冷柚兵，張元厚，陳躍軍，王繼春，吳國學(xué)

1.吉林大學(xué) 地球科學(xué)學(xué)院，長春 130061;2.吉林大學(xué) 古生物學(xué)與地層學(xué)研究中心，長春 130026；3.內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院，呼和浩特 010000

0 引言

中亞造山帶地處西伯利亞與塔里木—華北板塊之間，是全球顯生宙陸殼增生與改造最顯著的地區(qū)之一，也是全球最大的增生型造山帶，總體上經(jīng)歷陸緣增生、后碰撞和陸內(nèi)造山作用3個階段，是研究古亞洲洋演化的重要對象[1--3]。為探討古亞洲洋的演化歷史，前人在該區(qū)域進(jìn)行年代學(xué)、地球化學(xué)和地球物理等多方面詳細(xì)的研究。索倫縫合線一帶是古亞洲洋北緣的閉合位置，但對其閉合的時間存在兩種不同觀點(diǎn)：一些學(xué)者提出“晚泥盆閉合”[4--8]；另一些學(xué)者提出“晚二疊閉合”[9--12]。鑒于此，筆者對出露在朱日和地區(qū)的變質(zhì)玄武巖進(jìn)行巖石學(xué)、鋯石U--Pb年代學(xué)和地球化學(xué)研究，進(jìn)而討論其成巖時代、構(gòu)造背景以及是否與古亞洲洋的閉合有關(guān)等問題。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古中部，大地構(gòu)造位置位于華北板塊北緣中段，屬于溫都爾廟俯沖--增生帶，南鄰華北板塊，北鄰索倫縫合帶[13](圖1a)。區(qū)內(nèi)地層主要發(fā)育早古生代溫都爾廟群、石炭系、新近系及第四系(圖1b)。溫都爾廟群自下而上劃分為兩個組，下部為桑達(dá)來呼都格組，主要由灰綠色枕狀變玄武巖、綠泥片巖和綠泥藍(lán)閃片巖組成，夾有少量安山巖；上部為哈爾哈達(dá)組，主要由細(xì)晶石英巖、綠泥絹云石英片巖、含鐵石英巖和鐵礦層組成，上下巖組呈漸變過渡關(guān)系，形成于深海環(huán)境[15--16]，該群呈東西向展布，多被第四系沉積物覆蓋。石炭系主要由灰?guī)r和砂巖組成，主要發(fā)育于研究區(qū)的南部，與溫都爾廟群、晚奧陶世花崗巖呈斷層接觸。新近系為中新統(tǒng)漢諾壩組，由氣孔狀玄武巖以及杏仁狀玄武巖組成，主要發(fā)育在溫都爾廟群的兩側(cè)，呈北東向展布。第四系多為松散堆積物。

區(qū)內(nèi)巖漿活動和構(gòu)造運(yùn)動活躍。巖漿巖主要分布在圖林凱一帶，具有不同的巖石類型和成因類型，發(fā)育中元古代超基性巖體、早奧陶世斜長角閃巖和晚奧陶世花崗巖。斷裂主要發(fā)生在早古生代，以近東西向為主，發(fā)育一套規(guī)模較大的呈東西向展布的韌性剪切帶[17]；褶皺集中在古生代巖石中，具有多期次、多樣式相互疊加的特征，表現(xiàn)出復(fù)雜的構(gòu)造樣式[18]。

圖1 內(nèi)蒙古中部大地構(gòu)造格局圖(a)[3]和朱日和研究區(qū)地質(zhì)簡圖(b)[14]Fig.1 Tectonic framework of central section of Mongolia (a) and geological sketch map of Zhurihe area(b)

2 巖石學(xué)特征

本文樣品WD061(112°50.654′E，42°25.883′N)采自于內(nèi)蒙古錫林郭勒盟蘇尼特右旗朱日和鎮(zhèn)北側(cè)(圖1)，采樣層位位于溫都爾廟式鐵礦下部，即溫都爾廟群下部的桑達(dá)來呼都格組，其中鐵礦層分布不穩(wěn)定，規(guī)模大小不同，出露也不連續(xù)。

采集的樣品發(fā)生綠泥石化和絹云母化，但是整體特征未發(fā)生改變。風(fēng)化面為黑灰色；新鮮面為黑綠色、灰綠色。野外觀察定名為黑綠色弱變質(zhì)玄武巖，薄片鑒定定名為綠泥石化絹云母化玄武巖。在顯微鏡下，結(jié)晶形成的礦物多呈片狀，為片狀變晶結(jié)構(gòu)；礦物分布均一，為塊狀構(gòu)造。主要礦物及其含量：斜長石，呈片狀，表面混濁，斜消光，個別見聚片雙晶，約占60%；輝石，主要為單斜輝石，呈短柱狀，約占20%；絹云母，呈顯微鱗片狀，約占15%；綠泥石，呈土狀，近平行消光，約占5%(圖2)。

