区域大地构造

　区域大地构造位置~

新疆阿尔泰地区系指新疆阿尔泰山区以及额尔齐斯河和乌伦古河之间的低山丘陵地带。它是我国重要的贵金属、有色金属、稀有金属和非金属矿床成矿区。诺尔特地区则位于阿尔泰北部山区，地处西伯利亚板块西南缘（肖序常等，1992），属活动大陆边缘带的一部分，地理位置上位于卓勒特河、喀依尔特河、库额尔齐斯河和青格里河上游的高山区，长150km，宽10～40km。
根据沉积建造、岩浆作用、变质作用及构造变形强度、期次、构造层位出露等特征，何国琦等（1990）将阿尔泰地区划分为5个构造带：北阿尔泰构造带，南阿尔泰构造带，琼库尔－阿巴宫构造带，额尔齐斯构造带，布尔津－二台构造带。诺尔特地区位于北阿尔泰构造带的东部（图1-1）。

图1-1　诺尔特地区区域地质略图

Ⅰ—北阿尔泰构造带；Ⅱ—南阿尔泰构造带；Ⅲ—琼库尔－阿巴宫构造带；Ⅳ—额尔齐斯构造带；V—布尔津－二台构造带；1—下石炭统红山嘴组；2—上泥盆统忙代恰组；3—前震旦系库威群；4—断层；5—地质界线；6—加里东晚期花岗岩；7—华力西中期花岗岩；8—华力西晚期花岗岩；9—燕山期花岗岩；10—金、多金属矿床；11—金、多金属矿点；12—砂金矿点

研究区位于新疆伊宁市北，西天山西段的科古琴山与阿吾拉勒山之间的吐拉苏盆地中（图1-1）。整个西天山地区以北西西向的山脉和夹持于其中的盆地相间排列为特征，工作区总体地势北高南低，自然条件十分恶劣，是发挥遥感优势，开展遥感找矿的良好场所。
西天山地区，在地质历史上，特别是在古生代时期，曾是构造岩浆活动极为活跃的地区。其北为西伯利亚板块，其南为塔里木板块，其西为哈萨克斯坦板块。在漫长的地质历史时期，其本身则以夹持于上述三大板块之间的微板块或地块（包括伊犁、吐哈、准噶尔、塞里木、塔城和阿尔泰等）和洋盆（现为造山带）镶嵌为特征（李锦轶等，1992；肖序常等，1992；何国琦，1995）。其中伊犁、吐哈、准噶尔、塞里木、塔城地块属于哈萨克斯坦板块，故有的学者在强调准噶尔板块的地位时，称其为哈萨克斯坦－准噶尔板块。阿尔泰地块属于西伯利亚板块。哈萨克斯坦板块北以达拉布特－卡拉麦里缝合线与西伯利亚板块相邻，南以南天山缝合线（中天山南缘或那拉体－红柳河板块缝合线）为界与塔里木板块相接。
中国境内的西天山自北向南又可分为伊犁盆地北缘的北天山；包括伊犁盆地在内的中天山和盆地南缘的南天山。中天山包括博罗科努早古生代岛弧带、伊犁地块、塞里木地块，因此，有的学者将伊犁地块称为伊犁－中天山板（地）块（肖序常等，1992）。西天山位于塔里木板块和哈萨克斯坦－准噶尔板块之间，又被内部的伊犁－中天山板块分成南北两支，总体上呈弧形帚状向东收敛展布，平面上呈一锐角向东的三角形。西天山地区是哈萨克斯坦—准噶尔、伊犁－中天山和塔里木三大板块汇聚碰撞在一起的地区，正是这些板块、微板块和已经消失了的古洋板块之间的相互作用，决定了该区大地构造演化的基本特征，制约了现今大地构造格局和矿产的分布。整个西天山地区的大地构造单元，按何国琦先生的意见，可划分为11个构造单元（图1-2）。

图1-1　研究区地理位置图

西天山地区发育两条最重要也是最醒目的断裂构造带——中天山北缘大断裂和中天山南缘大断裂。前者是准噶尔板块与伊犁－中天山板块之间的缝合线，后者是伊犁－中天山板块与塔里木板块之间的缝合线。这两条大断裂向东延伸至库米什以东汇合后再向东则为准噶尔板块与塔里木板块之间的缝合线。

