内蒙古中部苏尼特左旗早三叠世枕状玄武岩地球化学特征及地质意义

唐建洲, 张志诚*, 刘 博, 张怀惠

内蒙古中部苏尼特左旗早三叠世枕状玄武岩地球化学特征及地质意义

唐建洲1, 张志诚1*, 刘 博2, 张怀惠1

(1.北京大学 地球与空间科学学院, 北京 100871; 2.中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院, 北京 100083)

内蒙古中部苏尼特左旗地区最新发现的枕状玄武岩, 对研究兴蒙造山带的构造演化将提供重要线索。本文首次报道了苏尼特左旗枕状玄武岩的地球化学组成以及锆石U-Pb年代学数据。锆石U-Pb测年结果显示其形成于早三叠世。该枕状玄武岩具有较低的SiO2(43.44%～52.84%)含量, 以及较高的Fe2O3(8.02%～13.65%)和MgO(3.68%～10.34%)含量, 属于拉斑玄武岩系列。微量元素及同位素地球化学组成揭示苏尼特左旗枕状玄武岩并未受到明显的地壳混染作用, 其岩浆演化主要受铁镁矿物的分离结晶作用控制。该枕状玄武岩中的锆石组成复杂, 不同于大洋中脊产出的玄武岩, 且其微量元素地球化学特征和全岩Sr-Nd同位素组成也明显不同于正常洋脊玄武岩。同时, 该枕状玄武岩显示近平坦的稀土元素配分模式, 与典型的岛弧玄武岩存在明显差别。总体来看, 本文研究的苏尼特左旗枕状玄武岩地球化学特征及同位素组成与大陆裂谷玄武岩相近。因此, 该枕状玄武岩可能起源于交代地幔物质的减压部分熔融。结合前人研究成果, 我们认为苏尼特左旗枕状玄武岩可能产自古亚洲洋闭合后由于岩石圈拆沉导致的伸展环境, 与新疆北山地区早二叠世枕状玄武岩产出环境类似。

枕状玄武岩; 地球化学特征; 早三叠世; 拉张环境; 苏尼特左旗

0 引 言

兴蒙造山带是夹持于南蒙地块与华北克拉通之间的增生型造山带, 属于中亚造山带的东段(图1a), 显生宙以来经历了古亚洲洋洋壳俯冲、消减、各微陆块增生及洋盆的最终闭合, 以大规模年轻地壳增生为显著特征(晨辰等, 2012; Xu et al., 2013; Chen et al., 2016a; Tang et al., 2020)。前人将兴蒙造山带划分为五个构造单元(图1b), 从南到北分别为, 乌里雅斯太陆缘、二连浩特‒贺根山蛇绿岩带、北造山带、索伦缝合带和南造山带(Xiao et al., 2003; Xu et al., 2013)。一般认为, 古亚洲洋在早古生代持续双向俯冲造就了南造山带和北造山带(Xiao et al., 2003, 2015; Xu et al., 2013)。但兴蒙造山带晚古生代‒早中生代的构造演化一直存在很大的争议, 特别是早三叠世的构造环境(Xiao et al., 2003, 2015; Xu et al., 2013; 初航等, 2013)。部分学者认为古亚洲洋在中晚二叠世或其之前就已经闭合, 早三叠世兴蒙造山带处于洋盆闭合后的伸展环境(石玉若等, 2007; Zhang et al., 2009; 晨辰等, 2012; 初航等, 2013; Xu et al., 2013; Zhao et al., 2013, 2017; 张晋瑞等, 2014; Zhou et al., 2019; Zhang, 2019)。也有学者认为, 古亚洲洋在中晚三叠世闭合, 因此早三叠世仍存在洋壳板片的俯冲(Xiao et al., 2003, 2015; Li et al., 2014, 2016)。

