氧同位素在岩石成因研究的新进展_李铁军(1).pdf

书书书 2013 年 12 月 December 2013 岩矿测试 ROCK AND MINERAL ANALYSIS Vol． 32，No． 6 841 ～849 收稿日期 2013 －06 －03; 接受日期 2013 －06 －21 基金项目 中国科学院仪器设备功能开发技术创新项目 2011001 作者简介 李铁军， 工程师， 从事稳定同位素地球化学分析与研究。E- mail litj mail． iggcas． ac． cn。 文章编号 0254 －5357 2013 06 －0841 －09 氧同位素在岩石成因研究的新进展 李铁军 中国科学院矿产资源重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京100029 摘要 通过氧同位素分析可以对岩石的成因进行认识， 使之成为岩石 学研究的一个强有力工具。根据花岗岩的氧同位素高低可以判断其来 源于变沉积岩还是变火成岩; 对于一个复式岩体， 如果不同期次岩石的 氧同位素组成存在明显变化， 可以有效地判断该岩浆在演化过程中存 在不同来源物质的混染， 因为岩浆从镁铁质成分向长英质成分的化学 分异过程， 不会引起明显的氧同位素分馏， 分馏值一般不超过 0． 3‰。 氧同位素分析手段从常规 BrF5法， 到激光探针 BrF5法， 再到离子探针 分析法， 对岩石矿物样品从全熔分析到微区分析的发展， 显示了它们的 发展历程和各自的优势及应用范围。本文介绍了氧同位素的不同分析方法， 以花岗岩 流纹岩 和变质岩的研 究为例阐述了氧同位素分析技术的发展。苏州花岗岩利用全岩和造岩矿物常规氧同位素分析方法得出其为低 δ18O 和正常 δ18O 岩浆成因的不同认识， 近年通过锆石激光氧同位素分析技术， 获得岩浆锆石的 δ18O 平均为 4． 92‰， 证实其来源于壳源的低 δ18O 岩浆。类似地， 利用全岩和造岩矿物常规氧同位素分析方法得出的观点难以 解释美国黄石高原低 δ18O 流纹岩中矿物颗粒间和颗粒内部的氧同位素变化， 该氧同位素变化只能通过离子探 针矿物微区原位分析得出。在变质岩研究方面， 通过激光探针氧同位素分析， 人们普遍认为苏鲁造山带变质岩 极负的 δ18O 值是在新元古代原岩形成时获得的， 但是最新的离子探针锆石原位氧同位素分析表明苏鲁造山带 变质岩极负的 δ18O 主要是在三叠纪超高压变质作用过程中获得的。今后单颗粒矿物尺度上的氧同位素组成分 布规律将是氧同位素研究的发展方向。 关键词 氧同位素; 分析方法进展; 花岗岩; 变质岩; 成因认识 中图分类号 O625． 1; P588． 121; P588． 3文献标识码 A 氧是地球中最丰富的元素， 是矿物和岩石的主 要组成成分。利用矿物和岩石的氧同位素组成可以 对矿物和岩石形成的条件和机制、 岩浆的来源、 岩浆 的产生和演化以及岩浆与围岩的相互作用等进行研 究。氧同位素分析是岩石学研究的一个强有力的 工具 ［1 －2 ］。 地质样品的氧同位素组成通常以样品的氧同位 素比值相对标准平均大洋水的千分差来描述 δ18O ［ 18O/16O 样品/ 18O/16O 标样－1］1000‰ 地球上不同类型的岩石具有不同的氧同位素组 成。总体上， 沉积岩表现出最高的 δ18O 可达 32‰ ， 岩浆岩最低 约 5‰ ， 变质岩通常介于二者 之间 见图 1 ， 因此通过氧同位素可以对岩石的成 因进行认识。