En los primeros días, Wang Yuzhen (1983) y Li Songling (1985) definieron la ofiolita como "Neoproterozoica", y la edad Rb-Sr de las venas de hornblenda en el complejo ultramáfico era de 860 Ma. Pan Yusheng et al. (1990, 1994), Wang Dongan et al. (1989), Yang Shufeng et al (1999) y Deng Wanming (1995) creen que se formó a principios de la Era Paleozoica y representa la quinta sutura. zona de la meseta tibetana. Zhou Hui et al. (1998, 1999) descubrieron radiolarios del Paleozoico temprano en algunos Kegou y determinaron la zona de corte dúctil a finales del Paleozoico temprano, lo que respalda en gran medida la comprensión anterior. Ding Daogui et al. (1996) obtuvieron la edad isócrona Sm-Nd del mineral de roca entera del gabro de 651 Ma, lo que sugiere que la ofiolita se formó en la era Siniano-Paleozoico temprano. Jiang Chunfa et al. (2000) obtuvieron la edad isócrona Rb-Sr de toda la roca basáltica de Diku como 359 Ma, lo que indica que pertenece a la ofiolita Devónico (?)-Carbonífera y pertenece a un entorno de pequeña cuenca oceánica de arco posterior. Fang Aiming et al. (2000) El descubrimiento de fósiles de radiolarios del Carbonífero en algunos Kegou respalda esta opinión. , Xiao Wenjiao et al. (2000) y Xiao et al. (2002) estudiaron las características estructurales y geoquímica de diferentes unidades en la región y concluyeron que la ofiolita pertenece a la ofiolita de cuenca de arco o retroarco superpuesta a la zona de subducción en el Paleozoico Temprano. La Tabla 2-1 resume la comprensión previa de la edad y el fondo tectónico de la ofiolita Diku para un análisis comparativo. Además, también enumeramos datos de datación relevantes en el área de Diku para un análisis completo (Tabla 2-2).
1. Análisis geológico regional
La "ofiolita Diku" definida por pueblos anteriores consta de tres partes, incluida la roca ultramáfica Diku y parte de la parte norte de la ofiolita Diku Trench. y depósitos de flysch sobre basalto (Figura 2-1, Figura 2-2). El macizo rocoso ultramáfico de Diku está expuesto en Diku Buzwanda Ban y está compuesto principalmente de dunita, piroxenita, piroxenita, cromita lenticular (mineral), etc. Shen Buming et al. (1996) realizaron un estudio profundo y detallado sobre la peridotita. Las venas de gabro se desarrollan en muchos lugares de la masa rocosa. El ancho de las venas varía mucho, generalmente de una docena de centímetros a decenas de centímetros. Algunas venas pequeñas miden sólo de 1 a 2 centímetros, formando una red escalonada de venas. Entre la vena gabro y la peridotita, hay un borde condensado de 2 a 5 mm. Desde el borde condensado hasta el centro de la vena gabro debajo de la sección delgada, cambia de microcristales vítreos y de grano fino a puros, con un pequeño. cantidad de centro de vena ancha Formación de gabro de pegmatita. El eje largo de un monocristal de feldespato en pegmatita gabro puede alcanzar decenas de centímetros, y el monocristal de piroxeno más grande puede alcanzar 80 centímetros. Las características estructurales anteriores indican que el gabro invadió la dunita en una etapa posterior y que la profundidad de la intrusión fue relativamente grande, lo que le dio tiempo suficiente para cristalizar y formar cristales gigantes. Otro componente importante de la ofiolita Diku es el basalto Diku Norte, algunos de los cuales tienen los afloramientos de Kegou más completos. En este tramo, la parte inferior es de basalto macizo y la superior es de basalto tipo almohada, con un espesor visto de más de 200 mm. ; Yuan Chao et al., 1999), y la parte sur está en contacto de falla con el macizo rocoso 128 (471 Ma; Yuan Chao et al., 1999) (Figura 2-1, Figura 2-2). Existe un conjunto de combinaciones de flysch sobre basalto, incluyendo conglomerado, grauvaca, limolita, toba, roca silícea, etc. (Figura 2-2), así como una gran cantidad de estructuras sedimentarias con características de flysch, como estructuras en forma de llama, secuencia de Mabao (compuesta principalmente por A-E y A-D-E), etc. Desarrollado en formaciones rocosas.
