注:本文为国家自然科学基金项目(编号4007206、40372043、1400320102C )、
西北大学重点实验室资助项目成果。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。Em ail :taow ang @cags .net .cn 。
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SHRI M P 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、S →I →A 型花岗岩演化、
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,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
体可能为同碰撞早期岩体。该岩体的15个锆石SHR I M P 测年点给出206Pb 238U 加权平均年龄为955±13M a 。
该年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SHR I M P 年龄为929±25M a ,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955～929M a 。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(1300～1000M a ),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U 2Pb 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
Rodin ia )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)
的俯冲碰撞(M attauer et al .,1985;K ro βner ,et
al
.,1993),并发育超高压变质作用(H u et 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
(Sengo
βr ,1985;H su et al .,1987),显示了多阶段俯冲碰撞造山(M eng et al .,1999;张国伟等,
2001)或由南向北递进的俯冲增生造山
(R atschbacher et al .,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,W ang et al .,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Rodin ian 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Rodin ian 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第79卷 第2期2005年4月 地 质 学 报 A CTA GEOLO G I CA S I N I CA V o l .79 N o.2A p r. 2005
SHR I M P 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(M attauer et al .,
1985;K ro βner et al
.,1993;M eng et al .,1999;张国伟等,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(1600～1000M a ?),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(Sun et al .,1996),而基性火山岩有900～600M a 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
F ig .1 Sketch m ap of the tectonics in the co re of the Q inling o rogenic belt and the N eop ro terozo ic granito ids
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—Paleozo ic granite ;2～4—N eop ro terozo ic granites :2—undefo r m ed A 2type granite ,3—w eak ly defo r m ed I 2type granite ;
4—strong defo r m ed S 2type granite ;5—C retaceous system s ;6—m afic rock ;7—gabro ;8—X iahe Group ;9—Q inling Group
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1000～700M a 的Sm 2N d 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Sm 2
N d 等时线年龄为1382±30M a ,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
122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
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(Paterson et al .,1989,
1998)。这种亚岩浆流动组构→高温固态流动连续过渡的特点表明,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(Paterson et al .,1989;M iller et al .,1994;Schu l m ann et al .,1996)。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
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
F ig .2 Sketch m ap of the N iujiao shan gneissic granite
in the co re of the Q inling o rogenic belt and the locati on
of iso top ic samp le
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—M afic rock ;2—Paleozo ic granite ;3—N eop ro terozo ic N iujiao shan gneissic granite ;4—Q inling Group ;5—gneissic fo liati on ;6—strech ing lineati on ;7—samp le locati on ;8—river
物组成为石英(25%～40%)、斜长石(20%～40%)、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(Si O 2=70%～73%)、富钾[K 2O N a 2O =1.16～1.68(除寨根个别岩石)]、强过铝质(A CN K =1.15～1.2),在各类岩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
示,除了德河岩体2个样品的(87Sr 86Sr )i 值异常低
以外(可能因87R b 86Sr 比值较大,该结果不作为讨
论依据),牛角山岩体和德河岩体的(87Sr 86Sr )i 值均
大于0.706,与该时期秦岭群中副片麻岩平均的
(87Sr 86Sr )i =0.70690有相似的地质意义,即显示壳源的特点。一般而言,Sm 、N d 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ΕN d (t )值
一致(-4.3～-5.4),模式年龄也相近(1999～2232
M a ),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ΕN d (t )值
(-5.5)以及N d 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ΕN d (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[ΕN d (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
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SHR I M P 定年,进行验证。此外,在该岩体中侵入有花岗质脉体。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(N 5)222地 质 学 报2005年
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 Sr and Nd isotop ic co m position s of the N iuj i aoshan and D ehe pluton s fro m the core of the Qi n li ng orogen ic belt
岩体样号
R b
(×
10-6)
Sr
(×
10-6)
87R b
86Sr
87Sr
86Sr
2Ρm
年龄
(M a)
(
87Sr
86Sr
)i
牛角山11068 1154.6100.44.460.787684129550.72682德河D1179.1109.14.760.77469029430.71047德河D2186.8105.35.150.77923019430.70982德河D4210.175.28.140.81114029430.70143德河D5227.360.111.050.84875089430.69969德河D6219.4104.46.110.79250029430.71016德河D8205.4118.45.040.73214089430.66425
秦岭群变基
性岩
0.5790.715159550.70725
秦岭群片岩、
片麻岩
3.890.760169550.70712
岩体样号
Sm
(×
10-6)
N d
(×
10-6)
147Sm
144N d
143N d
144N d
2Ρm
ΕN d
(t)
T D M
(Ga)
牛角山11068 15.0424.840.12270.5119568-4.31.99德河Q9314217.1235.120.12250.5119164-5.32.06德河Q9314227.9638.790.12410.5119139-5.42.10德河Q9314239.9048.220.12420.51192211-5.22.08德河Q9314247.2632.600.13480.511996-5.22.23德河Q9314257.6133.820.13620.5120189-4.82.22德河Q9314267.8938.800.12310.59-5.02.05德河Q9314296.9431.290.1340.512-5.12.21
秦岭群变基
性岩
0.16240.52.91.71
秦岭群片岩、
片麻岩
0.11430.5-5.52.00
注:秦岭群资料为平均值,据张宗清等(1994);德河岩体R b2Sr资料据游振东等(1991);有关参数计算选用锆石SHR I M P年龄943±18 M a,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 1,王涛等,1998a)为同一露头。岩石为眼球状粗粒片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)
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
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SHR I M P(II)。详细分析流程见宋彪等(2002)。待分析未知点与标样T E M的点交叉进行分析。应用R SE的锆石SL13(572M a,238×10-6)标定样品的U、T h、Pb含量,T em rra(417M a)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SQU I D (1.02)和ISO PLO T程序(L udw ig,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(50～130Λm),多为90～100Λm。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SHR I M P定年,结果见表2和图3。由表2可见,锆石的U、T h含量主要变化于200×10-6～888×10-6和73×10-6～4456×10-6之间(去掉最高、最低值后),T h 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、T h含量和T h 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T h U比值(如5、19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,其207Pb 206Pb年龄分别为1567±24M a、1543±11 M a;前者显示有铅丢失,后者为谐和年龄,可代表该热事件的年龄。测点5、14给出207Pb 206Pb年龄1144±25M a、1185±23M a,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15个测点比较集中,给出206Pb 238U加权平均年龄955±13。值得注意的是,很多同一锆石颗粒核部
322
