豆莢狀鉻鐵礦中不同類型礦物包裹體成因及指示意義

熊發(fā)揮，徐向珍，楊勝標(biāo)，閆金禹，張博楊，曹楚奇，孫 怡,3，楊經(jīng)綏,4

(1. 地幔研究中心， 自然資源部深地動力學(xué)重點實驗室， 中國地質(zhì)科學(xué)院 地質(zhì)研究所， 北京 100037； 2. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(廣州)， 廣東 廣州 511458； 3. 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)， 北京 100083； 4. 南京大學(xué) 地球科學(xué)與工程學(xué)院， 江蘇 南京 210023)

鉻具有質(zhì)硬、耐磨、耐高溫、抗腐蝕等特性，被廣泛用于冶金、國防、化學(xué)等工業(yè)中，是十分重要的戰(zhàn)略資源。鉻鐵礦也是我國的緊缺礦種，供需嚴(yán)重失衡，對外依存度達(dá)到 99%以上。原生鉻鐵礦通常被分為具有明顯堆晶層理的層狀鉻鐵礦(stratiform chromitite)和地幔橄欖巖中豆?fàn)罨蚯驙罱Y(jié)構(gòu)的有明顯變形的豆莢狀鉻鐵礦(podiform chromitite)兩種基本類型(Jackson， 1967)。前者已經(jīng)得到了很好的研究， 主要為巖漿結(jié)晶分異的成因(Schoenbergetal.， 1999； Kinnairdetal.， 2002)， 而與蛇綠巖地幔橄欖巖密切伴生的豆莢狀鉻鐵礦的成因迄今仍沒有統(tǒng)一的認(rèn)識。早期的研究認(rèn)為豆莢狀鉻鐵礦是玄武質(zhì)熔體結(jié)晶分異的產(chǎn)物， 幔源巖漿在巖漿演化晚期的結(jié)晶分異和重力分選作用導(dǎo)致鉻鐵礦聚集(Leblanc and Nicolas， 1992)。上世紀(jì)80年代， 有學(xué)者提出豆莢狀鉻鐵礦是地幔熔融殘余的觀點(Thayer， 1964)， 并認(rèn)為鉻鐵礦的成分與其圍巖地幔橄欖巖的熔融程度有著緊密的聯(lián)系， 其鉻值(Cr#)與地幔橄欖巖的熔融程度呈正相關(guān)性(Dick and Bullen， 1984)。高溫高壓模擬地幔巖的部分熔融實驗表明這一過程可實現(xiàn)鉻鐵礦的預(yù)富集(王恒升等， 1983)。隨著人們對蛇綠巖研究的不斷深化， 豆莢狀鉻鐵礦的熔巖反應(yīng)與多階段巖漿混合導(dǎo)致鉻過飽和結(jié)晶的機(jī)制逐漸受到認(rèn)可(Arai and Abe， 1994； Zhouetal.， 1996， 2005， 2014； Arai and Miura， 2016)。鉻鐵礦礦床的巖相學(xué)關(guān)系表明大多數(shù)情況下鉻鐵礦總是與純橄巖伴生， 但鉻鐵礦的富集可能更依賴不同于理想巖漿體系的附加地質(zhì)過程(羅照華等， 2019)， 原始含水硅酸鹽演化中富揮發(fā)分流體相的分離對于氧逸度的改變起著至關(guān)重要的作用(Gervillaetal.， 2012)。蘇本勛等(2021)認(rèn)為巖漿中存在不混溶流體， 鉻尖晶石微晶吸附這些流體形成不混溶的液滴， 在不斷聚集后結(jié)晶成礦并釋放流體。雖然學(xué)者們提出了多種模型來解釋鉻鐵礦的成因， 但這些模型仍存在不足， 以致一些現(xiàn)象至今無法合理解釋。例如巖漿結(jié)晶分異的觀點無法解釋豆莢狀鉻鐵礦的富集機(jī)制(熊發(fā)揮等， 2014)； 熔融殘余的觀點需要地幔橄欖巖發(fā)生超過35%的高度部分熔融， 而這在洋脊環(huán)境中很難達(dá)到(蘇本勛等， 2021)， 并且地幔橄欖巖富集輕稀土元素等地球化學(xué)特征也與之不符(Kelemenetal.， 1992； Kelemen， 1995)。蛇綠巖型地幔橄欖巖和鉻鐵礦中金剛石、碳硅石、柯石英等深部礦物群的發(fā)現(xiàn)， 為探尋地幔深部物質(zhì)組成、殼幔循環(huán)過程與深部動力學(xué)提供了一個重要窗口， 同時也讓人們開始重新審視豆莢狀鉻鐵礦的成因(Zhouetal.， 2014； Arai and Miura， 2016)。

鉻鐵礦的包裹體記錄了鉻鐵礦復(fù)雜的形成過程和物理化學(xué)條件， 對探討鉻鐵礦成因具有重要意義(Yamamotoetal.， 2009； Borisovaetal.， 2012； Guoetal.， 2021)。尤其近年來得益于掃描電鏡和透射電鏡(TEM)技術(shù)的發(fā)展， 許多微區(qū)尺度的包裹體和新礦物開始受到關(guān)注(Xiongetal., 2020a， 2021b； Griffinetal.， 2020)， 但長期以來， 鉻鐵礦包裹體的類型和成因還存在淺部和深部的爭論(Yamamotoetal.， 2009； Liuetal.， 2020； Xiongetal.， 2020b， 2021b)。因此， 有必要對豆莢狀鉻鐵礦中礦物包裹體進(jìn)行系統(tǒng)總結(jié)， 對不同種類的礦物進(jìn)行對比研究， 分析礦物包裹體的特征及與鉻鐵礦的成因聯(lián)系， 從而探討豆莢狀鉻鐵礦的形成機(jī)制。

1 豆莢狀鉻鐵礦的類型

鉻鐵礦在世界范圍內(nèi)主要以兩種形式存在： 一種是以布什維爾德礦床為主的位于層狀雜巖體的層狀鉻鐵礦， 其圍巖以輝石巖和斜長巖等為主(圖1a， 1b)(Schoenbergetal.， 1999； Kinnairdetal.， 2002)； 另一種則是分布于蛇綠巖中的豆莢狀鉻鐵礦(圖1c～1f)， 其圍巖主要為純橄巖和方輝橄欖巖， 以西藏地區(qū)的羅布莎鉻鐵礦為主要代表。

“豆莢狀鉻鐵礦”是指鉻鐵礦礦體形態(tài)以豆莢狀為主， 實際上， 鉻鐵礦的礦體形態(tài)卻不拘泥于豆莢狀， 常呈透鏡狀和脈狀。礦石類型呈致密塊狀或帶狀、浸染狀、透鏡狀、豆?fàn)?、反豆?fàn)睢訝钜约安灰?guī)則狀(Thayer， 1970； 熊發(fā)揮等， 2013a)(圖1c～1f)。它們的形態(tài)有些是由原生巖漿與橄欖巖反應(yīng)所形成的定向結(jié)構(gòu)， 有些則受次級構(gòu)造作用控制。例如， 通過拉伸或壓扁周圍的橄欖巖， 可以將原生鉻鐵礦分成透鏡狀或圓盤狀。次級構(gòu)造變化有時伴隨蛇紋巖化， 并與圍巖熱液蝕變有關(guān)。由于受強烈的構(gòu)造變動作用， 豆莢狀鉻鐵礦常呈透鏡狀或豆莢狀， 空間上不連續(xù)分布(圖1)。

