Investigación sobre rocas volcánicas de la Formación Dashizhai del Pérmico Inferior
1. Formaciones rocosas volcánicas del Pérmico Inferior y principales tipos de rocas
El área de estudio tuvo la actividad volcánica más fuerte en el Pérmico Inferior, con tres erupciones volcánicas a gran escala, formándose las más extensas. Distribuidos, los estratos litológicos más gruesos No. 1, No. 2 y No. 4 de la Formación Dashizhai se distribuyen desde Sucha en el este hasta Abdul Aobao y la zona fronteriza entre China y Mongolia en el oeste. La principal combinación litológica es un conjunto de lava volcánica ácida y rocas piroclásticas ligeramente metamórficas intercaladas con lava volcánica ácida y rocas piroclásticas, con un espesor total de 8267 m. Hay dos capas de roca carbonatada y roca clástica normal en las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai, a saber, la roca carbonatada en el fondo de la segunda sección litológica de la Formación Dashizhai y la pizarra arenosa y fangosa de la tercera sección litológica. fósiles de braquiópodos y tallos de lirio. Las rocas volcánicas y las rocas sedimentarias normales están en contacto general o en contacto de discordancia paralela, mostrando una relación de transición gradual. Las capas de roca volcánica del Pérmico Inferior son estables, están distribuidas en un cinturón nororiental y pertenecen al tipo de erupción de fisuras marinas.
La primera erupción volcánica: La primera erupción volcánica del Pérmico Temprano formó la primera sección litológica de la Formación Dashizhai, que se encuentra en el área Taogetu-Hanayinga de Erdeni en el oeste del área de estudio. Zona de Muyin Turum; los tipos de rocas son principalmente toba cristalina de esquisto, riolita, ignimbita y riolita metamórfica, intercaladas con finas capas de toba cristalina de dacita y pórfido andesítico, con un espesor de 365.438+0,66 m
La segunda volcánica. erupción: La segunda sección litológica de la Formación Dashizhai se formó por la segunda erupción volcánica en el Pérmico Temprano y se distribuye en Sucha, Habuqile, Wendornuru, Adun Chulu es principalmente un conjunto de rocas volcánicas ácidas, de 2296 m de espesor, la combinación litológica es principalmente; toba cristalina riolítica, seguida de riolita, toba cristalina de dacita y dacita. Este conjunto de estratos constituye la roca huésped directa del depósito Sucha.
La tercera erupción volcánica: La tercera erupción volcánica del Pérmico Temprano formó la cuarta sección litológica de la Formación Dashizhai, que se distribuye continuamente en Martini, Aobaotu, Haeraobao, Billegun, Ulan Hada. La parte inferior de la combinación litológica está dominada por toba riolítica metamórfica escamosa, intercalada con riolita metamórfica fisicoquímica y toba microcristalina; las partes media y superior son toba microcristalina de riolita metamórfica de esquisto y flujo metamórfico que contiene miles de toba microcristalina de dacita y dacita metamórfica. , con un espesor de 2805 metros. Las características petrológicas de los principales tipos de rocas son las siguientes:
Riolita metamórfica: estructura porfirítica variable, de color blanco grisáceo, con estructura de gneis granular variable a microescala como matriz, estructura paralela. Los fenocristales están compuestos principalmente de feldespato y feldespato potásico, seguidos de plagioclasa, la mayoría de los cuales se disuelven en formas redondas o en forma de puerto. Algunos feldespatos se encuentran en forma de fragmentos, con un contenido del 5% y un tamaño de partícula de 0,5 a 1 mm. Los nuevos minerales son feldespato (80%) y sericita (10% ~ 15%).
Lava de toba riolítica metamórfica esquistificada: estructura cristalina residual de color blanco grisáceo, la matriz es estructura cristalina metamórfica de microgranito, estructura microparalela o estructura de flujo. Los restos de cristales son principalmente limosos, con elongación y bordes multidentados regenerados, con un contenido del 5% al 10%. Los cristales porfídicos son cristales escamosos con un tamaño de partícula de 1 a 3 mm y un contenido del 2% al 3%. La matriz está compuesta por polímeros minerales félsicos de grano fino recristalizados y una pequeña cantidad de sericita, clorita y minerales metálicos, representando el contenido de mineral félsico el 85%.
Toba cristalina riolizada metamórfica esquistificada: gris, estructura de pórfido variable, la matriz es microscópica de estructura granular variable, estructura de riolita y estructura microparalela. Los fenocristales son principalmente feldespato potásico, que es menor en temporada. El feldespato potásico a menudo se agrega para formar una estructura de fenocristal, con un contenido de fenocristal del 5% al 10%. La matriz está compuesta por felsita microscópica nueva (75%), sericita (3% ~ 5%), clorita (2% ~ 3%), limonita (5%), etc.
