李紅英, 周志廣, 李鵬舉, 張　達(dá), 柳長峰,陳　誠, 陳利貞, 谷叢楠(.四川理工學(xué)院 經(jīng)濟(jì)學(xué)院, 四川 自貢 6000; .中國地質(zhì)大學(xué)(北京) 地球科學(xué)與資源學(xué)院, 北京 0008; .河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所, 河北 廊坊 065000; .天津華北地質(zhì)勘查局, 天津 0070)

內(nèi)蒙古西烏旗晚石炭世–早二疊世伸展事件—— 來自大石寨組火山巖的證據(jù)

李紅英1, 周志廣2*, 李鵬舉1, 張達(dá)2, 柳長峰2,陳誠2, 陳利貞3, 谷叢楠4
(1.四川理工學(xué)院 經(jīng)濟(jì)學(xué)院, 四川 自貢 643000; 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; 3.河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所, 河北 廊坊 065000; 4.天津華北地質(zhì)勘查局, 天津 300170)

內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)發(fā)育一套中酸性火山巖, 空間展布特征顯示其為大石寨組火山巖的西延部分。為查明該火山巖的形成時(shí)代及構(gòu)造屬性, 對其進(jìn)行了巖石學(xué)、年代學(xué)和巖石地球化學(xué)研究。研究結(jié)果表明該火山巖主要由安山巖及流紋巖組成。鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb定年結(jié)果顯示其噴發(fā)時(shí)代為275～311 Ma, 屬晚石炭世–早二疊世。巖石地球化學(xué)特征表明中性巖富鈣貧鎂, 富集LREE及K、Rb、Ba, 虧損Nb、Ta, 具有弱Eu異常, 安山質(zhì)巖漿可能是由基性巖漿分離結(jié)晶形成的, 但在形成過程中受到了陸殼物質(zhì)混染。酸性巖貧鈣鎂, 富硅堿, 具有顯著的Eu負(fù)異常, 虧損Nb、Ta、Sr、P、Ti, 反映巖石成因與中下地殼的熔融及其后期的分離作用有關(guān)。在構(gòu)造判別圖解中, 中性巖具有板內(nèi)玄武巖特征, 而酸性巖具有A2型花崗巖特征。結(jié)合區(qū)域已發(fā)表資料推斷, 西烏旗大石寨組火山巖形成于造山后伸展環(huán)境, 暗示古亞洲洋至少在早二疊世之前已經(jīng)閉合。

年代學(xué); 巖石地球化學(xué); 構(gòu)造意義; 大石寨組; 西烏旗; 古亞洲洋

0　引　言

興蒙造山帶是西伯利亞板塊與華北板塊之間的一條巨型復(fù)合造山帶(Seng?r et al., 1993; Windley et al., 2007; Xu et al., 2013), 屬于中亞造山帶東段(Xiao et al., 2003), 顯生宙以來經(jīng)歷了島弧、弧前或弧后盆地、各微陸塊及洋殼的碰撞拼合(Seng?r et al., 1993; Xiao et al., 2003; Li, 2006), 以大規(guī)模年輕地殼增厚為特征(唐克東, 1989; Hong et al., 1996; Jahn et al., 2009; Zhang et al., 2014)。研究興蒙造山帶內(nèi)出露的古生代巖漿巖可以為探討地殼增生方式和興蒙造山帶的演化提供有力證據(jù)(Jian et al., 2008; Zhang et al., 2009; Wu et al., 2011; Liu et al., 2013; Zhang et al., 2014)。大石寨組火山巖是內(nèi)蒙古東部出露面積最大的晚古生代火山巖, 對它的研究為探討晚古生代古亞洲洋的演化提供了重要證據(jù)(唐克東, 1989;岳永君和何國琦, 1993; 蘇養(yǎng)正, 1996; 高德臻和蔣干清, 1998; 呂志成, 2002; 陶繼雄等, 2003; 趙芝, 2008; Zhang et al., 2008, 2014; 劉建峰, 2009; 陳彥等, 2014)。

對于大石寨組火山巖的形成背景存在較大爭議,有學(xué)者認(rèn)為其形成于裂谷、裂陷槽環(huán)境或造山后的伸展背景下, 暗示古亞洲洋在早二疊世之前已經(jīng)閉合(唐克東, 1989; 岳永君和何國琦, 1993; 蘇養(yǎng)正, 1996; Zhu et al., 2001; 呂志成等, 2002; Zhang et al., 2008; 晨辰等, 2012); 也有學(xué)者認(rèn)為它是島弧或活動大陸邊緣弧背景下的產(chǎn)物(高德臻和蔣干清, 1998; 陶繼雄等, 2003; 趙芝, 2008; 劉建峰, 2009),支持這一觀點(diǎn)的學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋閉合時(shí)間晚于早二疊世。

本文報(bào)道了西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)及鋯石U-Pb年代學(xué)特征, 并對其形成時(shí)所處的大地構(gòu)造背景進(jìn)行討論, 為準(zhǔn)確厘定火山巖巖石組合、約束其形成時(shí)代、探討古亞洲洋的閉合時(shí)間及興蒙造山帶的演化提供了新的依據(jù)。

1　地質(zhì)背景與巖石學(xué)特征

西烏旗地處興蒙造山帶的中段, 夾持于二連–賀根山斷裂與索倫山–西拉木倫河斷裂之間(圖 1a),屬于晚古生代褶皺帶(Zhu et al., 2001)。區(qū)內(nèi)出露的最老地層為上石炭統(tǒng)本巴圖組碎屑巖與阿木山組碳酸鹽巖, 二者為斷層接觸。下二疊統(tǒng)大石寨組火山巖與阿木山組呈正斷層接觸, 斷層面北傾, 傾角在40°～42°之間, 大石寨組與下二疊統(tǒng)壽山溝組碎屑巖亦呈正斷層接觸。大石寨組火山巖被上三疊統(tǒng)火山巖角度不整合覆蓋(圖 1b), 局部地區(qū)可見二者呈正斷層接觸, 斷層面北傾, 傾角約40°。上三疊統(tǒng)火山巖與侏羅系火山巖呈正斷層接觸, 被下白堊統(tǒng)梅勒圖組玄武巖角度不整合覆蓋(圖 1b)。上石炭統(tǒng)本巴圖組碎屑巖與阿木山組碳酸鹽巖分別被晚石炭世石英閃長巖和晚二疊世正長花崗巖侵入。

研究區(qū)內(nèi)大石寨組火山巖主要出露于烏力牙斯臺達(dá)郎及巴彥青敖包地區(qū), 總體呈NE向展布, 根據(jù)巖石組合可分為上下兩段。下段以安山巖為主, 含少量英安巖、安山質(zhì)晶屑巖屑熔結(jié)凝灰?guī)r和流紋巖;上段以流紋巖為主, 含少量霏細(xì)狀英安巖。整體以酸性巖占主導(dǎo)。

圖1　研究區(qū)大地構(gòu)造位置圖(a, 據(jù)張興洲等, 2006 改編)和地質(zhì)簡圖(b, 據(jù)內(nèi)蒙古西烏珠穆沁旗巴拉格爾幅、阿拉騰郭勒幅1∶5萬地質(zhì)圖改編)Fig.1　Tectonic outline (a) and regional geologic map (b) of the study area