前人研究大多基于对花岗岩或者缝合带内部的枕状玄武岩岩石地球化学特征, 相对而言, 对南造山带和北造山带内部的火山岩岩石地球化学特征报道较少(晨辰等, 2012; 初航等, 2013; Song et al., 2015)。苏尼特左旗地区位于北造山带中部, 对研究兴蒙造山带的构造演化至关重要(唐建洲等, 2018)。本文报道了苏尼特左旗附近新发现的枕状玄武岩的年代学和岩石地球化学组成, 为进一步认识兴蒙造山带构造演化提供了重要资料。

1 区域概况及样品采集

苏尼特左旗地区主要出露早古生代温都尔庙群、晚古生代和新生代地层及花岗岩侵入体(图2a; Xu et al., 2013; 唐建洲等, 2018)。温都尔庙群主要由绿泥石片岩、阳起石片岩、绢云母石英片岩、石英岩、火山岩夹层以及灰岩组成, 与早古生代岛弧花岗岩一起记录了古亚洲洋的俯冲演化历史(Xu et al., 2013; Chen et al., 2016a)。研究区北部出露大片未变形的花岗岩(图2a), 过去将其时代划为华力西晚期。石玉若等(2007)研究表明, 其形成于三叠纪的陆内伸展环境。在苏尼特左旗东南方向5 km处, 有几个新挖的采石坑揭露出厚层块状或枕状构造的玄武岩(图3a), 上下限接触关系不清, 且无前人报道。在原1∶20万苏尼特左旗幅地质图中被标识为哲斯组砂岩‒粉砂岩地层。枕体呈上凸下平的不规则椭球状(图3b), 底面总体倾向南东方向, 构成了南东倾向单斜层, 其间有数层泥质岩夹层(图2b)。玄武岩呈墨绿、暗绿、黑绿色, 南北两侧均被第四系覆盖。枕状玄武岩主要由辉石和基性斜长石组成(图3c、d)。块状玄武岩的矿物组成与枕状玄武岩基本相似。本次研究共采集了14件枕(块)状玄武岩样品, 采样点见图2。对其中的13件玄武岩样品进行了全岩主量和微量元素分析, 并挑选了6件样品进行了全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析。对1件样品(NM19-109)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测定。

图1b中数据来源: ①Jian et al., 2010; ②晨辰等, 2012; ③初航等, 2013; ④ Miao et al., 2008; ⑤ Song et al., 2015; ⑥王炎阳等, 2014; ⑦ Zhang et al., 2015。

图2 苏尼特左旗地区地质简图(a, 据石玉若等, 2007; 唐建洲等, 2018)和枕状玄武岩地层地质剖面(b)

图3 苏尼特左旗地区枕状玄武岩野外(a, b)及显微照片(c, 单偏光; d, 正交偏光)

2 测试技术

样品主量、微量及稀土元素分析均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。主量元素采用碱熔法获得均质玻璃体, 应用X荧光光谱仪(XRF)进行测定, 测量精度在1%之内。微量元素和稀土元素采用高压釜酸溶法, 应用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行测定, 测试精度可达到5%, Nb、Ta、Zr、Hf的测试精度为9%。

样品(NM19-109)的锆石分选工作在廊坊诚信地质技术服务公司完成的。将原岩样品破碎至约100目, 用磁法和重液分选, 在双目镜下手工挑选, 然后将锆石与数粒标准锆石TEMORA 置于环氧树脂中制靶, 研磨至 1/2暴露新鲜面后, 再进行抛光、超声波处理以及镀金等工作。测试前在北京大学造山带与地壳演化重点实验室完成反射光、透射光和阴极发光(CL)照相。锆石U-Pb年龄测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室, 应用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)测定。利用 COMPExPro 102型ArF准分子激光剥蚀系统进行锆石剥蚀, 以He作为载气, 激光束斑直径为32 μm, 激光能量密度为 10 J/cm2, 频率为5 Hz。年龄计算时以标准锆石Plesovice(337 Ma)为外标进行同位素比值校正, 用标准锆石91500作为监控盲样。同位素比值和元素含量的数据处理使用软件Glitter 4.4.2, 普通Pb校正使用Andersen (2002), 加权平均年龄与谐和图绘制使用Isoplot 3.0(Ludwig, 2003)。

