2013, Vol. 29
2. 西北大学 大陆动力学国家重点实验室, 西安 710069;
3. 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029
2. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Northwest University, Xi’an 710069, China;
3. Institute of Geology and Geophysics, Chinese Academy of Science, Beijing 100029, China
秦岭造山带夹持于华北克拉通与华南克拉通之间, 其西连祁连-昆仑造山带, 东接桐柏-红安-大别-苏鲁造山带, 是一个经历了新元古代-古生代-中生代多次构造-岩浆热事件的复合型中央造山带(图 1; Mattauer et al., 1985; Kröner et al., 1993; Meng and Zhang, 1999; 张国伟等, 2001)。前人对自古生代以来秦岭造山带的形成与演化历史进行了大量深入的研究, 提出了多个造山带演化模型(Xue et al., 1996b; Meng and Zhang, 2000; 张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b; Wu and Zheng, 2013)。关于秦岭造山带是否存在中-新元古代板块俯冲碰撞构造体制这一问题依然存在争议(李曙光等, 1991; 裴先治等, 1998; 张本仁等, 1998; 张国伟等, 2000;董云鹏等, 2003; 陆松年等, 2003; Dong et al., 2008), 尤其对新元古代岩浆作用和构造环境的综合研究还相对匮乏。早在八、九十年代区域地质调查期间(河南省地矿厅区调队1994①), 我国地质工作者就已确认在秦岭造山带核部存在大规模的晋宁期岩浆活动。近期, 部分学者对秦岭造山带中-新元古代岩浆作用做了大量的工作并取得了一定进展(张成立等, 2004; 王涛等, 2005; Chen et al., 2006; 陈隽璐等, 2007; Dong et al., 2008; Bao et al., 2008), 但该期花岗岩类的岩石组合特征、时空演变特点以及成因物源分析还不太清楚, 尤其一些岩体还缺乏精确的年龄资料。因此, 系统地解剖前寒武纪岩浆作用, 是探索我国中部是否存在中-新元古代碰撞造山带的关键, 也是深入了解华南陆块与华北陆块之间相互作用的前提。
① 河南省地矿厅区调队.1994.河南省1:5万寨根、米坪、西坪、丁河4幅地质图说明书
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图 1 中国地质简图(a)、秦岭造山带构造简图(b, 据张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b修改)和北秦岭地体新元古代花岗岩体分布(c, d, 据卢欣祥等, 2000修改) 图中各岩体年龄前标注Zr表示锆石U-Pb年龄, 标注Sr表示全岩Rb-Sr年龄, 测试方法详见表 6 Fig. 1 Simplified geological map of China(a), tectonic sketch map of the Qinling orogenic belt showing major tectonic units(b, after Zhang et al., 2001; Dong et al., 2011b)and the distribution of granitoids, with emphasis on Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain(c, d, after Lu et al., 2000) |
新元古代花岗岩类在南、北秦岭均有出露。早期的同碰撞花岗岩侵入体集中分布于北秦岭地体的秦岭群之中, 这些花岗岩侵入体几乎无一例外的都经历了强烈的变质、变形作用而成为片麻岩类；中期具有裂解成因的火山-岩浆侵入岩带多分布于南秦岭地体之中。目前, 在北秦岭已识别出十余个花岗片麻岩体。本次对北秦岭地体中的两个典型岩体从锆石U-Pb同位素年代学、主量-微量地球化学特征以及Sr-Nd-O同位素组成等方面进行综合研究。结合前人资料, 试图从年代学格架、岩石组合以及时空演变等方面进行系统地总结, 以期从花岗岩带的演变过程来探讨其成因演化、源区特点以及构造背景, 为系统总结秦岭造山带多期岩浆作用和探讨新元古代秦岭造山带的前寒武纪地壳形成和演化提供可靠依据。
2 地质背景秦岭造山带北以灵宝-鲁山-舞阳断裂为界, 与华北板块分开；南以勉略-巴山-襄广断裂为界, 与华南板块隔开(张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b)。沿着洛南-栾川断裂带以及两个缝合带(图 1b；商丹缝合带和勉略缝合带), 秦岭造山带从北向南被分成四部分：华北板块南缘、北秦岭地体、南秦岭地体以及华南板块北缘, 其中, 商丹缝合带是北秦岭和南秦岭的分界线；勉略缝合带是南秦岭和华南板块北缘的分界线(张国伟等, 2001; Dong et al., 2011b)。
