王繼春,肖榮閣,蘇士杰,廖 蕾,劉少華,梁 鋒

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地球科學(xué)與資源學(xué)院,北京100083;2.內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院,呼和浩特010022;3.內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)勘查基金管理中心,呼和浩特 010022;4.中鋼集團天津地質(zhì)研究院,天津300061)

0 引言

溫都爾廟群由內(nèi)蒙古地質(zhì)局呼和浩特區(qū)調(diào)隊1∶100萬地質(zhì)調(diào)查時創(chuàng)建[1],1∶20萬區(qū)調(diào)進行了詳細研究[2],主要指出露于集寧—二連浩特鐵路線以東、朱日和及其以北地區(qū)的一套綠片巖相淺變質(zhì)巖系;1∶5萬區(qū)調(diào)中又做了大量研究工作[3-4]。溫都爾廟群主要由黑云石英巖、含鐵石英巖、鐵礦層、綠泥片巖組成,原巖是基性火山巖變質(zhì)和硅-鐵質(zhì)沉積巖,其中標志層是含鐵石英巖,呈褐色塊狀或條帶狀產(chǎn)出;上部巖性以二云石英片巖、綠泥石英片巖、石英巖為主,局部為薄層狀、透鏡狀大理巖和方解石英片巖。邵濟安[5]、唐克東[6]、肖榮閣[7]、聶鳳軍[8]等對蘇尼特左旗一帶的變質(zhì)-火山巖系進行了不同側(cè)面的研究,并且提供了大量的詳實數(shù)據(jù)。

1∶25萬區(qū)域地質(zhì)調(diào)查[9]在白云鄂博北發(fā)現(xiàn)了烏德構(gòu)造混雜帶(圖1),認為其形成時代為早古生代。在該混雜帶中分布有大量的中、新元古界溫都爾廟群構(gòu)造巖片、巖塊。因此,研究溫都爾廟群對于了解華北板塊北緣中、新元古代的構(gòu)造演化及白云鄂博地區(qū)的控礦條件具有非常重要的意義。

1 地質(zhì)背景

溫都爾廟群主要分布于白乃廟—溫都爾廟一帶和艾勒格廟—查干諾爾—紅格爾一帶,位于華北地塊和分離出去的寶音圖群小陸塊邊緣。其下部稱桑達來呼都格組為綠片巖組合,原巖以拉斑玄武巖系等基性火山巖為主,局部發(fā)育有硅鐵質(zhì)巖、碳酸鹽巖透鏡體及輝長巖、蛇紋巖等。據(jù)內(nèi)蒙古第一區(qū)域地質(zhì)研究院在圖林凱超基性巖體中采樣,測得Sm-Nd等時線年齡為1 642 Ma[10];上部哈爾哈達組為各種石英片巖及含鐵石英巖夾大理巖透鏡體構(gòu)成的深水相沉積中等變質(zhì)巖石組合。溫都爾廟鐵礦即產(chǎn)于哈爾哈達組中。

白云鄂博北的溫都爾廟群賦存于烏德早古生代構(gòu)造混雜帶中(圖2),呈大小不一的巖片和巖塊混雜于構(gòu)造帶內(nèi)。巖塊大小不等,形態(tài)各異。巖塊差異甚為懸殊,形狀呈不規(guī)則狀、透鏡狀、長條狀為主,大到幾百平方米,小到幾十平方厘米或幾平方厘米。整個混雜帶延伸很長,分布有寬有窄。有的在十幾平方米的范圍內(nèi)可見到幾種不同的巖石混雜在一起。其巖性為基性火山巖變質(zhì)的綠片巖組合、硅鐵質(zhì)巖、 碳酸鹽巖透鏡體、各種石英片巖及含鐵石英巖夾大理巖透鏡體等。溫都爾廟群的巖塊普遍遭受不同級別的剪切、碾滾、拉斷,形成石香腸、菱形體、楔狀體、不規(guī)則揉褶等。它們之間多以斷裂或剪切面為界,故均為構(gòu)造接觸。同一巖塊在橫向上具有不連續(xù)性。

