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锆石阴极发光和Ｕ－Ｐｂ年龄特征研究作者：吴荣新来源：《安徽理工大学学报·自然科学版》2008年第04期(安徽理工大学地球与环境学院，安徽淮南 232001)摘要：根据锆石阴极发光和微区U-Pb定年的年龄结果，表明皖南新元古代花岗闪长岩中包含三类不同成因的锆石，即：同岩浆锆石、简单结构继承锆石和继承锆石核。
同岩浆锆石能够反映岩体的形成时代与侵位条件，继承锆石反映岩浆岩的物质源区和岩浆形成条件。
通过各岩体锆石样品的不同成因锆石分析研究，得出皖南新元古代各花岗闪长岩体具有相似的形成过程，但来自于不同的岩浆房，岩浆形成深度和侵位条件不同，与其形成于弧陆碰撞带的构造环境是一致的。
关键词：新元古代；花岗闪长岩；锆石；阴极发光；地球化学中图分类号：P597文献标识码：A[WT]文章编号：1672-1098(2008)04-0001-07Neoproterozoic Granodiorites in South AnhuiWU Rong-xin(School of Earth Science and Environmental Engineering, Anhui Univers ity of Science and Technology, Huainan Anhui 232001, China)Abstract:On the basis of cathodoluminescence images and U-Pb dat ing, the analysed zirconsembodied in Neoproterozoic granodiorites in South Anh ui can be divided into three groups: synmagmatic zircon, simple-structured inhe r ited zircon and inherited zircon core. The formation age and emplaced tectonic s etting of plutons can be acquired from Synmagmatic zircon, the information aboutits protolith and magma formation can be inferred from inherited zircon. On thebasis of studies of different kinds of zircon in the plutons, it is inferred th at the three plutons of granodiorite in South Anhui derive from similar source r ocks, but from different magma chambers, which were produced at different depthsof crust and also emplaced into different depths of crust, coincident with thetectonic setting of arc-continent collision.Key words: Neoproterozoic age; granodiorite; zircon; cathodo luminescence; geochemistry由于锆石广泛存在于各类岩石中，富含U和Th，低普通Pb，以及非常高的地球化学稳定性，使其成为U-Pb同位素定年最常用的矿物之一。
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 atrace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS andoxygen isotope documentation for a series of zircon standards. Chem. Geol.,205: 115-140.Jiří Sláma, Jan Košler, 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. Plešovice z ircon —A new natural reference material for U–Pb and Hf isotopic microanalysis. Chemical Geology 249, 1–35Li, Q.L., Li, X.H., Liu, Y., Tang, G.Q., Yang, J.H., Zhu, W.G., 2010. Precise U-Pb and Pb-Pb dating of Phanerozoic baddeleyite by SIMS with oxygen floodingtechnique. Journal of Analytical Atomic Spectrometry 25, 1107-1113.Li, X.-H., Y. Liu, Q.-L. Li, C.-H. Guo, and K. R. Chamberlain (2009), Precise determination of Phanerozoic zircon Pb/Pb ageby multicollector SIMS without external standardization, Geochem. Geophys. Geosyst., 10, Q04010,doi:10.1029/2009GC002400.Ludwig, K.R., 2001. Users manual for Isoplot/Ex rev. 2.49. Berkeley Geochronology Centre Special Publication. No. 1a, 56 pp.Stacey, J.S., Kramers, J.D., 1975. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model. Earth Planet. Sci. Lett., 26, 207-221.Wiedenbeck, M., Alle, P., Corfu, F., Griffin, W.L., Meier, M., Oberli, F., V onquadt, A., Roddick, J.C., Speigel, W., 1995. Three natural zircon standards for U-Th-Pb,Lu-Hf, trace-element and REE analyses. Geostand. Newsl. 