1. Introducción
El área de Kuruktag está ubicada en el borde noreste de la cuenca del Tarim y pertenece a la zona de levantamiento en el borde del bloque Tarim (Oficina de Geología y Minerales de Xinjiang). Recursos, en lo sucesivo denominado Oficina de Geología y Recursos Minerales de Xinjiang, 1993). El basamento precámbrico está ampliamente expuesto, siendo el más antiguo el complejo Tog de la serie TTG metamórfica profunda, que está cubierto por una discordancia de rocas epicrustales metamórficas de profundidad media. Miles de grupos de diques de nivel medio-básico se distribuyen en rocas y granitos metamórficos profundos, de alta densidad y en blanco y negro, formando un relieve especial que parece una cebra, por lo que se le llama grupo de diques "cebra" en la naturaleza (Oficina de Xinjiang de Geología y Recursos Minerales, 1993). Estas paredes de diabasa nunca han sido estudiadas en detalle en litogeoquímica y cronología isotópica. Este libro se centra en el estudio sistemático de paredes rocosas representativas en el área de Kuoksutag desde las perspectivas de la petrogeoquímica y la cronología isotópica, e intenta proporcionar una base geocronológica y petrogeoquímica para el estudio de la evolución tectónica en la región.
Dos. Características petroquímicas y petroquímicas
El grupo de diques básicos de Kuokesutag está ubicado en los lados norte y sur de la falla de Xingdi (Figura 1-1-1). Está compuesto principalmente por una serie de diafragmas a intervalos aproximadamente iguales. Composición de la pared de roca. El grupo de paredes de roca tiene un ángulo de aproximadamente 330°, es casi vertical o ligeramente inclinado hacia el sureste y tiene un ángulo de inclinación de aproximadamente 78°. Un solo terraplén tiene entre decenas de centímetros y varios metros de ancho y entre decenas de metros y cientos de metros de largo. La parte media de la veta tiene una estructura cristalina de grano medio-fino, con bordes evidentes. La anchura del borde de condensación es proporcional a la anchura del terraplén y oscila desde unos pocos centímetros hasta más de diez centímetros. El grupo de diques se introduce en rocas metamórficas y granitos del Precámbrico con límites rectos y se caracteriza por una tensión de seguimiento local. La observación sistemática de secciones delgadas muestra que las rocas que forman el borde condensado del grupo de la pared de roca generalmente tienen una estructura semiautocolumnar y granular homogénea de grano medio. Las partículas minerales en el centro de la pared de roca son más gruesas y en su mayoría tienen una estructura sub-. estructura de diabasa. Los principales minerales que componen la roca son el piroxeno y la plagioclasa en cantidades casi iguales. Los piroxenos comunes son generalmente hornblenda y epidota, y la plagioclasa es en su mayoría sericitización débil. Además, contiene pequeñas cantidades de clorita y magnetita de titanio, por lo que las muestras de roca generalmente son frescas.
Figura 1-1-1 Diagrama geológico del grupo básico de paredes de roca en el área de Kuokesutag
(Editado según el mapa geológico de Kuokesu 1:200.000)
1-cuaternario; 2-lenguaje Yangu; 3-Arqueano; 4-masa de roca de granito; 5-grupo de pared de roca; 7-punto de muestreo
La pared de roca principal Los resultados de la química elemental Los análisis se muestran en la Tabla 1-1-1. Las características del contenido porcentual de los óxidos principales son: ①①El contenido de SiO 2 es 40,68 ~ 53,34, que generalmente es una roca básica. ②El contenido total de hierro es 8,47 ~ 14,52, con un promedio de 10,04. ③El contenido total de álcalis es 3,50 ~ 5,85, con un promedio de 4,72, de los cuales w(K2O)/w(Na2O) está entre 0,29 ~ 0,50. El rango de variación del TiO2 es 1,07-3,2, generalmente 1,07-1,5.
El diagrama de discriminación de Irvine Barragar (1971) (Figura 1-1-2) se utiliza para identificar las propiedades de la serie de rocas de la muestra. Los resultados muestran que a excepción de una muestra, el resto de las muestras pertenecen al área de rocas de la serie alcalina.
