2014, Vol. 30
2. 大陆构造与动力学国家重点实验室地幔研究中心, 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037;
3. 中国地质大学地球科学与资源学院, 北京 100083
, YANG JingSui2
, XIONG FaHui2, LIU Fei2, WANG YunPeng2,3, ZHOU WenDa1,2, ZHAO YiJue2,3
2. CARMA, State Key Laboratory for Continental Tectonics and Dynamics, Institute of Geology, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. School of the Earth Sciences and Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
开展雅鲁藏布江缝合带中蛇绿岩的研究，对于重建特提斯洋盆具有非常重要的意义，因此该区长期受到中外地质学者的关注。雅鲁藏布江带自西向东分为3段：西段从萨嘎以西至中印边境，中段自昂仁至仁布，东段自曲水到墨脱(潘桂棠等，1997)。由于受到交通条件和自然环境因素的限制，以往的研究主要集中在雅鲁藏布江缝合带的东段，中段以及西段的南亚带(郭铁鹰，1991；夏斌，1991；夏斌和洪裕荣，1997；邱瑞照等，2005；刘钊等，2011；李源等，2012；徐向珍等，2012；杨经绥等，2011)，而对西段北亚带的研究甚少(夏斌和洪裕荣，1997)，这些差异制约了对新特提斯洋构造演化的整体认识。同时雅鲁藏布江蛇绿岩带研究多集中在火山岩和深成岩的地球化学(夏斌和洪裕荣，1997; Niu et al., 2006; 刘钊等，2011; 李文霞等，2012; 刘飞等， 2013a，b)、变质岩石的成因(Malpas et al., 2003; Guilmette et al., 2008，2009)、同位素年代学(Miller et al., 2003)和古生物年代学的研究(Matsuoka et al., 2002; McDermid et al., 2002; Miller et al., 2003; 熊发挥等，2011)，而缺少对蛇绿岩中的地幔橄榄岩的研究工作。尽管近年来对雅鲁藏布地幔橄榄岩的研究逐渐增加，但是对地幔橄榄岩的成因和构造背景仍然有着不同的解释(Liu et al., 2010; Dai et al., 2011b; 徐向珍等，2012; 杨经绥等，2011)。
早期的地质学家认为雅鲁藏布江蛇绿岩带形成于大洋中脊(MOR)环境(Nicolas et al., 1981; Girardeau et al., 1985; Girardeau and Mercier， 1988; Pearce and Wanming， 1988)，而随着近年来研究的深入，通过对蛇绿岩不同岩石单元的研究，越来越多的研究者提出该带内的蛇绿岩不仅仅形成于大洋中脊(MOR)环境，还可能形成于SSZ环境(Dubois-Cote et al., 2005; 李文霞等，2012)或者形成于MOR环境但后期经历了SSZ环境的改造(Dupuis et al., 2005; Liu et al., 2010; Xu et al., 2011; 李源等，2012; 徐向珍等，2012)。总之，雅鲁藏布缝合带内蛇绿岩的成因机制仍然存在有较大争议。
从萨嘎以西，雅鲁藏布江缝合带西段的蛇绿岩可分为北亚带和南亚带。两条蛇绿岩亚带的构造归属是一个十分重要的科学问题。为什么会出现两条带？它们各自代表什么地质意义以及两者之间的关系，对认识雅鲁藏布江缝合带的形成和演化历史具有重要意义。近些年对南带普兰蛇绿岩和东波蛇绿岩等岩体的研究取得了一些进展，认为东波和普兰岩体经历了MOR和SSZ两种环境(Liu et al., 2010; 熊发挥等，2011; 杨经绥等，2011; 徐向珍等，2012)。北亚带包括萨嘎蛇绿岩、加纳崩蛇绿岩、错不扎蛇绿岩以及达机翁蛇绿岩体等，但前人研究很少(夏斌和洪裕荣，1997)。达机翁蛇绿岩体位于北亚带西北段，该蛇绿岩地幔橄榄岩地表出露很好，并且产出一些豆荚状铬铁矿体，但缺乏研究。蛇绿岩中的橄榄岩可为地幔熔融过程，岩石-流/熔体反应提供重要的信息，进而为蛇绿岩形成的构造背景的研究提供重要线索(Dai et al., 2011b)。
本文从组成特征入手，对达机翁蛇绿岩中地幔橄榄岩进行了系统研究，为雅鲁藏布江缝合带的性质和演化过程以及完善西藏特提斯古构造格局提供了新的制约。
2 地质背景 雅鲁藏布江缝合带位于西藏的南部，北邻拉萨地块，南接喜马拉雅构造带(图 1)。该缝合带主要呈东西向展布，向西经帕米尔绕过喜马拉雅西构造结后转向南进入巴基斯坦，向东过南迦巴瓦东构造结后转向南进入缅甸，在中国境内延展近2000km(杨经绥等，2011)。通常认为，雅鲁藏布江缝合带(YZSZ)代表了印度板块与欧亚大陆之间的新特提斯洋盆关闭后的界线(Nicolas et al., 1981; Tapponnier et al., 1981; Allegre et al., 1984)，是我国境内出露最大的蛇绿岩带，与洋盆俯冲和相应的碰撞有关的岛弧岩浆岩带等一起构成了完整的板块构造体系。近年来，Dai et al.(2011a)在雅鲁藏布江缝合带西段发现了晚泥盆世的OIB型碱性辉长岩，指示了雅鲁藏布江缝合带是一个保存有古特提斯洋痕迹的复杂的俯冲系统。雅鲁藏布江缝合带北部的冈底斯岛弧带与新特提斯洋向北俯冲到拉萨地体之下有关，而南侧的印度被动大陆边缘是从超大陆的裂解继承而来的。
 | 图 1 青藏高原构造格架和雅鲁藏布江缝合带蛇绿岩的分布简图(据Hébert et al., 2012; Yin and Harrison， 2000) BNSZ-班公怒江缝合带；SSZ-什约克缝合带缝合带；ZSZ- Zanskar缝合带；YZSZ-雅鲁藏布江缝合带；MBT-主边缘逆冲断层；MCT-主中央逆冲断层；MCT-主中央逆冲带；MFT-主前缘逆冲断裂；HHT-高喜马拉雅逆冲断层；STDS-藏南拆离系Fig. 1 Geological sketch map of the Tibetan Plateau showing major tectonic units and the distribution of the YZSZ ophiolite(after Hébert et al., 2012; Yin and Harrison， 2000) BNSZ-Bangong Nujiang suture; SSZ-Shyok suture zone; ZSZ-Zanskar suture zone; YZSZ-Yarlung Zangbo Suture Zone; MBT-main Boundary thrust; MCT-main Central thrust; MFT-Main Frontal thrust; HHT-High Himalaya thrust; STDS-South Tibet detachment system |
