越南西北部地区SinhQuyen岩组副片麻岩的锆石年龄及其地质意义

第35卷第2期地球科学 中国地质大学学报Vol.35 No.2 2010年3月Earth Science Jo ur nal of China U niver sity o f Geosciences M ar. 2010 doi:10.3799/dqkx.2010.020

越南西北部地区Sinh Quyen岩组

副片麻岩的锆石年龄及其地质意义

H IEU Pham T rung(范忠孝)1,2,3,陈福坤1,祝禧艳1,2,王 芳1,2

1.中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室,北京100029

2.中国科学院研究生院,北京100039

3.河内地质矿业大学地质系,越南

摘要:在大地构造位置上,越南西北部地区是古特提斯造山带东段重要的组成部分,并记录了印支陆块和华南板块碰撞拼合历史.其构造归属是厘定该地区古特提斯板块缝合带位置的关键.报道了出露的基底岩石Sinh Q uyen岩组副片麻岩的碎屑锆石年龄,探讨其沉积物源和归属问题.该岩组主要由长英质副片麻岩和混合岩等岩石类型构成,被认为是越南西北部中元古代-古元古代基底岩石.采用LA ICP M S锆石U Pb定年方法分析了3个长英质副片麻岩样品的116粒碎屑锆石.123个分析点锆石年龄的统计结果显示,碎屑锆石形成时代主要集中在约1.8G a左右,有少量约2.2~3.0Ga中太古代碎屑锆石,暗示Sinh Quyen副片麻岩沉积物源主要为早古元古代基底岩石.基底岩石在形成时间上与华南板块古老基底相似,推断Sinh Quy en岩组在构造归属上可能来自华南板块.部分碎屑锆石边部记录约250M a变质增生作用,可能与华南板块-印支板块的印支期拼合有关,记录了古特提斯造山作用.

关键词:越南北部;特提斯造山带;片麻岩;古元古代;锆石U Pb年龄;地质年代学.

中图分类号:P597 文章编号:1000-2383(2010)02-0201-10 收稿日期:2009-05-28

Zircon Ages of Paragneisses from the Sinh Quyen Formation in

Northwestern Vietnam and Their Geological S ignificances

H IEU Pham Trung1,2,3,CH EN Fu kun1,ZH U Xi yan1,2,WANG Fang1,2

1.K ey L abor atory of M iner al Re sour ces,I nstitute of G eology an d Geop hysics,Chinese A cad emy of Sc ie nc es,B eij ing100029,China

2.G rad uate Univ er sity of Chine se A cad emy of S cie nces,B eij in g100039,China

3.De par tmen t of Ge olog y,H anoi Univ er sity of M ining and Geolog y,H an oi,Vietnam

Abstract:N or thw estern V ietnam tecto nically is an impor tant par t of the eastern T ethyan o rog enic belt and this terr ain has re co rded the amalg amation histo ry o f the Indochina and South China blo cks.T ectonic pro venance o f the terr ain play s a key r ole for constra int s on the locatio n of the suture bet ween these t wo blo cks in NW Viet nam.In this study,detrital zirco n ages of the Sinh Q uyen Fo rmatio n as part o f the Paleo to M eso P rot erozoic basement r ocks in N W V ietnam are r epo rted for discussio n o f sedimentary sour ces and tectonic prov ince of the basement.T he r ock fo rmation is composed mainly of felsic parag neiss and mig matite.O ne hundred and six teen zir con g r ains separ ated fr om three felsic parag neiss samples w ere analy zed by the L A ICP M S U Pb dat ing metho d.Results of a tot al of123analytical spots demonstrate that cr ystallizatio n ages of t he detr ital zir co ns mainly cluster aro und~1.8G a with mino r~2.2G a to~3.0Ga,indicating Paleopro terozoic basement r ocks as majo r sedimentary so ur ces o f the Sinh Q uyen For matio n.Basement rocks in no rthwester n V ietnam are similar to o ld basements in South China in format ion time and so it can be pr oposed that the Sinh Q uyen F ormat ion is o f the So ut h China affinit y or or ig inated fro m cr ustal material of the So ut h China blo ck.Part o f detrital zirco n g rains record~250M a metamor phic ov erg ro wth in t he rim,probably relat ed to the co llision of So uth China and Indochina blocks and therefo re recor ding the paleo T ethy an o ro genic event.

Key words:no rthern V ietnam;T ethy an o rog enic belt;g neiss;Paleopro terozoic;zircon U P b ag e;g eochrono log y.

