东天山红包山-碱泉—带镁铁-超镁铁质岩体的地球化学特征与岩石成因

马方彬，郗国庆，王开虎，方福康，白玉，刘文建

(1.中化地质矿山总局地质研究院，河北 涿州 072754；2.中化地质矿山总局新疆地质调查院，新疆 乌鲁木齐　830000；3.中国煤炭地质总局特种技术勘探中心，北京 100073；4.上海申丰地质新技术应用研究所有限公司，上海 201702；5.西安地质矿产勘查开发院，陕西 西安 710100)



东天山红包山-碱泉
—带镁铁-超镁铁质岩体的地球化学特征与岩石成因

马方彬1，郗国庆1，王开虎2，方福康3，白玉4，刘文建5

(1.中化地质矿山总局地质研究院，河北 涿州 072754；2.中化地质矿山总局新疆地质调查院，新疆 乌鲁木齐830000；3.中国煤炭地质总局特种技术勘探中心，北京 100073；4.上海申丰地质新技术应用研究所有限公司，上海 201702；5.西安地质矿产勘查开发院，陕西 西安 710100)

摘要：红包山—碱泉一带镁铁-超镁铁质岩体位于东天山卡瓦布拉克地区，岩体呈脉状或透镜状产出，出露面积约8km2。岩石类型主要为纯橄榄岩、橄榄岩、单辉橄榄岩等。地球化学数据表明，该区岩体具高Mg#的特征，属镁质超基性岩。岩石稀土元素为平缓右倾型配分模式，稀土元素总量(0.96×10-6～10.02×10-6)较低，轻重稀土元素组间分馏较强((La/Yb)N=2.14～4.08)，δEu变化于0.63～1.08，可能与斜长石的结晶有关。微量元素蛛网图表明，岩石具富集大离子亲石元素Rb、Sr和高场强元素U、Pb及LREE，而亏损高场强元素Nb(Ta)、Hf、Ti的特征。主微量元素等地球化学相关图解说明，红包山—碱泉一带岩体原生岩浆为幔源的钙碱性玄武质岩浆，成岩作用以岩浆结晶分异为主导，并受到壳源物质的同化混染作用。

关键词：镁铁-超镁铁质；地球化学；结晶分异；同化混染；东天山

卡瓦布拉克镁铁-超镁铁质岩带是中化地质矿山总局地质研究院在进行地质调查工作时发现的一个含钴镍的岩体带，是天山地区镁铁-超镁铁质岩体的重要组成部分。该岩带位于卡瓦布拉克—喀拉塔格一带，因其晚古生代岩浆岩广泛发育而备受地质工作者关注，目前该地区已积累了大量的地质资料，但开展的科学研究工作极少，尤其是对镁铁-超镁铁质杂岩体的研究，仅限于其地质特征、物化探异常等方面，而有关镁铁-超镁铁质杂岩体岩石地球化学方面的研究甚少，对原生岩浆、岩浆演化、同化混染及构造环境等岩体成因问题的论述尚属空白。笔者选取位于红包山西部、碱泉南部的红包山—碱泉一带镁铁-超镁铁质岩体(图1b)为研究对象，通过分析研究该岩体的地质特征、岩石地球化学特征，以求对上述问题进行初步探索，并为该区后续的地质工作提供参考。

Q.第四系；Kgn.花岗质片麻岩；Sh.表壳岩；γδ.花岗闪长岩；Tgn.灰色片麻岩；∑1.镁质-超镁铁杂岩体；Vgn.辉长质片麻岩；ηγ.二长花岗岩；ζγ.钾长花岗岩；1.研究区；2.主要断裂；Ⅱ1.哈萨克斯坦-准噶尔板块；Ⅲ1.塔里木北缘陆缘活动带；Ⅲ11.觉罗塔格晚古生代沟弧带；Ⅲ12.巴仑台-穹塔格-星星峡地块；Ⅲ2.塔里木板块；图1　(a)东天山东部构造简图和(b)研究区地质略图(据新疆地勘局第一地质大队，2003)Fig.1　(a)Tectonic sketch map of the eastern East Tianshan and (b)geological sketch map of the study area (No.1 Regional Geological Survey Team， Bureau of Geology and Mineral Resources，2003)

