江南造山带存在新元古代850Ma俯冲作Z型蛇绿岩锆石SHRIMPU_
第27卷 第5期2008年9月
岩 石 矿 物 学 杂 志
ACTA PE TROLOGICA ET M INE R ALOGICA
Vol.27,No.5
Sep.,2008
·专题研究·
江南造山带存在新元古代(～850Ma)俯冲作用
———来自皖南SSZ型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据
丁炳华1,史仁灯1,2,支霞臣1,郑 磊1,陈 雷1
(1.中国科学技术大学地球与空间科学学院中国科学院壳幔物质和环境重点实验室,安徽合肥 230026;
2.中国科学院青藏高原研究所大陆碰撞与高原隆升实验室,北京 100085)
摘 要:皖南伏川蛇绿岩是江南造山带上出露最完整的蛇绿岩,主要由地幔橄榄岩、堆晶岩、枕状熔岩和少量硅质岩组成。地幔橄榄岩主要是方辉橄榄岩,具有U型的稀土元素配分模式,副矿物尖晶石的Cr#较高(54～60),堆晶岩组合为纯橄岩-易剥橄榄岩-辉长岩(DPG型),这些特征指示伏川蛇绿岩形成于俯冲带之上的构造环境,属SSZ型蛇绿岩。堆晶岩异剥橄榄岩的锆石SHRIM P U-Pb年龄为827±9M a(n=12,M SWD=1.4),侵入到方辉橄榄岩中的辉长岩岩脉的锆石SH RI M P U-Pb年龄为848±12M a(n=7,M SW D=1.9),说明扬子板块和华夏板块至少在848M a之前就开始拼合,它们之间的古大洋在新元古代(～850M a)之前就已经俯冲削减。
关键词:SHRIM P U-Pb年龄;SSZ型蛇绿岩;新元古代;江南造山带
中图分类号:P588.12+5;P597+.3 文献标识码:A 文章编号:1000-6524(2008)05-0375-14
Neoproterozoic(～850Ma)su bduction in the Jiangnan orogen:evidence from the SHRIMP U-Pb dating of the SS Z-type ophiolite in southern Anhui Province
DING Bing-hua1,SH I Ren-deng1,2,ZHI Xia-chen1,ZH ENG Lei1and CHEN Lei1
(1.CA S K ey Labo rato ry of Crust-M antle M aterials and Environments,School of Earth and Space Sciences,U niversity of
Science and Technology of China,Hefei230026,China;https://www.wendangku.net/doc/2a13863471.html,boratory of Continental Collision and Plateau Uplift, Institute of T ibetan P lateau Research,Chinese A cademy of Sciences,Beijing100085,China)
A bstract:T he F uchuan ophiolite is preserved w ell in the Jiangnan orogen of South China.In Fuchuan area,ophiolite is composed of the largest mantle perido tite massif in the orogen,cumulated rocks,pillow lavas and some ribbon cher ts.T he mantle peridotite massif includes major massive harzburgite with hig h-Cr#value(54to60)spinels and U-shaped REE patterns.T he cumulated rocks are composed of dunite,w ehrlite and gabbro,thus being of the DPG ty pe.All these features are consistent with tho se of the Izu-Bonin -M ariana peridotites,indicating that the Fuchuan ophio lite w as formed in the supra-subduction zone(SSZ).T he SHRIM P U-Pb ages of the co-magmatic zircon domains from g abbro that intruded the harzburgite and the w ehrlite are848±12M a(n=7, M SW D=1.9)and827±9M a(n=12,MSW D=1.4),respectively.T he SSZ-type ophiolite and its ag es sugg est that the sub-duction of the ancient ocean between the Yang tze terrain and the Cathaysian(called Jiangnan Ocean")terrain star ted before N eopro-terozoic.It is inferred that the tectonic transform of the Jiangnan O cean from spreading to subduction began befo re N eoproterozoic in southern Anhui P ro vince,and the Yang tze ter rain and the Cathaysian terrain started to co llide before848M a.
Key words:SHRIM P U-Pb dating;SSZ-ophiolite;Neopro terozoic;Jiang nan orog en
收稿日期:2008-06-15;修订日期:2008-07-18
基金项目:国家自然科学基金资助项目(40572036,40473008);南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室开放基金
作者简介:丁炳华(1982- ),硕士研究生,地球化学专业;通讯作者:史仁灯,男,博士,副研究员,研究方向为地幔岩及相关矿产资源,电话:010-********,E-mail:shirendeng@https://www.wendangku.net/doc/2a13863471.html,。
皖南蛇绿岩是江南古陆东南缘蛇绿岩带的东端部分,位于扬子块体东南缘、江南造山带东端,处于扬子板块与华夏板块的会聚部位,其成因构造背景和形成时代对研究华南板块大地构造演化具有重要意义。有关皖南蛇绿岩的研究,最早郭令智等(1984)从宏观上指出我国华南存在东安-雪峰期蛇绿岩套,白文吉等(1986)较为详细地研究了江南古陆东南缘蛇绿岩的岩石组成,表明该蛇绿岩自下而上由地幔橄榄岩、辉长岩层和上覆火山岩3个岩石单元组成,并推测蛇绿岩形成于初始的弧后盆地,而周新民等(1989)认为皖南伏川蛇绿岩形成于陆壳上的具有弧后盆地或陆内裂谷性质的小洋盆,邢凤鸣(1990)持皖南蛇绿岩形成于古岛弧环境的观点。据蛇绿岩上部辉长岩全岩-矿物内部Sm -Nd 等时线年龄推测皖南蛇绿岩形成于中元古代(周新民等,1989)。最近,吴荣新等(2005)根据蛇绿岩上部辉长岩的锆石U -Pb 和氧同位素特征以及前人测定的蛇绿岩Sm -Nd 等时线年龄,推测皖南蛇绿岩构造侵位于中晚元古代,之后受到皖南地区广泛发育的与Rodinia 超大陆裂解有关的花岗岩浆活动的影响。可见,关于皖南-赣东北蛇绿岩的成因构造背景和形成时代的认识尚未达成一致意见。前人的研究对象主要集中在蛇绿岩堆晶岩的浅成相辉长岩以及上部的变质火山岩。近年来完善的M O R 型和SSZ 型蛇绿岩理论体系认为M O R 型蛇绿岩形成于洋中脊(M O R ),SSZ 型蛇绿岩形成于俯冲带上(supra -sub -duction zone )构造环境,二者不仅在上部火山岩具有不同地球
化学特征,而且在地幔橄榄岩、堆晶岩组合及其岩石学、矿物学和地球化学方面均具有不同的特征:M O R 型蛇绿岩的堆晶岩深部组合为纯橄岩-橄长岩,浅部相为辉长岩,简称D TG 型;SSZ 型蛇绿岩的堆晶岩的深部组合为纯橄岩-异剥橄榄岩-辉石岩,浅部相同为辉长岩,简称DPG 型(Bender et al .,1978;Elthon et al .,1982,1992;Pearce et al .,1984;Dick &Bullen ,1984;郝梓国等,1989;王希斌等,1996;Pearce ,2003;Stern ,2004)。可见M O R 型和SSZ 型蛇绿岩的堆晶岩中均发育辉长岩,因此根据辉长岩年龄界定的蛇绿岩形成时代所代表的构造意义不明确。