雅鲁藏布江蛇绿岩带由保存完好的和肢解的蛇绿岩体组成，大部分蛇绿岩代表着新特提斯洋岩石圈的残余。潘桂棠等(1997)根据蛇绿岩的空间展布特征雅鲁藏布江蛇绿岩带自西向东分为3段：西段从萨嘎以西至中印边境，中段自昂仁至仁布，东段自曲水到墨脱。从东到西这些蛇绿岩体主要包括有罗布莎蛇绿岩(Xu et al., 2011)、日喀则岩体(Dubois-Cote et al., 2005; Dai et al., 2013)、萨嘎岩体(Bédard et al., 2009)、桑桑岩体(Bédard et al., 2009)、休古嘎布岩体(徐德明等，2006; Bezard et al., 2011)、东波岩体(熊发挥等，2011；杨经绥等，2011；刘飞等，2013b；牛晓露等，2013)、普兰岩体(Liu et al., 2010; 徐向珍等，2012; 熊发挥等，2013)、仲巴岩体(Dai et al., 2011b)以及达机翁岩体(夏斌和洪裕荣，1997)(图 1)。雅鲁藏布江蛇绿岩带的西段自萨嘎以西又分为两支，即达巴-休古嘎布蛇绿岩带(南亚带)和达机翁-萨嘎蛇绿岩带(北亚带)(潘桂棠等，1997)，位于南北亚带之间的为仲巴地体(孙高远和胡修棉，2012)。仲巴地体主要由一套断续出露的前寒武纪构造基底、古生代和三叠系地层组成，岩性主要包括石英砂岩、含白云母石英岩、泥质石英粉砂岩、白云母方解石片岩和大理岩等(孙高远和胡修棉，2012)。孙高远和胡修棉(2012)通过对仲巴地体碎屑锆石特征和沉积学研究，提出仲巴地体属于西羌塘-大印度-特提斯喜马拉雅构造体系，与拉萨地体具有不同的板块构造亲缘性。
北亚带蛇绿岩体总体分布比较零星，多呈透镜状产于断裂带南侧，岩体出露规模大小不等，一般长10km左右，宽1~2km左右，多数地点蛇绿岩体层序发育不全，蛇绿岩剖面常由1~3个单元组成，各单元之间多为断层接触，多数岩体蛇纹石化强烈，主要岩石类型为方辉橄榄岩、纯橄岩、(层状)辉长岩、枕状熔岩和硅质岩(邱瑞照等，2005)。
达机翁蛇绿岩位于北亚带的扎朗蛇绿混杂岩带内，地理坐标为31°48′50″N，80°03′59″E，海拔5051m。扎朗混杂岩基质为超基性岩，岩块为硅质岩、灰岩、辉长岩等组成。扎朗蛇绿混杂岩东北部为花岗岩，西南部为第四系所覆盖(图 2)。达机翁蛇绿岩主要由方辉橄榄岩(图 3c)，透镜状纯橄岩(图 3d)，以及透镜状铬铁矿(图 3e)，玄武岩(图 3a，b，f)和硅质岩(图 3a，g)组成，同时可见有鲕粒灰岩(图 3a，b，h)呈岩块产于蛇绿岩组合之中。
 | 图 2 雅鲁藏布江西段达机翁蛇绿岩地质简图(据河北省地质调查院，2004① 简化) Fig. 2 Detailed geological map of the Dajiweng ophiolites in the western part of YZSZ |
① 河北省地质调查院．2014. 1 : 25万扎达县幅地质图
 | 图 3 达机翁蛇绿岩中不同的岩石类型和铬铁矿体的产出特征 (a)-不同岩石单元之间的接触关系；(b)-玄武岩和鲕粒灰岩相互接触；(c)-方辉橄榄岩；(d)-纯橄岩产于方辉橄榄岩中；(e)-铬铁矿以及蛇纹石化的纯橄岩外壳；(f)-玄武岩；(g)-硅质岩；(h)-鲕粒灰岩 Fig. 3 Outcrops of the Dajiweng ophiolite and podiform chromitite in the YZSZ (a)-contact relationship between different rocks;(b)-basalt having contact with oolitic limestone;(c)-harzburgite;(d)-dunite lens in harzburgite;(e)-chromitite with serpentinized dunite shell;(f)-basalt;(g)-silicious rock;(h)-oolitic limestone |
达机翁蛇绿岩主要由地幔橄榄岩，玄武岩夹硅质岩组成，岩石蚀变相对较强。其中地幔橄榄岩主要由方辉橄榄岩和少量的纯橄组成，方辉橄榄岩中产出有典型的豆荚状铬铁矿。
3.1 方辉橄榄岩
方辉橄榄岩是达机翁地幔橄榄岩的主体，纯橄岩和铬铁矿在其中呈不规则透镜状或团块状、带状分布。方辉橄榄岩地表风化后呈土黄色，风化面上常可见到斜方辉石颗粒凸起(图 3c)。岩石普遍蛇纹石化，主要沿岩石的裂隙分布。方辉橄榄岩新鲜面呈绿色，暗绿色，具粒状结构，块状构造，主要由橄榄石、斜方辉石组成，此外还含有少量的单斜辉石和铬尖晶石(图 4)。
 | 图 4 达机翁岩体方辉橄榄岩显微镜照片 (a)-粗粒残斑晶状斜方辉石(Por-Opx)具扭折带；(b)-橄榄石(Opx-Ol)常呈浑圆状包裹在粗粒残斑晶斜方辉石(Por-Opx)；(c)-橄榄石(Sp-Ol)常呈浑圆状包裹在铬尖晶石中；(d)-包裹在残斑晶斜方辉石中并与铬尖晶石接触的单斜辉石(Inclusion-Sp-Cpx)；(e)-残斑晶状单斜辉石(Por-Cpx)；(f)-产于斜方辉石边部的细粒的橄榄石(Inter-Ol)，同时可见斜方辉石的波状消光；(g)-包裹于斜方辉石中的铬尖晶石(Opx-Sp)和单斜辉石(Inclusion-Cpx)；(h)-产于斜方辉石和橄榄石之间的铬尖晶石(Inter-Sp)和单斜辉石(Inter-Cpx)；(i)-产于斜方辉石中的铬尖晶石(Opx-Sp)Fig. 4 Photomicrographs of the hazburgite in the Dajiweng ophiolite (a)-porphyroclastic orthopyroxene(Por-Opx)with kink b and ;(b)-olivine(Opx-Ol)roundedly enclosed in the porphyroclastic orthopyroxene;(c)-olivine(Sp-Ol)roundedly occurring as inclusion in the spinel;(d)-clinopyroxene(Inclusion-Sp-Cpx)enclosed in the porphyroclastic orthopyroxene and having contact with spinel;(e)-porphyroclastic clinopyroxene;(f)-porphyroclastic orthopyroxene with undulating extinction and interstitial olivine;(g)-clinopyroxene(Inclusion-Cpx) and spinel(Opx-Sp)enclosed in the orthopyroxene;(h)-interstitial spinel(Inter-Sp) and clinopyroxene(Inter-Cpx);(i)-spinel(Opx-Sp)enclosed in the orthopyroxene |
橄榄石，含量75%~85%。方辉橄榄岩中的橄榄石主要有三种产状：(1)粗粒的残斑晶状橄榄石(Por-Ol)，粒径2~5mm，呈半自形粒状，显示应力变形痕迹，如扭折带、波状消光现象，杂乱分布，无方向性(图 4c)；(2)呈包裹状的橄榄石，分为呈浑圆状包裹在斜方辉石中的橄榄石(Opx-Ol)和铬尖晶石中的橄榄石(Sp-Ol)中(图 4b，c)；(3)细粒橄榄石(Inter-Ol)，该类橄榄石常分布在斜方辉石边部，或填隙状分布在不同颗粒之间(图 4c，f)。
斜方辉石，含量10%~15%。斜方辉石主要有两种类型：(1)粗粒残斑晶斜方辉石(Por-Opx)，粒径1~3mm，由于受应力形变，表现出晶体挠曲、波状消光及解理缝弯曲等现象(图 4a，d，f)。斜方辉石的边部经常呈港湾状，可见有细粒的橄榄石和斜方辉石产于粗粒的斜方辉石的港湾中(图 4f)，少数斜方辉石内部可见有早世代的浑圆状的橄榄石和他形至半自形的铬尖晶石。残斑晶状的斜方辉石内部常见有单斜辉石的出熔条纹或他形至半自形颗粒(图 4a，f)；(2)细粒斜方辉石(Inter-Opx)，该类斜方辉石常分布在早世代的粗粒残斑晶的斜方辉石的边部或填隙状产于不同矿物颗粒之间，内部没有应力变形现象，粒度较小(图 4c)。
