四川马边、雷波地区峨眉山玄武岩地球化学特征及其成因

杨辉，马继跃，朱兵，张芹贵，伏国通，田野



四川马边、雷波地区峨眉山玄武岩地球化学特征及其成因

杨辉1，马继跃1，朱兵1，张芹贵2，伏国通1，田野2

（1.四川省地质调查院，成都 610081；2.四川省地质矿产勘查开发局二零七地质队，四川 乐山 614000）

对马边、雷波地区峨眉山玄武岩岩石学，岩石地球化学特征等研究表明，玄武岩浆可能来源于富集型下地幔、地幔石榴子石二辉橄榄岩低程度部分熔融区；马边沙腔玄武岩源区的部分熔融程度略微低于雷波地区玄武岩。峨眉山玄武岩地壳混染程度较低，在岩浆上升演化过程中经历了早期以单斜辉石为主的分离结晶作用，晚期存在不同程度的斜长石结晶；马边沙腔地区则具有较为强烈的橄榄石分离结晶。

玄武岩；地球化学；下地幔；马边、雷波地区

二叠系峨眉山玄武岩广泛分布于川滇黔三省，总出露面积可达2.5×105km2，是扬子地台西缘峨眉山大火成岩省最重要的组成部分。前人对峨眉山玄武岩在岩石地球化学、地层沉积学、古地磁学等[1-7]方面进行了大量的分析研究。在二十世纪八十年代，骆耀南等提出裂谷成因假说，其后Chung等（1995）[8]提出峨眉山玄武岩地幔柱成因的观点，其后大量学者进行了更为详细的研究。何斌等（2003）[9]利用峨眉山玄武岩下伏茅组灰岩地层生物对比，以及与峨眉山玄武岩界面特征、峨眉山玄武岩地球化学特征等研究，将峨眉山组玄武岩分为外、中、内三个火山岩带。徐义刚等（2001）[10]利用TiO2含量高低将峨眉山玄武岩分为高钛玄武岩与低钛玄武岩两大类，并引领后来大量学者对这两类玄武岩的岩浆源区[1]特征和岩浆成因进行探讨。

前人对峨眉山玄武岩的研究，取得了较多的成果，但一些关键性问题还存在较大的争议。其中，对峨眉山玄武岩源区特征方面的研究就存在较大的争议。岩浆起源于富集型岩石圈地幔还是原始地幔，是否存在地壳物质的大量混染等均没有定论。同时，峨眉山玄武岩出露面积极广，不同区域在岩石学、地球化学特征等方面均存在较大的差异，已有的研究多集中在峨眉山玄武岩的内带，如宾川、盐源、丽江等地区，而对峨眉山玄武岩喷发的东部边缘的研究则较少。本研究依托于1∶5万地质调查成果，对峨眉山玄武岩东带马边、雷波地区的地层层序特征、岩相特征、岩石地球化学特征进行研究，探讨了该区域峨眉山玄武岩的起源、成因以及岩浆演化过程。

图1 研究区地质简图（A）和峨眉山玄武岩分布图（B）

（( A) 据1∶25万甘洛幅修改；( B) 据文献[9]修改）

1 地质背景及样品采集

1.1 研究区地质背景

研究区位于扬子地台西缘，属华南地层大区扬子地层区，上扬子地层分区，峨眉小区。该内从新元古代震旦纪—中生代中三叠世总体上属于大陆边缘沉积盆地，主要由未变质的碳酸盐、陆源碎屑沉积岩组成。二叠世晚期，沿峨边—金阳断裂两侧，大量基性岩浆喷发，形成了广泛分布的峨眉山玄武岩（图1），呈南北向带状分布。玄武岩为深灰色，为致密状、斑状、杏仁状构造。玄武岩中部或底部夹玄武质火山角砾岩或凝灰质砂岩。峨眉山玄武岩不整合于二叠系中统阳新组灰岩之上，上与二叠第上统宣威组平行不整合，厚57～791m。

