內(nèi)蒙古中部蘇尼特左旗早三疊世枕狀玄武巖地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義

唐建洲, 張志誠*, 劉 博, 張懷惠

內(nèi)蒙古中部蘇尼特左旗早三疊世枕狀玄武巖地球化學(xué)特征及地質(zhì)意義

唐建洲1, 張志誠1*, 劉 博2, 張懷惠1

(1.北京大學(xué) 地球與空間科學(xué)學(xué)院, 北京 100871; 2.中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院, 北京 100083)

內(nèi)蒙古中部蘇尼特左旗地區(qū)最新發(fā)現(xiàn)的枕狀玄武巖, 對(duì)研究興蒙造山帶的構(gòu)造演化將提供重要線索。本文首次報(bào)道了蘇尼特左旗枕狀玄武巖的地球化學(xué)組成以及鋯石U-Pb年代學(xué)數(shù)據(jù)。鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示其形成于早三疊世。該枕狀玄武巖具有較低的SiO2(43.44%～52.84%)含量, 以及較高的Fe2O3(8.02%～13.65%)和MgO(3.68%～10.34%)含量, 屬于拉斑玄武巖系列。微量元素及同位素地球化學(xué)組成揭示蘇尼特左旗枕狀玄武巖并未受到明顯的地殼混染作用, 其巖漿演化主要受鐵鎂礦物的分離結(jié)晶作用控制。該枕狀玄武巖中的鋯石組成復(fù)雜, 不同于大洋中脊產(chǎn)出的玄武巖, 且其微量元素地球化學(xué)特征和全巖Sr-Nd同位素組成也明顯不同于正常洋脊玄武巖。同時(shí), 該枕狀玄武巖顯示近平坦的稀土元素配分模式, 與典型的島弧玄武巖存在明顯差別。總體來看, 本文研究的蘇尼特左旗枕狀玄武巖地球化學(xué)特征及同位素組成與大陸裂谷玄武巖相近。因此, 該枕狀玄武巖可能起源于交代地幔物質(zhì)的減壓部分熔融。結(jié)合前人研究成果, 我們認(rèn)為蘇尼特左旗枕狀玄武巖可能產(chǎn)自古亞洲洋閉合后由于巖石圈拆沉導(dǎo)致的伸展環(huán)境, 與新疆北山地區(qū)早二疊世枕狀玄武巖產(chǎn)出環(huán)境類似。

枕狀玄武巖; 地球化學(xué)特征; 早三疊世; 拉張環(huán)境; 蘇尼特左旗

0 引 言

興蒙造山帶是夾持于南蒙地塊與華北克拉通之間的增生型造山帶, 屬于中亞造山帶的東段(圖1a), 顯生宙以來經(jīng)歷了古亞洲洋洋殼俯沖、消減、各微陸塊增生及洋盆的最終閉合, 以大規(guī)模年輕地殼增生為顯著特征(晨辰等, 2012; Xu et al., 2013; Chen et al., 2016a; Tang et al., 2020)。前人將興蒙造山帶劃分為五個(gè)構(gòu)造單元(圖1b), 從南到北分別為, 烏里雅斯太陸緣、二連浩特?賀根山蛇綠巖帶、北造山帶、索倫縫合帶和南造山帶(Xiao et al., 2003; Xu et al., 2013)。一般認(rèn)為, 古亞洲洋在早古生代持續(xù)雙向俯沖造就了南造山帶和北造山帶(Xiao et al., 2003, 2015; Xu et al., 2013)。但興蒙造山帶晚古生代?早中生代的構(gòu)造演化一直存在很大的爭議, 特別是早三疊世的構(gòu)造環(huán)境(Xiao et al., 2003, 2015; Xu et al., 2013; 初航等, 2013)。部分學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋在中晚二疊世或其之前就已經(jīng)閉合, 早三疊世興蒙造山帶處于洋盆閉合后的伸展環(huán)境(石玉若等, 2007; Zhang et al., 2009; 晨辰等, 2012; 初航等, 2013; Xu et al., 2013; Zhao et al., 2013, 2017; 張晉瑞等, 2014; Zhou et al., 2019; Zhang, 2019)。也有學(xué)者認(rèn)為, 古亞洲洋在中晚三疊世閉合, 因此早三疊世仍存在洋殼板片的俯沖(Xiao et al., 2003, 2015; Li et al., 2014, 2016)。

