新元古代——Rodinia超大陆形成与裂解阶段

1. 新元古代——Rodinia超大陆形成与裂解阶段

1.新元古代早期（Rodinia超大陆形成）
古元古代泛大陆裂解后所形成的众多陆块，经历了格林威尔造山运动（1300～900Ma）后，这些分离的古陆块又重新汇聚在一起构成了“罗迪尼亚”古大陆。当时本区中元古代南天山洋于新元古代开始沿着中天山那拉提陆缘活动带向北发生俯冲，该俯冲事件在哈萨克斯坦以1100～1050Ma 花岗岩的侵入和花岗岩化作用作为标志。在甘肃柳园古堡泉一带有花岗片麻岩（单颗粒锆石U-Pb年龄880±13Ma）及榴辉岩（861±74Ma）（陆松年等，1998）同位素年龄提供了佐证。由于在那拉提山北缘喀拉峻山地区古陆边缘发生抬升作用，青白口系库斯台群含叠层石大理岩角度不整合在蓟县系科克苏群之上。
2.新元古代晚期（Rodinia超大陆裂解）
南华纪（800～680Ma）—震旦纪（680～600Ma）“罗迪尼亚”古大陆先后开始裂解（陆松年，1998）。本研究区南华纪的贝义西期库鲁铁列克提组下部出现双峰式火山岩套，同时出现与当时全球“罗迪尼亚”古大陆裂解初期相匹配的3个冰期过程，即南华纪的库鲁铁列克提组冰碛岩、吐拉苏组冰碛岩及震旦系塔里萨依组冰碛岩。需要指出的是，在那拉提南缘断裂南侧的达鲁巴依达坂（见图1-2），由新疆地矿局第二区调队在和静县察汗萨拉一带1∶5万填图时发现震旦纪蛇绿混杂岩（杨海波等，2005）。由变质橄榄岩、辉石岩、辉长岩、硅质岩及凝灰质砂岩组成，经锆石Pb-Pb测年，分别获得590±11Ma和600±15Ma年龄值，其稀土元素组成显示大洋岛环境特征。关于南天山是否出现震旦纪洋盆还需进一步研究。

2. 中元古代大陆裂解

相对于新太古代—古元古代和新元古代，中元古代的构造岩浆活动比较薄弱，形成的地质体数量较少，仅有小范围的裂谷沉积杂岩、稀疏的基性岩墙群和被新元古代构造岩浆活动强烈破坏的中元古代幔源岩浆杂岩。

图4.3 山东陆壳中新元古代构造演化的重大构造热事件

（参照李江海等[34]）
Fig.4.3 Major tectonic-thermo events during the Meso-to Neo-Proterozoic period evolution of the Shandong continental crust（cit.Li et al.[34]）
4.3.1 济宁裂谷
分布于鲁西地块西侧的济宁岩群形成于中元古代初期大陆裂解阶段，是鲁西地块陆内裂谷产物。
4.3.1.1 济宁岩群主要岩性特征
济宁岩群是山东省境内的隐伏地层，仅见于为验证济宁磁异常而施工的钻孔岩心中，埋深＞1000m。原山东省地质局第二地质队、李评、亓润章先后进行过研究[64，65]。2006年，山东物化探勘查院为进一步验证磁异常施工了一深达1804.78m的钻孔，于1221.98m始见济宁岩群，至终孔仍为济宁岩群，总垂直厚度583.80m。济宁岩群主要岩石组合：上部以绢云千枚岩、绿泥绢云千枚岩为主，下部主要为方解绢云千枚岩、方解磁铁石英岩、绿泥磁铁钙质千枚岩和方解绢云凝灰质千枚岩，底部出现变质泥砂岩（图4.4）。原岩为泥岩、钙质砂岩、砂泥质灰岩夹酸性火山岩。济宁岩群的岩石组合和矿物组合特征指示其变质程度为低绿片岩相。

