秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代_强_省略_花岗岩与弱变形脉体锆石SHRI

　　地2005年4月Vol.79　No.2

　质　学　报　　　ACTAGEOLOGICASINICA　Apr.　2005

秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

——强变形同碰撞花岗岩与弱变形脉体锆石SHRIMP年龄限定

王涛1),张宗清1),王晓霞2),王彦斌1),张成立3)

1)中国地质科学院地质研究所,北京,100037;2)中国地质调查局发展研究中心,北京,100037

3)西北大学地质系,西安,710069

内容提要:已有的研究表明,主要形成于显生宙的秦岭造山带发生过新元古代碰撞造山作用,但确切的碰撞时间尚需研究。综合物质组成、强烈的变形改造、区域变质作用和地质演化等多方面的证据,S→I→A型花岗岩演化、进一步论证了秦岭造山带核部以牛角山岩体为代表的片麻状过铝质S型花岗岩体为同碰撞岩体;其中,牛角山岩

238体可能为同碰撞早期岩体。该岩体的15个锆石SHRI该年MP测年点给出206Pb󰃗U加权平均年龄为955±13Ma。

龄可代表陆壳下冲深埋、碰撞增厚的时间。在同一地点侵入于岩体中的弱变形花岗岩脉的锆石SHRIMP年龄为

929±25Ma,从而证明,该片麻状花岗岩体记录的同碰撞变形主要发生于955～929Ma。这为确定新元古代同碰撞

造山作用及其时代提供了有利证据。该碰撞时间滞后于全球格林威尔碰撞造山的时间(1300～1000Ma),与华南陆块汇聚时间大致相同。根据花岗岩演化特点推测,该事件可能是华北南缘或扬子地块北缘的一次小陆块汇聚增生。

关键词:花岗岩体;同位素地球化学;新元古代变形;锆石U2Pb年龄;陆块汇聚;罗迪尼亚

　　如何在年轻造山带中鉴别出古老造山带?如何在多期变形中确定早期变形时间?这是了解变形史、造山带演化、恢复古构造格架、重建古老(如元古宙Rodinia)超大陆的关键,也是构造地质学一直探索的难题。秦岭造山带的形成经历了长期的演化过程。在北秦岭发生过古生代(如华北板块和秦岭微板块)

β的俯冲碰撞(Mattaueretal.,1985;Kroner,et

.,1993),并发育超高压变质作用(Huetal.,al

1994;杨经绥等,2002);在南秦岭发生了中生代(秦岭微板块与扬子板块沿勉略带)碰撞,形成了南秦岭造山带,并发生沿秦岭—大别山一带的华北与扬子块体的全面碰撞,最终完成秦岭造山带的形成

βr,1985;Hsuetal.,1987),显示了多阶段(Sengo

俯冲碰撞造山(Mengetal.,1999;张国伟等,2001)或由南向北递进的俯冲增生造山(Ratschbacheretal.,2003)。这些研究说明,秦岭造山带主要形成于显生宙。

然而,即使这样一个如此强烈的显生宙造山带,仍然存在一些元古宙(晋宁期)构造热事件的信息(李曙光,1991;杨巍然等,1991;游振东等,1991;张宗清等,1994,1997;王涛等,1998a;姜常义等,1998;裴先治等,1999),并可能存在新元古代碰撞造山带

的残迹(王涛等,2002,Wangetal.,2003)。特别是近年来,陆松年等(2004a)对秦岭新元古代地质事件进行了系统研究,揭示出越来越多的新元古代汇聚与裂解的构造岩浆热事件,并对相关的陆块聚散以及与全球Rodinian超大陆的对比研究等问题提出了一系列新认识。现在需要进一步研究的一个关键问题是如何准确确定这次碰撞的时间和性质。这对于古陆块的重建以及与Rodinian超大陆的对比至关重要。目前,只有岩浆热事件有确切可靠的锆石同位素年龄,但仅仅据此来确定构造环境(如同碰撞)和时代还不够。因为岩浆的构造环境判别具有多解性,如一些常认为与俯冲有关的钙碱性岩浆或与同碰撞有关过铝质花岗岩完全可以发生于后碰撞甚至后造山环境(Sylvester,1998)。因此,要确定该造山带是否发生过新元古代同碰撞汇聚事件、何时发生、构造变形方面的研究具有至关重要的作用。但是,秦岭造山带经历了强烈的古生代和中生代造山作用(包括超高压变质作用),要确定新元古代的构造变形,特别是时间是非常困难的,需要探索有效的方法。

本文在进一步论证秦岭造山带核部发育的S型片麻状花岗岩为同碰撞花岗岩的基础上,分别测定了该花岗岩和侵入于其中的弱变形岩脉的锆石

注:本文为国家自然科学基金项目(编号4007206、40372043、1400320102西北大学重点实验室资助项目成果。C)、收稿日期:2003212221;改回日期:2004210228;责任编辑:刘淑春。

作者简介:王涛,1959年生。研究员,博士生导师。从事构造、花岗岩研究。Email:taowang@cags.net.cn。

第2期王涛等:秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

221

SHRIMP年龄,从而限定了新元古代同碰撞变形的

时限,为确定新元古代同碰撞造山变形及时间、探讨中国北方元古宙超大陆的汇聚提供了有利证据。

1　区域地质背景

秦岭造山带横亘中国中部,是华北板块与扬子板块长期汇聚形成的复合造山带(Mattaueretal.,

β1985;Kro.,1993;Mengetal.,1999;张neretal

国伟等,2001)。其核部主要由古元古代秦岭杂岩构成(图1)(游振东等,1991)。该杂岩主要由原秦岭群和新建立的峡河群组成(王涛等,1997)。前者为一套角闪岩相黑云(二云)斜长(二长)片麻岩、大理岩、钙硅酸盐粒岩夹斜长角闪岩(游振东等,1991);后者发育于杂岩中部,以低角闪岩相—绿片岩相二云石英片岩、石英岩、钙质片岩、绿片岩为主夹斜长角闪岩、钙硅酸盐粒岩—大理岩。

