大洋橄榄岩的蛇纹石化过程：从海底水化到俯冲脱水*

章钰桢 姜兆霞, 2 李三忠,2 王誉桦,2 于雷,2

1.教育部深海圈层与地球系统前沿科学中心，中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室，海洋地球科学学院， 青岛 266100 2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室，青岛 266237

蛇纹岩在洋底广泛分布，其形成与橄榄岩的水合作用有关，本质上是一种水岩蚀变作用(Mével, 2003; Evansetal., 2013)，主要发生在裂谷大陆边缘、洋中脊、转换断层的深部裂缝、汇聚板块边界以及层状火成岩侵入的深部堆晶层中，尤其是慢速-超慢速扩张洋脊和俯冲带等地区(Niu, 2004; Paulicketal., 2006)。蛇纹石化超基性岩首次被发现于大西洋的Saint Peter岛和Paul岛上(Renard, 1879; Fryer, 2002)，在洋盆中最早是1947年在大西洋洋中脊上通过拖网获取(Shand, 1949; Dmitrievetal., 1971)。在随后的几十年中，从洋盆中获取蛇纹石化超镁铁质岩的数量急剧增长。但是，与大洋玄武岩相比，已获取的超镁铁质(蛇纹石化)岩石仍然较少。并且这些岩石大多来源于因拆离断层而剥露出来的地幔，即构造窗或海底核杂岩地区。唯一的例外是汇聚板块外缘，除了海沟深处的地幔露头外，蛇纹岩还通过泥火山形式出露，将深层岩石和流体带到表面(Fryer, 2012)。

随着1963年深海科研探测器Alvin号开始进行深海勘探以及1968年深海钻探项目(DSDP)的实施，海底蛇纹石化过程的研究开始逐步深入(Fryer, 2002)。目前，通过将蛇纹石形成、陆地出露的复杂结构与海底观测有机结合，可以清晰地认识这些海底事件与地球深部过程的相关性(Fryer, 2002)。蛇纹石化过程会显著影响岩石的物理化学性质，对海洋的地球化学平衡产生影响，进而对区域构造过程和海底成矿等产生不可忽视的作用；同时该过程可以产生磁铁矿，从而记录当时古地磁场信息，为海底磁异常作出贡献；另外，该过程能够产生氢气，改变局部的氧化还原条件，为解释地球早期的生命起源提供一定的思路(王先彬等, 2014)。因此，蛇纹石化过程是大洋岩石圈演化过程中的一个重要环节。本文将综合岩石磁学、地球化学、显微观测等手段，从蛇纹石化过程、蛇纹石化特征矿物、影响蛇纹石化过程的主要因素以及对地质过程的响应等方面进行阐述，最后就目前蛇纹石化研究中存在的问题及可能的解决途径进行展望。

1 蛇纹石化过程发生的可能位置与机制

研究表明，蛇纹石化过程主要发生在汇聚板块边缘和洋中脊(汪小妹等, 2010)，包括慢速-超慢速扩张洋中脊、拆离断层和转换断层、俯冲带和洋陆转换地区。不同地质环境下，地球动力学条件和原岩成分不同，因此产生的蛇纹岩性质也存在一定的差异。基于此，Deschampsetal.(2013)将蛇纹岩划分为三类：深海蛇纹岩、地幔楔蛇纹岩和俯冲带蛇纹岩。

1.1 慢速-超慢速扩张洋中脊

全球洋中脊系统中慢速(1～5cm/yr)和超慢速扩张洋中脊(<2cm/yr)占据了三分之一，是深海蛇纹岩的主要产出区域(Raneroetal., 2003)，例如，大西洋洋中脊(Dicketal., 2003)。在快速扩张洋中脊(例如，东太平洋海隆)则较少发生蛇纹石化过程(Iyer, 2007)，因为快速扩张的洋中脊岩浆供给充足，地形隆起凸出，缺乏蛇纹石化作用所需的水岩通道——正断层。另外，海隆近脊侧温度偏高，只有远离脊轴的部位才满足蛇纹石化作用所需的温度条件(Iyer, 2007)。Karsonetal.(1987)提出了慢速扩张洋脊上岩浆供给匮乏和伸展作用导致蛇纹石化过程发生的模型。当岩浆侵入时，岩浆活动控制了脊顶的伸展，由于岩浆的间歇性供应，这个体系存在无岩浆活动时期(Macdonald, 1982; Harper, 1984)，此时，慢速扩张洋脊的地壳减薄，随着整个体系冷却温度降低，导致正断层的形成以及深部岩石圈暴露于海水中，发生蛇纹石化作用(Iyer, 2007)。Cannatetal.(2006, 2008)在超慢速扩张、难熔的环境中(例如，西南印度洋海岭)发现大量暴露于海底的蛇纹石化橄榄岩，且在洋壳没有找到火山作用的证据。如图1所示，深海蛇纹岩的Ti含量范围在10×10-6～100×10-6，相比俯冲带蛇纹岩和地幔楔蛇纹岩，属于中等含量(Deschampsetal., 2013)。Leeetal.(2003)通过对已有数据库的分析，确定所形成的深海蛇纹岩原岩的氧化还原条件，并提出了V-MgO图。深海蛇纹岩的原岩fO2(氧逸度)是从FMQ到FMQ-2(铁橄榄石-磁铁矿-石英(fayalite-magnetite-quartz，FMQ)是常见的氧缓冲剂之一)，显示正Eu异常，富U和Pb，稀土元素Yb含量正常的特征，其中铬尖晶石中，Cr<0.6，XMg>0.4 (Deschampsetal., 2013)。

图1 不同蛇纹岩的主要地球化学特征(据Deschamps et al., 2013修改)1.深海蛇纹岩：中等Ti含量(10×10-6～100×10-6)，相对恒定的Yb含量(0.005×10-6～0.05×10-6)，FMQ到FMQ-2，正Eu异常通常明显，铬尖晶石(Cr#<0.6，XMg>0.4)，富铀、富铅；2.俯冲带蛇纹岩：高Ti含量(30×10-6～500 ×10-6)，富集Yb含量(0.02×10-6～>1×10-6)，低烧失量，FMQ-1或FMQ-2，铬尖晶石(Cr#<0.6, XMg>0.4)，存在次生产物富集/再利用的证据；3.地幔楔蛇纹岩：低至中等Ti含量(5×10-6～30×10-6)，Yb含量低(<0.05×10-6)，高烧失量，FMQ+1至FMQ-1，铬尖晶石(Cr#>0.6, XMg <0.4)，富Cs、富Rb、富Sr；4. 蛇纹岩释放的流体：流体活动性元素丰富，B/La、B/Nb、 B/Th、U/Th、Sb/Ce、Sr/Nd具有高值，富11BFig.1 The main geochemical characteristics of different serpentinites present in this environment (abyssal, subducted and mantle wedge) (modified after Deschamps et al., 2013)1. Abyssal serpentinites: medium Ti content (10×10-6～100×10-6), relatively constant Yb content (0.005×10-6～0.05×10-6), FMQ to FMQ-2, positive Eu anomaly generally well-marked, chromian spinels (Cr#<0.6，XMg>0.4), U and Pb rich. 2. Subducted serpentinites: high Ti content (30×10-6～500×10-6), enrich Yb content (0.02×10-6～>1 ×10-6), Low L.O.I. (loss on ignition), FMQ-1 or FMQ-2, chromian spinels (Cr#<0.6, XMg>0.4), strong evidences of secondary enrichment. 3. Mantle wedge serpentinites: low to medium Ti content (5×10-6～30×10-6), low Yb content (<0.05×10-6), high L.O.I., FMQ+1 to FMQ-1, chromian spinels (Cr#>0.6, XMg <0.4), Cs-, Rb-, and Sr-rich. 4. Fluids released from serpentinites: FME (fluid-mobile element) rich, high B/La, B/Nb, B/Th, U/Th, Sb/Ce, Sr/Nd and 11B-rich

