中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔榴輝巖原巖研究及其成因指示

葉景艷，胡 建，湯 倩

(1.南京大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，江蘇 南京 210093;2.江蘇省有色金屬華東地質(zhì)勘查局，江蘇南京 210007)

0 引言

榴輝巖是造山帶中最為常見的高級變質(zhì)巖石之一，因其包含了高壓或超高壓標(biāo)志礦物及其豐富的地球動(dòng)力學(xué)信息而成為當(dāng)前地學(xué)研究的熱點(diǎn)和前緣。自Hauy(1822)提出榴輝巖概念以來，至今已有近200年的研究歷史。榴輝巖在我國主要集中在中央造山帶(蘇魯—大別—秦嶺—祁連山等)。典型的榴輝巖主要由石榴石和綠輝石組成，可含少量斜方輝石、石英、角閃石、藍(lán)晶石、橄欖石、金紅石、藍(lán)閃石及白云母等。一般呈深色，地表出露稀少，巖石密度大，具中粗粒變晶結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。多數(shù)具有與輝長巖—玄武巖相似的化學(xué)成分，少數(shù)含鈉較高者其成分與細(xì)碧巖相似，產(chǎn)狀較為復(fù)雜，大致可區(qū)分為以下5種類型:(1)呈包體產(chǎn)于金伯利巖或堿性橄欖玄武巖中，或呈條帶狀、透鏡狀產(chǎn)于橄欖巖或石榴石橄欖巖中，往往具有上地幔來源特征;(2)呈層狀或透鏡狀與角閃巖相片麻巖共生;(3)呈透鏡狀賦存于大理巖中;(4)呈透鏡狀或條帶狀產(chǎn)于石英片巖或石英巖中，表現(xiàn)為下地殼成因特征;(5)呈條帶狀、層狀產(chǎn)于藍(lán)閃石片巖中，主要產(chǎn)于俯沖帶中，可視為板塊俯沖的標(biāo)志(Barth et al，2001，2002;Zheng et al，2003b;Zhao et al，2007b;李天福等，2007)。

中國大陸科學(xué)鉆探工程(CCSD)，以解決板塊會(huì)聚邊界的大陸深俯沖及地幔動(dòng)力學(xué)為科學(xué)目標(biāo)，是繼前蘇聯(lián)和德國之后第3個(gè)超過5 000 m的科學(xué)深鉆，選址于世界著名的中央超高壓變質(zhì)帶東部的江蘇省連云港市東海縣(圖1a)，建成了亞洲第一個(gè)深部地質(zhì)作用長期觀測實(shí)驗(yàn)基地，也是亞洲第一個(gè)大陸科學(xué)鉆探和地球物理遙測數(shù)據(jù)信息庫，亞洲第一個(gè)研究地幔物質(zhì)的標(biāo)本巖芯館和配套實(shí)驗(yàn)室，使我國超高壓變質(zhì)帶和地幔物質(zhì)研究達(dá)到國際領(lǐng)先水平。

中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔中的榴輝巖原巖多為新元古代巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，許志琴等(2006)曾測定深度5 084.90 m退變質(zhì)金紅石榴輝巖原巖年齡為(765±15)Ma，Chen等 (2007)分別采用 SHRIMP和LA－ICP-MS技術(shù)獲得主孔736.01 m榴輝巖原巖年齡(767±28)Ma和(779±42)Ma，這些年齡與地表出露的東?？h青龍山榴輝巖SHRIMP U-Pb年齡(761±13)Ma在誤差范圍內(nèi)一致(楊經(jīng)綏等，2003)，認(rèn)為是Rodinia超級大陸發(fā)生裂解時(shí)?。懪鲎舱T發(fā)裂谷巖漿作用的產(chǎn)物(Chen et al，2007;許志琴等，2006)。本次研究即以這些CCSD主孔中的榴輝巖為主要研究對象，收集并分析前人發(fā)表的相關(guān)數(shù)據(jù)資料，在此基礎(chǔ)上嘗試對榴輝巖的原巖進(jìn)行恢復(fù)，闡明其巖石成因類型及特征，并探討了其物質(zhì)起源及構(gòu)造指示意義。