基金项目:国家自然科学基金项目(Nos.40525007,40721062).

作者简介:H IEU Pham T rung(1978-),男,在读博士生,岩石学与地球化学专业.E mail:fanz hongxiao@https://www.sodocs.net/doc/894272683.html,

地球科学 中国地质大学学报第35卷

东南亚地区是由多个地块或微板块拼合形成,经历了长期的地质演化.华南地块、印支地块和Sibumasu 地块3个主要微板块构成它的主体部分,这些地体经历了特提斯造山作用而形成统一的陆块(Tappo nnier et al .,1981;Metcalfe,1988,1996,1998,2002;Seng r et al .,1988;H utchison,1994;Seng r and Natal in,1996;Singharajwara pan and Berry ,2000;Sone and M etcalfe,2008).东亚半岛大部分属于印支地块,其西、北部分别受Nan Uttar adit 带和马江带(So ng M a)控制.越南大部分地区归属于印支地块东部,

这个地区发育大量图1 东南亚构造简图(据L epvrier e t al .,2004修改)

F ig.1T ectonic sketch of southeastern Asia

S ong H ong.红河断裂;Song Da.沱江(或黑水河);SCF.兰江断裂;W CF.W angchao 断裂

的SE NW 向的剪切带(图1a),尤其是越南北部和中部地区.早期的研究者将越南北部的构造划归印支地块(Fromag et,1937,1941;Dovjiko v,1965;Bao and Luong,1985),但是近年来,T ri(1977)认为越南北部大部分地区应该属于华南地块,大地构造属性主要表现在构造演化特征、沉积作用、古生物特征、岩浆作用、地壳形成时代、构造热事件等等.这些属性可以为揭示造山带演化过程提供重要的依

据.还有不少学者通过分析造山带内沉积岩的碎屑矿物的形成时代和地球化学特征研究地体的演化和归属问题(V alv erde vaquero et al .,2000;Nelson,2001;Caw ood et al .,2003,2007;Chen et al .,2003a,2009;Dickinso n and Gehrels,2009).由于强烈的特提斯造山作用的叠加,越南西北部记录了大量的古生代晚期至中生代甚至新生代的构造-岩浆-变质作用事件,仅有少数的研究结果显示在越南西北部可能存在太古代-古元古代的岩浆作用和地壳生长(Lan et al .,2001;N am et al .,2002,2003).本文报道越南西北部Sinh Q uyen 岩组长英质副片麻岩的锆石U Pb 年龄,通过探讨沉积物质来源与地壳形成历史,进一步理解越南西北部地体的大地构造属性,为限定印支地块与华南地块之间的缝合带位置提供年代学数据支持.

1 地质背景和样品特征

越南西北部的大地构造单元由2个断裂带,即齐江断裂(Song Chay fault)和马江断裂(Song M a fault)所控制(图1a).早期的地质工作者把越南西北部看作是印支板块的一部分,由前寒武纪结晶基底组成,上覆古生代褶皱盖层,沿沱江或者黑水河(So ng Da)伸展的中央部分是一个大的推覆体构造(From ag et,1937,1941).20世纪中后期以来,多数研究者将越南西北部称为 西北部褶皱带!(Dovjik ov,1965)、 北部褶皱带!(Tri,1977)或 中越地台!一部分(Bao and Luo ng ,1985).

在先前的地槽理论基础上,根据岩石-构造特征,前人将越南西北部划分成若干具有不同演化历史和属性的构造带.该地区西北缘由多期变形和角闪岩相变质的元古代正片麻岩和副片麻岩组成.这些片麻岩被经历低级变质的新元古代-早寒武世变沉积岩覆盖,共同构成NW SE 向红河(So ng H ong)复背斜的核部.秀丽盆地(Tu Le)分布在红河断裂带的南西翼,大部分由侵入前寒武纪基底的双峰式火山岩、铁镁质岩体和磨拉石沉积建造组成.中间地带为NW SE 向断裂沉陷带,称为黑水河裂谷带.该沉陷带内的岩石组成、形成时代和成因以及后期变形特征复杂,包括高级变质的早古生代陆源

碳酸盐沉积和晚古生代-早中生代双峰式火山岩夹厚层陆源碳酸盐岩以及晚中生代陆相红层沉积.