本文在详细的野外考察、岩石学、矿物学和全岩岩石化学研究基础上,通过对下部地幔橄榄岩和堆晶岩组合类型的研究,探讨皖南蛇绿岩的成因构造背景,并对堆晶岩深部相异剥橄榄岩以及侵入到地幔橄榄岩中的辉长岩分别进行了锆石SHRIM P U -Pb 定年,以界定皖南蛇绿岩的形成时限,并探讨华南板块晚元古代的构造演化。
1 蛇绿岩地质概况
皖南蛇绿岩呈NE 向分布,延长40余公里,构造侵位于晚元古代牛屋组复理石建造中,在伏川出露最完整(图1)。伏川蛇绿岩由残留相地幔橄榄岩和熔体相岩浆岩组成,出露
状况详见图2
。
图1 江南造山带皖南蛇绿岩分布地质简图(据安徽省地质矿产局332地质队资料改编)
Fig .1 Schematic map showing the distribution of ophiolite in southern Anhui within the Jiang nan o rogen (mo dified after No .332
Geological Party of Anhui Bureau of Geology and M ineral Resources )
残留相地幔橄榄岩主要是方辉橄榄岩,岩石遭受不同程度的蛇纹石化,较严重的已经全部蚀变为蛇纹岩,蛇纹石化程
度稍弱的方辉橄榄岩可见少量橄榄石和斜方辉石残留。纯橄
岩以透镜状产在方辉橄榄岩中,并分布在方辉橄榄岩体的上部,与异剥橄榄岩较为接近,且与伟晶状辉石岩共生(在伏川村锅肚尖可见),据此把纯橄岩作为熔体相岩浆岩处理较为合
376 岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷
图2 皖南伏川蛇绿岩代表性岩性单元野外露头照片
Fig .2 Outcrops of representative rocks of the F uchuan ophiolite in southern Anhui Province
a —地幔橄榄岩(方辉橄榄岩)呈构造岩片推覆在花岗闪长岩体上;
b —侵入在方辉橄榄岩中的辉长岩脉被后期构造错断;
c —深成堆晶岩相异剥橄榄岩的野外产状;
d —侵入到方辉橄榄岩中的巨晶辉石岩;
e —废弃采石场边的枕状熔岩露头;
f —近观枕状熔岩,
冷凝边清晰可辨
a —peridotite (harzburgite )thrusted over the granodiorite body ;
b —gabb roi
c dyke that intrude
d harzburgit
e and was cut by late tectonic event ;c —cumulated plutonic wehrlite ;d —megacryst pyroxenite that intruded harzburgite ;e —pillow lavas ;
f —chilled border
of pillow lavas
理,这与塞浦路斯蛇绿岩地幔橄榄岩中的纯橄岩是一致的,可解释为地幔橄榄岩中熔体相的通道(K elemen et al .,1992)。
熔体相岩浆岩主要是枕状熔岩和堆晶岩,枕状熔岩均细碧角斑岩化(周新民等,1989),堆晶岩由纯橄岩-异剥橄榄岩-辉石岩-辉长岩组成,属DPG 组合,岩石蚀变较弱。
这些蛇绿岩岩体均以构造岩块形式被推覆于前寒武纪
歙县花岗闪长岩体上,其北侧新元古代休宁、许村及歙县花岗闪长岩体呈带状沿断层分布(周新民等,1988)。在伏川岩体与歙县花岗闪长岩体接触带上可见橄榄岩的糜棱岩化(图3),糜棱岩的SC 组构指示伏川橄榄岩体由东南向北西方向推覆,这与在伏川锅肚尖发现的橄榄岩体内部“多米诺”现象指示的构造运移运方向是一致的
。
图3 皖南蛇绿岩信手剖面图
Fig .3 Sections of the Fuchuan o phiolite ,showing lithology and locations of SHRIM P U -Pb analy tical samples
用于定年的辉长岩脉状侵入在残留相地幔橄榄岩中(图2b 、3b ),并被后期构造错动,错动方向与上述SC 组构和“多米诺”现象指示的构造运移运方向是一致,说明辉长岩脉
是蛇绿岩的组成部分。异剥橄榄岩与方辉橄榄岩接触带被植被覆盖(图2c ),因而二者关系不明,分布在地幔橄榄岩之上,出露很少,可能被剥蚀。
377
第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma )俯冲作用———来自皖南SS Z 型蛇绿岩锆石SHRIMP U -Pb 年龄证据
2 分析方法
2.1 全岩化学分析方法
所有化学分析样品均是在显微镜下观察后选出没有蚀变或是蚀变较轻的样品,在无铁器污染下破碎和研磨成200目粉末。主量元素在国土资源部勘查地球化学质量监督检测中心(中国地质科学院地球物理地球化学勘查研究所)完成,用熔片X 射线荧光光谱法(XRF )测定,并用等离子光谱和化学法测定进行相互检测,精度优于0.5%。微量元素在西北大学地质系大陆动力学国家重点实验室完成,分析仪器为A gilent 7500a 等离子体质谱仪,精度优于10%。
为保证测试结果的准确性,分析过程中安插了1个样品F C -2B 平行样FC -28,二者结果极为一致,说明所有样品的分析结果是可靠的。2.2 电子探针分析方法
电子探针成分分析在南京大学内生金属成矿机制研究国家重点实验室的电子探针室完成,所用仪器为日本电子公司JEO L -JAX8800M 型电子探针,工作电流为10nA ,加速电压为15kV ,峰值计算时间为100s ,背景计算时间为20s 。2.3 SHRIMP 分析方法
用于分选锆石的样品约3kg ,分选工作在河北省区域地质调查研究所实验室完成,整个分选流程使用的装置可彻底清洗,避免了污染。锆石制靶在中国地质科学院北京离子探针中心完成.将待测锆石以环氧树脂固定,抛光至暴露出锆石中心面,分别在光学显微镜下用反光、透射光照相并在扫描电镜上进行阴极发光(CL )照相,在北京离子探针中心SHRIM P Ⅱ型离子探针仪上完成U -Pb 测年。应用标准锆石TEM (417M a )进行元素间的分馏校正,并用标准锆石SL13(572M a ,U =238×10-6)标定样品的U 、T h 及Pb 含量,详细实验流程和
数据处理同文献宋彪等(2002)、Black (2003)和Williams (1998),
用实测204Pb 校正普通铅,单个数据点的分析误差均为1σ,采用206Pb /238U 年龄,其加权平均值具95%的置信度。
3 岩石学和矿物学特征
3.1 岩石学特征
残留相地幔橄榄岩主要是方辉橄榄岩,墨绿色,块状,中粗粒结构,中等-强烈蛇纹石化,部分样品有新鲜橄榄石、斜方辉石残留,据残留晶体推测橄榄石和斜方辉石的含量分别为60%～80%和15%～35%。由于蛇纹石化影响,新鲜橄榄石颗粒呈孤岛状残留,最大粒径约0.5mm ,斜方辉石绢石化强烈,颗粒直径介于1.5～5mm ,大部分为港湾状,具典型的部分熔融残余结构(图4a )。副矿物主要是尖晶石和磁铁矿,尖晶石呈半自形-他形粒状和浸染状,棕红色,含量约3%,最大粒径可达1cm ,边缘磁铁矿化,磁铁矿主要沿着橄榄石的蛇纹石化边缘分布,是橄榄石蛇纹石化的产物。
堆晶岩主要是纯橄岩和异剥橄榄岩。纯橄岩强烈蛇纹石化,已经完全蚀变为蛇纹岩,副矿物主要是磁铁矿,呈网格状分布。异剥橄榄岩主要由橄榄石以及单斜辉石组成,蛇纹石化较弱,单斜辉石颗粒较粗大且粒度较为接近,橄榄石颗粒明显小于单斜辉石并被包裹在其中,具典型的包榄结构(图4b ),副矿物尖晶石颗粒包裹在单斜辉石中。3.2 矿物学特征
皖南伏川蛇绿岩中方辉橄榄岩、异剥橄榄岩中主要矿物的电子探针化学成分见表1、表2、表3和表4。
从表中可以看出,方辉橄榄岩中的橄榄石的Fo 值为91.36～92.17,斜方辉石的M g #为91.43～92.17。它们均具有极窄的变化范围,并且橄榄石的Fo 值与斜方辉石的M g #非常接近,不同于具有较宽成分变化范围的堆晶橄榄岩
中的
图4 皖南蛇绿岩中地幔橄榄岩和堆晶岩的显微结构特征
Fig .4 Photo microg raphs of harzburgite and wehrlite from the Fuchuan ophiolite
a —方辉橄榄岩中熔融残留的斜方辉石已经完全绢石化;
b —堆晶异剥橄榄岩中的包橄结构;Ol —橄榄石;Cpx —单斜辉石;Bas —绢石a —large orthopyroxene crystal w ith an “embaymen t texture ”replaced by bastite (Bas )in serpentinized harzbu rgite ;b —large clinopyroxene
hosted euhedral olivines ;Ol —olivine ;Cpx —cl inopyroxene ;Bas —bastite
