高晓峰 ,校培喜 ,康 磊 ,计文化 ,杨再朝

(1.中国地质调查局 西安地质调查中心 造山带地质研究中心,陕西 西安 710054;2.中国地质调查局 西安地质调查中心,国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室,陕西 西安710054)

0 引言

阿羌火山岩位于西昆仑造山带东段(图1),为1∶25万于田县幅区域地质调查新建地层单位,构造属性上为西昆仑北带(北地体)重要组成部分(潘裕生等,2000;边小卫等,2002;陕西省地质调查院,2003;李荣社等,2008;赵玲等,2008)。由于自然地理条件的限制,总体研究程度较低,关于阿羌火山岩成因和构造属性的认识上一直存在分歧,如:(1)前人根据震旦系在西段直接不整合覆盖在这套火山岩上,将其定为前震旦纪火山岩(新疆维吾尔自治区地质矿产局,1993;姜春发,1986;马世鹏等,1989);郭坤一等(2002)根据岩石地层学和岩石地球化学资料分析认为这套火山岩为中新元古代洋内弧的产物;(2)边小卫等(2002)根据阿羌火山岩组上岩组的灰岩夹层中出现了大量的腹足类化石,如 Meekospira troda Qiao C2尖杆米咝螺,Meekospira acuminata(Goldfuss) C2尖锐米氏螺,Taosia Xingiangensis Qiao C2新疆陶氏螺,Kelamailispira sp.C克拉麦里螺(未定种),Murchisonia sp.O-T莫氏螺(未定种),将阿羌火山岩归于石炭系,并认为阿羌火山岩组与区域上的博斯坦铁克里克和盖孜村北西带出露的一套石炭纪火山-碎屑岩建造和库尔良附近的一套火山-沉积建造(库尔良群上亚群)是可以对比的,为塔里木陆缘裂谷的产物;(3)计文化(2005)根据阿羌火山岩下段硅质岩中含早二叠世放射虫组合Follicullus sp.、Pseuoalbaillella cf bulbosa Ⅰshiga、radioIaria sp.、Pseuoalbaillella longuscornis Ⅰshiga and Ⅰmoto、Pseudoalbaillella cf.u-formis、Holdsworth and Jones、Pseudoalbaillella sp.和中二叠世放射虫组合Pseuoalbaillella aff.Longicornis Ⅰshiga and Ⅰmoto、Prhombothoracata Ⅰshiga and Ⅰmoto、 Pseudoalbaillellasp.,认为该火山岩主体形成在早-中二叠世,剖面上部火山岩中的灰岩含晚石炭世腹足化石,灰岩和火山岩地层上下均为断层接触,推测其可能为外来推覆地体。并根据西昆仑北坡沉积盆地分析认为阿羌火山岩组具有大陆裂谷火山-沉积建造特征。笔者通过阿羌火山岩与围岩的接触关系和岩石组合的分析,认为该套火山岩为二叠纪产物(计文化,2005),并对火山岩的岩石学、岩相学和地球化学分析,进一步阐明其岩石成因和构造属性。

图1 西昆仑阿羌火山岩分布简图(据西昆仑-阿尔金成矿带1∶50万地质图修改)Fig.1 Simplified map showing the distribution of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

1 地质背景和岩相学特征

阿羌火山岩主体分布于田县南部的普鲁-阿羌一带,为一套火山-沉积岩建造,与下伏、上覆地层均为断层接触。由于受多期构造运动的叠加作用,火山岩已不同程度地发生变质变形,局部呈岩块、构造透镜体产出,阿羌剖面上依据岩石组合可分为上、下两段,底部为一套火山角砾岩(图2)。下段以基性火山岩为主夹少量的英安岩及硅质岩、绢云母板岩、凝灰质岩石等,厚度大于 1000 m,该段以双峰式火山岩为其主要特征,即基性火山岩和酸性英安岩紧密共生,其间未见中间组分的安山岩,硅质岩、绢云母板岩为火山岩间沉积夹层。上段以安山岩为主夹基性火山岩、岩屑晶屑凝灰岩、灰岩等,顶部为长石石英砂岩,叠置厚度811 m。该段中部出现一砾岩层,砾石成分复杂,分选、磨圆一般,胶结物为砂泥质,应为滑塌角砾岩。另外,其中还含有较大的灰岩滑块(边小卫等,2002;陕西省地质调查院,2003)。阿羌火山岩组地层总体变质较弱,但变形较强,岩石原生构造很少保留,矿物大多为蚀变矿物(图3)。地层总体单斜,褶皱不发育,以片理为代表的区域面理产状一般均为 140°∠65°,而原生面理产状 110°～120°∠40°～60 °。

