SHRIMP Zircon U-Pb Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd Isotopic Study of the Cheongju granitoid rocks

청주 화강암의 SHRIMP 저어콘 U-Pb 연대, 지구화학 및 Sr-Nd 동위원소 연구

정원석^1,2·김윤섭¹·나기창^1,3*

1충북대학교 자연과학대학 지구환경과학과,

2서울대학교 자연과학대학 지구환경과학부, ³홍산 지질과학 박물관

SHRIMP Zircon U-Pb Geochronology, Geochemistry and Sr-Nd Isotopic Study of the Cheongju granitoid rocks

Wonseok Cheong^1,2, Yoonsup Kim¹ and Ki-Chang Na^1,3*

1Department of Earth & Environmental Sciences, Chungbuk National University, Cheongju 361-763, Republic of Korea

2School of Earth and Environmental Sciences, Seoul National University, Seoul 151-747, Republic of Korea

3Hongsan Geological Science Museum, Cheongwon 363-935, Republic of Korea

요 약: 청주지역에 분포하는 화강암류 암석에 대한 SHRIMP 저어콘 U-Pb 연대측정, 전암 화학 및 전암 Sr- Nd 동위원소 특성을 살펴보고 이를 대보화강암체의 지구연대학적 및 지화학적 특성과 비교하였다. 청주 화강 암체 내부의 섬록암에서 174 ± 2 Ma (tσ), 이를 관입한 흑운모 화강암에서 170 ± 2 Ma (tσ), 그리고 이 두 암 석을 모두 관입하는 산성암맥에서는 170 ± 5 Ma (tσ)의 저어콘 연대가 산출하였다. 각 암석에서 측정한 절대 연령은 노두에서 측정한 상대연령과 일치하며, 한반도 중부에 분포하는 대보화강암체에 대한 연대측정결과 (170-175 Ma)와도 부합된다. 청주 화강암체의 주원소 및 미량원소 분석 결과는 한반도 중부에 분포하는 대보 화강암류 및 화강섬록암의 분석결과와 잘 일치하며, 섭입대와 관련한 I-type 화강암의 특성을 나타낸다. 하지 만, Sr과 Nd 동위원소 조성은 청주 화강암체가 부화된 하부지각물질의 부분용융 산물이거나 지각 물질의 혼 염 가능성을 지시한다. 더불어 저어콘의 상속핵 및 포획결정에서 산출되는 2.1, 1.8, 0.8 및 0.4 Ga의 다양한 저어콘 상속핵 연대는 연구지역 주변의 경기육괴와 옥천변성대의 암석들이 동화작용에 의해 혼염 되었을 것 으로 판단된다.

핵심어: SHRIMP 저어콘 연대, 전암 화학, Sr-Nd 동위원소, 대보화강암, 청주화강암

Abstract: The emplacement ages, whole-rock geochemistry and Sr-Nd isotopic compositions of granitoid rocks from Cheongju area, South Korea, were investigated for delineating their petrogenetic link to the Jurassic Daebo granitoid rocks. Zircon crystals were collected from the diorite, biotite granite and acidic dyke samples in a single outcrop. Cross-cutting relationships show that the emplacement of diorite was postdated by the intrusion of biotite granite. Both rocks have been subsequently intruded by acidic dyke.

The U-Pb isotopic compositions of zircon from the diorite, biotite granite, and acidic dyke were measured using a SHRIMP-II ion microprobe, yielding the crystallization ages of 174 ± 2 Ma, 170 ± 2 Ma, and 170

± 5 Ma, respectively, with 95% confidence limits (tσ). The emplacement ages are consistent with those determined from the above relative ages. The major and trace element patterns of the rocks are consistent with those of the Jurassic Daebo granitoid rocks, possibly suggesting a subduction-related I-type granite.

The geochemical signature is, however, betrayed by the Sr and Nd isotopic compositions of these rocks.

The isotopic signatures suggest that the rocks were produced either by the partial melting of lower-crust or by the mantle-derived magma contaminated by the basement rocks during its ascent and/or

*Corresponding author Tel: 010-5464-2731 E-mail: [email protected]

emplacement. In addition, the inherited ages of zircons of the rocks (ca. 2.1, 1.8, 0.8 and 0.4 Ga) suggest a possible assimilation with crustal rocks from the Gyeonggi massif and Ogcheon metamorphic belt.

Key words: SHRIMP zircon U-Pb ages, major element, trace element, Sr-Nd isotopes, Cheongju granite, Daebo granite.

서 론

한반도에 분포하는 화강암질 암석은 그동안 폭넓게 연구되었고, 특히 그 지질학적 형성 과정 및 시기에 집중되었다. 일반적으로 대보화강암체는 한반도 전역 에 고루 분포하고 있는 중생대 쥐라기 저반체로서 경 기육괴 및 영남육괴와 같은 기반암과 옥천대의 암석 들을 폭넓게 관입하고 있다(Fig. 1a). 다수의 지구화 학적인 연구들은 대보화강암이 과알루미나 내지 중알 루미나 성분의 I-type 또는 S-type 화강암(e.g., Kwon et al., 1994; Jwa, 1998; Jwa, 2004; Kee et al., 2010)이고 화산호 내지 충돌대 환경에서 형성된 화강

암(e.g., 정연중 외, 2008; Kwon et al., 1994; Cheong and Chang, 1996; Kee et al., 2010)임을 지시한다.

최근 연구들은 대보화강암의 관입 연대가 한반도 남 부인 영남육괴(200-180 Ma)부터 옥천변성대(180-170 Ma)와 경기육괴(170-160 Ma)로 갈수록 젊어지며, 이 러한 지리적 위치에 따른 연대분포의 차이는 해구까 지의 거리와 섭입 방향의 변화에 의한 것으로 판단하 였다(Kee et al., 2010; 박계헌 외, 2010). 정창식 외 (2003)는 중부 옥천변성대 인근에 분포하는 대보화강 암의 U-Pb 스핀 연대측정 및 흑운모의 Rb-Sr 연대 측정을 통해 이 지역의 화강암이 대략 175 Ma에 관 입하여 10^oC/Ma 속도로 냉각되었다고 하였다. 대보

Fig. 1. (a) A schematic map showing the Mesozoic granitoid distribution (red area) of the central Korean Peninsular (modified from KIGAM, 1995). (b) A geologic map of the Cheongju area showing sample locations (after Kwon and Jin, 1974; Lee et al., 1980)

화강암의 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 비율(0.7116-0.7928)은 맨틀로부터 상당히 분리된 값으로 나타나며(정연중 외, 2008;

Cheong and Chang, 1997; Kwon et al., 1999;

Jwa, 2004), I-type (0.7045-0.7119)에 비해 S-type (0.7094-0.7184) 화강암과 유사한 특징을 갖는다 (McCulloch and Chappell, 1982). 대보화강암의 Nd 동위원소 비율(εNd = -20 ~ -12) 역시 맨틀로부터 상 당히 분화된 양상을 보여주며 이를 바탕으로 대보화 강암은 부화된 지각물질의 부분용해 산물 또는 맨틀 물질과 지각물질의 혼염에 의해서 형성된 것으로 판 단하였다(e.g., 정연중 외, 2008; Cheong and Chang, 1997; Kwon et al., 1999; Jwa, 2004).

청주 화강암은 청주시와 청원군 일대에 분포하는 화강암체에 대한 관습적인 명칭으로 옥천변성대와 경 기육괴의 사이에 관입하고 있는 대보화강암의 일부이 다(Fig. 1b). 현재까지 활발하게 연구된 대보화강암에 비해서 청주 화강암은 1970년대 청주도폭 (권영일과 진명식, 1974) 조사 이후 일부 지화학 데이터(Cheong and Chang, 1996)가 존재하긴 하지만 세부적인 조사 가 수행된 바는 없다. 또한 청주 화강암의 연대측정 에 대한 학술 발표 초록(정창식 외, 2003; 이기욱과 최승호, 2009)은 존재하지만 아직 구체적인 동위원소 데이터와 연대가 함께 기술된 자료가 존재하지 않는 다. 따라서 청주 화강암에 대한 지구화학적, 동위원소 적 연구는 청주 화강암이 주변 지역의 대보화강암과 별도의 암체인지 동일한 암체인지 상관관계를 정립해 주는 중요한 실험 방법이다. 이번 연구에서는 청주 화강암체 내부에 분포하는 섬록암, 흑운모 화강암 및 산성암맥에서 저어콘 결정을 채취하고, 이에 대한 U- Pb 동위원소성분 분석을 통하여 청주 화강암의 관입 및 정치시기를 확립하였다. 또한 섬록암과 반상화강 암에 대한 전암 시료 분석을 통하여 이들 암석의 주 원소 및 미량원소 함량과 Sr 및 Nd의 동위원소 성분 을 측정하였다. 이로부터 청주 화강암체 생성의 근원 물질을 추정하여 대보화강암체와의 지구과학적인 연 관성을 조사하였다.

