內蒙古賀根山蛇綠巖中方輝橄欖巖巖石地球化學特征及構造環境分析

王成 任利民 余國飛

摘 ? 要：賀根山蛇綠巖塊位于二連浩特-賀根山縫合帶中段，其橄欖巖端元主體為方輝橄欖巖，少量純橄欖巖，均發生了較強的蛇紋石化。對方輝橄欖巖進行巖石學和巖石地球化學分析研究，結果顯示：方輝橄欖巖中主要造巖礦物橄欖石為鎂橄欖石（Fo=90.6～90.7），斜方輝石為頑火輝石（En=88.9～90.0），單斜輝石為透輝石，以低鋁（1.82%～2.13%）和高鎂（Mg#=94.2～94.7）為特征。橄欖巖主量元素表現出高Mg（MgO=34.98%～40.86%）、高Cr（Cr2O3=0.18%～0.27%）、高Ni（NiO=0.27%～0.35%）、低Si（SiO2=36.10%～41.41%）、貧Al（Al2O3=0.89%～1.58%）、低Fe（FeOT=7.58%～9.63%）特征，Mg#=91.59～92.36，m/f=9.16～10.13，屬典型鎂質超基性巖。稀土元素總含量較低，ΣREE為1.42×10-6～2.94×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布模式為輕稀土富集的弱右傾型，其（La/Yb）N=2.15～10.47，Eu異常不明顯，Ce顯示負異常。富集Ba，U，Pb，Sr，虧損Nb，Ta，Ti。賀根山地幔橄欖巖屬變質橄欖巖，為SSZ型蛇綠巖底部組成單元，形成于俯沖帶環境中洋內弧后盆地環境。

關鍵詞：賀根山;地幔橄欖巖;蛇綠巖;洋內弧后盆地

蛇綠巖代表板塊碰撞的縫合線或增生碰撞帶，對古大洋巖石圈地球化學性質研究和造山帶構造演化恢復具重要意義[1]。近年來，MOR型和SSZ型蛇綠巖理論體系逐步完善，通過對比研究蛇綠巖不同組成端元在巖石學、礦物學和地球化學等方面特征，可實現二者的系統區分[2-4]。

內蒙古中北部發育有4條蛇綠巖帶，由北到南依次為二連浩特-賀根山蛇綠巖帶、交其爾-錫林浩特蛇綠巖帶、索倫敖包-林西蛇綠巖帶和溫都爾廟-西拉木倫蛇綠巖帶[5]。賀根山蛇綠巖位于最北的二連浩特-賀根山帶蛇綠巖帶上，大地構造上屬華北板塊和西伯利亞板塊最后碰撞的縫合線向東延伸部分[6-7]，是中亞造山帶重要組成單元（圖1）[8]。賀根山蛇綠巖作為構造作用過程的記錄，可為地幔作用研究、巖石圈增生與裂解過程探討、板塊碰撞和構造環境恢復提供大量有用信息，對解決內蒙北部地質構造和演化歷史等重大基礎地質問題具重要意義。目前在蛇綠巖端元組成、成因類型、形成時代、構造侵位和典型礦產等方面取得了許多重要認識[9-27]，但對其形成環境及時代仍存在較大分歧，其形成環境存在著大洋中脊成因和消減帶成因兩種認識[6-7，10，13，15-25]。眾多學者認為其產出于俯沖消減帶，具體到洋內島弧還是大陸邊緣弧環境，目前還沒有足夠有力的地球化學資料支撐。

賀根山蛇綠巖帶中出露有崇根山、賀根山、朝根山和烏斯尼黑4個大型及小壩梁等相對較小的共計30 多個超基性-基性巖塊體（圖1）[6、15-25] ，共同組成了由地幔橄欖巖、基性巖墻、鎂鐵質堆晶巖、氣孔杏仁狀玄武巖和放射蟲硅質巖構成的完整蛇綠巖套。賀根山蛇綠巖塊為賀根山蛇綠巖帶中規模僅次于崇根山蛇綠巖塊的第二大蛇綠巖塊。本文對賀根山蛇綠巖塊中方輝橄欖巖進行礦物學和巖石地球化學研究，探討其成因及構造意義，為二連-賀根山縫合帶性質和演化過程及完善古亞洲洋構造格局提供新的制約。

