安徽洪镇地区董岭群碎屑锆石U-Pb年代学及其地质意义
云开地区变质沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素特征及其地质意义
云开地区变质沉积岩碎屑锆石U-Pb年龄、Lu-Hf同位素特征及其地质意义韩坤英;许可娟;高林志;丁孝忠;任留东;刘燕学;庞健峰【期刊名称】《岩石学报》【年(卷),期】2017(033)009【摘要】华夏陆块西南部云开地块变质杂岩主要由天堂山岩群和云开群以及古生代花岗质岩石组成.天堂山岩群主要由片麻岩、变粒岩、石英岩等岩石组成,变质程度较深;云开群主要由片岩、板岩、千枚岩、变质砂岩等岩石组成.应用LA-ICP-MSU-Pb微区定年和Lu-Hf同位素分析以及全岩地球化学分析方法,本文对天堂山岩群和云开群变质沉积岩进行了研究.在阴极发光图像中,变质沉积岩的锆石显示岩浆震荡环带,但普遍遭受重结晶改造及存在变质增生边.由于变质增生边普遍较窄,U-Pb定年和Hf同位素分析几乎都在具岩浆环带和重结晶结构的成分域上完成的.具岩浆环带和重结晶结构的成分域的Th/U比值普遍大于0.1.年龄变化从＞3000～500Ma,但主要集中在600～ 1200Ma之间,主峰值为960Ma左右.碎屑锆石的ε Hf(t)值在-25.6～15.4之间,两阶段Hf模式年龄在972～ 4496Ma之间.全岩地球化学分析显示LREE富集,HREE亏损,具有较明显的负Eu异常(δEu =0.55 ～0.71),天堂山岩群与云开群REE配分模式一致,反映源区物质相似,主要来源于花岗质地壳物质.结合前人研究成果,可得出如下结论:天堂山岩群与云开群形成时代没有明显差别,虽然它们在变质变形方面存在较明显区别;天堂山岩群和云开群沉积时代为古生代早期-新元古代;格林威尔期岩浆岩为主要物源区,新元古代时期华夏陆块处于格林威尔造山带内与之相邻;华夏陆块存在太古宙古老陆壳.%The Yunkai metamorphic complex in the southwestern Cathaysia block is mainlycomposed of the Tiantangshan Group,the Yunkai Group and the Paleozoic granitic rocks.The Tiantangshan Group is mainly composed of high grade metamorphosed gneisses,leptynites and quartzites.The Yunkai Group mainly consists of schists,slates,phyllites and metamorphosed sandstones.This study conducted LA-ICP-MS U-Pb and Lu-Hf isotopic analysis and whole-rock geochemical analysis on the metamorphosed sedimentary rocks of the Tiantangshan and Yunkai groups.Zircons from the metamorphosed sedimentary rocks show magmatic oscillating zoning and are also subjected to recrystallization with presence of metamorphic rims in the cathodoluminescence images.U-Pb dating and Hf isotopic analysis are almost performed on the magmatic and recrystallized domains due to the very thin metamorphic rims.Th/U ratios of the magmatic and recrystallized domains are generally greater than 0.1 and their ages range from 3000Ma to 500Ma,but mainly in the range of 600 ～ 1200Ma with the main peak at about 960Ma.εHf(t) values of the detrital zircons are between-25.6 and + 15.4 with two-stage Hf model ages of 972 ～4496Ma.Whole rock geochemical analysis show LREE enrichments and HREE depletions with obviously negative Eu anomalies (δEu =0.55 ～0.71).Similar REE distribution patterns of the Tiantangshan and Yunkai groups suggest similar source rocks of bined with the previous studies,we concluded that there is no obvious difference on the formation age of the Tianshenshan and Yunkai groups,although there are obvious differences in their metamorphism and deformation.The depositional age of the two groups is the Early Paleozoic-Neoproterozoicand their major provenances are Grenville-aged magmatic rocks.In the Neoproterozoic,the Cathaysia block is adjacent to the Greenville orogenic belt and had an Archean continental crust.【总页数】18页(P2939-2956)【作者】韩坤英;许可娟;高林志;丁孝忠;任留东;刘燕学;庞健峰【作者单位】中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037;中国地质科学院地质研究所,北京100037【正文语种】中文【中图分类】P597.3【相关文献】1.塔里木柯坪地区二叠系沉积岩碎屑锆石U-Pb定年和Hf同位素特征及其对塔里木块体地质演化的限定 [J], 邹思远;厉子龙;任钟元;励音骐;杨树锋;陈汉林;宋彪;余星2.阿尔金喀腊大湾地区卓阿布拉克组沉积岩系年代及其地质意义——来自碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄的证据 [J], 陈安东;陈柏林;王永;孟令通;何江涛;韩梅梅;王斌3.桂北地区丹洲群碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄和Hf同位素特征及其地质意义[J], 寇彩化;刘燕学;李廷栋;黄河;张恒4.赣南地区寒武纪高滩组碎屑锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征及地质意义 [J], 马虎超; 徐文坦; 钟康惠; 龚安州; 郭坤一; 杨川5.赣南地区寒武系牛角河组碎屑锆石U-Pb年龄和Hf同位素特征及其地质意义[J], 徐文坦;马虎超;陆丽娜;张雷;周博文;郭坤一;胡海燕因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
锆石阴极发光和U-Pb年龄特征研究
锆石阴极发光和Ｕ－Ｐｂ年龄特征研究作者：吴荣新来源：《安徽理工大学学报·自然科学版》2008年第04期(安徽理工大学地球与环境学院，安徽淮南 232001)摘要：根据锆石阴极发光和微区U-Pb定年的年龄结果，表明皖南新元古代花岗闪长岩中包含三类不同成因的锆石，即：同岩浆锆石、简单结构继承锆石和继承锆石核。
同岩浆锆石能够反映岩体的形成时代与侵位条件，继承锆石反映岩浆岩的物质源区和岩浆形成条件。
通过各岩体锆石样品的不同成因锆石分析研究，得出皖南新元古代各花岗闪长岩体具有相似的形成过程，但来自于不同的岩浆房，岩浆形成深度和侵位条件不同，与其形成于弧陆碰撞带的构造环境是一致的。
关键词：新元古代；花岗闪长岩；锆石；阴极发光；地球化学中图分类号：P597文献标识码：A[WT]文章编号：1672-1098(2008)04-0001-07Neoproterozoic Granodiorites in South AnhuiWU Rong-xin(School of Earth Science and Environmental Engineering, Anhui Univers ity of Science and Technology, Huainan Anhui 232001, China)Abstract:On the basis of cathodoluminescence images and U-Pb dat ing, the analysed zirconsembodied in Neoproterozoic granodiorites in South Anh ui can be divided into three groups: synmagmatic zircon, simple-structured inhe r ited zircon and inherited zircon core. The formation age and emplaced tectonic s etting of plutons can be acquired from Synmagmatic zircon, the information aboutits protolith and magma formation can be inferred from inherited zircon. On thebasis of studies of different kinds of zircon in the plutons, it is inferred th at the three plutons of granodiorite in South Anhui derive from similar source r ocks, but from different magma chambers, which were produced at different depthsof crust and also emplaced into different depths of crust, coincident with thetectonic setting of arc-continent collision.Key words: Neoproterozoic age; granodiorite; zircon; cathodo luminescence; geochemistry由于锆石广泛存在于各类岩石中，富含U和Th，低普通Pb，以及非常高的地球化学稳定性，使其成为U-Pb同位素定年最常用的矿物之一。
