¸ßñ¹ ³¬¸ßñ¹±äöêñòê¯öðê¯áñê¯µä»·´øºí³éòò

高压超高压变质岩石中石榴石的环带和成因*

夏琼霞郑永飞

X IA Q iongX ia and ZHENG YongFe i

中国科学技术大学地球和空间科学学院,中国科学院壳幔物质与环境重点实验室,合肥 230026

CAS K ey L abora tory of C rustMan tleM a terials and Env ironm en ts, S ch ool of Earth and Space S cien ces, University of S cience and T echnology of Ch ina,

H efei 230026, Ch ina

2010 11 10收稿, 2011 01 06改回

X ia QX and Zheng YF 2011 The composition and chem ical zon ing in garnet from h igh to u ltrah igh pressure m etam orph ic

rocks Acta Petrolog ica S in ica, 27( 2) : 433- 450

Abstrac t Garne t is comm on in eclog ite and gne iss of high pressure ( HP ) to u ltrah igh pressure ( UH P) m etam orph ic or ig in It can

be we ll preserved during subduc tion zone m etam orphism fo r its h igh re frac to riness and low so lubility in flu id and m e lt The chem ica l

composition and m ineral inc lusions preserv ed in garnet can be used to constra in theP T cond itions, m etam orph ic evo lution, and fluid

action The chem ica l composition o f garne t is re lated to m any factors, such as who le rock com pos ition, P T conditions, g arnet fo rm ing

m etam o rph ic reactions and the assem blage of coex istingm inerals Thus the m ajor e lem ents, trace e lem ents, oxygen iso topes, m inera l

inc lusions and the ir re lations in garnet should all be taken into accoun t when it is used to constra in the me tam orphicP T evo lu tion in

UHP m etamo rph ic rocks In add ition, in situ analyses o fU Pb isotopes and trace e lements in accesso rym inera ls such as zircon and /o r

m onazite inc lusions in garne t can place a direct constra int on the tim e o f m etam orphic garne t grow th Through study ing the history of

ga rnet grow th dur ing subduc tion zone m etam orphism, it can not on ly prov ide pe tro log ic and geochem ica l ev idence for the processes to

produce garne t bear ing m etam o rph ic ro cks, but also g ive c lues to the orig in o f garnet These a re ve ry important to the chem ica l

dynam ics o f subduction zone m etam o rph ism

K ey words Garnet; H P /UHP m etamo rph ism; O r ig in; Chem ical zon ing; Inclusions

摘要在俯冲带变质过程中,石榴石是高压超高压变质榴辉岩和片麻岩的常见变质矿物。由于石榴石具有难熔和流体

中的低溶解能力的特点, 通常可以很好地保存下来, 并且能够保留复杂的化学成分环带, 以及不同类型的矿物或流体包裹体,

为解释石榴石寄主岩石经历的变质演化历史提供了重要信息。石榴子石的主微量元素成分受控于很多因素, 如全岩成分、变

质的温压条件、控制石榴子石形成的相关变质反应、与石榴子石共生的矿物种类和成分等。因此, 在利用石榴石探讨超高压

变质的演化历史时, 对石榴石进行系统的主要元素、微量元素、氧同位素以及矿物包裹体分析, 以及相互间的成因关系。同

时, 对石榴石中的锆石或独居石包裹体并进行原位 U Pb定年和微量元素分析, 可以为变质石榴石的形成时代提供直接的时

间制约。深入研究超高压变质岩中石榴石的生长阶段, 不仅可以为含石榴石寄主岩石的变质过程提供岩石学和地球化学证

据, 而且对于理解石榴石的形成机制、生长规律及其变质化学动力学过程具有重要的科学意义。

关键词石榴石; 高压 /超高压变质; 成因机制; 环带; 包裹体

中图法分类号 P578 947

1000 0569/2011 /027( 02) 0433 50 Acta P etro log ica Sinica 岩石学报

* 本文受国家 973项目 ( 2009CB825004 )和国家自然科学基金项目 ( 40921002、41003014 )联合资助.

第一作者简介: 夏琼霞,女, 1979年生,博士,地球化学专业, E m ai:l qxxia@ ustc. edu. cn

图 1 X ray图像分析 Austroalpine基底W lz杂岩的变泥质岩 ( 12F03)中进变质生长石榴石的剖面图

( a) ( d) 样品 12F03中石榴石变斑晶的 X射线元素图谱; ( e)显示 ( c)图所示剖面的石榴石主量元素变化图 (据 G aid ies et a l. , 2008)

F ig. 1 X raym aps of a prog rade garnet porphy roblast of m etape lite 12F03 from theW lz Comp lex in Austroa lp ine basem ent

( a) ( d) X ray m aps of a garn et porphyrob last from samp le 12F03; Th e locat ion of the com positional prof ile A B as illu strated in ( c) is show n in ( e)

( m od ified after Gaid ies e t al. , 2008)

1 引言

石榴石是变质岩和 S型花岗岩中的常见矿物,是高压超

高压榴辉岩中的主要组成矿物之一。在高压超高压变质作

用中,由于石榴石具有难熔和流体中低溶解能力的特点,通常

可以很好地保存下来。另外,在石榴石生长过程中,晶体粒间

的元素扩散速度非常缓慢 ( Loom is et al. , 1985; Chakrabo rty

and Gangu ly, 1992; V ielzeuf et al. , 2007),石榴石变斑晶核部

很难与外部发生反应, 因此可以保存早期进变质事件的重要

信息 ( O Br ien, 1997; K ing et al. , 2004; Konrad Schm olke et

al. , 2006; Tong et al. , 2007; Caddick et al. , 2010)。对大量

榴辉岩中石榴石的研究表明, 很多石榴石都保留了复杂的化

学成分环带。这些环带通常表现为从核部到边部主要元素和

微量元素组成的逐步变化。另外, 石榴石环带内部可能含有

不同的矿物包裹体组合, 可以反映石榴石的多期生长历史

( Vance and ON ions, 1990; W ang et al. , 1992; Park inson,

2000; Compagnon i and H irajima, 2001; Carswe ll et al. , 2003;

Dav is andW h itney, 2006; Cutts et al. , 2010)。

但是, 石榴石的化学成分也容易因寄主岩石物理化学条

件的改变而发生改变 ( Konrad Schm olke et al. , 2007) , 其成

分环带与温度、压力以及与之平衡的共生矿物都有很大关系

( Spear, 1993; M enard and Spear, 1993; Ga id ies et al. ,

2006)。因此, 研究石榴石的成分环带可以为其生长时的温

度、压力条件以及化学组成提供信息, 进而可以用来限制高

压超高压寄主岩石的温度和压力以及化学演化历史 ( Spear

and Se lverstone, 1983; M enard and Spear, 1993; Ayres and

Vance, 1997; Ca rsw e ll et al. , 1997, 2000; Enam ,i 1998;

Cooke et al. , 2000; E scuderV iruete et al. , 2000; K ing et al. ,

2004; Konrad Schm o lke et al. , 2006, 2008a ), 确定变质事件

的持续时间 ( L asaga and Jiang, 1995; Vance, 1995; Gangu ly

et al. , 1996; G r iffin et al. , 1996; Perchuck et al. , 1999;

Po llington and Bax ter, 2010), 或者为变质岩中晶体的生长和

转换机制提供重要信息 (H o lliste r, 1966; Loom is and N im ick,

1982; Cygan and Lasaga, 1982; Cherno ff and Car lson, 1997;