19: 1-23.SIMS U-Pb dating methodsSamples XXX for U-Pb analysis were processed by conventional magnetic and density techniques to concentrate non-magnetic, heavy fractions. Zircon grains, together with zircon standard 91500 were mounted in epoxy mounts which were then polished to section the crystals in half for analysis. All zircons were documented with transmitted and reflected light micrographs as well as cathodoluminescence (CL) images to reveal their internal structures, and the mount was vacuum-coated with high-purity gold prior to secondary ion mass spectrometry (SIMS) analysis.Measurements of U, Th and Pb were conducted using the Cameca IMS-1280 SIMS at the Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences in Beijing. U-Th-Pb ratios and absolute abundances were determined relative to the standard zircon 91500 (Wiedenbeck et al., 1995), analyses of which were interspersed with those of unknown grains, using operating and data processing procedures similar to those described by Li et al. (2009). A long-term uncertainty of 1.5% (1 RSD) for 206Pb/238U measurements of the standard zircons was propagated to the unknowns (Li et al., 2010), despite that the measured 206Pb/238U error in a specific session is generally around 1% (1 RSD) or less. Measured compositions were corrected for common Pb using non-radiogenic 204Pb. Corrections are sufficiently small to be insensitive to the choice of common Pb composition, and an average of present-day crustal composition (Stacey and Kramers, 1975) is used for the common Pb assuming that the common Pb is largely surface contamination introduced during sample preparation. Uncertainties on individual analyses in data tables are reported at a 1 level; mean ages for pooled U/Pb (and Pb/Pb) analyses are quoted with 95% confidence interval. Data reduction was carried out using the Isoplot/Ex v. 2.49 program (Ludwig, 2001).。
2011年1月Jan .,2011地 层 学 杂 志JOURNA L OF S TRATIGRAPH Y第35卷 第1期V o l .35 N o .1中国中—新元古代地层年表的修正———锆石U -Pb 年龄对年代地层的制约①高林志1) 丁孝忠1) 庞维华1) 张传恒2)1)中国地质科学院地质研究所 北京 100037; 2)中国地质大学(北京) 北京 100083摘 要:报道了全国地层委员会的中-新元古代地层年表新标定的方案:即长城系限定在1.8～1.6Ga ;蓟县系限定在1.6～1.4Ga ;待建系1.4～1.0Ga ;青白口系限定在1.0～0.78Ga ;南华系限定在780～635M a 及震旦系限定在635～542M a 。
新年表突出3个方面的标定:1)对长城系和蓟县系的年代学限定; 2)依据蓟县剖面的新年龄信息,在中国年表中表示了“待建系”的位置; 3)对南华系下限的限定。
依据新地层年表,有关的地层对比和构造背景解疑将发生重大变化。
中国华北古陆、扬子古陆和塔里木块体上最新的系列锆石U -Pb 测年结果,初步揭示中国古陆前寒武系火山事件的存在和分布范围,结合全球的大陆动力学的基本特征,将有利于建立一个前寒武纪统一的、精确的和具有年代系统的高精度年龄的地层年表。
关键词:年代地层,构造事件,绝对年龄,中元古代,新元古代,中国古陆中图法分类号:P523.3 文献标识码:A 文章编号:0253-4959(2011)01-0001-07①中国地层委员会专项《中国北方新元古界青白口系下马岭组下界年代学研究》和中国地质调查局(No .1212010911071)联合资助。
文稿接受日期:2010-11-26;修改稿收到日期:2010-12-15。