全岩Rb-Sr和Sm-Nd同位素测试在北京核工业地质研究院完成, 应用IsoProbe-T thermal ionization mass spectrometer进行测定。详细的实验分析流程及计算过程同Zhang et al. (2017)。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年代学

从样品NM19-109(大约30 kg)中挑选出了54颗锆石, 对其中的40颗锆石进行了测试, 结果见表1。32颗锆石落在谐和线上及附近, 锆石阴极发光图像及相应U-Pb年龄见图4、5。

测年结果大致可分为三组: 234～254 Ma(Th/U= 0.34～0.75,=9); 275～447 Ma(Th/U=0.06～0.83,=10)和843～2469 Ma(Th/U=0.19～1.40,=13)。275～447 Ma和843～2469 Ma这两组锆石的Th/U值变化大, 并具有复杂的阴极发光图像, 可能来自于地幔源区或围岩(朱永峰等, 2007)。234～254 Ma这组年龄的锆石具有完好的晶形、较宽的振荡环带以及较集中的Th/U值(图4, 表1), 与基性岩浆中的锆石相似(吴元保和郑永飞, 2004; 王炎阳等, 2014), 其加权平均年龄为248±3 Ma(MSWD=1.09,=9)(图5)。

表1 苏尼特左旗地区枕状玄武岩(NM19-109)锆石U-Pb测年结果

续表1:

图4 苏尼特左旗地区枕状玄武岩锆石阴极发光图像

3.2 主量、微量元素

苏尼特左旗地区枕(块)状玄武岩的主量和微量元素分析结果见表2。样品的SiO2含量为43.44%～ 52.84%, 基本属于玄武岩范畴, 具有变化范围较宽的Fe2O3(8.02%～13.65%), MgO(3.68%～10.34%), TiO2(1.04%～2.42%), Na2O(2.11%～5.25%), 以及K2O (0.08%～1.17%)含量, Mg#值介于35～69之间, 低于原生玄武岩的Mg#值, 表明样品经历了一定的后期演化。样品显示具有较高的烧失量, 指示其经历了微弱的后期热事件的交代, 因此选用相对稳定的元素(Nb、Zr、Y等)进行岩石类型划分。在Zr/TiO2× 0.0001-Nb/Y图解(图6a)中样品落入玄武安山岩和亚碱性玄武岩范围内, 在FeOT/MgO-SiO2图解(图6b)中落入拉斑系列区域。

图5 苏尼特左旗地区枕状玄武岩锆石U-Pb年龄谐和图

表2 苏尼特左旗地区枕状(块)状玄武岩的主量(%)和微量元素(μg/g)组成

注: 样品NM17-23为块状玄武岩, 其他样品为枕状玄武岩。

图6 枕状玄武岩分类图解(据Winchester and Floyd, 1977)

在微量元素蛛网图(图7a)上, 苏尼特左旗枕状玄武岩分布整体较平缓, 并表现出Nb、Ta相对亏损, Ba、U相对富集的特征。样品的稀土元素总量为63.63～126.80 μg/g, 高于N-MORB。样品的稀土元素配分曲线彼此之间近似平行(图7b), 指示稀土元素分异程度相当。(La/Sm)N值在0.91～1.53之间, 无明显的轻稀土富集的特征, 不同于俯冲背景下轻稀土元素明显富集的特征(Wang et al., 2016; Pang et al., 2016)。

3.3 全岩Sr-Nd同位素

本文对6件玄武岩样品进行了Sr-Nd 同位素测试, 结果见表3。该玄武岩显示正的Nd()值(1.3～3.4)和较低的初始Sr同位素值(sr()=0.70429～0.70637), 与大陆溢流玄武岩Sr-Nd同位素组成相似, 暗示其起源于与大陆溢流玄武岩类似的地幔源区(White et al., 1987)。

