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  中国地质 2021, Vol. 48 Issue (6): 1850-1864  
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引用本文
蔡逸涛, 施建斌, 周琦忠, 徐敏成, 张琪. 2021. 徐州白露山含金刚石橄榄玄武岩地球化学特征及其岩浆演化特征[J]. 中国地质, 48(6): 1850-1864.  
Cai Yitao, Shi Jianbin, Zhou Qizhong, Xu Mincheng, Zhang Qi. 2021. Geochemistry of the diamondiferous olivine basalt and magmatic evolution in the Bailushan area, Xuzhou[J]. Geology in China, 48(6): 1850-1864. (in Chinese with English abstract).  

徐州白露山含金刚石橄榄玄武岩地球化学特征及其岩浆演化特征
蔡逸涛1,2,3, 施建斌4, 周琦忠4, 徐敏成2, 张琪4    
1. 金陵科技学院材料工程学院, 江苏 南京 211169;
2. 中国地质调查局南京地质调查中心, 江苏 南京 210016;
3. 加拿大阿尔伯塔大学地球科学与大气环境系, 埃德蒙顿 T6G2E3;
4. 江苏省地质矿产局第五地质大队, 江苏 徐州 221004
摘要:江苏徐州地区位于华北克拉通的东南部,其区内及周边广泛发育碱性超基性岩-基性岩,其中不乏含金刚石母岩,但是主要为金伯利岩。笔者在苏北寻找金刚石原生矿的过程中,在徐州白露山地区发现了含金刚石的橄榄玄武岩。本区橄榄玄武岩SiO2含量为42.64%~51.13%,K2O+Na2O为2.57%~5.93%,Al2O3为10.48%~13.53%,MgO含量变化范围较大,为3.11%~19.34%。以主量元素做TAS图解可以看出本区基性岩的投影点基本都落于玄武岩范围,属于高钾钙碱性。微量元素特征显示白露山的样品靠近OIB和火山弧区域。富集端元明显偏高的Ba/Th比值暗示玄武岩中含有大陆下地壳物质。而白露山橄榄玄武岩元素地球化学特征及组成变化范围大并不是主要由地壳混染引起的,而是因为源区含有残留的再循环大陆下地壳。这些地球化学特征说明徐州白露山橄榄玄武岩与辽宁、山东地区金伯利岩具有一定的成因联系,为该区金刚石找矿提供了有利线索。
关键词橄榄玄武岩    含金刚石母岩    岩浆演化特征    矿产勘查工程    徐州    江苏    
中图分类号:P618.13            文献标志码:A             文章编号:1000-3657(2021)06-1850-15
Geochemistry of the diamondiferous olivine basalt and magmatic evolution in the Bailushan area, Xuzhou
CAI Yitao1,2,3, SHI Jianbin4, ZHOU Qizhong4, XU Mincheng2, ZHANG Qi4    
1. Jinling Institute of Technolgy, College of Material Engineering, Nanjing 211169, Jiangsu, China;
2. Nanjing Center, China Geological Survey, Nanjing 210016, Jinagsu, China;
3. Department of Earth and Atmospheric Sciences, University of Alberta, Canada, Edmonton, T6G2E3, Canada;
4. NO.5 Geological Team of Jiangsu Geology and Mineral Bureau, Xuzhou 221004, Jiangsu, China
Abstract: Xuzhou is located in the southeast of the north China craton. Alkaline ultrabasic rocks-basic rocks are widely developed in and around it, where there are some diamondiferous rocks, but mainly kimberlite. During the prospecting of primary diamond deposit, the diamondiferous rocks were discovered in Bailushan, north of Xuzhou. The SiO2 content of olive basalt ranges from 42.64% to 51.13%, K2O+Na2O from 2.57% to 5.93%, Al2O3 from 10.48% to 13.53%, and MgO content from 3.11% to 19.34%. On the TAS diagram, the points of basic rocks in this area all fall into the range of basalt, indicating high potassium calcium alkalinity. Trace element signatures indicate that samples from Bailushan are close to the OIB and volcanic arc regions. The higher Ba/Th ratio of enriched endmember suggests that the basalts contain lower continental crust materials. Therefore, the wide range of elements geochemistry and isotopic composition of olivine basalts is not mainly caused by crustal contamination, but because the source area contains residual recirculation subcontinental crust. These geochemical characteristics suggest that the Bailushan olivine basalt in Xuzhou is related to the kimberlite in Liaoning and Shandong, which provides a favorable clue for diamond prospecting in this area.
Key words: olivine basalt    the diamondiferous rock    magmatic evolution    mineral exploration engineering    Xuzhou    Jiangsu Province    

