2013, Vol. 29
位于华北克拉通北部的燕辽地区是中-新元古代沉积地层发育最为完整的标准建组地区之一。该套中-新元古代沉积地层厚度超过10km, 底部角度不整合在晚太古代-古元古代变质结晶基底岩系之上。以往认为该区中-新元古代地层沉积发生在18亿年或17亿年至8亿年漫长的时间内(如：河北省地质矿产局, 1989; 北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992; Lu et al., 2008及其中的参考文献), 但近年来锆石U-Pb年代学研究结果(如：高林志等, 2007, 2008a, b; Su et al., 2008; 苏文博等, 2010；李怀坤等, 2009, 2010, 2011; Zhang et al., 2009, 2012; 何政军等, 2011a, b; Li et al., 2013;等)对其时代提出了挑战(图 1), 地层时代及划分方案也出现了重大变动。下马岭组斑脱岩的锆石U-Pb测年结果将其上限限定在13.6亿年左右(高林志等, 2007, 2008b; Su et al., 2008; 苏文博等, 2010)。由于下马岭组上覆的长龙山组及景儿峪组分布非常局限并且沉积厚度较小, 燕辽地区中-新元古代沉积主体可能在中元古代中期(13.2亿年)就已经结束, 即从中元古代中期燕辽地区就开始了区域性抬升及剥蚀(Zhang et al., 2009, 2012)。
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图 1 燕辽地区中元古代地层划分及新的年代学约束 Fig. 1 Subdivision and zircon U-Pb age constraints on the Mesoproterozoic strata in the Yanliao area in the northern NCC |
长城系是燕辽拗拉槽(裂谷)最早的沉积记录, 对于认识华北克拉通中元古代早期构造演化具有重要意义(如：翟明国, 2004; Zhai, 2004; Lu et al., 2008)。长城系的底界一般认为在18亿年左右或更早(如：河北省地质矿产局, 1989; 北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992; Lu et al., 2008), 这与国际上普遍采用的16亿年的中元古代底界年龄差别很大(Walker and Geissman, 2009; International Commission on Stratigraphy, 2012)。万渝生等(2003)根据北京十三陵长城系常州沟组碎屑锆石SHRIMP测年提出长城系底界年龄＜18亿年的认识, 推测长城系底界年龄可能在18.0~17.5亿年。王松山等(1995)曾根据长城系下伏基底变质岩的40Ar/39Ar年龄推测长城系底界年龄在17亿年左右, 但并未引起足够重视。近期获得的密云常州沟组下伏基底岩系内辉绿岩墙的斜锆石TIMS U-Pb测年结果(1731±4Ma)表明长城系的起始时代应晚于17.3亿年(彭澎等, 2011), 而密云常州沟组下伏基底岩系内花岗岩脉锆石LA-MC-ICP-MS U-Pb定年结果(1673±10Ma, 李怀坤等, 2011)及常州沟组底部环斑花岗岩古风化壳的发现及其年代学结果(3个环斑花岗岩古风化壳碎屑岩的锆石U-Pb年龄为1682±20Ma, 1681±11Ma和1708±6Ma, 和政军等, 2011a, b)则将长城系底界年龄进一步推到16.7亿年之后。
前人曾报道长城系团山子组内火山岩的锆石TIMS U-Pb年龄为1683±67Ma(李怀坤等, 1995)。此年龄为团山子组目前唯一报道的火山岩锆石U-Pb年龄, 但误差很大, 不足以准确限定其沉积时代。另外, 此年龄结果也与最新确定的长城系底界晚于16.7亿年的推断(李怀坤等, 2011, 和政军等, 2011a, b)相矛盾。因此有必要对团山子组内火山岩夹层的年龄进行准确测定, 以更好地限定其沉积时代。另外笔者野外调查还发现, 在串岭沟组沉积地层内除辉绿岩床外, 还见有一些顺层或切层侵入的闪长玢岩脉, 这些岩脉与地层侵入关系清楚, 明显形成于地层沉积之后, 可以限定地层沉积时代的上限。
2 地质背景及样品特征燕辽地区长城系地层沉积厚度接近3000m。自下而上包括常州沟组、串岭沟组、团山子组和大红峪组。常州沟组主要岩性为长石石英砂岩、石英砂岩和岩屑石英砂岩及少量薄层粉砂岩, 底部为砾岩；串岭沟组岩性主要为页岩、粉砂质页岩及白云质细砂岩；团山子组主要岩性为白云岩、泥晶白云岩及少量粉砂岩及页岩, 在其上部层位局部夹少量火山岩夹层；大红峪组主要岩性为富钾粗面岩、富钾玄武岩、角砾状白云岩、石英砂岩及长石石英砂岩等组成。尽管以往地层划分方案均将高于庄组(白云岩为主, 夹少量粉砂质白云岩)划分为长城系(如: 河北省地质矿产局, 1989; 北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992; 河北省地质调查院, 2000①;等), 但近期京北高于庄组内凝灰岩夹层锆石U-Pb定年结果显示高于庄组应属蓟县系(李怀坤等, 2010), 新的中元古代地层划分方案中已经将其归入蓟县系(陆松年等, 2010; 中国地质调查局和全国地层委员会, 2012②)。
