图1 吕梁地区地质简图(据文献[23]修改)(a)和华北克拉通三分构造单元简图(据文献[18]修改)(b)
Fig. 1 Simplified geological map of the Lüliang area (modified after Ref. [23]) (a) and skeptical map of the NCC with a threefold subdivision (modified after Ref. [18]) (b)
摘要 选择吕梁群中原岔上群北部地层的蚀变火山岩进行锆石U-Pb年代学和Hf同位素研究。锆石U-Pb测试获得两组年龄结果, 较年轻的谐和年龄为 1813±6Ma(n=7), 较老的 207Pb/206Pb 加权平均年龄为 2516±31Ma (n=2), 前者为火山岩喷发时代, 后者代表捕获锆石年龄。年轻锆石的 εHf(t)值为−10.8~−2.3, TDM1 值为 2308~ 2655Ma; 捕获锆石的 εHf(t)值为+10.0~+13.1。年龄约为 2.5 Ga 锆石的 εHf(t)值高于亏损地幔演化线, 考虑到 U-Pb 同位素和 Hf 同位素测点位置不完全相同, 说明所获得的 Hf 同位素组成为无地质意义的混合数值; 年龄约为 1.8Ga 锆石的 Hf 同位素特征反映其可能源于富集地幔或受地壳物质混染的亏损地幔。结合前人的研究成果, 推断岩浆作用事件发生在约 1.81Ga 的碰撞后阶段。
关键词 蚀变火山岩; LA-ICP-MS定年; Hf同位素; 地壳演化; 吕梁地区
作为地球上最古老的克拉通之一, 华北克拉通保存着大量前寒武纪的地质记录。这些地质记录包括太古代至古元古代的变质基底、中‒新元古代的沉积盖层和岩浆岩[1‒4]。在过去的 20 年中, 一般认为华北克拉通由东、西两个陆块沿着中部带碰撞拼合而成[5‒6]。然而, 目前对华北克拉通东西陆块拼合前的俯冲极性和拼合时间等重要问题仍存在争议。研究者们提出以下 3 种构造演化模型: 1)西部陆块经历向东的俯冲后, 在约 1.85Ga 与东部陆块碰撞拼合[7‒8]; 2)东、西陆块之间存在一个古老的阜平陆块, 东部陆块经历向西的俯冲后, 在约 2.1Ga 与阜平陆块碰撞拼合形成太行山缝合带, 随后在约 1.9~1.8Ga 向西俯冲, 与西部陆块碰撞形成中部缝合带[9‒10]; 3)晚太古代东、西陆块发生碰撞, 完成华北克拉通最初的拼合, 随后在约 1.85Ga 沿着冀北造山带和胶辽造山带完成碰撞[11‒13]。可见, 出现这些分歧的主要原因在于对华北克拉通中部带2.5~1.8Ga 期间的地质过程及其构造意义的认识有所不同。
华北克拉通中部带太华、登封、中条山、吕梁、赞皇、五台、恒山、阜平和怀安等地保存的古元古代岩石记录是解决上述争议问题的关键, 特别是中部带中段西侧吕梁地区出露的绿片岩相‒角闪岩相的火山‒沉积岩系、多期次的花岗质侵入体以及变质和未变质的基性岩墙等[14‒15]。其中, 吕梁群(本文研究对象)最初由北京地质学院山西实习大队于 1961 年定名, 称为吕梁山群, 位于西川河断裂以南, 主要由片麻岩和变质沉积岩组成, 之后, 山西省区域调查测量队依据位于西川河断裂以北岔上群的变质程度差异, 将其中变质程度浅的部分划归吕梁山群, 改称吕梁群, 其余部分定名为岚河群。
由于缺乏可供准确限定时代的古生物证据, 早前寒武纪地层的划分过去常以变质程度、岩性和地层对比等为依据, 通常存在偏差, 甚至错误。如上所述的划归为吕梁群的岔上群部分就是以变质程度为依据的, 缺乏可靠的年代学证据。近年来, 随着高精度锆石 U-Pb 定年技术的普及, 在吕梁群中已经获得许多精确的年代学数据, 显示吕梁群近周营组形成于 2213~2178Ma。但是, 这些数据的样品仅取自原吕梁山群的出露区, 未包含从原岔上群划归吕梁群的部分。因此, 从原岔上群划归吕梁群的这部分岩体目前依然缺乏年龄资料的约束。