单斜辉石，含量较少，(1)主要呈填隙状分布(Inter-Cpx)(图 4h)或者以出熔条纹或自形-半自形出熔晶分布在斜方辉石中(Inclusion-Cpx)(图 4g)，部分斜方辉石内部的单斜辉石常与铬尖晶石共生(Inclusion-Sp-Cpx)(图 4d)；(2)少量单斜辉石呈残斑晶产于方辉橄榄岩中(Por-Cpx)(图 4e)。
铬尖晶石，含量1%~2%，褐红色，黑色等，(1)主要呈他形-半自形包裹于斜方辉石的铬尖晶石(Opx-Sp)(图 4I)或包裹于橄榄石中的铬尖晶石(Ol-Sp)，铬尖晶石在斜方辉石内部常与单斜辉石共生；(2)呈半自形-自形产于不同矿物颗粒之间的铬尖晶石(Inter-Sp)(图 4h)。
3.2 纯橄岩
纯橄岩主要呈不规则透镜状或团块状、带状分布于方辉橄榄岩中，呈暗绿色，表面因为没有辉石的差异风化而显得十分平滑，易于与方辉橄榄岩区别(图 3d)。纯橄岩接近于完全蛇纹石化，几乎没有新鲜硅酸盐矿物残余。铬尖晶石含量约1%~2%，未见变形，呈菱形，半自形-自形晶分散状分布。
3.3 豆荚状铬铁矿
达机翁蛇绿岩中发育有豆状、浸染状和致密块状等多种类型铬矿石(图 3e)。豆状铬铁矿由铬尖晶石聚晶体或单晶体组成的豆体组成，豆体之间具有较强或完全蛇纹石化的橄榄石，鲜有新鲜的硅酸盐矿物(橄榄石，斜方辉石等)；浸染状铬铁矿主要由铬尖晶石和橄榄石(蛇纹石)组成，铬尖晶石含量<30%，呈星散状均匀分布，若铬尖晶石的含量>30%，而<80%，则称为稠密浸染状铬铁矿；块状铬铁矿主要由粗粒铬尖晶石单晶体或聚晶体组成，铬尖晶石含量>80%，呈紧密镶嵌结构，块状构造，块状铬铁矿内部裂隙普遍具有比较强烈的蛇纹石化、磁铁矿化和碳酸盐化等现象，内部未见到有新鲜的硅酸盐脉石矿物产出。
4 分析方法
在详细野外观测的基础上，大量采集地幔橄榄岩和铬铁矿矿石样品，在显微镜下开展了详细的的岩相学研究。
电子探针分析是在中国地质科学院大陆构造与动力学国家重点实验室测试，仪器型号为日本电子公司 JXA-8100、INCA能谱仪，探针束流20nA，加速电压 15.0kV，电子束斑5μm。
对达机翁地幔橄榄岩中的方辉橄榄岩进行了全岩地球化学测试，包括主量元素、微量元素和稀土元素。全岩样品测试分析由国家地质实验测试中心完成，其中主量元素用熔片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和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。
由于本地区的岩石普遍受强弱不等的蚀变作用，岩石化学全分析数据中都含有数量不等的H2O+，CO2及其他挥发份等，烧失量较高，所以，对这些样品的主元素分析结果在扣除烧失量之后再进行归一化，下面的讨论和作图均按照归一化后的干成分进行。
5 矿物学特征
地幔橄榄岩中的矿物会保存地幔橄榄岩形成和演化历史的印记，尤其是地幔橄榄岩的矿物组合及化学特征对认识地幔橄榄岩的成因和恢复蛇绿岩的形成环境至关重要。以下分别对达机翁方辉橄榄岩中的橄榄石、斜方辉石、单斜辉石以及不同类型岩石中的铬尖晶石等矿物进行了详细的成分研究，讨论这些矿物之间成分差异及其地质意义。
5.1 橄榄石
橄榄石是蛇纹石化最为强烈的矿物，呈网状结构，在纯橄岩中橄榄石几乎被完全蛇纹石化，仅局部有少量的橄榄石残余。对方辉橄榄岩中不同产状的橄榄石进行了分析，代表性分析结果列于表 1，结果显示它们属于镁橄榄石。主体上可以看出，以包裹体形式存在的橄榄石Fo值比非包裹体形式存在的橄榄石(残斑晶的粗粒橄榄石(Por-Ol)，斜方辉石边部的细粒橄榄石(Inter-Ol))的Fo值要高。达机翁方辉橄榄中的橄榄石Fo值总体变化于90~93，平均值为91.17，与巴尔地幔橄榄岩中的方辉橄榄岩(Fo=90~90.7)(李源等，2012)，普兰地幔橄榄岩中的方辉橄榄岩(Fo=90~92.2)(徐向珍等，2012)和罗布莎蛇绿岩康金拉地幔橄榄岩(平均Fo=90.2~92.4)(Xu et al., 2011)中橄榄石的Fo值相近。
 | 表 1 达机翁地幔橄榄岩中橄榄石的电子探针分析结果(wt%)Table 1 Electron microprobe analyses of olivine in the Dajiweng mantle peridotite(wt%) |
橄榄石的NiO、Cr2O3等组分具有重要的指示意义。三种不同类型的橄榄石的NiO含量较为接近，变化于0.2%~0.4%之间。三种不同类型的橄榄石的Cr2O3含量变化较大，有相当一部分的残斑晶状的橄榄石(Por-Ol)几乎不含Cr2O3。残斑晶状的橄榄石的Cr2O3含量相对较低，而铬尖晶石包裹的橄榄石具有较高的Cr2O3，最高可达0.46%，不同产状的橄榄石的之间的NiO、Cr2O3等组分具有一定的差异性(图 5)。
 | 图 5 达机翁蛇绿岩方辉橄榄岩橄榄石的Fo-NiO图解(a)和Fo-Cr2O3图解(b) Inter-Ol-粒间橄榄石；Opx-Ol-包裹在斜方辉石中的橄榄石；Sp-Ol-包裹在铬尖晶石中的橄榄石；Por-Ol-粗粒残斑晶状橄榄石Fig. 5 Fo vs. NiO diagram(a) and Fo vs. Cr2O3 diagram for compositional variations of olivines in harzburgite from the Dajiweng ophiolite Inter-Ol-interstitial olivines; Opx-Ol-Olivines enclosed in orthopyroxenes; Sp-Ol-Olivines enclosed in Spinels; Por-Ol-porphyroclastic olivines |
5.2 斜方辉石
分别分析了方辉橄榄岩中不同类型斜方辉石的探针数据，代表性分析结果列于表 2，结果显示方辉橄榄岩中的斜方辉石主要为顽火辉石。细粒斜方辉石(Inter-Opx)的En值变化于90.52和91.36之间，平均值为90.84，粗粒残斑晶斜方辉石(Por-Opx)的En值变化于88.54和90.40之间，平均值为89.03，由此可见细粒的斜方辉石(Inter-Opx)的En值要高于粗粒斜方辉石，同时粗粒斜方辉石的En 值具有较宽的变化范围。
| 表 2 达机翁地幔橄榄岩中斜方辉石的电子探针分析结果(wt%) Table 2 Electron microprobe analyses of orthopyroxene in the Dajiweng mantle peridotite(wt%) |
粗粒残斑晶斜方辉石(Por-Opx)的Mg#变化于90.50~91.50之间，Al2O3变化于1.24%~1.71%之间，Cr2O3在0.44%~0.65%之间变动。细粒的斜方辉石(Inter-Opx)的Mg#变化于91.96~93.14 之间，Al2O3变化于0.62%~1.01%之间，Cr2O3在0.17%~0.41% 之间变动。由此可以看出从粗粒的残斑晶状斜方辉石(Por-Opx)到细粒的斜方辉石(Inter-Opx)具有Mg#升高，和Al2O3、Cr2O3降低的特点，这与普兰岩体，东波岩体和巴尔岩体的方辉橄榄岩中斜方辉石的矿物学特征是一致的(Liu et al., 2010; 李源等，2012; 徐向珍等，2012; 杨经绥等，2011)。
由图 6可以看出两种斜方辉石的NiO含量相近，CaO则与Al2O3、Cr2O3呈现了相同的变化特点。
