• 中国出版政府奖提名奖

    中国百强科技报刊

    湖北出版政府奖

    中国高校百佳科技期刊

    中国最美期刊

    留言板

    尊敬的读者、作者、审稿人, 关于本刊的投稿、审稿、编辑和出版的任何问题, 您可以本页添加留言。我们将尽快给您答复。谢谢您的支持!

    姓名
    邮箱
    手机号码
    标题
    留言内容
    验证码

    内蒙古海勒斯台俯冲增生混杂岩地质特征及发现的意义

    林敏 马昌前 徐立明 李玉娟 杨仲 汤建荣

    林敏, 马昌前, 徐立明, 李玉娟, 杨仲, 汤建荣, 2019. 内蒙古海勒斯台俯冲增生混杂岩地质特征及发现的意义. 地球科学, 44(10): 3279-3296. doi: 10.3799/dqkx.2019.200
    引用本文: 林敏, 马昌前, 徐立明, 李玉娟, 杨仲, 汤建荣, 2019. 内蒙古海勒斯台俯冲增生混杂岩地质特征及发现的意义. 地球科学, 44(10): 3279-3296. doi: 10.3799/dqkx.2019.200
    Lin Min, Ma Changqian, Xu Liming, Li Yujuan, Yang Zhong, Tang Jianrong, 2019. Geological Characteristics of Subduction-Accretionary Complexes in Hellestein District, Inner Mongolia and Its Discovery Significance. Earth Science, 44(10): 3279-3296. doi: 10.3799/dqkx.2019.200
    Citation: Lin Min, Ma Changqian, Xu Liming, Li Yujuan, Yang Zhong, Tang Jianrong, 2019. Geological Characteristics of Subduction-Accretionary Complexes in Hellestein District, Inner Mongolia and Its Discovery Significance. Earth Science, 44(10): 3279-3296. doi: 10.3799/dqkx.2019.200

    内蒙古海勒斯台俯冲增生混杂岩地质特征及发现的意义

    doi: 10.3799/dqkx.2019.200
    基金项目: 

    中国地质调查局地质调查项目 DD20190039

    详细信息
      作者简介:

      林敏(1982—), 男, 高级工程师, 在读博士, 从事区域地质矿产调查工作, 主要从事构造混杂岩、火山岩研究

      通讯作者: 马昌前
    • 中图分类号: P56

    Geological Characteristics of Subduction-Accretionary Complexes in Hellestein District, Inner Mongolia and Its Discovery Significance

    • 摘要: 采用"造山带混杂岩区"新理论,首次在贺根山-黑河缝合带中段发现海勒斯台俯冲增生混杂岩,建立由"基质"+"岩块"组成的俯冲增生杂岩体系,其构造样式为整体左行逆冲剪切.基质主要有糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩及少量的沉凝灰岩、粉砂岩、细砂岩,构造环境为弧前盆地,时代主要为中寒武世;岩块有洋岛海山岩块、弧后洋盆洋壳残片、火山弧岩块、裂离陆块,岩块的年龄区间主要在中寒武世-中奥陶世,裂离陆块时代为新太古代.结合俯冲增生杂岩基质年龄、岩块的年龄、侵入混杂岩的TTG年龄(449 Ma)和变形程度、接触关系等,将海勒斯台俯冲增生杂岩的形成时代厘定为中晚奥陶世.认为研究区俯冲作用在早寒武世就已经开始,在大陆边缘形成火山岛弧;奥陶纪初期弧后发育弧后盆地,至中奥陶世弧后盆地出现洋壳;此时中寒武世的基质经俯冲下切后在中奥陶世时期折返上升;晚奥陶世时期由于区域的持续汇聚挤压,该弧后洋盆很快夭折;弧陆开始碰撞,导致双向俯冲.在弧陆碰撞过程中,晚期形成的弧后盆地洋壳等新岩块混入早期形成的基质中.海勒斯台俯冲增生混杂岩带的发现填补了贺根山-黑河缝合岩带中段的空白,对区域构造格架厘定具有非常重要的意义,为研究古亚洲构造域演化提供了新的证据.
    • 图 1  研究区大地构造位置图

      Figure 1.  Geotectonic location map of research area

      图 2  研究区地质图

      Figure 2.  Geological map of research area

      图 3  海勒斯台扎拉格一带超糜棱岩(a)和沉凝灰岩(b)镜下特征

      Figure 3.  Crossed polarization micrographs of ultramylonite(a) and sedimentary tuff(b) in Zhalage of Hellestein

      a.靡棱结构;b.变余沉凝灰状结构/片理化结构

      图 4  海勒斯台俯冲增生混杂岩基质原岩判别图解

      Figure 4.  Diagrams of the matrix of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      图a为Si-[(al+fm)-(c+alk)]原岩判别图解(据Simonen, 1953), A.钙质沉积岩;B.火山岩;C.厚层泥岩;D.砂岩;图b为K-A原岩判别图解(据周世泰,1987), A.火成岩区;B.沉积岩区;B1.泥质粉砂岩亚区;B2.碳酸盐亚区; 图c为(Ca+Mg)-(Al+Fe+Ti), D.细碧岩;E.杂砂岩;F.亚杂砂岩;图d为(AT-Na)-(AT-K)(据Moine, 1968), Ⅰ.泥岩;Ⅱ.钙质页岩;Ⅲ.白云质泥灰岩;Ⅳ.长石砂岩;Ⅴ.硬砂岩;Ⅵ.中基性喷出岩;Ⅶ.流纹岩

      图 5  构造环境判别图解

      Figure 5.  Diagrams of tectonic settings

      图a为沉积岩CaO-Na2O-K2O源岩环境判别图解,A.大洋岛弧;B.大陆岛弧;C.活动大陆边缘;D.被动大陆边缘.图b为沉积岩Th-Co-Zr/10源岩环境判别图解,A.大洋岛弧;B.大陆岛弧;C.活动大陆边缘;D.被动大陆边缘.图c为基质中酸性火山岩(Y+Nb)-Rb构造判别图解(据Pearce et al., 1984a),WPG.板内花岗岩;ORG.洋中脊花岗岩;VAG.火山岩弧花岗岩;SYN-COLG.同碰撞花岗岩.图d为基质中酸性火山岩(Yb+Ta)-Rb构造判别图解(据Pearce et al, 1984a),WPG.板内花岗岩;ORG.洋中脊花岗岩;VAG.火山岩弧花岗岩;SYN-COLG.同碰撞花岗岩

      图 6  洋岛海山岩块微量元素蛛网图(a)和稀土配分模式图(b)

      Figure 6.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram(a) and chondrite-normalized REE pattern diagram(b) of ocean island seamount block

      图 7  玄武岩构造环境判别图解

      Figure 7.  Diagrams of basalt tectonic settings

      图a为Nb/Yb-Th/Yb图解,据Pearce(2008);图b为洋岛型岩块Nb/Yb-TiO2/Yb图解, 据Pearce(2008)Pearce et al.(1984b)

      图 8  弧后洋盆洋壳残片稀土配分模式图

      Figure 8.  Chondrite-normalized REE pattern diagram of ocean crust debris of back-arc ocean basin

      图 9  弧后盆地基性岩块Ti-V图解

      Figure 9.  Ti-V diagram of basic block of back-arc basin

      Shervais(1982)

      图 10  弧后盆地基性岩块微量元素原始地幔标准化蛛网图

      Figure 10.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of basic block of back-arc basin

      图 11  火山弧岩块稀土配分模式图

      Figure 11.  Chondrite-normalized REE pattern diagram of volcanic arc block

      图 12  火山弧岩块SiO2-MgO (a)、SiO2-FeO*/MgO (b)、YbN-(La/Yb)N (c)和Y-Sr/Y (d)图解

      Figure 12.  SiO2-MgO (a), SiO2-FeO*/MgO (b), YbN-(La/Yb)N (c) and Y-Sr/Y (d) diagram of volcanic arc block

      HMA.高镁安山质岩石系列;MA.镁安山质岩石系列;LF-CA.为低铁钙碱性系列;CA.为钙碱性系列;TH.拉斑玄武岩系列.据Defant and Drummond(1990)

      图 13  细粒黑云角闪石英闪长岩镜下特征

      Figure 13.  Crossed polarization micrograph of fine-grained biotite amphibolite quartz diorite

      图 14  新太古代黑云角闪石英闪长岩微量元素蛛网图(a)和稀土配分模式图(b)

      Figure 14.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram(a) and chondrite-normalized REE pattern diagram (b) of Neoarchean biotite amphibolite quartz diorite

      图 15  新太古代黑云角闪石英闪长岩La/Yb-Th图解

      Figure 15.  La/Yb-Th diagram of Neoarchean biotite amphibolite quartz diorite

      Bailey(1981)

      图 16  海勒斯台构造混杂岩基质中韧性变形片理揉皱照片

      Figure 16.  The ductile deformation and schistosity crumple photo of the stroma of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      a.片理揉皱照片;b.石英脉韧性拉长变形照片;c.“S-C组构”野外照片;d.“S-C组构”镜下照片

      图 17  海勒斯台俯冲增生混杂岩带演化模式示意图

      Figure 17.  The evolutionary pattern sketch map of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      表 1  海勒斯台俯冲增生混杂岩带物质组成

