内蒙古白云鄂博地区新元古界温都尔庙群洋壳残片特征及地质意义

2011-10-19王继春肖荣阁苏士杰刘少华

地质找矿论丛 2011年1期

王继春,肖荣阁,苏士杰,廖蕾,刘少华,梁锋

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院,北京100083;2.内蒙古自治区地质调查院,呼和浩特010022;3.内蒙古自治区地质勘查基金管理中心,呼和浩特 010022;4.中钢集团天津地质研究院,天津300061)

0 引言

温都尔庙群由内蒙古地质局呼和浩特区调队1∶100万地质调查时创建[1],1∶20万区调进行了详细研究[2],主要指出露于集宁—二连浩特铁路线以东、朱日和及其以北地区的一套绿片岩相浅变质岩系;1∶5万区调中又做了大量研究工作[3-4]。温都尔庙群主要由黑云石英岩、含铁石英岩、铁矿层、绿泥片岩组成,原岩是基性火山岩变质和硅-铁质沉积岩,其中标志层是含铁石英岩,呈褐色块状或条带状产出;上部岩性以二云石英片岩、绿泥石英片岩、石英岩为主,局部为薄层状、透镜状大理岩和方解石英片岩。邵济安[5]、唐克东[6]、肖荣阁[7]、聂凤军[8]等对苏尼特左旗一带的变质-火山岩系进行了不同侧面的研究,并且提供了大量的详实数据。

1∶25万区域地质调查[9]在白云鄂博北发现了乌德构造混杂带(图1),认为其形成时代为早古生代。在该混杂带中分布有大量的中、新元古界温都尔庙群构造岩片、岩块。因此,研究温都尔庙群对于了解华北板块北缘中、新元古代的构造演化及白云鄂博地区的控矿条件具有非常重要的意义。

1 地质背景

温都尔庙群主要分布于白乃庙—温都尔庙一带和艾勒格庙—查干诺尔—红格尔一带,位于华北地块和分离出去的宝音图群小陆块边缘。其下部称桑达来呼都格组为绿片岩组合,原岩以拉斑玄武岩系等基性火山岩为主,局部发育有硅铁质岩、碳酸盐岩透镜体及辉长岩、蛇纹岩等。据内蒙古第一区域地质研究院在图林凯超基性岩体中采样,测得Sm-Nd等时线年龄为1 642 Ma[10];上部哈尔哈达组为各种石英片岩及含铁石英岩夹大理岩透镜体构成的深水相沉积中等变质岩石组合。温都尔庙铁矿即产于哈尔哈达组中。

白云鄂博北的温都尔庙群赋存于乌德早古生代构造混杂带中(图2),呈大小不一的岩片和岩块混杂于构造带内。岩块大小不等,形态各异。岩块差异甚为悬殊,形状呈不规则状、透镜状、长条状为主,大到几百平方米,小到几十平方厘米或几平方厘米。整个混杂带延伸很长,分布有宽有窄。有的在十几平方米的范围内可见到几种不同的岩石混杂在一起。其岩性为基性火山岩变质的绿片岩组合、硅铁质岩、碳酸盐岩透镜体、各种石英片岩及含铁石英岩夹大理岩透镜体等。温都尔庙群的岩块普遍遭受不同级别的剪切、碾滚、拉断,形成石香肠、菱形体、楔状体、不规则揉褶等。它们之间多以断裂或剪切面为界,故均为构造接触。同一岩块在横向上具有不连续性。

图1 白云鄂博北区域地质略图Fig.1 Schematic geological map of the north of Bayan Obo

从区域角度上分析,混杂带北部出露古元古界宝音图群,该地层主要是古元古代末期从华北地块分离出去的小地块的组成部分。并在其周围可以观察到新元古界艾勒格庙组(Qna)地层组合。混杂带南西方向数公里处出露较大面积的新元古界白云鄂博群上部呼吉尔图组(Qnh)地层及部分新元古界白乃庙组(Qnb)地层。

从宏观上观察,本区元古宇自南向北依次为白云鄂博群、温都尔庙群构造残片、宝音图群。总体呈3条NW-SE向的狭长条带排列。

图2 乌德构造混杂岩带(局部)构造岩块混杂分布图Fig.2 Map showing mixed distribution of different tectonite blocks

2 岩石学特征

乌德构造混杂带中的温都尔庙群均经受了不同程度变形变质作用的改造,主要表现为低绿片岩相区域低温动力变质作用。岩石类型主要有透辉片岩、角闪片岩、绿帘绿泥片岩等。原岩为变质基性火山岩,岩石中出现绿泥石、绿帘石、钠长石、阳起石、黑硬绿泥石、斜黝帘石变质矿物。

构造混杂带基质由晚奥陶世碎裂石英闪长岩、细粒闪长岩及超铁镁质碎裂蛇纹石化橄榄岩等组成。岩石强烈破碎,蛇纹石化、滑石化极为发育。经强烈的动力改造,被挤压破碎成极为细小的碎屑物质,以柔流的形式充填于混杂岩块间。

