西藏雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖的構造背景特征

熊發揮 ,楊經綏,李 源,劉 釗,郭國林,周文達,陳松永,李毅兵,徐向珍,牛曉露

1)中國地質科學院地質研究所,大陸構造與動力學國家重點實驗室,北京 100037;2)中國地質大學(北京)地球科學與資源學院,北京 100083;3)東華理工大學核資源與環境省部共建國家重點實驗室培育基地,江西南昌 330013;4)中國地質大學(武漢)地球科學學院,湖北武漢 430074

青藏高原是由多個向北增生的地塊組成,各地體之間存在較完整的縫合帶(Yin et al.,2000) (圖1)。侏羅紀早期在陸內裂谷的作用下拉薩地塊從印度板塊脫離出來,以此作為新特提斯演化的開始(Gaetani et al.,1991)。新特提斯洋的擴張導致拉薩地塊與歐亞板塊之間的特提斯洋在侏羅紀末關閉(Dewey et al.,1988),并形成班公怒江縫合帶(圖1)(Searle et al.,1987)。而后從晚白堊一直至早第三紀(Yin et al.,2000),印度板塊繼續向北漂移導致新特提斯洋的關閉和雅魯藏布江縫合帶的形成(Guilmette et al.,2008),沿雅魯藏布江縫合帶斷斷續續發育古洋殼的殘留——蛇綠巖。根據空間展布,可簡單地劃分為東段(曲水—墨脫)、中段(昂仁—仁布)和西段(薩嘎以西至中印邊境)三部分(潘桂棠等,1997)。

阿里地區的東波超鎂鐵巖體位于札達縣,屬雅魯藏布江縫合帶西段的蛇綠巖。該巖體地表出露近等軸狀,總面積約400 km2,中部被新近系不整合覆蓋而分成兩部分(圖1)。巖體東北緣與三疊系淺變質的淺海-半深海相碳酸鹽巖-碎屑巖呈斷層接觸,或被第四系覆蓋;西南緣與硅質巖呈斷層接觸,硅質巖傾向巖體外側;火山巖出露于巖體的邊界,斷續分布,偶呈夾層狀分布(圖2);火山角礫巖,巖性主要為玄武巖(圖2中照片a,b,c,d)。巖體未被構造肢解,出露連續,巖石較新鮮,但在斷層通過之處蛇紋石化明顯增強,局部成蛇紋巖。巖體內巖相分帶明顯,以方輝橄欖巖(Harz)為主,另有純橄欖巖(Dun)和二輝橄欖巖(Lhz)。在方輝橄欖巖中輝石定向性明顯,主要為北西—南東走向(290°—340°),少量為北東—南西向(近南北走向)。純橄巖呈透鏡狀出露在方輝橄欖巖中(圖2),從數十厘米至數十米的寬度皆有,以寬約1 m、長 2～4 m為主,走向主要為北西—南東向。少量的二輝橄欖巖仍以透鏡狀出露于方輝橄欖巖中,寬約50 cm、長約2 m。純橄巖中鉻尖晶石的分布較多,而在方輝橄欖巖及二輝橄欖巖中偏少,在純橄巖與方輝橄欖巖的接觸部位偶見塊狀鉻鐵礦礦化。輝石巖和輝長巖在方輝橄欖巖中呈脈狀出露,脈體寬度由數厘米至數米不等,定向性明顯,為北西—南東走向。本文在前期大比例尺填圖的基礎上,詳細討論了東波超鎂鐵巖體的巖石組合、巖相學、巖石地球化學特征,提出了一種新的可能性,或將對雅魯藏布江蛇綠巖形成的構造過程和演化歷史提供更多的信息。

圖1 雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖的地質簡圖(據熊發揮等,2011修編)Fig.1 Simplified geological map of Dongbo ophiolites in the YZSZ (modified after XIONG et al.,2011)

圖2 雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖內實測剖面及巖體邊界野外照片Fig.2 Field photograph of Dongbo ophiolite boundary and measured geological section of Dongbo ophiolite along western Yarlung Zangbo suture zone in Tibet

