东昆仑清水泉蛇纹岩中铬铁矿特征及其构造意义*

冯惠彬 孟繁聪 李胜荣 贾丽辉

FENG HuiBin1，2，MENG FanCong2＊＊，LI ShengRong1 and JIA LiHui2

1. 中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

2. 中国地质科学院地质研究所，大陆构造与动力学国家重点实验室，北京 100037

1. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources，China University of Geosciences，Beijing 100083，China

2. State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics，Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing 100037，China

2014-09-14 收稿，2014-12-11 改回.

1 引言

图1 东昆仑造山带大地构造位置图(据姜春发等，2000 修改)Fig.1 Location of East Kunlun orogenic belt (modified after Jiang et al.，2000)

橄榄岩通常被认为形成于上地幔(Stixrude and Lithgow-Bertilloni，2005)，岩石中所包含的物理化学信息可以代表形成时地幔的特征(张炜斌等，2011)。铬铁矿作为副矿物存在于橄榄岩中，它相对于其它岩浆成因矿物更加稳定，对形成环境的变化更加敏感(Irvine，1967;Evans and Frost，1975;Barnes and Roeder，2001)，具有较大的组成范围，所以铬铁矿形成时的物理化学条件(温度、压力、氧逸度和部分熔融程度等)可以为寄主岩石成因及地幔特征的判断提供可靠依据(Irvine，1965，1967;Hill and Roeder，1974;Dick and Bullen，1984;Agata，1988;邓万明，1988;Jan and Windley，1990;Kamenetsky et al.，2001)，但并不是所有铬铁矿都有指示意义，应通过其岩相学和化学成分等特点区分出原生与次生铬铁矿，只有原生铬铁矿才具有岩石成因指示意义(Irvine，1965，1967;Dick and Bullen，1984;孔凡梅等，2011)。

判断铬铁矿特征的参数主要包括:特征值Cr#(=Cr/(Cr+Al))、Mg#(= Mg/(Mg + Fe2+))、Fe3+#(= Fe3+/(Fe3++Al+ Cr))和Fe2+#(= Fe2+/(Fe2++ Mg))的分布范围，Al2O3、Cr2O3、MgO、Fe2O3和TiO2等主要氧化物的含量，这些氧化物含量及变化与铬铁矿产生时所处构造环境密切相关，例如:铬铁矿中TiO2含量通常在岛弧环境最低，在MORB 环境中为中等，而板内环境中最高(Arai，1992)。此外，还可根据以上化学数据计算铬铁矿形成时条件(温度、压力、氧逸度和部分熔融程度等)，再结合氧化物与特征值之间的变化关系，对铬铁矿形成环境特征进行判断。蛇绿岩作为侵位于造山带中的古洋壳，标志着古缝合带的位置，因此蛇绿岩的确证对区域大地构造划分具有重大意义，利用铬铁矿成分来判断其寄主岩体是否属于蛇绿岩成员的方法也比较成熟(Kepezhinskas et al.，1993;Vuollo et al.，1995;Suita and Streider，1996;Zhou et al.，1998;兰朝利等，2005)。

从发现和提出东昆仑清水泉出露的基性-超基性岩具有蛇绿岩特性(高延林等，1988)以来，已有很多学者对其进行了详细的分析，主要包括岩石矿物组合及野外产状(高延林等，1988;朱云海等，1997，2000，2002)、岩石化学(高延林等，1988;朱云海等，1997，2000，2002;任军虎等，2009)和辉长岩，辉绿岩锆石年龄(Yang et al.，1996;任军虎等，2009)。以上学者所作论证均支持清水泉存在蛇绿岩这一观点，但还有几位学者从缺乏深海沉积物，玄武岩具有大陆特性以及基性-超基性岩的成因多样性等角度提出反对意见(潘裕生等，1996;张旗和周国庆，2001;龙晓平等，2004)。此外，关于清水泉“蛇绿岩”形成环境的观点也不统一，主要包括临近陆缘快速扩张形成或古陆缘环境中发生边缘海扩张作用形成(高延林等，1988)、岛弧环境(Yang et al.，1996)、洋中脊环境(朱云海等，1997)、大陆裂谷环境(潘裕生等，1996;张旗和周国庆，2001)和板内大陆伸展环境(龙晓平等，2004)。因此关于清水泉超基性岩是否蛇绿岩以及形成环境等问题还存在争议。

