川东北宽坪岩群变基性火山岩u-pb年代学研究

川东北宽坪岩群变基性火山岩u-pb年代学研究

1对宽坪岩群形成环境的探讨秦岭宽平岩群的研究始于20世纪50年代。许多地质学家进行了大量的研究工作，但一些根本问题尚未解决。(1)宽坪岩群的划分问题。宽坪岩群最早为黄汲清和赵亚增先生(1931)所建秦岭系的一部分。阎廉泉(1959)在陕西商县北宽坪创建宽坪组(转引自陕西省地质矿产局,1989)。在地层学原理指导下,区测工作进而建立宽坪群。肖思云等(1988)将宽坪岩群自下而上划分为广东坪组、四岔口组和谢湾组。后陕西区调队将上述层序颠倒过来,自下而上划分为谢湾组、四岔口组和广东坪组(陕西省地质矿产局,1989;林德超等,1990)。张寿广等曾(1991)推测宽坪岩群可能不是一个具有地层学意义的地质单位,而是由多个构造岩片堆叠和拼接起来的复杂岩石一构造单元。张宗清和张旗(1995)根据商县北宽坪至洛南县马河地区变基性岩地球化学和Nd同位素资料表明其属于洋壳的残片。姜常义等(1998)报道在商州碾子凹发现超基性岩石,认为存在一个完整的蛇绿岩套。可是无论张宗清和张旗(1995)还是姜常义等(1998)的认识均受到众多的质疑,因为宽坪岩群中发育大量陆源碎屑岩和不纯的碳酸盐岩,这些岩石形成于近源浅海环境,与N-MORB的形成环境大相径庭。(2)宽坪岩群的形成时代问题。先前的多数研究者认为宽坪岩群形成于中新元古代(1142～986Ma)(陕西省地质矿产局,1989;张寿广等,1991;张宗清等,1994;张国伟等,2001)。然而,从何世平等(2007)和闫全人等(2008)对于宽坪岩群同位素年龄数据的统计结果可以看出,已有研究所获得的年龄跨度很大,从2486Ma到265Ma,因此其时代问题尚无定论。(3)宽坪岩群的形成环境问题。张寿广等(1991)提出宽坪岩群形成于弧后盆地。张宗清和张旗(1995)认为晋宁期华北南缘可能存在板块构造机制,宽坪岩群形成于华北陆块南缘弧后扩张海盆环境。另一些学者结合在宽坪岩群中发现科马提岩的报道,认为宽坪岩群是二郎坪岛弧带的弧后边缘盆地(陆松年等,2009)。考虑到上述宽坪岩群研究中尚存的种种问题,作者利用LA-ICP-MS锆石U-Pb微区定年方法,对北秦岭宽坪岩群中的变沉积岩和绿片岩进行了年代学研究,以求对宽坪岩群的划分提供更准确的年代学依据,同时并结合前人已有的研究资料,深入探讨北秦岭构造带新元古代早期构造演化的特点。2宽坪岩群岩相学特征北秦岭构造带是指秦岭商丹断裂带与铁炉子-栾川断裂带之间的秦岭北部区域(图1a),主要岩石地层单元自北而南依次为宽坪岩群、二郎坪岩群、秦岭岩群和丹凤岩群(图1b),它们之间均以大型剪切带和断裂构造带为界,相互逆冲叠置,并沿北西西方向平行展布,构成了北秦岭构造带的主体,以发育向北逆冲推覆的厚皮叠瓦状逆冲推覆构造为特征(张国伟等,1996,2001)。宽坪岩群是北秦岭构造带重要的组成部分,位于北秦岭构造带的北缘。北界以铁炉子-栾川断裂与华北克拉通相邻;南界以朱阳关-夏馆断裂为界与早古生代二郎坪岩群毗邻,总体呈北西向展布,东西断续绵延800km(陕西省地质矿产局,1989)。宽坪岩群主要出露在陕西商州北宽坪、户县涝峪、周至黑河以及河南南召等地区。本文按岩相学特点将宽坪岩群划分为两个岩石单元,一为变沉积岩,包括原岩为陆缘碎屑岩的云母石英片岩-片麻岩和原岩为碳酸盐岩的大理岩类;另一单元是原岩为基性火山岩的绿片岩类,其中夹有后期侵入于变质火山岩中的斜长角闪岩脉。这两类岩石之间多以断层或次生构造面理为界。两类岩石组合均经历多期变形,变质程度较低,一般达绿片岩相-低角闪岩相。