西北大学学报(自然科学版)2009年6月,第39卷第3期,J u n .,2009,V o l .39,N o .3J o u r n a l o f N o r t h w e s t U n i v e r s i t y (N a t u r a l S c i e n c e E d i t i o n )
收稿日期:2009-03-14
基金项目:西北大学大陆动力学国家重点实验室科技部专项基金资助项目(40372039);中石化石油勘探公司南方海相碳
酸盐基金资助项目(40372043);国家自然科学基金资助项目(40872054)
作者简介:张成立,男,西北大学教授,从事岩石学与地球化学研究。
东秦岭沙河湾岩体成因
———来自锆石U -P b 定年及其H f 同位素的证据
张成立1
,王晓霞2
,王 涛3
,戴梦宁
1
(1.西北大学大陆动力学国家重点实验室/地质学系,陕西西安 710069;2.中国地质科学院矿产资源研究所,北京
100037;3.中国地质科学院地质研究所,北京 100037)
摘要:目的 确定东秦岭沙河湾花岗岩体形成时代、源区性质及其成因。方法 在锆石内部结构的C L 图像研究基础上,用L A -I C P M S 和M C -I C P M S 测定锆石U -P b 年龄及H f 同位素组成,探讨寄主花岗岩、暗色闪长质包体及及围岩中闪长质脉体锆石U -P b 年代学及H f 同位素组成特征。结果 寄主花岗岩、暗色包体及其围岩中闪长质脉体分别存在210M a 和197M a ,197M a 和188M a 以及230Ma 和210M a 两组年龄的锆石;对应的εH f (t )值在一个略微偏正或负的范围内变化,指示该岩体非单一源区岩浆物质所能形成,至少是两个源区岩浆混合作用的结果。结论 该岩体是以新元古带古老地壳物质熔融为主体的壳源岩浆与源自略富集地幔的幔源岩浆高度混合的产物。这一壳、幔岩浆混合作用首先以230M a 的幔源岩浆活动为标志,并可能在210M a 前就由于幔源岩浆活动热源的持续积累而诱发了该区地壳物质的部分熔融,形成以壳源岩浆为主的岩浆房。此后,约在200M a 深部幔源基性岩浆进入壳源酸性岩浆房发生岩浆混合,并一直持续到185M a 左右,证明了秦岭中生代壳、幔岩浆混合作用持续了大约60M a 。关 键 词:锆石U -P b 定年;H f 同位素;壳幔岩浆混合;沙河湾花岗岩;东秦岭中图分类号:P 581 文献标识码:A 文章编号:1000-274Ⅹ(2009)03-0453-13 秦岭造山带位于华北与扬子两大地块之间,为我国中央造山带重要组成部分。该造山带由北部商丹和南部勉略两条缝合带分割的3个构造块体构成[1,2]
,在其形成演化过程中曾发生多期(如新元古代、古生代和中生代)构造岩浆事件。其中,中生代花岗岩由多个大岩体群构成,广泛分布于北部商丹缝合带及南秦岭地区,其形成与华北和扬子板块拼合密切相关,尤其是沿商丹带一线发育以沙河湾岩体为典型代表的环斑结构花岗岩体群而倍受关注,已开展了较多的年代学、地球化学及其成因研究[1-13],提出该花岗岩体和环斑结构是由岩浆混合
作用所形成[8-9,12]
。但是,混合岩浆的起源、演化及源区的特征还不十分清楚,岩浆混合的同位素证据仍不充分。由于岩浆高程度混合后,微量元素和S r ,N d 同位素较易达到平衡
[14-16]
,致使岩石的S r ,
N d 同位素等不同程度均一化,而难于保存不同熔体各自的原始特征。但是,岩浆岩中的锆石不但是地质定年的理想对象,更由于其极强的稳定性使其H f 同位素组成较少受到后期地质事件的影响,以及高
H f 、低L u 含量使其能给出其形成时期H f 同位素的准确组成。因而,锆石U -P b 定年和H f 同位素的研究目前已成为探讨岩浆形成演化和源区示踪的有效
手段[17]
。
为此,本文在以往研究的基础上,拟通过对沙河湾岩体寄主花岗岩和闪长质包体及同时代围岩中脉体的锆石开展L A -I C P M SU -P b 定年和微区原位(i n s i t u )H f 同位素分析,进一步探讨该岩体的年代学、岩浆混合成因及岩浆演化过程。
DOI :10.16152/j .cn ki .xd xbzr .2009.03.015
1 岩体地质概况
沙河湾岩体出露于陕西商州市南偏西约20k m
的沙河湾至牛槽一带,平面上延东西方向呈一椭圆形侵位于商丹缝合带中,面积约104k m 2
。岩体北部侵入于北秦岭元古代秦岭群片麻岩中,部分可见侵入于早古生代垃圾庙辉长岩及丹凤群变质火山岩中。其南侵入于南秦岭泥盆系刘岭群浅变质碎屑岩中,并不同程度发育接触变质晕圈,形成数百米不等的角岩带。岩体内有一定的岩相分带,由接触带向内依次出现巨斑状黑云角闪二长花岗岩、中粗粒或中细粒似斑状黑云角闪石英二长岩。另外,岩体中发育暗色闪长质包体,并以岩体边部及近中部带最为发育,岩体的中心部位一般不发育。包体一般呈浑圆状或次圆状形态,大小差异明显,一般为(6～10)c m×(15～20)c m ,个别包体直径可达60c m 左右。此外,岩体围岩中有煌斑岩及中基性岩脉的侵入,表明岩体形成过程还伴有幔源岩浆活动的发生。
沙河湾岩体的另一突出特征是,在岩体边部和近中部带发育钾长石巨晶,粒径多为2～3c m ,个别为3～5c m ,晶体形态以自形为主,部分也略呈卵圆形。巨晶钾长石均不同程度发育斜长石外壳,有时偶见两个或多个斜长石外壳,构成环斑结构。此外,巨晶长石的核部及幔部包裹有早期角闪石、黑云母、斜长石和石英等细小矿物,表明存在两期造岩矿物组合。晚期矿物组合构成岩体的主体,主要由石英、钾长石、斜长石、黑云母、角闪石等构成,副矿物有锆石、磷灰石、磁铁矿、榍石等。岩体中的闪长质包体以中细粒角闪闪长岩和角闪石英闪长岩为主,主要由斜长石、钾长石、角闪石、黑云母等组成,偶尔出现具环斑结构的钾长石巨晶和石英晶体,它们或产于包体之中或切穿包体和寄主花岗岩的接触带,表明为捕获寄主岩体中的钾长石和石英矿物,反映了二元岩浆混合成因特征。此外,寄主岩石和暗色闪长
质包体中还存在多种岩浆混合的证据[9]
。
2 样品及分析方法
用以分选锆石的样品采自沙河湾岩体东部的樊家川村、沙河湾村和尧河村等地,它们主要位于岩体东部近边部和中央过渡带,岩性以具环斑结构的黑云角闪二长花岗岩或黑云角闪石英二长岩为主,并发育暗色闪长质包体,在岩体外接触带可见煌斑岩
和中基性岩脉的侵入。采集的代表性大样寄主花岗
岩2件(S H W-G 1,S H W -G 2),暗色闪长质包体2件(S H W -E 4,S H W -E 6),闪长质脉体1件(S H W -D 1)。锆石分选在河北廊坊区域地质调查研究所的实验室用常规方法粉碎后,经淘选和电磁法初步分离并在双目镜下选出。此后,笔者进一步在双目镜下选出无色透明晶形完好、无明显裂痕少有包裹体的锆石,将选出的锆石粘贴于环氧树脂表面,并打磨至露出锆石表面,然后抛光待测。
阴极发光(C L )图像分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室用配有英国G a t a n 公司的M o n o C L 3+型阴极荧光探头的美国F E I 公司Q u a n t a 400F E G 扫描电镜完成。锆石的U -P b 测年在同一实验室用配有193n m 激光器的A g i l e n 7500a I C P -M S 进行。测定过程以哈佛锆石91500样品做外部标样,用N I S T 610硅玻璃标准优化仪器,激光频率为10H z ,80m J 强度,激光束斑直径30u m ,详细的分析方法见袁洪林等[18]
的描述。定年获得的29
S i ,204
P b ,206P b ,207P b ,208P b ,232T h 和238
U 以及U ,T h 和P b 的含量用29
S i 作为中间校准,N I S T 610做参考物计算获得。207
P b /206
P b ,206
P b /238
U ,207
P b /235
U 和208
P b /232
T h 比值用G L I T T E R 4.0程序计算,并用锆石91500进行校正。所得数据用A n d e r s e n 的方法[19]
进行普通
铅校正后用I S O P L O T 3.0
[20]
获得年龄和协和图。
锆石H f 同位素分析在同一实验室的N u P l a s m a H RM C -I C P -M S 与G e o L a s 2005受激准分子A r F 的193n m 激光剥蚀系统上进行。分析中使用的激光束斑直径为44μm ,激光频率为10H z ,脉冲能量为80m J ,剥蚀时间为50s ,用锆石91500,M O N -1和G J -1作外标。仪器运行条件和详细的分析流程以及数据精度袁洪林等
[21]
已有描述。
3 分析结果
3.1 U -P b 同位素体系
沙河湾花岗岩体及其包体和脉体中的锆石多为柱状双锥自形晶,C L 图像呈现典型的岩浆成因密集震荡环带(见图1)。其中,寄主花岗岩和包体中的锆石较为类似,主要为中到短柱状双锥晶体,长宽比变化于2∶1到3∶1之间。而闪长岩脉中的锆石主要为晶形很好的长柱状双锥,其长宽比变化于3∶1到5∶1之间(见图1)。需要说明的是,样品中部分锆石颗粒发育一极薄的不规则亮边(见图1),可能系后期热事件干扰所致。另外,个别锆石有残余继承锆石核颗粒的存在。
—
454—西北大学学报(自然科学版) 第39卷
图1 寄主花岗岩、包体及围岩中脉体锆石的C L 图像
F i g .1 C a t h o d o l u m i n e s c e n c e (C L )i m a g e s o f r e p r e s e n t a t i v e z i r c o n s f r o m h o s t r o c k s ,d i o r i t i c e n c l a v e s i nS h a h e w a n
p l u t o n a n d d i o r i t i c d y k e s i n w a l l -r o c k s
寄主花岗岩、闪长质包体及闪长岩脉体的锆石U -P b 同位素分析结果见表1。锆石的T h 和U 含量较高,T h /U 比值>0.4,显示出典型岩浆成因锆石的特点
[22～24]
,与C L 图像(见图1)结论一致。因而,所
测年龄分别代表了岩体、包体及岩脉的冷凝结晶年
龄。
寄主岩石和闪长质包体的锆石均获得好的一致年龄(见图2),并明显呈现略有差异的两组年龄。其中寄主花岗岩S H W -G 1样品中21个测点获得209.5±1.4M a 和9个测点获得196.9M a ±3.4M a 的加权平均年龄;S H W-G 2样品中18个测点获得207.2M a ±2.1M a 的加权平均年龄和10个测点195.9M a ±2.5M a 的加权平均年龄。闪长质包体S H W -E 4样品的新生结晶锆石获得20个测点200.14M a ±0.73M a 和7个测点187.6M a ±4.3M a 的加权平均年龄。闪长质包体S H W -E 6样品中
18个测点获得197.5M a ±1.8M a 的加权平均年龄
和1个测点184M a ±2M a 的年龄(图2)。另外,S H W-E 4样品中出现了两粒锆石加权平均年龄为1061M a ±18M a (M S W D=0.14)的年龄,可能系包体代表的深部基性脉体上升过程捕获的源区残留锆石。
同寄主花岗岩和包体中锆石一样,闪长质脉体中的锆石也存在两组年龄的锆石,其中5个测点获得229.8M a ±7.7M a 的加权平均年龄,另外21个测点获得211.4M a ±2.0M a 的加权平均年龄(见图3)。这表明,虽然这些锆石的C L 图像具岩浆成因锆石结构特点而无明显差异,但确有两种年龄锆石的存在,反映了同一岩浆过程不同阶段冷凝作用的存在。至于所有锆石有着同样的C L 图像特征而不易区分,完全是由于它们均是岩浆结晶作用的产物,即有着相同的形成过程,只是形成阶段不同而已。
表1 沙河湾岩体寄主花岗岩、闪长质包体及其围岩中闪长岩脉锆石U -P b 同位素数据
T a b .1 I s o t o p i c c o m p o s i t i o n s a n d U -P b a g e s o f z i r c o n s f r o m h o s t r o c k s ,d i o r i t i c e n c l a v e s i n S h a h e w a n p l u -t o n a n d d i o r i t i c d y k e s a d j a c e n t t o w a l l -r o c k s
分析点号浓度/×10-6P b
T h
U
T h /U
同位素比值
表面年龄/M a 207P b /206P b
1σ
207P b /235U
1σ
206P b /238U
1σ
207P b /206P b 1σ
207P b /235U
1σ
206P b /238U
1σ
S H W-G 11c 108.55680.12781.470.870.07530.00180.32910.00730.031680.00027201115195919522c 111.481119.81835.891.340.06400.00150.26850.00570.030430.00025267111196819024r
84.28479.12
613.59
0.78
0.0575
0.0016
0.2485
0.0066
0.03135
0.00028
270
103203819825c 100.80551.22707.970.780.05450.00120.24410.00500.032510.0002521183206620526c 90.47389.62624.420.620.05250.00110.23970.00470.03310.0002530831218421027c 98.09548.01681.230.800.05360.00120.24340.00510.03290.0002622684209720829c 138.701172.60957.311.220.051350.00120.23460.00510.033120.00026257352144210210r 95.07496.40659.350.750.05370.00120.24420.00500.032970.000253593322242092
—
455—第3期 张成立等:东秦岭沙河湾岩体成因
续表1
分析点号浓度/×10-6P b T h U T h /U 同位素比值
表面年龄/M a P b /P b 1σ
P b /U 1σP b /U 1σP b /P b 1σ
P b /U
1σP b /U
1σ12c 73.68298.73503.590.590.053180.00130.24570.00560.033490.00027256802166212214r 67.80347.99471.500.740.05100.00160.23170.00680.032940.00030241502126209215c 66.83259.93460.940.560.05140.00150.23520.00660.033220.00029257482145211216c 67.68280.76462.820.610.052080.00150.24070.00660.033520.00029289462195213217r 119.77791.60831.810.950.05120.00110.23290.00450.033010.00025248312134209219r 87.59573.00595.140.960.08000.00230.3720.0100.033760.0003346413023012208220c 86.28445.27608.590.730.05150.00130.23110.00540.032530.00026264392114206222r 75.05485.59525.340.920.08200.00200.370940.00850.032820.0002941711821910201223c 66.83283.20458.780.620.053590.00190.24740.00840.033470.000331951122109211225c 73.22369.32523.830.710.05360.00130.23760.00540.032130.00026355372164204226r 70.29326.69468.760.700.08840.00260.4200.0110.034490.0003532314421812209227c 99.84750.78711.321.060.05240.00130.233340.00520.032290.00026303362134205228r 66.24375.86451.500.830.05260.00190.24510.00850.033770.00034313602237214229c 75.79485.96560.740.870.05310.00160.22790.00630.031110.00027334472085197230r 60.47349.12442.220.790.05330.00190.23160.00780.031490.00031343582126200231c 45.69213.71307.670.690.076940.00230.3630.0100.034220.0003426913221511210232c 78.49539.27582.390.930.05560.00160.238120.00650.031070.00028436452175197233c 72.06347.81487.440.710.05610.00160.26350.00700.034080.00030344942268215234r 76.10