在大地构造位置上，研究区位于华北克拉通（NCC）和中亚造山带（CAOB）东段（兴蒙造山带）的结合部位，属于二者过渡带华北克拉通北缘隆起带（程裕淇等，1994），或内蒙地轴（任纪舜等，1980）范围内；北界大致以白云鄂博-赤峰大断裂与兴蒙造山带为界，南界以赤城-平泉-承德-北票大断裂为界，其西段南部与鄂尔多斯坳陷相邻，东段南部与燕辽坳陷带毗邻。区内出露的地层主要为前寒武纪变质岩系。哈达门沟金矿区和金厂沟梁金矿区分别位于内蒙地轴的西段和中东段。结合前人的研究成果，对研究区的大地构造单元进行归纳分述。

一、中亚造山带（CAOB）

中亚造山带是一条位于西伯利亚板块与塔里木-华北克拉通之间的巨大的增生型造山带，宽800km左右（图2-1a）（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010），其主要构造单元包括蛇绿岩套、岛弧、洋岛、增生楔和微陆块（Khain et al.，2003；Xiao et al.，2003 ；Jian et al.，2008，2010）。中亚造山带是古亚洲洋长期演化及其与相邻板块相互作用的产物，以古生代小型陆块与缝合带镶嵌、新生代山-盆耦合的地质构造格局为特征。古亚洲洋曾存在于西伯利亚、塔里木、华北克拉通之间，是包括了众多小洋盆和微陆块的多岛洋。古亚洲洋俯冲消减导致岩浆弧大量发育和陆壳显著增生，洋盆于古生代末（局部可能延至中生代初）闭合，然后西伯利亚与塔里木、华北克拉通之间发生碰撞造山作用，形成中亚造山带。由于大陆碰撞期间的强大挤压应力被两大陆之间的块体旋转、走滑、压剪、拉分等作用所消耗，因此，这种由多岛洋演化、闭合而形成的大陆造山带具有强增生、弱碰撞的特点，被称为增生型造山带（陈衍景，2009a，b）。兴蒙造山带位于西伯利亚和华北克拉通之间，属于巨型中亚造山带的东端（图2-1），其位于内蒙古的主体构造格架包括南部造山带、北部造山带和其间的索伦缝合带（Jian et al.，2008，2010）。

南部造山带（图2-1b）主要构造单元包括一处俯冲杂岩、一条蛇绿岩带和白乃庙岛弧链。前两者形成了温都尔庙俯冲增生杂岩（Xiao et al.，2003），其主体为浊流岩、滑塌混杂堆积和蓝片岩（胡骁等，1990）。蓝片岩中蓝闪石的⁴⁰ Ar/³⁹ Ar年龄为420～450 Ma（Jian et al.，2008）。蛇绿岩由几个向南俯冲的岩片所组成，呈东西向带状分布，长约200 km，宽约25 km，主要出露在图林凯地区（Jian et al.，2008）。白乃庙岛弧链以赤峰-白云鄂博断裂为界，与华北克拉通呈断层接触。主要为中奥陶-早志留世岛弧，主要岩性组合包括从钙-碱性拉斑玄武岩到少量的长英质熔岩，碱性玄武岩、杂砂岩、火山角砾岩、凝灰岩、花岗闪长岩和花岗岩类等，其向东延伸至林西—巴林右旗一带，向西可以延伸到包头一带（尚恒胜等，2003；陶继雄等，2005）。索伦缝合带（图2-1b）以索伦-林西二叠纪—早三叠世（约299～246 Ma）蛇绿岩为标志。这条缝合带标志着中亚造山带在内蒙古地区演化的结束（Xiao et al.，2003），并在构造上将南方造山带和北方造山带相分割（Sengör et al.，1993）。北方造山带（图2-1b）由南向北包括3个主要的地质单元：锡林浩特低P/T变质杂岩（Shi et al.，2003）、二道井俯冲增生杂岩（徐备等，1997）和白彦宝力道伸展的TTG侵入岩体（Chen et al.，2004）。北方造山带以北为贺根山蛇绿岩增生杂岩带，后者与乌里雅斯台陆缘相接（Xiao et al.，2003；Jian et al.，2008，2010）。

