鲁西蒙山龟蒙顶、云蒙峰岩体的锆石SHRIM P U-Pb测年及形成时代

王世进,万渝生,王伟,宋志勇,董春艳,王立法,杨恩秀

(1.山东省地质调查院,山东济南 250013;2.中国地质科学院地质研究所,北京 100037;3.北京离子探针中心,北京 100037)

地质与矿产

鲁西蒙山龟蒙顶、云蒙峰岩体的锆石SHRIM P U-Pb测年及形成时代

王世进1,万渝生2,3,王伟2,3,宋志勇1,董春艳2,3,王立法1,杨恩秀1

(1.山东省地质调查院,山东济南 250013;2.中国地质科学院地质研究所,北京 100037;3.北京离子探针中心,北京 100037)

蒙山主峰龟蒙顶为片麻状花岗闪长岩,原划为新太古代早期侵入岩。根据新测的2件样品锆石SHRIM P UPb年龄分别为(2 539±17)Ma,(2 544±15)Ma,其形成时代确定为新太古代晚期。蒙山北部云蒙峰为中粒二长花岗岩,锆石SHRIM P U-Pb年龄为(2 534±8)Ma,其侵入龟蒙顶岩体片麻状花岗闪长岩。龟蒙顶岩体属峄山岩套TTG质花岗岩,是地幔岩浆侵入混入地壳物质形成的。云蒙峰岩体属傲徕山岩套二长花岗岩,为上地壳物质重熔(深熔)作用形成。

新太古代;SHRIM P U-Pb测年;龟蒙顶岩体;云蒙峰岩体;花岗闪长岩;鲁西蒙山;山东省

鲁西新太古代侵入岩颇为发育,出露的 TTG和壳源花岗质岩石[1,2],广布于郯庐断裂带安丘-莒县断裂以西的鲁西地块上,自早到晚划分为早期、中期、晚期[3]。新太古代早期岩浆活动形成2 700 M a的英云闪长质片麻岩、条带状英云闪长质片麻岩;新太古代中期岩浆活动形成2 630～2 610 Ma的片麻状奥长花岗岩、花岗闪长岩;新太古代晚期岩浆活动从地幔岩浆侵入到地壳深熔大规模的钾质花岗岩形成2 560～2 500 Ma的中基性—中酸性侵入岩,导致大规模陆壳的形成。区域地质调查资料与近年来新的SHRIM P锆石定年,为了解鲁西早前寒武纪基底演化提供了有力的支持[2,4]。蒙山地区出露的新太古代早期侵入岩,被新太古代晚期峄山岩套龟蒙顶单元片麻状花岗闪长岩侵入,后者又被新太古代晚期傲徕山岩套二长花岗岩侵入(图1)。

1 主要岩体基本特征

1.1 龟蒙顶片麻状中粒花岗闪长岩

蒙山龟蒙顶片麻状中粒花岗闪长岩,属峄山岩套龟蒙顶单元,出露于蒙山南部龟蒙顶一带,为蒙山主峰。岩体展布与区域构造线方向一致。岩体中含有泰山岩群变质地层及南官庄单元斜长角闪岩包体,侵入泰山岩套条带状英云闪长质片麻岩,被傲徕山岩套二长花岗岩侵入。岩石呈灰色—灰白色,中粒花岗变晶结构,片麻状构造,局部岩石中的暗色矿物呈条带状产出。主要矿物成分斜长石45.8%、钾长石18.2%、石英28.5%、黑云母7.1%,少量蚀变矿物绿帘石、钠长石、绢云母、黝帘石,副矿物有磷灰石、锆石、磁铁矿。岩石化学成分 SiO2平均含量71.57%,为硅酸过饱和岩石,分异指数84.75,反映岩石分异程度较高。

1.2 云蒙峰中粒二长花岗岩

蒙山云蒙峰中粒二长花岗岩,属傲徕山岩套松山单元,主要出露于蒙山北部望海楼、云蒙峰一带,是蒙阴县蒙山国家地质公园的主体岩石,呈岩株状产出,NW向展布,总体走向与区域构造线方向一致,岩体边界清楚。侵入并捕虏望府山条带状英云闪长质片麻岩,侵入峄山岩套龟蒙顶单元片麻状花岗闪长岩。岩石呈浅肉红色,中粒花岗变晶结构,块状构造。主要矿物成分为石英、斜长石、钾长石、黑云母等,石英27%～38%,斜长石30%～40%,微斜长石25%～39%,黑云母1%～3%。岩石化学成分SiO2含量为68.36%～73.62%,属铝过饱和SiO2过饱和酸性岩。里特曼指数为2.41～2.93,属钙碱性。

