由于 Rb-Sr、Lu-Hf 和 U-Th-Pb 等由 亲石元素构成 的同位素体系 ，在原始上地 幔发生 部分熔融时优先进人熔体相 ，因 而残 留相中 的含量很低 ， 给蛇绿岩中 地幔橄榄岩 的深人 研究带来了 困难。 不同于上述的这些长衰变期的 同位素体系， Re-Os 同位素体系 因其独

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho ErTm Yb Lu

图 3 MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩 REE 球粒陨石标准化曲线 (Sun ad McDonough， 1989) a. Wadi Tayin 和 Internal Liguride 地峻橄榄岩 (其中 : 灰色、黄色表示深海橄榄岩，数据引 自 Niu，2004; Paulick et al. ， 206; Godard et al. ， 2008) ; b. 罗布莎和晋兰地峻橄榄岩; 其他数据来源及符号见图 I 和图 2 Fi. 3 Chondrite-normalized REE abundance patterns of MOR-type ophiolitic perdiotites (Normalized data from Sun and McDonough， 1989)

La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu

图 4 地幔橄榄岩 中单斜辉石的 REE 的原始地 幔标准化曲线 ( Hoffmann， 1988) a. Internal Liguride(据 Rampone et al. ， 1996 修改) ; b. 普兰 (据 Li et al”2011 修改)

Fig. 4 PrimHve Mantle-normaHzed REE abundance patterns in CHnopyroxene of opholites

特的地球化学特征 ，为理解地幔演化过程提供了新的视角 : Os 为强相容元素 ，在原始上地 幔发生部分熔融时富集在残余地幔橄榄岩中 ，而 Re 为中等不相容元素，在熔融过程中部 分进入熔体相 ，这种独特的地球化学性质，为深入研究蛇绿岩中的地幔橄榄岩提供了新 的手段。

Wad Tayin 岩体的方辉橄榄岩和纯橄岩 Os 同位素比值投点到深海橄榄岩的 Os 同位 素组分范围内 (图 5a)，指示了 MOR 型地幔橄榄岩可能具有与深海橄榄岩相似源区 (Hanghj e al.， 2010) ; 西藏普兰地幔橄榄岩，其 ¹⁷OsZ¹⁸Os 比值变化范围很大 (0. 12 2 〜 0. 12 76) ， 比原始上地幔要相对亏损 ，在 ¹OsZ⁸⁸Os-Os 图解上，部分样品也在深海橄榄 岩的区间内 (图 5b)，且低 Cr# 值也表明与深海橄榄岩有类似的源区性质 (Liu et al. ，

^ 低 方辉橄榄岩 ▲ 高 方辉橄榄岩 ♦含斜长石方辉橄榄岩

楔形地幔捕虏体

深海橄榄岩

0123456    01234567

OsZppb    OsZppb

图 5 MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩的 Os 同位素比值 a. Wadi Tayin 岩体; b•普兰岩体 (据 Hanghj et al. ， 2010; Li et al. ， 2011 修改)

Fig. 5 Os itope data of peridotis i MOR-type opholis compared with abyssal peridotis

2011) ; 对于 Internal Liguide 单元，其地幔橄榄岩的 ¹OsZ¹⁸Os 比值 (0. 123 6 土 0. 001 6) 也 与未被海水蚀变改造过的深海橄榄岩的 I⁸OsZ¹SQs 比值 (DMM : 0. 15 I 土 0.001 9; Snow et a. ， 2000 )相当 ，表 明橄榄 岩可能 代表了 亏 损的大 洋岩石 圈地幔 ( Rampone et al. . 1996) ; 西藏罗布莎地幔橄榄岩 i⁸Os,8Os 比值为 0. 121 7 〜 0. 16 3 变化范围较宽 (史仁 灯等， 2012) ，但是也有部分样品落在深海橄榄岩的范围内。

值得注意的是 Wad Tayn 地幔橄榄岩 、罗布莎地幔橄榄岩 、普兰地幔橄榄岩、 以及深 海橄榄岩的 Os 同位素比值均具有较大的变化范围 (图 5a， 图 5b) ，这可能与源区的性质 有关，如在罗布莎地幔橄榄岩 (史仁灯等， 2012)、普兰地幔橄榄岩 (Liu et al.， 2011)、以 及深海橄揽岩 ( Brandon et al. ， 2000; Fri et al. ， 2006; Harvey et al. ， 2006; Li et al. ， 2008) 中的 Os 同位素都记录到了残留的古老岩石圈地幔信息，这些古老岩石圈地幔的卷 入可能会对 MOR 型地幔橄榄岩和深海橄榄岩源区的 Os 同位素比值产生影响。 此外 ，部 分熔融作用后 ，熔体 Z 流体的改造也会导致橄榄岩的 Os 同位素比值变化 ( Becker et al. . 201; Reisberg etal.， 2005)。 尽管如此，由于 MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩和深海橄榄岩 具有相类似的形成过程，其 Os 同位素比值在很大程度上是可以对比的。

5 MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩的成因

由于 MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩的岩石地球化学特征与深海橄榄岩具有相似性， 因此关于 MOR 型的地幔橄榄岩的成岩过程信息 ，很多学者通过对来自大洋岩石圈地幔 的样品，即深海橄榄岩的研究和实验模拟来获取 (Dick et al.， 1984a， 1984b， 1984c; Johnson et al. ， 1990; Elthon ， 1992; Kelemen et al. ， 1995; Niu， 1997， 2004; Baker and Beckett， 1999)。

关于深海橄榄岩的成因 ，一个很大的争议是深海橄榄岩与洋中脊玄武岩能否代表地 幔部分熔融的两个互补的端员? Dick etal. (1984a， 184b， 1984c ) 认为深海橄榄岩和与 其相关的洋中脊玄武岩，都是原始地幔熔融和熔体萃取过程的产物 ，二者在成分上具有 消长关系 ，此外他还指出随着地幔熔融程度以及距地幔热点距离的变化 ，深海橄榄岩和