 | 图 6 达机翁蛇绿岩方辉橄榄岩斜方辉石成分图解 (a)-Mg#-Al2O3图解(据Bédard et al., 2009)；(b)-Mg#-Cr2O3图解(据Dupuis et al., 2005)；(c)-Mg#-NiO图解；(d)-Mg#-CaO图解.Inter-Opx-填隙状细粒斜方辉石；Por-Opx-Fig. 6 A plot of compositional variations of orthopyroxenes in harzburgite from the Dajiweng ophiolite (a)-Mg# vs. Al2O3 diagram(after Bédard et al., 2009);(b)-Mg# vs. Cr2O3 diagram(after Dupuis et al., 2005);(c)-Mg# vs. NiO diagram;(d)-Mg# vs. CaO diagram. Inter-Opx-interstitial orthopyroxenes; Por-Opx-porphyroclastic orthopyroxenes |
5.3 单斜辉石 对不同类型的单斜辉石的成分进行了电子探针分析(表 3)，单斜辉石的En值变化于46.52~51.31，结果显示该方辉橄榄岩中的单斜辉石都属于透辉石。残斑晶的单斜辉石(Por-Cpx)的En值较斜方辉石中出熔的单斜辉石以及填隙状的单斜辉石(Inclusion-Cpx，Inter-Cpx)的En值低。三种不同产状的单斜辉石的Mg#值、Cr2O3、Na2O、以及TiO2变化范围相近，而残斑晶状的单斜辉石(Por-Cpx)的Al2O3含量要高于另外两种产状的单斜辉石。
| 表 3 达机翁地幔橄榄岩中单斜辉石的电子探针分析结果(wt%)Table 3 Electron microprobe analyses of clinopyroxene in the Dajiweng mantle peridotite(wt%) |
方辉橄榄岩中不同产状的单斜辉石整体上呈现高Mg#(91.58~95.72)、高CaO(22.67%~25.78%)及低Al2O3(0.73%~2.46%)的特征。Al2O3、Cr2O3的含量与Mg#呈现弱的负相关性(图 7)。
 | 图 7 达机翁蛇绿岩方辉橄榄岩单斜辉石成分图解 (a)-Mg#-Al2O3图解(据Dupuis et al., 2005)；(b)-Mg#-Cr2O3图解(据Bédard et al., 2009)；(c)-Mg#-TiO2图解(据Bédard et al., 2009)；(d)-Mg#-CaO图解.Inclusion-Sp-Cpx-包裹在斜方辉石中并与铬尖晶石共生的单斜辉石；Inclusion-Cpx-包裹在斜方辉石中但不与铬尖晶石共生的单斜辉石，Inter-Cpx-填隙状细粒单斜辉石；Por-Cpx-粗粒残斑晶单斜辉石Fig. 7 A plot of compositional variations of clinopyroxenes in Harzburgite from the Dajiweng ophiolite (a)-Mg# vs. Al2O3 diagram(after Dupuis et al., 2005);(b)-Mg# vs. Cr2O3 diagram(after Bédard et al., 2009);(c)-Mg# vs. TiO2 diagram(after Bédard et al., 2009);(d)-Mg# vs. CaO diagram. Inclusion-Sp-Cpx-clinopyroxenes enclosed in orthopyroxenes and have contact with spinels; Inclusion-Cpx-clinopyroxenes enclosed in orthopyroxenes but have no contact with spinels; Inter-Cpx-interstitial clinopyroxenes; Por-Cpx-porphyroclastic clinopyroxenes |
5.4 铬尖晶石
铬尖晶石在方辉橄榄岩中主要以副矿物的形式产出，称为副矿物铬尖晶石；而在豆荚状铬铁矿矿石中以矿石矿物形式产出，称为造矿铬尖晶石(周二斌等，2011)。对副矿物铬尖晶石和造矿铬尖晶石的成分进行了电子探针分析，代表性分析结果列于表 4、成分图解见图 8。
| 表 4 达机翁地幔橄榄岩及铬铁矿中铬尖晶石的电子探针分析结果(wt%)Table 4 Electron microprobe analyses of spinel in the Dajiweng mantle peridotite and chromitite(wt%) |
 | 图 8 达机翁蛇绿岩铬尖晶石成分图解 (a)-Cr2O3-Al2O3图解；(b)-Mg#-Cr#图解(据Dubois-Cote et al., 2005)；(c)-Cr#-TiO2图解(据Tamura and Arai， 2006)；(d)-TiO2-Cr#图解(据Pearce et al., 2000).Ol-Sp-包裹在橄榄石中的铬尖晶石；Opx-Sp-包裹在斜方辉石中的铬尖晶石；Inter-Sp-不同矿物粒间的铬尖晶石；Dun-Sp-纯橄岩中的铬尖晶石；Nod-Sp-豆状铬铁矿中的铬尖晶石；Dis-Sp-浸染状铬铁矿中的铬尖晶石；Mas-Sp-块状铬铁矿中的铬尖晶石；MORB-大洋中脊型玄武岩；reaction-反应；hz-方辉橄榄岩；BON-玻安岩；Iherzolite-二辉橄榄岩；Dunite-纯橄岩；IBM-Izu-Bonin-Mariana岛弧；FMM-富集的大洋中脊型地幔;IAT-岛弧拉斑质玄武岩Fig. 8 A plot of compositional variations of spinels from the Dajiweng ophiolite (a)-Cr2O3 vs. Al2O3 diagram;(b)-Mg# vs. Cr# diagram(after Dubois-Cote et al., 2005);(c)-Cr# vs. TiO2 diagram(after Tamura and Arai， 2006);(d)-TiO2 vs. Cr# diagram(after Pearce et al., 2000). Ol-Sp-spinels enclosed in olivines from harzburgite; Opx-Sp-spinels enclosed in orthopyroxenes from harzburgite; Inter-Sp-interstitial spinels; Dun-Sp-spinels from dunite; Nod-Sp-spinels from nodular chromitite; Dis-Sp-spinels from disseminated chromitite; Mas-Sp-spinels from massive chromitite; FMM-fertile MORB mantle; hz-harzburgite; BON-boninite; IAT-isl and arc tholeiite; MORB-mid-ocean ridge basalt |
5.4.1 副矿物铬尖晶石
蛇绿岩中地幔橄榄岩中的铬尖晶石中的Cr和Al存在广泛的类质同象替换(Dick and Bullen， 1984)，Al2O3和Cr2O3是铬尖晶石成分中两个主要的氧化物，铬尖晶石的成分在很大程度上是由这两种氧化物的比例所决定的。地幔橄榄岩中铬尖晶石的Cr#大小可以作为推测地幔岩熔融程度、源区亏损程度以及结晶压力的灵敏指示剂(Dick and Bullen， 1984)。达机翁地幔橄榄岩中方辉橄榄岩和纯橄岩中的副矿物铬尖晶石的Cr#值变化范围较大且分布离散，方辉橄榄岩内部不同产状之间的铬尖晶石具有相近的化学成分；但是从方辉橄榄岩到纯橄岩，铬尖晶石的Cr#值，TiO2含量显示了增加的趋势，而Mg#、Al2O3含量等值则具有减小的趋势。
5.4.2 造矿铬尖晶石