构造混杂带中的其他组分也非常复杂,由不同性质、不同时代的外来岩块、原地岩块和基质3部分组成。它们分别来自华北地块边缘基底碎块、超铁镁质岩石以及火山岛弧、弧后盆地的岩石碎块。

3 地球化学特征

3.1 岩石化学特征

白云鄂博北温都尔庙群岩石(阳起片岩、阳起黝帘片岩、绿泥片岩等)化学分析(表1)显示,w(SiO2)较低(47.3%～50.3%);w(Al2O3)相对较高(14.96%～16.75%);Na2O＞K2O;w(MgO)=6.21%～10.7%;并且 w(TiO2)相对较高(0.95%～1.39%);w(∑FeO)=6.48%～9.82%;w(CaO)=11.6%～16.2%。

在(Na2O+K2O)—SiO2图(图 3)中,火山岩均落入玄武岩区,与活动大陆边缘岛弧带钙碱系列有明显区别。同时,原岩中大量绿泥石、绿帘石和角闪石的出现也显示出原岩具有基性火山岩的特点。

根据其Al2O3含量较高,TiO2含量较低等岩石化学特点,可以初步推测该套岩石符合大洋中脊玄武岩的特征。

在AFM图解中(图4)[11],样品显示拉斑玄武岩趋势,主要分布在右偏下方,没有铁的明显富集。主要样品的Na2O＞K2O,并且从(Na2O+K2O)-SiO2图解(图 3)中,可以看出 SiO2和(Na2O+K2O)没有明显的正相关关系,温都尔庙群火山岩富钠,显示“细碧岩”的特点,表明这些样品属细碧岩化的拉斑玄武岩。

在

在SiO2-

综合其岩石化学特征,表明该套岩石符合大洋中脊玄武岩特征。

3.2 稀土元素特征

温都尔庙群变质火山岩稀土元素组成及特征参数见表2和表3。

表1 温都尔庙群岩石化学分析结果[9]Table 1 Petrochemical compositions of rocks from Ondor sum Group

表2 温都尔庙群变质火山岩的稀土元素组成[9]Table 2 REE contents of metamorphic volcanic rocks of Ondor sum Group

表3 温都尔庙群变质火山岩的稀土元素特征值[9]Table 3 Characteristic value of REE contents of Ondor sum Group metamorphic volcanic rocks

图7 温都尔庙群变质基性火山岩SiO2,,TiO2分别对/MgO图解Fig.7 SiO2,

稀土元素总量较高,w(REE)=95.03×10-6～391.4×10-6。LREE/HREE=11.51～16.32,总体呈LREE＞HREER的特点,普遍具有轻稀土富集和重稀土亏损的性质。

稀土元素球粒陨石标准化图解(图8)表明稀土分布模式曲线向右倾斜。

图8 温都尔庙群残片稀土配分曲线图Fig.8 Chondrite-normalized REE pattern of debris of the Ondor sum Group

稀土元素的特征值参数(表3):(La/Yb)N=17.24～37.35,(La/Sm)N=3.7～4.2,(Gd/Lu)N=2.5～5.96,表明轻稀土、重稀土元素配分曲线右倾明显。δ(Ce)=0.81～0.91,所有样品都为略小于1的负异常。δ(Eu)值均小于1(δ(Eu)平均为0.93),呈负异常,表明了铕的亏损。(La/Sm)N值均大于1,最大者达4.8,为洋中脊玄武岩P型[12],即富集型或异常型。

从稀土元素球粒陨石标准化图解和特征参数值可知,本区基性火山岩稀土元素分配形式为右倾斜型,但有别于N-MORB的曲线形式,反映本区的玄武岩可能代表了一种扩张规模不大的陆间洋盆特征。

综上所述,温都尔庙群在岩石化学特征方面具大洋拉斑玄武岩特征,稀土元素配分样式有LREE富集趋势和 Eu的负异常(δ(Eu)=0.78),与科尔曼的典型大洋中脊有所不同,这意味着控制岩浆活动的构造环境并非典型大洋中脊,可能是陆间洋盆沿扩张中心火山活动的产物。

4 时代确定

据前人资料,温都尔庙群主要分布于白乃庙—温都尔庙一带和艾勒格庙—查干诺尔—红格尔一带,白云鄂博矿区北部地区发现温都尔庙群构造残片,对华北板块北缘地壳演化及周边成矿条件的控制都具有相当重要的意义。前人对温都尔庙群地质年代的确定做了大量的工作。

唐克东等(1992)依据绿片岩和绢云母石英片岩的全岩Rb-Sr等时线年龄((435±61)Ma和(509±40)Ma)和全岩 K-Ar法年龄(453 Ma和473 Ma)认为温都尔庙群形成于震旦-寒武纪[6]。

