揚(yáng)子陸塊西緣江浪穹窿超基性巖的成因：鋯石U-Pb 定年、巖石地球化學(xué)及Sr-Nd 同位素

代堰锫，李同柱，張惠華

（中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081）

0 引言

揚(yáng)子陸塊西緣和松潘-甘孜造山帶的接合帶分布著十余個大小不等的穹隆狀地質(zhì)體（圖1a），被稱為變質(zhì)核雜巖帶（顏丹平等，1997；Yan et al.，2003）或穹狀變質(zhì)地體（游振東等，2006），是研究揚(yáng)子陸塊西緣及青藏高原東緣地質(zhì)演化的重要窗口（顏丹平等，2002）。其中，江浪穹窿構(gòu)造層位發(fā)育較全、變形構(gòu)造最具代表性，基本結(jié)構(gòu)包括前寒武紀(jì)堆垛層、古生代褶疊層及三疊紀(jì)西康群板巖帶，其間為順層韌性剪切滑脫帶（顏丹平等，1997）。此外，江浪穹窿核部地層里伍巖群發(fā)育一系列銅多金屬礦床，具體包括里伍、黑牛洞、筍葉林、柏香林、挖金溝及中咀等（圖1b）。這些銅礦床地質(zhì)特征相似，礦石品位平均為2.5%，局部可高達(dá)16.9%，被學(xué)者統(tǒng)稱為里伍式富銅礦床（代堰锫等，2016）。因此，近年來江浪穹窿的基本地質(zhì)問題及銅礦化作用已引起地質(zhì)學(xué)家的極大關(guān)注。

在野外地質(zhì)填圖過程中，本文作者在穹窿南部地層之中發(fā)現(xiàn)一套超基性巖體（圖1b）。已有的研究表明，超基性巖體起源于地幔，是探索地?；瘜W(xué)性狀及示蹤巖石圈深部過程的良好研究對象（鄧晉福等，2003；吳建亮等，2019；次瓊等，2020；王永等，2020）。截至目前，該巖體的形成時代與成巖構(gòu)造背景尚未得到有效約束。本文基于野外地質(zhì)工作及室內(nèi)巖相學(xué)觀察，結(jié)合LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年、巖石地球化學(xué)和Sr-Nd同位素分析，厘定了超基性巖的形成時代并深入探討其巖石成因。

1 地質(zhì)背景

江浪穹窿位于青藏高原東部，地處揚(yáng)子陸塊西緣和松潘-甘孜造山帶東南緣的接合部位（圖1a）。松潘-甘孜造山帶形成于古特提斯洋閉合階段，以發(fā)育巨厚的（＞5000 m）三疊系復(fù)理石為特征（許志琴等，2020）。該造山帶受控于古特提斯造山作用，其變形過程主要發(fā)生于印支期并發(fā)育大量的三疊紀(jì)花崗巖（Roger et al.，2010；解超明等，2020；潘桂棠等，2020）。江浪穹隆總體為一個北北西向的短軸背斜，長軸～25 km，短軸～20 km。穹窿軸部面理傾角較為平緩，介于14°～33°；兩翼面理傾角變陡：東翼22°～51°，西翼21°～62°（圖1b）。各地層內(nèi)部具緊閉同斜褶皺、順層掩臥褶皺、等厚開闊褶皺等，穹窿核部尚廣泛存在順層韌性剪切帶；不同地層單元之間發(fā)育環(huán)狀拆離斷裂帶（顏丹平等，1997；Yan et al.，2003）。

穹窿核部地層里伍巖群是里伍式富銅礦床的賦礦地層，巖性為云母石英片巖、石英巖夾變基性火山巖。顏丹平等（1997）獲得片狀石英巖中碎屑鋯石U-Pb上交點(diǎn)年齡為1437 Ma，斜長角閃巖全巖Sm-Nd等時線年齡為1677～1674 Ma，表明里伍巖群應(yīng)當(dāng)是一套中元古代的變質(zhì)火山-沉積巖組合。翼部地層包括奧陶系江浪巖組（含礫石英巖夾石英片巖、千枚巖）、志留系甲壩巖組（變硅質(zhì)巖、碳質(zhì)板巖夾變基性火山巖）、二疊系烏拉溪組（大理巖、變硅質(zhì)巖夾變基性火山巖）及三疊系西康群（復(fù)理石陸源碎屑巖夾碳酸鹽巖）。穹隆周緣巖漿活動頻繁，主要為花崗巖與少量基性巖、超基性巖。穹窿東北側(cè)出露文家坪花崗巖體（圖1b），巖性為中細(xì)粒似斑狀黑云二長花崗巖，其鋯石206Pb／238U加權(quán)平均年齡為161.5 ±0.6 Ma（周家云等，2013）；噴發(fā)相主要為中—新元古代及二疊紀(jì)基性火山巖（顏丹平等，1997）。

圖1 江浪穹窿大地構(gòu)造位置（a）及區(qū)域地質(zhì)圖（b，修改自Yan et al.，2003）Fig.1 The tectonic position（a）and regional geological map（b）of the Jianglang dome（after Yan et al.，2003）

2 樣品采集與測試

2.1 巖相學(xué)

新發(fā)現(xiàn)的超基性巖體位于江浪穹窿南部（圖1b），野外可見其侵入二疊系烏拉溪組以及志留系甲壩巖組地層之中（圖2a）。超基性巖巖性為磁鐵礦化橄欖蛇紋巖，野外可見局部發(fā)育蛇紋石石棉。巖石呈灰黑色，具自形—半自形中細(xì)粒粒狀結(jié)構(gòu)、交代殘留結(jié)構(gòu)和塊狀構(gòu)造；礦物組成主要為：（1）蛇紋石，含量約60%，主要呈纖維狀集合體；（2）橄欖石，含量約30%，主要呈交代殘留體產(chǎn)出，普遍發(fā)育蛇紋石化；（3）磁鐵礦，含量約5%，呈粒狀產(chǎn)出、粒徑300～50 μm；（4）角閃石，含量約5%，呈柱狀或粒狀，粒徑1000～100 μm，可見兩組解理呈銳角相交（圖2b）。

圖2 超基性巖野外（a）及鏡下（b）特征Fig.2 Field（a）and microscopic（b）features of the ultramafic pluton

2.2 分析方法

鋯石分選在河北區(qū)域地質(zhì)調(diào)查院完成，于雙目鏡下挑選粒度較大、透明度高的鋯石粘到雙面膠上并制成靶。透反射顯微照相、陰極發(fā)光圖象分析及鋯石U-Pb定年均在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。鋯石LA-ICP-MS UPb 測試采用的儀器型號為Agilent 7500a，配備UP213 型固體激光剝蝕系統(tǒng)，束斑直徑32 μm、頻率5 Hz。實(shí)驗(yàn)原理和詳細(xì)測試方法可參照Fryer et al.（1993）。數(shù)據(jù)處理使用Glitter 4.0 程序，計(jì)算獲得同位素比值、年齡和誤差，普通鉛校正采用Anderson（2012）的方法進(jìn)行。

超基性巖樣品經(jīng)室內(nèi)挑選新鮮、蝕變較弱者碎樣至74μm后進(jìn)行巖石地球化學(xué)與Sr-Nd 同位素分析。主微量元素測試在國土資源部西南礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成，主量元素分析儀器為荷蘭帕納科公司生產(chǎn)的AXIOS-X 熒光光譜儀；稀土、微量元素分析儀器為加拿大PerkinElmer 公司制造的四級桿型電感耦合等離子質(zhì)譜Q-ICP-MS，儀器型號ELADRC-e。Sr-Nd同位素測試在中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成，所用儀器為Finnigan MAT-261 熱電離蒸發(fā)固體質(zhì)譜儀（TIMS），詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)流程參見Zhang et al.（2002）；Sr、Nd同位素比值測定分別采用86Sr／88Sr ＝0.1194和146Nd／144Nd ＝0.7219 進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化。

3 鋯石U-Pb定年

3.1 鋯石形態(tài)學(xué)

