中国大陆科学钻探工程主孔榴辉岩原岩研究及其成因指示

叶景艳，胡 建，汤 倩

(1.南京大学地球科学与工程学院，江苏 南京 210093;2.江苏省有色金属华东地质勘查局，江苏南京 210007)

0 引言

榴辉岩是造山带中最为常见的高级变质岩石之一，因其包含了高压或超高压标志矿物及其丰富的地球动力学信息而成为当前地学研究的热点和前缘。自Hauy(1822)提出榴辉岩概念以来，至今已有近200年的研究历史。榴辉岩在我国主要集中在中央造山带(苏鲁—大别—秦岭—祁连山等)。典型的榴辉岩主要由石榴石和绿辉石组成，可含少量斜方辉石、石英、角闪石、蓝晶石、橄榄石、金红石、蓝闪石及白云母等。一般呈深色，地表出露稀少，岩石密度大，具中粗粒变晶结构，块状构造。多数具有与辉长岩—玄武岩相似的化学成分，少数含钠较高者其成分与细碧岩相似，产状较为复杂，大致可区分为以下5种类型:(1)呈包体产于金伯利岩或碱性橄榄玄武岩中，或呈条带状、透镜状产于橄榄岩或石榴石橄榄岩中，往往具有上地幔来源特征;(2)呈层状或透镜状与角闪岩相片麻岩共生;(3)呈透镜状赋存于大理岩中;(4)呈透镜状或条带状产于石英片岩或石英岩中，表现为下地壳成因特征;(5)呈条带状、层状产于蓝闪石片岩中，主要产于俯冲带中，可视为板块俯冲的标志(Barth et al，2001，2002;Zheng et al，2003b;Zhao et al，2007b;李天福等，2007)。

中国大陆科学钻探工程(CCSD)，以解决板块会聚边界的大陆深俯冲及地幔动力学为科学目标，是继前苏联和德国之后第3个超过5 000 m的科学深钻，选址于世界著名的中央超高压变质带东部的江苏省连云港市东海县(图1a)，建成了亚洲第一个深部地质作用长期观测实验基地，也是亚洲第一个大陆科学钻探和地球物理遥测数据信息库，亚洲第一个研究地幔物质的标本岩芯馆和配套实验室，使我国超高压变质带和地幔物质研究达到国际领先水平。

中国大陆科学钻探工程主孔中的榴辉岩原岩多为新元古代岩浆活动的产物，许志琴等(2006)曾测定深度5 084.90 m退变质金红石榴辉岩原岩年龄为(765±15)Ma，Chen等 (2007)分别采用 SHRIMP和LA－ICP-MS技术获得主孔736.01 m榴辉岩原岩年龄(767±28)Ma和(779±42)Ma，这些年龄与地表出露的东海县青龙山榴辉岩SHRIMP U-Pb年龄(761±13)Ma在误差范围内一致(杨经绥等，2003)，认为是Rodinia超级大陆发生裂解时弧－陆碰撞诱发裂谷岩浆作用的产物(Chen et al，2007;许志琴等，2006)。本次研究即以这些CCSD主孔中的榴辉岩为主要研究对象，收集并分析前人发表的相关数据资料，在此基础上尝试对榴辉岩的原岩进行恢复，阐明其岩石成因类型及特征，并探讨了其物质起源及构造指示意义。

图1 CCSD主孔位置(a)及0～2 000 m岩性剖面(b)图

1 中国大陆科学钻探工程主孔榴辉岩元素地球化学特征

CCSD主孔榴辉岩的主微量元素数据主要利用了张泽明等(2004)、刘勇胜等(2005)、赵子福等(2005)、邱检生等(2006)以及李天福等(2007)发表的该孔0～2 000 m榴辉岩全岩地球化学数据42件(图1b)，这些样品的微量元素均采用高精度的ICP-MS方法测定，保证了结果均有较高的准确性。详细测定结果摘列于表1。

