在金伯利岩中，尖晶石族矿物虽是副矿物，但却贯穿于金伯利岩的整个演化过程。此外，相比于金伯利岩中的其他矿物而言，尖晶石族矿物更为稳定，从而更易保存金伯利岩形成环境变化等方面的信息。事实上，人们已经注意到，尖晶石族矿物在不同阶段的形态、成分、结构等特征可以有效用于为金伯利岩的岩浆演化过程重建提供科学线索(Irvine，1965；Evans and Frost, 1975；Mitchell，1986；Barnes and Roeder, 2001；Stixrude and Lithgow-Bertelloni, 2005；居易等，2016)。值得进一步指出的是，人们广泛认同金刚石是金伯利岩中的一种捕虏晶，其在金伯利岩中的保存潜力与金伯利岩岩浆的演化紧密相关(杨志军等，2016)。如果从这个角度上来分析，尖晶石族矿物的特征在指示金伯利岩岩浆演化过程的同时，也可以成为人们评价金伯利岩的金刚石含矿性的有效窗口。

已有研究成果表明，金伯利岩中的尖晶石族矿物主要分为两大类：①尖晶石捕掳晶，即幔源尖晶石，根据其产出位置的不同，可分为地幔捕掳晶和金刚石包裹体中尖晶石两类。前者来源于上地幔岩石圈，被金伯利岩捕获，粒径较大，晶体自形程度不高，通常为浑圆状大斑晶，粒径大于100 μm(Haggerty et al., 1975；Chalapathi Rao et al., 2012)；后者常以极富铬的镁铬铁矿(Cr₂O₃含量大约为65%)形式存在。它们对于划分克拉通橄榄岩类型、追溯源区成分等均具有重要的意义(Stachel and Harris, 2008)；②尖晶石斑晶，通常存在于金伯利岩基质中，其粒径通常较小，自形程度高，粒径一般小于100 μm，通常在20~60 μm之间，为原生尖晶石。

基于上述分类，国外学者通过尖晶石捕掳晶来研究上地幔的组成(Malkovets et al., 2007)，通过研究金刚石包裹体中的尖晶石族矿物来评价金伯利岩的含矿性(Gurney and Zweistra, 1995)，以及通过对原生尖晶石的形态和成分等进行分析，最终推断金伯利岩岩浆的演化过程(Schulze，2001)。国内学者对金伯利岩中尖晶石的研究主要集中于辽宁复县及山东蒙阴(赵秀英，1982；董振信，1991；贾晓丹，2014)。贾晓丹(2014)对复县金伯利岩中的尖晶石研究发现，尖晶石捕掳晶Cr₂O₃含量远高于尖晶石斑晶，且成分均一。原生尖晶石从中心到边缘Cr₂O₃含量呈不同程度的上升趋势。迟广成等(2014)对尖晶石与金刚石含矿性的关系进行了一定的研究，并对山东蒙阴金伯利岩中的尖晶石族矿物进行了矿物特征描述与种类划分，总结出了铁镁-铬铁矿、镁铁-铬铁铝矿和铁镁-铬铝矿等7个亚种类型。

然而，当前人们对于金伯利岩基质中的原生尖晶石的研究仍较为薄弱。例如，对于基质中原生尖晶石环带缺乏详尽的研究，不清楚尖晶石族矿物中环带出现的原因及其暗示的地质意义。基于此，本文以山东蒙阴金伯利岩中的尖晶石族矿物为主要研究对象，重点分析基质中原生尖晶石的形态、组成及其环带特征，并分析其形成环境的演化，进而为金伯利岩的演化过程重建提供科学线索。

1 地质背景

蒙阴地区金伯利岩产于华北地台东南部，鲁西台背斜中部，郯庐断裂带东40~70 km区域(图 1)，区内发育次级北西向断裂(张培强，2006；赵田等，2016)，基底为太古宙变质岩，岩浆岩主要为超基性浅成岩，其次为中生代闪长岩、花岗闪长岩和一些小型脉岩。矿区矿带主要有Ⅰ号常马庄岩带、Ⅱ号西峪岩带和Ⅲ号坡里岩带。Ⅰ号岩带位于蒙阴矿田南段，蒙阴县城南联城乡王村-常马庄一带；Ⅱ号矿带位于蒙阴矿田中部，距蒙阴县城15 km的高都乡西峪村一带，与Ⅰ号矿带相距14 km，带长12 km，宽1.5~1.0 km；Ⅲ号矿带位于矿田北部，蒙阴县城东北35 km的坡里一带。本次研究样品取自常马庄岩带中胜利1号岩管及西峪岩带红旗6号脉(图 2)。