酸性巖主要包括灰白色流紋巖、霏細(xì)狀流紋巖、球粒狀流紋巖及霏細(xì)狀英安巖(圖2)。流紋巖多為斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 斑晶為斜長石和鉀長石, 粒度0.3～1.5 mm, 含量>5%; 基質(zhì)主要由霏細(xì)狀長英質(zhì)(50%)、隱晶狀長英質(zhì)(40%)及次生顯微鱗片狀絹云母(<5%)構(gòu)成。英安巖為斑狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造, 斑晶為半自形厚板狀斜長石(5%), 粒徑 0.3～0.5 mm, 絹云母化?；|(zhì)由霏細(xì)狀長英質(zhì)(60%)、微嵌晶狀長英質(zhì)(30%)構(gòu)成, 含少量次生絹云母。球粒狀流紋巖為少斑狀結(jié)構(gòu)、基質(zhì)為球粒–微嵌晶狀結(jié)構(gòu), 塊狀構(gòu)造。斑晶為鉀長石(<5%)和少量斜長石, 鉀長石粒徑 0.5～ 1.5 mm, 半自形板狀, 高嶺土化?；|(zhì)由0.2～0.5 mm球粒狀長英質(zhì)集合體(50%)、微嵌晶狀長英質(zhì)(30%)和隱晶狀長英質(zhì)(15%)構(gòu)成。

中性巖主要為安山巖, 具有斑狀結(jié)構(gòu)、塊狀構(gòu)造, 斑晶主要為斜長石(5%～10%)和少量暗色礦物假象, 斜長石半自形板狀, 部分發(fā)生絹云母化、碳酸鹽化、高嶺土化, 粒徑約0.2～1.8 mm, 偶見環(huán)帶構(gòu)造?；|(zhì)主要為微晶板條狀斜長石(50%)、長英質(zhì)(25%)和暗色礦物假象(10%), 粒度<0.2 mm。巖體內(nèi)發(fā)育少量杏仁體(<3%), 不規(guī)則狀, 大小約0.05～0.8 mm,充填沸石、次生石英及褐鐵礦等。

2　實(shí)驗(yàn)方法

本次研究分別采集流紋巖、安山巖、英安巖及安山質(zhì)巖屑晶屑凝灰?guī)r樣品進(jìn)行鋯石 LA-MC-ICPMS U-Pb測年, 并對安山巖及流紋巖進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析。其中巖石地球化學(xué)分析、鋯石碎樣及挑選工作均由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實(shí)驗(yàn)室完成。主量元素測試在 X射線熒光光譜儀(XRF)上進(jìn)行, 分析精度>1%。微量元素采用X Serises 2 電感耦合等離子體質(zhì)譜 ICP-MS分析方法, 分析精度均優(yōu)于5%。鋯石U-Pb同位素年齡分析在天津礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查研究所完成, 鋯石定年分析所用儀器為Neptune型LA-MC-ICP-MS儀器, 利用193 nm激光器對鋯石進(jìn)行剝蝕, 激光剝蝕斑束直徑為 35 μm,激光剝蝕樣品的深度為20～40 μm。采用TE-MORA和GJ-1作為外部鋯石年齡標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行U-Pb同位素分餾校正, 利用 NIST612玻璃標(biāo)樣作為外表皮計(jì)算鋯石樣品的Pb、U、Th含量, 具體實(shí)驗(yàn)方法見耿建珍等(2012)。數(shù)據(jù)處理采用 ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008), 年齡計(jì)算及諧和圖繪制采用 Isoplot(3.0版)(Ludwig, 2003)軟件完成。

圖2　西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖顯微照片F(xiàn)ig.2　Photomicrographs of pyromeride in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi

3　實(shí)驗(yàn)結(jié)果

3.1鋯石U-Pb年代學(xué)

對西烏旗地區(qū)大石寨組 5個(gè)火山巖樣品進(jìn)行鋯石U-Pb測年。鋯石陰極發(fā)光圖像見圖3, 年代學(xué)測試結(jié)果見表1及圖4。

樣品PM001-32TW(N44°22′24″, E117°37′20″)為霏細(xì)狀英安巖, 鋯石為短–長柱狀, 粒徑50～100 μm, 具有清晰的振蕩環(huán)帶。25個(gè)測點(diǎn)的Th/U比介于0.06～0.79之間, 18個(gè)測點(diǎn)的Th/U比大于0.4。除測點(diǎn)4, 其余24個(gè)測點(diǎn)均在諧和線上及附近,206Pb/238U加權(quán)平均年齡為285.7±1.2 Ma (n=24), MSWD= 1.8(圖4a)。

樣品 PM018-3TW(N44°23′09″, E117°42′34″)為安山質(zhì)晶屑巖屑熔結(jié)凝灰?guī)r, 鋯石呈短–長柱狀, 粒徑50～100 μm, 具有清晰的振蕩環(huán)帶。20個(gè)測點(diǎn)的Th/U比介于0.33～1.31之間, 18個(gè)測點(diǎn)的Th/U比大于0.4。20個(gè)測點(diǎn)的206Pb/238U年齡有多個(gè)區(qū)間, 其中 282～283 Ma之間的有 9個(gè), 加權(quán)平均值為282.1±1.5 Ma (MSWD=0.02), 305～330 Ma之間有6個(gè), 為兩個(gè)主要年齡峰值, 此外還包括早石炭世(359 Ma, 378 Ma)、早奧陶世(467 Ma)及新元古代(897 Ma, 985 Ma) (圖4b)。

PM030-19TW(N44°25′29″, E117°46′29″)為霏細(xì)狀流紋巖, 鋯石呈半自形–自形, 短柱狀, 粒徑40～100 μm,多數(shù)具有清晰的振蕩環(huán)帶。24個(gè)測點(diǎn)的 Th/U為0.44～0.76，所有測點(diǎn)均落在諧和線上,206Pb/238U加權(quán)平均年齡為286.5±0.9 Ma (n=24, MSWD=0.43) (圖4c)。

樣品PM005-4TW(N44°23′54″, E117°45′43″)為安山巖, 鋯石呈自形–半自形, 短–長柱狀, 粒徑80～120 μm之間, 具有清晰的振蕩環(huán)帶。除測點(diǎn)15、16外, 其余測點(diǎn)Th/U比值介于0.53～1.11之間。除去3個(gè)測點(diǎn)偏離諧和線較遠(yuǎn), 其余15個(gè)均在諧和線上, 其中14個(gè)測點(diǎn)分布集中,206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為 310.9±2.2 Ma (n=14, MSWD=1.6), 剩余一個(gè)測點(diǎn)207Pb/206Pb年齡為1069 Ma, 為捕獲鋯石年齡(圖4d)。

樣品D1020-TW(N44°23′55″, E117°42′55″)為灰白色球粒流紋巖, 鋯石呈自形–半自形, 多數(shù)為長柱狀, 長寬比約2∶1, 粒徑約80～130 μm, 多數(shù)鋯石具有清晰的振蕩環(huán)帶, 25個(gè)測點(diǎn)中19個(gè)測點(diǎn)的Th/U介于0.42～0.74。其中2個(gè)測點(diǎn)可能由于鉛丟失均落在諧和線下方, 偏離諧和線較遠(yuǎn), 剩余23個(gè)測點(diǎn)均落在諧和線上或附近,206Pb/238U 加權(quán)平均年齡為274.9±1.0 Ma (n=23, MSWD=1.6) (圖4e)。