Dos.
Cronología isotópica de roca volcánica
(1) Características petrológicas, clasificación y proceso de análisis de las muestras
Las muestras de datación U-Pb de ZIRCON SHRIMP se tomaron de la segunda sección de la Formación Dashizhai del Pérmico Inferior. La sección litológica incluye riolita alterada que contiene fluorita (el piso del yacimiento de fluorita) y la cuarta sección litológica de riolita alterada (el techo del yacimiento de fluorita). Las características petrográficas de los dos tipos de riolita se describen brevemente a continuación: toda la muestra de roca de riolita inalterada es de color blanco grisáceo con una estructura de pórfido, algunas muestras tienen una estructura fragmentada o residual y la matriz es de grano fino y microcristalina. Se desarrollan estructuras rayadas y masivas, y hay estructuras locales en forma de flujo y almendra. Los cristales de pórfido están compuestos principalmente de plagioclasa, feldespato y una pequeña cantidad de feldespato potásico. Los fenocristales de plagioclasa son en su mayoría albita y plagioclasa sódica, en forma de placa semi-euédrica-euédrica, con gemelos combinados similares al sodio y similares al sodio. El rango de tamaño de los fenocristales suele ser de 0,1 mm × 0,3 mm ~ 1,5 mm × 2,5 mm, siendo el máximo 1,5 mm × 3,8 mm. La mayoría de los fenocristales estacionales son redondos y de forma irregular, con bordes de erosión desarrollados y estructuras en forma de puerto; El tamaño de los fenocristales varía de 0,5 mm × 0,9 mm a 1,0 mm × 2,0 mm, siendo el más grande de 2 mm × 7 mm; los fenocristales de feldespato potásico son en su mayoría ortoclasas o feldespatos rayados, placas semieuédricas irregulares o agregados granulares, los El rango de fenocristal es de 0,3 mm × 0,8 mm ~ 1,2 mm × 2,0 mm, el máximo es 1,6 mm × 3,2 mm, la matriz está compuesta principalmente por feldespato, minerales félsicos formados por el tiempo y la desvitrificación, con una pequeña cantidad de Magnetita, fluorita y la hematita se encuentra dispersa en su interior. Los minerales traza incluyen apatita, ilmenita y circón, y los minerales secundarios incluyen sericita, clorita, caolinita, biotita, epidota y calcita. En comparación con la riolita inalterada mencionada anteriormente, la muestra de riolita alterada tiene las siguientes características: (1) La composición y estructura de los principales minerales formadores de roca en toda la roca son generalmente similares a las de la muestra de riolita inalterada (2) La plagioclasa y el feldespato potásico se reemplazan principalmente por sericita, semen y minerales arcillosos (3) la mayoría de los minerales máficos se reemplazan por clorita, epidota, calcita y magnetita (4) con un flujo sin cambios. En comparación con el laminado, el contenido de fluorita en toda la roca; La muestra aumentó significativamente, alcanzando 65438±05% a nivel local.
Muestras utilizadas para la separación de circonio (CGA26 y CGA25) El proceso de separación de circonio es el siguiente: triturar unos 25 kg de muestra hasta un tamaño de 2 cm3 y colocarla en un recipiente de acero inoxidable de 20 cm de diámetro. . Coloque el recipiente de acero inoxidable en el molino vibratorio XZW100 (1,1/0,75 kw) y muela durante 3 ~ 5 minutos. Posteriormente, se extrajo la muestra y se pasó a través de un tamiz con un tamaño de poro de 0,4 mm. Repita el proceso anterior hasta que todas las muestras pasen por la pantalla de apertura de 0,4 mm. Se utiliza agua limpia para eliminar el polvo de la muestra y herramientas de aluminio para elutriar y concentrar minerales pesados. Los minerales no electromagnéticos se obtienen mediante separación magnética y separación electromagnética, y luego el concentrado de circón se obtiene mediante elutriación. Finalmente, utilice binoculares para seleccionar partículas de circonio completas, transparentes y limpias (sin grietas ni inclusiones). Las muestras de circón seleccionadas y las muestras estándar se fijaron en un objetivo de resina epoxi con un diámetro de 25 mm y se rectificaron hasta la mitad para exponer la parte central del circón. Luego, el circón a analizar y la muestra de circón estándar se bañaron en oro y se tomaron imágenes de catodoluminiscencia (CL) al mismo tiempo (Figura 2-19). SHRIMP del Centro de Sondas de Iones de Beijing completó el análisis de isótopos de circón de uranio, torio y plomo de acuerdo con las normas. Para conocer los principios y procedimientos de análisis detallados, consulte Williams et al (1987), Song Biao et al (2002), Shi Yuruo et al. Los datos analíticos fueron procesados por el software Squid and Isoplot (Ludwig, 2003), y las constantes de desintegración fueron recomendadas por Steiger et al. Los datos de análisis enumerados en la Tabla 2-10 son el promedio de cinco análisis de escaneo consecutivos del mismo punto de medición, y el error de un solo punto de datos es 1σ. Se considera que el promedio ponderado de los datos de datación 206Pb/238U es el tiempo de formación del circón, con una confiabilidad del 95%.