图4.4 济宁岩群钻孔柱状图

Fig.4.4 Drill core lithological column of the Jining Group
4.3.1.2 济宁岩群地球化学特征及形成的大地构造背景
化学成分分析结果（表4.1）表明，济宁岩群岩石普遍含有方解石，因此CO2和烧失量较高。岩石化学成分变化较大，SiO237.25%～73.18%，TiO20.05%～0.76%，Al2O31.33%～19.84%，Fe2O3＋FeO 2.28%～45.55%，MgO 0.6%～5.54%，CaO 0.39%～4.86%，Na2O 0.14%～2.95%，K2O 0.04%～5.20%。其中，富硅、碱，低铁、镁者为变质酸性火山岩；贫硅、铝、钛、碱，富铁者为碳酸盐含量高的泥灰岩成分的变质岩；富铝、钾、钙、镁者为泥质变质岩。
稀土元素球粒陨石标准化型式（图4.5）呈右倾斜线，显示了轻稀土富集、重稀土平坦、无或具轻微铕异常、轻微正钕异常的特点，与澳大利亚后太古沉积岩稀土元素平均值和大陆上地壳稀土元素平均值型式相似。
微量元素组成，富K、Rb、Ba、Ce，贫Sr、Nb、P、Ti、Cr。在相对于洋中脊玄武岩标准化的蛛网图上（图4.5），Sr、Nb、P、Ti、Cr呈显著的“V”形，指示斜长石、磷灰石、钛铁矿等矿物含量少；Rb、Ce呈明显的尖峰，指示绢云母、榍石含量较高。曲线型式具有拉张环境的特点。
济宁岩群岩石化学成分在F1-F2判别图解中，主要投点于活动大陆边缘区和大陆岛弧区；在SiO2-log（K2O/Na2O）图解中，投点于活动大陆边缘和被动大陆边缘区界限两侧（图3.22）。结合济宁群中含较多火山物质及微量元素、稀土元素地球化学特征，综合分析认为，济宁岩群总体形成于活动大陆边缘拉张构造背景。

表4.1 济宁岩群样品的全岩主元素、微量元素和稀土元素化学分析结果　Table4.1 Geochemical analyses of the rocks belong to the Jining Group，including major elements（wt.%），trace elements，and rare earth elements（μg/g）


