内蒙古中部朱日和地区变质玄武岩特征及其意义

2019-10-23冷柚兵张元厚陈跃军王继春吴国学

世界地质 2019年3期

冷柚兵，张元厚，陈跃军，王继春，吴国学

1.吉林大学地球科学学院，长春 130061;2.吉林大学古生物学与地层学研究中心，长春 130026；3.内蒙古自治区地质调查院，呼和浩特 010000

0 引言

中亚造山带地处西伯利亚与塔里木—华北板块之间，是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的地区之一，也是全球最大的增生型造山带，总体上经历陆缘增生、后碰撞和陆内造山作用3个阶段，是研究古亚洲洋演化的重要对象[1--3]。为探讨古亚洲洋的演化历史，前人在该区域进行年代学、地球化学和地球物理等多方面详细的研究。索伦缝合线一带是古亚洲洋北缘的闭合位置，但对其闭合的时间存在两种不同观点：一些学者提出“晚泥盆闭合”[4--8]；另一些学者提出“晚二叠闭合”[9--12]。鉴于此，笔者对出露在朱日和地区的变质玄武岩进行岩石学、锆石U--Pb年代学和地球化学研究，进而讨论其成岩时代、构造背景以及是否与古亚洲洋的闭合有关等问题。

1 区域地质背景

研究区位于内蒙古中部，大地构造位置位于华北板块北缘中段，属于温都尔庙俯冲--增生带，南邻华北板块，北邻索伦缝合带[13](图1a)。区内地层主要发育早古生代温都尔庙群、石炭系、新近系及第四系(图1b)。温都尔庙群自下而上划分为两个组，下部为桑达来呼都格组，主要由灰绿色枕状变玄武岩、绿泥片岩和绿泥蓝闪片岩组成，夹有少量安山岩；上部为哈尔哈达组，主要由细晶石英岩、绿泥绢云石英片岩、含铁石英岩和铁矿层组成，上下岩组呈渐变过渡关系，形成于深海环境[15--16]，该群呈东西向展布，多被第四系沉积物覆盖。石炭系主要由灰岩和砂岩组成，主要发育于研究区的南部，与温都尔庙群、晚奥陶世花岗岩呈断层接触。新近系为中新统汉诺坝组，由气孔状玄武岩以及杏仁状玄武岩组成，主要发育在温都尔庙群的两侧，呈北东向展布。第四系多为松散堆积物。

区内岩浆活动和构造运动活跃。岩浆岩主要分布在图林凯一带，具有不同的岩石类型和成因类型，发育中元古代超基性岩体、早奥陶世斜长角闪岩和晚奥陶世花岗岩。断裂主要发生在早古生代，以近东西向为主，发育一套规模较大的呈东西向展布的韧性剪切带[17]；褶皱集中在古生代岩石中，具有多期次、多样式相互叠加的特征，表现出复杂的构造样式[18]。

图1 内蒙古中部大地构造格局图(a)[3]和朱日和研究区地质简图(b)[14]Fig.1 Tectonic framework of central section of Mongolia (a) and geological sketch map of Zhurihe area(b)

2 岩石学特征

本文样品WD061(112°50.654′E，42°25.883′N)采自于内蒙古锡林郭勒盟苏尼特右旗朱日和镇北侧(图1)，采样层位位于温都尔庙式铁矿下部，即温都尔庙群下部的桑达来呼都格组，其中铁矿层分布不稳定，规模大小不同，出露也不连续。

采集的样品发生绿泥石化和绢云母化，但是整体特征未发生改变。风化面为黑灰色；新鲜面为黑绿色、灰绿色。野外观察定名为黑绿色弱变质玄武岩，薄片鉴定定名为绿泥石化绢云母化玄武岩。在显微镜下，结晶形成的矿物多呈片状，为片状变晶结构；矿物分布均一，为块状构造。主要矿物及其含量：斜长石，呈片状，表面混浊，斜消光，个别见聚片双晶，约占60%；辉石，主要为单斜辉石，呈短柱状，约占20%；绢云母，呈显微鳞片状，约占15%；绿泥石，呈土状，近平行消光，约占5%(图2)。