      Table 1.  The material composition list of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      类型 构造环境 物质成分 时代
      基质 弧前盆地 糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩及(阳起石化)片理化粉砂岩、细砂岩、沉凝灰岩等,为一套夹火山岩的砂泥质碎屑岩建造 寒武纪(501.6±3.9 Ma、512.5 ±0.92 Ma)
      岩块 洋岛海山(OIB) 角闪辉长岩、堆晶角闪石岩、玄武岩、碎裂岩化橄榄玄武岩等 早奥陶世(478.2±2.3 Ma)
      弧后洋盆洋壳残片(BAOB) (角闪)辉长岩和(阳起石化)玄武岩以及少量的辉绿岩 中奥陶世(463.0±2.4 Ma)
      火山弧(VA) (玄武)安山岩、(角闪石)闪长岩、花岗闪长岩以及少量的粗面岩、凝灰岩 奥陶纪(464.1±2.3 Ma)、寒武纪(540.4±4.8 Ma、512.5±4.0 Ma)
      裂离地块(SL) 黑云角闪石英闪长岩 新太古代(2 544±14 Ma)
      下载: 导出CSV
    • [1] Andersen, T., 2002. Correction of Common Lead in U-Pb Analyses That do not Report 204Pb. Chemical Geology, 192(1-2): 59-79. https://doi.org/10.1016/s0009-2541(02)00195-x doi:  10.1016/s0009-2541(02)00195-x
      [2] Bailey, J.C., 1981. Geochemical Criteria for a Refined Tectonic Discrimination of Orogenic Andesites. Chemical Geology, 38(2): 27-34.
      [3] Bao, Z.W., Chen, S.H., Zhang, Z.T., 1994. Study on REE and Sm-Nd Isotopes of Hegenshan Ophiolite, Inner Mongolia. Geochimica, 23(4): 339-349(in Chinese with English abstract).
      [4] Chen, A.X., Zhou, D., Zhang, Q.K., et al., 2018. Age, Geochemistry, and Tectonic Implications of Dulaerqiao Granite, Inner Mongolia. Journal of Earth Science, 29(1): 78-92. https://doi.org/10.1007/s12583-017-0817-6 doi:  10.1007/s12583-017-0817-6
      [5] Defant, M.J., Drummond, M.S., 1990. Derivation of Some Modern Magmas by Melting of Young Subducted Lithosphere. Nature, 347:662-665. doi:  10.1038/347662a0
      [6] Deng, J.F., Liu, C., Feng, Y.F., et al., 2010. High Magnesian Andesitic/Dioritic Rocks(HMA) and Magnesian Andesitic/Dioritic Rocks(MA):Two Igneous Rock Types Related to Oceanic Subduction. Geology in China, 37(4):1112-1118(in Chinese with English abstract).
      [7] Fan, Z.Y., 1996. The Discovery of Oceanic Crust Fragmentation of Carboniferous in the North of Syramulun River, Inner Mongolia and Its Tectonic Significance. Regional Geology of China, 59(4):382(in Chinese).
      [8] Fu, J.Y., Wang, Y., Na, F.C., et al., 2015. Zircon U-Pb Geochronology and Geochemistry of the Hadayang Mafic-Ultramafic Rocks in Inner Mongolia: Constraints on the Late Devonian Subduction of Nenjiang-Heihe Area, Northeast China. Geology in China, 42(6): 1740-1753(in Chinese with English abstract).
      [9] Huang, B., Fu, D., Li, S.C., et al., 2016.The Age and Tectonic Implications of the Hegenshan Ophiolite in Inner Mongolia. Acta Petrologica Sinica, 32(1):158-176(in Chinese with English abstract).
      [10] Huang, J.X., Zhao, Z.D., Zhang, H.F., et al., 2006.Elemental and Sr-Nd-Pb Isotopic Geochemistry of the Wenduermiao and Bayanaobao-Jiaoqier Ophiolites, Inner Mongolia:Constraints for the Characteristics of the Mantle Domain of Eastern Paleo-Asian Ocean. Acta Petrologica Sinica, 22(12):2889-2900(in Chinese with English abstract).
      [11] Jackson, S.E., Pearson, N.J., Griffin, W.L., et al., 2004. The Application of Laser Ablation-Inductively Coupled Plasma-Mass Spectrometry to In Situ U-Pb Zircon Geochronology. Chemical Geology, 211(1-2): 47-69. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.06.017 doi:  10.1016/j.chemgeo.2004.06.017
      [12] Li, J.Y., 1986. A Preliminary Study on the Paleosuture Zone between the Sino-Korean and Siberian Plates in Eastern Inner Mongolia. Chinese Science Bulletin, 31(14):1093-1096(in Chinese). doi:  10.1360/csb1986-31-14-1093
      [13] Li, Y.J., Wang, J.F., Wang, G.H., , et al., 2018. Discovery and Significance of the Dahate Fore-Arc Basalts from the Diyanmiao Ophiolite in Inner Mongolia. Acta Petrologica Sinica, 34(2) : 469-482(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201802019
      [14] Liang, R.X., 1994.The Features of Ophiolites in the Central Sector of Inner Mongolia and Its Geological Significance. Regional Geology of China, 13(1): 37-45(in Chinese with English abstract). doi:  10.1007-s00404-010-1458-5/
      [15] Liu, Y.W., Zhang, T.A., Du, B.Y., 2015. Tectonic Significance of Nenjiang-Heihe Tectonic Melange Belt and Late Carboniferous-Early Permian Granites on Both Sides. Heilongjiang Science and Technology Information, (20):106(in Chinese).
      [16] Liu, X.M., Gao, S., Diwu, C.R., et al., 2007. Simultaneous In-Situ Determination of U-Pb Age and Trace Elements in Zircon by LA-ICP-MS in 20 μm Spot Size. Chinese Science Bulletin, 52(9): 1257-1264. https://doi.org/10.1007/s11434-007-0160-x doi:  10.1007/s11434-007-0160-x
      [17] LudwingK.R., 2011. Users Manual for Isoplot/Ex (Rev. 2.49) Geochronological Toolkit for Microsoft Excel.Geochronology Center Special Publication, Berkeley.
      [18] Miao, L. C., Fan, W. M., Liu, D. Y., et al., 2008. Geochronology and Geochemistry of the Hegenshan Ophiolitic Complex: Implications for Late-Stage Tectonic Evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling Orogenic Belt, China. Journal of Asian Earth Sciences, 32(5-6): 348-370. https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2007.11.005 doi:  10.1016/j.jseaes.2007.11.005
      [19] Miao, L.C., Fan, W.M., Zhang, F.Q., et al., 2003. Zircon SHRIMP Geochronology of Xinkailing-Kolo Complex in Northwest Xiaoxing'an Mountains and Its Significance. Chinese Science Bulletin, 48(22):2315-2323(in Chinese). doi:  10.1360/csb2003-48-22-2315
      [20] Moine, B., 1968. Massif Schisto-Quartzo-Dolomitique: Région d'Ambatofinandrahana Centre-Ouest du Socle Cristallin Précambrien de Madagascar. Centre de I'Institut Géographique National, Tananarive. Scale, 1:200 000.
      [21] Murray, R. W., 1994. Chemical Criteria to Identify the Depositional Environment of Chert: General Principles and Applications. Sedimentary Geology, 90(3-4): 213-232. https://doi.org/10.1016/0037-0738(94)90039-6 doi:  10.1016/0037-0738(94)90039-6
      [22] Murray, R. W., Buchholtz Ten Brink, M. R., Gerlach, D. C., et al., 1991. Rare Earth, Major, and Trace Elements in Chert from the Franciscan Complex and Monterey Group, California: Assessing REE Sources to Fine-Grained Marine Sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55(7): 1875-1895. https://doi.org/10.1016/0016-7037(91)90030-9 doi:  10.1016/0016-7037(91)90030-9
      [23] Na, F.C., Fu, J.Y., Wang, Y., , et al., 2014. LA-ICP-MS Zircon U-Pb Age of the Chlorite-Muscovite Tectonic Schist in Hadayang, Morin Dawa Banner, Inner Mongolia, and Its Tectonic Significance. Geological Bulletin of China, 33(9):1326-1332(in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgqydz201409007
      [24] Pan, G.T., Lu, S.N., Xiao, Q.H., et al., 2016.Division of Tectonic Stages and Tectonic Evolution in China. Earth Science Frontiers, 23(6):1-23(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dxqy201606001
      [25] Pearce, J. A., 2008. Geochemical Fingerprinting of Oceanic Basalts with Applications to Ophiolite Classification and the Search for Archean Oceanic Crust. Lithos, 100(1-4): 14-48. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.06.016 doi:  10.1016/j.lithos.2007.06.016
      [26] Pearce, J. A., Harris, N. B. W., Tindle, A. G., 1984a. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks. Journal of Petrology, 25(4): 956-983. https://doi.org/10.1093/petrology/25.4.956 doi:  10.1093/petrology/25.4.956
      [27] Pearce, J.A., Lippard, S. J., Roberts, S., 1984b. Characteristics and Tectonic Significance of Supra-Subduction Zone Ophiolites. Geological Society, London, Special Publications, 16(1): 77-94. https://doi.org/10.1144/gsl.sp.1984.016.01.06 doi:  10.1144/gsl.sp.1984.016.01.06
      [28] Rudnick, R.L., Gao, S., 2003.Composition of the Continental Crust. In: Rudnick, R.L., ed., The Crust. Elsevier Pergamon, Oxford.
      [29] Ruzhentsev, S.V., Mossakovskiy, A.A., 1996. Geodynamics and Tectonic Evolution of the Central Asian Paleozoic Structures as the Result of the Interaction between the Pacific and Indo-Atlantic Segments of the Earth. Geotectonics, 29(4): 294-311.
      [30] Shervais, J. W., 1982. Ti-V Plots and the Petrogenesis of Modern and Ophiolitic Lavas. Earth Planet Sci. Lett., 59: 101-118. doi:  10.1016/0012-821X(82)90120-0
      [31] Simonen, A., 1953. Stratigraphy and Sedimentation of the Svecofennidic, Early Archean Supracrustal Rocks in Southwestern Finland. Bulletin of the Geological Society of Finland, 160: 1-64.
      [32] Sun, S.S., McDonough, W.F., 1989. Chemical and Isotopic Systematics of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes. Geological Society, London, Special Publications, 42(3): 313-345. http://cn.bing.com/academic/profile?id=030b4721206bed5322afd5ec4299b227&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
      [33] Sun, D.Y., Wu, F.Y., Li, H.M., et al., 2000. Age of Post-Orogenic A-Type Granites in the Northwestern Xiaoxing'an Mountains and Their Relationship with the Eastward Extension of the Suolun-Hegenshan-Zhalaite Collision-Assemblage Zone. Chinese Science Bulletin, 45(20):2217-2222(in Chinese). doi:  10.1360/csb2000-45-20-2217
      [34] Tang, Y.Q., Lu, Y.L., 1986.The Tectonic Environment and Age of the Ophilites in East Qinling. Journal of Chengdu College of Geology, 13(2):52-65(in Chinese with English abstract).
      [35] Tian, C.L., Cao, C.Z., Yang, F.L., 1989.Geochemical Features of Ophiolite in the Fold Belt on the North Side of the Sino-Korean Platform. Bulletin of the Chinese Academy of Geological Sciences, 10:107-129(in Chinese with English abstract).
      [36] Wang, C., Ren, L.M., Zhang, X.J., et al., 2018. Ages, Origin and Geological Implications of Adamellite in Early Permian in Hegenshan, Inner Mongolia. Xinjiang Geology, 36(2):159-168(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/xjdz201802004
      [37] Wang, D.Y., Wang, C.S., Du, S.Q., 1998. The Tectonic Evolution of the Northeast of Nei Mongol and Its Adjacency in Pre-Mesozoic Era. Journal of Chengdu University of Technology, 25(4):529-536(in Chinese with English abstract).
