同位素测温

氧同位素测温被广泛用于确定变质岩的温度。同位素测温的主要关心问题是冷却过程中最高变质温度的保存。研究者们早已经意识到，氧同位素测温计记录的温度往往与缓慢冷却的变质岩温度不一致。图3.52给出了文献资料中石英－磁铁矿和白云母－黑云母矿物对的δ¹⁸O值和计算温度范围的数据(Kohn，1999)。岩石中白云母－黑云母矿物对的变质条件范围从表观温度(apparent temperature)约300℃的绿片岩相至麻粒岩相，而石英－磁铁矿矿物对的温度则为约540℃。这些数据证实了大规模的扩散性重新组合，与冷却过程中相对较高的水逸度一致(Kohn，1999)。

假定岩石为封闭系统，由石英、长石和角闪石三种矿物组合组成，角闪石为扩散最慢的相，而长石为扩散最快的相。利用封闭温度的Dodson方程式(1973年)和给定的一组参数(扩散常数、冷却速度和颗粒尺寸)，Giletti(1986)计算了由岩石获得的表观温度，当岩石中所有同位素交换停止后，这些岩石的这三种矿物具有不同的模式比例(modal proportion)。在Gilletti模型中，由于角闪石是第一个达到封闭温度的相，因此石英－角闪石表观温度仅取决于石英/长石比例，与岩石中角闪石的含量无关。不过，Eiler et al.(1992，1993)证实，由于颗粒边界和快速扩散相之间的连续交换，因此慢扩散相的丰度能够影响表观平衡温度。基于上述原因，逆扩散相关的氧同位素交换阻碍了变质峰值温度的计算，但可用于估计冷却速度。

图3.52 绿片岩相至麻粒岩相岩石中石英－磁铁矿和黑云母－白云母δ¹⁸O图(据Kohn，1999)

另一方面，如果岩石中存在容易交换的矿物，则扩散模型也能够估算通过难熔副矿物获得的精确温度(Valley，2001)。这一方法的基础是，由于扩散性较慢，副矿物保留了结晶时的同位素组成;对于主要矿物，由于可供交换的相并不充足，因此其同位素组成是当达到质量平衡时的组成。

已知有几个难熔副矿物温度计得到了实际应用，这些副矿物包括硅铝酸盐、磁铁矿、富石英岩和磁铁矿中的石榴子石及金红石、大理岩中的透辉石或榍石。难熔矿物是根据相对于总体岩石基质中的相对扩散速度进行定义的。因此，斜长石－磁铁矿或斜长石－金红石可作为角闪岩相或榴辉岩相基性岩的良好温度计，但是不适用于麻粒岩相中。

其他适用于保留变质峰值温度的相为Al₂SiO₅类的蓝晶石和矽线石，两者均具有氧扩散速度较慢的特征。通过分析具不同温度历史的各种岩石的铝硅酸同质多象矿物，Sharp(1995)得到了蓝晶石和矽线石的经验平衡分馏系数。在有些岩石中，氧同位素温度远远高于区域变质温度，这可能反映了仅在最难熔的相中保留的早期高温接触变质特征。

尽管在水稀释条件下出现了大量扩散，但是有些岩石显然保留了冷却过程中未受扩散影响的氧同位素分馏。Farquhar et al.(1996)研究了加拿大西北部和南极洲的两种麻粒岩岩体的石英－石榴子石温度(约1000℃)，结果与各种独立矿物的估计温度吻合良好。石英－辉石的温度明显偏低，并且更低的石英－磁铁矿温度(约670℃)是由石英和磁铁矿中较快的氧扩散速度和后期变形过程中的再结晶作用导致的。麻粒岩较“干”的属性很显然对保留高温记录非常关键。冷却温度较低和含水较多的岩石似乎不易保留峰值变质温度。

图3.53 随着变质程度的增加方解石－石墨(Cc-Gr)分馏系数的频率分布(据DesMarais，2001)

由于方解石丰度较高且碳扩散速度较快，而石墨丰度较低且碳扩散速度非常慢，因此区分方解石和石墨之间的碳同位素，是另一个能够记录大理岩变质峰值温度有利的温度计。图3.53显示随变质程度的上升，方解石和石墨的分馏系数在降低。与麻粒岩相有关的石墨，其δ值范围较窄，显示了碳酸盐和石墨在高温下达到同位素平衡。图3.53还显示，在麻粒岩相条件下，由于碳酸盐和还原碳之间的交换，初始碳同位素组成特征已消失。