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2 牛角山片麻状花岗岩锆石SHR I M P测年数据
Table2 SHR I M P U-Pb isotop ic analytical dat a of N iuj
i aoshan gran itic gne ises
测点206Pb c
(%)
U
(×10-6)
T h
(×10-6)
232T h 238U
206Pb3
(×10-6)
206Pb 238U
(M a)
207Pb 206Pb
(M a)
207Pb3 206Pb3±%207Pb3 235U±%206Pb3 238U±%
10.481981060.5627.4961±26797±510.06572.41.4563.80.16072.9 20.252741000.3848.41203±311567±240.09701.32.7433.10.20512.9 30.294091010.2654.5927±25912±360.06941.71.4813.30.15472.8 40.47236950.4232.5954±26829±450.06672.11.4683.60.15952.9 50.213211400.4550.61083±291144±250.077881.21.9643.20.18292.9 60.116294450.7386.1952±25914±270.069521.31.5263.10.15922.8 70.147223030.4398.6949±25880±190.068360.901.4953.00.15862.9 80.05888670.08128998±26910±170.069360.821.6022.90.16752.8 90.036641010.1692.4968±25965±180.071280.871.5923.00.16202.8 100.40208620.3127.0903±24882±460.06852.21.4193.70.15042.9 110.49209730.3628.4944±25805±500.06602.41.4343.70.15772.9 120.091131690.06153943±25920±140.069710.701.5142.90.15762.8 130.262741000.3838.7977±26884±370.06851.81.5463.40.16362.9 140.256311200.2091.61004±261185±230.079531.21.8473.10.16852.8 150.145153460.6973.5990±26932±250.070121.21.6053.10.16602.8 16-279750.2836.4909±24892±300.068781.41.4363.20.15152.9 170.311901250.6825.8942±26901±480.06912.31.4993.70.15742.9 180.40200770.4028.1972±26867±500.06792.41.5253.80.16282.9 190.056296081.001451526±401543±110.095740.563.533.00.26712.9注:误差是1Ρ;Pb c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
F ig.3 207Pb 235U2206Pb 238U conco rdia diagram show ing
the data fo r the N iujiao shan gneissic granite
与边缘的年龄一致,如核部11点年龄为944M a,边部12点位943M a。这说明955±13M a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 Pb 238U年龄为该样品代表性年龄;因为:①实测年龄值小于1000M a的样品通常采用206Pb 238U年龄(B lack et al.,2003);②该样品207Pb 206Pb具有轻微反向不一致性,略小于206Pb 238U年龄(表2),而当出现和谐年龄时,两者与206Pb 238U年龄加权平均年龄955±13M a一致(点9)。
笔者曾在同一地点用T I M S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±4M a(王涛等,1998a),后由5个点经过ISO PLO T程序(L udw ig,1999)重新计算为958±7M a(W ang et al.,2003)。最近,陆松年等(2004a)也获得牛角山岩体锆石U2Pb(T I M S法)年龄为955±5M a。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T I M S方法所测锆石含有一定的残留核影响的可能,最好选择SHR I M P年龄955±13M a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SHR I M P年龄为943±18M a(陈志宏等,2004);寨根岩体年龄为914±10M a(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)。
422地 质 学 报2005年
表3 牛角山片麻状花岗岩中的弱变形花岗质脉体(N8)锆石SHR I M P测年数据
Table3 SHR I M P U-Pb isotop ic analytical dat a of weakly defor m ed
gran itic ve i n i n the N iuj i aoshan gne issic gran ite
测点206Pb c
(%)
U
(×10-6)
T h
(×10-6)
232T h 238U
206Pb3
(×10-6)
206Pb 238U
(M a)
207Pb 206Pb
(M a)
207Pb3 206Pb3±%207Pb3 235U±%206Pb3 238U±%
12.802101160.5731.21003±46938±1200.07035.91.637.70.16835.0 21.54620560.0971.1796±37894±990.06884.81.2476.90.13145.0 31.032211210.5726.9845±40952±1000.07085.11.3687.10.14015.0 41.36385690.1849.5888±41928±760.07003.71.4256.20.14765.0 50.607661680.23110994±45957±320.07101.61.6325.20.16684.9 60.6011141200.11149926±43931±320.07011.61.4935.20.15454.9 71.28248870.3636.81015±471187±910.07964.61.876.80.17065.0 91.21444740.1769.11062±491015±650.07303.21.805.90.17915.0 81.236251060.1888.9977±45871±540.06812.61.5375.60.16374.9 101.337272280.3298.4931±43855±890.06764.31.4486.50.15545.0 112.15283760.2837.9915±42865±1700.06798.31.439.70.15245.0 121.35528390.081151438±642071±540.12803.14.415.80.2504.9 130.718981000.11122937±431116±370.07681.91.6575.30.15654.9 140.98647780.1284.2901±42895±420.06892.01.4255.40.15015.0 151.33446880.2056.6876±411025±650.07343.21.4735.90.14564.9注:误差是1Ρ;Pb c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
F ig.4 207Pb 235U2206Pb 238U conco rdia diagram show ing the data fo r the w eak ly defo r m ed granitic vein intruding
the N iujiao shan gneissic granite
共进行了15个点的SHR I M P定年(表3,图4)。锆石的U、T h含量主要变化于221×10-6～898×10-6和76×10-6～168×10-6之间(去掉最高、最低值后),T h 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12号锆石颗粒给出207Pb 206Pb残留核老年龄2071±54M a外,其余14个测点206Pb 238U年龄均集中于845～1062M a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个测点比较集中,显示较好的谐和年龄,给出206Pb 238U加权平均年龄929±25M a(图4)。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3、9、12给出中元古代年龄,207Pb 206Pb年龄分别为1792±11M a、1389±21M a和1467±17M a;②颗粒4、5给出206Pb 238U年龄分别为951±25M a、987±29M a,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的206Pb 238U年龄范围为805～844M a,颗粒10给出206Pb 238U年龄为608±16M a,它们都显示有铅丢失;④颗粒2、6、7、8的206Pb 238U年龄范围在487～521M a之间,其加权平均年龄为492±14M a(图5)。颗粒11给出206Pb 238U年龄为474±13M a,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,其中,3号点给出的207Pb 206Pb年龄1792±11M a可能具有地质意义,12号点给出的207Pb 206Pb年龄1467±17M a可能为其铅丢失的结果。第二组锆石颗粒(4、5号点)年龄951M a和987M a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的锆石。第3组锆石颗粒(1、13、14)的206Pb 238U年龄范围为805～844M a,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
522
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4 牛角山片麻状花岗岩不变形岩脉锆石SHR I M P 测年数据
Table 4 SHR I M P U -Pb isotop ic analytical dat a of the weakly defor m ed gran itic ve i n i n trudi ng
the N iuj i aoshan gne issic gran ite 测点
206
Pb c (%)U (×10-6)T h (×10-6)232T h 238U 206Pb 3(×10-6)206Pb 238U (M a )207Pb 206Pb (M a )207Pb 3 206Pb 3±%207Pb 3 235U ±%206Pb 3 238U ±%1
0.066592730.4379.3844±23863±190.067810.941.3083.00.13992.92
0.159181270.1466.4521±14509±300.057451.4
0.6663.10.08412.83
0.044641710.381241748±431792±110.109550.624.702.90.31142.84
0.0922491710.08307951±25898±110.068970.521.5122.90.15902.85
0.214571480.3465.1987±29851±270.067421.31.5383.40.16543.16
0.214723130.6931.9487±13523±530.05782.40.6253.70.07842.97
0.237261500.2151.0505±14485±340.056831.50.6393.20.08152.98
0.4112188110.6985.8506±14478±350.056661.60.6383.20.08162.89
0.223211180.3866.21383±361389±210.088321.12.9133.10.23922.910
0.0912212170.18104608±16705±190.062910.890.8573.00.09882.811
0.214741790.3931.2474±13390±580.05452.60.5733.90.07632.912
0.134523810.8788.51320±341467±170.091990.892.8833.00.22732.913
0.18695950.1479.6805±21819±250.066411.21.2173.10.13302.8140.513031690.5835.4819±22869±480.06802.31.2703.70.13542.9注:误差是1Ρ;Pb c 和Pb 3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869M a ;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969M a )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±
14M a )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(500～400M a )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(955～929M a )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