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表1 伏川蛇绿岩方辉橄榄岩中橄榄石电子探针成分 w B/% Table1 Electron microprobe analyses of olivine in harzburgites from the Fuchuan ophiolite
样品序号Na2O K2O M nO M gO CaO FeO Al2O3TiO2Cr2O3S iO2Total Fo
FC-2D
FC-6B FC-9A 1--0.0350.180.018.20-0.020.0341.4499.9091.60 2--0.1850.160.018.21-0.010.0241.86100.4591.59 3--0.0650.18-8.43-0.01-41.59100.2791.39 40.02-0.1049.590.047.900.010.01-41.3599.0191.79 50.010.020.1050.210.018.340.020.03-41.47100.2191.48 6--0.0350.180.018.20-0.020.0341.4499.9091.60 7--0.1850.160.018.21-0.010.0241.86100.4591.59 8--0.1250.12-7.590.01-0.0441.4399.3092.17 9--0.0650.190.058.00--0.0541.1699.5191.80 10--0.1250.12-7.590.01-0.0441.4399.3092.17 11--0.0650.190.058.00--0.0541.1699.5191.80 12--0.1949.450.027.85--0.0141.3298.8491.82 13--0.1749.930.018.42--0.0141.4199.9791.36 14-0.010.1249.110.028.20-0.020.0141.4398.9191.44
-表示未检出。
表2 伏川蛇绿岩地幔橄榄岩中斜方辉石电子探针成分 w B/% Table2 Electron microprobe analyses of orthopyroxene in harzburgites from the Fuchuan ophiolite
样品序号Na2O K2O M nO M gO CaO FeO Al2O3TiO2Cr2O3SiO2Total M g#En Fs W o
FC-2D FC-9A 1-0.010.0633.611.335.471.98-0.7956.7299.9691.6389.238.242.53 2-0.010.2233.441.765.441.730.010.8456.84100.3091.6488.278.393.35 60.01-0.1033.981.225.451.80-0.7056.93100.1991.7489.498.202.31 10.01-0.1133.431.445.062.06-0.8856.2899.2692.1789.477.772.76 30.03-0.1233.241.185.582.080.010.9157.00100.1591.3989.168.572.27 10.02-0.1732.991.355.142.12-0.9256.4599.1691.9789.308.072.63 2--0.2032.861.315.262.040.010.9456.4799.0991.7789.148.312.55 60.06-0.1733.470.775.561.930.020.7757.0699.8291.4789.888.641.48 8--0.0933.521.315.602.00-0.7256.6199.8591.4389.028.482.50 110.07-0.1733.111.735.042.120.020.8456.2999.4092.1388.817.853.33
-表示未检出。
表3 伏川蛇绿岩异剥橄榄岩(FC-22)中单斜辉石和橄榄石电子探针成分 w B/% Table3 Electron microprobe analyses of clinopyroxene and olivine in wehrlite of the Fuchuan ophiolite
矿物序号Na2O K2O M nO M gO CaO FeO Al2O3TiO2Cr2O3SiO2Total M g#En Fs W o
单斜辉石10.45-0.0917.1619.475.653.471.290.8851.2499.7084.4149.939.3640.71 20.59-0.2216.2120.975.483.480.791.2751.55100.5684.0647.009.2843.71 30.53-0.1616.8020.314.923.450.911.0851.3499.5085.9049.058.3242.62 40.53-0.1916.6221.034.793.670.751.1551.36100.0886.0948.148.0943.77 50.53-0.1915.8721.684.453.751.630.9050.9599.9486.3946.607.6545.76
矿物序号Na2O K2O M nO M gO CaO FeO Al2O3TiO2Cr2O3SiO2Total Fo
橄榄石6-0.000.2045.210.0114.620.040.03-40.13100.2284.46 70.02-0.1646.220.0113.66-0.050.0540.32100.4785.63 8--0.2945.530.0514.22-0.01-39.8799.9684.77 90.010.010.3045.170.0613.98-0.02-40.0299.5784.86 100.020.010.3345.630.0313.57-0.030.0240.2599.9085.37
-表示未检出。379
第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma)俯冲作用———来自皖南SS Z型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据
表4 伏川蛇绿岩地幔橄榄岩和异剥橄榄岩中尖晶石电子探针成分 w B /%
Table 4 Electro n microprobe analyses of spinel in harzburgites and wehrlite of the Fuchuan ophiolite
样品
序号Na 2O K 2O M nO M gO CaO FeO Fe 2O 3Al 2O 3TiO 2Cr 2O 3SiO 2Total M g #Cr #FC -4B
FC -6B
FC -9B
FC -9A
FC -22
1--0.3814.69-13.291.6523.310.0947.85-101.1066.3357.932
0.05-0.3214.65-13.751.4424.590.0946.590.03101.3865.5055.9730.010.010.2813.87-14.891.3126.040.2844.32-100.8962.4153.314--0.2613.96-15.012.1525.250.2845.04-101.7262.3854.475
0.02-0.2314.40-14.211.5025.690.1644.98-101.0364.3654.016-0.020.3214.05-13.631.1323.010.0547.04-99.1464.7757.837(C )0.02-0.3713.85-13.551.9521.730.0347.090.0498.4464.5659.248(C )
--0.4812.73-15.561.2321.76-48.02-99.6659.3359.699(R )-0.020.3612.27-16.282.0523.060.0145.50-99.3557.3356.9610(R )--0.4312.10-16.381.5022.720.0246.66-99.6656.8457.9411(R )0.03
0.010.5012.01-15.810.0522.230.0347.57-98.2357.5358.9312(R )--0.3412.24-16.041.4422.370.0346.20-98.5157.6358.08130.02-0.5010.79-18.603.8723.090.6242.73-99.8250.8455.3814
0.02-0.4310.79-18.493.9023.050.5942.18-99.0450.9855.1115-0.010.4510.58-19.222.5024.000.1343.08-99.7249.5354.6316--0.4411.01-18.633.0224.530.0241.97-99.3151.3153.4417--0.3710.36-19.223.0922.350.4444.25-99.7749.0057.0618