鋯石陰極發(fā)光圖像顯示，超基性巖樣品CMP22中鋯石多呈長柱狀，長度介于120～50 μm，長寬比大致為2∶1（圖3）。多數(shù)鋯石具有清晰的振蕩環(huán)帶，Th／U 值大于0.4（表1），應(yīng)該為典型的巖漿鋯石（Hoskin and Schaltegger，2003）。部分鋯石陰極發(fā)光圖像發(fā)白，可能是遭受后期變質(zhì)重結(jié)晶作用的影響；但鋯石具有較高的Th／U 比值（表1），表明重結(jié)晶作用強(qiáng)度不大，對鋯石U-Pb 同位素體系（封閉溫度高于950 °C（Hoskin and Schaltegger，2003），無明顯影響，仍然可以有效地反映巖漿的結(jié)晶年齡（代堰锫等，2012）。此外，一些鋯石形態(tài)渾圓（如點(diǎn)4），應(yīng)當(dāng)為捕獲自圍巖的碎屑鋯石。

圖3 超基性巖樣品CMP22鋯石陰極發(fā)光照片及U-Pb年齡Fig.3 Cathodoluminescent images and U-Pb ages of zircons in the ultramafic pluton sample CMP22

3.2 分析結(jié)果

鋯石U-Pb定年共分析了19 個數(shù)據(jù)點(diǎn)（表1），鋯石測點(diǎn)均位于諧和線上及附近（圖4a）。鋯石年齡介于2427～219 Ma（大于1.0 Ga 的分析結(jié)果采用207Pb／206Pb年齡，小于1.0 Ga的采用206Pb／238U年齡），主要分布在5 個年齡區(qū)間：（1）2427～1745 Ma，包括3 個分析點(diǎn)（圖略），Th／U 值為0.88～0.30；（2）965～726 Ma，8 個分析點(diǎn)Th／U 值介于1.48～0.27；（3）591 Ma，該分析點(diǎn)Th／U值為0.64；（4）430 Ma，該分析點(diǎn)Th／U 值為1.60；（5）230～219 Ma（圖4b），6 個分析點(diǎn)Th／U 值較高（3.27～0.59），屬巖漿成因（Hoskin and Schaltegger，2003），206Pb／238U 加權(quán)平均年齡為222.3 ±4.4 Ma（MSWD ＝1.9，圖4c）。

表1 超基性巖樣品CMP22 鋯石U-Pb 定年結(jié)果Table 1 Zircon U-Pb dating results of the ultramafic pluton sample CMP22

圖4 超基性巖樣品CMP22鋯石U-Pb年齡諧和圖Fig.4 U-Pb concordia diagrams of zircons in the ultramafic pluton sample CMP22

4 巖石地球化學(xué)

4.1 主量元素

超基性巖主微量元素測試數(shù)據(jù)列于表2。樣品w（SiO）2含量很低，介于46.76%～39.07%，平均42.73%；w（TiO）2為1.27%～0.45%，平均0.78%；w（Al2O3）為9.30%～4.54%，平 均6.23%；w（Fe2O3T）為13.20%～11.46%，平 均12.34%；w（MnO）為 0.20%～0.16%，平均為0.18%；w（MgO）為28.96%～17.33%，平均為24.63%；w（CaO）為8.30%～2.94%，平均5.80%；w（Na2O）為1.19%～0.04%，平均為0.25%；w（K2O）為0.06%～0.01%，平均為0.03%；w（P2O5）為0.11%～0.03%，平均為0.07%。TAS 圖解顯示超基性巖化學(xué)成分大致相當(dāng)于苦橄玄武巖（圖5a），F(xiàn)eOT／MgO-SiO2圖解表明超基性巖屬拉斑系列巖石（圖5b）。

圖5 超基性巖主量元素圖解，底圖分別據(jù)Le Bas et al.（1986）和Miyashiro（1974）Fig.5 Major element diagrams of the ultramafic pluton，after Le Bas et al.（1986）and Miyashiro（1974）

表2 超基性巖主量（%）、微量元素（μg／g）及Sr-Nd同位素分析結(jié)果Table 2 Major，trace element contents and Sr-Nd isotopes of the ultramafic pluton

續(xù)表2

4.2 稀土、微量元素

超基性巖樣品稀土元素總量ΣREE 為51.3～13.0μg／g，平均31.8μg／g；（La／Yb）N介于5.26～1.38，平均3.36。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分型式顯示為輕微的右傾型（圖6a），具有較弱的Ce 負(fù)異常（Ce／Ce*＝0.80～0.67，平均0.74），Eu異常不明顯（Eu／Eu*＝1.17～0.63，平均0.85）。樣品微量元素Sr（平均51.4 μg／g）、Ba（平均57.8 μg／g）、Zr（平均21.0 μg／g）、Cr（平均2112 μg／g）、Co（平均91.8 μg／g）、Ni（平均1117 μg／g）、V（平均174 μg／g）具有較高含量。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖中，超基性巖富集大離子親石元素Rb、Ba 和U等，虧損高場強(qiáng)元素Zr和Hf（圖6b）。