图2 西昆仑阿羌火山岩代牙剖面(据计文化,2005)Fig.2 Daiya profile of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

图3 西昆仑阿羌火山岩野外地质特征Fig.3 The characteristic field geology of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

本文采集为下段的玄武岩(10X33)和上段的玄武岩和安山岩(10X34)样品,下段玄武岩(13层)呈灰-灰绿色,残余斑状结构,基质间隐结构,块状构造,残余斑晶 1.5～2 mm,基质 0.15～0.3 mm,残斑晶体主要矿物为自形斜长石,含量 2%～3%,基质主要矿物组成有:斜长石 60%～55%,绿帘石+隐晶质成分约为30%～35%,绿泥石2%～3%,基质中斜长石呈长条状微晶,杂乱排列,其间为次生绿帘石及隐晶质玻璃充填。蚀变表现为斜长石的绢云母化、帘石化和绿泥石化及发育的方解石细脉和绿帘石细脉。

上段的玄武岩(16层)呈灰绿色,具纤柱状、粒状变晶结构,块状构造,矿物粒径0.3～1 mm为主,少数0.15～0.2 mm。主要矿物组成:绿帘石30%～35%,角闪石 40%,斜长石 15%,透闪石 3%～5%,绿泥石5%～10%。其中绿帘石呈不规则它形粒状,稍显条带状富集相间出现,角闪石为原岩残留矿物,多呈它形-半自形柱状,少数蚀变为绿泥石。该岩石经受强烈蚀变作用,使原岩结构和矿物特征几乎全部消失,依据矿物组合及偶见斜长石较大的柱状体推测,原岩为基性熔岩类。

上段的安山岩(17层)呈灰绿色,具纤状粒状变晶结构,块状构造,矿物粒径0.2～0.3 mm。主要矿物组成有:斜长石40%～45%,阳起石30%～35%,绿帘石 5%～10%,透闪石 5%～10%,绿泥石 5%。其中斜长石呈变晶等轴粒状,大小均匀,表面因蚀变十分混浊,钠氏双晶隐约可见,偶见棕色角闪石残余,说明原生暗色矿物为棕色角闪石,已变晶成细柱状阳起石和少量透闪石、绿泥石等,以上矿物杂乱排列,无方向性,岩石中发育多种细脉(方解石脉、绿帘石脉、绿泥石脉、绿泥石和斜长石脉)。依据偶见近椭圆形绿帘石集合体(杏仁体)结合变质矿物组合,推测原岩为中性熔岩类。

2 分析测试方法

样品的主量、微量元素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。主量元素分析在日本理学RⅠX2100型XRF仪上测定,微量元素测试在美国Perkin Elmer公司Elan 6ⅠOODRC 型电感耦合等离子质谱(ⅠCP-MS)仪上完成,样品测试中以 AVG-1和BHVO-1 国际标样监控。主量元素的分析测试误差小于 1%,微量元素的分析测试误差在 5%左右。分析结果见表 1。由于岩石样品经过强烈的变质和蚀变作用,因此以下讨论岩石成因以不活动元素为主。

