兴蒙造山带西南缘早古生代晚期变形带的变形特征与白云母Ar-Ar 年龄*

2015-03-15廖闻徐备鲍庆中周永恒

岩石学报 2015年1期

廖闻徐备＊＊鲍庆中周永恒

LIAO Wen1，XU Bei1＊＊，BAO QingZhong2 and ZHOU YongHeng2

1. 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，地球与空间科学学院，北京 100871

2. 沈阳地质矿产研究所，沈阳 110034

1. Key Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution，Ministry of Education;School of Earth and Space Sciences，Peking University，Beijing 100871，China

2. Shenyang Institute of Geology and Mineral Resource，Shenyang 110034，China

2014-04-10 收稿，2014-09-01 改回.

1 引言

构造变形是指示造山作用的重要标志之一，在造山带不同构造层次、不同构造单元之中存在着不同类型的构造变形。例如在前陆盆地中常以褶皱和逆冲断层体系为特征(DeCelles and Giles，1996;李本亮等，2009;刘树根等，2005;刘和甫，1995;陈书平等，2001)，而在缝合带中则表现为加积楔或混杂岩的强烈韧性变形(Fukui and Kano，2007;Kim et al.，2004;MacPherson et al.，2006;Keighley et al.，2009)。兴蒙造山带以“软碰撞、弱造山”为特征，很少有大规模的超高压变质作用及变形带(邵济安等，1991)，而以中部层次的褶皱变形、韧性剪切变形为特征(胡骁等，1990;徐备和陈斌，1997;Xu et al.，2013)。例如胡骁等(1990)详细研究了兴蒙造山带南部温都尔庙群的变性特征，认为温都尔庙群具有4 期褶皱叠加变形，第一期变形与不均匀径向运动造成的局部岩石塑性流动变形有关;第二期和第三期变形与南北向或近南北向的区域挤压力有关，是古亚洲洋板块向南俯冲挤压的结果(祁思敬等，1979;郭锋等，2009);而第四期变形则受到东西向的区域性挤压。Xu et al.(2013)在兴蒙造山带中部识别出温都尔庙群洋壳单元的紧闭多期褶皱变形、前陆盆地的连续褶皱变形和缝合带混杂岩中发生的韧性剪切变形，并讨论了它们与板块俯冲构造格局的关系。Shi et al.(2013)研究了温都尔庙和红旗牧场地区混杂岩带的几何学和运动学特征，识别出了3 期构造变形，并推测了地壳规模的区域变形。Xiao et al.(2003)描述了乌兰沟地区温都尔庙群的构造变形特征。De Jong et al.(2006)通过Ar/Ar 定年方法测定了该区与俯冲有关的多硅白云母年龄，表明温都尔庙群俯冲增生杂岩中石英质糜棱岩的动态重结晶和韧性变形发生在450Ma 左右，提供了温都尔庙杂岩构造年代学数据，并提出这些变形是早古生代造山作用过程中的结果。

虽然对温都尔庙和红旗牧场地区早古生代构造变形研究取得一系列成果，但这些构造变形带如何向东、西方向延伸及其相关的时代证据等，都未见进一步报道。笔者在温都尔庙-红旗牧场以西约150km 的图古日格地区(图1)发现了一条变形带，对其进行了构造岩石学和构造年代学测定，并讨论了其与早古生代造山带时空演化的关系。

2 区域地质背景

兴蒙造山带位于中亚造山带的东部地区，由中古生代的双冲造山带组成(图1)，东西延伸约550km，包括弧岩浆带、混杂岩带、磨拉石盆地等造山带构造单元。其中北造山带位于锡林浩特至艾力格庙一带，南造山带从西部图古日格地区向东经温都尔庙延至镶黄旗以北。南、北造山带之间为松辽-浑善达克地块和俯冲洋壳(Xu and Chen，1993;Xu et al.，2013;Jian et al.，2008，2010)。研究区位于图古日格地区，属兴蒙造山带南带的西端(图1)。由北至南可以划分出俯冲洋壳褶皱带、混杂岩带、弧前带、岛弧带、弧后前陆盆地和克拉通等六个构造单元(图2)，分述如下。