表1 CCSD主孔榴辉岩代表性样品地球化学组成及相关计算参数

续表1

续表1

续表1

续表1

1.1 主量元素

CCSD主孔不同产状榴辉岩具有明显不同的主量元素特征(图2)，其中毗邻超镁铁岩榴辉岩SiO2质量分数最低，w(SiO2)=34.08% ～44.33%，富钛(w(TiO2)=2.39% ～5.74%)、铁 (w(FeO*)=12.84% ～30.49%，全铁)和钙(w(CaO)=9.79% ～12.68%)，相对贫镁(w(MgO)=3.91% ～8.36%)，Mg#值较低，波动于0.30～0.48之间，表现出铁辉长岩的地球化学特征，和格林兰东部Skaergaard侵入体(Wager，1960;Hunter et al，1987)、北京门头沟铁辉长岩(刘翠等，2007)以及峨眉山大火成岩省贵州境内高铁低硅基性—超基性岩体(徐义刚等，2003)相类似。CIPW计算结果也显示，这一类榴辉岩的原岩矿物组成主要为斜长石、铁橄榄石、单斜辉石、钛铁氧化物以及少量镁橄榄石和斜方辉石等。与超镁铁岩共生的榴辉岩SiO2相对较高(w(SiO2)=43.3% ～51.28%)，在TAS图上主要投影在橄榄岩－辉长岩区域(图3)，富镁(w(MgO)=7.89% ～17.06%)、贫钛(w(TiO2)=0.22% ～1.98%)，Mg#=0.60～0.76，稍低于与其共生的蛇纹石化橄榄辉石岩Mg#=0.79～0.85，明显高于与片麻岩类共生或与之相毗邻的榴辉岩。CIPW计算结果表明，这些榴辉岩的原岩主要由橄榄石、斜方辉石、斜长石以及部分单斜辉石组成。与片麻岩类共生的榴辉岩

图2 CCSD主孔榴辉岩各种氧化物和SiO2质量分数关系图

SiO2质量分数较高且变化范围大(w(SiO2)=40.18% ～60.34%)，TAS投影图显示这些榴辉岩的原岩主要为辉长质侵入体，少数表现出辉长闪长岩－闪长岩的地球化学特征(图3)。相对富铁贫镁，w(FeO*)/w(MgO)比值为1.10～4.67，平均值为2.52，介于与超镁铁岩毗邻的榴辉岩(平均值为3.37)和与超镁铁岩共生的榴辉岩(平均值为0.89)之间。CIPW计算结果显示，这一类榴辉岩的原岩应主要由斜长石、辉石和少量橄榄石或石英等组成，其中斜长石的钙长石分子含量明显低于与超镁铁岩共生或与之毗邻的榴辉岩中斜长石的钙分子含量，表明岩浆体系较后者已经历了一定程度的分离结晶。

1.2 稀土及微量元素

图3 CCSD主孔榴辉岩SiO2-Na2O+K2O图解

在稀土元素组成方面，与片麻岩类共生的榴辉岩稀土总量较高，∑REE=26.5～436，平均值179，除个别样品(样号Q7)外，所有榴辉岩均显示轻稀土富集的特征(图 4a)，wLREE/wHREE=1.11～13.23，(w(La)/w(Yb))N=0.85～16.06，Eu异常不显著，δEu=0.83～1.30，平均值为1.04。而与超基性岩毗邻的榴辉岩稀土总量明显较低，∑REE=9.29～45.8，平均值仅为24.71，轻重稀土分馏相对不明显，wLREE/wHREE=0.72 ～3.15，(w(La)/w(Yb))N=0.08～2.97，但表现出明显的 Eu正异常特征(图4b)，δEu=1.23～2.22，表明在成岩过程中发生了显著的钙质斜长石堆晶作用。与超镁铁岩共生的榴辉岩稀土总量介于另二类榴辉岩稀土含量之间，∑REE=17.6～166，轻稀土相对富集，wLREE/wHREE=1.42～13.67，这些榴辉岩同时显示Eu正异常和负异常的特征(图4c)，δEu值波动范围较大，δEu=0.66～1.83，表明在成岩过程中钙质斜长石的堆晶作用逐渐增 强。

图4 CCSD主孔榴辉岩稀土元素球粒陨石标准化配分型式

在相对于原始地幔标准化的蛛网图上(图5)，与片麻岩类和超基性岩共生的榴辉岩Rb、Ba、Th、U等大离子亲石元素相对富集，而与超基性岩毗邻的榴辉岩大离子亲石元素含量明显偏低。在高场强元素方面，与片麻岩类和超基性岩共生的榴辉岩Nb、Ta、Zr、Hf、Y 等元素含量较高，但前者在蛛网图上表现出Nb-Ta槽特征，表明这些榴辉岩的原岩和受消减带上升流体影响的火山弧玄武岩有一定的成因联系，而与超基性岩毗邻的榴辉岩高场强元素含量较低，但Ti、V含量较另二类榴辉岩高，说明其原岩在成岩过程中存在显著V-Ti-Fe氧化物的堆晶作用。在玄武岩熔体中，过渡族元素Cr优先在单斜辉石中富集，而 Ni则优先在橄榄石中富集(Rollison，1993)，与超基性岩共生的榴辉岩中Cr、Ni含量明显高于与片麻岩类共生以及与超基性岩毗邻的榴辉岩，表明这一类榴辉岩的原岩橄榄石和单斜辉石是主要的镁铁质矿物相，这与前述CIPW计算结果相一致。