样品KP05、KP06采自陕西洛南红门河地区,岩石为二云母石英片岩,属于四岔口组;样品KP08采自陕西周至黑河甘峪湾地区,岩石为绢云母石英片岩,亦属于四岔口组;样品09LY采自陕西户县涝峪,岩石为绿片岩,属于广东坪组。3测试测试3.1仪器和分析方法锆石的U-Pb定年以及全岩主、微量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。3.1.1仪器和数据采集将人工重砂分离出的锆石颗粒随机地固定在环氧树脂表面并抛光,抛光后对待测锆石进行透射光、反射光和阴极发光(CL)照相,以帮助选定最佳的锆石测定部位及数据解释。将德国MicroLas公司生产的GeoLas200M型193nmArF准分子激光器与ICP-MS仪器连接。ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a。在激光剥蚀固体进样条件下,采用He气作为剥蚀物质的载气,当激光束斑直径为20μm,频率为6Hz,用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NISTSRM610进行仪器最佳化,使仪器达到最大的灵敏度(238U灵敏度>2500cps/(×10-6)、最小的氧化物产率(ThO/Th<1%)以及最低的背景值(U、Th、Pb计数均<100)和稳定的信号。激光采样方式为单点剥蚀。ICP-MS数据采集模式为Time-resolvedAnalysis,采用每个质量峰采集一点的跳峰方式,单点滞留时间分别设定为6ms(Si,Ti,Nb,Ta及REE)、15ms(204Pb、206Pb、207Pb及208Pb)和10ms(232Th、238U)。每个分析点的气体背景采集时间为20s,信号采集时间为40s。数据处理采用GLITTER(ver4.0)程序,207Pb/206Pb,206Pb/238U,207U/235U(235U=238U/137.88),208Pb/232Th的比值则采用标准锆石91500为外部标准进行校正。元素浓度计算以Si作内标,采用NIST610作外标。锆石谐和图用Isoplot程序(ver3.0)获得(Ludwig,2003)。3.1.2锆石年龄和组成的确定依据按照Andersen(2005)的建议,在实际工作中碎屑锆石随机分析需要35～70粒即可满足分析统计的要求,本文均保证每个云母石英片岩样品分析的锆石颗粒数>45粒。在LA-ICPMS锆石U-Pb测年中,由于年轻的锆石(<1000Ma),其207Pb和235U的含量较低,虽然235U可通过238U计算得到,可是207Pb只能通过实际测试分析得到,而较低的207Pb可能会导致207Pb/235U以及207Pb/206Pb精度较差,会使由此计算获得的年龄结果误差较大,因此一般情况下,包括SHRIMP分析,均采用206Pb/238U的比值所得到的年龄来代表年轻锆石的真实年龄;由于古老锆石(>1000Ma)多存在着一定程度的铅丢失,而207Pb和206Pb在相同的初始条件和共同的地质构造环境中具有同步变化的特征,二者保持相对稳定的比值,因此采用207Pb/206Pb年龄来代表较老锆石的真实年龄。同时,结合206Pb/238U来计算碎屑锆石的谐和性,剔除206Pb/238U年龄相对于207Pb/206Pb年龄偏差大于±10%的锆石颗粒。另外,也剔除了普通铅较高(204Pb计数大于1000)的锆石年龄数据(第五春荣等,2008)。3.2仪器与样品溶液主量元素分析采用XRF(RigakuRIX2100)玻璃熔饼法完成。微量元素在Agilent7500aICP-MS仪器上完成,样品溶解在Teflon高压溶样弹中进行。