3 岩石地球化学特征

根据岩石地球化学特征、岩浆演化趋势和岩石所产层位的关系,我们将阿羌火山岩分为两组:下段主要由玄武岩组成,具有高MgO、TiO2和相容元素,低Th、La等HFSE特征;上段包括玄武岩和安山岩,其中玄武岩相对于下段玄武岩,表现出低MgO、TiO2和相容元素,高Th、La等特征(图5g、h)。在主量元素经过 100%无水化处理后,下段玄武岩的 SiO2含量在 49.8%～52.8%,TiO2=0.97%～2.38%,MgO=5.34%～9.65%。上段玄武岩的 SiO2含量在52.9%～53.7%,TiO2=0.75%～0.99%,MgO=0.87%～4.02%,安山岩的 SiO2含量在 56.8%～62.5%,TiO2=0.49%～0.86%,MgO=0.88%～3.70%。在 Nb/Y-Zr/TiO2和Nb/Y-SiO2图解上(图4),下段玄武岩主体上为亚碱性玄武岩系列,其中一个样品具有较高的 Nb/Y比值落入碱性玄武岩范围内。上段岩石为亚碱性玄武岩-安山岩系列。在SiO2-FeOT/MgO图上(图略),所有的岩石均为拉斑玄武岩系列。

在SiO2对主量、微量元素图上(图5),两组岩石明显显示出不同的变化趋势,暗示两者可能不存在分异演化关系。下段玄武岩主、微量元素随着SiO2含量的变化,并没有表现出线性的演化特征。随着SiO2含量的增加,上段玄武岩和安山岩表现出连续变化的趋势(如TiO2、Al2O3、FeOT、La降低和Th增加),说明二者可能为同一岩浆系列的产物。

表1 阿羌火山岩主量元素(%)、微量元素(×10-6)分析结果Table 1 Major (%) and trace elements (×10-6) concentrations of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

图4 阿羌火山岩Nb/Y-Zr/TiO2(a)和Nb/Y-SiO2(b)图解Fig.4 Nb/Y vs.Zr/TiO2 (a) and Nb/Y vs.SiO2 (b) diagrams of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

在稀土元素的配分模式图上(图6a),下段玄武岩轻重稀土分异不明显,其中 HREE内部基本不分异(La/YbCN=2.01～5.67,Dy/YbCN=1.07～1.35),Eu 异常不明显(δEu=0.83～1.04)。上段玄武岩具有相对较强的轻重稀土元素分异特征和 Eu弱负异常(La/YbCN=3.08～7.23,Dy/YbCN=1.27～1.35,δEu=0.87～0.91),安山岩和玄武岩具有相似的稀土元素分布特征(La/YbCN=13.30～20.82,Dy/YbCN=1.18～1.45,δEu=0.83～0.95)。

在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图6b),下段玄武岩总体表现出轻微富集 LⅠLE,Nb-Ta、Ti不亏损(个别样品相对亏损) 的特征。而上段玄武岩和安山岩明显富集 LⅠLE(如 Ba、Th和 K)和亏损HFSE(Nb-Ta、Ti等元素),类似于岛弧玄武岩的地球化学特征。总体上,下段玄武岩和上段玄武-安山岩组合具有明显不同的微量元素分布特征,暗示着二者可能来源不同的熔融源区。

4 讨论

玄武岩是地幔物质部分熔融的产物,大量的地幔橄榄岩无水熔融实验表明,其岩性不仅受源区成分的控制,还受到温度、压力以及熔融程度的控制(Jaques and Green,1983;Takahashi et al.,1993;Kushiro,2001;秦秀峰等,2008),如何确定熔融源区性质和岩浆过程是玄武岩研究的关键(Sun and McDonough,1989;徐义刚,1999;高晓峰等,2005,2010;Guo et al.,2007;秦秀峰等,2008),大陆玄武质岩浆形成需要穿过相对较厚的岩石圈,因此幔源岩浆在上升过程中可能受到壳源物质的混染。