续表

注：分析测试单位及分析方法同表3.1。

图4.5 济宁岩群岩石的稀土元素球粒陨石标准化型式和微量元素N-MORB 标准化型式

Fig.4.5 Chondrite-normalized REE patterns and N-MORB normalized trace element spider diagram of the Jining Group metamorphic rocks
稀土曲线图中位置靠上的虚线为澳大利亚后太古沉积岩稀土元素平均值（McLennan，1989），位置靠下的虚线是大陆上地壳稀土元素平均值（Taylor and Mclennan，1981），其他为本文样品，对比样品的原始数据转引自Rollinson[66]
4.3.1.3 济宁岩群形成时代
前人获得济宁群中的变质火山岩全岩K-Ar同位素年龄为1709.5Ma，千枚岩Rb-Sr全岩等时线年龄1753Ma；发现有光面球藻、厚缘小球藻及瘤面球藻等超微体古植物化石，并认为可与长城系中的微古植物组合对比。综合考虑同位素年龄和微古植物化石特征，笔者认为济宁岩群的形成时代可暂置于中元古代早期。
4.3.2 鲁西基性岩墙群
由辉绿岩组成，分布于鲁西地块前寒武纪基底区，常集中成群分布，主要为一系列北北东—近南北向展布的基性岩墙。在苍山、杨谢、野店等地分布较集中，岩墙长百余米至5km，宽1～20m，局部宽度可达220m。
王岳军等对基性岩墙的地球化学特征作了较详细研究[67]，样品的SiO2为51.86%～63.83%，MgO为5.62%～6.39%，Al2O3为12.9%～13.9%，FeO＊（全铁）为11.04%～12.18%，K2O为1.36%～2.30%，Na2O＋K2O为3.63%～5.52%，K2O/Na2O为0.5～0.78，TiO2＝2.02%～2.24%，Mg＝0.47～0.51，Cr为（192～244）×10-6，Ni为（84～103）×10-6，属亚碱性玄武岩和玄武安山岩系。它们相对于MORB具有相对低的FeO＊和相对高的Al2O3，而相对于弧后盆地玄武岩则表现为相对高的FeO＊、TiO2和相对低的Al2O3。微量元素、稀土元素和Sr-Nd同位素地球化学特征均表明基性岩墙具弧火山和MORB双重地球化学属性。与日本海弧后盆地玄武岩相似。
元古宙华北克拉通内广泛发育未变质变形的基性岩墙群，对于其形成的构造背景有两种不同的认识。一种观点认为，基性岩脉是Columbia超大陆裂解时地幔柱作用下的同期同构造产物；另一种观点认为，基性岩脉是陆块碰撞后陆内伸展作用的产物[67]。鲁西地区傲徕山岩浆活动带广泛发育的同碰撞花岗岩，证明古元古代发生了强烈的碰撞造山作用，因此笔者同意基性岩墙是弧-陆碰撞后伸展作用的结果。
前人在地质填图过程中，认识到鲁西基性岩墙的重要性，在将其作为填图单位划分出来的同时，对其进行了K-Ar、Rb-Sr和Sm-Nd同位素测年，年龄范围为1906～1149Ma[10，68]，结合地质体之间的接触关系认为基性岩墙形成于中元古代。近年来，部分研究者测得了一些高精度锆石U-Pb年龄数据：侯贵廷等[69]测得莱芜辉绿岩岩墙锆石SHRIMP谐和年龄为1139±25Ma和1157±18Ma，泰山红门辉绿岩墙锆石SHRIMP年龄为1837±18Ma；王岳军等[67]测得蒙阴野店激光ICP-MS锆石U-Pb年龄为1841±17Ma。可见，鲁西基性岩墙群可分为两期，早期岩墙形成于中元古代初，与研究者们普遍认可的华北克拉通1.8Ga基性岩墙群[38，63，70]形成时代一致；晚期岩墙形成于中元古代晚期，与Mekenzie巨型岩墙群的形成时间相近，也与华北克拉通中新元古代第二期伸展事件[63]接近。但两期基性岩墙群的关系、分布规律和野外识别标志目前尚不清楚。
4.3.3 海阳所幔源岩浆杂岩
由蛇纹石化变辉橄岩、变辉石角闪石岩、变辉长岩、闪长岩、石英闪长岩和斜长花岗岩组成，以变辉长岩为主（约占50%），呈大小不等的包体状包于苏鲁造山带新元古代花岗岩中，各种岩性常组合成带状密集区断续分布。
岩石化学成分在FAM图解中（图4.6a），投点于拉斑玄武岩和钙碱性玄武岩界线附近，由早期侵入体至晚期侵入体显示了由富镁向富铁再向富钠、钾方向演化的特点。

