范亞洲,夏明哲,夏昭德,王垚,郭娜欣

1) 長安大學地球科學與資源學院，西安，710054; 2) 西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室，西安, 710054; 3) 中國地質科學院礦產資源研究所，北京，100037

內容提要: 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體位于塔里木板塊南緣活動帶之喀拉米蘭晚古生代溝弧系中段北側，侵入下石炭統(tǒng)滿達拉恰普組第三段海相碎屑巖、碳酸鹽巖及中酸性火山巖建造中。主要巖石類型有純橄巖、二輝橄欖巖、單輝橄欖巖、含長橄欖二輝巖、二輝巖、橄欖輝長巖、淡色輝長巖。巖石地球化學及巖相學特征表明：巖漿作用早期，分離結晶作用主導了巖漿演化過程和巖體形成過程，橄欖石和斜方輝石呈分離/堆晶相；礦物結晶順序是：尖晶石/橄欖石斜方輝石單斜輝石單斜輝石+斜長石褐色普通角閃石/黑云母。原生巖漿可能來自原始地?；蛑械瘸潭热廴诘母哝V玄武質巖漿，屬拉斑玄武巖系列，形成過程中受到了一定程度同化混染作用的影響，但硫化物熔離程度較弱。巖漿源區(qū)位于尖晶石穩(wěn)定域。

20世紀90年代至本世紀初，前人在昆侖山地區(qū)開展的1∶25萬區(qū)調工作時發(fā)現(xiàn)一條北東—南西向的基性—超基性雜巖帶，長約300 km，已知鎂鐵—超鎂鐵巖體一百多個，并將這些巖體歸為阿帕—茫崖蛇綠巖帶(何國琦等，1994；賴紹聰等，1996)。王焰等(1999)認為阿帕—茫崖地區(qū)的鎂鐵—超鎂鐵巖體具有蛇綠巖性質。陳金榮等(2003)籠統(tǒng)地將該幾克里闊勒地區(qū)的基性—超基性巖劃為幾克里闊勒構造混雜巖，并作了巖石學、地球化學等方面的探討。然而，在同一構造帶內，某礦業(yè)公司發(fā)現(xiàn)了達拉庫岸巖體，屬鐵質基性—超基性巖體，賦存有巖漿型鎳銅硫化物礦(化)體，可見東昆侖地區(qū)基性—超基性巖體屬性的厘定尚需研究。本文以同一構造帶內的幾克里闊勒巖體為研究對象，從巖石學、巖石地球化學等方面著手，探討其巖石成因。

1 地質概況

幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體位于塔里木板塊南緣活動帶之喀拉米蘭晚古生代溝弧系中段北側，其北隔阿爾金斷裂與塔里木板塊相鄰，南隔木孜塔格—鯨魚湖斷裂(昆南斷裂)與華南板塊相鄰(弓小平等，2004；尹福光等，2004)。區(qū)域內出露地層主要有：中泥盆統(tǒng)莫勒切組、下石炭統(tǒng)滿達拉恰普組、上中石炭統(tǒng)喀拉米蘭河群以及上更新統(tǒng)—全新統(tǒng)(新疆地質礦產局，1993、1987)。構造線可分為南北向、北東東向和北西向三組，北東東向構造是區(qū)內的主要構造，主要斷裂有阿爾金斷裂(張建新等，1998；周勇等，1999)、古拉模薩依斷裂、雅普喀克勒克斷裂及瓊庫爾達坂斷裂，主要褶皺為托庫孜達坂復向斜(韓紅衛(wèi)等，2006、2007)。巖漿巖較為發(fā)育，主要為華力西中期的花崗巖、二長花崗巖；華力西晚期的黑云母花崗巖、二長花崗巖、花崗閃長巖、閃長巖、輝長巖、超基性巖。巖體位于塔里木成礦區(qū)喀拉米蘭Au—Cu成礦帶內，構造帶內地質構造復雜，火山巖漿活動發(fā)育，成礦條件較好，除與海相火山巖作用有關的銅、鋅、鐵、金、鉛、銀礦產外，有與超基性巖有關的銅、鈷、鎳、金、鉑礦產，與各類熱液活動及沉積作用有關的礦產(裴榮富等，2005)。