      [38] Wang, G.C., Zhang, P., 2019. A New Understanding on the Emplacement of Ophiolitic Mélanges and Its Tectonic Significance: Insights from the Structural Analysis of the Remnant Oceanic Basin-Type Ophiolitic Mélanges. Earth Science, 44(5):1688-1704(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201905020
      [39] Wang, S.D., Zhang, K.X., Song, B.W., et al., 2018. Detrital Zircon U-Pb Geochronology from Greywackes in the Niujuanzi Ophiolitic Mélange, Beishan Area, NW China: Provenance and Tectonic Implications. Journal of Earth Science, 29(1): 103-113. https://doi.org/10.1007/s12583-018-0824-2 doi:  10.1007/s12583-018-0824-2
      [40] Wang, Y.J., Fan, Z.Y., 1997.Discovery of Permian Radiolarians in Ophiolite Belt on Northern Side of Xar Moron River, Nei Monggol and Its Geological Significance. Acta Palaeontologica Sinica, 36(1): 58-69(in Chinese with English abstract). http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199700131556
      [41] Wilson, M., 1989. Igneous Petrogenesis. Oxford University Press, London, 245-285.
      [42] Xiao, W.J., Windley, B. F., Hao, J., et al., 2003. Accretion Leading to Collision and the Permian Solonker Suture, Inner Mongolia, China: Termination of the Central Asian Orogenic Belt. Tectonics, 22(6): 8-1-8-21. https://doi.org/10.1029/2002tc001484 doi:  10.1029/2002tc001484
      [43] Xu, B., Xu, Y., Li, J., et al., 2016.Age of the Ondor Sum Group in Western Inner Mongolia and Its Position in the Central Asia Orogenic Belt. Earth Science Frontiers, 23(6):120-127(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dxqy201606009
      [44] Xu, B., Zhao, P., Bao, Q.Z., et al., 2014.Preliminary Study on the Pre-Mesozoic Tectonic Unit Division of the Xing-Meng Orogenic Belt(XMOB).Acta Petrologica Sinica, 30(7):1841-1857(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201407001
      [45] Xu, W.L., Sun, C.Y., Tang, J., et al., 2019. Basement Nature and Tectonic Evolution of the Xing'an-Mongolian Orogenic Belt. Earth Science, 44(5):1620-1646(in Chinese with English abstract). http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201905017
      [46] Zhang, K.X., Yin, H.F., Zhu, Y.H., et al., 2001. Theory, Method and Practice of Geological Mapping in the Orogenic Belt Melange: The Example of Eastern Kunlun Orogenic Belt. China University of Geosciences Press, Wuhan, 100-205(in Chinese).
      [47] Zhao, X.C., Zhou, W.X., Fu, D., et al., 2018. Isotope Chronology and Geochemistry of the Lower Carboniferous Granite in Xilinhot, Inner Mongolia, China. Journal of Earth Science, 29(2): 280-294. https://doi.org/10.1007/s12583-017-0942-2 doi:  10.1007/s12583-017-0942-2
      [48] Zhou, J.B., Shi, A.G., Jing, Y., 2016. The Combined NE China Blocks: Tectonic Evolution and Supercontinent Reconstructions. Journal of Jilin University(Earth Science Edition), 46(4):1042-1055(in Chinese with English abstract). http://cn.bing.com/academic/profile?id=d855b67c7ce93796e37b7994d89fb99f&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
      [49] Zhou, S.T., 1987. The Petrochemical Study of the Archean Banded Iron Deposit in Anshan-Benxi District, Liaoning Province. Geology in China, 37(4):1119-1129(in Chinese with English abstract).
      [50] 包志伟, 陈森煌, 张祯堂, 1994.内蒙古贺根山地区蛇绿岩稀土元素和Sm-Nd同位素研究.地球化学, 23(4): 339-349. doi:  10.3321/j.issn:0379-1726.1994.04.004
      [51] 邓晋福, 刘翠, 冯艳芳, 等, 2010.高镁安山岩/闪长岩类(HMA)和镁安山岩/闪长岩类(MA):与洋俯冲作用相关的两类典型的火成岩类.中国地质, 37(4):1112-1118. doi:  10.3969/j.issn.1000-3657.2010.04.025
      [52] 樊志勇, 1996.内蒙古西拉木伦河北岸杏树洼一带石炭纪洋壳"残片"的发现及其构造意义.中国区域地质, 59(4):382. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199600705080
      [53] 付俊彧, 汪岩, 那福超, 等, 2015.内蒙古哈达阳镁铁-超镁铁质岩锆石U-Pb年代学及地球化学特征:对嫩江-黑河地区晚泥盆世俯冲背景的制约.中国地质, 42(6): 1740-1753. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/zgdizhi201506006
      [54] 黄波, 付冬, 李树才, 等, 2016.内蒙古贺根山蛇绿岩形成时代及构造启示.岩石学报, 32(1):158-176. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201601020
      [55] 黄金香, 赵志丹, 张宏飞, 等, 2006.内蒙古温都尔庙和巴彦敖包-交其尔蛇绿岩的元素与同位素地球化学:对古亚洲洋东部地幔域特征的限制.岩石学报, 22(12):2889-2900. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98200612007
      [56] 李锦轶, 1986.内蒙古东部中朝板块与西伯利亚板块之间古缝合带的初步研究.科学通报, 31(14):1093-1096. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-KXTB198614014.htm
      [57] 李英杰, 王金芳, 王根厚, 等, 2018.内蒙古迪彦庙蛇绿岩带达哈特前弧玄武岩的发现及其地质意义.岩石学报, 34(2): 469-482. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201802019
      [58] 梁日暄, 1994.内蒙古中段蛇绿岩特征及地质意义.中国区域地质, 13(1):37-45. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199400629562
      [59] 刘宇崴, 张铁安, 杜兵盈, 2015.嫩江-黑河构造混杂岩带及其两侧晚石炭-早二叠世花岗岩大地构造意义.黑龙江科技信息, (20):106. doi:  10.3969/j.issn.1673-1328.2015.20.098
      [60] 苗来成, 范蔚茗, 张福勤, 等, 2003.小兴安岭西北部新开岭-科洛杂岩锆石SHRIMP年代学研究及其意义.科学通报, 48(22):2315-2323. doi:  10.3321/j.issn:0023-074X.2003.22.004
      [61] 那福超, 付俊彧, 汪岩, 等, 2014.内蒙古莫力达瓦旗哈达阳绿泥石白云母构造片岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄及其地质意义.地质通报, 33(9):1326-1332. doi:  10.3969/j.issn.1671-2552.2014.09.007
      [62] 潘桂棠, 陆松年, 肖庆辉, 等, 2016.中国大地构造阶段划分和演化.地学前缘, 23(6):1-23. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dxqy201606001
      [63] 孙德有, 吴福元, 李惠民, 等, 2000.小兴安岭西北部造山后A型花岗岩的时代及与索伦山-贺根山-扎赉特碰撞拼合带东延的关系.科学通报, 45(20):2217-2222. doi:  10.3321/j.issn:0023-074X.2000.20.019
      [64] 汤耀庆, 卢一伦, 1986.东秦岭蛇绿岩的形成时代和构造环境, 成都地质学院学报, 13(2):52-65. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-CDLG198602004.htm
      [65] 田昌烈, 曹从周, 杨芳林, 等, 1989.中朝陆台北侧褶皱带(中段)蛇绿岩的地球化学特征.中国地质科学院院报, 10:107-129. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=HY000002240754
      [66] 王成, 任利民, 张晓军, 等, 2018.内蒙古贺根山地区早二叠世二长花岗岩时代、成因及构造意义.新疆地质. 36(2):159-168. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/xjdz201802004
      [67] 王道永, 王成善, 杜思清, 1998.内蒙古东北部及周边地区前中生代构造发展演化史.成都理工学院学报, 25(4):529-536. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-CDLG804.008.htm
      [68] 王国灿, 张攀, 2019.蛇绿混杂岩就位机制及其大地构造意义新解:基于残余洋盆型蛇绿混杂岩构造解析的启示.地球科学, 44(5):1688-1704. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201905020
      [69] 王玉净, 樊志勇, 1997.内蒙古西拉木伦河北部蛇绿岩带中二叠纪放射虫的发现及其地质意义.古生物学报, 36(1): 58-69. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK199700131556
      [70] 徐备, 徐严, 栗进, 等, 2016.内蒙古西部温都尔庙群的时代及其在中亚造山带中的位置.地学前缘, 23(6):120-127. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dxqy201606009
      [71] 徐备, 赵盼, 鲍庆中, 等, 2014.兴蒙造山带前中生代构造单元划分初探.岩石学报, 30(7):1841-1857. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201407001
      [72] 许文良, 孙晨阳, 唐杰, 等, 2019.兴蒙造山带的基底属性与构造演化过程.地球科学, 44(5):1620-1646. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201905017
      [73] 张克信, 殷鸿福, 朱云海, 等, 2001.造山带混杂岩区地质填图理论、方法与实践——以东昆仑造山带为例.武汉:中国地质大学出版社, 100-205.
      [74] 周建波, 石爱国, 景妍, 2016.东北地块群:构造演化与古大陆重建.吉林大学学报(地球科学版), 46(4):1042-1055. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/gjsdz201401002
      [75] 周世泰, 1987.鞍山、本溪地区鞍山群变质岩岩石化学研究及条带状铁矿的成矿条件.中国地质, 37(4):1119-1129. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=HY000002530917
    • [1] 李甜, 解国爱, 张进, 曲军锋, 张北航, 赵衡, 田荣松, 艾米尔丁·艾尔肯, 李法浩.  内蒙古狼山地区南北向断裂构造应力场特征及其与区域构造演化关系 . 地球科学, 2020, 45(1): 211-225. doi: 10.3799/dqkx.2018.342
      [2] 李斌, 刘淼, 陈井胜, 李伟, 杨帆, 汪岩, 崔天日.  内蒙古赤峰敖汉地区酸性火山岩的形成时代、地球化学特征及其意义 . 地球科学, 2019, 44(10): 3378-3392. doi: 10.3799/dqkx.2019.226
      [3] 杨帆, 庞雪娇, 吴猛, 刘淼, 陈井胜, 李斌.  内蒙古赤峰金厂沟梁地区花岗岩类年代学、地球化学与Hf同位素特征 . 地球科学, 2019, 44(10): 3209-3222. doi: 10.3799/dqkx.2019.204
      [4] 张云, 孙立新, 张天福, 滕飞, 张永, 孙义伟, 杨泽黎, 许凡.  内蒙古狼山北部早古生代岩浆岩年代学、地球化学特征及构造意义 . 地球科学, 2019, 44(1): 179-192. doi: 10.3799/dqkx.2018.305
      [5] 滕学建, 田健, 刘洋, 张永, 滕飞, 段霄龙.  内蒙古狼山地区早志留世石英闪长岩体的厘定及其地质意义 . 地球科学, 2019, 44(4): 1236-1247. doi: 10.3799/dqkx.2018.172
      [6] 夏金龙, 黄圭成, 丁丽雪, 陈希清, 定立.  云开地区早古生代宁潭片麻状花岗质岩体锆石U-Pb定年、岩石成因及构造背景 . 地球科学, 2018, 43(7): 2276-2293. doi: 10.3799/dqkx.2018.529
      [7] 裴先治, 李瑞保, 李佐臣, 刘成军, 陈有炘, 裴磊, 刘战庆, 陈国超, 李小兵, 王盟.  东昆仑南缘布青山复合增生型构造混杂岩带组成特征及其形成演化过程 . 地球科学, 2018, 43(12): 4498-4520. doi: 10.3799/dqkx.2018.124
      [8] 王照元, 郑常青, 徐久磊, 韩晓萌, 张慧明.  内蒙古莫尔道嘎佳疙瘩组变质岩地球化学特征及构造意义 . 地球科学, 2018, 43(1): 176-198. doi: 10.3799/dqkx.2018.011
      [9] 钱筱嫣, 张志诚, 陈彦, 于海飞, 罗志文, 杨金福.  内蒙古朱日和地区早古生代岩浆岩年代学、地球化学特征及其构造意义 . 地球科学, 2017, 42(9): 1472-1494. doi: 10.3799/dqkx.2017.545
      [10] 崔加伟, 郑有业, 孙祥, 吴松, 高顺宝, 田立明, 孙君一, 杨超.  青海省赛支寺花岗闪长岩及其暗色包体成因:锆石U-Pb年代学、岩石地球化学和Sr-Nd-Hf同位素制约 . 地球科学, 2016, 41(7): 1156-1170. doi: 10.3799/dqkx.2016.515
      [11] 王树庆, 辛后田, 胡晓佳, 张永, 赵华雷, 耿建珍, 杨泽黎, 滕学建, 李艳峰.  内蒙古乌兰敖包图早古生代侵入岩年代学、地球化学特征及地质意义 . 地球科学, 2016, 41(4): 555-569. doi: 10.3799/dqkx.2016.046
      [12] 易立文, 马昌前, 王连训, 赖中信, 李湘玉, 杨亚楠, 吴 飞, 胡晏如.  华南晚奥陶世次火山岩的发现: 早古生代与俯冲有关的英安岩? . 地球科学, 2014, 23(6): 637-653. doi: 10.3799/dqkx.2014.061
      [13] 毛晓长, 尹福光, 唐渊, 王冬兵, 廖世勇, 熊昌利.  保山地块西缘早古生代增生造山作用 . 地球科学, 2014, 23(8): 1129-1139. doi: 10.3799/dqkx.2014.099
      [14] 李益龙, 周汉文, 肖文交, 钟增球, 尹淑苹, 李福林.  古亚洲构造域和西太平洋构造域在索伦缝合带东段的叠加:来自内蒙古林西县西拉木伦断裂带内变形闪长岩的岩石学-地球化学和年代学证据 . 地球科学, 2012, 21(3): -.
      [15] 付乐兵, 魏俊浩, 魏启荣.  内蒙古金厂沟梁地区晚三叠世脉岩地球化学特征及成岩动力学背景(附表1) . 地球科学, 2010, 19(6): -. doi: 10.3799/dqkx.2010.108
      [16] 付乐兵, 魏俊浩, 魏启荣, 谭俊, 李艳军, 李闫华, 王明志, 蒋永建.  内蒙古金厂沟梁地区晚三叠世脉岩地球化学特征及成岩动力学背景 . 地球科学, 2010, 19(6): -. doi: 10.3799/dqkx.2010.108
      [17] 付乐兵, 魏俊浩, 魏启荣.  内蒙古金厂沟梁地区晚三叠世脉岩地球化学特征及成岩动力学背景(附表2) . 地球科学, 2010, 19(6): -. doi: 10.3799/dqkx.2010.108
      [18] 段瑞春, 凌文黎, 胡明安, 张军波.  桂东早古生代地层碎屑锆石U-Pb同位素年代学及其对华夏陆块加里东期构造事件性质的约束 . 地球科学, 2009, 18(1): -.
      [19] 段瑞春, 凌文黎, 胡明安, 张军波.  桂东早古生代地层碎屑锆石U-Pb同位素年代学及其对华夏陆块加里东期构造事件性质的约束(附表1) . 地球科学, 2009, 18(1): -.
      [20] 朱云海, 王国灿, 贾春兴, 林启祥, 王青海.  东昆仑造山带诺木洪郭勒早古生代火山活动 . 地球科学, 2003, 12(6): -.
    • dqkx-44-10-3279-F1.pdf
    • 加载中
    图(17) / 表ll (1)
    计量
    • 文章访问数:  1854
    • HTML全文浏览量:  1016
    • PDF下载量:  50
    • 被引次数: 0
    出版历程
    • 收稿日期:  2019-08-08
    • 刊出日期:  2019-10-01