秦岭杂岩北侧为宽坪群和二郎坪群。宽坪群主要由中低变质的绿片岩、角闪岩组成,原岩为火山岩,形成于裂谷—小洋盆环境,时代为中元古代(1600～1000Ma?),遭受了晋宁期变质变形改造(张国伟等,2001)。二郎坪群包括蛇绿岩、火山-沉积岩,主体形成于古生代(Sunetal.,1996),而基性火山岩有900～600Ma的同位素年龄(张宗清等,1994),显示可能混有新元古代岩浆岩组分。

该杂岩南侧为丹凤群、武关群和刘岭群,武关群

图1　秦岭造山带核部构造简图及新元古代花岗岩体分布

Fig.1　SketchmapofthetectonicsinthecoreoftheQinlingorogenicbeltandtheNeoproterozoicgranitoids

1—古生代花岗岩;2～4—新元古代花岗岩体:2—不变形A型花岗岩,3—弱变形I型花岗岩,4—强变形S型花岗岩;

5—白垩系;6—镁铁质岩体;7—辉长岩;8—峡河群;9—秦岭群

1—Paleozoicgranite;2～4—Neoproterozoicgranites:2—undeformedA2typegranite,3—weaklydeformedI2typegranite;4—strongdeformedS2typegranite;5—Cretaceoussystems;6—maficrock;7—gabro;8—XiaheGroup;9—QinlingGroup

介于丹凤群和刘岭群之间。丹凤群由蛇绿岩、火山—

沉积岩组成,主体形成于古生代(张国伟等,2001),但基性岩石中获得了1000～700Ma的Sm2Nd年龄(张宗清等,1994)。武关群由低角闪岩相大理岩—钙质片岩、云母片岩、长英质片岩及斜长角闪岩构成,原岩为火山—沉积岩,变基性火山岩全岩Sm2Nd等时线年龄为1382±30Ma,推测可能形成于中元古代裂谷环境(裴先治,1997)。刘岭群主体为绿片岩相变沉积岩系,时代为古生代。秦岭杂岩是探讨该造山带早期构造演化的窗口,保存有较多的古老地质信息,其中,新元古代花岗岩尤其突出,为进一步

探讨该时期的碰撞造山作用提供了线索。

2　新元古代S型片麻状花岗岩

在秦岭造山带核部已鉴别出的新元古代花岗岩有(图1):牛角山岩体(王涛等,1994,1998a)、德河岩体(游振东等,1991)、寨根岩体(王世彦×)、蔡凹岩体、黄柏峪岩体(张宏飞等,1993)等。其中,前3者产出部位、矿物组成、地球化学特征相似,年龄相近(陆松年等,2004a),大致为同一套岩石组合,具有S型花岗岩特征。

2.1　岩体产状及变形

222

地　质　学　报2005年

在上述S型花岗岩体中,牛角山岩体最大、最典型。该岩体分布于秦岭杂岩中部的峡河群中,呈线性平行区域片麻理展布(北西—北西西向)(图2),其已改造为花岗质片麻岩体或强片麻状花岗岩体,内部发育透入性片麻理,有些地带还发育流褶皱(王涛等,1994)。该变形具有以下特点:①发育透入性条带状面理,表现为浅色条带与暗色条纹相间的条带状构造,说明已经开始出现变质分异;②成分条带、暗色析离体及包体呈细条状定向排列,显示了(亚)岩浆流动组构;③斜长石和钾长石已经变形为长条状动态重结晶集合体条带,显示了高温(至少>600℃)固态变形的特征(Patersonetal.,1989,1998)。这种亚岩浆流动组构→高温固态流动连续过微斜长石(20%～40%)、黑云母(4%～6%)、白云母

(3%±);副矿物为铁钛氧化物、石榴子石(2%～4%)、磷灰石及锆石等。石榴子石、白云母的出现显示了富铝的矿物组合,是S型花岗岩的特征。目前已经获得10个样品的地球化学数据,也显示S型花岗岩特点(王晓霞等,1997)。例如,高硅(SiO2=70%～73%)、富钾[K2O󰃗～1.68(除寨根个别Na2O=1.16岩石)]、强过铝质(A󰃗～1.2),在各类岩CNK=1.15石类型图解上均位于S型花岗岩区。另外,该岩体与秦岭杂岩中长英质变质岩在地球化学上具有互补性和亲缘性,而且发育与该变质岩相近的富云变粒岩包体,其与寄主岩也呈互补关系。同时,岩浆具有低温特点,一致指示该岩浆可能是熔自以秦岭杂岩为代表的中下地壳物质(王晓霞等,1997)。

同位素特征更清楚地显示了这一点。如表1所

86

示,除了德河岩体2个样品的(87Sr󰃗Sr)i值异常低

86以外(可能因87Rb󰃗Sr比值较大,该结果不作为讨

86

论依据),牛角山岩体和德河岩体的(87Sr󰃗Sr)i值均大于0.706,与该时期秦岭群中副片麻岩平均的

86

(87Sr󰃗Sr)i=0.70690有相似的地质意义,即显示

渡的特点表明,在岩浆结晶过程中或不久就发生了高温流动变形,这是同构造岩体及同侵位变形特征(Patersonetal.,1989;Milleretal.,1994;

.,1996)。Schulmannetal

2.2　岩石类型、地球化学、同位素组成

这些S型花岗岩的岩石类型以黑云母二长花岗岩、二云母二长花岗岩为主。以牛角山岩体为例,矿

物组成为石英(25%～40%)、斜长石(20%～40%)、

壳源的特点。一般而言,Sm、Nd同位素较稳定,结果

相对可靠。可以看出,牛角山和德河岩体的ΕNd(t)值一致(-4.3～-5.4),模式年龄也相近(1999～2232Ma),说明这2个岩体具有相同的源区。重要的是,它们与该时期秦岭群中副片麻岩平均的ΕNd(t)值(-5.5)以及Nd模式年龄相似,证明它们源自以秦岭杂岩副片麻岩为代表的壳源物质。仔细分析,该岩体的ΕNd(t)值略高一些,可能的原因是在秦岭群的部分熔融中有少量变基性岩[ΕNd(t)值较高(表1)]的参与,这也进一步说明该岩浆可能源自秦岭杂岩。

