西藏雅魯藏布江縫合帶東段澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r特征及其意義*

來(lái)盛民 楊經(jīng)綏＊＊ 熊發(fā)揮 劉釗 田亞洲 徐向珍 張嵐 高健

LAI ShengMin1，2，YANG JingSui1，2＊＊，XIONG FaHui2，LIU Zhao1，TIAN YaZhou2，XU XiangZhen2，ZHANG Lan1 and GAO Jian3

1. 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，北京 100083

2. 大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所，北京 100037

3. 昆明理工大學(xué)，昆明 650504

1. School of Earth Science and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

3. Kunming University of Science and Technology，Kunming 650504，China

2015-07-10 收稿，2015-10-20 改回.

1 引言

蛇綠巖是時(shí)間和空間上緊密相關(guān)的一套超鎂鐵-長(zhǎng)英質(zhì)的巖石組合，這套巖石組合在特定構(gòu)造環(huán)境下，往往經(jīng)歷了多次部分熔融、巖漿分異等作用。蛇綠巖代表著上地幔和洋殼的殘余(Dewey and Bird，1971;Coleman，1977)，在板塊匯聚過(guò)程中拼接到大陸邊緣之上。蛇綠巖的研究可以為反演古大洋的演化提供重要的信息。形成于晚侏羅-白堊紀(jì)的雅魯藏布江縫合帶(YZSZ)位于青藏高原南部，代表著新特提斯洋巖石圈的殘片，是印度板塊向歐亞板塊俯沖的產(chǎn)物(Miller et al.，2003;Dubois-C?té et al.，2005)。前人對(duì)雅魯藏布江蛇綠巖帶的形成演化有以下幾種觀點(diǎn):(1)認(rèn)為雅魯藏布江縫合帶中蛇綠巖層序可以與現(xiàn)代大洋巖石圈的層序?qū)Ρ?，屬M(fèi)ORB 蛇綠巖，形成于新特提斯洋中脊，之后部分經(jīng)俯沖改造就位到現(xiàn)在的位置(Nicolas et al.，1981;Girardeau et al.，1985a，b);(2)認(rèn)為雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖形成于俯沖環(huán)境下的島弧、大陸邊緣海盆的洋殼環(huán)境(王希斌和鮑佩聲，1987;潘桂棠等，1997);(3)認(rèn)為雅魯藏布江蛇綠巖屬于SSZ 型蛇綠巖，形成于俯沖帶之上(Pearce et al.，1984;Wang et al.，2000)。近年來(lái)的綜合研究表明，整個(gè)雅魯藏布江縫合帶蛇綠巖的成因具有多樣性(Zhou et al.，2002;Miller et al.，2003;Dupuis et al.，2005;Guilmette et al.，2008;Yamamoto et al.，2009;Bédard et al.，2009;Liu et al.，2010;李強(qiáng)等，2014;Guo et al.，2015;Niu et al.，2015;李源等，2011;連東洋等，2014，2015;吳福元等，2014;周文達(dá)等，2014;劉飛等，2015;張旗，2015)。

位于雅魯藏布江縫合帶東段的澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r是澤當(dāng)蛇綠巖的主體部分，與羅布莎超鎂鐵巖同為雅江東段出露面積最大的地幔橄欖巖體。前人認(rèn)為澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r之上的殼層火山熔巖屬亞堿性玄武巖，其Sm-Nd 等時(shí)線年齡為175±20Ma，平均初始εNd(t)= +7.2，來(lái)自強(qiáng)烈虧損的地幔源區(qū)，未受到大陸地殼物質(zhì)的混染，得出澤當(dāng)蛇綠巖形成于邊緣洋盆環(huán)境，構(gòu)造就位到如今的位置(韋棟梁等，2004，2006)。部分學(xué)者認(rèn)為新特提斯洋在中侏羅世時(shí)發(fā)育一條幔內(nèi)型推覆韌性剪切帶，印度板塊與歐亞板塊的相向移動(dòng)引發(fā)了洋內(nèi)的俯沖消減，形成澤當(dāng)蛇綠巖，并認(rèn)為澤當(dāng)蛇綠巖應(yīng)屬SSZ 型(Dupuis et al.，2005;韋棟梁等，2007)。研究表明，晚侏羅世-白堊紀(jì)期間，在新特提斯洋的洋內(nèi)俯沖和島弧形成過(guò)程中，蛇綠巖的部分破碎并進(jìn)入到島弧的火山建造序列中，形成野外見(jiàn)到的透鏡體(梁鳳華等，2011)。

前人主要通過(guò)地球化學(xué)的方法來(lái)反演澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的形成及演化過(guò)程，往往忽略不同巖相的劃分以及礦物學(xué)的研究。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r內(nèi)部巖相變化明顯，包括純橄巖、方輝橄欖巖、二輝橄欖巖和輝石巖等超基性巖以及輝長(zhǎng)巖、輝綠巖，玄武巖等基性巖類。不同巖相之間，乃至同一巖相不同地段的礦物都呈現(xiàn)出不同的特征。因此，本文將不同巖相的地球化學(xué)與礦物學(xué)研究相結(jié)合，確定不同巖相之間的聯(lián)系與區(qū)別，為揭示澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的部分熔融過(guò)程以及構(gòu)造背景提供依據(jù)，并通對(duì)比過(guò)研究澤當(dāng)蛇綠巖與雅魯藏布江縫合帶其他蛇綠巖的關(guān)系，進(jìn)一步探討整個(gè)雅魯藏布江縫合帶及新特提斯洋的形成和演化過(guò)程。

2 地質(zhì)背景

雅魯藏布江縫合帶呈近東西方向延伸約2000km，代表新特提斯洋的殘余，是印度板塊與歐亞板塊之間年齡最新、位于西藏最南端的一條縫合帶(Miller et al.，2003;Dubois-C?té et al.，2005;楊經(jīng)綏等，2004)。雅魯藏布江縫合帶西起印度河蛇綠巖帶，東段與印度-緬甸蛇綠巖帶相接(葉培盛等，2006)。雅魯藏布江縫合帶中發(fā)育大量地幔橄欖巖體，其中主要巖體西部有東波、普蘭與巴爾巖體，中部有日喀則巖體，東部有羅布莎巖體和澤當(dāng)巖體。前人的研究表明，雅魯藏布江縫合帶表現(xiàn)出復(fù)雜的地質(zhì)特征，蛇綠巖顯示出成因上的多變性，并具有多階段的演化特征(Zhou et al.，2002;Miller et al.，2003;Dupuis et al.，2005;Guilmette et al.，2008;Yamamoto et al.，2009;Bédard et al.，2009;Liu et al.，2010)。

澤當(dāng)蛇綠巖地處澤當(dāng)縣城以西20km，呈西北-東南方向延伸約20 余km，最寬處可達(dá)4km，總出露面積45km2左右(圖1)。地勢(shì)上展現(xiàn)出西北低、東南高的特點(diǎn)。澤當(dāng)蛇綠巖南側(cè)為姐德秀組(T3J)的上三疊統(tǒng)復(fù)理石相粉砂質(zhì)板巖夾細(xì)砂巖，北側(cè)為島弧火成巖組合，均與蛇綠巖呈斷層接觸。澤當(dāng)蛇綠巖主要由地幔橄欖巖，包括方輝橄欖巖、二輝橄欖巖和純橄巖，以及輝石巖巖脈、輝長(zhǎng)巖和輝綠巖脈組成。澤當(dāng)蛇綠巖變形明顯，地幔橄欖巖發(fā)生中等程度蛇紋石化，但巖相仍可識(shí)別。

3 巖石學(xué)特征

野外調(diào)查及實(shí)測(cè)剖面資料顯示，蛇綠巖中方輝橄欖巖主體在北側(cè)，此外，在蛇綠巖的最南端出露一條寬約5 ～10m 的方輝橄欖巖，與南側(cè)上三疊統(tǒng)姐德秀組的石英砂巖及粉砂巖呈斷層接觸。該方輝橄欖巖以北出露上白堊黑色粉砂巖、碳質(zhì)板巖夾薄層硅質(zhì)巖，單層厚度約2 ～3cm，產(chǎn)狀188°∠74°。碳質(zhì)板巖以北即為澤當(dāng)蛇綠巖主體部分(圖2)。方輝橄欖巖主體占澤當(dāng)蛇綠巖總面積的70%以上。二輝橄欖巖位于整個(gè)超基性巖體的北部，方輝橄欖巖與二輝橄欖巖之間為構(gòu)造斷層接觸關(guān)系。輝石巖巖脈、輝綠巖脈呈現(xiàn)明顯后期的特點(diǎn)，穿插于方輝橄欖巖之內(nèi)。純橄巖風(fēng)化程度高，巖石破碎，呈透鏡體產(chǎn)于方輝橄欖巖中(圖3)。

3.1 方輝橄欖巖

澤當(dāng)蛇綠巖主體以方輝橄欖巖為主。方輝橄欖巖風(fēng)化面呈褐黃色，新鮮面為墨綠色，主要礦物為橄欖石和斜方輝石，局部發(fā)育單斜輝石，但總含量不超過(guò)2%，主要副礦物為褐色的尖晶石。巖石為中-細(xì)粒結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造。巖石整體蛇紋石化程度低，保留大量橄欖石等新鮮礦物。

橄欖石含量75% ～80%，呈半自形-他形粒狀，粒度0.5～3.5mm。橄欖石呈中粒殘斑晶狀，顯示肯克帶、扭折帶、破碎帶和波狀消光等應(yīng)變特征。

斜方輝石含量20% ～25%，多呈半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)，粒度變化較大，最大8mm，最小＜0.5mm，中-粗粒狀殘斑晶結(jié)構(gòu)。礦物顆粒破碎、出溶葉片彎曲以及波狀消光等特征十分明顯，常出現(xiàn)單斜輝石的出溶條紋。單斜輝石含量較少(＜1%)，僅局部出現(xiàn)，以細(xì)粒產(chǎn)于其他礦物顆粒之間，或在斜方輝石內(nèi)部成出溶葉片，尖晶石含量約為4%，深棕色或褐色，細(xì)粒狀結(jié)構(gòu)，常與斜方輝石、單斜輝石形成共生組合(圖4d)。

3.2 純橄巖

純橄巖呈透鏡體產(chǎn)在方輝橄欖巖中，透鏡體寬約10m，巖石破碎，呈土黃色。橄欖石幾乎全部蝕變?yōu)樯呒y石，內(nèi)部裂隙十分發(fā)育，含量＞92%，其余為副礦物，主要為蝕變的斜方輝石和抗風(fēng)化能力較強(qiáng)的尖晶石，可見(jiàn)自形程度很高的鉻尖晶石，黑色，粒度0.5 ～1mm。

