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第30卷第1期2011年3月世界地质GLOBAL GEOLOGYVol.30No.1Mar.2011文章编号:1004-5589(2011)01-0007-11松辽盆地林深3井火山岩的锆石U--Pb 年龄与Hf 同位素组成金鑫1，葛文春1，薛云飞2，金玉东21．吉林大学地球科学学院，长春130061;2．大庆油田有限责任公司勘探开发研究院，黑龙江大庆163712摘要:根据松辽盆地北部林深3井火山岩的岩相、全岩主微量元素、锆石U--Pb 同位素和锆石Hf 同位素特征的分析结果，探讨了该火山岩的形成时代和岩浆源区。
锆石LA--MC--ICPMS U--Pb 研究结果表明:林深3井火山岩形成时代约为120Ma ，处于早白垩世中晚期，属于营城组火山岩。
锆石的LA--MC--ICPMS Hf 同位素研究显示，本区火山岩的锆石εHf (t )全部为较高的正值，二阶段Hf 模式年龄为789 1494Ma ，表明其主要起源于中--新元古代增生的地壳物质，暗示中--新元古代时期兴蒙造山带东段存在地壳增生事件。
关键词:松辽盆地;林深3井;火山岩;锆石U--Pb 年龄;Hf 同位素中图分类号:P 597文献标识码:Adoi :10.3969/j.issn.1004-5589.2011.01.002收稿日期:2011-01-07;改回日期:2011-01-15基金项目:国家自然科学基金项目(90814003，40739905)Zircon U--Pb ages and Hf isotopic compositionof volcanic rocks from Well Linshen 3in Songliao BasinJIN Xin 1，GE Wen-chun 1，XUE Yun-fei 2，JIN Yu-dong 21．College of Earth Sciences ，Jilin University ，Changchun 130061，China ;2．Exploration and Development Research Institute ，Daqing Oilfild Limited Company ，Daqing 163712，Heilongjiang ，ChinaAbstract :The formation time and the source rocks of volcanic rocks from Well Linshen 3in the northern Songliao Basin have been discussed through the petrography ，major and trace elements ，zircon U--Pb isotopic data and zircon Hf isotopic data of three samples．Zircon U--Pb dating by LA--ICP MS technique indicated that the vol-canic rocks from Well Linshen 3were erupted at ca．120Ma ，the middle --late Early Cretaceous ，belonging to of the Yingcheng Formation．Zircon Hf analysis conducted by LA--MC --ICPMS showed that all of the volcanic rocks had high εHf (t )positive values with Hf modal ages of 789 1494Ma ，indicating the crust in the Songliao Basin extracted from mantle during Meso-and Neoproterozoic ，which provides the important evidence of crustal growth during Meso-and Neoproterozoic in eastern Xing--Meng orogenic belt．Key words :Songliao Basin ;Well Linshen 3;volcanic rocks ;zircon U--Pb age ;Hf isotope0引言松辽盆地位于兴蒙造山带的东段，西接大兴安岭，南邻华北克拉通。
锆石U-Pb同位素定年方法分析研究摘要本文主要阐述了对锆石U-Pb进行同位素测年体系的常用方法，并对各方法自身的特点进行了较为详细的介绍与对比。
关键词锆石U-Pb；同位素定年法；分析研究0 引言近年来，随着同位素地质年代学的飞速发展，锆石U-Pb法一直是地质学者讨论地质事件时代的重要方法之一，以下分别对各种其U-Pb同位素测年法进行分析。
1 单颗粒微量热电离质谱法目前应用最广泛的锆石定年方法是微量和单颗粒热电离质谱法，在近几年人们试着利用样品量达亚微克级的逐步溶解技术和单颗粒锆石碎片技术对其加以改进。
单颗粒锆石热电离质谱法是锆石定年技术的进展之一，该方法具有高精度、要求样品量少，所以作为基准的锆石U-Pb定年方法。
这中方法上存在着局限性：单颗粒微量热电离质谱法前期处理过程比较复杂，耗费时间，在实验流程本底要求特别低，一般整个流程铅、铀空白分别为0.03ng~0.05ng、0.002ng~0.004ng；该方法存在着最大缺陷是不能对复杂锆石内部微区U/Pb和207Pb/206Pb的年龄信息进行准确测定。
2 单颗粒锆石蒸发法在80年代单颗粒锆石蒸发法才发展起来的，这种方法不采用化学处理。
单颗粒锆石蒸发法主要是应用锆石逐层蒸发法，采用热离于发射质谱计直接对单颗粒锆石207Pb/206Pb年龄进行测定，获得207Pb/206Pb年龄信息。
它能够揭示锆石内部的信息，此种方法已在我国广泛推广和应用，并且取得不少成果。
该方法有一定的局限性：该方法只能提供207Pb/206Pb年龄，对U/Pb年龄不能测定，不能有效判断U-Pb同位素体系是否封闭；由于精度差不能精确的对地质事件定年，只能在初选样品的时候用该方法。
3 单颗粒锆石U-Pb同位素稀释测定法该方法是将一个岩石中的锆石按照晶形和颜色分开，加入稀释剂对U，Pb 同位素进行测定，在根据不一致线对岩石年龄进行确定。
这种方法由于操作方法简单，受到地质工作者的青睐，在我国得到了广泛推广和应用，也取得了显着成果。
小秦岭华山复式岩基大夫峪岩体锆石U-Pb年龄、Hf同位素和地球化学特征小秦岭华山复式岩基是中国地质科学院的地质研究部门在秦岭区域所开展的调查研究工作中发现的一个具有独特地质特征的区域。
其中的大夫峪岩体因其地质背景和岩石类型而备受关注。
本文通过对大夫峪岩体的锆石U-Pb年龄、Hf同位素和地球化学特征进行探讨，旨在为研究者提供学术上的参考。
据研究，大夫峪岩体形成于早古生代；经过测定，其锆石U-Pb年龄在452~489Ma之间。
这些结果表明，该岩体的形成时间在宙变之初，与秦岭大地构造演化的早期阶段相对应。
此外，某些岩石样品的年龄差异明显，这提示着该岩体在其形成过程中，可能经历了多次的岩浆侵入和部分熔融。
大夫峪岩体的Hf同位素组成显示，该岩体的盆地源区以及向外侵入的地壳物质基本上具有不那么负漂移的微量海洋残留物质，暗示源区物质和岩石经历了重要的壳幔混合作用。
另外，在大夫峪岩体中被发现的晚中-古元古代地幔的裂变损失成熟度获得的值高于重度熔融岩石。
这种特征说明，与其他研究中的中国铁质辉绿岩相比，大夫峪岩体在其形成的过程中并没有从上部地幔中获取太多的物质。
在地球化学特征分析方面，大夫峪岩体的Rb/Sr和La/Sm值较高，而Y/Nb、Yb/Ta和Th/U等比值较低。
这些研究结果表明，大夫峪岩体中的岩石类型属于弱准金属质，且在形成过程中主要受到了大洋板块俯冲和俯冲阴影的影响。
另外，随着岩浆的部分熔融和岩浆流体的迁移，大夫峪岩体的Sr/Y和Sm/Yb比值不断升高，这也表明该岩体在形成过程中被大量的基质物质所影响。
总体而言，大夫峪岩体的锆石U-Pb年龄、Hf同位素和地球化学特征表明，该岩体形成于早古生代，其源区为微量海洋残留物质丰度较低的地壳物质，岩石类型属于弱准金属质，形成过程中受到了大洋板块俯冲和俯冲阴影的影响。
这些结论为秦岭区域的地质研究提供了新的证据和参考。
本文主要研究以大夫峪岩体为代表的秦岭区域的地质特征，通过分析大夫峪岩体的锆石U-Pb年龄、Hf同位素和地球化学特征等数据，得出该岩体的形成和演化中的一些重要特征。
太行山南段西安里早白垩世角闪辉长岩的成因：锆石U-Pb年
龄-Hf同位素和岩石地球化学证据
太行山南段西安里早白垩世角闪辉长岩是一种具有明显拉斑结构的深源岩石。
研究表明，这种岩石是由地幔上升熔融形成的。
首先，通过锆石U-Pb年龄测定，可以发现西安里角闪辉长岩
的形成年代为早白垩世，大约为1.29亿年前。
这个年代与其
他在该区域发现的岩石年龄相近，也与太行山脉形成时期相一致。
其次，通过研究西安里角闪辉长岩的Hf同位素特征，可以推
断出其来源地为地幔。
长岩中的锆石Hf同位素主要来自亏损
地幔，证明了岩浆的来源为地幔上升物质。
此外，西安里角闪辉长岩中具有高TiO2、高Al2O3、高MgO
以及低Na2O、低K2O等特征，说明其为常规岩石类别中典
型的辉长岩。
这表明该岩浆的物质来源于地幔，其成分为较典型的典型陆壳物质。
综上所述，太行山南段西安里早白垩世角闪辉长岩是由地幔上升熔融形成的，岩石化学成分表明来源于典型陆壳物质，锆石
U-Pb年龄和Hf同位素特征也支持了这一结论。
新疆可可托海3号伟晶岩脉锆石U-Pb定年、Hf同位素特征及地质意义陈剑锋;张辉;张锦煦;马慧英【摘要】研究了新疆可可托海3号伟晶岩脉多个结构带中锆石U-Pb定年及锆石Hf同位素组成,旨在厘定3号伟晶岩脉形成及岩浆?热液演化的时限,探讨岩浆形成的物源特征及大地构造背景.锆石的BSE、CL特征显示,可可托海3号脉岩浆结晶锆石普遍遭受了蜕晶化、流体交代和不同程度重结晶等作用.锆石的LA-ICP-MS U-Pb定年结果显示,3号伟晶岩脉岩钟体部分中Ⅱ带、Ⅳ带和Ⅴ带以及缓倾斜部分中Ⅱ带分别形成于(211.9±3.2)、(214.9±2.1)、(212±4.1)和(212.0±1.8)Ma,指示岩浆阶段时限从～220 Ma至215 Ma,岩浆?热液过渡阶段时限从215 Ma至209 Ma,热液阶段时限从209 Ma至195 Ma.3号伟晶岩脉岩钟体部分中Ⅳ带和Ⅴ带锆石Hf同位素组成变化于+1.25～+2.39之间,二阶段模式年龄变化于1103～1173 Ma之间,指示形成3号伟晶岩脉的岩浆很可能与中亚造山带在三叠纪为陆?陆碰撞后的伸展构造背景下导致加厚下地壳沉积物减压熔融有关.【期刊名称】《中国有色金属学报》【年(卷),期】2018(028)009【总页数】14页(P中插2,1833-1845)【关键词】锆石U-Pb定年;Hf同位素组成;可可托海3号脉【作者】陈剑锋;张辉;张锦煦;马慧英【作者单位】中南大学地球科学与信息物理学院,长沙 410083;湖南省地质调查院,长沙 410116;中国科学院地球化学研究所地球内部物质高温高压院重点实验室,贵阳 550081;湖南省地质调查院,长沙 410116;中南大学地球科学与信息物理学院,长沙 410083;湖南省地质调查院,长沙 410116【正文语种】中文【中图分类】P597可可托海3号伟晶岩脉位于新疆富蕴县城北东约35 km处，北依额尔齐斯河，东离蒙古边境约60 km，为阿尔泰伟晶岩成矿省中已发现的十万余条伟晶岩脉中分异最完善的一条伟晶岩矿脉[1]。
锆石是各类成因岩石中常见的副矿物，是U-Pb同位素定年的重要对象。
随着近年来同位素年代学向微区高精度方向发展，锆石的离子探针(如SHRIMP)与激光探针(LA-ICPMS)等成为目前U-Pb同位素定年的重要方法。
这些方法的共同点就是需要标准锆石作外部校正，因此理想的标准锆石是U-Pb定年能否获得可靠结果的关键。
另一方面，锆石的理想晶体化学式为ZrSiO4，但大多数锆石中含有0.5%~2%的Hf，因而也是进行Hf同位素测定的理想矿物。