1.2 转换断层

转换断层也是深海蛇纹岩的产地之一，例如，Hess Deep (Fryer, 2002)。早期研究认为，深海橄榄岩主要是从转换断层的围岩中获取(Bonatti, 1968; Miyashiroetal., 1969)。Bonatti (1968)通过对在大西洋中部(2°S～8°N)的转换断层中获取的样品开展研究，发现这些岩石包括未变质的基岩以及各种变质的基性岩和超基性岩。由于当时学者还未认识到蛇纹石化的重要性，将这些变质岩确定为与阿尔卑斯造山带有关的橄榄岩，并作为大西洋洋壳形成时的残余物(Bonattietal., 1970)，后来进一步的研究发现这些变质岩类是蛇纹岩。蛇纹石化的橄榄岩在转换断层的陡坡或沿轴向裂谷壁，甚至在轴向裂谷底出现(Fryer, 2002; Mével, 2003)。这些环境都有一个共同特点：利于海水渗透到洋壳和上地幔橄榄岩中，并与之发生蛇纹石化作用。

1.3 被动陆缘的洋陆转换带

板块边缘的俯冲带和洋陆转换带(ocean-continent transition，OCT)也是蛇纹石化作用的重要地区。被动陆缘的洋陆转换带，形成之初是贫岩浆地区，例如，纽芬兰与伊比利亚就是简单剪切模式下形成的被动陆缘，由大陆地壳、地幔岩和洋底增生楔组成，分布着大量的蛇纹岩(Whitmarshetal., 2000)。被动陆缘的洋陆转换带分布着大量的拆离断层，它们是地壳变薄和伸展形成的正断层，随着构造活动的进行，拆离断层的位移增加，深部的基性、超基性岩体出露，并可能导致这些岩体形成隆升的穹顶结构，最终形成海洋核杂岩的结构(Maffioneetal., 2014; 李三忠等, 2019)，海洋核杂岩多在慢速和超慢速扩张洋底发现(例如，大西洋伊比利亚平原和纽芬兰被动边缘)(Ildefonse and The IODP Expeditions 304 and 305 Scientists, 2005)。另外，汇聚板块边缘出现的板片窗使深部的上地幔橄榄岩充分暴露，也极容易发生蛇纹石化作用，生成深海蛇纹岩。

1.4 俯冲带

俯冲带地区的蛇纹岩变质机制相比其他地方复杂得多，地幔楔蛇纹岩包含在海沟和火山岛弧间产出的弧前蛇纹岩和在地幔楔上俯冲地幔产出的蛇纹岩(温度更高、深度更深)(Deschampsetal., 2013)。弧前地带的沉积物、洋壳物质和地幔橄榄岩在地幔楔被俯冲板片释放的流体交代发生蛇纹石化作用，会影响前弧乃至地幔深部(Fryer, 2002; Iyer, 2007)。弧前蛇纹岩与深海蛇纹岩有交集，但因为弧前蛇纹岩与地幔楔联系更密切，所以Deschampsetal.(2013)将它们划分在一起。俯冲带蛇纹岩是指被携带进俯冲带的洋源、陆缘物质，在地幔楔下的俯冲构造带产出的蛇纹岩。俯冲带是三类蛇纹岩的富集区(Deschampsetal., 2013)，它们的地球化学性质如图1所示。俯冲带蛇纹岩(与俯冲带相关)大多涉及世界范围内的蛇绿岩带和增生楔带。前人对欧洲阿尔卑斯山开展了大量研究，例如法国的Chenaillet蛇绿岩(Chalot-Pratetal., 2003)、法国的Queyras (Lafayetal., 2013)、意大利的Erro-Tobbio地块(Scambellurietal., 2001)、以及斯洛文尼亚的Bistrica超镁铁质岩体(De Hoogetal., 2009)、西班牙的Cerro del Almirez超镁铁质岩体(Marchesietal., 2013)和西班牙的Cabo Ortegal地块(Pereiraetal., 2008)。此外，喜马拉雅造山带周边地区也有俯冲带蛇纹岩出露。如图1，俯冲带蛇纹岩的Ti含量(30×10-6～500×10-6)高于深海蛇纹岩和地幔楔蛇纹岩(Deschampsetal., 2013)。俯冲带蛇纹岩的原岩fO2主要落在FMQ-1、FMQ-2，稀土元素Yb较为富集 (Deschampsetal., 2013)。地幔楔蛇纹岩中流体活动性元素(如Sr、Rb、Cs等)较为富集，地幔楔蛇纹岩的fO2主要落在FMQ+1到FMQ-1(Deschampsetal., 2013)。

蛇纹岩是了解10～200km深度范围内俯冲带地球动力学的关键，作为主要储水岩，流变性对深部变形和地震活动有很大的影响(Reynard, 2013)。蛇纹石脱水引起的岩层脆性转变，很有可能是洋壳向地球深部俯冲的动力诱因。虽然蛇纹石的电导率低于研究检测极限(10-4sm-1)(Guoetal., 2011)，但是可用来探测流体的存在，同时也要考虑盐度液体的影响(Reynard, 2013)。受蛇纹石渗透性不均一的影响，地幔楔中蛇纹岩释放的上升流体，并不是垂直运移，而是相对地幔楔的尖端斜向偏转(Scambellurietal., 2004)。此外，Yangetal.(2020)对俯冲带进行了数值模拟，结果显示，蛇纹石化程度高、厚蛇纹石化地幔、薄俯冲洋壳，更不容易形成弧岩浆。

2 蛇纹石化过程及其影响因素

2.1 蛇纹石化过程

蛇纹石化是指中、低温热液对基性岩和超基性岩交代而产生蛇纹石等矿物的一种水岩蚀变作用(Mével, 2003; Evansetal., 2013)。基性岩(如玄武岩)和超基性岩(如橄榄岩、科马提岩等)的水热蚀变，主要是岩石中的橄榄石和斜方辉石蚀变为蛇纹石，常见蛇纹石化及相关反应如表1，次要矿物有磁铁矿、水镁石、滑石等。岩石一般呈黄绿-黑绿色，风化后颜色变浅，为灰白色土状，有时肉眼可见网脉状构造，呈纤维状、致密块状集合体。透闪石和滑石等矿物也可以在蛇纹石化过程中产生(Früh-Greenetal., 2002; Escartínetal., 2003)。产生透闪石和滑石的原始矿物可能为辉石和橄榄石。辉石的蛇纹石化会导致SiO2流体的富集。流体中SiO2活度的提高导致滑石和透闪石相对于蛇纹石更稳定(Allen and Seyfried, 2003)。如果在断层带中存在富含二氧化硅的流体，则会交代橄榄岩形成蛇纹石-滑石-透闪石片岩，然而，这种交代作用形成的岩石在体积上占比很小。

蛇纹石化过程中伴随着化学元素的迁移，并造成其相对含量发生变化。前人认为主量元素 CaO、 Al2O3、 FeO和MgO等的迁移量很小(Mével, 2003)，蛇纹石化矿物假象保留了其初始矿物的Al、Cr和Ni等元素特征。海水主导的地幔岩石水化作用导致块状岩石中的Mg/Si发生轻微变化(Snow and Dick, 1995; Niu, 2004)，Mg减少的唯一证据被记录在低温变质的橄榄岩中，并且可能与粘土矿物的形成有关。另外，蛇纹石化过程除了增加水，还会消耗Ca (Janecky and Seyfried, 1986)。在高级蚀变作用下文石或方解石的沉淀会增加岩石中的Ca含量。尽管蛇纹岩中主量元素未发生较大变化(除了较高的H2O)，但蛇纹岩的地球化学性质相较于原岩仍发生了一些变化。蛇纹岩较高的Fe含量主要是继承自橄榄岩原岩，蚀变的橄榄岩中Fe2O3含量变化量可达5.21%～19.77% (Da Costaetal., 2008)，表明铁在蛇纹石化过程中十分活跃，主要富集于蛇纹石、水镁石、磁铁矿中。