鉴于上述背景, 本文对该部分出露于方山县石狮乡以东 3km 处的蚀变火山岩进行 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 年代学分析, 以期获得其喷发年龄来限定该套岩体的形成时代, 并与前人的数据进行对比, 为判定其是否应该划归到吕梁群中提供年代学依据。在此基础上开展锆石 Hf 同位素研究, 以便追溯这套火山岩体的源区特征, 并结合前人的研究成果, 试图探讨吕梁地区古元古代的地壳演化, 为解释华北克拉通中部带构造演化以及华北克拉通地壳生长方式提供资料。
华北克拉通是由中亚造山带(或兴蒙造山带)和祁连‒秦岭‒大别‒苏鲁造山带围限的一个早前寒武纪稳定陆块, 是一个有约 38 亿年漫长历史的古老克拉通[1,16‒20]。华北克拉通最显著的构造特征是有一近南北向延伸的华北克拉通中部带, 将其分割为东、西两个陆块。吕梁地区位于华北克拉通中部带中段的西缘, 西侧与鄂尔多斯地块相连[21‒23](图1)。吕梁地区古元古代经历强烈的火山活动及深成岩侵位事件, 岩浆活动时间较长, 火山岩出露面积较广。出露的岩石类型以火山‒沉积岩和花岗质侵入体为主[15,24], 其中表壳岩为火山‒沉积建造, 构成早前寒武纪地层, 包括界河口群、吕梁群、岚河群、野鸡山群及黑茶山群 5 个群[15,25‒26]。
界河口群过去被认为是吕梁地区最老的地层, 主要出露于吕梁地区中北段[26], 自下而上划分为 3个组—— 园子坪组、阳坪上组和贺家湾组, 其形成时代和构造背景长期以来存在较大的争议[24,27‒28]。最近, 在界河口群获得最年轻的碎屑锆石 U-Pb 年龄峰值约为 2.0Ga, 变质锆石 U-Pb 法以及独居石U-Th-Pb 法获得的变质年龄为 1.95~1.85Ga, 指示该群的沉积时代为2.00~1.95 Ga[8,24,27‒30]。
吕梁群主要出露于娄烦县西部、岚县南部及方山县东北部三县交汇处的山区, 近南北向展布, 其上被岚河群不整合覆盖, 其下因深熔作用或岩体侵入而未见底, 以绿片岩相‒角闪岩相等中‒低级变质岩为主[25], 下部发育条带状含铁建造, 上部以双峰式火山岩为特点[31], 自下而上为袁家村组、裴家庄组、近周营组和杜家沟组。袁家村组主要由绿泥千枚岩、铁质千枚岩、碳质千枚夹磁铁石英岩及少量石英岩组成; 裴家庄组主要由灰黑色绢云母千枚岩夹石英岩和变质粉砂岩组成, 局部夹含碳质千枚岩; 近周营组主要由块状变玄武岩夹绿泥钠长片岩和透闪片岩组成, 在最初的吕梁山群和后来岔上群划归吕梁群的地层中都有出露, 下以不稳定的变质砾岩底面为界, 上以基性火山岩顶面为界, 在出露区南部, 近周营组与杜家沟组呈整合接触; 杜家沟组主要由变质酸性火山岩组成, 以变石英斑岩、变长石斑岩和变流纹岩为主夹多层黑云片岩, 并有不少浅成酸性侵入体穿插, 其上被岚河群不整合覆盖[32]。有关吕梁群的形成背景目前主要存在以下 3 种不同的认识: 1) 耿元生等[33]通过沉积环境和火山岩地球化学特征研究, 推测吕梁群在陆内或大陆边缘裂谷环境形成; 2) 杜利林等[32]依据近周营组中基性火山岩具有岛弧火山岩的地球化学特征, 综合分析 2.2~ 2.0 Ga 华北克拉通岩浆岩构造背景, 推测古元古代吕梁地区位于华北克拉通古陆块边缘, 2.2~2.1 Ga的岩浆岩是岛弧和裂谷双重体制共同制约的产物; 3) Wang 等[34]发现吕梁杂岩体的地球化学特征与弧后盆地的岩石一致, 据此认为晚太古代增生聚合形成的阜平‒五台‒恒山杂岩由东向西的俯冲作用导致吕梁群形成于弧后盆地, 并认为该盆地在约 2.1 Ga闭合。
图1 吕梁地区地质简图(据文献[23]修改)(a)和华北克拉通三分构造单元简图(据文献[18]修改)(b)
Fig. 1 Simplified geological map of the Lüliang area (modified after Ref. [23]) (a) and skeptical map of the NCC with a threefold subdivision (modified after Ref. [18]) (b)
岚河群分布于前马宗、宝塔山一带, 主要由细粒砂岩和砾岩组成, 自下而上分别为前马宗组、两角村组、石窑凹组和乱石村组。胡育华等[35]将岚河群的沉积时代限定为 2.2~1.87Ga。
