兴蒙造山带橄榄岩捕掳体中石榴石次变边对地幔组成转变的启示*

邹东雅 张宏福

浙江大学地球科学学院，杭州 310058

石榴石相地幔橄榄岩捕虏体在碱性玄武岩中非常少见，在中国东部广泛分布的新生代火山岩中，已经发现的石榴石相地幔橄榄岩捕虏体主要分布在大兴安岭地区的诺敏河和哈拉哈河-绰尔河、河北汉诺坝、河南鹤壁、安徽女山、浙江新昌和西垄、福建闽清和明溪、广东麒麟等地(刘若新等, 1985; 樊祺诚等，2008; Suetal., 2011; 隋建立等, 2012)。最近，我们在兴蒙造山带锡林浩特地区新生代玄武岩中发现了丰富的地幔捕虏体，包括尖晶石相和石榴石相的橄榄岩。石榴石橄榄岩捕虏体中的石榴石普遍发育次变边结构，本文通过对橄榄岩捕虏体中的石榴石及其次变边进行详细的岩相学和电子探针主量元素及背散射图像分析，探究石榴石次变边的矿物组合、化学成分和成因机制，旨在探讨该区域岩石圈地幔经历的构造过程。

1 区域地质背景和岩相学特征

兴蒙造山带属于中亚造山带的东段，夹持在西伯利亚板块、华北板块和太平洋板块之间，包括我国东北及其邻区。该造山带由多个微陆块、岛弧和洋壳的碎片组成(Xiaoetal., 2003; 徐备等, 2014)(图1)。这些微陆块大多数是在Rodinia超大陆裂解期间形成的，古生代期间，随着洋盆逐渐闭合，微陆块通过复杂的碰撞拼合到一起(佘宏全等, 2012)。同时，洋盆间也产生了大量增生杂岩，它们与洋岛和微陆块共同组成了现今的兴蒙造山带(郭锋等, 2009)。中生代早期，由于古亚洲洋的最终闭合，兴蒙造山带的构造体系也发生了转变，开始进入蒙古-鄂霍次克洋和环太平洋构造域，并经历了碰撞造山、伸展垮塌及弧后伸展等构造事件(Jianetal., 2010; Xuetal., 2013; Tangetal., 2015)。

图1 兴蒙造山带的构造格局(据Meng et al., 2010修改)及新生代玄武岩分布图(据Liu et al., 2001修改)Fig.1 Tectonic framework of the XMOB (modified after Meng et al., 2010)) and distribution of the Cenozoic basalts (modified after Liu et al., 2001)

新生代时期，兴蒙造山带内经历了强烈而广泛的玄武质岩浆活动，这些火山岩受断裂带控制呈带状分布，火山口数目众多(图1)。玄武岩中已发现了大量的地幔捕虏体，是探讨该区域岩石圈地幔性质和演化的直接样品。虽然对兴蒙造山带岩石圈地幔的属性仍然存在争议，但是前人通过对这些地幔捕虏体的研究表明兴蒙造山带下的岩石圈地幔经历了多期碳酸盐和硅酸盐质熔/流体的交代作用(周琴等, 2007; Zouetal., 2014; 林阿兵等, 2018; Guoetal., 2019; Zhangetal., 2019; Linetal., 2020)。本次研究的地幔捕虏体采自内蒙古东部锡林浩特地区，也是首次在该地区发现石榴石相的地幔捕虏体(43°21.203′N、116°24.226′E)。寄主玄武岩覆盖于古生代岛弧增生杂岩带及中生代火山岩地层上，岩石多为块状、气孔状构造，斑状或微斑状结构，斑晶以橄榄石为主。玄武岩主要喷发于第四纪更新世，属于碱性玄武岩，主要由亏损的软流圈地幔部分熔融形成(Hoetal., 2008; Zhang and Guo, 2016)。锡林浩特地区的玄武岩携带了大量的地幔捕虏体，主要包括石榴石相橄榄岩和尖晶石相橄榄岩和辉石岩。橄榄岩捕虏体呈浑圆状分布于寄主玄武岩内，或者风化脱落，大小为4 ～15cm，大部分样品较新鲜，部分样品橄榄石发生了伊丁石化和蛇纹石化。手标本上可见新鲜且颗粒较大的石榴石呈紫红色被次变边包裹(图2a)。薄片和显微镜下的石榴石呈粉色，且普遍发育宽度不等的暗色次变边结构(图2b-d)。

