2013, Vol. 29
2. 核资源与环境省部共建国家重点实验室培育基地, 东华理工大学，南昌 330013;
3. 中国地质大学地球科学与资源学院，北京 100083
, YANG JingSui1
, LIU Zhao3, GUO GuoLin2, CHEN SongYong1, XU XiangZhen1, LI Yuan1, LIU Fei1
2. State Key Laboratory Breeding Base of Nuclear Resources and Environment, East China Institute of Technology, Nanchang 330013, China;
3. School of Earth Science and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
世界上原生铬铁矿床因其产出主要包括两种基本类型：(1) 产于MOHO以上堆晶岩中的层状(或似层状) 铬铁矿，类似于Thayer (1960)划分的层状火成杂岩中的铬铁矿，此类铬铁矿显示明显的岩浆堆晶层理，未受变形，铬铁矿矿石主要由细小自形的铬铁矿晶粒组成。(2) 产于MOHO以下地幔橄榄岩中的豆荚状铬铁矿，通常深度在1km以下，以矿体形态不规则、侧向延伸有限、具有独特的豆状(nodular) 和球状(orbicular) 结构(Leblanc and Nicolas, 1992; Nicolas, 1989; Nicolas and Al Azri, 1991)，豆荚状铬铁矿常由粒度不等的他形晶粒组成，并具有位错及亚晶粒等一系列变形特征。二十世纪初及更早，认为豆荚状铬铁矿与层状铬铁矿等一样，全是镁铁-超镁铁岩浆(或玄武质岩浆) 分异作用的产物，从而形成了早期的岩浆熔离并结晶成铬铁矿的成因(王恒升等，1983)。二十世纪八十年代末期提出了豆荚状铬铁矿形成于大洋中脊或弧后盆地扩张中心的部分熔融及地幔交代成因(Leblanc and Nicolas, 1992; Nicolas, 1989; Nicolas and Al Azri, 1991)；近年来，基于许多蛇绿岩形成于小洋盆的新认识，认为大洋环境的俯冲带上(SSZ)(弧后盆地、岛弧及弧前环境) 也是豆荚状铬铁矿形成的有利环境(Pearce et al., 1984；Zhou et al., 1998; Proenza et al., 1999)，提出铬铁矿是由H2O饱和的玻安岩熔融体与呈地幔楔产出的方辉橄榄岩在地幔浅部发生反应而形成(Roberts, 1988; Zhou et al., 1996, 2005; Melcher et al., 1997; Proenza et al., 1999)；然而在西藏罗布莎地幔橄榄岩和铬铁矿中发现八面体假象蛇纹石、金刚石、柯石英、碳硅石等超高压矿物(中国地质科学院地质研究所金刚石组，1981；Bai et al., 1993；杨凤英等，1981；Yang et al., 2007; Dobrzhinetskaya et al., 2009; Trumbull et al., 2009)，推测地幔橄榄岩及铬铁矿的形成深度至少150~400km，进而提出了豆荚状铬铁矿的深部成因观点(杨经绥等, 2004, 2008)。从以上不同看法可知地质学家对于豆荚状铬铁矿成因认识是基于蛇绿岩岩石样品的地球化学性质以及铬铁矿中特殊的地幔矿物为依据，由浅入深的过程。然而地幔物质组成不均一性、地幔流体、地幔成矿以及壳-幔反应的存在，导致了对豆荚状铬铁矿的成因并未有一个相对统一的认识。
豆荚状铬铁矿床虽然按矿石化学成分可以分为高铝(Cr#值为20~60) 和高铬(Cr#值为60~80) 两类(Thayer, 1970)，但两类铬铁矿床的构造、结构以及矿物组合却几乎没有任何差别，不同的学者对其形成过程的观点存在较大差异。豆荚状铬铁矿中高铬和高铝铬铁矿分别由不同成分的母岩浆结晶而成，高铬的母岩浆为玻安岩，而高铝的母岩浆为拉斑玄武质岩浆(Zhou et al., 1996)。并认为铬铁矿形成在浅部地幔的证据来自铬铁矿的结构和成分，以及它们的纯橄岩外圈和脆性变形(Thayer, 1964; Robinson et al., 2004)。此外，Rollinson (2005)指出玄武岩熔体结晶成低Cr#的“MORB端员的铬铁矿”，并且可以进一步通过岩石/熔体反应形成高Cr#的铬铁矿。而在同一岩体内即有高铝型铬铁矿又有高铬型铬铁矿，是否能解释为两种熔体相互作用的结果？所以有必要对地幔橄榄岩及铬铁矿中四种矿物的(橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、铬尖晶石) 矿物化学成份的变化，豆荚状矿体空间上岩相的变化关系，以及矿体是否受构造特征控制和矿体是否存在纯橄榄岩外壳等特征进行研究，从而探讨豆荚铬铁矿的特征与形成过程。
普兰蛇绿岩位于雅鲁藏布江蛇绿岩带西段的阿里地区，随着普兰地区交通条件的改善以及一直以来蛇绿岩作为国际前缘研究的热点，前人对普兰蛇绿岩的岩石学、矿物学、地球化学以及年代学展开了研究，取得了一批科研成果，其中包括：最早的普兰岩体的岩石组合和岩性特征的基本描述(黄圭成等，2006；徐德明等，2006；韦振权等，2006)；近期依据蛇绿岩中辉长辉绿岩脉，确定了雅鲁藏布江西段普兰地区的洋盆形成时间为早白垩世(李建峰等，2008；刘钊等，2011)；普兰蛇绿岩岩石学的地球化学特征以及在地幔橄榄岩中钙长石与角闪石的发现，表明岩体形成于MOR环境，后期受到不同程度的SSZ环境改造(Liu et al., 2010, 2012；徐向珍等，2011；郭国林等，2011)；普兰地幔橄榄岩中超高压矿物金刚石与碳硅石的重大发现(杨经绥等，2011)，指示普兰岩体可以与罗布莎岩体等进行对比。对于普兰岩体中铬铁矿的研究除报道了普兰岩体中发现铬铁矿矿点外(黄圭成等，2006；雷义均等，2006)，并无其它相关研究性报道。本文以铬铁矿成矿矿物学为基础，并采用岩石地球化学等方法对普兰岩体中发现的高铬型和高铝型铬铁矿进行对比研究。
1 地质背景西藏雅鲁藏布江缝合带是青藏高原南部一条重要的板块构造边界，即印度板块和欧亚板块的分界线(Nicolas et al., 1981)，也是印度板块与欧亚大陆的最后一条缝合带，代表新特提斯洋盆古近纪期间的闭合，由晚侏罗世-白垩纪印度和欧亚两大板块汇聚、特提斯洋板块向北俯冲之后始新世的陆陆碰撞形成(Molnar and Tapponnier, 1975；Aitchison et al.，2000；McDermid et al., 2002)。沿该缝合带是喜马拉雅特提斯洋壳和地幔的残余，构成近东西向展布的蛇绿岩带，在中国境内断续出露延长达2000km以上，南北宽5~15km，是我国规模最大的蛇绿岩带(肖序常和王方国，1984; 杨经绥等，2004)，并发现迄今国内规模最大的罗布莎铬铁矿床。
普兰蛇绿岩体属雅鲁藏布江缝合带西段(图 1)，距离拉萨1500km。大地构造上该岩体位于喜马拉雅地块内，属印度板块和欧亚板块之间的雅鲁藏布江蛇绿岩带内。岩体呈北西西-南东东向带状展布，东西长约60km，南北宽约20km，总面积达约650km2。岩体沿拉昂错南边向西北方向延长至姜叶玛，围岩为侏罗系-白垩系浅变质的碎屑岩、含放射虫硅质岩夹碳酸盐岩，除被第四系所覆盖的地段外，岩体四周与围岩均为断层接触(图 2)。西部北侧为三叠系海相碎屑岩；中部及东部北侧为侏罗系-白垩系的砂、板岩，硅质岩及中基性火山岩；蛇绿岩西部南侧为三叠系硅质岩、玄武岩；东部南侧为前寒武结晶岩系及晚第三系陆相磨拉石组合，与蛇绿岩呈构造接触关系，局部可见晚第三系砾岩不整合覆盖在蛇绿岩之上(夏斌等，1991)(图 2、图 3)。岩体边部的超镁铁岩岩石破碎，蛇纹石化强烈，在岩体内部岩石新鲜。
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图 1 研究区区域地质简图(据Liu et al., 2010) Fig. 1 Geological sketch map of the research region (after Liu et al., 2010) |
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图 2 雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩地质简图(据野外填图; 河北省地质调查院, 2005a①, b②修编) 早期报道铬铁矿来自于雷义均等(2006) Fig. 2 Geological diagram of Purang ophiolite Chromitite are reported earlier after Lei et al. (2006) |
①河北省地质调查院.2005a.普兰县幅地质图(1/25万)
②河北省地质调查院.2005b.姜叶马幅地质图(1/25万)
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图 3 雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩内实测剖面图 Harz-方辉橄榄岩; Dun-纯橄岩; Lhz-二辉橄榄岩; Gab-辉长岩; High-Al Chromite-高铝型铬铁矿; High-Cr Chromite-高铬型铬铁矿; K2-白垩纪砂板岩; Fault-断层 Fig. 3 Profile of the Purang ophiolite western Yarlung-Zangbo suture zone in Tibet Harz-Harzburgite; Dun-Dunite; Lhz-Lherzolite; Gab-Gabbro; K2-Upper Cretaceous |
普兰蛇绿岩主要由地幔橄榄岩、辉长辉绿岩脉以及玄武岩夹硅质岩组成，岩石新鲜。辉长辉绿岩脉常侵入到地幔橄榄岩中，切割地幔橄榄岩，脉体总体走向为北西南东向，另有一个约10km2辉长岩岩块出露于普兰蛇绿岩拉昂错南侧(图 2、图 3、图 4c, d)。玄武岩夹硅质岩分布于地幔橄榄岩的东西两侧，均倾向地幔橄榄岩，与地幔橄榄岩呈断层接触。岩体内的地幔橄榄岩以方辉橄榄岩(Harz) 为主，另有纯橄岩(Dun)、二辉橄榄岩(Lhz) 以及少量的橄榄单斜辉石岩组成。岩体内二辉橄榄岩与方辉橄榄岩之间往往呈渐变过渡关系，而纯橄岩、橄榄单斜辉石岩等多呈透镜状或团块状分布于二辉橄榄岩或方辉橄榄岩内(图 4a, b)，在岩体北部边界出露厚度约为500m的二辉橄榄岩，与围岩砂板岩呈断层接触(图 2、图 3)。致密块状和稠密浸染状铬铁矿呈透镜状出露于方辉橄榄岩中，呈突变关系，铬铁矿矿体宽为0.5~2m，最大长轴方向为北西-南东向，长约2~6m (图 4e-h)。地幔橄榄岩中各岩相组合均发生中等程度的变形，片理发育，大多数片理走向与普兰蛇绿岩体展布方向一致，为北西走向，向南西倾斜，倾角45°~60°不等，但有个别产状倾向为北东方向，方辉橄榄岩中铬尖晶石的线理方向为北西-南东走向，同样与岩体的展布方向一致。
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图 4 普兰蛇绿岩岩体及铬铁矿化野外照片 (a)-方辉橄榄岩中透镜状纯橄岩; (b)-二辉橄榄岩风化表面呈突起; (c)-方辉橄榄岩中辉长岩脉; (d)-岩体边界的砂板岩; (e)-岩体内致密块状铬铁矿; (f)-方辉橄榄岩与铬铁矿直接接触; (g、h)-岩体边界出露的致密块状铬铁矿 Fig. 4 Field occurrence of the Purang ophiolite (a)-lens dunite in the harzburgite; (b)-lherzolite weathered surface of projection; (c)-grabbro in the harzburgite; (d)-sandstone alonged the border of peridotite; (e)-massive chromitite in purang peridotite; (f)-harzburgite direct contact with chromitite; (g, h)-massive chromitite in the border of peridotite |
二辉橄榄岩在普兰岩体内呈透镜状出露，另有在岩体北部边界呈厚层状展布，透镜体走向为北西-南东向，宽度1~5m。二辉橄榄岩经地表风化后呈暗褐色，新鲜断面可见翠绿色的单斜辉石，具粒状结构、块状构造，主要由橄榄石、斜方辉石、单斜辉石及少量的铬尖晶石组成。橄榄石：含量65%~70%，粒度为0.5~3mm，多呈半自形粒状，少量呈包裹体产于斜方辉石(图 5a) 或尖晶石中；斜方辉石多为他形粒状，粒度1~5mm，含量15%~25%，常见波状消光，线理弯曲，以及在单斜辉石的叶片出溶，有时可见粗粒的斜方辉石与尖晶石呈交生形式存在；岩石中单斜辉石含量为5%~15%，粒度变化在0.5~1mm，填隙状分布(图 5a)。二辉橄榄岩中铬尖晶石多呈他形蠕虫状结构，常与单斜辉石伴生(图 5b)。
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图 5 普兰岩体地幔橄榄岩和铬铁矿显微照片 (a)-二辉橄榄岩中粗粒他形粒状单斜辉石；(b)-二辉橄榄岩中铬尖晶石呈蠕虫状结构；(c)-纯橄岩中铬尖晶石呈自形晶；(d)-方辉橄榄岩中橄榄石部分熔融后呈弯曲边界，细粒他形橄榄石分布于粗粒橄榄石颗粒之间；(e)-方辉橄榄岩中粗粒斜方辉石的塑性变形结构；(f)-致密块状铬铁矿；(g)-方辉橄榄岩中铬尖晶石与单斜辉石联生；(h)-斜方辉石中出溶单斜辉石；(i)-致密块状铬铁矿中橄榄石包裹体. Ol-橄榄石; Opx-斜方辉石; Cpx-单斜辉石; Cr-铬尖晶石 Fig. 5 Microphotographs of different rock types of the Purang mantle peridotite and chromitite (a)-coarse anhedral granular in lherzolite；(b)-chromite spinel show vermiculate in lherzolite；(c)-chromite spinel as euhedral in dunite；(d)-olivine melt as cured boundary in harzburgite, fine anhedral olivine distributed in coarse olivine; (e)-coarse orthopyroxene plastic deformation in harzburgite；(f)-massive chromite；(g)-chromite spinel and clinopyroxne associated crystal；(h)-clinopyroxene exsolution from orthopyroxene；(i)-olivine as inclusions in massive chromite. Ol-olivine; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Cr-chromite |
方辉橄榄岩约占普兰岩体的70%~80%，在岩体内部岩石新鲜呈绿色、暗绿色，在破碎强烈的部位，蛇纹石化明显。方辉橄榄岩具粒状结构，块状构造，主要由橄榄石、斜方辉石及少量的单斜辉石组成，副矿物有铬尖晶石和磁铁矿。岩石中见蛇纹石呈网状结构交代橄榄石，而斜方辉石沿裂隙被滑石、角闪石等交代。橄榄石：含量70%~85%，多呈半自形-自形粒状，大小为2~6mm，并常见塑性变形结构，如变形纹、扭折带、波状消光等现象。另有少量的橄榄石以浑圆状被包含在铬尖晶石和斜方辉石内、以及呈细小粒状与铬尖晶石和辉石联生，大小约20μm (图 5d、e)；斜方辉石：含量15%~30%，具晶体的挠曲(图 5e)、波状消光和滑动双晶等塑性变形结构。多呈他形粒状至半自形，粒度差别较大，明显可以分为三种产状，一为粗粒自形状斜方辉石，粒度可达5~7mm (图 5e, f, h)，另一种为细粒他形状，粒度为0.5~3mm，填隙分布于橄榄石之间(图 5d)，第三种是细粒呈包裹体状或者他形粒状与铬尖晶石联生，大小为0.5~2mm (图 5g)。部分斜方辉石可见出溶的单斜辉石呈定向排列(图 5h)，亦可见包含有他形的橄榄石；单斜辉石较少，常小于5%，主要呈他形粒状，粒度为0.1~1mm，同样有三种不同的产状，一种呈他形-半自形单独分布于橄榄石之间(图 5d, e, g)，另一种在斜方辉石中以固溶体出溶微晶形式存在(图 5h)，第三种为他形粒状与铬尖晶石联生(图 5d, e, g, h)；方辉橄榄岩中的铬尖晶石除与辉石联生外，还可见呈包裹体状分布于辉石中，多呈半自形至他形状，粒度变化在0.05~1mm之间。
2.3 纯橄岩普兰地幔橄榄岩岩中的纯橄岩新鲜，为土黄色，呈透镜状产出于方辉橄榄中，并且二者的岩相通常为截然的接触关系，宽度1~2m，少数10m以上，有一定的延长，延长方向多为北西-南东走向。纯橄岩蛇纹石化较弱，粒状结构、块状构造，镜下常见橄榄石的原生粒状结构、交代结构等，岩石主要由橄榄石组成，含量＞97%，橄榄石大小0.5~3mm，呈镶嵌状分布，裂纹发育，多有绿泥石、蛇纹石等蚀变矿物沿裂纹分布(图 5c)。橄榄石在镜下可见两种产出，一类为自形橄榄石，矿物边界不规则；另一类呈熔融浑圆状或自形细粒状包裹于斜方辉石或尖晶石中；斜方辉石多呈半自形粒状，粒径变化较大，多在1~3mm之间，常含有尖晶石、橄榄石、单斜辉石等矿物包体，其中橄榄石包体多为自形；副矿物尖晶石呈深棕褐色，粒径为0.1~1mm，自形粒状结构(图 5c)。单斜辉石含量极少，粒径小于0.1mm，偶见呈他形、半自形分布于橄榄石粒间空隙内，或呈半自形包裹在斜方辉石中，也常见以出溶条纹的形式存在于斜方辉石内。
综上可知，在三种不同岩相中，四种矿物间呈明显的变化特征：①从二辉橄榄岩→方辉橄榄→纯橄岩，铬尖晶石的晶形，呈他形熔融状→他形粒状→半自形→自形的变化趋势，而橄榄石、辉石此规律不明显。②方辉橄榄岩是二辉橄榄岩及纯橄岩的过渡岩相，在方辉橄榄岩中可见更多的橄榄石、单斜辉石和铬尖晶石共生或相互包含的关系。③三种岩相中都可见呈包裹体状的橄榄石、斜方辉石和单斜辉石(图 5)。而在岩相中能见到自形粒状的橄榄石和辉石，以及在它们之间常存在因发生部分熔融形成的细粒单斜辉石、斜方辉石和橄榄石以及他形的铬尖晶石等分布，当然这种不同的产状特征可能是部分熔融的程度不同所致，呈一个较大的过渡相范围(图 5)。
3 铬铁矿矿体普兰蛇绿岩中存在较多矿化点，前人简单报道过其中一些矿点的铬尖晶石矿物化学组分(黄圭成等，2006；雷义均等，2006)，并认为普兰岩体内的豆荚状铬铁矿都为高铬型。经本团队近三次的野外工作，新发现原位矿点7个，其中4个为致密块状矿体，3个稠密浸染状矿体，本文列出了其中6个矿体为主要研究对象，并分别编号。普兰铬铁矿矿体具有类似于罗布莎豆荚状铬铁矿矿体特征，已发现的普兰铬铁矿矿体均呈透镜状分布于方辉橄榄岩中，并与方辉橄榄岩呈截然的突变关系，无蚀变带及纯橄岩外壳。矿体主要集中在普兰岩体的西北侧，姜叶马一带(图 2)。矿体一般长2~6m，厚0.5~2m，最大者长10m，宽6m，矿体的延伸方向与岩体展布的方向一致为北西向。矿石主要为致密块状及稠密浸染状，铬铁矿由＞95%的自形至他形的铬尖晶石组成，脉石矿物主要为蛇纹石和橄榄石。偶见粒度在20~40μm呈包裹体状产出于高铬型致密块状铬铁矿中的橄榄石、斜方辉石和单斜辉石(图 5i)，而高铝型铬铁矿未见类似包裹体，偶见角闪石。不同矿体的矿石中Cr#不同，变化在52~88之间，其中Cr-1、Cr-2、Cr-3矿体为致密块状矿体，Cr-4中矿体的边部为稠密浸染状矿石Cr-4#=88，内部为致密块状矿石Cr-4#=68，Cr-5、6为稠密浸染状矿体。矿体中铬尖晶石的Cr原子数随着Cr#的增加而增加，而Al原子数与Cr#呈负相关关系，Fe3+基本没有随Cr#发生改变(表 1、图 6)，不同矿体间其Cr#也有较大的差别，这可能是与矿体形成过程中不同矿体部分熔融程度不同所致，Cr-4中稀疏浸染状矿石中的铬尖晶石Cr#要高于致密块状矿石，而Cr-3及Cr-5致密块状又要高于Cr-2和Cr-4致密块状铬铁矿。Cr-1及Cr-6的Al2O3(22%~29%)，Cr2O3(＜47%)，Cr#=52~55(＜60) 为高铝型铬铁矿，而其它矿体为Cr#＞60属高铬型铬铁矿(Leblanc and Violette, 1983; Zhou and Robinson, 1994)。因此，上述结果表明Cr#的高低与矿体中的矿石类型无关，可能与早期含铬液滴的部分熔融程度有关。此外，普兰岩体中同时存在高铝型铬铁矿及高铬型铬铁矿，从图 3可知两种矿体围岩的岩相类似都为方辉橄榄岩。