圖1 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體構造位置(a, 據孫吉明，2008)及 地質略圖(b, 據新疆地質礦產局，1987)Fig. 1 Tectonic location (a, after Sun Jiming, 2008) and geological map(b, modified after Bureau of Geology and Mineral Resources of Xinjiang, 1987) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang Q—第四系; C—石炭系; D—泥盆系; γο4—黑云母斜長花崗巖; δο4—石英閃長巖; ∑4—基性—超基性巖 Q—Quaternary; C—Carboniferous; D—Devonian; γο4—biotite plagiogranite; δο4—tonalite; ∑4—basic—ultrabasic rocks

2 巖體地質

巖體位于且末縣幾克里闊勒110°方向約3 km，地理坐標為84°41′45″E、36°59′09″N，大致沿27號斷裂帶南側侵入下石炭統(tǒng)滿達拉恰普組第三段海相碎屑巖、碳酸鹽巖及中酸性火山巖建造中(圖1；新疆地質礦產局，1987)。由于全新世風積粉砂層廣泛發(fā)育，野外觀察極為困難。初步確定巖體出露面積約0.5km2，最大巖體露頭長230m，寬34m，最小巖體露頭長15m，寬3m。地質圖上將其八個露頭合并表示為東、西的兩個巖體，東部露頭長310m，寬30～150m，巖體形狀呈不規(guī)則的透鏡狀，大致呈東西方向展布，巖體產狀北界由于第四紀覆蓋而不清，南界產狀為340°∠75°。西部露頭長800m，寬30～80m，巖體大致呈北西西向展布，平面上呈梭狀，巖體西部南界產狀30°∠70°。巖體接觸帶上輝石多已蝕變?yōu)橥篙x石，并有碳酸巖脈貫入，后期的構造活動，常沿接觸帶發(fā)育成破碎帶，其圍巖石英閃長巖邊部常見細晶帶，東部可見石英閃長巖呈脈狀侵入超基性巖體中。巖漿分異屬中等，巖相分帶較簡單。

3 巖相學

對于具有堆晶結構的超鎂鐵巖而言，有多位學者提出過不同的命名原則，例如，堆晶相+堆晶巖(Wyllie，1967)。但是，所提出的各種命名原則都存在明顯不足。所以，本文仍然根據天然礦物(modal)組成，按照IUGS火成巖分類學分委會推薦的分類方案(1991)確定巖石名稱。由此而確定的超鎂鐵質巖石類型為：純橄巖、二輝橄欖巖、單輝橄欖巖、含長橄欖二輝巖、二輝巖。這些超鎂鐵巖最主要的結構類型為正堆晶結構、包橄結構、反應邊結構和自形—半自形粒狀結構。在橄欖巖和橄欖輝石巖中，橄欖石全部為堆晶相；斜方輝石既可以是堆晶相，亦可以是填隙相；單斜輝石、褐色普通角閃石和黑云母全部為填隙相。二輝巖中橄欖石多呈粗粒狀，斜方輝石呈短柱狀，二者多已強烈蛇紋石化、滑石化，在蝕變過程中析出大量粉塵狀磁鐵礦，后經氧化作用轉化為褐鐵礦。填隙相單斜輝石呈細小它形粒狀，已強烈透閃石化、綠泥石化。副礦物見有尖晶石、榍石及磁鐵礦。

與上述超鎂鐵巖相關的鎂鐵質巖石類型有：橄欖輝長巖、淡色輝長巖。主要的巖石結構有半自形粒狀結構、輝長結構、含長結構等。副礦物見有磁鐵礦、磷灰石和鋯石。巖石蝕變弱，可見斜長石鈉黝簾石化、橄欖石和斜方輝石蛇紋石化、單斜輝石陽起石化。

4 巖石地球化學

主量元素及微量元素分析均在長安大學西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室分別采用XRF-1800和美國X-7型ICP-MS完成，數據見表1；鉑族元素測試分析在中國科學院廣州地球化學研究所同位素與年代學重點實驗室完成，數據見表2。

