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user: 4. 成因讨论 Ahmadjan Abduriyim在2006年做出了蓝宝石主要产地的特征元素分布图 [ 17 ] ，与本文LA数据进行对比，玄武岩型与非玄武岩型之间有一条明确的分界线，I部分为玄武岩型，II部分为非玄武岩型，玄武岩型Fe、Ti和Ga的含量明显较多，而Cr的含量较低。非玄武岩型的产地主要集中在缅甸、斯里兰卡和马达加斯加，而玄武岩型的产地主要集中在山东昌乐、泰国和澳大利亚，本次所采样品的投点位于玄武岩型区域 [ 14 ] 。通过图3中对比发现，本文所取样品与前人在昌乐所取样品有一定的不同，样品的Fe与Cr的含量均较低于前人的样品，本文中Fe 2 O 3 /TiO 2 的比值在21.90~82.58之间，仅有一组数据大于100，为137.57，剩余相差不大；Cr 2 O 3 /Ga 2 O 3 比值在0.01~0.07范围内，变化不明显。 Ga/Mg vs. Fe图(图4) [ 18 ] 展示出第一组晶形较完整的近宝石级刚玉为岩浆成因，而第二组裂隙明显发育的刚玉则处于岩浆成因与变质成因交界处，表明其在形成过程中可能受到后期的熔体交代，叠加了变质作用。 图3. Fe 2 O 3 /TiO 2 vs.Cr 2 O 3 /Ga 2 O 3 辨别图本区及世界其他地区刚玉/蓝宝石特征(据牛晓薇，2014) Peucat et al. (2007)提出的Fe-Mg*100-Ti*10三角图(图5)指出对于所有蓝宝石/刚玉与变质的亲缘关系 [ 16 ] 。相应地，Cr*10-Fe-Ga*100三角图(图6)，展示了一个所有研究区域蓝色蓝宝石/刚玉与岩浆成因的亲缘关系 [ 18 ] 。可以看到在Cr*10-Fe-Ga*100三角图中，昌乐刚玉的两组样品完全落在了岩浆型成因刚玉/蓝宝石的区域中，而在Fe-Mg*100-Ti*10图中，第一组刚玉样品完全落在岩浆型区域中，第二组刚玉样品大部分落在岩浆型区域中，也叠加了部分变质成因。以上，所有运用了Ga/Mg比值或Mg值的图表均展现出与运用Cr值和Ga值作为参考元素的图表得出不同的结果。由于这些情况的出现，说明有些微量元素的含量，尤其是Mg，可能并不能有效地区分岩浆或变质成因的蓝宝石 [ 19 ] 。 Giuliani等人提出了使用FeO-Cr 2 O 3 -MgO-V 2 O 3 与FeO + TiO 2 + Ga 2 O 3 图(图7)对原生矿床分类和判别 [ 19 ] 。图中使用铁(FeO)作为刚玉中主要或次要的微量元素；FeO的含量使我们能够区分两种主要类型的红宝石即大理石中贫铁的红宝石和基性—超基性岩中富铁的的红宝石。FeO-Cr 2 O 3 -MgO-V 2 O 3 与FeO + TiO 2 + Ga 2 O 3 图的第二项功能是区分红宝石和蓝宝石，方法是将FeO与红宝石相关的的微量元素(包括Cr 2 O 3 ，V 2 O 3 ，和MgO)或蓝宝石相关的的微量元素(包括TiO 2 和Ga 2 O 3 )相加(x轴的参数)或相减(Y轴的参 图4. Ga/Mg vs. Fe成因判别图(据Sutherland et al. 2009) 图5. Fe-Mg*100-Ti*10成因判别图(据Peucat et al. 2007) 图6. Cr*10-Fe-Ga*100成因判别图(据Sutherland et al. 2009) 图7. FeO-Cr 2 O 3 -MgO-V 2 O 3 vs FeO + TiO 2 + Ga 2 O 3 刚玉矿床的地质判别图(单位wt.%) (据Giuliani et al. 2010) 数)。不同类型的宝石刚玉矿床有：红宝石，包括大理岩中红宝石(R1)、肯尼亚约翰·索尔红宝石矿类型(R2)、镁铁–超镁铁质岩中的红宝石(R3)、交代岩中的红宝石(R4)；蓝宝石包括正长岩(S1)；交代型刚玉(S2)、在碱性玄武岩和煌斑岩捕虏的蓝宝石(S3)。