图2 橄榄岩捕虏体的手标本特征和扫描薄片(a、b)及石榴石在单偏光显微镜下的岩相学特征(c、d)Fig.2 Photograph of rock (a) and thin section scanning image (b) of a garnet peridotite xenolith from the Xilinhot region and microphotographs of garnet under plane-polarized light (c, d)

2 分析方法

石榴石及其次变边的矿物微区主量元素分析和背散射图像(BSE)的拍摄在浙江大学地球科学学院电子探针实验室完成，电子探针型号为EPMA-1720H (Shimadzu)，工作时加速电压为15kV，加速电流10nA，束斑直径为5μm，每个元素数据采集时间30s。测试使用的标准样品为天然样品和人工合成氧化物，包括K-Orthoclase、Ca-Diopside、Ti-Rutile、Na-Jadeite、Al-Almandine、Mg-Olivine、Si-Olivine、 Fe-Magnetite、Mn-Rhodonite及Cr-Chromium Oxide，数据采用ZAF方法校正。

3 石榴石次变边的特征

锡林浩特地区石榴石橄榄岩捕虏体中的石榴石普遍发育两期冠冕状的次变边，根据石榴石次变边的矿物组成和成因不同将其分为原始的次变边(R1、R2；图3)和交代的次变边(MR1、MR2；图4)。原始的次变边在背散射图像中可以清晰地看到不同期次的次变边(R1和R2)呈环带状围绕于新鲜的石榴石周围。残余的新鲜石榴石大小不等，有些颗粒较小的石榴石甚至全部退变，由次变边矿物集合体构成石榴石假象。最外层的次变边R2的矿物粒度(几十微米)较内层的次变边R1粗(几微米到十几微米)，但是R2的宽度通常比R1窄。R1也可呈脉状发育于石榴石内部或贯穿整个矿物(图3)。原始的次变边中R1自新鲜的石榴石向外呈放射状发育，主要组成矿物为Opx+Sp+Melt1/Pl±Cpx。根据其矿物组成不同可以细分为三类：第一类为Opx+Sp+Melt1，超细粒的尖晶石与熔体1和斜方辉石共生(图3a-c)；第二类为Opx+Sp+Pl，粒状尖晶石和蠕虫状斜方辉石密切共生，斜长石分布于粒间(图3d-f)；第三类为Opx+Sp+Pl+Cpx，超细粒的尖晶石和单斜辉石与斜方辉石共生，斜长石分布于粒间(图3h-i)。原始的次变边中粒状结构的R2围绕于R1，主要组成矿物为Opx+Sp+Cpx(图3b, h)，少数含有斜长石，且斜长石内部多孔、呈筛状(图3e)。

图3 石榴石原始次变边背散射图像(a)新鲜石榴石外围具有两层冠冕状次变边R1和R2; (b) R1和R2之间界限明显，R2由较粗粒的Opx、Cpx 和Sp组成；(c)R1由Opx、Sp和Melt1组成；(d)新鲜的石榴石残余核较小且外围有两层次变边；(e)R2由Opx、Cpx、Pl和Sp矿物组成，Pl呈筛状；(f)R1由Opx、Sp和Pl组成；(g)R1呈脉状深入新鲜的石榴石内部；(h)R2由粒状Opx、Cpx 和Sp组成；(i)R1由Opx、Cpx、Sp和Pl组成. Grt-石榴石; Opx-斜方辉石; Cpx-单斜辉石; Sp-尖晶石; Pl-斜长石；Melt1-熔体1Fig.3 Backscatter images of primitive kelyphite of garnet(a) two concentric coronae R1 and R2 around the fresh garnet; (b) obvious boundaries between R1 and R2, and R2 comprises of Opx, Cpx and Sp; (c) R1 comprises of Opx, Sp and Melt1; (d) two concentric coronae around tiny fresh garnet residue; (e) R2 comprises of Opx, Cpx, sieved Pl and Sp; (f) R1 comprises of Opx, Sp and Pl; (g) R1 is veined deep into the fresh garnet; (h) R2 comprises of granular Opx, Cpx and Sp; (i) R1 comprises of Opx, Cpx, Sp and Pl. Grt-garnet; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Sp-spinel; Pl-plagioclase

