桂西大化輝綠巖巖石成因及對區域構造演化的指示

石鈺祥，劉希軍,2*，李政林，劉 瀟，趙 兵，覃顯著，張一塵，黃雯敏，蘇 悅

1.桂林理工大學地球科學學院，廣西桂林 541004；2.廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室&有色金屬礦產勘查與資源高效利用省部共建協同創新中心，廣西桂林 541004；3.廣西壯族自治區礦產資源儲量評審中心，廣西南寧 530028

大陸巖石圈的主動或被動破裂可使地幔柱物質上升、減壓和熔融，從而產生大量熔體（White and McKenzie,1989），這些熔體形成了世界上許多大陸火山巖。地幔柱衍生的鎂鐵質巖漿在上升至地表過程中容易與巖石圈地幔之間發生相互作用，因此，通過這些大陸基性巖微量元素和同位素特征研究可以揭示深部巖漿作用過程和地幔源區的物質性質。

桂西地區位于峨眉山大火成巖省的東南端，處于華南、印支和思茅地塊交界處。該地區自新元古代以來經歷了多期構造熱事件，晚古生代的構造演化受到了古特提斯洋及古太平洋板塊的影響（Li J H et al.,2017;Duan L et al.,2020），同時區內出露大量的層狀和似層狀基性巖（主要為輝綠巖和玄武巖），被證實與峨眉山地幔柱巖漿活動有密切關系，屬于峨眉山高Ti 玄武巖系列（Fan W M et al.,2008;Lai S C et al.,2012；黃文龍等,2015;Liu X J et al.,2017），但是相較于峨眉山內帶高Ti 玄武巖，桂西高Ti 基性巖表現出高場強元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的虧損。目前對于桂西基性巖的巖石成因及源區特征有不同觀點：（1）認為桂西基性巖來自深部地幔柱上升后觸發大陸巖石圈地幔較高程度的部分熔融，且在上升過程中經歷了輕微的地殼混染，造成高場強元素的虧損（Lai S C et al.，2012）；（2）桂西巴馬、玉鳳等地出露的高Ti 基性巖為峨眉山地幔柱與巖石圈地幔相互作用的產物，巖漿源區為HIMU 和EM Ⅰ二元混合組分（Fan W M et al.,2008）；（3）桂西那坡地區的基性巖為峨眉山地幔柱和古特提斯洋相互作用形成（陳雪峰等，2016）。桂西大化地區沿碳酸鹽巖臺地出露了大量層狀和似層狀輝綠巖，本文對其巖石學、地球化學及Sr-Nd同位素進行研究，以探究其巖石成因、源區特征和構造意義。

1 區域地質背景

右江盆地又稱南盤江盆地，在大地構造上屬于古特提斯構造域和環太平洋構造域復合部位。其東北以紫云-羅甸-南丹-河池斷裂為界，東南為憑祥-南寧斷裂以及十萬大山盆地和欽防褶皺帶，西北邊界為彌勒-師宗-盤縣斷裂，整體輪廓呈菱形。隨著泥盆紀古特提斯洋的張裂到中生代古特提斯洋的閉合，右江盆地經歷從伸展到擠壓的轉化演化過程（杜遠生等，2013；劉寅等，2015）。而對于后期盆地的構造屬性，存在以下觀點：前陸盆地（秦建華等，1996；劉寅等，2015）、弧后盆地或者弧后前陸盆地（張錦泉和蔣廷操，1994；杜遠生等，2013）。

桂西地區受到構造運動的影響，基性巖漿作用頻繁，前人根據基性巖與地層的接觸關系將其分為不同時代的基性巖：泥盆紀基性巖、石炭紀基性巖、二疊紀基性巖，以二疊紀基性巖規模和范圍最大。泥盆紀基性巖分布在百色、田林、靖西等地，石炭紀基性巖主要分布在靖西、那坡一帶，二疊紀基性巖大面積分布在巴馬、龍川、隆林一帶。近年來，一些學者對桂西基性巖進行了同位素年代學研究（圖1a），吳祥珂等（2023）給出巴馬-大化一帶那桃、乙圩和燕洞巖體的LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素年齡為260.1±1.6 Ma、259.7±1.3 Ma和257.1±3.8 Ma,形成時代為晚二疊世，Fan W M et al.（2008）給出陽圩玄武巖的鋯石U-Pb 年齡為259.6±5.9 Ma；張曉靜和肖加飛（2014）給出巴馬和玉鳳輝綠巖的鋯石U-Pb年齡分別為255.3±3.9 Ma 和257.6±2.9 Ma；趙兵等（2022）對隆林輝綠巖進行鋯石U-Pb 定年，結果為257.1±1.3 Ma。由于桂西地區位于峨眉山大火成巖省的東南端，桂西巴馬、玉鳳、陽圩、隆林一帶基性巖與峨眉山玄武巖在時空上高度重合，前人研究認為該區基性巖漿作用與峨眉山地幔柱巖漿活動有密切關系（Fan W M et al.,2008;Lai S C et al.,2012;黃文龍等,2015;Liu X J et al.,2017）。

