西藏雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩的构造背景特征

熊发挥 ,杨经绥,李 源,刘 钊,郭国林,周文达,陈松永,李毅兵,徐向珍,牛晓露

1)中国地质科学院地质研究所,大陆构造与动力学国家重点实验室,北京 100037;2)中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083;3)东华理工大学核资源与环境省部共建国家重点实验室培育基地,江西南昌 330013;4)中国地质大学(武汉)地球科学学院,湖北武汉 430074

青藏高原是由多个向北增生的地块组成,各地体之间存在较完整的缝合带(Yin et al.,2000) (图1)。侏罗纪早期在陆内裂谷的作用下拉萨地块从印度板块脱离出来,以此作为新特提斯演化的开始(Gaetani et al.,1991)。新特提斯洋的扩张导致拉萨地块与欧亚板块之间的特提斯洋在侏罗纪末关闭(Dewey et al.,1988),并形成班公怒江缝合带(图1)(Searle et al.,1987)。而后从晚白垩一直至早第三纪(Yin et al.,2000),印度板块继续向北漂移导致新特提斯洋的关闭和雅鲁藏布江缝合带的形成(Guilmette et al.,2008),沿雅鲁藏布江缝合带断断续续发育古洋壳的残留——蛇绿岩。根据空间展布,可简单地划分为东段(曲水—墨脱)、中段(昂仁—仁布)和西段(萨嘎以西至中印边境)三部分(潘桂棠等,1997)。

阿里地区的东波超镁铁岩体位于札达县,属雅鲁藏布江缝合带西段的蛇绿岩。该岩体地表出露近等轴状,总面积约400 km2,中部被新近系不整合覆盖而分成两部分(图1)。岩体东北缘与三叠系浅变质的浅海-半深海相碳酸盐岩-碎屑岩呈断层接触,或被第四系覆盖;西南缘与硅质岩呈断层接触,硅质岩倾向岩体外侧;火山岩出露于岩体的边界,断续分布,偶呈夹层状分布(图2);火山角砾岩,岩性主要为玄武岩(图2中照片a,b,c,d)。岩体未被构造肢解,出露连续,岩石较新鲜,但在断层通过之处蛇纹石化明显增强,局部成蛇纹岩。岩体内岩相分带明显,以方辉橄榄岩(Harz)为主,另有纯橄榄岩(Dun)和二辉橄榄岩(Lhz)。在方辉橄榄岩中辉石定向性明显,主要为北西—南东走向(290°—340°),少量为北东—南西向(近南北走向)。纯橄岩呈透镜状出露在方辉橄榄岩中(图2),从数十厘米至数十米的宽度皆有,以宽约1 m、长 2～4 m为主,走向主要为北西—南东向。少量的二辉橄榄岩仍以透镜状出露于方辉橄榄岩中,宽约50 cm、长约2 m。纯橄岩中铬尖晶石的分布较多,而在方辉橄榄岩及二辉橄榄岩中偏少,在纯橄岩与方辉橄榄岩的接触部位偶见块状铬铁矿矿化。辉石岩和辉长岩在方辉橄榄岩中呈脉状出露,脉体宽度由数厘米至数米不等,定向性明显,为北西—南东走向。本文在前期大比例尺填图的基础上,详细讨论了东波超镁铁岩体的岩石组合、岩相学、岩石地球化学特征,提出了一种新的可能性,或将对雅鲁藏布江蛇绿岩形成的构造过程和演化历史提供更多的信息。

图1 雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩的地质简图(据熊发挥等,2011修编)Fig.1 Simplified geological map of Dongbo ophiolites in the YZSZ (modified after XIONG et al.,2011)

图2 雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩内实测剖面及岩体边界野外照片Fig.2 Field photograph of Dongbo ophiolite boundary and measured geological section of Dongbo ophiolite along western Yarlung Zangbo suture zone in Tibet