    内蒙古海勒斯台俯冲增生混杂岩地质特征及发现的意义

      通讯作者: 马昌前, 865942844@qq.com
      作者简介: 林敏(1982—), 男, 高级工程师, 在读博士, 从事区域地质矿产调查工作, 主要从事构造混杂岩、火山岩研究
    • 1. 中国地质大学资源学院, 湖北武汉 430074
    • 2. 福建省地质调查研究院, 福建福州 350013
    基金项目:  中国地质调查局地质调查项目 DD20190039

    摘要: 采用"造山带混杂岩区"新理论,首次在贺根山-黑河缝合带中段发现海勒斯台俯冲增生混杂岩,建立由"基质"+"岩块"组成的俯冲增生杂岩体系,其构造样式为整体左行逆冲剪切.基质主要有糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩及少量的沉凝灰岩、粉砂岩、细砂岩,构造环境为弧前盆地,时代主要为中寒武世;岩块有洋岛海山岩块、弧后洋盆洋壳残片、火山弧岩块、裂离陆块,岩块的年龄区间主要在中寒武世-中奥陶世,裂离陆块时代为新太古代.结合俯冲增生杂岩基质年龄、岩块的年龄、侵入混杂岩的TTG年龄(449 Ma)和变形程度、接触关系等,将海勒斯台俯冲增生杂岩的形成时代厘定为中晚奥陶世.认为研究区俯冲作用在早寒武世就已经开始,在大陆边缘形成火山岛弧;奥陶纪初期弧后发育弧后盆地,至中奥陶世弧后盆地出现洋壳;此时中寒武世的基质经俯冲下切后在中奥陶世时期折返上升;晚奥陶世时期由于区域的持续汇聚挤压,该弧后洋盆很快夭折;弧陆开始碰撞,导致双向俯冲.在弧陆碰撞过程中,晚期形成的弧后盆地洋壳等新岩块混入早期形成的基质中.海勒斯台俯冲增生混杂岩带的发现填补了贺根山-黑河缝合岩带中段的空白,对区域构造格架厘定具有非常重要的意义,为研究古亚洲构造域演化提供了新的证据.