第一作者简介:1955年11月生,男,研究员,从事生物地层、层序地层、灾变事件地层研究;E -mail :gaolzh @cags .net .cn 国际前寒武纪年代地层学研究的新思维是借鉴超大陆研究中地质事件群的研究方法,使前寒武纪地层学研究变成了地球动力学研究体系中的一个有机组成部分。
评述第49卷第16期 2004年8月锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约吴元保郑永飞(中国科学技术大学地球与空间科学学院, 合肥 230026. E-mail: ybwu@)摘要锆石U-Pb定年是同位素年代学研究中最常用的方法, 如何对所得到的年龄值给予合理的地质解释是锆石U-Pb年代学研究的重点. 本文对近年来锆石成因矿物学研究及其对U-Pb年龄解释的制约方面有关的进展进行了系统的总结和评述. 不同地质环境中形成的锆石具有不同的结构类型: 岩浆锆石具有典型的振荡环带和/或扇形分带结构; 变质锆石有其特征的内部结构, 主要有无分带、弱分带、云雾状分带、扇形分带、面状分带和斑杂状分带等, 不同成因变质锆石具有其特征的内部结构特点. 岩浆锆石的微量元素特征与其岩石类型有关, 从超基性岩到酸性岩中的锆石的微量元素含量逐渐升高; 不同成因变质锆石具有不同的微量元素特征, 变质锆石的微量元素特征可以反映变质锆石的形成环境. 通过锆石与石榴石之间微量元素的配分, 可以很好地确定含石榴石的高级变质岩中变质锆石形成的具体P-T条件. 锆石中原生包裹体矿物组成同样可以为锆石的形成环境提供明确的限定. 因此, 在进行锆石U-Pb定年的同时, 对锆石进行显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等方面的综合研究, 限定锆石的形成环境, 能够为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效的制约.关键词锆石 显微结构 微量元素 包裹体 U-Pb年龄测定各种地质事件的准确时间是放射成因同位素研究的主要任务之一. 由于锆石广泛存在于各类岩石中, 富含U和Th, 低普通Pb以及非常高的矿物稳定性, 使得锆石U-Pb定年成为同位素年代学研究中最常用和最有效的方法之一. 锆石U-Pb体系是目前已知矿物同位素体系中封闭温度最高的, 锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃[1,2], 是确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想对象. 对于只有单阶段演化历史的岩浆岩, 锆石U-Pb定年往往可以给出非常准确的年龄信息. 但是对于具有复杂演化历史的变质岩, 锆石往往具有多期生长和/或重置区域的复杂内部结构. 虽然锆石记录了相应岩石经历的多期演化历史, 同时它也给常规热电离质谱(TIMS)分析方法获得复杂类型锆石的精确年龄及获得年龄的准确解释带来了困难.高分辨离子探针(SIMS)[3~5]及激光剥蚀等离子体质谱(LA-ICP-MS)[6~11]可以对锆石进行微区定年. 这对具有复杂结构的锆石定年具有非常重要的意义, 可以得到锆石不同结构区域的多组年龄, 这些年龄可能分别对应于锆石寄主岩石的原岩时代、变质事件时间(一期和/或多期)及源区残留锆石的年龄等. 对于复杂的变质岩而言, 这些样品中锆石的多组年龄如何进行合理的地质解释, 是目前锆石U-Pb年代学研究的重点和难点[12,13]. 最近研究表明, 锆石的显微结构、微量元素特征和矿物包裹体成分等可以用来对锆石的形成环境进行限定, 进而为锆石U-Pb年龄的合理解释提供有效和重要的制约[14~29]. 本文将对这些方面的研究进展进行系统的总结和评述, 以期抛砖引玉, 引起同行们对这些方面的注意, 在进行锆石U-Pb定年的同时, 加强锆石成因矿物学方面的研究, 对所得到的U-Pb年龄赋予更加合理的地质解释.1不同成因锆石的内部结构特征常用揭示锆石内部结构的方法有HF酸蚀刻图像、背散射电子(BSE)图像和阴极发光电子(CL)图像等. HF酸蚀刻法的应用原理是由于锆石不同区域表面的微量元素含量和蜕晶化程度的差异导致其稳定性和抗HF酸腐蚀能力的不同, 在HF酸的作用下, 这些锆石的内部结构就会显示出来[30](图1(a)). 这种方法简单易行, 不需要大型仪器设备, 但它可能会对锆石表面造成不同程度的破坏作用. BSE图像揭示的是锆石表面平均分子量的差异[32]. 除可以揭示锆石的内部结构外, 锆石的BSE图像还可以很好地显示锆石的表面特征(如包裹体的分布和裂隙的发育情况等)(图1(b)). 而CL图像显示的则是锆石表面部分微量元素(如: U, Y, Dy和Tb等)的含量和/或晶格缺陷的差异, 一般锆石中U, REE和Th等微量元素含量越高, 锆石阴极发光的强度越弱[32~35]. 锆石的CL图像和第49卷 第16期 2004年8月评 述图1 HF 酸蚀刻、BSE 和CL 图像显示的锆石内部结构(a) HF 酸蚀刻图像; (b) BSE 图像; (c) CL 图像. (a) 引自Pidgeon 等人[30], (b) 引自Nasdala 等人[31], (c) 引自Vavra 等人[26]图2 不同类型岩浆锆石的CL 图像(a) 辉长岩中的岩浆锆石; (b) 花岗岩中的岩浆锆石和残留核; (c) 花岗岩中的扇形分带锆石. (a) 引自赵子福等人[41], (b)和(c)分别为大别山主薄源和北淮阳花岗岩样品(本文)BSE 图像的明暗程度往往具有相反的对应关系. 在绝大多数情况下, CL 图像反映锆石的内部结构最清楚, 也是锆石内部结构研究中最常用和最有效的方法.岩浆锆石通常为半自形到自形, 粒径20~250 µm [36]. 产于金伯利岩及其相关岩石中的锆石常常为它形(少数情况下为半自形), 较大的粒径(毫米级到厘米级)[34,37,38]. 部分基性-超基性岩中的锆石同样具有不规则的形状和较大的粒径[39,40]. 火山岩中的锆石具有较大的长宽比值(比值可以高达12), 一般为长柱状或针状的外形特征[36].岩浆锆石一般具有特征的岩浆振荡环带(图2(a), (b)). 振荡环带的宽度可能与锆石结晶时岩浆的温度有关, 高温条件下微量元素扩散快, 常常形成较宽的结晶环带(如辉长岩中的锆石)(图2(a)); 低温条件下微量元素的扩散速度慢, 一般形成较窄的岩浆环带(如I 型和S 型花岗岩中的锆石)(图2(b))[35]. 岩浆锆石中还可能出现扇形分带的结构(图2(c)), 这种扇形分带结构是由于锆石结晶时外部环境的变化导致各晶面的生长速率不一致造成的[25]. 部分地幔岩石中的锆石表现出无分带或弱分带的特征. 在岩浆锆石中往往有继承锆石的残留核(图2(b)).