在前人工作的基础上，本文通过对东昆仑清水泉超基性岩(蛇纹岩)中铬铁矿的形态学和矿物化学的研究区分出原生和蚀变铬铁矿，并利用原生铬铁矿化学成分来判断其寄主岩石的蛇绿岩特性，估算产出条件并推断源区构造环境，为造山带的演化研究提供依据。

2 地质背景

昆北具有变质程度达角闪岩相(局部达麻粒岩相)的结晶基底，由各类片岩、片麻岩、大理岩及少量石英岩组成，原岩是一套深海相砂泥质碎屑岩和中-基性火山岩，上被新元古界冰沟群滨海-浅海相碎屑岩及碳酸盐岩不整合覆盖(李怀坤等，2006)。昆北地区最老岩系为中元古代金水口群，遭受早古生代角闪岩相至麻粒岩相变质作用(李怀坤等，2006;陈能松等，1999，2006，2007);早古生代纳赤台群遭受绿片岩相变质以及花岗岩侵入破坏(姜春发等，1992;许志琴等，2006);最晚为泥盆世契盖苏群(陈能松等，2006)。昆北还分布有早古生代花岗岩以及三叠纪岛弧岩浆性质花岗岩(许志琴等，2006)，后者对前者进行了强烈的改造。

图2 清水泉地区地质简图(据龙晓平等，2004 修改)1-中元古界白沙河群;2-早石炭世哈拉郭勒组;3-早三叠世洪水川群;4-三叠系-侏罗系羊曲组;5-第四系;6-镁铁-超镁铁质岩及采样点;7-印支期花岗闪长岩体;8-断层Fig.2 Geological map of the Qingshuiquan area (modified after Long et al.，2004)1-Mesoproterozoic Baishahe Group; 2-Early Carboniferous epoch Halaguole Formation;3-Early Triassic epoch Hongshuichuan Group;4-Triassic-Jurassic Yangqu Formation;5-Quaternary;6-mafic-ultramafic rock and samples location;7-Indosinian period granodiorite;8-fault

昆南属于变质程度较低(仅达低绿片岩相)的变质基底，南部软基底(姜春发等，1992)之上为一套产于被动陆缘环境的早古生代深海碎屑岩和基性火山岩(李怀坤等，2006)。昆南最老岩系为元古代苦海群和万宝沟群，分别经历了角闪岩相和绿片岩相变质作用改造(姜春发等，1992;潘裕生等，1996);之后是早古生代的纳赤台群，仅经历低级变质作用(姜春发等，1992);造山作用晚期，形成泥盆纪牦牛山组磨拉石建造(潘裕生等，1996;李荣社等，2007;许志琴等，2007)。昆南地体被早古生代花岗岩所侵入，并伴随有大量的三叠纪碰撞型花岗岩的侵位(许志琴等，2006)。印支期花岗岩的侵位对前期构造进行了强烈的改造，所有老地层中均叠加有清楚的印支期构造变形遗迹(高延林等，1988)。

清水泉超基性岩体位于都兰县香日德镇东南约60km，地理坐标为:E:97°30＇ ～99°00＇;N:35°30＇ ～35°50＇，海拔约3600m(图2)。清水泉超基性岩体呈近北西西向延伸，围岩是中元古代白沙河岩群(Pt2B)，围岩岩石组合为:斜长角闪岩、浅粒岩、变粒岩、大理岩、麻粒岩和片麻岩等，其变质程度为角闪岩相-麻粒岩相，呈东西向高角度构造变形。超基性岩已蚀变为蛇纹岩，与浅色变粒岩和大理岩呈构造接触，并局部被辉长岩和辉绿岩脉所穿切;变粒岩可分为浅色和深色变粒岩两类，二者混杂出露，它们局部被花岗(斑)岩脉或辉绿岩脉穿插;大理岩局部与蛇纹岩呈构造接触，或与变粒岩交叉出现，也见有大理岩以岩脉形式穿切片麻岩;斜长角闪岩以透镜状存在于变粒岩中;麻粒岩近似于大型透镜体包裹于两侧的斜长角闪岩中，再向两侧为浅色变粒岩，片麻岩和麻粒岩等岩体出露紧凑局限，且接触界线不清晰，局部很难区分，有辉长岩和辉绿岩脉、花岗斑岩脉穿插于麻粒岩和斜长角闪岩中，可能与麻粒岩的深熔作用有关;辉长岩和辉绿岩多以岩脉和岩墙的形式出现，穿插蛇纹岩、大理岩、变粒岩等岩体;长英质脉和花岗斑岩脉则穿切浅色变粒岩、麻粒岩和斜长角闪岩;此外，在辉长岩中还见有透辉石岩块，呈透镜状。总体来看，该区岩体出露较为混乱，穿插关系复杂，推测是由于受到多期岩浆活动和复杂的构造运动改造而成的。