Figura 2-19 Imágenes de catodoluminiscencia de circonio de pórfido reológico no modificado CGA26 y pórfido reológico modificado CGA25 en la Formación Dashizhai
(2) Resultados del análisis
Riolita no perturbada ( CGA26): Las imágenes de catodoluminiscencia (Figura 2-19) muestran que las muestras de riolita intactas tienen tamaños de grano de circón que varían de 80 a 185 micrones y relaciones de aspecto de 1:1 a 4:1. Los circones medidos se pueden dividir a grandes rasgos en dos tipos: circones de columna larga y de eje corto.
Los primeros existen principalmente en forma de cristales euhédricos columnares largos (o cristales semieuédricos) y se caracterizan por estructuras de bandas rítmicas, mientras que los segundos existen principalmente en forma de cristales semieuédricos de eje corto (o elípticos) o cristales heteromórficos. (Figura 2-19). Aunque existen ciertas diferencias en el tamaño de las partículas, relación de aspecto, geometría cristalina, etc., su estructura de zonación rítmica indica que su formación está relacionada con la actividad magmática (Paterson et al., 1992; Pijin et al., 1998).
Como se muestra en la Tabla 2-10, los rangos de contenido de uranio y torio de los puntos de análisis de Zircon 11 son (47 ~ 278) × 10-6 respectivamente, y los valores promedio son 98 × 10-6 y (24 ~ 373) × 65438+ respectivamente. Excepto los datos de los puntos de análisis individuales, los contenidos de uranio y torio de la mayoría de los puntos de análisis están correlacionados positivamente. La relación Th/U oscila entre 0,43 y 1,34, con un valor promedio de 0,76. Excepto por un punto de análisis, las proporciones Th/U de otros puntos de análisis fueron todas superiores a 0,5, siendo el valor más alto 1,34. Los resultados de investigaciones anteriores muestran que la relación Th/U del circón magmático es generalmente superior a 0,5 y que existe una buena correlación positiva entre los contenidos de torio y uranio. Por el contrario, la relación Th/U del circón metamórfico es generalmente inferior a 0,5 y la correlación entre el contenido de torio y uranio no es obvia (Paterson et al., 1992; Pidgeon et al., 1998; Gerhard et al., 1999; Hosking y Black, 2000). Con base en los datos del análisis de torio y uranio de muestras de circonio y las características morfológicas de los circones, se puede inferir que los circones de riolita inalterada en el área minera de fluorita de Sucha son de origen magmático.
Tabla 2-10 Resultados del análisis de edad SHRIMP U-Pb de circones de la riolita de la Formación Dashizhai del Pérmico Temprano en el área de mineralización de fluorita de Sucha
Unidad de análisis: Centro de Análisis de Agujas de Exploración de Iones de Beijing. 206Pbc es plomo ordinario; 206Pb* es plomo radiactivo.
El rango de edad de 206Pb/238U de 11 puntos de análisis de partículas de circón varía de 252,6 a 297,0 Ma, con un valor promedio de 271,8 Ma. Aunque el rango de distribución del valor de edad de los puntos de análisis de partículas de circón se superpone, el rango. de valores de edad en 207Pb En la curva de coincidencia /235U-206Pb/238U, los datos de todos los puntos de análisis se concentran en y cerca de la línea armónica, que es diferente del valor de edad de 207 Pb/235 u-206 Pb / 238 u curva de coincidencia En general, la edad del isótopo de plomo del eje SHRIMP de circón de la riolita inalterada en el techo del cuerpo mineral de fluorita es ligeramente menor que la edad del isótopo de plomo del eje de circón SHRIMP de la riolita inalterada en el piso del. Yacimiento (276 10) Ma.