圖6 超基性巖稀土元素配分圖及微量元素蛛網(wǎng)圖，球粒隕石與原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)源自Taylor and McLennan（1985）和Sun and McDonough（1985）Fig.6 REE pattern and trace element diagram of the ultramafic pluton，the chonodrite and primitive mantle values after Taylor and McLennan（1985），Sun and McDonough（1985）

5 Sr-Nd同位素

超基性巖的Sr-Nd 同位素分析數(shù)據(jù)列于表2，（87Sr／86Sr）i值和εNd（t）值根據(jù)鋯石U-Pb 年齡222.3 Ma進(jìn)行計(jì)算。樣品的87Sr／86Sr 值介于0.707652～0.704609，（87Sr／86Sr）i值為0.706872～0.702598，143Nd／144Nd 值分布于0.512968～0.512921，εNd（t）值介于8.02～5.64。在（87Sr／86Sr）i-εNd（t）圖解中，樣品落點(diǎn)接近于虧損地幔和島弧玄武巖（圖7）。

圖7 超基性巖（87Sr／ 86Sr）i-εNd（t）圖解Fig.7 The（87Sr／ 86Sr）i-εNd（t）diagram of the ultramafic pluton

6 討論

6.1 年代學(xué)

近年來部分學(xué)者基于鋯石U-Pb 定年數(shù)據(jù)，提出揚(yáng)子西緣變質(zhì)程度最高、年齡最古老的康定雜巖（新太古代—古元古代）是新元古代的產(chǎn)物（Zhou et al.，2002；耿元生和陸松年，2012）。甚至有學(xué)者認(rèn)為，揚(yáng)子陸塊西緣并不具有古老（太古宙—古元古代）的結(jié)晶基底（耿元生和陸松年，2012）。本文的鋯石U-Pb定年數(shù)據(jù)顯示，江浪穹窿超基性巖中存在207Pb／206Pb 年齡為2427～1745 Ma 的鋯石，應(yīng)當(dāng)為捕獲成因。新近的LA-ICP-MS 鋯石U-Pb 定年結(jié)果表明：（1）江浪穹窿志留系甲壩巖組發(fā)育一套順層產(chǎn)出的角閃巖形成時代為2211 Ma，并且具有一組2385 Ma的捕獲鋯石（張惠華等，2016a），暗示至少有部分甲壩巖組地層應(yīng)當(dāng)解體為古元古界；（2）侵位于里伍巖群中的煌斑巖結(jié)晶年齡為～30 Ma，當(dāng)中還存在207Pb／206Pb 年齡為2784～2439 Ma 的捕獲鋯石（張惠華等，2016b）。這些新的測試結(jié)果均表明，江浪穹窿很可能存在太古宙—古元古代變質(zhì)基底。

此外，超基性巖中發(fā)育965～726 Ma的鋯石，多數(shù)鋯石具有清晰的振蕩環(huán)帶與高的Th／U 比值（如點(diǎn)1、10、12），應(yīng)當(dāng)為巖漿成因；個別鋯石陰極發(fā)光圖像發(fā)白、Th／U比值較低（如點(diǎn)6、7），可能屬變質(zhì)鋯石（Hoskin and Schaltegger，2003）。該年齡范圍對應(yīng)于全球Rodinia 超大陸會聚和裂解時間（Li et al.，2008），代表了揚(yáng)子西緣對該地質(zhì)事件的巖漿及變質(zhì)作用響應(yīng)（李獻(xiàn)華等，2002）。591 Ma 鋯石（點(diǎn)9）可能是泛非事件（0.8～0.5 Ga；Rino et al.，2008）的年齡記錄，430 Ma鋯石（點(diǎn)4）應(yīng)當(dāng)是捕獲自志留系甲壩巖組。230～219 Ma鋯石發(fā)育清晰的振蕩環(huán)帶，Th／U值介于3.27～0.59，當(dāng)屬巖漿成因（Hoskin and Schaltegger，2003），其206Pb／238U 加權(quán)平均年齡為222.3 ±4.4 Ma（MSWD ＝1.9，圖4c）。眾所周知，在超基性巖漿結(jié)晶早期，由于硅的相對不飽和，所形成的含鋯礦物只能是斜鋯石而不是鋯石；到了超基性巖漿結(jié)晶的中晚期，達(dá)到硅的相對飽和時鋯石開始形成（李惠民等，2006），而這些鋯石的U-Pb年齡即為超基性巖的成巖時代（馮光英等，2011；李立興等，2012；馮宏業(yè)等，2014）。因此，本文認(rèn)為最年輕一組巖漿鋯石的206Pb／238U 年齡可以代表超基性巖的結(jié)晶年齡，即江浪穹窿超基性巖體形成于～222.3 Ma。

