陳根文 劉睿，2 夏斌 鄧騰，2

CHEN GenWen1，LIU Rui1，2，XIA Bin3 and DENG Teng1，2

1. 中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，中國(guó)科學(xué)院礦物學(xué)與礦床學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣州 510640

2. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049

3. 中山大學(xué)海洋學(xué)院，廣州 510006

1. Key Laboratory of Mineralogy and Metallogeny，Gangzhou Institute of Geochemistry，CAS，Guangzhou 510640，China

2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3. School of Marine Sciences，Sun Yat-Sen University，Guangzhou 510006，China

2013-12-12 收稿，2014-12-11 改回.

1 引言

青藏高原是全球典型的大陸碰撞造山帶，其中分布有雅魯藏布江和班公湖-怒江等幾條巨型蛇綠巖帶，這些蛇綠巖帶是研究陸塊拼貼和特提斯洋演化過(guò)程的重要依據(jù)。雅魯藏布江蛇綠巖被認(rèn)為是新特提斯洋殼于新生代消亡后在大陸造山帶保存的殘片，是印度板塊與歐亞板塊的分界線(Nicolas et al.，1981;Allégre et al.，1984;Girardeau et al.，1985;王希斌等，1987;Zhou et al.，1996;張旗和周國(guó)慶，2001)。雅魯藏布江蛇綠巖帶的北側(cè)為拉薩地塊，拉薩地塊南側(cè)為岡底斯巖漿弧帶，巖漿弧向南與蛇綠巖帶之間分布有日喀則群(K2)弧前盆地沉積及錯(cuò)江頂群(E1-2)殘余弧前盆地濱海相磨拉石，秋烏組(E2)殘余弧前盆地相磨拉石和岡底斯組(E3-N1)磨拉石。蛇綠巖帶南側(cè)為三疊系復(fù)理石帶及印度板塊北沿的被動(dòng)陸緣沉積巖。雅魯藏布江蛇綠巖可分為三段，分別為東段(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(潘桂棠和丁俊，2004)。吉定蛇綠巖位于其中段，日喀則以西約50km，過(guò)去統(tǒng)稱為日喀則蛇綠巖(圖1)。目前對(duì)日喀則蛇綠巖的形成背景還存在一些爭(zhēng)議(張旗，2015)，包括:(1)擴(kuò)張的邊緣盆地(王希斌等，1984)，是早期裂谷和晚期洋殼擴(kuò)張階段的產(chǎn)物(王希斌等，1987);(2)代表中等擴(kuò)張速度的陸間盆地(肖序常，1984);(3)中段日喀則蛇綠巖可能代表靠近洋脊或轉(zhuǎn)換斷層的交換部位(Pearce and Deng，1988);(4)也有認(rèn)為該蛇綠巖屬于東地中海型蛇綠巖，代表消減帶之上的島弧和弧后盆地環(huán)境，蛇綠巖屬東地中海型(張旗，1994;張旗和周國(guó)慶，2001;Xia et al.，2008;Chen and Xia，2008;Dupuis et al.，2005a，b;Dai et al.，2013);(5)為形成于大陸邊緣的洋中脊(Nicolas et al.，1981;Girardeau et al.，1985;Girardeau and Mercier，1988);(6)超慢速擴(kuò)張洋盆(吳福元等，2014)。這些研究都將日喀則蛇綠巖作為一個(gè)蛇綠巖體整體對(duì)待。但隨著研究的進(jìn)行，發(fā)現(xiàn)日喀則地區(qū)不同的蛇綠巖剖面具有不同巖石組分和結(jié)構(gòu)特征，并在巖石地球化學(xué)特征上表現(xiàn)出不同的特征。Huot et al. (2002)研究認(rèn)為日喀則蛇綠巖西段(如吉定、白朗、得幾)具弧后盆地的特征，而東段(如大竹卡和金魯)則表現(xiàn)出親弧的特征。牛曉露等(2006)也認(rèn)為得幾-昂仁(包括吉定)一帶的蛇綠巖形成于洋中脊環(huán)境或成熟的弧后盆地環(huán)境。Hébert et al. (2012)通過(guò)對(duì)整個(gè)雅魯藏布江蛇綠巖帶的綜合研究認(rèn)為日喀則一帶可能形成于類似于馬里亞納弧、弧間及弧后等多種構(gòu)造環(huán)境或者Tonga-Kermadec 系統(tǒng)。Dubois-C?té et al.(2005)提出吉定蛇綠巖與白朗、群讓蛇綠巖都形成于弧后盆地。因此分析蛇綠巖不同剖面的地質(zhì)地球化學(xué)特征，對(duì)正確認(rèn)識(shí)日喀則地區(qū)蛇綠巖構(gòu)造背景的形成演化至關(guān)重要，本次工作就是在前人和作者近期工作的基礎(chǔ)上對(duì)吉定蛇綠巖剖面殼層巖石(堆晶巖、輝綠巖和玄武巖部分)地球化學(xué)作進(jìn)一步研究，以此來(lái)揭示日喀則蛇綠巖形成背景。

2 吉定蛇綠巖巖石學(xué)特征

吉定蛇綠巖剖面位于雅魯藏布江蛇綠巖帶的中部，日喀則西南的吉定鄉(xiāng)洞拉村(圖1)，過(guò)去習(xí)慣將這套蛇綠巖剖面歸屬于日喀則蛇綠巖。剖面由四個(gè)巖石單元構(gòu)成:下部地幔橄欖巖由方輝橄欖巖、二輝橄欖巖和純橄巖組成，上部蛇紋石化較強(qiáng)，以方輝橄欖巖為主。地幔橄欖巖與其上的堆晶巖之間為構(gòu)造接觸。堆晶巖由輝長(zhǎng)橄長(zhǎng)巖、輝長(zhǎng)巖、異剝輝長(zhǎng)巖組成。層狀堆晶巖不發(fā)育，主要以塊狀堆晶巖為主，大部分被輝綠巖脈貫入。整個(gè)堆晶巖厚度約為500 ～700m。輝長(zhǎng)巖之上為一套輝綠巖和玄武巖。玄武巖以塊狀熔巖為主，還有一部分角礫狀玄武巖和枕狀熔巖。

3 蛇綠巖地球化學(xué)特征

吉定蛇綠巖中輝綠巖和玄武巖化學(xué)成分分析結(jié)果見(jiàn)表1，其巖石地球化學(xué)特征如下:輝綠巖SiO2含量變化不大，在48% ～54%之間，TiO2含量中等，最高1.45%，最低0.87%，多數(shù)在1.0% ～1.24% 之間，Mg#(Mg#= 100 × Mg/(Mg +Fe))為42.1 ～58.8。玄武巖SiO2在46% ～53%之間，與印度洋洋脊玻璃質(zhì)玄武巖的平均值50.9%相當(dāng)(Sun et al.，1979)。TiO2為0.9% ～1.45%，與輝綠巖相近，平均1.1%，與印度洋N-MORB 玻璃(1.19%)相似，接近太平洋中脊玄武巖含量(1.62%)(Sun et al.，1979)，明顯高于大竹卡蛇綠巖中的玄武巖(0.58% ～0.99%，平均0.84%)。玄武巖的Mg#=39.8 ～60.8。兩套巖石常量元素含量相近，為同一母巖漿在不同深度就位的產(chǎn)物。與太平洋中脊玄武巖相比，吉定熔巖具有較低的K2O 含量(絕大部分低于0.68%)、較高的Na2O (3.02% ～5.18%)和較低的 CaO (4.50% ～8.50%)。但由于K、Na、Ca 等均是較活潑的元素，容易受熱液蝕變及后期表生作用的影響。本區(qū)絕大部分基性巖樣品的燒失量都比較高，在多元素標(biāo)準(zhǔn)化圖上變化比較大，較零亂，估計(jì)與海水蝕變有關(guān)。這樣的例子在蛇綠巖中較為普遍，如Semail 蛇綠巖也存在類似的情況(Godard et al.，2006)。

