第46卷 第3期2010年3月 地质与勘探GEOLOGY AND EXPLORATION
Vol.46 No.3
March ,2010
[收稿日期]2010-02-05;[修订日期]2010-04-29;[责任编辑]张 萍三[基金项目]国家自然科学基金项目(40672150)资助三
[第一作者简介]刘 阳(1981年-),男,中国地质大学(北京),博士生,现主要从事太行山北段二冈底斯东段构造研究工作,E-mail:liuyang@https://www.doczj.com/doc/d115430906.html,三
太行山北段赤瓦屋岩体锆石
SHRIMP U-Pb 年龄及其意义
刘 阳1,2,李程明1,穆一青3,孙 赫2,黄费新2,郑 杰2
(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京 100083;
2.中国冶金地质总局矿产资源研究院,北京 100025;
3.青海省第四地质矿产勘查院,西宁 810029)
[摘 要]太行山北段阜平南部赤瓦屋岩体中心相-过渡相-边缘相岩性分别为斑状花岗闪长岩-花岗闪长岩-石英闪长岩三本文选取赤瓦屋岩体边缘相中的两个样品进行了SHRIMP U-Pb 年代学数据测试,所得两组年龄值约为134.0Ma 二139.8Ma ,与同方法所测得的麻棚岩体年龄125.0±3.4Ma 相比略早三结合前人资料,赤瓦屋岩体年龄值的测试结果进一步证实了中国东部及东亚地区中生代岩浆活动存在从南东-北西方向的年轻化趋势,并为太行山中生代岩浆活动与古太平洋板块的俯冲有关提供了证据三
[关键词]赤瓦屋 太行山 SHRIMP U-Pb 年龄
[中图分类号]P548+P597.1 [文献标识码]A [文章编号]0495-5331(2010)03-0000-06Liu Yang ,Li Cheng-ming ,Mu Yi-qing ,Sun He ,Huang Fei-xin ,Zheng Jie.Zircon SHRIMP U -Pb Age of Chiwawu granite complex and its implication in the Northern Taihang Mountain [J ].Geol?ogy and Exploration ,2010,46(3):
0 前言
太行山北段位于NNE 向展布的太行山构造-岩
浆-多金属成矿带上(刘占坡等,2003),并且分布着一系列的已知金矿(点)(图1a)三因而,众多学者对该区域内的地质演化,从构造二岩浆活动及岩石地球化学等不同角度进行了大量研究(Wu et al .,
2005;喻学惠等,1996;牛树银等,1994;罗照华等,1997;Wang et al .,1999;Zhao et al .,2001;Chen et al .,2003;陈斌等,2005,2006)三另有研究表明(杨殿范等,1994),太行山北段中金矿床的成因与区内中生代以来的岩浆活动及构造运动有着紧密的联系(牛树银,1994)三因此,太行山中二北段发育的大量延NNE 向展布的中-酸性侵入岩岩体所反映的区域
地质学,特别是年代学意义仍有待进一步研究三
本文选取了太行山北段的赤瓦屋岩体(图1b)为研究主体,首次采用SHRIMP-II U-Pb 定年法对麻棚岩体的锆石年龄进行测定,并结合野外地质工作对太行山NW 向区域构造活动年代予以厘定三
1 区域地质
研究区位于太行山北段北纬113°30′~115°00′,东经38°50′~38°30′范围内(图1b)三
区内广泛出露太古界阜平群变质岩系,主要岩
性为黑云斜长片麻岩二角闪斜长片麻岩二浅粒岩夹斜长角闪岩,该岩石地层单元普遍遭受强烈区域变质及混合岩化作用(河北省地质矿产局,1989);另外区内尚有零星第四系沿水系两侧发育三区内岩浆岩以燕山期花岗岩类为主,大量发育以麻棚二赤瓦屋岩体为中心的闪长玢岩(NE 向)二煌斑岩(NW 向)及辉绿岩(NW 向)岩脉群三区内断裂主要为不同时代形成的NE 向(紫荆关断裂,鞠紫云,1983)二NW 向二NWW 向以及大规模近SN 向断裂系统三
4
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图1 a-太行山北段金矿(点)分布位置及岩体分布示意图(Zhao et al.,2001);b-赤瓦屋岩体区域地质图
(河北省地质矿产局,1989)
Fig.1 a-Location map of golden deposits and rock masses in Northern Taihang Mountain(Zhao et al.,2001);
b-Location of Chiwawu rock mass(Bureau of geology and mineral resources of Hebei provine,1989)
1-第四系;2-结晶基底;3-斑状花岗闪长岩(中心带);4-花岗闪长岩(过渡带);5-石英闪长岩(边缘带);6-煌斑岩脉;7-辉绿岩脉;8-闪长玢岩脉;9-断层;10-岩体;11-采样位置及编号;12-已知金矿(点);13-河北省省界 注:?-未发表数据
1-quaternary;2-crystalline basement;3-porphyritic granite(central zone);4-granodiorite(transitional zone);5-quartz-diorite(marginal zone); 6-lamprophyre veins;7-diabase dikes;8-diorite porphyrite veins;9-fault;10-rock mass;11-sampling point of dating data;12-golden deposit;