1 岩相学特征

玄武岩:岩石为褐红色、褐黑色,气孔发育,有粗粒-细粒斑状结构,块状构造,也见角砾状构造。主要由辉石(40%～50%)、长石(20%～30%)和副矿物榍石、磁铁矿等组成。斑晶主要为长石和辉石,很少见到橄榄石,部分强烈的高岭土化,偶见保留双晶(图3a,b,c,d)。基质为间粒结构,其中多为他形粒状的辉石和长石微晶。辉石斑晶主要为单斜辉石,长石主要为碱性长石,部分为斜长石,基质中的微晶辉石与长石具有类似斑晶的特征。另外,部分样品中偶见杏仁体,主要为绿帘石。

辉石岩:呈脉状侵入于地幔橄榄岩中,岩石新鲜,绿色,块状构造,粗粒粒状结构。主要由辉石(85%～90%)、斜长石(5%～10%)及少量的角闪石组成。辉石主要为单斜辉石,呈自形-半自形短柱状或等轴粒状,粒径为 10～20 mm,部分辉石已经蚀变,发生角闪石化与绿泥石化,另有少量斜方辉石呈他形状,位于单斜辉石颗粒之间,粒度在5～2 mm,蚀变较弱。少量的角闪石呈长板状,粒度细小(<50 μm),填隙在辉石颗粒之间,并交代辉石(图3e)。

辉长岩:岩石新鲜,灰绿色,辉长结构,块状构造。主要由斜长石(50%～55%)、辉石(30%～40%)、角闪石(0～5%)及少量的磁铁矿等暗色矿物组成。斜长石呈自形-半自形中粒板条状,粒度为0.2～0.5 mm,杂乱分布,较为新鲜,见简单双晶,偶见具格子状双晶的微斜长石,斜长石的绢云母化和黝帘石化较强。辉石呈自形-半自形粒状,粒径0.1 mm左右,充填在斜长石格架中,少数辉石粒度达1～3 mm,多处可见半自形角闪石交代辉石(图3f),以残留体形式被包裹,并可见纤闪石-绿泥石集合体交代辉石。

地幔橄榄岩:岩体内岩相分带明显,以方辉橄榄岩为主,另有纯橄榄岩和二辉橄榄岩。在方辉橄榄岩中常见辉石定向性,主要为北西—南东走向(290°～340°),少量为北东—南西向(近南北走向)。纯橄岩呈透镜状出露在方辉橄榄岩中,从数十厘米至数十米的宽度皆有,以宽约1 m、长2～4 m为主,走向主要为北西—南东向。少量的二辉橄榄岩仍以透镜状出露于方辉橄榄岩中,宽约50 cm、长约2 m。纯橄岩中铬尖晶石的分布较多,而在方辉橄榄岩及二辉橄榄岩中偏少,在纯橄岩与方辉橄榄岩的接触部位偶见块状铬铁矿矿化。

2 分析方法

岩石地球化学分析共完成 32个数据,由河南省岩石矿物测试中心(国土资源部郑州矿产资源监督检测中心)和中国地质科学院国家地质实验测试中心共同完成。主量元素用 X荧光光谱方法分析,误差小于 0.5%;微量元素中的 V、Cr、Co、Ni、Sr、Zr、Nb、Ta、Hf、Ba、Th、U 等元素用熔片 XRF和酸溶等离子质谱(ICP-MS)法测定、稀土元素用ICP-MS(TJA-ExCell)分析,当元素含量大于 1×10-6时,分析误差为1%～5%,当元素含量小于1×10-6时,分析误差为5%～10%。

3 岩石地球化学特征

3.1 玄武岩

岩石的主量元素烧失量(LOI)介于2.15%～4.46%之间,平均为3.43%,表明样品经受了较强的蚀变作用,与薄片观察结果一致。SiO2含量介于 41.37%～53.76%,平均为 45.12%,接近于夏威夷洋岛碱性玄武岩(Hawaii-OIAB),但低于正常洋中脊玄武岩(N-MORB,Schilling et al.,1983)的值。TiO2和 P2O5平均值分别为 3.28%和 0.55%,明显高于N-MORB值,而与OIB值相似。Al2O3含量介于10.89%～18.83%,平均值含量为 15.03%,均低于N-MORB值和 OIAB值;CaO含量除 11Y-198为23.88%～25.43%,其它变化于8.54%～14.05%。MgO平均为5.96%,相当于OIAB值,但低于MORB值。K2O含量较低 0.01%～2.82%。东波玄武岩具有高Mg#、Ti、P及贫Al、K的特征。

