ISSN 1009-6248CN 61-1149/P 双月刊

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中国地质学会

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冷湖五号燕山期叠瓦逆冲构造的发现

戴俊生

戴俊生. 冷湖五号燕山期叠瓦逆冲构造的发现[J]. 西北地质, 2001, 34(1): 68-72.
引用本文: 戴俊生. 冷湖五号燕山期叠瓦逆冲构造的发现[J]. 西北地质, 2001, 34(1): 68-72.
DAI Jun-sheng. The finding out of the Yanshan imbricate thrust structure in Lenghu 5[J]. Northwestern Geology, 2001, 34(1): 68-72.
Citation: DAI Jun-sheng. The finding out of the Yanshan imbricate thrust structure in Lenghu 5[J]. Northwestern Geology, 2001, 34(1): 68-72.

冷湖五号燕山期叠瓦逆冲构造的发现

The finding out of the Yanshan imbricate thrust structure in Lenghu 5

  • 摘要: 笔者通过钻井、电测、地震等资料的解释,在柴达木盆地冷湖五号背斜核部的下侏罗统中发现了叠瓦逆冲构造,并认为其形成于燕山运动晚期。该发现对认识本区燕山运动的性质和正确评价本区的石油及煤炭资源有重要意义。冷湖五号中新生代的构造发育历史可划分为5个阶段,即早侏罗世伸展裂陷阶段、燕山晚期叠瓦逆冲构造发育阶段、早第三纪早期同生逆断层发育阶段、早第三纪晚期至晚第三纪中期背斜构造发育阶段和晚第三纪晚期至第四纪背斜构造改造阶段。
    Abstract: Jurassic system is of wide distribution in the Northwestern of China.It is important for not only exploration and development of petroleum and coal but also the research of regional structure evolution history, to recognize correctly the deformation characteristics of the Jurassic. The author finds out the imbricate thrust structure within low Jurassic series in Qidam basin Lenghu 5 fold core and considers the structure formed in late Yanshan movement. This finding is important for understanding the nature of Yanshan movement and evaluating correctly petroleum and coal resources in the region. The structure growth history of Lenghu 5 in Mesozoic and Cenozoic eras can be divided into five stages which are early Jurassic epoch extension rift stage, late Yanshan imbricate thrust stage, early period of Paleogene contemporaneous reverse faults growth stage,from late period of Paleogene to middle period of Neogene anticline growth stage and from late period of Neogene to Quaternary the anticline reformed stage.
  • 内蒙古中部地区是西伯利亚板块与华北板块最终拼合的关键部位,该区中生代以前经历了漫长的演化历史,因此岩浆活动强烈(陈斌等,2009黄波等,2016)。近年来,一些学者(Tang,1990Chen et al.,2000Xiao et al.,2003)对该地区晚古生代花岗岩的构造背景和岩石成因做了很多研究,对古亚洲洋缝合时限、西伯利亚板块与华北板块碰撞拼合等问题进行了探索,多数学者认为西伯利亚板块与华北板块最终沿索伦缝合带闭合。

    对于古亚洲洋最终闭合的时限仍未达成共识,一种观点认为其闭合于晚泥盆世—早石炭世,兴蒙造山带在晚古生代处于伸展背景(徐备等,1997任收麦等,2002朱永峰等,2004Jahn et al.,2009Jian et al.,2010周志广等,2010方俊钦等,2014邵济安等,20142015a);另一种观点认为古亚洲洋最终闭合于晚二叠世—早三叠世(陈斌等,2001Xiao et al.,2003尚庆华,2004刘建峰等,2009张拴宏等,2010Zhang et al.,2011)。争议的焦点主要是对华北板块北缘在晚古生代与中生代之交的构造属性认识不同,是碰撞后伸展还是俯冲?因此,针对兴蒙造山带晚古生代花岗岩的时代、地球化学特征及其构造环境方面的研究,对解决晚古生代岩浆形成过程具有重要的意义。

