图1 恒山–五台–阜平地区地质简图(据文献[39,42]修改)
Fig. 1 Simplified geological map of the Hengshan-Wutai-Fuping area (modified after Ref. [39,42])
北京大学学报(自然科学版) 第60卷 第2期 2024年3月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 60, No. 2 (Mar. 2024)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2023.098
国家重点研发计划(2021YFA0719000)和国家自然科学基金(42141021)资助
收稿日期: 2023–03–25;
修回日期: 2023–09–11
摘要 针对山西五台地区高凡群的沉积年代、物源类型和沉积构造环境等研究中有争议的问题, 选择山西忻州市代县滩上镇出露的高凡群经典剖面进行系统采样以及详细的沉积学和岩石学分析, 并挑选典型样品进行全岩矿物组成、锆石 U-Pb 定年以及主量和微量元素的测定。通过碎屑锆石 U-Pb 定年, 并综合前人发表的年龄数据, 确认高凡群的沉积时代为约 2.2Ga, 与下伏五台群及上覆地层滹沱群之间为上下叠置关系。高凡群沉积岩的主量和微量元素组成指示其源岩类型主要为中酸性岩浆岩, 表明在高凡群沉积时期大陆上地壳以花岗岩类为主。碎屑中锆石年龄分布和细粒沉积岩中全岩主量和微量元素的构造判别图解表明, 高凡群具有活动大陆边缘的特征。然而, 沉积学分析显示高凡群形成于被动大陆边缘的滨浅海相。这种矛盾的结论, 或许暗示不能用根据板块构造理论衍生出的构造判别方法来研究古元古代时期的沉积构造背景。
关键词 五台地区; 高凡群; U-Pb 年龄; 物源; 构造背景
华北克拉通是世界著名的古老克拉通之一, 经历过复杂的构造–岩浆演化历史[1–2]。高凡群位于华北克拉通中部造山带的五台地区[3–5], 下伏地层为五台群的台怀亚群, 上覆地层为滹沱群。过去认为高凡群是五台群中的一个亚群, 而万渝生等[6]根据高凡群与台怀亚群之间的不整合关系, 将其独立划分出来, 并称之为高凡群。为方便讨论, 本文直接采用该命名方法。
关于高凡群的沉积年龄, 前人存在不同的认识。在早期, 很多研究者认为高凡群沉积于新太古代[7–10], 主要依据如下: 侵入高凡群的变质辉长岩以及高凡村附近的凝灰质火山岩的锆石 U-Pb 年龄为2528Ma[7], 高凡群中长英质片岩(被解释为凝灰岩)的锆石加权平均年龄为 2528±6Ma[8], 千枚岩的等时线年龄为 2517±32Ma[9], 并且有学者认为滹沱群的沉积下限为约 2500Ma, 上限为约 1900Ma[11–15], 因此将高凡群划分为五台群上部的亚群。近年来, 随着同位素测年技术的发展, 学术界认为高凡群有可能形成于古元古代, 主要依据如下。1)滹沱群的沉积下限不是约 2500Ma, 而可能是 2360Ma[16]或约 2.2Ga[17–19], 因而限定高凡群沉积于 2.3Ga 或 2.2Ga 之前。2)Wan 等[20]在高凡群洪寺组的石英岩中得到最年轻的锆石年龄为 2470±30Ma, Liu 等[21]在相同层位(绢云母绿泥石英岩)得到的最年轻碎屑锆石年龄为约 2350Ma (谐和度为 97%～100%), 而侵入高凡群的大洼梁花岗岩年龄为约 2170Ma[22–24], 从而限定高凡群的沉积时限为 2180～2350Ma[21–25]。3)Peng 等[26]依据高凡群上部绢云母石英片岩(被认为是凝灰岩)的谐和线上交点年龄 2186±8Ma以及滹沱群底部玄武安山岩夹层的年龄 2140±14Ma[18,27], 进一步限定高凡群的沉积时限为 2150～2350Ma。最近, 万渝生等[6]通过对高凡群片岩中的碎屑锆石进行测年, 也支持这一观点。
对高凡群沉积时期的大地构造环境也有不同的认识。毛德宝等[28]认为高凡群为在岛弧间海盆地形成的浊积岩, 赵祯祥等[29]认为高凡群的沉积环境为弧前盆地或弧后盆地, Bai 等[30]认为高凡群发育在弧后前陆盆地。也有学者将高凡群解释为俯冲带附近前陆盆地的沉积产物, 并且表现为海侵沉积序列[21,31–32]。因此, 有必要对高凡群沉积时期的大地构造环境进行深入的探讨。
前人对高凡群的沉积物属性以及源岩特征进行了研究。部分学者认为, 高凡群中的沉积岩是陆源碎屑物质受重力流牵引等作用形成的近源海相浊积岩[14,28–29,33–34]。赵飞凡等[35]认为高凡群存在 3 组年龄源区, 分别为约 2700Ma, 约 2530Ma 和约 2340Ma。Wan 等[20]根据高凡群中碎屑锆石普遍具有与花岗质岩石中岩浆锆石类似的振荡环带, 认为其物源可能为五台山地区与五台群时代相同的分布广泛的新太古代花岗质岩石。在高凡群中发现的 2372～ 2331Ma 的碎屑锆石, 则表明其中部分源岩与恒山杂岩中的大石峪正麻岩和吕梁杂岩体中的盖家庄花岗质片麻岩属于同一时期[21]。
综上所述, 目前对高凡群的形成时代、沉积环境和物源属性等问题都存在很大的争议。鉴于这样的背景, 本文选择山西代县滩上镇出露的高凡群经典剖面进行野外考察以及详细的沉积学和岩石学研究, 挑选典型样品进行 U-Pb 锆石定年、全岩矿物组成以及主量和微量元素测试, 旨在确定高凡群的沉积时代, 完善五台地区的地层年代格架, 讨论高凡群蚀源区的源岩类型, 并对沉积古构造进行判定, 以期为认识晚太古代–古元古代时期的陆壳成分、陆表面貌以及地球早期陆壳形成模式提供更多的地质信息。
华北克拉通分为东部陆块、中部造山带和西部陆块三部分[36–39]。五台地区位于中部造山带的中部[30,40], 由新太古代–古元古代的花岗岩以及低变质的表壳岩组成, 后者主要包括五台群、高凡群和滹沱群。五台群位于五台地区北部, 包括下部的石咀亚群和上部的台怀亚群, 其中石咀亚群为低角闪岩相变质的沉积火山岩系[33], 台怀亚群为一套高绿片岩相变质的基性–酸性火山岩组合[33,41](图 1)。