1 区域地质背景

徐州地区位于江苏北部(图 1b),构造上属于华北陆块东缘,系华北准地台的次级构造单元(潘桂棠,2009)。区域上看东部边界为双沟推覆断层带,南、北边界为蚌埠和丰沛太古宙地层的出露区(施建斌等,2012)。该区断裂构造较发育。根据地球物理资料、岩浆活动及地层的错断关系分析,有延伸至上地幔的超壳断裂,也有盖层内的断裂(舒良树等,1994张贵山等,2009赵正等,2010王梦玺等,2012)。以其在空间的展布方向、组合形式和共生关系可划分为东西向、北东向、北北东向和北西向4组断裂(王陆超等,2011)。这些断裂构造除了控制暗色岩的时空分布外,在一定程度上还对沉积盖层的发育、岩相变化和展布方向具有重要的影响(潘国强等,2000柳永清等,2005相振群等,2012)。

图 1 郯庐断裂带构造(a)及徐州地区地质简图(b) 1—元古宙地层;2—古生代地层;3—中生代地层;4—基性岩;5—断层;6—地质界线;7—工作地点 Fig. 1 Tanlu fault (a) and geological map of Xuzhou (b) 1-Proterozoic stratum; 2-Palaeozoic stratum; 3-Mesozoic stratum; 4-Basic rocks; 5-Fault; 6-Geological Boundary; 7-Study area

郯庐断裂带是中国东部一条著名的深大断裂带(图 1a),沿郯庐断裂带分布着大量的基性岩墙,与各种矿床关系十分密切。皖北—苏北地区新元古代地层保存比较完好,青白口系和震旦系的沉积特征反映出被动大陆边缘特征,岩性主要为灰岩和白云岩;震旦系为一套代表相对稳定的海相—浅海相沉积盖层组合(蔡逸涛等,2018)。研究区作为中国大陆古老的陆块之一,具有古老的结晶变质基底,并且经历了长期而复杂的构造、岩浆演化过程,尤其是受燕山运动的影响比较突出(蔡逸涛等,2014张洁等,2015)。

徐州地区岩浆岩活动不强烈,在各个地质时期具有不同表现。可以将其从太古宙到新生代划分为5个岩浆活动期。其中,太古宙至新元古代主要为五台期、武陵期及扬子期岩浆活动,海底富钠质岩浆喷发,形成了规模较大的细碧-石英角斑岩,并伴有基性—超基性岩浆岩侵入;中生代燕山期岩浆活动表现为多期次强烈的喷发和侵入,形成中酸性、偏碱性岩;而新生代主要为喜马拉雅期岩浆活动,形成多期喷发的玄武岩和基性侵入岩-辉绿岩。总体来说,新元古代震旦期和中生代燕山期活动较强烈,古生代次之,新生代活动很弱。岩浆活动与构造断裂密切相关,岩浆岩的分布受某一构造体系支配,构造断裂是岩浆上侵的通道,也是控岩容岩空间。区内各类岩石的分布具有一定的规律性,且具有成群成带分段集中的特点(张培元, 1998黄先觉, 2012)。

2 白露山岩体特征 2.1 白露山岩体

白露山岩体出露于徐州四山子村北—白露山一带,受多组断裂构造控制而呈枝杈状分布,具有多次喷发特点,其出露的总体形态反映了裂隙-中心式喷发的隐爆火山岩岩管的特征。岩体由东、西两条岩脉和四山子村岩管组成,其中东西两条岩脉在北段合并为一条,四山子村岩管可能在深部与东脉相连(图 2)。