北京大学地质学系填图队(1994)在额和尼呼都格绿泥阳起片岩中获得Sm-Nd同位素等时线年龄为821 Ma[15]。张臣、吴泰然等(1998)在德言其庙片麻岩(温都尔庙群下部桑达来呼都格组变质基性火山岩)Sm-Nd等时线年龄为(961±66)Ma[16-17]。与聂凤军(1994)的结果[18]相互印证,其时代归属为新元古代应该是可信的。

徐备等(1994)在温都尔庙群的绿帘绿泥片岩中获得Sm-Nd同位素等时线年龄为1 511 Ma[13]。李述靖(1995)在必鲁图南侧绢云绿泥片岩中获得Rb-Sr同位素等时线年龄为1 413 Ma[14]。两者相互印证,其时代应归属为中元古代。

王楫、陆松年(1995)采自白云鄂博东矿尖山组顶部富钾粗面质火山岩(原岩为黑色玄武岩),采用单颗粒锆石U-Pb稀释法测定5个四方柱状原生锆石的年龄,给出的U-Pb同位素比值及表面年龄都十分相近,测试结果均落在谐和曲线上,5个颗粒的数据统计权重平均207Pb/206Pb表面年龄为(1 728±5)Ma[19]。袁忠信(1991)在白云鄂博铌稀土、铁矿床的成矿时代研究中测定矿体的Sm-Nd全岩等时线年龄为1 580 Ma[20],其时代应归属为中元古代。

综上所述,温都尔庙群的地质年代应为中新元古代。温都尔庙群和白云鄂博群属于同一时代不同构造环境的沉积地层组合。

5 结论

白云鄂博北温都尔庙群角闪片岩和透辉石岩、阳起片岩及绿泥片岩等的岩石化学特征表明它们的原岩成分为基性火山岩;火山岩变质变形较弱,仍保持块状外表,见气孔构造,并夹红色含铁石英岩,证明火山活动与沉积作用是同期的。

温都尔庙群变质基性火山岩具大洋底环境下形成的细碧岩化拉斑玄武岩性质,可能是大陆拉伸解体阶段陆壳断离后出现的新洋壳。

始于古元古代末期并一直延续至新元古代的裂谷作用是华北板块北缘中-西段最主要的构造事件之一,裂谷作用的范围西起阿拉善右旗的雅布赖地区,东经渣尔泰山、白云鄂博至苏左旗以南一带。在中、新元古代,由于古元古代末期拉张作用的进一步持续,从华北地块分离出去的宝音图群(北带)与华北地块之间形成了大洋,沉积了温都尔庙群、白乃庙组和艾勒格庙组,与拉张未被分离接受沉积的白云鄂博群和渣尔泰山群属同期不同环境的产物,形成截然不同的两套建造[23]。

因此,中、新元古代时期华北板块北缘早中期为拉张洋壳阶段,到晚期转为汇聚阶段,至青白口纪末期则进入褶皱造山阶段的板块构造格局中。温都尔庙群可能就是早中期拉张洋壳阶段时形成的。

致谢:本文在写作过程中得到教授级高工贾和义的指导,并提出了宝贵的意见。同时感谢中国地质大学(北京)万天丰教授的指导。文中所用图件由中国地质大学(北京)研究生李超协助完成。文中引用了内蒙古地质局、内蒙古第一区域地质研究院、北京大学地质学系填图队、中国地质大学(北京)等多家单位的区调成果,在此一并表示谢意!

[1] 内蒙地质局呼和浩特幅地质队.1∶100万呼和浩特幅地质图说明书[R].呼和浩特:内蒙古地质调查院,1960.

[2] 内蒙古地质局.1∶20万苏尼特左旗幅地质图说明书[R].呼和浩特:内蒙古地质调查院,1965.

[3] 北京大学地质学系填图队.1∶5万白音宝力道地区等地质图说明书[R].北京:北京大学,1994.

[4] 中国地质大学(北京)内蒙古区调队.1∶5万苏尼特左旗等地质图说明书[R].北京:中国地质大学,1996.

[5] 邵济安.中朝板块北缘中段地壳演化[M].北京:北京大学出版社,1991.

[6] 唐克东.中朝板块北侧褶皱带构造演化及成矿规律[M].北京:北京大学出版社,1992.

[7] 肖荣阁,费红彩,安国英,等.内蒙古白云鄂博矿区白云岩岩石学及其成因研究[J].现代地质,2003,17(3):287-293.

[8] 聂凤军,裴荣富,吴良士,等.内蒙古温都尔庙群变质火山-沉积岩Sm-Nd同位素研究[J].科学通报,1994,39(13):1211-1214.

[9] 内蒙古自治区地质调查院.1∶25万白云鄂博幅区域地质调查报告[R].呼和浩特:内蒙古地质调查院,2003.

[10] 内蒙古第一地质研究院.1∶5万都仁乌力吉地区地质调查报告[R].呼和浩特:内蒙古地质调查院,1995.

[11] Hugh R Rollison.Using Geochemical Data.Evaluation,Presentation,Interpretation[M].Pearson Education Limited,1993.

[12] 韩吟文,马振东.地球化学[M].北京:地质出版社,2007.