.15，與原始玄武巖漿（Mg#值為70）[4]相當，表明該區(qū)煌斑巖漿來源于地幔，且結晶分異程度不高。

根據(jù)SiO2、K2O、Na2O及Al2O3相對含量可對煌斑巖進行分類[10-12]。在SiO2-（K2O+Na2O）分類圖解（圖6）和K/（K+Na）-K/Al分類圖解（圖7）上，樣品均落入鉀質堿性煌斑巖區(qū)域。鉀鎂煌斑巖具有高鎂（MgO含量為20%～29%）、貧硅（SiO2含量<40%）、富鉀（K2O含量為4%～12%）且高K/Na值（>3）[13]的特征。

與鉀鎂煌斑巖相比，研究區(qū)煌斑巖MgO含量與K/Na值（多<3）均明顯較低，結合礦物組合特征，該區(qū)煌斑巖中缺乏橄欖石和金云母，與鉀鎂煌斑巖相關特征差異較大，尚不具備成為金剛石含礦母巖的條件。綜上所述，研究區(qū)煌斑巖整體應屬于鉀質堿性煌斑巖。

4.2 稀土元素

研究區(qū)煌斑巖稀土元素總量ΣREE為（838.89～1 531.22）×10-6，平均值為1 070.79×10-6，LREE/HREE為22.10～25.18，平均值為23.76，（La/Yb）N為71.76～109.67，平均值為84.71（表2），顯示出輕稀土強烈富集、重稀土強烈虧損的特點。

在球粒隕石標準化稀土元素配分曲線圖（圖8）上，各樣品的稀土元素分布特征基本一致，顯示出同源巖漿演化的特征，且均表現(xiàn)為陡峭的右傾曲線，表明輕稀土元素強烈富集，輕重稀土元素分餾程度高的特點。δCe為0.94～0.99，基本不存在Ce異常;δEu為0.76～0.87，平均值為0.83，存在弱的Eu負異常，說明可能存在弱的斜長石分離結晶作用。

4.3 微量元素

相容元素中，Cr含量為（152.00～571.73）×10-6，Ni含量為（77.80～322.85）×10-6，Co含量為（24.80～38.11）×10-6（表2），均明顯低于原始地幔（Cr=3 000×10-6，Ni=2 000×10-6，Co=100×10-6）[15]，但與原始堿性玄武巖的平均含量（Ni=290×10-6，Cr=380×10-6）[4]大致相當。

在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖（圖9）中，各曲線分布基本一致，顯示同源巖漿演化的特征[16]。相對于原始地幔，研究區(qū)煌斑巖表現(xiàn)出不同程度的富集，除Sr相對虧損外，Rb、K、Ba等大離子親石元素和輕稀土元素整體富集程度較強，呈明顯的峰;相對于大離子親石元素，Nb、Zr、Hf、Ti、P等高場強元素和重稀土元素表現(xiàn)一定程度的虧損，呈明顯的谷。研究區(qū)煌斑巖整體與洋中脊玄武巖（MORB）的特征差異較大，在重稀土元素地球化學特征方面，與洋島玄武巖（OIB）較相似;在Nb、Ta地球化學特征方面，與島弧玄武巖（IAB）強烈的Nb、Ta負異常一致。

5 巖石成因

5.1 巖漿源區(qū)

研究區(qū)煌斑巖具有低SiO2，富TFeO、MgO、TiO2的特點，且Mg#值與原始玄武巖漿大致相當，具有較高含量的相容元素Cr、Ni、Co，表明研究區(qū)煌斑巖具有地幔源區(qū)性質[18]。微量元素地球化學特征顯示，研究區(qū)煌斑巖大離子親石元素和輕稀土元素富集，高場強元素和重稀土元素虧損，并伴有強烈的Nb虧損，與洋中脊玄武巖（MORB）、洋島玄武巖（OIB）存在顯著差異，暗示其不具有MORB或OIB型軟流圈地幔的源區(qū)性質，可能與巖石圈地幔源區(qū)有關。根據(jù)Zr/Nb-Y/Nb圖解（圖10），研究區(qū)煌斑巖可能起源于富集巖石圈地幔[20-21]。

