李建威 锆石年代学共87页
19604571_滇西允沟岩组碎屑锆石年龄谱对相关地块亲缘性的约束
１０００ ０５６９／２０１９／０３５（０９） ２９１１ ２５ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报ｄｏｉ：１０ １８６５４／１０００ ０５６９／２０１９ ０９ １９滇西允沟岩组碎屑锆石年龄谱对相关地块亲缘性的约束赵林涛１，２ 李三忠１，２ 吕勇３ 林宇３ 刘永江１，２ 牟墩玲１，２ 廖家飞３ 潘明３ＺＨＡＯＬｉｎＴａｏ１，２，ＬＩＳａｎＺｈｏｎｇ１，２ ，Ｌ Ｙｏｎｇ３，ＬＩＮＹｕ３，ＬＩＵＹｏｎｇＪｉａｎｇ１，２，ＭＵＤｕｎＬｉｎｇ１，２，ＬＩＡＯＪｉａＦｅｉ３ａｎｄＰＡＮＭｉｎｇ３１ 海底科学与探测技术教育部重点实验室，中国海洋大学海洋地球科学学院，青岛 ２６６１００２ 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质功能实验室，青岛 ２６６２３７３ 中国地质科学院岩溶地质研究所，桂林 ５４１００４１ ＭＯＥＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＳｕｂｍａｒｉｎｅＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓａｎｄＰｒｏｓｐｅｃｔｉｎｇＴｅｃｈｎｉｑｕｅｓ，ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＭａｒｉｎｅＧｅｏｓｃｉｅｎｃｅｓ，ＯｃｅａｎＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙｏｆＣｈｉｎａ，Ｑｉｎｇｄａｏ２６６１００，Ｃｈｉｎａ２ ＬａｂｏｒａｔｏｒｙｆｏｒＭａｒｉｎｅＧｅｏｌｏｇｙ，ＱｉｎｇｄａｏＮａｔｉｏｎａｌＬａｂｏｒａｔｏｒｙｆｏｒＭａｒｉｎｅＳｃｉｅｎｃｅａｎｄＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙ，Ｑｉｎｇｄａｏ２６６２３７，Ｃｈｉｎａ３ ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＫａｒｓｔＧｅｏｌｏｇｙ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｇｕｉｌｉｎ５４１００４，Ｃｈｉｎａ２０１８ ０７ ０９收稿，２０１９ ０７ ２２改回ＺｈａｏＬＴ，ＬｉＳＺ，ＬüＹ，ＬｉｎＹ，ＬｉｕＹＪ，ＭｕＤＬ，ＬｉａｏＪＦａｎｄＰａｎＭ ２０１９ ＤｅｔｒｉｔａｌｚｉｒｃｏｎａｇｅｓｐｅｃｔｒａｏｆｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎａｎｄｉｔｓｃｏｎｓｔｒａｉｎｔｏｔｈｅｒｅｌａｔｅｄｂｌｏｃｋａｆｆｉｎｉｔｙ，ｗｅｓｔｅｒｎＹｕｎｎａｎ ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，３５（９）：２９１１－２９２５，ｄｏｉ：１０ １８６５４／１０００ ０５６９／２０１９ ０９ １９Ａｂｓｔｒａｃｔ ＴｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｎｗｅｓｔｅｒｎＹｕｎｎａｎＰｒｏｖｉｎｃｅ，ａｓｕｉｔｏｆｍｅｔａｐｅｌｉｔｅｓｏｆｌｏｗｅｒｇｒｅｅｎｓｃｈｉｓｔｆａｃｉｅｓ，ｃｏｎｓｉｓｔｓｄｏｍｉｎａｎｔｌｙｏｆｍｉｃａｑｕａｒｔｚｓｃｈｉｓｔ，ｍｉｃａｑｕａｒｔｚｐｈｙｌｌｉｔｅ，ｍｉｃａｓｃｈｉｓｔａｎｄｆｉｎｅｃｒｙｓｔａｌｌｉｎｅｌｉｍｅｓｔｏｎｅ，ｗｉｔｈｓｏｍｅｓｉｌｉｃｅｏｕｓｒｏｃｋｓ ＩｔｈａｓａｌｗａｙｓｂｅｅｎｃｏｎｓｉｄｅｒｅｄａｓａｎｉｍｐｏｒｔａｎｔｐａｒｔｏｆｔｈｅＰｒｅｃａｍｂｒｉａｎｍｅｔａｍｏｒｐｈｉｃｂａｓｅｍｅｎｔ Ｔｈｅｐｒｏｔｏｌｉｔｈｓａｒｅｍａｉｎｌｙｃｌａｓｔｉｃｒｏｃｋｓｗｉｔｈｓｏｍｅｌｉｍｅｓｔｏｎｅａｎｄｄｏｌｏｍｉｔｅ，ｂｅｌｏｎｇｉｎｇｔｏａｓｅｔｏｆｓｅｍｉ ｄｅｅｐｓｅａｓｅｄｉｍｅｎｔｓｆｏｒｍｅｄｉｎｔｈｅｐａｓｓｉｖｅｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅＴｅｔｈｙｓＯｃｅａｎ ＳｏｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｗｉｔｎｅｓｓｅｄｔｈｅｏｒｉｇｉｎ，ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔａｎｄｅｘｔｉｎｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＴｅｔｈｙｓＯｃｅａｎ，ａｎｄｐｌａｙｅｄａｇｒｅａｔｒｏｌｅｉｎｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｉｎｇｔｈｅｔｅｃｔｏｎｉｃｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＴｅｔｈｙｓＯｃｅａｎ Ｈｏｗｅｖｅｒ，ｉｔｓｆｏｒｍｉｎｇａｇｅｉｓｓｔｉｌｌｕｎｄｅｒｃｏｎｔｒｏｖｅｒｓｉａｌ Ｉｎｔｈｉｓｐａｐｅｒ，ｔｈｅｚｉｒｃｏｎＵ ＰｂｄａｔｉｎｇｏｆｓｃｈｉｓｔｓｆｒｏｍｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎ，ｓｏｕｔｈｗｅｓｔｅｒｎＹｕｎｎａｎＰｒｏｖｉｎｃｅ，ｈａｓｂｅｅｎｃａｒｒｉｅｄｏｕｔ ＴｈｅａｎａｌｙｓｉｓｒｅｓｕｌｔｓｓｈｏｗｔｈａｔｔｈｅｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌａｇｅｏｆｔｈｅｐｒｏｔｏｌｉｔｈｏｆｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｓｉｎＬａｔｅＮｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃ Ｃａｍｂｒｉａｎ（５５１～４９１Ｍａ），ａｎｄｍａｉｎｌｙｃｏｍｐｏｓｅｄｏｆＮｅｏａｒｃｈｅａｎ，ＮｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃａｎｄｓｏｍｅＰａｌｅｏｐｒｏｔｅｒｏｚｏｉｃｄｅｔｒｉｔａｌｒｏｃｋｓ ＴｈｅｄｉｓｃｏｖｅｒｙｏｆｍａｓｓｉｖｅＮｅｏａｒｃｈｅａｎｄｅｔｒｉｔａｌｚｉｒｃｏｎｓｉｎｄｉｃａｔｅｓｔｈｅｅｘｉｓｔｅｎｃｅｏｆｔｈｅＡｒｃｈｅａｎｂａｓｅｍｅｎｔｉｎｔｈｅｓｏｕｒｃｅａｒｅａ Ｔｈｅ１７４９ＭａｚｉｒｃｏｎｓｍａｙｂｅｒｅｌａｔｅｄｔｏｔｈｅＣｏｌｕｍｂｉａＳｕｐｅｒｃｏｎｔｉｎｅｎｔｆｒｏｍａｓｓｅｍｂｌｙｔｏｂｒｅａｋｕｐ Ｔｈｅｚｉｒｃｏｎｓｏｆ９５６Ｍａａｎｄ８４８Ｍａｍａｙｂｅａｒｅｓｐｏｎｓｅｔｏｔｈｅｆｏｒｍｅｒｔｗｏｓｔａｇｅｓｏｆｔｈｅｔｈｒｅｅ ｓｔａｇｅ ｒｉｆｔｉｎｇｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＲｏｄｉｎｉａＳｕｐｅｒｃｏｎｔｉｎｅｎｔ Ｉｎａｄｄｉｔｉｏｎ，ｔｈｅｄａｔｉｎｇｒｅｓｕｌｔａｌｓｏｒｅｖｅａｌｅｄｔｈｅｅｘｉｓｔｅｎｃｅｏｆｐａｎ Ａｆｒｉｃａｎｔｅｃｔｏｎｏ ｔｈｅｒｍａｌｅｖｅｎｔ，ｂｕｔｉｔｓｉｍｐａｃｔｏｎｔｈｅｓｏｕｒｃｅｒｅｇｉｏｎｏｆｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｉｓｅｘｔｒｅｍｅｌｙｌｉｍｉｔｅｄ Ｃｏｍｂｉｎｅｄｗｉｔｈｐｒｅｖｉｏｕｓｓｔｕｄｙ，ｔｈｅＵ ＰｂａｇｅｓｐｅｃｔｒａｏｆｄｅｔｒｉｔａｌｚｉｒｃｏｎｓｓｈｏｗｓｔｈａｔｔｈｅＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎｄｅｖｅｌｏｐｅｄｏｎｔｈｅｐａｓｓｉｖｅｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅＰｒｏｔｏ ＴｅｔｈｙｓＯｃｅａｎａｎｄｗｈｅｎｉｔｄｅｐｏｓｉｔｅｄｔｈｉｓｂｌｏｃｋｈａｓｔｈｅｇｏｏｄａｆｆｉｎｉｔｙｏｆｔｈｅＩｎｄｉａｎａｎｄＳｏｕｔｈＱｉａｎｇｔａｎｇｂｌｏｃｋｓＫｅｙｗｏｒｄｓ ＹｕｎｇｏｕＦｏｒｍａｔｉｏｎ；ＺｉｒｃｏｎＵ Ｐｂｄａｔｉｎｇ；Ｃｈａｎｇｎｉｎｇ ＭｅｎｇｌｉａｎＳｕｔｕｒｅ；ＷｅｓｔｅｒｎＹｕｎｎａｎ；ＴｈｅＰｒｏｔｏ ＴｅｔｈｙｓＯｃｅａｎ摘 要 滇西允沟岩组为一套低绿片岩相的泥质浅变质岩，岩性以云母石英片岩、云母石英千枚岩、云母片岩、细晶灰岩为主，局部夹硅质岩，一直以来被认为是前寒武纪变质基底的重要组成部分。
庐山地区星子群碎屑锆石SIMS U Pb年龄及其地质意义
第 ３期
关俊朋等：庐山地区星子群碎屑锆石 ＳＩＭＳＵＰｂ年龄及其地质意义
４０３
常被用来限定 该 类 地 层 的 时 代 （Ｎｅｌｓｏｎ，２００１）。 一 般 情 况 下 ，该 方 法 能 为 地 层 沉 积 时 代 提 供 下 限 年 龄 ， 但如果该地层正好被后期的岩体侵入或被可确定时 代的变质作用或地 层 覆 盖，则 可 以 同 时 获 得 沉 积 时 代的上限。该方法已在前寒武纪地层的研究中得到 广 泛的应用（Ｔｙｌｅｒｅｔａｌ．，１９９９；Ａｓｐｌｅｒｅｔａｌ．，２００１； 徐 旺 春 等 ，２００７）。
对于缺乏古生物资料和火山岩夹层的地层而 言，其准确时代 的 确 定 具 有 一 定 难 度。 碎 屑 锆 石 常
收 稿 日 期 ：２００９－１２－０４；改 回 日 期 ：２０１０－０１－０６ 基金项目：中科院知识创新项目（编号 ＫＺＣＸ１ＹＷ１５２）资助。 第 一 作 者 简 介 ：关 俊 朋 （１９８３－），男 ，硕 士 研 究 生 ，构 造 地 质 学 专 业 。 Ｅｍａｉｌ：ｊｐｇｕａｎ０３＠ ｇｍａｉｌ．ｃｏｍ
２ 采样位置及样品特征
１．第四系；２．古生界；元 古 代 地 层：３．牯 岭 群；４．庐 山 垄 群；５．双 桥山群；６．星子 群；７．片 麻 状 花 岗 岩；中 生 代 花 岗 岩：８．海 会 单 元；９．东牯山 单 元；１０．拉 伸 线 理；１１．走 滑 断 层；１２．拆 离 断 层； １３．剖 面 位 置 。
本文主要报道江西庐山地区星子群浅粒岩中获 得的锆石 ＳＩＭＳＵＰｂ年 龄，并 探 讨 星 子 群 的 时 代 归 属 、地 层 成 因 及 其 地 质 意 义 。
１ 地质概况
根据 岩 石 组 合 和 变 质 程 度，可 将 庐 山 地 区 前 震 旦纪地层分 为 四 套 （尹 国 胜 和 谢 国 刚，１９９６；谢 国 刚和尹 国 胜，１９９６；谢 国 刚 和 邓 必 荣，１９９６）：（１） 星子群为中深变质岩系，主要岩性为含石榴石 ／十字 石 云 母 片 岩 ，含 石 榴 石 变 粒 岩 、浅 粒 岩 、石 英 岩 、石 英 片 岩 ；未 见 底 ，核 部 被 新 元 古 代 片 麻 状 花 岗 岩 及 中 生 代花岗岩侵入 （李 武 显 等，１９９８；张 海 祥 等，１９９９； Ｌｉｎｅｔａｌ．，２０００），顶 部 与 其 它 三 套 地 层 均 有 接 触。 （２）双桥 山 群 为 一 套 绿 片 岩 相 变 质 的 板 岩、粉 砂 质 板岩。（３）庐山垄群（由汉阳峰组 和筲箕洼 组组成） 是以变细碧岩 －变角斑岩 －流纹岩为主的一套浅变 质火山岩。（４）牯岭群是以 沉 凝 灰 岩 －粉 砂 岩 －含 砾砂岩为主的一套浅变质碎屑岩系（图 １）。