13-boundary of hebei province.10-sampling location and serial number Note:?-unpublished data
研究主体赤瓦屋岩体位于麻棚岩体北部赤瓦屋乡北东侧,岩体平面上呈近圆状,直径约5km三按岩石单元赤瓦屋岩体可分为三个不同岩相区域,自岩体中部呈同心圆状展布:中心相为斑状花岗闪长岩,中-粗粒斑状结构,块状构造;过渡相为花岗闪长岩,中粒花岗结构,块状构造;边缘相为石英闪长岩,细粒花岗结构,斜长石具有环带构造三其中,中心相与过渡相均以奥长石中有补丁状钾长石析出为特征
(杨殿范等,1994)三
2 采样位置和实验方法
本次测试共采集岩样2件,均位于赤瓦屋岩体边缘带(7120及7121)中(图1b)三
2.1 锆石样品的制备
锆石的挑选经过手工破碎至300μm后经淘洗二电磁选二重液分选,之后在双目镜下挑选,得到含包裹体少二无明显裂隙且晶型完好的纯锆石三然后将锆石镶于靶上并置于环氧树脂内研磨二抛光,直至锆石新鲜截面露出,清洗制成样本(宋彪等,2002)三对靶上锆石进行镜下透射光和反射光拍照,最后镀金,装入SHRAMP-II激光质谱仪上以备分析三锆石的阴极发光(CL)图像在北京离子探针中心电镜室完成(图2)三
2.2 锆石定年
锆石定年在北京离子探针中心利用SHRAMP-II完成,分析中以4~8nA的一次离子流沿靶上右侧45°方向轰击锆石表面,激光束二次离子经能量聚焦后由离子计数器收集,并依照标样进行修正(宋彪等,2002)三标样锆石TEM(DATA=417Ma)用于元素间分馏校正三铀二钍二铅含量的测定用标准斯里兰卡锆石SL13(U=238×10-6,t=572Ma)校正三每完成3-4点的样品测试,即用TEM进行校正,如此交替进行,以保证监控和修正结果的准确性三数据处理及年龄计算采用软件Squid1.0及Iso?plot完成(Ludwig,2003)详细的分析流程见宋彪等
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第3期 刘 阳等:太行山北段赤瓦屋岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄及其意义
图2 锆石样品阴极发光图像
Fig.2 Cathodoluminescence images of zircon
(黑色圆点为激光剥蚀位置,a-7121,b-7120)
(the black points are the positions of laser point,
a-7121,b-7120)
图3 赤瓦屋岩体7121、7120号样品等时线
Fig.3 SHRIMP U-Pb Zircon Concordia diagram of the Chiwawu granite
(2002)三年龄测定数据列于表1,U-Pb 年龄谐和线及206Pb /238U 加权平均年龄图见图3三
2.3 年龄结果分析样品7120采自岩体边缘带,岩性为石英闪长岩,
选择15个数据点,得到206Pb /238U 加权平均年龄为
134.0±5.3Ma三根据晶形可知,所测锆石颗粒为岩浆锆石,并且所测为生长环带,所以年龄代表岩体的形成时间,说明该岩体早期侵位时间为134.0±5.3Ma三
6
44 地质与勘探 2010年
表1 赤瓦屋岩体SHRIMP年龄测试数据表Table1 SHRIMP U-Pb isotopic data of the Chiwawu granite
Spot%206Pbc ppm U ppm Th232Th/238U ppm
206Pb*207Pb*
/235U±%
206Pb*
/238U±%
err
corr
206Pb/238U
Age
7120TW1-1.113.6862621.041.240.39260.02105.4.209134.1±7.3 7120TW1-2.114.54941491.641.990.020914.7133.4±6.3 7120TW1-3.130.6563811.321.690.60420.02628.0.188167±13 7120TW1-4.124.1276851.151.790.25990.022110.103141±14 7120TW1-5.120.57911381.572.180.36560.02387.2.128152±11 7120TW1-6.126.29761241.702.020.59270.02655.4.201168.7±9.1 7120TW1-7.135.2549450.951.411.19190.03124.8.253197.9±9.4 7120TW1-8.115.251212141.842.680.31380.02374.9.128151.0±7.4 7120TW1-9.125.47981571.652.320.71150.026082.9.196166.0±4.8 7120TW1-10.118.171391381.033.140.513190.024313.8.200154.9±5.9 7120TW1-11.114.271372401.813.050.573170.02484.4.262158.2±6.9 7120TW1-12.125.0668861.311.450.35680.019510.151125±13 7120TW1-13.119.0151771.561.180.022011140±15 7120TW1-14.135.5143441.061.261.24250.02967.8.305188±15 7120TW1-15.124.3377871.161.630.48380.02096.9.183133.1±9.3 