    笔者基于对锡林浩特小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩的LA–ICP–MS锆石U–Pb同位素定年、岩石学、岩石地球化学方面的研究,探讨其形成时代、岩石成因和构造背景,以期为兴蒙造山带晚古生代构造演化、古亚洲洋闭合时限提供新的证据。

    锡林浩特地区位于华北板块与西伯利亚板块之间的兴蒙造山带,经历了古亚洲洋板块的俯冲,陆-陆碰撞造山及碰撞之后的伸展张裂,形成大量不同构造环境下的沉积、岩浆岩岩石组合,这些岩石组合记录了古亚洲洋的构造演化历史(徐备等,20012014Jian et al.,2008)。

    研究区位于内蒙古中部锡林浩特东南部,大地构造位置位于贺根山蛇绿岩带和二道井增生杂岩带之间的宝力道弧岩浆岩带(图1),前人将研究区归为索伦缝合带北侧的北部造山带,与古亚洲洋的演化密切相关。研究区出露的地层单元由老至新依次为中元古界锡林浩特岩群、志留系徐尼乌苏组、二叠系大石寨组、三叠系哈达陶勒盖组、白垩系白音高老组和梅勒图组。

    图  1  研究区地质简图(a)和大地构造位置简图(b)(底图据Xiao et al.,2003
    Figure  1.  (a) Geological sketch map and (b) simplified tectonic geological map of the study area

    区内古生代—中生代岩浆岩极其发育,包括华力西期、印支期、燕山期3个岩浆旋回,主要岩石类型有二长花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩。晚石炭世二长花岗岩主要分布于研究区东北部巴润乌德南–小乌兰沟–希力敖包一线,呈岩基、岩株状大面积出露,近NEE向展布,出露面积约为83.21 km2图1a)。新发现晚石炭世二长花岗岩侵入到中志留统徐尼乌苏组粉砂质板岩中;该岩体侵入石炭纪闪长岩、花岗闪长岩中,被后期早白垩世二长花岗岩、正长花岗岩侵入。主要岩石类型为中粒二长花岗岩、细中粒二长花岗岩,受后期脆性断裂影响,岩石局部碎裂化、硅化、片理化(图2a图2b)。

    图  2  小乌兰沟地区二长花岗岩宏观及显微特征
    a、b.样品野外照片;c.显微特征(单偏光);d.显微特征(正交偏光);Kf.钾长石;Pl.斜长石;Bt.黑云母;Mag.磁铁矿
    Figure  2.  Field outcrop and microscopic characteristics of the monzogranite

    岩相学特征:风化面呈灰白–土灰色,新鲜面呈灰棕–灰褐色,中粒–细中粒花岗结构,块状构造。岩石由钾长石(35%~40%)、石英(20%~25%)、斜长石(25%~30%)及少量黑云母和副矿物组成,粒状矿物的粒度以2.0~5.0 mm为主,部分为0.2~2.0 mm,整体不规则密集分布。钾长石呈半自形板粒状、他形粒状,个别见有卡斯巴双晶,为具格子双晶的微斜长石和少量条纹长石所组成,较强土化;石英呈他形粒状,有的边缘局部粒化镶嵌生长;斜长石呈自形-半自形板柱状、板粒状,具较强绢云母化、高岭石等黏土矿化;黑云母呈片状、叶片状、宽片状,完全绿泥石化、弱绿帘石化。副矿物:黑色尘粒状、微粒状磁铁矿,磷灰石、锆石等,粒度<0.1 mm,零散分布(图2c图2d)。

