华北克拉通南缘小秦岭地区花岗质浅色脉体锆石U-Pb年龄、稀土元素特征及其地质意义

2022-09-30王宏晖陈龙耀张欢欢

地球学报 2022年5期

王宏晖 , 陈虹 , 陈龙耀 , 白和, 张欢欢

1)中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081;2)自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室, 北京 100081;3)中国地质调查局极地地学研究中心, 北京 100081;4)陕西省地质矿产勘查开发局第六地质队, 陕西西安 710054

华北克拉通作为世界上最古老的克拉通之一(Liu et al., 1992; Wan et al., 2012), 历来是国内外前寒武纪地质学研究的重点关注对象, 其南北与秦岭—大别和中亚造山带相邻, 东西与祁连和苏鲁造山带相接, 占地面积约300 000 km2(图1a) (Zheng et al., 2013)。基于近三十年来的岩石学、地球化学、构造地质学、年代学和地球物理学的研究, 目前对于华北克拉通是由诸多微小陆块拼贴而成这一观点已达成共识, 但关于其古元古代晚期的构造演化仍存在较大争议。主要存在以下三种观点: (1)华北克拉通在～1.95 Ga和～1.85 Ga经历了阴山、鄂尔多斯陆块以及东、西部陆块的碰撞, 最终形成完整的克拉通(Zhao et al., 2005, 2012); (2)华北克拉通东、西陆块的碰撞发生在～1.95 Ga, 并且经历了持续长达～100 Ma的造山事件(蒋宗胜等, 2011; 王国栋等,2012, 2013; Lu et al., 2013, 2014, 2015; Chen et al.,2015, 2020; Qian et al., 2018); (3)华北克拉通在～1.95 Ga和～1.85 Ga经历了两阶段变质-变形作用,分别与主碰撞造山有关的地壳增厚及另一期造山事件所致的远程效应有关(魏春景, 2018; Qian et al.,2019; Zhang et al., 2021)。由此可见, 华北克拉通古元古代的构造-热事件对于理解其构造演化具有重要的意义。

花岗质浅色脉体作为一类普遍产出于碰撞造山带和高级变质杂岩中的特殊岩石, 其形成往往与地壳深熔作用密切相关, 也是连接同时期变质、岩浆作用和构造变形重要的枢纽, 还能为揭示造山带的构造演化提供一定依据(Diwu et al., 2020), 因此对此类脉体开展研究具有重大科学意义。该类脉体中的锆石通常记录有丰富的地质信息, 通过结合锆石U-Pb年龄、稀土元素组成和锆石Ti温度计, 可以限定脉体形成时代、与锆石共生的矿物组合及相关变质阶段, 并最终与特定构造背景相匹配(刘福来等, 2012; Liu et al., 2012, 2019; Xu et al., 2013;Song et al., 2014; Li et al., 2019; Zhou et al., 2019;Diwu et al., 2020)。

小秦岭地区位于中部造山带的最南端, 同时也是华北克拉通南缘太华杂岩的重要组成部分。区内分布有大量古元古代晚期的花岗质浅色脉体, 其也被前人称为伟晶岩脉(图1b)(李厚民等, 2007; Yu et al., 2013; Zhao et al., 2015; Li et al., 2018, 2022;Diwu et al., 2020), 是理解古元古代时期克拉通构造演化的绝佳场所。近年来, 不同学者对太华杂岩中的高级变质岩(斜长角闪岩、泥质麻粒岩和变泥质岩)开展了一系列精细的变质岩石学工作, 取得了较大的研究进展(蒋宗胜等, 2011; Lu et al., 2013,2014, 2020; Wang et al., 2014, 2017; Chen et al.,2015), 但目前关于该区深熔作用的研究仍然较少(朱越等, 2015; Diwu et al., 2020)。本文以小秦岭地区的花岗质浅色脉体为研究对象, 通过岩相学、锆石U-Pb年代学、稀土元素的综合研究, 并结合前人积累的变质年代学数据, 分析深熔作用发生的时间及其大地构造背景, 这将为理解华北克拉通南缘古元古代构造演化提供新约束。

