2016, Vol. 51
40 Ar/39 Ar年代学在现代地质学研究中应用广泛, 是非常重要的定年方法。高压—超高压变质带是地球上重要的地质单元, 广泛发育于碰撞造山带、板块俯冲带、逆冲走滑断裂带、大型韧性剪切带等构造带上。然而, 由于特殊的形成环境, 高压—超高压变质岩中40 Ar/39 Ar同位素体系常展现出独特的累积—扩散特征, 使40 Ar/39 Ar年龄偏老, 甚至比同一岩体的锆石U-Pb、白云母Rb-Sr等年龄还老。通常认为偏老的原因是样品中外来40 Ar的存在。20世纪90年代, 地质学家对这一问题更加关注(Monié 1991；Scaillet et al., 1990, 1992；Monié et al 1991；Li et al., 1994；Arnaud and Kelley, 1995；Hacker and Wang, 1995；Ruffet et al., 1995；Inger et al., 1996；Scaillet, 1996, 1998), 并展开了大量研究(Sherlock and Kelley, 2002；Maurel et al., 2003；Putlitz et al., 2005；Warren et al., 2012a, 2012b)。
样品形成时囚禁环境中的40 Ar/36 Ar比值称为初始氩比值, 一般假定为295.5(现代大气初始氩比值)。当初始氩大于295.5时, 即认为样品中含有外来氩, 外来40 Ar包含继承40 Ar和过剩40 Ar(Damon, 1968；Dalrymple and Lanphere, 1969)。继承40 Ar多指某些物理作用使更老物质中放射成因40 Ar混入而造成的岩石或矿物污染(McDougall and Harrison, 1999)；过剩40 Ar是除40K原位衰变产生的 40 Ar *之外, 其他过程混入的 40 Ar(邱华宁等, 2007), 需要注意的是一旦母体 40K缺失40 Ar孤立存在, 这部分40 Ar就成为过剩 40 Ar(Smye et al., 2013)。
样品中的外来40 Ar可以通过年龄谱(呈“U”型或马鞍型；Lanphere and Dalrymple, 1976；Wartho et al., 1996)或反等时线(36Ar/40 Ar在Y轴截距值小于0.003 38；Turner, 1971；Heizler and Harrison, 1988；Kuiper, 2002)来判断, 但这些方法对很多高压—超高压变质带样品并不适用(图 1)。
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图1 多硅白云母样品96/134的坪年龄谱及反等时线图(Sherlock and Arnaud, 1999) a.平坦的40 Ar/39 Ar年龄谱图, 坪年龄为107±2 Ma, 占39 Ar总释气量的94%, 全熔年龄为105±2 Ma；b.反等时线图, 选取不同的点做线性回归, 分别得到a、b、c、d的4个截距年龄值, 分别为：111±2 Ma、107±2 Ma、104.5±2 Ma、107.5±2 Ma(Sherlock and Arnaud, 1999)。坪年龄及反等时线年龄比同一地区的多硅白云母Rb-Sr年龄 80.1±1.6 Ma老25～31 Ma(Sherlock et al., 1999；Sherlock and Arnaud, 1999) Fig.1 The flat age spectrum and inverse isochron correlation diagrams for phengite samples 96/134(Sherlock and Arnaud, 1999) |