437.93
535.13
0.82
0.0526
0.0013
0.2379
0.0056
0.0328
0.00027
311
39
217
5
208
2
S H W-G 22r 59.77263.47398.110.660.05220.00130.24140.00550.033530.0002629438220521323c 68.46295.4464.330.640.05540.00130.25130.00530.032920.0002542733228420925r 73.22375.12495.980.760.05060.00140.22970.00610.032950.0002822046210520926c 87.42406.44594.230.680.05350.00120.242130.00490.032820.0002520778207620727c 64.33330.92411.070.810.05990.00200.28830.00890.03490.000333191152281021928r 91.58504.46620.690.810.05100.00130.23150.00530.03290.0002624238211420929c 55.09242.43374.480.650.06260.00130.27040.00510.031330.00023343382195208210r 71.82378.97510.940.740.05330.00130.24110.00560.032790.00026325792076196211c 102.69729.29700.091.040.05200.00110.23410.00430.032670.00024284292144207112r 74.7391.75515.040.760.05790.00150.25770.00610.032290.00026255932077203213c 95.49450.68657.960.680.05560.00110.24760.00430.032310.00023232702065204114r 55.13249.5387.610.640.06150.00180.26820.00760.031650.000293231052098199215c 65.55320.49448.860.710.05320.00160.23850.00660.032490.00028192982047205216c 69.66293.41474.090.620.05350.00150.24100.00630.032680.00027349442195207217c 42.1255.24296.350.860.05930.00180.25850.00760.031590.000293901082159199218c 98.38542668.020.810.05800.00110.26170.00420.032740.00023205742066206220c 87.23518.64611.860.850.06200.00160.27090.00630.031670.000262691002048198221r 58.43294.5419.650.700.06320.00180.26930.00700.030920.000272501051988193223c 71.46393.51501.660.780.05860.00130.25560.00540.031610.00024232862017199225r 71.28369.21517.090.710.06360.00180.26800.00720.030580.000273531032048192227c 52.58205.87372.120.550.05900.00230.25490.00940.031320.0003434512220910197228r 78.54285.06555.090.510.05900.00200.25510.00830.031350.000312751122039197230r 103.41484.94696.450.700.05250.00100.23810.00410.032880.00023214682095208131c 91.32389.08622.050.630.05760.00110.25800.00440.032490.00023208702055204133r 97.9499.17616.610.810.06050.00140.29310.00600.035120.00027357822337221226c 75.5354.19516.230.690.05590.00140.25050.00570.032490.00026448362275206235r 55.91256.69388.660.660.05830.00230.255890.00950.031810.0003433212821110201234r 69.6353.93473.730.750.06470.00170.27090.00640.030350.00026448362275206236c 69.37
408.46
505.3
0.81
0.0522
0.0013
0.2414
0.0055
0.03353
0.00026
236
105
193
8
189
2
S H W -E 41c 83.57382.73606.70.630.05790.00150.25230.00590.031580.0002634683211719923c 75.86287.09545.870.530.05140.00120.22590.00480.031840.0002426035207420214c 88.96420.87644.710.650.05680.00130.24740.00520.031610.0002520083199619925c 118.31440.13853.340.520.05010.00120.21930.00460.031750.0002419935201420116c 95.55373.23692.120.540.04990.00100.21750.00400.031590.0002319130200320017c 63.92251.57463.150.540.05510.00160.24010.00650.031580.0002841744218520028r 88.38378.17640.190.590.05200.00120.22630.00490.031580.0002520778201620029c 59.47165.8429.540.390.05640.00140.24620.00580.031650.00026288762076200210c 91.84613.9666.470.920.05360.00140.23270.00560.03150.00026353402125200211c 84.72541.81637.70.850.092420.0030.3870.0120.030340.0003421116818512182212c 79.47641.27596.121.080.09710.00360.4080.0140.030430.0003815218917914182214r 113.65456.89863.950.530.05920.00160.24510.00600.030010.00026249901937189218c
81.81
548.99
602.21
0.91
0.0549
0.0015
0.2345
0.0060
0.03095
0.00026
410
42
214
5
196
2
—
456—西北大学学报(自然科学版) 第39
卷
续表1
分析点号浓度/×10-6P b T h U T h /U 同位素比值
表面年龄/M a P b /P b 1σ
P b /U 1σP b /U 1σP b /P b 1σ
P b /U
1σP b /U
1σ22c 82.16440.9598.130.740.05220.00140.22460.00570.031230.00026292432065198223c 81.49444.22592.610.750.05050.00170.21780.00690.031260.00029219562006198224c 77.16291.19559.450.520.05160.00120.22290.00490.031340.00024266362044199225c 56.7925.271.870.350.07490.00161.8530.0370.17950.00161064271064131064826c 65.25262.07493.190.530.064010.00310.2650.0120.030040.0003826916019412188229r 58.77315.43434.960.730.06180.00190.26110.00760.030650.000292881142009192230c 56.3725.1871.410.350.074250.00161.8330.0360.17900.00151048261057131062833c 69.19306.04498.170.610.05250.00160.227770.00640.031440.00028309482085200236c 98.68520.87737.870.710.05480.00170.23720.00670.031420.00029402472166199237c 84.12435.29644.60.680.05290.00200.23010.00810.031550.00032324622107200238c 70.94220.26514.570.430.05150.00150.22520.00630.031740.00028261482065201241c 45.43193.74325.10.600.05170.00200.22920.00860.032120.00034274662107204242c 76.53409.24560.180.730.05030.00150.21790.00630.031390.00028210502005199243c 78.56268.33559.470.480.05150.00140.22340.00550.031440.00026264422055200244c 67.44362.36517.070.700.07010.00210.28970.00830.029950.000293911172029186245c 79.99
273.82
598.8
0.46
0.0566
0.0016
0.2394
0.0062
0.03067
0.00027
326
83
204
6
194
2
S H W -E 62c 79.58392.35565.050.690.05430.00120.23780.00500.031770.0002538333217420224c 67.64375.6493.740.760.062730.00520.2670.0220.030880.000594442592152219447c 102.38430.52731.460.590.05080.00120.22080.00460.031490.0002423434203420018r 77.27354.11555.810.640.05210.00140.22450.00580.031270.00027288432065198214c 69.63239.22510.190.470.06180.00210.26090.00850.030590.000303101112018192215c 97.46916.51691.031.330.08220.00180.35830.00690.03160.000263841172099193216c 81.33344.74580.290.590.05430.00150.23510.00620.031380.00027250922027198217c 74.61540.09559.750.960.07460.00210.30690.00810.029820.0002833512819610184223c 86.89520.16635.880.820.06720.00190.28230.00740.030480.000283701102049190226r 104.58441.23743.70.590.05150.00110.22240.00450.031320.00024262322044199227c 71.46375.61515.530.730.06370.00160.27080.00620.030840.00026221981957193228c 92.87633.24654.760.970.06040.00150.26270.00610.031540.00026350972118198233r 82.96383.41594.240.650.06030.00160.25750.00620.030970.00026400852127195234c 71.17341.17502.440.680.05470.00150.23710.00590.03140.00026271892047199235r 85.58580.7608.490.950.05930.00130.25500.00500.031170.00024419802157197236c 90.41399.89635.130.630.05420.00100.23570.00400.031530.00023379252153200138c 69.68259.71506.040.510.06540.00240.27460.00940.030450.0003236912220510191240c 21.476.48148.470.520.05520.00250.2420.0110.031850.00036418782209202242c 70.32
364.63
504.97
0.72
0.06202
0.0034
0.263
0.014
0.03074
0.00043
259
183
198
14
193
3
S H W-D 12c 56.61291.33400.850.730.05420.00160.24200.00660.032410.0002837846220520623c 46.05225.11324.060.690.05390.00150.24240.00630.03260.0002836843220520724r 53.75248.1365.290.680.05650.00230.2630.0100.033740.000373161292221121325c 49.5260.86346.130.750.05220.00180.23610.00790.032780.0003229558215620826r 87.24342.25612.320.560.05230.00140.23540.00600.032640.0002729943215520727c 65.36327.03437.220.750.05170.00140.24400.00640.034240.0002927144222521728r 69.84370.53478.340.770.05450.00180.25140.00810.033430.00032393552287212211c 26.71143.97164.730.870.05230.00280.2670.0140.037060.000462999624111235312c 41.55182.48279.580.650.05370.00180.25170.00790.033960.00031360542286215214c 51.13305.08355.30.860.05250.00260.2380.0120.032860.00042307882179208315c 63.63374.05439.210.850.05330.00130.24320.00540.033070.00026343362214210216c 34.83119.4239.750.500.05440.00300.2480.0130.033150.000463869522511210317c 47434.33326.491.330.05480.00190.24830.00830.032830.00032406582257208218c 74.77415.89510.710.810.05310.00120.24430.00520.033380.00026332342224212219c 38.92169.86249.320.680.05330.00300.2620.0140.035580.000493419823611225320r 57.2254.93383.350.670.051730.00180.24250.00810.0340.00033273582207216221c 53.05235.05319.010.740.05420.00230.2830.0120.037860.00043379722539240322r 58.95297.88414.630.720.05480.00220.244580.00920.032350.0003522412920610204223c 17.0487.38107.880.810.05100.00320.25270.01560.035940.0005124011622913228324c 86.9506.71553.620.920.051230.00170.25220.00790.035690.00034251552286226225c 55.64234.68370.260.630.05420.00150.25520.00650.034160.00029378422315217226r 48.41195.54321.850.610.05050.00150.23820.00680.034170.00030219502176217227c 98.52518.17650.30.800.05220.00120.24760.00530.034410.00027293342254218228r 61.64335.45413.250.810.05250.00160.24530.00680.033870.00030307472236215230r 62.88309.27436.590.710.05390.00160.24310.00670.032680.00028369462215207231c
