长江三角洲晚新生代沉积物碎屑锆石U_Pb年龄及其对长江贯通的指示

2010年第55卷第4-5期：350~358 英文版见: Jia J T, Zheng H B, Huang X T, et al. Detrital zircon U-Pb ages of late Cenozoic sediments from the Yangtze delta: Implication for the evolution of the Yangtze River. Chinese Sci Bull, 2010, 55, doi: 10.1007/s11434-010-0091-9论文《中国科学》杂志社SCIENCE CHINA PRESS 长江三角洲晚新生代沉积物碎屑锆石U-Pb年龄及其对长江贯通的指示贾军涛①, 郑洪波②*, 黄湘通①, 吴福元③, 杨守业①, 王可②, 何梦颖①①同济大学海洋地质国家重点实验室, 上海 200092;②南京大学地球科学与工程学院, 南京 210093;③中国科学院地质与地球物理研究所, 北京 100029*联系人, E-mail: zhenghb@2009-05-19收稿, 2009-09-07接受国家自然科学基金重点项目(批准号: 40830107)和联合国教育科学文化组织地球科学项目(编号: IGCP-581)资助摘要对长江三角洲DY03孔3.6 Ma以来的沉积物碎屑锆石样品利用LA-ICP-MS进行了U-Pb年龄测定. 结果表明, DY03孔189.8～215.8 m 之间(磁性地层年龄3.2～3.5 Ma)沉积物碎屑锆石年龄以100～150 Ma占优势, 沉积物主要来自长江下游地区的白垩纪岩体, 物源区比较局限; 189.8 m(~3.2 Ma)以上沉积物碎屑锆石年龄呈现多峰态分布的特征, 主要分布于100～300,350～550, 600～1000, 1400～2000和2200～2800 Ma, 表明沉积物源区显著扩大. 从DY03孔3.2 Ma以来沉积物碎屑锆石中识别出大量来自长江上游的年龄信息, 表明当时长江沉积物已开始影响到三角洲地区. 考虑到古长江在上新世以前有可能没有流经现在的长江三角洲，而是流向苏北盆地, 长江贯通的时限应不晚于3.2 Ma.关键词晚新生代碎屑锆石U-Pb定年物源示踪长江大河是构造与气候共同作用的产物, 是地球动力系统中重要的组成部分, 在地球表层系统中扮演着非常重要的角色[1]. 作为亚洲最长的河流, 长江贯穿了多个构造体系, 其演化历史与青藏高原隆升和亚洲地形格局的演化密切相关, 同时长江流域的大部分地区处于东亚季风和南亚季风的影响之下, 研究长江的演化对于理解青藏高原隆升、亚洲地形演化和季风演化具有重要意义, 因而长江的演化历史一直是百余年来地学界关注的一个热点问题[2~19].近代从地质学的角度研究长江的演化始于Willis等人[2]对长江三峡成因的探讨. 经过百余年的研究,当前普遍认为云南石鼓第一弯的形成[3~5]和三峡的贯通[6,7]是长江演化过程中的关键环节. 然而对第一弯形成和三峡贯通的时限还存在较大争议. 对第一弯形成的时限存在始新世[8]、中新世[5,9]和更新世[6,10,11]的争论. 对长江三峡贯通的时限也有中新世[5], 早更新世[7,11~14], 中更新世[6,15]和晚更新世[16]等不同的认识. 长江演化的核心问题在于长江上游物质到达下游地区时限的确定, 在长江中下游地区准确示踪长江上游的物质并标定其沉积时代是研究长江演化的关键.在长江三角洲地区, 近年来利用钻孔沉积物重矿物组合[16]、元素地球化学[17,18]、同位素地球化学[18]和单颗粒碎屑独居石年代学[12,19]等研究, 结合磁性地层定年, 为研究长江演化提供了新的研究思路. 