汪校鋒 ,李德威,杜遠(yuǎn)生,馬瑞申,杜鳳軍

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢) 計(jì)算機(jī)學(xué)院,湖北 武漢 430074;2.中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢) 地球科學(xué)學(xué)院,湖北 武漢430074;3.河南省地質(zhì)調(diào)查院,河南 鄭州 450001)

0 引言

華北地塊南緣在華北大地構(gòu)造位置上主要指豫西南地區(qū),該區(qū)保存有極好的中–新元古界沉積剖面,一直是研究的熱點(diǎn)地區(qū)之一。前人對(duì)該區(qū)中–新元古界做過(guò)許多微體古生物學(xué)和年代學(xué)工作(馬國(guó)干等,1980;孫樞等,1981;關(guān)保德等,1988;翦萬(wàn)籌等,1990;閻玉忠和朱士興,1992;喬秀夫和高勱,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012;胡國(guó)輝等,2013),但是由于傳統(tǒng)測(cè)年資料可靠性不高,地層時(shí)代存在爭(zhēng)議(李欽仲等,1985;勞子強(qiáng)等,1989;席文祥等,1997;陳晉鑣等,1999;武鐵山,2002;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012;胡國(guó)輝等,2013)。因此,運(yùn)用現(xiàn)代精確測(cè)年技術(shù),在華北南緣中–新元古代地層中尋找可靠的測(cè)年對(duì)象,才是解決問(wèn)題的正確方向。而至今見諸各類公開資料(孫樞等,1981;關(guān)保德等,1988;勞子強(qiáng)等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008),在華北南緣中–新元古代地層中,官道口群高山河組和汝陽(yáng)群云夢(mèng)山組中發(fā)育疑似的火山巖“夾層”(圖1b),該火山巖是為數(shù)不多的、可能限定地層時(shí)代的測(cè)年對(duì)象,但其高精度年代學(xué)工作至今未見報(bào)道(關(guān)保德等,1988;席文祥等,1997),并且其接觸關(guān)系研究也比較薄弱。因此,系統(tǒng)研究這套“火山巖”的產(chǎn)出狀態(tài)、形成時(shí)代、構(gòu)造屬性具有重要的意義。

圖1 華北南緣高山河組和云夢(mèng)山組地層分布圖(據(jù)關(guān)保德等,1993資料修改)Fig.1 Map showing distribution of the Meso-Neoproterozic strata in the southern margin of the North China Craton

筆者在區(qū)域地質(zhì)調(diào)查過(guò)程中,對(duì)高山河組和云夢(mèng)山組中的“火山巖夾層”與圍巖的接觸關(guān)系進(jìn)行了較詳細(xì)的地質(zhì)調(diào)查,并運(yùn)用 LA-ICP-MS法進(jìn)行鋯石 U-Pb同位素定年,認(rèn)為這套中–新元古代地層中的“火山巖夾層”是侏羅紀(jì)的次火山巖,應(yīng)當(dāng)從高山河組和云夢(mèng)山組中解體出來(lái),表明華北南緣存在中–晚侏羅世的火山巖漿活動(dòng),并對(duì)其構(gòu)造屬性進(jìn)行初步的分析。

1 地質(zhì)背景

許多學(xué)者提出了華北南緣的地層劃分方案(孫樞等,1981;關(guān)保德等,1988;勞子強(qiáng)等,1989;關(guān)保德等,1993;關(guān)保德等,1996;席文祥等,1997;陳晉鑣等,1999;蘇文博等,2012),一般將河南西南部劃分為小秦嶺-欒川小區(qū)和澠池–確山小區(qū),兩個(gè)地層小區(qū)中元古界均發(fā)育長(zhǎng)城系熊耳群,其上分別為中元古界薊縣系官道口群和汝陽(yáng)群(圖1b),新元古界青白口系分別為欒川群和洛峪群。其上的南華系和震旦系也沿續(xù)上述地層分區(qū)(表1)。官道口群自下而上為高山河組、龍家園組、巡檢司組、杜關(guān)組、馮家灣組,汝陽(yáng)群自下而上包括云夢(mèng)山組、白草坪組、北大尖組(表1)。