圖3　內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖鋯石陰極發(fā)光圖及測點(diǎn)年齡(Ma)Fig.3　CL images of zircons from volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi, Inner Mongolia

表1　內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖鋯石U-Pb數(shù)據(jù)表Table 1　U-Pb isotopic compositions of volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi, Inner Mongolia

續(xù)表1:

續(xù)表1:

3.2巖石地球化學(xué)特征

如表2所示, 除樣品PM018-3(安山質(zhì)巖屑晶屑熔結(jié)凝灰?guī)r)因發(fā)生碳酸鹽化, 燒失量較大, 不適合用TAS圖解進(jìn)行巖石分類。剩余樣品的SiO2含量介于56.49%～78.17%之間, 為中酸性巖。在TAS圖解(圖 5a)中主要落入安山巖和流紋巖區(qū)域, 僅一個(gè)樣品落入英安巖區(qū)域內(nèi), 屬亞堿性系列, 與 Nb/Y-Zr/TiO2巖石分類圖解(圖 5b)的投圖結(jié)果基本一致。中性巖SiO2含量較高(56.49%～63.67%), 具有富鈣(2.15%～ 8.64%, PM005-7除外)、貧鎂(1.26%～2.67%)的特征。酸性巖具有高的SiO2(75.14%～78.17%)和K2O(3.45%～ 7.48%), 低CaO(0.1%～0.41%)和MgO(0.06%～0.42%)特征。在 SiO2-(K2O+NaO2?CaO)圖解(圖 5c)中, 樣品主體落入鈣堿性–堿鈣性區(qū)域內(nèi)。在SiO2-K2O圖解中(圖5d), 中性巖樣品主體落入鈣堿性系列區(qū)域內(nèi), 酸性巖樣品主要落入高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列區(qū)域內(nèi)。

中性 火 山巖 稀土總 量ΣREE=74.15×10–6～ 155.12×10–6, LREE/HREE=3.08～3.95, (La/Yb)N= 2.36～ 3.67, 輕稀土富集, 重稀土相對虧損, 稀土配分曲線呈弱右傾型(圖6a); δEu=0.76～0.93, 具弱Eu負(fù)異常。酸性巖稀土元素總量比中性火山巖高(ΣREE=137.01× 10–6～277.56×10–6), LREE/HREE=3.83～ 5.10, 輕重元素分餾明顯, (La/Yb)N=3.18～4.75, Eu強(qiáng)烈虧損(δEu= 0.30～0.49), 反映了巖漿演化過程中斜長石等礦物的分離結(jié)晶(Rollison, 1993)。

圖4　內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖鋯石年齡諧和圖與加權(quán)平均年齡圖Fig.4　U-Pb concordia and weighted average age diagrams from volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi, Inner Mongolia

表2　內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖主量元素(%)和微量元素(×10–6)分析結(jié)果Table 2　Major (%) and trace element (×10–6) compositions of volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi, Inner Mongolia

續(xù)表2:

在微量元素組成方面(圖 6b), 中性火山巖富集K、Rb、Ba、Th、U等大離子親石元素, 相對虧損Nb、Ta等元素。酸性火山巖富集K、Rb、Ba、Th、U等大離子親石元素, 強(qiáng)烈虧損 Nb、Ta、Sr、P、Ti等元素。在酸性熔體體系中, 微量元素Sr在斜長石中的分配系數(shù)高達(dá)13或15.633(Nash and Crecraft, 1985; Nabelek and Bartlett, 1998); 而Ti在普通角閃石和磁鐵礦中的分配系數(shù)較高(Pearce and Norry, 1979)。酸性火山巖Sr、Ti和P的強(qiáng)烈虧損, 反映巖漿演化過程中斜長石、普通角閃石、磁鐵礦以及富P礦物(如磷灰石)的分離結(jié)晶作用。

4　討　論

4.1形成時(shí)代

野外地質(zhì)調(diào)查發(fā)現(xiàn), 該組火山巖與上石炭統(tǒng)阿木山組呈正斷層接觸, 火山巖構(gòu)成斷層的上盤, 部分露頭可見該火山巖被早三疊世火山巖角度不整合覆蓋, 地層接觸關(guān)系表明火山巖的形成在晚石炭世之后–早三疊世之前。LA-MC-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示安山巖噴發(fā)時(shí)代為311 Ma, 屬于晚石炭世, 流紋巖的形成時(shí)代介于275～287 Ma之間, 屬于早二疊世, 因此研究區(qū)該火山巖的噴發(fā)時(shí)代為晚石炭世–早二疊世, 與前人報(bào)道的大石寨火山巖的形成時(shí)代基本一致(高德臻和蔣干清, 1998; 陶繼雄等, 2003; Zhang et al., 2008; 趙芝, 2008; 劉建峰, 2009;晨辰等, 2012; 陳彥等, 2014)。

圖5　西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖TAS (a, 據(jù)Le Maitre et al., 1989), Nb/Y-Zr/TiO2(b, 據(jù)Winchester and Floyd, 1977), SiO2-(K2O+NaO2?CaO)(c, 據(jù)Frost et al., 2001), 和SiO2-K2O圖解(d, 據(jù)Le Maitre et al., 1989; Rickwood, 1989)Fig.5　TAS (a), Nb/Y vs. Zr/TiO2(b), SiO2vs. K2O+NaO2?CaO (c), and SiO2vs. K2O (d) diagrams for volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi

圖 6　西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a), 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蜘蛛圖(b)(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Boynton, 1984; 原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.6　Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized trace element spider diagram (b) for volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi

4.2巖石成因

俯沖洋殼直接熔融形成的典型巖石是埃達(dá)克巖,埃達(dá)克巖主要特征是: 虧損重稀土元素, 輕重稀土元素強(qiáng)烈分異, 高Sr低Y, 常具有正Eu異常(Defant and Drummond, 1990; 鄧晉福等, 2010)。俯沖流體交代的地幔部分熔融形成的中性巖漿巖以玻安巖為代表(徐夕生和邱檢生, 2010), 這些巖石一般具有高的MgO含量, Mg#>50, 富集Sr。西烏旗地區(qū)大石寨組安山巖重稀土虧損較弱, Y 含量較高(27.65×10–6～ 46.67×10–6), Sr含量較低(70.4×10–6～398×10–6), 遠(yuǎn)遠(yuǎn)未達(dá)到埃達(dá)克質(zhì)巖石的相關(guān)元素含量(Sr>400×10–6, Y<18×10–6, 據(jù)Defant and Drummond, 1990), 具有較低的MgO含量(1.26%～2.67%), Mg#介于22～38之間, 排除了以上兩種成因的可能性。

巖漿混合作用可以形成安山質(zhì)巖漿, 但中酸性巖中會含玄武巖包裹體, 安山巖中含雙峰式成分的斑晶(Reubi and Blundy, 2009; 徐夕生和邱檢生, 2010), 研究區(qū)酸性巖中不含基性包裹體, 且安山巖的斑晶多為斜長石, 無基性巖漿與酸性巖漿混合的特征, 并且安山巖的鋯石年齡集中在 304～318 Ma,早于流紋巖的形成時(shí)代, 而流紋巖鋯石中卻不存在>300 Ma的鋯石, 如果基性巖漿和酸性巖漿混合,酸性巖中應(yīng)當(dāng)會包含早期形成的鋯石。