交代的次变边组成矿物与原始的次变边明显不同。有些已完全退变的石榴石被完全交代后仍保留着原始的两期次变边结构(图4a)，即形成矿物粒度较细的内层MR1和矿物粒度较粗的外层MR2(图4b)，但其矿物组成一致，皆为Ol+Cpx+Sp+Melt2(图4b, c)。有的原始次变边的局部被交代，既保留原始的R1和R2次变边，也有被交代形成的MR2(图4d)。原始的次变边R1组成矿物为Opx+Cpx1+Sp1+Melt1(图4e)，R2组成矿物为Opx+Cpx1+Sp1，交代的次变边MR2组成矿物为Ol+Cpx2+Sp2+Melt2(图4f)。有的完全退变的石榴石被交代后由MR2构成石榴石假象(图4g)，且次变边与橄榄石之间发育一薄层斜方辉石次变边(图4h)。交代的次变边MR2中的单斜辉石内包裹斜方辉石残余体(图4i)。

图4 石榴石交代次变边背散射图像(a)由交代的次变边MR1和MR2构成的石榴石假象并保留原始的双层结构；(b)MR1由较细粒的Ol、Cpx、Sp和Melt2组成；(c)MR2由较粗粒的Ol、Cpx、Sp和Melt2组成；(d)新鲜的石榴石由内向外被R1和R2包围，且R2局部被交代形成MR2；(e)R1由Opx、Cpx1、Sp1和Melt1组成；(f)MR2由Ol、Cpx2、Sp2和Melt2组成；(g)完全转变成MR2的石榴石假象；(h)次变边与橄榄石之间由薄层Opx构成；(i)MR2中的Cpx内包裹残余的Opx. Ol-橄榄石Fig.4 Backscatter images of metasomatic kelyphite of garnet(a) garnet illusion composed of metasomatic kelyphite MR1 and MR2, with two primitive concentric coronae textures; (b) MR1 composed of fine-grained Ol, Cpx, Sp and Melt2; (c) MR2 composed of coarse-grained Ol, Cpx, Sp and Melt2; (d) fresh garnet surrounded by R1 and R2 from inside to outside, and R2 is partially replaced by MR2; (e) R1 composed of Opx1, Cpx1, Sp1 and Melt1; (f) MR2 composed of Ol, Cpx2, Sp2 and Melt2; (g) garnet illusion completely composed of MR2; (h) a thin Opx between kelyphite and olivine; (i) residual Opx in Cpx of MR2. Ol-olivine

4 分析结果

4.1 石榴石及其次变边矿物主量元素组成

石榴石和辉石 锡林浩特地区橄榄岩捕虏体中的石榴石主要成分为镁铝榴石，Pyr70.9-76.1Alm10.2-15.3Gro12.6-15.5。原始的次变边中，R1的斜方辉石比R2(Al2O3=4.93%～12.21%；Mg#=85.57～90.86；SiO2=48.22%～54.16%)具有较高的Al2O3含量(10.64%～18.91%)和较低的Mg#值(85.18～89.11)和SiO2含量(43.69%～51.28%)(表1、图5a, b)。R1的斜方辉石成分与新鲜的石榴石成分较接近，R2 的斜方辉石成分向橄榄岩中的斜方辉石方向演化(图5a, b)。R1的单斜辉石比R2(Al2O3=6.47%～12.70%；Mg#=83.74～88.64；SiO2=46.52%～52.60%；Ca/Al=3.79～6.31)具有更高的Al2O3含量(10.48%～14.12%)和更低的SiO2含量(45.69%～47.18%) 以及相似的Mg#值 (84.96～87.84)和Ca/Al比值(3.57～3.96) (图5c, d)。交代的次变边MR1和MR2的单斜辉石比原始的次变边R1和R2的单斜辉石具有更低的Al2O3含量(2.65%～6.99%)和更高的Mg#值(88.57～93.06)及Ca/Al比值(7.95～21.53) (图5c, d)。

图5 石榴石及其次变边中斜方辉石和单斜辉石的主量元素协变图橄榄岩中斜方辉石和单斜辉石的数据来源于Zou et al. (2014)和未发表数据Fig.5 Plots of major element compositions of garnet, orthopyroxene and clinopyroxene from kelyphiteData of orthopyroxene and clinopyroxene in the peridotite from Zou et al. (2014) and unpublished data

表1 石榴石及其次变边的矿物主量元素组成(wt%)

续表1

橄榄石和尖晶石 交代的次变边MR1和MR2中的橄榄石比橄榄岩中的橄榄石具有偏高的Mg#值(90.42～94.58)和偏低的NiO含量(0.03%～0.46%)(图6a)。原始的次变边中R1和R2的尖晶石成分相似，它们比橄榄岩中的尖晶石具有更高的Mg#值(73.75～81.51)和更低的Cr#值(0.54～12.65)(图6b)。与原始的次变边相比，交代的次变边MR1和MR2中的尖晶石具有相对高的Cr#值(7.85～64.22)和低的Mg#值(56.72～72.75)(图6b)。

