岩浆锆石碎屑锆石中ThU含量及ThU比特征浅析.docx
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岩浆锆石碎屑锆石中ThU含量及ThU比特征浅析
岩浆锆石、碎屑锆石中Th、U含量及Th/U比特征浅析
摘要:
本文对湖南及少数周边地区燕山期花岗岩、加里东期花岗岩、新元古代花岗岩、火山岩和碎屑岩中定年矿物锆石中的1318组U、Th及Th/U数据进行了讨论。
燕山期,加里东期花岗岩中的岩浆锆石Th、U具有一定的相关性,Th/U比值趋于稳定(均值在0.55),Th/U比的拟合区间0.25~0.85;火山岩中Th、U含量较分散,Th/U比值变化区间较大;新元古代花岗岩、碎屑岩(锆石U-Pb年龄大于700Ma)中的Th、U含量较低,新元古代花岗岩中Th/U比较低,有相当一部分Th/U比小于0.1,碎屑岩中的Th/U比变化区间较大。
部分锆石中Th、U含量较高(如达百分之几)的,对获得锆石U-Pb年龄的影响并不明显;年龄较老的锆石(单颗粒锆石U-Pb年龄大于700Ma)需要谨慎考虑变质流体、熔体以及Th、U和Pb丢失的影响。
关键词:
岩浆锆石碎屑锆石U-Pb年龄Th、U含量Th/U比值湖南
前言
迄今为止,国内已经公开发表的与锆石定年有关的论文已有近万篇,尤其是近年来地质科学中引进单颗粒锆石微区测年技术后,利用锆石定年来解决地质科学问题的相关研究呈井喷式发展。
单颗粒锆石定年得到普遍的应用,除了当今测试技术水平的快速发展外,一方面因锆石作为副矿物广泛存在于各类岩石中(如中酸性岩浆岩、碱性岩、变质岩及碎屑岩),这为开展与锆石相关的大量研究提供了可能;另一方面,锆石形成时的封闭温度大于900oC(CherniakDJ,2001),是目前已知矿物同位素体系中封闭温度最高的,因此锆石形成后能保持U-Th-Pb体系的封闭性(韩吟文等,2003、吴元保等,2004),于是测定锆石中的232Th、238U以及放射性成因的206Pb、206Pb、206Pb同位素含量,能获得精度极高的锆石表面年龄。
在U-Th-Pb体系中,天然U的同位素有238U、235U、234U,其中238U自然丰度99.275%;
自然界中铅以204Pb、206Pb、207Pb、208Pb四种同位素的存在,相对丰度分别为1.48%、23.6%、22.6%、52.3%,在的Pb的同位素中,除204Pb为非放射成因外,其他分别由238U、235U、232Th衰变产生;而天然钍几乎全由232Th组成。
锆石U-Th-Pb体系定年中,基本都得测定现今的238U、232Th以及根据206Pb、207Pb、208Pb同位素含量计算初始的238U、232Th的值。
然而,锆石中现今的238U、232Th数据已经有大量的报道,而且涉及各种成因、各时代的锆石,因此本文选取湖南及少数周边地区已报道的锆石中现今的238U、232Th含量数据,讨论与之相关的锆石成因以及与获得的锆石U-Pb年龄之间的关系。
一锆石矿物的基本特征
1.1、锆石的物理化学特性稳定
锆石一般在火成岩、变质岩、碎屑岩中作为副矿物而存在,具有分布广,含量较大,硬度大(7.5-8),封闭温度高(大于900oC;CherniakDJ,2001),容易分选,耐风化,稳定性强的特征;锆石中普通铅含量低,富含U、Th(w(U)、w(Th)可高达1%以上),离子扩散速率低(钟玉芳等,2006),能较好的保持U-Th-Pb体系的封闭性,其锆石中初始铅同位素的比值接近零(韩吟文等,2003)。
1.2、锆石矿物的标型性
锆石的晶体呈四方双锥状、柱状、板状,且在不同的岩石中表现出不同的形态。
在酸性花岗岩,锆石的四方双锥和四方柱均较发育,晶体外形呈柱状,晶体内部震荡环带发育(图1a);在基性岩中,中性岩或偏基性的花岗岩中,锆石的柱面发育而锥面相对不发育,在辉长岩中,锆石的柱面上见清晰的分带现象(图1b);在碱性岩中,锆石的四方双锥很发育(赵珊茸等,2004)。
单一成因的年轻岩浆锆石呈柱状、板状,晶面不同部位常具有不同的阴极发光强度(刘建辉等,2011),碎屑锆石晶体长宽比接近,具有一定的磨圆特征(图1c)。
图1不同类型岩石中锆石的阴极发光图像特征
a:
花岗岩锆石中发育的四方双锥及震荡环带;b:
辉长岩中锆石呈长柱状及发育板面环带;c:
碎屑岩中的锆石长宽基本差不多,有一定的磨圆(伍皓等,2013)
