【锆石地球化学特征探究论文】锆石特征

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锆石地球化学特征探究论文

关键词:锆石;年代学;地球化学特征;地质应用 随着能够显示矿物内部复杂化学分区的成像技术和高分辨率的微区原位 测试技术的发展和广泛应用,研究颗粒锆石等副矿物微区的化学成分、年龄、同 位素组成及其地质应用等已成为国际地质学界研究的热点[1]。锆石U2Pb法是目 前应用最广泛的同位素地质年代学方法,锆石的化学成分、Hf和O同位素组成广泛 应用于岩石成因、壳幔相互作用、区域地壳演化的研究等,对地球上古老锆石的 化学成分和同位素的研究是追朔地球早期历史的有效工具。笔者着重综述锆石的 化学成分、同位素组成特征及其在地质学中的应用。

1微区原位测试技术 锆石等副矿物在地质学中的广泛应用与近年来原位分析测试技术的快速 发展密不可分。论文目前已广泛应用的微区原位测试技术主要有离子探针、激光 探针和电子探针等。

1.1离子探针 离子探针(sensitivehighresolutionionmicro-probe,简称SHRIMP)可用于矿物 稀土元素、同位素的微区原位测试。在目前所有的微区原位测试技术中,SHRIMP 的灵敏度、空间分辨率最高(对U、Th含量较高的锆石测年,束斑直径可达到8μm), 且对样品破坏小(束斑直径10～50μm,剥蚀深度5μm)[2-3],是最先进、精确度最高 的微区原位测年方法。其不足之处是仪器成本高,测试费用昂贵,测试时间较长(每 测点约需20min)。

2000年,CamecaNanoSIMS50二次离子质谱开始用于对颗粒大小为1～2μm的副矿物进行U-Th-Pb年代学研究。毕业论文NanoSIMS对粒度极细小的副矿物进 行定年要以降低精度为代价,且用于U-Th-Pb定年还没有进行试验,还未完全估算 出其准确度和分析精度,有可能在西澳大利亚大学获得初步的成功[2,4]。

1.2激光探针 激光剥蚀微探针2感应耦合等离子体质谱仪 (la-serablationmicro2probe2inductivelycoupledplas-mamassspectrometry,简称 LAM2ICPMS),即激光探针技术可实现对固体样品微区点常量元素、微量元素和 同位素成分的原位测定[5]。近年研制成功的多接收等离子质谱(MC-ICPMS)可同 时测定同位素比值,该仪器现今已经成为Hf同位素测定的常规仪器[6]。近年来激 光探针技术在原位测定含U和含Th副矿物的U-Pb、Pb-Pb年龄或Th-Pb年龄方面进 展极快,在一定的条件下可获得与SHRIMP技术相媲美的准确度和精确度,且经济、 快速(每个测点费时4min,可以直接在电子探针片内进行分析[5,7-8]);但与 SHRIMP相比,激光探针要求样品数量较大,对样品破坏大(分析束斑大小一般为30 ～60μm,剥蚀深度为10～20μm),其空间分辨率和分析精度一般低于SIMS、 SHRIMP[1,9210]。

1.3电子探针、质子探针、X射线荧光探针 电子探针(electronprobeX-raymicroanalysis,简称EPMA)、质子探针 (protoninducedX-rayemissionmicro-probe,简称PIXE)和X射线荧光探针 (X-rayfluorescenceprobe,简称XRF)均属微区化学测年技术。其优点是可以直接在 岩石探针片上进行测定,不破坏样品,保留了岩石的原始结构,样品制备方便,便于 实现原地原位分析,与同位素定年相比,价格低廉,分析快速;其缺点是不能估计平 行的U-Pb衰变体系的谐和性[1,11],且由于化学定年不需进行普通铅的校正,容易 导致过高估计年轻独居石、锆石等矿物的年龄[12]。