1 ?地質背景和巖石學特征

賀根山蛇綠巖塊呈近菱形透鏡體分布，面積約38.6 km2[18-19]。北部及南部均被下白堊統大磨拐河組復成分礫巖不整合覆蓋[27-29]，東部被上石炭統—下二疊統格根敖包組酸性熔巖和火山碎屑巖噴發不整合覆蓋（圖2）[30-31]。賀根山蛇綠巖塊由橄欖巖，氣孔杏仁狀玄武巖和含放射蟲硅質巖組成。地幔橄欖巖出露最廣，主要由方輝橄欖巖和少量透鏡狀純橄欖巖組成，二者均發生了一定程度的蛇紋石化，呈斷層接觸 （圖2-a）。地幔橄欖巖中發育較多的輝長巖和花崗斑巖脈，形成時代為白堊世，呈透鏡狀侵入地幔橄欖巖，晚期特征明顯（圖2-b）[17]。玄武巖和含放射蟲硅質巖分布于橄欖巖南北兩側，與橄欖巖呈斷層接觸，呈構造巖片狀“漂浮”于橄欖巖之上（圖2）。蛇綠巖中發育有可開發利用的中型豆莢狀鉻鐵礦床（圖2-a）[18-22]。

方輝橄欖巖呈灰綠、暗綠色，具粒狀結構，塊狀構造，主要由橄欖石（85%）、斜方輝石（15%）和少量單斜輝石（3%）組成（圖3）。橄欖石為半自形粒狀，大小0.2～2 mm，形成特征的網格構造，裂隙面發育纖蛇紋石，表面發育薄層利蛇紋石。斜方輝石呈半自形粒狀，大小1～8 mm，填隙狀分布在橄欖石之間，多發生滑石化和閃石化。單斜輝石較少，他形粒狀，大小0.5～1 mm，填隙狀分布。副礦物為尖晶石或磁鐵礦（2%）。

2 ?分析方法

本文測試分析對象為方輝橄欖巖。在中國地質大學（武漢）地質過程與礦產實驗室利用配備4道波譜儀的JEOL JXA-8100電子探針，對不同分選礦物進行主量元素分析。加速電壓15 kv，加速電流20 nA，束斑直徑小于1 μm，所有測試數據均進行了ZAF校正處理。采用LA-ICP-MS對分選礦物（主要為橄欖石）進行微量元素分析，其中激光束斑直徑44 μm;激光剝蝕系統為GeoLas 2005，等離子體質譜儀為Agilent7500a;激光能量50 mJ，頻率8 Hz。

12件方輝橄欖巖樣品主元素、微量元素和稀土元素分析，在中國地質科學院地球物理地球化學勘查研究所完成。用熔片X-射線熒光光譜法（XRF）測定主量元素，采用等離子光譜和化學法測定進行互相檢測;用熔片XRF和酸溶等離子質譜（ICP-MS）法測定微量元素中的V，Cr，Co，Ni，Sr，Zr，Nb，Ta，Hf，Ba，Th和U等元素，用ICP-MS法測定稀土元素，用堿溶法、沉淀酸提取Nb，Ta，Zr和Hf并用等離子質譜法進行測定。主量元素精度大于5%;微量元素含量超過10×10-6時，相對誤差低于5%，低于10×10-6時，相對誤差不超過10%。

3 ?礦物化學特征

方輝橄欖巖中橄欖石端元組分Fo為90.6～90.7，平均90.6，為鎂橄欖石。橄欖石含有一定量的NiO，為0.41%～0.43%，平均0.42%，含微量的Cr2O3，為0.02%～0.03%，平均0.03% （表1）。