4.1 主量元素

所有樣品的SiO2含量介于41.67 %～50.77 %，屬于超基性—基性巖類。與巖相學特征變化相對應，各種氧化物含量都有較大的變化范圍。巖體中除輝長巖(TiO2=1.06 %)外，其余樣品的TiO2含量都小于1.0 %，平均值僅為0.42 %。純橄巖的m/f值為7.88～8.60，為鎂質超基性巖；橄欖巖及輝石巖的m/f值介于2.0～6.5之間，為鐵質超基性巖(吳利仁，1963)。在(Na2O+K2O)—SiO2圖解中，所有樣品均投于亞堿性區(qū)域；在TFeO/MgO—SiO2圖解上，所有樣品均位于分界線附近，總體來看，樣品具有拉斑玄武巖系列富鐵的演化趨勢。

圖 2 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖石化學系列圖解(底圖據Miyashiro，1974)Fig. 2 The petrochemical series classification diagrams of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (after Miyashiro，1974) (a) SiO2—(Na2O+K2O)圖解; (b) SiO2—(TFeO/MgO)圖解。 1—純橄巖; 2—橄欖巖; 3—輝石巖; 4—輝長巖 (a) diagram of SiO2—(Na2O+K2O); (b) diagram of SiO2—(TFeO/MgO). 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

4.2 微量元素

巖體的∑REE=6.82×10-6～204.65×10-6。其中一件輝長巖樣品的稀土元素總量相對較大(∑REE=204.65×10-6)，兩件純橄巖樣品的稀土元素含量較低(∑REE = 6.82×10-6～9.54×10-6)，其余樣品的稀土元素含量介于30.44×10-6～47.02×10-6，是球粒隕石稀土元素總量的4.7～7.2倍(McDonough and Sun,1995)。稀土元素總量隨巖漿演化逐漸升高。橄欖巖、輝石巖及輝長巖的(La/Sm)N=1.23～3.59、(Gd/Yb)N=1.29～2.43、(La/Yb)N=1.89～5.78，表明輕重稀土元素之間的分餾稍強，輕、重稀土元素之間分餾程度稍弱。δEu介于0.72～1.47之間，平均值為1.03，無明顯銪異常。在稀土元素配分圖解上，純橄巖稀土元素配分曲線近于平坦型，橄欖巖、輝石巖及輝長巖表現(xiàn)為輕微的右傾型(圖3a)。

微量元素蛛網圖型式基本一致，純橄巖微量元素組成與原始地幔相似，配分模式近于水平，其中Th與Sr的弱富集，可能與熱液蝕變有關。橄欖巖、輝石巖及輝長巖明顯富集大離子親石元素(Rb、Ba、U、Th、Sr)，相對虧損高場強元素(HREE)，具有明顯的Nb、Ta負異常(圖3b)。

4.3 鉑族元素

巖體∑PGE豐度介于0.30×10-9～7.88×10-9之間，平均值為3.45×10-9，遠低于原始地幔的∑PGE值(23.5×10-9；McDonough and Sun，1995)。其中，純橄巖的∑PGE含量為7.61×10-9；單輝橄欖巖∑PGE含量為1.14×10-9～7.88×10-9；輝長巖的 ∑PGE含量為0.30×10-9～0.34×10-9(表2)?？傮w上，顯示巖石中PGE含量隨巖石基性程度降低而變小的特點。在原始地幔標準化圖解上，純橄巖和一件單輝橄欖巖的PGE配分曲線為平坦型；其他三件樣品的PGE配分曲線為左傾型，樣品均具有弱的Ru負異常(圖4a)。

圖3 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體稀土、微量元素圖解 (球粒隕石與原始地幔標準化值據McDonough and Sun,1995)Fig. 3 REE and trace elements patterns of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (chondrite and primitive mantle data after McDonough and Sun,1995) (a) 球粒隕石標準化稀土元素配分圖解; (b) 原始地幔標準化微量元素蛛網圖; 1—純橄巖; 2—橄欖巖; 3—輝石巖; 4—輝長巖 (a) Chondrite-normalized REE patterns; (b) PM-normalized trace elements spider diagrams; 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

