江西寻乌破火山口火山-侵入杂岩SHIRMP锆石U-Pb年龄及其地质意义

刘 茜， 巫建华

(1.东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室，江西南昌 330013;2.江西省国土资源厅，江西南昌 330025)

江西寻乌破火山口火山-侵入杂岩SHIRMP锆石U-Pb年龄及其地质意义

刘 茜1，2， 巫建华1

(1.东华理工大学核资源与环境教育部重点实验室，江西南昌 330013;2.江西省国土资源厅，江西南昌 330025)

位于武夷隆起带和南岭构造带过渡部位、受NE向会昌—寻乌断裂带和EW向三南—寻乌断裂带控制的寻乌破火山口发育一套由碎斑熔岩和花岗斑岩组成的火山-侵入杂岩。SHIRMP锆石U-Pb定年结果显示，寻乌破火山口碎斑熔岩的年龄为(96.7±1.1)Ma，花岗斑岩的年龄为(97.3±0.9)Ma，根据国际地质年代表，早白垩世与晚白垩世之间的界限定为(99.6±0.9)Ma，寻乌破火山口火山-侵入杂岩的地质时代属晚白垩世早期。火山-侵入杂岩地质时代的厘定，为将其归入优胜组提供了年代学依据。

火山-侵入杂岩;SHRIMP锆石U-Pb年龄;晚白垩世早期;江西寻乌

武夷山以西的赣南—粤北地区，位于中国东南部中生代构造-岩浆活动带的西缘，由规模不一、形态不同的十几个火山盆地组成，包括下、中、上三个不同时代、不同岩石组合的火山-侵入杂岩。下火山-侵入杂岩形成于早侏罗世早期，由玄武岩(辉长岩)-流纹岩(花岗岩)组成，构成双峰式火山-侵入杂岩，其中龙南盆地的流纹岩和侵入于龙南盆地的寨背岩体具A型火山-侵入杂岩的特征(陈培荣等，1998，1999，2002);中火山-侵入杂岩形成于早白垩世早期，由英安岩(闪长花岗岩)-流纹岩(花岗岩)组成，其中岩背盆地的长英质火山-侵入杂岩具有S型火山-侵入杂岩的特征(王德滋等，2002);上火山-侵入杂岩形成于晚白垩世早期，由少量玄武岩(辉长岩)和大量流纹岩(花岗岩)组成，构成不对称的双峰式火山-侵入杂岩，其中寻乌破火山口碎斑熔岩-花岗斑岩具有I型火山-侵入杂岩的特征(巫建华等，2004)。巫建华等(2004)对寻乌破火山口碎斑熔岩-花岗斑岩的地球化学特征进行研究，并推断其形成的构造环境和物质来源，但对该火山-侵入杂岩的年代学研究一直比较薄弱。赖章忠等(1996)报道该火山口碎斑熔岩Rb-Sr等时线年龄为148 Ma、花岗斑岩K-Ar法年龄为146 Ma，曾被巫建华等(2004)作为碎斑熔岩和花岗斑岩同时的参考。针对这一问题采用SHIRMP锆石U-Pb年龄法对寻乌破火山口火山-侵入杂岩的地质时代进行了研究。

1 盆地概况及样品信息

江西寻乌破火山口位于武夷隆起西南端，会昌—寻乌NE向断裂带(邵武—河源区域深断裂的一部分)与三南(全南、龙南、定南)—寻乌EW向深断裂的复合部位，地理位置上位于王德滋等(2002)划分的S型长英质火山-侵入杂岩区内。地貌上呈边部山势较陡、内部低矮的圆形山包，标高一般在400 m左右。根据破火山口物质组成的岩性岩相特征，可将破火山口划分为三个形成阶段:早期阶段以喷发、沉积作用为特征，形成了紫、紫红、浅灰绿色复成分火山砾岩、沉火山碎屑岩和流纹质火山碎屑岩，出露面积小、分布零星，主要见于破火山口西缘的热水和北缘的腊坑一带;中期阶段以侵出作用为特征，形成了流纹质碎斑熔岩，分布于火山盆地中心部位，构成破火山口的主体;晚期阶段以侵入作用为特征，形成的花岗斑岩分布于火山通道、环状和放射状火山构造中，呈岩瘤、岩滴状产出，总体呈NNE向展布，出露面积达21 km2。碎斑熔岩和花岗斑岩样品分别沿寻乌—平远公路采集(图1)，碎斑熔岩(样号为 XW003)采样点的坐标为N24°54'17.4″，E115°41'22.2″，花岗斑岩(样号为XW015)采样点的坐标为N24°53'05.6″，E115°42'14.8″。