4.1 地壳混染

下段玄武岩具有相对较高的 Nb/La比值(0.49～1.46,均值为0.98)和 Nb-Ta不亏损的特征说明地壳物质混染对其成分影响较小(Kieffer et al.,2004)。虽然上段玄武-安山岩组合特征基本满足其受到壳源物质混染的地球化学指标,但是以下段最高的 Nb含量的玄武岩近似代表母岩浆(Nb含量为32.1×10-6)和下地壳(平均 Nb含量为 5×10-6)混合,要同化80%～90%地壳物质才能满足目前观察到的上段玄武岩微量元素特征(Nb=7.7×10-6～10.5×10-6),另外,两组岩石均表现出相对均一的地球化学成分,说明壳源物质对阿羌火山岩形成过程影响微弱,其地球化学特征主要反映了其熔融源区的特征(徐义刚等,1999;郭锋等,2001;高晓峰等,2005,2010)。

4.2 结晶分异

阿羌火山岩受到了蚀变和低级变质作用影响,详细讨论其岩浆过程非常困难,但其具有低的MgO含量、Mg#和Cr、Ni的丰度(表1),表明已非原始地幔岩浆,而是经历了不同程度的结晶分异作用。下段玄武岩随着SiO2含量增加,MgO和Al2O3含量的具有降低趋势(图5),以及表现出相对亏损MREE和Sr的负异常(图6),但其 Eu异常不明显,说明岩浆演化过程中主要结晶相为角闪石。上段玄武岩和安山岩随着SiO2含量的增加,TiO2、Al2O3、FeOT、La降低和Th等增加连续变化趋势,说明二者为同一岩浆系列的产物。玄武岩和安山岩可能为母岩浆经过橄榄石+单斜辉石+斜长石的结晶分异,并伴随有一定程度的磷灰石和钛铁矿的结晶分异作用。

图5 阿羌火山岩主量、微量元素含量随SiO2变化趋势Fig.5 SiO2 vs.major and trace element plots of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

4.3 地幔源区特征

4.3.1 下段玄武岩:EMⅠⅠ组分介入软流圈熔体的产物

目前关于西昆仑地区晚古生代地幔性质还不是很清楚,前人通过对西段奥依塔格地区石炭纪玄武岩和相关侵入体的研究结果表明(丁道桂等,1996;Zhang et al.,2007;李广伟等,2009),区域上存在N-MORB为代表亏损地幔源区。在原始地幔标准化蛛网图上,下段玄武岩 Nb-Ta不异常或异常不明显(Nb/La=0.49～1.46,均值 0.98;Th/Ta=1.46～5.11,均值2.91),总体上具有类似于OⅠB的稀土和微量元素分布特征(Nb/La=1.30,Th/Ta=1.48,Sun and McDonough,1989)(图6),在 Condie (2005)提出的不相容元素判别图解上(图7),落入来源于原始地幔(PM)的大洋高原玄武岩范围内,并有向 EMⅠⅠ源的洋岛玄武岩(OⅠB)演化趋势,并具有低 Ba/Th(5.7～44.9)、Ba/La(1.5～4.9)和高 U/Pb(0.14～0.37)比值,说明下段玄武岩源区有EMⅠⅠ组分的参与,这种组分可能来源于俯冲板片携带的陆缘沉积物。值得一提的是,下段玄武岩轻重稀土分异较弱,重稀土含量高于 OⅠB,且呈平稳变化(Dy/YbCN=1.09～1.35),表明岩浆来自尖晶石二辉橄榄岩源区。

图6 西昆仑阿羌火山岩球粒陨石标准化REE配分模式(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值分别引自Taylor and McLennan,1985和Sun and McDonough,1989)Fig.6 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized spidergram (b) of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