前人研究大多基于對(duì)花崗巖或者縫合帶內(nèi)部的枕狀玄武巖巖石地球化學(xué)特征, 相對(duì)而言, 對(duì)南造山帶和北造山帶內(nèi)部的火山巖巖石地球化學(xué)特征報(bào)道較少(晨辰等, 2012; 初航等, 2013; Song et al., 2015)。蘇尼特左旗地區(qū)位于北造山帶中部, 對(duì)研究興蒙造山帶的構(gòu)造演化至關(guān)重要(唐建洲等, 2018)。本文報(bào)道了蘇尼特左旗附近新發(fā)現(xiàn)的枕狀玄武巖的年代學(xué)和巖石地球化學(xué)組成, 為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)興蒙造山帶構(gòu)造演化提供了重要資料。

1 區(qū)域概況及樣品采集

蘇尼特左旗地區(qū)主要出露早古生代溫都爾廟群、晚古生代和新生代地層及花崗巖侵入體(圖2a; Xu et al., 2013; 唐建洲等, 2018)。溫都爾廟群主要由綠泥石片巖、陽起石片巖、絹云母石英片巖、石英巖、火山巖夾層以及灰?guī)r組成, 與早古生代島弧花崗巖一起記錄了古亞洲洋的俯沖演化歷史(Xu et al., 2013; Chen et al., 2016a)。研究區(qū)北部出露大片未變形的花崗巖(圖2a), 過去將其時(shí)代劃為華力西晚期。石玉若等(2007)研究表明, 其形成于三疊紀(jì)的陸內(nèi)伸展環(huán)境。在蘇尼特左旗東南方向5 km處, 有幾個(gè)新挖的采石坑揭露出厚層塊狀或枕狀構(gòu)造的玄武巖(圖3a), 上下限接觸關(guān)系不清, 且無前人報(bào)道。在原1∶20萬蘇尼特左旗幅地質(zhì)圖中被標(biāo)識(shí)為哲斯組砂巖?粉砂巖地層。枕體呈上凸下平的不規(guī)則橢球狀(圖3b), 底面總體傾向南東方向, 構(gòu)成了南東傾向單斜層, 其間有數(shù)層泥質(zhì)巖夾層(圖2b)。玄武巖呈墨綠、暗綠、黑綠色, 南北兩側(cè)均被第四系覆蓋。枕狀玄武巖主要由輝石和基性斜長石組成(圖3c、d)。塊狀玄武巖的礦物組成與枕狀玄武巖基本相似。本次研究共采集了14件枕(塊)狀玄武巖樣品, 采樣點(diǎn)見圖2。對(duì)其中的13件玄武巖樣品進(jìn)行了全巖主量和微量元素分析, 并挑選了6件樣品進(jìn)行了全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析。對(duì)1件樣品(NM19-109)進(jìn)行了LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測定。

圖1b中數(shù)據(jù)來源: ①Jian et al., 2010; ②晨辰等, 2012; ③初航等, 2013; ④ Miao et al., 2008; ⑤ Song et al., 2015; ⑥王炎陽等, 2014; ⑦ Zhang et al., 2015。

圖2 蘇尼特左旗地區(qū)地質(zhì)簡圖(a, 據(jù)石玉若等, 2007; 唐建洲等, 2018)和枕狀玄武巖地層地質(zhì)剖面(b)

圖3 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖野外(a, b)及顯微照片(c, 單偏光; d, 正交偏光)

2 測試技術(shù)

