北京大学学报（自然科学版）第51卷第1期 2015年1月
Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Pekinensis, Vol. 51, No. 1 (Jan. 2015)
doi: 10.13209/j.0479-8023.2014.124
内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf
同位素特征及其地质意义
贺淑赛1李秋根1,2,?王宗起3徐学义4刘树文1陈隽璐4李智佩4胡兆初5
1.造山带与地壳演化教育部重点实验室, 北京大学地球与空间科学学院, 北京100871;
2.大陆动力学
国家重点实验室, 西北大学地质学系, 西安710069; 3.中国地质科学院矿产资源研究所, 北京100037;
4.西安地质矿产研究所, 西安710054;
5.地质过程与矿产资源国家重点实验室,
中国地质大学地球科学学院, 武汉430074; ?通信作者, E-mail: qgli@https://www.doczj.com/doc/fd8753360.html,
摘要锆石SHRIMP U-Pb定年结果显示: 内蒙古中部白音乌拉地区原宝力高庙组的流纹岩形成时代为300.0±2.9 Ma, 属晚石炭世; 青格勒宝拉格地区原宝力高庙组的凝灰岩结晶年龄为159.6±1.4 Ma, 并获得3颗捕获锆石的年龄分别为291.8±3.4, 304.0±3.3和734.7±9.2 Ma, 应属于晚侏罗世满克头鄂博组。锆石LA-MC-ICP-MS Hf同位素分析显示: 流纹岩锆石εHf(t)值为+10.5~+12.9, T DM C值为493~645 Ma; 凝灰岩岩浆锆石εHf(t)值为+10.1~+13.1, T DM C值为369~563 Ma。研究结果表明, 流纹岩源于晚古生代新生地壳的重熔并混入少量老地壳物质, 凝灰岩源于晚古生代地壳的熔融。Hf同位素特征显示晚古生代流纹岩和中生代凝灰岩源于相似的源区, 揭示了晚古生代的一次重要的增生事件, 并且在约160 Ma时期发生过地壳的再造。结合前人的研究成果表明, 兴蒙造山带在约300 Ma时处于古亚洲洋演化过程中岛弧向碰撞后伸展环境的转换时期, 在约160 Ma受到蒙古?鄂霍茨克构造域的影响。
关键词内蒙古; 宝力高庙组; 火山岩和火山碎屑岩; SHRIMP锆石U-Pb定年; Hf同位素; 地壳演化
中图分类号P588; P597
Zircon U-Pb-Hf Isotopic Characteristics from Felsic Volcanic Rocks of Baoligaomiao Formation, the Middle Segment of Inner
Mongolia: Implications for Geological Evolution
HE Shusai1, LI Qiugen1,2,?, WANG Zongqi3, XU Xueyi4, LIU Shuwen1, CHEN Junlu4,
LI Zhipei4, HU Zhaochu5
1. The Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution (MOE), School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing
100871; 2. State Key Laboratory of Continental Dynamics, Department of Geology, Northwest University, Xi’an 710069; 3. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037; 4. Xi’an Institute of Geology and Mineral Resources, Xi’an 710054; 5. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074; ? Corresponding author, E-mail: qgli@https://www.doczj.com/doc/fd8753360.html, Abstract Zircon SHRIMP U-Pb ages and LA-MC-ICP-MS Lu-Hf isotopic compositions of a rhyolite sample and
a tuff sample of Baoligaomiao Formation from Baiyinwula region and Qinggelebaolage region respectively in the
middle Inner Mongolia were determined. Zircon U-Pb dating gives the eruption age of rhyolite from the Baiyinwula region as 300.0±2.9 Ma, indicating that the volcanic member of Baoligaomiao Formation formed during the Late Carboniferous. The Qinggelebaolage tuff, which was considered as a part of Baoligaomiao Formation, has a zircon SHRIMP U-Pb age of 159.6±1.4 Ma, belonging to Late Jurassic Manketouebo Formation, with three ages of captured zircons (291.8±3.4, 304.0±3.3 and 734.7±9.2 Ma, respectively). In-situ zircon LA-MC-
中国地质调查局项目(1212011085475)和国家重点基础研究发展计划(2013CB429800)资助
收稿日期: 2013-10-08; 修回日期: 2014-01-11; 网络出版日期: 2014-05-13
贺淑赛等内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf同位素特征及其地质意义
ICP-MS Hf analyses show that magmatic zircons from Baiyinwula rhyolite and Qinggelebaolage tuff have εHf(t) values of +10.5?+12.9 and +10.1?+13.1, with T DM C of 493?645 Ma and 369?563 Ma, respectively. Thus, the Baiyinwula rhyolite should be derived from partial melting of Late Paleozoic juvenile crust with involvement of ancient crustal materials whereas the Qinggelebaolage tuff should be generated by partial melting of Late Paleozoic crust. Integrating previous studies, the results review that the Mesozoic and Paleozoic volcanic rocks in the Uliastai continental margin might be derived from similar sources, revealing that there was an important crustal accretion event in Late Paleozoic. Moreover, two Paleozoic captured zircon grains in Qinggelebaolage tuff, which have U-Pb ages of ca. 300 Ma, are similar in Hf isotopic features to the magmatic zircons from both the Baiyinwula rhyolite and the Qinggelebaolage tuff, signifying significant crust reworking during formation of the Late Jurassic Qinggelebaolage tuff. These results, together with previous data from the literature, indicate that in the Inner Mongolia Orogenic Belt, a transition from island arc to post-collision extension related to evolution of Paleo-Asian Ocean occurred at ca. 300 Ma, whereas the influence of the Mongol-Okhotsk tectonic regime was responsible for the Mesozoic volcanism (ca. 160 Ma).