圖1 CCSD主孔位置(a)及0～2 000 m巖性剖面(b)圖

1 中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔榴輝巖元素地球化學(xué)特征

CCSD主孔榴輝巖的主微量元素?cái)?shù)據(jù)主要利用了張澤明等(2004)、劉勇勝等(2005)、趙子福等(2005)、邱檢生等(2006)以及李天福等(2007)發(fā)表的該孔0～2 000 m榴輝巖全巖地球化學(xué)數(shù)據(jù)42件(圖1b)，這些樣品的微量元素均采用高精度的ICP-MS方法測定，保證了結(jié)果均有較高的準(zhǔn)確性。詳細(xì)測定結(jié)果摘列于表1。

表1 CCSD主孔榴輝巖代表性樣品地球化學(xué)組成及相關(guān)計(jì)算參數(shù)

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

續(xù)表1

1.1 主量元素

CCSD主孔不同產(chǎn)狀榴輝巖具有明顯不同的主量元素特征(圖2)，其中毗鄰超鎂鐵巖榴輝巖SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)最低，w(SiO2)=34.08% ～44.33%，富鈦(w(TiO2)=2.39% ～5.74%)、鐵 (w(FeO*)=12.84% ～30.49%，全鐵)和鈣(w(CaO)=9.79% ～12.68%)，相對貧鎂(w(MgO)=3.91% ～8.36%)，Mg#值較低，波動(dòng)于0.30～0.48之間，表現(xiàn)出鐵輝長巖的地球化學(xué)特征，和格林蘭東部Skaergaard侵入體(Wager，1960;Hunter et al，1987)、北京門頭溝鐵輝長巖(劉翠等，2007)以及峨眉山大火成巖省貴州境內(nèi)高鐵低硅基性—超基性巖體(徐義剛等，2003)相類似。CIPW計(jì)算結(jié)果也顯示，這一類榴輝巖的原巖礦物組成主要為斜長石、鐵橄欖石、單斜輝石、鈦鐵氧化物以及少量鎂橄欖石和斜方輝石等。與超鎂鐵巖共生的榴輝巖SiO2相對較高(w(SiO2)=43.3% ～51.28%)，在TAS圖上主要投影在橄欖巖－輝長巖區(qū)域(圖3)，富鎂(w(MgO)=7.89% ～17.06%)、貧鈦(w(TiO2)=0.22% ～1.98%)，Mg#=0.60～0.76，稍低于與其共生的蛇紋石化橄欖輝石巖Mg#=0.79～0.85，明顯高于與片麻巖類共生或與之相毗鄰的榴輝巖。CIPW計(jì)算結(jié)果表明，這些榴輝巖的原巖主要由橄欖石、斜方輝石、斜長石以及部分單斜輝石組成。與片麻巖類共生的榴輝巖

圖2 CCSD主孔榴輝巖各種氧化物和SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)關(guān)系圖

SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)較高且變化范圍大(w(SiO2)=40.18% ～60.34%)，TAS投影圖顯示這些榴輝巖的原巖主要為輝長質(zhì)侵入體，少數(shù)表現(xiàn)出輝長閃長巖－閃長巖的地球化學(xué)特征(圖3)。相對富鐵貧鎂，w(FeO*)/w(MgO)比值為1.10～4.67，平均值為2.52，介于與超鎂鐵巖毗鄰的榴輝巖(平均值為3.37)和與超鎂鐵巖共生的榴輝巖(平均值為0.89)之間。CIPW計(jì)算結(jié)果顯示，這一類榴輝巖的原巖應(yīng)主要由斜長石、輝石和少量橄欖石或石英等組成，其中斜長石的鈣長石分子含量明顯低于與超鎂鐵巖共生或與之毗鄰的榴輝巖中斜長石的鈣分子含量，表明巖漿體系較后者已經(jīng)歷了一定程度的分離結(jié)晶。