蛇纹石中也含有一定量的Al2O3。通常，橄榄石中不含Al。但Dungan (1979)认为蛇纹石化的橄榄岩中含有一定含量的Al2O3。由橄榄石蚀变生成的蛇纹石含0.3%～2.5% Al2O3，由斜方辉石蚀变的蛇纹石含1.5%～ 4.7% Al2O3(Dungan, 1979)。在辉石蚀变时，Al从流体相进入蛇纹石晶体结构中。并且，由辉石蚀变生成的蛇纹石中Al2O3的量比由橄榄石蚀变生成的蛇纹石中Al2O3的量高(黄瑞芳等, 2015b)。

其次，元素Ni和Cr在蛇纹石化过程中较为活跃。在橄榄岩中，Ni主要来自于橄榄石。蛇纹石化产生的流体中Ni含量一般较低。Ni可富集在蛇纹石和磁铁矿中(Golightly and Arancibia, 1979; González-Manceraetal., 2009; Deschampsetal., 2010)。Cr的活动性体现在铬铁矿或尖晶石的蚀变中。典型的铬铁矿蚀变后形成三层蚀变环带：富Fe的铬铁矿环带、磁铁矿环带和硅酸盐环带(Ulmer, 1974)。与未蚀变的铬铁矿相比，富Fe的铬铁矿环带中Al和Cr含量降低，而Fe含量增加(黄瑞芳等, 2013)。

2.2 蛇纹石化矿物的矿物学特征

蛇纹石化过程的主要产物是蛇纹石化矿物，包括蛇纹石、磁铁矿、水镁石等矿物。下面对主要的蛇纹石化特征矿物进行介绍。

2.2.1 蛇纹石

蛇纹石是蛇纹石化作用的主要特征产物。矿物结构由Si-O四面体和Mg-O八面体按照1:1比例层状分布。四面体位置的Si4+可被Al3+和Fe3+替代，八面体位置的Mg2+可被Fe2+、Fe3+、Cr3+、Al3+、Ni2+和Mn2+替代(O’Hanley, 1996; Evansetal., 2013)。主要包括利蛇纹石、纤蛇纹石和叶蛇纹石三种类型。

利蛇纹石结构呈平行层状，是最主要的蛇纹石矿物(Miyashiroetal., 1971; Moody, 1976; Prichard, 1979; Hébertetal., 1990)(图2a)，常见于呈网状结构的蚀变橄榄石和绢石中，且相对其它两种类型更富Al、Fe (Uehara and Shirozu, 1984)。绢石是蛇纹石的假象结构的一种，是保留了辉石假象的蛇纹石，并且不利于晶体尺度上的体积增加。纤蛇纹石由倾向于形成圆柱体的卷曲层组成(图2b)，为卷轴状，主要出现在脉体中，多呈现平行的生长带结构。叶蛇纹石由于四面体和八面体的周期性倒转，导致一些八面体位置的缺失而呈波浪状(图2c)。八面体中Mg2+和(OH)-相对于Si来说，更易丢失，因此叶蛇纹石富Si贫Mg。

表1 常见蛇纹石化及相关反应

图2 蛇纹石矿物晶体结构示意图(据Evans et al., 2013)(a) 利蛇纹石; (b) 纤蛇纹石; (c) 叶蛇纹石Fig.2 Sketch of crystallographic structures of serpentine minerals (after Evans et al., 2013)(a) lizardite; (b) chrysotile; (c) antigorite

图3 利蛇纹石、纤蛇纹石和叶蛇纹石的转换关系及稳定域(据Evans, 2004修改)紫色反应线代表稳定的反应；黑色虚线代表亚稳定反应Fig.3 The transformation relation and stability domain of 1izardite chrysotile and chrysotile (modified after Evans, 2004)The purple solid line and dotted black line represent the stable reaction and the substable reaction, respectively

图4 富磁铁矿(a)和贫磁铁矿蛇纹岩(b)的背散射图像对比(据Klein et al., 2014)Fig.4 Backscatter electron (BSE) images of magnetite Mag-rich and Mag-poor serpentinite (after Klein et al., 2014)

这三类蛇纹石随着温度升高，存在“利蛇纹石-纤蛇纹石-叶蛇纹石”的过渡转化关系，并且有属于各自的稳定域。200℃以下的低温环境，利蛇纹石存在，超过200℃能够转化为纤蛇纹石，300℃以上的高温环境，叶蛇纹石存在。因此，根据蛇纹石族矿物组合，可以初步判断蛇纹石化发生的温度(丁兴等, 2016；Evans, 2004；图3)。但通过蛇纹石类型来判断蛇纹石化温度需谨慎，可能只在少数简单体系热力学平衡的情况下有效。另外，原岩的成分也会对蛇纹石的成分产生影响(Molletal., 2007; Deschampsetal., 2010)。角闪石蚀变和橄榄石蚀变后成分有所不同，橄榄石蚀变形成的利蛇纹石具有比前者更高的镁指数(Mg#=Mg/(Mg+Fe)×100)。研究发现，角闪石蚀变形成的利蛇纹石具有富FeO(9.22%～10.02%)、贫MgO(31.28%～32.98%)的特征(汪小妹等, 2009)，而橄榄石蚀变成因的利蛇纹石则具有贫FeO(3.91%～6.01%)、富MgO(35.95%～37.23%)的特征。辉石的蚀变产物和橄榄石的蚀变产物也存在成分差异。辉石蚀变形成的蛇纹石通常富Al (Wicks and Plant, 1979)。Dungan (1979)指出单斜辉石蚀变后形成的蛇纹石中Al2O3含量高达5.7%。由于Ca2+在蛇纹石化过程中被消耗，因此很难用主量元素来区分斜方辉石和单斜辉石蚀变之后形成的蛇纹石(Deschampsetal., 2013)。Deschampsetal.(2010)提出利用中度不相容元素与稀土元素一起区分橄榄石、斜方辉石和单斜辉石蚀变后的蛇纹石矿物。

2.2.2 磁铁矿

研究表明，几乎所有暴露在陆地和洋底的蛇纹石化橄榄岩中都存在磁铁矿(Toftetal., 1990; Oufietal., 2002)，磁铁矿常分布于蛇纹石边缘(黄瑞芳等, 2013)，但是磁铁矿含量差异非常大(Oufietal., 2002)。当> 75%的橄榄岩被蛇纹石化时，磁铁矿的产量通常快速上升，完全蛇纹石化的橄榄岩磁铁矿含量高于部分蛇纹石化橄榄岩(Oufietal., 2002)。ODP153航次获取的富含磁铁矿的蛇纹岩和173航次(伊比利亚边缘)获取的贫磁铁矿的蛇纹岩的背散射电子图像(BSE)表明，富含磁铁矿的蛇纹岩呈网格状构造(图4a)；而贫磁铁矿的蛇纹岩网状中心承载富铁水镁石(轻灰色)与蛇纹石共生，磁铁矿缺乏，基本不含有网格纹理(图4b)。