JD-125 45.90 1.21 18.4 7.52 2.78 0.18 4.60 9.30 4.01 0.22 JD-123 48.80 1.09 19.4 5.26 4.04 0.11 5.40 6.40 4.53 0.18 JD-122 47.60 0.87 20.1 3.28 5.62 0.17 6.80 7.90 3.02 1.23 JD-119 53.10 0.97 18.0 3.94 4.66 0.16 5.30 4.40 5.18 0.17 JD-116 巖武玄48.20 1.43 19.4 6.13 3.67 0.18 6.20 6.00 4.18 0.67 112 JD-52.90 1.09 18.2 6.31 2.69 0.11 3.40 6.20 4.9 0.09 JD-111 51.30 0.97 19.1 6.71 2.69 0.11 3.10 7.40 4.65 0.08 JD-102 48.50 0.99 18.2 2.53 7.07 0.22 6.90 7.00 4.12 0.32 0.97 49.40 17.2 3.71 6.19 0.18 6.70 7.80 3.23 0.68 Jidingophiolite JD-101 JD-99 53.52 1.28 16.53 5.16 5.64 0.25 3.90 5.10 5.00 0.04 JD-96 48.53 1.11 18.19 4.09 6.01 0.23 6.90 7.10 3.77 0.39 48.06 JD-94 0.87 20.08 4.00 5.10 0.17 6.40 7.80 4.10 0.34果結(jié)析JD-93 0.99 3.90 5.60 0.18 6.60 8.50 3.50 0.45分4 7.86 18.18 素 -6）元JD-91 49.36 1.45 17.95 3.72 7.18 0.21 3.90 5.60 4.73 0.04（ ×10 JD-90巖綠輝5 0.42 1.02 17.47 2.62 8.78 0.24 5.40 4.50 4.66 0.14量）、微JD-85 48.24 1.14 18.65 3.25 7.05 0.18 5.80 7.10 3.46 0.66（wt%主 -6） elementcomposition ofthebasicrocksfrom JD-84 47.91 1.09 18.42 3.52 6.48 0.18 5.90 7.90 3.11 0.82巖武玄1.21 4.17 5.73 0.17 6.30 8.20 3.12 0.59和J D-83 48.83 18.18 巖綠輝） and trace（ ×10 JD-81 49.9 1.24 17.74 4.34 5.46 0.14 5.70 6.90 4.30 0.16體巖綠J D-80 50.91 1.21 17.71 4.13 6.47 0.13 4.80 6.20 4.55 0.04蛇定M ajor（wt%吉號(hào)品性O(shè) 3 O3 O O 1 樣巖S iO2 TiO2 Al2 Fe2 FeO MnO2 MgO CaO Na2 K2表T able1 0.31 2.60 2.05 99.1 47.2 25.2 285 55.9 31.0 25.0 29.6 3.64 97.8 30.0 0.27 1.20 2.75 99.4 53.9 22.8 264 25.4 33.2 21.9 34.1 1.47 75.1 27.5 0.09 1.46 1.25 99.4 60.8 24.5 240 139 35.2 45.8 56.2 11.7 148 21.9 0.21 0.90 2.30 99.2 55.5 21.8 250 11.1 28.0 8.84 30.1 0.731 89.0 21.3 0.21 1.40 2.10 99.7 56.0 27.2 228 151 35.1 41.9 38.5 9.90 154 30.9 0.12 1.05 2.25 99.3 43.1 21.8 266 11.2 26.8 9.55 14.2 0.703 35.9 25.1 0.27 1.26 1.85 99.5 39.8 21.3 310 11.8 26.4 9.92 16.8 0.851 34.4 26.6 0.09 1.50 1.95 99.4 59.4 25.5 270 46.1 37.4 20.7 18.2 1.78 122 22.4 0.20 1.65 1.60 99.4 57.9 24.8 255 123 34.6 49.0 50.4 5.13 116 24.8 1.11 1.11 1.55 99.3 42.2 26.4 253 113 35.0 45.9 59.6 2.14 119 23.5 1.65 1.65 1.20 99.3 58.1 28.0 256 134 36.6 50.4 64.7 4.03 133 24.6 1.26 1.26 0.85 99.3 58.8 22.2 297 5.86 30.0 5.54 29.3 0.45 84.6 33.4 1.20 1.20 2.00 99.2 58.5 29.2 333 6.83 36.3 7.25 31.5 0.843 110 22.5 2.77 2.77 2.19 99.2 42.1 25.7 275 103 35.9 47.2 56.0 4.17 146 35.9 1.18 1.18 2.60 99.2 49.2 25.1 266 109 34.6 50.1 52.9 4.53 132 33.5 1.30 1.30 2.25 99.3 53.4 26.0 255 153 36.9 65.1 57.3 3.47 134 30.1 1.35 1.35 2.16 99.1 54.5 25.9 278 31.4 33.6 14.9 6.60 1.11 139 31.4 1.40 1.40 1.25 99.3 56.3 24.2 298 4.77 28.9 7.20 9.99 0.969 82.5 34.1 1.19 1.19 1.90 99.1 54.1 30.3 136 450 30.2 135 112 6.34 239 6.97 0.91 0.91 1.77 99.1 47.9 40.5 245 214 39.1 72.9 49.9 1.72 444 27.9 O5#P2 CO2 LOI Total Mg Sc V Cr Co Ni Cu Rb Sr Y

JD-125 81.6 1.13 0.429 15.6 3.27 0.123 2.06 0.161 0.189 3.10 9.91 JD-123 77.2 1.08 0.140 8.95 3.08 0.105 1.99 0.123 0.126 2.76 9.30 JD-122 56.5 0.675 1.10 25.9 2.24 0.069 1.95 0.120 0.066 1.87 6.23 JD-119 52.1 0.622 0.197 10.8 2.11 0.067 1.28 0.086 0.148 1.87 6.23 JD-116 巖武玄86.2 1.27 0.893 24.9 3.34 0.119 1.20 0.147 0.179 2.92 9.06 12 JD-1 68.2 0.909 0.176 10.3 2.63 0.091 1.20 0.134 0.119 2.31 7.82 JD-111 68.5 1.04 0.160 15.9 2.67 0.087 2.40 0.143 0.171 2.49 8.01 JD-102 58.8 0.823 0.343 16.7 2.28 0.074 2.67 0.106 0.039 2.18 7.00 JD-101 64.9 0.903 0.727 29.7 2.54 0.095 1.66 0.136 0.048 2.32 7.58 JD-99 62.5 0.963 0.416 14.2 2.50 0.074 1.58 0.132 0.054 2.25 7.28 JD-96 64.4 0.929 0.425 15.3 2.56 0.078 1.14 0.127 0.045 2.29 7.79 JD-94 98.7 1.31 0.354 8.87 3.73 0.127 1.29 0.156 0.058 3.27 11.1 JD-93 55.5 0.647 0.414 13.6 2.35 0.063 2.01 0.094 0.040 1.88 6.56 JD-91 102 1.31 0.556 26.7 3.99 0.117 0.994 0.163 0.069 3.41 11.8 JD-90巖綠輝9 9.3 1.26 0.555 20.2 3.94 0.119 1.49 0.148 0.068 3.06 10.9 JD-85 83.6 1.12 0.698 18.0 3.12 0.102 1.33 0.120 0.053 2.69 9.57 JD-84 77.9 0.977 0.296 16.6 2.87 0.098 4.93 0.138 0.058 2.94 9.09 JD-83 96.3 1.20 0.090 9.59 3.80 0.107 2.82 0.185 0.063 3.45 11.3 JD-81 8.53 0.084 0.479 29.5 0.487 0.011 7.71 0.019 0.005 0.406 1.39 39.2 JD-80 1.00 1.96 22.4 1.45 0.147 1.90 0.01 0.030 2.53 8.46 1號(hào)品性Z r Nb Cs Ba Hf Ta Pb Th U La Ce表樣巖續(xù)C ontinued Table1 1.77 10.0 3.88 1.20 4.85 0.910 6.41 1.37 4.04 0.63 4.22 0.649 0.495.50 0 1.75 9.73 3.62 1.17 4.45 0.848 5.68 1.27 3.71 0.572 4.00 0.586 49.4 0.47 1.13 6.29 2.51 0.852 3.42 0.675 4.59 1.01 3.03 0.467 3.17 0.489 35.7 0.40 1.14 6.56 2.50 0.815 3.39 0.639 4.38 0.951 2.90 0.448 3.11 0.480 35.4 0.40 1.73 9.79 3.87 1.24 4.99 0.987 6.48 1.35 4.25 0.632 4.39 0.695 52.4 0.45 1.43 8.20 2.99 1.01 3.90 0.733 5.40 1.09 3.32 0.503 3.49 0.492 42.7 0.45 1.43 8.02 3.23 1.01 4.13 0.74 5.36 1.12 3.45 0.543 3.73 0.580 43.8 0.45 1.28 7.43 2.61 1.03 3.50 0.679 4.57 1.00 2.91 0.458 3.02 0.441 38.1 0.49 1.39 7.60 3.12 1.03 4.04 0.763 5.81 1.11 3.28 0.511 3.46 0.543 42.6 0.45 1.27 7.76 2.77 0.956 3.63 0.699 4.69 1.03 3.07 0.447 3.17 0.491 39.5 0.48 1.36 7.77 3.01 1.08 3.97 0.746 5.13 1.11 3.15 0.515 3.29 0.511 41.3 0.47 1.97 11.4 4.29 1.31 5.26 0.964 6.88 1.44 4.39 0.661 4.61 0.713 58.3 0.48 1.15 6.75 2.44 0.912 3.38 0.658 4.42 0.974 2.90 0.444 3.13 0.503 36.1 0.41 2.01 11.9 4.20 1.31 5.57 1.02 7.18 1.54 4.65 0.696 4.77 0.755 60.8 0.48 1.98 11.1 4.07 1.28 5.22 0.978 6.55 1.45 4.28 0.645 4.57 0.704 56.8 0.45 1.68 9.78 3.60 1.18 4.81 0.830 6.02 1.24 3.94 0.575 3.96 0.594 50.5 0.46 1.74 9.92 3.34 1.11 4.73 0.865 5.87 1.28 3.82 0.559 3.84 0.547 49.6 0.52 2.03 11.4 4.17 1.28 5.19 1.01 6.54 1.48 4.36 0.658 4.39 0.693 58.0 0.53 0.265 1.77 0.783 0.402 1.15 0.203 1.45 0.284 0.920 0.119 0.816 0.135 10.1 0.34 1.44 7.35 2.86 1.00 3.89 0.682 4.681 1.01 2.971 0.419 2.57 0.395 40.3 0.66 Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu REE!（La/Yb）N

圖1 藏南地區(qū)區(qū)域地質(zhì)圖(a)和吉定蛇綠巖地質(zhì)圖(b)(據(jù)王希斌等，1984 改繪)Fig.1 Regional geological map of Southern Tibet (a)and geological map of Jiding ophiolite (b)(after Wang et al.，1984)

吉定剖面殼層巖石的SiO2、TiO2與Na2O 和MgO 呈反相關(guān)關(guān)系(圖2)，而CaO 隨MgO 增加而增加。Fe2O3、FeO、Al2O3、K2O 與MgO 的關(guān)系要復(fù)雜一些，先是隨MgO 的增加而增加，隨后隨MgO 的增加而減少(圖2)。另外，在主量元素變異圖上，MgO 的含量在8%左右出現(xiàn)一個(gè)不連續(xù)點(diǎn)，該值對(duì)應(yīng)于Mg#正好是70 附近，而這一值正是原始巖漿對(duì)應(yīng)的Mg#。上述分異圖清楚地表明，吉定堆晶巖、巖墻群和熔巖為原始巖漿經(jīng)結(jié)晶分異后的產(chǎn)物。吉定蛇綠巖殼層巖石SiO2隨MgO 含量降低而減少，CaO 和FeOT早期隨MgO 含量降低而增加，反映橄欖石、單斜輝石結(jié)晶分異的控制。同時(shí)CaO/Al2O3隨SiO2的增加而減少，隨CaO、MgO 含量增加而增加，也能夠反映出巖漿在早期演化中受單斜輝石的控制。Co、Ni、CaO/Al2O3隨MgO 的減少而減少(圖3)，反映有橄欖石和單斜輝石分異。后期巖漿分異表現(xiàn)出Na2O 與MgO 成反相關(guān)關(guān)系，而CaO、Al2O3與MgO 成正相關(guān)關(guān)系，可能說(shuō)明系統(tǒng)以斜長(zhǎng)石分異為主的。反映出的巖漿結(jié)晶順序?yàn)?橄欖石→單斜輝石→斜長(zhǎng)石。玄武質(zhì)巖漿分異作用有兩種情況:一種為干系統(tǒng)結(jié)晶分異，其特點(diǎn)是隨著結(jié)晶分異的進(jìn)行，SiO2、Na2O、FeO、P2O5、TiO2和K2O 隨MgO 的增加而減少。Al2O3和CaO 隨MgO 增加而增加(Wilson，1989)。巖漿中首先形成橄欖石+斜長(zhǎng)石，然后是單斜輝石+斜長(zhǎng)石+橄欖石。濕系統(tǒng)結(jié)晶分異表現(xiàn)為，分異作用早期，SiO2、Na2O、TiO2隨MgO 增加而減少，Al2O3、CaO 和CaO/Al2O3隨MgO增加而增加(Wilson，1989)。但當(dāng)分異達(dá)到一定程度時(shí)(如MgO=6%)，隨著鈦鐵礦和金紅石開(kāi)始結(jié)晶，使得TiO2、FeO隨MgO 增加而減少。吉定殼層巖石的結(jié)晶分異趨勢(shì)與濕系統(tǒng)分異趨勢(shì)是一致的。這與吉定蛇綠巖堆晶巖的礦物變化是一致的。

吉定蛇綠巖輝綠巖和玄武巖巖石稀土元素組成見(jiàn)表1、圖4。其稀土元素均表現(xiàn)出輕稀土元素(LREE)的虧損，其中輝綠巖和玄武巖的(La/Yb)N分別為0.34 ～0.66 和0.40～0.50，與區(qū)域內(nèi)大竹卡蛇綠巖中玄武巖(La/Yb)N比值(0.35 ～0.69)相似，具有N-MORB 的特征。稀土元素的含量相對(duì)較穩(wěn)定。熔巖樣品一般都具Eu 的負(fù)異常，而堆晶巖都具有Eu 的正異常(圖省略)，說(shuō)明巖漿活動(dòng)受到了斜長(zhǎng)石結(jié)晶分異的影響。

