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郯庐断裂带张八岭岩浆岩继承锆石:源区属性及构造意义

中国学术期刊网【地理地质论文】 编辑:天问 岩石学报 2016-05-02郯庐断裂带张八岭岩浆岩继承锆石:源区属性及构造意义论文作者:谢成龙 陈娟 刘友勤 朱晓超 牛漫兰 向必伟,原文发表在《岩石学报杂志》,经中国学术期刊网小编精心整理,仅供您参考。

关键词: 郯庐断裂带 张八岭隆起带 岩浆岩 继承锆石 晚中生代 深部结构
摘要: 大别与苏鲁造山带之间的郯庐断裂带张八岭隆起段,构成了华北与扬子板块之间的断裂边界。该边界带的深部结构状态长期以来存在着不同的认识。本文利用张八岭隆起带沿线出露的晚中生代岩浆岩中继承锆石U-Pb年代学信息,结合地球物理资料及Nd、Pb、Hf同位素资料,分析了其深部的岩浆源区属性及结构状态。张八岭隆起带北段晚中生代岩浆岩继承锆石年龄以1.9~2.7Ga为主,最大峰值年龄为2.5Ga;南段继承锆石年龄以2.2~2.6Ga为主,峰值年龄也为2.5Ga;郯庐断裂带庐江段则以含大量新元古代锆石为特征,在0.7Ga形成显著的分布峰值,并有早元古和少量太古代年龄信息。分析结果表明,张八岭隆起带北段的晚中生代岩浆岩源区为华北下地壳,南段的源区兼有华北和扬子陆壳的信息,而更南部庐江段则以扬子地壳源区为特征。电法剖面揭示,郯庐断裂主边界在张八岭隆起带下向南东倾斜,从而深部存在华北地壳;而南部庐江段转变为向北西陡倾,从而深部皆为扬子地壳。郯庐断裂深部产状特征支持其印支期应为斜向汇聚边界。而其中三叠纪继承锆石的缺失指示隆起带上变质岩应为原地岩石,而非来自大别造山带。 

谢成龙1, 陈娟1, 刘友勤2, 朱晓超1, 牛漫兰1, 向必伟3
1. 合肥工业大学资源与环境工程学院, 合肥 230009;
2. 云南地质工程勘察设计研究院, 昆明 650041;
3. 安徽大学资源与环境工程学院, 合肥 230601
2015-08-31 收稿, 2015-11-11 改回.
基金项目: 本文受国家自然科学青年基金项目(40902064)和面上基金项目(41472194)联合资助.
第一作者简介: 谢成龙,男,1978年生,博士,副研究员,构造地质学和地球化学专业,E-mail:geoxie@163.com

1 引言
众所周知,华北与华南板块在中三叠世发生碰撞造山,两者之间形成了著名的秦岭-大别-苏鲁造山带(Zhang et al., 2009; Wu and Zheng, 2013),并且大别和苏鲁造山带被郯庐断裂带大规模左行错开(图 1; 朱光等, 2006,2009; Zhu et al., 2009; Niu et al., 2015)。郯庐断裂带起源于华北与华南板块的碰撞造山过程中已被多数学者所认同(Lin and Fuller, 1990; Yin and Nie, 1993; Chang,1996; 万天丰和朱鸿,1996; Gilder et al., 1999; 肖文交等,2000; 张岳桥和董树文,2008; Zhu et al., 2009; 朱光等, 2004,2009),但是其起源方式以及这两大板块的碰撞过程却长期存在着不同的认识。介于大别与苏鲁造山带之间的郯庐断裂带张八岭隆起段,显然是揭示这些重要问题的关键地带,具有重要的研究价值。

图 1
Fig. 1
图 1 郯庐断裂带中-南段及其周缘地质简图

Fig. 1 Geologic sketch map of the middle-southern segments of the Tan-Lu Fault Zone and its adjacent areas

郯庐断裂带张八岭隆起段构成了西侧华北板块与东侧扬子板块之间的断裂边界,正确认识该段断裂带的深部结构也是理解其起源方式的重要方面。然而,前人在这方面却存在着很大的认识上分歧,分别有陡立的走滑边界(Zhang et al., 1984; Watson et al., 1987; 张岳桥和董树文,2008; Zhu et al., 2009)、撕裂断层边界(Li,1994)、西倾的俯冲板块边界(Lin and Fuller, 1990; Yin and Nie, 1993; Gilder et al., 1999; 肖文交等,2000; Xu et al., 2002b)、深部华北地壳向东挤入的“鳄鱼咀”样式(Su et al., 2013)等观点。这些不同的观点反映了人们对该断裂带起源及华北与华南板块碰撞方式截然不同的认识。正确认识该断裂带的深部结构显然是解决这些认识上分歧的重要突破口。