对国际标准参考物质BHVO-2(玄武岩)和AGV-2(安山岩)的分析结果表明主量元素分析精度和准确度优于4%,微量元素分析的精度和准确度一般优于5%,部分含量较低的元素(如Cs)分析的精度和准确度则<10%(表1)。4u-pb年龄测试对宽坪岩群中云母片岩类和绿片岩进行了LA-ICPMS锆石U-Pb年龄测试(表2)。4.1岩石学和年龄从每个云母石英片岩样品中分离出1000多粒锆石,多为棕色,无色,透明,长度为50～150μm。锆石多呈短柱状,表明明显遭受过一定程度的磨蚀,但磨圆程度较差,部分锆石还保留明显的棱角,个别锆石晶形仍然完整,表明锆石未经过较长距离的搬运,可能来自于较近的物质源区。在阴极发光图像中,锆石的外部或核部具有较清楚的韵律成分环带;少数锆石的CL发光性较差,无明显的成分环带(图2)。分析结果显示三个云母石英片岩样品中的碎屑锆石中普通铅含量除了个别占一定量的比例(0.1%)外,其他锆石普通铅含量均小于仪器的检出限(<0.039×10-6)。大多数锆石位于207Pb/235U-206Pb/238U谐和图的谐和线上,或在其附近分布(图3),表明锆石未经历后期变质作用的扰动,放射成因Pb无明显的丢失。样品中碎屑锆石的Th、U含量分别为17×10-6～754×10-6和35×10-6～1163×10-6,其Th/U比值均>0.1。由于碎屑锆石所分析的区域大多具有韵律成分环带,因此指示它们主要来自岩浆成因的物源区。对三个云母石英片岩样品中碎屑锆石测定的年龄结果作频率分布图(图4),从图中可以看出,1000Ma年龄均构成其年龄频率最大峰值。其中均包含了少数太古宙的碎屑锆石,约占分析样品的10%左右,最老的一颗锆石的207Pb/206Pb年龄为3600±38Ma;最年轻的碎屑锆石在三个云母石英片岩中均有出现,分别为600±68Ma(KP05-26)、689±59Ma(KP06-07)、632±57Ma(KP08-25)。4.2pb年龄测定绿片岩样品09LY中的锆石多为短柱状,长度为20～60μm,半自形,浅黄色,透明。对5粒锆石进行LA-ICPMSU-Pb年龄测定,分析点均位于锆石的核部(图2)。分析点Th和U的含量分别为,81×10-6～184×10-6,236×10-6～395×10-6,Th/U比值为0.32～0.47,表明这些锆石为岩浆成因。在锆石U-Pb年龄谐和图上(图3d),5粒锆石均分布在谐和线上,给出的206Pb/238U加权平均年龄为943±6Ma,代表该绿片岩原岩的形成年龄。5绿片岩la/n-4宽坪岩群中绿片岩的地球化学分析结果见表1。鉴于宽坪岩群经历了低级变质和蚀变作用。诸如Cs、K、Rb、Ba、Sr等大离子亲石元素在变质和蚀变过程中的活动性,而高场强和稀土元素在蚀变和变质作用过程中具有良好的稳定性(Rollinson,1993;PolatandHofmann,2003),因此本文利用不活泼的Th、稀土元素和高场强元素讨论岩石成因以及源区的性质。宽坪岩群绿片岩在Zr/TiO2-Nb/Y分类图上(图略)落入亚碱性安山玄武岩范围内。在FeO*/MgO-SiO2图中,3个绿片岩呈明显FeO*/MgO比值增高的趋势,属拉斑系列(图略)。其SiO2含量较一致,为～46%,Al2O3含量为～15%,与全球N-MORB的含量接近(14.83%～16.11%);TiO2的含量介于0.89%～1.13%之间,与印度洋(1.10%)和大西洋正常洋中脊拉斑玄武岩(1.11%)相近(Klein,2003)。Fe2O3为10.55%～12.04%,MgO为6.96%～9.93%,具有较高的Mg#值(61～66,平均为62),略低于原生岩浆的Mg值(0.65～0.75)(邓晋福等,2003),表明该区绿片岩的原岩应为原生岩浆经过较低程度分异衍生的产物。绿片岩的稀土元素含量总量较低,∑REE=31×10-6～40×10-6,是球粒陨石的15倍左右。