지질개요

연구지역인 청주시-청원군 지역은 대부분 화강암류 로 구성되어 있으며, 이 화강암체를 기준으로 서북부 에는 경기육괴 편마암이, 동부에는 옥천변성대의 변 성퇴적암이 분포하고 있다(Fig. 1b). 경기육괴 편마암

류는 주로 흑운모 편마암과 안구상편마암이 주를 이 룬다(권영일과 진명식, 1974). 옥천변성대에 분포하는 암석들은 경기육괴의 변성암류에 비해 상대적으로 저 변성 암석인 이질 및 사질 천매암으로 구성되어 있다 (이종혁 외, 1980). 경기육괴와 옥천변성대의 변성암 류가 분포하는 지역은 차별적 풍화작용에 의해 청주 화강암이 분포하고 있는 지역에 비해 상대적으로 높 은 산악지형을 형성하고 있다.

화강암류 암석은 청주시 중앙부에서 낮은 지형을 이루며 이들 변성암류를 관입하는 양상으로 나타난다.

청주 화강암은 넓은 충적층의 분포와 개발로 인하여 노두를 관찰할 수 있는 지역이 매우 제한적이다. 연 구지역의 화강암류 암석은 서쪽 경기육괴와 접하고 있는 지역에서는 주로 흑운모 화강암의 암상으로 나 타나는 반면, 옥천변성대와 접하는 지역에서는 일부 흑운모 화강암이 분포하기도 하지만, 주로 반상화강 암의 형태로 산출한다. 또한 화강암체 곳곳에 섬록암 들이 소규모로 지표에 드러나 있다(Fig. 1b). 흑운모 화강암과 반상화강암 사이의 경계는 점이적인데, 이 를 근거로 두 화강암체를 동일 마그마 기원일 것으 로 보았다(권영일과 진명식, 1974). 경기육괴와 접경 지역에 분포하는 흑운모 화강암은 변형작용으로 인 한 엽리구조도 나타난다. 옥천변성대와 접하고 있는 일부 반상화강암은 반정이 거의 관찰되지 않는 등립 질의 흑운모 화강암에 가깝다. 화강암체 내에는 간간 히 변성암류가 지붕암(roof pendant) 또는 포획암의 형태로 분포한다(Fig. 1b). 섬록암은 그 규모가 작아 지질도폭에서 암주상으로 나타나지만, 청주 화강암체 가 관입하고 있는 암체이다(권영일과 진명식, 1974).

섬록암 역시 도시개발로 인해서 관찰할 수 있는 지 역이 제한적이지만 청주시 중심부에 위치하는 우암 산의 사면 절개지에서 비교적 큰 암체로 관찰할 수 있다(Fig. 1b). 연구지역에 분포하는 섬록암에 대한 암석학적 연구는 기존 문헌 연구결과를 찾을 수 없 었다.

시료기재

청주 화강암의 관입 및 정치 시기를 판단하기 위하 여 저어콘의 U-Pb 연대측정을 목적으로 우암산 사면 절개지에서 섬록암(CJ1), 흑운모 화강암(CJ2), 그리고 산성암맥 (CJ3) 시료를 채취하였다(Fig. 1b). 시료 채 취 인근 지점에서 이 세 암석의 관입 선후 관계를

관찰 할 수 있는데, 흑운모 화강암은 섬록암을 관입 하고 있으며, 다시 이 두 암체를 산성암맥이 관입하 고 있다(Fig. 2). 섬록암 시료의 주 구성광물은 사장

석, 휘석 및 각섬석이며, 부수광물로는 석영, 흑운모, 저어콘 및 불투명 광물이 있다(Fig. 3a). 흑운모 화강 암 시료는 중립의 등립질이며, 주로 석영, 사장석, 정 장석, 흑운모로 구성되어 있다(Fig. 3b). 산성암맥 (CJ3)은 폭이 수 m 정도의 규모이다(Fig. 2). 산성암 맥의 입자 크기는 50 µm 이하로 매우 작고, 주 구성 광물은 석영, 사장석, 흑운모이다(Fig. 3c). 주원소, 미 량원소 및 Sr-Nd 동위원소 분석을 위하여 추가로 두 개의 반상화강암 시료(CJ4 and CJ5)를 채취하였다 (Fig. 1b). 반상화강암의 가장 큰 특징은 장축의 길이 가 5 cm 내외인 분홍색 K-장석 반정의 산출이다. 정 장석과 더불어 세립내지 중립의 사장석, 석영 흑운모 가 주 구성광물조합을 이루며, 미르메카이트와 그라 노펠스 조직이 매우 잘 발달하였다. 흑운모는 대부분 녹니석으로 변질되었다. 부수광물로는 저어콘과 스핀 이 있다(Fig. 3d).

섬록암, 흑운모 화강암 및 산성암맥 시료에서 분리 Fig. 2. A photograph showing field relationship between

biotite granite, diorite and acidic dike.

Fig. 3. Photomicrographs showing mineral assemblages of the Cheongju granitoids: (a) diorite (CJ1; plane- polarized light), (b) biotite granite (CJ2; cross-polarized light), (c) acidic dike (CJ3; plane-polarized light) and (d) porphyritic granite (CJ4; cross-polarized light). The scale bar is 1 mm. Abbreviations: Amp, amphibole; Py, pyroxene; Pl, plagioclase; Bt, biotite; Chl, Chlorite; Kfs, K-feldspar; Qtz, Quartz; Spn, sphene; Zrn, zircon.

한 저어콘들은 암석별로 다른 내부 조직을 갖는 저어 콘을 산출하였다. 섬록암시료(CJ1)에서 분리한 저어 콘들의 장축 길이는 대략 100-200 µm이며 장단축 비 율은 2:1 ~ 3:1 이다(Fig. 4a). 음극선발광영상에서 관찰 한 이 저어콘들의 내부는 대체로 진동누대(oscillatory zoning) 조직을 가지고 있으며, 일부 저어콘들은 밝은 중심부를 가지고 있다(Fig. 4a). 흑운모 화강암 시료 (CJ2)에서 분리한 저어콘들은 섬록암에서 분리한 저 어콘과 크기는 비슷하지만 내부 조직에서 차이가 나 타난다. 음극선발광영상에서 관찰되는 흑운모 화강암 의 저어콘들은 대부분 입자의 가장자리는 밝고 중심 부는 어두운 불규칙한 조직으로 나타나지만 일부 미 약한 진동누대조직과 더불어 밝은 중심부를 갖는 것 도 있다(Fig. 4b). 산성암맥(CJ3)은 저어콘 함유량이 적으며, 두 가지 특징적인 산출양상으로 구분할 수 있다. 첫 번째 형태의 저어콘들은 장축과 단축 길이 가 거의 동일한 100 µm 이내의 자형결정으로 음극선 발광영상에서 밝은 색의 비교적 단순한 진동누대구조 으로 나타난다(Fig. 4c). 두 번째 형태의 저어콘들은 100µm 내외의 다양한 크기와 장단축 비율이 2:1 ~ 4:1인 긴 형태의 것들이다. 이 저어콘들의 음극 선발광영상은 첫 번째 형태의 저어콘에 비하여 상대 적으로 어둡게 나타난다(Fig. 4c).