电子探针测定锆石的Th-U-全Pb化学等时线年龄方法 (chemicalTh2U2totalPbisochronmeth-od,简称CHIME)的优点是空间分辨率高达1 ～5μm,可进行年龄填图[5,8],可进行锆石和独居石、磷钇矿、斜锆石等富U或富Th 副矿物年龄的测定[11,13215];缺点是因对Pb的检出限较低而导致测年精度偏低, 不能用于年龄小于100Ma的独居石等矿物的定年。

质子探针是继电子探针之后发展起来的、一种新的微束分析技术,能有效 地进行微区微量元素、痕量元素的分析,近年来用于测定独居石的U-Th-Pb年龄,其分析原理与电子探针相似。对EPMA无能为力的、小于100Ma的独居石年龄的 测定,PIXE具有明显的优势[5,8]。

此外,近年逐步改进的X射线荧光探针在测定年轻独居石年龄方面具有较 大的优势。在分析束斑为40～60μm、使用单频X射线的条件下,Pb的检出限可达 10×10-6,对于年龄为数十百万年甚至是15Ma的年轻独居石,可获得与ICP-MS同位 素定年相近的结果,XRF化学定年的精度和分辨率大大高于EMPA,但在相同空间 分辨率的情况下,XRF化学年龄与同位素年龄测定的比较有待进一步研究。其另 一优势是仪器成本较低,装置简单,易于组建和操作。但由于XRF的空间分辨率较 低,因此不适于分析内部具有不均一年龄分区的、粒度小的独居石[12,16]。

尽管微区原位测试技术给出了重要的、空间上可分辨的年龄信息,但在精 确度、准确度方面仍无法与传统的同位素稀释热电质谱技术(ID-TIMS)相比。硕 士论文在副矿物不存在继承性(如对幔源岩石、陨石等中的锆石进行定年)的情况 下,ID-TIMS仍得到广泛使用。

2锆石U-Th-Pb同位素年代学 2.1锆石U-Th-Pb同位素体系特征及定年进展 由于锆石具有物理、化学性质稳定,普通铅含量低,富含U、Th[w(U)、w(Th) 可高达1%以上],离子扩散速率很低[17],封闭温度高等特点,因此锆石已成为U-Pb 法定年的最理想对象[1]。

虽然锆石通常能较好地保持同位素体系的封闭,但在某些变质作用或无明 显地质作用过程中亦可能丢失放射性成因铅,使得其t(206Pb/238U)和 t(207Pb/235U)两组年龄不一致。造成锆石中铅丢失的一个最主要原因是锆石的蜕 晶化作用;此外,部分重结晶作用也是导致锆石年龄不一致的又一原因[18-19]。

锆石内部经常出现复杂的分区,每一区域可能都记录了锆石所经历的结晶、 变质、热液蚀变等复杂的历史过程[20-21]。因此,在微区分析前,详细研究锆石的 形貌和内部结构对解释锆石的U2Pb年龄、微区化学成分和同位素组成的成因至 关重要。只有对同一样品直接进行结构和年龄的同步研究,才能得到有地质意义 的年龄。利用HF酸蚀刻图像、阴极发光图像(cathodoluminescence,简称CL)和背散 射电子图像(back2scatteredelectronimage,简称BSE)技术可观察锆石内部复杂的结 构[20]。近年来,锆石年代学研究实现了对同一锆石颗粒内部不同成因的锆石域进 行微区原位年龄分析,提供了矿物内部不同区域的形成时间,使人们能够获得一致 的、清楚的、容易解释的地质年龄,目前已经能够对那些记录在锆石内部的岩浆 结晶作用、变质作用、热液交代和退变质作用等多期地质事件进行年龄测定,从 而建立起地质过程的精细年龄框架。