图6 石榴石次变边的橄榄石和尖晶石的主量元素协变图橄榄岩中的橄榄石和尖晶石的成分数据来自Zou et al. (2014)Fig.6 Plots of major element compositions of olivine and spinel from garnet kelyphiteData of olivine and spinel in the peridotite from Zou et al. (2014)

斜长石和熔体 原始的次变边R1中的斜长石为钙长石(An=83.1～98.2)。R1的熔体成分与斜长石具有相似的SiO2(46.79%～52.21%)和CaO (12.5%～14.08%)含量，但具有偏高的MgO (5.48%～7.92%)和FeO (4.85%～6.94%)含量(图7)。交代的次变边MR1和 MR2 中的熔体成分较原始的次变边具有偏高的SiO2(54.72%～68.76%)、Na2O (3.98%～6.74%) 和K2O (0.37%～1.58%)含量和偏低的CaO (2.43%～8.44%)、MgO (0.06%～2.29%)和FeO (0.44%～3.43%)含量(图7)。

图7 石榴石次变边的熔体和斜长石的主量元素协变图诺敏河地区地幔捕虏体中石榴石次变边的熔体成分来自隋建立(2022)Fig.7 Plots of major element compositions of melt and plagioclase in garnet kelyphiteData of melt in garnet kelyphite of mantle xenoliths from the Nuominhe region from Sui (2022)

4.2 石榴石次变边平衡温度

我们利用不同的温度计计算了原始次变边R1和R2的平衡温度，结果列于表2。利用Wells (1977)二辉石温度计计算的R1和R2的平衡温度分别为1218～1309℃和1083～1338℃。利用Wood and Banno (1973)二辉石温度计计算的R1和R2的平衡温度分别为1190～1303℃和1031～1351℃。

表2 石榴石次变边的平衡温度估算

利用Taylor (1998)二辉石温度计计算的R1和R2的平衡温度分别为1315～1473℃和1124～1360℃。利用Brey and Köhler (1990)斜方辉石的Ca温度计计算的R1和R2的平衡温度分别为1196～1403℃和1079～1404℃。尽管不同的温度计计算的平衡温度不完全一致，但是可以看到利用同一温度计计算的同一样品中R1的平衡温度略高于R2的平衡温度，并且都高于橄榄岩的平衡温度(表2、图8)。

图8 不同温度计计算的石榴石次变边的平衡温度对比图(a)利用二辉石温度计计算的温度，方法分别来自Wells (1977)和Wood and Banno (1973)；(b)利用斜方辉石的Ca温度计和二辉石温度计计算的温度，方法分别来自Taylor (1998)和Brey and Köhler (1990)；橄榄岩数据来源同图1Fig.8 Comparison of equilibrium temperatures of garnet kelyphite from different thermometers(a) two-pyroxene thermometers from Wells (1977) and Wood and Banno (1973), respectively; (b) Ca-in-orthopyroxene and two-pyroxene thermometers from Taylor (1998) and Brey and Köhler (1990), respectively; data source of peridotite is the same as in Fig.1

5 讨论

5.1 石榴石原始的次变边成因

自1882年Schrauf提出 “kelyphite”一词以来，石榴石次变边的研究已有百年历史(Schrauf, 1882; Godard and Martin, 2000; Obata, 2011)。总结前人对地幔石榴石次变边的研究，其成因主要分为三类：第一类为岩浆成因，地幔石榴石与原生岩浆或者后期岩浆反应，形成含熔体玻璃的石榴石次变边(Kharkiv and Vishnevsky, 1989)；第二类为退变质过程中石榴石与橄榄石反应的产物(Godard and Martin, 2000; Obata, 2011)；第三类为石榴石等化学分解形成(Zangetal., 1993; Obataetal., 2013)。

