The discovery of Paleogene insect fossils in eastern Nima Basin, Tibet, and its implication for paleoclimate
-
摘要:
藏北尼玛盆地自白垩纪以来沉积了巨厚的陆相碎屑岩夹灰岩地层，由于缺乏生物化石证据，其地层时代一直存在较大的争议。最近，在尼玛盆地东部赛布错一带的细碎屑岩夹灰岩地层中发现大量的昆虫、鱼类和植物化石。昆虫化石主要为伦坡拉大黾蝽Aquarius lunpolaensis，与伦坡拉盆地达玉地区和尼玛盆地西部江弄淌噶地区报道的种属形态特征基本一致，显示该套地层为晚渐新世丁青湖组沉积，而不是竟柱山组或牛堡组。另外，伦坡拉大黾蝽主要生活在温暖湿润的低海拔地区，结合近年在青藏高原中部伦坡拉盆地和尼玛盆地晚渐新世地层中发现的热带-亚热带鱼类和大植物化石组合，指示青藏高原腹地在晚渐新世为温暖湿润的低地环境，而不是过去认为的高寒气候。
Abstract:Since the Cretaceous period, thick terrigenous clastic rocks interbedded with limestone strata have been deposited in the Nima Basin, northern Tibet, but the deposition age is still debatable due to the lack of fossil evidence.Recently, a lot of insect, fish and plant fossils were discovered from the fine clastic rocks interbedded with limestone strata in the Saibu Co area in the east of the Nima Basin.The insect fossils mainly consist of Aquarius lunpolaensis, which is consistent with the morphological characteristics of the species reported in the Dayu area in the Lunpola Basin and the Jiangnongtangga area in the west of Nima Basin, indicating that this set of strata was Late Oligocene Dingqinghu Formation rather than the Jingzhushan Formation or Niubao Formation.In addition, Aquarius lunpolaensis mainly existed in warm and humid environment at low elevation area and, in combination with tropical to subtropical fish and plant fossil assemblage in the Late Oligocene strata in the Lunpola and Nima basins of central Tibet found in recent years, the authors argue for a warm and humid lowlands environment in the Late Oligocene period in the central Tibet rather than high and cold climate as used to be considered.
-
Keywords:
- insect fossil /
- Late Oligocene /
- Dingqinghu Formation /
- Nima Basin
-
自Shand 1927年[1]提出过铝质花岗岩的概念以来，许多学者[2-18]就其岩石学特征、岩石地球化学特征、构造环境、成因等进行过研究。随着大陆动力学研究的深入开展，运用过铝质花岗岩探讨大地构造背景成为研究热点。
内蒙古东乌珠穆沁旗(以下简称东乌旗)地处华北板块与西伯利亚板块之间的中亚-蒙古造山带中东段的兴蒙褶皱带，属于二连-贺根山基性-超基性岩带(即二连-贺根山板块对接带)和中蒙古-得尔布干深断裂之间西伯利亚板块东南缘的晚古生代安第斯型陆缘增生带[19]。该陆缘增生带内岩浆岩广布，构成二连-东乌旗晚古生代巨型花岗岩带，即查干敖包-奥尤特-朝不楞构造-岩浆岩带[20]，其演化记录了华北板块与西伯利亚板块汇聚和古亚洲洋闭合的历史，是研究两大板块拼合及古亚洲洋最终关闭时限证据的重要载体[21]。近些年来，众多学者在内蒙古东乌旗一带开展研究工作，在原厘定的燕山期复合型岩体中发现众多华力西期岩体，对其开展了岩浆岩与大地构造背景讨论，对晚古生代西伯利亚板块与华北板块沿二连-贺根山缝合带的碰撞造山事件进行了时间上的约束[22-32]。前人研究认为，区内晚石炭世—早二叠世发育大量具有后造山特征的I型花岗岩类、I-S型混合特征花岗岩类、A型花岗岩类及碱性花岗岩类，少有报道晚石炭世—早二叠世具有典型后碰撞强过铝质S型花岗岩类。笔者在内蒙古东乌旗开展区域地质填图过程中，在区内发现查干哈达音亨嘎岩体，岩性主要为含石榴子石二云母二长花岗岩，具有强过铝质花岗岩特征。前人对该岩体未开展过相关研究。为此，本文通过野外和室内岩石学、岩石地球化学及同位素年代学的研究，确定其岩浆作用时代和成因，为深入认识东乌旗地区地壳演化历史和过程提供依据。