图 2 白露山岩体平面示意图及白露山岩体东脉和西脉 Fig. 2 The sketch map of the Bailushan pluton and veins in its east and west

东脉(σβ2-2)总体走向近SN,局部发生弯曲,总体倾向E,倾角陡立,地表出露长约300 m,宽度一般10 m左右,局部膨大处有30~40 m。岩相分带较明显,根据岩石类型及其分布特征,岩脉可分为中间相和外部相两相。中间相以橄榄玄武岩为主,角砾含量很少;外部相则以橄榄玄武质隐爆火山角砾岩为主,其次为含角砾橄榄玄武岩,所含角砾成分复杂,以橄榄玄武岩和灰岩为主,含有少量煌斑岩、正长岩和片麻岩角砾;自中间相至外部相,角砾含量逐渐增多,至岩体边部,常出现10~30 cm宽的蚀变角砾岩。与围岩(九顶山组下段灰岩)接触界线清晰,围岩蚀变以大理岩化为主,但蚀变范围有限。ZK06显示,其厚度为71.65 m,底部接触围岩为九顶山组下段灰岩。

西脉(σβ2-1)受NNE向断裂的控制,呈岩墙状产出,总体走向5~25°,倾向SE,倾角陡立,一般大于85°,长约400 m,宽2~5 m。岩石类型比较单一,为橄榄玄武岩,角砾含量很少,与九顶山组下段灰岩接触界线清楚,围岩蚀变较弱。

四山子村岩管(σβ2-3)出露范围有限,仅在靠近围岩处见少量露头,大部分被第四系覆盖,直径约120 m。地表出露部分岩性为橄榄玄武岩,风化强烈,呈黄绿—灰绿色,接触带处硅化、褐铁矿化现象明显。岩管东接触带为一规模不大的NW向断层,硅化和褐铁矿化现象明显。ZK08孔显示,岩管深部厚度为99.84 m,上覆第四系厚约2.4 m。岩石类型、岩相分带与东脉一致,主要为橄榄玄武岩、含角砾橄榄玄武岩和橄榄玄武质隐爆火山角砾岩。岩体底部与倪园组泥质白云岩呈断层接触,见厚约13.6 m的构造角砾岩,角砾成分为白云岩。

本次工作样品均采自ZK06和ZK08孔的橄榄玄武岩。

2.2 橄榄玄武岩

经野外观察和镜下鉴定,白露岩体的岩石类型主要有橄榄玄武岩、含角砾橄榄玄武岩和橄榄玄武质隐爆火山角砾岩,三者区别主要体现在角砾含量上,角砾含量依次为 < 5%、5~50%、> 50%,角砾成分一致。本次工作主要针对橄榄玄武岩进行研究。

橄榄玄武岩风化后呈灰绿色,新鲜者呈灰黑—黑绿色,具斑状结构—基质间粒结构、致密块状构造(图 3ab)。斑晶主要由橄榄石(10%±)、单斜辉石(5%~10%)以及少量斜长石、角闪石组成,大小一般0.1~1.2 mm。其中橄榄石(Ol)呈半自形—他形柱粒状,基本均被皂石或碳酸盐交代呈假像;辉石(Cpx)呈半自形—他形柱粒状,粒内裂隙较发育,可见熔蚀麻点结构;斜长石呈半自形板状,不均匀绢云母化或皂石化等;角闪石(Am)呈半自形柱状、柱粒状,零散分布,多色性较明显,Ng'=褐色,Np'=黄色。

图 3 橄榄玄武岩标本及镜下照片 a—橄榄玄武岩露头标本;b—斑状结构,见橄榄石斑晶; c—ZK06橄榄玄武岩岩芯标本;d—基质间粒结构 Fig. 3 The olivine basalt and microscopic photographs a-Olivine basalt sample; b-Porphyritic structure and olivine porphyritic crystal; c-Drill core sample; d-Intergranular texture