本文的研究对象为越南西北部的Sinh Quyen 岩

202

第2期 范忠孝等:越南西北部地区Sinh Q uy en

岩组副片麻岩的锆石年龄及其地质意义

图2 Sinh Q uy en 岩组副片麻岩的显微结构

Fig.2M icrostr ucture photo gr aphies of par ag neisses fr om the Sinh Q uyen Fo rmation

Kf.钾长石;Qz.石英;Pl.斜长石;Bi.黑云母;M s.白云母;S i.夕线石;Zr.锆石

组,位于红河断裂带南缘和Phan Si Pan 带东缘(图1b).Sinh Quyen 岩组变质沉积岩主要分布于3个SE NW 方向延伸的狭长区带内,出露面积约8km 2,另外在Phan Si Pan 带内有零星出露.Sinh Quyen 岩组由副片麻岩、混合岩、黑云母片岩和黑云斜长片麻岩等岩石类型构成,变质程度达到高绿片岩相-低角闪岩相.3个采自Sinh Quyen 岩组的长英质副片麻岩样品V0753(22?08#02?N,104?17#10?E )、V0759(22?08#21?N,104?18#12?E)和V0760(22?08#21?N,104?18#15?E)的矿物组成主要有钾长石(40%~45%)、斜长石(20%~25%)、石英(20%~25%)、黑云母(3%~5%)、夕线石(1%~2%)、少量绿泥石和白云母以及黑云母和少量白云母具有定向的排列(图2).副矿物有独居石、锆石、磷灰石和黝帘石.样品V0760具有少量的夕线石(图2),夕线石也具有定向的排列.岩石遭受明显的钾化,大部分经历强烈的糜棱化作用.原岩恢复表明,出露于研究区的变质岩大部分为长英质沉积岩(Bao and Luong,1985).

2 分析方法

所采集的样品,经破碎后按标准流程分选出锆石矿物.采用环氧树脂固定待测试的锆石颗粒之后,将其抛磨至露出锆石的核部.锆石阴极发光成像

(CL)分析在中国科学院地质与地球物理研究所CAM ECA SX100型电子探针上进行,工作条件是15kV 加速电压和15~20nA 电流.激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA ICP M S)微区锆石U Pb 定年工作在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成.采用Ag ilent 7500a 型ICP MS 与GeoLas 200M ComPex102(193nm )激光剥蚀探针联机方式.每组分析前后各进行两次标样GJ 1分析,其中包含10个样品分析点.每组分析中进行标准锆石91500测试,以检测分析的重现性和仪器的稳定性.激光分析蚀点的直径一般为40~50 m.原始数据使用GLIT TER 4.0软件(Mac quarie Univer sity)进行处理,详细的分析流程、分析精度和准确性说明参见Liu et al .(2007)的描述.由于用LA ICP M S 测得的

204

Pb 含量有很大的不确定

性,因此处理后的数据使用ComPbCo rr#3_151软件(Andersen,2002)进行普通铅校正,这个校正方

法假定206Pb/238U 、207

Pb/235U 和208Pb/232T h 比值不

谐和是由于在某一时间的铅丢失造成的.锆石U Pb 年龄计算使用Isoplot3软件(Ludw ig ,2003).

3 锆石U Pb 年龄

3个长英质副片麻岩(样品编号V0759、V0760

203

地球科学 中国地质大学学报第35卷

和V0753)的锆石主要以琥珀色、短柱状晶形为主.阴极发光CL 图像显示,锆石内部结构有较大区别图3 Sinh Q uyen 岩组副片麻岩中代表性锆石的阴极发光图像(圆圈代表U Pb 年龄分析点)

Fig.3Cathodolum inescence imag es of typical zir con g r ains of parag neisses fro m the Sinh Quyen Fo rmatio n

(图3),指示它们经历了复杂的演化历史或后期变质作用的改造.部分锆石无明显的内部环带结构,小部分颗粒的边部可见变质增生的晶区,普遍较窄.样品V0753含有一些变质增生部分较宽的锆石颗粒,可用于定年分析.采用LA ICP MS 定年分析方法,对3个副片麻岩样品共116粒锆石进行了123个点分析,数据结果列于表1中.

