華北南緣高山河組和云夢山組中解體的次火山巖:鋯石U-Pb定年

汪校鋒 ,李德威,杜遠生,馬瑞申,杜鳳軍

(1.中國地質大學(武漢) 計算機學院,湖北 武漢 430074;2.中國地質大學(武漢) 地球科學學院,湖北 武漢430074;3.河南省地質調查院,河南 鄭州 450001)

0 引言

華北地塊南緣在華北大地構造位置上主要指豫西南地區,該區保存有極好的中–新元古界沉積剖面,一直是研究的熱點地區之一。前人對該區中–新元古界做過許多微體古生物學和年代學工作(馬國干等,1980;孫樞等,1981;關保德等,1988;翦萬籌等,1990;閻玉忠和朱士興,1992;喬秀夫和高勱,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012;胡國輝等,2013),但是由于傳統測年資料可靠性不高,地層時代存在爭議(李欽仲等,1985;勞子強等,1989;席文祥等,1997;陳晉鑣等,1999;武鐵山,2002;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012;胡國輝等,2013)。因此,運用現代精確測年技術,在華北南緣中–新元古代地層中尋找可靠的測年對象,才是解決問題的正確方向。而至今見諸各類公開資料(孫樞等,1981;關保德等,1988;勞子強等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008),在華北南緣中–新元古代地層中,官道口群高山河組和汝陽群云夢山組中發育疑似的火山巖“夾層”(圖1b),該火山巖是為數不多的、可能限定地層時代的測年對象,但其高精度年代學工作至今未見報道(關保德等,1988;席文祥等,1997),并且其接觸關系研究也比較薄弱。因此,系統研究這套“火山巖”的產出狀態、形成時代、構造屬性具有重要的意義。

圖1 華北南緣高山河組和云夢山組地層分布圖(據關保德等,1993資料修改)Fig.1 Map showing distribution of the Meso-Neoproterozic strata in the southern margin of the North China Craton

筆者在區域地質調查過程中,對高山河組和云夢山組中的“火山巖夾層”與圍巖的接觸關系進行了較詳細的地質調查,并運用 LA-ICP-MS法進行鋯石 U-Pb同位素定年,認為這套中–新元古代地層中的“火山巖夾層”是侏羅紀的次火山巖,應當從高山河組和云夢山組中解體出來,表明華北南緣存在中–晚侏羅世的火山巖漿活動,并對其構造屬性進行初步的分析。

1 地質背景

許多學者提出了華北南緣的地層劃分方案(孫樞等,1981;關保德等,1988;勞子強等,1989;關保德等,1993;關保德等,1996;席文祥等,1997;陳晉鑣等,1999;蘇文博等,2012),一般將河南西南部劃分為小秦嶺-欒川小區和澠池–確山小區,兩個地層小區中元古界均發育長城系熊耳群,其上分別為中元古界薊縣系官道口群和汝陽群(圖1b),新元古界青白口系分別為欒川群和洛峪群。其上的南華系和震旦系也沿續上述地層分區(表1)。官道口群自下而上為高山河組、龍家園組、巡檢司組、杜關組、馮家灣組,汝陽群自下而上包括云夢山組、白草坪組、北大尖組(表1)。

高山河組是 1962年河南地質研究所創名(習文祥等,1997),建組地點位于陜西洛南縣以北的高山河村,為一套砂泥巖建造,主要由礫巖,雜色石英砂巖,夾灰綠色、灰紫色頁巖與鈣質石英砂巖組成。云夢山組是 1952年閻廉泉、韓影山等命名(習文祥等,1997),建組剖面位于河南汝陽縣寺溝,主要由紫紅色、灰紫色不等粒石英砂巖夾少量頁巖組成,底部為礫巖夾鐵礦層。盡管前人對本區中–新元古代地層劃分方案有分歧(關保德等,1988;翦萬籌等,1990;閻玉忠和朱士興,1992;武鐵山,2002;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012),但一致認為高山河組和云夢山組在大部分地區與中元古界熊耳群呈平行不整合接觸(圖2a、b)。