1 地质背景

小秦岭地区位于华北克拉通南缘(图 1a), 其南北分别以小河和太要断裂为界线, 构成近东西轴向的狭长地带(图1b)。区内出露最主要的地层被称之为太华杂岩, 主要由TTG片麻岩, 角闪岩以及表壳岩组成(Diwu et al., 2010), 这些岩石普遍经历了高角闪岩相-麻粒岩相的变质作用(Wang et al., 2014,2017), 同时伴随广泛的混合岩化作用(朱越等, 2015;Diwu et al., 2020)。小秦岭地区的高级变质岩记录了1.87～1.82 Ga顺时针含等温减压阶段的P-T演化轨迹, 其中进变质过程中(M1)的温压条件为660～760 °C和 5.7～6.0 kbar; 峰期变质过程中(M2)的温压条件为720～820 °C和6.6～7.7 kbar; 退变质过程中(M3)的温压条件为 720～760 °C 和4.5～6.7 kbar(Wang et al., 2014, 2017)。近年来的高精度测年表明小秦岭地区还存在着更早的～1.95 Ga的变质事件(王国栋等, 2012, 2013; Wang et al., 2021)。

区内岩浆活动频繁, 自太古代到中生代均有表现。古元古代岩浆岩(图1b)主要为垣头A型花岗岩(～1.84 Ga; 邓小芹等, 2019), 小河花岗岩(1.80～1.78 Ga; Li et al., 2018)和桂家峪A型花岗岩(～1.80 Ga; Deng et al., 2016)。晚中生代岩浆岩以黑云母(二长)花岗岩为主, 自西向东分别为华山花岗岩体、文峪花岗岩体和娘娘山花岗岩体(图1b)。

区内还出露有大量的花岗质浅色脉体, 其与围岩具有清晰的边界, 且规模大小不一, 从数厘米到几十米不等, 以不规则透镜体、块状、层状、脉状的形式产出, 这些脉体的形成时代主要集中在1.95～1.78 Ga之间(图1b) (李厚民等, 2007; Zhao et al., 2015; Li et al., 2018, 2022; Diwu et al., 2020)。

2 样品特征

本文研究的三个花岗质浅色脉体中的 Zr34和Zr52采自小秦岭北缘立峪—玉石峪一带(北纬34°26′14″、东经 110°18′32″), XQC026 采自善车峪地区(北纬 34°25′12″、东经 110°19′30″), 具体采样位置见图1b。

图1 华北克拉通构造区划分(a, 据Zhao et al., 2012修改)及小秦岭地区地质简图和区内浅色脉体年龄展示图(b, 据Li et al., 2022修改)Fig.1 Tectonic framework of the North China Craton (a, modified from Zhao et al., 2012) and geological sketch map of the Xiaoqinling area showing the zircon U-Pb ages of leucosomes (b, modified from Li et al., 2022)

样品Zr34为一与石英岩接触的宽厚脉体, 主体呈肉红色, 矿物颗粒粗大(图 2a), 主要包括钾长石(～60%)、斜长石(～20%)和石英(～20%), 部分钾长石已经蚀变绢云母(图 2b), 野外露头和显微尺度下均未见明显的变形特征。

样品XQC026以强变形的脉体产出于片麻岩之中(图 2c), 主要由斜长石(～60%)、石英(～25%)、钾长石(～10%)、黑云母(～4%)和黄铁矿(～1%)组成。斜长石大多发生绢云母化蚀变, 一部分石英具明显熔蚀特征, 发育有明亮且干净的薄膜, 也有部分石英以圆状包体赋存于斜长石和钾长石中, 具波状消光的特征, 黑云母呈弱定向分布(图2d)。

样品Zr52以顺片麻理的脉状产出, 显示出同构造变形的特征, 浅色质脉体被两条断层所截切, 主体呈灰白色, 粗粒结构, 具弱片麻状构造, 浅色脉体中偶夹残留下来的片麻岩(图 2e)。该脉体由斜长石(～55%)、钾长石(～30%)、石英(～10%)和方解石(～5%)组成。矿物普遍遭受后期蚀变作用, 钾长石和斜长石多已绢云母化, 并且被后期方解石所截切,石英以浑圆状的颗粒出现在斜长石中(图2f)。