Chl.綠泥石；Pl.斜長石；Px.輝面；Ser.絹云母。圖2 樣品鏡下顯微照片F(xiàn)ig.2 Microscopic photograph of sample

3 鋯石U--Pb年代學(xué)

3.1 分析方法

變質(zhì)玄武巖樣品的鋯石分選在廊坊巖拓地質(zhì)服務(wù)有限公司進(jìn)行，采用人工破碎至80～100目，運(yùn)用重液、電磁儀等方法挑選出優(yōu)勢樣品，然后在雙目鏡下挑選出具有代表性的無裂縫、無包裹體以及無雜質(zhì)的鋯石顆粒。鋯石的制靶在北京凱德正科技有限公司進(jìn)行，鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像的采集在北京大學(xué)物理學(xué)院電鏡室的陰極熒光分析系統(tǒng)上完成，鋯石U--Pb測年在吉林大學(xué)東北亞礦產(chǎn)資源評價國土資源部重點(diǎn)實驗室進(jìn)行，采用德國相干公司準(zhǔn)分子激光COMPexPro102，該技術(shù)具有實時、快速、原位分析以及靈敏度高等優(yōu)勢。實驗室采用高純度氦氣作為剝蝕物質(zhì)的載氣，激光剝蝕光束斑直徑為32 μm。實驗采用人工合成標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST SRM610硅酸鹽玻璃進(jìn)行儀器調(diào)整，使用國際91500標(biāo)準(zhǔn)鋯石作為外標(biāo)校正。U--Pb同位素比值數(shù)據(jù)分析采用GLITTER軟件，運(yùn)用Andersen的3D坐標(biāo)法扣除普通Pb的影響，加權(quán)平均年齡的計算以及諧和圖解的制作采用國際標(biāo)準(zhǔn)程序Isoplot(3.0)[19]，樣品具體的分析方法和處理流程見參考文獻(xiàn)[20]。

3.2 鋯石特征及測試結(jié)果

對樣品(WD061)進(jìn)行室內(nèi)篩選，然后進(jìn)行分析測試研究。對采集的變質(zhì)玄武巖樣品進(jìn)行鋯石LA--ICP--MS同位素測年工作，分析數(shù)據(jù)應(yīng)用分段校正原理，成巖年齡是對206Pb/238U數(shù)據(jù)進(jìn)行數(shù)學(xué)統(tǒng)計分析。

測試分析樣品的鋯石陰極發(fā)光圖像(圖3)顯示，一些鋯石為自形到半自形的長柱狀、短柱狀或粒狀(如6號、9號等)，發(fā)育有明顯的巖漿振蕩環(huán)帶；另一些鋯石邊緣具變質(zhì)增生邊(如4號、20號等)，但大部分測點(diǎn)具有地質(zhì)意義。其中11號測點(diǎn)包含部分變質(zhì)增生邊，得出的年齡為混合年齡，不具有地質(zhì)意義[21]。

樣品一共分析24個測點(diǎn)，分析結(jié)果見表1。測得的鋯石年齡均在諧和曲線上及其附近(圖4)，測試所得的年齡結(jié)果大致分為4組：第一組(圖3a)為1號、8號等測點(diǎn)年齡值較大,達(dá)到2 470～2 205 Ma，是巖漿形成過程中從圍巖捕獲的鋯石，對應(yīng)古元古代早期的五臺運(yùn)動[22]；第二組(圖3b)為1 823～1 715 Ma之間測點(diǎn)，是巖漿形成過程中從圍巖捕獲的鋯石[22]，對應(yīng)古元古代末期的呂梁運(yùn)動；第三組(圖3c)為463～314 Ma之間測點(diǎn)，加權(quán)平均年齡為373.1±7.8 Ma，是巖漿上升過程中捕獲的鋯石，對應(yīng)中泥盆世的一次大規(guī)模構(gòu)造運(yùn)動；第四組(圖3d)為241～291 Ma之間測點(diǎn)，加權(quán)平均年齡為255±12 Ma，根據(jù)這組鋯石測得的加權(quán)平均年齡最小，且具有明顯的振蕩環(huán)帶，故該組鋯石年齡被解釋成變質(zhì)玄武巖樣品的成巖年齡。