图1 山东蒙山地区早前寒武纪地质略图1—显生宙沉积盖层;2—新太古代表壳岩;3—古元古代早期第一阶段闪长岩;4—新太古代晚期第三阶段中粒二长花岗岩;5—新太古代晚期第三阶段斑状中细粒二长花岗岩;6—新太古代晚期第二阶段斑状中细粒含黑云花岗闪长岩;7—新太古代晚期第二阶段细粒含黑云花岗闪长岩;8—新太古代晚期第二阶段片麻状中粒含黑云花岗闪长岩;9—新太古代晚期第二阶段中粒黑云英云闪长岩;10—新太古代晚期第二阶段弱片麻状中细粒含黑云角闪石英二长闪长岩;11—新太古代晚期第一阶段中粗粒变角闪辉长岩;12—新太古代中期第二阶段片麻状中细粒花岗闪长岩;13—新太古代中期第二阶段片麻状细粒含黑云奥长花岗岩;14—新太古代早期第二阶段中细粒黑云英云闪长质片麻岩;15—新太古代早期第二阶段中粒含黑云角闪英云闪长质片麻岩;16—新太古代早期第二阶段条带状细粒黑云英云闪长质片麻岩; 17—新太古代早期第二阶段细粒含角闪黑云石英闪长质片麻岩;18—新太古代早期第一阶段基性岩;19—地质界线;20—性质不明断层;21—韧性剪切带;22—采样位置及编号

2 分析测试技术

重砂分选、制靶以及透、反射光和阴极发光在北京离子探针中心完成。年龄测定在SHRIM P II仪器上进行,分析流程与W illiam s类似[5],一次离子流强度约 7 nA,束斑直径约 30μm,标准锆石BR266(U含量为909μg/g)和 TEMORA(年龄为417M a)[6]用于未知样品U含量标定和年龄校正。选取放射性损伤弱的锆石进行年龄测定,TEMORA和待测样之比为1∶4。所有样品测定为5组扫描,待测样品数据点以207Pb/206Pb比值计算锆石年龄,普通铅做年龄校正。数据处理采用SQU ID和ISOPLOT程序[7]。单个数据点误差为1σ。

3 主要岩体锆石特征和测年结果

3.1 龟蒙顶岩体锆石特征和测年结果

蒙山龟蒙顶片麻状花岗闪长岩,样品S0709采自龟蒙山顶石刻处(图2a),大部分锆石呈长柱状,少数为短柱状,长轴通常大于150μm。透射光下,部分锆石可见其他矿物的微粒包体,大多数锆石干净透明,少数为不透明的褐色并发育裂隙,阴极发光下多数锆石环带不明显,部分锆石存在残余核(图3)。共在18颗锆石上进行了18个数据点分析,普通铅占总铅比例的0～0.42%, U,Th含量和 Th/U比值分别为(61～1 166)×10-6,(22～2 107)×10-6和0.17～1. 97(表1),大部分锆石存在强烈铅丢失。数据点1.1和18.1分别得到(2 710±16)Ma和(2 608±12)M a的谐和年龄,明显大于其他分析点,阴极发光下这2个数据点锆石发育核边结构部,分析点位于锆石核部,因此代表残余锆石的年龄。其他多数数据点分布在谐和线下方,对靠近谐和线的4个数据点207Pb/206Pb作加权平均年龄计算,结果为(2 539 ±17)M a,M SWD=1.7(图4),代表岩浆锆石的形成年龄。

图2 峄山岩套龟蒙顶单元片麻状中粒花岗闪长岩野外照片(a)龟蒙山顶石刻处峄山岩套龟蒙顶单元片麻状中粒花岗闪长岩(SD709);(b)龟蒙顶宾馆北侧路边峄山岩套龟蒙顶单元片麻状中粒花岗闪长岩(SD711)

表1 峄山岩套龟蒙顶单元片麻状花岗闪长岩(S0709,S0711)锆石SHRIM P U-Pb年龄分析结果

表2 蒙山傲徕山岩套松山单元中粒二长花岗岩(S0717)锆石SHRIMP U-Pb年龄分析结果

样品S 0 7 1 1采自龟蒙顶宾馆北侧路边(图2 b),锆石呈长柱状,部分为短柱状或近浑圆状,长轴通常大于100μm。透射光下,少数锆石可见其他矿物的微粒包体,绝大部分锆石干净透明,少数为不透明的褐色,阴极发光下锆石具板状环带(图3),部分锆石环带结构不明显。共在11颗锆石上进行了11个数据点分析,普通铅占总铅比例的0～1.18%,U,Th含量和Th/U比值分别为(28～629)×10-6,(38～655)×10-6和1.04～1.77(表1),部分锆石存在铅丢失。数据点10.1得到(2 483±26)Ma的谐和年龄,小于其他分析点,阴极发光下这个数据点锆石结构特征与其他数据点类似,推测可能由于分析原因造成该点年龄偏小。除去数据点10.1和其他不谐和数据点,对靠近谐和线的7个数据点207Pb/206Pb作加权平均年龄计算,结果为(2 544±15)M a,M SWD =1.0(图4),代表岩浆锆石的形成年龄。