樣品主量、微量及稀土元素分析均在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素采用堿熔法獲得均質(zhì)玻璃體, 應(yīng)用X熒光光譜儀(XRF)進(jìn)行測定, 測量精度在1%之內(nèi)。微量元素和稀土元素采用高壓釜酸溶法, 應(yīng)用電感耦合等離子質(zhì)譜儀(ICP-MS)進(jìn)行測定, 測試精度可達(dá)到5%, Nb、Ta、Zr、Hf的測試精度為9%。

樣品(NM19-109)的鋯石分選工作在廊坊誠信地質(zhì)技術(shù)服務(wù)公司完成的。將原巖樣品破碎至約100目, 用磁法和重液分選, 在雙目鏡下手工挑選, 然后將鋯石與數(shù)粒標(biāo)準(zhǔn)鋯石TEMORA 置于環(huán)氧樹脂中制靶, 研磨至 1/2暴露新鮮面后, 再進(jìn)行拋光、超聲波處理以及鍍金等工作。測試前在北京大學(xué)造山帶與地殼演化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成反射光、透射光和陰極發(fā)光(CL)照相。鋯石U-Pb年齡測試在北京大學(xué)造山帶與地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 應(yīng)用激光剝蝕電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)測定。利用 COMPExPro 102型ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕系統(tǒng)進(jìn)行鋯石剝蝕, 以He作為載氣, 激光束斑直徑為32 μm, 激光能量密度為 10 J/cm2, 頻率為5 Hz。年齡計(jì)算時(shí)以標(biāo)準(zhǔn)鋯石Plesovice(337 Ma)為外標(biāo)進(jìn)行同位素比值校正, 用標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為監(jiān)控盲樣。同位素比值和元素含量的數(shù)據(jù)處理使用軟件Glitter 4.4.2, 普通Pb校正使用Andersen (2002), 加權(quán)平均年齡與諧和圖繪制使用Isoplot 3.0(Ludwig, 2003)。

全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素測試在北京核工業(yè)地質(zhì)研究院完成, 應(yīng)用IsoProbe-T thermal ionization mass spectrometer進(jìn)行測定。詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)分析流程及計(jì)算過程同Zhang et al. (2017)。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb年代學(xué)

從樣品NM19-109(大約30 kg)中挑選出了54顆鋯石, 對(duì)其中的40顆鋯石進(jìn)行了測試, 結(jié)果見表1。32顆鋯石落在諧和線上及附近, 鋯石陰極發(fā)光圖像及相應(yīng)U-Pb年齡見圖4、5。

測年結(jié)果大致可分為三組: 234～254 Ma(Th/U= 0.34～0.75,=9); 275～447 Ma(Th/U=0.06～0.83,=10)和843～2469 Ma(Th/U=0.19～1.40,=13)。275～447 Ma和843～2469 Ma這兩組鋯石的Th/U值變化大, 并具有復(fù)雜的陰極發(fā)光圖像, 可能來自于地幔源區(qū)或圍巖(朱永峰等, 2007)。234～254 Ma這組年齡的鋯石具有完好的晶形、較寬的振蕩環(huán)帶以及較集中的Th/U值(圖4, 表1), 與基性巖漿中的鋯石相似(吳元保和鄭永飛, 2004; 王炎陽等, 2014), 其加權(quán)平均年齡為248±3 Ma(MSWD=1.09,=9)(圖5)。

表1 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖(NM19-109)鋯石U-Pb測年結(jié)果

續(xù)表1:

圖4 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖鋯石陰極發(fā)光圖像

3.2 主量、微量元素

蘇尼特左旗地區(qū)枕(塊)狀玄武巖的主量和微量元素分析結(jié)果見表2。樣品的SiO2含量為43.44%～ 52.84%, 基本屬于玄武巖范疇, 具有變化范圍較寬的Fe2O3(8.02%～13.65%), MgO(3.68%～10.34%), TiO2(1.04%～2.42%), Na2O(2.11%～5.25%), 以及K2O (0.08%～1.17%)含量, Mg#值介于35～69之間, 低于原生玄武巖的Mg#值, 表明樣品經(jīng)歷了一定的后期演化。樣品顯示具有較高的燒失量, 指示其經(jīng)歷了微弱的后期熱事件的交代, 因此選用相對(duì)穩(wěn)定的元素(Nb、Zr、Y等)進(jìn)行巖石類型劃分。在Zr/TiO2× 0.0001-Nb/Y圖解(圖6a)中樣品落入玄武安山巖和亞堿性玄武巖范圍內(nèi), 在FeOT/MgO-SiO2圖解(圖6b)中落入拉斑系列區(qū)域。