3 研究方法

本文主要针对蛇纹岩及其所含尖晶石族矿物进行岩石结构构造，矿物组合，形态特征和矿物化学等方面工作，所测试的铬铁矿样品均来自蛇纹岩中，共采集蛇纹岩样品60 余件，从中挑选部分磨制探针薄片并进行电子探针分析，此工作主要是在中国地质科学院地质研究所电子探针(EPMA)实验室完成的，实验仪器型号为JXA-8100，工作加速电压为15kV，电流为2.00 ×10-8A，束斑为5μm。应用AX 软件和Geokit 软件(路远发，2004)等进行数据处理，基于尖晶石化学计量法(AB2O4)的软件程序计算全部阳离子数量，并将全铁含量区分为Fe2+和Fe3+。本文所用矿物缩写依据沈其韩(2009)。

4 样品特征

清水泉超基性岩大多已蚀变为蛇纹岩，主要以岩块产出(图2)，呈条带状构造(图3a，b)，推测为受到区域变质作用而成。蛇纹岩零散出露于清水泉河东地区，近于W-E 方向延伸，其围岩主要是大理岩、浅色变粒岩和片麻岩，有辉长岩/辉绿岩脉穿插于大理岩和蛇纹岩中。蛇纹岩为灰黑-灰绿色，风化破碎严重，其中的尖晶石族矿物呈浸染状(图3c)和条带状(图3d)出现，条带宽0.5 ～1.5cm，多不平直且延伸较短。在手标本中无法区分铬铁矿和磁铁矿，二者在蛇纹岩中所占比重之和＜1%。

显微观察和电子探针结果显示蛇纹岩中所包含的矿物主要有铬铁矿、磁铁矿、蛇纹石、绿泥石和碳酸盐类矿物(主要是菱镁矿)等。蛇纹岩中铬铁矿含量＜1%，粒径为0.3 ～2mm，个别可达到3mm，单偏光下呈浅红色、暗红色、黑褐色等，部分铬铁矿具有明显的环带现象(图4a，c，g)，核部颜色较浅(浅红色)，显示其富Al 贫Fe 的特性，而边缘为黑-黑红色，显示其富Fe 的特性，此结构表明原生铬铁矿因蚀变作用而发生成分变化，部分铬铁矿内部还存在裂隙和包体(图4a，c，e，h);磁铁矿多呈细小的黑色颗粒存在于蛇纹石间隙以及铬铁矿内部裂隙中(图4b，e)，含量＜1%，还有部分磁铁矿围绕铬铁矿边缘分布(图4e，f);蛇纹石在蛇纹岩中所占比重达95%，蛇纹石种类未做精确测定，主要呈网状结构(0.4 ～0.8mm)(图3e)，中心充填有蛇纹石和碳酸盐岩，由此推测原岩可能为残碎斑状结构，其原始矿物可能是具等粒状或残碎斑状的橄榄石;绿泥石在正交镜下具有异常干涉色(墨水蓝色)，含量较少且分布不均匀，多呈细长条状分布于蛇纹石以及条带状铬铁矿颗粒之间(图3g，h);碳酸盐类矿物主要呈灰-褐色不规则集合体分布于蛇纹石颗粒边缘，部分充填于蛇纹石网状结构中心(图3e)，绿泥石与碳酸盐类矿物总量约为2%。