图1 寻乌破火山口地质图Fig.1 The geologic map of Xunwu broken crater

碎斑熔岩为碎斑结构，斑晶主要为石英、钾长石、斜长石和少量黑云母，石英占25%，部分熔蚀成浑圆状或港湾状，裂纹发育，有的错断或兼有位移，有的自碎成碎屑状，粒径为1.0～2.0 mm;钾长石占15%，常见次生加大边，边宽0.2～0.5 m，部分呈碎屑状散而不离，卡氏双晶发育，包裹有黑云母;斜长石占3%，聚片双晶发育，晶径0.3～2.0 mm;黑云母呈细条片状，普遍具弯曲现象，长宽比为4∶1～13∶1。基质为流纹质，粒径为0.01～0.05 mm，主体为显微粒状结构。此外，还含有l%～3%的岩屑，成分为显微粒状石英和鳞片状黑云母。SiO2含量高，变化于 75.52% ～77.58% 之间(平均77.04%)，K2O=5.13% ～6.50%(平均5.68%)，Na2O=1.97% ～3.06%(平均2.54%)，K2O/Na2O=1.77～3.08(平均2.33)，指示岩石富钾并相对贫钠;相对贫Al2O3(11.4% ～l2.6%，平均11.7%)、TFeO(1.09%～1.64%，平均1.25%)、CaO(0.28%～0.39%，平均0.35%);在微量元素方面，碎斑熔岩的 Sr(10.3×10－6～19.7×10－6，平均 16.6×10－6)、Ba(26.0×10－6～21.0×10－6，平均25.2×10－6)、Zr(140×10－6～ 235×10－6，平均191×10－6)、La(35.7×10－6～71.0×10－6，平均48.8×10－6)含量较低，Rb(233×10－6～312×10－6，平均266×10－6)、Nb(32.3×10－6～54.0×10－6，平均39.4×10－6)含量较高，Rb/Sr(11.9～30.3，平均l7.8)、Rb/Zr(1.13～2.23，平均 1.47)、Nb/Ta(23.5～31.7，平均29.3)的比值较大，Ba/Ta(9.13～27.1，平均 20.4)、Ba/Th(0.54～0.98，平均0.79)、Zr/Nb(2.59～6.60，平均 5.16)、Ba/Nb(0.39～0.73，平均0.68)、Ba/La(0.30～0.64，平均0.56)较小;稀土元素总量较高(263×10－6～319×10－6，平均288×10－6)，轻、重稀土分馏程度较高(ΣLREE/ΣHREE=7.60～9.49，平均9.81)，稀土配分曲线向右缓倾，发育强烈的负Eu异常，指示在部分熔融过程中源区有较多的斜长石残留或在岩浆演化过程中有较多斜长石结晶分异;在不相容元素蛛网图上，出现K，Rb，Th等大离子亲石元素的强烈富集和P，Ti等高场强元素的强烈亏损，发育Ba，Sr，Nb负异常，Ba，Sr负异常分别说明在部分熔融过程中源区有碱性长石、斜长石残留或在岩浆演化过程中有碱性长石、斜长石结晶分异;P、Ti、Nb负异常则与磷灰石、Fe-Ti氧化物残留或分异有关(巫建华等，2004)。