7121-017.1869881.331.320.178440.020794.8.108132.6±6.3 7121-024.9571971.421.400.279210.02194.7.220139.5±6.5 7121-036.21711011.471.450.252200.022443.5.173143.1±5.0 7121-043.021542091.413.010.180200.022063.1.159140.7±4.3 7121-054.51791081.411.550.170160.021653.4.205138.1±4.6 7121-064.201061391.362.160.213190.022813.3.179145.4±4.8 7121-0720.4326240.970.5560.01998.9127±11 7121-085.39961381.481.950.205270.022313.6.132142.2±5.0 7121-096.9458871.551.240.240350.02314.7.132147.4±6.8 7121-108.91781191.581.540.192410.021004.6.112134.0±6.1 7121-118.49891311.521.780.106590.021253.9.066135.5±5.3 7121-126.361041841.842.090.156370.021973.8.103140.1±5.3 注:样品测试在北京离子探针中心完成,测试时间:2008.1三
样品7121同样采自岩体边缘带,岩性为石英闪长岩,选择12个数据点,得到206Pb/238U加权平均年龄为139.8±3.1Ma三根据晶形可知,所测锆石颗粒为岩浆锆石,并且所测为生长环带,所以年龄代表岩体的形成时间,说明该岩体初次上侵时间为139.8±3.1Ma三
3 讨论与结论
太行山北段沿北东向出露大规模中生代岩浆岩带,以中酸性岩为主,陈智超(2006)对太行山北段几个岩体进行年代学研究得出:大河南岩体(图1) SHRIMP U-Pb年龄为129.0±2.7Ma;王安镇岩体西北部SHRIMP U-Pb年龄为129±2.6Ma,中部SHRIMPU-Pb年龄为138±2.0Ma,南部SHRIMP U-Pb年龄为132±2.0Ma;本文所测得的赤瓦屋岩体SHRIMP U-Pb年龄为134.0±5.3Ma;同年测得麻棚岩体(未发表数据)北部边缘SHRIMP U-Pb年龄为125.0±3.4Ma三这些数据均在125~138Ma的范围内三
陈斌等(2005)通过太行山二日本岛二朝鲜半岛二胶东半岛中生代钙碱性岩浆活动的年龄数据对比得
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第3期 刘 阳等:太行山北段赤瓦屋岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄及其意义
出,这些地区的中生代岩浆活动存在由东到西的年轻化趋势三本文所报道的赤瓦屋岩体年龄数据同样支持了这一结论三同时该数据也为 华北克拉通上的中生代岩浆岩的形成有可能与古太平洋板块的俯冲有关,大陆弧岩浆活动逐步向北西方向推进”这一结论提供了有力证据补充三
致谢 感谢中国地质大学(北京)王瑜教授对测试工作的指导和帮助,感谢中国地质大学(北京)张长厚教授对本文野外二室内直至成文过程中提出的宝贵意见三感谢北京SHRIMP中心刘敦一研究员对测年工作的支持和帮助三特别鸣谢中国地质调查局张洪涛教授二陈仁义研究员及中国地质科学院李锦轶研究员对本文的支持三
[References]
Bureau of Geology and Mineral Resources of Hebei Provines.1982.Re?gional geology of Hebei province,Beijing municipality and Tianjin municipality[Z].Geological Publishing House,Beijing,No.15:492 -510
Chen Bin,Tian Wei,Zhai Ming-guo,Arakawa Yoji.2005.Zircon U-Pb geochronology and geochemistry of the Mesozoic magmatism in the Taihang Mountains and other places of the North China craton, with implications for petrogenesis and geodynamic setting[J].Acta Petrologica Sinica,21(01):13-24
Chen Bin,Zhai Ming-guo.2003.Geochemistry of late Mesozoic lampro?phyre dykes from the Taihang Mountains,north China,and implica?tions for the sub-continental lithospheric mantle[J].Geol.Mag, 140(1):87-93
Chen Bin,Liu Chao-qun,Tian Wei.2006.Magma-mixing between mantle-and crustal-derived melts in the process of Mesozoic mag?matism,Taihangshan:constraints from petrology and geochemistry [J].Earth Science Frontiers,(2):140-147