3　强片麻状花岗岩和弱变形脉体的锆

石年代学

图2　秦岭造山带核部牛角山强片麻状花岗岩体

地质简图及同位素年龄样品位置

Fig.2　SketchmapoftheNiujiaoshangneissicgraniteinthecoreoftheQinlingorogenicbeltandthelocation

ofisotopicsample

1—镁铁质岩体;2—古生代花岗岩;3—新元古代牛角山片麻状花

　　笔者曾获得过新元古代牛角山强片麻状花岗岩或花岗质片麻岩的锆石年龄(王涛等,1998a)。但是,由于岩体为壳源花岗岩,锆石成分可能复杂,定年难度较大;加之其精确定年的重要性,故本文进行了锆石SHRI此外,在该岩体中侵入MP定年,进行验证。

有花岗质脉体。本次研究选择了两种脉体进行了样品采集:一种为弱变形脉体;另一种脉体极弱变形或不变形。3个样品均采集于狮子坪东南化银坪小黄柏沟(图2)。3.1　样品采集

3.1.1　牛角山片麻状花岗岩(N5)

岗岩;4—秦岭群;5—片麻理;6—拉伸线理;7—年龄样品位置;

8—小水沟1—Mafic

rock;

2—Paleozoic

granite;

3—Neoproterozoic

5—gneissic

Niujiaoshangneissicgranite;

4—QinlingGroup;

foliation;6—strechinglineation;7—samplelocation;8—river

第2期王涛等:秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

223

表1　秦岭造山带核部牛角山、德河花岗岩体

Sr-Nd同位素组成

Table1　SrandNdorogenicbelt岩体

样号

Rb

(×

Sr(×

87

isotopiccompositionsofthe

NiujiaoshanandDeheplutonsfromthecoreoftheQinling

该脉体极弱变形或不变形,与寄主岩石边界截然,脉宽0.5～1m,长30余米,多平行牛角山岩体片麻理,但局部呈分支状,切割主岩片麻理。岩石类型为中粒黑云母花岗岩。样品N6位于样品N8北30m处。

3.2　测试方法及结果

86

10-6)10-6)

RbSr

8786

SrSr

2Ρm

年龄

(Ma)

(86

87

Sr)iSr

牛角山11068󰃗1德河D1德河D2德河D4德河D5德河D6德河D8

变基

秦岭群

性岩片岩、

秦岭群

片麻岩岩体牛角山德河德河德河德河德河德河德河秦岭群

样号

154.6100.44.460.787684129550.72682179.1109.14.760.7746902186.8105.35.150.7792301210.175.2

8.140.8111402

227.360.111.050.8487508219.4104.46.110.7925002205.4118.45.040.7321408

0.5790.715153.890.76016Sm(×Nd(×

147

9430.710479430.709829430.701439430.699699430.710169430.664259550.707259550.70712TDM

测年是在北京离子探针中心完成,采用的仪器是高分辩率高灵敏度离子显微探针SHRIMP(II)。详细分析流程见宋彪等(2002)。待分析未知点与标样TEM的点交叉进行分析。应用RSE的锆石

-6

SL13(572Ma,238×10)标定样品的U、Th、Pb含量,Temrra(417Ma)进行年龄校正。普通铅根据实测的204Pb进行校正。年龄计算和图解使用SQUID(1.02)和ISOPLOT程序(Ludwig,1999)。同位素比值误差为1Ρ,加权平均年龄具95%的置信度。3.2.1　牛角山片麻状花岗岩(N5)

样品经过破碎,挑选出锆石。其粒级变化大(50～130Λ～100Λm),多为90m。晶体形态复杂,有浑圆状—等轴状、板状—长板状—长柱状,长宽比大者可达6∶1,多集中在4∶1左右。锆石多为无色透明状或透明—浅褐色或玫瑰色、淡黄色的透明晶体,多数以自形为主,颗粒柱面晶形良好,呈四方柱与四方锥之聚形晶,晶形较完整;内部结构比较均匀,发育多层同心环带,这些都显示了典型的火成结晶成因特点。有些浑圆状锆石内部仍然发育完好的岩浆结晶环带,说明仍为岩浆锆石(图版󰂪23,4)。本样品中发现少量老的锆石颗粒或锆石核部。

共选取了19个特征不同的锆石进行了SHRIMP定年,结果见表2和图3。由表2可见,锆

-6

石的U、Th含量主要变化于200×10～888×10-6和73×10-6～4456×10-6之间(去掉最高、最低值后),Th󰃗U比值较高(0.26～0.69)(远大于0.1)。一些浑圆状锆石也具有很高的U、Th含量和Th󰃗U比值,与内部岩浆环带一致显示为岩浆锆石。有些锆石残留核仍具有高的Th󰃗19U比值(如5、点),显示了继承性岩浆锆石特点。

表2显示,锆石颗粒2、19给出古、中元古代年龄,

206

其207Pb󰃗1543±11Pb年龄分别为1567±24Ma、

Ma;前者显示有铅丢失,后者为谐和年龄,可代表该热

206

事件的年龄。测点5、14给出207Pb󰃗Pb年龄1144±25Ma、1185±23Ma,其中后者有一定的铅丢失。这4个锆石颗粒均具残留锆石特点(图版󰂪23～5)。其余

238

15个测点比较集中,给出206Pb󰃗U加权平均年龄

10-6)10-6)

Sm144Nd

143144

ΕNdNd2Ρm

Nd(t)

(Ga)

11068󰃗15.0424.840.12270.5119568-4.31.99Q9314217.1235.120.12250.5119164-5.32.06Q9314227.9638.790.12410.5119139-5.42.10Q9314239.9048.220.12420.51192211-5.22.08Q9314247.2632.600.13480.511996-5.22.23Q9314257.6133.820.13620.5120189-4.82.22Q9314267.8938.800.1231Q9314296.9431.290.134