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表 1 普兰地幔橄榄岩及铬铁矿矿体中铬尖晶石的电子探针分析结果(wt%) Table 1 Representative microprobe analyses of spinel from the Purang mantle peridotite and chromitite (wt%) |
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图 6 普兰铬铁矿矿体中矿石的铬尖晶石Cr-Al-Fe3+原子三角图 Fig. 6 Cr-Al-Fe3+ atoms of the triangular diagram of the Purang chromitite |
在详细野外观测基础上，采集大量地幔橄榄岩和铬铁矿矿石样品，开展显微镜下详细岩相学和矿物学研究。电子探针成分分析在大陆构造与动力学国家重点实验室和东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室完成，仪器为日本电子公司JXA-8100、能谱仪Inca Energy型电子探针，探针束流20nA，加速电压15.0kV，电子束斑2μm。
本研究共完成了15件岩石样品的全岩分析，包括主元素、微量元素和稀土元素。全岩样品的测试分析分别在澳实分析检测集团-澳实矿物实验室和河南省岩石矿物测试中心完成。主量元素用熔片X-射线荧光光谱法(XRF) 测定，并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测，微量元素中的V、Cr、Co、Ni、Sr、Zr、Nb、Ta、Hf、Ba、Th、U等元素用熔片XRF和酸溶等离子质谱(ICP-MS) 法测定，稀土元素用ICP-MS法测定，其中的Nb、Ta、Zr、Hf是用碱溶法、沉淀酸提取、用等离子质谱法测定，同时分析2个国家标准样(GSR3和GSR5) 和3个平行样品，以保证分析质量。
铂族元素分析在国家地质实验测试中心进行。铂族元素的富集采用的是锍镍火试金-碲共沉淀的方法。分析过程简述如下：10g (200目) 样品与2g Ni2O3, 1.25g硫磺粉，15g Na2CO3，20g Na2B4O7，1g SiO2以及1g面粉混匀后，转入粘土坩埚中，然后加入适量的Os190稀释剂(美国橡树岭国家实验室出品)。将坩埚置于1200℃的试金炉中加热熔融1.5h。而后将熔融体转入特制铁模具中，冷却后取出锍镍扣，将其粉碎后溶解于浓HCl中。加入碲共沉淀剂，加热使其凝聚后转入Teflon密闭溶样器中，加入1mL王水，于100℃加热溶解1h。用H2O稀释至10mL后，然后用ICP-MS (TJAPQ-EXCELL) 直接测量。本实验的全流程空白为：Ru、Ir、Pd、Os小于0.3×10-9，Pt、Rh小于0.06×10-9。本文所列的结果是测定值扣除全流程空白后的结果。实验所测定的标准参考物(GPT24和GPT27) 的分析结果与推荐值吻合较好。
5 矿物化学特征 5.1 辉石斜方辉石和单斜辉石在三种岩相之间无论在产出，还是在含量上差别都较明显。依据两种辉石的不同产出特征以及围岩与矿体间的空间关系、三种岩相的变化特征，对两种辉石进行分类总结，并进行矿物化学成分在时间上与空间上的对比研究，从而寻求它们之间的变化规律。
斜方辉石的电子探针分析结果见表 2，斜方辉石的En端员组分在三中岩相中并无多大差别，变化于86.03~90.58，主要为顽火辉石，并具有如下特征：斜方辉石在二辉橄榄岩中呈细粒和粗粒状产出，矿物化学组分上差别不大，其Mg#值为89.9~91.5，Al2O3含量在2.73%~4.21%之间，Cr2O3为0.54%~0.94%，NiO为0.05%~0.12%，CaO为0.87%~2.29%；在方辉橄榄岩中斜方辉石的Mg#为90.7~91.5，稍高于二辉橄榄岩，Al2O3为1.01%~1.95%，Cr2O3为0.26%~0.73%，NiO为0.02%~0.12%，CaO为0.3%~0.99%；纯橄岩中存在少量的斜方辉石，其Mg#值为89.8~90.9，Al2O3在1.4%~3.29%之间，Cr2O3为0.41%~0.81%，NiO为0.06%~0.12%，CaO为0.51%~2.3%；另外高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中斜方辉石的Mg#值为90.5~91.3，Al2O3在1.62%~2.53%之间，Cr2O3为0.25%~0.72%，NiO为0.02%~0.13%，CaO为0.42%~1.46%；而高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中斜方辉石的Mg#值为90.0~91.0，Al2O3在1.77%~2.64%之间，Cr2O3为0.32%~0.76%，NiO为0.02%~0.14%，CaO为0.34%~1.57%；高铬型致密块状铬铁中存在浑圆状斜方辉石包裹体，其Mg#值为94.7~95.2，Al2O3在0.53%~1.06%之间，Cr2O3为0.90%~1.44%，NiO为0.07%~0.25%，CaO为0.13%~0.72%。
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表 2 普兰地幔橄榄岩中斜方辉石的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Representative microprobe analyses of orthopyroxene from the Purang mantle peridotite and chromitite (wt%) |
普兰地幔橄榄岩中斜方辉石Mg#值变化不大在90~92之间(图 7)，与Al2O3呈现不明显的负相关线性变化规律(图 7a)。Cr2O3和Al2O3含量在二辉橄榄岩中要高于方辉橄榄岩与纯橄岩中的含量，从二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩，Cr2O3和Al2O3呈递减的趋势(图 7b)。二辉橄榄岩中斜方辉石的CaO含量明显高于方辉橄榄岩及纯橄岩中的含量。此外，高铬型铬铁矿及高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中斜方辉石的矿物化学组分并无多大差别，且与非矿围岩的方辉橄榄岩也无差别。在高铬型致密块状铬铁矿中呈包裹体状的斜方辉石Mg#值和Cr2O3含量最高，而Al2O3和CaO含量却最低(图 7c, d)，呈一独立的区域。
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图 7 西藏普兰地幔橄榄及铬铁矿中斜方辉石的成分图解 Lherzolite-二辉橄榄岩, Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Inclusions in high-Cr chromite-高铬型致密块状铬铁矿中包裹体; Partial melting trends-部分熔融趋势线(Ozawa, 1994); fractionation trends-结晶变化趋势线(Ozawa, 1994; Nakamura, 1995); ABP-深海地幔橄榄岩, FAP-弧前地幔橄榄岩(Pagé et al., 2008) Fig. 7 Orthopyroxene composition in the different lithologies of the Purang district ABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al., 2008) |
单斜辉石在三种岩相含量虽少，但其呈现出明显的变化规律，分析数据见表 3，成分En变化于45.82~59.63，主要为顽透辉石和透辉石，在不同岩相中具有不同特征：二辉橄榄岩中单斜辉石含量最高，呈他形粗粒状(200~600μm) 产出，Mg#值为90.2~91.5，Al2O3含量在3.68%~5.45%之间，Cr2O3为0.81%~1.44%，NiO为0%~0.78%，CaO为19.3%~23.5%；在方辉橄榄岩中单斜石的Mg#为92.5~94.4，明显高于二辉橄榄岩，Al2O3为1%~2.33%，Cr2O3为0.4%~1.07%，NiO为0.02%~0.08%，CaO为22.09%~25.14%；纯橄岩中存在少量的单斜辉石，其Mg#值为93.2~94.9，Al2O3在0.99%~2.07%之间，Cr2O3为0.55%~1.03%，NiO为0.02%~0.06%，CaO为22.94%~24.83%；高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中单斜辉石的Mg#值为91.9~94.5，Al2O3在1.32%~3.07%之间，Cr2O3为0.32%~0.93%，NiO为0.02%~0.08%，CaO为19.74%~25.27%；而高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中单斜辉石的Mg#值为91.9~93.6，Al2O3在1.91%~2.94%之间，Cr2O3为0.52%~0.94%，NiO为0~0.09%，CaO为18.33%~25.4%；高铬型致密块状铬铁中存在浑圆状单斜辉石包裹体，其Mg#值为95.0~98.1，Al2O3在0.27%~2.29%之间，Cr2O3为1.33%~1.69%，NiO为0.007%~0.059%，CaO为22.62%~26.34%。
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表 3 普兰地幔橄榄岩中单斜辉石的电子探针分析结果(wt%) Table 3 Representative microprobe analyses of clinopyroxene from the Purang mantle peridotite and chromitite (wt%) |
与斜方辉石不同的是单斜辉石在普兰地幔橄榄岩中Mg#值变化较大在90~95之间(图 8)，并且从二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩明显增加的趋势，与Cr2O3、Al2O3呈明显的负相关线性变化特征(图 8a, c)。Cr2O3和Al2O3含量在二辉橄榄岩中要高于方辉橄榄岩与纯橄岩中的含量，从二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩，Cr2O3和Al2O3呈递减的趋势(图 8b)，而地幔橄榄岩中单斜辉石的CaO含量与Mg#呈不明显的正相关性递增特征(图 8d)。此外，高铬型铬铁矿及高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中单斜辉石的矿物化学组分也并无多大差别，与非矿围岩的方辉橄榄岩类似。而在高铬型致密块状铬铁矿中呈包裹体状的单斜辉石Mg#值和Cr2O3含量最高，Al2O3含量最低(图 8b, c)，呈一独立的区域。
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图 8 西藏普兰地幔橄榄及铬铁矿中单斜辉石的成分图解 Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Inclusions in high-Cr chromite-高铬型致密块状铬铁矿中包裹体; Partial melting trends-部分熔融趋势线(Ozawa, 1994); ABP-深海地幔橄榄岩, FAP-弧前地幔橄榄岩(Pagé et al., 2008) Fig. 8 Clinopyroxene composition in the different lithologies of the Purang district ABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al., 2008) |
因此，随着部分熔融过程，二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩中斜方辉石和单斜辉石的Cr，Al减少，Mg增加。斜方辉石的Ca减少，而单斜辉石的Ca增加。致密块状铬铁矿中包裹体斜方辉石和单斜辉石含最高的Mg，Cr。这些特征与耐火残余的Al，Ca等不相容元素亏损，Cr，Mg等相容元素富集的观点有所不同，指示普兰地幔橄榄岩中高铬型铬铁矿与地幔橄榄岩可能经历了不同的演化阶段。
5.2 橄榄石本文共分析了纯橄岩、近矿方辉橄榄岩、远矿方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和铬铁矿中140个橄榄石的化学成分，表 4列出了代表性样品的橄榄石电子探针分析结果。结果显示所有的橄榄石都属于镁橄榄石，其Fo值变化于89.3~95.3之间，其中二辉橄榄岩中的橄榄石Fo值为89.9~91.1，NiO含量为0.26%~0.35%，MnO为0.06%~0.16%；方辉橄榄岩中橄榄石Fo值变化于89.5~92.2之间，NiO含量为0.28%~0.46%，MnO为0.07%~0.14%；纯橄岩中橄榄石含量最高，其Fo值为91.1~92，NiO含量为0.24%~0.34%，MnO为0.11%~0.16%；高铬型铬铁矿中脉石矿物橄榄石的Fo值为92.9~95.3，NiO含量为0.35%~0.57%，MnO为0.01%~0.13%；高铝型铬铁矿中脉石矿物橄榄石的Fo值为93.9~95.1，NiO含量为0.35%~0.56%，MnO为0.05%~0.11%；高铬型铬铁矿围岩方辉橄榄岩中橄榄石的Fo值为89.9~92.1，NiO含量为0.26%~0.38%，MnO为0.08%~0.18%，而高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩中橄榄石的Fo值为89.3~91.9，NiO含量为0.26%~0.39%，MnO为0.08%~0.17%。高铬型致密块状铬铁矿中橄榄石包裹体的Fo值最大，变化在95.8~96.5之间，NiO含量为0.84%~0.89%，MnO为0.01%~0.09%。
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表 4 普兰地幔橄榄岩及铬铁矿矿体中橄榄石的电子探针分析结果(wt%) Table 4 Representative microprobe analyses of olivine from the Purang mantle peridotite and chromitite (wt%) |
从数据表 4及图 9可以看出橄榄石的Fo值之间，在不同产出的关系下呈连续变化的特征。一般认为橄榄石的Fo值越大，说明其形成深度和熔融程度越高(Dick and Natland, 1996)，普兰岩体中橄榄石Fo值连续变化特征是否其形成环境和条件也呈持续改变过程。橄榄石的NiO、MnO等组分对橄榄石的演化过程具有重要指示意义，三种岩相中自形的橄榄石NiO含量比较接近，平均值为0.35%，而在铬铁矿矿石中的脉石矿物橄榄石NiO更高，平均值为0.46%，并且从地幔橄榄岩变化至铬铁矿中的脉石矿物橄榄石，Fo值随NiO增加而增加。橄榄石中MnO的含量变化范围比较大，从地幔橄榄岩变化至铬铁矿中的脉石矿物橄榄石，Fo值与NiO呈负相关性。高铬型铬铁矿和高铝型铬铁矿中的脉石矿物橄榄石特征类似，而两者的围岩方辉橄榄岩也并无差别，仅存于高铬型铬铁矿中的包裹体状橄榄石最高的Fo值和NiO含量，以及最低的MnO含量。橄榄石的矿物化学组分在各岩相和铬铁矿的差异性或许也进一步说明各岩相形成条件有所差别，这与普兰地幔橄榄岩和铬铁矿的演化过程有关。
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图 9 西藏普兰地幔橄榄及铬铁矿中橄榄石的成分图解 Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Inclusions in high-Cr chromite-高铬型致密块状铬铁矿中包裹体; Partial melting trends-部分熔融趋势线(Ozawa, 1994); ABP-深海地幔橄榄岩, FAP-弧前地幔橄榄岩(Pagé et al., 2008) Fig. 9 Olivine composition in the different lithologies of the Purang district ABP-abyssal peridotite and FAP-fore-arc peridotite (after Pagé et al., 2008) |
在地幔橄榄岩中，铬尖晶石都是以副矿物的形式存在，含量很低，一般都小于5%。蛇绿岩中地幔橄榄岩(或阿尔卑斯型橄榄岩) 的铬尖晶石成分存在着Cr和Al的广泛互相替换(Irvine，1967)，而形成富铬型尖晶石和富铝型尖晶石。铬尖晶石的Cr#[=100*Cr/(Cr+Al)]随着地幔岩部分熔融程度的增高而增大，且不同亏损程度的地幔橄榄岩中铬尖晶石的Cr#大小作为推测地幔岩熔融程度、源区亏损程度和结晶压力的灵敏指示标志(Dick and Bullen, 1984)，铬铁矿的Mg#[=100×Mg/(Mg+Fe2+)]大小是岩石部分熔融程度的指示标志。
5.3.1 地幔橄榄岩中铬尖晶石普兰地幔橄榄岩中铬尖晶石多为棕色至棕黄色，不均匀零星分布，本文上述研究表明铬尖晶石的晶形和产出在不同的岩相中具有明显的变化规律。三种岩相中铬尖晶石的成分呈差别较大，铬尖晶石探针数据见表 1。
普兰地幔橄榄岩的100个铬尖晶石数据，显示不同类型铬尖晶石其主元素含量之间有较大的差别，另外结合前人对普兰岩体的研究发现普兰地幔橄榄具有其特殊性。铬尖晶石的Cr2O3含量为22.6%~50.4%，平均值为33.4%，Al2O3含量为18.5%~47.3%，平均值为34.3%。铬尖晶石的Cr#在23.3~64.7之间，其中二辉橄榄岩中Cr#最低，变化在23.3~28.6，平均值为26，为富铝型尖晶石，其次为方辉橄榄岩中的铬尖晶石，Cr#变化在28.0~64.6，平均值为45.5，同样为富铝型尖晶石，而纯橄岩中的铬尖晶石，Cr#变化在60.7~61.4，平均值为60.9，属于Dick分类图解中的Ⅲ类(Dick and Bullen, 1984)；高铬型铬铁矿的围岩Cr#值为37.4~51.3，平均值为41，高铝型铬铁矿的围岩为Cr#值为37.4~50.5，平均值为44。铬尖晶石中Mg#值在不同岩相也呈明显不同的特征，其中二辉橄榄岩的Mg#为71.2~75.8，平均73.7。方辉橄榄岩Mg#为57.1~66.5，平均62.9。纯橄岩Mg#却是最低值为50.7~55.6，平均53.9；高铬型铬铁矿的围岩Mg#值为58.5~65.2，平均值为62.8，高铝型铬铁矿的围岩为Mg#值为62.1~71.6，平均值为66.2。