龙首山岩群碎屑锆石SHRIMPU_Pb年代学及其地质意义
第52卷 第6期 2007年3月论 文龙首山岩群碎屑锆石SHRIMP U-Pb 年代学及其地质意义董国安①② 杨宏仪① 刘敦一③ 张建新④ 曾建元① 万渝生③(① 成功大学地球科学系, 台南 701; ② 自然科学博物馆, 台中 404; ③ 北京离子探针中心, 北京 100037;④ 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037. E-mail: kat@.tw)摘要 利用SHRIMP 定年法取得龙首山岩群最上部层位三件变质沉积岩中, 单颗粒碎屑锆石62个有地质意义的年龄资料. 锆石年龄主要介于1.7~2.2 Ga 之间, 约占80%, 峰值在1.8~2.0 Ga, 其余在2.3~2.7 Ga 之间, 约占20%. 在这些碎屑锆石中, 最年轻年龄为(1724±19) Ma, 此资料可表示为沉积作用完成的最大年龄, 其固结成岩的年龄也必小于(1724±19) Ma. 比对碎屑锆石的年龄频谱和周围古老地块岩浆岩的年代, 显示龙首山岩群最上部层位的变质沉积岩的沉积物可能来自阿拉善和塔里木两地块. 阿拉善地块与塔里木地块亲缘性较强, 在早元古-中元古代时有可能是一个统一的陆块.关键词 龙首山岩群 SHRIMP 碎屑锆石 U-Pb 定年学 变质沉积岩2006-08-15收稿, 2006-10-26接受中华发展基金和“国科会”研究项目(NSC 91-2116-M-006-16, 92-2116-M-006-010)资助“龙首山岩群”是甘肃省地质局第一区测队于1967年所命名的, 指位于中朝克拉通、塔里木克拉通和祁连褶皱带3个地体的交汇处, 约在北纬38°~40°, 东经99°~103°范围内呈北西西-南东东走向的一套前寒武纪岩系[1]. 岩群的主要分布地区, 西起甘肃省金塔县境内, 向东南经高台县合黎山、山丹到金昌龙首山一带, 成狭长带状, 长约500 km, 宽约30 km(图1, 2). 龙首山岩群位于上述3个地体的交汇处, 其地质年龄或时代归属对认识整个中国大陆西北地区的大地构造和地质演化极为重要, 因此引起很多地质工作者的关注[2~7].龙首山岩群的地质年龄二十多年来争议颇多. 前人的数据有些缺乏详细的原始资料难以讨论, 参考价值不高, 有些数据原始资料虽齐全, 但常互相矛盾, 兹将前人所发表有关龙首山岩群之年代资料整理讨论如下. 首先在地层古生物学和区域地层对比方面, 上覆于龙首山岩群属蓟县系的墩子沟群中发现Conophyton 叠层石[1,8]. 据此, 我们可以认定龙首山岩群老于蓟县系. 又因龙首山地区普遍缺失长城系[8], 故更可以进一步认定龙首山岩群是前长城系, 即龙首山岩群沉积固结成岩的年龄老于1800 Ma(长城系的年龄下限[9]). 变质沉积岩的白云母K-Ar 定年图1 龙首山岩群出露地区暨邻区卫星影像及大地构造略图白色虚线示研究区域, 其详细的地质图如图2. 白色实线示主要断层构造线及地体构造单位. 数位影像引用自Landsat-1 (1972~1978)资料库论 文第52卷 第6期 2007年3月图2 龙首山岩群出露地区域地质略图□标志为标本采集地点有1319, 1690, 1697和1711 Ma 等4个数据[8], 黑云母K-Ar 定年也有1600 Ma 一个资料[10]. 另外, 侵入于龙首山岩群的伟晶花岗岩和片麻状花岗岩中白云母K-Ar 同位素年龄经测定为1740和1786 Ma [11], 该作者认为此年龄为变质年龄. 以上这些K-Ar 同位素年龄数据显示龙首山岩群固结成岩后, 遭受区域变质的年代应老于1786 Ma. 此外, 角闪黑云斜长片麻岩全岩Rb-Sr 等时线年龄值为1949 Ma, 而侵入的斜长花岗岩Rb-Sr 等时线年龄值为2147 Ma [8], 斜长花岗伟晶岩的全岩Rb-Sr 等时线年龄为2331 Ma [1], 混合岩全岩Rb-Sr 等时线年龄值为2065 Ma [10]. 以上Rb-Sr 定年数据代表龙首山岩群中这些变质火成岩原岩的年龄. 最近用同位素稀释法测单颗粒锆石的U-Pb 年龄也取得了一些较为可靠的数据. 修群业等[6,7]获得了龙首山岩群中花岗片麻岩和奥长花岗岩中锆石上下交点的U-Pb 年龄, 分别为(1914±9)和(577±174) Ma 以及(2015±16)和(452±16) Ma [6,7]. 陆松年等[5]则获得斜长角闪岩中锆石的U-Pb 上下交点(2034±16)和(758±47) Ma. 上交点的年龄被认为是这些变质火成岩原岩的年龄, 即1914~2034 Ma, 为古元古代; 下交点的年龄则被讨论为岩群再度遭受到变质作用的年代. 另外还有一个可以代表龙首山岩群变质作用的年龄是甘肃省岩石地层(1997)中所记载的Sm-Nd 同位素年龄值1508 Ma [10], 但此年龄很难和上述几个变质年龄相容.有关龙首山岩群沉积物源区的地质年龄则仅有钟全雄和万渝生等所报道的钕同位素模式年龄(T DM ) 2090~3060 Ma [12]和2004~2680 Ma [13], 以及中国地层典编委会[1]和汤中立等[14~16]所报道的Sm-Nd 模式年龄2486~3186 Ma.综合以上所整理出来各种地质年龄资料, 仍然难以取得较为合理的有关龙首山岩群沉积固结成岩的年龄和变质年龄. 鉴于龙首山岩群地质年龄的重要性, 而且目前为止尚无明确可靠的年龄, 本研究拟采用SHRIMP 方法测定龙首山岩群变质沉积岩中的碎屑锆石的年龄, 希望对龙首山岩群的地质年龄有进一步的了解.碎屑锆石的U-Pb 定年被认为是确定碎屑沉积岩的属性、古板块之古地理及增生历史的一个极佳的方法[17~19]. 最近利用碎屑沉积岩的锆石的年龄, 在华北地块和鄂尔多斯地块已取得重要成果[9,17,20~22]. 本研究采集合黎山及龙首山地区所出露龙首山岩群中的变质沉积岩, 使用SHRIMP 方法(高分辨率二次离子探针质谱仪)测定其中碎屑锆石颗粒的U-Pb 年龄. 希望能借助碎屑锆石 SHRIMP U-Pb 定年的结果, 得出龙首山岩群成岩和变质年龄的时限, 追踪其源区并讨论其地质意义.1 龙首山岩群地层层序及岩石组合龙首山岩群主要出露于合黎山及龙首山等地, 未见顶底, 被蓟县系的墩子沟群以交角不整合的关第52卷 第6期 2007年3月论 文系所覆盖, 而与下伏的阿拉善岩群则为断层接触[8], 该岩群遭受吕梁期以低角闪岩相为主的区域动力热流变质作用和区域混合岩化作用. 变形复杂, 原岩主要为泥质、砂质碎屑沉积岩, 其次为碳酸盐岩、基性火山岩及少量英安岩, 形成于浅海环境[1]. 根据野外调查和研究, 我们将合黎山与龙首山两地的龙首山岩群进行对比, 并在前人研究基础上[1,8,10,11], 将龙首山岩群由下而上划分为下述(ⅰ)~(ⅳ)四组, 详见图3.(ⅰ) 麒麟沟组本岩组为龙首山岩群最下部的层位, 山丹县麒麟沟为标准剖面, 由条纹状、条带状、眼球状混合岩夹斜长角闪岩、片麻岩, 及薄层大理岩、蛇纹石化大理岩所组成. 变质度为低角闪岩相. 原岩属中基性火山岩-沉积岩建造.(ⅱ) 白家嘴组本岩组主要分布龙首山中段, 金昌北石泉沟为其标准剖面. 主要由大理岩夹黑云母片麻岩、含石榴子石二云母石英片岩、斜长角闪岩组成, 变质度为低角闪岩相. 原岩属海相陆源碎屑岩-富镁碳酸岩建造.(ⅲ) 塔马沟组全区均有分布, 金昌墩子沟剖面最具代表性. 主要由二云母石英片岩、斜长角闪岩及斜长浅粒岩为主, 夹大理岩或白云岩、黑云母斜长片麻岩、石英岩等组成, 变质作用以高绿片岩相为主. 原岩属海相碳酸盐岩-类复理石建造.(ⅳ) 石井口组本岩组主要分布于合黎山南部, 高台县七坝泉剖面最具代表性. 由下部浅粒岩、石英岩夹变质英安图3 龙首山岩群地层柱状图以及龙首山和合黎山两地区龙首山岩群的对比□标志为标本采集层位论文第52卷第6期 2007年3月岩; 中部为云母石英片岩夹片麻岩; 上部为变粒岩夹片岩、结晶灰岩所组成. 变质作用以低绿片岩相为主. 原岩属海相沉积火山岩-陆源碎屑岩建造.2 样品的基本特征本研究采集了大量合黎山及龙首山地区所出露的龙首山岩群的变质沉积岩, 挑选其中三件做为分析样品, 采集地点如图2. 样品89-2405B(39°35.2'N, 99°57.8'E)采自甘肃省高台县北约20 km的合黎山, 为二云母片岩, 主要由石英(80%)和云母(15%)所组成, 部分云母已转变为绿泥石, 长石含量极少, 具典型的碎屑沉积岩特征. 样品SD2-14(38°56.5'N, 101°11.6'E)和87-1001H(38°33.4'N, 102°02.5'E)采自龙首山地区. 其一为白云母石英片岩(SD2-14): 主要由石英(85%)和白云母(10%)所组成, 石英颗粒较样品89-2405B大, 并包裹有锆石等副矿物, 石英具有拉长定向及波状消光等现象, 显示岩石遭受了韧性变形作用; 岩石中长石含量极少, 推测其原岩为砂岩. 另一为二云母片岩(87-1001H): 主要由石英(55%), 绿泥石(25%), 以及云母(20%)所组成, 由岩石薄片中可见粗细颗粒的石英成带状相间排列, 云母及绿泥石顺向排列在石英的间隙中, 反应原岩的沉积纹层, 推测其原岩为泥质砂岩.3锆石SHRIMP年代学测定3.1测定流程及方法样本经压碎、淘洗后再用重液分离, 和磁性分离处理, 然后在显微镜下用手挑选出锆石. 将锆石置于双面胶带上固定, 注入环氧树脂做靶. 