由于样品遭受后期蚀变作用,在岩石分类时选用了对流体交代更惰性的高场强元素的Zr/TiO2-Nb/Y 岩石分类图(Winchester et al.,1977)(图4)。从分类图中可知,21个玄武岩样品落在碱性玄武岩区和碧玄岩区。玄武岩的REE含量较高,稀土总量介于 206.6～601.5 μg/g,平均值375.94 μg/g,为原始地幔稀土总量的100倍左右。原始地幔的标准化图解上21个样品的稀土分配模式基本一致,(La/Yb)N值达14.21～57.97,表明轻重稀土元素分馏较强烈,类似于OIB特征而不同于MORB。并对玄武岩的微量元素N-MORB标准化,样品的配分模式一致,显示富集Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素和Nb、Ta、Zr、Hf、Sm、Ti等高场强元素,指示类似于OIB的分布模式(图5,6)。Rb、Ba的正异常可能是成岩后期钾质交代的所致,Sr含量较大部分明显低于OIB的丰度,但仍然高于N-MORB的丰度,这与源区成分有关,与仁布蛇绿混杂带洋岛型辉绿岩(王冉等,2006)和仁本洋岛型玄武岩(王忠恒等,2005)的特征相似。

图3 东波岩石的显微镜下照片Fig.3 Photomicrographs of volcanic rocks

图4 东波蛇绿岩中辉长岩、辉石岩和玄武岩的Zr/TiO2-Nb/Y分类图(Winchester et al.,1977)Fig.4 Zr/TiO2-Nb/Y classification diagram for gabbro,pyroxenite and basaltic rocks from Dongbo ophiolite (after Winchester et al.,1977)

3.2 辉长岩

辉长岩烧失量(LOI)平均值为 1.8%,表明其岩石蚀变较弱,与镜下所观察的样品新鲜一致。SiO2含量为 47.64%～49.38%,Al2O3含量较高,平均为16.49%,MgO平均为 9.37%,反映为原始岩浆结晶分异产物。在分类图4上,辉长岩和玄武岩也同属在碱性玄武岩区。稀土总量较低,为 21.26～28.61 μg/g,REE分布模式为不明显的左倾模式(图7),总体上与前期报道过 N-MORB型辉长岩类似(熊发挥等,2011),但不同于上述玄武岩的特征。东波岩体中辉长岩的(La/Yb)N为0.83～1.14,比值接近于1。(La/Sm)N比值为0.92～1.21。δEu值为1.48～1.68,为正异常,与两种岩石中长石的结晶程度及含量有关。辉长岩的微量元素 N-MORB标准化图解显示(图 8),从 Nb向右各样品的标准化模式相似,曲线趋于平坦,其中不活泼的 HFS元素(Nb、Ti、Hf)亏损,辉长岩中高度不相容元素Rb、Ba富集,表明大离子亲石元素易于富集在辉长岩中斜长石及后期受到不同程度的热液蚀变有关。因此,从上述分析可知雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩中辉长岩具有相似的MOR物质来源特征。

3.3 辉石岩

图5 东波岩体中火山岩的稀土配分曲线(据Taylor et al.,1985)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-OIB型火山岩;b-E-MORB型火山岩a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

图6 东波岩体火山岩的微量元素MORB配分曲线(据Sun et al.,1989)Fig.6 MORB normalized spider diagrams for volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Sun et al.,1989)a-OIB型火山岩;b-E-MORB型火山岩a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

图7 东波岩体中辉长岩、辉石岩的稀土配分曲线(据Taylor et al.,1985)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-辉长岩;b-辉石岩;a-Gabbro;b-Pyroxenite

图8 东波岩体中辉长岩、辉石岩的微量元素MORB配分曲线(据Sun et al.,1989)Fig.8 MORB normalized spider diagrams for gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite(after Sun et al.,1989)a-辉长岩;b-辉石岩;a-Gabbro;b-Pyroxenite