1. 地质背景及岩体地质
研究区内地层发育为晚泥盆世安格尔音乌拉组和上新世宝格达乌拉组(图 1)。前者为一套砂岩、粉砂岩和硅质岩夹灰岩透镜体组合的滨浅海相碎屑沉积地层，变形复杂，褶皱发育。研究区内发育北西向、北东向2组断裂，且多被后期不同时代的酸性侵入岩类侵入破坏，发生角岩化，多处可见残留顶垂体；后者为一套红色和绿色泥岩组合的湖相沉积，不整合于其形成之前的所有地质体之上。
![]()
图 1 内蒙古东乌珠穆沁旗地区大地构造位置和地质简图(角图据参考文献[33])Figure 1. Simplified geological map of the study area and tectonic position of the East Ujimqin Banner, Inner Mongolia研究区内侵入岩极发育，但岩性较简单，均为华里西期酸性花岗岩类。极少量闪长岩类、细粒花岗岩类呈脉状产出，按照接触关系及粒度可以分解为中细粒似斑状含黑云母二长花岗岩单元、细粒二长花岗岩单元和中细粒(似斑状)含石榴子石二云母二长花岗岩单元。
查干哈达音亨嘎岩体为中细粒似斑状含石榴子石二云母二长花岗岩单元，分布于内蒙古东乌旗查干哈达音享嘎一带，岩体出露面积约16.35km2，独立产出，周边多被第四系或上新统不整合覆盖，仅在西南侧可见极少量泥盆系安格尔音乌拉组二段(D3a2)呈顶垂体侵入接触，在接触带附近地层中变质粉砂岩具角岩化现象，未见同其他岩体单元接触界线。岩体内部岩性极简单，无岩相变化，以中细粒花岗岩为主，部分可见较大钾长石和石英斑晶，包体、脉体不发育。
2. 样品概况及测试方法
2.1 样品概况
本文同位素年龄样的采样坐标为北纬46°02′01″、东经117°21′30″，化学全分析样品的采样具体位置见图 1。样品岩性均为中细粒(似斑状)含石榴子石二云母二长花岗岩，呈浅灰色-灰白色，中细粒花岗结构，少许似斑状结构，块状构造(图 2)，主要组成矿物为斜长石、钾长石、石英、黑云母、白云母，极少量石榴子石。斜长石呈半自形板状，杂乱分布，粒径一般为2.0～3.0mm，部分为0.2～2.0mm，轻绢云母化、高岭土化及局部白云母化，可见环带构造，聚片双晶发育，少数被钾长石呈净边状交代，约占45%；钾长石呈他形粒状，少数呈半自形宽板状，杂乱分布，粒径一般2.0～5.0mm，部分0.2～2.0mm，具高岭土化，晶内嵌布少量斜长石、石英等小包体，局部交代斜长石，占25%～30%；石英呈他形粒状，不均匀分布，粒径一般为0.2～2.0mm，少数为2.0～3.0mm，可见轻波状消光，集合体似堆状分布，约占25%；黑云母、白云母呈鳞片状-叶片状，星散状分布，粒径一般为2.0～3.0mm，部分为0.1～2.0mm，黑云母稍绿泥石化，白云母交代黑云母，占1%～5%；石榴子石呈近等轴粒状，星散状分布，粒度一般为0.1～0.5mm，云母沿其裂纹发生交代。岩石内还见少量铁质等充填的裂纹、裂隙。主要副矿物为锆石、石榴子石、独居石，另可见1～10粒毒砂、黄铁矿、方铅矿、磁铁矿颗粒。
![]()
图 2 含石榴子石二云母二长花岗岩手标本(a)及镜下(正交偏光)照片(b)Q—石英；Pl—长石；Kfs—钾长石Figure 2. Hand specimen(a) and micrograph of garnet-bearing two-mica monzonitic granites2.2 测试方法
同位素年龄样品为(似斑状)含石榴子石二云母二长花岗岩，年代测试采用锆石U-Pb激光烧蚀同位素测年法，室内对样品进行切割去除风化表面后用粉碎机粉碎至120目，用于锆石分选。锆石的分选在河北省区域地质矿产调查研究所完成。对选取的锆石样品进行制靶、抛光和反射光、透射光、阴极发光照片拍摄，选择具有典型晶体特征、无包体、无裂纹的锆石用于U-Pb同位素年龄测试。上述工作均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成，所用阴极发光仪器为配有英国Gatan公司的MonoCL3+型阴极荧光探头的美国FEI公司Quan ta 400 FEG扫描电镜，U-Pb测年系统中激光剥蚀系统为GeoLas2005，ICP- MS为Agilent 7500a。年龄测试激光剥蚀过程中载气为氦气，激光频率为10Hz，强度80MJ，剥蚀束斑直径30μm，每个时间分辨分析数据为30s的空白信号和50s的样品信号。定年过程中采用NIST610硅玻璃标准优化仪器，锆石标准91500为外标进行同位素分馏校正，用锆石标准GJ-1观察仪器的状态及验证测试结果的精确度。测试分析中每分析5个样品点校正2次91500标样，并测试1次GJ-1标样，每10个样品标准化1次NIST610。最终测试数据的离线处理采用软件ICPMASDataCal[34]完成，U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot3.0[35]完成。
主量和微量元素含量测试选择天然露头下不同地区的新鲜样品，具体采样位置见图 1。室内对样品进行切割去除风化表面后用粉碎机粉碎至200目，采用酸溶法制成溶液用于岩石地球化学测试。测试分析在核工业北京地质研究院分析测试中心完成，主量元素使用XRF法测试(二价和三价铁由化学法测定)，所用仪器为飞利浦PW2404X射线荧光光谱仪，测试误差优于5%；微量元素采用酸溶法，将制备好的样品溶液在ICPMS上测试，所用仪器为德国Finnigan MAT公司制造的HR-ICP-MS(Element I)，工作温度、相对湿度分别为20℃和30%，微量元素含量大于10×10-6时的相对误差小于5%，小于10×10-6时的相对误差小于10%。