所分析的锆石具有较宽的T h/U 值变化范围,分别为0.01~ 1.43(样品V0753)、0.07~ 1.82(样品V0759)和0.01~ 1.16(样品V0760).86%锆石颗粒的Th/U 比值>0.1,只有14%颗粒的T h/U 比值<0.1,说明锆石主要具有岩浆特征,以岩浆成因占主体,部分颗粒或晶区可能为变质成因.有些分析点的数据表明锆石经历明显的铅丢失过程(图4),但大部分位于大约1.8Ga 的谐和曲线上或不谐

和线上(图4).大于1.8Ga 的锆石大部分为残留或继承的,年龄值变化大约在2.2~3.0Ga 之间.以靠近谐和线的锆石颗粒的207Pb/206Pb 年龄值进行加权平均,可以获得1840%10M a (样品V0759)和1828%7M a(样品V0760).其中,对6个锆石颗粒的变质增生边进行分析(图3),T h/U 值小于0.05,年龄值变化较大,为元古代晚期至中生代早期.

分析结果显示,副片麻岩含有的碎屑锆石形成时代宽(表1).在年龄直方图上,可以辨别出约2.2Ga 、约1.8Ga 和约250M a 3个年龄峰(图4d).碎屑锆石主要为古元古代晚期,小部分为晚太古代(约2.5~ 2.8Ga)和中太古代(约3.0Ga),表明越南西北部存在古元古代和太古代的地壳物质.年轻的锆石年龄(约250M a)可能与印支期华南板块和印支板块的拼合作用有关.由于Sinh Quyen 岩组与下部的古元古代早期Suo i Chieng 岩组是整合接触、上覆奥陶纪地层,且被秀丽盆地内的火山岩

204

第2期 范忠孝等:越南西北部地区Sinh Q uy en岩组副片麻岩的锆石年龄及其地质意义

表1 Sinh Quyen岩组长英质副片麻岩锆石年龄

T able1Zircon ag es o f felsic parag neisses fro m the Sinh Q uy en F or mation

样品编号

Pb*

(10-6)

U

(10-6)

T h/U

同位素比值表面年龄(M a)

206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb

V0759

0163111190.500.4768%5011.13%120.1694%17251325342552 022426710.310.3038%32 4.675%490.1116%11171017631826 032527090.290.3012%32 4.615%490.1111%11169717521818 041684550.310.3121%33 4.785%510.1112%11175117821819 052204040.250.4502%479.791%1040.1578%16239624152432 062504420.080.4777%5011.73%120.1781%18251725832635 072624520.070.4899%5212.17%140.1802%19257026182655 0823510400.940.2517%30 3.342%930.0963%29144714911554 091593940.590.3145%35 4.866%810.1122%22176317961835 10832160.570.2965%33 4.337%770.1061%22167417001733 113295870.380.4486%479.888%1030.1599%16238924242454 1246211350.650.3170%33 4.914%510.1124%11177518051839 1342321910.120.1672%17 3.018%320.1309%2099614122110 141824500.750.3100%32 4.810%510.1126%12174017871841 152404620.330.4493%489.906%1090.1599%17239224262455 16129141 1.820.5483%5815.53%1680.2054%22281828482870 173371036 1.160.2979%31 4.702%520.1145%12168117681871 1841610340.700.3090%32 4.819%500.1131%11173617881850 191995190.410.3109%33 4.869%700.1136%20174517971858 2043317120.160.2203%33 3.348%380.1102%17128314921803 2135010200.800.2472%28 3.301%730.0968%24142414811564 223648920.870.3032%32 4.696%490.1123%11170717671838 232537250.150.3058%32 4.694%490.1113%11172017661821 2450710080.500.4307%479.323%1140.1570%19230923702423 2538210620.610.2868%32 4.289%730.1085%22162616911774 2649611860.990.3017%32 4.717%490.1134%11170017701854 2744111980.820.3058%35 4.582%930.1087%25172017461777 28393845 1.710.3028%32 4.734%500.1134%12170517731854 2955815200.470.3093%32 4.943%530.1159%12173718101894 3041614090.990.2093%24 3.193%700.1107%27122514561810 3165015170.170.3578%377.291%810.1478%23197221482321 3251321550.170.2063%21 2.991%350.1052%16120914051717 332153330.210.5178%5413.40%160.1877%29269027082722 344298700.080.4115%4210.36%110.1827%26222224682677 351714680.250.3091%32 4.769%600.1119%18173617791831 3660214580.810.3012%34 4.422%900.1065%25169717161740