A r 2A r 法)难以准确测定早期构造变形的年龄。
本文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±
13M a 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U 2Pb 同位素一致图解F ig .5 207Pb 235U 2206Pb 238U conco rdia diagram show ing the data fo r the undefo r m ed granitic vein intruding the N iujiao shan gneissic granite 点侵位于其中花岗岩脉的锆石年龄929±25M a 。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955～929M a 。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±8M a ,U 2Pb ,张成立等,2004)形态为不规则
622地 质 学 报
2005年
椭圆状,变形明显弱于牛角山片麻状岩体。这也提供
了900M a 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±11M a ,LA 2I CP 2M S U 2Pb ,Chen et al
.,2004)。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955～929M a 之内。
另外,在929M a 或900M a 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R xz (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(E s )
多在1～1.3。而石英的R xz 一般变化于4～8,典型
的为6～7,E s 多在1.3～1.5。如图版 21a 、1b 所示
的弱变形脉体的长石R xz 一般在2～1.6,E s 在
0.45左右。图6直观地显示,如果以牛角山岩体典型
的E s =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(E s
≌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955～929M a 期间变形
的应变强度E s 为0.7左右。如果两岩石变形时有韧
性差,其间的E s >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
。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
F ig .6 A ge 2strain intensity diagram fo r the N iujiao shan
gneissic granite and w eak ly defo r m ed granitic vein
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,955～929
M a 期间发生的变形是一种区域变形。那么,在含有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;W ang et al .,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±8M a ,锆石U 2Pb ,张成立等,2004),之后还出现了A 型花岗岩,如吐雾山岩体(725±39M a ,U 2Pb ,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996～900M a 变质作用,且有高压变质的
可能(游振东等,1991;Chen et al .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 、N d 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ΕN d (t )值均为负值(-4
.3～-5.4),N d 模式年龄较大(1990～2230M a ),而
且与该时期秦岭群中副片麻岩平均ΕN d (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
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,955～929M a 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
722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
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(Pearce et al.,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(20M a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SHR I M P年龄955M a逼近碰撞开始发生的时间,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955M a左右。另外,上述弱变形花岗岩脉的锆石年龄929±25M a和后碰撞I 型花岗岩(如蔡凹岩体)的年龄898±8M a(张成立等,2004)说明,主碰撞及其峰期变形主要发生于929M a或900M a之前,这些结论与区域地质演化(王涛等,2002;W ang et al.,2003;陆松年等, 2004a)是吻合的。由此看来,在秦岭地区的陆块汇集碰撞的时间晚于Rodin ia超大陆汇聚及格林威尔(Grenville)碰撞造山的时间(1300～1000M a)(陆松年,2001),但与R idin ia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1000～800M a的陆块聚散一样,都是对全球Rodin ia超大陆聚散的响应(L i,1999;L i et al., 2003;L ing et al.,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
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SHR I M P年龄为955±13M a,与同一地点获得的锆石U2Pb(T I M S法)年龄958±7M a一致。而在同一地点侵入其中的弱变形花岗质脉体的锆石SHR I M P年龄为929±25M a。据此,并通过以岩体为区域应变标志体的应变分解,证明在955～929M a发生过强烈的区域变形。这提供了通过变形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、N d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955～929M a。
(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。
822地 质 学 报2005年
注 释
×王世彦.1994.1∶5万寨根幅地质图及说明书.郑州:河南地质矿产局,8～10.
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45(in Ch inese w ith English abstract ).图 版 说 明
1.牛角山片麻状花岗岩(N 5)年龄样品的构造特征(地点:小黄柏沟)。浅色矿物主要为长石,已变形为长透镜状,在XZ (1a )、ZY
面(1b )上的应变轴比R xz 和R yz 分别4.8和2.9,E s =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(N 8),地点同样品N 5。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。大于1000M a 的颗粒标示的是207Pb 206Pb 年龄;其余为206Pb 238U 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1000M a 的颗粒标示
的是207Pb 206Pb 年龄;其余为206Pb 238U 年龄;数字为测点编号。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1000M a 的颗粒标示
的是207Pb 206Pb 年龄;其余为206Pb 238U 年龄;数字为测点编号。Neoproterozo ic Coll isiona l D eforma tion i n the Core of the Qi n l i ng Orogen
and Its Age :Con stra i ned by Z ircon SHR I M P Da ti ng of Strongly
D eform ed Syn -coll isiona l Gran ites and W eakly D eform ed Gran itic Ve i n s
W AN G T ao 1),ZHAN G Zonqing 1),W AN G X iaox ia 2),W AN G Yanb in 1),ZHAN G Chengli 3)
1)Geolog ical Institu te ,GA GS ,B eij ing ,100037;2)D evelopm ent and R esearch Center of Ch ina Geolog ical S u rvey ,
B eij ing ,100037;3)N orthw est U niversity ,X i ’an ,S hanx i ,710069
Abstract
P revi ou s studies have revealed that the N eop ro terozo ic con tinen tal co llisi on took p lace in the co re of the Q in ling o rogen .T he ti m ing ,how ever ,rem ain s questi onab le .T h is paper ,based on m ineral com po siti on s ,geochem istry ,iso top ic com po siti on s ,S →I →A -typ e gran itic evo lu ti on ,strong defo r m ati on ,regi onal m etam o rp h is m and geo logical evo lu ti on ,p roves that the p eralum inou s S 2type gneissic gran ites are syn 2co llisi onal gran ites w ith the N iu jiao shan p lu ton being the o ldest and rep resen tative one .
15Zircon 2SHR I M P data yields a 206Pb 238U age of 955±13M a ,con sisten t w ith the zircon age w e p revi ou sly deter m ined by the T I M S m ethod .T h is is the o ldest age of the p lu ton s in the co re of the Q in ling o rogen ,w h ich m ay reflect the ti m ing of the co llisi onal th icken ing .A dditi onally ,zircon SHR I M P dating of a w eak ly defo r m ed gran itic vein s in truded in to the N iu jiao shan p lu ton gives an age of 929±25M a .T h is ,com b ined w ith strain p artiti on ing ,suggests that the syn 2co llisi onal defo r m ati on reco rded by the p lu ton s occu rred m ain ly betw een 955and 929M a ,p roviding strong evidence fo r the N eop ro terozo ic co llisi onal o rogeny and con tinen tal 2b lock co llisi on .T herefo re ,the N eop ro terozo ic co llisi on and con tinen tal 2bock assem b lages in the Q in ling are app ear to be later than the Grenville o rogeny (1300～1000M a ),bu t con sisten t w ith the co llisi on and con tinen tal 2bock assem b lages of the Sou th Ch ina b lock .T he evo lu ti on featu re of the gran itic m agm atis m fu rther suggests that th is even t m igh t be an accreti on co llisi on along the sou th m argin of the N o rth Ch ina b lock ,o r the no rth m argin of the Sou th Ch ina b lock .