方輝橄欖巖中斜方輝石En端元含量變化為88.9～90.0，主要為頑火輝石（圖4-a），MgO含量較高，Mg#為92.3～92.5，A12O3含量較低，為1.89%～1.98%， CaO為1.01%～1.61%（表2）。方輝橄欖巖單斜輝石含量較低，En含量49～51.1，主要為透輝石（圖4-b），整體主要以高鈣（21.84%～22.90%）、低鋁（1.82%～2.13%）、高Mg#（94.2～94.7）為特征。

4 ?巖石地球化學特征

4.1 ?主量元素

賀根山橄欖巖中燒失量普遍較高，為9.30%～14.72%，平均12.14%（表3），扣除后將主量元素折算成100%，再進行討論。在Ol-Opx-Cpx圖解中（圖5），賀根山橄欖巖樣品均落在方輝橄欖巖區域，與巖石野外和鏡下鑒定結果一致。

方輝橄欖巖w（SiO2）=36.10%～41.41%，平均39.28%;w（MgO）=34.98%～40.86%，平均38.37%; w（MnO）=0.09%～0.15%，平均0.12%;w（Cr2O3）=0.18%～0.26%，平均0.22%;w（NiO）=0.24%～0.31%，平均0.27%;w（FeOT）=7.58%～9.63%，平均8.29%。Mg#=91.59～92.36，m/f=9.16-10.13（>6.5），屬鎂質超基性巖。從表4中可看出，賀根山橄欖巖Mg#和m/f普遍大于世界同類巖石的值。總體表現出高鎂高鉻低硅貧鋁特征。

4.2 ?稀土和微量元素

方輝橄欖巖稀土總量ΣREE=1.42×10-6～2.94×10-6，平均2.22×10-6，（La/Yb）N=1.72～10.47，平均5.85，稀土元素分布模式為輕稀土富集的略微右傾型（圖6-a）。銪異常不明顯，δEu=0.57～1.27，平均0.91。部分樣品負鈰異常明顯，如P14-3，δCe為0.55;C-1，δCe為0.51，賀根山橄欖巖就位前處于海相環境[34]。原始地幔標準化微量元素蛛網圖上（圖6-b），富集Ba，U，Pb，Sr，虧損Nb，Ta。

5 ?討論

5.1 ?巖石成因

賀根山橄欖巖在硅鋁圖解上位于貧鋁質區（圖7），在FMC圖解中（圖8），樣品落于鎂質區，由此可知賀根山橄欖巖屬鎂質超基性巖，具貧鋁質特點。圖9-a中樣品位于鎂鐵-超鎂鐵堆積蛇綠巖區，圖9中樣品位于變質橄欖巖區。由此認為賀根山橄欖巖為變質橄欖巖，屬蛇綠巖底部組成單元，與絕大多數學者研究認為是蛇綠巖觀點相一致[9-26]。

超基性巖中MgO含量和Mg#值兩項指標對研究部分熔融和虧損程度十分重要[38]。巖石Mg#值越大或MgO含量越高，易熔組分CaO、Al2O3、SiO2等含量越低，表明巖石熔融程度越高、虧損越強烈。賀根山橄欖巖MgO平均含量為43.68%，高于模擬地幔巖 （37.67%）[39];Al2O3平均含量為1.32%，CaO平均含量為0.52%，均遠低于原始地幔巖對應值4.45%和3.55%[39]。大多數元素與MgO含量間表現出較好的相關性，CaO、A12O3、FeOT、SiO2、MnO等不相容元素與MgO含量之間為負相關，反映了巖石部分熔融程度不同[40-42]。賀根山橄欖巖Ni，Cr含量高，Ni為1 853×10-6～2 436×10-6，Cr為1 358×10-6～1 854×10-6，表明賀根山橄欖巖為虧損的地幔橄欖巖（圖10）。