图2-1 研究区所处的大地构造背景示意图

二、华北克拉通（NCC）

过去也称 “华北地台” 或 “中朝地台”，呈倒三角形，面积大约150万km²，为具有太古宙和元古宙结晶基底的大陆克拉通，边界为断层和显生宙造山带。其北部以赤峰-白云鄂博深大断裂带与兴蒙造山带为界，南部以黑沟-栾川断裂与秦岭-大别造山带为界，西部为祁连造山带，东部为苏鲁造山带（Yang et al.，2003）（图2-1a）。华北克拉通是我国最古老的克拉通，存在大于3.8 Ga的古老岩石（Huang et al.，1986；刘敦一，1991 ；刘敦一等，2007；Liu et al.，1992；Song et al.，1996；Wanet al.，2005），在其漫长的地质演化过程中，华北克拉通经历了大于3.0 Ga陆核与微陆块的形成；2.7 ～2.9 Ga的陆壳增生；2.5 Ga的岩浆、变质作用与克拉通化；2.3～1.9 Ga的古元古代活动带；1.8 Ga的基底隆升与裂谷-非造山岩浆事件。中元古代是稳定环境下的拉伸阶段，沿陆块南北两缘形成三大裂谷系（燕辽、狼山-渣尔泰、熊耳山-西阳河）。从新元古代末到三叠纪，华北陆块处于稳定的状态，没有强烈的构造变动，接受了统一的盖层沉积，只有南北两缘受秦岭造山带和中亚造山带的影响，发生了一些构造变动和岩浆活动。中生代，华北克拉通则经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；新生代，华北克拉通的东缘属于环太平洋构造带的一部分，华北克拉通再次出现强烈的构造运动和岩浆活动，即 “地台活化” 或 “板内运动”（翟明国，2010；李俊健等，2010）。

对华北克拉通基底微陆块的划分是一个极为复杂而争议甚多的问题，主要有以下观点：《中国大地构造及演化1：400万中国大地构造图说明书》（任纪舜等，1980）将华北陆块划分为10个二级构造单元，分别为阿拉善台隆、鄂尔多斯台褶带、鄂尔多斯台坳、内蒙地轴、山西断隆、燕山台褶带、华北断坳、胶辽台隆、鲁西断隆和豫西断隆。这个划分是后来各种不同划分方案的基础（李俊健等，2010）。程裕淇（1994）将华北陆块划分为10个三级构造单元：阿拉善隆起地块、华北北缘隆起带、燕辽中元古裂谷带、鄂尔多斯中生代坳陷盆地、鄂尔多斯新生代边缘地堑、山西隆起、华北南缘中元古代裂谷带、胶辽隆起、鲁淮断隆和华北新生代断陷盆地。白瑾等（1996）将华北陆块划分为渤海、辽吉、东胜、赤峰、临汾、济宁、阿拉善7个古陆块。伍家善等（1998）将华北陆块划分为胶辽、迁怀、晋冀、豫皖、蒙陕等5个独立的前寒武纪陆块。翟明国等（Zhai et al，2000）将华北克拉通划分为6个古陆块：胶辽陆块、迁怀陆块、阜平陆块、许昌陆块、集宁陆块和阿拉善陆块。邓晋福等（1999）将华北陆块划分为吉辽、燕辽、怀宣、胶辽、鲁西、沁水、太华、五准、鄂尔多斯和阿拉善等10个陆核区。赵国春等（2002）和赵国春（2009）将华北克拉通基底划分为东部陆块、西部陆块和中间带，其中西部陆块由其南部的鄂尔多斯陆块和北部的阴山陆块沿华北西部的孔兹岩带在古元古代（1.95 Ga左右）碰撞对接而成，在大约1.85 Ga时，东西陆块沿中部带发生碰撞拼合，形成现在的华北陆块结晶基底。李俊健等（2010）基于地块拼合的观点，将华北克拉通划分为辽吉、燕辽、阴山、晋冀、豫皖、鲁西、胶北、阿拉善等8个前寒武纪地块和鄂尔多斯、华北等两个中新生代盆地（图2i2）。这些观点都表明克拉通是由刚性小陆块拼合而成的，小陆块的构造拼合形成华北克拉通的主体。目前存在的分歧是陆块拼合的时代：一种认为小陆块的拼合发生在新太古代，即克拉通在新太古代就已克拉通化，古元古代只是在太古宙克拉通的基础上的裂解和再闭合（赵宗溥等，1993；白瑾等，1993；程裕祺，1994；陆松年等，1996；伍家善等，1998；翟明国，2004，2007；Zhai et al.，2000；Zhai，2004）。另一种认为华北克拉通在太古宙末还不是一个整体，直到古元古代末才由一些陆块和弧体碰撞拼合成统一的华北克拉通，即华北克拉通是吕梁运动才克拉通化的，形成裂谷或坳拉谷的时期在中元古代（卢良兆等，1992；贺高品等，1998；吴昌华等，1994；李江海等，2000；赵国春等，2002；赵国春，2009；Zhao et al.，2001a，b，2003）。持太古宙克拉通观点的学者认为晋蒙孔兹岩是太古宙（盆地或盖层）沉积形成的，仅胶辽孔兹岩是古元古代（裂谷）沉积作用的产物；持吕梁运动拼合成华北克拉通观点的学者则认为晋蒙、胶辽孔兹岩都是古元古代的陆缘沉积岩。

