Geochemical characteristics and geological significance of basalt in the Armantai ophiolite, east Junggar, Xinjiang
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摘要:
阿尔曼太蛇绿岩带位于新疆东准噶尔地区，蛇绿岩中变质橄榄岩、堆晶岩、基性火山岩较发育，层序组合虽受构造破坏，但从总体来看仍是一套组合比较完整的蛇绿岩，岩石变形变质强烈，普遍发生绿泥石化、绿帘石化。蛇绿岩中基性熔岩可分为3种类型，即洋岛玄武岩（OIB）、洋中脊玄武岩（MORB）和岛弧玄武岩（IAT）。其中洋岛玄武岩不属于蛇绿岩成分，是后期卷入蛇绿岩带随其他组分一同构造就位而成；基性熔岩主量和微量元素特征揭示岩浆源于亏损的地幔源区，且存在消减组分加入的交代作用，表明其成因与俯冲作用有关。结合岩石地球化学特征和构造环境判别图解，基性熔岩显示出IAT和MORB兼具并呈现过渡的特点，推断该蛇绿岩的形成与岛弧相关，其形成可能介于洋脊到海沟之间的偏海沟区域。
Abstract:The Armantai ophiolite belt is located in the east Junggar basin of Xinjiang. Metamorphic peridotite, cumulate rocks and basic volcanic rocks in the ophiolite belt are extensively developed. In spite of the fact that the sequence combination has been damaged by the structure, it on the whole remains a set of ophiolites with relatively complete assemblage. The rocks were deformed and experienced strong metamorphism, and have generally experienced chloritization and epidotization. The basic lava of Armantai ophiolite can be divided into three types, i.e., oceanic island basalt, oceanic ridge basalt and island arc basalt. Among them, oceanic island basalt did not belong to the ophiolite composition, it was involved in ophiolite belt at a later stage with other components into tectonic emplacement. The characteristics of major elements and trace elements of the basic lava show that the magma was derived from the depleted mantle and experienced metasomatism with the addition of the components of subduction zone. It is shown that its was related to the subduction. Combined with the tectonic setting and geochemical diagrams, the basic lava shows both IAT and MORB features and has the transitional characteristics. It can be inferred that the formation of the ophiolite was related to island arcs, and it probably occurred in partial oceanic trench region between oceanic ridge and oceanic trench.
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Keywords:
- Armantai ophiolite /
- geochemical characteristics /
- tectonic environment /
- East Junggar /
- Xinjiang
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中国核工业地质局经过近20年的不懈努力，在中国北方陆相沉积盆地中相继发现和探明了一批大型、特大型砂岩型铀矿[1-2]。其中，鄂尔多斯盆地纳岭沟砂岩型铀矿床是中国北方最重要的砂岩型铀矿之一，随着开发试验的成功，即将成为中国重要的产铀基地之一。针对鄂尔多斯呼斯梁-皂火壕巨型铀成矿带的后生蚀变地球化学特征[3]、烃类流体特征[4]、灰绿色砂岩成因[5]等，前人已做过不少报道。但是，以往的研究主要以巨型铀成矿带东部东胜铀矿床（即皂火壕铀矿床）为研究区，而对位于巨型铀成矿带西部的纳岭沟砂岩型铀矿床的后生蚀变特征、成因探讨等研究较少。通过本次研究，进一步完善了纳岭沟铀矿床的成矿规律，为该矿床的经济有效开采提供地质依据。
1. 地质概况
研究区位于鄂尔多斯盆地北东部伊盟隆起南缘，其北为河套断陷，南为伊陕斜坡带，西为西缘逆冲带，东为晋西隆起[6-7]。地表断裂构造极不发育，但在岩心编录中可见较多的构造擦痕。主要出露中生代沉积地层[8]（图 1），其中上三叠统延长组主要是为含砾砂岩和泥岩与粉砂岩互层，为产油层和煤层；中下侏罗统延安组岩性主要为长英质砂岩、泥岩和粉砂岩，产煤；中侏罗统直罗组是含矿目的层，主要由灰色、灰绿色砂岩及杂色粉砂岩和泥岩组成，平行或局部角度不整合于延安组之上；下白垩统岩性主要为砂砾岩，与下伏直罗组呈角度不整合接触关系。鄂尔多斯东北部砂岩型铀矿的找矿目的层为中侏罗统直罗组，找矿类型为层间氧化带型[9]。
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图 1 鄂尔多斯盆地北部构造分区略图1—一级构造单元分界线；2—二级构造单元分界线；3—三级构造单元分界线；4—地名；5—研究区位置；Ⅰ—伊陕单斜；Ⅱ—河套断陷；Ⅲ—阿拉善断块；Ⅳ—阴山断块；Ⅴ—山西断块；Ⅰ1—伊盟隆起；Ⅰ2—西缘逆冲带；Ⅰ3—天环向斜；Ⅰ4—伊陕斜坡；Ⅰ5—晋西挠褶带；Ⅰ11—杭锦旗凹陷；Ⅰ12—乌兰格尔凸起；Ⅰ13—伊金霍洛凸起；Figure 1. The tectonic division map of the northern part of Ordos Basin2. 后生蚀变类型