Key words :p lu ton ;iso tope geochem istry ;P ro terozo ic defo r m ati on ,zircon U 2Pb age ;con tinen tal assem b les ;Rodin ia
132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
工作笔记—锆石定年 2014年4月4日，于中国地质科学院地质所，经与多接受等离子质谱实验室联系，老师安排我做两天LA-MC-ICP-MS锆石U- P b定年实验。 一、工作内容 整个锆石定年过程大致包括锆石分选、样品制靶、锆石U-P b 测年、分析测试数据。我们的实验工作主要为锆石U-P b测年，包括装靶/换靶→定位→吹气→打点→调数据→吹气→打点。仪器运行几乎是全自动控制，我们的主要任务就是选好要测试的锆石颗粒以及每颗锆石要测试的年龄位置。此次实验样品采自塔里木盆地前寒武纪基底的碎屑岩、变质岩、岩浆岩，测试时使用锆石标样GJ1、SRM610/620和91500作为参考物质。 二、工作流程方法 （一）锆石分选 锆石采集之前要对采样区的岩石出露情况、风化、剥蚀程度，岩浆活动的期次、成分，变质作用的程度、期次以及岩石成因机制等进行比较全面的了解。 锆石的主要成分是硅酸锆，由于岩石酸性不同，不同类型岩石一般采集重量不同。偏酸性的岩类一般含锆石相对多一些，而偏基性岩类含锆石则相对较少。对于花岗岩、流纹岩等偏酸性岩石，采集3~4kg重的样品就行；对于闪长岩、安山岩等中性岩石，通常采集7~10kg；而对辉长岩、玄武岩等偏基性岩石，一般采集40~50kg。
对采集样品进行机械粉碎（以不破坏锆石晶体形态为标准）、淘洗、重力分选或磁选、双目镜下把锆石分选开来。 （二）样品制靶 在双目显微镜下挑选锆石颗粒粘到双面胶上，加注环氧树脂，待固化后，将靶内锆石打磨至原尺寸一半大小。样品靶抛光后在显微镜下拍摄锆石反射光和折射光照片，在等离子质谱实验室拍摄阴极发光（CL）照片。 （三）锆石U-P b测年 实验根据锆石CL照片、反射光和折射光照片选择锆石测试位置，利用激光器对锆石进行剥蚀。 每个实验样靶一般粘有6~8个样品，每个样品可以根据情况测试不同数量的样点，而样点多时一般分成几组进行打点。样点分组时，每组前后都有四个标样，即两个GJ1、一个SRM610/620和一个91500，其中SRM620不能出现在总体样点的首位位置且只出现一次。 1.装靶 首先用酒精擦拭样靶，直到样品附近镜片透亮没有油花；其次Bypass→手动装靶/换靶，要求：粘有锆石一面向上，刻有样靶号侧面对着操作人员，轻拿轻放、不可碰标靶→Purge ,Online。 2.定位 点position进行定位，如果没有该样品名，position→选中样品行某位置→Add,输入样品名→set to current position。 一个样品建立一个文件夹，其中包括一个excel表格和一个
目录 摘要 2 关键词 2 Abstract 2 Keywords 3 引言 3 1、秦岭造山带简介 3 2 秦岭造山带的地层发育特征 4 2.1 扬子板块 4 2.2 华北板块 4 2.3 下扬子板块 4 3 东秦岭造山带的形成 5 3.1 造山运动 6 3.2 秦岭造山作用的类型 6 3.2.1 俯冲造山作用7 3.2.2碰撞造山作用7 3 2.3 陆内造山作用7 3.3 东秦岭造山带的形成过程8 4 总结9 参考文献9
浅谈东秦岭造山带及其形成过程 学生姓名：孙淑艳学号：20095081219 学院：城市与环境科学学院专业：地理科学 指导教师：王义民职称：教授 摘要：依据相关文献本文得出以下结论：秦岭造山带的造山作用并不是过去所认为的，仅是扬子和华北两个大陆板块碰撞造山作用的结果，而实际上是华北板块、扬子板块以及夹持于两者之间的秦岭地块和下扬子地块几者间的相互作用和影响的结果。它是经过三个不同的构造演化阶段，以不同构造体制发展演化而形成的复合型造山带。其主造山作用板块构造演化阶段是三个板块沿两个消减带俯冲碰撞，经历了漫长复杂的造山过程。从裂谷构造体制转换为板块构造体制，从扩张、俯冲到碰撞，反映了秦岭长期在特提斯构造域众多陆壳块体群分离、拼合、增生的过程中发展演化而形成，也显示出是在古今地幔动力学和圈层耦合关系变动过程中发展演化的，具有重要大陆地质与大陆动力学意义。 关键词：秦岭造山带；扬子板块；华北板块；下扬子板块 Abstract：According to relevant literature this paper concludes that the qinling orogenic belt and the orogenic role that rather than the past, is only the yangzi and north China two continent collision orogenic role, but in fact is the result of the north China plate and the Yangtze plate in between these two and gripping the qinling plot and the yangzi plot under several interactions and influence of the results. It is after three various tectono-evolutionary stages, with different tectonic system evolution and the formation of compound orogenic belts. Its main orogenic role plate tectonic evolutionary stages are three plate with two cut along the collision, experienced a long subduction of complex orogenic process. From the rift tectonic plate tectonic system for system transformation from expansion, dive the collisions, reflect the qinling long-term in tethys, many continental crust tectonic domain block group of separation and collage, hyperplasia process to develop the evolution and form, also show is in both ancient mantle dynamics and leads to the coupling relationship between process to develop the evolution of changes, and has important significance of geological and continent dynamics mainland. Keywords: Qinling orogenic belt; The Yangtze plate; The north China plate; Down the Yangtze plate 引言 秦岭横越中国甘肃、陕西、河南诸省，是一条东西走向山链的中间地段。秦岭造山带形成于晚古生代的三叠纪时代，是我国东部天然地质分界线，它的形成演化机制也是认识中国东部大陆形成演化历史的关键，尤其是近年来在其附近发现了柯石英和金刚石，使它成为世界上最大的超高压变质带并引起学者的广泛注意和兴趣。秦岭造山带基础地质研究近年来取得了很大进展，然而，由于秦岭造山的特殊作用，并且经历多次构造运动的叠加，对于秦岭的形成过程众说纷纭。 1、秦岭造山带简介 秦岭——大别造山带又称中央造山带。包括秦岭、大巴山、米仓山、大别山和积石山以北的广大地区。大致以徽成盆地和南阳—襄樊盆地为界可把造山带沿走向分为三段，分别称为西秦岭、东秦岭和桐柏——大别山造山带。秦岭——大别山是一个大陆碰撞型造山带，由华北地台南部大陆边缘（北秦岭带)、扬子地台北部大陆边缘（南秦岭带）和位于其间的包含古洋壳残余的对接带组成。华北地台南缘的演化始自中元古代的裂陷作用，熊耳群火山岩自北向南由陆相变为海相，指示当时的被动陆缘是向南倾斜的；早古生代时出现蛇绿岩系和火山弧系，显示洋壳已在消减。扬子地台北侧被动大陆边缘的历史持续到早、中三叠世，其地层类型与扬子地台相同，如南华纪的冰碛层、下寒武系中的石煤层等，沉积深度从南向北增大。