俯冲洋壳褶皱带以早古生代温都尔庙群为代表(聂凤军等，1994;吴泰然等，1998;张臣和吴泰然，1998)，主要岩性为绢云石英片岩、含铁石英岩及绿片岩等，发育透入性片理和两期褶皱(内蒙古自治区地质矿产局，1991;李文国等，1996;唐克东等，1983;唐克东，1992;Xu et al.，2013)。近年来有学者根据温度尔庙群下部玄武岩的锆石年代认为温度尔庙群属于二叠纪至早中生代陆内洋盆演化的产物(初航等，2013;张晋瑞等，2014)。

混杂岩带出露于北部的俯冲洋壳褶皱带和南部的弧岩浆带之间，东西向断续出露约10km，露头最宽可达2km ×4km。基质由绿片岩和石英片岩组成，并显示出强烈的透入性变形;岩块包括超基性岩、基性岩、白云母片岩、角闪石片岩和花岗岩等，大小为0.02 ～30m。

图1 兴蒙造山带构造单元图(据Xu et al.，2013;Zhou et al.，2009;Zhou and Wilde，2013)Fig.1 Tectonic units of the Xing’an-Mongolia Orogenic Belt (after Xu et al.，2013;Zhou et al.，2009;Zhou and Wilde，2013)

弧前带即为本文所指的变形带，由奥陶纪白云山组砂岩夹灰岩的变形岩石组成，东西向延伸约20km，南北宽约2 ～4km。白云山组属于滨海相沉积环境，灰岩中含大量珊瑚化石，内蒙古自治区地质矿产局(1991)据化石时代将其定为奥陶纪早期临湘期至五峰期沉积，对应的年代应为460 ～446Ma，但考虑其到被453 ±5Ma 的闪长岩侵入(见下述)，故白云山组的形成时代约为460 ～453Ma。

岛弧带包括早-中奥陶世包尔汗图群岛弧火山岩和闪长岩带。其中岛弧火山岩出露于研究区东部，由玄武岩、英安岩、流纹岩等组成，含红色和绿色燧石岩夹层;岛弧闪长岩带位于岛弧火山岩以南并侵入于奥陶纪白云山组之中，东西延伸约12km，其形成时代为453 ±5Ma(Xu et al.，2013)，发育南倾片理，并遭受了低绿片岩相变质作用。

弧后前陆盆地由志留纪徐尼乌苏组粉砂岩和砂岩复理石组成，分布广泛，厚度巨大，物源成分均来自造山带和古老陆壳。

克拉通单元由太古代和早元古代宝音图群和侵入其内的岩浆岩组成，为一套经历复杂构造变形、具有绿片岩相到角闪岩相中低级变质的岩系，代表华北克拉通变质基底(内蒙古自治区地质矿产局，1991;徐备，1998，1999;邵济安和唐克东，1995;邵济安等，2013)。

上述六个构造单元之间均为断层接触关系，根据它们的空间展布位置可以恢复一个从北向南俯冲的早古生代造山带(Xu et al.，2013)。

3 构造变形带的组成和变形特征

构造变形带从西向东延伸20km，由奥陶纪白云山组石英片岩、白云母石英片岩、片理化灰岩和石英砂岩组成。片理稳定倾向南东，但透入性不均。笔者选取研究区东段巴润巴彦以南地区进行了构造剖面测量，以区分不同变形程度并重点研究强变形带的岩石学和构造年代学。剖面可分为20层(图3):

(未见顶)

第20 层:灰-灰黑色变余石英砂岩，厚198m

第19 层:灰色亮晶内碎屑灰岩，厚26m

第18 层:灰色层变形含云石英片岩，厚42m

第17 层:灰色层纹状泥晶灰岩夹黑色弱变形石英粉砂岩，厚51m

第16 层:灰紫色弱变形石英细砂岩夹白色石英砂岩，厚46m

第15 层:灰褐色白云母石英片岩，厚112m

第14 层:灰紫色变余石英细砂岩夹灰色片理化大理岩，厚31m

第13 层:黑色层片理化微晶大理岩，厚6m

第12 层:灰褐色石英片岩，厚74m

图2 研究区构造单元(据Xu et al.，2013)Fig.2 Tectonic units in study area (after Xu et al.，2013)