Chen Zhi-chao,Chen Bin,Tian Wei.2007.Zircon U-Pb ages,Hf iso?topic compositions and geological significance:a case study of Meso?zoic batholiths and mafic enclaves in North Taihang.[J].Acta Pet?rologica Sinica,2):295-306
Davis G A,Zheng Y,Wang C,Darby B J,Zhang C,Gehrels G.1998. Geometry and geochronology of Yanshan belt tectonics.Collected Works of International Symposium on Geological Science held at Pe?king University[J].Beijing,China:275-295
Ju Zi-yun.1983.The Features of The Zijingguan fracture In The North?ern section of the Taihang Mountains and the inference of the process of its formation and evolution[J].Regional Geology of China,(6): 52-63
Liu Zhan-po,Gao Xiang-lin,Li Yi-shi.2003.density structure of the TaiHang mountains gravity anomaly zone and its geological interpre?tation[J].Seismology and Geology,(2):266-273 Ludwig K https://www.doczj.com/doc/d115430906.html,er’s Manual for Isoplot3.00,a geochronlogical Toolkit for Microsoft Excel[J].rkeley Geochronlogical Center Spe?cial Publication,4:25-32
Luo Zhao-hua,Deng Jin-fu,Zhao Guo-chun,Cao Yong-qing.1997.
Characteristics of Magmatic Activities and Orogenic Process of Taihangshan Interplate Orogen[J].Earth Science,22(3):279-284
Luo Zhao-hua,Wei Yang,Xin Hou-tian,Ke Shan,Li Wen-tao,Li De -dong,Huang Jin-xiang.2006.The Mesozoic intraplate orogeny of the Taihang Mountains and the thinning of the continental litho?sphere in North China[J].Earth Science Frontiers,(6):52-63 Niu Shu-yin,Xu Chuan-shi,Guo Lian-jie,Chen Lu.1994.The Study of Origin and Characteristics of the Taihangshan Metamorphic Core Complexes[J].Journal of Shijiazhuang University of Economics,
(1):43-53
Song Biao,Zhang Yu-hai,Liu Dun-yi.2002.Introduction to the nais?sance of SHRIMP and its contribution to isotope geology[J].Journal of Chinese Mass Spectrometry Society,(1):58-62 Wang yu,Song Chang-qing,Sun Xiang-jun.1999.Palynological re?cord of paleovegetation change during holocene at North Tumdplain in Inner Mongolia,China[J].Chinese Geographical Science,(1): 87-91
Wu F Y,Lin J Q,Wilde S A,Zhang X O,Yang J H.2005.Nature and significance of the Early Cretaceous giant igneous event in eastern China[J].Earth Planet.Sci.Lett,233:103-119 Yang Dian-fan,Li Gao-shan.1994.A preliminary study on evaluation criteria of ore-bearing intrusive bodies-taking four intrusive bodies in the northern part of the taihang mountain as an example[J].Jilin Geology,13(2):22-28