橄欖巖全巖地球化學可示蹤部分熔融歷史[42]，地幔熔融可通過微量元素間的協變關系精準模擬[45]。定量模擬過程中，一般不采用熔體滲透及熔體-殘體相互作用過程中活動性太強的元素，如強不相容元素Zr，Hf，Nb，Ta等[46]，選擇不受后期蝕變和俯沖交代作用影響或影響較為微弱的元素，是有效進行巖石部分熔融定量模擬的關鍵。重稀土元素的遷移和分配只受部分熔融程度的影響，在后期板塊俯沖和蝕變過程中仍保持性質穩定，能有效指示部分熔融程度[47-48]。賀根山橄欖巖部分熔融模式圖表明（圖6），其稀土分布模式類似N-MORB型，后期大洋巖石圈俯沖消減過程中流體交代作用導致輕稀土富集，為原始地幔經大約10%～15%部分熔融后的地幔殘余。賀根山橄欖巖Nb虧損明顯，表明可能受到后期板塊俯沖作用的改造。據輝石相關圖解（圖11），賀根山方輝橄欖巖位于當今弧前地幔橄欖巖區域內，可能指示賀根山橄欖巖形成于俯沖帶環境或者是在構造就位的過程中受到了俯沖帶的流-熔體的改造作用影響。近年來，地幔礦物群（30余粒金剛石、10余粒碳硅石等超高壓礦物和其他至少40余種礦物，如自然元素類、硫化物、氧化物及硅酸鹽類）被發現于賀根山豆莢狀鉻鐵礦礦石中[52];金剛石、碳硅石等超高壓、強還原性礦物、鋯石等地殼物質出現表明豆莢狀鉻鐵礦形成過程較復雜，來源于地幔深部，經歷了淺部過程，疊加了后期的推覆改造[53-54];也進一步證實了賀根山橄欖巖在俯沖就位的過程中受到了改造。

因此，推測賀根山超基性巖的形成大致經歷了原始地幔低程度部分熔融和后期疊加的俯沖消減作用中流體交代兩個過程。部分熔融階段造成稀土元素總量虧損，尤其是輕稀土元素的虧損更加明顯;流體交代，導致輕稀土元素富集和稀土元素總量的增加。

5.2 ?構造環境探討

弧前、弧間、弧后盆地和大洋中脊等構造環境均可產生蛇綠巖套，消減帶仰沖構造運動對于蛇綠巖的保存就位有利，絕大多數蛇綠巖應該產于與消減帶有關的環境中[55]。由于受到后期構造就位過程的影響，完整的蛇綠巖套保存較少，多以變形變質程度很深的構造殘片的形式存在，給蛇綠巖原巖恢復，構造屬性研究和類型判別帶來了較大的困難。

關于賀根山橄欖巖的成因，有學者認為屬超鎂鐵質巖體，是早石炭世和早白堊世不同期次軟流圈上涌、地殼垂向增生的結果[14]，賀根山中發育有僅產于蛇綠巖套中的豆莢狀鉻鐵礦的客觀事實，可以將該觀點否定。同時本次研究無論是巖石組合特征，還是巖石地球化學特征（圖9），均表明賀根山超基性巖不是簡單意義上的超鎂鐵質侵入體，而是蛇綠巖套組成端元。部分學者認為是大洋中脊環境（MORB型）的蛇綠巖[7，9-11]，大多數學者通過對玄武巖、鉻鐵礦進行主量、微量元素及Sr-Nd同位素、Re-Os同位素等地球化學研究，認為二連-賀根山蛇綠巖具俯沖帶特征（SSZ型），如島弧邊緣盆地體系、弧后拉張洋盆等[13，15-24]。王樹慶等通過對賀根山地區氣孔拉斑玄武巖進行巖石學、巖石地球化學方面的研究[13]，并同現代Mariana洋內弧后盆地和Okinawa陸緣弧后盆地的玄武巖，及洋內弧后盆地新疆庫爾提蛇綠巖（同屬中亞造山帶）進行系統對比，認為賀根山蛇綠巖很可能形成于洋內弧后盆地環境，而非大陸邊緣弧后盆地環境;王成等通過對賀根山豆莢狀鉻鐵礦進行系統的電子探針分析[21]，也認為賀根山蛇綠巖形成于洋內弧后盆地環境。