后生蚀变是指在沉积成岩阶段后，由表生地下水将一些组分 (离子和化合物) 带出和带入, 致使岩石的化学成分和矿物组分发生重大变化[10]。庞雅庆[11]将东胜铀矿床后生蚀变作用分为3类：层间氧化蚀变，还原硫化物蚀变、油气还原蚀变。丁万烈等[12]依据能反映地下水氧化-还原环境的矿物-地球化学标志，将后生蚀变分为后生氧化蚀变和后生还原蚀变两大类。肖新建[13]认为，东胜区砂岩型铀矿后生蚀变作用可分为3期：早期是红色、黄色酸性氧化蚀变；中期是弱酸、弱碱性还原蚀变；后期是碱性还原蚀变。笔者根据与成矿作用的关系将后生蚀变分为控矿蚀变、成矿蚀变和保矿蚀变3类。
2.1 控矿蚀变
控矿蚀变又称为层间氧化蚀变，二连盆地巴彦乌拉矿床、伊犁盆地512矿床、吐哈盆地十红滩矿床等均具有由黄色、红色蚀变岩石构成的层间氧化带控矿特征。大量的岩心观察及实验室镜下薄片观察发现，纳岭沟铀矿床控矿蚀变主要表现为绿色古层间氧化，仅在灰绿色及钙质胶结岩石中可见不同程度地残留黄褐色、红色斑点、斑块或团块，或呈星点状、浸染状分布。绿色砂岩一般不含炭化植物碎屑、有机质细脉和黄铁矿，反映岩石遭受过较强的氧化作用，其中的有机质及黄铁矿均被氧化分解贻尽。另外，氧化带的绿泥石和高岭石含量较高，蒙皂石含量较低。岩石氧化作用较强，多位于碎屑边缘，部分位于岩屑中。金属矿物较少，主要为钛铁矿或磁铁矿，常遭受不同程度的氧化作用，部分黑云母被铁氧化物取代。碎屑粒间的粘土矿物较少，以高岭石为主。蚀变主要有绿泥石化、褐（赤）铁矿化、高铁氧化物、黄钾铁矾等。其中绿泥石化和褐铁矿化最常见。
岩石绿泥石化是本区蚀变的一大特征，最普遍的是黑云母的绿泥石化，蚀变产物为叶绿泥石[14]；其次为斜长石或片岩的绿泥石化，蚀变产物为鳞绿泥石。薄片中可见黑云母和斜长石发生绿泥石化，呈淡绿色，鳞片状，干涉色低，有时具有黑云母的假象。其次为褐铁矿化，在绿色砂岩或致密砂岩中可见黄铁矿的褐铁矿化，呈斑点状或浸染状分布。薄片中可见残留的红褐色铁矿物，在碳酸盐胶结较强的薄片中常见，有时保留黄铁矿的假晶。
2.2 成矿蚀变
成矿蚀变在此指与铀矿富集相关的后生蚀变。通过电子探针、扫描电镜等手段进行分析研究，初步确认纳岭沟铀矿床矿石中铀存在形式有3种：吸附态铀、铀矿物及含铀矿物，且以吸附状态铀为主。研究认为，与成矿作用有关的蚀变主要为高岭石化、水云母化、黄铁矿化和碳酸盐化。
高岭石化在薄片中可见斜长石的高岭石化，呈无色、白色、淡绿色-淡黄色，正低突起。伴生微晶石英、长石、褐铁矿（化）、绢云母（化）等。
灰色砂岩中的水云母化常伴随赤铁矿化，主要是交代斜长石，沿其解理裂隙发育，部分交代黑云母，与此同时在填隙物中也可见水云母-赤铁矿化现象。因此，部分岩石显示玫红色长石和褐色斑点。具有该蚀变特征的砂岩铀矿富集品位较高。
灰色砂岩特别是矿石中见较多的黄铁矿，且黄铁矿赋存状态较多，常见类型为：① 与有机质相伴生的黄铁矿，细颗粒状，晶形完好，呈鲜艳的金黄色，为自生的黄铁矿，主要产于泥砾、泥质条带、泥质岩屑或泥岩薄层中；② 浸染脉状黄铁矿，主要产于灰色砂岩层中，沿砂岩层产出，不新鲜，肉眼不见晶形，为微细粒黄铁矿颗粒沿层分布的浸染脉体，可能为下部油气流体还原而成；③ 孤立产出的黄铁矿颗粒，一般产于泥质粉砂岩、泥岩中，呈团粒状，有的表面新鲜，有的表面不新鲜，反映受后期改造所致；④ 团块状黄铁矿，一般产于中砂岩中，有时沿层理面分布，晶形较完好，致密块状，团块状，有的呈致密球形，表面呈深灰色，与第一类黄铁矿相区别。
区内灰色砂岩碳酸盐化普遍发育，主要为方解石，常呈胶结物、分散的团块或粒状集合体、碎屑状产出。方解石胶结物或方解石脉具有多期演化的特征，但方解石作为胶结物或呈脉体状，都是砂岩层中后生蚀变晚期形成的，通常伴随下部油气流体的上升而发生。
2.3 保矿蚀变
保矿蚀变主要指还原性蚀变。层间氧化带砂岩型铀矿的富集需要一个长期稳定的还原障，从而保护铀矿体不受破坏。目前，在研究区北部有大量油砂岩的形成[15]，在下白垩统可见多处油苗显示[16]，且钻孔岩心中亦发现构造擦痕中有油斑显示。这充分说明，区内存在大量还原性介质。此外，研究区存在巨厚的绿色砂体，其蚀变岩石的地球化学特征反映该区遭受过后生还原蚀变。再者，矿石中铀石含量高，可能是沥青铀矿经过后期油气还原蚀变作用而形成的。
纳岭沟铀矿床C、O同位素组成分布较集中, 且未蚀变砂岩与绿色氧化砂岩结果十分相近，未蚀变砂岩δ13C最小值为-14.0‰，最大值为-5.1‰，平均值为-10.0‰；绿色氧化型砂岩δ13C最小值为-14.1‰，最大值为-6.7‰，平均值为-9.96‰。未蚀变砂岩δ18O最小值为16.3‰，最大值为22.8‰，平均值为16.3‰；绿色氧化型砂岩δ18O最小值为16.7‰，最大值为23.7‰，平均值为19.5‰。根据刘建明等设计的δ18O-δ13C图解（图 2）发现，样品基本落在沉积有机物脱羧基作用范围内[17]。也就是说，固体有机质提供了砂岩碳酸盐胶结物中的部分炭质来源。另外，在有机物脱羟基作用过程中形成了对铀运移沉淀具有重要意义的有机酸络离子[18]，从而构成有机质流体的重要组成部分之一。蚀变矿物主要为黄铁矿，且主要为细晶质黄铁矿团块，这也是含矿砂体中常富含黄铁矿的原因之一。
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图 2 纳岭沟铀矿床C、O同位素组成判别图[17]Figure 2. Carbon and oxygen isotope composition of the Nalinggou uranium deposit3. 后生蚀变空间分布规律
3.1 垂向分布规律
在剖面上直罗组下段上亚段几乎完全氧化，下亚段砂体氧化深度多在310~560m之间，绿色氧化砂岩一般为单层，垂向上呈上绿下灰的特征，绿色砂岩底界几乎处于同一标高。由北向南、由北西向南东，绿色古氧化砂岩厚度逐渐变薄，层数增多，具有层间氧化舌状体延伸的特点，灰色砂岩厚度增大。铀矿（化）体垂向上位于绿色古氧化砂体与灰色砂体的接触面上，呈板状分布（图 3）。由下往上，整体表现为保矿蚀变-成矿蚀变-控矿蚀变的垂向序列。
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图 3 纳岭沟铀矿床某地质剖面示意图K1—下白垩统；J2z1—直罗组下段；J2z2—直罗组上段Figure 3. A geological section of the Nalinggou uranium deposit以绿色作为控矿蚀变的判别标志，根据钻孔资料及剖面对比结果，分别对纳岭沟铀矿床施工钻孔直罗组下段下亚段含矿含水层砂体中氧化砂体厚度、氧化砂体百分率（即氧化砂体厚度与总砂体厚度百分比）、氧化砂体底埋深和氧化砂体底标高等参数进行了统计。矿床内氧化砂体厚度大，最小氧化厚度为0m，最大氧化厚度为101.50m，平均为85.21m，变异系数为71.09%；氧化砂体底埋深最小值为283.20m，位于矿床东部，由北东向南西，氧化砂体埋深逐渐加大，最深达627.00m。