Yang J H,Wu F Y,Wilde S A.2003.Geodynamic setting of large-scale Late Mesozoic gold mineralization in the North China Craton: an association with lithospheric thinning[J].Ore Geol.Rev,23: 125-152
Zhao Guo-chun,Simon AW,Peter AC,Sun Min.2001.Archean blocks and their boundaries in the North China Craton:lithological, geochemical,structural and P–T path constraints and tectonic evo?lution[J].Precambrian Research,107:45-73
[附中文参考文献]
陈 斌,刘超群,田 伟.2006.太行山中生代岩浆作用过程中的壳幔岩浆混合作用:岩石学和地球化学证据[J].地学前缘,(2):140 -147
陈 斌,田 伟,翟明国,荒川洋二.2005.太行山和华北其它地区中生代岩浆作用的锆石U-Pb年代学和地球化学特征及其岩浆成因和地球动力学意义[J].岩石学报,21(01):13-24
陈智超,陈 斌,田 伟.太行山北段中生代岩基及其包体锆石U-Pb年代学和Hf同位素性质及其地质意义[J].岩石学报, 2007,(2):295-306
鞠紫云.1983.紫荆关断裂在太行山北段的特征及其发生发展过程的推论[J].中国区域地质,(6):52-63
河北省地质矿产局.1989.河北省北京市天津区域地质志[Z].北京:地质出版社,第15号:492-510
刘占坡,高祥林,黎益仕.2003.太行山重力梯级带的密度结构及其地质解释[J].地震地质,(2):266-273
罗照华,邓晋福,韩秀卿.1997.太行山造山带岩浆活动及其造山过程反演[J].球科学,22(3):279-284
罗照华,魏 阳,辛后田,柯 珊,李文韬,李德东,黄金香.2006.太行
844
地质与勘探 2010年
山中生代板内造山作用与华北大陆岩石圈巨大减薄[J].地学前缘,(6):52-63
牛树银,国连杰,王礼胜.1994.太行山北段金矿的控矿构造研究[J].矿产与地质,(3):192-196
牛树银.1994.构造变形对金矿成矿作用的控制 以太行山中段石湖金矿为例[J].黄金科学技术,(6):18-22
牛树银,许传诗,国连杰,陈 路.1994.太行山变质核杂岩的特征及
成因探讨[J].河北地质学院学报,(1):43-53.
宋 彪,张玉海,刘敦一.2002.微量原位分析仪器SHRIMP的产生与锆石同位素地质年代学[J].质谱学报,(1):58-62
徐克勤,陆建军,倪 培.1992.与金矿有关花岗岩类的岩石地球化学特征[J].桂林冶金地质学院学报,12(2):1-9
杨殿范,李高山.1994.含矿岩体的评价标志 以太行山北段四个岩体为例[J].吉林地质,13(2):22-28
Zircon SHRIMP U-Pb Age of Chiwawu Granite Complex and
Its Implication in the Northern Taihang Mountain
LIU Yang1,2,LI Cheng-ming1,MU Yi-qing3,SUN He2,HUANG Fei-xin2,ZHENG Jie2
(1.China University of Geosciences,Beijing 100083;
2.Institute of Mineral Rresources Research,China Metallurgical Geology Bureau,Beijing 100025;
3.The4th Institute of Geology and Mineral Exploration of Qinghai Province,Xi’ning 810029)
Abstract:Chiwawu complex granite in southern Fuping of northern Taihang Mountain can be divided into3rock units from central to the edge zone, from porphyritic,granodiorite,granodiorite to quartz diorite.This paper reported SHRIMP U-Pb data of boundary zone of Chiwawu granite complex is de?termined at134.0Ma and139.8Ma,and they are older than the age of boundary zone of Mapeng granite complex of125.0Ma.These results further indi?cate that Mesozoic magmatic events in Eastern China and Eastern Asia become yonger from SW to NE.And also,the study can provide evidence for the hypothesis that northern Taihang mesozoic magma activity is related to paleopacific ocean plate subduction.