图2 小秦岭地区花岗质浅色脉体野外照片及显微照片Fig.2 Field photographs and photomicrographs of granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

3 分析方法

锆石的分选在河北省区域地质矿产调查研究院完成。首先通过打磨和冲洗去除岩石表面的风化物和附着物, 随后对样品进行机械性粉碎, 经过淘洗、电磁和重液分选, 在双目镜下挑出晶形完好、未蚀变的锆石。然后将锆石颗粒粘贴在双面胶上, 用无色透明的环氧树脂固定, 待环氧树脂充分固化后, 对其进行抛光使锆石颗粒的核心暴露出来。为了区分锆石类型和查看锆石内部结构特征,拍摄了锆石的反射光、透射光和阴极发光(CL)图像。阴极发光图像的采集由武汉上谱分析有限责任公司完成, 实验仪器为高真空扫描电子显微镜(JSM-IT100)。根据反射光、透射光和阴极发光图像, 尽可能地避开裂隙及包体, 选定合适的测试点位进行实验分析。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素和稀土元素测试在自然资源部古地磁与古构造重建重点实验室完成,测试仪器为美国 Coherent公司生产的 GeoLasHD 193 nm激光器和Agilent公司生产的Agilent 7900四极杆等离子质谱仪。激光剥蚀束斑直径选定为34 μm, 剥蚀深度在20～40 μm。测试过程中以锆石标样91500和NIST610作为外标分别进行同位素和微量元素分馏校正, 详细的分析流程和原理参见Yuan et al.(2008)。测得的实验数据用ICPMSDATACAL程序处理, 采用 Andersen(2002)方法校正同位素比值, 年龄加权平均计算和 U-Pb谐和图绘制使用 Isoplot程序完成(Ludwig, 2003)。锆石U-Pb年龄及稀土元素数据分别见附表1和2。

4 测试结果

样品Zr34的锆石多呈长柱状, 长120～300 μm,长宽比介于 1.25:1～4:1之间。在阴极发光下, 锆石显示出弱振荡环带、平面状分带或无分带的内部结构特征(图 3a), 指示锆石为变质成因。该样品共测得 21个 U-Pb同位素数据, 其记录了较为相近的207Pb/206Pb年龄, 介于1807～1861 Ma之间, 年龄加权平均值为(1828±15) Ma (MSWD=0.22,n=21)(图4a)。锆石稀土元素配分曲线表现为HREE富集型, 具有明显的负Eu异常(0.15～0.54) (图5a)。锆石具有较高的 U (87×10-6～828×10-6)、Th (45×10-6～299×10-6)、Y (185×10-6～842×10-6) 和 ΣHREE(114×10-6～602×10-6)含量, Th/U 比值较高, 介于0.33～0.95之间。

图3 小秦岭地区花岗质浅色脉体锆石CL图像与207Pb/206Pb年龄Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images showing 207Pb/206Pb ages of zircons from granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

图4 小秦岭地区花岗质浅色脉体锆石LA-ICP-MS U-Pb谐和图及其207Pb/206Pb年龄图Fig.4 LA-ICP-MS U-Pb concordia diagrams and the 207Pb/206Pb age plots of zircons from the granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

图5 小秦岭地区花岗质浅色脉体锆石REE球粒陨石标准化图(球粒陨石值据Sun and McDonough, 1989)Fig.5 Chondrite-normalized REE-patterns of zircons from granitic leucosomes in the Xiaoqinling area(chondrite data from Sun and McDonough, 1989)

样品XQC026的锆石呈浑圆状或短柱状, 长度多为80～180 μm, 长宽比介于1:1～1.5:1之间。在阴极发光下, 锆石显示出冷杉叶状或弱振荡的内部分带特征(图 3b), 显示出变质锆石的特征。该样品的12个U-Pb同位素数据测试点给出的207Pb/206Pb年龄范围为1814～1883 Ma, 在锆石U-Pb谐和图上构成了一条不一致线, 并给出了(1849±17) Ma(MSWD=0.79)的交线年龄(图4b)。锆石稀土元素配分曲线表现为近平HREE型, 具有中等程度的负Eu异常(0.29～0.61) (图 5b)。锆石具有较高的U (116×10-6～328×10-6)、极高的Th (150×10-6～612×10-6)、极低的 Y (17×10-6～88×10-6)和 ΣHREE(9×10-6～41×10-6)含量, Th/U比值极高,介于0.52～2.02之间。