例如,变质岩中锆石的结构通常非常复杂,对具有复杂结构锆石的定年可以 得到锆石不同结构区域的多组年龄,这些年龄可能分别对应于锆石寄主岩石的原 岩时代、变质事件时间(一期或多期)及源区残留锆石的年龄等。对这些样品中锆 石的多组年龄如何进行合理的地质解释,是目前锆石U-Pb年代学研究的重点和难 点[21],而明确不同成因域的锆石与特定p-T条件下生长的、不同世代矿物组合的 产状关系是合理解释的关键。吴元保等[21]的研究表明,锆石的显微结构、微量元 素特征和矿物包裹体成分等可以对锆石的形成环境进行限定,从而为锆石U-Pb年 龄的合理解释提供有效的制约。目前对变质岩中锆石、独居石等矿物定年的主要 方法是先从岩石中分选出测年用的单矿物,然后用环氧树脂固定并抛光制成靶,再 进行微形貌观察和年龄的原位测定。但这样往往破坏了待测矿物与特定地质事件 的原始结构关系。为此,陈能松等[8]提出了原地原位测年的工作思路,即利用各种 微区原位测试技术直接测定岩石薄片中与特定温压条件下生长的不同世代矿物 组合、产状关系明确的锆石和独居石等富U-Th-Pb的副矿物在不同成因域的年龄, 从而将精确的年龄结果与特定的变质事件或变质反应联系起来。

2.2锆石微区定年的示踪作用 火成岩中耐熔的继承锆石可以保持U-Pb同位素体系和稀土元素(REE)的 封闭,从而包含了关于深部地壳和花岗岩源区的重要信息[22-23],可用于花岗岩物 源和基底组成的示踪。职称论文笔者在研究江西九岭花岗岩中的锆石时,发现部 分锆石边部发育典型的岩浆成因的环带,其中心具有熔融残余核(图1)。SHRIMP 分析表明,这2部分的年龄组成有明显的差别,环带部分的年龄约为830Ma,而核部 的年龄集中在1400～1900Ma,核部年龄可能代表花岗岩源岩的锆石组成年龄。

deleRosa等[23]通过研究葡萄牙境内欧洲Variscan造山带缝合线两侧的花 岗闪长岩、星云岩中继承锆石的稀土元素和U2Pb同位素特征,发现这2组锆石无论 是在年龄谱上还是在REE组成上,均存在明显差异,说明它们来源不同,即这2个地 区深部地壳的物质组成(基底)不同。

近年来,随着LA-ICP-MS技术的发展,沉积岩中碎屑锆石的年龄谱分析广泛应用于沉积岩源区物质成分组成和地壳演化的研究[24-27]。通过对比盆地沉积物 中锆石的U-Pb年龄谱和盆地毗邻山脉出露岩体的年龄,可以了解某一沉积时期沉 积物源区的多样性及盆地不同时期物源性质的变化特征。该方法同时还可估算地 层的最大沉积年龄。3锆石化学成分特征及其在岩石成因中的应用 通常,在组成锆石的总氧化物中,w(ZrO2)占67.2%、w(SiO2)占 32.8%,w(HfO2)占0.5%～2.0%,P、Th、U、Y、REE常以微量组分的形式出现。由 于Y、Th、U、Nb、Ta等离子半径大、价态高,留学生论文使得它们不能包含在许 多硅酸盐造岩矿物中,趋向于在残余熔体中富集,而锆石的晶体结构可广泛容纳不 同比例的稀土元素,因此锆石成为岩石中U、Th、Hf、REE的主要寄主矿物[1,28231]。

稀土元素和一些微量元素是限定源岩性质和形成过程最重要的指示剂之一,锆石 中的离子扩散慢,因此锆石中的稀土元素分析结果可为它们的形成过程提供重要 的地球化学信息。

3.1锆石中的w(Th)、w(U)及w(Th)/w(U)比值 大量的研究[21,28]表明,不同成因的锆石有不同的w(Th)、w(U)及 w(Th)/w(U)比值:岩浆锆石的w(Th)、w(U)较高,w(Th)/w(U)比值较大(一般大于 014);变质锆石的w(Th)、w(U)低,w(Th)/w(U)比值小(一般小于011)。但也有例外情 况,有些岩浆锆石就具有较低的w(Th)/w(U)比值(可以小于0.1),部分碳酸岩样品中 的岩浆锆石则具有异常高的w(Th)/w(U)比值(可以高达10000)[21,28],所以,仅凭锆 石的w(Th)/w(U)比值有时并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石。