2 研究方法

本文利用蒙阴金伯利岩样品制成的电子探针片，在偏反光显微镜下观察，挑选出基质含有尖晶石族矿物的样品进行电子探针(EMPA)、扫描电镜(SEM)和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)分析。主要成份分析在中山大学测试中心完成，电子探针仪器型号为JXA-8800R，实验条件为：加速电压15 kV，电子束电流2.0×10^-8A，电子束直径1 μm。仪器可检测元素范围为⁵B-⁹²U，波长范围为0.087~9.3 nm，分辨率为6 nm，最低检测线为100×10^-6~3000×10^-6。矿物微形貌分析在中山大学同位素楼进行，扫描电镜型号为ZEISSΣIGMA&OXFORDX-MAX020，测试电压为15 kV。矿物微量元素测定在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘察技术研究中心(OEDC)完成。激光剥蚀系统是CetacAnalyte HE，电感耦合等离子体质谱是Agilent 7900。束斑直径为15~30 μm，频率为8 Hz，以He作为剥蚀物质的载气，采样方式为单点剥蚀。矿物微量元素含量采用多外标无内标方法定量计算。每个时间分辨分析数据包括20 s的空白信号和40 s的样品信号。

3 样品特征 3.1 岩相学特征

蒙阴金伯利岩样品新鲜面呈深灰绿色，部分带黄绿色调，风化面为黄褐色，斑状结构，块状构造(图 3a)。在显微镜下，呈显微斑状结构，自形的橄榄石、金云母斑晶分散在基质中。其中，橄榄石蛇纹石化、碳酸盐化明显。

在显微镜下，薄片中有两组粒径不同的斑晶，粒径大者为橄榄石、金云母斑晶。还可见少量残余的辉石、石榴石斑晶，未见大颗粒浑圆状的尖晶石斑晶。橄榄石均已蛇纹石化，磨圆度极好，近卵圆形或圆形，粒径为1~3 cm(图 3b)。金云母斑晶部分熔蚀呈筛状结构(嵌晶结构)，粒径可达1 cm，斑晶上“镶嵌”着许多金属氧化物(图 3c)；粒径小者为橄榄石、金云母显微斑晶，橄榄石磨圆较差，粒径约为100 μm(图 3b)。金云母呈板状，自形程度高(图 3d)。基质中常见尖晶石，自形程度较高，还可见钛铁矿、钙钛矿、榍石和磷灰石(常呈太阳晶)等。镜下观察可知，金伯利岩发生了蛇纹石化、碳酸岩化和绿泥石化等蚀变。

3.2 主量元素特征

尖晶石族矿物是金伯利岩中的副矿物，成分类型属AB₂X₄型。A组离子为Mg²⁺、Mn²⁺、Fe²⁺、Ni²⁺和Zn²⁺，B组离子为Al³⁺、Cr³⁺和Fe³⁺等，X为O^2-。AB组离子之间的类质同象替代复杂且普遍存在，根据三价阳离子的不同，可将其分为尖晶石亚族、铬铁矿亚族、磁铁矿亚族等(王濮，1982)。通过对胜利1号及红旗6号具环带特征的尖晶石进行电子探针分析，得到27组数据，测试结果如表 1所示。由表 1可知，核部及第二层环带主要为铬铁矿，环带最外层为磁铁矿。

不同形态环带颗粒不同位置的主要成分见表 2。对于自形-半自形颗粒核部的铬铁矿，其Cr₂O₃ 为46.30%~48.73%，MgO为9.36%~13.87%，Al₂O₃为9.19%~10.18%，FeO为15.9%~22.55%。而环礁结构核部的铬铁矿，Cr₂O₃、MgO的含量相对更高一些，分别为48.30%~53.54%及14.49%~16.61%，而Al₂O₃、FeO的含量相对较低，分别为6.71%~11.66%及11.71%~14.27%。两者TiO₂的含量都比较稳定(3.93%~4.57%)。

对于自形-半自形颗粒环带第二层铬铁矿，其Cr₂O₃ 为45.64%~51.90%，MgO为7.82%~9.88%，Al₂O₃为5.69%~9.73%，FeO为21.81%~23.83%，TiO₂为3.05%~4.27%。对具有环礁结构环带第二层，其Cr₂O₃为37.96%~54.37%，MgO为14.56%~16.74%，Al₂O₃为6.96%~9.84%，FeO为11.10%~14.83%，TiO₂为3.61%~7.55%。