但是，磁铁矿在蛇纹石化作用过程中，并不是一直存在。例如，方辉橄榄岩和纯橄岩的蚀变，早期没有磁铁矿的出现，但晚期的蛇纹石脉中有磁铁矿(Bachetal., 2006)。Beardetal.(2009)在天然样品中发现了两类脉体：第一类中的蛇纹石矿物为叶蛇纹石(>350℃)，蚀变程度较低，蛇纹石和水镁石中的铁较高(10.88% FeO)，没有磁铁矿的结晶；第二类脉体切割第一类脉体，蛇纹石矿物为利蛇纹石(形成温度低于叶蛇纹石)，蚀变程度较高，有磁铁矿的结晶，蛇纹石含3.12% FeO，这表明磁铁矿的结晶与蚀变程度密切相关。蛇纹石化过程可以分为两个阶段：第一阶段主要形成富铁的蛇纹石和水镁石，第二阶段开始形成磁铁矿(McCollom and Bach, 2009)。但Malvoisinetal.(2012)和Okamotoetal.(2011)却认为，蛇纹石化过程的产物(例如，蛇纹石、水镁石、磁铁矿)与蚀变程度无关，表明橄榄岩蚀变的复杂性。

图5 橄榄岩和蛇纹岩碳酸盐化的反应途径(据Power et al., 2013)Fig.5 Pertinent reaction pathways at high and low temperatures that lead to carbonation of peridotite and serpentinite (after Power et al., 2013)

磁铁矿的形成与温度、水岩比等因素关系密切。Evans (2008, 2010)认为，磁铁矿的形成基于反应平衡的约束和低于300℃的橄榄石中缓慢的Mg-Fe体系的扩散；Kleinetal.(2014)的研究表明蛇纹石化温度太低时不利于磁铁矿的生成(图2b)；而Frostetal.(2013)认为在适合磁铁矿生成的温度下，水岩比影响蛇纹石化进程和磁铁矿生成，磁铁矿的形成是从早期形成的蛇纹石和水镁石中获取了Fe。Seyfriedetal.(2007)通过实验表明，在200°C和50MPa条件下，部分二辉橄榄岩的蛇纹石化可以产生富Fe的水镁石、蛇纹石和丰富的H2(aq)(76.7mmol/kg)，而几乎不形成磁铁矿。Lafayetal.(2012)在150～200℃进行了热液实验，发现尽管蛇纹石化作用已完成，但是仍然没有磁铁矿生成。已有的研究表明，中低温蛇纹石化实验中磁铁矿形成较少，而高温条件下的蛇纹石化实验几乎都产生了磁铁矿，二者形成了鲜明对比(Malvoisinetal., 2012)。目前对高温蛇纹石化过程中磁铁矿的形成过程的研究较为深入，但是对于中低温蛇纹石化过程仍缺乏深入研究。Toftetal.(1990)认为，蛇纹石化的最初阶段生成富铁蛇纹石和水镁石(反应式(1))，磁铁矿是在进一步蛇纹石化过程中生成的(反应式(12, 13))，在有磁铁矿形成的同时，蛇纹石中也可以含有少量的三价铁，Fe2+被氧化为Fe3+，水中的氢被还原为氢气 (反应式(11))(Toftetal., 1990; Bachetal., 2004, 2006; Beardetal., 2009; Frostetal., 2013)。McCollom和Bach(2009)通过一系列的热力学计算，认为Fe2+在低温时(<200℃)易进入水镁石中，导致磁铁矿和氢气的生成量降低。Frost and Beard (2007)通过热力学的计算表明磁铁矿生成时体系中的SiO2含量较低。可见，磁铁矿的生成可能受多种因素控制，例如，温度、压力、氧逸度和水岩比等，相关的实验需进一步推进。

2.2.3 水镁石

水镁石为镁质端元反应的产物(反应式(2))，多呈片状，常与蛇纹石共生。在低温条件下，Mg2+易被Fe2+取代(Bachetal., 2004; McCollom and Bach, 2009)，从而形成富铁水镁石(反应式(1))。水镁石易与水溶性硅继续反应生成蛇纹石，因此在富硅贫镁的体系中，水镁石不能稳定存在(反应式(14, 15))。

2.2.4 碳酸盐矿物

碳酸盐矿物也常作为蛇纹石化作用的产物出现。富SiO2流体交代白云石，在形成蛇纹石的同时，也生成二氧化碳和方解石，为非常规蛇纹石化；陆地上橄榄石等富Mg矿物被富CO2流体交代，生成菱镁矿，海底蛇纹石化时形成的碳酸盐矿物多为白云石和方解石。这些碳酸盐矿物也可在蛇纹石化之后的蚀变过程中出现，主要是由蛇纹石、水镁石或滑石进一步与流体中的CO2反应生成(图5)。这一过程消耗CO2而生成碳酸盐，具有较强的实际应用价值，被认为是一种CO2地质封存的有效方式，能为减轻全球变暖程度做贡献。

2.3 影响蛇纹石化过程的主要因素

蛇纹石化过程产生的矿物组合受控于当时的环境因素，例如，温度、氧化还原程度、pH值和水岩比。各因素紧密联系，相互作用。磁铁矿的形成以及铁元素的行为在蛇纹石化过程中尤为重要，因为氧化还原反应生成三价铁并且伴随着水还原成氢气，从而将蛇纹石化环境驱动到极低的fO2值。

2.3.1 温度

温度是限制蛇纹石化过程的关键因素之一，温度太低会导致蛇纹石化的进程停滞不前，产生不同的蛇纹石化矿物。例如，蛇纹石化初期阶段，温度太低Fe元素不易从蛇纹石或者水镁石中迁移出去，从而不利于磁铁矿的生成(Frostetal., 2013)。100～300℃时，橄榄石蛇纹石化产生的H2随着温度的升高而增加，当温度超过350℃时，橄榄石蛇纹石化速率降低，导致生成H2的量骤减(McCollom and Bach, 2009; 黄瑞芳等, 2015a)，但在此温度下，斜方辉石蛇纹石化产生的H2随着温度的增加而增加(McCollom and Bach, 2009)。当温度超过350℃时，斜方辉石蚀变产生的氢气高于橄榄石(Allen and Seyfried, 2003)。

蛇纹岩多期网脉的出现表明，蛇纹石化过程是一个多期次叠加的结果。蛇纹石族矿物稳定存在于500℃以下，并且它们都有各自的稳定域(O’Hanley, 1996；图3)。利/纤蛇纹石通常产生于50～300℃的温度范围，而叶蛇纹石产生于400～600℃的范围内(Evans, 2010)。因此，低温状态下利/纤蛇纹石为主要的蛇纹石族矿物，而叶蛇纹石则在高温状态居于主导地位。利/纤蛇纹石和叶蛇纹石之间的转变大约发生在300～400℃的范围内(Lafayetal., 2013)。以发展的角度来看蛇纹石化过程，洋中脊处橄榄岩的蛇纹石化实质是一个退变质作用的过程，橄榄岩降温发生水岩反应，随着体系内温度的变化而产生不同阶段的蛇纹岩相矿物组合。需加以区分的是俯冲环境中蛇纹岩发生的进变质作用，不属于蛇纹石化作用。早期形成的低温相(例如，纤蛇纹石相、利蛇纹石相)随着俯冲环境的变化逐步转变为高温相(例如，榴辉岩相、叶蛇纹石相)。叶蛇纹石在温度达到600～700℃时彻底脱水分解(Ulmer and Trommsdorff, 1995; Wunder and Schreyer, 1997)，在富Al体系下，最终出现橄榄石+斜方辉石+绿泥石的矿物组合，例如西班牙的Cerro del Almirez地块(Trommsdorffetal., 1998; Debretetal., 2015)。

