裂陷槽的演化

狼山-渣尔泰山裂陷槽的重要地质事件及其演化~

通过以上区域地质构造分析和对狼山群和渣尔泰山群岩石建造的研究，并结合新发现的变质海相火山岩和同生断裂活动产物的特征，可以厘定狼山-渣尔泰山裂陷槽经历了以下重要构造地质事件（和演化阶段）：

中国重要成矿系列的形成机制和结构特征

太古宙末期，五台运动（或称乌拉山运动）（2500 Ma ±——该区已有的诸多测年结果多集中于此期）使该区太古宙原始大陆发生强烈变形、变质，经历褶皱、隆起、形成山峦和谷地。随着南北向挤压应力的不断加强，岩石产生破裂，进而形成以近东西方向为主的线状断裂和褶皱系。元古宙早期压应力减弱，继而转变为拉张力，断裂活动加剧，正负地貌继承性地进一步发展，断裂上盘相对更加急剧下降，形成地堑。中元古代伴随着海水入侵，地堑发展形成古裂陷槽（海盆），地垒形成古隆起，因而在F1及F2与F11等深大断裂之间形成了南、北两个北东、东西方向的古大陆（克拉通）边缘裂陷槽（图2-3），且由于大地构造运动的不均一性，导致深大断裂相对运动的距离不一（差异地壳运动），再加上太古宙结晶基底地貌差异的共同效应，从而在狼山-渣尔泰山裂陷槽中又进一步形成了水深不一、力学性质与物化条件既有共同特征、又有显著差别的多个次级断陷槽（海盆）（图2-3），并在这些盆地中形成了东升庙、炭窑口、霍各乞、甲生盘等一系列大型-超大型Zn、Pb、Cu、Fe多金属硫化物矿床，构成华北地台北缘西段重要的热水喷流-沉积成矿带。

兴蒙造山带结束了主碰撞期，从中-晚石炭世到早二叠世进入了一个新的演化阶段，它以伸展背景下的火山沉积作用和非造山花岗岩侵位为特征，也可看作是裂陷槽的演化阶段。

1.沉积环境

中-晚石炭世到早二叠世本区大部分地区仍为海域，这是年轻陆壳基底上的陆表海，以含大化石的滨-浅海相沉积为主，局部地区出现海陆交互相甚至含植物化石的陆相地层，明显不同于洋壳基底上的深水相沉积。

具体特征：下石炭统分布较为零星，以夹有灰岩透镜体的细碎屑岩为主，其中鲕状灰岩和发育的交错层理表明，当时处于滨浅海相的沉积环境。中石炭世海侵扩大，滨-浅海相的陆表海沉积范围明显受到板缘断裂和坳陷带的控制，索伦-二连本巴图-西乌珠穆沁旗海盆呈东西分布，两侧隆起带上出现一套陆相中酸性火山岩和碎屑岩，其中含安格拉植物群化石。晚石炭世基本继承了前期的构造格局，坳陷带中滨-浅海相沉积以碳酸盐岩、碎屑岩和火山碎屑岩为主，相变较大，厚1312～2858m。晚石炭世末至早二叠世初，有过一次短时间的抬升和沉积间断。之后早二叠世的海侵扩大，断陷带中最大的沉积厚度达9000～12000m。从哲斯组所含的腕足类、珊瑚等化石来看，反映的海水深度相当于潮下带至50m，表明这是一个补偿性的断陷盆地或裂陷槽，局部地区的水比较深，出现含牙形刺化石的夹硅质条带的灰岩（王成源面告）。晚二叠世末全区隆起，海水退出，广泛分布的林西组则是一套黑色或灰绿色的淡水、半咸水湖相沉积，含植物和双壳类化石。20世纪90年代末，有人曾报道在巴林右旗于林西组以上的泥质岩石中发现了早三叠世叶肢介化石，这套地层与林西组是整合接触的关系（和政军等，1998）。因此这套湖相沉积局部可能延续到早三叠世。总体来说，晚二叠世—早三叠世的这套湖相沉积仍可看作是早二叠世裂陷槽逐渐夭折过程的产物。中-晚三叠世该区全面隆起、剥蚀。

2.冷暖水混生的生物组合

从中石炭世本区开始出现大面积的陆表海沉积，晚石炭-早二叠世

-腕足-珊瑚动物群分布广泛（胡泽瑾，1982；李文国，1980）。局部隆起区还出现了早二叠世植物，如西拉木伦河南岸广兴乡的于家北沟组发育了华北型植物群，并常有许多

、腕足和海相双壳类化石分布于它的上下层（黄本宏，1993）。生物古地理的研究表明，此时本区早已不存在大洋环境，早二叠世出现冷暖水生物混生的现象（表3-3），早期是局部混生，晚期是广泛混生，早期可能与当时海底隆凹相间的地形障蔽有关（Shao Ji'an et al.，1998）。前人曾认为，这是携带不同生物种类的不同温度的海流相遇产生的生物混生现象，并不能说明是由于两大板块远离造成的（唐克东等，1992）。