豆莢狀鉻鐵礦多產(chǎn)于顯生宙蛇綠巖套， 位于鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖體中， 與莫霍面以下的蛇綠巖型地幔橄欖巖相伴生， 是蛇綠巖的特征礦產(chǎn)之一(Thayer， 1970； 熊發(fā)揮等， 2013a)。它們最常出現(xiàn)在裸露蛇綠巖中以純橄欖巖為主的莫霍面過渡帶和下地幔的最上部， 以阿曼蛇綠巖雜巖體為代表(Augé， 1987)。典型的豆莢狀鉻鐵礦被純橄巖(純橄巖薄殼)包裹著(圖1c， 1d)， 在沒有構(gòu)造變動或次級構(gòu)造影響的情況下可以完整發(fā)育。

另一方面， 根據(jù)豆莢狀鉻鐵礦礦床中鉻尖晶石的Cr2O3和Al2O3含量還可以分為兩種類型的鉻鐵礦： 高鉻型(Cr#=60～80)和高鋁型(Cr#=20～60)(Thayer， 1970)。高鉻型鉻鐵礦Al2O3含量小于20%(質(zhì)量分?jǐn)?shù))， Cr2O3的含量大于45%。高鋁型鉻鐵礦Al2O3含量大于45%， 而Cr2O3的含量小于20%。雖然兩類鉻鐵礦的構(gòu)造、結(jié)構(gòu)以及礦物組合非常相似， 但學(xué)者對其成因認(rèn)識還存在較大差異。較普遍的觀點認(rèn)為高鉻型和高鋁型鉻鐵礦分別由不同成分的母巖漿結(jié)晶而成， 高鉻型鉻鐵礦的母巖漿為玻安質(zhì)巖漿， 而高鋁型鉻鐵礦的母巖漿為拉斑玄武質(zhì)巖漿(Zhouetal.， 1996， 2005)； 但也有學(xué)者認(rèn)為高鉻型鉻鐵礦是高度的耐火殘余成因， 高鋁型鉻鐵礦則為鋁交代的結(jié)果(鮑佩聲， 2009)； 此外， Rollinson(2005， 2008)指出玄武巖熔體結(jié)晶成低Cr#的“MORB端員的鉻鐵礦”， 并且可以進(jìn)一步通過巖石/熔體反應(yīng)形成高鉻的鉻鐵礦(SSZ構(gòu)造背景)。在我國同一巖體內(nèi)同時出現(xiàn)高鉻型和高鋁型鉻鐵礦的巖體包括雅魯藏布江縫合帶中普蘭和東波蛇綠巖巖體(熊發(fā)揮等， 2013b； Xiongetal.， 2017a， 2018)， 以及班公怒江縫合帶東段的丁青巖體(李觀龍等， 2019)。地幔橄欖巖的地球化學(xué)和礦物學(xué)等特征在不同的構(gòu)造環(huán)境下差異性明顯(Pearceetal.， 1984)， 亦指示不同的熔體演化過程和部分熔融特征。雖然上述闡明了兩種鉻鐵礦的產(chǎn)出方式及其差別， 兩種鉻鐵礦中伴生的橄欖石成分卻與玻安質(zhì)熔體、洋中脊玄武質(zhì)熔體的橄欖石成分有所區(qū)別(Xiongetal.， 2015a)， 這是因為橄欖石和鉻鐵礦在亞固相條件下發(fā)生的元素交換所導(dǎo)致的。

2 豆莢狀鉻鐵礦中包裹體特征

豆莢狀鉻鐵礦多產(chǎn)于超鎂鐵-鎂鐵質(zhì)巖體中， 因其形成過程涉及部分熔融、重結(jié)晶和巖石-熔體反應(yīng)等不同巖漿作用， 所以有可能存在不同種類的礦物包裹體組合。目前鉻鐵礦中常見的礦物包裹體有硅酸鹽礦物， 包括橄欖石、單斜輝石和斜方輝石等礦物， 富水包裹體(角閃石、云母等)， 硫化物和鉑族礦物， 以及少量的異常礦物組合包含金剛石、碳硅石等。鉻鐵礦及其礦物包裹體的地球化學(xué)和同位素特征可以為固體地球圈層之間物質(zhì)循環(huán)提供線索， 也為探明原始鉻鐵礦成分、蛇綠巖的形成以及鉻鐵礦母巖漿的成分提供了依據(jù)。

2.1 無水硅酸鹽礦物包裹體

豆莢狀鉻鐵礦中硅酸鹽礦物分布廣泛， 主要以橄欖石、斜方輝石和單斜輝石包裹體為主， 偶見長石等礦物。但是蛇綠巖中的硅酸鹽礦物常發(fā)生蛇紋石化， 從豆莢狀鉻鐵礦、純橄巖殼到圍巖方輝橄欖巖， 蛇紋石化程度依次增強， 這可能是熱液蝕變作用所致。

2.1.1 自形-半自形粒狀礦物包裹體

豆莢狀鉻鐵礦礦床中見大量自形粒狀礦物包裹體， 其中橄欖石常以單顆粒形態(tài)產(chǎn)出， 偶與其它礦物共生多為半自形-它形晶， 形狀變化多樣， 可見長柱狀、菱形、三角形、裙?fàn)?、橢圓形、圓多邊形等， 粒度變化非常大， 0.5 μm×6 μm～80 μm×56 μm， 可單獨出現(xiàn)， 也可以多個顆粒聚集出現(xiàn)(圖2)， 部分橄欖石經(jīng)熱液蝕變?yōu)樯呒y石等礦物。

斜方輝石在不同鉻值的鉻鐵礦中均有出現(xiàn)。斜方輝石包裹體多為自形-它形晶， 形狀有柱狀、橢圓形、近圓形， 粒度變化在0.6 μm×8 μm～40 μm×28 μm。斜方輝石多以單相包裹體的形式出現(xiàn)， 但也可與單斜輝石、角閃石、云母等呈多相包裹體出現(xiàn)(圖2)。

單斜輝石在鉻鐵礦中也非常普遍， 它與斜方輝石一樣在不同鉻值的鉻鐵礦中均有出現(xiàn)。單斜輝石包裹體多為自形-它形晶， 形狀有橢圓形、近橢圓的多邊形、六邊形， 大小變化很大， 0.6 μm×5 μm～53 μm×42 μm。單斜輝石與斜方輝石一樣， 多以單相包裹體的形式出現(xiàn)， 但也可與斜方輝石、角閃石、云母等呈多相包裹體出現(xiàn)(圖2k， 2m)。