Tabla 2-1 Comprensión preliminar de la edad y los antecedentes estructurales de la ofiolita Diku
Tabla 2-2 Características de edad de las rocas relacionadas en el área de Diku en West Kunlun
Segundo, información sobre la edad
1. Complejo intrusivo bimodal en el sur de Diku
Entre los gneis expuestos en el reservorio, descompusimos algunas intrusiones de gneis en roca (Figura 2-3). ). El complejo intrusivo consta de dos partes, granito y gabro. Los dos tipos de rocas se encuentran entrelazadas en los afloramientos (equivalentes a estructuras mixtas), lo que indica que pertenecen a complejos intrusivos bimodales. La edad del circón SHRIMP U-Pb del granito complejo intrusivo bimodal es (781 10) Ma. Los estudios geoquímicos muestran que el complejo intrusivo bimodal gneísico pertenece a la serie alcalina y se formó en el contexto de una ruptura continental extensional (Zhang et al., 2006).
El complejo intrusivo bimodal similar a un gneis en esta área se introduce en el gneis, lo que indica que los gneis en el área de Diku deberían pertenecer al Precámbrico. Sin embargo, estudios previos sobre el Precámbrico en la cresta principal de Kunlun Zircon U. -La datación con Pb del gneis muestra que este conjunto de rocas metamórficas profundas se depositó en el metamorfismo del Neoproterozoico tardío-Paleozoico temprano, Paleozoico temprano e Indosiniano. Por lo tanto, el gneis en Diku es un conjunto de rocas metamórficas completamente diferente del gneis en el terreno metamórfico en el sur de Kunlun occidental (Grupo Sangzhutag y Grupo Brunkuole. Esta parte del gneis en la zona de sutura de Diku Las rocas son similares a las "). Grupo Beidahe" en la zona de sutura del norte de Qilian y debería pertenecer a los clásticos precámbricos. Los estudios geoquímicos del complejo intrusivo bimodal de Teku muestran que el granito proviene de la refundición de la corteza inferior basáltica mesoproterozoica, mientras que el gabro protomagma proviene del manto empobrecido y está contaminado por corteza continental madura. En la parte norte de Diku, nuestra investigación sobre las rocas volcánicas mesoproterozoicas en la zona de levantamiento de Tekriklon muestra (Zhang Chuanlin et al., 2003b; Zhang et al., 2003) que los basaltos y los granitos de tipo A tienen exactamente el mismo isótopo nd. composición De acuerdo con esto Se puede juzgar que el gneis en el área era originalmente parte del sótano de Tarim y estuvo involucrado en el cinturón orogénico durante la formación de la zona de sutura.
Figura 2-1 Mapa geológico del área de Diku
Figura 2-2 Perfil geológico del Grupo Yishake en Diku Kegou
1-Granito 2 -; Basalto masivo; 3-Basalto almendrado; 5-Aglomerado almendrado; 11-Arenisita cristalina; limolita; 13: limolita arcillosa; 14: lutita; 15: ocurrencia de lecho; 16: código de estratificación
2.
La controversia sobre la "ofiolita" Diku se debe principalmente a la falta de datos fiables sobre la edad de los isótopos. En el complejo ultramáfico, la edad de circón SHRIMP U-Pb de pegmatita, peridotita y piroxeno intruidos es de 525 Ma, lo que es consistente con el valor de edad obtenido por Xiao et al (2005), y se puede confirmar la edad de las rocas ultramáficas. después de 525 Ma. Para algunos basaltos de Kegou, los radiolarios del Paleozoico temprano (Ordovícico tardío-Silúrico temprano; Zhou Hui et al., 1999) y el conjunto de radiolarios del Paleozoico tardío se encontraron en el conjunto de flysch superior, por lo que parte del "Grupo Ke" Issa de Kegou es esencialmente dos combinaciones de rocas. Además, nuestra datación SHRIMP U-Pb de circones del basalto inferior muestra que la edad de formación del basalto está entre 420-430 Ma (Zhang Chuanlin et al., 2004), lo que es básicamente consistente con la edad definida por los radiolarios. Por lo tanto, es razonable especular que el basalto de Diqukegou es un producto del Paleozoico temprano. Es obviamente diferente de las rocas ultramáficas y no puede unirse para formar un conjunto de ofiolitas.