这可能是由于年龄谱或反等时线方法的局限性所致, 即当氩在矿物存储单元中物理特性不同时, 它们才适用。直观的反映是加热过程中, 这些单元中氩的扩散参数不同。对于经过高压作用的样品, 氩的分布可能已经发生改变：1)高压使外来组分均匀分布在晶格里(王非等, 2014), 在升温实验中与放射成因 40 Ar*一起均匀释放, 导致反等时线图中所有的点成簇状, 集中在一处而不能做线性回归, 因此无法给出36 Ar/40 Ar端的准确值(Maboko et al., 1991)；2)含水矿物在阶段升温过程中发生脱水或者脱羟基反应, 其结构坍塌, 氩同位素组成重新分布, 从而形成很好的年龄坪(Foland, 1983)；3)变质矿物形成过程中, 压力对氩扩散的保护作用而没有使氩同位素完全重置, 包含的是继承Ar, 40 Ar/39 Ar年龄实际为混合年龄或上期事件的年龄(Maurel et al., 2003；Putlitz et al., 2005)。
上述讨论表明, 除了温度, 岩体在剥露出地表的各种地质过程中遭受的压力也会影响氩的扩散、封闭与分布, 因而必然影响到以此为基础的热年代学模拟及地质过程的恢复。一般认为, 高压—超高压可以大大提高矿物的封闭温度, 使其能够保持较老的年龄(表 1)。但压力以怎样的机制作用于高压—超高压变质矿物中的氩同位素扩散过程, 不同的研究者从不同的角度给出了不同的解释：如矿物本身的物理性质(成分、结构、粒径等)、氩在参与反应的不同相之间的溶解度差异及其随压力的变化关系、流体的参与及作用范围、岩石孔隙度及其他氩扩散通道等, 都可能导致高压—超高压变质矿物中含有外来40 Ar。
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表 1 40 Ar/39 Ar法常用定年矿物在常压及高压—超高压条件下的封闭温度 Table 1 The close temperature of the usual minerals for 40 Ar/39 Ar dating |
氩作为稀有气体元素, 具有较大的原子半径(1.58)。特殊的内在属性决定氩同位素在自然界的任何体系都以微量元素存在, 且更倾向于进入相对密度较低的流体相中, 但若某些硅酸盐的热焓适合, 氩也可进入固态的硅酸盐结构并达到平衡(Scaillet, 1998)。因此当讨论氩同位素在流体、矿物中如何交换时, 可以通过氩在各相间的溶解度或固体/流体、固体/熔体间分配系数来阐释。
氩在流体、熔体及矿物中的溶解度范围分别为：10-5/bar～10-4/bar、10-7/bar～10-6/bar 及10-10/bar～10-8/bar(图 2), 各相间溶解度的极大差异充分表明了氩的不相容特性。当流体流经岩石颗粒边界时, 水质流体不仅作为反应物或生成物直接参与水合作用或脱水反应, 使氩同位素在岩石体系中重新分布, 同时水还是很好的催化剂促使变质反应速率大大提高。因此, 在富水体系中形成的矿物常会有不同程度的外来氩污染, 而污染量取决于流体/矿物的分配系数及流体中40 Ar的浓度(图 3)。若40 Ar浓度较高, 矿物体系中将混入过剩氩, 新变质结晶矿物40 Ar/39 Ar年龄甚至老于原岩年龄；若40 Ar浓度较低, 原岩中的氩同位素体系重置或部分重置, 新结晶矿物年龄介于原岩和变质结晶的年龄之间。
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图2 流体、熔体和矿物中氩溶解度范围(Kelley, 2002)流体的溶解度涵盖了高温及高盐度数据, 多数熔体的溶解度在一个较窄的范围内, 而矿物中氩的溶解度却变化很大, 这可能与其离子孔隙度有关 Fig.2 Argon solubility ranges in hydrous fluid, melts and minerals(Kelley, 2002) |
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图3 假设在无限流体的情况下, 钾长石的40 Ar/39 Ar过剩年龄与流体中氩浓度关系图(Kelley, 2002) Fig.3 Excess argon ages in K-feldspar vs.argon concentration in a hypothetical infinite fluid(Kelley, 2002) |
