2016, Vol. 32
2. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029 ;
3. 中国科学院计算地球动力学重点实验室, 中国科学院大学地球科学学院, 北京 100049
, YANG JongHyok1, KIM JongNam1, JONG CholSu1, WU FuYuan2, KIM SungHyon1, HAN RyongYon1, PARK Ung1, KIM MyongChol1, HOU QuanLin3
2. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China ;
3. Key Laboratory of Computational Earth Dynamics, Chinese Academy of Sciences;College of Earth Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
华北克拉通在经历了古元古代晚期的变质事件(吕梁运动或称中条运动)之后，开始进入地台演化阶段，即开始了裂谷系的发育与演化，形成南、北两个在地表没有连接的裂陷槽(熊耳裂陷槽和燕辽裂陷槽)以及北缘(渣尔泰-白云鄂博-化德)裂谷系、东缘(徐淮-旅大-平南)裂谷系(翟明国等，2014)。虽然华北克拉通自古元古代末至新元古代经历了多期裂谷事件(翟明国和卞爱国，2000; 翟明国和彭澎，2007; 翟明国等，2014; Zhai and Liu，2003; Zhai et al.，2015; Zhao et al.，2016)，并发育一系列的岩浆活动，如：1.78Ga的大火成岩事件、1.72~1.62Ga的非造山岩浆活动、1.37~1.32Ga的镁铁质岩床群，以及约900Ma的镁铁质岩墙群，但是期间没有块体拼合的构造事件，缺少四堡期(格林威尔期)大规模热-构造事件的地质记录，目前发现的1.3~1.0Ga的岩石很少，仅在朝鲜半岛狼林地块(Rangnim)北部发现了形成年龄为1195Ma的含角闪石花岗岩(Zhao et al.，2006)。1.3~1.0Ga的年龄记录多出现在华北东缘和北缘的沉积岩碎屑锆石中(Luo et al.，2006; Li et al.，2007; 高林志等，2010; Gao et al.，2011; 胡波等，2009，2013; Hu et al.，2012)和侵入岩的捕获锆石中(Yang et al.，2004; 张华锋等，2009)。因而华北克拉通是否发育四堡期岩浆活动，是否参与过Rodinia超大陆汇聚和裂解以及在超大陆的位置等问题还存在不同的推断(彭澎等，2002; Yang et al.，2004; 陆松年等，2004，2012; Lu et al.，2008; 胡波等，2013)。
朝鲜半岛平南盆地中元古代岩浆事件朝鲜半岛北部平南盆地中、新元古界地层发育完整，出露齐全，且有大面积元古宙花岗岩伴生，对地层中的火山岩及伴生花岗岩进行详细的年代学研究势必为探讨华北克拉通与朝鲜平南盆地在中、新元古代地壳演化对比提供重要依据。
2 地质概况朝鲜半岛自北向南由狼林地块、京畿地块和岭南地块三大构造单元构成，其间分别被临津江和沃川两个晚古生代-中生代造山带分隔(Ryu et al.，1990a; Paek et al.，1996)(图 1)。两个古生代盆地平南盆地和太白山盆地分别位于朝鲜北部和南部，形成于前寒武纪变质基底之上(Ryu et al.，1990a，b)。
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图 1 朝鲜半岛构造分区简图(a，据金炳成，2012修改)和平南盆地翁津地区地质简图(b，据Paek et al.，1996修改) Fig. 1 Tectonic subdivisions of the Korean Peninsula(a，modified after Kim，2012)and sketch geological map of the Ongjinarea，southwestern part of the Pyongnam Basin(b，modified after Paek et al.，1996) |