1地质背景及岩体特征

卡瓦布拉克镁铁-超镁铁质岩带位于新疆哈密市西南约220km处，大地构造位于卡瓦布拉克断裂以北与阿奇克库都克断裂以南所夹持的狭长区域，属塔里木北缘陆缘活动带，巴仑台-穹塔格-星星峡地块内(蔡雄飞等，2013)，岩体呈近东西向带状展布，断续延伸达28km，宽50～100m，向西尖灭于黑山以南(图1a)。已发现岩体共计100多个，主要位于东经91°38′～92°46′，北纬为41°24′～41°32′，主要呈脉状、串珠状或透镜状产出，出露面积大小不等，总面积约8km2(新疆地勘局第一地质大队，2003)。研究区具克拉通结晶基底，为古老变质岩系，区域上长期隆起剥蚀，盖层几乎剥蚀殆尽(郭华春等，2002)，出露地层仅为太古宇的一套深成变侵入岩、表壳岩及第四系沉积物，其中深成变侵入岩岩性有钾长花岗质片麻岩(Kgn)、辉长质片麻岩(Vgn)及灰色片麻岩(Tgn/TTG)等(图1b)。区内构造较为简单，主要受南部呈北西—南东向的卡瓦布拉克断裂及其次级断裂影响。区内侵入岩分布广泛，主要为花岗闪长岩、钾长花岗岩、二长花岗岩等中酸性岩体及镁铁-超镁铁质岩体(图1b)。研究区镁铁-超镁铁质岩体多呈脉状、透镜状侵入于太古宇钾长花岗质片麻岩、辉长质片麻岩等深成变侵入岩中(图1b)，与围岩界线清楚，局部可见围岩捕虏体。岩体受卡瓦布拉克断裂构造控制明显，宏观上多呈断续带状分布于断裂两侧，且总体展布方向同构造线方向基本一致。岩体岩石类型为橄榄岩、辉橄岩、辉石岩、辉长岩等基性-超基性岩，各岩石主要特征见表1。

表1　研究区镁铁-超镁铁质岩体岩石特征表

2样品及测试方法

笔者选取研究区内ZK2-1钻孔中的2件橄榄岩(图2A、图2B)、2件辉石橄榄岩(图2C)及1件辉石岩(图2D)开展全岩主微量元素分析，测试结果见表2。全岩的主微量、稀土元素测试在中化地质总局中心实验室完成，其中主量元素分析采用XRF法，稀土及微量元素使用等离子质谱仪(ICP-MS)测定。

3岩石地球化学

3.1主量元素地球化学

本区镁铁-超镁铁质岩体的全岩组分(表2)整体以低SiO2，高MgO和高Mg#为主要特征，并随钻孔深度的变化呈现连续性的变化：SiO2含量为36.75%～37.07%，MgO含量为32.36%～41.26%，Al2O3(0.22%～1.23%)和TFeO(7.09%～8.30%)含量较为稳定，CaO含量为0.08%～4.09%，全碱(K2O+Na2O)(0.09%～0.69%)、TiO2(0.01%～0.08%)和MnO(0.07%～0.14%)等含量较少。样品Mg#值均较高，变化于0.883～0.918，m/f值为7.47～11.10，属镁质超基性岩(吴利仁，1963)。由氧化物-MgO相关性图解(图3)，TFeO与MgO的含量变化关系不太明显，MnO与MgO的含量变化整体呈明显的正相关关系，SiO2、TiO2、Al2O3、CaO等随MgO含量的变化呈明显的负相关关系，以上特征基本同岩浆分离结晶中矿物的晶出顺序相对应，说明岩浆演化过程中化学成分的变化整体受分离结晶作用的主导。

图2　研究区典型岩石照片Fig. 2　Photos of typical rocks of the study area

在SiO2-FeO/MgO图(图4)上，杂岩体位于钙碱性玄武岩系列区及钙碱性与拉斑系列的过渡带区，表明该区岩浆总体具有由钙碱性系列向拉斑系列演化的趋势，即早期岩浆应以钙碱性玄武质岩浆为主。前人(孙赫等，2007；秦克章等，2012)研究认为东天山地区镁铁-超镁铁质岩体岩浆具拉斑玄武岩向钙碱性玄武岩过渡的趋势，且钙碱性岩浆源更有利于该区岩浆镍铜硫化物矿床的形成。但本区镁铁质-超镁铁质岩体中FeO的含量较低(表2)，这代表高氧逸度环境，不利于铜镍硫化物的富集，对铜镍硫化物成矿有一定的抑制作用，与东天山地区天宇、图拉尔根等典型的铜镍矿化体中较高的FeO含量形成鲜明对比。同时，本区岩体m/f值为7.47～11.10，与前人(吴利仁，1963)研究的与硫化铜镍矿及铂矿有关的岩石m/f值(2～6.5)有所不同。故本区镁铁-超镁铁质岩体的硫化物铜镍矿成矿潜力较小。另外，据电子探针分析及镜下观察*中化地质矿山总局地质研究院.新疆觉罗塔格-拜城一带铁磷矿资源远景调查报告, 2015.，该区局部蛇纹石化橄榄岩中出现镍矿化，且赋存于含镍磁铁矿-铁镍磁铁矿中，与传统的铜镍硫化物矿化有所不同，为内生氧化镍型矿化，其具体矿化过程及成矿模式有待进一步深入研究。