表2 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體鉑族元素豐度Table 2 Abundance of platinum group elements (×10-9) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang

圖4 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體原始地幔標準化親銅元素曲線圖(a, 據McDonough and Sun,1995)及Ni /Cu—Pd /Ir關系圖(b, 據Barnes et al.,1985)Fig. 4 Primitive mantle-normalized chalcophile elements patterns(a, after McDough and Sun, 1995) and Diagrams of Ni/Cu vs. Pd/Ir (b, after Barnes et al.,1985 ) of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang 1—達拉庫岸鎂鐵—超鎂鐵巖; 2—幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖 1—Dalaku’an mafic—ultramafic rocks; 2—Jikelikuole mafic—ultramafic rocks

巖體具有相似的PGE配分模式。Ir與Pd、Pt、Ru以及Pt與Pd的顯著相關性特征，表明它們是同源巖漿演化的產物。幾克里闊勒巖體樣品的Cu/Pd比值較低，低于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始巖漿在早期演化過程中硫化物熔離作用弱。達拉庫岸巖體巖石的Cu/Pd比值為4925～11181(平均8829)，高于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始巖漿在早期演化過程中曾發(fā)生過深部硫化物熔離作用。幾克里闊勒巖體巖石的Ir含量為0.007～1.58，Pd/Ir比值為0.77～25.70，平均值為11.42。達拉庫岸巖體的Ir含量為0.106～9.31，Pd/Ir比值為27.34～4404.11，平均值為922.9，遠大于幾克里闊勒巖體的相應值。通常情況下熱液硫化物礦床具有極低的Ir含量和高的Pd/Ir比值(Pd/Ir比值一般大于100)，而巖漿硫化物礦床則具有相對高的Ir含量和低的Pd/Ir值(Keays et al.,1995；Maier et al.,1996, 2009)，這是由于Pd和Ir在熱液蝕變過程中發(fā)生分餾所致(Barnes et al.,1985, 1999)。因此，幾克里闊勒巖體巖石較低的Ir含量表明巖漿成礦過程中熱液作用對PGE含量有影響。

5 討論

5.1 蝕變作用

巖體蝕變較強，發(fā)生不同程度的蛇紋石化、纖閃石化、鈉黝簾石化、硅化、碳酸鹽化等。蝕變過程很容易改變一些大離子親石元素的含量，如Cs、Rb、K、Ba、Sr；而稀土元素和一些高場強元素，如Nb、Ta、Zr、Hf、Ti、P等，由于其小的離子半徑和強的化學鍵而活動性較弱；其中，Zr、Th的活動性最弱(Staudigel and Hart, 1983)。因此通過其他元素與Zr、Th的關系可以判斷元素的活動性(Gison et al., 1982; Pearce et al., 1992)。Th與La、Ta以及Zr與Sm、Nb之間呈現(xiàn)明顯的正相關(圖5)，表明稀土元素和Nb、Ta等高場強元素在熱液蝕變過程中較穩(wěn)定。而Rb與Zr、Sr與Th之間相關性較弱，表明Sr、Rb等大離子親石元素在熱液蝕變中很不穩(wěn)定。因此，高場強元素和稀土元素可以用來探討原生巖漿的特征，其變化可以反映巖漿演化過程和成因信息。