O B rien, 1999; Spea r and Danie,l 2001)。本文综述了高压

超高压变质岩中石榴石的成分环带及其成因机制研究方面

的进展。为了便于比较和鉴别, 对岩浆和热液成因石榴石的

成分环带也进行了简要概括。

2 石榴石的主要元素环带

2 1 变质生长石榴石环带

石榴石成分环带可以提供非常重要的变质化学动力学

434 Acta P etro log ica Sinica 岩石学报 2011, 27( 2)

信息, 根据 X射线元素分析图谱可以对石榴石的成分环带给

出明确、全面的变化 (图 1)。生长成分环带可以记录变质过

程中的 P T条件变化 ( Spear et a1 , 1984; Enam ,i 1998) ,而

扩散环带可以计算变质岩的冷却历史或抬升速率 ( L asage,

l983; Spea r and Parr ish, 1996; Ayres and Vance, 1997;

Carlson and Schwarze, 1997; O B rien, 1997; Ganguly et al. ,

2000; Kohn, 2004; Spear, 2004; Storm and Spear, 2005; 程

昊等, 2003, 2005)。因此,变质岩中石榴石的化学成分环带

是限定造山带 P T演化历史的重要工具之一 ( Spea r et al. ,

1984; Spear, 1993; Carswe ll et al. , 2000; K ing et al. , 2004;

Konrad Schm o lke et al. , 2006)。变质岩中常见的石榴石环带

是, 从中心到边缘 M n元素逐渐降低,即石榴石中心富集锰铝

榴石, 边部富集铁铝榴石, 这种锰铝榴石的哑铃型环带称为

正环带 ( Dee r et al. , 1982; Spear, 1993)。H o llister ( 1966,

1969)最早提出用瑞利分馏模式来解释石榴石的 M n元素哑

铃型环带。 Leake ( 1967)则将这种 M n元素哑铃型环带归因

于前进变质过程中石榴石生长时 M n离子扩散速率比 Fe离

子快。

早期对石榴石成分环带的研究表明, 伴随岩石形成温度

的升高, 石榴石中 M g元素含量升高, M n元素含量降低, 而

Ca元素含量则随压力升高而升高 ( Spear et al. , 1984;

Enam ,i 1998; Ghent, 1998; Carswe ll et al. , 2000; Zhang et

al. , 2005a)。实验岩石学研究也显示, 石榴石中 Ca元素含

量随着压力的升高而升高 ( H erm ann and G reen, 2001;

H erm ann, 2002)。Carsw ell et al. ( 2000) 对大别山与榴辉岩

共生的花岗质片岩和片麻岩中的石榴石进行分析对比, 发现

石榴石的相对化学组成变化可以用来反映变质岩形成时的

温压环境。具体来说 ,他们发现石榴石的 C a元素含量与压

力呈正相关, 而 Fe /M g比值与温度呈负相关。陈丹玲等

( 2005)对柴北缘鱼卡河榴辉岩中石榴石成分环带分析, 发现

其中的石榴石从核部到边部 M gO含量明显升高, M nO的含

量核部最高, CaO的含量核部比较均一, 从幔部到边部总体

升高, 并且在距边缘 10~ 50 m处达最高值, 而在最边部明

显降低。对这一成分环带, 作者解释为石榴石从核部到边部

温度和压力都在升高 ,而石榴石的最边部显示了压力显著降

低时温度仍在继续升高,表明峰期变质压力和最高温度不是

同时到达, 并且温度的峰值晚于压力的峰值, 暗示岩石折返

初期在下地壳深度经历了短暂加热过程。结合矿物化学和

地质温压计的研究, 石榴石的成分环带记录了该区榴辉岩经

历了升温升压升温降压降温降压的一个顺时针 P T演化轨

迹, 即从俯冲超高压变质抬升的连续演化过程 (陈丹玲等,

2005)。

但是, 最近有研究表明, 单纯的石榴石 CaO含量变化不

能简单地与压力变化直接相对应,特别是对于含帘石的榴辉

岩, 其中石榴石 C aO含量变化可能与帘石类等高钙矿物的分

解和形成有关 ( Ga idies et al. , 2006)。例如, Auzanneau et al.

( 2006)对俯冲陆壳从榴辉岩相向角闪岩相转换的降压折返

过程中部分熔融的模拟试验中发现, 石榴石的高 Ca含量并

不与最高压力相对应,而推测可能是降压过程中的一个特殊

阶段。与此相反, H erm ann and G reen ( 2001 )和 H erm ann

( 2002)在 K2O CaO M gO A l2O 3 SiO2 H2O ( KCM ASH )体系下

模拟俯冲地壳部分熔融实验中, 发现石榴石的 C a含量伴随

压力升高而逐渐升高。对于这一矛盾, Auzanneau et al.

( 2006)认为是由于 H ermann and G reen ( 2001)的合成实验体

系中 Na组分受到控制,即低压条件下没有钠质斜长石出现,

高压条件下也没有硬玉组分出现所引起的。但是, 他们的实

验是自然体系下石榴石的生长, 其成分与共生的含钙矿物

(如低压下的长石和高压下的单斜辉石 )处于平衡状态。娄

玉行等 ( 2009)在西大别红安高压榴辉岩的石榴石中发现两

种不同的生长边,利用 TH ERMOCALC相平衡计算了 P T条

件, 得到峰期变质条件下生成的 I型边的钙铝榴石 (X Grs )含

量低, 对应的 P T条件为 2 4~ 2 6GPa和 570 ~ 585 ; 在退

变质条件下生成的 II型边的钙铝榴石含量高, 对应的 P T条

件为 1 9~ 2 4GPa和 530~ 570 。因此,相平衡计算结果也

显示, 某些石榴石的 Ca含量随压力降低而呈现升高的趋势。

在讨论变质岩中石榴石的生长环带时, 还必须考虑扩散

对石榴石环带的影响。如果石榴石在生长过程中温度增加,

分异结晶作用会导致石榴石的 M n元素从核到边呈现降低的

分布; 但是,温度的增加也会使扩散速度增加 ,这将会影响石

榴石中 M n元素的环带分布模式, 以及边部石榴石的组成

( Kohn, 2003)。因此,分异结晶作用和扩散作用之间的竞争

将使得 M n元素降低或者升高。如果温度足够高 ( > 650 ),

在一定的时间内 , 石榴石内的 Fe、M n、M g元素将达到均一

化, 而呈现平坦的石榴石环带模式 ( T racy, 1982)。大量的研

究发现, 在高级变质岩中, 由于变质级别的逐渐升高石榴石

的 M n环带出现逐渐平坦的分布特征 ( Anderson and O lim p io,

1977; W oodsw orth, 1977; Yardley, 1977; Dempster, 1985;

Carlson and Schwarze, 1997; C arlson, 2002 )。 Ca rlson and

Schw arze ( 1997)和 Car lson ( 2002)对美国 Tex is中部 L lano

Up lift角闪岩相麻粒岩相中石榴石的成分环带研究发现, 由

于后期热的叠加以及矿物溶蚀作用, 导致了具有高 M n含量

的石榴石核部由于扩散而逐步变得平坦。对于石榴石半径

在 0 5~ 1mm的颗粒, M n元素的平坦程度还与峰期变质温

度和石榴石的颗粒大小有关。石榴石边部 M n元素含量的增

加, 很有可能是峰期变质之后由于石榴石的溶蚀作用, 导致

了石榴石边部与基质矿物中 M n元素的重新分配而形成的。

实验研究表明,由于加热持续时间和矿物粒度的差异,

石榴石的生长成分环带将在 600 ~ 750 温度下被均一化

( Spear, 1991; Car lson and Schw arze, 1997; Carlson, 2002 )。

这与大量的野外观察结果是一致的,即具有生长环带的石榴

石普遍出现在低温 /高压变质岩 ( O Br ien, 1997; A renas et

al. , 1997 ) 或低温 /超高压变质岩中 ( Reinecke, 1998;