① 河北省地质调查院. 2000. 1:25万承德市幅(K50C004003)地质图及说明书
② 中国地质调查局和全国地层委员会. 2012. 中国地层表(试用稿)
样品10559-1为采自天津蓟县青山岭村北公路东侧(GPS经纬度：东经117°29.849′；北纬40°11.950′)侵入到串岭沟组页岩及粉砂质页岩中的闪长玢岩脉(图 2)。与串岭沟组内大量分布的辉绿岩床不同, 该岩脉明显切层侵入, 岩性为闪长玢岩, 宽度约1.5m(图 3a、图 4a, b)。岩脉风化强烈, 具斑状结构, 斑晶成分主要为斜长石, 基质主要由斜长石、角闪石、黑云母及辉石组成。
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图 2 平谷-蓟县地质简图及采样点位置(据河北省地质调查院, 2000修改) Fig. 2 Geological sketch map of Pinggu-Jixian area and the sample stations |
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图 3 串岭沟组内闪长玢岩脉(a)和团山子组火山岩夹层(b)采样点素描图 Fig. 3 Geological sections showing the dioritic porphyrite dyke in the Chuanlinggou Formation(a)and the volcanic layer within the Tuanshanzi Formation(b) |
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图 4 串岭沟组内闪长玢岩脉(a、b)和团山子组火山岩夹层(c、d)采样点典型野外照片 Fig. 4 Representative field photographs of the dioritic porphyrite dyke in the Chuanlinggou Formation(a, b)and the volcanic layer within the Tuanshanzi Formation(c, d) |
样品11004-1采自北京平谷县熊耳寨乡魏家湾村以南公路东侧(GPS经纬度：东经117°07.174′；北纬40°14.684′)团山子组上部白云岩及泥质白云岩中的火山岩夹层(图 2、图 3b)。火山岩夹层厚度约6m, 上部2m气孔发育并且有明显压扁, 扁平面与上覆白云岩产状相一致(图 4c, d)。火山岩呈暗红色, 成分相当于粗面岩, 主要由碱性长石、斜长石、辉石(部分绿泥石化)、角闪石、黑云母及磁铁矿等组成。
3 分析测试方法选取新鲜的样品破碎到40~60目, 然后用常规方法分选锆石, 并在双目镜下挑纯。将锆石样品置于环氧树脂中, 然后磨至约1/3, 使锆石内部暴露, 用于阴极放光及LA-ICP-MS分析。锆石阴极发光照相在中国科学院地质与地球物理研究所扫描电镜实验室完成。典型阴极发光图像见图 5。
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图 5 火山岩夹层(a, 样品11004-1)和闪长玢岩脉(b, 样品10559-1)样品锆石阴极发光图像及测点位置 Fig. 5 Representative CL images with LA-ICP-MS U-Pb analysis spots of zircon grains from the volcanic layer within the Tuanshanzi Formation(a, sample 11004-1)and the dioritic porphyrite dyke in the Chuanlinggou Formation(b, sample 10559-1) |
锆石LA-ICP-MS U-Pb分析在西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室(样品10559-1)和中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(样品11004-1)完成。实验条件及方法可分别参考文献Yuan et al.(2004)及Liu et al.(2010a, b)。实验中所使用的激光剥蚀系统为德国Lamda Physik公司生产的GeoLas 200M深紫外(DUV)193nm UArF准分子(excimer)激光剥蚀系统, 使用的ICP-MS型号为Agilent 7500a。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度, 二者在进入ICP之前通过一个T型接头混合。