3.2稀土元素地球化学

该杂岩体样品REE分配模式基本相同，均为轻稀土相对富集的平缓右倾型(图5)；稀土元素总量较低(∑REE为0.96×10-6～10.02×10-6)(表2)，且∑REE的变化由橄榄岩、辉橄岩到辉石岩逐渐增高。其中，(La/Yb)N变化于2.14～4.08，即轻重稀土元素组间分馏较强；(La/Sm)N变化于2.36～3.67，(Gd/Yb)N变化于0.49～0.93，即轻稀土元素内部分馏程度略强，重稀土元素内部分馏程度较弱；橄榄岩中δEu=0.63～0.74，具有明显的负铕异常，而辉橄岩和辉石岩中有弱的正Eu异常或无异常(δEu=0.89～1.08)，可能是由于随岩浆结晶分异作用的进行，一些斜长石发生结晶，从岩浆中析出所致；所有样品基本无铈异常(δCe为0.86～0.92)。

图3　岩石主量元素氧化物(%)与MgO(%)相关图Fig.3　Diagrams of oxides (%) versus MgO (%) of rocks

图4　岩石化学分类图(据姜常义等，2012)Fig.4　Geochemical classification diagram of rocks (From JIANG et al.， 2012)

3.3微量元素地球化学

由微量元素蛛网图(图5)上可知，该杂岩体样品原始地幔配分曲线基本相同或相似，微量元素总体富集程度较低，具富集大离子亲石元素Rb、Sr和高场强元素U、Pb及LREE，而亏损高场强元素Nb(Ta)、Hf、Ti的特征。Sr在橄榄岩中略微亏损，而在辉橄岩、辉石岩中富集程度依次变强，可能是由于元素Sr常以类质同像出现在斜长石中(陶琰等，2007)，而随着岩浆的演化，岩浆中结晶出的斜长石数量不断增多而致。高场强元素Nb(Ta)的亏损是大陆拉斑玄武岩的普遍特征，同时从橄榄岩到辉橄岩、辉石岩，Nb(Ta)负异常逐渐显著，这些可能都是岩浆在上升过程中发生一定程度的陆壳混染作用的结果(ARNDT et al.，1992)。

图5　(a)研究区岩体球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图和(b)原始地幔标准化配分曲线图(标准化值据SUN et al.，1989)Fig.5　(a)Chondrite-normalized REE patterns and (b) PM-normalized trace elements spider diagram ofthe study area intrusions(Normalizing values after SUN et al.， 1989)

岩性辉石岩辉橄岩辉橄岩橄榄岩橄榄岩样号ZK2-1-B1ZK2-1-B4ZK2-1-H8ZK2-1-H10ZK2-1-H88SiO239.3238.5736.1537.0736.75TiO20.080.020.010.010.01Al2O31.230.410.250.270.22Fe2O36.856.576.736.465.51FeO1.451.601.110.881.58MnO0.140.070.100.090.11MgO32.3637.4938.2340.6641.26CaO4.092.171.790.220.08Na2O0.140.090.080.080.09K2O0.550.060.010.010.01P2O50.080.070.000.020.01LOI13.0212.7714.0712.2712.58Total98.7799.8398.5298.0398.19Mg#0.8830.8990.9050.9150.918m/f7.478.849.4110.7211.10Co86.10101.0089.30102.00102.00Ni1922.002348.002104.002236.002268.00Cu4.645.144.664.671.38Rb10.101.661.092.050.87