분석방법

저어콘의 연대측정을 위하여 채취한 시료들을 유압

파쇄기와 아게이트밀을 이용하여 파쇄 하였다. 이 분 말 시료들에서 물과 중액을 이용한 전통적인 비중분 리방법과 자성분리방법을 적용한 후 마지막으로 수작 업을 거쳐 저어콘 결정들을 추출하였다. 분리된 저어 콘 입자들은 표준시료와 함께 에폭시마운트에 시료별 로 고정시킨 후, 저어콘 입자의 절반정도가 드러날 때까지 연마하였다. 연마된 저어콘 입자들의 내부 조 직을 관찰하기 위해 한국기초과학지원연구원 오창센 터의 주사전자현미경(SEM; JEOL6610LV)을 이용하 여 후방산란전자영상 및 음극선발광영상을 촬영하였 다. 저어콘의 U-Th-Pb 동위원소 성분분석은 한국기초 과학지원연구원 오창센터의 고분해능이차이온질량분 석기(SHRIMP)를 이용해서 수행하였다. SHRIMP 장 비를 이용한 U-Th-Pb 동위원소성분 분석법은 Williams (1998)에 서술된 과정을 따랐다. 분석에 이용된 1차 이온 빔의 크기와 전류는 각각 ~20 µm 및 ~3 nA이 다. 저어콘의 우라늄 농도는 SL13 저어콘(238 ppm U; Claou-Long et al., 1995) 표준시료를 사용하여 측정하였고, U-Pb 동위원소성분은 미국 미네소타주 둘루스 복합체(Duluth Complex)에서 산출하는 FC1 저어콘(²⁰⁶Pb/²³⁸U=0.1859; Paces and Miller, 1993) 표준시료를 사용하여 측정하였다. 분석한 저어콘의 U- Th-Pb 동위원소비는 PRAWN/LEAD 프로그램을 사 용하여 계산되었고, 계산된 동위원소비는 Isoplot/EX (Ludwig, 2003)을 이용하여 절대연령 환산 및 도표를 작성하였다. 이로부터 구한 연령의 불확실도는 95%

신뢰수준으로 계산하였다.

Fig. 4. Cathodoluminescence images of zircons from diorite (a; CJ1), biotite granite (b; CJ2), and acidic dike (c;

CJ3) together with locations of SHRIMP analyses and ²⁰⁶Pb/²³⁸U ages. The scale bar is 100 µm.

Table 1. U–Th-Pb isotope compositions of zircons 　CommonApparent age (Ma)Concordance (%)GrainAreaU (ppm)Th (ppm)Th/U206Pb (%)207Pb*/206Pb208Pb*/206Pb206Pb*/238U208Pb*/232Th207Pb/206Pb206Pb/238U208Pb/232Th Sample CJ1 (diorite) 1.1rim267830.310.960.05447 ± 2500.09897 ±7090.02704 ±420.00858 ± 63391 ±106172 ±3173 ±1399.4 2.1inherited core129650.500.170.11318 ±2050.14455 ±5540.33692 ±7860.09678 ±4481851 ±331872 ±381867 ±83100.3 3.1rim126500.402.140.04907 ±7250.11905 ±9560.02754 ±580.00826 ±69151 ±314175 ±4166 ±14105.4 4.1rim5101620.320.800.05359 ±1820.09756 ±5100.02754 ±490.00845 ±47354 ±79175 ±3170 ±9102.9 5.1rim86380.444.020.04353 ±18530.15296 ±15430.02935 ±960.01011 ±108­187 ±6203 ±2292.1 6.1inherited core3381270.380.260.09070 ±1710.32839 ±6210.09521 ±1200.08296 ±1951440 ± 36586 ±71611 ±3636.4 7.1rim4624420.960.980.05319 ±1900.29751 ±6990.02733 ±440.00849 ±25337 ±83174 ±3171 ±5101.8 8.1inherited core3041550.510.440.05737 ±1140.15609 ±5220.05950 ±1050.01820 ±70506 ±44373 ±6365 ±14102.2 9.1rim147810.552.210.03758 ± 15060.17199 ± 17520.02740 ±760.00849 ±90­174 ±5171 ±18101.8 10.1rim212660.311.310.03459 ±6260.09636 ± 9050.02784 ±530.00866 ±83­177 ±3174 ±17101.7 11.1rim2631160.441.590.05723 ±5240.12880 ±8790.02719 ± 560.00792 ±57500 ± 215173 ±4159 ±11108.8 12.1rim212623241.090.270.05067 ±620.33790 ±3160.02624 ±270.00811 ±11226 ±28167 ±2163 ±2102.5 13.1rim7873440.440.520.04978 ±2880.13632 ± 6840.02727 ± 400.00850 ±45185 ±141173 ±3171 ± 9101.2 14.1rim187812710.680.290.04891 ±1250.21636 ±4070.02664 ±320.00852 ± 19143 ±1169 ±2171 ±498.8 15.1inherited core148370.250.220.12767 ±1870.06777 ±4690.33508 ±6870.09107 ±6642066 ±261863 ±331762 ± 123105.7 16.1rim689124670.360.710.04968 ± 980.11431 ±1890.02784 ±270.00889 ±17180 ±47177 ±2179 ±398.9 17.1rim390300.080.870.05756 ±1990.02310 ±4910.02665 ±480.00790 ±169513 ±78170 ±3159 ±34106.9 10.1neocryst49651.328.67-0.2151 ±3820.44406 ±26730.02697 ±800.00904 ±61­172 ±5182 ±1294.5 Sample CJ2 (biotite granite) 1.1rim114270.2412.110.06206 ± 22350.06013 ±14440.02651 ± 670.00669 ± 162676 ±1046169 ±4135 ±33125.2 1.2core341990.290.910.05005 ±4550.08653 ± 6530.02657 ±400.00791 ±61197 ± 198169 ±3159 ±12106.3 2.1inherited core2512881.150.340.06550 ± 1010.35502 ±4240.12108 ±1810.03753 ±76790 ± 33737 ±10745 ±1598.9 3.1inherited core3131420.45-0.100.06467 ± 1260.14501 ±38612683 ±1850.04059 ±125764 ±42770 ±11804 ±2495.8 4.1rim281026710.950.340.04789 ±920.30084 ±4170.02642 ±260.00836 ±1494 ±46168 ±2168 ±3100.0 5.1core4182250.540.600.04795 ±3140.19189 ±8390.02500 ±520.00891 ±4497 ±148159 ±3179 ±988.8 6.1inherited core5651160.215.320.09868 ±1290.05618 ±3590.07518 ±1100.02051 ±1351599 ± 25467 ± 7410 ±27113.9 All the isotopic compositions were calculated on the basis of the 207Pb correction methods except for the207Pb*/206Pb ratios corrected by 204Pb.