高凡群位于五台地区西部, 出露面积较小(约150km2), 西部和北部与下伏石咀亚群和台怀亚群不整合接触, 东部和南部与上覆滹沱群不整合接触(图 1)。高凡群划分为洪寺组和羊蹄沟组两部分[33] (图 2), 下部洪寺组厚度较小(约 40m), 主要为粉砂岩; 上部羊蹄沟组层厚约 1570m, 为一套具明显沉积韵律的砂、泥岩互层, 包括粉砂岩、细砂岩、中砂岩、碳质页岩、千枚岩和石英岩等, 砂岩中发育较好的交错层理和波痕等构造, 具有滨浅海相沉积特征。此外, 还发育少量基性岩浆岩(脉)。
滹沱群是五台地区最年轻的地层单元[43–45], 通过四集庄组砾岩与下伏高凡群角度不整合接触(图1), 主体由碳酸盐岩、变质砾岩、石英岩、千枚岩及少量变质基性岩组成[19,30,46]。因变质程度较低, 叠层石、波痕、交错层理、斜层理和泥裂等原生构造在滹沱群得以较完好的保存[47]。
图1 恒山–五台–阜平地区地质简图(据文献[39,42]修改)
Fig. 1 Simplified geological map of the Hengshan-Wutai-Fuping area (modified after Ref. [39,42])
图2 高凡群地层柱状图
Fig. 2 Stratigraphic column of Gaofan Group
在山西省忻州市代县滩上镇高凡村东侧出露的高凡群地层露头(图 1)采集 40 余件样品, 从中选取12 件新鲜样品进行测试。除样品 19GF-33A 采自高凡群底部的洪寺组, 其余样品均为羊蹄沟组变质粉砂岩和泥岩等, 采样位置和岩性见表 1。
为了方便研究沉积过程的原始信息, 本文采用碎屑沉积岩命名方法[48]进行岩石命名。选择样品19GF-27 和 19GF-29 进行单颗粒碎屑锆石 U-Pb 定年。对其余 10 件样品, 除显微镜下观察外, 还进行全岩 X 射线衍射(XRD)矿物组成分析, 结果列于附录 1 (请访问 http://xbna.pku.edu.cn 查看附录)。
样品 19GF-27 为中粒石英岩, 风化面为灰黄色, 新鲜面为灰白色, 块状构造(图 3(a)), 岩石致密坚硬, 取样层位厚约 0.2m。主要矿物为石英和白云母, 石英颗粒较大, 呈棱角–次棱角状, 具嵌晶结构, 石英颗粒之间为长条状和叶片状白云母(图4(a)), 可见自形程度良好的锆石(图 4(b))和长柱状磷灰石(图 4(c))。
样品 19GF-29 为含细粉砂极细粒岩屑石英砂岩, 野外风化面为土黄色, 新鲜面为灰黄色, 可见宽约0.7mm 的细纹, 块状构造(图 3(b))。矿物组成为石英、白云母、斜长石和金属矿物, 其中石英为棱角状–次棱角状, 部分呈鸡骨状和弧面棱角状, 具港湾状熔蚀外形(图 4(d)); 斜长石具典型的聚片双晶(图4(e))。金属矿物的主体部分为黄铁矿, 零星分布, 呈团状、棱角状和碎粒状, 大小不一(0.04～0.1mm), 边缘可见明显的氧化边(图 4(f))。据此判断岩石为陆源碎屑岩, 磨圆和分选整体上较差。
表1 采样位置与样品描述
Table 1 Sampling location and sample description
样品编号经纬度海拔/m层位岩性显微镜下估计的矿物含量 19GF-2738°58′32.86″N113°09′55.08″E1276羊蹄沟组灰白色中粒石英岩石英: 95%; 白云母: 5% 19GF-2938°58′33.37″N113°09′54.45″E1274羊蹄沟组灰黄色含细粉砂极细粒岩屑石英砂岩石英: 66%; 白云母: 17%; 斜长石: 10%; 黄铁矿: 7% 19GF-0838°58′22.03″N113°10′0.02″E1274羊蹄沟组深灰色含极细砂粗粉砂岩屑石英砂岩石英: 75%; 白云母: 19%; 黄铁矿: 5%; 黄铜矿: 1% 19GF-15A38°58′23.07″N113°09′59.87″E1277羊蹄沟组浅灰白色粗粉砂岩屑石英砂岩石英: 75%; 白云母: 20%; 黄铁矿: 5% 19GF-2138°58′26.61″N113°09′58.12″E1275羊蹄沟组灰白色含细砂细粉砂岩屑石英砂岩石英: 85%; 白云母: 9%; 黄铁矿: 1%; 基质: 5% 19GF-2238°58′28.00″N113°09′57.49″E1273羊蹄沟组灰白色含细粉砂粗粉砂岩石英: 65%; 白云母: 18%; 黄铁矿: 1%; 有机质: 14%; 斜长石: 2% 19GF-31A38°58′35.61″N113°09′51.56″E1263羊蹄沟组灰绿色含细粉砂粗粉砂岩屑砂岩石英: 64%; 白云母: 18%; 黑云母: 7%; 绿泥石: 4%; 金属矿物及其氧化物: 7% 19GF-31B38°58′35.61″N113°09′51.56″E1263羊蹄沟组灰绿色粗粉砂岩屑砂岩石英: 63%; 白云母: 18%; 黑云母: 4%; 绿泥石: 5%; 斜长石: 5%; 金属矿物及其氧化物: 5% 19GF-3238°58′37.50″N113°09′50.24″E1260羊蹄沟组灰绿色泥质粗粉砂岩石英: 67%, 白云母: 15%; 黑云母: 4%; 黄铁矿: 5%; 绿泥石: 8%; 斜长石: 1% 19GF-40A38°58′55.16″N113°09′23.88″E1245羊蹄沟组黑色碳质页岩− 19GF-4038°58′55.16″N113°09′23.88″E1245羊蹄沟组深灰色碳质页岩− 19GF-33A38°58′35.66″N113°09′23.90″E1270洪寺组灰绿色粗粉砂岩石英: 58%; 白云母: 11%; 黑云母: 8%; 绿泥石: 8%; 斜长石: 15%;
除样品 19GF-27 和 19GF-29 外, 其余 10 件样品为变质粉砂岩及泥岩等细粒沉积岩, 矿物组成以石英和白云母为主, 存在石英次生加大现象, 部分样品含少量绿泥石和硫化物矿物, 长石较少见。高凡群样品全岩 XRD 结果分析与显微镜下观察结果类似, 些许差异应该是样品粒度细小和肉眼观察带来的。虽然样品受到低变质作用影响, 但基本上保留原始沉积特征。
样品 19GF-08 为深灰色含极细砂粗粉砂岩屑石英砂岩, 具丝绢光泽, 样品边缘氧化的黄铁矿顺层分布, 可见黄铜矿脉。单偏光下石英呈棱角–次棱角状, 反射光下黄铁矿呈浸染状, 点状分布。