辉石岩烧失量(LOI)平均值为0.33%,表明其岩石蚀变较弱,与镜下所观察的样品新鲜一致。SiO2含量介于54.01%～57.53%,Al2O3含量较低,平均为2.41%,MgO平均为 33.42%,反映为原始岩浆辉石结晶特征。在分类图4上,辉长岩和玄武岩也同属在碱性玄武岩区。稀土总量较低,为 5.96～13.95 μg/g,REE分布模式为明显的右倾模式,并从Eu向右基本趋于平坦(图 7),总体上与前期报道过N-MORB型辉石岩有较大差别(熊发挥等,2011),也不同于上述OIB型玄武岩的特征。与辉长岩的微量元素特征相似,辉石岩的微量元素N-MORB标准化图解显示(图8),其中不活泼的HFS元素(Nb、Ti)亏损,高度不相容元素 Rb、Ba富集,可能后期受到不同程度的热液蚀变有关。因此,从上述分析可知雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩中辉石岩受到后期影响明显。

图9 东波岩体中各岩相的全岩REE模式图(据McDonough et al.,1995)Fig.9 Primitive mantle normalized REE patterns of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

3.4 地幔橄榄岩

图10 东波岩体中各岩相全岩微量元素模式图(据McDonough et al.,1995)Fig.10 Primitive mantle normalized trace elements spider diagram of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

东波地幔橄榄岩的稀土总量变化在0.17×10-6～2.88×10-6之间,除个别样品含较高的LREE/HREE比值外,其余样品的 LREE/HREE为0.51～13.1,(La/Yb)N=0.11～5.52,(La/Sm)N=0.94～7.49。虽然 REE含量有一定的变化,但用原始地幔(McDonough et al.,1995)标准化的稀土元素配分型式显示为不同的特征,其中方辉橄榄岩、纯橄岩具有“V”或“U”型(图9)。LREE均为富集型,与其对应的是铬尖晶石 Cr#多大于 60的 SSZ构造背景(Dick,1984),富集程度稍有差异,δEu=0.68～2.28,表明可能存在微量的长石。二辉橄榄岩具有相对亏损的 LREE,富集的 HREE特征,显示典型亏损地幔橄榄岩的特征,与阿尔卑斯二辉橄榄岩以及现代洋底橄榄岩的 REE丰度及其 LREE亏损型(Frey,1984)较为接近,反映原始地幔橄榄岩的部分熔融特征,表明形成 MOR环境,并且此类岩石的铬尖晶石都为低 Cr#(＜60)的深海地幔橄榄岩一致(Dick,1984)。另外方辉橄榄岩、纯橄岩如此变化范围较大的REE丰度,是由橄榄岩的熔融程度和亏损程度的差异所致(王希斌等,1996)。不只是早期的地幔交代作用所致,反映了岩石可能还经历了俯冲洋壳流体的改造。因此,东波岩体经历了MOR至SSZ的后期流体改造过程。

与稀土元素分配特征不同的是东波不同岩相之间其微量元素特征差别不大,即便是铬值较低的二辉橄榄岩与高铬的纯橄岩,其特征基本相同。原始地幔标准化的蛛网图显示,总体为一个左高右低的斜坡特征(图10)。其中大离子亲石元素(LILE)富集,包括K、Ba、Ra等,指示了俯冲带壳源的流体作用等;此外,亏损 Nb、La、Nd、Ce等一些不相容元素;而另一些相对富集Ta、Ce、Y、Yb等元素,如此显著的差异性表明既具有亏损地幔源区的特征,也有不同程度的俯冲带流体的交代特征。这一特征可类比于普兰岩体(徐向珍等,2011)及罗布莎岩体指示的MOR→SSZ演化过程。

4 讨论

4.1 东波蛇绿岩中火山岩的构造背景

图11 东波蛇绿岩中玄武岩、辉长岩和辉石岩构造环境判别图解Fig.11 Tectonic environment discrimination diagrams for volcanic rock,gabbro and pyroxenite from Dongbo ophiolite