1.2 稀土及微量元素

圖3 CCSD主孔榴輝巖SiO2-Na2O+K2O圖解

在稀土元素組成方面，與片麻巖類共生的榴輝巖稀土總量較高，∑REE=26.5～436，平均值179，除個(gè)別樣品(樣號Q7)外，所有榴輝巖均顯示輕稀土富集的特征(圖 4a)，wLREE/wHREE=1.11～13.23，(w(La)/w(Yb))N=0.85～16.06，Eu異常不顯著，δEu=0.83～1.30，平均值為1.04。而與超基性巖毗鄰的榴輝巖稀土總量明顯較低，∑REE=9.29～45.8，平均值僅為24.71，輕重稀土分餾相對不明顯，wLREE/wHREE=0.72 ～3.15，(w(La)/w(Yb))N=0.08～2.97，但表現(xiàn)出明顯的 Eu正異常特征(圖4b)，δEu=1.23～2.22，表明在成巖過程中發(fā)生了顯著的鈣質(zhì)斜長石堆晶作用。與超鎂鐵巖共生的榴輝巖稀土總量介于另二類榴輝巖稀土含量之間，∑REE=17.6～166，輕稀土相對富集，wLREE/wHREE=1.42～13.67，這些榴輝巖同時(shí)顯示Eu正異常和負(fù)異常的特征(圖4c)，δEu值波動(dòng)范圍較大，δEu=0.66～1.83，表明在成巖過程中鈣質(zhì)斜長石的堆晶作用逐漸增 強(qiáng)。

圖4 CCSD主孔榴輝巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分型式

在相對于原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的蛛網(wǎng)圖上(圖5)，與片麻巖類和超基性巖共生的榴輝巖Rb、Ba、Th、U等大離子親石元素相對富集，而與超基性巖毗鄰的榴輝巖大離子親石元素含量明顯偏低。在高場強(qiáng)元素方面，與片麻巖類和超基性巖共生的榴輝巖Nb、Ta、Zr、Hf、Y 等元素含量較高，但前者在蛛網(wǎng)圖上表現(xiàn)出Nb-Ta槽特征，表明這些榴輝巖的原巖和受消減帶上升流體影響的火山弧玄武巖有一定的成因聯(lián)系，而與超基性巖毗鄰的榴輝巖高場強(qiáng)元素含量較低，但Ti、V含量較另二類榴輝巖高，說明其原巖在成巖過程中存在顯著V-Ti-Fe氧化物的堆晶作用。在玄武巖熔體中，過渡族元素Cr優(yōu)先在單斜輝石中富集，而 Ni則優(yōu)先在橄欖石中富集(Rollison，1993)，與超基性巖共生的榴輝巖中Cr、Ni含量明顯高于與片麻巖類共生以及與超基性巖毗鄰的榴輝巖，表明這一類榴輝巖的原巖橄欖石和單斜輝石是主要的鎂鐵質(zhì)礦物相，這與前述CIPW計(jì)算結(jié)果相一致。

2 中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔榴輝巖原巖成因特征

圖5 CCSD主孔榴輝巖微量元素相對于原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖

從元素地球化學(xué)特征來看，CCSD主孔榴輝巖的原巖具有多種成因類型(張澤明等，2004;趙子福等，2005)。與超基性巖共生的榴輝巖具有與超基性巖類似的微量元素組成及稀土配分型式(圖4、圖5)，其巖石成因應(yīng)和超基性巖的形成具有緊密的聯(lián)系。與超基性巖毗鄰的榴輝巖原巖為鐵輝長巖，具低硅、富鐵貧鎂、大離子親石元素(如Th、U)和輕稀土(如La、Ce)等親巖漿元素含量少、V和Ti強(qiáng)烈富集且Eu正異常的特點(diǎn)，表明在成巖過程中有大量的鈣質(zhì)斜長石、輝石以及V-Ti-Fe氧化物晶出，應(yīng)為堆晶巖成因。與片麻巖類共生的榴輝巖大離子親石元素(如 Rb、Ba、Th、U)含量明顯高于與超基性巖共生或毗鄰的榴輝巖，在SiO2－(Na2O+K2O)(圖3)以及Nb/Y－Zr/TiO2(圖6)關(guān)系圖上，投影點(diǎn)主要集中在基性—中性巖區(qū)域，而與超基性巖共生或毗鄰的榴輝巖則分別投影在基性和超基性巖區(qū)域。從Nb/Y－Zr/TiO2和 SiO2－FeO*/MgO圖解可以看出，這些榴輝巖的原巖均應(yīng)為亞堿性巖類(圖6)，且多為拉斑質(zhì)(圖7)。前人的研究表明，拉斑質(zhì)玄武巖漿通過結(jié)晶分異可以演化成富硅貧鐵的流紋質(zhì)產(chǎn)物(即Bowen分異趨勢)(Bowen，1928)或富鐵貧硅的產(chǎn)物(即Fenner分異趨勢)(Fenner，1929)。2種分異趨勢主要受控于巖漿的氧逸度大小(即磁鐵礦從巖漿中晶出的時(shí)間)，氧逸度升高會(huì)使得玄武質(zhì)巖漿體系中磁鐵礦變得相對穩(wěn)定，從而提早從巖漿中晶出，使得殘余的巖漿體系硅富集而鐵虧損，反之則磁鐵礦晶出時(shí)間推遲，進(jìn)而導(dǎo)致巖漿中鐵富集(Osborn，1959;Toplis et al，1995;Jang et al，2001)。在自然界，Bowen分異趨勢比較普遍，而Fenner分異趨勢則較為少見，典型例子為峨眉山大火成巖省東區(qū)玄武巖(徐義剛等，2003)以及格陵蘭東部的Skaergaard侵入巖體，盡管后者仍存在許多爭論(Wager，1960;Hunter et al，1987;Brooks et al，1991;McBirney，1996)。