1.2 峨眉山玄武岩地层层序特征

受喷发时期的古地形地貌，距离喷发中心的远近等因素影响，研究区峨眉山玄武岩在不同区域，其岩石特征、喷发厚度等斋存在差异。厚度具有西、南相对较厚，北、东侧逐渐减薄的趋势。岩石总体以深灰色杏仁状、致密块状玄武岩为主，而南西侧雷波县大谷堆一带可能距离喷发中心相对较近，存在多套深灰色含火山角砾、火山集块玄武岩、火山角砾岩等，为近火山口堆积相（图2）。

图2 马边、雷波地区峨眉山玄武岩火山岩剖面及采样位置

研究区峨眉山玄武岩总体上可分为三个岩性段。一段为深灰色致密状、杏仁状玄武岩为主，局部见深灰色斑状玄武岩，底部常可见一套较为稳定灰色、深灰色玄武质晶屑岩屑凝灰岩，多构成致密块状玄武岩-杏仁状玄武岩-玄武质凝灰岩的喷发韵律。二段主要由深灰色斑状玄武岩、杏仁状玄武岩、致密块状玄武岩组成，火山碎屑岩夹层不发育；以斑状玄武岩连续出露为特征与一段相区分，底部部分区域可见一套含火山角砾、火山集块玄武岩，多构成斑状玄武岩-致密块状玄武岩-杏仁状玄武岩的喷发韵律。三段喷发厚度较薄，主要由深灰色致密块状、杏仁状玄武岩组成，在雷波县谷堆乡一带顶部常可见火山角砾岩、含火山角砾玄武岩夹层，多构成致密块状玄武岩-杏仁状玄武岩的喷发韵律。

1.3 岩相学特征

研究区内峨眉山玄武岩可分为斑状玄武岩和无斑玄武岩两大类。

雷波地区，斑状玄武岩以斜长石为主的斑晶在3%~16%间，中下部常可见少量的普通辉石斑晶（图3C、D），含量多低于2%，基质以斜长石为主，含量在40%以上，普通辉石含量小于25%，其他为隐晶质。该区无斑玄武岩多为间粒间隐结构，其中下部斜长石含量在45%~60%间，普通辉石含量多在20%~30%间，上部普通辉石含量有所减少，多在10%~20%间。

图3 峨眉山玄武岩薄片镜下特征

A.巨大的斜长石斑晶和发生绿泥石化的橄榄石斑晶（单偏光）；B.巨大橄榄石斑晶和长柱状斜长石斑晶（单偏光）；C.普通辉石斑晶和长柱状斜长石斑晶（单偏光）；D.普通辉石斑晶中的简单双晶（正交偏光）

马边沙腔地区，斑状玄武岩斑晶不发育，斑晶含量多在3%以下，以斜长石为主，中下部斜长石牌号增大，同时可见少了的橄榄石斑晶（图3A、B），多在1%以下，基质以斜长石为主，含量约为45%~80%间，次为辉石等暗色矿物，含量约为10%~30%间，其他为玻璃质及少了的不透明金属矿物，总体上具有向下斜长石所占比例逐渐降低，辉石等暗色矿物升高并结晶程度逐渐升高的趋势。该区玄武岩抗风化能力明显较弱，斜长石斑晶常发生轻微的绢云母化，基质中的暗色矿物绿泥石化。

图4 研究区峨眉山玄武岩TAS图解

1.马边沙腔地区玄武岩；2.研究区南部永红-大谷堆-烂坝子一带玄武岩

1.4 样品采集及分析方法

在研究区内马边沙腔乡、永红乡，雷波县谷堆乡、烂坝子乡等地选取了基岩出露连续、顶底出露齐全、层序稳定地段测制了地质剖面（图2），厘定了研火山岩层序，并采集样品21件，送广州澳实分析检测有限公司进行主量元素、微量元素的分析测试。采用Ｘ射线荧光光谱仪测定主量元素，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测，分析精度和准确度优于5％；采用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）测定微量元素和稀土元素，分析精度和准确度优于10％。

