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    中亚造山带东缘迪彦庙俯冲增生杂岩带早二叠世洋内弧岩浆作用及构造背景

    程杨 肖庆辉 李廷栋 郭灵俊 李岩 范玉须 庞进力

    引用本文:
    Citation:

    中亚造山带东缘迪彦庙俯冲增生杂岩带早二叠世洋内弧岩浆作用及构造背景

      作者简介: 程杨(1988—), 女, 工程师, 主要从事洋板块地质及成矿作用研究.
      通讯作者: 肖庆辉, qinghuixiao@126.com
    • 基金项目:

      内蒙古自治区地质矿产勘查基金 2017-YS01

    • 中图分类号: P59

    Magmatism and Tectonic Background of Early Permian Intra-Oceanic Arc in Diyanmiao Subduction Accretion Complex Belt in Eastern Margin of Central Asian Orogenic Belt

      Corresponding author: Xiao Qinghui, qinghuixiao@126.com ;
    • CLC number: P59

    • 摘要: 洋陆转换岩石学证据(洋内弧)的发现使识别、重建、研究洋盆转化为大陆成为可能.对中亚造山带东缘迪彦庙俯冲增生杂岩带内蛇绿岩开展岩石地球化学、Sr-Nd同位素以及锆石U-Pb年代学研究,识别出一套洋内弧火成岩组合.MORB-Like玄武岩锆石U-Pb谐和年龄为286.1±6.1 Ma,代表洋内初始俯冲时代;HMA锆石U-Pb谐和年龄为283.7±4.7 Ma,代表首次岩浆作用后、俯冲程度加深的岩浆作用时代;岛弧拉斑玄武岩(IAT)锆石U-Pb谐和年龄为241±5 Ma,指示古亚洲洋早三叠世逐渐向着正常岛弧岩浆作用转换的大陆化方向发展.从MORB-Like玄武岩到HMA再到IAT的岩石组合序列代表了洋内俯冲作用由浅到深的递进演变以及洋盆向大陆边缘岛弧逐步演化的洋陆转换过程.
    • 图 1  研究区大地构造位置示意图(a)和迪彦庙俯冲增生杂岩带地质图(b)

      Figure 1.  Geological map showing the tectonic units of study area (a) and geological map of subduction-accretionary complex in Diyanmiao area (b)

      图 2  迪彦庙俯冲增生杂岩岩石组合野外露头

      Figure 2.  Field characteristics of rock assemblage of subduction accretion complex in Diyanmiao area

      图 3  迪彦庙蛇绿岩镜下显微照片

      Figure 3.  Photomicrographs of the ophiolite in Diyanmiao area

      图 4  迪彦庙蛇绿岩Zr/TiO2-Nb/Y图(a)和K2O-SiO2图(b)

      Figure 4.  Zr/TiO2-Nb/Y diagram (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of the ophiolite in Diyanmiao area

      图 5  迪彦庙蛇绿岩球粒陨石标准化稀土配分图(a, c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, d)

      Figure 5.  Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b, d) of the ophiolite in Diyanmiao area

      图 6  迪彦庙高镁安山岩SiO2-MgO(a)和SiO2-FeO*/MgO(b)图解

      Figure 6.  SiO2-MgO diagram(a) and SiO2-FeO*/MgO diagram(b)of the HMA in Diyanmiao area

      图 7  迪彦庙蛇绿岩87Sr/86Sr(i)-(143Nd/144Nd)t同位素组成

      Figure 7.  Sr-Nd isotope compositions of the ophiolite in Diyanmiao area

      图 8  迪彦庙蛇绿岩锆石CL图像(a)和锆石U-Pb年龄谐和图(b~d)

      Figure 8.  CL image of zircons (a) and U-Pb age concordia diagrams (b-d) of zircons of the ophiolite in Diyanmiao area

      图 9  迪彦庙蛇绿岩Th/Yb-Nb/Yb图(a)和V-Ti图(b)

      Figure 9.  Th/Yb-Nb/Yb diagram (a) and V-Ti diagram (b) of the ophiolite in Diyanmiao area

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    出版历程
    • 收稿日期:  2019-04-18
    • 刊出日期:  2019-10-01

    中亚造山带东缘迪彦庙俯冲增生杂岩带早二叠世洋内弧岩浆作用及构造背景

      通讯作者: 肖庆辉, qinghuixiao@126.com
      作者简介: 程杨(1988—), 女, 工程师, 主要从事洋板块地质及成矿作用研究
    • 1. 内蒙古自治区岩浆活动成矿与找矿重点实验室, 内蒙古呼和浩特 010020
    • 2. 中国冶金地质总局矿产资源研究院, 北京 101300
    • 3. 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037
    基金项目:  内蒙古自治区地质矿产勘查基金 2017-YS01