0.010.020.483.44-25.5031.689.622.3026.52-103.1319.3764.91190.01-0.483.17-25.6031.828.662.4326.54-102.2918.0767.2620
--0.65
2.48
-26.70
29.38
9.09
1.88
28.16
-101.65
14.22
67.51
-表示未检出。
橄榄石和斜方辉石,这是熔融残留地幔橄榄岩中矿物的典型特征(Dick ,1977;Komor et al .,1990;Beccaluv a ,2004)。堆晶相异剥橄榄岩中橄榄石的F o 值明显低于方辉橄榄岩,介于84.46～85.63之间,辉石也不同于方辉橄榄岩中的斜方辉石,主要为单斜辉石,端员成分位于透辉石和镁质普通辉石之间(图5),M g #
为84.06～86.39,与异剥橄榄岩中橄榄似的Fo 值较为接近,显示二者是平衡的。在斜方辉石A l 2O
3
图5 方辉橄榄岩和异剥橄榄岩中辉石分类图Fig .5 Classification diag ram of py roxenite in harzburg ite
and w ehrlite from the Fuchuan ophio lite
1—透辉石;2—钙铁辉石;3—镁质普通辉石;4—普通辉石;
5—铁质普通辉石;6—贫钙普通辉石;7—易变辉石1—diopside ;2—hedenbergite ;3—magnes ian augite ;4—augite ;
5—ferruginous augite ;6—Ca -poor augite ;7—pigeonite
-M g #图解(图6a )中,皖南蛇绿岩地幔橄榄岩的斜方辉石成分落在现代俯冲带上弧前橄榄岩的范围内,与形成于洋中脊的远洋橄榄岩成分距离较远;在Cr 2O 3-M g #图解(图6b )中,大部分样品落在弧前橄榄岩的范围内,少数紧挨着弧前橄榄岩,同样与远洋橄榄岩没有重合范围。
在尖晶石的Cr #-M g #和尖晶石Cr #-橄榄石Fo 图解(图7)上,堆晶岩异剥橄榄岩的尖晶石高Fe (M g #约20),显示岩浆岩的特点。地幔橄榄岩的尖晶石M g #介于40～70之间,Cr #介于50～60之间,Mg #具有相对宽的变化范围。样品F C -9A 具有较低的M g #,显示富F e 的特点,FC -9B 样品中尖晶石的核部值与其他地幔橄榄岩一致,但其边缘值有着向异剥橄榄岩(样品FC -22)过渡的趋势,说明地幔橄榄岩和熔体相发生过相互作用。所有地幔橄榄岩样品的尖晶石Cr #都大于50,说明其部分熔融程度比较高,这与形成于俯冲带上的SSZ 型蛇绿岩特点相符(Pearce et al .,1984;Pearce ,2003;Dick and Bullen ,1984;史仁灯等,2005;Shi et al .,2008),在图7上,所有样品都落在SSZ 型蛇绿岩区域中。
4 地球化学特征
4.1 主量元素
伏川蛇绿岩的全岩化学分析结果见表5。伏川的方辉橄榄岩在M g O 相对主量元素SiO 2、Al 2O 3、CaO 和微量元素N i 、Cr 、Co 、Sc 、V 变异图解(图8)上表现为具有限的成分区间,而
380 岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷
图6 皖南蛇绿岩地幔橄榄岩中斜方辉石成分特征
F ig .6 Discrimina tio n diag rams of mantle perido tites from the Fuchuan ophiolite ,show ing peridotites of
different tectonic
backgrounds
图7 皖南蛇绿岩地幔橄榄岩和堆晶异剥橄榄岩中矿物成分变异图解
Fig .7 Discrimination diagrams for mantle peridotite and wehrlite of the Fuchuan ophiolite
a —方辉橄榄岩中尖晶石Cr #-橄榄石Fo 值图解;
b —方辉橄榄岩和异剥橄榄岩中尖晶石Cr #-M g #图解
a —diagram of Cr #in spinel versus Fo in ol ivine ,showing mantl e peridotites w ith high degree of partial melting ;
b —diagram of Cr #
versus M g #in spinel from mantle peridotites ,show ing a supra -subduction zone (SSZ )origin for harzburgites and magmatic origin for w ehrlite
其中的F C -22号样为异剥橄榄岩,与其他方辉橄榄岩有着显著的区别。与M cDonough 和Sun (1995)给出的原始地幔相比,方辉橄榄岩富集M g O 、SiO 2和N i 、Cr 等相容元素,强烈亏损CaO 、Al 2O 3和Sc 、V 等不相容元素;相反,异剥橄榄岩富集不相容元素,亏损相容元素。方辉橄榄岩的M g #为81.9～86.8,平均为85.5,与Coleman (1977)统计的其他地区蛇绿岩地幔橄榄岩的平均值85较为一致,而异剥橄榄岩的值为74.09,从而推测方辉橄榄岩为原始地幔的部分熔融残留物,
而异剥橄榄岩则是原始地幔部分熔融后岩浆再结晶的产物。4.2 微量元素
对地幔橄榄岩、纯橄岩以及异剥橄榄岩做了稀土元素成分分析,从球粒陨石标准化图(图9)上可以看出,方辉橄榄岩为明显的LREE 富集的U 型配分模式,这与形成于俯冲带上的SSZ 型蛇绿岩的地幔橄榄岩的稀土元素配分模式相符(Elthon et al .,1982,1992;;Pearce et al .,1984;Melcher et al .,2002)。
381
第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma )俯冲作用———来自皖南SS Z 型蛇绿岩锆石SHRIMP U -Pb 年龄证据
表5 伏川蛇绿岩全岩化学分析结果
Table5 Representative chemical composition of the Fuchuan ophiolite
样号岩石
方辉橄榄岩异剥橄榄岩FC-2A FC-2B FC-2C FC-06B FC-08B FC-09C FC-17A FC-17B FC-18FC-19FC-22
SiO239.4840.8240.8139.4639.9739.9440.3040.0439.6439.0239.06 Al2O30.610.521.640.630.670.700.730.680.570.365.34 Fe2O35.395.834.675.375.635.975.875.985.602.5911.17 FeO1.130.772.631.170.851.130.890.851.136.060.87 M gO38.7737.1936.2938.3639.0238.3337.1638.1638.9038.0631.24 CaO0.180.160.590.240.190.210.160.210.240.164.00 Na2O0.940.330.480.100.210.060.180.600.080.140.14 K2O0.0360.0200.0130.0130.012-40.0160.0260.0110.0120.026 M nO0.080.100.090.090.080.090.090.090.090.050.15 P2O50.0020.0010.0040.0010.0010.0030.0010.0010.0020.0030.013 TiO20.0090.0030.0850.0060.0080.0100.0020.0040.0040.0040.236 Cr2O30.360.460.370.380.370.450.430.410.340.240.36 NiO0.270.250.230.240.270.260.250.260.250.270.19 CO20.170.230.240.190.170.180.150.120.230.150.16 H2O+12.7013.1011.8513.2013.1112.5613.1212.6612.9512.847.05 Total100.1299.7999.9899.45100.5799.8999.34100.09100.0499.97100.01 M g#86.6386.0884.1686.4786.8385.4985.7685.9686.3081.9374.09 La0.0790.030-0.0130.0300.0440.043-0.0160.0130.520 