賀根山橄欖巖輕稀土富集，洋中脊型蛇綠巖明顯虧損輕稀土元素[3]，二者明顯不同。虧損的Ti元素可用來指示是俯沖帶島弧環境[56];賀根山超基性巖的TiO2含量較低，為0.01%～0.02%，明顯低于大洋中脊地幔的TiO2含量（0.1%～0.4%），類似于消減帶蛇綠巖（SSZ）中超基性巖的TiO2含量（小于0.1%）。微量元素上，富集Ba，U，Pb，Sr，虧損Nb，Ta，Ti。Nb，Ta的虧損暗示賀根山橄欖巖的形成環境不同于典型的大洋中脊環境，類似于島弧環境。在鉻鐵礦判別圖解中[21]， 賀根山橄欖巖顯示深海橄欖巖特征;在輝石判別圖解中顯示島弧橄欖巖特征（圖11），而形成于洋內弧后盆地環境的蛇綠巖可同時兼具大洋中脊和島弧的特征[57]。

綜上分析，對比前人研究成果，結合區域構造演化背景，認為賀根山橄欖巖為SSZ型蛇綠巖底部組成端元，形成于俯沖帶環境中洋內弧后盆地環境。

6 ?結論

（1） 賀根山橄欖巖以方輝橄欖巖為主體，發育少量透鏡狀純橄欖巖，二者呈斷層接觸關系。

（2） 方輝橄欖巖主要造巖礦物橄欖石為鎂橄欖石（Fo=90.6～90.7），斜方輝石為頑火輝石（En=88.9～90.0），單斜輝石為透輝石，以低鋁（1.82%～2.13%）和高鎂（Mg#=94.2～94.7）為特征。

（3） 方輝橄欖巖巖石地球化學成分上，m/f值大于6.5（m/f=9.16～10.13）。稀土元素總含量較低，ΣREE為1.42×10-6～2.94×10-6，球粒隕石標準化稀土元素分布模式為輕稀土富集的弱右傾型，其（La/Yb）N=2.15～10.47，Eu異常不明顯，Ce顯示出一定的負異常。富集Ba，U，Pb，Sr，虧損Nb，Ta，Ti，為原始地幔經大約10%～15%部分熔融后的地幔殘余。

（4） 賀根山橄欖巖屬變質橄欖巖，是SSZ型蛇綠巖的底部組成單元，形成于俯沖帶環境中洋內弧后盆地環境。

參考文獻

[1] ? ?Xu J F， Castillo P R， Li X H， et al. MORB-type rocks from the Paleo-Tethyan Mian-Lueyang northern ophiolite in the Qinling Mountains， central China： Implications for the source of the low 206Pb/204Pb and high 143Nd/144Nd mantle component in the Indian Ocean[J].Earth and Planetary Science Letters，2002，198（3-4）： 323- 337.

[2] ? ?Pearce J A， Lippard S J， Roberts S. Characteristics and tectonic significance of supra-subduction zone ophiolites. Geological Society[J].London， Special Publications，1984，16： 77-94.

[3] ? ?史仁燈.蛇綠巖研究進展、存在問題及思考[J].地質論評，2005， 51（6）： 681-693.

[4] ? ?周國慶.蛇綠巖研究新進展及其定義和分類的再討論[J].南京大學學報（自然科學），2008，44（1）： 1-24

[5] ? ?張旗，周國慶.中國蛇綠巖.北京：科學出版社，2001，1-182

[6] ? ?Miao L C， Fan W M， Liu D Y， et al. Geochronology and geochemistry of the Hegenshan ophiolitic complex： Implications for late-stage tectonic evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling ?Orogenic Belt， China[J]. Journal of Asian Earth Sciences， 2008， ?32（5-6）： 348-370

[7] ? ?Nozaka T， Liu Y. Petrology of the Hegenshan ophiolite and its implication for the tectonic evolution of northern China[J]. Earth and Planetary Science Letters， 2002，202（1）： 89-104.

[8] ? ?Windley B F，Alexeiev D，Xiao W J，Kroner A，Badarch G.2007.Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt.Journal of the Geologicval Society，164（ 1） ： 31-47

[9] ? ?曹從周，楊芳林，田昌烈.內蒙古賀根山地區蛇綠巖及中朝板塊和西伯利亞板塊之間的縫合帶位置[C]//中國北方板塊構造論文集.北京： 地質出版社， 1986， 64-86.