对于自形-半自形颗粒环带最外层磁铁矿，其Cr₂O₃ 为10.14%~19.73%，MgO为0.41%~6.98%，Al₂O₃为0.20%~1.64%，FeO为31.77%~35.95%，TiO₂为5.34%~6.02%。对具有环礁结构环带最外层，其Cr₂O₃ 为0.25%~1.88%，MgO为0.00%~0.61%，Al₂O₃为0.02%~1.05%，FeO为30.53%~39.93%，TiO₂为1.49%~19.30%。

总体上，本文所研究的铬铁矿的成分具有富Cr、Fe和Ti而贫Al的特征。环礁结构的颗粒较自形-半自形颗粒更为富Cr，但是贫Fe。由图 4a可知，在铬铁矿中，MgO和FeO具有明显的负相关关稳定，具环礁结构颗粒中的铬铁矿Ti含量变化范围较大。

选取部分颗粒进行扫描电镜面扫和线扫测试。对于自形-半自形颗粒，环带一般为两层或三层。如图 5、图 6。该颗粒具有两层环带，核部为正六边形的铬铁矿，周围环绕着磁铁矿，磁铁矿轻微磨蚀。磁铁矿周围部分环绕着钙钛矿(图中白实线标示)。由图 6线扫趋势图可知，由核部至最外层，Cr、Al和Mg呈降低的趋势，Fe、Ti呈上升趋势，Ca基本没有变化；在图 7、图 8中，该颗粒具三层环带，内部两层为铬铁矿，最外层为磁铁矿。该颗粒核部为棱角分明的五边形铬铁矿，第二层的铬铁矿形态与核部一致，最外层的磁铁矿已被熔蚀，呈多孔洞。由图 8线扫可知，由核部到第二层铬铁矿，Fe、Ti基本不变，Cr含量呈升高趋势，而Al含量呈降低趋势，所以Al与Cr成负相关关系，Mg的含量略微降低。第三层为磁铁矿，Fe、Ti上升，Cr、Al、Mg降低。

对于具环礁结构的颗粒，通常都含多层环带。系，这是处于四面体位置的Mg²⁺和Fe²⁺发生完全类质同象替代的缘故，这种替代受矿物形成时的温度、尤其是压力的制约。由图 4b可知，自形-半自形颗粒中铬铁矿的Ti含量较为“岛屿”为多层不同铬铁矿，“礁湖”可能为蛇纹石等蚀变矿物，最外层则为磁铁矿(图 9)。这种类型尖晶石与钙钛矿有着复杂的共生关系。

3.3 微量元素特征

尖晶石族矿物的微量元素研究是前人研究的薄弱环节，而微量元素对于其成因及演化过程的认识具有十分重要的意义。本文在对尖晶石族矿物的主量元素分析基础上，选取了部分具有代表性样品进行微量元素测试，测试结果见表 3。其中只有SLD-9-5为环带最外层，其余均为环带的核部。HQ6-21为自形颗粒的核部，其余都是环礁结构颗粒。

图 10显示，尖晶石族矿物中的微量元素含量很低，有的远远低于原始地幔标准值。尖晶石核部，总体趋于平坦，表现出Pb、Ti高峰和Sr、Y的低谷，呈较平坦的反“S”配分曲线。

过渡族元素球粒陨石标准化配分型式图(图 11)显示，核部尖晶石，Sc、Mn含量基本和球粒陨石相当，V、Zn、Ga相对富集；而Cu、Ni含量低于球粒陨石标准值。

Ni、Co为亲铁元素，主要赋存于镁铝榴石、铬尖晶石、橄榄石及斜方辉石中，当地幔发生熔融作用时可作为残留相留存下来。金伯利岩是部分熔融程度最低的岩浆结晶产物，因而Ni、Co含量较低。Ti元素在部分熔融过程中倾向于进入Fe-Ti氧化物中，如钛铁矿、钛磁铁矿，同时Ti能以类质同象替代形式进入副矿物相，如榍石和金红石。前人在铬铁矿中曾发现钛铁矿、金红石等微粒矿物，这可能就是Ti呈高峰的原因。类似于HREE，Y常显示不相容元素特征，较易进入石榴子石和角闪石中，其次是辉石，榍石和磷灰石。因此，这些矿物的存在会明显影响Y的分异。Sr通常认为与斜长石密切相关，在斜长石中容易以类质同象形式替换Ca，在钾长石中替换K，它在浅部低压环境下当斜长石作为早期结晶相的时候，显示相容元素特征，但是在高压的地幔条件下显示不相容元素的特征。