Com pagnon i and H irajim a, 2001)。W ang and L iou ( 1991)对

大别造山带超高压榴辉岩及其围岩片麻岩中的石榴石成分

435夏琼霞等: 高压超高压变质岩石中石榴石的环带和成因

研究做了详细研究。他们发现, 中大别榴辉岩和片麻岩中石

榴石都没有显示明显的环带结构,可能与北部经历较高的峰

期变质温度 ( > 800 )有关。南大别榴辉岩中石榴石具有明

显的进变质生长环带 ,但片麻岩中的石榴石生长环带则不明

显。相对于榴辉岩,片麻岩中石榴石具有较低的镁、铁含量

和较高的钙、锰含量。但是,对北大别麻粒岩, 尽管其形成温

度高达 850~ 900 ,其中石榴石仍然保存了完好的生长成分

环带, 这被解释为岩石的快速抬升使石榴石没有足够的时间

达到化学再平衡, 因而才保存了初始生长环带 ( Chen e t a1 ,

1998)。同时, Zhang et a l. ( 2005b) 研究了苏鲁造山带超高

压榴辉岩中石榴石的生长环带, 应用相关的岩石学温压计,

假定代表最高变质温度的变斑晶石榴石幔部 (具最低的 Fe /

M g比值 )和其中绿辉石包体达到了化学平衡, 从而获得了

> 900 和 4 1~ 4 5GPa的变质温压条件。由此可见, 石榴

石的成分环带可以记录大于 900 的变质温度, 但要求这些

超高压榴辉岩在峰期变质阶段的停留时间非常短暂, 并且以

很快的折返速率抬升到浅部地壳层位。因此, 超高压变质岩

折返过程中的快速降温是石榴石生长环带得以保存的一个

有利条件。石榴石生长环带的保留除了与冷却速率有关外,

还与矿物的粒径大小等因素有关 ( O B rien, 1997)。

多晶石榴石也可能是影响变质岩中石榴石环带的一个

因素。利用电子背散射 ( EBSD )可以识别石榴石中的单晶或

多晶微结构 ( Danie l and Spear, 1998; Sp iess et a l. , 2001;

W h itney et al. , 2008; W hitney and Seaton, 2010)。例如,

W h itney and Seaton ( 2010)利用电子背散射图像发现一个石

榴石颗粒中有 3个明显不同的 M n元素核 (图 2), 有的多晶

石榴石环带与内部石榴石的边界无关, 而有些多晶石榴石的

FeM n M g元素环带分布与 C a元素环带分布明显不同。多

晶石榴石的内部颗粒边界可能会影响阳离子的扩散路径,并

为变斑晶与基质间的交换反应提供通道, 因此可能会影响石

榴石的结构、成分和环带 (W h itney and Seaton, 2010)。

对变质岩中石榴石环带系统研究的典型实例是对美国

新罕布什尔州西南部的 FallM ounta in推覆体的变泥质岩中

石榴石的研究, 包括系统的主量元素、微量元素以及氧同位

素的环带分析 ( Spea r et al. , 1990; Spear and Kohn, 1996;

Kohn et al. , 1997; Pyle and Spear, 1999, 2000 )。石榴石的

主量元素和微量元素环带显示了至少四个阶段 (也可能是五

个阶段 )的石榴石生长 (图 3)。氧同位素剖面显示 ,石榴石

核部组成均一, 从核部到边部 18 O值降低,反映了后期流体

的参与或开放体系行为。每个阶段生长的石榴石, 都表现为

石榴石的产生或者消耗。石榴石的核部 ( G rt1 + Grt2 )被认为

是形成于低压条件下 (红柱石稳定场 ), 生成石榴石的反应为

Ch l+ Q tz= G rt1 + H2O, B t+ Sil1 + Q tz= G rt2 + M s。但是, 核部

平坦的 M n、Fe、M g主量元素环带 ( C a元素环带例外 )表明

G rt1 + G rt2的形成温度很高, 足以使 M n、Fe、M g这些元素通过

扩散达到均一化 ( Spear et al. , 1990, 1995)。Grt1主要呈补

丁状残留在石榴石核部 ( G rt2 ), 相平衡分析 ( Spear et al. ,

图 2 电子背散射分析 Tow nshend Dam 样品中石榴石的

M n元素环带所示的多晶结构

两张照片代表了同一石榴石颗粒的不同切片位置 (相差 1mm ) ,但

是只有单晶石榴石 3!在两个切片中都存在 (据 W h itn ey and

S eaton, 2010)

F ig. 2 EBSD photom icrog raph to show M n zon ing and

structure o f a po lycrystal g arnet from the Townshend Dam

samp le d istinct garne t cry sta ls

Each image represents a d ifferent slice ( separated by 1mm ) of th e sam e

cluster; both s lices contain garnet 3, the on ly garnet common to both

slices ( mod if ied afterW h itn ey and Seaton, 2010 )

图 3 电子探针分析样品 K92 12B中石榴石的剖面图, 显

示石榴石的多阶段生长

垂直的虚线用来划分不同阶段的石榴石,分别对应于 Grt1 + G rt2,

G rt4和 Grt5 (据 Kohn et a l. , 1997)

F ig. 3 E lectron m icroprobe trave rse ac ross garnet from sam ple

K92 12B, show ing mu ltiple stag es of ga rnet grow th

V ert ical l ines separate areas correspond ing to G rt1

+ G rt2, G rt

4, and

G rt5 ( modif ied afterK ohn e t al. , 1997)

1995)以及微量元素组成也显示残留核的存在 ( Py le and

Spear, 1999)。G rt3形成于部分熔融阶段, 其生成的反应式为

Bt+ S il1 3 + P l+ Q tz= G rt3 + K fs+ m elt, 主要表现为显微混合

岩化结构, 以及部分石榴石边部微量元素呈现的不连续变

化。其中石榴石边部的 C r元素突然增加, 指示了该阶段石

榴石的生长来源于云母类矿物的分解, 特别是 M us+ P l+ Q tz

的脱水熔融反应 (M s+ P l+ Q tz= S il3 + m elt ∀ K fs)。尽管该


图 4 X ray元素含量图谱显示花岗岩 VCA 7079中 2个石榴石的锰铝榴石反铃型环带 (据 Dah lqu ist et al. , 2007)

F ig. 4 X ray com positiona lm aps and spessa rtine inve rse be ll shaped zon ing pro files in tw o ga rnets from gran ite VCA 7079 ( after

Dah lqu ist et al. , 2007)

Abb reviations: CZ= cen tral zon e; IC Z= in term ed iate composit ional zone; MRZ= m argin al rim zone