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图3 蛇纹岩和铬铁矿野外产状及镜下特征(a、b)条带状蛇纹岩;(c)浸染状铬铁矿;(d)条带状铬铁矿;(e)蛇纹岩的网状结构，其中主要充填碳酸盐和蛇纹石(正交偏光);(f)蛇纹石中分布的碳酸盐矿物(菱镁矿)(单偏光);(g)条带状铬铁矿及颗粒间分布的绿泥石(单偏光);(h)铬铁矿及周围绿泥石(正交偏光). Srp-蛇纹石;Chr-铬铁矿;Chl-绿泥石;Mgs-菱镁矿Fig.3 The field photograph and microscopic characteristics of serpentinite and chromites(a，b)banded serpentinite;(c)disseminated chromite;(d)banded chromite;(e)meshwork structure of serpentinite，the meshwork is filled with carbonate and serpentine (CPL);(f)carbonate minerals (magnesite)in the serpentine (PPL);(g)banded chromite and chlorite in the gap(PPL);(h)chromite and chlorite (CPL). Srp-serpentine;Chr-chromite;Chl-chlorite;Mgs-magnesite

表1 代表性铝铬铁矿电子探针分析结果(wt%)Table 1 Representative composition of Al-Chromites from Qingshuiquan serpentinite (wt%)

5 测试结果

铬铁矿(FeCr2O4)属于尖晶石族矿物((Mg，Fe2+)(Cr，Al，Fe3+)2O4)，结构中普遍存在Mg 与Fe2+之间，以及Cr、Al和Fe3+之间的类质同象替代(Irvine，1965)，因此铬铁矿的化学成分可以在一定的范围内发生变化。根据铬铁矿探针数据(表1、表2、表3)可清晰区分出核部与边部，二者成分存在明显差异，但各部分化学成分在同一颗粒中或不同颗粒间是均匀的。核部Cr2O3含量为36% ～44%，Al2O3含量为24% ～28%，FeO 含量为15% ～24%，而Fe2O3含量为0.6%～3%，由核部低Cr(＜50%)低Al、Fe(＜30%)的性质，将其命名为铝铬铁矿;边部Cr2O3含量为26% ～37%，Al2O3含量为0.38% ～0.9%，FeO 含量为23% ～30%，而Fe2O3含量为23% ～65%，由其高FeOT(54% ～89%)的特征可归属于高铁铬铁矿。少量无环带铬铁矿的Cr2O3含量为54% ～60%，Al2O3含量为10% ～14%，FeO 含量为9% ～20%，而Fe2O3含量为1% ～9%，由其高Cr2O3(＞50%)，且FeOT为18% ～20%的性质，将其命名为铬铁矿，根据铬铁矿分类图(图5;索科洛夫，1958)的判断结果与上述分析一致。

由铬铁矿特征值分布范围(表4)可以看出按照铝铬铁矿-铬铁矿-高铁铬铁矿的顺序，Cr#明显具有升高的趋势;Mg#含量在铬铁矿中的分布范围相对较大，而高铁铬铁矿中的Mg#含量却急剧下降;TiO2含量也略有升高;YFe 值按照铝铬铁矿-铬铁矿-高铁铬铁矿的顺序显示明显升高趋势;Fe2+#值在各部分中基本一致，在高铁铬铁矿中急剧升高。

图4 清水泉铬铁矿形态结构特征(a)具有高铁铬铁矿环带的不规则状铝铬铁矿，且含有蛇纹石包体;(b)磁铁矿分布于铬铁矿边缘及蛇纹石间隙中;(c)具有环带的不规则状铬铁矿;(d)条带状铬铁矿及颗粒间分布的绿泥石;(e)无环带的不规则铬铁矿;(f)自形铬铁矿;(g)具有高铁铬铁矿环带的不规则状铝铬铁矿，且高铁铬铁矿中含有绿泥石包体;(h)自形的，含有Cpx 包体的铬铁矿，边缘出现少量磁铁矿. (a-f)为单偏光照片;(g、h)为背散射图片.Al-Chr-铝铬铁矿;Fe-Chr-高铁铬铁矿;Cr-Mag-铬磁铁矿;Cpx-单斜辉石Fig.4 Photomicrographs and back-scattered electron image showing typical textures of chromites(a)irregular alumochromite with serpentine inclusion and surrounded by ferri-chromite;(b)magnetite surround the chromite and fill the gap of the serpentine;(c)zoned irregular chromite;(d)banded chromite and chlorite in the gap;(e)irregular chromite;(f)euhedral chromite;(g)irregular alumochromite is surrounded by ferri-chromite，and chlorite appear in the ferri-chromite as a inclusion;(h)euhedral chromite with clinopyroxene inclusion and surrounded by a spot of magnetite. (a-f)under plane-polarized light;(g，h)are backscattered electron image. Al-Chr-alumchromite;Fe-Chr-ferri-chromite;Cr-Mag-chromium magnetite;Cpx-clinopyroxene

