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）

式中：206Pb*和207Pb*分别代表研究系统238U和235U衰变产生的Pb的原子数。利用

207Pb*/206Pb*分别代表研究系统238U和235U衰变产生的Pb的原子数。利用207Pb*/206Pb*比值也可以计算年龄。

如果公式（1）和（2）满足下面条件，又两式计算的年龄t是矿物或岩石样品的年龄，并且两个年龄值相同。

1)衰变常数已精确测定；

2)初始Pb同位素比值已知，或可以忽略不计；

3)样品自形成后保持封闭系统。

对于大多数样品，条件3）很难满足。如果样品自形成后保持封闭系统，由206Pb/238U和207Pb/235U计算的年龄相同，在206Pb/238U－207Pb/235U图上，他们位于协和线（一致线）上。如果母、子体有样品丢失或获得，它们将偏离协和线或一致线。对于一组具有共同成因、不同程度Pb丢失的样品，他们将在206Pb/238U－207Pb/235U图上形成一条直线，即不一致线。该县与一致线的上交点年龄一般代表样品形成时的年龄，下交点年龄的意义比较复杂，有可能使样品遭受变质时的时间。上、下交点年龄的解释相当复杂，与样品的类型、产出的地质情况有关系。

U-Pb衰变体系以双重衰变为特征：铀的两个放射性同位素235U和238U以不同衰变速率分别衰变成铅的两个稳定同位素207Pb和206Pb。除了可以从测定207Pb/235U和206Pb/238U比值计算地质年龄外，还可以测定206Pb /207Pb比值计算另一年龄。一个地质样品可以同时获得三个不同的年龄，可以进行结果可靠性的检验，进行体系内部的自检和校正。若三组年龄一致，表明锆石中U-Pb体系启动后，一致保持封闭，没有发生铀和铅的得失，年龄结果是协和的。

根据U—Pb同位素分析可以获得三组年龄： 206Pb/238U，207Pb/235U，和207Pb/206Pb ，通过对比可获得更可信的年龄数据。因此，锆石U—Pb法，尤其是单颗粒锆石U—Pb法(如同位素稀释法、逐层蒸发法、离子探针质谱法和激光探针一等离子质谱法等)，是当今最重要的一种同位素定年方法。在理想的情况下，即锆石成因单一，自形成以来始终对U—Pb体系保持封闭，没有发生放射成因铅的丢失或铀的获得，那么三组年龄完全一致，或者在误差范围内完全一致。但目前的研究表明，在大多数情况下，三组年龄往往不一致，它们或者是207Pb/206Pb > 207Pb/235U > 206Pb/238U (反映放射成因铅丢失或铀获得)，或者相反，是 206Pb/ 238U > 207Pb/235U >207Pb/206Pb (反映铀丢失或放射成因铅获得)。在常规锆石U—Pb法中，由于使用的锆石颗粒达数十至数百颗，因而三组年龄的不一致往往归因于不同成因锆石的混合，如壳源型花岗岩中岩浆锆石与继承锆石之间的混合，变质岩中原生锆石与增生变质锆石或变质锆石之间的混合等。但在单颗粒锆石U—Pb法中，即使是当前最先进的离子探针质谱法测定的三组年龄，也往往存在不一致(罗镇宽等，2001；李献华等，2002；Zhou el：a1．，2002)。这表明，导致锆石三组年龄的不一致的原因可能主要不是不同成因锆石之间的混合，而是因锆石封闭体系破坏而使其中的放射成因铅(或铀)发生不同程度丢失或获得引起的。根据现有文献资料，导致锆石中放射成因铅(或铀)发生丢失或获得的主要机制包括以下几个方面：1 锆石的蜕晶化作用;2 重结晶作用; 3 扩散作用; 4 增生作用;

由于自然界地质情况极为复杂，所获得的三组年龄在大多数情况下往往是不一致的。这里，可能存在两种情况：

(1)虽然不同锆石颗粒的三组年龄之间存在不一致，但其中有一个或几个锆石颗粒的三组年龄是一致的。在这种情况下，应取其中谐和的一组年龄代表锆石的形成时间。

(2)不仅不同锆石颗粒的同一组年龄不一致，而且同一锆石颗粒的三组年龄也不一致。在这

种情况下，应采用谐和图处理才能获得可信的年龄值。所谓谐和图是指一组同源、同时形成遭受同时期地质作用而发生不同程度铅丢失、铀获得或铀丢失、铅获得的各锆石数据点，将拟合成一条直线，即不一致线。不一致线与谐和曲线相交，可以得到两个交点。在一般情况下，上交点代表锆石结晶年龄，下交点则代表后期叠加的地质事件的年龄，亦即导致锆石丢失铅(或获得铅)的时间。

3、岩浆锆石和变质锆石的区分

岩浆锆石一般具有特征的岩浆振荡环带，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）低温条件下微量元素的扩散速度慢，以便形成较窄的岩浆环带。岩浆锆石还可能出现扇形分带的结构，这种扇形分带结构是由于锆石结晶时外部条件的变化导致各晶面的生长速度不一致造成的。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。

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以下五种机制：（1）深熔过程中从熔体中结晶;(2)固相矿物分解产生的Zr和Si,，成核和结晶；（3）从变质流体中结晶；（4）原岩锆石的变质重结晶作用；（5）热液蚀变作用的对原有锆石的淋滤和溶蚀。因此，变质锆石的形成既可以是变质过程中新生成的锆石，又可以是变质作用对岩石中原有锆石不同程度的改造，其中变质增生锆石既可以形成独立的新生颗粒，还可以在原有锆石基础上形成变质新生边。此外，锆石的脱晶质化或脱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。

