華北燕遼裂谷盆地中元古代構(gòu)造古地理演化
——來自薊縣地區(qū)下馬嶺組碎屑鋯石年代學(xué)的證據(jù)

楊 帆,趙國春,2,姚金龍

(1.西北大學(xué) 地質(zhì)學(xué)系/大陸動力學(xué)國家重點實驗室,陜西 西安 710069;2.香港大學(xué) 地球科學(xué)系,香港 999077)

華北克拉通是Nuna超大陸的重要組成部分,也是Nuna超大陸模型建立的立典之地之一[1]。古元古代晚期,在Nuna超大陸聚合的全球背景下,華北克拉通經(jīng)歷了一期廣泛的古元古代造山作用和變質(zhì)作用,西部陸塊和東部陸塊碰撞拼合固結(jié),形成了一個完整的華北克拉通[2]。自1.80 Ga之后,華北克拉通逐漸由碰撞向后造山拉張轉(zhuǎn)換,三大(分別為華北東北部的燕遼裂谷盆地、西南緣的熊耳裂谷盆地以及西北緣的渣爾泰白云鄂博裂谷盆地)裂谷盆地逐步打開,并接受穩(wěn)定沉積。由于受后期改造較弱,這三大裂谷盆地保存了較為完整的中元古代沉積記錄。其中,又以發(fā)育在燕遼裂谷盆地的長城系、薊縣系、待建系最為典型,因其地層連續(xù)性佳,出露保存良好,且未受到后期構(gòu)造事件的改造,是全球中元古代地層經(jīng)典剖面,成為全球中元古代地質(zhì)研究的熱點和焦點區(qū)域。

長期以來,華北克拉通中-新元古代盆地發(fā)育和演化機制及其記錄的中元古代全球大氣氧化事件被國內(nèi)外諸多學(xué)者關(guān)注,而且取得了一系列創(chuàng)新性成果。然而,對于燕遼裂谷盆地的構(gòu)造屬性,以及華北克拉通北部從Nuna超大陸聚合裂解到Rodinia超大陸聚合這一轉(zhuǎn)換過程中的盆山耦合機制和裂谷盆地演化過程仍然研究不足,存在著諸多爭議[3-4],制約了華北前寒武紀地質(zhì)學(xué)的研究。對于燕遼裂谷盆地的盆地構(gòu)造屬性的認識,部分學(xué)者認為其為大陸裂谷,但也有觀點認為該盆地的發(fā)育與華北克拉通北部的古元古代造山后伸展過程有關(guān)[4]。本文旨在以華北克拉通燕遼裂谷盆地中元古代沉積作用為切入點,追蹤該盆地長時間尺度的物源變化與沉積背景,剖析其沉積盆地構(gòu)造演化機制,反演盆地精細時空演化過程。

1 華北克拉通燕遼裂谷盆地區(qū)域地質(zhì)概況

華北克拉通是世界上最古老的克拉通之一,北臨中亞造山帶,西由祁連山造山帶與塔里木克拉通相隔,南接秦嶺-大別-蘇魯造山帶與華南相鄰,克拉通內(nèi)廣泛分布有太古代-古元古代變質(zhì)基底,大量出露太古代TTG、綠巖帶和花崗巖[5]。華北克拉通發(fā)育中元古代三大裂谷盆地,分別是東北部的燕遼裂谷盆地、西南緣的熊耳裂谷盆地以及西北緣的渣爾泰白云鄂博裂谷盆地(見圖1)。