然而, 前已提及, 利用这些不同指标获得的对于长江贯通时限的认识差别很大, 原因在于长江流域面积广,源岩岩石类型和矿物组成复杂, 在岩体风化、剥蚀、351论 文搬运和沉积过程中经过了复杂的变化, 只有对整个流域内源岩及其矿物组成有充分的把握, 对沉积物受沉积分选作用的影响有了充分的了解的情况下才能准确地进行物源示踪.锆石是最为稳定的矿物之一, 抗风化能力强, 受沉积分选过程影响小, 其U-Th-Pb 同位素体系封闭温度高, 受后期构造热事件影响较小,碎屑锆石年龄谱系特征可直接反映沉积物源区岩石的年龄组成[20,21], 碎屑锆石U-Pb 定年是当前沉积物物源示踪最为成熟的方法. 本文旨在通过对长江三角洲晚新生代沉积物碎屑锆石U-Pb 年代学的研究, 结合磁性地层定年的结果, 追踪长江上游物质到达长江三角洲地区的时限, 探讨长江的演化历史.1 钻孔地层序列与年代框架长江三角洲是长江中下游地区几个主要沉积盆地之一, 在构造区划上处于扬子地块东南缘, 北与苏北盆地相邻, 东南以江-绍深断裂和浙闽隆起带与东海陆架盆地分隔[22](图1). 过去几十年, 在长江三角洲地区钻至基岩的钻孔已达数百个, 研究程度比较高的钻孔有上海浦东机场PD 孔[16], 上海浦东PD-99孔[12]和上海南汇SK7孔[23](图1). 本次新获得DY03孔位于上海市奉贤区 (30°58.2′N, 121°25.8′E)(图1), 孔深249.2 m, 晚新生代沉积层厚222.2 m.对DY03孔按照10～20 cm 的取样间距进行了古地磁样品采集, 共采集样品280个, 在荷兰Utrecht 大学古地磁实验室进行了古地磁测试[24]. 根据古地磁测试结果与标准磁性地层对比, 建立了长江三角洲DY03孔年代框架(图2). 上新世和更新世界线在孔深157.3 m 处, 与古地磁M/G 界线相对应; 早更新世和中更新世界线在孔深103.7 m 处, 与古地磁B/M 界线吻合; 中更新世与晚更新世界线在61.8 m 处; 更新世与全新世界线在24.8 m 处.DY03孔全新统(0~24.8 m)主要是粉细砂和黏土, 见贝壳, 为河口滨海沉积环境. 上更新统(24.8~61.8 m)以中细砂和粉砂互层为主夹黏土层, 为滨海-河湖相沉积; 中更新统(61.8~103.7 m)底部见薄层砾石层, 往上由中细砂逐渐过渡为细粉砂, 为曲流河沉积; 下更新统上部(103.7~140.2 m)以细砂、粉砂为主, 往上黏土逐渐增多, 属河流相沉积; 下更新统下部(140.2~157.3 m)以含砾中细砂为主, 顶部有薄层黏土层, 为河流相. 上新统上部(157.3~166 m)为硬质黏土层, 属湖相沉积; 中部(166~206.4 m)以泥质粉砂和细砂互层为主, 属河流相沉积; 下部(206.4~222.2 m)沉积物粒度较粗, 以杂色砾石与泥质混杂而成, 具有冲积扇沉积特征.2 材料和方法对DY03孔共选取了9个碎屑锆石样品用于锆石U-Pb 年龄测定, 样品编号为Zr1~9, 取样位置按照地层单元划分并结合元素比值发生变化处(图2), 对应深度为22 m(~9 ka), 61.6 m(~125 ka), 102 m (~750 ka), 137 m(~1.6 Ma), 153 m(~2.3 Ma), 182.2 m (~3.1 Ma), 189.8 m(~3.2 Ma), 200.6 m(~3.3 Ma)和215.8 m (~3.5 Ma).图1 长江流域水系、新生代沉积盆地(a )及钻孔分布(b )简图2010年2月第55卷第4-5期352图2 DY03孔地层、元素地球化学特征及碎屑锆石取样位置图每个样品挑选出的碎屑锆石数目均大于500粒, 随机选取约200颗锆石颗粒, 在双目显微镜下整齐地粘在双面胶上, 灌入按比例配制的环氧树脂和凝固剂进行制靶, 详细的制靶流程参见文献[25]. 将靶抛光后在偏光显微镜上进行透射光和反射光照相, 以便了解锆石颗粒的形态特征; 之后, 在中国科学院地质与地球物理研究所进行阴极发光(CL)图像扫描, 以便了解锆石的内部结构. 