资源描述
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地幔中石榴石的残痕元素分布——以Zabargad为例
R. Vannncci 1,2, N. Shimizu 3, G.B. Piccardo 4 L. Ottolini 2, and P. Bottazzi 2
t Dipartimento di Scienze della Terra, Universitfi di Pavia, via Bassi 4, 1-27100 Pavia, Italy
2 CNR-Centro di Studio per la Cristallochimica e la Cristallografia, via Bassi 4, 1-27100 Pavia, Italy
3 Department of Geology and Geophysics, Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, MA 02543, USA
Dipartimento di Scienze della Terra, Universit/t di Genova, Corso Europa 26, 1-16132 Genova, Italy
摘要：在Zabargad的橄榄岩体的辉石矿物形成阶段的Al-Di离子探针显示组成铁镁质层的残斑状的辉石记录了重稀土的异常，Zr,Sc的富集并没有记录在尖晶石二辉岩中。在斜方辉石和尖晶石的晶簇中的斜方辉石在岩体的内部形成，在层状的辉石中自由生长的单斜辉石带显示出强烈的稀土元素分离模式(HREEN/LREEN>1000;Yb>100×ch)以及非常高的Zr,Sc和Y的丰度(分别高达30,672,600 ppm)。在外部带，富单斜辉石带的残斑状辉石具有非常高的重稀土异常(HREEN/LREEN~29;Yb~269×ch)，并且显示出Sc、Zr非常高的丰度(分别高达819ppm和164ppm)。这显示出微量元素丰度异常是从先形成的石榴子石继承来的。复合的辉石层被解释为先前的石榴子石单斜辉石岩符合石榴子石/单斜辉石的分带模式。在内部带的尖晶石+斜方辉石（自由分布的单斜辉石）共生组合是由于石榴子石顶部减压作用导致其破碎产生的，原生石榴子石中的Ca全部进入了顽火辉石的固溶体中。破碎作用发生时Ca进入固溶体的温度估计有1000℃左右（压力在20-30Kbar的范围内）。在外部带，减压作用形成了尖晶石和斜方辉石的矿物共生组合；然而，钙铝榴石组分参与到新的单斜辉石的形成中来，新形成的单斜辉石与减压反应之前存在的单斜辉石反应，因此形成了cpx2+sp+opx的矿物共生组合。随着石榴子石的破坏，辉石发育独特的高场强元素异常，随红海裂隙作用发生的进上涌作用在斜长石相的环境下产生了不完全的反应。在先前存在石榴子石的地球化学特征在含尖晶石到花岗变晶含斜长石发生重结晶的共生组合时发生了部分的改变，只保留了一些残斑状的晶骸。先前石榴石中具有微量元素特征辉石的发现有重要的地球动力学和地球化学的应用。Al-Di辉石层在地幔中存在了很久，其形成早于区域上地壳岩石圈的裂开和减薄。这表明Al-Di辉石形成与深部的拉斑玄武岩岩浆，与红海的形成无关，因此这带代表了Zabargad上部地幔最早的事件。石榴子石的破碎代表了诱导型的热液流体的交代作用(富Ti的韭角闪石结晶)以及后期侵入的含水辉石岩脉。在地幔演化阶段，辉石中高场强元素的异常发生了明显的改变。我们注意到在矿物形成阶段高场强元素异常的研究显示出复杂的地球化学演化历史，这并没有在全岩系统中得到记录。
1结果与讨论
对选中的辉石抛光磨薄进行原地分析，是用CSCC Pavia的IMS 4f的离子微探针进行的，这与其他地方描述的相似(Shimizu and H a r t 1982; Shi-mizu and Richardson 1987; Bottazzi et al. 1990). 分析得到的不确定性 < 10% ，Na, Sc, Ti, V, Cr, Sr and Zr对于REE < 5% 。
微量元素丰度平均标准化参照Cl的球粒陨石组分(Anders and Ebihara1982)
样品Z2096 和Z2146
这些样品的数据总结在了表2中；有代表性的REE模式画在图3中，轻稀土在单斜辉石中贫化，并有较少的重稀土分馏模式。负Ti异常和小部分的Zr异常经常出现(Vannucci et al. 1991)。斜方辉石具有轻稀土贫化(Cey/Yb 从 ~ 0.01 到 0.05)，在opx/cpx中Yb高达0.22，之前Ce高达0.05。如所预期的，斜方辉石具有Ti的正异常，不具有Zr的正异常(McDonough and Frey 1989; Rampone et al. 1991).