Hf有6个同位素，其中176Hf是由176Lu通过b衰变生成。
锆石中由于Lu/Hf比值很低(176Lu/177Hf比值通常小于0.002)，因而由176Lu衰变生成的176Hf 极少。
因此，锆石的176Hf/177Hf比值可以代表该锆石形成时的176Hf/177Hf比值，从而为讨论其成因提供重要信息。
（徐平，2004；科学通报；U_Pb同位素定年标准锆石的Hf同位素）锆石Hf同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所同位素实验室完成为使Hf同位素分析与锆石U-Pb年龄分析相对应，我们的锆石Hf同位素的分析点与U-Pb年龄的分析点位于同一颗锆石晶体内，但由于在进行锆石U-Pb测定时有的测点基本被离子束击穿，所以锆石Hf的分析点与锆石U-Pb年龄分析点并不完全重合，但都位于同一锆石颗粒内。
地球化学分析：主量元素数据分析；稀土模式图，轻重稀土分馏，有无负铕异常；微量元素蜘蛛网图。
锆石的稀土元素分析：锆石的稀土模式图锆石的Hf同位素特征：1.形成年龄t 对Hf( t) 图解2.锆石的Hf二阶段模式年龄直方图3.地球化学图解分析构造背景、物源（耿元生周喜文，2010；岩石学报；阿拉善地区新元古代早期花岗岩的地球化学和锆石Hf 同位素特征）通过对北京昌平地区燕辽裂陷槽内出露的基底密云群片麻岩及其上覆沉积盖层底部长城系常州沟组和顶部青白口系长龙山组砂岩的锆石LA-ICP-MSU-Pb年龄和Hf同位素组成的研究，对华北克拉通新太古代-元古宙期间的沉积与地壳演化进行探讨。
LuHf同位素体系及其岩石学应用随着科学技术的不断发展，岩石学研究的方法和手段也不断丰富和更新。
其中，LuHf同位素体系作为一种新的岩石学研究工具，在近年来越来越受到。
LuHf同位素体系是指由 lutetium（Lu）和氦（Hf）两种元素组成的同位素体系，具有独特的地球化学性质，可用于探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的研究。
本文将介绍LuHf同位素体系的基本知识及其在岩石学研究中的应用。
LuHf同位素体系的应用主要集中在岩石年代学和矿物成分测定两个方面。
在岩石年代学方面，LuHf同位素体系可以用于确定岩石的形成年龄。
这是因为在地球演化过程中，Lu和Hf元素会发生分异，不同成因的岩石具有不同的LuHf同位素组成特征。
通过对比不同岩石的LuHf同位素组成，可以推断它们之间的亲缘关系，进而确定岩石的形成年龄。
在矿物成分测定方面，LuHf同位素体系也具有很高的应用价值。
一些矿物在形成过程中会发生成分变化，导致其Lu和Hf元素的含量发生变化。
因此，通过测定这些矿物的LuHf同位素组成，可以推测出其形成过程中的成分变化情况，进而深入了解矿物的成因和演化历史。
LuHf同位素体系还可以用于探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的研究。
例如，在地球壳幔演化方面，LuHf同位素体系可以用于研究地壳与地幔之间的物质交换和地壳板块的运动。
在岩石成因方面，LuHf同位素体系可以用于探讨岩浆的形成和演化过程、岩石的变质和变形等过程。
LuHf同位素体系作为一种新型的岩石学研究工具，在岩石学研究中具有重要的应用价值和前景。
它不仅可以用于确定岩石的形成年龄，还可以用于推测矿物的成因和演化历史，探讨地球壳幔演化、岩石成因等方面的问题。
随着科学技术的不断发展，LuHf同位素体系的应用也将不断完善和深化，为岩石学研究带来更多的创新和突破。
秦岭山阳柞水地区位于陕西省南部，地处秦岭山脉东段。
该地区在燕山期经历了大规模的中酸性侵入岩活动，形成了丰富的地质资源和矿产资源。
１０００ ０５６９／２０２２／０３８（０３） ０６９３ １２ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ 岩石学报ｄｏｉ：１０ １８６５４／１０００ ０５６９／２０２２ ０３ ０７甘肃北山南带晚泥盆世岩浆事件：锆石Ｕ Ｐｂ年代学、地球化学和Ｓｒ Ｎｄ Ｈｆ同位素体系约束吕鑫１，２ 于晓飞１，２ 杜泽忠１，２ 康凯３ 杜轶伦１，２ 王春女１，２ＬüＸｉｎ１，２，ＹＵＸｉａｏＦｅｉ１，２ ，ＤＵＺｅＺｈｏｎｇ１，２，ＫＡＮＧＫａｉ３，ＤＵＹｉＬｕｎ１，２ａｎｄＷＡＮＧＣｈｕｎＮü１，２１ 中国地质调查局发展研究中心，北京 １０００３７２ 自然资源部矿产勘查技术指导中心，北京 １０００８３３ 中国科学院地质与地球物理研究所，中国科学院矿产资源研究重点实验室，北京 １０００２９１ ＤｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔａｎｄＲｅｓｅａｒｃｈＣｅｎｔｅｒｏｆＣｈｉｎａＧｅｏｌｏｇｉｃａｌＳｕｒｖｅｙ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００３７，Ｃｈｉｎａ２ ＭｉｎｅｒａｌＥｘｐｌｏｒａｔｉｏｎＴｅｃｈｎｉｃａｌＧｕｉｄａｎｃｅＣｅｎｔｅｒ，ＭｉｎｉｓｔｒｙｏｆＮａｔｕｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓＢｅｉｊｉｎｇ１０００８３，Ｃｈｉｎａ３ ＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＭｉｎｅｒａｌＲｅｓｏｕｒｃｅｓ，ＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＧｅｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｐｈｙｓｉｃｓ，ＣｈｉｎｅｓｅＡｃａｄｅｍｙｏｆＳｃｉｅｎｃｅｓ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００２９，Ｃｈｉｎａ２０２０ １２ ３１收稿，２０２１ ０４ １１改回ＬüＸ，ＹｕＸＦ，ＤｕＺＺ，ＫａｎｇＫ，ＤｕＹＬａｎｄＷａｎｇＣＮ ２０２２ ＬａｔｅＤｅｖｏｎｉａｎｍａｇｍａｔｉｃｅｖｅｎｔｉｎｔｈｅＳｏｕｔｈＢｅｉｓｈａｎｏｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔ，Ｇａｎｓｕ：ＣｏｎｓｔｒａｉｎｔｓｆｒｏｍｚｉｒｃｏｎＵ Ｐｂｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ，ｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙａｎｄＳｒ Ｎｄ Ｈｆｉｓｏｔｏｐｅｓ ＡｃｔａＰｅｔｒｏｌｏｇｉｃａＳｉｎｉｃａ，３８（３）：６９３－７１２，ｄｏｉ：１０ １８６５４／１０００ ０５６９／２０２２ ０３ ０７Ａｂｓｔｒａｃｔ Ｂｅｉｓｈａｎｏｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔ（ＢＯＢ）ｉｓｌｏｃａｔｅｄｏｎｔｈｅｓｏｕｔｈｅｒｎｍａｒｇｉｎｏｆｔｈｅＣｅｎｔｒａｌＡｓｉａｎＯｒｏｇｅｎｉｃＢｅｌｔ（ＣＡＯＢ）．ＴｈｅｓｔｕｄｙｏｆｍａｇｍａｔｉｃｅｖｅｎｔｓｉｎＢＯＢｉｓｏｆｇｒｅａｔｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅｆｏｒｕｎｄｅｒｓｔａｎｄｉｎｇｔｈｅｔｅｃｔｏｎｉｃｅｖｏｌｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅＣＡＯＢ ＡｌａｒｇｅｎｕｍｂｅｒｏｆｇｒａｎｉｔｉｏｄｐｌｕｔｏｎｓａｒｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｅｄｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｏｆＢＯＢ，ｗｈｅｒｅｔｈｅＳｈｕａｎｇｙｉｎｇｓｈａｎａｎｄＨｕａｎｉｕｓｈａｎａｒｃｓａｒｅｌｏｃａｔｅｄ Ｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ，ｗｅｆｏｃｕｓｏｎｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅａｎｄｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅｆｒｏｍｔｈｅｓｏｕｔｈＳｈｕａｎｇｆｅｎｇｓｈａｎｃｏｍｐｌｅｘｉｎｔｈｅｓｏｕｔｈｅｒｎＢＯＢ Ｗｅｐｒｅｓｅｎｔｗｈｏｌｅｒｏｃｋｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙ，ＳｒＮｄｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ，ｉｎｓｉｔｕＵ ＰｂｄａｔｉｎｇａｎｄＨｆｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｏｆｚｉｒｃｏｎｓｆｒｏｍｔｈｉｓｃｏｍｐｌｅｘ，ｆｒｏｍｗｈｉｃｈｔｈｅｆｏｌｌｏｗｉｎｇｒｅｓｕｌｔｓａｒｅｏｂｔａｉｎｅｄ：（１）ＴｈｅｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅｓａｎｄｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅｓｈａｖｅｓｉｍｉｌａｒｚｉｒｃｏｎＵ Ｐｂｃｈｒｏｎｏｌｏｇｙ，ｗｈｏｌｅｒｏｃｋｇｅｏｃｈｅｍｉｓｔｒｙａｎｄｉｓｏｔｏｐｉｃｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎ （２）ＺｉｒｃｏｎＬＡ ＩＣＰ ＭＳＵ Ｐｂｄａｔｉｎｇｙｉｅｌｄｓａｇｅｓｏｆ３６７ ５±１ ７Ｍａａｎｄ３６８ ０±１ ８Ｍａｆｏｒｔｈｅｍｏｎｚｏｇｒａｎｉｔｅ，ａｎｄ３６６ ３±２ ２Ｍａｆｏｒｔｈｅｇｒａｎｏｄｉｏｒｉｔｅ，ｓｕｇｇｅｓｔｉｎｇｔｈｅｙｗｅｒｅｆｏｒｍｅｄｉｎｔｈｅＬａｔｅＤｅｖｏｎｉａｎ （３）ＴｈｅＳｉＯ２ｃｏｎｔｅｎｔｓｆｒｏｍｓａｍｐｌｅｓｃｏｌｌｅｃｔｅｄｉｎｔｈｅｃｏｍｐｌｅｘａｒｅ６４ ３９％～７４ ９５％，ｗｉｔｈａｌｋａｌｉｃｏｎｔｅｎｔｓｏｆ５ ０１％～９ ２１％，ｓｕｇｇｅｓｔｉｎｇｉｔｂｅｌｏｎｇｓｔｏｍｅｔａｌｕｍｉｎｏｕｓ（Ａ／ＣＮＫ＝０ ８８～１ ００）；ｔｈｅｍｅａｓｕｒｅｄｓａｍｐｌｅｓｈａｖｅｌｏｗＰ２Ｏ５ｃｏｎｔｅｎｔｓ（０ ０２％～０ １７％），ｗｈｉｃｈａｒｅｎｅｇａｔｉｖｅｌｙｃｏｒｒｅｌａｔｅｄｔｏＳｉＯ２ＴｈｅｓｅｆｅａｔｕｒｅｓｉｎｄｉｃａｔｅｄｔｈｅｙａｒｅｏｆｔｙｐｉｃａｌＩ ｔｙｐｅｇｒａｎｉｔｅｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ （４）ＦｏｒｔｈｅＲＥＥｃｏｍｐｏｓｉｔｉｏｎｓ，ｔｈｉｓｃｏｍｐｌｅｘｉｓｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚｅｄｂｙｅｎｒｉｃｈｅｄｌｉｇｈｔｒａｒｅｅａｒｔｈｅｌｅｍｅｎｔｓ（（Ｌａ／Ｙｂ）Ｎ＝６ ２３～２３ ０），ｎｅｇａｔｉｖｅＥｕａｎｏｍａｌｙ（δＥｕ＝０ ３１～０ ５５），ｅｎｒｉｃｈｅｄｌａｒｇｅｉｏｎｌｉｔｈｏｐｈｉｌｅｅｌｅｍｅｎｔｓ，ｓｕｃｈａｓＲｂ，Ｔｈ，Ｕ，ａｎｄｄｅｐｌｅｔｅｄｈｉｇｈｆｉｅｌｄｓｔｒｅｎｇｔｈｅｌｅｍｅｎｔｓｓｕｃｈａｓＮｂ，Ｔｉ，ａｎｄＰ （５）ＴｈｅｃｏｍｐｌｅｘｈａｓεＨｆ（ｔ）ｖａｌｕｅｓｏｆ－３ １～＋６ ０，ｔｗｏｓｔａｇｅｍｏｄｅｌａｇｅｓ（ｔＤＭ２）ｏｆ９２８～１３２７Ｍａ，（８７Ｓｒ／８６Ｓｒ）ｉｖａｌｕｅｓｏｆ０ ７０５６０７～０ ７０８５２３，ａｎｄεＮｄ（ｔ）ｖａｌｕｅｓｏｆ－４ １～－１ ９ Ｃｏｍｂｉｎｅｄｗｉｔｈｔｈｅｒｅｇｉｏｎａｌｇｅｏｌｏｇｙａｎｄｔｅｃｔｏｎｉｃｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ，ｔｈｅｓｅｄａｔａｒｅｖｅａｌｓｔｈａｔｔｈｅｓｏｕｔｈＳｈｕａｎｇｆｅｎｇｓｈａｎｃｏｍｐｌｅｘｗａｓｆｏｒｍｅｄｉｎａｎａｃｔｉｖｅｃｏｎｔｉｎｅｎｔａｌｍａｒｇｉｎｉｎＬａｔｅＤｅｖｏｎｉａｎ，ａｎｄｄｕｒｉｎｇｉｔｓｅｖｏｌｕｔｉｏｎ，ｔｈｅｌｏｗｅｒｃｒｕｓｔｗａｓｐａｒｔｉａｌｌｙｍｅｌｔｅｄｂｙｔｈｅｕｎｄｅｒｐｌａｔｉｎｇｏｆｍａｎｔｌｅ ｄｅｒｉｖｅｄｍａｇｍａａｎｄｍｉｘｉｎｇｗｉｔｈｍａｎｔｌｅ ｄｅｒｉｖｅｄｍａｔｅｒｉａｌｓ，ｗｈｉｃｈｒｅｐｒｅｓｅｎｔｅｄａｎｏｒｔｈｗａｒｄｓｕｂｄｕｃｔｉｏｎｏｆｔｈｅＬｉｕｙｕａｎＯｃｅａｎｐｌａｔｅｉｎｔｈｅＬａｔｅＤｅｖｏｎｉａｎ Ｋｅｙｗｏｒｄｓ ＭａｇｍａｔｉｃＥｖｅｎｔ；ＬａｔｅＤｅｖｏｎｉａｎ；Ｔｅｃｔｏｎｉｃｓｅｔｔｉｎｇ；ＢｅｉｓｈａｎＯｒｏｇｅｎｉｃｂｅｌｔ；ＣｅｎｔｒａｌＡｓｉａｎＯｒｏｇｅｎｉｃＢｅｌｔ摘 要 北山造山带处于中亚造山带南缘，研究其岩浆事件对于推演中亚造山带地质构造演化具有重要意义。
