赞えし闘いの诗
Rasen kakenobori todoke kotoba omoi
Shiroku kagayakite kasanari hibiki au
Verba ferre, et dona corda.
Inveni, o da veriverbia.
Verba canta, et dona lucem.
Animadverte, junge, ora.
Verba ferre, et dona corda.
Inveni, o da veriverbia.
Verba canta, et dona lucem.
Animadverte, junge, ora.
Hibiwareta daichiga
Kizunasae hikisaku
Ushinatta itamini
Kizuku toki habatakeruya?
Rasen kakenobori todoke kotoba omoi
Shiroku kagayakite kasanari hibiki au
Kimi wo kanjiyou todoke inori chikara
Tamashii yorisoeba yamisae haraeyou
Tsumi wo yaku honouga
Iwa wo saki fukidasu
Arekuruu kazeni mai
Nametsukusu kako ima mirai
Kawaki iyasu amesae
Yukisugite afururu
Hatasubeki yakusoku
Kataware wo motome utae
Rasen kakenobori todoke kotoba omoi
Shiroku kagayakite kasanari hibiki au
拉丁语语法的动词
非岩浆成因的超镁铁质岩石，按照产出的构造背景可分为两类：一是因构造作用冷侵位形成的超镁铁质岩；二是由玄武质岩浆和金伯利岩浆携带的地幔岩捕虏体（简称地幔包体）。
（一）构造侵位超镁铁质岩
1.蛇绿岩及其中的超镁铁质岩
蛇绿岩（ophiolite）是一套岩石组合的总称，而不是单一的岩石类型，因而，也常常称为 “蛇绿岩套”。蛇绿岩的传统定义是指出露在地表、最初形成于古扩张中心的大洋岩石圈的残片（Coleman，1977）。蛇绿岩可分为MOR型和SSZ型。MOR型蛇绿岩形成于洋中脊，即属于威尔逊旋回的最初阶段（海底扩张）的产物。SSZ型蛇绿岩形成于俯冲带上（supra－subduction zone）构造环境（Robinson et al.，2003）。现在，SSZ术语扩展到俯冲带影响的所有大洋橄榄岩（Dilek ＆ Furnes，2009）。因此，蛇绿岩是古大洋盆地和造山带重建的关键标志。在造山带沿断裂带分布的蛇绿岩杂岩被看成碰撞的大陆板块或增生地体之间的缝合带。例如，以青藏高原的雅鲁藏布江蛇绿岩为主要标志，将青藏高原划分为北侧属于欧亚板块的拉萨地体和冈底斯弧岩浆带，以及南侧属于印度板块的喜马拉雅造山带（许志琴等，2011）。
图6－1 蛇绿岩层序示意图（转引自路凤香和桑隆康，2002）
在深海沉积物之下，理想的蛇绿岩剖面自上而下包括枕状熔岩、席状岩墙杂岩（sheeted dikecomplex）、辉长岩及超镁铁质堆晶岩、变形橄榄岩等岩石单元（图6－1）。其中，只有变形橄榄岩才是典型的非岩浆成因的超镁铁质岩，变形橄榄岩上部的超镁铁质堆晶岩虽然也是构造侵位的超镁铁质岩，但它本质上是火成堆晶成因的（见下节）。
