西秦岭郎木寺组火山岩锆石U-Pb 年龄及其构造意义

2024-01-22冉亚洲陈涛梁文天李阳申琪李传志

西北地质 2024年1期

冉亚洲，陈涛，梁文天，*，李阳，申琪，李传志

（1.西北大学，大陆动力学国家重点实验室，陕西西安 710069；2.陕西国土测绘工程院有限公司，陕西西安 710054；3.中国海洋大学，山东青岛 266100）

1 地质背景

秦岭造山带是分割中国大陆南北、经历多期次造山作用而形成的复合型大陆造山带（张国伟等，1995，2001；Dong et al.，2016）。它的形成至少经历了前寒武纪造山带结晶基底的形成、古生代—早中生代板块构造体制下的俯冲-碰撞造山以及中新生代陆内造山等阶段（王汉辉等，2023）。其中，印支期的碰撞造山作用对于秦岭造山带具有重要意义，不仅使得华南和华北陆块发生最终拼合并形成了秦岭的基本构造格架，也是秦岭造山带从碰撞造山向陆内造山转换的重要阶段（Dong et al.，2011；李平等，2023）。然而，关于秦岭印支期碰撞造山的结束时间还存在较大争议，主要体现在秦岭晚三叠世岩浆作用形成的构造环境存在重要分歧（张成立等，2008；秦江锋等，2010；王晓霞等，2011；Dong et al.，2012；Wang et al.，2013；Liang et al.，2015；Li et al.，2017，2019；Tao et al.，2021；李积清等，2021）。

印支期随着勉略洋的关闭，秦岭造山带发生全面碰撞造山过程（Li et al.，2007；Dong et al.，2011）。强烈的造山作用引发了广泛的岩浆作用，形成大量的花岗岩。这些花岗岩广泛分布在秦岭造山带的各个构造单元内，多呈岩体和岩体群形态展布，主要包括中川岩体群、宝鸡岩体群、糜署岭岩体群、东江口岩体群、五龙岩体群、光头山岩体群。值得注意的是，前人关于秦岭晚三叠世岩浆作用构造环境的探讨主要集中在花岗岩（侵入岩），而少有火山岩（喷出岩）方面的相关研究。一方面是由于秦岭地区大量晚三叠世花岗岩的发育和出露同时期的火山岩分布有限；另一方面则是因为早期研究受到火山岩定年手段的限制。近年来，一些研究表明西秦岭地区分布了较多的印支期火山岩（孙延贵等，2001；黄雄飞等，2013；田绒，2020）。因此，它们是探讨印支期火山岩形成阶段区域构造环境的重要对象。

西秦岭火山岩主要出露于共和-贵德-同仁-夏河一带以及合作东部的德乌鲁和若尔盖等地区，向西与鄂拉山三叠纪岩浆岩带相连（闫臻等，2012）。其中，若尔盖火山岩分布在甘肃玛曲-迭部一带，具有岛弧火山岩的地球化学特征（曾宜君等，2009），可能代表了岛弧-活动大陆边缘构造环境。该套火山岩由郎木寺组和财宝山组构成（图1），其中郎木寺组火山岩为一套陆相中基性火山岩。前人根据组内角闪安山岩全岩K-Ar 法和40Ar-39Ar 同位素方法得到的年龄为199～185 Ma（四川省地矿局川西北地质队，1992；曾宜君等，2009），结合上覆财宝山组火山岩Rb-Sr 年龄值（112±27 Ma）和K-Ar 年龄（136±4 Ma）（四川省地矿局川西北地质队，1992），以及下伏不整合接触的甲秀组中产有侏罗世—白垩纪常见植物分子和晚三叠世至早侏罗世孢子化石组合，认为其时代为早侏罗世—早白垩世。考虑Rb-Sr 体系的不均一性及Rb-Sr 和40Ar-39Ar 体系较低的封闭温度，两种方法得出的年龄通常晚于岩体的实际就位年龄。因此，郎木寺火山岩的形成时代和地质属性尚未有很好的约束。而锆石U-Pb 定年方法已经成为同位素年代学研究中最常见和最有效的方法，具有快速、高效以及精确的特点。据此，笔者对若尔盖地区郎木寺组角闪安山岩开展了LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年。结合前人已经开展的地球化学研究以及区域地质资料，探讨了该角闪安山岩形成的构造环境。

图1 西秦岭郎木寺镇一带区域地质图Fig.1 Regional geological map of Langmusi town,west Qinling mountains