在等离子体中心气流(Ar+He)中加入了少量氮气, 以提高仪器灵敏度、降低检出限和改善分析精密度(Hu et al., 2008)。分析中采用的激光斑束直径为30μm。U、Th、Pb及其它微量元素以29Si作为内标, NIST SRM 610(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)作外标进行校正。锆石U-Pb年龄则以哈佛大学标准锆石91500作为外标进行仪器漂移及同位素分馏校正。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2010a)完成。年龄计算及成图采用ISOPLOT(3.0版)软件进行(Ludwig, 2003)。
4 分析结果表 1列出了平谷团山子组上部钾质火山岩夹层(样品11004-1)的锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果。共测定了18个颗粒的18个测点, 其中大部分测点均得到了较为一致的谐和年龄。3个测点(11、12、15)为继承锆石, 其207Pb/206Pb加权平均年龄为2538±42Ma(95％置信度, N=3, MSWD=0.24, 图 6a), 与华北克拉通北部主要基底岩系锆石U-Pb年龄相一致, 也与下伏长城系常州沟组及串岭沟组碎屑锆石U-Pb峰期年龄相接近(如：Wan et al., 2011)。去掉3个继承性测点, 其余15个测点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1637±15Ma(95％置信度, N=15, MSWD=0.75, 图 6b)。这一年龄结果与去除和谐度稍差的测点10及3个继承性测点(11、12、15)后获得的一致年龄(1641±4Ma, N=14, MSWD=0.12, 图 6b)非常接近。锆石阴极发光图像较均匀, 环带不明显(图 5a), 为快速喷发火山岩的特征, 且Th/U比值较高(0.42~0.70), 结合岩石无明显变形变质的特征, 应为岩浆结晶锆石, 因此这一207Pb/206Pb加权平均年龄(1637±15Ma)代表了平谷团山子组上部火山岩的结晶年龄。
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表 1 燕辽地区团山子组上部火山岩夹层锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果(样品11004-1) Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results for zircons from the volcanic layer within the Tuanshanzi Formation in the Yanliao area(sample 11004-1) |
表 2列出了串岭沟组沉积地层内闪长玢岩岩脉(样品10559-1)的锆石LA-ICP-MS U-Pb测试结果。共测定了18个颗粒的18个测点, 除测点13由于U含量较低(52×10-6)不和谐外, 其余测点均得到了较为一致的谐和年龄。去掉明显不和谐的测点(13), 其余17个测点的207Pb/206Pb加权平均年龄为1634±9Ma(95％置信度, N=17, MSWD=0.40, 图 6c)。锆石阴极发光环带较为发育(图 5b), 且Th/U比值较高(0.44~1.06), 显示出岩浆结晶锆石的特点, 因此以上207Pb/206Pb加权平均年龄(1634±9Ma)应代表了侵入到串岭沟组沉积地层内闪长玢岩岩脉的结晶年龄。
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表 2 燕辽地区串岭沟组沉积地层内闪长玢岩岩脉锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果(样品10559-1) Table 2 LA-ICP-MS U-Pb dating results for zircons from a dioritic porphyrite dyke emplaced into the Chuanlinggou Formation in the Yanliao area(sample 10559-1) |
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图 6 火山岩夹层(a、b)和闪长玢岩脉(c)样品锆石U-Pb谐和图 Fig. 6 U-Pb concordia diagrams for zircons from the volcanic layer within the Tuanshanzi Formation(a, b)and the dioritic porphyrite dyke in the Chuanlinggou Formation(c) |