样品 Zr52的锆石多呈长柱状, 长度约150～280 μm, 长宽比为1.5:1～4:1。阴极发光图像显示其内部具有斑杂状、平面状或弱振荡环带的结构特征(图 3c), 同样具有变质锆石的特征。该样品共测得20个U-Pb同位素数据, 其记录了较为一致的207Pb/206Pb年龄, 变化于 1832～1894 Ma, 年龄加权平均值为(1867±13) Ma (MSWD=0.22,n=20)(图 4c)。锆石稀土元素配分曲线表现为相对富集HREE的特征, 具有变化范围较大的负 Eu异常(0.12～0.81)(图5c)。锆石具有极高的 U (187×10-6～1549×10-6)、较高的Th (37×10-6～186×10-6)、相对较低的Y(147×10-6～456×10-6)以及 ΣHREE (119×10-6～311×10-6)含量, Th/U 比值变化范围较大, 介于0.06和0.54之间。

5 讨论

5.1 深熔作用时限

阴极发光图像显示3个花岗质浅色脉体中的锆石普遍具有灰黑色斑杂状、平面状、冷杉叶状或弱振荡环带的内部结构, 同时显示出自形程度较好的外部形态特征(图3)。这与前人在苏鲁—大别造山带所开展研究获取的深熔锆石具有一致的形态特征(Liu et al., 2012; Xu et al., 2013; Song et al., 2014; Li et al., 2019; Zhou et al., 2019)。3个花岗质浅色脉体Zr52、XQC026和Zr34给出的锆石207Pb/206Pb年龄分别为 (1867±13) Ma (MSWD=0.22,n=21)、(1849±9) Ma (MSWD=0.79) 和 (1828±15) Ma(MSWD=0.33,n=20) (图4)。尽管3个年龄在误差范围内存在一定相似性, 但考虑其野外产状及岩相学特征(见下文), 我们认为这 3个年龄代表的是深熔熔体不同演化阶段结晶、浅色脉体的形成时代。

根据熔体结晶分离和抽提的程度, Sawyer(2008)将深熔成因的浅色脉体细分为三类, 一是原位浅色体: 与残留体分离, 但仍处于部分熔融发生的位置;二是同源区浅色体: 熔体经历了一定程度的迁移,且已经远离部分熔融发生时候的位置, 但仍在源岩层内; 三是远离源区浅色脉体: 完全从源岩层中迁移出, 并侵入到另一围岩中的脉体。对本文浅色体野外产出特征和室内岩相观察表明, 斜长石富集的浅色花岗质脉体Zr52和XQC026应属第二类脉体,脉体产状整体与围岩片麻理相平行, 且见部分花岗片麻岩仍残余在浅色脉体之中(图 2), 表明在脉体形成的过程中伴随着片麻岩的消耗, 暗示片麻岩可能为浅色体的围岩; 而钾长石占主导的花岗质浅色脉体 Zr34应属于第三类脉体(图 2), 是深熔熔体经历了一定距离后迁移、结晶的产物。通常而言, 地壳部分熔融过程中往往是消耗原岩锆石且抑制新生锆石的成长(Watson and Harrison, 1983; Kriegsman et al., 2010), 因此同源区浅色体所记录的最老的年龄(1867±13) Ma可以视作为深熔作用发生的下限年龄, 而远离源区浅色体是深熔熔体经历大规模迁移、聚集、分离结晶后的产物, 其年龄(1828±15) Ma可以用于限制区域深熔作用的上限年龄。

前人在苏鲁—大别造山带的研究也表明, 深熔熔体从早到晚的演化过程中, 会依次形成斜长石富集浅色体、钾长石富集浅色体和钾长石富集伟晶岩脉(Xu et al., 2013; Song et al., 2014)。小秦岭地区浅色体的形成也经历了类似的演化过程,表明该区在1.87～1.82 Ga经历了一次长达～50 Ma的深熔事件。