0.16240.11430.50.50.50.5

9-5.02.0512-5.12.21

2.9

1.71

变基

性岩片岩、

秦岭群

片麻岩

-5.52.00

注:秦岭群资料为平均值,据张宗清等(1994);德河岩体Rb2Sr资料据游振东等(1991);有关参数计算选用锆石SHRIMP年龄943±18Ma,据陈志宏等(2004);其余在国土资源部测试中心测试,方法见张宗清等(1994)。

　　样品采集仍然选择最为典型的牛角山岩体(样品编号N5)。地点在狮子坪东南化银坪小黄柏沟,牛角山西南侧(图2),与原来锆石定年的样品(11068󰃗

岩石为眼球状粗粒片1,王涛等,1998a)为同一露头。

麻状二云母二长花岗岩(二长质花岗片麻岩),是该岩体代表性岩石(变形较弱)(图版󰂪21)。3.1.2　弱变形花岗质脉体(N8)

该岩脉宽0.5～1.5m,长几十余米;与寄主岩石边界渐变;内部发育较弱的片麻理,平行主岩片麻理,仅局部有切割迹象,但变形程度明显较弱(图版󰂪22)。其矿物组成与牛角山岩体相近,但暗色含量较少,为中粒含白云母黑云母二长花岗岩。样品N8位于样品N5北10m处。

3.1.3　不变形花岗质脉体(N6)

955±13Ma。值得注意的是,很多同一锆石颗粒核部

224

地　质　学　报

表2　牛角山片麻状花岗岩锆石SHRIMP测年数据

Table2　SHRIMPU-PbisotopicanalyticaldataofNiujiaoshangraniticgneises

2005年

206

测点12345678910111213141516171819

PbcU1982744092363216297228886642082091131274631515279190200629

Th10610010195140445303671016273691001203467512577608

206

232

(%)0.480.250.290.470.210.110.140.050.030.400.490.090.260.250.14-0.310.400.05

(×10-6)(×10-6)

Th󰃗U0.560.380.260.420.450.730.430.080.160.310.360.060.380.200.690.280.680.401.00

238

Pb3

206

(×10-6)27.448.454.532.550.686.198.612892.427.028.415338.791.673.536.425.828.1145

238

Pb󰃗U(Ma)

207

206Pb󰃗Pb(Ma)

207

206

Pb3󰃗Pb3

±%

2.41.31.72.11.21.30.900.820.872.22.40.701.81.21.21.42.32.40.56

207

235

Pb3󰃗U±%

206

238

Pb3󰃗U±%

961±261203±31927±25954±261083±29952±25949±25998±26968±25903±24944±25943±25977±261004±26990±26909±24942±26972±261526±40

797±511567±24912±36829±451144±25914±27880±19910±17965±18882±46805±50920±14884±371185±23932±25892±30901±48867±501543±11

0.06570.09700.06940.06670.077880.069520.068360.069360.071280.06850.06600.069710.06850.079530.070120.068780.06910.06790.09574

1.4562.7431.4811.4681.9641.5261.4951.6021.5921.4191.4341.5141.5461.8471.6051.4361.4991.5253.53

3.83.13.33.63.23.13.02.93.03.73.72.93.43.13.13.23.73.83.0

0.16070.20510.15470.15950.18290.15920.15860.16750.16200.15040.15770.15760.16360.16850.16600.15150.15740.16280.2671

2.92.92.82.92.92.82.92.82.82.92.92.82.92.82.82.92.92.92.9

注:误差是1Ρ;Pbc和Pb3分别表示普通铅和放射性成因铅;应用实测的204Pb进行普通铅校正。

图3　牛角山片麻状花岗岩锆石U2Pb同位素一致图解

235238

Fig.3　207Pb󰃗U2206Pb󰃗Uconcordiadiagramshowing

thedatafortheNiujiaoshangneissicgranite

与边缘的年龄一致,如核部11点年龄为944Ma,边部12点位943Ma。这说明955±13Ma不是锆石局部残留核的年龄,而是代表整个锆石结晶年龄,故可解释为该岩体侵位年龄。需要提及的是,笔者以206

238

Pb󰃗U年龄为该样品代表性年龄;因为:①实测年

238

龄值小于1000Ma的样品通常采用206Pb󰃗U年龄

207206

(Blacketal.,2003);②该样品Pb󰃗Pb具有轻

238

微反向不一致性,略小于206Pb󰃗U年龄(表2),而

238

当出现和谐年龄时,两者与206Pb󰃗U年龄加权平均年龄955±13Ma一致(点9)。

笔者曾在同一地点用TIMS方法测得了6组不同粒级锆石(测点接近于谐合曲线且线性好),给出的上交点年龄为959±4Ma(王涛等,1998a),后由5个点经过ISOPLOT程序(Ludwig,1999)重新计算为958±7Ma(Wangetal.,2003)。最近,陆松年等(2004a)也获得牛角山岩体锆石U2Pb(TIMS法)年龄为955±5Ma。因此,无论是不同方法重复测验的结果,还是锆石的特征、测试数据的质量,都表明上述年龄是准确、可靠的。如果考虑TIMS方法所测锆石含有一定的残留核影响的可能,最好选择SHRIMP年龄955±13Ma作为该岩体的代表性年龄。另外,在该地带,其他新元古代同碰撞S型花岗岩也获得了相同和相近锆石年龄,如德河岩体锆石SHRIMP年龄为943±18Ma(陈志宏等,2004);寨根岩体年龄为914±10Ma(陆松年等,2004a)。这表明秦岭造山带核部的确存在新元古代S型花岗岩。其中,牛角山岩体变形最强,是目前在秦岭造山带核部所确定的最老的片麻状花岗岩或花岗质片麻岩。3.2.2　牛角山岩体中的弱变形花岗质脉体(N8)

样品挑选出锆石粒级变化于50～130Λm,多在90～100Λm。主要为无色透明或透明—褐色或玫瑰色、淡黄色的透明晶体,以自形为主,形态以板状—长板状—长柱状为主,长宽比多集中在4∶1左右;另有一些浑圆状锆石,内部仍发育同心环带。所有这些都显示了岩浆结晶锆石特点(图版󰂪25)。