此外常見鈣鐵石榴子石系列包裹體， 包括鈣鋁榴石、鈣鐵鉻榴石和鈣鉻榴石(Melcheretal.， 1997)， 鈣鋁榴石包裹體多為自形-它形晶， 形狀有六邊形、四邊形、橢圓形和花生狀， 沿裂隙產(chǎn)出， 其中大多數(shù)晶形比較差， 少數(shù)晶形好， 成分不均勻， 在邊部與硅灰石伴生(Melcheretal.， 1997)。

2.1.2 針狀礦物包裹體

2.2 含水礦物包裹體

鉻鐵礦中富集大量的殼源和含水礦物， 包括角閃石、綠泥石、蛇紋石等一系列礦物(Zhouetal.， 2014； Xiongetal.， 2018， 2020b， 2021b； Suetal.， 2019)和流體包裹體。其中角閃石包裹體在鉻鐵礦中較常見， 多為半自形-它形晶， 形狀有四邊形、五邊形， 粒度4 μm×3 μm～60 μm×55 μm， 最大可達(dá)800 μm。角閃石除呈單相外， 經(jīng)常與斜方輝石、單斜輝石、云母和金屬硫化物共生， 磷灰石也會被其包裹(圖4)。鉻鐵礦中的角閃石礦物包裹體產(chǎn)出狀態(tài)主要分為兩類： 一種顆粒較大， 自形程度較差， 分布在裂隙周圍， 通常已發(fā)生蝕變或與其它礦物共生； 另一種顆粒小， 自形程度相對較好(圖4)。

鉻鐵礦中的云母包裹體， 多以多相包裹體的形式出現(xiàn)， 常與角閃石共生， 少量單相產(chǎn)出的多為鈉金云母和鉀金云母。云母的粒徑一般偏小， 為1 μm×3 μm～10 μm×5 μm(圖4)。此外在鉻鐵礦中還存在一些綠泥石和蛇紋石， 多與橄欖石、輝石等呈多相產(chǎn)出。流體包裹體在蛇綠巖鉻鐵礦中通常很少見(Melcheretal.， 1997； Johanetal.， 2017)。新喀里多尼亞、塞浦路斯和阿曼蛇綠巖中的鉻尖晶石含原生和次生、兩相、低鹽度含水流體包裹體， 并含有 CH4和 CO2。塞浦路斯鉻鐵礦中流體包裹體氣相的拉曼光譜揭示了純氫的存在(McEldu， 1989)。從阿曼鉻鐵礦中提取的流體具有典型地幔流體特征(Dunlop and Fouillac， 1986)， 大的氣液兩相包裹體多以負(fù)晶形、自形包裹體成簇出現(xiàn)， 僅在脈型鉻鐵礦中出現(xiàn)(Melcheretal.， 1997)(圖4e， 4f)。

大量含水礦物包裹體組合如角閃石、云母等礦物的存在為證明鉻鐵礦原始母巖漿為富水巖漿提供了證據(jù)。這些含水礦物包裹體可能是由鉻鐵礦發(fā)生結(jié)晶作用時礦物表面吸附的流體被后結(jié)晶的鉻鐵礦包裹所形成， 或者形成于巖漿期后的熱液活動過程以及寄主鉻鐵礦經(jīng)歷的后期變形和重結(jié)晶過程中(Augé， 1987； Lorand and Ceuleneer， 1989； Melcheretal.， 1997； Huangetal.， 2014)。Miura等(2012)在阿曼北部蛇綠巖中的鉻鐵礦中發(fā)現(xiàn)了含水礦物包裹體， 富集SiO2、H2O和Na等不相容元素(Arai， 1997； Tamuraetal.， 2014)， 這能夠解釋礦物包裹體中含水礦物(韭閃石)、富Na礦物(鈉長石和韭閃石)和富Si礦物(鈉長石)的出現(xiàn)。

2.3 鉑族礦物及硫化物

豆莢狀鉻鐵礦中的鉑族礦物(PGM)在鉻鐵礦蝕變帶中作為包裹體存在的情況較為常見， 粒徑較小， 通常小于30 μm(圖5)。鉑族礦物包裹體呈單相、雙相或多相， 僅由PGMs或PGMs±賤金屬礦物±硅酸鹽組成， 多數(shù)隨機(jī)分散在大鉻鐵礦顆粒中， 其余少部分在鉻鐵礦顆粒間隙硅酸鹽基質(zhì)中可見(圖5)。 在鉻鐵礦未蝕變帶中的PGMs多為自形晶， 半自形晶和它形晶較少， 以海綿隕鐵結(jié)構(gòu)為主。這是由于出現(xiàn)在包裹體中的PGMs得到了較好的保護(hù)， 從而避免了熱液蝕變。與之相反位于鉻鐵礦蝕變帶中的PGMs自形晶較少， 在巖漿與巖體熔融過程中重結(jié)晶形成的PGMs會充填巖石孔隙(González-Jiménezetal.， 2013， 2014； Xiongetal.， 2021b)。

鉑族礦物包裹體類型比較豐富， 可分為兩種類型： Ⅰ類鉻鐵礦富Os-Ir-Ru礦物， Ⅱ類富Pt-Pd-Rh礦物。一般來說富含IPGE， 其中出現(xiàn)最多的為含Ru礦物(圖5)。鉑族礦物包裹體有合金和硫化物兩種形式， 此外還有少量的砷， 同時可以與賤金屬硫化物伴生。顆粒一般比較小， 粒徑從1 μm到十幾μm。其中大顆粒鉑族礦物包裹體結(jié)晶形態(tài)較好， 小顆粒鉑族礦物包裹體結(jié)晶形態(tài)較差。鉑族合金礦物包裹體有： Os-Ir-Ru-Ni-Fe合金、Ni-Fe-As與Ru-Pt合金、Ru-Os-Ir-Fe-Ni合金、Ir-Fe-Ni合金和Ir-Os合金。鉑族硫化物礦物包裹體有： Ru-Os-Ir-S、Ru-Ir-S、Ru-Ni-S、RuS2。此外還有合金與硫化物共生的鉑族礦物包裹體： Ru-Os-Pt-Pd-Ir-Rh-S(合金與硫化物)(圖5， 圖6)(González-Jiménezetal.， 2013， 2014)。

鉻鐵礦中賤金屬礦物包裹體主要為Fe、Ni、Cu以及少量的Co、Pb、As的硫化物以及合金。 大顆粒金屬礦物包裹體的形態(tài)和礦物相比較復(fù)雜(圖6)， 其中最常見礦物為針鎳礦， 粒徑從幾微米到數(shù)百微米。此外， 還有自然銅、自然鎳和自然金礦物， 偶與Fe-Ni合金共生， 粒徑較小(圖6)。