3.2锆石微量元素、稀土元素特征及其应用 锆石的稀土元素特征研究主要用于判断其寄主岩石的成因类型,但岩浆锆 石的微量元素特征是否能判断寄主岩石的类型目前还存在较大的争议[21]。而一 些变质岩(如麻粒岩)中的变质锆石可以具有较高的w(Th)/w(U)比值[21]。

Hoskin等[29-30]认为,虽然幔源岩石中的锆石与壳源岩石中的锆石在REE 含量及稀土配分模式上具有明显差别,但并未发现不同成因的壳源岩石中锆石的 REE特征存在系统差异,它们具有非常类似的REE含量和稀土配分模式,目前对壳 源锆石REE组成如此相似的原因并不清楚。

Belousova等[28,31]的研究结果表明,锆石中的稀土元素丰度对源岩的类型 和结晶条件很敏感。从超基性岩→基性岩→花岗岩,锆石中的稀土元素丰度总体升高。锆石的w(REE)在金伯利岩中一般低于50×10-6,在碳酸盐岩和煌斑岩中可达 600×10-6～700×10-6,在基性岩中可达2000×10-6,英语论文而在花岗质岩石和伟 晶岩中可高达百分之几。这种趋势反映了岩浆的分异程度。

正长岩中锆石具有正Ce异常、负Eu异常和中等富集重稀土元素(HREE);
花岗质岩石中锆石明显负Eu异常、无Ce异常,无明显HREE富集;碳酸岩中锆石无 明显的Ce、Eu异常,轻、重稀土元素分异程度变化较大;镁铁质火山岩中锆石的轻、 重稀土元素分异明显;金伯利岩中锆石无明显的Eu、Ce异常,轻、重稀土元素分异 程度不明显[28,31](图2)。大部分地球岩石中锆石的HREE比LREE相对富集,显示 明显的正Ce异常、小的负Eu异常;而陨石、月岩等地外岩石中锆石则具强的Eu亏 损、无Ce异常[28]。Belousova等[28]建立了通过锆石的微量元素对变化图解和微 量元素的质量分数来判别不同类型的岩浆锆石的统计分析树形图解。

与岩浆锆石相比,变质锆石HREE的富集程度相对LREE的变化较大。岩浆 锆石具有明显的负Eu异常,形成于有熔体出现的变质锆石具有与岩浆锆石类似的 特征:富U、Y、Hf、P,REE配分模式陡,正Ce异常、负Eu异常。但变质锆石的 w(Th)/w(U)比值低(0.1),这是区别于岩浆锆石的惟一的化学特征。在变质过程中, 锆石是否发生了重结晶以及结晶过程中是否有流体或熔体的参与,都会显著影响 锆石稀土元素组分的变化[32]。

变质增生锆石的稀土元素特征除与各个稀土元素进入锆石晶格的能力大 小有关外,还与锆石同时形成的矿物种类有关(如石榴石、长石、金红石等),这些 矿物的存在与否对变质作用的条件(如榴辉岩相、麻粒岩相和角闪岩相等)有重要 的指示意义,锆石的REE组成可反映锆石母岩的变化,至少在某些情况下反映了锆 石与其他矿物如石榴石(稀土元素总量低、亏损HREE)[32-35]或长石(负Eu异 常)[32,36-37]、金红石[34]的共生情况。