表1 華北南緣中–新元古界地層序列表Table 1 Stratigraphic sequence of the Meso- to Neo-Proterozoic strata in the southern margin of the North China Craton

圖2 華北南緣高山河組和云夢山組地層柱狀對比圖(據呂國芳等,1993資料修改)Fig.2 Plot showing the stratigraphic correlation of the Gaoshanhe Formation and Yunmengshan Formation in southern margin of the North China Craton

根據前人的研究(孫樞等,1981;關保德等,1988;勞子強等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008),在華北南緣局部地區(圖1b),高山河組和云夢山組下部碎屑巖中有火山巖“夾層”,其中,高山河組火山巖“夾層”見于靈寶、盧氏及欒川北部一帶,向西至陜西黃龍鋪,向東至方城,向南至洛南–欒川斷裂尖滅(圖1b);云夢山組火山巖“夾層”在魯山–舞鋼一線以南分布(關保德等,1988,1993,1996),向北在澠池、濟源等地缺失(圖1b)。該火山巖自北向南厚度增大,在魯山–舞鋼等地,厚13~98 m,在靈寶–盧氏等地,厚56~134 m(圖2a、b)(關保德等,1996)。

筆者在河南西南地區開展區域地質調查,對高山河組及云夢山組地層中的“火山巖”進行了研究,發現“夾層”具有切層現象,為次火山巖,主要依據是:首先,“火山巖”厚度不穩定,與圍巖呈侵入接觸。例如,在欒川縣井峪溝(圖3a、b、c ),高山河組“火山巖”呈透鏡狀或者脈狀,邊界切割圍巖;在舞鋼市蜘蛛山–尹集公路邊,“火山巖”貫入云夢山石英砂巖的破裂構造系統(圖4a、b)。其次,“火山巖”的產出位置并不限于某一地層內部,“火山巖”可以出現在高山河組和云夢山組之下和之上的地層之中。例如,在魯山縣冷風口地區,“火山巖”出現在云夢山組砂巖之下,但它不是下覆的熊耳群馬家河組火山巖,因為其中含有上覆圍巖“云夢山組砂巖”的捕虜體(圖4d);在舞鋼市蜘蛛山,“火山巖”侵入到上覆白草坪組泥巖之中,使泥巖在熱接觸變質作用下板巖化(圖4c);在嶂崤溝–井峪溝南部地區,高山河組之上的龍家園組及更年輕地層中出現與高山河組“火山巖”相似的安山質火山巖(圖3a、b),前人認為它是因斷層而重復出現的熊耳群馬家河組火山巖(黃克義,1987),但是沒有出現配套的斷層造成地層重復的構造異常層序,因此該火山巖可能與高山河組次火山巖相關。

圖3 欒川縣潭頭鎮嶂崤溝–井峪溝地區地質圖及剖面圖Fig.3 Geological map and section map of the Zhangxiaogou-Jingyugou area of the Tantou town,Luanchuan county

地質調查表明,高山河組和云夢山組及其相關地層中的“火山巖夾層”與圍巖之間不是火山沉積接觸,而是具有侵入接觸特征,是一套超淺成的次火山巖。次火山巖主要出現在高山河組和云夢山組底部,并延伸至上覆地層,可能與其地質特征及接觸關系有關,因為高山河組和云夢山組與熊耳群之間的平行不整合面是軟弱面,后期構造運動易于沿著先存的軟弱面發生順層滑脫拆離,其上覆地層受其影響出現脆性伸展構造系統,有利于次火山巖侵位。