在北秦岭地体中(图 1c), 由北向南瓦穴子-乔端剪切带及朱夏剪切带又把北秦岭地块划分成四个岩石单元：宽坪群、二郎坪群、秦岭群及丹凤群。其中, 宽坪群主要由绿片岩、角闪岩、石英云母片岩以及大理岩组成。先前研究认为, 宽坪群代表中元古代时期沉积在弧后盆地(张国伟等, 2001)或边缘盆地里的蛇绿混杂岩(Xue et al., 1996a, b; Ratschbacher et al., 2003)。最近的研究发现, 宽坪群实际上由形成年龄为943Ma变基性火山岩和形成年龄为＜600Ma变质沉积岩组成, 并指出原岩为基性火山岩的绿片岩具有典型的N-MORB地球化学特征, 可能属于新元古代格林威尔造山运动残留下的一套蛇绿岩残片(第五春荣等, 2010)；并且Dong et al.(2011b)认为变质沉积单元主要由早古生代的陆源碎屑沉积物组成。宽坪群的南侧发育二郎坪群, 主要由蛇绿岩单元、碎屑沉积岩及碳酸盐岩组成, 变质程度达绿片岩相至角闪岩相(Dong et al., 2011b)。秦岭群主要由片麻岩、角闪岩及大理岩组成。其下段主要由复杂变形的形成于1000~900Ma(陈能松等, 1991; 时毓等, 2009; 杨力等, 2010; 万渝生等, 2011)的黑云斜长片麻岩、麻粒岩、角闪岩、石墨大理岩和花岗岩类侵入体组成(游振东等, 1991; 杨崇辉等, 1992; 张宏飞等, 1993; 陆松年等, 2003; 张成立等, 2004; Chen et al., 2004, 2006; 王涛等, 2005; 陈隽璐等, 2007; Wang et al., 2011), 新元古代花岗岩体多数侵入于该岩群中；上段主要由发生轻微褶皱变形的大理岩组成(Xue et al., 1996b)。另外, 在秦岭岩群南侧出露~1000Ma松树沟蛇绿岩, 然而, Su et al.(2004)获得来自该地区辉石岩和变质辉长岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为501±10Ma和490±10Ma。位于商丹缝合带和秦岭群之间的丹凤群是一个形成于古生代的蛇绿混杂岩带, 变质程度达绿片岩相至角闪岩相。
秦岭造山带经历了早古生代南、北秦岭的俯冲碰撞和晚三叠世华南和华北陆块碰撞造山作用, 记录了多期次构造-岩浆热事件。新元古代时期, 秦岭造山带发生了不同陆块间的汇聚和裂解, 形成了同碰撞(北秦岭)(杨崇辉等, 1992; 陆松年等, 2003; Wang et al., 2003, 2011; Chen et al., 2004, 2006; 王涛等, 2005)→后碰撞(张成立等, 2004; 陈隽璐等, 2007)→板内非造山型小花岗岩体(南、北秦岭)(卢欣祥等, 1999; 陆松年等, 2003; Bao et al., 2008)；古生代期间, 在北秦岭存在商丹洋沿商丹带一线发生向北俯冲(Dong et al., 2011b)或者二郎坪弧后盆地沿朱夏构造带一线发生向南俯冲碰撞(Xue et al., 1996a, b), 形成大量的俯冲碰撞型花岗岩类和基性岩类岩浆作用(Wang et al., 2009; Dong et al., 2011a)；中生代时期, 华南和华北陆块最终汇聚碰撞拼合, 形成秦岭造山带, 并在南、北秦岭地体中产生大量的印支期花岗岩(Sun et al., 2002; 张成立等, 2008; Qin et al., 2009, 2010; 秦江峰和赖少聪, 2011)和分布于东秦岭和华北陆块南缘燕山早期花岗岩(Mao et al., 2010; 王晓霞等, 2011)。
3 分析方法岩石样品采用常规方法破碎后, 锆石分选采用标准重液和磁选方法, 经双目镜下精心挑选出晶形完好、无明显裂痕且矿物包裹体少的锆石作为测定对象, 然后制环氧树脂靶, 抛光至锆石内部结构暴露, 接着进行锆石显微反射光和透射光照相、阴极发光(CL)显微图象分析, 以便检查锆石的内部结构, 利于选择适宜的测试点位。锆石阴极发光显微照相在中国科学院地质与地球物理研究所Cameca SX51电子探针仪器上完成, 分析电压为15kV。
锆石Cameca IMS-1280离子探针U-Pb测年在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室完成, U-Th-Pb含量和比值采用91500锆石标样计算, 具体分析方法和测试流程见Li et al.(2009)；锆石LA-ICPMS U-Pb测年在中国科学技术大学中科院壳幔物质与环境重点实验激光剥蚀电感耦合等离子体质谱室完成。锆石U-Pb同位素组成分析采用91500国际标准锆石作为外标, 元素含量测定采用NIST SRM610作为外标, 29Si作为内标。详细的仪器参数与分析流程参见Liu et al.(2007)。同位素数据结果处理采用ISOPLOT软件(Ludwig, 2003)完成。锆石微区原位氧同位素分析在中国科学院地质与地球物理研究所离子探针实验室Cameca IMS-1280型多接收器二次离子质谱仪上完成。实验过程中, 将做过SIMS锆石U-Pb定年样品靶同一位置域再打磨去~5μm, 以便确保除去前期U-Pb测年时测试域带来的氧污染。具体详细的测试流程参照Li et al.(2010)。
全岩粉末样品的主量元素分析在中国科学院地质与地球物理研究所岩矿分析实验室完成。将重量为5g的200目粉末样品熔制成玻璃饼, 采用顺序式X射线荧光光谱仪XRF-1500进行主量元素分析, 分析精度优于1%。稀土和微量元素含量在中国科学技术大学中科院壳幔物质与环境重点实验ICPMS实验室采用溶液ICP-MS法测定, 将粉末样品在Teflon溶样罐中加酸至完全溶解后转移至PE瓶中并加入1mL In内标定溶到80.00g待测, 仪器的工作参数和详细分析方法参照侯振辉和王晨香(2007)。
Rb-Sr和Sm-Nd同位素比值采用同位素稀释法测定, 在中国科学技术大学放射性成因同位素地球化学实验室热电离质谱计MAT-262上进行。样品的化学分离纯化在该实验室净化实验室完成。Sr和Nd同位素比值测定分别采用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/149Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正, 化学流程和同位素比值测定参见Chen et al.(2002, 2007)。
4 样品和分析结果 4.1 岩相学特征方庄岩体 发育在北秦岭地体寨根以北方庄一带, 呈NW向展布, 侵入于秦岭群变质杂岩中, 受到强烈的构造变形作用, 糜棱片理明显, 片麻线理方向与WNW向区域片麻理方向基本一致。岩体主要由花岗糜棱岩、花岗片麻岩组成。花岗糜棱岩样品(YLG0810)采自于寨根乡-陈阳坪镇乡道约1.5km处路边上(坐标N 33°33′56″, E 111°10′38″), 此处岩体中可见秦岭群透镜体被包裹在花岗糜棱岩中, 透镜体岩性为黑云斜长片麻岩和斜长角闪岩等。花岗糜棱岩样品含较少暗色矿物, 颗粒较小, 糜棱岩化和片麻理结构发育。