变质增生锆石的微量元素特征不仅受与锆石同时形成的矿物种类的影响, 而且还与其形成时环境是否封闭有关。在“封闭”的榴辉岩相的体系中,REE的供应 有限,由于石榴石是榴辉岩中富集HREE的矿物,固相线下石榴石的形成会使熔体 亏损HREE;而在开放环境中,石榴石的形成并不能引起局部环境HREE质量分数 的改变,这种条件下与石榴石共生的锆石就不会出现HREE的相对亏损。因 此,HREE的相对亏损与否并不能直接用来判别变质锆石是否与富集HREE的石榴 石同时形成[21]。

锆石微区的稀土元素分析与微区定年、锆石中的包裹体研究相结合能够较好地限定锆石的形成环境,可以将锆石的形成与变质条件联系起来,从而将变质过 程中的p-T-t有效地联系在一起,在造山带研究中用于追溯超高压变质岩的形成过 程[21,36-38]。4锆石同位素的地质应用 4.1锆石的Lu2Hf同位素 Lu与Hf均为难熔的中等2强不相容性亲石元素,这与Sm-Nd体系类似,因此 Hf同位素示踪的基本原理与Nd同位素相同。

Hf与Zr呈类质同象存在于锆石的矿物晶格中,相对其他矿物,锆石中w(Hf) 高[w(HfO2)≈1%],这为获取高精度的Hf同位素比值数据提供了保障;同时其 w(Lu)/w(Hf)值极低[w(176Lu)/w(177Hf)n0.01][39-40],由176Lu衰变形成的176Hf 比例非常低,对锆石形成后的Hf同位素组成的影响甚微,这样锆石的Hf同位素组成 基本上代表了锆石结晶时的初始Hf同位素组成。加上锆石化学性质稳定,具有很 高的Hf同位素封闭温度,即使经历了麻粒岩相等高级变质作用也能很好地保留初 始Hf同位素组成,因此锆石中的Hf非常适合于岩石成因的Hf同位素研究[41-42]。

Lu-Hf同位素体系本身所具有的高于Sm-Nd同位素体系的封闭温度及锆石特有的 抗风化能力,使得锆石成为研究太古宙早期地壳的理想研究对象。

近年来,一些作者应用锆石的Hf同位素原位测试成功地解决了太古宙早期 是否存在超亏损地幔的问题。在太古宙的Sm-Nd同位素研究中,部分太古宙早期 岩石(年龄约为3.8Ga)具有较高的ε(Nd)值[ε(Nd)≈+4][43-44],似乎显示当时地球发 生过极大规模的壳幔分异作用,并出现地幔的极度亏损。通过锆石Lu2Hf研究发现, 高ε(Nd)t值的样品并未显示高的ε(Hf)t值,同一时期不同地质单元的太古宙岩石中 的锆石具有十分相近的ε(Hf)t值,这表明由Nd同位素确定的极度亏损地幔,是由于 Sm-Nd同位素体系开放造成的假象[45-48]。

沉积岩中碎屑锆石的REE特征及其原位的U-Pb年龄、Hf同位素组成测定已 被作为研究沉积物母岩以及地壳演化的强有力工具[25,42,49]。

在岩石由多种组分构成、而其Nd同位素数据只有一个的情况下,可以通过 多组锆石的Hf同位素来认识其演化过程。

锆石微区年龄、稀土元素的测定与Hf同位素研究相结合,是示踪壳幔相互 作用、研究区域大陆地壳增长的有力工具[50-51]。如郑建平等[51]对玄武岩中麻 粒岩捕虏体的锆石进行了年龄、REE、Hf同位素分析,探讨了早元古代华北克拉通的形成和壳幔相互作用。

由于性质不同的岩石的Hf同位素组成可能存在一定的差别,物理条件或结 晶途径也可能改变矿物的化学成分,但不会影响Hf同位素组成。如果锆石在生长 过程中不仅存在化学成分和晶体形貌上的变化,而且还伴随了Hf同位素组成的变 化,则说明有来源明显不同的岩浆发生了化学混合。这为研究岩浆作用过程中不 同组分的混入提供了重要途径。工作总结对于一个由多种组分构成的岩石样品, 岩浆岩中形态不同的锆石晶体及同一锆石内部不同环带均记录了不同组分的岩 浆相互作用的过程,因此通过多组锆石和同一锆石颗粒内不同环带的Hf同位素研 究,可追踪岩体的结晶历史,获得岩浆演化的信息。