    所采集的锆石测年样品来自小乌兰沟WN向1393.4高程点附近的新鲜露头,采样点地理坐标为N 43°57′23′′、E 116°53′19′′,样品编号为b2551,样品岩性为细中粒二长花岗岩。锆石单矿物挑选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成,样品质量约为5 kg,经机械粉碎至80~100目,用浮选、电磁选方法进行分离,然后在双目镜下挑选出晶形和透明度较好的锆石颗粒用于年龄测定。锆石制靶、阴极发光(CL)照相在北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U–Pb 同位素定年在天津地质调查中心实验室激光烧蚀多接收器等离子体质谱仪(LA–MC–ICP–MS)上完成。利用193 nm FX激光器对锆石进行剥蚀,激光束斑直径为35 μm,以氦气作为激光剥蚀物质的载气,送入Neptune(MC–ICP–MS),利用动态变焦扩大色散使质量数相差很大的U–Pb 同位素可以同时接收,从而进行锆石U–Pb 同位素测定。锆石标样采用TEM(417 Ma)标准锆石,数据处理采用 ICPMS DataCal 程序,加权平均年龄计算及谐和图的绘制采用ISOPLOT 3.0 程序(Ludwig,2003)。所有数据点的年龄值误差均为1 σ,采用206Pb/238U 年龄,其年龄加权平均值具95%的置信度(Anderson,2002)。

    选取细中粒二长花岗岩样品(b2551)进行LA–MC–ICP–MS锆石U–Pb同位素分析,锆石阴极发光图像(图3)显示,锆石晶形较好,整体呈长柱状、短柱状自形晶,长宽比值为1∶1~2∶1,锆石颗粒内部均可见清晰的岩浆震荡环带结构。

    图  3  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩锆石阴极发光图像
    Figure  3.  CL images of zircons for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area

    从样品测试结果(表1)可知,样品16个测试数据的Th/U值为0.60~1.41,平均为0.89,均大于0.30,具岩浆锆石高Th/U特征。在锆石U–Pb年龄谐和图上(图4),所测锆石的同位素分析数据206Pb/238U值为318~321 Ma,均落在谐和线上,16个点的206Pb/238U年龄加权平均值为(319.5±1.2)Ma,代表了岩体形成时代,该套岩体归为晚石炭世。

    表  1  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩LA–ICP–MS锆石U–Pb年龄分析结果
    Table  1.  LA–ICP–MS zircons U–Th–Pb data for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area
    点号含量(10−6同位素比值年龄(Ma)
    PbU206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb206Pb/238U207Pb/235U207Pb/206Pb
    1203740.05090.00030.37420.02160.05330.0031320232319344130
    2386810.05080.00030.37150.01470.05300.002132023211332989
    37514460.05080.00030.37000.01180.05280.001732023201032172
    4326160.05070.00030.37360.01750.05340.0025319232215346104
    5193820.05090.00060.37160.06570.05290.0093320432157326399
    6101900.05090.00050.37090.04640.05290.0068320332040323293
    7265100.05080.00040.37170.02460.05310.0035319232121333149
    8407840.05080.00030.37040.01250.05290.001731923201132575
    9122300.05080.00040.37090.03500.05290.0050320332030326216
    10214020.05060.00060.37110.05450.05320.0078318432047338334
    11183500.05080.00040.37240.02330.05320.0033319232120338141
    12437860.05100.00050.37300.08160.05310.0114321332270331486
    13356060.05100.00050.37340.04370.05310.0060321332238334258
    1481430.05110.00090.37740.07740.05360.0111321632567353470
    1591830.05060.00080.37100.09650.05320.0142318532083337606
    16234180.05070.00030.36980.02070.05290.0030319231918323127
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    图  4  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩锆石 U–Pb 年龄谐和图(a) 和加权平均年龄(b)
    Figure  4.  (a)Zircon U–Pb diagram and (b) weighted mean ages diagram for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area