达机翁铬铁矿中的造矿铬尖晶石主要有三种类型：豆状铬铁矿中的铬尖晶石(Nod-Sp)、浸染状铬铁矿中的铬尖晶石(Dis-Sp)以及块状铬铁矿中的铬尖晶石(Mas-Sp)。由图可以看出，不同类型铬铁矿中的铬尖晶石具有相似的富Cr，低Al的特征，与地幔橄榄岩中的副矿物铬尖晶石不同， 造矿铬尖晶石Cr#值的变化范围较小。三种类型的造矿铬尖晶石的Al2O3和Cr2O3含量变化范围相对集中，反映了形成造矿铬尖晶石时压力的相对稳定(周二斌等，2011)。
与副矿物铬尖晶石相比，造矿铬尖晶石的MgO、Cr2O3、Cr#值和Mg#值要高于副矿物铬尖晶石，而FeO和Al2O3的含量要低于副矿物铬尖晶石。造矿铬尖晶石向富Cr和富Mg，贫Fe和Al的方向转变。副矿物铬尖晶石和造矿铬尖晶石之间成分的差异可能反映了两种类型的铬尖晶石的形成条件和形成过程的差异。达机翁造矿铬尖晶石的成分变化特点与罗布莎铬铁矿中的造矿铬尖晶石类似(王希斌和鲍佩声，1987；周美夫和白文吉，1994；周二斌等，2011)。
6 地幔橄榄岩地球化学
此次对8件方辉橄榄岩进行了全岩地球化学分析，包括主量元素、微量元素、稀土元素、分析结果见表 5。
6.1 主量元素
达机翁方辉橄榄岩除去13Y-DJ-14样品外，全岩的地球化学成分较为均一(图 9、表 5)。将达机翁方辉橄榄岩的主量元素含量对MgO的含量进行投图(图 9)，并与原始地幔进行对比，可以有效的反映岩石化学成分的变化。达机翁地幔橄榄岩的MgO含量介于42.00%~46.09%之间，平均值为44.85%，明显高于原始地幔的MgO的含量(McDonough and Sun， 1995)。除去13Y-DJ-14，CaO的含量变化于0.61%~1.52%之间，Al2O3的含量介于0.46%~0.65%之间，均低于原始地幔的CaO和Al2O3的含量。12Y-DJ-14样品具有较高的烧失量，岩石蚀变程度较高，导致了MgO含量的降低，同时导致了CaO含量的显著提高，而对Al2O3，SiO2和MnO等元素的含量影响较小(图 9、表 5)，指示了该样品可能遭受了较强的流体改造作用。主量元素与MgO的相关性图解显示(图 9)，达机翁方辉橄榄岩的主量元素与IBM弧前方辉橄榄岩的成分相近(Parkinson and Pearce， 1998)。
 | 图 9 达机翁地幔橄榄岩主量元素对MgO图解 (a)-SiO2-MgO图解；(b)-Al2O3-MgO图解；(c)-CaO-MgO图解；(d)-MnO-MgO图解.原始地幔值据McDonough and Sun， 1995；弧前方辉橄榄岩数据来自Parkinson and Pearce， 1998Fig. 9 Variation diagrams of oxides vs. MgO of the mantle peridotites of the Dajiweng ophiolite (a)-SiO2 vs. MgO diagram;(b)-Al2O3 vs. MgO diagram;(c)-CaO vs. MgO diagram;(d)-MnO vs. MgO diagram. Primitive mantle values after McDonough and Sun， 1995; forearc harzburgite data after Parkinson and Pearce， 1998 |
| 表 5 达机翁蛇绿岩方辉橄榄岩岩石化学成分主量元素(wt%)、微量元素和稀土元素(×10-6)Table 5 Chemical composition of harzburgite from Dajiweng ophiolites(major elements: wt%; trace element: ×10-6) |
6.2 稀土元素和微量元素
达机翁方辉橄榄岩球粒陨石稀土元素标准化模式如图 10a，b。达机翁地幔橄 榄岩的稀土元素总量变化于0.089×10-6~0.191×10-6之间，远远低于原始地幔(∑REE=7.430×10-6)和亏损地幔(∑REE=4.245×10-6)的含量，指示了地幔橄榄岩岩石经历了较高程度的部分熔融作用(Sun and McDonough， 1989; Salters and Stracke， 2004)。样品的LREE/HREE=0.776~2.610，(La/Yb)N为0.221~1.000，(La/Sm)N为0.867~3.404。不同样品之间的稀土元素的含量有一定的差异，但配分模式较为一致，地幔橄榄岩的球粒陨石标准化稀土元素配分模式图解均显示为“V”或“U”型(图 10b)。LREE均为富集型，富集程度稍有差异，与王希斌等(1995)划分的变质地幔橄榄岩的V型稀土元素分布模式相近。地幔橄榄岩的LREE和MREE的含量较为分散，而HREE的含量变化较为集中。达机翁地幔橄榄岩稀土元素的Eu以正异常为主，少量样品显示有微弱的负异常。
 | 图 10 达机翁蛇绿岩方辉橄榄岩稀土元素球粒陨石标准化图解(球粒陨石值据Sun and McDonough， 1989)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(原始地幔值据McDonough and Sun， 1995) (a)-图中灰色区域分别代表Manipur蛇绿岩中的地幔橄榄岩和Izu-Bonin-Mariana弧前的地幔橄榄岩的变化范围；Manipur深海地幔橄榄岩数据来自Krishnakanta Singh，2013；IBM弧前地幔橄榄岩数据来自Parkinson et al., 1992；(b)-图中黑色实线代表原始上部地幔的分离熔融曲线，百分比代表岩石的部分熔融程度(据Melcher et al., 2002)Fig. 10 Chondrite-normalized REE patterns(chondrite value after Sun and McDonough， 1989) and primitive mantle-normalized trace elements patterns(primitive mantle value after McDonough and Sun， 1995)for the harzburgite from Dajiweng ophiolite (a)-the dark regions represent respectively compositional variations of peridotites from Manipur ophiolite and Izu-Bonin-Mariana fore-arc peridotites; Manipur peridotite after Krishnakanta Singh et al., 2013; Izu-Bonin-Mariana fore-arc peridotite after Parkinson et al., 1992;(b)-the black solid lines represent the fractional melting curves of primitive upper mantle，the percentage numbers represent the partial melting degree of the primitive upper mantle(after Melcher et al., 2002) |
达机翁地幔橄榄岩原始地幔标准化微量元素蛛网图显示，达机翁地幔橄榄岩的Sr和U具有强烈的正异常，同时Ba显示了正异常的特征。高场强元素Ta、Zr、Hf具有轻微的正异常，而Th和Nb则具有一定程度的负异常(图 10c)。
7 讨论 7.1 部分熔融作用
地幔橄榄岩的矿物学特征以及全岩地球化学特征可以为熔融过程提供重要的信息(Parkinson and Pearce， 1998; Miller et al., 2003; Liu et al., 2010; Dai et al., 2011b; Xu et al., 2011)。