4.3.2 上段玄武-安山岩:交代富集的岩石圈地幔

上段玄武岩在不相容元素图解上(图7),落入岛弧相关的玄武岩范围内,并具有富集 LREE、LⅠLE和亏损 HFSE(Nb-Ta、Ti等)类似岛弧玄武岩地球化学特征,但是西昆仑北带在晚古生代并不存在大洋俯冲作用(边小卫等,2002;潘裕生等,2000;李荣社等,2008),因此我们认为上段玄武岩很可能来源于富集的大陆岩石圈地幔。对于大陆岩石圈地幔,俯冲交代和板内交代作用都可以形成相对亏损 HFSE而富集LⅠLE、LREE的地幔源区。板内地幔交代作用过程主要包括两种类型:(1) 富 CO2流体/熔体交代作用(Menzies et al.,1987;Dupuy et al.,1992),形成的地幔源区以高度富集 LREE为特征,并随着时间演化形成低 Nd同位素比值,但受碳酸岩交代的岩石圈地幔以相对低 Sr-Pb同位素比值为特征,且在微量元素蛛网图上显示出明显的 Zr-Hf相对Sm、Eu的亏损;(2) 小比例富碱熔体交代作用(Menzies et al.,1987;Foley,1992),形成的岩石圈地幔则富集LⅠLE,如Rb、K和高Rb/Sr比值,因此随着时间演化则形成相当高Sr同位素比值的地幔源区,然而这类交代作用形成的地幔源区 HFSE亏损不明显,甚至不亏损,并且富碱熔体交代地幔形成的岩浆主要为碱性玄武岩。阿羌火山岩上段的基性组分为低钾拉斑质玄武岩和安山岩组合,其所表现出的富集LⅠLE、LREE、亏损HFSE以及无Zr-Hf相对亏损特征说明板内交代过程难以解释这套岩石的元素地球化学特征。

图7 西昆仑阿羌玄武岩在Nb/Th-Zr/Nb (a)和Nb/Y-Zr/Y (b)图解中分布Fig.7 Diagrams of Nb/Th vs.Zr/Nb (a) and Nb/Y vs.Zr/Y (b) of A’qiang volcanic rocks in the West Kunlun orogen

在板块俯冲过程中,随着被俯冲洋壳或陆壳达到含水矿物相的脱水条件,被俯冲作用带入的沉积物和板片随即发生脱水反应,从而析出相对亏损HFSE而富集LⅠLE和LREE的流体/熔体,对上覆的地幔楔进行交代作用(Workman et al.,2004;高晓峰等,2005,2010)。由于 K、Rb等元素相对于 LREE活动性更强,更容易进入到熔体或流体中,因此由板片析出的交代介质将能同时满足这些基性火山岩所要求的地幔源区同时具有亏损 HFSE和略富集LREE的要求。但是俯冲板片析出流体/熔体具有高的 Rb/Sr比值,被其交代的地幔楔必然会具有高的Rb/Sr比值,形成具有较高 Sr同位素组成的地幔储库。而阿羌火山岩的低钾拉斑玄武-安山岩的 Rb/Sr比值较低,由俯冲板片析出流体/熔体交代的地幔楔作为其熔融源区不合适的,可能主要为沉积物流体的贡献。因此,我们认为这套岩石的形成与早期板块俯冲作用密切相关,但其熔融地幔源区应该存在俯冲沉积物的贡献。

5 构造意义

区域地质和大地构造学的研究表明,西昆仑北带东段整体处于塔里木陆块东南缘陆缘裂谷环境(潘裕生等,2000;边小卫等,2002;计文化,2005;李荣社等,2008)。阿羌火山岩的岩石成因和地幔源区显示该地区并不具有板内裂谷特征,尤其是上段玄武-安山岩表现出类似岛弧玄武岩特征,主要反映其来源于早期俯冲作用改造的岩石圈地幔,暗示了区域上不存在二叠纪的板块俯冲作用。由于西昆仑北带紧邻以康西瓦-木孜塔格结合带为代表的古特提斯洋,随着古特提斯洋在晚古生代闭合过程中,远程效应导致北带整体处于拉张的构造环境,因此,阿羌火山岩揭示了西昆仑北带在二叠纪期间处于陆缘裂谷或弧后盆地大地构造环境。同时阿羌火山岩源区特征的研究表明区域地幔源区的复杂性,而不仅是单一的亏损地幔源区。值得一提的是,以塔里木西南缘发育二叠纪塔里木大火成岩省(杨树锋等,2005;陈汉林等,2006;Yang et al.,2007;Zhang et al.,2013),阿羌火山岩研究表明,塔里木大火成岩省并没有延伸到塔里木陆块东南缘。