1 巖相學特征

玄武巖:巖石為褐紅色、褐黑色,氣孔發育,有粗粒-細粒斑狀結構,塊狀構造,也見角礫狀構造。主要由輝石(40%～50%)、長石(20%～30%)和副礦物榍石、磁鐵礦等組成。斑晶主要為長石和輝石,很少見到橄欖石,部分強烈的高嶺土化,偶見保留雙晶(圖3a,b,c,d)。基質為間粒結構,其中多為他形粒狀的輝石和長石微晶。輝石斑晶主要為單斜輝石,長石主要為堿性長石,部分為斜長石,基質中的微晶輝石與長石具有類似斑晶的特征。另外,部分樣品中偶見杏仁體,主要為綠簾石。

輝石巖:呈脈狀侵入于地幔橄欖巖中,巖石新鮮,綠色,塊狀構造,粗粒粒狀結構。主要由輝石(85%～90%)、斜長石(5%～10%)及少量的角閃石組成。輝石主要為單斜輝石,呈自形-半自形短柱狀或等軸粒狀,粒徑為 10～20 mm,部分輝石已經蝕變,發生角閃石化與綠泥石化,另有少量斜方輝石呈他形狀,位于單斜輝石顆粒之間,粒度在5～2 mm,蝕變較弱。少量的角閃石呈長板狀,粒度細小(<50 μm),填隙在輝石顆粒之間,并交代輝石(圖3e)。

輝長巖:巖石新鮮,灰綠色,輝長結構,塊狀構造。主要由斜長石(50%～55%)、輝石(30%～40%)、角閃石(0～5%)及少量的磁鐵礦等暗色礦物組成。斜長石呈自形-半自形中粒板條狀,粒度為0.2～0.5 mm,雜亂分布,較為新鮮,見簡單雙晶,偶見具格子狀雙晶的微斜長石,斜長石的絹云母化和黝簾石化較強。輝石呈自形-半自形粒狀,粒徑0.1 mm左右,充填在斜長石格架中,少數輝石粒度達1～3 mm,多處可見半自形角閃石交代輝石(圖3f),以殘留體形式被包裹,并可見纖閃石-綠泥石集合體交代輝石。

地幔橄欖巖:巖體內巖相分帶明顯,以方輝橄欖巖為主,另有純橄欖巖和二輝橄欖巖。在方輝橄欖巖中常見輝石定向性,主要為北西—南東走向(290°～340°),少量為北東—南西向(近南北走向)。純橄巖呈透鏡狀出露在方輝橄欖巖中,從數十厘米至數十米的寬度皆有,以寬約1 m、長2～4 m為主,走向主要為北西—南東向。少量的二輝橄欖巖仍以透鏡狀出露于方輝橄欖巖中,寬約50 cm、長約2 m。純橄巖中鉻尖晶石的分布較多,而在方輝橄欖巖及二輝橄欖巖中偏少,在純橄巖與方輝橄欖巖的接觸部位偶見塊狀鉻鐵礦礦化。

2 分析方法

巖石地球化學分析共完成 32個數據,由河南省巖石礦物測試中心(國土資源部鄭州礦產資源監督檢測中心)和中國地質科學院國家地質實驗測試中心共同完成。主量元素用 X熒光光譜方法分析,誤差小于 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和酸溶等離子質譜(ICP-MS)法測定、稀土元素用ICP-MS(TJA-ExCell)分析,當元素含量大于 1×10-6時,分析誤差為1%～5%,當元素含量小于1×10-6時,分析誤差為5%～10%。

3 巖石地球化學特征

3.1 玄武巖

巖石的主量元素燒失量(LOI)介于2.15%～4.46%之間,平均為3.43%,表明樣品經受了較強的蝕變作用,與薄片觀察結果一致。SiO2含量介于 41.37%～53.76%,平均為 45.12%,接近于夏威夷洋島堿性玄武巖(Hawaii-OIAB),但低于正常洋中脊玄武巖(N-MORB,Schilling et al.,1983)的值。TiO2和 P2O5平均值分別為 3.28%和 0.55%,明顯高于N-MORB值,而與OIB值相似。Al2O3含量介于10.89%～18.83%,平均值含量為 15.03%,均低于N-MORB值和 OIAB值;CaO含量除 11Y-198為23.88%～25.43%,其它變化于8.54%～14.05%。MgO平均為5.96%,相當于OIAB值,但低于MORB值。K2O含量較低 0.01%～2.82%。東波玄武巖具有高Mg#、Ti、P及貧Al、K的特征。