針對鉻鐵礦的顯微結(jié)構(gòu)研究， 可以發(fā)現(xiàn)大多鉑族礦物包裹體分散賦存在鉻鐵礦顆粒之中， 少部分位于間隙硅酸鹽基質(zhì)中。而在鉻鐵礦顆粒中分布的主要區(qū)域包括(González-Jiménezetal.， 2013， 2014)： ① 未蝕變帶中， PGMs主要賦存于核心區(qū)域； ② 在由均質(zhì)或多孔狀結(jié)構(gòu)鉻鐵礦組成的蝕變帶中， PGMs集中分布在內(nèi)部區(qū)域或者蝕變帶邊緣； ③ 發(fā)育較平整、填充物較少、蝕變程度低的開放性較好的裂隙中。根據(jù)鉻鐵礦中鉑族礦物包裹體種類及其顯微結(jié)構(gòu)的解釋， 初步得出鉑族礦物包裹體的幾種成因(González-Jiménezetal.， 2013， 2014； Xiongetal.， 2018， 2021b)： ① 不同熔體混合時的結(jié)晶作用和鉻鐵礦中的物理捕獲作用保留下來的鉑族礦物； ② 鉻鐵礦中的某些鉑族礦物可能是在鉻鐵礦母體熔體遷移過程中從圍巖橄欖巖中析出作為包裹體保存下來的； ③ 鉑族礦物可能是滲入現(xiàn)有鉻鐵礦的交代流體/熔體中沉淀出來。

2.4 鋯石、金紅石等殼源礦物

越來越多蛇綠巖巖體的豆莢狀鉻鐵礦及其圍巖方輝橄欖巖中發(fā)現(xiàn)大量鋯石(徐向珍等， 2016； Robinsonetal.， 2015； Yamamotoetal.， 2013； Lianetal.， 2020； Xiongetal.， 2021b)。鉻鐵礦中的鋯石以無色透明為主， 可見淺褐色、淡粉色， 多數(shù)晶形完整， 晶面發(fā)育， 粒徑多在100 μm左右， 有完整的長柱狀巖漿結(jié)晶鋯石， 也有晶形不規(guī)則鋯石碎粒(徐向珍等， 2016； Xiongetal.， 2021b)， 這可能是因為碎樣使得完整的鋯石晶形受到破壞所致， 其中鋯石的年齡主要分為兩組： 一組為小于該鉻鐵礦分布巖體的年齡(<130～120 Ma)， 一組為早期鋯石年齡(3 354～164 Ma)(Yamamotoetal.， 2013； Robinsonetal.， 2015； Lianetal.， 2020； Xiongetal., 2021b)。原位粒狀鋯石呈橢球狀和球粒狀與斜方輝石共生， 以包裹體形式分布于鉻鐵礦內(nèi)(圖7)(Zhouetal.， 2014； Robinsonetal.， 2015)。

前人對蘇魯造山帶滕家純橄巖及其寄主片麻巖不同鋯石區(qū)域進(jìn)行了礦相學(xué)(內(nèi)部結(jié)構(gòu)和外部形態(tài))、U-Pb定年、微量元素和Hf-O同位素進(jìn)行綜合分析(李海勇， 2017)， 推測出地幔橄欖巖中的鋯石來自地殼流體的交代作用， 也為大陸俯沖帶間的殼幔作用規(guī)范了約束條件， 其中古老捕獲鋯石的出現(xiàn)指示巖漿在上升過程中受到圍巖物質(zhì)的混染。因此地殼混染過程往往會導(dǎo)致地幔母巖漿成分向地殼端員演化， 所以可以解釋豆莢狀鉻鐵礦與鋯石礦物包裹體之間的成因聯(lián)系。此外， 金紅石以包裹體的形式分布于鉻鐵礦內(nèi)， 常與榍石、鈦鐵礦、角閃石和綠泥石共生在一起， 粒度為10～300 μm之間， 呈半自形-自形粒狀(圖7； 邱添等， 2021)。

2.5 金剛石、碳硅石等異常礦物

鉻鐵礦礦體中存在大量異常礦物組合， 種類豐富， 目前發(fā)現(xiàn)的礦物約40余種， 其中自然元素有金剛石、自然Fe、Ta、Ti等； 金屬互化物有BN、Fe-Ni-Cr-C、Mn-Ni、FeSi、FeSi2、P-Si-Ti、Ti-Si、TiB2、TiP、Co-Mn-Ni、WC等(Fangetal.， 2013； Yangetal.， 2014， 2015； Zhangetal.， 2016； Xiongetal.， 2020a， 2021a)。

鉻鐵礦中的金剛石和異常地幔礦物最早是從人工重砂中發(fā)現(xiàn)的， 曾在加拿大魁北克蛇綠巖的豆莢狀鉻鐵礦礦石中選出2粒金剛石(Dresser， 1913)， 后來在西藏羅布莎和東巧兩地鉻鐵礦中再次發(fā)現(xiàn)金剛石(中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所金剛石組， 1981)。對羅布莎鉻鐵礦人工重砂樣品的持續(xù)研究， 不僅再次發(fā)現(xiàn)金剛石， 還在金剛石中發(fā)現(xiàn)了鈣鈦礦等深部地幔包裹體(白文吉等， 2000； Yangetal.， 2021)， 并且在地幔礦物OsIr礦中發(fā)現(xiàn)有金剛石包裹體(Yangetal.， 2007)。

鉻鐵礦中挑選出的金剛石晶型完好， 粒度均勻， 多在200～500 μm之間。顏色大多淺黃色， 少數(shù)無色透明， 多為自形晶八面體、立方八面體和十二面體， 另外發(fā)現(xiàn)許多連晶的金剛石(Xuetal.， 2009； Xiongetal.， 2018)。掃描電鏡觀察金剛石有十分發(fā)育的生長紋以及不規(guī)則骸晶。具有非常典型的拉曼光譜特征， 測試的20余粒金剛石的拉曼譜峰值都疊于1 332.6 cm-1位置。此外， 在羅布莎和烏拉爾鉻鐵礦中分別發(fā)現(xiàn)了6粒原位的金剛石和5粒碳硅石(圖8； Yangetal.， 2014， 2015； Zhangetal.， 2016； 楊經(jīng)綏， 2020)。其中原位金剛石粒徑為300～500 μm， 產(chǎn)在鉻鐵礦顆粒中， 其周緣為非晶質(zhì)碳包裹(楊經(jīng)綏， 2020)， 顯微鏡單偏光下可見八面體突起的錐狀體。成分掃描圖顯示非晶質(zhì)碳呈散開狀分布， 在鉻鐵礦顆粒中多處可見(Yangetal.， 2014， 2015)。鉻鐵礦中原位碳硅石呈藍(lán)色， 粒狀或棱柱狀， 粒徑在10～200 μm之間， 作為橄欖石包裹體或在橄欖石間隙出現(xiàn)， 其拉曼譜峰值為典型788 cm-1和969 cm-1(Zhangetal.， 2016)。此外， 在鉻鐵礦偶見粒狀剛玉包裹體(Xiongetal.， 2020a)， 以及鉻鐵礦的圍巖地幔橄欖巖中的原位金剛石和CH4包裹體(Simakovetal.， 2015； Dasetal.， 2017； Farré-de-Pabloetal.， 2018)。