样品 19GF-15A 为浅灰白色粗粉砂岩屑石英砂岩, 含浸染状黄铜矿及宽约 1mm 黄铁矿细脉。显微镜下可见白云母因受后期应力作用而呈定向排列, 反射光下自形程度较高的黄铁矿呈粒状零星分布。
样品 19GF-21 为灰白色含细砂细粉砂岩屑石英砂岩, 具交错层理, 显微镜下可见石英颗粒分选差, 为次棱角–棱角状, 白云母零散分布。
样品 19GF-22 为灰白色含细粉砂粗粉砂岩, 石英颗粒分选度一般, 呈次棱角状–棱角状, 白云母较少, 可见弥散状和雾状蚀变矿物, 长石极少(仅见 1个斜长石颗粒)。
样品 19GF-31A 为灰绿色含细粉砂粗粉砂岩屑砂岩, 显微镜下可见数条由金属及其氧化物组成的宽约 0.1mm 的细纹层平行排布, 白云母因受力而定向排列, 包绕或切穿石英, 可见红褐色的黑云母。
样品 19GF-31B 为灰绿色粗粉砂岩屑砂岩, 片状构造, 正交光下石英呈次浑圆–次棱角状, 白云母因受应力作用而扭曲, 呈放射状, 部分白云母因含Fe2+呈浅绿色, 可见 SC 组构(图 4(g)), 黄铁矿呈团块状分布并发生一定程度的氧化。
样品 19GF-32 为灰绿色泥质粗粉砂岩, 纹层发育, 长石极少(仅见 1 个斜长石颗粒), 可见绿泥石, 黄铁矿呈团块状分散分布, 金属矿物均被氧化。
样品 19GF-33A 为灰绿色粗粉砂岩, 表面发生绿泥石化, 显微镜下可见大量排列方向不同和受力变形的细粒白云母, 部分呈浅绿色(Fe2+和 Cr3+含量高), 局部可见较多具双晶的方解石脉及具聚片双晶的斜长石(图 4(h)), 发育数条由黄铁矿及其氧化物构成的细脉, 反射光下部分黄铁矿晶体呈碎裂状, 与后期动力剪切变形有关。
图3 高凡群沉积岩野外露头与手标本特征
Fig. 3 Outcrops and hand specimen photographs of the sediments from Gaofan Group
(a)～(c)样品 19GF-27; (d)～(f)样品 19GF-29; (g)样品 19GF-31B; (h)样品 19GF-33A; (i)样品 19GF-40A。(d)和(i)为单偏光下拍摄; (a)～(c), (e)和(g)～(h)为正交偏光下拍摄; (f)为反射光下拍摄。Qtz:石英; Pl:斜长石; Ms:白云母; Zrn:锆石; Ap:磷灰石; Cal:方解石; Py:黄铁矿
图4 高凡群沉积岩的显微镜下照片
Fig. 4 Photomicrographs of the sediments from Gaofan Group
样品 19GF-40 为深灰色碳质页岩, 可污手, 含石英脉及石英晶簇, 显微镜下表现为无定型的不透明絮状物。
样品 19GF-40A 为黑色碳质页岩, 新鲜面黑色,污手, 显微镜下为无定型的不透明絮状物(图 4(i))。
在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成变质粉砂岩及泥岩等细粒沉积岩的碎样以及全岩主量元素和微量元素分析, 数据处理用 Excel插件 GeoPlot[49]完成。
首先将岩石样品进行切割, 去除风化面, 避开岩脉和裂隙, 然后将样品敲成 2～4mm 的碎块, 采用XZM100 型振动磨样机粉碎至 200 目以下。磨样全程采用玛瑙研钵。
全岩主量元素分析采用熔片法, 步骤如下: 将0.4g 样品与 4g 四硼酸锂–偏硼酸锂–氟化锂混合溶剂于铂金坩埚中混合均匀, 加入 5～6 滴饱和溴化铵溶液, 在高频熔融机中熔样, 并制成玻璃片, 然后采用波长散射扫描 X 射线荧光光谱仪(THERMO ARL ADVANT XP+)进行测定, 分析精度优于3%。
微量元素分析步骤: 称取烘干的样品 0.0250± 0.0002g, 置于高压密闭 Teflon 溶样器中, 依次加入 2mL HF, 0.6mL HNO3 和 5 滴 HCLO4, 于185℃ 保温加热 72 小时, 然后置于 150℃的电热板上蒸酸, 直至样品呈湿盐状, 加入 2mL HNO3 复溶, 105℃恒温 12 小时, 用 2%的稀硝酸提取定容, 使用电感耦合等离子体质谱仪(Agilent ICPMS 7500ce)进行测定, 测试精度小于 5%。
在中国石油勘探开发研究院完成全岩和黏土矿物的 XRD 分析。将岩石样品研磨至 40μm 以下, 依据石油天然气行业标准 SY/T 5163－2018《沉积岩中黏土矿物和常见非黏土矿物 X 射线衍射分析方法》, 采用型号为 SmartLab 的X射线衍射仪进行测试。仪器的工作电压和电流分别为 40kV和 150mA, 扫描速度为 2°(2θ)/min, 采样步长为0.02°(2θ), 全岩测试扫描范围为 2.6°～45°, 黏土测试时扫描范围为2.6°～15°(N 片)、2.6°～30°(E 片)和 2.6°～15°(T 片)。采用 Jade5.0 软件对X射线衍射谱图进行分析, 得到岩石的矿物组成及相对含量。
锆石的挑选、制靶以及阴极发光(CL)拍照工作在廊坊市诚信地质服务有限公司完成。将岩石样品破碎至 60 目左右, 采用传统的重液法、电磁法和精淘法分离出纯度较高的锆石。将锆石固定在直径为2.5cm 的圆形环氧树脂胶中并进行抛光处理, 使得大多数锆石的最大切面充分暴露。利用扫描电子显微镜的阴极发光(CL)图像获得锆石的内部结构信息, 并结合锆石靶的透反射图像进行潜在锆石靶点的圈定, 圈定过程中排除补丁状、扇面状或内部结构模糊的变质锆石, 选择具有典型振荡环带的岩浆锆石边部, 尽可能避开锆石中的包裹体和裂隙。