    从晚石炭世二长花岗岩的主量元素特征(表2)可知,岩石中SiO2含量为73.79%~77.40%,平均为75.81%。富含碱质,K2O+Na2O值为7.43%~9.34%,平均为8.24%;钠小于钾,K2O/Na2O值为1.13~1.55,平均为1.26;高铝,Al2O3值为12.65%~14.88%,平均为13.05%; FeOT/MgO值为2.72~10.92,平均为5.80;铝饱和指数(A/CNK)为1.06~1.22,平均为1.10,为过铝质岩石(图5a);里特曼指数σ值为1.74~2.80,平均为2.08;碱度率AR为3.29~5.07,平均为4.18,为钙碱性岩石。在TAS图中,样品落入亚碱性系列的花岗岩区域(图5b);在SiO2–Ce图解中,样品均落入I–型花岗岩中(图5c);在SiO2-K2O图解中,样品全部落入高钾钙碱性区域(图5d)。主量元素显示其属高钾钙碱性、过铝质系列岩石。

    表  2  小乌兰沟地区二长花岗岩主量元素(%)分析结果
    Table  2.  Major elements (%)compositions of the monzogranite in Xiaowulangou area
    样 号岩 性SiO2TiO2Al2O3Fe2O3FeOMnOMgOCaONa2O
    D2551细中粒二长花岗岩77.100.0612.780.370.290.0390.070.393.89
    D7069细中粒二长花岗岩77.400.0512.650.340.240.0280.050.283.93
    D8209中粒二长花岗岩73.790.3813.160.771.700.0430.880.753.38
    D3129中粒二长花岗岩75.190.2812.961.290.970.0370.380.393.22
    D2560中粒二长花岗岩75.990.1812.770.690.740.040.320.513.54
    D0064细中粒二长花岗岩76.140.1612.470.730.600.0420.270.673.51
    D2502中粒二长花岗岩76.300.1412.620.620.620.0330.290.573.32
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩74.110.0514.880.470.050.030.070.344.56
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩76.310.0613.180.170.190.080.080.353.56
    样 号岩 性K2OP2O5H2OH2O烧失量K2O/Na2OA/CNKFeOT/MgOAR
    D2551细中粒二长花岗岩4.590.0120.340.140.381.181.068.904.62
    D7069细中粒二长花岗岩4.440.0120.470.120.571.131.0710.924.67
    D8209中粒二长花岗岩4.050.0830.8100.240.871.201.162.723.29
    D3129中粒二长花岗岩4.270.0550.6800.290.901.331.225.613.56
    D2560中粒二长花岗岩4.420.040.540.190.701.251.114.204.00
    D0064细中粒二长花岗岩0.0350.470.170.881.271.062.224.080.035
    D2502中粒二长花岗岩0.0330.490.160.631.431.092.184.130.033
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩0.031.051.120.714.180.03
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩0.051.551.062.385.070.05
     注:–表示无数据;样品D0064、D2502数据引自Zhang等(2020);样品WHEH-50-GSY01、WHEH-46-GSY01数据引自袁建国等(2017)。测试单位为河北省区域地质矿产调查研究所实验室。
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    图  5  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩A/CNK–A/NK(a)、TAS(b)、SiO2–Ce(c)与SiO2–K2O (d)图解
    底图a据Maniar等(1989);底图b据Cox等(1979);底图d据Rickwood(1989)
    Figure  5.  (a) A/CNK–A/NK, (b) TAS, (c) SiO2–Ce and (d) SiO2–K2O diagrams for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area

    区内晚石炭世二长花岗岩微量元素分析结果(表3)和原始地幔标准化多元素图解(图6a)显示,微量元素总体含量较高,具有一致的微量元素分配曲线,富含大离子亲石元素K、Rb和高场强元素Th 、Hf、Ta,相对亏损Ba、Nb、Sr、Ti、P等元素,反映了俯冲带岩浆岩的地球化学特征;Rb、Th等元素的相对富集,指示本区岩浆的形成与壳源有关。Sr、Ba的相对亏损可能由于斜长石的分离结晶作用或岩浆起源于斜长石稳定区导致。同时具有高Rb/Sr(1.79~25.55)、低Sr/Ba(0.09~0.55)的特点。