3.3 二輝橄欖巖

圖3 澤當(dāng)蛇綠巖野外照片(a)地幔橄欖巖與炭質(zhì)板巖為斷層關(guān)系;(b)方輝橄欖巖中透鏡狀純橄巖;(c)純橄巖與方輝橄欖巖接觸界線;(d)方輝橄欖巖中輝石巖巖脈;(e、f)輝長(zhǎng)巖輝綠巖接觸界線;(g)二輝橄欖巖表面突起的輝石;(h)二輝橄欖巖Fig.3 Field occurrence of the Zedang ophiolite(a)boundary of peridotite and carbonaceous slate;(b)dunite lens in the harzburgite;(c)boundary between dunite and harzburgite;(d)pyroxenite dike in the harzburgite;(e，f)boundary between grabbro and diabase;(g)the protuberant pyroxenes on the surface;(h)lherzolite

二輝橄欖巖整體新鮮，蝕變作用只發(fā)生在巖石表面。巖石表面為褐黃色，新鮮面為深墨綠色，其表面?？梢?jiàn)到輝石顆粒突出。二輝橄欖巖主要礦物為橄欖石、斜方輝石和單斜輝石，其中輝石顆粒粗大，粒徑約2 ～4mm，呈定向排列。另外，少量二輝橄欖巖也以透鏡狀出露于剖面其他位置的方輝橄欖巖之內(nèi)。

橄欖石含量45% ～50%，多為半自形-他形粒狀，粒度0.5 ～3mm。橄欖石為中粒殘斑晶結(jié)構(gòu)，部分產(chǎn)在斜方輝石中，礦物光性不均一，受應(yīng)變作用明顯。

斜方輝石含量40% ～45%，粒度變化范圍0.2 ～7mm。斜方輝石整體粒度在3 ～4mm，礦物顆粒破碎，變形明顯，邊部常被橄欖石交代。

圖4 澤當(dāng)蛇綠巖中地幔橄欖巖顯微照片(a)二輝橄欖巖中的粗粒單斜輝石(Cpx)，與橄欖石(Ol)和斜方輝石(Opx)呈三連點(diǎn)結(jié)構(gòu);(b)二輝橄欖巖中鉻尖晶石(Cr-Spl)呈蠕蟲(chóng)狀結(jié)構(gòu);(c)純橄巖中鉻尖晶石;(d)方輝橄欖巖中橄欖石部分熔融后呈彎曲邊界，邊部為細(xì)粒他形橄欖石;(e)方輝橄欖巖中的粗粒斜方輝石;(f)方輝橄欖巖中鉻尖晶石與單斜輝石聯(lián)生. (a、d、e)正交偏光下;(b、c)單偏光下;(f)電鏡下Fig. 4 Microphotographs of different rock types of the Zedang mantle peridotite and chromitite(a)coarse granular clinopyxene，olivine and orthopyroxene in lherzolite show three-point structure ;(b)chromite spinel show vermiculate in lherzolite;(c)chromite spinel in dunite;(d)olivine melt as cured boundary in harzburgite，fine anhedral olivine distributed in coarse olivine; (e) coarse orthopyroxene in harzburgite;(f)chromite spinel and clinopyroxne associated crystal.(a，d，e)under orthogonal-polarization light;(b，c)under planepolarized light;(f)under electric mirror

單斜輝石含量3% ～5%。單斜輝石為中粒結(jié)構(gòu)，干涉色Ⅱ藍(lán)綠，部分顆粒解理縫十分平直，礦物顆粒邊部為細(xì)粒橄欖石與斜方輝石(圖4a)。

尖晶石3%左右，淺褐色-褐色，粒狀結(jié)構(gòu)。常與斜方輝石、單斜輝石形成共生組合，大顆粒尖晶石中常包裹橄欖石或斜方輝石顆粒。

4 測(cè)試方法

本研究在野外觀測(cè)基礎(chǔ)上，采集42 件地幔橄欖巖樣品。電子探針成分分析在大陸構(gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，儀器為日本電子公司JXA-8100、能譜儀Inca Energy 型電子探針，探針束流20nA，加速電壓15.0kV，電子束斑2μm。

完成了28 件巖石樣品的全巖分析，包括主元素、微量元素和稀土元素。全巖樣品的測(cè)試分析在國(guó)家測(cè)試中心完成。主量元素分析用熔片X-射線熒光光譜(XRF)方法測(cè)定，儀器型號(hào)RIX2100，并采用等離子光譜和化學(xué)法測(cè)定進(jìn)行互相檢測(cè)，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(zhì)譜(ICP-MS)法測(cè)定，稀土元素用ICP-MS 法測(cè)定，其中的Nb、Ta、Zr、Hf 是用堿溶法、沉淀酸提取、用等離子質(zhì)譜法測(cè)定，同時(shí)分析2 個(gè)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)樣(GSR3 和GSR5)和3 個(gè)平行樣品，以保證分析質(zhì)量。

5 礦物化學(xué)特征

本文完成了36 件澤當(dāng)純橄巖、方輝橄欖巖和二輝橄欖巖樣品中的礦物電子探針?lè)治?，討論時(shí)包括已發(fā)表及已有數(shù)據(jù)。

5.1 橄欖石

圖5 西藏澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中橄欖石的成分圖解Partial melting trends-部分熔融趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994);ABP-深海地幔橄欖巖;FAP-弧前地幔橄欖巖(據(jù)Pagé et al. ，2008);羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.5 Olivine composition in the different lithologies of the Zedang districtABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al. ，2008);Luobusha peridotite data from Xu (2009)

表1 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中橄欖石的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(wt%)Table 1 Representative microprobe analyses of olivine from the Zedang mantle peridotite and chromitite (wt%)

代表性樣品的橄欖石電子探針?lè)治鼋Y(jié)果列于表1。所有橄欖石的Fo 值變化于89.6 ～91.8 之間，屬鎂橄欖石，其中二輝橄欖巖中的橄欖石Fo 值為89.7 ～91.1，NiO 含量為0.18% ～0.43%，MnO 為0.10% ～0.14%;方輝橄欖巖中橄欖石Fo 值變化于89.6 ～91.0 之間，NiO 含量為0.34% ～0.48%，MnO 為0.09% ～0.17%。兩類巖石中的橄欖石成分區(qū)間重疊。純橄巖中未見(jiàn)橄欖石保留。

從表1 及圖5 可以看出，不同產(chǎn)出關(guān)系下的橄欖石Fo值呈連續(xù)變化的特征。一般認(rèn)為橄欖石的Fo 值越大，說(shuō)明其形成深度和熔融程度越高(Dick and Natland，1996)，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中橄欖石Fo 值連續(xù)變化特征表明其形成環(huán)境和條件也呈持續(xù)改變過(guò)程。另外，橄欖石的NiO、MnO 等組分對(duì)確定橄欖石的演化過(guò)程具有重要意義。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中橄欖石MnO 的含量變化范圍比較大，F(xiàn)o 值與NiO 呈正相關(guān)性。方輝橄欖巖、二輝橄欖巖中自形橄欖石NiO 含量比較接近，平均值為0.40%。

5.2 斜方輝石

斜方輝石的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果見(jiàn)表2，斜方輝石的En 端員組分變化于87.8 ～90.3，主要為頑火輝石。二輝橄欖巖中斜方輝石的Mg#值為89.5 ～90.8，Al2O3含量在2.69% ～3.55% 之間，Cr2O3為0.40% ～0.70%，NiO 為0.06% ～0.11%，CaO 為0.56% ～1.25%;在方輝橄欖巖中斜方輝石的Mg#為89.7 ～91.0，稍高于二輝橄欖巖，Al2O3為2.04% ～5.08%，Cr2O3為0.35% ～0.99%，NiO 為0.05% ～0.13%，CaO 為0.28% ～1.70%。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中斜方輝石Mg#值變化不大，在89 ～91之間(圖6)，與Al2O3呈現(xiàn)不明顯的負(fù)相關(guān)線性變化規(guī)律(圖6a)。從二輝橄欖巖→方輝橄欖巖→純橄巖，Cr2O3和Al2O3呈遞減的趨勢(shì)(圖6b)。

5.3 單斜輝石

單斜輝石在三種地幔橄欖巖巖相中含量較少，但其變化規(guī)律比較明顯，分析數(shù)據(jù)見(jiàn)表3，En 組分變化于44.1 ～50.0，主要為頑透輝石和透輝石，在不同巖相中具有不同特征:二輝橄欖巖中單斜輝石含量最高，呈粗粒狀(0.5 ～3mm)產(chǎn)出，Mg#值為91.3 ～93.8，Al2O3含量在2.90% ～4.10%之間，Cr2O3為0.05% ～1.25%，NiO 為0.01% ～0.08%，CaO 為23.11% ～24.85%;方輝橄欖巖中單斜石的Mg#為91.1 ～93.5，Al2O3為1.85% ～5.30%，Cr2O3為0.25% ～1.44%，NiO 為0.00% ～0.12%，CaO 為22.82% ～25.07%。兩者成分區(qū)間重疊。

表2 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中斜方輝石的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(wt%)Table 2 Representative microprobe analyses of orthopyroxene from the Zedang mantle peridotite and chromitite (wt%)

圖6 西藏澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r斜方輝石的成分圖解Partial melting trends-部分熔融趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994);fractionation trends-結(jié)晶變化趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994;Nakamura，1995);ABP-深海地幔橄欖巖;FAP-弧前地幔橄欖巖(Pagé et al. ，2008);羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.6 Orthopyroxene composition in the different lithologies of the Zedang district ABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al. ，2008);Luobusha peridotite data from Xu (2009)

表3 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中單斜輝石的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(wt%)Table 3 Representative microprobe analyses of clinopyroxene from the Zedang mantle peridotite and chromitite (wt%)

與斜方輝石不同，單斜輝石在澤當(dāng)兩種地幔橄欖巖中Mg#值變化較大在88.4 ～93.8 之間(圖7)，并且從二輝橄欖巖→方輝橄欖巖具有增加的趨勢(shì)(圖7a，c)。隨Mg#的增加，Cr2O3和Al2O3呈遞減的趨勢(shì)(圖7b)，CaO 含量呈遞增的趨勢(shì)(圖7d)。