锆石 U-Pb 同位素及微量元素的测定采用美国安捷伦(Agilent)公司的 7500cs 型四级杆电感耦合等离子质谱仪, 在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。激光剥蚀系统为 Coherent 公司的COMPexPro102 型准分子激光器, 样品 19GF-29 采用的激光束斑直径为 24μm, 样品 19GF-27 采用的激光束斑直径为 32μm, 剥蚀深度为 30～40μm, 能量密度为 4J/cm2, 频率为 5Hz。将 0.75L/min 的高纯 He 作为剥蚀物质的载气, 通入 0.96L/min 的高纯Ar 作为稳定气体。激光剥蚀样品表面 15s 后停止, 待质谱信号回归至本底水平, 采集本底信号 25s 后进行后续剥蚀操作。剥蚀过程中, 不同元素采集信号的时间长短不同, 204Pb 为 20ms, 207Pb 为 50ms, 206Pb 为 30ms, 其余元素均为 10ms。将 29Si, NIST 610 和锆石 91500 分别作为内标、元素含量分析标样和外标, 用于校正 U, Th 和 Pb 等元素含量。采用Plesovice (337Ma)监控盲样。数据采集和处理采用GLITTER4.4 软件[50], 并使用 Tom Andersen ComPb-Corr#B1 对数据进行普通 Pb 校正[51], 年龄计算和 U-Pb 谐和图绘制通过 ISOPLOT/Ex3.0 软件实现。
10 件样品的全岩主量元素和微量元素分析结果列于附录 2。
样品主量元素分析结果中较低的烧失量(LOI= 1.3%～6.29%)表明岩石没有发生显著的二次蚀变, 而 SiO2, Al2O3 和 K2O 含量较高, 与样品中含有较多的石英和白云母有关。在 Herron[52]提出的利用SiO2, Al2O3, Fe2O3 和 K2O 含量判定陆源碎屑沉积岩类型的判识图中, 样品主要落在页岩和杂砂岩区域(图 5), 与显微镜下判断的沉积粒度吻合。细粒沉积岩是物源区均匀混合的产物, 具有比粗粒沉积岩高的微量元素丰度和较低的渗透性, 且粒度较为均匀, 因此可以用地球化学成分来追溯物源性质和判别构造背景[53–54]。
10 件样品总稀土元素(ΣREE)含量介于 341.32～ 114.5 μg/g 之间, 平均值为 203.41μg/g, 高于北美页岩(NASC)的平均值(173.21μg/g)和上陆壳(UCC)的平均值(148.14μg/g)。由于酸性岩浆比基性岩浆更富集稀土元素, 因此高凡群的物源区比现代大陆上地壳更富集酸性岩浆岩。样品轻稀土元素(LREE)含量在 104.52～317.67μg/g 之间, 平均 184.62μg/g, 占总稀土的 91%, 而重稀土元素(HREE)含量平均值为 18.85μg/g, 占总稀土的 9%, 因此轻稀土含量的变化决定稀土总量的变化。
样品的微量元素分布模式相似, 并与上陆壳[54]一致, 具有 LREE 富集、HREE 相对亏损的右倾型特征(图 6)。LREE/HREE 比值平均为 10.11(6.33～ 15.51), 轻稀土与重稀土分异明显。(La/Yb)N 平均值为 10.62 (UCC 的(La/Yb)N 为 10.45), 表明该套沉积物具有大陆上地壳的性质。图 6 显示, 高凡群沉积岩的稀土配分模式与位于高凡群北部的峨口花岗岩(约 2.5Ga)相似。样品的 Nb/U 比值平均为 3.33, 远低于原始地幔(33.95)和平均大陆地壳(7.27), 与大陆上地壳(4.44)接近, 进一步说明高凡群源岩具有酸性岩浆岩的成分特征。与 UCC 相比, 高凡群样品 Eu 明显负异常(图 6, (Eu/Eu*)N=0.36～0.88)和Sr 负异常(图 7), 应与样品中普遍缺乏长石有关。
底图据文献[52]
图5 高凡群沉积岩分类图解
Fig. 5 Classification for sedimentary samples of Gaofan Group
上陆壳数值据文献[55], 球粒陨石数值据文献[56]; 阴影区域为峨口花岗岩, 据文献[41]
图6 高凡群沉积岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式
Fig. 6 Chondrite-normalized REE patterns for sedimentary rocks from the Gaofan Group
样品 19GF-29 中的锆石无色透明, 部分锆石颗粒内部结构复杂, 可见较多的矿物包裹体、气泡和裂痕。锆石颗粒长度在 33～111μm 之间(平均 66μm), 多数在 40～80μm 之间; 锆石颗粒宽度在 22～ 57μm 之间(平均 35μm), 多数在 25～40μm 之间; 颗粒长宽比为 1:1.5。锆石形态多为自形–半自形, 呈柱状或柱状碎片, 磨圆程度较低。阴极发光图像 (图 8)显示, 绝大多数锆石颗粒可见明显的振荡环带结构, 具有典型的岩浆成因特征, 只有少数分带较弱或呈补丁状, 表现为变质锆石特征, 阴极发光较弱。样品 19GF-29 中锆石的 Th 和 U 含量及 Th/U比值变化较大(附录 3), Th含量为 18.64～256.43μg/g, U 含量为 37.75～269.84μg/g, Th/U 比值在 0.27～1.95之间, 表明为岩浆成因锆石(即满足 Th/U>0.1[57])。
原始地幔数值据文献[56]
图7 高凡群沉积岩微量元素原始地幔标准化蛛网图
Fig. 7 Primitive Mantle normalized spider diagrams of Gaofan Group sediments
图8 样品19GF-29和19GF-27中典型锆石阴极发光图像
Fig. 8 Representative selection of cathodoluminescence zircon images from 19GF-29 and 19GF-27
相较于样品 19GF-29, 样品 19GF-27 中的锆石粒径更大, 无色透明, 长度为 44～126μm 之间(平均79μm), 集中在 60～100μm 之间, 宽度为 34～76μm (平均 50μm), 集中在 40～60μm 之间, 长宽比为1:1.5。与样品 19GF-29 相比, 样品 19GF-27 的锆石自形程度更高, 磨圆较差, 多为短柱状。阴极发光图像(图 8)显示, 锆石颗粒内部可见清晰且完整的岩浆振荡环带, 具有典型的岩浆成因特征。样品19GF-27 中锆石的 Th 和 U 含量及 Th/U 比值均较高(见附录 3), Th 含量为 25.38～164.43μg/g, U 含量为36.84～194.68 μg/g, Th/U 比值在 0.36～0.9 之间, 符合岩浆成因锆石特征。