圖1 白云鄂博北區(qū)域地質(zhì)略圖Fig.1 Schematic geological map of the north of Bayan Obo

從區(qū)域角度上分析,混雜帶北部出露古元古界寶音圖群,該地層主要是古元古代末期從華北地塊分離出去的小地塊的組成部分。并在其周圍可以觀察到新元古界艾勒格廟組(Qna)地層組合?；祀s帶南西方向數(shù)公里處出露較大面積的新元古界白云鄂博群上部呼吉爾圖組(Qnh)地層及部分新元古界白乃廟組(Qnb)地層。

從宏觀上觀察,本區(qū)元古宇自南向北依次為白云鄂博群、溫都爾廟群構(gòu)造殘片、寶音圖群。總體呈3條NW-SE向的狹長條帶排列。

圖2 烏德構(gòu)造混雜巖帶(局部)構(gòu)造巖塊混雜分布圖Fig.2 Map showing mixed distribution of different tectonite blocks

2 巖石學(xué)特征

烏德構(gòu)造混雜帶中的溫都爾廟群均經(jīng)受了不同程度變形變質(zhì)作用的改造,主要表現(xiàn)為低綠片巖相區(qū)域低溫動力變質(zhì)作用。巖石類型主要有透輝片巖、角閃片巖、綠簾綠泥片巖等。原巖為變質(zhì)基性火山巖,巖石中出現(xiàn)綠泥石、綠簾石、鈉長石、陽起石、黑硬綠泥石、斜黝簾石變質(zhì)礦物。

構(gòu)造混雜帶基質(zhì)由晚奧陶世碎裂石英閃長巖、細粒閃長巖及超鐵鎂質(zhì)碎裂蛇紋石化橄欖巖等組成。巖石強烈破碎,蛇紋石化、滑石化極為發(fā)育。經(jīng)強烈的動力改造,被擠壓破碎成極為細小的碎屑物質(zhì),以柔流的形式充填于混雜巖塊間。

構(gòu)造混雜帶中的其他組分也非常復(fù)雜,由不同性質(zhì)、不同時代的外來巖塊、原地巖塊和基質(zhì)3部分組成。它們分別來自華北地塊邊緣基底碎塊、超鐵鎂質(zhì)巖石以及火山島弧、弧后盆地的巖石碎塊。

3 地球化學(xué)特征

3.1 巖石化學(xué)特征

白云鄂博北溫都爾廟群巖石(陽起片巖、陽起黝簾片巖、綠泥片巖等)化學(xué)分析(表1)顯示,w(SiO2)較低(47.3%～50.3%);w(Al2O3)相對較高(14.96%～16.75%);Na2O＞K2O;w(MgO)=6.21%～10.7%;并且 w(TiO2)相對較高(0.95%～1.39%);w(∑FeO)=6.48%～9.82%;w(CaO)=11.6%～16.2%。

在(Na2O+K2O)—SiO2圖(圖 3)中,火山巖均落入玄武巖區(qū),與活動大陸邊緣島弧帶鈣堿系列有明顯區(qū)別。同時,原巖中大量綠泥石、綠簾石和角閃石的出現(xiàn)也顯示出原巖具有基性火山巖的特點。

根據(jù)其Al2O3含量較高,TiO2含量較低等巖石化學(xué)特點,可以初步推測該套巖石符合大洋中脊玄武巖的特征。

在AFM圖解中(圖4)[11],樣品顯示拉斑玄武巖趨勢,主要分布在右偏下方,沒有鐵的明顯富集。主要樣品的Na2O＞K2O,并且從(Na2O+K2O)-SiO2圖解(圖 3)中,可以看出 SiO2和(Na2O+K2O)沒有明顯的正相關(guān)關(guān)系,溫都爾廟群火山巖富鈉,顯示“細碧巖”的特點,表明這些樣品屬細碧巖化的拉斑玄武巖。