圖2 部分主量元素及CaO/Al2O3 比值演化圖(圖中單斜輝石及橄欖石、斜長(zhǎng)石分異趨勢(shì)據(jù)Wilson，1989)Fig.2 MgO vs. SiO2，TiO2，CaO，Al2O3，Na2O+K2O，F(xiàn)eOT and CaO/Al2O3 vs. SiO2，CaO diagram (Fractional tendencys of clinopyroxene，olivine and plagioclase after Wilson，1989)

圖3 CaO/Al2O3、Ni 和Co 與MgO 的相關(guān)關(guān)系Fig.3 Covariation diagram of CaO/Al2O3，Ni and Co vs. MgO

圖4 吉定蛇綠巖輝綠巖和玄武巖稀土配分圖(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)值據(jù)Boynton，1984)及微量元素蛛網(wǎng)圖(MORB 標(biāo)準(zhǔn)值據(jù)Sun and McDonough，1989)陰影部分為大竹卡蛇綠巖熔巖Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns (chondrite values after Boynton，1984)and N-MORB normalized trace elements patterns (MORB values after Sun and McDonough，1989)for the basalts and diabases of Jiding ophiolite

吉定蛇綠巖熔巖微量元素均富集大離子親石元素，特別是K、Rb。熔巖微量元素(MORB)標(biāo)準(zhǔn)化圖(圖4)顯示熔巖具有LILE 富集，高場(chǎng)強(qiáng)元素(HSFE，如Th、Nb、Ta 等)略為虧損的特征，與形成于俯沖帶上部有關(guān)的蛇綠巖的微量元素分布特征相似。另外，吉定熔巖的Sr 含量較低(34.4 ×10-6～154 ×10-6)，遠(yuǎn)低于大竹卡熔巖的56.8 ×10-6～320 ×10-6(Xia et al.，2003)。

4 討論

4.1 蛇綠巖形成的地質(zhì)背景

前面的分析表明吉定殼層巖石(玄武巖、輝綠巖及堆晶巖)的結(jié)晶分異趨勢(shì)顯示出濕系統(tǒng)分異的特征。這種結(jié)晶分異系統(tǒng)是在有水加入的地質(zhì)背景下形成的，通常形成于島弧環(huán)境，說(shuō)明吉定蛇綠巖可能形成于與島弧有關(guān)的地質(zhì)背景中。吉定蛇綠巖剖面中熔巖的微量元素蛛網(wǎng)圖顯示本區(qū)殼層巖石富集LILE，略為虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)(圖4)，并具有較高LILE/HFSE 比值特征。這種微量元素分布型式與一些過(guò)去被認(rèn)為是形成于與俯沖帶上的(SSZ)蛇綠巖非常一致，如Bay of Islands，Troodos，Semail，Vourinos，Papua-New Guinea，Zamable(Elthon，1991)等。一般認(rèn)為，俯沖板片釋放出來(lái)的流體可以攜帶較高的LILE，而HFSE 和HREE 則更多的留在俯沖板塊中。這些流體交代上部地幔楔，并導(dǎo)致地幔楔發(fā)生部分熔融，并形成富集LILE 的熔體。另外，俯沖板塊本身物質(zhì)的加入也會(huì)引起源區(qū)及熔巖的LILE 和LREE 的增加。在Mg#-TiO2圖上(圖5a)，大部分樣品落在島弧玄武巖與弧后盆地玄武巖之間，在TiO2-MnO-P2O5圖(圖5b)上大部分樣品落在島弧玄武巖區(qū)內(nèi)。

Nb/Yb-Th/Yb 圖解(圖6)可以較好地判斷蛇綠巖與SSZ背景的關(guān)系(Pearce and Peate，1995)。早期地幔源區(qū)的部分熔融的結(jié)果是使Nb/Yb 和Th/Yb 兩個(gè)比值同時(shí)減少，使源區(qū)向圖中左下方演化。而俯沖作用形成的流體只引起Th/Yb 比值的增加，而Nb/Yb 比值保持穩(wěn)定，因此該圖可以同時(shí)說(shuō)明早期熔巖源區(qū)特征和后期俯沖組分對(duì)熔巖的影響。樣品在圖中的投點(diǎn)結(jié)果表明，吉定蛇綠巖的玄武巖和輝綠巖來(lái)源于早期具M(jìn)ORB 源區(qū)特征的虧損地幔，同時(shí)受到了后期俯沖組分的影響。熔巖的LaN/((LaN+ThN)/2)比值介于0.64～0.86 之間，略為虧損，可能代表有俯沖組分加入。

但其它一些元素地球化學(xué)指標(biāo)又顯示出吉定蛇綠巖的另一方面特征，這些特征指示該蛇綠巖形成于正常洋中脊(N-MORB)環(huán)境。吉定蛇綠巖熔巖中SiO2、TiO2含量與印度洋中脊玄武巖玻璃的含量相似(Mahoney et al.，2005;Hamelin and Allègre，1985)，明顯高于區(qū)域東部大竹卡蛇綠巖(0.58% ～0.99%，Xia et al.，2003)。

圖5 吉定蛇綠巖Mg#-TiO2(a，據(jù)Huot et al.，2002)與TiO2-MnO-P2O5(b，據(jù)Mullen，1983)圖解Fig.5 Mg#-TiO2(a，after Huot et al.，2002)and TiO2-MnO-P2O5(b，after Mullen，1983)diagram of Jiding ophiolite

圖6 吉定蛇綠巖Nb/Yb-Th/Yb 圖解(據(jù)Pearce and Peate，1995)Fig.6 Nb/Yb-Th/Yb diagram of Jiding ophiolite (after(b，據(jù)Mullen，1983))

本區(qū)熔巖稀土元素(REE)含量低，輕稀土元素(LREE)相對(duì)于重稀土元素(HREE)明顯虧損的特征表明，熔巖形成于早期虧損的地幔源區(qū)，具有與正常大洋中脊玄武巖(NMORB)相似的稀土分配模式。

巖漿巖中的部分元素對(duì)比值常常不受地幔部分熔融、巖漿結(jié)晶分異和后期蝕變作用的影響，代表了地幔源區(qū)的地球化學(xué)特征。因此常用來(lái)研究巖漿巖的形成環(huán)境。MORB 的La/Ta 比值一般在10 ～20 范圍內(nèi)，IAB 在30 ～40 區(qū)間內(nèi)，吉定蛇綠巖體中輝綠巖和玄武巖的La/Ta 比值在24 ～32 范圍內(nèi)，介于IAB 與MORB 之間。與鄰近的大竹卡蛇綠巖相比，后者的La/Ta 比值變化較大，在17.2 ～34 之間，兩者基本相近。而Th/Ta 比值為1.07 ～1.78，與N-MORB(0.75 ～2)相似，與大竹卡蛇綠巖明顯不同(2.1 ～5.3)，后者顯示出俯沖帶上蛇綠巖的比值特征(3 ～5，Pearce，1991)。

Th、Nb、Ta 等元素在地幔軟流圈和MORB 中含量很低，并且在熔體與礦物之間分異很小，因此這些元素在MORB 中保持一致。但在俯沖背景下，由于離子半徑較大的Th 離子更容易溶于水和熔體中，從而使Th 與Nb、Ta 等元素在SSZ下形成的玄武巖發(fā)生分離。利用這一特性可以較好地區(qū)分MORB 和SSZ 兩種構(gòu)造背景。吉定蛇綠巖中玄武巖和輝綠巖的Ti/V 比值大部分介于20 ～50 之間，在Ti-V 圖解(圖7a)中，樣品落在代表N-MORB 和弧后盆地區(qū)內(nèi)。在Zr-Zr/Y圖解(圖7b)上，樣品落在島弧與MORB 重疊區(qū)。我們用Ti-Zr-Sr 圖解(圖7c)進(jìn)一步分析，顯示這套玄武巖顯示出大洋中脊玄武巖的特征。同樣在Hf-Th-Ta 圖上(圖7d)，樣品傾向于投在洋中脊區(qū)。