图3 龟蒙顶单元片麻状中粒花岗闪长岩(SD709,SD711)锆石阴极发光图像

3.2 蒙山云蒙峰岩体锆石特征和测年结果

蒙山云蒙峰岩体中粒二长花岗岩属傲徕山岩套松山单元,样品(S0717)采自蒙阴县蒙山国家地质公园上山索道站西山门边(图5),大多数锆石呈长柱状,少数为短柱状或近浑圆状,长轴通常大于150μm。透射光下,部分锆石可见其他矿物的微粒包体,少数锆石干净透明,多数为不透明或半透明的褐色,阴极发光下锆石通常在边部发育环带结构(图6)。共在18颗锆石上进行了18个数据点分析,普通铅 n (206Pb)占总铅比例的0.07%～1.55%,U,Th含量和Th/U比值分别为(46～622)×10-6,(42～395)×10-6和0.54～1.40(表2),部分锆石存在强烈铅丢失。除去明显反向不一致数据点7.1和其他不谐和点,对靠近谐和线的8个数据点 n(207Pb)/n(206Pb)作加权平均年龄计算,结果为2 534±8 Ma,MSWD=0.42(图7),代表岩浆锆石的形成年龄。

图5 蒙山傲徕山岩套松山单元中粒二长花岗岩野外照片

图6 蒙山傲徕山岩套松山单元中粒二长花岗岩(SD717)锆石阴极发光图像

图7 蒙山傲徕山岩套松山单元中粒二长花岗岩(SD717)SHRIM PU-Pb锆石年龄

4 讨论和结论

蒙山主峰龟蒙顶岩体由片麻状中粒花岗闪长岩组成,属峄山岩套龟蒙顶单元,SHRIM P U-Pb锆石定年为(2 539±17)Ma,(2 544±15)Ma。蒙山北部云蒙峰岩体由中粒二长花岗岩组成,属傲徕山岩套松山单元,SHRIM P U-Pb锆石定年为(2 534±8) M a。上述岩体形成时代均为新太古代晚期。野外接触关系表明,傲徕山岩套二长花岗岩明显侵入峄山岩套龟蒙顶单元片麻状花岗闪长岩。

峄山岩套龟蒙顶单元片麻状花岗闪长岩分布于鲁西新太古代早期泰山岩群变质地层和泰山岩套组成的古陆核的西南侧,被新太古代晚期傲徕山岩套二长花岗岩侵入。峄山岩套中的暗色岩石包体比较常见,是岩浆混合作用形成微晶闪长质包体或暗色微粒包体。在较浅色的花岗质岩石中常常发育暗色的微粒闪长质包体,被认为是岩浆混合作用的重要记录,常常看作为岩浆的机械混合作用的产物[8,9]。峄山岩套各单元间的侵入关系比较清楚,属同熔型深成花岗岩,是由幔源组分和壳源组分不等量混熔而成。稀土元素总量和分馏程度在总体增长的过程中波动较大,表明在岩浆演化过程中不断有壳源物质的加入,逐步成为以壳源物质为主的混源型岩浆岩类。该套侵入岩在区域上呈NW向带状展布,侵入体内部的岩石包体长轴方向也具同样的展布方向,并与区域韧性剪切带的方向一致,显示断裂扩张式定位特征。在岩浆沿断裂上侵过程中,受构造应力作用影响,岩石发生韧性变形而形成构造片麻理、变形分异条带和韧性剪切带。峄山岩套同构造花岗岩意味着花岗岩浆侵位与变形是同时的,而且是相辅相成的。古老地体中的花岗岩穹隆是这方面的一个很好的证据[10]。