1.1 區(qū)域地質(zhì)演化

近十年來,前人在華北克拉通構(gòu)造演化、變質(zhì)作用、地球化學(xué)、地層年代學(xué)等領(lǐng)域取得了重大進展[6-11],諸多學(xué)者認為華北克拉通基底的形成是由一系列微陸塊沿喜馬拉雅型碰撞造山帶拼合形成的[12-17]。然而,這些微陸塊在何時、以何種方式聚集并最終形成完整的華北克拉通結(jié)晶基底仍存在爭議。對此,前人提出了多種構(gòu)造劃分模式,其中最為廣泛接受的構(gòu)造演化模式認為,古元古代晚期在Nuna超大陸聚合的全球背景下,華北陰山陸塊與鄂爾多斯陸塊沿孔茲巖帶在～1.95 Ga碰撞拼合形成華北西部陸塊,龍崗地塊與狼林地塊沿膠遼吉帶在～1.90 Ga碰撞拼合成華北東部陸塊,～1.85 Ga西部陸塊與東部陸塊沿中部帶碰撞拼合形成了統(tǒng)一的華北克拉通基底[12,15]。另有學(xué)者將華北克拉通基底分為東部陸塊、西部陸塊和中央造山帶,認為～2.55～2.50 Ga東部陸塊與西部陸塊碰撞拼合,西部陸塊的麻粒巖相帶與東部陸塊的弧前盆地形成了南北走向的中央造山帶[18]。或?qū)⑷A北前寒武結(jié)晶基底劃分為阿拉善陸塊、集寧陸塊、阜平陸塊等6個微陸塊,并于～2.50 Ga完成克拉通化,形成統(tǒng)一的華北克拉通基底[16-17]。

注:CAOB(Central Asian Orogenic Belt)中亞造山帶;TB(Tarim Block)塔里木板塊;CCOB(Central China Orogenic Belt)中央造山帶;NCC(North Chian Craton)華北克拉通;HOB(Himalayan orogenic belt)喜馬拉雅造山帶;SCC(SorthChian Craton)華南克拉通。圖1 華北克拉通區(qū)域地質(zhì)簡圖(修改自Liu et al.2017)

隨后,華北克拉通進入陸內(nèi)伸展階段,形成了區(qū)域上廣泛發(fā)育的1.80～1.75 Ga基性巖墻群、1.75～1.68 Ga的正長巖,以及大規(guī)模中元古代裂谷盆地沉積[4,19-26]。1.80～1.00 Ga期間的中元古代伸展事件廣泛發(fā)育在太古代變質(zhì)基底之上,保存了相對完整的裂谷盆地沉積地層記錄。自1.80 Ga起,華北克拉通的主體構(gòu)造機制逐漸由陸陸碰撞向克拉通內(nèi)部的伸展裂解轉(zhuǎn)換,進入相對穩(wěn)定的沉積蓋層發(fā)育階段[27]。該克拉通之上的三大裂谷盆地(熊耳裂谷盆地、渣爾泰白云鄂博裂谷盆地)在中元古代早期1 800～1 600 Ma開始發(fā)育。熊耳裂谷盆地最先打開[2,28],自1 800 Ma開始接受來自熊耳群火山巖的物源供給,其后進入穩(wěn)定沉積階段。燕遼裂谷盆地早期(1.80 Ga～1.70 Ga)則主要以構(gòu)造沉降和深成侵入巖為主要特征,隨后(1.70 Ga ～1.60 Ga)發(fā)育了團山子組和大紅峪組火山碎屑巖[29],而渣爾泰白云鄂博裂谷盆地底部的時限目前還存在爭議[30-32]。自1 600～1 400 Ma,華北克拉通沉積了巨厚的碳酸鹽巖地層(見圖2),構(gòu)造上處于一種相對平靜的臺地相穩(wěn)定沉積階段[33]。1 400 Ma之后,在Nuna超大陸裂解的全球背景下,在燕遼裂谷盆地整體缺失了1 350～1 000 Ma的沉積地層(待建系),僅保存少量薊縣系碎屑沉積物以及侵入到地層系統(tǒng)的輝綠巖墻。

1.2 燕遼裂谷盆地地層序列

1.2.1 長城系(1 670～1 600 Ma)