由于樣品遭受后期蝕變作用,在巖石分類時選用了對流體交代更惰性的高場強元素的Zr/TiO2-Nb/Y 巖石分類圖(Winchester et al.,1977)(圖4)。從分類圖中可知,21個玄武巖樣品落在堿性玄武巖區和碧玄巖區。玄武巖的REE含量較高,稀土總量介于 206.6～601.5 μg/g,平均值375.94 μg/g,為原始地幔稀土總量的100倍左右。原始地幔的標準化圖解上21個樣品的稀土分配模式基本一致,(La/Yb)N值達14.21～57.97,表明輕重稀土元素分餾較強烈,類似于OIB特征而不同于MORB。并對玄武巖的微量元素N-MORB標準化,樣品的配分模式一致,顯示富集Rb、Ba、Sr等大離子親石元素和Nb、Ta、Zr、Hf、Sm、Ti等高場強元素,指示類似于OIB的分布模式(圖5,6)。Rb、Ba的正異常可能是成巖后期鉀質交代的所致,Sr含量較大部分明顯低于OIB的豐度,但仍然高于N-MORB的豐度,這與源區成分有關,與仁布蛇綠混雜帶洋島型輝綠巖(王冉等,2006)和仁本洋島型玄武巖(王忠恒等,2005)的特征相似。

圖3 東波巖石的顯微鏡下照片Fig.3 Photomicrographs of volcanic rocks

圖4 東波蛇綠巖中輝長巖、輝石巖和玄武巖的Zr/TiO2-Nb/Y分類圖(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 輝長巖

輝長巖燒失量(LOI)平均值為 1.8%,表明其巖石蝕變較弱,與鏡下所觀察的樣品新鮮一致。SiO2含量為 47.64%～49.38%,Al2O3含量較高,平均為16.49%,MgO平均為 9.37%,反映為原始巖漿結晶分異產物。在分類圖4上,輝長巖和玄武巖也同屬在堿性玄武巖區。稀土總量較低,為 21.26～28.61 μg/g,REE分布模式為不明顯的左傾模式(圖7),總體上與前期報道過 N-MORB型輝長巖類似(熊發揮等,2011),但不同于上述玄武巖的特征。東波巖體中輝長巖的(La/Yb)N為0.83～1.14,比值接近于1。(La/Sm)N比值為0.92～1.21。δEu值為1.48～1.68,為正異常,與兩種巖石中長石的結晶程度及含量有關。輝長巖的微量元素 N-MORB標準化圖解顯示(圖 8),從 Nb向右各樣品的標準化模式相似,曲線趨于平坦,其中不活潑的 HFS元素(Nb、Ti、Hf)虧損,輝長巖中高度不相容元素Rb、Ba富集,表明大離子親石元素易于富集在輝長巖中斜長石及后期受到不同程度的熱液蝕變有關。因此,從上述分析可知雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中輝長巖具有相似的MOR物質來源特征。

3.3 輝石巖

圖5 東波巖體中火山巖的稀土配分曲線(據Taylor et al.,1985)Fig.5 Chondrite-normalized REE patterns of volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-OIB型火山巖;b-E-MORB型火山巖a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

圖6 東波巖體火山巖的微量元素MORB配分曲線(據Sun et al.,1989)Fig.6 MORB normalized spider diagrams for volcanic rocks,Dongbo ophiolite (after Sun et al.,1989)a-OIB型火山巖;b-E-MORB型火山巖a-OIB type volcanic;b-E-MORB type volcanic

圖7 東波巖體中輝長巖、輝石巖的稀土配分曲線(據Taylor et al.,1985)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite (after Taylor et al.,1985)a-輝長巖;b-輝石巖;a-Gabbro;b-Pyroxenite

圖8 東波巖體中輝長巖、輝石巖的微量元素MORB配分曲線(據Sun et al.,1989)Fig.8 MORB normalized spider diagrams for gabbro and pyroxenite,Dongbo ophiolite(after Sun et al.,1989)a-輝長巖;b-輝石巖;a-Gabbro;b-Pyroxenite