以上介绍了常压下氩在液体、熔体以及矿物中溶解度情况, 然而Chamorro-Pérez et al.(1998)和Bouhifd et al.(2008)指出, 当压力＜5 GPa时, 随着压力的增加, 氩在硅酸盐熔体中的溶解度相应提高(图 4)。但由于缺乏氩在矿物和水质流体中的溶解度随压力变化的数据, 我们无法直接对比不同压力下氩在各相间的分配系数。
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图4 最大压力达10.5 GPa时, 氩在San Carlos橄榄石熔体中的溶解度(Chamorro-Pérez et al., 1998)压力小于4～5 GPa时, 氩溶解度平稳上升；高于此压力值后, 氩溶解度急剧下降。虚线仅为方便观察, 并不代表这些数据的拟合线 Fig.4 Argon solubility data for San Carlos olivine melt up to 10.5 GPa(Chamorro-Pérez et al., 1998) |
根据硅酸盐熔体中的变化趋势、固熔液体的内在属性以及常压下各相中的溶解度情况, 可作如下猜测：随压力升高氩在流体和矿物中的溶解度也不同程度地增加(流体>熔体>矿物), 至某压力时饱和(图 5a), 这个过程中矿物/流体、矿物/熔体间的分配系数逐渐降低(图 5b), 氩更趋向从矿物中扩散进入流体或熔体中。如果这个猜测成立, 就能给出高压变质过程形成的变质矿物中氩分布特征的另一种解释：在相对较低的温压条件下, 随压力的增加, 矿物/流体分配系数降低, 原岩中由 40K衰变产生的40 Ar更加趋向于进入流体相；而温压的进一步升高虽导致矿物/流体分配系数还在减小(减小趋势逐渐降低, 至某压力不再改变), 但一方面由于高压下体系内逐渐缺乏流体相而使能被流体吸收的40 Ar量降低, 另一方面随压力增大, 矿物中能溶解的40 Ar量相应增加, 原岩中的40 Ar在新结晶的矿物中将可能得以保存。
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图5 不同压力下, 氩的溶解度(a)和分配系数KD(b)变化示意图 Fig.5 The schematic diagrams of argon solubility(a)and distribution coefficient KD(b)change with the pressure |
大多数变质过程中, 流体广泛发育, 填充于孔隙空间或沿着颗粒边界分布。如果考虑所有引起板块发生变质的因素(包括将含水矿物中的水迁移至地幔的反应、矿物脱水作用、岩石致密化以及流体的机械性质等), 可以发现在板块汇聚边界, 流体—岩石反应是控制氩同位素分配的主要原因之一(Philippot and Rumble Ⅲ, 2000)。
当板块俯冲或埋藏后, 随着温度的升高, 原岩中氩同位素体系逐渐开放, 颗粒边界富水流体与矿物中的氩发生交换, 使新形成的变质矿物氩同位素组成发生改变(图 6a)。然而在高压—超高压作用下, 流体常常比较匮乏, 氩同位素易保持原岩特征, 而不被温压所改变, 或者只在极小范围发生同位素的交换, 甚至在高压作用下氩从介质到矿物发生反向扩散(王松山等, 1999)(图 6b), 这常表现为同位素组成变化在小尺度上(厘米甚至微米级)也很宽。如Scaillet(1996)的定年结果显示, 不同粒径的多硅白云母颗粒均表现出核老边部新的年龄分布。同样的情况也被稳定同位素所证明, 如在秦岭—大别造山带, δ18 O 及δD变化很大(Fu et al., 1999)。
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图6 变质作用过程中, 当T>Tc时矿物体系的开放和封闭对氩同位素迁移的影响(Warren et al., 2012b) a.开放系统中, 氩将从颗粒边界扩散至边界流体, 此时结晶的矿物由于高温扩散作用既不会累积放射成因的40 Ar, 也不能或很少继承原岩中的氩；b.在封闭系统中, 颗粒边界流体具有较高氩浓度, 因此颗粒中的氩不能有效扩散出去, 如果边界流体浓度足够高, 氩甚至可能从流体进入矿物中, 导致矿物中包含大量过剩40 Ar, 此外岩石体系在封闭时形成的矿物也可能从含钾原岩中继承一定的氩 Fig.6 Schematic figure showing the effect on open and closed systems on 40 Ar/39 Ar ages(Warren et al., 2012b) |