◎枕状熔岩：多为拉斑玄武岩，因喷发于海底，多具枕状构造，也可以呈层状、块状、透镜状。熔岩中夹有火山角砾，玄武岩层间或玄武岩枕体间有火山灰或石灰质充填其中。原生的拉斑玄武岩常常遭受到海水的蚀变和钠质交代形成细碧岩，矿物组合为钠长石－绿泥石－绿帘石－方解石－沸石。在这一单元中可以出现由玄武岩浆分异形成的中性、中酸性火山岩，它们遭受蚀变后变为角斑岩及石英角斑岩。
◎席状岩墙杂岩：通常认为是由100％的辉绿岩墙组成，它们直立在海底扩张脊下，是上部熔岩的通道。由于岩墙在浅部形成，通常有玻璃质的对称冷凝边，但后面的岩墙不断地挤入到前面的岩墙，使得前面的岩墙两侧的冷凝边不对称。岩墙的数量往上逐渐减少，熔岩的数量增多，直至过渡到喷出岩层。
◎辉长岩及超镁铁质堆晶岩：通常是蛇绿岩中厚度最大的组成单元。这一单元的岩石组成上部是辉长岩、闪长岩及斜长花岗岩，辉长岩和闪长岩多以杂岩体形式产出，上部多无带状和火成层理构造，而靠下部往往为层状辉长岩；而斜长花岗岩多呈岩枝、岩墙产出，并穿插于辉长岩等岩石中。下部为超镁铁质堆晶岩，具火成堆晶结构，发育火成层理构造，可见韵律层。岩石类型有纯橄岩、二辉橄榄岩、辉石岩。主要矿物辉石和橄榄石多数是富镁的变种，一般不出现向富铁方向演化的趋势，以此可以与大型岩盆状的层状岩体相区别。从地震波速上看，超镁铁质堆晶岩具有地幔岩的特点，但只有在超镁铁质堆晶岩的下部，才出现岩石学上的壳幔边界（Moho面）。
◎变形橄榄岩：具变形变质结构的橄榄岩中最常出现的是蛇纹岩或蛇纹石片岩，往往在岩体中间包含未蚀变的纯橄岩、方辉橄榄岩及辉石岩的层、岩块、透镜体，它们之间可呈构造接触，见不到淬火边或接触变质带；也可以是逐渐过渡关系，显示出蛇纹岩是橄榄岩蚀变的产物；也有些粗粒辉石岩形成岩脉穿插在橄榄岩中。
值得指出的是，在自然界，图6－1剖面中的各类岩石很难同时见到，往往只出现其中的一部分或几部分。目前，世界上已知最古老的蛇绿岩是格林兰西南的Isua蛇绿岩带，其年龄约为38亿年（Furnes et al.，2007），其中的超镁铁质岩主要为层状橄榄岩，多已发生蛇纹石化或硅钙化，而研究较深入的是塞浦路斯Troodos蛇绿岩（图6－2）和土耳其Antalya蛇绿岩。其中的超镁铁质岩的地质特征如下：
（1）野外产状
超镁铁质岩是蛇绿岩套的重要组成单元，常与其他镁铁质岩石呈层分布，如塞浦路斯Troodos蛇绿岩带剖面（图6－2），包括下部的角闪石岩细片、构造侵位的方辉橄榄岩，在方辉橄榄岩中常常具有辉石岩岩墙和豆荚状纯橄岩，中部的超镁铁质岩则主要为超镁铁质堆晶岩，上部为镁铁质的岩墙或岩床等。总的来说，蛇绿岩带下部的超镁铁质岩主要为变质变形方辉橄榄岩，如Troodos和Antalya蛇绿岩带，以方辉橄榄岩为主（Bagci et al.，2006），它们常呈陡倾的长条状、透镜状岩体产出，平行于构造线成群成带分布。
（2）矿物组成
蛇绿岩带内的超镁铁质岩大多发生强烈蛇纹石化作用和变质变形作用，但其矿物组合和原始结构仍然可以部分保留，以青海省德尔尼蛇绿岩为例（Yang et al.，2009），其主要地幔岩为方辉橄榄岩，矿物由橄榄石（75％ ～90％）、斜方辉石（10％ ～25％）和铬尖晶石（＜1％）组成，其橄榄石均蛇纹石化，而斜方辉石有部分被保留；纯橄岩则由橄榄石（93％～96％）、斜方辉石（3％ ～6％）和少量尖晶石组成，其斜方辉石大多蚀变为绢石；蛇绿岩带内少量的二辉橄榄岩则以橄榄石（70％～80％）、斜方辉石（10％～15％）、单斜辉石（5％～10％）和少量尖晶石组成。
（3）结构