3 討論

3.1 鉻鐵礦中礦物包裹體的氧逸度差異性與構(gòu)造背景特征

氧逸度是深部地幔環(huán)境中重要的物理化學(xué)強度變量之一， 在諸多地質(zhì)過程中扮演著重要角色。因為氧逸度不僅能影響巖漿中Cr元素的溶解度(Murck and Campbell， 1986； Roeder and Reynolds， 1991)， 還能影響巖漿的結(jié)晶分異順序(Hill and Roeder， 1974； Feigetal.， 2010)。前人研究表明地幔橄欖巖的氧化狀態(tài)與其構(gòu)造背景緊密相關(guān)， 在洋中脊環(huán)境(MOR)中形成的橄欖巖具有相對較低的氧逸度， 而島弧型橄欖巖處于高氧逸度環(huán)境(SSZ)(圖9a)(Ballhaus， 1993； Parkinson and Arculus， 1999)， 并且通過尖晶石橄欖巖的氧逸度建立了一系列構(gòu)造環(huán)境的判別圖解(Dareetal.， 2009)。此外， 玄武巖也表現(xiàn)出與地幔橄欖巖相似的特征， 其中島弧玄武巖明顯比洋中脊玄武巖氧化(Ballhaus， 1993； Evansetal.， 2012； Kelley and Cottrell， 2012； Gaillardetal.， 2015)?；阢t鐵礦成分計算出的玻安巖、島弧拉斑玄武巖、弧后盆地玄武巖和洋中脊玄武巖的logfO2(FMQ)值分別為-1～2、0～3、0～1.6和-1～1(圖9)(Ballhaus， 1993； Dareetal.， 2009)。通過直接測定玄武巖玻璃和橄欖石斑晶中熔融包裹體的Fe3+/ΣFe值， 洋中脊玄武巖和島弧玄武巖之間的氧逸度差異也得到進(jìn)一步確認(rèn)(Bézos and Humler， 2005； Kelley and Cottrell， 2012)。

早期觀點認(rèn)為高鉻和高鋁型鉻鐵礦分別由不同成分的母巖漿反應(yīng)形成， 高鉻型鉻鐵礦是來源于俯沖帶或者島弧環(huán)境下(SSZ構(gòu)造背景)形成的玻安質(zhì)母巖漿， 而高鋁型鉻鐵礦來源于洋中脊環(huán)境下(MOR構(gòu)造背景)的拉斑玄武質(zhì)母巖漿 (Zhouetal.， 1996，2005)；也有觀點認(rèn)為高鉻型鉻鐵礦來源于地幔橄欖巖高度的耐火殘余， 而高鋁型鉻鐵礦則是富鋁巖漿交代作用的結(jié)果(鮑佩聲， 2009)； 或認(rèn)為高鋁型鉻鐵礦來源于玄武巖熔體結(jié)晶作用， 并在俯沖帶構(gòu)造背景下經(jīng)過巖石/熔體反應(yīng)形成高鉻型鉻鐵礦(Rollinson， 2005， 2008)。雖然有學(xué)者提出豆莢狀鉻鐵礦形成過程中成礦母巖漿發(fā)生了明顯的氧逸度降低， 揭示了氧逸度變化不是直接的成礦控制因素(Heetal., 2021)(圖9a)。但氧化還原狀態(tài)可能是控制橄欖巖形成的重要因素， 并且直接指示鉻鐵礦形成的構(gòu)造環(huán)境， 那么不同類型鉻鐵礦的母巖漿氧逸度是否不同尚不確定。

幔源巖漿結(jié)晶過程中， 硫逸度(logfS2)和氧逸度對PGM的結(jié)晶沉淀具有非常重要的作用， 隨著形成鉻鐵礦的熔體不斷減少將誘發(fā)易氧化的鉑族元素(Os、Ir、Ru)在熔體中達(dá)到飽和狀態(tài)并結(jié)晶形成納米級 PGM(Badaninaetal.， 2013)。硫釕礦和Os-Ir-Ru合金是在高溫和低硫逸度下結(jié)晶， 并被鉻鐵礦捕獲(Zaccarinietal.， 2018)。從巖漿中直接結(jié)晶的鉑族礦物， 其晶形一般較好， 其中最多的為硫釕礦。實驗證明在1 275℃， 硫逸度logfS2為-2時， 硫釕礦穩(wěn)定存在， 隨著溫度的降低和fS2的增加， Os在硫釕礦中的溶解度增加， Ru含量隨著溫度的降低或硫逸度的增加而減少(Griecoetal.， 2020)。在1 200～1 300℃， logfS2在-2至1.2之間時， 硫釕礦能夠與Os-Ir合金共存(Andrews and Brenan， 2002； Bockrathetal.， 2004)。隨著硫逸度的升高， Pt-Fe合金開始析出。溫度在1 050～1 300℃， 氧逸度在FMQ緩沖區(qū)之上+2.1至+4.9時， Pt-Fe合金作為原生包裹體存在于鉻鐵礦中。此時Rh和Pd會隨著富S的流體從巖漿熔體分離出去， 而Pt會與比較難熔的Ir共沉淀(Garuti and Zaccarini， 1997； Zaccarinietal.， 2018)。緩慢降溫時， 會有較多且成分比較復(fù)雜的鉑族礦物結(jié)晶沉淀， 而快速的降溫會導(dǎo)致鉑族礦物少量結(jié)晶沉淀(Zaccarinietal.， 2018)， 在高鉻型鉻鐵礦中常發(fā)現(xiàn)硫釕礦與Pt-Fe合金和Os-Is合金共存的現(xiàn)象， 說明鉻鐵礦在結(jié)晶時溫度下降的比較快(Xiongetal.， 2018)， 且原生鉑族礦物包裹體的形成溫度應(yīng)該在1 000～1 300℃左右。另外后期流體交代鉻鐵礦的過程中也會有PGM包裹體產(chǎn)生(González-Jiménezetal.， 2014； Griecoetal.， 2020)。其原理是流體交代鉻鐵礦過程中硫逸度和氧逸度發(fā)生改變， 使得鉻鐵礦PGM原子簇轉(zhuǎn)化為分散的鉑族礦物， 從鉻鐵礦結(jié)構(gòu)中分離出來(Zaccarinietal.， 2018)， 這類PGM包裹體的形狀和產(chǎn)出位置等相關(guān)的證據(jù)也支持該觀點。

另有對于鉻鐵礦中部分合金的成因， 蛇紋石化的形成過程能很好的解釋。橄欖巖發(fā)生蛇紋石化的溫度相對較高， 其初始階段的溫度約為400～500℃， 并且在蛇紋石化的過程中會產(chǎn)生大量的氫氣和甲烷， 可提供高度還原的環(huán)境(黃瑞芳等， 2013， 2015)， 這與上述的合金形成條件高度吻合。Fe、Mg、Ca和Si 在蛇紋石化過程中是活動的。在這個過程中Fe可在流體、蛇紋石、水鎂石和磁鐵礦中富集， 而Ca主要富集在流體中。流體的鐵含量受pH值影響比較大， 酸性流體的鐵含量要高于中性或弱堿性流體中的鐵含量。這是因為Fe2+或Fe3+在酸性流體中比較穩(wěn)定， 而在中性或弱堿性流體中會被水解為磁鐵礦、赤鐵礦等， 而流體的pH值與溫度有關(guān)(黃瑞芳等， 2015)， 熱力學(xué)及水熱實驗表明在蛇紋石化初期， 溫度較高時， 環(huán)境中的pH值相對較低， 為偏酸性的環(huán)境， 當(dāng)溫度降低時， 環(huán)境中的pH值相對偏高， 為偏堿性的環(huán)境(Seyfriedetal.， 2007)。