Table 1. Continued 　CommonApparent age (Ma)Concordance (%)GrainAreaU (ppm)Th (ppm)Th/U206Pb (%)207Pb*/206Pb208Pb*/206Pb206Pb*/238U208Pb*/232Th207Pb/206Pb206Pb/238U208Pb/232Th Sample CJ2 (biotite granite) 7.1core1310730.060.300.05012 ±1000.01540 ±1920.02707 ±340.00750 ±94201 ± 47172 ± 2151 ±19113.9 8.1inherited core1451010.700.330.05880 ±1290.21782 ±5990.07468 ± 1370.02318 ±79560 ± 48464 ±8463 ±16100.2 9.1inherited core3843220.840.580.06692 ±1460.18126 ± 4490.10325 ±1840.02232 ±112835 ±46633 ±11446 ± 22141.9 10.1core3583901.090.580.04928 ± 2570.34619 ±9900.02663 ±460.00845 ±29161 ±126169 ±3170 ± 699.4 11.1inherited core5181930.370.020.11319 ±750.11510 ±2140.27875 ±4140.08604 ±2131851 ±121585 ±211668 ±4095.0 12.1rim12046650.550.220.05118 ±670.16760 ±3070.02681 ±360.00813 ±19249 ±30171 ±2164 ±4104.2 13.1rim107470.010.240.05115 ±71­0.02702 ±33­248 ±32172 ±2­­ Sample CJ3 (acidic dike) 1.1xenocryst685560.080.080.11401 ±1120.02400 ±2920.25655 ±3440.07556 ±9271864 ±181472 ±181472 ±175100.0 1.2xenocryst233780.330.300.11166 ± 6090.09510 ±15980.22174 ±5950.06307 ±10761827 ±1021291 ±311236 ±206104.4 2.1xenocryst5221150.220.100.10811 ±1180.06664 ±3150.18698 ±2680.05664 ±2821768 ±201105 ±151114 ± 5499.2 3.1xenocryst648530.081.880.05125 ±4210.01899 ±3170.03006 ±400.00702 ±118252 ±201191 ±3141 ±24135.5 4.1neocryst1961140.582.630.05337 ±8260.19956 ±14390.02721 ±540.00933 ±70344 ±344173 ±3188 ±1492.0 5.1xenocryst1497490.030.010.19079 ±2000.0799 ±5480.44710 ±6680.10876 ±74632749 ±171382 ±302087 ±140866.2 6.1neocryst4032050.510.690.04949 ±2580.16107 ±8840.02594 ±410.00821 ±47171 ±126165 ±3165 ±9100.0 7.1neocryst3382100.621.120.05094 ±3150.20658 ±8980.02674 ± 480.00888 ±42238 ±149170 ±3179 ±895.0 8.1xenocryst1511541.020.320.11395 ±5140.34204 ±19960.14053 ±5870.04717 ±341863 ±84848 ±33932 ±6691.0 9.1xenocryst65460.710.500.10005 ±4100.20125 ±13170.26270 ±7760.07456 ±5431625 ±781504 ±401453 ±102103.5 9.2xenocryst122620.510.180.12758 ±2360.15912 ±7100.26769 ±4950.08326 ±4072065 ±331529 ±251616 ±7694.6 10.1neocryst49651.328.67-0.2151 ±3820.44406 ±26730.02697 ±800.00904 ±61-172 ±5182 ±1294.5 All the isotopic compositions were calculated on the basis of the 207Pb correction methods except for the207Pb*/206Pb ratios corrected by 204Pb.

전암 시료 분석을 위하여 채취한 시료를 유압 파쇄 기와 아게이트밀을 이용하여 72 µm 이하의 분말로 분 쇄하였다. 주원소 분석은 부경대학교 공동실험실습관 에 설치되어 있는 X-선 형광분석기(SHIMADZU XRF-1700)를 사용하였다. 미량원소 분석은 한국기초 과학지원연구원 서울분소의 유도결합플라즈마 질량분 석기(ICP-MS; Elan 6100)를 이용하였다(Table 2).

Sr-Nd 동위원소성분은 한국기초과학지원연구원 오창 센터의 열이온화질량분석기(TIMS; VG54-30)를 사용 하여 분석하였다(Table 3). 자세한 분석 방법은 정연 중 외(2008)에 설명되어 있다. 분석한 동위원소 성분 의 질량분별효과는 각 원소의 안정동위원소비(¹⁵²Sm/

147Sm=1.7831, ⁸⁶Sr/⁸⁸Sr=0.1194, ¹⁴⁶Nd/¹⁴⁴Nd=0.7219) 를 이용하여 보정하였다. 이번 실험 중 측정한 표준시 료 NBS987의 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 평균값은 0.710243±0.000004 (2σ; N=30)이고, Jndi-1의 ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd 평균값은 0.512104±0.000004(2σ; N=23) 이다. Sr과 Nd의 모 델연대를 계산하기 위하여 사용한 CHUR(Chondritic Uniform Reservoir)의 현재값은 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr=0.7045,

87Rb/⁸⁶Sr=0.0816, ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd=0.512638, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd=

0.1966이며, 이로부터 εSr과 εNd 값을 계산하였다 (Faure, 1986; Wasserburg et al., 1981).

분석결과

저어콘의 U-Pb 연대

섬록암 시료(CJ1)에서 채취한 저어콘 입자로부터 총 17개의 점분석을 실시하였다. Pb 손실 혹은 혼합 연대를 나타내는 한 개의 점분석을 제외한 16개의 점 분석 자료는 일치연대를 지시한다(Table 1; Fig. 5a).

음극선발광영상에서 진동누대구조가 뚜렷한 저어콘으 로부터 측정한 12개의 점분석자료는 ~170 Ma 부근 에 밀집한다. 이로부터 계산한 ²⁰⁶Pb/²³⁸U 가중평균 연 대는 174 ± 2 Ma (tσ)이다(Table 1; Fig. 5a). 이에 반하여 음극선발광영상에서 진동누대조직과 대비를 이루는 밝은 중심부에서 측정한 점분석 자료는 대략 2.1, 1.8 및 0.4 Ga의 상속핵 연대를 지시한다(Table 1; Fig. 5a).

흑운모 화강암 시료(CJ2)에서 채취한 저어콘 입자 에서는 총 14개의 점분석을 수행하였다. 이 중 1개의 점분석을 제외한 13개의 점분석 자료는 비교적 일치 연대를 지시하며, 전반적인 연대분포는 섬록암 시료 와 유사하다(Table 1; Fig. 5b). 음극선발광영상에서 Table 2. Major and trace element composition of the

Cheongju granitoids

Porphyritic granite Biotite

granite Diorite

CJ4 CJ5 DB19-1* CJ1

Major elements (wt.%)

SiO₂ 67.35 67.19 68.67 58.33

Al₂O₃ 16.18 15.33 15.22 14.83

TiO₂ 0.58 0.62 0.41 0.82

Fe₂O₃ 3.14 3.35 3.54 7.12

MnO 0.04 0.04 0.06 0.10

MgO 0.81 0.86 1.21 5.42

CaO 2.50 2.38 2.79 5.19

Na₂O 3.99 4.20 2.66 3.11

K₂O 4.59 4.19 3.88 2.57

P₂O₅ 0.17 0.18 0.12 0.15

LOI 0.48 1.45 0.75 2.26

Total 99.84 99.79 99.31 99.91

A/NK 1.40 1.34 1.77 1.88

A/CNK 1.01 0.97 1.12 0.86

Trace elements (ppm)

Be 0002.29 0002.19 　 0001.81 Sc 0002.20 0002.24 0004.10 0012.8 V 0019.0 0021.7 0052.0 0084.1 Cr 0004.71 0004.95 　 0183 Co 0004.93 0005.28 　 0026.1 Ni 0003.36 0003.49 0004.00 0110 Cu 0004.73 0006.70 　 0035.7 Zn 0068.2 0070.5 　 0062.9 Ga 0087.6 0083.0 0015.0 0043.5 Rb 0100 0101 0106 0077.6 Sr 0592 0621 0417 0330 Y 0007.21 0006.84 0016.0 0012.6 Zr 0104 0054.7 0109 0145 Nb 0011.3 0010.8 0012.0 0007.53 Mo 0000.20 0000.20 　 0000.90 Cs 0000.94 0001.20 0004.00 0001.49 Ba 1366 1285 1448 0525 Hf 0003.73 0001.80 0003.40 0004.20 U 0002.15 0001.52 0001.40 0001.41 Th 0014.1 0013.3 0011.0 0009.9 Pb 0027.5 0051.4 0037.0 0055.0 Rare earth elements (ppm)

La 0057.8 0058.8 0038.3 0030.0 Ce 0114 0110 0071.4 0056.4 Pr 0012.1 0011.8 0008.33 0006.21 Nd 0063.9 0061.9 0032.8 0032.8 Sm 0006.98 0006.68 0005.94 0004.24 Eu 0001.89 0001.80 0001.56 0001.36 Gd 0006.15 0005.78 0004.99 0004.49 Tb 0000.56 0000.53 0000.61 0000.55 Dy 0001.89 0001.78 0003.53 0002.54 Ho 0000.27 0000.26 0000.37 0000.50 Er 0000.76 0000.72 0001.55 0001.46 Tm 0000.08 0000.07 0000.16 0000.20 Yb 0000.48 0000.45 0001.00 0001.27 Lu 0000.06 0000.06 0000.13 0000.19 Eu/Eu* 0000.88 0000.89 0000.88 0000.95 (La/Yb)n 0086.6 0094.5 0027.5 0017.0

*Data from Cheong and Chang (1996)

저어콘의 밝은 가장자리로부터 측정한 7개의 점분석 자료는 170±2 Ma (tσ)의 ²⁰⁶Pb/²³⁸U 가중평균 연령을 지시한다(Fig. 5b). 이외에 일부 Pb 손실 경향성이 나타나는 상속핵연대는 대략 1.8, 0.8 및 0.4 Ga로 나타난다(Table 1; Fig. 5b).