    摘要: 洋陆转换岩石学证据(洋内弧)的发现使识别、重建、研究洋盆转化为大陆成为可能.对中亚造山带东缘迪彦庙俯冲增生杂岩带内蛇绿岩开展岩石地球化学、Sr-Nd同位素以及锆石U-Pb年代学研究,识别出一套洋内弧火成岩组合.MORB-Like玄武岩锆石U-Pb谐和年龄为286.1±6.1 Ma,代表洋内初始俯冲时代;HMA锆石U-Pb谐和年龄为283.7±4.7 Ma,代表首次岩浆作用后、俯冲程度加深的岩浆作用时代;岛弧拉斑玄武岩(IAT)锆石U-Pb谐和年龄为241±5 Ma,指示古亚洲洋早三叠世逐渐向着正常岛弧岩浆作用转换的大陆化方向发展.从MORB-Like玄武岩到HMA再到IAT的岩石组合序列代表了洋内俯冲作用由浅到深的递进演变以及洋盆向大陆边缘岛弧逐步演化的洋陆转换过程.

    English Abstract

      • 造山带记录了大洋板块从洋中脊形成到海沟俯冲消亡、洋陆转换的全过程和大陆增生的轨迹, 不仅发育了复杂的洋板块地层系统, 而且蕴藏着特殊的沉积建造、岩浆岩组合、成矿作用等丰富的地质信息, 其物质组成和结构异常复杂, 追根溯源, 只有加强洋板块地层系统在内的洋板块地质学的精细研究, 才能正确识别出造山带内岩石组合、岩浆作用过程及其构造背景(李廷栋等, 2019).洋板块地层系统(OPS)代表了俯冲之前, 堆积在大洋板块之上的沉积岩、火山岩地层组合, 它们经过板块运动、汇聚、俯冲保存在俯冲增生杂岩带中.俯冲增生杂岩带(也称增生楔或消减杂岩)是由不同时代、不同构造环境、不同变质程度和不同变形样式的洋板块地层系统和陆(弧)缘斜坡地层系混杂在一起经强烈构造剪切的构造地层及岩石的组合体(Karig and Sharman, 1975; 张克信等, 2001; 潘桂棠等, 2019), 记录了洋壳俯冲消亡、增生过程中的大洋沉积、火山-岩浆、弧盆系形成过程以及变质和构造变形的地质事件(Chapple, 1978; Moore et al., 1982; Davis et al., 1983; Stockmal, 1983; Cawood et al., 2009; Isozaki et al., 2010).识别洋壳俯冲增生杂岩、研究其时空构造演化是洋板块地质学、造山带地质学和板块汇聚边缘地质学研究中的首要科学问题(潘桂棠等, 2019), 对于探讨大洋如何形成大陆的洋陆转换过程和造山带的演化历史至关重要(王国灿和张攀, 2019).

        从陆壳的形成来说, 洋内俯冲带是洋盆演化形成大陆的诞生地, 洋内俯冲作用形成的洋内弧是洋盆演化形成大陆的初始弧(肖庆辉等, 2016).洋内弧火成岩组合序列的发现为研究洋陆转换过程提供了岩石学依据, 目前研究发现俯冲带岛弧前弧地区存在一类独特火成岩组合, 即前弧玄武岩(FAB, 又称MORB⁃Like玄武岩)、玻安岩/高镁安山岩(Boninite/HMA)、埃达克岩(Adakite)和富铌玄武岩(NEB)等(邓晋福等, 2007, 2010; 冯艳芳等, 2010, 2011, 它们不同于正常的岛弧钙碱性火山岩, 是洋盆初始俯冲开始后伸展环境下形成的初始弧, 称为洋内弧前弧玄武岩家族(肖庆辉等, 2016).MORB⁃Like玄武岩是前弧中分布最广泛的岩石, 这些熔岩的地球化学特征比弧拉斑玄武岩更像扩张的洋中脊喷发的玄武岩(及其对应的侵入岩), 但它不是产在扩张洋中脊而在前弧地区, 因此命名为MORB⁃Like玄武岩(Reagan et al., 2010; 肖庆辉等, 2016), 它们是洋内初始俯冲、伸展作用下首次喷发的熔岩, 代表了洋内初始俯冲的发生和洋陆转换的开始(Ishizuka et al., 2006, 2009, 2014; Reagan et al., 2010; 肖庆辉等, 2016).玻安岩是一种高镁的硅饱和火成岩, 1890年日本学者Kikuchi在对博宁群岛(即小笠原群岛的父岛)进行地质调查时发现的(Kikuchi, 1890), 1891年Peterson将其命名为Boninite(玻安岩)(Peterson, 1891), Shirey and Hauson(1984)把类似Setouchi火山带的高镁安山岩的太古宙二长闪长岩和粗面安山岩称为Sanukitoid(赞崎岩).Crawford(1989)将上述高镁安山岩/闪长岩统称为Boninites.Tatsumi and Ishizaka(1982)把日本Bonin岛的Boninite和Setouchi火山带的高镁安山岩统称为HMAs(高镁安山岩类).邓晋福等(2010)将上述富Mg的火成岩类称之为高镁安山岩/闪长岩类(HMA, high⁃Mg andesitic rock), 并指出HMA不是某一具体岩石名称, 而相当于岩石系列的名称, 包括岩石学分类中的玄武安山岩、安山岩, 甚至英安岩及其对应的侵入岩.HMA是稍晚于初始俯冲岩浆作用的产物, 代表了初始弧逐步向正常岛弧岩浆作用转换的洋陆转化相关的岩浆作用产物(肖庆辉等, 2016), 常与MORB⁃Like玄武岩有序产出或共同构成洋内初始俯冲岩石组合.