2.3.2 氧化还原程度

蛇纹石化过程不仅是水岩反应，而且还是氧化还原反应。蛇纹石化过程中，橄榄石中的Fe2+大部分转换为磁铁矿中的Fe3+，富含H2的溶体将溶解的CO2转换为还原性碳，比如甲烷、乙烷、丙烷等碳氢化合物气体(Frost, 1985; Berndtetal., 1996; Charlouetal., 2002; Oufietal., 2002; Bachetal., 2006; Klein and Bach, 2009; McCollom and Bach, 2009; Kleinetal., 2014)。

在形成蛇纹石网脉的过程中，早期还原条件下，蛇纹石化反应还产生了磁铁矿和铁镍硫化物(如反应式(16))(Frost, 1985)；随着反应的进行，蛇纹石化反应所在的流体-岩石系统，会向着更为氧化的条件发展，产物赤铁矿的量不断增加(Bachetal., 2004)；如反应式(17)(Frost, 1985)。

6Fe2SiO4(铁橄榄石)+7H2O=3Fe3Si2O5(OH)4(蛇纹石)+Fe3O4(磁铁矿)+H2

(16)

12Fe2SiO4(铁橄榄石)+15H2O=6Fe3Si2O5(OH)4(蛇纹石)+3Fe2O3(赤铁矿)+3H2

(17)

在没有催化剂参与反应的情况下，蛇纹石化过程中CO2被还原为CH4的速度非常慢(Sackett and Chung, 1979)。早期人们推测是金属Fe或磁铁矿催化了非生物成因的甲烷生成(Berndtetal., 1996)。后来人们发现铁镍矿(Ni2Fe至Ni3Fe)也可以催化碳还原成甲烷等碳氢化合物，并且氢气的存在能够增加铁镍矿的催化能力(Klein and Bach, 2009; Foustoukosetal., 2015)。综上所述，还原条件较为强烈的环境下，蛇纹石化反应的产物会更有利于蛇纹石化过程的推进。Berndtetal.(1996)在实验中通过使用测得的H2浓度，来监测氧化还原程度。晚期矿脉中，赤铁矿量的增加与热液溶液中 H2S(aq)和 H2(aq)活性的降低有关(Bachetal., 2004)。

表2 大西洋不同地区热液区喷口和海水的成分对比(据Iyer, 2007)

2.3.3 pH值

pH与蛇纹石化反应互为耦合关系，不同pH值会对蛇纹石化反应路径产生影响，蛇纹石化反应的进行也会改变蛇纹石化体系的pH条件。理论预测，橄榄岩与海水的相互作用会产生高pH值、低SiO2、高H2含量的热液(Wetzel and Shock, 2000)。反应路径取决于橄榄岩的矿物组成、矿物的溶解度、水岩比和溶液化学性质，溶液化学性质中的pH值，影响了蛇纹石化的反应路径，同时pH值还影响着参与反应矿物的溶解速率(Allen and Seyfried, 2003)。

pH值高的环境，在蛇纹石化过程中能够保证铁氧化物相的相对稳定(Beard and Hopkinson, 2000)。然而实际情况比这复杂(Iyer, 2007)(表2)。自然界中也存在着低pH值的热液流体(例如，Rainbow 和 Logatchev 地区)(Moody, 1976; Seyfried and Dibble, 1980; Janecky and Seyfried, 1986)。但Rainbow处较低的pH值可能是短暂事件，并且其斜方辉石的SiO2缓冲液在最后耗尽后，蛇纹石化反应体系的pH值又再次上升(Charlouetal., 2002)。许多完全蛇纹石化的橄榄岩不含水镁石和滑石。原因是先参加反应的矿物相一旦耗尽，与剩余残留相的相互作用，将改变流体的性质(降低pH 值和提高SiO2的活度)，从而使水镁石或滑石继续反应为蛇纹石。另一方面，当高温条件下斜方辉石逐渐代替橄榄石成为参与蛇纹石化反应的主力时，在相对较高的SiO2浓度的蛇纹石化反应系统里，溶液释放出的H+不被中和(例如，与磁铁矿反应)，pH值降低(Charlouetal., 2002; Allen and Seyfried, 2003)。

pH值影响参与蛇纹石化反应矿物溶解的速率。橄榄岩的水岩模拟实验表明(Aumento and Loubat, 1971; Seyfried and Dibble, 1980; Allen and Seyfried, 2003)，最初溶液中SiO2增加，而MgO和pH值降低。低pH值有利于Fe、Mn、Zn的溶解。随后，pH升高，溶解速率降低。

2.3.4 水岩比(W/R)

图6 正交偏光下不同程度蛇纹石化橄榄岩(据Maffione et al., 2014)Fig.6 Optical photomicrographs under crossed polars providing an overview of varying serpentinization degrees (after Maffione et al., 2014)

水岩比对蛇纹石化进程有控制作用。Sakaietal.(1990)通过计算，将新鲜橄榄岩转变为蛇纹岩所需的最低W/R限定为0.13；通常W/R越高，蛇纹岩同位素组成的改变程度越大(Sakaietal., 1990)。对于大西洋洋中脊的蛇纹岩，在400℃下计算出的W/R为0.55～1(Agrinier and Cannat, 1997)。Sakaietal.(1990)根据 Ogasawara-Mariana弧前海山中蛇纹石的H和O同位素组成，判断至少有两种水参与了蛇纹石化作用，它们分别是海水和俯冲板片脱出的水。与“正常”非剪切蛇纹岩相比，剪切型蛇纹岩中的δD更低，δ18O含量更高，这表明剪切型蛇纹岩是在深部形成的，可能是通过与俯冲板片脱出的水相互作用，使地幔楔橄榄岩发生部分蛇纹石化而形成的(Sakaietal., 1990)；如果将超镁铁质岩体置于较浅的部位，海水会通过孔隙渗透进入，将未反应的橄榄岩进一步蛇纹石化，显示出“正常”的网状纹理且δD更高(Sakaietal., 1990)。Frostetal.(2013)发现在水岩比不同的条件下，岩相中形成了不同的脉体：Ⅰ型脉形成于以岩石为主的系统中，其中 FeO、MgO 和 SiO2的活度由橄榄石和斜方辉石的成分决定；II型脉形成于以流体为主的系统中，流体的增加驱动了蛇纹石化反应的进行，水镁石和蛇纹石反应生成磁铁矿和氢，并且水镁石和蛇纹石中的铁被提取出来，产生磁铁矿。结果导致体系更具镁质，水镁石-蛇纹石-磁铁矿组合的氧逸度升高，因此逐渐降低磁铁矿形成反应速率(Frostetal., 2013)，氢的浓度随着水岩比的增加而减少(McCollom and Bach, 2009)。

3 衡量蛇纹石化作用程度的方法

衡量蛇纹石化程度(serpentinization degree calculated，Sc)最简单直接的方法就是岩相观察，岩石磁学的磁化强度和地球化学的烧矢量(loss on ignition， LOI)等可以作为间接指标。

3.1 岩石微观结构

蛇纹石化程度不同的橄榄岩其微观结构上存在明显的差异。Maffioneetal.(2014)指出在海洋核杂岩中，随着蛇纹石化程度的升高，橄榄石晶粒显示出不同程度的重结晶，并呈糜棱状。蚀变程度较低的样品(图6a，b)蛇纹石化形成了典型的蛇纹石网状结构。蚀变程度高的样品(图6c，d)显示出较大的横切状蛇纹石脉，通常在岩脉中心充填有磁铁矿颗粒。