산성암맥 시료에서 채취한 총 10개의 저어콘 중에

서 장단축의 비율이 1:1인 결정의 수는 4개이다. 이 들 결정으로부터 측정한 점분석 자료에서 170±5 Ma (tσ)의 ²⁰⁶Pb/²³⁸U 가중평균 연대를 구하였다(Fig. 5c).

나머지 6개의 장단축 비율이 2:1 ~ 4:1로 길쭉한 형태 의 저어콘들로부터 구한 연대는 대략 2.7, 1.8 및 1.6 Ga로 다양한 연대가 산출하였다(Table 1, Fig. 5c). 화 성암에서는 저어콘을 기원에 따라서 상속 결정, 선(先) 결정(antecryst), 자생(自生)결정(autocryst), 그리고 포 획(捕獲)결정(xenocryst)로 구분할 수 있다(Miller et al., 2007). 산성암맥에서 분리된 저어콘의 경우 장단 비가 1:1인 원형의 것이 170±5 Ma로 상대적으로 젊 고 흑운모 화강암과 섬록암의 저어콘과 형태 및 조직 (Fig. 4)이 전혀 다르기 때문에 자생결정으로 볼 수 있고, 반면에 장단비가 2:1 이상인 장방형의 저어콘 은 상대적으로 오래된 연대(2.7, 1.8 및 1.6 Ga)가 산출되어 포획결정으로 볼 수 있다.

전암 주원소 및 미량원소 분석

한 개의 섬록암 시료(CJ1)와 두 개의 반상화강암 시료(CJ4 and CJ5)에 대한 전암 주원소 및 미량원소 분석 결과는 Table 2에 정리하였다. 더불어 연대측정 이 이루어진 흑운모 화강암 시료(CJ2)에 해당하는 지 화학 분석을 수행하지 않았기 때문에 비슷한 위치의 시료인 Cheong and Chang(1996)의 DB19-1번 시료 의 것을 인용하여 사용하였다(Table 2). 섬록암을 제 외한 화강암 시료들은 모두 67 wt.% 이상의 SiO₂ 함유량을 갖는 전형적인 산성암류에 속한다(Table 2).

Fig. 5. Tera-Wasserburg plots showing the SHRIMP zircon ages of three igneous rocks from the Cheongju area. Error ellipses of data points are at 95% confi- dence level.

Fig. 6. TAS diagram (after Cox et al., 1979) adapted by Wilson (1989) for plutonic rocks. Symbols are the same as Fig. 6.

이에 반에 섬록암은 화강암에 비해 낮은 SiO₂함유량 (58 wt.%)을 갖는다. TAS 도표(Cox et al., 1979)에 서, 화강암류와 섬록암은 각각의 암석 영역에 잘 도 시됨을 확인할 수 있다(Fig. 6). 섬록암, 반상화강암 및 흑운모 화강암의 알루미나 지수(A/CNK = 0.97- 1.01, A/NK=1.34-1.40)는 청주 화강암체가 중알루미 나형에 해당하는 것을 지시한다(Table 2). 하커 (Harker) 다이어그램(Fig. 6)에서, 화강암의 TiO₂ (0.41-0.62 wt.%), Fe₂O₃ (3.14-3.54 wt.%), MnO (0.04-

0.06 wt.%), MgO (0.81-1.21 wt.%) 및 CaO (2.50- 2.79 wt.%) 함량은 섬록암에 비해 낮은 반면에 Al₂O₃ (15.22-16.18 wt.%), K₂O (3.88-4.59), Na₂O (2.66- 4.20 wt.%) 함량은 높게 나타났다(Table 2; Fig. 7).

청주 화강암류의 미량원소성분은 대체로 화강암의 평균값(예를 들어, 220 ppm Rb, 250 ppm Sr, 13 ppm Y, 24 ppm Nb, 1220 ppm Ba; Mason and Moore, 1982)과 유사하다(Table 2). 미량원소의 조성 을 맨틀 함량(Sun and McDonough, 1989)으로 표준 Fig. 7. Major element variation diagrams of four granitoids from the Cheongju area together with established data of the Daebo granitoids (Cheong and Chang, 1996; Kwon et al., 1994; Jeong et al., 2008; Jwa, 2004; Kim et al., 2011; Yun et al., 2002). Symbols are the same as Fig. 6.

화한 다중원소 다이어그램에서 반상화강암(CJ4 and CJ5)과 흑운모 화강암(DB19-1)은 불호정성 원소들의 함량이 높은 편이고 호정성이 강해지는 원소들이 감 소하는 경향성을 보이며, 더불어 Nb, P, Hf, Zr 및 Ti에서 음의 이상치를 뚜렷이 관찰할 수 있다. 경향성 을 갖는다(Fig. 8a). 섬록암(CJ1)의 패턴은 화강암의 미량원소 패턴과 유사하지만 상대적으로 Rb, Ba, Nb, K, La, Ce, Pr, Sm은 적은 반면, Hf, Zr, Ti는 많기 때문에 화강암류에 비해서 Hf, Zr, Ti의 음의 경향성이 미약하다(Fig. 8a).

분석한 시료들의 콘드라이트(Sun and McDonough, 1989)로 표준화한 희토류 원소(rare earth element)의 전반적인 경향성은 경희토류가 많고 중희토류가 적기 때문에 급격한 음(negative)의 기울기(La_n/Yb_n = 86.6- 94.5)와 미약한 음의 Eu 이상치 (Eu/Eu^* = 0.88-0.89)

로 대표된다(Fig. 8b, Table 2). 섬록암 시료의 희토 류 원소 패턴은 화강암 시료에서의 경향성과 전반적 으로 유사하지만(Fig. 8b), 경희토류 함량이 화강암시 료에 비해 적고 중희토류 함량은 상대적으로 높다.

따라서, 상대적으로 완만한 음의 기울기(La_n/Yb_n=17.0) 를 갖으며, 미약한 음의 Eu 이상치(Eu/Eu^*=0.95)를 나타낸다(Fig. 8b).

전암 Sr-Nd 동위원소 분석

주원소 및 미량원소 분석에 사용한 네 개의 시료로 부터 측정한 Rb-Sr 및 Sm-Nd 동위원소 성분을 Table 3에 정리하였다. 이 시료들로부터 측정한 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 및 ⁸⁷Rb/⁸⁶Sr 동위원소비는 각각 0.712255-0.713151 및 0.4136-0.7362로 범위가 좁지만, 이로부터 구한 오차 선연대(errochron age)는 186±73 Ma(2σ, MSWD=51) 이다. 이 결과는 불확실도가 매우 크기는 하지만, 저 어콘의 생성연대와 비교적 잘 일치한다(Fig. 9). 이는 청주 화강암체가 관입이후 열적작용에 의한 Rb-Sr 동 위원소계의 교란이 미미하였음을 지시한다. 이 오차 선으로부터 측정한 Sr 초기값은 0.71119 이다(Fig.

9). 분석한 시료들의 Sm과 Nd의 농도는 각각 4.4- 6.1 ppm과 23.8-47.1 ppm으로 Rb(82.4-114.8 ppm)와 Sr(417.0-803.5 ppm)의 농도에 비하여 매우 낮다. 또 한, ¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd 동위원소 비율의 범위도 0.0694- 0.1461로 매우 좁다. 따라서 의미 있는 등시선 연대 를 구하기 어렵다. 청주 화강암체의 ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd 비는 섬록암시료가 0.511945로 가장 높고, 흑운모 화강암에 서는 0.511928, 그리고 반상화강암은 0.5117-0.511800 Fig. 8. Primitive mantle-normalized (Sun and McDonough,

1989) trace element distribution diagram (a) and chondrite-normalized (Sun and McDonough, 1989) rare earth element (REE) variation diagram (b) of four granitoids from the Cheongju area, together with geochemical data for the Daebo granites and grano- diorites from central Ogcheon Belt (Cheong and Chang, 1996).