綜合以上分析，吉定蛇綠巖中玄武巖既具有親N-MORB的特征，又有親IAB 的特征。因此出現(xiàn)前人對(duì)該蛇綠巖形成環(huán)境的爭(zhēng)論。表面上看，吉定蛇綠巖與其東部的大竹卡蛇綠巖相比更具有N-MORB 的特征(牛曉露等，2006;Dubois-C?té et al.，2005;Dupuis et al.，2005a，b)。但如果把它與附近的得幾蛇綠巖比對(duì)發(fā)現(xiàn)，它更可能形成于近俯沖帶環(huán)境。在圖7d 中，吉定熔巖與得幾玄武巖都形成于N-MORB區(qū)，而得幾輝綠巖形成于IAB 區(qū)。早期的研究(張旗和周國(guó)慶，2001;張旗等，2003;陳根文等，2003)發(fā)現(xiàn)得幾輝綠巖具玻安質(zhì)巖的特征，這說(shuō)明雖然得幾、吉定等蛇綠巖具NMORB 的特征，但仍形成于近俯沖帶或前弧背景。另外在日喀則蛇綠巖帶的南側(cè)至今未發(fā)現(xiàn)存在中生代巖漿弧的證據(jù)，因此我們認(rèn)為該區(qū)不存在明顯的巖漿弧，區(qū)域內(nèi)在則當(dāng)?shù)鹊匕l(fā)現(xiàn)的形成于蛇綠巖中的埃達(dá)克巖規(guī)模很小。因此作者更傾向于吉定蛇綠巖可能代表了受洋內(nèi)俯沖影響而形成的俯沖帶上的新洋盆的殘余，因此其巖石地球化學(xué)性質(zhì)上既具有親N-MORB 的特征，又具有親IAB 的特征。

4.2 日喀則地區(qū)幾個(gè)蛇綠巖形成背景的多樣性討論

圖7 吉定蛇綠巖構(gòu)造環(huán)境判別圖(a)Ti-V 圖解(Shervais，1982);(b)Zr-Zr/Y 圖解(Pearce and Norry，1979);(c)Ti-Zr-Sr 圖解(Pearce and Cann，1973);(d)Hf-Th-Ta 圖解(Wood，1980). 陰影部分為大竹卡樣品Fig.7 Tectonic environment diagrams of Jiding ophiolite

二十世紀(jì)八十年代，前人把雅魯藏布江蛇綠巖帶的中段長(zhǎng)達(dá)600km 范圍內(nèi)的蛇綠巖都統(tǒng)稱為日喀則蛇綠巖。但后來(lái)的研究表明(目前已測(cè)過(guò)10 多條剖面)，原來(lái)的日喀則蛇綠巖在不同剖面上是有差別的，它們可能不是同一個(gè)巖體。這方面已有很多證據(jù)表明再將日喀則蛇綠巖作為一個(gè)整體考慮不合適。例如，王希斌等(1987)根據(jù)堆晶巖的巖石組合特征把日喀則蛇綠巖分為A 型(蛇綠巖堆晶巖中礦物結(jié)晶的順序?yàn)殚蠙焓鷨涡陛x石→斜長(zhǎng)石)和B 型(蛇綠巖堆晶巖中礦物結(jié)晶的順序?yàn)殚蠙焓遍L(zhǎng)石→單斜輝石)。前者以吉定和羅布莎蛇綠巖為代表，反映了有水加入的巖漿分離結(jié)晶產(chǎn)物，為島弧型蛇綠巖的特點(diǎn)。后者以白崗和大竹卡為代表，反映的是干巖漿結(jié)晶的特征，具有MORB 的特征(Pearce et al.，1984;Ishiwatari，1985)。Aitchison et al. (2003)和McDermid et al. (2002)把日喀則蛇綠混雜巖分為白朗地體(以含放射蟲(chóng)燧石為特征的與增生雜巖有關(guān)的巖石組合)、大竹卡地體(以蛇綠巖為代表的大洋碎片)和則當(dāng)?shù)伢w(具有洋內(nèi)弧產(chǎn)生的火山巖)。張旗和周國(guó)慶(2001)和張旗等(2003)也曾認(rèn)為雅魯藏布江蛇綠巖可能是由不同塊體拼貼構(gòu)成的，有些是弧后盆地洋殼的碎片，熔巖為N-MORB，如大竹卡塊體(G?pel et al.，1984)，有些是島弧洋殼的碎片，如日喀則(得幾-吉定)。王成善等(2005)認(rèn)為雅魯藏布江蛇綠巖帶是一極其復(fù)雜的地質(zhì)體，不同塊體的特征沿走向上差別較大，可能具有不同的成因。

從雅魯藏布江中段蛇綠巖的分布看，這些蛇綠巖整體堆積順序是從南向北分別由地幔橄欖巖、堆晶巖和巖墻群、玄武巖組成。但在群讓和白朗之間出現(xiàn)部分熔巖分布在地幔橄欖巖南側(cè)。通過(guò)野外調(diào)查發(fā)現(xiàn)，它們之間存在明顯的斷層接觸，推測(cè)是由于右行的走滑斷層產(chǎn)生的錯(cuò)動(dòng)導(dǎo)致上述熔巖出現(xiàn)到了橄欖巖的南部，很可能白朗以東的大竹卡蛇綠巖與以西的得幾蛇綠巖不是同一個(gè)巖體。從蛇綠巖的地球化學(xué)特征上也可以明顯看出，得幾蛇綠巖部分包含有玻安巖組分，而大竹卡蛇巖為具明顯的SSZ 特征。另外，我們前面的分析也表明吉定蛇綠巖與大竹卡蛇綠巖在巖石地球化學(xué)組成上存在明顯差異。這些組分差異表明在雅魯藏布江中段蛇綠巖至少包含三種組分的熔巖，其代表性剖面分別是吉定，得村和大竹卡，分別形成于近俯沖帶的弧后盆地、弧前盆地和弧后盆地。

4.3 日喀則地區(qū)新特提斯洋形成模式

一些研究者提出大竹卡蛇綠巖與吉定蛇綠巖中地球化學(xué)性質(zhì)上的差異是由于前者為弧后盆地早期的產(chǎn)物，后者為晚期更成熟的弧后洋盆(Huot et al.，2006;Dupuis et al.，2005a，b;牛曉露等，2006)。但這與兩者形成的時(shí)代相近甚至吉定蛇綠巖比大竹卡蛇綠巖形成還略早相矛盾，大竹卡蛇綠巖鋯石SHRIMP207Pb/235U 平均諧和年齡為126 ±1.5Ma(Malpas et al.，2003)。王冉等(2006)利用輝長(zhǎng)巖中的鋯石測(cè)得吉定蛇綠巖SHRIMP 鋯石U-Pb 加權(quán)平均年齡為128 ±2Ma。群讓蛇綠巖剖面輝長(zhǎng)巖加權(quán)平均年齡值為125.6 ±0.88Ma(李建峰等，2009)。兩者年齡接近，說(shuō)明吉定蛇綠巖剖面與大竹卡蛇綠巖剖面是幾乎同時(shí)形成的，因此這種差異更可能是兩者是同一時(shí)期洋盆地不同位置的產(chǎn)物。另外，雖然吉定蛇綠巖中Nb 和Ta 相對(duì)于Th 虧損并不明顯，似乎更接近于MORB 的特征，但在吉定蛇綠巖中仍然具有較高的LILE，這也表明吉定蛇綠巖仍然受到過(guò)俯沖流體的影響。吉定蛇綠巖和大竹卡蛇綠巖均表現(xiàn)出Th 和Ta 明顯分離，說(shuō)明兩者均受到過(guò)俯沖帶下插板片脫水作用的影響。相對(duì)于吉定蛇綠巖，大竹卡蛇綠巖中Th 與Ta 會(huì)發(fā)生分異更明顯。地幔在演化過(guò)程中對(duì)元素Th 和Ta 的影響相當(dāng)，而在受俯沖帶流體影響的地幔楔中，Th 與Ta 會(huì)發(fā)生分異，Th 會(huì)較強(qiáng)富集在巖漿中。吉定玄武巖及輝綠巖的Th/Ta 比值介于1.07 ～1.78 之間，與大洋中脊玄武巖相當(dāng)(Th/Ta =0.75 ～2，La/Ta=10 ～20，Pearce，1991;Elthon，1991)。大竹卡玄武巖及輝綠巖的Th/Ta 比值介于2.1 ～5.3 之間(Xia et al.，2003)，與SSZ 型蛇綠巖中的熔巖含量一致(Th/Ta =3 ～5，Pearce，1991)。另外前面提到大竹卡蛇綠巖中Sr 含量遠(yuǎn)高于吉定蛇綠巖，可能也說(shuō)明前者受到過(guò)板片熔體的交代。