以钻孔ZKN4-62（图 4）为例，烧失量为3.6%~ 13.6%，平均值为7.0%；FeO为1.7%~4.8%，平均值为2.6%；有机碳为0.1%~1.1%，平均值为0.3%；S含量为0.01% ~0.24%，平均值为0.06%；无机碳为0.04% ~ 2.1%，平均值为0.7%；pH值为9.95~10.26，平均值为10.19；ΔEh值为21~120，平均值为40.7；Th为2.7× 10-6~18.4×10-6，平均值为6.3×10-6；U为0.7×10-6~ 52.6×10-6，平均值为10.4×10-6；Th/U值为0.06~6.7，平均值为2.7。
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图 4 ZKN4-62孔垂向地化指标柱状图Figure 4. Columnar section of drill hole ZKN4-62 with vertical geochemical inde从氧化砂体底标高等值线图（图 5）可以看出，矿床区内氧化砂体底面标高一般为880~1120m，整体表现为北东高、南西低，由北东向南西方向氧化砂体底面标高逐渐变低，呈开口向南西方向的“U”形状，与地层产状基本一致，可能与东部底板抬升有关。矿床中部N8~N72号勘探线由北西向南东方向氧化砂体底面标高表现为“高-低-高-低-高”的“W”形特征，中部表现为局部高值，可能与含铀含氧水的迁移方向有关。倾向上平均每千米氧化砂体底面标高相差18m，氧化砂体底面倾角小于1°，说明纳岭沟铀矿床的氧化底面几乎处于同一水平面。
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图 5 纳岭沟铀矿床直罗组下段下亚段氧化砂体底面标高等值线图Figure 5. The oxidized sandstone bottom elevation of lower member of lower part of Zhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposit3.2 平面分布规律
从矿区氧化砂体厚度百分率等值线图（图 6）可以看出，氧化砂体百分率在0~100%之间变化。氧化砂体百分率高值区主要位于北部和东部，总体氧化方向以北西方向为主，由北西向南东逐渐变小，呈不规则“舌状体”向南东方向凸出，直至尖灭。此外，在矿床东部N112~N156号勘探线上表现为由北向南、由北东向南西百分率逐渐变小，说明除北西主氧化方向外，还存在由北东向南西方向的氧化。氧化砂体百分率为100%的区域即氧化带分布范围，主要位于研究区北部；氧化砂体百分率为0~100%的区域即过渡带分布范围，宽度7~ 10km，长度约15km；氧化砂体百分率为0区域即还原带分布范围，主要位于研究区南中部。对矿床内所有工业铀矿孔直罗组下段下亚段氧化砂体厚度百分率值进行统计，发现矿体主要分布在氧化砂体厚度百分率为50%~90%的区域。
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图 6 纳岭沟铀矿床直罗组下段下亚段氧化砂体百分率等值线图Figure 6. The oxidized sandstone percentage contour map of lower member of lower part of Zhiluo Formation in the Nalinggou uranium deposit4. 后生蚀变成因及其与铀成矿关系
4.1 控矿蚀变成因及其与铀成矿关系
后生氧化蚀变作用是砂岩型铀矿成矿重要的条件之一。绿色控矿蚀变砂岩绿泥石化和褐铁矿化较明显，具有低有机碳、低硫、低ΔEh、低铀等特征，未见黄铁矿及炭化植物碎屑，其中有机碳及S含量明显比灰色砂岩低，可见氧化蚀变作用造成了明显的褐铁矿化、有机质化、介质的酸化等，以及U含量的降低现象。灰绿色砂岩中全硫含量和有机碳含量略高于氧化残留砂岩，指示灰绿色砂岩受到后期还原蚀变作用。Th/U值较高，表明氧化带氧化砂岩中使U大量迁出，这时的铀主要以U6 +存在，以[UO2(CO2)2]2-和[UO2(CO2)3]4-形式迁移，为矿带铀的重新富集成矿提供了充足的铀源。氧化砂体的空间展布控制着矿体的空间分布区域。整个铀矿床主要位于过渡带内，只有北部和东部的少量钻孔位于氧化带内，还原带位于矿床南部。工业铀矿（化）体主要分布于氧化-还原过渡带内。
4.2 成矿蚀变成因及其与铀成矿关系
随着含氧含铀水在隔水层的封隔下在透水砂层中向前运移，氧逐渐被原生还原介质消耗，在有机质周围形成还原环境，随着弱酸-弱碱性还原地球化学障的出现，本区pH值一般为8.0 ~10.0，促使水溶液中的不同价铀还原沉淀。这时，大部分铀以分散吸附形式存在：① 铀呈离子形态分布在矿物的结晶水液体包裹体和粒间溶液中；② 铀被有机质、沥青质吸附在矿物结晶表面、解理面、裂隙面上；③ 铀以吸附形式存在于蒙皂石、高岭石、伊利石等粘土矿物组成的杂基中；④ 铀被黄铁矿、泥质、钛铁矿等吸附在胶结物表面；⑤ 铀多被煤屑、炭屑、有机质吸附。一部分为铀矿物，主要为铀石、沥青铀矿，见少量晶质铀矿、铀钍石和次生铀矿物。铀矿物多以黄铁矿为核心，附着在其边部。沥青铀矿是晶质铀矿的隐晶质变种，是本区常见的铀矿物，其颗粒微小，结晶程度低，往往与黄铁矿密切共生，围绕在黄铁矿表面或充填在裂隙中，与石英、方解石等共存。铀石是四价铀的硅酸盐，多与沥青铀矿、石英等共生，具有非均质、裂纹少的特性，围绕在钛铁矿、黄铁矿周边生长，或沿有机质边部发育。纳岭沟铀矿床铀的价态测试结果中U4+的比例均稍高，为53.08%~77.97%，平均值为60.55%，U6+稍低，所占比例为22.03%~46.92%，平均值为39.45%。高品位样品中U4+含量增加，为75 %左右，U6+为25%左右；低品位样品中U4+、U6+所占比例变化较大，U4+占9.32% ~71.92%，平均值为44.77%，U6+占28.08% ~ 90.68%，平均值为55.23%。整体上，高品位样品中U4+所占比例较大，而低品位样品中U6+所占比例较大，这一结果说明，高品位矿石富含沥青铀矿、铀石等铀矿物，低品位矿石则以吸附态铀为主。矿化砂岩中由于铀的沉淀而使CO2浓度增高，因此伴随黄铁矿等新生硫化物的生成及铀矿物的沉淀，矿化砂岩出现碳酸盐化现象。
4.3 保矿蚀变成因及其与铀成矿关系