En términos generales, la serie subalcalina se puede dividir en la serie calco-alcalina y la serie de basalto toleítico. Por lo tanto, la muestra subalcalina mencionada anteriormente se puso en un gráfico AFM (Irvine Baragar, 1971) para determinar mejor sus propiedades. Los resultados del mapeo muestran que (Figura 1-1-3) generalmente pertenece a la serie calco-alcalina. Por lo tanto, las rocas de dique en esta área generalmente pertenecen a la serie subalcalina y tienen las características de composición química de la serie calco-alcalina.
Tabla 1-1-1 Resultados del análisis de elementos principales de las muestras del grupo de pared de roca básica de Kuokesutag (wB/)
Nota: 1 a 6 en la tabla están determinados por la geología y los recursos minerales. Probados por el Centro Nacional de Pruebas Experimentales Geológicas del Ministerio; 7 a 9 están todos citados (Oficina de Geología y Recursos Minerales de Xinjiang, 1993).
Figura 1-1-2 (Na2O K2O)-Diagrama de identificación de series de rocas magmáticas de SiO 2
(Basado en Owen Baraga, 1971)
alk— - Serie alcalina; serie subalcalina - subalcalina
Figura 1-1-3 Diagrama de discriminación de series de magma FeO*-(Na2O K2O)-MgO
(Según Owen Baraga, 1971)
serie de basalto toleítico; serie calcio-calco-alcalina
III. Características de las tierras raras y los elementos traza
Los resultados del análisis de los elementos traza y las tierras raras en las paredes de roca se enumeran en la Tabla 1-1-2. De los resultados del análisis se puede ver que Sr, Ba, Ce, Zr, Sm y otros elementos de la diabasa en el área de Kuoksutag son relativamente ricos en comparación con las condritas (Boynton, 1984) o los MORB tipo N (Pearce, 1984). conjunto, mientras que P, Ti, Y e Yb están relativamente enriquecidos en relación con el tipo N.
Tabla 1-1-2 Abundancia de oligoelementos y elementos de tierras raras en rocas del grupo pared rocosa (wB/10-6)
Nota: Los datos de la tabla son proporcionados por Prueba del antiguo Centro de Pruebas de Experimentos Geológicos del Ministerio de Geología y Recursos Minerales.
Las abundancias de elementos de tierras raras de todas las muestras y sus curvas de partición estandarizadas de condritas muestran que los elementos de tierras raras ligeras están significativamente enriquecidos (La/Yb) n = 2,44 ~ 32,99, generalmente entre 4 ~ 6 excepto Excepto por; TG38-6 y TG38-7, todas las demás muestras tienen una ligera deficiencia de Eu (δEu = 0,71 ~ 0,84), lo que generalmente indica que el magma original experimentó separación y cristalización con plagioclasa como fase cristalina principal. Muestra características típicas de partición de tierras raras del basalto alcalino o calco-alcalino.
Figura 1-1-4 Patrón de distribución estandarizado de condritas de elementos de tierras raras en las rocas del grupo de diques básicos de Kuoksutag.
Cuarto, la formación de una era
El potasio y el argón se midieron con la misma muestra, y la muestra se tomó como muestra utilizando el método de reducción para garantizar la consistencia de la muestra tanto como sea posible. posible. Mida el potasio utilizando un fotómetro de llama en soluciones estándar internas de litio y tampón de sodio. La repetibilidad de mediciones repetidas es muy buena y el error relativo es generalmente inferior a 65438 ± 0.
El Ar se determina mediante el método de dilución isotópica. Se coloca la muestra en un crisol de molibdeno desgasificado, se introduce en el sistema de extracción de Ar, se aspira y se hornea durante la noche a una temperatura constante de 200 °C. El gas liberado se adsorbe con tamices moleculares. Todo el sistema de extracción se coció a 450°C y se evacuó usando una bomba de difusión. Las muestras se fundieron mediante un sistema de calentamiento por inducción de alta frecuencia y se purificaron mediante un horno de esponja de titanio, un horno de Cu-CuO y zeolita producida por Pertersen. La composición de isótopos de argón se midió usando un espectrómetro de masas RGA10 producido por VSS Company y equipado con una bomba molecular para aspiración. Condiciones de vacío: el vacío del sistema es (6 ~ 7) × 10-7pa y el vacío del espectrómetro de masas es (4 ~ 5) × 10-7pa. Nivel de fondo: 40ar = (1,7 ~ 3,5) × 10-13mol, 38ar = (2,7 ~ 5,4) × 10-14mol, 36ar = (5,4) El proceso de análisis y los parámetros experimentales son consistentes con los utilizados por Mu Zhiguo (1990), y se calcula la edad. Las constantes utilizadas son valores recomendados internacionalmente. Los resultados de las pruebas se enumeran en la Tabla 1-1-3.