第2期王涛等:秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

表3　牛角山片麻状花岗岩中的弱变形花岗质脉体(N8)锆石SHRIMP测年数据

225

Table3　SHRIMPU-PbisotopicanalyticaldataofweaklydeformedgraniticveinintheNiujiaoshangneissicgranite

206

测点123456798101112131415

PbcU2106202213857661114248444625727283528898647446

Th1165612169168120877410622876391007888206

232

(%)2.801.541.031.360.600.601.281.211.231.332.151.350.710.981.33

(×10-6)(×10-6)

Th󰃗U0.570.090.570.180.230.110.360.170.180.320.280.080.110.120.20238

Pb3

206

(×10-6)31.271.126.949.511014936.869.188.998.437.911512284.256.6

238

Pb󰃗U(Ma)

207

206Pb󰃗Pb(Ma)

207

206

Pb3󰃗Pb3

±%

5.94.85.13.71.61.64.63.22.64.38.33.11.92.03.2

207

235

Pb3󰃗U±%

206

238

Pb3󰃗U±%

1003±46796±37845±40888±41994±45926±431015±471062±49977±45931±43915±421438±64937±43901±42876±41

938±120894±99952±100928±76957±32931±321187±911015±65871±54855±89865±1702071±541116±37895±421025±65

0.07030.06880.07080.07000.07100.07010.07960.07300.06810.06760.06790.12800.07680.06890.0734

1.631.2471.3681.4251.6321.4931.871.801.5371.4481.434.411.6571.4251.473

7.76.97.16.25.25.26.85.95.66.59.75.85.35.45.9

0.16830.13140.14010.14760.16680.15450.17060.17910.16370.15540.15240.2500.15650.15010.1456

5.05.05.05.04.94.95.05.04.95.05.04.94.95.04.9

注:误差是1Ρ;Pbc和Pb3分别表示普通铅和放射性成因铅;应用实测的204Pb进行普通铅校正。

3.2.3　牛角山岩体中不变形花岗质脉体(N6)

挑选出的锆石粒级主要为60～90Λm,多为无

色透明状或透明—浅褐色、淡黄色;以板状—长板状—长柱状自形为主;晶形良好,发育多层同心环带,为火成结晶成因特点。很多锆石内部结构比较复杂,发育明显的老残留核(图版󰂪26)。

测试结果见表4和图5。可以看出:①锆石颗粒

206

3、9、12给出中元古代年龄,207Pb󰃗Pb年龄分别为1792±11Ma、1389±21Ma和1467±17Ma;②颗

238

粒4、5给出206Pb󰃗987U年龄分别为951±25Ma、±29Ma,该年龄和锆石特征与上述牛角山岩体相似,反映它们是同一期的结晶锆石;③颗粒1、13、14

238

的206Pb󰃗～844Ma,颗粒10给U年龄范围为805

238

出206Pb󰃗U年龄为608±16Ma,它们都显示有铅

238

丢失;④颗粒2、6、7、8的206Pb󰃗U年龄范围在487～521Ma之间,其加权平均年龄为492±14Ma(图

238

5)。颗粒11给出206Pb󰃗U年龄为474±13Ma,为反向不一致。

可见,该样品锆石年龄信息复杂。结合地质背景和上述测试结果,第一组年龄为残留锆石年龄,其

206

中,3号点给出的207Pb󰃗Pb年龄1792±11Ma可

206

能具有地质意义,12号点给出的207Pb󰃗Pb年龄1467±17Ma可能为其铅丢失的结果。第二组锆石颗粒(4、5号点)年龄951Ma和987Ma与牛角山岩体锆石特征和年龄完全一致,可解释为俘获牛角山岩体

238

的锆石。第3组锆石颗粒(1、13、14)的206Pb󰃗U年龄范围为805～844Ma,因为有Pb丢失,只是代表其结晶年龄下限值,如果它们是一组年龄,那么应该说

图4　牛角山片麻状花岗岩中弱变形岩脉锆石

U2Pb同位素一致图解

235238

Fig.4　207Pb󰃗U2206Pb󰃗Uconcordiadiagramshowing

thedatafortheweaklydeformedgraniticveinintruding

theNiujiaoshangneissicgranite

　　共进行了15个点的SHRIMP定年(表3,图

-6

4)。锆石的U、Th含量主要变化于221×10～898×10-6和76×10-6～168×10-6之间(去掉最高、最低值后),Th󰃗U比值大于0.1(0.11～0.57)(除了两个0.08和0.09之外),显示岩浆锆石特点。除了

206

12号锆石颗粒给出207Pb󰃗Pb残留核老年龄2071

238

±54Ma外,其余14个测点206Pb󰃗U年龄均集中于845～1062Ma之间;其中,2号和8号点放射性成因铅较高,略微偏离集中区。除此之外,12个测点

238

比较集中,显示较好的谐和年龄,给出206Pb󰃗U加权平均年龄929±25Ma(图4)。

226

地　质　学　报

表4　牛角山片麻状花岗岩不变形岩脉锆石SHRIMP测年数据

Table4　SHRIMPU-Pbisotopicanalyticaldataoftheweaklydeformedgraniticveinintruding

theNiujiaoshangneissicgranite

2005年

206

测点1234567891011121314

PbcU659918464224945747272612183211221474452695303

Th27312717117114831315081111821717938195169206

232

238Th󰃗U

Pb3

206

(%)0.060.150.040.090.210.210.230.410.220.090.210.130.180.51

(×10-6)(×10-6)(×10-6)79.366.412430765.131.951.085.866.210431.288.579.635.4

238

Pb󰃗U(Ma)

207

206Pb󰃗Pb(Ma)

207

206

Pb3󰃗Pb3

±%

0.941.40.620.521.32.41.51.61.10.892.60.891.22.3

207

235

Pb3󰃗U±%

206

238

Pb3󰃗U±%

0.430.140.380.080.340.690.210.690.380.180.390.870.140.58844±23521±141748±43951±25987±29487±13505±14506±141383±36608±16474±131320±34805±21819±22