6.2 部分熔融、分離結(jié)晶與地殼混染

超基性巖樣品發(fā)育大量蛇紋石化（圖2），且具有較高燒失量（表2），表明部分元素可能發(fā)生了活化遷移。Zr 被認(rèn)為是最不活潑的元素，與TiO2、MgO、Cr等元素具有良好正相關(guān)關(guān)系（圖8a-c），表明這些元素在后期地質(zhì)作用過程中沒有發(fā)生明顯遷移（Hoskin and Schaltegger，2003）。為了更有效評估，本文主要利用不活潑元素對巖石成因和構(gòu)造背景進(jìn)行討論。

超基性巖SiO2含量很低（46.76%～39.07%），具有高的Mg＃值（82.3～74.0，平均79.5）、MgO（平均24.63%）與Cr（平均2112 μg／g）含量（表2），在（87Sr／86Sr）i-εNd（t）圖解中樣品落點(diǎn)接近于虧損地幔（圖7），表明其起源于超基性的地幔源區(qū)。眾所周知，隨著地幔橄欖巖熔融程度增大，巖漿Mg 含量逐漸升高、稀土元素分異逐漸減弱（Gill，2010）。巖石Mg＃值與MgO 含量高，稀土元素含量（ΣREE 平均31.8 μg／g）與（La／Yb）N值（5.26～1.38）偏低，稀土配分型式較為平坦（圖6a），暗示超基性巖應(yīng)該是幔源巖漿高度部分熔融的產(chǎn)物。

巖石具有高的Cr（平均2112 μg／g）、Co（平均91.8 μg／g）及Ni（平均1117 μg／g）含量（表2），結(jié)合其高M(jìn)g＃值與MgO含量特點(diǎn)，表明母巖漿分異程度相對較低（Liu et al.，2008）。哈克圖解顯示（圖8d-i）：（1）SiO2與Fe2O3T含量呈負(fù)相關(guān)，Cr 與MgO為正相關(guān)，可能由于鉻鐵礦的分離結(jié)晶造成；（2）Co含量較高且與MgO含量為正相關(guān)，暗示存在橄欖石的分離結(jié)晶作用；（3）MgO與TiO2、Al2O3、CaO含量呈明顯的負(fù)相關(guān)，說明含Ti礦物（如金紅石、鈦鐵礦和榍石等）和輝石不是主要的結(jié)晶相，同時斜長石也不具有明顯的分離結(jié)晶（馮光英等，2011），與稀土配分型式缺乏Eu負(fù)異常吻合（圖6a）。

圖8 超基性巖主微量元素哈克圖解Fig.8 The major and trace element Harker diagrams of the ultramafic pluton