平南盆地位于狼林地块以南，不整合沉积于太古宙-古元古代结晶基底之上，是朝鲜半岛中、新元古界和古生界地层出露最为广阔、完整的沉积盆地，是中元古代-三叠纪地层系统层型剖面所在地。平南盆地西南角的翁津地区，发育太古界狼林群、古元古界黄海群和新元古界祥源超群及古元古代花岗岩。翁津地区呈现北隆南坳的古地理-古构造格局(Park，2006)。
黄海群最初于20世纪60年代开展的1∶20万填图工作时提出，泛指朝鲜中部地区出露的一套绿片岩相变质岩(Ri，1963)。此后的1∶5万填图，黄海群被解体，大部分划归为元古代的狼林群和新元古代的祥源系。Yang et al.(2007) 进一步明确黄海群的岩石组合及岩石学、地球化学特征，进而重新划分了黄海群的分布范围，认为它仅分布在黄海南道瓮津郡、碧城郡及新院郡的部分地区。按照岩性特征，黄海群分为上、下两组(图 2)(Kim et al.，2006)。下组主要由碎屑变质岩类组成，从下至上为富铝片岩、黑云母石英片岩和绿泥石石英片岩，其上半部分夹有长石斑岩、大理岩和角闪岩，下组的厚度超过2000m。上组基本上由酸性火山岩组成，为石英斑岩层与花岗斑岩层，总厚度超过1300m。黄海群在东部的新院郡以碎屑岩为主，在中部的碧城郡则表现为碎屑岩与角闪岩、长石斑岩、大理岩的互层，到西部的瓮津郡以酸性火山岩为主。总体表现为东部新院郡和西部碧城郡地区，岩性组成单一，而中部的碧城郡地区则岩石组合丰富。
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图 2 平南盆地黄海群地层柱状图(据Kim et al.，2006修改) Fig. 2 Strata column of the Hwanghae Group in the Pyongnam Basin(modified after Kim et al.，2006) |
元古宙花岗岩与黄海群伴生，由瓮津岩体、率拉岩体和黄衣山岩体组成，统称为翁津花岗岩，其岩性基本相同，为黑云母花岗岩，仅瓮津岩体的东部出露闪长岩。瓮津岩体分布于黄海南道瓮津郡和碧城郡，呈两个椭圆形小岩体，岩体侵入于黄海群，出露面积共约100km2。率拉岩体呈东西向展布的长条形分布于黄海南道新院郡，面积约150km2。黄衣山岩体分布于黄海南道风天郡，呈椭圆形，出露面积小于50km2。率拉岩体和黄衣山岩体被祥源超群中的直岘群不整合覆盖。翁津花岗岩都具有片麻状构造，其片麻理方向与围岩黄海群片岩的片理大体平行，但与其上不整合覆盖的直岘群的层理方向不一致。
Ryu et al.(1990b)和Han et al.(2010) 通过对翁津花岗岩岩石学及地球化学研究，将其划分为A型花岗岩，并认为其与碧城地区出露的基性岩构成了双峰式岩石组合，形成于大陆裂谷活动末期。根据黄海群的岩性特征，即从下至上为碎屑岩、碎屑岩与双峰式火山-沉积岩交互层及酸性火山岩，Yang and Kim(2007) 、Yang et al.(2007) 认为黄海群、瓮津花岗岩和碧城基性岩是一个在被动裂谷带上发育的古裂谷盆地。且由于岩石组合类型全面，推测黄海古裂谷是一个发育很完整裂谷，分布面积远远超出翁津地区。
由于黄海群与瓮津花岗岩都被新元古代的祥源超群角度不整合覆盖，所以其形成时代被认为形成于新元古代以前(Kim et al.，1988; Kang，1990; Ryu et al.，1990a; Paek and Jon，1991)，但到底属于中元古代还是古元古代，还存在不同的认识(Ri，1968; Kim and Jon，1989; Pang，2003)。如，Park et al.(2006) 通过叠层石的研究将祥源超群置于中元古代，由此推断瓮津花岗岩与黄海群的时代为古元古代；Kim et al.(2006) 利用单颗粒锆石U-Pb方法，在瓮津花岗岩中获得1199±15Ma的年龄。但由于受传统观点的影响，仍将瓮津花岗岩的年龄限定在1700~1200Ma。近年来，黄海群获得大量的碎屑锆石U-Pb年龄，大致将黄海群的沉积时代限定在古元古代末-中元古代初(Kim et al.，2006，2008; Han，2007; Han et al.，2010)。