中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第4期: 468 ~ 481 英文引用格式: Cong F, Lin S L, Zou G F, et al. Magma mixing of granites at Lianghe: In-situ zircon analysis for trace elements, U-Pb ages and Hf isotopes. SciChina Earth Sci, 2011, doi: 10.1007/s11430-011-4208-z《中国科学》杂志社SCIENCE CHINA PRESS论 文梁河花岗岩岩浆混合作用: 锆石微量元素、U-Pb 和 Hf 同位素示踪丛峰①*, 林仕良①, 邹光富①, 李再会①, 谢韬①, 彭智敏①, 梁婷②① 中国地质调查局成都地质调查中心, 成都 610081;② 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室, 武汉 430074 * E-mail: congfeng04@收稿日期: 2010-07-15; 接受日期: 2010-12-06云南1:5万梁河县、江东、帕底幅区域地质调查项目(批准号: 1212010784007)资助摘要 通过对滇西梁河地区细致的填图, 分析了环状杂岩体中碱长花岗岩、花岗闪长岩及其中闪长岩包体的锆石微量元素、U-Pb 年龄和Hf 同位素组成, 发现它们基本同时期形成, 年龄依次为127, 115和122 Ma, 但其中锆石有着不同的微量元素和Hf 同位素组成, 从酸性到基性岩石, 其微量元素含量逐渐降低, εHf (t )值逐渐增高, 依次为−9.1~−5.4, −4.5~0和3.6~6.2. 不同岩性的锆石微量元素变化与Hf 同位素组成变化相关, 可能示踪了基性和酸性岩浆的岩浆混合过程. 结果表明, 早白垩世来自亏损地幔的基性岩浆底侵造成古老地壳熔融形成了梁河地区大面积的花岗岩, 而基性岩浆与花岗质岩浆的混合作用是形成花岗闪长岩的主要原因.关键词梁河 锆石 微量元素 U-Pb 年龄 Hf 同位素 岩浆混合自然界中, 常见镁铁质岩浆与长英质岩浆存在不同程度的混合现象, 这是导致花岗质岩石在成分上多样性的主要原因之一[1]. 岩浆混合作用有大量的地质和岩石学证据, 最重要的证据是暗色、细粒且具火成结构的包体[1], 另一个地质现象是发育同深成岩墙[2]. 最近, 笔者通过对滇西梁河地区细致的填图, 发现该地区由花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩岩墙构成的环状杂岩体及其中的闪长质包体具有明显的岩浆混合特征. 但该地区花岗岩年代学和岩石学研究程度较低, 仍局限于传统的全岩岩石地球化学方法, 缺乏对上述地质现象的深入研究. 另外, 锆石微量元素和Hf 同位素组成对示踪岩浆成因有独特的优越 性[3~7], 岩浆混合过程也必然会在锆石中留下相关信息. 根据这一想法, 本文对地质特征上明显表现出岩浆混合现象的环状杂岩体的不同岩石类型及其中包体的锆石进行了研究, 通过LA-ICPMS 和LA-MC- ICPMS 对锆石的微量元素、U-Pb 年龄和Hf 同位素进行了分析, 期望能够示踪岩浆混合过程并对岩浆混合的不同单元组分及其产物进行制约.1 地质概况三江地区位于冈瓦纳大陆与欧亚大陆的接合地带, 作为东特提斯构造带的重要组成部分, 备受地质学家关注[8~14]. 其由多个微陆块和其间的造山带拼合而成, 例如腾冲地块、保山地块、思茅地块、昌宁-中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第4期469孟连缝合带和高黎贡山碰撞带. 腾冲和保山地块属于滇缅泰马微大陆的北部, 在早二叠世从冈瓦纳大陆北缘裂解出来, 而后向华南-印支地块拼合. 腾冲和保山地块之间在晚三叠世形成班公湖-怒江东延分支海槽, 并在侏罗纪闭合, 形成高黎贡山碰撞 带[13~15]. 腾冲地块以葡萄-密支那缝合带为界与西缅地块相隔[16]. 本文研究区位于腾冲地块梁河和潞西之间(图1(a)), 研究区出露地表的岩石分布特征明显受到龙陵-瑞丽断裂活动的影响, 具有北东-南西向带状分布特点. 腾冲地块基底为高黎贡山群, 普遍认为其属于中元古代, 与缅甸北部的Muogu 岩系可以对比[13,17,18]. 高黎贡山群的主要岩性为石英岩、云英片岩、灰色片麻岩、混合岩、斜长角闪岩、变粒岩和大理岩, 变质程度为绿片岩相-角闪岩相[13]. 研究区内古生代和中生代沉积岩出露较少, 分别为石炭纪孟洪群碎屑岩、晚三叠世-侏罗纪深水型碎屑浊积岩和白垩纪陆相红色碎屑岩. 第三系芒棒组砂砾岩和粘土岩在研究区分布广泛. 研究区内呈北东-南西向串珠状展布的安山岩则是腾冲火山岩带的西南延伸部分. 另外, 三台山附近沿龙陵-瑞丽断裂出露强蛇纹石化纯橄榄岩和斜方辉石橄榄岩, 岩体构造侵位于高黎贡山群和晚三叠世-侏罗纪沉积岩中. 研究区内花岗岩体面积占一半以上, 三叠纪花岗岩和早第三纪花岗岩有少量分布, 广泛发育早白垩世碱长花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩, 富含闪长质包体, 发育同深成闪长岩岩墙和岩脉.图1 滇西梁河地区地质简图丛峰等: 梁河花岗岩岩浆混合作用4702 分析方法主量元素在中国地质调查局成都地质调查中心用X 荧光光谱法分析. 微量元素在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室Finnigan MAT ELEMENT ICP-MS 上完成. Nd 同位素分析在该实验室的热电离质谱(TIMS)上进行, 所用仪器为Thermo Fisher 公司生产的Triton 质谱仪. 仪器的BCR-2监测平均值为0.512627±2. 锆石挑选在廊坊区域地质调查研究院完成. 锆石阴极发光照相和LA-ICPMS 分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成, 阴极发光在JEOL- JXA-8100电子探针上进行, 锆石U-Pb 同位素和微量元素分析应用德国MicroLas 公司的GeoLas 2005准分子激光剥蚀系统和美国Agilent 公司的Agilent7500a 型ICP-MS 仪器. 以He 气为载气, 束斑直径32 μm, 剥蚀深度20~40 μm, 激光脉冲8 Hz, 采用国际标准锆石91500作为外标标准物质, 元素含量采用NIST SRM610作为外标, 29Si 作为内标元素. 详细测试流程和参数见文献[19]. 同位素比值和元素含量计算采用GLITTER(ver4.0, Macquarie University)程序, 年龄计算及谐和图绘制采用Isoplot 程序[20]. 锆石Hf 同位素分析是在中国科学院地球化学研究所环境地球化学国家重点实验室的MC-ICPMS 上开展. 该仪器由Nu instruments Ltd 生产. 锆石熔样用New Wave Research 生产的UP-213型Nd: YAG 激光器. 以He 气为载气. 通过膜去溶进样装置(型号DSN-100)对质谱仪优化. 激光束斑直径60 μm, 脉冲频率10 Hz. 详细测试流程和参数见文献[21]. 在实际分析过程中对国际标准锆石91500进行了Hf 同位素测定, 其176Hf/177Hf 比值为0.282309±34(2SD, n =22), 与文献[22, 23]报道的数据在误差范围内一致.3 岩石地球化学分析的样品为碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体, 样品位置见图1(b). 采样区域的岩石组合在地质特征上表现为环状杂岩体, 其岩相配置为: 核部主要为花岗闪长岩和英云闪长岩, 闪长质岩墙和岩脉贯穿其中, 而向外围逐渐过渡为二长花岗岩和碱长花岗岩组合. 花岗岩含有丰富的闪长质暗色包体, 包体岩石学特征如下: 暗色包体广泛分布在环状杂岩体中, 有的为暗色微粒包体, 粒度明显比寄主岩石细小, 呈蝌蚪状, 可能代表了包体处于岩浆流动状态时的液滴形状(图2(a)). 有些包体十分密集, 呈鱼群状, 具有淬冷边和反向脉(图2(b)). 淬冷边主要由沿着包体与寄主岩石界线分布的微晶云母组成, 而反向脉是指花岗岩呈不规则脉状穿插入暗色包体中, 是由于淬冷边突然冷凝收缩形成不规则裂缝, 使花岗质熔体得以注入包体之中[1]. 有的闪长质包体呈纺锤状, 没有固态变形(图2(c)), 且粒度和寄主花岗闪长岩一致, 均为似斑状结构, 斜长石斑晶横跨包体和寄主岩石边界(图2(d)). 表明包体和寄主岩石代表两种共存但成分不同的岩浆, 斜长石斑晶显然形成于足够多的熔体介质中. 上述地质现象和包体的岩石学特征表明, 该环状杂岩体可能存在岩浆混合作用.碱长花岗岩的矿物组合为: 碱性长石(75%)+斜长石(<5%)+石英(20%)+黑云母. 具中粒花岗结构和似斑状结构. 碱性长石为微斜长石和条纹长石. 斜长石呈细粒状或细脉状, 石英为他形粒状, 黑云母呈叶片状, 填于碱性长石颗粒间. 高SiO 2, 富K 2O, 贫Na 2O, K 2O/Na 2O 比值为2.5. 稀土总量较高, 在稀土配分图中, 相对富集轻稀土, Eu 负异常. 此外, 在微量元素蛛网图中, 富集Rb, Th, U, K 和Pb, 相对亏损Ba, Nb, Ta, Sr, P 和Ti.花岗闪长岩的主要矿物组合为: 斜长石(>60%)+碱性长石(10%)+石英(20%)+黑云母(<5%)+角闪石(<5%). 具有似斑状结构. 斜长石为更长石, 具细而密的钠长双晶纹. 碱性长石为条纹长石和微斜长石, 石英具有波状消光, 黑云母和角闪石填隙于长石之间. 较高SiO 2, 富Al 2O 3和Na 2O, 贫K 2O, K 2O/Na 2O 比值为0.7. 稀土总量较高, 在稀土配分图(图3(a))中, 相对富集轻稀土, Eu 负异常. 此外, 在微量元素蛛网图(图3(b))中, 富集Rb, U 和Pb, 相对亏损Nb, Ta, Sr 和Ti.闪长岩包体的野外露头见图2(c), 其矿物组合为:斜长石(50%)+普通角闪石(>45%)+石英(1%~2%), 含极少量黑云母和磁铁矿. 具似斑状结构, 斜长石以更长石和中长石为主, 呈半自形柱状, 普通角闪石呈柱状和不规则柱状, 磁铁矿为粒状, 与角闪石伴生. 中等SiO 2, 富Al 2O 3, Fe 2O 3t, CaO 和MgO, 贫K 2O, K 2O/Na 2O 比值为0.3. 稀土总量低, 在稀土配分图中, 相对富集轻稀土, 弱Eu 正异常(图3(a)). 此外, 在微量元素蛛网图中, 富集Rb, Th, U, K, Pb 和Sr, 相对亏损Ba, Nb 和Ta(图3(b)).中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第4期471图2 闪长岩包体野外露头图3 全岩稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)标准化值据文献[24]丛峰等: 梁河花岗岩岩浆混合作用472 本文还分析了高黎贡山群中二云母石英片岩和灰色片麻岩的主量、微量元素(表1)和Nd同位素. 