3. 测试结果
3.1 同位素年龄
用于测试的锆石在双目镜下颜色均为粉黄色，透明、金刚光泽，半自形柱状，晶体表面较光滑，晶棱晶面较平直完整，微有铁染，锆石结晶后改造痕迹不明显，但可见锥柱不对称的歪晶及固相黑包体，揭示锆石结晶时的介质环境不适宜按照理想形态生长。锆石粒径以0.01～0.1mm为主，个别为0.1～0.3mm，伸长系数以1.5～3为主，少量为3～5。全部锆石晶群集中，类型均为(100)型复柱岩浆锆石，具有较晚较低温度结晶的同源岩浆产物特征。锆石阴极发光图像(图 3)显示岩浆型锆石的振荡韵律环带结构或明暗相间的条带结构，且一般为较窄的岩浆环带，这种较窄的岩浆环带一般为低温条件下微量元素的扩散速度慢形成的[36]，该结果与锆石的结晶类型特征一致。锆石的Th、U含量分别为158×10-6～ 563×10-6和250×10-6～2461×10-6，Th/U值为0.17～0.84，表现为典型的岩浆成因锆石[36-38]。
![]()
图 3 含石榴子石二云母二长花岗岩典型锆石阴极发光(CL)图像及年龄(Ma)Figure 3. Cathodoluminescence images and ages of the typical zircons from the garnet-bearing two-mica monzonitic granitesU-Th-Pb法年龄测定可以同时获得4个年龄值，如果这4个值较接近，其算术平均值即为一致年龄，代表矿物结晶年龄。由于U、Pb的活动性较强，而Th4+的地球化学性质与U4+相似，已形成的岩石和矿物难免受到后期地质作用的影响，造成母、子体核素不同程度丢失(或获得)，破坏了体系的封闭性，导致测定的4个年龄数据不一致，而经常存在t208＜t206＜t207＜t206/207的顺序。引起不一致年龄的原因主要是不同子体的丢失程度不同，这时t206/207年龄最接近矿物结晶年龄。因为207Pb和206Pb化学性质相似，故丢失率也较一致，这一年龄值可消除因Pb丢失产生的误差。
为了排除由于矿物中子体同位素丢失引起的测年误差，U-Pb谐和曲线提供了较好的解决方法，U-Pb谐和曲线方程如下：
206Pb∗238U=(eλ238t−1)207Pb∗235U=(eλ235t−1) 在以206Pb*/238U为纵坐标和207Pb*/235U为横坐标的图中，对一个给定的年龄值，可得出相应的206Pb*/238U和207Pb*/235U值。通过选取不同的年龄，求出一条U-Pb体系的理论曲线，该曲线称之为U-Pb谐和曲线。
锆石年龄测定结果见表 1。共计测试样品点15个，除6、10、11三个测试点的U-Pb年龄谐和性较差外，绝大多数样品的谐和度大于90%。12个样品数据点位于谐和线上或其附近(图 4)，均具有较好的谐和性，12个测试点中，12和14号测试点的206Pb/238U年龄分别为319.4±5.0Ma和318.3±2.8Ma，其可能为稍早期捕获锆石的年龄。其他锆石206Pb/238U年龄在297.0±5.4～306.2±3.5Ma之间，年龄加权平均值为299.2±2.2Ma(n=10，MSWD=2.7)。该年龄可代表灰白色中细粒含石榴子石二云母二长花岗岩单元锆石结晶年龄，即早二叠世早期侵位年龄。
表 1 含石榴子石二云母二长花岗岩单颗粒锆石U-Th-Pb激光烧蚀法测年数据(D4029-TW1)Table 1. LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb data of garnet-bearing two-mica monzonitic granites测点编号 含量/10-6 Th/U 同位素比值 同位素年龄/Ma 206Pb 232Th 238U 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 208Pb/232Th 1σ 207Pb/206Pb 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 208Pb/232Th 1σ 谐和度 D4029- TW1-01 161 464 842 0.55 0.0524 0.0015 0.0475 0.0007 0.346 0.012 0.0152 0.0003 305.6 53.7 299.4 4.2 301.5 9.1 304.9 6.3 99% D4029- TW1-02 99 336 515 0.65 0.0528 0.0014 0.0475 0.0004 0.344 0.010 0.0152 0.0002 305.6 61.1 298.9 2.7 300.1 7.4 304.9 4.3 99% D4029- TW1-03 251 434 1323 0.33 0.0523 0.0011 0.0477 0.0006 0.347 0.010 0.0146 0.0003 283.4 37.0 300.4 3.6 302.5 7.4 292.0 5.1 99% D4029- TW1-04 395 562 1993 0.28 0.0494 0.0011 0.0486 0.0006 0.333 