圖6 CCSD主孔榴輝巖Nb/Y－Zr/TiO2關(guān)系圖

圖7 CCSD主孔榴輝巖SiO2－FeO*/MgO圖解

CCSD主孔榴輝巖的原巖在成巖過程中記錄有較明顯的磁鐵礦晶出，例如與超基性巖毗鄰的榴輝巖(劉勇勝等，2005)。然而，CCSD主孔榴輝巖的主體卻是與片麻巖類共生，表現(xiàn)出Bowen分異趨勢，說明磁鐵礦的晶出僅僅只是榴輝巖原巖成因的制約因素之一，而非唯一因素。從圖2和圖8可以看出，CCSD主孔榴輝巖的原巖具有三重演化趨勢，超基性巖以及與超基性巖共生的榴輝巖和橄欖石+輝石分離結(jié)晶趨勢對應(yīng)，與超基性巖毗鄰的榴輝巖和磁鐵礦分離結(jié)晶趨勢對應(yīng)，而與片麻巖類共生的榴輝巖則和玄武巖熔體的演化趨勢對應(yīng)，這三類榴輝巖的原巖之間具有明顯的同源演化關(guān)系。與超基性巖共生的榴輝巖以高M(jìn)g、Cr和Ni及低V、Ti為主要特征，而與超基性巖毗鄰和與片麻巖類共生的榴輝巖Mg、Cr、Ni含量明顯偏低，其中前者又具有顯著的V、Ti、Fe元素富集特征且Eu正異常。因此，提出二階段堆晶演化模式以闡述這些榴輝巖之間的成因聯(lián)系，其過程如下:基性的玄武質(zhì)巖漿進(jìn)入巖漿房后，橄欖石和斜方輝石最先結(jié)晶，堆晶形成超基性巖(即輝石橄欖巖，圖9a)，之后，鈣質(zhì)斜長石和單斜輝石逐漸結(jié)晶，形成與超基性巖共生的榴輝巖的原巖(圖9b)，其中鈣質(zhì)斜長石的晶出使得Eu元素從負(fù)異常漸變到正異常，由于橄欖石和輝石是Cr、Ni等元素的主要賦存礦物相，因而殘余巖漿中Cr、Ni含量顯著降低。第二階段，鈣質(zhì)斜長石和單斜輝石大量晶出，與此同時(shí)，巖漿體系中富V和Ti的磁鐵礦也開始結(jié)晶，由于密度差的原因(Charlier et al，2006;劉勇勝等，2005)，這些晶出的鈣質(zhì)斜長石、單斜輝石和釩鈦磁鐵礦發(fā)生堆晶作用，形成與超鎂鐵巖毗鄰的榴輝巖原巖(圖9c)，以Eu元素強(qiáng)烈正異常為主要特征。此后，隨著溫度的降低，殘余的玄武質(zhì)巖漿按Bowen分異趨勢逐漸向中性巖巖漿演化(圖9d)。這一模式較好地解釋了CCSD主孔中鎂鐵質(zhì)巖石之間的地球化學(xué)變異特征，認(rèn)為這些巖石的原巖可能是由單一巖漿房巖漿經(jīng)堆晶及分離結(jié)晶作用演化而來的基性—超基性雜巖體，可與挪威西南部Rogaland層狀侵入雜巖體相類比(Duchesne，1999;Charlier et al，2006)。

3 中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔榴輝巖原巖的物質(zhì)源區(qū)及構(gòu)造指示