輝石巖燒失量(LOI)平均值為0.33%,表明其巖石蝕變較弱,與鏡下所觀察的樣品新鮮一致。SiO2含量介于54.01%～57.53%,Al2O3含量較低,平均為2.41%,MgO平均為 33.42%,反映為原始巖漿輝石結晶特征。在分類圖4上,輝長巖和玄武巖也同屬在堿性玄武巖區。稀土總量較低,為 5.96～13.95 μg/g,REE分布模式為明顯的右傾模式,并從Eu向右基本趨于平坦(圖 7),總體上與前期報道過N-MORB型輝石巖有較大差別(熊發揮等,2011),也不同于上述OIB型玄武巖的特征。與輝長巖的微量元素特征相似,輝石巖的微量元素N-MORB標準化圖解顯示(圖8),其中不活潑的HFS元素(Nb、Ti)虧損,高度不相容元素 Rb、Ba富集,可能后期受到不同程度的熱液蝕變有關。因此,從上述分析可知雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中輝石巖受到后期影響明顯。

圖9 東波巖體中各巖相的全巖REE模式圖(據McDonough et al.,1995)Fig.9 Primitive mantle normalized REE patterns of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

3.4 地幔橄欖巖

圖10 東波巖體中各巖相全巖微量元素模式圖(據McDonough et al.,1995)Fig.10 Primitive mantle normalized trace elements spider diagram of Dongbo mantle peridotite(after McDonough et al.,1995)

東波地幔橄欖巖的稀土總量變化在0.17×10-6～2.88×10-6之間,除個別樣品含較高的LREE/HREE比值外,其余樣品的 LREE/HREE為0.51～13.1,(La/Yb)N=0.11～5.52,(La/Sm)N=0.94～7.49。雖然 REE含量有一定的變化,但用原始地幔(McDonough et al.,1995)標準化的稀土元素配分型式顯示為不同的特征,其中方輝橄欖巖、純橄巖具有“V”或“U”型(圖9)。LREE均為富集型,與其對應的是鉻尖晶石 Cr#多大于 60的 SSZ構造背景(Dick,1984),富集程度稍有差異,δEu=0.68～2.28,表明可能存在微量的長石。二輝橄欖巖具有相對虧損的 LREE,富集的 HREE特征,顯示典型虧損地幔橄欖巖的特征,與阿爾卑斯二輝橄欖巖以及現代洋底橄欖巖的 REE豐度及其 LREE虧損型(Frey,1984)較為接近,反映原始地幔橄欖巖的部分熔融特征,表明形成 MOR環境,并且此類巖石的鉻尖晶石都為低 Cr#(＜60)的深海地幔橄欖巖一致(Dick,1984)。另外方輝橄欖巖、純橄巖如此變化范圍較大的REE豐度,是由橄欖巖的熔融程度和虧損程度的差異所致(王希斌等,1996)。不只是早期的地幔交代作用所致,反映了巖石可能還經歷了俯沖洋殼流體的改造。因此,東波巖體經歷了MOR至SSZ的后期流體改造過程。

與稀土元素分配特征不同的是東波不同巖相之間其微量元素特征差別不大,即便是鉻值較低的二輝橄欖巖與高鉻的純橄巖,其特征基本相同。原始地幔標準化的蛛網圖顯示,總體為一個左高右低的斜坡特征(圖10)。其中大離子親石元素(LILE)富集,包括K、Ba、Ra等,指示了俯沖帶殼源的流體作用等;此外,虧損 Nb、La、Nd、Ce等一些不相容元素;而另一些相對富集Ta、Ce、Y、Yb等元素,如此顯著的差異性表明既具有虧損地幔源區的特征,也有不同程度的俯沖帶流體的交代特征。這一特征可類比于普蘭巖體(徐向珍等,2011)及羅布莎巖體指示的MOR→SSZ演化過程。

4 討論

4.1 東波蛇綠巖中火山巖的構造背景

圖11 東波蛇綠巖中玄武巖、輝長巖和輝石巖構造環境判別圖解Fig.11 Tectonic environment discrimination diagrams for volcanic rock,gabbro and pyroxenite from Dongbo ophiolite