Mirdita海洋核杂岩中蛇纹石化橄榄岩的背散射图像(图7a，b)显示，蛇纹石化程度极低(2%)的样品中，磁铁矿晶粒主要为(亚)微米级别，偶尔会出现较大的颗粒聚集体(5～10mm)。蛇纹石化程度为中等(10% < Sc < 40%)的样品中(图7c，d)，在蛇纹石脉的中心会发育较大的磁铁矿晶粒。而高度蛇纹石化的橄榄岩(>40%)中，大颗粒(>50mm)的磁铁矿晶粒构成了宽蛇纹石脉中心的主要部分(图7e，f)，有的甚至分布在整个岩石中(图7g，h)。

3.2 磁学指标

超镁铁质岩的蛇纹石化会导致磁铁矿的形成，而磁铁矿在形成过程中会记录当时地磁场的信息(Lienert and Wasilewski, 1979; Bina and Henry, 1990; Toftetal., 1990; Oufietal., 2002)。因此，超镁铁质岩石的磁化率(χ)、天然剩磁(natural remanent magnetization, NRM)、中值场(median destructive field, MDF)、磁滞参数(Mrs，Ms，Hcr，Hc)以及晶粒大小和磁铁矿的体积分数(m)与蛇纹石化程度密切相关。

利用大洋钻探样品获得的数据显示，蛇纹石化橄榄岩中磁铁矿的磁化率、粒径大小等磁学性质受蛇纹石化程度控制(Oufietal., 2002)。但这种相关性通常较差，并且只对于蛇纹石化程度高的样品适用。对于蛇纹石化程度较弱的橄榄石，其磁学性质及其在整个蛇纹石化过程中如何演化目前没有明确定论。

对大洋蛇纹岩磁性的详细研究揭示了磁铁矿形成的复杂性，磁化率和磁铁矿的含量呈正相关关系。然而，磁铁矿含量的增加并不和蛇纹石化的量呈线性关系(Mével, 2003)。

Miller and Christensen (1997)根据以下方程式在密度(d)和原始蛇纹石化程度(S)之间建立了线性反相关关系：

S=(3.3-d)/0.785

[1]

后来，Oufietal.(2002)根据新形成的磁铁矿的量对等式[1]计算出的蛇纹石化程度进行了校正，得到了校正后的蛇纹石化度(serpentinization degree calculated，SC)：

SC={3.3-[(d-5.2×m)/(1-m)]}/0.785

[2]

其中m是磁铁矿的体积分数(以%表示)，由下式给出：

m=Ms/92×100

[3]

公式[2]中Ms是样品的饱和磁化强度，92Am2/kg是纯磁铁矿的饱和磁化强度。

Maffioneetal.(2014)在研究海洋核杂岩的蛇纹石化过程中，综合利用Mirdita海底核杂岩和洋中脊橄榄岩(mid-ocean ridge-related abyssal peridotite，MAP)的数据库对磁铁矿的体积分数(m)的计算公式进行了拟合：

m=0.23×exp (0.03×SC)相关系数(R)=0.68

[4]

图7 Mirdita海洋核杂岩中蛇纹石化橄榄岩的背散射图像(BSE)(据Maffione et al., 2014)Fig.7 BSE images of serpentinized peridotites from the Mirdita oceanic core complex (OCC) (after Maffione et al., 2014)

这个拟合结果与Oufietal.(2002)的结果具有很好的一致性。图8显示，随着蛇纹石化过程的进行，磁铁矿的体积分数m、NRM和χ均呈指数增长(在60%～70%蛇纹石化之后加速)。而Malvoisinetal.(2012)的水热实验模拟结果显示磁化率χ随着蛇纹石化程度的增加呈线性增长趋势。将该结果与MAP数据库中观察到的磁铁矿产量的显著变化相结合，进一步表明热液系统的物理、化学条件可能直接控制副产物(如磁铁矿)的含量，但不能直接控制其含量快速增加的时间节点(例如，在Sc>60%时快速增加)。这种指数增长归因于富铁水镁石的分解，由二氧化硅活性的增加引起(Bachetal., 2006)，或者整体环境从岩石为主转变为流体为主的条件，其中氧化还原程度随着时间的推移而增加(Frostetal., 2013)。

图8 蛇纹石化程度对磁铁矿的体积分数m (a) 、天然剩磁NRM (b) 、体积磁化率κ(c)的控制作用(据Maffione et al., 2014修改)Mirdita OCC: Mirdita海底核杂岩；MAP:洋中脊橄榄岩Fig.8 Variation of magnetite volume content m (a), intensity of the natural remanent magnetization (NRM) (b), and magnetic susceptibility κ(c) with the degrees of serpentinization (Sc) for the peridotites from the Mirdita OCC and MAP (modified after Maffione et al., 2014)Mirdita OCC: Mirdita oceanic core complex; MAP: mid-ocean ridge-related abyssal peridotite

图9 Mirdita OCC样品的磁滞实验结果——FORCs图(据Maffione et al., 2014)Fig.9 Results of hysteresis experiments from representative Mirdita OCC samples characterized by increasing (left to right) serpentinization degrees: FORCs diagrams (after Maffione et al., 2014)

为进一步探究磁性矿物的磁畴随着蛇纹石化程度加深的变化，前人对样品进行了一系列磁滞实验分析。Mirdita海洋核杂岩样品的FORCs图(First-Order Reversal Curves)(图9)显示，随着SC从6%增加到95%，样品的磁畴从超顺磁(SP)逐渐演化为单畴(SD)、单畴和准单畴(PSD)混合，最后为SD、PSD和多畴(MD)颗粒的混合，展示出磁铁矿粒径逐渐增加的趋势(Maffioneetal., 2014)。

随着蛇纹石化程度的增加，磁畴的粒径与稳定性之间存在联系(Maffioneetal., 2014)。多畴颗粒主要在蛇纹石化程度达到60%之后迅速生长，这是由于体系从岩石为主变为流体为主的环境，导致磁铁矿生产率的快速提高。但流体为主环境下生成的大量多畴磁铁矿颗粒的磁性不稳定(图10)。此时磁性不稳定的原因与MD颗粒的性质有关，MD颗粒的磁畴壁与自旋磁矩易被改变。MD颗粒与磁铁矿的体积含量m(%)随着蛇纹石化程度的加深，而呈现出指数增加的关系。

图10 在蛇纹石化过程中磁铁矿的体积含量m(%)和磁畴MD含量(%)的变化(据Maffione et al., 2014修改)Fig.10 The volume content m (%) and magnetic domain MD content (%) of magnetite change during the process of serpentinization (modified after Maffione et al., 2014)

图11 天然剩磁与磁化率的对数图(据Maffione et al., 2014; Oufi et al., 2002; Kelemen et al., 2004)Fig.11 Log-log plot of NRM and susceptibility of oceanic serpentinized peridotite samples from the Mirdita OCC compared to lines of constant Q (Königsberger ratio) calculated for field of 37.2A/m (after Maffione et al., 2014; Oufi et al., 2002; Kelemen et al., 2004)

3.3 地球化学指标

蛇纹石化作用是一种水岩反应。蛇纹岩全岩含有15%～16%的水含量(Vilsetal., 2008)。在蛇纹岩中，水含量通常被用作蛇纹石化程度的代表。通过计算样品高温加热前后的质量的差异，确定出蛇纹岩样品的烧失量LOI。然而，蛇纹石化是否会对岩石的整体化学性质产生影响，存在许多争论。O’Hanley (1996)很好地解决了这些围绕体积问题的争论，因为蛇纹石的密度(2.5g/cm3)远低于新鲜橄榄岩(3.3g/cm3)。如果蛇纹石化以恒定的体积发生，则密度的降低必须伴随化学元素的损失。相反，如果化学元素保持恒定，则必须增加体积以解决密度降低的问题。但是，在样本规模上，广泛遍布的网脉状可以解释体积的增加。目前的普遍共识是主量元素不会因为蛇纹石化作用而发生较大变化，微量元素可能发生改变等。