Key words Inner Mongolia; Baoligaomiao Formation; volcanic/pyroclastic rocks; zircon SHRIMP U-Pb dating; Hf isotopes; crustal evolution
火山岩浆作用在岩石圈演化过程中扮演重要角色, 不仅可以产生大量的火山熔岩, 而且可以产生大量的火山碎屑物。这些火山碎屑物直接沉积在海相或非海相盆地内, 形成原生火山碎屑堆积物。由于火山碎屑物的快速堆积, 火山碎屑岩的年龄可以代表相应火山喷发的年龄。锆石通常作为副矿物富集于中酸性岩浆岩中, 具有抗风化和抗干扰能力强, 稳定性好, 高U, Pb, Hf含量, 低Lu/Hf比值, 以及Hf同位素体系封闭温度高等特性, 即使在经历后期多次构造?热事件后, 很多重要的信息(如Hf同位素组成等)仍然可以保存下来。通过锆石U-Pb-Hf 同位素测定技术, 不仅可以获得岩石的形成年龄, 而且可以获得寄主岩浆岩的Hf 同位素组成信息, 从而为探讨其成因提供重要依据[1]。因此, 锆石U-Pb-Hf 同位素在造山带地质研究方面相对于传统的Sm-Nd, Rb-Sr 等同位素体系具有无可比拟的优势[2]。原位分析方法(特别是SHRIMP或LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结合LA-MC-ICP-MS锆石Lu-Hf同位素分析)已经广泛应用于火山岩(火山碎屑岩)的源区分析, 为研究造山带岩浆岩的年龄和源区提供了简单可靠的方法[3]。另外, 捕获锆石被认为来自基底岩石, 比碎屑锆石更能直接反映下覆基底的信息, 因而其年代学及Lu-Hf同位素特征也可以用来限定岩浆源区的成分和演化, 并示踪其地幔源区及地壳演化过程[1,3]。
中亚造山带是全球规模最大的增生造山带, 记录了显生宙以来的陆壳生长过程[4-6]。作为中亚造山带的重要组成部分, 兴蒙造山带在古生代受控于古亚洲洋构造域的演化[4,6-8], 之后又经历了环太平洋构造域和蒙古?鄂霍茨克构造域的强烈叠加和改造[5,9-11], 其构造演化与中亚造山带的形成过程密切相关。
中亚造山带地壳生长已成为近年来国内外研究的热点之一[5,12-14], 其显著特点是大规模发育的具有正εNd(t)值和低(87Sr/86Sr)i值特征的花岗岩, 并出现多处基性?超基性侵入体以及火山喷发。火山熔岩及火山碎屑岩是研究中亚造山带地壳演化的重要窗口。内蒙古中部地区位于中亚造山带的东南段, 处于华北板块与西伯利亚板块的最终碰撞拼合部位, 广泛发育石炭?二叠纪以火山熔岩、火山碎屑岩为主的地层(如宝力高庙组), 是研究显生宙地壳增生和区域构造演化的理想场所。近年来, 一些学者对内蒙古中部的宝力高庙组进行了地质年代学和岩石地球化学研究[15-17], 但是关于宝力高庙组的时代归属、成因及构造背景等认识还存在争议。此外, 目前还没有关于内蒙古中部宝力高庙组火山岩(火山碎屑岩)Hf同位素组成的报道。为此, 本文对内蒙古中部苏尼特左旗?阿巴嘎旗以北的宝力高庙组火山岩(火山碎屑岩)进行原位SHRIMP锆石U-Pb定年分析, 旨在确定宝力高庙组火山?沉积地层的形成年龄, 厘定宝力高庙组的时代归属。我们还开展了Hf同位素研究, 以追溯宝力高庙组火山岩(火山碎屑岩)的源区特征, 并结合前人的研究成果, 试图探讨晚石炭世和晚侏罗世构造属性, 为揭示兴蒙造山带中段构造演化以及中亚地区地壳生长方式提供依据。
北京大学学报(自然科学版) 第51卷 第1期 2015年1月
1 区域地质背景及样品采集
内蒙古中部地区位于华北克拉通北部, 中亚造山带中、东段[6-7], 北邻南蒙地块, 东至嫩江?八里罕断裂带(图1)。最为显著的构造特征是近东西向延伸的索伦缝合带[4,6-7], 分隔了南蒙地块和华北克拉通, 这条缝合带不仅被认为是石炭?二叠纪华夏植物群与安加拉植物群不同植物地理分区的界限[18], 还被认为是古亚洲洋最终缝合的位置[4,6-8]。内蒙古中部地区晚古生代发生了强烈的火山活动及岩浆侵入, 火山活动时间较长, 火山岩出露面积较广。该区晚古生代火山岩(火山碎屑岩)主要由本巴图组、宝力高庙组、格根敖包组、大石寨组、额里图组和于家北沟组等组成。
宝力高庙组为一套晚古生代陆相火山-沉积地层, 主要分布在贺根山断裂以北的乌里雅苏台大陆边缘带内的二连-东乌旗一带, 向北东延伸至尕拉城等地, 分布面积占基岩出露的近三分之一[16]。宝力高庙组不整合于泥盆系地层之上, 与上覆二叠系
林西组呈不整合接触。由于岩性组合的差异性, 将其自下而上划分为3个岩性段: 第一岩段为碎屑岩段, 由硬砂岩、粉砂岩、含粉砂质页岩、板岩及砾岩夹少量中酸性火山岩组成, 含植物化石; 第二岩段为火山岩段, 由英安质含角砾岩屑晶屑凝灰岩、英安质晶屑凝灰岩、玄武岩、安山岩、流纹岩及少量流纹质晶屑凝灰岩夹少量正常沉积碎屑岩等组成, 含大量植物化石; 第三岩段为砂砾岩段, 岩性组合比较复杂, 由凝灰质砂岩、泥质粉砂岩、长石砂岩及英安质含砾凝灰岩等组成。Zhang 等[15]对这套地层中出露的玄武岩、玄武安山岩、安山岩和流纹岩进行了地球化学分析, 表明这些火山岩表现为高钾钙碱性的特点, 并指出中基性岩石源于俯冲相关的交代的软流圈和岩石圈地幔, 而流纹岩主要源于新生玄武质岩石的部分熔融, 同时混合了少量古老地壳物质。宝力高庙组地层被晚古生代和中生代花岗岩体侵入。其中, 晚古生代花岗岩的地球化学特征表明其为碱性A 型花岗岩, 全岩Rb-Sr 等时线年龄为276~286 Ma [19]。
① 据中华人民共和国内蒙古自治区地质图和中华人民共和国内蒙古自治区地质构造图(1:1500000)。
贺淑赛等 内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf 同位素特征及其地质意义
图2 研究区域地质简图及地层柱状图①
Fig. 2 Simplified geological map and the stratigraphic column of the study region ①
本文研究的两件样品10SZ5-1和10AB9-1分别采自苏尼特左旗北部白音乌拉地区(44°23′16″N, 113°12′49″E)和阿巴嘎旗北部青格勒宝拉格地区(44°49′15″N, 114°35′33″E)的采石坑(图2和3)。
样品10SZ5-1为灰白色, 流动构造。斑晶含量达15%左右, 主要为长石, 占斑晶总量的90%以上, 多数晶形呈板状, 粒径变化较大(0.2~2 mm), 多数发生绢云母化和高岭土化, 斑晶中有5%左右的黑
云母, 为自形晶, 粒径介于0.4~1.2 mm 之间, 已蚀变。定名为流纹岩。