6 结论

(1) 阿羌火山岩地球化学特征显示,下段玄武岩来源于EMⅠⅠ组分改造的亏损地幔,具有类似OⅠB地球化学特征。上段玄武岩表现富集 LREE、LⅠLE和亏损Nb-Ta、Ti等元素的地球化学特征,为早期俯冲板片交代岩石圈地幔部分熔融的产物。

(2) 阿羌火山岩研究反映西昆仑北带晚古生代地幔源区的多样性,可能处于陆缘裂谷或弧后盆地的大地构造环境。

致谢:中国地质调查局南京地质调查中心张传林研究员和另一名匿名审稿人的建议对本文的提升有较大的帮助,贠杰硕士绘制部分图件,一并表示感谢！

边小卫,李博秦,张俊良,陈高潮,孔文年.2002.新疆于田普鲁-阿羌石炭纪裂谷地质特征及成矿意义.陕西地质,20 (2):1-8.

陈汉林,杨树锋,王清华,罗俊成,贾承造,魏国齐,厉子龙,何光玉,胡安平.2006.塔里木板块早中二叠世玄武质岩浆作用的沉积响应.中国地质,33(3):545-552.

丁道桂,王道轩,刘伟新,孙世群.1996.西昆仑造山带与盆地.北京:地质出版社:125-143.

高晓峰,郭锋,范蔚茗,李超文,李晓勇.2005.南兴安岭晚中生代中酸性火山岩的岩石成因.岩石学报,21(3):737-748.

高晓峰,李文渊,叶美芳,郭周平.2010.中祁连东段化隆群中斜长角闪岩地球化学特征及构造意义.岩石矿物学杂志,29(5):507-515.

郭锋,范蔚茗,王岳军,林舸.2001.大兴安岭南段晚中生代双峰式火山作用.岩石学报,17(1):161-168.

郭坤一,张传林,赵宇,董永观,王爱国,解亚平.2002.西昆仑造山带东段中新元古代洋内弧火山岩地球化学特征.中国地质,29(2):161-165.

计文化.2005.西昆仑-喀喇昆仑晚古生代-早中生代构造格局.武汉:中国地质大学博士学位论文:1-135.

姜春发.1986.昆仑地质构造轮廓.中国地质科学院地质研究所所刊,15:70-80.

李广伟,方爱明,吴福元,刘小汉,潘裕生,王世刚.2009.塔里木西部奥依塔克料长花岗岩锆石U-Pb年龄和Hf同位素研究.岩石学报,25(1):166-172.

李荣社,计文化,杨永成,于浦生,赵振明,陈守建,孟勇,潘晓萍,史秉德,张维吉,李行,洛长义.2008.昆仑山及邻区地质.北京:地质出版社:1-400.

马世鹏,汪玉珍,方锡廉.1989.西昆仑北坡的震旦系.新疆地质,7(10):68-79.

潘裕生,文世宣,孙东立.2000.喀喇昆仑-昆仑山地区地质演化.北京:科学出版社:525.

秦秀峰,徐义刚,张辉煌,于宋月,邱华宁.2008.大陆亚碱性火山岩的成因多样性:以敦化-密山和东宁火山岩带为例.岩石学报,24 (11):2501-2514.

陕西省地质调查院.2003.1∶25万于田县幅区域地质调查报告.

新疆维吾尔自治区地质矿产局.1993.新疆维吾尔族自治区区域地质志.北京:地质出版社.

徐义刚.1999.拉张环境中的大陆玄武岩浆作用:性质和动力学过程 // 郑永飞.化学地球动力学.北京:科学出版社:119-167.

杨树锋,陈汉林,冀登武,厉子龙,董传万,贾承造,魏国齐.2005.塔里木盆地早-中二叠世岩浆作用过程及地球动力学意义.高校地质学报,11(4):504-511.