傲徕山岩套二长花岗岩,主要分布于鲁西新太古代早期泰山岩群变质地层和泰山岩套组成的古陆核的东北侧,在古陆核的西南侧也有出露,是上地壳物质重熔(深熔)作用形成的,属壳源重熔型花岗岩类。泰山地区未变形或弱变形的二长花岗岩形成于2 500～2 520 Ma[4,11],沂水地区大山二长花岗岩的侵位结晶年龄为(2 545±10)M a[12],与蒙山地区壳源花岗岩的时代基本一致,蒙山云蒙峰岩体由中粒二长花岗岩SHRIM P U-Pb锆石定年为(2 534±8) Ma,平邑邱子峪二长花岗岩锆石的蒸发沉积法年龄(207Pb/206Pb)平均值为(2 521±2)M a[13]。鲁西早前寒武纪基底壳源花岗岩主要形成于新太古代晚期2.50～2.53 Ga。其形成的构造背景为陆块碰撞,属同碰撞(造山)花岗岩。其宏观展布特征显示其强力膨胀式和底辟刺穿式就位机制。峄山岩套 TTG类岩石是鲁西地块新太古代壳幔岩浆活动的产物,而傲徕山岩套二长花岗岩是 TTG类陆壳岩浆活动之后在新太古代晚期发生的大规模陆壳增生活动形成的[14]。全球范围内,太古宙克拉通广泛记录了2 700M a的构造岩浆热事件,与之不同的是,华北克拉通则记录了大量2 500～2 550 M a构造热事件信息[15],25亿年期间壳熔花岗岩活动非常强烈,花岗岩事件与区域性的高级变质作用和混合岩化关系密切[16]。新太古代晚期除广泛分布的TTG质花岗岩外,壳源花岗岩在五台、胶辽、吉南等地也有分布[17-19]。作为华北克拉通重要组成部分,鲁西早前寒武纪变质基底不仅有 >2.70Ga花岗-绿岩带[20,21],而且大量2 500～2 550M a的花岗质岩石遍布鲁西各地[4],大规模壳源花岗岩的形成时代与华北克拉通其他地区十分相近。

太古宙富钾花岗岩多形成于构造运动后期(posttectonic),为地壳部分熔融(或深熔)作用产物,标志着古陆块克拉通化结束。鲁西地区壳源花岗岩岩体内多含斜长角闪质或闪长质包体,具大量残余锆石(年龄通常>2.55 Ga),这些古老地壳物质的再循环是华北克拉通新太古代晚期强烈构造热事件的结果,标志鲁西和华北古陆块克拉通化完成。表明2 500 Ma的岩浆活动是该区主要的地质事件,可能是新太古末期向古元古代过渡时,地壳重新活动加剧的反映[13]。大陆生长是指地幔物质通过各种作用进入地壳,导致地壳物质数量增加和体积增大[8],鲁西地块前寒武纪变质基底主要在2 500～2 550Ma的新太古代晚期大规模岩浆侵入活动形成。

致谢:样品靶由陶华、叶青制作。锆石标准由Nasdala和Black提供。该文得到山东省地质系列图件编制与综合研究项目(1212010811029)和北京离子探针中心基础研究项目的资助。

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SHRIM P U-Pb Age Dating and the Formation Age of Zircon in Guimengding Rock and Yunmengshan Rock in Mengshan Area of Luxi

WANG Shijin1,WAN Yusheng2,3,WANGWei2,3,SONG Zhiyong1,DONG Chunyan2,3,WANG Lifa1, YANG Enxiu1
(1.Shandong Geological Surveying Institute,Shandong Jinan 250013,China;2.Chinese Academ y of Geological Sciences,Beijing 100037,China;3.Beijing SHRIM P Center,Beijing 100037,China)

Guimengding is the main peak of M engshan mountain.Its rock p roperty is gneissic granodio rite. According to new ly dating resultsof two samp les,their zircon SHRIM PU-Pb ages are(2 539±17)M a and (2 544±15)M a seperately.It w as fo rmed in the late period of Neoarchean.Yunmengfeng in no rth part of Mengshan mountain is particlesmonzogranite.Its zircon SHRIM P U-Pb age is(2 534±8)M a,w hile its intrusive rock is gneissic granodio rite.Guimengding rock belongs to TTG granite in Yishan rock set.It was formed by mantlemagma and intruded by crustalmagma.Yunmengfeng rock belongs to monzogranite rock in Aolaishan rock set.It was formed by deep penetration at the upper part of the crust.

Neoarchean;SHRIM P U-Pb dating;Guimengding rock;Yunmengfeng rock;granodiorite; M engshan in Luxi area(w estern Shandong);Shandong p rovince

book=1,ebook=208

P534.2;P533

A

2010-04-15;

2010-05-05;编辑:陶卫卫

王世进(1950—),男,山东烟台人,教授级高级工程师,主要从事区域地质、矿产、农业地质调查研究工作;E-mail:shijinw63@ 163.com。