69.09
359.51
476.02
0.76
0.0523
0.0014
0.2376
0.0059
0.03292
0.00027
300
41
216
5
209
2
—
457—第3期 张成立等:
东秦岭沙河湾岩体成因
图2 寄主花岗岩和闪长质包体锆石年龄协和图
F i g .2 C o n c o r d a n c e d i a g r a m s f o r z i r c o n s f r o m h o s t r o c k s a n d d i o r i t i c e n c l a v e s i n S h a h e w a np l u t o n
图3 围岩中闪长岩脉体锆石年龄协和图
F i g .3 C o n c o r d a n c e d i a g r a m f o r z i r c o n s f r o m d i o r i t i c d y k e s
i nw a l l -r o c k s
3.2 L u -H f 同位素体系
在紧邻锆石年龄分析点的部位(见图1)又进行了H f 同位素测试,分析结果见表2。除极个别分析
点外,几乎所有分析点的176L u /177
H f 比值均低于0.002,表明绝大多数锆石形成后的放射性成因H f 积累十分有限,因而测定的
176
H f /177
H f 比值应能较
好地反映其形成过程中H f 同位素的组成特征。另
外,表中还给出了亏损地幔模式年龄和二阶段模式年龄。由于所有锆石的f L u /H f =-0.98～-0.96,因此,二阶段模式年龄应更真实地代表其源区物质由亏损地幔抽取后在地壳的平均存留年龄
[17]
。
3.2.1 寄主花岗岩L u -H f 同位素体系 采自岩体东南部(樊家川村)寄主岩(S H W -G 1)第一组锆石(年龄209.5
M a )20个点的176H f /177
H f =0.282591～0.282721,由对应测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282582～0.282717,εH f (t )=-2～+2.67,其两阶段模式年龄为906～1149M a ;第二组锆石(年龄196.9
M a )7个点的
176
H f /177
H f =0.282601～0.282695,相应
测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282598～0.282691之间,εH f (t )=-1.74～+1.31;两阶段模式年龄为960～1125M a 。另一采自岩体北部(尧河村)寄主岩(S H W -G 2)第一组锆石(年龄207.2M a )18个点的176
H f /177
H f =0.282613～0.282701,由对应测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282610～0.282699,εH f (t )=-1.21～+1.86;两阶段模式年龄为942～1102M a ;第二组锆石(年龄195.9M a )10个点的
176
H f /177
H f =0.282592～0.282700,对应
—
458—西北大学学报(自然科学版) 第39卷
测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282588～0.282697,εH f (t )=-2.13～+1.56;两阶段模式年龄为949～1143M a 。
3.2.2 微粒闪长质包体L u -H f 同位素体系 采自沙河湾村南部的闪长质包体(S H W -E 4)中新生结晶的第一组锆石(年龄200.1M a )19个点的
176
H f /177
H f
=0.282459～0.282716,对应点年龄计算得到的
H f 同位素初始比值(H f i )为0.282456～0.282711之间,εH f (t )=-6.79～+2.21;两阶段模式年龄为920～1381M a ;第二组锆石(年龄187.6M a )5个点的176
H f /177
H f =0.282646～0.282679,相应测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282642～0.282676,εH f (t )=-0.48～+0.70;两阶段模式年龄为988～1050M a 。另一采自沙河湾村商山—黑山公路交汇处包体(S H W-E 6)的第一组结晶锆石(年龄197.5M a )17个点的
176
H f /177
H f =
0.282568～0.282731,相应测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282563～0.282728之间,εH f (t )=-3.22～+2.68;两阶段模式年龄为892～1191M a ;第二组锆石(年龄184M a )1个点
的176H f /177H f =0.282567,相应测点年龄计算得到的H f 同位素初始比值(H f i )为0.282566,εH f (t )=-3.26;两阶段模式年龄为1189M a 。
显然,闪长质包体锆石εH f (t )的变化比寄花岗岩略大,特别是个别锆石颗粒εH f (t )值低于寄主岩石的最低值,反映闪长质包体中锆石较寄主岩复杂多样,这与包体中存在有老年龄的源区残留锆石也一致。这可能表明,包体锆石除有来自其深部幔源区锆石外,还存在捕获了花岗岩源区残留锆石、新生结晶锆石以及二端元岩浆混合而成的锆石。这与包体中存在寄主花岗岩早期矿物的现象是相吻合的。
表2 沙河湾岩体寄主花岗岩、闪长质包体及其围岩中闪长岩脉锆石L u -H f 同位素数据
T a b .2 H f i s o t o p i c d a t a o f z i r c o n s f r o m h o s t r o c k s ,d i o r i t i c e n c l a v e s i nS h a h e w a n p l u t o n a n d d i o r i t e d y k e s
a d j a c e n t t o w a l l -r o c k s
N o .176
Y b /177H f
176
L u /177H f
176
H f /177H f 2σ
A g e /M a
(176H f /177H f )i εH f
(t )2σ
T D M 1/M a
T D M 2/M a
f L u /H f
S H W-G 11c 0.0247610.0007610.2826520.0000321950.282649-0.061.538441034-0.982c 0.0388450.0011310.2826950.0000361900.2826911.311.64792960-0.974r 0.0318620.0009140.2826820.0000241980.2826791.051.33805980-0.975c 0.0300920.0008820.2826160.0000282050.282613-1.131.438971097-0.976c 0.031566
0.000993
0.282601
0.000024
210
0.282597-1.57
1.33
921
1123-0.977c 0.0270340.0009140.2826970.0000282080.2826941.791.43784950-0.979c 0.0252760.0007410.2826200.0000222100.282617-0.861.298891087-0.9810r 0.0371490.0010780.2826320.0000172090.282628-0.511.28801068-0.9711c 0.0307270.0009130.2826700.0000262140.2826660.971.38822997-0.9712c 0.0288220.0008820.2826500.0000182120.2826470.221.218501033-0.9714r 0.0323900.0009880.2826830.0000322090.2826791.311.53806975-0.9715c 0.0318020.0009640.2826310.0000222110.282627-0.481.298781069-0.9716c 0.0317520.0009630.2826300.0000362130.282626-0.481.648801070-0.9717r 0.0395090.0012030.2826760.0000242090.2826711.031.33820989-0.9619r 0.0317220.0010040.2826540.0000482080.2826500.261.988471028-0.9720c 0.0215530.0007210.2827000.0000342060.2826971.881.58776943-0.9822r 0.0247450.0008310.2826010.0000192010.282598-1.741.229171125-0.9723c 0.0295730.0008950.2826450.0000282110.2826420.021.438571043-0.9726r 0.0259290.0008530.2826520.0000222090.2826490.231.298461030-0.9727c 0.0243690.0007500.2826600.0000282050.2826570.441.438331016-0.9828r 0.0202360.0006830.2826750.0000362140.2826721.181.64810986-0.9829c 0.0311070.0009740.2826550.0000361970.2826510.061.648451029-0.9730r 0.0195580.0006700.2826240.0000262000.282622-0.931.388811082-0.9831c 0.0338250.0009990.2827210.0000262100.2827172.671.38752906-0.9732c 0.0329400.0010190.2826540.0000201970.2826500.021.248471031-0.9733c 0.0857840.0022580.2825910.0000342150.282582-21.589681149-0.9334r 0.020832
0.000630
0.282633
0.000028
208
0.282631
-0.43
1.43
868
1063
-0.98
S H W-G 2
2r
0.017776
0.000553
0.282680
0.000022
213
0.282678
1.35
1.29
801
976
-0.98
—
459—第3期 张成立等:东秦岭沙河湾岩体成因
续表2
N o .176
Y b /177H f
176
L u /177H f
176
H f /177H f 2σA g e /M a
(176H f /177H f )i εH f
/t 2σT D M 1/M a
T D M 2/M a f L u /H f 3c 0.0314680.0010080.2826670.0000222090.2826630.741.298291004-0.975r 0.0166130.0005190.2826860.0000172090.2826841.481.19791966-0.986c 0.0263820.0008530.2826790.0000242070.2826761.141.33808982-0.977c 0.0281130.0008180.2826300.0000222190.282627-0.331.298761067-0.988r 0.0239320.0007820.2826320.0000222090.282629-0.471.298731066-0.989c 0.0245040.0007870.2826350.0000242080.282632-0.381.338691061-0.9810r
0.023834
0.000786
0.282691
0.000026
1960.282688
1.34
1.38
790963-0.9811c 0.0213950.0006700.2827010.0000482030.2826981.951.98774941-0.9812r 0.0323330.0010230.2826910.0000222070.2826871.461.29795963-0.9713c 0.0243600.0007690.2826550.0000262040.2826520.241.388401026-0.9814r 0.0239650.0007680.2826720.0000381990.2826690.741.69816996-0.9815c 0.0312050.0009410.2826610.0000342050.2826570.451.588361016-0.9716c 0.0282000.0008190.2826600.0000242070.2826570.481.338341016-0.9817c 0.0382290.0010440.2825920.0000241990.282588-2.131.339351143-0.9718c 0.0278340.0008100.2826130.0000192060.282610-1.211.229001102-0.9820c 0.0293870.0008670.2826050.0000361980.282602-1.671.649131119-0.9721r 0.0238790.0007550.2826560.0000301930.2826530.041.488381027-0.9823c 0.0262540.0007950.2826090.0000341990.282606-1.51.589051111-0.9825r 0.0303890.0009200.2827000.0000261920.2826971.561.38780949-0.9727c 0.0233160.0007600.2826170.0000561970.282614-1.252.238931097-0.9828r 0.0317390.0010160.2826860.0000441970.2826821.161.87802973-0.9730r 0.0296230.0007910.2826950.0001082080.2826921.743.96785952-0.9831c 0.0297960.0009420.2826350.0000242040.282631-0.491.338721063-0.9733r 0.0235490.0007070.2826370.0000322210.282634-0.021.538641053-0.9834r 0.0324620.0010110.2826810.0000302060.2826771.171.48809980-0.9735r 0.0221630.0006620.2826650.0000362010.2826630.551.648241008-0.9836c 0.043193
0.001235
0.282642
0.000026
189
0.282638
-0.6
1.38
869
1057
-0.96