圖3 樣品鋯石的陰極發(fā)光(CL)圖像Fig.3 CL images of zircon samples

圖4 樣品中鋯石LA--LCP--MS的U--Pb年齡諧和圖與加權(quán)平均年齡分布圖Fig.4 Concordia plot and weighted average age distribution of LA--LCP--MS zircons U--Pb age

4 巖石地球化學(xué)特征

4.1 分析方法

野外采集的變質(zhì)玄武巖樣品經(jīng)過顯微鏡下薄片鑒定，選取了新鮮的5件巖石樣品WD0061--1、WD0061--2、WD0061--3、WD0061--4、WD0061--5，進(jìn)行主量元素、稀土元素和微量元素測試分析。分析測試工作在吉林大學(xué)測試科學(xué)研究室完成，主量元素測試采用XRF熒光測試法完成，測試誤差<2%；稀土和微量元素測試采用等離子體(ICP--MS)法，分析精度優(yōu)于10%[19]。

4.2 主量元素特征

主量元素分析數(shù)據(jù)結(jié)果見表2，變質(zhì)玄武巖燒失量比較高，經(jīng)過燒失量矯正之后，SiO2=47.93%～50.21%，平均為48.93%，屬于基性巖；Al2O3=13.30%～15.05%，平均為14.29%，相對較高；TFeO=11.24%～12.37%，平均為11.72%；MgO=7.34%～8.94%，平均為7.86%；Mg#=0.52～0.56，平均為0.54；CaO=9.13%～11.89%，平均為10.34%；TiO2=1.95%～2.07%，平均為1.99%，相對較低；Na2O>K2O，Na2O+K2O=1.84%～3.08%，平均為2.73%；Na2O/K2O=8.15%～69.00%，平均值為42.99%。因此，巖石具有高鋁、低鈦、貧鉀及富鈉的特征，具有大洋中脊玄武巖的主量元素分配特征[23]。在Harker圖解中(圖5)，CaO與SiO2之間呈正相關(guān)關(guān)系，MgO、Na2O、TiO2、MnO、Al2O3、TFeO和P2O5與SiO2之間呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，這暗示玄武巖樣品在成巖之后與海水相互作用，發(fā)生低溫蝕變的細(xì)碧巖化作用，活潑元素(K)不穩(wěn)定，從拉斑玄武巖進(jìn)入海水中[24]。在元素Zr/TiO2×10-4-Nb/Y圖解中(圖6a)，樣品均落在亞堿性玄武巖區(qū)域內(nèi)；在元素SiO2-TFeO/Mg圖解中(圖6b)，樣品均落在拉斑系列的區(qū)域內(nèi)。因此，玄武巖樣品的巖性為亞堿性拉斑系列玄武巖。

4.3 稀土及其微量元素特征

稀土元素、微量元素分析數(shù)據(jù)結(jié)果見表2，其中ΣREE=64.98×10-6～76.99×10-6，平均為70.95×10-6，樣品稀土元素總量相差不大且總量較低；(La/Yb)N=2.45～2.70，平均為2.58，LREE>HREE，LREE/HREE=3.02～3.12，平均為3.08。在球粒隕石稀土配分曲線圖(圖7a)中，曲線總體向右傾斜，傾角平緩，反應(yīng)出稀土元素具有LREE輕度富集，HREE相對虧損的特征， 且輕、重稀土元素之間的分餾程度不明顯的特征。所有樣品δEu=0.9～0.98(<1)，表明Eu略微虧損。在微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(圖7b)中，表現(xiàn)為不相容元素富集右傾式曲線，且大離子親石元素K、Ba、Rb明顯虧損，高場強(qiáng)元素Ti、U、Zr、Ta明顯富集，具有富集的巖石圈地幔特征。微量元素Hf/Ta=4.04～4.27，全部樣品屬于E--MORB(Hf/Ta<5)。在元素TiO2-Zr圖解中(圖8a)，樣品全部落在MORB和WPB區(qū)域內(nèi)；在元素Ta/Yb-Th/Yb圖解中(圖8b)，樣品落在MORB區(qū)域內(nèi)，基本確定樣品為大洋中脊玄武巖。