V0760

0154212900.690.3272%37 5.047%920.1119%18182518271830 028*******.740.2970%32 6.334%670.1546%25167720232398 032459720.550.1974%22 2.473%490.0909%24116112641443 041353550.350.3225%35 4.970%550.1118%15180218141828 051594380.020.3360%35 5.424%570.1171%21186718891912 0639211040.030.3256%34 5.180%540.1154%12181718491886 072236880.480.2741%30 4.173%460.1104%17156216691806 081092800.510.3163%36 4.755%790.1090%17177217771783 092977320.860.3051%33 4.668%510.1110%11171617611816 10239539 1.120.3172%35 4.920%540.1125%11177618061841 113099290.240.2890%32 4.443%570.1115%19163617201824 122788030.250.3029%33 4.598%500.1101%11170617491802 1333410170.140.2911%31 4.332%460.1079%11164716991765 1454515310.150.3142%33 4.838%500.1117%11176117921827 1527716810.210.1422%15 2.072%220.1057%1185211031639 161945760.200.2930%31 4.400%480.1089%12165316991755 1737112730.150.2550%27 3.891%420.1107%12145715791747 1852515020.170.3079%32 4.733%490.1115%11173017731824 1940416550.150.2162%23 3.209%330.1076%11125914461732 201393630.240.3281%35 5.193%570.1148%12182518331843 2145912520.150.3234%34 5.055%520.1134%11180318171833 2245614220.150.2841%30 4.334%460.1106%11161016921796 2359117400.140.3027%32 4.682%490.1121%11170517641834 2445812950.140.3138%33 4.847%510.1120%11175717821812 2543013690.130.2810%30 4.254%490.1098%12159516801788

205

地球科学 中国地质大学学报第35卷 续表1

样品编号

Pb*

(10-6)

U

(10-6)

T h/U

同位素比值表面年龄(M a)

206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb

V0760

2649215930.150.3152%33 4.887%510.1124%12176317861813 2750914900.130.3051%32 4.738%490.1126%11171717741842 282386470.220.3207%33 4.960%530.1122%12179318131835 2956315530.190.3183%33 5.038%530.1148%12177918171861 3044413330.140.2981%31 4.618%480.1124%11168217521838 311492030.650.5206%5614.79%70.2061%23267927622823 3245211070.040.3395%358.403%880.1795%18188022652634 332376600.020.3160%35 5.142%740.1180%17176618261894 3461512800.130.3994%428.510%890.1546%16216322782384 3561617970.080.2909%30 5.766%600.1438%14164519392270 361241730.560.5302%5514.30%150.1956%20274227702790 3745013890.180.3110%32 4.841%500.1129%11174617921846 382625340.150.3992%429.270%980.1684%1721602352522 391331940.560.5250%5613.95%160.1928%212720274612766 402264080.150.4541%4810.09%110.1611%17241224392462 411602480.310.4947%5212.95%140.1898%20258226572716 421853020.170.4910%5111.93%120.1760%18257225912606 4376326260.210.2327%24 5.073%520.1582%16134218072397 4446590.610.5569%7715.98%320.2080%42285428752890 4535610390.160.2869%30 4.593%490.1161%12161717101826 4658713330.520.0372%040.537%060.1048%11178918141866 4744517070.250.2158%22 3.281%340.1103%11126014771804 4854114480.150.3146%33 4.889%510.1127%12175817771801 4942617160.230.2698%28 4.380%490.1177%13152216301773 5046012430.130.3128%33 4.941%540.1145%12175017911839 514149800.870.3138%33 4.797%500.1109%11175917841814 5254013340.740.3070%32 4.759%510.1124%12171917511789 531644710.010.3169%33 4.954%530.1134%121775181191852 543195170.140.5087%5413.44%150.1916%24264627022744 553369250.030.3254%34 5.250%540.1170%12180818291852 561833330.230.4558%4810.06%110.1601%16242124412457 573335950.360.4533%479.936%1020.1590%16241024292445 5831213830.050.2774%29 4.150%490.1085%13157616561758 5969880.490.5899%6318.45%200.2269%24298930143030 606411058 1.030.4347%458.939%920.1492%15232723322336 6198112 1.160.5496%5815.39%170.2031%22282328392851 622686890.490.3184%33 4.968%540.1132%12178218141851 632255430.250.5098%6915.20%290.2163%42265628282954 64741220.540.4641%4912.19%140.1905%21245826192746 6525290.810.5427%5915.03%180.2009%24279528172834 662865820.730.4334%458.983%920.1503%15232123362350 672885620.100.4607%4811.54%120.1817%19244325682668 684589670.330.3919%407.822%800.1448%15212521912254 691834780.160.4124%438.085%880.1422%15222622412254 704360 1.010.5502%6815.38%200.2027%27282628392848 V0753