2 中国大陆科学钻探工程主孔榴辉岩原岩成因特征

图5 CCSD主孔榴辉岩微量元素相对于原始地幔标准化蛛网图

从元素地球化学特征来看，CCSD主孔榴辉岩的原岩具有多种成因类型(张泽明等，2004;赵子福等，2005)。与超基性岩共生的榴辉岩具有与超基性岩类似的微量元素组成及稀土配分型式(图4、图5)，其岩石成因应和超基性岩的形成具有紧密的联系。与超基性岩毗邻的榴辉岩原岩为铁辉长岩，具低硅、富铁贫镁、大离子亲石元素(如Th、U)和轻稀土(如La、Ce)等亲岩浆元素含量少、V和Ti强烈富集且Eu正异常的特点，表明在成岩过程中有大量的钙质斜长石、辉石以及V-Ti-Fe氧化物晶出，应为堆晶岩成因。与片麻岩类共生的榴辉岩大离子亲石元素(如 Rb、Ba、Th、U)含量明显高于与超基性岩共生或毗邻的榴辉岩，在SiO2－(Na2O+K2O)(图3)以及Nb/Y－Zr/TiO2(图6)关系图上，投影点主要集中在基性—中性岩区域，而与超基性岩共生或毗邻的榴辉岩则分别投影在基性和超基性岩区域。从Nb/Y－Zr/TiO2和 SiO2－FeO*/MgO图解可以看出，这些榴辉岩的原岩均应为亚碱性岩类(图6)，且多为拉斑质(图7)。前人的研究表明，拉斑质玄武岩浆通过结晶分异可以演化成富硅贫铁的流纹质产物(即Bowen分异趋势)(Bowen，1928)或富铁贫硅的产物(即Fenner分异趋势)(Fenner，1929)。2种分异趋势主要受控于岩浆的氧逸度大小(即磁铁矿从岩浆中晶出的时间)，氧逸度升高会使得玄武质岩浆体系中磁铁矿变得相对稳定，从而提早从岩浆中晶出，使得残余的岩浆体系硅富集而铁亏损，反之则磁铁矿晶出时间推迟，进而导致岩浆中铁富集(Osborn，1959;Toplis et al，1995;Jang et al，2001)。在自然界，Bowen分异趋势比较普遍，而Fenner分异趋势则较为少见，典型例子为峨眉山大火成岩省东区玄武岩(徐义刚等，2003)以及格陵兰东部的Skaergaard侵入岩体，尽管后者仍存在许多争论(Wager，1960;Hunter et al，1987;Brooks et al，1991;McBirney，1996)。

图6 CCSD主孔榴辉岩Nb/Y－Zr/TiO2关系图

图7 CCSD主孔榴辉岩SiO2－FeO*/MgO图解

CCSD主孔榴辉岩的原岩在成岩过程中记录有较明显的磁铁矿晶出，例如与超基性岩毗邻的榴辉岩(刘勇胜等，2005)。然而，CCSD主孔榴辉岩的主体却是与片麻岩类共生，表现出Bowen分异趋势，说明磁铁矿的晶出仅仅只是榴辉岩原岩成因的制约因素之一，而非唯一因素。从图2和图8可以看出，CCSD主孔榴辉岩的原岩具有三重演化趋势，超基性岩以及与超基性岩共生的榴辉岩和橄榄石+辉石分离结晶趋势对应，与超基性岩毗邻的榴辉岩和磁铁矿分离结晶趋势对应，而与片麻岩类共生的榴辉岩则和玄武岩熔体的演化趋势对应，这三类榴辉岩的原岩之间具有明显的同源演化关系。与超基性岩共生的榴辉岩以高Mg、Cr和Ni及低V、Ti为主要特征，而与超基性岩毗邻和与片麻岩类共生的榴辉岩Mg、Cr、Ni含量明显偏低，其中前者又具有显著的V、Ti、Fe元素富集特征且Eu正异常。因此，提出二阶段堆晶演化模式以阐述这些榴辉岩之间的成因联系，其过程如下:基性的玄武质岩浆进入岩浆房后，橄榄石和斜方辉石最先结晶，堆晶形成超基性岩(即辉石橄榄岩，图9a)，之后，钙质斜长石和单斜辉石逐渐结晶，形成与超基性岩共生的榴辉岩的原岩(图9b)，其中钙质斜长石的晶出使得Eu元素从负异常渐变到正异常，由于橄榄石和辉石是Cr、Ni等元素的主要赋存矿物相，因而残余岩浆中Cr、Ni含量显著降低。第二阶段，钙质斜长石和单斜辉石大量晶出，与此同时，岩浆体系中富V和Ti的磁铁矿也开始结晶，由于密度差的原因(Charlier et al，2006;刘勇胜等，2005)，这些晶出的钙质斜长石、单斜辉石和钒钛磁铁矿发生堆晶作用，形成与超镁铁岩毗邻的榴辉岩原岩(图9c)，以Eu元素强烈正异常为主要特征。此后，随着温度的降低，残余的玄武质岩浆按Bowen分异趋势逐渐向中性岩岩浆演化(图9d)。这一模式较好地解释了CCSD主孔中镁铁质岩石之间的地球化学变异特征，认为这些岩石的原岩可能是由单一岩浆房岩浆经堆晶及分离结晶作用演化而来的基性—超基性杂岩体，可与挪威西南部Rogaland层状侵入杂岩体相类比(Duchesne，1999;Charlier et al，2006)。