待固化后, 将靶内锆石磨光至约原来颗粒的一半大小, 在光学显微镜下拍摄反射和透射光图像 并利用连接在扫描电子显微镜上的阴极荧光谱仪 对锆石颗粒的阴极荧光图像进行研究. 锆石中的U-Th-Pb同位素比值及其浓度测定在中国地质科学院北京离子探针中心完成, 测定分析流程及原理参见文献[23]. 标准锆石SL13 (572 Ma, U含量为238 µg/g)标定TEM标准锆石及样品的U, TH及Pb含量. 应用TEM(417 Ma)进行元素间分馏校正[24]、计算Pb/U及UO/U的校正值, 并计算样品年龄, 采用ISOPLOT程序处理数据[25]. 应用实测204Pb校正普通铅.3.2 测定结果在3个变质沉积岩中, 共在59粒锆石上进行了63个点的测定. 锆石阴极发光(CL)图像及测点位置如图4所示, 完整的分析数据见表1.在样品89-2405B中, 锆石颗粒大小约50~100 µm, 形状多属圆形和次圆形, 具典型碎屑锆石特征, CL图像显示其内部没有明显的环带. 在19粒锆石上共测得20个点, 其中点17.1及17.2分别为同一颗锆石的边部及核部, 此锆石边部年龄明显低于其他锆石年龄, 可能受后期地质作用影响, 造成铅丢失, 故不计入锆石年龄的统计, 其他19个测试点锆石207Pb/206Pb年龄介于1794~2702 Ma之间, Th/U比介于0.08~0.77.样品SD2-14中锆石颗粒直径约为50~100 µm, 此样品共进行26粒锆石27个点的测定. 根据颗粒大小形状及阴极发光特征, 锆石可分为两组类型来探讨. 其中第一组锆石形状浑圆, 无或具有不明显的环带, 表明它们经历过一定距离的搬运和磨蚀作用, 为碎屑锆石. 此类锆石共有11个测点, 其207Pb/206Pb年龄介于2200~2650 Ma之间, Th/U比0.35~1.06; 另一组锆石形状多为长椭圆形, 局部具有振荡环状, 在此类锆石中测得16个数据点, 其207Pb/206Pb介于1724~2095 Ma之间, 明显较第一组年轻, Th/U比0.04~1.23.样品87-1001H中锆石颗粒直径约在100 µm左右, 形状多为椭圆形, 锆石中无或具有不明显的振荡环带, 部分锆石型态为圆形(如图4, 标本1001H阴极发光影像1.1, 3.1, 10.1)和破裂状(如8.1, 13.1, 16.1), 是在侵蚀、搬运、沉积等作用时所造成, 表现为碎屑锆石特征. 共获得14颗锆石中的15个数据点. 这些数据的Th/U比介于0.08~0.30之间, 锆石207Pb/206Pb 年龄介于1766~1986 Ma之间, 其中测点6.1及6.2分别测同一颗锆石的核和边部, 但所测得的年龄在误差范围内一致((1853±13)和(1851±11) Ma).4讨论4.1 龙首山岩群形成年龄关于龙首山岩群的沉积、固结成岩的年龄, 最早是甘肃省地质局第一区测队在龙首山中段, 发现含叠层石的蓟县系地层以交角不整合的关系上覆于其上, 故将其定为前震旦系[1,8]. 另外, 综合前人全岩Rb-Sr法和锆石U-Pb法所定出的年龄数据[1,5~8,10], 我们可以认定龙首山岩群中变质火成岩原岩的年龄大致在1914~2147 Ma的范围之内.第52卷第6期 2007年3月论文图4(a) 龙首山岩群之碎屑锆石阴极发光影像, 锆石下方数字为测试标样点编号; (b) 龙首山岩群之SHRIMP U-Pb锆石分析结果谐和线图, 右下方插图为碎屑锆石207Pb/206Pb年龄频谱论文第52卷第6期 2007年3月表1 龙首山岩群碎屑锆石U-Pb SHRIMP定年实验结果测点206Pb c/%U/µg·g−1Th/µg·g−1Th/U206Pb*/µg·g−1206Pb/238U年龄/Ma207Pb/206Pb年龄/Ma208Pb/232Th年龄/Ma不谐和性/%1.SD2-14山丹SD2-1.1 0.29 439 154 0.35 154 2195±442275±7912±33 3 SD2-2.1 0.36 257 107 0.42 66.6 1696±36 1734±13 1351±40 2SD2-3.1 0.10 314 394 1.25 82.7 1723±36 1808±10 1635±40 5SD2-4.1 0.15 244 131 0.54 74.1 1950±40 2081±10 1992±51 6SD2-5.1 0.15 179 70 0.39 74.9 2550±51 2620±10 2340±64 3SD2-6.1 0.13 793 377 0.48 249 2007±412180±61595±39 8 SD2-7.1 0.10 584 25 0.04 170 1875±391792±101010±95−5SD2-8.1 0.19 644 230 0.36 201 1995±412263±71836±47 12 SD2-9.1 0.72 458 406 0.89 107 1543±331955±14625±21 21 SD2-10.1 0.09 291 277 0.95 113 2407±482506±82649±64 4 SD2-11.1 0.24 203 93 0.46 65.6 2053±42 2049±11 2082±56 0SD2-12.1 0.43 152 101 0.66 42.4 1805±38 1844±18 1191±37 2SD2-12.1 0.50 289 233 0.81 74.7 1686±35 2001±12 601±20 16SD2-14.1 0.69 195 127 0.65 70.8 2258±48 2439±15 1754±61 7SD2-15.1 0.11 216 167 0.77 58.7 1767±37 1869±11 1752±43 5SD2-16.1 1.77 537 361 0.67 129 1562±331868±191398±50 16 SD2-15.2 0.08 226 151 0.67 63.8 1828±38 1860±11 1788±48 2SD2-17.1 0.05 281 277 0.99 102 2265±462509±72289±56 10 SD2-18.1 0.29 152 106 0.69 38.8 1673±36 1724±19 1735±47 3SD2-19.1 0.14 408 182 0.45 152 2312±472354±72509±63 2 SD2-20.1 0.04 480 277 0.58 207 2625±512652±52757±66 1 SD2-21.1 0.18 185 52 0.28 58.2 2011±42 1999±14 1917±85 −1SD2-22.1 0.06 200 107 0.53 65.2 2073±43 2095±11 2224±56 1SD2-22.2 0.27 69 65 0.94 18.2 1725±38 1905±21 1751±48 9SD2-23.1 0.25 256 273 1.06 91.0 2223±45 2465±8 1477±51 10SD2-24.1 0.21 392 134 0.34 118 1925±401981±81851±48 3 SD2-25.1 0.10 358 296 0.83 146 2506±502500±72464±61 0 SD2-26.1 0.24 415 128 0.31 123 1904±391922±11821±38 1 2.87-1001H金昌1001H-1.1 0.35 375 66 0.18 48.7 904±20 1819±15 1086±40 501001H-2.1 0.50 411 63 0.15 61.6 1033±23 1766±18 714±56 421001H-3.1 0.19 335 37 0.11 78.6 1553±33 1890±10 1533±60 181001H-3.1 0.34 363 63 0.17 64.8 1211±27 1876±14 765±45 351001H-5.1 0.59 262 61 0.23 52.9 1351±29 1935±16 1406±59 301001H-6.1 0.29 420 74 0.18 84.9 1357±29 1853±12 1402±50 271001H-6.2 0.16 351 32 0.09 74.6 1424±31 1851±11 1162±58 231001H-7.1 0.38 295 47 0.16 63.3 1430±31 1869±15 1828±72 241001H-8.1 0.28 529 113 0.21 111 1410±301887±111513±46 25 1001H-9.1 0.10 352 28 0.08 81.4 1536±33 1836±12 1901±81 161001H-10.1 0.46 552 115 0.21 84.5 1053±23 1901±11 990±37 451001H-11.1 0.21 196 56 0.29 56.4 1860±39 1986±11 1989±56 61001H-13.1 0.82 486 94 0.19 77.9 1093±24 1845±23 1116±60 411001H-14.1 0.63 240 53 0.22 59.3 1619±36 1904±18 2290±96 151001H-16.1 0.29 417 56 0.13 91.2 1457±31 1876±15 340±80 223.89-2405B高台2405B-1.1 0.89 467 36 0.08 149 2017±401836±212100±310102405B-2.1 1.12 955 155 0.16 148 1056±221851±181024±76 43 2405B-3.1 0.70 326 219 0.67 94.4 1861±37 1990±19 2010±55 62405B-4.1 1.50 184 143 0.77 54.5 1876±38 2371±22 1886±66 212405B-5.1 0.77 692 184 0.27 176 1656±331918±211531±69 14 2405B-6.1 0.92 364 45 0.12 115 1993±391990±222083±2000第52卷 第6期 2007年3月论 文表1(续)测点206Pb c /%U /µg ·g −1Th /µg ·g −1Th/U206Pb */µg ·g −1206Pb /238U 年龄/Ma207Pb /206Pb 年龄/Ma208Pb /232Th 年龄/Ma不谐和性%2405B-7.1 2.26 570 134 0.23 102 1187±25 1851±29 1384±11036 2405B-8.1 0.32 468 147 0.32 132 1824±36 2137±15 1911±57 15 2405B-9.1 1.35 783 124 0.16 184 1539±31 1963±31 1565±150222405B-10.1 0.43 452 173 0.38 174 2377±46 2702±8 2760±76 12 2405B-11.1 1.07 521 150 0.29 115 1454±30 1749±27 1465±72 17 2405B-12.1 0.50 709 91 0.13 177 1636±33 1921±13 1406±99 15 2405B-13.1 0.85 597 108 0.18 118 1319±27 1829±20 1120±90 28 2405B-14.1 1.32 174 73 0.42 46.2 1708±35 1976±31 1682±94 14 2405B-15.1 0.71 135 55 0.41 41.8 1965±40 2136±22 2082±80 8 2405B-16.1 0.74 869 197 0.23 215 1621±32 2382±10 1600±70 322405B-17.1 3.26 902 199 0.22 73.8 567±12 1170±66 870±76 52 2405B-17.2 1.88 468 273 0.58 87.0 1238±26 1825±28 1154±49 32 2405B-18.12.10308730.2472.31520±322061±401103±180262405B-19.1 1.17 373 123 0.33 109 1862±37 2394±27 2383±11022本研究利用SHRIMP 定年法取得龙首山岩群最上部层位的三件变质沉积岩单颗粒碎屑锆石62个有地质意义的年龄数据. 三件变质沉积岩碎屑锆石U-Pb 年龄皆介于1.7~2.7 Ga 之间, 最年轻锆石年龄为(1724±19) Ma. 此数据可以认定为沉积作用完成的最大年龄, 故可合理推测龙首山岩群变质沉积岩固结成岩作用年龄必小于(1724±19) Ma, 此与前人研究所认为龙首山岩群形成年代早于1800 Ma [1,6,7]略有不同.至于沉积固结成岩之后, 遭受第一次变质作用的年代, 应该老于前人所报道变质岩中云母的K-Ar 年龄1319~1786 Ma [8,10,11]. 本研究则认为龙首山岩群变质沉积岩的固结成岩应晚于1724 Ma, 则第一次变质的年代也应晚于1724 Ma, 亦落在前人研究的K-Ar 定年资料的范围内.4.2 利用锆石年龄特征推测其沉积物的源区 本工作所研究的变质沉积岩均为细粒的碎屑沉积物所组成. 碎屑沉积物在沉积过程(风化、侵蚀、搬运及沉积)中, 已受均匀的混合而能反应源区的整体地块特性. 而且锆石具高硬度及封存温度大于750℃的特性[26], 故在经历沉积成岩、变质, 甚或地壳重熔等地质作用后, 仍可保留原有成分特征. 因此利用变质沉积岩中碎屑锆石所得U-Pb 年龄, 应可推测其源区主要热事件年代, 继而可示踪碎屑沉积物的源区.由本研究所得62个碎屑锆石U-Pb 年龄所组成年龄频谱图所示(图5(a)), 主要锆石年龄介于1.7~2.2 Ga 之间, 约占80%, 峰期在1.8~2.0 Ga, 其余零星介于2.3~2.7 Ga 之间, 约占20%. 根据此碎屑锆石U-Pb年龄的频谱, 以及周围较老地块的分布情形, 我们推测龙首山岩群沉积物来源如下: 龙首山地区是阿拉善地块南缘的一个中元古代的断褶带, 处于阿拉善地块和塔里木地块的联接地带, 而龙首山岩群则是此断褶带之基底[11]. 阿拉善地块于晚太古代时形成, 其主体主要由绿岩-花岗质岩所组成, 其年代约为2690~2750 Ma [27,28]. 形成之后遭遇数次的热构造事件, 花岗质岩石发生多次的熔融和重结晶, 其年龄用K-Ar 法定年的结果显示主要有1700~2856和100~500 Ma 两期[11]. 故推测龙首山岩群中变质沉积岩的1.7~2.7 Ga 早元古代-晚太古代的沉积物源区可能是阿拉善地块. 另外, 值得注意的是郭召杰等[29]报道塔里木地块有(1934±6) Ma 的岩浆活动, Gehrels 等[30]也报道塔里木地块有1.7~2.9 Ga 的岩浆活动, 而位于塔里木地块东北缘安南坝岩群(图6), 属中元古代蓟县系, 其碎屑锆石年龄介于1.7~2.6 Ga 之间且峰值出现在1.8~2.0 Ga (图5(b))[18], 与龙首山岩群碎屑锆石的年龄频谱相当类似, 故龙首山岩群沉积物也有可能来自塔里木地块. 4.3 区域地质意义同属元古代, 但属不同地体的龙首山岩群、安南坝岩群、贺兰山地区桌子山岩群、集宁杂岩、乌拉山岩群, 以及北京明十三陵地区长城系岩层中的碎屑锆石的年龄频谱(图5(a)~(f)), 有相当明显的差异: 属华北克拉通“东地块”(图6)的北京明十三陵地区长城系碎屑岩碎屑锆石的年龄分布于1.8~2.8 Ga, 主要在2.4~2.8 Ga 之间(图5(f)); 位于鄂尔多斯地块北缘(图6)的集宁杂岩和乌拉山岩群碎屑锆石的年龄频谱论文第52卷 第6期 2007年3月图5 龙首山岩群、安南坝岩群、集宁杂岩、乌拉山岩群、贺兰山杂岩以及北京明十三陵长城系岩层的碎屑锆石207Pb/206Pb 年龄频谱资料来源: (a) 龙首山岩群本研究; (b) Gehrels 等[18]; (c) Xia 等[21]; (d) Xia 等[22]; (e) Darby 和Gehrels [17]; (f) 万渝生等[9]类似, 主要由1.8~2.2 Ga 的碎屑锆石所组成, 太古代者极少, 以上三处碎屑沉积岩都没有1.7~1.8 Ga 的沉积物(图5(c), (d)); 位于鄂尔多斯地块西缘(图6)桌子山岩群的碎屑锆石亦没有 1.7~1.8 Ga 的沉积物(图5(e)); 位于阿拉善地块南缘的龙首山岩群(图6)和塔里木地块东北缘的安南坝岩群(图6)两者的碎屑锆石年龄频谱(图5(a), (b))相近, 与乌拉山、集宁、桌子山和北京明十三陵地区的频谱大不相同, 除了都具有1.8~2.0 Ga 的峰值外, 最重要的特点是都有 1.7~1.8 Ga 的碎屑锆石, 此特点是其他4个地区的碎屑锆石所没有的, 显示前两者(龙首山和安南坝)和后四者(乌拉山、集宁、桌子山和明十三陵)沉积物源区不大相同. 龙首山岩群和安南坝岩群沉积物源区大致相同, 可能同时接受阿拉善地块和塔里木地块的沉积物, 所以在古地理上阿拉善地块和塔里木地块亲缘性较强, 甚至有可能在早元古-中元古代时是一个统一的陆块, 而与华北克拉通的“东地块”和鄂尔多斯地块亲缘性较弱.李献华等[31,32]也报道侵入龙首山岩群的金川超镁铁侵入岩的锆石和斜锆石U-Pb 年龄约为825 Ma, 属Rodinia 裂解时期的年代, 此期岩浆活动是华北地块所欠缺, 是塔里木地块所具有的[33,34], 因此我们倾第52卷 第6期 2007年3月论 文图6 华中-华北-西北地区地体构造分区略图修改自Xia 等[22]向于认定阿拉善地块比较类似塔里木. 再者, 先前的报道也说明阿尔金断裂两侧构造单元是可以对比的: 东侧的阿拉善地块和祁连地块可分别与西侧的敦煌地块和阿尔金地块相对比[35].王云山和陈基娘[36]及葛肖虹和刘俊来[37]从古生物、地层、地理和热构造事件的观点, 认为从新元古代到古生代这一段时间内, 阿拉善、塔里木、中祁连和柴达木等4个地体是一个统一的地块, 被他们称为西域地台或西域克拉通, 和扬子-华南地块同属东冈瓦纳大陆的一部分. 本研究从相关地块中元古代地层碎屑锆石的年龄频谱图的对比分析也初步认为阿拉善地块和塔里木地块在早元古-中元古代时可能是一个统一的地块, 但时间可能提早到早元古-中元古代. 至于中祁连和柴达木两地块是否在这段时间内也与塔里木及阿拉善地块连结在一起, 是否也同属东冈瓦纳大陆？值得利用碎屑锆石做进一步的研究.5 结论(ⅰ) 龙首山岩群最上部层位三件变质沉积岩中,最年轻的碎屑锆石的 U-Pb 年龄是(1724±19) Ma, 所以该变质沉积岩固结成岩的年龄应小于(1724±19) Ma.(ⅱ) 比对碎屑锆石的年龄频谱和周围古老地块岩浆岩的年代, 显示龙首山岩群变质沉积岩的沉积物, 可能来自阿拉善地块和塔里木地块.(ⅲ) 阿拉善地块和塔里木地块亲缘性较强, 二者在早元古-中元古代时有可能连结在一起, 是一个统一的陆块.致谢 作者对苏犁博士、审稿专家及特邀编辑所提出的宝贵修改意见 杨经绥教授在野外工作上的帮助, 以及陶华在SHRIMP 定年工作中的帮助, 在此一并深表谢意.参 考 文 献1 中国地层典编委会, 金文山, 王汝铮, 等. 中国地层典: 古元古界. 北京: 地质出版社, 1996. 35—362 黄汲清, 任纪舜, 姜春发, 等. 中国大地构造基本轮廓. 地质学报, 1977, 51(2): 117—1353 任纪舜, 姜春发, 张正坤, 等. 中国大地构造及其演化. 北京:科学出版社, 1980. 124论文第52卷第6期 2007年3月4 白瑾, 黄学光, 王惠初, 等. 中国前寒武纪地壳演化. 第二版.北京: 地质出版社, 1993. 2595 陆松年. 青藏高原北部前寒武纪地质初探. 北京: 地质出版社,2002. 41—436 修群业, 陆松年, 于海峰, 等. 龙首山岩群主体划归古元古代的同位素年龄证据. 前寒武纪研究进展, 2002, 25(2): 93—967 修群业, 于海峰, 李铨, 等. 龙首山岩群成岩时代探讨. 地质学报, 2004, 78(3): 366—3738 甘肃省地质矿产局. 甘肃省区域地质志. 北京: 地质出版社,1989. 10—129 万渝生, 张巧大, 宋天锐. 北京十三陵长城系常州沟组碎屑锆石SHRIMP年龄: 华北克拉通盖层物源区及最大沉积年龄的限定.科学通报, 2003, 48(18): 1970—197510 甘肃省地质矿产局. 甘肃省岩石地层. 武汉: 中国地质大学出版社, 1997. 62—6411 杨振德, 潘行适, 杨易福. 阿拉善断块及邻区地质构造特征与矿产. 北京: 科学出版社, 1988. 1—25412 钟全雄. 中国西北地区阿拉善地块南缘花岗岩类、变质玄武岩及变质沉积岩之锶、钕同位素及地球化学研究. 台南: 成功大学硕士学位论文, 1999. 9413 万渝生, 许志琴, 杨经绥, 等. 祁连造山带及邻区前寒武纪深变质基底的时代和组成. 地球学报, 2003, 24(4): 319—32414 汤中立, 来云来. 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基于碎屑锆石U-Pb定年的长江中游阳逻砾石层物源示踪应用探讨