4 讨论 4.1 尖晶石族矿物环带的成因分析

综合前人研究(Roeder and Schulze, 2008)，可见当尖晶石环带核部为铬铁矿时，根据尖晶石Cr-Al-Fe³⁺三元图，其主要有3个变化趋势(图 12)：①铬铁矿→镁钛铁尖晶石，主要出现在金伯利岩、钾镁煌斑岩等。可能是金伯利岩中CO₂反应形成碳酸岩，以及快速热变化和其他碎石矿物的结晶各种因素导致金伯利岩浆快速减压引发的结果。也有可能是尖晶石的不混溶性造成的；②铬铁矿→磁铁矿，可能是由于与富Mg、Al的硅酸盐矿物(如橄榄石、金云母)共同结晶导致的。在金伯利岩中快速的热扰动导致了尖晶石的快速生长，因此在晶体生长之前局部尖晶石生长成分就已耗尽；③铬铁矿→镁铁尖晶石，这一趋势被认为在反应平衡时，熔体中的Cr的浓度与晶体中Cr的浓度极为不同，可能是由于扩散控制结晶导致的。影响环带形成的因素有结晶时温度的冷却速率、尖晶石不混溶性、尖晶石的快速生长、熔体成分的显著差异其他相的成核现象等。将本文自形-半自形环带颗粒及环礁结构颗粒的环带数据投入尖晶石Cr-Al-Fe³⁺三元图(图 12)，可知两者都属于第二种变化趋势，即铬铁矿→磁铁矿。

Mitchell(1986)根据尖晶石中的Fe³⁺/(Fe³⁺+Al+Cr)及Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)的值将金伯利岩基质尖晶石区分两种变化趋势，趋势1为镁-钛铁尖晶石-磁铁矿，趋势2为富钛铁磁铁矿变化趋势。由图 13可知，本文自形-半自形环带颗粒及环礁结构颗粒环带变化都倾向于趋势2。Mitchell(1986)认为趋势2产生的原因是金云母早期结晶，熔体中的Mg及Al有所减少，所以尖晶石中的Fe³⁺/(Fe³⁺+Al+Cr)及Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)的值有所增加。趋势的起始处，尖晶石中Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)的值不一致是由于尖晶石成分来源不同，可能混合了一些岩浆中的成分。然而Pasteris (1980)认为这些趋势起始处的不同是由尖晶石不同程度的变异导致的(Pasteris et al., 1980)，此外，围岩与岩浆的混染也是一个很重要的原因(Chakhmouradian and Mitchell, 2001)。

笔者观点与Roeder及Mitchell的观点一致，主要源自以下证据：①成分变化特征，本文中Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)呈逐渐上升状态，由于早期金云母结晶，所以Mg、Al的含量逐渐下降，Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)则逐渐上升；②镜下观察尖晶石与金云母的形成关系，如图 3c、3d在金云母斑晶上常嵌有尖晶石斑晶。

关于环礁结构的形成，Paster(1983)认为，熔体中Al的含量主要是受金云母和低Al的尖晶石所影响。在金伯利岩岩浆上升的过程中，金云母是不稳定的，很多Al就会进入尖晶石中，形成镁钛尖晶石。继而随着后期氧逸度逐渐上升，导致了镁钛尖晶石的分解，继而在残余的铬铁矿周围形成了磁铁矿。由此形成了环礁结构。在De Beers岩管中，铁镁尖晶石是最先形成，贯穿整个岩管。但是只有在靠近围岩区域的岩管中才能观察到残余的铁镁尖晶石，而且最靠近围岩区域的岩管中，金云母斑晶也是保存的最好的。Paster(1983)认为这些保存较为完好的斑晶可能是因为岩浆快速冷却，所以还未来得及分解、反应。本文环礁结构的颗粒中未见镁钛尖晶石尖晶石环带，主要是样品采自远离围岩地区。

大体上，山东蒙阴尖晶石环带中，由核部至边部，呈现的是Cr、Al和Mg降低的趋势，Fe、Ti上升趋势。但在扫面电镜线扫分析显示，有一个颗粒例外，该颗粒第二层环带，Cr含量略微升高(图 8)，但是电子探针数据显示，其含量变化并不大。笔者认为这可能是在晶体结晶的过程中，排杂机制造成的。