反应没有石榴石的生成或消耗, 但是增加了基质中 Cr元素

的含量。同时, 进一步的加热过程,也伴随着黑云母脱水熔

融反应导致石榴石中 C r元素含量的增加 ( Spear and Kohn,

1996; Kohn et al. , 1997; Spear et al. , 1999)。

在退变质反应阶段,冷却作用和熔体的结晶将通过消耗

石榴石生成黑云母, 反应式为 K fs+ G rt2 3 + (含水 )熔体 = Bt

+ S il4 + P l+ Q tz。这种退变质转换反应 ( ReNTR, Re trog rade

Ne t transfer Reactions)主要消耗 G rt3, 导致石榴石边部的 M n

元素含量增加, 并且可能扩散至石榴石核部。在白云母脱水

熔融反应线附近, 熔体结晶生成白云母 [ S il1 4

+ (含水 )熔体

∀ K fs= M s+ P l+ Q tz], 并且在冷却过程中再次通过消耗黑云

母生成石榴石 Grt4, 反应式为 B t+ S il1 4 + Q tz + P l= G rt4 +

M s。Grt4的生长伴随着边部 M n元素含量的降低, 不同的热

动力学模拟均显示这一过程为等压降温作用 ( Spea r et al. ,

1990)。Grt3的消耗 (M n元素增加 )紧接着 G rt4的生长 ( M n

元素降低 ),导致形成显著的 M n元素尖峰 ! ( hum p) ( Spear

et a l. , 1990; Kohn et a l. , 1997 )。这一过程与溶解再生长

形成的微量元素环 ( annuli)非常相似。另外, 氧同位素分析

显示从核部到边部 18O值的降低,可能是冷却过程中石榴石

的生长造成的。高 C a石榴石 Grt5的增生, 可能反映了晚期

流体的介入, 因为推覆体的侵位作用将导致变泥质岩的下部

发生去水作用。

2 2 岩浆成因石榴石

岩浆成因石榴石并不常见,大多出现在伟晶岩和细晶岩

中 ( L eake, 1967; M ann ing, 1983; Deer et a l. , 1992),也有少

量出现在长英质的过铝质花岗岩中 ( L eake, 1967; A llan and

C la rke, 1981; M ille r and Stoddard, 1981; du Bray, 1988;

H ogan, 1996; Kebede et al. , 2001; Dahlquist et al. , 2007)。

尽管岩浆成因石榴石不常见,但可以用来示踪花岗岩的成因

( du B ray, 1988; V illa ros et al. , 2009) ,同时也是非常有用的

地质温压计, 如石榴石黑云母地质温度计和石榴石白云母

地质温度计, 以及石榴石黑云母斜长石石英地质压力计


( Dah lqu ist et al. , 2007)。另外,在一些变质岩中还发现有岩

浆成因石榴石的残留核, 显示与变质生长 (或增生 )石榴石明

显不同的元素成分环带 (H abler et al. , 2007)。因此,岩浆成

因石榴石的识别对于高压超高压变质岩中, 特别是变质花

岗岩中石榴石的成因机制非常重要。

花岗岩中石榴石的生长与变质岩中的生长环带通常是

相反的, 即中心富集铁铝榴石, 边部富集锰铝榴石 ( L eake,

1967; du Bray, 1988; Dah lqu ist et a , 2007; V illaros et al. ,

2009) (图 4)。这种反环带的形成机制必然不同于变质过程

中的生长环带。在岩浆冷却结晶过程中 , M n /( Fe+ M g )比值

是逐渐升高的, 结果导致晚期结晶石榴石的 M n元素相对于

Fe和 M g元素富集,最后生长的石榴石边部 M n元素最为富

集。一些研究者认为, 岩浆岩中石榴石的哑铃型环带, 反映

了石榴石生长过程中的内在特征,并受控于 M n和 Fe等主要

元素在石榴石晶体内的扩散速率。Y ard ley ( 1977)和 Spear

( 1993)发现, 当温度升高时, 石榴石中阳离子扩散速率迅速

升高。在温度 T < 640 ∀ 30 时, 石榴石中 M n的扩散速率可

以忽略不计 ( Yard ley, 1977; M ann ing, 1983; H arr ison,

1988); 但是当温度 T > 700 时, M n元素在石榴石中扩散速

率急剧升高, 甚至可以使原有的生长环带均一化。

岩浆成因石榴石还可能出现振荡环带特征,如新西兰安

山岩中的石榴石斑晶 ( Day et al. , 1992)和日本 Setouch i钙碱

性英安岩中的石榴石斑晶 ( Kano and Yash ima, 1976;

Kaw abata and Takafu j,i 2005)。不同研究者对这种特征的解

释差异很大。Day et al. ( 1992) 认为这种振荡环带反映了边

界层上熔体组成的波动,而 Kano and Yash im a ( 1976)认为是

压力条件突然改变的结果。Kaw abata and Takafuji ( 2005)则

把这种特征归因为是批式岩浆分异过程中岩浆组分的不均

一性。

花岗岩中的石榴石并不是普遍存在的, 石榴石的生长可

能来源于特定化学成分的岩浆区。安山岩、英安岩以及流纹

英安岩等火成岩的熔融实验发现, 岩浆中石榴石在压力

< 500~ 700M Pa时是不稳定的 ( G reen and R ingw ood, 1968;

G reen, 1972, 1992)。对杂砂岩、泥质岩以及英云闪长片麻

岩的熔融实验也得到了类似的结果 ( Pa ti o Douce and

Johnson, 1991; Skjerlie and Johnston, 1993; V ie lzeuf and

M onte,l 1994)。尽管大多数花岗岩中的石榴石都来源于富

M n岩浆 ( M iller et al. , 1981; C lem ens and W al,l 1981,

1982),但有些 S型花岗岩也可以在较宽的 P T fH 2O范围内产

生贫 M n石榴石, 其压力范围为 200~ 600M Pa ( C lemens and

W a l,l 1988)。 S型花岗岩中贫 M n的石榴石通常由于不稳定

而存在后期反应边结构,如 Strathbog ie花岗岩的早期岩浆石

榴石的边部为堇青石 ( C rd) +黑云母 ( Bt)反应边 ( Phillips et

al. , 1981), V io let Town火山岩中石榴石的边部为堇青石

( Crd) +斜方辉石 ( Opx )反应边 ( C lemens and W a l,l 1984)。

G reen ( 1977)认为, 石榴石结晶并不一定需要很高的压力,

因为岩浆中 M n含量的增加可以使石榴石在较低的压力下保

持稳定。 du Bray ( 1988)则认为, 过铝质花岗岩中更容易形

成石榴石。M iller and Stoddard ( 1981)认为, 富 M n岩浆更适

合石榴石的稳定存在, 并要求石榴石出现时岩浆的 M n /( Fe

+ M g) # 0 04。然而, du Bray ( 1988)对 Arab ian Sh ie ld东部

过铝质碱性长石花岗岩的研究发现, 虽然其花岗岩全岩的

M n /( Fe+ M g ) # 0 04, 但仍然缺乏石榴石的产出, 因此形成

岩浆石榴石的其它条件还有待识别。Dah lqu ist et al. ( 2007)