5.4 鉻尖晶石

在地幔橄欖巖中，鉻尖晶石都是以副礦物的形式存在，含量很低，一般都小于5%。尖晶石的Mg#大小是巖石部分熔融程度的指示標(biāo)志。由于存在著Cr 和Al 的互相替換(Irvine，1967)，蛇綠巖中地幔橄欖巖(或阿爾卑斯型橄欖巖)的鉻尖晶石可分為富鉻型尖晶石和富鋁型尖晶石兩類。隨著地幔巖部分熔融程度的增高，尖晶石的Cr#增大，且地幔橄欖巖中尖晶石的Cr#大小可作為推測(cè)地幔巖熔融程度、源區(qū)虧損程度和結(jié)晶壓力的指示標(biāo)志(Dick and Bullen，1984)。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中鉻尖晶石多為棕色至棕黃色，不均勻零星分布，本文上述研究表明鉻尖晶石的晶形和產(chǎn)出在不同的巖相中具有明顯的變化規(guī)律。由于三種巖相中鉻尖晶石的成分差別較大，鉻尖晶石探針數(shù)據(jù)見(jiàn)表4。

圖7 西藏澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r單斜輝石的成分圖解Partial melting trends-部分熔融趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994);ABP-深海地幔橄欖巖;FAP-弧前地幔橄欖巖(據(jù)Pagé et al. ，2008). 羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.7 Clinopyroxene composition in the different lithologies of the Zedang districtABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al. ，2008). Luobusha peridotite data from Xu (2009)

圖8 西藏澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中鉻尖晶石的成分圖解Partial melting trends-部分熔融趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994);BON-玻安巖;MORB-洋中脊玄武巖;羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.8 Spinel composition in the different lithologies of the Zedang districtBON-Boninite;MORB-Mid Ocean Ridge Basalt;Luobusha peridotite data from Xu (2009)

表4 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r及鉻鐵礦礦體中鉻尖晶石的電子探針?lè)治鼋Y(jié)果(wt%)Table 4 Representative microprobe analyses of spinel from the Zedang mantle peridotite and chromitite (wt%)

本文分析了澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的41 個(gè)鉻尖晶石數(shù)據(jù)。鉻尖晶石的Cr2O3含量為15.55% ～60.66%，平均值為29.72%，Al2O3含量為2.79% ～50.91%，平均值為36.30%。鉻尖晶石的Cr#在17.0 ～93.6 之間，其中二輝橄欖巖中Cr#變化于18.8 ～34.1，平均值25.3，為富鋁型尖晶石;方輝橄欖巖中的鉻尖晶石，Cr#變化在17.0 ～26.6，平均值22.2，同樣為富鋁型尖晶石，兩者成分區(qū)間重疊。純橄巖中的鉻尖晶石的Cr#變化于73.2 ～93.6，平均值81.7，屬于富鉻型尖晶石。鉻尖晶石中Mg#值在不同巖相也呈明顯不同的特征，其中二輝橄欖巖的Mg#為64.6 ～69.6，平均67.3;方輝橄欖巖Mg#為66.7 ～72.3，平均69.2;純橄巖的Mg#值最低，為21.4 ～52.5，平均41.4。

從地幔橄欖巖中尖晶石的成分圖解可以看出(圖8a)，與世界上大多數(shù)阿爾卑斯型超鎂鐵巖相似，隨著部分熔融程度的增加，尖晶石的Cr#值逐漸增加，而Mg#值逐漸減少，即Cr#值與Mg#值呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(Leblanc，1980)。成分圖解表明澤當(dāng)二輝橄欖巖的形成環(huán)境與深海橄欖巖相似，而方輝橄欖巖和純橄巖的形成環(huán)境與島弧玄武巖環(huán)境較接近。不同巖相間TiO2的含量基本一致，具相同的變化范圍(圖8b)。二輝橄欖巖中尖晶石的NiO 含量略高于方輝橄欖與純橄巖中的，但變化趨勢(shì)不明顯(圖8c)。由于Cr 與Al 之間可以發(fā)生類質(zhì)同像替代，尖晶石的Cr、Al 呈明顯的負(fù)相關(guān)線性關(guān)系(圖8d)。尖晶石的形成受地幔橄欖巖熔融程度、環(huán)境壓力的控制(Dick and Bullen，1984)，因此尖晶石的化學(xué)組成可以指示其寄主巖石—地幔橄欖巖的成因特點(diǎn)，利用尖晶石的Cr#和橄欖石的Mg#的關(guān)系可以推測(cè)其寄主巖石的部分熔融程度、形成壓力及構(gòu)造環(huán)境(Pearce et al.，2000)。

6 地球化學(xué)特征

6.1 主量元素

-6）：×10素元量微和素元土；?。簑t%素元量（主據(jù)數(shù)析分學(xué)化球地巖全巖欖橄幔地巖綠蛇當(dāng)澤5 表 -6）； traceelement： ×10 theZedangophiolite（majorelements： wt%Chemicalcomposition ofthemantleperidotitefrom Table5 19-4 17-2-2 11 10-4 54-2-2 54-2-1 12-3 12-2 12-1 19-2 19-1 18-2 14-2 9-2 8-3 6-5 6-2 6-14 6-13 6-11 6-9 6-7號(hào)品樣巖欖橄輝二巖欖橄輝方巖橄純性巖44.48 45.13 45.52 44.85 44.32 44.17 45.40 45.42 45.42 43.72 45.43 45.17 47.15 46.75 45.95 44.32 44.77 46.48 47.05 46.75 46.91 46.95 SiO2 1.47 1.61 1.68 1.80 1.58 1.66 1.90 1.70 1.89 0.54 0.78 0.90 0.76 0.73 1.09 0.94 0.94 0.16 0.15 0.15 0.21 0.16 O3 Al2 1.64 1.78 1.46 1.78 1.83 1.86 2.02 1.88 1.89 0.63 0.84 0.99 0.78 0.77 1.09 1.05 1.24 0.20 0.12 0.54 0.36 0.10 CaO 1.48 1.22 1.37 0.59 1.28 0.92 0.43 0.27 0.37 0.91 0.39 0.64 0.28 0.67 2.12 2.17 1.59 7.99 7.10 6.93 6.47 7.20 O3 Fe2 6.89 6.90 6.89 7.47 6.98 7.34 7.57 7.65 7.65 7.36 7.62 7.44 6.65 7.64 5.69 5.76 6.40 0.82 0.77 0.92 1.34 0.95 FeO 0.05 0.05 0.05 0.05 0.01 0.01 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 O K2 43.80 43.48 43.67 43.25 43.75 43.76 42.41 42.83 42.51 46.60 44.69 44.60 44.14 46.55 43.79 45.51 44.81 44.09 44.55 44.45 44.44 44.35 MgO 0.12 0.12 0.14 0.13 0.13 0.13 0.12 0.12 0.13 0.12 0.12 0.13 0.11 0.13 0.12 0.13 0.13 0.13 0.13 0.12 0.13 0.13 MnO 0.05 0.05 0.05 0.05 0.09 0.10 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.05 0.06 0.05 0.08 0.05 0.05 0.06 0.06 0.06 0.06 0.06 O Na2 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 O5 P2 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.03 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 TiO2 97.58 96.68 95.68 99.36 97.61 98.03 98.79 98.96 99.57 99.06 97.68 99.65 99.62 94.68 91.19 93.73 92.68 86.91 86.02 86.27 86.34 85.96 Total 8.21 8.00 8.12 8.00 8.13 8.17 7.95 7.89 7.99 8.18 7.97 8.01 6.90 8.23 7.59 7.71 7.82 7.99 7.15 7.14 7.16 7.42 T FeO 0.03 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.02 0.03 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 La 0.12 0.04 0.04 0.03 0.04 0.06 0.04 0.06 0.03 0.05 0.05 0.05 0.06 0.05 0.06 0.11 0.10 0.05 0.08 0.04 0.04 0.05 Ce 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Pr 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.02 0.01 0.02 0.01 0.01 0.03 0.01 0.01 0.04 0.06 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 Nd 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.01 0.02 0.02 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Sm 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Eu 0.04 0.03 0.01 0.03 0.04 0.05 0.06 0.04 0.04 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01 0.02 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 Gd 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Tb 0.06 0.09 0.07 0.10 0.10 0.11 0.14 0.11 0.11 0.02 0.01 0.04 0.02 0.02 0.03 0.02 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 Dy 0.02 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.03 0.02 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Ho 0.08 0.08 0.06 0.08 0.08 0.09 0.09 0.10 0.10 0.02 0.02 0.03 0.03 0.02 0.03 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 Er

5表續(xù)C ontinued Table5 19-4 17-2 2 11-10-4 54-2-2 54-2-1 12-3 12-2 12-1 19-2 19-1 18-2 14-2 9-2 8-3 6-5 6-2 6-14 6-13 6-11 6-9 6-7號(hào)品樣巖欖橄輝二巖欖橄輝方巖橄純性巖0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.02 0.02 0.02 0.02 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Tm 0.10 0.10 0.10 0.10 0.10 0.13 0.15 0.12 0.12 0.03 0.04 0.05 0.04 0.04 0.07 0.02 0.03 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 Yb 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.02 0.03 0.02 0.02 0.00 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 Lu 0.52 0.43 0.39 0.45 0.48 0.57 0.62 0.57 0.53 0.18 0.17 0.24 0.23 0.18 0.27 0.27 0.30 0.12 0.17 0.08 0.09 0.09 REE!0.18 0.09 0.09 0.07 0.09 0.12 0.09 0.14 0.07 0.09 0.07 0.09 0.12 0.08 0.10 0.20 0.21 0.09 0.14 0.06 0.06 0.07 LREE 0.33 0.34 0.30 0.38 0.38 0.46 0.53 0.44 0.46 0.08 0.10 0.15 0.11 0.10 0.17 0.07 0.09 0.03 0.04 0.02 0.03 0.02 HREE 0.56 0.25 0.30 0.18 0.25 0.25 0.17 0.32 0.15 1.14 0.74 0.63 1.13 0.83 0.60 3.05 2.33 2.70 3.53 2.75 2.39 4.30 L/H 0.15 0.24 0.50 0.33 0.10 0.15 0.28 0.25 0.32 0.80 0.48 0.77 0.47 2.67 0.32 0.24 0.24 0.39 0.81 1.81 2.56 1.23 Eu δ 0.32 0.15 0.14 0.09 0.11 0.13 0.06 0.22 0.07 0.36 0.25 0.27 0.33 0.44 0.32 1.14 1.03 1.14 1.70 1.80 0.75 1.84（La/Yb）N 2.90 1.00 0.82 1.13 0.71 1.33 0.50 1.25 0.80 1.38 5.00 1.18 1.08 8.50 5.25 1.26 2.31 3.25 5.25 6.00 5.25 7.00（La/Sm）N 0.19 0.14 0.19 0.12 0.02 0.04 0.08 0.15 0.16 0.10 0.09 0.11 0.19 0.17 0.26 0.09 0.10 0.02 0.08 0.01 0.13 0.08 Rb 0.76 0.79 1.43 0.38 0.44 0.42 0.63 1.07 0.52 0.59 0.45 0.65 0.87 0.52 0.75 3.10 0.85 1.55 1.34 1.38 1.61 1.21 Ba 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 Th 0.00 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.00 0.01 0.02 U 0.12 0.09 0.13 0.12 0.12 0.09 0.17 0.13 0.09 0.13 0.11 0.08 0.09 0.10 0.10 0.09 0.16 0.07 0.11 0.06 0.09 0.08 Nb 0.13 0.13 0.11 0.13 0.15 0.14 0.13 0.17 0.14 0.16 0.15 0.12 0.12 0.13 0.08 0.11 0.12 0.08 0.08 0.06 0.08 0.06 Ta 0.27 0.22 0.19 0.21 0.30 0.36 0.21 0.30 0.20 0.51 0.23 0.19 0.22 0.23 0.24 0.26 0.22 0.18 0.23 0.21 0.23 0.19 Pb 0.34 0.70 0.83 0.21 0.76 0.66 0.24 0.50 0.19 0.32 0.23 0.39 0.61 0.37 0.61 1.36 6.98 2.23 1.73 11.75 8.97 2.14 Sr 0.17 0.14 0.10 0.12 0.17 0.21 0.12 0.28 0.17 0.21 0.21 0.16 0.46 0.16 0.16 0.26 0.27 0.09 0.08 0.08 0.06 0.08 Zr 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.00 0.00 0.00 Hf 0.69 0.63 0.60 0.79 0.69 0.78 0.97 0.82 0.88 0.21 0.22 0.26 0.34 0.22 0.23 0.11 0.11 0.06 0.05 0.03 0.04 0.05 Y 57.11 59.86 58.87 61.85 61.81 60.92 67.76 67.29 64.35 35.00 49.94 43.66 34.78 44.95 48.61 38.61 38.16 16.27 16.24 15.54 17.93 16.23 V 2539 2661 2504 2935 2947 2957 3063 2925 2881 2375 3375 2816 3090 3552 2928 2731 2700 3475 3688 3776 4334 3594 Cr 2548 2345 2347 6 231 2353 2384 2320 2338 2243 2299 2342 2339 2174 2554 2317 2342 2315 2539 2740 2603 2615 2612 Ni

