40ar39ar年代学在地球深部地质研究中的应用

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1稀有气体分析技术的应用作为最成熟的现代学术手段之一。作为重要的同位素定年手段,随着稀有气体分析技术的发展,可以说,目前近年来,研究的深入,本文主要展示了作者多年来的一些研究体会、发现的一些问题及思考,希望能起到抛砖引玉的作用,推动对2tuff凝灰岩Ar/FishCanyonTuff是发育于美国南科罗拉多的一套渐新世酸性凝灰岩,其中广泛发育透长石,由于其K含量高,42.1fcs年龄数据的离散不同研究者(实验室)对FCs重复测定结果见表1(Stevenetal.,1967;HurfordandHammerschmidt,1985;Renne,1998;RenneandMin,1998;Renneetal.,1994,2010;Cebulaetal.,1986;Minetal.,2000;Villeneuveetal.,2000;LanphereandBaadsgaard,1997,2001;SpellandMcDougall,2003;Dazéetal.,2003;JourdanandRenne,2007;Kuiperetal.,2008),其中年龄的误差水平为2σ。将表1中的数据投图可显示FCs年龄数据的离散情况(图1)。图中实线圈定的分别为Renne研究组、Lanphere研究组和Daze研究组的数据分布(图1)。划为一组的依据是使用相同的实验室进行分析,或属于同组的成员的分析结果(表1)。总体而言,相同的研究组给出的年龄值离散度较小,每个组内的离散度约1%;而不同的研究组之间的离散度较大,如Renne研究组(Renne,1998;RenneandMi,1998)和Lanphere研究组(LanphereandBaadsgaard,1997,2001)的平均值之间相差约1.7%。FCs是非常理想且广泛使用的实际上,这样的准确度也代表了目前所有其它同位素定年方法的最好水平。以另一个“金钉子”手段U-Pb法为例,表2的Fishcanyon凝灰岩中锆石的U-Pb年龄离散度在3%左右,如果剔除了27.52Ma这一最低值,其离散度在1.4%左右。造成年龄数据离散的原因可能有:1)实验室之间的系统误差;2)自然界物质的不均一性;3)实验流程的差别。一般来讲,随着实验室的开放、实验室之间的对比标定,实验室之间的系统误差几乎可以忽略不计。从表1和图1看似乎Renne实验室和Lanphere实验室之间存在着系统误差,但表3表明不管用什么方法,各个研究组内部的结果总是一致的,而研究组之间的差别总是显著,这显然不能用实验室之间的系统误差来解释。自然界物质的绝对非均一性可能导致年龄的离散,这种影响在微区微量样品定年中尤其显著。表1中列出的FCs年龄的离散是否是这一因素造成的呢?从后面的讨论看,这是造成年龄离散的一个重要因素。矿物之间的差异性可能不是造成年龄离散的原因,因为相同的研究组对FishCanyon凝灰岩中不同矿物定年的结果是一致的(表4)。各个实验室的2.2岩浆在劳动间保留时间Ar/Ar/Kuiperetal.(2008)通过地球轨道协调法对标样FCs进行了迄今为止最为精确的标定,得到的年龄为28.201±0.046Ma,相对误差为0.16%(2σ),包括衰变常数与轨道周期误差)。该年龄的精确度应该代表了目前实际上,相对于标样的误差来说,目前更紧迫的工作是重新厘定值得深入了解的是,这种偏低是否为岩浆在岩浆房中驻留造成的呢?研究表明(Condominesetal.,2003),火山岩岩浆在喷发至地表前可能在岩浆房中驻留一定的时间,其范围在几万年至20万年(Condominesetal.,2003),其间岩浆的温度可能降至700℃,导致锆石U-Pb体系在岩浆房中封闭而开始计时,而Ar同位素体系显然只能在岩浆喷出地表时才开始封闭计时,从而导致火山岩Renneetal.(2010)人通过对一系列酸性火山岩的4通过上述校正,综上所述,通过近年来的努力,相对而言,准确度的研究仍然是摆在我们面前的严肃课题,这不仅是2.3标样的不均一性我们知道,但实际上,正如我们前面的讨论,FCs标样的离散度为~1%左右。