岩浆活动能够将深部地质信息带至地表,壳源岩浆中的锆石U-Pb年龄及地球化学特征往往记录了丰 富的地壳属性与演化信息(Hartmann,2001; Wu et al., 2008; Wang et al., 2011; Zhang et al., 2015a)。本文利用张八岭隆起带及旁侧出露的晚中生代岩浆岩的继承锆石年龄数据,再结合地球化学与地球物理资料,讨论其深部的岩浆源区属性与特征,综合分析该断裂带的深部结构,为理解其起源方式提供重要的信息。

2 地质背景
郯庐断裂带张八岭隆起段也称为张八岭隆起带,是华北和华南板块之间特殊的板块构造边界,也是郯庐断裂带在大别和苏鲁造山带之间出露的部位(图 1),断裂带平面上将两大造山带左行错开约550km。该隆起带总体呈NNE向展布,其西侧为华北板块上的合肥盆地,两者浅部以西倾的控盆正断层为界;其东侧为扬子板块(华南板块北部)上的下扬子前陆变形带。

2.1 张八岭隆起带概况
张八岭隆起带总体上是一个变质岩出露带,带内主要出露低级变质的张八岭群和高级变质的肥东杂岩(图 2)。以北纬32°为界,张八岭隆起带大致可以分为南、北两段。其北段主要出露张八岭群,而南段主要出露肥东杂岩(在肥东杂岩东侧也有零星张八岭群出露)。张八岭群可以分为下部的西冷组和上部的北将军组,两者在剖面上自下而上变质程度逐渐降低(Zhang et al., 2007)。其中西冷组主要为一套中-高绿片岩相的中-酸性变火山岩,其原岩主要为流纹岩、安山岩与凝灰岩,原岩时代为748~754Ma(Zhao et al., 2014);北将军组主要是低绿片岩相的浅变质碎屑岩,以千枚岩与浅变质砂岩为主。肥东杂岩主要为一套低-中角闪岩相的高级变质岩(张青等,2008; 石永红等,2009; 聂峰等,2014),包括黑云斜长片麻岩、角闪斜长片麻岩、斜长角闪岩、角闪岩组成的正变质岩和白云石大理岩、云母片岩组成的副变质岩两大系列,肥东杂岩内正变质岩的原岩时代为800~745Ma(Zhao et al., 2014)。张八岭群与肥东杂岩变岩浆岩的新元古代原岩时代显然指示它们属于扬子板块的岩石(Zhao et al., 2014)。

图 2
Fig. 2
图 2 张八岭隆起带北段地质图及采样位置(据Zhang et al., 2007; 张青等,2008修改)

Fig. 2 Geologic map of the northern Zhangbaling uplift belt,showing sampling localities(modified after Zhang et al., 2007,2008)

此外,在张八岭隆起带北段,张八岭群东侧还依次出露有震旦系、寒武系和奥陶系(图 2)。其中下震旦统的岩性和变质程度(低绿片岩相)皆与北将军组类似,自下而上为周岗组(Z1z)千枚岩和浅变质粉砂岩、砂岩,苏家湾组(Z1s)含砾千枚岩、千枚岩等浅变质冰碛岩系。上震旦统自下而上为未变质的陡山沱组(Z2d)泥岩、泥灰岩与灰岩,灯影组(Z2d)白云岩。寒武-奥陶系地层为未变质的碳酸盐岩夹碎屑岩。这些震旦-奥陶系也明显指示属于扬子板块海相盖层。

张八岭隆起带为一个多期叠加的构造变形带,记录了郯庐断裂带的多期活动。在隆起带北段,张八岭群与下震旦统中主要发育上盘向SSW运动的印支期平缓韧性滑脱构造(Lin et al., 2005; Zhang and Teyssier, 2013; Zhao et al., 2014),其面理产状平缓而多变,局部有晚期(晚侏罗世)脆性平移断层的叠加。在隆起带的南段,其北部广泛发育晚侏罗-早白垩世初NNE向左行走滑韧性剪切带,早期构造被完全置换;而南部同期NNE向走滑韧性剪切带局部存在,其间仍保留有早期NEE-SWW向组构(Zhu et al., 2005; Zhao et al., 2014)。