样品10AB9-1为灰白色, 主要由晶屑(20%)、玻屑(70%)和塑性岩屑(10%)组成。晶屑包括石英和长石。石英晶屑约占总晶屑含量的70%, 呈棱角状, 裂纹发育, 粒径为0.2~1.7 mm 。长石晶屑约占总晶屑含量的30%, 半自形—他形, 偶见简单双晶, 粒径与石英相当。玻屑呈鸡骨状、弧面多角形状、蚯蚓状等。塑性岩屑呈条带状, 两端常撕裂呈火焰状, 有些具球粒和霏细脱玻结构。定名为流纹质晶
屑熔结凝灰岩。
2 分析方法
首先用重液和磁选分离锆石颗粒, 然后在双目显微镜下挑选, 与标样TEM 一起制靶。分析前拍摄锆石颗粒的反射光、透射光和电子探针阴极发光(CL)图像(图4), 清洗样品靶并镀金。锆石SHRIMP U-Pb 定年分析在中国地质科学院北京离子探针中心完成, 详细的分析流程和原理参见文献[20]。采用跳峰扫描, 记录背景值和9个离子(Zr 2O +,
204
Pb +,
206
Pb +, 207Pb +, 208Pb +, U +, Th +, ThO +, UO +)的束峰。
用TEM (417 Ma)校正锆石中离子间的分馏, 用SL13(年龄: 572 Ma; U 含量: 238 μg/g)标定样品的
U, Th, Pb 含量。用软件SQUID1.02和ISOPLOT3进行数据处理及谐和图绘制。测定的204
Pb 用做普
通Pb 校正, 采用的
206
Pb/238U 加权平均年龄均具有
95%以上的置信度。
Lu-Hf 同位素分析在中国地质大学地质过程与
①据中华人民共和国地质图(1:200000)阿巴嘎旗幅(1975)、乌力吉特敖包和白音图嘎幅(1979)、白音乌拉幅(1980)和白音吉日嘎大队
(1980)。
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(a)和(b)分别为样品10SZ5-1的野外照片和显微照片(正交偏光); (c)和(d)分别为样品10AB9-1的野外照片和显微照片(单偏光)
图3 宝力高庙组样品野外照片及显微照片
Fig. 3 Field photos and photomicrographs of samples of Baoligaomiao Formation
矿产资源国家重点实验室利用配有193 nm激光的多接收杯等离子体质谱(MC-ICP-MS)完成, 仪器操作条件和分析方法参见文献[21]。采用单点剥蚀模式, 束斑为44 μm。使用176Yb/173Yb = 0.79381扣除176Yb对176Hf的同量异位干扰[22], 使用176Lu/ 175Lu = 0.02656扣除176Lu对176Hf的同量异位干扰[23]。分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素质量分馏校正)运用软件ICP MSDataCal[24]完成。
3 分析结果
3.1 锆石U-Pb年代学
本文对出露于苏尼特左旗白音乌拉地区的原宝力高庙组流纹岩(10SZ5-1)和阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区的原宝力高庙组流纹质晶屑熔结凝灰岩(10AB9-1)两个样品进行了锆石SHRIMP U-Pb定年, 分析结果见表1和图5。
苏尼特左旗白音乌拉地区宝力高庙组流纹岩样品10SZ5-1中的锆石呈等轴状或棱柱状, 自形至半自形, 长40~70 μm, 长宽比为1:1~2:1。在CL图像中, 几乎所有的锆石都显示震荡环带, 个别锆石颗粒显示扇形分带结构(图4(a)), 指示其岩浆成因特点[25]。17个锆石测点的U含量介于129~563 μg/g 之间, Th含量变化范围为87~848 μg/g, Th/U比值为0.62~1.59, 均大于0.4 (表1), 进一步表明所研究的锆石为典型的岩浆成因。这些锆石的206Pb/238U 表观年龄在283.4±2.7~317.1±2.8 Ma之间。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图(图5(b))上, 所有17个分析点给出289.9±4.3 Ma的206Pb/238U年龄(MSWD = 8.1)。这些数据中, 有一个分析点(点1)年龄偏高和3个点(点12, 14, 15)偏低, 它们的206Pb/238U表观年龄分别为317.1±2.8, 283.4±2.7,
贺淑赛等内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf同位素特征及其地质意义
虚线圈代表U-Pb定年位置, 实线圈代表Hf同位素分析点
图4 宝力高庙组样品锆石阴极发光图像
Fig. 4 Representative CL images of zircons from the samples of Baoligaomiao Formation
289.7±3.0和287.0±3.8 Ma。年龄偏高的分析点可能是分析测试过程中铅的混染造成的; 年龄偏低的3个分析点的CL图像显示其分析位置为亮白, 可能是铅丢失的结果。其余13个测点给出一致的206Pb/238U表观年龄291.4±2.6~308.1±4.0 Ma, 并在锆石U-Pb年龄谐和图上成群分布, 其206Pb/238U加权平均年龄为300.0±2.9 Ma (图5(a)), MSWD = 2.7, 代表宝力高庙组火山岩段流纹岩的结晶时代。
阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区流纹质晶屑熔结凝灰岩样品10AB9-1中锆石呈短柱状或棱柱状, 自形至半自形, 粒径变化较大, 长50~250 μm, 长宽比大多为1:1~2:1, 个别可达 3.5:1, 显示清晰的内部结构, 锆石具有条痕状吸收或震荡生长环带(图4 (b))。13个分析点的U含量介于105~702 μg/g之间, Th含量变化范围为119~1172 μg/g, Th/U比值为0.48~2.24, 均大于0.4 (表1), 表明锆石为岩浆成因。所有13个分析点给出的206Pb/238U表观年龄介于155.7±2.0~734.7±9.2 Ma之间。除去具有前中生代年龄(291.8±3.4, 304.0±3.3和734.7±9.2 Ma)的3颗锆石(分析点1, 10, 12)外, 其余10个测点基本给出一致的206Pb/238U表观年龄(155.7±2.0~163.3±2.4 Ma)。3颗具前中生代年龄的锆石解释为捕获锆石。在207Pb/235U-206Pb/238U谐和图中(图5(d)), 10个具中生代206Pb/238U表观年龄的测点均落在谐和线上或其附近, 206Pb/238U加权平均年龄为159.6± 1.4 Ma (MSWD =1.2, 图5(c)), 代表该流纹质晶屑熔结凝灰岩的喷发年龄。
3.2 锆石Hf同位素地球化学特征