基于碎屑锆石U-Pb定年的长江中游阳逻砾石层物源示踪应用探讨李启文;毛新武;杨青雄;霍炬【摘要】阳逻砾石层是长江中下游新生代的一个重要的岩石地层单位,其物源信息对长江中下游古地理和古环境研究具有重要科学价值,但目前学术上对于阳逻砾石层的物源研究还存在较大争议.通过对阳逻砾石层潜在源区表壳岩系时空分布特征的总结,认为大别源区基岩同位素年龄主要以新元古代、晚三叠纪以及早白垩纪的年龄谱峰值为主,并且可能含有较多的变质成因锆石,这与以现代长江河流沉积物为代表的更为广阔的物源信息具有明显差异,后者出现新太古代—古元古代等老的年龄峰值,而缺少白垩纪时期的年龄峰值,主要由岩浆成因锆石组成.旨在探讨运用沉积物碎屑锆石U-Pb定年手段,结合传统的地貌学及沉积学理论,来示踪阳逻砾石层的物质来源以及从源到汇的过程,并对开展此项研究提出新的思路.【期刊名称】《资源环境与工程》【年(卷),期】2016(030)001【总页数】6页(P1-5,16)【关键词】阳逻砾石层;碎屑锆石;U-Pb定年;物源示踪【作者】李启文;毛新武;杨青雄;霍炬【作者单位】湖北省地质调查院,湖北武汉430034;湖北省地质调查院,湖北武汉430034;湖北省地质调查院,湖北武汉430034;湖北省地质调查院,湖北武汉430034【正文语种】中文【中图分类】P58阳逻砾石层主要分布于大别山南麓、长江北岸,位于武汉市阳逻经济开发区及其周边地区,地貌上构成海拔50～90 m的基座阶地,面积约200 km2[1]。
作为江汉盆地东缘丘陵区白垩—古近系红层沉积之后最早的堆积物,是江汉盆地露头区第四系下更新统一个重要的岩石地层单位,具有重要的地层学研究意义。
前人对阳逻砾石层的研究,主要集中在阳逻化石木[2-4]、砾石层的时代[5-7]及沉积环境分析[1,8-9]等方面。
关于阳逻砾石层的物源研究程度低且存在较大争议,目前主要有大别源[3,7],长江源[9-11],大别与长江混合源[1,5,12]三种说法。
锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约
评述第49卷第16期 2004年8月锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约吴元保郑永飞(中国科学技术大学地球与空间科学学院, 合肥 230026. E-mail: ybwu@)摘要锆石U-Pb定年是同位素年代学研究中最常用的方法, 如何对所得到的年龄值给予合理的地质解释是锆石U-Pb年代学研究的重点. 本文对近年来锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约方面有关的进展进行了系统的总结和评述. 不同地质环境中形成的锆石具有不同的结构类型: 岩浆锆石具有典型的振荡环带和/或扇形分带结构; 变质锆石有其特征的内部结构, 主要有无分带、弱分带、云雾状分带、扇形分带、面状分带和斑杂状分带等, 不同成因变质锆石具有其特征的内部结构特点. 岩浆锆石的微量元素特征与其岩石类型有关, 从超基性岩到酸性岩中的锆石的微量元素含量逐渐升高; 不同成因变质锆石具有不同的微量元素特征, 变质锆石的微量元素特征可以反映变质锆石的形成环境. 通过锆石与石榴石之间微量元素的配分, 可以很好地确定含石榴石的高级变质岩中变质锆石形成的具体P-T条件. 锆石中原生包裹体矿物组成同样可以为锆石的形成环境提供明确的限定. 因此, 在进行锆石U-Pb定年的同时, 对锆石进行显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等方面的综合研究, 限定锆石的形成环境, 能够为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效的制约.关键词锆石 显微结构 微量元素 包裹体 U-Pb年龄测定各种地质事件的准确时间是放射成因同位素研究的主要任务之一. 由于锆石广泛存在于各类岩石中, 富含U和Th, 低普通Pb以及非常高的矿物稳定性, 使得锆石U-Pb定年成为同位素年代学研究中最常用和最有效的方法之一. 锆石U-Pb体系是目前已知矿物同位素体系中封闭温度最高的, 锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃[1,2], 是确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想对象. 对于只有单阶段演化历史的岩浆岩, 锆石U-Pb定年往往可以给出非常准确的年龄信息. 但是对于具有复杂演化历史的变质岩, 锆石往往具有多期生长和/或重置区域的复杂内部结构. 虽然锆石记录了相应岩石经历的多期演化历史, 同时它也给常规热电离质谱(TIMS)分析方法获得复杂类型锆石的精确年龄及获得年龄的准确解释带来了困难.高分辨离子探针(SIMS)[3~5]及激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)[6~11]可以对锆石进行微区定年. 这对具有复杂结构的锆石定年具有非常重要的意义, 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(一期和/或多期)及源区残留锆石的年龄等. 对于复杂的变质岩而言, 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[12,13]. 最近研究表明, 锆石的显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等可以用来对锆石的形成环境进行限定, 进而为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效和重要的制约[14~29]. 本文将对这些方面的研究进展进行系统的总结和评述, 以期抛砖引玉, 引起同行们对这些方面的注意, 在进行锆石U-Pb定年的同时, 加强锆石成因矿物学方面的研究, 对所得到的U-Pb年龄赋予更加合理的地质解释.1不同成因锆石的内部结构特征常用揭示锆石内部结构的方法有HF酸蚀刻图像、背散射电子(BSE)图像和阴极发光电子(CL)图像等. HF酸蚀刻法的应用原理是由于锆石不同区域表面的微量元素含量和蜕晶化程度的差异导致其稳定性和抗HF酸腐蚀能力的不同, 在HF酸的作用下, 这些锆石的内部结构就会显示出来[30](图1(a)). 这种方法简单易行, 不需要大型仪器设备, 但它可能会对锆石表面造成不同程度的破坏作用. BSE图像揭示的是锆石表面平均分子量的差异[32]. 除可以揭示锆石的内部结构外, 锆石的BSE图像还可以很好地显示锆石的表面特征(如包裹体的分布和裂隙的发育情况等)(图1(b)). 而CL图像显示的则是锆石表面部分微量元素(如: U, Y, Dy和Tb等)的含量和/或晶格缺陷的差异, 一般锆石中U, REE和Th等微量元素含量越高, 锆石阴极发光的强度越弱[32~35]. 锆石的CL图像和第49卷 第16期 2004年8月评 述图1 HF 酸蚀刻、BSE 和CL 图像显示的锆石内部结构(a) HF 酸蚀刻图像; (b) BSE 图像; (c) CL 图像. (a) 引自Pidgeon 等人[30], (b) 引自Nasdala 等人[31], (c) 引自Vavra 等人[26]图2 不同类型岩浆锆石的CL 图像(a) 辉长岩中的岩浆锆石; (b) 花岗岩中的岩浆锆石和残留核; (c) 花岗岩中的扇形分带锆石. (a) 引自赵子福等人[41], (b)和(c)分别为大别山主薄源和北淮阳花岗岩样品(本文)BSE 图像的明暗程度往往具有相反的对应关系. 在绝大多数情况下, CL 图像反映锆石的内部结构最清楚, 也是锆石内部结构研究中最常用和最有效的方法.岩浆锆石通常为半自形到自形, 粒径20~250 µm [36]. 产于金伯利岩及其相关岩石中的锆石常常为它形(少数情况下为半自形), 较大的粒径(毫米级到厘米级)[34,37,38]. 部分基性-超基性岩中的锆石同样具有不规则的形状和较大的粒径[39,40]. 火山岩中的锆石具有较大的长宽比值(比值可以高达12), 一般为长柱状或针状的外形特征[36].岩浆锆石一般具有特征的岩浆振荡环带(图2(a), (b)). 振荡环带的宽度可能与锆石结晶时岩浆的温度有关, 高温条件下微量元素扩散快, 常常形成较宽的结晶环带(如辉长岩中的锆石)(图2(a)); 低温条件下微量元素的扩散速度慢, 一般形成较窄的岩浆环带(如I 型和S 型花岗岩中的锆石)(图2(b))[35]. 岩浆锆石中还可能出现扇形分带的结构(图2(c)), 这种扇形分带结构是由于锆石结晶时外部环境的变化导致各晶面的生长速率不一致造成的[25]. 部分地幔岩石中的锆石表现出无分带或弱分带的特征. 在岩浆锆石中往往有继承锆石的残留核(图2(b)).变质锆石是指在变质作用过程中形成的锆石. 变质锆石的形成主要有如下五种机制: (1) 深熔过程中从熔体中结晶[26,42,43]; (2) 固相矿物分解产生的Zr 和Si, 成核和结晶[44,45]; (3) 从变质流体中结晶[20,23,46,47]; (4) 原岩锆石的变质重结晶作用[36,48~52]; (5) 热液蚀变作用对原有锆石的淋滤和溶蚀[26,34,51,53,54]. 因此, 变质锆石的形成既可以是变质过程中新生长的锆石(图3(a), (b)), 又可以是变质作用对岩石中原有锆石不同程度的改造(图3(c)), 其中变质增生锆石既可以形成独立的新生颗粒(图3(a)), 还可以在原有锆石基础上形成变质新生边(图3(b)). 此外, 锆石的蜕晶质化或蜕晶质化锆石的重新愈合作用同样会对原有锆石产生不同程度的影响[31,54].变质锆石的外部形态从它形到非常自形, 并有图3 不同类型变质锆石内部结构特点(a) 完全变质新生锆石颗粒; (b) 变质增生边; (c) 原有锆石改造形成的变质锆石. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)引自Hermann 等人[16],(b)引自Rubatto 等人[19], (c)为苏鲁仰口榴辉岩中的锆石(本文)评 述第49卷 第16期 2004年8月特征的内部结构, 主要包括: 无分带(图4(a))、弱分带(图4(b))、云雾状分带(图4(b))、扇形分带(图4(c))、 冷杉叶状分带(图4(d))、面状分带(图4(e))、斑杂状分带(图4(f))、海绵状分带(图4(i))和流动状分带(图4(j))等复杂的结构类型. 不同变质条件下形成的锆石具有不同的外形和内部结构特点. 麻粒岩相变质增生锆石一般为半自形、它形到等轴状, 内部分带特征为扇形分带(图5(a))、面状分带(图5(b))、冷杉叶状分带(图5(c))、弱分带或无分带(图5(d))等[26]. 榴辉岩相变质增生锆石一般为半自形、椭圆形和它形等, 内部分带特征主要有无分带(图6(a))、弱分带(图6(b))、云雾状分带(图6(c))或片状分带(图6(d))等[16,19,20]. 角闪岩相变质增生锆石通常具有规则的外形, 且以柱面发育为其主要特点, 在CL 图像中一般为无分带或弱分带的特征(图7)[16,26]. Vavra 等人[26]对Ivrea 地区的角闪岩相变质岩石、角闪岩到麻粒岩过渡相变质图4 变质锆石中典型的内部结构(a) 无分带结构; (b) 弱分带结构; (c) 扇形分带结构(rd); (d) 冷杉叶状分带(ft); (e) 面状分带(bd); (f) 斑杂状分带(ZCA); (g), (h)溶蚀结构; (i) 海绵状分带; (j) 流动状分带(fl). (a)和(b)分别为大别山燕子河混合岩和苏鲁青龙山榴辉岩中的锆石(本文), (c)~(g)和(j)引自Vavra 等人[26], (h)引自Schaltegger 等人[24], (i)引自Tomaschek 等人[52]图5 麻粒岩相变质锆石CL 特征(a) 扇形分带; (b) 面状分带; (c) 冷杉叶状分带; (d) 弱分带或无分带.短白线为标尺, 长度30 µm. 引自Vavra 等人[25,26]图6 榴辉岩相变质锆石CL 图像特征(a) 无分带; (b) 无分带到弱分带; (c) 云雾状分带; (d) 片状分带. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)和(b)引自Hermann 等人[16], (c)引自Rubatto 等人[19], (d)引自Rubatto 等人[20]第49卷第16期 2004年8月评述岩石和麻粒岩相变质岩石中的变质增生锆石进行了详细的外形和内部结构特征的对比研究后发现, 角闪岩相变质岩石中的变质增生锆石为自形、长柱状、弱CL强度和弱的内部分带(图8(a)), 过渡相变质岩石中的变质增生锆石为短轴状、冷杉叶状分带或面状分带(图8(b)), 而麻粒岩相变质岩石中的变质增生锆石则主要表现为等轴状、弱分带等特征, 少量柱状面形分带的变质锆石可能形成于前进变质阶段(图8(c)).据此他们认为锆石的外形和内部结构特征受锆石生长时的温度条件控制, 温度条件控制了锆石各晶面生长速度, 导致锆石出现不同的外形和内部结构. 并推测寄主岩石的性质可能也会对变质增生锆石的外部形态和内部结构产生一定的影响.变质流体活动过程中形成的脉体中的锆石一般具有非常规则的外形, 局部或整个锆石颗粒具有明显的面形分带或振荡环带(图9)[20,23,46,47]. 混合岩化深熔作用变质过程中形成的新生变质锆石同样具有图7 角闪岩相变质锆石CL图像(a) 角闪岩相变质锆石和残留核; (b) 榴辉岩相变质锆石的核和角闪岩相变质锆石的边; (c) 榴辉岩到麻粒岩过渡相变质锆石的核和角闪岩相变质增生边. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)引自Vavra等人[26],(b)和(c)引自Hermann等人[16]图8 同一地区不同变质条件下增生锆石外形和内部结构特点(a) 角闪岩相样品中的变质增生锆石; (b) 角闪岩到麻粒岩过渡相样品中的变质增生锆石; (c) 麻粒岩相样品中的变质增生锆石. 短白线为标尺, 长度30 µm. 资料引自Vavra等人[26]较规则的外形, 内部分带特征为无明显分带到面形分带(图10)[42,47], 部分深熔增生锆石具有典型岩浆锆石的环带特征. 受热液作用影响明显的锆石, 在锆石颗粒的边部(图11(a))和/或不同生长阶段锆石的边部(图11(b))会出现晶棱圆化、港湾状结构等外形特征, 且这些区域阴极发光强度较强、无明显分带, 为热液溶蚀作用形成的变质锆石[24,25,53]. 当热液蚀变作用进一步增强时, 在锆石的周围会出现较宽的白色蚀变边(图11(c)), 对这些热液蚀变作用较为彻底的锆石区域进行微区定年, 可以得到热液蚀变作用的准确年龄[53].锆石变质重结晶作用是指结构上不稳定的锆石, 在一定温压条件下(一般温度 > 400℃), 锆石晶格进行重新愈合和调整, 使锆石在结构上更加稳定[30,34,37,48~52]. 所以锆石发生变质重结晶作用时并没有新的锆石生成, 只是对原有锆石进行了不同程度的改造. 锆石的重结晶作用一般优先发生在锆石边部以及锆石内部矿物包裹体周围等结构不稳定的区域[26,50]. 微量元素含量较高的锆石的稳定性低于微量元素含量较低的锆石, 因此, 在同一样品的锆石中微量元素较高的颗粒和/或区域更易于发生重结晶作用[52]. 受蜕晶化作用影响的锆石区域由于其结构上的不稳定性, 最容易发生变质重结晶作用[51,55]. 已有实验图9 变质脉体中结晶的锆石(a) 榴辉岩脉中的增生锆石, 具有规则的外形、无分带到局部清楚的结晶环带; (b) 前进变质石英脉中的增生锆石, 具有清楚的面形分带;(c) 前进变质石英脉中的变质增生锆石, 具有明显的振荡环带, 核部为CL较强、外形不规则的残留锆石, 边部亮白色区域为后期改造的结果; (d) 蛇纹岩化过程中形成的锆石, 具有清楚的振荡环带和扇形分带. (a)引自Rubatto等人[23], (b)引自Laiti等人[47], (c)引自Rubatto等人[20], (d)引自Dubinska等人[46]评 述第49卷 第16期 2004年8月图10 混合岩化过程中的深熔变质增生锆石(a) 无分带增生锆石(左边为CL 照片、右边为二次电子照片); (b) 面形分带增生锆石. (a)引自Liati 等人[47], (b)为大别山漫水河混合岩中的锆石(本文)图11 锆石表面的溶蚀结构(a) 变质增生锆石边部的溶蚀结构; (b) 核部原岩锆石的周围出现溶蚀结构; (c) 锆石边部出现较宽的蚀变边. (a)引自Vavra 等人[25], (b)引自Schaltegger 等人[24], (c)引自Liati 等人[53]结果表明, 在有流体存在的情况下, 在温度≥400℃时, 严重蜕晶化锆石可以很快发生重结晶作用[48,51]. 但是锆石发生重结晶作用的区域不仅仅是发生过蜕晶化作用的区域, 在没有发生蜕晶化作用的晶质锆石区域同样可以发生重结晶作用, 只是发生重结晶作用需要较高的温度和/或较长的流体作用时间[48,51,52]. 由于变质重结晶过程中只是锆石晶格的重新调整, 没有新的锆石生成, 因此重结晶锆石常常为自形到半自形, 且外形与原岩岩浆锆石环带形状相似, 与原岩锆石之间没有明显的生长界限[30,48~52]. 同时, 变质重结晶锆石区域的CL 强度比原岩锆石明显增强, 内部结构一般为无分带、弱分带、斑杂状分带或海绵状分带等, 局部有岩浆环带的残留, 常见这些变质特征的锆石区域切割原岩锆石的振荡环带(图12(a), (b))[30,47,49]. 在重结晶锆石与原岩锆石之间有时会出现弱CL 强度的重结晶前锋(图12(b)). 而变质增生锆石则是指变质过程中发生成核和结晶作用, 有新的锆石从周围的介质中结晶出来. 所以变质新生锆石具有多晶面状-不规则状-规则外形, 与原岩残留锆石之间界限清楚, 不同变质环境中增生的锆石有其特征的外形和内部结构, 且受变质锆石形成时的温度条件和寄主岩石的化学性质制约(图12(c), (d))[26].在目前认识条件下, 对锆石的外形和内部结构进行详细研究是区分变质增生锆石与变质重结晶锆石最为直接和有效的方法. 变质重结晶锆石有两种成因类型: 没有流体参与的亚固相条件下的重结晶作用[47,49,50]和有流体参与下锆石局部区域的溶解再结晶[51,52]. 第二类重结晶锆石由于形成时在流体的参与下发生了矿物反应, 在锆石再结晶时常常伴有图12 重结晶锆石和变质增生锆石外形和内部结构特点(a) 边部变质重结晶锆石结构均匀且切割原岩锆石的岩浆环带, 整个锆石颗粒非常自形; (b) 核部重结晶锆石中有明显的残留岩浆环带, 重结晶锆石和未受重结晶作用影响的锆石区域之间有强度弱的变质重结晶前锋, 整个锆石颗粒较自形; (c) 完全变质新生锆石, 锆石呈卵圆形, 无分带或弱分带; (d) 变质增生边与原岩残留锆石之间有清楚的接触界限, 整个锆石颗粒呈它形. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)为苏鲁仰口榴辉岩中的锆石(本文), (b)据Pidgeon 等人[30], (c)据Hermann等人[16], (d)据Rubatto 等人[19]第49卷 第16期 2004年8月评 述其他磷酸盐和/或硅酸盐矿物的形成, 同时再结晶的锆石区域会圈闭一定的流体包裹体, 所以这种类型的重结晶锆石除有较均匀的结构区域外, 还常常有多空状或海绵状结构区域, 并常常富含流体和矿物包裹体(图13(a), (b)), 重结晶作用比较彻底的锆石 还会由于流体的溶蚀作用出现骨架状结构(图13 (c))[48,51,52].2 锆石的微量元素研究进展2.1 Th, U 含量及Th/U 比值大量研究表明, 不同成因锆石有不同的Th, U 含量及Th/U 比值: 岩浆锆石的Th, U 含量较高、Th/U 比值较大(一般>0.4); 变质锆石的Th, U 含量低、Th/U 比值小(一般<0.1)[35,54]. 岩浆锆石的Th/U 比值与Th 和U 在岩浆中的含量以及它们在锆石与岩浆之间的分配系数有关[56,57], 具体对应关系为: (Th/U)锆石≌(D Th /D U )锆石/熔体·(Th/U )熔体. 一般情况下(DTh/D U )锆石/熔体≌0.2, 平均地壳物质中Th/U 比值约为4, 所以通常岩浆锆石的Th/U 比值接近1. 