二云母石英片岩具有高SiO2, 其他的主量元素含量较低. 稀土总量较低, 在稀土配分图中, 相对富集轻稀土, 负Eu异常. 此外, 在微量元素蛛网图中, 富集Rb, Th, U, K和Pb, 相对亏损Ba, Nb, Ta, Sr, P和Ti. 二云母石英片岩的Nd同位素组成如下: Sm=3.37 ppm, Nd=17.5 ppm, 143Nd/144Nd=0.511796(2σ=4), 147Sm/144Nd=0.1164. 计算公式如下: εNd=[(143Nd/ 144Nd)样品/(143Nd/144Nd)CHUR−1]×10000, 球粒陨石的表1 全岩主量和微量元素数据a)样品碱长花岗岩花岗闪长岩闪长岩包体灰色片麻岩二云母石英片岩主量元素(wt%)SiO2 74.75 62.60 51.40 76.88 92.36 Al2O3 13.80 16.64 16.06 12.51 4.45 Fe2O3t 0.99 6.10 8.72 1.73 0.40 CaO 0.86 4.09 10.00 0.99 0.10 MgO 0.12 1.92 7.07 0.26 0.25 K2O 6.14 2.72 0.94 3.39 1.16 Na2O 2.45 3.90 2.95 3.19 0.10 TiO2 0.10 0.93 1.30 0.17 0.21 MnO 0.02 0.09 0.17 0.06 0.02 P2O5 0.03 0.24 0.12 0.02 0.03 烧失量0.54 0.62 1.19 0.72 0.90 总量99.80 99.85 99.92 99.92 99.98 微量元素(ppm)Rb 244 138 44.2 135 80.9 Sr 70.6 280 317 50.6 4.43 Y 29.2 28.6 19.7 26.8 17.5 Zr 82.3 146 101 181 238 Nb 4.27 13.4 4.06 11.8 4.95 Cs 2.74 4.95 1.26 7.74 4.34 Ba 188 960 162 663 140 La 21.0 57.4 10.6 41.0 22.1 Ce 41.5 108 22.8 75.4 40.2 Pr 4.68 11.5 2.97 8.41 4.86 Nd 16.2 41.9 12.9 29.7 17.5 Sm 4.12 7.56 3.20 5.60 3.37 Eu 0.335 1.58 1.17 0.839 0.478 Gd 3.82 6.65 3.33 4.97 2.85 Tb 0.731 1.01 0.625 0.836 0.523 Dy 4.50 5.35 3.56 4.61 2.79 Ho 0.994 1.14 0.808 1.00 0.602 Er 2.75 3.03 2.17 3.00 1.75 Tm 0.392 0.423 0.306 0.459 0.243 Yb 2.51 2.56 1.92 3.09 1.61 Lu 0.371 0.352 0.271 0.485 0.258 Hf 2.82 3.57 2.53 5.37 5.93 Ta 0.222 1.07 0.289 0.824 0.488 Pb 43.3 17.2 7.00 39.0 8.88 Th 26.0 11.7 3.00 19.6 8.63 U 2.85 1.57 0.512 2.29 1.79 ΣREE 296 249 66.6 179 99.1 (La/Yb)N 6.0 16.1 4.0 9.5 9.9 δEu 0.3 0.7 1.1 0.5 0.5 a) δEu=Eu N/(Sm N×Gd N)0.5; N表示用球粒陨石[24]标准化; REE代表稀土元素; 1 ppm=1 μg g−1, 下同中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第4期473143Nd/144Nd=0.512638, 147Sm/144Nd=0.1967. 得到其 εNd (0)值为−16.4.灰色片麻岩具有高SiO 2, 富K 2O 和Na 2O, K 2O/Na 2O 比值为1.1. 稀土总量较高, 在稀土配分图中, 相对富集轻稀土, 负Eu 异常. 此外, 在微量元素蛛网图中, 富集Rb, Th, U, K 和Pb, 相对亏损Ba, Nb, Ta, Sr, P 和Ti.上述数据表明, 不同岩石类型的主量元素含量明显不同, 而除闪长岩包体(弱Eu 正异常和Sr 正异常)外, 碱长花岗岩、花岗闪长岩、灰色片麻岩和二云母石英片岩的稀土和微量元素特征基本一致.4 锆石微量元素、U-Pb 年龄和Hf 同位素碱长花岗岩锆石粒径为0.05~0.25 mm, 多为长柱状或短柱状, 其余为不规则柱状和粒状, 自形到半自形. 花岗闪长岩锆石粒径为0.05~0.25 mm, 多为长柱状, 部分为短柱状和不规则粒状, 自形到半自形. 闪长岩包体锆石粒径为0.05~0.2 mm, 部分为长柱状或短柱状, 部分为不规则粒状, 自形到半自形. 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体的锆石大都具有明显振荡环带, 为典型岩浆锆石, 且结构简单, 不具有核边结构. 锆石微量元素、U-Pb 和Hf 同位素分析点位置大部分位于锆石边部, 部分在锆石中间位置.锆石稀土元素配分曲线见图4, 微量元素蛛网图见图5. 碱长花岗岩锆石稀土总量较高, 平均为3096 ppm, 微量元素平均含量较高, 依次为Y=3812 ppm, Th=1564 ppm, U=3878 ppm, Hf=14394 ppm, Nb=48 ppm, P=4786 ppm, Th/U 比值平均为0.4. 在图4(a)中, 其表现为亏损轻稀土([Sm/La]N =45), 逐步富集重稀土([Lu/Gd]N =43), 强烈正Ce 异常(δCe=34), 强烈负Eu 异常(δEu=0.1). 花岗闪长岩锆石稀土总量平均为1364 ppm, 微量元素平均含量依次为Y=1741 ppm, Th=696 ppm, U=907 ppm, Hf=10193 ppm, Nb=11 ppm, P=1228 ppm, Th/U 比值平均为0.8. 在图4(b)中, 其表现为亏损轻稀土([Sm/La]N =68), 逐步富集重稀土([Lu/Gd]N =35), 强烈正Ce 异常(δCe=52), 强烈负Eu 异常(δEu=0.2). 闪长岩包体锆石稀土总量较低, 平均为845 ppm, 微量元素平均含量较低, 依次为Y=1046 ppm, Th=1364 ppm, U=801 ppm, Hf=6623 ppm, Nb=0.5 ppm, P=313 ppm, Th/U 比值平均为1.7. 在图4(c)中, 其表现为亏损轻稀土([Sm/La]N =140), 逐步图4 滇西梁河花岗岩锆石稀土元素配分图标准化值据文献[24]丛峰等: 梁河花岗岩岩浆混合作用474图5 滇西梁河花岗岩锆石微量元素蛛网图标准化值据文献[24]富集重稀土([Lu/Gd]N =34), 强烈正Ce 异常(δCe=35), 弱负Eu 异常(δEu=0.7).锆石U-Pb 年龄数据见表2~4, 谐和图见图6, 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体锆石的206Pb/238U 加权平均年龄依次为(127.4±1) Ma (MSWD=4.9), (115.2±1.1) Ma (MSWD=4.8)和(122.6±0.8) Ma (MSWD=3). 分析点位置无论边部还是中间都具有一致的年龄, 表明结晶锆石为完整颗粒, 不具有继承核.锆石Hf 同位素数据见表5~7, 结合已获得的锆石加权平均年龄值, 得到锆石单个测点的εHf (t )值、单阶段Hf 模式年龄(t DM1Hf)和两阶段Hf 模式年龄(t DM2Hf). 结果表明, 不同类型岩石的锆石Hf 同位素组成明显不同, 碱长花岗岩锆石的176Hf/177Hf 比值较低, 为0.282447~0.282547, 对应的εHf (127 Ma)值为−9.1~−5.4, t DM2Hf 值为1.5~1.7 Ga, 远大于其U-Pb 年龄值. 花岗闪长岩的锆石176Hf/177Hf 比值为0.282576~0.282704, 对应的εHf (115 Ma)值为−4.5~0, t DM2Hf 值为1.1~1.4 Ga, 远大于其U-Pb 年龄值. 闪长岩包体的锆石176Hf/177Hf 比值较高, 为0.282803~0.282875, 对应的εHf (122 Ma)值为3.6~6.2, t DM1Hf 值为536~666 Ma, 也大于其U-Pb 年龄值.5 讨论碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体的锆石具有类似的稀土元素配分形式, 表现为亏损轻稀土, 逐步富集重稀土, 强烈正Ce 异常, 负Eu 异常, 具有岩浆锆石的稀土特征[4,5]. 正Ce 异常, 是由于Ce 3+被氧化为Ce 4+后, 其离子半径类似于Zr 和Hf, 比轻稀土更容易进入到锆石晶格中. 负Eu 异常与长石的结晶作用有关. 从闪长岩包体、花岗闪长岩到碱长花岗岩, 锆石稀土含量逐渐增加, 反映了基性、中性和酸性岩浆的岩浆组分不同. 另外, 同一岩石类型内部的锆石稀土含量也有一定变化, 一方面说明岩浆组分的不均一, 另一方面也与岩浆早期结晶的副矿物(包括早期结晶的锆石)对残余熔体稀土含量的影响有关. 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体的锆石微量元素组成也明显不同, 从闪长岩包体、花岗闪长岩到碱长花岗岩, 微量元素含量逐渐增加(Eu 逐渐降低除外)(图5), Th/U 比值逐渐降低, 花岗闪长岩的锆石微量元素组成往往介于闪长岩包体和碱长花岗岩之间(图7), 说明三者的岩浆组分和成因类型明显不同,图6 滇西梁河花岗岩的锆石U-Pb 年龄谐和图中国科学: 地球科学 2011年 第41卷 第4期475表2 滇西梁河碱长花岗岩锆石U-Pb 年龄数据同位素比值年龄(Ma)点号 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 1 0.02041 0.00030 0.16300 0.01059 0.05814 0.00372 130.2 1.9 153.3 9.2 2 0.01979 0.00014 0.13614 0.00295 0.04957 0.00107 126.3 0.9 129.6 2.6 3 0.02017 0.00042 0.16218 0.00645 0.05738 0.00170 128.7 2.6 152.6 5.6 4 0.01991 0.00020 0.14027 0.00481 0.05095 0.00168 127.1 1.3 133.3 4.3 5 0.02085 0.00018 0.14898 0.00283 0.05166 0.00096 133.0 1.1 141.0 2.5 6 0.02033 0.00017 0.14662 0.00288 0.05218 0.00101 129.7 1.1 138.9 2.5 7 0.01964 0.00016 0.13654 0.00277 0.05022 0.00096 125.4 1.0 130.0 2.5 8 0.01983 0.00016 0.14419 0.00256 0.05264 0.00094 126.6 1.0 136.8 2.3 10 0.02030 0.00032 0.17807 0.00728 0.06517 0.00377 129.5 2.0 166.4 6.3 11 0.01943 0.00018 0.13409 0.00295 0.04994 0.00105 124.1 1.2 127.8 2.6 12 0.01939 0.00016 0.13864 0.00331 0.05181 0.00125 123.8 1.0 131.8 2.9 