也就是说,即使使用目前最好的标准样品(FCs)的标定结果,其带来的误差或不准确度为~1%。对于100Ma的样品来说,标样带来的不准确度高达~1Ma。由于标准样品最主要的功能是全熔年龄的可靠性与一致性,因此在前面的讨论中我们只关注了FCs的全熔结果(单颗粒或多颗粒),其不同的标定值实际上反映了该标准样品的不均一性,因此有必要观察其颗粒内部的均一性。质谱技术的新进展使得我们可以看到更细微的东西,这由最近的研究中可以看出(PhillipsandMatchan,2013)。图3中的单颗粒激光阶段加热分析详细地解析了FCs矿物颗粒中Ar分布的不均匀性(由此可见,缺少优良的标准样品目前仍是困扰3密封温度和热态学3.1封闭温度与热历史自从20世纪70年代Dondson(Dondson,1979)年提出了封闭温度的概念以来,人们认识到了同位素年龄实际上是一种“冷却年龄”,即矿物温度下降到足以使其同位素体系封闭的温度以来的时间。在对岩浆岩年代学的研究过程中,很多文献中错误地认为Ar/图4给出了我们常用的不同同位素体系构建的温度-时间过程,即热历史。其中K-长石的封闭温度不像其他矿物一样是一个基本确定的值,而是一个连续的温度区间(约350~150℃,McDougallandHarrison,1999,Loveraetal.,1989,1991;Ingeretal.,1996)。考虑到岩体的侵位深度(如花岗岩一般为~30km)以及地温梯度(假定为~20℃/km),由于岩体温度高于环境温度,则600℃以上热历史更多地反映了造山过程中侵入岩浆的原地热传导冷却,涉及U-Pb高温同位素体系;而600℃以下的热历史一般反映的是山体隆升-剥蚀-去顶的过程,涉及到U-Pb法通常不能用于中低温(600℃以下)热历史研究,在高温段岩体易发生原地冷却,与构造隆升冷却难以区分,因此U-Pb法一般能不应用于构造热历史的恢复。同样,“叠加作用”是构造活动的一个重要特点,在诸如韧性剪切、伸展、挤压等过程中广泛存在。发生于地壳浅部的、后期叠加的构造作用过程中温度一般很难达到600℃以上,因此U-Pb法在这一方面的应用主要是提供原岩时代的手段,较难受到后期构造的重置。绝大部分的地球构造作用发生于中上地壳内,涉及温度在~500℃以内,因此3.2多重扩散域的定义K-长石的对于K-长石年龄谱反映了它所经历的热历史这一点,大家毫不怀疑。但在如何提取、能否准确提取这种热历史,却分歧巨大。因此,关于可否、或如何揭示K长石记录的这种时间和温度关系的争论,持续了20多年。虽然已认识到了Ar在钾长石中的扩散机制非常复杂且无法准确地定量描述,但Loveraetal.(1989,1991,1993)、Ingeretal.(1996)还是依据Ar扩散的宏观观察提出了一个颇具新意的概念:多重扩散域。他们认为钾长石的的阶梯状年龄谱是赋存在这些不同扩散域中的Ar在阶段加热中由小到大逐步耗尽的表现;Ar在所有的扩散域中都服从“体积扩散”,这一假设是MDD模型的基础,因为只有满足这一假设,才能使用扩散方程来进行模拟计算。而几乎同时,Lee(1995)提出了多路经(MP)模型,该模型认为,Ar在硅酸盐矿物中的扩散不总是遵从“体积扩散”,Ar的扩散是“多方式的”,并且它们之间还“相互干扰和反应”,这和K-长石中复杂的微结构所决定的。由于MP模型“考虑太多”,且“非体积扩散”无法定量描述,因此该模型始终是一个概念性模型而没有实际应用。而如果剔除了“非体积扩散”部分,MP和MDD没有实质区别。尽管MP模型从没有过实际应用,但它却指出了MDD模型的理论缺陷,即Ar的扩散有一部分是不遵从“体积扩散”的快速扩散,这一部分Ar的分布是MDD无法描述的,或“错误”地描述了的。从那以后,基于微区矿物学研究的、关于Ar扩散的研究结果发现这些矿物学的结果和MDD预测的结果不一致。实际上,这些争论的核心就是Ar的扩散域的定义。什么是Ar的扩散域?我们很自然地认为是矿物颗粒的大小。但在多重扩散域理论中扩散域并不是矿物颗粒的大小,因为随着矿物颗粒的减小,K-长石年龄谱的形态基本不变,因此Loveraetal.(1989,1991,1993)、Ingeretal.