圖5 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖鋯石U-Pb年齡諧和圖

表2 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀(塊)狀玄武巖的主量(%)和微量元素(μg/g)組成

注: 樣品NM17-23為塊狀玄武巖, 其他樣品為枕狀玄武巖。

圖6 枕狀玄武巖分類圖解(據(jù)Winchester and Floyd, 1977)

在微量元素蛛網(wǎng)圖(圖7a)上, 蘇尼特左旗枕狀玄武巖分布整體較平緩, 并表現(xiàn)出Nb、Ta相對(duì)虧損, Ba、U相對(duì)富集的特征。樣品的稀土元素總量為63.63～126.80 μg/g, 高于N-MORB。樣品的稀土元素配分曲線彼此之間近似平行(圖7b), 指示稀土元素分異程度相當(dāng)。(La/Sm)N值在0.91～1.53之間, 無明顯的輕稀土富集的特征, 不同于俯沖背景下輕稀土元素明顯富集的特征(Wang et al., 2016; Pang et al., 2016)。

3.3 全巖Sr-Nd同位素

本文對(duì)6件玄武巖樣品進(jìn)行了Sr-Nd 同位素測試, 結(jié)果見表3。該玄武巖顯示正的Nd()值(1.3～3.4)和較低的初始Sr同位素值(sr()=0.70429～0.70637), 與大陸溢流玄武巖Sr-Nd同位素組成相似, 暗示其起源于與大陸溢流玄武巖類似的地幔源區(qū)(White et al., 1987)。

4 討 論

4.1 枕狀玄武巖形成時(shí)限

研究區(qū)大部分地區(qū)被草場覆蓋, 露頭連續(xù)性差。本次研究的枕狀玄武巖采自于原1∶20萬蘇尼特左旗幅地質(zhì)圖中的哲斯組。前人基于野外地層序列和化石資料, 將該地區(qū)哲斯組劃分到早中二疊世(蔣干清等, 1995)。Chen et al. (2016a)報(bào)道了采自于蘇尼特左旗地區(qū)哲斯組砂巖的碎屑鋯石年代學(xué)資料, 其中存在247 Ma碎屑鋯石。徐備等(2019)將該地區(qū)哲斯組的沉積時(shí)限定為中晚二疊世?早三疊世, 并對(duì)侵入到該地層的石英閃長玢巖進(jìn)行了鋯石U-Pb年齡測定, 結(jié)果為248±3 Ma。韓國卿等(2011)在西拉木倫河縫合帶北側(cè)開展了系統(tǒng)的碎屑巖鋯石年代學(xué)研究, 將哲斯組定為晚二疊世?早三疊世。此外, 從雙井地區(qū)哲斯組砂巖地層中獲得的碎屑鋯石年齡顯示, 最年輕鋯石的諧和年齡為258 Ma, 也指示哲斯組形成于晚二疊世?早三疊世(徐嚴(yán)等, 2018)。栗進(jìn)等(2018)報(bào)道了克什克騰旗哲斯組中發(fā)現(xiàn)的安山巖, 其形成時(shí)間為258 Ma。本次研究獲得玄武巖年齡(248 Ma)與前人在哲斯組報(bào)道的火山巖年齡或侵入體的年齡以及碎屑鋯石最小年齡組具有可比性。