Chl.绿泥石；Pl.斜长石；Px.辉面；Ser.绢云母。图2 样品镜下显微照片Fig.2 Microscopic photograph of sample

3 锆石U--Pb年代学

3.1 分析方法

变质玄武岩样品的锆石分选在廊坊岩拓地质服务有限公司进行，采用人工破碎至80～100目，运用重液、电磁仪等方法挑选出优势样品，然后在双目镜下挑选出具有代表性的无裂缝、无包裹体以及无杂质的锆石颗粒。锆石的制靶在北京凯德正科技有限公司进行，锆石阴极发光(CL)图像的采集在北京大学物理学院电镜室的阴极荧光分析系统上完成，锆石U--Pb测年在吉林大学东北亚矿产资源评价国土资源部重点实验室进行，采用德国相干公司准分子激光COMPexPro102，该技术具有实时、快速、原位分析以及灵敏度高等优势。实验室采用高纯度氦气作为剥蚀物质的载气，激光剥蚀光束斑直径为32 μm。实验采用人工合成标准参考物质NIST SRM610硅酸盐玻璃进行仪器调整，使用国际91500标准锆石作为外标校正。U--Pb同位素比值数据分析采用GLITTER软件，运用Andersen的3D坐标法扣除普通Pb的影响，加权平均年龄的计算以及谐和图解的制作采用国际标准程序Isoplot(3.0)[19]，样品具体的分析方法和处理流程见参考文献[20]。

3.2 锆石特征及测试结果

对样品(WD061)进行室内筛选，然后进行分析测试研究。对采集的变质玄武岩样品进行锆石LA--ICP--MS同位素测年工作，分析数据应用分段校正原理，成岩年龄是对206Pb/238U数据进行数学统计分析。

测试分析样品的锆石阴极发光图像(图3)显示，一些锆石为自形到半自形的长柱状、短柱状或粒状(如6号、9号等)，发育有明显的岩浆振荡环带；另一些锆石边缘具变质增生边(如4号、20号等)，但大部分测点具有地质意义。其中11号测点包含部分变质增生边，得出的年龄为混合年龄，不具有地质意义[21]。

样品一共分析24个测点，分析结果见表1。测得的锆石年龄均在谐和曲线上及其附近(图4)，测试所得的年龄结果大致分为4组：第一组(图3a)为1号、8号等测点年龄值较大,达到2 470～2 205 Ma，是岩浆形成过程中从围岩捕获的锆石，对应古元古代早期的五台运动[22]；第二组(图3b)为1 823～1 715 Ma之间测点，是岩浆形成过程中从围岩捕获的锆石[22]，对应古元古代末期的吕梁运动；第三组(图3c)为463～314 Ma之间测点，加权平均年龄为373.1±7.8 Ma，是岩浆上升过程中捕获的锆石，对应中泥盆世的一次大规模构造运动；第四组(图3d)为241～291 Ma之间测点，加权平均年龄为255±12 Ma，根据这组锆石测得的加权平均年龄最小，且具有明显的振荡环带，故该组锆石年龄被解释成变质玄武岩样品的成岩年龄。

图3 样品锆石的阴极发光(CL)图像Fig.3 CL images of zircon samples

图4 样品中锆石LA--LCP--MS的U--Pb年龄谐和图与加权平均年龄分布图Fig.4 Concordia plot and weighted average age distribution of LA--LCP--MS zircons U--Pb age

4 岩石地球化学特征

4.1 分析方法

野外采集的变质玄武岩样品经过显微镜下薄片鉴定，选取了新鲜的5件岩石样品WD0061--1、WD0061--2、WD0061--3、WD0061--4、WD0061--5，进行主量元素、稀土元素和微量元素测试分析。分析测试工作在吉林大学测试科学研究室完成，主量元素测试采用XRF荧光测试法完成，测试误差<2%；稀土和微量元素测试采用等离子体(ICP--MS)法，分析精度优于10%[19]。