        中亚造山带是西伯利亚板块与华北板块之间古亚洲洋俯冲消减形成的巨型缝合带, 多期次大洋板块俯冲造成带内分布有大量的洋内弧、洋岛-海山及古洋壳残片等, 受到中生代环太平洋构造体系和蒙古-鄂霍茨克构造体系的叠加和改造, 其构造变形及岩浆作用较为复杂(Xiao et al., 2003; 孟恩等, 2011).前人在蛇绿岩的岩石学、年代学等方面取得了大量的研究成果, 但对古亚洲洋的演化、俯冲及洋陆转换等演化历史仍存在一定的争议(田昌烈等, 1989; Xiao et al., 2003; 李锦轶等, 2007; 徐备等, 2014; Zhang et al., 2015).迪彦庙蛇绿岩是中亚造山带东缘西拉木伦地区近年来新发现的一条蛇绿岩带(李英杰等, 2012), 本文对该带内蛇绿岩开展岩石学地球化学、Sr⁃Nd同位素以及锆石U⁃Pb年代学研究, 探讨洋内弧火成岩形成的构造背景和洋内俯冲岩浆作用及演化过程, 为古亚洲洋俯冲消亡与洋陆转化过程提供进一步的约束.

      • 研究区地理位置位于内蒙古自治区西乌珠穆沁旗东南约60 km, 大地构造上属于中亚造山带东缘索伦-西拉木伦缝合带, 古生代经历了古亚洲洋的多阶段俯冲消减、地壳增生, 为俯冲增生型造山带(Xiao et al., 2003).区内晚古生代岩浆岩分布较广, 整体具有NE⁃SW向带状分布的特征, 二叠纪岩浆岩岩性主要为中酸性的花岗岩类以及闪长岩类, 石炭纪岩浆岩岩性以中酸性侵入岩为主(徐文涛等, 2017).区内地层主要为下二叠统寿山沟组与大石寨组, 寿山沟组为海相复理石建造, 岩性上部为灰黑色泥质粉砂岩、粉砂质板岩、变质泥岩、夹砂岩、砾岩或瘤状灰岩; 下部为黄灰色/灰色/黑色砾岩、含砾砂岩、粉砂岩夹灰岩薄层.大石寨组主要为流纹岩、安山岩夹碎屑岩(李英杰等, 2012).蛇绿岩俯冲增生杂岩带主体由强变形的复理石浊积岩系构成, 发育大量岩性、规模和形态各异的岩块, 分为南部迪彦庙林场蛇绿岩带(图 1b, 资助项目编图成果)和北部白音布拉格蛇绿岩带(李英杰等, 2012), 近NNE⁃NE向展布, 包括蛇纹石化橄榄岩、玄武岩、辉长岩、辉绿岩等超基性-基性岩, 远洋沉积硅质岩、硅泥质岩、纹层状灰岩等, 它们呈构造岩块的形式混杂堆积, 可能为洋壳俯冲过程中在海沟及其附近堆积形成的一套以复理石浊积岩为主体的俯冲增生杂岩带.

        图  1  研究区大地构造位置示意图(a)和迪彦庙俯冲增生杂岩带地质图(b)

        Figure 1.  Geological map showing the tectonic units of study area (a) and geological map of subduction-accretionary complex in Diyanmiao area (b)