燕遼裂谷盆地內(nèi)中元古代地層以薊縣剖面為代表,在華北克拉通中部呈北東—南西方向展布,沉積時限為1 670～1 350 Ma[34]。該套地層為一套巨厚蓋層沉積,不整合覆蓋在新太古代高級變質(zhì)雜巖之上(見圖2)。薊縣地區(qū)出露有“薊縣中上元古界剖面”、 鐵嶺組金釘子剖面等標準剖面, 中元古代地層厚度近萬米(見圖2、 圖3)。 長城系地層自下而上可劃分為常州溝組、 串嶺溝組、 團山子組和大紅峪組。 常州溝組為一套以砂巖為主的碎屑巖組合, 地層由下至上, 粒度由粗變細, 屬于正向沉積旋回, 角度不整合覆蓋于古元古代變質(zhì)結(jié)晶基底之上, 常州溝組與其上伏串嶺溝組呈整合接觸關(guān)系, 下伏花崗斑巖脈的年齡分別為(1 673±10)Ma和(1 669±20)Ma,沉積時代在1 670 Ma以后[35]。串嶺溝組主要巖性為粉砂質(zhì)伊利石頁巖,夾少量砂巖和碳酸鹽巖,上部火山凝灰?guī)r年齡為(1 621±12)Ma[36],侵入于該組的閃長玢巖的年齡為(1 620±9)Ma[37],與上覆團山子組呈整合接觸。團山子組以鐵白云巖為主,上部層位局部夾火山巖夾層,主要為富鉀粗面安山巖,鋯石U-Pb年齡為(1 637±15)Ma[37]。大紅峪組為一套火山巖沉積巖組合,主要巖性有富鉀粗面巖、富鉀玄武巖、石英砂巖組合,整合覆于團山子組之上,平行不整合伏于高于莊組之下(見圖2)。前人獲得大紅峪組富鉀粗面安山巖年齡為(1 625.9±8.9)Ma[38],富鉀粗面玄武巖年齡為(1 622±23)Ma[39],從而將大紅峪組的上限年齡較精確地限定在1 600 Ma左右。

1.2.2 薊縣系(1 600～1 400 Ma)

薊縣系地層自下而上可劃分為高于莊組、楊莊組、霧迷山組、洪水莊組、鐵嶺組,主體為碳酸鹽巖臺地相沉積并夾有少量陸源碎屑巖(見圖2)。其中高于莊組與下伏長城系大紅峪組之間為區(qū)域性平行不整合接觸關(guān)系,廣泛分布于燕遼裂谷盆地內(nèi)部。高于莊組主要由碳酸鹽巖(潮坪燧石白云巖、含錳白云巖)組成,上部凝灰?guī)r的年齡為分別為(1 559±12)Ma和(1 560±5)Ma[40-41]。上伏楊莊組為一套紅色與灰白色白云巖互層的白云巖地層,與高于莊組整合接觸,目前缺乏較可靠精確的同位素年代學(xué)數(shù)據(jù)。霧迷山組主要為潮坪燧石白云巖瀝青白云巖組合,厚度巨大,薊縣地區(qū)達3 416 m,而且有機質(zhì)含量高,白云巖沉積韻律極為發(fā)育。洪水莊組則主要由頁巖組成,下段為深灰色板層至厚層泥質(zhì)白云巖夾黑色粉砂質(zhì)頁巖,上段為黑色、墨綠色粉砂質(zhì)伊利石頁巖。薊縣系頂部的鐵嶺組為一套以碳酸鹽巖為主體的潮坪含錳白云巖白云質(zhì)灰?guī)r巖石組合,平泉雙洞地區(qū)鐵嶺組中部蝕變凝灰?guī)r的年齡為(1 437±21)Ma和(1 443±21)Ma[42-43]。

1.2.3 待建系(1 400～1 350 Ma)

下馬嶺組主要為一套細碎屑巖沉積,底部區(qū)域上發(fā)育不穩(wěn)定細砂巖;下部主要是灰、灰紫色粗砂巖、灰黑色粉砂質(zhì)頁巖、粉砂巖,并發(fā)育大量細砂巖透鏡體層內(nèi)具交錯層理、透鏡狀層理,層面具波痕(見圖4);上部以灰黑、黃綠色粉砂質(zhì)頁巖為主夾少量細粉砂巖、泥灰?guī)r、以及蝕變火山巖(斑脫巖)薄層。近年來,前人先后在華北北部下馬嶺組中部斑脫凝灰?guī)r得了1 370 Ma的鋯石U-Pb年齡[38],同時測得了侵入下馬嶺組的基性巖床的鋯石和斜鋯石U-Pb年齡為(1 320±6)Ma[40],結(jié)合區(qū)域上鐵嶺組凝灰?guī)r的年齡數(shù)據(jù)[42],限定了下馬嶺組的沉積時代可能是1 400～1 350 Ma。其上的青白口系現(xiàn)劃歸到新元古代。