团山子组沉积岩内虽然报道有火山岩夹层(刘文兴, 1991; 李怀坤等, 1995), 但由于分布非常局限, 厚度薄, 其年龄一直没有很好地限定。本文新获得的平谷熊耳寨团山子组上部钾质火山岩夹层的锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为1637±15Ma, 一致年龄为1641±4Ma, 表明其沉积时代在16.4亿年左右。由于团山子组上覆的大红峪组火山岩的时代已经被准确限定在1625Ma左右(陆松年和李惠民, 1991; Lu et al., 2008; 高林志等, 2008a), 因此团山子组的沉积可能发生在16.4~16.3亿年。本文获得了串岭沟组沉积地层内闪长玢岩岩脉的侵位年龄为1634±9Ma, 与高林志等(2009)曾报道的串岭沟组沉积地层内辉绿岩床的锆石SHRIMP U-Pb年龄(1638±14Ma)相接近。因此串岭沟组地层沉积发生在1634±9Ma之前。结合团山子组火山岩及长城系底界最新研究结果(李怀坤等, 2011;和政军等, 2011a, b), 推测串岭沟组的沉积可能发生在16.5~16.4亿年。
5.2 长城系底界的时代分析长城系是燕辽拗拉槽(裂谷)最早的沉积记录, 其底界年龄的确定对于认识华北克拉通中元古代构造演化及全球地层对比均具有非常重要的意义。尽管以往认为长城系地层底界的时代在18亿年左右或更早(如：河北省地质矿产局, 1989; 北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992; Lu et al., 2008), 但近期研究结果从不同方面均证明长城系底界时代比18亿年明显年轻(王松山等, 1995; 李怀坤等, 2011;和政军等, 2011a, b; 彭澎等, 2011), 并且可以与西伯利亚、东欧、印度及北美等克拉通中元古代沉积地层底界时代相对比(王荃, 2011; 李怀坤等, 2011; Li et al., 2013)。考虑到长城纪地层的沉积厚度及沉积速率, 团山子组上部钾质火山岩夹层新的年代学结果支持近期提出的长城系底界时代明显晚于18亿年的新认识(王松山等, 1995; 李怀坤等, 2011;和政军等, 2011a, b; 彭澎等, 2011), 推测长城系底界年龄在16.6~16.5亿年。
5.3 燕辽地区钾质火山岩的时代燕辽地区中元古代火山岩主要分布在平谷-蓟县一带大红峪组中部, 分布范围东西长约100km, 南北宽约50km, 最大厚度超过300m, 喷发中心位于平谷挂甲峪-熊耳寨一带(河北省地质矿产局, 1989; 北京市地质矿产局, 1991; 天津市地质矿产局, 1992; 河北省地质调查院, 2000)。在挂甲峪-熊耳寨喷发中心附近团山子组中上部见有少量火山岩夹层(刘文兴, 1991; 李怀坤等, 1995)。这些火山岩特征相似, 岩性主要为一套富钾的粗面岩、粗面玄武岩、火山角砾岩及凝灰质砂岩, 反映中元古代中期燕辽地区存在有一期强烈的钾质岩浆活动, 并形成于夭折的大陆裂谷环境(丁建华等, 2005)。由于常州沟组及串岭沟组内未见有火山岩夹层, 团山子组中上部火山岩夹层的时代应代表了燕辽地区中元古代钾质火山喷发及裂谷活动的开始。因此, 燕辽地区中元古代钾质火山喷发及裂谷活动开始于1637±15Ma。结合前人获得的大红峪组火山岩的年代学结果(陆松年和李惠民, 1991; Lu et al., 2008; 高林志等, 2008a), 此火山活动在大红峪期(~1625Ma)达到高潮。
6 结论(1) 平谷熊耳寨团山子组上部火山岩的锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为1637±15Ma(95％置信度, N=15, MSWD=0.75), 一致年龄为1641±4Ma(1σ, N=14, MSWD=0.12), 限定了团山子组上部的沉积时代；
(2) 蓟县青山岭侵位于串岭沟组地层内闪长玢岩脉的锆石207Pb/206Pb加权平均年龄为1634±9Ma(95％置信度, N=17, MSWD=0.40), 表明串岭沟组地层沉积发生在1634±9Ma之前；
(3) 燕辽地区钾质火山岩的喷发及裂谷活动开始于1637±15Ma, 在大红峪期(~1625Ma)达到高潮。岩浆活动除火山喷发外, 还有少量闪长玢岩脉侵入。
致谢 样品测试工作及阴极发光得到了柳小明、胡兆初、刘勇胜、第五春荣、闫欣及杨赛红等的大力帮助, 在此表示衷心感谢。感谢万渝生研究员和第五春荣博士、胡国辉博士对稿件的审阅。| [] | Bureau of Geology and Mineral Resources of Beijing Municipality. 1991. Regional Geology of Beijing Municipality. Beijing: Geological Publishing House (in Chinese) |
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