在鉻鐵礦中發(fā)現(xiàn)鎳鐵合金與針鎳礦共生的現(xiàn)象， 其中針鎳礦中硫的含量較少。這是因為在蛇紋石化的初期， 強還原性流體中Fe的含量較高， 隨著溫度的降低， pH值變大， Fe會從流體中分離出來進(jìn)入金屬硫化物中， 形成鎳鐵合金或部分脫硫的賤金屬硫化物(孫怡， 2021)。實驗表明二輝橄欖巖在溫度由300℃變?yōu)?00℃時， 其蛇紋石化流體的pH值由4.4變?yōu)?.95時， 流體中Fe的含量急劇下降， 方輝橄欖巖在300℃時， 其蛇紋石化流體的pH值為11.46， 此時流體中已經(jīng)不含F(xiàn)e。當(dāng)壓力為0.51×10-3～1.99×10-3MPa， 溫度為302～377℃時， 磁鐵礦的含量與溫度呈正相關(guān)關(guān)系(Moody， 1976)， 溫度為400～600℃時， 沒有磁鐵礦的產(chǎn)生(Bernard and Evans， 2010)。磁鐵礦化程度還受到蛇紋石化程度、初始巖性和SiO2活度的影響(黃瑞芳等， 2013)。蛇紋石化比較明顯的礦石中磁鐵礦化程度高， 并且在磁鐵礦中發(fā)現(xiàn)蠕蟲狀的硅酸鹽也證實了這一點(孫怡， 2021)。在蛇紋石化流體中的Ca主要是由單斜輝石的蝕變所產(chǎn)生。實驗表明在400℃、50 MPa時， 有單斜輝石的礦物組合(橄欖石、斜方輝石和單斜輝石的含量分別為76%、17% 和7%)蝕變所產(chǎn)生的流體中的Ca 的含量非常高， 并且遠(yuǎn)高于橄欖石和斜方輝石蝕變所產(chǎn)生的Ca(黃瑞芳等， 2013)。該富鈣的還原性流體交代金屬硫化物使其發(fā)生脫硫轉(zhuǎn)變?yōu)楹辖鸹蜇歋的金屬硫化物， 它們分布常與裂隙相關(guān)。該流體中還含有Mn、Co、As等賤金屬元素和PGM元素， 交代形成成分復(fù)雜的金屬硫化物和鉑族礦物包裹體。此外它可以交代硅酸鹽包裹體形成白云石等碳酸鹽、水鈣鋁榴石和鈣鉻榴石等礦物。

此外， 在鉻鐵礦中發(fā)現(xiàn)金剛石、碳硅石(SiC)、氮化物、單質(zhì)鎳、單質(zhì)鐵、單質(zhì)鈦等超還原礦物表明其形成于深部地幔低氧逸度環(huán)境， 部分礦物指示氧逸度值為-12(圖9b)。然而， 鉻鐵礦的Fe3+/ΣFe在0.39～0.45之間(Ruskovetal.， 2010)， 指示了一個高氧逸度的狀態(tài)。為了解釋這兩者的矛盾， 部分學(xué)者提出鉻鐵礦中的高Fe3+含量是在高壓下Fe2+離子發(fā)生歧化反應(yīng)所致， 而浸染狀礦石則被認(rèn)為是塊狀礦石與玻安質(zhì)巖漿反應(yīng)的結(jié)果(Dobrzhinetskayaetal.， 2009； Ruskovetal.， 2010)。這種歧化反應(yīng)是否能導(dǎo)致其它變價元素也發(fā)生轉(zhuǎn)變還有待進(jìn)一步的研究， 鉻鐵礦中低氧逸度和高氧逸度礦物共生的氧化還原機(jī)制尚不清楚。

綜上所述， 鉻鐵礦中不同類型礦物包裹體形成時氧逸度具有明顯的差異性。然而是何種因素造就氧逸度的差異性還有待進(jìn)一步的研究。不同類型鉻鐵礦是否來源于不同氧逸度特征的母巖漿或者是不同構(gòu)造背景所致等諸多科學(xué)問題有待解決。

3.2 鉻鐵礦中不同類型礦物包裹體的成因及指示意義

關(guān)于鉻鐵礦中不同類型礦物包裹體的成因， 前人提出多種不同觀點。對于硅酸鹽包裹體中常呈它形熔融狀的斜方輝石、單斜輝石和橄欖石， 它們成分上與圍巖橄欖巖中同類型礦物存在明顯差別(Zhouetal.， 2014； Zaccarinietal.， 2005； Xiongetal.， 2015a)， 這種類似于方輝橄欖巖礦物組合的包裹體是鉻鐵礦捕獲的早期巖漿產(chǎn)物(Zhouetal.， 2014； Xiongetal.， 2015a)， 也可能是與鉻鐵礦同期結(jié)晶， 并在亞固相下與鉻鐵礦發(fā)生元素擴(kuò)散而形成(Arai， 2013)； 也有學(xué)者認(rèn)為它們是尖晶石圈閉的含水流體/熔體演化的結(jié)果(Arai， 1997； Schianoetal.， 1997； Spandleretal.， 2007； Rollinson， 2008； Borisovaetal.， 2012； Rollinson and Adetunji， 2013； Tamuraetal.， 2014； Unimoetal.， 2015； Kapsiotisetal.， 2019； Wojtuleketal.， 2019)； 第二類殼源礦物包裹體中的斜長石、鋯石、金紅石、角閃石、鈣鉻榴石、磷灰石-伊紅石和金云母等， 它們大多呈不規(guī)則狀， 和寄主礦物接觸關(guān)系截然(Robinsonetal.， 2004； Uysaletal.， 2009； Zhouetal.， 2014； Griffinetal.， 2016)。這類殼源礦物或含水礦物普遍的觀點認(rèn)為鉻鐵礦形成過程與俯沖帶的流體后期改造有關(guān)(Khedr and Arai， 2016； Zaeimniaetal.， 2017； Xiongetal.， 2018)， 也被認(rèn)為是鉻鐵礦結(jié)晶同期熔-流體不混溶的結(jié)果(Lorand and Ceuleneer， 1989； Melcheretal.， 1997； Huangetal.， 2014； Suetal.， 2019， 2021)。對于鉻鐵礦中含鈦礦物被解釋為鉻鐵礦的后期變質(zhì)作用影響了鐵-鈦再遷移， 從鉻鐵礦中的包裹體中析出金紅石和鈦鐵礦并在綠泥石基質(zhì)中再沉淀(Carlos， 2021)， 與之不同的觀點則提出在俯沖帶的環(huán)境下， 弧前玄武質(zhì)熔體改造了高鋁型鉻鐵礦， 并結(jié)晶出金紅石、鈦鐵礦和榍石等富Ti礦物相(邱添等， 2021)； 第三類礦物包裹體鉑族礦物(PGM)和硫化物， 包括Os-Ir合金、Pt-Fe合金、自然Os和自然Ir， 以及黃鐵礦、藍(lán)銅礦、針鎳礦等(郭國林等， 2016； 朱永峰， 2017； Uysaletal.， 2009； González-Jiménezetal.， 2012， 2013； Zhuetal.， 2016； Xiongetal.， 2020b， 2021b)。一些學(xué)者認(rèn)為鉑族元素在鉻鐵礦中是以固溶體的形式從巖漿中結(jié)晶， 且實驗結(jié)果也支持Os、Ir、Ru進(jìn)入鉻鐵礦晶格(Righter and Downs， 2001)。此外有專家提出鉻鐵礦中富集的PGE很大程度上是由巖漿中流體不混溶的范圍所控制(Suetal.， 2021)， 然而這觀點較難解釋Os-Ir合金中發(fā)現(xiàn)的金剛石等超高壓礦物(Yangetal.， 2007)， 以及鉻鐵礦中鉑族礦物Re-Os同位素模式年齡記錄的早期巖石圈地幔深部循環(huán)過程(630～234 Ma)(Shietal.， 2007， 2012； McGowanetal.， 2015； Griffinetal.， 2016)。鉻鐵礦中鉑族元素常與硫化物伴生， 且硫化物的不同產(chǎn)狀、不同期次， 指示鉑族元素可能存在多期性(熊發(fā)揮等， 2013a)。在未蝕變的Ⅰ型鉻鐵礦顆粒中發(fā)現(xiàn)的PGMs中， 約92%為Os-Ir-Ru礦物。Ⅰ型鉻鐵礦中的鉑族礦物相對于Rh、Pt和Pd， 顯示出更加富集Os、Ir和Ru(即IPGE)。而Os、Ir和Ru元素主要賦存在二硫化物之中， 如硫釕礦(RuS2)、硫鋨礦(OsS2)等。這些硫化物包裹體常存于鉻鐵礦顆粒的裂隙之中， 具有海綿隕鐵結(jié)構(gòu)， 邊緣與巖漿熔融作用反應(yīng)時， 常被氧化脫硫， 導(dǎo)致包裹體邊緣被腐蝕、殘缺。