圖1 桂西基性巖分布圖（a）和大化輝綠巖分布圖及樣品采集位置（b）Fig.1 Distribution map of basic rocks in western Guangxi(a)and distribution map and sample collection location of Dahua dolerites(b)

研究區位于廣西河池市大化瑤族自治縣巖灘鎮一帶（圖1b），毗鄰巴馬、玉鳳地區。區域褶皺構造和斷裂構造發育，褶皺構造的分布比較分散，受斷裂構造控制明顯，區內地層傾角較大。研究區內出露石炭紀灰巖，早二疊世灰巖夾粉砂巖、灰巖夾硅質巖，晚二疊世灰巖及中三疊世頁巖、粉砂巖。大化基性侵入巖以輝綠巖為主，多呈不規則狀巖床產出，與二疊系茅口組為侵入接觸關系，周圍的三疊紀濁積巖地層未見輝綠巖侵入。吳祥珂等（2023）對大化乙圩鄉-巖灘鎮一帶的巖體進行了同位素年代學研究，給出鋯石U-Pb年齡為259.7±1.3 Ma，與峨眉山玄武巖形成時代高度重合，考慮到附近巴馬、龍川和玉鳳一帶基性巖與峨眉山玄武巖關系密切，大化地區可能為峨眉山大火成巖省的外帶。

2 巖相學特征

本文樣品選取大化地區較為新鮮的輝綠巖塊，采樣位置見圖1b。輝綠巖新鮮面呈暗綠-灰綠色，致密塊狀構造，主要組成礦物有輝石、基性斜長石和少量不透明礦物等（圖2）。在顯微鏡下對樣品進行觀察可見輝石大多呈半自形-他形粒狀或短柱狀，干涉色可達Ⅱ級藍，粒徑為（1～2）mm×（2.5～4）mm，含量約40%?；孕遍L石呈細長柱狀自形晶或針狀半自形晶，雜亂分布，粒徑為（0.3～0.5）mm×（1～2.5）mm，含量約50%，多不規則分布在輝石顆粒之間或顆粒內部，構成嵌晶含長結構，含有少量磁鐵礦和鈦鐵礦（5%～10%）。

圖2 大化輝綠巖野外露頭、手標本和顯微照片Fig.2 Outcrop,hand specimen and microphotographs of Dahua dolerites

3 分析方法

3.1 全巖主-微量元素分析

全巖主量元素、微量元素分析在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室進行。首先用陶瓷坩堝稱取0.7～1.0 g 樣品粉末（記錄為M1），在920 ℃的高溫爐中加熱3 小時后取出，待稍微冷卻后放入干燥器中冷卻2小時。然后稱量樣品粉末和陶瓷坩堝的總重量（M2），接著將樣品粉末倒出，待后續燒制玻璃片。擦干凈陶瓷坩堝內殘留的粉末之后，稱量空坩堝重量（M3）。樣品的燒失量（LOI）即可根據公式LOI=100%×(M1+M3-M2)/M1計算獲得。主量元素分析先采用堿熔玻璃片法，對應稱取0.5 g樣品和5 g Li2B2O7置于蒸干后的鉑金坩堝中，混合攪拌后滴入5～6滴脫模劑（氟化銨），最后放入熔樣機中1200 ℃加熱熔融，冷卻制成玻璃片，后續采用XRF 分析方法。樣品的主量元素含量由36 種涵蓋硅酸鹽樣品范圍的參考標準物質雙變量擬合的工作曲線確定，參考標準物質為國家一級巖石成分分析標準物質GBW071 系列15 個，美國地質調查局（USGS）標準物質AGV-2，BHVO-2，BCR-2，W-2A四個，其分析精度優于2%～5%。