岩浆锆石形成于基本可自由生成的岩浆悬浮环境、通常结晶为自形--半自形的柱状、双锥状，CL图像揭示其内部通常具有与晶体生长边界基本一致的岩浆振荡环带结构，振荡环带的宽度与锆石结晶时熔浆的温度、元素扩散速率相关，高温条件下常常形成较宽的结晶环带，如橄长石、辉长石中的锆石；花岗岩等结晶温度相对低的中酸性岩中结晶锆石的振荡环带通常窄而密。变质锆石是变质作用过程中矿物分解产生的Zr、Si重新结晶或在变质流体作用下形成的锆石，即它们都是具有复杂结构的锆石，可具有浑圆形、它形、半自形、自形等多种晶体形态，且变质增生和变质重结晶的形成机理时期内不多呈现无分带，弱分带，云雾状分带、扇形分带、冷杉叶状分带、面状分带、斑杂状分带、海绵状分带和流动状分带。样品中的典型的岩浆锆石和变质锆石：

(1)岩浆锆石 （2）扇形变质锆石 （3）变质锆石增生边 （4）含包体锆石

锆石SHRIMP定年原理和方法

锆石SHRIMP定年原理和方法 锆石分选采用常规重力分选和显微镜下手工挑选的方法进行，具体是将岩石样品粉碎成60目左右，通过淘洗和使用重液等物理方法分离锆石，然后在双目镜下精选、剔除杂质。然后将其与标准锆石（TEM，417 Ma）一起粘贴，制成环氧树脂样品靶，打磨抛光并使其露出中心部位，进行反射光透射光和阴极发光显微照相，阴极发光图像用以确定单颗粒锆石晶体的形态、结构特征以及标定测年点。最后，用超声波在去离子水中清洗约10分钟后，镀金膜并上机测年。在分析中，采用跳峰扫描记录Zr2O+、204Pb+、背景值、206Pb+、207Pb+、208Pb+、U+、ThO+和UO+等9个离子束峰值，每5次扫描记录一次平均值：一次离子为4.5nA，10kV的O-2，离子束直径约25~30um：质量分辨率约5400（1％峰高）：应用SL13（572Ma，U=238×10-6）标定样品的U、Th及Pb含量，用TEM（417Ma）标定样品的年龄。为了尽量降低锆石表面普通Pb和镀金过程中的污染，测定过程中先将束斑在120um 范围内扫描 5 分钟，具体测试条件及流程见Compston等（1992）、Williams（1998）、宋彪（2002）等。数据处理采用SQUID1.0和ISOPLOT 程序，普通Pb一般根据实测204Pb及Cumming等(1975)模式铅成分校正：单个测试数据误差和206Pb/238U 年龄的加权平均值误差均为95％置信度误差(1σ)，对年轻的岩浆锆石，采用206Pb/238U 年龄；对较老的继承锆石，采用207Pb/206Pb 年龄。 206Pb/238U 年龄的加权平均值,即谐和年龄，用谐和图表示，谐和图是锆石同位素地质年代学最常用的图解，它是以207Pb／235U 和206Pb/238U 为坐标，t为参 数的超越方程(207Pb/235U=t e*λ－1和206Pb/238U =t eλ－1，其中λ*和λ分别是235U 和238U的衰变常数)的轨迹――谐和线。在谐和线上的点具有一致年龄，即206Pb/238U、207Pb/235 U、207Pb/206Pb三个表面年龄相等，表明被测对象自形成以来，同位素母体子体一直处于封闭体系中。 本次研究锆石分选工作在河北地勘局廊坊实验室进行，锆石样品在北京离子探针中心完成制靶，阴极发光显微照相在中国地质科学院矿产地质研究所电子探针室完成，最后分批在北京离子探针中心和澳大利亚Curtin University of Technology 离子探针中心完成测试，测试原始数据由北京离子探针中心处理。标样为来自澳大利亚国立大学(ANU)的SL13和TEM。SL13（宝石级锆石，U含量为238μg/g，年龄为572 Ma）用于样品U含量标定。TEM（母岩为澳大利亚堪培拉附近一闪长岩体，年龄为417 Ma）用于样品年龄标定，采用公式为206Pb+/238U+=A （254UO+/238U+）。

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

SIMS锆石U-Pb定年方法-中国科学院地质与地球物理研究所

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 a trace-element-related matrix effect; SHRIMP, ID-TIMS, ELA-ICP-MS and oxygen isotope documentation for a series of zircon standards. Chem. Geol., 205: 115-140. Ji?í Sláma, Jan Ko?ler, 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. Ple?ovice z ircon —A new natural reference material for U

锆石U-Pb测年实用手册1

锆石U-Pb测年实用手册1 花生哥整理，微信公众号“37地质人”首发在精准化、精确化的测年进程中，微区原位测试有着不可比拟的优势，使用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）进行锆石U-Pb测年也被广为推崇。一个成功的锆石U-Pb测年实验过程主要分为以下4个阶段：（1）根据实验目的采集合理的样品；（2）锆石挑选及制靶；（3）锆石选点及实验测试；（4）测试结果综合分析。以下就锆石U-Pb测年的（1）（2）（3）项进行介绍，其中对锆石选点进行重点介绍。 实验仪器简介：激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪（LA-ICP-MS）由LA、ICP、MS三个系统有机组合在一起的。其结构示意图及实验工作台如图1、图2所示。 图1LA-ICP-MS仪器结构示意图 图2 LA-ICP-MS实验工作台 一、根据实验目的采集合理的样品 采取合理的实验样品是进行成功的实验的前提，应根据项目需求以及针对实