蛇绿岩形成构造环境的厘定对恢复一个地区在地质历史上的板块构造格局起到关键性作用。Hf、Ti、Zr、Y、Nb和Sr等元素是判别不同大地构造环境玄武岩的最有效的判别因子(Pearce et al.,1971,1973)。在 Ti/100-Zr-Y×3 图解(图11a)中,OIB玄武岩落入板内玄武岩区,富集型洋中脊玄武岩(E-MORB)、辉石岩也接近于岛弧钙碱性玄武岩区,辉长岩接近于岛弧低钾拉斑玄武岩区;在Hf/3-Th-Ta图解上(图11b),OIB玄武岩投在板内玄武岩区,E-MORB玄武岩位于E-MORB与板块玄武岩区,而辉长岩与辉石岩位于钙碱性玄武岩区;在图11c中OIB玄武岩位于板内玄武岩区,E-MORB位于洋中脊玄武岩与板内玄武岩过渡区。辉长岩在岛弧玄武岩区,而辉石岩不在上述区域内;而在图11d中OIB玄武岩位于板内玄武岩区,E-MORB玄武岩、辉长岩和辉石岩都位于钙碱性玄武岩区。结合早期报道过的MORB辉长岩和辉石岩(熊发挥等,2011),并从上述不活泼元素的判别图解上看,玄武岩属于碱性洋岛构造环境和E-MORB环境,而辉石岩、辉长岩兼有 N-MORB和 E-MORB特征,形成于洋中脊,并叠加有洋岛特征。东波辉石岩、辉长岩中角闪石的发现暗示其受到后期板块俯冲流体的改造(Ionov et al.,1997;Coltorti et al.,2004)。

雅鲁藏布江缝合带东段罗布莎蛇绿岩同样是在大洋中脊形成后,经历了一个SSZ环境的演化过程(Xu et al.,2011;Liu et al.,2010),本文所讨论的东波蛇绿岩也属这种类型。

4.2 东波地幔橄榄岩和基性岩脉形成背景

玄武岩具高Ti特征,REE和微量元素分布形式与OIB相似,在不活泼元素的判别图解上落入洋岛和碱性玄武岩区,这些特征表明玄武岩产于板内洋岛环境,而辉长岩和辉石岩的地球化学特征表明其具有N-MORB的亲缘性。一般认为,洋岛火山岩和海山是“热点”或地幔柱产生的(Wilson,1963)。因此,玄武岩可能与来自地幔深部的“热点”作用有关,并不属于蛇绿岩的成员。

东波岩体中方辉橄榄岩和纯橄岩具高Mg#、Cr#,贫Al2O3、CaO及TiO2,代表中等至较强的亏损的残留地幔特征,是已经亏损的地幔再次熔融后留下的残留物。二辉橄榄岩具有相对较低的Mg#、Cr#。且东波地幔橄榄岩的岩石地球化学特征显示其既有深海地幔橄榄岩的特征,也具有俯冲型地幔橄榄岩的性质,其中二辉橄榄岩的稀土元素配分型式接近于深海地幔橄榄岩,方辉橄榄岩和纯橄岩地化指示俯冲改造的结果。东波蛇绿岩中辉石岩与辉长岩LA-ICP-MS 的 年 龄 分 别 为 (130±0.5) Ma、(128±1.1) Ma(早白垩世中期)(熊发挥等,2011),另外在东波寺南的红色硅质岩中产出放射虫化石指示形成时间为晚侏罗世—早白垩世,即该地区在128～130 Ma已经形成了较成熟的洋盆。在洋中脊构造背景下形成了亏损的地幔橄榄岩,以及再度熔融产物的MORB型辉长岩、辉石岩。