石榴石原始的次变边R2的矿物组合主要为Opx+Sp+Cpx(图3b, h)，少数含有斜长石(图3e)。由Opx+Sp+Cpx+Pl 组成的R2与R1具有相似的成因。Opx+Sp+Cpx的次变边矿物组合与典型的石榴石和橄榄石反应形成的次变边矿物组合一致，即Grt+Ol=Opx+Sp+Cpx (Morishita and Arai, 2003; Obata, 2011)。在地幔岩石中典型的石榴石与橄榄石反应形成的次变边是由两层结构组成，靠近橄榄石的一侧由一层相对较薄且矿物颗粒较粗的斜方辉石组成，靠近石榴石一侧由纤维状细粒的斜方辉石、单斜辉石和尖晶石矿物集合体组成(Godard and Martin, 2000; Obata, 2011)。但是，如果石榴石周围不是橄榄石，则不会形成最外圈的薄层斜方辉石次变边。锡林浩特地区的石榴石橄榄岩捕虏体中在石榴石外围矿物均是橄榄石的次变边中，在靠近橄榄石的一侧这一薄层斜方辉石次变边也清晰可见(图4h)。

原始的次变边R2的斜方辉石和单斜辉石比R1的具有较高的SiO2和较低的Al2O3含量，同时R2的斜方辉石Mg#更高，逐渐向橄榄岩中的辉石方向演化(图5)，但尖晶石成分相似都具有低的Cr#值和高的Mg#(图6)。这些现象说明与R1相比，R2的形成过程中伴随着石榴石的分解有Mg的加入，从而形成了新的矿物组合。计算的次变边R2的全岩成分也表明它们比新鲜石榴石更富MgO且贫SiO2和Al2O3含量(图9)。根据Morishita and Arai (2003)的方法，次变边全岩成分减去20%～25%橄榄石的成分，可以估算次变边中石榴石的成分。计算结果表明R2中石榴石的成分与新鲜的石榴石成分一致(图9)。所以，锡林浩特地区地幔捕虏体中石榴石原始的次变边R2是由石榴石和橄榄石反应形成的。

图9 计算的石榴石次变边的全岩成分与新鲜的石榴石成分对比图次变边的全岩成分根据矿物比例和化学成分计算; R2中石榴石成分的计算方法来自Morishita and Arai (2003); 橄榄石的数据来源同图1Fig.9 Compositional comparison between calculated bulk kelyphite and fresh garnetBulk kelyphite is calculated based on the mineral proportions and compositions; calculation method of garnet compositions in R2 is from Morishita and Arai (2003); data source of olivine is the same as in Fig.1

5.2 石榴石交代的次变边成因

本研究中交代的石榴石次变边与岩浆成因的石榴石次变边是不同的。岩浆成因的石榴石次变边是熔体与石榴石之间反应形成的(Kharkiv and Vishnevsky, 1989)。而本研究中交代的次变边MR1和 MR2的形成是原始的次变边(即R1或 R2)经历了后期交代作用形成的。有的石榴石次变边中，既保留有原始的次变边R1和 R2，局部还保留有受到交代作用形成交代的次变边MR2(图4d)。这种交代次变边的不对称性也说明其形成是受到交代熔/流体控制的，即使被完全交代的次变边也保留了原始次变边的双层结构——较粗粒的外层MR2和较细粒的内层MR1(图4a)，但二者矿物组合一致。交代的次变边矿物组成与原始的次变边明显不同，是由Ol+Cpx+Sp+Melt2组成(图4)。背散射图像中可以明显观察到斜方辉石残余体被新生的单斜辉石包裹(图4i)，且斜方辉石残余体的成分与原始的次变边R2中的斜方辉石类似(表1)，说明交代反应可能是熔/流体消耗斜方辉石生成橄榄石和单斜辉石的过程，这与受碳酸盐熔/流体交代的地幔橄榄岩具有相似的反应过程(Ionovetal., 1993；Ionov, 1998)。

交代的次变边MR1和 MR2的单斜辉石具有较高的Mg#值(88.57～93.06)和Ca/Al 比值(7.95～21.53) (图5c, d)，且橄榄石也具有较高的Mg#(图6a)。宗克清和刘勇胜 (2018)系统总结了受碳酸盐熔体交代的地幔橄榄岩中的单斜辉石具有较高的Mg#值和Ca/Al 比值(>5)的特征。因此，本研究中交代的次变边可能是原始的次变边受到碳酸盐熔/流体交代作用形成的。交代的次变边MR1和 MR2中的尖晶石具有相对较高的Cr#和低的Mg#值(图6b)，而原始的次变边R1和 R2中的尖晶石均为Cr#值较低的铝尖晶石(图6a)。这种现象与Töröketal. (2005)在石榴石麻粒岩中观察到的石榴石次变边受后期交代的反应相似，即富铝斜方辉石+富Na和Ca流体+铝尖晶石=斜长石+橄榄石+铬尖晶石。反应过程中Al主要进入了斜长石，导致反应后的尖晶石具有较高的Cr#。只是本研究中的交代介质更富Mg和Ca，因此生成大量橄榄石和单斜辉石, Al则主要进入了熔体中(表1)，反应过程可能为：富铝斜方辉石+铝尖晶石+碳酸盐熔/流体=单斜辉石+橄榄石+铬尖晶石+熔体。此外，交代的次变边MR1和MR2的熔体成分比原始次变边R1和 R2具有较高的Na2O和K2O含量(图7b)，说明交代熔/流体可能为相对富Na和K的碳酸盐熔/流体，因此，可以排除寄主玄武岩为交代熔体。