室内实验工作(Mysen and Kushiro， 1977; Jaques and Green， 1980)显示，尖晶石二辉橄榄岩在10~20kbar的压力范围内，随着岩石熔融程度的增加，岩石中单斜辉石的含量迅速减少，斜方辉石的含量将逐渐降低，橄榄石的Fo和NiO含量，辉石的Mg#和Cr2O3含量，铬尖晶石的Cr#值将逐渐增加，而辉石和全岩的Al2O3和TiO2将逐渐减少(Ohara and Ishii， 1998; Dupuis et al., 2005)，这与达机翁地幔橄榄岩的矿物学和全岩化学特征是一致的。
由图 5，可以观察到不同类型的橄榄石的Fo值具有一定的差异，橄榄石的Fo值与其形成的深度和部分熔融程度有关，其Fo值越大，代表形成的深度和部分熔融程度越高，因此方辉橄榄岩中不同类型的橄榄石的Fo值的差异，可能反映了形成条件和环境的差异(Dick and Natland ，1996; Gaetani et al., 1998; 徐向珍等，2012)。达机翁方辉橄榄中的橄榄石Fo值与巴尔方辉橄榄岩(李源等，2012)，普兰方辉橄榄岩(徐向珍等，2012)和康金拉地幔橄榄岩(Xu et al., 2011)中橄榄石的Fo值相近，均指示了较高的部分熔融程度。斜方辉石和单斜辉石中的Al2O3含量可以作为部分熔融程度的标志，地幔橄榄岩中的斜方辉石和单斜辉石的Al2O3含量越低，其熔融程度越大(Dick and Bullen， 1984; Niu and Hekinian， 1997)。达机翁方辉橄榄岩中的斜方辉石和单斜辉石具有低Al2O3含量和高Mg#特征意味着本区地幔橄榄岩经历了较高程度的部分熔融。在尖晶石相的二辉橄榄岩的部分熔融的过程中，单斜辉石是消耗最快的矿物相(Jaques et al., 1980)。在无水熔融的条件下，地幔橄榄岩中的单斜辉石的实际矿物含量从大约15%(部分熔融程度为0%的富集地幔橄榄岩)降低为0%(部分熔融程度大于25%的地幔橄榄岩)，如果部分熔融起源于石榴子石相的地幔橄榄岩，单斜辉石可以保存至较高的部分熔融程度(Parkinson and Pearce， 1998)。Gaetani and Grove(1998)的实验结果显示相对于尖晶石地幔橄榄岩的无水熔融，在含水熔融的条件下，单斜辉石可以保存在更高的部分熔融程度之下。因此，地幔橄榄岩中的单斜辉石的含量可以作为岩石亏损程度的标志。达机翁地幔橄榄岩中的方辉橄榄岩的单斜辉石的含量小于3%，指示了达机翁地幔橄榄岩具有较高的亏损程度。地幔橄榄岩中尖晶石的成分可以为部分熔融的过程提供重要的信息，是研究地幔橄榄岩熔融过程的重要工具(Dick and Bullen， 1984)。根据尖晶石的Mg#-Cr#图解(图 8b)，达机翁方辉橄榄岩的经历了较高的部分熔融程度，约为25%~35%。
地幔橄榄岩全岩的化学组成是研究岩石成因的重要工具。由于CaO、TiO2、Al2O3、MnO、SiO2等元素在地幔橄榄岩部分熔融的过程中表现不相容元素特征，在上地幔熔出玄武质岩浆的过程中，CaO、TiO2、Al2O3等组分倾向于进入熔体，而MgO则保留在残余的地幔橄榄岩中，因此，熔出的玄武质岩浆愈多，岩石愈亏损易熔组分，而MgO则更加富集。MgO含量越高，CaO、TiO2、Al2O3等易熔组分含量越低，反映岩石的熔融程度越高(Frey et al., 1985; Parkinson and Pearce， 1998)。达机翁方辉橄榄岩的MgO值明显高于原始地幔，Al2O3和CaO等不相容组分的值低于原始地幔(McDonough and Sun， 1995)，说明达机翁岩体具有较高的地幔亏损程度和部分熔融程度，这与Izu-Bonin-Mariana弧前地幔橄榄岩(图 9)，班公湖蛇绿岩以及雅鲁藏布江西段的南亚带的蛇绿岩中地幔橄榄岩的特征一致(Parkinson and Pearce， 1998; Shi et al., 2007; 徐向珍等，2012; 杨经绥等，2011)。
根据达机翁方辉橄榄岩全岩的Tb/Yb-Al2O3双变量图解(图 11a)，达机翁地幔橄榄岩接近于尖晶石相地幔源区熔融趋势，方辉橄榄岩内部未发现有变质斜长石，因此可以推断达机翁地幔橄榄岩来源于尖晶石相地幔源区的熔融；同时，我们可以观察到Manipur蛇绿岩体中的深海地幔橄榄岩位于尖晶石地幔橄榄岩部分熔融趋势的上部，而达机翁地幔橄榄岩位于熔融趋势的末端，表明达机翁地幔橄榄岩的熔融程度高于Manipur深海地幔橄榄岩(Krishnakanta Singh，2013)。
 | 图 11 达机翁方辉橄榄岩Tb/Yb-Al2O3图解(a，据Krishnakanta Singh，2013)和V-Yb图解(b，据Pearce and Parkinson， 1993) IBM Forearc方辉橄榄岩数据来自Parkinson et al., 1992；FMM-富集的大洋中脊玄武岩型地幔Fig. 11 Plots of Tb/Yb vs. Tb/Yb-Al2O3(a，after Krishnakanta Singh，2013) and V-Yb(b，after Pearce and Parkinson， 1993)for harzburgite from Dajiweng ophiolite IBM forearc harzburgite data are taken from Parkinson et al., 1992; FMM-fertile MORB mantle |
达机翁地幔橄榄岩球粒陨石标准化稀土元素分配模式图(图 10a，b)显示，不同样品的LREE含量较为分散，而HREE含量变化较为集中。在俯冲作用过程中，HREE较为稳定，因此可以利用HREE的含量来研究岩石的部分熔融程度(Melcher et al., 2002; Dupuis et al., 2005; 史仁灯等，2005)。Melcher et al.(2002)建立了原始地幔的分离熔融模式，根据此模式，达机翁地幔橄榄岩方辉橄榄岩的熔融程度约为30%~35%(图 11b)，高于在快速扩张大洋中脊环境下的深海地幔橄榄岩10%~22%的熔融程度(Niu，1997; Niu and Hekinian， 1997)，而与班公湖蛇绿岩带中的块状方辉橄榄岩的熔融程度相近(Shi et al., 2007)。
7.2 流体/熔体的交代作用
根据达机翁方辉橄榄岩原始地幔标准化微量元素蛛网图，我们可以观察到达机翁方辉橄榄岩的Ba、U和Sr元素具有明显的正异常的特征。在达机翁方辉橄榄岩球粒陨石标准化稀土元素图解中，方辉橄榄岩具有U型(或V型)的分配模式(图 10b)。其中HREE的分布模式与分离熔融模型所模拟的重稀土元素的分布模式较为一致，然而强不相容的LREE的含量要高于部分熔融模型中计算出来的LREE的含量，因此REE的分布模式则不能简单地用部分熔融作用来解释。这种Ba、U、Sr和LREE富集的特征被认为是亏损的地幔橄榄岩与富集LREE和大离子亲石元素的流体或者熔体相互作用的结果(Kelemen et al., 1992; Parkinson and Pearce， 1998; Liu et al., 2010; Dai et al., 2011b; 李源等，2012)。Savov et al.(2005a，2005b)指出，这种富含富集LREE和大离子亲石元素的流体或者熔体在洋内岛弧环境下是广泛存在的。高场强元素具有离子半径小、离子电荷高和难溶于水的特点，通常被认为不受低温改造作用的影响，在流体中具有很低的活动性。值得注意的是，达机翁方辉橄榄岩的高场强元素Ta，Zr和Hf具有轻微的正异常，指示了岩石遭受了熔体的交代作用。方辉橄榄岩中斜方辉石边部经常呈港湾状，可见有细粒的橄榄石产于斜方辉石的港湾中(图 4f)，可能指示了岩石-熔体反应的发生的过程中，粗粒的斜方辉石的熔解和细粒的橄榄石的沉淀。