地幔起源的巖漿可能會(huì)在其源區(qū)或上升、侵位過程中受到地殼物質(zhì)的混染(Mohr，1987)。CIPW計(jì)算結(jié)果顯示，CCSD主孔榴輝巖部分樣品標(biāo)準(zhǔn)礦物出現(xiàn)霞石分子(表2)，表明不存在高SiO2地殼物質(zhì)對它們的明顯混染。鎂鐵質(zhì)巖漿同化地殼物質(zhì)，LILE/HFSE比值會(huì)顯著提高(Barker et al，1997;Macdonald et al，2000)。CCSD主孔榴輝巖這些比值之間并不顯示明顯的相關(guān)關(guān)系，大部分樣品的w(La)/w(Nb)比值較小(典型陸殼巖石的w(La)/w(Nb)＞12)，證明陸殼物質(zhì)對這些榴輝巖原巖的同化混染作用不明顯。此外，圖2和圖8顯示良好的演化趨勢也不支持有較多量的地殼物質(zhì)混染，因此，CCSD主孔榴輝巖的原巖應(yīng)主要來源于富集地幔的部分熔融。

圖8 CCSD主孔中榴輝巖地球化學(xué)變異趨勢圖

圖9 CCSD主孔榴輝巖的成因演化模式圖

金紅石、榍石和鈦鐵礦是Nb、Ta、Zr和Hf等高場強(qiáng)元素的主要賦存礦物相，CCSD主孔中與片麻巖類共生的榴輝巖表現(xiàn)出明顯的Nb－Ta槽和Zr、Hf部分虧損的特征(圖5a)。然而，原巖為堆晶巖的榴輝巖以及蛇紋巖化的橄欖巖卻不相應(yīng)地顯示Nb、Ta、Zr和 Hf富集(圖 5b、5c、5d)，表明這些榴輝巖原巖的源區(qū)高場強(qiáng)元素相對虧損。從圖2和圖8可以看出，SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)在48% ～52%的榴輝巖地球化學(xué)組分應(yīng)可代表CCSD主孔榴輝巖原巖的原始巖漿成分，這些榴輝巖明顯富集大離子親石元素(如Th、U等)和輕稀土元素(主要是La和Ce)，部分虧損高場強(qiáng)元素(Nb、Ta、Zr、Hf等)和重稀土元素(如Yb、Lu等)，顯著區(qū)別于MORB和OIB源區(qū)，表明CCSD主孔中的榴輝巖原巖應(yīng)是富集地幔部分熔融形成的玄武質(zhì)巖漿經(jīng)不同途徑分異演化的產(chǎn)物，其構(gòu)造環(huán)境位于洋殼對大陸俯沖的消減帶，來源于洋殼的流體為地幔楔提供大離子親石元素和少量輕稀土元素，而Nb、Ta等高場強(qiáng)元素則以金紅石、榍石、鈦鐵礦中組分形式殘留下來(Kelemen et al，1990;Stolz et al，1996)。因?yàn)槲⒘吭卦诤黧w中的溶解度主要由元素的離子半徑和電離勢決定(Weaver，1991)，因此輕稀土元素等較高場強(qiáng)元素更容易進(jìn)入消減帶地幔楔，從而造成消減帶地幔楔部分熔融形成的玄武巖漿具有低的HFSE/LILE比值(Weaver，1991;Thirwall et al，1994)。大洋中脊玄武巖(MORB)和洋島玄武巖(OIB)具有較高的w(Nb)/w(U)比值，可達(dá) 47±10(Hofmann et al，1986)，而 CCSD主孔榴輝巖原巖的原始巖漿w(Nb)/w(U)比值僅為 7.17～28.21，明顯低于MORB和OIB玄武巖，而與消減帶玄武巖相當(dāng)(Mcculloch et al，1991)。汪云亮等(2001)參考世界典型大地構(gòu)造環(huán)境區(qū)玄武巖類的Th、Hf、Ta資料，提出了玄武巖類在不同大地構(gòu)造環(huán)境中形成的判別指標(biāo)，CCSD主孔榴輝巖原巖的原始巖漿組分多數(shù)樣品點(diǎn)w(Th)/w(Ta)比值在1.6以上，而 w(Ta)/w(Hf)比值則小于0.1，與板塊匯聚邊緣的拉斑玄武巖的Th-Ta-Hf判別指數(shù)一致。同時(shí)，在多種玄武巖構(gòu)造判別圖解上(圖10、圖11)，投影點(diǎn)主要集中在板緣或火山弧玄武巖區(qū)域，也說明其應(yīng)起源于活動(dòng)大陸邊緣富集地幔。一般來說，活動(dòng)陸緣玄武巖可細(xì)分為島弧玄武巖(IAB)和弧后盆地玄武巖(BABB)二類，前者主要具有鈣堿性特征，大離子親石元素以及輕稀土元素富集，Nb、Ta、Ti等高場強(qiáng)元素強(qiáng)烈虧損，而弧后盆地玄武巖則主要是拉斑質(zhì)，同樣富集大離子親石元素和輕稀土元素，但Nb、Ta虧損相對較弱，不顯示 Ti負(fù)異常特征(周剛等，2007)。在微量元素方面，弧后玄武巖較島弧玄武巖更富 V、Zr和 Nb(Gamble et al，1995)，其w(Zr)/w(Nb)比值與MORB相當(dāng)。CCSD主孔榴輝巖原巖的原始巖漿組分Nb的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1.78～13.27 g/t，明顯高于島弧玄武巖的Nb質(zhì)量分?jǐn)?shù)(一般小于 2 g/t)，(Pearce et al，1995;Elliott et al，1997;Ewart et al，1998;Taylor et al，1992)，w(Zr)/w(Nb)比值則為6.9～58.9，介于MORB范圍之間(10 ～60)(Macdonald et al，2000;周剛等，2007)，表明其不是形成于島弧環(huán)境，而應(yīng)是弧后拉張巖漿作用的產(chǎn)物。