        超基性岩主要为蛇纹石化辉石橄榄岩和蚀变橄榄岩.露头上, 弱蛇纹石化橄榄岩以构造透镜体形式夹裹于强片理化蛇纹岩中(图 2c), 由于橄榄石和辉石发生蛇纹石化过程中大量流体的加入导致岩石密度减小并发生膨胀, 从而引起蛇纹岩发生剪切作用, 形成密集片理(付长垒, 2016).橄榄石半自形粒状, 被蛇纹石及绿泥石、少量方解石、不透明矿物交代, 构成交代网环结构.基性岩包括玄武岩、辉长岩和辉绿岩, 多发生蚀变.辉长岩多呈灰绿色, 发育堆晶结构(图 2d), 块状构造.主要由斜长石和辉石组成, 斜长石半自形板, 多被黝帘石、绿帘石及绿泥石、绢云母交代, 辉石半自形柱状, 多为单斜辉石, 被阳起石及绿帘石、绿泥石交代, 多为假象, 少残留(图 3b).辉绿岩呈灰绿色, 块状构造.主要由斜长石和辉石组成, 斜长石呈半自形板状构造格架状, 辉石他形柱状, 填隙状分布斜长石格架间, 构成辉绿结构(图 3a), 斜长石被黝帘石、绢云母交代.辉石被阳起石、绿泥石交代, 多假象, 少残留.玄武岩为灰绿色、浅灰绿色, 斑状结构, 块状构造(图 2a~2b).斑晶主要为斜长石, 另有少量辉石.斜长石半自形板状, 星散状分布或定向分布, 被钠长石、绿帘石、方解石、少量绢云母交代, 呈假象.辉石斑晶多为他形粒状.基质为斜长石和辉石, 定向分布.玄武岩中可见斜长石近半自形板状, 局部呈似三角架状分布, 辉石他形柱状呈填隙状分布斜长石格架间, 构成变余似间粒结构(图 3c).个别玄武岩可见椭圆状杏仁体, 成分为绿帘石、黝帘石、方解石、钠长石和石英(图 3d).灰岩主要由泥灰岩和砂屑灰岩组成, 具有纹层状构造, 发育同沉积构造(图 2f), 部分灰岩呈透镜体状夹于玄武岩中(图 2e).硅质岩多为灰白色, 夹于强剪切变形的砂岩基质中(图 2h).浊积岩主要由砂岩、泥质粉砂岩组成, 发育粒序层理、波纹交错层理, 底面见微波状起伏的冲刷面, 可能为中扇水道区(图 2g).

        图  2  迪彦庙俯冲增生杂岩岩石组合野外露头

        Figure 2.  Field characteristics of rock assemblage of subduction accretion complex in Diyanmiao area

        图  3  迪彦庙蛇绿岩镜下显微照片

        Figure 3.  Photomicrographs of the ophiolite in Diyanmiao area

      • 辉长岩DYM17⁃009(595554, 4918250)、DYM17⁃011(595812, 4918673), 玄武岩DYM17⁃020(595587, 4918369)、DYM17⁃027(593039, 4917011)、DYM17⁃028(593039, 4917011)、DYM17⁃029(592965, 4916938)、BL17⁃07(596465, 4920141), 安山质玄武岩DYM17⁃004(592331, 4918023)采集于迪彦庙林场, 玄武岩BY17⁃18(589493, 4930075)、BY17⁃013(588235, 4929619)及辉长岩BY17⁃32(588417, 4929730)采集于北边白音布拉格.

      • 岩石主量、微量稀土元素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成.采用烘干后1 g岩石粉末样品与11 g助熔剂混合制成的碱熔玻璃片在Thermo Fisher ARL 9900型X射线荧光光谱仪(XRF)上进行主量元素分析.将样品置于马弗炉中经900℃烘烤90 min后经称重计算获得烧失量.微量、稀土元素分析采用德国耶拿公司的Aurora M90型电感耦合等离子体质谱仪, 使用GSR⁃3和BHVO⁃2作为监控标准, 标样与样品经过同样的分析流程, 分析精度优于10%.

        岩石Sr⁃Nd同位素分析在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室进行化学预处理与同位素测量.Sr同位素比值测量使用Triton TI TIMS, Nd同位素比值测量使用Neptune Plus MC⁃ICP⁃MS.详细分析流程参见濮巍等(2005).同位素比值分析精度优于0.005%.

        锆石分选由廊坊诚信地质有限责任公司完成, 采用常规的重液和磁选方法进行初选, 在显微镜下筛选提纯.锆石制靶和阴极发光照相(CL)由北京锆年领航公司完成.锆石U⁃Pb测试分析在北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成.标样M257(U=840×10-6)和TEM(年龄为417 Ma)分别用于锆石U含量和年龄校正.数据处理采用SQUID和ISOPLOT程序.根据实测204Pb含量校正普通铅, 同位素比值和单点年龄误差均为1σ.年龄分析精度约1%.

      • 主微量元素分析结果见附表 1, 样品烧失量普遍较大(LOI=2.13%~4.36%), 可能与岩石普遍发生绿泥石、绿帘石等含水蚀变作用密切相关.由于玄武岩多蚀变, 导致岩石的活动组分(K, Na, Ca, Mg和LILE)发生迁移, 已不再适合使用以Na2O+K2O和SiO2含量为依据的TAS图解来划分岩石类型(Rollinson, 1993).而高场强元素(HFSE, Nb, Ta, Zr, Hf, Y, Cr, Ti和Ni)和REE在交代过程中具有十分稳定的化学性质, 不受交代和变质作用影响, 通常被认为能代表原始的、交代作用前的元素丰度(Janney and Castillo, 1996).因此, 将样品投至Zr/TiO2⁃Nb/Y分类图(图 4a), 除个别样品位于安山玄武岩和亚碱性玄武岩的边界处, 大部分样品落在安山岩/安山玄武岩范围内.在K2O⁃SiO2图解中(图 4b), 样品全部落在低钾拉斑系列.