但是一些组成特殊的岩浆中结晶的岩浆锆石具有异常的Th/U 比值, 例如有些岩浆岩锆石的Th/U 比值非常低, 可以小于0.1[58~60], 而部分碳酸岩样品中岩浆锆石具有异常高的Th/U 比值, 可以高达10000[61]. 所以, 仅凭锆石的Th/U 比值有时并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石. 变质增生锆石的Th/U 比值受变质流体和/或熔体的成分[56,57]、共生矿物的组成[59,62]以及变质锆石的生长速率[26]等因素的影响. 由于U 在流体中的活动性比Th 强, 所以变质流体一般富U 贫Th [63,64], 从这种类型的流体中结晶的锆石常常具有较低的Th/U 比值[56,57]. 在混合岩化地区部分熔融熔体中的成分也通常贫Th 且富U, 导致从这些熔体中结晶的锆石也同样具有非常低的Th/U 比值[22,42]. 变质锆石形成时, 如果有富Th 矿物(如独居石和褐帘石)的同时形成, 同样会导致增生锆石具有较低的Th/U 比值. Vavra 等人[26]对Ivrea 地区角闪岩相样品、角闪岩到麻粒岩过渡相样品以及麻粒岩相样品中的变质增生锆石的Th, U 特征进行了系统的对比研究后发现, 生长速度最慢的角闪岩相变质增生锆石具有最高的U 含量(1008~图13 有流体参与下重结晶锆石的CL 特征(a)~(c)都为海绵状结构锆石, (a)中局部有少量原岩锆石的残余, (c)中锆石有骨架状结构(黑色管状结构部分为空洞). 据Tomaschek 等人[52]图14 不同变质条件下增生的锆石的Th, U 含量和Th/U 比值(a) 角闪岩相样品的变质增生锆石; (b) 角闪岩到麻粒岩过渡相样品的变质增生锆石; (c) 麻粒岩相样品变质增生锆石(空心圆圈代表等轴状变质增生锆石, 实心方块为柱状面形分带的变质增生锆石). 据Vavra 等人[26]评 述第49卷 第16期 2004年8月2279 µg/g)和最低的Th/U 比值(<0.01)(图14(a)), 生长速度最快的麻粒岩样品中等轴状变质增生锆石具有最低的U 含量(为53~127 µg/g)和最高的Th/U 比值(Th/U 比值都大于0.1, 最大值可达0.73)(图14(c)), 生长速度介于二者之间的角闪岩到麻粒岩过渡相变质增生锆石的U 含量和Th/U 比值介于二者之间(图14(b)). 同一麻粒岩样品中, 生长速度较慢的面形分带变质增生锆石的U 含量高于生长速度较快的等轴状生长的变质锆石, 而Th/U 比值则小于生长速度较快的等轴状生长的锆石(图14(c)). 这可能是U 比Th 更易于进入锆石的晶格中, 在平衡状态下, 锆石具有相对较高的U 含量. 生长速度较慢的锆石容易与接触介质到达化学平衡, 导致这类变质新生锆石具有较高的U 含量和较低的Th/U 比值; 而生长速度较快的变质锆石与生长介质之间不能或只能部分到达化学平衡, 导致其具有较低的U 含量和较高的Th/U 比值. 变质增生锆石中也存在Th/U 比值高达0.7的情况[26], 同样说明不能仅仅根据锆石的Th/U 比值来区分变质锆石和岩浆锆石.由于Th 4+比U 4+具有更大的离子半径, Th 比U 在锆石晶格中更不稳定, 变质重结晶作用过程中Th 比U 更容易被逐出锆石的晶格, 导致重结晶变质锆石区域具有相对较低的Th/U 比值[30,49]. 变质重结晶作用越强, 变质重结晶锆石区域的Th/U 比值会越低. 放射成因Pb 在锆石晶格中也不稳定, 锆石重结晶作用过程中同样会把锆石中的放射成因Pb 排除出晶格, 锆石重结晶作用越彻底, 其U-Pb 年龄会越小. 所以, 变质重结晶锆石的Th/U 比值与其U-Pb 年龄有明显的正相关关系, 只有那些Th/U 比值最低、年龄值最小测定点年龄值的加权平均结果才能代表锆石重结晶作用发生的时间[49].2.2 稀土及其他微量元素岩浆锆石的微量元素(特别是稀土元素)特征研究主要是应用在判断其寄主岩石类型中. 但是, 对于岩浆锆石的微量元素特征是否能判断寄主岩石的类型还存在较大的争议. Hoskin 等人[65]对不同类型岩石中的锆石进行了稀土元素分析后发现, 除典型的地幔岩石中的锆石具有较低的稀土元素含量外, 其他类型岩石中的锆石具有非常类似的稀土元素含量和配分模式, 所以锆石的稀土元素特征并不能用来判断寄主岩石的类型. Belouova 等人[61]对更大量的岩浆锆石进行了微量元素分析, 结果表明不同类型的岩浆锆石可以通过其微量元素对变化图解和微量元素含量统计分析树形图解来进行区分. 岩浆锆石的微量元素含量从超基性岩→基性岩→花岗岩有总体上增长的变化趋势(图15). 金伯利岩中岩浆锆石的稀土元素的总量一般小于50 µg/g, 碳酸岩和煌斑岩中锆石的稀土元素总量为600~700 µg/g, 基性岩中锆石的稀土总量为约2000 µg/g, 而花岗岩类和伟晶岩中锆石的稀土总量则为百分含量级[61].根据已经获得的微量元素在锆石与熔体之间的分配系数, 通过锆石的微量元素含量, 可以计算出锆石结晶时熔体的微量元素特征, 根据这些特征可以进一步制约寄主岩石的演化历史. 对地球上最古老锆石(4.4 Ga)的稀土元素分析表明, 其寄主岩石已经经历过地壳再循环, 导致其轻稀土明显富集[66], 这一结论也得到了锆石氧同位素分析结果的支持[18,29,67]. Whitehouse 等人[27]对Greenland 西南部Gothabsfjord 地区的两个中太古代样品进行了锆石和全岩样品的稀土元素分析, 发现其中一个样品(GGU 125540)中锆石的轻稀土含量较低(图16(a)), 通过锆石计算出的全岩稀土元素含量和全岩样品测定得到的结果一致(图16(d)); 而另外一个样品(SM/GR/98/02)中的锆石具有较高的轻稀土含量(图16(b)), 通过它计算得到的全岩稀土含量中的轻稀土明显高于全岩样品分析得到的结果(图16(d)). 在(Pr/Gd)CN 和(Gd/Yb)CN 图解中(图16(c )), 这两个样品的锆石具有较一致的(Gd/Yb)CN 值, 但样品SM/GR/98/02中锆石的(Pr/Gd)CN 值明显高于样品GGU 125540中的锆石. 据此, 他们认为SM/GR/98/02的锆石中存在明显的轻稀土超量图15 不同类型岩浆岩中锆石微量元素平均值球粒陨石标准化图引自Belousova 等人[61]第49卷 第16期 2004年8月评 述图16 Gothabsfjord 地区样品GGU 125540和SM/GR/98/02中锆石的稀土元素特征(a) 样品GGU 125540中锆石的稀土元素球粒陨石标准化图; (b) 样品SM/GR/98/02中锆石的稀土元素球粒陨石标准化图; (c) 样品GGU 125540和SM/GR/98/02中锆石的(Pr/Gd)CN 和(Gd/Yb)CN 变化图解, 实心圆点为样品GGU 125540的结果, 空心正方形为样品SM/GR/98/02的结果; (d) 通过锆石计算和实测的全岩稀土组成球粒陨石标准化图解(空心点代表根据锆石计算得到的结果, 实心点代表实测结果; 正方形为样品GGU125540的结果, 圆形为样品SM/GR/98/02的结果). 据Whitehouse 等人[27]现象(overabundance)(图16(d)), 并对这种轻稀土超量的锆石的稀土元素特征是否能对应锆石形成时的熔体的成分提出了质疑, 并进一步认为应用锆石的微量元素来判断寄主岩石的微量元素特征时应当谨慎. 锆石中轻稀土超量可能是由以下几种原因造成的: (1) 锆石结晶时LREE 优先进入锆石的晶格缺陷中; (2) 锆石结晶时的熔体成分与全岩成分不一致; (3) 分析点中包含了富LREE 的磷酸盐矿物(如独居石和磷灰石); (4) 后期地质事件扰动时LREE 优先进入被扰动的锆石中. 因为独居石和磷灰石等磷酸盐矿物一般都富Th, 如果锆石的LREE 超量是分析点中包含了富LREE 的磷酸盐矿物造成的, 那么在锆石微量元素(La/Sm)CN -Th(CN 表示球粒陨石标准化)的相关变化图解中(La/Sm)CN 与Th 应该有非常明显的正相关关系[27]. 如果锆石的LREE 超量是由于锆石形成以后后期地质的扰动造成的, 那么LREE 超量的锆石区域会相应富集Th 和U, 在锆石的微量元素La/Gd)CN - (Th+U)图解中同样会出现明显的正相关关系[27].在变质过程中, 变质增生锆石的微量元素特征除与各个微量元素进入锆石晶格的能力大小有关外,还受与锆石同时形成的矿物种类控制(如石榴石、长石和金红石等), 这些矿物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[16,21~24,28,58,68,69]. 因此, 通过变质锆石微量元素特征的研究, 可以很好地判断锆石的形成条件, 为锆石U-Pb 年龄的解释提供更加有效的制约. 在麻粒岩相变质条件下, 由于石榴石和长石类矿物可以稳定存在, 而石榴石和长石类矿物分别是富集重稀土和Eu 的主要造岩矿物, 导致麻粒岩相变质锆石一般具有HREE 相对亏损和明显Eu 负异常的特征(图17(a))[24,28,68,69]. 榴辉岩相变质条件下, 石榴石可以稳定存在, 但长石不能稳定存在, 且榴辉岩相变质过程中有变质金红石的生成, 而金红石能强烈富集Nb 和Ta, 并有较高的Nb/Ta 比值[70], 所以榴辉岩相变质锆石具有HREE 相对亏损、无明显Eu 负异常和较低的Nb, Ta 含量和Nb/Ta 比值等特征(图17(b))[21~23,58,69]. 角闪岩相变质条件下, 高压变质石榴石不能稳定存在, 而长石类矿物可以稳定存在, 所以, 角闪岩相变质增生锆石具有HREE 相对富集和Eu 负异常明显的特征(图17(c))[16].。
锆石U-Pb年代学及锆石成因矿物学
• 复杂成因锆石需进行综合研究，才能对得 到的年龄给出合理的地质解释。
谢谢！
海 绵 状 分 带 锆 石
流 动 状 分 带 锆 石
变质锆石形成机制
• 深熔过程中从熔体中结晶(Vavra et al., 1999； Keay et al., 2001)。
• 固相矿物分解产生的Zr和Si，成核和结晶 (Fraser et al., 1997; Bingen et al., 2001)。