表2 CCSD主孔榴輝巖代表性樣品CIPW標(biāo)準(zhǔn)礦物計(jì)算結(jié)果

圖10 CCSD主孔與片麻巖類共生SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)介于48% ～52%之間的榴輝巖Hf/3－Th－Ta圖解

圖11 CCSD主孔與片麻巖類共生SiO2質(zhì)量分?jǐn)?shù)介于48% ～52%之間的榴輝巖2Nb－Zr/4－Y圖解

4 結(jié)論

(1)大陸科學(xué)鉆探工程主孔0～2 000 m范圍內(nèi)揭露的榴輝巖按其與圍巖接觸關(guān)系，可劃分為與片麻巖類共生的榴輝巖、與超基性巖毗鄰的榴輝巖以及與超基性巖共生的榴輝巖3種類型。

(2)大陸科學(xué)鉆探工程主孔0～2 000 m范圍內(nèi)揭露的榴輝巖的原巖可能為由單一巖漿房巖漿經(jīng)堆晶及分離結(jié)晶作用演化而來的基性—超基性雜巖體，后期遭受超高壓變質(zhì)形成榴輝巖。

(3)大陸科學(xué)鉆探工程主孔0～2 000 m范圍內(nèi)揭露的榴輝巖的原巖可能起源于富集地幔的部分熔融，是弧后巖漿作用的產(chǎn)物。

劉勇勝，張澤明，LEE CINTY，等.2005.CCSD主孔高Ti榴輝巖非耦合的高Ti、低Nb(Zr)特征:對玄武質(zhì)巖漿房中磁鐵礦分離結(jié)晶作用的啟示［J］.巖石學(xué)報(bào)，21(2):339－346.

李天福，楊經(jīng)綏.2007.中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔石榴石單輝橄欖巖的巖石化學(xué)研究［J］.巖石學(xué)報(bào)，23(12):3116－3136.

邱檢生，王汝成，蔣少涌，等.2006.中國大陸科學(xué)鉆探主孔高鈦與低鈦榴輝巖地球化學(xué)特征對比及其對金紅石成礦的指示意義［J］.巖石學(xué)報(bào)，22(7):1875－1882.

汪云亮，張成江，修淑芝.2001.玄武巖類形成的大地構(gòu)造環(huán)境的Th/Hf-Ta/Hf圖解判別［J］.巖石學(xué)報(bào)，17(3):413－421.

徐義剛，鐘孫霖.2003.峨眉山大火成巖省中兩類巖漿分異趨勢及其成因［J］.科學(xué)通報(bào)，48(4):383－387.

許志琴，劉福來，戚學(xué)祥，等.2006.南蘇魯超高壓變質(zhì)地體中羅迪尼亞超大陸裂解事件的記錄［J］.巖石學(xué)報(bào)，22(7):1745－1760.