大竹卡蛇綠巖高的Th 含量可能代表地幔源區(qū)受到洋殼物質(zhì)熔融交代，而吉定地區(qū)只是受到俯沖板片釋放出來(lái)的富LILE 含水溶液的交代作用，源區(qū)Th 雖然有所改變，但總體來(lái)說(shuō)未明顯改變?cè)磪^(qū)Th、Ta 和Nb 等元素的含量。我們知道洋中脊玄武巖低的LREE/HREE 比值及低的稀土總量是由于地幔源區(qū)受到過(guò)早期熔漿提取后的虧損地幔高度部分熔融形成。相對(duì)吉定熔巖，大竹卡熔巖低的REE 含量說(shuō)明地幔橄欖巖受到過(guò)比吉定地區(qū)更強(qiáng)烈的早期熔漿提取，它的洋盆發(fā)育時(shí)間可能更長(zhǎng)，形成的洋盆可能更大，這也是早期一些地質(zhì)學(xué)家對(duì)本區(qū)蛇綠巖形成背景的總體認(rèn)識(shí)(Nicolas et al.，1981;Allégre et al.，1984;Girardeau et al.，1985;Pearce and Deng，1988)。Dubois-C?té et al. (2005)研究表明，在日喀則地區(qū)存在兩類地幔橄欖巖，其中一類為經(jīng)歷過(guò)7% ～12%部分熔融的殘余，另一類為經(jīng)歷過(guò)20% ～30%的部分熔融的地幔殘余，主要存在于大竹區(qū)及以東地區(qū)。后者具有更低的REE 含量和U 型REE 模式，可能為受到過(guò)含硅質(zhì)流體的交代(Zhou et al.，2000，2001)。這種認(rèn)識(shí)與我們對(duì)大竹卡蛇綠巖認(rèn)識(shí)是一致的。另外，吉定與得幾蛇綠巖在空間上相距很近，它們?cè)谛鋷r化學(xué)成分，比如TiO2、∑REE、Th/Ta、(La/Yb)N等均一致(陳根文等，2003)。同時(shí)我們?cè)诘脦装l(fā)現(xiàn)侵入到玄武巖中的輝綠巖具玻安質(zhì)特征(陳根文等，2003)，這些都說(shuō)明得幾蛇綠巖可能形成于弧前背景。因此我們認(rèn)為吉定蛇綠巖比大竹卡蛇綠巖更接近俯沖帶，兩者都是在洋殼的基礎(chǔ)上再次擴(kuò)張形成的弧后盆地，只是吉定洋中脊玄武巖未受到明顯的巖漿熔體交代而已，其玄武巖表現(xiàn)得更象N-MORB 的特征。我們推測(cè)大竹卡下部之所以產(chǎn)生地殼物質(zhì)熔融，一個(gè)重要的因素可能是該處俯沖板片處于更深的位置(也更遠(yuǎn)離俯沖帶)有關(guān)。在這一位置，洋殼發(fā)生部分熔融產(chǎn)生上升的硅質(zhì)流體并交代地幔源巖，從而增加了源區(qū)Th、Sr 等元素的含量。這從大竹卡玄武巖中較高的Sr 含量得到證明，這種高Sr 玄武巖的形成可能與地幔受到過(guò)具埃達(dá)克巖漿交代有關(guān)。玄武巖中Sr 含量也可能與蝕變作用有關(guān)，表現(xiàn)在樣品中出現(xiàn)少量極高和極低的Sr 含量(如JD80，JD111，JD112)，但除了這幾個(gè)樣品外，絕大部分樣品Sr 含量比較穩(wěn)定，說(shuō)明熔巖中較高的Sr 含量主要不是由于蝕變作用引起的。相反吉定地區(qū)可能更靠近俯沖帶，俯沖板片的位置較淺，僅發(fā)生板片脫水。這些水溶液主要含LILE，它們對(duì)吉定熔巖的地幔源區(qū)交代的同時(shí)也使吉定熔巖更多地表現(xiàn)出富LILE 的特征。日喀則地區(qū)不同蛇綠巖剖面上巖石和地球化學(xué)特征上的差異可用一個(gè)斜向發(fā)育的弧后盆地模式來(lái)解釋，大竹卡蛇綠巖的地幔源受到過(guò)板片脫水和板片熔融巖漿的加入的影響，而吉定蛇綠巖主要是板片脫水的影響，表現(xiàn)在當(dāng)時(shí)的構(gòu)造環(huán)境不同，吉定更靠近俯沖帶一側(cè)，而在日喀則地區(qū)(弧后盆地區(qū))發(fā)育一條與原來(lái)的海溝斜交的洋脊分布(圖8)。

5 結(jié)論

吉定蛇綠巖是在弧后靠俯沖帶一側(cè)的洋殼基礎(chǔ)上發(fā)育起來(lái)的弧后盆地。雅魯藏布江中段蛇綠巖至少包含三種組分的熔巖，其代表性剖面分別是吉定，得幾和大竹卡，分別形成于近俯沖帶的弧后盆地、弧前盆地和弧后盆地。與日喀則地區(qū)的其它幾個(gè)蛇綠巖剖面相比，吉定蛇綠巖中的熔巖地球化學(xué)特征與得幾蛇綠巖中的玄武巖相似，可與Dubois-C?té et al.(2005)報(bào)道的白朗、群讓玄武巖相對(duì)比。吉定蛇綠巖與日喀則東側(cè)的大竹卡蛇綠巖存在巖石地球化學(xué)上的差異。大竹卡蛇綠巖為干巖漿體系結(jié)晶分異形成，而吉定蛇綠巖熔巖為濕巖漿體系結(jié)晶分異形成。在TiO2方面，吉定玄武巖TiO2含量明顯低于大竹卡玄武巖，前者接近大西洋中脊玄武巖，后者與印度洋中脊相似;與大竹卡玄武巖表現(xiàn)出Nb、Ta明顯虧損不同，吉定玄武巖只是略為虧損，說(shuō)明大竹卡蛇綠巖受到了更強(qiáng)的俯沖帶組分的交代。另外吉定玄武巖的Th、Sr 含量相對(duì)較低，Th/Ta 比值與N-MORB 相似，而大竹卡玄武巖的Th/Ta 比值特征更接近于SSZ 型蛇綠巖;吉定的REE 總量比大竹卡更高，反映后者的地幔源是經(jīng)過(guò)更強(qiáng)烈的部分熔融后的地幔殘余;在Ta-Hf-Th 圖解、Ti-V 圖及Zr-Zr/Y圖上，大竹卡蛇綠巖主要投在IAB 區(qū)，而吉定蛇綠巖主要投在N-MORB 區(qū)。因此提出大竹卡蛇綠巖代表發(fā)育時(shí)間更長(zhǎng)且遠(yuǎn)離俯沖帶的洋脊，吉定蛇綠巖則為靠近俯沖帶的洋脊，得幾蛇綠巖可能形成于弧前背景。這些洋殼共同組成一條早白堊世時(shí)期的與特提斯洋俯沖帶斜交的一條分段發(fā)育的洋中脊。