从地幔橄榄岩中铬尖晶石的成分图解可以看出(图 10a)，铬尖晶石的Cr#值随着岩石有二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩演化逐渐增加的趋势，而Mg#值为减少，具有与世界上大多数阿尔卑斯型超镁铁岩共有的特征，即Cr#值随着Mg#值的升高而降低(Leblanc, 1980)，其中方辉橄榄岩、二辉橄榄岩的形成环境与深海橄榄岩相似，而纯橄岩形成环境与岛弧玄武岩环境较接近。另有含钙长石的地幔橄榄岩中的铬尖晶石，被解释为是在高温条件下发生Opx+Cpx+Sp→Ol+Pl的反应形成(图 10a)，呈独立的区域。不同岩相间TiO2的含量差别不大，具相同的变化范围(图 10b)。NiO的含量在二辉橄榄岩稍高于方辉橄榄与纯橄岩中的含量，呈不明显减少的趋势(图 10c)。在铬尖晶石中Cr与Al之间可以发生类质同像替代。因此，可见二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩甚至铬铁矿中铬尖晶石的Cr、Al呈明显的负相关线性关系(图 10d)。此外，铬尖晶石的化学组成可以作为其寄主岩石--地幔橄榄岩的成因指示标志，这是因为尖晶石的形成受地幔橄榄岩熔融程度、形成压力的控制(Dick and Bullen, 1984)，因此利用尖晶石的Cr#和橄榄石的Mg#的关系可以推测其寄主岩石的部分熔融程度、形成压力及构造环境(Pearce et al., 2000)，本文后叙。
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图 10 西藏普兰地幔橄榄及铬铁矿中铬尖晶石的成分图解 Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; High-Cr chromite-高铬型铬铁矿; High-Al chromite-高铝型铬铁矿; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Partial melting trends-部分熔融趋势线(Ozawa, 1994); BON-玻安岩; MORB-洋中脊拉斑玄武岩; Pl peridotites-斜长石橄榄岩数据来源于Liu et al. (2010), An peridotites-钙长石的数据来源于郭国林等(2011).萨尔托海高铝型铬铁矿和罗布莎高铬型铬铁矿数据来源于周美付和白文吉(1994) Fig. 10 Spinel composition in the different lithologies of the Purang district Palgioclase peridotite data after Liu et al. (2010) and anorthite peridotite data after Guo et al. (2011); Data of Sartohay high-Al and Luobusa high-Cr chromitite after Zhou and Bai (1994) |
普兰铬铁矿矿体中铬尖晶石Cr#在不同的矿体中差别较大(图 6)，对已经发现的6个矿体中200个铬尖晶石进行电子探针分析，数据见表 1。高铬型铬铁矿包括Cr-2，Cr-3，Cr-4，Cr-5矿体，不同铬铁矿矿体的铬尖晶石矿物组分基本类似。铬尖晶石的Cr#值变化在62.6~88.5，平均值为71.7，为富铬型尖晶石(Leblanc and Violette, 1983; Zhou and Robinson, 1994)。Mg#值变化在45.9~74.8，平均值为61.4。TiO2含量为0.01%~0.18%，平均值0.1%，明显要高于地幔橄榄岩中的含量，矿石中的Cr#值与Mg#值并不呈负相关性(图 10)。NiO含量变化范围较大为0~0.32%，平均为0.2%。铬尖晶石Cr2O3为含量在50.8%~65.1%之间，平均值为55%，Al2O3含量为5.9%~19.1%，平均值为14.7%；普兰地幔橄榄岩中高铝型铬铁矿包括Cr-1、Cr-6矿体。与高铬型铬铁矿特征不同(图 10)，高铝型铬铁矿的Mg#值变化范围较小为62.9~75.9，平均值为70.4。TiO2含量为0.02%~0.12%，平均值0.1%，低于高铬型铬铁矿。NiO含量同样有一个较大的变化范围为0.05%~0.17%，平均为0.1%。Cr2O3含量在39.4%~46.5%之间，平均值为43.3%，Al2O3含量为22.6%~29.1%，平均值为25.6%，具高Al型铬铁矿的特征(Leblanc and Violette, 1983; Zhou and Robinson, 1994)。从上述特征可知，两种类型的铬铁矿铬尖晶石的矿物化学组分完全不同，且不同于地幔橄榄岩中铬尖晶石，表明普兰岩体及铬铁矿的形成可能存在多期性。
5.4 角闪石普兰地幔橄榄岩和高铝型铬铁矿矿石中常见脉石矿物包括橄榄石、辉石、角闪石、钙铬榴石、铁铬铁矿、蛇纹石，多为他形不规则状分布于铬铁矿的裂隙中，少量为包裹体状(图 11)，角闪石矿物的化学成分见表 5。含水矿物角闪石的出现，表明地幔橄榄岩和铬铁矿可能受到了后期熔体/流体的改造(Ionov et al., 1997; Coltorti et al., 2004, 2007)。角闪石的成分能够很好地反映流体的性质及形成的构造环境(Coltorti et al., 2007)，对不同构造环境地幔捕虏体中交代成因角闪石的研究表明，来自俯冲带之上地幔楔捕虏体中的角闪石相比板内环境捕虏体中的角闪石具有较高的SiO2含量，较低的Na2O和TiO2(Coltorti et al., 2007)。从图 12中可以看出，铬铁矿中角闪石都位于俯冲带环境的区域内，尽管交代介质准确的化学性质不能完全确定，但是铬铁矿中的角闪石所代表的交代介质具有相对较低的Na2O和TiO2含量，与岛弧玄武岩成分类似，推断铬铁矿中的角闪石可能是受到了俯冲带流体的交代作用的影响。
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图 11 西藏普兰铬铁矿中角闪石的COMP图解 Cr-铬尖晶石; Am-角闪石; Opx-斜方辉石; Ol-橄榄石; Cpx-单斜辉石 Fig. 11 Amphibole COMP diagram in the Purang chromitite Cr-chromite spinel; Am-amphibole; Opx-orthopyroxene; Ol-olivine; Cpx-clinopyroxene |
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表 5 普兰铬铁矿矿体中角闪石的电子探针分析结果(wt%) Table 5 Representative microprobe analyses of amphibole from the Purang mantle peridotite and chromitite (wt%) |
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图 12 西藏普兰铬铁矿中角闪石构造环境图解 Am in chromite-铬铁矿中的角闪石, I-Amph-板内环境成因角闪石，板内环境包括大陆内部、洋岛及洋脊环境; S-Amph-俯冲环境成因角闪石，主要指俯冲带上部的地幔楔(Coltorti et al., 2007), In high-Al chromite-高铬型致密块状铬铁矿, Host harzburgite of high-Al chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩, In harzburgite-方辉橄榄岩(Liu et al., 2010), In chromite pod-洋中脊豆荚铬铁矿的豆状体(Arai and Matsukage, 1998) Fig. 12 Plots of SiO2 vs. Na2O (a) and SiO2 vs. TiO2(b) for amphibole from Purang chromitite |
在镜下观察的基础上，选择蚀变相对较弱的地幔橄榄岩进行地球化学分析。此次研究共分析15件样品的全岩分析，其中二辉橄榄岩4件，5件为方辉橄榄岩，纯橄岩3件数据来源于徐向珍等(2011)文章中的数据，高铬型铬铁矿和高铝型铬铁矿的围岩各3件(表 6)。由于部分样品遭受了不同程度蛇纹石化，烧失量最高达7.33%，所以，为了消除蚀变对原有成分的影响，便于对比，在讨论主元素含量时均为扣除挥发组分后的标准化值。在图 13上显示普兰地幔橄榄岩的部分熔融残余范围较大为19%~28%，并且纯橄岩明显要高于方辉橄榄岩(含两种铬铁矿的围岩) 及二辉橄榄岩，趋向于MgO增加，Al2O3减少的趋势。另外普兰地幔橄榄位于地幔趋势线基于模型之下(Hart and Zindler, 1986; Jagoutz et al., 1979)，样品中MgO/SiO2值普遍偏低，表明岩体可能经历了海水改造作用而致使部分MgO的丢失(Niu, 2004; Snow and Dick, 1995)。因此，基于此原因，样品中部分主量元素和稀土元素可能要低于一些实验模拟的部分熔融曲线(Marchesi et al., 2006; Niu et al., 1997)。
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表 6 普兰蛇绿岩地幔橄榄岩全岩地球化学分析数据(主量元素：wt%；稀土元素和微量元素：×10-6) Table 6 Chemical composition of the mantle peridotite from the Purang ophiolite (Major elements: wt%; Trace element: ×10-6) |
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图 13 普兰地幔橄榄的MgO vs. Al2O3c (a) 和Al2O3/SiO2 vs. MgO/SiO2(b) 图解 (a)-普兰地幔橄榄岩样品都位于熔体演化趋势线上，代表 19%~28%的原始地幔的部分熔融残余.熔融趋势线计算基于Niu et al. (1997)的模型; (b)-地幔趋势线基于模型(Hart and Zindler, 1986; Jagoutz et al., 1979)，地幔源区等压熔融变化和结晶演化过程线(Marchesi et al., 2006; Niu et al., 1997); Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; High-Cr chromite-高铬型铬铁矿; High-Al chromite-高铝型铬铁矿; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Primitive mantle-原始地幔; 后图图例类同 Fig. 13 Plots of MgO vs Al2O3(a) and Al2O3/SiO2 vs MgO/SiO2(b) for Purang mantle peridotite (a)-Purang peridotite are in the melt evolution trend line that based on the model of Niu et al. (1997), represented 19 to 28 percent partial melting; (b)-the mantle trend line based on the model (Hart and Zindler, 1986; Jagoutz et al., 1979) and the mantle source region changes in pressure melting and crystallization evolution line (Marchesi et al., 2006; Niu et al., 1997); similar legend in the behind figure |
纯橄岩3个样品的烧失量(LOI) 变化较大，在0.89%~6.0%之间，属于中等程度蚀变。纯橄岩的成分十分稳定，SiO2含量为41.2%~43.7%, MgO含量在41.6%~44.6%之间，属高镁型地幔橄榄岩。Al2O3含量较低，为0.48%~0.77%, CaO为0.45%~0.92%，表明含有较少量的辉石等其他矿物。Cr2O3含量为0.31%~0.41%，高于电子探针橄榄石成分中的Cr2O3含量(均 < 0.1)，说明铬尖晶石的存在，与显微镜下观察一致。纯橄岩中的全铁Fe2O3T含量8.6%~8.7%，并有较低含量的MnO (约0.12%); TiO2为≤0.02%。
方辉橄榄岩5个样品的LOI为-0.27%~2.46%，说明岩石蛇纹石化较弱。SiO2含量为43.7%~44.5%，MgO含量为41.3%~44.1%，类似于纯橄岩，亏损程度要明显减弱。Al2O3主体含量为0.85%~0.98%，CaO含量0.97%~1.37%，Cr2O3在0.39%~0.42%之间，反映有少量的斜方辉石和(或) 单斜辉石。方辉橄榄岩中的全铁Fe2O3T含量(8.7%~9.2%) 略高于纯橄岩，MnO的含量相同，为0.12%~0.13%。方辉橄榄岩与纯橄岩TiO2含量均很低，为0.01%~0.03%。
二辉橄榄岩4个样品的烧失量(LOI) 在1.8%~3.7%之间，岩石蛇纹石化中等。二辉橄榄岩的成分也十分稳定，SiO2含量为43.0%~43.2%，但MgO含量较前两者低，为39.9%~41.8%，为亏损程度更弱的地幔橄榄岩。Al2O3含量最高，为1.2%~1.5%，CaO为1.7%~3.0%，但与方辉橄榄岩比有所增高，表明辉石矿物含量的增加。Cr2O3含量为0.39%~0.40%，类似于其他两种岩相，说明铬尖晶石含量没有变化，与显微镜下观察一致。岩石中的全铁Fe2O3T含量7.7%~8.8%，较前两者减少，MnO含量基本不变为0.12%。TiO2含量为0.01%~0.03%。
3件高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩与3件高铝型铬铁矿的围岩具相似的地球化学特征。烧失量(LOI) 变化较大在1.1%~7.3%之间，岩石蛇纹石化中等。两种铬铁矿的围岩成分稳定，SiO2含量为38.4%~44.8%，MgO含量为41.4%~42.7%。Al2O3含量变化较大0.38%~1.01%, CaO为0.21%~1.13%。Cr2O3含量为0.39%~0.40%，与其他岩相相同。岩石中的全铁Fe2O3T含量8.6%~9.2%，与前述方辉橄榄岩的含量相同，MnO含量为0.11%~0.13%。TiO2含量为≤0.02%。因此两种不同铬铁矿的围岩在岩石地球化学性质上并无差别。
反映地幔橄榄岩成分变化最方便的表达方式是将各个元素分别对MgO进行投影，此外MgO被作为“亏损指标”(Frey et al., 1985)，其值随岩石中橄榄石含量的增加而增加，因而岩石变得更为亏损。将普兰地幔橄榄岩中各岩相的主量元素含量对MgO含量进行投影，并与原始地幔(McDonough and Sun, 1995) 进行比较，结果表明普兰地幔橄榄岩(包括豆荚状铬铁矿的围岩) MgO含量明显要高于原始地幔值(图 14)，CaO，Al2O3的含量要低于原始地幔的值，与岩石中MgO含量之间呈现较好的负相关性，二辉橄榄岩中的含量要稍高于方辉橄榄及纯橄岩(图 14a, b)，并对比于深海型地幔橄榄岩(或者MOR型地幔橄榄岩) 和俯冲型地幔橄榄岩(或者SSZ型地幔橄榄岩)，普兰地幔橄榄岩中二辉橄榄岩与深海地幔橄榄岩类似，亏损的方辉橄榄岩和纯橄岩可对比于俯冲型地幔橄榄岩。普兰地幔橄榄岩中SiO2含量呈不明显的减少趋势，其平均值与原始地幔值接近(图 14c)。各岩相中FeOT含量要高于原始地幔值，与MgO含量呈现正相关性而显示出方辉橄榄岩和纯橄岩高于二辉橄榄岩的特征(图 14c)。另有普兰地幔橄榄岩含较低含量的TiO2(均＜0.1%)(见表 6)，与阿尔卑斯地区的蛇绿岩典型特征类似(Lugovi′c et al., 1991；Parlak and Delaloye 1999；Melcher et al., 2002)。地幔橄榄岩中MgO含量的高低是地幔亏损程度或部分熔融程度的标志，MgO含量越高，CaO、Al2O3、SiO2等易熔组分越容易进入熔体，而致使地幔残余中含量越低，说明其局部熔融程度越高(Nicolas and Prinzhofer, 1983; Hartmann and Wedepohl, 1993)。从普兰岩体的各地幔橄榄岩岩相的地球化学特征看，虽然各岩相的熔融程度略有差别，但都高于原始地幔，说明普兰岩体经历了较高的部分熔融过程，这和班公湖、狮泉河以及雅鲁藏布江缝合带西段蛇绿岩的特征一致(邱瑞照等，2005)。此外，普兰高铬型铬铁矿的围岩在主量元素特征上和高铝型铬铁矿的围岩并无差别，与非矿围岩的方辉橄榄岩特征相同(图 14)，这表明两类豆荚状铬铁矿的形成过程可能并不是与围岩的反应形成。
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图 14 普兰地幔橄榄岩中MgO vs.各主量元素氧化物图 所有的样品都是标准化以后的结果，深海地幔橄榄岩和俯冲型橄榄岩数据分别来自Niu et al. (1997)和Parkinson and Pearce (1998)，原始地幔也显示了溶化后的残余成分(在10kb和20kb)(Palme and O’Neil, 2004)，使用pMELTS程序原始地幔计算最高40%的熔融程度(Ghiorso et al., 2002).熔融曲线显示单斜辉石在压力10kb和MgO=44，20kb和MgO=42条件下消失; Abyssal peridotites-深海地幔橄榄岩；SSZ peridotite-俯冲型地幔橄榄岩 Fig. 14 Variation diagrams of MgO vs. selected major oxides in peridotite of the Purang ophiolite Compositions are recalculated on a volatile free basis. Abyssal and SSZ peridotite fields are after Niu et al. (1997) and Parkinson and Pearce (1998), respectively. Also shown are residual compositions after from melting (at 10kb and 20kb) of primitive mantle (Palme and O’Neil, 2004) calculated using pMELTS program for maxium 40% melting degree (Ghiorso et al., 2002). Clinopyroxene disappear after MgO=44 for 10kb and MgO=42 for 20kb (indicated by ticks on melting curves) |
普兰地幔橄榄岩的稀土总量变化在0.55×10-6~3.45×10-6之间，除L-56-1样品的含较高的LREE/HREE=13.84，其余样品的LREE/HREE为1.02~6.30。(La/Yb)N值除个别样品较高外其余值在0.32~3.55间, (La/Sm)N=2.13~6.97。虽然REE含量有一定的变化，但用原始地幔(McDonough and Sun, 1995) 标准化的稀土元素配分模式显示极为一致的“V”或“U”型(图 15)，LREE均为富集型，富集程度稍有差异，δEu=0.67~1.12，表明部分样品中可能存在微量的长石，这与本岩体东侧中发现钙长石的特征相符(Liu et al., 2010; 郭国林等，2011)。从图 15可知，普兰二辉橄榄岩重稀土元素丰度最高，相对最低丰度的为纯橄岩，而轻稀土元素相对较高的是方辉橄榄岩，最低仍为纯橄岩，表明其熔融程度依次由低到高的变化，变化范围较大的REE丰度，可能是由于橄榄岩的熔融程度和亏损程度的差异所致(王希斌等，1996)。与阿尔卑斯橄榄的轻稀土亏损型模式明显不同，普兰地幔橄榄岩可能不只是早期的地幔交代作用所致，反映了岩石可能还经历了俯冲洋壳流体的改造。两种铬铁矿的围岩稀土元素特征与非矿方辉橄榄岩特征类似，进一步表明两种铬铁矿的围岩形成于相同背景下。