0.009 0.0147 0.0003 189.0 33.3 306.2 3.5 292.1 7.1 295.2 6.5 95% D4029- TW1-05 48 157 250 0.63 0.0588 0.0032 0.0485 0.0009 0.390 0.022 0.0149 0.0006 479.7 75.0 305.2 5.5 334.0 16.0 299.9 11.1 90% D4029- TW1-06 162 414 847 0.49 0.0651 0.0016 0.0473 0.0007 0.429 0.015 0.0171 0.0003 772.2 55.6 297.9 4.3 362.5 10.3 343.5 6.8 80% D4029- TW1-07 144 619 740 0.84 0.0549 0.0016 0.0472 0.0005 0.360 0.012 0.0151 0.0003 409.3 44.4 297.4 0 3.3 312.1 8.8 303.6 5.8 95% D4029- TW1-08 462 416 2460 0.17 0.0572 0.0014 0.0471 0.0009 0.374 0.013 0.0214 0.0004 498.2 25.9 297.0 5.4 322.9 9.3 427.9 8.5 91% D4029- TW1-09 210 406 1079 0.38 0.0531 0.0012 0.0472 0.0006 0.347 0.009 0.0156 0.0004 344.5 40.7 297.6 3.5 302.7 7.0 312.4 7.1 98% D4029- TW1-10 182 502 969 0.52 0.0632 0.0020 0.0465 0.0004 0.398 0.012 0.0168 0.0002 716.7 166.7 293.3 2.7 340.1 8.4 336.3 4.9 85% D4029- TW1-11 229 445 1128 0.39 0.0818 0.0022 0.0494 0.0007 0.545 0.014 0.0281 0.0010 1328. 7 58.3 310.6 4.4 441.8 9.2 560.4 19.3 65% D4029- TW1-12 166 334 763 0.44 0.0564 0.0017 0.0508 0.0008 0.395 0.013 0.0159 0.0003 450.1 52.8 319.4 5.0 338.1 9.7 318.8 6.4 94% D4029- TW1-13 403 448 1966 0.23 0.0533 0.0007 0.0469 0.0005 0.346 0.006 0.0158 0.0002 346.4 26.9 295.2 2.8 301.6 4.9 317.0 4.5 97% D4029- TW1-14 164 378 733 0.52 0.0539 0.0013 0.0506 0.0005 0.378 0.010 0.0161 0.0002 361.2 56.5 318.3 2.8 325.4 7.5 323.4 4.9 97% D4029- TW1-15 253 537 1168 0.46 0.0584 0.0015 0.0485 0.0006 0.395 0.013 0.0156 0.0003 538.9 51.9 305.4 3.9 338.3 9.3 313.4 5.2 90% ![]()
图 4 含石榴子石二云母二长花岗岩(D4029-TW1)锆石U-Pb谐和图及年龄直方图Figure 4. Zircon U-Pb concordia diagram and age histogram of garnet-bearing two-mica monzonitic granites3.2 岩石地球化学测试
含石榴子石二云母二长花岗岩单元主量、微量元素测试样品共取7件，具体样品测试结果见表 2。SiO2含量为74.11% ～75.69%，Al2O3含量为13.59%～14.00%，CaO含量为0.37%～0.51%，Al2O3含量为13.52%～14%，Fe2O3为1.1%～1.73%，FeO为0.8% ～1.15%，MnO为0.073% ～1.12%，MgO为0.061% ～0.11%，P2O5为0.092% ～0.25%，K2O+Na2O为7.87% ～8.56%，K2O/Na2O为0.96～1.32，K2O含量略高于Na2O含量，具有富硅、铝，偏碱，而贫钙、镁、铁的特征。里特曼指数σ为1.93～2.35，A/CNK为1.112～1.196，在A/CNK- A/NK图解(图 5-a)中，样品点均位于S型强过铝质花岗岩区内，在SiO2-K2O图解(图 5-b)中，则全部为高钾钙碱性系列。