高山河組是 1962年河南地質(zhì)研究所創(chuàng)名(習(xí)文祥等,1997),建組地點(diǎn)位于陜西洛南縣以北的高山河村,為一套砂泥巖建造,主要由礫巖,雜色石英砂巖,夾灰綠色、灰紫色頁(yè)巖與鈣質(zhì)石英砂巖組成。云夢(mèng)山組是 1952年閻廉泉、韓影山等命名(習(xí)文祥等,1997),建組剖面位于河南汝陽(yáng)縣寺溝,主要由紫紅色、灰紫色不等粒石英砂巖夾少量頁(yè)巖組成,底部為礫巖夾鐵礦層。盡管前人對(duì)本區(qū)中–新元古代地層劃分方案有分歧(關(guān)保德等,1988;翦萬(wàn)籌等,1990;閻玉忠和朱士興,1992;武鐵山,2002;高林志等,2002;王志宏等,2008;蘇文博等,2012),但一致認(rèn)為高山河組和云夢(mèng)山組在大部分地區(qū)與中元古界熊耳群呈平行不整合接觸(圖2a、b)。

表1 華北南緣中–新元古界地層序列表Table 1 Stratigraphic sequence of the Meso- to Neo-Proterozoic strata in the southern margin of the North China Craton

圖2 華北南緣高山河組和云夢(mèng)山組地層柱狀對(duì)比圖(據(jù)呂國(guó)芳等,1993資料修改)Fig.2 Plot showing the stratigraphic correlation of the Gaoshanhe Formation and Yunmengshan Formation in southern margin of the North China Craton

根據(jù)前人的研究(孫樞等,1981;關(guān)保德等,1988;勞子強(qiáng)等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008),在華北南緣局部地區(qū)(圖1b),高山河組和云夢(mèng)山組下部碎屑巖中有火山巖“夾層”,其中,高山河組火山巖“夾層”見于靈寶、盧氏及欒川北部一帶,向西至陜西黃龍鋪,向東至方城,向南至洛南–欒川斷裂尖滅(圖1b);云夢(mèng)山組火山巖“夾層”在魯山–舞鋼一線以南分布(關(guān)保德等,1988,1993,1996),向北在澠池、濟(jì)源等地缺失(圖1b)。該火山巖自北向南厚度增大,在魯山–舞鋼等地,厚13~98 m,在靈寶–盧氏等地,厚56~134 m(圖2a、b)(關(guān)保德等,1996)。

筆者在河南西南地區(qū)開展區(qū)域地質(zhì)調(diào)查,對(duì)高山河組及云夢(mèng)山組地層中的“火山巖”進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)“夾層”具有切層現(xiàn)象,為次火山巖,主要依據(jù)是:首先,“火山巖”厚度不穩(wěn)定,與圍巖呈侵入接觸。例如,在欒川縣井峪溝(圖3a、b、c ),高山河組“火山巖”呈透鏡狀或者脈狀,邊界切割圍巖;在舞鋼市蜘蛛山–尹集公路邊,“火山巖”貫入云夢(mèng)山石英砂巖的破裂構(gòu)造系統(tǒng)(圖4a、b)。其次,“火山巖”的產(chǎn)出位置并不限于某一地層內(nèi)部,“火山巖”可以出現(xiàn)在高山河組和云夢(mèng)山組之下和之上的地層之中。例如,在魯山縣冷風(fēng)口地區(qū),“火山巖”出現(xiàn)在云夢(mèng)山組砂巖之下,但它不是下覆的熊耳群馬家河組火山巖,因?yàn)槠渲泻猩细矅鷰r“云夢(mèng)山組砂巖”的捕虜體(圖4d);在舞鋼市蜘蛛山,“火山巖”侵入到上覆白草坪組泥巖之中,使泥巖在熱接觸變質(zhì)作用下板巖化(圖4c);在嶂崤溝–井峪溝南部地區(qū),高山河組之上的龍家園組及更年輕地層中出現(xiàn)與高山河組“火山巖”相似的安山質(zhì)火山巖(圖3a、b),前人認(rèn)為它是因斷層而重復(fù)出現(xiàn)的熊耳群馬家河組火山巖(黃克義,1987),但是沒有出現(xiàn)配套的斷層造成地層重復(fù)的構(gòu)造異常層序,因此該火山巖可能與高山河組次火山巖相關(guān)。