稀土配分模式与干的、没有发生蚀变的地幔超铁镁质岩石中辉石稀土配分模式很相似(e.g. Frey 1969; Stosch and Seck 1980; Menzies 1983; Bodinier etal. 1987; Salters and Shimizu1988; Downes etal. 1991; Vannucci et al. 1991).稀土配分模式在共生的辉石对与阿尔卑斯地块中的橄榄岩和法国的Pyrenees辉石岩具有一致性。
样品Z2036(自由生长的单斜辉石，内带)
表3中的数据显示斜方辉石和斜长石具有微量元素丰度异常。斜方辉石中大多数具明显特征的REE显示出明显的分异模式( HREE / LREE > 1000) Yb成分超过 100 x ch (图4)。较小的负Eu异常显示出来。较高的高场强元素丰度伴随出现较高的Zr(30ppm)、Sc(672ppm)和Y(在样品9\p\ c,3\p\c和12\p中分别从39到60ppm)。在图4中的蛛网图显示了Ti的负异常或无异常；对于斜方辉石来说具有另一个异常特征，橄榄岩的斜方绘制具有典型的Ti异常(见McDonough and Frey 1989; Rampone et al. 1991)。
斜长石作为薄层边缘产出于斜方辉石和尖晶石之间，同时显示出不同的微量元素丰度异常。图4显示出具有较高的全部REE，适量的轻稀土贫化，少量的Eu正异常。玄武岩中岩浆成因的斜长石显示出典型的轻稀土富集模式和非常高的Eu正异常。轻稀土元素浓度一般为1×球粒陨石。另外很明显的是样品中斜长石Sr成分非常低：在薄的尖晶石和斜方辉石分离的斜长石边缘丰度<0.3ppm，在花岗变晶基质中的斜长石颗粒达到了12.8ppm。
表2 Zabargad Al-Di辉石岩中单斜辉石和斜方辉石REE和选定的微量元素丰度(ppm)（样品Z2096和Z2146）
图例：在薄层带中分析的矿物数目\p=残斑晶;g=颗粒\c=核部;i=中部;r=边缘 cpx数据来自Vannucci et al. (1991)
图3 Al-DiZ2096和Z2146样品的辉岩中有代表性辉石标准化的元素丰度。图例的标号和薄层带中分析矿物的编号相同（见表2）。元素丰度依据C1球粒陨石组分标准化(Anders and Ebihara 1982)
样品Z2036和Z2145（富单斜辉石带）
表4和表5的数据显示出富单斜辉石带中单斜辉石和斜方辉石具有微量元素的丰度异常但是斜长石却没有。
在Z2036B段，单斜辉石显示出强烈的分离模式，具有丰富的重稀土元素(HREEN/LREEN 高达29)，Yb组分高达269个球粒陨石丰度(见Vannucci et al. 1991)。另外，单斜辉石中富Sc（高达819ppm）和Zr（164ppm），贫Sr（~2ppm）。斜方辉石显示出的微量元素模式与cpx-free带中的相似。然而，它却有较低的HREE富集；Yb成分没有超过44倍的球粒陨石丰度，这与cpx-free带中的斜方辉石缺乏重稀土元素有些类似。在不相容性图表（图5）中，斜方辉石显示出了Ti的正异常和减少的重稀土元素成分。即便这些是可以改变的，Sc依旧很高，但是Zr却有明显的减少（下降到4ppm）。斜长石显示出正常的稀土分配模式：具有明显的轻稀土元素异常和较大的Eu正异常。与cpx-free带中的斜长石相比Sr具有较高的丰度（20-30ppm）。
相对于Z2036B，Z2036C是边缘带部分，这代表了强烈花岗变晶结构，其中残斑状单斜辉石通常包含了出溶的斜方辉石和斜长石。残斑状的单斜辉石(HREEN/LREEN高达26)以及斜方辉石(Yb 不超过28 x ch)在组分上变化较大，从高HREE、与Z2036B辉石相似的部分到HREE微异常(单斜辉石中HREEN/LREEr下降到小于 10 ，Yb ~ 6倍球粒陨石)。Zr和Sc因此而不同。碎斑状单斜辉石中出溶的斜方辉石层与碎斑状斜方辉石在微量元素组分上没有显示出明显的不同。在Z2036B，斜长石具有轻稀土富集，表现为Eu的正高异常，同时显示出更高的Sr组分（30-60ppm）。