例如 I 和 S 花岗岩由于分别来源于 变火成岩和变沉积岩， 由于变火成岩和变沉积岩的 氧同位素明显不同， 因此根据花岗岩的氧同位素组 成的高低， 可以判断花岗岩的大致来源。例如， 胶东 半岛在大地构造位置上处于华北克拉通和苏鲁造山 带的结合部位， 苏鲁造山带中的变质岩中锆石具有 低于地幔锆石的 δ18O， 而华北克拉通前寒武纪变质 岩则具有高于地幔锆石的 δ18O， 前人通过对胶北地 体中的玲珑花岗岩中的锆石进行氧同位素研究， 发 现具有三叠纪和新元古代继承锆石的花岗岩样品中 的岩浆锆石具有低的 δ18O， 具有太古代继承锆石的 148 ChaoXing 花岗岩样品中的岩浆锆石具有高的 δ18O， 认为它们 分别来源于俯冲扬子陆壳和华北克拉通下地壳的部 分熔融 ［3 ］。对于岩浆岩而言， 岩浆从镁铁质成分向 长英质成分的化学分异过程， 不会引起明显的氧同 位素分馏， 分馏值一般不超过 0． 3‰［4 －5 ］， 因此， 氧 同位素可以有效地判断岩浆演化过程中是否存在不 同来源物质的混染。 图 1不同类型岩石的氧同位素组成 Fig． 1Oxygen isotopic compositions of different types of rocks 氧同位素研究随着分析技术的发展而逐渐深 入。早期人们主要是对全岩以及主要造岩矿物进行 氧同位素研究， 采用的是常规 BrF5法对全岩或主要 造岩矿物的粉末进行氧同位素测定。然而， 不同造 岩矿物间受后期热液等作用的影响程度不同， 全岩 氧同位素在很多情况下难以反映岩浆的真实氧同位 素组成。随着锆石 U － Pb 定年技术的发展， 人们发 现作为副矿物的锆石存在于绝大多数岩石中。研究 表明锆石中氧同位素的封闭温度极高， 相对于其他 造岩矿物其氧同位素扩散速率极低， 在麻粒岩相和 亚固相热液条件下能保存其原始氧同位素组成 ［6 ］， 因此锆石可以作为氧同位素研究的理想对象。传统 的氧同位素分析在分析石榴石、 锆石等难熔矿物时 需较高温度和较长时间的熔样， 从而容易引起高温 下的同位素分馏， 影响了测定结果的准确性， 近些年 发展起来的激光探针氧同位素技术有效地解决了这 一难题。锆石阴极发光照相显示， 在很多情况下， 锆 石具有核边结构， 核部和核边部具有不同的成因， 而 激光探针 BrF5法采用的是全熔技术， 不能有效分开 不同的部位。而最新的离子探针分析技术可以实现 矿物不同部位的微区原位氧同位素分析。 本文首先简要介绍了氧同位素的不同分析方 法， 然后以花岗岩和变质岩的研究为例说明随着氧 同位素分析技术的发展， 人们的认识也不断加深， 一 些先前的认识得到了修正。例如， 苏州花岗岩利用 全岩和造岩矿物常规氧同位素分析方法曾得出其为 正常 δ18O 岩浆的成因， 近年通过锆石激光氧同位素 分析技术， 认为其为来源于壳源的低 δ18O 岩浆成 因。利用常规氧同位素分析， 人们认为美国黄石流 纹岩18O 亏损是由于雨水的直接注入并与岩浆发生 同位素交换而形成的， 而离子探针技术对矿物微区 进行的氧同位素分析结果表明， 破火山口垮塌造成 已经由于热液蚀变而亏损18O 的早期火山岩重熔是 导致黄石高原发育低 δ18O 岩浆的原因。对于苏鲁 造山带变质岩， 通过激光探针氧同位素分析， 人们普 遍认为其极负的 δ18O 值是在新元古代原岩形成时 获得的， 但是最新的离子探针锆石原位氧同位素分 析表明其极负的 δ18O 主要是在三叠纪超高压变质 作用过程中获得的。 1氧同位素分析方法 1． 1常规 BrF5法 针对全岩和单矿物氧同位素分析的常规 BrF5 法， 建立于 20 世纪 60 年代 ［7 ］， 之后又得到了不断完 善。