续表2

岩性辉石岩辉橄岩辉橄岩橄榄岩橄榄岩样号ZK2-1-B1ZK2-1-B4ZK2-1-H8ZK2-1-H10ZK2-1-H88Sr76.0036.4026.105.293.95Zr20.0010.008.0016.009.00Nb0.090.110.180.210.23Mo0.450.370.730.530.26Cd0.030.020.030.020.01Cs0.460.230.100.290.13Ba72.1028.706.585.335.14Hf0.080.120.220.170.20Ta0.090.070.040.060.04Pb2.102.412.071.971.32Bi0.020.020.030.020.02Th1.720.280.260.690.42U0.420.110.050.030.03La1.990.480.170.300.26Ce3.610.890.310.610.54Pr0.490.130.040.090.08Nd1.880.490.180.370.35Sm0.350.110.050.070.07Eu0.110.040.010.020.01Gd0.330.100.030.070.06Tb0.060.010.010.010.01Dy0.390.120.040.100.09Ho0.090.020.010.020.01Er0.270.070.030.050.04Tm0.040.010.010.010.01Yb0.350.090.060.070.06Lu0.050.010.020.010.01Y2.320.650.290.460.41ΣREE10.022.570.961.771.61LREE8.432.140.761.461.31HREE1.590.430.190.320.30LREE/HREE5.324.963.954.564.41LaN/SmN3.672.822.392.692.36GdN/YbN0.780.910.490.840.93LaN/YbN4.083.962.143.313.39δEu0.971.080.890.740.63δCe0.870.860.860.920.92

注：Mg#=Mg2+/(Mg2++TFe2+)，m/f=(Mg2++Ni2+)/(Fe3++Fe2++Mn2+)，表中涉及到主量元素的计算及文中主量元素投图时均按扣除烧失量后的百分含量计；主量元素含量为%，微量元素含量为10-6。

4讨论

4.1同化混染作用

岩石地球化学研究表明，在岩浆结晶分异作用过程中，不同元素在不同矿物之间的相容性存在差异，故岩浆在演化过程中元素丰度会随着结晶分异作用的进行而发生变化，但总分配系数相同或相近的元素比值则不受结晶分异作用影响。故总分配系数相同或很相近且对同化混染作用敏感的元素比值(Zr/Nb-Th-Nb、Ce/Yb-La/Yb和Nb/Ce-Nb/U等)间的相关变化，可以准确地验证同化混染作用的存在与否及混染程度(CAMPBELL et al.，1993；BAKER et al.，1997；MECDONALD et al.，2001；姜常义等，2006，2007；夏昭德等，2009；TANG et al.，2012；冯宏业等，2014)。在图6a、图6b、图6c中可以看出，Zr/Nb-Th/Nb、Ce/Yb-La/Yb和Nb/Ce-Nb/U表现出明显的正相关性，显示存在同化混染作用。在岩浆结晶分异和部分熔融过程中，Ce与Pb具相似的总分配系数(HOFMANN，1988；SUN et al.，1989)而使得Ce/Pb值保持不变，且地壳Ce/Pb值小于15，典型地幔Ce/Pb值为25±5(HOFMANN，1988；FURMAN et al.，2004)；本区岩体中岩石样品的Ce/Pb值(0.15～1.72)介于地壳范围，说明存在地壳的混染作用。同时，在La/Ba-La/Nb图解(图6d)中也表明该区岩浆演化过程中存在地壳物质的混染作用。另外，据Lassiter and Depaolo(1997)研究，元素La/Sm值大于4.5时，指示存在地壳物质的混染。本区一件辉石岩样品La/Sm值为5.69，一件辉橄岩样品La/Sm值为4.36，大于4.5或在4.5附近，暗示存在陆壳物质的混染作用。综上所述，该区岩浆在上升演化过程中存在了一定程度的陆壳物质的混染作用。

图6　同化混染地球化学判别图解(d据夏林圻等，2007)Fig.6　Geochemical discriminant diagram of contamination(d After XIA et al. ，2007)

4.2结晶分异作用

区内ZK2-1钻孔中，橄榄岩、辉橄岩及辉石岩样品LREE/HREE(3.95～5.32)值及δEu值(0.63～1.08)相近，稀土元素球粒陨石标准化配分曲线和微量元素原始地幔标准化配分曲线形态基本相同或相似，表明各岩石为同源岩浆演化的产物。随着钻孔深度从深到浅，由橄榄岩、辉橄岩到辉石岩，岩石基性程度逐渐降低，主量元素含量上连续变化，Al2O3、CaO和K2O含量逐渐升高，而Mg#和MgO则逐渐降低(图3、表2)；稀土元素方面，随Mg#增大，岩石∑REE逐渐减小，(La/Sm)N逐渐减小(图7a)；微量元素方面，随Mg#增大，岩石中不相容元素Sr、Y逐渐减小，而相容元素Ni总体逐渐增大(图7b、图7c、图7d)。以上特征表明岩浆演化过程中受分离结晶作用的控制(李立兴等，2012)。