基质主要由斜长石(40%~50%)、单斜辉石(15%~20%)、橄榄石(3%~4%)以及少量不透明矿物、黑云母、角闪石组成,粒度一般<0.1 mm。其中斜长石呈细小板条状,格架状分布,具高岭土化、绢云母化等,可见聚片双晶,单斜辉石、橄榄石等矿物常填隙于斜长石格架内构成间粒结构(图 3cd);单斜辉石呈近半自形—他形柱状、粒状,不显多色性;橄榄石呈半自形—近半自形柱状、粒状,具皂石化等呈假像;不透明矿物呈黑色粒状、板条状,零散分布,有的具黑云母构成的反应边结构。黑云母、角闪石呈鳞片状、微粒状,填隙状分布或呈不透明矿物、橄榄石的反应边存在,均显棕褐色。

3 主微量元素特征

橄榄玄武岩的主微量稀土元素含量见表 1表 2。以主量元素做TAS图解可以看出本区基性岩的投影点基本都落于玄武岩范围。基性岩中一些样品烧失量含量较高,表明在岩浆就位以后岩石可能经历了后期的蚀变改造。低温蚀变的作用可能引起岩石中许多元素的含量变化,特别是一些低温情况下活动性较强的元素,如K、Ba、Rb等大离子亲石元素。因此在进行岩石分类时采用不活泼元素图解来开展岩石分类(图 4)。在Nb/Y-Zr/TiO2图上基性岩主要为亚碱性玄武岩(图 5)。

表 1 橄榄玄武岩主量元素数据(%) Table 1 Data of major elements of olivine basalt(%)
表 2 橄榄玄武岩微量元素数据(10-6 Table 2 Data of Trace elements of olivine basalt(10-6)
图 4 橄榄玄武岩TAS图解 Fig. 4 TAS diagram of olivine basalt
图 5 橄榄玄武岩Nb/Y-Zr/TiO2图解 Fig. 5 Nb/Y vs. Zr/TiO2 diagram of olivine basalt

该地区岩石化学主量分析结果表明,该区橄榄玄武岩中SiO2含量为42.64% ~51.13%, (K2O + Na2O)为2.57%~5.93%, Al2O3为10.48%~13.53%,CaO为3.61% ~12.76%,TFe2O3含量为5.50% ~ 9.79%,变化较大,MgO含量变化范围较大,为3.11%~19.34%,Mg(#Mg/(Mg+ΣFe)atomic)值较大,为0.56~1.00。亚碱性火山岩分类图(图 6)显示,本区的玄武岩也在高钾钙碱性系列。

图 6 亚碱性火山岩SiO2-K2O分类(根据Le Maitre, 1989;Rickwood, 1989修改) Fig. 6 SiO2-K2O diagram of sub-alkaline volcanic rock (after Le Maitre, 1989;Rickwood, 1989)

基性—超基性火山岩主量元素与MgO相关变化见图 7。从图中可以看出各主量元素与MgO含量的变化关系不甚相同。随着岩浆的分异演化,MgO含量不断降低,而SiO2含量不断升高,Al2O3含量变化不大,反映出岩浆上升过程中分离结晶作用不强。K2O含量随着MgO变化,趋势不明显,但是K2O+NaO与MgO含量呈弱的负相关性。CaO与MgO也有负相关趋势。显示了岩浆早期分离结晶相可能为辉石、橄榄石和少量的长石。

图 7 橄榄玄武岩主量元素与MgO图解 Fig. 7 Major elements vs. MgO diagram of olivine basalt

该区铁镁质岩TiO2含量范围在0.94%~1.17%,相比于苏北和皖北的基性岩来讲不算高。地壳中K含量较地幔中要高出数十倍甚至上百倍,而P、Ti则在地壳和地幔中含量相近,因此通过K2O/TiO2、K2O/P2O5比值可以判断岩浆在上升过程中是否受地壳物质混染过程或岩浆熔融源区是否有大陆地壳物质加入。由图 7可以看出K2O/TiO2、K2O/P2O5比值随MgO含量的变化很小。这表明基性岩的岩浆演化主要受到分离结晶作用的影响。全铁与P2O5的含量与MgO含量变化关系不明显,未见明显的负相关性。