    表  3  小乌兰沟地区二长花岗岩微量元素(10−6)分析结果
    Table  3.  Trace element (10−6) compositions of the monzogranite in Xiaowulangou area
    样 号岩 性CsRbSrBaGaNbTaZrHfTh
    D2551细中粒二长花岗岩6.10251.3020.00108.6013.2812.312.8954.502.7017.10
    D7069细中粒二长花岗岩8.08258.1010.10107.6012.778.452.8751.803.0312.19
    D8209中粒二长花岗岩5.10155.0086.4056516.0010.600.79199.007.39016.80
    D3129中粒二长花岗岩10.30226.0079.0053218.616.601.52236.009.46023.10
    D2560中粒二长花岗岩8.31229.1751.51294.2114.3315.311.96121.935.0820.13
    D0064细中粒二长花岗岩18.41238.7065.00290.3010.9430.841.7393.604.4017.04
    D2502中粒二长花岗岩1.87245.948.5161.714.413.051.9596.73.5034.56
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩248.118.3501712.81.823.31.48.6
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩227.726.247.613.714.62.332.81.96.5
    样 号岩 性VCrCoNiLiScUTh/URb/SrSr/Ba
    D2551细中粒二长花岗岩23.001.900.447.407.305.180.8420.3612.570.18
    D7069细中粒二长花岗岩20.701.200.181.9011.684.301.0611.5025.550.09
    D8209中粒二长花岗岩66.5027.304.475.2938.98.370.9517.681.790.15
    D3129中粒二长花岗岩54.621.303.72529.47.581.121.002.860.15
    D2560中粒二长花岗岩40.9010.971.984.9522.935.911.2815.734.450.18
    D0064细中粒二长花岗岩33.803.801.293.1039.893.701.5910.723.670.22
    D2502中粒二长花岗岩46.810.31.87.010.46.32.1416.155.070.30
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩26.423.20.81.75.0613.560.37
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩16.621.60.61.93.428.690.55
     注:–表示无数据;样品D0064、D2502数据引自Zhang等(2020);样品WHEH-50-GSY01、WHEH-46-GSY01数据引自袁建国等(2017)。测试单位为河北省区域地质矿产调查研究所实验室。
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    图  6  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩微量元素原始地幔标准化图解(a)和稀土元素球粒陨石标准化图解(b)(标准化数据据Sun et al.,1989
    Figure  6.  (a) Multi–elements diagram of primitive mantle–normalized, and (b) chondrite–normalized REE patterns for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area

    稀士元素配分曲线为相对平坦型,略向右倾,以略富集轻稀土、Eu亏损为特征(图6b);稀土元素配分曲线上表现为轻稀土元素区间略倾斜,重稀土元素区间平缓,Eu负异常明显,暗示岩石经历了强烈的斜长石分离结晶作用或源区残留有大量的斜长石;稀土元素分析结果(表4)显示,稀土总量(ΣREE)变化大,含量为67.19×10−6~200.21×10−6,平均为121.11×10−6;LREE/HREE值为0.72~2.29,平均为1.50,δEu值为0.06~0.42,平均为0.23。