圖3 欒川縣潭頭鎮(zhèn)嶂崤溝–井峪溝地區(qū)地質(zhì)圖及剖面圖Fig.3 Geological map and section map of the Zhangxiaogou-Jingyugou area of the Tantou town,Luanchuan county

地質(zhì)調(diào)查表明,高山河組和云夢(mèng)山組及其相關(guān)地層中的“火山巖夾層”與圍巖之間不是火山沉積接觸,而是具有侵入接觸特征,是一套超淺成的次火山巖。次火山巖主要出現(xiàn)在高山河組和云夢(mèng)山組底部,并延伸至上覆地層,可能與其地質(zhì)特征及接觸關(guān)系有關(guān),因?yàn)楦呱胶咏M和云夢(mèng)山組與熊耳群之間的平行不整合面是軟弱面,后期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)易于沿著先存的軟弱面發(fā)生順層滑脫拆離,其上覆地層受其影響出現(xiàn)脆性伸展構(gòu)造系統(tǒng),有利于次火山巖侵位。

高山河組和云夢(mèng)山組地層內(nèi)“火山巖”的巖性、巖貌及巖石地球化學(xué)特征與安山巖類噴出巖相似(關(guān)保德等,1993)。從野外露頭觀察(圖5a、c),高山河組“火山巖”巖性主要為灰綠–暗紅色杏仁狀安山巖、灰紅–紫紅色杏仁狀粗面巖,前者出露位置偏南,云夢(mèng)山組“火山巖”巖性為灰綠色–灰紫色杏仁狀安山巖。高山河組和云夢(mèng)山組地層內(nèi)的“火山巖”鏡下特征也相似(圖5b、d),巖石由斜長(zhǎng)石斑晶和基質(zhì)組成,具明顯杏仁狀構(gòu)造,玻基交織結(jié)構(gòu)(安山結(jié)構(gòu)),斜長(zhǎng)石斑晶含量較少,多呈長(zhǎng)柱狀或不規(guī)則形狀,晶體大小介于0.5~1 mm之間,呈微細(xì)晶結(jié)構(gòu),可見聚片雙晶,有一定的絹云母化蝕變,但仍保留部分光學(xué)性質(zhì),基質(zhì)部分由斜長(zhǎng)石和隱晶質(zhì)物質(zhì)組成。杏仁大小在0.1~1 mm之間,其成分有石英、玉髓(蛋白石)、方解石、石膏、綠簾石等成分,形態(tài)一般呈不規(guī)則狀或近橢圓狀。前人對(duì)該“火山巖”進(jìn)行了巖石化學(xué)統(tǒng)計(jì)(關(guān)保德等,1993,1996),結(jié)果顯示:該次火山巖主要是玄武安山巖、鉀質(zhì)玄武粗安巖類,總體屬于偏堿的基–中基性次安山巖。

圖4 次火山巖與云夢(mèng)山組碎屑巖接觸關(guān)系圖Fig.4 Photos showing the contact relation between the sub-volcanic rocks and clastic rocks of the Yunmengshan Formation

2 樣品和分析方法

野外地質(zhì)調(diào)查表明高山河組和云夢(mèng)山組原“火山巖夾層”為次火山巖,必須進(jìn)一步研究其形成年齡和地球化學(xué)特征。筆者分別在欒川縣嶂崤溝和井峪溝兩地高山河組地層內(nèi)采集了3件次火山巖樣品(ZXG05、JYG05、JYG06),在舞鋼市塘山和蜘蛛山兩地云夢(mèng)山組地層內(nèi)采集了 2件次火山巖樣品(TS03、ZZS05)。為挑選到不受污染且足量的鋯石顆粒,樣品盡量采自新鮮露頭,每件樣品的重量達(dá)50~100 kg。通常中基性火山巖分選的鋯石顆粒少(宋彪和喬秀夫,2008),本次 5件樣品挑選鋯石顆粒數(shù)量也不多,一般不超過(guò)300粒,其中樣品ZXG05獲得鋯石300粒、樣品JYG05獲得170粒、樣品JYG06獲得200粒、樣品TS03獲得280粒、樣品ZZS05獲得168粒。