Z2145和Z2145B显示出与Z2036C中的辉石相似的微量元素丰度。斜方辉石中没有观察到Ti的正异常。
做为一个规律，在斜方辉石和单斜辉石中，可以观察到花岗变晶集合体中从残斑状到粒状具有明显的REE丰度的减小。
表3 Zabargad Al-Di辉石岩中单斜辉石和斜方辉石REE和选定的微量元素丰度(ppm)（样品Z2036,cpx-free带）
图例同表2
图4 cpx-free带中有代表性的标准化斜方辉石和斜长石。图例的标号与分析的矿物一致。参考Z2036A
讨论：
离子探针数据显示Z2036和Z2145记录了HREE、Zr、Sc富集异常，这在Z2096 和Z2146的辉石中是不存在的。另外，碎斑状的辉石显示出辉石岩层中从内带到边缘部分富集程度减小的趋势。斜长石均显示出较一致的组分变化，由内部cpx-free到外部的cpx-rich带LREE和Sr富集程度增加。
辉石的微量元素化学特征显示Al-Di辉岩Z2096和Z2146与造山带二辉橄榄伴生的含尖晶石的辉岩岩层具有相似的起源(Bodinier et al. 1987; Downeset al. 1991; Shervais and Mukasa 1991)。总的看来，计算得出的辉石流体平衡组分具有REE模式与拉斑玄武岩具有密切的联系(Vannucci et al. 1991)。
相反地，形成cpx-free和cpx-rich带中的辉石和斜长石微量元素丰度显示出更复杂的过程，这会在接下来进行讨论。
图5 cpx-rich带中有代表性的标准化斜方辉石和斜长石。图例的标号与分析的矿物一致。B、C参考Z2036B和Z2036C
图6 cpx-rich带中有代表性的标准化斜方辉石和斜长石。图例的标号与分析的矿物一致。参考Z2145
单斜辉石游离带（cpx-free zone）：
先前的区域有迹象显示残斑状斜方辉石和和斜长石边缘带有微量元素的丰度异常。这在岩相学上有记录(见Piccardo et al. 1988)：斜长石（和橄榄岩）形成于减压成因尖晶石斜方辉石共生组合的破坏，在反应中，REE和其他的微量元素分配与斜方辉石和斜长石。
我们推测斜长石中微量元素丰度异常继承于先前生成的尖晶石和斜方辉石，本质上是来自于系统中的斜方辉石；换句话说，我们讨论微量元素的迁移能力在破坏反应过程中是被限制的。如果在几个厘米的距离内，在cpx-rich带的斜长石和单斜辉石中若发生反应，保持低的Sr组分是不可能的。
初始斜方辉石的REE丰度被计算，主要取决于斜方辉石和斜长石的模式组分（0.85:0.15）和表1中的组分REEORIGlNAL OPX =0.85 REEOPX +0.15 REEPLG。反应包括尖晶石（反应物）和橄榄石（产物），在考虑到REE分配中被忽略了。
原始的斜方辉石保持着异常的微量元素丰度特征，例如LREE和HREE的分异，高HREE组分，以及Ti的负异常和Zr正异常。高Sc浓度在原始的斜方辉石中也被保持了。换句话说，当原生的斜方辉石和尖晶石共生在一起时，这些异常特征便显现出来。在图7中，原始的斜方辉石显示与石榴子石出明显的微量元素丰度特征（典型的铬尖晶石二辉橄榄岩中的石榴子石和石榴子石辉石来比较），我们讨论初始的矿物共生组合sp+opx是石榴子石上部减压反应的产物。同等重要的是斜方辉石和斜长石系统中非常低的Sr组分。
单斜辉石的缺乏显示出原始斜方辉石中Ca的丰度是受到溶解度的限制的，主要是由于其在石榴子石中较低的丰度。因此，cpx-free带的高温压条件下石榴子石可以用以下反应来描述：
式中的a,b,c和d分别代表石榴子石的摩尔数，各自的镁橄榄石、顽火辉石的固溶体和尖晶石。集合体的平衡要求a, b, d = 1,c=4，顽火辉石的固溶体中~CoA#Mo.86S.分子系数到重量系数的转换依据石榴子石的gnt+ 0.34o1= 0.99opx + 0.35sp反应的重量系数进行标准化的。