花岗斑岩为浅肉红、肉红色，斑状结构，块状构造，斑晶含量达60%，主要由透长石、微斜长石、斜长石、石英和少量黑云母组成，粒径为1.0～20.0 mm;基质成分为钾长石、石英、斜长石、黑云母，粒径为0.06～0.5 mm，富矿物主要为磁铁矿、锆石。SiO2含量相对较低，在69.1% ～71.3%之间，平均69.7%;K2O=6.42% ～6.98%(平均 6.77%)，Na2O=2.54%～4.13%(平均4.13%)，K2O/Na2O=1.55～2.06(平均1.89)，指示岩石富钾并相对贫钠。相对碎斑熔岩而言，花岗斑岩铝Al2O3(14.2～15.1%，平均14.55%)、TFeO(1.55～2.06%，平均1.89%)、CaO(0.53% ～1.55%，平均1.03%)较高。在微量元素方面，花岗斑岩的Sr(53.8×10－6～86.0×10－6，平均66.4×10－6)、Ba(240×10－6～478×10－6，平均352×10－6)、Zr(522×10－6～579×10－6，平均548×10－6)、La(132×10－6～239×10－6，平均170×10－6)含量较高，Rb(175×10－6～194×10－6，平均184×10－6)、Nb(27.3×10－6～27.8×10－6，平均27.6×10－6)含量较低;因此，Rb/Sr(2.04～3.42，平均2.91)、Rb/Zr(0.30～0.36，平均0.34)、Nb/Ta(12.8～14.1，平均13.5)的比值较小，Ba/Ta(124～232，平均171)、Ba/Th(7.89～l5.8，平均11.4)、Zr/Nb(19.1～20.8，平均19.9)、Ba/Nb(8.8～17.2，平均12.8)、Ba/La(1.82～2.43，平均2.08)的比值较大。岩石的稀土元素总量高(ΣREE+Y=664×10－6～1077×10－6，平均825×10－6)，轻、重稀土强烈分馏(ΣLREE/ΣHREE=l6.80～l9.48，平均18.26);稀土配分曲线呈明显的右倾，发育中等的负Eu异常。在不相容元素蛛网图上，K、Rb、Th等大离子亲石元素的强烈富集和P、Ti等高场强元素的强烈亏损，发育Sr、Nb负异常。与碎斑熔岩相比，花岗斑岩的Sr、Eu负异常更弱，Ba负异常不明显，说明在部分熔融过程中源区残留的碱性长石、斜长石更少或在岩浆演化过程中结晶分异的碱性长石、斜长石更少。

2 分析方法

通过人工重砂法从新鲜的样品中分选出锆石，

之后在双目镜下挑纯(在河北省区域地质调查所实验室完成)。将挑选出的锆石颗粒与数粒RSES参考样TEM置于环氧树脂靶上，凝固后磨至近一半并抛光，使锆石颗粒的内部暴露，然后进行透射光、反射光照相，并用阴极发光(CL)扫描电镜进行图像分析，以检查锆石内部的结构。阴极发光研究在中国地质科学院矿床地质研究所电子探针研究室完成，SHRIMP锆石U-Pb分析在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMPⅡ上完成，详细分析流程和原理可参考Compston等(1992)、Williams等(1987)和简平等(2003)资料。分析时采用跳峰扫描，记录Zr2O+，204Pb+背景 值，206Pb+，207Pb+，208Pb+，U+，Th+，ThO+和UO+9个离子束峰，每7次扫描记录一次平均值。一次离子为4.5 nA，10 kV的O2－，束斑25～30 μm。质量分辨率约5 000(1%峰高)。应用RSES参考锆石TEM(417 Ma)进行元素间的分馏校正，Pb/U校正公式采用Pb/U=A*(UO/U)2。在分析过程中，应用置于调试(test)靶上的另一标准锆石SL13(年龄为572 Ma，w(U)为238×10－6)标定样品的U，Th和Pb含量。数据处理采用LudwigSQUID 1.0及ISOPLOT程序。应用实测204Pb校正锆石中的普通铅。因年轻锆石(＜1 000 Ma)中放射成因207Pb量较少，分析中容易产生较大的误差，因此对年轻锆石(＜1 000 Ma)均使用其206Pb/238U年龄，其加权平均值具95%的置信度。

3 分析结果

寻乌破火山口碎斑熔岩样品(样号XW003)和花岗斑岩(样号XW015)中的锆石多数为深褐色，呈自形短柱状，粒度较宽，长宽比2.0～3.5;在阴极发光(CL)图像上，锆石可见明显的韵律振荡环带结构(图2)，显示岩浆成因的特征。XW003样品和XW015样品分别选择了14颗锆石进行 SHRIMP锆石U-Th-Pb分析，分析结果列于表1。从表1中可以看出，XW003样品的U，Th含量相对较高，w(U)为106×10－6～730×10－6，w(Th)为126×10－6～851×10－6，Th/U=0.70～1.22，14个分析点206Pb/238U年龄数据变化于98～92 Ma之间，在U-Pb一致曲线图(图3)上除1个分析点数据(虚线环所示)偏离数据组之外，其余13个分析点数据的加权平均值为(96.7±1.1)Ma，MSWD=0.61。XW015样品中的U，Th含量相对较高，w(U)为157×10－6～653×10－6，w(Th)为200×10－6～680×10－6，Th/U=0.86～1.56，14个分析点206Pb/238U年龄数据变化于99～93 Ma之间，在U-Pb一致曲线图(图3)上集中分布，加权平均值为(97.3±0.9)Ma，MSWD=1.11。