碎屑锆石大部分粒径多集中在60~100 μm, 以无色透明和浅褐色为主, 多具有明显的密集振荡环带, 表明为岩浆成因锆石, 少部分锆石不具有明显的密集振荡环带. 锆石多呈浑圆状, 表明在远距离搬运过程中经历过强烈的磨蚀, 少部分锆石自形晶保留很好(Zr7~9相对较多), 表明部分锆石源区较近. 测试过程中, 激光剥蚀位置主要选择在锆石形态均一、无裂隙、无包裹体和继承核发育的部位.锆石U-Pb 年龄测试在中国科学院地质与地球物理研究所多接收等离子质谱仪实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行. 样品测试过程中采用激光束斑直径为40 μm, 频率8 Hz, 能量密度15 J/cm 2. 用美国国家标准技术研究院合成的硅酸盐玻璃参考标准NIST610进行仪器最佳化校正, 采用91500标准锆石作为外标, GJ-1作为内标对测试结果进行监控, 详细的实验流程参照文献[26]. 测试数据利用Glitter(ver 4.0) 软件处理, 普通铅校正采用Andersen [27]的方法, 年龄计算及谐和图利用Isoplot 程序(ver 3.0)[28]处理. 标样91500, GJ-1的分析结果与各自的推荐值(1062.4±0.6) Ma(2σ)[29], (608.53±0.37) Ma(2σ) [30]在误差范围内一致.当前对获得具有数理统计意义的碎屑锆石U-Pb 年龄所需的锆石数目还存在争论, Dodson 等人[31]认为随机分析60粒锆石即可满足数理统计的需要, Vermeesch [32]认为至少需要117粒, Anderson [33]认为随机分析不少于35～70粒即可. 本次研究对每个样品随机选择90～110粒进行测试, 颗粒数量介于诸多研究所选颗粒之间, 具有数理统计意义.353论 文3 结果与讨论3.1 碎屑锆石U-Pb 年龄Compston 等人[34]提出由于207Pb/206Pb 年龄误差较大, 对于年轻锆石使用206Pb/238U 年龄, 而对于古老的锆石使用 207Pb/206Pb 年龄, 这样结果更可靠. 本文在年龄选取时对于<1000 Ma 的锆石选取206Pb/238U 计算的年龄, 年龄>1000 Ma 的锆石选取207Pb/206Pb计算的年龄. 在舍弃了不谐和度大于10%的年龄后, 样品Zr1~9分别获得76, 90, 93, 82, 62, 87, 82, 85和66个有效数据. 限于篇幅, 选取了Zr6~9共4个样品碎屑锆石U-Pb 年龄谐和图展示于图3, 全部9个样品碎屑锆石年龄谱系图展示于图4.3.2 碎屑锆石U-Pb 年龄谱系特征图3和4显示DY03孔碎屑锆石年龄分布具有一定的相似性, 锆石年龄大致可以分为5组: 100~300, 350~550, 600~1000, 1400~2000和2200~2800 Ma. 为探讨这些年龄信息的物源意义, 笔者综合已有地质资料及最新发表的同位素年龄数据, 系统总结了长江流域太古宙-新生代岩体分布特征(图5). DY03孔碎屑锆石年龄分布特征与长江流域区域构造-岩浆事件具有密切的对应关系. 考虑到碎屑锆石中即使存在沉积锆石再旋回, 这些再旋回锆石的年龄特征也与区域构造-岩浆事件相对应[19], 下文将结合长江流域主要区域构造-岩浆事件及相应岩体分布特征来探讨DY03孔碎屑锆石年龄分布特征代表的物源意义.图3 DY03孔碎屑锆石U-Pb 年龄谐和图2010年2月第55卷第4-5期354图4 DY03孔碎屑锆石U-Pb 年龄谱系随深度变化图2500~2800 Ma 及一些零星分布的大于2800 Ma 的年龄信息, 对应于中晚太古代, 此期是长江流域主体华南板块陆壳生长的重要时期[35]. 太古宙岩体在长江流域主要是黄陵背斜区的崆岭杂岩[36], 南秦岭的鱼洞子群变质岩[37]和大别山地区的黄土岭麻粒岩[38]. 