玄武巖全巖地球化學(xué)成分也常常被用來約束玄武巖的形成時(shí)限(Hooper et al., 2010; Schoene et al., 2019; Eddy et al., 2020)。蘇尼特左旗枕(塊)狀玄武巖稀土元素配分模式以及多元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖解均與晚石炭世、二疊紀(jì)以及早三疊世拉斑玄武巖相似(湯文豪等, 2011; 潘世語等, 2012; Pang et al., 2016; Wang et al., 2016; Luo et al., 2016; Zhu et al., 2017; Xu et al., 2019)。晚三疊世(. 224 Ma)基性火山巖為堿性玄武巖, 具有明顯富集輕稀土的特征(張維等, 2010)。侏羅紀(jì)?白堊紀(jì)時(shí)期, 內(nèi)蒙古中部地區(qū)處于裂陷盆地階段(漆家福等, 2015), 以中酸性火山巖為主, 基性火山巖并不發(fā)育(楊明慧和蘭朝利, 2012)。且內(nèi)蒙古中部地區(qū)以及蒙古地區(qū)侏羅紀(jì)?白堊紀(jì)堿性玄武巖具有明顯富集輕稀土元素和大離子親石元素、虧損高場強(qiáng)元素的特征(Zhang et al., 2008; 陳志廣等, 2009; Bars et al., 2018; Tang et al., 2019)。而新生代的玄武巖, 其微量元素地球化學(xué)特征與OIB型玄武巖相似(Wang et al., 2015; Sun et al., 2020)。因此, 從玄武巖全巖地球化學(xué)演化特征來看, 本次研究的枕狀玄武巖與晚石炭世?早三疊世玄武巖相似。

圖7 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(a)和球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值引自Sun and Mcdonough, 1989)

表3 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖的全巖Sr-Nd同位素測試結(jié)果

樣品NM19-109鋯石U-Pb測試結(jié)果顯示最小年齡組為248±3 Ma, 與前人在南造山帶枕狀玄武巖中獲得的年齡結(jié)果(246±3 Ma; 初航等, 2013)基本一致。興蒙造山帶地區(qū)石炭紀(jì)?三疊紀(jì)枕狀玄武巖時(shí)空分布特征(圖1b)如下: 二連?賀根山一帶的枕狀玄武巖, 為蛇綠巖套的一部分, 主要形成于石炭紀(jì)(Song et al., 2015; Zhang et al., 2015); 索倫縫合帶上出現(xiàn)的枕狀玄武巖形成于早二疊世, 多與堆晶輝長巖以及席狀巖墻等蛇綠巖套殘片伴生(Jian et al., 2010; 晨辰等, 2012; Song et al., 2015); 南、北造山帶上的枕狀玄武巖沒有與其他蛇綠巖殘片伴生, 且這些巖石形成于早三疊世(初航等, 2013)。

如果僅從測年結(jié)果考慮, 本文研究的枕狀玄武巖的形成時(shí)間可能為248 Ma, 或者在248 Ma之后。但結(jié)合前人對(duì)哲斯組歸屬的限定以及玄武巖全巖地球化學(xué)特征等的對(duì)比, 可以將本文研究的枕狀玄武巖歸結(jié)于早三疊世或早中三疊世。

4.2 元素活動(dòng)性評(píng)價(jià)

由于部分樣品具有較高的燒失量(LOI>3%), 使用地球化學(xué)數(shù)據(jù)討論巖石成因、構(gòu)造環(huán)境時(shí), 有必要討論其化學(xué)成分是否經(jīng)歷了后期地質(zhì)作用的改造。本文樣品的δCe值(δCe=CeN/(LaN×PrN)1/2)為0.87～1.07, 基本介于未遷移范圍(0.9～1.1; Polat and Hofmann, 2003)。Al2O3、TiO2以及Zr在后期熱事件中相對(duì)穩(wěn)定, 因此通常以其為橫坐標(biāo)作圖來評(píng)價(jià)其他元素的活動(dòng)性(Pearce et al., 1992)。Zr與稀土元素(以La和Yb為代表), 高場強(qiáng)元素(如Nb等)呈現(xiàn)較好的相關(guān)性, 但與部分大離子親石元素(如Ba)的相關(guān)性較差(圖8)。此外, SiO2、CaO、Fe2O3和MgO與Al2O3/TiO2值也顯示較好的相關(guān)性(圖9)。因此, 我們可以用稀土元素、高場強(qiáng)元素和這些相對(duì)穩(wěn)定的主量元素來討論巖石成因及其構(gòu)造環(huán)境。