2 分析结果及岩石地球化学特征

2.1 主量元素特征

研究区峨眉山玄武岩主量、微量元素分析结果见表，硅碱图（TAS）上，峨眉山玄武岩均主要落于玄武质岩石范围，在碱性与亚碱性界线两侧均有分布，有过渡玄武岩的特点。其中研究区北部马边沙腔乡地区玄武岩的碱度略高，多落于碱性玄武岩区域内，全碱含量除下部样品可能受后期蚀变较低以外，其他均在4.74%~6.19%间，平均值为5.23%，南部永红乡、谷堆乡一带玄武岩则多位于亚碱性玄武岩区

在AFM判别图上，所有样品均落于拉斑玄武岩区域内，碱含量的差异表明岩浆熔融的压力条件的差异。马边沙腔地区玄武岩形成压力更大，岩浆来源更深。主元素氧化物含量（wt%，下表）平均：SiO248.97，MgO 4.75，TFe2O313.88，TiO24.00，K2O 1.73，CaO 6.96，Al2O313.31；Mg#在30.61～44.63之间，较低；Ti/Y 516～713间，有高钛玄武岩（Ti/Y＞500）特征。这也与徐义刚等(2001）[10]认为的东区主要为高钛玄武岩的认识相一致。而玄武岩铁含量较高（大于10%），显示其源区具有高压的特征。在哈克图解上SiO2与MgO、MnO明显负相关，与TFe2O3、K2O、Al2O3弱负相关，与TiO2、P2O5、CaO等主要氧化物相关性不明显。

图5 研究区峨眉山玄武岩AFM图解

图6 研究区峨眉山玄武岩哈克图解

2.2 稀土及微量元素特征

研究区内峨眉山玄武岩稀土元素的丰度较高，ΣREE在202.28~332.23μg/g间，平均272.15μg/g。球粒陨石标准化图解上，所有样品均表现出一致的轻稀土富集的右倾配分模式，具有显著的轻稀土富集且分馏程度高的特征。其中L/H比值为6.35~9.54，（La/Yb）N为7.08~13.16，而δEu负异常不明显，表明不存在明显的斜长石分离结晶作用。在微量元素的蜘蛛网图解之上，该玄武岩总体特征与OIB微量元素分布近于一致，且大离子亲石元素含量具有明显波动。