Key words:Chiwawu,Taihang Mountains,SHRIMP,U-Pb data
944第3期 刘 阳等:太行山北段赤瓦屋岩体锆石SHRIMP U-Pb年龄及其意义
工作笔记—锆石定年 2014年4月4日，于中国地质科学院地质所，经与多接受等离子质谱实验室联系，老师安排我做两天LA-MC-ICP-MS锆石U- P b定年实验。 一、工作内容 整个锆石定年过程大致包括锆石分选、样品制靶、锆石U-P b 测年、分析测试数据。我们的实验工作主要为锆石U-P b测年，包括装靶/换靶→定位→吹气→打点→调数据→吹气→打点。仪器运行几乎是全自动控制，我们的主要任务就是选好要测试的锆石颗粒以及每颗锆石要测试的年龄位置。此次实验样品采自塔里木盆地前寒武纪基底的碎屑岩、变质岩、岩浆岩，测试时使用锆石标样GJ1、SRM610/620和91500作为参考物质。 二、工作流程方法 （一）锆石分选 锆石采集之前要对采样区的岩石出露情况、风化、剥蚀程度，岩浆活动的期次、成分，变质作用的程度、期次以及岩石成因机制等进行比较全面的了解。 锆石的主要成分是硅酸锆，由于岩石酸性不同，不同类型岩石一般采集重量不同。偏酸性的岩类一般含锆石相对多一些，而偏基性岩类含锆石则相对较少。对于花岗岩、流纹岩等偏酸性岩石，采集3~4kg重的样品就行；对于闪长岩、安山岩等中性岩石，通常采集7~10kg；而对辉长岩、玄武岩等偏基性岩石，一般采集40~50kg。
对采集样品进行机械粉碎（以不破坏锆石晶体形态为标准）、淘洗、重力分选或磁选、双目镜下把锆石分选开来。 （二）样品制靶 在双目显微镜下挑选锆石颗粒粘到双面胶上，加注环氧树脂，待固化后，将靶内锆石打磨至原尺寸一半大小。样品靶抛光后在显微镜下拍摄锆石反射光和折射光照片，在等离子质谱实验室拍摄阴极发光（CL）照片。 （三）锆石U-P b测年 实验根据锆石CL照片、反射光和折射光照片选择锆石测试位置，利用激光器对锆石进行剥蚀。 每个实验样靶一般粘有6~8个样品，每个样品可以根据情况测试不同数量的样点，而样点多时一般分成几组进行打点。样点分组时，每组前后都有四个标样，即两个GJ1、一个SRM610/620和一个91500，其中SRM620不能出现在总体样点的首位位置且只出现一次。 1.装靶 首先用酒精擦拭样靶，直到样品附近镜片透亮没有油花；其次Bypass→手动装靶/换靶，要求：粘有锆石一面向上，刻有样靶号侧面对着操作人员，轻拿轻放、不可碰标靶→Purge ,Online。 2.定位 点position进行定位，如果没有该样品名，position→选中样品行某位置→Add,输入样品名→set to current position。 一个样品建立一个文件夹，其中包括一个excel表格和一个
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2、因红、蓝宝石内含有丰富的()包体，导致加工后出现星光效应。 3、世界上刚玉主要产出国有()、()、()、()等。 4、泰国红宝石的产地鉴定依据是其包裹体为()，几乎不含金红石，无星光效应。泰国红宝石流体包裹体形成的典型的()图案，也是产地鉴定依据。 5、蓝宝石中的极品是()地区的()。 6、山东蓝宝石的()比例过高，其颜色表现为过深的颜色。 7、刚玉宝石的优化处理方法有()、()、()、()、（）． 8、焰熔法合成的蓝色蓝宝石在()紫外灯下具有()荧光。 9、理论上讲蓝宝石蓝区有()nm、()nm、()nm三条吸收线，但产地不同，颜色不同，吸收谱也有所差异。 10、我国山东蓝宝石的一个十分明显的特征是()，内部相对纯净，有少量()()。 11、斯里兰卡的一种名为(geudas)的乳白色蓝宝石热处理后，可改变颜色呈()。 12、祖母绿的化学成分是()，其化学式为()，是由杂质元素()致色，为()晶系，常见晶形有()、()，晶面常有()。 13、达碧兹其主要成分是绿柱石，其黑色部分主要成分为()和()。 14、世界上主要的祖母绿产地有()、()、()、()和()。15、哥伦比亚最著名的两个矿区是()和()，祖母绿内的典型包体是()、()、()、()。 16、巴西祖母绿的典型包裹体是()包体和()，还可有()。 17、祖母绿注油是为了()及()，注油祖母绿可用()进行检查，其表现特点是()。