前寒武纪古老岩石中放射性成因 Pb 积累较多, 207Pb 的测量误差较小[58], 并且 207Pb 和 206Pb 在地质事件中是协同演化的(二者比值相对稳定), 因此锆石 207Pb/206Pb 年龄更接近锆石的结晶年龄[59–60]。通常以 1200Ma 为时间节点, 大于 1200Ma 采用 207Pb/ 206Pb 年龄, 反之则采用 206Pb/238U 年龄[61]。由于本研究的锆石样品中普遍存在 Pb 的丢失, 因此选取谐和度为 70%～110%的锆石进行数据分析。
样品 19GF-29 中锆石共检测 75 个点, 其中 50个测点的谐和度在 70%～105%区间(落在谐和线上或者谐和线附近)。锆石年龄主要分布在 2140～2570Ma 之间(见附录 3), 按照年龄峰值, 将其分为 3 组(峰值分别为 2193, 2310 和 2519Ma)(图 9)。图 10 显示, 年龄最大的一组由 12 个测点组成, 与谐和线上交点的年龄为 2540±30Ma, 加权平均年龄为 2525± 14Ma; 第二组(主峰)包括 24 个测点, 年龄在 2262～ 2377Ma 之间, 与谐和线上交点的年龄为 2322±21Ma, 加权平均年龄为 2311±11Ma; 最年轻的一组由 14 个测点组成, 年龄区间为 2140～2228Ma, 与谐和线上交点的年龄为 2196±24Ma, 加权平均年龄为 2188±12Ma。
样品 19GF-27 采自羊蹄沟组中上部地层, 位于样品 19GF-29 南侧 20m 处。从中选择 183 个锆石测点进行 U-Pb 定年, 只有 35 个测点满足 70%～110%的谐和度(附录 3)。除两颗相对年轻的锆石年龄为2187±16Ma (谐和度为 97%)和 2090±81Ma (谐和度为 110%)外, 剩余锆石测点的年龄在 2303～2710Ma之间。图 9 显示, 样品 19GF-27 中锆石存在 4 个明显的年龄峰值, 其中主峰为 2359Ma, 次峰为 2190, 2528 和 2708Ma。将锆石年龄分为 4 组, 除最年轻的一组(约 2.2Ga)两颗锆石外, 其余 3 组数据与谐和线上交点的年龄分别为 2694±35Ma (4 个测点)、2556±46Ma (9 个测点)和 2344±16Ma (20 个测点)(图10), 对应的锆石加权平均年龄分别为 2697±38, 2519±23 和 2338±12Ma。
通常认为, 最年轻的多颗粒碎屑锆石峰值年龄可以界定地层沉积年龄的上限[62]。本研究中, 来自高凡群羊蹄沟组中上部的样品 19GF-27 和 19GF-29最年轻锆石年龄峰值约为 2190Ma, 与万渝生等[6]的定年结果相似, 与 Peng 等[26]在高凡群上部凝灰岩层测得的 2186±8Ma 年龄一致, 与侵入高凡群的大洼梁花岗岩约 2170Ma 的 SHRIMP 锆石年龄[23–24]相近。因此, 高凡群中约 2190Ma 的源岩应为同期火成岩的产物, 同时也说明该岩层的沉积年龄应近于或略晚于 2190Ma。结合高凡群上部地层滹沱群四集庄组底部变质玄武安山岩夹层的 SHRIMP 锆石年龄(2140±14Ma)[18], 我们将高凡群的沉积时代限定在约 2.2Ga, 属于古元古代的层侵纪。据此, 位于高凡群上部的滹沱群底界年龄应晚于 2.2Ga。
图9 高凡群中样品19GF-29和19GF-27中锆石的年龄频谱
Fig. 9 Binned frequency histograms of zircon ages for samples 19GF-29 and 19GF-27 from Gaofan Group
图10 锆石年龄谐和图(在谐和线上或谐和线附近)
Fig. 10 Concordia diagrams for all the nearly concordant or concordant zircon spots
此外, 高凡群的沉积岩Eu异常明显((Eu/Eu*)N平均值为 0.51), 与古元古代沉积岩中(Eu/Eu*)N平均值(0.65)[63]相近, 而石咀亚群和台怀亚群则具有太古宙沉积岩的典型特征((Eu/Eu*)N=1)[21,33,64], 因此也支持高凡群的沉积时代为古元古代, 与石咀亚群和台怀亚群为上下叠置关系。
4.2.1微量元素证据
本文样品的 LREE/HREE, (Eu/Eu*)N, (Gd/Yb)N和(La/Yb)N 平均值分别为 10.11, 0.51, 1.7 和 10.62 (附录 2), 位于高凡群东北部的峨口花岗岩(岩性为英云闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩)的LREE/HREE, (Eu/Eu*)N, (Gd/Yb)N 和(La/Yb)N 分别为 11.87, 0.58, 1.68 和 11.58[41], 二者十分相似。因此高凡群的源岩与峨口花岗岩类似, 以酸性岩浆岩为主。
根据 Turner 等[65]的推导, 沉积岩全岩 Th/Y 比值与源岩平均 SiO2 含量之间满足线性经验关系: Th/Y=0.0269×SiO2−1.3169(R2=0.9812)。利用该公式计算得到高凡群沉积岩源岩的平均 SiO2 含量为76.27%, 属于酸性岩浆岩。表 2 显示, 高凡群沉积岩源岩的(Eu/Eu*)N, La/Co, Th/Co 和 Th/Cr 值均在中酸性源岩的范围内。样品中较小的 Cr/Zr 平均值(0.38)(附录 2)同样指示长英质源岩占比较大, 这是由于 Cr 易富集在镁铁质矿物中, 而 Zr 通常代表长英质组分[66]。同样的结论在 La/Sc-Th/Co 的双变量图解(图 11)中也能看出。从 Th/Sc-Zr/Sc 判别图(图12)中可以看出, 样品成分靠近长英质岩石, 说明其地球化学组成主要与源岩形成过程中岩浆分异有关, 而不受沉积物再循环作用的影响[69]。