14 0.01976 0.00015 0.13188 0.00242 0.04827 0.00084 126.1 0.9 125.8 2.2 15 0.01963 0.00013 0.13486 0.00271 0.04969 0.00097 125.3 0.8 128.5 2.4 16 0.02004 0.00013 0.14305 0.00303 0.05162 0.00105 127.9 0.8 135.8 2.7 17 0.01962 0.00019 0.14745 0.00709 0.05341 0.00218 125.2 1.2 139.7 6.3 18 0.01963 0.00020 0.12759 0.00879 0.04575 0.00288 125.3 1.3 121.9 7.9 19 0.01936 0.00029 0.14701 0.00846 0.05515 0.00319 123.6 1.8 139.3 7.5 20 0.02042 0.00020 0.14410 0.00325 0.05108 0.00112 130.3 1.2 136.7 2.9 21 0.02033 0.00018 0.15868 0.00405 0.05615 0.00126 129.8 1.1 149.5 3.6 22 0.01996 0.00016 0.13703 0.00252 0.04962 0.00086 127.4 1.0 130.4 2.3 23 0.02047 0.00027 0.13624 0.01366 0.04571 0.00409 130.6 1.7 129.7 12.2 24 0.02053 0.00013 0.14562 0.00335 0.05142 0.00125 131.0 0.9 138.0 3.0 25 0.01986 0.00014 0.14285 0.00242 0.05203 0.00091 126.8 0.9 135.6 2.2 260.02015 0.00019 0.14194 0.003120.05082 0.00102128.6 1.2 134.8 2.8表3 滇西梁河花岗闪长岩锆石U-Pb 年龄数据同位素比值年龄(Ma)点号 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 3 0.01832 0.00016 0.12238 0.00498 0.04866 0.00205 117.0 1.0 117.2 4.5 4 0.01777 0.00015 0.12072 0.00369 0.04908 0.00146 113.5 1.0 115.7 3.3 5 0.01766 0.00015 0.12027 0.00413 0.04930 0.00172 112.9 1.0 115.3 3.7 6 0.01884 0.00023 0.12893 0.00387 0.04974 0.00151 120.3 1.4 123.1 3.5 7 0.01766 0.00023 0.11749 0.00485 0.04864 0.00206 112.9 1.5 112.8 4.4 8 0.01763 0.00016 0.12117 0.00340 0.04997 0.00147 112.6 1.0 116.1 3.1 9 0.01800 0.00014 0.12141 0.00318 0.04889 0.00129 115.0 0.9 116.3 2.9 10 0.01816 0.00022 0.15551 0.00944 0.06066 0.00296 116.0 1.4 146.8 8.3 11 0.01807 0.00018 0.12182 0.00431 0.04926 0.00181 115.5 1.1 116.7 3.9 12 0.01879 0.00016 0.12627 0.00349 0.04888 0.00136 120.0 1.0 120.7 3.1 13 0.01870 0.00024 0.15700 0.00972 0.06107 0.00365 119.4 1.5 148.1 8.5 14 0.01851 0.00020 0.11956 0.00484 0.04727 0.00198 118.3 1.3 114.7 4.4 15 0.01858 0.00018 0.12571 0.00502 0.04904 0.00204 118.7 1.1 120.2 4.5 16 0.01776 0.00013 0.11745 0.00244 0.04773 0.00096 113.5 0.8 112.8 2.2 17 0.01772 0.00024 0.11877 0.00629 0.04960 0.00280 113.2 1.5 114.0 5.7 18 0.01799 0.00021 0.11602 0.00527 0.04734 0.00228 114.9 1.3 111.5 4.8 19 0.01769 0.00015 0.11778 0.00366 0.04816 0.00156 113.1 0.9 113.1 3.3 20 0.01778 0.00022 0.11296 0.00490 0.04601 0.00196 113.6 1.4 108.7 4.5 21 0.01747 0.00025 0.11871 0.00937 0.04896 0.00379 111.6 1.6 113.9 8.5 22 0.01802 0.00016 0.11666 0.00411 0.04706 0.00168 115.1 1.0 112.0 3.7 23 0.01770 0.00030 0.14296 0.00915 0.05835 0.00377 113.1 1.9 135.7 8.1 24 0.01784 0.00017 0.13775 0.00584 0.05585 0.00235 114.0 1.1 131.0 5.2 250.01867 0.00023 0.13307 0.005310.05221 0.00213119.2 1.4 126.9 4.8丛峰等: 梁河花岗岩岩浆混合作用476 表4 滇西梁河闪长岩包体锆石U-Pb年龄数据同位素比值年龄(Ma)点号206Pb/238U 1σ207Pb/235U 1σ207Pb/206Pb 1σ206Pb/238U 1σ207Pb/235U 1σ1 0.01893 0.00018 0.13801 0.00514 0.05283 0.00196 120.9 1.1 131.3 4.62 0.01883 0.00022 0.13009 0.00632 0.05057 0.00255 120.3 1.4 124.2 5.73 0.01909 0.00017 0.12443 0.00406 0.04737 0.00156 121.9 1.1 119.1 3.74 0.01870 0.00031 0.16081 0.00902 0.06190 0.00339 119.4 2.0 151.4 7.95 0.01862 0.00019 0.13310 0.00477 0.05175 0.00182 118.9 1.2 126.9 4.36 0.01964 0.00017 0.12868 0.00366 0.04772 0.00143 125.4 1.1 122.9 3.37 0.01895 0.00019 0.12526 0.00470 0.04806 0.00185 121.0 1.2 119.8 4.28 0.01929 0.00020 0.12617 0.00554 0.04782 0.00214 123.2 1.3 120.7 5.09 0.01881 0.00018 0.13810 0.00554 0.05316 0.00213 120.2 1.2 131.3 4.910 0.01954 0.00015 0.12723 0.00287 0.04711 0.00107 124.7 1.0 121.6 2.611 0.01979 0.00016 0.13146 0.00343 0.04792 0.00123 126.3 1.0 125.4 3.112 0.01912 0.00016 0.13071 0.00406 0.04953 0.00158 122.1 1.0 124.7 3.613 0.01927 0.00023 0.13410 0.00607 0.05058 0.00231 123.1 1.4 127.8 5.414 0.01918 0.00017 0.11769 0.00355 0.04439 0.00138 122.5 1.1 113.0 3.215 0.01922 0.00022 0.14158 0.00592 0.05384 0.00240 122.7 1.4 134.5 5.316 0.01939 0.00017 0.12293 0.00423 0.04607 0.00162 123.8 1.1 117.7 3.817 0.01943 0.00018 0.12311 0.00481 0.04603 0.00183 124.1 1.2 117.9 4.418 0.01968 0.00017 0.13754 0.00373 0.05058 0.00137 125.6 1.1 130.8 3.319 0.01899 0.00016 0.12089 0.00392 0.04622 0.00154 121.3 1.0 115.9 3.520 0.01923 0.00017 0.14898 0.00492 0.05654 0.00197 122.8 1.1 141.0 4.321 0.01926 0.00024 0.12714 0.00603 0.04897 0.00254 123.0 1.5 121.5 5.423 0.01872 0.00018 0.13882 0.00461 0.05377 0.00176 119.6 1.2 132.0 4.124 0.01934 0.00024 0.12913 0.00656 0.04908 0.00258 123.5 1.5 123.3 5.925 0.01882 0.00019 0.13985 0.00603 0.05392 0.00231 120.2 1.2 132.9 5.426 0.01924 0.00015 0.14437 0.00356 0.05449 0.00138 122.8 0.9 136.9 3.2表5 滇西梁河碱长花岗岩锆石Hf同位素数据编号176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 1σ176Hf/177Hf 1σεHf (0) εHf (127 Ma) f Lu/Hf t DM1Hf (Ma) t DM2Hf (Ma)1 0.083286 0.002034 0.000220 0.282533 0.000015 −8.5 −5.8 −0.94 1046 15552 0.128899 0.003066 0.000063 0.282525 0.000010 −8.7 −6.2 −0.91 1088 15783 0.106318 0.002255 0.000130 0.282532 0.000015 −8.5 −5.9 −0.93 1054 15584 0.163026 0.003741 0.000220 0.282533 0.000015 −8.5 −6.0 −0.89 1097 15635 0.152243 0.003570 0.000092 0.282509 0.000012 −9.3 −6.8 −0.89 1128 16166 0.063314 0.001455 0.000120 0.282512 0.000013 −9.2 −6.5 −0.96 1059 15997 0.118904 0.002912 0.000110 0.282514 0.000015 −9.1 −6.6 −0.91 1099 16028 0.127260 0.002725 0.000054 0.282498 0.000015 −9.7 −7.1 −0.92 1117 16379 