岩浆锆石、碎屑锆石中Th、U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900 oC（Cherniak DJ，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、238

U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%；

206207208

自然界中铅以204Pb、Pb、Pb、Pb四种同位素的存在，相对丰度分别为1.48%、23.6%、

235232

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、U、Th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238

U、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900 oC；Cherniak DJ，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1 a）；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1 b）；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1 c）。

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

①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；②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）。③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-～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。

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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：①燕山期花岗岩中锆石的U含量在65～8498×10，均值为845×10；Th含量在43～3880×10，均值为387×10；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）。②加里东期花岗岩中锆石的U含量在77～6571×10，均值为755×10；Th含量在34～5422×10，均值为383×10；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。③新元古代花岗岩中锆石的U含量在33～2492×10，均值为453×10；Th含量在21～1369×10，均值为185×10；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。④火山岩中锆石的U含量在43～6960×10，均值为595×10；Th含量在25～8994×10，均值为718×10；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。⑤碎屑岩中锆石的U含量在13～1109×10，均值为210×10；Th含量在7～1241×10，均值为159×10；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 燕山期花岗岩 U（×10） 65～8498 845 755 453 595 210 -6-6

-6-6-6

-6-6

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-6-6-6-6

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Th（×10） 比值区间 0.08～1.5 0.07～3.39 0.06～3.34 0.03～3.76 0.05～9.78 43～3880 34～5422 21～1369 25～8994 7～1241 387 383 185 718 159 -6Th/U 平均值 0.53 0.58 0.67 0.95 0.89 拟合区间 0.31～0.84 0.25～0.88 0.06～0.71 0.29～1.83 0.28～1.79 含量区间 平均值 含量区间 平均值 加里东期花岗岩 77～6571 新元古代花岗岩 33～2492 火山岩 碎屑岩 43～6960 13～1109 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，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

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于200×10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，Th含量低于700×10，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

U Th 1462 1156 1632 606 425 614 961 408 995 371 970 3029 1234 559 976 505 678 1791 1520 6656 682 987 1096 2953 259 105 412 258 -6

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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 U Th 314 142 410 201 449 283 骑田岭岩体：黑云母花岗岩；年龄：163±3Ma 221 116 432 284 484 208 222 123 317 185 411 191 466 119 366 207 394 303 390 205 565 473 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 U Th 247 137 232 1553 263 130 258 160 水口山岩体：花岗闪长岩；年龄：163±2Ma 541 165 117 175 105 86 295 196 115 1134 89 361 163 153 73 50 420 277 90 51 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 U Th 549 354 149 112 187 142 锡田岩体：二长花岗岩；年龄：150±0.52Ma 889 212 65 43 915 1063 518 119 570 240 348 131 245 129 295 195 186 69 677 241 499 183 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 U Th 154 66 316 123 378 87 锡田岩体：二长花岗岩；年龄：150±0.52Ma 397 82 571 295 365 136 322 1055 203 441 210 75 178 74 558 309 712 424 370 164 594 282 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 U Th 370 164 594 282 394 191 310 301 万洋山岩体：英云闪长岩；年龄：438±3Ma 253 212 699 290 282 159 147 109 89 302 281 1106 232 516 324 295 481 306 314 181 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 U Th 409 785 614 1137 395 666 彭公庙岩体：黑云母二长花岗岩；年龄：435.3±2.7Ma 777 514 341 2122 323 5422 796 403 637 1200 246 676 719 790 972 1068 727 754 618 334 676 276 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 U Th 1254 78 765 1042 192 67 板衫铺岩体：黑云母二长花岗岩；年龄：418±2Ma 962 1958 1476 120 355 105 808 1238 69 81 722 60 913 56 782 56 733 66 791 76 632 51 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 U Th 378 54 440 167 252 53 283 47 城步黑云母花岗岩；年龄：805.7±9.2Ma 540 72 482 108 458 68 326 305 276 216 414 1354 253 127 467 1281 1046 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 U 201 309 141 西园坑岩体：黑云母二长花岗岩；年龄：804±3Ma 64 253 43 116 283 239 228 1160 971 171 526 Th 145 384 111 35 253 25 103 388 159 198 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 U Th 343 319 399 736 662 912 宁远：碱性玄武岩；年龄：205.5±3Ma 239 191 193 144 107 46 181 134 127 62 38 57 196 135 427 558 113 104 53 119 458 1156 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 U Th 131 105 122 149 74 133 41 109 宁远：碱性玄武岩；年龄：205.5±3Ma 230 269 87 112 125 146 90 118 311 150 301 352 126 123 109 180 74 77 96 112 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，Th含量×10；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，Th含量50～400×10是锆石中Th、U含量的集中分布区间。