野鸡山群分布于界河口群与赤坚岭‒关帝山片麻岩之间, 主要由陆源碎屑岩和厚层玄武岩组成, 其东西两侧分别与吕梁群和界河口群呈不整合接触, 分为青杨树湾、白龙山和程道沟 3 个组。一些学者报道野鸡山群火山岩的锆石 U-Pb 定年结果, 确定其形成时代为 2.20~2.1Ga[2,25,36]; 另一些学者通过碎屑锆石 U-Pb 定年, 认为野鸡山群的沉积时代应为 1.87~1.78 Ga[31,37]。
黑茶山群分布于兴县黑茶山主峰东坡, 下伏岩层为界河口群, 上覆地层为寒武系, 均呈不整合接触。依据最年轻的碎屑锆石年龄, 限定黑茶山群的沉积时代为约 1.84 Ga 之后[38]。
本文样品采自吕梁地区方山县石狮乡以东约 3 km 处(38°10′03″N, 111°32′20″E)的蚀变火山岩(图 2和 3)。该层位通常划归吕梁群近周营组, 属于原岔上群划归吕梁群的部分, 主要岩性为基性火山岩夹千枚岩、绢云母片岩和石英岩。该蚀变火山岩具有块状构造, 显示弱层状, 为中厚层, 局部发育气孔构造和杏仁构造, 由于变形改造, 部分杏仁体被拉长。采样点西侧约 200m 被第四系黄土覆盖, 导致该套地层与岚河群的地质关系不清楚。显微镜下观察到岩石主要由绿帘石、阳起石、绿泥石、辉石、斜长石和少量石英、黑云母、榍石、褐帘石等矿物组成, 呈中‒细粒变余斑状结构, 斑晶为辉石和蚀变长石, 基质为绿泥石和黑云母, 呈细粒变晶结构。斜长石已经绢云母化, 黑云母蚀变为绿泥石和阳起石, 析出少量榍石和石英, 表明岩石经历了青磐岩化。本研究组获得该样品的 SiO2 含量为50.64%(未发表), 与岩相学特征相互印证。
锆石单矿物分选在廊坊市区域地质调查队地质实验室完成, 破碎后使用重液与磁选法初步分选出锆石晶体, 并在双目显微镜下人工挑选。由北京凯德正科技有限公司将氧化树脂固结样靶表面, 打磨至样品出露近一半后抛光。锆石反射光、透射光与阴极发光(CL)图像(图 4)在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成, 并根据这些图像确定分析点位置。
LA-ICP-MS 锆石原位 U-Pb 同位素年代测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。实验室采用配置有 MicroLas GeoLas 200M 激光剥蚀系统的 Agilent7500a 型电感耦合等离子体质谱仪进行测试, 激光波长为 193nm, 激光束斑直径为 44μm, 激光剥蚀深度为 20~40μm。以锆石标样91500 作为校正 U-Pb 分析数据的外标, 以 29Si 作为内标元素(锆石中 SiO2 的质量分数为 32.8%)。采用GLITTER4.2 软件[39]离线处理原始输出数据, 具体流程见文献[40]。普通铅校正采用 Anderson[41]的方法。使用 Isoplot 软件[42]完成锆石 U-Pb 年龄谐和曲线的绘制及加权平均值的计算。
锆石原位 Lu-Hf 同位素分析在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成, 所用仪器为电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS), 激光剥蚀束斑直径为44μm, 频率为 10Hz, 剥蚀时间约为 50s。用 175Lu/ 176Lu=0.02655 和 176Yb/172Yb=0.5886 进行干扰校正, 计算测定样品的 176Lu/177Hf 和 176Hf/177Hf 比值。测试过程中, 用标准参考样品 91500 和 GJ-1 进行仪器监控, 对样品做校正。计算 εHf(t)值时, 取 176Lu 衰变常数值为 1.865×10−11[43], 现今(176Hf/177Hf)CHUR,0值为 0.282772, (176Lu/177Hf)CHUR 值为 0.0332[44]。Hf同位素单阶段模式年龄(TDM1)以现今的亏损地幔176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384 为参考进行计算[45]。