变质锆石是指在变质作用过程中形成的锆石. 变质锆石的形成主要有如下五种机制: (1) 深熔过程中从熔体中结晶[26,42,43]; (2) 固相矿物分解产生的Zr 和Si, 成核和结晶[44,45]; (3) 从变质流体中结晶[20,23,46,47]; (4) 原岩锆石的变质重结晶作用[36,48~52]; (5) 热液蚀变作用对原有锆石的淋滤和溶蚀[26,34,51,53,54]. 因此, 变质锆石的形成既可以是变质过程中新生长的锆石(图3(a), (b)), 又可以是变质作用对岩石中原有锆石不同程度的改造(图3(c)), 其中变质增生锆石既可以形成独立的新生颗粒(图3(a)), 还可以在原有锆石基础上形成变质新生边(图3(b)). 此外, 锆石的蜕晶质化或蜕晶质化锆石的重新愈合作用同样会对原有锆石产生不同程度的影响[31,54].变质锆石的外部形态从它形到非常自形, 并有图3 不同类型变质锆石内部结构特点(a) 完全变质新生锆石颗粒; (b) 变质增生边; (c) 原有锆石改造形成的变质锆石. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)引自Hermann 等人[16],(b)引自Rubatto 等人[19], (c)为苏鲁仰口榴辉岩中的锆石(本文)评 述第49卷 第16期 2004年8月特征的内部结构, 主要包括: 无分带(图4(a))、弱分带(图4(b))、云雾状分带(图4(b))、扇形分带(图4(c))、 冷杉叶状分带(图4(d))、面状分带(图4(e))、斑杂状分带(图4(f))、海绵状分带(图4(i))和流动状分带(图4(j))等复杂的结构类型. 不同变质条件下形成的锆石具有不同的外形和内部结构特点. 麻粒岩相变质增生锆石一般为半自形、它形到等轴状, 内部分带特征为扇形分带(图5(a))、面状分带(图5(b))、冷杉叶状分带(图5(c))、弱分带或无分带(图5(d))等[26]. 榴辉岩相变质增生锆石一般为半自形、椭圆形和它形等, 内部分带特征主要有无分带(图6(a))、弱分带(图6(b))、云雾状分带(图6(c))或片状分带(图6(d))等[16,19,20]. 角闪岩相变质增生锆石通常具有规则的外形, 且以柱面发育为其主要特点, 在CL 图像中一般为无分带或弱分带的特征(图7)[16,26]. Vavra 等人[26]对Ivrea 地区的角闪岩相变质岩石、角闪岩到麻粒岩过渡相变质图4 变质锆石中典型的内部结构(a) 无分带结构; (b) 弱分带结构; (c) 扇形分带结构(rd); (d) 冷杉叶状分带(ft); (e) 面状分带(bd); (f) 斑杂状分带(ZCA); (g), (h)溶蚀结构; (i) 海绵状分带; (j) 流动状分带(fl). (a)和(b)分别为大别山燕子河混合岩和苏鲁青龙山榴辉岩中的锆石(本文), (c)~(g)和(j)引自Vavra 等人[26], (h)引自Schaltegger 等人[24], (i)引自Tomaschek 等人[52]图5 麻粒岩相变质锆石CL 特征(a) 扇形分带; (b) 面状分带; (c) 冷杉叶状分带; (d) 弱分带或无分带.短白线为标尺, 长度30 µm. 引自Vavra 等人[25,26]图6 榴辉岩相变质锆石CL 图像特征(a) 无分带; (b) 无分带到弱分带; (c) 云雾状分带; (d) 片状分带. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)和(b)引自Hermann 等人[16], (c)引自Rubatto 等人[19], (d)引自Rubatto 等人[20]第49卷第16期 2004年8月评述岩石和麻粒岩相变质岩石中的变质增生锆石进行了详细的外形和内部结构特征的对比研究后发现, 角闪岩相变质岩石中的变质增生锆石为自形、长柱状、弱CL强度和弱的内部分带(图8(a)), 过渡相变质岩石中的变质增生锆石为短轴状、冷杉叶状分带或面状分带(图8(b)), 而麻粒岩相变质岩石中的变质增生锆石则主要表现为等轴状、弱分带等特征, 少量柱状面形分带的变质锆石可能形成于前进变质阶段(图8(c)).据此他们认为锆石的外形和内部结构特征受锆石生长时的温度条件控制, 温度条件控制了锆石各晶面生长速度, 导致锆石出现不同的外形和内部结构. 并推测寄主岩石的性质可能也会对变质增生锆石的外部形态和内部结构产生一定的影响.变质流体活动过程中形成的脉体中的锆石一般具有非常规则的外形, 局部或整个锆石颗粒具有明显的面形分带或振荡环带(图9)[20,23,46,47]. 混合岩化深熔作用变质过程中形成的新生变质锆石同样具有图7 角闪岩相变质锆石CL图像(a) 角闪岩相变质锆石和残留核; (b) 榴辉岩相变质锆石的核和角闪岩相变质锆石的边; (c) 榴辉岩到麻粒岩过渡相变质锆石的核和角闪岩相变质增生边. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)引自Vavra等人[26],(b)和(c)引自Hermann等人[16]图8 同一地区不同变质条件下增生锆石外形和内部结构特点(a) 角闪岩相样品中的变质增生锆石; (b) 角闪岩到麻粒岩过渡相样品中的变质增生锆石; (c) 麻粒岩相样品中的变质增生锆石. 短白线为标尺, 长度30 µm. 资料引自Vavra等人[26]较规则的外形, 内部分带特征为无明显分带到面形分带(图10)[42,47], 部分深熔增生锆石具有典型岩浆锆石的环带特征. 受热液作用影响明显的锆石, 在锆石颗粒的边部(图11(a))和/或不同生长阶段锆石的边部(图11(b))会出现晶棱圆化、港湾状结构等外形特征, 且这些区域阴极发光强度较强、无明显分带, 为热液溶蚀作用形成的变质锆石[24,25,53]. 当热液蚀变作用进一步增强时, 在锆石的周围会出现较宽的白色蚀变边(图11(c)), 对这些热液蚀变作用较为彻底的锆石区域进行微区定年, 可以得到热液蚀变作用的准确年龄[53].锆石变质重结晶作用是指结构上不稳定的锆石, 在一定温压条件下(一般温度 > 400℃), 锆石晶格进行重新愈合和调整, 使锆石在结构上更加稳定[30,34,37,48~52]. 所以锆石发生变质重结晶作用时并没有新的锆石生成, 只是对原有锆石进行了不同程度的改造. 锆石的重结晶作用一般优先发生在锆石边部以及锆石内部矿物包裹体周围等结构不稳定的区域[26,50]. 微量元素含量较高的锆石的稳定性低于微量元素含量较低的锆石, 因此, 在同一样品的锆石中微量元素较高的颗粒和/或区域更易于发生重结晶作用[52]. 