Riolita alterada (CGA25): Las imágenes de catodoluminiscencia muestran que los granos de circonio de la riolita alterada varían en tamaño, principalmente en forma de cristales semieuédricos columnares o elípticos cortos o cristales heteromórficos, con una variedad de tamaños de partículas. Tiene 150 ~ 200 μm y la relación de aspecto es 1: 1 ~ 2: 1. Los contenidos de uranio y torio de los ocho puntos de análisis de partículas de circón fueron (44 ~ 350) × 10-6 y (29 ~ 249) × 10-6 respectivamente, y los valores promedio fueron 135 × 10-6 y 95 × 10-6 respectivamente. Al igual que los granos de circón mencionados anteriormente en muestras de riolita inalteradas, los contenidos de uranio y torio y las proporciones Th/U de los granos de circón en muestras de riolita alteradas son similares a los de los circones magmáticos (Paterson et al., 1992; Pigeon et al., 1998; Gerhard et al., 1999; Hosking y Black, 2000).
Los valores de edad del circón 206Pb/238U de los ocho puntos de análisis son 262,4 ~ 286,4 Ma, el valor promedio es 272,9 Ma. Desde el centro hasta el borde de los granos de circón, los valores de edad de los isótopos también muestran una tendencia cambiante de lo antiguo a lo nuevo. En el gráfico de 207Pb/235U versus 206Pb/238U (Figura 2-20a), todos los datos analíticos se recopilan en y cerca de la Línea Harmony, y los promedios ponderados son (276 10) Ma (Figura 2-20a), MSWD El valor es 1,9. En general, la edad del isótopo U-Pb de circón SHRIMP en la riolita inalterada en el piso del yacimiento de fluorita es ligeramente mayor que la de la riolita inalterada en el techo del yacimiento (271,8 Ma).
Figura 2-20 Diagrama de armonía uranio-plomo de Zircon SHRIMP de riolita inalterada (A) y riolita alterada (B) de la Formación Dashizhai
3. Parte dos Características geoquímicas elementales de inmaduros. rocas volcánicas
(1) Elementos principales
Las muestras de investigación de rocas volcánicas de la Formación Dashizhai en el área de Sucha se tomaron principalmente de la segunda y cuarta secciones litológicas de la Formación Dashizhai.
Los elementos principales, oligoelementos y tierras raras de las muestras fueron analizados y probados por el Centro de Análisis y Pruebas del Instituto de Geología de la Industria Nuclear de Beijing. Los datos experimentales se muestran en la Tabla 2-11. Los elementos principales se miden utilizando un espectrofotómetro de absorción atómica y la base de detección es GB/T 1456. Los oligoelementos y los elementos de tierras raras se miden con un espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente (serie TJAX) después del tratamiento previo con una solución ácida. Las pruebas se basan en DZ/T 0223-2001.
Tabla 2-11 Elementos principales, oligoelementos, elementos de tierras raras, contenidos minerales estándar CIPW y parámetros principales de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai en el área de Sucha
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Las muestras de roca volcánica de la Formación Dashizhai en el área de Sucha están clasificadas en el área de riolita en el mapa TAS (Figura 2-21a), mientras que tres muestras están fundidas en el área de traquita , y uno está en el área de dacita y el otro en el área de traquiandesita. La mayoría de las muestras se encuentran en el rango subalcalino y tres muestras todavía están fundidas en áreas de rocas alcalinas. Las observaciones de campo y los estudios en interiores muestran que las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai han experimentado diversos grados de alteración hidrotermal y deformación estructural de las láminas. Por lo tanto, para reflejar verdaderamente el tipo de roca, origen y ambiente tectónico de las rocas volcánicas, los elementos principales (TiO2_2, Al_2O_3, etc.) y los elementos inertes de alto campo (Nb, Y, Zr, etc.) se ven más afectados por alteración. En el diagrama Nb/Y-SiO 2 de Winchester et al. (1977), la mayoría de las muestras se moldearon dentro del rango de riolita y riodacita, y solo una muestra se moldeó en la unión de andesita y traquiandesita. Las rocas volcánicas de la segunda sección litológica y de la cuarta sección litológica pertenecen a un tipo de roca relativamente consistente. El contenido de SiO 2 de todas las muestras oscila entre 63,66% y 78,02%, con un valor medio de 68,94%, similar al contenido de SiO 2 de