圖9 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙斓腗gO-Al2O3 和Al2O3/SiO2-MgO/SiO2 圖解(a)除純橄巖外，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r樣品都位于熔體演化趨勢(shì)線上，代表18% ～30%的原始地幔的部分熔融殘余. 熔融趨勢(shì)線計(jì)算基于Niu et al. (1997)的模型;(b)地幔趨勢(shì)線基于模型(據(jù)Hart and Zindler，1986;Jagoutz et al. ，1979)，地幔源區(qū)等壓熔融變化和結(jié)晶演化過(guò)程線(據(jù)Marchesi et al. ，2006;Niu et al. ，1997);羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.9 Plots of MgO vs. Al2O3(a)and Al2O3/SiO2 vs. MgO/SiO2(b)for Zedang mantle peridotite(a)purang peridotite are in the melt evolution trend line that based on the model of Niu et al. (1997)，represented 19% to 28% partial melting;(b)the mantle trend line based on the model (after Hart and Zindler，1986;Jagoutz et al. ，1979)and the mantle source region changes in pressure melting and crystallization evolution line (after Marchesi et al. ，2006;Niu et al. ，1997);Luobusha peridotite data from Xu (2009)

圖10 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中MgO-主量元素氧化物圖解所有的樣品都是標(biāo)準(zhǔn)化以后的結(jié)果，深海地幔橄欖巖和俯沖型橄欖巖數(shù)據(jù)分別來(lái)自Niu et al. (1997)和Parkinson and Pearce (1998)，原始地幔也顯示了溶化后的殘余成分(在10 和20kb)(據(jù)Palme and O’Neil，2004)，使用pMELTS 程序原始地幔計(jì)算最高40%的熔融程度(據(jù)Ghiorso et al. ，2002)Fig.10 Variation diagrams of MgO vs. selected major oxides in peridotite of the Zedang ophioliteCompositions are recalculated on a volatile free basis. Abyssal and SSZ peridotite fields are from Niu et al. (1997)and Parkinson and Pearce(1998)，respectively. Also shown are residual compositions after from melting (at 10 and 20kb)of Primitive Mantle(after Palme and O’Neil，2004)calculated using PMelTS program for maxium 40% melting degree (after Ghiorso et al. ，2002)

本研究用于全巖地球化學(xué)分析的地幔橄欖巖20 件樣品總體較為新鮮，其中二輝橄欖巖9 件，方輝橄欖巖6 件，純橄巖5 件(表5)。樣品中純橄巖的蛇紋石化程度最高，為了消除蝕變作用對(duì)分析結(jié)果的影響，在討論主元素特征之前，將揮發(fā)組分扣除，并進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化。圖9 表明，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的部分熔融殘余范圍為18% ～30%，整體的變化范圍較大，其中純橄巖明顯偏離部分熔融趨勢(shì)線，方輝橄欖巖的部分熔融程度則要明顯高于二輝橄欖巖，全部樣品的趨勢(shì)為MgO增加，Al2O3減少。另外大部分的澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r樣品位于地幔趨勢(shì)線模型之下(Hart and Zindler，1986;Jagoutz et al.，1979)，全部樣品的MgO/SiO2值普遍偏低，表明巖體發(fā)生了部分MgO 的丟失，說(shuō)明整個(gè)樣品可能經(jīng)歷了海水改造作用(Niu，2004;Snow and Dick，1995)。因此，與實(shí)驗(yàn)?zāi)M的部分熔融曲線相比，樣品中部分主量元素和稀土元素可能相對(duì)較低(Marchesi et al.，2006;Niu et al.，1997)。

純橄巖5 個(gè)樣品的燒失量(LOI)很高，在10% ～14%之間，屬于高等程度蝕變。因此在主量元素的討論中，純橄巖的數(shù)據(jù)將不作為重點(diǎn)來(lái)進(jìn)行討論。

方輝橄欖巖6 個(gè)樣品的LOI 為0.35% ～5.32%，屬于弱-中等程度的蛇紋石化。SiO2含量為43.63% ～47.15%，MgO 含量為44.14% ～46.60%。Al2O3含量為0.47% ～0.90%，CaO 含量0.63% ～0.99%。方輝橄欖巖中的Fe2O3T含量為6.90% ～8.36%，MnO 含量為0.11% ～0.13%。方輝橄欖巖TiO2含量均很低，為0.01% ～0.02%。

二輝橄欖巖9 個(gè)樣品的燒失量(LOI)在0.43% ～4.32%之間，巖石蛇紋石化為輕度-中等。二輝橄欖巖的成分相對(duì)穩(wěn)定，SiO2含量為44.17% ～45.52%，MgO 含量為所有樣品中最低，為42.41% ～43.76%，表明其虧損程度為最弱。Al2O3含量為所有樣品中最高，為1.47% ～1.80%，CaO 為1.46% ～2.02%，與方輝橄欖巖相比有所增高，這與輝石礦物含量的增加有關(guān)。巖石中的FeOT含量7.89% ～8.21%，MnO 含量基本不變?yōu)?.12% ～0.14%。TiO2含量為0.02%～0.03%。

MgO 可作為地幔橄欖巖的“虧損指標(biāo)”(Frey et al.，1985)，隨著巖石中橄欖石含量的增高，MgO 值隨之增加，巖石的部分熔融程度則越高。將各個(gè)元素分別對(duì)MgO 進(jìn)行投影可以直觀的反應(yīng)地幔橄欖巖成分的變化。以MgO 含量作為X 軸，將澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中各巖相的主量元素含量進(jìn)行投影，并與原始地幔(McDonough and Sun，1995)進(jìn)行比較，結(jié)果表明澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄rMgO 含量要明顯高于原始地幔(圖9)，CaO、Al2O3的含量與MgO 呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)性，與原始地幔相比，其值要小于原始地幔，二輝橄欖巖中的CaO、Al2O3的含量要高于方輝橄欖巖(圖10a，b)，通過(guò)與MOR 型地幔橄欖巖(或者深海型地幔橄欖巖)和SSZ 型地幔橄欖巖(或者俯沖型地幔橄欖巖)對(duì)比，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中二輝橄欖巖與深海地幔橄欖巖類似，方輝橄欖巖和純橄巖落在了俯沖型地幔橄欖巖范圍內(nèi)。由于受到蝕變作用的影響，純橄巖的SiO2含量落在了判別圖解之外，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r其他巖相的SiO2含量與MgO 值存在負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖10c)。各巖相中FeOT與MgO 含量呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系，其中二輝橄欖巖的FeOT要低于方輝橄欖巖和純橄巖(圖10c)。與阿爾卑斯地區(qū)典型蛇綠巖進(jìn)行比較，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r同樣含有較低含量的TiO2(均＜0.1%)(Lugovic' et al.，1991;Parlak and Delaloye，1999;Melcher et al.，2002)。地幔虧損程度或部分熔融程度通過(guò)地幔橄欖巖中MgO 含量的高低表現(xiàn)出來(lái)，MgO 含量越高，說(shuō)明其局部熔融程度越高，CaO、Al2O3、SiO2等作為組分就越容易進(jìn)入熔體，從而在地幔殘余中的含量越低(Nicolas and Prinzhofer，1983;Hartmann and Wedepohl，1993)。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r各巖性的熔融程度略有差別，但都高于原始地幔，這表明澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r經(jīng)歷了一定程度的部分熔融過(guò)程，這和班公湖、獅泉河以及雅魯藏布江縫合帶西段蛇綠巖的特征一致(邱瑞照等，2005)。

圖11 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r體的全巖REE 模式圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun，1995)(a)純橄巖;(b)方輝橄欖巖;(c)二輝橄欖巖;區(qū)域代表羅布莎巖體數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)基于徐向珍(2009)Fig.11 Primitive mantle-normalized REE pattern diagram of the Zedang mantle peridotite (normalization values after McDonough and Sun，1995)(a)dunite;(b)harzburgite;(c)lherzolite;the field represents the data of Luobusha，the data based on Xu (2009)

圖12 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中MgO-微量元素圖深海地幔橄欖巖和俯沖型橄欖巖數(shù)據(jù)分別來(lái)自Niu et al. (1997)和Parkinson and Pearce (1998);Abyssal peridotites:深海地幔橄欖巖;SSZ peridotite:俯沖型地幔橄欖巖Fig.12 Variation diagrams of MgO vs. selected trace and rare earth elements in peridotites of the Zedang ophioliteAbyssal and SSZ peridotite fields are from Niu et al. (1997)and Parkinson and Pearce (1998)，respectively