3 样品采集及分析方法 3.1 样品描述为了明确黄海群的沉积时代及瓮津花岗岩的侵入年龄，我们采集了黄海群最上部层位酸性火山岩层中的长石斑岩和中下部层位碎屑岩内夹层的弱变质酸性火山岩(绿泥石石英片岩)、瓮津与黄衣山岩体的黑云母花岗岩，进行锆石原位微区U-Pb定年。
长石斑岩(15-SU-1) ，斑状结构发育，斑晶为斜长石和钾长石，含量约10%，基质由石英、长石和黑云母组成，无定向排列。
绿泥石石英片岩(PK-16) ，片理发育，造岩矿物很细小，主要由石英、长石、绿泥石和绢云母组成，呈弱定向排列。前人通过对该岩石中进行的野外和显微研究、岩石地球化学研究，已确定该岩石是黄海群较早期的酸性火山岩(Yang and Kim，2007; Yang et al.，2007)，本次采集的样品为弱变质的酸性火山岩。
黑云母花岗岩(PK-2) ，采于黄海南道瓮津郡东部，是翁津岩体的东部岩体。岩石呈灰白色，弱片麻状构造，中粒-粗粒花岗变晶结构。矿物组合为黑云母(7%)、斜长石(20%)、钾长石(50%)、石英(20%)及少量的锆石、石榴子石、磁铁矿等副矿物。
黑云母花岗岩(K-1157) ，采于黄海南道风天郡东南部的黄衣山岩体，岩石呈灰白色，中粒花岗变晶结构，条带状构造。主要组成矿物为斜长石(30%)+钾长石(20%)+石英(35%)+黑云母(12%)。副矿物有磁铁矿、独居石、锆石和榍石等。
3.2 样品制备及分析方法选择新鲜岩石样品10kg，经手工破碎、淘洗、电磁选、重液分选，双目镜下手选，得到含包裹体少、无明显裂隙且晶形完好的锆石。在双目镜下将锆石样品粘在双面胶上，制成样品靶以备U-Pb年龄测试。
实验在中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室进行。锆石阴极发光(CL)图像在LEO 1450VP 扫描电镜拍摄，加速电压为10kV。锆石微量元素和U-Pb年龄测试在MC-ICPMS实验室所配置的Agilent 7500a型四极杆电感耦合等离子体质谱仪(Q-ICPMS)和Geolas Pro型193nm准分子激光剥蚀系统上进行。哈佛大学的标准锆石91500作为计算U-Pb同位素的外标，其参考值加权平均206Pb/238U年龄为1065.4±0.6Ma(Wiedenbeck et al.，1995)；元素含量的计算采用硅酸盐玻璃NIST SRM 610为外标，29Si为内标。锆石测试采用的激光束斑直径为40μm，剥蚀深度为20~40μm。详细的仪器参数设置及分析技术见谢烈文等(2008) 。
LA-ICP-MS测得的U-Pb同位素和元素含量原始数据使用GLITTER 4.0软件(Macquarie University)进行处理。各样品的加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot(ver3.0) 程序。
4 分析结果黄海群长石斑岩(15-SU-1) 中的锆石为短柱状，CL图像显示其振荡环带发育，锆石的Th/U比值较高，为0.4~1.2，为典型的岩浆锆石(图 3、表 1)。部分颗粒的外侧有白色的变质增生边，表明曾经历过后期的变质作用。对66颗锆石进行了分析(图 4)，除两颗锆石显示轻微的Pb丢失外，其余64个分析点皆位于谐和线上，其中63个分析点给出了1203±7Ma的207Pb/206Pb加权平均年龄，代表了长石斑岩的喷发时代。
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图 3 平南盆地黄海群火山岩和翁津花岗岩的锆石阴极发光图像 Fig. 3 CL images of the zircons in the volcanic rocks from the Hwanghae Group and the Ongjin granite of the Ongjin area，Pyongnam Basin |