鋯石挑選工作是由廊坊市誠(chéng)信地質(zhì)服務(wù)有限公司完成,鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像是在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(GPMR)的 JXA-8100電子探針上完成。鋯石原位U-Pb同位素定年和微量元素含量在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過(guò)程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(GPMR)利用 LA-ICP-MS分析完成。U-Pb同位素定年中采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石 91500作外標(biāo)進(jìn)行同位素分餾校正,Si作內(nèi)標(biāo)進(jìn)行微量元素含量的測(cè)定,詳細(xì)的儀器操作條件和數(shù)據(jù)處理方法同Liu et al.(2010),U-Pb年齡諧和圖繪制和年齡權(quán)重平均計(jì)算采用 Isoplot(Ludwig,2003)完成。

3 分析結(jié)果

筆者對(duì) 5件樣品的鋯石進(jìn)行了陰極發(fā)光照相(CL)和鋯石測(cè)年,部分CL圖像見圖6。作為中基性次火山巖的鋯石,總體上從粒徑、晶形、色調(diào)和環(huán)帶各方面與酸性巖漿鋯石差別較大(吳元保,2004)。所獲鋯石粒徑在 50~150 μm,鋯石形態(tài)比較復(fù)雜,晶形不完整,一般呈不規(guī)則的長(zhǎng)柱狀、半圓狀、橢圓狀,或碎片狀。部分鋯石呈半透明,并具有明顯的巖漿振蕩環(huán)帶,可判斷是巖漿結(jié)晶鋯石;局部顏色較暗、振蕩環(huán)帶不太明顯,可見明顯的核邊結(jié)構(gòu),這部分鋯石為繼承鋯石或捕獲鋯石。

圖5 高山河組及云夢(mèng)山組內(nèi)次安山巖野外照片及樣品顯微照片F(xiàn)ig.5 Field outcrops and the micrographs of sub-volcanic rocks from the Gaoshanhe Formation and the Yunmengshan Formation

采用LA-ICP-MS鋯石U-Pb測(cè)年法,對(duì)樣品進(jìn)行分析,在激光剝蝕過(guò)程中,由于大部分鋯石粒徑都很小,有些鋯石樣品要么被擊穿,要么所獲年齡數(shù)據(jù)諧和度太低,因此滿足要求的諧和度較高的測(cè)年結(jié)果數(shù)量不多,其中 ZXG05獲得 20點(diǎn)、JYG05獲得25點(diǎn)、JYG06獲得21點(diǎn)、TS03獲得20點(diǎn)、ZZS05獲得20點(diǎn),鋯石測(cè)年結(jié)果如表2所示。

如圖6所示,ZXG05樣品大部分鋯石207Pb/206Pb年齡值比較老,一般在1739±33~2710±26 Ma之間,晶體呈暗色、不透明,或有空洞、暗斑,部分鋯石邊緣有一定圓化,有的鋯石呈短柱狀、不規(guī)則的多邊形,粒徑在30~150 μm,如圖6所示,2號(hào)、5號(hào)、14號(hào)、17、19號(hào)鋯石呈暗色、無(wú)環(huán)帶、圓化,應(yīng)該為繼承鋯石或捕獲鋯石;僅有1號(hào)和13號(hào)兩粒年輕鋯石,呈半透明、棱角狀、環(huán)帶清晰,其206Pb/238U年齡值都為157±2 Ma,Th/U比介于 0.48~1.23之間,反映了巖漿鋯石的成因特征(Koschek,1993),因此,1號(hào)鋯石和13號(hào)鋯石年齡可以代表該期次火山巖的結(jié)晶年齡。

JYG05樣品的5號(hào)和16號(hào)鋯石與其他鋯石明顯不同,呈暗色、不透明、無(wú)環(huán)帶,有磨圓的形貌特征(圖6),其207Pb/206Pb年齡值分別為 1975±32 Ma、1359±36 Ma,綜合判斷為繼承鋯石或捕獲鋯石。其他20粒鋯石晶體粒徑大多在100 μm以下,大多為長(zhǎng)柱狀、棱角狀和不規(guī)則多邊形,少數(shù)呈短柱狀,鋯石晶體半透明,可見明顯環(huán)帶結(jié)構(gòu),所有鋯石 Th/U比介于 0.48~1.23之間,具有巖漿鋯石的成因特征(Koschek,1993)。20粒鋯石中6號(hào)鋯石的206Pb/238U年齡值為 137±2 Ma(諧和度為 95%)、12號(hào)鋯石的206Pb/238U 年齡值為 96±2 Ma(諧和度為 89%)外,諧和度稍差,可能為受后期熱事件影響或鉛丟失年齡,其他18粒鋯石數(shù)據(jù)點(diǎn)位于諧和線或附近,206Pb/238U年齡值集中于156±4 Ma~164±2 Ma區(qū)間,其加權(quán)平均值為 162±1 Ma (n=18,MSWD=2.0) (圖7a),可以代表為該期次火山巖的巖漿結(jié)晶年齡,該年齡屬于中生代侏羅紀(jì)。