表2 代表性铬铁矿电子探针分析结果(wt%)Table 2 Representative composition of chromites from Qingshuiquan serpentinite (wt%)

6 讨论

前人认为蛇纹岩的原岩主要是方辉橄榄岩，研究区内未见典型的地幔二辉橄榄岩(高延林等，1988;朱云海等，2002;龙晓平等，2004)。利用前人(龙晓平等，2004)及本文新增的4 个全岩数据进行CIPW 重新计算(表5;Li et al.，2004)，结果显示其主要矿物为橄榄石(59% ～85%)，紫苏辉石(9% ～38%)和透辉石(＜1.5%)，结合本次所采样品的分布位置及显微结构特征(网状结构)，认为本文分析的蛇纹岩原岩为方辉橄榄岩(图6)。

铬铁矿的成因具有多样性，而本文认为清水泉铬铁矿属于熔融残留成因，理由如下:岩浆熔离作用多以堆晶结构的出现为特征，其反映在铬铁矿的产出上，则多表现为层状铬铁矿的出现，而清水泉铬铁矿主要作为浸染状的副矿物出现，产出数量也很少，没有表现出岩浆熔离的特征，因此排除岩浆熔离作用成因的可能;熔岩反应产生铬铁矿的观点对于清水泉铬铁矿也不适用:首先，野外观察结果显示清水泉方辉橄榄岩蛇纹石化严重，由于复杂的构造地质作用，导致其与围岩呈构造接触关系，未见有熔岩反应边界的存在;其次，多数学者应用熔岩反应的观点来讨论SSZ 上地幔中形成的豆荚状铬铁矿的相关问题，而清水泉铬铁矿作为浸染状的副矿物存在，既不具有豆荚状形态特征，也不具有成矿的可能，因此，本文将熔岩反应形成铬铁矿的观点排除。综上所述，本文认为应用熔融残留成因的观点解释清水泉铬铁矿的成因更加合理，应用铬铁矿特性进行的相关分析也是可信的。

表3 代表性高铁铬铁矿与磁铁矿电子探针分析结果(wt%)Table 3 Representative composition of ferri-chromites and magnetites from Qingshuiquan serpentinite (wt%)

表4 铬铁矿特征值分布范围Table 4 The Eigen value range of chromites

6.1 原岩性质判定

由显微观察及化学成分分析认为核部铝铬铁矿代表原始铬铁矿残留，而边缘高铁铬铁矿则是在原始铬铁矿遭受变质作用之后形成的，其化学成分已经发生了相应的变化，不能代表原始的铬铁矿。探针数据显示核部的铝铬铁矿成分基本稳定且较均匀，颗粒间无明显变化，表明各颗粒核部处于平衡状态(Barnes，2000)，所以本文所做计算和分析都是以核部铝铬铁矿数据为基础的。

利用铬铁矿成分来判断其寄主岩体是否属于蛇绿岩成员(Kepezhinskas et al.，1993;Vuollo et al.，1995;Suita and Streider，1996;Zhou et al.，1998;兰朝利等，2005)的主要依据包括:(1)铬铁矿具有低 TiO2含量(＜0.3%)(Kepezhinskas et al.，1993;Vuollo et al.，1995;Suita and Streider，1996;兰朝利等，2005);(2)结核状和球状构造是蛇绿岩铬铁矿的特征性构造(Dick and Bullen，1984;Leblanc and Nicolas，1992;吴峻等，2001;兰朝利等，2005);(3)Cr-Al-Fe3++2Ti，Cr#-Fe2+/(Mg + Fe2+)，Fe3+-Cr-Al 等化学成分变化特征(Kepezhinskas et al.，1993;Suita and Streider，

1996;Barnes and Roeder，2001)。

表5 蛇纹岩全岩数据及CIPW 重新计算(wt%)Table 5 Whole rock data of serpentinites and recalculated normative values (wt%)