Ce0.120.057-0.0260.0620.1300.035-0.0250.0290.860 Pr0.01100.0072-0.00250.00630.02400.0180-0.00340.00370.2300 Nd0.0380.028-0.0110.0210.1400.089-0.0120.0201.400 Sm0.00600.0071-0.00250.00520.05500.0310-0.00480.00730.5100 Eu0.00240.0030-0.00120.00270.01200.0059-0.00200.00300.2100 Gd0.00780.0099-0.00340.00550.06400.0400-0.00380.00840.7000 Tb0.00070.0014-0.00050.00070.01400.0062-0.00070.00170.1300 Dy0.00540.0110-0.00330.00490.09100.0400-0.00440.00810.8300 Ho0.00130.0021-0.00120.00150.02100.0100-0.00120.00230.1900 Er0.00470.0066-0.00410.00880.05600.0320-0.00670.00570.5300 Tm0.00140.0014-0.00130.00250.00870.0048-0.00140.00110.0740 Yb0.0140.013-0.0120.0220.0640.0320.0140.01000.4800 Lu0.00310.0027-0.00300.00440.01100.0067-0.00310.00170.0760 Sc6.938.17-6.976.287.728.19-6.224.4315.8 V23.524.3-27.825.122.827.2-23.314.684.9 C r25283570-2785272028793318-246012132588 Co95.796.6-91.694.391.493.9-90.7104.0117.0 Ni21362049-1996205619421985-204821211388主量元素单位为w B/%,微量元素为w B/10-6;-表示未检出。
5 锆石SHRIM P U-Pb定年
用于分析的锆石颗粒都较小,粒度变化为25～100μm之间,具有明显的尖锐晶棱和生长环带,为岩浆锆石,阴极发光图像见图10,测试数据见表6。异剥橄榄岩(样品FC-22)中锆石点号1和4的年龄很接近,说明本样品中貌似核和幔的两部分应该是同期的生长纹理。2个样品的206Pb/238U年谐龄和图见图11。
所有样品的T h/U从0.21～1.49,都大于0.1,说明其为岩浆锆石(Claesso n et al.,2000),与根据锆石阴极发光照片判断的结果一致。因此,锆石的结晶年龄能代表成岩时代。2个样品的加权平均年龄分别为848±12M a(n=7, M SWD=1.9)和827±9M a(n=12,M SWD=1.4),其M SWD值都较小,说明结果可靠,据此推测皖南SSZ型蛇绿岩形成时间至少为848±12M a。
382
岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷
图8 M gO相对主量元素SiO2、Al2O3、CaO和微量元素Ni、Cr、Co、Sc、V的变异图解
Fig.8 M gO plots showing compositional variations of perido tites and w ehrlite from the Fuchuan ophio
lite
图9 皖南伏川蛇绿岩中方辉橄榄岩、纯橄岩和异剥
橄榄岩的稀土元素配分模式
Fig.9 Rare earth element patterns of harzburgite, dunite and wehrlite from the Fuchuan ophiolite
6 讨论
6.1 成因构造背景
有关皖南蛇绿岩形成的构造环境有多种认识。白文吉等(1986)根据伏川蛇绿岩上部火山岩(细碧-角斑岩)的L REE 显著富集、不同于大洋中脊和岛弧火山岩的特点,推测皖南蛇绿岩形成于初始的弧后盆地,周新民等(1989)根据蛇绿岩地质及其εNd(t)值为+2.64认为伏川蛇绿岩形成于陆壳上的具有弧后盆地或陆内裂谷性质的小洋盆,但是伏川蛇绿岩上部火山岩和辉长岩的微量元素地球化学特征指示皖南蛇绿岩
表6 伏川蛇绿岩异剥橄榄岩和辉长岩中锆石SHRIMP U-Pb测试结果
Ta ble6 SHRIMP U-Pb analyses of zircons from wehrlite and ga bbro in the Fuchuan ophiolite
岩石点号
普通
206Pb/%
w B/10-6
U Th
232Th/238U
同位素比值年龄/M a
206Pb/238U误差/%207Pb/235U误差/%206Pb/238U±1σ
辉
长
岩FC-5
异
剥
橄
榄
岩FC-2214.8982290.370.13862.40.9302.0836.718.7 51.614071210.310.13991.91.2013.8844.315.1 60.87421850.210.14701.91.3013.5884.415.4 71.48128920.750.13482.41.2415.4815.518.1 110.48334990.310.14362.11.3623.4865.216.6 120.28326520.160.13831.91.2812.4835.014.7 140.89348910.270.14041.91.3123.5846.914.9 12.4193690.770.13912.41.3216.6839.419.1 22.481081000.960.13592.01.2066.2821.615.7 40.463605201.490.13812.31.2473.5833.618.3 52.4698991.050.12922.21.1518.6783.515.9 62.131211020.870.14312.01.1966.0862.416.3 73.40112800.740.13822.61.20013.0834.720.5 81.072452781.170.13711.91.2463.3828.114.9 101.612011310.670.13312.01.2156.5805.615.1 112.591321020.800.13772.11.1768.5831.816.1 121.792151490.720.13881.91.2065.7837.715.3 130.711771791.040.13582.11.3335.2820.916.2 150.923253411.080.13751.91.2323.2830.714.7
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第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma)俯冲作用———来自皖南SS Z型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据
图10 辉长岩(样品FC-5)和异剥橄榄岩(样品FC-22)
中锆石阴极发光图像和测点位置
Fig.10 Cathodoluminescence images of zircons in gabbro(FC-5)and w ehrlite(FC-22)from the F uchuan
ophiolite and the analy zed spo ts
可能形成于古岛弧环境(邢凤鸣,1990),后来李献华等(1994)测得该带西南端赣东北蛇绿岩的变质火山岩、辉石岩等堆晶岩具有极低的εN d(t)值(+5.5),指示赣东北蛇绿岩来源于强亏损地幔,不同于皖南蛇绿岩。
从伏川蛇绿岩方辉橄榄岩的造岩矿物和副矿物尖晶石成分来看,其橄榄石的F o和斜方辉石的M g#非常相近,这是熔融残留地幔橄榄岩中矿物的典型特征。对于区别蛇绿岩和太古宙绿岩(g reenstone)来说,是否存在残留的地幔橄榄岩是一个重要的标志,绿岩的超镁铁质岩都是熔体相喷出岩———科马提岩。伏川方辉橄榄岩具较高的M g#以及F o说明其具有较高的部分熔融程度,进而说明其是SSZ型蛇绿岩的地幔橄榄岩(Dick,1977;K omor et al.,1990;Beccaluva et al., 2004)。在图7b中,皖南伏川蛇绿岩方辉橄榄岩中副矿物尖晶石的Cr#高于50,均落在SSZ型蛇绿岩区域;在图9中,?REE是球粒陨石的0.03～0.11倍,其中轻稀土元素(LREE)是球粒陨石的0.03～0.17倍,中稀土元素(M REE)是球粒陨石的0.015～0.046,重稀土元素(HREE)是球粒陨石的0.05～0.1倍,显示极度亏损的特征,U型REE配分特征,指示方辉橄榄岩受到后期富集轻稀土元素的熔体相互作用,这与部分样品中尖晶石向富Fe方向演化的判断是一致的,这些都是SSZ型蛇绿岩中地幔橄榄岩所具有的典型特征(Elthon et al.,1982,1992;P earce et al.,1984;M elcher et al.,2002)。