Griffin等[52]通过对华南平潭和桐庐I型花岗岩体中锆石的Hf同位素研究, 发现不同生长阶段的锆石的Hf同位素组成不同,且它们的微量元素组成也存在差 异[53],揭示这2个I型花岗岩体在形成过程中有多于2种不同来源的岩浆发生了混 染。虽然化学混合(mixing)使岩体中不同类型的岩石具有类似的Sr、Nd同位素组 成,但锆石却像“录音机”一样记录了不同岩浆产生和相互作用的细节。

汪相等[54]利用锆石中的Hf同位素探讨了幔源岩浆对过铝花岗岩成因的 制约。华南过铝花岗岩在岩相学和岩石化学上充分显示了壳源的基本特征,且在 这些花岗岩体中很少见到地幔岩浆侵入形成的淬冷包体或基性岩脉,故它们的成 因无法与地幔活动联系起来。锆石颗粒内部的多阶段生长的环带,记录了岩浆形 成和冷凝过程中的物理化学信息。因此对颗粒内部不同环带的同位素原位分析可 以直接揭示中下地壳花岗质岩浆形成过程的复杂性和岩浆性质的演化,这些现象 很难在野外观察到,通过全岩同位素分析也难以检测出来,而锆石中的Hf同位素特 征却可以有效地揭示幔源岩浆对花岗岩形成的贡献。

由于锆石中的Hf很难与岩石外部的Hf发生交换,因此,除Hf同位素组成本 身可以作为地球化学的示踪剂外,还可通过对锆石Hf同位素的研究来解译导致锆 石U2Pb年龄不一致的原因。对于重结晶的锆石,如果体系在锆石结晶前后在成分 上未发生明显变化,则其锆石的同位素组成符合单体系的线性演化规律;但如果有 外来Hf的加入,则会形成年轻的、Hf同位素组成明显不同的增生锆石。基于同样 的原因,锆石的Hf同位素组成能够指示锆石的U-Pb体系是否、何时发生了重置,因 而在解释下地壳、地幔来源的高级变质岩的锆石年龄时帮助很大[55]。

4.2锆石的氧同位素由于地壳物质与地幔物质的氧同位素组成存在差异,因此氧同位素可以很 好地示踪壳幔的相互作用。此外,氧同位素是一种敏感的、示踪地壳中的流体和 固体相互作用的、依赖于温度的示踪剂,岩浆岩的氧同位素比值对那些经历了低 温水2岩反应的物质混染尤其敏感,这些物质可能曾经与大气水、沉积物及与那些 曾经和大气水发生蚀变的岩石发生了相互作用,因此氧同位素是示踪岩浆来源的 最有效的工具之一[56]。

高温下锆石和岩浆的同位素分馏很小,锆石的氧同位素组成基本上反映了 锆石形成时岩浆的氧同位素特征[57]。研究表明锆石中的氧同位素扩散很慢,氧扩 散的有效封闭温度≥700°C[58-59],其氧同位素组成不像其他矿物那样易受高温变 质、热液蚀变的影响而发生变化[59-60],即使岩石经历了麻粒岩相的变质作用,岩 浆锆石也能在干的岩石中保留岩浆氧同位素的初始比值[57]。

正常地幔的δ(18O)约为5‰,源于地幔的岩石表现出接近该值的、均一的氧 同位素比值(该值被认为是正常地幔火成岩的比值)。在高温条件下锆石与正常地 幔岩石达到平衡时的δ(18O)=5.3‰±0.3‰[61]。幔源岩浆分异出的火成岩结晶的 锆石δ(18O)接近正常地幔的δ(18O)[61262]。研究表明,锆石的δ(18O)是岩浆物质来 源的良好示踪剂。通过锆石氧同位素分析,可以判断结晶出锆石的岩浆是直接来 自地幔还是来自经过地壳循环的物质[56,60-63]。