后生还原蚀变作用也是砂岩型铀矿成矿的重要条件之一[11]。还原性流体在砂岩层中营造的相对地球化学封闭体系，可以避免砂岩铀矿床被氧化破坏。因为大气、地表水及浅部地下水含有的氧与充注于砂体中的还原性流体相互作用而消耗殆尽。因此，大量还原性流体能在垂向及侧向上保护矿体免遭后期氧化破坏。从矿化砂岩中铀矿物的类型也可以看出，纳岭沟铀矿床铀矿物中铀石含量高，铀石形成环境为碱性还原环境，因此其可能是沥青铀矿经过后期油气还原蚀变作用形成的。总之，后生还原蚀变作用不仅是铀矿还原沉淀的重要条件，还是铀矿床能够保存下来的重要条件。
5. 结论
（1）根据与成矿作用的关系建立了新的层间氧化带砂岩型铀矿后生蚀变分类方法，即可分为控矿蚀变、成矿蚀变和保矿蚀变3类。控矿蚀变又称为层间氧化蚀变，主要有绿泥石化、褐（赤）铁矿化、高铁氧化物、黄钾铁矾等。其中绿泥石化和褐铁矿化最常见。成矿蚀变在此指与铀矿富集相关的后生蚀变，主要有高岭石化、水云母化、黄铁矿化、有机质化和碳酸盐化。保障蚀变主要指还原性蚀变。
（2）分别从垂向和平面上分析了后生蚀变的空间分布规律。在剖面上绿色氧化砂岩一般为单层，铀矿（化）体垂向上位于绿色古氧化砂体与灰色砂体的接触面上，呈板状分布，由下往上整体表现为保矿蚀变-成矿蚀变-控矿蚀变的垂向序列。平面上以绿色作为控矿蚀变的判别标志，区内绿色氧化砂体底面标高整体表现为北东高南西低，与地层产状基本一致，可能与东部底板抬升有关。氧化砂体百分率高值区主要位于北部和东部，氧化方向以北西向为主，呈不规则“舌状体”向南东方向凸出，直至尖灭。矿体主要分布在氧化砂体厚度百分率为50%~90 %的区域。
（3）绿色控矿蚀变砂岩绿泥石化和褐铁矿化较明显，具有低有机碳、低硫、低ΔEh、低铀、高Th/U值等特征，铀主要以U6+存在，以[UO2(CO2)2]2-和[UO2(CO2)3]4-形式迁移，为矿带铀的重新富集成矿提供了充足的铀源。随着含氧含铀水在隔水层的封隔下在透水砂层中向前运移，氧逐渐被原生还原介质消耗，在有机质周围形成还原环境，随着弱酸-弱碱性还原地球化学障的出现，促使水溶液中的价铀还原沉淀。后生还原蚀变作用不仅是铀矿还原沉淀的重要条件，还是铀矿床能够保存下来的重要条件。
致谢: 野外工作得到中国地质调查局西安地质调查中心王洪亮副主任、马中平研究员、朱涛等同事的指导与帮助，文章编写中得到西安地质调查中心冯益明、朱宝清等专家的帮助与指导，审稿专家提出宝贵的修改意见，岩石地球化学测试工作得到西安地质调查中心测试中心的帮助，在此一并致谢。 -
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图 1 阿尔曼太蛇绿岩分布略图
Q—第四系；O1—2Q—青河岩群；O3bs—晚奥陶世巴斯他乌组；D1t—早泥盆世托让格库都克组；D1k—早泥盆世康布铁堡组；D2k—中泥盆世库鲁木迪组；D2b—中泥盆世巴尔雷克组；D3kx—晚泥盆世卡希翁组；D3C1j—晚泥盆世-早石炭世江孜尔库都克组；C1j—早石炭世姜巴斯套组；C2b—中石炭世巴塔玛依内山组；Σ—札河坝-阿尔曼太蛇绿岩；γδοD—泥盆纪英云闪长岩；γβC—石炭纪黑云母花岗岩；ξγC—石炭纪正长花岗岩
Figure 1. Distribution map of Armantai ophiolite
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图 2 阿尔曼太蛇绿岩剖面（Ⅹ号实测剖面17~59层）
1—粉砂岩；2—绢云母板岩；3—放射虫火山灰凝灰岩；4—硅质岩；5—辉绿岩；6—玄武岩；7—长岩；8—蛇纹岩；9—辉石橄榄岩；10—闪长岩；11—斜长花岗岩；12—碳酸盐脉；13—逆冲断层；14—透镜体
Figure 2. The section of Armantai ophiolite(the X measured section of 17~59 strata)
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图 3 阿尔曼太蛇绿岩剖面（Ⅺ号实测剖面0~21层）
1—灰岩；2—白云岩；3—角砾岩；4—粉砂岩；5—长石岩屑砂岩；6—安山质角砾凝灰岩；7—滑石菱铁片岩；8—绢云千糜岩；9—硅质岩；10—辉绿岩；11—辉长岩；12—蛇纹岩；13—闪长岩；14—斜长花岗岩；15—透闪石岩；16—安山玄武岩；17—逆冲断层
Figure 3. The section of Armantai ophiolite (the XI measured section of 0~21 strata)
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图 4 蛇纹岩（a、b）和变质玄武岩(c、d)宏观及显微照片
Pl—斜长石；Cal—方解石；Tlc—滑石；Srp—蛇纹石；Px—辉石；Mgs—菱镁矿
Figure 4. Photos and microphotographs of serpentinite(a, b) and basalt(c, d)
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图 7 TiO2-MnO×10-P2O5×10图解
CAB—钙碱性玄武岩；IAT—岛弧拉斑玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；OIT—洋岛拉斑玄武岩；OIA—洋岛碱性玄武岩
Figure 7. TiO2-MnO×10-P2O5×10 diagram
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图 8 (Th/Nb)N-Nb/La图解（a）和Zr-Zr/Y图解[24]（b）
WPB—板内玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；IAB—岛弧玄武岩
Figure 8. (Th/Nb)N-Nb/La(a)and Zr-Zr/Y(b)diagrams
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图 9 基性熔岩Hf/3-Th-Ta(a)和Nb×2-Zr/4-Y(b)图解
a中：A—N型洋中脊玄武岩；B—E型洋中脊玄武岩和大陆拉斑玄武岩的区分；C—大陆碱性玄武岩和大陆玄武岩的区分；D—消减性板块边缘玄武岩区分；图b中：AⅠ、AⅡ—板内碱性玄武岩；B—P型洋脊玄武岩；AⅡ+C—板内拉斑玄武岩；D—N型洋脊玄武岩；C+D—弧火山岩
Figure 9. Hf/3-Th-Ta (a) and Nb×2-Zr/4-Y (b) diagrams of basic lava
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图 10 基性熔岩La-La/Nb(a)和Nb -Th/Nb(b)图解