在Cr、Ni元素与MgO的含量趋势图(图 8)中,显示了Cr、Ni两种微量元素随着MgO的减少而逐渐增加的负相关性,显示了原始岩浆后期并不含有大量的橄榄岩与富Cr尖晶石等富Cr幔源矿物。

图 8 橄榄玄武岩MgO-Cr(a)和MgO-Ni(b)图解 Fig. 8 MgO-Cr(a) and MgO-Ni(b) diagram of olivine basalt

该地区基性岩的稀土元素总量ΣREE为127.98×10-6~157.74×10-6,其中轻稀土含量范围为116.81 × 10-6~144.01 × 10-6,重稀土含量为9.92 × 10-6~14.34 × 10-6,LREE/HREE比值在8.89~12.81。在球粒陨石标准化稀土配分图(图 9)显示LREE富集的右倾配分模式,(La/Yb)N=10.81~19.81,Eu总体显示出弱的负异常,δEu=0.91~1.06,显示了一定程度的斜长石分离结晶作用。(La/Sm)N值为3.0~3.57,轻稀土内部的分异程度较低,(Gd/Yb)N值变化于2.15~3.15,显示了重稀土的分馏程度也较低。

图 9 橄榄玄武岩REE配分图(a)及微量元素原始地幔标准化蛛网图(b) Fig. 9 REE distribution diagram(a) and trace element spider diagram(b) of olivinebasalt

对比玄武岩一些不相容元素比值特征,Ba/La比值范围在13.32~28.54,Zr/Nb比值范围在13.01~14.25,La/Nb的范围为2.44~2.96(表 3)。其中Ba/La比值高于所有洋岛玄武岩的Ba/La值,可能反映其岩浆源区相对LREE更为富集LILE。Zr/Nb和La/Nb比值与PM相似,显示了可能具有N- MORB地幔储库或者是岩石圈地幔的贡献,同时也可能具有地壳的混染作用。在Fe/Ti-Zr图解上也显示了这样的特征。

表 3 白露山橄榄玄武岩与原始地幔、MORB和OIB的元素比值对比 Table 3 Comparison of olivine basalts from Bailushan with elemental ratios of primitive mantle, MORB and OIB

在La/Sm-La图解上(图 10a),随着La的变化,该地区基性岩的La/Sm比值呈现出不明显的变化,暗示了岩浆演化过程中受到了分离结晶作用的影响。在Ba/Nb-La/Nb图解(图 10b)中,白露山基性岩的样品靠近OIB和火山弧区域。

图 10 橄榄玄武岩La/Sm- La (a) 及Ba/Nb- La/Nb (b)图解 Fig. 10 La/Sm-La (a) and Ba/Nb-La/Nb (b) diagram of olivine basalt

相对于Ti、P、Zr在地幔橄榄岩熔融过程中表现出更不相容的特征,由于这些元素含量在岩浆演化过程中主要受到副矿物的影响,而来自主、微量元素的变化特征说明三类岩石并不存在分异关系,在各类岩石的内部也没有明显的副矿物如钛铁矿、磷灰石的分离结晶作用,因此Ti/P、Ti/Zr比值在一定程度上反映地幔源区富集不相容元素的程度。从图 11中可以看出该区基性岩元素比值特点与OIB相似,源区相对富集不相容元素。

图 11 橄榄玄武岩Ti/Zr- Zr (a)、Ti/P-Zr (b)、Fe/Ti -Z(c)r图 Fig. 11 Ti/Zr-Zr (a), Ti/P-Zr(b) and Fe/Ti - Zr (c) diagram of olivine basalt
4 讨论 4.1 陆壳再循环与地壳混染