微量元素及稀土元素分析采用密閉高壓酸溶法。準確稱取40 mg左右的樣品粉末置于洗干凈的Teflon 溶樣器中。依次加入0.8 ml 1:1 的HNO3、0.8 ml 的HF 和15 滴1:3 的HClO4，然后將溶樣器放在超聲震蕩儀中震蕩半小時左右，使粘在容器壁的殘留粉末也溶解到酸溶液中。接著將溶樣器置于100 ℃的電熱板上保溫兩天之后開蓋蒸干。蒸干之后，再加入0.8 ml 1:1 的HNO3，封蓋之后在100 ℃的電熱板上保溫過夜。之后開蓋，加入0.8 ml的HF和15 滴1:3 的HClO4，然后封蓋放入高壓釜中，在190 ℃的烘箱內加熱兩天后取出。開蓋蒸干后加入4 ml1:4 的HNO3。再次將溶樣器放入高壓釜中，在170 ℃的烘箱內加熱4 小時后取出。趁熱用3%的HNO3將溶液稀釋至粉末重量的2000 倍（約80 g），然后稱取稀釋后的溶液2.50 g，并加入相同質量（2.50 g）的Rh-Re 內標溶液，充分搖勻之后送ICP-MS實驗室測量。微量元素測量采用的ICP-MS型號為Perkin-Elmer Sciex ELAN 6000，詳細的儀器操作流程以及工作條件參見Li X H et al.(2002)。同未知樣品一起分析的標樣有：W-2a（輝綠巖）、RGM-2（流紋巖）、AGV-2（安山巖）、BCR-2（玄武巖）以及國內標準GSR-1（花崗巖）、GSR-2（安山巖）和GSR-3（玄武巖）。對于所分析的大多數元素，分析精度一般優于2%～5%。

3.2 全巖Sr-Nd同位素分析

全巖Sr-Nd 同位素測定在桂林理工大學廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室完成。前處理采用酸溶法，主要包括Teflon杯的清洗、溶樣、過柱三個階段。以微量元素分析結果得到的Sr和Nd兩個元素中最低含量為標準，稱取適量（50～150 mg）的200目粉末樣品于洗干凈的Teflon溶樣器中，然后加入1 ml1:1 的HNO3和2 ml 的HF，封蓋在120 ℃的電熱板上保溫一周。然后開蓋蒸干，加入1 ml濃HNO3后再次開蓋蒸干。在蒸干的樣品中再次加入1 ml濃HNO3后，將Teflon置于120 ℃的電熱板上保溫4小時，開蓋蒸干。接著加入1 ml 3M的HNO3保溫兩小時，準備過柱分離富集Sr-Nd。首先通過AGW50-X12和特效Sr 柱分離和富集Sr 和REE。收集含有Sr 的溶液可以直接送實驗室分析Sr 同位素。收集REE溶液蒸干后加入0.25M HCl 溶解，用HDEHP 特效樹脂分離和富集Nd。詳細的前處理流程見韋剛健等（2002）和梁細榮等（2003）。

Sr-Nd 同位素分析采用Neptune 公司生產的多接收電感耦合等離子體質譜儀（MC-ICP-MS），詳細的儀器操作流程以及工作條件參見Li X H et al.(2006)。測量的87Sr/86Sr 和143Nd/144Nd 同位素比值分別用86Sr/88Sr=0.1194 和146Nd/144Nd=0.7219 校正。樣品溶液連同標準溶液（Sr同位素：NBS SRM 987；Nd 同位素：Shin Etsu JNdi-1）一同參與質譜儀測試。每隔5個未知樣品溶液分析一次相應的標準溶液，以監控儀器的穩定性。實驗過程中，NBS SRM 987和Shin Etsu JNdi-1標樣的加權平均值分別是：0.710242±10(2σ,n=10)和0.512116±12(2σ,n=9)，在誤差范圍內和標樣的推薦值（NBS SRM 987為0.710241 ± 12，Thirlwall,1991；Shin Etsu JNdi-1為0.512115±7，Tanaka et al.,2000）一致。