德河岩体 出露于河南省西峡县西坪镇德河村一带, 距寨根乡北偏西约5km, 平面形态呈长轴NW向的椭圆状, 出露面积约6km2 (陈志宏等, 2004), 岩体围岩为与秦岭群相当的前寒武纪变质岩系, 直接围岩为峡河群钙硅酸粒岩和变粒岩, 二者呈侵入接触关系, 岩体边部可见围岩包体及局部可见冷凝边等。岩体主要岩石类型为含斑黑云二长花岗岩, 灰白色, 变余似斑状结构, 片麻状构造发育。钾长石斑晶发育, 多呈眼球状；基质为中细粒半自形-他形粒状结构。主要矿物组成为钾长石、斜长石、石英、黑云母, 及少量白云母、石榴子石等。黑云二长片麻岩样品(FK11-38)采自于西坪镇北~5km公路边(坐标N 33°31′39″, E 111°04′33″), 岩体中可见基性包体或捕掳体, 钾长石斑晶较大, 片麻理结构强烈发育。
4.2 锆石U-Pb年龄从方庄岩体的样品YLG0810中挑选出的锆石粒径多为150~250μm, 长宽比约为2:1左右。晶体为浅黄色透明的板状、长柱状半自形-自形晶, 部分锆石晶面具溶蚀现象。有些锆石颗粒显示核、幔、边结构(图 2a)。核部浑圆状至不规则状；幔部具有高CL亮度、弱环带构造；边部具有暗CL图像、弱环带结构。
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图 2 方庄岩体(a, 样品YLG0810)和德河岩体(b, 样品FK11-38)中代表性锆石颗粒CL图像及SIMS和LA-ICP-MS测试点位置 Fig. 2 Cathodoluminescence(CL)images of representative zircon grains from the Fangzhuang pluton(a, sample YLG0810)and the Dehe pluton(b, sample FK11-38) |
对样品YLG0810采用Cameca IMS-1280离子探针进行了SIMS U-Pb测年, 测试结果见表 1。主要针对核部和边部共测试了18个点, 其中核部分析8个点, 其Th/U为0.11~1.03, 平均为0.56, 指示了岩浆锆石成因；在幔部测试1个点, 其Th/U为0.43；在边部共测试9个点的Th/U为0.04.~0.66, 平均为0.15, 多数＜0.10, 类似变质增生锆石特征。然而, 部分锆石206Pb/238U年龄值存在同一颗粒的核部比边部要小的现象(图 2a), 可能是由于锆石核部受到了构造变形的强烈改造局部Pb丢失而造成的, 这与锆石的寄主岩石花岗糜棱岩受到强烈变形的宏观岩相学特征基本一致。因此本次研究把在核部和幔部的8个相对谐和集中的206Pb/238U年龄值(946~921Ma)的加权平均年龄933.4±9.2Ma(图 3a)作为方庄岩体的形成年龄, 这与较好的谐和线上交点年龄948+63/-37Ma在误差范围内基本一致。另外, 在锆石颗粒边部9个测试点中, 2个分析点显示较高U含量, 1068×10-6~2601×10-6, Th/U为0.08~0.17, 给出了两个不谐和206Pb/238U年龄值453~419Ma, 且接近于下交点处, 因此可能为变质成因, 记录了古生代的热事件。然而, 陆松年等(2003)曾采用TIMS方法获得该岩体的锆石U-Pb年龄为725.7±3.0Ma, 并认为方庄岩体的形成与大陆裂解作用有关。鉴于北秦岭地体历经长期复杂历史并遭受多期构造岩浆热事件, 该岩体已强烈糜棱岩化, 725.7±3.0Ma所代表的意义还有待于进一步讨论, 方庄岩体的构造环境和意义理应进行重新判定。因此, 本文获得的SIMS锆石U-Pb年龄933.4±9.2Ma可以代表方庄岩体的形成年龄。
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表 1 方庄岩体(样品YLG0810)SIMS锆石U-Pb分析结果 Table 1 SIMS zircon U-Pb isotopic data for the Fangzhuang pluton(sample YLG0810) |
从德河岩体的样品FK11-38中挑选出的锆石颗粒数量较多, 锆石粒径变化不大, 多为100~150μm, 长宽比多集中在2:1左右。晶体多为浅紫色至无色、透明至半透明的长-短柱状自形晶, 显示岩浆锆石的成因。部分锆石颗粒具有核部、边部结构, 其中核部CL图像较暗；边部相对较亮而窄(图 2b)。对样品FK11-38进行了LA-ICP-MS U-Pb测年, 测试结果如表 2所示。
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表 2 德河岩体(样品FK11-38)LA-ICP-MS锆石U-Pb分析结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic data for the Dehe pluton(sample FK11-38) |