由于地殼巖石尤其是上地殼巖石相對低Ti，如果發(fā)生地殼混染作用，將引起Ti/Yb值的降低，因此Ti/Yb值常作為判別巖漿是否受到地殼物質混染的重要標志，當Ti/Yb<5 000時表示受到地殼物質的混染[22]。研究區(qū)煌斑巖Ti/Yb值為2 006.35～2 718.29，明顯<5 000，表明研究區(qū)煌斑巖受到了地殼物質的混染。在原始地幔標準化微量元素蛛網(wǎng)圖（圖9）上，研究區(qū)煌斑巖Nb、Ta負異常明顯，與島弧玄武巖特征相似，指示其巖漿源區(qū)可能經(jīng)歷了俯沖物質交代過程。地殼混染有上地殼或下地殼物質混染和因俯沖作用進入地幔的地殼物質混染兩種觀點，目前常用Nb/U值、Nb/Ta與La/Yb之間的關系對地殼物質混染方式進行判別[10]。首先，研究區(qū)煌斑巖Nb/U值為4.05～14.36，平均值為6.33，明顯低于MORB和OIB（Nb/U值為47）以及下地殼（Nb/U值為21），略低于上地殼（Nb/U值為9），更接近于全球平均俯沖沉積物（Nb/U值為5）[10，23-24]，說明研究區(qū)煌斑巖地幔源區(qū)主要受到了俯沖帶沉積物的改造，具有殼源混染特征。其次，發(fā)生地殼混染的巖石Nb/Ta值與La/Yb值常呈負相關[25]，研究區(qū)煌斑巖Nb/Ta與La/Yb負相關關系不明顯（圖11），表明研究區(qū)煌斑巖在上升過程中可能經(jīng)歷了一定程度的地殼混染過程，但這并不是主要原因，俯沖沉積物改造才可能是其源區(qū)具有殼源物質混染的主要原因。

實驗巖石學研究證明，含水礦物金云母和角閃石只能穩(wěn)定存在于巖石圈地幔，因此，它們的源區(qū)應為巖石圈地幔，含金云母源區(qū)的熔體具有低的Ba含量和Ba/Rb值（<20），含角閃石的熔體具有較低的Rb/Sr值（<0.1）和較高的Ba/Rb值（>20）[26]。研究區(qū)煌斑巖Rb/Sr值為0.02～0.16，平均值為0.06，Ba/Rb值為10.88～45.40，平均值為28.56，說明其源區(qū)為含角閃石的富集巖石圈地幔（圖12）。K/Yb-Dy/Yb之間的相互關系可限定地幔源區(qū)性質和源巖部分熔融程度，在K/（Yb×1 000）-Dy/Yb圖解（圖13）上，研究區(qū)煌斑巖位于角閃石石榴石二輝橄欖巖和石榴石二輝橄欖巖過渡區(qū)域，略靠近石榴石二輝橄欖巖區(qū)域，部分熔融程度2%～5%。綜上所述，研究區(qū)煌斑巖源區(qū)為含角閃石石榴石二輝橄欖巖。地幔中石榴石相深度通常在75 km以上，而地幔角閃石穩(wěn)定深度<100 km[10-11]，因此，推測研究區(qū)煌斑巖的源區(qū)深度約75～100 km。

5.2 構造環(huán)境

研究區(qū)煌斑巖的侵入年代，目前尚未開展相關的測年工作。根據(jù)150 000區(qū)域地質調查資料，煌斑巖與研究區(qū)金伯利巖、橄欖玄武玢巖等基性-超基性巖均為燕山晚期—喜山期巖漿活動的產(chǎn)物，受新華夏系斷裂控制，多呈NNE向展布[28]。野外地質調查發(fā)現(xiàn)，煌斑巖脈中含來自北部利國雜巖體的中酸性巖角礫，其時代應晚于利國巖體的侵入時代（130 Ma[29]），因此，研究區(qū)煌斑巖歸屬于燕山晚期—喜山期。