S H W-E 41c 0.0336230.0010240.2827080.0000281990.2827051.991.43771932-0.973c 0.0320920.0009450.2826540.0000222020.2826510.151.298451029-0.974c 0.0287240.0008920.2826610.0000241990.2826580.341.338341017-0.975c 0.0299370.0010070.2826890.0000192010.2826861.361.23797966-0.976c 0.0304720.0009780.2826880.0000242000.2826851.311.33798968-0.977c 0.0285140.0009070.2826270.0000262000.282624-0.841.388821078-0.978r 0.0289270.0009380.2825920.0000262000.282589-2.081.389321141-0.979c 0.0177660.0006160.2826810.0000282000.2826791.111.43800978-0.9810c 0.0486910.0014010.2826140.0000342000.282609-1.371.589121105-0.9612c 0.0301970.001027
0.282658
0.000064
182
0.282655-0.14
2.49
841
1028-0.9714r 0.0286620.0010900.2826610.0000401890.2826580.11.758381021-0.9718c 0.0366060.0010660.2826550.0000301960.2826520.041.488461030-0.9722c 0.0448960.0013350.2827160.0000401980.2827112.211.75766920-0.9623c 0.0271500.0008180.2826690.0000361980.2826660.611.648211002-0.9824c 0.0344560.0010730.2827000.0000341990.2826961.71.58783947-0.9726c 0.0422640.0013770.2826460.0000601880.282642-0.482.368661050-0.9629r 0.0282020.0009460.2826600.0003201920.2826570.1511.378371021-0.9733c 0.0271020.0010890.2824590.0000822000.282456-6.793.0811181381-0.9737c 0.0315980.0010890.2826580.0000262000.2826540.231.388431023-0.9738c 0.0202040.0007400.2826360.0000222010.282634-0.481.298661060-0.9841c 0.0315590.0009170.2826340.0000502040.282631-0.512.058731064-0.9742c 0.0281450.0008870.2826730.0000461990.2826700.771.92817995-0.9743c 0.0248480.0008770.2826920.0000382000.2826891.461.69790960-0.9744c
0.027306
0.000931
0.282679
0.000032
186
0.282676
0.7
1.53
810
988
-0.97
—
460—西北大学学报(自然科学版) 第39卷
续表2
N o.176Y b/177H f176L u/177H f176H f/177H f2σA g e
/M a
(176H f/177H f)iεH f/t2σ
T D M1
/M a
T D M2
/M a
f L u/H f
S H W-E6
2c0.0301800.0008990.2826690.0000322020.2826660.691.538231001-0.97 7c0.0281840.0008610.2826810.0000222000.2826781.081.29805980-0.97 8r0.0238330.0007070.2826130.0000281980.282611-1.351.438971103-0.98 14c0.0197820.0007210.2826470.0000881920.282645-0.283.288501043-0.98 15c0.1032720.0027510.2826530.0000521930.282643-0.312.118891045-0.92 16c0.0222820.0007780.2826430.0000481980.282641-0.31.988571049-0.98 17c0.0161490.0005450.2825670.0002801840.282566-3.269.969571189-0.98 23c0.0510780.0014960.2825680.0000581900.282563-3.222.299801191-0.95 26r0.0244570.0008280.2826730.0000381990.2826700.781.69816994-0.98 27c0.0412250.0011760.2826270.0000361930.282623-1.031.648881082-0.96 28c0.0674840.0018660.2826090.0000841980.282602-1.653.149311117-0.94 33r0.0236100.0007620.2826710.0000381950.2826690.631.69817999-0.98 34c0.0286640.0008910.2826280.0000321990.282625-0.831.538801076-0.97 35r0.0513930.0015060.2826080.0000441970.282603-1.661.879231117-0.95 36c0.0341170.0010220.2826190.0000282000.282616-1.141.438961093-0.97 38c0.0251010.0007360.2826450.0000341910.282643-0.381.588531047-0.98 40c0.0192800.0006360.2826170.0000462020.282615-1.121.928901094-0.98 42c0.0321790.0009850.2827310.0000561930.2827282.682.23737892-0.97 S H W-D1
2c0.0294600.0008940.2826460.0000172060.282642-0.061.198561043-0.97 3c0.0299580.0008940.2826630.0000242070.2826590.561.338321012-0.97 4r0.0334880.0009260.2826660.0000202130.2826620.791.258291005-0.97 5c0.0250660.0007980.2826570.0000362080.2852650.381.648381022-0.98 6r0.0257810.0008040.2826190.0000302070.282616-0.981.488921091-0.98 7c0.0406930.0011790.2826150.0000322170.282610-0.971.539061098-0.96 8r0.0227250.0007130.2826520.0000242120.2826490.31.338441029-0.98 11c0.0515940.0014000.2826360.0000222350.2826300.131.298821057-0.96 12c0.0205840.0006410.2826730.0000302150.2826701.121.48813990-0.98 14c0.0362420.0010920.2826700.0000302080.2826650.81.488271000-0.97 15c0.0475350.0012980.2826430.0000342100.282638-0.141.588701050-0.96 16c0.0178770.0005810.2826400.0000282100.282637-0.151.438571051-0.98 17c0.0371070.0009900.2826280.0000362080.282624-0.671.648841076-0.97 18c0.0356350.0010940.2826230.0000202120.282618-0.781.258931084-0.97 19c0.0218630.0006850.2826430.0000262250.2826400.271.388561041-0.98 20r0.0216000.0006490.2826110.0000222160.282608-1.051.298991102-0.98 21c0.0266630.0008070.2826070.0000222400.282603-0.71.299091103-0.98 22r0.0230800.0007080.2826660.0000242040.2826630.631.338241006-0.98 23c0.0359990.0010140.2826540.0000242280.2826490.671.338481023-0.97 24c0.0365040.0010460.2826280.0000202260.282623-0.291.258851071-0.97 25c0.0161150.0005600.2825820.0000302170.282579-2.041.489381153-0.98 26r0.0252790.0007800.2826210.0000242170.282618-0.71.338891084-0.98 27c0.0252040.0007690.2826130.0000172180.282610-0.961.198991098-0.98 28r0.0243680.0007400.2826350.0000182150.282632-0.241.228681059-0.98 30r0.0297920.0008790.2826550.0000242070.2826510.281.338431026-0.97
εH f(t)=10000{[(176H f/177H f)s-(176L u/177H f)s×(eλt-1)]/[(176H f/177H f)C H U R,0-(176L u/177H f)C H U R×(eλt-1)]-1} T D M1=1/λ×l n{1+[(176H f/177H f)s-(176H f/177H f)D M]/[(176L u/177H f)s-(176L u/177H f)D M]}
T D M2=T D M1-(T D M1-t)[(f c c-f s)/(f c c-f D M)]
f L u/H f=(176H f/177H f)s/(176L u/177H f)C H U R-1
其中,(176L u/177H f)s和(176H f/177H f)s为样品测定值,(176L u/177H f)C H U R=0.0332,(176H f/177H f)C H U R,0=0.282772;(176L u/177H f)D M=
0.0384,(176H f/177H f)D M=0.28325.f c c,f s和f D M分别为大陆地壳、样品和亏损地幔的f L u/H f。t为每个锆石样品测试所得的U-P b年龄,λ=
1.867×10-11/年。
3.2.3 闪长岩脉L u-H f同位素体系 侵入于沙河湾花岗岩体围岩中的闪长岩脉第一组结晶锆石(年龄229.8M a)5个点的176H f/177H f=0.282607～0.282654,相应测点年龄计算得到的H f同位素初始比值(H f i)为0.282603～0.282649之间,εH f(t)
=-0.7～+0.67;两阶段模式年龄为1023～1103 M a;第二组结晶锆石(年龄211.4M a)20个点的176 H f/177H f=0.282582～0.282673,相应测点年龄计算得到的H f同位素初始比值(H f i)为0.282579～0.282670之间,εH f(t)=-2.04～+1.12;两阶段
—
461
—
第3期 张成立等:东秦岭沙河湾岩体成因
模式年龄为990～1153M a 。
4 讨 论
4.1 结晶年龄
沙河湾岩体两个寄主花岗岩样品基本给出了同样的结果,存在两组锆石年龄(见图2)。其中较早
一组的年龄介于209.5M a ±1.4M a 和207.2M a ±2.1M a 之间,晚期年龄介于196.9M a ±3.4M a 和195.9M a ±2.5M a 之间。显然,第一组较老年龄在误差范围内与前人采用不同方法得到的结果(214
～211M a )更为一致[4,5,10]
,应代表了该岩体开始冷凝结晶的年龄。岩体中闪长质包体也显示有两组年龄(图2),但它们明显低于寄主花岗岩的年龄。其中,较早一组年龄为200.14M a ±0.73M a ～197.5M a ±1.8M a ,与寄主花岗岩较晚期一组锆石年龄十分相近,这显然不应是一种巧合,更大的可能应反映了微粒闪长质包体所代表的基性端元岩浆混入壳源花岗岩浆房后,二端元岩浆混合作用之后开始冷凝的时间。然而,较晚一组锆石年龄(187.6M a ±4.3M a ～184M a ±2M a )则可能代表了二元岩浆混合作用结束的时代。由于定年分析的寄主花岗岩和包体的锆石均具明显的岩浆振荡生长环带(见图1),因此这些年龄应分别代表了岩体和包体的冷凝结晶年龄。之所以包体中的锆石出现了偏年轻的年龄,极大的可能是基性岩浆未进入酸性岩浆房前,酸性岩浆温度降至锆石冷凝温度后首先晶出,因而具有了略早的结晶年龄。包体中锆石年龄偏小,一是可能代表了其进入酸性岩浆房是在岩浆房形成之后一段时间,另一原因是由于基性岩浆温度高于酸性岩浆的温度,只有在二者混合一定时段后,当温度低至锆石冷凝温度再晶出,并一直持续到混合后的岩浆全部冷凝固结为止。两者年龄虽有差别,但仍应是一次岩浆活动不同过程的反映,即为同期基性和酸性二端元岩浆混合前后不同阶段的结果,这与岩体包体中含有早期寄主岩的钾长石和石英斑晶反映先期酸性岩浆已发生冷凝结晶,之后又有基性岩浆侵入发生混合特征相符,同时也证明秦岭该时期存在壳、幔二元岩浆混合作用。此外,沙河湾岩体围岩闪长岩脉也获得两组锆石年龄,早期锆石年龄为229.8M a ±7.7M a ,晚期锆石年龄为211.4M a ±2.0M a ,后者与沙河湾寄主花岗岩开始冷凝结晶年龄相吻合,应代表幔源岩浆活动诱发的酸性岩浆冷凝结晶作用起始时间。早期230M a 的年龄极大的可能:一是本身即代表了幔源岩浆派生的岩浆冷凝结晶时
间,其年龄应接近这次幔源岩浆活动的时间;另外,也有可能是捕获的早期岩浆结晶锆石。但是,根据闪长岩脉中这一年龄锆石较大量集中出现推断,最有可能是此脉体开始冷凝结晶的年龄。事实上,秦
岭在245M a 左右已有岩浆活动发生[25,26]
,同时220M a 煌斑岩脉的出现也证明该时期秦岭幔源岩浆活动的存在[11]
。因此,一个合理的解释是:由沙河湾岩体所反映的秦岭中生代壳、幔岩浆作用,至少在230M a 幔源岩浆活动已经开始,之后在大约210M a 由于幔源岩浆活动热源的持续积累,诱发了该区地壳物质的熔融从而形成壳源岩浆。此后,在200M a 左右深部幔源基性岩浆进入壳源酸性岩浆房发生二元岩浆混合作用,且这一壳幔岩浆混合作用一直持续到185M a 左右才告结束。这表明,秦岭中生代幔源岩浆活动在230M a 前开始,大约在200M a 发生了壳、幔二元岩浆的混合作用,至185M a 左右该混合作用已接近尾声,这一过程约持续了60M a 。4.2 源区性质及岩浆混合
前述锆石U -P b 定年揭示了沙河湾岩体寄主花岗岩存在两组锆石的结晶年龄,但两组锆石的H f 同位素组成特征却没有显示很大的不同(表2)。其中,早阶段210M a 年龄组锆石的
176
H f /177
H f =
0.282591～0.282721,εH f (210M a )=-2～+2.67;晚阶段197M a 年龄组锆石的176
H f /177
H f =
0.282592～0.282700,εH f (197M a )=-2.13～+1.56(见图4)。两组锆石对应的H f 同位素两阶段模式年龄(T D M 2)也十分一致,分别为906～1149M a 和949～1143M a 。锆石H f 同位素两阶段模式年龄不但远大于其结晶年龄,且与包体中捕获的花岗岩源区的1061M a 的残余锆石年龄十分一致。因而表明,沙河湾岩体应主要由较长地壳滞留时间的新元古代早期陆壳物质部分熔融所形成。前人获得的εN d (211M a )=-0.5～-3.6,(87
S r /86
S r )i =0.70513～0.70646,也证实了沙河湾岩体是陆壳火
成物质的部分熔融物[11]
。这与秦岭地区新元古代发生一次重要地壳增生事件,有大量该期幔源基性火山岩的形成[27,28]
,且南秦岭区出露的大量与沙河湾岩体同时代花岗岩体均主要源自新元古代幔源物质的结论相一致
[29]。由此推断,沙河湾岩体源岩物
质应主要来自新元古代幔源火成岩。然而该岩体寄