4 讨 论

4.1 枕状玄武岩形成时限

研究区大部分地区被草场覆盖, 露头连续性差。本次研究的枕状玄武岩采自于原1∶20万苏尼特左旗幅地质图中的哲斯组。前人基于野外地层序列和化石资料, 将该地区哲斯组划分到早中二叠世(蒋干清等, 1995)。Chen et al. (2016a)报道了采自于苏尼特左旗地区哲斯组砂岩的碎屑锆石年代学资料, 其中存在247 Ma碎屑锆石。徐备等(2019)将该地区哲斯组的沉积时限定为中晚二叠世‒早三叠世, 并对侵入到该地层的石英闪长玢岩进行了锆石U-Pb年龄测定, 结果为248±3 Ma。韩国卿等(2011)在西拉木伦河缝合带北侧开展了系统的碎屑岩锆石年代学研究, 将哲斯组定为晚二叠世‒早三叠世。此外, 从双井地区哲斯组砂岩地层中获得的碎屑锆石年龄显示, 最年轻锆石的谐和年龄为258 Ma, 也指示哲斯组形成于晚二叠世‒早三叠世(徐严等, 2018)。栗进等(2018)报道了克什克腾旗哲斯组中发现的安山岩, 其形成时间为258 Ma。本次研究获得玄武岩年龄(248 Ma)与前人在哲斯组报道的火山岩年龄或侵入体的年龄以及碎屑锆石最小年龄组具有可比性。

玄武岩全岩地球化学成分也常常被用来约束玄武岩的形成时限(Hooper et al., 2010; Schoene et al., 2019; Eddy et al., 2020)。苏尼特左旗枕(块)状玄武岩稀土元素配分模式以及多元素原始地幔标准化图解均与晚石炭世、二叠纪以及早三叠世拉斑玄武岩相似(汤文豪等, 2011; 潘世语等, 2012; Pang et al., 2016; Wang et al., 2016; Luo et al., 2016; Zhu et al., 2017; Xu et al., 2019)。晚三叠世(. 224 Ma)基性火山岩为碱性玄武岩, 具有明显富集轻稀土的特征(张维等, 2010)。侏罗纪‒白垩纪时期, 内蒙古中部地区处于裂陷盆地阶段(漆家福等, 2015), 以中酸性火山岩为主, 基性火山岩并不发育(杨明慧和兰朝利, 2012)。且内蒙古中部地区以及蒙古地区侏罗纪‒白垩纪碱性玄武岩具有明显富集轻稀土元素和大离子亲石元素、亏损高场强元素的特征(Zhang et al., 2008; 陈志广等, 2009; Bars et al., 2018; Tang et al., 2019)。而新生代的玄武岩, 其微量元素地球化学特征与OIB型玄武岩相似(Wang et al., 2015; Sun et al., 2020)。因此, 从玄武岩全岩地球化学演化特征来看, 本次研究的枕状玄武岩与晚石炭世‒早三叠世玄武岩相似。

图7 苏尼特左旗地区枕状玄武岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(b)(标准化值引自Sun and Mcdonough, 1989)

表3 苏尼特左旗地区枕状玄武岩的全岩Sr-Nd同位素测试结果

样品NM19-109锆石U-Pb测试结果显示最小年龄组为248±3 Ma, 与前人在南造山带枕状玄武岩中获得的年龄结果(246±3 Ma; 初航等, 2013)基本一致。兴蒙造山带地区石炭纪‒三叠纪枕状玄武岩时空分布特征(图1b)如下: 二连‒贺根山一带的枕状玄武岩, 为蛇绿岩套的一部分, 主要形成于石炭纪(Song et al., 2015; Zhang et al., 2015); 索伦缝合带上出现的枕状玄武岩形成于早二叠世, 多与堆晶辉长岩以及席状岩墙等蛇绿岩套残片伴生(Jian et al., 2010; 晨辰等, 2012; Song et al., 2015); 南、北造山带上的枕状玄武岩没有与其他蛇绿岩残片伴生, 且这些岩石形成于早三叠世(初航等, 2013)。