变形的超镁铁质岩主要出现定向构造和碎斑结构，矿物内部也可见到变形结构，如波状消光及扭折带（kink band）。
（4）化学成分
由于其主要矿物为橄榄石、辉石、尖晶石等富镁铁质矿物，导致其地球化学组成表现出高Mg、Fe、Cr、Co、Ni含量，较低的Na/Mg、Ca/Mg等比值的特征。以西藏日喀则蛇绿岩中地幔橄榄岩为例（表6－2），岩石以方辉橄榄岩为主，少量的纯橄岩，岩石具有较低的SiO2（41.6％～44.6％）、Al2O3（0.04％ ～0.42％）、CaO（0.3％ ～1.2％）、Na2O＋K2O（0.02％～0.06％）和TiO2（0.06％～0.24％）含量，而具有高Fe和Mg的特征。此外，岩石具有“V” 字形的稀土配分型式，其（La/Gd）N比值变化于3.2～64.6之间，铂族元素具有显著的富Pd特征。
从结构、构造和成分特点来看，地幔橄榄岩不同于火成的橄榄岩，它属于原始地幔岩或经部分熔融后的残余地幔。从这种地幔派生出新的洋壳后，两者共同构成大洋板块，在洋中脊扩张时作为一个整体移动。最近，Dilek ＆ Furnes（2011）划分出与俯冲有关的蛇绿岩（subduction－related ophiolite）和与俯冲无关蛇绿岩（subduction－unrelated ophiolite）两大类，前者包括俯冲带上和火山弧两个亚类，它们的演化是受板片脱水和相伴的地幔交代作用、俯冲的沉积物的熔融以及交代橄榄岩的多幕部分熔融控制的，发育于洋盆关闭过程中。后者包括大陆边缘、洋中脊（近地幔柱、远离地幔柱、远离海沟）和地幔柱（近柱脊、大洋高原）等几个亚类，它们是在裂谷漂移和洋底扩张过程中发展演化起来的。地质历史时期，蛇绿岩的形成和侵位分别与碰撞形成超大陆、大陆裂解以及和地幔柱相关的超级岩浆事件的峰期时间相一致。
图6－2 塞浦路斯Troodos蛇绿岩剖面图
（据Dilek ＆ Fumes，2009）
表6－2 西藏日喀则蛇绿岩中代表性地幔变形橄榄岩化学组成
续表
（据Chen＆ Xia，2008）
2.造山带超镁铁质岩
（1）野外产状
该类岩石是指与大洋壳或蛇绿岩无关的地幔岩，代表着地壳下部地幔组成，其主要岩石类型为含石榴子石、尖晶石或斜长石的橄榄岩，如意大利阿尔卑斯造山带，故又称为阿尔卑斯型超镁铁质岩或造山带橄榄岩。该类超镁铁质岩由于没有经过岩浆阶段，是构造 “侵位”形成的，因而与围岩之间为构造接触，没有岩浆成因的侵入接触关系，接触带亦不存在接触变质现象，并且多呈形状不规则、规模大小不等的构造岩片产出。岩石可呈岩块分布在变质沉积岩中，并沿着碰撞缝合带或断层呈条带状延续分布（Bodinier＆ Godard，2003）。该类岩石常常与造山带变质带紧密联系，按照其产出的主体岩相和剥蚀前的P－T轨迹，可以将造山带超镁铁质岩分为高压/超高压型（HP/UHP）、中压型（IP）和低压型（LP），依次对应的主要地幔岩石类型为石榴子石橄榄岩、尖晶石橄榄岩和斜长石橄榄岩。此外，大陆地壳剖面超镁铁质岩也属于造山带超镁铁质岩，以意大利北部的Ivrea－Verbano构造带（IVZ）为代表。
（2）矿物组成
阿尔卑斯型超镁铁质岩的组成矿物主要为橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、尖晶石，以及少量的斜长石、铬铁矿和石榴子石，其中铬铁矿以较高的Cr/Fe比值为特征。纯橄岩主要由浑圆状橄榄石晶体组成，含少量铬尖晶石，当纯橄岩中橄榄石和尖晶石含量都较多时，常常出现韵律交替环带，在一些强烈蛇纹石化的纯橄岩中还会出现磁铁矿；异剥橄榄岩主要由橄榄石（45％～80％）和单斜辉石（20％～25％）组成，以中堆晶结构为主；二辉橄榄岩则主要由橄榄石（70％～80％）和辉石（20％ ～30％）组成，斜方辉石（常常为顽火辉石）和单斜辉石（常为透辉石）均有，增生堆晶结构发育；方辉橄榄岩主要由橄榄石（70％ ～85％）和斜方辉石（15％～25％）组成，含少量的铬铁矿等矿物（5％）。