图5 铬铁矿分类图(据索科洛夫，1958)1-高铁铬铁矿;2-富铁铬铁矿;3-富镁铝铬铁矿;4-富铁富铬尖晶石;5-富铁铝富铬尖晶石;6-富铁铝尖晶石;7-铬尖晶石;8-富铝铬尖晶石;9-富铬尖晶石;10-铝铬铁矿;11-铬铁矿;12-高铁富铬尖晶石Fig.5 Classification of chromites (after Sokolov，1958)1-ferri-chromite; 2-ferro-chromite; 3-ferro-alumochromite; 4-ferrochromopicotite;5-ferro-alumopicotite;6-ferropicotite;7-picotite;8-alumopicotite;9-chromopicotite;10-alumo-chromite;11-chromite;12-ferri-chromopicotite

图6 蛇纹岩原岩类型Ol-Opx-Cpx 图解(据路凤香等，2002)1-纯橄榄岩;2-方辉橄榄岩;3-二辉橄榄岩;4-单辉橄榄岩;5-橄榄方辉辉石岩;6-橄榄二辉岩;7-橄榄单辉辉石岩;8-方辉辉石岩;9-二辉辉石岩;10-单斜辉石岩Fig.6 Ol-Opx-Cpx diagram of serpentinite from Qingshuiquan(after Lu et al.，2002)1-dunite; 2-harzburgite; 3-lherzolite; 4-wehrlite; 5-olivineorthopyroxenite;6-olivine-websterite; 7-olivine-clinopyroxenite; 8-orthopyroxenite;9-websterite;10-clinopyroxenite

图7 铝铬铁矿Cr#-Mg#图解(据王希斌等，2009)OMP-中国蛇绿岩地幔橄榄岩铬尖晶石成分区;CMP-中国新生代火山岩中的地幔橄榄岩捕掳体中尖晶石成分区;ABP-深海橄榄岩尖晶石成分区Fig.7 Cr#-Mg# diagram of alumchromite from Qingshuiquan(after Wang et al.，2009)OMP-composition field of spinels in mantle peridotite from ophiolites in China;CMP-composition field of spinels in continental mantle peridotite from xenoliths in volcanic of China;ABP-composition field of spinels from abyssal peridotites

由铝铬铁矿特征来看，其TiO2含量很低，大多数TiO2＜0.1%，符合蛇绿岩(＜0.3%)的特征;在铝铬铁矿Cr#-Mg#图解(图7)中，大多数铝铬铁矿位于中国蛇绿岩地幔橄榄岩铬尖晶石成分区域内;同样，在Cr-Al-Fe3++2Ti(图8)判别图中明显的低Ti、Fe3+含量和Cr#-Fe2+/(Mg +Fe2+)(图9)判别图中Cr#中等，Fe2+#相对较小的结果(图9;Barnes and Roeder，2001)显示出铝铬铁矿具有蛇绿岩型杂岩特征，明显与层状杂岩和阿拉斯加型杂岩相区别。由以上判断结果推测所测铬铁矿的寄主蛇纹岩的原岩——方辉橄榄岩应属于蛇绿岩成员。

6.2 地幔源区性质与构造环境

图8 铝铬铁矿Cr-Al-Fe3+ + 2Ti 判别图(据Jan and Windley，1990;Kepezhinskas et al.，1993)Ophiolites-蛇绿岩型;SE Alaskan-type complexes-东南部阿拉斯加型杂岩;Stratiform complexes-层状杂岩Fig. 8 Cr-Al-Fe3+ + 2Ti diagram of alumchromite from Qingshuiquan (after Jan and Windley，1990;Kepezhinskas et al.，1993)

图9 铝铬铁矿Cr#-Fe2+ /(Mg +Fe2+)判别图(据Su et al.，2012)Ophiolite-蛇绿岩型;Alaskan-type complexes-阿拉斯加型杂岩Fig.9 Cr#-Fe2+ /(Mg + Fe2+ )diagram of alumchromite from Qingshuiquan (after Su et al.，2012)