Figura 2-3 Diagrama geológico del complejo intrusivo bimodal en el sur de Diku.
Se han realizado un gran número de estudios geoquímicos sobre el basalto tipo almohada y el basalto masivo en la parte inferior de algunas secciones de Kegou en Diku (Fang Aimin et al., 2003; Yang Shufeng et al., 1999; Yuan Chao et al., 2002; Pan Yusheng et al., 2000), diferentes investigadores tienen diferentes interpretaciones de la geoquímica, pero hay dos interpretaciones principales: una es que se formó en la dorsal oceánica y pertenece al basalto de la dorsal oceánica. (Pan Yusheng et al., 2000; Yang Shufeng et al., 1999); en segundo lugar, se cree que se formó en un entorno de arco insular (incluidos arcos oceánicos internos, ver Yuan Chao et al., 2002; Zhou Hui et al., 2000; Yang Shufeng et al., 1999); al., 2003; Xiao et al., 2002b). Debido a que Yuan Chao et al. encontraron en algunas zanjas de Ke andesita con alto contenido de magnesio y algunos basaltos son ricos en elementos iónicos grandes (como rubidio, bario, estroncio, torio, etc. ) y valor inicial relativamente bajo de nd. Es poco probable que se hayan formado algunos basaltos de Kegou en la dorsal oceánica. Según las características sedimentarias del flysch en la parte superior de la sección, es básicamente consistente con el ensamblaje de flysch en zonas de arco de islas (como cuencas de antearco o entre arcos).
Tres.
Discusión
Con base en el análisis anterior, llegamos a las siguientes conclusiones: ① La zona de sutura de Diku está compuesta por roca ultramáfica de Diku, basalto del Grupo Isaac, turbidita y gneis precámbrico; ② La roca ultramáfica de Diku se distribuye en el; zona de sutura en forma de fragmentos, y su edad de formación no es posterior a 525 Ma, lo que puede representar una parte de la ofiolita desmembrada (cuerpo de acumulación) ③ Algunos basaltos de Kegou y flysch Las características geoquímicas en sus estratos sedimentarios superiores y su edad; (aproximadamente 100 Ma después que las rocas ultramáficas) no apoyan su formación con las rocas ultramáficas * * * para formar una asociación ofiolita completa, representada por el Grupo Isaac Una combinación de rocas volcánicas-sedimentarias en forma de arco, y la roca ultramáfica Diku es un producto de la dorsal oceánica; ④ La zona de sutura del gneis fue invadida por una masa rocosa hace casi 800 Ma, y la roca original puede haberse formado a mediados del Neoproterozoico (temprano). Las edades de hornblenda y biotita en gneis de la meseta Ar-Ar confirman la existencia de eventos térmicos del Paleozoico temprano en el área de Diku (Zhou Hui et al., 2003), lo que indica que son fragmentos estratigráficos tectónicos del Precámbrico involucrados en el cinturón orogénico del Paleozoico temprano. ⑤La existencia de la zona de sutura de Diku indica que hay una cuenca oceánica entre el terreno metamórfico de West Kunlun y el borde sur del Cratón Tarim. Cuando el terreno metamórfico de West Kunlun se combinó con el Cratón Tarim, es decir, después del cierre de la cuenca oceánica, las ofiolitas, las rocas sedimentarias volcánicas de arco y los fragmentos estructurales precámbricos involucrados permanecieron durante el proceso de cierre de la cuenca oceánica.