赵玲,王核,刘建平,任广利.2008.西昆仑地区恰尔隆、大同一带ETM遥感影像构造解译.大地构造与成矿学,32(4):470-474.

Condie K C.2003.Ⅰncompatible element ratios in oceanic basalts and komatiites:Tracking deep mantle sources and continental growth rates with time.Geochemistry Geophysics Geosystems,4 (1):1525-2027.

Condie K C.2005.High field strength element ratios in Archean basalts:A window to evolving sources of mantle plumes? Lithos,79:491-504.

Dupuy C,Liotard J M and Distal J.1992.Zr/Hf fractionation in intraplate basaltic rocks:Carbonate metasomatism in the mantle source.Geochimica et Cosmochimica Acta,56:2417-2423.

Foley S.1992.Vein-plus-wall-rock melting mechanisms in the lithosphere and the origin potassic alkaline magmas.Lithos,28:435 -453.

Guo F,Nakamuru E,Fan W M,Kobayoshi K and Li C W.2007.Generation of Palaeocene Adakitic Andesites by Magma Mixing,Yanji Area,NE China.Journal of Petrology,48(4):661-692.

Jaques A L and Green D H.1983.Anhydrous melting of peridotite at 0-15 kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts.Contributions to Mineralogy and Petrology,73:287-310.

Kieffer B,Arndt N,Lapierre H,Bastien F,Bosch D,Pecher A,Yirgu G,Ayalew D,Weis D,Jerram D A,Keller F and Meugniot C.2004.Flood and shied basalts from Ethiopia:Magmas from the African Superswell.Journal of Petrology,45(4):793-834.

Kushiro Ⅰ.2001 Partial melting experiments on peridotite and origin of mid-ocean ridge basalt.Annual Review of Earth and Planetary Sciences,29:71-107.

Menzies M A,Rogers N,Tindle A and Hawkesworth C J.1987.Metasomatic and enrichment processes in lithospheric peridotites,an effect of asthenospherelithosphere interaction // Menzies M A and Hawkesworth C J.Mantle Metasomatism.Academic Press,London:313- 361.

Sun S S and McDonough W F.1989.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts:Ⅰmplication for mantle composition and processes // Saunders A D and Norry M J.Magmatism in the Ocean Basins.Geological Society,London,Special Publication,42:313-345.

Takahashi E,Shimazaki T,Tsuzaki Y and Yoshida H.1993.Melting study of a peridotite KLB-1 to 6.5 GPa,and the origin of basaltic magmas.Philosophical Transactions of the Royal Society of London,A342:105-120.

Taylor S R and McLennan S M.1985.The Continental Crust:Ⅰts Composition and Evolution.Oxford:Blackwell:312.

Weaver B L.1991.The origin of ocean island basalts end-member compositions:Trace element and isotopic constraints.Earth and Planetary Science Letters,104:381-397.

Workman R K,Hart S R,Jackson M,Regelous M,Farley K A,Blusztajn J,Kurz M and Staudigel H.2004.Recycled metasomatized lithosphere as the origin of the enriched mantle ⅠⅠ (EM2) end-member:Evidence from the Samoan volcanic chain.Geochemistry Geophysics Geosystems,5,Q04008,doi:10.1029/2003GC000623.

Yang S F,Li Z L,Chen H L,Santosh M,Dong C W and Yu X.2007.Permian bimodal dyke of Tarim Basin,NW China:Geochemical characteristics and tectonic implications.Gondwana Research,12(1-2):113-120

Zhang C L and Zhou H B.2013.Comparison between the Permian mafic dykes in Tarim and the western part of Central Asian Orogenic Belt (CAOB),NW China:Ⅰmplications for two mantle domains of the Permian Tarim Large Ⅰgneous Province.Lithos,174:15-27.

Zhang C L,Lu S N,Yu H F and Ye H M.2007.Tectonic Evolution of Western Kunlun Orogenic Belt in Northern Qinghai-Tibet Plateau:Evidence from Zircon SHRⅠMP and LA-ⅠCP-MS U-Pb Geochronology.Science China (Series D),50(6):825-835.