花岗岩是大陆地壳的重要岩石组成，也是地球区别于太阳系内其它行星的岩石学标志，由于能够反映地壳、地幔物质运动中能量和流体的传输方式与转化过程，花岗岩中蕴含了岩浆、构造、成矿、壳幔演化和大陆地壳生长等多方面信息。作为花岗岩形成中最为重要的物理条件，结晶温度是花岗岩研究一个重要而基础科学问题。目前，流行观点均认为花岗岩最低的结晶温度为650 ^oC-700 ^oC，这一温度范围称为花岗岩湿固相线温度，即低于此温度时花岗岩完全结晶。但是花岗岩中很多矿物记录的温度却低于650 ^oC，大多数研究者将这些温度解释为变质再平衡温度或热液改造温度。北美科迪勒拉地区的内华达岩基(Sierra Navada Batholith)是国际花岗岩研究最为著名的地区之一，其中位于其东部面积约1100 km²的晚白垩纪Tuolumne侵入岩套(Tuolumne Intrusive Suite)研究尤为详细，研究历史已逾半个世纪 (Bateman and Eaton, 1967)。Tuolumne侵入岩套结晶时间跨度超过1000万年，这一漫长的结晶进程造就的巨型侵入岩体实际上是无数小规模岩浆不断叠加侵位后形成的，而这些侵入体中的花岗岩之前一直被认为属于“高温”花岗岩。 

　　作为侵入岩，花岗岩缺乏对温度灵敏的交换反应和冷却过程中再平衡的合适矿物对，因此目前没有较好的温度计来限定花岗岩的结晶温度。花岗岩中最常用的温度计—全岩锆石饱和温度计仅能计算出富含或贫继承锆石花岗岩结晶温度的上限或下限。如Tuolumne侵入岩套花岗岩的锆石饱和温度计估算的温度为736 ^oC-755 ^oC，由于花岗岩中缺乏继承锆石，按照锆石饱和温度计的原理，这些花岗岩的结晶温度应该会更高。

图1  花岗岩湿固相线下预测及观察到的石英结晶温度。曲线代表不同TiO₂活度下的花岗岩固相线。如果Tuolumne花岗岩中石英结晶于花岗岩的固相线温度 (=0.6-0.5，压力P=1.6-2.4 kbar)，此时Ti含量需要达到132-219 ppm (多边形虚线框)。实际观察到石英边部的Ti含量范围是20-40ppm (深灰色区域)。这一含量范围计算的石英晶体结晶生长的温度低于固相线温度最高可达227^oC。 

　　Ti⁴⁺可以通过置换Si⁴⁺系统地进入石英晶格，这种置换行为强烈的依赖于温度，因此石英中的Ti含量可以作为地质温度计使用，Wark and Watson (2006)率先实验校正了这一温度计。这种温度计需要通过与石英共存的金红石进行校准，即需要知道TiO₂在金红石中的活度：。但是由于花岗岩中难以准确确定，以及受到压力等因素的影响，不同学者给出的石英Ti含量温度计的校正方案存在较大差异。 

　　2018年6月27日Nature杂志刊出Ackerson et al. (2018)的论文，文中首次将石英中Ti温度计联合扩散模拟计算应用于Tuolumne侵入岩套花岗岩研究 (图1, 图2)。在高分辨率阴极发光成像基础上，利用石英Ti温度计，二长石温度计以及扩散模拟计算显示出绝大多数石英和长石结晶温度低于传统的湿固相线约120 ^oC-230 ^oC，即Tuolumne侵入岩套花岗岩岩浆结晶温度仅为474 ^oC-561 ^oC。矿物记录的低温应为花岗岩结晶温度而并非变质再平衡温度或热液改造温度。 　　

图2  石英球体中Ti含量扩散示意图(a)及理论计算Ti含量扩散与天然晶体实测剖面Ti含量比较图(b, c)。
图中假设石英球体中心扩散前的Ti含量为100 ppm，边部为0 ppm。图b中石英中Ti扩散时岩浆冷却速率为36.36 ^oC Myr^-1，图c显示由湿固相线温度(690-700 ^oC)岩浆不同冷却速率下石英中Ti含量变化，石英Ti含量剖面显示，即使极快速的冷却速率，近固相线的温度也会因高温而难以保留Tuolumne花岗岩中实际观测到的石英Ti含量分带。 

　　花岗岩具有低的结晶温度这一现象的潜在意义是：(1) 低的结晶温度影响岩浆累积速率，进而影响现今岩浆体系的活动-间歇节律 (Coleman et al., 2016)，改变现有对于花岗岩-火山-矿产相互关系的认识，因为火山系统属于高温体系，而热液斑岩矿床系统属于低温体系，这意味着只有火山爆发的岩浆“活动”时期，岩浆才会处于短暂的高温状态，而持久的“间歇”时期，滞留于岩浆房中的岩浆会长期处于大家认为的湿固相线之下的低温状态，并规模成矿；(2) 低的结晶温度产生低的地壳热流值，进而影响地壳的流变学性质，地球早期的大陆地壳生长方式可能同现有认识存在差别，例如有学者就提出最早的大陆地壳可能形成于类似于现今冰岛的构造背景，即衍生于地幔岩浆上涌形成的大洋高原环境 (Reimink et al., 2014)。 

相关参考文献 

（撰稿/刘小驰）