863±19509±301792±11898±11851±27523±53485±34478±351389±21705±19390±581467±17819±25869±48

0.067810.057450.109550.068970.067420.05780.056830.056660.088320.062910.05450.091990.066410.0680

1.3080.6664.701.5121.5380.6250.6390.6382.9130.8570.5732.8831.2171.270

3.03.12.92.93.43.73.23.23.13.03.93.03.13.7

0.13990.08410.31140.15900.16540.07840.08150.08160.23920.09880.07630.22730.13300.1354

2.92.82.82.83.12.92.92.82.92.82.92.92.82.9

注:误差是1Ρ;Pbc和Pb3分别表示普通铅和放射性成因铅;应用实测的204Pb进行普通铅校正。

它们的结晶年龄大于869Ma;第3组锆石可以解释

年龄为第二组锆石颗粒(4、5平均年龄969Ma)铅丢失的结果;也可能是一组独立的代表该岩脉形成的年龄。第4组锆石颗粒(2、6～8号点)年龄(492±14Ma)可解释为后期构造热事件改造年龄;该区也的确存在该时期(500～400Ma)的构造热事件,包括超高压变质;另一种解释是,它为该岩脉成岩年龄,其他老年龄都是俘获和残留锆石年龄。

4　讨论

4.1　新元古代(955～929Ma)变形的鉴别及时间

限定

上述以牛角山片麻状岩体为代表的新元古代S型花岗岩体已经强烈变形。现在一个关键的问题是这些变形主要发生于新元古代还是古生代?众所周知,北秦岭造山带发生过强烈的古生代造山运动,秦岭杂岩经历了强烈的古生代区域韧性变形和高压、超高压变质作用。怎样从经历如此强烈改造的地体中鉴别出老(新元古代)的变形?这是一个难度极大问题,涉及到古构造年代学如何确定的问题。由于后期构造热事件的强烈影响,一般构造测年方法(如

本文Ar2Ar法)难以准确测定早期构造变形的年龄。试图通过花岗岩体形成时代的锆石定年和岩体变形

强度的对比和应变分解来鉴别和限定早期变形。

据上述特征分析,牛角山岩体已经强烈变形,甚至已经改造为片麻状岩体。所测的锆石年龄955±13Ma代表其形成年龄,可作为该变形的时间下限,即该变形主要发生于该岩体侵位之后。而在同一地

图5　牛角山片麻状花岗岩中不变形岩脉锆石

U2Pb同位素一致图解

235238

Fig.5　207Pb󰃗U2206Pb󰃗Uconcordiadiagramshowing

thedatafortheundeformedgraniticveinintrudingthe

Niujiaoshangneissicgranite

点侵位于其中花岗岩脉的锆石年龄929±25Ma。该岩脉与寄主岩石边界渐变,片麻理产状也与寄主岩石一致,说明它们可能大致为同一岩浆旋回产物;但其变形程度明显减弱,说明在侵位后并没有发生强烈透入性韧性变形。因此,该年龄可作为牛角山岩体强变形(峰期变形)改造的时间上限。所以可得出结论,牛角山岩体的强烈变形主要发生于955～929Ma。另外,与其产在同一构造单元(秦岭杂岩)中的略晚的具有后碰撞特点I型花岗岩(如蔡凹岩体,898±8Ma,U2Pb,张成立等,2004)形态为不规则

第2期王涛等:秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

227

椭圆状,变形明显弱于牛角山片麻状岩体。这也提供了900Ma之前发生有强烈区域变形的证据。应当指出,一个非常小的新元古代S型花岗岩锆石年龄较新(925±11Ma,LA2ICP2.,MSU2Pb,Chenetal2004)。除了不同测试方法可能有一定的偏差外,在其数据误差范围之内,仍然在955～929Ma之内。另外,在929Ma或900Ma之后(如古生代),在秦岭杂岩中的一些地带仍然可能发生有较强的变形。

有限应变测量显示(王涛等,1998b),牛角山岩体典型岩石中的长石Rxz(在XZ主应变面上的轴比)一般变化于3～6,典型的为4～5,应变强度(Es)多在1～1.3。而石英的Rxz一般变化于4～8,典型的为6～7,Es多在1.3～1.5。如图版󰂪21a、1b所示的弱变形脉体的长石Rxz一般在2～1.6,Es在0.45左右。图6直观地显示,如果以牛角山岩体典型的Es=1～1.3,即平均1.2考虑,假设两岩石固结后的韧性差很小,弱变形脉体记录的后期变形(Es≌0.45)也发生于岩体中,通过去应变(应变分解),剔除这些应变,可以得出在955～929Ma期间变形的应变强度Es为0.7左右。如果两岩石变形时有韧性差,其间的Es>0.7.这非常好地证明了新元古代区域变形的存在,并限定了其时间和强度。

古生代超高压变质岩石的秦岭杂岩中为何还能保存新元古代的变形。可能的解释是:①秦岭杂岩是一个构造混杂体,这些新元古代岩体和围岩没有经历过古生代深俯冲;②超高压是静态压力的产物,不一定对应强变形,如榴辉岩等超高压岩石不一定发育变形面理;③古生代秦岭杂岩发育的变形主要与(超高压之后的)抬升有关,变形可能具有非透入性(集中于韧性剪切带)。