样品 15FS3-1 的 LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 同位素分析结果列于表 1。样品的锆石颗粒相对较小, 自形‒半自形晶体, 呈长轴状至近浑圆状, 长轴的长度为 65~179 μm, 长宽比为 1:1~3:1。
对 16 颗锆石完成 16 个测点的分析。依据其 CL图像特征, 可分为两组。7 个测点(1, 5, 7, 8, 10, 16, 18)属于第一组, CL 图像显示锆石棱角分明, 呈长轴状, 有较大的长宽比, 部分有较宽缓的结晶环带。另外 9 个测点属于第二组, CL 图像显示锆石自形程度差, 呈浑圆状, 部分见环带及继承的核部。
红线圈内为从原岔上群划归吕梁群部分
图2 研究区地质简图
Fig. 2 Geological sketch map of the study area
(a)野外照片; (b)石英脉(单偏光); (c)斜长石绢云母化(正交偏光); (d)黑云母蚀变(单偏光)
图3 吕梁群近周营组蚀变火山岩野外和显微照片
Fig. 3 Field photograph and Photomicrographs of the altered volcanic rocks from the Jinzhouying Formation
图4 代表性锆石阴极发光图像及U-Pb-Hf同位素分析结果
Fig. 4 CL images and corresponding U-Pb-Hf isotopic results of representative zircons
第一组锆石 U 含量为 42~117μg/g, Th 含量为35~128 μg/g, Th/U 比值大于 0.4, 表明这 7 颗锆石为岩浆成因。第一组 7 个测点在 207Pb/235U-206Pb/238U图(图 5)中全部位于谐和线上, 其 207Pb/206Pb 加权平均年龄为 1813±23Ma(MSWD=0.10), 谐和年龄为1813±6 Ma (n=7, MSWD=0.02), 二者在误差范围内一致。因此, 我们采用谐和年龄作为该火山岩体的喷发年龄。
第二组锆石与第一组锆石年龄相差较大, 这类锆石很可能是捕获的。测得其 U 含量为 27~472 μg/g, Th 含量为 70~754μg/g, 除测点 4 和 14 外, 其余测点的 Th/U 比值大于 0.4, 确定其为岩浆成因锆石。在 207Pb/235U-206Pb/238U 谐和图中, 这些年龄数据构成一条不一致线, 上交点年龄为 2532±21Ma (n=9, MSWD=1.13)。其中两颗锆石(测点 9 和 11)位于谐和线上, 207Pb/206Pb 表观年龄分别为 2520Ma 和2512Ma, 这两颗锆石的 207Pb/206Pb 加权平均年龄为2516±31 Ma (MSWD=0.073)。
在 LA-ICP-MS U-Pb 分析的基础上, 对 9 颗锆石进行 MC-ICP-MS 锆石原位 Lu-Hf 同位素分析,结果见表 2 和图 6。176Lu/177Hf 比值在 0.000426~ 0.001970 之间变化, 176Hf/177Hf 比值介于 0.281375~ 0.281586 之间。第一组锆石按照 t=1813Ma 计算, 对应的 εHf(t)值为−10.8~−2.3, 平均值为−5.5, Hf 同位素单阶段模式年龄 TDM1 在 2308~2655Ma 之间变化。第二组锆石按照 t=2516Ma 计算, 对应的 εHf(t)值为+10.0~+13.1, 平均值为+11.6, Hf 同位素单阶段模式年龄 TDM1 在2329~2441 Ma 之间变化。
如前所述, 山西省西部出露的吕梁群地层划分经历多次变动, 对其形成时代至今仍有争议。早期, 由于缺乏精确的定年数据, 对这套含火山岩系的地层主要通过野外观察和岩性、地层对比确定其形成时代, 存在较大的不确定性。尽管近年来有不少吕梁群的精确年代学数据报道[2,14,25,32,36,46], 但缺少从北部原岔上群划归到吕梁群部分的年龄数据来支持将其全部划归吕梁群。