圖8 日喀則地區(qū)蛇綠巖動(dòng)力學(xué)模式JD-吉定蛇綠巖;DJ-得幾蛇綠巖;DZ-大竹卡蛇綠巖Fig.8 Geodynamic model of the ophiolites in Xigaze area

致謝 張旗研究員、周美夫教授對(duì)論文進(jìn)行了非常細(xì)致的評(píng)審，并提出了很多寶貴的修改意見(jiàn)，在此表示衷心的感謝!

Aitchison JC，Davis AM，Abrajevitch AV，Ali JR，Badengzhu，Liu JB，Luo H，McDermid IRC and Ziabrev SV. 2003. Stratigraphic and sedimentological constraints on the age and tectonic evolution of the Neotethyan ophiolites along the Yarlung Tsangpo suture zone，Tibet.In:Dilek Y and Robinson PT (eds.). Ophiolites in Earth History.Geological Society，London，Special Publications，218(1):147-164

Allégre CJ，Coutillot V，Tapponnier P et al. 1984. Structure and evolution of the Himalaya-Tibet Orogenic Belt. Nature，307(5946):17 -22

Boynton WV. 1984. Geochemistry of the rare earth elements:Meteorite studies. In: Henderson P (ed.). Rare Earth Element Geochemistry. New York:Elsevier，63 -114

Chen GW，Xia B，Zhong ZH，Wang GQ，Wang H，Zhao TP，Wang JC，Zhang L，Qi L and Li SR. 2003. Geochemical characteristics and geological significance of boninites in the Deji ophiolite，Tibet. Acta Mineralogica Sinica，23(1):91 - 96 (in Chinese with English abstract)

Chen GW and Xia B. 2008. Platinum-group elemental geochemistry of mafic and ultramafic rocks from the Xigaze ophiolite，southern Tibet.Journal of Asian Earth Sciences，32(5 -6):406 -422

Dai J，Wang C，Polat A，Santosh M，Li Y and Ge Y. 2013. Rapid forearc spreading between 130 and 120Ma: Evidence from geochronology and geochemistry of the Xigaze ophiolite，southern Tibet. Lithos 172 -173:1 -16

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 C，Herbert R，Dubois-Cote，Guilmette C，Wang CS，Li YL and Li ZJ. 2005a. The Yarlung Zangbo Suture Zone ophiolitic mélange(southern Tibet):New insights from geochemistry of ultramafic rocks. Journal of Asian Earth Sciences，25(6):937 -960

Dupuis C，Hébert R，Dubois-C?té V，Wang CS，Li YL and Li ZJ.2005b. Petrology and geochemistry of mafic rocks from mélange and flysch units adjacent to the Yarlung Zangbo Suture Zone，southern Tibet. Chemical Geology，214:287 -308

Elthon D. 1991. Geochemical evidence for formation of the Bay of Islands ophiolite above a subduction zone. Nature，354(6349):140 -143

Girardeau J，Mercier JCC and Zhen YG. 1985. Origin of the Xigaze ophiolite， Yarlung Zangbo suture zone， southern Tibet.Tectonophysics，119(1 -4):407 -433

Girardeau J and Mercier JC. 1988. Petrology and texture of the ultramafic rocks of the Xigaze ophiolite (Tibet):Constraints for mantle structure beneath slow-spreading ridges. Tectonophysics，147(1 -2):33 -58

Godard M，Bosch D and Einaudi F. 2006. A MORB source for low-Ti magmatism in the Semail ophiolite. Chemical Geology，234(1 -2):58 -78

G?pel C，Allègre CJ and Xu RH. 1984. Lead isotope study of the Xigaze ophiolite (Tibet): The problem of the relationship between magmatites (gabbros， dolerites， lavas ) and tectonites(harzburgites). Earth and Planetary Science Letters，69(2):301 -310

Hamelin B and Allègre CJ. 1985. Large-scale regional units in the depleted upper mantle revealed by an isotope study of the South-West Indian ridge. Nature，315(6016):196 -199

Hébert R，Bezard R，Guilmette C，Dostal J，Wang CS and Liu ZF.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. Gondwana Research，22(2):377 -397 Huot F，Hébert R，Varfalvy V，Beaudoin G，Wang C，Liu Z，Cotten J and Dostal J. 2002. The Beimarang mélange (southern Tibet)brings additional constraints in assessing the origin，metamorphic evolution and obduction processes of the Yarlung Zangbo ophiolite.Journal of Asian Earth Sciences，21(3):307 -322

Ishiwatari A. 1985. Alpine ophiolites:Product of low-degree mantle melting in a Mesozoic transcurrent rift zone. Earth and Planetary Science Letters，76(1 -2):93 -108

Li JF，Xia B，Liu LW，Xu LF，He GS，Wang H，Zhang YQ and Yang ZQ. 2009. SHRIMP U-Pb dating for the gabbro in Qunrang ophiolite，Tibet:The geochronology constraint for the development of Eastern Tethys Basin. Geotectonica et Metallogenia，33(2):294 -298 (in Chinese with English abstract)

Mahoney JJ，F(xiàn)rei R，Tejada MLG，Mo XX，Leat PT and Nagler TF.2005. Tracing the Indian Ocean mantle domain through time:Isotopic results from old West Indian，East Tethyan and South Pacific seafloor. Journal of Petrology，39(7):1285 -1306

Malpas J，Zhou MF，Robinson PT and Reynolds PH. 2003. Geochemical and geochronological constraints on the origin and emplacement of the Yarlung Zangbo ophiolites，Southern Tibet. In:Diclek Y and Robinson PT (eds.). Ophiolites in Earth History. Geological Society，London，Special Publications，218(1):191 -206

McDermid IRC，Aitchison JC，Davis AM，Harrison TM and Grove M.2002. The Zedong terrane:A Late Jurassic intra-oceanic magmatic ago within the Yarlung-Tsangpo suture zone，southeastern Tibet.Chemical Geology，187(3 -4):267 -277

Mullen ED. 1983. MnO-TiO2-P2O5:A minor element discriminant for basaltic rocks of oceanic environments and its applications for petrogenesis. Earth and Planetary Science Letters，62(1):53 -62

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

Niu XL，Zhao ZD，Mo XX，DePaolo DJ，Dong GC，Zhang SQ，Zhu DC and Guo TY. 2006. Elemental and Sr-Nd-Pb isotopic geochemistry for basic rocks from Decun-Angren ophiolites in Xigaze area，Tibet:Implications for the characteristics of the Tethyan upper mantle domain. Acta Petrologica Sinica，22(12):2875 -2888 (in Chinese with English abstract)

Pan GT and Ding J. 2004. Geological Map of Qinghai-Xizang (Tibet)Plateau and Adjacent Areas (1 ∶1500000). Chengdu:Chengdu Cartographic Publishing House，8 -43 (in Chinese)