01764200.030.0395%40.3410%410.0625%8250298691 021863480.350.4044%427.772%800.1394%14218922052220 033266290.360.4066%437.870%840.1404%15219922162232 04101900.040.0399%40.2850%610.0518%11252255278 05315770.020.0394%40.2790%400.0514%7249250260 0681174 1.430.3211%36 5.085%770.1149%17179518341878 0718940.520.1474%16 1.592%230.0783%11876876876 08382350.010.0384%40.2750%40.0519%7243246283 09112350.530.0401%40.2870%60.0519%11253256282 10541320.510.3179%34 4.937%570.1127%13177417891805 1151100.040.0399%50.2780%80.0506%152******** 12141330.580.0837%90.6770%120.0586%10518525553 13121040.580.0839%90.7010%140.0606%12520539624 14332080.670.1236%13 1.131%150.0663%9751768817 151092440.470.3556%38 6.007%670.1225%13196119771993 16721270.860.4054%437.817%860.1398%15219422102225 171833320.600.4168%448.226%890.1431%15224622562266 206

第2期 范忠孝等:越南西北部地区Sinh Q uy en 岩组副片麻岩的锆石年龄及其地质意义

(侏罗纪-白垩纪)穿入,因此,副片麻岩的原岩可能形成于古元古代晚期(Bao and Luong,1985).

4 讨论和主要认识

越南西北部出露的变质岩的锆石年代学研究显示,红河带-马江带地区具有不同的构造-热历史.较早的研究显示,越南西北部记录了大量的古生代晚期至中生代甚至新生代的构造-岩浆-变质作用事件,但没有发现存在强烈的约1.8Ga 的岩浆活动.近年来,仅有少数的研究结果表明,越南西北部可能存在太古代-古元古代的岩浆作用和地壳生长(Lan et al .,2001;N am et al .,2002,2003).

Sinh 图4 Sinh Quyen 岩组长英质副片麻岩锆石U Pb 年龄

F ig.4Zir con U Pb ages of felsic par agneisses from the Sinh Q uy en F ormat ion

Quy en 长英质副片麻岩记录了古元古代约1.8~2.2Ga 、晚太古代约2.5~ 2.8Ga 和中太古代约3.0Ga 的岩浆活动.从副片麻岩普遍含有单一的晚太古代-古元古代锆石这一现象可以推断越南西北部附近和地壳深部可能存在过早前寒武纪基底和地体.这种不一致可能是:(1)越南西北部曾经存在1.8Ga 岩浆作用或变质作用,而所形成的岩石经历

强烈的后期地质作用被彻底改造和再循环;(2)越南西北部没有发生过约1.8Ga 的岩浆活动或变质作用,这些物质来自其他曾经与之相连的陆块.已报道的研究显示在华南地块大量的古元古代和晚太古代(约1.8~2.8Ga)的岩浆活动非常频繁(Zhang et al .,2006;Zheng et al .,2006;Yu et al .,2007).虽然Sinh Quyen 岩组长英质副片麻岩不能直接代表晚太古代-古元古代的地质体,但其富含晚太古代-古元古代碎屑地壳物质,与华南地块具有相似之处.Sinh Quyen 岩组长英质副片麻岩的碎屑锆石年龄强峰值为1.8Ga 左右(图4d),暗示沉积物源可能来自华南古陆或可能位于华南板块.

样品V0759和V0760的碎屑锆石207Pb/206Pb 年龄大部分为古元古代至太古代,少数为中元古代,但样品V0760有一粒锆石的206

Pb/238

U 年龄是852M a.样品V0753的碎屑锆石年龄主要为古元古代至太古代,但有两粒锆石的206Pb/238U 年龄为876M a 和751M a.这3粒新元古代锆石阴极发光图像显示明显的振荡环带,Th/U 比值>0.2,具有岩浆成因特征,可能记录了新元古代岩浆作用(约

207

地球科学 中国地质大学学报第35卷

0.8Ga).在华南板块尤其是扬子地体,新元古代岩浆活动广泛发育(Li,1999;Li et al.,2002,2003; Zhou et al.,2002a,2002b;Chen et al.,2003a, 2003b;Zheng et al.,2007,2008).但是研究者对它们的成因和构造背景认识上具有不同观点,有地幔柱成因(Li et al.,1999,2003)、岛弧岩浆作用成因(Zhou et al.,2002a,2002b;Xu et al.,2007)或裂谷环境岩浆作用成因(Wu et al.,2006;Zheng et al.,2007,2008).因此,新元古代碎屑锆石可以进一步提供证据说明越南西北部地区基底岩石具有华南板块属性.然而数据较少,有待于更多分析数据的获得.如果新元古代岩浆岩提供了Sinh Quyen岩组副片麻岩的沉积物源,该岩组形成时代就不是先前认为的元古代早期(Do vjikov,1965;T ri,1977; Bao and Luong,1985),沉积时代应该晚于820Ma,即属于新元古代沉积系列.