际的采样对象进行合理的样品采取。一般来说：（1）采取新鲜的样品；（2）对锆石含量较高的花岗岩取3-5Kg，火山岩取10-15Kg，中基性-超基性岩采取20-25Kg。 二、锆石挑选及制靶 锆石单矿物的挑选一般0.5-2g，纯度＞98%。对制靶的锆石应为随机取样，尽量避免人为选择性。 制靶时一般常见有大靶和小靶，可根据实际需要选取，小靶一般排列200粒锆石，靶的直径大小有一定差别，有常见小靶直径为2.54cm。 图3 样品池中锆石靶及标样图4锆石靶 制靶时需注意，锆石之间的间距及排列顺序，较好的锆石制靶应保持锆石间距合适，相互独立但又排列有序（图5、图6）。 图5 锆石制靶间距适宜、排列有序图6锆石制靶间距太小、排列无序 三、锆石选点及实验测试 （一）锆石选点 锆石的选点应综合考虑两个方面得因素：（1）实验者研究需求；（2）锆石本身条件。 第一个方面主要根据是实验者研究所需进行锆石（岩浆锆石、变质锆石、热液锆石）的选点。 在进行锆石选点之前，首先厘清锆石分类的相关概念。 从成因上对锆石进行分类，常分为：岩浆锆石（在岩浆作用过程中结晶形成的锆石）、变质锆石（在变质作用过程中形成的锆石），现认为也存在热液锆石（此

各种测年方法

地质年代学 1：简要说明一下各种测年方法的适用范围以及测年时段 1.经典方法 1.114C法 适用范围：可测对象包括木头、木炭、泥炭、粘土、贝壳、珊瑚、钙质结核、洞穴沉积物等样品。 测年时段：2×102—5×104年，由于近年来小样品低本本底测量技术的发展和AMS技术的应用，使其测量下限可延长至7万年。 1.2钾-氩法(40K-40Ar 法和39Ar-40Ar) 适用范围：主要用于第四纪火山岩、火山灰及其它含钾矿物和岩石的测年（适合于富钾的岩石和矿物），可测对象包括云母、长石、闪石、辉石、海绿石、玄武岩及其他含钾矿物等。测年时段：104-109年。 1.3锆石U-Pb定年方法 2.铀系不平衡法 适用范围：用于珊瑚礁及纯净风化物洞穴碳酸盐的测年,以及对深海沉积物和动物化石测年。测年时段：几千年至35万年 3.与核辐射效应有关的方法 3.1热释光法（新发展是光释光法） 适用范围：适宜于对陶器和有过加热史的岩石和沉积物的测年，但用于黄土、古土壤和河湖相沉积物测年尚有不少问题需探讨。 测年时段：决定于样品的环境计量率和被测矿物。一般在1.0Ma以内。当环境计量率为1Gy/Ka时，石英可测1K年-10万年或50万年；钾长石可测2K年-50万年。不同样品的热发光年龄的计时起点不同：年龄值是最后一次光照晒后埋藏之日起至测量之日所经历的时间。 3.2电子自旋共振法 适用范围：测定对象广泛，洞穴的碳酸盐沉积物、软体动物贝壳、珊瑚、古脊椎动物和古人类骨骼、牙齿等都可认为测试样品。 测年时段：测年范围广，从几千年到几百万年，几乎覆盖了整个第四纪地质年代，主要用于几十万年的范围。 3.3光释光法 适用范围：主要为石英和长石（在风积物、水成沉积物、构造沉积物及冰川沉积物）。 测年时段：n×104-n×108年 3.410Be 和26Al 等宇宙成因核素作为地质计时器 适用范围：测定陨石的暴露年龄、居地年龄和地表岩石的暴露年龄。 测年时段：作为第四纪地质计时器 3.5裂变径迹法 测量对象：磷灰石、锆石、榍石、云母、火山玻璃、陨石等。对沉积岩来说，则为代表岩石形成以来的自生矿物（磷灰石等）。

锆石的化学成分

锆石的化学成分研究 摘要：在分析前人资料的基础上，简要地介绍了锆石的化学成分等特征。通过Ｘ－射线荧光光谱分析和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪（ＬＡ－ＩＣＰ－ＭＳ）对部分矿区的锆石的化学成分进行了研究。 关键词：锆石结构形态化学成分微量元素非晶质化 锆石简介 锆石是一种硅酸盐矿物，它是提炼金属锆的主要矿石，含有Hf、Th、U、TR等混入物。锆石的主要化学成分：硅酸锆；化学组成为Zr[SiO?]，晶体属四方晶系的岛状结构硅酸盐矿物。晶体呈短柱状，通常为四方柱、四方双锥或复四方双锥的聚形。锆石颜色多样，有无色、紫红、金黄色、淡黄色、石榴红、橄榄绿，香槟，粉红，紫蓝，苹果绿等，一般有无色、蓝色和红色品种。色散为0.039（高）。光泽为强玻璃光泽至金刚光泽。无解理。摩氏硬度6～7.5，比重大，密度：多数在3.90～4.73 g/cm3。高型：4.60～4.80 g/cm3。中型：4.10～4.60 g/cm3。低型：3.90～4.10 g/cm3。 锆石的化学成分 理论化学组成(wB%)：ZrO267.22%，SiO2 32.78%。有时含有MnO、CaO、MgO、Fe2O3、Al2O3、TR2O3、ThO2、U3O8、TiO2、P2O5、Nb2O5、Ta2O5、H2O等混入物。H2O、TR2O3、U3O8、(Nb,Ta)2O5、P2O5、HfO2等杂质含量较高，而ZrO、SiO2含量相应较低时，其物理性质也发生变化，硬度和比重降低。锆石一般具弱放射性，有些锆石英因含U、Th等，因放射性较强而产生非晶质化现象，这种锆石硬度可降至6，比重可降至3.8。因而形成多种变种：山口石，TR2O3 10.93%，P2O5 17.7%；大山石，TR2O3 5.3%，P2O5 7.6%；苗木石，TR2O3 9.12%，(Nb,Ta)2O5 7.69%，含U、Th较高；曲晶石，含较高TR2O3、U3O8，因晶面弯曲而故名；水锆石，含H2O 3~10%；铍锆石，BeO 14.37%，HfO2 6.0%；富铪锆石，HfO2 可达24.0%。有些锆石因含U、Th等，由于放射性较强而产生非晶质化，变为非晶态。 锆石的结构形态 锆石是硅酸盐类矿物，按其物理性质和化学成份可分为高型和低型两个变种。结晶完整的晶体多为“高型”；晶体极差或无晶者为“低型”。由于放射性元素，使得锆石的内部结构遭到破坏，根据内部结构特点，分为高型锆石、中型锆石和低型锆石三种。但就宝石价值来说，高型锆石价值较高。 锆石的晶体属四方晶系，a0=0.662nm，c0=0.602nm；Z=4。结构中Zr与Si沿c轴相间排列成四方体心晶胞。晶体结构可视为由[SiO4]四面体和[ZrO8]三角十二面体联结而成。[ZrO8]三角十二面体在b轴方向以共棱方式紧密连接。