IAB—岛弧玄武岩；MORB—洋中脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩
Figure 10. La-La/Nb (a) and Nb-Th/Nb (b) diagrams of basic lava
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图 11 基性岩Zr/Nb-Nb/Th(a)和Nb/Y-Zr/Y(b)图解[27]
DEP—高度亏损地幔；EN—富集单元，包括上地壳和大陆岩石圈，后者可能具有消减带化学特征；REC—循环单元，包括Em1、Em2和HIMU；HIMU—高（U/Pb）地幔源区；Em1、Em2—富集地幔源区；UC—大陆上地壳；ARC—岛弧产生的玄武岩；N-MORB—洋脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；OPB—洋底玄武岩；PM—原始地幔；DM—浅部亏损地幔单元。单箭头指示批次熔融（F）和俯冲流体（SUB）作用，△Nb线为地幔柱源区和非地幔柱源区的分界线
Figure 11. Zr/Nb-Nb/Th (a) and Nb/Y-Zr/Y (b) diagrams of basic lava
表 1 阿尔曼太基性岩主量、微量和稀土元素含量
Table 1 Major, trace and rare earth elements compositions
样品 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 烧失量 总计 Mg# Cu Pb Zn Cr Ni Co Li Rb Cs Mo Sr Ba AMT06-1 47.11 0.77 15.92 3.53 5.19 0.15 8.51 4.85 3.68 4.29 0.2 5.79 99.99 0.65 57.8 5.29 76.1 406 131 36.3 23.4 170 11.8 0.2 91.2 162 AMT06-2 48.12 0.85 17.14 3.17 4.85 0.12 7.17 3.93 4.3 4.42 0.21 5.72 100 0.63 61.1 5.85 75.1 130 30.4 25.3 28.8 164 10.9 0.35 82.3 193 AMT06-3 47.9 0.88 17.23 3.31 5.1 0.13 7.04 3.96 3.86 4.79 0.22 5.57 99.99 0.61 63.1 3.02 72.2 132 27.5 25.3 32.8 165 11.3 0.64 67.8 273 AMT06-4 47.46 0.83 16.73 2.98 5.18 0.13 7.58 4.29 4.12 4.49 0.21 6.02 100.02 0.63 67.6 3.38 73.9 181 50 24.2 29.1 172 11.6 1.01 89.2 210 AMT06-5 48 0.8 16.57 3.21 4.93 0.14 7.44 4.45 4.34 3.95 0.22 5.96 100.01 0.63 71.5 4.88 72.1 191 66.2 28.9 26.3 146 9.65 0.67 108 175 AMT06-6 48.38 0.8 16.8 3.03 5.19 0.13 6.96 4.74 4.13 3.97 0.2 5.68 100.01 0.61 69.8 3.64 68.4 255 76.4 29.7 29.3 144 8.95 0.54 91.2 258 样品 V Sc Nb Ta Zr Hf Ga U Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ΣREE δEu AMT06-1 219 26 4.24 0.35 85.5 1.85 16.9 0.96 3.07 13.9 30 3.88 16.2 3.64 0.96 3.5 0.51 3.52 0.72 2.02 0.29 1.77 0.28 18.9 81.2 0.81 AMT06-2 232 25.7 4.63 0.4 94.1 2.12 18 0.95 3.25 15.1 31.7 4.04 16.6 3.7 1.05 3.59 0.49 3.71 0.76 2.17 0.34 2 0.31 18.8 85.6 0.87 AMT06-3 245 27.4 4.69 0.36 96.9 2.03 18.2 0.87 3.05 14.3 30.9 4.01 17.1 3.99 1.08 3.6 0.55 4.07 0.77 2.34 0.32 2.18 0.35 20.3 85.6 0.85 AMT06-4 233 25.5 4.64 0.35 89.4 1.94 16.5 0.9 3 14.2 30.9 3.84 15.8 3.88 1.13 3.38 0.53 3.78 0.75 2.23 0.3 1.97 0.32 19.3 83 0.93 AMT06-5 212 24.1 4.64 0.4 94.8 2.15 17.4 1 3.4 15.2 32.2 4.07 16.8 3.96 1.19 3.66 0.54 3.5 0.76 2.19 0.3 2.02 0.33 19.7 86.7 0.94 AMT06-6 224 26.3 4.53 0.34 88.1 1.94 17.3 0.95 3.21 14.3 30.5 3.98 16.3 3.74 1.02 3.41 0.53 3.56 0.74 2.16 0.29 2.01 0.28 18.6 82.8 0.85 样品 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 烧失量 总计 Mg# Cu Pb Zn Cr Ni Co Li Rb Cs Mo Sr Ba AMT11-1 45.24 1.55 12.61 4.22 7.93 0.22 4.13 13.26 3.93 0.52 0.15 6.18 99.94 0.39 93.3 1.86 91.8 166 76.9 43 14.2 12.2 1.67 0.8 343 139 AMT11-2 46.81 1.71 12.67 3.66 8.43 0.21 4.53 11.16 4.55 0.23 0.25 5.78 99.99 0.41 65.2 0.86 98.1 137 76.7 43.4 12.2 6.86 0.94 0.4 212 60 AMT11-3 48.04 1.62 12.72 3.39 8.18 0.19 4.85 10.82 4.52 0.22 0.23 5.2 99.98 0.44 62.8 1.55 101 132 51 37.6 13.1 5.67 0.64 0.87 269 