    表  4  小乌兰沟地区二长花岗岩稀土元素(10−6)分析结果
    Table  4.  REE (10−6) compositionsof the monzogranite in Xiaowulangou area
    样号岩性LaCePrNdSmEuGdTbDyHo
    D2551细中粒二长花岗岩14.0238.343.9013.403.270.142.930.644.530.93
    D7069细中粒二长花岗岩10.1728.032.9710.262.950.063.180.816.371.36
    D8209中粒二长花岗岩19.455.65.05194.450.64.110.784.691.02
    D3129中粒二长花岗岩2762.67.3227.56.520.465.591.137.181.48
    D2560中粒二长花岗岩16.6244.254.3615.753.760.313.570.765.281.14
    D0064细中粒二长花岗岩13.6436.983.0910.772.310.322.400.523.890.86
    D2502中粒二长花岗岩15.5043.973.8113.573.050.253.210.704.991.21
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩7.1415.741.715.651.690.091.80.463.630.77
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩7.113.721.615.451.640.121.940.524.260.93
    样 号岩 性ErTmYbLuY∑REELREE/HREEδEu(La/Yb)NSm/Nd
    D2551细中粒二长花岗岩2.970.573.390.5123.08112.621.850.142.970.24
    D7069细中粒二长花岗岩4.200.754.130.6537.21113.100.930.061.770.29
    D8209中粒二长花岗岩3.010.493.010.4727.8149.482.290.424.620.23
    D3129中粒二长花岗岩4.610.734.640.6542.8200.211.910.234.170.24
    D2560中粒二长花岗岩3.570.654.020.6031.36136.001.670.252.970.24
    D0064细中粒二长花岗岩2.920.593.880.5723.35106.091.720.412.520.65
    D2502中粒二长花岗岩3.730.795.060.7833.89134.501.470.242.200.69
    WHEH-50-GSY01二长花岗岩2.410.422.60.3822.767.190.910.161.970.91
    WHEH-46-GSY01二长花岗岩2.950.533.370.4826.270.820.760.211.510.92
     注:样品D0064、D2502数据引自Zhang等,2020;样品WHEH-50-GSY01、WHEH-46-GSY01数据引自袁建国等,2017。测试单位为河北省区域地质矿产调查研究所实验室。
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    区内晚石炭世二长花岗岩主量元素显示出高Si、富K、贫Mg、低P和Ti的特征,其属于高钾钙碱性、过铝质系列岩石。微量元素上同样具有I型花岗岩的特征,如较高的Zr、Ga、Nb、Y含量和较低的Sr、Ba含量,其10000×Ga/Al均值为2.11,与I型花岗岩平均值(2.1)一致,低于S型和A 型花岗岩平均值(2.28和3.75)(Whalen et al.,1987)。大离子亲石元素Rb和高场强元素Th、Hf、Ta相对富集,Nb、P、Ti亏损,表明岩浆应来源于下地壳,形成于与俯冲作用有关的构造环境(刘建峰等,2009)。由于高分异的I、S型花岗岩的诸多特征与A型花岗岩十分相似,因此有必要在化学成分方面对其类型加以区分。相对于A型花岗岩,高分异的S型花岗岩具有更高的P2O5含量和更低的Na2O含量;高分异的I型花岗岩则具有更低的FeOT含量(<1.00%)、Ga/Al值(王强等,2000)。小乌兰沟晚石炭世二长花岗岩具有中等的P2O5含量(均值为0.04%)和较高的Na2O含量(均值为3.66%)可区别于高分异的S型花岗岩;具有中等的FeOT含量(均值为1.14%)和较低10000×Ga/Al含量(均值为2.11)仍可区别于A型花岗岩。

    在FeOT/MgO–(Zr+Nb+Ce+Y)判别图解中(图7),样品位于分异的I型花岗岩范围内。二长花岗岩不发育铁镁质碱性矿物,较低质量分数的Zr、Nb、Y、La和Ce也反应了其为I型花岗岩并非A型(Wu et al.,2003刘群等,2015)。Ba含量为47.60×10−6~565×10−6,均值为239.67×10−6,低于地壳含量390×10−6,说明岩浆源区具有地壳重熔的特点。稀土元素配分曲线呈明显的“V”形,表明二长花岗岩具有典型的地壳重熔型岩浆来源的特征。二长花岗岩Rb/Sr值为1.79~25.55,Sr/Ba值为0.09~0.55,均位于壳源岩浆范围内(Tischendort et al.,1985),大离子亲石元素Sr均值为45×10−6,远低于地壳含量(480×10−6)。岩石地球化学特征反映本区晚石炭世二长花岗岩来源于下地壳的部分熔融。