2 采樣及測試方法

本文研究的采樣區(qū)域位于河北省承德市南部的薊縣地區(qū),距北京市190 km,距承德市區(qū)60 km,以待建系下馬嶺組標準剖面為重點研究對象,本次研究采集的樣品為3件待建系下馬嶺組上部石英砂巖、石英砂礫巖樣品(見圖5),采樣編號分別為F2034、F2035-1、F2035-2(見圖3、圖5)。

鋯石的晶體透射反射和CL圖像拍攝由重慶宇勁科技有限公司完成,主要采用傳統(tǒng)重液和磁分離技術(shù),在顯微鏡下隨機選取礦物晶型較為完整的鋯石顆粒,用環(huán)氧樹脂固定后,表面拋光,并拍攝鋯石晶體的透反射照片及CL圖像。確定鋯石顆粒的形態(tài)學(xué)特征及內(nèi)部結(jié)構(gòu)后,根據(jù)其所揭示的鋯石晶體特征,對比排除少部分有明顯缺陷的點位,隨機選擇60個點位進行碎屑鋯石U-Pb同位素定年實驗。

圖2 華北北部中元古代地層柱狀圖

圖3 華北北部承德-薊縣區(qū)域地質(zhì)簡圖

(a)石英砂巖樣品F2034野外照片,可見明顯波痕;(b)石英砂巖樣品F2035-1野外照片,具交錯層理;(c)地層剖面野外照片;(d)含礫石英砂巖樣品F2035-2手標本照片

LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)分析實驗在西北大學(xué)地質(zhì)學(xué)系大陸動力學(xué)國家重點實驗室進行。采用鋯石LA-ICPMS U-Pb同位素年代學(xué)測定方法,使用GJ-1作為外部標準校正鋯石的U、Th和Pb同位素分餾;采用NIST610玻璃作為標樣計算鋯石中U、Th和Pb含量。在30 μm、6 Hz的激光斑束條件下,剝蝕出來的樣品氣溶膠被氦氣帶出樣品腔后與氬氣混合,再送入ICP-MS進行分析。在測試前先使用酒精對鋯石靶進行擦拭清理,降低普通鉛的污染。每個樣品測試前后,測試一組91500、NIST 610、GJ-1標樣;每間隔6個測試點,加測一組91500標樣;每間隔12個樣品,加測一組NIST 610、GJ-1標樣,在測試中注意監(jiān)測儀器的穩(wěn)定性。儀器的配置及具體測試流程參見文獻[44]。測試完成后,使用GLITTER 4.0程序進行后續(xù)數(shù)據(jù)處理,使用ISOPLOT程序完成 U-Pb年齡及年齡譜圖繪制[45]。在碎屑鋯石年齡選擇方面,對于年齡大于1 000 Ma的鋯石,由于鋯石含有大量放射性成因Pb,采用207Pb/206Pb年齡作為鋯石年齡;對于年齡小于1 000 Ma的鋯石,由于可用于測量的放射性成因Pb含量很低,而且普通Pb校正的不確定性,則采用206Pb/238U年齡作為鋯石年齡。

3 測試結(jié)果

本研究共挑選3件樣品開展LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)分析實驗。分別為薊縣地區(qū)下馬嶺組含礫石英砂巖F2034,石英砂巖F2035-1、F2035-2(見表1)。

下馬嶺組含礫石英砂巖樣品(F2034)中的鋯石顆粒粒徑介于110～150 μm之間,普遍粒徑較大,碎屑鋯石磨圓度較好,呈次圓狀及次棱角狀,顯示碎屑鋯石經(jīng)歷了遠距離搬運。陰極發(fā)光圖像(見圖6)顯示,鋯石內(nèi)部特征各異,大部分具有顯著巖漿生長振蕩環(huán)帶,為巖漿成因的鋯石。本次研究在樣品F2034中隨機選取了60顆鋯石顆粒進行年齡測試。在鋯石207Pb/206Pb 年齡譜圖中(見圖7),年齡范圍為3 270～1 806 Ma之間,其中53組測試年齡主要集中在兩個年齡段,最顯著的主峰年齡區(qū)間在1 925～1 806 Ma之間,峰值年齡為1 876 Ma;次峰年齡區(qū)間在2 567～2 463 Ma之間,峰值年齡為2 530 Ma。另有少量年齡介于2 813～2 696 Ma之間,峰值年齡為2 716 Ma。此外,有4顆年齡大于3 000 Ma的鋯石,年齡分別為3 270 Ma、3 193 Ma、3 143 Ma、3 124 Ma。該樣品年齡數(shù)據(jù)的主峰1(～1.85 Ga)響應(yīng)了華北克拉通東、西陸塊的碰撞拼合事件,主峰2(～2.5 Ga)峰值年齡則對應(yīng)了華北克拉通東部陸殼生長時間,次峰(～2.7 Ga)峰值年齡也響應(yīng)了華北陸塊俯沖活動峰值和地殼生長事件。