5.2 锆石稀土元素对变质作用启示

锆石稀土元素能为反演锆石形成时的变质条件提供一定的依据。例如: 在角闪岩相变质条件下,由于石榴石不能稳定生长, 而长石仍能稳定生长,故在此变质条件下形成的锆石的稀土元素配分曲线会显示出LREE相对亏损、HREE相对富集且具有明显Eu异常的特征(Hermann et al., 2001; 吴元保和郑永飞, 2004; Rubatto et al., 2009; Rubatto, 2017);在麻粒岩相变质条件下, 由于石榴石和长石的稳定存在, 与之共生的锆石会具有低ΣHREE和 Y含量,平HREE稀土元素配分模式以及负Eu异常的特征(Rubatto, 2002, 2017; Whitehouse and Platt, 2003;Wu et al., 2008a); 在榴辉岩相变质条件下, 由于石榴石的稳定存在以及长石被分解为石英和硬玉, 与之共生的锆石会显示出低ΣHREE和 Y含量, 平HREE的稀土元素配分曲线和无负 Eu异常的特征(Rubatto, 2002, 2017; Wu et al., 2008b)。

通过对比三组不同年龄浅色体中的锆石稀土元素(图5和图6a, b, c), 可以发现, ～1.87 Ga浅色脉体中的锆石总体显示出LREE相对亏损、HREE相对富集和具相对较低 Y含量的特征, 锆石具较弱的负Eu异常。～1.85 Ga浅色脉体中的锆石显示出极低ΣHREE和Y含量、近平坦HRRE的配分曲线, 同时还具有中等程度的负 Eu异常。～1.82 Ga浅色脉体中的锆石显示出 HREE明显富集的特征,具较高且变化较大的 Y含量, 锆石具有明显的负Eu异常。

图6 小秦岭地区不同类型花岗质浅色脉体锆石微量元素含量和特征值化图解Fig.6 Variations in trace element compositions and characteristic values of zircons from different types of granitic leucosomes in the Xiaoqinling area

尽管通过锆石稀土元素推断共生矿物组合具有一定的不确定性, 但可以推测～1.85 Ga的锆石很可能与石榴石和长石组分共生, 其具有极低的ΣHREE和Y含量, 中等的负Eu异常, 应与角闪岩到麻粒岩相变质作用有关。然而, 在野外露头和显微尺度下均未见有石榴石, 暗示石榴石已经发生分解, 与退变质作用有关, 但应与峰期变质作用在时间上相差较为接近, 类似的情况也被前人所报道过(赵磊等, 2016)。此外, Wang et al.(2014,2017)通过变质岩石学的研究也表明该区的变质峰期出现在～1.85 Ga左右, 这也为我们的推论提供了佐证。

5.3 构造意义

小秦岭地区位于中部造山带南端的太华杂岩,前人对该杂岩内的高级变质岩石开展的岩石学研究表明, 该杂岩内的高级变质岩石普遍记录了顺时针含等温降压的 P-T轨迹。同时与小秦岭地区的变质历史一致, 其他地区的岩石也通常记录着更早(～1.97 Ga)且持续时间更长的变质年龄。如洛宁地区1.97～1.93 Ga的变质年龄(蒋宗胜等, 2011; Chen et al.,2015, 2020)、鲁山地区1.95～1.84 Ga的变质年龄(Lu et al., 2013, 2015, 2020)以及武刚地区1.96～1.83 Ga的变质年龄(Lu et al., 2014, 2017)。大多数学者将其解释为中部造山带南端经历了开始时间更早且持续时间更长的碰撞造山或地体抬升和冷却过程。