图4.6 海阳所幔源岩浆杂岩的FAM图解（a）和稀土元素球粒陨石标准化型式（b）

Fig.4.6 （a）FAM diagram and（b）Chondrite-normalized REE patterns of the Haiyangsuo Complex
1—斜长花岗岩；2—石英闪长岩；3—闪长岩；4—变辉长岩；5—角闪石岩；6—变辉橄榄岩；
TH—拉斑玄武岩系；CA—钙碱性岩系；原始数据据宋明春等[10]
关于海阳所幔源岩浆杂岩的成因尚有争议，一种观点认为青岛仰口及乳山海阳所一带的超镁铁质岩是蛇绿岩的组成部分[71，72]，认为乳山前岛一带的石英岩是蛇绿岩套中的硅质岩[73]；另一种观点认为是幔源岩浆杂岩[74～76]。
海阳所杂岩各岩体的岩石化学特征及早期岩体较低的稀土总量，较平坦型的稀土配分模式（图4.6b）指示其来源于亏损的地幔源区。后期岩体稀土总量增高，轻、重稀土比值增大的特点，反映了分异结晶作用的存在。小屯斜长花岗岩显著的正铕异常显示了残余岩浆的特点，是典型的幔源花岗岩类[77]。采用Wells的二辉石温度计与Bertrand等的斜方辉石—石榴石压力计，计算出梭罗树辉橄岩的平衡温压值，温度介于784～913℃之间（平均856℃），压力变化介于1.863～1.982GPa之间，相当于52～59km深度[74]。幔源岩浆杂岩的岩石组合与G.蒂申多夫划分的洋内裂谷作用造成的岩浆组合相吻合，其所处的大地构造背景也指示了裂谷存在的可能性。因此，幔源岩浆杂岩可能是上地幔岩浆沿裂谷上侵并分异形成的。
海阳所幔源岩浆杂岩同位素年龄年龄范围是1742～1282Ma[10]，但可信度高的为测自斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄（1370.6Ma[77]）和变辉橄岩的Sm-Nd等时线年龄（1282Ma）。

3. 古元古代泛大陆增生与裂解阶段

1.古元古代（泛大陆古陆核增生）
本研究区目前尚未发现确切的太古宇岩系露头，但在那拉提山西延的哈萨克斯坦境内出露大片太古宙岩系，最近朱永峰等（2006）报道在拉尔敦达坂石炭纪火山岩中获得一颗太古宙锆石，经SHRIMP U-Pb定年结果为2546Ma，表明本区的古元古代岩系之下确实存在太古宙岩系，由此为本区古元古界那拉提岩群及温泉群物质来源于太古宙古陆核提供了依据。古元古代，如：温泉地区出现由浊流沉积岩系变质的副片麻岩系其中夹有变中基性火山岩。在那拉提山及哈尔克山地区也有一套由碎屑岩、碳酸盐岩夹火山岩变来的深变质古元古代岩系。因此，古元古代早期，太古宙的古陆核较小，其外围岩石圈薄而软，表现了波状起伏的裂陷火山带，随着火山喷发的持续及岩浆分异作用，将软弱的地壳逐渐固化，到了古元古代晚期才开始出现较多的稳定型碳酸盐岩沉积。古元古代末，吕梁运动（1850Ma）波及全区，使火山-沉积岩发生塑性变形及混合岩化，同时经历角闪岩相及高绿片岩相变质作用。在别珍套山北麓有1.8Ga花岗岩侵入（丁乾俊等，1990），反映了古元古代围绕太古宙陆核，地壳不断增生和发展壮大了原始古陆的范围。本区古陆有可能是组成古元古代泛大陆的一部分。
2.中元古代（泛大陆裂解）
本研究区中元古代出现两类完全不同的沉积区，在赛里木-准噶尔及乌孙-阿吾拉勒微板块上的长城系哈尔达坂群及蓟县系库松木切克群为稳定型盖层的碎屑岩-碳酸盐岩建造，其中局部地区有微弱火山活动，而南天山哈尔克山地区木扎尔特岩群为活动型大陆边缘火山岩夹碎屑岩的沉积，其中长阿吾子沟蛇绿岩中基性火山岩Sm-Nd同位素等时线年龄为1570Ma（王宝瑜等，1994）。由此，蓟县纪早期出现火山岩型被动大陆边缘和洋盆构造格局，表明当时古元古代泛大陆在那拉提山南缘在古元古界兴地塔格岩群基底上发生裂解，形成中元古代南天山洋（王作勋等，1990；高俊等，1995）。