基性巖漿的分離結(jié)晶是解釋中性巖漿巖常用的成因模式, 該模式下的巖漿巖以富集大離子親石元素和輕稀土元素為特征, 并因?yàn)樾遍L石的分離結(jié)晶顯示出明顯的Sr、Eu負(fù)異常, 在時(shí)間、空間上, 基性巖–中性巖–酸性巖常緊密聯(lián)系在一起(Fan et al., 2003)。Zhang et al. (2008)和陳彥等(2014)報(bào)道了研究區(qū)的基性玄武質(zhì)巖類的87Sr/86Sr(t)= 0.704～0.705, εNd(t)=+6.87～+7.90, 認(rèn)為其是交代的巖石圈地幔部分熔融的產(chǎn)物。本次研究的安山巖略 LREE富集, HREE相對虧損, 稀土元素配分曲線呈弱右傾型,表明巖漿源區(qū)相對較深, 可能是巖石圈地幔的基性巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物。另外, 安山巖的 Mg#普遍小于40, Th和U含量較高, La>Ta, Th>Ta, 可能是由于巖漿在上升過程中受到了中上地殼物質(zhì)的混染(Taylor and Mclennan, 1985; 王焰等, 2000)。

基性巖漿的分離結(jié)晶作用一般不能產(chǎn)生大規(guī)模的流紋質(zhì)巖漿(徐夕生和邱檢生, 2010), 而研究區(qū)以酸性巖占主導(dǎo), 表明酸性巖漿不是由基性巖漿分離結(jié)晶形成的。上地?；蛑邢碌貧さ闹厝刍虿糠秩廴诳梢援a(chǎn)生大量的中酸性巖漿(Altherr et al., 2000; 徐夕生和邱檢生, 2010), 這一成因的誘發(fā)因素主要是玄武質(zhì)巖漿的底侵作用(徐夕生和邱檢生, 2010; Zhang et al., 2008)。本區(qū)早二疊世流紋巖的富集ISr(0.7068～0.7099), εNd(t)值介于+1.85～+5.62之間,具有年輕的模式年齡(tDM為 490～690 Ma)(Zhang et al., 2008; 陳彥等, 2014), 應(yīng)當(dāng)是新增生下地殼部分熔融的產(chǎn)物。酸性巖具有明顯的負(fù)Eu異常, Sr、P、Ti虧損明顯, 暗示巖漿形成過程中存在斜長石、普通角閃石、磁鐵礦及磷灰石等礦物的分離結(jié)晶。

4.3構(gòu)造環(huán)境

唐克東(1989)認(rèn)為西烏旗地區(qū)的二疊紀(jì)火山巖是形成在新增生的陸殼裂谷帶內(nèi)的雙峰式火山巖。蘇養(yǎng)正(1996)認(rèn)為大石寨組火山巖是早二疊世大石寨裂陷槽的重要組成部分。Zhang et al. (2008)和陳彥等(2014)通過對錫林浩特和西烏旗地區(qū)的二疊紀(jì)火山巖進(jìn)行巖石地球化學(xué)及 Sr-Nd同位素研究, 證明錫林浩特及西烏旗地區(qū)的二疊紀(jì)火山巖為雙峰式火山巖, 形成于造山后伸展環(huán)境。劉建峰(2009)雖認(rèn)可西烏旗地區(qū)早二疊世火山巖是伸展背景的產(chǎn)物, 但認(rèn)為是俯沖前提下弧后盆地局部伸展背景下形成的。

為了準(zhǔn)確厘定西烏旗地區(qū)早二疊世火山巖的構(gòu)造背景, 本文分別對中酸性火山巖進(jìn)行大地構(gòu)造背景判別。在La-Y-Nb圖解(圖7a)中, 西烏旗地區(qū)大石寨組安山巖樣品總體落在大陸玄武巖的邊界位置,反映了巖漿可能形成于陸內(nèi)伸展環(huán)境。在 Zr-Zr/Y圖解(圖 7b)中可以看出, 西烏旗地區(qū)大石寨組安山巖均落入板內(nèi)玄武巖區(qū)域。在 Y-Cr圖解(圖 7c)中,樣品主體落入不與島弧型火山巖重疊的板內(nèi)玄武巖區(qū)域內(nèi)。此外, 西烏旗地區(qū)大石寨組安山巖 Th/Ta介于6.76～10.51之間(>5), 富集LREE, 具有Nb和Ti負(fù)異常, 與王焰等(2000)總結(jié)的造山后伸展背景下玄武巖特征相似。

Whalen et al. (1987) 提出以104×Ga/Al=2.6為標(biāo)準(zhǔn)來劃分酸性巖成因類型(I型、S型或A型), 如圖8a, b所示, 西烏旗地區(qū)大石寨組酸性火山巖具有A型花崗巖的地球化學(xué)特征。在Y-Nb-Ce圖解(圖8c)和Y-Nb-3×Ga圖解(圖8d)中, 樣品均落入A2型巖漿巖范圍, 在(Yb+Ta)-Rb圖解(圖 8e)和(Y+Nb)-Rb圖解(圖8f)中, 樣品均落入碰撞后區(qū)域內(nèi), 指示其可能形成于造山后的伸展環(huán)境。酸性巖高鉀, 富集HFSE、LREE和 Th(11.56%～15.17%), 與王焰等(2000)總結(jié)的造山后伸展環(huán)境下的流紋巖特征一致。此外, 鋯石是最早結(jié)晶的副礦物之一, 對溫度極為敏感且不易遭到后期流體蝕變, 其結(jié)晶溫度可近似代表花崗質(zhì)巖漿的近液相線溫度。根據(jù)Watson and Harrison (1983)的鋯飽和溫度計(jì)算公式得出西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖的鋯石飽和溫度在837～959 ℃之間, 平均溫度為883 ℃, 反映了酸性火山巖巖漿具有較高的溫度。鋯石CL圖像(圖3)顯示火山巖的鋯石以新生鋯石為主, 也暗示巖漿溫度較高, 而高溫巖漿很可能與板內(nèi)伸展環(huán)境下的軟流圈上涌有關(guān)(吳福元等, 2007)。陳彥等(2014)在研究區(qū)采樣進(jìn)行巖石地球化學(xué)分析, 酸性巖的巖石地球化學(xué)特征與本文分析結(jié)果一致(圖8), 且在研究區(qū)中部發(fā)現(xiàn)了玄武質(zhì)安山巖, 與流紋巖構(gòu)成雙峰式火山巖。鄧晉福等(1999)指出形成于造山后伸展構(gòu)造帶的 A型花崗巖與鈣堿性花崗巖類緊密共生。西烏旗前進(jìn)場巖體和達(dá)青牧場巖體均為早二疊世鈣堿性系列花崗巖(鮑慶中等, 2007; 劉建峰, 2009; 徐佳佳等, 2012)。綜合以上判斷, 認(rèn)為西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖形成于造山后伸展環(huán)境。

圖7　西烏旗地區(qū)大石寨組安山巖La-Y-Nb(a, Cabanis and Lecolle, 1989); Zr-Zr/Y(b, Pearce and Norry, 1979)和Y-Cr (c, Pearce, 1982)圖解Fig.7　La-Y-Nb (a), Zr vs. Zr/Y (b), and Y vs. Cr (c) diagrams for andesites in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi

4.4構(gòu)造意義

關(guān)于古亞洲洋的閉合時(shí)間存在兩種觀點(diǎn): (1)中晚泥盆世–早石炭世閉合(洪大衛(wèi)等, 1994; 鮑慶中等, 2007; 周志廣等, 2010); (2)晚二疊世–早三疊世閉合(陳斌等, 2001; Li et al., 2006; Zhang et al., 2007; Chen et al., 2009)。后一種觀點(diǎn)的主要依據(jù)之一是興蒙造山帶內(nèi)及華北板塊北緣早二疊世具有島弧或活動大陸邊緣弧性質(zhì)的巖漿巖(陶繼雄等, 2003; Zhang et al., 2007, 2009; 劉建峰, 2009)。需要注意的是受大陸地殼或巖石圈混染的大陸玄武巖可能給出似消減帶信號(Ernst et al., 2005)。近年的研究表明在大石寨、滿都拉、錫林浩特等地具有島弧或大陸邊緣弧性質(zhì)的早二疊世火山巖(陶繼雄等, 2003; 趙芝, 2008; 劉建峰, 2009)很可能是裂谷或裂陷槽等伸展背景下形成的雙峰式火山巖(唐克東, 1989; 岳永君和何國琦, 1993; 蘇養(yǎng)正, 1996; Zhu et al., 2001; 呂志成等, 2002; Zhang et al., 2008; 曾維順等, 2011; 晨辰等,2012; Chen et al., 2014)。A2型花崗巖是造山后伸展階段的典型產(chǎn)物(Eby, 1992; Hong et al., 1996), 本次研究的大石寨組酸性巖具有 A2型花崗巖特征, 與大石寨組雙峰式火山巖是同一時(shí)代同一伸展背景下的產(chǎn)物, 是興蒙造山帶內(nèi)發(fā)育的兩條二疊紀(jì)堿性巖漿巖帶(以A型或PA花崗巖為代表)(洪大衛(wèi)等, 1994; Hong et al., 1996; Wu et al., 2002; 施光海等, 2004; Kovalenko et al., 2006; 鮑慶中等, 2007; Yarmolyuk et al., 2008; 范宏瑞等, 2009; Jahn et al., 2009; 張玉清等, 2009; Zhang et al., 2014; Li et al., 2014)的噴出相。A2型花崗巖或具有A2型花崗巖特征的火山巖的出現(xiàn), 暗示早二疊世內(nèi)蒙古中東部地區(qū)處于造山后的伸展背景。

圖8　西烏旗地區(qū)大石寨組酸性火山巖104×Ga/Al-Nb (a, 據(jù)Whalen et al., 1987)、104×Ga/Al-Zr (b, 據(jù)Whalen e al., 1987)、Y-Nb-Ce(c, 據(jù)Eby, 1992)、Y-Nb-3×Ga(d, 據(jù)Eby, 1992)、(Yb+Ta)-Rb(e, 據(jù)Pearce et al., 1984)和(Y+Nb)-Rb圖解(f, 據(jù)Pearce, 1996)Fig.8　104×Ga/Al vs. Nb (a), 104×Ga/Al vs. Zr (b), Y-Nb-Ce (c), Y-Nb-3×Ga (d), Yb+Ta vs. Rb (e), and (Y+Nb) vs. Rb (f) diagrams for acid volcanic rocks in the Dashizhai Formation from Xi Ujimqin Qi

此外, 區(qū)域上上泥盆統(tǒng)泥鰍河組、色日巴彥敖包組均顯示陸相磨拉石建造特征, 含植物化石(徐備等, 2014), 表明晚泥盆世研究區(qū)已轉(zhuǎn)為陸相環(huán)境,不存在深海大洋。二連–賀根山斷裂與索倫山–西拉木倫斷裂之間普遍缺失早石炭世的沉積地層, 上石炭統(tǒng)本巴圖組與下伏石炭系之前的變質(zhì)地層之間存在一個(gè)區(qū)域性角度不整合面(鮑慶中等, 2006), 表明晚石炭世之前, 研究區(qū)發(fā)生過區(qū)域性碰撞事件。內(nèi)蒙古中東部的早二疊世的沉積地層以硬砂巖、長石砂巖分布廣泛為重要特征(邵濟(jì)安等, 2014), 濱–淺海相灰?guī)r中含中腕足類、珊瑚、蜓、苔蘚類等動物化石, 珊瑚動物群發(fā)生混生現(xiàn)象(郭偉等, 2003), 碎屑巖中夾有植物化石碎片, 反映海陸交互相環(huán)境(徐備等, 2014), 均證明早二疊世內(nèi)蒙古中東部已不存在深海大洋(郭偉等, 2003; 邵濟(jì)安等, 2014)。蘇尼特左旗地區(qū)下二疊統(tǒng)大石寨組不整合于古元古界片麻巖系之上, 哲斯組上部為海陸交互相碎屑巖, 反映早二疊世內(nèi)蒙古中東部地區(qū)在陸殼基底上發(fā)生裂陷而形成了陸表海環(huán)境(李述靖和高德臻, 1995; 邵濟(jì)安等, 2014)。古地磁證據(jù)表明內(nèi)蒙古中部晚石炭世–早二疊世位于北緯 17°～18°之間, 可能已經(jīng)與華北板塊構(gòu)成一個(gè)整體(李朋武等, 2012)。并且在位于西伯利亞南緣古生代增生帶的東烏旗上石炭統(tǒng)寶力高廟組中可見華夏植物群與安家拉植物群混生(辛后田等, 2011); 在滿都胡寶拉格地區(qū)的早–中二疊統(tǒng)中也發(fā)現(xiàn)了華夏植物群化石(周志廣等, 2010), 說明西伯利亞板塊南緣與華北板塊之間已不存分隔植物區(qū)系的大洋。綜合區(qū)域巖漿巖、地層、古生物化石及古地磁資料分析可知賀根山蛇綠巖帶與索倫山–西拉木倫蛇綠巖帶所代表的洋盆在至少在早二疊世之前已經(jīng)閉合。

5　結(jié)　論

(1) 西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖主要由安山巖和流紋巖組成, 巖石主體為鈣堿性系列。中性巖富鈣貧鎂, 酸性巖貧鈣鎂, 富硅堿; 酸性巖具有顯著的Eu負(fù)異常。中、酸性巖均富集大離子親石元素, 相對虧損Nb、Ta, 酸性巖強(qiáng)烈虧損Sr、P、Ti, 稀土配分曲線均呈弱右傾型。結(jié)合前人發(fā)表同位素?cái)?shù)據(jù),推斷安山巖是源自巖石圈地幔部分熔融的基性巖漿分離結(jié)晶的產(chǎn)物, 巖漿形成過程中受到陸殼物質(zhì)的混染, 而流紋巖是中下地殼部分熔融的產(chǎn)物。

(2) 鋯石LA-MC-ICP-MS U-Pb測試結(jié)果表明西烏旗地區(qū)大石寨組火山巖形成于311～275 Ma之間,屬晚石炭世–早二疊世。

(3) 西烏旗地區(qū)大石寨組酸性巖具有A2型花崗巖特征, 是造山后伸展背景下的產(chǎn)物, 結(jié)合已發(fā)表的區(qū)域地質(zhì)研究資料, 認(rèn)為古亞洲洋至少在早二疊世之前已經(jīng)閉合。

致謝: 項(xiàng)目組高德臻、於煬森老師、唐永舉等同學(xué)在野外地質(zhì)調(diào)查及采樣過程中給予了幫助, 天津礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查研究所耿建珍、袁海帆老師在測年過程中給予便利; 兩名匿名審稿人對本文提出了寶貴的修改建議, 在此一并感謝！

鮑慶中, 張長捷, 吳之理, 王宏, 李偉, 桑家和, 劉永生. 2007. 內(nèi)蒙古東南部晚古生代裂谷區(qū)花崗質(zhì)巖石鋯石SHRIMP U-Pb定年及其地質(zhì)意義. 中國地質(zhì), 35(5): 790–798 .