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图 15 普兰地幔橄榄岩体的全岩REE模式图(据McDonough and Sun, 1995) X91-8, X91-9, X85-1(D) 为纯橄岩数据来自徐向珍等(2011)；L-29-6~L-56-1(H) 为方辉橄榄岩；L-159-3~L-159-7(L) 为二辉橄榄岩；L-42-1~L-44-1(H-Cr)-为高铬型铬铁矿围岩方辉橄榄岩；10-Y-15~10-Y-24(H-Al)-为高铝型铬铁矿围岩方辉橄榄岩 Fig. 15 Primitive mantle normalized REE pattern diagram of the Purang mantle peridotite (after McDonough and Sun, 1995) Sample X91-8, X91-9, X85-1 are dunite after Xu et al.(2011); Sample L-29-6 to L-56-1(H) are harzburgite; Sample L-159-3~L-159-7(L) are lherzolite; Sample L-42-1 to L-44-1(H-Cr) are host harzburgite of high-Cr chromite; Sample 10-Y-15 to 10-Y-24(H-Al) are host harzburgite of high-Al chromite |
对于微量元素说来，蛇纹石化作用通常会影响Rb、Sr、Ba和U含量的变化，而Nb、Ta、Th、Hf的低含量会影响分析的精度(杨经绥等，2008)，因此，这里选择含量相对较高的微量元素Cr、Ni、V、和Co，以及Yb、Y进行讨论。从图 16可以看出Cr、Ni和Co与MgO呈正相关性，而V、Yb、Y与MgO呈负相关性，这可能与岩石中尖晶石及橄榄石含量的变化有关(Dick and Bullen, 1984)。
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图 16 普兰地幔橄榄岩中MgO vs.部分微量和稀土元素图 深海地幔橄榄岩和俯冲型橄榄岩数据分别来自Niu et al. (1997)和Parkinson and Pearce (1998); Abyssal peridotites-深海地幔橄榄岩；SSZ peridotite-俯冲型地幔橄榄岩.图例说明与图 13、图 14相同 Fig. 16 Variation diagrams of MgO vs. selected trace and rare earth elements in peridotites of the Purang ophiolite Abyssal and SSZ peridotite fields are after Niu et al. (1997), Parkinson and Pearce (1998), respectively. Legend are smiliar to Fig. 13 and Fig. 14 |
普兰地幔橄榄岩的Cr、Ni、Co含量都要远高于原始地幔值，V、Y、Yb要低于原始地幔值(图 16)。这可能是由于部分熔融过程中，残余固相中相对富集Cr、Ni、Co等相容元素，而亏损不相容元素Al、Ti、Ca、V、Y、Yb等元素的结果。与主量元素特征相同的是普兰地幔橄榄岩对比于深海型地幔橄榄岩(或者MOR型地幔橄榄岩) 和俯冲型地幔橄榄岩(或者SSZ型地幔橄榄岩)，岩体中二辉橄榄岩位于深海地幔橄榄岩区，亏损的方辉橄榄岩和纯橄岩可接近俯冲型地幔橄榄岩，特别是其中Co的含量。此外，低含量的大离子亲石元素Ba (8.46×10-6~20.04×10-6) 和Rb (＜3.4×10-6) 也反映了地幔残留岩石的特征，可以与世界典型蛇绿岩地幔橄榄岩对比(张旗和周国庆，2001)。
在地幔橄榄岩微量元素原始地幔标准化图中(图 17)，总体显示一个左高右低的斜坡特征。其中大离子亲石元素(LILE) 富集，也指示了俯冲带壳源的流体作用；此外，一些高场强元素亏损，如Nb、HREE、P、Th；而另一些相对富集，如Ta、Ce、U，如此显著的差异性表明既具有亏损地幔源区的特征，也有不同程度的俯冲带流体的交代特征。
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图 17 普兰地幔橄榄岩体的全岩微量元素模式图(据McDonough and Sun, 1995) 样品同图 15 Fig. 17 Primitive mantle normalized trace elements spider diagram of the Purang mantle peridotite (after McDonough and Sun, 1995) amples are same as in Fig. 15 |
地球上的PGE主要富集在由铁镍组成的地核，而由硅酸盐构成的地幔和地壳中丰度则很低(Borisov et al., 1994)。按其熔点降低的顺序，可分为两组，即IPGE (包括Os、Ir、Ru) 和PPGE (包括Rh、Pt、Pd)。在一定程度上铂族元素是镁铁-超镁铁岩浆演化的灵敏指示剂，尤其豆荚状铬铁矿只分布于超镁铁岩中。因此，豆荚状铬铁矿的铂族元素特征可以直接反应其形成过程，以及超镁铁岩的演化过程。对普兰地幔橄榄与铬铁矿的21件铂族元素地球化学特征分析表明(表 7)，其中高铬型铬铁矿的PGE总量较高为101×10-9~2499×10-9，而高铝型铬铁矿PGE含量要相对较低为177×10-9~304×10-9，三种岩相的地幔橄榄岩PGE总量基本相似为14.9×10-9~30.3×10-9明显要低于铬铁矿。铂族元素在铬铁矿值高度富集，如10y-101-16的Ru高达977×10-9，远远高于岩石中的含量。从图 18、图 19结果表明普兰地幔橄榄岩中方辉橄榄岩、二辉橄榄岩接近于原始地幔的铂族元素特征，纯橄岩及铬铁矿的铂族元素与原始地幔存在较大差异。高铬型铬铁矿中Pd/Ir=0.002~0.22，高铝型铬铁矿为0.085~0.24，而地幔橄榄岩在不同岩相中变化明显，其中纯橄岩的Pd/Ir为0.064~0.097，方辉橄榄岩为1.15~2.5，二辉橄榄岩Pd/Ir=1.08~2.19。普兰岩体中各岩相的Pt/Pd为0.53~95.7，方辉橄榄岩为0.97~1.1，二辉橄榄岩Pt/Pd=0.94~1.65，纯橄岩为2.76~4.06，并且Pd/Ir与Pt/Pd呈负相关性的关系，低于原始地幔值(图 18)。这可能是由于地幔橄榄岩及铬铁矿中Ir、Pd分配系数要高于Pt的原因(Borisov et al., 1994)。对普兰地幔橄榄岩及铬铁矿的原始地幔标准化显示(Barnes et al., 1988)，与图 18结果一样，普兰地幔橄榄岩中方辉橄榄岩和二辉橄榄岩的铂族元素特征基本上类似于原始地幔。纯橄岩的IPGE与原始地幔相同，但PPGE要低于原始地幔，呈现右倾的特征。高铬型铬铁矿、高铝型铬铁矿与纯橄岩的特征相似，只是丰度上呈现出从纯橄岩→高铝型铬铁矿→高铬型铬铁矿增加的趋势，与已报道的蛇绿岩型地幔橄榄岩及豆荚状铬铁矿相似(Talkington and Watkinson, 1986; Leblanc and Nicolas, 1992; Zhou et al., 1998)。
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表 7 普兰蛇绿岩地幔橄榄岩和铬铁矿的PGE化学分析数据(×10-6) Table 7 PGE chemical composition of the mantle peridotite and chromitite from the Purang ophiolite (×10-6) |
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图 18 普兰地幔橄榄岩和铬铁矿的铂族元素图 Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; High-Cr chromite-高铬型铬铁矿; High-Al chromite-高铝型铬铁矿; Mantle-原始地幔; MORB-洋中脊玄武岩; Low-Ti lavas-低钛玄武岩; 球粒陨石和地幔值据Chou et al.(1983). MORB和Low-Ti lavas据Hamlyn et al. (1985) Fig. 18 PGE diagram of the Purang ophiolite and chromitite Chondritic ratiao and mantle value are after Chou et al. (1983). MORB and Low-Ti lavas field are after Hamlyn et al. (1985) |
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图 19 原始地幔标准化普兰地幔橄榄岩和铬铁矿的铂族元素图(据Barnes et al., 1988) Y-7-A (D)~Y-7-E (D) 为纯橄岩；Y-7-1(H)~Y-7-4(H) 为方辉橄榄岩；Y-7-10(L)~Y-7-12(L) 为二辉橄榄岩；10Y-13A~11Y-P-19(H-Al):高铝型铬铁矿；11Y-401~10Y-101-16(H-Cr):高铬型铬铁矿.萨尔托海高铝型铬铁矿和罗布莎高铬型铬铁矿数据来源于Zhou et al. (1998) Fig. 19 Primitive mantle-normalized PGE patterns of the Purang peridotite and chromitites (after Barnes et al., 1988) Sample Y-7-A (D) to Y-7-E (D) are dunite; Sample Y-7-1(H) to Y-7-4(H) are harzburgite; Sample Y-7-10(L) to Y-7-12(L) are lherzolite; Sample 10Y-13A to 11Y-P-19(H-Al) are host harzburgite of high-Al chromite; Sample 11Y-401 to 10Y-101-16(H-Cr) are host harzburgite of high-Cr chromite; Data of Sartohay high-Al and Luobusa high-Cr chromitite after Zhou et al. (1998) |
部分熔融可使地幔亏损，并达到矿物相消失的熔融点。实验数据表明富集的二辉橄榄岩部分熔融程度达到20%情况下转变成残余的方辉橄榄岩，而在50%~60%的条件下形成纯橄岩(Jaques and Green, 1980; Bonatti and Michael, 1989; Kostopoulos, 1991)。在无水条件下，单斜辉石易转变成流体。当岩石中只有5%~7%的单斜辉石时流体有所减少，而方辉橄榄岩转变成流体的比例有所增加(Kostopoulos, 1991)。所以，地幔橄榄岩中单斜辉石的比例越低，指示此岩石发生部分熔融的程度越高(Dick and Bullen, 1984; Kostopoulos, 1991)。
在俯冲带的位置，减压熔融可能是由于俯冲板片中H2O存在的原因(Gill, 1981; Pawley and Holloway, 1993; Ulmer and Trommsdorff, 1995; Tatsumi and Eggins, 1995; Sisson and Bronto, 1998)。H2O存在影响部分熔融的程度和机制，包括如下几点：1) 降低了橄榄岩的固相线或在恒定的温度下可以增加部分熔融的程度(Kushiro et al., 1968; Green, 1973, 1976; Mysen and Boettcher, 1975; Mysen and Kushiro, 1977; Hirose and Kawamoto, 1995; Green and Falloon, 1998)；2) 降低了橄榄石和单斜辉石进入熔体的比例，使单斜辉石能够残留在高度部分熔融的熔体中，而增加了斜方辉石熔融的比例(Kushiro, 1969; Gaetani and Grove, 1998)；3) 斜方辉石的不一致熔融，从而形成了铬铁矿和橄榄石(Bowen and Anderson, 1914; Kushiro et al., 1968)。熔体中斜方辉石占的比例增加致使岩浆中更富硅，类似于板块边界的特征(Green and Ringwood, 1968; Nicholls and Ringwood, 1972, 1973; Kushiro, 1974)。普兰地幔橄榄岩及铬铁矿中角闪石存在表明普兰地幔橄榄岩的形成过程有俯冲带H2O的参与(图 11)，这与前人指出的普兰地幔橄榄岩经历了后期SSZ阶段一致(Liu et al., 2010；徐向珍等, 2011; 郭国林等, 2011)。
普兰岩体存在诸多部分熔融特征：岩体中透镜状纯橄岩和二辉橄榄岩分布于方辉橄榄岩内部，并且呈随机分布的特征，并不集中在最“亏损”的方辉橄榄岩区域。表明在地幔条件下发生了熔体-岩石的相互作用，从而致使辉石的熔融，形成了亏损地幔橄榄岩。另有在普兰地幔橄榄岩中存在大量与岩体主构造线NW方向一致的橄榄单斜辉石岩脉，少数切割主构造线(徐向珍等，2011)。辉石岩脉是由于熔体/流体和橄榄岩相互作用的结果(Kelemen et al., 1992; Garrido and Bodinier, 1999)，地幔交代的作用致使辉石岩切穿各岩相，甚至包括铬铁矿和纯橄岩，这表明交代作用形成的辉石岩形成于纯橄岩-铬铁矿之后。普兰地幔橄榄岩中橄榄单斜辉石岩脉稀土元素分配模式类似于普兰地幔橄榄岩的特征，但HREE含量要稍高于地幔橄榄岩(徐向珍等，2011)。原因在于HREE为不相容元素，在部分熔融过程中HREE富集于熔体/流体内，熔体以辉石岩的形式被抽出，致使辉石岩中的HREE高于地幔橄榄岩的值。
普兰岩体的岩相学显示方辉橄榄岩中存在少量的辉石斑晶的塑性变形(图 5h)，橄榄石光滑和弯曲的边界表明岩石经历了部分熔融过程(图 5d, 图 5dh)(Mercier and Nicolas, 1975)。含这种结构的橄榄岩多形成于软流圈下的早期高温阶段，是塑性流动和韧性变形作用的结果(Dijkstra et al., 2003; 李继亮等，2007)。普兰地幔橄榄岩中在斜方辉石斑晶内呈不规则状，并未发生变形的橄榄石，可能是由原位斜方辉石的不一致熔融形成，在洋中脊之下减压熔融形成了橄榄石和富SiO2的熔体(Niu et al., 1997)。颗粒间未变形的辉石可能指示熔体-岩石相互作用(图 5d, e)，以及在渗透作用的后期阶段斜方辉石中饱和熔体迁移形成。这是由于高温上升的熔体中斜方辉石为欠饱和，而单斜辉石为饱和，当熔体上升至浅部位置时从围岩方辉橄榄岩中易熔解斜方辉石(Kelemen, 1990; Kelemen et al., 1992)。在很多个岩体中发现类似的结构，如在Othris，South Lanzo，和Erro-Tobbio的尖晶石橄榄岩，被解释为部分熔融特征(Barth et al., 2003) 或者是在开放系统下的渗流迁移作用，和辉石欠饱和状态时与橄榄相互作用的结果(Dijkstra et al., 2003; Piccardo et al., 2007; Piccardo and Vissers, 2007)。在大西洋中脊深海橄榄岩中报道过斜方辉石的熔蚀和橄榄石的交代作用(Seyler et al., 2007)，分布于橄榄石-橄榄石之间或者是橄榄石-单斜辉石之间的裂隙状微粒铬尖晶石(图 5d)。图 5b中呈裂隙状的矿物类似于堆晶岩中填隙式的原因(Dijkstra et al., 2003)，有些铬尖晶石呈蠕虫状或合晶状结构，表明在熔融阶段从斜方辉石中出溶的结果(Mercier and Nicolas, 1975)，或者是亚固相出溶的原因。在普兰地幔橄榄岩中可见斜方辉石斑晶的边缘有大量的单斜辉石+尖晶石合成晶，同样微细的结构被报道见于在大西洋中脊的地幔橄榄岩中(Seyler et al., 2007)，并指出这是由于斜方辉石与熔体间的渗透作用或者反应而致使单斜辉石和铬尖晶石结晶。此外，可见细粒状的尖晶石分布于橄榄石、斜方辉石及单斜辉石之间，这可能是由于熔体-岩石反应的结果，并在后期结晶橄榄石和斜方辉石。而在一些样品中，斜方辉石的不一致熔融或者岩石熔体反应的存在，致使尖晶石呈粗粒叶片状结构分布于斜方辉石内或橄榄石内(Pagé et al., 2008)。
普兰地幔橄榄岩的矿物化学表明存在部分熔融和地幔交代作用，呈现既有深海地幔橄榄岩和弧前地幔橄榄岩的特征(图 7、图 8、图 9)。普兰地幔橄榄岩的斜方辉石呈现出从二辉橄榄岩→方辉橄榄岩→纯橄岩Al2O3含量减少，而Mg#稍增高的趋势，以及Al2O3与Cr2O3间呈正相关性(图 7)。单斜辉石同样显示了明显的部分熔融趋势，呈现为Mg#和CaO的增加，而Al2O3与Cr2O3的减少(图 8)，与含水熔融实验一致(Gaetani and Grove, 1998)。结合方辉橄榄岩中斜方辉石极低的CaO含量(≤2.2%) 表明至少在部分熔融的后期阶段单斜辉石是不饱和，出溶的单斜辉石较高含量Cr2O3是源于斜方辉石。表 3看出，单斜辉石相对富集TiO2和Na2O含量，可能是由于与熔体的渗透作用或者是斜方辉石的直接结晶有关。基于此，Pagé et al., (2008) 提出单斜辉石的变化过程并不能准确的记录熔体亏损的过程。在部分熔融过程中，即便Cr2O3为相容元素，但也能从斜方辉石中萃取出。方辉橄榄岩和二辉橄榄岩有些橄榄石的Fo值为89.5~92.3与残余地幔橄榄岩中橄榄石相似(Takahashi, 1986)，但是相比于正常的地幔橄榄岩中橄榄石有更高的NiO含量(图 9)，Ishimaru and Arai (2008)提出这种高NiO的含量可能是由于岩石-熔体反应的结果。Kelemen et al. (1998)观察到一些地幔橄榄岩中橄榄石Ni的含量和斜方辉石的含量有正相关性。在SSZ环境中熔体或者富H2O-SiO2的流体渗透作用(Nakamura and Kushiro, 1974)，从而形成了富NiO的橄榄石。在致密块状铬铁矿中呈包裹体状橄榄石的Fo-MnO-NiO并不在部分熔融趋势线上(图 9)，这种富Ni的流体来源目前尚不清晰。普兰地幔橄榄岩中铬尖晶石矿物化学成分表明其具典型于阿尔卑斯型橄榄岩的特征，铬尖晶石TiO2含量随着Cr#的增加而增加，一种解释为高温熔体地幔交代成因(Batanova et al., 1998)，另一种为玻安质熔体与方辉橄榄岩反应的结果(Zhou et al., 1996)。