    图  7  小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩的成因类型判别图解(底图据Whalen et al.,1987
    A.A型花岗岩;FG.分异的I型花岗岩;OGT.世界I型、S型和M型花岗岩
    Figure  7.  Discriminantion diagrams of genetic–types for the late Carboniferous monzogranite in Xiaowulangou area

    前人关于华北板块北缘的构造背景及其与中亚造山带及古亚洲洋构造演化的关系一直存有较大争议。部分学者认为古亚洲洋在中晚泥盆世-早石炭世闭合(徐备等,1997邵济安等,20142015b),石炭纪—二叠纪为裂谷环境(唐克东等,1991),但大陆裂谷火成岩通常具有较高的TiO2含量及Nb、Ta正异常,这与本区岩浆岩的地球化学特征不一致。另一部分学者认为两大板块的最终碰撞发生在晚二叠世—早三叠世(任收麦等,2002Xiao et al.,2003尚庆华,2004Jian et al.,2010张拴宏等,2010)。区域研究表明,锡林浩特、西乌旗地区在晚石炭世至早二叠世期间发育强烈的岛弧岩浆作用,形成了广泛的岛弧型花岗岩。例如,锡林浩特毛登牧场花岗闪长岩(330.6±1.8)Ma和二长花岗岩(327.7±2.6 )Ma(袁建国等,2017),锡林浩特跃进地区酸性侵入岩(310 ~330 Ma)(王树庆等,2018);西乌旗白音高勒石英闪长岩(313~323 Ma)(鲍庆中等,2007),西乌旗南部石英闪长岩(322±3 Ma、325±3 Ma)(刘建峰等,2009),西乌旗猴头庙地区石英闪长岩(325±3 Ma、323±3 Ma)(马士委等,2016)。锡林浩特地区早石炭世变质基性火山岩(334.5±3.5 Ma、323.4±2.4 Ma)是一般岛弧环境岩浆活动的产物,还未到成熟岛弧的程度(康健丽等,2016)。苏尼特右旗温都尔庙地区早石炭世火山岩形成于岛弧环境向大陆边缘弧环境过渡的构造环境(张金凤等,2016)。西乌旗达青牧场地区存在一套晚石炭世—早二叠世早期的俯冲增生杂岩,表明至少在晚石炭世古亚洲洋的俯冲仍在继续(Liu et al.,2013)。以上强烈的岛弧岩浆活动暗示古亚洲洋大洋板块俯冲活动在晚石炭世至早二叠世期间达到高潮,但并未到碰撞造山的阶段。

    Gorton等(2000)利用不相容元素Ta、Th 和Yb 的含量及其比值有效地区分出大洋岛弧、活动大陆边缘和板内火山岩带3种不同的构造环境,将3种构造环境中火成岩的Th含量 逐步富集主要归因于弧的成分增加,板内火山岩带Th /Ta 值为1~6,活动大陆边缘Th /Ta 值为6~20,大洋岛弧Th /Ta 值大于20~90。本区Th/Ta值为2.83~21.27,平均为10.23,表明本区晚古生代岩浆活动的构造环境具有活动大陆边缘的特征。岩浆相对富集 Rb、K 等大离子亲石元素,亏损 Nb 、P 和 Ti 等高场强元素的特征也反映了岩浆形成于与俯冲带有关的陆缘环境或岛弧构造环境。在微量元素构造环境判别Pearce图解中(图8),大多样品落入火山弧花岗岩区域,反映花岗岩形成于俯冲带的构造环境;在主量元素构造环境判别R1-R2图解中(图9),二长花岗岩基本落在破坏性活动板块边缘(板块碰撞前)与同碰撞过渡区域,存在由俯冲向同碰撞过渡的趋势;在微量元素比值Th/Yb–Ta/Yb判别图解中(图10),样品大多落在活动大陆边缘(陆缘弧)区域。