马边、雷波地区峨眉山玄武岩主量元素（wt%）及微量元素（10-6）分析结果

样品号P1-1P1-2P1-3P1-4P1-5P1-6P1-7P1-8P1-9P1-10P2-1P2-2P2-3P2-4P2-5P3-1P3-2P3-3P4-1P4-2P4-3 SiO248.2949.4846.1544.6148.5246.2046.7347.7848.9651.6150.9049.7348.3749.3848.6550.8148.7249.2556.9549.8147.40 TiO23.953.873.864.704.094.024.024.134.044.274.023.813.744.114.193.834.214.223.473.703.85 Al2O313.1513.7814.1214.2213.5213.7713.5215.1213.2212.6413.3813.7913.9413.2612.6712.8112.6712.649.9813.3014.04 CaO9.536.627.494.807.626.246.704.027.474.267.585.867.438.808.797.748.948.284.736.376.99 TFe2O314.7712.0114.0414.5113.7415.4614.4012.8414.2014.8712.4611.6614.0213.4414.8514.3115.0514.6212.4513.6414.04 K2O1.102.372.315.192.570.740.583.281.600.671.162.103.021.110.740.330.800.631.721.912.35 MgO4.464.854.935.714.385.546.605.534.193.684.105.284.424.354.514.044.414.355.424.124.82 MnO0.220.180.240.190.180.240.230.190.200.220.160.150.180.160.190.200.180.220.140.140.23 Na2O1.763.822.440.682.554.074.262.703.144.082.173.661.922.202.193.311.902.400.763.953.06 P2O50.410.420.430.490.440.450.410.450.410.490.450.430.410.460.470.550.490.490.260.310.43 LOI1.882.033.113.692.072.782.733.771.912.682.38 2.74 2.03 1.86 1.85 1.93 2.03 2.14 4.74 2.07 2.18 Mg＃35.00 41.86 38.50 41.23 36.24 38.98 44.97 43.43 34.47 30.61 36.97 44.67 35.98 36.59 35.13 33.48 34.32 34.66 43.70 35.00 37.97 La43.749.250.052.953.344.941.431.446.049.352.156.851.953.647.555.448.446.239.443.644.7 Ce101.5114.0113.5123.5117.0111.0101.580.4103.5110.0114.5130.5115.0124.0109.0132.0112.0108.085.5102.5106.5 Pr11.9013.2013.0514.6013.6013.0512.309.8112.8512.8014.2016.1514.4014.9513.8516.7014.2513.4510.7013.2012.75 Nd49.453.152.360.456.152.253.741.353.552.659.366.058.963.659.172.661.157.645.155.853.5 Sm10.4510.7010.9512.8511.6011.6011.159.1211.8011.4512.7013.9012.9513.4013.4015.8013.0512.6010.2512.5012.00 Eu3.243.193.273.803.613.073.422.723.633.363.432.623.373.803.684.383.683.572.763.423.21 Gd9.519.629.7411.5510.7010.2510.108.9911.4010.5010.2010.9510.4511.1511.2013.0011.2010.708.5710.809.87 Tb1.241.221.321.521.341.401.321.281.551.471.351.461.501.501.501.711.571.461.201.411.33 Dy7.117.097.658.967.948.257.547.758.748.047.168.037.858.128.309.488.548.036.577.787.35 Ho1.311.301.411.671.391.521.371.481.601.501.311.491.451.421.441.671.531.461.191.381.41 Er3.463.283.664.283.584.053.553.854.173.873.373.803.923.844.094.514.033.923.143.503.63 Tm0.460.460.490.610.500.570.480.540.580.540.470.520.550.540.570.600.560.550.440.490.50 Yb2.712.733.103.592.933.342.923.183.433.242.843.283.453.143.593.833.403.332.713.033.14 Lu0.380.390.430.510.400.480.400.460.480.460.420.460.490.460.470.550.480.470.380.460.45 Y36.036.437.944.038.642.138.943.544.541.933.837.038.538.538.844.539.139.232.933.836.3 Ba4765791105960956162.0181.510251105269405131.5876395472299480341296139.5651 Cr608070807080704040707015012070701060606011060 Cs0.960.700.430.390.900.500.410.560.620.310.740.310.750.660.300.310.680.230.580.090.96 Ga25.221.925.324.525.926.126.826.528.625.125.422.326.026.625.028.326.024.620.923.025.3 Hf8.58.89.211.09.69.98.99.39.39.29.09.39.610.19.311.29.79.37.88.59.3 Nb36.236.838.143.738.137.635.836.135.541.837.537.337.840.338.846.240.639.634.134.737.0 Rb28.471.091.1124.5104.020.818.276.248.729.642.454.0123.538.314.99.214.813.042.649.395.0 Sn344444444434443444343 Sr512403651283622159.0229161.5476449698148.545753044179045245396.5382491 Ta2.22.32.42.82.52.52.62.82.92.82.62.52.72.82.73.12.72.52.32.32.6 Th5.426.917.457.826.749.287.556.836.927.026.228.458.467.407.108.777.347.155.228.067.35 U1.301.611.671.931.612.201.971.691.761.621.451.941.881.721.752.071.771.741.851.181.60 V464402400391416423414411448457511409503525514469517510457455481 W111111121111111111111 Zr317344345413362373336349347357354362376396358421365361307343360