0.096580 0.002031 0.000140 0.282482 0.000017 −10.3 −7.6 −0.94 1119 166910 0.208015 0.004608 0.000190 0.282447 0.000010 −11.5 −9.1 −0.86 1258 176011 0.206441 0.004179 0.000048 0.282497 0.000011 −9.7 −7.3 −0.87 1166 164612 0.177152 0.003762 0.000220 0.282491 0.000015 −9.9 −7.5 −0.89 1161 165813 0.095852 0.002198 0.000077 0.282526 0.000011 −8.7 −6.1 −0.93 1061 157114 0.213030 0.004407 0.000051 0.282525 0.000007 −8.7 −6.3 −0.87 1130 158515 0.128036 0.002795 0.000120 0.282547 0.000010 −8.0 −5.4 −0.92 1047 152716 0.102042 0.002531 0.000076 0.282546 0.000011 −8.0 −5.4 −0.92 1041 1528中国科学: 地球科学 2011年第41卷第4期表6 滇西梁河花岗闪长岩锆石Hf同位素数据编号176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 1σ176Hf/177Hf 1σεHf (0) εHf (115 Ma) f Lu/Hf t DM1Hf (Ma) t DM2Hf (Ma)1 0.057111 0.001297 0.000041 0.282576 0.000015 −6.9 −4.5 −0.96 964 14622 0.084238 0.001859 0.000083 0.282644 0.000014 −4.5 −2.1 −0.94 881 13113 0.100361 0.002285 0.000150 0.282661 0.000013 −3.9 −1.6 −0.93 866 12754 0.072106 0.001551 0.000140 0.282677 0.000019 −3.4 −1.0 −0.95 826 12355 0.072810 0.001668 0.000086 0.282654 0.000013 −4.2 −1.8 −0.95 862 12886 0.132373 0.002993 0.000260 0.282642 0.000024 −4.6 −2.3 −0.91 912 13217 0.098427 0.002211 0.000080 0.282664 0.000022 −3.8 −1.5 −0.93 860 12688 0.069535 0.001522 0.000120 0.282653 0.000016 −4.2 −1.8 −0.95 860 12899 0.132657 0.002829 0.000110 0.282667 0.000015 −3.7 −1.4 −0.91 871 126410 0.042580 0.000987 0.000053 0.282682 0.000015 −3.2 −0.7 −0.97 807 122211 0.110178 0.002399 0.000160 0.282661 0.000016 −3.9 −1.6 −0.93 869 127512 0.104367 0.002300 0.000140 0.282684 0.000015 −3.1 −0.8 −0.93 833 122313 0.093724 0.002002 0.000068 0.282696 0.000014 −2.7 −0.3 −0.94 809 119514 0.124869 0.002673 0.000380 0.282686 0.000015 −3.0 −0.7 −0.92 839 122015 0.108755 0.002448 0.000200 0.282606 0.000015 −5.9 −3.5 −0.93 951 139916 0.115155 0.002422 0.000170 0.282685 0.000018 −3.1 −0.7 −0.93 835 122117 0.057514 0.001337 0.000075 0.282648 0.000012 −4.4 −2.0 −0.96 863 130018 0.069880 0.001583 0.000080 0.282669 0.000012 −3.6 −1.2 −0.95 839 125419 0.067839 0.001456 0.000110 0.282704 0.000011 −2.4 0.0 −0.96 786 117420 0.078594 0.001708 0.000062 0.282623 0.000020 −5.3 −2.9 −0.95 908 1358表7 滇西梁河闪长岩包体锆石Hf同位素数据a)编号176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 1σ176Hf/177Hf 1σεHf (0) εHf (122 Ma) f Lu/Hf t DM1Hf (Ma) t DM2Hf (Ma)1 0.078455 0.001614 0.000021 0.282829 0.000022 2.0 4.6 −0.95 610 8882 0.054310 0.001247 0.000024 0.282846 0.000015 2.6 5.2 −0.96 579 8483 0.046575 0.001097 0.000057 0.282875 0.000015 3.6 6.2 −0.97 536 7824 0.133487 0.002665 0.000053 0.282803 0.000018 1.1 3.6 −0.92 666 9535 0.069783 0.001637 0.000150 0.282804 0.000016 1.1 3.7 −0.95 646 9456 0.066909 0.001515 0.000076 0.282850 0.000012 2.8 5.3 −0.95 578 8407 0.178296 0.003610 0.000011 0.282851 0.000024 2.8 5.2 −0.89 611 8498 0.036767 0.000971 0.000019 0.282857 0.000015 3.0 5.6 −0.97 559 8229 0.049773 0.001192 0.000057 0.282818 0.000017 1.6 4.2 −0.96 618 91110 0.038333 0.000915 0.000024 0.282837 0.000013 2.3 4.9 −0.97 587 86711 0.052423 0.001298 0.000043 0.282812 0.000011 1.4 4.0 −0.96 629 92512 0.082687 0.001663 0.000190 0.282840 0.000018 2.4 4.9 −0.95 594 86413 0.072893 0.001737 0.000053 0.282845 0.000015 2.6 5.1 −0.95 588 85314 0.047922 0.001281 0.000008 0.282857 0.000014 3.0 5.6 −0.96 564 82315 0.038535 0.000917 0.000012 0.282850 0.000017 2.8 5.4 −0.97 569 83716 0.033725 0.000874 0.000027 0.282830 0.000014 2.1 4.7 −0.97 596 88217 0.096783 0.002169 0.000051 0.282855 0.000012 2.9 5.4 −0.93 581 83218 0.024298 0.000640 0.000010 0.282831 0.000012 2.1 4.7 −0.98 591 87919 0.048825 0.001152 0.000028 0.282814 0.000026 1.5 4.1 −0.97 623 92020 0.091438 0.002079 0.000077 0.282843 0.000014 2.5 5.0 −0.94 597 859a) εHf(t)=10000×{[(176Hf/177Hf)S−(176Lu/177Hf)S×(eλt−1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0−(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt−1)]−1}. t DM1Hf=1/λ×ln{1+[(176Hf/ 177Hf)S−(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S−(176Lu/177Hf)DM]}. t DM2Hf=t DM1Hf−(t DM1Hf−t)×[(f cc−f s)/(f cc−f DM)], f Lu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR−1; λ=1.867×10−11a−1[25]; (176Lu/177Hf)S和(176Hf/177Hf)S为样品测量值; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0332, (176Hf/177Hf)CHUR,0=0.282772[26]; (176Lu/ 177Hf)DM=0.0384, (176Hf/177Hf)DM=0.28325[27]; (176Lu/177Hf)平均地壳=0.015[3]; f cc=(176Lu/177Hf)平均地壳/(176Lu/177Hf)CHUR−1; f DM=(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR−1; t为锆石结晶年龄477图7 滇西梁河花岗岩锆石微量元素相关图但却有着某种联系. 同时我们也注意到, 同一岩石内部的锆石微量元素含量有一定的变化, 有些元素对还具有相关性, 比如REE和P正相关、Nb和Ta正相关、Th和Y正相关、Th和U正相关(图7). 原因如下: 首先, 锆石结晶过程中, 通过置换作用, 例如, (Y, REE)3++P5+=Zr4++Si4+[28], Y, REE和P可以置换锆石中的Zr和Si. 另外, 熔体的抽取和矿物的结晶作用也会使岩浆组分发生变化. 再则, 外来因素(例如岩浆混合作用)使岩浆组分不断发生变化. 结合锆石的稀土元素和微量元素组成特征, 我们认为岩浆自身的演化过程(熔体抽取、矿物结晶和原始组分的不均一性)和岩浆混合作用同时影响着岩浆组分的变化. 不同岩石类型以及同一岩石内部锆石的微量元素出现线性相关, 不能用简单的分离结晶作用解释, 而且碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体有着截然不同的Hf 同位素组成也基本排除了分离结晶作用的可能性.锆石U-Pb年龄表明, 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体是基本同期的岩浆产物, 碱长花岗岩具有负的εHf(127 Ma)值(−9.1~−5.4), 且t DM2Hf值(1.5~ 1.7 Ga)远大于结晶年龄. 从碱长花岗岩负的εHf(t)值和较大的模式年龄看, 其可能来源于古老地壳高黎贡山群熔融. 高黎贡山群中二云母石英片岩的εNd(0)值为−16.4, 估算其在早白垩世的εNd(127 Ma)值为−15.1, 根据关系公式εHf=1.35εNd+2.82[29]估算, 二云母石英片岩的εHf (127 Ma)值为−17.6. 