此外, 在长江流域有多处报道存在太古宙继承锆石[38~41]或碎屑锆石[42]年龄信息.1600~2000和2200~2500 Ma 对应古元古代, 此期是华南板块陆壳再造时期, 在长江流域出露很多[35], 此期岩体主要出露在扬子西缘康滇地区[43], 秦岭-大别山[43]和江西庐山[44].1400~1600 Ma 对应中元古代, 此期岩体主要为论文出露在南秦岭的武当群火山岩[45], 碧口群火山岩[46], 龙门山断裂带的酸性侵入岩及沿扬子地块与华夏地块边界分布的变质岩[43].600~1000 Ma对应于新元古代, 这是华南板块地壳生长和再造的重要时期[35], 该期岩体在扬子地块边缘、秦岭-大别山及华夏地块广布[43,47,48].350~550 Ma对应于早古生代(加里东期), 岩体在长江流域出露不多, 主要出露在湘江-赣江流域, 在扬子西缘康滇地区、龙门山、贵州武陵山、秦岭-大别山等地有零星出露[43].100~300 Ma对应于晚古生代-中生代, 其中250~ 300 Ma对应二叠纪(晚海西期), 此期扬子地块西缘发生裂解, 形成峨眉山玄武岩及后期伴生酸性侵入岩[49], 玄武岩喷发时间年龄为257~263 Ma, 酸性岩侵入时间为251~255 Ma, 遍布川滇贵高原, 其他地区如秦岭-大别山、南岭、江西武功山和武夷山也有零星出露; 200~250 Ma的三叠纪(印支期), 在长江流域出露比较多, 主要出露在川西北龙门山和秦岭, 在大别山、湘江和赣江流域、武夷山和天目山也有零星出露[43], 也包括峨眉山大火成岩省晚期形成的酸性岩[49]; 100~200 Ma对应于侏罗纪-白垩纪(燕山期), 此期岩体在长江流域广布, 尤其是在下游地区(包括东大别)出露很多[43].DY03孔几个碎屑锆石样品U-Pb年龄谱系最显著的差异发生在Zr6 (182.2 m) 和Zr7(189.8 m) 之间, Zr7之下的3个样品(189.8~215.8 m) 碎屑锆石年龄谱系具有相似的特征, 白垩纪碎屑锆石颗粒占锆石颗粒总数的43%~55%, 占明显优势, 而其他年龄区间锆石数目相对较少, 说明当时长江三角洲地区物源供应相对简单, 以局部物源为主, 沉积物粒度粗, 沉积环境为冲积扇也证明当时沉积物供应较近, 源岩可能主要是在长江下游地区出露较广的白垩纪中酸性岩体[43]; 而Zr7之上的6个样品 (22~182.2 m) 具有相似的特征, 碎屑锆石年龄呈现出多峰态分布的特点, 100~300, 350~550, 600~1000, 1400~2000和2200~2800 Ma 这几组年龄区间都有相当数量的碎屑锆石年龄值, 表明长江三角洲地区物源供应发生了变化, 物源区明显扩大.前已论及, 二叠纪岩体主要出露在长江上游地区, 高精度锆石U-Pb年龄值在251~255和257~263 Ma对应二叠纪的岩体信息在长江流域除峨眉山大火成岩省之外, 只有长江北源楚玛尔河源区可可西里地区有报道[43,50]. Zr7~9(189.8 m以下)没有二叠纪年龄信息, 而在189.8 m往上的6个样品中, 二叠纪年龄信息开始出现, 其他年龄段锆石除100~150 Ma外含量明显增高(图4), 表明长江上游的物质开始到达长江三角洲地区, 指示长江三峡可能已经贯通.本项研究9个样品共880个碎屑锆石年龄中没有追踪到如长江三角洲PD-99孔报道的碎屑独居石U-Pb年龄[12]中存在<25 Ma的年龄信息, 这可能是因为无论是长江上游青藏高原新生代花岗岩还是下游新生代玄武岩出露规模都很有限[43], 一方面玄武岩中锆石含量较少, 另一方面, 根据宇宙成因核素10Be估算长江上游青藏高原陆壳侵蚀速率较低[51], 剥蚀下来的新生代物质可能很有限, 这得到了王节涛等人[14]在江汉盆地沉积物碎屑锆石结果的证实. 加之经过数千千米长距离搬运, 经过沿途江汉盆地、洞庭湖盆地等沉积盆地的拦截作用, 到达长江三角洲地区的新生代物质在沉积物中的比率可能就非常低了.