4.3 巖石成因

本次研究的玄武巖樣品具有相對(duì)虧損的全巖Sr-Nd同位素組成, 但其虧損程度不及MORB(圖10a)。此外, 樣品的Mg#值變化范圍較寬, Ni和Cr含量較低, 表明鐵鎂礦物的分離結(jié)晶作用或者地殼混染起了重要作用。在Nd()-SiO2及Th/La-SiO2圖解(圖10b、c)中, 樣品呈現(xiàn)近水平分布的特征, 指示蘇尼特左旗枕狀玄武巖未經(jīng)歷明顯的地殼混染作用。La/Sm-La圖解(圖10d)顯示, 分離結(jié)晶作用主要控制了巖漿演化過程。其MgO和Fe2O3等的含量隨SiO2含量呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)變化關(guān)系, 暗示經(jīng)歷了鐵鎂礦物的分離結(jié)晶作用。Al2O3/CaO-MgO 和Ni-Cr圖解(圖10e、f)也表明, 巖石主要經(jīng)歷了單斜輝石和斜長石的分離結(jié)晶作用。

在Zr/Yb-Nb/Yb圖解(圖11; Pearce and Peate, 1995)中, 大部分樣品落在地幔序列。并顯示從正常洋脊玄武巖向富集性洋脊玄武巖變化的趨勢。在Ti/100-Zr-Y×3圖解(圖11b; Pearce and Cann, 1973)中, 部分樣品也落在洋脊玄武巖區(qū)域, 個(gè)別樣品落在洋脊玄武巖與陸緣弧玄武巖邊界區(qū)域。Zr/Y-Zr圖解被認(rèn)為是區(qū)別陸內(nèi)玄武巖和俯沖相關(guān)的玄武巖的有效判別圖解之一(Xia, 2014; Wang et al., 2016; Xia and Li, 2020)。在Zr/Y-Zr圖解(圖11c)中, 大部分樣品落在板內(nèi)玄武巖區(qū)。板內(nèi)玄武巖的地球化學(xué)特征主要受地幔源區(qū)控制(王金榮等, 2016)。本次研究玄武巖的Sr-Nd同位素組成與大陸溢流玄武巖相似(圖10a), 說明火山巖巖漿很可能來自與大陸溢流玄武巖類似的地幔源區(qū)(Zindler and Hart, 1986)。樣品顯示不同程度的富集大離子親石元素(如Ba), 虧損高場強(qiáng)元素(如Nb、Ta)的特征, 與島弧巖石相似, 但大陸溢流玄武巖和陸緣型蛇綠巖中的枕狀玄武巖也常常會(huì)顯示Nb、Ta負(fù)異常的特征(趙磊等, 2011; Wang et al., 2016; Luo et al., 2016; Yuan et al., 2019)。樣品的部分大離子親石元素(如Rb、Sr等)顯示負(fù)異常, 且無Zr-Hf負(fù)異常, 也不同于俯沖環(huán)境下形成的玄武巖(Wang et al., 2016; Pang et al., 2016)。該玄武巖的稀土元素配分模式近水平, 不同于島弧玄武巖明顯富集輕稀土的特征(Wang et al., 2016)。在Ce/Nb-Th/Nb圖解(圖11d)中, 蘇尼特左旗枕狀玄武巖也不同于島弧玄武巖。綜上所述, 本次研究的枕狀玄武巖與陸內(nèi)溢流玄武巖相似而不同于俯沖環(huán)境成因的玄武巖。