早白垩世时期,中国东部开始进入大规模伸展构造背景之下,张八岭隆起带及周缘受区域伸展活动的控制(Zhu et al., 2010,2012),发育了断陷盆地和大规模的岩浆活动(图 1)。在张八岭隆起带的西缘,发育了NNE走向、西倾的大型正断层,控制了旁侧合肥盆地的发育。在张八岭隆起带北段东侧,还发育有早白垩世滁州火山岩盆地(谢成龙等, 2007,2009; 马芳和薛怀民,2011)和滁州岩体,而其西缘自北向南依次发育了早白垩世管店岩体、瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体(牛漫兰,2006; 资锋等,2008; Liu et al., 2010; 曹洋等,2010; 周力等,2014)。在张八岭隆起带的南段,也发育有一系列早白垩世花岗质岩体(牛漫兰等, 2008,2010; Liu et al., 2010),并有局火山岩出露。此外,在巢湖中庙至南岸的庐江地区,沿郯庐断裂带也零星分布有一些早白垩世火山岩(谢成龙等, 2008a,b)。

2.2 岩浆岩发育特征
张八岭隆起带北段的滁州火山岩盆地,位于滁州市的西部,出露面积约80km2,呈NNE向展布(图 2)。盆地西部直接覆盖在震旦系灯影组之上,南部和东部不整合在下古生界地层之上,上部局部见上白垩统张桥组红层。该套火山岩分为上、下两个组。下部红花桥组以河湖相沉积为主,夹陆相中基性火山岩,厚度达260m;上部黄石坝组以陆相火山岩为主,夹河湖相沉积,厚度达2200m。火山岩类型主要包括安山岩、粗安岩、英安岩、辉石安山岩等,并有大套的安山质凝灰岩发育(谢成龙等,2009),其喷发时限为132~116Ma(谢成龙等,2007; 马芳和薛怀民,2011)。

张八岭隆起带北段西侧的管店岩体、瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体,皆以狭长带状平行于张八岭隆起带西缘呈NNE向展布(图 2)。岩体侵位于张八岭群变质岩中,与围岩侵入接触关系清晰,其中瓦屋刘岩体西侧和瓦屋薛岩体东侧主要为白垩纪红层覆盖。野外工作发现这些岩体未受郯庐走滑剪切带的影响,且受后期构造变形和破碎作用影响较小。这些岩体的岩石类型包括二长岩、石英二长岩和花岗岩等。管店岩体、瓦屋刘岩体和瓦屋薛岩体的侵位年龄分别为132Ma(资锋等,2008)、128Ma和120Ma(牛漫兰,2006)。最近在瓦屋刘岩体南端新发现的藕塘岩体,可能为瓦屋刘岩体的一部分,其侵位年龄为129~125Ma(Hu et al., 2014)。

张八岭隆起带南段的晚中生代岩体,零星出露于南部的肥东杂岩中(图 3),主要分布在锦张村、黑虎山、白马山、尖山、永丰水库、西花村、西徐村北等地。这些侵入体沿郯庐断裂带呈北北东向展布,岩体和变质岩的侵入接触关系明显。往往以岩株或小岩体的形式产出,主要岩石类型为二长花岗岩和正长花岗岩,其岩体侵位年龄为127~103Ma(牛漫兰等,2008)。

图 3
Fig. 3
图 3 张八岭隆起带南段地质图及采样位置

Fig. 3 Geologic map of the southern Zhangbaling uplift belt,showing sampling localities

庐江段火山岩带主要发育于巢湖中庙至庐江万山镇一带,该地区也发育有张八岭群变质岩,因而可以看作是张八岭隆起带在巢湖以南的延伸部分。该火山岩带介于下扬子区的庐枞火山岩盆地与大别山北侧的北淮阳火山岩带之间,呈串珠状沿郯庐断裂带的西边界呈NNE向分布(图 4),指示火山喷发明显受郯庐深大断裂的控制。该处火山以喷溢作用为主,火山机构明显,为一系列独立的火山锥,主要岩石类型包括流纹岩、粗面岩和玄武岩、碱玄岩等,具有典型的双峰式火山岩的特征,火山喷发时间为125~93Ma(谢成龙等,2008b)。

图 4
Fig. 4
图 4 郯庐断裂带庐江段地质图及采样位置

Fig. 4 Geologic map of the Lujiang segment of the Tan-Lu Fault Zone,showing sampling localities