Fig. 9. Rb-Sr whole rock isochron plot for the Cheongju granitoids (Ludwig, 2003).

의 범위를 갖는다. 화강암과 섬록암의 Nd 초생값은 0.5116-0.5118의 범위로 나타난다(Table 3). 청주 화 강암류의 저어콘의 생성시기(170 Ma)를 기준으로 구한 εSr_{(170 Ma)}값은 98.8-100.4의 범위를 보이며, εNd_{(170 Ma)} 값은 -12.0에서 -15.2의 범위를 보이며 음으로 부화된 특징을 갖는다(Fig. 10a).

토 의

청주 화강암류의 관입 시기

이번 연구에서 분석한 저어콘의 생성연대는 노두에 서 관찰되는 관입양상과 일치하는 결과를 보여준다.

야외에서는 흑운모 화강암에 의한 섬록암의 관입과 산성암맥에 의한 흑운모 화강암 및 섬록암의 관입을 뚜렷하게 관찰할 수 있다(Fig. 2). 섬록암과 화강암 시료에서 측정한 저어콘 U-Pb 연대는 각각 174±2 및 170±2 Ma로 노두에서 관찰되는 상대연령과 일치 한다(Figs. 5a and b). 비록 분석한 저어콘 입자의 수가 적지만(n=4), 산성암맥의 자생결정으로부터 구 한 저어콘의 U-Pb 연대는 170±5 Ma이며(Fig. 5c), 오차범위에서는 중첩되지만 산성암맥이 섬록암과 흑 운모 화강암을 모두 관입하고 있는 야외 산상과 잘 일치한다. 따라서 청주 화강암체를 구성하는 섬록암, 흑운모 화강암 산성암맥은 모두 174-170 Ma 사이에 관입하였으며, 이러한 결과는 기존의 청주 화강암에 대한 SHRIMP 저어콘 연대측정(172-176 Ma; 이기욱 과 최승호, 2009)과 스핀 연대측정(174.6±2.7 Ma;

정창식 외, 2003)과 잘 일치한다. 최근에 대보화강암 류에 대한 연대측정이 다수 측정되어 왔다(eg., 박계 헌 외, 2010; Kee et al., 2010; Kim et al., 2011).

이들 연구에 따르면 대보화강암이라 불리는 쥐라기 화강암류들은 관입 및 정치 시기를 크게 영남육괴를

관입한 초기(200-180 Ma), 옥천대를 관입한 중기 (180-170 Ma) 그리고 경기육괴를 관입한 후기(170- 160 Ma) 쥐라기 대보화강암으로 구분할 수 있다. 이 러한 시기적인 관점으로 봤을 때 170-174 Ma 사이 에 관입 및 정치한 청주 화강암류는 옥천대를 관입한 중기 쥐라기의 대보화강암류과 관입시기가 일치한다.

청주 화강암류과 대보화강암의 지구화학적 비교 대보화강암체와 청주 화강암체와의 유사성은 관입 연대에서뿐만 아니라 지구화학 자료에서도 일치성을 보여준다. 대보화강암류의 암석의 지화학 데이터는 SiO₂의 증가에 따라 Al₂O₃, TiO₂, Fe₂O₃, CaO 및 P₂O₅가 감소하고 K₂O 및 Na₂O가 증가하는 전형적인 화성암의 경향성을 보여준다(Fig. 7; 윤현수 외, 2002; 정연중 외, 2008; Kwon et al., 1994; Cheong and Chang, 1996; Cheong and Chang, 1997; Kwon et al., 1999; Jwa, 2004; Kim et al., 2011). 청주 화강암체 내부의 흑운모 화강암과 반상화강암에서 측 정한 주원소 분석 값은 대보화강암의 분석 범위 내에 잘 도시되는 것을 알 수 있다(Fig. 7). 다만 반상화강 암의 정장석 반정으로 인하여, 이 암석의 K₂O 및 Na₂O 함량은 대보화강암과 흑운모 화강암(DB19-1)에 비해 높고, CaO 함량은 낮다. 청주 화강암체 내부의 섬록암에서 측정한 주원소 성분은 대보화강섬록암의 성분(Cheong and Chang, 1996; Cheong and Chang, 1997)과 대체로 일치하지만 K₂O의 함량은 상대적으로 낮은 반면, CaO와 Na₂O 함량은 상대적 으로 높다(Fig. 7). 이와 같이 청주 화강암체는 넓은 SiO₂ 조성(58.3-68.7 wt.%), 낮은 K₂O/Na₂O 비(0.82- 1.15)와 알루미나 지수(0.97-1.01), 섬록암의 높은 Ca 함량 등의 지화학적 특성을 갖는다. 이러한 지화학적 특성은 I-type 화강암의 주원소 특성과 유사하다 Table 3. Rb-Sr and Sm-Nd isotopic data of the Cheongju granitoids

Rock type

Sample No.

Rb (ppm)

Sr (ppm)

87Rb/

86Sr

87Sr/

86Sr 2σ εSr_(T)1 initial Sr

Sm (ppm)

Nd (ppm)

147Sm/

144Nd

143Nd/

144Nd 2σ initial Nd εNd_(T)1 Porpyritic

granite

CJ4 113.8 768.7 0.4286 0.712381 11 100.0 0.7113 6.14 47.1 0.0789 0.511726 16 0.5116 -15.2 Porpyritic

granite

CJ5 114.8 803.5 0.4136 0.712255 15 98.8 0.7113 4.38 38.1 0.0694 0.511800 6 0.5117 -13.6 Biotite

granite

DB19-1* 106.0 417.0 0.7362 0.713151 6 100.4 0.7114 5.94 32.8 0.1095 0.511928 5 0.5118 -12.0 Diorite CJ1 82.4 440.3 0.5420 0.712564 13 98.7 0.7113 5.74 23.8 0.1461 0.511945 5 0.5118 -12.4

*Data from Cheong and Chang (1997)

1εSr_(T) and εNd_(T) were calculated at SHRIMP zircon age (170 Ma) using the following parameters: ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr_UR(0) = 0.7045, ⁸⁷Rb/⁸⁶SR_UR(0) = 0.0816 (Faure, 1986), ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_CHUR(0) = 0.512638, ¹⁴³Sm/¹⁴⁴Nd_CHUR(0) = 0.1966 (Wasserburg et al., 1981)

(White and Chappell, 1983; Clarke, 1992). 반상화 강암 및 흑운모 화강암에서 측정한 미량원소 성분은 전반적으로 기존 대보화강암체에서 보고된 패턴과 유 사하다(Fig. 8a). 특히 Nb의 결핍이 모든 암상에서 뚜렷이 나타나고 있는데, 이는 청주 화강암체를 형성

한 마그마가 섭입작용과 관련되어 생성되었음을 지시 한다(Pearce, 1982; Baier et al., 2008). 섬록암의 미량원소의 성분적 패턴은 비슷한 성분의 화강섬록암 과 유사하지만 상대적으로 La, Ce, Pr 함량이 낮다 (Fig. 8a). 청주 화강암류와 섬록암의 콘드라이트(Sun and McDonough, 1989)로 표준화한 REE의 경향성 역시 전반적으로 기존에 분석된 주변의 대보화강암류 데이터(Cheong and Chang, 1996)와 조화적이다(Fig.

8b). 또한 청주 화강암류의 Eu는 비교적 미약한 음의 이상치(Eu/Eu^*=0.88-0.95)로 나타나는데, 이는 청주 화강암체가 사장석의 분화가 심하게 일어나지 않은 상대적으로 초기 화강암질 마그마로부터 형성되었음 을 지시한다. 섬록암의 REE 경향성은 주변의 화강섬 록암(Cheong and Chang, 1996)과 비교해 보면, 경 희토류의 함량은 낮으며 Nd 이후의 중희토류의 함량 은 비슷하거나 미약하게 높은 편이다(Fig. 8b). 많은 시료를 분석한 것이 아니기 때문에 확실하게 단정 짓 기는 어렵지만 대보화강섬록암에 비해 섬록암의 중희 토류가 높은 이유는 섬록암에 중희토류의 함량이 상 대적으로 많은 휘석과 각섬석이 포함되어 있기 때문 으로 판단된다(e.g., Rollinson, 1993).