3 中国大陆科学钻探工程主孔榴辉岩原岩的物质源区及构造指示

地幔起源的岩浆可能会在其源区或上升、侵位过程中受到地壳物质的混染(Mohr，1987)。CIPW计算结果显示，CCSD主孔榴辉岩部分样品标准矿物出现霞石分子(表2)，表明不存在高SiO2地壳物质对它们的明显混染。镁铁质岩浆同化地壳物质，LILE/HFSE比值会显著提高(Barker et al，1997;Macdonald et al，2000)。CCSD主孔榴辉岩这些比值之间并不显示明显的相关关系，大部分样品的w(La)/w(Nb)比值较小(典型陆壳岩石的w(La)/w(Nb)＞12)，证明陆壳物质对这些榴辉岩原岩的同化混染作用不明显。此外，图2和图8显示良好的演化趋势也不支持有较多量的地壳物质混染，因此，CCSD主孔榴辉岩的原岩应主要来源于富集地幔的部分熔融。

图8 CCSD主孔中榴辉岩地球化学变异趋势图

图9 CCSD主孔榴辉岩的成因演化模式图

金红石、榍石和钛铁矿是Nb、Ta、Zr和Hf等高场强元素的主要赋存矿物相，CCSD主孔中与片麻岩类共生的榴辉岩表现出明显的Nb－Ta槽和Zr、Hf部分亏损的特征(图5a)。然而，原岩为堆晶岩的榴辉岩以及蛇纹岩化的橄榄岩却不相应地显示Nb、Ta、Zr和 Hf富集(图 5b、5c、5d)，表明这些榴辉岩原岩的源区高场强元素相对亏损。从图2和图8可以看出，SiO2质量分数在48% ～52%的榴辉岩地球化学组分应可代表CCSD主孔榴辉岩原岩的原始岩浆成分，这些榴辉岩明显富集大离子亲石元素(如Th、U等)和轻稀土元素(主要是La和Ce)，部分亏损高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf等)和重稀土元素(如Yb、Lu等)，显著区别于MORB和OIB源区，表明CCSD主孔中的榴辉岩原岩应是富集地幔部分熔融形成的玄武质岩浆经不同途径分异演化的产物，其构造环境位于洋壳对大陆俯冲的消减带，来源于洋壳的流体为地幔楔提供大离子亲石元素和少量轻稀土元素，而Nb、Ta等高场强元素则以金红石、榍石、钛铁矿中组分形式残留下来(Kelemen et al，1990;Stolz et al，1996)。因为微量元素在含水流体中的溶解度主要由元素的离子半径和电离势决定(Weaver，1991)，因此轻稀土元素等较高场强元素更容易进入消减带地幔楔，从而造成消减带地幔楔部分熔融形成的玄武岩浆具有低的HFSE/LILE比值(Weaver，1991;Thirwall et al，1994)。大洋中脊玄武岩(MORB)和洋岛玄武岩(OIB)具有较高的w(Nb)/w(U)比值，可达 47±10(Hofmann et al，1986)，而 CCSD主孔榴辉岩原岩的原始岩浆w(Nb)/w(U)比值仅为 7.17～28.21，明显低于MORB和OIB玄武岩，而与消减带玄武岩相当(Mcculloch et al，1991)。汪云亮等(2001)参考世界典型大地构造环境区玄武岩类的Th、Hf、Ta资料，提出了玄武岩类在不同大地构造环境中形成的判别指标，CCSD主孔榴辉岩原岩的原始岩浆组分多数样品点w(Th)/w(Ta)比值在1.6以上，而 w(Ta)/w(Hf)比值则小于0.1，与板块汇聚边缘的拉斑玄武岩的Th-Ta-Hf判别指数一致。同时，在多种玄武岩构造判别图解上(图10、图11)，投影点主要集中在板缘或火山弧玄武岩区域，也说明其应起源于活动大陆边缘富集地幔。一般来说，活动陆缘玄武岩可细分为岛弧玄武岩(IAB)和弧后盆地玄武岩(BABB)二类，前者主要具有钙碱性特征，大离子亲石元素以及轻稀土元素富集，Nb、Ta、Ti等高场强元素强烈亏损，而弧后盆地玄武岩则主要是拉斑质，同样富集大离子亲石元素和轻稀土元素，但Nb、Ta亏损相对较弱，不显示 Ti负异常特征(周刚等，2007)。在微量元素方面，弧后玄武岩较岛弧玄武岩更富 V、Zr和 Nb(Gamble et al，1995)，其w(Zr)/w(Nb)比值与MORB相当。CCSD主孔榴辉岩原岩的原始岩浆组分Nb的质量分数为1.78～13.27 g/t，明显高于岛弧玄武岩的Nb质量分数(一般小于 2 g/t)，(Pearce et al，1995;Elliott et al，1997;Ewart et al，1998;Taylor et al，1992)，w(Zr)/w(Nb)比值则为6.9～58.9，介于MORB范围之间(10 ～60)(Macdonald et al，2000;周刚等，2007)，表明其不是形成于岛弧环境，而应是弧后拉张岩浆作用的产物。