4.3 雅鲁藏布江蛇绿岩的属性

蛇绿岩是大陆造山带中残存的古代大洋岩石圈残片,记录了大洋岩石圈的岩浆演化、变质作用、构造过程,提供了古洋盆形成、发展和消亡等方面的重要信息,一直是地学界研究的热点。Pearce等(1984)在前人的研究基础上依据蛇绿岩形成的构造环境将其分为 MOR(Mid-Ocean Ridge)型和SSZ(Supra-Subduction Zone)型。此外,基于国内蛇绿岩的地球化学特征分为两种类型:岛弧型(IAT)和洋脊型(MOR)(张旗等,2001)。近来,根据不同地球化学特征和构造特征,Dilek等(2011)将蛇绿岩分为两种类型,即与俯冲作用有关的蛇绿岩和与俯冲作用无关的蛇绿岩。对一些显生宙造山带中SSZ型蛇绿岩的构造-地层和地球化学特征研究表明,俯冲最初阶段的洋底扩张发生于初始的弧前环境。蛇绿岩中高度演化的喷出岩序列应包括下部较老的MORB-like熔岩到上部的岛弧拉斑玄武岩(IAT)和玻安质熔岩。相似地球化学类型的熔岩也发育在穿插的岩墙群和席状岩墙中,指示俯冲作用的影响随着蛇绿岩岩浆的演化而增强。

西藏雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩长期以来,由于其时代新、保存较好等特点而受到国内外地学界的关注,并提出多种动力学模型来解释雅鲁藏布江缝合带的形成机制:(1)来源于新特提斯洋中脊的洋壳碎片(Nicolas et al.,1981;Girardeau et al.,1985a,b);(2)形成于岛弧、大陆边缘海盆的洋壳(王希斌等,1987;潘桂棠等,1997);(3)形成于消减带之上(SSZ)构造环境,并以此模式来解释雅鲁藏布江缝合带的形成和演化(Pearce et al.,1984;Wang et al.,2000;Hébert et al.,2012)。(4)提出蛇绿岩岩体形成于MOR环境,但受到不同程度的 SSZ环境改造(杨经绥等,2011;徐向珍等,2011;熊发挥等,2011)。这些认识表明蛇绿岩体形成过程中多因素的不同影响。但是笔者最近在对雅鲁藏布江蛇绿岩几个较大岩体的大比例尺填图过程中,发现不同岩体无论是在岩石组合,还是在就位方式上,都有较大的差异。这些资料表明,对雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩形成的构造过程和演化历史,需要综合考虑不同岩体的共性和个性特征,要谨慎做出结论,还有许多未知的过程和因素需要揭示。

5 结论

(1)西藏东波蛇绿岩存在两套成因不同的岩石,与“热点”有关的玄武岩;代表东波地区新特提斯洋岩石圈残余的辉长岩、辉石岩和地幔橄榄岩。

(2)蛇绿岩中辉长岩、辉石岩形成于洋中脊环境;亏损的地幔橄榄岩代表了新特提斯洋的残片,是亏损的地幔再次熔融产生玄武质岩浆的残留物。辉长岩、辉石岩兼具N-MORB和E-MORB特征指示该蛇绿岩形成演化过程中叠加了“热点”作用。

(3)两套不同特征的岩石在板块汇集过程中一起构造侵位于雅鲁藏布江缝合带,构成了现今东波蛇绿岩的特征。

致谢:野外工作和文章的写作过程中得到西藏矿业公司教授级高级工程师巴登珠,中国地质科学院地质研究所助理研究员冯光英、博士后刘飞、硕士研究生陈艳虹,中国地质大学硕士研究生赵一珏、王云鹏、张岚、来盛民和连东洋等的大力帮助。在此,一并致以诚挚的谢意！

潘桂棠,陈智梁,李兴振.1997.东特提斯地质构造形成演化[M].北京:地质出版社.

王冉,夏斌,周国庆,张玉泉,杨之青,李文铅,韦栋梁,钟立峰,徐力峰.2006.西藏吉定蛇绿岩中辉长岩SHRIMP锆石U-Pb年龄[J].科学通报,51(1):114-117.

王希斌,鲍佩声,邓万明.1987.西藏蛇绿岩[M].北京:地质出版社.

王希斌,鲍佩声,戎合.1996.中国蛇绿岩中变质橄榄岩的稀土元素地球化学[J].岩石学报,11(增刊):24-41.

王忠恒,王永胜,谢元和,孙忠纲,鲁忠林,曲永贵,李存真,姜雪飞.2005.西藏班公湖-怒江缝合带中段塔仁本洋岛型玄武岩的发现及地质意义[J].沉积与特提斯地质,25(1-2):156-162.