来自俯冲带的玻安质熔体通常具有具有LREE，Zr和Sr富集的特征(Crawford et al., 1981; Kelemen et al., 1992)，因此达机翁地幔橄榄岩可能经历了玻安质熔体的交代作用。达机翁地幔橄榄岩中产出有豆荚状铬铁矿以及少量的纯橄岩。地幔橄榄岩中的纯橄岩被认为是熔体与上地幔的橄榄岩相互作用，导致了辉石的熔解和橄榄石的沉淀最终形成的(Kelemen et al., 1992; Kelemen and Dick， 1995; Zhou et al., 2005)。达机翁地幔橄榄岩中有豆荚状铬铁矿为高铬型铬铁矿，而高铬型铬铁矿被认为是地幔橄榄岩与玻安质熔体相互反应形成的(Zhou and Robinson， 1994; Zhou et al., 1996)。
由于我们的样品仅代表脱离了原始构造背景的岩块，缺乏对熔体-地幔相互作用进行定量模拟的年代学和地质学基础，但是我们可以进行半定量的解释。铬尖晶石的Cr#-TiO图解(图 8d)可以用来有效的区分部分熔融作用和熔体-地幔相互作用(Pearce et al., 2000; Dupuis et al., 2005; 李源等，2012)。Kelemen et al.(1992)指出大量位于大陆和与俯冲作用的岩浆岛弧下部的地幔会遭受熔体-地幔的相互作用(Kelemen et al., 1992)。根据图 8d，达机翁地幔橄榄岩的铬尖晶石均偏离了富集大洋中脊玄武岩地幔的熔融曲线，从方辉橄榄岩到纯橄岩，副矿物铬尖晶石的Cr#和TiO2均相应的增加，同时副矿物铬尖晶石以及造矿铬尖晶石的成分向玻安岩的铬尖晶石的成分趋近，铬尖晶石Ti含量的增加可能是由于熔体与残余地幔相互作用的结果。以上证据表明，达机翁地幔橄榄岩经历了部分熔融之后，遭受了熔体的交代作用，但是不能完全忽略来自俯冲带的流体对地幔橄榄岩的交代作用。
利用具有不同相容性的元素的双变量图解(轻微不相容的Sc，中度不相容的Al，强不相容的Ti和高度不相容的Zr和高度相容的Ni)，可以进一步了解熔体-地幔的相互作用(Pearce et al., 2000; Dupuis et al., 2005)。Pearce et al.,(2000)提出了三种熔体-岩石反应的形式：
双变量图解显示(图 12)，达机翁地幔橄榄岩具有Ni和Zr的富集，以及Sc、Al和Ti的亏损趋势，可能显示了达机翁地幔橄榄岩在熔体-地幔反应的过程中发生了辉石的熔解和橄榄石的结晶，达机翁地幔橄榄岩可能主要发生了(1)型的熔体-地幔反应，但是我们不能完全排除其它类型的熔体-岩石反应的影响。
 | 图 12 达机翁蛇绿岩中方辉橄榄岩Sc-Ni(a)、Al2O3-Ni(b)、Ti-Ni(c)、Zr-Ni(d)图解(据Pearce et al., 2000) Fig. 12 Plots of Sc(a)，Al(b)，Ti(c) and Zr(d)against Ni for harzburgite from Dajiweng ophiolite with partial melting trends(after Pearce et al., 2000) |
7.3 构造背景
蛇绿岩最初被认为是形成于大洋中脊扩张中心的典型的大洋洋壳，然而近些年通过对不同地区的蛇绿岩以及对现代大洋洋盆的研究显示了俯冲过程在SSZ型蛇绿岩的形成中发挥着重要的作用(Pearce，2003; Dubois-Cote et al., 2005; Shi et al., 2007; Bédard et al., 2009; 李源等，2012; 杨经绥等，2011; Krishnakanta Singh，2013)。
地幔橄榄岩的矿物组合及化学特征对认识地幔橄榄岩的成因和恢复蛇绿岩的形成背景至关重要。达机翁地幔橄榄岩中的不同产状的橄榄石的Fo值，不同产状的斜方辉石的Mg#，以及副矿物铬尖晶石和造矿铬尖晶石的成分具有一定的差异性，反映了岩石成因的复杂性和多阶段演化的特征(图 5-图 8)。其中早期粗粒的橄榄石(Por-Ol)和斜方辉石(Por-Opx)的碎斑状残斑晶结构，波状消光，扭折带和单斜辉石的残斑晶等现象是蛇绿岩地幔橄榄岩的常见结构(Parkinson and Pearce， 1998; 李源等，2012; 杨经绥等，2011)，这些结构保留了残余地幔的岩石信息，是地幔橄榄岩在分离板块边界或者其他地质动力活动区域(例如大洋中脊，或者弧后盆地)经历较高温度和压力下变形作用的记录(Wenk，1985; Dupuis et al., 2005)。
根据斜方辉石的Al2O3-Mg#图解(图 6a)，碎斑状的斜方辉石(Por-Opx)与填隙状细粒的斜方辉石(Inter-Opx)的成分有所差异，达机翁方辉橄榄岩位于当今弧前地幔橄榄岩的区域内(Parkinson and Pearce， 1998)；同时在斜方辉石的Cr2O3-Mg#图解(图 6b)中，部分碎斑状的斜方辉石分布在深海地幔橄榄岩和弧前地幔橄榄岩斜方辉石成分区间的接触部位。在单斜辉石的TiO2-Mg#和Cr2O3-Mg#图解中，达机翁单斜辉石主要分布在深海地幔橄榄岩和弧前地幔橄榄岩单斜辉石成分的过渡地带，可能指示了达机翁地幔橄榄岩保留了原始深海地幔橄榄岩的特征，同时又经受了俯冲带环境的改造作用。
蛇绿岩超镁铁岩中通常产有豆荚状铬铁矿，甚至一些规模巨大的铬铁矿床(鲍佩声等，1999；杨经绥等，2011)。达机翁地幔橄榄岩中的方辉橄榄岩中可见有豆状、浸染状和块状等类型的铬铁矿。铬铁矿多见有一层纯橄岩的外壳。地幔橄榄岩中尖晶石的Cr#值是地幔岩熔融程度、源区亏损程度以及结晶压力的灵敏指示剂，，经历较高程度部分熔融和萃取的尖晶石具有较高的Cr#值(Dick and Bullen， 1984)。Dick and Bullen(1984)根据铬尖晶石的成分将阿尔卑斯型地幔橄榄岩分为三种类型。Ⅰ型：铬尖晶石的Cr#<60；Ⅲ型：铬尖晶石的Cr#>60；Ⅱ型：为一种过渡类型，铬尖晶石的Cr#包含Ⅰ型和Ⅲ型地幔橄榄岩中的铬尖晶石。其中Ⅰ型地幔橄榄岩可能反映了洋中脊大洋岩石圈的环境，相当于深海橄榄岩，其部分熔融程度较低；Ⅲ型地幔橄榄岩，形成于岛弧环境，经历了较高程度的部分熔融；Ⅱ型地幔橄榄岩，则反映了复合来源的特征。方辉橄榄岩内不同产状的铬尖晶石的化学成分较为接近，而方辉橄榄岩与纯橄岩中的副矿物铬尖晶石化学组成则有一定的差异，同时造矿铬尖晶石与副矿物铬尖晶石化学成分以及产出特征上也具有明显的不同。造矿铬尖晶石的化学成分变化较为集中，而副矿物铬尖晶石化学成分变化范围较大，这与罗布莎地幔橄榄岩以及铬铁矿中的铬尖晶石的特征较为一致(周二斌等，2011)。至今尚未有报道显示形成于大洋中脊环境下的方辉橄榄岩的铬尖晶石的Cr#值大于0.6(Tamura and Arai， 2006)。达机翁方辉橄榄岩的铬尖晶石的Cr#变化于51.12~68.18之间，纯橄岩中铬尖晶石的Cr#介于71.46~80.76之间，表明达机翁地幔橄榄岩属于第Ⅱ种类型的橄榄岩，反应了复合来源的特征，指示了达机翁地幔橄榄岩经历了早期的大洋中脊扩张环境向晚期俯冲带环境进行演变的特征。豆荚状铬铁矿是由玻安质熔体分离结晶形成的，在玻安质熔体上升的过程中，玻安质熔体与地幔岩残余相互作用，铬尖晶石从玻安质熔体结晶出来，形成豆荚状铬铁矿(Zhou et al., 1996)。达机翁豆荚状的铬铁矿的发现可能指示了玻安质熔体的存在，而玻安质熔体是俯冲带的典型产物。