在

在SiO2-

綜合其巖石化學(xué)特征,表明該套巖石符合大洋中脊玄武巖特征。

3.2 稀土元素特征

溫都爾廟群變質(zhì)火山巖稀土元素組成及特征參數(shù)見表2和表3。

表1 溫都爾廟群巖石化學(xué)分析結(jié)果[9]Table 1 Petrochemical compositions of rocks from Ondor sum Group

表2 溫都爾廟群變質(zhì)火山巖的稀土元素組成[9]Table 2 REE contents of metamorphic volcanic rocks of Ondor sum Group

表3 溫都爾廟群變質(zhì)火山巖的稀土元素特征值[9]Table 3 Characteristic value of REE contents of Ondor sum Group metamorphic volcanic rocks

圖7 溫都爾廟群變質(zhì)基性火山巖SiO2,,TiO2分別對/MgO圖解Fig.7 SiO2,

稀土元素總量較高,w(REE)=95.03×10-6～391.4×10-6。LREE/HREE=11.51～16.32,總體呈LREE＞HREER的特點,普遍具有輕稀土富集和重稀土虧損的性質(zhì)。

稀土元素球粒隕石標準化圖解(圖8)表明稀土分布模式曲線向右傾斜。

圖8 溫都爾廟群殘片稀土配分曲線圖Fig.8 Chondrite-normalized REE pattern of debris of the Ondor sum Group

稀土元素的特征值參數(shù)(表3):(La/Yb)N=17.24～37.35,(La/Sm)N=3.7～4.2,(Gd/Lu)N=2.5～5.96,表明輕稀土、重稀土元素配分曲線右傾明顯。δ(Ce)=0.81～0.91,所有樣品都為略小于1的負異常。δ(Eu)值均小于1(δ(Eu)平均為0.93),呈負異常,表明了銪的虧損。(La/Sm)N值均大于1,最大者達4.8,為洋中脊玄武巖P型[12],即富集型或異常型。

從稀土元素球粒隕石標準化圖解和特征參數(shù)值可知,本區(qū)基性火山巖稀土元素分配形式為右傾斜型,但有別于N-MORB的曲線形式,反映本區(qū)的玄武巖可能代表了一種擴張規(guī)模不大的陸間洋盆特征。

綜上所述,溫都爾廟群在巖石化學(xué)特征方面具大洋拉斑玄武巖特征,稀土元素配分樣式有LREE富集趨勢和 Eu的負異常(δ(Eu)=0.78),與科爾曼的典型大洋中脊有所不同,這意味著控制巖漿活動的構(gòu)造環(huán)境并非典型大洋中脊,可能是陸間洋盆沿擴張中心火山活動的產(chǎn)物。

4 時代確定

據(jù)前人資料,溫都爾廟群主要分布于白乃廟—溫都爾廟一帶和艾勒格廟—查干諾爾—紅格爾一帶,白云鄂博礦區(qū)北部地區(qū)發(fā)現(xiàn)溫都爾廟群構(gòu)造殘片,對華北板塊北緣地殼演化及周邊成礦條件的控 制都具有相當重要的意義。前人對溫都爾廟群地質(zhì)年代的確定做了大量的工作。

唐克東等(1992)依據(jù)綠片巖和絹云母石英片巖的全巖Rb-Sr等時線年齡((435±61)Ma和(509±40)Ma)和全巖 K-Ar法年齡(453 Ma和473 Ma)認為溫都爾廟群形成于震旦-寒武紀[6]。

北京大學(xué)地質(zhì)學(xué)系填圖隊(1994)在額和尼呼都格綠泥陽起片巖中獲得Sm-Nd同位素等時線年齡為821 Ma[15]。張臣、吳泰然等(1998)在德言其廟片麻巖(溫都爾廟群下部桑達來呼都格組變質(zhì)基性火山巖)Sm-Nd等時線年齡為(961±66)Ma[16-17]。與聶鳳軍(1994)的結(jié)果[18]相互印證,其時代歸屬為新元古代應(yīng)該是可信的。