高凡群样品具均一且较低的 La/Th 比值(1.46～ 5.45, 平均值为 2.99), Hf 含量变化范围较大(2.38～ 10.75μg/g)。在 La/Th-Hf 图解(图 13)中, 样品数据主要落在长英质弧源区附近, 成分与大陆上地壳和后太古代澳大利亚页岩相似, 只有样品 19GF-21 和19GF-40A 可能有老的沉积物加入, 部分样品(例如19GF-15A, 19GF-33A 和 19GF-22)的 La/Th 比值相对较高, 落在长英质–基性岩混合源区, 反映其物源具有与陆源和岛弧成分相似的特征。
4.2.2主量元素证据
高凡群沉积岩样品的 Al2O3/TiO2 比值为 25.67～ 63.75 (平均 37.28), 落在Hayashi等[67]提出的酸性岩浆岩范围(21～70)内, TiO2-Zr 关系判别图(图 11)中样品的落点同样支持这一结论。
表2 高凡群沉积岩元素含量比值范围及与中酸性和基性源岩的对比
Table 2 Range of elemental ratios of Gaofan Group sediments compared with those of fine fractions derived from silicic and basic source rocks
元素含量比值高凡群沉积岩石咀亚群沉积岩[21]台怀亚群沉积岩[21]源岩为中酸性的沉积岩[54]源岩为基性的沉积岩[54] (Eu/Eu*)N0.36～0.88 (0.51)0.55～1.13 (0.89)0.66～0.99 (0.81)0.32～0.830.70～1.02 La/Co 1.09～54.81 (10.07)0.27～2.08 (1.17)0.56～4.56 (1.79)1.40～22.40− Th/Co 0.37～11.56 (3.23)0.07～0.32 (0.19)1.63～2.49 (0.50)0.30～7.50− Th/Cr0.08～0.83 (0.34)−0.02～0.40 (0.11) 0.067～4.000.002～0.045
说明: 括号内数字为平均值。
底图据文献[67]
图11 高凡群沉积岩物源判别图
Fig. 11 Provenance discrimination of Gaofan Group sediments
底图据文献[68]; TTG 为奥长花岗岩–英云闪长岩–花岗闪长岩的岩石组合
图12 高凡群沉积岩Th/Sc-Zr/Sc图解
Fig. 12 Discrimination plot of Th/Sc vs. Zr/Sc of Gaofan Group sediments
底图据文献[70]
图13 高凡群沉积岩 La/Th-Hf物源组分判别图解
Fig. 13 Source and compositional discrimination of Gaofan Group sediments in terms of La/Th ratio and Hf abundance
在 Roser 等[71]基于主量元素含量线性方程组的判别图(图 14)中, 只有样品 19GF-32 和 19GF-33A落在中性岩范围内, 其余样品主要来自长英质物源区, 与岩石学观察结论一致, 即具有石英含量较多, 长石及岩屑含量极少的特征, 沉积物中的石英起稀释作用, 使得 F1 和 F2 值偏低。
在 A(Al2O3)-CN(CaO*+NaO)-K(K2O)图解(图15)中可以绘制样品的风化趋势线, 从而判断源岩成分[72–74]。可以看出, 两条平行于 A-CN 连线的理想风化趋势线确定的源岩端元分别为花岗闪长岩和花岗岩。因为与峨口花岗岩、花岗闪长岩以及新太古代阜平群 TTG 相近, 所以高凡群沉积岩的源岩成分与周缘 TTG 及花岗岩类似。
底图据文献[72]。F1=1.773×TiO2+0.607×Al2O3+0.76×Fe2O3T−1.5×MgO+0.616×CaO+0.509×Na2O−1.224×K2O−9.09; F2=0.445×TiO2+0.07×Al2O3−0.25×Fe2O3T−1.142×MgO+0.438×CaO+1.475×Na2O+1.426×K2O−6.861
图14 高凡群沉积岩主量元素判别图解
Fig. 14 Discrimination function diagram for the provenance signatures of Gaofan Group sediments using major elements
依据主量元素和微量元素组成, 我们确定高凡群源岩以中酸性岩浆岩为主。利用同样方法, 分析五台群的石咀亚群和台怀亚群沉积岩(表 2, 图 11～ 14), 发现虽然其源岩整体上为中酸性岩浆岩, 但中性岩的占比明显较大。因此, 从五台群到高凡群沉积岩源岩类型的明显转变可能与陆壳成分的变化有关, 代表高凡群沉积时期大陆上地壳已是以长英质酸性成分为主, 地表沉积岩较少。
4.2.3锆石年龄揭示的源岩信息
锆石年龄频谱(图 9)显示, 多数锆石年龄集中在 2262～2377Ma (峰值年龄为 2318Ma)、2406～2570Ma (峰值年龄为 2524Ma)和 2648～2710Ma (峰值年龄为 2707Ma)这 3 个区间, 其中年龄为约 2.3Ga 的锆石占比最大, 可能代表高凡群的源岩主要为约2.3Ga 的中性和酸性岩浆岩。将两个样品中约 2.3Ga 的数据汇总, 显示锆石 Th/U 比值在 0.24～2.22 之间, 平均值为 0.63。
Ka:高岭石; Gi:水铝矿; Chl:绿泥石; Sm:蒙脱石; Il:伊利石; Pl:斜长石; Ksp:钾长石。CIA 为 Nesbitt 等[72] 1982 年提出的化学蚀变指数, 计算公式为CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100, 式中氧化物以摩尔数为单位, CaO*表示硅酸盐矿物中的CaO。底图据文献[73]
图15 高凡群沉积岩A-CN-K图解
Fig. 15 Ternary plot of molecular proportions A-CN-K for the sediment samples of Gaofan Group