zirconium4977zr6722zro2silicon1532si3278sio2oxygen3491ionradiizr105th110pb129zirconhashighhighupbratiosideallysuitedhighprecisiongeochronologydecayseries206pb207pb232th208pbradiogenicisotopedating1basicradiogenicisotopedating2basicradiogenicisotopedating3upb定年方法优点缺点适用对象idtims精确度费时样量大成因单一sims原位分价格昂贵微区分析laicpms快速经精度较差分析量较大upbterawasserburgconcordiadiagramconcordiadiagramupb1000ma的锆石选择207pb206pb年龄分析过程中pb同位素之间的分1000ma的锆石选择206pb238u年龄235u衰变成207pb的含量微区分析时选择不同的成因区域分析upb单颗粒分析时选择不同物理性质的颗粒进行分析edgesstillretaininitialcompositionzirconcenterspreservationcationzoningclcl50mvarvaetal
扬子板块西北缘大安花岗岩体锆石U-Pb年代学、地球化学特征及其地质意义
扬子板块西北缘大安花岗岩体锆石U-Pb年代学、地球化学特
征及其地质意义
扬子板块西北缘的大安花岗岩体被认为是一个重要的岩石体，其研究对于理解域内地壳组成、构造演化以及岩浆岩浆演化具有重要意义。
近年来，地质学家们通过锆石U-Pb年代学和地
球化学分析手段对大安花岗岩体进行全面研究，结果发现该岩体形成于早侏罗世，属于张家川期，与扬子板块远古增生作用有关。
大安花岗岩体地球化学分析结果显示，该岩体具有高硅酸性、钾-钙质和弱过铝质的特点，属于岩浆岩类。
岩石富含铝和硅，但缺少钙和镁等碱土金属，这与岛弧岩浆岩不同，因此大安花岗岩体归属于伸展型构造环境。
此外，大安花岗岩体具有较高的富集系数及强烈的亏损改造特征，表明其为地壳深度部分部分熔融形成的。
从地质意义上看，大安花岗岩体的主要意义在于揭示扬子板块在早侏罗世时期的增生作用及其岩浆-变质事件。
大安花岗岩
体的形成与扬子板块的汇聚作用有关，表明扬子板块在早侏罗世时期已经形成相对稳定的构造格局。
此外，研究还发现大安花岗岩体中锆石的Hf同位素组成特点，并结合已有数据，认
为其源区可能是自己的地壳深部，而非来自其他地质构造单元，这为理解扬子板块的岩石地球化学演化提供了重要证据。
综上所述，扬子板块西北缘的大安花岗岩体的成因、年代学和地球化学特征及其地质意义的研究对于深入了解扬子板块的构
造演化历史、岩浆演化以及地壳重建等方面具有重要的科学价值，也为其他区域的研究提供了有益的参考。
锆石U-Pb同位素定年的原理、方法及应用
锆石U-Pb同位素定年的原理、方法及应用高少华;赵红格;鱼磊;刘钊;王海然【摘要】通过查阅大量中外文献,结合作者实验经过,对锆石的地球化学特征和内部结构,锆石U-Pb同位素定年的原理、定年方法的优缺点及地质应用等问题进行了讨论.结果表明,岩浆锆石与变质锆石在地化和内部结构方面具有不同的特征；定年的原理是利用U-Pb衰变方程得到206 pb/238U、207 pb/235U和207pb/206Pb 3个独立年龄；定年方法各有优缺点,应用时应根据从样品中分选出的锆石数量、粒度、内部结构、定年精度等因素,灵活选择；锆石U-Pb年龄常用于沉积盆地物源分析、岩体的年代约束及成矿年代学与韧性剪切带定年中,应用时要结合地质背景,对定年结果进行合理解释.【期刊名称】《江西科学》【年(卷),期】2013(031)003【总页数】7页(P363-368,408)【关键词】锆石;U-Pb同位素;原理;定年方法;地质应用【作者】高少华;赵红格;鱼磊;刘钊;王海然【作者单位】西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069;西北大学地质学系,陕西西安710069【正文语种】中文【中图分类】P597+.31.1 锆石的地球化学特征锆石的氧化物中ω(ZrO2)占67.2%、ω (SiO2)占32.8%，ω(HfO2)占0.5%～2.0%，P、Th、U、Y、REE以微量组分出现。
锆石的常量元素、微量元素在不同类型的岩石中具有一定规律［3，8］，岩浆锆石具有晶体核部到边缘或环带内侧到外侧ZrO2/HfO2减小，而HfO2、UO2+ThO2增大;变质锆石与之相反［9］。
成因不同的锆石具有不同Th、U含量及Th/U比值［10］:岩浆锆石Th、U含量较高、Th/U比值较大(一般＞0.4);变质锆石Th、U含量低、Th/U比值小(一般＜0.1)［11，12］。
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块 出露 的古 元 古 代 一 太 古 代 结 晶基 底 （ 马振 东等 ，
１ ９ ９ ８ ） 。
陆永 德 ，２ ０ １ １ ） ；王 文斌 等 （ １ ９ ９ ６ ） 对长 江 中下 游 地 区
变 质基 底 形成 时 间进 行研 究 ，认 为安 徽 怀 宁董岭 群
关 于 董 岭 群 的地 层 时 代 ，前 人 进 行 了 大 量 研
了７ ６ ０ ～ ８ ３ ０ Ｍａ 、１ ９ ３ ０ — ２ ０ ６ ０ Ｍａ和 ２ ３ ６ ０ ～ ２ ５ ３ ０ Ｍａ ３个 主要 年龄 区间 。这 ～年 龄谱 与扬 子 克拉通前 寒 武纪 的碎 屑锆 石年龄
分布 特征类 似 ，暗示董 岭群 的物 质源 于其 附近 克拉通 物质 的剥 蚀及搬 运 ； 其 中最 年轻 的锆石 年龄 为 ７ ６ ８ ￣ １ ６ Ｍａ ，这一 年
第一 作 者 简 介 ：王继 林 （ １ ９ ８ ８ 一 ） ，女 ，硕 士 ，构 造 地 质 学专 业 。Ｅ ｍａ ｉ ｌ ： ｗａ ｎ ｇ ｊ ｉ ｌ ｉ ｎ ２ ２ １ ２ ６ ＠１ ２ ６ ． ｃ ｏ ｎ ｒ 通 信 作 者 ：何 斌 （ １ ９ ６ ３ － ） ，男 ，研 究 员 ，主 要 从 事 区 域地 质 、构 造 地 质 、沉 积 和 岩 相 古 地 理等 方 面研 究 。Ｅ ｍａ ｉ ｌ ： ｈ ｅ ｂ ｉ ｎ ＠ｇ ｉ ｇ ． ａ ｃ ． ｃ ａ
龄 限定 了董 岭群 地层 时代 下 限，结 合其上 覆盖 层 为震旦 系（ 底界 小于 ６ ３ ５ Ｍａ ） ，将 董岭群 的地 层时代 限定 于新元 古代 ，这
一
结论 否定 了其 为古元 古代 古 老变质 结 晶基底 的说法 。 综合 近年来 的研究 ， 扬 子板块 西缘 及东南 缘 目前并未 发现 太古宙 一
ｄ ｏ ｉ ： １ ０ ． １ ６ ５ ３ ９ ￣ ． ｄ ｄ ｇ ｚ ｙ ｃ ｋ ｘ ． ２ ０ １ ６ ． ０ ６ ． ０ １ １
卷（ Ｖ ｏ ｌ ｕ ｍｅ ） ４ ０ ，期 （ Ｎｕ ｍｂ ｅ ｒ ） ６ ，总 （ ｓ ｕＭ） １ ５ ５ 页（ Ｐ ａ ｇ ｅ ｓ ） １ ２ ３ ９ ～ｌ ２ ４ ６ ， ２ ０ １ ６ ， １ ２ （ Ｄ ｅ ｃ ｅ ｍｂ ｅ ｒ ， ２ ０ １ ６ ）
中图分 类号 ： Ｐ ５ ９ ７ 文 献标志码 ： Ａ 文 章 编 号 ：１ ０ ０ １ ． １ ５ ５ ２ （ ２ ０１ ６ ） ０ ６ 一 ｌ ２ ３ ９ — ０ ０ ８
０ 引 言
安 徽 洪镇 地 区 的洪镇 变 质岩 系被 作 为江南 隆起
以北 下扬 子板 块上 唯 一 出露 的变质 核 杂岩 和前 寒武 纪基底 而受 到关 注（ 李德 威，１ ９ ９ ３ ；Ｚ ｈ ｕ ｅ ｔ ａ １ ． ，２ ０ ０ ７ ， ２ ０ １ ０ ；范小林 和陆永德 ， ２ ０ １ １ ） 。 洪镇 变质 核杂岩 的变 质 核 为 北 东 向 展 布 的董 岭 群 ，与 庐 山地 区 的 星 子 群 、滁 州 地 区的 张八 岭群 一起 被认 为 是 中下扬 子板
究。 罗庆 坤等（ １ ９ ８ ５ ） 最 早提 出可 以将 其 与同处郯 庐断 裂 带 以东且 构 造位 置相 毗邻 的肥 东 、张八 岭地 区 的
古元古 界（ 肥东 群年龄 为 １ ８ ５ ０ ～ ２ ４ ８ ６ Ｍａ ，李毓 尧等 ，
１ １ ９ ９ ３ ）
武汉 ４ ３ ０ ０ ７ ４ ； ３ ． 中国科 学院 广 州地球 化 学研 究所，同位 素地球 化 学 国家重点 实验 室，广 东 广 州 ５ １ ０ ６ ４ ０ ）
摘 要 ：安徽 洪镇 地 区 的董 岭 群为一 套 以二长 片麻 岩为 主 的中深变 质 岩系 ， 长期 以来 被认 为是长 江 中下游 地 区古 元古代
古 元古 代 的结 晶基 底 。另外 ，由于董 岭群 地层 时代 的重 新厘 定，得知 这～ 地 区并不 存在 大规模 地层 缺失 和大 规模 剥离 断 层 ，因此前 人提 出的洪镇 “ 变质 核杂 岩” 的构造模 型值 得商榷 。 关键词 ：董岭 群；碎屑锆 石 ｕ ． Ｐ ｂ 年 龄；新元 古代；变质 结 晶基 底；变质 核杂岩
根据董 岭群斜 长 角闪片 岩 的 Ｓ ｍ— Ｎｄ同位 素等 时线年 龄为 １ ８ ９ ５ ～ １ ９ ９ １ Ｍａ ，正式将 董岭群划属 为古元古代 ，
这 一认 识得 到广 泛 的认 同（ 董树 文等 ，１ ９ ９ ３ ；李 德威 ，
１ ９ ９ ３ ； Ｚ ｈ ａ ｎ ｇ ｅ ｔ ａ １ ． ， １ ９ ９ ４ ； Ｚ ｈ ｕ ｅ ｔ ａ １ ． ， ２ ０ ０ ７ ；范 小 林 和
的变 质结 晶基底 ，因作 为洪 镇变 质核 杂岩 的“ 变质 核” 而受 到 广泛关 注 。为 了能够 更好地 揭示 华南 前寒武 纪 的大地 构造演
化和 洪镇“ 变 质核 杂岩” 的成 因， 本 文对洪 镇 地区董 岭群 主体 的二长 片麻 岩进行 了碎 屑锆石 Ｌ Ａ． Ｉ Ｃ Ｐ — ＭＳ Ｕ — Ｐ ｂ定年 ， 获 得
大 地 构 造 与 成 矿 学
Ｇｅ ｏｔ ｅ ｃ ｔ ｏ ｎ ｉ ｃ ａ ｅ ｔ Ｍ ｅ ｔ ａ ｌ ｌ ｏ ｇ ｅ ｎｉ ａ
安徽洪镇地 区董岭群碎屑锆石
Ｕ ． Ｐ ｂ年代 学及 其地 质意义
王 继林 一 ，何 斌
（ １ ． 中 国冶金 地 质 总局 山 东局 测试 中心 ，山 东 济 南 ２ ５ ０ ０ １ ４ ；２ ． 中国地 质 大 学（ 武 汉）地 球 科 学 学 院，湖 北
和江 苏 埤 城 出露 的埤 城 群 （ 埤城 群 斜 长 角 闪岩 角 闪
收 稿 日期 ： ２ ０ １ ４ — ０ ２ — ２ ７ ；改 回 日期 ： ２ ０ １ ４ — ０ ９ ． １ １
项 目资 助 ：中 国科 学 院知 识 创 新 项 目（ ＫＺ Ｃ Ｘ２ ＹＷ １ ２ ８ ， Ｋ ＺＣ Ｘ１ ＹＷ １ ５ １ ） 和 国 家 自然 科 学 基 金 （ ４ １ １ ７ ３ ０ ３ ７ ） 联合资助。