东秦岭造山带钠长岩的特征、成因及时代 李 勇 (西北大学地质系,西安 710069) 苏春乾 刘继庆 (西安工程学院区调所,西安 710054) 主题词 东秦岭造山带 钠长岩 成因 提 要 经1/5万区调填图,作者在东秦岭造山带夹持于竹林关-青山断裂带和山阳-豆腐尖断裂带之间的原划/九里坪组0地层中解体出了一系列规模不大的钠长岩体。通过野外宏观调查和室内测试分析,对这些钠长岩的产状、地质背景、岩石化学和地球化学特征进行了综合研究。提出了这些钠长岩是由深部钠质熔浆沿断裂带上侵到地壳浅部发生侵入-交代作用而形成的观点。其成因模式为:侵入-隐爆-充填交代。这与前人在研究西秦岭造山带钠长岩时所提出的热水沉积成因模式明显不同。另外,还从这些钠长岩体中首次获得全岩铷-锶等时线年龄为36419?1019M a 的资料。对研究整个秦岭造山带钠质流体热事件具有十分重要的意义。 笔者在东秦岭进行徐家店幅和梁家湾幅1/5万区调填图的过程中,从夹持于竹林关-青山断裂带和山阳-豆腐尖断裂带之间的原九里坪组地层中新识别和解体出大量与钠质流体活动有关的钠长岩体。由于这些岩体彼此具有成生联系,基本属于同源同时的产物,又主要分布在丹江沿岸,故将其总称为/丹江钠长岩01。这些岩体多呈规模不大的透镜状、穹隆状和脉状近东西向断续分布于竹林关-青山一带,形成一狭长的钠长岩分布带(图1)。丹江钠长岩的岩石类型可按矿物成分、结构和构造特点分为:块状细晶钠长岩、角砾状钠长岩和钠长角砾岩三类。野外可作为填图单元填绘。 丹江钠长岩的围岩主要是一套绿片岩相区域变质沉积地层。前人最初将其称为芦院沟组和太吉河组,时代归早元古代(秦岭区测队,1961);后来,陕西区调队(1988)将其划归晚泥盆世,改称九里坪组;陕西省区域地质志(1990)将这套地层归为刘岭群牛耳川组,置于中泥盆统。这些划分归属均无任何古生物和年龄依据。 经1/5万区调填图,笔者从该套地层中分析处理出大量震旦纪的微古植物化石,计有:A sp eratopsop hosphaera umishanensis , A.bavlensis ,T rachysp haer idium planum ,T.r u -gosum,T.incrassatum ,T .simp lex ,T.rude,T.minor ,T.cultum ,L op hosp aeri -dium ,Pseudozonosp haera longp licata ,P.sinica ,P.ver ruacsa,Protoleisp haer idium sp.,Micr hy stridium sp.,N ucellosp haer icidium sp.,T rematosphaerdium holedahlih,Zonosp haeridium sp.,L ignum p unctrlosum ,Paleomorp he p untulata ,P.f igurata 等20多种。因此,我们将这套地层笼统地确定为震旦系o。 第一作者简介 李勇,男,1959年出生,副教授,现为西北大学地质系在读博士生,主要从事地层古生物学和区域地质调查方向的研究。 收稿日期 1998)05)18,改回日期 1998)09)0411/5万徐家店幅地质图及说明o1/5万梁家湾幅地质图及说明书 第18卷 第2期 岩 石 矿 物 学 杂 志 Vol.18,No.21999年6月 ACTA PETROLOGICA ET M INERALOGICA June,1999
第50卷 第6期 2005年3月 快 讯 南华-震旦系界线的锆石U-Pb 年龄 储雪蕾① Wolfgang Todt ② 张启锐① 陈福坤① 黄 晶① (① 中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029; ② Max-Planck-Institut für Chemie, 55020 Mainz, Germany. E-mail: xlchu@https://www.doczj.com/doc/6a11545071.html, ) 中国地层委员会在2001年通过了中国的新元古代三分方案, 新建南华系[1,2]. 新的系顶界置于陡山沱组之底; 以冰期有关的地层从原震旦系分出, 命名 为南华系[1~3], 取意于刘鸿允先生的“南华大冰期”[3,4] . 2004年3月, 国际地科联(IUGS)又批准设立了Edicaran 系, 其GSSP 定在澳大利亚南部沿Enorama Creek 出露的冰成岩石之上, 即结构和化学都与众不同的层状碳酸盐岩的底界[5]. 如此, 中国的南华-震旦系界线对应着国际上的Cryogenian-Ediacaran 界线, 而Ediacaran 系就相当于中国的震旦系. Cryogenian-Ediacaran 界线年龄原估计在610~ 635 Ma 之间[5]. 不久前, 在纳米比亚剖面的Ghaub 组火山灰层获得了635.5±1.2 Ma 这个精确的锆石U-Pb 年龄[6], 现已被广泛地接受作为Marinoan 冰期结束的年龄[7,8]. 可是, 在2001年公布的中国区域年代地层 (地质年代)表中, 还将南华-震旦纪界线定在680 Ma [1,2]. 然而, 瓮安陡山沱组磷块岩的Lu-Hf 和Pb-Pb 定年表明, 南华-震旦系界线的年龄应在大约600~ 610 Ma 附近 [9,10], 与全国地层年表给出的680 Ma [1,2]相差甚远, 也与Cryogenian-Ediacaran 界线的年龄不同. 本文发表的吴坞剖面南沱冰成岩石上火山灰层中的锆石U-Pb 年龄数据, 为南华-震旦系界线的年龄提供直接限定. 江西上饶市北8 km 的吴坞村附近出露一套相当连续的中上新元古界地层层序[4], 如图1所示. 上饶 地区的南华系休宁组分上、下两段, 由一套杂色含砾或不含砾的粗砂岩到粉砂岩、泥岩组成, 夹有沉凝灰岩; 其上覆的南沱组为浅灰色含砾沉凝灰岩、灰黑色含砾硅质粉砂岩夹硅炭质页岩, 即冰海沉积物或杂砾岩; 震旦系兰田组直接覆盖在南沱组上, 由黑色含 图1 吴坞剖面附近地质简图 Nh 1x 2-1: 南华系休宁组二段下亚段; Nh 1x 2-2: 南华系休宁组二段上亚段; Nh 2n : 南华系南沱组; Z 1l : 震旦系兰田组; Z 2p : 震旦系皮 园村组; 1h : 寒武系荷塘组; 2y : 寒武系杨柳组; O 1y : 奥陶系印渚埠组; O 1n : 奥陶系宁国组 600 https://www.doczj.com/doc/6a11545071.html,