另外, 最近对高黎贡山群灰色片麻岩的年代学研究表明, 岩浆锆石U-Pb 年龄为500 Ma(另文发表), 其εHf (500 Ma)值为−4.5~−3.3[30], 估算其在早白垩世的εHf(127 Ma)值为−12.2~−11.1. 此类年龄数据在滇西已有报道, 如贡山地块的形成于487 Ma的片麻状花岗岩[31]和腾冲-保山地块的形成于498~502 Ma的花岗岩[32], 说明古老地壳经历过早古生代的活化事件, 可能与冈瓦纳大陆泛非-早古生代造山事件[33]有关. 另外, 研究区二云母石英片岩和灰色片麻岩是古老地壳物质的主要组成部分, 二者可基本限定古老地壳的εHf值为−17.6~−11.1. 如果灰色片麻岩占源区物质比例增加,478古老地壳的εHf值可更接近−11, 碱长花岗岩最低的εHf (127 Ma)值(−9.1)比其偏高了至少2个ε单位, 但考虑到岩浆混合对花岗岩同位素组成的影响(后文提及), 混合之前的εHf值应更接近古老地壳. 而且, 碱长花岗岩与二云母石英片岩和灰色片麻岩的全岩稀土和微量元素特征一致. 我们认为, 碱长花岗岩来源于古老地壳高黎贡山群熔融.闪长岩包体具有正的εHf (122 Ma)值(3.6~6.2), t DM1Hf值为536~666 Ma, 大于其U-Pb年龄值, 表明闪长岩可能直接来源于亏损地幔源区的基性岩浆或是早先来源于亏损地幔源区的玄武质地壳重熔. 根据以下几方面原因: 1) 研究区存在早白垩世与花岗岩密切共生的闪长岩岩墙群. 2) 闪长岩包体存在于花岗闪长岩中, 而且是同期的岩浆产物. 3) 闪长岩包体的模式年龄(536~666 Ma)虽然大于其结晶年龄, 但考虑到岩浆混合作用的影响, 其模式年龄具有指示意义的不明确性[7]. 因此, 我们认为闪长岩是早白垩世来源于亏损地幔的基性岩浆. 花岗闪长岩的εH f (115 Ma)值(−4.5~0)介于碱长花岗岩和闪长岩包体之间, 其t DM2Hf值为1.1~1.4 Ga, 远大于其U-Pb年龄值. 这种特别的Hf同位素组成指示花岗闪长岩可能来源于岩浆混合过程, 还是来源于具有类似其Hf同位素组成的地壳源区? 基于以下几方面事实: 1) 地质特征上, 花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩岩墙群三者密切共生, 构成环状杂岩体, 花岗岩和花岗闪长岩中常见闪长质暗色包体, 本文闪长岩样品以包体形式出现在花岗闪长岩中; 2) 花岗闪长岩与碱长花岗岩的全岩稀土和微量元素特征一致; 3) 锆石U-Pb年龄表明碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体属于基本同期的岩浆产物, 花岗闪长岩稍晚(115 Ma); 4) 花岗闪长岩的锆石稀土元素、微量元素含量和Th/U比值介于碱长花岗岩和闪长岩包体之间, 且存在一定的变化范围; 5) 花岗闪长岩的锆石Hf同位素组成介于碱长花岗岩和闪长岩包体之间; 6) 碱长花岗岩的εHf(127 Ma)值主要集中在−7.6~−5.4, 相差2.2个ε单位, 花岗闪长岩的εHf (115 Ma)值为−4.5~0, 变化较大, 闪长岩包体的εHf (122 Ma)值主要集中在3.6~5.6, 相差2个ε单位; εHf (t)值变化最大的是花岗闪长岩, 而碱长花岗岩和闪长岩包体也有变化(2个ε单位), 可能是由于Lu-Hf同位素体系有着较高的封闭温度[34,35], 在全岩元素均一化之前, 早期结晶的锆石可能保存了岩浆混合之前或混合过程中Hf同位素组成变化的信息; 7) 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体锆石稀土元素和微量元素组成的变化与Hf同位素组成变化相关, 我们认为环状杂岩体的花岗闪长岩主要来源于幔源闪长质岩浆和壳源花岗质岩浆的混合作用.需要说明的是, 岩浆混合作用是普遍存在的现象, 但需要从实际情况出发具体分析, 该环状杂岩体地质特征和包体岩石特征上明显表现出岩浆混合, 锆石的研究也给出了相关证据, 但花岗岩成因极其复杂, 特别是源区组成对其有重要影响[36]. 考虑到高黎贡山群中斜长角闪岩的地壳演化线以115 Ma计算的εHf(t)值为−3.7~−1.7(未刊数据), 与花岗闪长岩的Hf同位素组成相当, 如果可以作为花岗闪长岩的源区物质, 那么该环状杂岩体的地壳源区在10 km范围内必须具有极强的不均一性, 才可能造成花岗闪长岩和碱长花岗岩分别来自不同的地壳物质, 从而具有不同的Hf同位素组成, 但要证明这一点还需要更多证据. 因此, 本文无意夸大岩浆混合的作用程度, 而谨慎地认为, 仅从环状杂岩体看, 岩浆混合起到了关键作用, 地壳源区的不均一性也是不容忽视的. 鉴于岩浆混合作用的存在, 由于混合比例和程度不同使得锆石Hf同位素组成具有一定的变化范围(特别是花岗闪长岩). 当然, 作为岩浆混合酸性端元的碱长花岗岩和基性端元的闪长岩包体, 它们的Hf同位素组成势必会受到岩浆混合作用的影响, 而不同于混合端元的初始组成. 即便是碱长花岗岩最低的εHf(127 Ma)值(−9.1)也比古老地壳的εHf (t)值(小于−11)偏大了2个ε单位. 推测亏损地幔的εHf(t)值也至少高于6.2(闪长岩最高的εHf (122 Ma)值).综合上述分析, 我们认为研究区早白垩世的岩浆活动具有复杂的岩浆成因. 首先, 来源于亏损地幔的基性岩浆底侵提供了古老地壳高黎贡山群熔融的条件, 由此导致大面积花岗质岩浆的形成, 而基性岩浆与花岗质岩浆发生岩浆混合作用, 形成了少量中酸性岩浆(花岗闪长质), 岩浆演化的先后顺序与锆石U-Pb年龄的先后关系相符合(图8). 从岩浆混合的物理条件看, 基性岩浆由于黏度小而比酸性岩浆更容易流动[36]. 另外, 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体都具有似斑状结构, 部分长石为自形晶体, 表明岩浆黏性低, 晶体生长阻力小[36], 间接说明岩浆易于流动而容易发生混合. 确切地说, 应该是易于流动的基性岩浆注入酸性岩浆房从而发生岩浆混合作用.479480图8 滇西梁河花岗岩的锆石Hf 同位素组成结合区域构造演化史, 腾冲地块和保山地块在侏罗纪已经拼合[13], 西缅地块自晚侏罗世以来从冈瓦纳大陆北缘裂解出来并向北漂移, 在晚白垩世与腾冲地块拼合[14,15]; 早白垩世, 腾冲地块西侧的葡萄-密支那洋(属于新特提斯洋分支)向北东俯冲于腾冲地块之下[16], 研究区当时的岩浆活动应主要受控制于活动大陆边缘的构造环境. 此种构造背景下, 俯冲的葡萄-密支那洋壳板片脱水诱发上覆地幔熔融, 造成大规模基性岩浆底侵, 并与腾冲地块的古老地壳相互作用, 加之基性岩浆与酸性岩浆的混合作用, 由此形成了成分上复杂多样的花岗岩, 这对认识腾冲-梁河地区早白垩世花岗岩的成因可能具有普遍适用性.6 结论综合地质、岩石特征和上述数据的讨论, 我们认为, 花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩岩墙密切共生, 构成环状杂岩体, 且基本同时期形成, 其中包体具有岩浆混合的岩石学特征. 碱长花岗岩、花岗闪长岩和闪长岩包体的锆石微量元素与Hf 同位素组成变化相关, 示踪了幔源基性岩浆和壳源酸性岩浆的岩浆混合过程. 早白垩世, 研究区处于活动大陆边缘的构造环境, 基性岩浆底侵提供了地壳熔融的热源, 花岗岩主要来源于古老地壳的熔融, 而闪长质岩浆与花岗质岩浆的混合作用是形成花岗闪长岩的主要原因.致谢锆石LA-ICPMS 分析和阴极发光照相得到中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室胡兆初、郑曙教授和宗克清博士的大力帮助. 锆石Hf 同位素分析得到中国科学院地球化学研究所唐红峰研究员、甘林和韩宇捷博士的大力帮助. Nd 同位素分析得到中国科学院地球化学研究所李晓彪博士和肖娜的大力帮助. 审稿专家提出了宝贵的修改意见, 在此一并向他们表示诚挚的感谢.参考文献1 王德滋, 谢磊. 岩浆混合作用: 来自岩石包体的证据. 高校地质学报, 2008, 3: 16–212 吴福元, 李献华, 杨进辉, 等. 花岗岩成因研究的若干问题. 岩石学报, 2007, 23: 1217–12383 Griffin W L, Wang X, Jackson S E, et al. Zircon chemistry and magma mixing, SE China: In situ analysis of Hf isotopes, Tonglu and Pingtanigneous complexes. Lithos, 2002, 61: 237–2694 Belousova E A, Griffin W L, O’Reilly S Y, et al. Igneous zircon: Trace element composition as an indicator of source rock type. Contrib MineralPetrol, 2002, 143: 602–6225 Hoskin P W O, Schaltegger U. The composition of zircon and igneous and metamorphic petrogenesis. Rev Mineral Geochem, 2003, 53: 27–626 Hanchar J M, Westrenen W V. Rare earth element behavior in zircon-melt systems. Elements, 2007, 3: 37–427 吴福元, 李献华, 郑永飞, 等. Lu-Hf 同位素体系及其岩石学应用. 岩石学报, 2007, 23: 185–2208 黄汲清, 陈炳蔚. 中国及邻区特提斯海的演化. 北京: 地质出版社, 1987。
锆石U—Pb同位素定年的原理、方法及应用研究本文在研究中主要围绕锆石开展，在分析其化学特征的基础上，对U-Pb同位素定年的主要原理进行判断，提出定年的实际方法，并分析U-Pb同位素定年在韧性剪切带定年以及分析沉积盆地物源等方面的应用。
标签：U-Pb定年；锆石；方法；运用0 前言作为月岩、变质岩、岩浆岩以及沉积岩中的重要矿物，锆石在成分上涉及到较多微量元素、放射性元素。
而且该矿物本身具有较为稳定的物化性质，分布极为广泛，加上其自身封闭温度较高，不仅是矿物定年中的最佳选择，也能被应用于地质学中。
因此，本文对U-Pb同位素定年相关研究，具有十分重要的意义。
1 锆石化学特征及其U-Pb同位素定年原理关于锆石，其在不同类型岩石内所体现的微量元素、常量元素等较为不同，且锆石成因不同，其中的U、Th等含量也存在一定差异，且两种含量在比值上变化较为明显，如对于变质锆石U与Th含量的都较少，比值可保持在0.1以内，而岩浆锆石，U与Th含量较高，比值超出0.4。
需注意由于较多岩浆中涵盖的组分较为特殊，所以在锆石成因判断中并不能完全依靠Th/U比值。
假若从稀土元素看，锆石中有较多花岗岩、镁铁质岩等存在，具有较高的丰度。
而对于U-Pb 同位素进行定年，其实际原理主要表现在对母体进行测定的基础上，将其中因衰变而带来的子体同位素含量变化进行测定，结合放射性衰变定律，使同位素自形成起的年龄得以推算出来。
在测定过程中，由于有U、Th都存在于锆石中，而且贫普通Pb，本身具有较为明显的抗后期影响优势，此时便需对Th、U衰变为Pb的情况分析，完成整个定年过程。
需注意的是对于1000-1200Ma的年轻锆石，测试过程中可直接引入206Pb/238U，原因在于年轻锆石不存在较多放射成因铅，而在放射成因铅较多的锆石中，可采取的定年方式为207Pb/206Pb[1]。
2 U-Pb同位素定年的主要方法分析从现行定年中采用的方法看，常见的主要以LA-ICP-MS、SIM以及ID-TIMS 等方法，这些方法用于U-Pb同位素定年中有各自的优势与弊端。
太行山南段西安里早白垩世角闪辉长岩的成因：锆石U Pb年龄-Hf同位素和岩石地球化学证据（附表2）
太行山南段西安里早白垩世角闪辉长岩是由一系列地质作用结果所形成的。