图2-2 华北克拉通几种代表性的构造划分方案

华北克拉通东部岩石圈减薄（破坏）已成为近十年来国内外研究的热门课题。山东蒙阴和辽宁复县金伯利岩中矿物包裹体显示在形成时（470 Ma左右）具有约200 km 厚的岩石圈（Fan et al.，1992；Menzies et al.，1993；路凤香等，2006），而新生代玄武岩中的幔源包体研究获得的岩石圈厚度为80～120 km（池际尚，1996），由此看来华北东部自早古生代以来发生过百余千米的岩石圈减薄。但关于岩石圈减薄的具体时间、减薄幅度、空间分布范围、机制及其构造控制因素，还存在分歧（吴福元等，2003，2008），主要包括：(1)岩石圈减薄与克拉通破坏发生的时间：韩宝福等（2004）认为三叠纪或更早时期华北克拉通就已经存在岩石圈减薄。许文良等（2006）认为，由于扬子克拉通向华北克拉通的俯冲导致了华北克拉通东缘加厚地壳的形成，加厚的榴辉岩可能很快就发生了拆沉，因此，华北克拉通的破坏可能从三叠纪就已开始。不少研究者提出华北岩石圈减薄和破坏的时间在空间上是不均匀的（徐义刚，2004；Zheng et al.，2007）。华北晚白垩世至新生代软流圈来源玄武岩就是岩石圈减薄的直接标志（路凤香等，2006），因而，岩石圈减薄的高峰期应在65 Ma之后的新生代。一种观点认为，整个侏罗—白垩纪都是克拉通破坏的时期，但另一种观点则认为，克拉通破坏只发生在侏罗—白垩纪的某一时段。徐义刚等（Xu et al.，2004；徐义刚，2006）认为华北克拉通破坏的高峰应在晚白垩世，而整个岩石圈的破坏过程持续时间超过100 Ma。Gao et al.（2004）认为华北克拉通破坏至少在中侏罗世已经开始。Yang et al.（2008）认为真正的岩石圈拆沉应发生在120～130 Ma之间。姜耀辉等（2005）根据辽东半岛的研究认为，华北克拉通应该存在两期岩石圈减薄，早期的岩石圈减薄可能在155 Ma之前已经开始，而120～130 Ma之间的早白垩世是减薄的峰期。翟明国（2010）认为华北克拉通中生代构造体制转折始于150～140 Ma，终于110～100 Ma，峰期是120 Ma。从上述讨论可以看出，关于中国东部岩石圈减薄的时间问题，目前尚未有定论。(2)岩石圈减薄的垂向幅度：基本上有两种观点，绝大多数人认为岩石圈减薄只发生在岩石圈地幔内部。如果减薄是均匀的，则现今的岩石圈地幔是由上部减薄后的残留和下部新生地幔组成（Menzies et al.，1993；Zheng et al.，2007）。第二种观点认为，减薄已涉及地壳，应是部分下地壳连同下部的岩石圈地幔一同被减薄（吴福元等，1999，2003；高山等，2003；邓晋福等，2003，2006）。(3)克拉通破坏的分布范围：大多数学者认为，克拉通破坏主要发生在太行山以东地区。其主要证据是西部的鄂尔多斯盆地在中新生代期间基本保持稳定，且岩浆活动微弱，地热梯度低（Gao et al.，2002；Zheng et al.，2007；Xu et al.，2008）。另外一种观点认为，华北克拉通的岩石圈减薄只是局限在周边的造山带范围内，而华北的腹地并未发生减薄。还有学者认为，尽管并无明确的反映岩石圈厚度变化的证据，岩石圈减薄和克拉通破坏应同样发育在我国东部的其他地区（Wu et al.，2005；Xu，2007；Zheng etal.，2006，2007）。(4)克拉通破坏机制：一种观点认为下部岩石圈地幔的拆沉导致了华北的岩石圈减薄，并用此模型来解释我国东部燕山期大规模岩浆活动的原因（邓晋福等，1994，1996；Gao et al.，2003；Xu et al.，2006；吴福元等，2000；Wu et al.，2006；Huang et al.，2007）。一种观点是热侵蚀（热-机械侵蚀）导致岩石圈减薄（Menzies et al.，1993；Menzies and Xu，1998；Griffin et al.，1998；Xu YG et al.，2008；Zheng et al.，2007），其他认识包括橄榄岩与熔体的相互作用（Zhang et al.，2007；张宏福等，2006；Tang et al.，2008）、机械拉张作用、岩浆提取作用（Chen et al .，2004）、岩石圈地幔水化模型（Niu，2005）等。(5)克拉通破坏的地球动力学：少数学者认为是印度板块同欧亚板块的碰撞引起的，也有认为是地幔柱的作用导致，还有人认为是扬子和华北板块的拼合（Gao etal.，2002）。多数人认为是太平洋板块俯冲的结果（Sun et al.，2007），一部分学者认为是多方位板块俯冲作用（Zhang et al.，2003；Zhai et al.，2007），从上述情况可以看出，目前对中国东部岩石圈减薄机制的认识还存在很多分歧，主要是对很多地质事实的认知程度有限（吴福元等，2003，2008）。

