Kainsaz(CO3)陨石中两个富Al球粒的氧同位素组成特征与形成演化

2020-08-12223

岩石学报 2020年6期

223

1. 湖南科技大学地质研究所，湘潭 4112012. 中国科学院地球化学研究所，贵阳 5500813. 湖南科技大学页岩气资源利用湖南省重点实验室，湘潭 4112011.

球粒陨石中的富钙铝难熔包体(简称CAIs)和球粒等都是早期太阳星云演化的产物，它们保存了星云形成和演化的重要信息，对认识早期星云形成和演化过程具有重要意义。CAIs主要由一些富Ca、Al的硅酸盐和氧化物组成，而球粒的矿物组成以镁铁质硅酸盐(如橄榄石和低钙辉石等)为主。在球粒中存在一种含一定量富钙铝矿物(如钙长石和富钙辉石等)的球粒，常将它们称为富Al球粒。富Al球粒的全岩化学组成中，Al2O3含量一般≥10% (Bischoff and Keil, 1984)，Al2O3含量介于CAIs和镁铁质硅酸盐球粒之间，所以常常认为富Al球粒在认识CAIs和镁铁质硅酸盐球粒形成演化过程中的相互联系具有特殊的意义(Zhang and Hsu, 2009)。

图1 Kainsaz富Al球粒的背散射电子照片(a) K1-CH1; (b) K2-CH2. Ol-橄榄石;An-富钙长石;Px-低钙辉石.○-纳米离子探针分析位置Fig.1 Back-scattered electron images of the two Al-rich chondrules(a) K1-CH1; (b) K2-CH2. Abbreviation: Ol-olivine; An-Ca-rich plagioclase, Px-Ca-poor pyroxene. ○-analysis position of NanoSIMS

根据富Al球粒较高的Al2O3含量，有时存在残留的CAIs碎块等，一般认为富Al球粒的初始物质是CAIs与镁铁质硅酸盐球粒混合熔融结晶的产物(Bischoff and Keil, 1984; Shengetal., 1991; Krot and Keil, 2002; Krotetal., 2002; MacPherson and Huss, 2005; Zhang and Hsu, 2009)。Rubin (2004)认为蠕虫状橄榄石集合体(AOAs)可能是部分富Al球粒的初始物质。另一方面，普通球粒陨石和顽辉石球粒陨石中大多数富Al球粒的氧同位素组成与其中的镁铁质硅酸盐球粒具有相似的特征(δ17,18O: ～-15‰ to +5‰; Russelletal., 2000; Guanetal., 2006)，部分研究者认为富Al球粒在熔融结晶过程中没有明显受到富16O同位素组成的CAIs (δ17,18O: ～50‰)的影响。目前已经确认，在早期星云中至少存在16O 同位素组成完全不同的两个源区：富16O 同位素组成(CAIs形成)和贫16O 同位素组成(铁镁质硅酸盐球粒形成)。早期星云演化过程中形成的各种集合体，在迁移进入陨石母体过程中，会受到各种热事件和后期蚀变作用等的影响。在此过程中，由于物理化学条件的改变，氧同位素交换是一个不能忽视的重要因素。Zhangetal. (2014)通过对未分群的3型碳质球粒陨石Dar al Gani 978中富Al球粒氧同位素等研究认为，富Al球粒是早期形成的CAIs与镁铁质硅酸盐球粒混合熔融结晶的产物，其在形成过程和吸积进入陨石母体的过程中至少发生了两次氧同位素交换。

综上所述，富Al球粒的初始物质组成、形成演化过程的星云环境等目前还存在较大争议。氧同位素组成研究能够对球粒演化和早期星云环境等提供重要的信息。本文将对Kainsaz (CO3)碳质球粒陨石中的2个富Al球粒开展矿物岩石学和氧同位素组成特征研究，试图对富Al球粒形成演化过程、初始物质组成以及早期星云环境等有进一步认识。

1 样品和实验方法

研究的2个富Al球粒来自Kainsaz (CO3)碳质球粒陨石，编号分别为：K1-CH1和K2-CH2 (图1)。

富Al球粒的矿物学特征在桂林理工大学JXA-8230型电子探针的背散射(BSE)模式下进行。矿物化学组成分析在上述电子探针下测定，实验条件为：加速电压15keV，束流20nA，分析标准为硅酸盐矿物和氧化物。分析中对一些元素特征峰的叠加进行了校正，如Cr的Kβ线对Mn的Kα线的叠加；Ti的Kβ对V的Kα线的叠加等。分析结果采用ZAF方法校正。