表2 CCSD主孔榴辉岩代表性样品CIPW标准矿物计算结果

图10 CCSD主孔与片麻岩类共生SiO2质量分数介于48% ～52%之间的榴辉岩Hf/3－Th－Ta图解

图11 CCSD主孔与片麻岩类共生SiO2质量分数介于48% ～52%之间的榴辉岩2Nb－Zr/4－Y图解

4 结论

(1)大陆科学钻探工程主孔0～2 000 m范围内揭露的榴辉岩按其与围岩接触关系，可划分为与片麻岩类共生的榴辉岩、与超基性岩毗邻的榴辉岩以及与超基性岩共生的榴辉岩3种类型。

(2)大陆科学钻探工程主孔0～2 000 m范围内揭露的榴辉岩的原岩可能为由单一岩浆房岩浆经堆晶及分离结晶作用演化而来的基性—超基性杂岩体，后期遭受超高压变质形成榴辉岩。

(3)大陆科学钻探工程主孔0～2 000 m范围内揭露的榴辉岩的原岩可能起源于富集地幔的部分熔融，是弧后岩浆作用的产物。

刘勇胜，张泽明，LEE CINTY，等.2005.CCSD主孔高Ti榴辉岩非耦合的高Ti、低Nb(Zr)特征:对玄武质岩浆房中磁铁矿分离结晶作用的启示［J］.岩石学报，21(2):339－346.

李天福，杨经绥.2007.中国大陆科学钻探工程主孔石榴石单辉橄榄岩的岩石化学研究［J］.岩石学报，23(12):3116－3136.

邱检生，王汝成，蒋少涌，等.2006.中国大陆科学钻探主孔高钛与低钛榴辉岩地球化学特征对比及其对金红石成矿的指示意义［J］.岩石学报，22(7):1875－1882.

汪云亮，张成江，修淑芝.2001.玄武岩类形成的大地构造环境的Th/Hf-Ta/Hf图解判别［J］.岩石学报，17(3):413－421.

徐义刚，钟孙霖.2003.峨眉山大火成岩省中两类岩浆分异趋势及其成因［J］.科学通报，48(4):383－387.

许志琴，刘福来，戚学祥，等.2006.南苏鲁超高压变质地体中罗迪尼亚超大陆裂解事件的记录［J］.岩石学报，22(7):1745－1760.

杨经绥，刘福来，吴才来，等.2003.中央碰撞造山带中两期超高压变质作用:来自含柯石英锆石的定年证据［J］.地质学报，77(4):463－477.

张泽明，许志琴，刘福来，等.2004.中国大陆科学钻探工程主孔(100～2 050 m)榴辉岩岩石化学研究［J］.岩石学报，20(1):27－42.

赵子福，郑永飞，陈斌，等.2005.中国大陆科学钻探工程主孔(734～933 m)榴辉岩和片麻岩元素及Sr-Nd同位素地球化学研究［J］.岩石学报，21(2):325－338.

周刚，秦纪华，张招崇，等.2007.新疆富蕴县苏普特一带双峰式火山岩的发现及其地质意义［J］.地质论评，53(3):338－348.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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