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user: 5. 讨论 5.1. 构造环境 考虑到矿区玄武岩有不同程度的蚀变，在开展成岩构造环境研究时，除利用岩石主量元素外，特别选用一些在蚀变和变质过程中相对稳定的微量元素进行判别 [ 15 ]。Zr和Y为不活泼元素，TiO 2 是比较惰性的组分，受蚀变和变质影响较小，是指示成岩构造环境的有效指标。在ω(TiO 2 )-ω(Zr)和ω(Zr)/ω(Y)-ω(Zr)大地构造环境判别图解(图6(a)、图6(b))中，矿区玄武岩均位于板内玄武岩区。 图6. 美姑县南红玛瑙矿区玄武岩构造背景ω(TiO 2 )-ω(Zr) [ 17 ] 与ω(Zr)/ω(Y)-ω(Zr) [ 18 ] 判别图 板内玄武岩一般包括洋岛玄武岩和大陆玄武岩，其发育位置分别为大洋地壳和大陆地壳。根据Chaycs关于一般玄武岩的构造环境判别函数，即“经验大洋系数”——OK = MgO + 2TiO 2 -3K 2 O (OK = 2~7.7为大陆玄武岩；8~9.5为裂谷系玄武岩和大洋斜长玄武岩；10~13为大洋玄武岩) [ 16 ]。本文样品OK值介于6.59~10.35之间，因而具有大陆玄武岩和裂谷系玄武岩的双重特征。 综上所述，美姑县南红玛瑙矿区碱性玄武岩形成于大陆板内拉张环境，为板内大陆裂谷构造背景，可能与康滇裂谷带形成有关。 5.2. 岩石成因 矿区玄武岩样品ω(TiO 2 )为2.64%~4.08%，ω(Ti)/ω(Y)为511~672，与峨眉山玄武岩东岩区高钛特征一致 [ 19 ]。玄武岩样品的ω(MgO)、ω(Cr)、ω(Ni)和Mg # 均低于原生岩浆参考值(ω(MgO)为10%~12%，ω(Cr) > 1000 ppm，ω(Ni) > 400 ppm，Mg # 为68~75) [ 20 ] [ 21 ] [ 22 ] [ 23 ]，表明母岩浆并非原始地幔岩浆，而是发生了适度演化后的岩浆 [ 24 ]。 不相容元素的分配系数(D) < 1，在岩浆结晶时很难进入固相，常富集在液相中，因而在岩浆上涌过程中发生晶体分离作用时，不相容元素变化极小，其比值与源区比值基本一致，常用于表征源区的特征。ω(Zr)/ω(Hf) = 40.10~43.52 (平均为41.56)，接近原始地幔平均值(ω(Zr)/ω(Hf) = 33~40) [ 25 ]，显示矿区岩浆具有幔源岩浆特征。地壳物质对岩浆的污染方式有两种：一种是岩浆源区富集，一种是在岩浆上涌中受到地壳污染。幔源岩浆的ω(Lu/ω(Yb)值为0.14~0.15，而与陆壳相关的岩浆比值为0.16~0.18 [ 26 ]。矿区玄武岩ω(Lu)/ω(Yb)值为0.138~0.158(＜0.16)；而且其具有高的ω(Nb)/ω(U)平均值为22.02，与原始地幔(ω(Nb)/ω(U) = 30)接近，明显高于地壳(ω(Nb)/ω(U) = 9) [ 27 ]；ω(La)/ω(Nb)比值为1.25~1.32，接近原始地幔的值(0.94)，与典型陆壳岩石的比值(ω(La)/ω(Nb) > 12)相差较大；ω(Zr)/ω(Hf)比值(40.00~43.52)与原始地幔值(ω(Zr)/ω(Hf) = 36.25)较接近，因此，说明矿区岩浆起源于地幔源区而没有遭受到明显陆壳物质的混染，且源区发生少部分熔融 [ 28 ] [ 29 ]。地幔熔融形成的岩浆ω(La)/ω(Sm)值变化区间较小，而受到混染地壳物质时，ω(La)/ω(Sm)比值一般大于5 [ 30 ]，本文样品ω(La)/ω(Sm) = 3.92~4.17；大陆地壳一般强烈亏损Ta、Nb，因此当发生地壳混染时，微量元素蛛网图常表现为Nb和Ta的明显亏损，本文样品未见明显的Nb、Ta的亏损，表明矿区玄武岩岩浆未受到强烈的地壳混染。来自地幔柱的岩浆具有低的ω(La)/ω(Ta)比值(8~15)，而受地壳混染后的岩浆的ω(La)/ω(Ta)比值一般大于25 [ 31 ]，本文样品ω(La)/ω(Ta) = 18.61~21.38，低于25，说明未受到地壳混染，其比值高于15可能是由于源区混染造成的。由表3可知，矿区玄武岩与EM-1洋岛玄武岩最为相近，说明其起源与EM-1洋岛玄武岩起源类似，应为富集型上地幔，且与地幔柱的活动有关。 