1、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。----“锆石PPT” 2、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。 3、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))。 4、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。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。己有实验结果表明，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。 5、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)。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.l，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。 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。
6、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。 7、变质流体活动过程中形成的脉体中的锆石一般具有规则的外形， 少有残留核，无分带到明显的面状分带或振荡分带，非常低的 Th/U比值(一般<0.1)。通过微量元素和包裹体的研究，可以进 一步确定这些变质脉体中锆石的具体形成条件(如绿片岩相、榴 辉岩相或蛇纹石化热液蚀变作用)。对这些钻石区域进行U-Pb 定年，可以对不同条件下流体活动的时间进行准确的限定。 8、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H REE 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。“锆 石地球化学特征及地质应用研究综述”
第50卷 第6期 2005年3月 快 讯 南华-震旦系界线的锆石U-Pb 年龄 储雪蕾① Wolfgang Todt ② 张启锐① 陈福坤① 黄 晶① (① 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ② Max-Planck-Institut für Chemie, 55020 Mainz, Germany. E-mail: xlchu@https://www.doczj.com/doc/d115430906.html, ) 中国地层委员会在2001年通过了中国的新元古代三分方案, 新建南华系[1,2]. 新的系顶界置于陡山沱组之底; 以冰期有关的地层从原震旦系分出, 命名 为南华系[1~3], 取意于刘鸿允先生的“南华大冰期”[3,4] . 2004年3月, 国际地科联(IUGS)又批准设立了Edicaran 系, 其GSSP 定在澳大利亚南部沿Enorama Creek 出露的冰成岩石之上, 即结构和化学都与众不同的层状碳酸盐岩的底界[5]. 如此, 中国的南华-震旦系界线对应着国际上的Cryogenian-Ediacaran 界线, 而Ediacaran 系就相当于中国的震旦系. Cryogenian-Ediacaran 界线年龄原估计在610~ 635 Ma 之间[5]. 不久前, 在纳米比亚剖面的Ghaub 组火山灰层获得了635.5±1.2 Ma 这个精确的锆石U-Pb 年龄[6], 现已被广泛地接受作为Marinoan 冰期结束的年龄[7,8]. 可是, 在2001年公布的中国区域年代地层 (地质年代)表中, 还将南华-震旦纪界线定在680 Ma [1,2]. 然而, 瓮安陡山沱组磷块岩的Lu-Hf 和Pb-Pb 定年表明, 南华-震旦系界线的年龄应在大约600~ 610 Ma 附近 [9,10], 与全国地层年表给出的680 Ma [1,2]相差甚远, 也与Cryogenian-Ediacaran 界线的年龄不同. 本文发表的吴坞剖面南沱冰成岩石上火山灰层中的锆石U-Pb 年龄数据, 为南华-震旦系界线的年龄提供直接限定. 江西上饶市北8 km 的吴坞村附近出露一套相当连续的中上新元古界地层层序[4], 如图1所示. 上饶 地区的南华系休宁组分上、下两段, 由一套杂色含砾或不含砾的粗砂岩到粉砂岩、泥岩组成, 夹有沉凝灰岩; 其上覆的南沱组为浅灰色含砾沉凝灰岩、灰黑色含砾硅质粉砂岩夹硅炭质页岩, 即冰海沉积物或杂砾岩; 震旦系兰田组直接覆盖在南沱组上, 由黑色含 图1 吴坞剖面附近地质简图 Nh 1x 2-1: 南华系休宁组二段下亚段; Nh 1x 2-2: 南华系休宁组二段上亚段; Nh 2n : 南华系南沱组; Z 1l : 震旦系兰田组; Z 2p : 震旦系皮 园村组; 1h : 寒武系荷塘组; 2y : 寒武系杨柳组; O 1y : 奥陶系印渚埠组; O 1n : 奥陶系宁国组 600 https://www.doczj.com/doc/d115430906.html,