高山河組和云夢山組地層內“火山巖”的巖性、巖貌及巖石地球化學特征與安山巖類噴出巖相似(關保德等,1993)。從野外露頭觀察(圖5a、c),高山河組“火山巖”巖性主要為灰綠–暗紅色杏仁狀安山巖、灰紅–紫紅色杏仁狀粗面巖,前者出露位置偏南,云夢山組“火山巖”巖性為灰綠色–灰紫色杏仁狀安山巖。高山河組和云夢山組地層內的“火山巖”鏡下特征也相似(圖5b、d),巖石由斜長石斑晶和基質組成,具明顯杏仁狀構造,玻基交織結構(安山結構),斜長石斑晶含量較少,多呈長柱狀或不規則形狀,晶體大小介于0.5~1 mm之間,呈微細晶結構,可見聚片雙晶,有一定的絹云母化蝕變,但仍保留部分光學性質,基質部分由斜長石和隱晶質物質組成。杏仁大小在0.1~1 mm之間,其成分有石英、玉髓(蛋白石)、方解石、石膏、綠簾石等成分,形態一般呈不規則狀或近橢圓狀。前人對該“火山巖”進行了巖石化學統計(關保德等,1993,1996),結果顯示:該次火山巖主要是玄武安山巖、鉀質玄武粗安巖類,總體屬于偏堿的基–中基性次安山巖。

圖4 次火山巖與云夢山組碎屑巖接觸關系圖Fig.4 Photos showing the contact relation between the sub-volcanic rocks and clastic rocks of the Yunmengshan Formation

2 樣品和分析方法

野外地質調查表明高山河組和云夢山組原“火山巖夾層”為次火山巖,必須進一步研究其形成年齡和地球化學特征。筆者分別在欒川縣嶂崤溝和井峪溝兩地高山河組地層內采集了3件次火山巖樣品(ZXG05、JYG05、JYG06),在舞鋼市塘山和蜘蛛山兩地云夢山組地層內采集了 2件次火山巖樣品(TS03、ZZS05)。為挑選到不受污染且足量的鋯石顆粒,樣品盡量采自新鮮露頭,每件樣品的重量達50~100 kg。通常中基性火山巖分選的鋯石顆粒少(宋彪和喬秀夫,2008),本次 5件樣品挑選鋯石顆粒數量也不多,一般不超過300粒,其中樣品ZXG05獲得鋯石300粒、樣品JYG05獲得170粒、樣品JYG06獲得200粒、樣品TS03獲得280粒、樣品ZZS05獲得168粒。

鋯石挑選工作是由廊坊市誠信地質服務有限公司完成,鋯石的陰極發光(CL)圖像是在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)的 JXA-8100電子探針上完成。鋯石原位U-Pb同位素定年和微量元素含量在中國地質大學(武漢)地質過程與礦產資源國家重點實驗室(GPMR)利用 LA-ICP-MS分析完成。U-Pb同位素定年中采用標準鋯石 91500作外標進行同位素分餾校正,Si作內標進行微量元素含量的測定,詳細的儀器操作條件和數據處理方法同Liu et al.(2010),U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權重平均計算采用 Isoplot(Ludwig,2003)完成。

3 分析結果

筆者對 5件樣品的鋯石進行了陰極發光照相(CL)和鋯石測年,部分CL圖像見圖6。作為中基性次火山巖的鋯石,總體上從粒徑、晶形、色調和環帶各方面與酸性巖漿鋯石差別較大(吳元保,2004)。所獲鋯石粒徑在 50~150 μm,鋯石形態比較復雜,晶形不完整,一般呈不規則的長柱狀、半圓狀、橢圓狀,或碎片狀。部分鋯石呈半透明,并具有明顯的巖漿振蕩環帶,可判斷是巖漿結晶鋯石;局部顏色較暗、振蕩環帶不太明顯,可見明顯的核邊結構,這部分鋯石為繼承鋯石或捕獲鋯石。

圖5 高山河組及云夢山組內次安山巖野外照片及樣品顯微照片Fig.5 Field outcrops and the micrographs of sub-volcanic rocks from the Gaoshanhe Formation and the Yunmengshan Formation

采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年法,對樣品進行分析,在激光剝蝕過程中,由于大部分鋯石粒徑都很小,有些鋯石樣品要么被擊穿,要么所獲年齡數據諧和度太低,因此滿足要求的諧和度較高的測年結果數量不多,其中 ZXG05獲得 20點、JYG05獲得25點、JYG06獲得21點、TS03獲得20點、ZZS05獲得20點,鋯石測年結果如表2所示。