对位于阿根廷西北部含石榴石的 Pe n Rosado花岗岩进行

研究, 认为该区石榴石是直接从过铝质岩浆中结晶的, 且与

固相白云母和黑云母之间保持矿物学平衡。

2 3 热液成因石榴石

与变质成因和岩浆成因的石榴石环带 (哑铃型环带 )不

同, 热液成因石榴石的成分呈现急剧变化而非渐变式, 通常

表现为规则的振荡环带 ( C lechenko and Va lley, 2003; D zigge l

et al. , 2009)。这种化学组分上的突然变化, 可能反映了石

榴石生长过程中 P T条件的阶段性变化 ( Garcia Casco et al. ,

2002), 或者由于生成石榴石的反应物的突然改变所致

( Jam tve it and Anderson, 1992)。也有人认为石榴石的这种

振荡环带是由于反应迁移的物质变化和不平衡造成的

( O rto leva et al. , 1987)。

石榴石的振荡环带在变质岩中并不常见 ,而主要出现于

与流体有关的热液矿化体系, 如矽卡岩 ( Yardley et al. ,

1991; Crow e et al. , 2001; C lechenko and V alley, 2003; Sm ith

et al. , 2004)和热液金矿沉积 ( D zigge l et al. , 2009) (图 5)。

在这种热液体系中, 石榴石的振荡环带反映了流体岩石反

应的热液蚀变历史,因此石榴石的振荡环带可以为热液体系

的来源提供重要的信息 ( Jam tveit et al. , 1993; Crow e et al. ,

2001; C lechenko and V alley, 2003)。岩浆成因的石榴石中也

会有这种特征 ,可能由岩浆批式熔融过程中的不均一性造成

( Kaw abata and Takafu j,i 2005)。

3 石榴石的微量元素环带

与石榴石的主要元素环带一样,石榴石中微量元素环带

也是记录变质过程中物理化学条件变化的灵敏指示剂

( H ickm ott et al. , 1987; H ickmo tt and Sh im izu, 1990;

H ickm ott and Spear, 1992; Lanzirott,i 1995; Spear and Kohn,

1996; Cherno ff and Ca rlson, 1999)。石榴石中主量元素的环

带很容易受到热扩散的影响, 从而形成 M n元素在边部突然

升高的特征。但是, 石榴石中的微量元素很难受到热扩散作

用的影响。因此, 与石榴石中主要元素的成分环带相比, 微

量元素环带有时候对岩石形成的化学动力学和温压条件的

变化更为敏感 ,可以指示与石榴石的生长或重结晶相关的矿

物化学反应 ( H ickm ott et al. , 1987; H ickmo tt and Sh im izu,

1990; H ickm o tt and Spear, 1992; Spear and Kohn, 1996;

Cherno ff and C arlson, 1999; O tam end i et al. , 2002; Kon rad


图 5 位于 Nam ib ia的 Navachab金矿区钙硅质岩石中石榴石的振荡环带以及元素 M n和 Ca的 X射线分布 (据 Dzigge l et

al. , 2009)

F ig. 5 The oscillatory zoning profiles and X ray composition maps o fM n and Ca in the garnet from the Navachab go ld depo sit in

N am ibia ( m od ified afte rD z iggel et al. , 2009)

Schmo lke et al. , 2008a)。H ickm ott及其合作者最早对石榴

石的微量元素环带进行研究。他们的研究结果显示, 石榴石

的微量元素环带可以指示主要矿物组合的变化 ( H ickmo tt

and Spear, 1992),以及某些富集微量元素矿物的突然分解

( H ickm ott and Sh im izu, 1990 ), P T 演化历史 ( H ickm ott et

al. , 1987; H ickm ott and Spear, 1992) , 或者流体的活动性

( H ickm ott et al. , 1992; H erv ig and Peacock, 1989)。

石榴石可以在很宽的化学成分、温度和压力范围内存

在, 因此其微量元素组成可能保存不同变质阶段的有用信息

( H ickm ott et al. , 1987; O B rien, 1997; Kon rad Schmo lke et

al. , 2008a, b)。另外, Sm Nd和 Lu H f同位素体系中的 Sm

和 Lu在石榴石中含量较高, 因此石榴石的微量元素组成也

是确定变质作用时间和变质过程速率的重要参数 ( L apen et

al. , 2003; Ky lander C lark et al. , 2007; Cheng et al. , 2008,

2009a, b, 2010, 2011)。石榴石是富集重稀土 ( HREE )和元

素 Y的重要矿物相 ( H ickm ott et al. , 1987; Bea et al. , 1994;

H erm ann, 2002; O tamend i et al. , 2002; Rubatto and

H erm ann, 2003, 2007) ,其微量元素通常也呈现环带状分布,

从核部到边部, 中稀土 (M REE)、重稀土 (HREE)和 Y在石榴

石中的富集程度逐渐降低 ( H ickmo tt and Shim izu, 1990;

Lanziro tt,i 1995; Chernoff and Car lson, 1999; O tam end iet al. ,

2002)。形成石榴石微量元素环带的因素有多种,如: ( 1)石

榴石生长速度的变化 ( L anz irott,i 1995); ( 2 )石榴石变质生

长过程中瑞利分馏过程 ( O tam endi et al. , 2002); ( 3)石榴石

稳定场内矿物组合的变化 ( H ickmo tt et al. , 1987; Spea r and

Kohn, 1996); ( 4)石榴石幕式生长时, 从岩石中其它矿物基

质中摄取微量元素的不同 ( H ickmo tt and Sh im izu, 1990); ( 5)

富集微量元素的流体的参与 ( H ickm ott et al. , 1987; X iao et

al. , 2002); ( 6)石榴石与基质之间的微量元素分配系数随

石榴石主要成分的改变发生的变化 ( Schwandt et al. , 1996);

( 7)石榴石与相邻富集微量元素的矿物竞争的结果 ( Cherno ff

and Carlson, 1999)。另外, 石榴石与熔体之间是否达到平

衡, 也会严重影响石榴石中微量元素的含量和环带特征 ( Jun

and H ellenbrand, 2006; Konrad Schmo lke et al. , 2008a, b)。

石榴石中的微量元素是矿物发生溶解再沉淀或再生长

的灵敏指示剂 ( Yang and R ivers, 2002)。一般地, 如果一个

元素在该矿物中是相容元素,那么溶蚀作用将导致该元素在

矿物边部突然升高,而后期的再生长作用将导致矿物边缘中

该元素再次降低, 形成一个元素峰值! ( H ickmo tt et al. ,

1987; Spear et al. , 1990; Kohn et al. , 1997; Py le and Spear,

1999)。相反地, 如果一个元素在矿物中是不相容元素, 那么

溶蚀作用将导致该元素在矿物边部突然降低 ,而后期再生长

作用将导致矿物边缘中该元素再次升高, 形成一个元素谷

值! (图 6)。

石榴石中微量元素出现突然升降在不同变质程度的变

质岩中都有发现 ( L anzirott,i 1995; Spea r and Kohn, 1996;

Py le and Spea r, 1999; Chernoff and Carlson, 1999; Py le et al. ,

2001; Yang and R ivers, 2002), 有人认为是岩石内部元素迁

移的动力学因素造成的 ( Chernoff and Carlson, 1999)。例如,

美国新墨西哥州 P icuris石英岩中的石榴石显示 Yb、Y、P、T i、


图 6 石榴石溶蚀再生长过程中其相容元素和不相容

元素的变化示意图 (据 Yang and R ivers, 2002)

F ig. 6 A schem atic diag ram show ing the va riation o f ga rnet

com patible and incom pa tible e lem en ts formed by ga rnet

resorp tion and subsequent reg row th ( m od ified a fterYang and

R ivers, 2002)