6.2 稀土元素

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的稀土元素和微量元素的豐度較低，部分樣品位于檢測(cè)限附近，符合超基性巖石的特點(diǎn)。對(duì)數(shù)據(jù)進(jìn)行無(wú)下限處理，得到的稀土元素配分特征，微量元素蜘網(wǎng)圖特點(diǎn)與主量元素、礦物化學(xué)特征相吻合，可作為礦物化學(xué)與主量元素的補(bǔ)充，做總體的概括以及輔助說(shuō)明。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的稀土總量變化在0.15 ×10-6～0.61×10-6之間，樣品的LREE/HREE 為0.14 ～4.30。(La/Yb)N值均在0.09 ～1.84 間，(La/Sm)N除13YZ-13-3 樣品較高外(10.0)，其余樣品的值均在0.5 ～8.0 之間。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r各個(gè)巖相的REE 含量有一定的變化，經(jīng)原始地幔(McDonough and Sun，1995)標(biāo)準(zhǔn)化之后，稀土元素配分模式顯示為比較一致的“V”或“U”型(圖11)，其中純橄巖為L(zhǎng)REE 富集型，二輝橄欖巖為HREE 富集型，方輝橄欖巖的輕重稀土比例呈現(xiàn)過(guò)渡性，總體LREE/HREE 的變化范圍在0.62 ～1.14 之間。從圖11 可知，澤當(dāng)二輝橄欖巖重稀土元素豐度最高，純橄巖的重稀土元素豐度最低，方輝橄欖巖具有相對(duì)富集的輕稀土元素，最低仍為純橄巖，表明二輝橄欖巖的熔融程度最低，依次為方輝橄欖巖以及純橄巖。不同巖相橄欖巖的熔融程度和虧損程度存在差異(王希斌和鮑佩聲，1996)，這導(dǎo)致REE 豐度的變化范圍較大。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r具有與阿爾卑斯型橄欖巖明顯不同的稀土分布模式，因此澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r可能不只是受早期的地幔交代作用控制，可能還經(jīng)歷了后期俯沖洋殼流體的改造。

6.3 微量元素

對(duì)于地幔橄欖巖的微量元素說(shuō)來(lái)，不相容元素Nb、Ta、Th、Hf 的低含量會(huì)影響分析的精度，而Rb、Sr、Ba 和U 的含量容易受到蛇紋石化作用的影響(楊經(jīng)綏等，2008)，因此，選擇含量相對(duì)較高的相容元素Ni、V、Yb 和Y 進(jìn)行討論。從圖12 可以看出Ni 與MgO 呈正相關(guān)性，而V、Yb、Y 與MgO呈負(fù)相關(guān)性，這可能與巖石中尖晶石及橄欖石含量的變化有關(guān)(Dick and Bullen，1984)。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的V、Y、Yb 要低于原始地幔值，而Ni含量要遠(yuǎn)高于原始地幔值(圖12)。這可能是由于部分熔融過(guò)程中，Cr、Ni、Co 等相容元素進(jìn)入殘余固相，而Al、Ti、Ca、V、Y、Yb 等不相容元素進(jìn)入流體相的結(jié)果。與MOR 型地幔橄欖巖(或者深海型地幔橄欖巖)和SSZ 型地幔橄欖巖(或者俯沖型地幔橄欖巖)進(jìn)行對(duì)比，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中二輝橄欖巖位于深海地幔橄欖巖區(qū)，部分熔融程度更高的方輝橄欖巖和純橄巖更接近俯沖型地幔橄欖巖，這與主量元素特征反應(yīng)的結(jié)果相同。

圖13 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r體的全巖微量元素模式圖(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)McDonough and Sun，1995)(a)純橄巖;(b)方輝橄欖巖;(c)二輝橄欖巖;灰色區(qū)域代表羅布莎數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)基于徐向珍(2009)Fig.13 Primitive mantle-normalized trace elements spider diagram of the Zedang mantle peridotite (normalization values after McDonough and Sun，1995)(a)dunite;(b)harzburgite;(c)lherzolite;the field represents the data of Luobusha，the data based on Xu (2009)

在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖中(圖13)，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r大離子親石元素(LILE)相對(duì)富集，顯示為一個(gè)總體左高右低的斜坡特征，這也指示了俯沖帶殼源的流體作用的存在;此外Nb、HREE、Th 等一些高場(chǎng)強(qiáng)元素虧損，而Ta 相對(duì)富集，如此顯著的差異性表明澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r既受到虧損地幔源區(qū)特征的影響，也受到不同程度的俯沖帶流體的改造和交代。

7 討論

7.1 地幔橄欖巖的部分熔融過(guò)程

部分熔融是地幔虧損的原因之一。實(shí)驗(yàn)數(shù)據(jù)表明，當(dāng)部分熔融程度達(dá)到20%，相對(duì)富集的二輝橄欖巖會(huì)轉(zhuǎn)變成殘余的方輝橄欖巖，當(dāng)部分熔融程度達(dá)到50% ～60%，富集的二輝橄欖巖將形成純橄巖(Jaques and Green，1980;Bonatti and Michael，1989;Kostopoulos，1991)。在部分熔融過(guò)程中，地幔橄欖巖中的單斜輝石易在無(wú)水條件下首先熔融進(jìn)入熔體，所以可作為部分熔融的指示礦物，單斜輝石的比例越低，指示此巖石發(fā)生部分熔融的程度越高(Dick and Bullen，1984;Kostopoulos，1991)。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中的透鏡狀純橄巖表明地幔條件下發(fā)生的熔體-巖石的相互作用導(dǎo)致了輝石的熔融。輝石巖脈切穿了澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r內(nèi)部的方輝橄欖巖和二輝橄欖巖，表明輝石巖巖脈形成于澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的主體之后，是熔體/流體和橄欖巖相互作用的結(jié)果(Kelemen et al.，1992;Garrido and Bodinier，1999)。

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的巖相學(xué)研究表示，橄欖石具有光滑和彎曲的邊界以及“三聯(lián)點(diǎn)”結(jié)構(gòu)(圖4a)，同時(shí)方輝橄欖巖中存在少量的輝石斑晶的塑性變形(圖4e)，這表明巖石經(jīng)歷了部分熔融過(guò)程(圖5d，h)(Mercier and Nicolas，1975)，在軟流圈下的早期高溫階段，塑性流動(dòng)和韌性變形作用產(chǎn)生了這種結(jié)構(gòu)的橄欖巖(Dijkstra et al.，2003)。不規(guī)則狀、未發(fā)生變形的橄欖石出現(xiàn)在澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的斜方輝石斑晶內(nèi)，這可能是原位的斜方輝石在洋中脊之下發(fā)生減壓熔融導(dǎo)致的。在大西洋中脊深海橄欖巖中報(bào)道過(guò)斜方輝石的熔融和橄欖石的交代作用(Seyler et al.，2007)，裂隙狀微粒鉻尖晶石(圖4b)分布于橄欖石-橄欖石之間或者是橄欖石-單斜輝石之間。部分鉻尖晶石呈蠕蟲(chóng)狀或合晶狀結(jié)構(gòu)，這可能是在熔融階段從斜方輝石中出溶的結(jié)果(Mercier and Nicolas，1975)，或者是亞固相出溶的結(jié)果。在澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中可見(jiàn)斜方輝石斑晶的邊緣有大量的單斜輝石+尖晶石合成晶，同樣的結(jié)構(gòu)也出現(xiàn)于在大西洋中脊的地幔橄欖巖中(Seyler et al.，2007)，這可能是由于斜方輝石與熔體間的滲透作用或者反應(yīng)而致使單斜輝石和鉻尖晶石結(jié)晶。此外，可見(jiàn)細(xì)粒狀的尖晶石分布于橄欖石、斜方輝石及單斜輝石之間，這可能是由于熔體-巖石反應(yīng)的結(jié)果，并在后期結(jié)晶橄欖石和斜方輝石。而在一些樣品中，斜方輝石的不一致熔融或者巖石熔體反應(yīng)的存在，致使尖晶石呈粗粒葉片狀結(jié)構(gòu)分布于斜方輝石內(nèi)或橄欖石內(nèi)(Pagé et al.，2008)。

7.2 澤當(dāng)蛇綠巖的構(gòu)造意義

圖14 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r形成環(huán)境判別圖解(底圖據(jù)Pearce et al.，2000)(a)澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中鉻尖晶石的Cr# vs. 單斜輝石的Al2O3(wt%)圖;(b)澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r及鉻鐵礦中橄欖石的Fo 值vs. 鉻尖晶石的Cr#的成分圖. Abyssal peridotites:深海地幔橄欖巖;Forearc (SSZ)peridotite:俯沖型地幔橄欖巖;OSMA-橄欖石尖晶石地幔演化趨勢(shì);Passive margin Peridotites-被動(dòng)大陸邊緣地幔橄欖巖;Partial melting-部分熔融趨勢(shì);Fractionation trend-結(jié)晶演化趨勢(shì). Partial melting trends-部分熔融趨勢(shì)線(據(jù)Ozawa，1994). 羅布莎數(shù)據(jù)來(lái)源于徐向珍(2009)Fig.14 Discrimination diagrams of Zedang mantle peridotite (base map after Pearce et al.，2000)(a)viariation diagram of Al2O3(wt%)of clinopyroxene vs. Cr# of coexisting spinel for Zedang peridotites;(b)compositional relationship between Cr# of spinel and Fo content of coexisting olivine for Zedang peridotites and chromitites. Luobusha peridotite data from Xu (2009)

澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的礦物化學(xué)具有深海地幔橄欖巖和弧前地幔橄欖巖的特征(圖5-圖8)，這一特征表明在澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的形成過(guò)程中存在部分熔融和地幔交代過(guò)程。隨部分熔融程度的增高，單斜輝石表現(xiàn)為Mg#和CaO 的增加，以及Al2O3和Cr2O3的減少(圖7)，與含水熔融實(shí)驗(yàn)一致(Gaetani and Grove，1998)。澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r斜方輝石同樣顯示了明顯的部分熔融趨勢(shì)，隨Mg#的增高，Al2O3、Cr2O3含量逐漸減少(圖6)。方輝橄欖巖和二輝橄欖巖中有些橄欖石的Fo 值為89.5 ～92.3，這與殘余地幔橄欖巖中橄欖石相似(Takahashi，1986)，但是比正常的地幔橄欖巖中的橄欖石有更高的NiO 含量(圖5)，Ishimaru and Arai(2008)提出這種高NiO 的含量可能是由于巖石-熔體反應(yīng)的結(jié)果。Kelemen et al.(1998)觀察到一些地幔橄欖巖中橄欖石Ni 的含量和斜方輝石的含量有正相關(guān)性。富NiO 的橄欖石可能是在SSZ環(huán)境中熔體或者富H2O-SiO2的流體滲透作用所導(dǎo)致(Nakamura and Kushiro，1974)。從表3 中看出，單斜輝石相對(duì)富集TiO2和Na2O 含量，可能是由于與熔體的滲透作用或者是斜方輝石的直接結(jié)晶有關(guān)。在部分熔融過(guò)程中，Cr 雖然為相容元素，但也可以從斜方輝石中萃取。為此，Pagé et al.(2008)認(rèn)為單斜輝石的變化過(guò)程并不能準(zhǔn)確地記錄熔體虧損的過(guò)程。鉻尖晶石礦物化學(xué)成分表明，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中具有典型阿爾卑斯型橄欖巖的特征，鉻尖晶石TiO2含量隨著Cr#的增加而增加，一種解釋為高溫熔體地幔交代成因(Batanova et al.，1998)，另一種認(rèn)為是玻安質(zhì)熔體與方輝橄欖巖反應(yīng)的結(jié)果(Zhou et al.，1996)。