主花岗岩锆石的176H f /177
H f 不高(见表2),接近于球粒陨石(0.282772)和亏损地幔(0.28325)的比值,它们的εH f (t )在一个略偏正或负值的范围变化(见表2,图4)。这种同一岩体不同锆石出现εH f (t )偏正或偏负的变化显然不是单一源区岩浆作用所能形
—
462—西北大学学报(自然科学版) 第39卷
成,至少存在两种具有明显不同εH f (t )值的岩浆参与了该岩体的形成过程。该寄主花岗岩同一颗粒锆石中央部位的εH f (t )值相对偏负,而其外缘εH f (t )值偏正(见图1),证明锆石结晶的不同阶段H f 同位素组成发生了明显变化,即锆石外缘部分结晶过程中可能有来自较高εH f (t )的幔源物质加入。因而,具偏负εH f (t )值的锆石可能代表了壳源物质熔融后的结晶锆石,而偏正的εH f (t )锆石应是岩浆房壳源岩浆演化晚期幔源岩浆注入冷凝出的幔源岩浆结晶产物的代表。这与代表基性端元岩浆组分的包体中锆石的结晶年龄明显晚于寄主花岗岩,且其早期年龄大致与寄主花岗岩锆石晚期结晶年龄相一致的特点十分吻合。因此,花岗岩体中暗色闪长质包体的结晶年龄低于寄主岩体锆石年龄的现象不仅是来自壳、幔二端元岩浆混合过程的具体反映,同时也是花岗岩体形成过程中壳、幔岩浆混合作用的有力证据。
尽管岩体中闪长质包体的锆石年龄明显晚于寄主花岗岩锆石结晶年龄,并存在两组不同年龄的锆石,但在176
H f /177
H f 比值和εH f
(t )值的变化范围上它们表现了与寄主花岗岩锆石H f 同位素有很强的类似性(见表2,图4),暗示了二者之间成因的雷同。暗色闪长质包体岩相学研究表明,包体内存在来自寄主花岗岩早期结晶的巨晶钾长石和石英等矿物的捕掳晶,充分证明它们是壳、幔不同源区岩浆混合作用的结果,这也势必造成冷凝过程两种岩浆源区锆石将会同时出现于寄主花岗岩和包体之中。因此,闪长质包体锆石H f 同位素组成特征与寄主花岗岩较高程度的一致,很可能是幔源岩浆进入壳源岩浆房导致壳源岩浆混和的同时,处于熔体状态的包体也遭受了很强的混合,从而在同一包体中出现了εH f (t )偏负的壳源岩浆锆石和εH f (t )偏正的幔源岩浆锆石。事实上,寄主花岗岩和包体中两组年龄锆石的存在,且二者有着较好的时代对应关系本身就表明岩浆演化过程至少出现过两次岩浆温度曾接近或超过了锆石矿物的结晶温度。亦即一次为酸性岩浆熔融冷凝结晶过程的记录,另一次是基性岩浆进入酸性岩浆房经热扰动二端元岩浆混合后岩浆冷凝事件的记录。这也可从寄主花岗岩锆石结晶年龄明显早于闪长质包体锆石结晶年龄,且前者晚期年龄与后者年龄十分一致得到很好的证明。另一方面,由于壳、幔岩浆相互作用混合之后晶出的锆石H f 同位素组成,主要取决于两端元岩浆中H f 元素的浓度及同位素比值的质量平衡。混合岩浆结晶锆石正的εH f
(t )值主要反映亏损地幔H f 同位素储库的贡献,负的εH f
(t )值则为地壳H f 同位素的表现。因此,锆石εH f (t )值的变化,反映了岩浆混合或混染的程度
[30]
。沙河湾岩体寄主花岗岩和闪长质包体的H f
同位素组成较高的一致和εH f
(t )值在一个偏正或偏负的不大范围变化,说明二元岩浆混合程度较高,致使在两种不同岩浆冷凝物中均出现了同位素组成类似的锆石矿物。其中,偏正εH f
(t )值的锆石代表了二元岩浆混合后以幔源岩浆组成为主的结晶锆石,偏负εH f (t )值的锆石则为壳源岩浆结晶锆石,而同一锆石颗粒的中央部位和边部同位素组成的差异正是该混合过程的具体记录。
沙河湾岩体围岩中闪长质脉体的结晶年龄明显早于寄主花岗岩和闪长质包体的年龄,但其晚阶段锆石结晶年龄与寄主花岗岩早期锆石结晶年龄一致,暗示了这一岩浆活动有可能为沙河湾岩体源区物质的熔融提供了热源,并诱发了岩浆的形成。因而,脉岩和寄主花岗岩中的闪长质包体均是这次幔源岩浆的具体代表。这从其锆石H f 同位素组成与岩体中的闪长质包体锆石的同位素组成十分类似可得到证明(见表2,图4)。
相对来说,230M a 年龄组锆石的176H f /177
H f 比值变化范围小(0.282607～0.282654,平均为0.282633),εH f
(230M a )=-0.7～+0.67(加权平均为-0.02±0.57),且没有发现单一锆石颗粒的中央与边部H f 同位素组成存在明显不同。因而,这组锆石的H f 同位素组成应是源区特征的反映,可能来
自一个略微亏损或略富集的地幔。这与与其同期煌斑岩脉的εN d (219M a )=-0.5～-3.3,(87
S r /86
S r )i =
0.7036～0.7058所反映的该时期秦岭地幔为一富集地幔的结论
[17]
相一致。而较年轻的210
M a 年龄组锆石的176
H f /177
H f =0.282582～0.282673(平均为0.282639),εH f (210M a )=-2.2～+1.01(加权平均为-0.23±0.40)(见图4),并存在二元岩浆混合锆石(图1)说明,此时已有岩浆混合作用的发生。
从该岩脉为闪长质组成,同时出现两期年龄结晶锆石和有混合锆石的存在证明,尽管它们是幔源岩浆活动的具体反映,但显然已是幔源岩浆与地壳熔融物发生一定混染后的衍生物,而非幔源原始岩浆的组分。
上述研究表明:大陆造山带花岗岩壳源和幔源两端元岩浆混合作用,不但会造成来自两个端元岩浆化学组分的改变,而且导致了这些经过了壳、幔岩浆混合后分别代表壳源岩浆的寄主岩和幔源岩浆的闪长质包体中同时出现两个源区岩浆冷凝结晶的多种复杂锆石。但是,二者不同的结晶年龄揭示,来自
—
463—第3期 张成立等:东秦岭沙河湾岩体成因
图4 寄主花岗岩、包体及围岩中脉体的εH f
(t )直方图F i g .4 H i s t o g r a m s o f εH f
(t )v a l u e s o f z i r c o n s w i t h t h e d i f f e r e n t f o r m i n g -a g e s i n h o s t r o c k s ,d i o r i t i c e n c l a v e s i n S h a h e w a np l u -t o n a n d d i o r i t i c d y k e s i n w a l l -r o c k s
壳幔两端元岩浆组分的结晶作用并非同时发生。这可能是由于幔源岩浆诱发的壳源岩浆在其幔源岩浆还未进入岩浆房之前,由于热状态不甚均一,部分岩浆的温度首先到达锆石的冷凝结晶温度,因而较早
晶出了以壳源为主要特征的锆石。幔源基性岩浆一般是在壳源花岗岩浆房形成之后,由于其相对高的温度和低的黏度得以进入酸性岩浆房,因而在岩浆混合作用过程中一般表现为较晚的结晶作用,从而也就出现了酸性端元岩浆产物较基性端元岩浆产物有较老的形成年龄。
谨以此文献给导师张国伟院士70华诞,衷心感谢先生长期一贯的指导和帮助!
参考文献:
[1] 张国伟,张本仁,袁学城,等.秦岭造山带与大陆动力
学[M ].北京:科学出版社,2001.
[2] M E N GQR ,Z H A N GGW.G e o l o g i cf r a m e w o r ka n dt e c -t o n i c e v o l u t i o n o f t h eQ i n l i n g o r o g e n ,c e n t r a l C h i n a [J ].T e c t o n o p h y s i c s ,2000,323:183-196.
[3] 卢欣祥,董有,常秋玲,等.秦岭早中生代沙河湾奥长
环斑花岗岩及动力学意义[J ].中国科学(D 辑),1996,26(3):244-248.
[4] 卢欣祥,尉向东,肖庆辉,等.秦岭环斑花岗岩的年代
学研究及意义[J ].高校地质学报,1999,15(4):373-377.
[5] 张宗清,张国伟,唐索寒,等.秦岭沙河湾奥长环斑花
岗岩的年龄及其对秦岭造山带主造山期时间的限制[J ].科学通报,1999,44(9):981-983.
[6] 王晓霞,王涛,卢欣祥,等.北秦岭中生代沙河湾岩体
环斑结构特征及有关问题的讨论[J ].地球学报,2002,23(1):30-36.
[7] 张静,陈衍景,舒桂明,等.陕西西南部秦岭梁花岗岩
体的矿物成分和相关问题讨论[J ].中国科学(D 辑),2002,32(2):113-119.
[8] 王晓霞,卢欣祥.北秦岭沙河湾环斑结构花岗岩的矿
物学特征及其岩石学意义[J ].矿物学报,2003,23(1):57-62.
[9] 王晓霞,王涛,H A A P A L AI ,等.秦岭环斑结构花岗岩
中暗色包体的岩浆混合成因及岩石学意义———元素和S r 、N d 同位素地球化学证[J ].岩石学报,2005,21(3):935-946.
[10]F E I Wa n g ,L UX i n -x i a n g ,L OC h i n g -h u a ,e t a l .P o s t -c o l l i -s i o n a l ,p o t a s s i cm o n z o n i t e -m i n e t t ec o m p l e x(S h a h e w a n )
i nt h e Q i n l i n g M o u n t a i n s (c e n t r a l C h i n a ):40
A r /39A r t h e r -
m o c h r o n o l o g y ,p e t r o g e n e s i s ,a n di m p l i c a t i o n s f o r t h ed y -n a m i c s e t t i n go f t h eQ i n l i n go r o g e n[J ].J o u r o f A s i a n E a r t hS c i e n c e s ,2007,31:153-166.
[11]W A N GX i a o -x i a ,WA N G T a o ,J A H NB o r -m i n g ,e t a l .T e c -t o n i c s i g n i f i c a n c eo f l a t eT r i a s s i cp o s t -c o l l s i o n a l l a m p r o -p h y r e d y k e s f r o m t h eQ i n l i n gM o u n t a i n s (C h i n a )[J ].G e o l M a g ,2007,144(5):837-848.
[12]WA N G X i a o -x i a ,WA N G T a o ,H A A P A L A I .P -Tc o n d i -t i o n s o f c r y s t a l l i z a t i o na n do r i g i no f p l a g i o c l a s e -m a n t l e d f i e l d s p a r m e g a c r y s t s i n t h e M e s o z o i c g r a n i t o i d s i n t h e Q i n -l i n g o r o g e n (C h i n a )[J ].L i t h o s ,2008,103:289-308.[13]周滨,汪方跃,孙勇,等.秦岭沙河湾造山带型环斑花
岗岩地球化学及构造属性讨论[J ].岩石学报,2008,24(6):1261-1272.
[14]H O L D E NP ,H A L L I D A YAN ,S T E P H E SW E .N e o d y m i -u m a n d s t r o n t i u mi s o t o p ec o n t e n t o f m i c r o d i o r i t ee n c l a v e s p o i n t s t om a n t l ei n p u t t og r a n i t o i dp r o d u c t i o n[J ].N a -t u r e ,1987,330:53-56.
[15]L E S H E R C E .D e c o u p l i n go f c h e m i c a l a n di s o t o p i ce x -c h a n g ed u r i n gm a g m am i x i n g[J ].N a t u r e ,1990,344:235-237.
[16]A L L E N C M .L o c a l e q u i l i b r i u m o f m a f i ce n c l a v e sa n d
g r a n i t o i d s o f t h e T u r t l e p l u t o n ,s o u t h e a s t C a l i f o n i a :M i n -e r a l ,c h e m i c a l ,a n d i s o t o p i ce v i d e n c e[J ].A m e r i c a n m i n e r a l o g i s t ,1991,76:574-588.
—
464—西北大学学报(自然科学版) 第39卷
[17]吴福元,李献华,郑永飞,等.L u -H f 同位素体系及其
岩石学应用[J ].岩石学报,2007,23(2):185-220.[18]袁洪林,吴福元,高山,等.东北地区新生带侵入岩体
的锆石激光探针U -P b 年龄测定与稀土元素成分分析[J ].科学通报,2003,48(14):1555-1520.
[19]A N D E R S E NT .C o r r e c t i o no f c o m m o nl e a di nU -P ba n a -l y s e s t h a t d o n o t r e p o r t 204
P b [J ].C h e mG e o l ,2002,192:59-79.
[20]L U D W I GKR .I S O P L O T 3.0:A g e o c h r o n o l o g i c a l t o o l k i t
f o r m i c r o s o f t e x c e l ,B e r k e l e yG e o c h r o n o l o
g yC e n t e r [J ].S p e c i a l p u b l i c a t i o nn o ,2003,(4):1-4.
[21]袁洪林,高山,罗彦,等.L u -H f 年代学研究———以大
别榴辉岩为例[J ].岩石学报,2007,23(2):233-239.[22]R U B A T T OD ,G E B A U E RD .U s e o f c a t h o d o l u m i n e s c e n c e
f o r U -P b z i r c o nd a t i n
g b y I O M M i c r o p r o b e :S o m ee x a m -p l e s f r o mt
h e w e s t e r nA l p s .C a t h o d o l u m
i n e s c e n c e i n G e o -s c i e n c e [M].H e i d e l b e r g :G e r m a n y ,S p r i n g e r -V e r l a g ,2000:373-400.
[23]R U B A T T O D ,W I L L I A M SI S .I m a g i n g ,t r a c ee l e m e n t
g e o c h e m i s t r y a n dm i n e r a l i n c l u t i o n s :L i n k i n gU -P ba g e s w i t h m e t a m o r p h i c c o n d i t i o n s [J ].E O S ,2000,21:25.[24]R U B A T T OD .Z i r c o nt r a c ee l e m e n t g e o c h e m i s t r y :P a r t i -t i o n i n gw i t hg a r n e t a n dt h el i n kb e t w e e nU -P ba g e sa n d m e t a m o r p h i s m[J ].C h e m i c a l G e o l o g y ,2002,184:123-138.
[25]金惟浚,张旗,何登发,等.西秦岭埃达克岩的
S H R I M P 定年及其构造意义[J ].岩石学报,2005,21(3):959-966.
[26]张成立,王涛,王晓霞,等.秦岭造山带早中生代花岗
岩成因及其构造环境[J ].高校地质学报,2008,14(3):304-316.
[27]夏林圻,夏祖春,徐学义.南秦岭中～晚元古代火山岩
性质与前寒武纪大陆裂解[J ].中国科学(D 辑),1996,26:237-243.
[28]张本仁,高山,张宏飞,等.秦岭造山带地球化学[M].
北京:科学出版社,2002.
[29]张宏飞,张本仁,林文黎,等.南秦岭新元古代地壳增
生事件:花岗质岩石钕同位素示踪[J ].地球化学,1997,26(5):16-24.