Zr、Y、Nb、Ti等不活潑元素在巖漿演化過程中不易受后期地質作用干擾，常用來判別巖石產(chǎn)出的構造背景[30-31]。在構造環(huán)境判別圖解（圖14，圖15，圖16）上，樣品均落入板內構造環(huán)境，表明研究區(qū)煌斑巖形成于板內環(huán)境，是板內快速拉張的產(chǎn)物，這與中—新生代華北克拉通處于區(qū)域伸展構造環(huán)境有關。

中生代以來，太平洋板塊俯沖于華北克拉通巖石圈之下，受此影響，華北克拉通整體處于區(qū)域伸展期，軟流圈上涌、巖石圈減薄，并伴隨著強烈的巖漿活動。新生代，巖石圈由古生代的200 km減薄至80～120 km[32-37]，研究區(qū)煌斑巖來源于深75～100 km的巖石圈地幔，也印證了華北克拉通巖石圈減薄這一事實。在巖石圈減薄過程中，俯沖變質的洋殼玄武巖或沉積物發(fā)生部分熔融產(chǎn)生的熔體交代了華北克拉通底部的古老巖石圈地幔，從而形成新生巖石圈地幔。研究區(qū)煌斑巖正是在太平洋板塊俯沖導致華北克拉通巖石圈減薄的構造背景下，俯沖沉積物熔體交代上覆巖石圈地幔形成新的富集巖石圈地幔源區(qū)，并發(fā)生含角閃石石榴石二輝橄欖巖的低度部分熔融，在板內快速拉張的構造境下，沿構造薄弱帶侵入至地殼淺部形成的。

6 結論

（1）柳泉地區(qū)煌斑巖具斑狀結構，斑晶主要由黑云母和輝石假象組成，礦物組合略有差異，多為云輝斜煌巖。該煌斑巖具有低SiO2、富鐵鎂鈦、揮發(fā)分較高的特點，與鉀鎂煌斑巖差異較大，整體屬鉀質堿性煌斑巖。

（2）柳泉地區(qū)煌斑巖為同源巖漿演化的產(chǎn)物，具輕稀土元素強烈富集，輕、重稀土元素分餾程度高的特點，存在微弱的Eu負異常。相容元素Cr、Ni、Co含量與原始堿性玄武巖大致相當。不相容元素中除Sr相對虧損外，整體富集大離子親石元素和輕稀土元素，高場強元素和重稀土元素相對虧損，與洋中脊玄武巖（MORB）差異顯著，但與洋島玄武巖（OIB）具有相似的重稀土元素地球化學特征，與島弧玄武巖（IAB）具有相似的Nb、Ta強烈負異常特征。

（3）柳泉地區(qū)煌斑巖形成于中—新生代太平洋板塊俯沖、板內快速拉張、巖石圈減薄的構造背景下，起源于深75～100 km、受俯沖沉積物改造形成的富集巖石圈地幔源區(qū)，為含角閃石石榴石二輝橄欖巖的低度部分熔融并沿構造薄弱帶上侵至地殼淺部形成的。

致謝：本文得到了江蘇省地質礦產(chǎn)局第五地質大隊施建斌教授級高級工程師的細心指導，野外考察、采樣得到了江蘇省地質調查研究院厲建華教授級高級工程師的大力幫助，在此一并致以誠摯的謝意！

參考文獻

[1]周琦忠， 施建斌， 黃友波， 等. 江蘇徐州西村金伯利巖管地質特征及其找礦意義[J].地質通報， 2019， 38（1）： 152-162.

[2]黃友波， 周琦忠， 張琪， 等. 江蘇徐州塔山橄欖玄武玢巖地球化學特征及其與金剛石成因關系[J].地質通報， 2019， 38（1）： 132-142.

[3]周琦忠， 張琪， 宗德林， 等. 徐州賈汪地區(qū)暗色巖鋯石U-Pb年齡及金剛石成因探討[J]. 華東地質， 2018， 39（3）： 202-211.