在俯沖環(huán)境下，俯沖板片中的H2O 可能導(dǎo)致減壓熔融(Gill， 1981; Pawley and Holloway， 1993; Ulmer and Trommsdorff，1995;Tatsumi and Eggins，1995;Sisson and Bronto，1998)，原因如下:1)H2O 降低了橄欖巖的固相線或在恒定的溫度下增加了地幔橄欖巖的部分熔融程度(Kushiro et al.，1968;Green，1973;Mysen and Boettcher，1975;Hirose and Kawamoto，1995;Green and Falloon，1998);2)增加了斜方輝石熔融的比例，降低了橄欖石和單斜輝石進(jìn)入熔體的比例，使單斜輝石能夠殘留在高度部分熔融的熔體中(Kushiro，1969;Gaetani and Grove，1998);3)H2O 可以導(dǎo)致斜方輝石的不一致熔融，從而形成鉻鐵礦和橄欖石(Bowen and Anderson，1914)。熔體中斜方輝石占的比例增加致使巖漿中更富硅，產(chǎn)生類似于板塊邊界的特征(Green and Ringwood，1968;Nicholls and Ringwood，1973a，b)。

澤當(dāng)巖石地球化學(xué)的特征支持了與礦物化學(xué)得出的結(jié)論，從圖14 可知澤當(dāng)二輝橄欖巖位于深海地幔橄欖巖區(qū)，由于地幔橄欖巖發(fā)生部分熔融，CaO，Al2O3，F(xiàn)eOT這些相容元素被抽走，因此與原始地幔相比澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r具有更低上述元素的含量。同時(shí)，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r的方輝橄欖巖和純橄巖具有島弧橄欖巖的特征，與其對(duì)應(yīng)的是方輝橄欖巖和純橄巖輕稀土元素富集和一些不相容元素V、Y、Yb 虧損的特征，表明澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r經(jīng)歷了MOR 至SSZ 環(huán)境的改造過(guò)程。從圖14 中還可以得出澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r中二輝橄欖巖多位于深海地幔橄欖巖的位置，部分熔融程度較低約10%。澤當(dāng)巖體中純橄巖的鉻尖晶石Cr#，單斜輝石的Al2O3含量及橄欖石的Fo 值，給出純橄巖的部分熔融程度達(dá)～30%，呈現(xiàn)俯沖型地幔橄欖巖的特征。

7.3 澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r與羅布莎地幔橄欖巖的對(duì)比

羅布莎地幔橄欖巖位于澤當(dāng)巖體東部約120km 處，是雅魯藏布江縫合帶東段另一重要的超基性巖體。前人研究表明，羅布莎巖體同樣經(jīng)歷了MOR 至SSZ 環(huán)境的改造過(guò)程，說(shuō)明澤當(dāng)巖體與羅布莎巖體具有一定成因上的聯(lián)系與可對(duì)比性(楊經(jīng)綏等，2004;熊發(fā)揮等，2013)。巖石學(xué)特征表明，羅布莎二輝橄欖巖比方輝橄欖巖的單斜輝石含量明顯低。礦物化學(xué)數(shù)據(jù)表明，羅布莎地幔橄欖巖橄欖石、單斜輝石、斜方輝石與尖晶石普遍具有更高的Mg#(圖5-圖8)。羅布莎二輝橄欖巖部分熔融程度為15%，方輝橄欖巖部分熔融程度為17% ～22%，純橄巖部分熔融程度達(dá)到40%(圖14)。上述結(jié)果表明，相同巖性比較，羅布莎地幔橄欖巖部分熔融程度整體高于澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r，這與羅布莎地區(qū)二輝橄欖巖含量少的情況相符。但巖石地球化學(xué)表明，羅布莎二輝橄欖巖具有與澤當(dāng)二輝橄欖巖相似的稀土、微量特征(圖11、圖13);同時(shí)羅布莎方輝橄欖巖和純橄巖具有更加富集的稀土、微量元素特征(圖11、圖13)，因此澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r與羅布莎地幔橄欖巖的源區(qū)相比虧損程度可能更低，另外兩個(gè)巖體形成過(guò)程中的熔體-巖石反應(yīng)、俯沖流體改造以及構(gòu)造就位過(guò)程的不同也可能造成兩者巖石學(xué)、礦物化學(xué)和地球化學(xué)上的差異。

8 結(jié)論

(1)澤當(dāng)巖體中二輝橄欖巖鉻尖晶石的Cr#變化在19 ～34，其部分熔融程度為17% ～22%。方輝橄欖巖鉻尖晶石的Cr#變化在17 ～27，部分熔融程度為23% ～30%。純橄巖中的鉻尖晶石的Cr#變化在73 ～94，Cr#的不同表明澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r經(jīng)歷了多階段的部分熔融過(guò)程。

(2)澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r巖相學(xué)特征顯示巖體經(jīng)歷了部分熔融作用以及巖體和熔體之間的反應(yīng)，礦物組合、礦物化學(xué)成分及地幔橄欖巖的地球化學(xué)結(jié)果表明，澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r巖體經(jīng)歷了兩個(gè)階段，即早期的MOR 構(gòu)造背景，以及后期就位過(guò)程中SSZ 環(huán)境的改造。

(3)澤當(dāng)?shù)蒯ｉ蠙鞄r與羅布莎地幔橄欖巖相比具有相似的形成過(guò)程，但巖相學(xué)以及地球化學(xué)特征存在差異，分析結(jié)果表明源區(qū)特點(diǎn)、部分熔融程度、熔體-巖石反應(yīng)、俯沖流體改造以及構(gòu)造就位過(guò)程的差異可能是產(chǎn)生上述差別的原因。

致謝 感謝西藏礦業(yè)公司教授級(jí)高工巴登珠等野外協(xié)助。論文撰寫過(guò)程中與田亞洲、周文達(dá)等進(jìn)行了有益的討論，電子探針?lè)治鲈诖箨憳?gòu)造與動(dòng)力學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室戎合高級(jí)工程師的幫助下完成，在此，一并致以誠(chéng)摯的謝意!

Batanova VG，Suhr G and Sobolev AV. 1998. Origin of geochemical heterogeneity in the mantle peridotites from the Bay of Islands ophiolite， Newfoundland， Canada: Ion probe study of clinopyroxenes. Geochimica et Cosmochimica Acta，62(5):853-866

Bédard é，Hébert R，Guilmette C，Lesage G，Wang CS and Dostal BJ.2009. Petrology and geochemistry of the Saga and Sangsang ophiolitic massifs，Yarlung Zangbo Suture Zone，Southern Tibet:Evidence for an arc-back-arc origin. Lithos，113(1 -2):48 -67

Bonatti E and Michael PJ. 1989. Mantle peridotites from continental rifts to ocean basins to subduction zones. Earth and Planetary Science Letters，91(3 -4):297 -311

Bowen NL and Anderson O. 1914. The binary system MgO-SiO2.American Journal of Science，37:487 -500

Coleman RG. 1977. Ophiolites. Berlin，Heidelberg，New York，Evans:Spring-Verlag

Dewey JF and Bird JM. 1971. Origin and emplacement of the ophiolite suite: Appalachian ophiolites in Newfoundland. Journal of Geophysical Research，76(14):3179 -3206

Dick HJB and Bullen T. 1984. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology，86(1):54 -76

Dick HJB and Natland JH. 1996. Late-Stage melt evolution and transport in the shallow mantle beneath the east pacific rise. In :Mevel C，Gillis KM，Allan JF and Meyer PS(eds.). Proceedings of the Ocean Drilling Program. Scientific Results，147:103 -134

Dijkstra AH，Barth MG，Drury MR，Mason PRD and Vissers RLM.2003. Diffuse porous melt flow and melt-rock reaction in the mantle lithosphere at a slow-spreading ridge:A structural petrology and LAICP-MS study of the Othris Peridotite Massif (Greece ).Geochemistry，Geophysics，Geosystems，4(8):8613

Dubois-C?té V，Hébert R，Dupuis C，Wang CS，Li YL and Dostal J.2005. Petrological and geochemical evidence for the origin of the Yarlung Zangbo ophiolites，southern Tibet. Chemical Geology，214(3 -4):265 -286

Dupuis CV，Hèbert R，Dubois-C?tè V，Guilmette C，Wang CS，Li YL and Li ZJ. 2005. The Yarlung Zangbo suture zone ophiolitic mélange(southern Tibet):New insights from geochemistry of ultra-mafic rocks. Journal of Asian Earth Sciences，25(6):937 -960

Frey FA，Suen CJ and Stockman HW. 1985. The Ronda high temperature peridotite:Geochemistry and petrogenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta，49(11):2469 -2491

Gaetani GA and Grove TL. 1998. The influence of water on melting of mantle peridotite. Contributions to Mineralogy and Petrology，131(4):323 -346

Garrido CJ and Bodinier JL. 1999. Diversity of mafic rocks in the Ronda peridotite:Evidence for pervasive melt-rock reaction during heating of subcontinental lithosphere by upwelling asthenosphere. Journal of Petrology，40(5):729 -754

Ghiorso MS，Hirschmann MM，Reiners PW and Kress III VC. 2002. The pMELTS:A revision of MELTS for improved calculation of phase relations and major element partitioning related to partial melting of the mantle to 3GPa. Geochemistry，Geophysics，Geosystems，3(5):217

Gill JB. 1981. Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Berlin:Springer-Verlag，390

Girardeau J，Mercier JCC and Wang XB. 1985a. Petrology of the mafic rocks of the Xigaze ophiolite，Tibet:Implications for the genesis of the oceanic lithosphere. Contributions to Mineralogy and Petrology，90(4):309 -321

Girardeau J，Mercier JCC and Zao YG. 1985b. Structure of the Xigaze ophiolite，Yarlung Zangbo suture zone，southern Tibet，China:Genetic implications. Tectonics，4(3):267 -288