[30]郑永飞,陈仁旭,张少兵,等.大别山超高压榴辉岩和
花岗片麻岩中锆石L u -H f 同位素研究[J ].岩石学报,2007,23(2):317-330.
(编 辑 曹大刚)
O r i g i n o f S h a h e w a ng r a n i t e i n t r u s i o ni nE a s t e r nQ i n l i n g :
e v i d e n c e s
f r o mz i r c o n U -P b d a t i n
g a n dH f i s o t o p e s
Z H A N GC h e n g -l i 1
,W A N GX i a o -x i a 2
,W A N GT a o 3
,D A I M e n g -n i n g
1
(1.S t a t e K e yL a b o r a t o r y o f C o n t i n e n t a l D y n a m i c s /D e p a r t m e n t o f G e o l o g y ,N o r t h w e s t U n i v e r s i t y ,X i ′a n 710069,C h i n a ;2.I n s t i t u t eo f M i n e r a l a n d R e s o u r c e C h i n e s e A c a d e m y o f G e o l o g i c a l S c i e n c e ,B e i j i n g 100037,C h i n a ;3.I n s t i t u t e o f G e o l o g y ,C h i n e s e A c a d e m y o f G e -o l o g i c a l S c i e n c e ,B e i j i n g 100037,C h i n a )
A b s t r a c t :A i m T o d e t e r m i n e t h e f o r m i n g -a g e s ,s o u r c e f e a t u r e s a n do r i g i n o f t h e S h a h e w a ng r a n i t e i n t r u s i o n i n e a s t e r n Q i n l i n g .M e t h o d s
B a s e d o n t h e a n a l y s i s f o r t h e i n n e r s t r u c t u r a l
C L i m a g e s o f z i r c o n s ,t h e U -P b a g e s a n d H f i s o t o p e s o f z i r c o n s f r o mt h e h o s t g r a n i t e s ,m a f i c m i c r o g r a n u l a r e n c l a v e s a n d d i o r i t e d y k e s h a v e b e e n d i s c u s s e d u -s i n g i n s i t u z i r c o n a n a l y s i s o f t h e L A -I C P M S a n d M C -I C P M S .R e s u l t s T h e t o wg r o u p a g e s o f 210M a a n d 197M a f r o mh o s t g r a n i t e s ,197M a a n d 188M a f r o m e n c l a v e s a n d 230M a a n d 210M a f r o m d y k e h a v e b e e n o b t a i n e d ,r e -s p e c t i v e l y .T h e i r εH f
(t )r a n g e s f r o ms l i g h t p o s i t i v e t o n e g a t i v e v a l u e s ,s u g g e s t i n g t h e y w e r e n o t f o r m e d b y t h e m a g -m a s d e r i v e d f r o ma s i n g l e s o u r c e ,b u t a t l e a s t t w o s o u r c e s .C o n c l u s i o n T h e S h a h e w a n g r a n i t e i n t r u s i o n w a s f o r m e d b y t h e m i n g l i n g b e t w e e n t h e p a r t i a l m e l t i n g p r o d u c t s f r o mN e o -p r o t e r o z o i c c r u s t a l m a t e r i a l s a n d m a g m a d e r i v e d f r o m e n r i c h e d m a n t l e .T h e c r u s t -m a n t l e m i x i n g c o u l d b e m a r k e d b y t h e o c c u r r e n c e o f m a n t l e -d e r i v e d m a g m a a c t i v i t y i n 230M a ,a n d t h e n p a r t i a l m e l t i n g o f c r u s t a l r o c k s w a s o c c u r r e d d u e t o t h e c o n t i n u o u s h e a t i n g c a r r i e d b y b a s i c m a n -t l e -d e r i v e d m a g m a b e f o r e 210M a .C o n s e q u e n t l y ,a m a g m a t i c c h a m b e r w a s f o r m e d .T h e m i x t u r e b e t w e e n c r u s t -a n d m a n t l e -d e r i v e d m a g m a s w a s w i d e l y s t a r t e d i n c h a m b e r d u e t o t h e i n j e c t i n g o f b a s i c m a g m a a t 200M a ,a n d e n d e d a -r o u n d i n 185M a ,i n d i c a t i n g t h e c r u s t -m a n t l e m i n g l i n g w e n t o n 60M a d u r i n g M e s o z o i c i n Q i n l i n g .K e y w o r d s :z i r c o n U -P b d a t i n g ;H f i s o t o p e s ;m i n g l i n g b e t w e e n c r u s t -a n d m a n t l e -d e r i v e d m a g m a s ;S h a h e w a n g r a n i t -o i d s ;E a s t e r n Q i n l i n g
—
465—第3期 张成立等:东秦岭沙河湾岩体成因
锆石颗粒较小且磨蚀现象不明显，反映其搬运距离极短，大部分锆石具有振荡生长环带，指示了岩浆结晶的特征，仅有个别锆石具有薄的变质增生边，可能是经历一定程度的变质作用所致，指示它们的原岩主要是由同期或略早期的岩浆岩风化后就近沉积的产物。文章结构较简单，锆石数据、谐和图、直方图。（谷丛楠,2012;现代地质；内蒙古白乃庙地区白音都西群的碎屑锆石年龄及其构造意义） 在样品89-2405B中，锆石颗粒大小约50~100μm，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。样品SD2-14中锆石颗粒直径约为50~100μm，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；另一组锆石形状多为长椭圆形，局部具有振荡环状。样品87-1001H中锆石颗粒直径约在100μm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和破裂状，是在侵蚀、搬运、沉积等作用时所造成，表现为碎屑锆石特征。 碎屑锆石——原岩年龄：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 1.7~2.7Ga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。 成岩之后的变质年龄，本文没从锆石中获得；我自己的论文中，可从变质锆石中获得变质年龄。 物源分析：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。（董国安，2007；科学通报；龙首山岩群碎屑锆石SHRIMP U-Pb 年代学及其地质意义）
变质锆石成因类型及内部结构＼地球化学特征 测年的样品中变质锆石因其可能记录了多次的变质事件的信息，所以往往具有多期生长的、复杂的内部结构。不同的晶域具有不同的年龄，记录了不同地质事件的信息，若不能有效区分所测锆石成因，会给所得年龄的解释带来很大困难。本文阐述了不同成因变质锆石的内部结构及地球化学特征，以期为变质锆石的成因分析及测年数据合理解释提供参考。 标签：变质锆石；U-Pb测年；成因类型 目前对于锆石的成因主要通过锆石的CL图像及Th/U比值来区分锆石为岩浆成因还是变质成因的。一般认为具有振荡环带且Th/U比值较高的（>0.4）锆石为典型岩浆成因的，但并非所有具有这种特征的锆石都是岩浆成因的，有些变质过程中形成的锆石不仅可能具有振荡环带，而且其Th/U比值也有可能较高（>0.7），若将这类锆石鉴定为岩浆锆石，就可能得出错误的结论。因此在判别锆石成因时，还应结合地球化学、基础地质等因素进行合理解释。 1 内部结构 变质锆石根据其形成时的变质作用大体可分为变质增生、深熔、蜕晶化、重结晶和流体改造五种，由于其成因、形成环境等的多样性，决定了其内部结构也非常繁杂，典型的内部结构有无分带、弱分带，扇形分带等（图1）。而对于不同成因的锆石，又具有其优势的内部结构（图2），为鉴别锆石成因提供了一定的依据。 2 各成因类型地球化学特征 2.1 变质增生 变质增生锆石从结构上可分为无继承核和有继承核两类，前者属完全变质新生锆石，其具有多晶面状-不规则状-规则外形；后者在继承核外围形成增生边，与原岩残留锆石之间界限清楚，边界截然，晶核形态变化多样，内部通常较均匀，晶核中有时可保留原生的生长结构。增生锆石中是否含晶核与原岩中是否富含碎屑锆石密切相关，若富含碎屑锆石，变质锆石中则多含有晶核。 变质增生锆石的Th/U比值受变质流体、共生矿物组成及变质锆石的生长速率等因素的影响[1]。U在流体中的活动性比Th强，所以变质流体一般富U贫Th，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。此外，在锆石结晶同时如有富Th矿物结晶同样会造成Th/U比值的降低。REE含量主要取决于变质流体中REE含量及形成时的环境，其形成时如有富含HREE的矿物晶出，则锆石HREE含量显著降低。
锆石SHRIMP定年原理和方法 锆石分选采用常规重力分选和显微镜下手工挑选的方法进行，具体是将岩石样品粉碎成60目左右，通过淘洗和使用重液等物理方法分离锆石，然后在双目镜下精选、剔除杂质。然后将其与标准锆石（TEM，417 Ma）一起粘贴，制成环氧树脂样品靶，打磨抛光并使其露出中心部位，进行反射光透射光和阴极发光显微照相，阴极发光图像用以确定单颗粒锆石晶体的形态、结构特征以及标定测年点。最后，用超声波在去离子水中清洗约10分钟后，镀金膜并上机测年。在分析中，采用跳峰扫描记录Zr2O+、204Pb+、背景值、206Pb+、207Pb+、208Pb+、U+、ThO+和UO+等9个离子束峰值，每5次扫描记录一次平均值：一次离子为4.5nA，10kV的O-2，离子束直径约25~30um：质量分辨率约5400（1％峰高）：应用SL13（572Ma，U=238×10-6）标定样品的U、Th及Pb含量，用TEM（417Ma）标定样品的年龄。为了尽量降低锆石表面普通Pb和镀金过程中的污染，测定过程中先将束斑在120um 范围内扫描 5 分钟，具体测试条件及流程见Compston等（1992）、Williams（1998）、宋彪（2002）等。数据处理采用SQUID1.0和ISOPLOT 程序，普通Pb一般根据实测204Pb及Cumming等(1975)模式铅成分校正：单个测试数据误差和206Pb/238U 年龄的加权平均值误差均为95％置信度误差(1σ)，对年轻的岩浆锆石，采用206Pb/238U 年龄；对较老的继承锆石，采用207Pb/206Pb 年龄。 206Pb/238U 年龄的加权平均值,即谐和年龄，用谐和图表示，谐和图是锆石同位素地质年代学最常用的图解，它是以207Pb／235U 和206Pb/238U 为坐标，t为参 数的超越方程(207Pb/235U=t e*λ－1和206Pb/238U =t eλ－1，其中λ*和λ分别是235U 和238U的衰变常数)的轨迹――谐和线。在谐和线上的点具有一致年龄，即206Pb/238U、207Pb/235 U、207Pb/206Pb三个表面年龄相等，表明被测对象自形成以来，同位素母体子体一直处于封闭体系中。 本次研究锆石分选工作在河北地勘局廊坊实验室进行，锆石样品在北京离子探针中心完成制靶，阴极发光显微照相在中国地质科学院矿产地质研究所电子探针室完成，最后分批在北京离子探针中心和澳大利亚Curtin University of Technology 离子探针中心完成测试，测试原始数据由北京离子探针中心处理。标样为来自澳大利亚国立大学(ANU)的SL13和TEM。SL13（宝石级锆石，U含量为238μg/g，年龄为572 Ma）用于样品U含量标定。TEM（母岩为澳大利亚堪培拉附近一闪长岩体，年龄为417 Ma）用于样品年龄标定，采用公式为206Pb+/238U+=A （254UO+/238U+）。
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