2个富Al球粒中主要矿物的氧同位素组成分析在中国科学院地质与地球物理研究所Cameca NanoSIMS 50L型纳米离子探针上完成。分析条件为：以16keV, ～100pA的Cs+离子束轰击样品表面(～1.5×2μm)，产生的二次离子16O、18O由法拉第杯(FC)接收测量，17O由电子倍增器(EM)测量，质量分辨率为～6000 (CAMECA 定义)，足以分辨16OH对17O的干扰(Hoppeetal., 2013)。所有数据均进行了仪器质量分馏、背景、死时间和接收器产率校正, 数据的偏差均为2σ。采用的氧同位素标样分别为San Carlos (橄榄石)和95AK6(富钙辉石、低钙辉石和钙长石) (Linetal., 2014; Daietal., 2016)。样品的δ18O和δ17O值采用相对于地球标准平均大洋水的千分标准偏差表示。氧同素异常Δ17O值由公式Δ17O=δ17O-0.52δ18O计算得出。

2 实验结果

2.1 岩石学特征

K1-CH1不是一个完整的球粒，如图1a所示，其右半部分有缺失，该球粒的粒径约为280×220μm。球粒的矿物组成主要为橄榄石、低钙辉石和富钙长石，其所占体积分别约为45%、35%和17%，另外还存在少量的陨硫铁和褐铁矿(～3%)。陨硫铁主要镶嵌于橄榄石和低钙辉石中，褐铁矿分布于球粒中的裂隙，它们可能是风化作用的产物。该球粒中，橄榄石主要分布于球粒的中部，呈自形-半自形、粗粒(粒径最大可达～70μm)；低钙辉石主要分布于球粒的边部，晶形也呈自形-半自形，粒径较橄榄石稍大，最大可达～100μm；富钙长石粒径相对较小，一般<30μm，晶型主要呈半自形-他型。部分富钙长石呈粒状分布，其余的呈条带状分布于橄榄石与低钙辉石之间缝隙中。

K2-CH2具有浑圆的外形，粒径约为550×530μm (图1b)。矿物组成与主要为橄榄石(～65%)和富钙长石(～35%)，少量的褐铁矿分布于球粒的裂隙中，基本不见陨硫铁。橄榄石主要存在两种形态：(1)球粒的边缘存在一层厚度约为50～120μm的连续的橄榄石边；(2)球粒中心存在数个粗粒自形的橄榄石颗粒，粒径可达150μm。富钙长石主要呈细长条带状，分布于球粒的中部(图1b)。

2.2 矿物化学组成

2个球粒中橄榄石矿物化学组成见表1。K1-CH1中橄榄石FeO的含量较高，可达4.72%。CaO的含量<0.17%，其余元素组分的含量均较低。K1-CH1中低钙辉石的CaO含量<0.75%，Al2O3<1.26%，FeO<1.03%，Cr2O3<1.03%，其余组分接近检测限。K2-CH2中橄榄石为较纯的镁橄榄石，其中的FeO含量较K1-CH1低，位于0.63%～1.74%。其余组分的含量均很低，与K1-CH1相似(表1)。

表1 两个富Al球粒中典型橄榄石、低钙辉石和富钙长石电子探针分析结果 (wt%)

表2 两个富Al球粒矿物的氧同位素组成(‰)

图3 两个富Al球粒矿物的Δ17O组成特征(a) K1-CH1中矿物的Δ17O组成；(b) K2-CH2中矿物从核部至边部的Δ17O组成Fig.3 Δ17O values of minerals in two Al-rich chondrules(a) Δ17O values of minerals in K1-CH1; (b) Δ17O values from core to rim of minerals in K2-CH2

图2 两个富Al球粒矿物的三氧同位素图Fig.2 Oxygen isotopic compositions of minerals in two Al-rich chondrules presented on oxygen three-isotope diagrams