Green DH. 1973. Experimental melting studies on a model upper mantle composition at high pressure under water-saturated and waterundersaturated conditions. Earth and Planetary Science Letters，19(1):37 -45

Green DH and Falloon TJ. 1998. Pyrolite:A Ringwood concept and its current expression. In:Jackson INS (ed.). The Earth’s Mantle:Composition，Structure，and Evolution. Cambridge:Cambridge University Press，311 -378

Green TH and Ringwood AE. 1968. Genesis of the calc-alkaline igneous rock suite. Contributions to Mineralogy and Petrology，18(2):105-162

Guilmette C，Hébert R，Dupuis C，Wang CS and Li ZJ. 2008.Metamorphic history and geodynamic significance of high-grade metabasites from the ophiolitic mélange beneath the Yarlung Zangbo ophiolites，Xigaze area，Tibet. Journal of Asian Earth Sciences，32(5 -6):423 -437

Guo GL，Yang JS，Liu XD et al. 2015. Mid-ocean ridge (MOR)and suprasubduction zone (SSZ)geological events in the Yarlung Zangbo suture zone:Evidence from the mineral record of mantle peridotites.Journal of Asian Earth Sciences，110:33 -54

Hart SR and Zindler A. 1986. In search of a bulk-Earth composition.Chemical Geology，57(3):247 -267

Hartmann G and Wedepohl KH. 1993. The composition of peridotite tectonics from the Ivrea complex，northem Italy:Residues from melt extraction. Geochimica et Cosmochemica Acta，57 (8):1761-1782

Hirose K and Kawamoto T. 1995. Hydrous partial melting of lherzolite at 1GPa:The effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters，133(3 -4):463 -473

Irvine A. Reasonable cause and reasonable excuse as justifications for separation. Modern Law Review，1967，30(6):659 -669

Ishimaru S and Arai S. 2008. Nickel enrichment in mantle olivine beneath a volcanic front. Contributions to Mineralogy and Petrology，156(1):119 -131

Jagoutz E，Palme H，Baddenhausen H，Blum H，Cendales M，Dreibus G，Spettel B，Lorenz V and W?nke H. 1979. The abundances of major，minor and trace elements in the Earth’s mantle as derived from primitive ultramafic nodules. In:Lunar Planetary Science Conference Proceedings. LPI，10:2031 -2051

Jaques AL and Green DH. 1980. Anhydrous melting of peridotite at 0 ～15kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology，73(3):287 -310

Kelemen PB，Dick HJB and Quick JE. 1992. Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle. Nature，358(6388):635 -641

Kelemen PB，Hart SR and Bernstein S. 1998. Silica enrichment in the continental upper mantle via melt/rock reaction. Earth and Planetary Science Letters，164(1 -2):387 -406

Kostopoulos DK. 1991. Melting of the shallow upper mantle:A new perspective. Journal of Petrology，32(4):671 -699

Kushiro I，Syono Y and Akimoto S. 1968. Melting of a peridotite nodule at high pressures and high water pressures. Journal of Geophysical Research，73(18):6023 -6029

Kushiro I. 1969. The system forsterite-diopside-silica with and without water at high pressures. American Journal of Science，267:269-294

Leblanc M. 1980. Chromite growth，dissolution and deformation from a morphological view point:SEM investigations. Mineralium Deposita，15(2):201 -210

Li Q，Xia B，Huang QT et al. 2014. The origin and evolution of Zedang ophiolite in the eastern Yarlung-Zangbo Suture Zone，Southern Tibet. Acta Geologica Sinica，88(2):145 -166 (in Chinese with English abstract)

Li Y，Yang JS，Liu Z，Jia Y and Xu XZ. 2011. The origins of Baer ophiolitic peridotite and its implication in the Yarlung Zangbo suture zone，southern Tibet. Acta Petrologica Sinica，27(11):3239 -3254 (in Chinese with English abstract)

Lian DY，Yang JS，Xiong FH，Liu F，Wang YP，Zhou WD and Zhao YJ. 2014. Composition characteristics and tectonic setting of the Dajiweng peridotite in the western Yarlung-Zangbo ophiolitic belt.Acta Petrologica Sinica，30(8):2164 - 2184 (in Chinese with English abstract)

Lian DY，Yang JS，Xiong FH et al. 2015. Platinum-group element characteristics of the peridotite and podiform chromitite from Dajiweng ophiolite of the western segment of Yarlung-Zangbo suture Zone，Tibet. Geology in China，42(2):525 - 546 (in Chinese with English abstract)

Liang FH，Xu ZQ，Ba DZ，Xu XZ，Liu F，Xiong FH and Jia Y. 2011.Tectonic occurrence and emplacement mechanism of ophiolites from Luobusha-Zedang，Tibet. Acta Petrologica Sinica，27(11):3255 -3268 (in Chinese with English abstract)

Liu CZ，Wu FY，Wide SA，Yu LJ and Li JL. 2010. Anorthitic plagioclase and pargasitic amphibole in mantle peridotites from the Yungbwa ophiolite (southwestern Tibetan Plateau) formed by hydrous melt metasomatism. Lithos，114(3 -4):413 -422

Liu F，Yang JS，Lian DY et al. 2015. The genesis and tectonic significance of mafic dikes in the western part of the Yarlung Zangbo Suture Zone，Tibet. Acta Geoscientica Sinica，36(4):441 -454(in Chinese with English abstract)

Lugovic' B，Altherr R，Raczek I，Hofmann AW and Majer V. 1991.Geochemistry of peridotites and mafic igneous rocks from the Central Dinaric Ophiolite Belt，Yugoslavia. Contributions to Mineralogy and Petrology，106(2):201 -216

Marchesi C，Garrido CJ，Godard M，Proenza JA，Gervilla F and Blanco-Moreno J. 2006. Petrogenesis of highly depleted peridotites and gabbroic rocks from the Mayarí-Baracoa ophiolitic belt (Eastern Cuba). Contributions to Mineralogy and Petrology，151(6):717-736

McDonough WF and Sun SS. 1995. The composition of the Earth.Chemical Geology，120(3 -4):223 -253

Melcher F，Meisel T，Puhl J and Koller F. 2002. Petrogenesis and geotectonic setting of ultramafic rocks in the Eastern Alps:Constraints from geochemistry. Lithos，65(1 -2):69 -112

Mercier JCC and Nicolas A. 1975. Textures and fabrics of upper-mantle peridotites as illustrated by xenoliths from basalts. Journal of Petrology，16(2):454 -487

Miller C，Th?ni M，F(xiàn)rank W，Schuster R，Melcher F，Meisel T and Zanetti A. 2003. Geochemistry and tectonomagmatic affinity of the Yungbwa ophiolite，SW Tibet. Lithos，66(3 -4):155 -172

Mysen BO and Kushiro I. 1975. Compositional variations of coexisting phases with degrees of melting of peridotite in the upper mantle.American Mineralogist，62(9 -10):843 -865

Nakamura M. 1995. Residence time and crystallization history of nickeliferous olivine phenocrysts from the northern Yatsugatake volcanoes，Central Japan:Application of a growth and diffusion model in the system Mg-Fe-Ni. Journal of Volcanology and Geothermal Research，66(1 -4):81 -100

Nakamura Y and Kushiro I. 1974. Composition of the gas phase in Mg2SiO4-SiO2-H2O at 15kbar. Year Book Carnegie Inst.Washington，73:255 -258

Nicholls IA and Rigwood AE. 1973a. Effect of water on olivine stability in tholeiites and production of silica-saturated magmas in the island arc environment. The Journal of Geology，81(3):285 -300

Nicholls IA and Rigwood AE. 1973b. Production of silica-saturated tholeiitic magmas in island arcs. Earth and Planetary Science Letters，17(1):243 -246

Nicolas A，Girardeau J，Marcoux J，Dupre B，Wang XB，Cao YG，Zeng HX and Xiao XC. 1981. The Xigaze ophiolite (Tibet):A peculiar oceanic lithosphere. Nature，294(5840):414 -417

Nicolas A and Prinzhofer A. 1983. Cumulative or residual origin for the transition zone in ophiolites: Structural evidence. Journal of Petrology，24(2):188 -206

Niu XL，Yang JS，Dilek Y et al. 2015. Petrological and Os isotopic constraints on the origin of the Dongbo peridotite massif，Yarlung Zangbo Suture Zone，Western Tibet. Journal of Asian Earth Sciences，110:72 -84

Niu YL，Langmuir CH and Kinzler RJ. 1997. The origin of abyssal peridotites:A new perspective. Earth and Planetary Science Letters，152(1 -4):251 -265

Niu Y. 2004. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites:Implications for mantle melting，melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges. Journal of Petrology，45(12):2423 -2458

Ozawa K. 1994. Melting and melt segregation in the mantle wedge above a subduction zone:Evidence from the chromite-bearing peridotites of the Miyamori Ophiolite Complex，northeastern Japan. Journal of Petrology，35(3):647 -678

Pagé P，Bédard JH，Schroetter JM and Tremblay A. 2008. Mantle petrology and mineralogy of the Thetford mines ophiolite complex.Lithos，100(1 -4):255 -292

Palme H and O’Neill HSC. 2004. Cosmochemical estimates of mantle composition. In:Holland HD and Turrekian KK (eds.). Treatise on Geochemistry. Amsterdam:Elsevier，2:1 -38

Pan GT，Chen ZL，Li XZ et al. 1997. Tectonic Evolution of Eastern Tethys. Beijing:Geological Publishing House，1 - 100 (in Chinese)

Parkinson IJ and Pearce JA. 1998. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Forearc (ODP Leg 125)，evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting. Journal of Petrology，39(9):1577 -1618

Parlak O and Delaloye M. 1999. Precise40Ar/39Ar ages from the metamorphic sole of the Mersin ophiolite (southern Turkey).Tectonophysics，301(1 -2):145 -158

Pawley AR and Holloway JR. 1993. Water sources for subduction zone volcanism:New experimental constraints. Science，260(5108):664 -667

Pearce JA，Lippard SJ and Roberts S. 1984. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In:Kokelaar BP and Howells MF (eds.). Marginal Basin Geology. Geological Society，London，Special Publications，16(1):77 -94

Pearce JA，Barker PF，Edwards SJ，Parkinson IJ and Leat PT. 2000.Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system， South Atlantic. Contributions to Mineralogy and Petrology，139(1):36 -53

Qiu RZ，Deng JF，Zhou S，Li TD，Xiao QH，Guo TY，Cai ZY，Li GL，Huang GC and Meng XJ. 2005. Ophiolite types in western Qinghai-Tibetan Plateau:Evidences from petrology and geochemistry. Earth Science Frontiers，12(2):277 - 291 (in Chinese with English abstract)