Sc等元素的急剧升高或降低, 并在空间上与 Ca元素的尖峰

完全一致, 这可能是由于形成石榴石的过程中, 某些富集微

量元素的矿物瞬时参与造成的;由于岩石内部元素迁移的动

力学限制, 使这些元素在石榴石生长过程中没有达到化学平

衡 ( Chernoff and Carlson, 1999)。由于矿物粒内微量元素迁

移的动力学限制, 矿物斑晶中形成一些化学或矿物学的中心

圈 ( Chernoff and C arlson, 1997, 1999)。在这些中心圈不断

向外生长过程中, 它们之间还可能会互相影响, 导致某个区

域内的矿物发生突然改变。如果在某一区域突然有磷酸盐

或其它矿物反应生成 ,那么该区域内的很多元素 (包括 P、Ca

和 REE等 )都会发生突变。因此, 根据微量元素的剖面图,

地质学的解释则可以更进一步深化。例如, LREE的突然富

集, 可能反映了磷灰石、褐帘石或独居石的分解; M REE的突

然富集, 可能反映了绿帘石的分解; HREE的突然富集, 则可

能反应了磷钇矿或锆石的分解 ( Yang and R ivers, 2002)。识

别岩石中是否存在这种矿物反应,还需要仔细考察矿物的结

构、分带特征以及含矿物包裹体的类型等因素。

Konrad Schm o lke et al. ( 2008a)对挪威西片麻岩地区超

高压榴辉岩中石榴石的主量元素和微量元素环带分析发现,

从核部到边部, 石榴石的主量元素显示两种不同的环带分布

模式, 而稀土元素却显示四种明显不同的配分形式 ,对应于

四期不同阶段石榴石的矿物生长过程 (图 7 )。如第一类

REE配分位于石榴石核部 ( Zone 1), 显示陡峭的 HREE

M REE配分, 从内核向外核 HREE含量逐渐降低, MREE含量

保持不变, 这一阶段可能对应于石榴石的初期生长 ,生成石

榴石的反应为 Chl+ Ep+ Q tz∃ (富 A lm ) G rt( 1) + (钠钙质 )

Amp+ H 2O, 石榴石中 HREE的降低显示了由于石榴石的不

图 7 挪威西片麻岩地区 Verpenesse t超高压榴辉岩 714 3

中石榴石的稀土元素环带具有 4种不同的分配模式 ( a),

对应于 4 次不同的石榴石生长期次 ( b ) (据 Konrad

Schm olke et al. , 2008a)

F ig. 7 REE zon ing profiles o f g arnet fo r sam ple 714 3 from

V erpenesset ( a) and four d ifferen tREE pa tterns co rrespond to

four stag es o f garnet grow th ( b ) ( mod ified afte r Konrad

Schm olke et al. , 2008a)

断生成、储库中 HREE含量不断降低的过程, 这一过程亦称

为储库效应!。第二类 REE配分紧邻石榴石核部 ( Zone

2), 显示 HREE 含量突然降低、M REE 含量也轻微降低,

HREE M REE配分呈现平坦或向上凸的型式, 这一阶段可能

是由于形成早期石榴石的绿泥石已消耗完全, Ep成为生成

石榴石的主要矿物, 是石榴石的第一期增生边, 反应方程为

(钠钙质 ) Amp+ Ep∃ Grt( 2) ( G rs增加 ) + Cpx ( 1) + Ky+ Q tz

+ H2O。第三类 REE配分显示明显的 M REE富集, 而 HREE

和 LREE的富集程度非常有限 ( Z one 3), 是石榴石的第一期

增生边的中心 ,反映了石榴石的主要反应物为角闪石, 反应

方程为 (钠钙质 ) Amp + Cpx ( 1) ∃ Grt( 3) + Cpx ( 2 ) + Q tz+

H2O。第四类 REE配分显示明显的 M REE富集, HREE亏损

的强烈上凸型的配分型式 ( Zone 4), 是石榴石的第二期增生

边, 反映了石榴石的主要反应物为 Ky,反应方程为 Cpx( 2) +

Ky∃ G rt( 4) + Cpx ( 3) + Q tz。

利用离子探针 ( SIM S)和激光剥蚀电感耦合等离子体质


谱 ( LA ICP M S)对单矿物进行微区原位微量元素准确分析,

认识微量元素空间变化的细节 (如成分环带 ) , 这是通过微

观微量元素研究深入揭示地球动力学过程的有效手段 ( B ea

et al. , 1996; G r iffin et al. , 1996, 1999; Egg in, 2003; Rusk et

al. , 2004; Luguet et al. , 2005; R ighter et al. , 2005; 宗克清

等, 2005, 2006)。目前已有部分学者在这一方面对大别苏

鲁造山带开展了深入研究。 Sass i et al. ( 2000)利用 SIM S对

大别山榴辉岩的研究发现, HREE在石榴石中富集 , 其它微

量元素则主要赋存在副矿物中。 Jahn et al. ( 2003, 2005)通

过对榴辉岩中石榴石和绿辉石的 LA ICPM S分析, 认为大别

山毛屋榴辉岩中的石榴石和绿辉石之间达到了化学平衡,

但红安榴辉岩中石榴石和绿辉石之间是不平衡的。 Xiao et

al. ( 2001, 2002)对北大别和中大别榴辉岩和石榴辉石岩中

石榴石进行了 LA ICPM S稀土元素研究, 结合氧同位素数据

探讨了石榴石所经历的不同变质环境。罗彦等 ( 2004)利用

LA ICPM S研究了大别苏鲁榴辉岩和石榴辉石岩中石榴石

和单斜辉石的 Ce异常及其对深俯冲陆壳物质再循环的指示

意义。宗克清等 ( 2006)对中国科学大陆深钻 ( CCSD )主孔部

分榴辉岩进行研究, 发现石榴石边部相对于核部具有 M REE

富集特征。由于 M REE和 HREE在石榴石中都具有高度相

容性, 它们的分配系数从 Sm 到 Lu 依次增大 ( H aur i et al. ,

1994), 在正常情况下,矿物结晶过程中形成的生长环带应是

核部高、边部低, 且 HREE 生长环带比 MREE 更明显

( H ickm ott et al. , 1987; H ickm o tt and Sh im izu, 1990;

Schwandt et al. , 1996)。因此对于 CCSD主孔榴辉岩中石榴

石边部相对于核部 M REE富集的现象,宗克清等 ( 2006)解释

为折返初期温度升高导致 HREE在石榴石中的分配系数降

低, 从而引起石榴石释放 HREE ( K le in et al. , 2000),同时元

素的扩散速率随温度升高而显著增加 ( Kosler, 2001 ), 使得

与石榴石相邻的磷灰石边部表现出高 HREE含量的特征。

特别地, 在高压超高压的高级变质岩中, 锆石也是富集

HREE的矿物相之一,同时还是变质岩中年代学研究的重要

矿物。石榴石作为榴辉岩相变质岩石中的重要组成矿物相,

以及优先富集 HREE的特征,因此与石榴石平衡的变质生长

锆石表现出强烈的石榴石效应!: ( 1)在稀土元素组成上表

现为平坦的球粒陨石标准化 M REE HREE 配分模型

( Rubatto, 2002; W h itehouse and P latt, 2003); ( 2)在 Lu H f同

位素组成上表现为降低的 176 Lu /177 H f比值和升高的 176H f/177H f比值 ( Zheng et al. , 2005; W u et al. , 2006)。正是基于

这个地球化学性质, 榴辉岩相条件下的变质锆石学研究得以

深化 ( X ia et al. , 2009, 2010; Zheng, 2009a; Chen et al. ,

2010), 由此区分出两种类型的变质生长锆石 (富水流体生

长、含水熔体生长 )和三种类型的变质重结晶锆石 (固态重结

晶、交代重结晶、溶解重结晶 )。不过, 温度对锆石与石榴石

之间的 HREE配分效应存在明显差别, 表现为 900 以上时

配分系数 DZr/Grt% 1,而在 850 以下时 DZ r/G rt# 5( Rubatto and

H erm ann, 2007)。因此在 & 850 条件下, 即使流体 /熔体中

有石榴石共存, 所生长的锆石将依然表现出相对陡峭的

M REE HREE配分模型。这个特点可以用来识别 TTG型岩

浆岩的微量元素组成特点是否由源区继承而来还是部分熔

融的温度效应 ( Zhang et al. , 2009, 2010)。

4 石榴石的氧同位素环带

对石榴石中氧同位素的研究最早可以追溯到 20世纪 90

年代早期 ( Chamber la in and Conrad, 1991, 1993; Young and

Rum ble, 1993; Jam tve it and H erv ig, 1994), 但是 Kohn et al.