K1-CH1中的富钙长石MgO的含量变化范围为0.57%～1.50%，Na2O的含量比较稳定，位于2.20%～2.35%，MgO与Na2O 含量之间未见相关性；FeO含量为1.07%～1.64%，其余组分的含量均较低。K2-CH2中的MgO的含量变化范围位于0.78%～6.99%之间，变化范围明显较K1-CH1大。Na2O的含量变化也较大，位于2.05%～4.00%之间。MgO与Na2O 含量之间呈现一定的负相关(表1)。

2.3 氧同位素组成特征

K1-CH1和K2-CH2的氧同位素组成见表2、图2和图3。橄榄石、低钙辉石和富钙长石的氧同位素组成基本上分布于三氧同位素图上的碳质球粒陨石无水矿物(简称CCAM)线和地月质量分馏线(TFL)之间。

在K1-CH1中，橄榄石、低钙辉石和富钙长石均具有贫16O同位素组成特征。橄榄石的Δ17O位于-8.7‰～1.7‰之间，低钙辉石和富钙长石分别为-11.1‰～0.4‰和-3.9‰～-1.8‰。球粒中的Δ17O组成基本上位于两个区间：-11.1‰～-8.7‰和-3.9‰～0.4‰之间。在球粒中，未发现富16O同位素组成的橄榄石颗粒。

K2-CH2中橄榄石和富钙长石的氧同位素组成同样具有贫16O同位素组成的特征。橄榄石的δ18O分布范围位于-19.4‰～-13.5‰之间，δ17O位于-14.2‰～-2.6‰之间，Δ17O位于-5.4‰～-0.6‰。富钙长石的氧同位素组成与橄榄石相似，其δ18O与δ17O值位于橄榄石变化范围之内，富钙长石δ18O分布范围位于-9.8‰～-4.7‰之间，δ17O位于-11.2～-7.8 ‰之间，Δ17O位于-6.6‰～-4.8 ‰之间。另外，为了分析该球粒中氧同位素变化规律，我们分别从中部至边部依次测定了橄榄石和富钙长石的氧同位素组成。橄榄石和富钙长石的Δ17O值从球粒的中部至边部具有明显升高的趋势，其中橄榄石边的Δ17O值可达-0.6 ‰。

3 讨论

3.1 初始物质组成

富Al球粒的矿物组合常为橄榄石、低钙辉石、钙长石和富钙辉石等。橄榄石和低钙辉石是镁铁质硅酸盐球粒中的主要矿物，而钙长石和富钙辉石常出现在CAIs中，所以常常认为富Al球粒在认识CAIs和镁铁质硅酸盐球粒的相互关系及早期星云演化过程具有重要的意义。前人根据富Al球粒的矿物组合、全岩化学组成和REE特征等常认为其是CAIs和镁铁质硅酸盐球粒混合熔融结晶形成(Shengetal., 1991; Russelletal., 2000; Krot and Keil, 2002; Krotetal., 2002; MacPherson and Huss, 2005; Zhang and Hsu, 2009)。

K1-CH1球粒的矿物组成主要为橄榄石、低钙辉石和富钙长石，与前人研究的普通球粒陨石和顽辉石球粒陨石中的富Al球粒类似。K1-CH1中出现了大量常见于镁铁质硅酸盐球粒中的低钙辉石和橄榄石，表明初始物质之一为镁铁质硅酸盐球粒。与镁铁质硅酸盐球粒比较，K1-CH1含有较高含量的的富钙长石矿物，表明K1-CH1的另一初始物质为富Ca、Al矿物集合体。其次，从球粒的氧同位素组成来看，前人研究一般认为，原始的难熔包体具有富16O的同位素组成，而球粒常贫16O (Yurimotoetal., 2008)。K1-CH1中的橄榄石、低钙辉石和富钙长石均具有贫16O同位素组成(表2、图2和图3)。橄榄石和低钙辉石氧同位素组成特征与典型的来自镁铁质硅酸盐球粒中的矿物类似。也有一些文献报导，在球粒中的少数矿物(如尖晶石、橄榄石等)具有富16O同位素组成(Maruyamaetal., 1999; Yurimoto and Wasson, 2002; Maruyama and Yurimoto, 2003; Jonesetal., 2004; Nagashimaetal., 2012)，一般认为，这些矿物颗粒属于富16O同位素组成的CAIs或者AOAs的残留矿物，但在K1-CH1中并未发现，所以其中的橄榄石不可能是CAIs或AOA的残留矿物。该球粒中较高含量的富钙长石表明其初始物质可能是CAIs。富钙长石具有贫16O的同位素组成表明其在形成过程中发生了完全的熔融结晶，并在球粒形成过程或者形成之后与贫16O的太阳星云进行了氧同位素交换的结果，具体氧同位素交换将在下节进行探讨。综上所述，K1-CH1的初始物质组成可能为镁铁质硅酸盐球粒(富橄榄石-辉石型球粒)和CAIs。