4 分析結果

4.1 主、微量元素特征

本文選取桂西大化12個新鮮的輝綠巖樣品進行主、微量元素測試分析，數據見表1。桂西大化輝綠巖具有較為一致的全巖成分，總體上看，SiO2的含量較低，為44.62～46.71 wt.%，MgO含量較低，為4.82～8.42 wt.%，TiO2含量較高，為2.00～3.82 wt.%，平均2.84 wt.%；Al2O3含量為13.11～15.14 wt.%；Na2O+K2O的含量為2.61～5.07 wt.%，Fe2O3T的含量為11.79～16.04 wt.%。在抗蝕變元素Nb/Y-Zr/TiO2巖石分類圖解（圖3）中，大化輝綠巖屬于堿性玄武巖系列。

表1 大化輝綠巖主量元素（wt.%）和微量元素（×10-6）含量Table 1 Contents of major elements(wt.%)and trace elements(×10-6)in Dahua dolerites

圖3 大化輝綠巖Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001圖解Fig.3 Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001 diagram of Dahua dolerites

大化輝綠巖微量元素變化范圍小，特征總體上較一致。大化輝綠巖具有OIB（洋島玄武巖）右傾型稀土配分模式（圖4a），落入峨眉山高Ti 玄武巖區域，樣品富集輕稀土元素（LREE），虧損重稀土元素（HREE），ΣREE 為（85.75～280.02）×10-6，ΣLREE/ΣHREE 為6.16～10.59，具較為明顯的銪正異常（δEu=3.83～9.16），可能與斜長石的堆晶作用有關。在原始地幔標準化蛛網圖（圖4b）中，相較于典型的OIB，大化輝綠巖高場強元素（HFSE）Nb、Ta、Zr、Hf明顯虧損，整體趨勢與桂西高Ti基性巖相似，表現出具有峨眉山高Ti 玄武巖和BABB（弧后玄武巖）混合的微量元素特征。

圖4 大化輝綠巖稀土元素球粒隕石標準化圖解(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)Fig.4 Rare earth element chondrite standardization diagram of Dahua dolerites(a)and primitive mantle normalized trace element cobweb diagram(b)

4.2 Sr-Nd同位素特征

本文選取了7 個代表性大化輝綠巖樣品進行全巖Sr-Nd 同位素分析，分析結果見表2。大化輝綠巖的初始Sr 同位素值變化范圍較寬，Nd 同位素變化范圍較窄。大化輝綠巖整體具有較高的87Sr/86Sr(t)值，為0.710087～0.712849，中度偏低的εNd(t)值，為-1.68～1.21。在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)圖解（圖5a）中，大化輝綠巖偏離了OIB 系列，表現為趨向EMII 源區的特征，較低的La/Nb 值顯示出自OIB型地幔源區與揚子下地殼混合的趨勢（圖5b），暗示大化輝綠巖可能為多地幔端元混合成因。

表2 大化輝綠巖Sr-Nd同位素分析結果Table 2 Results of Sr-Nd isotopic analysis results of Dahua dolerites

圖5 大化輝綠巖87Sr/86Sr(t)-εNd(t)圖解（a）和La/Nb-εNd(t)圖解（b）Fig.5 87Sr/86Sr(t)-εNd(t)(a)and La/Nb-εNd(t)(b)diagrams of Dahua dolerites

5 討論

5.1 地殼混染和結晶分異的影響

在探討大化輝綠巖的巖石成因機制之前，有必要先討論巖漿在上升過程中是否受到了地殼混染及結晶分異的影響。在大化輝綠巖的原始地幔標準化微量元素蛛網圖（圖4b）中，表現出高場強元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的負異常、較高的87Sr/86Sr 值，反映出其可能受到了地殼混染的影響。而大化輝綠巖較高的εNd(t)值和Nb/U（大陸地殼Nb/U=9,據Campbell,2002）表明樣品未經歷明顯的地殼混染（圖6a），為一次封閉的巖漿演化進程。Th/Nb 比值與SiO2含量之間會由于地殼物質的加入而呈現正相關性，而大化輝綠巖的Th/Nb值基本上不受巖漿演化進程的影響或者受其影響微弱，呈現出結晶分異（FC）趨勢（圖6b），說明巖漿在演化過程中主要受結晶分異作用的控制。

圖6 大化輝綠巖Nb/U-εNd(t)圖解（a）和SiO2-Th/Nb圖解（b）Fig.6 Nb/U-εNd(t)diagrams(a)and SiO2-Th/Nb diagrams(b)base maps of Dahua dolerites