徐備等(1994)在溫都爾廟群的綠簾綠泥片巖中獲得Sm-Nd同位素等時線年齡為1 511 Ma[13]。李述靖(1995)在必魯圖南側(cè)絹云綠泥片巖中獲得Rb-Sr同位素等時線年齡為1 413 Ma[14]。兩者相互印證,其時代應(yīng)歸屬為中元古代。

王楫、陸松年(1995)采自白云鄂博東礦尖山組頂部富鉀粗面質(zhì)火山巖(原巖為黑色玄武巖),采用單顆粒鋯石U-Pb稀釋法測定5個四方柱狀原生鋯石的年齡,給出的U-Pb同位素比值及表面年齡都十分相近,測試結(jié)果均落在諧和曲線上,5個顆粒的數(shù)據(jù)統(tǒng)計權(quán)重平均207Pb/206Pb表面年齡為(1 728±5)Ma[19]。袁忠信(1991)在白云鄂博鈮稀土、鐵礦床的成礦時代研究中測定礦體的Sm-Nd全巖等時線年齡為1 580 Ma[20],其時代應(yīng)歸屬為中元古代。

綜上所述,溫都爾廟群的地質(zhì)年代應(yīng)為中新元古代。溫都爾廟群和白云鄂博群屬于同一時代不同構(gòu)造環(huán)境的沉積地層組合。

5 結(jié)論

白云鄂博北溫都爾廟群角閃片巖和透輝石巖、陽起片巖及綠泥片巖等的巖石化學(xué)特征表明它們的原巖成分為基性火山巖;火山巖變質(zhì)變形較弱,仍保持塊狀外表,見氣孔構(gòu)造,并夾紅色含鐵石英巖,證明火山活動與沉積作用是同期的。

溫都爾廟群變質(zhì)基性火山巖具大洋底環(huán)境下形成的細碧巖化拉斑玄武巖性質(zhì),可能是大陸拉伸解體階段陸殼斷離后出現(xiàn)的新洋殼。

始于古元古代末期并一直延續(xù)至新元古代的裂谷作用是華北板塊北緣中-西段最主要的構(gòu)造事件之一,裂谷作用的范圍西起阿拉善右旗的雅布賴地區(qū),東經(jīng)渣爾泰山、白云鄂博至蘇左旗以南一帶。在中、新元古代,由于古元古代末期拉張作用的進一步持續(xù),從華北地塊分離出去的寶音圖群(北帶)與華北地塊之間形成了大洋,沉積了溫都爾廟群、白乃廟組和艾勒格廟組,與拉張未被分離接受沉積的白云鄂博群和渣爾泰山群屬同期不同環(huán)境的產(chǎn)物,形成截然不同的兩套建造[23]。

因此,中、新元古代時期華北板塊北緣早中期為拉張洋殼階段,到晚期轉(zhuǎn)為匯聚階段,至青白口紀末期則進入褶皺造山階段的板塊構(gòu)造格局中。溫都爾廟群可能就是早中期拉張洋殼階段時形成的。

致謝:本文在寫作過程中得到教授級高工賈和義的指導(dǎo),并提出了寶貴的意見。同時感謝中國地質(zhì)大學(xué)(北京)萬天豐教授的指導(dǎo)。文中所用圖件由中國地質(zhì)大學(xué)(北京)研究生李超協(xié)助完成。文中引用了內(nèi)蒙古地質(zhì)局、內(nèi)蒙古第一區(qū)域地質(zhì)研究院、北京大學(xué)地質(zhì)學(xué)系填圖隊、中國地質(zhì)大學(xué)(北京)等多家單位的區(qū)調(diào)成果,在此一并表示謝意!

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[4] 中國地質(zhì)大學(xué)(北京)內(nèi)蒙古區(qū)調(diào)隊.1∶5萬蘇尼特左旗等地質(zhì)圖說明書[R].北京:中國地質(zhì)大學(xué),1996.

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