表1 寻乌破火山口火山杂岩SHRIMP锆石U-Th-Pb分析结果Tab.1 The analysis result of SHRIMP Zircons U-Th-Pb from the volcanic-intrusive rocks in Xunwu broken crater

碎斑熔岩(样号XW003)的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(96.7±1.1)Ma，花岗斑岩(样号XW015)的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(97.3±0.9)Ma，两者在误差范围内一致，属典型的火山-侵入杂岩;根据国际地层表(Gradstein et al.，2004;章森桂等，2009)，早白垩世与晚白垩世的界限为(99.6±0.9)Ma，寻乌破火山口火山-侵入杂岩形成于晚白垩世早期。

4 地质意义

4.1 不同同位素测年方法本身存在的误差可能不同

寻乌破火山口已获得碎斑熔岩Rb-Sr等时线年龄为148 Ma、花岗斑岩K-Ar法年龄为146 Ma(赖章忠等，1996)，本文测得的碎斑熔岩和花岗斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(96.7±1.1)Ma和(97.3±0.9)Ma。可见，不同同位素测年方法取得的寻乌破火山口碎斑熔岩和花岗斑岩的年龄存在明显的差异。笔者认为，火山岩是岩浆上升并喷出地表的产物，不同同位素体系封闭温度的差别对同位素定年的影响应该小于花岗岩，只要没有后期地质事件的影响而处于平衡状态，各种同位素体系的定年结果应该是一致的。火山岩不同同位素测年方法取得的年龄不同，主要与不同方法本身存在的误差不同有关。众所周知，锆石作为岩石中普遍存在的副矿物，具有较高的封闭温度。Hourigan等(2004)认为温度大于900℃，Flowers等(2005)认为温度大于1 000℃，顾晟彦等(2006)认为温度大于850℃、强耐磨性和抗风化能力(章邦桐等，2008;肖媛媛，2009)，因此具有较好保存成岩信息的潜力，且锆石中较高的Th、U含量和较低的普通Pb含量，为岩石的U-Pb年代学研究提供了良好的测试媒介，随着离子探针技术成功应用于锆石UPb定年，高精度测定单颗粒锆石微区U-Pb年龄成为可能，SHRIMP锆石 U-Pb定年法能获得精确的年龄。而全岩Rb-Sr等时线定年法受到仪器测量误差、测试样品的代表性、同位素体系封闭温度等一系列因素的影响，获得的年龄常存在较大的误差:①Rb-Sr同位素封闭温度较低(600℃左右)，易受后期热事件如热液蚀变、变质作用等干扰(章邦桐等，2008);②测试样品要求严格，同一组样品要尽可能选择Rb/Sr比值变化均匀及总变化范围较大的样品，否则，保证不了 Rb/Sr比值在等时线上的合理分布，无法控制［n(87Rb)/n(86Sr)］0，也就无法精确测定年龄;③测得分析技术要求很高，要求在超纯的分析试剂和极低空气污染本底试验环境下试验(魏菊英，1988);④对测试样品要求严格而且其误差也相对较大(5% ～7%，章邦桐等，2008)。因此，寻乌破火山口碎斑熔岩和花岗斑岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄代表了它们的形成年龄。

4.2 寻乌破火山口的火山岩系应归入优胜组

江西省地质局区域地质调查大队在开展1/20万《寻乌幅》地质调查时，将寻乌破火山口火山岩系归于菖蒲群第三段，地质时代归晚侏罗世①江西省地质局区域地质调查大队.1973.1/20万《菖蒲幅》区域地质调查报告.;江西省地质矿产局(1984)把寻乌破火山口火山岩系归于鸡笼嶂组，地质时代归晚侏罗世;江西省地质矿产厅(1997)将江西南部晚中生代火山岩系统称为余田群，并将寻乌破火山口火山岩系归于余田群鸡笼嶂组，地质时代归晚侏罗世。巫建华等(2000，2002)曾依据赖章忠等(1996)获得的碎斑熔岩Rb-Sr等时线年龄148 Ma、花岗斑岩K-Ar法年龄146 Ma的资料，将寻乌破火山口火山岩系归入武夷群。近年来的研究表明，峡江—广丰火山岩带石溪盆地武夷群石溪组粗面岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(137.0±0.94)Ma(刘飞宇等，2009;巫建华等，2011a)，相山盆地武夷群英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为(135.1±1.7)Ma(杨水源等，2010)、英安斑岩SHRIMP锆石U-Pb年龄(134.1±1.1)Ma(杨水源等，2010)或(136.6±2.7)Ma(何观生等，2009);三南—寻乌火山岩带蔡坊盆地武夷群鹅湖岭组流纹岩SHRIMP锆石U-Pb年龄为(131.4±1.3)Ma(徐勋胜等，2010)，三百山、大长沙盆地武夷群鹅湖岭组粗面岩SHRIMP锆石U-Pb年龄分别(142.0±1.0)Ma和(135.4±1.50)Ma(巫建华等，2011a，2011b)，版石盆地武夷群鹅湖岭组凝灰岩和石溪组流纹岩SHRIMP锆石UPb年龄分别为(142.5±1.3)Ma和(131.4±1.3)Ma(王保峰等，2011)。这些都说明武夷群火山岩系的地质时代属早白垩世早期。而寻乌破火山口碎斑熔岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为(96.7±1.1)Ma，属晚白垩世早期。因此，寻乌破火山口的火山岩系不应归入武夷群。而粤北长塘盆地优胜组命名剖面上的流纹岩以及仁居盆地优胜组流纹岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(96.8±1.4)Ma和(97.3±0.88)Ma(本项目组待发表数据)，与寻乌破火山口火山岩系碎斑熔岩和花岗斑岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄一致。因此，寻乌破火山口的火山岩系应归入优胜组。