对该样品共进行40个点的测试分析, 可将锆石年龄值分为五组(表 2、图 3b)：第一组2颗锆石谐和性较好, 锆石Th/U为0.29~0.73, 207Pb/206Pb加权平均年龄为1671±46Ma；第二组只有1颗锆石, 207Pb/206Pb表面年龄为1442±38Ma, Th/U为0.24；第三组5个颗粒中4个颗粒谐和性较好, Th/U为0.15~0.41, 207Pb/206Pb加权平均年龄为1237±32Ma。综上, 前三组年龄的锆石的韵律环带均较发育, 显示了岩浆结晶成因的特点, 可能为继承锆石或捕获锆石, 记录了古-中元古的岩浆活动。第四组有31个颗粒, 锆石具有典型的岩浆双锥振荡环带结构, 锆石Th含量变化范围为31.74×10-6~529.17×10-6, U含量变化范围为161.56×10-6~1343.19×10-6, Th/U比值介于0.07~0.69之间, 多数大于0.1, 指示锆石为重熔再造岩浆成因。其中31个分析点中20个谐和点206Pb/238U加权平均年龄为948.1±8.9Ma, 本文认为该年龄代表了德河岩体主体岩浆结晶的年龄, 这与前人报道该岩体的SHRIMP锆石U-Pb年龄943±18Ma(陈志宏等, 2004; Chen et al., 2006)和LA-ICPMS锆石U-Pb年龄925±23Ma(Wang et al., 2011)在误差范围内一致。第五组仅有1个颗粒, 锆石Th含量为23.96×10-6, 高U含量为2459.2×10-6, Th/U比值为0.01, 指示为变质成因锆石, 206Pb/238U表面年龄为460±8Ma, 可能代表了早古生代变质作用的时代, 这与方庄岩体所揭示的453Ma热事件同期。
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图 3 方庄岩体(a, 样品YLG0810)锆石SIMS U-Pb年龄和德河岩体(b, 样品FK11-38)锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄 其中年龄>1000Ma, 采用207Pb/206Pb表面年龄计算；反之, 采用206Pb/238U表面年龄 Fig. 3 U-Pb zircon SIMS data for the Fangzhuang pluton(a, sample YLG0810)and U-Pb zircon LA-ICP-MS data for the Dehe pluton(b, sample FK11-38) |
截止目前, 仅有陆松年等(2003)对方庄岩体进行过主、微量元素测试分析, 本文在此基础上对该岩体进行元素地球化学分析和同位素组成分析(表 3、表 4)。该岩体花岗糜棱岩样品具有较高的SiO2(~73%)、Al2O3(13.38%~14.02%)和Fe2O3T含量(3.11%~3.45%), 中等MgO含量(0.61%~0.72%), 在TAS图解上, 落入花岗岩区域(图 4)；其K2O含量高于Na2O含量(K2O/Na2O=1.14~1.47), A/CNK值为1.14~1.22, 总体上属于高钾钙碱性(图 5a)过铝质(图 5b)岩石。岩体稀土总量相对较高(∑REE=145×10-6~155×10-6), 轻稀土相对重稀土富集, (La/Yb)N为10.17~10.93, 轻稀土元素相对重稀土元素较高程度的分异, (La/Sm)N为3.45~3.68, (Tb/Yb)N为1.88~1.82, 中等铕负异常(δEu=0.40~0.53)(图 6a), 富集大离子亲石元素(Rb、K、Pb等), 亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti等)(图 6b)。同位素组成上(图 7a), 初始εNd值为-6.0, 初始87Sr/86Sr比值为0.72455, 两阶段Nd模式年龄为2.09Ga(tDM2)(图 7b)。
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表 3 方庄和德河岩体主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成 Table 3 Contents of major(wt%)and trace elements(×10-6)for the Fangzhuang and Dehe plutons |
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表 4 北秦岭地体新元古代花岗岩类SR-Nd同位组成 Table 4 Sr-Nd composition of Neoproterozoic granitoids in the North Qinling Terrain |
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图 4 北秦岭新元古代花岗岩类TAS图解(分类界线据Le Maitre et al., 1989), 其中碱性和亚碱性的划分虚线据Irvine and Baragar(1971) 资料来源：游振东等(1991)、杨崇辉等(1992)、张宏飞等(1993)、陆松年等(2003)、Chen et al.(2006)、张成立等(2004)、陈隽璐等(2007)、Bao et el.(2008)及本文数据 Fig. 4 TAS classification diagram for Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain(after Le Maitre et al., 1989), dashed line separating the alkaline and sub-alkaline fields(after Irvine and Baragar, 1971) |
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图 5 北秦岭新元古代花岗岩类K2O-SiO2图解(a, 分类界线据Rickwood, 1989)和A/CNK-A/NK图解(b) 资料来源：游振东等(1991)、杨崇辉等(1992)、张宏飞等(1993)、陆松年等(2003)、Chen et al.(2006)、张成立等(2004)、陈隽璐等(2007)、Bao et al.(2008)及本文数据 Fig. 5 K2O-SiO2 diagram(a, classification after Rickwood, 1989)and A/CNK-A/NK diagram(b)for Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain |
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图 6 北秦岭新元古代花岗岩类稀土元素配分图(a)和微量元素蛛网图(b)(球粒陨石和原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989) 资料来源：游振东等(1991)、杨崇辉等(1992)、张宏飞等(1993)、陆松年等(2003)、Chen et al.(2006)、张成立等(2004)、陈隽璐等(2007)、Bao et al.(2008)及本文数据 Fig. 6 Chondrite-normalized rare earth element diagram(a)and primitive mantle-normalized trace element diagram(b)(normalization values after Sun and McDonough, 1989)for Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain |
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图 7 北秦岭新元古代花岗岩类(87Sr/86Sr)i-εNd(t)同位素图解(a)和岩体形成年龄t(Ma)与两阶段模式年龄tDM2(Ma)关系图(b) 资料来源：北秦岭地体新元古代花岗岩类, 牛角山(王涛等, 2005)、西涝峪(沙坪)(杨崇辉等, 1992)、方庄(本文)、德河(张宗清等, 2006及本文)、蔡凹和黄柏峪(张宏飞等, 1993)、两河口(陈隽璐等, 2007)、方城岩体(张正伟等, 2000; Bao et al., 2008)；秦岭群片麻岩(张宗清等, 1994)和两类斜长角闪岩(张宗清等, 1994; 闫全人等, 2009)；松树沟蛇绿岩范围(李曙光等, 1991; Liu et al., 2004; Dong et al., 2008).其中图(a)中小括号内的880Ma和940Ma分别为北秦岭新元古代岩体可能源岩的反算时间 Fig. 7 Initial 87Sr/86Sr versus εNd(t)plot(a)and correlation diagram between the formation age and tDM2(Ma)(b)for Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain |
前人对德河岩体进行过一些研究(游振东等, 1991; 陆松年等, 2003; 张宗清等, 2006; Chen et al., 2006; Wang et al., 2011)。其主要岩石类型为黑云母斜长片麻岩。岩石具有较高SiO2(70.93%~72.54%)、Al2O3(13.12%~13.75%)和Fe2O3T含量(3.81%~4.66%), 中等MgO含量(0.66%~1.27%), K2O含量高于Na2O含量(K2O/Na2O=1.45~1.69)(表 3), 在TAS图解上也落入花岗岩范围内(图 4), A/CNK值为1.08~1.16, 总体上, 也属于与方庄岩体类似的过铝质高钾钙碱性岩石系列(图 5a, b)。德河岩体稀土元素(表 3)总量相对较高(∑REE=174.6×10-6~196.8×10-6), 轻稀土元素相对重稀土元素富集, (La/Yb)N 为7.00~8.59, 轻稀土元素相对重稀土元素具有较高程度的分异, (La/Sm)N为3.14~3.50, (Tb/Yb)N为1.19~1.61, 中等铕负异常(δEu值为0.44~0.51)(图 6a), 富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素(图 6b)。同位素组成显示(表 4及图 7a), 初始εNd值为-5.3~-4.8, 初始87Sr/86Sr比值变化在0.69641~0.72074之间, 两阶段Nd模式年龄2.00~2.05Ga(图 7b)。
4.4 氧同位素组成本文对方庄岩体进行了锆石微区SIMS氧同位素分析。30个锆石颗粒(包括20个定年锆石)的微区氧同位素分析结果见表 5和图 8。分析结果表明, 方庄岩体锆石具有相对均一的氧同位素组成, δ18O值在8.3‰~11.9‰之间, 氧同位素组成近似正态分布(图 8a), δ18O平均值为8.96±0.14‰(MSWD=3.5, n=28), 远高于地幔锆石δ18O的平均值(5.3±0.6‰; Valley et al., 1998; Page et al., 2007), 反映了岩体的壳源成因特点。从Th/U-δ18O-206Pb/238U年龄图解(图 8b)中可以观察到, 相比新元古代时期形成的岩浆结晶锆石而言, 古生代期间变质增生的锆石其δ18O值没有发生明显变化, 这说明岩浆热液活动可能没有显著影响δ18O值。
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图 8 方庄岩体(样品YLG0810)锆石氧同位素组成柱状图(a)和锆石U-Pb年龄-Th/U-δ18O相关图解(b) Fig. 8 Histograms of zircon δ18O values(a)and correlations between U-Pb ages, Th/U ratios and δ18O values(b)for zircons from sample YLG0810 of the Fangzhuang pluton |
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表 5 方庄岩体(样品YLG0810)SIMS锆石氧同位素测试结果 Table 5 SIMS zircon O isotopic data for the Fangzhuang pluton(sample YLG0810) |