锆石特征及地质应用研究综述

锆石特征及地质应用研究综述 摘要就前人对锆石的特征以及地质方面应用的研究进行总结性的论述。从锆石的微区原位测试方法，年代学，微量元素，稀土元素，同位素等特征入手，综合其他特征，突出说明锆石在地质研究中的重要性。 关键词锆石年代学微量元素稀土元素同位素 锆石（英文名称：zircon）是一种硅酸盐矿物，它是提炼金属锆的主要矿石。锆石广泛存在于酸性火成岩，也产于变质岩变质岩和其他沉积物中。锆石的化学性质很稳定，所以在河流的砂砾中也可以见到宝石级的锆石。锆石有很多种，不同的锆石会有不同的颜色，如红、黄、橙、褐、绿或无色透明等等。经过切割后的宝石级锆石很像是钻石。锆石可耐受3000℃以上的高温，因此可用作航天器的绝热材料。 针对用于锆石等副矿物测试的离子、激光、电子和质子探针等几种微区原位测试手艺各自的地质及特点，锆石U-Pb 实现了对统一锆石颗粒内部不合成因的锆石域进行原位春秋的分析,给出了有关寄主岩石的源岩、地质演化历史等首要信息,为地质过程的邃密春秋框架的成立供给了有用的路子。锆石微量元素、同位素特征是译解岩石来历和成因的指示器。锆石Hf 同位素已成功地用于地球早期历史、岩浆来历、壳幔彼此传染打动、区域大陆地壳增添的研究等;锆石氧同位素组成能有用地约束壳幔彼此传染打动和示踪岩浆来历等。 随着能够显示矿物内部复杂化学分区的成像手艺和高分辩率的微区原位测试手艺的成长和普遍应用,研究颗粒锆石等副矿物微区的化学成分、春秋、同位素组成及其地质应用等已成为国际地质学界研究的热点。锆石U2Pb 法是今朝应用最普遍的同位素地质年月学编制,锆石的化学成分、Hf 和O 同位素组成普遍应用于岩石成因、壳幔彼此传染打动、区域地壳演化的研究等,对地球上古老锆石的化学成分和同位素的研究是追朔地球早期历史的有用工具。 1 微区原位测试手艺 锆石等副矿物在地质学中的普遍应用与近年来原位分析测试手艺的快速成长密不成分。代写论文今朝已普遍应用的微区原位测试手艺首要有离子探针、激光探针和电子探针等。 2 锆石U-Th-Pb 同位素年代学 2. 1 锆石U-Th-Pb 同位素系统特征及定年进展 因为锆石具有物理、化学性质不变,通俗铅含量低,富含U 、Th[ w (U) 、w ( Th) 可高达1 %以上] ,离子扩散速度很低,封锁温度高档特点,是以锆石已成为U-Pb 法定年的最理想对象。

