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

1462

1156

1632

961

995

970

3029

1234

678

1791

1520

6656

259

412

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

314

410

449

221

432

484

222

317

411

466

366

394

390

565

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

247

232

1553

258

541

117

105

295

115

1134

163

420

137

263

130

160

165

175

196

361

153

277

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

549

149

187

889

915

1063

570

348

245

295

186

677

499

354

112

142

212

518

119

240

131

129

195

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

154

316

378

397

571

365

322

1055

210

178

558

712

370

594

123

295

136

203

441

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

370

594

394

310

253

699

282

147

281

1106

324

481

314

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

409

614

1137

777

341

2122

796

637

1200

719

972

1068

618

676

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

1254

765

1042

962

1958

1476

808

1238

722

913

782

733

791

632

192

120

355

105

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

378

440

252

283

540

482

458

326

276

414

1354

467

1281

1046

167

108

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

201

309

141

253

116

283

239

228

1160

971

171

526

145

384

111

253

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

343

399

736

662

239

193

107

181

127

196

427

113

319

458

1156

912

191

144

134

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

131

122

230

125

311

301

126

109

105

149

133

109

269

112

146

118

150

352

123

180

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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