1000-0569/2011/027(03)-0657-71Acta Petrologica Sinica岩石学报 秦岭造山带内宁陕断裂带构造演化及其意义* 胡健民1孟庆任2陈虹1武国利2渠洪杰1高卫1陈文3 HU JianMin1，MENG QingRen2，CHEN Hong1，WU GuoLi2，QU HongJie1，GAO Wei1and CHEN Wen3 1.中国地质科学院地质力学研究所，北京100081 2.中国科学院地质与地球物理研究所，北京100029 3.中国地质科学院地质研究所Ar-Ar同位素实验室，北京100037 1.Institute of Geomechanics，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing100081，China 2.Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing，100029，China 3.Ar-Ar Isotope Laboratory of Geological Institute，Chinese Academy of Geological Sciences，Beijing，100037，China 2010-12-01收稿，2011-02-25改回. Hu JM，Meng QR，Chen H，Wu GL，Qu HJ，Gao W and Chen W.2011.Tectonic evolution and implication of Ningshan Fault in the central part of Qinling Orogen.Acta Petrologica Sinica，27(3):657－671 Abstract Ningshan Fault is a large-scale WE-trending fault in Qinling Orogen.This research indicates that the left-lateral shear zone exhibit abundant ductile shear fabrics of earlier stage which were superimposed by a late brittle deformation.40Ar-39Ar ages on syn-deformational and syn-metamorphic minerals from the Ningshan Fault confirmed that the early ductile deformation occurred during 169 162Ma and was formed in the intracontinental deformation in the period of post-collision of Qinling Orogen.Existing of this left-lateral shear zone indicates that the tectonic belt of South Qinling Orogen may be subdivided into two different unites before Middle-Late Jurassic.Some metamorphic rocks of old basement crops out on the NW side of the Ningshan Fault and were intruded by many Mesozoic granitic plutons;on the SE side of the fault，however，dominant Meso-and Neo-Proterozoic low-grade metamorphic volcanic rocks and metasediment was intruded by basic and alkalic dykes of Neo-Proterozoic to Early Paleozoic.It has been confirmed that large-scale left-lateral shear movement occurred in the western and northern margins of Yangtze block in the Late-Middle Jurassic to the Early Cenozoic，which may be connected with the clock-wised rotation of the block in that time. Key words Qinling Orogen;Ningshan Fault;Daba Mountain;Yangtze block 摘要宁陕断裂是秦岭造山带内部发育的一条近东西向区域性断裂。研究表明，宁陕断裂运动学性质为左行走滑，变形早期为韧性变形，晚期叠加脆性变形。早期变形形成的同变形变质矿物的40Ar-39Ar定年结果显示，变形时代为169 162Ma 左右，属于秦岭造山带碰撞后陆内变形阶段产物。宁陕左行走滑断裂的存在暗示着在中晚侏罗世之前，现今南秦岭构造带很可能分属于两个不同的构造单元。宁陕断裂北西侧具有古老变质基底，并有大量早中生代花岗岩体侵入;南东侧只发育中上元古宙浅变质火山-沉积组合，发育晚元古宙-早古生代基性侵入岩脉及一些碱性岩脉。中晚侏罗世-早白垩世期间，围绕着扬子地块西缘和北缘，发生过左行走滑变形，这可能与扬子地块在这个时期的顺时针旋转相关。 关键词秦岭造山带;宁陕断裂;大巴山;扬子地块 中图法分类号P542.3;P597.3 *本文受国家自然科学基金项目(40830314、40272097)资助． 第一作者简介:胡健民，男，1959年生，研究员，构造地质学专业，E-mail:jianminhu@cags．net．cn
秦岭构造带的形成及其演化秦岭构造带在中国大陆地壳的形成与演化中占据着突出地位。它对于八十年代国际岩石圈计划中关于大陆地质的研究具有重要意义，也是探索大陆造山带地质演化规律的重要地区。 一晚太古宙统-克拉通地块的形成和早元古宙的分裂，古秦岭构造带的初始形成现今秦岭带内部及其南北两侧相邻地块边缘地区，目前确认和基本认为是太古宙的岩系主要有：华北地块南缘基底中的安徽蚌埠地区的下五河群、霍邱群，河南与陕西的太华群、登封群，山西中条山的氵束水群等；杨子地块北缘的大别群，黄陵地块的崆岭群结晶杂岩系，乃至川中地块的基底部分。 1、华北地块南部晚太古宙地壳组成 华北地块南缘紧邻秦岭构造带，其古老基底是华北地块统一基底的重要组成部分，它主要由太古宇和下元古宇组成。概括本区晚太古宙地壳主要由二类地体构成，即位于本区北部的以登封群为代表的花岗——绿岩区和南部以太华群为代表的高级片麻岩区，二者以逆冲推覆断裂相邻接，共同组成华北地块南部太古宙统一地块。 登封花岗——绿岩区和太华高级片麻岩区以鲁山——午阳一带的青草岭断裂为标志，表现为一种逆冲推覆构造关系，沿古老的青草岭断裂太华群可能叠置在登封群之上。现今太华高级区成为华北地块古老基底出露的最南边界，但并非是华北地块太古宙时古老陆壳的南界。 2、扬子地块北缘的太古宙地块 大别地块核部出露大别群，它是一套经多期变形变质的复杂结晶岩系，变质达角闪岩相，局部为麻粒岩相。其岩石组合、构造变形，近似太华群的组成与构造特征。大别群出露区的区域磁场特征与华北地块太古宙基底的高值正异常场十分相似。据新近同位素年龄结果看(最大年龄数据在25～29亿年左右)，其形成时代为晚太古宙较为合适。 黄陵地块位于杨子地块中部。崆岭杂岩系岩层中有28．5亿年，(U—Pb一致线)同位素年
秦岭造山带的认识 杨德飞 （资工072班 3） 摘要秦岭造山带由三大套构造岩石地层单位所构成，即1、二类不同的前寒武纪基底岩系;2、晚元古代一中三叠世主造山时期受板块构造和垂向增生构造控制的相关构造岩石地层单元;3、中新生代后造山期的陆内断陷与前陆和后陆盆地沉积及广泛的花岗岩浆活动。它们反映着秦岭带三个主要演化时期，在不同构造体制下的三种不同的基本地壳物质组成与结构。它们记录着秦岭造山带长期发展历史中的不同演化阶段的多种造山作用及其不同动力学机制的丰富信息。 主题词秦岭造山带构造地层单元板块构造演化 秦岭是一条具有复杂的地壳组成和结构，经历长期不同构造体制演化的复合型大陆造山带。它现今的基本构造岩石地层单元虽因经历多次构造变动、消减作用、逆掩推覆和剥蚀，致使有很多残缺，但仍是秦岭造山带形成和演化的最真实纪录，故研究其构造岩石地层单元的特点及其构造性质，对探索秦岭造山带构造演化、成因和动力学无疑具有重要意义。 迄今对秦岭造山带的研究证明，其形成和演化可概括为三个主要演化时期:1.晚太古代一早中元古代古老结晶基底和过渡性浅变质基底的形成阶段;2.晚元古代一中三叠世板块构造和板内垂向增生构造复合的主造山作用时期;3.中新生代后造山陆内构造演化时期。现今秦岭造山带的组成和结构是长期构造发展的产物，现今秦岭的基本构