地球化学参数和磁学参数结合的多指标方法，用来衡量蛇纹石化程度值得考虑。Bina and Henry (1990)使用磁铁矿的体积分数m与全岩Fe含量的比值。磁铁矿的体积分数(如公式[3])即样品的Ms与纯磁铁矿的体积分数的比值。全岩Fe含量由主量元素计算得到。Ms与磁性矿物的粒径无关，与磁性矿物有关，因此使用较为广泛(Bina and Henry, 1990; Oufietal., 2002)。

4 蛇纹石化的地质意义

4.1 蛇纹石化作用对海底磁异常的贡献

蛇纹石化作用所产生的磁性矿物对海底磁异常的贡献值得人们关注。Maffioneetal.(2014)总结(图11)：蛇纹石化作用初期阶段所生的磁铁矿含量较低，磁畴颗粒以SP、SD、PSD为主，随着蛇纹石化作用的进一步加深，由岩体转变为流体为主的体系后，磁性矿物的磁畴以MD为主导，对海底磁异常产生的贡献逐渐增加。

Q值是指示岩石稳定保持剩磁的能力，是岩石记录的剩磁与现今感应磁化强度的比值。Q值的计算公式为 Q=NRM(Am-1)/[κ(SI)×H(Am-1)]，其中H是当地地磁场强度。当Q>1时，说明岩石的剩磁可以作为海底磁异常的来源，而当Q<1时，其对海底磁异常的贡献较小。图11所示，大部分蛇纹石化橄榄岩的Q>1，说明其会对海底磁异常做出贡献。因此，蛇纹石化橄榄岩是海底磁异常的一个重要来源。

4.2 俯冲带蛇纹石化作用及蛇纹岩脱水对俯冲过程和俯冲带流体活动的影响

蛇纹石脱水可能会产生高fO2流体，这些流体有助于氧化岛弧地幔，流体活动性元素通过弧岩浆能够显著改变上覆地幔楔的组成和性质。“俯冲工厂”将水岩反应后的产物循环回地幔(Tatsumi, 2005)，这种循环机制对全球地球化学循环以及地球动力学具有重要影响。俯冲过程伴随着温压的改变，俯冲板片发生变质作用，流体逐渐从板片中释放，并因此触发了地幔楔内的部分熔融，从而导致弧岩浆作用(Green II, 2007)。弧岩浆作用是俯冲带的一个普遍特征，其特征是典型的钙碱性岩浆作用，并且主要归因于连续输入的流体(Peacock, 1990; Hirschmann, 2006; Groveetal., 2012)。前人为了确定俯冲岩石圈的水分平衡，对脱水的时间进行了研究(Rüpkeetal., 2002)。脱水主要发生在俯冲深度100～170km，这取决于地热梯度，并且与关键含水相的稳定性有关，如角闪石(Pawley and Holloway, 1993; Poli and Schmidt, 1995)和蛇纹石(Ulmer and Trommsdorff, 1995; Wunder and Schreyer, 1997)。俯冲的洋底沉积物和热液改造的玄武岩经过变质作用，将水分提供于地幔楔前弧，使地幔橄榄岩发生蛇纹石化(汪品先等, 2018)。在俯冲带，叶蛇纹石不稳定而脱水分解，流体活动性元素就会随着流体相一同运移上升，进入地幔楔并诱发部分熔融；这些流体活动性元素进入到岛弧岩浆中，参与了俯冲带的化学循环(吴凯等, 2020)。为证明这一观点，前人对微量元素或同位素研究显示了叶蛇纹石分解过程中释放的流体成分与弧岩浆存在关联(Scambellurietal., 2004)。

图12 俯冲过程中蛇纹岩中的铁氧化还原行为示意图(据Alt et al., 2012; Debret et al., 2015修改)方框显示了蛇纹岩俯冲过程中的铁氧化还原态及其氧化还原含铁矿物的数量(据Debret et al., 2013a, b, 2015); 弧岩浆和MORB的Fe3+/FeTotal之比(据Kelley and Cottrell, 2009). 蓝色虚线表示利蛇纹石的不稳定性极限(据Schwartz et al., 2013); 红色虚线表示蛇纹石的不稳定性极限(据Ulmer and Trommsdorff, 1995)；灰色虚线代表温度梯度. 蛇纹岩在变质过程中产生的流体：向上移动(箭头)，并可能与地幔楔发生交代作用Fig.12 Schematic diagram illustrating Fe redox behavior in serpentinites during subduction (modified after Alt et al., 2012; Debret et al., 2015)Boxes show the Fe redox states of serpentinites during subduction and the redox and the amount of Fe3+ bearing minerals (after Debret et al., 2013a, b, 2015). Ratio of Arc Magma to MORB’s Fe3+/FeTotal (after Kelley and Cottrell, 2009). The blue dashed line indicates the instability limit of lizardite (after Schwartz et al., 2013); Red dashed lines indicate the limits of instability of antigorite (after Ulmer and Trommsdorff, 1995); The gray dashed line represents the temperature gradient. Fluids came from serpentinites during metamorphism: upward movement (arrow) and possibly metasomatism with the mantle wedge

蛇纹岩俯冲变质过程中，蛇纹岩可能构成重要的流体储集层，同时也是俯冲带中Fe3+的重要储层，在氧化还原过程中发挥着重要作用(图12)。在以流体为主的系统中，橄榄岩蛇纹石化程度的增加伴随着蛇纹岩中磁铁矿含量的增加(Marcaillouetal., 2011; Frostetal., 2013; Kleinetal., 2014)。前人通过测量叶蛇纹石分解过程中所涉及的不同硅酸盐相(主要是叶蛇纹石和绿泥石)的Fe3+/FeTotal比发现，叶蛇纹石的Fe3+/FeTotal比利蛇纹石相或纤蛇纹石相低(Debretetal., 2015)。在俯冲过程中，从绿片岩到蓝片岩相，利蛇纹石和纤蛇纹石向叶蛇纹石转变，伴随着蛇纹石中Fe3+/FeTotal的降低以及磁铁矿的溶解。这些结果证明了进变质过程伴随着蛇纹石中Fe的还原(Debretetal., 2014)。随着俯冲作用的继续进行，叶蛇纹石脱水，叶蛇纹石更加富含Fe3+(Fe3+/FeTotal=0.6～0.75)，与次级橄榄石反应重新平衡，磁铁矿含量减少(1.6%～2.2%)(Debretetal., 2015)，这表明Fe3+优先进入蛇纹石而不是橄榄石。叶蛇纹石的分解特征是Fe3+/FeTotal(BR)逐渐降低，富Fe2+相的结晶和磁铁矿逐渐消失(Debretetal., 2015)。对富含Fe3+的赤铁矿和钛铁矿共生体的观察表明，富含Fe2+的矿物相结晶释放出的O2可以促进赤铁矿的结晶，并随后增加俯冲地幔内部的氧逸度，因此可以在俯冲带中产生高度氧化的流体，并有助于地幔楔的氧化(Debretetal., 2015)。

进变质作用伴随着蛇纹岩中铁的减少和蛇纹岩中fO2的增加。从绿片岩到蓝片岩相，利蛇纹石转变为叶蛇纹石；到榴辉岩相随着磁铁矿和蛇纹石的消失，蛇纹岩的最终矿物组合为绿泥石-橄榄石-斜方辉石(Trommsdorffetal., 1998; Schwartzetal., 2013; Debretetal., 2015)。绿泥石-方辉橄榄岩阶段中赤铁矿的结晶表明，fO2在变质过程中增加。蛇纹岩中Fe3+/FeTotal(BR)的变化受蛇纹石矿物中磁铁矿含量和Fe3+/FeTotal比值控制，而且它们都在进变质作用过程中降低(图12)。