청주 화강암체의 주원소, 미량원소 및 희토류원소 지구화학 자료로부터 청주 화강암체의 모마그마가 섭 입과 관련한 맨틀의 부분용융에 의하여 형성되었을 것으로 유추할 수 있다. 하지만 이러한 가설은 분석 한 섬록암 시료와 반상 및 흑운모 화강암 시료의 높 은 ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr 초기값(0.71119)과 일치하지 않는다. 이들 시료로부터 측정한 εNd_{(170 Ma)} 값은 한반도의 기반암 들의 εNd_(T) 값으로부터 청주 화강암체의 모마그마가 상당량의 지각물질에 의해 오염되었음을 알 수 있다 (Fig.10b). 이러한 결과는 εSr_{(170 Ma)}과 εNd_{(170 Ma)} 값을 이용한 도표에서도 잘 나타나며(Fig. 10a), 청주 화강 암체를 형성한 모마그마가 맨틀물질과 지각물질이 혼 염 또는 부화된 하부지각 물질의 부분용융에 의하여 형성되었음을 지시한다.

청주 화강암의 기원물질

εSr(170 Ma)과 εNd(170 Ma) 값(Fig. 10)에서도 나타났듯 이 청주 화강암은 지각 물질의 재용융이나 동화작용 같은 것에 의한 지각물질의 혼합의 가능성을 지시한 다. 이러한 동화작용 중에 혼입된 암석을 확인하는 방법 중 하나는 저어콘의 상속핵이나 포획결정의 연 대를 측정하는 것이다(e.g., Williams, 1998). 원래 쇄 Fig. 10. (a) εNd_{(170 Ma)}-εSr_{(170 Ma)} correlation diagram of

four granitoids from the Cheongju area together with established data of the Daebo granitoids: 1, granites in the Gyeonggi massif (Jwa, 2004); 2, granites in the Yeongnam massif (Jwa, 2004); 3, granites in the central Ogcheon Belt (Cheong and Chang, 1997); 4, granodiorites in the central Ogcheon Belt (Cheong and Chang, 1997); 5, Seoul granites in the Gyeonggi massif (Kwon et al., 1999); 6, Jeongeup granites in the southern Ogcheon Belt (Jeong et al., 2008). The isotopic compositions of the lower and upper crust areas from DePaolo (1981). (b) εNd_{(170 Ma)}-time evolution diagram showing Nd isotopic compositions of the Cheongju granitoids at 170 Ma. Also shown is the time-averaged ND evolution curve for basement rocks in the Gyeonggi and Yeongnam massif (Lan et la., 1995; Lee et al., 2003a and 2003b). Depleted mantle model (DM) is after Goldstein et al. (1984).

설성 저어콘의 연대와 포획결정의 연대를 비교 및 판 단하기 위해서는 최소 50여개 이상의 일치연대 결과 값이 있어야 하지만(Fedo et al., 2003; Williams, 1998), 초기 원생대 이전에 형성된 경기육괴(e.g., 송용 선 외, 2011; Lee et al., 2000; Lee et al., 2003a)와 원생대 이후에 형성된 옥천대(Cho et al, 2010; 박계 헌 외, 2011) 사이에 있는 청주 화강암의 지리적인 특성은 얼마 되지 않는 포획결정의 분석 개수로도 마 그마 동화작용에 작용한 모암을 부분적으로 추정할 수 있다고 판단하였다. 이번에 분석된 상속핵 및 포 획결정들은 대략 2.1, 1.8, 0.8 및 0.4 Ga의 연대가 산출되었다(Fig. 5; Table 1). 경기육괴의 경우, 일부 후기 원생대의 관입암체(ca. 700-900 Ma; Cho, 2001;

Lee et al., 2003b)가 있으나, 대부분 1.8 Ga 보다 오래된 저어콘 연대들이 산출된다(송용선 외, 2011;

Lee et al., 2000; Lee et al., 2003a). 그러나 청주 지역 주변에서 후기 원생대의 암석이 발견되었다는 보고가 없기 때문에 상속핵 중에서 0.8 Ga에 해당하 는 상속핵이 경기육괴로부터 기원하였다고 보기에는 무리가 있다. 최근에 옥천변성대 쇄설성 저어콘을 분 석한 결과는 고생대부터 시생대까지 다양한 연대의 쇄설성 저어콘이 존재한다고 발표되었다(Cho et al, 2010; 박계헌 외, 2011). 따라서 이번에 분석된 저어 콘들의 상속핵은 경기육괴 뿐만 아니라 옥천변성대의 암석에서 기원한 것으로 보는 것이 타당하다. 산성암 맥의 포획결정들은 대부분 1.8 Ga 이상의 저어콘들 만 있기 때문에 경기육괴 암석만이 동화작용을 일으 켰다고 볼 수도 있지만(Fig. 5c; Table 1), 분석개수 가 적기 때문에 단정 짓기는 어렵다. 결론적으로 화 강암에서 다양한 연대의 포획결정과 상속핵 연대 측 정 결과는 동화작용에 참여한 지각 물질이 경기육괴 와 옥천변성대의 암석일 가능성을 지시한다.

결 론

청주 화강암체는 반상화강암과 흑운모 화강암, 섬 록암 및 각종 암맥류로 구성되어 있다. 이번 연구에 서 수행한 SHRIMP 저어콘 U-Pb 연대측정 결과 청 주 화강암체는 170-174 Ma에 관입하였다. 전암 시료 에 대한 주원소 및 미량원소 분석결과는 청주 화강암 체가 칼크-알칼리 계열의 중알루미나 성분의 화강암- 섬록암에 속하며 섭입과 관련하여 생성되었을 가능성 을 지시하는 한편, 기존의 대보화강암체의 전암 지화

학 분석결과와도 잘 일치한다. 청주 화강암체의 Sr- Nd 동위원소 조성 역시 기존의 대보화강암체의 결과 물과 일치하며, 이 결과는 청주 화강암을 형성한 마 그마가 부화된 하부지각물질의 부분용융 산물이거나 맨틀기원의 모마그마와 지각 물질의 혼염에 의하여 생성되었을 가능성을 지시한다. 다양한 저어콘의 상 속핵 및 포획결정의 연대(~2.1, 1.8, 0.8 및 0.4 Ga) 는 연구지역 주변의 경기육괴와 옥천변성대의 암석이 나 경기육괴나 옥천변성대를 형성한 기원암들이 마그 마 형성과정 중에 동화작용에 의해 혼염되었음을 지 시한다. 이와 같은 연구 결과는 청주 화강암체가 쥐 라기 중기 대보화강암체의 일부임을 지시한다.

사 사

이 연구는 2009년도 충북대학교 학술연구지원사업 과 한국연구재단 일반연구자지원사업(#2011-0014837) 의 연구비 지원으로 수행하였다.

참고문헌

권영일, 진명식, 1974, 1:50,000 청주 지질도폭 및 설명서.

국립 지질 광물 연구소, 8p.

김남훈, 송용선, 박계헌, 이호선, 2009, 영남(소백산)육괴 북 동부 평해지역 화강편마암류의 SHRIMP U-Pb 저콘 연 대. 암석학회지, 18, 31-47.

박계헌, 김명정, 양윤석, 조경오, 2010, 한반도 쥐라기 심성 암의 연령분포. 암석학회지, 19, 269-281.

박계헌, 이태호, 이기욱, 2011, 옥천변성대 대향산 규암층 쇄설성 저어콘의 SHRIMP U-Pb 연령. 지질학회지, 47, 423-431.

송용선, 박계헌, 서재현, 조희제, 이기욱, 2011, 평창-원주 지역의 경기육괴 기반암 편마암 복합체에 대한 SHRIMP 저어콘 연대측정. 암석학회지, 20, 99-114.

윤현수, 홍세선, 이윤수, 2002, 포천-기산리 일대에 분포하 는 쥐라기 대보화강암류의 암석 및 암석화학. 암석학회 지, 11, 1-16.

이기욱, 최승호, 2009, 청주지역 화성암류의 SHRIMP U- Pb 연대측정. 추계지질과학연합회학술발표회 초록집, p.