蛇綠巖形成構造環境的厘定對恢復一個地區在地質歷史上的板塊構造格局起到關鍵性作用。Hf、Ti、Zr、Y、Nb和Sr等元素是判別不同大地構造環境玄武巖的最有效的判別因子(Pearce et al.,1971,1973)。在 Ti/100-Zr-Y×3 圖解(圖11a)中,OIB玄武巖落入板內玄武巖區,富集型洋中脊玄武巖(E-MORB)、輝石巖也接近于島弧鈣堿性玄武巖區,輝長巖接近于島弧低鉀拉斑玄武巖區;在Hf/3-Th-Ta圖解上(圖11b),OIB玄武巖投在板內玄武巖區,E-MORB玄武巖位于E-MORB與板塊玄武巖區,而輝長巖與輝石巖位于鈣堿性玄武巖區;在圖11c中OIB玄武巖位于板內玄武巖區,E-MORB位于洋中脊玄武巖與板內玄武巖過渡區。輝長巖在島弧玄武巖區,而輝石巖不在上述區域內;而在圖11d中OIB玄武巖位于板內玄武巖區,E-MORB玄武巖、輝長巖和輝石巖都位于鈣堿性玄武巖區。結合早期報道過的MORB輝長巖和輝石巖(熊發揮等,2011),并從上述不活潑元素的判別圖解上看,玄武巖屬于堿性洋島構造環境和E-MORB環境,而輝石巖、輝長巖兼有 N-MORB和 E-MORB特征,形成于洋中脊,并疊加有洋島特征。東波輝石巖、輝長巖中角閃石的發現暗示其受到后期板塊俯沖流體的改造(Ionov et al.,1997;Coltorti et al.,2004)。

雅魯藏布江縫合帶東段羅布莎蛇綠巖同樣是在大洋中脊形成后,經歷了一個SSZ環境的演化過程(Xu et al.,2011;Liu et al.,2010),本文所討論的東波蛇綠巖也屬這種類型。

4.2 東波地幔橄欖巖和基性巖脈形成背景

玄武巖具高Ti特征,REE和微量元素分布形式與OIB相似,在不活潑元素的判別圖解上落入洋島和堿性玄武巖區,這些特征表明玄武巖產于板內洋島環境,而輝長巖和輝石巖的地球化學特征表明其具有N-MORB的親緣性。一般認為,洋島火山巖和海山是“熱點”或地幔柱產生的(Wilson,1963)。因此,玄武巖可能與來自地幔深部的“熱點”作用有關,并不屬于蛇綠巖的成員。

東波巖體中方輝橄欖巖和純橄巖具高Mg#、Cr#,貧Al2O3、CaO及TiO2,代表中等至較強的虧損的殘留地幔特征,是已經虧損的地幔再次熔融后留下的殘留物。二輝橄欖巖具有相對較低的Mg#、Cr#。且東波地幔橄欖巖的巖石地球化學特征顯示其既有深海地幔橄欖巖的特征,也具有俯沖型地幔橄欖巖的性質,其中二輝橄欖巖的稀土元素配分型式接近于深海地幔橄欖巖,方輝橄欖巖和純橄巖地化指示俯沖改造的結果。東波蛇綠巖中輝石巖與輝長巖LA-ICP-MS 的 年 齡 分 別 為 (130±0.5) Ma、(128±1.1) Ma(早白堊世中期)(熊發揮等,2011),另外在東波寺南的紅色硅質巖中產出放射蟲化石指示形成時間為晚侏羅世—早白堊世,即該地區在128～130 Ma已經形成了較成熟的洋盆。在洋中脊構造背景下形成了虧損的地幔橄欖巖,以及再度熔融產物的MORB型輝長巖、輝石巖。

4.3 雅魯藏布江蛇綠巖的屬性

蛇綠巖是大陸造山帶中殘存的古代大洋巖石圈殘片,記錄了大洋巖石圈的巖漿演化、變質作用、構造過程,提供了古洋盆形成、發展和消亡等方面的重要信息,一直是地學界研究的熱點。Pearce等(1984)在前人的研究基礎上依據蛇綠巖形成的構造環境將其分為 MOR(Mid-Ocean Ridge)型和SSZ(Supra-Subduction Zone)型。此外,基于國內蛇綠巖的地球化學特征分為兩種類型:島弧型(IAT)和洋脊型(MOR)(張旗等,2001)。近來,根據不同地球化學特征和構造特征,Dilek等(2011)將蛇綠巖分為兩種類型,即與俯沖作用有關的蛇綠巖和與俯沖作用無關的蛇綠巖。對一些顯生宙造山帶中SSZ型蛇綠巖的構造-地層和地球化學特征研究表明,俯沖最初階段的洋底擴張發生于初始的弧前環境。蛇綠巖中高度演化的噴出巖序列應包括下部較老的MORB-like熔巖到上部的島弧拉斑玄武巖(IAT)和玻安質熔巖。相似地球化學類型的熔巖也發育在穿插的巖墻群和席狀巖墻中,指示俯沖作用的影響隨著蛇綠巖巖漿的演化而增強。