至于为什么在碎屑独居石中发现了年轻的年龄信息,可能与独居石封闭温度相对较低[52], 易受到后期构造热事件的影响有关.3.3元素地球化学证据研究表明一些微量元素受沉积物搬运、分选、沉积环境以及成岩作用的影响小, 尤其是一些微量元素比值, 如Zr/Ti, Zr/Sc, Th/Sc和Th/Cr的比值能很大程度上消除粒级效应的影响, 可以很好地指示源岩组成的信息[53,54]. DY03孔沉积物常量元素SiO2/Al2O3和微量元素Zr/Ti, Zr/Sc, Th/Sc和Th/Cr比值在上新统下部较高, 且波动较大, 而从188.4 m往上元素比值变小且趋于稳定(图2)[55], 指示DY03孔在188.4 m, 对应古地磁年龄约3.2 Ma时, 物源供应发生了明显变化. DY03孔元素地球化学反映的沉积物源变化与碎屑锆石年龄谱指示的物源变化特征吻合.3.4碎屑锆石年龄谱对长江贯通的指示意义从水系发育和流域地貌的角度, 长江通常被划分为上、中、下游三段. 若从长江地质历史演化的角度, 尤其是从青藏高原、四川盆地以及中下游盆地的演化角度, 长江可以分为4部分, 其中的关键点是石鼓和三峡. 石鼓以上主要是青藏高原的物质, 三峡以上主要是青藏高原东缘、云贵北部和四川盆地的物3552010年2月第55卷第4-5期356图5 长江流域太古宙-新生代(变)火成岩分布图底图据中国地质科学院地质研究所, 2002, 1:5000000中国地质图; 依据最新同位素年龄数据, 对一些岩体时代进行了重新定义论文质. 江汉盆地及其周缘可以认为是中部, 江西湖口之下则为下游(图1).前已述及, 长江上游物质到达下游的关键是长江三峡的贯通, 而对于长江三峡贯通的时限有中新世[5]、早更新世[7,11~14]、中更新世[6,15]和晚更新世[16]不同的认识, 大多数中国学者倾向于更新世的观点[6,10~19]. 而本文对DY03孔碎屑锆石U-Pb年龄谱系特征的分析及元素地球化学[55]的研究表明, 长江三角洲地区物源的供应在上新世中期发生了显著变化, 来自长江上游的物质开始到达长江三角洲地区. 过去对长江三角洲地区沉积物的研究, 往往将长江上游物质的到达作为长江三峡贯通的标志[12~17]. 其实长江物质没有到达现今的长江三角洲地区, 并不意味着长江不存在, 很可能是因为长江三角洲地区从上新世中期才开始盆地发育, 因而缺失了更老的沉积记录. 而临近的苏北盆地则不同, 在新生代, 苏北盆地在继承晚白垩世盆地的基础上, 发育了数千米的沉积地层[56]. 早期的长江(如果存在的话)有可能通过苏北盆地向东输送[57], 因此关于长江更老的演化历史可能需要到苏北盆地沉积物中寻找.4结论对DY03孔的碎屑锆石年龄谱和元素地球化学的分析表明, 长江三角洲地区的沉积物源在 3.2 Ma 前后发生了显著变化. 之前, 碎屑锆石年龄以白垩纪为主, 沉积物来源主要局限于长江下游地区的白垩纪岩体. 而之后, 碎屑锆石年龄呈现出多峰态分布的特点, 沉积物源区明显扩大, 长江三角洲开始接受来自上游的物质, 这就意味着长江在3.2 Ma前后已经到达长江三角洲地区. 考虑到中上新世以前的古长江有可能会流向苏北盆地, 古长江携带下来的沉积物可能会保存在苏北盆地而不是在长江三角洲地区, 长江三角洲地区晚新生代沉积物记录的三峡贯通时限, 可能只是代表了长江贯通的上限.致谢本文实验工作得到中国科学院地质与地球物理研究所杨进辉研究员、杨岳衡、张艳斌和谢烈文博士的帮助, 河北省区域地质矿产研究所廊坊实验室李林庆先生帮助进行了锆石分选工作, 在此深表谢意.参考文献1郑洪波, 贾军涛. 大河的地质演化与构造控制. 第四纪研究, 2009, 29: 268—2752Willis B, Blackwelder E, Sargent R H, et al. 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