大陆玄武岩浆相对大洋玄武岩(如MOBR)更为富集的不相容元素微量元素特征,而且在岩浆上升侵位过程中需要通过相对厚的大陆地壳,因此有必要对岩浆演化过程中地壳混染作用的影响进行评价。对于白露山地区的玄武岩,其不相容元素蛛网图上显示出轻微的Nb和Ta负异常,而且具有较高的Zr/Nb(13.01~14.25)、Ba/Nb(34.2~81.6)、Th/Nb(0.49~0.59)和La/Nb(2.44~2.96)比值,反映岩浆侵位过程中可能受到了自地壳混染的影响(Taylor et al., 1985)。在另一方面,由于地壳岩石尤其是上地壳岩石相对高K、低Ti、P,因此具有高的K2O/TiO2和K2O/P2O5比值;如果地壳混染作用发生,势必引起混染岩浆中K2O/TiO2和K2O/P2O5比值增高,但白露山地区基性岩都具有较高且明显变化的K2O/TiO2和K2O/P2O5比值。所有这些观察事实都反映岩浆在上升过程中通过了古老地壳,其特征并不能只用地壳混染来解释。

从微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 9)上可以看出该区K的异常比较明显,岩浆过程无法导致K与其他地球化学性质相近的元素发生分馏,因此其异常变化应该是反映两种物质的混合。从表也可以看出Pb的含量偏高,其Ce/Pb比明显低于正常地幔值,暗示其中含有陆壳物质(陈立辉等, 2012)。在Ce对Ce/Pb相关图上,它们刚好落在幔源岩浆和大陆下地壳的混合线上(图 12)。与Ce/Pb比一样,Ba/Th比也是玄武岩的有效示踪剂,可以反映源区的组成。白露山玄武岩富集端元具有偏高的Ba/Th比值(64~232)。在陆壳的上、中、下三层结构中,只有下地壳具有高于原始地幔的Ba/Th比值(Rudnick et al., 2003Rudnick et al., 2004)。因此,白露山玄武岩中富集端元明显偏高的Ba/Th比值暗示玄武岩中含有大陆下地壳物质。

图 12 橄榄玄武岩Ce-Ce/Pb图解 (大陆下地壳、上地壳、地壳平均值据Rudnick and Gao, 2003 Fig. 12 Ce-Ce/Pb diagram of olivine basalt (The average values for lower, upper and whole crust for the continent are after Rudnick and Gao, 2003)

对于大陆玄武岩,富集组分来自地壳混染还是再循环地壳是一个没有解决的难题。无论是上升过程中被下地壳混染,还是源区含有再循环的大陆下地壳,都可以使玄武岩的地球化学特征(例如Ce/Pb和Th/Ba比)发生如上图中的变化趋势(陈立辉等,2012)。因此,绝大多数地球化学指标无法区分这两种源区。前人对常用不相容元素比值(部分熔融过程中分配系数接近的不相容元素之间的比值)进行海选后发现,Th/La比值可以有效区别这两种源区(陈立辉等,2012)。白露山Th/La比值(0.09~ 0.13)明显低于地壳值,说明玄武岩中的富集物质并不是完全来自地壳混染,而是有很大一部分来自地幔中的再循环地壳。

4.2 再循环地壳的特征、来源

如果再循环下地壳在榴辉岩相状态下经历高程度熔融,残留的榴辉岩的Th/La比值将显著降低。在中国东部,大陆下地壳可以通过大陆深俯冲(Zhang et al., 2002)和拆沉作用(Gao et al., 2004)两种方式进入软流圈地幔,从而改变软流圈地幔的组成,并导致中生代大规模地幔岩浆事件的发生。大陆下地壳通过深俯冲作用或者拆沉作用回到软流圈地幔后,会相变为榴辉岩(或者是榴辉岩相的石榴辉石岩),这种榴辉岩如果长期存留在地幔中,由于熔点比周围的橄榄岩低,非常容易发生部分熔融,导致残留的再循环大陆下地壳具有低Th/La比的特征。这种源区来源的熔体具有非常低的Th/La比值,它们的混入将显著降低幔源岩浆的Th/La比值(陈立辉等, 2012)。