圖6 高山河組及云夢(mèng)山組地層內(nèi)次火山巖樣品鋯石顆粒的CL圖像及測(cè)年數(shù)據(jù)(圖中所示年齡值的誤差見表2)Fig.6 CL images of zircon form the sub-volcanic rock in the Gaoshanhe Formation and the Yunmengshan Formation and dating results

JYG06樣品僅 4粒年輕鋯石,分別是 3號(hào)、5號(hào)、6號(hào)和9號(hào),4粒鋯石呈半透明、棱角狀、環(huán)帶清晰(圖6),Th/U比介于 0.50~0.93之間,其206Pb/238U 年 齡 加 權(quán) 平 均 值 為 160±7 Ma(n=4,MSWD=5.3) ,可以代表該期次火山巖的結(jié)晶年齡。其他的年齡值中,存在太古代、古元古代、新元古代、古生代、中生代年齡值,可能是繼承鋯石或捕獲鋯石的年齡信息,反映了巖漿形成過(guò)程中地殼物質(zhì)的混染作用。

TS03樣品全部 20粒鋯石恰好分成兩個(gè)區(qū)間,年齡值較大的部分為 1800 Ma左右,年齡值較小的為170 Ma左右。年齡值較大的鋯石占多數(shù),粒徑大小不一,多為不規(guī)則多邊形、短柱狀,鋯石晶體不透明,具雜色紋理、空洞、裂紋,無(wú)環(huán)帶,其年齡都比較老,207Pb/206Pb年齡值一般為 1700~1900 Ma之間,綜合判斷為繼承鋯石。年輕值較小的鋯石有 5粒,包括 5號(hào)、6號(hào)、14號(hào)、17號(hào)、20號(hào)鋯石,除17號(hào)鋯石外,其他鋯石粒徑都很小,呈不規(guī)則多邊形棱角狀或碎片狀(圖6),可見模糊環(huán)帶,其 Th/U比介于 0.44~0.64之間,其206Pb/238U年齡值分別為 171±2 Ma、177±4 Ma、168±2 Ma、165±2 Ma、173±3 Ma,其加權(quán)平均值為 168±5 Ma(n=5,MSWD=3.2),可以代表為該期次火山巖的巖漿結(jié)晶年齡。

ZZS05樣品有 11粒年輕鋯石,如圖6所示,1號(hào)、6號(hào)、7號(hào)、10號(hào)、12號(hào)、13號(hào)、15號(hào)、20號(hào)鋯石為半透明,呈長(zhǎng)柱狀、短柱狀、碎片狀、不規(guī)則多邊形棱角狀,具有環(huán)帶結(jié)構(gòu)的特征,其 Th/U比介于 0.44~1.47之間,并且206Pb/238U年齡值在140~170 Ma之間,1號(hào)鋯石206Pb/238U年齡值為142±2 Ma(諧和度為90%)、15號(hào)鋯石206Pb/238U年齡值為153±3 Ma(諧和度為98%),其鋯石形貌與色調(diào)明顯不同,可能為受后期熱事件影響或鉛丟失年齡,另外 8粒鋯石的206Pb/238U年齡很集中,加權(quán)平均值為 165±2 Ma(n=8,MSWD=2.0)(圖7b),代表了次火山巖的結(jié)晶年齡。其他大部分鋯石呈暗色或者黑白分帶,粒徑在100~150 μm之間,晶體無(wú)環(huán)帶,或呈橢圓狀,從鋯石年齡數(shù)據(jù)可以看出,年齡分布于 300~2600 Ma之間的鋯石,綜合判斷這些鋯石為繼承鋯石或捕獲鋯石。