la dacita clásica (68,22%). El alto contenido de SiO_2 de algunas muestras puede deberse a la alteración tardía por silicificación de las rocas. El contenido de TiO2 es del 0,19% al 0,79%, con un promedio de 0,39%, que es más pequeño que el de las rocas volcánicas típicas de arco de islas relacionadas con la subducción. El rango de Al2O3 en todas las muestras es 11,78% ~ 21,33%, lo que muestra las características del aluminio con alto contenido de aluminio. El índice de saturación de aluminio A/CNK está entre 1,0 ~ 2,0, que pertenece a la serie sobresaturada de aluminio. El contenido de Na2O es de aproximadamente 5,75%, con un valor promedio de 3,77%, similar al arco dacita típico (Na2O es 3,37%). El contenido de (Na2O+K2O) oscila entre 5,55% y 9,86%, con un promedio de 7,99%, y pertenece al sistema de rocas volcánicas ricas en álcalis. Na2O/K2O está entre 0,42 y 1,67, la mayoría inferior a 1. Pertenecen a rocas volcánicas potásicas. En el diagrama K2O-sílice de Rickwood (1989), la mayoría de las muestras se proyectan en la zona calco-alcalina con alto contenido de potasio (Figura 2-22), tres muestras se proyectan en la serie de basalto potásico y dos muestras se proyectan en la serie de calcio. Serie alcalina. El contenido de Fe2O3 en todas las muestras oscila entre el 0,31% y el 1,66%, y algunas muestras alcanzan el 4,15%. El contenido de FeO varía del 0,54% al 3,61%, y el contenido de Fe2O3 de la mayoría de las muestras es menor que el FeO, lo que es consistente con el ambiente de erupción de reducción marina de las rocas volcánicas del Pérmico Inferior. En el gráfico Hacker de óxidos (Figura 2-23), SiO_2 está correlacionado negativamente con TiO_2, Al2O3, CaO, MgO y (Na2O+K2O), mientras que la correlación entre SiO_2 y Fe2O3 y P2O5 no es obvia. Los elementos compatibles Cr y Ni están correlacionados positivamente en los diagramas Cr-MgO y Ni-MgO (Figura 2-24), lo que indica que la separación por cristalización debería ser el principal mecanismo de formación de magma.
Figura 2-21 Mapa TAS y mapa NB/Y-SiO_2 de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai
(2) Tierras raras y oligoelementos
Área de Sucha El patrón de distribución de elementos de tierras raras en las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai (Figura 2-25a) muestra que los patrones de distribución de elementos de tierras raras en las rocas volcánicas de la segunda sección litológica y la cuarta sección litológica son básicamente los mismos. , mostrando un fuerte enriquecimiento de tierras raras ligeras y una pérdida relativa de tierras raras pesadas. La cantidad total de elementos de tierras raras (excluido el itrio) es (145,47 ~ 307,07) × 6544. LaN/YbN es 4,60 ~ 11,26, δEu es 0,65 ~ 1,75, lo que indica que Eu tiene características tanto de agotamiento como de enriquecimiento, el cambio del cerio no es obvio y algunas muestras muestran características de enriquecimiento débiles del cerio.
El mapa normalizado de elementos múltiples del manto original de estas rocas volcánicas (Figura 2-25b) muestra las características geoquímicas de las deficiencias de niobio, tantalio, fósforo y titanio y el enriquecimiento de cesio, rubidio, bario, torio, uranio, plomo, y circonio.
Figura 2-22 Mapa de SiO _ 2-K2O de rocas volcánicas en la Formación Dashizhai (el mapa inferior es de Rickwood, 1989).
Los contenidos de circonio y niobio en las rocas volcánicas del Pérmico Inferior son (195.00 ~ 814.00) × 10-6 y (9.66 ~ 21.00) × 10-6 respectivamente, con un valor promedio de 535.65438+6. El contenido de estroncio está entre (79,50 ~ 331,00) × 10-6, con un valor promedio de 172,62 × 10-6, que es más pequeño que las rocas volcánicas típicas del arco insular. El contenido de itrio oscila entre (22,10 ~ 44,40) × 10-6, con un valor promedio de 33,83 × 10-6, que es más bajo que el de las rocas volcánicas típicas. En el diagrama Sr/Y-Y (Figura 2-27a), casi todas las muestras de roca volcánica están representadas en el tipo de roca de arco clásico (Martin, 1999). En el diagrama Th-Ba/Th (Fig. 2-27b), la mayoría de las muestras también se encuentran dentro del rango global de basalto del arco (Dobrestov et al., 1987). Esto es consistente con la conclusión extraída del diagrama TiO_2-al2o_3 (Fig. 2-26), que indica que las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai pertenecen a rocas volcánicas de arco.