[4]蔡逸濤， 陳國光， 張潔， 等. 安徽欄桿地區(qū)橄欖輝長巖地球化學特征及其與金剛石成礦的關系[J]. 資源調查與環(huán)境， 2014， 35（4）： 245-253.

[5]趙秀芳. 山東蒙陰西峪礦區(qū)深部與外圍金剛石礦床地質特征及成因[J]. 華東地質，2019，40（2）：135-142.

[6]宋瑞祥. 中國金剛石礦床專論[M]. 北京： 地質出版社， 2013： 12-225.

[7]張文寬， 楊本錦. 鉀鎂煌斑巖型金剛石礦床的巖石化學特征及其找礦意義[J]. 地質地球化學， 1987（10）： 65-70.

[8]梅厚鈞， 唐春景， 李蓀蓉， 等. 中國的鉀鎂煌斑巖和金伯利巖與金剛石礦床生成[J]. 中國科學（D輯）： 地球科學， 1998， 28（增刊）： 71-77.

[9]林瑋鵬， 丘志力， 李子云， 等. 湖南寧鄉(xiāng)Ⅴ號巖管煌斑巖的巖石地球化學特征[J]. 資源調查與環(huán)境， 2009， 30（3）： 180-187.

[10]柴鳳梅， 帕拉提·阿布都卡迪爾， 張招崇， 等. 塔里木板塊西南緣鉀質煌斑巖地球化學及源區(qū)特征[J]. 地質論評， 2007， 53（1）： 11-21.

[11]董朋生， 董國臣， 孫轉榮， 等. 冀北五鳳樓煌斑巖年代學、地球化學特征及其成因[J]. 現(xiàn)代地質， 2018， 32（2）： 305-315.

[12]秦雨. 甘肅紅石泉地區(qū)煌斑巖巖相學、地球化學特征及研究意義[D]. 南昌：東華理工大學， 2017.

[13]盧良兆， 許文良. 巖石學[M]. 北京： 地質出版社， 2011： 1-105.

[14]BOYNTON W V. Cosmochemistry of the rare earth elements[J]. Developments in Geochemistry， 1984，2：63-114.

[15]趙振華. 微量元素地球化學原理[M]. 北京： 科學出版社， 2016： 368-370.

[16]韓吟文， 馬振東， 張宏飛， 等. 地球化學[M]. 北京： 地質出版社， 2003： 186-283.

[17]SUN S S. McDONOUGH W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts： Implications for mantle composition and processes[M]//SAUDERS A D， NORRY M J. Magmatism in the ocean Basins. London： Geological Society， Special Publications， 1989，42：313-345.

[18]NIU Y L， REGELOUS M， WENDT I J， et al. Geochemistry of near-EPR seamounts： importance of source vs. process and the origin of enriched mantle component[J]. Earth and Planetary Science Letters， 2002， 199： 327-345.

[19]EWART A， COLLERSON K D， REGELOUS M，et al. Geochemical evolution within the Tonga-Kermadec-Lau arc-back-arc systems： The role of varying mantle wedge composition in space and time[J]. Journal of Petrology， 1998，39（3）： 331-368.

[20]楊浩田. 魯西地區(qū)早白堊世煌斑巖的Sr-Nd-Hf同位素組成： 對華北克拉通東部巖石圈地幔性質的制約[D]. 長春：吉林大學， 2018.

[21]袁和， 羅先熔， 李武毅， 等. 西藏古堆地區(qū)煌斑巖地球化學特征及其構造意義[J]. 地質與勘探， 2017， 53（2）： 300-309.

[22]HART S R， ALLEGE C J. Trace element constraints on magma genesis[M]//HARGRAVES R B. Physics of Magmatic Processes.Princeton University Press，1980：10.

[23]徐恒， 崔銀亮， 張苗紅， 等. 云南大理筆架山礦區(qū)煌斑巖地球化學、年代學及其對源區(qū)和成巖環(huán)境的指示[J]. 礦物巖石， 2015， 35（3）： 41-51.