高压—超高压作用下, 高级变质岩(如麻粒岩相、高级变质榴辉岩相等)中矿物颗粒边界的极少流体趋向于形成一个个不连通的“孤岛”, 或以OH-等形式只存在于晶内夹层中, 或在杂乱的颗粒边界以吸附的H2O分子形式存在(Holness, 1997；Kelley, 2002), 使矿物—流体间的氩同位素交换速率即使在很高的温度下, 也如同晶体内氩的扩散速率一样慢(Scaillet, 1996；Putlitz et al., 2005；Warren et al., 2012b)。大量岩相学、流体包裹体、Nd-Sr、C-H-O稳定同位素等证据表明, 高压—超高压变质岩中, 同一流体参与范围最大不超过露头或者同一岩层水平, 甚至在变形引起的流体迁移的情况下也是如此(Scaillet, 1998)。这些特性使参与高压变质反应的岩石成为一个近似封闭的体系, 进而影响岩石中氩同位素的迁移长度及扩散机制。
Foland(1979)最先发现了高级变质岩内, 氩作为挥发性物质, 扩散长度却极其有限且化学组分在较大体积的岩体内非常不均。随后, 许多研究者也获得了一致认识。Biino and Compagnoni(1992)认为麻粒岩有相对干的组分, 因此能够避免广泛的绿片岩相变质作用叠加, 使得超高压变质过程中氩无法迁移很长距离, 仅表现出小尺度的氩重新分布, 同时由于矿物颗粒内流体包裹体浓度及分配系数变化而形成了不同的外来氩浓度。而在阿尔卑斯的超高压静态变质事件中(峰期条件700 ℃, 30 kbar), 从结构保存完好的Brossasco变花岗岩上取共生的高K矿物——高压多硅白云母和黑云母进行分析, 结果表明这两种矿物中的外来40 Ar存在巨大的差异(Arnaud and Kelley, 1995)。同样, Scaillet(1998)也认为在缺乏流体的高压作用下氩的扩散迁移受到限制, 从而导致新形成的矿物中常含有大量的外来氩。Warren et al.(2012b)甚至建议通过空间分辨率较高的UVLAMP测定单颗粒矿物中氩浓度的分布特征来判断矿物体系是开放还是封闭。
高压—超高压作用使原岩中已经由 40K衰变产生的40 Ar被禁锢在新形成的变质矿物中, 因此, 多数情况下, 高压—超高压变质矿物中的外来40 Ar都由局部的继承40 Ar组成(Scaillet, 1998；Giorgis et al., 2000)。而在较高的温度下, 矿物中的继承氩没有完全重置, 使变质前的氩同位素特征得以保存, 也为高压下氩的短距离扩散提供了证据(Monié 1990；Maurel et al., 2003；Putlitz et al., 2005；Warren et al., 2012b)。
3 氩扩散参数与压力关系的实验研究通常扩散系数随温度的变化规律遵循Arrhenius方程：
| $D={{D}_{0}}{{e}^{-E/RT}}$ | (1) |
同时考虑温度和压力效应时, 则扩散系数计算方程如下所示：
| $D={{D}_{0}}\exp ~\left[ -\left( E+P\Delta V \right)/\left( RT \right) \right]$ | (2) |
式中：D为扩散系数；D0为指前因子；E为反应的活化能；R为摩尔气体常数；T为热力学温度, 单位为K；P为压力；ΔV为一常数, 通常称为活化体积。实验测得的ΔV值可正可负, 因此D随压力的升高可高可低(Roselieb et al., 1996；Bouhifd et al., 2008)。