目前的气样制备系统， 从试剂纯化、 控温、 冷却， 到气样纯化、 转换、 收集， 以及真空获得、 测量， 均采 用了最新技术加以改进， 从而降低了本底， 提高了数 据精度和实验效率。方法是 将提纯好的样品研磨 至 0． 074 mm 200 目 ， 各称取 8 ～ 10 mg， 置于 105℃烘箱中去气 4 h。将预抽真空的反应器 10 个 引入 0． 12 MPa 的氩气后， 逐一打开， 分别加入 已烘干的样品后封闭。对反应器抽真空并加热 200℃去气约 2 h。当系统真空达到 5 10 －3 Pa 后， 将计算量 5 倍的 BrF5引入各反应器， 控温一定的时 间 视不同矿物， 给定温度及时间的匹配 氟化 ［8 ］。 反应结束后， 逐一将各反应器的生成物引入液氮分 离冷阱。分离出的氧气引入 KBr 热阱， 吸收微量残 留的 BrF5， 再过第二道液氮冷阱纯化。纯化后的氧 气徐徐引入 700℃ 的碳炉， 转换为 CO2并将其冷冻 于碳炉底部 ［9 ］。该 CO 2经水浴汽化， 测其产额后分 别收入对应的样品管中。该方法不仅可对硅酸盐、 氧化物进行氧同位素制备， 还可实现硫酸盐、 磷酸盐 的氧同位素制备 ［10 －12 ］， 以及硅藻氧同位素分步氟化 的氧同位素制备 ［13 －15 ］。制备好的气样， 经双路进样 系统导入气体同位素质谱仪， 与参考气比测。 248 第 6 期 岩矿测试 http ∥www． ykcs． ac． cn 2013 年 ChaoXing 肖益林和郑永飞 ［16 ］以及肖益林等［17 ］总结了常 规氧同位素分析方法在实际应用中存在以下几方面 的缺点 ①分析时所需样品的量较多 一般均需 5 ～15 mg 。②空间分辨率很低， 因而不可能在特 定的空间位置上作特定的分析。③对于某些难熔矿 物 如石榴石、 蓝晶石、 橄榄石等 ， 常规氧同位素分 析需较高温度和较长时间的熔样， 从而容易引起高 温下的同位素分馏， 影响测定结果的准确 性。 ④常规方法采用外部加热“弹” 的技术， 很容易导致 NiF2的产生， 极大地影响了样品同位素组成的测定。 图 2激光探针 BrF5法氧同位素实验系统 Fig． 2The sample preparation system of laser BrF5oxygen isotope technique HV高真空，LV低真空。 1． 2激光探针 BrF5法 微区分析是同位素测试发展的重要方向。激光 探针氧同位素分析方法是同位素微区分析的重要手 段 ［ 16 －18 ］。近年来的研究表明， 相对于其他矿物， 锆石 较高的稳定性更有利于岩浆氧同位素初始组成的保 存 ［ 19 －21 ］。但用常规的 BrF 5法分析锆石氧同位素存在 较大的难度。其一， 常规 BrF5法氧同位素分析通常需 要较大的样品量 10 mg 左右 ， 而锆石等副矿物高纯 度单矿物分选往往难以满足这样大的样品量。其二， 常规镍反应管外加热真空制样系统的反应温度一般 低于700℃， 由于锆石属难熔矿物， 因此常规 BrF5法 难以完全提取锆石中所含的氧， 并有可能造成氧同位 素人为分馏， 这极大地阻碍了利用锆石氧同位素组成 示踪源区物质来源的研究。近些年发展起来的激光 探针技术能够有效地解决上述技术难题 ［ 22 －23 ］。 激光探针 BrF5法是由 BrF5供给装置、 激光熔样 装置等组成的真空系统实现工作气体 氧气 的制 取， 并与质谱仪在线联机 ［24 ］， 与参考气比测 见 图 2 。