盡管根據(jù)實驗可以了解PGM的成分、結(jié)構(gòu)和化學(xué)特征， 但鉻鐵礦中鉑族礦物的成因及其與鉻鐵礦顆粒之間的聯(lián)系一直以來都是學(xué)者討論的重點。20世紀(jì)80年代后期， 許多研究人員將PGMs解釋為在鉻鐵礦之前或同時結(jié)晶形成， 然后作為固體包裹體并入鉻鐵礦(StockmanandHlava and Hlava， 1984； Augé， 1987)。顯然， 作為固體包裹體的形式近些年來被人們認(rèn)可程度更高(熊發(fā)揮等， 2013a； González-Jiménezetal.， 2014)。進(jìn)入21世紀(jì)后， 隨著技術(shù)的發(fā)展進(jìn)步， 通過激光灼燒ICP-MS分析Os同位素的方法， 可以更加深入了解鉻鐵礦及其中鉑族礦物顆粒之間的關(guān)系。通過ICP-MS分析可以研究單個顆粒的顯微結(jié)構(gòu)， 高精度地還原鉑族礦物顆粒的原位Os同位素組成， 進(jìn)而約束其物質(zhì)來源和結(jié)晶演化過程， 為探究鉻鐵礦與PGMs之間的成因聯(lián)系提供了新的視角(Shietal.， 2007， 2012； González-Jiménezetal.， 2014)。

金剛石、柯石英、碳硅石等超高壓礦物為主的異常礦物包裹體是近年來研究的熱點(圖8)(中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所金剛石組， 1981； Baietal.， 1993； Yangetal.， 2007， 2014， 2015； Dobrzhinetskayaetal.， 2009； Trumbulletal.， 2009； Zhangetal.， 2016； Xiongetal.， 2016， 2017b； Lianetal.， 2017)。21世紀(jì)初， 在蛇綠巖型金剛石中發(fā)現(xiàn)后鈣鈦礦相Al2O3的礦物包裹體， 和呈斯石英假像的柯石英， 八面體形態(tài)的高鎂橄欖石等深部礦物(Baietal.， 1993； 白文吉等， 2001； Yangetal.， 2007， 2015； Dobrzinetskayaetal.， 2009； Trumbulletal.， 2009； Xiongetal.， 2020a)， 以及鉻鐵礦中針狀的柯石英和單斜輝石出溶體(Yamamotoetal.， 2009)， 從而提出鉻鐵礦的深部超高壓相變的過程及地幔柱形成模式(Yangetal.， 2007， 2014； Xiongetal.， 2015； Dasetal.， 2017)。而高溫高壓實驗證明鉻鐵礦可以穩(wěn)定于14 GPa條件下不會被分解(Wuetal.， 2016； Zhangetal.， 2017)， 佐證了鉻鐵礦可能來源于深部地幔。盡管基于與原位金剛石伴生的蛇紋石、綠泥石和石英等低溫蝕變礦物研究， 部分學(xué)者提出蛇綠巖型金剛石可能形成于低壓條件(Simakovetal.， 2015； Farré-de-Pabloetal.， 2018； Pujol-Solàetal.， 2020)， 以及鉻鐵礦經(jīng)歷地表閃電雷擊形成(Ballhausetal.， 2017)， 但這些觀點并不能直接解釋蛇綠巖型金剛石的成因以及異常超高壓的柯石英及斯石英等的成因(Griffinetal.， 2018； Yangetal.， 2019)。

通過上述不同種類的礦物包裹體研究可以來分析鉻鐵礦結(jié)晶時物理化學(xué)條件和熔體特征， 然而不同類型、粒度和形態(tài)的礦物包裹體的形成過程也不盡相同。如鉻鐵礦內(nèi)硅酸鹽礦物包裹體的鑒別和成分研究能夠揭示豆莢狀鉻鐵礦母巖漿的特征(Rollinson， 2008； Khedr and Arai， 2016； Wojtuleketal.， 2019)， 但高壓和強還原等異常礦物包裹體卻與鉻鐵礦平衡熔體并無關(guān)聯(lián)。顯然， 鉻鐵礦的包裹體既可以形成于巖漿期前的深部地幔， 也可能形成于后期的熱液、變形和重結(jié)晶過程， 那些將各種類型包裹體簡單解釋為寄主鉻鐵礦同期結(jié)晶產(chǎn)物的觀點也可能需要重新審視。