有色宝石学习题集 一、填空 1、刚玉矿物的宝石品种有( )( )两种。 2、因红、蓝宝石内含有丰富的( )包体，导致加工后出现星光效应。 3、世界上刚玉主要产出国有( )、( )、( )、( )等。 4、泰国红宝石的产地鉴定依据是其包裹体为( )，几乎不含金红石，无星光效应。泰国红宝石流体包裹体形成的典型的( )图案，也是产地鉴定依据。 5、蓝宝石中的极品是( )地区的( )。 6、山东蓝宝石的( )比例过高，其颜色表现为过深的颜色。 7、刚玉宝石的优化处理方法有( )、( )、( )、( )、（）． 8、焰熔法合成的蓝色蓝宝石在( )紫外灯下具有( )荧光。 9、理论上讲蓝宝石蓝区有( )nm、( )nm、( )nm三条吸收线，但产地不同，颜色不同，吸收谱也有所差异。 10、我国山东蓝宝石的一个十分明显的特征是( )，内部相对纯净，有少量( )( )。 11、斯里兰卡的一种名为(Geudas)的乳白色蓝宝石热处理后，可改变颜色呈( )。 12、祖母绿的化学成分是( )，其化学式为( )，是由杂质元素( )致色，为( )晶系，常见晶形有( )、( )，晶面常有( )。 13、达碧兹其主要成分是绿柱石，其黑色部分主要成分为( )和( )。 14、世界上主要的祖母绿产地有( )、( )、( )、( )和( )。 15、哥伦比亚最著名的两个矿区是( )和( )，祖母绿内的典型包体是( )、( )、( )、( )。 16、巴西祖母绿的典型包裹体是( )包体和( )，还可有( )。 17、祖母绿注油是为了( )及( )，注油祖母绿可用( )进行检查，其表现特点是( )。 18、外观上与海蓝宝石十分相近的宝石是( )。 19、祖母绿的特征吸收谱是红光区有( )吸收线，( )吸收带，蓝光区可见( )吸收线，紫区全吸收。
一、基本原理 1、锆石的物理性质 锆石的主要成分是硅酸锆，化学分子式为Zr[SiO4]，除主要含锆外，还常含铪、稀土元素、铌、钽、钍等。由于锆石常含有Th 、U ，故测定锆石中的Th/U 的含量的由它们脱变而成的几种铅同位素间的比值以及它们与U 的比值，可测定锆石及其母岩的绝对年龄。由于Pb 同位素很难进入锆石晶格，锆石结晶时的U 与Pb 发生强烈分馏，因此锆石是良好的U-Pb 同位素定年。此外，越来越多的研究表明，锆石环带状增生的形象十分普遍，结合微区定年法就可以反映与锆石生长历史相对应的地质演化过程。锆石同时还是很可靠的“压力仓”，能够保存来自其母岩或早期变质作用的包裹物。 锆石晶体呈四方双锥状、柱状、板状。锆石颜色多变，与其成分多变有关；玻璃至金刚光泽，断口油脂光泽；透明至半透明。解理不完全；断口不平坦或贝壳状。硬度7.5-8。相对密度4.4-4.8，性脆。当锆石含有较高量的Th 、U 等放射性元素时，据放射性，常引起非晶质化，与普通锆石相比，透明度下降；光泽较暗淡；相对密度和相对硬度降低；折射率下降且呈均质体状态。锆石按成因分为高型锆石和低型锆石。宝石学中依据锆石中放射性元素影响折光率、硬度、密度的程度将它分为“高型”、“中间型”、“低型”三种。锆石属四方晶系。晶体形态呈四方柱和四方双锥组成的短柱状晶形，集合体呈粒状。 强的晶格能和对Pb 的良好保存性，丰富的、可精确分析的U 含量和低的、可忽略的普通Pb 含量是其特点。锆石U-Pb 体系是目前已知矿物同位素体系封闭温度最高的，锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃，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。另外，锆石中含有较高的Hf 含量，大多数锆石中含有0.5－2%的Hf ，而Lu 的含量较低，由176Lu 衰变成的176Hf 极少。因此，锆石的176Hf/176Lu 可以代表锆石形成时的176Hf/177Hf 初始比值，从而为讨论其成因提供重要信息。 2、锆石U-Pb 定年原理 自然界U 具有3个放射同位素，其质量和丰度分别是：238U （99.275%），235U （0.720%），234U(0.005%)。234U 是238U 衰变的中间产物。238U 和235U 通过一系列中间子体产物的衰变，最后转变成稳定同位素206Pb 和207Pb 。Th 只有一个同位素232Th,属放射性同位素。自然界存在的其他U 、Th 同位素都是短寿命的放射性同位素，数量极微。238U 、235U 、232Th 衰变反应如下： E Pb Th E Pb U E Pb U +++?→?+++?→? +++?→? ???βαβαβα462084768232 207235206238 206Pb 和207Pb 的衰变常数分别为λ238 =1.55125*10-10a -1， λ235=9.8485*10-10a -1。 Pb 有四种同位素：204Pb 、206Pb 、207Pb 、208Pb ，都是稳定同位素，其中仅204Pb 是非放射成因铅，其余3个同位素既有放射成因组分，又有非放射成因组分，它们分别是238U 、235U 、232Th 竟一系列衰变后的最终产物。U-Pb 年龄测定基于238U 和235U 放射同位素的衰变过程，其年龄可以用下面公式计算： ]1ln[(1238*206 238 +=U Pb t λ （1） ]1)ln[(1235*207 235+=U Pb t λ （2）