鮑慶中, 張長捷, 吳之理, 王宏, 李偉, 蘇養(yǎng)正, 桑家和,劉永生. 2006. 內(nèi)蒙古東南部西烏珠穆沁旗地區(qū)石炭紀(jì)–二疊紀(jì)巖石地層和層序地層. 地質(zhì)通報(bào), 25(5): 572–579.

陳斌, 趙國春, Simon W. 2001. 內(nèi)蒙古蘇尼特左旗南兩類花崗巖同位素年代學(xué)及其構(gòu)造意義. 地質(zhì)論評, 47(4): 361–367.

陳彥, 張志誠, 李可, 羅志文, 湯文豪, 李秋根. 2014. 內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)二疊紀(jì)雙峰式火山巖的年代學(xué)、地球化學(xué)特征和地質(zhì)意義. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 50(5): 843–858.

晨辰, 張志誠, 郭召杰, 李建鋒, 馮志碩, 湯文豪. 2012.內(nèi)蒙古達(dá)茂旗滿都拉地區(qū)早二疊世基性巖的年代學(xué)、地球化學(xué)及其地質(zhì)意義. 中國科學(xué)(D輯), 42(3):343–358.

鄧晉福, 劉翠, 馮艷芳, 肖慶輝, 蘇尚國, 趙國春, 孔維瓊, 曹文燕. 2010. 高鎂安山巖/閃長巖類(HMA)和鎂安山巖/閃長巖類(MA): 與洋俯沖作用相關(guān)的兩類典型的火成巖類. 中國地質(zhì), 37(4): 1112–1118.

鄧晉福, 莫宣學(xué), 羅照華, 趙海玲, 趙國春, 曹永清, 于學(xué)政. 1999. 火成巖構(gòu)造組合與殼–幔成礦系統(tǒng). 地學(xué)前緣, 6(2): 259–270.

范宏瑞, 胡芳芳, 楊奎鋒, 王凱怡, 劉勇勝. 2009. 內(nèi)蒙古白云鄂博地區(qū)晚古生代閃長質(zhì)–花崗質(zhì)巖石年代學(xué)框架及其地質(zhì)意義. 巖石學(xué)報(bào), 25(11): 2933–2938.

高德臻, 蔣干清. 1998. 內(nèi)蒙古蘇尼特左旗二疊系的重新厘定及大地構(gòu)造演化分析. 中國區(qū)域地質(zhì), 17(4): 403–411.

耿建珍, 張健, 李懷坤, 李惠民, 張永清, 郝爽. 2012. 10 μm尺度鋯石U-Pb年齡的LA-MC-ICP-MS測定. 地球?qū)W報(bào), 33(6): 877–884.

郭偉, 林英鐋, 劉廣虎. 2003. 內(nèi)蒙古西烏旗地區(qū)早二疊世皺紋珊瑚化石組合及其地質(zhì)意義. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 33(4): 399–405.

洪大衛(wèi), 黃懷曾, 肖宜君, 徐海明, 靳滿元. 1994. 內(nèi)蒙古中部二疊紀(jì)堿性花崗巖及其地球動力學(xué)意義. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 68(3): 219–230.

李朋武, 張世紅, 高銳, 李海燕, 趙慶樂, 李秋生, 管燁. 2012. 內(nèi)蒙古中部晚石炭世–早二疊世古地磁新數(shù)據(jù)及其地質(zhì)意義. 吉林大學(xué)學(xué)報(bào)(地球科學(xué)版), 42(增刊1): 423–440.

李述靖, 高德臻. 1995. 內(nèi)蒙古蘇尼特左旗地區(qū)若干地質(zhì)構(gòu)造新發(fā)現(xiàn)及其構(gòu)造屬性的初步探討. 現(xiàn)代地質(zhì), 9(2): 130–141.

劉建峰. 2009. 內(nèi)蒙古林西–東烏旗地區(qū)晚古生代巖漿作用及其對區(qū)域構(gòu)造演化的制約. 長春: 吉林大學(xué)博士學(xué)位論文: 33–99.

呂志成, 段國正, 郝立波, 李殿超, 潘軍, 董廣華. 2002.大興安嶺中段二疊系大石寨組細(xì)碧巖的巖石學(xué)地球化學(xué)特征及其成因探討. 巖石學(xué)報(bào), 18(2): 212–222.

邵濟(jì)安, 唐克東, 何國琦. 2014. 內(nèi)蒙古早二疊世構(gòu)造古地理的再造. 巖石學(xué)報(bào), 30(7): 1858–1866.

施光海, 苗來成, 張福勤, 簡平, 范蔚茗, 劉敦一. 2004.內(nèi)蒙古錫林浩特A型花崗巖的時(shí)代及區(qū)域構(gòu)造意義.科學(xué)通報(bào), 49(4): 384–389.

蘇養(yǎng)正. 1996. 中國東北區(qū)二疊紀(jì)和早三疊世地層. 吉林地質(zhì), 15(34): 55–65.

唐克東. 1989. 中朝露臺北側(cè)褶皺帶構(gòu)造. 現(xiàn)代地質(zhì), 3(2): 195–204.

陶繼雄, 白立兵, 寶音烏力吉, 鄭武軍, 蘇茂榮. 2003. 古滿都拉地區(qū)二疊紀(jì)俯沖造山過程的巖石記錄. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 26(4): 241–249.

王焰, 錢青, 劉良, 張旗. 2000. 不同構(gòu)造環(huán)境中雙峰式火山巖的主要特征. 巖石學(xué)報(bào), 16(2): 169–173.

吳福元, 李獻(xiàn)華, 楊進(jìn)輝, 鄭永飛. 2007. 花崗巖成因研究的若干問題. 巖石學(xué)報(bào), 23(6): 1217–1238.

辛后田, 滕學(xué)建, 程銀行. 2011. 內(nèi)蒙古東烏旗寶力高廟組地層劃分及其同位素年代學(xué)研究. 地質(zhì)調(diào)查與研究, 34(1): 1–9.

徐備, 趙盼, 鮑慶中, 周永恒, 王炎陽, 羅志文. 2014. 興蒙造山帶前中生代構(gòu)造單元?jiǎng)澐殖跆? 巖石學(xué)報(bào), 30(7): 1841–1857.

徐佳佳, 賴勇, 崔棟, 魯彬. 2012. 內(nèi)蒙古前進(jìn)場巖體巖石學(xué)與鋯石U-Pb年代學(xué)研究. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 48(4): 608–619.

徐夕生, 邱檢生. 2010. 火成巖巖石學(xué). 北京: 科學(xué)出版社: 204–206, 233–234.