0-15 ^ 0-14 ^ 。-13 0.12

0-15 ^ 0-14 ^ 0-13

0.U

相关的洋中脊玄武岩也相应地存在成分上的消长关系。 Niu(1997) 根据深海橄榄岩中的 Cpx 的含量与相关的洋中脊玄武岩中的 Na:O 之间的线性关系，也支持了这种认识。 但 对于深海橄榄岩全岩主量元素 成分出 现 的变化 ， 将其归 因于地 幔源 区 的成分变化 ( 即 地 幔不均一性)和部分熔融的程度不同。 Alard et al. (2005)也指出 MORB 和深海橄榄岩在 Os 同位素上是平衡的，也进一步证明了二者可能是地幔部分熔融的两个端员。

现在看来，在一级尺度上 ， 深海橄榄岩代表 了对流地幔部分熔融后的残 留体。 但关 于部分熔融的定量模型、熔体抽离过程和运移的方式、部分熔融作用后的过程等方面还 存在着很多争论 (Niu， 204)。 Jhnsn et al. ( 1990 ) 指出深海橄榄岩中残 留相单斜辉石 的微量元素特征可以用分离部分熔融来解释， 这逐渐成为深海橄榄岩形成过程的主流认 识之一。 Elthon(1992)认为深海橄榄岩的全岩化学成分与地幔通过批式熔融作用或分离 熔融作用后的残留体均不一致， 从而进一步提出了深海橄榄岩的再富集作用成因机制。 Nu( 1997)通过对大量的深海橄榄岩的全岩主量元素系统及矿物组分与不同的地幔熔融 模型进行对比 ，尤其是根据所观察到的 MgO 与全 FeO 之间的正相关性 ，提出了地幔递进 部 分熔融 后的残 留体与 玄武质 熔体因 冷却而 结晶出 的橄榄 石加人 的混合 模式。 Baker ad Beckett(1999)指出深海橄榄岩可能代表了部分熔融过程和晚期与熔体间反应过程的 综合结果。 Niu(2004)研究表明 ，等压批式熔融模型和变压分离熔融模型均不能很好解 释深海橄榄岩的熔融过程 ， 并认为可能是晚期颗粒 间不平衡熔体 的结 晶或沿颗粒边 界 的 反应结果。 Paulick et al. (2006 ) 系统研究了不同来源和不同性质的流体或熔体对深海橄 榄岩地球化学特征 的影响 。 总之， 熔体 ^ 流体与深海橄榄岩之间 的 相互作 用是普 遍存在 的 ， 且对深海橄榄岩的成分、性质有 明显 的改造作用。

相对于深海橄榄岩， MOR 型地幔橄榄岩在古洋脊环境下形成后 ，还要经历更加复杂 的就位过程， 而这些地质过程往往会使得地幔橄榄岩的成分和性质更加复杂 (Malpas et al. ， 1978; PaKter and Hopson， 1981; Kelemen et al. ， 1992; Edwards and Malpas， 1995; Zhou et al. ， 1996 ; 2005 ; Braun ， 2004 ; Li et al. ， 2010 ; Hagj et al. ， 2010 ) 。 对于 Wadi Tayin 地幔橄榄岩， Hanghoj et al. (210 ) 认为其富集不相 容元素 的特征 ，可 能是部分熔融 作用期后的颗粒边界和颗粒内部之间近于再平衡分配作用的结果。 而 Internal Liguride 单元地 幔橄榄 岩具有 较明显 的亲深 海橄榄 岩特征 ，可 能形 成于石 榴子相 ( 地幔的 低程度 (10% ) 分离熔融作用 ) 稳定 的源区 ( Rampone et al. ， 1996， 1998)。 Zhou et al. (1994， 1996， 2005)认为罗布莎蛇绿岩中地幔橄榄岩为 MORB 源区 的部分熔融作用叠加 了后期 俯冲 带流体^ 熔体 的改 造作用 的结果 。关 于普兰 地幔橄 榄岩的 成因存 在不同 的认识 ，徐 德明等 (2008)认为是由 MORB 型亏损橄榄岩在俯冲过程中再度部分熔融后熔体与残余 地幔相 互作用 的产物 ，由于 熔体不 同程度 的混合 与交代 ，形 成了各 种饱满 程度不 同的橄 榄岩; 而徐向珍等 (2011)认为普兰地幔橄榄岩主体形成于 MOR 环境，在就位过程中遭 受到了 SSZ 环境的改造; Liu et a. (2011) 认为普兰地幔橄榄岩是由代表 MOR 环境的低 Cr# 地幔橄榄岩体和代表 SSZ 环境的高 Cr# 地幔橄榄岩体在构造就位的过程被移置到一 起。 总的来说，几个地幔橄榄岩体，均部分保留了其在初始 MOR 环境形成时的特征，同 时 ，也记录了部分熔融作用过程中或期后熔体产流 体一地 幔橄榄岩相互作用或反应的 信息 。

6 结 论

综上所述， MOR 型蛇绿岩中地幔橄榄岩尽管遭受了后期复杂的地质过程 ，但是依旧 记录和部分保存了初始环境时的岩石学、地球化学、 Os 同位素特征，且这些特征与深海橄 榄岩相应的特征具有可比性 ，也就是说，通过与深海橄榄岩的综合对比是识别 MOR 型蛇 绿岩中地幔橄榄岩的有效方法之一; 同时 ，在蛇绿岩的分类中 ，蛇绿岩中地幔橄榄岩的地 球化学特征也可以作为重要的参考指标。