K：2 739~25 070μg/g，Rb，9.2~124.5μg/g，Ba:131.5~1 105μg/g，所有样品均具有明显的Sr的负异常特征和中等的P负异常，这可能跟斜长石和磷灰石等矿物的分离结晶有关。

3 讨论

3.1 岩浆演化

3.1.1分离结晶

深部岩浆向上运移的过程之中，常发生一定程度的分离结晶或者同化混染作用。工作区内玄武岩具有较低的Mg#值和以及相对较低的相容元素，表明区内峨眉山玄武岩岩浆演化程度较高，可能经历过较为明显的分离结晶或者同化混染作用。Sm、Eu在橄榄石、斜方辉石、单斜辉石中具有相似的分配系数，Sm/Eu比值未受该三种矿物分离结晶的影响；斜长石中Sm、Eu分配系数则差异极大，Sm/Eu比值明显小于1，斜长石的分离结晶将造成玄武岩岩浆出现明显的负Eu异常，Sm/Eu比值也将明显增大。Sr在橄榄石、斜方辉石、单斜辉石中分配系数均较低，显示不相容元素的特征，而在浅部低压环境下，Sr在斜长石中显示相容元素的特征。在Sr-Sm/Eu相关图解（图9）上，随着Sr含量的变化与Sm/Eu比值没有明显的变化，表明峨眉山玄武岩发生了较为强烈的橄榄石、辉石的分离结晶作用，随着橄榄石、辉石的分离结晶，玄武质岩浆中Sr逐渐富集。而峨眉山组玄武岩Sr元素存在明显的负异常，同时轻微的铕负异常也表明发生了岩浆演化晚期轻微的斜长石分离结晶作用[12]，这也与玄武岩中普遍存在斜长石斑晶，并中晚期玄武岩中斜长石斑晶比重逐渐升高的趋势向吻合。

图7 研究区峨眉山玄武岩稀土配分图（原始地幔标准化据文献[11]）

图8 研究区峨眉山玄武岩微量元素蛛网图（球粒陨石标准化据文献[11]）

图9 研究区峨眉山玄武岩Sr-Sm/Eu图解

图10 研究区峨眉山玄武岩100×Si/Ti-100×（Fe+Mg+Mn）/Ti图解

图11 研究区峨眉山玄武岩Si/P-2（Fe+Mg）/P图解

图12 同化混染程度判别图

图10中100×Si/Ti-100×（Fe+Mg+Mn）/Ti图解上[13]，峨眉山玄武岩均落于单斜辉石结晶分异线上，岩浆演化过程中发生了以单斜辉石为主的分离结晶作用[19]，而岩相学方面早期的峨眉山斑状玄武岩中普遍存在的普通辉石斑晶也表明岩浆演化早期存在单斜辉石的分离结晶过程。Si/P-2（Fe+Mg）/P图解也常被用来讨论岩浆结晶分异过程[14]，表明区内玄武岩发生了单斜辉石为主的分离结晶，同时马边沙腔地区可能也发生了更为强烈的橄榄石的结晶分异过程，在岩相学上马边沙腔地区玄武岩也多见橄榄石斑晶也支持上述结论。

玄武岩同时MnO、Al2O3、P2O5等氧化物与MgO呈较为明显的负相关也表明岩浆演化早期经历了以橄榄石、单斜辉石为主的分离结晶过程，同时伴有磷灰石、钛铁氧化物等副矿物的结晶析出[15]。