岳永君, 何國琦. 1993. 內(nèi)蒙古林西縣二八地一帶的下二疊統(tǒng)雙峰式火山巖組合. 地學(xué)研究, 26: 106–117.

曾維順, 周建波, 張興洲, 邱海峻. 2011. 內(nèi)蒙古科右前旗大石寨組火山巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡及其形成背景. 地質(zhì)通報(bào), 30(2–3): 270–277.

張興洲, 楊寶俊, 吳福元, 劉國興. 2006. 中國興蒙–吉黑地區(qū)巖石圈結(jié)構(gòu)基本特征. 中國地質(zhì), 33(4): 816–823.

張玉清, 許立權(quán), 康小龍, 寶音烏力吉. 2009. 內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗京格斯臺堿性花崗巖年齡及意義. 中國地質(zhì), 36(5): 988–995.

趙芝. 2008. 內(nèi)蒙古大石寨地區(qū)早二疊世大石寨組火山巖的地球化學(xué)特征及其構(gòu)造環(huán)境. 長春: 吉林大學(xué)碩士學(xué)位論文: 16–47.

周志廣, 谷永昌, 柳長峰, 於煬森, 張冰, 田志君, 何付兵, 王必任. 2010. 內(nèi)蒙古東烏珠穆沁旗滿都胡寶拉格地區(qū)早–中二疊世華夏植物群的發(fā)現(xiàn)及地質(zhì)意義.地質(zhì)通報(bào), 29(1): 21–25.

Altherr R, Holl A, Hegner E, Langer C and Kreuzer H. 2000. High-Potassium, calc-alkaline plutonism in the European Variscides: northern Vosges (France) and northern Schwarzwald (Germany). Lithos, 50: 51–73.

Boynton W V. 1984, Cosmochemistry of the earth elements: Meteorite studies // Henderson R. Rare Earth Element Geochemistry: Developments in Geochemistry. Amsterdam: Elsevier: 89–92.

Cabanis B and Lecolle M. 1989. The La/10-Y/15-Nb/8 diagram: A tool for discriminating volcanic series and evidencing continental crust magmatic mixtures and/orcontamination. Comptes Rendus—Academie des Sciences, Serie II, 309(20): 2023–2029.

Chen B, Jahn B M and Tian W. 2009. Evolution of the Solonker suture zone: Constraints from zircon U-Pb ages, Hf isotopic ratios and whole-rock Nd-Sr isotope compositions of subduction- and collision-related magmas and forearc sediments. Journal of Asian Earth Sciences, 34: 245–257.

Chen C, Zhang Z C, Li K, Chen Y, Tang W H and Li J F. 2014. Geochronology, geochemistry, and its geological significance of the Damaoqi Permian volcanic sequences on the northern margin of the North China Block. Journal of Asian Earth Sciences, 97: 307–319.

Defant M J and Drummond M S. 1990. Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere. Nature, 347: 662–665.

Eby G N. 1992. Chemical subdivision of the A-type granitoids, petrogenetic and tectonic implications. Geology, 20: 641–644.

Ernst R E, Buchan K L and Campbell I H. 2005. Frontiers in large igneous province research. Lithos, 79: 271–297.

Fan W M, Gu F, Wang Y J and Lin G. 2003. Late Mesozoic calc-alkaline volcanism of Post-orogenic extension in the northern Da Hinggan Mountains, northeastern China. Journal of Volcanology & Geothermal Research, 121: 115–135.

Hong D W, Wang S G, Han B F and Jin M Y. 1996. Post-orogenic alkaline granites from China and comparisons with anorogenic alkaline granites elsewhere. Journal of Asian Earth Sciences, 13: 13–27.

Jahn B M, Litvinovsky B A, Zanvilevich A N and Reichow M. 2009. Peralkaline granitoid magmatism in the Mongolian-Transbaikalian Belt: Evolution, petrogenesis and tectonic significance. Lithos, 113: 521–539.

Jian P, Liu D Y, Kr?ner A, Windley B F, Shi Y R, Zhang F Q, Shi G H, Miao L C, Zhang W and Zhang Q. 2008. Time scale of an early to mid-Paleozoic orogenic cycle of the long-lived Central Asian Orogenic Belt, Inner Mongolia of China: Implications for continental growth. Lithos, 101(3-4): 233–259.

Kovalenko V I, Yarmoluyk V V, Sal’nokova E B, Kozlovsky A M, Kotov A B, Kovach V P, Savatenkov V M, Vladykin N V and Ponomarchuk V A. 2006. Geology, geochronology and geodynamics of the Khan Bogd alkali granite pluton in southern Mongolia. Geotectonics, 40(6): 450–466.

Le Maitre R W, Bateman P, Dudek A, Keller J, Lameyre J, Le Bas M J, Sabine P A, Schmid R, Sorensen H, Streckeisen A, Woolley A R and Zanettin B. 1989. A Classification of Igneous Rocks and Glossary of Terms: Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks. Oxford: Blackwell Scientific.

Li J Y. 2006. Permian geodynamic setting of Northeast China and adjacent regions: Closure of the Paleo-Asian Ocean and subduction of the Paleo-Pacific Plate. Journal of Asian Earth Sciences, 26(3–4): 207–224.

Li Y L, Zhou H W, Brouwer F M, Xiao W J, Wijrans J R, Zhao J H, Zhong Z Q and Liu H F. 2014. Nature and timing of the Solonker suture of the Central Asian Orogenic Belt: Insights from geochronology and geochemistry of basic intrusions in the Xilin Gol Complex, Inner Mongolia, China. International Journal of Earth Sciences, 103: 41–60.

Liu J F, Li J Y, Chi X G, Qu J F, Hu Z C, Fang S and Zhang Z. 2013. A late-carboniferous to early early-Permian subduction-accretion complex in Daqing Pasture, southeastern Inner Mongolia: Evidence of northward subduction beneath the Siberian paleoplate southern margin. Lithos, 177: 285-296.

Liu Y S, Hu Z C, Gao S, Delef G, Xu J, Gao C G and Chen H H. 2008. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard. Chemical Geology, 257: 34–43

Ludwig K R. ISOPLOT 3.00: 2003. A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel.California, Berkeley: Berkeley Geochronology Center.

Nabelek P I and Bartlett C D. 1998. Petrologic and geochemical links between the post-collisional Proterozoic Harney Peak leucogranite, South Dakota, USA, and its source rocks. Lithos, 45, 71–85.

Nash W P and Crecraft H R. 1985. Partition coefficients for trace elements in silicic magmas. Geochimica et Cosmochimica Acta, 49, 2309–2322.

Pearce J A and Norry M J. 1979. Petrogenetic implications of Ti, Zr, Y, and Nb variations in volcanic rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 69: 33–47.

Pearce J A, Harris N B W, and Tindle A G. 1984. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks. Journal of Petrology, 25: 956–983.

Pearce J A. 1982. Trace element characteristics of lavasfrom destructive plate boundaries // Thorpe R S. Andesites. Johnsons: 525–548.

Pearce J A. 1996. Sources and settings of granitic rocks. Episodes, 19(4): 120–125.

Reubi O and Blundy J. 2009. A dearth of intermediate melts at subduction zone volcanoes and the petrogenesis of arc andesites. Nature, 461: 1269–1273.

Rickwood P C. 1989. Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides for major and minor elements. Lithos, 22: 247–263.

Rollison H R. 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. New York: Longman Scientific & Technical: 352.