激光氟化法不仅大幅提高了工作效率， 还可 使样品用量降低到微克量级， 可同时得到样品的 δ18O和 δ17O 值 ［25 ］ δ 17O 值对陨石等特殊样品以及环 境学样品的分析具有意义 ， 对难熔矿物 如石榴 石、 橄榄石等 可完全氟化， 得到满意的分析结 果 ［26 ］。也可在某些矿物切片上进行精细的原位分 析 ［27 ］， 以提高分析速度和空间分辨率。 实验时将具有 42 个靶位的镍样品盘置于熔样 池底部， 熔样池上口由氟化钡晶体窗密封。熔样池 通过阀门与真空系统连接， 其底部设加热片， 对样品 加热 150℃抽真空去气至 3 10 －3 Pa 以上。在预抽 真空的熔样池内引入计算量 5 倍的 BrF5气体， 由置 于熔样池上方的激光器定位系统引导定位。调整激 光器功率， 对某一样品高温氟化， 同时利用成像系统 监测反应进程 ［26 ］。待某一样品完全反应后， 将生成 物引入真空系统， 由液氮冷阱分离出氧气。氧气被 引入 KBr 热阱， 吸收微量残留的 BrF5并过第二道液 氮冷阱纯化。该气样经分子筛冷阱吸收、 纯化， 测量 其产额后， 再引入与质谱仪联机的微量进样器中， 导 入质谱仪与参考气比测。 与常规 BrF5法相比， 激光探针所需样品量可降 低 1 ～2 个数量级， 这使得通过锆石等难熔副矿物人 工重砂分选技术就能很容易满足氧同位素分析对高 纯度单矿物样品量的需求。其次， 激光探针能够在 瞬间达到非常高的温度 ＞2000 K ， 使锆石等难熔 副矿物的氧同位素组成测定成为一项省时快捷的常 用分析手段， 能做到与质谱连线进行数据实时测定。 1． 3离子探针分析技术 离子探针分析方法的出现， 使人们对岩石成因 等科学问题的认识正逐渐加深 ［28 ］。锆石阴极发光 348 第 6 期李铁军 氧同位素在岩石成因研究的新进展第 32 卷 ChaoXing 照相显示， 在很多情况下， 锆石具有核边结构， 核部 和核边部具有不同的成因， 因此在氧同位素上可能 明显不同， 而激光探针 BrF5法采用的是全熔技术， 不能有效分开不同的部位。近年来引进的 Cameca IMS －1280 型双离子源多接收器二次离子质谱仪实 现了锆石、 橄榄石等矿物的微区原位氧同位素分析 样品离子化原理见图 3 。 图 3离子探针对样品离子化原理 Fig． 3Sketch map of sample ionization during ion microprobe analysis 根据李献华等 ［29 ］离子探针氧同位素实验时用 强度为大约 2 nA 一次133Cs 离子束通过10 kV 加速 电压轰击样品表面， 采用高斯照明方式聚焦于约 10 μm 大小， 以光栅扫描方式扫描 10 μm 范围， 这样样 品表面信号采集大小约为 20 μm。以垂直入射的电 子枪均匀覆盖于 100 μm 范围， 来中和样品的表面 荷电效应。经过 － 10 kV 加速电压提取负二次离 子， 经过 30 eV 能量窗过滤， 质量分辨率为 2500， 以 两个法拉第杯同时接收16O 和18O。单组18O/ 16O 数 据内精度一般优于 0． 2‰ ～0． 3‰ 1σ 。仪器质量 分馏校正采用 91500 锆石标准， 其中 91500 标准锆 石的 δ18O 9． 9‰， 测量的18O/ 16O 比值通过 VSMOW 值 18O/16O 0． 0020052 校正后， 加上仪器质量分 馏校正因子 IMF 即为该点的 δ18O 值。 1． 4不同分析技术的优劣 常规氧同位素分析方法主要是针对全岩和单矿 物粉末样。