由于实验条件限制, 早期的观点认为温度是控制扩散系数、封闭温度、扩散丢失分数等的主要因素。Giletti and Tullis(1977)设计的对比实验显示, 压力的影响小到可以忽略不计, 而Harrison et al.(1985)的研究却给出不同的结果, 他指出随着压力的增加, 氩在黑云母中的扩散速率降低, 这与温度作用的结果相反, 同时他们根据不同压力下的等温热液实验结果通过公式(2)计算得出黑云母的活化体积约为14 cm3/mol。此外Harrison et al.(2009)对白云母的研究结果也表明经过20 kbar压力样品的扩散率比10 kbar的值低一个数量级(图 7), 对应的活化体积约为14 cm3/mol。与硬玉组成相同的熔体中, 氩的活化体积为11.4±1.3 cm3/mol(Roselieb et al., 1996)。
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图7 根据球状扩散模型计算的白云母中氩扩散系数的Arrhenius图解(Harrison et al., 2009) Fig.7 Arrhenius plot of diffusion coefficients for muscovite using a spherical diffusion model(Harrison et al., 2009) |
陈道公等(1992, 1994)通过北京房山黑云母标样的几组不同温压条件下的对比实验, 更是直观地展示了扩散系数与温度和压力的关系(图 8), 研究表明当压力小于1.0 GPa时, 在相同温度下, 氩的扩散系数基本不变；大于1.0 GPa时, 扩散系数下降, 而且低温比高温下降更明显。这说明除了温度, 压力对氩在矿物中的扩散的确产生了影响, 尤其是低温高压变质过程中, 压力可能对氩的迁移起决定作用, 这也解释了为什么许多低温高压地区的变质岩中常含有大量过剩(继承)40 Ar(Sherlock et al., 1999；Sherlock and Kelley, 2002；Warren et al., 2012b)。然而截至目前, 由于缺乏大量含钾矿物(如钾长石、角闪石等)的扩散模拟实验, 我们能够获得的氩扩散参数随压力变化的数据还是太少。
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图8 不同温度下压力与黑云母的扩散系数关系图(陈道公等, 1994) Fig.8 The diffusion coefficient of biotite vs.the pressure at different tempretrures(Chen et al., 1994) |
此外Warren et al.(2012a)在Matlab程序DiffArg(Wheeler, 1996)的基础上加入压力信息, 使软件DiffArgP能反映压力效应。他们根据Harrison et al.(2009)实验测得的白云母各种参数, 运用DiffArgP软件获得不同温压组合下, 白云母颗粒的核—边年龄分布信息(反映氩的浓度分布), 进而半定量地在相变图像上表示了白云母的放射成因40 Ar在高压变质过程中的保存能力(图 9)。
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图9 峰期变质持续时间为0.5 Ma时, 不同温压条件下颗粒半径为0.5 mm的白云母对40 Ar的保存百分比趋势图(Warren et al., 2012a)虚线为各变质相的分界线(Bousquet et al., 2008), 实线分别代表40 Ar保存百分比为95%、50%和5%时的等值线 Fig.9 Pressure-temperature diagram showing the percentage of radiogenic Ar retained after 0.5 Ma residence time for 0.5 mm grain radii(Warren et al., 2012a) |