（3）结构
阿尔卑斯型超镁铁质岩岩石结构复杂多样，主要结构有：(1)残存原生岩浆结构，表现为具浸染状分异成因的铬铁矿矿条及尖晶石、绢石组成的流动构造；(2)变质变晶结构，如粒状变晶结构，交代结构等；(3)压碎结构，如重结晶和塑性变形等；(4)嵌晶结构，如嵌晶石榴子石结构（图6－3a），表现为石榴子石颗粒内具有晶内斜方辉石和细小橄榄石（图6－3b），且斜方辉石具有明显的晶体优选方位，呈针状分布在石榴子石晶体内（图6－3c，d）。
图6－3 嵌晶石榴子石结构（石榴子石颗粒内部具有斜方辉石和橄榄石熔融残余颗粒）（据Spengler et al.，2006）
（4）化学成分
造山带超镁铁质岩包括造山带橄榄岩和造山带辉石岩。造山带橄榄岩中主量元素具有一定相关性，如Mg和Al具负相关关系，而Ca和Al具有正相关性，此外，相对于蛇绿岩和大洋岩石圈地幔岩，造山带橄榄岩富集轻稀土元素。按照其稀土组成特征，可以将造山带橄榄岩稀土划分为四类：(1)未交代的肥沃二辉橄榄岩型（N－MORB型稀土分布，平坦的HREE，较亏损的LREE，La含量约为球粒陨石的0.1～1倍，而HREE为球粒陨石的2倍）；(2)未交代的难熔橄榄岩型（REE含量整体亏损，与未交代的肥沃二辉橄榄岩相比，前者具有更高的轻重稀土分异比值）；(3)交代的二辉橄榄岩型（具明显的LREE富集特征）和(4)重富集的难熔橄榄岩（平坦的REE配分模式和正Eu异常）。特别注意的是强不相容元素（Rb、Cs、Ba、Nb、Ta、Th和U）在各类岩石中具有规律性变化，即由交代的造山带橄榄岩→未交代的造山带橄榄岩→蛇绿岩和海洋橄榄岩，其强不相容元素含量逐渐降低。
造山带辉石岩可分为低铝辉石岩和高铝辉石岩，前者Al2O3 ＜10％，主要为铬透辉石辉石岩，后者Al2O3 ＞10％，主要为含铝普通辉石辉石岩。造山带辉石岩的稀土组成受到其构造类型和矿物种类的控制，例如被基性岩脉切割的辉石岩具有轻稀土和中稀土富集的特征，稀土配分模式为上凸型，而与橄榄岩面理平行的呈层状的辉石岩则具有变化的REE总量和变化的LREE组成，其中含铝尖晶石单斜辉石岩具有富集的HREE组成。
3.深海环境超镁铁质岩
（1）野外产状
除了海底钻探可以获得大洋超镁铁质岩石的样品外，绝大部分大洋地幔岩是通过与裂谷作用相关的正断层或者转换断层而剥蚀到海平面获得的，产出环境主要包括大洋中的洋脊断片边部、断层末端、深海、蛇纹石化海域或者被动大陆边缘环境。由于大洋上地幔最佳的剥落窗口是缓慢扩张（＜3cm/a）的洋中脊，而快速扩张（＞10cm/a）的洋中脊系统超镁铁质岩极少出露，因此，在大西洋和印度洋等缓慢扩张的洋中脊系统中的断层或裂谷带内，就广泛发育这类岩石。大洋核杂岩就是深海环境的超镁铁质岩的典型代表。大洋核杂岩中的超镁铁质岩主要为方辉橄榄岩，少量的二辉橄榄岩。大洋关闭后可以以蛇绿岩形式产出。除了洋中脊扩张中心，在俯冲带也可见少量的深海超镁铁质岩，如地中海西部的Tyrrhenian地区，伊豆－小笠原－马里亚纳弧前地域和南沙丁湾弧盆（Bodinier ＆ Godard，2003）。
（2）矿物组成