由于全岩样品较容易受到后期各种地质 作用的影响， 其氧同位素组成难以代表岩石的初始 氧同位素组成。另外， 常规氧同位素分析方法所需 样品量较多， 且只能应用于少数几个矿物。因此， 该 方法的采用越来越少。近年来发展起来的激光探针 BrF5法和离子探针分析法各有优缺点， 前者精度高 可达 0． 05‰ ～ 0． 1‰ ， 适用于各种造岩矿物 和难熔副矿物， 缺点是不能进行原位分析; 后者的精 度稍低 一般为 0． 5‰［30 ］ ， 特别适合于分析具有 核边结构的锆石， 缺点是目前仅限于锆石和橄榄石 等矿物的分析。 2氧同位素在岩石学研究中的进展 2． 1氧同位素在花岗岩 流纹岩 研究中的进展 2． 1． 1黄石高原流纹岩 美国黄石高原是一个面积达 17000 km2的火山 区， 分布有大量流纹岩。Friedman 等 ［31 ］和 Hildreth 等 ［32 －33 ］对其进行了详细的化学和常规氧同位素研 究， 发现大部分黄石流纹岩都有不同程度的18O 亏 损， 认为黄石流纹岩18O 亏损是由于雨水的直接注 入并与岩浆发生同位素交换而形成的。 近年来一些研究者应用离子探针技术对黄石流 纹岩的斑晶进行了矿物微区氧同位素分析， 发现 ①不同石英斑晶之间存在较大的 δ18O 变化， 达到 1‰ ～ 2‰; ②锆石颗粒大小与 δ18O 存在相关性; ③锆石核部和边部的氧同位素组成存在差别， 达 6‰， 核部相对较高， 边部较低， 而且这种差异为突 变; ④锆石和石英等其他矿物之间处于氧同位素不 平衡状态。这些结果表明， 破火山口垮塌造成已经 由于热液蚀变而亏损18O 的早期火山岩重熔是导致 黄石高原发育低 δ18O 岩浆的原因 ［34 －36 ］， 而原先 Hildreth 等 ［33 ］所提出的由于大量水直接注入岩浆房 而形成低 δ18O 岩浆的机理不是主要原因。对黄石 低 δ18O 流纹岩成因的新认识主要是因为离子探针 进行的矿物微区氧同位素分析能有效地识别不同矿 物颗粒之间以及同一矿物不同部位的氧同位素变 化， 而这是原来的全岩和单矿物常规氧同位素分析 不能达到的。显然， 氧同位素组成在单颗粒矿物尺 度上的分布规律将是氧同位素研究的发展方向。 类似地， Zheng 等 ［37 ］利用激光探针氧同位素对 扬子地台北缘的新元古代花岗岩进行研究， 认为其 极低的 δ18O 反映了冰川作用。而 Wang 等 ［38 ］和刘 景波等 ［39 ］通过离子探针氧同位素研究， 认为这些新 元古代花岗岩并非冰川作用的结果。 2． 1． 2苏州 A －型花岗岩体 苏州 A － 型花岗岩体是国内氧同位素研究开展 最多的花岗岩， 对其成因的认识也是随着分析方法 的进步而逐渐深入的。 傅斌等 ［40 ］在苏州花岗岩体东部采取了 5 个样 品， 用常规 BrF5法对石英、 碱性长石、 黑云母、 磁铁 448 第 6 期 岩矿测试 http ∥www． ykcs． ac． cn 2013 年 ChaoXing 矿 假象赤铁矿 以及全岩进行了氧同位素分析， 发 现苏州花岗岩的全岩氧同位素组成不仅低于Ⅰ型花 岗岩 7‰ ～ 10‰ ， 而且低于地幔值 5． 2‰ ～ 6． 2‰ 。各矿物的 δ18O 富集顺序为石英 ＞ 长石 ＞ 黑云母 ＞ 磁铁矿， 符合岩浆岩的矿物富集顺序。但 是石英 － 矿物对的氧同位素平衡温度计算结果不同 程度地低于岩石结晶温度， 因此处于表面同位素不 平衡状态。