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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Precambrian Res, 2005, 142: 83—9235 许志琴, 杨经绥, 张建新, 等. 阿尔金断裂两侧构造单元的对比及岩石圈剪切机制. 地质学报, 1999, 73(3): 193—20536 王云山, 陈基娘. 青海省及其毗邻地区变质地质及变质作用. 北京: 地质出版社, 1987. 26837 葛肖虹, 刘俊来. 被肢解的“西域克拉通”. 岩石学报, 2000,16(1): 59—66。
19604559_粤北长江花岗岩型铀矿田沥青铀矿原位U-Pb年代学研究及其地质意义
《锆石U-PB测年》PPT课件
图2 不同类型岩浆锆石的CL图像
(a)辉长岩中岩浆锆石， （b）花岗岩中岩浆锆石和残留核， （c）花岗岩中扇形分带锆石
侵入岩中的岩浆锆石
。
岩浆锆石（中锆石阴极发光图像(Chen Daizhao et al.,2009)
变质锆石是指在变质作用过程中形成的锆石。变质锆
热电离质谱法 TIMS
单颗粒锆石TIMS U-Pb年龄精度高，适用于仅有一次 生长历史的锆石，对于复成因锆石可能得到的是混合年 龄，对此应特别引起警惕!
高灵敏度离子探针 SHRIMP
该方法可对锆石内部微区进行分析，一般情况下可以 准确无误地获得各种成因锆石的年龄数据，了解锆石的 生长历史，具有较高的可信度。
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型花岗岩中的钻石)(图2(b))。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。部分地慢岩 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))。
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，钻石的CL图像 和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。
等离子体质谱-激光探针 LA- ICPMS
利用锆石形态、成分组成及年龄分析进行沉积物源区示踪的综合研究
利用上述方法并不能定量地确定盆地源区类型、性 质。 盆地碎屑沉积物中的锆石不但分布广泛， 而且稳 定性极强，既使岩石受过部分熔融或区域变质作用 的影响，也不会把锆石中的所有源区信息全部丢 失。 锆石常具有良好的晶形、 特殊的晶体习性以及颜 色和环带等现象， 而且它们随着形成环境的不同， 会 有不同的特点。此外， 锆石由于富含放射性元素， 如 能够提供源区 6、 TU 等而成为良好的年代学计时器， 因此， 不同来源锆 所经历的重要热 H 构造事件信息。 石的形态、 成分组成及年龄就成为示踪源区， 反演区 域构造演化的重要探针。
此外锆石的颜色还与母岩结晶时的酸碱程度有关偏酸性岩石中的锆石一般为无色透明或带不同程度的黄色而偏基性岩石中的锆石晶体颜色除了无色透明的外还常见到肉红色玫瑰色的晶体锆石的成分分析对源区的示踪6178是锆石中最重要的组成元素其中78皆作为61的类质同象形式存在