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）

安徽铜官山石英闪长岩及其包体锆石U_Pb定年与成因探讨

论文第49卷第18期 2004年9月 安徽铜官山石英闪长岩及其包体锆石 U-Pb定年与成因探讨 徐夕生①②范钦成① S. Y. O’Reilly②蒋少涌①W. L. Griffin② 王汝成①邱检生① (①南京大学地球科学系国家成矿作用重点实验室, 南京 210093; GEMOC, Department of Earth and Plan ②etary Sciences, Macquarie University, NSW 2109, Australia. E-mail: xsxu@https://www.sodocs.net/doc/b415839705.html,) 摘要铜陵地区中酸性侵入岩及其岩石包体的成因与Fe, Cu成矿作用和长江中下游岩石圈动力学演化关系密切. 本文以铜陵地区代表性的中生代中酸性侵入岩铜官山岩体及其岩石包体为研究对象, 进行了仔细的岩相学研究、矿物化学电子探针成分分析和LA-ICPMS锆石U-Pb同位素定年. 铜官山角闪石-辉石堆积岩包体中辉石、角闪石矿物的化学成分与寄主岩中相应矿物的化学成分呈明显的线性变化, 但Al含量高, 是岩浆侵位前结晶的产物. 铜官山寄主岩及微粒闪长岩包体中辉石、角闪石矿物化学成分相似, 说明它们有密切的成因联系, 形成压力相仿. 铜官山石英闪长岩中锆石颗粒的定年结果表明该岩体的结晶年龄为137.5±1.1 Ma, 与以往不同方法的定年结果十分一致, 但本次锆石U-Pb同位素LA-ICPMS定年同时揭示了晚太古代残留锆石的存在, 证实该地区中生代岩浆作用有古老下地壳物质的参与. 定年结果还表明微粒闪长岩包体的结晶年龄为137.5±2.4 Ma, 与寄主岩浆的结晶年龄完全一致. 此外, 本文还结合以往的Sr-Nd-Pb同位素资料, 讨论了铜官山石英闪长岩及其包体的成因. 关键词岩石包体锆石U-Pb LA-ICPMS 安徽铜陵 安徽省铜陵地区位于中国长江中下游铜、铁、金成矿带的中部, 是这条成矿带中矿床最多而且也是最集中的地段. 其大地构造位置为扬子地块下扬子褶皱带的中部, 主要出露志留纪-三叠纪浅海相碳酸盐岩及少量的半深海相硅质岩和海陆交互相的碎屑岩. 地层中发育一系列NE向的褶皱构造及相伴的断裂构造, 它们直接控制了各花岗岩侵入体的形态, 而基底构造特别是近东西向的铜陵-戴家汇深大断裂则直接控制了本区的岩浆活动及矿床的形成, 使得区内各侵入岩体及矿床均分布在近东西向宽约20 km 的构造-岩浆-成矿带上[1,2]. 区内中生代岩浆活动表现为一系列具壳幔混源特征的高钾富碱中-酸性侵入岩, 其产状主要为小岩株、岩墙, 其次为岩床、岩枝及岩脉, 面积一般为2~5 km2, 最小者(青山脚石英二长闪长岩体)不足0.5 km2, 最大者(凤凰山花岗闪长岩体)约10 km2. 岩性主要为辉石二长闪长岩、二长闪长岩和石英二长岩、石英二长闪长岩、花岗闪长岩和花岗斑岩. 与铁铜金属矿产密切相关的岩体包括铜官山岩体、狮子山岩体、冬瓜山岩体、新桥岩体、凤凰山岩体等. 对该地区侵入岩的研究已有长期的历史, 早在1920年翁文灏就开始研究这些侵入岩与铁铜矿产的关系. 20世纪90年代前后, 中国许多地质工作者对该地区侵入岩进行了详细的岩浆起源、成分演化及其与成矿作用关系的研究[2~7]. 与此同时, 周珣若等人[8,9]、吴才来等人[10~12]和杜杨松等人[13]对铜陵地区中酸性侵入岩中的岩石包体的特征和成因进行了研究. 近年来, 该地区侵入岩与成矿作用及其与岩石圈动力学演化的关系得到更为密切的关注[14~17], 但对这些岩浆岩的起源及形成方式, 以及岩浆结晶演化的详细过程仍需深入的研究. 为此, 本文在以往的研究成果基础上, 选择铜陵地区中生代中酸性侵入岩中代表性的铜官山岩体及其包体为研究对象, 进行了仔细的岩相学研究和矿物化学电子探针成分分析, 特别是LA-ICPMS锆石U-Pb同位素定年. 同时, 结合以往的Sr-Nd-Pb同位素资料, 讨论了铜官山石英闪长岩及其包体的成因. 1石英闪长岩寄主岩和微粒闪长岩包体铜官山岩体出露面积约2 km2, 是一个NE向延长的中-浅成岩株, 地表形态近椭圆形(图1), 侵入于石炭纪和二叠纪地层中, 侵入的构造位置为近背斜轴部, 主要岩石类型为石英闪长岩和二长闪长岩, 中

测年方法

花岗质岩石常用的定年方法 1、K-Ar年龄，测试对象为长石类、云母类矿物和全岩，但K-Ar体系的封闭温度较低（<400℃），易受后期热扰动改造，K-Ar法有可能给出最后一幕的热扰动时间。但是, 由于在晚期热扰动期间放射成因Ar的不完全丢失、表面蚀变可能造成的钾含量变化等问题, 都可能使K-Ar法给出“非真实”的无意义年龄信息。但K-Ar法成本低、方法和技术比较成熟、分析测试相对简便快速, 对于一些快速冷却、具有简单热历史的年轻花岗岩，K-Ar 法仍然是一种比较有效的定年方法。 钾（质子数=19）为碱金属元素，是地壳中八个丰度最大的元素之一，主要形成含钾矿物。K有三个天然同位素39K、40K、41K，其丰度比值分别为：93.258%、0.01167%和6.7302 %.其中11.2%的40K通过一个电子俘获和一个正电子发射衰变40Ar，88.8%的40K原子通过负电子发射直接衰变成基态的40Ca。 2、Rb-Sr等时线年龄，测试对象为长石、云母类矿物和全岩，Rb-Sr等时线法是测定Rb-Sr 年龄比较客观的方法，需要假定并给出初始比( 87Sr/ 86 Sr)。但用于Rb-Sr 等时线测年的样品( 全岩和矿物) 需要满足4 个条件: ①具有相同的初始Sr 同位素比值( 87Sr/ 86 Sr) , 即地质作用已使所研究的对象在Sr 同位素组成上完全“均匀化”; ②形成年龄相同, 或在测年误差范围内年龄相同; ③形成后未受到后期地质作用改造, 同位素体系仍保持封闭。④用于等时年龄测定的一组样品的Rb、Sr 含量必须有足够的分异, Rb/ Sr 比值有足够的差别。以上4个条件需要同时得到满足，否则将产生假等时线年龄。 铷有85Rb和87Rb两种天然同位素，它们的同位素丰度分别为72.1654%和27.8346％．铷的原子量为85.46776。87Rb是放射性的，它通过发射一个负β粒子，衰变为稳定的87Sr。 3、锆石U-Pb年龄，是最早用来测定地质年龄的放射性方法之一, 也是国内目前最重要的同位素测年方法。锆石相对富含Th、U等放射性元素，而贫普通Pb，而且具有非常强的抗侵蚀能力；锆石中的U-Pb体系封闭温度＞750℃，形成后Pb的扩散封闭温度可以高达900℃，因而其温度抗后期影响能力强，能够比较好的保持其形成时的U-Pb同位素体系不被扰动，且易分选；同一个样品可以得到3组同位素比值，3个年龄可以进行内部自检，从而判断年龄值的可靠性。 铅有四种同位素：204Pb、206Pb、207Pb、208Pb，其中206Pb、207Pb和208Pb是由U和Th衰变而来, 204Pb为非放射性成因的铅同位素. 它们都是稳定同位。