三、华北克拉通北缘

华北克拉通北缘系指 “内蒙地轴”（Huang，1945）或阴山-燕山山脉的范围。北侧以白云鄂博-赤峰-开原深断裂与兴蒙造山带为界，在其南侧和东南侧分别与鄂尔多斯坳陷带和燕山褶断带为界，向东延至黑山-昌黎大断裂带上，整个分布于内蒙台背斜东部及燕山沉陷带中。以北票-平泉-古北口-赤城-尚义-包头断裂为界，可分为北部的内蒙古隆起（即 “内蒙地轴”，Huang，1945）和南部燕山褶断带（Davis et al.，2001）（见图2-1b）。

有关华北克拉通北缘性质的论述较多（邵济安，1991；王荃等，1991；唐克东，1992；徐备等，1997；张拴宏等，2007；李锦轶等，2009；陈衍景等，2009；葛肖虹，1989），现摘录部分观点：李锦轶等（2009）认为华北克拉通北缘是一条经历了中元古代裂谷、早古生代弧陆碰撞、晚古生代晚期安第斯型大陆边缘，在侏罗纪中晚期叠加了与蒙古-鄂霍次克造山带有关的陆内逆冲叠覆，是具有复杂地质历史的造山系，不具有克拉通的构造属性，并建议把阴山-燕山及其以北的华北克拉通北缘地区，统称为阴山-燕山造山系，其演化历史包括早古生代晚期的弧陆碰撞造山、晚石炭世至二叠纪中期安第斯型俯冲造山、晚二叠世至中三叠世碰撞造山和中-晚侏罗世陆内造山。陈衍景等（2009）对华北板块北缘的性质也提出类似的观点，认为在1850 Ma华北克拉通完成终极克拉通化后，在1850～250 Ma期间，华北克拉通作为统一的大陆整体与其他板块相互作用，其地质演化受到板缘构造作用的影响。华北克拉通北缘，即内蒙地轴-燕山-辽吉地区，很大程度上表现为中亚造山带的特征。葛肖虹（1989）认为华北克拉通北部大陆边缘包括索伦-西拉木伦对接带以南，阴山-大青山以北的广大地区，并把阴山、燕山山脉的巨型构造带称为华北克拉通北缘的板内造山带，华北克拉通北部造山带与板内造山带同形成于一个完整的造山旋回。

总体上，华北克拉通北缘既具有华北克拉通的特点，又深受北部造山带的影响，在新元古代—古生代，相对克拉通内部，其表现出更大的活动性，在中生代，北缘和整个华北克拉通一样经历了强烈的中生代构造格局的转变和克拉通的破坏与重建；在新生代，华北克拉通北缘东部属于环太平洋构造带的一部分，与上述重大构造事件相对应，华北克拉通北缘出现大规模的金及多金属的成矿作用，形成了丰富多样的固体矿产资源（Nie et al.，1997a，b；Hart et al.，2002；翟明国，2010）。

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