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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

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并无太大的悬殊。如U：含量8498×10，Th：含量为3880×10，Th/U=0.46，单点年龄

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148Ma，谐和年龄为149±2Ma(朱金初等，2009)；U：含量21109×10，Th：含量为3843

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×10，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

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×10，Th：含量为11293×10，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；235

U→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Th、U含量比与年龄之间的相关性。如前所述，像新元古代花岗岩中的Th/U较低，碎屑岩，火山岩中的Th/U变化范围较大，这些特征，都与所获得的年龄之间存在相关性，这对我们研究不同成因、不同岩石中锆石的Th、U含量及评价获得的锆石U-Pb年龄提供了一些分析思路。

图6花岗岩、火山岩中锆石中分散的Th、U含量散点图 图7 燕山期花岗岩中单颗粒锆石年龄数据与Th/U比值散点图 图例说明，锆石源自：1-燕山期的花岗岩，2-加里东期花岗岩，3-新元古代花岗岩，4玄武岩 变质锆石的Th、U含量较低，Th/U比值较小，一般小于0.1（钟玉芳等，2006），而本

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文讨论的新元古代花岗岩中，锆石的Th、U及Th/U均较低，给出的锆石U-Pb年龄均大于750Ma；另外，碎屑岩中的锆石也变现出Th、U低的特征（U的均值210×10，Th的均值159×10），这些碎屑岩主要为青白口纪、南华纪地层碎屑岩中的锆石，给出的年龄大于700Ma。这就就表明，在较老的花岗岩及碎屑岩中，锆石可能经受了不同程度的变质，而且碎屑岩中的锆石在沉积岩中可能存在Th、U的丢失。因此应该特别注意，在研究年龄较老的碎屑岩时，统计锆石的U-Pb年龄频数图以及利用碎屑锆石U-Pb年龄来限制地层的顶底界线时，得慎重考虑锆石受变质及存在U、Th、Pb丢失的影响。

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三 结语

结合以往的研究及本文对燕山期花岗岩、加里东期花岗、新元古代花岗岩、火山岩和碎屑岩的讨论表明，不同时代，不同成因的锆石有不同的Th、U含量及Th/U比值，而古老的锆石可能受变质流体、熔体的影响（Rowley,1997;Mojzsis,2002），或者还存在Th、U和Pb丢失，本文前面也简述了锆石中的稀土、微量元素在不同的锆石中含量也不相同，尤其是岩浆锆石的微量元素组成，在一定程度上反映其形成时的物源环境和特征，具有成因和示踪意义（陈道公等，2001）。Hoskin等人研究不同类型岩石中的稀土元素后发现，除典型的地幔岩石具有较低的稀土元素含量外，其他类型岩石中的锆石具有非常类似的稀土元素含量和配分模式，因此这对锆石中微量元素含量的示踪意义提出了质疑。虽然不同的研究者对锆石中微量元素指示意义持有不同的观点，但这正如本文的讨论，尽管锆石中Th、U含量具有共同的集中分布区间（U：150～700×10，Th：50～400×10），但它们在不同时代，不同类型的锆石中还表现出了自己的特征，因此对锆石中微量元素的研究，分析锆石的成因，对获得的锆石U-Pb年龄评价及解释，还原地质历史事件是有帮助的。

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