图3 奥陶纪白云山组剖面Fig.3 Cross-section of the Ordovician Baiyunshan Formation

第11 层:灰色纹片理化大理岩和变质石英砂岩，厚21m

第10 层:灰色白云母石英片岩与石英粉砂岩互层，厚9m

第9 层:灰褐色白云母石英片岩，厚10m

第8 层:紫红色片理化白云母石英片岩，厚39m

第7 层:灰白色片理化大理岩，厚9m

第6 层:灰紫色白云石英片岩，厚43m

第5 层:紫红色白云母石英片岩，厚34m

第4 层:灰白色变形石英片岩，厚16m

第3 层:灰黑色中等变形石英片岩，厚77m

第2 层:灰色弱片理化微晶内碎屑灰岩，厚5m

第1 层:灰色弱变形石英片岩，厚＞80m

(未见底)

上述剖面显示白云山组变形带由变形程度不均的碎屑岩夹碳酸盐组成。野外观察显示剖面中部变形强度最强，向北向南逐渐减弱。根据实测剖面，结合样品中变质新生矿物白云母的含量，可将剖面(图3)从北至南分为四个不同强度的变形亚带。第一亚带由1 ～4 层组成，厚约200m，野外片理化程度相对较弱，岩石发生了较弱或中等程度的变形，但缺少新生的变质变形矿物白云母(图4g);第二亚带由6 ～15层组成，厚度超过450m，片理化程度高，并发育有二期构造变形(图4a，c)，样品中白云母含量增加，最多可达到15%以上。该亚带内灰岩发生剪切变形(图4b)，可见到被拉长的碎屑颗粒;第三亚带由16 ～18 层组成，厚约100m，片理化程度降低，白云母的含量减少;第四亚带由19 ～20 层组成，厚度在200m 以上，变质变形程度低甚至没有发生变质，其中的灰岩基本没有经过剪切作用。

通常通过石英颗粒的变形组构来推断韧性变形的强度，例如波状消光与带状消光、动态重结晶与静态重结晶分别代表着不同的变形强度(纪沫等，2008;王新社等，2001;杨天南和徐宏顺，2008;刘劲鸿，2001;葛广福，1989)。研究区4 个变形亚带中典型样品的镜下特征十分明显。弱变形带中的石英颗粒为波状消光，具有弱的定向性，动态重结晶现象较弱，缺少或者含极少量的白云母;在强变形带中，石英颗粒经历了动态重结晶，随着变形强度的增加，定向性也逐渐增强，在部分样品中可以见到三联点结构，表明动态重结晶有向静态重结晶转变的趋势。强变形带石英片岩中白云母的含量显著增加，最高达15%左右(图4f，h)。随着变质变形强度的增加，白云母定向性也显著增强。灰岩中也能见到被剪切拉长的内碎屑颗粒(图4e);而在未变形或者变形程度很浅的第四个带中，薄片下只能观测到颗粒的弱定向性，其它变形变质特征不明显。

温度与变质条件呈一定的对应关系，通过石英颗粒的显微组构可以半定量地估计温度条件。用于判别温度的显微组构主要是动态重结晶和静态重结晶。对于动态重结晶来说，随着变质程度的增加，重结晶的方式由膨凸到亚晶粒旋转再到颗粒边界迁移。石英的动态重结晶开始于约300℃温度环境下，在300 ～400℃区间表现为颗粒边界的膨凸，在400 ～500℃区间表现为亚颗粒旋转重结晶，而在500℃以上呈现为颗粒边界迁移重结晶。而静态重结晶相对要比动态重结晶的温度高(纪沫等，2008;王新社等，2001;杨天南和徐宏顺，2008;葛广福，1989)。通过分析剖面样品薄片发现，弱变形带样品的薄片中大多数石英颗粒边界形态各异，有锯齿状、缝合线状，颗粒之间呈现出膨凸的重结晶形态(图4g)。少数样品变形温度较高，形成亚晶粒旋转动态重结晶;强变形带样品的薄片中石英颗粒大部分为亚晶粒旋转动态重结晶，局部为颗粒边界迁移结晶。有部分静态重结晶颗粒，呈近似等粒状、边缘平直，发育有三联点结构(图4d)，且石英颗粒为均匀消光。推测其处于动态重晶向静态重结晶过渡的趋势，其形成温度可能比正常状态下的动态重结晶温度要高。根据前述温度与石英组构的关系，我们推测强变形亚带的变形温度范围约为350 ～500℃之间(葛广福，1989;杨天南和徐宏顺，2008)。这一温度区间高于或近于白云母的封闭温度，可以使白云母的同位素体系重置，因此白云山组强变形带中白云母的年龄可以代表变形年代。