利用鉻鐵礦中鉑族元素礦物和硫化物的礦物組合可以間接估算鉻鐵礦的形成溫度、硫逸度和壓力等條件(Akmazetal.， 2014)， 或者依靠熔融包裹體均一化實驗估算溫度(Schianoetal.， 1997； Borisovaetal.， 2012)， 隨著鉻鐵礦中大量富集SiO2、H2O、Na、Ti和Ca等不相容元素礦物包裹體的發(fā)現(xiàn)， 致使人們開始關(guān)注含水流體在鉻鐵礦結(jié)晶和聚集過程中扮演的角色， 主要觀點包括流體不混溶， 后期蝕變， 或者母巖漿含水等(Arai， 1997； Tamuraetal.， 2014； 劉霞等， 2018； Xiongetal.， 2018， 黃陽等， 2020； 邱添等， 2021)。實驗巖石學(xué)的結(jié)果表明在溫度1 250±100℃和低氧逸度的條件下鉻鐵礦可以從“干”巖漿體系中結(jié)晶(Irvine， 1977； Murck and Campbell， 1986； Roeder and Reynolds， 1991)， 而在壓力1.5 GPa和溫度1 000～1 400℃的條件下， 含水的玻安巖(～0.7%～10% )與方輝橄欖巖的反應(yīng)也能形成鉻鐵礦(Zhaoetal.， 2020)， 此外， 巖漿后期的熱液作用亦可促進(jìn)鉻鐵礦重結(jié)晶， 并捕獲流體形成礦物包裹體(圖4)(Lorand and Ceuleneer， 1989； Melcheretal.， 1997； Johanetal.， 2017)。含水流體成因的重要性不言而喻， 因此， 識別富水流體的來源， 細(xì)化它們在鉻鐵礦源-運-儲階段的貢獻(xiàn)將是未來鉻鐵礦研究的主要任務(wù)。

綜上所述， 豆莢狀鉻鐵礦經(jīng)歷了多期性的演化過程， 包括深部地幔、洋中脊、俯沖帶等不同階段。在研究了不同類型、不同產(chǎn)出背景的豆莢狀鉻鐵礦基礎(chǔ)上， 提出豆莢狀鉻鐵礦可能經(jīng)歷了多個不同的階段， 屬于不同的構(gòu)造背景(圖10， 圖11)。具體如下： ① 初始鉻尖晶石形成階段： 早期俯沖的板片俯沖致過渡帶的位置(410～660 km)， 并帶入了大量的陸殼和洋殼物質(zhì)， 在過渡帶位置礦物相變以超高壓礦物(金剛石、斯石英、尖晶石等， 圖11a)和殼源礦物(如早期鋯石， 圖10)的形式賦存(Robinsonetal.， 2015； Xiongetal.， 2015a， 2021a)。在地幔柱作用下， 熱驅(qū)動而致使原本粘度較低的物質(zhì)聚集， 含鉻尖晶石液滴聚集呈較大的鉻鐵礦原始礦漿， 并包裹了強還原性的流體載入的金剛石、鋯石等礦物， 甚至溶解了部分含硅的組分， 此外未進(jìn)入原始鉻鐵礦礦漿中的物質(zhì)隨著流體進(jìn)入外圍的超高壓相的“塑性-半塑性地幔橄欖巖”中， 并向上運移。 ② 鉻鐵礦預(yù)富集階段： 隨著地幔柱向上運動， 深度不斷降低， 早期超高壓相礦物轉(zhuǎn)變成低壓相礦物， 如斯石英轉(zhuǎn)變成柯石英， 早期溶解在鉻鐵礦礦漿中物質(zhì)出溶成柯石英和單斜輝石， 早期鉻尖晶石進(jìn)一步聚集(圖11b)。并且大洋巖石圈地幔發(fā)生部分熔融作用， 大量的單斜輝石和斜方輝石發(fā)生部分熔融作用， 形成初步的豆?fàn)钽t鐵礦， 深海鉆探所獲得的豆?fàn)钽t鐵礦直接證明了這點(圖11c, Arai， 1997)， 致使鉻鐵礦中大量同期結(jié)晶的脈石礦物主要為橄欖石和輝石。 ③ 鉻鐵礦聚集階段： 在俯沖環(huán)境下， 含水熔體改造了地幔橄欖巖的地球化學(xué)特征， 熔體與方輝橄欖巖的反應(yīng)形成鉻鐵礦及純橄巖殼。在俯沖帶上發(fā)生H2O飽和的玻安巖熔融體與呈地幔楔產(chǎn)出的方輝橄欖巖的反應(yīng)(圖11d， Zhouetal.， 1996， 2005)。從而局部形成了這種高氧逸度下、Fe3+/∑Fe值偏低(Ruskovetal.， 2010)， 以及反應(yīng)形成的純橄巖殼和大量鉑族元素的聚集并形成鉑族礦物(Zhouetal.， 2005； González-Jiménezetal.， 2014)。在部分浸染塊狀鉻鐵礦的邊界部位， 特別指的是純橄巖殼和鉻鐵礦之間的橄欖石， 鉻尖晶石的Fo值和Mg#變化過程具有典型的巖石熔體反應(yīng)的特征(Xiongetal.， 2015a)。Zhou等(1996， 2005)指出： 富含輕稀土元素的流體參與到巖石/熔體的反應(yīng)過程， 這一點也被阿爾巴尼亞鉻鐵礦和土耳其鉻鐵礦的研究所證實(Xiongetal.， 2015b， 2018)。④ 鉻鐵礦被改造階段： 早期鉻鐵礦同期結(jié)晶的脈石礦物橄欖石和輝石受后期流體蝕變作用(圖10)， 形成了分布于鉻鐵礦的裂隙及邊緣部位的晚期鋯石(圖10中晚期鋯石)， 磁鐵礦、金紅石和鈣鉻榴石等次生礦物。

4 結(jié)論

豆莢狀鉻鐵礦和地幔橄欖巖中越來越多原位礦物包裹體的發(fā)現(xiàn)， 佐證了鉻鐵礦中分選出來的金剛石、碳硅石等超高壓礦物以及鋯石和金紅石等殼源礦物的天然性。也進(jìn)一步證實了鉻鐵礦形成過程的復(fù)雜性， 用一種模式難以解釋所有發(fā)現(xiàn)的礦物組合的成因。本文通過對豆莢狀鉻鐵礦礦物包裹體進(jìn)行研究， 得出以下結(jié)論：

(1) 豆莢狀鉻鐵礦包含無水硅酸鹽類礦物、含水礦物、鉑族礦物(PGM)和硫化物礦物、殼源礦物和異常礦物五大類。

(2) 豆莢狀鉻鐵礦礦物包裹體結(jié)晶于豆莢狀鉻鐵礦形成過程的不同階段， 分別為地幔深部的地幔柱/地幔對流、大洋巖石圈中地幔橄欖巖的部分熔融/巖漿結(jié)晶分異、俯沖帶環(huán)境中的巖石/熔體反應(yīng)、后期的熱液蝕變/流體改造。

(3) 豆莢狀鉻鐵礦中礦物包裹體記錄了鉻鐵礦成礦各個時期的環(huán)境條件， 是揭示豆莢狀鉻鐵礦成因的探針。

致謝非常感謝劉福來研究員和翟慶國研究員的邀請， 能有幸參加沈其韓院士的百歲專輯。在此， 祝沈其韓院士福如東海、壽比南山。論文撰寫過程與中國地質(zhì)科學(xué)院資源所王嘉偉博士進(jìn)行了有益討論， 匿名審稿人對本文提出了很多建設(shè)性意見， 一并致以誠摯的謝意。