Harrison et al.(1985)测定黑云母中40 Ar的扩散参数时指出在铁—白云母系列中氩的扩散率将随Fe/Mg比值的增大而增大。随后Scaillet et al.(1992)在研究阿尔卑斯西部Dora-Maira推覆体中的高压白云母时发现, 即使从细粒片麻岩中取样, 云母片岩的过剩年龄也会随着Mg含量的增加而增加。这表明在高压作用下, 年龄随Mg含量变化而变化反映了不同Mg含量的多硅白云母对氩有不同的保存能力, Mg含量越高, 氩的保存能力越强；即使温度高于氩扩散丢失的临界温度, 高压富Mg多硅白云母相比贫Mg云母也能更有效地阻碍氩的丢失。同样的情况在其他矿物中也存在, 如Berry and McDougall(1986)指出, 角闪石中氩的保存能力与其组分相关；Onstott and Peacock(1987)的研究结果显示, 角闪石中富Mg组分比富Fe组分的年龄分布更宽, 富Mg组分角闪石对氩保存能力更强, 具有更高的封闭温度。
矿物中的Si/Al比值可能也以某种形式影响着外来40 Ar的量(Putlitz et al., 2005；Bouhifd et al., 2008；Harrison et al., 2009), 比如Al含量越高越易被污染等(图 10), 不过这需要更多数据来研究两者的相互关系。
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图10 Al/Si比值与相对年龄变化关系图
a.多硅白云母Al/Si比值与相对年龄变化关系(数据自Ruffet et al., 1995)；b.钾长石、 黑云母及多硅白云母的Al/Si比值与相对年龄变化关系图(数据自Arnaud and Kelley, 1995) Fig.10 The diagrams of the relative ages vs.the Al/Si ratio |
此外不同K含量的矿物中外来氩的含量也不同, 流体中的40 Ar对低K榴辉岩的影响远比像白云母副片麻岩这样的富K矿物要大得多(Hacker and Wang, 1995)。Arnaud and Kelley(1995)结合Scaillet et al.(1992)在Dora Maira Massif地区的研究成果得出, 该区内不同矿物中外来氩的混入遵循石榴子石>多硅白云母>石英的规律。然而, Foland(1979)对主要含K矿物为钾长石和黑云母的Arden深成岩体进行分析后发现, 外来氩与全岩K含量呈明显的正相关性, 即样品越富 K年龄越老。对这种现象最简单地解释可能就是, 氩在这些矿物中的溶解度不同：钾长石>黑云母>矿物颗粒边界流体(Kelley, 2002)。Sherlock and Kelley(2002)的研究结果也表明多硅白云母的年龄与全岩K2O含量正相关(图 11), K含量最低的样品中多硅白云母的表观年龄也最接近Rb-Sr年龄。这两种截然不同的认识看似矛盾, 但可能代表不同的变质环境：低K矿物更易被污染说明高压变质早期有富40 Ar的流体, 由于K含量较低的矿物本身衰变产生的40 Ar较少, 当矿物—流体同位素交换达到平衡时, 低K矿物会混入更多40 Ar, 随高压变质压力增加, 体系逐渐封闭或半封闭, 外来40 Ar特征得以保存；高K样品较老的年龄反映的是在相对干的封闭体系中新结晶的矿物包含大量继承40 Ar的情况, 且K含量越高, 继承40 Ar就越多、年龄也越老。
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图11 全岩K2O含量与多硅白云母表面年龄关系图(Sherlock and Kelley, 2002) Fig.11 Whole rock K2O vs.apparent phengite age(Sherlock and Kelley, 2002) |
总之, 虽然目前关于矿物或全岩的物质组成怎样影响高压—超高压变质岩中氩同位素的分布特征还无法获得一致认识, 但这种影响真实存在且不可忽略。