本文样品15FS3-1取自原岔上群划归吕梁群的部分, 其年代学测试结果给出两个年龄值: 谐和年龄 1813±6 Ma 和 207Pb/206Pb 加权平均年龄 2516±31 Ma。我们依据锆石 CL 图像特征, 将前者解释为火山喷发的年龄, 后者则解释为捕获年龄。
表1 吕梁山近周营组锆石U-Pb年龄分析结果
Table 1 Analytical results of zricon U-Pb age of the Jinzhouying Formation in the Lüliang Mountains
说明: 表中将206Pb, 207Pb和208Pb统一计算为放射成因铅。
表2 代表性锆石Hf同位素分析数据
Table 2 Hf isotope analysis data of representative zircon
图5 锆石U-Pb年龄谐和曲线
Fig. 5 Zircon U-Pb concordia diagrams
谐和年龄 1813±6Ma 不同于近年来在吕梁群获得的火山岩喷发年龄。杜利林等[32]在杜家沟组采集长石斑岩样品, 用离子探针测得锆石 U-Pb 年龄为 2186~2189Ma。Liu等[25]在近周营南南西方向约6km 处采集变质次火山岩样品, 测得锆石 U-Pb 年龄为 2213Ma。Liu 等[36]在近周营西南杜家沟附近采集玄武安山岩样品, 测得锆石 U-Pb 年龄为 2209~ 2178Ma。赵娇等[46]在近周营南部梁家庄附近采集火山岩样品, 测得锆石 U-Pb 年龄为 2180 Ma。Geng等[47]在云中山采集花岗岩样品, 用 SHRIMP 方法测得锆石 U-Pb 年龄为 1801±11Ma; 在芦芽山附近采集辉石闪长岩样品, 测得锆石 U-Pb 年龄为 1794±13 Ma。随后, Zhao 等[23]在惠家庄采集花岗片麻岩样品, 在芦芽山、关帝山和堂儿上等地采集花岗岩样品, 用 SHRIMP 方法测得锆石 U-Pb 年龄为 1790~ 1832 Ma。近几年, Wang 等[15]在庞泉沟自然保护区采集花岗岩样品, 在寨上村、山水村和石庄村采集基性岩墙样品, 用 LA-ICP-MS 测得锆石 U-Pb 年龄为 1775~1786 Ma。可见, 在吕梁地区广泛发育约1.8 Ga 岩浆活动。该岩浆活动不仅记录在我们取样的吕梁群中原划归为近周营组的地层中, 而且在吕梁山地区南部出露的惠家庄岩体、北部出露的芦芽山紫苏花岗岩和芦朝沟花岗岩以及云中山出露的堂儿上岩体等都是该期岩浆活动的产物。
圆圈代表第一组数据, 正方形代表第二组数据; DMM 表示亏损地幔，CHUR表示球粒陨石均一储库
图6 代表性锆石Hf同位素特征
Fig. 6 Hf isotopic characteristics of representative zircons
在吕梁中部岚县地区出露的野鸡山也有 1800 Ma 的年龄数据报道。Liu 等[31]在岚县西北约 25km处野鸡山群出露区的程道沟组粉砂岩中选取碎屑锆石进行 LA-ICP-MS U-Pb 分析, 获得最年轻的碎屑锆石年龄峰值 1833±26Ma。Wang 等[37]对青杨树湾组碎屑锆石进行 U-Pb 年代学分析, 给出最年轻的碎屑锆石 U-Pb 峰值 1870Ma。可见, 野鸡山群中青杨树湾组和程道沟组地层的沉积年龄应分别晚于1870Ma 和 1833Ma。这样看来, 古元古代晚期强烈的岩浆作用在吕梁地区引发岩浆的侵位和喷发, 取自吕梁群的火山岩样品 15FS3-1 正是这期岩浆作用的产物。如前所述, 本文取样区域以基性火山岩为主, 夹千枚岩和石英岩, 底部以出露砾岩和含砾砂岩为特征。这一岩性特点与研究区南部以往的近周营组以变质基性岩为主, 夹少量千枚岩, 底部出露砂砾岩极为相似。
我们注意到, 南部以往的近周营组以无石英岩发育而与本研究区不同; 岚河群石窑凹组不仅发育变质基性火山岩和千枚岩, 还发育大量石英岩, 其底部有砾岩层, 在岩性上与本研究区相似。Liu 等[38]通过 U-Pb 定年研究, 得到岚河群石窑凹组碎屑锆石的最小年龄为 2188Ma, 并结合吕梁地区 1.81~ 1.79Ga 的花岗岩侵入事件, 将该群的形成时代确定为 2.17~1.81Ga。可见, 在形成时间上, 本研究区出露的岩石与岚河群石窑凹组相近。因此, 我们建议将近周营组北部从原岔上群划归吕梁群的北部地层(图 2 中红线圈内部分)从吕梁群剥离出来, 归并到岚河群石窑凹组。