    English Abstract

    • 内蒙古中东部造山带位于华北板块与西伯利亚板块之间,向西与天山造山带相连,即天山-兴蒙造山带.研究普遍认为这一构造带的形成与演化与中亚-蒙古洋板块的俯冲消减有密切关系(Ruzhentsev and Mossakovskiy, 1996; Xiao et al., 2003; Miao et al., 2008徐备等, 2014; 潘桂棠等, 2016; Chen et al., 2018;Zhao et al., 2018; 王国灿和张攀, 2019).该造山带在新元古代至早古生代表现为一夹持于华北板块与西伯利亚板块之间的广阔的古亚洲洋,其间散布有规模不等的陆块.至少从古生代早期到晚古生代,随着洋壳不断俯冲,陆块向大洋两侧的板块边缘增生,于是在内蒙古中东部造山带内形成了不同时期、不同空间分布的蛇绿构造混杂岩带.贺根山-黑河缝合带位于内蒙中东部造山带内,是兴安地块与松辽-锡林浩特地块之间的碰撞缝合带.该缝合带最初于20世纪50年代在贺根山地区开展磁铁矿勘查过程中发现了蛇绿岩而得名,随着20世纪70年代板块构造理论的提出与发展,贺根山蛇绿岩被看作是洋壳物质的残留,从而提出了贺根山缝合带.后来,孙德有等(2000)在黑河地区发现大量二叠纪后碰撞A型花岗岩,其年代多介于260~290 Ma,且与内蒙中部、南部及东准格尔同时期A型花岗岩有着相同的特征,基于此提出了一条贯穿中亚造山带东部地区的东西向狭长构造带.该条构造带即为贺根山-黑河缝合带的雏形.后来结合与洋壳俯冲相关的多宝山斑岩型铜矿床的研究,贺根山-黑河缝合带被多数研究者接受.近30年来,大量的学者在贺根山和黑河开展了大量的岩石学、地球化学、年代学、构造环境等方面的研究工作(李锦轶, 1986; 田昌烈等, 1989; 梁日暄, 1994; 包志伟等, 1994; 黄金香和赵志丹, 2006; 黄波等, 2016; 那福超等, 2014; 李英杰等, 2018; 王成等, 2018; Wang et al., 2018; 许文良等, 2019),并获得非常丰富的成果.但从该缝合带中段从西乌旗到扎兰屯几百公里没有发现缝合带的证据,另外关于贺根山-黑河缝合带的俯冲方向、缝合时代和构造属性等尚存在较大争议.樊志勇(1996)王玉净和樊志勇(1997)推测板块可能由北向南推进,王道永等(1998)认为大洋板块是向北俯冲的.包志伟等(1994)在缝合带西段贺根山蛇绿岩中获得403±27 Ma的年龄,认为其形成于大洋中脊环境,是中朝板块(华北板块)和西伯利亚板块缝合带的标志;梁日暄(1994)认为贺根山蛇绿岩形成时代为中泥盆世-早石炭世;孙德有等(2000)认为,贺根山-黑河缝合时期在330~300 Ma(石炭纪)之间;苗来成等(2003)研究了缝合带东段的新开岭-科洛杂岩,认为科洛杂岩是与早中生代碰撞作用有关的变质杂岩,碰撞时期为216±3 Ma,为印支期的碰撞构造带.那福超等(2014)在贺根山-黑河缝合带东段哈达阳地区的构造片岩中获得413.9±2.7 Ma的锆石U-Pb年龄,认为其原岩时代为早泥盆世;付俊彧等(2015)在哈达阳地区的角闪石岩和角闪辉长岩中分别获得341±3 Ma和359±5 Ma的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄,其中的镁铁-超镁铁质岩具有火山弧型玄武岩特征,形成板块消减带之上的岛弧及前弧盆地,认为大约363 Ma时贺根山-黑河构造带已经进入板块俯冲阶段.黄波等(2016)在贺根山蛇绿岩的辉长闪长岩和玄武岩中分别获得341±3 Ma和359±5 Ma的年龄,认为贺根山蛇绿岩形成时代为晚泥盆世-早石炭世,构造侵位时间为晚石炭世;周建波等(2016)认为贺根山黑河缝合带不能作为华北与西伯利亚板块的最终缝合线,应作为中亚造山带内部地块(兴安地块和松嫩地块)之间的缝合带,就位时代为晚石炭世,但刘宇崴等(2015)认为碰撞拼合时间为早石炭世(331.5~352.5 Ma). 李英杰等(2018)在哈达特获得前弧玄武岩锆石U-Pb年龄为333.4±8.5 Ma,认为在早石炭世二连-贺根山发生了洋内初始俯冲作用和洋陆转换岩浆作用.徐备等(2016)认为以形成时代为500~415 Ma的温都尔庙群为代表的古亚洲洋发生向南部华北板块和向北部兴安-艾力格庙地块的双向俯冲.许文良等(2019)认为兴安地块和松嫩地块的拼合时间为早石炭世晚期.内蒙古1:5万牛汾台林场等4幅区调首次在科尔沁右翼前旗海勒斯台一带发现俯冲增生混杂岩的分布.海勒斯台俯冲增生混杂岩带的发现填补了贺根山-黑河缝合岩带中段的空白,对区域构造格架厘定具有非常重要的意义, 为研究古亚洲构造域演化提供了新的证据.

      • 研究区位于兴蒙造山带的东北部,贺根山-黑河缝合带的中段(图 1).本次调查工作,首次在研究区科尔沁右翼前旗海勒斯台一带发现俯冲增生混杂岩的分布.根据地质学及岩石学、岩石地球化学和同位素年代学的综合分析,认定区内海勒斯台一带发育的这套地质体为一套俯冲增生杂岩体系,该体系由“基质”和“岩块”两部分组成,其组成物质主要形成于早古生代,并在早古生代末,由于板块之间的俯冲拼合及弧陆碰撞作用,而导致不同时代、不同类型、不同成因的物质(基质和岩块)发生构造混杂,增生拼合成一套全新的地层单位.且拼合作用过程中,受构造应力和区域热流作用,上述岩性发生了的变质变形作用.经综合考虑,将该套岩性组合定义为“早古生代海勒斯台俯冲增生混杂岩(Pz1HC)”.

        图  1  研究区大地构造位置图

        Figure 1.  Geotectonic location map of research area

        海勒斯台俯冲增生混杂岩(Pz1HC)带位于科尔沁右翼前旗海勒斯台一带(图 2),沿海勒斯台扎拉格-1101高地-1076高地-套海锡热扎拉格一带呈北东向带状展布,北西侧及南西端被燕山期岩体侵入,南东侧及北东端为中生代火山岩覆盖,出露延伸长约9 km,宽约500~2 000 m.

        图  2  研究区地质图

        Figure 2.  Geological map of research area

      • 本文主要对侵入海勒斯台俯冲增生混杂岩的基质和岩块开展研究;并选取9个样品进行锆石U-Pb LA-ICP-MS同位素定年(采样位置见图 2).

        样品的主微量地球化学测试工作在福建省地质测试中心完成,主量元素测试项目中烧失量与FeO使用“瑞士Mettle-200天平”测试,其他项目使用“菲利普PW2440”测试,主量元素采用XRF荧光测试法完成,测试误差小于2%;稀土和微量元素测试采用等离子体质谱(ICP-MS)法,测定精度优于5%.锆石挑选、制靶和阴极发光照相在西安瑞石地质科技有限公司完成.锆石挑选用常规方法将样品粉碎至80~100目,经过淘洗和电磁方法进行分离后,在双目镜下将具有较好晶形的并且无明显裂痕和包裹体的锆石挑选出来.锆石U-Pb测年工作在西北大学大陆动力国家重点实验室完成,采用LA-ICP-MS进行锆石U-Pb同位素定年测试.激光剥蚀系统为德国MicroLas公司生产的GeoLas200M,ICP-MS为美国Agilent公司生产的Agilent7500a,采用的激光束斑直径为35 μm,以氦气作为剥蚀物质的载气,使用国际标准锆石91500作为标准样进行校正,扣除Pb的影响.所测单点的同位素比值及元素含量采用GLITTER(Jackson et al., 2004)软件进行处理,实验获得数据采用文献(Andersen,2002)的方法进行同位素比值的校正,测试数据的最后计算处理采用Isoplot 3.0程序(Liu et al., 2007).详细的实验分析步骤和处理方法见文献Ludwing(2011).

      • 张克信等(2001)划分方案,将海勒斯台俯冲增生混杂岩分为基质部分和岩块部分,基质主要有糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩及少量的粉砂岩、细砂岩及沉凝灰岩.岩块主要有角闪辉长岩、堆晶角闪石岩、玄武岩、碎裂岩化橄榄玄武岩、(玄武)安山岩、角闪石闪长岩及少量的粗面岩、凝灰岩、黑云角闪石石英闪长岩等.

      • 海勒斯台俯冲增生混杂岩“基质”主要是动力变质岩,大多为受俯冲增生作用影响形成(眼球状、条带状)的糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩等.超糜棱岩岩石原岩的结构、构造全消失,原岩中的物质组分绝大部分(95%)重结晶(图 3a).原岩中矿物仅残留少部分(约5%)石英,呈碎屑状,粒径在0.2~3.5 mm之间,强波状消光.大部分糜棱基质发生重结晶,形成新生矿物黑云母、绢云母.其绢云母、黑云母呈显微鳞片状,构成岩石之千糜(枚)状构造,千糜(枚)状弯曲.

        图  3  海勒斯台扎拉格一带超糜棱岩(a)和沉凝灰岩(b)镜下特征

        Figure 3.  Crossed polarization micrographs of ultramylonite(a) and sedimentary tuff(b) in Zhalage of Hellestein

        在混杂岩带西南侧准艾勒一带可见变形较弱的沉积岩基质,岩性组合主要为(阳起石化)片理化沉凝灰岩、粉砂岩、细砂岩等.片理化沉凝灰岩,具片理化构造,岩石中物质组分有正常沉积物(20%)和火山碎屑物(80%)两部分,各物质组分分布较均匀(图 3b).正常沉积物:物质组分有陆源碎屑,分选性好,粒径在0.03~0.30 mm之间,呈次滚圆状,长轴具定向排列,成分有石英等.火山碎屑物:碎屑物有晶屑、玻屑、火山灰.其晶屑呈碎屑状,粒径在0.05~0.30 mm之间,成分有斜长石、钾长石.玻屑、火山灰已脱玻为隐晶-霏细状长英质矿物,矿物粒径 < 0.01 mm.受动力变质作用影响,岩石中有新生矿物石英、阳起石、绿泥石、绿帘石.其石英显微粒状,粒径在0.02~0.06 mm之间.阳起石呈柱粒状,半平行定向排列,构成岩石之片理构造.

      • 海勒斯台俯冲增生混杂岩基质在Si-[(al+fm)-(c+alk)]原岩恢复图解(图 4a)中大部分样品投影于C区(厚层状泥岩);在周世泰K-A图解(图 4b)中主要投影于B1区(泥质粉砂岩亚区),少部分样品投影于A区(火成岩区);另在(Ca+Mg)-(Al+Fe+Ti)原岩判别图解(图 4c)、(AT-Na)-(AT-K)原岩判别图解(图 4d)亦主要投影于沉积岩区,少部分样品投影于火山岩区.结合混杂岩带内西南部准艾勒一带出露的片理化粉砂岩基质,判断区内大面积展布的海勒斯台混杂岩强变质变形基质原岩建造为夹火山岩的砂泥质碎屑岩建造.