石榴子石和斜方辉石的具有优先容纳HREE的相似能力，反应产物的微量元素之间相互缺失竞争，最后，石榴子石和辉石的相应的组分显示出斜方辉石完全继承了原始石榴子石的地球化学特征。
斜方辉石的Ca组分可以被用来指示破碎反应发生的温度，即使Ca/(Ca +Mg+Fe )受到溶解度的限制，并且实验证实温度与压力是相互独立的（至少在10-30Kbar的范围内）(see, for example, Mysen 1973; Hensen1973; Boyd and Nixon 1973)。在REE质量平衡中斜方辉石和斜长石占有相同的比例(opx:plg=0.85:0.15)，An81斜长石组分和斜方辉石中的主量元素（A1203和CaO 分别高达 6.94 wt%和4.36 wt%），原始斜方辉石的Ca/(Ca + Mg + Fe)为0.12，这表明石榴子石破裂反应最小的温度是高于1000℃的。Piccardo的讨论与以上是一致的，他判断，对于Al-Di辉石中的单斜辉石核心组分，温压条件（分别在18-23 kbar 和 1100-1200℃范围内），这与早期的高压结晶过程和含尖晶石、游离石榴子石共生组合的平衡重建是相关的。值得注意的是Moncaup,Kornprobst 和Conqu6r6的石榴子石二辉岩被认为在原始cpx+gnt共生组合重建平衡到第二阶段的cpx+gnt+op组合时具有相似的温度(1000-1100℃)。
Cpx-rich zone
辉石发育历史：地球化学和地球动力学意义
离子探针证据显示Al-Di辉岩中的辉石仍旧保持先前石榴子石的地球化学特征，这证明了我们对Zabargad上地幔演化的认识。
上地幔演化过程由与深位岩体侵入无关的红海演化为代表的（Piccardo et al. 1988; Vannucci et al.1991）。初始共生组合中记录了破裂反应平衡等式的橄榄石赋存于苦橄质的拉斑玄武岩熔融中(Ito and Kennedy 1968)。铁镁质系统的实验数据表明苦橄质岩浆的结晶在25-30kbar的范围内可以产生cpx+ol+gnt矿物共生的堆积。在20-30kbar的范围内，斜方辉石由于反应opx+liq - - >gnt+cpx(Tilley和Yoder 1964; O'Hara and Yoder 1967)将不会被溶解。
在造山带的橄榄岩体中更常见的是拉斑玄武岩的结晶或者分异的苦橄质流体产生了cpx+opx+sp和cpx+gnt+opx的堆晶组合。Lherz和Ronda铁镁质层为混合层，这显示出了对称区域，这以cpx/opx/sp 和gnt/cpx的模式比例变化为代表。它们通过穿过二辉橄榄岩地幔的拉斑玄武岩和苦橄质熔体中的堆晶的分离而形成(Bodinieret al. 1987; Suen and Frey 1987)。含石榴子石层以中心发育石榴子石，边缘发育单斜辉石为特征的。
我们推断苦橄质和拉斑玄武岩熔体的结晶与上述的聚集过程有很大的相似，代表着最早的可辨别的发生在Zbargad的上地幔的事件。P-T预测基于辉石的矿物化学特性 (T_>1300℃ P > 2 0 kbar, Piccardo et al. 1988)，以及单斜辉石和石榴子石平衡反应时的流体组分与上述解释是一致的。
在后来的演化中，含石榴子石的辉石经历了减压的反应。在高于1000°的高温下(P 在10-25 kbar范围内)，cpx-free内部带中的石榴子石由opx+sp反应而来，中间到外部带的石榴子石和同生的单斜辉石反应产生cpx2+ opx2 + sp共生组合。受本地相比例控制的减压反应在同一辉岩层中的不同带上需要有限制的元素迁移。这显示出在减压反应中非常低的流体活性。其结果在是高压共生矿物组合中石榴子石破坏时的重建矿物平衡范围并没有和分带模式中的有很大区别。