4. 古元古代早期的陆内裂解

塔里木克拉通保存了古元古代早期2500Ma至2300Ma期间大陆裂解的地质记录，其中包括阿克塔什塔格一带发育的同构造期奥长花岗岩和基性岩墙群（麻粒岩相变质）、赫罗斯坦河一带的二长花岗岩和钾长花岗岩侵入体等，推测它们是在太古宙末期与造山作用有关的大规模地壳生长以后，岩石圈减薄和陆内裂解的产物。

5. 新元古代古陆的解体

虽然 “华夏古陆” 曾经存在，但决非铁板一块。它的发展与演化必然要受到区域构 造事件的影响。同位素特征研究表明，前述三个古块体（武夷块体、南岭块体和云开块体）（图3-2）当时有可能是相连在一起的（Chen et al.，1998）。但根据它们现在彼此 走向各异的分离状态，认为这些块体的展布格局是裂解作用的结果。古地磁研究表明（舒良树等，1995），华夏古陆在中元古代中期曾是劳伦大陆的一部分，而扬子陆块位于 东冈瓦纳和劳伦-华北两个大陆块之间。1.1～0.9Ga，华夏与扬子通过碰撞汇聚而成统 一的大陆块体。碰撞焊合之后，又遭受过青白口纪末期的解体（舒良树等，2000）。在闽 北建瓯，上元古界龙北溪组的上部有高钛低钾的碱性玄武岩层，表明龙北溪期晚阶段（约0.8Ga）确实有过拉张裂解事件。致使古陆被解体为走向各异、互不相连的若干块体。在几个块体之间，有若干个震旦纪-早古生代浅海-半深海沉积区将它们相隔离，沉积厚 度可达万米。如邵武-将乐浊积岩沉积区（Z1-∈）、清流-长汀-武平砂-泥-硅质复 理石沉积区（Nh-O）、巨大规模的赣南泥砂质复理石沉积区（∈-O）等。这些沉积 区虽已褶皱变形，但变质很弱，多为板岩，夹少量千枚岩。和前震旦纪浙东南-闽西 北高级变质岩区形成强烈反差。这些沉积区分布表明，至少从震旦纪开始，华夏古陆 已经解体。 

图3-4 华夏陆块与世界各地前寒武纪年龄谱对比

野外考察和同位素研究表明，前泥盆纪华夏与扬子地区的岩石组合不能对比，二者不 是同一大地构造单元。从中、晚泥盆世开始，本区组合类型和江南地区、扬子地区基本一 致。反映早古生代构造事件后，一个统一的中国南方古地理格局已经形成。

6. 古-中元古代初始大陆的形成与演化

从研究区岩浆岩中锆石Pb-U-Tu法同位素年龄综合测试数据出现2300～2000Ma值，即可认为西昆仑-塔里木地带在古元古代滹沱纪—中元古代长城纪，初始陆壳（褶皱变质基底）已经形成。从塔什库尔干县赛图拉岩群角闪岩相变质火山岩中获得的锆石Pb-Pb法同位素年龄值（1742±35）Ma，即是这一地区古老陆壳存在的证据。
西昆仑地区长城纪经历了泛海盆（或洋盆）的演化过程，沉积了大套砂泥质陆源碎屑岩及少量碳酸盐岩和中-基性火山岩，厚度为2760.4～5350m。这与青藏大陆北缘及东缘地区均有较大相似性。在长城纪之后的蓟县纪，海槽开始关闭，并出现大量中-酸性岩浆侵位，这可以卡拉库鲁木花岗岩体和阿孜巴勒迪尔花岗岩体为代表，同位素Pb-UTh综合年龄值为1519.86～1391.1Ma，加上岩体之上有南华-震旦系花岗质砾岩的不整合覆盖，厘定岩浆活动时代为蓟县纪。即形成了褶皱变质基底和（花岗质）结晶基底两个部分。
在这一地质时期，形成的矿产有花岗岩外接触带长城系碳酸盐岩和片岩中的辉钼矿、铅锌矿、银矿和铜矿等。