如圖6所示,ZXG05樣品大部分鋯石207Pb/206Pb年齡值比較老,一般在1739±33~2710±26 Ma之間,晶體呈暗色、不透明,或有空洞、暗斑,部分鋯石邊緣有一定圓化,有的鋯石呈短柱狀、不規則的多邊形,粒徑在30~150 μm,如圖6所示,2號、5號、14號、17、19號鋯石呈暗色、無環帶、圓化,應該為繼承鋯石或捕獲鋯石;僅有1號和13號兩粒年輕鋯石,呈半透明、棱角狀、環帶清晰,其206Pb/238U年齡值都為157±2 Ma,Th/U比介于 0.48~1.23之間,反映了巖漿鋯石的成因特征(Koschek,1993),因此,1號鋯石和13號鋯石年齡可以代表該期次火山巖的結晶年齡。

JYG05樣品的5號和16號鋯石與其他鋯石明顯不同,呈暗色、不透明、無環帶,有磨圓的形貌特征(圖6),其207Pb/206Pb年齡值分別為 1975±32 Ma、1359±36 Ma,綜合判斷為繼承鋯石或捕獲鋯石。其他20粒鋯石晶體粒徑大多在100 μm以下,大多為長柱狀、棱角狀和不規則多邊形,少數呈短柱狀,鋯石晶體半透明,可見明顯環帶結構,所有鋯石 Th/U比介于 0.48~1.23之間,具有巖漿鋯石的成因特征(Koschek,1993)。20粒鋯石中6號鋯石的206Pb/238U年齡值為 137±2 Ma(諧和度為 95%)、12號鋯石的206Pb/238U 年齡值為 96±2 Ma(諧和度為 89%)外,諧和度稍差,可能為受后期熱事件影響或鉛丟失年齡,其他18粒鋯石數據點位于諧和線或附近,206Pb/238U年齡值集中于156±4 Ma~164±2 Ma區間,其加權平均值為 162±1 Ma (n=18,MSWD=2.0) (圖7a),可以代表為該期次火山巖的巖漿結晶年齡,該年齡屬于中生代侏羅紀。

圖6 高山河組及云夢山組地層內次火山巖樣品鋯石顆粒的CL圖像及測年數據(圖中所示年齡值的誤差見表2)Fig.6 CL images of zircon form the sub-volcanic rock in the Gaoshanhe Formation and the Yunmengshan Formation and dating results

JYG06樣品僅 4粒年輕鋯石,分別是 3號、5號、6號和9號,4粒鋯石呈半透明、棱角狀、環帶清晰(圖6),Th/U比介于 0.50~0.93之間,其206Pb/238U 年 齡 加 權 平 均 值 為 160±7 Ma(n=4,MSWD=5.3) ,可以代表該期次火山巖的結晶年齡。其他的年齡值中,存在太古代、古元古代、新元古代、古生代、中生代年齡值,可能是繼承鋯石或捕獲鋯石的年齡信息,反映了巖漿形成過程中地殼物質的混染作用。

TS03樣品全部 20粒鋯石恰好分成兩個區間,年齡值較大的部分為 1800 Ma左右,年齡值較小的為170 Ma左右。年齡值較大的鋯石占多數,粒徑大小不一,多為不規則多邊形、短柱狀,鋯石晶體不透明,具雜色紋理、空洞、裂紋,無環帶,其年齡都比較老,207Pb/206Pb年齡值一般為 1700~1900 Ma之間,綜合判斷為繼承鋯石。年輕值較小的鋯石有 5粒,包括 5號、6號、14號、17號、20號鋯石,除17號鋯石外,其他鋯石粒徑都很小,呈不規則多邊形棱角狀或碎片狀(圖6),可見模糊環帶,其 Th/U比介于 0.44~0.64之間,其206Pb/238U年齡值分別為 171±2 Ma、177±4 Ma、168±2 Ma、165±2 Ma、173±3 Ma,其加權平均值為 168±5 Ma(n=5,MSWD=3.2),可以代表為該期次火山巖的巖漿結晶年齡。