有学者认为 2.5～2.3Ga 的成铁纪为构造活动的“静寂期”, 但此期间的全球岩浆记录并不鲜见, 除约 2.4Ga 的基性岩墙群外, 南美 São Francisco 克拉通和 Amazonian 克拉通分别发育 2.35Ga 的 TTG[75]和 2.36～2.31Ga 的英云闪长侵入岩[76], 西非克拉通2.31Ga 的 TTG 被认为与地壳的显著生长有关[77]。
在华北克拉通中部造山带, 有关约 2.3Ga 的岩浆活动记录主要分布在吕梁、中条山、恒山以及豫西地区。中条山地区烟庄花岗岩的锆石 U-Pb 年龄为 2351±37Ma[78], 被烟庄花岗岩侵入的寨子英云闪长岩的锆石 TIMS 年龄为 2321±2Ma[79], 涑水杂岩以及横岭关花岗岩的锆石 U-Pb 年龄分别为 2376±7和 2366±16Ma[80]; 恒山大石峪地区出露的片麻岩的锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 2331±36Ma[81]; 吕梁地区盖家庄花岗质片麻岩的锆石 U-Pb 年龄为约 2370Ma[82–83]。因此, 高凡群中年龄为约 2.3Ga 的岩浆锆石对应的源岩可能与恒山大石峪片麻岩、吕梁盖家庄花岗质片麻岩或中条山花岗岩类似, 但在五台地区并没有发现具有约 2.3Ga 年龄的岩石和锆石, 说明相应的源岩可能已完全剥蚀而未能保存。
次峰为约 2.5Ga 和约 2.7Ga 的岩浆记录在五台地区较为常见。Liu 等[21]认为五台群和高凡群变质沉积岩中 2.55～2.51Ga 的锆石均来源于五台杂岩中约 2.5Ga 花岗岩和火山岩, 并且Hf同位素数据表明约 2.5Ga 的岩浆作用是太古代中期地壳与亏损地幔岩浆混合的结果。针对 2.7Ga 的锆石, Liu 等[21]通过εHf 和 TDM 模式年龄分析, 认为其来源于受 2.7Ga 微大陆物质混染的 2.5Ga 岩浆岩。
在 F3-F4 构造判别图(图 16)中, 除样品 19GF-15A (A12O3相对较低)落在被动大陆边缘外, 其余样品均落在活动大陆边缘范围内, 表明岩石中 CaO 和Na2O 含量高, 且主要受砂岩中斜长石和火山碎屑成分(F3)影响, 并受 SiO2 和 CaO 含量(F4)控制[84]。
底图据文献[84]。F3=−0.0447×SiO2−0.972×TiO2+0.008×Al2O3−0.267×Fe2O3T+0.208×FeO+0.140×MgO+0.195×CaO+0.719×Na2O−0.032×K2O+7.510×P2O5+0.303; F4=−0.421×SiO2+1.988×TiO2−0.526×Al2O3−0.551×Fe2O3T −1.610×FeO+0.881×MgO−0.907×CaO−0.117×Na2O−1.840×K2O+7.244×P2O5+43.57
图16 高凡群沉积岩F3-F4构造函数判别图解
Fig. 16 F3-F4 tectonic function discriminant diagram for the sediment samples of Gaofan Group
高凡群样品(包括 Liu 等[21]研究的 16 个样品)的(SiO2)adj值在 61%～98%之间, 平均值为 75%, 属于Verma 等[85]定义的高硅组((SiO2)adj=63%～95%)。在Verma 等[85]提出的碎屑沉积岩 DF1-DF2 构造判别图(图 17)中, 高凡群多数样品落在弧范围内。每个样品在 3 种构造环境的分布概率列于附录 4 中, Parc =0.61～0.98, 平均值为 0.90 (n=10); Prift=0.81～1.00, 平均值为 0.94 (n=3); Pcol=0.92～1.00, 平均值为 0.96 (n=3)。利用同样方法处理石咀和台怀亚群的变质沉积岩数据(图 17), 也显示火山弧成分特征(尽管相对于石咀亚群和台怀亚群, 高凡群更偏向大陆裂谷和大陆碰撞环境)。以 Ti/Zr 比值作为构造环境判别标准对样品进行分析(表 3), 结论与上述一致。
本文还采用沉积物中锆石结晶年龄与沉积物沉积年龄之间的差值来区分沉积构造背景[87]。将2190Ma 作为地层的沉积年龄, 对样品 19GF-27 和19GF-29 (谐和度满足 70%～110%)的碎屑锆石(N= 85)结晶年龄进行差值累积频率统计(图 18), 结果显示高凡群样品具有收敛板块边界特征, 可能为聚敛俯冲背景(弧)下的沉积产物。但是, 在高凡群沉积时期(2.2Ga), 对于形成时间不长的陆壳来说, 古老岩浆锆石的数量并不多, 这也导致沉积物中锆石结晶年龄与沉积物沉积年龄之间的差值累积频率上升较快。因此, 不能以此为依据判断沉积构造背景。
底图据文献[85]。五角星为文献[85]中高硅碎屑沉积物样品在不同构造环境中的质心, 其近似坐标如下: 弧(−0.175, 1.269); 大陆裂谷(−1.321, −0.841); 大陆碰撞(1.516, −0.570)
图17 高凡群沉积岩在 3 种构造环境(弧、大陆裂谷和大陆碰撞)中的函数判别图解
Fig. 17 Discriminant-function multi-dimensional diagram for Gaofan Group sediments from three tectonic settings (arc, continental rift, and collision)
表3 高凡群沉积岩及不同构造环境中Ti/Zr比值的变化及对比
Table 3 Ti/Zr ratios of the Gaofan Group sediments compared to the range of ratios in similar fractions derived from different tectonic environments
沉积岩及构造环境 平均值变化范围 高凡群沉积岩17.41 3.90～19.56 石咀亚群沉积岩[21]29.7713.54～57.46 台怀亚群沉积岩[21]26.3415.00～30.76 活动大陆边缘[86]15.3010～35 被动大陆边缘[86] 6.74<10 大洋岛弧[86]56.80>40 大陆岛弧[86]19.7010～35