5 压力与矿物离子孔隙度的关系矿物中常有过剩氩污染的位置包括：1)Shottky和Frenkel缺陷点(即阳离子和阴离子空位)；2)拉伸缺陷和断裂；3)适合碱性金属离子和惰性气体随意进入的构造洞穴和通道；4)沿层状出溶结构和管状纳米孔形成的微孔隙。然而, 大多数高级变质和高压—超高压矿物中的外来40 Ar却主要禁锢在晶格缺陷中(Scaillet, 1998)。这说明矿物在高压—超高压作用下被压实, 使晶体中的某些缺陷“封闭”、离子孔隙度减小, 限制了氩在高压矿物中的扩散空间。离子孔隙度是为了从理论上描述矿物或岩石中原子紧密程度而定义的一个简单概念, 一般指晶格中单位体积内未被离子所占据的那部分空间的百分比：
| $Z/ = (1 - {V_{\rm{i}}}/{V_{\rm{c}}}) \times 100$ | (3) |
式中, Z为离子孔隙度；Vc与Vi分别为某个温度下的单位体积及单位体积内所有离子的总体积(Fortier and Giletti, 1989；Dahl, 1996)。
虽然离子孔隙度只是一个理论计算的值, 但Fortier and Giletti(1989)还是通过大量的实验数据获得了扩散系数D与温度T、离子孔隙度Z的一个经验公式：
| $\log D = \alpha + \beta /T + \left( {\gamma + \delta /T} \right) \times Z$ | (4) |
式中α、β、γ、δ均为常数, 因此在特定温度下公式(4)可简写为：logD=A＋B×Z, 如Harrison et al.(2009)总结前人测定的不同矿物中氩扩散数据以及离子孔隙度, 通过线性回归, 成功约束了500 ℃时两者的关系：logD/cm2/s=-40＋0.6×Z(r2=0.98)。
根据公式(2), 通过简单地数学变形, 我们还可获得离子孔隙度与温度和压力的关系：
| $\log {D_0}{\rm{ - }}\frac{{E + \Delta VP}}{{2.303RT}} = \alpha + \beta /T + \left( {\gamma + \delta /T} \right) \times Z$ | (5) |
这个公式说明从离子孔隙度角度衡量不同温压组合下氩在矿物中的扩散情况是可行的。公式(5)表明, 矿物的离子孔隙度会随着高压—超高压变质过程中环境压力增加而减小, 因此高压变质矿物通常具有更紧致的结构, 如人工合成的高压多硅白云母的离子孔隙度(39.8%)比普通白云母(45.5%)的低5.7%, 这将促使高压云母的层间空隙(快速扩散通道)产生巨大压缩从而有效阻止氩的扩散(Dahl, 1996)。此外不同性质熔体离子孔隙度的差异导致氩在这些熔体中溶解度不同(Kelley, 2002), 这表明离子孔隙度理论可以应用得更为广泛。
Dahl(1996)指出矿物的离子孔隙度与其物质组成相关, 并会影响氩同位素的封闭温度。其实类质同象中原子、离子或分子(Mg/Fe、Si/Al、F/OH-等)的替换本质上改变了晶格内各种键的键长或者晶轴夹角, 矿物的离子孔隙度才会发生相应变化。也就是说, 氩保存能力随矿物组分改变而发生规律性变化只不过是晶格常数改变的外在表现形式而已。但常规的电子探针分析几乎无法分辨复杂晶格中元素的类质同象替换(Scaillet, 1998), 因此若能获得更多的扩散及晶格数据, 用高压—超高压合成物或自然界类似物的离子孔隙度模型来处理矿物的封闭行为就显得更为有效了。
6 变质矿物粒径的影响近20年来, 随着越来越多的地质学家采用紫外激光原位分析法进行40 Ar/39 Ar年代学分析, 在结晶粒径将影响矿物中氩同位素分布这点上基本取得了一致认识(Scaillet, 1996；Sherlock and Kelley, 2002；Mautel et al., 2003；Alexandre, 2011)。高压—超高压变质对不同粒径的矿物颗粒产生的效应不同, 同一期事件可能使结晶细小的矿物体系开放, 颗粒内的氩同位素完全重置, 而对粗粒晶体来说也许只影响其边部很小的范围。Warren et al.(2012a)采用DiffArgP程序分别设置几组不同粒径以及不同峰期变质持续时间来对比两者在不同的温压组合条件下氩的保存能力, 结果表明粒径的大小对氩的扩散丢失影响更大。因此, 在理想情况下, 通过对比结晶粗大和结晶细小的矿物颗粒内40 Ar/39 Ar年龄分布信息来判定两者在高压变质过程中氩同位素体系是否开放时, 可以选用粒径较小的颗粒来限制地质体的剥露时代, 或选用大颗粒的矿物(核部年龄)来约束原岩或上期事件的时间。