熊发挥,杨经绥,梁凤华,巴登珠,张建,徐向珍,李源,刘钊.2011.西藏雅鲁藏布江缝合带西段东波蛇绿岩中锆石U-Pb定年及地质意义[J].岩石学报,27(11):3223-3238.

徐向珍,杨经绥,郭国林,李金阳.2011.雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩中地幔橄榄岩的岩石学研究[J].岩石学报,27(11):3179-3196.

杨经绥,徐向珍,李源,李金阳,戎合,巴登珠,张仲明.2011.西藏雅鲁藏布江缝合带的普兰地幔橄榄岩中发现金刚石及其意义[J].岩石学报,27(11):3207-3222.

张旗,周国庆.2001.中国蛇绿岩[M].北京:科学出版社,85-89.

COLTORTI M,BECCALUVA L,BONADIMAN C,FACCIN B,NTAFLOS T,SIENA F.2004.Amphibole genesis via metasomatic reaction with clinopyroxene in mantle xenoliths from Victoria Land,Antartica[J].Lithos,75:115-139.

DEWEY JF,SHACKLETON R,CHENGFA C,YIYIN S.1988.The tectonic evolution of the Tibetan Plateau[J].Philosophical Transactions of the Royal Society of London,Series A,327:379-413.

DICK H J B,BULLEN T.1984.Chromium spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,86(1):54-76.

DILEK Y,FURNES H.2011.Ophiolite genesis and global tectonics:Geochemical and tectonic fingerprinting of ancient oceanic lithosphere[J].Geological Society of America Bulletin,123(3-4):387-411.

FREY F A.1984.Rare earth elements abundances in upper mantle rocks[J].Rare Earth Elements Geochemistry,2:153-203.

GAETANI M,GARZANTI E.1991.Multicyclic history of the northern India continental margin (northwestern Himalaya)[J].American Association of Petroleum Geologists Bulletin,75:1427-1446.

GIRARDEAU J,MERCIER J C C,WANG X.1985a.Petrology of the mafic rocks of the Xigaze ophiolites,Tibet:implications for the genesis of the oceanic lithosphere[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,90:309-321.

GIRARDEAU J,MERCIER J C C,ZAO Y.1985b.Structure of the Xigaze ophiolite,Yarlung Zangbo suture zone,southern Tibet,China:genetic implications[J].Tectonics,4:267-288.

GUILMETTE C,HÈBERT R,DUPUIS C,WANG C,LI Z.2008.Metamorphic history and geodynamic significance of high-grade metabasites from the ophiolitic mèlange beneath the Yarlung metabasites from the ophiolitic mè-lange beneath the Yarlung[J].Journal of Asian Earth Sciences,32:423-437.

HÉBERT R,BEZARD R,GUILMETTE C.2012.The Indus–Yarlung Zangbo ophiolites from Nanga Parbat to Namche Barwa syntaxes,southern Tibet:first synthesis of petrology,geochemistry,and geochronology with incidences on geodynamic reconstructions of Neo-Tethys[J].Gondwana Research,22(2):377-397.

IONOV D A,GRIFFIN L W,O’REILLY S Y.1997.Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle[J].Chemical Geology,141:153-184.

LIU C Z,WU F Y,WILDE S A,YU L J,LI J L.2010.Anorthitic plagioclase and pargasitic amphibole in mantle peridotites from the Yungbwa ophiolite (southwestern Tibetan Plateau)formed by hydrous melt metasomatism[J].Lithos,114:413-422.

MCDONOUGH W F,SUN S S.1995.The composition of the earth[J].Chemical Geology,120:223-225.

NICOLAS A,GIRARDEAU J,MARCOUX J,DUPRÈ B,WANG X B,CAO Y G.,ZENG H X,XIAO X C.1981.The Xigaze ophiolite (Tibet):a peculiar oceanic lithosphere[J].Nature,294:414-417.

PAN Gui-tang,CHEN Zhi-liang,LI Xing-zhen.1997.Geological-tectonic evolution in the Eastern Tethys[M].Beijing:Geological Publishing House(in Chinese).