表 2 主量、微量和稀土元素含量及特征参数Table 2. Major, trace element and REE composition for garnet-bearing two-mica monzonitic granites含量 D4029-H1 D4142-H1 D4140-H1 D4139-H1 D4137-H1 D4136-H1 D4135-H1 SiO2 75.57 74.73 74.24 74.8 74.18 75.11 75.69 TiO2 0.051 0.033 0.042 0.044 0.053 0.061 0.039 Al2O3 13.59 14 13.78 13.8 13.69 13.52 13.65 Fe2O3 1.29 1.59 1.7 1.42 1.73 1.72 1.1 FeO 0.9 1.15 1.2 0.8 0.8 0.85 1 MnO 0.11 0.12 0.081 0.078 0.022 0.126 0.073 MgO 0.09 0.061 0.083 0.099 0.11 0.103 0.067 CaO 0.42 0.37 0.36 0.46 0.42 0.51 0.37 Na2O 4.11 4.18 3.9 4.08 3.68 3.66 3.76 K2O 4.34 4.06 4.35 3.94 4.88 4.21 4.21 P2O5 0.12 0.12 0.25 0.12 0.092 0.12 0.129 烧失量 0.22 0.5 1.01 0.93 0.94 0.69 0.9 总量 100.8 100.9 100.9 100.5 100.5 100.6 100.9 K2O+Na2O 8.45 8.24 8.25 8.02 8.56 7.87 7.97 K2O/Na2O 1.06 0.97 1.12 0.97 1.33 1.15 1.12 A/CNK 1.112 1.172 1.17 1.168 1.131 1.175 1.196 刚玉(C) 1.65 2.33 2.6 2.28 1.82 2.3 2.54 SI 0.84 0.55 0.74 0.96 0.99 0.98 0.66 AR 4.04 3.69 3.8 3.57 4.08 3.56 3.63 σ43 2.2 2.14 2.18 2.02 2.35 1.93 1.94 DI 93.62 92.52 92.65 92.72 93 91.93 93.18 Sc 4.58 5.72 4.18 4.43 3.05 3.58 3.96 Cr 17 15.5 20.1 23.9 23.6 16.2 12.6 Co 0.796 1.04 1.89 1.34 1.52 1.59 0.841 Ni 2.19 3.7 4.76 3.78 3.99 4.97 2.77 Rb 312 348 290 255 208 229 304 Nb 13 14.9 10.4 12.6 6.34 6.5 8.19 Ta 2.68 1.56 1.56 1.79 0.561 1.26 1.9 Th 6.63 8.42 7.73 7.78 6.29 5.58 6.07 Ba 35.6 19.6 60.4 62.9 63.3 87.1 35.4 Sr 19.1 10.9 25.9 35.1 36.5 36.5 14.8 V 2.75 3.9 5.52 7.05 8.36 17.6 7.23 Zr 44.5 53.1 62.1 61.9 51.6 56.8 43.4 Hf 2.52 3.58 3.16 3.1 2.5 2.66 2.63 K 36012.77 33689.36 36095.74 32693.62 40493.62 34934.04 34934.04 P 523.94 523.94 1091.55 523.94 401.69 523.94 563.24 Ti 306 198 252 264 318 366 234 Rb/Sr 16.335 31.927 11.197 7.265 5.699 6.274 20.541 Rb/Ba 8.764 17.755 4.801 4.054 3.286 2.629 8.588 Sr/Ba 0.537 0.556 0.429 0.558 0.577 0.419 0.418 Zr/Hf 17.659 14.832 19.652 19.968 20.64 21.353 16.502 Zr/Th 6.712 6.306 8.034 7.956 8.203 10.179 7.15 La 4.52 3.45 6.19 5.94 6.15 6.88 3.83 Ce 10.8 9.01 14.9 12.5 13.4 15.4 9.28 Pr 1.38 1.24 1.86 1.66 1.66 1.96 1.19 Nd 5.65 5.22 7.41 7.1 6.27 6.56 4.61 Sm 2.05 2.25 2.71 2.77 1.81 1.92 1.51 Eu 0.093 0.021 0.115 0.269 0.128 0.213 0.077 Gd 1.95 2.17 2.2 3.74 1.81 1.69 1.25 Tb 0.483 0.611 0.58 0.992 0.457 0.367 0.259 Dy 2.73 3.29 3.32 5.83 2.83 2.3 1.69 Ho 0.441 0.521 0.559 1.15 0.514 0.404 0.243 Er 1.2 1.38 1.74 3.71 1.6 1.21 0.651 Tm 0.217 0.248 0.336 0.67 0.308 0.252 0.137 Yb 1.43 1.59 2.5 4.81 2.34 1.68 1.08 Lu 0.206 0.211 0.367 0.747 0.345 0.251 0.142 Y 15.2 17.2 16 31.6 15 12.3 7.21 ΣREE 33.15 31.21 44.79 51.89 39.62 41.09 25.95 LREE 24.49 21.19 33.19 30.24 29.42 32.93 20.5 HREE 8.66 10.02 11.6 21.65 10.2 8.15 5.45 LREE/HREE 2.83 2.11 2.86 1.4 2.88 4.04 3.76 (La/Yb)N 3.16 2.17 2.48 1.23 2.63 4.1 3.55 δEu 0.14 0.03 0.14 0.26 0.21 0.35 0.17 δCe 1.03 1.05 1.05 0.94 0.99 1 1.04 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素含量为10-6 稀土元素总量∑REE为25.95×10-6～51.89×10-6，含量偏低，平均值为38.24×10-6，远低于中国花岗岩平均值和天山-兴安造山系花岗岩平均值[41]。