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图 4 平南盆地翁津地区黄海群火山岩和翁津花岗岩的锆石U-Pb年龄 Fig. 4 U-Pb ages of the zircons from volcanic rocks from the Hwanghae Group and the Ongjin granite of the Ongjin area，Pyongnam Basin |
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表 1 朝鲜半岛平南盆地瓮津地区黄海群火山岩与瓮津花岗岩的锆石U-Pb年龄 Table 1 LA-ICP-MS Zircon U-Pb data for Hwanghae Group and Ongjin granite in Ongjin area,Pyongnam Basin, Korean Peninsula |
黄海群绿泥石石英片岩(PK-16) 中的锆石为短柱状，粒径小于100μm，CL图像显示其振荡环带发育，其Th/U比值较高(0.36~1.14) ，为典型的岩浆锆石(图 3)。对40颗锆石进行了测试(图 4)，除7颗锆石经历了轻微的Pb丢失，数据点落在谐和线的下方之外，其余33个数据点皆落在谐和线上，并给出1212~1290Ma、1308~1389Ma和1645Ma三组年龄。其中最年轻一组数据中的22个数据点给出了1235±5Ma的加权平均年龄，表明了该火山岩的喷发时代为~1235Ma，而其余老的年龄值为岩浆喷发时从围岩中捕获锆石的年龄。
瓮津黑云母花岗岩(PK-2) 和黄衣山黑云母花岗岩(K-1157) 中的锆石多为长柱状或短柱状晶体，CL图像显示，锆石具有弱的成分环带(图 3)。锆石的Th/U比值较高(0.34~0.91) ，表明这些锆石为典型的岩浆成因。翁津黑云母花岗岩(PK-2) 中18颗锆石的18个分析点均位于U-Pb谐和线上或附近，给出207Pb/206Pb年龄值为1182~1324Ma，其中15个数据点给出1251±22Ma平均权重年龄，表明翁津黑云母花岗岩的侵位时代~1251Ma。黄衣山黑云母花岗岩(K-1157) 中14颗锆石的14个分析点位于U-Pb谐和线上或附近，给出207Pb/206Pb年龄值为1226~1358Ma，其中12个数据点给出1248±13Ma平均权重年龄，代表了岩浆的形成年龄(图 4)。
5 讨论 5.1 黄海群的沉积时代黄海群地层变形较强，目前尚未发现化石，不能用古生物化石方法来限定其沉积时代。传统观点认为，黄海群的沉积时代为古元古代-中元古代(Paek et al.，1996)，其地质依据为黄海群覆盖在早古元古代甑山群之上，并被新元古代祥源超群不整合覆盖。近年来，大量碎屑锆石U-Pb年龄将黄海群的沉积时代大致限定在古元古代末-中元古代初(Kim et al.，2006，2008; Han，2007; Han et al.，2010)。
我们对黄海群碎屑沉积岩中的火山岩夹层进行了锆石U-Pb年龄测试，获得其中下部层位、最上部层位火山岩的形成年龄分别为1235±5Ma和1203±7Ma，结合侵入于黄海群中的花岗岩的侵位年龄1251±22Ma，表明黄海群的沉积早于1251±22Ma，并在1203±7Ma之后结束，其沉积时代至少持续了一段时间。