铬铁矿的Cr#(=Cr/(Cr +Al))具有随着地幔岩部分熔融程度的增大而增大的特性，可以使用地幔橄榄岩中铬铁矿的Cr#推测地幔岩部分熔融程度、源区的亏损程度以及结晶压力等(Dick and Bullen，1984)。此外，铬铁矿的Mg#(=Mg/(Mg+Fe2+))也是其部分熔融程度大小的指示剂。在Cr#-Mg#构造环境判别图解(图10)中可以看出铝铬铁矿绝大部分位于弧前橄榄岩环境区域中，少量位于弧前环境与俯冲带(SSZ)类蛇绿岩以及阿尔卑斯型地幔橄榄岩的重叠部位，此分布范围处于深海橄榄岩与层状侵入体区域之间。前人曾对清水泉方辉橄榄岩中尖晶石进行电子探针测试，但测试数量较少(仅4 个)，其结果显示尖晶石Cr#平均值为55.7，Mg#平均值为55.3(朱云海等，2002)，与本文所测结果(Cr#=47 ～56 和Mg#=45 ～62)基本一致，显示出该区橄榄岩既不同于典型的大洋上地幔物质，也与标准的大陆上地幔成因有区别，与纽芬兰岛湾蛇绿岩，阿曼赛迈尔蛇绿岩相似(Dick and Bullen，1984;朱云海等，2002)。

图10 铝铬铁矿Cr#-Mg#形成环境判别图(据Dick and Bullen，1984;朱云海等，2002;孔凡梅等，2011 修改)Fig.10 Cr#-Mg# discriminant diagram of alumchromite from Qingshuiquan (modified after Dick and Bullen，1984;Zhu et al.，2002;Kong et al.，2011)

在判别地幔亏损程度的Cr#-TiO2关系图(图11;Pal and Mitra，2004)中可以看出铝铬铁矿大多位于亏损地幔橄榄岩区域内，少量位于高度亏损地幔橄榄岩内部，由此可见其寄主岩石初始形成于亏损地幔环境，并向亏损程度增加的方向发展。此结果与Cr#-Mg#形成环境判别图(图10)中显示的铬铁矿分布于阿尔卑斯型橄榄岩区域附近以及主要分布在Mg ＞Fe 区域内(Mg#值较高)的结果是一致的。

铬铁矿压力计(O’Neill，1981)总结出Fe3+和Cr3+的摩尔分数之和与压力之间存在的线性关系，其压力计算公式是:

P 和P0的单位为108Pa，P0选取为18.7;和分别为Cr3+和Fe3+在铬铁矿中的摩尔分数。选取43 个铝铬铁矿数据进行计算(表6)，得出核部结晶压力为2.8 ～3.0GPa，其平均值为2.9GPa，推测其形成深度约为88km。

许多学者都曾利用橄榄石和尖晶石的共生关系作为地质温 度 计(Irvine，1965;Fabriès，1979;Reodder et al.，1979)，但所研究超基性岩蛇纹石化严重，未找到相应新鲜的橄榄石作为研究对象，因此只能利用铬铁矿进行计算(Fabriès，1979)，所用公式如下:

通常认为软流圈温度为1280 ～1350℃，压力约为3.0GPa(McKenzie and Bickle，1988)，与本文计算结果很接近，由此推测铬铁矿寄主岩石形成于软流圈。

表6 铝铬铁矿物理化学条件计算结果Table 6 Physical and chemical conditions of alumchromite from Qingshuiquan

图11 铝铬铁矿Cr#-TiO2 亏损程度判别图(据Pal and Mitra，2004 修改)Fig. 11 Cr#-TiO2 discriminant diagram of depletion of alumchromite from Qingshuiquan (modified after Pal and Mitra，2004)

图12 铝铬铁矿Al2O3-TiO2 关系构造环境判别图(据Kamenetsky et al.，2001 修改)MORB-洋中脊玄武岩;OIB-洋岛玄武岩;Arc high-Ti-高Ti 弧型;Arc low-Ti-低Ti 弧型;Spinels from modern back-arc basin-现代弧后盆地中尖晶石;Supra-subduction zone peridotite-俯冲带橄榄岩;MORBtype peridotite-洋中脊型橄榄岩Fig. 12 Al2O3-TiO2 discriminant diagram of alumchromite from Qingshuiquan (modified after Kamenetsky et al.，2001)MORB-mid-ocean ridge basalts;OIB-ocean island basalts