轻稀土元素(LREE)为20.50×10-6～33.19×10-6，平均值为27.42×10-6，重稀土元素(HREE)为5.45×10-6～ 21.65×10-6，平均值为10.82×10-6，LREE/HREE值为1.40～4.04，(La/Yb)N值为1.23～4.10，轻、重稀土元素基本无分馏，δEu＝0.14～0.35，平均值为0.19，具强烈的Eu负异常。稀土元素配分曲线表现为Eu强烈负异常的平坦“雁式”型式(图 6-a)。
![]()
微量元素除Rb、Th平均含量较高外，其余元素均接近或低于世界花岗岩平均值而略高于天山-兴安造山系花岗岩平均值[41]。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6-b)上，强烈富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Th，强烈亏损大离子亲石元素Ba、Sr和高场强元素Ti。
4. 讨论
4.1 岩石成因类型与岩浆源岩
Sylvester[14]对强过铝质S型花岗岩进行了系统的阐述，指出典型的S型花岗岩指含铝黑云母及其他含铝矿物，如白云母、堇青石、石榴子石等矿物的强过铝花岗岩类岩石，A/CNK > 1.1，刚玉标准分子大于1%[5]。查干哈达音亨嘎岩体花岗岩中出现数量不等的原生白云母、黑云母矿物，为(含)二云母花岗岩类，岩石副矿物中含大量石榴子石、独居石，未见包体组分；岩石中SiO2、Al2O3含量高，CaO、P2O5含量低，呈现富硅、铝而贫钙、磷特征，标准矿物计算中均出现刚玉，且含量均大于1%，A/CNK值均大于1.1，为过铝质高钾钙碱性系列岩石；微量元素中富集Rb、Th、U而强烈亏损Sr、Ba、Ti，表现出典型的强过铝质S型花岗岩特征。这与Zr -TiO2判别图解(图 7-a)和SiO2-P2O5判别图解(图 7-b)的结论一致。
![]()
图 7 Zr-TiO2(a)和SiO2-P2O5(b)判别图解Figure 7. Zr-TiO2 (a) and SiO2-P2O5(b) discriminant diagrams of magma series尽管过铝质花岗岩类型和成因多种多样，Barbarin[8]将最主要的、最常见的过铝质花岗岩划分为2种类型：含白云母过铝质花岗岩类(MPG)和含堇青石过铝质花岗岩类(CPG)，且代表了2种不同的成因。查干哈达音亨嘎岩体花岗岩颗粒粗，原生白云母矿物出现，且具清晰的自形形态等特征，副矿物中包含大量石榴子石矿物，还表现为典型的MPG类花岗岩。MPG花岗岩在造山带中往往呈巨大的深成侵入体或岩基形式产出，如喜马拉雅的马钠斯卢峰深成岩体、西欧海西造山带或苏格兰加里东造山带中的几个深成岩体群[44]。然而，查干哈达音亨嘎岩体是中亚造山带内部散布的少而孤立的深成岩体，明显不同于上述岩体，而具有与澳大利亚拉克伦褶皱带花岗岩一致的产出特征[6, 45]。因此，其可能产在地壳加厚的横切造山带的横推断层或逆掩型韧性剪切带中，由地壳加厚引起的深熔作用形成，且形成于地壳岩石“湿”的深熔作用和岩浆的结晶分离作用[44]。
CaO/Na2O值是判断源区成分一个极其重要的指标，在贫长石、富粘土的源区产生的过铝质花岗岩的熔融物中，该值较低(一般小于0.3)[44]。查干哈达音亨嘎岩体花岗岩CaO/Na2O值为0.09～0.14，反映其源区可能与变质泥岩部分熔融有关。在Rb/Sr-Rb/Ba图解[14] (图 8)上，样品也显示形成于变质泥岩的部分熔融。由实验得知，对于已知源区的成分和压力，较热的、大规模的部分熔融比相对冷的、小规模的部分熔融物Al2O3/TiO2值要低[44]。查干哈达音亨嘎岩体花岗岩Al2O3/TiO2值为221.64～424.24，反映其岩浆形成时温度可能较低，且源岩部分熔融程度也较低，这与锆石饱和温度揭示的岩浆形成温度729～757℃一致，也与锆石阴极发光图像特征一致。
![]()
图 8 S型花岗岩Rb/Sr-Rb/Ba图解[14]Figure 8. Diagram of Rb/Sr versus Rb/Ba of S-type granitioids4.2 构造背景环境分析
华北板块北缘和西伯利亚板块南缘缝合带上碰撞花岗岩的侵位年代应该是对碰撞缝合时间可靠的限制，碰撞花岗岩代表西伯利亚南缘和华北板块北缘两大板块最终碰撞缝合之后，由于陆壳加厚而发生重熔的产物，碰撞花岗岩的侵位时间代表缝合时间的上限，弧花岗岩的侵位时间代表缝合时间的下限[46]。最新研究表明，在中亚北造山带地区发育大量490～422Ma与俯冲相关的弧岩浆[47-50]和423～337Ma的碰撞花岗岩[20, 24, 31, 48, 51]。发育更多的是在碰撞造山之后具有后造山特征的碱性、过碱性花岗岩或具有造山后特征的A型花岗岩类[21, 23, 30, 52-54]。贺根山蛇绿岩中获取的微晶辉长岩和斜长花岗岩的年龄分别为354Ma和333Ma [50]，在二连浩特地区获得的蛇绿岩年龄为354.2～344.8Ma [55]。说明在晚古生代，查干哈达音亨嘎岩体强过铝质花岗岩形成之前，二连—东乌旗一带已经发生了碰撞造山作用，之后为后碰撞-造山后的伸展扩张时期。区域上，在后碰撞-造山后时期，同期具有陆相沉积特征的宝力高庙组碎屑-火山岩不整合沉积于晚泥盆世安格尔音乌拉组海相地层之上，而在同碰撞造山期间，则缺失早石炭世沉积物，也较好地约束了这一结论。