1.3、锆石的成因
岩浆成因的锆石,产于基性、偏基性及酸性的岩浆岩中。
在酸性的花岗岩中,锆石作为U-Pb年龄的测定矿物得到广泛的应用,在基性辉长岩,玄武岩中的锆石也有作为测年矿物得到应用;
变质成因的锆石,在变质过程中重结晶形成增生边或在变质条件新生长形成,锆石核、边发育,而每一区域分别记录了锆石所经历的岩浆或变质的复杂历史(Corfu,2003)。
碎屑锆石,产于碎屑岩中,呈自形-半自形柱状或它形浑圆状,颗粒较小;但就单颗粒锆石而言,这类锆石的成因复杂,测定碎屑岩中锆石年龄,可以对获得的锆石年龄谱进行统计分析。
图2不同类型岩浆岩锆石微量元素平均值球粒陨石标准化图(吴元保等,2004)
图3壳源岩浆锆石(花岗岩)与幔源岩浆锆石(玄武岩)球粒陨石标准化稀土配分模式图(雷玮琰等,2013)
1.4、锆石的地球化学特征
锆石的氧化物组成中,w(ZrO2)占67.2%,w(SiO2)占32.8%,w(HfO2)占0.5%-2.0%,而P,Th,U,Y,REE常以微量组分的形式出现(钟玉芳等,2006)。
在岩浆锆石中,微量元素含量从超基性岩、基性岩、花岗岩有总体上增长趋势(图2);稀土元素从超基性岩,基性岩,花岗岩中的元素丰度也总体上升高。
锆石的w(REE)在金伯利岩中一般低于50×10-6,在碳酸盐岩和煌斑岩中可达600×10-6~700×10-6,在基性岩中可达2000×10-6,而在花岗质岩石和伟晶岩中可高达百分之几(Belousova,2002,1998),其稀土元素配分模式曲线呈左倾型(图3),由图3可知,在金伯利岩中稀土配分模式显示弱的Eu负异常或没有异常,重稀土部分平缓;在花岗岩中稀土配分模式显示强烈的Ce正异常和Eu负异常,且重稀土富集(雷玮琰等,2013),这种趋势反映了岩浆的分异程度。
二锆石中Th、U元素的含量特征
2.1、锆石中Th、U元素含量数据简介
本文分析了湖南及其少数周边地区利用SHRIMP、LA-ICP-MS获得的68个年龄数据,并对锆石中的U、Th含量及Th/U值进行了处理。
本文主要讨论岩浆成因的锆石和碎屑锆石,它们源自于燕山期花岗岩、加里东期花岗、新元古代花岗岩、火山岩和碎屑岩中的副矿物。
本次共计对1318组U、Th及Th/U数据进行了讨论,其中燕山期花岗岩数据210组,占总数的15.9%;加里东期花岗岩数据211组,占总数的16.0%;新元古代花岗岩数据223组、占总数的16.9%;火山岩数据208组,占总数的15.8%;碎屑岩数据466组,占总数的35.4%,部分数据见表2。
2、Th、U元素及Th/U比值特征
燕山期花岗岩、加里东期花岗、新元古代花岗岩、火山岩和碎屑岩中锆石的U、Th含量数据在Th和U含量散点图、Th-Th/U散点图中的分布特征如图4、图5,部分U、Th含量特征数据见表1。
其中:
燕山期花岗岩中锆石的U含量在65~8498×10-6,均值为845×10-6;Th含量在43~3880×10-6,均值为387×10-6;Th/U比值在0.08~1.5,均值为0.53,在Th-U散点图中的Th/U拟合值区间0.31~0.84(拟合值根据散点图中散点集中分布区域的边界计算得到)。
加里东期花岗岩中锆石的U含量在77~6571×10-6,均值为755×10-6;Th含量在34~5422×10-6,均值为383×10-6;Th/U比值在0.07~3.39,均值为0.58,在Th-U散点图中的Th/U拟合值区间0.25~0.88。
新元古代花岗岩中锆石的U含量在33~2492×10-6,均值为453×10-6;Th含量在21~1369×10-6,均值为185×10-6;Th/U比值在0.06~3.34,均值为0.67,在Th-U散点图中的Th/U拟合值区间0.06~0.71。
火山岩中锆石的U含量在43~6960×10-6,均值为595×10-6;Th含量在25~8994×10-6,均值为718×10-6;Th/U比值在0.03~3.76,均值为0.95,在Th-U散点图中的Th/U拟合值区间0.29~1.83。
碎屑岩中锆石的U含量在13~1109×10-6,均值为210×10-6;Th含量在7~1241×10-6,均值为159×10-6;Th/U比值在0.05~9.78,均值为0.89,在Th-U散点图中的Th/U拟合值区间0.28~1.79。