根据收集和本文报道的15个花岗岩类岩体的锆石U-Pb年龄, 本次建立了北秦岭地体新元古代花岗岩类的年代学格架, 将该期岩浆活动演化划分为980~870Ma挤压碰撞和~844Ma伸展裂解两个主要形成阶段(表 6、图 9)。
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表 6 北秦岭新元古代花岗岩类锆石年龄统计 Table 6 Ages of Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain |
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图 9 北秦岭地体新元古代花岗岩类锆石年龄分布统计图 资料来源见表 6 Fig. 9 Histogram of zircon ages for Neoproterozoic granitoids in the North Qinling terrain |
该期花岗岩是北秦岭地体中新元古代花岗岩的主要组成部分, 目前已识别出14个岩体(表 6), 除了1个具有不太可靠年龄的黄柏峪岩体外(全岩Rb-Sr等时线年龄670±40Ma；张宏飞等, 1993), 具有锆石U-Pb年龄的岩体有13个, 这些岩体遍布北秦岭地体, 主要侵入于秦岭群杂岩中, 出露面积一般较小, 岩体走向WNW与区域构造线方向基本一致, 在北秦岭地体内以线性排列。依据花岗岩体的变质变形特征, 这14个岩体又被分为两类(图 9)：第一类(~940Ma)发生强烈变质变形的岩体；第二类(~880Ma)具有较弱-无变质变形的岩体。
第一类岩体在北秦岭地体中出露的较多, 已发现牛角山、西涝峪(沙坪)、郭家坪、 李家沟、 方庄、 新阳、德河、石槽沟、元龙、寨根以及黄土坳等11个变形强烈的线状、不规则状椭圆形岩体(杨崇辉等, 1992; 王涛等, 1998, 2005; 陆松年等, 2003, 2005; 李曙光和李王晔, 2004①; 陈志宏等, 2004; Chen et al., 2006; 刘会彬等, 2006;裴先治等, 2007; Wang et al., 2011), 部分岩体边缘位置残留有暗色包体(如德河岩体)。该期岩体岩石类型主要以花岗质片麻岩或片麻状花岗岩为主, 条带状、眼球状片麻理构造发育, 片麻理产状与区域构造线展布方向基本一致, 部分岩体边部发育岩浆叶理；岩体产出的部位并非在区域韧性剪切带, 另外, 在围岩中也几乎没有发现局部的塑性变形, 这些特征暗示了这些变形改造作用不是局部的剪切变形(晋宁或加里东期), 而是区域构造变形变质作用所致(王涛等, 1998; 陆松年等, 2003; Wang et al., 2003, 2005)。
① 李曙光, 李王晔. 2004. 西秦岭-松潘构造结形成演化与大陆动力学研究中期汇报材料. 中国科学技术大学
这类花岗岩体以二云母二长花岗岩、花岗片麻岩为主, 矿物组成主要为钾长石、斜长石、石英、黑云母及少量白云母；副矿物为石榴子石、铁钛氧化物、磷灰石及锆石等, 富铝相矿物石榴子石和白云母的出现, 显示了S型花岗岩的特征；在TAS图解上, 主要落于花岗岩区域(图 4)。主量元素方面, 显示富硅、铝、钾特点, K2O/Na2O比值变化大(多数>1.40), A/CNK值为1.04~1.99, 属高钾钙碱性-钙碱性、过铝质岩石系列(图 5)；较低的Mg#值26~36, 多数小于30。微量元素地球化学特征上, 显示了轻稀土富集、重稀土亏损且轻、重稀土元素分异强烈的特点, 配分曲线整体呈右倾型(图 6a)；中等铕负异常(δEu值0.32~0.84)；在微量元素蛛网图上(图 6b), 呈现大离子亲石元素富集, 高场强元素亏损的特征。同位素组成上, 具有初始Sr同位素变化大、低初始εNd 特征(图 7a)和高Nd模式年龄值(图 7b), 较高的氧同位素组成(图 8a)。这些地球化学特征综合指示该类岩体属于S型花岗岩。
第二类岩体目前识别出的典型岩体仅有两河口、蔡凹及黄柏峪等3个岩体(张宏飞等, 1993; 张成立等, 2004; 陈隽璐等, 2004, 2007; Chen et al., 2006)。出露位置上与第一类岩体不同的是, 该类岩体出露在北秦岭构造块体的中段, 平面形态呈一近似椭圆状或大小不等的透镜状, 蔡凹和黄柏峪岩体出露面积相对较大。其中, 陕西太白地区出露的两河口岩体(陈隽璐等, 2004, 2007)东西边界多呈脉状侵入到秦岭群中, 南北边界与围岩多呈混合过渡、局部残留有侵入接触关系, 该岩体糜棱面理、动力塑性流变褶皱及片麻理构造发育, 片麻理走向与区域构造线方向大致平行, 反映出该岩体遭受了多期复杂的深层次变质变形改造, 可能为一变形向未变形过渡的岩体；然而, 蔡凹和黄柏峪岩体均呈株状产于秦岭群变质杂岩中, 与围岩侵入接触, 平面上近似椭圆状出露, 岩体无明显变形, 基本不发育片麻理构造(张宏飞等, 1993; 张成立等, 2004)。
两河口岩体岩性主要为眼球状片麻状花岗岩和细粒二长花岗岩, 主要由斜长石、钾长石、石英、黑云母及少量的角闪石等矿物组成(陈隽璐等, 2007), 在TAS图解上主要落入花岗岩、花岗闪长岩区域内(图 4), 总体显示高钾钙碱性(图 5a)、弱过铝质花岗岩的特点(图 5b; 陈隽璐等, 2007)；两河口岩体稀土元素总量较高、轻重稀土分异强烈、轻稀土富集、重稀土亏损、中等铕负异常, 稀土元素配分曲线整体呈富集型(图 6a)；在微量元素蛛网图上(图 6b), 富集大离子亲石元素, 亏损高场强元素；具有低初始εNd 值和初始87Sr/86Sr比值低且变化范围窄以及高Nd模式年龄的特点(表 4、图 7)。总体上, 两河口岩体显示出I型花岗岩地球化学特征。