据Sylvester [14]研究，强过铝质花岗岩可划分为高压型和高温型后碰撞型花岗岩类。其中，澳大利亚东南的拉克伦褶皱带中花岗岩属于高温型。本区强过铝质花岗岩表现为MPG类花岗岩，类似于澳大利亚东南的拉克伦褶皱带中的花岗岩，如发育规模较小，伴生大量的同构造-后构造钙碱性(I型)及SP型(S型)花岗岩侵位[21, 23-24, 27-28]。因此，查干哈达音亨嘎岩体强过铝质花岗岩还属于高温型强过铝质花岗岩类。该类花岗岩岩浆的形成往往缺乏阿尔卑斯和喜马拉雅山特有的高压变质作用和极端的地壳加厚作用及抬升作用，但具有板块汇聚作用及碰撞作用的特点，如早期岛弧岩石及薄皮逆冲断层[44]，可与上述区域岩浆及构造特征对应。
5. 结论
(1) 通过岩石地球化学分析，该岩体具有富硅、铝，偏碱，而贫钙、镁、铁的特征，里特曼指数σ为1.93～2.35，A/CNK值为1.112～1.196，轻、重稀土元素基本无分馏，强烈的负Eu异常，强烈富集大离子亲石元素Rb、K和高场强元素Th，强烈亏损大离子亲石元素Ba、Sr和高场强元素Ti，为高钾钙碱性S型强过铝质花岗岩。
(2) 根据CaO/Na2O(0.09～0.14)值判断，查干哈达音亨嘎岩体花岗岩源区成分与变质泥岩部分熔融有关。
(3) 通过锆石U-Pb同位素定年，206Pb/238U年龄加权平均值为299.2±2.2Ma(n=10，MSWD=2.7)；对比板块不同位置花岗岩的年龄限制，认为晚古生代，查干哈达音亨嘎岩体强过铝质花岗岩形成之前，二连—东乌旗一带已经发生了碰撞造山作用，之后为后碰撞-造山后的伸展扩张时期。
(4) 结合地球化学特征、同位素年龄及构造环境判别，认为区域内岩体为具有典型后碰撞特征的晚石炭世—早二叠世高温型强过铝质S型花岗岩类。
致谢: 本文昆虫化石由中国科学院南京地质古生物研究所蔡晨阳博士鉴定，野外地质调查过程中得到成都理工大学陈云博士和核工业280研究所胥明工程师、杨开涛驾驶员的大力帮助，审稿专家对本文提出了宝贵的修改意见，在此一并表示衷心感谢。 -
![]()
图 1 尼玛盆地构造位置图(A)及研究区地质简图(B)
Figure 1. The tectonic location of the Nima basin(A) and schematic geological map of the study area(B)
-
杜佰伟, 谭富文, 陈明.西藏伦坡拉盆地沉积特征分析及油气地质分析[J].沉积与特提斯地质, 2004, 24(4):46-54. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=yxgdl200404007 潘磊, 王均杰, 李旭文, 等.西藏伦坡拉盆地中央凹陷带走滑断层特征及其对油气成藏的影响[J].沉积与特提斯地质, 2019, 39(2):27-34. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=yxgdl201902003 王波明, 周家声, 闻涛, 等.西藏尼玛盆地陆相地层归属及其油气意义[J].天然气技术, 2009, 3(4):21-25. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=QK200902736903 李亚林, 王成善, 朱利东, 等.西藏尼玛盆地油页岩的发现及其地质意义[J].地质通报, 2010, 29(12):1872-1874. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=zgqydz201012016 林启彬.藏北第三纪的几种昆虫化石[C]//中国科学院青藏高原综合科学考察队.西藏古生物(第三分册).北京: 科学出版社, 1981: 345-348. 李英烈, 伍新和, 汪锐.西藏尼玛盆地发现多种化石:地层划分新证据[J].中国地质, 2018, 45(6):1310-1311. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-DIZI201806023.htm Cai C Y, Huang D Y, Wu F X, et al.Tertiary water striders (Hemiptera, Gerromorpha, Gerridae) from the central Tibetan Plateau and their palaeobiogeographic implications[J].Journal of Asian Earth Science, 2019, 175:121-127. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=64aa30fb14222aedcc7650d5fc83f0ee