普兰岩石地球化学与矿物化学特征相似，从图 14、图 16可知普兰地幔橄榄岩位于深海地幔橄榄岩区，并具有比原始地幔更低的CaO，Al2O3，FeOT含量，是由于地幔橄榄岩发生部分熔融过程这些相容元素被抽走从而残留的结果。然而普兰地幔橄榄岩的方辉橄榄岩及纯橄岩更多具岛弧橄榄岩的特征，与其对应的是方辉橄榄岩与纯橄岩亲稀土元素富集和一些不相容元素V、Y、Yb亏损的特征，指示普兰地幔橄榄岩其经历了MOR至SSZ环境的改造过程(图 14~图 17)。另外从图 20可知普兰地幔橄榄岩中二辉橄榄岩多位于深海地幔橄榄岩的位置，部分熔融程度较低~10%。高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩与高铝型铬铁矿，以及非矿围岩的方辉橄榄岩的相似，部分熔融为~20%，岩石/熔体的相互作用明显。普兰岩体中纯橄岩的铬尖晶石Cr#，单斜辉石Al2O3含量及橄榄石的Fo值，显示普兰地幔橄榄岩中纯橄岩部分熔融程度达~30%，呈现俯冲型地幔橄榄岩的特征。图 20b高铬型铬铁矿与高铝型铬铁矿中橄榄石并不在橄榄石尖晶石的地幔演化趋势线上。此外，普兰地幔橄榄岩及铬铁矿中角闪石较低含量的TiO2、Na2O，可能是同结晶状态下的降压部分熔融的结果(Spear, 1981; Niida and Green, 1999)，从而发生了Opx+Cpx+Sp→Ol+Pl的反应过程(Liu et al., 2010; 郭国林等，2011)，形成具有An值大于95的钙长石，其熔融程度在~15%。然而进一步对单斜辉石的稀土元素含量分析可知，形成的高铬尖晶石橄榄岩中的单斜辉石与斜长石-橄榄岩中的单斜辉石轻稀土含量完全不同，呈两个独立的配分模式(Liu et al., 2012)，这可能与不同期次部分熔融作用下矿物的熔体化学属性及分配系数不同所致。因此，普兰地幔橄榄岩经历了多期次部分熔融的作用，第一期为，原始普兰地幔橄榄岩岩相全为二辉橄榄岩时的部分熔融~10%，第二期，部分熔融程度在20%~30%之间形成方辉橄榄岩向及纯橄岩相的部分熔融作用，第三期为俯冲减压相的部分熔融，程度在~15%。
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图 20 普兰地幔橄榄岩中铬尖晶石的Cr# vs.单斜辉石的Al2O3图(a) 和普兰地幔橄榄岩及铬铁矿中橄榄石的Fo值vs.铬尖晶石的Cr#的成分图(b, 据Pearce et al., 2000) Abyssal peridotites-深海地幔橄榄岩；Forearc (SSZ) peridotite-俯冲型地幔橄榄岩; OSMA-橄榄石尖晶石地幔演化趋势；Passive margin Peridotites-被动大陆边缘地幔橄榄岩; Partial melting-部分熔融趋势; Fractionation trend-结晶演化趋势. Lherzolite-二辉橄榄岩; Harzburgite-方辉橄榄岩; Dunite-纯橄岩; High-Cr chromite-高铬型铬铁矿; High-Al chromite-高铝型铬铁矿; Host harzburgite of high-Cr chromite-高铬型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩; Host harzburgite of high-Al chromite-高铝型铬铁矿的围岩方辉橄榄岩.Partial melting trends-部分熔融趋势线(Ozawa, 1994), Pl peridotites-斜长石橄榄岩数据来源于Liu et al.(2010), An peridotites-钙长石的数据来源于郭国林等(2011) Fig. 20 Viariation diagram of Al2O3 of clinopyroxene vs. Cr# of coexisting spinel for Purang peridotites (a) and compositional relationship between Cr# of spinel and Fo content of coexisting olivine for Purang peridotites and chromitites (b, after Pearce et al., 2000) Palgioclase peridotite data after Liu et al. (2010) and anorthite peridotite data after Guo et al. (2011) |
豆荚状铬铁矿床按矿石化学成分可以分为高铝型(Cr#值为20~60) 和高铬型(Cr#值为60~80)(Thayer, 1970)，两类豆荚状铬铁矿床在构造和结构上和矿物组合上几乎没有任何差异，但铬尖晶石在化学组分上有很大的差别，如萨尔托海和贺根山高铝造矿铬尖晶石的TiO2含量较高(0.18%~0.28%)，而高铬造矿铬尖晶石的TiO2含量较低(0.08%~0.24%)(周美付和白文吉，1994)。因存在此差异，进而周美付等解释为两种不同类型的豆荚状铬铁矿来源于不同的铬铁矿矿浆(周美付和白文吉，1994)，但也有认为高度的耐火残余是高铬型的铬铁矿形成观点，高铝型的铬铁矿多为铝交代的结果(鲍佩声等，1999；白文吉，2009)。在全球已报道的豆荚状铬铁矿中普遍特征为单一岩体只存在一种矿体类型，例如哈萨克斯坦的Kempirsai铬铁矿(Melcher et al., 1997)，日本的S. Kamuikotan铬铁矿(Arai, 1997)，菲律宾的Acoje铬铁矿(Rammlmair et al., 1987)，塞浦路斯的Troodos (McElduff and Stumpfl, 1991)，希腊的Vourinos铬铁矿(Economou, 1983)，New Caledonia (Leblanc, 1995) 等为高铬型铬铁矿(Cr#＞60)。而埃及的“CED”(Ahmed et al., 2001)，日本的Tari-Misaka (Arai, 1997)，古巴的Mora-Baracoa (Proenza et al., 1999; Gervilla et al., 2005) 等铬铁矿为高铝型铬铁矿(Cr#＜60)。近两年在同一岩体内发现两种类型的豆荚状铬铁矿，仅报道于少数岩体中，包括古巴Mayarí-Cristal超基性岩和阿尔巴尼亚的Bulqiza岩体(González-Jiménez et al., 2010)。在中国几个主要铬铁矿床中，高铬型铬铁矿有罗布莎、普兰、东波以及东巧、玉石沟等，而贺根山、萨尔托海等为高铝型铬铁矿。普兰地幔橄榄岩中高铬型和高铝型铬铁矿的发现属国内首次，因此，对比于其它豆荚状铬铁矿床表明普兰豆荚状铬铁矿存在共性及差异性，从图 10可知，普兰高铝型铬铁矿与新疆萨尔托海铬铁矿的铬尖晶石的矿物化学组分相同，高铬型铬铁矿的铬尖晶石的矿物化学组分与罗布莎铬铁矿的成分相近。与罗布莎铬铁矿及萨尔托海铬铁矿不同的是普兰铬铁矿铬尖晶石具有相对低的TiO2含量，其中高铝型的铬铁矿TiO2含量在0.04%~0.23%，平均值为0.09%，高铬型铬铁矿铬尖晶石的TiO2含量在0~0.16%，平均值0.09%。Os、Ir和Ru具有较高熔点，而Pt和Pd的熔点相对较低。原始地幔橄榄岩发生部分熔融，Os、Ir和Ru趋向于保留在残余地幔中，而Pt、Pd大部分应富集于晚期熔体内或经过分异的岩相中(Edwards, 1990)。所以普兰地幔橄榄岩及两种类型铬铁矿的PGE含量与罗布莎铬铁矿，萨尔托海铬铁矿的模式相同，Os、Ir富集，Pt、Pd强烈亏损的右倾模式(图 19)，这与母岩性质以及与PGE在岩浆中的不同熔点有关，但普兰岩体中高铝型和高铬型铬铁矿的PGE总量远高于罗布莎及萨尔托海铬铁矿。因此，虽然普兰岩体内高铬型铬铁矿的围岩和高铝型铬铁矿的围岩在地球化学，矿物化学等特征并无多大差别，但两种铬铁矿之间，在矿石矿物组分，造铬尖晶石，PGE元素上有较大差别，对比于典型豆荚状铬铁矿矿物化学组分特征相似，而PGE元素丰度等并不同，这可能是铬铁矿形成过程中经历不同性质熔体的结果。
Sclar (1970)认为H2O及化学活动性流体参与了地幔熔融作用和铬铁矿的成矿作用，特别是H2O的加入大大地降低了橄榄石的熔点，致使岩石的部分熔融程度显著提高。Arai and Matsukage (1998)报道在东太平洋中脊(Hess Deep) 及日本碱性岩中的捕虏体豆荚状铬铁矿的“小豆状体”中存在角闪石，其TiO2和Na2O的含量要稍高于普兰高铝型铬铁矿及其围岩方辉橄榄岩中的角闪石(图 12)，并且普兰方辉橄榄岩和铬铁矿中的角闪石趋向于俯冲型成因角闪石，佐证了普兰地幔橄榄岩和铬铁矿经历了减压部分熔融。Liu et al. (2012)对普兰岩体中低Cr#、高Cr#方辉橄榄岩以及斜长石-橄榄岩的Re-Os同位素的研究表明，Os同位素的组成也并未受到后期俯冲交代的影响，而且Re-Os同位素模式年龄最老可以达到1Ga。而Miller et al.(2003)获得普兰蛇绿岩体(Yungbwa蛇绿岩) 中拉斑玄武岩Sm-Nd等时线年龄和Ar-Ar年龄分别为147±25Ma和152±33Ma，以及刘钊等(2011)获得普兰蛇绿岩体中辉长岩中锆石的U-Pb年龄为130±3Ma都明显要晚于Re-Os同位素模式的年龄，这一特征在罗布莎及东巧蛇绿岩中已被报道(Shi et al., 2007)。此外，普兰地幔橄榄岩中选出了金刚石和碳硅石等30余种矿物的特殊矿物群(杨经绥等, 2011)，这与同属雅鲁藏布江缝合带的罗布莎岩体中发现的超高压矿物的特征相似(中国地质科学院地质研究所金刚石组，1981；Bai et al., 1993; Yang et al., 2007; Xu et al., 2009; Dobrzhinetskaya et al., 2009; Trumbull et al., 2009)，进一步表明，普兰地幔橄榄岩与罗布莎等地幔橄榄岩存在诸多共性，铬铁矿的形成过程更趋复杂并带有深部过程的痕迹。对比于世界上著名的大型豆荚状铬铁矿床可以发现，多数铬铁矿床产在规模较大的蛇绿岩体内，如中生代古巴的Camaguey岩体为1200km2，菲律宾的Acoje岩体大于4500km2，阿尔巴尼亚的Bulqiza岩体面积为350km2，土耳其的Guleman-Soridag岩体达200km2，New Caledonia岩体为8000km2。古生代俄罗斯的Ray-IZ岩体400km2，Saranov岩体为1950km2，哈萨克斯坦的Kempirsai岩体为1000km2。而普兰地幔橄榄岩接近600~700km2，且只为雅鲁藏布江缝合带西段几个大岩体中的一个，还包括东波岩体400km2和休古嘎布岩体700km2。因此，普兰地幔橄榄岩及其它几个岩体还存在发现工业价值的大型铬铁矿的潜力。
8 结论(1) 普兰地幔橄榄岩岩相学特征显示岩体经历了多期次的部分熔融作用，依据矿物组合、矿物化学成份及地幔橄榄岩的地球化学结果，显示岩体存在三次的部分熔融作用，并且经历了两个阶段，即为早期的MOR构造背景，以及后期就位过程中SSZ环境的改造。
(2) 普兰岩体中高铬型铬铁矿围岩与高铝型铬铁矿围岩相同，但铬铁矿本身矿物组合、造铬尖晶石特征、矿体的PGE化学特征等存在较大的差别，可与典型的高铬型铬铁矿(罗布莎铬铁矿) 和高铝铬铁矿(萨尔托海铬铁矿) 进行对比，显示可能是形成于不同的演化阶段或构造背景，对比于世界上大型的铬铁矿矿床的特征表明普兰岩体存在较大的找矿空间。
致谢 野外工作中得到西藏矿业公司教授级高工巴登珠等的大力帮助；电子探针测试在大陆构造与动力学国家重点实验室戎合研究员辅助完成；论文撰写过程中与迈阿密大学的Yildirim Dilek教授和加拿大达霍西大学Paul Robinson教授进行了有益讨论；审稿人孟繁聪研| [] | Ahmed AH, Arai S, Attia AK. 2001. Petrological characteristics of podiform chromitites and associated peridotites of the Pan African Proterozoic ophiolite complexes of Egypt. Mineralium Deposita, 36(1): 72–84. DOI:10.1007/s001260050287 |
| [] | Aitchison JC, Badeng zhu, Davies AM, et al. 2000. Remnants of a Cretaceous intra-oceanic subduction system within the Yarlung-Zangbo suture (southern Tibet). Earth and Planetary Science Letters, 183(1-2): 231–244. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00287-9 |
| [] | Arai S. 1997. Origin of podiform chromitites. Journal of Asian Earth Sciences, 15(2-3): 303–310. DOI:10.1016/S0743-9547(97)00015-9 |
| [] | Arai S, Matsukage K. 1998. Petrology of a chromitite micropod from Hess Deep, equatorial Pacific: A comparison between abyssal and alpine-type podiform chromitite. Lithos, 43(1): 1–14. DOI:10.1016/S0024-4937(98)00003-6 |
| [] | Bai WJ, Zhou MF, Robinson PT. 1993. Possibly diamond-bearing mantle peridotites and podiform chromitites in the Luobusa and Donqiao ophiolites, Tibet. Canadian Journal of Earth Sciences, 30(8): 1650–1659. |
| [] | Bao PS, Wang XB, Peng GY, Chen FY. 1999. Chromite Deposit in China. Beijing: Science Press: 108-135. |
| [] | Bao PS. 2009. Further discussion on the genesis of the podiform chromite deposits in the ophiolites-questioning about the rock/melt interaction metallogeny. Geological Bulletin of China, 28(12): 1741–1761. |
| [] | Barnes SJ, Boyd R, Korneliussen A et al. 1988. The use of mantle normalization and metal ratios in discriminating between the effects of partial melting, crystal fractionation and sulphide segregation on platinum-group elements, gold, nickel and copper: Examples from Norway. In: Prichard HM, Potts PJ, Bowles JFW and Cribb SJ (eds.). Geo-Platinum Symposium Volume. London: Elsevier, 113-143 |
| [] | Barth MG, Mason PRD, Davies GR, et al. 2003. Geochemistry of the othris ophiolite, Greece: Evidence for refertilization. Journal of Petrology, 44(10): 1759–1785. DOI:10.1093/petrology/egg058 |
| [] | Batanova VG, Suhr G, Sobolev AV. 1998. Origin of geochemical heterogeneity in the mantle peridotites from the Bay of Islands ophiolite, Newfoundland, Canada: Ion probe study of clinopyroxenes. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62(5): 853–866. DOI:10.1016/S0016-7037(97)00384-0 |
| [] | Bonatti E, Michael PJ. 1989. Mantle peridotites from continental rifts to ocean basins to subduction zones. Earth and Planetary Science Letters, 91(3-4): 297–311. DOI:10.1016/0012-821X(89)90005-8 |
| [] | Borisov A, Palme H, Spettel B. 1994. Solubility of palladium in silicate melts: Implications for core formation in the Earth. Geochimica et Cosmochimca Acta, 58(2): 705–716. DOI:10.1016/0016-7037(94)90500-2 |
| [] | Bowen NL, Anderson O. 1914. The binary system MgO-SiO2. American Journal of Science, 37: 487–500. |
| [] | Chou CL, Shaw DM, Crocket JH. 1983. Siderophile trace elements in the Earth's oceanic crust and upper mantle. Journal of Geophysical Research, 88(S2): A507–A518. |
| [] | Coltorti M, Beccaluva L, Bonadiman C, Faccin B, Ntaflos T, Siena F. 2004. Amphibole genesis via metasomatic reaction with clinopyroxene in mantle xenoliths from Victoria Land, Antarctica. Lithos, 75(1-2): 115–139. DOI:10.1016/j.lithos.2003.12.021 |
| [] | Coltorti M, Bonadiman C, Faccini B, Grégoire M, O'Reilly SY, Powel W. 2007. Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos, 99(1-2): 68–84. DOI:10.1016/j.lithos.2007.05.009 |
| [] | Diamond Research Group of Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences. 1981. The discovery of alpine-type diamond bearing ultrabasic intrusions in Xizang (Tibet). Geological Review, 27(5): 455-457 (in Chinese with English abstract) |
| [] | Dick HJB, Bullen T. 1984. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas. Contributions to Mineralogy and Petrology, 86(1): 54–76. DOI:10.1007/BF00373711 |
| [] | Dick HJB, Natland JH. 1996. Late-stage melt evolution and transport in the shallow mantle beneath the East Pacific Rise. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 147: 103–134. |