本文在对研究区分析样品中锆石SHRIMP定年的基础上, 挑选年龄较谐和的锆石共22颗(样品10SZ5-1: 10颗, 样品10AB9-1: 12颗)进行了LA-MC-ICP-MS微区原位Hf同位素分析。Hf同位素微区原位分析是在SHRIMP U-Pb年龄分析点的同一位置上进行的(图4)。这22颗锆石Hf同位素分析结果如表2和图6所示。所有锆石颗粒分析的176Lu/177Hf比值均小于0.010, 为中酸性岩石的典型特征[26], 因而可以用平均大陆地壳模式年龄T DM C 来讨论其源区特征。
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表1 宝力高庙组样品锆石SHRIMP U-Pb定年结果
Table 1 Results of SHRIMP U-Pb zircon dating for samples of Baoligaomiao Formation
分析点206Pb
c
/
%
U/
(m g·g-1)
Th/
(m g·g-1)
232Th/
238U
206Pb*/
(m g·g-1)
206Pb/238U
年龄/Ma
207Pb*/206Pb*
年龄/Ma
207Pb*/206Pb*207Pb*/235U 206Pb*/238U
比值±% 比值±% 比值±%
10SZ5-1-01 1.53 174 165 0.98 7.23 300.6 ±3.4 49 ±210 0.0470 8.9 0.309 9.0 0.04773 1.2
10SZ5-1-02 0.73 385 478 1.28 15.8 298.6 ±2.6 288 ± 99 0.0521 4.3 0.340 4.4 0.04742 0.89 10SZ5-1-03 1.21 231 240 1.07 9.62 301.8 ±3.1 215 ±150 0.0504 6.7 0.333 6.8 0.04793 1.0 10SZ5-1-04 0.17 312 300 0.99 12.9 301.9 ±2.7 472 ± 75 0.0565 3.4 0.373 3.5 0.04795 0.91 10SZ5-1-05 1.86 274 269 1.01 11.5 301.3 ±3.5 286 ±150 0.0520 6.6 0.343 6.7 0.04785 1.2 10SZ5-1-06 0.69 563 848 1.56 23.5 304.1 ±2.4 207 ± 99 0.0503 4.3 0.335 4.4 0.04831 0.82 10SZ5-1-07 1.56 255 249 1.01 10.7 303.7 ±5.0 209 ±220 0.0503 9.3 0.335 9.5 0.04824 1.7 10SZ5-1-08 0.55 425 487 1.19 17.3 296.7 ±2.5 340 ± 94 0.0533 4.2 0.346 4.3 0.04710 0.87 10SZ5-1-09 0.66 452 697 1.59 18.7 300.4 ±2.9 349 ± 89 0.0535 3.9 0.352 4.1 0.04770 10 10SZ5-1-10 2.07 166 99 0.62 7.14 308.1 ±4.0 53 ±350 0.0471 15 0.318 15 0.04895 1.3 10SZ5-1-11 0.84 334 305 0.94 14.6 317.1 ±2.8 247 ±120 0.0511 5.0 0.355 5.1 0.05041 0.92 10SZ5-1-12 1.15 320 394 1.27 12.5 283.4 ±2.7 94 ±150 0.0479 6.3 0.297 6.4 0.04494 0.97 10SZ5-1-13 0.85 291 259 0.92 12.3 307.0 ±2.8 329 ± 88 0.0530 3.9 0.357 4.0 0.04878 0.94 10SZ5-1-14 2.36 256 231 0.93 10.4 289.7 ±3.0 395 ±160 0.0546 7.3 0.346 7.4 0.04597 1.1 10SZ5-1-15 1.18 129 87 0.70 5.11 287.0 ±3.8 71 ±200 0.0474 8.4 0.298 8.5 0.04552 1.3 10SZ5-1-16 1.49 319 372 1.20 13.0 293.9 ±2.7 106 ±130 0.0481 5.4 0.310 5.4 0.04665 0.95 10SZ5-1-17 0.98 411 436 1.10 16.5 291.4 ±2.6 327 ±120 0.0530 5.4 0.338 5.5 0.04624 0.93
10AB9-1-02 2.75 273 131 0.50 6.07 160.4 ±2.6 176 ±480 0.050 21 0.172 21 0.02520 1.7 10AB9-1-03 3.52 548 327 0.62 12.3 160.3 ±2.0 -118 ±290 0.0439 12 0.152 12 0.02518 1.2 10AB9-1-04 1.74 331 179 0.56 7.43 163.3 ±2.4 110 ±350 0.0482 15 0.171 15 0.02565 1.5 10AB9-1-05 1.77 702 429 0.63 15.2 157.9 ±1.8 44 ±210 0.0469 8.7 0.160 8.8 0.02480 1.2 10AB9-1-06 3.81 305 545 1.85 6.73 157.5 ±2.5 -359 ±670 0.040 26 0.136 26 0.02474 1.6 10AB9-1-07 2.59 342 741 2.24 7.62 160.8 ±2.5 -87 ±330 0.0444 13 0.155 13 0.02526 1.6 10AB9-1-08 1.58 554 1172 2.19 12.3 161.7 ±2.3 87 ±350 0.0478 15 0.167 15 0.02540 1.4 10AB9-1-09 2.11 191 205 1.11 4.29 162.7 ±2.8 394 ±440 0.055 19 0.192 19 0.02556 1.7 10AB9-1-10 0.87 474 256 0.56 19.9 304.0 ±3.3 219 ±100 0.0505 4.4 0.336 4.6 0.04829 1.1 10AB9-1-11 1.96 570 574 1.04 12.2 155.7 ±2.0 -150 ±320 0.0433 13 0.146 13 0.02445 1.3 10AB9-1-12 1.80 105 119 1.18 11.1 734.7 ±9.2 744 ±120 0.0641 5.8 1.066 6.0 0.1207 1.3 10AB9-1-13 3.56 263 123 0.48 5.86 159.2 ±2.4 -340 ±610 0.0402 24 0.138 24 0.02500 1.5