5.2 同化混染作用

通常，幔源巖漿侵入地殼過程中會不同程度受到地殼物質的影響，幔源巖漿上升過程中若有地殼物質的加入往往會增加巖漿的SiO2、K2O和Cs、Rb、Ba、Th、Zr、Hf等大離子親石元素的豐度，同時會升高La/Nb、Zr/Nb、K/P值，降低Ti/Yb、Ce/Pb(Baker et al., 1997; Wood, 1980；陶琰等, 2007、2008；張招崇等,2007；馬言勝等，2009)。從元素地球化學角度來說，由于不同元素在不同的礦物中具有不同的相容性，隨著結晶作用的進行，殘余巖漿會逐漸虧損早期結晶相中的相容元素，并逐漸富集早期結晶相中的不相容元素，即與結晶過程相伴，巖漿中的元素豐度會隨之變化。但是，總分配系數相同或很相近的元素比值不會因結晶作用而改變。因此，根據總分配系數相同或很相近、對同化混染作用又敏感的元素比值(例如Ce/Pb，Th/Yb，Nb/Ta，Ta/Yb，K2O/P2O5，Ti/Yb，Zr/Nb等間的協(xié)變關系，可以檢驗是否存在同化混染作用，并判斷混染程度(Mecdonald et al.，2001；Baker et al.，1997；Campbell and Griffiths, 1993)。在圖6上，Zr—Th、Ce/Nb—Th/Nb、La/Nb—Zr/Nb、Nb/Ta—La/Yb具有明顯的正相關性，說明巖石形成過程受到一定程度的同化混染作用。巖體內部含有海相碎屑巖和碳酸鹽巖捕擄體，也說明這一點。

圖5 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體相關元素活動性判斷圖解Fig. 5 Diagrams of related elements for checking activity of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) Sr—Th圖解;(b) La—Th圖解;(c) Ta—Th圖解;(d) Rb—Zr圖解;(e) Sm—Zr圖解;(f) bNb—Zr圖解。 1—純橄巖; 2—橄欖巖; 3—輝石巖; 4—輝長巖 (a) diagram of Sr—Th;(b) diagram of La—Th;(c) diagram of Ta—Th;(d) diagram of Rb—Zr; (e) diagram of Sm—Zr; (f) diagram of Nb—Zr. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

圖6 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體同化混染作用判別圖Fig. 6 Diagrams of selected rare earth elements for checking contamination of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) Zr—Th圖解;(b) Ce/Nb—Th/Nb圖解;(c) La/Nb—Zr/Nb圖解;(d) Nb/Ta—La/Yb圖解。 1—純橄巖; 2—橄欖巖; 3—輝石巖; 4—輝長巖 (a) diagram of Zr—Th;(b) diagram of Ce/Nb—Th/Nb;(c) diagram of La/Nb—Zr/Nb; (d) diagram of Nb/Ta—La/Yb. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

5.3 原生巖漿及巖漿源區(qū)

Mg#(Mg#=Mg/(Mg+Fe))是鑒別原生巖漿的重要標志之一。Green(1975)認為，與地幔橄欖巖平衡的原生巖漿的Mg#=0.63～0.73；Freg et al.(1978)認為，Mg#=0.68～0.73；Hess (1992)認為Mg#>0.68。如果以Mg#=0.68～0.73代表了原生巖漿和近于原生巖漿的Mg#范圍，就可以看出，輝石巖、橄欖巖和純橄巖的Mg#=0.77～0.88，應該主要由巖漿早期結晶的礦物相聚集而成。輝長巖的Mg#=0.48，明顯屬于演化的巖漿。

一般認為，親銅元素(Cu、Ni、PGE)豐度基本不會受到陸殼同化混染和分離結晶作用的影響，所以它們的豐度比值可以用來討論原生巖漿的性質。PGE主要賦存在地幔橄欖巖的硫化物中(Barnes et al.,1985;Shirey and Walker et al.,1998)。在地幔熔融過程中，Os,Ir,Ru和Ni是相容的，而Rh,Pt,Pd和Cu是不相容的。因此，不同程度的部分熔融可以導致Pd/Ir和Ni/Cu的分異，高度部分熔融形成的科馬提巖具有高的Ir含量，低的Pd/Ir和高的Ni/Cu比值(Barnes et al.,1999)，例如Kambalda礦床(Ni/Cu=13;Lesher et al.,1984)。較低部分熔融形成的玄武巖具有低的Ir含量，高的Pd/Ir和低的Ni/Cu比值，例如Duluth礦床(Ni/Cu=0.3;Naldrett,2004)。幾克里闊勒巖體中純橄巖和單輝橄欖巖具有較高的Ni/Cu比值(1322.99和231.06)和較低的Pd/Ir比值(0.81和0.77)，在Ni/Cu—Pd/Ir圖解中(圖4b)，這兩件樣品落入地幔區(qū)，表明其原生巖漿來自原始地幔；而其他三件樣品具有中等的Ni/Cu比值和Pd/Ir比值，落入高鎂玄武巖區(qū)及其附近，表明其原生巖漿來自中等程度熔融的高鎂玄武質巖漿。