在球粒陨石标准化的稀土元素配分图解上,呈现平坦或略亏损的稀土配分模式(图5a),(La/Yb)N介于0.83～1.10之间,(La/Sm)N为0.86～0.88,无明显的Ce和Eu的异常。在微量元素的原始地幔标准化图解上(图5b),绿片岩无明显的Nb、TaZr、Hf及Ti的亏损,明显不同于岛弧环境、俯冲环境或大陆地壳所形成的火山岩(PearceandPeate,1995;RudnickandGao,2004),暗示样品来自于亏损的软流圈地幔源区。岩石中Nb含量为2.37×10-6～2.96×10-6,平均值为2.76×10-6,接近全球N-MORB平均值(2.99×10-6～5.02×10-6),Nb/Ta、Zr/Hf比值分别为13.82～14.53,36.63～37.39,平均值分别为14.23和36.73,与全球MORB的Nb/Ta和Zr/Hf平均值14(Weyeretal.,2003;Klein,2003)和36(SunandMcDonough,1989)相似。按照Condie(1999)的建议,利用La/Nb比值可以区分洋中脊玄武岩、大洋高原玄武岩与岛弧玄武岩,前者比值<1.4,后者>1.4。绿片岩的La/Nb比值均<1.4,为1.14～1.28,反映样品来自于亏损的地幔源区。不活动元素协变关系是构造环境判别的有效方法,在Hf/Th/Nb,Ti/Zr/Y,Nb/Zr/Y,Zr/Y-Zr、Nb/Zr/Y以及Th/Yb-Nb/Yb图解中(图略),样品无一例外地落在亏损地幔区域。总之,宽坪岩群中的绿片岩地球化学显示其为典型的N-MORB型岩石,原岩岩浆来自于亏损的软流圈地幔,表明它们为洋壳蛇绿岩的组成部分。6讨论6.1la-icpms单颗粒锆石微区对于宽坪岩群的形成时代长久以来一直存在很大的争议。本文通过精细的LA-ICPMS单颗粒锆石微区测年结果证实所谓的宽坪岩群是由形成于不同时代、不同构造环境的岩石单元通过构造作用混杂叠置成一个典型的混杂岩地体。建议改称为宽坪混杂岩地体,它代表一条古缝合带。6.1.1基性火山岩的形成时代张寿广等(1991)曾在河南南召宽坪岩群中获得绿片岩的全岩Sm-Nd年龄为1085±44Ma,洛南马河斜长角闪岩的全岩Sm-Nd年龄为1153±28Ma;张宗清等(1994)利用Sm-Nd等时线法获得商州广东坪的绿片岩的年龄986±169Ma。闫全人等(2008)认为宽坪岩群中的变基性火山岩的形成时代为晚新元古代Ediacaran期(611Ma±13Ma),但我们认为该年龄有可能是侵入绿片岩中的基性岩脉。因为之前张寿广等(1991)在宽坪岩群中发现存在变基性侵入体,大致与围岩平行侵入,其外貌与变基性火山岩相似,镜下观察存在斑状结构,矿物颗粒粗大一些,但并非变质程度加深(张寿广等,1991)。我们在野外也多次见到类似现象。陆松年等(2009)报道测得板桥寺地区宽坪岩群基性火山岩的年龄为500～400Ma,可是该样品中锆石的年龄跨度极大(2646～246Ma),怀疑该样品可能为变质碎屑岩石或者为火山凝灰岩类,而不大可能是变质基性熔岩。本文利用LA-ICPMS锆石U-Pb法获得涝峪地区宽坪岩群绿片岩的锆石年龄为943±6Ma,表明该绿片岩原岩形成于新元古代早期。6.1.2与区域浆事件相关联的成分锆石中Pb的封闭温度大约可超过900℃(CherniakandWatson,2001),U、Th的封闭温度超过1000℃(Cherniaketal.,1997),因此,锆石的U-Pb同位素体系具有较高的物理和化学的稳定性以及抗干扰能力,即使经历多次地质事件后,在风化、剥蚀、搬运、沉积、成岩过程以及低级变质作用下基本不受扰动,可以保留其形成时的特征。