(1996)认为Ar的扩散域不是一个物理概念,而是Ar的扩散机制,即不同的扩散域反映的是不同的扩散机制或途径,如空穴之间的扩散定义了某种扩散域,而分子间隙之间的扩散定义了另一种扩散域。显然,这样的扩散域不能被直接测定、难以观察、且是在分子层级上运作的。由于不能直接“看”到扩散域,加上Loveraetal.(1989,1991,1993)、Ingeretal.(1996)对扩散域概念的描述模糊不清,引起了不少年代学家的质疑(Lee,1993,1995;Parsonsetal.,1999a,b;Warthoetal.,1999;CassataandRenne,2013)。如Lee(1993,1995)认为K-长石中总存在大量的、可供Ar扩散扩散的通道,这些通道的存在使得Ar的扩散不服从体积扩散,及Ar的扩散要比MDD模式描述的要快得多,因此实际Ar的分布和温度的关系并不像MDD所描述的那样。Warthoetal.(1999)采用激光剥蚀手段仔细研究了“宝石级”的马达加斯加K-长石中的Ar分布,认为不存在所谓的多扩散域,是“活化能”的变化造成了Ar扩散参数的变化。Parsons(Parsonsetal.,1999a,b)等从多项研究中得出结论,认为K-长石的台阶式上升年龄谱是复杂的微结构造成的,虽然和温度有关系,但远不是MDD所描述的那样。归纳起来,对MDD的质疑主要集中在下面问题:1)低温下K-长石条纹化;2)实验中1000℃以上造成的矿物均一化和无序化;3)隐条纹长石中我们必须承认,严格的矿物学研究揭示了及其复杂的K-长石显微结构图像,它们共同控制了Ar的扩散行为。可以肯定的是,必然还有更多的细节没有被发现,随着科学的进步,相信会有更多的控制Ar扩散机制被发现。而作为一个数学模型,MDD模式显然没有全面地、完整地、准确地描述这些可能控制Ar扩散的所有机制,实际上它也做不到这一点。否则MDD模型永远是一个概念性模式,就像“多路径”(MP)扩散模型,无法进入实际应用中。实际上,如果将MP模型简化到可应用的水平(如将其“扩散域之间会发生反应”的条件去掉),它将和MDD模型基本没有区别(ArnaudandKelley,1997)。关于MDD模型的讨论引出了一个重要的问题,这是我们在将复杂的自然过程定量化、模型化时都必须面对的问题:当我们定量化一个复杂的地质过程时,细节有多重要?就从Ar的扩散提取冷却历史来看,很多被矿物学研究观察到的、可能影响Ar扩散的机制并不能对最终的结果产生不可接受的、致命的影响,有些甚至可以完全忽略。如通过扩散及模拟研究表明(Loveraetal.,2002),低温(200~300℃)重结晶作用并不能显著影响MDD冷却历史,也就是说,上面9个质疑中的1),3),6),9)实际上对冷却历史没有重大的影响;而质疑2)的影响也无关紧要,因为K-长石的晶体结构主要在1200℃以上发生无序化。质疑7),液体包裹体中的过剩Ar的一般在低温阶段就可以剔除(<~700℃),此外,这种液体包裹体一般为此生包裹体,和Cl元素密切相关(McDougallandHarrison,1999),因此可以通过详细的扩散研究(CasssataandRenn,2013)表明,K-长石中小于矿物颗粒的次级扩散域普遍存在,可由下面的这些微结构定义(图5):后生的受应变控制的条纹、出溶条带、后期重结晶形成的蠕状结构等,它们和岩浆后期的作用有关(McLarenandReddy,2008),形成的次扩散域可以有效地作为多重扩散域应用于MDD模型(如图5a)。而受应力控制的裂隙、定向排列的各种界线(McLarenandReddy,2008)、变质矿物、粘土矿物及溶解沉积物(CasssatandRenn,2013)、氧化物条带等和岩浆作用没有关系的微结构的出现,表明该样品不适合热历史的分析(如图5c,e)和。因此,进行热历史的分析首先要分析矿物的显微结构,一般意义的SEM图像分析就可以了(图5)。Ar的扩散参数的确定还需考虑实验室高温分析中热作用造成的晶体结构膨胀和晶系转变(三斜晶系转变为单斜晶系)的影响(图6和图7)。热膨胀作用使得晶胞体积变大,大致发生在实验过程中的600℃左右(图6),将导致Ar扩散的增强,使得计算的扩散系数偏高;而晶系转变大约发生在900~1000℃,可能导致K-长石Ar扩散减弱(图7)。