蔡凹和黄柏峪岩体岩性主要为中细粒花岗闪长岩、二长花岗岩, 主要矿物组成为石英、钾长石、斜长石、角闪石、黑云母, 副矿物有磷灰石、锆石、榍石及磁铁矿组合(张宏飞等, 1993; 张成立等, 2004)。在TAS图解上(图 4), 主要落入花岗岩、花岗闪长岩到石英二长岩的区域, 总体呈现富碱的中-高钾钙碱性(图 5a)、较弱过铝质至准铝质的岩石特点(图 5b)；这两个岩体稀土总量较高、轻重稀土分异较第一阶段岩体强烈、轻稀土更为富集、重稀土更加亏损、中等铕负异常(图 6a)；在微量元素蛛网图上(图 6b), 富集轻稀土和大离子亲石元素, 贫化高场强元素, 高度显著亏损P、Ti及重稀土等；具有高初始εNd值(1.1~5.6)、低且变化范围较窄的初始87Sr/86Sr比值及Nd模式年龄较小的特征(表 4、图 7)。总体上, 蔡凹和黄柏峪岩体显示了I型花岗岩的地球化学特征(张宏飞等, 1993; 张成立等, 2004)。
5.2 第二阶段花岗岩类(~844Ma)目前, 仅识别到出露于方城塔山-双山-宋坟一带的方城碱性正长岩这一处岩体。该岩体主要侵入于华北南缘栾川群中, 部分侵入于秦岭群杂岩中, 出露面积约7km2, 岩体基本无变形。岩石类型以碱性长石正长岩、霓辉正长岩和角闪云霞正长岩为主(Bao et al., 2008), 主要矿物组成为微斜长石、微斜条纹长石及钠长石、少量的霞石、霓辉石及角闪石。在TAS图解上, 主要落入碱性岩区域内(图 4), 与其矿物组成含有碱性暗色矿物和副长石一致；岩石SiO2含量较低、富碱和铝；稀土元素总含量较高、轻稀土元素相对富集、重稀土元素分异较弱(图 6a；Bao et al., 2008), 富集大离子亲石元素、无Nb、Ta、Zr、Hf含量异常, 但相对显著亏损Sr、Ba、Ti含量(图 6b), 中等铕负异常, 暗示岩浆在结晶过程早期可能存在斜长石和Ti-Fe氧化物的分异；其具有低的初始εNd值, 钕模式年龄值为1.36~1.57Ga(表 4及图 7；张正伟等, 2000; Bao et al., 2008)。上述特征显示方城碱性岩体属A型花岗岩体(Bao et al., 2008)。
6 岩浆成因和演化特征在北秦岭地体中, 第一类岩体(~940Ma)的同位素组成与秦岭群杂岩中的片麻岩具有很好的亲缘关系(图 7a)。岩体显示锶同位素变化大, 初始εNd值为-6.9~-3.5, 对应的两阶段钕模式年龄1.90~2.18Ga, 与秦岭群杂岩年龄极为接近(张宏飞等, 1995; 陆松年等, 2006; 张宗清等, 2006)。另外, Wang et al.(2011)获得德河岩体的初始εHf平均值约-4.0, 且两阶段Hf模式年龄为1.6~2.2Ga, 结合方庄岩体具有较高氧同位素组成特征(δ18O平均值8.96, 图 8a), 可能暗示该类花岗岩体的物源来自形成于古元古代时期的秦岭群片麻岩陆壳的部分熔融, 综合该类岩体含石榴子石及白云母矿物、高硅铝、富集大离子亲石元素、亏损高场强元素等地球化学特征, 说明了该类岩体是造山过程中强烈挤压同碰撞阶段岩浆作用的产物, 属于S型花岗岩。
在第二类岩体中(~880Ma), 蔡凹和黄柏峪岩体具有高初始εNd 值、较低且变化小的初始87Sr/86Sr比值及较年轻的模式年龄(表 4、图 7), 表现出在源区上与秦岭群中形成于新元古代的第一类斜长角闪岩(张宗清等, 1994; 时毓等, 2009; 闫全人等, 2009)和松树沟蛇绿岩(李曙光等, 1991; Liu et al., 2004; Dong et al., 2008)有相似特点(图 7a), 暗示了它们具有类似的与亏损幔源物质相关的岩浆源区, 可能来自类似于秦岭群第一类斜长角闪岩和松树沟蛇绿岩的洋壳物质的部分熔融；结合富集轻稀土和大离子亲石元素, 显著亏损重稀土、P、Ti等的后碰撞高钾钙碱性地球化学岩石特征(Küstera and Harmsb, 1998), 说明该期岩体形成于因碰撞挤压致使地壳快速缩短增厚的碰撞后期阶段, 是地幔物质上涌造成下地壳中碰撞之前形成的消减带组分温度升高部分熔融的岩浆作用产物；这也与造山后碰撞松弛阶段所形成花岗岩体的源区物质既有来自新生地壳的部分加入, 也有早期俯冲消减带形成物质的参与相一致(Liégeois, 1998)。
与第一类岩体相比, 第二类岩体中的两河口岩体初始87Sr/86Sr比值变化范围小, 但初始εNd值略大(-5.4~-3.3)与秦岭群片麻岩相似(图 7a), 两阶段Nd模式年龄(1.87~2.04Ga; 陈隽璐等, 2007)与第一类岩体基本相同。这些特点显示出秦岭群片麻岩可能是其源区主要岩性之一。然而其所具有的与秦岭群中第二类斜长角闪岩相似的Sr-Nd同位素组成(图 7a)以及与第一类斜长角闪岩几乎近于一致的Pb同位素组成特征(陈隽璐等, 2007), 似乎又说明秦岭群中两类斜长角闪岩也是其源区岩性组成部分, 结合其高钾钙碱性弱过铝质地球化学特征, 可以推测两河口岩体与秦岭群古元古代的片麻岩及新元古代的斜长角闪岩具有相似的岩浆源区, 可能是造山带主碰撞结束-后碰撞开始的转折过渡期间两者混合部分熔融的产物, 进一步证实了其I型花岗岩的成因特征。
在第二阶段岩体中(~844Ma), 方城A型花岗岩体的初始Sr同位素组成变化范围、初始εNd值和岩体微量元素地球化学特征表明, 岩石圈地幔物质上升侵位过程中受到少量陆壳物质混染, 并发生低程度部分熔融是其岩浆的主要来源(Bao et al., 2008)。Nd模式年龄为1.36~1.57Ga(表 4、图 7b；张正伟等, 2000; Bao et al., 2008), 与秦岭群杂岩中副片麻岩形成年龄1.40~1.60Ga基本一致(陆松年等, 2006; 杨力等, 2010)。秦岭群基底杂岩古元古代岩浆活动记录在德河岩体中也得到了证实, 说明方城岩体与秦岭基底在岩浆物源上可能存在相似性。另外, 从图 7b中可以看出, 900Ma之前形成的花岗岩, 其Nd模式年龄值tDM2≥ 2000Ma；而900Ma之后形成的花岗岩, Nd模式年龄值 ≤2000Ma。随着花岗岩年龄变年轻, 其tDM2值逐渐减小。这种演变关系可能说明在晋宁期~900Ma北秦岭地体下地壳发生了根本变化, 有大量地幔物质或新生地壳物质的加入。这种推断结果也为蔡凹、黄柏峪等岩体的壳幔混合成因提供了依据。