圖5 變質(zhì)玄武巖Harker圖解Fig.5 Harker diagrams of metamorphic basalt

樣品號WD061--1WD061--2WD061--3WD061--4WD061--5SiO247.8246.4448.6646.3147.72Al2O313.8414.5812.9013.9413.91Fe2O34.374.824.773.884.32FeO7.087.306.608.437.41CaO9.8610.1511.528.809.74MgO7.637.117.378.617.31K2O0.160.040.030.310.05Na2O2.832.671.752.512.87TiO21.942.011.791.951.93P2O50.200.220.200.210.21MnO0.170.180.180.190.18LOI3.934.094.084.644.00total99.8399.5999.8599.7699.65La8.889.338.2810.038.82Ce20.9923.1920.0324.0221.48Pr3.023.292.803.373.07Nd13.8615.0712.8615.2013.95Sm3.764.123.584.153.84Eu1.321.441.251.451.32Gd4.514.804.275.094.47Tb0.760.800.710.820.76Dy4.815.164.465.244.67Ho0.991.080.921.110.99Er2.822.992.573.042.69Tm0.390.420.360.420.38Yb2.502.732.262.672.48Lu0.370.410.340.400.38ΣREE68.9774.8264.6876.9969.29LREE51.8356.4348.8058.2152.48HREE17.1518.3915.8918.7816.81LREE/HREE3.023.073.073.103.12LaN/YbN2.552.452.632.702.56δEu0.980.980.970.960.97Li14.9617.1716.1420.7715.60Be0.580.580.610.590.55Y24.8923.4220.7926.9022.72Sc28.2814.9610.7534.4616.58V289.60346.60297.10306.40310.50Cr337.80363.30398.40389.60323.90Co39.9637.2338.1850.4339.06Ni134.80146.80160.50169.70126.50Rb4.371.731.207.182.20Sr300.10352.20354.60253.10293.90Zr116.40128.00109.90126.60117.30Nb10.6211.6810.0111.4310.70Ba32.0514.6712.8869.4617.75Hf2.873.182.713.202.92Ta0.710.770.660.750.72Th0.740.550.500.830.58U0.400.490.370.430.39

注：TFeO= FeO+0.899 8*Fe2O3。

圖6 變質(zhì)玄武巖Zr/TiO2×10-4-Nb/Y圖解(a)和SiO2-TFeO/Mg圖解(b)Fig.6 Zr/TiO2×10-4-Nb/Y(a) diagram and SiO2-TFeO/Mg (b) diagram of metamorphic basalt

圖7 變質(zhì)玄武巖稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖(a)和微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化蛛網(wǎng)圖(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of metamorphic basalt

VAB.火山弧玄武巖；WPB.板內(nèi)玄武巖；MORB.大洋中脊玄武巖；E--MORB.富集型大洋中脊玄武巖；N--MORB.正常洋脊玄武巖。圖8 變質(zhì)玄武巖TiO2-Zr圖解(a)以及構(gòu)造判別圖解(b)Fig.8 TiO2-Zr diagram (a) and tectonic discrimination diagram (b) of metamorphic basalt

5 討論

5.1 形成時代

朱日和地區(qū)地處中亞造山帶，地質(zhì)結(jié)構(gòu)十分復(fù)雜。前人在該地區(qū)做了大量的研究工作，其中對溫都爾廟群的形成時代取得了重大的研究成果，但仍存在很大分歧，主要存在3種觀點(diǎn)：①通過變質(zhì)基性火山巖、綠泥斜長片巖等進(jìn)行同位素測年以及野外觀察等綜合分析,認(rèn)為溫都爾廟形成時代為元古代[25--29]；②通過對綠片巖、絹云母石英片巖等進(jìn)行同位素測年研究，認(rèn)為溫都爾廟群形成時代為震旦—寒武紀(jì)[30]；③通過接觸關(guān)系、蛇綠巖組合、變質(zhì)作用以及同位素測年數(shù)據(jù)等綜合分析，限定溫都爾廟的主體形成時間為晚前寒武紀(jì)—中志留世[30--32]。

變質(zhì)玄武巖樣品的成巖年齡為晚二疊世(255±12 Ma)，與初航在溫都爾廟其他地區(qū)測試的變質(zhì)玄武巖(246～261 Ma)年齡基本一致[33]。由于本文樣品取自于溫都爾廟式鐵礦的下部，該鐵礦為火山沉積--變質(zhì)礦床，位于哈達(dá)哈爾組底部，為復(fù)式結(jié)構(gòu)，具有典型的層控特征，但礦體沿走向和傾向連續(xù)性不好[34--35]。顯然，溫都爾廟式鐵礦經(jīng)歷了逆沖推覆，覆蓋在晚二疊世變質(zhì)玄武巖之上，說明該變質(zhì)玄武巖形成于溫都爾廟群之后，不能代表溫都爾廟群含鐵建造的形成時代[36]。