对华北克拉通最终拼合的时限存在不同的认识, 有些学者认为是约 2.5Ga[11,48‒49], 另一些学者认为是约 1.85Ga[7‒8]。本研究获得的两组年龄与这两个时限值相近, 可以为进一步了解华北克拉通的演化历史提供依据。
样品 15FS3-1 中两组年龄值(约 2.5Ga 和约 1.8Ga)锆石的 Hf 同位素特征存在差别, 说明具有不同的来源。对捕获锆石(约 2.5Ga)而言, 其数据点落在约 2.4Ga 地壳演化线, 出现解耦现象[50]。可能的原因有以下两方面[51]: 1)U-Pb 同位素测点和 Hf 同位素测点处于锆石的不同位置, 导致获得的 Hf 同位素组成为混合的数值[52‒54]; 2)古老的铅丢失事件[55](从锆石结构推测 U-Pb 体系发生重置, 而 Hf 同位素体系没有明显的变化, 用体系重置后的 U-Pb 年龄值计算, 会出现异常高的初始 176Hf/177Hf值)。对于第二种情况, 这两个数据点都在 U-Pb 谐和线上, 所以用 Pb 丢失解释 Hf 同位素异常十分不恰当。至于第一种情况, CL 图像显示 U-Pb 同位素测点位于锆石核部, Hf 同位素测试点以边部为主, 仅部分区域与 U-Pb 测试点重合。因此, 年龄约为 2.5Ga 的这两颗锆石的Hf同位素数据没有地质意义。
从图 6 可见, 第一组岩浆锆石的数据点均落在球粒陨石演化线下部, 并处于 2.3~2.9Ga 地壳演化线之间, 表明其源于亏损地幔, 并受到地壳物质的强烈混染, 或来自富集地幔。Wang 等[15,37]对野鸡山群寨上村和山水村等地出露的基性岩墙和玄武岩进行锆石U-Pb年代学研究, 获得 1.83~1.78Ga 的结晶年龄。本文样品同样取自吕梁地区, 因此, 推测吕梁地区约 1.8Ga 发生过一次重要的以基性岩浆为主的岩浆活动。Wang 等[15]报道的锆石 Hf 同位素特征(εHf(t)值为−12.2~−1.7)与本文获得的 εHf(t)值相似, 说明两者具有共同的来源。Wang 等[15,37]认为其岩浆来自富集性地幔, 我们推断原划归为吕梁群近周营组的地层也可能是富集地幔来源的岩浆产物。本文获得的约 1813Ma 年龄值晚于约 1.85Ga 东西陆块碰撞拼合的变质作用时间[7‒8]。对 1.9~1.8Ga 华北克拉通中部带变质作用已有大量年龄数据的报道, 除前面提到的吕梁山、芦芽山和云中山等地的相关年龄报道外, 在太华变质杂岩区, Wang 等[15]和王国栋等[56‒57]获得 1.82~1.96Ga 的变质年龄, 王国栋等[57]和Lu等[58‒60]报道变质锆石年龄为 1.75~1.95Ga; 在中条变质杂岩区, 肖兵等[61]测得花岗质片麻岩白云母 1852±11Ma 的变质年龄。这些年龄数据揭示华北克拉通中部带记录了古元古代晚期地壳增厚的变质作用, 我们推断本文约 1.81Ga 的火山岩是在低温热液蚀变作用下形成的, 记录了碰撞后阶段的岩浆作用事件。
本文对华北克拉通中部带中段西侧吕梁群近周营组火山岩进行年代学和 Hf 同位素研究, 结合前人的研究成果, 得出以下结论。
1)LA-ICP-MS 锆石 U-Pb 定年结果表明, 从原岔上群划归吕梁群的火山岩喷发于 1813 Ma。
2)从原岔上群划归吕梁群的这部分地层不应归并到吕梁群当中, 建议将其从吕梁群剥离出来, 划归到岚河群石窑凹组。
3)从原岔上群北部划归吕梁群的这部分地层形成于约 1.85Ga 华北克拉通中部带碰撞后阶段的岩浆作用。
致谢 锆石 U-Pb 年代测试得到北京大学马芳老师的指导和帮助, 锆石 Hf 同位素测试得到北京大学张贵宾副教授的指导, 在此表示衷心感谢。