En un entorno de arco insular, los materiales fuente de magma (Macdonald et al., 2000) probablemente incluyan: (1) peridotita en la cuña del manto (2) fluidos de la zona de subducción (3) placas en subducción; Derretimiento formado por fusión parcial; (4) Asimilación y contaminación de materiales de la corteza continental (incluidos los sedimentos del fondo marino). Las características geoquímicas de la baja relación Sr/Yb y el alto contenido de itrio de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai indican que no pueden ser adakites. La relación Zr/Nb de las rocas volcánicas varía entre 27,00 y 67,27, lo que se acerca al rango de las rocas volcánicas del arco de islas (generalmente entre 10 y 60, Davidson, 1996). Utilizando la relación HFSE del elemento de alto campo normalizado con iterbio, se pueden eliminar o reducir los efectos de la fusión parcial y la cristalización por separación a alta presión sobre el contenido del elemento, obteniendo así las propiedades geoquímicas del área de la fuente de magma (Macdonald et al., 2000). . En el diagrama Th/Yb-Ta/Yb (Figura 2-28) (Pearce et al., 1982), se trazan muestras volcánicas en la serie alcalina del arco volcánico de la zona basáltica del margen continental activo (Pearce, 1982). Trazado como una serie alcalina, pero todos distribuidos en el área de basalto del margen continental activo, consistente con la conclusión extraída del diagrama SiO_2-K2O, que refleja que la actividad volcánica es el resultado de la subducción y subducción de la corteza oceánica. En la solución del diagrama Zr/Yb -Nb/Yb (Figura 2-29), la mayoría de las muestras volcánicas se proyectan dentro del rango del manto enriquecido, lo que refleja que el área de fuente de magma es la cuña del manto enriquecido después de la transformación del fluido de la zona de subducción ( o fundir) características. Sin embargo, en comparación con las rocas volcánicas de arco en las Antillas (Macdonald et al., 2000) y las Islas Kamchatka-Aleutianas (Munker et al., 2004), la influencia de los fluidos de la zona de subducción en el área de fuente de magma del Dashizhai Las rocas volcánicas de formación son débiles (se muestra como proporciones más bajas de Sr/Th y Ba/Th). El bario es un elemento muy abundante en los fluidos de la zona de subducción, y una relación Ba/Th alta (superior a 300) generalmente indica que los fluidos de la zona de subducción hacen una gran contribución al área de la fuente de magma (Hawksworth et al., 1997). El bajo valor Ba/Th de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai oscila entre 67 y 229, lo que también muestra que los fluidos de la zona de subducción no tienen un impacto significativo en el área de la fuente de magma.
Figura 2-23 Diagrama de Hacker de rocas volcánicas de la Formación Dashizhai del Pérmico Inferior
Figura 2-24 Diagrama de covariación de Cr-MgO y Ni-MgO de rocas volcánicas del Pérmico Inferior.
Figura 2-25 Patrón de distribución de elementos de tierras raras y diagrama de tela de araña del manto original de oligoelementos de rocas volcánicas de la Formación Dashizhai (basado en datos estandarizados de Sun et al. 1989).
Figura 2-26 Diagrama de covarianza de TiO_2-al2o_3 de la roca volcánica de la Formación Dashizhai (basado en Muller et al., 1993)
Figura 2-27 Volcánica del Pérmico Inferior diagrama Sr/Y-Y de roca y diagrama Th-Ba/Th
Figura 2-28 Diagrama Th/Yb-Ta/Yb de rocas volcánicas de la Formación Dashizhai (basado en Perace et al., 1982)
Figura 2 -29 Gráfico bivariado de Nb/Yb-Zr/Yb y Th/Ce-Sr/Th de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai (basado en Macdonald et al., 2000).
El magma enriquecido del arco insular generalmente contiene derretimientos de sedimentos de la zona de subducción, y la presencia de este componente puede identificarse mediante la relación Th/Ce (Hawkesworth et al., 1997). El valor Th/Ce de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai oscila entre 0,09 y 0,23. De la solución del diagrama Th/Ce-Sr/Th (Figura 2-29), se puede ver que la relación Th/Ce de las rocas volcánicas es significativamente mayor que la de MORB y OIB, y la relación es cercana a la de la corteza promedio. e incluso mucho más alto que el de muestras individuales. Por lo tanto, la adición de sedimentos del fondo marino es una explicación razonable porque los sedimentos del fondo marino están muy enriquecidos. Othman et al., 1989), y en los sistemas hidrotermales, el cerio migra fuera del sistema más fácilmente que el torio, aumentando así la relación Th/Ce en el área de la fuente de magma. En el diagrama Th-Ba/Th (ver Figura 2-27), las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai muestran una tendencia cambiante en la adición de sedimentos debido a su alto contenido de torio (Th: 8,19×10-6 ~ 15,6×10-6 ).