Seng?r A M C, Natal’in B A and Burtman VS. 1993. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia. Nature, 364: 209–307.

Sun S S and McDonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and process // Sauders A D and Norry M J. Magmatism in the Ocean Basins. Geological Society, London, Specical Publications, 42: 313–345.

Taylor S R and McLennan S M. 1985. The Continental Crust: Its Composition and Evolution. Oxford: Blackwell: 1–312.

Watson E B and Harrison T M. 1983. Zircon saturation revisited: Temperature and composition effects in a variety of crustal magma types. Earth and Planetary Science Letters, 64: 295–304.

Whalen J B, Currie K L and Chappell B W. 1987. A-type granites: Geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis. Contributions to Mineralogy and Petrology, 95: 407–419.

Winchester J A and Floyd P A. 1977. Geochemical discrimination of different magma series and their differentiation products using immobile elements. Chemical Geology, 20(4): 325–343.

Windley B F, Alexeiev D, Xiao W J, Kr?ner A and Bandrch G. 2007. Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt. Journal of the Geological Society, 164(1): 31–47.

Wu F Y, Sun D Y, Ge W C, Zhang Y B, Grant M L, Wilde S A and Jahn B M. 2011. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China. Journal of Asian Earth Science, 41: 1–30.

Wu F Y, Sun D Y, Li H M, Jahn B M and Wilde S A. 2002. A-type granites in northeastern China: Age and geochemical constrains on their petrogenesis. Chemical Geology, 187(1-2): 143–173.

Xiao W J, Windley B F, Hao J and Zhai M G. 2003. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture, Inner Mongolia, China: Termination of the central Asian orogenic belt. Tectonics, 22(6): 8-1–8-20. DOI: 10.1029/2002TC001484.

Xu B, Charvet J, Chen Y, Zhao P and Shi G Z. 2013. Middle Paleozoic convergent orogenic belts in western Inner Mongolia (China): Framework, kinematics, geochronology and implications for tectonic evolution of the Central Asian Orogenic Belt. Gondwana Research, 23: 1342–1364.

Yarmolyuk V V, Kovalenko V I, Kozakov I K, Sal’nikova E B, Bibikova EV, Kovach V P, Kozlovsky A M, Kotov A B, Lebedev V I, Eenjin G and Fugzan M M. 2008. The Age of the Khangai batholith and the problem of batholith formation in Central Asia. Doklady Earth Sciences, 423 (8): 1223–1228.

Zhang S H, Zhao Y, Song B, Hu J M, Liu S W, Yang Y H, Chen F K, Liu X M and Liu J. 2009. Contrasting Late Carboniferous and Late Permian-Middle Triassic intrusive suites from the northern margin of the North China Craton: Geochronology, petrogenesis and tectonic implications. Geological Society of America Bulletin, 121: 181–200.

Zhang S H, Zhao Y, Song B, Yang Z Y, Hu J M and Wu H. 2007. Carboniferous granitic plutons from the northern margin of the North China block: Implications for a late Palaeozoic active continental margin. Journal of the Geological Society, 164: 451–463.

Zhang X H, Yuan L L, Xue F H, Yan X and Mao Q. 2014. Early Permian A-type granites from central Inner Mongolia, North China: Magmatic tracer of post-collisional tectonics and oceanic crustal recycling. Gondwana Research, 28: 311–327.

Zhang X H, Zhang H F, Tang Y J, Wilde S A and Hu Z C. 2008. Geochemistry of Permian bimodal volcanic rocks from central Inner Mongolia, North China: Implication for tectonic setting and Phanerozoic continental growth in Central Asian Orogenic belt. Chemical Geology, 249: 262–281.

Zhu Y F, Sun S H, Gu L B, Ogasawara Y, Jiang M and Honma H. 2001. Permian volcanism in the Mongolian orogenic zone, northeast China: Geochemistry, magma sources and petrogenesis. Geological Magazine, 138(2): 101–115.

A Late Carboniferous-Early Permian Extensional Event in Xi Ujimqin Qi, Inner Mongolia—Evidence from Volcanic Rocks of Dashizhai Formation

LI Hongying1, ZHOU Zhiguang2*, LI Pengju1, ZHANG Da2, LIU Changfeng2, CHEN Cheng2, CHEN Lizhen3and GU Congnan4
(1. School of Economics, Sichuan University of Science and Engineering, Zigong 643000, Sichuan, China; 2. School of Earth Science and Resources, China University of Geosciences (Beijing), Beijing 100083, China; 3. Regional Geology and Mineral Resources Survey Institute, Langfang 065000, Hebei, China; 4. Tianjin North China Geological Exploration Bureau, Tianjin 300170, China)

A suit of volcanic rocks outcrop in Xi Ujimqin Qi and is considered to be the west extension of the well-known Dashizhai Formation whose tectonic setting remains controversial. To constrain the age of formation and tectonic nature of the volcanic rocks, petrology, geochronology and geochemistry researches were conducted. The results revealed that the volcanic rocks were mainly composed of andesites and rhyolites. LA-MC-ICP-MS zircon U-Pb dating yielded ages of 275?311 Ma. The andesites are rich in alkali but poor in MgO, slightly enriched in LREE, K, Rb, Ba but depleted in Nb and Ta, with slight negative Eu anomalies. Geochemical characteristics indicated the andesites were generated by fractional crystallization of synchronous basic magma, but contaminated by continental crust. The rhyolites are characterized by low CaO and MgO contents but with high SiO2, K2O and Na2O contents. Chondritenormalized REE patterns of the rhyolites exhibit slight LREE enrichment, with striking negative Eu anomalies. The rhyolites are also enriched in LILE but strongly depleted in Nb, Ta, Sr, P, Ti, which suggests the acid magma was originated from partial melting of the mid-lower continental crust and underwent subsequent fractional crystallization. Geochemical plots of the andesites exhibit characteristics of within-plate basalt, while the rhyolites show an affinity with A2-type granites. Geochemical characteristics of the volcanic rocks in Xi Ujimqin Qi suggest a post-collisional setting. Combined with previous published regional geological data, we concluded that the Dashizhai Formation in Xi Ujimqin Qi was formed in a post-collisional extensional setting and the Paleo-Asian Ocean was closed no later than the late Permian.

geochronology; petrogeochemistry; tectonic setting; Dashizhai Formation; Xi Ujimqin Qi; Paleo-Asian Ocean

P595; P597

A

1001-1552(2016)05-0996-018

10.16539/j.ddgzyckx.2016.05.009

2014-11-25; 改回日期: 2015-05-21

項(xiàng)目資助: 華北基礎(chǔ)地質(zhì)調(diào)查與片區(qū)總結(jié)項(xiàng)目(1212011220465)、中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(1212011120700)和大井坡航空物探儀器試驗(yàn)場1∶5萬地質(zhì)填圖項(xiàng)目(12120114093901)聯(lián)合資助。

李紅英(1984–), 女, 博士, 講師, 從事區(qū)域地質(zhì)調(diào)查、礦產(chǎn)經(jīng)濟(jì)研究。Email: lihongying314@163.com

周志廣(1967–), 男, 副教授, 從事構(gòu)造地質(zhì)學(xué)教學(xué)和區(qū)域地質(zhì)調(diào)查及礦產(chǎn)地質(zhì)調(diào)查研究。Email: zhouzhg@cugb.edu.cn