楊經(jīng)綏，劉福來，吳才來，等.2003.中央碰撞造山帶中兩期超高壓變質(zhì)作用:來自含柯石英鋯石的定年證據(jù)［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，77(4):463－477.

張澤明，許志琴，劉福來，等.2004.中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔(100～2 050 m)榴輝巖巖石化學(xué)研究［J］.巖石學(xué)報(bào)，20(1):27－42.

趙子福，鄭永飛，陳斌，等.2005.中國大陸科學(xué)鉆探工程主孔(734～933 m)榴輝巖和片麻巖元素及Sr-Nd同位素地球化學(xué)研究［J］.巖石學(xué)報(bào)，21(2):325－338.

周剛，秦紀(jì)華，張招崇，等.2007.新疆富蘊(yùn)縣蘇普特一帶雙峰式火山巖的發(fā)現(xiàn)及其地質(zhì)意義［J］.地質(zhì)論評，53(3):338－348.

BOWEN N L.1928.The evolution of the igneous rocks［M］.Princeton:Princeton University Press.

BROOKS C K，LARSEN L M，NIELSEN T F D.1991.Importance of iron-rich tholeiitic magmas at divergent plate margins:A reappraisal［J］.Geology，19(3):269 －272.

BARKER J A，MENZIES M A，THIRLWALL，et al.1997.Petrogenesis of Quaternary intraplate volcanism，Sana'a Yenmen:Implication and polybaric melt hybridization［J］.J Petro，38(10):1359 －1390.

BARTH M G，RUNDNICK R L，HORN I，et al.2001.Geochemistry of xenolithic eclogites from west Africa，part 1:A link between low MgO eclogites and Archean crust formation［J］.Geochim Cosmochim Acta，65(9):1499－1527.

BARTH M G，RUNDNICK R L，HORN I，et al.2002.Geochemistry of xenolithic eclogites from west Africa，part 2:Origins of the high MgO eclogite［J］.Geochim Cosmochim Acta，66(24):4325－4345.

CHARLIER B，DUCHESNE J C，AUWERA J V.2006.Magma chamber processes in the Tellnes ilmenite deposit(Rogaland Anorthosite Province，SW Norway)and the formation of Fe-Ti ores in massif-type anorthosites［J］.Chemical Geology，234(3/4):264－290.

CHEN R X，ZHENG Y F，ZHAO Z F，et al.2007.Zircon UPb age and Hf isotope evidence for constrasting origin of bimodel protolith for ultrahigh-pressure metamorphic rocks from the Chinese Continetal Scientific Drilling project［J］.Metamorphic Geol，25(8):873 －894.

DUCHESNE J C.1999.Fe-Ti deposits in Rogaland anorthosites(south Norway):geochemical characteristics and problems of interpretation［J］.Mineralium Deposita，34:182 －198.

ELLIOTT T，PLANK T，ZINDLER A，et al.1997.Element transport from slab to volcanic front at the Mariana arc［J］.J Geophys Res，102(B7):14991 －15019.

EWART A，COLLERSON K D，REGELOUS M，et al.1998.Geochemical evolution within the Tonga-Kermadec-Lau arc back-arc systems:the role of varying mantle wedge compositon in space and time［J］.J Petrol，39(3):331 －368.

FENNER C N.1929.The crystallization of basalt［J］.Am J Sci，18(105):225 －253.

GAMBLE J A，WRIGHT I C，WOODHEAD J D，et al.1995.Arc and back-arc geochemistry in the southern Kermadec arc-Ngatoro Basin and offshore Taupo Volcanic Zone，SW Pacific［C］//SMELLIE J L.Volcanism Associated with Extension at Consuming Plate Margins.London:Geol Soc，Special Publication，193 －212.

HOFMANN A W，JOCHUM K P，SEUFERT M，et al.1986.Nb and Pb in ocean basalts:new constraints on mantle evolution［J］.Earth Planet Sci Lett，79(1/2):33 －45.

HUNTER R H，SPARKS R S J.1987.The differentiation of the Skaergaard intrusion［J］.Contrib Mineral Petrol，9(5):451－461.

JANG Y D，NASLUND H R，MCBIRNEY A R.2001.The differentiation trend of the Skaergaard intrusion and the timing of magnetite crystallization:Iron enrichment revisited［J］.Earth Planet Sci Lett，189(3/4):189 －196.