伏川蛇绿岩的堆晶岩组合为纯橄岩-异剥橄榄岩-辉石岩-辉长岩,属DPG型,该类型堆晶岩是在较高压力条件下由岩浆结晶分异形成的。目前研究成果表明M O R型蛇绿岩的D TG型堆晶岩的矿物结晶顺序为橄榄石-斜长石-单斜辉石(Pearce et al.,1984)。原始岩浆处于正常洋壳深度下(约<0.9G Pa),Bender等(1978)的实验研究表明在1atm 下,橄榄石的结晶温度为1268℃,斜长石为1235℃,单斜辉石为1135℃,橄榄石的M g#(88)高于斜方辉石(83),斜方辉石又高于单斜辉石(74),并且在0～0.9GPa范围内,橄榄石、斜长石和单斜辉石的结晶顺序不变。Dick和Bullen(1984)研究成果与Bender等(1978)的结果较为一致,认为低压条件下原始岩浆结晶出的橄榄石的M g#高于斜方辉石(斜方辉石的M g#甚至低于74)和单斜辉石(甚至低于82),并且副矿物尖晶石的Cr#低于60,这可能与部分熔融程度有关。而SSZ型蛇绿岩的DPG型堆晶岩矿物结晶顺序为橄榄石-单斜辉石-斜方辉石-斜长石(Pearce et al.,1984)。Niu(1997)实验岩石学研究成果表明,原始岩浆在高压下(>1GP a),橄榄石的首晶区变小,辉石首晶区变大,斜长石变得不稳定,橄榄石和辉石在高压下的结晶能较为接近,所以原始岩浆经高压分离结晶作用形成纯橄岩+异剥橄榄岩+辉石岩的堆晶岩组合,并且斜方辉石、单斜辉石和橄榄石的M g#较为接近。板块俯冲带是符合这种高压分离结晶的最佳构造环境。
伏川蛇绿岩地幔橄榄岩的岩石类型、结构和矿物成分以及堆晶岩的岩石组合,均指示伏川蛇绿岩形成于俯冲带上构造环境的可能性较大,应该属于SSZ型蛇绿岩,所以其形成时代直接指示古大洋由扩张开始转换为俯冲消减的时限(Pearce et al.,1984;Pearce,2003;M alpas et al.,2003; Stern,2004;史仁灯,2007;Shi et al.,2008)。
6.2 形成时代
有关皖南蛇绿岩及江南造山带西端赣东北蛇绿岩的形成时代问题,前人已做了较多的研究,但是一直未有统一认识。皖南和赣东北蛇绿岩上部熔岩的Sm-Nd等时线年龄介于930～1150M a之间(徐备等,1989;周新民等,1989;周国庆等,1991;Chen et al.,1991),赣东北蛇绿岩锆石离子探针U -Pb年龄为968Ma(李献华等,1994),并据上部熔岩的元素地球化学与岛弧具有相似的特征,提出华夏板块与扬子板块之间在晋宁期存在陆-弧-陆碰撞(Li X et al.,1997)。吴荣新等(2005)研究表明皖南蛇绿岩上部辉长岩的锆石微区U-Pb年
384
岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷
图11 皖南蛇绿岩中锆石SHRIM P U-Pb年龄谐和图
F ig.11 Conco rdia diag ram show ing206Pb/238U-207Pb/235U ratio dating by
SHRIM P in zircon grains in gabbro(F C-5)and wehrlite(F C-22)from the Fuchuan ophiolite
龄分为3组:891、826和764M a,并据锆石氧同位素特征以及前人蛇绿岩的Sm-N d等时线年龄,认为891M a代表皖南蛇绿岩构造侵位时间,后两组年龄是受到后期热液蚀变影响的结果,这两组年龄与皖南地区广泛发育的与Rodinia超大陆裂解有关的花岗岩类年龄(约820～780M a,Li X et al.,2003; Li Z et al.,2003)较为一致,认为皖南蛇绿岩的形成可能受到Rodinia超大陆裂解的影响。然而此前的所有研究多是围绕蛇绿岩堆晶岩浅部相辉长岩和上部变质火山岩进行研究的,而最能代表蛇绿岩成因构造背景特点的堆晶岩深部相以及直接侵入到蛇绿岩地幔橄榄岩中的辉长岩脉的研究较少,而恰恰这两类岩石的年龄能直接制约蛇绿岩的形成时代。本文得到的锆石年龄848±12M a(n=7,M SW D=1.9)和827±9M a(n=12,M SWD=1.4),说明大约在850M a之前,皖南蛇绿岩所代表的古大洋就开始由扩张转换为俯冲消减了。
6.3 构造意义
江南造山带是一个具有重要意义的构造带,对于研究华南地区的历史和演化具有很重大的意义,同时由于其可能与Rodinia超大陆裂解有关而倍受关注。
在华南板块内部存在两个代表不同时期的陆陆碰撞带,一是四堡期(1.1～1.0G a)的南、北扬子碰撞带(刘宝王君等, 1994);二是青白口期(1.0～0.8G a)的华夏、扬子板块之间的碰撞带(万天丰,2004)。李正祥等(Li et al.,1996)认为华夏与扬子板块碰撞发生在四堡期,并认为是格林威尔(G renville)碰撞带的一部分,后来他还是将赣-皖蛇绿岩带置于四堡期碰撞带中,认为此处只存在一个四堡期碰撞带(Li et al.,2002)。万天丰(2004)认为这两个碰撞带的界线相当接近,很容易混淆,并指出四堡期与Rodinia超大陆形成有关,而青白口期的华夏与扬子板块碰撞时间滞后于Rodinia超大陆形成时间。“分割”华夏与扬子板块的江南造山带中的皖南蛇绿岩的成因构造背景以及形成时代的不同认识可能是产生这种不同观点的主要原因,例如Li Z X等(2002)引用的赣-皖蛇绿岩的时代约为1.0Ga,但对蛇绿岩的成因构造背景并没有阐述。
如前文所述,皖南蛇绿岩主要由极度亏损的方辉橄榄岩和DPG型堆晶岩组成,指示皖南蛇绿岩属于SSZ型蛇绿岩,形成于俯冲带之上的构造环境,SSZ型蛇绿岩的年龄指示的是古大洋开始俯冲消减、两个陆块开始准备碰撞的时间,而非古大洋裂解时间。在皖南SSZ型蛇绿岩中,侵入到方辉橄榄岩中的辉长岩年龄为848±12M a(n=7,MSW D=1.9),深层堆晶岩异剥橄榄岩年龄为827±9M a(n=12,M SWD= 1.4),代表了该区古大洋由扩张开始转化为俯冲削减的时间,也就是说该带的形成时间要晚于四堡期的南、北扬子板块碰撞时间,与青白口期的华夏与扬子板块聚合时间较为吻合,即皖南蛇绿岩带代表的是华夏与扬子板块在皖南地区的分界线,其年龄是华夏与扬子板块开始聚合的时间下限。
7 结论
出露于江南造山带皖南伏川一带的基性-超基性岩为形成于俯冲带上的SSZ型蛇绿岩,由强烈亏损的方辉橄榄岩和DPG型堆晶岩以及上覆细碧角斑岩化的中基性熔岩组成,其形成时代为827～848M a,指示存在于华夏板块和扬子板块之间的古洋盆在新元古代(～850M a)之前就由扩张开始转化为俯冲消减,因而皖南伏川蛇绿岩可能是Rodinia超大陆形
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第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma)俯冲作用———来自皖南SS Z型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据
成时的“响应”,而非裂解的产物。
致谢 在野外工作中,得到安徽省地质矿产局332队地质队支利庚高级工程师和中国地质科学院地质研究所王希斌研究员的指导帮助,在电子探针分析过程中,南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室的王汝成教授、张文兰老师给予了耐心的指导和帮助,在此一并表示感谢。References
Bai Wenj i,Gan Qigao,Xing Fengming,et al.1986.Discovery of well -reserved ophiolite and its basical characters in s outheastern margin of the Jiangnan Ancient Continent[J].Acta Petrologica et M ineralog-ica,5(4):289～299(in Chinese w ith English abstract). Beccaluva L,Coltotri M,Giunta G,et al.2004.Tethyan vs.Cordil ler-an ophiol ites:a reappraisal of distinctive tectono-magmatic features of supra-subduction complexes in relation to the subduction mode [J].Tectonophysics,393:163～174.