图4 强变形带野外露头和镜下照片(a)中等变形强度的大理岩和石英岩;(b)片理化大理岩;(c)强变形的白云母石英砂岩;(d)石英的三联点结构;(e)为(b)的镜下照片;(f、h)为(c)的镜下照片;(g)为(a)的镜下照片Fig. 4 The field and microscopic photographs of strong deformation zone(a)medium deformation marble and quartzite;(b)foliated marble;(c)strong deformation quartz sandstone;(d)triple junction of quartz;(e)microscopic photographs of (b);(f，h)microscopic photographs of (c);(g)microscopic photographs of (a)

4 白云母Ar-Ar 年代学数据及解释

样品D3312 取自奥陶纪白云山组强变形带中的白云母石英片岩(GPS 42°20′48″，117°38′46″)，其组成及变形特征类似于图4f，h，由石英75%、白云母10%、长石15%组成。野外观察白云母顺片理分布，大者约0.5cm，一般长为1 ～2mm。样品经清洗烘干后破碎至60 ～80 目，通过磁选和重液分选选出单矿物，重量0.12g。白云母样品被封进石英瓶后送中国原子能科学研究院核反应堆接受中子照射，使用H4孔道，中子流密度约为2.60 ×1013n·cm-2S-1。照射总时间为1440min，积分中子通量为2.25 ×1018n·cm-2;照射参数J=0.00847，同期接受中子照射的还有用做监控样的标准样:ZBH-25 黑云母标样，其标准年龄为132.7 ±1.2Ma，K 含量为7.6%。样品经照射后在中科院地质研究所的RGA-10 气体源质谱上采用12 个阶段加热测定(表1)。所有的数据在回归到时间零点值后再进行质量歧视校正、大气氩校正、空白校正和干扰元素同位素校正。中子照射过程中所产生的干扰同位素校正系数通过分析照射过的K2SO4和CaF2来获得，其值为:(36Ar/37Aro)Ca= 0.0002389，(40Ar/39Ar)K=0.004782，(39Ar/37Aro)Ca=0.000806。37Ar 经过放射性衰变校正;40K 衰变常数λ=5.543 ×10-10y-1;用ISOPLOT 程序计算坪年龄及正、反等时线(陈文等，2011;Ludwig，2001a，b)。样品的坪年龄图和等时线图见图5。在图5a 中，样品等时线年龄为440.3 ±7.2Ma，40Ar/36Ar 为291。在对应的图5b中，中-高温坪由第6-11 阶段构成，坪年龄为440.1 ±0.8Ma;40Ar/36Ar 比值为293，表明没有过剩氩存在，且中-高温阶段39Ar 析出量为68.9%，因此该年龄是可信的。低温坪(420 ～650℃)的3 个阶段构成285.9 ±2.7Ma 的坪年龄，39Ar 析出量为13.18%，其意义有待探讨，可能反映后期叠加的热事件。

表1 白云山组白云母Ar/Ar 测年结果Table 1 Results of Ar/Ar age dating for the muscovite from Baiyunshan Formation