4.3 蛇纹石化对成矿作用的影响

蛇纹石化作用对成矿过程的影响不容忽视，如斑岩型金矿、硼矿床、石棉矿床、铁镍矿、铜钼矿等。前人在蛇绿岩带内发现很多金矿，这些金矿床的产状与超基性岩密切相关，并发生了强烈的蛇纹石化和碳酸盐化蚀变，并在超基性岩出现了硅化带。利蛇纹石在向叶蛇纹石转变的过程中，蛇纹石相变导致释放大量的F、Cl (Debretetal., 2014)。Cl、S等可以与流体中的OH-生成络合离子，这些离子能够将贵重金属元素从流体中萃取出来(Hack and Mavrogenes, 2006)。中国辽河群硼矿中，蛇纹石主要是叶蛇纹石，其次才是纤蛇纹石和利蛇纹石(赵鸿, 2007)。利蛇纹石主要存在于围岩中，叶蛇纹石主要分布在矿体边部。利蛇纹石具有比叶蛇纹石高的B含量(黄作良, 2012)。蛇纹岩富含B，当经过利蛇纹石向叶蛇纹石的转变，部分的B被释放出来，并参与成矿作用。世界上大多数石棉矿床产于蛇纹石化的富镁超基性岩中(谭建, 1982)。蛇纹岩中的副矿物铁镍合金代表着氧逸度极低的还原环境，低氧逸度是因为蛇纹石化过程中产生了大量的氢气。有实验表明铁镍合金对产生甲烷有催化作用(Horita and Berndt, 1999)。河北小寺沟铜钼矿床蛇纹石化蚀变岩分布于外接触带中，该蚀变带以蛇纹石化透辉石为中心，向两侧呈带状分布，铜矿化集中于黑绿色蛇纹岩和富含黑绿色条带的蛇纹石化大理岩中(韩秀丽等, 1998)。

4.4 蛇纹石化作用对生物演化的指示

蛇纹石化过程中会产生H2，H2溶解在水中，与无机碳生成甲烷等复杂的有机化合物，该反应被称为费托合成反应(Fischer-Tropsch-type synthesis)。在反应液与含氧海水混合的地方，会形成很强的氧化还原梯度，并且微生物可以利用动力学上缓慢的碳化合物的还原、氧化或沉淀来获取代谢能。在该系统中形成溶解氢(H2(aq))的关键是铁的氧化：2FeO(在原生矿物中)+H2O=Fe2O3(在次生矿物中)+H2(aq)(Kleinetal., 2014)。地球表面早期为海洋，海洋岩石圈的广布以及通过热液海水循环大量释放来自地球的热通量，因此早期的蛇纹石化可能更加广泛。蛇纹岩中普遍存在的铁镍矿会催化橄榄岩的水热系统中非生物成因的甲烷产生(Foustoukosetal., 2015)，这也被认为是早期微生物生命的摇篮，并可能对早期大气的组成至关重要(Sleepetal., 2011)。

自从发现洋中脊系统的热液喷口存在生命后，人们对地球上生命起源关注焦点逐渐集中在海洋中。冥古宙锆石(4.4Ga)的氧同位素所反映的温度，表明可能在地球早期海洋就已经存在(Wildeetal., 2001)。超基性岩蛇纹石化作用，生成非生物成因的烷烃，为化学自养生物群落提供生命所需的能量和初始物质，为生命的产生创造了条件(Russelletal., 2010; 王先彬等, 2014)。大西洋失落之城(Lost City)的白烟囱、热液生物是由于蛇纹石化低温热液作用产生的(汪品先等, 2018)。马里亚纳海沟的蛇纹石化环境下的泥火山作用，促进了环境向利于细胞生命生存的条件转变，在附近出现了微生物群落(Fryeretal., 2020)。蛇纹岩上方的海底热液喷口产生水和离子氢的化学势梯度，为生命起源提供了非常有吸引力的场所；月球撞击事件之后，大量早期大气中的CO2进入地幔中，大气中的CO2浓度由25bar降到1bar以下，当时海水pH仅为6，而海底蛇纹岩中流动液体的pH却高达9～11，巨大的酸碱梯度利于生命产生(Sleepetal., 2011)。蛇纹石化作用推动了壳幔之间的交换，循环利用氧化地壳的Fe3+来交换地幔Fe2+，氧化还原作用重新恢复地壳活力(Hayes and Waldbauer, 2006)。地幔物质的蛇纹石化也有可能在其他星球上发生，这对探索地外生命有着积极意义。美国航天局的Europa Clipper计划进行多项科学调查任务，检验蛇纹石化作用对其他星球的生命存在的预测，评估目标星球的宜居性(Buffingtonetal., 2017)。Fryeretal.(2020)认为对于地球或者其他行星的生命演化，最好多考虑热液作用以外的过程系统引起的蛇纹石化。

5 结语与展望

蛇纹石化作用是最重要的水岩作用之一，对大洋岩石圈演化具有重要贡献，广泛发生于慢速-超慢速洋脊、转换断层、构造窗、洋陆转换带和俯冲带地区。蛇纹石化过程受温度、氧化还原程度、pH值、水岩比等的控制。例如，随着反应温度的增加，蛇纹石矿物从利蛇纹石、纤蛇纹石逐渐转化为叶蛇纹石，而蛇纹石族矿物稳定度取决于热力学和动力学参数。蛇纹石作为重要的携水矿物，平均含有13%的H2O，富集流体活动性元素，因此在全球俯冲带水循环中起重要作用。在与俯冲有关的地幔楔接触时，脱水释放出的水，诱导地幔楔部分熔融产生弧岩浆，在此过程流体活动性元素与围岩进行交代作用，条件适宜时即富集成矿。另外，蛇纹石化过程中释放的氢对地球早期生命起源十分关键，为新陈代谢提供了能量来源。在高温下也可与CO2结合，通过费托反应合成非生物成因的碳氢化合物和脂肪酸等有机化合物。

磁铁矿作为蛇纹石化过程的主要矿物组成之一，其含量和性质明显受控于蛇纹石化程度，因此，可以利用蛇纹岩中磁铁矿的性质推断蛇纹石化程度及形成的地质环境。另外，蛇纹石化过程中产生的磁铁矿，也可能是海底磁异常的一个磁性来源。因此，磁铁矿是研究大洋蛇纹石化过程的一个重要的切入点和突破口。

未来蛇纹石化作用还需要从以下方面进行深入研究：

(1)当前蛇纹石化热力学性质还需深入探究。利用矿物组合和蛇纹石矿物的性质来推断大致温度范围，不能得到精准温度；氧同位素δ18O分馏，蛇纹石和磁铁矿的经验分馏曲线，需要更多的实验数据完善，以此来约束估算温度的精度。

(2)可以通过岩石的微观结构和水含量衡量蛇纹石化程度，但是受其他因素的影响，误差很大。如何利用体系内磁铁矿的含量来量化蛇纹石化程度需要深入探索。

(3)磁铁矿的形成，对海底磁异常的分布产生一定程度的影响。当前局部海底的磁异常是否与蛇纹石化过程相关需要深入研究。

(4)蛇纹石的脱水引起的岩层脆性转变，很有可能是洋壳向地球深部俯冲的动力诱因。

(5)目前对蛇纹石化作用中流体迁移过程仍没有系统厘定，可以对流体的迁移进行建模。例如，洋脊热液系统与俯冲地区板块弯曲、正断层有关的热液循环。

(6)非生物成因的烷烃物质生成，影响生命的机制，蛇纹石作用可以为探索地外生命提供一些线索。