3.1.2同化混染

地壳物质的同化混染一般分为源区富集和岩浆混染两种形式，岩浆混染与源区富集最大的差异是岩浆混染会造成化学不均一性，这由于岩浆上升过程中，地壳物质的混染作用常具有不均一性，因此会造成大离子亲石元素含量不同时间、空间的岩浆存在明显的差异，在微量元素蛛网配分图上，研究区内玄武岩K、Rb、Ba含量存在明显的摆动，这种不均一性说明可能存在不同程度的地壳物质的混染，这中不均一性也表明峨眉山玄武岩的同化混染主要以岩浆混染形式为主。一些总分配系数相同或很相近、对同化混染作用又敏感的元素比值间的协变关系,能够有效判别是否存在同化混染作用[17]，在同化混染程度判别图上，除工作区南部雷波一带玄武岩在Th/Nb-Ce/Nb表现出一定正相关性以外，其他图解均相关性不明显，表明研究区玄武岩存在同化混染作用，但作用不明显，且北部沙腔一带混染作用更弱。同时Nb、Ta、Ti、P等元素在地壳中明显亏损，如果发生明显的地壳物质的同化混染作用，必然造成岩浆Nb、Ta、Ti、P等元素明显亏损[16]，而峨眉山玄武岩除P存在不同程度的亏损之外，Nb、Ta、Ti明显富集，业示地壳混染程度极低，而P的亏损可能是由于磷灰石分离结晶的影响。

峨眉山玄武岩Nb/U比值17.09~29.41，相对略高于地壳（10左右）；Nb/Ta值12.24~16.45，介于大陆地壳与原始地幔值之间，表明峨眉山玄武岩可能存在一定程度的地壳端元物质的混入，但是样品具有Th、Pb含量远大于地壳，Zr/Hf值（37.31~40.35）也与原始地幔基本一致，La/Nb值0.87~1.52之间，明显低于大陆地壳（＞12），表明地壳物质的混染程度较低（图12）。

3.2 源区性质

微量元素原始地幔配分图解上，该玄武岩具有与OIB相似的特征，富集Rb、K、Ba、Th等LILE元素，仅Sr含量略微低于OIB，在稀土球粒陨石配分图解上，二者也具有相似分布特征，表该玄武岩岩浆可能来源于富集型下地幔。

稀土元素在石榴子石中的分配系数差异极大，如果岩浆源区存在大量石榴子石残留相，会造成轻稀土、中稀土发生明显的富集，因此轻（中）稀土/重稀土的比值可以用来判断岩浆源区是否存在大量石榴子石作为残留矿物相，可进一步分析岩浆源区的矿物组合特征以及部分熔融程度。在（La/Sm）N-（Tb/Yb）N相关图解上，样品均落于石榴子石二辉橄榄岩区域，且分布集中，表明其发生部分熔融的深度基本一致。这可能是由于研究区远离地幔柱轴部，地壳厚度受到地幔柱岩石圈去根减薄作用的影响较小。较厚的岩石圈使得地幔柱的减压熔融仅局限地发生于较深位置[17]，这也与研究区内玄武岩普遍具有高铁的特征向吻合。在Sm-Sm/Yb图解上，研究区内玄武岩也均落于地幔石榴子石二辉橄榄岩区低程度部分熔融区域内。同时轻/重稀土的比值也可以判别岩浆源区的部分熔融程度，说明研究区玄武岩是富集型下地幔石榴子石二辉橄榄岩区低程度部分熔融的产物。马边沙腔玄武岩源区的部分熔融程度略微低于雷波地区玄武岩，岩浆源区深度可能略深于南部雷波一带玄武岩。马边沙腔地区玄武岩具有更高的全碱含量，部分可达碱性玄武岩，具有更高的FeOT含量的特征也支持上述结论。