说明: 误差为1σ, Pb c代表普通铅, Pb*代表放射性铅, 测定的204Pb用做普通铅校正。样品10SZ5-1的阴影部分为剔除锆石数据; 样品10AB9-1的阴影部分为捕获锆石数据。
贺淑赛等内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf同位素特征及其地质意义
图5 宝力高庙组样品SHRIMP锆石206Pb/238U年龄加权平均图((a)和(c))及相应的U-Pb谐和图((b)和(d))
Fig. 5 Weighted mean 206Pb/238U SHRIMP dates ((a) and (c)) and associated U-Pb concordia curve plots ((b) and (d)) for samples of Baoligaomiao Formation
苏尼特左旗白音乌拉地区流纹岩样品10SZ5-1分析10组数据, 锆石176Lu/177Hf比值在0.001314~ 0.003488之间变化, 176Hf/177Hf比值分布于0.282892~0.282968之间, 按照t= 300.0 Ma计算, 对应的εHf(t)值为+10.5~+12.9(表2), 平均为+12.1± 0.8。Hf同位素亏损地幔模式年龄T DM变化范围为426~519 Ma, Hf同位素平均地壳模式年龄T DM C变化范围为493~645 Ma(表2), 平均548±48 Ma。
阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区流纹质晶屑熔结凝灰岩样品10AB9-1共测得12组数据, 其中包括3颗捕获锆石数据。锆石(包括捕获锆石)176Lu/177Hf 比值在0.001014~0.004664之间变化, 176Hf/177Hf比值分布于0.282145~0.283058之间。其中9粒岩浆锆石176Hf/177Hf比值分布于0.282959~0.283058之间, 按照t= 159.6 Ma计算, εHf(t)值为+10.1~+13.1 (表2), 平均+11.7±1.3。Hf同位素亏损地幔模式年龄T DM变化范围为304~413 Ma, Hf同位素平均地壳模式年龄T DM C变化范围为369~563 Ma (表2), 平均462±81 Ma。3颗捕获锆石(点1, 10, 12)的176Hf/177Hf比值分布于0.282145~0.283048之间, 按照t= 300.0 Ma 为表观年龄计算, 点1和点10对应的εHf(t) 值分别为+15.6和+11.0; 按照t= 734.7 Ma为表观年龄计算, 点12的εHf(t)值为?6.7 (表2)。Hf同位素亏损地幔模式年龄T DM分别为310, 506和1583 Ma, Hf同位素平均地壳模式年龄T DM C 分别为315, 618和2083 Ma (表2)。在εHf(t)与年龄(t)关系图(图6)上, 除点12外, 所有其他测试数据点均落于0.32~0.60 Ga 地壳演化线之间。
北京大学学报(自然科学版) 第51卷第1期 2015年1月
表2 宝力高庙组样品锆石Hf同位素分析数据
Table 2 Zircon Hf isotopic data of Baoligaomiao Formation samples
分析点年龄/Ma
176Yb/177Hf 176Lu/177Hf 176Hf/177Hf
εHf(0) εHf(t) T DM/Ma f Lu/Hf T DM C/Ma 比值2σ比值2σ比值2σ
10SZ5-1-01 300.0 0.086777 0.001104 0.002621 0.000017 0.282964 0.000016 6.8 12.9 427 ?0.92 495
10SZ5-1-02 300.0 0.043349 0.000978 0.001314 0.000020 0.282918 0.000016 5.2 11.5 478 ?0.96 583
10SZ5-1-03 300.0 0.089506 0.002855 0.002688 0.000073 0.282965 0.000018 6.8 12.9 426 ?0.92 493
10SZ5-1-04 300.0 0.117071 0.000895 0.003471 0.000022 0.282955 0.000019 6.5 12.4 450 ?0.90 525
10SZ5-1-05 300.0 0.070329 0.001765 0.002194 0.000032 0.282930 0.000018 5.6 11.8 471 ?0.93 566
10SZ5-1-06 300.0 0.112229 0.004553 0.003323 0.000121 0.282946 0.000019 6.1 12.1 462 ?0.90 545
10SZ5-1-07 300.0 0.080231 0.004214 0.002408 0.000111 0.282929 0.000015 5.6 11.7 475 ?0.93 570
10SZ5-1-08 300.0 0.112178 0.003203 0.003267 0.000076 0.282968 0.000020 6.9 12.9 428 ?0.90 493
10SZ5-1-09 300.0 0.119572 0.003506 0.003488 0.000088 0.282939 0.000019 5.9 11.8 476 ?0.89 563
10SZ5-1-10 300.0 0.053411 0.001373 0.001679 0.000037 0.282892 0.000017 4.3 10.5 519 ?0.95 645
10AB9-1-1 300.0 0.128455 0.004782 0.003658 0.000125 0.283048 0.000020 9.8 15.6 310 ?0.89 315
10AB9-1-2 159.6 0.043970 0.001046 0.001277 0.000039 0.282963 0.000015 6.7 10.1 413 ?0.96 563
10AB9-1-3 159.6 0.037564 0.000130 0.001037 0.000008 0.282966 0.000015 6.9 10.3 405 ?0.97 552