定年分析显示,副片麻岩样品V0753的部分碎屑锆石颗粒记录了约250M a的增生.这些增生大部分没有明显的成分环带,具有低Th/U比值(<0.1),表现为变质增生特征(Rubatto,2002; M ller et al.,2003;Bingen et al.,2004).在越南北部地区普遍存在约260~230M a岩浆活动,与印支地块和华南板块俯冲汇聚和碰撞造山作用有关,如在齐江杂岩(Song Chay)、大像山地体(Day Nui Co n Voi)、三圻-富山带(Tam Ky Phuoc So n)、昆嵩地块(Ko n Tum)、长山构造带(T ruong So n)以及马江(Song Ma)构造带出露晚古生代-早中生代岩浆岩.根据前人研究,印支地块与华南板块拼合并按顺时针旋转碰撞,至230M a左右完成拼合过程(Lepvrier et al.,1997,2004;Carter et al.,2001; Nam et al.,2004;Pham et al.,2008).因此,可以认为Sinh Quy en长英质副片麻岩碎屑锆石的增生记录了约250Ma变质作用事件,它应该与华南板块和印支地块印支期的拼合作用有关.

总之,越南西北部Sinh Quyen岩组副片麻岩碎屑锆石分析结果表明,早古元古代至中太古代的古老基底物质为其主要的沉积物源,也记录了新元古代地壳演化信息.该岩组形成时代很可能是新元古代,而非古元古代或中元古代的沉积系列.通过与华南板块基底岩石的对比研究,可以认为Sinh Quyen 岩组古元古代-晚太古代碎屑物质具有华南属性或可能来源于华南板块,即在晚太古代-古元古代时期,越南西北部可能位于华南板块附近,印支板块和华南板块之间的缝合线应该位于马江(Song Ma)断裂带.部分碎屑锆石增生边部记录了约250M a与古特提斯造山作用有关的变质事件.

致谢:感谢中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室刘勇胜教授在实验分析过程的帮助,Tam,B.M.教授和Thuy,N.T.B.博士提供野外工作条件.

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工作笔记——锆石定年

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

有色宝石学习题集

有色宝石学习题集 以下是为大家整理的有色宝石学习题集的相关范文，本文关键词为有色,宝石,习题集,有色,宝石,习题集,填空,刚玉,矿物,品，您可以从右上方搜索框检索更多相关文章，如果您觉得有用，请继续关注我们并推荐给您的好友，您可以在综合文库中查看更多范文。 有色宝石学习题集 一、填空 1、刚玉矿物的宝石品种有()()两种。

2、因红、蓝宝石内含有丰富的()包体，导致加工后出现星光效应。 3、世界上刚玉主要产出国有()、()、()、()等。 4、泰国红宝石的产地鉴定依据是其包裹体为()，几乎不含金红石，无星光效应。泰国红宝石流体包裹体形成的典型的()图案，也是产地鉴定依据。 5、蓝宝石中的极品是()地区的()。 6、山东蓝宝石的()比例过高，其颜色表现为过深的颜色。 7、刚玉宝石的优化处理方法有()、()、()、()、（）． 8、焰熔法合成的蓝色蓝宝石在()紫外灯下具有()荧光。 9、理论上讲蓝宝石蓝区有()nm、()nm、()nm三条吸收线，但产地不同，颜色不同，吸收谱也有所差异。 10、我国山东蓝宝石的一个十分明显的特征是()，内部相对纯净，有少量()()。 11、斯里兰卡的一种名为(geudas)的乳白色蓝宝石热处理后，可改变颜色呈()。 12、祖母绿的化学成分是()，其化学式为()，是由杂质元素()致色，为()晶系，常见晶形有()、()，晶面常有()。 13、达碧兹其主要成分是绿柱石，其黑色部分主要成分为()和()。 14、世界上主要的祖母绿产地有()、()、()、()和()。15、哥伦比亚最著名的两个矿区是()和()，祖母绿内的典型包体是()、()、()、()。 16、巴西祖母绿的典型包裹体是()包体和()，还可有()。 17、祖母绿注油是为了()及()，注油祖母绿可用()进行检查，其表现特点是()。