4.2 尖晶石族矿物学特征对金伯利岩演化的指示意义

通过镜下观察，结合前人研究，得出金伯利岩中矿物的共生顺序(图 14)。Gurmeet Kaur认为基质中与橄榄石共生的尖晶石，在岩浆上升过程中形成，Cr含量较高，Ti含量较低，形成温度较高(＞1 200 ℃)，压力不断降低。磷灰石的结晶温度一般大于650 ℃(Kaur and Mitchell, 2013)。Chiranjeeb曾报道钙钛矿通常是在橄榄石、铬尖晶石结晶之后形成，形成温度范围为600~800 ℃，几乎与铬尖晶石→磁铁矿这一反应同时进行(Chakhmouradian and Mitchell, 2001；Sarkar et al., 2013)。在Kalahari克拉通Botswana的Orapa金伯利岩中也具有这一特点(Sarkar et al., 2013)。后期的磁铁矿，在低于岩浆固相线温度条件下形成的，可能是流体交代橄榄石，蛇纹石化后形成的，也有可能是碳酸岩的分离作用形成的。Tompkins曾对西非Koidu金伯利岩岩管进行岩相学及矿物学研究，发现其中部分岩石中也具有环礁结构的尖晶石环带颗粒，同时与钙钛矿及自形的钛铁矿共生，并含有大量的金云母。这种特征与山东蒙阴金伯利岩的特征一致。反应了其氧化还原状态处于WM-NNO之间(Tompkins and Haggerty, 1985)。

国际中许多克拉通中金伯利岩基质中的尖晶石也具有上述特点(Field et al., 2008；Chalapathi Rao and Dongre, 2009；Malkovets et al., 2016；Yaxley et al., 2017)。如印度Dharwar克拉通内Wajrakarur、Narayanpet、Raichur这3个地方，以及非洲南部的Kalahari克拉通，Kalahari克拉通内的Zimbabwe, Kaapvaal, Limpopo。Dharwar克拉通内基质尖晶石粒径10~100 μm，常见环礁结构。

根据以上分析，可知华北克拉通金伯利岩经历了长时间复杂的演化过程。金伯利岩岩浆晶出原生尖晶石，自形程度较高，伴有侵蚀边和环带。从岩浆演化早期到晚期，Fe含量逐渐增加而Cr含量逐渐减少，并且在最后阶段岩浆活动中形成了磁铁矿，同时还有许多的钙钛矿和其他蚀变矿物。本文对金伯利岩演化过程进行一个初步的推断，即岩浆在向地表上升途中，由于与地幔岩石的相互作用，形成的了富地幔物质、低熔程度的钾质超基性岩浆及以碳、氢、氧氮、硫为主的流体。最初形成的金伯利岩岩浆可能富碳酸盐的流体，SiO₂含量很低；第二阶段，岩浆房中的压力和温度迅速降低、流体周期性地渗入，氧化状态增高，捕虏体在此阶段形成，它们被液相捕获并被破碎、圆化，以及遭受早期的变质；第三阶段，岩浆房与地表相联系，这种开放的并且动力学上不稳定的体系造成了急剧变化的环境。包含了自还原→氧化条件的变化，经历了巨大变化的上升流体变得富CO₂和H₂O；最后阶段，同时伴有大规模的Fe-Mg铝硅酸盐的水化作用和富AI，Ti、Fe、Ca、Si和K的不均匀介质产生。

5 结论

(1) 山东蒙阴金伯利岩基质中具环带的尖晶石颗粒主要为自形-半自形颗粒和环礁结构颗粒。二者多与钙钛矿、金云母等矿物共生。环带通常有2~3层。

(2) 总体上，所研究尖晶石的成分具有富Cr、Fe和Ti而贫Al的特征。同时，环礁结构的颗粒较自形-半自形颗粒更为富Cr，但是贫Fe。

(3) 具有环带的尖晶石由核部至边部，Cr逐渐降低，Ti和Fe含量逐渐升高，Fe²⁺/(Fe²⁺+Mg)呈逐渐上升状态，这与早期金云母结晶有一定的关系。此外，自形-半自形颗粒中核部的Ti含量较为稳定，具环礁结构颗粒核部Ti含量变化范围较大。两种结构颗粒的环带核部微量元素含量很低，表现出Pb、Ti高峰和Sr、Y的低谷，呈较平坦的反“S”配分曲线。

(4) 不同的环带特征由多个因素造成，如形成环境的热扰动、压力变化及融体成分变化等。这些差异特征反映华北克拉通金伯利岩经历了长时间复杂的演化过程。

(5) 尖晶石具有岩石成因的指示意义，为探讨金伯利岩的成因提供直接的矿物学证据，从而揭示了尖晶石微区环带特征与其所经历的深部地质过程之间的耦合关系。

致谢: 合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心矿物微区分析实验室汪方跃老师帮助完成LA-ICP-MS实验，山东省第七地质矿产勘查院肖主任与褚工在野外提供帮助，在此一并致谢。