10AB9-1-4 159.6 0.036936 0.000334 0.001014 0.000004 0.282965 0.000015 6.8 10.2 407 ?0.97 556
10AB9-1-5 159.6 0.064910 0.002130 0.001708 0.000043 0.282995 0.000016 7.9 11.2 371 ?0.95 492
10AB9-1-6 159.6 0.119596 0.002454 0.003204 0.000079 0.283049 0.000021 9.8 13.0 305 ?0.90 379
10AB9-1-7 159.6 0.135631 0.003530 0.003587 0.000078 0.283044 0.000019 9.6 12.8 316 ?0.89 392
10AB9-1-8 159.6 0.184677 0.003169 0.004664 0.000098 0.283058 0.000022 10.1 13.1 304 ?0.86 369
10AB9-1-9 159.6 0.042685 0.002108 0.001159 0.000052 0.283011 0.000016 8.5 11.8 342 ?0.97 451
10AB9-1-10 300.0 0.085956 0.001263 0.002526 0.000043 0.282909 0.000018 4.9 11.0 506 ?0.92 618
10AB9-1-11 159.6 0.120495 0.006138 0.003071 0.000139 0.283038 0.000022 9.4 12.6 321 ?0.91 404
10AB9-1-12 734.7 0.057258 0.001140 0.001534 0.000033 0.282145 0.000022 ?22.2 ?6.7 1583 ?0.95 2083 说明: εHf(0)=[(176Hf/177Hf)s/(176Hf/177Hf)CHUR,0?1]×10000, εHf(t)={[(176Hf/177Hf)s?(176Lu/177Hf)s×(eλt?1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0?(176Lu/177Hf)CHUR,0 × (eλt?1)]?1)}×10000, T DM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)s?(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)s?(176Lu/177Hf)DM]}, T DM C=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)s,t?(176Hf/177Hf)DM,t]/ [0.015–(176Lu/177Hf)DM]}+t; (176Hf/177Hf)s和(176Lu/177Hf)s为测试值, s代表样品, t代表锆石结晶年龄; λ=1.867×10?11 a?1, (176Hf/177Hf)CHUR,0 =0.282772, (176Lu/177Hf)CHUR,0 =0.0332, (176Hf/177Hf)DM=0.28325, (176Lu/177Hf)DM=0.0384。
4 讨论
4.1 宝力高庙组地层时代
内蒙古中部出露的宝力高庙组地层的时代至今仍存在争议。在1960年宝力高庙组地层命名时期, 其时代定为早二叠世[26]。20世纪90年代, 根据内蒙古自治区和东北区域地层清理的研究成果, 出露于内蒙古中部的宝力高庙组地层被置于晚石炭世至早二叠世[26]。然而由于缺乏精确的定年数据, 对这套含火山岩系的地层的时代确定主要通过古生物年代学或区域地层对比等方法, 存在不确定性。另外, 确定时代的化石主要依据采集的大量安哥拉植物群化石, 其中除Noeggerathiopsis derzavinii为早二叠世地层中常见分子外, 其余化石分子或者是晚石炭世至早二叠世海陆交互相地层中的分子, 或者是晚石炭世的分子(Neuropteris otozamioides Sze et Lee 和Angaropteridium cwdiopteroides (Schmalh) Zal.等)。由此可见, 内蒙古中部地区这套陆相火山-碎屑岩建造中的古生物化石比较复杂, 对这套地层时代的确定还需要年代学证据的支持。
贺淑赛等内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf同位素特征及其地质意义
图6 宝力高庙组样品锆石Hf同位素特征Fig. 6 Zircon Hf isotopic features of Baoligaomiao
Formation samples
苏尼特左旗白音乌拉地区流纹岩中锆石发育典型岩浆生长环带或具扇形分带结构(图4(a)), 结合其较高的Th/U比值(0.62~1.59), 表明它们为岩浆成因, 可以认为本次的定年结果说明宝力高庙组火山岩段流纹岩形成于300.0±2.9 Ma, 属于晚石炭世岩浆活动的产物。最近, 李朋武等[17]对白音乌拉附近该套陆相火山-沉积岩系的晶屑凝灰岩进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb定年, 结果为299.5±1.6和299.9±1.2 Ma, 与我们本次定年结果有良好的一致性。在东乌珠穆沁旗原命名地宝力高庙敖包附近, 宝力高庙组流纹岩和英安质晶屑凝灰岩的年龄分别为303.4±6.7和304.9±3.1 Ma[16]。有关小兴安岭地区宝力高庙组的年龄报道还有卧都河林场的凝灰质流纹岩, 其年龄为306.9±2.2 Ma[27]。综上所述, 已有年代学数据表明宝力高庙组火山岩段的主体年龄范围为299.5~306.9 Ma (图7)。
值得注意的是, 本次研究中, 采于阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区, 原划为宝力高庙组的流纹质晶屑熔结凝灰岩, 给出中生代岩浆锆石年龄159.6±1.4 Ma, 其捕获锆石年龄显示晚古生代(291.8±3.4和304.0±3.3 Ma)和新元古代(734.7±9.2 Ma)岩浆事件的存在。晚古生代岩浆事件与之前获得的宝力高庙组火山岩的年代学研究结果相吻合。阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区原划为宝力高庙组的流纹质晶屑熔结凝灰岩, 其岩浆作用的时间显然与宝力高庙组的时代不符。事实上, 在内蒙古地区出露的宝力高庙组火山岩段主要为一套含砾的火山碎屑岩及火山岩岩