5 结论

综上所述，可以得出以下结论:

(1)SHRIMP锆石U-Pb定年结果表明，寻乌破火山口碎斑熔岩和花岗斑岩的年龄分别为(96.7±1.1)Ma和(97.3±0.9)Ma，两者在误差范围内一致，且与野外地层层序相吻合，属典型的火山-侵入杂岩。

(2)根据新的国际地层表(Gradstein et al.，2004;章森桂等，2008)，早白垩世与晚白垩世的界限为(99.6±0.9)Ma，寻乌破火山口火山-侵入杂岩形成于晚白垩世早期。

(3)寻乌破火山口火山岩系不应归入武夷群鹅湖岭组，而应归入优胜组。

陈培荣，华仁民，章邦桐.2002.南岭燕山早期后造山花岗岩类:岩石学制约和地球动力学背景［J］.中国科学D辑，32(4):279-289.

陈培荣，孔兴功，倪琦生.1999.赣南燕山早期双峰式火山岩的厘定和意义［J］.地质论评，45(增刊):734-741.

陈培荣，章邦桐，孔兴功.1998.赣南寨背A型花岗岩体的地球化学特征及其构造地质意义［J］.岩石学报，14(3):289-298.

顾晨彦，华仁民，戚华文.2006.广西姑婆山花岗岩单颗粒锆石定年及全岩同位素研究［J］.地质学报，80(4):543-553.

何观生，戴民主，李建峰，等.2009.相山流纹英安斑岩锆石SHRIMPU-Pb年龄及地质意义［J］.大地构造与成矿学，33(2):299-303.

简平，刘敦一，孙晓猛.2003.滇西北白马雪山和鱼甸花岗岩基SHRZUP U-Pb年龄及地质意义［J］.地球学报，24(4):337-342.

江西省地质矿产局.1984.江西省区域地质志［M］.北京:地质出版社.

江西省地质矿产厅.1997.江西省岩石地层［M］.武汉:中国地质出版社.

赖章忠，王安诚.1996.赣南中生代火山活动时代及岩浆来源［J］.江西地质，10(2):111-117.

刘飞宇，巫建华，刘帅.2009.赣杭带早白垩世粗面岩锆石SHRIMP U-Pb年龄及其意义［J］.东华理工大学学报:自然科学版，32(4):330-335.

王保峰，巫建华.2011.江西南部版石盆地火山岩SHRIMP锆石U-Pb年龄及其地质意义［J］.东华理工大学学报:自然科学版，34(1):18-24.

王德滋，周金城，邱检生.2002.花岗质火山-侵入杂岩［A］//王德滋，周新民.中国东南部晚中生代花岗质火山-侵入杂岩成因与地壳演化［C］.北京:科学出版社:22-39.

魏菊英，王关玉.1988.同位素地球化学［M］.北京:地质出版社.

巫建华，刘飞宇，刘帅.2011a.峡江-广丰和三南-寻乌火山岩带晚中生代粗面岩SHRIMP锆石U-Pb年龄［J］.地质论评，57(1):125-132.

巫建华，刘帅，周维勋，等.2004.江西寻乌破火山口火山-侵入杂岩地球化学特征及其成因意义［J］.东华理工学院学报，27(1):33-43.