2 研究方法

2.1 样品描述和采集

若尔盖地区的郎木寺组火山岩，为一套灰黑色中性-中基性火山岩，以安山质火山角砾岩为主，包括爆发相和溢流相两部分。爆发相岩类出现在火山活动早期，底界不整合于甲秀组含煤碎屑岩之上。溢流相岩类以黑云母安山岩为主，部分岩石出现气孔构造和杏仁构造，柱状节理发育。黑云母安山岩常与角闪安山岩相伴生，具斑状结构，斑晶约占35%～50%，主要矿物为黑云母、角闪石，副矿物为磁铁矿。辉石安山岩具有较明显斑状结构，斑晶约占30%～45%，主要为紫苏辉石、斜长石、角闪石和黑云母，副矿物主要为磁铁矿、钛铁矿等。角闪安山岩具斑状结构，气孔构造，斑晶主要为角闪石和黑云母，基质具有玻质交织结构，副矿物为磁铁矿等。财宝山组为一套浅色中酸性火山岩建造，按岩性分为下部爆发相流纹质火山角砾岩和上部溢流相流纹岩或安山粗面岩。流纹岩具有斑状结构，流纹构造，斑晶主要为石英、斜长石和黑云母。若尔盖火山岩喷发活动总体上具有中基性-中性-中酸性-酸性演化的特征。

样品KD-1 采自于甘肃省甘南藏族自治州碌曲县和四川阿坝藏族羌族自治州若尔盖县共同下辖的郎木寺镇附近，以开展LA-ICP-MS 锆石U-Pb 定年。样品岩性为角闪安山岩，具斑状结构，气孔构造，斑晶主要为角闪石和黑云母，基质具有玻质交织结构，副矿物为磁铁矿等。

2.2 测试方法

角闪安山岩样品在河北廊坊区域地质调查研究所的实验室粉碎后，使用常规的重液浮选和电磁分离方法挑选出锆石。然后在双目镜下根据锆石的自形成度和形态等特征初步分类，挑选出具有代表性的锆石。将锆石样品分别用双面胶粘在载玻片上，放上PVC 环，然后将环氧树脂和固化剂进行充分混合后注入PVC 环中。待树脂充分固化后将样品座从载玻片上剥离，并对其样打磨抛光，直到样品露出一个光洁的平面。然后再进行锆石显微（反射光和透射光）照相。

激光剥蚀电感偶合等离子质谱（LA-ICP-MS）锆石U-Pb 定年在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。阴极发光（CL）照相采用英国Gatan 公司生产的Mono CL3+阴极发光装置，锆石定年所用的ICP-MS为Agilient 公司最新一代7500a。激光剥蚀系统为德国MicroLas 公司生产的Geolas 200M，该系统由德国Lambda Physic 公司的ComPex102ArF 准分子激光器（波长193nm）与MicroLas 公司的光学系统组成。激光频率为8 Hz，能量密度为4 J/cm2，激光剥蚀斑束直径为30 µm，激光剥蚀样品的深度为20～40 µm。试验中采用He 作为剥蚀物质的载气，用美国国家标准研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST SRM 610 进行仪器最佳化，采样方式为单点剥蚀。数据采集选用一个质量峰一点的跳峰方式，每完成4～5 个待测样品测定，插入测标样一次。在所测锆石样品20 个点前后各测两次NIST SRM 610。锆石年龄采用标准锆石91 500 为外部标样，元素含量使用NIST SRM 610 作为外标。由于SiO2在锆石中的含量较恒定，选择29Si 作为内标来消除激光能量在点分析过程中以及分析点之间的漂移。数据处理采用GLITTER 4.0 软件，并用ISOPLOT 3.0 软件绘制U-Pb 谐和图以及计算206Pb/238U 年龄加权平均值。详细的实验原理和流程及仪器参数可参见文献（袁洪林等，2003；柳小明等，2007；李艳广等，2023）。

3 锆石微区U-Pb 定年

3.1 锆石特征

内部结构显示锆石晶型较好（图2），多数锆石呈半自形到自形结构。根据长短轴的比例大致可以分为两类：一类锆石颗粒呈短柱状-长柱状，长轴为80～200 µm，短轴为50～100 µm，长宽比为1～3；另一类锆石颗粒呈菱状，长轴为100～180 µm，短轴为80～120 µm，长宽比为1～2。多数锆石具有核-幔-边结构，但边部较窄。大部分锆石的CL 图像（图2）较亮，锆石表面蜕晶化较弱，大部分锆石呈现典型的岩浆成因密集震荡环带（图2）。

此外，样品中锆石Th 含量为105×10-6～348×10-6，平均值为228×10-6，U 含量为191×10-6～506×10-6，平均值为369×10-6。Th/U 值为0.49～0.82（表1），平均值为0.62，表明样品中锆石属于典型的岩浆锆石（李长民等，2009；王梓桐等，2022；熊万宇康等，2023）。锆石的稀土元素组成显示，ΣREE 含量较HREE 富集（表2），具有岩浆锆石的稀土元素球粒陨石配分曲线（图3），Ce 正异常和Eu 负异常明显，表明这种火成岩中的锆石没有流体的参与，属于典型的岩浆成因锆石。