K2-CH2中的矿物组成主要为橄榄石和富钙长石，与K1-CH1比较，K2-CH2中未发现低钙辉石，而富钙长石的含量更高。从氧同位素组成来看，K2-CH2中的矿物也明显具有贫16O同位素组成特征(表2、图2和图3)。所以，K2-CH2中的橄榄石也不是属于CAIs或AOAs残留来源，其属于来自于前期形成的镁铁质硅酸盐球粒。另外，富钙长石也具有贫16O同位素组成特征(δ18O：-9.8‰～-4.7‰，δ17O：-11.2‰～-7.8‰，Δ17O：-6.6‰～-4.8‰)，其可能属于来自前期形成的CAIs，与K1-CH1类似，CAIs发生了完全的熔融结晶，并在球粒形成过程或者形成之后与贫16O的太阳星云进行了氧同位素交换。所以，K2-CH2的初始物质可能是镁铁质硅酸盐球粒(富橄榄石型球粒)和早期形成的CAIs。

3.2 氧同位素交换

在普通球粒陨石(Russelletal., 2000)和顽辉石球粒陨石(Guanetal., 2006)中富Al球粒的氧同位素组成(δ17,18O位于-15‰～5‰之间)常与镁铁质硅酸盐一致。所以，富Al球粒的初始物质组成不是CAIs和镁铁质硅酸盐球粒简单的混合(Russelletal., 2000; Guanetal., 2006)，需要考虑富Al球粒中矿物的氧同位素为什么没有继承初始物质之一(CAIs)的富16O同位素组成特征。同样，本文研究的K1-CH1和K2-CH2两个富Al球粒矿物中，主要矿物相(橄榄石、低钙辉石和富钙长石)均为贫16O同位素组成(表2、图2和图3)。上述特征的原因可能是这两个球粒在初始物质熔融结晶/迁移/后期蚀变过程中与周围贫16O同位素组成的星云发生了氧同位素交换。

前期形成的富16O同位素组成的CAIs迁移至球粒熔融结晶区域，与镁铁质硅酸盐球粒物质发生熔融结晶。在此过程中，CAIs可能发生了部分熔融，其中的尖晶石和橄榄石颗粒大部分被保存了下来，由于它们氧同位素扩散速度相对较慢，所以常具有富16O同位素组成特征(Ryerson and McKeegan, 1994; Yuetal., 1995; Deschetal., 2012; Zhangetal., 2014)。在K1-CH1中的富钙长石氧同位素组成与橄榄石、低钙辉石类似，具有贫16O同位素组成，表明初始物质之一的CAIs可能发生了完全的熔融，与球粒的其余初始物质发生了反应，并与周围贫16O同位素组成的星云发生了氧同位素交换(Zhangetal., 2014; Krot, 2019)。在K1-CH1球粒形成后，将发生迁移进入Kainsaz (CO3)陨石母体。在此过程中，周围环境也会继续发生改变，后期的热事件或者蚀变作用等均可能造成进一步的氧同位素交换(Tenneretal., 2018; Krotetal., 2019)。另外，K1-CHI的Δ17O组成位于两个区间：-11.1‰～-8.7‰和-3.9‰～-0.4‰之间，表明该球粒的氧同位素交换至少发生在两个贫16O同位素组成的周围环境中，其Δ17O分别为～-8.7‰和～-0.4‰。

K2-CH2的氧同位素交换过程与K1-CH1相似，其球粒的初始物质在熔融结晶/迁移/后期蚀变过程中与贫16O同位素组的周围环境都可能发生了氧同位素交换。但K2-CH2富Al球粒的氧同位素组成还具有如下两个特征：(1)其氧同位素组成具有明显的从核部至边部降低的趋势(表2、图3)，表明该球粒在一个较稳定的环境中进行了较长时间的氧同位素交换； (2)橄榄石边的Δ17O最高可达-0.6‰，表明球粒至少在一个Δ17O值约为-0.6‰的贫氧同位素组成的环境中进行了氧同位素交换。