ZZS05樣品有 11粒年輕鋯石,如圖6所示,1號、6號、7號、10號、12號、13號、15號、20號鋯石為半透明,呈長柱狀、短柱狀、碎片狀、不規則多邊形棱角狀,具有環帶結構的特征,其 Th/U比介于 0.44~1.47之間,并且206Pb/238U年齡值在140~170 Ma之間,1號鋯石206Pb/238U年齡值為142±2 Ma(諧和度為90%)、15號鋯石206Pb/238U年齡值為153±3 Ma(諧和度為98%),其鋯石形貌與色調明顯不同,可能為受后期熱事件影響或鉛丟失年齡,另外 8粒鋯石的206Pb/238U年齡很集中,加權平均值為 165±2 Ma(n=8,MSWD=2.0)(圖7b),代表了次火山巖的結晶年齡。其他大部分鋯石呈暗色或者黑白分帶,粒徑在100~150 μm之間,晶體無環帶,或呈橢圓狀,從鋯石年齡數據可以看出,年齡分布于 300~2600 Ma之間的鋯石,綜合判斷這些鋯石為繼承鋯石或捕獲鋯石。

在 5件樣品中,JYG05樣品大部分點的206Pb/238U年齡值在150~170 Ma之間,206Pb/238U年齡加權平均值為 162±1 Ma(n=18,MSWD=2.0)(圖7a);ZZS05樣品中8粒年輕鋯石206Pb/238U年齡加權平均值為 165±2 Ma (n=8,MSWD=2.0) (圖7b);TS03樣品有 5粒年輕鋯石,其206Pb/238U年齡加權平均值168±5 Ma(n=5,MSWD=3.2);JYG06樣品有4粒年輕的鋯石,其206Pb/238U 年齡值為 160±7 Ma(n=4,MSWD=5.3);ZXG05樣品有兩粒鋯石206Pb/238U年齡值都為 157±2 Ma(表 2)。5件樣品的年齡分布于157±2~168±5 Ma 之間,平均年齡為 163 Ma,從誤差允許范圍看,幾乎一致,其中,云夢山三件樣品年齡以 162±1 Ma 為代表,高山河兩件樣品年齡以165±2 Ma 為代表;5件樣品中年齡最集中的樣品為 JYG05,其年齡(162±1 Ma)可以作為 5件樣品的代表。總之,該火山巖漿事件應當發生在中–晚侏羅世。

圖7 次火山巖樣品鋯石的U-Pb年齡諧和圖Fig.7 U-Pb concordia diagrams for zircons from the sub-volcanic rocks

表2 欒川地區高山河組地層內次火山巖、舞鋼地區云夢山組地層內次火山巖鋯石U-Pb年齡數據表Table 2 Zircon U-Pb isotopic data of sub-volcanic rocks from Gaoshanhe Formation in Luanchuan and the Yunmengshan Formation in Wugang area

續表2:

續表2:

4 討論及結論

華北南緣中–晚侏羅世之交次火山巖的厘定對于進一步認識高山河組、云夢山組等地層系統和華北中生代構造–巖漿活動時空結構奠定了初步的基礎,有關次火山巖的精細時空結構和形成環境還有待更深入的研究。下面僅探討以下兩個基本問題。

4.1 次火山巖的時代及其相關地層解體

高山河組及云夢山組均為海灘相的砂巖(關保德等,1988;高林志等,2002),且其內部沒有宏觀化石,根據地層組合及接觸關系,可以確定這兩套地層均為前寒武紀(孫樞等,1981;關保德等,1988;勞子強等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008)。由于這套“火山巖”為安山巖類,在部分地區見有氣孔構造(關保德等,1988),很容易被認為是熔巖類火山巖,因此,長期以來這些“火山巖”被認為是高山河組和云夢山組的夾層。