表1锆石中Th、U含量及Th/U比值特征数据表
岩石类型
U(×10-6)
Th(×10-6)
Th/U
含量区间
平均值
含量区间
平均值
比值区间
平均值
拟合区间
燕山期花岗岩
65~8498
845
43~3880
387
0.08~1.5
0.53
0.31~0.84
加里东期花岗岩
77~6571
755
34~5422
383
0.07~3.39
0.58
0.25~0.88
新元古代花岗岩
33~2492
453
21~1369
185
0.06~3.34
0.67
0.06~0.71
火山岩
43~6960
595
25~8994
718
0.03~3.76
0.95
0.29~1.83
碎屑岩
13~1109
210
7~1241
159
0.05~9.78
0.89
0.28~1.79
图4定年矿物锆石中的Th和U含量散点图
图例说明,锆石源自:
1-燕山期花岗岩,2-加里东期花岗岩,3-新元古代花岗岩,4-火山岩,5-碎屑岩。
本文中作图数据来源如下:
1、燕山期花岗岩中锆石数据据朱金初等(2009),朱金初等(2005),马丽艳等(2006),左昌虎等(2014),陈迪等(2013);2、加里东期花岗岩中锆石数据据张文兰等(2011),沈渭洲等(2008),张菲菲等(2010),柏道远等(2014),陈迪等(未发表数据);3、新元古代花岗岩中锆石数据据柏道远等(2010),马铁球等(2009),陈志洪等(2009),钟玉芳等(2005),张菲菲等(2011),吴荣新等(2005);4、火山岩中锆石数据据刘勇等(2010),马铁球等(2012),崔玉荣等(2010),易立文等(2014),张德志等(2014),巫建华等(2014);5、碎屑锆石数据据张世红等(2008),尹崇玉等(2003),高林志等(2011),杜秋定等(2013),谢士稳等(2009),伍皓等(2013),高林志等(2008),高林志等(2012)。
图5定年矿物锆石中的Th-Th/U散点图
燕山期、加里东期花岗岩的U、Th含量较集中(图4a、b),Th/U比值边界清楚;燕山期花岗在Th-Th/U散点图中,投点较集中(图5a),加里东期花岗岩显示随Th的增加Th/U有增加趋势(图5b)。
新元古代花岗岩的Th、U含量交分散(图4c),且Th含量较低,大部分低于200×10-6,且Th/U比值变化区间大,部分投点的边界拟合Th/U=2.69;在Th含量大于200×10-6的样品中,随Th含量增加,Th/U比有减小趋势(图5c)。
在火山岩的样品中,大部分U含量低于600×10-6,Th含量低于700×10-6,但有5%左右的的样品Th、U含量分散(图4d),在Th-Th/U散点图中,投点较集中分布,但Th/U值分布区间较大(图5e、f)。
碎屑锆石中,Th、U含量散点图中分布较集中,Th/U比值边界清楚(图4e),但Th/U比值分布区间较大(图5d)。
表2湖南地区定年矿物锆石中Th、U含量数据
U
1462
1156
1632
961
995
970
3029
1234
678
1791
1520
6656
259
412
Th
606
425
614
408
371
559
976
505
682
987
1096
2953
105
258
Th/U
0.41
0.37
0.38
0.42
0.37
0.58
0.32
0.41
1.01
0.55
0.72
0.44
0.41
0.63
备注
骑田岭岩体:
黑云母花岗岩;年龄:
163±3Ma
U
314
410
449
221
432
484
222
317
411
466
366
394
390
565
Th
142
201
283
116
284
208
123
185
191
119
207
303
205
473
Th/U
0.45
0.49
0.63
0.52
0.66
0.43
0.55
0.58
0.46
0.26
0.57
0.77
0.53
0.84
备注
水口山岩体:
花岗闪长岩;年龄:
163±2Ma
U
247
232
1553
258
541
117
105
295
115
1134
163
73
420
90
Th
137
263
130
160
165
175
86
196
89
361
153
50
277
51
Th/U