表1 郎木寺组角闪安山岩锆石U-Pb 同位素分析结果统计表Tab.1 Zircon U-Pb isotope analysis of jiaoshan andesite in Langmusi formation

3.2 定年结果

最终的锆石U-Pb 定年结果见表1。样品KD-1共获得30 个点的锆石U-Pb 同位素数据，除去6 个年龄不谐和点，其余锆石边部24 个测点均集中落在谐和线上及其附近（图3a）。

锆石呈现略有差异的两组年龄（图4a、图4b）：第1 组年龄有18 个测试点，206Pb/238U 年龄为225～218 Ma，加权平均年龄为（221.8±1.2）Ma（MSWD=0.35）（图4c）；第2 组年龄有6 个测试点，206Pb/238U 年龄为212～208 Ma，加权平均年龄为（210.6±2.1）Ma（MSWD=0.23）（图4d）。

图4 郎木寺组角闪安山岩锆石年龄谐和图Fig.4 Zircon age map of jiaoshan andesite in Langmusi formation

4 讨论

4.1 郎木寺组角闪安山岩形成时代

本次研究中，锆石U-Pb 年代学研究表明，郎木寺组角闪安山岩同一个样品中存在两组加权平均年龄，分别为（221.8±1.2）Ma（MSWD=0.35）和（210.6±2.1）Ma（MSWD=0.23），类似的情况在秦岭造山带的其他研究中也有记录。例如，Hu 等（2017）从柞水岩体的二长花岗岩中获得两组结晶年龄（216 Ma 和200 Ma）；张成立等（2009）从沙河湾寄主花岗岩获取两组结晶年龄（210 Ma 和197 Ma）、镁铁质暗色包体两组年龄（197 Ma 和188 Ma）、闪长质围岩两组年龄（230 Ma和210 Ma）；Niu 等（2016）认为西秦岭构造带中的闾井岩体有两期岩浆结晶年龄（212 Ma 和225 Ma）；Li 等（2019）对东江口岩体生长历史的研究认为，该岩体至少经历了两次相差～10 Ma 岩浆事件。因此，秦岭造山带晚三叠世花岗岩和火山岩，同一样品中存在2 组岩浆结晶年龄是普遍现象。

对于同一样品存在两组年龄这种现象主要有2种解释：①存在捕获锆石。②同一岩浆系统侵位之前，已经存在该岩浆系统结晶出的锆石。已有的研究表明，岩浆作用是一个相对快速的过程，时间尺度小于10 万a（Petford et al.，2000）。因此，郎木寺组角闪安山岩的两组结晶年龄更倾向于代表晚期岩浆捕获早期岩浆结晶的锆石。再者，前人通过矿物温压计获得岩浆结晶温度较低～700 ℃（冉亚洲，2018；Li et al.，2019）。岩浆结晶温度低和快速结晶过程能够很好地解释在晚期岩浆中大量存在岩浆捕获锆石的可能（Miller et al.，2003）。

曾宜君等（2009）获得郎木寺组火山岩年龄为（202±1）Ma，结合层型剖面和相邻地区测年数据，将郎木寺组形成时代厘定为早侏罗世。丁德建（2014）获得郎木寺组安山岩锆石11 个测点的锆石206Pb/238U 加权平均年龄为（214.5±2.8）Ma，认为该年龄代表郎木寺组安山岩的岩浆冷却结晶年龄。因此，结合前人的研究笔者认为郎木寺组火山岩的形成时代为晚三叠世，而不是前人所认为的早侏罗世（四川省地矿局川西北地质队,1992）。同时，其上覆的财宝山组火山岩的形成时代也可能早于前人所得出的早白垩世。郎木寺组角闪安山岩到财宝山组火山岩表现出从基性到中性再到酸性的连续演化特征。因此，推断它们很有可能是同一岩浆演化阶段不同时期的产物。而锆石U-Pb 定年的结论与下伏不整合接触的甲秀组中产有侏罗纪—白垩纪常见植物分子的事实并不矛盾。因此，可将郎木寺组火山岩和财宝山组火山岩划分到同一组内，共同反映晚三叠世连续的岩浆喷发事件。文中郎木寺组内角闪安山岩是秦岭造山带在晚三叠世造山事件的岩浆响应。