5.3 地质意义

如前所述，锡林浩特地区地幔捕虏体中石榴石存在两期矿物组合和粒度明显不同的次变边R1和 R2(图3)，分别是石榴石等化学分解和石榴石与橄榄石反应的产物，说明该地区的石榴石橄榄岩至少经历了两期退变质作用。这种结构与日本Horoman橄榄岩中的石榴石次变边相似(Odashimaetal., 2007)，存在两种可能的方式形成这种结构。第一种是先形成了R1，然后R1前端矿物逐渐粗粒化并与橄榄石反应形成了R2。第二种是先形成了R2，然后残余的石榴石等化学分解形成了R1。如果是第一种方式，那么R1与R2的过渡应该是渐变的，然而本研究中R1 和R2之间界限清晰截然且矿物粒度为数量级的差别(图3)。所以R2的形成应该早于R1，并保留有新鲜的石榴石残余核，从而在后期R1形成过程中有效地阻碍了残余石榴石与橄榄石的直接接触，仅发生了等化学的分解。

图10 兴蒙造山带地区地幔石榴石橄榄岩经历的退变质作用P-T演化简图Sp/Grt (1)来自Green and Fallon (1998)；Sp/Grt (2)来自O’Hara et al. (1971)；Pl/Sp来自Walter and Presnall (1994)Fig.10 Possible P-T evolution trajectory of mantle garnet peridotite from the XMOBSp/Grt (1) from Green and Fallon (1998); Sp/Grt (2) from O’Hara et al. (1971); Pl/Sp from Walter and Presnall (1994)

中国东部新生代玄武岩携带的橄榄岩捕虏体主要以尖晶石相为主，石榴石相橄榄岩捕虏体较少且多以五相(橄榄石+斜方辉石+单斜辉石+石榴石+尖晶石)共存的形式产出(苏本勋等, 2007)。众所周知，华北克拉通的岩石圈地幔由古生代冷的、厚的且难熔的转变为新生代热的、薄的且饱满的，现今的岩石圈地幔主要以饱满的尖晶石相二辉橄榄岩为主(张宏福, 2009; 朱日祥等, 2012)。虽然岩石圈地幔的转变机制存在争议，但是普遍共识认为晚中生代时期华北克拉通的岩石圈经历了广泛的伸展构造运动并伴随着软流圈地幔的上涌(Meng, 2003; 翟明国等, 2003; Ma and Xu, 2021)。这些过程必然造成了岩石圈地幔的减压并伴随着加热作用，导致石榴石相的橄榄岩逐渐退变为尖晶石相或五相共存的橄榄岩，从而导致了华北克拉通岩石圈地幔的转变。

6 结论

(1)锡林浩特地区地幔橄榄岩捕虏体中石榴石的次变边分为原始的次变边和交代的次变边。原始的次变边内层R1由较细粒的Opx+Sp+Melt1/Pl±Cpx组成，外层R2由较粗粒的Opx+Sp+Cpx组成，R2的形成早于R1。R2是地幔橄榄岩由石榴石相抬升至尖晶石相通过石榴石和橄榄石缓慢反应形成的。然后在连续减压和加热背景下，残余的石榴石快速等化学分解形成R1。

(2)交代的次变边MR1和MR2由Ol+Cpx+Sp+Melt2组成，是原始的次变边后期受到碳酸盐熔/流体交代作用形成的。石榴石次变边的形成记录了该地区岩石圈地幔的温度变化和多次的隆升历史，以及地幔交代作用，从而为深部地幔过程的研究提供了重要证据。

(3)晚中生代时期华北克拉通岩石圈伸展导致的减压作用加之软流圈上涌的加热作用，导致石榴石相橄榄岩逐渐转变为尖晶石相橄榄岩，可能是华北克拉通岩石圈地幔转变的机制之一。

致谢感谢两位匿名审稿专家和本刊编辑对本文提出的宝贵修改意见！