典型的大洋地幔岩的原始矿物组合为橄榄石、尖晶石、斜方辉石、单斜辉石和斜长石，其中方辉橄榄岩中不含单斜辉石，除此之外，还具有少量的重结晶矿物（橄榄石、单斜辉石等）。原始的橄榄石和斜方辉石为粗粒，粒径达到20mm，而重结晶的橄榄石则较小，粒径为0.2～0.5mm。而斜方辉石在受到变形作用后，会发生重结晶作用，形成大颗粒变晶（1～5mm），该变晶具有扭折带和显微裂隙。
（3）结构
绝大多数的深海超镁铁质岩为无斜长石橄榄岩，大多为粗粒结构，但是在发生了高温重结晶作用后，岩石均发育碎斑结构。特别注意的是，当岩石中具有橄榄石和斜方辉石两种碎斑时，可根据其相互关系和特征划分为两类（Seyler et al.，2003）：一类是斜方辉石形态高度不规则，具有广泛的熔融颗粒边界，其熔融港湾状部位充填着自形－半自形的重结晶橄榄石；另一类是斜方辉石未发生变形，为半自形晶，与具有波状消光的粗粒橄榄石颗粒呈圆滑曲线接触。
（4）化学成分
特别注意的是，该类超镁铁质全部都发生了高度的蛇纹石化蚀变，其岩石地球化学成分发生了较大改变。因此，全岩地球化学特征不能反映其真实信息，但是部分矿物仍然具有探究源区属性的作用，以印度洋中脊西南为例（Seyler et al.，2003），其橄榄石Fo值为89.28～90.73，NiO含量为0.32％～0.43％；斜方辉石Mg＃值为89.29～92.27，并且核部较边部富集Al、Cr、Ca；单斜辉石斑晶发育强烈环带结构，自核部到边部Al2O3和Cr2O3含量逐渐减低，Mg＃则具有边部高核部低的特征，而Cr＃和CaO（21％～24％）含量则相对稳定的；尖晶石矿物则具有较均一的矿物成分，Cr＃和Mg＃分别变化于15.1～51.1和62～76之间。
（二）地幔包体（捕虏体）
地幔捕虏体或称超镁铁质岩捕虏体（ultramafic xenolith），是由地幔岩浆（主要是玄武岩、金伯利岩、钾镁煌斑岩等岩浆）从地幔岩浆源区或从岩浆上升的地幔通道中捕虏而来的地幔岩碎片，主要岩石种属有方辉橄榄岩、尖晶石二辉橄榄岩、橄榄二辉岩、石榴二辉橄榄岩及纯橄岩等。捕虏体的矿物组成和化学成分显示不均一性（Menzies，1983），由于碱性玄武岩的起源深度较金伯利岩和钾镁煌斑岩浅，其携带的地幔包体反映了地幔浅部特征，而金伯利岩和钾镁煌斑岩岩浆携带的捕虏体代表较深部位的地幔组成特征。包体通常比岩浆重得多，密度比寄主岩浆大，正是由于寄主岩浆以高达0.1～4.0m/s的速度从100多千米以上的地幔深处上升，才克服了包体在岩浆中的重力沉降，将其带出地表或近地表处。该类岩石主要产于张性或裂谷的环境，寄主岩浆起源深度大、温度高。地幔包体的岩石特征如下：
1.野外产状
金伯利岩通常含有金刚石矿物，其代表起源深度至少为150km，因此，金伯利岩能够携带较多类型的地幔捕虏体。捕虏体直径一般为10～30cm，大者可达1m，呈棱角状或浑圆状。常见的包体类型主要为含石榴子石二辉橄榄岩，方辉橄榄岩、纯橄岩、辉石岩和云母岩也有出现。捕虏体常常与金伯利岩岩浆中高压结晶的巨晶橄榄石、辉长和石榴子石等矿物共存（Wilson，1989）。碱性玄武岩和霞石岩中的地幔捕虏体则主要为尖晶石二辉橄榄岩，含极少量的石榴子石橄榄岩和纯橄岩，如夏威夷檀香山中碱性玄武质凝灰岩中零星点缀了二辉橄榄岩和少量纯橄岩捕虏体（Carmichael et al.，1974）。
2.矿物组成
地幔包体最常见的矿物组合有两种：(1)70％ ～80％的橄榄石和20％ ～30％的辉石、尖晶石等矿物组成；(2)80％～90％的辉石和少量的橄榄石和尖晶石组成。其中金伯利岩中地幔包体的主要富铝相为石榴子石，而碱性玄武岩中包体富铝相则主要为尖晶石。
3.结构