[10] ?包志偉，陳森煌，張禎堂.內蒙古賀根山地區蛇綠巖稀土元素和Sm-Nd同位素研究[J].地球化學， 1994. 23（4）： 339-349.

[11] ?梁日暄.內蒙古中段蛇綠巖特征及地質意義[J].中國區域地質， 1994， （1）： 37-45.

[12] ?Xiao W J， Windley B F， Hao J， et al. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture， Inner Mongolia， China： Termination of the Central Asian orogenic belt[J]. Tectonics， 2003， 22（6）： 1069.

[13] ?王樹慶，許繼峰，劉希軍，等.內蒙朝克山蛇綠巖地球化學： 洋內弧后盆地的產物？ [J].巖石學報， 2008， 24（12）： 2869-2879.

[14] ?Jian P， Kr?ner A， Windley B F， et al. Carboniferous and cretaceous mafic-ultramafic massifs in Inner Mongolia （China）： A SHRIMP zircon and geochemical study of the previously presumed integral “Hegenshan ophiolite” [J]. Lithos， 2012，142-143： 48-66.

[15] ?段明，魏佳林，張鋒，等.內蒙古東烏旗地區崇根山巖塊找礦預測[J].礦物學報，2015，35（1）： 112.

[16] ?段明，郗愛華，孫國勝，等.內蒙古東烏旗地區崇根山巖塊超基性巖地球化學特征[J].世界地質，2016，35（3）： 653-665.

[17] ?黃波，付冬，李樹才，等.內蒙古賀根山蛇綠巖形成時代及構造啟示[J].巖石學報，2016，32 （1）： 58-76.

[18] ?王成.內蒙古賀根山地區成礦規律和成礦預測[D].武漢：中國地質大學（武漢），2015，5：34-36.

[19] ?王成，田江濤，李大海，等.內蒙古賀根山地區蛇綠巖空間展布特征及找礦方向[J].西部探礦工程，2016a，28（5）： 131-134.

[20] ?王成，田江濤，李大海，等.內蒙古賀根山地區VMS型銅礦成礦地質特征及找礦方向[J].西部探礦工程，2016b，28（6）： 153-156.

[21] ?王成，任利民，張曉軍，等.內蒙古賀根山蛇綠巖中鉻鐵礦特征及大地構造環境[J].礦物巖石地球化學通報，2018a，37（1）：140-148.

[22] ?王成，任利民，張曉軍，等.內蒙古賀根山蛇綠巖中玄武巖鋯石U-Pb年齡、地球化學特征及其地質意義[J].地質找礦論叢，2018b，33（4）：617-626.

[23] ?龍雄志，郭鋒，趙亮，等.內蒙古賀根山蛇紋巖化流體來源的H-O-B同位素地球化學制約[J].大地構造與成礦學，2017，41（3）： 590-603.

[24] ?李英杰，王金芳，王根厚，等.內蒙古迪彥廟蛇綠巖帶達哈特前弧玄武巖的發現及其地質意義[J].巖石學報，2018，34（2）：469-482.

[25] ?Robinson P T， Zhen M F， Hu X F， et al. Geochemical constraints on the origin of the Hegenshan Ophiolite， Inner Mongolia， China[J]. Journal of Asian Earth Sciences， 1999，17（4）： 423-442.

[26] ?Zhang X H， Yuan L L， Xue F H， et al. Early Permian A-type granites from central Inner Mongolia， North China： Magmatic tracer of post-collisional tectonics and oceanic crustal recycling[J]. Gondwana Research， 2015a，28（1）： 311-327.

[27] ?任守勤，陳芬.內蒙古海拉爾五九煤盆地早白堊世大磨拐河組植物化石[J].古生物學報，1989，05：634-638+705-707

[28] ?蒙啟安，萬傳彪，喬秀云，等.內蒙古海拉爾盆地大磨拐河組孢粉組合[J].地層學雜志，2003，3：173-184+267.