PEARCE J A,CANN J R.1971.Ophiolite origin investigated by discriminant analysis using Ti,Zr and Y[J].Earth and Planetary Science Letters,12:339-349.

PEARCE J A,CANN J R.1973.Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses[J].Earth and Planetary Science Letters,19:290-300.

PEARCE J A,LIPPARD S J,ROBERTS S.1984.Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites.Kokelaar BP and Howells M F.Marginal basin geology[J].Geological Society of London Special Publication.London,Blackwell Scientific Publications,16(1):77-94.

SEARLE M P,WINDLEY B F,COWARD M P,COOPER D J W,REX A J,REX D.1987.The closing of Tethys and the tectonics of the Himalaya[J].Geological Society of America Bulletin,98:78-701.

SUN S S,MCDONOUGH W F.1989.Chemical and isotope systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes[J].Geological Society of London Special Publication,42(1):313-345.

TAYLOR S R,MCLENNAN S M.1985.The Continental Crust:Its Composition and Evolution[M].Oxford:Blackwells Scientific.

WANG C S,LIU Z,HÉBERT R.2000.The Yarlung Zangbo paleo-ophiolite,southern Tibet:implications for the dynamic evolution of the Yarlung Zangbo Suture Zone[J].Journal of Asian Earth Sciences,18:651-661.

WANG Ran,XIA Bin,ZHOU Guo-Qing,ZHANG Yu-quan,YANG Zhi-qing,LI Wen-qian,WEI Dong-liang,ZHONG Li-feng,XU Li-feng.2006.SHRIMP zircon U-Pb ages of ophiolite gabbros in Jidin,Tibet[J].Chinese Science Bulletin,51(1):114-117(in Chinese).

WANG Xi-bin,BAO Pei-sheng,DENG Wan-ming.1987.Tibet ophiolite[M].Beijing:Geological Publishing House(in Chinese).

WANG Xi-bin,BAO Pei-sheng,RONG He.1996.Rare earth elements geochemistry of the mantle peridotite in the ophiolite suites of China[J].Acta Petrologica Sinica,11(S1):24-41(in Chinese with English abstract).

WANG Zhong-heng,WANG Yong-sheng,XIE Yuan-he,SUN Zhong-gang,LU Zong-lin,QU Yong-gui,LI Cun-zhi,JIANG Xue-fei.2005.The Tarenben oceanic-island basalts in the middle part of the Bangong-Nujiang suture zone,Xizang and their geological implications[J].Sedimentary Geology and Tethyan Geology,25(1-2):156-162(in Chinese with English abstract).

WILSON JT.1963.A possible origin of the Hawaiian islands[J].Canadian Journal of Physics,41:863-870 .

WINCHESTER J A,FLOYD P A.1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements[J].Chemical Geology,20:325-343.

XIONG Fa-hui,YANG Jing-sui,LIANG Feng-hua,BA Deng-zhu,ZHANG Jian,XU Xiang-zhen,LI Yuan,LIU Zhao.2011.Zircon U-Pb ages of the Dongbo ophiolite in the western Yarlung Zangbo suture zone and their geological signification[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3223-3238(in Chinese with English abstract).

XU Xiang-zhen,YANG Jing-sui,GUO Guo-lin,LI Jin-yang.2011.Lithological research on the Purang mantle peridotite in western Yarlung-Zangbo suture zone in Tibet[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3179-3196(in Chinese with English abstract).

YANG Jing-sui,XU Xiang-zhen,LI Yuan,LI Jin-yang,RONG He,BA Deng-zhu,ZHANG Zhong-ming.2011.Diamonds recovered from peridotite of the Purang ophiolite in the Yarlung-Zangbo suture zone of Tibet:A proposal for a new type of diamond occourrence[J].Acta Petrologica Sinica,27(11):3207-3222(in Chinese with English abstract).

YIN A,HARRISON T M.2000.Geologic evolution of the Himalayan-Tibetan orogen[J].Annu.Rev.Earth Planet.Sci.,28:211-280.

ZHANG Qi,ZHOU Guo-qing.2001.Ophiolite of China[M].Beijing:Geological Publishing House:85-89(in Chinese).