2007 黎敦朋, 赵越,胡健民等 新西昆仑山奇台达坂花岗岩锆石TIMSU_Pb测年及热演化历史分析

收稿日期：２００６－１２－２２；改回日期：２００７－０８－１２ 基金项目：中国地质调查局地质大调查项目（１２１２０１０６１０１０８和２００３１３０００００３）资助。 作者简介：黎敦朋，男，１９６７年生，博士生，高级工程师，主要从事区域地质调查与构造地质研究工作；Ｅ－ｍａｉｌ：ｌｉｄｕｎｐｅｎｇ５１８８８＠１６３．ｃｏｍ。 !陕西省地质调查院．阿克萨依湖幅１∶２５万区域地质调查报告，２００６． 中国地质 ＧＥＯＬＯＧＹＩＮＣＨＩＮＡ 第３４卷第６期２００７年１２月Ｖｏｌ．３４，Ｎｏ．６Ｄｅｃ．，２００７ 奇台达坂花岗岩出露于新藏公路５０９道班以东（图１）的西昆仑山，出露面积约２１０ｋｍ２，呈不规则长卵圆形分布。２０世纪８０—９０年代昆仑山—喀喇昆仑山科学考察时，张玉泉等［１］对该花岗岩体进行过封闭温度较低的４０Ａｒ－３９Ａｒ测年，获得１９５．４～１９５．８Ｍａ年龄值，确定为早侏罗世岩体。 奇台达坂花岗岩位于西昆仑山东段，规模较大，很多学者先后对新藏公路沿线分布的花岗岩进行过侵位时代和地球化学等方面的研究［１－１６］，确定在西昆仑山南部的康西瓦断裂以南至甜水海地块以北存在一条中晚三叠世—早侏罗世的俯冲—碰撞型花岗岩带，而对该花岗岩带花岗岩的热演化历史的研究尚属空白。笔者通过对西昆仑山晚三叠世—早侏罗世俯冲—碰撞型花岗岩带中规模较大的奇台达坂花岗岩体进行热演化历史研究，以期了解西昆仑山南部花岗岩就位以后的冷却隆升历史，勾绘该花岗岩带花岗岩隆升剥露的时间框架。 １岩体特征 奇台达坂花岗岩侵位于二叠系黄羊岭群中下部粉砂岩、 板岩中，与围岩呈侵入接触关系，接触界线明显，接触带见５～ ３０ｍ的硅化、 角岩化等接触蚀变。奇台达坂花岗岩局部被中新统玄武岩覆盖，玄武岩之下的花岗岩具烘烤现象。奇台达坂花岗岩由石英闪长岩和花岗闪长岩两种岩性组成。奇台达坂花岗岩侵位于二叠系黄羊岭群中，黄羊岭群地层总厚度约 １３．５ｋｍ!；黄羊岭群之上为三叠系巴颜喀拉山群，其地层总厚 度约为７．８ｋｍ!，而三叠系巴颜喀拉山群为该时期最顶部地层。因此，根据奇台达坂花岗岩上覆地层的厚度，可以确定该岩体就位深度为１５～２０ｋｍ的高位花岗岩体。 １．１岩石学特征 石英闪长岩呈长条状出露于岩体西北部，与二叠系黄羊岭群呈侵入接触，被花岗闪长岩脉动侵入。岩石为灰色、灰白色，细粒—中粒半自形花岗结构，块状构造。主要矿物：斜长石５０％～６０％、石英１５％～２０％、角闪石１０％～１５％、黑云母５％～１０％，少量磷灰石、 锆石、榍石、独居石。其中斜长石呈半自形—自形板柱状，钾长石呈半自形板状及不规则板状，发育卡氏双晶，黑云母呈自形条状，石英呈他形粒状，矿物粒径０．５～３ｍｍ。岩石次生蚀变较弱，主要有长石高岭土化、角闪石黑云母化、黑云母绿泥石化等。 花岗闪长岩呈长卵圆状出露于岩体东南部，与黄羊岭群 西昆仑山奇台达坂花岗岩锆石ＴＩＭＳＵ－Ｐｂ测年 及热演化历史分析 黎敦朋１，２赵越１胡健民１李新林２周小康２ 王向利２杜少喜２肖爱芳２ （１．中国地质科学院地质力学研究所，北京１０００８１；２．陕西省地质调查院，陕西西安７１００１６） 提要：应用锆石ＴＩＭＳＵ－Ｐｂ测年获得西昆仑山奇台达坂花岗岩年龄为（２０２．２士３．４）Ｍａ（ＭＳＷＤ＝８．６５）；利用不同海拔高度获得磷灰石裂变径迹测定年龄为２４．８～１４．０Ｍａ。通过裂变径迹热史模拟，并结合前人４０Ａｒ－３９Ａｒ测年数据，得出西昆仑山奇台达坂花岗岩就位以来，至少经历了三快二慢的冷却降温（隆升剥蚀）过程：即２０２．２～１９５．６Ｍａ、２６～１５Ｍａ和５Ｍａ以来３个阶段的快速降温（隆升剥蚀），１９５．６～２６Ｍａ和１５～５Ｍａ２个阶段的缓慢冷却降温（隆升剥蚀）。西昆仑山地壳最上部约３ｋｍ的快速去顶作用主要发生于２６～１５Ｍａ和５Ｍａ以来，它是印度板块向欧亚板块碰撞的结果。关 键 词：锆石ＴＩＭＳＵ－Ｐｂ测年；裂变径迹；热演化历史；西昆仑山 中图分类号：Ｐ５９７ 文献标志码：Ａ 文章编号：１０００－３６５７（２００７）０６－１０１３－０９