地幔捕虏体以变质结构为主，而且许多捕虏体具有多期次变质事件的结构证据，少部分含有岩浆成因的矿物残余。根据MercierNicolas（1975）的研究，地幔捕虏体大多具有原生粒状结构－碎斑结构，而NielsonPike ＆ Schwarzman（1977）则认为，超镁铁质岩捕虏体多为碎斑结构和碎裂结构。一些主要的结构类型如下：
图6－4 地幔橄榄岩的原生粒状结构（据路凤香，1988）
◎原生粒状结构（protogranulartexture）：粗粒（主要矿物粒径＞4mm），颗粒之间呈曲线接触，橄榄石中有少量的扭折带。局部发生重结晶作用，大的颗粒发生了多角化，小的颗粒重结晶具接近相同的方位，在受到重结晶影响的这部分矿物集合体中，矿物颗粒具直线边缘，具镶嵌结构（图6－4）。
◎碎斑结构（porphyroclastic texture）：岩石由碎斑和碎基组成，碎斑颗粒较大，可达1cm，主要为橄榄石和顽火辉石，因应力造成的晶格错位而具强烈的扭折。碎基由粒度较小的新生变晶组成，有橄榄石、顽火辉石、透辉石、尖晶石等，可呈定向排列（图6－5）。
◎粒状镶嵌结构（equant mosaic texture）：矿物颗呈近等轴的粒状，彼此以直线镶嵌接触。理想的情况是，在三矿物接触处界线平直，交角均为120°。
◎板状等粒结构（equant tabular texture）：橄榄石有时呈拉长状，顽火辉石多为压扁形态，矿物颗粒边界平直。岩石叶理发育，部分橄榄石具扭折带。
◎部分熔融结构（partial melting texture）：是橄榄岩在源区经历过部分熔融的证据，表现为单斜辉石中出现无光性的深色物质麻点或周边出现海绵边。海绵边由细小的辉石、橄榄石和空腔组成，是熔融时发生的破裂所致。部分熔融进一步发展，在岩石中可形成熔融囊体。
部分岩石中可发育叶理、线理等定向组构。岩组测定表明，以包体形式的橄榄岩，大部分具矿物的优选定向。
图6－5 地幔橄榄岩的碎斑结构（据Mercier ＆ Nicolas，1975）
由于超镁铁质包体的侵位环境与其形成的初始环境没有联系，其结构主要受温度、压力、应变率、矿物组合、各向异性和变质作用的强度等控制。由于地幔岩经历了高温高压环境，常常出现变质变形结构、交代结构等。例如含斜方辉石嵌晶的包体中，橄榄石和其他的细小辉石常常以基质形式出现，而斜方辉石嵌晶在应力作用下发生变质变形，常常出现出溶叶片等结构，而橄榄石等基质则发生高度的重结晶作用。
4.化学成分
包体形式的超镁铁质岩一般比蛇绿岩套堆晶成因的超镁铁质岩更富Mg、Cr、Ni、Co，而贫K2O、Na2O、Al2O3、CaO，地幔不相容元素Rb、Ba、Sr、Th、U、LREE等丰度明显偏低。尤其是早期有过部分熔融亏损的地幔橄榄岩更是如此。如西班牙、摩洛哥、法国、阿尔卑斯地区造山带橄榄岩中的LREE丰度仅为球粒陨石的0.01～0.6（Coish et al，1982）。虽然与堆晶成因的橄榄岩具相似的矿物组合，但包体形式的超镁铁质岩中的橄榄石和斜方辉石更富 MgO，富镁橄榄石（Fo＞84，高者可Fo＞95）和斜方辉石（En＞85，高者可En＞93）常见。同时，包体岩石中斜长石、尖晶石或石榴子石分别只存在于各自稳定的压力范围内（图6－6），对岩石的来源深度具指相意义。
图6－6 地幔橄榄岩的概略相图（据Wyllie，1970）