215.

이종혁, 이민성, 박봉순, 1980, 1:50,000 미원 지질도폭 및 설명서. 자원개발 연구소, 29p.

이호선, 박계헌, 송용선, 김남훈, Yuji, O., 2010, 영남육괴 북동부 홍제사 화강암의 LA-ICP-MS U-Pb 저콘 연대.

암석학회지, 19, 103-108.

정창식, 정연중, 길영우, 정기영, 2003, 청주 화강암의 U- Pb 스핀연대, 한국광물학회 한국암석학회 공동학술발표 회 논문집, 53p.

정연중, 정창식, 박천영, 신인현, 2008, 정읍엽리상화강암의 지구화학 및 동위원소 특성과 U-Pb 스핀연대. 지구과학 회지, 29, 539-550.

Baier, J., Audtat, A. and Keppler, H., 2008, The origin of the negative niobium tantalum anomaly in subduction zone magmas. Earth and Planetary Science Letters, 267, 290-300.

Cheong, C.S. and Chang, H.W., 1996, Geochemistry of the Daebo granitic batholith in the central Ogcheon Belt, Korea: A preliminary report. Economic and Environmen- tal Geology, 29, 483-493.

Cheong, C.S. and Chang, H.W., 1997, Sr, Nd, and Pb iso- tope systematics of granitic rocks in the central Ogcheon Belt, Korea. Geochemical Journal, 31, 17-36.

Cho, M., 2001, A continuation of Chinese ultrahigh-pressure belt in Korea: evidence from ion microprobe U-Pb zircon ages. Gondwana Research, 4, 708.

Cho, M., Cheong, W. and Kim, J. 2010, Geochronologic vs.

lithotectonic subdivision of central Ogcheon Metamorphic Belt, Korea: Correlation with the Taean Formation and detrital zircon ages of the Hwanggangri Formation. The autumn joint conference, Geological Society of Korea, 61.

Clarke, D.B., 1992, Granitoid rocks. Chapman & Hall, Lon- don, 283p.

Claoué-Long, J.C., Compston, W., Roberts, J. and Fanning, C.M., 1995, Two Carboniferous ages: a comparison of SHRIMP zircon dating with conventional zircon ages and

40Ar/³⁹Ar analysis. In: Berggren, W.A., Kent, D.B., Aub- erey, M.P. and Hardenbol, J.(eds.), Geochronology Time Scales and Global Stratigraphic Correlation, SEPM (Soci- ety for Sedimentary Geology) Special Publication, 54, 3- 21.

Cox, K.G., Bell, J.D. and Pankhurst, R.J., 1979, The inter- pretation of igneous rocks. George Allen & Unwin. Lon- don, 450p.

DePaolo, D.J., 1981, A Neodymium and Strontium isotopic study of the Mesozoic calc-alkaline granitic batholiths of the Sierra Nevada and Peninsular Ranges, California.

Journal of Geophysical Research, 86, 10470-10488.

Faure, G., 1986, Principles of isotope geology. John Wiley and Sons, USA, 589p.

Fedo., C.M., Sircombe, K.N. and Rainbird, R.H., 2003, Detrital zircon analysis of the sedimentary Record. In:

Hanchar, J.M. and Hoskin, P.W.O. (eds.), Zircon.

Reviews in Mineralogy & Geochemistry. 53. 277-304.

Goldstein, S.J., O'Nions, R.K., Hamilton, P.J., 1984. A Sm°©Nd isotopic study of atmospheric dusts and partic- ulate from major river systems. Earth and Planetary Sci- ence Letters, 70, 221-236.

Jwa, 1998, Temporal, spatial and geochemical discrimina- tions of granitoids in South Korea. Resource Geology, 48, 273-284.

Jwa, 2004, Possible source rocks of Mesozoic granites in South Korea: implications for crustal evolution in NE Asia. Transactions of the Royal Society of Edinburgh:

Earth Science, 95, 181-189.

Kee, W.S., Kim, S.W., Jeong, Y.J. and Kwon, S., 2010, Characteristics of Jurassic continental arc magmatism in South Korea: tectonic implications. Journal of Geology, 118, 305-323.

KIGAM (Korea Institute of Geoscience and Mineral Resources), 1995, Geological Map of Korea (1:1,000,000 scale): Sungji Atlas Co., Seoul.

Kim J., Yi, K., Jeong, Y.J. and Cheong, C.C., 2011, Geo- chronological and geochemical constraints on the petro- genesis of Mesozoic high-K granitoids in the central Korean peninsula. Gondwana Research, 20, 608-620.

Lan, C.Y., Lee, T., Zhou, X.H., and Kwon, S.T., 1995, Nd isotopic study of Precambrian basement of south Korea:

evidence for early Archean crust. Geology, 23, 249-252.

Lee, S.R., Cho, M., Yi, K.-W. and Stern, R., 2000. Early Proterozoic granulites in central Korea: tectonic correla- tion with Chinese cratons. Journal of Geology, 108, 729- 738.

Lee, S.R., Cho, M., Hwang, J.H., Lee, B.-J., Kim, Y.-B. and Kim, J.C., 2003a, Crustal evolution of the Gyeonggi mas- sif, South Korea: Nd isotopic evidence and implications for continental growths of East Asia. Precambrian Research, 121, 25-34.

Lee, S.R., Cho, M., Cheong, C.S., Kim, H.C. and Wingate, M.T.D., 2003b, Age, geochemistry, and tectonic signifi- cance of Neoproterozoic alkaline granitoids in the north- western margin of the Gyeonggi massif, South Korea.

Precambrian Research, 122, 297-310.

Ludwig, K.R., 2003, User's manual for Isoplot 3.00 a Geo- chronogical Toolkit for Mirosoft Excel. Berkeley Geo- chronology Center Special Publication, 47p.

McCulloch, M.T. and Chappell, B.T., 1982, ND isotopic characteristics of S- and I-type granite. Earth and Plane- tary Science Letters, 58, 51-64.

Miller, J.S., Matzel, J.E.P., Miller, C.F. and Burgess, S.D.

and Miller, R.B., 2007, Zircon growth and recycling dur- ing the assembly of large, composite arc plutons. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 167, 282-299.

Pearce, J.A., 1982, Trace element characteristics of lavas from destructive plate boundaries. In Thorpe, R.S., eds.

Andesites: Orogenic andesites and related rocks, Wiley, Chichester, 526-547.

Paces, J.B. and Miller, J.D., 1993. Precise U°©.Pb ages of Duluth Complex and related mafic intrusions, northeast- ern Minnesota: geochronological insights to physical, petrogenetic, paleomagnetic, and tectonomagmatic pro- cesses associated with the 1.1 Ga midcontinent rift sys- tem. Journal of Geophysical Research 98, 13997-14013.

Rollinson, H.R., 1993, Using geochemical data: evaluation,

presentation, interpretation. Pearson, Prentice Hall, 352p.

Sun, A.A. and McDonough, W.F., 1989. Chemical and iso- topic systematics of oceanic basalt: implications for man- tle composition and process. In Saunders, A.D., and Norry, M.J., eds. Magmatism in the ocean basins. Geo- logical Society of London, Special Publication. 42, 313- 345.

Wasserburg, G.J., Jacobson, S.B., DePaolo, D.J., McCulloch, M.T. and Wen, T., 1981, Precise determination of Sm/Nd ratios, Sm and Nd isotopic abundances in standard solu- tions. Geochimica et Cosmochimca Acta, 45, 2311-2323.

White, A.J.R., and Chappell, B.W., 1983, Granitoid types and their distribution in the Lachlan fold belt, southeast

Australia. Geological Society of America Memoir, 159, 21-34.

Williams, I.S., 1998. U-Th-Pb geochronology by ion micro- probe. In: Mickibben, M.A., Shanks III, W.C., Ridley, W.I. (Eds.), Applications of Micro Analytical Techniques to Understanding Mineralizing Processes. Reviews of Economic Geology 7, 1-35.

Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis - A Global tectonic approach, Kluwer Academic Publishers, 466p.

2011년 10월 14일 접수 2011년 10월 17일 심사개시 2011년 12월 12일 채택