卷 , -#*./"） 期（ 总 , 56) 7 81 01 ， 2./3"4） 0， 页 , 9(+":）;<= > ;8? ， 0??@ ， A（ )(BC 0??@ ）
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锆石年代学特征对源区的示踪
锆石由于富含放射性元素，如 ;、9: 等而成为
良好的年代学计时器，能够提供源区的重要热 M 构 造事件信息。来源于不同源区的碎屑物沉积于盆地Leabharlann #$%大地构造与成矿学
第 !" 卷
内的某一层位后，该层位的岩石中就包含了多个源 区的综合信息，由于不同来源的碎屑物具有不同的 年龄组成，那么该层位中的颗粒锆石必然具有多个 频率峰值。近年来国外研究者开始尝试应用同位素 年代学方法进行沉积物源区示踪的研究，如通过对 沉积物中锆石 O P Q; 年龄谱及裂变径迹 （ 3R）年龄 的研究来获取源区构造演化的年代学信息，结合对 比周缘岩体出露情况及构造演化特征，进而界定源 区（ ID0/0)-D ". ()/0 #SS"； T-(DU ". ()/ * #SS%V W’17’( 。 利用沉积物同位素 ". ()/ * #SS"V ,’KU ". ()/ * #SS%） 年代学进行源区示踪，反演源区构造演化具有其独 特的优势，即可以从沉积物中获取源区年龄组成的 信息， 更加全面地了解源区信息， 拓展了由盆地陆源 沉积物示踪源区的途径和方法。 年龄分析对源区的示踪 >< # 锆石裂变径迹（ 3R） 裂变径迹方法用于物源区研究是新发展起来 的， 研究物源区最常用的矿物是锆石， 这是因为锆石 的退火温度较高， 约为 !#= X Y=Z M .’/(-D* #SS! N ， 不易受退火影响，如果在沉积之后，沉积物存在于 #"[ \ #$[Z 之下时，碎屑锆石将保持沉积前的裂变 径迹特征。裂变径迹年龄的退火趋势和物源趋势是 很容易区分的， 因而能较好地反映物源区的性质。 首 先把这种方法应用于物源区研究的是 GE,2K8D)EF 和 。 随着裂变径迹分析技术在近年来的 ,K-’82]（ #S""） 不断进步，利用单颗粒裂变径迹示踪物源有了更为 广阔的应用前景。 但是， 目前存在的最主要问题是单 颗粒锆石裂变径迹年龄精度很低，因此必须在同一 砂岩样品中测量 [= 或更多颗粒锆石的裂变径迹年 龄， 以提高裂变径迹年龄的精确度。 同一样品的不同 颗粒可能出现不同的年龄值，亦即在统计学上一个 样品的年龄可能属于不同的组分。 对沉积岩来说， 如 果沉积后样品未经完全退火，则其单颗粒年龄实际 上可能是各物源区母岩组分的混合。 由于裂变径迹年龄具有统计意义，且不同来源 锆石具有不同的径迹年龄组成，因此，如何更加精 确地提取年龄信息就变得非常重要。利用视图法 （ D’8)2 @K2A）和 ID’(82( 等提出了两种确定总体混合 成分的分解方法， "! 法和高斯峰拟合法 （ ,’0CC)’( @-’FB)AA)(/）对所测样品进行单颗粒年龄分析，可避 免单个颗粒锆石年龄精确度较低的缺点 （ ID’(82(， 。 #SS!；ID’(82( ". ()/ * #SSY）
锆石成因矿物学与锆石微区定年的综述
锆石成因矿物学与锆石微区定年的综述发布时间：2021-05-31T13:49:05.760Z 来源：《基层建设》2021年第3期作者：李璇[导读] 摘要：锆石是一种硅酸盐矿物，在中酸性火成岩中很常见，也存在于变质岩和其他沉积物中。
河北地质大学河北石家庄 050031摘要：锆石是一种硅酸盐矿物，在中酸性火成岩中很常见，也存在于变质岩和其他沉积物中。
锆石是地球上形成最古老的矿物之一，因其稳定性好而成为同位素地质年代学最重要的定年矿物。