减压反应产生了独特的岩石学和地球化学特征。在辉岩层的内部带opx+sp晶簇代替了先前的石榴子石；斜方辉石有很高的Zr正异常，没有Ti的异常。在中部和外带较大的单斜辉石残斑与斜方辉石和尖晶石共生。对Zr和REE的介绍假定单斜辉石具有轻微的Zr正异常和强烈的Ti负异常。
作为围岩的二辉橄榄岩在气液流体的存在下经历了一个几乎完全的退火降温重结晶，以普遍存在的在含尖晶石共生矿物组合中稳定的富Ti 韭角闪石为证据(Piccardo et al. 1988, 1991)。富Ti韭角闪石的结晶中和辉石中多变的Ti的减少相伴随。韭角闪石-OH的稳定性需要不超过10-15Kbar条件下的1100℃，以及20kbar压强下的1000℃(Gilbert 1969; Oba 1990)。因此这可以认为是在Al-Di辉岩层中石榴子石分解后气水热液进入导致的早期变质。
岩浆和变质复合作用的演化可以推测出早期的软流圈上升和岩石圈的自然加大。
在后期，在红海裂谷的渐进式上升在pl相中产生了不完全的平衡重建，并且伴随着对碱有亲和力的含水辉岩脉的侵入(Vannucci et al. 1991)。Pl+ ol-rich花岗变晶集合体围绕着sp+opx的晶簇以及残斑状的辉石几乎完全使辉石层变为辉长岩，仅仅保留了先前矿物组合的遗迹。残斑状的辉石保留了原始石榴子石的地球化学特征，但是在重结晶为含斜长石的花岗变晶组合中却缺乏REE，Zr，Sc异常。其结果是，先前的HFSE异常会被清除掉：在这个阶段后，斜方辉石显示出Zr和Ti的正异常，然而单斜辉石却显示出较低的Ti异常，Zr为负的或者没有异常。可变化的Eu贫化是由于斜长石的结晶作用。文中对样本描述保留了早期化学反应的特征。
结论：
主要的含石榴子石铁镁质物质，当没有以捕虏体的形式在火山熔岩中存在，减压上涌时会经历大量的半固体的平衡建立过程。因此它们原生结构变得不清晰。然而，离子探针证实Zabargad橄榄岩层中的Al-DI辉岩层在地幔中有一个非常长的历史，在该区域的大陆壳抬升和减薄之前便已经存在。辉石继承早期石榴子石的微量元素特征的发现强调了地幔上涌过程中变质过程在微量元素重新分配中的重要作用。
有证据显示在上地幔演化的过程中辉石中高场强元素异常发生重要的分异。因此，矿物相中HFSE异常的存在可以证实全岩中没有记录的复杂地球化学历史。
2.数据解释与讨论部分分析
2.1基本原理:
①分类讨论原理
将所采样品依据不同的矿物分带进行归类，同一个带中的总的样品微量元素特征作为此分带中的特征。
②对比原理
矿物分带中所采样品为两个，互为对照，可以消除偶然误差及采样所带来的数据不精确性。
讨论数据的时候将样品微量元素特征与不同地质环境具有相似特征的下的进行对比，从而推断出所讨论的矿物可能的形成环境。
2.2基本方法
对选中的矿物进行抛光磨薄并进行分析，分析方法采用的是离子探针，就分析方法与其他方法进行对比，并分析得到的不确定性。在成图时，对球粒陨石进行标准化。微量元素丰度平均标准化参照Cl的球粒陨石组分进行。
2.3基本思路
在不同分带中采样，利用离子探针方法分析样品矿物中微量元素的变化。分别讨论不同分带中不同矿物的微量元素变化趋势，推断出矿物发生的可能的变化，从而给出一个解释。
根据微量元素迁移特征推测出子体同位素的来源，从而推测出子体是由原地母体破坏形成的，并由反应公式对所推测出来的观点进行理论上的解释。
由矿物中微量元素的迁移特征来推出反应时的温度
由矿物对微量元素继承性能推出上地幔曾经发生的演化。根据不同的微量元素配分模式及变化，进行上地幔演化的阶段划分。
根据微量元素特征及迁移变化，推断出原生及次生矿物发生的变化，由矿物变化来得出地质环境发生的变化。
2.4不足之处
由数据给出矿物微量元素特征，从而得到地质环境演化的结论较为单一，可以根据数据讨论所发生的可能的变化，最后得出最可能的结论。
数据测试得到结果后直接给出对应的矿物经历的变化，若能解释一下为什么会发生这样的变化最好不过了。
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