Table 3 Characteristics of incompatible elements ratio of basalt of Nanhong agate orefield in Meigu count 元素比值 ω(Zr)/ω(Nb) ω(La)/ω(Nb) ω(Ba)/ω(Nb) ω(Ba)/ω(Th) ω(Rb)/ω(Nb) 原始地幔 14.8 0.94 9 77 0.91 N-MORB 30 1.07 4.3 60 0.36 大陆地壳 16.2 2.2 54 124 4.7 HIMU OIB 3.2~5.0 0.66~0.77 4.9~6.5 49~77 3.2~0.38 EM-1 OIB 5.0~13.1 0.86~1.19 11.4~17.8 103~154 088~1.17 EM-2 OIB 4.5~7.3 0.97~1.09 7.3~11.0 64~84 0.59~0.85 OIB 5.83 0.77 — — 0.65 本文样品 8.91~10.03 1.25~1.32 8.04~20.53 43.75~107.80 0.39~1.66 元素比值 ω(K)/ω(Nb) ω(Th)/ω(Nb) ω(Th)/ω(La) ω(Ba) /ω(La) 原始地幔 323 0.117 0.125 9.6 N-MORB 296 0.071 0.067 4.0 大陆地壳 134 10.44 0.204 25 HIMU OIB 77~179 0.080~0.101 0.107~0.133 6.8~8.7 EM-1 OIB 213~432 0.105~0.122 0.107~0.128 13.2~16.9 EM-2 OIB 248~378 0.111~0.157 0.122~0.163 8.3~11.3 OIB — 0.08 0.11 9.46 本文样品 125~378.75 0.18~0.19 0.14~0.15 6.45~16.19 表3. 美姑南红玛瑙矿区玄武岩不相容元素比值特征 [ 32 ] 综上所述，美姑县南红玛瑙矿区玄武岩起源于地幔源区且仅受到轻度的源区混染，玄武岩的部分壳源组分特征继承自地幔原岩，而非岩浆在上升过程中受到地壳物质混染所致。 在微量元素蛛网图(图5)上，大多数样品的强亲岩浆元素Th、U、Nb、Ta、Zr、Hf分布集中，表明其来源于同一岩浆源区，并经历了相似的岩浆演化过程 [ 33 ]，D0005样品的强亲岩浆元素分布稍显离散，但其岩浆演化趋势与其它样品相似，说明其离散原因可能与来源于同一源区的不同部位熔融有关。样品P的亏损反映源区缺少磷灰石或者熔融程度较低；Sr的亏损和Eu的轻微负异常，暗示存在斜长石的分离结晶；在Harker图解(图7)中ω(MgO)与ω(TiO 2 )、ω(Al 2 O 3 )、ω(Na 2 O + K 2 O)存在明显的负相关关系，说明存在辉石的分离结晶作用，与镜下岩矿鉴定结果相吻合。U和Ta、Zr、Th等高场强元素的富集和Y的轻微亏损，暗示其可能来源于富集型地幔 [ 31 ]。因此，矿区玄武岩岩浆起源于上地幔，这与峨眉山玄武岩源区直接来自源于上地幔部分熔融的观点一致 [ 33 ] [ 34 ]。 上地幔物质通常是由尖晶石橄榄岩和石榴石橄榄岩相构成的，采用ω(La)/ω(Sm)-ω(Sm)/ω(Yb)图解 图7. 美姑县南红玛瑙矿区玄武岩哈克图解 图8. ω(La)/ω(Sm)-ω(Sm)/ω(Yb)图解 [ 35 ] 和ω(Ce)/ω(Y)-ω(Zr)/ω(Nb)图解 [ 36 ] 判别矿区玄武岩上地幔源区的物质起源，从图8和图9可以看出，大多数样品(D0005除外)集中于石榴石二辉橄榄岩熔融区内，D0005样品处于石榴石二辉橄榄岩与尖晶石辉橄榄岩过渡区内。ω(Ce)/ω(Yb)比值高表明熔融程度低或主要残留相为石榴石 [ 37 ]，本文样品ω(Ce)/ω(Yb) 图9. ω(Ce)/ω(Y)-ω(Zr)/ω(Nb)图解 = 22.10~40.44(均值为35.51)，具有变化区间大、均值高的特点，说明矿区玄武岩源区为石榴石稳定区，变化区间大，进一步表明具有向尖晶石过渡的特征。 因此，美姑县南红玛瑙矿区玄武岩是由石榴石二辉橄榄岩地幔部分熔融形成的，且具有石榴石稳定区向尖晶石稳定区过渡的特征，并伴随有斜长石、辉石的分离结晶作用。 峨眉山玄武岩西区(云南宾川)的玄武岩最厚可达5384 m [ 38 ]，该区及其邻区产出少量能够代表原生岩浆的苦橄岩 [ 39 ]，被视为地幔柱轴部。美姑县南红玛瑙矿区玄武岩厚约800 m，远离地幔柱轴部，可能形成于地幔热柱边部熔融或地幔热柱活动尾声。