( 1993)首次将石榴石的氧同位素环带归因为与理论预测一

致的矿物生长环带。对智利 T ie rra de l Fuego的石榴石氧同

位素分析显示, 从核部到边部 18 O增加了约 5∋ , 这一结果

与石榴石在封闭体系下约 75 的温度区间内进变质生长得

到的氧同位素生长环带是一致的 ( Kohn et al. , 1993)。但

是, 越来越多的研究显示, 石榴石中核边氧同位素差异是开

放体系行为, 而非封闭体系下石榴石的生长环带

( Chamber la in and Conrad, 1991, 1993; Young and Rum ble,

1993; Jam tve it and H erv ig, 1994; Kohn and Va lley, 1994; Van

H aren et al. , 1996; Crowe et al. , 2001; Ske lton et al. , 2002;

M a rtin et al. , 2006)。如 Kohn et al. ( 1997)对具有多期生长

的石榴石的氧同位素分析显示, 核部氧同位素组成非常均

一, 而边部氧同位素相对较低, 从而推测该石榴石在后期受

到了开放体系下的流体活动干扰。X iao et al. ( 2002) 对北

大别燕子河高温 /超高压长英质麻粒岩中石榴石的氧同位素

分析表明, 大小为 5 8 ( 5 2mm的大颗粒石榴石的 18 O值较

均一 ( 8 9∋ ~ 9 3∋ ), 而裂隙 (已被角闪石充填 )附近的石

榴石 18O值相对较低 ( 6 8∋ ~ 7 4∋ ) ,并且对应的稀土元

素也显示裂隙附近石榴石具有轻稀土富集的特征, 因此可以

认为后期退变质流体作用是引起石榴石 18 O降低的主要原

因, 且退变质流体与岩石之间尚未达到同位素再平衡。在南

大别带北缘李杜的低温 /超高压榴辉岩中, 石榴石的 18 O值

呈中心式环带, 尽管石榴石的核和边都显著亏损 18 O, 但是存

在稍微富集 18 O的幔部环带, X iao et al. ( 2002 )认为南大别

榴辉岩中石榴石的 18 O的分带型式可能反映了石榴石生长

过程中氧同位素组成的变化,即进变质过程中流体成分或者

温度的变化。

5 石榴石中的矿物包裹体研究

矿物包裹体是成岩成矿溶液 (含气液的流体或硅酸盐熔

融体 )在矿物结晶生长过程中, 被包裹在矿物晶格缺陷或穴

窝中的、至今尚在主矿物中封存并与主矿物有着相的界限的

那一部分物质 (卢焕章和范宏瑞, 2004)。对矿物中的流体

和固体包裹体进行研究,对阐明成岩成矿流体的性质、成岩、

演化、温压条件、矿物晶出条件、水岩反应的程度、成岩成矿

作用过程中流体的活动及有关的地质构造背景等具有重要


的意义。特别是对大陆碰撞带, 包裹体是研究变质作用过程

中流体活动和元素运移的重要手段 ( X iao et al. , 2000,

2001, 2002; Franz et al. , 2001; Scambe llur i and Philippo t,

2001; Touret, 2001; Fu et al. , 2001, 2002, 2003a, b; Fan et

al. , 2002, 2003, 2005; Shen et al. , 2003; Tou ret and

Com pagnon,i 2003; 徐莉等, 2005, 2006; 翟伟等, 2005; 沈

昆等, 2005, 2006; Zhang et al. , 2005b, 2006, 2007, 2008)。

大别苏鲁造山带是典型的陆陆碰撞型造山带 ( Zheng,

2008; Zheng et al. , 2009a ), 有关地质地球化学研究已经为

认识超高压变质和大陆深俯冲作出了突出贡献 ( Zheng,

2009a, b; Zheng et a l. , 2009b, 2011)。在大别山超高压榴

辉岩的石榴石中发现了大量的固体矿物包裹体,特别是柯石

英 ( Okay et al. , 1989; W ang et al. , 1989, 1992 )和金刚石

( Xu et al. , 1992)包裹体的发现, 表明表壳物质曾俯冲到地

幔深度 ( > 100km ), 经历了超高压变质作用, 然后又折返至

浅部地壳。尽管有的石榴石已经发生了角闪岩相退变质作

用, 具有明显的次生边冠状体 (角闪石 +绿帘石 +斜长石 )