岩石学与沉积学特征指示高凡群沉积物中岩屑极少, 以单晶矿物为主, 具有中酸性岩浆岩来源特征, 其沉积相为滨浅海相, 形成于“被动大陆边缘”构造背景。这就与前述“活动大陆边缘”的结论产生矛盾, 原因可能与陆壳的早期形成模式有关。例如, 太古代末期大规模长英质陆壳的形成可能受软盖构造模式控制, 即镁铁质的原始地壳逐渐分化, 形成镁铁质下地壳和长英质上地壳[88–90]。这与受板块控制的构造环境不同, 不能用相关的构造判别方法进行研究。
底图据文献[87]。A 区:汇聚收敛型盆地; B 区:碰撞型盆地; C区:伸展型盆地。黑色圆点代表高凡群沉积岩中碎屑锆石
图18 利用锆石结晶年龄(CA)和沉积年龄(DA)的差值所获得的锆石累积频率
Fig. 18 Cumulative probability diagrams of the interval between zircon crystallization (CA) and deposition (DA) ages for Gaofan Group sediments
1)本研究通过对高凡群中碎屑锆石进行 U-Pb定年, 并结合前人发表的年龄数据, 将高凡群的沉积时代限定为约 2.2Ga, 属于古元古代层侵纪, 位于高凡群上部的滹沱群底界年龄应晚于 2.2Ga, 高凡群与下部的五台群为不整合接触, 由此完善了五台地区的早前寒武纪地层年代格架。
2)高凡群沉积物源区的主要岩石类型为中酸性岩浆岩, 成分类似于周缘新太古代–古元古代TTG 和花岗岩, 说明高凡群沉积时期大陆上地壳以长英质成分为主。
3)岩石学和沉积学特征表明, 高凡群沉积相为滨浅海相, 形成于被动大陆边缘环境, 而元素判别图解则指示其形成于活动大陆边缘环境。这种矛盾的结论或许说明, 不能用根据板块理论衍生出的构造判别方法来研究古元古代时期的沉积构造背景。
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Depositional Age, Provenance Characteristics and Tectonic Setting of Gaofan Group in the Wutai Area
Abstract Addressing the debated aspects of the study on the depositional age, provenance, and sedimentary tectonic environment of Gaofan Group in the Wutai area of Shanxi, systematic sampling and detailed sedimen-tological and petrological analysis were conducted on the classic section of Gaofan Group exposed in Tanshang Town, Daixian County, Xinzhou City, Shanxi Province. Typical samples were selected for whole rock mineral composition, zircon U-Pb dating, major and trace element determinations. By analyzing detrital zircons and synthesizing previously published age data, the depositional age of Gaofan Group was considered to be approximate 2.2 Ga. This chronologic analysis showed that Gaofan Group was in a superposition relationship with the underlying Wutai Group and overlying Hutuo Group. The major and trace element composition of Gaofan Group indicated that the source rock was mainly intermediate-acidic igneous rock, suggesting that during the deposition of Gaofan Group, the upper continental crust was predominantly composed of granitoids. The age distribution of detrital zircons and tectonic discrimination diagrams based on major and trace elements of fine-grained sedimentary rocks suggested that Gaofan Group exhibited characteristics of an active continental margin. However, sedimentological analyses indicated that it was deposited in a passive continental margin with littoral and neritic facies. This contradictory conclusion may suggest that the tectonic discrimination methods derived from plate tectonic theory may not be applicable for studying the sedimentary tectonic background during the Paleoproterozoic period.
Key words Wutai area; Gaofan Group; U-Pb dating; provenance; tectonic background