        图  4  迪彦庙蛇绿岩Zr/TiO2-Nb/Y图(a)和K2O-SiO2图(b)

        Figure 4.  Zr/TiO2-Nb/Y diagram (a) and K2O-SiO2 diagram (b) of the ophiolite in Diyanmiao area

        根据岩石地球化学特征, 迪彦庙蛇绿岩分成3类不同的岩石组合.

        第Ⅰ组岩石(DYM17⁃009, DYM17⁃011, DYM17⁃028, DYM17⁃029, BY17⁃013和BL17⁃07)SiO2为48.86%~50.74%(均值50.17%), TiO2为0.929%~1.761%(均值1.352%), Al2O3为13.92%~16.50%(均值14.95%), MgO为6.31%~8.99%(均值7.69%), CaO为7.67%~15.84%(均值11.17%).其中, TiO2平均值接近MORB(1.5%), 是岛弧拉斑玄武岩(0.8%)近2倍, 也明显区别于洋岛拉斑玄武岩(2.63%).MgO含量普遍较高, 多介于6%~9%, 显示原始岩浆成分特点.Al2O3与大西洋、太平洋和印度洋洋脊拉斑玄武岩平均值(分别为15.60%、14.86%、15.15%)较为一致, 而区别于岛弧拉斑玄武岩(16%)、洋岛拉斑玄武岩(13.45%)和板内溢流拉斑玄武岩(17.08%).∑REE为35.53×l0-6~56.39×l0-6(均值42.29×l0-6), ∑LREE为21.61×l0-6~33.63×l0-6(均值25.45×l0-6), ∑LREE/∑HREE为1.21~1.56(均值1.35).具有轻微正Eu异常(Eu/Eu*为1.00~1.42).在球粒陨石标准化稀土配分图中(图 5a)表现为近平坦的配分模式((La/Yb)N值为0.47~0.79).在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 5b), 轻稀土(LREE)类似洋中脊N⁃MORB的亏损型式, 大离子亲石元素(LILE)Rb, Ba和Sr相对于洋中脊N⁃MORB稍富集, 高场强元素(HFSE)Nb和Ta亏损类似岛弧, 表现出MORB⁃Like玄武岩的地球化学特征(Reagan et al., 2010; Ishizuka et al., 2014; 肖庆辉等, 2016).

        图  5  迪彦庙蛇绿岩球粒陨石标准化稀土配分图(a, c)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, d)

        Figure 5.  Chondrite-normalized REE patterns (a, c) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams(b, d) of the ophiolite in Diyanmiao area

        第Ⅱ组岩石(DYM17⁃020、DYM17⁃027、BY17⁃18和BY17⁃32)SiO2为53.16%~55.59%, Mg含量很高, MgO=6.87%~9.28%.在邓晋福等(2010)提出的识别HMA的两套参数系统中, 样品在SiO2⁃MgO图中整体落入HMA范围, 在SiO2⁃FeO*/MgO图中, 样品均位于LF⁃CA区内, 指示岩石为HMA(图 6).∑REE含量较低(13.19×l0-6~30.56×l0-6), 无明显Eu异常(Eu/Eu*为0.91~1.31), 表明没有斜长石分离结晶作用(Hoskin and Schaltegger, 2003).轻、重稀土分异度较低((La/Yb)N=0.56~1.26), 在球粒陨石标准化的稀土配分图中表现为近平坦的配分模式(图 5c).在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 5d), 富集大离子亲石元素(LILE)Rb, Ba, U和Pb, 亏损高场强元素(HFSE)Nb和Ta, 表现出与俯冲环境有关的地球化学特征(张本仁, 2001; George et al., 2003).

        图  6  迪彦庙高镁安山岩SiO2-MgO(a)和SiO2-FeO*/MgO(b)图解

        Figure 6.  SiO2-MgO diagram(a) and SiO2-FeO*/MgO diagram(b)of the HMA in Diyanmiao area

        第Ⅲ组岩石(DYM17⁃004)显示出与上述两组火成岩不同的地球化学特征.在球粒陨石标准化的稀土配分图中(图 5c), 轻稀土相较于重稀土略微富集((La/Yb)N=1.68).在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图 5d), 大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、Th、U、Pb和Sr相对富集, 高场强元素(HFSE)Nb和Ta相对亏损, 与典型岛弧玄武岩(IAT)的地球化学特征相似(Peate et al., 1997).

      • Sr⁃Nd同位素分析结果见附表 1.迪彦庙蛇绿岩形成于早二叠世, 计算后得到样品初始87Sr/86Sr值为0.702 801~0.704 696, 初始143Nd/144Nd值为0.512 995~0.513 190, εNd(t)为正值, 介于+14.21~+18.01之间(均值为+16.67).87Sr/86Sr(i)⁃(143Nd/144Nd)t图指示岩浆来源于PREMA地幔, 143Nd/144Nd与87Sr/86Sr表现出负相关性, 可能受到蚀变洋壳及远洋沉积物流体熔体改造的影响(图 7, Ishizuka et al., 2011).