这些作用包括岩浆侵入、结晶和变质，涉及到岩浆来源、岩浆混合和变质过程等方面。
根据锆石U-Pb年龄的分析结果，这些岩石的形成时间距今约
为1.20亿年前。
这也意味着，这些岩石是由地球内部的构造
和化学作用所形成的。
通过分析岩石中的Hf同位素，可以推断出这些岩石大部分是
来源于地幔圈的流体，而且在形成过程中受到了相当程度的接触交代。
同时，还通过岩石地球化学证据发现，这些岩石富含SiO2、Na2O、K2O等元素，并且在SiO2与MgO之间的铝质
标准化均值高于早白垩世大多数环境中相应的岩石。
因此可以得出结论，这些岩石的成因来源于地幔圈的部分熔融，并受到了富含铝元素岩浆的混合干扰。
同时，在形成过程中，这些岩石还可能遭受了变质和矿化过程的影响。
东昆仑中段辉石岩锆石u-pb年代学和hf同位素组成
东昆仑中段辉石岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成是俄罗斯最新研究的一项成果，它可以促进和加强对支配该地壳结构的大地构造的了解。
该研究得出的结论是，东昆仑中段辉石岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成证明，该部分地壳有着复杂的构造历史。
东昆仑中段辉石岩锆石的U-Pb测年表明，东昆仑中段辉石节理体出现在古泥盆纪-早白垩世之间，约公元前254-120。
hf同位素研究表明，东昆仑中段辉石岩在古元古界-古新世之间有一段构造活动，证明该地壳在大约245到210 million years ago发生构造活动。
东昆仑中段辉石岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成分析揭示了该地壳最近的构造演化历史，进而为中段辉石岩构造研究奠定光谱。
此外，它也为东昆仑构造研究奠定基础，形成了更精确的构造，支撑和加强大地构造理论，可更深入地对支配该地壳结构的过程进行重新解释。
岩浆岩中的原位锆石U-Pb和Lu-Hf同位素系统：研究Goiás 弧（位于巴西中部的巴西利亚地区）的新元古代的地壳岩浆演化关键词：Goiás岩浆弧Hf同位素新元古代锆石地质年代学激光探针等离子质谱（LA-ICP-MS）摘要Mara Rosa弧，一个Brasília构造带的重要的组成部分，构成了Goiás岩浆弧北部的部分，它显示了900至600Ma内亚马逊和旧金山克拉通地区碰撞后的样子。
新原位锆石U-Pb和通过LA-MC-ICP-MS法从代表性岩浆岩取得的Lu-Hf同位素数据证实了三个在Mara Rosa弧内发生的新元古代岩浆事件。
从变质岩中提取的锆石产生的916±5Ma结晶年龄的U-Pb具有εHf值阳性显示（+8到+12），从而表明主体岩浆来源于亏损地幔。
两个片麻岩的锆石呈现不同的类型：两个样本中地质年代最新的的锆石分别呈现出792±8Ma和811±7Ma两个不同的U-Pb结晶年龄。
大量继承锆石（具有中元古代到古元古代的U-Pb年龄）显示：两个样本，负εHf和旧的TDM值，显示了一种对太古代至古元古代地壳中的主要岩浆岩具有重要贡献的成因。
后造山期石英闪长岩中具有638±4Ma的结晶年龄，εH f变化值（+1到+8）的锆石显示大量岩浆包含新生的和循环较老的地壳组件。
1.前言在过去的十年中，Lu-Hf同位素分析能够通过电感耦合等离子体质谱法（MC-ICP-MS）应用于全部岩石并且通过MC-ICP-MS法激光烧蚀锆石已成为研究地质年代学和同位素的重要工具。
（Vervoort和Blichert-Toft，1999；Blichert-Toft和Albarede，1997；Grifn等，2002；Hawkesworth和Kemp，2006；Cocherie和Robert，2008）。
锆石由于在其晶体结构中微量元素和稀土元素的含量相当之高而且有强大的抗侵蚀，风化和改造能力，从而广泛使用的同位素和矿物地球化学研究。
铪元素，由于其与Zr元素密切的化学亲和力，直接在与浓度在0.5到2wt.％锆石晶体的晶格中取代后者。
这种能力使得铪元素比一般的稀土元素更能与锆石兼容，特别是镥元素，从而导致非常低的镥/铪比率（通常小于0.001）。
出于这176的放射性衰变不会随着时间显着改变锆石的Hf同位素组成。
此外，个原因，lu非常低的铪元素在锆石晶内的扩散速度和Lu-Hf同位素体系的高封闭温度（Cherniak等，1997；Cherniak和Watson，2000）。
证明Hf同位素基本上不受后期结晶热力作用的影响，甚至高级变质作用也无所影响。
因此，通过从锆石获取的εHf值和铪的TDM年代模型可能有助于推测出岩浆岩的来源和沉积物源（Kinny和Maas，2003；Hawkesworth和Kemp，2006；Wangetal.，2008）。
特别是当加上原位U-Pb同位素年代学的数据，通过铪的同位素组成就有可能定位出一个岩浆活动事件，即使被后来的高级变质作用遮盖，依旧可能会提供有关新生地壳增生的相对作用或较老大陆地壳的重新活动的详细信息（Hawkesworth和Kemp，2006；Gerdes和Zeh，2006；Zeh等，2007）。
本次的研究探讨了关于新元古代巴西中部巴西利亚地区Goiás岩浆弧带的演化问题，主要利用激光多接收等离子体质谱（LA-（MC）ICP-MS）获得锆石的原位U-Pb和Lu-Hf分析，同时结合了全岩的Sm-Nd同位素分析的实验方法。
一些人（Pimentel和Fuck，1992；Pimentel等，1997；Junges等，2002）在进行了地质年代学和同位素的研究中，在Mara Rosa弧发现了两大构造岩浆活动，主要位于Goiás岩浆弧北部部分：年代较远的地质事件在约900Ma以前而年代较近的地质事件发生在630Ma以前。
通过基础地质，地球化学和同位素数据进行分析，前者已涉及到一个沿旧金山西缘克拉通的海洋火山岛弧结构，后者的主要地质事件则对应由旧金山和亚马逊大陆碰撞引起的巴西利亚造山运动。
在这种情境下，630Ma前的Mara Rosa岩浆活动被解释为由900Ma前岛弧新生地壳的再循环致使（Pimentel等，2000a）。
新测得的U-Pb和Lu-Hf数据同样可以证实这两个岩浆活动的存在，得到的结果与之前的假设是一致的。
新测得的数据也证实了一个新的地质事件，它是约800Ma前的以旧地壳物质循环为特征的岩浆活动。
新测得的锆石Hf同位素数据表明，即使在一个单一的岩石样本中，TDM值差异很大，这表明了太古代至古元古代地壳主体岩浆的形成，而它并没有被全岩的钕同位素数据确定。
这项研究同时还能让人更好地理解旧金山克拉通西缘的演化和西Gondwana 融合的时间。
2.地质背景研究区位于Tocantins省的中部，是由亚马逊，刚果，旧金山和Paraná克拉通相互作用形成的巴西利亚/泛非造山带。
Tocantins省地区主要由由三个褶皱冲断带构成，他们是Araguaia，Brasilia和Paraguay.Tocantins省东部部分主要受巴西利亚构造带的影响，同时占据了旧金山克拉通的西缘（Silva等，2008a）。
Goiás 岩浆弧带是巴西利亚构造带的重要的组成部分（图一所示），在南北向伸延了约800公里并主要由火山沉积层序和侵入岩构成。
它代表了在900到600Ma年前亚马逊和旧金山克拉通地区碰撞时的岩浆反应（Pimentel和Fuck，1992；Pimentel 等，1997；Junges等，2002；Silva等，2008b；Laux等，2005；Matteini等，2008；Cordani等，2009）。
Goiás岩浆弧带被划分为两部分，南边的部分称作Arenópolis带而北边的部分称作Mara Rosa弧。
而后者被显著西倾的里奥杜斯博伊斯冲断层限制在东部，Mara Rosa弧由三个构造地貌单元组成：（i）三个狭窄的北北东向上的上地壳带（东部，中部和西部地带）主要由变质玄武岩，碎屑变质沉积物（石英岩，石榴石钾长石和云母片岩），以及一些小燧石和滑石片岩。
（ii）石英花岗闪长片麻岩是由绿片岩至角闪岩相变质而来（iii）后期造山岩体是由辉长岩，闪长岩和花岗岩岩体所组成。
图1研究区地质示意图Tocantins省东部（巴西利亚带）图2MaraRosa弧的简化地质图（Arantes等，1991；Junges等，2002）（研究的样本采集位置已示意）工区上地壳带多由角闪石组成。
他们的地球化学特征各不相同，比如弧/弧后德拉斑玄武岩从钙碱性（Palermo，1996；Junges，1998；Kuyumjian，1994a，b）。
本区域单元的变质沉积岩为大量的含层间长石的变质杂砂岩Junges等（2002）分辨出了五种不同岩相类型的变质沉积物，其中包括具蓝晶石的角闪石-黑云母片岩，具蓝晶石的石榴石-黑云母片岩，石榴石-十字石-黑云母-白云母片岩，白云母-蓝晶石片岩和石榴石-黑云母片岩。
这种火山沉积性的序列通过其地球化学和同位素特征可能反映了一种幼年岛弧环境，比如其正的εNd值，NdT年代模型平均值基本在0.8到1.1Ga，具显著的拉斑玄武岩到钙碱性岩地球D M化学特征（Pimentel等，1996，1997，2000a；Pimentel和Fuck，1992）。
石英-花岗闪长片麻岩是主要显示是铝质，并呈现钙质到钙碱性地球化学特征。
Pimentel 等（1997）从石英闪长岩样本提取的锆石样品856+13/-7的U-Pb TIMS年龄。
它T年代模型平均值基本在0.81到1.3Ga（Junges等，2002），这表明们的Nd D M原始岩浆的显著新生性。
晚期碰撞后为辉长岩，闪长岩和花岗岩体侵入变质沉积物和变质火成岩。
Pimentel等（1997）从一同时期构造闪长岩墙得到630±6Ma的U-PbTIMS锆石年龄。
花岗套房由于其轻微过铝质的特性形成较大规模。
它们的NdTDM年代模型平均值基本在1到1.3Ga，这表明它们是由较老的弧内物质部分融熔重新整合而成的（Junges等，2002）。
为了准确描绘Mara Rosa弧这个地区的演变，通过使用LA-（MC）ICP-MS 的方法结合原位U-Pb和Lu-Hf模型对四个来自不同构造单元有代表性的样本进行了深入的研究：一个后造山期经变质闪长岩侵入上网中央表壳带的角闪岩，两个从研究区西部采得的变质花岗岩以及一个东端表壳带得变质岩样本（图二）。
表一使用条件方法及设置要求表二研究样本的全部岩石Sm–Nd数据3.样本描述样本MR157由石英（4％），斜长石（48％），单斜辉石（3％），角闪石（25％），黑云母（10％）和绿帘石（7％）组成，具少量绿泥石和铁钛氧化物。
样本MR164是具香肠构造英长质脉石带状糜棱纹花岗岩，平均组成为石英（30％），斜长石（占30％），钾长石（25％），黑云母（10％）和白云母（5％），具小绿帘石和铁钛氧化物。
通过薄片的毫米尺度的镜下观测为细粒糜棱带石英，钾长石和斜长石以及部分云母化的晶体。
斜长石颗粒磨圆一般，具石英显示波状消光特性，亚晶粒形成及锯齿形劈理的白云母。
样品PM III GN（95）在是在镜下显示重褶褶皱特征的二长辉长片麻岩。
主要组成为石英（24％），钾长石（30％）和斜长石（20％），白云母（15％），黑云母（10％），具少量磷灰石和绿帘石。
样本MR 214是由斜长石（60％），白云母（20％），黑云母（15％）和石英（10％）组成的变质岩石。
原岩被解释为砂屑的亚长石砂岩质沉积物，来源可能为火山碎屑。
4.分析方法在巴西利亚大学地质年代学实验室我们对全岩的Sm-Nd同位素进行了分析，溶样是通过Savillex公司的特氟隆烧杯和帕尔型聚四氟乙烯炸弹制备而成的。
钐和钕从全岩粉末中提取并且石榴石德精矿主要遵循了Richard等（1976）的技术。
该技术的原理是：以稀有地质元素为分离组，用阳离子交换序列在反相色谱之前分离钐，而钕从聚四氟乙烯粉末上使用HDEHP（二-2-乙基己基磷酸）提取。
我们还使用了稀土规格和LN-规格的树脂用以稀土和Sm-Nd分离。
一种混合的149Sm-150Nd穗序同样被应用于此项技术。
钐，钕样本被装上了双丝纤维重新装配。
Sm和Nd同位素通过使用MAT-262质谱仪进行了分析。
Sm/Nd和143Nd/144Nd比值被认为是优于±0.05％（1σ）和±0.003％（1σ），当然它们是分别基于重复分析国际BCR-1和BHVO-1标准的岩石。