Todas las muestras de rocas volcánicas de la Formación Dashizhai tienen una distribución horizontal obvia en el diagrama La-La/Sm, lo que indica que el magmatismo es el resultado de la diferenciación por cristalización (Allegre et al., 1978; Wang Quandeng, 2008) , lo cual es consistente con Los resultados de Hacktogram fueron consistentes. En el diagrama La/Sm-Gd/Yb (Figura 2-30), las muestras de roca volcánica están ubicadas cerca de la cuenca de Siberia Occidental (la profundidad del área de fuente de magma es de aproximadamente 50 ~ 100 km), lejos del MORB norte. área, lo que indica que el material de la corteza está altamente contaminado (Saunders et al., 2005; Wang Liqun et al., 2008), la profundidad del área de la fuente de magma también es relativamente grande.
Figura 2-30 Ilustración de las rocas volcánicas La/Sm-La y La/Sm-Gd/Yb de la Formación Dashizhai (basada en Wang Liquan et al., 2008)
En resumen, Mongolia Interior Las rocas volcánicas de ácido intermedio de la Formación Dashizhai en la región central de Sucha representan rocas volcánicas en forma de arco formadas durante el proceso de subducción del antiguo Océano Asiático. Sus áreas de fuente de magma están enriquecidas con grandes elementos litófilos iónicos (Lile). ) y elementos ligeros de tierras raras (LREE), niobio y fósforo, características geoquímicas del agotamiento del titanio. Durante el proceso de subducción oceánica, el derretimiento de la zona de subducción, principalmente sedimentos del fondo del océano, reemplaza la cuña del manto, se funde parcialmente para formar magma de ácido intermedio y se eleva y entra en erupción.
4. Geoquímica de isótopos de estroncio, neodimio y plomo de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai
El error del análisis de datos de isótopos Rb-Sr y Sm-Nd de las rocas volcánicas del Pérmico Inferior es 2σ absoluto. error Los resultados del análisis se muestran en la Tabla 2-12 y la Tabla 2-13. La corrección isotópica inicial de Sr-Nd de las rocas se calculó mediante el software Geokit proporcionado por Lu Yuanfa. Con base en la edad de circón SHRIMP U-Pb de la riolita de 276 Ma, se corrigieron las proporciones de isótopos Sr-Nd de las rocas volcánicas del segundo y cuarto miembro de la Formación Dashizhai, y las proporciones de isótopos iniciales de Sr-Nd obtenidas fueron (87Sr/ 86Sr)i y (143Nd/65433).
Tabla 2-12 Composición de isótopos de rubidio y estroncio de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai del Pérmico Inferior en el área de Sucha
Tabla 2-13 Formación Dashizhai del Pérmico Inferior Sm-Nd en el Área de Sucha Composición de isótopos de roca volcánica
Figura 2-31 Diagrama de covarianza de isótopos de roca volcánica de la formación Sr-Nd Dashizhai
(1) Composición de isótopos de estroncio y neodimio
Inferior Pérmico El contenido de rubidio en las rocas volcánicas está entre (68,9 ~ 168) × 10-6, el contenido de estroncio está entre (74,3 ~ 304) × 10-6 y la relación Rb/Sr está entre 0,34 ~ 1,99. Todas las muestras forman una isócrona en el diagrama 87sr/86sr ~ 87rb/86sr. La edad isócrona es 222,2 · 21,8 Ma (R (r es 0,9681), y la relación inicial (87sr/86sr)I 0,70687 · 0,001658.
Las muestras que componen esta isócrona fueron tomadas de las secciones litológicas segunda y cuarta de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai. La tercera sección litológica está separada por un depósito de rocas clásticas carbonatadas marinas de más de 900 metros de espesor. Por lo tanto, los perfiles litológicos de estas dos rocas sedimentarias volcánicas no son de ninguna manera producto de actividades eruptivas volcánicas durante el mismo período. Por lo tanto, esta isócrona puede no reflejar la edad diagenética de las rocas volcánicas, pero puede reflejar el marco temporal de la colisión final del Cinturón Orogénico de Asia Central. La edad del isótopo es consistente con la edad del granito de colisión de Yonghegong, que se encuentra cerca de la línea de sutura de la placa de Solon (la edad isócrona de la roca completa Rb-Sr es 228 ± 21 Ma, y la edad del circón único 206 Pb/238 U es 234 ±6Ma (0,35) ( Chen et al., 2008 Por lo tanto, la edad del isótopo puede reflejar la edad de deformación de la Formación Dashizhai durante el acoplamiento y la colisión de las dos placas (Fig. 2-31), no forma una isócrona. El contenido de Nd de todas las muestras está entre (11,5 ~ 40,4) × 10-6, y la relación Sm/Nd está entre 0,14 ~ 0,16. El rango de variación es muy pequeño, que es menor que el promedio de Sm/ de la corteza. Relación de Nd (0,65438) La relación inicial del isótopo Nd (143Nd/144Nd)i para todas las muestras es 0,51229 ~ 0,512300, con un pequeño rango de variación de εNd (276 Ma) es -1,14 ~+. Mapa de clasificación de rocas, casi todas las muestras se distribuyen cerca de la línea Chuer (Figura 2-32), lo que indica que hay sedimentos marinos en el área de fuente de magma.