4.2　同碰撞花岗岩的新证据

笔者曾论证过,秦岭造山带核部以牛角山岩体为代表的过铝质S型片麻状花岗岩具有同碰撞花岗岩特征(王涛等,1999,2002;Wangetal.,2003):①具有同碰撞花岗岩的物质组成特征(过铝质S型),某些微量元素与秦岭群有互补关系(王晓霞等,1997);②发育岩浆流动→高温固态流动连续过渡的变形特点,为同构造岩体及同侵位变形特征(王涛等,1998b);③具有S→I→A型花岗岩演化特点(王涛等,1999),即在这些S型花岗岩之后发育有I型花岗岩,如蔡凹岩体(898±8Ma,锆石U2Pb,张成立等,2004),之后还出现了A型花岗岩,如吐雾山岩体(725±39Ma,U2Pb,卢欣祥等,1999)(图1);这种S→I→A型花岗岩的演化可能分别对应同碰撞(挤压)→后碰撞(松弛抬升)→后碰撞或后造山(拉张)的构造动力学过程;④有迹象显示秦岭杂岩可能存在996～900Ma变质作用,且有高压变质的可能(游振东等,1991;Chenetal.1993;张宗清等,1994;刘良等,1994);⑤与之后的具有裂解特点的岩浆事件相符。

本文新获得的Sr、Nd同位素测试结果,特别是锆石年龄限定的元古宙变形,为此提供了新的有力证据。牛角山和德河岩体Ε.3Nd(t)值均为负值(-4～-5.4),Nd模式年龄较大(1990～2230Ma),而且与该时期秦岭群中副片麻岩平均ΕNd(t)值(-5.5)以及模式年龄相似,证明它们源自以秦岭杂

岩副片麻岩代表的古老中下陆壳物质。这决定了它

图6　牛角山强片麻状花岗岩体和弱变形花岗岩脉的

年龄—应变强度图

Fig.6　Age2strainintensitydiagramfortheNiujiaoshan

gneissicgraniteandweaklydeformedgraniticvein

应当指出,这些花岗岩体是一种区域应变标志

体,它们变形程度的差异是区域构造变形所致,不是局部强变形所致(王涛等,1998b)。所以,955～929Ma期间发生的变形是一种区域变形。那么,在含有

们必然具有同碰撞花岗岩地球化学特点,故在各类构造环境判别图解中它们均位于同碰撞区。它们是秦岭地区为数不多的位于典型同碰撞区的花岗岩。更为重要的是,955～929Ma的变形年代测定为同侵位变形和(新元古代)同构造环境的鉴别提供了可靠的年代学证据,表明该花岗岩体是在一个相对变动(挤压)的构造环境中侵位的。这是同碰撞花岗岩特别是同碰撞早期花岗岩体的最重要的特征之一。

应提及的是,一般而言,同碰撞花岗岩的确定是

228

地　质　学　报2005年

比较困难的,仅仅依据地球化学特征是不够的。因为,过铝质S型花岗岩可以形成于同碰撞环境(Pearceetal.,1984;Pearce,1996),也可以发育于后碰撞环境(Sylvester,1998)。很多原来确认的同碰撞过铝质S型花岗岩(如阿尔卑斯加里东期花岗岩和高喜马拉雅山花岗岩)后又厘定为后碰撞,是因为:①变形弱;②滞后于碰撞峰期变质(20Ma以上);③与典型后碰撞碱性岩石、钾质岩石共生(Sylvester,1998)。可以看出,上述新元古代同碰撞花岗岩体显然不具有这些后碰撞特点,而且,恰恰相反,它们清楚地显示有同碰撞岩体的综合特征。4.3　碰撞变形及陆块汇聚的时间和性质

综上所述,牛角山岩体可能是目前秦岭造山带核部所确认的最老的、变形最强的、最典型的同碰撞花岗岩。从岩浆成因和深层次强烈的高温变形特点分析,它可能是增厚的陆壳熔融产物,形成并定位于陆壳下冲深埋(深俯冲)过程,特别是白云母高压相矿物的出现,暗示花岗岩浆是在相对高压的环境中形成的。在目前秦岭地区还没有确认新元古代高压变质及其陆壳深俯冲的情况下,挤压背景下的深层次、强变形的陆源花岗岩体的确认无疑提供了推断陆壳下冲深埋的(深俯冲)证据。如果这一推断成立,牛角山岩体的形成年龄可以代表陆壳碰撞的早期阶段,甚至可以代表碰撞开始的年龄,其最强的变形改造特征也佐证了这一点。因此,可代表其侵位的锆石SHRIMP年龄955Ma逼近碰撞开始发生的时间,

示的是S→I→A型的演化特点,也就是说,缺少早期与俯冲有关的I型花岗岩。若果真如此,则暗示相

互碰撞的陆块之间消亡的洋盆不大,是小洋盆,表明汇聚碰撞发生于小陆块之间,或者是大陆块边缘的一次小陆块汇聚碰撞增生。所以,这次汇聚碰撞可能是扬子北缘或华北南缘的一次小陆块汇聚碰撞增生。现在的问题是对秦岭杂岩北侧的宽坪群新元古代变质变形需要准确的时间限定。如果在相同的时间内,宽坪群也发生了与汇聚有关的变质变形,则可能与本文确定的同碰撞事件一起说明这是在华北陆块南缘发生的一次陆块汇聚增生(董云鹏等,2003)。否则,正如陆松年等(2004a)指出的,北秦岭造山带新元古代碰撞事件可能是扬子陆块北缘的一次陆块汇聚增生。这可能也是华北陆块、扬子陆块总体聚合趋势的一种表现。至于华北是否与扬子陆块汇聚为统一陆块还有待于进一步研究。

5　结论

(1)秦岭造山带核部牛角山强变形片麻状花岗

岩的锆石SHRIMP年龄为955±13Ma,与同一地点获得的锆石U2Pb(TIMS法)年龄958±7Ma一致。而在同一地点侵入其中的弱变形花岗质脉体的锆石SHRIMP年龄为929±25Ma。据此,并通过以岩体为区域应变标志体的应变分解,证明在955～929Ma发生过强烈的区域变形。这提供了通过变形

说明在秦岭造山带核部新元古代陆块汇聚碰撞开始

(或早期阶段)的时间是955Ma左右。另外,上述弱变形花岗岩脉的锆石年龄929±25Ma和后碰撞I型花岗岩(如蔡凹岩体)的年龄898±8Ma(张成立等,2004)说明,主碰撞及其峰期变形主要发生于929Ma或900Ma之前,这些结论与区域地质演化(王涛等,2002;Wangetal.,2003;陆松年等,2004a)是吻合的。由此看来,在秦岭地区的陆块汇集