        图  7  迪彦庙蛇绿岩87Sr/86Sr(i)-(143Nd/144Nd)t同位素组成

        Figure 7.  Sr-Nd isotope compositions of the ophiolite in Diyanmiao area

      • 迪彦庙蛇绿岩中锆石呈淡黄色, 自形程度较好, 呈长柱状-半自形粒状, 长轴约45~95 μm, 短轴约13~55 μm, 长宽比多在1.0~2.3之间, 具有岩浆成因的振荡环带结构(图 8a).锆石的Th/U比值多在0.47~1.10之间, 为典型的岩浆锆石成因(Th/U > 0.4, Rubatto and Gebauer, 2000; 吴元保和郑永飞, 2004).SHRIMP锆石U⁃Pb测年结果见附表 2.样品DYM17⁃009角闪辉长岩中4个测点获得206Pb/238U表面年龄为279.9~289.9 Ma(附表 2), U⁃Pb谐和年龄为286.1±6.1 Ma(MSWD=0.65), 代表了角闪辉长岩的侵入年龄(图 8b).样品BY17⁃32辉长岩中3个锆石测点获得206Pb/238U表面年龄为278.4~289.1 Ma(附表 2), U⁃Pb谐和年龄为283.7±4.7 Ma(MSWD=1.7), 代表了辉长岩的侵入年龄(图 8c).样品DYM17⁃004玄武岩中8个测点获得206Pb/238U表面年龄为234.0~252.6 Ma(附表 2), U⁃Pb谐和年龄为241±5 Ma(MSWD=1.7), 代表了玄武岩的结晶年龄(图 8d).

        图  8  迪彦庙蛇绿岩锆石CL图像(a)和锆石U-Pb年龄谐和图(b~d)

        Figure 8.  CL image of zircons (a) and U-Pb age concordia diagrams (b-d) of zircons of the ophiolite in Diyanmiao area

      • 早先认为蛇绿岩是洋壳和上地幔类似物, 然而, 1973年Miyashiro提出塞浦路斯蛇绿岩起源于俯冲带, 将其划分为SSZ蛇绿岩(Miyashiro, 1974).之后, 科学家在马里亚纳海沟、弧前、弧后盆地等地均发现了蛇绿岩.深海大洋钻探和现代大洋中脊地球物理调查等多学科综合研究也表明, 俯冲带环境下产生的流体和岩浆熔融过程对于蛇绿岩的形成起到重要作用, 认为大多数蛇绿岩并不能直接代表大洋岩石圈, 而代表的是板块消减带(SSZ)弧前、弧后、初始弧构造环境物质组成(Dilek, 2003).SSZ弧前蛇绿岩代表的是新生洋壳, 记录了初始俯冲事件(Casey and Dewey, 1984; Dilek and Furnes, 2009; Pearce and Robinson, 2010).

        研究表明, Th和Nb是与俯冲密切相关的两种元素, 它们均为高度不相容元素, 在地幔熔融期间几乎保持一个不变的比值.但板块发生俯冲时, Th和Nb表现出显著不同的性质, Th俯冲易迁移, 而Nb俯冲不易迁移.因此, 板块俯冲导致它们发生分离, 使绝大多数俯冲带火山熔岩具有高Th/Nb比值(Pearce, 2014).在Th/Yb⁃Nb/Yb图中(图 9a), 来自非-俯冲背景的岩浆沿着洋中脊-洋岛系列(N⁃MORB⁃E⁃MORB⁃OIB)分布, 而来源于被俯冲带流体和熔体交代后的地幔岩浆, 俯冲有关沉积物熔融将Th元素输入到并影响到地幔楔, 因此Th元素高于洋中脊原始地幔基准线, 具有偏离“N⁃MORB⁃E⁃MORB⁃OIB”系列、具有更高的Th/Nb比值(Pearce, 2014).迪彦庙蛇绿岩具有偏离“N⁃MORB⁃E⁃MORB⁃OIB”系列分布的特征, 指示其形成于板块俯冲带的构造背景, 为SSZ型蛇绿岩.值得注意的是, 从MORB⁃Like玄武岩较低的Th/Nb比值到HMA的稍高Th/Nb比值再到IAT更高的Th/Nb比值, 反映了俯冲时岩浆作用的演化趋势, 即从初始俯冲时MORB⁃Like到俯冲程度加深时HMA, 再到板片俯冲足够远时的IAT.