～1.85 Ga浅色脉体中的锆石稀土元素特征反映锆石的形成与角闪岩相到麻粒岩相变质作用密切相关。在早前的研究中, 这一年龄常被解释为与早前东、西部陆块碰撞造山所致的高级变质地体的抬升和冷却有关(Wei et al., 2014; Diwu et al., 2020)或与东、西部陆块碰撞造山时经历的麻粒岩相变质作用有关(Zhao et al., 2005, 2012)。通过锆石Ti温度计(Ferry and Waston, 2007)计算得到三组锆石的平均结晶温度依次为 656 °C、574 °C 和 708 °C(附表 2),其明显低于前人在太华杂岩所报道的峰期变质温度条件, 如小秦岭地区的变质峰期温度为720～820 °C(Wang et al., 2014, 2017); 洛宁地区的峰期温度条件为 680～820 °C(蒋宗胜等, 2011; Chen et al., 2015);鲁山地区的峰期温度条件为 740～810 °C(Lu et al.,2013, 2015)以及武刚地区的峰期温度条件为710～780 °C (Lu et al., 2014, 2017), 这为太华杂岩小秦岭地区1.87～1.82 Ga深熔作用发生于地体抬升和冷却过程中的高角闪岩相到麻粒岩相的退变质作用提供了另一依据。

从大多数造山带来看(Singh, 2009; Li et al.,2019; Liu et al., 2019; Diwu et al., 2020; Jiang et al.,2022), 地壳深熔作用的发生以及相关花岗质浅色体的形成, 也常常与地壳伸展减薄的构造背景有关。前人对小秦岭地区的浅色脉体开展了大量的测年工作(图 1b), 如李厚民等(2007)对大湖金矿附近的伟晶岩脉开展 SHRIMP U-Pb定年, 获得了(1955±30) Ma的年龄; Yu et al.(2013)测得小秦岭中段一伟晶岩脉的 LA-ICP-MS锆石 U-Pb年龄为(1866±19) Ma; Zhao et al.(2015)对枪马金矿周缘的伟晶岩脉开展的锆石定年结果为(1814±6) Ma。最近,Diwu et al.(2020)揭示出小秦岭地区浅色体的形成时代主要介于1891～1798 Ma; Li et al.(2022)则主要通过锆石U-Pb定年获取了小秦岭1840～1781 Ma的浅色体年龄。在本文研究基础上, 结合太华杂岩内的浅色体形成时代及变质年代学的数据, 推测华北克拉通南缘的小秦岭地区可能早在～1.95 Ga就经历了东、西陆块的碰撞造山事件, 此后经历了长期的地体抬升过程和深熔作用(可能长达～150 Ma), 减压熔融的机制为该区大规模浅色体的侵位提供了有利条件(图7)。

图7 小秦岭地区深熔作用与变质P-T轨迹之间的关系(变质P-T轨迹据Wang et al., 2014, 2017修改)Fig.7 Relationship between crustal melting and metamorphic P-T paths in the Xiaoqinling area(the metamorphic P-T paths are modified from Wang et al., 2014, 2017)

6 结论

(1)三件花岗质浅色脉体的形成年龄分别为(1867±13) Ma、(1847±17) Ma和(1828±15) Ma, 表明小秦岭地区在古元古代晚期经历一次至少长达～50 Ma的深熔作用。

(2)～1.87 Ga锆石具有较弱的负Eu异常, 稀土元素配分曲线表明其属重稀土相对富集型; ～1.85 Ga锆石具有中等负Eu异常, 属近平坦重稀土型; ～1.82 Ga锆石具有明显的负Eu异常, 属重稀土富集型。结合锆石Ti温度计, 推测它们均形成于高角闪岩相-麻粒岩相的退变质过程中。

(3)小秦岭地区 1.87～1.82 Ga发生的深熔作用,应与早前(～1.95 Ga)华北克拉通东、西部陆块碰撞造山所致增厚地壳的长期抬升和冷却过程有关。

致谢: 感谢中国地质大学(北京)牟培吉和朱桂繁硕士、陕西地矿第六地质队有限公司韩舫、杨优望、韩鑫等有关人员在野外工作中的帮助; 感谢审稿人和期刊编辑提出的修改意见。

Acknowledgements:

This study was supported by National Natural Science Foundation of China (Nos.141772217 and 41872225), and China Geological Survey (No.12120114014101).

本文附有增强材料(附表1、附表2), 请通过本文网络版阅读或下载。