巫建华，项媛馨，刘帅.2011b.江西南部武夷群及其地质时代［J］.地层学杂志，35(2):200-208.

巫建华，周维勋，章邦桐.2000.江西南部-粤北晚中生代火山岩系划分和时代讨论［J］.地质论评，46(4):362-370.

巫建华，周维勋，章邦桐.2002.江西及广东北部中生代晚期地层层序和时代——兼论《江西省岩石地层》中存在的问题［J］.地质评论，48(1):44-53.

肖媛媛.2009.中国东部承德盆地大北沟高Ti安山岩年代学与地球化学研究及其意义［D］.西安:西北大学.

徐勋胜，巫建华.2010.江西南部蔡坊盆地火山岩系层序与地质时代［J］.东华理工大学学报:自然科学版，33(3):211-218.

杨水源，蒋少涌，姜耀辉，等.2010.江西相山流纹英安岩和流纹英安斑岩锆石U-Pb年代学和Hf同位素组成及其地质意义［J］.中国科学:地球科学，30(8):953-969.

章邦桐，吴俊奇，凌洪飞，等.2008.“花岗岩锆石U-Pb年龄能代表花岗岩侵位年龄”质疑——花岗岩锆石U-Pb年龄与全岩Rb-Sr等时线年龄对比［J］.地质论评，54(6):775-785.

章森桂，张允白，严惠君.2009.“国际地层表”(2008)简介［J］.地层学杂志，33(1):1-10.

Compston W，Williams I S，Kirschvink J L，et al.1992.Zircon U-Pb ages of early Cambrian time-scale［J］.Geological Society，149:171-184.

Flowers R M，Bowring S A，TuIloch A J.2005.Tempo of burial and exhumation within the deep roots of a magmatic arc，Fiordland［J］.New-Zealand，Geology，33(1):17-20.

Gradstein F M，Ogg J G，Smith A G，et a1.2004.A new geologicaltime scale with special reference to Precambrian and Neogene［J］.Episodes，27(2):83-100.

Hourigan J K，Solovev A V，Ledneva G V，et al.2004.Timing of syenite intrusions on the eastern slope of the Sredinnyi Range，Kamchatka:Rate of accretionary structure exhumation［J］ .Geochemistry Intemational，42(2):131-141.

Williams I S，Claesson S.1987.Isotope evidence for the Precambrian province and Caledonian metamorphism of high grade paragneiss from the Seve Nappes，Scandinavian Caledonides，Ⅱ.Ion microprobezircon U-Th-Pb［J］.Contribbution to Mineralogy and Petrology，97:205-217.

The SHRIMP Zircon U-Pb Dating and Its Geologicai Significance on the Volcanic-intrusive Rocks in Broken Crater of Xunwu，Jiangxi Province

LIU Qian1，2， WU Jian-hua1
(1.Key Laboratory of Nuclear Resources and Environment(Ministry of Education)，East China Institute of Technology，Nanchang，JX 330013，China;2.Department of Land and Resources of Jiangxi Province，Nanchang，JX 330025，China)

Xunwu broken crater located in the transition zone of Wuyi rise belt and Nanling tectonic belt，controlled by the NE direction Huichang-Xunwu fault belt and the EW direction Sannan-Xunwu fault belt，and developed a volcanic-intrusive rocks that made up of porphyroclastic lava and granite-porphyry.The zircon U-Pb dating with a higher accuracy yields the following results:the age of pyroclastic rocks in the volcanic-intrusive rocks in broken crater is(96.7±1.1)Ma and the age of granite-porphyry is(97.3±0.9)Ma.According to the geological chronology，the boundary between the Early Cretaceous and the Late Cretaceous is(99.6±0.9)Ma，the geological age of the volcanic-intrusive rocks of Xunwu broken crater is early Late Cretaceous.Age determinations of the volcanic-intrusive rocks provide the age evidence for Xunwu broken crater which belong to Yousheng formation.

volcanic-intrusive rocks;SHRIMP Zircon U-Pb dating;early Late Cretaceous;Xunwu Jiangxi

P588.12

A

1674-3504(2011)03-231-07

10.3969/j.issn.1674-3504.2011.03.005

2011-03-23

中国核工业地质研究项目“中国中、新生代铀矿作用”(2008-69)

刘 茜(1988—)，女，硕士生，主要从事岩石地球化学的研究。E-mail:yoyo0112@hotmail.com *

巫建华(1960—)，男，博士，教授，主要从事火山地质与铀矿地质学的研究。E-mail:jhwu@ecit.cn