花岗岩锆石定年和应变分解鉴别早期构造变形并限定其时间的一个实例。

(2)物质组成,特别是Sr、Nd同位素地球化学组成和变形改造等多方面的综合分析进一步证明,以牛角山岩体为代表的片麻状过铝质S型花岗岩体为同碰撞岩体,其中牛角山岩体为同碰撞早期岩体,可能形成于陆壳下冲深埋(深俯冲)的增厚过程。该岩体的年龄可以代表陆壳开始碰撞(至少是早期阶段)的时间,主碰撞挤压持续的时间可能主要在955～929Ma。

(3)同碰撞变形时间的精确确定表明,秦岭造山带核部新元古代同碰撞造山作用和陆块汇聚的时间略晚于全球格林威尔碰撞造山的时间,而与华南碰撞时间大致相同。花岗岩浆演化的特性暗示,该汇聚可能是扬子北缘或华北南缘小陆块的一次汇聚增生。

致谢:感谢张国伟院士,洪大卫、陆松年、刘敦一、宋彪研究员的指导和有益的学术讨论。

碰撞的时间晚于Rodinia超大陆汇聚及格林威尔

(Grenville)碰撞造山的时间(1300～1000Ma)(陆松年,2001),但与Ridinia超大陆汇聚有关的扬子陆块与塔里木陆块、扬子陆块与澳洲大陆碰撞、聚合的时间一致或相近(陆松年等,2003)。它们与其他造山带1000～800Ma的陆块聚散一样,都是对全球

.,Rodinia超大陆聚散的响应(Li,1999;Lietal

2003;Lingetal.,2003;陆松年等,2004b)。目前,在北秦岭还没有发现老于牛角山花岗质片麻岩的具有I型特点的花岗岩,而上述花岗岩显

第2期王涛等:秦岭造山带核部新元古代碰撞变形及其时代

229

注　释

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面(1b)上的应变轴比Rxz和Ryz分别4.8和2.9,Es=1.13。野外露头特征可参见照片2。

2.侵位于牛角山片麻状花岗岩中的弱变形花岗岩脉体及样品

(N8),地点同样品N5。其与寄主岩石的边界渐变,内部发育弱片

麻理,与寄主岩石中的片麻理产状相同,但变形程度明显较弱。

3,4.牛角山片麻状花岗岩锆石背散射和阴极发光图象,显示完好的

岩浆结晶环带及代表性年龄测点位置。浑圆状锆石(右侧)年龄与晶形完好的锆石(左侧)一致;个别锆石颗粒(如19点)见残留核。

206大于1000Ma的颗粒标示的是207Pb󰃗Pb年龄;其余为206

238

Pb󰃗U年龄。数字为测点编号。

5.牛角山片麻状花岗岩中的弱变形岩脉锆石背散射图象,显示完好

的岩浆结晶环带及代表性年龄测点。大于1000Ma的颗粒标示

206238的是207Pb󰃗Pb年龄;其余为206Pb󰃗U年龄;数字为测点编号。

图　版　说　明

1.牛角山片麻状花岗岩(N5)年龄样品的构造特征(地点:小黄柏6.牛角山片麻状花岗岩中的不变形岩脉锆石背散射图象,显示完好

的岩浆结晶环带及代表性年龄测点。大于1000Ma的颗粒标示

206238的是207Pb󰃗Pb年龄;其余为206Pb󰃗U年龄;数字为测点编号。

沟)。浅色矿物主要为长石,已变形为长透镜状,在XZ(1a)、ZYNeoproterozoicCollisionalDeformationintheCoreoftheQinlingOrogen

andItsAge:ConstrainedbyZirconSHRIMPDatingofStronglyDeformedSyn-collisionalGranitesandWeaklyDeformedGraniticVeins

11213

WANGTao,ZHANGZonqing,WANGXiaoxia,WANGYanbin,ZHANGChengli

)

)

)

)

)

1)GeologicalInstitute,GAGS,Beijing,100037;2)DevelopmentandResearchCenterofChinaGeologicalSurvey,

Beijing,100037;3)NorthwestUniversity,Xi’an,Shanxi,710069

Abstract

PreviousstudieshaverevealedthattheNeoproterozoiccontinentalcollisiontookplaceinthecoreoftheQinlingorogen.Thetiming,however,remainsquestionable.Thispaper,basedonmineralcompositions,geochemistry,isotopiccompositions,S→I→A-typegraniticevolution,strongdeformation,regionalmetamorphismandgeologicalevolution,provesthattheperaluminousS2typegneissicgranitesaresyn2collisionalgraniteswiththeNiujiaoshanplutonbeingtheoldestandrepresentativeone.SHRIMPdatayieldsa

206

15Zircon2

238

Pb󰃗Uageof955±13Ma,consistentwiththezirconagewepreviously

determinedbytheTIMSmethod.ThisistheoldestageoftheplutonsinthecoreoftheQinlingorogen,whichmayreflectthetimingofthecollisionalthickening.Additionally,zirconSHRIMPdatingofaweaklydeformedgraniticveinsintrudedintotheNiujiaoshanplutongivesanageof929±25Ma.This,combinedwithstrainpartitioning,suggeststhatthesyn2collisionaldeformationrecordedbytheplutonsoccurredmainlybetween955and929Ma,providingstrongevidencefortheNeoproterozoiccollisionalorogenyandcontinental2blockcollision.Therefore,theNeoproterozoiccollisionandcontinental2bockassemblagesintheQinlingareappeartobelaterthantheGrenvilleorogeny(1300～1000Ma),butconsistentwiththecollisionandcontinental2bockassemblagesoftheSouthChinablock.TheevolutionfeatureofthegraniticmagmatismfurthersuggeststhatthiseventmightbeanaccretioncollisionalongthesouthmarginoftheNorthChinablock,orthenorthmarginoftheSouthChinablock.

Keywords:pluton;isotopegeochemistry;Proterozoicdeformation,zirconU2Pbage;continentalassembles;Rodinia