原始巖漿從地幔源區經部分熔融作用開始生成、到遷移至巖漿房、再到最終就位，是一個不斷結晶分異、物質不斷帶出或帶入、殘余熔體和礦物間平衡和再平衡的過程。在Harker 圖解（圖7）中，大化輝綠巖的MgO 與Fe2O3T、CaO 以及CaO/Al2O3具正相關性，說明原始巖漿在上升侵位過程中經歷了輝石、Fe-Ti礦物和斜長石的分離結晶作用，而MgO與TiO2之間具負相關性，暗示富含Ti 礦物（鈦鐵礦）的分離結晶程度較弱。Mg、Cr和Ni在尖晶石和輝石當中是相容元素，大化輝綠巖的Cr、Ni元素與MgO 呈正相關性，說明該巖體發生過尖晶石和輝石的結晶分異作用。

圖7 大化輝綠巖哈克圖解Fig.7 Harker diagram of Dahua dolerites

5.2 巖石成因及源區特征

相較于典型的洋島玄武巖（OIB），大化輝綠巖具有明顯的高場強元素（Nb、Ta、Zr、Hf）的虧損。與大化輝綠巖相似，桂西地區巴馬、玉鳳、龍川等地出露的高Ti 輝綠巖，在原始地幔標準化微量元素蛛網圖均出現高場強元素（Nb、Ta、Zr 和Hf）的虧損（Liu X J et al.,2017），可能是由于巖漿在上升過程中受到了結晶分異作用的影響或者是源區物質已經受到了改造。大化輝綠巖主、微量元素特征及遠低于峨眉山原始巖漿的MgO 含量（20～23 wt.%）（Ren Z Y et al.,2017），說明大化輝綠巖經歷了大量的單斜輝石、斜長石的分離結晶作用。單斜輝石、斜長石的分離結晶不會降低巖漿中Nb、Ta、Zr、Hf 的含量，因此，大化輝綠巖高場強元素的虧損源于幔源物質本身的特征。

利用相容性相同的微量元素比值可以很好地示蹤巖漿源區，在Zr-Zr/Y（圖8）和Nb/Yb-TiO2/Yb圖解（圖9a）中，大化輝綠巖數據點落入了板內玄武巖/OIB范圍，對比已發表的峨眉山玄武巖數據，發現大化輝綠巖與峨眉山高Ti玄武巖具有相似的巖漿源區特征。前人研究認為Nb/Yb、TiO2/Yb的比值可以很好地揭示原始地幔等壓熔融深度和熔體成分之間的關系（Pearce,2008），在Nb/Yb-TiO2/Yb 圖解（圖9a）中，峨眉山低Ti玄武巖形成壓力多在3 GPa以下，峨眉山高Ti 玄武巖形成于3 GPa 以上的環境，且部分熔融程度為約5%，大化輝綠巖數據點落入OIB 地幔源區，整體處在3.5 GPa 較高的等壓熔融趨勢線附近。大化輝綠巖的Sm/Yb 比值為2.79～3.78，更為接近石榴石二輝橄欖巖的熔融軌跡（圖9b），來源于地幔深部的石榴石二輝橄欖巖源區低程度的部分熔融（黃文龍等，2015；Liu X J et al.,2017）。

圖9 大化輝綠巖Nb/Yb-TiO2/Yb圖解（a）和Sm-Sm/Yb圖解（b）Fig.9 Nb/Yb-TiO2/Yb diagram（a）and Sm-Sm/Yb diagram（b）of Dahua dolerites

桂西大化輝綠巖具有相比于OIB 較低的εNd(t)值，為-1.68～1.21，以及較低的La/Nb 值，顯示出自OIB型地幔源區與揚子下地殼混合的趨勢（圖5b），在87Sr/86Sr(t)-εNd(t)圖解（圖5a）中，大化輝綠巖表現出趨向EMII 源區的特征，結合其虧損高場強元素的微量元素特征，暗示大化輝綠巖的原始巖漿可能受到了EMII 型次大陸巖石圈地幔的混染，或者來源于被俯沖板塊衍生流體交代的富集型巖石圈地幔。