造格架是由主造山作用奠定的，其中包容先期残存构造和后期陆内造山的强烈迭加改造。秦岭造山带的南北边界在不同演化阶段有不同的变化，现今的边界如图1的F，和Fl。。按此边界，秦岭造山带主要构造单元依据商南一丹凤(下简称商丹)(SF，)和勉县一略阳(下简称勉略)(SFZ)二个断裂构造带(原秦岭的两个板块主缝合带)，可划分为三块(图1):华北地块南缘(I，即原华北板块南缘)，扬子地块北缘(l，原扬子板块北缘)和其间的秦岭地块(l，即原秦岭微板块)，进而可细分出八个构造带(图l)(张国伟1993)。 秦岭复合造山带地表出露三大套构造岩石地层单位，即 1.二类不同的前寒武纪基底岩系(Ar一Pt1一2);2.主造山作用(R3一TZ)期间受板块构造和垂向增生构造控制的相关构造岩石地层单元;3.中新生代后造山期在陆内断陷、前陆和后陆盆地沉积及广泛的花岗岩浆活动形成的构造岩石地层单元。它们反映了秦岭造山带三个主要演化时期，在不同构造体制下形成的三种不同的基本地壳组成和结构。1两类不同的造山带基底岩系 1.1晚太古代一早元古代结晶墓底变质杂岩系 包括晚太古代的太华群、鱼洞子群、后河群及作为秦岭东延部分大别山的大别群等。早元古代有铁铜沟群、秦岭杂岩、陡岭群、小磨岭杂岩、佛坪杂岩以及东延的桐柏群等。它们的共同特点是:①同位素年龄值集中于分属晚太古代和早元古代。它们都以古老结晶基底岩块出现，呈大小不一的构造岩块或残存地块，分散弧零分布，由于屡经构造变动、改造变位，它们已非原地原貌。整个秦岭一大别造山带自东
第36卷 第1期2003年(总144期) 西北地质 NO RT HW ESTERN GEOLO GY Vol.36 No.1 2003(Sum144) 文章编号:1009-6248(2003)01-0001-10 西秦岭造山带的演化、构造格局和性质冯益民,曹宣铎,张二朋,胡云绪,潘晓萍,杨军录,贾群子,李文明 (西安地质矿产研究所,西安 710054) 摘 要:简要论述了西秦岭造山带显生宙以来的构造演化和格局,讨论了西秦岭造山带的性质。西秦岭 造山带自800M a左右以来,经历了超大陆裂解、洋陆演化、碰撞造山、板内伸展和陆内叠覆造山后才 形成现今的西秦岭造山带。在不同的构造演化阶段,西秦岭有着完全不同的构造体制和格局。在洋陆演 化阶段属板块构造体制,以多陆块洋为特征的洋陆格局;在板内伸展阶段属板内裂谷和裂陷盆地体制, 以板内伸展盆地体系为特征的海陆格局;在陆内叠覆造山阶段属陆内盆山体制和陆内盆山格局。西秦岭 造山带是一个“碰撞—陆内型”复合造山带。 关键词:西秦岭造山带;显生宙以来;构造演化;构造格局;造山带性质 中图分类号:P542+.2 文献标识码:A 1 前言 位于中国腹心地带的西秦岭造山带为秦岭造山带的西延部分,是中国中央造山带的重要组成部分之一。西秦岭造山带大致是指青海南山北缘断裂—土门关断裂以南,宝成铁路线以西,玛沁—略阳断裂以北,柴达木地块以东的广阔地域;除了地理上所称的西秦岭而外,还包括中吾农山、青海南山、鄂拉山、西倾山等山系。地理坐标东西大致从E96°或E96°30′,到E106°30′,南北大致从N33°到N37°40′。地跨陕西、甘肃、青海及四川4省,面积约180000 km2。 在大地构造位置上,西秦岭造山带处于古亚洲构造域、特提斯构造域和滨太平洋构造域交汇的特殊地段,是中国中央造山带的关键部位[1,2](图1);同时又是中国东部和西部、南部和北部地壳结构、地壳厚度和地球物理场发生变化的转折带和重大的梯度带,也是地震层析剖面结构上的转换地带。自上个世纪80年代以来,不少地质学家[3～17]对西秦岭进行过调查研究,其内容涉及沉积盆地、地层、矿床和成矿作用、构造岩浆、地质构造和演化等。 目前,对西秦岭造山带的性质、造山带结构、造山作用过程、晚古生代—中三叠世沉积盆地的属性、盆山转换机制、大型及超大型矿田成矿物质来源、构造岩浆作用与造山作用的关系、深部地质作用及地球动力学过程等重大地学问题仍存在着不同的认识和分歧意见。 “九五”期间,笔者首次从造山带的角度对西秦岭进行了研究,本文仅就西秦岭造山带的演化(造山过程)、结构及造山带的性质进行简要论述。 2 秦岭造山带的演化(造山过程) 西秦岭及其邻区自新元古代(大约800Ma) 收稿日期:2003-02-24;修回日期:2003-03-03 基金项目:国土资源部“九五”前沿科技项目(项目编号:9501126)研究成果 作者简介:冯益民(1941-),男,陕西长安人,研究员,1964年毕业于西北大学地质系,1967年中国地质科学院构造地质专业研究生毕业。长期从事区域地质构造、造山带地质研究。先后公开发表论文60篇,出版专著2部。E-mail: x afyimin@cgs.g https://www.doczj.com/doc/6a11545071.html,
秦岭构造带的形成及其演化 作者：张国伟梅志超周鼎武孙勇于在平来源：西北大学出版社“秦岭造山带的形成及演化”专著 关键字：秦岭构造带形成演化 秦岭构造带在中国大陆地壳的形成与演化中占据着突出地位。它对于八十年代国际岩石圈计划中关于大陆地质的研究具有重要意义，也是探索大陆造山带地质演化规律的重要地区。 秦岭构造带经过长期的发展演化，其内部组成与构造变形十分复杂，致使一些基本地质问题长期悬而未决，众说纷纭。在学习前人成果和国内外关于大陆造山带最新研究成果的基础上，依据七十年代以来我们对华北地块南缘早前寒武纪地壳组成与演化的研究和我们过去对秦岭带的研究，八十年代以来又开展了较为系统的调查研究，获得了新的认识，现作初步总结，望批评指正。 秦岭构造带何时、在什么背景下、以什么方式开始形成?形成以后，在不同地质历史时期中，是以什么构造体制发展演化的?挽近时期又是以什么造山作用形成今日的强大构造山脉的?这是我们研究秦岭构造带的三个中心课题。采用多学科的综合研究方法，从地壳形成与演化角度，以构造运动为主线，综合地质、地球物理、地球化学的研究成果，初步认为秦岭构造带是在早期陆壳基础上，以初始裂谷形式发生，历经不同构造体制、不同类型造山作用，而以具一定深部地质背景的多期复杂裂谷系构造、俯冲碰撞板块构造、逆冲推覆与走滑构造为其突出发育特征的强大复合型造山带。 一晚太古宙统-克拉通地块的形成和早元古宙的分裂，古秦岭构造带的初始形成 现今秦岭带内部及其南北两侧相邻地块边缘地区，目前确认和基本认为是太古宙的岩系主要有：华北地块南缘基底中的安徽蚌埠地区的下五河群、霍邱群，河南与陕西的太华群、登封群，山西中条山的氵束水群等；杨子地块北缘的大别群，黄陵地块的崆岭群结晶杂岩系，乃至川中地块的基底部分。关于秦岭带内部有无太古宇地层，争议颇大。我们认为，原秦岭群中包裹着一些晚太古宙一早元古宙的岩块、地块。以上秦岭带内部及其两侧的晚太古
造山作用与造山带（全文） 胡经国 一、造山作用与造山带的概念及其演变 1、概念的起源与应用 造山作用的概念起源于早期地质学家对地球表面山脉成因的思考。最早提出造山作用（Orogeny，或造山运动）这一术语的Boue（1874）指出，山脉的形成是构造原因引起的。Gibert（1889）指出，造山作用就是形成山脉的过程。显然，早期地质学家就已经把造山作用理解为以山脉为结果的一种构造作用。 造山作用这一术语于19世纪在欧洲大陆广泛应用，但是其应用却因人而异。有的侧重它的地貌表现，而有的则侧重它的构造意义。Gilbert（1890）提出，造山作用是指不同于造陆运动（E peirogenic）的、产生山脉的地壳构造运动。Stifle（1919）提出，造山作用是指改变岩石组构的幕式过程；这一过程包括褶皱和逆冲等挤压变形、钙碱性岩浆活动和区域变质作用。 Davis（1984）在其《区域和岩石构造地质学》教科书中提出的定义是：“造山带是地壳中一条巨大的、通常呈直线到弧形的构造带，机械变形强烈和或热液活动集中。……山脉是造山带的一种表现，并不是我们所谓造山带的全部。古代的造山带虽然是仍然可以辨认出来的区域变形带，但是已夷平为大陆内部的平原；而目前正在形成的造山带，其主要构造部分可能不在山脉中，而位于地表10 公里、50公里甚至100公里以下。若山脉确实存在，则正好是一个造山带的顶部”。 1993年版大百科全书地质学卷给出的造山带（O rogen）的定义是：经受了强烈褶皱及其它变形而生成的线状大地构造单元，由一定地史时期的活动带演化而成，并相对于稳定的克拉通而存在。 在地槽学说中，造山带是指地槽演化的终结产物，地槽褶皱回返的产物，又称为褶皱带。 造山作用与造山带这些古老的术语，在经典槽台学说关于地壳演化理论、区域地质、地质矿产研究等方面都产生过巨大的影响，并且得到了广泛的应用。造山带这一术语自其被提出以来，作为与克拉通相对应的大地构造单元，在阐述诸如阿尔卑斯、喜马拉雅等具有全球规模的巨大山系的性质、构造和成因以及解译造山作用过程等方面，都起到了重要的作用。 但是，随着板块构造学说的创立和发展，特别是随着板块构造学说在大陆和海洋构造研究和地壳－岩石圈构造运动研究中取得得一系列重大进展，许多原来未认识到的关于地壳－岩石圈组成物质、结构、演化和动力学机制等方面的事实被愈来愈多地被揭示出来，同时也出现了许多新的大地构造问题。人类的地球观普遍发生了深刻变化。造山作用与造山带的古老概念已有了新的发展，其早期定义也发生了新的变化。