Bender J F,Hodges F N and Bence A E.1978.Petrogenesis of basalts from the Project FAM OUS area:experimen tal study from0to 15kbars[J].Earth Planet.S ci.Lett.,41(3):277～302.
Black L P,Kamo S L,All en C M,et al.2003.TEM ORA1:A new zircon standard for Phanerozoic U-Pb geochronology[J].Chem.
Geol.,200(1～2):155～170.
Chen J F,Fol and K A,Xing F M,et al.1991.M agmatism al ong the southeast margin of the Yangtze and Cathys ia block of China[J].
Geology,19:815～818.
Claesson S V,Vertin T and Bayanova H D.2000.U-Pb z ircon ages from a Devonian carbonatite dyke,Kola peninsula,Rus sia:a record of geol ogical evolution from the Archean to the Paleozoic[J].Lithos, 51:95～108.
Coleman R G.1977.Ophiolites[M].Berlin:S pringer.
Dick H J B.1977.Partial melting in the Josephine peridotite,the effect on mineral compos ition and its consequence for geobarmetry and geothermometry[J].American Journal of Science,277:801～832. Dick H J B and Bullen T.1984.Chrominium spinel as a petrogenetic indi-cator in abyss al and al pine-type peridotites and spatially associated lavas[J].Contrib.M ineral.Petrol.,86:54～76.
Dick H J B,Fisher R L and Bryan W B.1984.M ineralogical variability of the uppermost mantle along mid-ocean ridges[J].Earth Pl anet.
Sci.Lett.,69:88～106.
Elthon D,Cas ey J F and Komor S.1982.M ineral chemistry of ultrama -
fic cum ulates from the North Arm M ountain m assif of the bay of islands ophiolite:evidence for high-p res sure crystal fractionation of oceanic basalts[J].J.Geophys.Res.B.,87(10):8717～8734. Elthon D,S tew art M and Ross D https://www.wendangku.net/doc/2a13863471.html,position trends of min-erals in oceanic cumulates[J].J.Geophys.Res.,97:15189～15199.
Guo Lingzhi,Shi Yangshen and M a Ruishi.1984.The study of the geo-
texture of southeast of China[J].Journal of Nanjing University,20: 732～739(in C hinese with English abstract).
Hao Ziguo,Wang Xibin,Bao Peisheng,et al.1989.Geological charac-teristics and genetic study on ophiolites of the tw o types in the w est-ern Zhungeer,Xinj iang Uygur Autonomous Region[J].Acta Petro-logica et M ineralogica,4(3):67～77(in Chinese w ith English ab-stract).
Hoffman P F.1991.Did the b reakup of Lau rentia turn Gondw analand ins ide-out?[J].Science,252:1409～1412.
Kelemen P B,Dick H J B and Quick J E.1992.Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle[J].Nature,358 (6388):635～641.
Komor S C,Grove T L and Hebert R.1990.Abyssal peridotites from ODP Hole670A(21°10′N,45°02′W):R esidues of mantle melting exposed by non-constructive axial divergence[A].Detrick R,Hon-norez J,Bryan W B,et al.Proceedings of the Ocean Drill ing Pro-gram Scientific Results[C].106/109:85～101.
Li X H,Li Z X,Ge W C,et al.2003.Neop roterozoic granitoids in S outh C hina:crustal melting above a mantle plume at ca.825M a?
[J].Precambr.Res.,122:45～83.
Li X H,Zhao J X,M eCulloeh M T,et al.1997.Geochemical and S m -Nd isotopic of Neop roterozoic ophiolites from southeastern China: petrogenesis and tectonic im plications[J].Precambr.R es.,81:129～144.
Li X H,Zhou G Q,Zhao J X,et a l.1994.S HRIM P ion microprobe z ircon U-Pb age of the NE Jiangxi ophiolite and its tectonic implica-tions[J].Geochimica,23:125～131(in Chinese w ith English ab-stract).
Li Z X.1998.Tectonic history of the major East Asia lithosphere blocks s ince the mid-Proterozoic—A synthes is[A].Flow er M F J.M antle Dynamics and Plate interactions in East As ia(Geodynamics S eries)
[C].Washington,D C:AGU,27:221～244.
Li Z X,Li X H,Kinny P D,et al.2003.Geochronology of Neopro-terozoic syn-rift magmatism in the Yangtze Croton,South China and correlatings w ith other continents:evidence for a mantle s uper-plume that b roken-up Rodinia[J].Precambr.Res.,122:85～109.
Li Z X,Li X H,Zhou H W,et al.2002.Grenvill ian continental coll i-sion in sou th China:New S HRIM P U-Pb zircon res ults and implica-tions for the configuration of Rodinia[J].Geology,30:163～166. Li Z X,Zhang L and Pow ell C M A.1996.South China in Rodinia:part of the missing link between Australia-East An tarctic and Laurentia [J].Geology,23:407～410.
Liu Baojun,Xu Xiaos ong and Xia Wenj ie.1994.The Ancient Geography Atlas of Lithofacies in S outhern of C hina(Sinian-Trias)[M].Bei-jing:Science Publishing House(in C hinese).
M alpas J,Zhou M F,Robinson P T,et al.2003.Geochemical and geochronological constraints on the origin and em placement of the Yarl ung Zangbo ophiolites,Southern Tibet[A].Dilek Y and Robin-
386
岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷
son P T.Ophiolites in Earth History[C].London:Geological Soci-ety,Special Publications,218:191～206.
M cDonough W F and Sun S S.1995.The composition of the Earth[J].
Chem.Geol.,120:223～253.
M cM enamin M A S and M cM enamin D L S.1990.The Emergence of Animals—The Cambrian Break through[M].New York:Columbia Univ.Press,217.
M elcher F,M eisel T,Puhl J,et al.2002.Petrogenesis and geotectonic setting of ultramafic rocks in the Eastern Alps:constrains from geo-chemistry[J].Lithos,65:69～112.
M oores E M.2002.Pre-1Ga(pre-Rodinian)ophiolites:Their tec-tonic and environmental implications[J].Geological Society of Ameri-ca Bulletin,114(1):80～95.
Niu Y L.1997.M antle melting and melt extraction processes beneath o-cean ridges:evidence from abyssal peridotites[J].J.Petrol.,38: 1047～1074.
Pearce J A.2003.S upra-subduction zone ophiolites:The search for modern analogues[A].Dilek Y and New comb S.Ophiolite Concept and the Evolution of Geol ogical Thought Colorado[C].Geological So-ciety of American S pecial Paper,373:269～293.
Pearce J A,Lippard S J and Roberts S.1984.Characteristics and tecton-ic significance of supra-subduction zone ophiol ites[A].Kokelaar B P and How ells M F.M arginal Basin Geology[C].London:Geologi-cal Society of London S pecial Publication,16:77～94.