4.2 区域构造意义

伴随印支期全面碰撞造山，秦岭造山带内（尤其是南秦岭以及宁陕断裂以西部分）发育大量的岩浆作用，形成规模宏大的花岗岩体群。研究表明，这些岩体年龄大多为225～200 Ma，地球化学成分多具有相对富集LILE、LREE，贫化HFSE 和Nb、Ta 不同程度亏损的地球化学特征（张成立等，2008），部分花岗岩显示了埃达克质（或高Sr、低Y）花岗岩和I-A 型过渡的环斑结构花岗岩的特征，所包含的大量暗色包体指示了壳、幔两端元岩浆的混合作用（张成立等，2005，2008；梁文天，2009）。然而，秦岭造山带晚三叠世岩浆作用的构造背景一直存在俯冲（Jiang et al.，2010；Qin et al.，2013）、碰撞造山（孙卫东等，2000；张静等，2002；王晓霞等，2003；周斌等，2008；Li et al.，2017）以及后碰撞挤压向伸展转换（卢欣祥等，1996；张成立等，2008；弓虎军等，2009a，2009b；王晓霞等，2011；Dong et el.，2012）等众多解释。

前人关于晚三叠世岩浆作用构造环境的探讨主要集中在岩石学和地球化学方面。例如，孙卫东等（2000）认为这些花岗岩体是勉略洋闭合时由陆壳俯冲造成；张成立等（2005）认为勉略缝合带内的光头山岩体群（219～214 Ma）是秦岭造山带主造山期后岩石圈拆沉，幔源岩浆上涌导致下地壳的部分熔融所形成。因此，认为这些花岗岩可能形成于后碰撞构造环境；Jiang 等（2010）认为这些岩体形成于同碰撞构造背景下；Qin 等（2013）认为这些花岗岩形成于后碰撞的构造背景；Li 等（2015）认为三叠纪花岗岩体是在三叠纪活动大陆构造背景下形成的，而非同碰撞或后碰撞环境。近来，有一些花岗岩构造方面的研究，结果一致认为这些岩体形成于板块碰撞引起的挤压构造环境。例如，梁文天等（2015）认为西秦岭糜署岭岩体形成于同碰撞构造背景下，岩浆上升侵位过程受到右行走滑断裂的控制；陶威（2014）认为南秦岭老城岩体和胭脂坝岩体的花岗岩浆活动受区域左旋挤压变形的控制，可能与晚三叠世宁陕断裂活动密切相关；Li 等（2017，2019）认为八里坪岩体和东江口岩体的侵位受区域构造控制，形成同碰撞斜向汇聚下的左旋挤压运动学状态，边界断裂和剪切带控制了岩体侵位过程。

本次研究所揭示的郎木寺组角闪安山岩与秦岭造山带晚三叠世花岗岩属于同一时代岩浆产物。前人的地球化学研究显示，郎木寺组角闪安山岩以富集放射性元素Th，亏损Nb、Ta、Ti 等高场强元素为特征，在微量元素蛛网图上同样表现大离子亲石元素Ba、Th、U、Pb 富集和高场强元素Nb、Ta、Sr、Ti 的强烈亏损；Nb/La 值为0.28～0.54，Hf/Ta 值为7.07～8.52，La/Ta 值为 25.13～41.68（郭现轻等，2011）。郎木寺组角闪安山岩表现出岛弧火山岩的地球化学特征（曾宜君等，2009），形成于岛弧-活动大陆边缘造山带环境。研究表明，若尔盖地区郎木寺组角闪安山岩成岩年龄为220～211 Ma，据此认为至少在这个阶段，西秦岭郎木寺地区仍处于同碰撞挤压的构造环境，而非后碰撞更不是碰撞后环境。笔者的结论可以得到其他地质证据的支持：①近来越来越多的构造年代学研究均揭示了秦岭造山带于中晚三叠世期间记录了大量的构造活动（李阳，2017），并主要集中在晚三叠世，说明此时仍在碰撞造山。②秦岭造山带内的变质记录也支持碰撞造山作用主要发生在中晚三叠世，如安子山麻粒岩（李三忠等，2000；张宗清等，2002）以及黑沟峡变质火山岩（李曙光等，1996）。③印支期主逆冲推覆构造中卷入的最新地层为中三叠统，这说明碰撞造山不早于中三叠世（张国伟，2001），印支期碰撞之后，造山带内普遍发育了早中侏罗系陆相断陷沉积盆地，这些断陷盆地明显不整合覆盖在强烈变形的主造山期地层之上（梁文天，2009；谢晋强，2014），因此它们限定了秦岭造山带发生大规模伸展垮塌的时间是早中侏罗世，而不是晚三叠世。④详细的古地磁研究也表明，华南和华北的碰撞拼合是发生在晚三叠世（朱日祥等，1998）。所以，通过郎木寺组角闪安山岩形成的构造环境分析以及其他地质证据，笔者认为秦岭造山带晚三叠世岩浆作用形成于同碰撞挤压的构造环境。