遗憾的是现在还无法确定这一影响有多大,但模拟计算表明(CasssatandRenn,2013),这一影响可能导致采用MDD计算的冷却历史在低温段虚高了50左右(图8)。这在解释冷却历史计算结果时要予以考虑。从上面详细的扩散研究可以看出,MDD模型仍是解析地质热历史有力的工具,它的基本假设得到了论证。但在实际应用中,需要进行详细的矿物分析,和对热膨胀及可能的晶系转化作用的考虑。MDD模型是建立在对Ar扩散的宏观观察之上的,它不是描述矿物中Ar扩散的工具,而是描述Ar的宏观扩散和温度之间的关系。MDD不能预测微区扩散结果,可能表示它有偏差,也可能说明微区扩散结果并不是故事的全部,因为根本无法全面描述这些微结构的扩散特征,甚至可能还有控制Ar扩散的显微结构没有被发现。3.3压力对成岩年龄的影响迄今为止,而不是其中D为扩散系数,D近来的实验研究表明,压力不但影响Ar的扩散系数,更重要的是还影响矿物的封闭温度。如Carroll(1991)发现,即使在较低的压力下(0.1~0.4GPa)正长石和钠长石玻璃中Ar的扩散系数也随压力的增大而明显减小;在中高压力下(0.5~2.0GPa)这一作用更加显著(陈道公等,1992,1994;BehrensandZhang,2001),且温度越低压力的作用越明显(BehrensandZhang,2001)。压力对Ar在矿物中分布的的另一个重要影响是可能提高了矿物的封闭温度。高温高压试验研究表明,随着压力从0.5GPa上升到1.5GPa,黑云母的封闭温度在10℃/Ma的冷却速率下从450℃提高到540℃(陈道公等,1992,1994),远远高于不考虑压力情况下的~350℃。一些地质观察也证实了上述的实验结果。Maureletal.(2002)发现在来自法国Variscan高压造山带(变质温度600~700℃)的变质花岗岩中的黑云母仍保持着完整的原岩Ar同位素年龄,和U-Pb年龄一致,这与通常认识不同(一般认为黑云母Ar同位素体系封闭温度低而应在这次变质事件中归零),表明压力使得该造山带中的黑云母中的Ar同位素体系在750℃时仍然保持封闭而得以保存原岩年龄,比公认的封闭温度值(~350℃)高了400℃。而KelleyandWartho(2000)观察到来自金伯利岩中上地幔(~1100℃)包体的金云母由于高压力仍然记录了包体的年龄,其封闭温度比正常值(350℃)高了~800℃,再次证明了压力对封闭温度的影响。在我国山西、山东出露的中生代金伯利岩中包体的金云母也观察到同样的现象,Ar/Ar年代学研究表明,这些金云母也保留了元古代古老地壳的年龄信息(Wangetal.,2014)。这些现象表明,处于地壳基底的地质岩体,在暴露出地表的各种地质过程中遭受的压力影响了Ar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,因此必然影响到对以热年代学为手段的地质过程的恢复。这种影响有多大,是否稳定,是否可以进行定量的实验研究,特别是记录了连续温度信息而被广泛应用的钾长石是否也遭受了压力的影响,须通过系统的试验研究加以揭示。如果反向思考,Ar的分布对压力的响应是否可以成为我们了解基底岩体剥露过程中所遭受压力信息的指示器?对此问题的探索,意义将十分深远。4一种是岩石样品,包括地质样品Ar/但有两种情况“反等时线”却难以凑效,不能有效扣除或识别过剩Ar。一种是年轻火山岩样品(<1Ma),另一种是高压环境中的地质样品。迄今为止,前者仍然没有被明确地认识到,而后者虽然被很多人意识到了,但其机理仍不被大多数人所认识。本节我们就来讨论这两种情况下的过剩Ar问题。4.1错误的逻辑判断由于凝结于地表,绝大部分火山岩的初始Ar都为大气组成而不含过剩Ar。但对于来源较深的玄武岩,特别是含有橄榄石斑晶的基性、超基性火山岩,则有可能含过剩Ar。在岩浆房中,首先结晶的橄榄石、辉石等斑晶(虽然已经结晶,但由于环境温度高,Ar同位素体系并不计时),捕获周围环境中Ar进入其晶格中作为初始Ar,这种Ar其对于年轻火山岩来说,“反等时线”技术可能无法扣除过剩Ar。这可能是因为在年轻火山岩的初始Ar中,大气Ar占据绝对优势(>95%)而掩盖了可能存在的过剩Ar,使得反等时线无法识别出过剩Ar。样品越年轻,这种效应越明显。对大同第四纪火山岩的研究充分论证了这一点