因此，朱日和地區(qū)確實存在一套晚二疊世的變質(zhì)玄武巖，這套變質(zhì)玄武巖是否屬于溫都爾廟群的一部分，值得商榷。

5.2 構(gòu)造背景

朱日和地區(qū)地理位置特殊，位于古亞洲洋縫合帶。該區(qū)域火山巖形成時代、構(gòu)造背景等研究對古亞洲洋的閉合具有重大意義。對此，前人在該區(qū)域做過很多關(guān)于構(gòu)造背景的研究，對于朱日和地區(qū)的火山巖的構(gòu)造背景主要持有3種觀點(diǎn)：①變質(zhì)玄武巖來源華北板塊北部火山型被動陸緣[37]；②變質(zhì)玄武巖來源于溝--弧--盆體系[25]；③變質(zhì)玄武巖來源于擴(kuò)張規(guī)模有限的陸內(nèi)或陸間洋盆[33]。筆者對該地區(qū)變質(zhì)玄武巖進(jìn)行地球化學(xué)研究，確定該巖石為亞堿性拉斑系列玄武巖，大離子親石元素虧損，高場強(qiáng)元素相對富集，Eu略微虧損，推測其構(gòu)造背景為大洋中脊玄武巖；在微量元素構(gòu)造判別圖解：Ta-Hf-Th圖解(圖9a)以及MnO2-TiO2-P2O5圖解(圖9b)中，樣品均落E-MORB+WPT或E-MORB區(qū)域內(nèi)，說明該樣品為大洋中脊玄武巖。

IAT.島弧拉斑玄武巖；OIT.島弧或海山拉斑玄武巖；OIA.洋島堿性玄武巖；CAB.島弧鈣堿性玄武巖；MORB.大洋中脊玄武巖；E--MORB.富集型大洋中脊玄武巖；N--MORB.正常洋脊玄武巖；WPA.板內(nèi)堿性玄武巖；WPT.板內(nèi)拉斑玄武巖。圖9 變質(zhì)玄武巖Hf-Hh-Ta圖解(a)和MnO-TiO2-P2O5圖解(b)Fig.9 Hf-Hh-Ta diagram (a) and MnO-TiO2-P2O5 diagram (b) of metamorphic basalt

根據(jù)礦床學(xué)研究，畢力赫金礦(268 Ma)指示華北板塊北緣可能經(jīng)歷古亞洲洋長期的俯沖消減作用[38]；根據(jù)古生物研究，地層發(fā)現(xiàn)放射蟲的存在，代表在晚二疊世索倫縫合帶中洋盆的存在[39]；根據(jù)沉積相研究，在早--中二疊世朱日和地區(qū)還處于大陸邊緣淺海沉積環(huán)境，沉積的中心就在朱日和—溫都爾廟—西拉木倫河?xùn)|西帶條狀區(qū)，為半深海相[40]；根據(jù)古地磁研究，表明泥盆紀(jì)—晚二疊世，西伯利亞基本穩(wěn)定，而華北板塊在此時間內(nèi)向北移，在晚二疊世兩板塊并未發(fā)生閉合[41--42]；根據(jù)地震法研究，溫都爾廟雜巖帶自早古生代以來經(jīng)歷復(fù)雜的增生--匯聚--伸展演化的深部過程，并發(fā)生過多期次的伸展作用[43]。由此確定本文變質(zhì)玄武巖構(gòu)造背景為擴(kuò)張板塊邊緣半深海海底擴(kuò)張的減壓熔融拉張環(huán)境，代表一次微弱的洋殼俯沖消減作用。因此，本文認(rèn)為朱日和地區(qū)變質(zhì)玄武巖與古亞洲洋北緣中段閉合有關(guān)。

6 結(jié)論

(1)內(nèi)蒙古朱日和地區(qū)北側(cè)變質(zhì)玄武巖的原巖時代為晚二疊世。

(2)地球化學(xué)研究結(jié)果表明變質(zhì)玄武巖屬于亞堿性拉斑系列玄武巖，為富集型大洋中脊玄武巖。

(3)綜合區(qū)域地質(zhì)、地球化學(xué)、地球物理和古生物等特征，表明內(nèi)蒙古朱日和地區(qū)晚二疊世變質(zhì)玄武巖為微弱洋殼俯沖消減作用的產(chǎn)物，暗示朱日和地區(qū)變質(zhì)玄武巖與古亞洲洋北緣中段閉合有關(guān)。

致謝實驗數(shù)據(jù)的處理以及論文修改的過程中得到了吉林大學(xué)董玉博士的熱情幫助，在此一并表示衷心感謝!