[29] ?黃清華，趙來時，盧占武，等.內蒙古海拉爾盆地大磨拐河組孢粉化石及其時代淺析[J].地質科技情報， 2006，1：19-26.

[30] ?朱俊賓，孫立新，任紀舜，等.內蒙古東烏旗地區格根敖包組火山巖鋯石LA-MC-ICP-MSU-Pb年齡及其地質意義[J].地球學報， 2015，36（4）：466-472.

[31] ?張渝金，吳新偉，江斌，等.大興安嶺扎蘭屯地區格根敖包組碎屑鋯石U-Pb年代學、地球化學特征及其地質意義[J].吉林大學學報（地球科學版）， 2015，45（2）：404-416.

[32] ?Maitre R W L. The Chemical Variability of some Common Igneous Rocks[J]. Journal of Petrology， 1976， 17（4）： 589-598.

[33] ?黎彤.地殼元素豐度的若干統計特征[J].地質與勘探，1992，（10）：1-7.

[34] ?葉培盛，江萬，吳珍漢，等.西藏澤當-羅布莎蛇綠巖的地球化學特征及其構造意義[J].現代地質，2006，（3）：370-377.

[35] ?王國芝，王道永，林茂炳.四川彭縣白水河地區蛇紋巖的地質特征[J].礦物巖石， 1994，2：26-32.

[36] ?Sun S S， McDonough W F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：implications for mantle composition and processes.In：Sannders A D and Norry M J. eds. Magnatism in Ocean Basins.Ceol. Soc. London. Spec. Publ.， 1989，42， 313-345.

[37] ?Dick H J B. Partial melting in the Josephine Peridotite： I. The effect on mineral composition and its consequence for geobarometry and geo- thermometry.American[J] Journal of Science，1977.277（7）： 801-832.

[38] ?Dick H J B， Bullen T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1984，86（1）： 54-76.

[39] ?Coleman R C. Ophiolites. Berlin， Heidelberg， New York， 1977，Evans：Spring-Verlag.

[40] ?Frey F A， Suen C J，Stockman H W. The Ronda high temperature peridotite：Geochemistry and petrogenesis[J].Geochimica et Cosmochimica Acta， 1985，49：2469-2491.

[41] ?路鳳香.地幔巖巖石學[M].武漢：中國地質大學出版社， 1988，114-115.

[42] ?Parkinson I J ，Pearce J A. Peridotites from the Izu-Bonin-Mariana forearc （ODP Leg 125）：Evidence for mantle melting and melt-mantle interaction in a supra-subduction zone setting. Journal of Petrology， 1998，39：1577-1618.

[43] ?Jagoutz E ，Palme H，Baddenhausen H， et al. The Abundances of Major Minor and Trace Elements in the Earths Mantle as Derived from Primitive Ultramafic Nodules[J]. Geochimica Et Cosmochimica Acta， 1979，10（2）： 2031-2 050.

[44] ?Mcdonough W F，Sun S S. The composition of the Earth[J]， Chemical Geology， 1995，120（3-4）： 223-253.

[45] ?Niu Yaoling.Bulk-rock major and trace element compositions of abyssal peridotites Implications for mante melting melt extraction and post-melting processes benesth mid-ocean ridges[J]. Journal of Petrology. 2004，45：2423-2458.

[46] ?Hellebrand E ，Snow J E，Dick H J B， et al. Coupled major and trace elements as indicatators of the extent of melting in mid- ? ? ? ? ?ocean ridge[J].Journal of Petrology.2014，45：2423-2458.

[47] ?Piccardo G B， Zanetti A， Muntener O.Melt/peridotite inferaction in the Southern Lanzo peridotite： Field， textural and geochemical evidence[J].Lithos.2007，94（1-4）：181-209.

[48] ?Melcher F，Meisel T， Puhl J， et al. Petrogenesis and geotectonic setting of ultramafic rocks in the Eastern Alps： constraints from geochemistry[J].Lithos， 2002，65（1-2）：69-112.