通过微区原位定年技术，能够给出有关寄主岩石的地质演化历史等重要信息，这可以为地质过程的精细年代学格架的建立提供有效的证据。
文章主要对锆石的微区原位测试技术、锆石的成因类型进行综述，并阐述其存在问题和发展方向。
关键词：锆石成因；微区原位测试；锆石U-Pb法引言传统意义上，锆石一直被视为具有高度稳定性的矿物，能持久保持矿物形成时的物理和化学特征，特别是元素和同位素特征。
普通铅含量低，富含U,Th等放射性元素，离子扩散速率低，封闭温度高等特点，因此被广泛应用于岩石学、矿物学和地球化学研究中。
以精细的锆石矿物学研究为基础，开展同位素定年工作，锆石已成为U-Pb法定年的理想对象。
1.研究现状对锆石的研究现状从以下几个方面进行讨论：锆石按照成因分类分为岩浆锆石、变质锆石和热液锆石。
第一类为岩浆岩中的锆石，岩浆锆石是指在岩浆中结晶形成的锆石，一般锆石自形程度较高，在双目镜下呈现无色透明。
锆石在硅中等饱和-饱和的岩浆岩中较多，在硅不饱和的岩浆岩中则较少，变质岩、沉积岩中可以保留部分原岩岩浆锆石残留核。
岩浆锆石一般具有岩浆振荡环带，通过观察发现一般中基性的岩浆锆石具有较宽的振荡环带，这是因为高温条件下微量元素扩散快；而酸性的岩浆锆石形成的振荡环带较窄，是因为低温条件下微量元素的扩散速度慢。
第二类为变质岩中的锆石，在变质作用过程中形成的锆石。
具有变质成因的锆石可以分为以下三类，包括变质结晶锆石，变质增生锆石和变质重结晶锆石。
锆石的成因矿物学研究
锆石的成因矿物学研究摘要：锆石是一种分布范围广，稳定性极强，封闭温度高的富矿物；并且锆石中普通铅含量较低，铀钍较为富集。
锆石的成因主要有岩浆成因，变质成因，热液成因。
区分锆石不同成因的方法可从以下几方面考虑：a 从锆石的结晶习性，环带b 从锆石的地球化学特征，c从锆石的包裹体矿物，d 从微区拉曼的图像特征等方面来区分。
关键词：锆石成因；岩浆成因；变质成因；热液成因由于锆石分布于三大岩中，且记录信息丰富，所以弄清锆石的成因不仅可以还原锆石的形成环境，还可以演绎当时的地质过程。
1岩浆成因锆石1.1岩浆成因锆石的晶体形态及其环带：岩浆成因锆石一般较为自形，为四方柱，四方锥，复四方双锥形，无色透明。
岩浆成因的锆石一般有振荡环带；在基性岩中由于成岩温度较高，微量元素扩散较快，环带较宽；在偏酸性岩石中由于成岩温度较低，微量元素扩散较慢，环带较窄且CL为亮色。
1.2岩浆成因的锆石地球化学特征：岩浆成因的锆石铀，钍含量比较高，铀钍比值较高（一般大于0.4）且REE分布较为均匀，HREE较为富集，正Ce异常，适度的Eu负异常；岩浆成因的锆石由核部至边缘ZrO2/HfO2减小而HfO2，UO2，ThO2含量增多1.3岩浆成因锆石包裹体矿物：岩浆成因的锆石结晶时难免会包含一些矿物和包裹体如金红石，磷灰石，熔体包裹体。
1.4岩浆成因锆石的拉曼光谱特征：岩浆成因锆石由核部至边缘拉曼峰强度减小并且Δ355值减小.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)图3岩浆型锆石从晶体核至边缘(1→5)喇曼光谱图(a)T9305; (b)9303; (c)M -y-1; (d)M -y-2Fig. 3Raman spectra from core to rim (1→5) ofmagmatogenic zircons2 变质成因锆石变质成因的锆石有三种类型:a 变质过程中新生成的变质结晶锆石，b 变质增生锆石（在原来锆石的基础上继续增长），c 变质重结晶锆石（在原来锆石的基础上重新结晶，晶体比较自形）2.1变质成因的锆石的晶形及内部特征:变质成因锆石的形态从他形到自形都有，一般他形较多，为卵形，不规则形状，晶棱圆滑，晶面有溶蚀。