因此,近年来,利用碎屑锆石U-Pb同位素测试分析技术,在研究沉积岩物源,沉积时代以及区域岩浆事件等方面具有其他同位素研究方法所不可比拟的优势,已成为目前国内外研究的热点之一(DeCelles,1996;万渝生等,2003;Diwuetal.,2008)。宽坪岩群变质程度较低,为绿片岩相-低角闪岩相。而锆石具有较强的物理和化学稳定性,因此在宽坪岩群原沉积岩成岩后所经历的较低级变质作用过程中不可能改变碎屑锆石的U-Pb同位素体系。换言之,宽坪岩群中副变质岩中蕴含的碎屑锆石理论上讲应该来自其物质源区。此外,对于变质沉积岩的锆石定年,一般利用变质沉积岩中最年轻的碎屑锆石作为原岩的最大沉积年龄考虑。本文利用LA-ICPMS测试分析方法获得3个宽坪岩群变沉积岩中最年轻的碎屑锆石分别为600±68Ma(KP05-26)、689±59Ma(KP06-07)、632±57Ma(KP08-25),这表明宽坪岩群中变质沉积岩原岩的沉积年龄小于600Ma。陆松年等(2009)采用类似方法在商州北宽坪四岔口组变石英砂岩中获得最小锆石年龄峰值集中在500～400Ma,认为宽坪岩群中变沉积岩的形成年龄大致介于500～400Ma。最近,王宗起等(2009)报道在陕西户县马召,商县板桥以北、北宽坪-焦安沟等地变质变形相对较弱的宽坪岩群碎屑岩中发现了奥陶纪化石。结合这些事实,可以证明宽坪岩群中变沉积岩的形成时代可能晚于新元古代,极可能形成于早古生代。总之,宽坪岩群中副变质岩的原岩形成时代与过去的认识差之甚远,与原岩为基性火山岩的绿片岩也差之甚大。它们不可能属于一个延续的沉积层序,是晚期构造运动将这些形成于不同时代、不同构造环境的地质单元或岩石组合混杂叠置在一起。6.2秦岭造山带的初步介绍6.2.1绿片岩群的形成时代和年龄Rodinia超级大陆概念由McMenaminandMcMenamin(1990)提出,意指“一个1000Ma前由大陆碰撞形成的全球性超级大陆”。导致Rodinia超级大陆形成的造山运动称之为格林威尔,大致发生在1190～980Ma。Rodinia超级大陆聚合的一个重要特点是格林威尔期造山作用的全球性分布。现在一般认为格林威尔造山作用泛指发生在中元古晚期-新元古代早期的造山运动,这一造山运动与中国的四堡运动大致相当。综合前人和我们此次的定年数据,宽坪岩群中的绿片岩类形成年龄为1153～943Ma,稀土元素和高场强元素均指示其类似于N-MORB,其εNd(t)值为+4.0～+6.6(张宗清等,1994;张宗清和张旗,1995)。我们认为宽坪岩群中的绿片岩类应属洋中脊蛇绿岩组合的残余部分,其形成时代与格林威尔造山作用相近。此外,在北秦岭河南西峡,甘肃北道以及陕西太白秦岭杂岩、陕西户县涝峪和商南县松树沟杂岩体中均分解出新元古代早期的花岗质片麻岩,这些花岗岩的年龄多集中在955～844Ma(陆松年等,2003,2009;Wangetal.,2003;Chenetal.,2006),推测这些花岗岩属于与宽坪N-MORB型蛇绿岩片为代表的新元古代碰撞造山作用同造山陆壳重熔型花岗岩,亦反映出与格林威尔造山作用相近的时代。6.2.2与宽坪岩群的关系前人曾依据元素地球化学特征推测宽坪岩群碎屑岩物源既有南侧的秦岭岩群,又有北侧华北克拉通南缘的太华岩群(Gaoetal.,1996)。但是,已有的研究结果表明,太华岩群的峰值年龄为2.8～2.7Ga以及2.4～2.0Ga(第五春荣等,2007,2010;Diwuetal.,2007)。本次利用LA-ICPMS锆石U-Pb测试方法研究表明,宽坪岩群中变沉积岩中虽然有较老碎屑锆石,如3.5Ga的碎屑锆石存在,可是2.8～2.7Ga以及2.4～2.0Ga的碎屑锆石所占的份额极小或仅零星分布,这说明与宽坪岩群毗