93.5 AMT11-4 45.2 1.57 13.2 3.38 9.1 0.19 4.67 10.9 4.2 0.58 0.19 6.8 99.98 0.41 77.4 1.84 105 124 50.7 41.1 13 18.6 2.2 0.51 266 93.3 AMT11-5 47.45 1.65 12.77 3.76 8.08 0.2 4.8 10.98 4.39 0.33 0.24 5.34 99.99 0.43 53 2.53 99.9 129 45.5 37 12.3 9.3 0.97 0.85 276 113 AMT11-6 44.48 1.62 13.1 4.24 8.69 0.21 4.76 11.44 4.02 0.58 0.18 6.69 100.01 0.41 94 1.8 104 132 55.4 42.2 13.8 17.6 2.18 0.48 238 77.8 AMT11-7 45.21 1.57 13.8 3.65 7.48 0.18 4 12.54 4.1 0.61 0.2 6.64 99.98 0.4 110 2.31 87.1 125 61.1 42.8 13.6 14.8 1.96 0.28 353 140 AMT11-8 45.23 1.34 13.49 4.13 5.46 0.17 4 16.11 3.3 0.47 0.16 6.13 99.99 0.44 89 1.88 61 95.8 48.1 36 9.04 10 1.4 0.24 238 128 AMT11-9 46.42 1.44 10.65 3.62 9.45 0.34 5.06 14.44 3.22 0.35 0.16 4.84 99.99 0.42 62.8 0.61 97.3 105 50.7 44.8 12.9 7.94 0.92 0.09 176 78.2 样品 V Sc Nb Ta Zr Hf Ga U Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ΣREE δEu AMT11-1 300 41.3 1.66 0.2 84.9 2.02 15.8 0.27 0.14 3.41 10.2 1.83 10.7 3.97 1.25 4.97 0.81 6.02 1.33 3.96 0.54 3.79 0.56 36.6 53.3 0.86 AMT11-2 314 45.8 2.06 0.17 94 2.29 14.8 0.24 0.11 3.86 11 2.13 12.3 4.51 1.51 5.97 0.95 7.12 1.64 4.78 0.69 4.62 0.7 45.1 61.8 0.89 AMT11-3 308 46.8 1.57 0.097 90.5 2.17 13.6 0.27 0.11 3.24 9.75 1.77 11.6 4.09 1.4 5.32 0.85 6.7 1.54 4.53 0.62 4.25 0.62 41.7 56.3 0.91 样品 V Sc Nb Ta Zr Hf Ga U Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ΣREE δEu AMT11-4 319 44.6 1.4 0.11 88.3 2.06 15.1 0.21 0.1 3.06 9.39 1.79 10.6 3.96 1.3 5.18 0.8 6.23 1.46 4.35 0.62 4.07 0.6 39 53.4 0.87 AMT11-5 299 45.5 1.51 0.11 89.9 1.98 13.7 0.31 0.16 3.7 10.5 1.97 11.5 3.9 1.29 5.55 0.88 6.78 1.45 4.64 0.66 4.2 0.62 42.3 57.6 0.84 AMT11-6 312 43.3 1.44 0.14 90.2 1.97 17.8 0.23 0.05 3.08 9.4 1.73 10.8 3.88 1.18 5.09 0.82 6.08 1.28 4.1 0.6 3.62 0.54 37.2 52.2 0.81 AMT11-7 286 41.6 2.53 0.15 96.4 2.15 18.6 0.27 0.12 4.39 12 2.04 11.3 3.93 1.05 4.8 0.74 5.56 1.24 3.83 0.51 3.25 0.48 33.6 55.1 0.74 AMT11-8 264 36.9 2.89 0.21 83.4 1.71 19.5 0.26 0.18 3.89 10.4 1.7 10.2 3.22 0.99 4.16 0.67 4.75 1.03 3.27 0.49 3 0.44 29.1 48.2 0.82 AMT11-9 301 42 2.74 0.19 80.5 1.79 13.8 0.24 0.12 3.26 9.38 1.54 9.29 3.72 1 4.39 0.7 5.34 1.16 3.74 0.5 3.31 0.48 33.2 47.8 0.75 样品 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 烧失量 总计 Mg# Cu Pb Zn Cr Ni Co Li Rb Cs Mo Sr Ba AMT12-1 47.69 1.62 14.04 2.1 9.36 0.16 8.56 8.58 3.49 0.2 0.17 4.01 99.98 0.58 87.3 1.19 99.2 528 285 56.8 24.6 3.9 0.33 0.3 309 102 AMT12-2 48.25 1.63 13.51 2.24 8.71 0.16 8.86 8.75 3.44 0.31 0.18 3.96 100 0.6 80 1.45 85 540 269 52.4 25.5 3.58 0.33 0.29 282 191 AMT12-3 47.4 1.48 14.08 1.78 7.6 0.14 7.27 9.75 3.88 0.58 0.19 5.85 100 0.59 66.1 1.04 81 431 192 46.2 25.7 6.15 0.48 0.22 225 439 AMT12-4 46.05 1.2 12.65 1.61 6.45 0.14 6.15 13.37 3.54 1.04 0.14 7.65 99.99 0.58 76.8 1.23 64.9 351 161 38.8 18.9 8.17 0.4 0.5 207 122