Wu F L, Miao Y F, Meng Q Q, et al.Late Oligocene Tibetan Plateau Warming and Humidity:Evidence From a Sporopollen Record[J].Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2018, 20:434- 441. https://www.researchgate.net/publication/329788933_Late_Oligocene_Tibetan_Plateau_Warming_and_Humidity_Evidence_From_a_Sporopollen_Record
Kapp P, DeCelles P G, Gehrels G E, et al.Geologic records of the Lhasa- Qiangtang and Indo-Asian collisions in the Nima area of central Tibet[J]. Geological Society of America Bulletin, 2007, 119(7/8) :917-933. https://www.researchgate.net/publication/249527369_Geological_records_of_the_Lhasa-Qiangtang_and_Indo-Asian_collisions_in_the_Nima_area_of_central_Tibet
邓涛, 王世骐, 颉光普, 等.藏北伦坡拉盆地丁青组哺乳动物化石对时代和古高度的指示[J].科学通报, 2011, 56(34) :2873-2880. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201134006 Sun J M, Xu Q H, Liu W M, et al.Palynological evidence for the latest Oligocene-early Miocene paleoelevation estimate in the Lunpola Basin, central Tibet[J].Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 399:21-30. http://www.irgrid.ac.cn/handle/1471x/951594
Mao Z Q, Meng Q Q, Fang X M, et al.Recognition of tuffs in the middle-upper Dingqinghu Fm., Lunpola Basin, central Tibetan Plateau:Constraints on stratigraphic age and implications for paleoclimate [J].Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2019, 525:44-56.
曾胜强, 王剑, 陈文彬, 等.伦坡拉盆地西部丁青湖组新发现凝灰岩锆石U-Pb年龄及其地质意义[J].地质学报, 2020, DOI: 10.19762/j.cnki.dizhixuebao.2020017. Wu F X, Miao D S, Chang M M, et al.Fossil climbing perch and associated plant megafossils indicate a warm and wet central Tibet during the Late Oligocene[J].Scientific Reports, 2017, 7:878. https://www.nature.com/articles/s41598-017-00928-9
邓涛, 吴飞翔, 苏涛, 等.青藏高原-现代生物多样性形成的演化枢纽[J].中国科学:地球科学, 2019, doi: 10.1360/SSTe-2019-0112. 邓涛, 吴飞翔, 王世骐, 等.古近纪/新近纪之交青藏高原陆地生态系统的重大转折[J].科学通报, 2019, 64:2894-2906. http://kns.cnki.net/KCMS/detail/detail.aspx?dbcode=CJFD&filename=KXTB201927015 Wang N, Wu F.New Oligocene cyprinid in the central Tibetan Plateau documents the re-uplift tropical lowlands[J].Ichthyological Research, 2015, 62:274-285. doi: 10.1007/s10228-014-0438-3
谢尚克, 王剑, 付修根, 等.西藏伦坡拉盆地丁青湖组油页岩特征及勘探有利区评价[J].沉积与特提斯地质, 2018, 38(2):55-63. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=yxgdl201802007 河南省地质调查院.中华人民共和国区域地质调查报告《尼玛区幅》.2002. 伊海生, 夏国清, 李高杰, 等.尼玛盆地赛布错坳陷沉积构造调查科研报告.2019.
下载:
计量
- 文章访问数: 2903
- HTML全文浏览量: 369
- PDF下载量: 1642