4.2 主量元素特征

主量元素分析数据结果见表2，变质玄武岩烧失量比较高，经过烧失量矫正之后，SiO2=47.93%～50.21%，平均为48.93%，属于基性岩；Al2O3=13.30%～15.05%，平均为14.29%，相对较高；TFeO=11.24%～12.37%，平均为11.72%；MgO=7.34%～8.94%，平均为7.86%；Mg#=0.52～0.56，平均为0.54；CaO=9.13%～11.89%，平均为10.34%；TiO2=1.95%～2.07%，平均为1.99%，相对较低；Na2O>K2O，Na2O+K2O=1.84%～3.08%，平均为2.73%；Na2O/K2O=8.15%～69.00%，平均值为42.99%。因此，岩石具有高铝、低钛、贫钾及富钠的特征，具有大洋中脊玄武岩的主量元素分配特征[23]。在Harker图解中(图5)，CaO与SiO2之间呈正相关关系，MgO、Na2O、TiO2、MnO、Al2O3、TFeO和P2O5与SiO2之间呈负相关关系，这暗示玄武岩样品在成岩之后与海水相互作用，发生低温蚀变的细碧岩化作用，活泼元素(K)不稳定，从拉斑玄武岩进入海水中[24]。在元素Zr/TiO2×10-4-Nb/Y图解中(图6a)，样品均落在亚碱性玄武岩区域内；在元素SiO2-TFeO/Mg图解中(图6b)，样品均落在拉斑系列的区域内。因此，玄武岩样品的岩性为亚碱性拉斑系列玄武岩。

4.3 稀土及其微量元素特征

稀土元素、微量元素分析数据结果见表2，其中ΣREE=64.98×10-6～76.99×10-6，平均为70.95×10-6，样品稀土元素总量相差不大且总量较低；(La/Yb)N=2.45～2.70，平均为2.58，LREE>HREE，LREE/HREE=3.02～3.12，平均为3.08。在球粒陨石稀土配分曲线图(图7a)中，曲线总体向右倾斜，倾角平缓，反应出稀土元素具有LREE轻度富集，HREE相对亏损的特征，且轻、重稀土元素之间的分馏程度不明显的特征。所有样品δEu=0.9～0.98(<1)，表明Eu略微亏损。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图7b)中，表现为不相容元素富集右倾式曲线，且大离子亲石元素K、Ba、Rb明显亏损，高场强元素Ti、U、Zr、Ta明显富集，具有富集的岩石圈地幔特征。微量元素Hf/Ta=4.04～4.27，全部样品属于E--MORB(Hf/Ta<5)。在元素TiO2-Zr图解中(图8a)，样品全部落在MORB和WPB区域内；在元素Ta/Yb-Th/Yb图解中(图8b)，样品落在MORB区域内，基本确定样品为大洋中脊玄武岩。

图5 变质玄武岩Harker图解Fig.5 Harker diagrams of metamorphic basalt

样品号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。

图6 变质玄武岩Zr/TiO2×10-4-Nb/Y图解(a)和SiO2-TFeO/Mg图解(b)Fig.6 Zr/TiO2×10-4-Nb/Y(a) diagram and SiO2-TFeO/Mg (b) diagram of metamorphic basalt

图7 变质玄武岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)Fig.7 Chondrite-normalized REE distribution patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) of metamorphic basalt

VAB.火山弧玄武岩；WPB.板内玄武岩；MORB.大洋中脊玄武岩；E--MORB.富集型大洋中脊玄武岩；N--MORB.正常洋脊玄武岩。图8 变质玄武岩TiO2-Zr图解(a)以及构造判别图解(b)Fig.8 TiO2-Zr diagram (a) and tectonic discrimination diagram (b) of metamorphic basalt