锆石学习笔记

1、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，钻石的CL图像和BSE图像的明暗程度往往具有相反的对应关系。----“锆石PPT” 2、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。 3、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型花岗岩中的钻石)(图2(b))。 4、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。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。己有实验结果表明，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。 5、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)。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.l，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。 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。

6、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。 7、变质流体活动过程中形成的脉体中的锆石一般具有规则的外形， 少有残留核，无分带到明显的面状分带或振荡分带，非常低的 Th/U比值(一般<0.1)。通过微量元素和包裹体的研究，可以进 一步确定这些变质脉体中锆石的具体形成条件(如绿片岩相、榴 辉岩相或蛇纹石化热液蚀变作用)。对这些钻石区域进行U-Pb 定年，可以对不同条件下流体活动的时间进行准确的限定。 8、正长岩中锆石具有正Ce 异常、负Eu 异常和中等富集重稀土 元素(HREE); 花岗质岩石中锆石明显负Eu 异常、无Ce 异 常, 无明显H REE 富集; 碳酸岩中锆石无明显的Ce 、Eu 异常, 轻、重稀土元素分异程度变化较大; 镁铁质火山岩中锆 石的轻、重稀土元素分异明显; 金伯利岩中锆石无明显的Eu 、 Ce 异常,轻、重稀土元素分异程度不明显[ 28 , 31] (图2)。大 部分地球岩石中锆石的HREE 比LREE 相对富集,显示明 显的正Ce 异常、小的负Eu 异常; 而陨石、月岩等地外岩 石中锆石则具强的Eu 亏损、无Ce 异常[ 28] 。Belousova 等 [ 28] 建立了通过锆石的微量元素对变化图解和微量元素的质 量分数来判别不同类型的岩浆锆石的统计分析树形图解。“锆 石地球化学特征及地质应用研究综述”

南华-震旦系界线的锆石 U-Pb 年龄

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; ② Max-Planck-Institut für Chemie, 55020 Mainz, Germany. E-mail: xlchu@https://www.sodocs.net/doc/894272683.html, ) 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 https://www.sodocs.net/doc/894272683.html,

有色宝石学习题集

有色宝石学习题集 一、填空 1、刚玉矿物的宝石品种有( )( )两种。 2、因红、蓝宝石内含有丰富的( )包体，导致加工后出现星光效应。 3、世界上刚玉主要产出国有( )、( )、( )、( )等。 4、泰国红宝石的产地鉴定依据是其包裹体为( )，几乎不含金红石，无星光效应。泰国红宝石流体包裹体形成的典型的( )图案，也是产地鉴定依据。 5、蓝宝石中的极品是( )地区的( )。 6、山东蓝宝石的( )比例过高，其颜色表现为过深的颜色。 7、刚玉宝石的优化处理方法有( )、( )、( )、( )、（）． 8、焰熔法合成的蓝色蓝宝石在( )紫外灯下具有( )荧光。 9、理论上讲蓝宝石蓝区有( )nm、( )nm、( )nm三条吸收线，但产地不同，颜色不同，吸收谱也有所差异。 10、我国山东蓝宝石的一个十分明显的特征是( )，内部相对纯净，有少量( )( )。 11、斯里兰卡的一种名为(Geudas)的乳白色蓝宝石热处理后，可改变颜色呈( )。 12、祖母绿的化学成分是( )，其化学式为( )，是由杂质元素( )致色，为( )晶系，常见晶形有( )、( )，晶面常有( )。 13、达碧兹其主要成分是绿柱石，其黑色部分主要成分为( )和( )。 14、世界上主要的祖母绿产地有( )、( )、( )、( )和( )。 15、哥伦比亚最著名的两个矿区是( )和( )，祖母绿内的典型包体是( )、( )、( )、( )。 16、巴西祖母绿的典型包裹体是( )包体和( )，还可有( )。 17、祖母绿注油是为了( )及( )，注油祖母绿可用( )进行检查，其表现特点是( )。 18、外观上与海蓝宝石十分相近的宝石是( )。 19、祖母绿的特征吸收谱是红光区有( )吸收线，( )吸收带，蓝光区可见( )吸收线，紫区全吸收。

锆石测年基本原理

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）