图7 宝力高庙组长英质火山岩(火山碎屑岩)U-Pb年龄Fig. 7 U-Pb zircon geochronology of felsic volcanic (vol- caniclastic) rocks from Baoligaomiao Formation
石组合, 在岩石类型和岩石组合上与阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区原划为宝力高庙组相左。此外, 159.6±1.4 Ma这一中生代岩浆事件与研究区零星分布的满克头鄂博组火山岩浆作用相一致[28-30]。因此, 在阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区原划为宝力高庙组的流纹质晶屑熔结凝灰岩应从宝力高庙组中剥离出来, 归并到中生代侏罗系满克头鄂博组。
4.2 地壳演化意义
中亚造山带是与俯冲相关的, 沿西伯利亚板块和华北板块边缘分布的, 世界上最大的显生宙陆壳增生带, 发育大量古生代和中生代花岗岩侵入体及相应的火山岩[5,12-14]。大量研究表明中亚造山带显生宙花岗岩不论形成于什么时代和什么构造背景, 也不论属于何种成因类型, 均有正的εNd(t)值和低的初始(87Sr/86Sr)i值以及新元古代至显生宙以来的模式年龄(300~1200 Ma), 被认为是大陆地壳增生的标志[5,12-14]。
如前所述, SHRIMP锆石U-Pb年龄揭示本次研究的原划为宝力高庙组的火山岩存在两期岩浆事件, 时代分别为300 Ma和159.6 Ma。Hf同位素分析显示, 尽管这两期岩浆事件的时间跨度达140 Ma, 但它们各自岩浆锆石的Hf同位素特征相似, 说明它们具有相似的来源。阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区流纹质晶屑熔结凝灰岩样品10AB9-1的岩浆锆石176Hf/177Hf比值分布于0.282959~0.283058之间, εHf(t)值为+10.1~+13.1, 数据点均落在0.32~ 0.60 Ga地壳演化线之间(图6), 表明其源区可能为地幔来源的物质或新生地壳(即刚从地幔分离出的物质发生再熔融形成的岩石)。锆石Hf
同位素平均
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地壳模式年龄T DM C变化范围为369~563 Ma(表2), 与兴蒙造山带晚古生代花岗岩的Hf同位素平均地壳模式年龄[31-32]相同, 也与兴蒙造山带变质岩、火山岩和花岗岩的全岩Nd模式年龄[14-15,33-36]相近, 反映该凝灰岩来源于新生地壳物质的部分熔融作用。由表2可知, 样品10AB9-1中两颗晚古生代捕获锆石的年龄大约为300 Ma, 在图6中其Hf同位素的数据点也落在0.32~0.60 Ga地壳演化线之间, 且与岩浆锆石数据点形成相关关系, 说明其为晚古生代新生地壳在晚侏罗世的再造。因此, 我们认为阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区出露的原划为宝力高庙组的侏罗纪流纹质晶屑熔结凝灰岩的源岩是晚古生代形成的新生地壳物质, 而该时期正是中亚造山带大陆地壳生长的重要时期[5,12-14]。苏尼特左旗白音乌拉地区宝力高庙组流纹岩样品10SZ5-1的岩浆锆石176Hf/177Hf比值分布于0.282892~0.282968之间, εHf(t)值为+10.5~+12.9, 均为正值, 表明岩石在形成过程中有相当数量的地幔物质或新生地壳物质加入。岩浆锆石的εHf(t)值呈现有限的变化, 变化范围约为3 ε单位, 稍微高于分析不确定性的1.5 ε单位[37], 说明其结晶时的母岩浆Hf同位素较为均一。此外, 样品10AB9-1中捕获锆石颗粒(点1)的年龄与样品10SZ5-1的年龄相一致, 且其εHf(t)值为+15.6, 接近于同时代亏损地幔的εHf(t)值(+15.8), 进一步说明这些锆石具有明显的新生物质的特征。因此, 其寄主岩浆源区有大量地幔物质的参与, 但这并不能表明这些地幔物质就是直接来源于地幔。岩石学研究已经证明, 地幔橄榄岩的部分熔融不可能直接形成长英质岩石, 而必定要经过玄武质地壳这一阶段; 此外, 由于亏损地幔或原始地幔中的Zr 不饱和, 锆石不可能由其直接结晶形成, 只有通过新生地壳的熔融再造或者通过侵位过程中的混染作用来提高Zr的含量, 从而形成锆石。可见, 寄主岩浆源区并不是直接来自地幔, 而是源于新生地壳的重熔作用。如表2所示, 样品10SZ5-1的Hf同位素平均地壳模式年龄分布于493~645 Ma间, 高于其形成时代(约300 Ma), 表明岩浆中还有少量老地壳物质的参与。地球化学特征也指出, 这些长英质火山岩以强烈富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)而亏损高场强元素(HFSE)为特征, 是新生玄武质岩石和少量古老地壳的混合源区部分熔融的结果[15]。因此, 苏尼特左旗白音乌拉地区宝力高庙组流纹岩来源于晚古生代新生地壳物质的重熔, 并混入少量古老地壳物质。样品10AB9-1中的捕获锆石颗粒(点1)的平均地壳模式年龄为315 Ma, 与其形成年龄(约300 Ma)相近, 反映兴蒙造山带中段在晚古生代(约315 Ma)曾发生过一次重要的地壳增生事件。事实上, 约315 Ma正是内蒙古中部晚古生代岛弧岩浆发育时期[31,38-39]。因此可以说明, 兴蒙造山带中段乌里雅苏台陆缘增生带中生代火山岩与晚古生代火山岩具有相同的源区, 都揭示了晚古生代的一次重要的增生事件。
4.3 构造意义
兴蒙造山带位于中亚造山带的东段, 是西伯利亚板块和华北板块拼贴过程的产物, 不仅经历了古生代古亚洲洋构造域的作用, 而且之后遭受了蒙古-鄂霍茨克构造域和/或太平洋构造域的叠加与改造, 一直是热点研究区域之一[4-11,13-15]。已有研究显示, 在古生代古亚洲洋沿索伦缝合带闭合[4,6-7], 但其最终缝合的时限仍没有达成共识, 至今对晚石炭世的构造属性存在不同的认识。一些学者认为兴蒙造山带在晚石炭世依然存在洋壳俯冲的记录[4,6-7,38], 另一些学者认为古亚洲洋在晚石炭世之前已闭合, 并进入碰撞后的伸展阶段[40-41]。尽管在古亚洲洋的最终闭合时间上存在争议, 但基本上认同古亚洲洋构造域在中生代之前已经结束活动, 进入到环太平洋构造域和蒙古-鄂霍茨克构造域演化阶段。然而, 在晚侏罗世时期, 兴蒙造山带到底是受环太平洋构造域的影响还是受蒙古-鄂霍茨克构造域的影响, 以及处于什么样的构造环境, 目前还没有明确结论[28,42]。