( Okay et al. , 1989) ,但其中包含的柯石英或金刚石包裹体

说明石榴石形成于前进变质阶段,在峰期变质阶段捕获了柯

石英, 后期则发生了明显的退变质作用。片麻岩中石榴石所

含的矿物包裹体也给出了超高压变质的证据, 如 W ang and

L iou ( 1991)在大别山黑云母片麻岩的石榴石中同样发现了

柯石英假象多相石英包裹体,并具有放射纹结构。

大别苏鲁造山带超高压变质岩的石榴石中还发现了很

多多相固体包裹体 ( Ferrando et al. , 2005; M a lasp ina et al. ,

2006; 曾令森等, 2009)。如 Ferrando et al. ( 2005)在苏鲁东

海地区蓝晶石多硅白云母绿帘石榴辉岩的石榴石中发现了

大量的多相固体包裹体,主要为钠云母 +金红石 +磷灰石 ∀

角闪石 ∀ Zn十字石 ∀磁铁矿 ∀斜长石 ∀锆石 ∀黄铁矿 ∀类

明矾磷酸盐 ∀尖晶石。M alaspina et al. ( 2006)在大别山毛

屋石榴斜方辉石岩的石榴石核部发现了大量呈负晶形和恒

定填充矿物比例的多相固体包裹体 (原生包体 ), 包裹体的矿

物组成为 10% ~ 20% 的尖晶石和 80% ~ 90% 的含水矿物

(角闪石 +绿泥石 ∀滑石 ∀云母 ∀磷灰石 )。结合岩石和多

相固体包裹体的岩相学特征以及其它地球化学数据, 她们认

为这些固体包裹体代表的流体 /熔体是形成于峰期超高压变

质条件下。在德国 Saxon ian E rzgeb irge超高压变质片麻岩中

的石榴石 (Hw ang et al. , 2001; Stockhert et al. , 2001)和哈萨

克斯坦北部 Kokchetav岩体的超高压变质片麻岩石榴石中,

同样也发现了大量的多相固体包裹体 (Hw ang et al. , 2003)。

研究表明, 高压超高压变质岩矿物中的多相固体包裹体可

以为峰期变质流体 /熔体的化学组成提供重要信息 ( Ph ilippot

and Se lverstone, 1991; Ph ilippot, 1993; Ph ilippot et al. ,

1995; Zhang et al. , 2008; M posko s et al. , 2009 ), 也可以指

示退变质流体的来源 (H ura i et al. , 2010)。超高压变质岩中

长英质多相固体包裹体的存在表明,深俯冲的大陆板片在折

返初期, 可能发生了部分熔融作用, 形成含水的花岗质熔体

(富集 Na K A l S i等元素 ) , 被重结晶的石榴石或绿辉石捕

获, 发生脱水结晶作用, 形成了含长石和石英的多晶聚合体

( Scambellur i and Philippo t, 2001;曾令森等, 2009)。

石榴石中的各种包裹体为高压超高压变质作用提供了

重要信息。反过来, 石榴石生长过程中捕获的矿物、熔体以

及流体包裹体可以为寄主矿物石榴石的成因提供很好的证

据 ( Parkinson, 2000; K aw abata and Takafuj,i 2005; Cutts et

al. , 2010)。 Kawabata and Takafuji ( 2005)通过分析日本

Setouch i火山带钙碱性英安岩中石榴石斑晶, 发现含有矽线

石包裹体或熔融结构的石榴石具有连续变化的成分环带,由

此推测为变质成因石榴石; 对于不含矽线石包裹体、成分显

示振荡环带的石榴石, 推测其为岩浆成因。 Park inson

( 2000)对 Kokche tav白片岩中石榴石进行了研究, 发现除了

石榴石的成分呈现从核部到边部锰铝榴石降低、镁铝榴石升

高的环带特征外, 还含有不同形态结构的石英包裹体 (图

8): 核部含有丰富的自形石英包裹体 ( T ype 1 ); 紧邻核部生

长的石榴石幔部包含有多相石英, 发育放射纹结构, 说明为

柯石英假象, 同时还有绿泥石、滑石、蓝晶石等微小包裹体

( T ype 2) ;石榴石幔部中间含有半自形柯石英 +多晶石英的

集合体, 发育放射纹结构 ( Type 3); 石榴石幔部靠近边缘处

含有半自形柯石英, 但不含石英, 也没有放射纹结构 ( T ype

4); 石榴石的边部则没有任何石英或柯石英等硅质包裹体。

Type 1包裹体表明,石榴石核部开始重结晶的条件为低温低

压 (T = 380~ 580 , P < 1 0GPa); 其它 3类含柯石英包裹体

出现在石榴石幔部, 表明石榴石是在柯石英石英转换条件

(P ~ 2 6GPa, T ~ 600 )下重结晶或生长的, 显示 Kokche tav

白片岩中石榴石是在进变质条件下生长和重结晶的。W ang

et al. ( 1992)对南大别黄镇地区含蓝晶石榴辉岩的研究发

现, 石榴石不仅保存很好的成分环带, 而且内部的矿物包裹

体也呈环带状分布。核部含有蓝闪石、多硅白云母、钠云母、

绿帘石、石英等细小包裹体, 是一套前进变质期间的蓝片岩

相组合, 地质温压计计算得到的形成温度和压力分别为

400 和 1 2~ 1 5GPa。幔部含有绿辉石、红闪石、石英等包

裹体, 这些包裹体成环带状分布, 是一套峰期变质的榴辉岩

相矿物组合, 地质温压计计算得到其形成温度为 600 ,压力

大于 2 0~ 2 2GPa。边缘则是一个几乎没有任何可见矿物

包裹体的带, 可能形成于退化变质期的重结晶作用。

Cutts et al. ( 2010)对苏格兰西北部 M oine Superg roup深

熔岩中石榴石变斑晶内的独居石颗粒进行了原位 LA ICP

M S法 U Pb定年,识别出三期石榴石生长事件。石榴石核部

的独居石包裹体 U Pb年龄为 825 ~ 780M a,记录的是石榴石

的最早生长时间;石榴石幔部独居石包裹体 U Pb年龄为 724

∀ 6M a,与变质锆石的 S IM S法 U Pb年龄 725 ∀ 4M a一致,记

录了混合岩化期间石榴石的生长;石榴石边部的独居石包裹

体的 U Pb年龄为 464 ∀ 3M a, 与基质中独居石的年龄 462 ∀

2M a和侵入的伟晶岩中锆石的 SIM S年龄 463 ∀ 4M a年龄一

致, 反映了晚期石榴石的生长。因此, 对石榴石中独居石包


图 8 Kulet白片岩中石榴石变斑晶示意图,显示石榴石内不同矿物组合的包裹体分带性与石榴石进变质生长环带

石榴石幔部内石英或柯石英包裹体周围具有放射状裂纹 (据 Park inson, 2000 )

F ig. 8 Sketch of garnet po rphyrob last in Kulet wh itesch ist ( N307 ), show ing co rre lation betw een inc lusion assemb lages and

prograde com pos itiona l zona tion

N ote rad ial fractu ring around sil ica inclusions in them an tle reg ion U pp er right in set show s com pos itional l ine p rofile of th eG rt, and low er right in set,

system atic d istribu tion of s ilica inclus ion types Qtz and /or C oe in the G rt ( after Park inson, 2000 )

裹体的 U Pb定年, 是确定变质岩中石榴石形成时间顺序的

直接手段。

需要注意的是, 在超高压变质岩中, 矿物包裹体可能来

源于不同的期次: ( 1)包裹体矿物代表比石榴石更早的矿物,

它们可能是反应的残余 ( Kawabata and Takafuj,i 2005); ( 2)

包裹体矿物与石榴石同时形成, 这源于石榴石生长快, 同期

的其它矿物因此被包裹进来,如记录了峰期超高压变质作用

的柯石英包裹体 ( Okay et al. , 1989; W ang et al. , 1989,

1992; Parkinson, 2000); ( 3)包裹体矿物来源于后期矿物的

出溶, 如在一些石榴石中发现的单斜辉石 +金红石的棒状出

溶体 ( van Roerm und and Drury, 1998; Ye et al. , 2000; 刘良

等, 2002; Song et a l. , 2004) ,被认为是极高压条件下形成的

石榴石在降压过程中产生的出熔体,而不是普通的矿物包裹

体。因此, 在识别石榴石内矿物包裹体的同时,还需要仔细

辩别矿物包裹体的形成世代,这样才能对石榴石的成因给出

更加合理的解释。

6 结语

超高压变质岩中石榴石是研究造山带变质演化历史的

重要工具之一。石榴石主要元素成分环带记录了其生长时

的温度、压力条件以及化学组成等重要信息, 为限制高压超

高压寄主岩石的温度和压力以及化学演化历史提供了重要

依据。石榴石的微量元素环带不仅可以记录变质过程中物

理化学条件的变化,还可以指示矿物是否发生了溶解再结晶

或再生长, 因此可以为形成石榴石时的共生矿物组合和矿物

反应提供依据。石榴石的氧同位素环带可以有效识别体系

的开放或封闭条件的流体行为。石榴石中的矿物或流体包

裹体组成对相应石榴石区域的形成环境可以提供很好的制

约。因此, 对复杂成因的石榴石进行详细的元素、同位素和

包裹体等方面的综合研究,才能对石榴石的形成环境和成因

机制进行合理的限定,进而为寄主岩石的演化历史提供准确


的岩石学和地球化学制约。

致谢感谢刘景波研究员、仝来喜研究员和张建新研究员

对本文提出的宝贵修改意见。

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