Mg#值是研究(超)镁铁质岩浆演化的重要参数。不同学者对地幔橄榄岩平衡的原生岩浆中Mg#值范围划定不同：FREY F A et al(1978)认为Mg#值范围为0.68～0.73，GREEN D H(1975)将Mg#值划为0.63～0.73，而HESS P C(1992)则认为Mg#值大于0.68。如果将原生岩浆和近于原生岩浆的Mg#范围取为0.65～0.73，区内岩石样品Mg#值为0.88～0.92，说明该区橄榄岩、辉橄岩和辉石岩主要由岩浆早期结晶的矿物相聚集而成(姜常义等，2006)。

图7　研究区岩体微量元素与Mg#相关图Fig.7　Diagrams of trace elements versus Mg# of the study area intrusions

区内岩石中普遍存在的包含结构和包橄结构，是岩浆结晶过程中存在橄榄石和辉石分离结晶作用的直接地质证据。同时，在地球化学方面也证实了橄榄石和辉石分离结晶的存在。在图3中，岩石样品SiO2与MgO(TFeO)具明显的负相关性，显示有橄榄石和辉石的分离结晶。据GREEN TH(1994)的研究，在岩浆结晶过程中，元素Co、Ni常以类质同象的形式置换橄榄石中的Mg，故Co、Ni元素的丰度受控于岩浆中橄榄石的分离/堆晶作用。样品中Ni、Co含量普遍较高以及Ni、Co与MgO显示出明显的正相关性反映了橄榄石的分离结晶/堆晶作用(图8a、图8b)。由图8c及表2中，CaO、Al2O3与SiO2呈较好的正相关性反映了斜长石或单斜辉石的分离结晶作用(夏昭德等，2009)。GEIST D et al(1998)研究表明，岩浆中CaO的含量和CaO/Al2O3比值会随着单斜辉石的晶出而降低。在图8d中，CaO与CaO/Al2O3表现出较好的相关性，也说明存在单斜辉石的分离结晶。另外，橄榄岩中具负Eu异常，辉橄岩和辉石岩中有弱的正铕异常(表2)，暗示岩浆结晶过程中存在少量斜长石的结晶/堆晶作用。

综上所述，研究区镁铁-超镁铁质岩体在岩浆演化过程中主要受橄榄石和单斜辉石的分离结晶作用控制，受斜长石的堆晶作用控制不明显。

图8　分离结晶判别图Fig. 8　Discriminant diagram of fractional crystallization

4.3可能的成岩环境

研究区镁铁-超镁铁质岩体侵入于中天山岛弧带南缘，测试样品主量元素TiO2(0.01%～0.08%)的含量较低，相对富集大离子亲石元素Rb、Sr和高场强元素U及LREE，相对亏损高场强元素Nb(Ta)、Ti的特征，趋向于岛弧岩浆特征(HOLE et al.，1984；THOMPSON et al.，1984)。然而，岩石样品以高Mg、Mg#和Cr的特征，显示为幔源岩浆特征(COX et al.，1980；毛启贵等，2006)；样品的Ta/Hf(0.182～1.125)、Th/Hf(1.182～21.5)及Th/Ta(4～19.11)值均具有E-MORB特征，显示其岩浆源于富集型地幔；Th/Ta>1.6，Ta/Hf>0.2，反映岩浆形成环境不同与板块汇聚边缘或大洋板内，而更接近大陆板内特征。笔者采用Hf/3-Th-Ta及Th/Hf-Ta/Hf判别图(图9a、图9b、图10)研究区内岩体产出的构造环境，在图9a中样品投在岛弧区(钙碱性玄武岩区)及板内玄武岩区，图9b中投在大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区，结合研究区镁铁-超镁铁质岩体出露于卡瓦布拉克-星星峡离散地体内部的地质背景，推测红包山—碱泉一带镁铁-超镁铁质岩体可能形成于大陆板内初始裂谷或地幔柱热点区。