        图  9  迪彦庙蛇绿岩Th/Yb-Nb/Yb图(a)和V-Ti图(b)

        Figure 9.  Th/Yb-Nb/Yb diagram (a) and V-Ti diagram (b) of the ophiolite in Diyanmiao area

        研究认为, 受俯冲影响的洋壳, Ti是一个重要参数.俯冲带入的水加深了俯冲的熔融程度, Ti作为不相容元素, 随着部分熔融程度的增加逐渐在熔体中减少(Kelley et al., 2006).因此, 俯冲初始阶段形成的蛇绿岩具有低Ti组分, 而弧后盆地和洋脊俯冲型蛇绿岩与洋中脊玄武岩一致, 具有较高的Ti组分.V具有多个氧化态, V2+、V3+、V4+和V5+, 其存在形式受到所处环境的氧化还原状态影响(Kelley et al., 2006), 地幔熔融体在有水存在情况下使熔融过程中更为氧化, 增加了高氧化态V的比例.这是因为V在高氧化态时更不相容, 导致了更多的V被划分到岩浆中, 因此, 俯冲带入的水导致了这样一个熔融机制:产生的岩浆不仅仅是低Ti, 且具有高V, 即高V/Ti比值(Shervais, 1982; Pearce, 2014).反映在V⁃Ti图中为从MORB⁃Like到HMA和IAT的V⁃Ti比值逐渐升高的趋势, 进一步指示了俯冲作用加深的岩浆递进演变过程(图 9b).

      • 一般来说, 洋中脊玄武岩(N⁃MORB)为亏损型, 严重亏损大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、Th、K、Sr、Pb和U, 而岛弧玄武岩与洋中脊玄武岩最大差别是具有大洋板块俯冲作用有关流体诱发形成的、独特的流体活动, 致使其具有地幔源岩发生水化的微量元素成分, 表现为富集大离子亲石元素(Ishizuka et al., 2014).第Ⅰ组岩石LILE相较于洋中脊稍高(Rb, Ba和Sr), 说明有一些板片流体的输入, 但与洋中脊一样其输入量不算太多, 表明俯冲作用不强烈, 处于初始俯冲阶段.重稀土(HREE)作为判断地幔楔熔融程度的标志, 其含量越低表明其熔融程度越高(Ishizuka et al., 2014), 岩石较低的HREE指示有板片流体加入, 使残余地幔高度熔融, 高场强元素(HFSE)Nb和Ta的亏损指示岛弧的地球化学特征.因此, 第Ⅰ组岩石兼有洋中脊和岛弧微量元素的双重特性(图 5a~5b), 为典型的前弧玄武岩(FAB/MORB⁃Like玄武岩, Ishizuka et al., 2014; 肖庆辉等, 2016).研究表明, MORB⁃Like玄武岩常与HMA有序产出, 或共同构成洋内初始俯冲岩石组合序列.如在伊豆-小笠原-马里亚纳(IBM)弧前关岛东南地区, 前弧玄武岩以及伴生的浅成辉绿岩侵入体伏于面向海沟的玻安岩和更年轻的弧玄武岩之下(Pearce, 2014; Ishizuka et al., 2014; 肖庆辉等, 2016).迪彦庙第Ⅱ组岩石富集LILE(Rb, Ba, U和Pb), 亏损HFSE(Nb和Ta), 表现出与俯冲有关的构造背景(George et al., 2003), 其较高的MgO含量, 以及SiO2⁃MgO和SiO2⁃FeO*/MgO参数系统共同指示岩石组合为HMA.MORB⁃Like玄武岩是大洋板块初始俯冲过程中形成的首次岩浆作用的产物, 紧跟MORB⁃Like玄武岩之后的HMA, 是洋壳初始俯冲向岛弧转变过程中高度亏损的难融地幔楔熔融作用的产物(Ishikawa et al., 2002; Pearce and Robinson, 2010), 其LILE比洋中脊高很多, 而HREE又比洋中脊低很多, 说明其形成有大量俯冲板片流体输入, 使残余地幔高度熔融形成HMA(图 5c~5d, 肖庆辉等, 2016).第Ⅲ组岩石高度富集LILE(Rb, Ba, Th, U, Pb和Sr), 亏损HFSE(Nb和Ta), 稀土元素呈现LREE富集的右倾配分模式(图 5c~5d), 为典型IAT的特征(Peate et al., 1997).迪彦庙MORB⁃Like玄武岩到HMA再到IAT演变的地球化学特征, 指示了洋内俯冲从初始岛弧向正常岛弧岩浆作用转换的大陆化方向演变.