0AMT12-5 46.67 1.52 13.99 3.19 6.8 0.14 7.43 13.59 2.47 0.21 0.17 3.79 99.97 0.58 101 1.36 73.6 452 231 50.7 20.7 3.14 0.34 0.2 375 127 AMT12-6 44.58 1.4 13.1 1.86 8.34 0.16 8.12 11.85 2.98 0.6 0.16 6.83 99.98 0.59 71.9 1.2 81.4 443 214 49.2 28.8 6.49 0.56 0.18 234 554 AMT12-7 45.72 1.43 12.96 1.62 7.53 0.15 7.12 12.52 3.45 0.51 0.18 6.82 100.01 0.59 78.2 0.96 70.4 411 219 50 21.2 5.29 0.28 0.3 270 418 AMT12-9 47.3 1.39 14.91 2.85 7.59 0.14 7.3 11.19 2.69 0.34 0.14 4.14 99.98 0.56 48.1 1.05 79.9 422 200 45 24.9 3.66 0.19 0.33 381 273 样品 V Sc Nb Ta Zr Hf Ga U Th La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu Y ΣREE δEu AMT12-1 268 33.2 14.3 1.01 106 2.16 18.7 0.32 0.85 11.6 26.6 3.64 16.5 4.31 1.4 4.95 0.79 4.79 1 2.69 0.44 2.63 0.36 26.1 81.7 0.92 AMT12-2 267 34.3 13.6 1.01 104 2.16 17.7 0.32 0.87 10.8 24.7 3.51 16.2 3.79 1.33 4.68 0.75 4.68 0.97 2.68 0.44 2.45 0.34 25.4 77.3 0.96 AMT12-3 235 30 12 0.88 96.1 1.97 14.5 0.45 0.69 10.5 23.2 3.09 14.8 3.47 1.11 4.23 0.74 4.54 0.94 2.51 0.41 2.5 0.31 24.7 72.4 0.88 AMT12-4 196 24.7 9.29 0.78 75.9 1.56 13.1 0.3 0.58 7.83 18 2.44 11.3 2.74 1.2 3.59 0.59 3.65 0.8 2.1 0.34 2.12 0.28 20.5 57 1.17 AMT12-5 253 29.6 12.4 0.98 97.2 2.06 17.7 0.42 0.74 9.02 21.4 3.17 13.9 3.61 1.43 4.4 0.72 4.57 0.92 2.54 0.4 2.47 0.33 24.4 68.9 1.09 AMT12-6 233 29.4 12 0.87 90.3 1.83 15.6 0.56 0.69 10 23 3.16 13.7 3.52 1.26 4.28 0.69 4.17 0.84 2.25 0.37 2.34 0.31 22.7 69.9 0.99 AMT12-7 226 27.4 12 0.93 92 1.72 15.4 0.5 0.68 9.73 21.8 3.01 14.6 3.34 1.19 4.11 0.65 4.29 0.89 2.29 0.42 2.42 0.32 23.8 69.1 0.98 AMT12-9 212 27.8 12.6 0.87 104 2.13 21.6 0.39 1.09 9.76 23.5 3.15 14.3 3.41 1.41 4.2 0.67 4.3 0.87 2.33 0.39 2.57 0.29 22.9 71.2 1.13 注：Mg#=MgO/（MgO+TFeO）（分子数）；主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量单位为10-6 
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表 2 阿尔曼太基性熔岩微量元素比值与不同地幔端元的对比
Table 2 Comparative studies of the trace element ratio in lava and different mantle elements
样品 Zr/Nb La/Nb Ba/Nb Ba/Th Rb/Nb Th/Nb Th/La Ba/La Th/U 原始地幔 14.8 0.94 9.0 77 0.91 0.117 0.125 9.6 4.1 亏损地幔 30.0 1.07 4.3 60 0.36 0.070 0.070 4.0 大陆地壳 16.2 2.20 54.0 124 4.70 0.440 0.200 25.0 3.8 HIMU 2.7~5.5 0.66~0.77 4.9~6.5 39~85 0.30~0.43 0.078~0.101 0.107~0.133 6.8~8.7 3.5~3.8 Em1 5.3~11.5 0.86~1.19 11.4~17.8 103~154 0.88~1.17 0.105~0.122 0.107~0.128 13.2~16.9 4.50~4.86 Em2 12.0~15.35 0.89~1.09 7.3~11.0 67~84 0.59~0.85 0.111~0.157 0.122~0.163 8.3~11.3 阿尔曼太基性熔岩对应不同地幔端元微量元素比值平均值 阿尔曼太
基性熔岩AMT06 20.05 3.18 46.34 67.25 35.17 0.69 0.22 14.65 3.37 AMT11 48.45 1.89 55.12 901.45 6.46 0.06 0.03 28.92 0.47 AMT12 7.82 0.81 37.75 614.86 0.43 0.06 0.08 45.56 2.00 注：HIMU为高（U/Pb）值地幔端元；Em1、Em2为富集地幔端元1和2；元素含量为平均值；地幔端元数据据贾大成等[28]
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张旗, 周国庆.中国蛇绿岩[M].北京:科学出版社, 2001:1-200. Dewey J F, Bird J M. Origin and emplacement of the ophiolite suite:Appalachian ophiolitesin Newfoundland[J]. Journal of Geophysical Research, 1971, 76:3179-3206. doi: 10.1029/JB076i014p03179
Gass I G. Is the Troodos massif of Cyprus a fragment of Mesozoic ocean floor?[J]Nature, 1986, 220:39-42.