R4和S2的对应于交代变质刚玉重叠区域。 在昌乐刚玉以及蓝宝石的原生矿图解当中(表3)，昌乐刚玉两组样品基本全部投影到碱性玄武岩中蓝宝石以及碱性岩。第一组刚玉具有来源于碱性熔体或是岩浆的化学成分特征。 研究中还发现了与刚玉共生的长石。地质体中常见的长石为三元长石，三个端元通常用来判定长石类型，图8可以判断样品长石属于碱性长石，类型为歪长石；根据长石的地球化学分析研究，可以将这些数据换算成端元组分数据，投点于长石互溶性图中，简单推算长石形成的温压条件。由图9可见，在 Table 3 Major and trace elements compositions of the alkali feldspar samples intergrowth with corundum of Shandong Changle， (major elements: wt%; trace elements: ×10−6 PL-01 PL-02 PL-03 PL-05 PL-01 PL-02 PL-03 PL-05 Si0 2 61.94 61.94 61.94 61.94 Sr 1643.56 1499.46 708.73 763.30 Al 2 O 3 20.16 20.02 20.12 20.62 Y 0.17 0.21 0.23 0.24 CaO 3.24 3.19 2.99 3.12 Zr 0.04 0.03 0.03 0.14 Na 2 O 6.17 6.13 6.25 6.17 Nb 0.17 0.11 0.09 0.13 K 2 O 3.99 4.17 4.10 4.24 La 5.86 9.49 9.64 10.28 BaO 0.06 0.04 0.02 0.03 Ce 7.09 11.67 12.70 13.54 TFeO 0.45 0.14 0.04 0.04 Pr 0.58 0.89 0.99 1.06 MgO 0.19 0.06 0.01 0.03 Nd 1.62 2.52 3.07 3.37 MnO 0.00 0.00 0.00 0.00 Sm 0.25 0.28 0.31 0.42 TiO 0.01 0.01 0.01 0.01 Eu 0.92 0.82 0.73 0.75 Sc 0.50 0.49 0.55 0.47 Gd - 0.19 0.26 0.19 V 0.30 0.15 0.07 0.12 Tb - 0.02 0.02 0.03 Cr 1.52 1.83 1.40 - Dy 0.07 0.10 - 0.11 Co 1.10 0.24 0.06 0.09 Ho 0.01 - - - Ni 208.17 32.36 2.57 3.78 Er - 0.03 - 0.06 Cu 13.33 8.04 6.63 7.93 Tm - 0.01 0.01 - Zn 6.44 0.86 0.64 1.26 Ta - - - 0.03 Ga 64.88 55.34 45.45 47.54 Pb 14.74 18.23 25.89 134.61 Rb 7.12 8.51 5.40 7.77 Th - - - 0.02 表3. 山东昌乐刚玉伴生长石的主元素和微量元素LA-ICP-MS测试结果(主量元素：wt% ；稀土和微量元素：×10 − 6 ) 图8. 三元钙–钠–钾长石图(据Khamloet，2014) 图9. 三元长石相图(据Deer et al.， 1992)，曲线左侧区域为不同温度压力条件下三元长石混溶区 图10. 与昌乐刚玉共生的碱性长石(Afs)镜下照片(a单偏光，b正交偏光) 压力1 kbar的条件下，长石形成的温度接近1000℃。随着压力的增大，同种成分的长石，其形成温度也相应增高 [ 20 ] 。 根据地温梯度公式，地温梯度所反映的是恒温层以下的地温变化规律及增温强度。