受蜕晶化作用影响的锆石区域由于其结构上的不稳定性, 最容易发生变质重结晶作用[51,55]. 已有实验图9 变质脉体中结晶的锆石(a) 榴辉岩脉中的增生锆石, 具有规则的外形、无分带到局部清楚的结晶环带; (b) 前进变质石英脉中的增生锆石, 具有清楚的面形分带;(c) 前进变质石英脉中的变质增生锆石, 具有明显的振荡环带, 核部为CL较强、外形不规则的残留锆石, 边部亮白色区域为后期改造的结果; (d) 蛇纹岩化过程中形成的锆石, 具有清楚的振荡环带和扇形分带. (a)引自Rubatto等人[23], (b)引自Laiti等人[47], (c)引自Rubatto等人[20], (d)引自Dubinska等人[46]评 述第49卷 第16期 2004年8月图10 混合岩化过程中的深熔变质增生锆石(a) 无分带增生锆石(左边为CL 照片、右边为二次电子照片); (b) 面形分带增生锆石. (a)引自Liati 等人[47], (b)为大别山漫水河混合岩中的锆石(本文)图11 锆石表面的溶蚀结构(a) 变质增生锆石边部的溶蚀结构; (b) 核部原岩锆石的周围出现溶蚀结构; (c) 锆石边部出现较宽的蚀变边. (a)引自Vavra 等人[25], (b)引自Schaltegger 等人[24], (c)引自Liati 等人[53]结果表明, 在有流体存在的情况下, 在温度≥400℃时, 严重蜕晶化锆石可以很快发生重结晶作用[48,51]. 但是锆石发生重结晶作用的区域不仅仅是发生过蜕晶化作用的区域, 在没有发生蜕晶化作用的晶质锆石区域同样可以发生重结晶作用, 只是发生重结晶作用需要较高的温度和/或较长的流体作用时间[48,51,52]. 由于变质重结晶过程中只是锆石晶格的重新调整, 没有新的锆石生成, 因此重结晶锆石常常为自形到半自形, 且外形与原岩岩浆锆石环带形状相似, 与原岩锆石之间没有明显的生长界限[30,48~52]. 同时, 变质重结晶锆石区域的CL 强度比原岩锆石明显增强, 内部结构一般为无分带、弱分带、斑杂状分带或海绵状分带等, 局部有岩浆环带的残留, 常见这些变质特征的锆石区域切割原岩锆石的振荡环带(图12(a), (b))[30,47,49]. 在重结晶锆石与原岩锆石之间有时会出现弱CL 强度的重结晶前锋(图12(b)). 而变质增生锆石则是指变质过程中发生成核和结晶作用, 有新的锆石从周围的介质中结晶出来. 所以变质新生锆石具有多晶面状-不规则状-规则外形, 与原岩残留锆石之间界限清楚, 不同变质环境中增生的锆石有其特征的外形和内部结构, 且受变质锆石形成时的温度条件和寄主岩石的化学性质制约(图12(c), (d))[26].在目前认识条件下, 对锆石的外形和内部结构进行详细研究是区分变质增生锆石与变质重结晶锆石最为直接和有效的方法. 变质重结晶锆石有两种成因类型: 没有流体参与的亚固相条件下的重结晶作用[47,49,50]和有流体参与下锆石局部区域的溶解再结晶[51,52]. 第二类重结晶锆石由于形成时在流体的参与下发生了矿物反应, 在锆石再结晶时常常伴有图12 重结晶锆石和变质增生锆石外形和内部结构特点(a) 边部变质重结晶锆石结构均匀且切割原岩锆石的岩浆环带, 整个锆石颗粒非常自形; (b) 核部重结晶锆石中有明显的残留岩浆环带, 重结晶锆石和未受重结晶作用影响的锆石区域之间有强度弱的变质重结晶前锋, 整个锆石颗粒较自形; (c) 完全变质新生锆石, 锆石呈卵圆形, 无分带或弱分带; (d) 变质增生边与原岩残留锆石之间有清楚的接触界限, 整个锆石颗粒呈它形. 短白线为标尺, 长度30 µm. (a)为苏鲁仰口榴辉岩中的锆石(本文), (b)据Pidgeon 等人[30], (c)据Hermann等人[16], (d)据Rubatto 等人[19]第49卷 第16期 2004年8月评 述其他磷酸盐和/或硅酸盐矿物的形成, 同时再结晶的锆石区域会圈闭一定的流体包裹体, 所以这种类型的重结晶锆石除有较均匀的结构区域外, 还常常有多空状或海绵状结构区域, 并常常富含流体和矿物包裹体(图13(a), (b)), 重结晶作用比较彻底的锆石 还会由于流体的溶蚀作用出现骨架状结构(图13 (c))[48,51,52].2 锆石的微量元素研究进展2.1 Th, U 含量及Th/U 比值大量研究表明, 不同成因锆石有不同的Th, U 含量及Th/U 比值: 岩浆锆石的Th, U 含量较高、Th/U 比值较大(一般>0.4); 变质锆石的Th, U 含量低、Th/U 比值小(一般<0.1)[35,54]. 岩浆锆石的Th/U 比值与Th 和U 在岩浆中的含量以及它们在锆石与岩浆之间的分配系数有关[56,57], 具体对应关系为: (Th/U)锆石≌(D Th /D U )锆石/熔体·(Th/U )熔体. 一般情况下(DTh/D U )锆石/熔体≌0.2, 平均地壳物质中Th/U 比值约为4, 所以通常岩浆锆石的Th/U 比值接近1. 但是一些组成特殊的岩浆中结晶的岩浆锆石具有异常的Th/U 比值, 例如有些岩浆岩锆石的Th/U 比值非常低, 可以小于0.1[58~60], 而部分碳酸岩样品中岩浆锆石具有异常高的Th/U 比值, 可以高达10000[61]. 所以, 仅凭锆石的Th/U 比值有时并不能有效地鉴别岩浆锆石和变质锆石. 变质增生锆石的Th/U 比值受变质流体和/或熔体的成分[56,57]、共生矿物的组成[59,62]以及变质锆石的生长速率[26]等因素的影响. 由于U 在流体中的活动性比Th 强, 所以变质流体一般富U 贫Th [63,64], 从这种类型的流体中结晶的锆石常常具有较低的Th/U 比值[56,57]. 在混合岩化地区部分熔融熔体中的成分也通常贫Th 且富U, 导致从这些熔体中结晶的锆石也同样具有非常低的Th/U 比值[22,42]. 变质锆石形成时, 如果有富Th 矿物(如独居石和褐帘石)的同时形成, 同样会导致增生锆石具有较低的Th/U 比值. Vavra 等人[26]对Ivrea 地区角闪岩相样品、角闪岩到麻粒岩过渡相样品以及麻粒岩相样品中的变质增生锆石的Th, U 特征进行了系统的对比研究后发现, 生长速度最慢的角闪岩相变质增生锆石具有最高的U 含量(1008~图13 有流体参与下重结晶锆石的CL 特征(a)~(c)都为海绵状结构锆石, (a)中局部有少量原岩锆石的残余, (c)中锆石有骨架状结构(黑色管状结构部分为空洞). 据Tomaschek 等人[52]图14 不同变质条件下增生的锆石的Th, U 含量和Th/U 比值(a) 角闪岩相样品的变质增生锆石; (b) 角闪岩到麻粒岩过渡相样品的变质增生锆石; (c) 麻粒岩相样品变质增生锆石(空心圆圈代表等轴状变质增生锆石, 实心方块为柱状面形分带的变质增生锆石). 