在上文讨论中，K1-CH1的氧同位素交换至少发生在2个贫16O同位素组成的星云环境中(Δ17O分别为～-8.7‰和0.4‰)，而K2-CH2的至少存在一个Δ17O组成～-0.6‰的氧同位素交换源区。我们发现，K2-CH2中部矿物的Δ17O值位于-14.2‰～-7.8‰，与K1-CH1中的～-8.7‰的星云环境相似。而K2-CH2中橄榄石边的Δ17O约为-0.6‰，与K1-CH1另一交换源区(Δ17O：～0.4‰)相似。上述特征表明两个球粒可能在Δ17O约为-8.7‰～-7.8‰的星云中首先发生了氧同位素交换，此次交换可能发生在初始物质熔融结晶过程；后期又在Δ17O约为-0.6‰～0.4‰的贫氧同位素组成的环境中再次发生了氧同位素交换，此次交换可能发生在Kainsaz陨石母体中(Zhangetal., 2014)，并有流体的参与。在Kainsaz陨石中，大量细粒蚀变产物广泛的分布于基质、球粒和CAIs中，也表明在陨石母体中发生过较强烈的蚀变作用。蚀变作用与氧同位素交换过程可能伴随进行。

3.3 形成演化过程

前人研究已经基本认识了CAIs、AOAs和球粒形成演化过程的基本轮廓。在太阳星云的特定区域，温度在达到使大部分固相尘埃气化之后开始冷却，从高温到低温依次凝聚形成松散A型包体(FTAs)→富尖晶石-辉石型包体→AOAs，AOAs可能是相对更低温星云直接凝聚的产物(Lin and Kimura, 2003, Linetal., 2005, 2006; Wangetal., 2007; Ruzickaetal., 2012; Daietal., 2015)，粗粒CAIs显然经历过熔融结晶的过程，它们可能是前期形成物质熔融结晶的产物(Yoneda and Grossman,1995; Lin and Kimura, 2000)。球粒也属于熔融结晶的产物，其形成时间可能稍晚于CAIs。CAIs的26Al/27Al的初始比值上限位于5×10-5，代表了太阳星云的初始值。硅酸盐球粒的26Al/27Al初始比值系统性偏低，约为1×10-5(MacPhersonetal., 1995; Hussetal., 2001)。这两类集合体之间26Al/27Al初始比值的差异表明凝聚成因CAI形成较球粒早约1～4Myr (Zinner, 2003; Villeneuveetal., 2009; Kita and Ushikubo, 2012; MacPhersonetal., 2012; Mishra and Chaussidon, 2014)。富Al球粒可能是星云凝聚形成的CAIs和AOAs迁移至球粒形成区域与早期形成的铁镁质硅酸盐混合物发生熔融结晶的产物(Zhangetal., 2020)。

早期形成的CAIs与铁镁质硅酸盐混合物混合，在热事件的作用下发生了熔融结晶形成了K1-CH1和K2-CH2两个富Al球粒。另外，由于球粒中富钙长石具有贫16O同位素组成特征，表明两个球粒中的初始物质CAIs发生了完全熔融结晶，在此过程中与球粒形成区域贫16O同位素组成(Δ17O：-8.7‰～-7.8‰)的星云发生了氧同位素交换。K1-CH1中的低钙辉石和橄榄石具有较粗大的粒径和自形-半自形晶形，表明它们首先形成，后期由于空间的限制，结晶形成半自形-他型细粒的富钙长石。K2-CH2球粒中大部分的橄榄石具有粗粒自形等特征(图1)，表明其在熔融结晶过程中具有足够的结晶空间和较长的结晶时间，与球粒的氧同位素组成从中部至边部明显降低相吻合。球粒形成的后期，由于空间的限制，最后形成了条带状的富钙长石。K1-CH1和K2-CH2形成后，继续迁移进入Kainsaz (CO3)碳质球粒陨石母体形成吸积区域，并与其余早期形成的各类物质(如CAIs、球粒、基质等)聚集在一起共同形成了Kainsaz 陨石母体，并在17O约为-0.6‰～0.4‰的贫氧同位素组成的环境中再次发生了氧同位素交换。