[24]林木森， 彭松柏， 吳長鋒， 等. 桂北融水地區(qū)鉀鎂煌斑巖Ar-Ar年代學、地球化學特征及其構造意義[J]. 地質學報， 2019， 93（8）： 1985-1997.

[25]MUNKER C. Nh/Ta fraction in a Cambrian arc/back system， New Zealand： Source constraints and application of refined ICPMS techniques[J]. Chemical Geology， 1998，144（1/2）： 23-45.

[26]FURMAN T， GRAHAM D. Erosion of lithospheric mantle beneath the East African Rift system： geochemical evidence from the Kivu volcanic Province[J]. Developments in Geotectonics，1999，24：237-262.

[27]DUGGEN S， HOERNLE K， VAN D B P， etal. Post-collisional transition from subduction to intraplate-type magmatism in the westernmost Mediterranean： Evidence for continental-edge delamination of subcontinental lithosphere[J]. Journal of Petrology， 2005，46（6）：1155-1201.

[28]江蘇省地質局第五地質大隊. 前五段（1/2）—鄭集、韓莊（1/2）—賈汪幅1∶50 000區(qū)域地質礦產(chǎn)調查報告[R]. 徐州：江蘇省地質局第五地質大隊，1978.

[29]楊德彬， 許文良， 裴福萍， 等. 徐淮地區(qū)早白堊世adakitic巖石的年代學和Pb同位素組成：對巖漿源區(qū)與華北克拉通東部構造演化的制約[J]. 巖石學報， 2008， 24（8）： 1745-1758.

[30]楊學明， 楊曉勇， 陳雙喜. 巖石地球化學 [M]. 合肥： 中國科學技術大學出版社， 2000： 40-153.

[31]劉燊，胡瑞忠，趙軍紅，等.膠北晚中生代煌斑巖的巖石地球化學特征及其成因研究[J].巖石學報，2005，21（3）：947-958.

[32]徐崢. 華北克拉通東南部新生代玄武巖地球化學研究[D]. 合肥：中國科學技術大學， 2013.

[33]曾罡. 華北克拉通東南緣新生代堿性玄武巖的成因[D]. 南京：南京大學， 2011.

[34]張喜. 華北克拉通東南緣燕山期巖漿巖與鐵（銅金）礦礦床地球化學研究[D]. 合肥：中國科學技術大學， 2017.

[35]顧海歐. 華北克拉通東南緣中生代巖漿作用： 對克拉通破壞啟動機制和巖漿過程中鎂同位素行為的制約[D]. 合肥：中國科學技術大學， 2016.

[36]吳福元， 葛文春， 孫德有， 等. 中國東部巖石圈減薄研究中的幾個問題[J]. 地學前緣， 2003， 10（3）： 51-60.

[37]鄭建平，路鳳香，余淳梅，等.華北東部橄欖巖巖石化學特征及其巖石圈地幔演化意義[J].地球科學，2006，31（1）：49-56.

Abstract：The Liuquan area is the concentrated distribution area of lamprophyres in northern Jiangsu， accompanied by kimberlites， olivine basaltic porphyrites and so on. By studying the petrology and lithogeochemical characteristics of lamprophyres in the area， the petrogenesis and tectonic setting are discussed further in this paper. The results show that the lamprophyres are the product of comagmatic evolution， belonging to potassium alkaline series， characterized by low Si and rich Fe， Mg， Ca and Ti， enrichment of LILEs and LREEs， and depletion of HSFEs and HREEs generally. They are formed under the background of Meso-Cenozoic Pacific plate subduction and lithospheric thinning， originating from the enriched lithospheric mantle source formed by subducted sediments at a depth of about 75～100 km， with the nature of low-degree partial melting of amphibole garnet-bearing lherzolite intruding into the shallow crust along the tectonic weak zones.

Key words：lamprophyre; lithogeochemistry; petrogenesis; Liuquan area of northern Jiangsu Province