[49] ?Ishii T， Robinson P T， Maekawa H， et al. Petrological studies of peridotites from diapiric serpentinite ?seamounts in the Izu-Ogasawara-Mariana forearc， Leg 125[J].Proceedings of the Ocean Drilling Program， Scientific Results， 1992，125： 445-485.

[50] ?Bedard E，Hebert R，Guilmette C.，et al. Petrology and geochemistry of the Saga and Sangsang ophiolitic massifs， Yarlung Zangbo Suture Zone， Southern Tibet：Evidence for an arc-back-arc origin. Lithos， 2009，113 （1-2）：48-67

[51] ?Kelemen P B， Dick H J ， Quick J E. Formation of harzburgite by ? ? ? ? ?pervasive melt/rock reaction in the ?upper mantle[J].Nature， ? ? ? ? ? ?1992，358 （6388）：635-641

[52] ?黃竺，楊經綏，朱永旺，等.內蒙古賀根山蛇綠巖的鉻鐵礦中發 ? ?現金剛石等深部地幔礦物[J].中國地質，2015，42（5）： 1493-1514.

[53] ?Robinson P T，Trumbull R B， Schmitt A，et al.The origin and significance of crustal minerals in ophiolitic chromitites and perido ? ? tites[J].Gondwana Research，2015，27（2）： 486-506.

[54] ?Xiong Fahui， Yang Jingsui， Robinson P T， et al. Origin of podi ? ?form chromitite， a new model based on the Luobusa ophiolite， Ti ?bet[J]. Gondwana Research， 2015，27（2）： 525-542.

[55] ?Stern R J， Ali K A， Liegeois J P， et al. Distribution and signifi ? ? cance of pre-Neoproterozoic zircons in juvenile Neoproterozoic ? ? igneous rocks of the Arabian-Nubian shield [J]. American Journal of Science， 2010，310（9）： 791-811.

[56] ?彭松柏，金振民，付建明，等.云開地區新元古代蛇綠巖的地球化學證據及其構造意義[J].地質學報，2006，80（6）;814-825.

[57] ?Shinjo R， Chung S I，Kato Y，et al. Geochemical and Sr-Nd isotopic characteristics of volcanic rocks from the Okinawa Trough ? ?and Ryukyu Arc： Implications for the evolution of a young， intrac ontinental back arc basin [J].Journal of Geophysical Research， ? ? 1999，104： 10591-10608.

Abstract： The Hegenshan ophiolite block is located in middle segment of Erlian-Hengenshan suture zone in Inner Mongolia，whose peridotites are dominated by harzburgite and dunite which have subjected to strong serpentinization.In this paper，field investigation， petrological and geochemical study on harzburgite， shows that the Fo values of olivine in harzburgite vary in the range of 90.6～90.7.The orthopyroxenes in the rocks are enstatite （En=88.9～90.0），and the clinopyroxenes are endiopside and diopside with low A12O3（Al2O3=0.89%～1.58%）contents and high Mg# （94.2～94.7） values. Geochemical analysis shows that the main elements of the peridotites are characteristic of high Mg （MgO=34.98%-40.86%），Cr（Cr2O3=0.18%～0.27%） and Ni（NiO=0.27%～0.35%），low Si（SiO2=36.10%～41.41%）， poor Al（Al2O3=1.04%～3.16%）and low Fe（FeOT=5.04%～10.66%）， with Mg# value of 91.59～92.36 and m/f value of 9.16～10.13，belong to typical magnesium ultra basic rock. Rare earth element analysis indicates that the ∑REE is extremely low（∑REE=1.42×10-6～2.94×10-6）and the normalized rare earth element partition pattern is characterized by enrichment of weak right dip type pattern. （La/Yb）N is 2.15～10.47， with not obvious Eu anomalies and slightly negative Ce anomalies. Trace elements are enriched in Ba，U，Pb，Sr，and other elements and depleted in Nb， Ta， Ti. It is considered that the Hggenshan peridotites are metamorphic peridotites and belong to the bottom unit of SSZ type ophiolite. These peridotites formed in the intra-oceanic back-arc basin setting in the subduction zone.

Key words： Hegenshan;Mantle Peridotite;Ophiolite;Intra-oceanic arc