据Vavra 等人[26]评 述第49卷 第16期 2004年8月2279 µg/g)和最低的Th/U 比值(<0.01)(图14(a)), 生长速度最快的麻粒岩样品中等轴状变质增生锆石具有最低的U 含量(为53~127 µg/g)和最高的Th/U 比值(Th/U 比值都大于0.1, 最大值可达0.73)(图14(c)), 生长速度介于二者之间的角闪岩到麻粒岩过渡相变质增生锆石的U 含量和Th/U 比值介于二者之间(图14(b)). 同一麻粒岩样品中, 生长速度较慢的面形分带变质增生锆石的U 含量高于生长速度较快的等轴状生长的变质锆石, 而Th/U 比值则小于生长速度较快的等轴状生长的锆石(图14(c)). 这可能是U 比Th 更易于进入锆石的晶格中, 在平衡状态下, 锆石具有相对较高的U 含量. 生长速度较慢的锆石容易与接触介质到达化学平衡, 导致这类变质新生锆石具有较高的U 含量和较低的Th/U 比值; 而生长速度较快的变质锆石与生长介质之间不能或只能部分到达化学平衡, 导致其具有较低的U 含量和较高的Th/U 比值. 变质增生锆石中也存在Th/U 比值高达0.7的情况[26], 同样说明不能仅仅根据锆石的Th/U 比值来区分变质锆石和岩浆锆石.由于Th 4+比U 4+具有更大的离子半径, Th 比U 在锆石晶格中更不稳定, 变质重结晶作用过程中Th 比U 更容易被逐出锆石的晶格, 导致重结晶变质锆石区域具有相对较低的Th/U 比值[30,49]. 变质重结晶作用越强, 变质重结晶锆石区域的Th/U 比值会越低. 放射成因Pb 在锆石晶格中也不稳定, 锆石重结晶作用过程中同样会把锆石中的放射成因Pb 排除出晶格, 锆石重结晶作用越彻底, 其U-Pb 年龄会越小. 所以, 变质重结晶锆石的Th/U 比值与其U-Pb 年龄有明显的正相关关系, 只有那些Th/U 比值最低、年龄值最小测定点年龄值的加权平均结果才能代表锆石重结晶作用发生的时间[49].2.2 稀土及其他微量元素岩浆锆石的微量元素(特别是稀土元素)特征研究主要是应用在判断其寄主岩石类型中. 但是, 对于岩浆锆石的微量元素特征是否能判断寄主岩石的类型还存在较大的争议. Hoskin 等人[65]对不同类型岩石中的锆石进行了稀土元素分析后发现, 除典型的地幔岩石中的锆石具有较低的稀土元素含量外, 其他类型岩石中的锆石具有非常类似的稀土元素含量和配分模式, 所以锆石的稀土元素特征并不能用来判断寄主岩石的类型. Belouova 等人[61]对更大量的岩浆锆石进行了微量元素分析, 结果表明不同类型的岩浆锆石可以通过其微量元素对变化图解和微量元素含量统计分析树形图解来进行区分. 岩浆锆石的微量元素含量从超基性岩→基性岩→花岗岩有总体上增长的变化趋势(图15). 金伯利岩中岩浆锆石的稀土元素的总量一般小于50 µg/g, 碳酸岩和煌斑岩中锆石的稀土元素总量为600~700 µg/g, 基性岩中锆石的稀土总量为约2000 µg/g, 而花岗岩类和伟晶岩中锆石的稀土总量则为百分含量级[61].根据已经获得的微量元素在锆石与熔体之间的分配系数, 通过锆石的微量元素含量, 可以计算出锆石结晶时熔体的微量元素特征, 根据这些特征可以进一步制约寄主岩石的演化历史. 对地球上最古老锆石(4.4 Ga)的稀土元素分析表明, 其寄主岩石已经经历过地壳再循环, 导致其轻稀土明显富集[66], 这一结论也得到了锆石氧同位素分析结果的支持[18,29,67]. Whitehouse 等人[27]对Greenland 西南部Gothabsfjord 地区的两个中太古代样品进行了锆石和全岩样品的稀土元素分析, 发现其中一个样品(GGU 125540)中锆石的轻稀土含量较低(图16(a)), 通过锆石计算出的全岩稀土元素含量和全岩样品测定得到的结果一致(图16(d)); 而另外一个样品(SM/GR/98/02)中的锆石具有较高的轻稀土含量(图16(b)), 通过它计算得到的全岩稀土含量中的轻稀土明显高于全岩样品分析得到的结果(图16(d)). 在(Pr/Gd)CN 和(Gd/Yb)CN 图解中(图16(c )), 这两个样品的锆石具有较一致的(Gd/Yb)CN 值, 但样品SM/GR/98/02中锆石的(Pr/Gd)CN 值明显高于样品GGU 125540中的锆石. 据此, 他们认为SM/GR/98/02的锆石中存在明显的轻稀土超量图15 不同类型岩浆岩中锆石微量元素平均值球粒陨石标准化图引自Belousova 等人[61]第49卷 第16期 2004年8月评 述图16 Gothabsfjord 地区样品GGU 125540和SM/GR/98/02中锆石的稀土元素特征(a) 样品GGU 125540中锆石的稀土元素球粒陨石标准化图; (b) 样品SM/GR/98/02中锆石的稀土元素球粒陨石标准化图; (c) 样品GGU 125540和SM/GR/98/02中锆石的(Pr/Gd)CN 和(Gd/Yb)CN 变化图解, 实心圆点为样品GGU 125540的结果, 空心正方形为样品SM/GR/98/02的结果; (d) 通过锆石计算和实测的全岩稀土组成球粒陨石标准化图解(空心点代表根据锆石计算得到的结果, 实心点代表实测结果; 正方形为样品GGU125540的结果, 圆形为样品SM/GR/98/02的结果). 据Whitehouse 等人[27]现象(overabundance)(图16(d)), 并对这种轻稀土超量的锆石的稀土元素特征是否能对应锆石形成时的熔体的成分提出了质疑, 并进一步认为应用锆石的微量元素来判断寄主岩石的微量元素特征时应当谨慎. 锆石中轻稀土超量可能是由以下几种原因造成的: (1) 锆石结晶时LREE 优先进入锆石的晶格缺陷中; (2) 锆石结晶时的熔体成分与全岩成分不一致; (3) 分析点中包含了富LREE 的磷酸盐矿物(如独居石和磷灰石); (4) 后期地质事件扰动时LREE 优先进入被扰动的锆石中. 因为独居石和磷灰石等磷酸盐矿物一般都富Th, 如果锆石的LREE 超量是分析点中包含了富LREE 的磷酸盐矿物造成的, 那么在锆石微量元素(La/Sm)CN -Th(CN 表示球粒陨石标准化)的相关变化图解中(La/Sm)CN 与Th 应该有非常明显的正相关关系[27]. 如果锆石的LREE 超量是由于锆石形成以后后期地质的扰动造成的, 那么LREE 超量的锆石区域会相应富集Th 和U, 在锆石的微量元素La/Gd)CN - (Th+U)图解中同样会出现明显的正相关关系[27].