5 讨论

5.1 形成时代

朱日和地区地处中亚造山带，地质结构十分复杂。前人在该地区做了大量的研究工作，其中对温都尔庙群的形成时代取得了重大的研究成果，但仍存在很大分歧，主要存在3种观点：①通过变质基性火山岩、绿泥斜长片岩等进行同位素测年以及野外观察等综合分析,认为温都尔庙形成时代为元古代[25--29]；②通过对绿片岩、绢云母石英片岩等进行同位素测年研究，认为温都尔庙群形成时代为震旦—寒武纪[30]；③通过接触关系、蛇绿岩组合、变质作用以及同位素测年数据等综合分析，限定温都尔庙的主体形成时间为晚前寒武纪—中志留世[30--32]。

变质玄武岩样品的成岩年龄为晚二叠世(255±12 Ma)，与初航在温都尔庙其他地区测试的变质玄武岩(246～261 Ma)年龄基本一致[33]。由于本文样品取自于温都尔庙式铁矿的下部，该铁矿为火山沉积--变质矿床，位于哈达哈尔组底部，为复式结构，具有典型的层控特征，但矿体沿走向和倾向连续性不好[34--35]。显然，温都尔庙式铁矿经历了逆冲推覆，覆盖在晚二叠世变质玄武岩之上，说明该变质玄武岩形成于温都尔庙群之后，不能代表温都尔庙群含铁建造的形成时代[36]。

因此，朱日和地区确实存在一套晚二叠世的变质玄武岩，这套变质玄武岩是否属于温都尔庙群的一部分，值得商榷。

5.2 构造背景

朱日和地区地理位置特殊，位于古亚洲洋缝合带。该区域火山岩形成时代、构造背景等研究对古亚洲洋的闭合具有重大意义。对此，前人在该区域做过很多关于构造背景的研究，对于朱日和地区的火山岩的构造背景主要持有3种观点：①变质玄武岩来源华北板块北部火山型被动陆缘[37]；②变质玄武岩来源于沟--弧--盆体系[25]；③变质玄武岩来源于扩张规模有限的陆内或陆间洋盆[33]。笔者对该地区变质玄武岩进行地球化学研究，确定该岩石为亚碱性拉斑系列玄武岩，大离子亲石元素亏损，高场强元素相对富集，Eu略微亏损，推测其构造背景为大洋中脊玄武岩；在微量元素构造判别图解：Ta-Hf-Th图解(图9a)以及MnO2-TiO2-P2O5图解(图9b)中，样品均落E-MORB+WPT或E-MORB区域内，说明该样品为大洋中脊玄武岩。

IAT.岛弧拉斑玄武岩；OIT.岛弧或海山拉斑玄武岩；OIA.洋岛碱性玄武岩；CAB.岛弧钙碱性玄武岩；MORB.大洋中脊玄武岩；E--MORB.富集型大洋中脊玄武岩；N--MORB.正常洋脊玄武岩；WPA.板内碱性玄武岩；WPT.板内拉斑玄武岩。图9 变质玄武岩Hf-Hh-Ta图解(a)和MnO-TiO2-P2O5图解(b)Fig.9 Hf-Hh-Ta diagram (a) and MnO-TiO2-P2O5 diagram (b) of metamorphic basalt

根据矿床学研究，毕力赫金矿(268 Ma)指示华北板块北缘可能经历古亚洲洋长期的俯冲消减作用[38]；根据古生物研究，地层发现放射虫的存在，代表在晚二叠世索伦缝合带中洋盆的存在[39]；根据沉积相研究，在早--中二叠世朱日和地区还处于大陆边缘浅海沉积环境，沉积的中心就在朱日和—温都尔庙—西拉木伦河东西带条状区，为半深海相[40]；根据古地磁研究，表明泥盆纪—晚二叠世，西伯利亚基本稳定，而华北板块在此时间内向北移，在晚二叠世两板块并未发生闭合[41--42]；根据地震法研究，温都尔庙杂岩带自早古生代以来经历复杂的增生--汇聚--伸展演化的深部过程，并发生过多期次的伸展作用[43]。由此确定本文变质玄武岩构造背景为扩张板块边缘半深海海底扩张的减压熔融拉张环境，代表一次微弱的洋壳俯冲消减作用。因此，本文认为朱日和地区变质玄武岩与古亚洲洋北缘中段闭合有关。