| [] | Dijkstra AH, Barth MG, Drury MR, Mason PRD, Vissers RLM. 2003. Diffuse porous melt flow and melt-rock reaction in the mantle lithosphere at a slow-spreading ridge: A structural petrology and LA-ICP-MS study of the Othris Peridotite Massif (Greece). Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 4(8). DOI:10.1029/2001GC000278 |
| [] | Dobrzhinetskaya LF, Wirth R, Yang JS, Hutcheon ID, Weber PK, Green HW. 2009. High-pressure highly reduced nitrides and oxides from chromitite of a Tibetan ophiolite. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 106(46): 19233–19238. DOI:10.1073/pnas.0905514106 |
| [] | Economou M. 1983. Platinum group melts in chromite ores from the Vourinos Ophiolite Complex, Greece. Ofioliti, 8: 339–356. |
| [] | Edwards SJ. 1990. Harburgites and refractory melts in the Lewis hills massif, Bay of Island ophiolite complex: The base-metals and precious-metals story. Can. Mineral., 28: 537–552. |
| [] | Frey FA, Suen CJ, Stockman HW. 1985. The Ronda high temperature peridotite: Geochemistry and petrogenesis. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49(11): 2469–2491. DOI:10.1016/0016-7037(85)90247-9 |
| [] | Gaetani GA, Grove TL. 1998. The influence of water on melting of mantle peridotite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 131(4): 323–346. DOI:10.1007/s004100050396 |
| [] | Garrido CJ, Bodinier JL. 1999. Diversity of mafic rocks in the Ronda peridotite: Evidence for pervasive melt-rock reaction during heating of subcontinental lithosphere by upwelling asthenosphere. Journal of Petrology, 40(5): 729–754. DOI:10.1093/petroj/40.5.729 |
| [] | Gervilla F, Proenza JA, Frei R, et al. 2005. Distribution of platinum-group elements and Os isotopes in chromite ores from Mayarí-Baracoa Ophiolitic Belt (eastern Cuba). Contributions to Mineralogy and Petrology, 150(6): 589–607. DOI:10.1007/s00410-005-0039-2 |
| [] | Ghiorso MS, Hirschmann MM, Reiners PW, Kress Ⅲ VC. 2002. The pMELTS: A revision of MELTS for improved calculation of phase relations and major element partitioning related to partial melting of the mantle to 3GPa. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 3(5). DOI:10.1029/2001GC000217 |
| [] | Gill JB. 1981. Orogenic Andesites and Plate Tectonics. Berlin: Springer-Verlag: 1-390. |
| [] | González-Jiménez JM, Gervilla F, Kerestedjian T, Proenza JA. 2010. Alteration of platinum-group and base-metal mineral assemblages in ophiolite chromitites from the Dobromirtsi massif, Rhodope Mountains (Bulgaria). Resources Geology, 60(4): 315–334. DOI:10.1111/rge.2010.60.issue-4 |
| [] | Green DH. 1973. Experimental melting studies on a model upper mantle composition at high pressure under water-saturated and water-undersaturated conditions. Earth and Planetary Science Letters, 19(1): 37–53. DOI:10.1016/0012-821X(73)90176-3 |
| [] | Green DH. 1976. Experimental testing of "equilibrium" partial melting of peridotite under water-saturated, high-pressure conditions. The Canadian Mineralogist, 14(3): 255–268. |
| [] | Green TH, Ringwood AE. 1968. Genesis of the calc-alkaline igneous rock suite. Contributions to Mineralogy and Petrology, 18(2): 105–162. DOI:10.1007/BF00371806 |
| [] | Green TH, Falloon TJ. 1998. Pyrolite: A Ringwood concept and its current expression. In: The Earth's Mantle: Composition, Structure, and Evolution. Melbourne: Cambridge University Press: 311-380. |
| [] | Guo GL, Xu XZ, Li JY. 2011. The character and genesis of anorthite as inclusions in spinel of Mantle peridotites from the Purang ophiolite (southwestern Tibetan Plateau). Acta Petrologica Sinica, 27(11): 3197–3206. |
| [] | Hamlyn PR, Keays PR, Cameron WE, et al. 1985. Precious metals in magnesian low-Ti lavas: Implications for metallogenesis and sulfur saturation in primary magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49(8): 1797–1811. DOI:10.1016/0016-7037(85)90150-4 |
| [] | Hart SR, Zindler A. 1986. In search of a bulk-Earth composition. Chemical Geology, 57(3-4): 247–267. DOI:10.1016/0009-2541(86)90053-7 |
| [] | Hartmann G, Wedepohl KH. 1993. The composition of peridotite tectonites from the Ivrea complex, northern Italy: Residues from melt extraction. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(8): 1761–1782. DOI:10.1016/0016-7037(93)90112-A |
| [] | Hirose K, Kawamoto T. 1995. Hydrous partial melting of lherzolite at 1GPa: The effect of H2O on the genesis of basaltic magmas. Earth and Planetary Science Letters, 133(3-4): 463–473. DOI:10.1016/0012-821X(95)00096-U |
| [] | Huang GC, Mo XX, Xu DM, Lei YJ, Li LJ. 2006. Origination and evolution of Daba-Xiugugabu ophiolite belt in the Southwestern Tibet. Geology and Mineral Resources of South China(3): 1–9. |
| [] | Ionov DA, Griffin LW, O'Reilly SY. 1997. Volatile-bearing minerals and lithophile trace elements in the upper mantle. Chemical Geology, 141(3-4): 153–184. DOI:10.1016/S0009-2541(97)00061-2 |
| [] | Irvine TN. 1967. Chromian spinel as a petrogenetic indicator. Part 2. Petrologic applications. Canadian Journal of Earth Sciences, 4(1): 71–103. DOI:10.1139/e67-004 |
| [] | Ishimaru S, Arai S. 2008. Nickel enrichment in mantle olivine beneath a volcanic front. Contributions to Mineralogy and Petrology, 156(1): 119–131. DOI:10.1007/s00410-007-0277-6 |
| [] | Jagoutz E, Palme H, Baddenhausen H, Blum H, Cendales M, Dreibus G, Spettel B, Lorenz V, Wanke H. 1979. The abundances of major, minor and trace elements in the Earth's mantle as derived from primitive ultramafic nodules. In: Lunar Planetary Science Conference Proceedings. New York: Pergamon Press: 2031-2051. |
| [] | Jaques AL, Green DH. 1980. Anhydrous melting of peridotite at 0~15kb pressure and the genesis of tholeiitic basalts. Contributions to Mineralogy and Petrology, 73(3): 287–310. DOI:10.1007/BF00381447 |
| [] | Kelemen PB. 1990. Reaction between ultramafic rock and fractionating basaltic magma I. Phase relations, the origin of calc-alkaline magma series, and the formation of discordant dunite. Journal of Petrology, 31(1): 51–98. DOI:10.1093/petrology/31.1.51 |
| [] | Kelemen PB, Dick HJB, Quick JE. 1992. Formation of harzburgite by pervasive melt/rock reaction in the upper mantle. Nature, 358(6388): 635–641. DOI:10.1038/358635a0 |
| [] | Kelemen PB, Hart SR, Bernstein S. 1998. Silica enrichment in the continental upper mantle via melt/rock reaction. Earth and Planetary Science Letters, 164(1-2): 387–406. DOI:10.1016/S0012-821X(98)00233-7 |
| [] | Kostopoulos DK. 1991. Melting of the shallow upper mantle: A new perspective. Journal of Petrology, 32(4): 671–699. DOI:10.1093/petrology/32.4.671 |
| [] | Kushiro I, Syono Y, Akimoto S. 1968. Melting of a peridotite nodule at high pressures and high water pressures. Journal of Geophysical Research, 73(18): 6023–6029. DOI:10.1029/JB073i018p06023 |
| [] | Kushiro I. 1969. The system forsterite-diopside-silica with and without water at high pressures. American Journal of Science, 267: 269–294. |
| [] | Kushiro I. 1974. Melting of hydrous upper mantle and possible generation of andesite magma: An approach from synthetic systems. Earth and Planetary Science Letters, 22(4): 294–299. DOI:10.1016/0012-821X(74)90138-1 |
| [] | Leblanc M. 1980. Chromite growth, dissolution and deformation from a morphological view point: SEM investigations. Mineralium Deposita, 15(2): 201–210. |
| [] | Leblanc M, Violette JF. 1983. Distribution of aluminum-rich and chromium-rich chromite pods in ophiolite peridotites. Economic Geology, 78(2): 293–301. DOI:10.2113/gsecongeo.78.2.293 |
| [] | Leblanc M, Nicolas A. 1992. Ophiolitic chromitites. International Geological Review, 34(7): 653–686. DOI:10.1080/00206819209465629 |
| [] | Leblanc M. 1995. Chromitite and ultramafic rock compositional zoning through a paleotransform fault, Poum, New Caledonia. Economic Geology, 90(7): 2028–2039. DOI:10.2113/gsecongeo.90.7.2028 |
| [] | Lei YJ, Huang GC, Xu DM, Li LJ. 2006. Prospect for the Jiangyema podiform chromite deposit and its gological characteristics in Pulan County, Tibet. Geology and Mineral Resources of South China(3): 55–60. |
| [] | Li JF, Xia B, Liu LW, Xu LF, He GS, Wang H, Zhang YQ, Yang ZQ. 2008. SHRIMP U-Pb zircon dating of diabase in the La'nga Co ophiolite, Burang, Tibet, China, and its geological significance. Geological Bulletin of China, 27(10): 1739–1743. |
| [] | Li JL, Tao KJ, Yu LJ, Xiao WJ. 2007. Preliminary study on the olivine in the Laangcuo sheared peridotite, western Tibet. Acta Petrologica Sinica, 23(5): 977–985. |