如果仅从测年结果考虑, 本文研究的枕状玄武岩的形成时间可能为248 Ma, 或者在248 Ma之后。但结合前人对哲斯组归属的限定以及玄武岩全岩地球化学特征等的对比, 可以将本文研究的枕状玄武岩归结于早三叠世或早中三叠世。

4.2 元素活动性评价

由于部分样品具有较高的烧失量(LOI>3%), 使用地球化学数据讨论岩石成因、构造环境时, 有必要讨论其化学成分是否经历了后期地质作用的改造。本文样品的δCe值(δCe=CeN/(LaN×PrN)1/2)为0.87～1.07, 基本介于未迁移范围(0.9～1.1; Polat and Hofmann, 2003)。Al2O3、TiO2以及Zr在后期热事件中相对稳定, 因此通常以其为横坐标作图来评价其他元素的活动性(Pearce et al., 1992)。Zr与稀土元素(以La和Yb为代表), 高场强元素(如Nb等)呈现较好的相关性, 但与部分大离子亲石元素(如Ba)的相关性较差(图8)。此外, SiO2、CaO、Fe2O3和MgO与Al2O3/TiO2值也显示较好的相关性(图9)。因此, 我们可以用稀土元素、高场强元素和这些相对稳定的主量元素来讨论岩石成因及其构造环境。

4.3 岩石成因

本次研究的玄武岩样品具有相对亏损的全岩Sr-Nd同位素组成, 但其亏损程度不及MORB(图10a)。此外, 样品的Mg#值变化范围较宽, Ni和Cr含量较低, 表明铁镁矿物的分离结晶作用或者地壳混染起了重要作用。在Nd()-SiO2及Th/La-SiO2图解(图10b、c)中, 样品呈现近水平分布的特征, 指示苏尼特左旗枕状玄武岩未经历明显的地壳混染作用。La/Sm-La图解(图10d)显示, 分离结晶作用主要控制了岩浆演化过程。其MgO和Fe2O3等的含量随SiO2含量呈现负相关变化关系, 暗示经历了铁镁矿物的分离结晶作用。Al2O3/CaO-MgO 和Ni-Cr图解(图10e、f)也表明, 岩石主要经历了单斜辉石和斜长石的分离结晶作用。

在Zr/Yb-Nb/Yb图解(图11; Pearce and Peate, 1995)中, 大部分样品落在地幔序列。并显示从正常洋脊玄武岩向富集性洋脊玄武岩变化的趋势。在Ti/100-Zr-Y×3图解(图11b; Pearce and Cann, 1973)中, 部分样品也落在洋脊玄武岩区域, 个别样品落在洋脊玄武岩与陆缘弧玄武岩边界区域。Zr/Y-Zr图解被认为是区别陆内玄武岩和俯冲相关的玄武岩的有效判别图解之一(Xia, 2014; Wang et al., 2016; Xia and Li, 2020)。在Zr/Y-Zr图解(图11c)中, 大部分样品落在板内玄武岩区。板内玄武岩的地球化学特征主要受地幔源区控制(王金荣等, 2016)。本次研究玄武岩的Sr-Nd同位素组成与大陆溢流玄武岩相似(图10a), 说明火山岩岩浆很可能来自与大陆溢流玄武岩类似的地幔源区(Zindler and Hart, 1986)。样品显示不同程度的富集大离子亲石元素(如Ba), 亏损高场强元素(如Nb、Ta)的特征, 与岛弧岩石相似, 但大陆溢流玄武岩和陆缘型蛇绿岩中的枕状玄武岩也常常会显示Nb、Ta负异常的特征(赵磊等, 2011; Wang et al., 2016; Luo et al., 2016; Yuan et al., 2019)。样品的部分大离子亲石元素(如Rb、Sr等)显示负异常, 且无Zr-Hf负异常, 也不同于俯冲环境下形成的玄武岩(Wang et al., 2016; Pang et al., 2016)。该玄武岩的稀土元素配分模式近水平, 不同于岛弧玄武岩明显富集轻稀土的特征(Wang et al., 2016)。在Ce/Nb-Th/Nb图解(图11d)中, 苏尼特左旗枕状玄武岩也不同于岛弧玄武岩。综上所述, 本次研究的枕状玄武岩与陆内溢流玄武岩相似而不同于俯冲环境成因的玄武岩。