5结论

(1)红包山—碱泉一带镁铁-超镁铁质岩体为岩浆在以分离结晶作用为主导，壳源物质混染综合作用下的产物；其母岩浆可能为具幔源的拉斑玄武质岩浆。

A.N型MORB区；B.火山弧玄武岩区；C.碱性板内玄武岩区；D.钙碱性玄武岩区(D1区)和岛弧拉斑玄武岩区(D2区)图9　Hf/3-Th-Ta判别图解(底图据PEARCE，1982)Fig. 9　Discriminant diagram of Hf/3-Th-Ta (After PEARCE， 1982)

Ⅰ.板块发散边缘N-MORB区；Ⅱ.板块汇聚边缘(Ⅱ1.大洋岛弧玄武岩区；Ⅱ2.陆缘岛弧及陆缘火山弧玄武岩区)；Ⅲ.大洋板内洋岛、海山玄武岩区及T-MORB、E-MORB区；Ⅳ.大陆板内(Ⅳ1.陆内裂谷及陆缘裂谷拉斑玄武岩区；Ⅳ2.陆内裂谷碱性玄武岩区；Ⅳ3.大陆拉张带(或初始裂谷)玄武岩区)；Ⅴ.地幔热柱玄武岩区图10　Th/Hf-Ta/Hf判别图解(底图据PEARCE，1982)Fig.10　Discriminant diagram of Th/Hf-Ta/Hf (After PEARCE， 1982)

(2)该岩浆在演化过程中主要受橄榄石和单斜辉石分离结晶作用的控制，受斜长石结晶作用的控制不明显。

(3)本区镁铁-超镁铁质岩体的硫化物铜镍矿成矿潜力较小，赋存于含镍磁铁矿-铁镍磁铁矿中的镍矿化，与传统的铜镍硫化物矿化有所不同，为内生氧化镍型矿化，其具体矿化过程及成矿模式有待进一步深入研究。

致谢：感谢中化地质矿山总局地质研究院夏学惠(教高)总工、商朋强高工在论文撰写过程中给予的指导和帮助。审稿专家提出了许多宝贵的修改意见，进一步完善了本文，在此深表感谢！野外工作和资料收集得到觉罗塔格项目组成员的大力支持和帮助，笔者谨向他们致以衷心感谢！

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收稿日期：2015-04-23；修回日期： 2015-12-26

基金项目：中国地质调查局“新疆觉罗塔格-拜城一带铁磷矿资源远景调查”(1212011220827)

作者简介：马方彬(1987-)，男，河北石家庄人，助理工程师，硕士学位，矿产普查与勘探专业。E-mail： mfangbin@126.com

中图分类号：P618.46 ； P618.31

文献标志码：A

文章编号：1009-6248(2016)02-0176-13

Geochemical Characteristics and Petrogenesis of Hongbaoshan-Jianquan Mafic-UltramaficIntrusions in East Tianshan， Xinjiang

MA Fangbin1，XI Guoqing1， WANG Kaihu2， FANG Fukang3，BAI Yu4，LIU Wenjian5

(1. Geological Research Institute of China Chemical Geology and Mine Bureau， Zhuozhou 072754， Hebei，China;2.Xinjiang Institute of Geological Exploration， General Bureau of Geology and Mine， Wulumuqi 830000，Xinjiang， China;3.China Coal Geology Engineering Corporation， Beijing 100073， China; 4.Shanghai Shenfeng Institute of Novel Geological Techniques Co.， Ltd. Shanghai 201702， China;5.Xi'an Institute of Geological and Mineral Exploration， Xi'an 710100， Shaanxi， China)

Abstract：Located in the Kawabulake area of east Tianshan， the Hongbaoshan-Jianquan manfic-ultramafic intrusions exhibit as vein and lenticular， with outcropped area of ～8km2. It mainly consists of dunite，peridotite and wehrlite. The geochemical data shows that these intrusions belong to magnesian ultramafic rocks， which are characterized by high Mg# and gently LREE-rich pattern with low ∑REE values (0.96×10-6～10.02×10-6) and enrichment of LREE ((La/Yb)N=2.14～4.08). Additionally， they are enriched LILE (Rb and Sr) and HFSE (U and Pb)， and depleted HFSE (Nb(Ta)， Hf and Ti). The δEu values vary from 0.63 to 1.08， which may be related with the crystallization of plagioclase.The geochemical diagrams of major and trace elements correlation indicate that the primary magma of Hongbaoshan-Jianquan intrusions is cal-alkaline basaltic magma that formed in mantle， their diagenesis are mainly controlled by the magmatic crystallization， and contaminated by the crust during upward of magma.

Keywords：manfic-ultramafic; geochemistry; crystallization differentiation; contamination; East Tianshan