计算公式如下: 其中，G为地温梯度(℃/m，通常用℃/100 m)；H为测温截止深度或计算终止深度(m)；H为恒温层深度或计算起始深度(m)；T为H处地温(℃)；t为h处地温(℃)。在前人的研究成果中发现，区内恒温层地温一般在14.9℃~15.6℃之间，昌乐地区的地温梯度在第三纪初期达到57℃~59℃/km [ 21 ] ，由此可以计算得到长石的可能生成的位置在深度约在22.7~23.8 km处。 由于观察到的刚玉与长石共生(如图10)，因此推断刚玉形成的温度接近1000℃，刚玉开始形成时的条件应该位于>1000℃/24 km处的岩石圈地幔中。 很多学者认为刚玉/蓝宝石的形成主要经历了在上地幔或中下地壳部位以岩浆成因或交代变质成因结晶形成刚玉，后又被后续上升碱性玄武岩浆捕虏运移到地表的过程。刚玉巨晶属于玄武质岩浆的部分；它们是作为地球深处的捕掳体在玄武质岩浆喷发时才被卷入岩浆。 Sutherland总结了已经提出的几种有关玄武岩寄主刚玉的成因模式 [ 12 ] ，包括：1) 刚玉在高压条件下从未饱和的长英质熔体中分馏形成深成结晶。2) 刚玉在地壳到上地幔形成的黑花岗岩熔体中深成结晶。3) 在低程度的地幔熔融形成的富含挥发份的碱性熔体中深成结晶。4) 在岩石圈交代熔融形成的长英质碱性熔体中深成结晶。5) 俯冲至大陆岩石圈之下的铝质岩石的变质重结晶。6) 热接触过程中铝质岩石变质、交代重结晶。7) 与碳酸盐岩和硅酸岩混合反应相关的中地壳结晶。 刚玉颗粒中的矿物包裹体数据研究证明存在大量的与刚玉巨晶伴生的矿物组合 [ 3 ] ；他们主要是Nb-Ta氧化物，低Ca长石和锆石以及Fe，Cu硫化物和富Ca富Th磷酸盐。这些包裹体的独特的化学特征表明，刚玉巨晶的形成至少有花岗/正长伟晶岩和碳酸盐岩两个组成部分参与。包裹体组分不兼容镁铁质成分，因此认为刚玉不能在玄武岩浆中结晶。Guo提出与碳酸盐岩和硅酸岩混合反应相关的中地壳结晶。刚玉形成之前，夹带在寄主岩浆的碳酸岩岩浆或类似的贫Si岩浆与非常进化的长英质岩浆相互作用；在这种相互作用使得富集Al的岩浆的结晶路径发生变化。这种相互作用的杂交过程可能非常快速，形成含刚玉的透镜，局部分布在地壳大概在10~20公里深处 [ 3 ] 。 然而也有学者认为刚玉巨晶形成于玄武岩浆体系中，代表从高压的玄武质岩浆(地幔)直接结晶出刚玉巨晶，是玄武岩浆早期在深部形成的高压巨晶，并由玄武岩浆的快速上升携带至地表 [ 7 ] [ 13 ] 。刚玉晶体的晶棱多被熔蚀，晶体表面均有一层黑色被膜，刚玉斑晶与玄武岩基质界限截然清晰，说明刚玉不是形成于玄武岩浆侵位和喷出过程中 [ 7 ] 。刚玉晶体多见双世代，普遍发育不同深浅的颜色组成的细密生长环带，说明它的形成环境中物理化学条件存在脉动或振荡。刚玉是在低硅、富Al的碱性玄武岩浆早期在深部晶出的高压巨晶，此时岩浆快速上升，生成的刚玉巨晶在较短时间内未能与熔浆反应或下沉，便已被带到地表并保存于碱性玄武岩浆中。快速上升的含蓝宝石岩浆速度大于4.0 km/h可以保存蓝宝石，而速度小于0.4 km/h缓慢上升的岩浆可使蓝宝石在岩浆未达地表时就全部成为斜长石。 本文认为昌乐新生代刚玉/蓝宝石为岩浆成因类型，巨晶内部所含矿物、流体、熔体包裹体，指示其形成于高度演化的富含流体－熔体的碱性硅酸不饱和熔体中。刚玉与寄主玄武岩之间的尖晶石反应边存在钛铁氧化物，以及刚玉原生的表面熔蚀结构特征显示出刚玉与它寄主的玄武岩是不平衡的，它不是玄武岩深部的高压结晶，而是来自于深部的一种捕掳晶。这种不平衡在过去已经得到了岩石学方面的印证。根据看到的岩相学特征，我们认为刚玉形成之后经历了以下的变质反应：刚玉形成之后受到了熔体的交代作用，形成了尖晶石。在尖晶石外围发育着一些钛铁氧化物还有少量的熔体残余。在第二期的变质反应时，尖晶石形成之后，与再次的富含铝的熔体或流体作用，形成Ti、Al氧化物、钛闪石。残余部分熔体随裂缝或其他原因流走。刚玉巨晶、尖晶石巨晶的矿物学特征，反应边尖晶石呈现出由刚玉到尖晶石巨晶过渡的特征。