圖8 微量元素活動(dòng)性判別圖解

圖9 主量元素活動(dòng)性判別圖解

圖10 蘇尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖巖石成因判別圖解

4.4 枕狀玄武巖的地質(zhì)意義

鋯石年代學(xué)顯示, 枕狀玄武巖中存在古老鋯石, 可能為巖漿源區(qū)殘留鋯石, 也可能是玄武巖噴發(fā)過程當(dāng)中捕獲的地殼鋯石(朱永峰等, 2007)。而大洋中脊玄武巖和洋島玄武巖一般不具有結(jié)構(gòu)和年齡復(fù)雜的鋯石, 因此可以排除本區(qū)的玄武巖產(chǎn)自大洋環(huán)境的可能(張進(jìn)等, 2013), 與巖石的地球化學(xué)特征一致。索倫縫合帶和賀根山縫合帶中的蛇綠巖年齡均為晚古生代, 表明晚古生代期間古亞洲洋在南蒙古陸塊與華北克拉通的之間存在兩個(gè)洋盆, 即索倫?林西洋和賀根山洋(Jian et al., 2010; Song et al., 2015;Zhang et al., 2015; Xiao et al., 2015)。二連浩特?賀根山蛇綠巖被未變形的313 Ma閃長巖巖墻侵入且被未變形的早二疊世沉積地層覆蓋, 北造山帶和烏里雅斯太陸緣在早二疊世發(fā)育大量后碰撞伸展相關(guān)的巖漿作用, 表明賀根山洋在早二疊世之前就已閉合(Zhang et al., 2015; Zhou et al., 2015; Pei et al., 2016), 因此, 蘇尼特左旗三疊紀(jì)的巖漿作用與賀根山洋的閉合及其隨后的伸展關(guān)系不大(石玉若等, 2007)。雖然前人將索倫山地區(qū)早三疊世的埃達(dá)克巖和高鎂閃長巖歸結(jié)為索倫?林西洋向北俯沖的增生雜巖(Xiao et al., 2015), 但詳細(xì)的地球化學(xué)研究認(rèn)為這些巖體的形成與后碰撞伸展有關(guān)(Jian et al., 2010)。烏蘭溝枕狀玄武巖被認(rèn)為是索倫?林西洋在早三疊世向南俯沖的證據(jù)(Xiao et al., 2015), 然而巖石地球化學(xué)研究揭示該玄武巖形成于陸內(nèi)小洋盆環(huán)境(初航等, 2013)。此外, Zhou et al. (2019)對(duì)達(dá)茂旗地區(qū)中晚二疊世(254～267 Ma)花崗巖和玄武巖開展了詳細(xì)的巖石地球化學(xué)研究, 認(rèn)為其形成于后碰撞伸展環(huán)境。Chen et al. (2015)和Ji et al. (2018) 對(duì)分布在達(dá)茂旗和鑲黃旗一帶中晚二疊世火山巖的研究也表明該地區(qū)此時(shí)處于后碰撞伸展環(huán)境。詳細(xì)的鋯石Hf-O同位素研究表明, 林西地區(qū)245～246 Ma花崗巖與后碰撞伸展有關(guān)(Zhao et al., 2019)。Liu et al. (2019)對(duì)蘇尼特右旗南西中晚二疊世花崗巖的研究也取得了同樣的認(rèn)識(shí)。古生物地理學(xué)研究顯示華北板塊與蒙古陸塊之間在中二疊世之后并沒有明顯的古地理?xiàng)l件差別(Shen et al., 2013)。最新的古地磁研究也表明, 華北克拉通與蒙古陸塊在早中二疊世或之前就已拼貼在一起(Zhao et al., 2020)。張萬益等(2012)對(duì)查干敖包地區(qū)的堿性花崗巖(237 Ma)研究認(rèn)為, 興蒙造山帶在該時(shí)期處于陸內(nèi)伸展環(huán)境。石玉若等(2007)通過對(duì)蘇尼特左旗地區(qū)A型花崗巖(222 Ma)的研究認(rèn)為其成因可能與中亞造山帶碰撞造山后的巖石圈伸展作用有關(guān)。基于這些認(rèn)識(shí), 我們傾向于認(rèn)為本次研究的蘇尼特左旗枕狀玄武巖形成于的陸內(nèi)裂谷盆地, 與新疆北山地區(qū)早二疊世枕狀玄武巖類似(Chen et al., 2016b)。枕狀玄武巖無疑是水下火山噴發(fā)的產(chǎn)物, 但由于該套枕狀玄武巖上下限不清, 其是否屬于蛇綠巖套的組成部分以及其產(chǎn)出的構(gòu)造背景需要進(jìn)一步研究。