常见岩石特性

1、花岗岩 花岗岩属火成岩，由地下岩浆喷出和侵入冷却结晶，以及花岗质的变质岩等形成。具有可见的晶体结构和纹理。它由长石（通常是钾长石和奥长石）和石英组成，搀杂少量的云母（黑云母或白云母）和微量矿物质，譬如：锆石、磷灰石、磁铁矿、钛铁矿和榍石等等。花岗石主要成分是二氧化硅，其含量约为65%—85%。花岗石的化学性质呈弱酸性。通常情况下，花岗岩略带白色或灰色，由于混有深色的水晶，外观带有斑点，钾长石的加入使得其呈红色或肉色。花岗岩由岩浆慢慢冷却结晶形成，深埋于地表以下，当冷却速度异常缓慢时，它就形成一种纹理非常粗糙的花岗岩，人们称之为结晶花岗岩。花岗岩以及其它的结晶岩构成了大陆板块的基础，它也是暴露在地球表面最为常见的侵入岩。 尽管花岗岩被认为是由融化的物质或者岩浆形成的火成岩，但是有大量证据表明某些花岗岩的形成是局部变形或者先前岩石的产物，它们未经过液态或者融化过程而重新排列和重结晶。 花岗岩的比重在到之间，其抗压强度为1,050~14,000 千克/平方厘米 （15,000~20, 000磅/平方英寸）。因为花岗岩的强度比沙岩、石灰石和大理石大，因此比较难于开采。由于花岗石形成的特殊条件和坚定的结构特点，使其具有如下独特性能： （1）具有良好的装饰性能，可适用公共场所及室外的装饰。 （2）具有优良的加工性能：锯、切、磨光、钻孔、雕刻等。其加工精度可达μm以下，光度达1600以上。 （3）耐磨性能好，比铸铁高5-10倍。 （4）热膨胀系数小，不易变形，与铟钢相仿，受温度影响极微。

（5）弹性模量大，高于铸铁。 （6）刚性好，内阻尼系数大，比钢铁大15倍。能防震，减震。 （7）花岗石具有脆性，受损后只是局部脱落，不影响整体的平直性。 （8）花岗石的化学性质稳定，不易风化，能耐酸、碱及腐蚀气体的侵蚀，其化学性与二氧化硅的含量成正比，使用寿命可达200年左右。 （9）花岗石具有不导电、不导磁，场位稳定。 通常，花岗岩分成三个不同的类别： 1. 细粒花岗岩：长石晶体的平均直径为1/16~1/8英寸。 2. 中粒花岗岩：长石晶体的平均直径约为1/4英寸。 3. 粗粒花岗岩：长石晶体的平均直径约为1/2英寸和直径更大的晶体，有的甚至达到几个厘米。粗粒花岗岩的密度相对较低。 2、大理石 大理石由沉积岩和沉积岩的变质岩形成，是石灰石重结晶形成后的一种变质岩，通常伴随有生物遗体的纹理。主要成分是碳酸钙，其含量约为50%-75% ，呈弱碱性。有的大理石含有一定量的二氧化硅，有的不含有二氧化硅。颗粒细腻（指碳酸钙），表面条纹分布一般较不规则，硬度较低。大理石的成分极其结构特点使其具有如下性能： （1）良的装饰性能，大理石不含有辐射且色泽艳丽、色彩丰富，被广泛用于室内墙、地面的装饰。具有优良的加工性能：锯、切、磨光、钻孔、雕刻等。

锆石(锆英石)(Zircon)

书山有路勤为径，学海无涯苦作舟 锆石(锆英石)(Zircon) Zr［SiO4］【化学组成】常含有Hf、Th、U、TR 等混入物，当其中一些混入物达一定含量时可形成许多变种。如山口石(TR2O31093%;P2O5177%)、水锆石(含水量一般为3%～10%)、曲晶石(含较高的TR 及U，放射性使晶面弯曲而故名)、富铪锆石(HfO2 可达24%)等。由于锆石中常含Th、U，故测定锆石中Th/U 的含量和由它们蜕变而成几种铅同位素间的比值和它们与U 的比值，可 测定锆石及其母岩的绝对年龄。由于Pb 元素很难进入锆石晶格，锆石结晶时 U 与Pb 发生强烈分馏，因此锆石是良好的U-Pb 同位素定年对象。此外，越来越多的研究表明，锆石环带状增生的现象十分普遍，结合微区定年法可以反映 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（pressurevessel），能够保存来自其母岩或早期变质作用的包裹物。20 世纪末开始在一些具有争议性的变质带展开了一系列针对锆石的包裹物检测和微区定 年工作，成效显着（Vavraetal.,1996,Hermanetal.,2001,Katayamaetal.,2001）。【晶体结构】四方晶系；a0=0.662nm,c0=0.602nm;Z=4。在结构中，［SiO4］四面体呈孤立状，彼此借助Zr4 相联结；且二者在c 轴方向相间排列。Zr4+的 配位数为8，呈由立方体特殊畸变而成的［ZrO8］配位多面体。整个结构也可 视为由［SiO4］四面体和［ZrO8］多面体联结而成。 【形态】晶体呈四方双锥状，柱状，板状(图G-1)，可依(011)成膝状双晶。 图G-1 锆石的晶体 (其中(a)、(b)、(c)、(d)、(e)引自潘兆橹，1993，(f)据赵珊茸，产于福建魁歧 岩体晶洞中) 四方柱:m｛110｝,a｛100｝;四方双锥:p｛111｝,u｛331｝;复四方双锥:x ｛311｝