    图  8  晚石炭世二长花岗岩的Nb–Y (a) 和Rb–(Y+Nb)(b) 构造环境判别图(底图据Pearce et al.,1984
    Figure  8.  (a) Nb–Y and (b) Rb–(Y+Nb)discriminantion diagrams of tectonic environment for the late Carboniferous monzogranite
    图  9  晚石炭世二长花岗岩的R1-R2构造环境判别图(底图据Batchelor et al.,1985
    1.地幔分异产物;2.板块碰撞前;3.碰撞后隆起;4.晚造山;5.非造山;6.同碰撞;7.后造山
    Figure  9.  R1-R2 discriminantion diagram of tectonic environment for the late Carboniferous monzogranite
    图  10  晚石炭世二长花岗岩的Th/Yb–Ta/Yb判别图解(底图据Gorton et al.,2000
    Figure  10.  Th/Yb–Ta/Yb discriminantion diagram for the late Carboniferous monzogranite

    早石炭世至早二叠世,古亚洲洋持续向北俯冲,在苏左旗、锡林浩特和西乌旗地区发育强烈的岛弧岩浆作用,形成了以小乌兰沟复式岩体为代表的岛弧型花岗岩(陈斌等,2001鲍庆中等,2007刘建峰等,2009Liu et al.,2013; Zhang et al.,2020)。古亚洲洋于晚古生代末期闭合(Chen et al.,2000Xiao et al.,2003Liu et al.,2016),形成了晚二叠世—早中三叠世的具同碰撞特征S型花岗岩、I型花岗及与加厚地壳有关的埃达克岩组合(Chen et al.,2000李锦轶等,2007刘建峰等,2014)。晚三叠世发育与碰撞造山后的岩石圈伸展作用有关的碱性–碱长(A型)花岗岩和镁铁–超镁铁质杂岩(张拴宏等,2010Liu et al.,2012李红英等,2015),标志着新的地壳构造演化阶段的开始(李锦轶等,2007)。

    综上所述,锡林浩特小乌兰沟地区晚石炭世二长花岗岩的年龄结果及地球化学特征表明:在晚石炭世期间(319.5±1.2 )Ma,研究区处于活动大陆边缘环境,存在洋壳的俯冲作用,推测古亚洲洋在晚石炭世期间尚未闭合。

    (1)内蒙古锡林浩特小乌兰沟地区二长花岗岩LA–ICP–MS 锆石U–Pb 同位素年龄为(319.5±1.2)Ma,表明其形成时代为晚石炭世。

    (2)晚石炭世二长花岗岩主量元素显示其属于高钾钙碱性、过铝质系列岩石,并具有高硅、富钾、贫镁、贫钙、低磷和钛的特征;岩石富含大离子亲石元素Rb和高场强元素Th、Hf、Ta,亏损Sr、Ba、Nb;稀土元素以略富集轻稀土、Eu亏损为特征。岩石地球化学特征反映其为I型花岗岩,为典型的壳源岩浆系列,来源于下地壳的部分熔融。

    (3)经过构造判别分析认为晚石炭世二长花岗岩形成于活动大陆边缘的构造环境,表明研究区在晚石炭世期间仍存在洋壳的俯冲作用,古亚洲洋此时尚未闭合。

    致谢:感谢项目组成员在论文撰写过程中的大力支持,岩石薄片鉴定工作由苏桂芬教授级高工完成,审稿专家对本文进行了认真的审查并提出了宝贵的修改意见,在此一并致以衷心的感谢。

  • 青海油气区石油地质编写组.中国石油地质志(卷十四,青海油气区)[M].北京:石油工业出版社,1990.
    杨藩,等.中国油气区第三系(Ⅱ)西北油气区分册[M].北京:石油工业出版社,1994.
    黄杏珍,等.柴达木盆地的油气形成与寻找油气田的方向[M].兰州:甘肃科学技术出版社,1993.
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出版历程
  • 收稿日期:  1999-06-04
  • 修回日期:  1999-07-09
  • 发布日期:  2001-03-04

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