不过， 不同矿物对的氧同位素温度值存 在如下顺序 T石英 － 磁铁矿＞ T石英 － 黑云母＞ T石英 － 长石 ， 这 个顺序指示了封闭体系条件下扩散控制的氧同位素 交换， 说明岩体结晶后， 在冷却上升期间存在氧同位 素退化交换作用， 所研究的样品未受到外来热液蚀 变。因此认为指示苏州花岗岩在岩浆阶段 δ18O 就 已经稍微偏低， 是典型的低 δ18O 岩浆成因。 王汝成等 ［41 ］根据钻孔样品对苏州花岗岩主侵 入阶段岩石作了较详细的常规 BrF5法氧同位素研 究。内部相岩石全岩、 石英与长石的 δ18O 值变化 小， 全 岩 值 为 7. 4‰ ～ 7. 7‰ 平 均 值 7. 6‰ 0. 1‰ ， 石英值为 7. 8‰ ～ 8. 5‰ 平均值 8. 1‰ 0. 3‰ ， 长石值为 6. 3‰ ～ 7. 1‰ 平均值 6. 6‰ 0. 3‰ ， 石英和长石的氧同位素组成处于同位素平 衡状态， 表明内部相岩石并未受到雨水热液作用影 响; 而边缘相岩石的全岩 δ18O 变化明显， 全岩值为 3. 5‰ ～ 7. 7‰ 平均值 4. 6‰ 1. 8‰ ; 石英值为 6. 6‰ ～ 8. 5‰ 平均值 7. 3‰ 0. 7‰ ; 长石值为 0. 2‰ ～6. 8‰ 平均值 3. 0‰ 2. 7‰ ， 石英和长石 的氧同位素组成处于极端不平衡状态， 表明边缘相 受到雨水热液作用的显著影响。无论是内部相还是 边缘相， 岩石中石英的 δ18O 值基本一致， 说明石英 几乎没有受到后期雨水热液作用的显著影响。因此 内部相和边缘相石英的氧同位素值以及内部相全岩 氧同位素值均显示， 苏州花岗岩并没有显示低的 δ18O 特征。魏春生等 ［42 ］进一步确定苏州花岗岩浆 δ18O 初始组成大约为 7. 5‰ 1. 0‰。这些结果与 傅斌等 ［40 ］认为苏州花岗岩来源于低 δ18O 岩浆的结 论不一致。 魏春生等 ［43 ］和 Wei 等［44 ］对苏州花岗岩进行了 锆石激光探针氧同位素研究， 结果表明采自苏州花 岗岩早、 中、 晚三阶段样品中的锆石具有较为均匀的 δ18O 值， 范围为 4. 66‰ ～5. 13‰， 平均值 4. 92‰， 略 低于地幔锆石氧同位素值。事实上， 中国东部多个 中生代 A － 型花岗岩体， 如碾子山、 山海关、 崂山、 魁 岐等岩体， 都具有类似的稍低于地幔锆石的氧同位 素组成， 特别是碾子山花岗岩体锆石的 δ18O 只有 3. 08‰ ～4. 27‰， 平均值 3. 79‰［42 ］。进一步的研究 表明， 在这些岩体中， 锆石和石英保持了高温氧同位 素平衡， 说明这些花岗岩应该来源于低 δ18O 的岩 浆。由于低 δ18O 的岩浆不可能来源于地幔， 所以 Wei 等 ［44 ］认为这些花岗岩主要为壳源成因。 同样是利用全岩和造岩矿物常规氧同位素分析 方法， 不同的研究者得出苏州花岗岩不同成因的认 识， 这主要是因为苏州花岗岩可能受到后期热液作 用的影响， 不同的岩相和不同的部位所受后期热液 作用的影响可能存在不同， 造成各造岩矿物氧同位 素组成变化较大。而锆石的激光氧同位素分析表 明， 苏州花岗岩不同岩相锆石的氧同位素组成变化 很小。相比全岩和造岩矿物， 锆石具有更高的封闭 温度和稳定性， 能更好地保存岩浆的初始氧同位素 组成， 由锆石得出的岩浆氧同位素组成更准确。因 此在花岗岩这类具有丰富锆石的岩石中， 应当把锆 石的氧同位素组成作为首先考虑的对象。 2. 2氧同位素在变质岩研究中的进展 大别 － 苏鲁造山带超高压变质岩的氧同位素研 究是近年来的一个研究热点。