        图  4  海勒斯台俯冲增生混杂岩基质原岩判别图解

        Figure 4.  Diagrams of the matrix of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      • 目前,主要利用CaO-Na2O-K2O、La-Th-Sc、Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10等判别图可以进行沉积岩源区构造环境的判别.笔者对基质中沉积岩部分进行CaO-Na2O-K2O、Th-Co-Zr/10投图(图 5a图 5b),两类图解结果较为一致,显示基质沉积岩部分物源环境都处于大陆岛弧环境.

        图  5  构造环境判别图解

        Figure 5.  Diagrams of tectonic settings

        已有的研究资料表明,沉积岩的稀土元素可作为海相硅泥质岩沉积环境的有效指标.特别是其中δCe(Ce/Ce*)和La / Ce比值,可更有效地判别硅质岩的形成环境(Murray et al., 1991; Murray, 1994).洋中脊附近沉积的δCe(Ce/Ce*)=0.3±0.13,La/Ce≈3.5;大洋盆地的δCe(Ce/Ce*)= 0.6±0.13,La/Ce =1.0~2.5;大陆边缘的δCe(Ce/Ce*)=1.09±0.25,La/Ce=0.5~1.5;从上述原岩为沉积岩的样品分析结果显示δCe(Ce/Ce*)=0.93~1.17,La/Ce=0.41~0.53,不同于洋中脊与大洋盆地附近的沉积岩,与大陆边缘环境十分相近.

        Murray et al.(1991)发表的资料来看,洋中脊和大洋盆地沉积岩的V含量明显高于大陆边缘沉积岩.从Ti与V的含量关系上看,大陆边缘沉积岩Ti/V比值为40左右,大洋盆地沉积岩Ti/V比值为25左右,洋中脊沉积岩Ti/V比值为7左右.上述原岩为沉积岩的样品分析结果Ti/V比值为26.47~46.47,平均值为37.43.多数样品为40,说明其形成环境更靠近大陆边缘环境.

        基质中正变质岩部分在Nb/Y-Zr/TiO2火山岩命名图解中主要投影于英安岩-安山岩区域、在火山岩TAS图解中样品也主要投影于英安岩区域.这些样品SiO2含量大于66%,属(中)酸性岩类.因此投入(Y+Nb)-Rb图解(图 5c)中,所有样品均投影在火山弧环境内;在(Yb+Ta)-Rb图解(图 5d)中,所有样品也均投影在火山弧环境内.因此,笔者认为海勒斯台俯冲增生混杂岩基质主要形成于大陆火山岛弧环境.

        综上所述,基质中沉积岩的物源多来源于大陆岛弧,极少点投入大陆边缘环境.形成环境靠近大陆边缘,有别于洋中脊及大洋盆地.同时正变质岩也显示为大陆火山岛弧环境.因此,推断基质形成于弧前盆地.

      • 本次调查发现海勒斯台俯冲增生混杂岩带中发育有大量的“岩块”,岩性主要为堆晶角闪石岩、堆晶角闪辉长岩、角闪辉长岩、橄榄玄武岩、玄武岩、(玄武)安山岩、角闪石闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩、黑云角闪石石英闪长岩等.岩块整体特点为基本没有变形,围绕岩块的(眼球状条带状)糜棱岩、超糜棱岩的片理围绕岩块转动.

        据《造山带俯冲增生杂岩区地质填图理论、方法与实践——以东昆仑造山带为例》,结合区内实际情况及岩石学、岩石地球化学等,将海勒斯台俯冲增生混杂岩的岩块划分为洋岛海山岩块(Pz1HCOIB)、弧后洋盆洋壳残片(Pz1HCBAOB)、火山弧岩块(Pz1HCVA)、裂离陆块(Pz1HCSL).现对各岩块分述如下.

      • 岩性主要为角闪辉长岩(Pz1HC-νOIB)、堆晶角闪石岩(Pz1HC-ψοOIB)、玄武岩(Pz1HC-βOIB)、橄榄玄武岩(Pz1HC-βOIB)等.部分发生蚀变成阳起石化玄武岩、绿泥绿帘石岩.其中角闪辉长岩和玄武岩野外可见基岩露头,其他露头较差,多为残块.角闪辉长岩:新鲜面呈灰色,岩石坚硬致密,细粒结构,块状构造,岩石斑状主要由辉石及斜长石组成,含量相当,基质为中细粒结构.岩石中造岩矿物有斜长石(58%)、角闪石(40%),含少量黑云母矿物(2%),各矿物分布较均匀,杂乱排列.斜长石:半自形晶,板状外形,矿物粒径在0.3~1.5 mm之间.斜长石矿物具聚片双晶、卡钠复合双晶,正突起,被粘土矿物和少量绿帘石雏晶交代.角闪石:半自形-他形晶,短柱状或不规则状,矿物粒径在0.3~3.0 mm之间,以0.5~2.0 mm之间为主.角闪石矿物横切面两组解理完全,其夹角124°与56°,Ng=绿黄色、Np=褐黄色,斜消光,具简单双晶,中正突起,最高干涉色二级蓝.角闪石矿物晶体中包裹有斜长石、磁铁矿、磷灰石.少部分角闪石矿物被次闪石矿物交代.

        采取14件地球化学样品显示SiO2含量介于41.98%~51.60%,属于超基性岩-基性岩范围;MgO含量较高,介于4.53%~12.53%,具原始岩浆成分特点;Na2O含量变化较大,介于0.2%~4.99%;K2O介于0.07%~2.73%;多数样品Na2O含量大于K2O,Na2O/K2O介于0.90~4.61,平均值为2.37;TiO2为1.16%~2.68%,平均值为2.08%,远高于大西洋、太平洋和印度洋中脊拉斑玄武岩的TiO2平均含量(1.49%,1.77%,1.19%);Al2O3含量介于9.74%~18.24%,平均值为14.89%;Mg#在48.34~65.73之间,平均值为59.28,略低于原生岩浆范围(Mg#=68~75,Wilson,1989),表明岩浆可能经历了弱的结晶分异作用.

        在微量元素原始地幔蛛网图上(图 6a),大离子亲石元素(LILE)Rb、Ba、Sr等变化波动较大,高场强元素(HFSE)Ce、Zr、Hf、Sm、Y、Yb等分异较弱,具较明显的右倾,两者都贴近于OIB,特别是高场强元素与OIB基本一致,显示其为具OIB型特征.稀土总量介于154.70×10-6~412.34×10-6,平均278.54×10-6,∑LREE/∑HREE比值介于4.88~10.68,平均7.82;(La/Yb)N=4.53~13.44,平均值为8.82;高的LREE/HREE和(La/Yb)N值,表明该类岩石的稀土分馏程度高,轻重稀土分馏明显;δEu值变化在0.80~1.01,平均为0.89,具Eu轻微负异常.在球粒陨石标准化REE配分模式图上表现出轻稀土富集的明显右倾形态,类似OIB的特点(图 6b).

        图  6  洋岛海山岩块微量元素蛛网图(a)和稀土配分模式图(b)

        Figure 6.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram(a) and chondrite-normalized REE pattern diagram(b) of ocean island seamount block

        根据Pearce洋玄武岩鉴别步骤,洋岛海山岩块在Nb/Yb-Th/Yb图解(图 7a)中均落入地幔序列,说明该类岩石应起源于地幔,在Nb/Yb-TiO2/Yb构造环境判别图解(图 7b)全部投影于OIB区域,且多数属于拉斑玄武岩系列(Th),少数投在碱性玄武岩内.综上所述,形成环境应属于洋岛海山环境(OIB).

        图  7  玄武岩构造环境判别图解

        Figure 7.  Diagrams of basalt tectonic settings

      • 岩性主要为(角闪)辉长岩(Pz1HBAOBC-ν)和(阳起石化)玄武岩(Pz1HBAOBC-β),以及少量的辉绿岩(Pz1HBAOBC-βμ).(角闪)辉长岩:在1181高地附近可见断续出露天然基岩露头及大量转石、残块,岩石新鲜面为灰色、灰黑色,略带灰绿色色调.具细粒结构,块状构造.岩石主要有斜长石60%、辉石15%、角闪石24%,含少量钛铁矿1%组成,各矿物分布均匀,杂乱排列.斜长石:半自形晶,呈柱状外形,矿物粒径在0.2~1.0 mm之间.斜长石矿物具聚片双晶、卡钠复合双晶,环带结构,正突起,被水云母矿物交代.角闪石:半自形晶,柱状或粒状,矿物粒径在0.2~0.5 mm之间.角闪石Ng=褐黄色、Np=黄色,斜消光,中正突起,被次闪石10%矿物交代.辉石:它形晶,等轴粒状或不规则状外形,矿物粒径在0.1~0.5 mm之间,辉石矿物无色,正高突起,最高干涉色二级蓝.部分辉石矿物有角闪石反应边.

        采取14件地球化学样品显示SiO2含量介于46.13%~51.35%,属于基性岩范围;MgO含量较高,介于3.79%~8.01%,平均6.46%.;Na2O含量介于1.98%~4.09%;K2O介于为0.32%~2.11%;所有样品Na2O含量大于K2O,Na2O/K2O介于1.38~7.04,平均值为3.42;TiO2为1.04%~1.81%,平均值为1.48%;Al2O3含量介于14.98%~20.03%,平均值为16.90%;Mg#在41.93~63.65之间,平均值为54.78,略低于原生岩浆范围(Mg#=68~75,Wilson,1989),表明岩浆可能经历了弱的结晶分异作用.稀土总量介于120.01×10-6~310.10×10-6,平均163.82×10-6,∑LREE/ΣHREE比值介于4.45~12.90,平均7.16;(La/Yb)N=3.77~21.23,平均值为8.80;高的LREE/HREE和(La/Yb)N值,表明该类岩石的稀土分馏程度高,轻重稀土分馏较明显;δEu值变化在0.85~1.14,平均为0.98,Eu异常不明显.在球粒陨石标准化REE配分模式图上表现出轻稀土富集的明显右倾形态(图 8),曲线介于OIB与E-MORB之间.