Pearce JA and Cann JR. 1973. Tectonic setting of basic volcanic rocks determined using trace element analyses. Earth and Planetary Science Letters，19(2):290 -300

Pearce JA and Norry MJ. 1979. Petrogenetic implications of Ti，Zr，Y，and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology，69(1):33 -47

Pearce JA，Lippard SJ and Roberts S. 1984. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In:Kokelaar BP and Howell MF(eds.). Marginal Basin Geology. Geol. Soc. Lond.Spec. Publ. 16:77 -93

Pearce JA and Deng WM. 1988. The ophiolites of the Tibetan Geotraverses，Lhasa to Golmud (1985)and Lhasa to Kathmandu(1986). Philosophical Transactions of the Royal Society of London，327(1594):215 -238

Pearce JA. 1991. Ocean floor comes ashore. Nature，354(6349):110-111

Pearce JA and Peate DW. 1995. Tectonic implications of the composition of volcanic arc magmas. Annual Review of Earth and Planetary Sciences，23:251 -285

Shervais JW. 1982. Ti-V plots and the petrogenesis of modern and ophiolitic lavas. Earth and Planetary Science Letters，59(1):101 -118

Sun SS， Nesbitt RW and Sharaskin AY. 1979. Geochemical characteristics of mid-ocean ridge basalts. Earth and Planetary Science Letters，44(1):119 -138

Sun SS and McDonough WF. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Implications for mantle composition and processes.In:Sounders AD and Norry MJ (eds.). Magmatism in the Ocean basins. Geological Society，London，Special Publications，42(1):313 -345

Wang CS，Li YL，Liu ZF，Li XH，Tang JX，Rejea H，Cote D，Varfalvy V and Huot F. 2005. Yarlung-Zangbo ophiolites revisited:From geological survey to mineral records. Acta Geologica Sinica，79(3):323 -330 (in Chinese with English abstract)

Wang R，Xia B，Zhou GQ，Zhan YQ，Yang ZQ，Li WQ，Wei DL，Zhong LF and Xu LF. 2006. SHRIMP zircon U-Pb dating for gabbro from the Tiding ophiolite in Tibet. Chinese Science Bulletin，51(14):1776 -1779

Wang XB，Zheng HX and Cao YG. 1984. Ophiolite assemble and sequence of the middle Yarlung Zangbo River in Xizang (Tibet)and a model of ocean crustal evolution. In:Li GC and Mercier JL(eds.). Sino-French Cooperative Investigation in Himalayas.Being:Geological Publishing House，143 -168 (in Chinese with English abstract)

Wang XB，Bao PS，Deng WM and Wang FG. 1987. Xizang (Tibet)Ophiolites. Beijing:Geologica1 Publishing House，1 - 137 (in Chinese with English abstract)

Wilson M. 1989. Igneous Petrogenesis. London:Unwin Hyman Ltd

Wood DA. 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. Earth and Planetary Science Letters，50(1):11 -30

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)

Xia B，Yu HX，Chen GW，Qi L，Zhao TP and Zhou MF. 2003.Geochemistry and tectonic environment of the Dagzhuka ophiolite in the Yarlung-Zangbo suture zone，Tibet. Geochemical Journal，37(3):311 -324

Xia B，Chen GW，Wang R and Wang Q. 2008. Seamount volcanism associated with the Xigaze ophiolite，Southern Tibet. Journal of Asian Earth Science，32:396 -405

Xiao XC. 1984. The Xigaze ophiolite of southern Xizang (Tibet)and its relevant tectonic problems. In:Li GQ and Meicier JL(eds.). Sino-French Cooperative Investigation in Himalaya. Being:Geological Publishing House，143 -168 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q. 1994. Recent advances in the study of ophiolites. Earth Science Frontiers，1(1 -2):98 -103 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q and Zhou GQ. 2001. Ophiolites of China. Beijing:Science Press，85 -89 (in Chinese with English abstract)

Zhang Q，Zhou GQ and Wang Y. 2003. The distribution of time and space of Chinese ophiolites，and their tectonic settings. Acta Petrologica Sinica，19(1):1 -8 (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 Z. 1996. Podiform chromitites in the Luobusa ophiolite (Southern Tibet):Implications for meltrock interaction and chromite segregation in the upper mantle. J.Petrol.，37(1):3 -21

Zhou MF，Yumu GP，Malpas J and Sun M. 2000. Comparative study of platinum-group elements in the Acoje and Coto Blocks of the Zambales ophiolite，Philippines. The Island Arc，9(4):556 -564

Zhou MF，Robinson PT，Malpas JC，Aitchison JC，Sun M，Bai WJ，Hu XF and Yang JS. 2001. Melt/rock interaction and melt evolution in the Sartohay high-Al chromite deposit of the Dalabute ophiolite (NW China). J. Asian Earth Sci.，19:519 -536

附中文參考文獻(xiàn)

陳根文，夏斌，鐘志洪，王國(guó)強(qiáng)，王核，趙太平，汪勁草，張莉，漆亮，李蓀蓉. 2003. 西藏得幾蛇綠巖體中玻安巖的地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義. 礦物學(xué)報(bào)，23(1):91 -96

李建峰，夏斌，劉立文，徐力峰，何觀生，王洪，張玉泉，楊之青.2009. 西藏群讓蛇綠巖輝長(zhǎng)巖SHRIMP 鋯石U-Pb 年齡及地質(zhì)意義. 大地構(gòu)造與成礦學(xué)，33(2):294 -298

牛曉露，趙志丹，莫宣學(xué)，Depaolo DJ，董國(guó)臣，張雙全，朱弟成，郭鐵鷹. 2006. 西藏日喀則地區(qū)德村. 昂仁蛇綠巖內(nèi)基性巖的元素與Sr-Nd-Pb 同位素地球化學(xué)及其揭示的特提斯地幔域特征.巖石學(xué)報(bào)，22(12):2875 -2888

潘桂棠，丁俊. 2004. 青藏高原及鄰區(qū)地質(zhì)圖(1∶1500000). 成都:成都地圖出版社，8 -43

王成善，李亞林，劉志飛，李祥輝，唐菊興，Hebert R，Dubois C，Varfalvy V，Huot F. 2005. 雅魯藏布江蛇綠巖再研究:從地質(zhì)調(diào)查到礦物記錄. 地質(zhì)學(xué)報(bào)，79(3):323 -330

王冉，夏斌，周國(guó)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(zhǎng)巖SHRIMP 鋯石U-Pb 年齡. 科學(xué)通報(bào)，51(1):114 -117

王希斌，鄭海翔，曹佑功. 1984. 西藏雅魯藏布江(中段)蛇綠巖組合層序及特提斯洋殼演化的模式. 見(jiàn):李光岑，Mercier JL 主編. 中法喜馬拉雅考察成果. 北京:地質(zhì)出版社，181 -220

王希斌，鮑佩聲，鄧萬(wàn)明，王方國(guó). 1987. 西藏蛇綠巖. 北京:地質(zhì)出版社，1 -137

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

肖序常. 1984. 藏南日喀則蛇綠巖及有關(guān)的大地構(gòu)造問(wèn)題. 見(jiàn):李光岑，Mercier JL 主編. 中法喜馬拉雅考察成果. 北京:地質(zhì)出版社，143 -168

張旗. 1994. 蛇綠巖研究的進(jìn)展. 地學(xué)前緣，1(1 -2):98 -103

張旗，周國(guó)慶. 2001. 中國(guó)蛇綠巖. 北京:科學(xué)出版社，85 -89

張旗，周國(guó)慶，王焰. 2003. 中國(guó)蛇綠巖的分布、時(shí)代及其形成環(huán)境.巖石學(xué)報(bào)，19(1):1 -8

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