在变质过程中, 变质增生锆石的微量元素特征除与各个微量元素进入锆石晶格的能力大小有关外,还受与锆石同时形成的矿物种类控制(如石榴石、长石和金红石等), 这些矿物存在与否对变质作用的条件(如榴辉岩相、麻粒岩相和角闪岩相等)有重要的指示意义[16,21~24,28,58,68,69]. 因此, 通过变质锆石微量元素特征的研究, 可以很好地判断锆石的形成条件, 为锆石U-Pb 年龄的解释提供更加有效的制约. 在麻粒岩相变质条件下, 由于石榴石和长石类矿物可以稳定存在, 而石榴石和长石类矿物分别是富集重稀土和Eu 的主要造岩矿物, 导致麻粒岩相变质锆石一般具有HREE 相对亏损和明显Eu 负异常的特征(图17(a))[24,28,68,69]. 榴辉岩相变质条件下, 石榴石可以稳定存在, 但长石不能稳定存在, 且榴辉岩相变质过程中有变质金红石的生成, 而金红石能强烈富集Nb 和Ta, 并有较高的Nb/Ta 比值[70], 所以榴辉岩相变质锆石具有HREE 相对亏损、无明显Eu 负异常和较低的Nb, Ta 含量和Nb/Ta 比值等特征(图17(b))[21~23,58,69]. 角闪岩相变质条件下, 高压变质石榴石不能稳定存在, 而长石类矿物可以稳定存在, 所以, 角闪岩相变质增生锆石具有HREE 相对富集和Eu 负异常明显的特征(图17(c))[16].。
关于南岭中生代花岗岩侵位年龄与锆石U-Pb年龄的时差问题：与章邦桐教授等讨论朱金初;王汝成;陆建军;张文兰【摘要】从南岭中生代花岗岩的显微结构特征、花岗岩液相线和固相线的已有实验成果、锆饱和温度信息、花岗岩体几何形态以及它们与围岩的接触关系等角度,提出这些花岗岩中锆石结晶温度较高,其结晶年龄与花岗岩岩浆侵位年龄之间的时差较小,很可能在锆石U-Ph年龄测定的误差范围内,因此,花岗岩中锆石的U-Pb年龄,能近似地代表花岗岩岩浆的侵位年龄.【期刊名称】《高校地质学报》【年(卷),期】2010(016)001【总页数】5页(P119-123)【关键词】南岭;花岗岩;侵位年龄;锆石U-Ph年龄;时差【作者】朱金初;王汝成;陆建军;张文兰【作者单位】内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学),南京大学地球科学与工程学院,南京210093;内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学),南京大学地球科学与工程学院,南京210093;内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学),南京大学地球科学与工程学院,南京210093;内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室(南京大学),南京大学地球科学与工程学院,南京210093【正文语种】中文【中图分类】P588.121最近，章邦桐教授等连续发表了几篇论文（2007，2008，2010），讨论了花岗岩的侵位年龄和锆石U-Pb年龄及它们之间的时差等问题，获得的主要结论包括：（1）花岗岩全岩Rb-Sr等时线年龄的封闭温度和花岗岩的结晶温度为600～650℃，其全岩Rb-Sr等时线年龄能较好地表征花岗岩的结晶年龄；（2）花岗岩中锆石的U-Pb年龄，表征的同样是结晶年龄，而非侵位年龄。
花岗岩中锆石的U-Pb年龄与全岩Rb-Sr等时线年龄基本一致，锆石的结晶温度亦应该是600～650 ℃；（3）由于岩浆熔体从侵位后要冷却到结晶温度才开始结晶，需要一定的冷却时间；结晶潜能的释放，可延长岩浆的结晶时间，另外，K， Th， U等放射性元素的存在造成放射热的释放，亦拉长了冷却和结晶的全过程。
滇西南涧地区三叠纪火山岩的锆石U—Pb年龄及其地质意义通过1：50000地质填图，发现滇西南涧哨街地区发育大量的灰白色长英质糜棱岩与浅灰色英安一安山质糜棱岩岩石组合。
本文采用锆石激光剥蚀法（LA-ICP-MS）对浅灰色英安一安山质糜棱岩进行了年代测定，获得锆石U-Pb 加权平均年龄为237±3.3Ma（MSWD=11.4，n=51）。
样品的锆石Th/U比值0.2～1.0，均具清晰的振荡环带结构，均为岩浆成因的锆石，说明地层沉积时代为中三叠世，应为中三叠统忙怀组。
岩石地球化学特征表明，其产生于同碰撞、造山期后花岗岩区，总体上显示了挤压构造背景岩浆活动的特点，属角闪岩相温一压环境的部分熔融物，是昌宁一孟连洋盆关闭后，弧一陆碰撞过程的岩浆作用记录。
标签：锆石U-Pb测年；滇西南涧哨街地区地区；昌宁一孟连洋盆；弧一陆碰撞工作区位于滇西地区，在构造位置上，属全球特提斯一喜马拉雅构造域的东段，位于冈瓦纳大陆与欧亚大陆强烈碰撞的地带，也是特提斯构造域与环太平洋构造域的交汇部位，受到印度洋板块、太平洋板块和欧亚板块相互作用的影响，经历了特提斯形成演化、印度一欧亚大陆碰撞及高原隆升的复杂过程。
关于澜沧江南带的火山岩系，前人做过大量研究，较为集中的观点是澜沧江南带火山岩系是西侧的吕宁一孟连洋的火山弧，是其向东俯冲消减的产物。
对于带内大规模出露的三叠纪火山岩，前人的研究主要集中于地层接触关系、岩石（相）学等，对火山岩的年代学研究不够。
针对以上问题，本文对澜沧江带南中段的三叠纪火山岩进行归纳及研究。
研究区位于滇西南涧公郎镇哨街乡地区，构造上位于羌塘一三江造山系（Ⅶ）和班公湖一双湖一怒江一昌宁一孟连对接带（Ⅷ），地层属于华南地层大区、羌北一昌都一思茅地层区、兰坪一思茅地层分区的澜沧地层小区及漾濞地层小区。
区域出露地层以古元古界、中元古界、中生界地层为主，发育大量二叠纪、三叠纪花岗岩体，少量新生代地层。
一、样品采集及测试本次研究的样品采自澜沧江断裂带中，层位属中三叠统忙怀组，地点在南涧县公郎镇哨街乡一带，样品岩性为浅灰色英安一安山质糜棱岩。