图8 微量元素活动性判别图解

图9 主量元素活动性判别图解

图10 苏尼特左旗地区枕状玄武岩岩石成因判别图解

4.4 枕状玄武岩的地质意义

锆石年代学显示, 枕状玄武岩中存在古老锆石, 可能为岩浆源区残留锆石, 也可能是玄武岩喷发过程当中捕获的地壳锆石(朱永峰等, 2007)。而大洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩一般不具有结构和年龄复杂的锆石, 因此可以排除本区的玄武岩产自大洋环境的可能(张进等, 2013), 与岩石的地球化学特征一致。索伦缝合带和贺根山缝合带中的蛇绿岩年龄均为晚古生代, 表明晚古生代期间古亚洲洋在南蒙古陆块与华北克拉通的之间存在两个洋盆, 即索伦‒林西洋和贺根山洋(Jian et al., 2010; Song et al., 2015;Zhang et al., 2015; Xiao et al., 2015)。二连浩特‒贺根山蛇绿岩被未变形的313 Ma闪长岩岩墙侵入且被未变形的早二叠世沉积地层覆盖, 北造山带和乌里雅斯太陆缘在早二叠世发育大量后碰撞伸展相关的岩浆作用, 表明贺根山洋在早二叠世之前就已闭合(Zhang et al., 2015; Zhou et al., 2015; Pei et al., 2016), 因此, 苏尼特左旗三叠纪的岩浆作用与贺根山洋的闭合及其随后的伸展关系不大(石玉若等, 2007)。虽然前人将索伦山地区早三叠世的埃达克岩和高镁闪长岩归结为索伦‒林西洋向北俯冲的增生杂岩(Xiao et al., 2015), 但详细的地球化学研究认为这些岩体的形成与后碰撞伸展有关(Jian et al., 2010)。乌兰沟枕状玄武岩被认为是索伦‒林西洋在早三叠世向南俯冲的证据(Xiao et al., 2015), 然而岩石地球化学研究揭示该玄武岩形成于陆内小洋盆环境(初航等, 2013)。此外, Zhou et al. (2019)对达茂旗地区中晚二叠世(254～267 Ma)花岗岩和玄武岩开展了详细的岩石地球化学研究, 认为其形成于后碰撞伸展环境。Chen et al. (2015)和Ji et al. (2018) 对分布在达茂旗和镶黄旗一带中晚二叠世火山岩的研究也表明该地区此时处于后碰撞伸展环境。详细的锆石Hf-O同位素研究表明, 林西地区245～246 Ma花岗岩与后碰撞伸展有关(Zhao et al., 2019)。Liu et al. (2019)对苏尼特右旗南西中晚二叠世花岗岩的研究也取得了同样的认识。古生物地理学研究显示华北板块与蒙古陆块之间在中二叠世之后并没有明显的古地理条件差别(Shen et al., 2013)。最新的古地磁研究也表明, 华北克拉通与蒙古陆块在早中二叠世或之前就已拼贴在一起(Zhao et al., 2020)。张万益等(2012)对查干敖包地区的碱性花岗岩(237 Ma)研究认为, 兴蒙造山带在该时期处于陆内伸展环境。石玉若等(2007)通过对苏尼特左旗地区A型花岗岩(222 Ma)的研究认为其成因可能与中亚造山带碰撞造山后的岩石圈伸展作用有关。基于这些认识, 我们倾向于认为本次研究的苏尼特左旗枕状玄武岩形成于的陆内裂谷盆地, 与新疆北山地区早二叠世枕状玄武岩类似(Chen et al., 2016b)。枕状玄武岩无疑是水下火山喷发的产物, 但由于该套枕状玄武岩上下限不清, 其是否属于蛇绿岩套的组成部分以及其产出的构造背景需要进一步研究。