成因矿物学复习资料 一、名词解释（阐述下列概念，要求举例说明，5*8=40分）） 1、成因矿物学：是研究矿物及矿物共生组合的形成（发生、成长）、演化（存在、变化）的过程和条件，以及反映该过程和条件的标志和信息的矿物学特征的一门基础地质科学。最终与其他地质学科相结合，从阐明矿物的形成、演化机理入手，解决基础地质研究及找矿勘探中的理论和实际问题。 例如锡石的形态及物性特征在一定程度上可以揭示其形成时的地质环境、地球化学背景、物理化学条件等信息。伟晶岩型：{111}为主，Nb、Ta含量高，黑色；热液型：{110}+{111}为主，含Nb、Ta，W、Zr含量高，褐色；接触交代型：{110}为主，不含Nb、Ta，富含Ag、Cu、Pb及Zn，褐色； 2、矿物标型：矿物标型是一种地质成因信息的标志，是一种矿物及其共生组合和组构对其形成环境的表征。这种表征可以通过标型矿物、标型组合、标型组构以及矿物的标型特征去实现。即根据矿物及矿物组合的形态、成分、性质、成因产状等特征及其彼此间的内在联系、对介质的依赖关系等信息，寻找反映介质状态和条件的宏观标志（形态、物性及组构等）和微观标志（成分、同位素特征、晶胞参数、有序—无序结构、类质同像、同质多像、多型等），即矿物的标型性。例如锆石在不同的岩石组合中具有不同的晶体形态，利用锆石的晶体形态判断其形成环境的过程就是矿物标型。A.碱性火山岩，或偏碱性花岗岩，锆石为粒状；B.正常花岗岩，锆石为短柱状；C.中-基性火山岩，锆石为长柱状。 3、标型矿物：在特定的条件下形成的矿物，这种矿物可作为一定形成条件的标志。例如：斯石英只产生于陨石冲击坑中，是高压冲击变质成因的标志矿物。 4、封闭体系和开放体系：将由地质作用形成的岩石或矿石等视为热力学体系。严格讲，自然地质作用多为开放体系。为了研究问题方便，人们一般将岩浆岩、角岩及狭义的区域变质岩视为近封闭体系，而把接触交代岩、混合岩，以及各种外生成岩作用形成的岩石视为开放体系。封闭体系特征：①物质不变，但其浓度、体积可以发生变化的体系；②该体系与外界环境只有能量交换，而无物质交换。自然界中的封闭体系多为近似的封闭体系。开放体系特征：在一定条件下可以交换物质的体系，既有能量交换，又有物质交换。 5、矿物共生组合：同一成因、同一成矿期（或成矿阶段）所形成的不同矿物共存于同一空间。即：同时形成或从同一来源的成矿溶液中依次析出的矿物构成矿物的共生组合。体系中的组分及物理化学条件决定着矿物的共生组合。因此，矿物共生组合是反映其形成条件的重要标志，是成因矿物学研究的一个重要方面。例如在不同的温度环境下有不同的元素、矿物组合。高温热液作用（矿床）：W、Sn、Bi、Mo，黑钨矿、锡石、辉铋矿、辉钼矿；中温热液作用（矿床）：Cu、Pb、Zn，黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、闪锌矿；低温热液作用（矿床）：Sb、Hg、As，辉锑矿、辰砂、雄黄、雌黄。 6、矿物共生分析：应用热力学方法，研究岩石和矿床的形成条件，共生矿物的析出途径，彼此替代关系的顺序。如：超基性岩——橄榄石、斜方辉石、普通角闪石、基性斜长石、铬石榴石、铬铁矿、次生蛇纹石等，不会出现石英。 7、矿物相律：p ≤c，它表示在一定的P—T范围内，同时稳定存在的矿物相的最大数目（p），小于或等于组成该岩石的独立组分的数目（c）。意义：①在一定的P-T范围内，同时稳定存在的矿物相的最大数目(p) 等于组成该岩石的独立组分的数目(c) ，即n个组分组成的体系中，共存矿物不会超过n种；②确定矿物组合的规律；③只适用于封闭体系。例如：由SiO2+Al2O3构成的2元体系，在任意T和P条件下，达到平衡时，则共存矿物数量应为2（或≤2）。蓝晶石、红柱石、夕线石、刚玉和石英中都存在以上两种组分，但在平衡条件下，不可能有两个以上的矿物稳定存在。
2010年第55卷第4-5期：350~358 https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, 英文版见: Jia J T, Zheng H B, Huang X T, et al. Detrital zircon U-Pb ages of late Cenozoic sediments from the Yangtze delta: Implication for the evolution of the Yangtze River. Chinese Sci Bull, 2010, 55, doi: 10.1007/s11434-010-0091-9 论文 《中国科学》杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 长江三角洲晚新生代沉积物碎屑锆石U-Pb年龄及其对长江贯通的指示 贾军涛①, 郑洪波②*, 黄湘通①, 吴福元③, 杨守业①, 王可②, 何梦颖① ①同济大学海洋地质国家重点实验室, 上海 200092; ②南京大学地球科学与工程学院, 南京 210093; ③中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 *联系人, E-mail: zhenghb@https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, 2009-05-19收稿, 2009-09-07接受 国家自然科学基金重点项目(批准号: 40830107)和联合国教育科学文化组织地球科学项目(编号: IGCP-581)资助 摘要对长江三角洲DY03孔3.6 Ma以来的沉积物碎屑锆石样品利用LA-ICP-MS进行了U-Pb 年龄测定. 结果表明, DY03孔189.8～215.8 m 之间(磁性地层年龄3.2～3.5 Ma)沉积物碎屑锆 石年龄以100～150 Ma占优势, 沉积物主要来自长江下游地区的白垩纪岩体, 物源区比较局 限; 189.8 m(~3.2 Ma)以上沉积物碎屑锆石年龄呈现多峰态分布的特征, 主要分布于100～300, 350～550, 600～1000, 1400～2000和2200～2800 Ma, 表明沉积物源区显著扩大. 从DY03孔 3.2 Ma以来沉积物碎屑锆石中识别出大量来自长江上游的年龄信息, 表明当时长江沉积物已 开始影响到三角洲地区. 考虑到古长江在上新世以前有可能没有流经现在的长江三角洲，而是 流向苏北盆地, 长江贯通的时限应不晚于3.2 Ma. 关键词 晚新生代 碎屑锆石 U-Pb定年 物源示踪 长江 大河是构造与气候共同作用的产物, 是地球动 力系统中重要的组成部分, 在地球表层系统中扮演 着非常重要的角色[1]. 作为亚洲最长的河流, 长江贯 穿了多个构造体系, 其演化历史与青藏高原隆升和 亚洲地形格局的演化密切相关, 同时长江流域的大 部分地区处于东亚季风和南亚季风的影响之下, 研 究长江的演化对于理解青藏高原隆升、亚洲地形演化 和季风演化具有重要意义, 因而长江的演化历史一 直是百余年来地学界关注的一个热点问题[2~19]. 近代从地质学的角度研究长江的演化始于Willis 等人[2]对长江三峡成因的探讨. 经过百余年的研究, 当前普遍认为云南石鼓第一弯的形成[3~5]和三峡的贯 通[6,7]是长江演化过程中的关键环节. 然而对第一弯 形成和三峡贯通的时限还存在较大争议. 对第一弯 形成的时限存在始新世[8]、中新世[5,9]和更新世[6,10,11] 的争论. 对长江三峡贯通的时限也有中新世[5], 早更 新世[7,11~14], 中更新世[6,15]和晚更新世[16]等不同的认 识. 长江演化的核心问题在于长江上游物质到达下 游地区时限的确定, 在长江中下游地区准确示踪长 江上游的物质并标定其沉积时代是研究长江演化的 关键. 在长江三角洲地区, 近年来利用钻孔沉积物重 矿物组合[16]、元素地球化学[17,18]、同位素地球化学[18] 和单颗粒碎屑独居石年代学[12,19]等研究, 结合磁性 地层定年, 为研究长江演化提供了新的研究思路. 然 而, 前已提及, 利用这些不同指标获得的对于长江贯 通时限的认识差别很大, 原因在于长江流域面积广, 源岩岩石类型和矿物组成复杂, 在岩体风化、剥蚀、
第34卷第1期地球科学)))中国地质大学学报Vol.34No.1 2009年1月Earth Science)Jour nal of China Univer sity of Geosciences Jan.2009 扬子克拉通南华纪碎屑锆石U2Pb年龄、Hf同位素对华南新元古代岩浆事件的指示 谢士稳1,2,高山1,2,3,柳小明3,高日胜4 1.中国地质大学地球科学学院,湖北武汉430074 2.中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室,湖北武汉430074 3.西北大学地质系大陆动力学国家重点实验室,陕西西安710069 4.中油国际海外中心,北京100083 摘要:对采自宜昌三峡地区南华纪沉积岩中碎屑锆石进行了U2Pb定年,新元古代锆石U2Pb年龄在833Ma、785Ma出现高峰,说明此时期有两期大规模岩浆活动.结合前人的Hf同位素结果,新元古代锆石U2Pb年龄与E Hf(t)值关系图表明:910~890Ma 之间锆石E Hf(t)值表现为高正值(U10,接近亏损地幔演化值),890~840Ma锆石E H f(t)值明显降低,并有负值出现,另外在890Ma处有年龄峰出现.笔者认为扬子和华夏板块的拼合可能在890Ma发生了由俯冲到陆-陆或陆-弧的碰撞,之前的高E Hf(t)值由洋壳俯冲造成,之后碰撞作用陆壳物质熔融造成了E Hf(t)值的降低;840~800Ma的锆石E Hf(t)值有正也有负,800~ 780Ma的锆石E Hf(t)值小于0,780~750Ma的锆石E Hf(t)值大于0.这些数据与830~795Ma、780~745Ma两期地幔柱事件吻合.关键词:扬子板块;锆石U2P b定年;地幔柱;R odinia超大陆;Hf同位素. 中图分类号:P597文章编号:1000-2383(2009)01-0117-10收稿日期:2008-10-10 U2Pb Ages and Hf Isotopes of Detrital Zircons of Nanhua Sedimentary Rocks from the Yangtze Gorges:Implications for Genesis of Neoproterozoic Magmatism in South China XIE Shi2wen1,2,GAO Shan1,2,3,LIU Xiao2ming3,GAO Ri2sheng4 1.F aculty of Earth Sciences,China Univer sity of Geosciences,Wuhan430074,China 2.State K ey Labor atory of Geological P rocesses and Mineral Resources,China Univer sity of Geosciences,Wuhan430074,China 3.State K ey Labor atory of Continental Dynamics,Depar tment of Geolog y,Northwest Univer sity,Xi.an710069,China https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, P C Inter national Resear ch Center,Beijing100083,China Abstr act:This paper repor ts LA2ICP2M S U2Pb dates of det rita l zircons from the Nanhua clastic sedimentary rocks in the Yan2 gtze gor ges.Neoproterozoic U2Pb ages show two peaks at833Ma and785Ma,assumably cor responding t o two large2sca le pe2 r iods of magmatism.E Hf(t)values for the910-890M a zircons are positive(U10,similar to the value of the coeval depleted mantle),while those for the890-840Ma zircons tend to decr ease t o negat ive values,and there shows age peaks at890Ma. These data allow us to infer that tr ansformation of oceanic subduct ion into continenta l collision or continental2ar c collision oc2 curr ed at about890Ma via amalgamation of the Yangt ze and Catha ysia blocks.The high E Hf(t)values prior to890Ma resulted from t he subduct ion of oceanic crust.T he subsequent dr op of E H f(t)va lues was caused by the crust melting and crusta l colli2 sion.E Hf(t)values for the840-800Ma zircons a re either negative or positive,whereas E H f(t)values for the800-780Ma zir2 cons are all negat ive and E Hf(t)values for the780-750Ma zir cons are most ly posit ive.T hese data ar e in coincidence with two stages of the mant le plume beneath the Yangtze craton at830-795Ma and780-745Ma. Key words:Yangtze block;zir con U2Pb dat ing;mantle plume;Rodinia super continent;Hf isotope. 基金项目:教育部创新团队研究计划项目(Nos.IRT0441,306021);国家自然科学基金委创新研究群体科学基金项目(No.40521001);高等学校学科创新引智计划(No.B07039). 作者简介:谢士稳(1983-),男,硕士研究生在读,岩石圈地球化学专业.E2mail:swxie210@https://www.doczj.com/doc/d93850192.html,