计算含K矿物中氩扩散参数时通常都假设氩在矿物中的扩散遵守体积扩散且只有一个扩散域, 大小等于颗粒半径(Giletti, 1974；Harrison et al., 1985；Grove and Harrison, 1996), 这对于大部分的岩浆成因矿物来说都是适用的, 然而变质矿物常具有特殊的变质结构导致实际的扩散半径比粒径小得多(Baldwin et al., 1990)。纵使已知粒径与颗粒内氩同位素的丢失分数有关, 由于高压变质矿物不适用扩散半径等于粒径这个假设条件, Scaillet(1996)对氩交换分数的理论模拟值比实际情况要低得多。
除了上述的这些主要原因, 封闭体系中原岩的岩性、矿物的空间关系(李曙光等, 2005)、岩石的渗透性、事件的持续时间(Mautel et al., 2003)、流体或熔体包裹体的含量(Kelley, 2002)、矿物中流体孔隙占体系总体积的百分比、原岩中含K矿物百分比(图 12)等都会对高压—超高压变质矿物中外来40 Ar的含量产生一定影响。需要注意的是, 这些因素都不是独立作用于高压—超高压变质岩的, 因此在建立模型计算某个地区高压—超高压变质矿物中外来40 Ar的含量变化时, 一般会选取几个主要因素同时进行模拟(如Warren et al., 2012a；Smye et al., 2013)。
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图12 云母—流体氩交换模拟(Smye et al., 2013) 过剩年龄分数为1时代表原岩的年龄；a.过剩年龄分数与流体体积分数关系图, 假设云母占全岩质量分数为0.3且颗粒边界流体初始40 Ar浓度为零, 分配系数KD为10-3～10-5；b.过剩年龄分数—流体体积分数曲线随云母体积分数变化图, 假设分配系数KD为10-4 Fig.12 Mica-fluid argon exchange model(Smye et al., 2013) |
陈文等(2005)将高压—超高压变质矿物中外来氩的来源归纳为外部和内部两种, 总体来说这是可行的, 但还需要注意以下两点：
(1) 高压—超高压变质过程中压力对氩扩散的影响不应再被忽略；
(2) 高压—超高压变质矿物即使包含外来40 Ar, 其40 Ar/39 Ar年龄也可能是有意义的。
由于对矿物中外来40 Ar缺乏深刻的认识, 部分高压—超高压变质岩常因含有外来40 Ar而被错误的解释, 因此一些研究者认为40 Ar/39 Ar定年法不适合对经历过高压或超高压变质作用矿物的研究, 尤其是多硅白云母很容易被外来40 Ar污染。认识高压变质岩中外来40 Ar的成因、赋存及扩散机制是合理解释数据的重要途径, 也是地质过程示踪的重要依据。通常情况下我们认为40 Ar/39 Ar年龄反映的是氩同位素的空间分布特征, 现代激光技术和质谱技术的高度发展已经使我们能够在极小的尺度上“观察”到矿物内氩的分布状况, 有效地解读这些信息对于分析引起氩分布特征的因素、矿物结晶时的环境、高压变质过程中岩石或矿物体系的开放与否、不同矿物对氩的保存能力, 甚至在判断超高压过程中熔体生成机制等都可能有一定的指示作用, 这些都是其他定年手段远不能及的。
本文所列举的可能对高压—超高压变质岩中外来40 Ar产生影响的因素大多是基于实际地质研究提出的, 对于影响方式及大小等则需大量的实验模拟和理论研究工作。高压超高压变质带样品40 Ar/39 Ar异常的年龄, 是研究压力对矿物中氩扩散行为影响的重要切入点, 这一研究的发展, 有利于我们更进一步完善现有的年代学理论尤其是封闭温度理论, 为我们研究地球深部过程提供了有力的工具, 应该进行深入的研究。
致谢 感谢两位审稿人的审稿意见, 基于他们的意见才使本文更加完善。
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