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; ②Max-Planck-Institut für Chemie, 55020 Mainz, Germany.E-mail: xlchu@ )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 快 讯第50卷 第6期 2005年3月炭钙质泥岩和底部的浅灰色含泥质白云岩(即帽白云岩)构成; 震旦系上统为皮园村组, 深灰色薄层状硅质岩和硅质泥岩. 又据刘鸿允等人[4]描述, 吴坞实测剖面的南沱组(原文称“雷公坞组”)厚度为22 m, 含凝灰质; 其上覆的兰田组(原文称“西峰寺组下段”, 相当于陡山沱组)厚147 m, 底部7 m 为灰白色变余条纹状细屑沉凝灰岩. 南沱组与上覆的兰田组之间整合接触. 兰田组底部7 m 厚的沉凝灰岩之上, 是42 m 厚的黑色含碳页岩, 没有任何白云岩或泥质白云岩被描述.吴坞剖面的实地考察表明南沱组与兰田组之间地层基本连续, 不存在明显的沉积间断. 南沱杂砾岩之上也没有发现白云岩或碳酸盐岩(即帽碳酸盐), 取而代之的是基本不含砾的细屑沉凝灰岩(火山灰层), 约7 m 厚. 再向上就是很厚的黑色含碳页岩层, 到了皮园村组就出现硅质岩. 由此判断, 当时的海水还相当深, 可能属大陆斜坡. 岩相古地理环境相似的皖 南, 兰田组底部一般有层碳酸盐岩, 即帽碳酸盐. 它较薄, 不超过 2 m, 横向也不十分连续. 因此, 像吴坞剖面这样缺失帽碳酸盐, 在该地区也属正常. 02W34样品采自吴坞剖面覆盖在南沱杂砾岩上的火山灰层, 距沉凝灰岩层底界约1.5 m, 非常接近南华-震旦系的界线. 601锆石分选是由河北省区域地质调查研究所实验室完成的. 用于定年的锆石还经过双目显微镜下挑选, 采用205Pb 和233U 混合稀释剂同位素法测定U, Pb 含量及同位素比值. 化学分离与同位素测定都是在德国马普化学所的U-Pb 实验室进行. 锆石的用量在0.1 mg 左右, 经过7 N 的HNO 3浸泡1小时, 用Milli-Q 纯净水洗净, 并加入准确称量的混合稀释剂. 参照常规流程, 熔样, 离子交换法分离U, Pb. 质谱分析是在MAT261上完成, 用U500和SRM982分别做U 和Pb 同位素分析的工作标准.基本分析数据如表1所示. 经过Isoplot 程序计算, 获得的U-Pb 谐合线上、下交点年龄分别为2733±56和635.3±5.4 Ma(图2), 其中一个样品点非常接近下交点.从锆石的形态与寄主沉凝灰岩分布来看, 火山物质来源不会远, 火山喷发与沉积几乎同时发生. 因此, 我们认为635.3±5.4 Ma 的下交点年龄可以代表同期火山的年龄. 所测锆石样品没有获得谐合年龄, 可能有两个因素: (1)部分岩浆锆石颗粒存在残余的核; 或/和(2)测定的岩浆锆石中混入个别的碎屑锆石颗粒. 若为(1), 则2733±56 Ma 的上交点年龄揭示火山物质可能来源于扬子克拉通内晚太古代地壳, 时代上大致相当于崆岭群[11]. 如果是(2), 沉积物源区时代可能是晚太古代. 进一步阐明这些可能性还需要更多的证据. 尽管如此, 由于一个样品的结果接近谐和年龄, 下交点年龄是十分可靠的.近年来, 由于在扬子地区陡山沱组中有一系列重要的古生物化石发现, 如动物胚胎[12]、两侧对称的动物, 它们可能是地球上最早的动物化石[13], 陡山沱组的年代备受国内外关注. Barfod 等人[9]对贵州瓮安等地陡山沱组磷块岩定年, 获得的Lu-Hf 和Pb-Pb 等时线年龄分别为584±26和599±4 Ma. Chen 等人[10]图2 02W34样品的U-Pb 谐合图表1 02W34样品的U-Pb 分析数据a)原子比表观年龄/Ma组206Pb/204Pb U/µg ·g −1 Pb */µg ·g −1206Pb */238U207Pb */235U 207Pb */206Pb *206Pb */238U207Pb */235U 207Pb */206Pb *1 106 138 19.1 0.1054±11 0.9255 ±406 0.06368 ±29 646 665 731 2 240 231 34.3 0.1234± 8 1.4721 ±263 0.08650 ±13 750919 1349 3 411 190 28.4 0.1223±19 1.3946 ±220 0.08272 ±17 7458871263a) 误差以2倍标准偏差(2σ m )给出第50卷 第6期 2005年3月快 讯602 给出的磷块岩顶部的Pb-Pb 年龄为576±14 Ma. 然 而, 这些年龄没有一个能够确切限定南沱-陡山沱界线的年代. 此外, 它们都比纳米比亚Ghaub 组的635.5±1.2 Ma 锆石U-Pb 年龄年轻很多, 而那个年龄限定Marinoan 冰期大约在635 Ma 结束[7,8]. 相比之下, 我们的锆石U-Pb 年龄限定南沱-陡山沱界线的年龄为635 Ma, 与国际上Cryogenian-Ediacaran 界线非常吻合.年龄是全球冰期对比的重要判据. 新元古代冰期对比一直存在分歧, 主要原因是缺乏可靠的冰期年龄数据. 南沱冰期的国际对比也曾分岐很大. 一种意见, 根据从前发表的750~690 Ma 的年龄资料将南沱组与Sturtian 冰期地层单元对比[14~16]. 有的古地磁学者也认为华南不存在与Marinoan 冰期相对应的冰成地层[17]. 另一种意见认为南沱冰期与Marinoan 冰期相对应, 早前发生的江口冰期(又称古城或长安冰期)才与Sturtian 冰期对应[9,18,19]. 郑永飞[20]曾对南华系同位素定年结果与新元古代全球冰期对比做过系统评述. 我们采自南沱组顶部的锆石U-Pb 年龄数据证实南沱冰期结束于635 Ma, 所以南沱冰期与Marinoan 冰期能够对比. 有趣的是, 扬子地区与纳米比亚一致的火山年龄数据意味着, 发生在635 Ma 的全球性火山活动可能是导致Marinoan 冰期结束的原因. 全球性火山喷发使大气中CO 2含量急剧增加, 从而结束了新元古代的“雪球地球”事件[20].致谢 衷心感谢江西省区域地质调查院符鹤琴高级工程师的野外指导和中国科学技术大学李曙光教授的实验室指导. 朱茂炎、蒋干清、孙卫东曾与作者进行过陡山沱组年龄的讨论, 郑永飞、李献华审阅初稿并提出了宝贵的修改意见, 在此对他们表示衷心的感谢. 本工作受中国科学院知识创新工程项目(KZCX3-SW-141)、国家自然科学基金(批准号: 40373011, 40172015)和中国科学院-德国马普学会交流项目资助.参 考 文 献1全国地层委员会. 中国地层指南及中国地层指南说明(修订版). 北京: 地质出版社, 2001. 42 2全国地层委员会. 中国区域年代地层(地质年代) 表说明书. 北京: 地质出版社, 2002. 62 3陆松年. 关于中国新元古界划分几个问题的讨论. 地质论评, 2002, 48(3): 242~248 4刘鸿允, 等编著. 中国震旦系. 北京: 科学出版社, 1991. 3885 Knoll A H, Walter M R, Narbonne G M, et al. 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