自从 δ18O 值极低的 榴辉岩在苏鲁造山带青龙山地区被发现以来 ［45 －46 ］， 这些极度亏损18O 的岩石引起了人们的极大兴 趣 ［47 －48 ］。大别 － 苏鲁除了氧同位素强烈亏损外， 低 δ18O 岩石的分布规模也很令人瞩目， 地表露头上低 δ18O 岩石的出露面积达到 30000 km2［49 －50 ］。大别 － 苏鲁造山带这些超高压变质岩18O 亏损的时间和 机制一直是人们探讨的热点问题。 最初人们对大别 － 苏鲁造山带的榴辉岩和有关 片麻岩进行了造岩矿物的激光探针氟化法氧同位素 研究 ［45 －46， 51 －55 ］， 大部分矿物具有极低的 δ18O， 例如 青龙山地区榴辉岩和花岗片麻岩的锆石 δ18O 值低 至 －9‰ ～ － 6‰［47 ］， 青龙山含柯石英榴辉岩中的 石榴石和金红石的 δ18O 值分别低至 － 11‰ 和 －15‰［45 ］， 胶东威海地区花岗片麻岩的锆石 δ18O 值低至 －8‰ ～ － 3‰［56 ］。结合多种矿物的氧同位 素研究， 人们一致认为大别 － 苏鲁造山带的这些变 质岩的原岩 新元古代 在三叠纪超高压变质之前 就已经通过大气降水热液蚀变获得了极低的 δ18O， 也即这些变质岩在其新元古代原岩形成时来源于具 有极低 δ18O 的岩浆， 并推测主要为雪球地球事件之 前超大陆裂解初期大陆冰川融化过程中高温水岩反 应的结果 ［47， 57 －58 ］。 然而， 最近的锆石离子探针原位氧同位素分析 结果显示大别 － 苏鲁造山带的变质岩并非在新元古 548 第 6 期李铁军 氧同位素在岩石成因研究的新进展第 32 卷 ChaoXing 代其原岩形成时就获得了极低的 δ18O， 而主要是在 三叠纪超高压变质作用过程中获得的。Chen 等 ［59 ］ 最近对苏鲁造山带 前人做过大量研究被认为最具 有代表性极低 δ18O 的青龙山榴辉岩和片麻岩进行 了锆石离子探针原位氧同位素分析， 结果显示锆石 的核部和边部具有明显不同的 δ18O。如图 4 所示， 4 个样品不论是榴辉岩还是片麻岩都显示出一些共 同的特点 ①锆石核部绝大多数具有正的 δ18O， 而锆 石边部除个别外都为负的 δ18O 值; ②锆石核部随着 年龄的变小， 表现出一个 δ18O 总体降低的趋势; ③锆石核部的 δ18O 高， 其边部的 δ18O 也相对较高， 例如榴辉岩样品 00QL16 锆石核部的 δ18O 大约为 7‰， 边部 δ18O 大约为 － 2‰， 而 3 个片麻岩样品锆 石核部的 δ18O 大约为 2‰， 边部 δ18O 大约为 －9‰。 图 4苏鲁造山带青龙山变质岩锆石原位氧同位素组成［59 ］ Fig. 4In- situ oxygen isotopic compositions for zircons from metamorphicrocksatQinglongshanintheSulu orogen ［59 ］ 这些新的数据表明， 苏鲁造山带变质岩极负的 δ18O 值主要是在三叠纪变质作用过程获得的， 而不 是原先所认为的在三叠纪之前。尽管如此， 3 个片 麻岩样品的锆石核部都为低于地幔的锆石 δ18O 值， 说明它们确实来源于具有低的 δ18O 值的岩浆。片 麻岩与榴辉岩的锆石核部具有明显不同的 δ18O 值， 说明它们的来源不同。无论是榴辉岩还是片麻岩， 锆石边部相比于核部， δ18O 值都降低了约 10‰， 说 明它们受到的变质流体作用是相似的。 