野外地質調查表明“火山巖”與圍巖呈侵入接觸關系,鋯石U-Pb測年結果支持野外觀測所取得的認識。豫西南4個采樣點5件次火山巖鋯石U-Pb同位素年齡包含有新元古代、古生代和中生代的信息,然而每件樣品160 Ma左右峰值顯著,鋯石具有巖漿成因特征,其中,欒川縣井峪溝的一件次火山巖樣品年齡為162±1 Ma(n=18,MSWD=2.0),該年齡最集中,代表次火山巖的形成年齡。因此160 Ma左右的年齡峰值不可能是中新元古代高山河組和云夢山組的物質組成,也不是這套地層后期變質作用的熱效應,結合野外地質特征,應當是燕山早期形成的次火山巖。其中的早期年齡信息,反映了巖漿在上升過程中,捕獲通道附近圍巖中的物質成分,或者繼承了早期的一些物質成分。

另外,次火山巖與火山巖必然是共生的,這就表明華北南緣也存在與該次火山巖配套的同期火山巖。因此,高山河組和云夢山組中“火山巖”應當解體出來,其分布范圍也不限于上述兩組,中–晚侏羅世形成的不同類型的次火山巖和火山巖必須作為獨立的填圖單元,按照火山巖雙重填圖方法進行合理的圖面表達。

4.2 華北南緣中–晚侏羅世火山巖漿事件的構造意義

本文獲得次火山巖的年齡為162±1 Ma,其地質時代屬于燕山期,而燕山期是華北及中國東部重要的陸內構造–巖漿強烈活動期(Weng,1927;李三忠等,2004;林舸等,2004;鄧晉福等,2005;范蔚茗和郭鋒,2005;汪洋和程素華,2011;張旗,2013;萬天豐和盧海峰,2014),Weng (1927)以髫髻山組火山巖下的區域性角度不整合命名了“燕山運動”,髫髻山期(藍旗期)火山巖的時代是中侏羅世晚期至晚侏羅世早期,它的起始時代為160±5 Ma(趙越等,2004)。許多學者(吳福元等,2000;張旗等,2001,2013;趙越等,2004;鄧晉福等,2005;張宏等,2006;張岳橋等,2007;陳毓川等,2014)研究了中國東部燕山期巖石圈大規模減薄、軟流圈地幔上隆,認為這個過程始于中侏羅世(約160 Ma)(Gilder and Courtillot,1997;趙越等,2004),結束于早白堊世初(135 Ma),一些學者(張岳橋等,2007;董樹文等,2007)認為(165±5)~135 Ma是中國東部構造體制變革時期,以多向擠壓引起的強烈陸內造山和板內變形為特征。

“燕山運動”在中國中、東部表現為陸內盆山耦合,華北地區與周邊的燕山造山帶、太行山造山帶、秦嶺–大別造山帶同步形成(吳智平等,2007)。前人工作發現中–晚侏羅世中基性–中酸性火山巖主要分布在華北北緣(翟明國等,2004),而華北南緣以花崗巖的大規模侵入而缺乏與之共生的火山巖(劉振宏等,2004),大量的中基性火山活動僅出現于白堊紀(翟明國等,2004;李曉勇等,2006),一般認為華北巖石圈減薄作用從北向南遷移(翟明國等,2004)。從高山河組和云夢山組解體出來的次火山巖年齡介于168±5~157±2 Ma之間,表明華北南緣中–晚侏羅世也開始發生陸內構造–巖漿活動,華北地區和中國東部整體發生地殼尺度的伸展作用,其成因可能與局部加厚的地幔軟流圈底辟、殼幔相互作用、地殼構造減薄及其巖漿活動有關。

致謝:中國地質調查局天津地質調查中心李懷坤研究員和中國地質大學(武漢)續海金教授在審稿過程中對本文提出了寶貴修改意見,天津地質調查中心辛后田、李承東、王惠初、谷永昌、趙鳳清研究員,河南省地質調查院王世炎高級工程師和河南省地質博物館王志宏研究員給筆者提供了較多幫助,在此一并表示衷心感謝。

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