| [] | Liu CZ, Wu FY, Wide SA, Yu LJ, Li JL. 2010. Anorthitic plagioclase and pargasitic amphibole in mantle peridotites from the Yungbwa ophiolite (southwestern Tibetan Plateau) formed by hydrous melt metasomatism. Lithos, 114(3-4): 413–422. DOI:10.1016/j.lithos.2009.10.008 |
| [] | Liu CZ, Wu FY, Chu ZY, Ji WQ, Yu LJ, Li JL. 2012. Preservation of ancient Os isotope signatures in the Yungbwa ophiolite (southwestern Tibet) after subduction modification. Journal of Asian Earth Sciences, 53: 38–50. DOI:10.1016/j.jseaes.2011.08.010 |
| [] | Liu Z, Li Y, Xiong FH, Wu D, Liu F. 2011. Petrology and geochronology of mor gabbro in the purang ophiolite of western Tibet, China. Acta Petrologica Sinica, 27(11): 3269–3279. |
| [] | Lugovi c′B, Altherr R, Raczek I, Hofmann AW, Majer V. 1991. Geochemistry of peridotites and mafic igneous rocks from the Central Dinaric Ophiolite Belt, Yugoslavia. Contributions to Mineralogy and Petrology, 106(2): 201–216. DOI:10.1007/BF00306434 |
| [] | Marchesi C, Garrido CJ, Godard M, Proenza JA, Gervilla F, Blanco-Moreno J. 2006. Petrogenesis of highly depleted peridotites and gabbroic rocks from the Mayari-Baracoa ophiolitic belt (Eastern Cuba). Contributions to Mineralogy and Petrology, 151(6): 717–736. DOI:10.1007/s00410-006-0089-0 |
| [] | McDermid IRC, Aitchison JC, Davis AM, Harrison TM, Grove M. 2002. The Zedong terrane: A Late Jurassic intra-oceanic magmatic arc within the Yarlung-Tsangpo suture zone, southeastern Tibet. Chemical Geology, 187(3-4): 267–277. DOI:10.1016/S0009-2541(02)00040-2 |
| [] | McDonough WF, Sun SS. 1995. The composition of the Earth. Chemical Geology, 120(3-4): 223–253. DOI:10.1016/0009-2541(94)00140-4 |
| [] | McElduff B, Stumpfl EF. 1991. The chromite deposits of the Troodos Complex, cyprus: Evidence for the role of a fluid phase accompanying chromite formation. Mineralium Deposita, 26(4): 307–318. |
| [] | Melcher F, Grum W, Simon G, et al. 1997. Petrogenesis of the ophiolitic giant chromite deposits of Kempirsai, Kazakhstan: A study of solid and fluid inclusions in chromite. Journal of Petrology, 38(10): 1419–1458. DOI:10.1093/petroj/38.10.1419 |
| [] | Melcher F, Meisel T, Puhl J, Koller F. 2002. Petrogenesis and geotectonic setting of ultramafic rocks in the Eastern Alps: Constraints from geochemistry. Lithos, 65(1): 69–112. |
| [] | Mercier JCC, Nicolas A. 1975. Textures and fabrics of upper-mantle peridotites as illustrated by xenoliths from basalts. Journal of Petrology, 16(2): 454–487. DOI:10.1093/petrology/16.2.454 |
| [] | Miller C, Thöni M, Frank W, Schuster R, Melcher F, Meisel T, Zanetti A. 2003. Geochemistry and tectonomagmatic affinity of the Yungbwa ophiolite, SW Tibet. Lithos, 66(3-4): 155–172. DOI:10.1016/S0024-4937(02)00217-7 |
| [] | Molnar P, Tapponnier P. 1975. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision. Science, 189(4201): 419–426. DOI:10.1126/science.189.4201.419 |
| [] | Mysen BO, Boettcher AL. 1975. Melting of a hydrous mantle: I. Phase relations of natural peridotite at high pressures and temperatures with controlled activities of water, carbon dioxide, and hydrogen. Journal of Petrology, 16(1): 520–548. DOI:10.1093/petrology/16.1.520 |
| [] | Mysen BO, Kushiro I. 1977. Compositional variations of coexisting phases with degree of melting of peridotite in the upper mantle. American Mineralogist, 62(9-10): 843–865. |
| [] | Nakamura M. 1995. Residence time and crystallization history of nickeliferous olivine phenocrysts from the northern Yatsugatake volcanoes, central Japan: Application of a growth and diffusion model in the system Mg-Fe-Ni. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 66(1-4): 81–100. DOI:10.1016/0377-0273(94)00054-K |
| [] | Nakamura Y, Kushiro I. 1974. Composition of the gas phase in Mg2SiO4-SiO2-H2O at 15kbar. Year Book Carnegie Inst. Washington, 73: 255–258. |
| [] | Nicholls IA, Rigwood AE. 1972. Production of silica-saturated tholeiitic magmas in island arcs. Earth and Planetary Science Letters, 17(1): 243–246. DOI:10.1016/0012-821X(72)90282-8 |
| [] | Nicholls IA, Rigwood AE. 1973. Effect of water on olivine stability in tholeiites and the production of silica-saturated magmas in the island-arc environment. The Journal of Geology, 81(3): 285–300. DOI:10.1086/627871 |
| [] | Nicolas A, Girardeau J, Marcoux J, Duprè B, Wang XB, Cao YG, Zeng HX, Xiao XC. 1981. The Xigaze ophiolite (Tibet): A peculiar oceanic lithosphere. Nature, 294(5840): 414–417. DOI:10.1038/294414a0 |
| [] | Nicolas A, Prinzhofer A. 1983. Cumulative or residual origin for the transition zone in ophiolites: Structural evidence. Journal of Petrology, 24(2): 188–206. DOI:10.1093/petrology/24.2.188 |
| [] | Nicolas A. 1989. Structures of Ophiolite and Dynamics of Oceanic Lithosphere. Doedrecht: Kluwer Academic Publishers: 223-252. |
| [] | Nicolas A, Al Azri H. 1991. Chromite-rich and chromite-poor ophiolites: The Oman case. In: Ophiolite Genesis and Evolution of the Oceanic Lithosphere. Petrology and Structural Geology, 5: 261–274. DOI:10.1007/978-94-011-3358-6 |
| [] | Niida K, Green DH. 1999. Stability and chemical composition of pargasitic amphibole in MORB pyrolite under upper mantle conditions. Contributions to Mineralogy and Petrology, 135(1): 18–40. DOI:10.1007/s004100050495 |
| [] | Niu YL, Langmuir CH, Kinzler RJ. 1997. The origin of abyssal peridotites: A new perspective. Earth and Planetary Science Letters, 152(1-4): 251–265. DOI:10.1016/S0012-821X(97)00119-2 |
| [] | Niu YL. 2004. Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites: Implications for mantle melting, melt extraction and post-melting processes beneath mid-ocean ridges. Journal of Petrology, 45(12): 2423–2458. DOI:10.1093/petrology/egh068 |
| [] | Ozawa K. 1994. Melting and melt segregation in the mantle wedge above a subduction zone: Evidence from the chromite-bearing peridotites of the Miyamori Ophiolite Complex, northeastern Japan. Journal of Petrology, 35(3): 647–678. DOI:10.1093/petrology/35.3.647 |
| [] | Pagé P, Bédard JH, Schroetter JM, Tremblay A. 2008. Mantle petrology and mineralogy of the Thetford mines ophiolite complex. Lithos, 100(1-4): 255–292. DOI:10.1016/j.lithos.2007.06.017 |
| [] | Palme H, O'Neill HSC. 2004. Cosmochemical estimates of mantle composition. In: Holland HD and Turrekian KK (eds.). Treatise on Geochemistry. Elsevier, 2: 1–38. |
| [] | Parkinson IJ, Pearce JA. 1998. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana Fore-arc (ODP Leg 125), evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting. Journal of Petrology, 39(9): 1577–1618. DOI:10.1093/petroj/39.9.1577 |
| [] | Parlak O, Delaloye M. 1999. Precise 40Ar/39Ar ages from the metamorphic sole of the Mersin ophiolite (southern Turkey). Tectonophysics, 301(1): 145–158. |
| [] | Pawley AR, Holloway JR. 1993. Water sources for subduction zone volcanism: New experimental constraints. Science, 260(5108): 664–667. DOI:10.1126/science.260.5108.664 |
| [] | Pearce JA, Lippard SJ, Roberts S. 1984. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. In: Kokelaar BP and Howells MF (eds.). Marginal Basin Geology. Geological Society of London Special Publication. London: Blackwell Scientific Publications: 77-94. |
| [] | Pearce JA, Barker PF, Edwards SJ, Parkinson IJ, Leat PT. 2000. Geochemistry and tectonic significance of peridotites from the South Sandwich arc-basin system, South Atlantic. Contributions to Mineralogy and Petrology, 139(1): 36–53. DOI:10.1007/s004100050572 |
| [] | Piccardo GB, Vissers RLM. 2007. The pre-oceanic evolution of the Erro-Tobbio peridotite (Voltri Massif, Ligurian Alps, Italy). Journal of Geodynamics, 43(4-5): 417–449. DOI:10.1016/j.jog.2006.11.001 |
| [] | Piccardo GB, Zanetti A, Müntener O. 2007. Melt/peridotite interaction in the Southern Lanzo peridotite: Field, textural and geochemical evidence. Lithos, 94(1-4): 181–209. DOI:10.1016/j.lithos.2006.07.002 |
| [] | Proenza J, Gervilla F, Melgarejo J, Bodinier JL. 1999. Al-and Cr-rich chromitites from the Mayarí-Baracoa Ophiolitic Belt, (eastern Cuba): Consequence of interaction between volatile-rich melts and peridotites in suprasubduction mantle. Economic Geology, 94(4): 547–566. DOI:10.2113/gsecongeo.94.4.547 |
| [] | Qiu RZ, Deng JF, Zhou S, Li TD, Xiao QH, Guo TY, Cai ZY, Li GL, Huang GC, Meng XJ. 2005. Ophiolite types in western Qinghai-Tibetan Plateau: Evidences from petrology and geochemistry. Earth Science Frontiers, 12(2): 277–291. |
| [] | Rammlmair D, Raschka H, Steiner L. 1987. Systematics of chromitite occurrences in Central Palawan, Philippines. Mineralium Deposita, 22(3): 190–197. |
| [] | Roberts SR. 1988. Ophiolitic chromitite formation: A marginal basin phenomenon. Economic Geology, 83(5): 1034–1036. DOI:10.2113/gsecongeo.83.5.1034 |