在 5件樣品中,JYG05樣品大部分點(diǎn)的206Pb/238U年齡值在150~170 Ma之間,206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為 162±1 Ma(n=18,MSWD=2.0)(圖7a);ZZS05樣品中8粒年輕鋯石206Pb/238U年齡加權(quán)平均值為 165±2 Ma (n=8,MSWD=2.0) (圖7b);TS03樣品有 5粒年輕鋯石,其206Pb/238U年齡加權(quán)平均值168±5 Ma(n=5,MSWD=3.2);JYG06樣品有4粒年輕的鋯石,其206Pb/238U 年齡值為 160±7 Ma(n=4,MSWD=5.3);ZXG05樣品有兩粒鋯石206Pb/238U年齡值都為 157±2 Ma(表 2)。5件樣品的年齡分布于157±2~168±5 Ma 之間,平均年齡為 163 Ma,從誤差允許范圍看,幾乎一致,其中,云夢(mèng)山三件樣品年齡以 162±1 Ma 為代表,高山河兩件樣品年齡以165±2 Ma 為代表;5件樣品中年齡最集中的樣品為 JYG05,其年齡(162±1 Ma)可以作為 5件樣品的代表?？傊?該火山巖漿事件應(yīng)當(dāng)發(fā)生在中–晚侏羅世。

圖7 次火山巖樣品鋯石的U-Pb年齡諧和圖Fig.7 U-Pb concordia diagrams for zircons from the sub-volcanic rocks

表2 欒川地區(qū)高山河組地層內(nèi)次火山巖、舞鋼地區(qū)云夢(mèng)山組地層內(nèi)次火山巖鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)表Table 2 Zircon U-Pb isotopic data of sub-volcanic rocks from Gaoshanhe Formation in Luanchuan and the Yunmengshan Formation in Wugang area

續(xù)表2:

續(xù)表2:

4 討論及結(jié)論

華北南緣中–晚侏羅世之交次火山巖的厘定對(duì)于進(jìn)一步認(rèn)識(shí)高山河組、云夢(mèng)山組等地層系統(tǒng)和華北中生代構(gòu)造–巖漿活動(dòng)時(shí)空結(jié)構(gòu)奠定了初步的基礎(chǔ),有關(guān)次火山巖的精細(xì)時(shí)空結(jié)構(gòu)和形成環(huán)境還有待更深入的研究。下面僅探討以下兩個(gè)基本問(wèn)題。

4.1 次火山巖的時(shí)代及其相關(guān)地層解體

高山河組及云夢(mèng)山組均為海灘相的砂巖(關(guān)保德等,1988;高林志等,2002),且其內(nèi)部沒有宏觀化石,根據(jù)地層組合及接觸關(guān)系,可以確定這兩套地層均為前寒武紀(jì)(孫樞等,1981;關(guān)保德等,1988;勞子強(qiáng)等,1989;席文祥等,1997;高林志等,2002;王志宏等,2008)。由于這套“火山巖”為安山巖類,在部分地區(qū)見有氣孔構(gòu)造(關(guān)保德等,1988),很容易被認(rèn)為是熔巖類火山巖,因此,長(zhǎng)期以來(lái)這些“火山巖”被認(rèn)為是高山河組和云夢(mèng)山組的夾層。

野外地質(zhì)調(diào)查表明“火山巖”與圍巖呈侵入接觸關(guān)系,鋯石U-Pb測(cè)年結(jié)果支持野外觀測(cè)所取得的認(rèn)識(shí)。豫西南4個(gè)采樣點(diǎn)5件次火山巖鋯石U-Pb同位素年齡包含有新元古代、古生代和中生代的信息,然而每件樣品160 Ma左右峰值顯著,鋯石具有巖漿成因特征,其中,欒川縣井峪溝的一件次火山巖樣品年齡為162±1 Ma(n=18,MSWD=2.0),該年齡最集中,代表次火山巖的形成年齡。因此160 Ma左右的年齡峰值不可能是中新元古代高山河組和云夢(mèng)山組的物質(zhì)組成,也不是這套地層后期變質(zhì)作用的熱效應(yīng),結(jié)合野外地質(zhì)特征,應(yīng)當(dāng)是燕山早期形成的次火山巖。其中的早期年齡信息,反映了巖漿在上升過(guò)程中,捕獲通道附近圍巖中的物質(zhì)成分,或者繼承了早期的一些物質(zhì)成分。