        图  8  弧后洋盆洋壳残片稀土配分模式图

        Figure 8.  Chondrite-normalized REE pattern diagram of ocean crust debris of back-arc ocean basin

        在Nb/Yb-Th/Yb图解中(图 7),均投影在地幔演化序列的上方,说明这些岩石形成与俯冲作用有关,部分样品形成时,俯冲作用相对较弱.在俯冲带之上熔融过程中Ti是亏损的,V在岩浆中变得富集,来源于熔融运程的水从俯冲板片被释放而变得更氧化,因而在高氧化状态下V的比例增加.在最高氧化状态下比最低氧化状态时V更不相容.因此,俯冲影响明显的的源区有较高的V/Ti比.V/Ti可作为SSZ熔融的指标.上述样品进一步投在V-Ti图上(图 9),多数投在MORB区,同时也是BABB的叠合区域.前面有述这些岩石形成环境与俯冲作用有关,因此,可判断其最有可能形成于弧后盆地环境(BABB).类似于现今日本海的构造位置.

        图  9  弧后盆地基性岩块Ti-V图解

        Figure 9.  Ti-V diagram of basic block of back-arc basin

        在弧后盆地早期演化阶段(不成熟弧后盆地), 板块俯冲流体的贡献比较明显,弧后盆地玄武岩(Back-Arc Basin Basalt,BABB)往往具有岛弧玄武岩的印记,所以BABB能提供汇聚板块边缘地幔交代过程的信息,包括地幔的结构、组成,控制岩浆熔体产生的因素及岛弧岩浆的物源;在弧后盆地晚期演化阶段(成熟弧后盆地), 俯冲流体的影响渐弱,BABB以洋中脊玄武岩(Midocean Ridge Basalt,MORB)为主要特征.前人研究认为BABB通常亏损HFSE(如Ti,Nb,Ta等), 富集Cs,Rb,U,Ba和Th等不相容元素,尤其是Pb.在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图 10),这些样品显示上述特征,进一步说明其形成为弧后盆地.

        图  10  弧后盆地基性岩块微量元素原始地幔标准化蛛网图

        Figure 10.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram of basic block of back-arc basin

      • 岩性主要为(玄武)安山岩(Pz1HC-αVA)、角闪石闪长岩(Pz1HC-δVA)等.在扎拉格一带见安山岩呈块体产于灰色眼球状、条带状糜棱岩中,安山岩没有变形,二者界线截然.

        采取13件地球化学样品显示SiO2含量变化在53.42%~66.35%之间,Al2O3含量介于12.89%~18.32%,MgO变化在1.32%~5.22%之间,平均3.48%,岩石Mg#变化在38~58,平均为50,远低于原生岩浆的范围;Na2O含量为2.50%~5.20%,K2O含量为1.52%~4.90%,Na2O+K2O含量变化在4.79%~7.88%,平均为5.36%,Na2O含量普遍大于K2O含量,Na2O/K2O值介于0.61~2.88,平均1.50.TiO2含量变化在0.76%~2.26%,平均值为1.20%.岩石含有较高的稀土总量,∑REE变化在141.09×10-6~437.95×10-6,平均为218.43×10-6;LREE/HREE变化在5.43~16.47,平均值为8.82;(La/Yb)N=6.33~37.77,平均为12.79;岩石较高的LREE/HREE值和(La/Yb)N值,表明原岩轻重稀土分馏明显,在球粒陨石标准化REE配分模式图上(图 11),呈明显的轻稀土富集的右倾模式.δEu值变化在0.63~0.95,平均为0.81,铕异常不明显.

        图  11  火山弧岩块稀土配分模式图

        Figure 11.  Chondrite-normalized REE pattern diagram of volcanic arc block

        岩石中Sr含量较高,均值为521×10-6;La/Yb比值较高,均值为17.84;Ni含量较高,均值为43.16×10-6;FeO/MgO比值较低,均值为1.25,显示高Sr、高La/Yb、高Ni、低FeO/MgO的特征,与Kay定义的MA闪长岩含义一致.其SiO2-MgO图解样品均投影于镁闪长岩/安山岩(MA)范围内(图 12a).SiO2-FeO*/MgO图解中样品投影于LF-CA区域(图 12b).根据邓晋福等(2010)对镁安山岩/闪长岩的命名方案,这些岩块为镁闪长岩/安山岩.而据矿物学、岩石学、地球化学的研究,以及它们现今产于环太平洋俯冲带上面的弧火成岩内,一般认为,MA则是俯冲洋壳脱水熔融产生的岩浆与上覆楔形地幔发生相互作用后形成的岩浆.同时区内的这些岩块在YbN-(La/Yb)N和Y-Sr/Y构造环境判别图解均投影于经典岛弧区域(图 12c, 12d).因此,推断上述岩块形成于与俯冲有关的活动陆缘环境下.

        图  12  火山弧岩块SiO2-MgO (a)、SiO2-FeO*/MgO (b)、YbN-(La/Yb)N (c)和Y-Sr/Y (d)图解

        Figure 12.  SiO2-MgO (a), SiO2-FeO*/MgO (b), YbN-(La/Yb)N (c) and Y-Sr/Y (d) diagram of volcanic arc block

      • 裂离地块为新太古代黑云角闪石石英闪长岩(Pz1HC-δοSL),主要分布于海勒斯台1146高地附近.岩石呈细粒结构,块状构造,部分岩石具片理化.岩石中造岩矿物有斜长石(75%)、角闪石(20%),含少量石英(1%)、黑云母矿物(4%),各矿物分布较均匀,杂乱排列(图 13).

        图  13  细粒黑云角闪石英闪长岩镜下特征

        Figure 13.  Crossed polarization micrograph of fine-grained biotite amphibolite quartz diorite

        采取5件地球化学样品显示其SiO2含量变化较大,主要介于53.78%~59.51%,有一个样品含量达66.79%;Al2O3含量主要介于15.97%~16.97%,Na2O含量较高,介于3.41%~5.24%,K2O含量较低,介于0.65%~2.39%,总碱含量(Na2O+K2O)为4.78%~5.88%,Na2O/K2O=1.43~8.05,Fe2O3T含量为5.60%~9.56%,总体较高;MgO含量为2.07%~3.66%,CaO含量主要介于5.96%~7.30%.总体显示铁镁钙含量高为中性侵入岩的特征.在全碱-二氧化硅图解分类和命名图上,投影点较为分散,投影于辉长闪长岩、闪长岩、花岗闪长岩、二长闪长岩等区域;全部落于亚碱性区域;在SiO2-K2O图解中样品基本投影于钙碱性系列;里特曼指数σ介于0.32~3.08,均小于3.3,为钙碱性岩;AR-SiO2与碱度关系图解中样品亦投影于钙碱性岩区域;A/KNC值较小,主要介于0.81~0.85,A/KN主要介于1.80~2.31,为次铝质岩石;A/NK-A/CNK图解中样品主要投影于准铝质区域.综上, 新太古代黑云角闪石石英闪长岩主要为亚碱性系列,钠质钙碱性准铝质闪长岩.在An-Ab-Or图解中多数投影于英云闪长区域,一个样品投在花岗闪长岩区域.

        其微量元素蛛网图显示整体富集大离子亲石元素Rb、Sr、Pb及轻稀土元素(图 14a),亏损高场强元素Nb、Ta的特征.Sr平均含量为563.58×10-5;Ba平均含量为331.74×10-5;Rb平均含量为50.8×10-6;Ni元素平均含量为36.77×10-5;Y元素平均值为26.34×10-5;其Sr/Ba、Sr/Y值和Rb/Sr值为2.02、21.38和0.10,比较接近TTG岩类.在Y-Sr/Y图解样品投影于经典岛弧岩石区域(图 12d).

        图  14  新太古代黑云角闪石英闪长岩微量元素蛛网图(a)和稀土配分模式图(b)

        Figure 14.  Primitive mantle-normalized trace element spider diagram(a) and chondrite-normalized REE pattern diagram (b) of Neoarchean biotite amphibolite quartz diorite

        这些结果表明,新太古代黑云角闪石英闪长岩可能与区内TTG岩系形成于相同的构造背景下.新太古代黑云角闪石英闪长岩稀土总量∑REE均值为176.10 μg/g;LREE平均值为131.82 μg/g;HREE均值为17.94 μg/g;LREE/HREE比值为6.67~8.56,平均值为7.37,轻、重稀土分异明显.δEu主要介于0.81~0.91,平均值为0.83;具弱的负异常.在球粒陨石标准化REE配分模式图上(图 14b),表现出LREE较为富集,显示右倾型分布模式,轻重稀土元素分馏程度较高.YbN-(La/Yb)N图解中样品投影于经典岛弧区域(图 12c),综上显示新太古代黑云角闪石英闪长岩可能形成于与俯冲有关的环境.

        新太古代黑云角闪石英闪长岩表现出的成因信息主要有:(1)富Na,Na2O含量介于为3.41%~5.24%,Na2O/K2O=1.43~8.05;(2)在An-Ab-Or图解中多数投影于英云闪长区域;(3)FeO/MgO比值较低;(4)Sr含量较高,均值为563.58×10-6;(5)Sr/Y比值较大,均值为21.38;(6)Y-Sr/Y图解中样品投影于经典岛弧岩石区域;(7)δEu主要介于0.81~0.91,平均值为0.83,具弱的负异常;(8)YbN-(La/Yb)N图解中样品投影于经典岛弧区域;(9)Th-La/Yb图解中样品主要投影于大陆边缘弧区域或附近,远离大洋弧(图 15).综上所述可判定区内新太古代黑云角闪石英闪长岩形成于与俯冲作用有关的活动大陆边缘(陆缘弧)环境.

        图  15  新太古代黑云角闪石英闪长岩La/Yb-Th图解

        Figure 15.  La/Yb-Th diagram of Neoarchean biotite amphibolite quartz diorite

        新太古代黑云角闪石英闪长岩原始形成环境为陆缘弧环境,但具体到海勒斯台构混杂岩带中其所属的环境有待进一步研究.鉴于本次野外调查只见新太古代黑云角闪石英闪长岩少量残块,未见其与其他地质体的接触关系.同时,本地区新太古代基底的存在与否尚有争议.根据张克信等(2001)划分方案,将新太古代黑云角闪石英闪长岩划为海勒斯台构混杂岩带的裂离地块.