圖6 樣品F2034、 F2035-1、F2035-2典型鋯石CL 圖像

下馬嶺組頂部石英砂巖樣品(F2035-1)中的鋯石粒徑主要介于110～130 μm之間,個別140 μm左右。其中的碎屑鋯石磨圓度較好,以次圓狀及次棱角狀為主。陰極發(fā)光圖像(見圖6)顯示,大部分也具有顯著巖漿生長振蕩環(huán)帶且Th/U比大于0.4,表明為巖漿成因。本研究在F2035-1中隨機選取了60顆鋯石顆粒進行分析測試,57組年齡形成了一個主年齡峰,年齡區(qū)間在2 704～2 405 Ma之間,峰值年齡為2 528 Ma(見圖7)。此外,有少量碎屑鋯石年齡在1 909～1 859 Ma之間,峰值年齡1 885 Ma。另有一顆碎屑鋯石年齡為3 118 Ma。碎屑鋯石最年輕年齡為1 859 Ma。主峰(～2.5 Ga)峰值年齡可能對應(yīng)了華北克拉通東部陸殼生長時間,次峰(～1.88 Ga)響應(yīng)了華北克拉通東、西陸塊的碰撞拼合事件,3 118 Ma鋯石物源可能來自中太古代花崗巖風(fēng)化搬運而后沉積。值得注意的是,相比于其下部的含礫石英砂巖樣品(F2034),該樣品中1.88～1.85 Ga的碎屑鋯石比例明顯減少。

下馬嶺組石英砂巖樣品(F2035-2)中的鋯石粒徑介于110～140 μm之間。鋯石外形主要呈次圓狀及次棱角狀。60組鋯石年齡構(gòu)成一個單一的顯著年齡峰(見圖7),年齡區(qū)間為2 732～2 460 Ma,峰值年齡為2 537 Ma,另有兩顆鋯石年齡分別為1 843 Ma和3 114 Ma,該層位最大沉積年齡為1 843 Ma。主峰(～2.5 Ga)峰值年齡可能響應(yīng)了華北克拉通東部陸殼生長時間。值得關(guān)注的,該樣品相比下馬嶺組下部層位樣品明顯缺少古元古代晚期年齡信息。

4 討論

下馬嶺組碎屑鋯石年齡主要集中在新太古代和晚古元古代,根據(jù)區(qū)域地質(zhì)推測其主要物源來自華北克拉通形成過程中的華北內(nèi)部古元古代碰撞造山事件和太古代地殼生長事件的產(chǎn)物。

4.1 盆地構(gòu)造屬性判別

前人研究表明碎屑巖樣品中碎屑鋯石年齡與地層沉積時代差值的累積頻率分布,能夠反映盆地沉積背景和構(gòu)造屬性,并進一步將沉積背景劃分為匯聚板塊邊界背景、碰撞造山背景和伸展背景[46](見圖8)。由于不同背景的投圖區(qū)域各有重合,該方法給出兩個統(tǒng)計學(xué)判別指標區(qū)分不同沉積背景,若年代累計頻率分布曲線上5%累計頻率對應(yīng)的年代差值大于150 Ma,則指示底層為伸展構(gòu)造背景; 若年代累計頻率分布曲線上5%

表1 薊縣地區(qū)下馬嶺組石英砂巖樣品鋯石207Pb /206Pb測年結(jié)果Tab.1 Dating results for zircons from Xiamaling formation from Jixian area