Seyler M，Lorand JP，Dick HJB and Drouin M. 2007. Pervasive melt percolation reactions in ultra-depleted refractory harzburgites at the Mid-Atlantic Ridge，15°20'N:ODP Hole 1274A. Contributions to Mineralogy and Petrology，153(3):303 -319

Sisson TW and Bronto S. 1998. Evidence for pressure-release melting beneath magmatic arcs from basalt at Galunggung，Indonesia.Nature，391(6670):883 -886

Snow JE and Dick HJB. 1995. Pervasive magnesium loss by marine weathering of peridotite. Geochimica et Cosmochimica Acta，59(20):4219 -4235

Takahashi E. 1986. Origin of basaltic magmas:Implication from peridotite melting experiments and an olivine fractionation model.Bulletin of the Volcanological Society of Japan，30:S17 -S40 (in Japanese)

Tatsumi Y and Eggins S. 1995. Subduction Zone Magmatism. Oxford:Blackwell Science，1 -95

Ulmer P and Trommsdorff V. 1995. Serpentine stability to mantle depths and subduction-related magmatism. Science，268 (5212):858-861

Wang CS，Liu ZF and Hébert R. 2000. The Yarlung-Zangbo paleoophiolite，southern Tibet:Implications for the dynamic evolution of the Yarlung-Zangbo suture zone. Journal of Asian Earth Sciences，18(6):651 -661

Wang XB and Bao PS. 1987. The genesis of podiform chromite deposits:A case study of the Luobosa chromite deposit，Tibet. Acta Geologica Sinica，(2):167 -181 (in Chinese with English abstract)

Wang XB and Bao PS. 1996. The metallogenic law of podiform chromite and exploration of chromite in Tibet. Tibet Geology，(2):1 -13(in Chinese)

Wei DL，Xia B，Zhou GQ and Wang R. 2004. Lithochemical characteristics and origin of the Zedang ophiolite lava in Xizang(Tibet)，China. Geotectonica et Metallogenia，28(3):270 -278(in Chinese with English abstract)

Wei DL，Xia B，Zhou GQ，Wang R，Zhong LF and Wan SK. 2006. Sm-Nd isochron age of Zedang ophiolite in Tibet and its significance.Acta Geoscientica Sinica，27(1):31 -34 (in Chinese with English abstract)

Wei DL，Xia B，Zhou GQ，Yan J，Wang R and Zhong LF. 2007.Geochemistry and Sr-Nd isotope characteristics of tonalites in Zêdang，tibet:New evidence for intra-Tethyan subduction. Science in China (Series D)，50(6):836 -846

Wu FY，Liu CZ，Zhang LL，Zhang C，Wang JG，Ji WQ and Liu XC.2014. Yarlung Zangbo ophiolite:A critical updated view. Acta Petrologica Sinica，30(2):293 - 325 (in Chinese with English abstract)

Xiong XF，Yang JS，Liu Z，Guo GL，Chen SY，Xu XZ，Li Y and Liu F.2013. High-Cr and high-Al chromitite found in western Yarlung-Zangbo suture zone in Tibet. Acta Petrologica Sinica，29(6):1878-1908 (in Chinese with English abstract)

Xu XZ. 2009. The origin of podiform chromite and peridotite in Kangjinla，southern Tibet. Ph. D. Dissertation. Beijing:Chinese Academy of Geological Sciences (in Chinese)

Yamamoto S，Komiya T，Hirose K and Maruyama S. 2009. Coesite and clinopyroxene exsolution lamellae in chromites:In-situ ultrahighpressure evidence from podiform chromitites in the Luobusa ophiolite，southern Tibet. Lithos，109(3 -4):314 -322

Yang JS，Bai WJ，F(xiàn)ang QS，Yan BG，Rong H and Chen SY. 2004.Coesite discovered from the podiform chromitite in the Luobusha ophiolite，Tibet. Earth Science，29(6):651 - 660 (in Chinese with English abstract)

Yang JS，Bai WJ，F(xiàn)ang QS and Rong H. 2008. Ultra high-pressure minerals and new minerals from the Luobusa ophiolitic chromitites in Tibet:A review. Acta Geoscientica Sinica，29(3):263 -274 (in Chinese with English abstract)

Ye PS，Jiang W，Wu ZH，Hu DG and Liu QS. 2006. Geochemical characteristics of ophiolites in Zedang-Luobusha，Tibet and their tectonic significance. Geoscience，20(3):370 -377 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q. 2015. Some problems on the Xigaze ophiolite. Acta Petrologica Sinica，31(1):37 -46 (in Chinese with English abstract)

Zhou MF，Robinson PT，Malpas J and Li ZJ. 1996. Podiform chromitites in the Luobusa ophiolite (southern Tibet):Implications for meltrock interaction and chromite segregation in the upper mantle.Journal of Petrology，37(1):3 -21

Zhou S，Mo XX，Mahony JJ，Zhang SQ，Guo TJ and Zhao ZD. 2002.Geochronology and Nd and Pb isotope characteristics of gabbro dikes in the Luobusha ophiolite，Tibet. Chinese Science Bulletin，47(2):144 -147

Zhou WD，Yang JS，Zhao JH，Xiong FH，Ma CQ，Xu XZ，Liang FH and Liu F. 2014. Mineralogical study and the origin discussion of Purang ophiolite peridotites，western part of Yarlung-Zangbo Suture Zone (YZSZ)，Southern Tibet. Acta Petrologica Sinica，30(8):2185 -2203 (in Chinese with English abstract)

附中文參考文獻(xiàn)

李強(qiáng)，夏斌，黃強(qiáng)太等. 2014. 雅魯藏布江蛇綠巖帶東段澤當(dāng)蛇綠巖起源及演化. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，88(2):145 -166

李源，楊經(jīng)綏，劉釗，賈毅，徐向珍. 2011. 西藏雅魯藏布江縫合帶西段巴爾地幔橄欖巖成因及構(gòu)造意義. 巖石學(xué)報(bào)，27(11):3239 -3254

連東洋，楊經(jīng)綏，熊發(fā)揮，劉飛，王云鵬，周文達(dá)，趙一玨. 2014. 雅魯藏布江蛇綠巖帶西段達(dá)機(jī)翁地幔橄欖巖組成特征及其形成環(huán)境分析. 巖石學(xué)報(bào)，30(8):2164 -2184

連東洋，楊經(jīng)綏，熊發(fā)揮等. 2015. 雅魯藏布江縫合帶西段達(dá)機(jī)翁地幔橄欖巖及鉻鐵礦的鉑族元素特征. 中國(guó)地質(zhì)，42(2):525-546

梁鳳華，許志琴，巴登珠，徐向珍，劉飛，熊發(fā)揮，賈毅. 2011. 西藏羅布莎-澤當(dāng)蛇綠巖體的構(gòu)造產(chǎn)出與侵位機(jī)制探討. 巖石學(xué)報(bào)，27(11):3255 -3268

劉飛，楊經(jīng)綏，連東洋等. 2015. 雅魯藏布江縫合帶西段北亞帶的基性巖成因和構(gòu)造意義. 地球?qū)W報(bào)，36(4):441 -454

潘桂棠，陳智梁，李興振等. 1997. 東特提斯地質(zhì)構(gòu)造形成演化. 北京:地質(zhì)出版社，1 -100

邱瑞照，鄧晉福，周肅，李廷棟，肖慶輝，郭鐵鷹，蔡志勇，李國(guó)良，黃圭成，孟祥金. 2005. 青藏高原西部蛇綠巖類型:巖石學(xué)與地球化學(xué)證據(jù). 地學(xué)前緣，12(2):277 -291

王希斌，鮑佩聲. 1987. 豆莢狀鉻鐵礦床的成因——以西藏自治區(qū)羅布莎鉻鐵礦床為例. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，(2):167 -181

王希斌，鮑佩聲. 1996. 豆莢狀鉻鐵礦的成礦規(guī)律兼論西藏鉻鐵礦的勘查與找礦. 西藏地質(zhì)，(2):1 -13

韋棟梁，夏斌，周國(guó)慶，王冉. 2004. 西藏澤當(dāng)蛇綠巖殼層火山熔巖的巖石地球化學(xué)及成因. 大地構(gòu)造與成礦學(xué)，28(3):270 -278韋棟梁，夏斌，周國(guó)慶，王冉，鐘立峰，萬(wàn)哨凱. 2006. 西藏澤當(dāng)蛇綠巖的Sm-Nd 等時(shí)線年齡及其意義. 地球?qū)W報(bào)，27(1):31 -34韋棟梁，夏斌，周國(guó)慶，閆俊，王冉，鐘立峰. 2007. 西藏澤當(dāng)英云閃長(zhǎng)巖的地球化學(xué)和Sr-Nd 同位素特征:特提斯洋內(nèi)俯沖的新證據(jù). 中國(guó)科學(xué)(D 輯)，37(4):442 -450

吳福元，劉傳周，張亮亮，張暢，王建剛，紀(jì)偉強(qiáng)，劉小馳. 2014. 雅魯藏布蛇綠巖——事實(shí)與臆想. 巖石學(xué)報(bào)，30(2):293 -325

熊發(fā)揮，楊經(jīng)綏，劉釗等.2013. 西藏雅魯藏布江縫合帶西段發(fā)現(xiàn)高鉻型和高鋁型豆莢狀鉻鐵礦體. 巖石學(xué)報(bào)，29(06):1878 -1908

徐向珍. 2009. 藏南康金拉豆莢狀鉻鐵礦和地幔橄欖巖成因研究.博士學(xué)位論文. 北京:中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院

楊經(jīng)綏，白文吉，方青松，顏秉剛，戎合，陳松永. 2004. 西藏羅布莎豆莢狀鉻鐵礦中發(fā)現(xiàn)超高壓礦物柯石英. 地球科學(xué)，29(6):651 -660

楊經(jīng)綏，白文吉，方青松，戎合. 2008. 西藏羅布莎蛇綠巖鉻鐵礦中的超高壓礦物和新礦物(綜述). 地球?qū)W報(bào)，29(3):263 -274

葉培盛，江萬(wàn)，吳珍漢，胡道功，劉琦勝. 2006. 西藏澤當(dāng)-羅布莎蛇綠巖的地球化學(xué)特征及其構(gòu)造意義. 現(xiàn)代地質(zhì)，20(3):370-377

張旗. 2015. 日喀則蛇綠巖研究中的幾個(gè)問(wèn)題. 巖石學(xué)報(bào)，31(1):37 -46

周文達(dá)，楊經(jīng)綏，趙軍紅，熊發(fā)揮，馬昌前，徐向珍，梁鳳華，劉飛.2014. 西藏雅魯藏布江縫合帶西段普蘭蛇綠巖地幔橄欖巖礦物學(xué)研究和成因探討. 巖石學(xué)報(bào)，30(8):2185 -2203