上述沿张八岭隆起带分布的晚中生代岩体或火山岩盆地,多数呈NNE向展布,或沿NNE向呈串珠状分布。野外观测发现,这些岩浆岩本身并未受到区内广泛发育的NNE向左旋走滑构造所切割,指示岩浆活动发生于晚侏罗世-早白垩世初区域大规模走滑活动之后。锆石定年结果表明岩浆活动时间在132~93Ma之间,指示为早白垩世期间的岩浆活动产物。野外岩浆岩展布方位显示岩体侵位与火山喷发明显受NNE向的张八岭隆起带控制,为隆起带之下的地壳或壳-幔混源的岩浆产物(谢成龙等, 2008a,2009; 资锋等,2008; Liu et al., 2010; 牛漫兰等,2010; Su et al., 2013),岩浆活动记录了深部的源区属性与演化信息。

3 样品特征与分析方法

3.1 样品特征
本文所选样品分别采自张八岭隆起北段滁州火山岩盆地(简称滁州火山岩)、南段早白垩世岩体和庐江段火山岩带(简称庐江火山岩)。对这些岩浆岩样品进行LA-ICP MS锆石U-Pb年代学测试,获取了岩体侵位年龄和火山喷发年龄,同时发现这些岩浆岩样品中往往含有大量的继承锆石。对其中部分样品进行了古老继承锆石的测年工作,获取了继承锆石的年龄数据。

滁州火山岩未见明显的变形、变质现象,样品均较新鲜。本次所选样品均为红色至暗灰色致密块状火山熔岩,所有样品均为斑状结构或似斑状结构,斑晶含量较低。基质多为细小的长石新晶和玻璃质构成,二者共同组成玻晶交织结构,有时呈粗面结构。测试中选择样品TLC04、TLC05和TLC10进行了继承锆石的年代学分析工作。其中TLC04为粗面岩、TLC05为英安岩、TLC10为粗安岩。

张八岭隆起南段岩体主要为花岗岩类,样品皆未遭受明显矿化和蚀变。所采集定年样品中,TLF02和TLF06为二长花岗岩,TLF03、TLF09和TLF11为正长花岗岩。这些样品皆为块状构造,具细粒花岗结构、似斑状结构或花岗结构。样品中主要矿物包括酸性斜长石、钾长石、石英及少量的黑云母组成,副矿物主要为磷灰石、锆石、榍石、褐帘石和磁铁矿等。

庐江段火山岩的岩性差异较大,本次进行继承锆石年代学分析的样品包括2个粗面岩样品(TLL03、TLL04)和1个玄武岩样品(TLL06)。样品TLL03具斑状结构(斑晶含量<4%),斑晶为透长石、斜长石和少量角闪石,基质为大量碱性长石和少量石英组成的粗面结构或间隐结构。样品TLL04具斑状结构、流动构造,斑晶主要为透长石和斜长石,基质为隐晶质或玻晶交织结构,主要为大量细小的石英和长石颗粒。TLL06具斑状结构,基质为粗玄结构;斑晶含量较少(低于3%),主要为少量的斜长石、辉石、橄榄石和磁铁矿,基质主要由大量斜长石微晶、似长石类、辉石及少量磁铁矿、玻璃质等组成。

3.2 分析方法
所选样品的锆石U-Pb定年工作采用LA-ICP MS法完成,分为选样、制靶、阴极发光照相、上机测试和数据后处理5个步骤。对野外采集的岩石样品经碎样机破碎后,采用浮选和电磁选等方法分离出单颗粒锆石,并在双目镜下手工挑纯以除去其他副矿物。然后选择晶形完好、无裂隙、色泽度好的锆石颗粒粘于环氧树脂表面,固化后抛光至锆石露出三分之二左右,进行透射光和反射光照相,依据照相结果选择晶型特征良好的锆石进行阴极发光照相,以了解锆石内部结构。上述选样工作在河北省区域地质矿产调查研究所实验室然完成,制靶和阴极发光照相工作在中国科学院地质与地球物理研究所实验室完成。

根据阴极发光照射结果,选择环带结构清晰的锆石颗粒进行U-Pb年代学测试,该工作在西北大学大陆动力学实验室完成的。其中ICP-MS 主机型号为PE公司的Elan 6100DRC,配套的激光剥蚀系统为GeoLas 200M深紫外193nm ArF 准分子激光剥蚀系统。测试中采用激光斑束直径为30μm,年龄外标采用哈佛大学标准锆石91500。

测试数据的后处理工作利用Glitter(4.0版)软件进行,普通铅校正采用Andersen方法(Andersen,2002)进行,年龄分析及成图采用Isoplot(Ver.3.70)进行(Ludwig,2012)。测试中的误差标准为1σ,具体的实验流程参见袁洪林等(2003)和Yuan et al.(2004)。