KELEMEN P B，KINGLER R J，JOHNSON K T M.1990.High field strength element depletions in arc basalt due to mantle-magma interaction［J］.Nature，345(6275):521－524.

MIVASHIRO A.1974.Volcanic rock series in island arcs and active continental margins［J］.Am J Sci，274(4):321 －355.

MESCHEDE M.1986.A method of discriminating between different types of mid-ocean ridge basalts and continental tholeiites with the Nb-Zr-Y diagram［J］.Chemical Geology，56(3/4):207－218.

MOHR P A.1987.Crustal contamination in mafic sheets:a summary［C］//HALLS H，F(xiàn)AHRIG W F.Mafic Dyke Swarms.Newfoundland:Geological Association of Canada，Special Paper 34:75－80.

MCCULLOCH M T，GAMBLE J A.1991.Geochemical and geodynamical constraints on subduction zone magmatism［J］.Earth Planet Sci Lett，102(3/4):358 －374.

MCDONOUGH W F，SUN S S.1995.The composition of the Earth［J］.Chemical Geology，120(3/4):223－253.

MCBIRNEY A R.1996.The Skaergaard intrusion［C］//CAWTHORN R J.Layered Intrusions.Amsterdam:Elsevier Science，147－180.

MACDONALD R，HAWKESWORTH C J，HEATH E.2000.The lesser Antilles volcanic chain a study in arc magmatism［J］.Earth Sci Rev，49(1/4):1 －76.

OSBORN E F.1959.Role of oxygen pressure in the crystallization and differentiation of basaltic magmas［J］.Am J Sci，257(9):609－647.

PEARCE J A，ERNEWEIN M，BLOOMER S H.1995.Geochemistry of Lau Basin volcanic rocks［C］//SMELLIE J L.Volcanism Associated with Extension at Consuming Plate Margins.London:Geol Soc，Special publication:53 －75.

ROLLISON H R.1993.Using geochemical data:evolution，presentation，interpretation［M］.London:Longman Publishing Group.

STOLZ A J，JOCHUM K P，SPETTEL B，et al.1996.Fluid and melt-related enrichment in the subarc mantle:evidence from Nb/Ta variations in island-arc basalts［J］.Geology，24(7):587－590.

TAYLOR S R，MCLENNAN S M.1985.The continental crust:its composition and evolution［M］.Oxford:Blackwell.

TAYLOR R N，LAPIERRE H，VIDAL P，et al.1992.Igneous geochemistry and petrogenesis of the Izu-Bonin forearc ba-sin［J］.Proceedings of the Ocean Drilling Program，Scientific Results，126:405 －430.

THIRWALL M F，SMITH T E，GRAHAM A M，et al.1994.High field strength element anomalies in arc lavas:source or process［J］.J Petrol，35(3):819 － 838.

TOPLIS M J，CARROLL M R.1995.An experimental study of the influence of oxygen fugacity on Fe-Ti oxide stability，phase relations，and mineral-melt equilibria in ferro-basaltic systems［J］.J Petrol，36(5):1137 －1170.

WAGER L R.1960.The major element variation of the Layered Series of the Skaergaard intrusion and a re-estimation of the average composition of the hidden layered series and the successive residual magma ［J］.J Petrol，1(1):364－398.

WINCHESTER J A，F(xiàn)LOYD P A.1977.Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products［J］.Chem Geol，20:325 －343.

WOOD D A.1980.The application of a Th-Hf-Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary volcanic province［J］.Earth Planet Sci Lett，50:11 －30.

WEAVER B L.1991.The origin of ocean island basalt endmember composition:trace element and isotopic constrains［J］.Earth Planet Sci Lett，104:381 －397.

ZHENG YONGFEI，GONG BING，ZHAO ZIFU，et al.2003.Two types of gneisses associated with eclogite at Shuanghe in the Dabie terrane:carbon isotope，zircon U-Pb dating and oxygen isotope［J］.Lithos，70(3/4):321 －343.

ZHAO ZIFU，ZHENG YONGFEI，WEI CHUNSHENG，et al.2007.Post-collisional granitoids from the Dabie orogen in China:Zircon U-Pb age，element and O isotope evidence for recycling of subducted continental crust［J］.Lithos，93(3/4):248－272.