长期以来, 秦岭群一直被看作北秦岭地体中最古老的前寒武纪结晶基底(裴先治等, 1999; 张国伟等, 2001), 因此, 查明秦岭群的形成时代以及侵入其中的花岗岩体的岩浆作用是探讨北秦岭造山带形成和演化的理想对象之一。前期研究表明, 秦岭群主要形成于古-中元古代(2.2~1.1Ga; 张宗清等, 1994; Zhang et al., 1996; 张国伟等, 2001; 陆松年等, 2006)。近期碎屑锆石年代学数据显示, 与华北板块南缘明显经历两期(~2.5Ga和~1.8Ga; Diwu et al., 2012)构造-热事件不同的是, 秦岭岩群基本缺乏华南板块具有的典型晋宁期岩浆活动(800~700Ma)的记录, 而是经历了稍早于华南板块的新元古代(971~850Ma; 时毓等, 2009; 杨力等, 2010)和中元古代(1600~1400Ma; 杨力等, 2010)的两期岩浆活动。另外, 在Liu et al.(2013)重新计算前人已发表秦岭群碎屑锆石U-Pb年龄数据图谱中, 发现存在~1200Ma年龄峰值, 结合本文在德河岩体的继承锆石中发现该期岩浆活动的记录(1237±32Ma), 因此, 可以推测北秦岭地体在新元古代之前独立于华北板块和华南板块演化的可能性较大(Huang and Wu, 1992; Xue et al., 1996b; Ratschbacher et al., 2003; Zhu et al., 2011), 有可能是格林威尔时期造山运动的残留体(1300~1000Ma; 陆松年, 2001)。
北秦岭新元古代花岗岩体总体上具有造山过程连续演化的特点, 即岩体出露形态上具有从强烈变形变质的线性、不规则状及似椭圆状→弱至无变形变质的椭圆状、透镜状变化的特点；岩石类型上也从亚碱性系列(钙碱性强过铝质花岗岩→高钾钙碱性弱过铝质花岗闪长岩)→准铝质碱性正长岩系列过渡(图 4、图 5)；岩石类型上从S→I→A型演化；时间演化上从第一阶段第一类岩体(~940Ma)→第一阶段第二类岩体(~880Ma)→第二阶段(~844Ma)演化(图 9)。这种演化趋势可能对应于北秦岭地体在新元古代时期存在一种由同碰撞挤压阶段→后碰撞伸展阶段→板内非造山拉张阶段转换的造山过程。王涛等(2005)根据北秦岭地体核部牛角山岩体及侵入其中的弱变形花岗岩脉的系统研究, 限定了同碰撞强烈变发生于955~929Ma之间。结合本次多个过铝质-强过铝质同碰撞岩体的综合分析, 本次研究认为同碰撞变形时间主要集中于1000~900Ma, 而主碰撞及其峰期变形可能发生于1000~929Ma。显然, 这样一个造山带拼合时间相对于格林威尔造山作用和Rodinia超大陆的汇聚时间要晚~50Ma以上, 但与南极洲东部及东印度的查尔斯山脉的北端格林威尔造山时间基本一致(990~900Ma; Boger et al., 2000)。加上本区发育的松树沟镁铁质-超镁铁质岩石(~1030Ma; Dong et al., 2008), 这些可能都是对全球Rodinia超大陆汇聚作用的地壳响应记录(Wang et al., 2003; 陆松年等, 2004; Chen et al., 2006)。
Chen et al.(2006)报道了来自两河口岩体同一样品的两组SHRIMP锆石U-Pb加权平均年龄值929±16Ma和877±17Ma。显然, 前者与王涛等(2005)在牛角山岩体中获得的弱变形花岗岩脉体的SHRIMP锆石U-Pb结晶年龄(929±25Ma)及本次分析的年龄峰值~940Ma基本一致；后者与张成立等(2004)获得的蔡凹岩体LA-ICPMS锆石U-Pb年龄(889±10Ma)在误差内相似, 且与本次分析得到的造山带由同碰撞挤压向后碰撞伸展转换的时间吻合(~880Ma; 图 9), 这些特征说明~880Ma北秦岭新元古代强烈碰撞汇聚已基本结束, 后碰撞伸展已经开始, 这种推测也支持前述的~900Ma北秦岭地体下地壳因加入大量地幔物质而发生根本变化的推论。本文获得的~844Ma年龄峰值与方城岩体A型花岗岩形成年龄(844±2Ma; Bao et al., 2008)一致, 说明了在~844Ma北秦岭地体可能已经由后碰撞伸展阶段进入板内非造山环境, 存在伸展裂解作用, 这种构造背景与秦岭地区大范围出现大陆溢流型火山岩(Xia et al., 1996; 张国伟等, 2000)、大量~800Ma基性岩墙(Zhou et al., 1998; 周鼎武等, 2000)以及南秦岭吐雾山A型花岗岩(卢欣祥等, 1999; 陆松年等, 2003)也应该具有相关关系。
7 结论北秦岭地体新元古代岩浆活动演化可以划分为两个阶段(980~870Ma和~844Ma)；依据花岗岩体变质变形特征, 可以进一步将第一阶段的岩体分为两类：强烈变质变形岩体(~940Ma)和较弱-无变质变形岩体(~880Ma)。以方庄和德河岩体为代表的S型花岗岩可能形成于因挤压碰撞陆壳增厚致使古元古代秦岭群基底杂岩的部分熔融；以蔡凹和黄柏峪为代表的I型花岗岩与秦岭群中形成于新元古代的两类斜长角闪岩和松树沟蛇绿岩在源区上有较好的亲缘关系, 可能是后碰撞阶段钾质岩浆在上升过程中发生结晶分异并同化混染了大量地壳物质所致；以方城岩体为代表的A型花岗岩具有在板内裂解过程中壳幔混合物质的部分熔融成因。新元古代花岗岩体由强烈变形向弱变形-无变形, 从钙碱性向高钾钙碱性到碱性演变的趋势, 充分揭示了该时期构造背景从同碰撞挤压向后碰撞伸展最终板内裂解的转换过程。这种构造体制转变是Rodinia超大陆汇聚和裂解过程在秦岭造山带的地壳响应记录。
致谢 感谢李禾、李秋立、贺剑峰和肖平在分析测试上提供的帮助；感谢王世炎教授级高工和高昕宇博士对本文提出的宝贵意见。| [] | Bao ZW, Wang Q, Bai GD, et al. 2008. Geochronology and geochemistry of the Fangcheng Neoproterozoic alkali-syenites in East Qinling orogen and its geodynamic implications. Chinese Science Bulletin, 53(13): 2050–2061. |
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