如果岩浆的氧同位素比值低于正常地幔值,通常认为岩浆的产生是与发生 了热液蚀变的地壳岩石有关,这些岩石可能是洋壳岩石与高温海水或者陆壳岩石 与大气降水发生了高温热液蚀变的结果[64-66]。但如果岩浆锆石的δ(18O)明显高 于正常值,则说明岩浆来源于曾经历低温水2岩交换的岩石的部分熔融或岩浆在 形成过程中有表壳物质的加入[56,67-68]。

锆石的氧同位素分析为研究花岗质岩石的成因和岩浆系统的演化提供了 新的方法[60-61,69]。在岩浆演化过程中,如果体系是封闭的,且同位素分馏达到平 衡(此假设在大多数情况下都成立),那么从基性-酸性的岩浆结晶的锆石的δ(18O) 应该相同;但如果发生了同化混染,则锆石从内到外的生长区往往记录了岩浆成分 的变化。分析各组锆石或同一锆石颗粒不同区域的氧同位素,可为岩浆的同化混 染、不同来源的岩浆混合的定量化研究提供信息,也有助于深入认识岩浆的期次 问题。

如能对锆石的U-Pb年龄和氧同位素组成以及REE进行同步测定,就有可能 把氧同位素组成特征与某阶段年龄相联系,对具有复杂地质历史的岩石的成因环境进行限定。将锆石的氧同位素与U-Pb年龄(必要时进行REE分析)原位测定相结 合是锆石的氧同位素研究的发展趋势。

近年来,一些学者对澳洲JackHills地区的古老碎屑锆石进行了微区离子探 针U2Pb年龄和氧同位素组成的研究,获得了目前已知的最古老的锆石单颗粒年龄 (4.4Ga),其δ(18O)为7.4‰～5.0‰,比地幔值高,暗示着岩浆混染和高δ(18O)物质的 重熔,这些高δ(18O)的物质可能是沉积物或低温水2岩反应的热液蚀变岩石,表明 有上地壳物质参与的岩浆过程最早可追溯到4.4Ga前。这些锆石的氧同位素组成 表明,地球在4.4Ga前就可能存在水圈,地球的表面温度在地核和月球形成后不到 100Ma的时间里就已冷却到允许液体水存在的温度[56,67,69]。

陈道公等[65]、郑永飞等[66]分别对大别2苏鲁超高压变质岩中的锆石进行 了U-Pb和氧同位素微区原位分析,发现即使在榴辉岩相高级变质作用中,锆石仍基 本保存了原岩中锆石的氧同位素特征,其中原岩年龄为0.7～0.8Ga的变质岩中锆 石的δ(18O)明显低于地幔平均值,表明其形成时岩浆源区明显有大气降水的加入, 这可能与新元古代华南Rodinia超大陆的裂解和全球的雪球事件有关。

5结语 锆石的结构和成分记录了岩石所经历的复杂地质过程。对内部结构复杂的 锆石进行同位素和化学成分的微区原位分析,必须在对其内部结构进行详细研究 的基础上进行。

由于幔源锆石和壳源岩浆锆石的化学组成存在较明显的区别,因而容易区 分,但利用壳源岩浆锆石的微量元素、稀土元素特征识别其寄主岩石的类型还有 待于成因明确的锆石微区原位测试数据的积累,因为目前用于建立“判别树”的数 据比较有限,且有些数据的来源不太明确。此外,在原始成因产状不清楚的情况下 (如碎屑锆石),变质锆石和岩浆锆石的区分除利用w(Th)/w(U)比值外,能否通过其 他的微量元素、稀土元素的比值或图解来有效区分,这方面的研究目前报道较少。