5.3 地質意義

自元古宙開始，揚子和華夏兩地塊經歷了多期次不同規模、不同級次構造單元間的弧-弧碰撞、弧-陸碰撞、陸-陸碰撞及構造單元內部的裂解等構造事件，最終導致了揚子和華夏兩個構造單元的拼接與縫合，形成了沿揚子地塊與華夏地塊結合部呈帶狀展布長達1300 km 的江南造山帶（Wang Y J et al.,2007）。隨著古華南洋閉合，揚子和華夏兩地塊在新元古代（860～800 Ma）通過拼貼，形成華南地塊（舒良樹，2006；胡肇榮，2010）。相關的巖漿記錄有桂北元寶山鎂鐵-超鎂鐵巖（約825 Ma，周繼彬等，2007）、摩天嶺花崗巖（870～822 Ma，宋昊等，2015）、貴州梵凈山鎂鐵-超鎂鐵巖（850～830 Ma，王敏等，2016）。晚奧陶世至志留紀，加里東運動導致震旦紀-早古生代海槽關閉，巨厚沉積物發生褶皺隆升，在元古宙變質基底上形成了加里東期褶皺造山帶，同時發生了強烈的殼幔物質相互作用和花崗巖漿活動（舒良樹，2012），在桂西地區相關巖體主要出露在右江盆地南緣靖西地區，比如欽甲巖體（445～410 Ma，王永磊等，2011）。至印支期，古特提斯洋的俯沖閉合及隨后思茅地塊、印支板塊與華南板塊的碰撞拼合，形成了北西向哀牢山-馬江（Song Ma）縫合帶（Carter and Clift,2008;Faure et al.,2014），但由于該縫合帶受中生代構造改造而部分缺失，一些學者提出了缺失部分可能為齋江(Song Chay)縫合帶（Faure et al.,2014）或滇-瓊縫合帶（Cai J X and Zhang K J et al.,2009）。在哀牢山-馬江縫合帶附近，相關的二疊紀（287～254 Ma）島弧或弧后火山序列是玄武巖-安山巖-英安巖組合（Jian P et al.,2009）。

加里東期構造-熱事件之后，來源于揚子陸塊內部巖石圈地幔的基性巖呈現出越來越富集的地球化學和同位素組成（Li J H et al.,2017;Duan L et al.,2020），這些構造熱事件誘發的洋-陸、陸-陸板塊之間相互作用、殼幔物質相互交換，可能將揚子陸塊下伏的巖石圈地幔進行了改造，導致其物質組成越來越富集并表現出地球化學和同位素的不均一性。右江盆地處于揚子陸塊南部，在構造位置上與哀牢山-馬江縫合帶毗鄰，西南部受到哀牢山-馬江分支洋盆俯沖的影響（李政林等，2019）。然而，大化輝綠巖處于右江盆地的中部，距離哀牢山-馬江縫合帶較遠，其次，大化輝綠巖體及周邊地區并未出露更早或同期與俯沖作用相關的巖漿巖。因此，大化輝綠巖涉及的富集巖石圈地?？赡苡筛缙跇嬙鞜崾录脑煨纬?。

綜合上述，本文對大化輝綠巖的巖石學、地球化學和Sr-Nd 同位素研究表明大化輝綠巖可能為峨眉山地幔柱物質部分熔融上升后與揚子陸塊下伏巖石圈地?；烊拘纬?，同時認為右江盆地高Ti輝綠巖與峨眉山內帶高Ti玄武巖地球化學特征差異可能不是由地幔柱源區物質成分的差異引起，而是由是否發生巖石圈地?；烊疽约皫r石圈地幔物質組成差異引起。

6 結論

（1）大化輝綠巖屬于堿性玄武巖系列，為峨眉山地幔柱巖漿活動東延的產物，由較深的石榴石二輝橄欖巖地幔源區物質低程度部分熔融形成，并在上升的途中受到了巖石圈地幔的混染。

（2）大化輝綠巖處于右江盆地的中部，距離哀牢山-馬江縫合帶較遠，且大化輝綠巖體及周邊地區并未出露更早或同期與俯沖作用相關的巖漿巖，大化輝綠巖涉及的富集巖石圈地?？赡苡筛缙跇嬙鞜崾录脑煨纬?。

感謝廣西隱伏金屬礦產勘查重點實驗室余紅霞老師、張銀慧老師對本文工作的支持，感謝審稿老師提出的寶貴意見。