Powell C M,Li Z X,M cElhinny M W,et al.1993.Paleomagnetic constraints on timing of the Neoproterozoic breakup of Rodinia and the Cambrian formation of Gondw ana[J].Geol ogy,21:889～892. S hen Weizhou,Zou Haibo,Chu Xuejun,et al.1992.Nd,Sr,and O isotopic study on Fuchuan ophiolite suite in Anhui province[J].Sci-entia Geologica Sinica,4:333～341(in Chinese with English abstract).
S hi Rendeng.2007.SHRIM P dating of the Bangong Lake SSZ-type ophilite:Constraints on the closure time of ocean in the Bangong Lake -M ujiang River,northw estern Tibet[J].Chinese S cience Bulletin, 52(7):936～941.
S hi Rendeng,Yang Jingsui,Xu Zhiqin,et al.2005.Recognition of M OR-and SSZ-type ophiolites in the Bangong Lake ophiolite mélange,w estern Tibet:evidence from two kinds of mantle peri-dotites[J].Acta Petrologica et M ineralogica,24(5):397～408(in Chinese w ith English abstract).
S hi Rendeng,Yang Jings ui,Xu Zhiqin,et a l.2008.The Bangong Lake ophiolite(NW Tible)and its bearing on the tectonic evolution of the Bangong-Nujiang suture zone[J].J.Asi.Earth Sci.,32:438～457.
S ong Biao,Zhang Yuhai and Liu Dunyi.2002.M ounting and analytical procedure of zircon SHRIM P dating[J].Geol.Rev.,48:26～30(in Chinese w ith English abstract).
S tern R J.2004.Subduction initiation:spontaneous and induced[J].
Earth Planet.Sci.Lett.,226:275～292.W an Tianfeng.2004.The Compendium of Tectonics of China[M].Bei-jing:Geological Publishing Hous e,68～74(in Chinese w ith Engl is h abstract).
Wang Xibin and Bao Peis heng.1996.Genetic types of China's ophiolite and their metall ogenetic s pecial ization[A].Zhang Qi.Study on Ophiolites and Geodynami cs[C].Beij ing:Geological Publ ishing Hous e,67～74(in Chi-nese w ith English abs tract).
Wil liams I S.1998.U-Th-Pb geoch ronol ogy by ion microp robe[A].
M ckibben M A,S hanks W C and R idley W I.Appl ications of M icro-analytical Techniques to Understanding M ineralizing Process es[C].
Review s in Economic Geol ogy,7:1～35.
W u Rongxin,Zheng Yongfei and W u Yuanbao.2005.Zircon U-Pb dating and element and oxygen isotope geochemistry of gabbro from ophiol ites in Sou th Anhui[J].Acta Geoscientica S inica,26(Sup.): 70～73(in C hinese with Engl ish abstract).
Xing Fengming.1990.Geochemical indication of formation environment of Fuchuan ophiolites in Southern Anhui Province[J].Acta Petrolog-ica et M ineralogica,9(1):1～12(in Chines e w ith Engl is h abstract). Xing Fengming,Xu Xiang,Ren Siming,et al.1988.The petrochem-istry and formational age and conditions of the Shexian intrus ion in S outhern Anhui province[J].Geological Review,34(5):400～413 (in Chinese w ith English abstract).
Xu Bei and Qiao Guangsheng.1989.Sm-Nd isotopic age and tectonic s etting of the late Proterozoic ophiolite in northeastern J iangxi province[J].Journal of Nanjing Univers ity,(3):108～114(in Chi-nese w ith English abstract).
Zhou Guoqing and Zhao J ianxin.1991.Study of Sm-Nd isotopic com-position of ophiolites from southeastern margin of Yangzi of craton S outh China in the Jiangxi province[J].Chinese S cience Bulletin,36
(2):129～132(in Chinese).
Zhou Xinmin and W ang Dezi.1988.The peraluminous granodiorites with l ow initial87S r/88Sr ratio their genesis in southern Anhui province,eastern C hina[J].Acta Petrologica Sinica,4(3):37～45 (in Chinese w ith English abstract).
Zhou Xinmin,Zou Haibo,Yang Jiedong,et al.1989.Sm-Nd isochron age and its geological significance for ophiolite from Fuchuan of the S he County of Anhui province[J].Chinese S cience Bulletin,16: 1243～1245(in Chinese).
附中文参考文献
白文吉,甘启高,邢凤鸣,等.1986.江南古陆东南缘蛇绿岩完整层序剖面的发现和基本特征[J].岩石矿物学杂志,5(4):289～299.
郭令智,施央申,马瑞士,等.1984.中国东南地体构造的研究[J].
南京大学学报,20:732～739.
郝梓国,王希斌,鲍佩声,等.1989.新疆西准噶尔地区两类蛇绿岩的地址特征及其成因研究[J].地质找矿论丛,4(3):67～77.
387
第5期 丁炳华等:江南造山带存在新元古代(～850Ma)俯冲作用———来自皖南SS Z型蛇绿岩锆石SHRIMP U-Pb年龄证据
李献华,周国庆,赵建新,等.1994.赣东北蛇绿岩的离子探针锆石U-Pb年龄及其构造意义[J].地球化学,23:125～131.
刘宝王君,许效松,夏文杰,等.1994.中国南方岩相古地理图集(震旦纪-三叠纪)[M].北京:科学出版社.
沈渭洲,邹海波,楚雪君,等.1992.安徽伏川蛇绿岩套的Nd-S r-O同位素研究[J].地质科学,4:333～341.
史仁灯.2007.班公湖SSZ型蛇绿岩年龄对班-怒洋时限的制约[J].科学通报,52(2):223～227.
史仁灯,杨经绥,许志琴,等.2005.西藏班公湖存在M OR型和SSZ 型蛇绿岩———来自两种不同地幔橄榄岩的证据[J].岩石矿物学杂志,24(5):397～408.
宋 彪,张玉海,刘敦一.2002.微区原位分析仪器S HRIM P的产生与锆石同位素地质年代学[J].质谱学报,23(1):58～62.
万天丰.2004.中国大地构造学纲要[M].北京:地质出版社,68～
74.
王希斌,鲍佩声.1996.试论中国蛇绿岩成因及其成矿专属性[A].
张 旗.蛇绿岩与地球动力学研究[C].北京:地质出版社,67～74.
吴荣新,郑永飞,吴元保.2005.皖南蛇绿岩套辉长岩锆石U-Pb定年以及元素和氧同位素研究[J].地球学报,26(增刊):70～73.邢凤鸣.1990.皖南伏川蛇绿岩形成环境的地球化学标志[J].岩石矿物学杂志,9(1):1～12.
邢凤鸣,徐 祥,任思明等.1988.皖南歙县岩体的岩石地球化学特征、形成时代和成岩条件[J].地质论评,34(5):400～413.
徐 备,乔广生.1989.赣东北晚元古代蛇绿岩套的Sm-Nd同位素年龄及原始构造环境[J].南京大学学报,(3):108～114.
周国庆,赵建新.1991.华南扬子克拉通东南缘赣东北蛇绿岩的Sm -Nd同位素研究[J].科学通报,36(2):129～132.
周新民,王德滋.1988.皖南低87Sr/88S r初始比的过铝花岗闪长岩及其成因[J].岩石学报,4(3):37～45.
周新民,邹海波,杨杰东,等.1989.安徽歙县伏川蛇绿岩套的Sm-Nd等时线年龄及其地质意义[J].科学通报,16:1243～1245.
388
岩 石 矿 物 学 杂 志 第27卷