續(xù)表1

續(xù)表1

累計頻率對應(yīng)的年代差值小于150 Ma,則要繼續(xù)對比累積頻率30%的年代差值是否大于100 Ma,大于100 Ma指示碰撞背景,小于100 Ma指示聚合背景。隨著數(shù)層時代為1.38～1.36 Ga的斑脫巖或凝灰?guī)r夾層以及～1.32 Ga的基性侵入巖被發(fā)現(xiàn)[38,40],下馬嶺組沉積時代被修訂為1.40～1.35 Ga。因此,本研究選取～1.35 Ga為下馬嶺組的沉積時代上限,以此為依據(jù),本研究對華北北部燕遼裂谷盆地薊縣群碎屑巖樣品分別進行了構(gòu)造屬性統(tǒng)計分析(鋯石諧和度大于90%),結(jié)果表明,下馬嶺組石英砂巖樣品F2034和含礫石英砂巖樣品F2035-2沉積構(gòu)造背景均為伸展背景,石英砂巖樣品F2035-1可能為碰撞背景。這一結(jié)果與華北大量發(fā)育的Nuna超大陸大規(guī)模裂解階段形成的1.30 Ga基性巖墻一致[40,47]。因此燕遼裂谷盆地在～1.30 Ga左右為全球超大陸裂解背景下的裂谷盆地。

圖7 薊縣地區(qū)下馬嶺組石英砂巖樣品鋯石207Pb/206Pb 年齡譜圖

更為值得關(guān)注的,下馬嶺組下部層位樣品中有大量古元古代晚期年齡信息,而上部層位中這一信息逐漸減少至消失。這表明下馬嶺組沉積過程中,來自華北古元古代造山帶的沉積物源供給逐步消失。結(jié)合華北克拉通晚古元古代造山帶時空分布規(guī)律,推測在待建系1.4～1.35 Ga左右,下馬嶺組沉積過程中,裂谷作用開始發(fā)育,盆地逐步抬升。特別是在下馬嶺組沉積作用后期,在Nuna超大陸裂解的全球背景下,該盆地整體缺失了1 350～1 000 Ma待建系沉積地層,存在大范圍沉積間斷[48-49],進一步證明該盆地在這一時期可能處于抬升階段。與此同時,古元古代造山帶逐步沉降埋藏。兩方面地質(zhì)作用可能導(dǎo)致下馬嶺組物源發(fā)生重大轉(zhuǎn)換。華北克拉通大面積出露的太古代基底則持續(xù)接受剝蝕作用,為裂谷盆地沉積提供持續(xù)不斷的碎屑物供給。

圖8 薊縣地區(qū)下馬嶺組石英砂巖樣品碎屑鋯石年齡盆地判別圖解

4.2 燕遼裂谷盆地多階段構(gòu)造演化

已有研究資料表明,華北克拉通北部的燕遼裂谷盆地完整記錄了華北中元古代盆山耦合過程,可大致分為:由造山后向陸內(nèi)伸展轉(zhuǎn)換的構(gòu)造反轉(zhuǎn)期階段(1.82～1.60 Ga)、被動裂谷早期的陸內(nèi)伸展階段(1.60～1.40 Ga)、裂谷作用階段(1.40～1.30 Ga)和成因機制不明的長期沉積間斷階段(1.30～1.00 Ga)[50]。其中,燕遼裂谷盆地成因目前主要有兩種主要觀點,其一認為“裂谷事件是華北克拉通對元古宙超大陸裂解過程的響應(yīng)[1,8,12,47,51]”;另有學(xué)者提出了“中、新元古代多期裂谷事件”模式,認為長期持續(xù)的伸展過程指示華北克拉通持續(xù)處于超大陸的邊緣位置,說明古元古宙超大陸演化并不具有全球性[52]。

燕遼裂谷盆地沉積層序顯示,長城系(自下而上分為常州溝組、串嶺溝組、團山子組、大紅峪組),巖性以包括石英砂巖、頁巖等各類碎屑巖為主,沉積在裂谷盆地中。而由高于莊組、楊莊組、霧迷山組、洪水莊組、鐵嶺組組成的薊縣群,則發(fā)育在熱沉降成因的淺海相碳酸鹽巖盆地中,并且盆地范圍逐步擴大,海侵水位逐步加深,構(gòu)造環(huán)境發(fā)生明顯轉(zhuǎn)化。而其上的1.30～1.00 Ga的廣泛存在于燕遼裂谷盆地內(nèi)部的沉積間斷,指示了在～1.30 Ga華北克拉通發(fā)生整體抬升[48-55]。