由离子探针得出与原来激光探针不同认识的原 因主要是因为苏鲁造山带变质岩中的锆石普遍具有 核边结构， 核部反映的是变质岩的原岩年龄， 而边部 反映的是超高压变质年龄， 采用激光探针法熔蚀的 是全部锆石， 不能有效地区分核和核边部的氧同位 素组成， 而这一问题利用离子探针原位分析能有效 解决。因此在研究具有明显锆石核边结构的岩石 时， 应优先采用离子探针原位分析。 3结语 氧同位素的三种分析方法中， 常规氧同位素分 析方法主要是针对全岩和单矿物粉末样， 由于全岩 样品较容易受到后期各种地质作用的影响， 其氧同 位素组成难以代表岩石的初始氧同位素组成。另 外， 常规氧同位素分析方法所需样品量较多， 且只能 应用于少数几个矿物， 因此， 该方法的采用越来越 少。激光探针 BrF5法分析精度高， 适用于各种造岩 矿物和难熔副矿物， 然而不能进行原位分析。离子 探针分析法可以进行原位氧同位素分析， 特别适合 分析氧同位素变化较大的矿物颗粒; 但与激光探针 BrF5法相比其精度稍低， 且目前仅限于锆石和橄榄 石等少数矿物的分析。与各种造岩矿物和其他副矿 物相比， 锆石具有更高的封闭温度和稳定性， 能更好 地保存岩浆的初始氧同位素组成， 因此在具有锆石 的岩石中， 应当把锆石的氧同位素组成作为首先考 虑的对象。美国黄石流纹岩和苏鲁变质岩的研究表 明， 氧同位素组成可能在单颗粒矿物尺度上具有很 大的变化， 这也使得利用离子探针进行原位分析可 以比原先通过常规法和激光探针法得出更进一步的 认识。利用常规氧同位素分析， 人们认为美国黄石 流纹岩18O 亏损是由于雨水的直接注入并与岩浆发 生同位素交换而形成的， 而离子探针技术对矿物微 区进行的氧同位素分析结果表明， 破火山口垮塌造 成已经由于热液蚀变而亏损18O 的早期火山岩重熔 是导致黄石高原发育低 δ18O 岩浆的原因。对于苏 鲁造山带变质岩， 通过激光探针氧同位素分析， 人们 普遍认为其极负的 δ18O 值是在新元古代原岩形成 时获得的， 但是最新的离子探针锆石原位氧同位素 分析表明其极负的 δ18O 主要是在三叠纪超高压变 质作用过程中获得的。因此， 在今后单颗粒矿物尺 度上的氧同位素组成分布规律将是氧同位素研究的 发展方向。 4参考文献 ［ 1］Taylor H P． The oxygen isotope geochemistry of igneous rocks ［J］ ． Contributions to Mineralogy and Petrology， 1968， 19 1 －71． ［ 2］Valley J W，Cole D R． Stable isotope geochemistry［ J］ ． Reviews in Mineralogy and Geochemistry， 2001， 43 1 － 662． 648 第 6 期 岩矿测试 http ∥www． ykcs． ac． cn 2013 年 ChaoXing ［ 3］Jiang N，Chen J Z，Guo J H，Chang G H． In situ zircon U- Pb， oxygen and hafnium isotopic compositions of Jurassic granites from the North China craton Evidence forTriassicsubductionofcontinentalcrustand subsequent metamorphism- related 18O depletion ［J］ ． 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