N-MORB. 正常洋脊玄武岩; E-MORB. 富集洋脊玄武岩; OIB. 洋岛玄武岩。

5 结 论

LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析及其全岩地球化学特征区域对比表明苏尼特左旗地区枕状玄武岩形成于早三叠世。岩石地球化学分析表明, 苏尼特左旗枕状玄武岩经历了铁镁矿物的分离结晶作用, 基本没有受到地壳混染或地壳混染程度很弱, 其起源于伸展背景下的交代地幔的部分熔融。

致谢:感谢中国地质大学(北京)刘翠老师和中国地质科学院地质所赵磊老师提出的建设性意见, 在此一并表示感谢。

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Geochemistry of Early Triassic Pillow Basalts from Sonid Zuoqi, Central Inner Mongolia and Their Geological Significance

TANG Jianzhou1, ZHANG Zhicheng1*, LIU Bo2and ZHANG Huaihui1

(1. Laboratory of Orogenic Belts and Crustal Evolution, SESS, Peking University, Beijing 100871; 2. School of Earth Sciences and Resources, China University of Geoscience (Beijing), Beijing 100083, China)

The Early Triassic pillow basalts discovered at Sonid Zuoqi are vital to understand the tectonic evolution of the Xingmeng Orogenic Belt. In this contribution, we present geochemical and geochronological results of those pillow basalts and provide constraints on the tectonic setting and mantle source of the Xingmeng Orogenic Belt. Zircon U-Pb dating result and whole-rock geochemical compositions reveal that the pillow basalts formed in Early Triassic or Early to Middle Triassic, which is consistent with the Early to Middle Triassic pillow basalts in the Baiyinnuoer area. The basalts show relatively low SiO2(43.44% to 52.84%), and high Fe2O3(8.02% to 13.65%) and MgO (3.68% to 10.34%) contents, and belong to sub-alkaline tholeiite. Trace element modelling suggests that the magma evolution of the Sonid Zuoqi pillow basalts was dominated by fractional crystallization of ferromagnesian, whereas crust contamination is negligible. Their geochronological and geochemical data reveal that the Sonid Zuoqi pillow basalts are different from the Normal Middle Ocean Ridge Basalts, and the flattened rare earth element patterns also differ from typical arc-related basalts. Overall, the Sonid Zuoqi pillow basalts show bulk-rock Sr-Nd isotopic compositions and trace element geochemical features similar to those of continental flood basalts. The trace element signatures suggest the Sonid Zuoqi pillow basalts are derived from decompression melting of the metasomatized mantle materials. These data, in incorporation with previous results, suggest the Sonid Zuoqi pillow basalts formed in an intraplate extension setting after the final closure of the ocean basin, which is similar to the scenario of the Early Permian pillow basalts in the Beishan area of Xinjiang.

pillow basalt; geochemistry; Early Triassic; extension setting; Sonid Zuoqi

2020-04-08;

2020-11-20

国家重点研发计划(2017YFC0601302)和国家重点基础研究发展计划项目(2013CB429801)联合资助。

唐建洲(1993–), 男, 博士研究生, 构造地质学专业。Email: jztang@pku.edu.cn

张志诚(1963–), 男, 教授, 主要从事构造地质学方面的教学与科研工作。Email: zczhang@pku.edu.cn

P597; P595

A

1001-1552(2021)04-0805-017

10.16539/j.ddgzyckx.2021.04.008