| [] | Robinson PT, Bai WJ, Malpas J, et al. 2004. Ultra-high pressure minerals in the Luobusa ophiolite, Tibet, and their tectonic implications. In: Aspects of the Tectonic Evolution of China. Geological Society, London, Special Publications, 226(1): 247–271. DOI:10.1144/GSL.SP.2004.226.01.14 |
| [] | Rollinson H. 2005. Chromite in the mantle section of the Oman ophiolite: A New genetic model. Island Arc, 14(4): 542–550. DOI:10.1111/iar.2005.14.issue-4 |
| [] | Sclar CB. 1970. High pressure studies in the system MgO-SiO2-H2O. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 3: 330–333. |
| [] | Seyler M, Lorand JP, Dick HJB, Drouin M. 2007. Pervasive melt percolation reactions in ultra-depleted refractory harzburgites at the Mid-Atlantic Ridge, 15°20′N: ODP Hole 1274. Contributions to Mineralogy and Petrology, 153(3): 303–319. DOI:10.1007/s00410-006-0148-6 |
| [] | Shi RD, Alard O, Zhi XC, O'Reilly SY, Pearson NJ, Griffin WL, Zhang M, Chen XM. 2007. Multiple events in the Neo-Tethyan oceanic upper mantle: Evidence from Ru-Os-Ir alloys in the Luobusa and Dongqiao ophiolitic podiform chromitites, Tibet. Earth and Planetary Science Letters, 261(1-2): 33–48. DOI:10.1016/j.epsl.2007.05.044 |
| [] | Sisson TW, Bronto S. 1998. Evidence for pressure-release melting beneath magmatic arcs from basalt at Galunggung, Indonesia. Nature, 391(6670): 883–886. DOI:10.1038/36087 |
| [] | Snow JE, Dick HJB. 1995. Pervasive magnesium loss by marine weathering of peridotite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 59(20): 4219–4235. DOI:10.1016/0016-7037(95)00239-V |
| [] | Spear FS. 1981. An experimental study of hornblende stability and compositional variability in amphibolite. American Journal of Science, 281(6): 697–734. DOI:10.2475/ajs.281.6.697 |
| [] | Takahashi E. 1986. Origin of basaltic magmas: Implications from peridotite melting experiments and an olivine fractionation model. Bulletin of the Volcanological Society of Japan, 30: S17–S40. |
| [] | Talkington RW, Watkinson DH. 1986. Whole rock platinum-group element trends in chromite-rich rocks in ophiolitic and stratiform igneous complexes. In: Gallagher MJ (ed.). Metallogeny of Basic and Ultrabasic Rocks. Institution of Mining and Metallurgy: 427–440. |
| [] | Tatsumi Y, Eggins S. 1995. Subduction Zone Magmatism. Oxford: Blackwell Science: 1–95. |
| [] | Thayer TP. 1960. Some critical differences between alpine-type and stratiform peridotite-gabbro complexes. Int. Geol. Congr. 21st. Norden, 13: 247–259. |
| [] | Thayer TP. 1964. Principal features and origin of podiform chromite deposits, and some observations on the Gulemen-Soridag district, Turkey. Economic Geology, 59(8): 1497–1524. DOI:10.2113/gsecongeo.59.8.1497 |
| [] | Thayer TP. 1970. Chromite segregation as petrogenetic indicators. Geological Society of South Africa Special Publication, 1: 380–390. |
| [] | Trumbull RB, Yang JS, Robinson PT, Pierro SD, Vennemann T, Wiedenbeck M. 2009. The carbon isotope composition of natural SiC (moissanite) from the Earth's mantle: New discoveries from ophiolites. Lithos, 113(3-4): 612–620. DOI:10.1016/j.lithos.2009.06.033 |
| [] | Ulmer P, Trommsdorff V. 1995. Serpentine stability to mantle depths and subduction-related magmatism. Science, 268(5212): 858–861. DOI:10.1126/science.268.5212.858 |
| [] | Wang HS, Bai WJ, Wang ZX, et al. 1983. Chromite Deposit and Genesis in China. Beijing: Science Press: 1-105. |
| [] | Wang XB, Bao PS, Rong H. 1996. Rare earth elements geochemistry of the mantle peridotite in the ophiolite suites of China. Acta Petrologica Sinica, 11(Suppl.1): 24–41. |
| [] | Wei ZQ, Xia B, Zhang YQ, Wang R, Yang ZQ, Wei DL. 2006. SHRIMP zircon dating of diabase in the Xiugugabu ophiolite in Tibet and its geological implications. Geotectonica et Metallogenia, 30(1): 93–97. |
| [] | Xia B. 1991. The geochemistry and origin of the Laangcuo ophiolite in Tibet. Xizang Geology, 5(1): 38–54. |
| [] | Xiao XC, Wang FG. 1984. An introduction to the ophiolite of China. Acta Geoscientica Sinica, 9: 19–30. |
| [] | Xu DM, Huang GC, Huang LQ, Lei YJ, Li LJ. 2006. The origin of mantle peridotites in the Daba-Xiugugabu ophiolite belt, SW Tibet. Geology and Mineral Resources of South China(3): 10–18. |
| [] | Xu XZ, Yang JS, Chen SY, Fang QS, Bai WJ, Ba DZ. 2009. Unusual mantle mineral group from chromitite orebody Cr-11 in Luobusa ophiolite of Yarlung-Zangbo suture zone, Tibet. Journal of Earth Science, 20(2): 284–302. DOI:10.1007/s12583-009-0026-z |
| [] | Xu XZ, Yang JS, Guo GL, Li JY. 2011. Lithological research on the Purang mantle peridotite in western Yarlung-Zangbu suture zone in Tibet. Acta Petrologica Sinica, 27(11): 3179–3196. |
| [] | Yang FY, Kang ZQ, Liu SC. 1981. A new octahedral pseudomorph of lizardite and its origin. Acta Mineralogica Sinica(1): 52–54. |
| [] | Yang JS, Bai WJ, Fang QS, Yan BG, Rong H, Chen SY. 2004. Coesite discovered from the podiform chromitite in the Luobusha ophiolite, Tibet. Earth Science, 29(6): 651–660. |
| [] | Yang JS, Dobrzhinetskaya L, Bai WJ, et al. 2007. Diamond-and coesite-bearing chromitites from the Luobusa ophiolite, Tibet. Geology, 35(10): 875–878. DOI:10.1130/G23766A.1 |
| [] | Yang JS, Bai WJ, Fang QS, Rong H. 2008. Ultrahigh-pressure minerals and new minerals from the Luobusa ophiolitic chromitites in Tibet: A review. Acta geoscientica sinica, 29(3): 263–274. |
| [] | Yang JS, Xiong FH, Guo GL, Liu F, Liang FH, Chen SY, Li ZL, Zhang LW. 2011. The Dongbo ultramafic massif: A mantle peridotite in the western part of the Yarlung Zangbo suture zone, Tibet, with excellent prospects for a major chromite deposit. Acta Petrologica Sinica, 27(11): 3207–3222. |
| [] | Zhang Q, Zhou GQ. 2001. Ophiolites of China. Beijing: Science Press: 85-89. |
| [] | Zhou MF, Bai WJ. 1994. The origin of the podiform chromite deposits. Mineral Deposits, 13(3): 242–249. |
| [] | Zhou MF, Robinson PT. 1994. High-Cr and high-Al podiform chromitites, western China: Relationship to partial melting and melt/rock reaction in the upper mantle. Intel. Geol. Rev., 36(7): 678–686. DOI:10.1080/00206819409465481 |
| [] | Zhou MF, Robinson PT, Malpas J, Li Z. 1996. Podiform chromitites in the Luobusa ophiolite (southern Tibet): Implications for melt-rock interaction and chromite segregation in the upper mantle. Journal of Petrology, 37(1): 3–21. DOI:10.1093/petrology/37.1.3 |
| [] | Zhou MF, Sun M, Keays RR, Kerrich RW. 1998. Controls on platinum-group elemental distributions of podiform chromitites: A case study of high-Cr and high-Al chromitites from Chinese orogenic belts. Geochimica et Cosmochimica Acta, 62(4): 677–688. DOI:10.1016/S0016-7037(97)00382-7 |
| [] | Zhou MF, Robinson PT, Malpas J, Edwards SJ, Qi L. 2005. REE and PGE geochemical constraints on the formation of dunites in the Luobusa ophiolite, southern Tibet. Journal of Petrology, 46(3): 615–639. |
| [] | 鲍佩声, 王希斌, 彭根永, 陈方远. 1999. 中国铬铁矿床. 北京: 科学出版社: 108-135. |
| [] | 鲍佩声. 2009. 再论蛇绿岩中豆荚状铬铁矿的成因--质疑岩石/熔体反应成矿说. 地质通报, 28(12): 1741–1761. |
| [] | 郭国林, 徐向珍, 李金阳. 2011. 西藏普兰地幔橄榄岩中尖晶石内的钙长石包裹体及其成因. 岩石学报, 27(11): 3197–3206. |
| [] | 黄圭成, 莫宣学, 徐德明, 雷义均, 李丽娟. 2006. 西藏西南部达巴-休古嘎布蛇绿岩带的形成与演化. 华南地质与矿产(3): 1–9. |
| [] | 雷义均, 黄圭成, 徐德明, 李丽娟. 2006. 西藏普兰县姜叶马豆荚状铬铁矿地质特征及找矿前景. 华南地质与矿产(3): 55–60. |
| [] | 李建峰, 夏斌, 刘立文, 徐力峰, 何观生, 王洪, 张玉泉, 杨之青. 2008. 西藏普兰地区拉昂错蛇绿岩中辉绿岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄及其地质意义. 地质通报, 27(10): 1739–1743. |
| [] | 李继亮, 陶克捷, 俞良军, 肖文交. 2007. 西藏拉昂错剪切橄榄岩中橄榄石初步研究. 岩石学报, 23(5): 977–985. |
| [] | 刘钊, 李源, 熊发挥, 吴迪, 刘飞. 2011. 西藏西部普兰蛇绿岩中的MOR型辉长岩:岩石学和年代学. 岩石学报, 27(11): 3269–3279. |
| [] | 邱瑞照, 邓晋福, 周肃, 李廷栋, 肖庆辉, 郭铁鹰, 蔡志勇, 李国良, 黄圭成, 孟祥金. 2005. 青藏高原西部蛇绿岩类型:岩石学与地球化学证据. 地学前缘, 12(2): 277–291. |
| [] | 王恒升, 白文吉, 王炳熙, 等. 1983. 中国铬铁矿床及成因. 北京: 科学出板社: 1-105. |
| [] | 王希斌, 鲍佩声, 戎合. 1996. 中国蛇绿岩中变质橄榄岩的稀土元素地球化学. 岩石学报, 11(Z1): 24–41. |
| [] | 韦振权, 夏斌, 张玉泉, 王冉, 杨之青, 韦栋梁. 2006. 西藏休古嘎布蛇绿岩中辉绿岩锆石SHRIMP定年及其地质意义. 大地构造与成矿学, 30(1): 93–97. |
| [] | 夏斌. 1991. 西藏拉昂错蛇绿岩岩石地球化学特征及成因研究. 西藏地质, 5(1): 38–54. |
| [] | 肖序常, 王方国. 1984. 中国蛇绿岩概论. 中国地质科学院院报, 9(2): 19–30. |
| [] | 徐德明, 黄圭成, 黄陵勤, 雷义均, 李丽绢. 2006. 西藏西南部达巴-休古嘎布蛇绿岩带中地幔橄榄岩的成因. 华南地质与矿产(3): 10–18. |
| [] | 徐向珍, 杨经绥, 郭国林, 李金阳. 2011. 雅鲁藏布江缝合带西段普兰蛇绿岩中地幔橄榄岩的岩石学研究. 岩石学报, 27(11): 3179–3196. |
| [] | 杨凤英, 康志琴, 刘淑春. 1981. 蛇纹石的八面体新假象及其成因的初步讨论. 矿物学报(1): 52–54. |
| [] | 杨经绥, 白文吉, 方青松, 颜秉刚, 戎合, 陈松永. 2004. 西藏罗布莎豆荚状铬铁矿中发现超高压矿物柯石英. 地球科学, 29(6): 651–660. |
| [] | 杨经绥, 白文吉, 方青松, 戎合. 2008. 西藏罗布莎蛇绿岩铬铁矿中的超高压矿物和新矿物(综述). 地球学报, 29(3): 263–274. |
| [] | 杨经绥, 熊发挥, 郭国林, 刘飞, 梁凤华, 陈松永, 李兆丽, 张隶文. 2011. 东波超镁铁岩体:西藏雅鲁藏布江缝合带西段一个甚具铬铁矿前景的地幔橄榄岩体. 岩石学报, 27(11): 3207–3222. |
| [] | 张旗, 周国庆. 2001. 中国蛇绿岩. 北京: 科学出版社: 85-89. |
| [] | 中国地质科学院地质研究所金刚石组. 1981. 西藏首次发现含金刚石的阿尔卑斯型岩体. 地质论评, 27(5): 455–457. |
| [] | 周美付, 白文吉. 1994. 对豆荚状铬铁矿床成因的认识. 矿床地质, 13(3): 242–249. |