巖漿演化過程中，分離結(jié)晶和同化混染作用往往相伴相生，即AFC 過程（Depaolo，1981）。鋯石U-Pb定年顯示，超基性巖中含有大量捕獲鋯石（圖4），表明巖漿侵位過程中確實(shí)發(fā)生了一定程度的地殼混染。前人研究指出，地殼混染程度可通過（Th／Yb）PM值來判別（Qi and Zhou，2008），超基性巖的（Th／Yb）PM值（29.8～1.56，表2）部分介于上地殼（28）與下地殼（4.6）之間（Taylor and McLennan，1985），表明巖漿遭受了地殼物質(zhì)的混染。一般而言，巖漿混入下地殼物質(zhì)之后，（Th／Ta）PM值接近1，（La／Nb）PM值大于1（Sun and McDonough，1989）；混入上地殼物質(zhì)后，兩個比值均在2 以上（Peng et al.，1994）。超基性巖樣品（Th／Ta）PM值為0.22～0.03，（La／Nb）PM值介于1.91～0.39，表明巖漿地殼混染程度較低。另外，高的La／Sm 值（＞4.5）指示了地殼物質(zhì)的混染（Peng et al.，1994），超基性巖La／Sm值介于5.88～1.11（平均2.92），暗示較低的混染程度。Sr-Nd同位素分析顯示，超基性巖樣品具有較低的（87Sr／86Sr）i值（0.706872～0.702598）和高的εNd（t）值（8.02～5.64，表2），表明巖漿侵位過程中地殼物質(zhì)的混染程度十分有限；以虧損地幔和上、下地殼作為兩端元進(jìn)行混合計(jì)算，結(jié)果顯示地殼物質(zhì)的混染程度低于5%（圖7）。

6.3 構(gòu)造背景

如前所述，江浪穹窿的超基性巖體僅遭受了較低程度（＜5%）的地殼物質(zhì)混染，因此其巖石地球化學(xué)特征可有效地反映成巖構(gòu)造背景（Gill，2010）。地球化學(xué)研究顯示，超基性巖石具有較低的TiO2含量（1.27%～0.45%）與Ce 負(fù)異常（Ce／Ce*＝0.80～0.67，圖6a），富集大離子親石元素Rb、Ba 和U等、虧損高場強(qiáng)元素Zr和Hf（圖6b），這些是島弧巖漿具有的特征（Gill，2010）。TiO2-MnO-P2O5及Ti-Zr（圖9a-b）構(gòu)造環(huán)境判別圖解進(jìn)一步顯示超基性巖屬于島弧拉斑玄武巖，與其Sr-Nd 同位素組成接近島弧玄武巖的特征一致（圖7）。

圖9 超基性巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解，底圖據(jù)Mullen（1983）和Pearce and Cann（1973）Fig.9 Tectonic discrimination diagrams of the ultramafic pluton，after Mullen（1983），Pearce and Cann（1973）

已有的研究表明，松潘-甘孜造山帶形成于古特提斯洋閉合階段，是三疊紀(jì)末華北、揚(yáng)子和羌塘陸塊的主要匯聚區(qū)（許志琴等，1992；Roger et al.，2010）。莫宣學(xué)和潘桂棠（2006）研究認(rèn)為，古特提斯洋在晚三疊世末—早侏羅世初完全閉合。許志琴等（1992）基于大量的變形構(gòu)造證據(jù)指出，該造山帶主造山作用發(fā)生于晚印支期—早燕山期。近年來精細(xì)的地質(zhì)年代學(xué)研究顯示，松潘-甘孜造山帶鈣堿性I型花崗巖和埃達(dá)克質(zhì)花崗巖形成于219 Ma～185Ma（周家云等，2013），代表了造山帶俯沖-碰撞作用時間。本文的鋯石U-Pb 定年結(jié)果表明，江浪穹窿超基性巖結(jié)晶年齡為222.3 ± 4.4 Ma（MSWD ＝1.9，n ＝6，圖4c），暗示其很可能形成于古特提斯洋閉合階段的板片俯沖相關(guān)構(gòu)造背景，與前述巖石地球化學(xué)與Sr-Nd 同位素分析結(jié)果完全吻合。

7 結(jié)論

（1）江浪穹窿南部的超基性巖結(jié)晶年齡約為222.3 Ma，可能形成于古特提斯洋閉合階段的板片俯沖相關(guān)（如島弧）構(gòu)造背景。

（2）該巖石是幔源巖漿高度部分熔融的產(chǎn)物，巖漿上升侵位過程中主要經(jīng)歷了鉻鐵礦與橄欖石的分離結(jié)晶作用，且遭受了較低程度（＜5%）的地殼物質(zhì)混染。

（3）捕獲鋯石的年齡譜反映江浪穹窿很可能存在太古宙—古元古代變質(zhì)基底，并且具有Rodinia超大陸會聚—裂解以及泛非事件的地質(zhì)年齡記錄。