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Zircon U-Pb-Hf of the Altered Basic Volcanics in Jinzhouying Formation, Lüliang Mountains and Their Significance in Geological Evolution
Abstract Lüliang Group, as one of the lithostratigraphic units in theLüliang Mountains, is composed of the original Lüliangshan Group and the low-grade metamorphic part of the original Chashang Group. This study chooses the altered volcanics belonging to the later Group in Lüliang Group to perform zircon U-Pb dating and Hf isotopic analysis in attempt to determine its formation time. The zircon U-Pb results show two groups of ages: one is the younger with concordant age of 1813±6 Ma (n=7) and the other is the older with 207Pb/206Pb weighted mean age of 2516±31 Ma (n=2). The former is likely to be interpreted as the crystallization age of the volcanic rock, whereas the latter is considered as the captured zircons.Magmatic zircons from the volcanic rock have εHf(t) values of −10.8‒−2.3, with TDM1 of 2308‒2655 Ma, whereas captured zircons have εHf(t) values of +10.0‒+13.1. The Hf isotopic signatures of ~2.5 Ga ages signify that their εHf(t) value is higher than the DMM line. U-Pb isotopic and Hf isotopic were analyzed in different domains of zircon, so the obtained Hf isotopic compositions are geologically meaningless mixtures. By contrast, the Hf isotopic signatures of ~1.8 Ga ages signify that their derivation from enriched mantle or depleted mantle contaminated by the crust. These results, together with previous data from the literatures, indicate that ~1.81 Ga magmatic event in the Lüliang area occurred at the post-orogenic setting.
Key words altered volcanic rocks; zircon LA-ICP-MS U-Pb dating; Hf isotopes;crustal evolution; Lüliang Area
doi: 10.13209/j.0479-8023.2019.048
国家自然科学基金(41372193, 41530207)资助
收稿日期: 2018‒09‒13;
修回日期: 2018‒12‒05