眾所周知，由于鎂鋁榴石和尖晶石的稀土元素分配系數存在顯著差異，所以，在石榴石穩(wěn)定域和尖晶石穩(wěn)定域生成的幔源巖漿的稀土元素、尤其是重稀土元素的分餾程度存在明顯差異(Henderson，1984)。由于石榴子石強烈富集重稀土元素，當部分熔融發(fā)生在石榴子石穩(wěn)定域且有石榴子石作為殘留相存在時，會導致所生成的巖漿具有強烈分餾的稀土元素地球化學特征，而在尖晶石穩(wěn)定域，稀土元素受多種礦物相的共同制約，所生成的巖漿往往具有弱分餾的稀土元素地球化學特征(資鋒等，2011；Weyer et al.，2003)，幾克里闊勒巖體稀土元素分餾弱，表明巖漿生成于尖晶石穩(wěn)定域。

5.4 分離結晶作用及巖漿演化

圖7 新疆且末縣幾克里闊勒鎂鐵—超鎂鐵巖體Harker圖解 Fig 7 Harker diagrams of the Jikelikuole mafic—ultramafic rocks in Qiemo County, Xinjiang (a) TFeO—SiO2圖解;(b) MgO—SiO2圖解;(c) A12O3—SiO2圖解;(d) CaO—SiO2圖解; (e) TiO2—SiO2圖解;(f) (K2O+Na2O)—SiO2圖解。 1—純橄巖; 2—橄欖巖; 3—輝石巖; 4—輝長巖 (a) diagram of TFeO—SiO2;(b) diagram of MgO—SiO2;(c) diagram of Al2O3—SiO2; (d) diagram of CaO—SiO2; (e) diagram of TiO2—SiO2; (f) diagram of (K2O+Na2O)—SiO2. 1—dunite; 2—peridotite; 3—pyroxenite; 4—gabbro

PGE元素高度親硫，它們的組成特征主要受硫化物的控制。硫過飽和的巖漿會發(fā)生硫化物的熔離作用，使得PGE特別是Os、Ir、Pt和Pd的豐度隨著硫化物的熔離而大大降低，從而影響殘余巖漿中PGE的含量和分布特征。通常，Pd在硫化物/硅酸鹽熔體中的分配系數為20000，遠大于Cu的分配系數1000(Francis,1990)，因此若早期巖漿經歷過S飽和，硫化物熔離過程將使Pd相對于Cu更多被帶走，使得剩余巖漿中Cu/Pd值將明顯增高，并高于相應的原始地幔值。幾克里闊勒巖體(礦化)巖石的Cu/Pd比值較低(1.24～952.15)，低于原始地幔的Cu/Pd比值(7690)(McDonough and Sun，1995)，表明原始巖漿在早期演化過程中硫化物熔離作用弱。

6 結論

(1) 幾克里闊勒巖體主要巖石類型有純橄巖、二輝橄欖巖、單輝橄欖巖、含長橄欖二輝巖、二輝巖、橄欖輝長巖、輝長巖，具有堆晶結構、正堆晶結構、包橄結構、反應邊結構和自形—半自形粒狀結構半自形粒狀結構、輝長結構、含長結構等。

(2) 巖體蝕變較強，發(fā)生不同程度的蛇紋石化、纖閃石化、鈉黝簾石化、硅化、碳酸鹽化等，但其高場強元素和稀土元素可以用來探討原生巖漿的特征，其變化可以反映巖漿演化過程和成因信息。

(3) 原生巖漿可能來自原始地?；蛑械瘸潭热廴诘母哝V玄武質巖漿，形成過程中受到了一定程度同化混染作用的影響。

(5)巖漿源區(qū)處于尖晶石穩(wěn)定域。