SIMS锆石U-Pb定年方法 用于U-Pb年龄测定的样品（号码）用常规的重选和磁选技术分选出锆石。将锆石样品颗粒和锆石标样Plésovice (Sláma et al., 2008) (或TEMORA, Black et al., 2004）和Qinghu (Li et al., 2009）粘贴在环氧树脂靶上，然后抛光使其曝露一半晶面。对锆石进行透射光和反射光显微照相以及阴极发光图象分析，以检查锆石的内部结构、帮助选择适宜的测试点位。样品靶在真空下镀金以备分析。 U、Th、Pb的测定在中国科学院地质与地球物理研究所CAMECA IMS-1280二次离子质谱仪（SIMS）上进行，详细分析方法见Li et al. (2009)。锆石标样与锆石样品以1:3比例交替测定。U-Th-Pb同位素比值用标准锆石Plésovice (337Ma, Sláma et al., 2008（或TEMORA (417Ma, Black et al., 2004)）校正获得，U含量采用标准锆石91500 (81 ppm, Wiedenbeck et al., 1995) 校正获得，以长期监测标准样品获得的标准偏差（1SD = 1.5%, Li et al., 2010）和单点测试内部精度共同传递得到样品单点误差，以标准样品Qinghu (159.5 Ma, Li et al., 2009) 作为未知样监测数据的精确度。普通Pb校正采用实测204Pb值。由于测得的普通Pb含量非常低，假定普通Pb主要来源于制样过程中带入的表面Pb污染，以现代地壳的平均Pb同位素组成(Stacey and Kramers, 1975)作为普通Pb组成进行校正。同位素比值及年龄误差均为1σ。数据结果处理采用ISOPLOT软件（文献）。 参考文献 Black, L.P., Kamo, S.L., Allen, C.M., Davis, D.W., Aleinikoff, J.N., Valley, J.W., Mundil, R., Campbel, I.H., Korsch, R.J., Williams, I.S., Foudoulis, Chris., 2004. Improved 206Pb/238U microprobe geochronology by the monitoring of a trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards. Chem. Geol., 205: 115-140. Ji?í Sláma, Jan Ko?ler, Daniel J. Condon, James L. Crowley, Axel Gerdes, John M. Hanchar, Matthew S.A. Horstwood, George A. Morris, Lutz Nasdala, Nicholas Norberg, Urs Schaltegger, Blair Schoene, Michael N. Tubrett , Martin J. Whitehouse, 2008. Ple?ovice z ircon —A new natural reference material for U
锆石U-Pb测年实用手册1 花生哥整理，微信公众号“37地质人”首发在精准化、精确化的测年进程中，微区原位测试有着不可比拟的优势，使用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）进行锆石U-Pb测年也被广为推崇。一个成功的锆石U-Pb测年实验过程主要分为以下4个阶段：（1）根据实验目的采集合理的样品；（2）锆石挑选及制靶；（3）锆石选点及实验测试；（4）测试结果综合分析。以下就锆石U-Pb测年的（1）（2）（3）项进行介绍，其中对锆石选点进行重点介绍。 实验仪器简介：激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）由LA、ICP、MS三个系统有机组合在一起的。其结构示意图及实验工作台如图1、图2所示。 图1LA-ICP-MS仪器结构示意图 图2 LA-ICP-MS实验工作台 一、根据实验目的采集合理的样品 采取合理的实验样品是进行成功的实验的前提，应根据项目需求以及针对实
际的采样对象进行合理的样品采取。一般来说：（1）采取新鲜的样品；（2）对锆石含量较高的花岗岩取3-5Kg，火山岩取10-15Kg，中基性-超基性岩采取20-25Kg。 二、锆石挑选及制靶 锆石单矿物的挑选一般0.5-2g，纯度＞98%。对制靶的锆石应为随机取样，尽量避免人为选择性。 制靶时一般常见有大靶和小靶，可根据实际需要选取，小靶一般排列200粒锆石，靶的直径大小有一定差别，有常见小靶直径为2.54cm。 图3 样品池中锆石靶及标样图4锆石靶 制靶时需注意，锆石之间的间距及排列顺序，较好的锆石制靶应保持锆石间距合适，相互独立但又排列有序（图5、图6）。 图5 锆石制靶间距适宜、排列有序图6锆石制靶间距太小、排列无序 三、锆石选点及实验测试 （一）锆石选点 锆石的选点应综合考虑两个方面得因素：（1）实验者研究需求；（2）锆石本身条件。 第一个方面主要根据是实验者研究所需进行锆石（岩浆锆石、变质锆石、热液锆石）的选点。 在进行锆石选点之前，首先厘清锆石分类的相关概念。 从成因上对锆石进行分类，常分为：岩浆锆石（在岩浆作用过程中结晶形成的锆石）、变质锆石（在变质作用过程中形成的锆石），现认为也存在热液锆石（此
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）
收稿日期: 2014-01-02; 改回日期: 2014-01-26 项目资助: 科技部973课题(编号: 2013CB429802)、国家自然科学基金青年基金(批准号: 41102140)和西北大学大陆动力学国家重点实验室开 放课题基金联合资助。 第一作者简介: 刘兵(1984?), 女, 博士研究生, 从事区域构造、造山带演化和40 Ar/39Ar 同位素年代学研究。Email: liubing719@ https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, 通信作者: 温泉波(1978?), 讲师, 从事构造地质学、地质年代学研究。Email: wenquanbo@https://www.doczj.com/doc/d93850192.html, 卷(Volume)38, 期(Number)2, 总(SUM)141 页(Pages)408~420, 2014, 5(May, 2014) 大 地 构 造 与 成 矿 学 Geotectonica et Metallogenia 大兴安岭中段上二叠统?下三叠统接触关系研究 ——来自碎屑锆石年代学的证据 刘 兵, 温泉波, 刘永江, 李伟民, 冯志强, 周建平, 申 亮 (吉林大学 地球科学学院, 吉林 长春 130061) 摘 要: 华北板块北缘与其北部地块之间古亚洲洋闭合的时限, 涉及到大陆形成过程中的古洋陆格局及演化过程的重建。晚二叠世-早三叠世大兴安岭地区的构造演化过程是承上启下的转折时期, 即是古亚洲洋向古太平洋构造体系转变的关键时期。本文通过对大兴安岭中段龙江地区上二叠统林西组和下三叠统老龙头组砂岩样品进行系统的碎屑锆石U-Pb 同位素年代学研究, 证实林西组和老龙头组存在280 Ma 、370 Ma 和500 Ma 的三组峰值年龄, 分别代表物源区存在早二叠世大石寨组火山岩、晚泥盆世-早石炭世岩浆弧以及北侧地块的统一基底, 林西组和老龙头组碎屑锆石最小年龄分别为254 Ma 和247 Ma, 结合野外实测剖面研究结果, 认为上二叠统林西组和下三叠统老龙头组连续沉积, 整合接触。1∶20万地质图显示内蒙古东部大兴安岭大部分地区缺失三叠系, 笔者发现研究区晚侏罗世满克头鄂博组、白音高老组与下伏晚二叠世林西组呈角度不整合接触, 结合大兴安岭中部零星出露的早三叠世地层、二连盆地参1井中也存在早三叠世地层, 综合分析认为研究区应存在早三叠世地层, 上二叠统与下三叠统应为连续沉积, 现今多数地区早三叠世地层的缺失是由于后期构造抬升剥蚀造成的。根据上二叠统林西组和下三叠统老龙头组中碎屑锆石存在1800 Ma 左右的典型华北板块基底年龄和两者的整合接触关系, 结合内蒙古贺根山缝合带中花岗闪长岩244 Ma 的年龄以及双井子岩体、哈拉图岩体、吉林中部大玉山岩体均为后碰撞的地球化学特征, 认为华北板块北缘与其北侧地块群最终闭合时间应为P 3-T 1。 关键词: 锆石U-Pb 年龄; 林西组; 老龙头组; 大兴安岭中段 中图分类号: P535; P597 文献标志码: A 文章编号: 1001-1552(2014)02-0408-013 0 引 言 华北板块北缘与其北部地块之间古亚洲洋闭合的时限, 既涉及到大陆形成过程中的古洋陆格局及演化过程的重建, 也与中国东北大陆地壳聚合时限及动力学机制、构造单元划分和成矿带的对比等重大地质构造及资源评价等问题密切相关, 因此一直是地质界关注和研究的热点。关于古亚洲洋闭合的 时限, 一些学者基于不同的研究对象, 得出了泥盆纪(唐克东, 1992; 徐备和陈斌, 1997)、石炭纪早期(郭胜哲, 1986; 曹从周等, 1986; 邵济安, 1991)、二叠纪(Wang and Liu, 1986; 李锦轶, 1986, 1998; 王荃等, 1991; 吴泰然等, 1998)、二叠纪末-早三叠世(张艳斌等, 2002a, 2002b; Xiao et al., 2003; 孙德有等, 2004; 郗爱华等, 2006; 吴福元等, 2007; Miao et al., 2008)、中三叠世(Zhou and Wilde, 2013)等截然不同
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-2 Fig. 3Raman spectra from core to rim (1→5) ofmagmatogenic zircons
岩矿物理化学读书报告 锆石基本特征及地质应用 专业：矿物学、岩石学、矿床学 学号：2001110084 学生姓名：朱维娜 任课教师：罗照华 完成时间：2012年4月29日
锆石基本特征及地质应用 摘要：锆石是自然界中一种常见的副矿物，广泛存在于岩浆岩、变质岩和沉积岩中。锆石的形成过程非常复杂，可分为岩浆锆石、热液锆石和变质锆石，每种锆石都有其独特的晶体形态、地球化学元素组成和包裹体等特征，并可以此作为区分锆石类型的依据。另外，锆石由于具有稳定的晶体结构、高U、Pb含量、低的普通Pb含量及高的封闭温度而被广泛应用与U-Pb同位素定年中。除在定年上有重要意义外，锆石还可用于指示岩石的形成与演化过程，岩石成因和物质来源等重要信息。 关键字：锆石基本特征地质应用 1前言 锆石是自然界中一种常见的副矿物，广泛存在于岩浆岩中，另外也可存在与变质岩和沉积岩中。由于锆石具有非常稳定的晶体结构，使得其能在各种地质环境中结晶并很好的保留下来。此外，锆石中富含U、Th等放射性元素，普通Pb含量低，离子扩散速度低，封闭温度高，可达900℃（Lee J et al.,1997;Cherniak D J et al.,2000），所以成为了U-Pb定年法的理想对象。 2锆石的分类 锆石的形成环境及过程非常复杂，根据其成因可大致分为岩浆锆石、热液锆石和变质锆石三大类。其中变质锆石最为复杂，不同变质环境和变质程度下形成的锆石又分别具有不同的特征和指示意义。 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（Crofu F et al.,2003;吴元保和郑永飞，2004）。 锆石的内部结构特征可借助HF酸蚀刻图像、背散射电子图像和阴极发光电子图像（吴元保和郑永飞，2004）进行观察，可借助离子探针、激光探针、电子探针、质子探针、X射线荧光探针等实验进行化学成分的测定，从而帮助我们对锆石分类和特征作进一步的了解。 3岩浆锆石 岩浆锆石是指直接从岩浆中结晶形成的锆石（李长民，2009）。可较好的指示原岩的形成时间。 3.1岩相学特征 岩浆锆石一般自形程度较高，通常为半自形到字形，粒径20~250μm（Hoskin P W O et al., 2003）产于金伯利岩及其他相关岩石中的锆石常为它形且粒径较大（Crofu F et al.,2003; Belousova E et al.,1998;Konzett J et al.,1998）。
锆石的化学成分研究 摘要：在分析前人资料的基础上，简要地介绍了锆石的化学成分等特征。通过Ｘ－射线荧光光谱分析和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（ＬＡ－ＩＣＰ－ＭＳ）对部分矿区的锆石的化学成分进行了研究。 关键词：锆石结构形态化学成分微量元素非晶质化 锆石简介 锆石是一种硅酸盐矿物，它是提炼金属锆的主要矿石，含有Hf、Th、U、TR等混入物。锆石的主要化学成分：硅酸锆；化学组成为Zr[SiO?]，晶体属四方晶系的岛状结构硅酸盐矿物。晶体呈短柱状，通常为四方柱、四方双锥或复四方双锥的聚形。锆石颜色多样，有无色、紫红、金黄色、淡黄色、石榴红、橄榄绿，香槟，粉红，紫蓝，苹果绿等，一般有无色、蓝色和红色品种。色散为0.039（高）。光泽为强玻璃光泽至金刚光泽。无解理。摩氏硬度6～7.5，比重大，密度：多数在3.90～4.73 g/cm3。高型：4.60～4.80 g/cm3。中型：4.10～4.60 g/cm3。低型：3.90～4.10 g/cm3。 锆石的化学成分 理论化学组成(wB%)：ZrO267.22%，SiO2 32.78%。有时含有MnO、CaO、MgO、Fe2O3、Al2O3、TR2O3、ThO2、U3O8、TiO2、P2O5、Nb2O5、Ta2O5、H2O等混入物。H2O、TR2O3、U3O8、(Nb,Ta)2O5、P2O5、HfO2等杂质含量较高，而ZrO、SiO2含量相应较低时，其物理性质也发生变化，硬度和比重降低。锆石一般具弱放射性，有些锆石英因含U、Th等，因放射性较强而产生非晶质化现象，这种锆石硬度可降至6，比重可降至3.8。因而形成多种变种：山口石，TR2O3 10.93%，P2O5 17.7%；大山石，TR2O3 5.3%，P2O5 7.6%；苗木石，TR2O3 9.12%，(Nb,Ta)2O5 7.69%，含U、Th较高；曲晶石，含较高TR2O3、U3O8，因晶面弯曲而故名；水锆石，含H2O 3~10%；铍锆石，BeO 14.37%，HfO2 6.0%；富铪锆石，HfO2 可达24.0%。有些锆石因含U、Th等，由于放射性较强而产生非晶质化，变为非晶态。 锆石的结构形态 锆石是硅酸盐类矿物，按其物理性质和化学成份可分为高型和低型两个变种。结晶完整的晶体多为“高型”；晶体极差或无晶者为“低型”。由于放射性元素，使得锆石的内部结构遭到破坏，根据内部结构特点，分为高型锆石、中型锆石和低型锆石三种。但就宝石价值来说，高型锆石价值较高。 锆石的晶体属四方晶系，a0=0.662nm，c0=0.602nm；Z=4。结构中Zr与Si沿c轴相间排列成四方体心晶胞。晶体结构可视为由[SiO4]四面体和[ZrO8]三角十二面体联结而成。[ZrO8]三角十二面体在b轴方向以共棱方式紧密连接。