锆石的成因矿物学研究

锆石的成因矿物学研究 摘要：锆石是一种分布范围广，稳定性极强，封闭温度高的富矿物；并且锆石中普通铅含量较低，铀钍较为富集。锆石的成因主要有岩浆成因，变质成因，热液成因。区分锆石不同成因的方法可从以下几方面考虑：a 从锆石的结晶习性，环带b 从锆石的地球化学特征，c从锆石的包裹体矿物，d 从微区拉曼的图像特征等方面来区分。 关键词：锆石成因；岩浆成因；变质成因；热液成因 由于锆石分布于三大岩中，且记录信息丰富，所以弄清锆石的成因不仅可以还原锆石的形成环境，还可以演绎当时的地质过程。 1岩浆成因锆石 1.1岩浆成因锆石的晶体形态及其环带：岩浆成因锆石一般较为自形，为四方柱，四方锥，复四方双锥形，无色透明。岩浆成因的锆石一般有振荡环带；在基性岩中由于成岩温度较高，微量元素扩散较快，环带较宽；在偏酸性岩石中由于成岩温度较低，微量元素扩散较慢，环带较窄且CL为亮色。 1.2岩浆成因的锆石地球化学特征：岩浆成因的锆石铀，钍含量比较高，铀钍比值较高（一般大于0.4）且REE分布较为均匀，HREE较为富集，正Ce异常，适度的Eu负异常；岩浆成因的锆石由核部至边缘ZrO2/HfO2减小而HfO2，UO2，ThO2含量增多 1.3岩浆成因锆石包裹体矿物：岩浆成因的锆石结晶时难免会包含一些矿物和包裹体如金红石，磷灰石，熔体包裹体。 1.4岩浆成因锆石的拉曼光谱特征：岩浆成因锆石由核部至边缘拉曼

峰强度减小并且Δ355值减小. 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) 图3岩浆型锆石从晶体核至边缘(1→5)喇曼光谱图 (a)T9305; (b)9303; (c)M -y-1; (d)M -y-2 Fig. 3Raman spectra from core to rim (1→5) ofmagmatogenic zircons

锆石基本特征及地质应用

岩矿物理化学读书报告 锆石基本特征及地质应用 专业：矿物学、岩石学、矿床学 学号：2001110084 学生姓名：朱维娜 任课教师：罗照华 完成时间：2012年4月29日

锆石基本特征及地质应用 摘要：锆石是自然界中一种常见的副矿物，广泛存在于岩浆岩、变质岩和沉积岩中。锆石的形成过程非常复杂，可分为岩浆锆石、热液锆石和变质锆石，每种锆石都有其独特的晶体形态、地球化学元素组成和包裹体等特征，并可以此作为区分锆石类型的依据。另外，锆石由于具有稳定的晶体结构、高U、Pb含量、低的普通Pb含量及高的封闭温度而被广泛应用与U-Pb同位素定年中。除在定年上有重要意义外，锆石还可用于指示岩石的形成与演化过程，岩石成因和物质来源等重要信息。 关键字：锆石基本特征地质应用 1前言 锆石是自然界中一种常见的副矿物，广泛存在于岩浆岩中，另外也可存在与变质岩和沉积岩中。由于锆石具有非常稳定的晶体结构，使得其能在各种地质环境中结晶并很好的保留下来。此外，锆石中富含U、Th等放射性元素，普通Pb含量低，离子扩散速度低，封闭温度高，可达900℃（Lee J et al.,1997;Cherniak D J et al.,2000），所以成为了U-Pb定年法的理想对象。 2锆石的分类 锆石的形成环境及过程非常复杂，根据其成因可大致分为岩浆锆石、热液锆石和变质锆石三大类。其中变质锆石最为复杂，不同变质环境和变质程度下形成的锆石又分别具有不同的特征和指示意义。 锆石内部经常出现复杂的分区，每一区域可能都记录了锆石所经历的结晶、变质、热液蚀变等复杂的历史过程（Crofu F et al.,2003;吴元保和郑永飞，2004）。 锆石的内部结构特征可借助HF酸蚀刻图像、背散射电子图像和阴极发光电子图像（吴元保和郑永飞，2004）进行观察，可借助离子探针、激光探针、电子探针、质子探针、X射线荧光探针等实验进行化学成分的测定，从而帮助我们对锆石分类和特征作进一步的了解。 3岩浆锆石 岩浆锆石是指直接从岩浆中结晶形成的锆石（李长民，2009）。可较好的指示原岩的形成时间。 3.1岩相学特征 岩浆锆石一般自形程度较高，通常为半自形到字形，粒径20~250μm（Hoskin P W O et al., 2003）产于金伯利岩及其他相关岩石中的锆石常为它形且粒径较大（Crofu F et al.,2003; Belousova E et al.,1998;Konzett J et al.,1998）。