Coleman R G. Plate tectonic emplacement of upper mantle peridotites along continental edges[J]. Journal of Geophysical Research, 1971, 76:1212-1222. doi: 10.1029/JB076i005p01212
Moores E M, Vine F J. The Troodos massif, Cyprus, and other ophiolites as oceanic crust:Evaluation and implications[J]. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 1971, 268A:443-466.
Kidd R G W. A model for the process of formation of the upper oceanic crust[J]. Geophysical Journal of the Royal Astronmical Society, 1977, 50:149-183. doi: 10.1111/j.1365-246X.1977.tb01328.x
Coleman R. Continental growth of Northwest China[J]. Tectonics, 1989, 8:621-635. doi: 10.1029/TC008i003p00621
Feng Y, Coleman R G, Tilton G, et al. Tectonic evolution of the west Junggar region, Xinjiang, China[J]. Tectonics, 1989, 8:729-752. doi: 10.1029/TC008i004p00729
李锦轶, 肖序常, 汤耀庆, 等.新疆东准噶尔卡拉麦里地区晚古生代板块构造的基本特征[J].地质论评, 1990, 36(4):305-316. doi: 10.3321/j.issn:0371-5736.1990.04.003 李锦轶.新疆东准噶尔蛇绿岩的基本特征和侵位历史[J].岩石学报, 1995, 11(增刊):73-84. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-YSXB5S1.005.htm 肖序常, 汤耀庆.古中亚复合巨型缝合带南缘构造演化[M].北京:科学出版社, 1991. 舒良树, 卢华复, 印栋浩, 等.新疆北部古生代大陆增生构造[J].新疆地质, 2001, 19(1):59-63. doi: 10.3969/j.issn.1000-8845.2001.01.011 Xiao W J, Windley B F, Badarch G, et al. Palaeozoic accretionary and convergent tectonics of the southern Altaids:implications for the lateral growth of Central Asia[J]. J. Geol. Soc., London, 2004, 161:339-342. doi: 10.1144/0016-764903-165
Xiao W J, Zhang L C, Qin K Z, et al. Paleozoic accretionary and collisional tectonics of the Eastern Tianshan (China):Implications for the continental growth of central Asia[J]. Am. J. Sci., 2004, 304:370-395. doi: 10.2475/ajs.304.4.370
刘伟, 张湘炳.乌伦古-斋桑泊构造杂岩带特征及其地质意义[C]//涂光炽.新疆北部固体地球科学新进展.北京: 科学出版社, 1993: 217-228. 黄萱, 金成伟, 孙宝山, 等.新疆阿尔曼太蛇绿岩时代的Nd、Sr同位素研究[J].岩石学报, 1997, 13(1):85-91. doi: 10.3321/j.issn:1000-0569.1997.01.007 Wang Z H, Sun S, Li J L, et al. Paleozoic tectonic evolution of the northern Xinjiang, China:Geochemical and geochronolgical constrains from the ophiolites[J]. Tectonics, 2003, 22(2):1014.
孙桂华, 李锦铁, 高立明, 等.新疆东部哈尔里克山闪长岩锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义[J].地质论评, 2005, 51(4):463-469. doi: 10.3321/j.issn:0371-5736.2005.04.015 何国琦, 李茂松, 刘德权, 等.中国新疆古生代地壳演化与成矿[M].乌鲁木齐:新疆人民出版社, 香港文化教育出版社, 1994. Pearce, J A, Lippard S J, Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites[J]. Geological Society, London, Special Publication, 1984, 16:77-94. doi: 10.1144/GSL.SP.1984.016.01.06
Wilson M. Igneous Petrogenesis[M]. London:Unwin Hyman, 1989:21-22.
Melson W G, Vallier T L, Wright T L. Chemical diversity of abyssal volcanic glass erupted along Pacific, Atlantic and Indian Ocean sea-floor spreading centers[C]//The geophysics of the Pacific Ocean Basin and its Margin. Washington D C. Am. Geophys. Union, 1976: 351-367.
Sun S S, McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalt: Implications for mantle composition and process[C]//Saunders A D, Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. Spc. Publ. Geol. Soc. Lond., 1989, 42: 313-345.
夏林圻, 夏祖春, 徐学义, 等.利用地球化学方法判别大陆玄武岩和岛弧玄武岩[J].岩石矿物学杂志, 2007, 26(1):77-89. doi: 10.3969/j.issn.1000-6524.2007.01.011 Elthon D. Geochemical evidence for formation of the Bay of Islands ophiolite above a subduction zone[J]. Nature, 1991, 354:140-143. doi: 10.1038/354140a0
周国庆.蛇绿岩的概念及其演变[C]//张旗.蛇绿岩与地球动力学研究[M].北京: 地质出版社, 1996: 15-20 Condie K C. High field strenches element ratios in Archean basalts:a window to evolving sources of mantle plumes?[J]. Lithos, 2005, 79:491-504. doi: 10.1016/j.lithos.2004.09.014
贾大成, 胡瑞忠, 卢焱, 等.湘东北钠质煌斑岩地幔源区特征及成岩构造环境[J].中国科学(D辑), 2003, 33(4):344-352. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/zgkx-cd200304007
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