另外,次火山巖與火山巖必然是共生的,這就表明華北南緣也存在與該次火山巖配套的同期火山巖。因此,高山河組和云夢(mèng)山組中“火山巖”應(yīng)當(dāng)解體出來(lái),其分布范圍也不限于上述兩組,中–晚侏羅世形成的不同類型的次火山巖和火山巖必須作為獨(dú)立的填圖單元,按照火山巖雙重填圖方法進(jìn)行合理的圖面表達(dá)。

4.2 華北南緣中–晚侏羅世火山巖漿事件的構(gòu)造意義

本文獲得次火山巖的年齡為162±1 Ma,其地質(zhì)時(shí)代屬于燕山期,而燕山期是華北及中國(guó)東部重要的陸內(nèi)構(gòu)造–巖漿強(qiáng)烈活動(dòng)期(Weng,1927;李三忠等,2004;林舸等,2004;鄧晉福等,2005;范蔚茗和郭鋒,2005;汪洋和程素華,2011;張旗,2013;萬(wàn)天豐和盧海峰,2014),Weng (1927)以髫髻山組火山巖下的區(qū)域性角度不整合命名了“燕山運(yùn)動(dòng)”,髫髻山期(藍(lán)旗期)火山巖的時(shí)代是中侏羅世晚期至晚侏羅世早期,它的起始時(shí)代為160±5 Ma(趙越等,2004)。許多學(xué)者(吳福元等,2000;張旗等,2001,2013;趙越等,2004;鄧晉福等,2005;張宏等,2006;張?jiān)罉虻?2007;陳毓川等,2014)研究了中國(guó)東部燕山期巖石圈大規(guī)模減薄、軟流圈地幔上隆,認(rèn)為這個(gè)過(guò)程始于中侏羅世(約160 Ma)(Gilder and Courtillot,1997;趙越等,2004),結(jié)束于早白堊世初(135 Ma),一些學(xué)者(張?jiān)罉虻?2007;董樹文等,2007)認(rèn)為(165±5)~135 Ma是中國(guó)東部構(gòu)造體制變革時(shí)期,以多向擠壓引起的強(qiáng)烈陸內(nèi)造山和板內(nèi)變形為特征。

“燕山運(yùn)動(dòng)”在中國(guó)中、東部表現(xiàn)為陸內(nèi)盆山耦合,華北地區(qū)與周邊的燕山造山帶、太行山造山帶、秦嶺–大別造山帶同步形成(吳智平等,2007)。前人工作發(fā)現(xiàn)中–晚侏羅世中基性–中酸性火山巖主要分布在華北北緣(翟明國(guó)等,2004),而華北南緣以花崗巖的大規(guī)模侵入而缺乏與之共生的火山巖(劉振宏等,2004),大量的中基性火山活動(dòng)僅出現(xiàn)于白堊紀(jì)(翟明國(guó)等,2004;李曉勇等,2006),一般認(rèn)為華北巖石圈減薄作用從北向南遷移(翟明國(guó)等,2004)。從高山河組和云夢(mèng)山組解體出來(lái)的次火山巖年齡介于168±5~157±2 Ma之間,表明華北南緣中–晚侏羅世也開始發(fā)生陸內(nèi)構(gòu)造–巖漿活動(dòng),華北地區(qū)和中國(guó)東部整體發(fā)生地殼尺度的伸展作用,其成因可能與局部加厚的地幔軟流圈底辟、殼幔相互作用、地殼構(gòu)造減薄及其巖漿活動(dòng)有關(guān)。

致謝:中國(guó)地質(zhì)調(diào)查局天津地質(zhì)調(diào)查中心李懷坤研究員和中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)續(xù)海金教授在審稿過(guò)程中對(duì)本文提出了寶貴修改意見,天津地質(zhì)調(diào)查中心辛后田、李承東、王惠初、谷永昌、趙鳳清研究員,河南省地質(zhì)調(diào)查院王世炎高級(jí)工程師和河南省地質(zhì)博物館王志宏研究員給筆者提供了較多幫助,在此一并表示衷心感謝。

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