西藏雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖長期以來,由于其時代新、保存較好等特點而受到國內外地學界的關注,并提出多種動力學模型來解釋雅魯藏布江縫合帶的形成機制:(1)來源于新特提斯洋中脊的洋殼碎片(Nicolas et al.,1981;Girardeau et al.,1985a,b);(2)形成于島弧、大陸邊緣海盆的洋殼(王希斌等,1987;潘桂棠等,1997);(3)形成于消減帶之上(SSZ)構造環境,并以此模式來解釋雅魯藏布江縫合帶的形成和演化(Pearce et al.,1984;Wang et al.,2000;Hébert et al.,2012)。(4)提出蛇綠巖巖體形成于MOR環境,但受到不同程度的 SSZ環境改造(楊經綏等,2011;徐向珍等,2011;熊發揮等,2011)。這些認識表明蛇綠巖體形成過程中多因素的不同影響。但是筆者最近在對雅魯藏布江蛇綠巖幾個較大巖體的大比例尺填圖過程中,發現不同巖體無論是在巖石組合,還是在就位方式上,都有較大的差異。這些資料表明,對雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖形成的構造過程和演化歷史,需要綜合考慮不同巖體的共性和個性特征,要謹慎做出結論,還有許多未知的過程和因素需要揭示。

5 結論

(1)西藏東波蛇綠巖存在兩套成因不同的巖石,與“熱點”有關的玄武巖;代表東波地區新特提斯洋巖石圈殘余的輝長巖、輝石巖和地幔橄欖巖。

(2)蛇綠巖中輝長巖、輝石巖形成于洋中脊環境;虧損的地幔橄欖巖代表了新特提斯洋的殘片,是虧損的地幔再次熔融產生玄武質巖漿的殘留物。輝長巖、輝石巖兼具N-MORB和E-MORB特征指示該蛇綠巖形成演化過程中疊加了“熱點”作用。

(3)兩套不同特征的巖石在板塊匯集過程中一起構造侵位于雅魯藏布江縫合帶,構成了現今東波蛇綠巖的特征。

致謝:野外工作和文章的寫作過程中得到西藏礦業公司教授級高級工程師巴登珠,中國地質科學院地質研究所助理研究員馮光英、博士后劉飛、碩士研究生陳艷虹,中國地質大學碩士研究生趙一玨、王云鵬、張嵐、來盛民和連東洋等的大力幫助。在此,一并致以誠摯的謝意！

潘桂棠,陳智梁,李興振.1997.東特提斯地質構造形成演化[M].北京:地質出版社.

王冉,夏斌,周國慶,張玉泉,楊之青,李文鉛,韋棟梁,鐘立峰,徐力峰.2006.西藏吉定蛇綠巖中輝長巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡[J].科學通報,51(1):114-117.

王希斌,鮑佩聲,鄧萬明.1987.西藏蛇綠巖[M].北京:地質出版社.

王希斌,鮑佩聲,戎合.1996.中國蛇綠巖中變質橄欖巖的稀土元素地球化學[J].巖石學報,11(增刊):24-41.

王忠恒,王永勝,謝元和,孫忠綱,魯忠林,曲永貴,李存真,姜雪飛.2005.西藏班公湖-怒江縫合帶中段塔仁本洋島型玄武巖的發現及地質意義[J].沉積與特提斯地質,25(1-2):156-162.

熊發揮,楊經綏,梁鳳華,巴登珠,張建,徐向珍,李源,劉釗.2011.西藏雅魯藏布江縫合帶西段東波蛇綠巖中鋯石U-Pb定年及地質意義[J].巖石學報,27(11):3223-3238.

徐向珍,楊經綏,郭國林,李金陽.2011.雅魯藏布江縫合帶西段普蘭蛇綠巖中地幔橄欖巖的巖石學研究[J].巖石學報,27(11):3179-3196.

楊經綏,徐向珍,李源,李金陽,戎合,巴登珠,張仲明.2011.西藏雅魯藏布江縫合帶的普蘭地幔橄欖巖中發現金剛石及其意義[J].巖石學報,27(11):3207-3222.

張旗,周國慶.2001.中國蛇綠巖[M].北京:科學出版社,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).