Figura 2-32 Formación Dashizhai. mapa de isótopos de rocas volcánicas
(2) Composición de isótopos de plomo de rocas volcánicas
El 206Pb/204Pb de todas las muestras se muestra en la Tabla 2-14, el promedio es 18.438+0. 207Pb/204Pb es 15,577 ~ 15,609, el promedio es 15,589; 208P/204Pb es 38,486 ~ 38,659, el promedio es 38,582. Además, la mayoría. de ellos son negativos, con valores de μ que oscilan entre 9,40 y 9,45, y el valor promedio es 9,42, que es inferior a la línea de evolución de la corteza continental con un valor de μ de 9,74 en el diagrama del modelo de estructura de isótopos de plomo de roca (Figura 2). -33), todas las muestras son el área de sedimentos marinos mapeada entre la edad geológica del hemisferio norte y el NHRL (Hart, 1984), cercana al MORB
Tabla 2-14 Isótopo de plomo. composición de las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai en el área de Sucha
Nota: La litología de las muestras es la misma que la de la Tabla 2-11.
Conclusión del verbo (abreviatura de verbo).
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Las rocas volcánicas ácidas de la Formación Dashizhai del Pérmico Temprano en el área de Sucha en el centro de Mongolia Interior se encuentran en Suozhou En la parte norte de la sutura de la placa Lun, su edad de circón CAMARÓN U-Pb indica que la La erupción volcánica ocurrió en el Pérmico Temprano. Los estudios petroquímicos y petroquímicos muestran que las rocas volcánicas son principalmente riolita, dacita y toba riolítica, caracterizadas por un alto contenido de silicio, alto contenido de álcali y exceso de aluminio, pertenece a la serie calco-alcalina con alto contenido de potasio. Algunas muestras se distribuyen en la serie potashita. Las rocas volcánicas son ricas en elementos litófilos de iones grandes (Lile) y elementos de tierras raras ligeras (LREE), y son pobres en elementos de tierras raras pesadas (HREE) y elementos de alta intensidad de campo. (HFSE) muestran las características geoquímicas del magma del arco insular. La investigación sobre oligoelementos y sus proporciones muestra que la fuente de magma para las rocas volcánicas es la adición del derretimiento sedimentario del océano y la contaminación de la corteza continental, y el proceso de magmatismo es el resultado de la diferenciación por cristalización. La investigación con isótopos Sr-Nd-Pb muestra que la composición material de las rocas magmáticas es el resultado de fuentes mixtas corteza-manto.
Durante mucho tiempo, muchos estudiosos han creído que las rocas volcánicas de la Formación Dashizhai del Pérmico son rocas volcánicas bimodales y que el entorno tectónico que reflejan debería ser el entorno de extensión del antiguo valle del rift. Estos conocimientos provienen principalmente de la investigación sobre las rocas volcánicas del Pérmico en el área de Linxi (Zhang et al., 2008; Zhu et al., 2001), pero las características de estas rocas volcánicas son diferentes a las de las rocas volcánicas del Terciario en México. (Márquez et al., 1999; Ferrari et al., 2006 54 38+0; Ferrari et al., 2004), su fondo de formación puede ser una extensión del margen continental activo más que una grieta intracontinental.
Además, las rocas volcánicas del Pérmico al sur del río Xilamulun tienen la afinidad de las típicas rocas volcánicas de arco calco-alcalino (Wang Quan et al., 1991; Li, 2006), y el desarrollo de sedimentos de aguas profundas del Pérmico (et al. , 1997) no lo hace. Esto respalda la inferencia de que la ruptura continental se desarrolló en la región del Pérmico (Li Jinyi et al., 2007). Las actividades magmáticas del mismo período en el área de Alxa, el margen norte del antiguo continente chino-coreano y otras áreas mostraron todas las características de arcos magmáticos (Wu et al., 1998; Tao et al., 2003; Li, 2006). ). Esto concuerda con los resultados de la investigación en esta área.
Figura 2-33 Diagrama modelo de la estructura de isótopos de plomo de rocas volcánicas en la Formación Dashizhai