4.2.1 1.85～1.60 Ga 后造山伸展

基性巖墻群作為一種伸展構(gòu)造重要標志。1.83～1.77 Ga華北克拉通發(fā)育大規(guī)?；詭r墻侵入,巖墻走向與古元古代末造山帶近于垂直或大角度相交,且切割所有新太古代和古元古代早期各構(gòu)造單元,指示華北克拉通完全固結(jié)形成剛性陸塊后的伸展作用,標志著古元古代末大陸裂解開始[2]。而后,華北克拉通構(gòu)造環(huán)境逐步由碰撞向造山后伸展轉(zhuǎn)換。

4.2.2 1.60～1.40 Ga被動裂谷早期的陸內(nèi)伸展

此階段與中元古代薊縣系地層對應(yīng),堆積厚度近萬米的薊縣群巨厚沉積蓋層,持續(xù)沉積時代至少為1.58～1.44 Ga[41-42]且除少量位于大紅峪組頂部的火山巖夾層外,薊縣系地層不發(fā)育的巖漿活動,此階段巖漿活動、殼幔物質(zhì)交換強度及頻率顯著降低,地層主要巖性以盆地發(fā)育以力學(xué)沉降和熱力沉降為主[56]。前人就北緣盆地構(gòu)造屬性判別顯示,華北北部1.60～1.40 Ga仍處于并長期處于陸內(nèi)裂谷伸展初期[50]。

4.2.3 1.40～1.30 Ga 陸內(nèi)裂谷生長階段

地層學(xué)研究表明,華北克拉通北部待建系地層構(gòu)造演化可概括為,早期短暫的局部沉降和此后長期大面積抬升剝蝕[51],下馬嶺組斑脫巖的的地球化學(xué)特征表明其火山作用是在同碰撞和火山弧環(huán)境下形成的,指示俯沖型造山作用,下伏黑色頁巖組合可能指示華北北緣增生過程。另一方面,1.33～1.30 Ga燕遼大火成巖省成因背景普遍與陸內(nèi)裂谷環(huán)境有關(guān),其形成可能與華北克拉通北緣從哥倫比亞超大陸的裂解有關(guān)[57]。樣品F2034、F2035-1、F2035-2的構(gòu)造盆地判別結(jié)果表明,待建系下馬嶺組地層仍處于陸內(nèi)伸展階段。

4.2.4 1.30～1.00 Ga 抬升階段

根據(jù)近年來的年代地層學(xué)研究成果[43],2014版《中國地層表》[58]將我國的中元古界年代地層序列自下而上修訂為:中元古界長城系(1.80～1.60 Ga)、薊縣系(1.60～1.40 Ga)、待建系(1.40～1.00 Ga),并將青白口系(1 000～780 Ma)劃歸新元古界,這一成果打破了燕遼裂谷盆地從長城紀到青白口系近于連續(xù)沉積的傳統(tǒng)認識。下馬嶺組樣品F2034、F2035-1及F2035-2中,均缺失1.30～1.0 Ga沉積記錄,同時,前人研究表明燕遼裂谷盆地普遍缺失除下馬嶺組之外的待建紀沉積地層[48-49],進一步證明了燕遼裂谷盆地在1.30～1.0 Ga可能處于抬升階段。此外,本研究數(shù)據(jù)表明,這一抬升過程可能在下馬嶺組沉積晚期～1.35 Ga左右已經(jīng)開始。

5 結(jié)論

綜合上述,可將燕遼裂谷盆地構(gòu)造演化大致概括為4個階段:①碰撞后伸展的轉(zhuǎn)換階段(1.85～1.60 Ga);②早期陸內(nèi)伸展階段(1.60～1.40 Ga),持續(xù)沉積時代至少為1.58～1.44 Ga,薊縣系頂部地層仍處于陸內(nèi)伸展的早期階段;③全球超大陸裂解背景下的陸內(nèi)裂谷沉積階段(1.40～1.30 Ga),并在燕遼裂谷盆地沉積了待建系下馬嶺組地層;④整體抬升階段(1.32～1.0 Ga),燕遼、熊耳、渣爾泰三大裂谷盆地沉積作用在1.32～1.0 Ga停止,普遍存在于下馬嶺組的沉積間斷,指示華北克拉通在～1.3 Ga發(fā)生整體抬升。