由于V对氧化还原条件的变化较为敏感，在深海地幔橄榄岩的相对还原的环境即氧逸度较低的环境(例如，FMQ-1)，V3+/(V4++V5+)比值相对较高，V的分配系数相对较高，V表现为中等不相容元素，残余地幔中的V在一定部分熔融程度下的亏损程度相对较低；在俯冲带相对氧化的环境即氧逸度较高的环境(例如，FMQ+1)，V3+/(V4++V5+)比值相对较低，V的分配系数相对较低，V表现为高度不相熔元素，在同等的部分熔融程度下，残余地幔中的V亏损程度相对较高(Pearce et al., 1993; Parkinson and Pearce， 1998)。因此，可以通过V和Yb的双变量相关图解研究地幔地幔橄榄岩形成的氧化还原环境(Parkinson and Pearce， 1998)。根据达机翁地幔橄榄岩的方辉橄榄岩的V-Yb双变量图解(图 11b)，可以看到达机翁方辉橄榄岩反映了氧逸度位于FMQ和FMQ+1之间高于深海地幔橄榄岩的氧化还原条件，而与Izu-Bonin-Mariana俯冲环境的弧前地幔橄榄岩的氧化条件相近(Parkinson and Pearce， 1998)，因此可以推断达机翁蛇绿岩的形成过程中可能经历了俯冲过程中较高氧逸度环境。较高的氧逸度环境是由板片在俯冲的过程中由于脱水作用，释放的流体所导致的(Dupuis et al., 2005)。
夏斌和洪裕荣(1997)对达机翁蛇绿岩中的玄武岩的地球化学特征进行了研究，指出达机翁蛇绿岩中的火山岩明显的区别于典型的大洋中脊玄武岩。达机翁火山岩的Ti-Cr、Cr-Y、Ni-Y、Ti/10000-Zr和Ti/100-Zr-Y×3等元素的变异图解显示，该区的火山熔岩具有岛弧火山岩，钙碱性火山岩以及火山弧玄武岩的地球化学特征，火山岩的Pb、Sr同位素初始比值高于大洋玄武岩，Nd同位素初始比值则高于MORB的对应比值。达机翁蛇绿岩中的火山岩指示了达机翁蛇绿岩为中生代在新特提斯洋岛格局中的某种岛弧环境下形成的产物(夏斌和洪裕荣，1997)，与达机翁地幔橄榄岩所指示的俯冲环境是一致的。结合达机翁蛇绿岩中的地幔橄榄岩以及火山岩特征，达机翁地幔橄榄岩最初形成于大洋中脊的环境，随后进入俯冲带环境。
7.4 与雅鲁藏布江缝合带其他蛇绿岩的对比
达机翁蛇绿岩位于雅鲁藏布江缝合带西段的北亚带的西北段。北亚带的蛇绿岩的超镁铁岩体规模通常较小，内部不同类型的岩石单元由于构造混杂，相互之间的关系不清楚，而蛇绿岩东段的罗布莎岩体(约70km2)(杨经绥等，2008)，中段的日喀则岩体以及西段南亚带的东波超镁铁岩体(约400km2)(据杨经绥等，2011)，普兰岩体(约650km2)(据徐向珍等，2012)和休古嘎布岩体(约700km2)(据杨经绥等，2011)规模通常较大。
达机翁地幔橄榄岩的岩石学，矿物学以及地球化学特征显示，达机翁蛇绿岩可能经历了两种不同的构造环境，即达机翁岩体形成于大洋中脊的环境，随后由于洋内俯冲作用，位于俯冲带上部的地幔橄榄岩经受了来自俯冲带的富含LREE的流体/熔体的改造作用，这种洋内俯冲作用的证据在雅鲁藏布江缝合带内的蛇绿岩体是广泛存在的。Xu et al.(2011)对罗布莎蛇绿岩中的康金拉地幔橄榄岩进行了研究，指出康金拉地幔橄榄岩形成于大洋中脊的环境(MOR)，随后在俯冲带上部的环境遭受了后期的熔体的改造作用。Aitchison et al.(2000)对雅鲁藏布江缝合带进行了广泛的野外地质调查工作，提出在白垩纪期间特提斯洋内部发育有一个洋内俯冲系统，与俯冲作用相关的岛弧，弧前蛇绿岩以及俯冲混杂岩在白垩纪晚期增生到了印度板块的边缘之上。Bezard et al.(2011)对休古噶布蛇绿岩中的超镁铁质岩以及镁铁质岩石进行了研究，认为休古噶布蛇绿岩可能形成于洋内俯冲带的弧后盆地 。同样位于南亚带的东波蛇绿岩体中侵入在地幔橄榄岩中的辉长岩具有MOR型，指示了东波岩体可能形成于大洋中脊的环境(熊发挥等，2011)；然而东波岩体中的地幔橄榄岩的矿物学以及地球化学特征暗示了东波岩体可能遭受了俯冲带流体的改造作用，因此东波岩体可能形成于大洋中脊环境，随后遭受了来自洋内俯冲带流体的改造作用(杨经绥等，2011)。
前人对雅鲁藏布江缝合带内的蛇绿岩的形成时代进行了大量的研究。Zhou et al.(2002)报道了罗布莎蛇绿岩中的辉长岩的全岩Sm-Nd等时线年龄为177±31Ma。Guilmette et al.(2009)对日喀则蛇绿岩中角闪岩中的角闪石进行了40Ar/39Ar定年，得出这些岩石的年龄分别为123.6±2.9Ma，127.7±2.2Ma和127.4±2.3Ma，这个年龄可能代表了SSZ环境中的弧后盆地俯冲开始的年龄。徐德明等(2008)利用Sm-Nd法测定了休古噶布蛇绿岩中的辉绿岩的年龄(126.2±9.1Ma)，与东波蛇绿岩中的辉石岩和辉长岩的锆石U-Pb年龄(分别为130±0.5Ma、128±1.1Ma，熊发挥等，2011)和普兰蛇绿岩中的辉长岩的年龄(130±3Ma，刘钊等，2011)接近。由此我们可以看出，新特提斯洋的东段和中段在早侏罗世打开，而新特提斯洋西段的打开则明显晚于东段和中段。由于目前对雅鲁藏布江缝合带的北亚带的研究甚少，未有相应的年龄数据的报道，限制了对整个新特提斯洋演化的认识。
达机翁岩体中的方辉橄榄岩中产出有典型的豆荚状铬铁矿，铬铁矿类型包含有块状铬铁矿，豆状铬铁矿以及浸染状铬铁矿等类型，与我国重要的铬铁矿产区罗布莎岩体内部的豆荚状铬铁矿具有相似的特征，同时黄圭成等(2007)，杨经绥等(2011)，熊发挥等(2013)分别报道了休古嘎布岩体，东波岩体和普兰岩体中的铬铁矿的矿化特征，指示了雅鲁藏布江缝合带内的蛇绿岩体具有良好的铬铁矿的找矿远景，可以作为铬铁矿远景调查的靶区(杨经绥等，2010)。
近年来，雅鲁藏布江缝合带中的不同蛇绿岩中的铬铁矿以及地幔橄榄岩，极地乌拉尔豆荚状铬铁矿中发现了大量的微粒金刚石，呈斯石英假象的柯石英等具有深部成因指示意义的矿物(Yang et al., 2007; 杨经绥等， 2004，2008，2008; Xu et al., 2011)。Yamamoto et al.(2009)在罗布莎豆荚状铬铁矿中发现了原位的柯石英和单斜辉石出溶条纹，指示了罗布莎地幔橄榄岩可能来源于深部地幔(至少100km，最深可达380km)。这些证据指示了雅鲁藏布江蛇绿岩的成因可能不仅仅与浅部洋底扩张脊或者俯冲带之上的环境有关，同时可能具有深部的成因(Yang et al., 2007; 杨经绥等， 2004，2008，2008; Xu et al., 2011)。因此，对于雅鲁藏布江缝合带北亚带的地幔橄榄岩和铬铁矿的研究工作，不仅仅要包含对地幔橄榄岩的地球化学特征的研究，还应当开展地幔橄榄岩和铬铁矿中的异常矿物的研究工作。
8 结论
达机翁蛇绿岩的地幔橄榄岩以方辉橄榄岩为主体，纯橄榄岩和豆荚状铬铁矿呈透镜状分布于方辉橄榄岩中。达机翁地幔橄榄岩的组成矿物保存了大洋中脊和俯冲带环境的特征，同时亏损的矿物学以及全岩的地球化学特征，指示了地幔橄榄岩经历了相对高的部分熔融作用。
达机翁地幔橄榄岩具有U型的球粒陨石标准化的稀土元素分配模式，Nb相对亏损，Ta，Zr和Hf具有弱的正异常，同时Sr和U具有强烈的正异常，反映了来自俯冲带的流/熔体与残余地幔橄榄岩相互作用的结果。
达机翁地幔岩中的方辉橄榄岩来源于尖晶石相源区的部分熔融，部分熔融程度(大于25%)高于深海地幔橄榄岩的部分熔融程度(10%~22%)，形成的氧逸度(位于FMQ和FMQ+1之间)高于深海地幔橄榄岩的氧逸度。
因此，达机翁地幔橄榄岩可能形成于大洋中脊的环境，随后由于新特提斯洋洋内俯冲作用，位于俯冲带上部的地幔橄榄岩遭受到了来自俯冲带的流/熔体的改造作用。
致谢 西藏地质二队的巴登珠教授级高工在野外工作中给予了大力的支持和帮助；中国地质大学(北京)的张岚、高健研究生在野外采样过程中给予了帮助；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下完成；论文撰写过程中与英国卡迪夫大学地球与海洋科学学院Julian A. Pearce教授、美国迈阿密大学的Yildirim Dilek教授和加拿大达霍西大学Paul Robinson教授进行了有益讨论；审稿人马昌前教授和郑建平教授对本文提出了宝贵的修改意见；在此一并致以诚挚的谢意。
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