一、基本原理 1、锆石的物理性质 锆石的主要成分是硅酸锆，化学分子式为Zr[SiO4]，除主要含锆外，还常含铪、稀土元素、铌、钽、钍等。由于锆石常含有Th 、U ，故测定锆石中的Th/U 的含量的由它们脱变而成的几种铅同位素间的比值以及它们与U 的比值，可测定锆石及其母岩的绝对年龄。由于Pb 同位素很难进入锆石晶格，锆石结晶时的U 与Pb 发生强烈分馏，因此锆石是良好的U-Pb 同位素定年。此外，越来越多的研究表明，锆石环带状增生的形象十分普遍，结合微区定年法就可以反映与锆石生长历史相对应的地质演化过程。锆石同时还是很可靠的“压力仓”，能够保存来自其母岩或早期变质作用的包裹物。 锆石晶体呈四方双锥状、柱状、板状。锆石颜色多变，与其成分多变有关；玻璃至金刚光泽，断口油脂光泽；透明至半透明。解理不完全；断口不平坦或贝壳状。硬度7.5-8。相对密度4.4-4.8，性脆。当锆石含有较高量的Th 、U 等放射性元素时，据放射性，常引起非晶质化，与普通锆石相比，透明度下降；光泽较暗淡；相对密度和相对硬度降低；折射率下降且呈均质体状态。锆石按成因分为高型锆石和低型锆石。宝石学中依据锆石中放射性元素影响折光率、硬度、密度的程度将它分为“高型”、“中间型”、“低型”三种。锆石属四方晶系。晶体形态呈四方柱和四方双锥组成的短柱状晶形，集合体呈粒状。 强的晶格能和对Pb 的良好保存性，丰富的、可精确分析的U 含量和低的、可忽略的普通Pb 含量是其特点。锆石U-Pb 体系是目前已知矿物同位素体系封闭温度最高的，锆石中Pb 的扩散封闭温度高达900℃，是确定各种高级变质作用峰期年龄和岩浆岩结晶年龄的理想对象。另外，锆石中含有较高的Hf 含量，大多数锆石中含有0.5－2%的Hf ，而Lu 的含量较低，由176Lu 衰变成的176Hf 极少。因此，锆石的176Hf/176Lu 可以代表锆石形成时的176Hf/177Hf 初始比值，从而为讨论其成因提供重要信息。 2、锆石U-Pb 定年原理 自然界U 具有3个放射同位素，其质量和丰度分别是：238U （99.275%），235U （0.720%），234U(0.005%)。234U 是238U 衰变的中间产物。238U 和235U 通过一系列中间子体产物的衰变，最后转变成稳定同位素206Pb 和207Pb 。Th 只有一个同位素232Th,属放射性同位素。自然界存在的其他U 、Th 同位素都是短寿命的放射性同位素，数量极微。238U 、235U 、232Th 衰变反应如下： E Pb Th E Pb U E Pb U +++?→?+++?→? +++?→? ???βαβαβα462084768232 207235206238 206Pb 和207Pb 的衰变常数分别为λ238 =1.55125*10-10a -1， λ235=9.8485*10-10a -1。 Pb 有四种同位素：204Pb 、206Pb 、207Pb 、208Pb ，都是稳定同位素，其中仅204Pb 是非放射成因铅，其余3个同位素既有放射成因组分，又有非放射成因组分，它们分别是238U 、235U 、232Th 竟一系列衰变后的最终产物。U-Pb 年龄测定基于238U 和235U 放射同位素的衰变过程，其年龄可以用下面公式计算： ]1ln[(1238*206 238 +=U Pb t λ （1） ]1)ln[(1235*207 235+=U Pb t λ （2）
构造发展史——秦岭 【摘要】秦岭作为分隔中国南北大陆的著名大陆造山带，长期受到国际地学界的广泛关注与研究。近20余年来，随着板块构造理论与造山带新思想的发展，研究者们对秦岭造山带的形成与演化进行了不同领域的研究，认识到秦岭造山带是华北陆块与扬子陆块对接碰撞而成的造山带。经历了长期复杂的构造演化过程，在不同的构造时期以不同的构造体制、不同的造山作用和造山过程复合叠加而成现今的造山带景观。地质、地球化学和地球物理综合研究表明，其主要经历了3 个不同演化阶段：1.晚太古代—早元古代造山带基底形成演化阶段； 2.晚元古代—中三叠世板块构造演化阶段； 3.中新生代陆内造山作用与构造演化阶段（张国伟等，1996 ）。在这一长期、复杂的演化过程中造就并残存了大量的地质构造形迹，赋存了有关造山带形成、演化及其地球动力学的丰富信息。尤其是元古代作为大陆生长的主要时期而倍受重视，得到了广泛研究，取得了长足的进展。随着秦岭研究工作的不断深入和资料的大量积累，以及超大陆形成与裂解的恢复重建，对于秦岭地区元古代构造格局、构造体制与演化细节开始出现越来越多的争议。主要涉及华北、北秦岭、扬子陆块的时空演化关系和相应的构造体制，最关键的是北秦岭的构造属性问题。 【关键词】秦岭演化构造作用 一概述 地壳形成和发展过程中花岗岩类的活动占有重要地位，花岗岩的广泛分布是大陆地壳尤其是造山带的重要特征之一。秦岭造山带中不同时代、不同成因、不同类型的花岗岩十分发育，其形成与造山带的发展演化息息相关，是秦岭造山带构造演化的真实记录。每次岩浆活动及其特定的岩石类型都表征了秦岭造山带板块构造发展的一个特定阶段和型式。深入研究秦岭花岗岩是阐明秦岭造山带形成、发展、演化和动力学过程的关键之一。 秦岭花岗岩的主要特征： 1.秦岭花岗岩明显的有七个重要形成期：①阜平期(25～29亿年)；②吕梁期(17～20亿年)； ③晋宁期(8～11亿年)；④加里东期(4～6亿年)；⑤海西期(2．4～3．8亿年)；⑥印支期(1．9～2．2亿年)；⑦燕山期(0．8～1．7亿年)。 2．空间分布特点：在造山带南北两侧的时代老、中间新，元古代及太古代的花岗岩分布于扬子与华北两大古陆的边缘。 3．花岗岩的时代自东向西逐渐变新。 4．秦岭造山带南北两侧十分特征和醒目的分布着两条A型花岗岩及碱性岩带，并伴有同期的双峰式火山岩与碱性火山岩(卢欣祥，1986)。但南北的时代早晚不同，北带早且旋回多(15～20亿年、2～10亿年、4～5亿年、1～2亿年)；南部新且旋回少(8～10亿年、4～5亿年、l～1．5亿年)。显示华北板块比扬子板块有较早的裂解历史。 5．秦岭花岗岩的矿物组成和化学成分也独具特征。表现为岩性整体上偏基性和相对富碱. 6.秦岭花岗岩几乎没有接触变质(少数岩体和小斑岩除外)，有时围岩破碎明显，具“冷侵位”特点. 7．秦岭地壳(尤其前寒武纪)分异演化不强、成熟度不高，是造成秦岭花岗岩普遍偏基性及特殊性的根本原因，以致当今国内外已有的花岗岩分类在秦岭的适用性都遇到了困难。 8.岩石圈不同圈层改造重熔是秦岭花岗岩的主要形成作用。野外产状及地质地球化学特征揭示出了这个现象，在同一岩体可以见到残留变质地层一混合岩一混合花岗岩一中细粒黑云母花岗岩一似斑状黑云二长花岗岩有规律的演化关系。 9.秦岭花岗岩的时空分布揭示出秦岭造山带不同时期有不同的构造体制中生代燕山期由于岩浆活动造成地壳伸展作用，使造山带发生垮塌、抬升、顶蚀、剥离，从而形成了不少热穹和变质核杂岩(如佛坪、小秦岭、崤山等地区)，深部的岩浆剖面被剥露出来，并使中生代的花岗 1