5.2 翁津花岗岩的形成时代早期的研究认为，翁津花岗岩的形成早于新元古代(Kim et al.，1988; Kang，1990; Ryu et al.，1990a; Paek and Jon，1991)。此后，虽然Kim et al.(2006) 获得翁津花岗岩的单颗粒锆石U-Pb年龄1199±15Ma，但仍将其侵位年龄定为1700~1200Ma。本文对翁津花岗岩中的翁津岩体和黄衣山岩体进行了锆石原位微区U-Pb年龄测试，分别获得其侵位年龄为1251±22Ma和1248±13Ma，年龄在误差范围内一致，表明是同一期岩浆事件的产物，形成于中元古代的延展纪(Ectasian)。结合Kim et al.(2006) 和Wu et al.(2007) 等报道的中元古花岗岩的侵位年龄~1200Ma，表明中元古代时期的岩浆活动比较活跃，且持续时间较长。
5.3 朝鲜半岛格林威尔期岩浆事件的地质意义本文的研究表明，黄海群与瓮津花岗岩均形成于中元古代的延展纪(Ectasian)，老于新元古代的四堡期。本文的地质概况中谈到过，前人对瓮津花岗岩与黄海群的地质、岩石组合、岩石学、岩石地球化学研究确定，它们不具有同造山岩浆岩的特征，应是古裂谷带发育过程的完整记录(Yang and Kim，2007; Yang et al.，2007; Kim et al.，2006，2008; Han，2007; Han et al.，2010)。
目前的研究表明，华北克拉通在古元古代末-新元古代已经进入稳定的地台发展阶段(赵宗溥，1993; 翟明国和卞爱国，2000; Zhai and Liu，2003; 翟明国和彭澎，2007; Lu et al.，2002，2008; Kusky and Li，2003)，发育有长城系(1.8~1.6Ga)、蓟县系(1.6~1.4Ga)、待建系(1.4~1.0Ga)和青白口系(1.0~0.8Ga)等多期典型的大陆裂谷沉积序列。近年来在青白口系下马岭组中发现了~1.37Ga的凝灰岩(Gao et al.，2007，2008; 高林志等，2007，2009)和侵入其中的~1.32Ga的辉绿岩床(李怀坤等，2009; 张华锋等，2009; Zhang et al.，2012)，与东缘裂谷沉积岩碎屑锆石中获得的年龄1300~1000Ma相一致，表明华北北缘的裂谷系与燕辽裂陷槽具有相同的层序与沉积历史，推测其为同期裂谷的产物(翟明国等，2014)。黄海群火山岩与翁津花岗岩的形成时代略晚于下马岭组中岩墙的形成时代，与东缘裂谷沉积岩碎屑锆石中获得的年龄相一致，表明朝鲜中部黄海古裂谷与中国华北东缘古裂谷在时间上具有同期性。上述裂谷带的存在有力的证明了华北克拉通在中元古代延展纪(Ectasian)，不可能属于Grenville造山带，同时也证明了中国华北与朝鲜，在中元古代具有同样的发展历史。
6 结论本文获得了朝鲜平南盆地黄海群火山岩和翁津花岗岩的锆石U-Pb年龄，得到如下结论：
(1) 黄海群中下部层位及最上部层位火山岩的形成年龄分别为1235±5Ma和1203±7Ma，结合侵入于黄海群中的花岗岩的侵位年龄1251±22Ma，表明黄海群的沉积早于1251±22Ma，并在1203±7Ma之后结束；
(2) 翁津黑云母花岗岩和黄衣山黑云母花岗岩分别形成于1251±22Ma和1248±13Ma，表明早期划分的翁津期花岗岩为中元古代花岗岩质岩浆作用的产物；
(3) 黄海群火山岩和翁津期花岗岩的形成年龄表明朝鲜半岛发育中元古代岩浆作用(1.25~1.20Ga)，从而明确朝鲜黄海古裂谷与中国华北东缘古裂谷在时间上具有同期性，同时也表明中国华北与朝鲜在中元古代具有同样的发展历史。
致谢 感谢周艳艳博士和卢俊生博士两位审稿人耐心细致的修改，使得本稿更加完善！| [1] | Gao LZ, Zhang CH, Shi XY, Zhou HR, Wang ZQ and Song B. 2007. A new SHRIMP age of the Xiamaling Formation in the North China Plate and its geological significance. Acta Geologica Sinica , 81 (6) :1103–1109. DOI:10.1111/acgs.2007.81.issue-6 |
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