特别注意的是，以包体形式产出于火山岩中的超镁铁质岩来源于深部地幔源区，其矿物组成、矿物化学及相关成分均受其源区性质控制，大致可划分为原始地幔岩、亏损地幔岩和富集型地幔岩。原始地幔岩主要为二辉橄榄岩，是未经过部分熔融和流体交代的地幔岩，其化学成分与世界地幔岩相近，Mg＃为87～89，主要矿物为橄榄石（40％ ～90％），单斜辉石和斜方辉石两者含量相近，且都大于5％；亏损地幔岩是经过部分熔融后的地幔残余部分岩石，相对于原始地幔明显亏损K、Na、Ca和地幔不相容元素，以方辉橄榄岩为主，Mg＃较高，一般大于91，主要矿物为橄榄石和斜方辉石，且橄榄石含量高于斜方辉石的含量，相对于原始地幔岩，亏损地幔岩的橄榄石的Fo、斜方辉石的En和单斜辉石的Mg＃均大于原始地幔相应值；富集型地幔是经过流体交代或地壳物质混染的地幔岩，相对于原始地幔明显富集K、Na、Ca和地幔不相容元素，Mg＃较低，可低至79，以尖晶石二辉橄榄岩为主，如我国河北阳原二辉橄榄岩包体（马金龙等，2006），主要矿物为橄榄石（62％ ～83％）、斜方辉石（14％ ～30％）、单斜辉石（0.9％ ～10％）和尖晶石（0.3％～2.1％），而邯邢地区纯橄岩则以贵橄榄石为主（Fo88.5～88.8，含量大于95％），少量交代成因的金云母和单斜辉石（许文良和林景仟，1991）。
总之，非岩浆成因的超镁铁质岩主要包括二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和纯橄岩。它们是直接来自地幔的使者，是研究地幔组成及结构的最直接的样品。非岩浆成因的超镁铁质岩石具有高镁特征，其镁铁比值（MgO/（FeO＋2Fe2O3＋MnO＋NiO），均为分子数）多大于7，多介于7～11，个别岩石可以高达14以上。该类岩石中常见矿床有铬铁矿、金、铂族、钴－多金属、石棉、菱镁矿等。以地幔包体形式产出的超镁铁质岩产有镁橄榄石、镁铝榴石等宝石矿物，如我国吉林蛟河、河北万全等地的镁橄榄石－镁铝榴石－普通辉石等宝石级成矿带。同时，绝大多数的橄榄岩都发生了以蛇纹石化为主的蚀变，蛇纹石在H2O和CO2的作用下，还可进一步反应生成滑石和菱镁矿。蚀变的结果形成蛇纹岩、滑镁岩和石英菱镁岩。而蛇纹岩通常为致密、较暗淡的深色岩石，多呈黑色、暗绿色、黄绿色，常具油脂光泽，密度为3.3～2.6g/cm3，蚀变完全的蛇纹岩可作为玉石材料。
一般认为，原始地幔岩的成分接近于二辉橄榄石，但由于地幔岩是大部分镁铁质岩的岩浆源区，部分地幔岩因易熔组分的熔出而受到改造，转变成了方辉橄榄岩或纯橄岩。实验岩石学研究也表明，当地幔岩熔出约45％的熔浆时，其残留岩石相当于纯橄岩；熔出25％时，相当于斜方辉石橄榄岩；熔出5％时，相当于二辉橄榄岩（Carmichael et al.，1974）。如挪威太古宙造山带橄榄岩。Spengler et al.（2006）研究挪威造山带地幔岩时提出了部分熔融模型，认为地幔岩石自350km或以上深度上升过程中，经历了多次熔融事件，并形成了富含石榴子石的克拉通根，在经历了太古宙铝亏损的科马提岩岩浆作用之后，该克拉通根主要以残存的石榴子石橄榄岩为主。
拉丁语的动词变位比较复杂，但是掌握了规律以后就会变得容易了。
如拉丁语概况中所说的，动词有人称、数、时态、语气（直陈、虚拟、命令）和态（主动、被动）的区别。大部分拉丁动词都有四个主要形式或词干。举例：<noinclude>（进行时词干），<noinclude>（不定式），<noinclude>（完成时词干），<noinclude>（过去分词）。所有的现在时[<noinclude>]、过去进行时[<noinclude>]（也叫作“未完成进行时”）、将来时[<noinclude>]，包括主动和被动语态，都由第一个进行时词干通过改变词尾来构成。