      • MORB⁃Like玄武岩作为初始俯冲首次岩浆作用的产物, 标志着俯冲作用的开始.从MORB⁃Like玄武岩到HMA再到IAT, 岩石组合的递进演变反映了与俯冲作用有关的岩浆作用具有由洋盆向大陆转化的性质, 同时也是洋盆向大陆转化的标志性岩石组合, 代表了俯冲作用由浅到深递进演变过程(肖庆辉等, 2016).迪彦庙林场DYM17⁃009(角闪辉长岩, MORB⁃Like)U⁃Pb谐和年龄为286.1±6.1 Ma, 代表了洋内初始俯冲作用的时代.北侧白音布拉格BY17⁃32(辉长岩, HMA)U⁃Pb谐和年龄为283.7±4.7 Ma, 代表了在首次岩浆作用后、俯冲程度加深的岩浆作用时代.洋内弧初始俯冲岩浆作用时代表明古亚洲洋在早二叠世处于洋内俯冲阶段.李钢柱等(2017)在研究区西边索伦蛇绿岩带硅质岩中发现早二叠世放射虫动物群, Jian et al.(2010)研究发现索伦地区发育晚二叠世(约250 Ma)HMA, 均表明早二叠世古亚洲洋仍未闭合, 处于洋内俯冲阶段.范玉须等(2019)对研究区西部色尔崩和温都尔乌拉高锶低钇花岗岩(255.3±0.71 Ma, 254.4±1.2 Ma)的研究表明, 其形成与俯冲大洋板片的部分熔融有关, 晚二叠世古亚洲洋仍在俯冲消减.玄武岩BY17⁃32(IAT)中锆石U⁃Pb谐和年龄为241±5 Ma, 代表逐渐向正常岛弧拉斑玄武岩转变的岩浆作用时代, 指示古亚洲洋在早三叠世逐渐向正常岛弧岩浆作用转换的大陆化方向发展.Du et al.(2019)通过对吉林东部延边地区开山屯组和柯岛群砂岩的碎屑锆石年代学分析, 认为晚二叠世(252.0~254.5 Ma)开山屯组地层含有华夏植物群分子化石, 物源主要来自于华北板块北缘, 代表了古亚洲洋未完全关闭的沉积物源特征, 认为沿长春-延吉缝合带, 古亚洲洋的最终闭合发生在中-晚三叠世(242~227 Ma).赵英利等(2016)对内蒙东部地区中二叠哲斯组沉积岩中锆石的研究发现来自华北克拉通的很少, 认为古亚洲洋在中二叠世仍然存在一个开放的大洋, 在克旗-林西一带的晚二叠世林西组地层中, 开始出现大量来自华北克拉通的锆石, 说明古亚洲洋与华北板块的距离已经缩短.Sang et al.(2018)对中亚造山带西缘南天山Atbshi Ridge增生杂岩带洋板块地层的结构与构造研究表明, 南天山洋在二叠纪末至晚三叠世期间最终闭合.综上所述, 认为迪彦庙地区古亚洲洋在早二叠世发生初始俯冲形成洋内弧, 在早三叠世逐渐向大陆方向转化, 最终构成了中亚造山带的一部分.

      • (1) 中亚造山带东缘迪彦庙地区主体是由强变形的复理石浊积岩系构成, 发育大量岩性、规模和形态各异的岩块, 包括蛇纹石化橄榄岩、玄武岩、辉长岩、辉绿岩等超基性-基性岩, 远洋沉积硅质岩、硅泥质岩、纹层状灰岩等, 它们呈构造岩块的形式混杂堆积, 可能为洋壳俯冲过程中在海沟及其附近堆积形成的一套俯冲增生杂岩带.

        (2) 俯冲增生杂岩带内发育洋内弧(岛弧)火成岩组合.前弧玄武岩(FAB, MORB⁃Like玄武岩)代表了洋内初始俯冲首次岩浆作用的产物, 玻安岩/高镁安山岩(Boninite/HMA)是洋壳初始俯冲向岛弧转变过程中高度亏损的难融地幔楔熔融作用的产物, 它们共同构成洋内弧初始俯冲岩石组合.岛弧拉斑玄武岩(IAT)的存在指示初始弧逐渐向正常岛弧岩浆作用转换.岩石组合的递进演变反映了与俯冲有关的岩浆作用具有由洋盆向大陆转化的性质.

        (3) 迪彦庙林场角闪辉长岩DYM17⁃009(MORB⁃Like)锆石U⁃Pb谐和年龄为286.1±6.1 Ma, 代表了洋内初始俯冲作用的时代.北侧白音布拉格辉长岩BY17⁃32(HMA)锆石U⁃Pb谐和年龄为283.7±4.7 Ma, 代表了在首次岩浆作用后、俯冲程度加深的岩浆作用时代.洋内弧初始俯冲岩浆作用时代表明古亚洲洋在早二叠世处于洋内俯冲阶段.岛弧拉斑玄武岩DYM17⁃004(IAT)锆石U⁃Pb谐和年龄为241±5 Ma, 代表逐渐向正常岛弧拉斑玄武岩转变的岩浆作用时代, 指示古亚洲洋在早三叠世逐渐向正常岛弧岩浆作用转换的大陆化方向发展.从MORB⁃Like玄武岩到HMA再到IAT的岩石组合序列代表了洋内俯冲作用由浅到深的递进演变以及洋盆向大陆边缘岛弧逐步演化的洋陆转换过程.

    参考文献 (91)

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