表3-3 早二叠世冷-暖水混生的动物群

续表

注：*为冷水动物群，其余为暖水动物群，动物群冠以的是地层清理前的地层名称。

值得一提的是，有人在西拉木伦河北侧杏树洼一带硅质岩中发现了中二叠世放射虫，认为这是古大洋存在的证据，将洋盆闭合时间放在中二叠世以后（王玉净等，1997）。但是石炭-二叠纪的生物-古地理环境的研究并不支持古大洋存在的论点。张宗清等在研究秦岭蛇绿岩时认为放射虫的出现不一定意味着存在扩张洋盆，放射虫生活的深水-半深水环境，可以是洋盆，也可以是陆表海裂陷槽（张宗清等，1996），广东曲江—仁化地区和下扬子地区早二叠世孤峰组硅质岩中所采到的放射虫、海绵骨针等化石均产于陆表海环境（宋天锐等，1977；夏邦栋等，1995）。而王玉净列举的化石Hegleria mammilla也常见于广东曲江—仁化地区的“当冲组”和下扬子苏皖地区的“孤峰组”，因此内蒙古杏树洼发现的这些放射虫反映的是古洋盆环境还是陆表海裂陷槽环境还值得讨论。下文通过二叠纪火山岩研究所反映的水下裂陷槽环境，可能与放射虫的生存条件有关。

3.大陆裂谷火山岩

早二叠世局部海域出现了大陆裂谷性质的火山岩。它们在东部地区分布比较广泛，一支从克什克腾旗的黄岗梁到大石寨，长600km，另一支从黄岗梁经林西、阿鲁科尔沁旗，再向乌兰浩特方向延伸。区域上将这套地层命名为“大石寨组”，主要由一套细碧岩、玄武岩、玄武安山岩、安山岩、石英角斑岩系及流纹岩组成，1976年长春地质学院和区调二队发现并将其命名为细碧角斑岩建造，细碧角斑岩系大多形成在海相的扩张带环境中。西部地区索伦山至西乌珠穆沁旗以玄武岩和流纹岩为主，是一套不含中性岩石的双峰式火山岩（唐克东等，1992）。有人从地层学角度将早二叠世大石寨组火山-沉积岩系列称为“大石寨裂陷槽地层系列”（王友勤等，1997）。

通过不同人对不同地点的基性火山岩进行同位素年龄测定，其年龄是非常一致的，属于早二叠世（表3-4）。有人认为这是一套在裂陷槽背景下形成的火山岩（邵济安，1991；唐克东等，1992；王友勤等，1997），也有人认为形成在弧后盆地的裂陷环境中（吕志成等，2002）。尽管对其形成的构造背景有不完全相同的认识，但对于细碧岩或玄武岩地幔来源性质的认识是一致的，I_Sr值也说明这点（表3-4）。

唐克东最早注意到了这一裂陷系切过了不同的构造单元（唐克东，1989），说明它们不属于后造山伸展阶段的产物。除了大兴安岭地区的大石寨裂陷槽外，石炭-二叠纪的裂陷槽或裂谷带在中蒙境内自北而南共有8条（邵济安等，1992）（图3-3）。晚古生代大陆裂谷性质的火山活动具有相当重要的区域意义。

表3-4 大石寨组基性火山岩的同位素年龄

图3-3 兴蒙造山带及其邻区晚古生代-中生代裂陷带分布

1—地台；2—晚古生代双峰式火山岩；3—聚煤带；4—含油气盆地；5—含油凹陷

Ⅰ— Ⅷ晚古生代裂陷带（Ⅰ.大红山带，Ⅱ.白云鄂博-正蓝旗带，Ⅲ.西乌珠穆沁旗带，Ⅳ.南兴安带，Ⅴ.戈壁天山-宝力格带，Ⅵ.主蒙古带，Ⅶ.伊赫-保格达带，Ⅷ.北杭爱-鄂尔浑-色楞格带）；a—f晚古生代至中生代聚煤盆地（a.南兴安带，b.银根-西乌珠穆沁旗带，c.南戈壁带，d.砂萨拉伊尔-阿尔泰-戈壁带，e.克鲁伦河-额尔古纳河带，f.蒙古-鄂霍次克带）；A—C晚中生代含油气盆地（A.海拉尔盆地，B.二连盆地，C.银根盆地）

4.非造山的碱性花岗岩

在石炭-二叠纪的裂陷槽发育的同时，沿着中蒙边界的白音乌拉-东乌珠穆沁旗出现了大量晚二叠世的碱性花岗岩（李之彤等，1987）。它们与双峰式火山岩及大型岩墙群带在空间上密切共生，呈带状展布在大型地堑带中（洪大卫等，1991）。洪大卫等通过碱性花岗岩构造环境的鉴别，认为它们有别于AA型大陆裂谷条件下幔源物质分异的碱性花岗岩，称之为PA型花岗岩，形成于碰撞期之后大陆裂开之前。由于板块碰撞后，俯冲下去的洋壳物质变得愈来愈脱水，地幔带来的热能通过绝热熔融形成的岩浆，沿缝合带上侵到新聚合的地壳下面，使后者发生热而干的部分熔融，形成 PA型花岗岩（洪大卫等，1995）（至于是否属于后造山花岗岩，将于下节讨论）。Ярмолык（1981）曾报道，在蒙古境内有两条侵位于双峰式火山岩中的碱性花岗岩带，其中南侧的花岗岩带从天山-蒙古戈壁一直延续到二连浩特以北，长1300km。此外，这一时期的火山岩和花岗岩都具有高ε_Nd（t）低I_Sr的同位素地球化学特征（详见第五章）。

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