      • 海勒斯台俯冲增生混杂岩的基质岩石具强烈的韧性变形,揉皱发育普遍(图 16a),并显示多期次的特征,局部发育较好的鞘褶皱和不对称小褶皱、石英脉韧性拉长变形(图 16b)、石英脉体形成的“多米诺骨牌”、“S-C组构”等特征判断(图 16c16d).平面上看,韧性剪切运动方向主要为左行剪切,主体剪切方向为NE50°左右.纵向剖面上看主要为逆冲剪切.因此,海勒斯台俯冲增生混杂岩带构造样式整体为左行逆冲剪切.

        图  16  海勒斯台构造混杂岩基质中韧性变形片理揉皱照片

        Figure 16.  The ductile deformation and schistosity crumple photo of the stroma of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      • 本次工作海勒斯台俯冲增生混杂岩带中共获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄9件,各样品的采样位置、阴极发光照片及打点图、锆石U-Pb年龄等时线图和频谱图详见附件.

        其中在基质的灰绿色糜棱岩和灰绿色阳起石化沉凝灰岩的碎屑锆石中分别获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄分别为501.6±3.9 Ma、512.5±0.92 Ma,主要为中寒武世;在洋岛海山型岩块的角闪辉长岩中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为478.2±2.3 Ma;在弧后洋盆洋壳残片的细粒辉长岩中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为463.0±2.4 Ma;在火山弧岩块的片理化安山岩、安山岩、细粒角闪石闪长岩中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄分别540.4±4.8 Ma、512.5±4.0 Ma、464.1±2.3 Ma,主要为早-中寒武世和中奥陶世;在裂离陆块灰色细粒黑云角闪石英闪长岩中获得了2 544±14 Ma的锆石U-Pb同位素年龄.另外在俯冲增生混杂岩带的南侧新发现奥陶纪TTG岩系,岩性包括英云闪长岩、花岗闪长岩、奥长花岗岩等,其岩石没有变形,并侵入海勒斯台俯冲增生混杂岩,岩石中可见较多的糜棱岩捕掳体,并在奥长花岗岩中获得LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为449.8±2.4 Ma.

        海勒斯台俯冲增生混杂岩的基质具强烈的韧性变形,岩块弱变形或未变形,侵入混杂岩的TTG岩系岩石未变形,TTG岩系的年龄可代表该混杂岩俯冲结束的时代.故结合俯冲增生杂岩基质年龄、岩块的的年龄、TTG年龄和变形程度、接触关系,将区内海勒斯台俯冲增生杂岩的形成时代厘定为中晚奥陶世.

      • 从上述章节,可以总结海勒斯台俯冲增生混杂岩的物质组成见表 1.从表中可以看出,海勒斯台俯冲增生混杂岩基质中的年龄主要为501.6±3.9 Ma和512.5±0.92 Ma,为中寒武世,这与区域上的构造混杂岩基质有所不同.贺根山-黑河缝合带基质多为晚古生代.本区糜棱岩糜棱面理主体方向为北西方向倾,包括整体研究内的方向多为北西方向倾,暗示本区俯冲方向由南东向北西方向俯冲.而扎拉格一带显示倾向为南东倾(图 1),显示该区可能存在双向俯冲.综合前述资料,可将研究区构造混杂岩带演化大致分为3个阶段:俯冲消减期、弧后拉张期、汇聚碰撞期(弧陆碰撞)(图 17).

        类型 构造环境 物质成分 时代
        基质 弧前盆地 糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩及(阳起石化)片理化粉砂岩、细砂岩、沉凝灰岩等,为一套夹火山岩的砂泥质碎屑岩建造 寒武纪(501.6±3.9 Ma、512.5 ±0.92 Ma)
        岩块 洋岛海山(OIB) 角闪辉长岩、堆晶角闪石岩、玄武岩、碎裂岩化橄榄玄武岩等 早奥陶世(478.2±2.3 Ma)
        弧后洋盆洋壳残片(BAOB) (角闪)辉长岩和(阳起石化)玄武岩以及少量的辉绿岩 中奥陶世(463.0±2.4 Ma)
        火山弧(VA) (玄武)安山岩、(角闪石)闪长岩、花岗闪长岩以及少量的粗面岩、凝灰岩 奥陶纪(464.1±2.3 Ma)、寒武纪(540.4±4.8 Ma、512.5±4.0 Ma)
        裂离地块(SL) 黑云角闪石英闪长岩 新太古代(2 544±14 Ma)

        表 1  海勒斯台俯冲增生混杂岩带物质组成

        Table 1.  The material composition list of subduction accretive mélange zone of Hellestein

        图  17  海勒斯台俯冲增生混杂岩带演化模式示意图

        Figure 17.  The evolutionary pattern sketch map of subduction accretive mélange zone of Hellestein

      • 从火山弧岩块来看,目前发现最早的火山弧年龄为540.4±4.8 Ma,形成于与俯冲有关的活动陆缘环境下.说明海勒斯台俯冲增生杂岩带的俯冲作用在早寒武世之前就已经开始, 并一直持续.基质年龄主要集中于中寒武世501~512 Ma,其沉积岩形成环境为大陆边缘环境,所夹的火山岩为大陆火山岛弧环境.早期的火山弧岩块经过后期的构造混杂混入基质中.同时火山弧岩块中也有年龄为512.5±4.0 Ma的岩块,该岩块应该是与基质同时期的原地岩块.另外,还有年龄相对较新的火山弧岩块.

      • 大致在奥陶纪初期,该火山弧后呈现相对拉张的环境,形成弧后盆地,并发展成洋盆,形成类似于现今日本海的弧后洋盆,并发育有洋壳,形成海勒斯台俯冲增生杂岩带内的弧后洋盆洋壳残片.从目前掌握的年龄数据来看,洋壳大致形成于中奥陶世(463.0±2.4 Ma)之前.测区内未发现典型的洋中脊物质,因此推测该洋盆拉张后并未出现洋中脊,只是发育具俯冲物质影响的洋壳.同时该时期区域构造环境相对较为松弛,早期被俯冲下切的中寒武世沉积岩可能在俯冲带中折返上升.

      • 一般来说,构造混杂岩中的岩块年龄要早于基质年龄,但也有的晚于基质年龄(汤耀庆和卢一伦,1986).而测区内的俯冲增生混杂岩与多数构造混杂岩不同,既有早于基质年龄的岩块也有晚于基质年龄的岩块.可以推测该基质通过早期的俯冲下切作用,后来又折返回到地表.在后期的俯冲或碰撞作用与新生洋岛基性岩块和弧后洋盆洋壳残片混杂在一起.目前发现的弧后洋盆的洋壳大致形成于中奥陶世,未发现更新的洋壳及弧后洋盆的洋中脊物质,结合混杂岩附近发育的TTG岩系年龄主要在晚奥陶世(449.8±2.4 Ma),可以推测晚奥陶世时期由于区域的持续汇聚挤压,该弧后洋盆很快夭折.前面有述及该区可能存在双向俯冲,这双向俯冲可能是弧后盆地内发生弧陆碰撞所导致.在弧陆碰撞过程中,晚期形成的弧后盆地洋壳等新岩块混入早期形成的基质中.

      • (1)采用“造山带混杂岩区”新理论进行系统调查,将区内原“佳疙瘩组”根据岩石组合特征、接触关系及同位素年代学等厘定为“早古生代海勒斯台俯冲增生杂岩”,建立由“基质”+“岩块”组成的俯冲增生杂岩体系.这是首次在科尔沁右翼前旗海勒斯台一带发现俯冲增生混杂岩的分布.该带的发现填补了贺根山-黑河缝合岩带中段的空白,对区域构造格架厘定具有非常重要的意义.

        (2)基质岩石具强烈的韧性变形,片理揉皱发育普遍,并显示多期次的特征,局部片理发育较好的鞘褶皱和不对称小褶皱、石英脉韧性拉长变形、石英脉体形成的“多米诺骨牌”、“S-C组构”等特征判断.平面上看,韧性剪切运动方向主要为左行剪切,主体剪切方向为NE50°左右.纵向剖面上看主要为逆冲剪切.因此,海勒斯台俯冲增生混杂岩带构造样式整体为左行逆冲剪切.

        (3)早古生代海勒斯台俯冲增生混杂岩的基质岩性为眼球状、条带状的糜棱岩、千糜岩、超糜棱岩等,准艾勒一带可见变形较弱的沉积岩基质,岩性组合主要为(阳起石化)片理化粉砂岩、细砂岩及沉凝灰岩等.基质的原岩建造为夹火山岩的砂泥质碎屑岩建造,形成于弧前盆地.在基质中获得两件LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为501.6 Ma(糜棱岩)和512.5 Ma(阳起石化沉凝灰岩),时代主要为中寒武世.

        (4)根据岩石地球化学特征将海勒斯台俯冲增生杂岩的岩块划分为洋岛海山岩块、弧后洋盆洋壳残片、火山弧岩块和裂离地块.

        (5)结合俯冲增生杂岩基质年龄、岩块的的年龄、TTG年龄和变形程度、接触关系,将区内海勒斯台俯冲增生杂岩的形成时代厘定为中晚奥陶世.

        (6)通过野外调查收集的资料,结合区域地质特征,对海勒斯台俯冲增生杂岩的构造演化进行了讨论.认为研究区俯冲作用在早寒武世就已经开始,在大陆边缘形成火山岛弧.奥陶纪初期弧后发育弧后盆地,至中奥陶世弧后盆地出现洋壳.此时中寒武世的基质经俯冲下切后在中奥陶世时期折返上升.晚奥陶世时期由于区域的持续汇聚挤压,该弧后洋盆很快夭折.弧陆开始碰撞,导致测区双向俯冲.在弧陆碰撞过程中,晚期形成的弧后盆地洋壳等新岩块混入早期形成的基质中.

        致谢:感谢张立东教授级高工、汪岩教授级高工、陈润生教授级高工、钱程等给予了学术指导,同时感谢三位审稿人对本文提出的建设性修改意见!

        附件见本刊官网(http://www.earth-science.net).

    参考文献 (75)

    目录

      /

      返回文章
      返回