在TiO2-Al2O3构造环境判别关系图(图12;Kamenetsky et al.，2001)中，核部铝铬铁矿分布于岛弧环境之外，主要在俯冲带橄榄岩(SSZP)和大洋中脊橄榄岩(MORP)的重叠区域，更加靠近SSZP 区域的中心部位。再结合Al2O3-Fe2+/Fe3+图解(图13)中显示的结果，核部铝铬铁矿绝大多数位于SSZ 橄榄岩区域范围内。此外，核部铝铬铁矿的Fe3+/Fe2+范围为(0 ～0.29)＜0.5，指示着地幔橄榄岩、洋中脊玄武岩、与岛弧有关的火山岩等岩石类型(郭荣华等，2012);铝铬铁矿的TiO2含量为(0% ～0.09%)＜0.2%，显示出地幔橄榄岩(包括俯冲带橄榄岩SSZP，洋中脊橄榄岩MORP)，玻安岩，岛弧拉斑玄武岩的特征;TiO2和Al2O3没有显示出负相关关系，与来自MORB 的铬尖晶石特征不同(Blanco et al.，2009)。由以上分析结果推断研究区铬铁矿的寄主橄榄岩形成于俯冲带环境。

图13 铝铬铁矿Al2O3-Fe2+ /Fe3+ 图解(据Khalil and El-Makky，2009)SSZ peridotite-俯冲带橄榄岩;MORB-type peridotite-洋中脊型橄榄岩;Volcanic spinels-火山岩型尖晶石Fig.13 Al2O3-Fe2+ /Fe3+ discriminant diagram of alumchromite from Qingshuiquan (after Khalil and El-Makky，2009)MORB-type peridotite:mid-ocean ridge basalts-type peridotite;SSZ peridotite:Supra-subduction zone peridotite

综上所述，本文认为所研究铬铁矿的寄主橄榄岩起源于俯冲带环境中弧前亏损软流圈位置。清水泉超基性岩作为蛇绿岩成员分布于东昆中断裂带，为东昆仑板块构造体制的研究提供了可靠的证据。

7 结论

清水泉超基性岩蛇纹石化作用强烈，借助副矿物铬铁矿对其进行相关特征的判断。铬铁矿的环带以及核部铬铁矿成分为判断寄主岩石的性质提供了依据。

(1)具环带结构的铬铁矿从中心到边缘对应的矿物种类分别是铝铬铁矿-高铁铬铁矿-铬磁铁矿。核部铝铬铁矿相对富Al 贫Fe，外层高铁铬铁矿富Fe 贫Al，从中心到边缘显示出Cr#明显升高的趋势，Mg#在铬磁铁矿中急剧下降，TiO2含量从中心到边缘也略有升高，但是升高幅度不是很大。部分铬铁矿相对富Fe，贫Al 和Mg，形成单独的完整颗粒，多呈条带状分布。

(2)根据核部铝铬铁矿Cr2O3为36% ～44%，Al2O3为24% ～28%，TiO2含量很低(＜0.1%)，FeO 为15% ～24%，而Fe2O3含量为0.6% ～3.0%，Cr#为0.47 ～0.56，Mg#为0.45 ～0.62，而Fe2+#变化于0.38 ～0.55，以及Cr-Al-Fe3++2Ti，Cr#-Fe2+#，Cr#-Mg#等判别图的结果，认为铬铁矿的寄主岩石——方辉橄榄岩具有蛇绿岩杂岩特性，可与层状杂岩和阿拉斯加型杂岩相区别，推断属于蛇绿岩成员。

(3)利用核部铝铬铁矿进行物理化学条件的计算得出铝铬铁矿的结晶温度为1375.2 ～1397.1℃，平均值为1387.1℃;铝铬铁矿的结晶压力为2.8 ～3.0GPa，其平均值为2.9GPa，形成深度约为88km，结合Cr#-TiO2亏损程度判别图显示结果，认为铬铁矿的寄主岩石——方辉橄榄岩产于亏损软流圈位置。

(4)根据铝铬铁矿化学成分以及Cr#-Mg#分布特征，Cr#-TiO2亏损程度判别，Al2O3-TiO2构造环境判别等相关验证结果，认为铬铁矿寄主岩石——方辉橄榄岩起源于SSZ 中弧前环境。

致谢 中国地质科学院地质研究所戎合老师帮助完成了矿物成分电子探针测试;中国地质大学(北京)及中国地质科学院地质研究所博士生李云帅协助完成相关数据处理工作;特别是几位审稿人和俞良军老师对文章提出了宝贵的修改意见;在此一并表示感谢!

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