近年来, 发表了不少兴蒙造山带约300 Ma的锆石U-Pb年龄数据。在东乌珠穆沁旗原宝力高庙组命名地宝力高庙敖包地区发育的流纹岩和英安质晶屑凝灰岩年龄为303.4±6.7和304.9±3.1 Ma[16], 小兴安岭地区卧都河林场的宝力高庙组凝灰质流纹岩的时代为306.9±2.2 Ma[27], 白音乌拉附近的晶屑凝灰岩的时代为299.5~299.9 Ma[17]。这些资料结合本次研究的结果表明, 内蒙古中部在约300 Ma存在一期火山作用事件。已有的地球化学资料显示, 宝力高庙组基性和酸性火山岩构成内蒙古中部石炭纪晚期的高钾钙-碱性岩浆[15]。然而, 我们注意到其中的基性岩尽管以富集大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)、亏损高场强元素(HFSE)和高的La/Nb, Ba/Nb比值为特征, 但其Ba/La比值基本上小于30, 低于板块俯冲作用相关的岛弧火山岩的
贺淑赛等内蒙古中部宝力高庙组长英质火山岩U-Pb-Hf同位素特征及其地质意义
Ba/La值(>30)。前人研究表明, 兴蒙造山带内还发育以富含轻稀土元素(LREE)和大离子亲石元素(LILE)、亏损重稀土元素(HREE)和高场强元素(HFSE)、正Sr异常和高的Th/Ta比值为特征的310~330 Ma钙碱性侵入体, 指示岛弧岩浆的特点[38-39]。而在早二叠世(270~280 Ma), 该区发育的火山作用多以双峰式火山岩组合为特色, 且存在大规模的A型和过碱性花岗岩, 揭示兴蒙造山带伸展构造环境的存在[43-45]。另外, 在研究区西延的南蒙地区晚古生代发育两类侵入体, 即石炭纪(325~333 Ma)形成于岛弧环境下的I型花岗岩体和早二叠世(约290 Ma)产生于造山后伸展环境的A型和过碱性花岗岩, 揭示从岛弧岩浆作用到碰撞后伸展环境下岩浆作用的转换[46-47]。因此, 约300 Ma宝力高庙组的火山岩岩浆作用发生于由俯冲到碰撞后伸展的转换时期, 长英质火山岩是该时期由地壳物质部分熔融作用的结果。
锆石Hf同位素特征显示, 宝力高庙组约300 Ma的长英质岩浆的来源为晚古生代新生地壳物质与少量老地壳成分的混合。此外, 样品10AB9-1中有大于700 Ma的捕获锆石, 说明其下也存在古老物质。最近, Tang等[48]运用LA-ICP-MS锆石U-Pb 定年的方法对额尔古纳地体中出露的具有片麻状构造的侵入岩进行了年代学研究, 结果表明这些侵入岩主要分为约851 Ma (正长花岗岩)、约792 Ma (双峰式辉长岩、辉长-闪长岩和正长花岗岩)、约762 Ma(花岗闪长岩)和约737 Ma(正长花岗岩) 4个阶段, 显示这些岩浆岩形成于新元古代。大兴安岭北段中生代岩浆岩Nd同位素特征(εNd(t)=?0.2~ +3.6, T DM2= 0.63~0.93 Ga)也表明其基底有老地壳的存在[49]。可见, 在研究区的东延区域(包括额尔古纳和大兴安岭等在内的地区)存在老地壳基底。在研究区西部的亚干-翁奇海尔罕地区, 王涛等[50]曾报道变质核杂岩中花岗质片麻岩的锆石U-Pb年龄为916±16 Ma, 表明该区也存在前寒武纪基底。特别是在研究区西延的Nuhetdavaa地体中, 不仅出露早古生代寒武纪至志留纪的火山沉积建造, 而且其下存在新元古代的片麻岩、片岩和大理岩等[51]。因此, 在研究区的西延区域内同样存在老地壳基底。另外, 苏尼特左旗-锡林浩特地区约310 Ma的宝力道花岗岩类和约234 Ma的哈拉图花岗岩, 其Hf同位素具有εHf (t)值(0~16和?26~+9.1)和T DM2值(329~1771和861~4042 Ma)变化范围大的特点, 意味着其源区有老地壳物质的参与[31]。因此, 我们认为内蒙古中部白音乌拉-青格勒宝拉格地区及其相邻区域存在老地壳基底。
综上所述, 在兴蒙造山带, 约300 Ma的火山作用发育于活动大陆边缘或大陆岛弧上由俯冲到碰撞后伸展的转换时期。
如前所述, 内蒙古中部青格勒宝拉格地区的流纹质熔结凝灰岩形成于晚侏罗世(159.6±1.4 Ma), 源于晚古生代地壳成分的部分熔融。迄今, 虽然对兴蒙造山带内晚侏罗世岩浆活动产生的构造归属还有不同认识, 但越来越多的研究者认为该时期的岩浆岩应为伸展环境下的产物[11,42]。晚侏罗世兴蒙造山带的火山活动主要分布在松辽盆地以西地区, 该期火山活动主要为一套碱性至亚碱性过渡属性的火山岩组合, 在满洲里-额尔古纳地区以塔木兰沟组玄武粗安岩-粗安岩-粗面岩为代表, 而在大兴安岭中南部以满克头鄂博组流纹质熔岩、熔结凝灰岩和火山碎屑岩为代表。这一分布特点, 完全不同于东北地区广泛分布的早白垩世晚期的火山岩。该早白垩世晚期火山岩在吉黑东部为一套钙碱性火山岩, 而在松辽盆地和大兴安岭地区表现为双峰式火山岩的特点。鉴于晚侏罗世和早白垩世火山岩在分布和地球化学特征上的差异, 许文良等[11]指出晚侏罗世的火山作用与古太平洋板块的俯冲作用无关, 而早白垩晚期发育的火山岩是古太平洋板块俯冲作用的结果。此外, Engebretson等[52]依据古地磁的研究, 发现尽管古太平洋板块的俯冲是从早-中侏罗世开始的, 但其最初的俯冲方向是向北或北东方向, 直到白垩世才表现出明显向西的俯冲, 进一步说明晚侏罗世火山岩与环太平洋构造域无关。Kravchin-sky等[53]的古地磁数据显示, 中生代期间, 蒙古-鄂霍茨克洋以剪刀式的移动方式自西往东闭合, 东部闭合的时间可能持续到晚侏罗至早白垩世, 意味着晚侏罗世火山岩的形成应与蒙古-鄂霍茨克洋的演化相关。因此, 我们认为晚侏罗世兴蒙造山带应受到蒙古-鄂霍茨克构造域的影响, 青格勒宝拉格地区发育的晚侏罗世熔结凝灰岩是蒙古-鄂霍茨克洋闭合的产物。
5 结论
通过对兴蒙造山带中部宝力高庙组火山岩(火山碎屑岩)的年代学和Hf同位素的研究, 结合前人的研究成果, 可以得出以下认识。
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1)宝力高庙组火山岩段主体形成于晚石炭世(299.5~306.9 Ma), 而阿巴嘎旗青格勒宝拉格地区原划为宝力高庙组的流纹质晶屑熔结凝灰岩形成于中生代晚侏罗世(159.6±1.4 Ma), 应从宝力高庙组中剥离出来, 归并到中生代侏罗系满克头鄂博组。
2)兴蒙造山带中段乌里雅苏台大陆边缘带内的晚古生代流纹岩与中生代凝灰岩具有相似的源区。前者来源于晚古生代新生地壳物质的重熔并混入少量古老地壳物质, 是在古亚洲洋演化过程中岛弧向碰撞后伸展环境的转换时期形成的; 后者来源于晚古生代形成的地壳物质的重熔, 是蒙古-鄂霍茨克洋闭合的产物。
3)Hf同位素模式年龄揭示中亚造山带内晚古生代(约315 Ma)一次重要的增生事件, 并于晚侏罗世(约156 Ma)发生地壳的再造。
致谢 在锆石SHRIMP U-Pb定年测试过程中得到刘守偈博士和宋彪研究员的指导和帮助, 在锆石Hf同位素测试过程中得到刘勇胜教授的指导, 在此表示衷心感谢。
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