N-MORB. 正常洋脊玄武巖; E-MORB. 富集洋脊玄武巖; OIB. 洋島玄武巖。

5 結(jié) 論

LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年分析及其全巖地球化學(xué)特征區(qū)域?qū)Ρ缺砻魈K尼特左旗地區(qū)枕狀玄武巖形成于早三疊世。巖石地球化學(xué)分析表明, 蘇尼特左旗枕狀玄武巖經(jīng)歷了鐵鎂礦物的分離結(jié)晶作用, 基本沒有受到地殼混染或地殼混染程度很弱, 其起源于伸展背景下的交代地幔的部分熔融。

致謝:感謝中國地質(zhì)大學(xué)(北京)劉翠老師和中國地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)所趙磊老師提出的建設(shè)性意見, 在此一并表示感謝。

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Geochemistry of Early Triassic Pillow Basalts from Sonid Zuoqi, Central Inner Mongolia and Their Geological Significance

TANG Jianzhou1, ZHANG Zhicheng1*, LIU Bo2and ZHANG Huaihui1

(1. Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, SESS, Peking University, Beijing 100871; 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geoscience (Beijing), Beijing 100083, China)

The Early Triassic pillow basalts discovered at Sonid Zuoqi are vital to understand the tectonic evolution of the Xingmeng Orogenic Belt. In this contribution, we present geochemical and geochronological results of those pillow basalts and provide constraints on the tectonic setting and mantle source of the Xingmeng Orogenic Belt. Zircon U-Pb dating result and whole-rock geochemical compositions reveal that the pillow basalts formed in Early Triassic or Early to Middle Triassic, which is consistent with the Early to Middle Triassic pillow basalts in the Baiyinnuoer area. The basalts show relatively low SiO2(43.44% to 52.84%), and high Fe2O3(8.02% to 13.65%) and MgO (3.68% to 10.34%) contents, and belong to sub-alkaline tholeiite. Trace element modelling suggests that the magma evolution of the Sonid Zuoqi pillow basalts was dominated by fractional crystallization of ferromagnesian, whereas crust contamination is negligible. Their geochronological and geochemical data reveal that the Sonid Zuoqi pillow basalts are different from the Normal Middle Ocean Ridge Basalts, and the flattened rare earth element patterns also differ from typical arc-related basalts. Overall, the Sonid Zuoqi pillow basalts show bulk-rock Sr-Nd isotopic compositions and trace element geochemical features similar to those of continental flood basalts. The trace element signatures suggest the Sonid Zuoqi pillow basalts are derived from decompression melting of the metasomatized mantle materials. These data, in incorporation with previous results, suggest the Sonid Zuoqi pillow basalts formed in an intraplate extension setting after the final closure of the ocean basin, which is similar to the scenario of the Early Permian pillow basalts in the Beishan area of Xinjiang.

pillow basalt; geochemistry; Early Triassic; extension setting; Sonid Zuoqi

2020-04-08;

2020-11-20

國家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃(2017YFC0601302)和國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目(2013CB429801)聯(lián)合資助。

唐建洲(1993–), 男, 博士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。Email: jztang@pku.edu.cn

張志誠(1963–), 男, 教授, 主要從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)方面的教學(xué)與科研工作。Email: zczhang@pku.edu.cn

P597; P595

A

1001-1552(2021)04-0805-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.008