0.55
1.13
0.08
0.62
0.30
1.50
0.82
0.66
0.77
0.32
0.94
0.68
0.66
0.57
备注
锡田岩体:
二长花岗岩;年龄:
150±0.52Ma
U
549
149
187
889
65
915
1063
570
348
245
295
186
677
499
Th
354
112
142
212
43
518
119
240
131
129
195
69
241
183
Th/U
0.64
0.75
0.76
0.24
0.66
0.57
0.11
0.42
0.38
0.53
0.66
0.37
0.36
0.37
备注
锡田岩体:
二长花岗岩;年龄:
150±0.52Ma
U
154
316
378
397
571
365
322
1055
210
178
558
712
370
594
Th
66
123
87
82
295
136
203
441
75
74
309
424
164
282
Th/U
0.43
0.39
0.23
0.21
0.52
0.37
0.63
0.42
0.36
0.42
0.55
0.60
0.44
0.47
备注
万洋山岩体:
英云闪长岩;年龄:
438±3Ma
U
370
594
394
310
253
699
282
147
89
281
1106
324
481
314
Th
164
282
191
301
212
290
159
109
302
232
516
295
306
181
Th/U
0.44
0.47
0.48
0.97
0.84
0.41
0.56
0.74
3.39
0.83
0.47
0.91
0.64
0.58
备注
彭公庙岩体:
黑云母二长花岗岩;年龄:
435.3±2.7Ma
U
409
614
1137
777
341
2122
796
637
1200
719
972
1068
618
676
Th
785
395
666
514
323
5422
403
246
676
790
727
754
334
276
Th/U
1.92
0.64
0.59
0.66
0.95
2.56
0.51
0.39
0.56
1.10
0.75
0.71
0.54
0.41
备注
板衫铺岩体:
黑云母二长花岗岩;年龄:
418±2Ma
U
1254
765
1042
962
1958
1476
808
1238
722
913
782
733
791
632
Th
78
192
67
120
355
105
69
81
60
56
56
66
76
51
Th/U
0.06
0.25
0.06
0.12
0.18
0.07
0.09
0.07
0.08
0.06
0.07
0.09
0.10
0.08
备注
城步黑云母花岗岩;年龄:
805.7±9.2Ma
U
378
440
252
283
540
482
458
326
276
414
1354
467
1281
1046
Th
54
167
53
47
72
108
68
305
216
253
127
179
338
477
Th/U
0.14
0.38
0.21
0.17
0.13
0.22
0.15
0.94
0.78
0.61
0.09
0.38
0.26
0.46
备注
西园坑岩体:
黑云母二长花岗岩;年龄:
804±3Ma
U
201
309
141
64
253
43
116
283
239
228
1160
971
171
526
Th
145
384
111
35
253
25
103
388
159
198
2938
1872
149
840
Th/U
0.72
1.24
0.79
0.55
1.00
0.58
0.89
1.37
0.67
0.87
2.53
1.93
0.87
1.60
备注
宁远:
碱性玄武岩;年龄:
205.5±3Ma
U
343
399
736
662
239
193
107
181
127
38
196
427
113
53
Th
319
458
1156
912
191
144
46
134
62
57
135
558
104
119
Th/U
0.93
1.15
1.57
1.38
0.80
0.75
0.43
0.74
0.49
1.50
0.69
1.31
0.92
2.25
备注
宁远:
碱性玄武岩;年龄:
205.5±3Ma
U
131
122
74
41
230
87
125
90
311
301
126
109
74
96
Th
105
149
133
109
269
112
146
118
150
352
123
180
77
112
Th/U
0.80
1.22
1.80
2.66
1.17
1.29
1.17
1.31
0.48
1.17
0.98
1.65
1.04
1.17
备注
冷家溪凝灰岩;年龄:
822±10Ma
表1中数据据朱金初等(2009),马丽艳等(2006),陈迪等(2013);张文兰等(2011),张菲菲等(2010),陈迪等(未发表数据);柏道远等(2010),张菲菲等(2011),刘勇等(2010),高林志等(2011)
将各种类型岩石中Th、U含量分散的数据舍去后投图在同一坐标系中,其Th、U数据的分布区域如图4f,由图可见,燕山期花岗岩,加里东期花岗的散点分布区域基本重合,都表现为随U含量增加,Th有增加趋势,总体表现为线性相关的特征,这说明这类岩石中的Th/U值是相对稳定的。
新元古代花岗岩总体表现为Th、U含量及Th/U低的特点。
火山岩中的Th、U含量呈现两极分化的特点,相当一部分的U含量小于500×10-6,Th含量×10-6;另一部分则含量分散,值可达百分之几,且这些数据分布无规律。
碎屑岩中的Th、U含量总体上也较低,但有一部分数据与燕山期、加里东期花岗岩的数据分布区域重合。
总的来说,不同时代、类型的岩石中锆石的Th、U投图数据分布各不尽相同,但U含量在150~700×10-6,Th含量50~400×10-6是锆石中Th、U含量的集中分布区间。
2.3、Th、U和Th/U值应用的讨论
在给出的的Th、U数据中,有少部分Th、U含量较高,但给出的单点年龄与协和年龄并无太大的悬殊。
如U:
含量8498×10-6,Th:
含量为3880×10-6,Th/U=0.46,单点年龄
148Ma,谐和年龄为149±2Ma(朱金初等,2009);U:
含量21109×10-6,Th:
含量为3843×10-6,Th/U=0.18,单点年龄419Ma,谐和年龄为418±2Ma(柏道远等,2014);U:
含量6036×10-6,Th:
含量为11293×10-6,Th/U=1.87,单点年龄122.9Ma,谐和年龄为128±3Ma(崔玉荣等,2010),其它部分较分散的投点如图6。
在锆石U-Pb谐和图中,未分布于谐和线上,年龄较谐和年龄偏低的,可能是受后期岩浆热事件影响导致放射性成因的Pb丢失引起(沈渭洲等,2008),但本次所讨论的这些较分散的点,基本都位于谐和线上,并且年龄与谐和年龄悬殊不大,因此锆石中Th、U的富集,并没有影响锆石的形成年龄,同时这些锆石的谐和性好,推断锆石中Th、U含量的富集不是受后期岩浆热事件导致的富集与亏损。
然而锆石中的Th和U一般含量都在几十、几百甚至几千ppm,含量高者达到百分之几,且Th/U值普遍小于1,因此锆石中Th、U元素含量较地壳元素丰度值增加了数十、数百倍,且U在锆石生长过程中比Th富集的速率更快,表现为Th/U值较低(与地壳丰度的Th/U值373.33进行对比,数据引自韩吟文等,2003)。
而Y,Th,U,Nb,Ta等离子半径达,价态高,使得他们不能包含在许多硅酸盐造岩矿物中,趋向于在残余熔体中富集,因此锆石成为岩石中U,Th,Hf,REE的主要寄主矿物(Belousova,2002,1998)。
但锆石中Th、U富集,尤其是个别锆石Th、U含量达百分之几的是在何种环境和条件下形成的,需做进一步的研究工作。
锆石的U-Th-Pb法定年,其主要依据衰变反应方程:
238U→206Pb+8α+6β-+E;235U→207Pb+7α+7β-+E;232Th→208Pb+6α+4β-+E测定现今的238U、232Th、206Pb、207Pb、208Pb
以及计算初始的238U、232Th等值。
在锆石U-Pb定年给出的数据中,U、Th含量其实就是现今的238U、232Th。
以燕山期花岗岩为例,讨论Th/U值与获得年龄之间的关系,锆石U-Pb年龄在140~180Ma的Th/U值主要集中在0.4左右(图7),这反映了锆石中的
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