图13 研究区峨眉山玄武岩（La/Sm）N-（Tb/Yb）N图解

图14 研究区峨眉山玄武岩Sm-Sm/Yb图解

3.3 峨眉山玄武岩成因

峨眉山玄武岩的成因在学术界现已取得相对一致的认识，在20世纪八九十年代，峨眉山玄武岩的裂谷成因为主导[18-19]，但大陆裂谷岩浆作用形成的岩浆组合非常复杂，从过渡型亚碱性玄武岩－碱性玄武岩－硅不饱和的碧玄岩和霞石岩，有时有超钾质的白榴岩，除了玄武岩之外，还有大量的长英质喷出岩，如粗面岩、响岩、流纹岩等，峨眉山组玄武岩岩性组合相对单一，而随着近年来的研究逐渐深入，地幔柱成因已是主流观点[8-10]。研究区内峨眉山玄武岩具有显著的高铁的特征（FeOT＞10%），表明其源区较深压力较大，高铁玄武岩的源区性质也常被解释为地幔柱头部的富铁部分部分熔融的产物[20-21]，同时研究区内峨眉山玄武岩具有高钛的特征，其常被认为是地幔柱边缘或者地幔柱活动尾声的岩浆响应[22]。

图15 Th/Hf-Ta/Hf相关图解

分配系数相近的的两个高度不相容元素的比值在分离结晶和部分熔融过程中几乎没有变化，其比值能够近似代表岩浆岩区。Th、Ta、Hf均属于强不相容元素，在岩浆演化过程中具有相似的变化，Th/Hf、Ta/Hf比值能够代表岩浆源区的值，其较大的差异通常被解释为源区的不均一性[23]。在Th/Hf-Ta/Hf相关图解上，研究区内玄武岩均落于地幔热柱成因的玄武岩区域内。

4 结论

1）研究区北部马边沙腔地区碱度相对较高，部分属于碱性系列，南部区内玄武岩具有高钛高铁低镁的特征，稀土元素的丰度较高，且具有显著的轻稀土富集且分馏程度高的特征，其中L/H比值为6.35~9.54，（La/Yb）N=7.08~13.16，而δEu负异常不明显。

2）区内高钛高铁玄武岩属于地幔柱边缘或者地幔柱活动尾声的岩浆响应，微量元素特征表明研究区峨眉山组玄武岩属于富集型下地幔石榴子石二辉橄榄岩区域低程度部分熔融产物，且马边沙腔地区玄武岩略低于研究区南部雷波地区玄武岩，可能代表其源区深度略深于南部雷波一带玄武岩。

3）研究区内高钛玄武岩岩浆演化过程中，主要发生了分离结晶作用，地壳物质的同化混染程度较低，分离结晶早期以普通辉石为主，马边沙腔地区玄武岩同时伴随发生了较为强烈的橄榄石分离结晶，且岩浆演化晚期轻微的斜长石分离结晶作用。

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Geochemical Characteristics and Genesis of the Emeishan Basalt in the Mabian-Leibo Region, Sichuan

YANG Hui1MA Ji-yue1ZHU Bing1ZHANG Qin-gui2FU Guo-tong1TIAN Ye2

(1-Sichuan Institute of Geological Survey, Chengdu 610081; 2-No.207 Geological Team, Sichuan Bureau of Geology and Mineral Resources, Leshan, Sichuan 614000)

Study of petrology and petrogeochemistry indicates that the Emeishan basalt in the Mabian- Leibo region consists mainly of tholeiite and alkali basalt with the Ti/Y ratios of 516-713, L/H ratios of 6.35-9.54, weak negative Eu anomaly, LREE enrichment, as well as distinct Sr negative anomaly. Geochemistry of trace elements shows that the magma of Emeishan basalts may be derived from the area of mantle garnet lherzolite of the enriched lower mantle with low degree partial melting. The degree of the partial melting of the basaltic magma source in Mabian is slightly lower than that in Leibo. There was a little crustal contamination. The basaltic magma underwent and the fractional crystallization of the clinopyroxene in the early and the fractional crystallization of plagioclases in the late. The fractional crystallization of olivine happened in the Mabian area.

Emeishan basalt; geochemistry; enriched lower mantle; Mabian; Leibo

2017-06-15

乌蒙山区地质矿产综合调查项目

杨辉（1986-），男，四川广安人，工程师，主要从事区域地质调查工作

P584

A

1006-0995（2018）01-0027-07

10.3969/j.issn.1006-0995.2018.01.006