因此,残留的榴辉岩质再循环大陆下地壳是白露山玄武岩富集物质的主要源区。白露山玄武岩MgO在10%~15%,具有原始岩浆的特征,CaO含量在10%左右(图 13),绝大多数低于橄榄岩来源的岩浆。玄武岩偏低的CaO含量支持地幔中主要富集物质为榴辉岩(或石榴辉石岩)这一岩性推测。因为榴辉岩(或石榴辉石岩)熔融过程中,富钙矿物单斜辉石为其主要残留相,这导致榴辉岩来源的熔体相对橄榄岩来源的熔体具有偏低的CaO含量。图(13)中,少部分点CaO含量 > 12%,这可能是因为存在再循环的洋壳导致的碳酸盐化的碳酸岩熔体。

图 13 橄榄玄武岩MgO-CaO相关图 (橄榄岩、辉石岩/榴辉岩熔体区域据Herzberg and Asimow, 2008) Fig. 13 MgO-CaO diagram of olivine basalt (The division for melts from peridotite and pyroxenite/eclogite is after Herzberg and Asimow, 2008)

邻近的徐淮地区的中生代侵入岩中的石榴辉石岩捕掳体就具有异常高的Lu/Hf比(Xu et al., 2009)和Nd-Hf同位素解耦的现象,支持该区软流圈地幔中的再循环大陆下地壳经历过早期的高程度熔融。

总而言之,白露山橄榄玄武岩元素地球化学特征变化范围大并不是主要由地壳混染引起的,而是因为源区含有残留的再循环大陆下地壳(Zeng et al., 2011)。值得重视的是,Zhang et al.(2009)Wang et al.(2011)发现苏皖地区新生代玄武岩的全岩和单斜辉石斑晶都常出现较低的δ18O值,因此在中国东部新生代玄武岩的源区,再循环地壳物质可能分布比较广泛。

5 结论

(1) 徐州白露山含金刚石母岩为橄榄玄武岩,SiO2含量为42.64%~51.13%,(K2O+Na2O)为2.57%~ 5.93%,Al2O3为10.48%~13.53%,MgO含量变化范围较大,为3.11% ~19.34%,Mg#值较大,为0.56~1.00。全铁与P2O5的含量与MgO含量变化关系不明显,未见明显的负相关性。该地区基性岩的稀土元素含量ΣREE为127.98×10-6~157.74×10-6,其中轻稀土含量为116.81×10-6~144.01×10-6,重稀土含量为9.92 × 10-6~14.34 × 10-6,LREE/HREE值在8.89~12.81。在球粒陨石标准化稀土配分图上显示LREE富集的右倾配分模式,Eu总体显示出弱的负异常,δEu=0.91~1.06,显示了一定程度的斜长石分离结晶作用。(La/Sm)N比值变化于3.0~3.57,轻稀土内部的分异程度较低,(Gd/Yb)N比值变化在2.15~3.15,显示了重稀土的分馏程度也较低。在Ba/Nb-La/Nb图解中,白露山基性岩的样品靠近OIB和火山弧区域。

(2) 白露山的橄榄玄武岩富集端元具有偏高的Ba/Th比值(64~232),其中富集端元明显偏高的Ba/Th比值暗示玄武岩中含有大陆下地壳物质。白露山Th/La比值(0.09~0.13)明显低于地壳值,说明玄武岩中的富集物质并不是完全来自地壳混染,而是有很大一部分来自地幔中的再循环地壳。

致谢: 样品挑选和鉴定工作得到南京宏创地质勘查技术服务有限公司袁秋云高级工程师的指导,样品测试过程得到中国海洋局第二海洋研究所刘吉强研究员和朱继浩研究员的指导,论文写作过程得到中国地质调查局南京中心毛晓长研究员、徐敏成教授级高级工程师的悉心指正,论文修改过程中得到中国地质调查局发展研究中心王学明教授级高级工程师的指导,谨在此表示诚挚感谢。

参考文献
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