图5 白云母年龄谱图和等时线年龄Fig.5 Step-heating age spectra and isochron plots for muscovite

5 讨论

前已述及，研究区强变形带所经历的变质变形温度大部分在400℃以上，少数达到500℃，所以白云母石英片岩中的白云母经历了同位素的重置，用这类白云母测得的年龄能够反映其变形年龄(Larson et al.，2006;Culshaw et al.，2012)。因此，我们将样品的等时线年龄440.3 ±7.2Ma 解释为变形年龄。

造山带中韧性变形带是造山作用的重要标志，对韧性变形带的构造年代学研究可限定造山作用的时代。白云母Ar/Ar 年代学作为重要的方法之一，在约束造山带形成时代方面发挥了关键作用(Hicks et al.，1999;Verdel et al.，2012;Dallmeyer et al.，1999)。例如郗爱华等(2006)，通过对吉林省中南部地区的蓝晶石片岩中云母的Ar/Ar 年代学研究，查明该区古亚洲-蒙古洋闭合及碰撞造山的时限为302 ～225Ma，且造山作用可能经历了由碰撞造山到陆+陆叠覆造山的连续过程;De Jong et al.(2006)通过对温都尔庙地区的多硅白云母的Ar/Ar 年代学研究，分析了该区早古生代造山运动的时限，获得450Ma 的年龄时限并推测具有两阶段的演化特征;Mohammad et al.(2014)通过对Daraban 地区的浅色花岗岩中的白云母的Ar/Ar 年代学研究，得出了该区与碰撞相关的岩浆侵位和变质事件年龄，反演了该区的碰撞造山过程，并得出38Ma 的年龄时限。样品D3312 的中高温坪年龄为440Ma，反映了一次重要的构造热事件，代表早古生代末的变形事件。Xu et al.(2013)在本区的研究指出，该造山带的形成经历了500 ～450Ma 的温都尔庙群洋壳俯冲和450 ～440Ma 的碰撞造山过程。考虑到样品所在构造位置为造山带的弧前或岛弧地区，是板块作用发生的高应变带，因此该年龄应代表与碰撞造山过程有关的挤压变形事件的发生时代。

前人的研究成果表明兴蒙造山带的南造山带中段温都尔庙地区发育以蓝片岩和多硅白云母为特征的高压变质事件，其时代分别为445.6 ±1.5Ma，453.2 ±1.8Ma 和449.4 ±1.8Ma(唐克东，1992;De Jong et al.，2006)，表明南造山带的造山作用发生时代。本次在温都尔庙地区以西150km 的图古日格地区发现的强变质带，其时代(440.3 ±7.2Ma)与温都尔庙地区高压变质事件在误差范围内相同，这说明两个地区都受到早古生代末期造山作用的影响，也为南造山带的延伸提供了证据。此外研究区变形带内广泛发育南倾片理，与温都尔庙群洋壳向南俯冲形成南造山带的板块构造背景一致，但变形期次及其与变质作用的关系尚待进一步研究。

6 结论

(1)图古日格地区发育的奥陶纪白云山组变形带由强和弱变形亚带组成，石英组构分析表明强变形带中发生了动态重结晶向静态重结晶的转变。这条变形带的发现为解释图古日格地区造山带格局提供了构造变形方面的证据。据石英组构推测强变形亚带的变形温度范围约为350 ～500℃之间。这一温度区间高于或近于白云母的封闭温度，可以使白云母的同位素体系重置，因此白云山组强变形带中白云母的年龄可以代表变形年代。

(2)采自强变形亚带的白云母Ar/Ar 等时线年龄为440.3 ±7.2Ma，考虑到样品所在地构造位置为造山带的弧前或岛弧地区，是板块俯冲作用的高应变带，因此该年龄应代表与俯冲有关的挤压变形事件的发生时代，即反映早古生代末期造山作用的时代。

(3)图古日格地区变形带的形成时代与温都尔庙地区高压变质事件在误差范围内相同，说明两个地区都受到早古生代末期造山作用的影响，也表明兴蒙造山带的南造山带从西部图古日格地区向东沿延至温都尔庙地区。致谢野外工作得到史冠中、李瑞彪等的帮助;中国科学院地质与地球物理研究所的桑海清、胡世玲研究员完成年龄测定;在此表示感谢。

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