所有现在完成时[<noinclude>]、过去完成时[<noinclude>]、将来完成时[<noinclude>]的主动语态都由第三个完成时词干通过改变词尾来构成。所有现在完成时、过去完成时、将来完成时的被动语态都由第四个过去分词来构成。不定式则是用来判断动词的变位法；拉丁语动词有四种不同的变位法，另外还包括一些不规则动词。大部分规则的动词以它们的不定式的结尾来区分它们的变位法：第一变位法的不定式结尾是“<noinclude>”，第二变位法是“<noinclude>”，第三变位法是“<noinclude>”，第四变位法是“<noinclude>”。
变位时，在词干结尾后加上人称结尾就可以了。人称词尾是固定的。注意虚拟式只有四个时态。在使用过去分词的时候，要当作是在使用形容词而不是动词，所以过去分词的词尾除了会像名词一样变格以外，还要适当地改变数量和性别。
第一和第二变位法用的词尾相似，第三和第四变位法用的词尾相似。为了简洁，从现在起“变位法”有时将会简称为“<noinclude>”（<noinclude>）。 “sum”类似英文中的be动词，意思是“是”或者用来描述主语。一如其它印欧语系，此也是一个不规则动词且使用频繁。“”只有主动语态，没有被动。
sum 是
变位：
现在时 过去进行时 将来时 现在完成时 过去完成时 将来完成时
直陈式
虚拟式
命令式
不定式
“sum”的复合词：
ab-sum，缺席
ad-sum，在场
?，在一起
?，属于
?，伤害
?，可以
拉丁语除了规则变位的动词以外，还有更多的不规则动词。这些动词需要仔细地记忆才可以。 拉丁语除了规则和不规则动词以外，还有一组特殊的动词，叫作“异相动词（verba dēpōnentia）”。异相动词的词尾一律是被动词尾，但意思却是主动的。所以异相动词的原则是被动词形，主动词义。异相动词没有主动词形。
异相动词的变位法依然由它们的不定式结尾来决定，只不过它们不定式的词尾也都是被动词尾：第一变位法的不定式结尾是“”，第二变位法是“”，第三变位法是“”，第四变位法是“”。
举例：Secūtus pater 我跟着爸爸。 虽然“sequor”的词尾是一个被动词尾，但由于是一个异相动词，它表达的意思是主动的。 半异态动词（verba sēmidēmidēpōnentia,英语half-deponent）的现在时是规则的，但完成时是异态的
fidō,fidere,fisus sum Ⅲ 相信 残缺动词（verbadefectīve)d的特点是没有现在时、未完成时和将来时，而用完成时形式表示现在的意义。
用过去完成时形式表示未完成意义，用将来完成时表示将来意义。常用的此类动词有：coepī 开始，
memimī 记得 ōdī 憎恨 nōvī知道 拉丁语的大部分动词都有五个不定式：现在时主动、现在时被动、完成时主动、完成时被动、将来时主动。现在时主动不定式在前面已经讲过，用来区分动词所属的变位法。
现在主动不定式就通常直接简称为“不定式”，因为现在主动不定式最重要，用法也最广泛。现在主动不定式就是动词的第二个主要形式，以“-re”结尾。
现在被动不定式只要把现在主动不定式的词尾改成“-ri”就可以了。但第三变位法改为“-i”。
完成主动不定式在动词第三主要形式的词干上加上“-isse”。
完成被动不定式用动词第四主要形式和“-tus(-a,-um)”共同构成。注意动词的四主要形式要随着主语的词数、词性和词格同时变格。
将来主动不定式先把动词的第四主要形式的词尾改成“-tūrus(-a,-un）”，再和“sum”共同构成。
其被动态后缀是-tum īrī