Tabla 1-1-3 Resultados de datación isócrona de la pared de diabasa K-Ar
Nota: Analista: Laboratorio de análisis de isótopos K-Ar, Departamento de Geología, Universidad de Pekín: Masa de muestra; la masa de la muestra utilizada para las mediciones de argón.
El grupo de pared de roca en esta área invadió el cuerpo geológico Precámbrico, y no hay evidencia directa de las condiciones geológicas de su era de formación. Por lo tanto, se seleccionaron cuatro muestras débilmente alteradas para la datación K-Ar convencional, y sus edades aparentes estaban dispersas. Utilizando la tecnología de isócronas K-Ar (Mu Zhiguo, 1990), se obtuvo una buena isócrona con un coeficiente de correlación lineal de 0,9851 (Figura 1-15), la edad de la isócrona es 282,35 Ma y la relación inicial de 40Ar/36Ar es 507.6445. Para procesar los datos analíticos se utilizó el programa ISOPLOT. La edad isócrona es (282±65438±05) Ma y el nivel de confianza es 95. El valor inicial de 40Ar/36Ar es 508,1. El valor inicial está lejos del valor atmosférico moderno (295,5), lo que conduce a una desviación en la edad aparente calculada a partir del valor atmosférico moderno, lo que resulta en una edad aparente de 455,2 ~ 673,1 ma. Esto también es consistente con el hecho geológico de que ocurre en cuerpos geológicos profundos, es decir, el emplazamiento es más profundo y el magma que forma la pared de roca es más profundo, lo que resulta en la existencia de un exceso de argón, haciendo que la edad aparente sea significativamente mayor que su edad real del emplazamiento.
Figura 1-1-5 (40ar/36ar)-(40k/36ar) Diagrama isocrónico de la pared de diabasa en la zona de Kuoksutag.
La edad isócrona representa el tiempo transcurrido desde que la roca alcanzó el sistema encerrado en argón. Las rocas básicas tienen una temperatura de sellado más alta para el argón, y las vetas son de menor espesor y generalmente tienen bordes de condensación, lo que indica que el magma se enfría más rápido después de la intrusión. Por lo tanto, el tiempo desde la intrusión del magma hasta la condensación y la cristalización hasta el sellado con argón no es largo, y la edad isócrona K-Ar puede usarse como edad diagenética.
Verbo (abreviatura de verbo) Características isotópicas del helio y el argón
Los isótopos de helio se midieron en el Laboratorio de Isótopos de Gases Nobles del Instituto de Geología de Depósitos Minerales de la Academia China de Ciencias Geológicas. Los métodos de análisis se pueden encontrar en la literatura relevante (Li Yanhe et al., 1997). La diabasa utilizada para el análisis de isótopos de He son todas muestras de roca enteras frescas, divididas en pequeñas partículas de aproximadamente 6 mm, y cada muestra pesa entre 500 y 800 mg. La muestra se desgasificó calentando a 200°C durante 30 minutos y se fundió a 1500°C durante 40 minutos para fundir y descomponer completamente la muestra. El gas liberado se purifica cuatro veces mediante una bomba de esponja de titanio y una trampa fría de carbón activado, y los gases activos y la materia orgánica como H2, N2, O2, CO2, CH4, H2O, etc. se congelan y adsorben. El He y el Ne puros entran en el sistema de análisis. Los gases traza de impurezas como H2 y Ar que ingresan al sistema de análisis junto con él y Ne se purifican y eliminan nuevamente mediante una bomba de sublimación de titanio y nitrógeno líquido. Los isótopos de helio se midieron utilizando un espectrómetro de masas de gas inerte MI-12001 IG fabricado en Ucrania. 4He es recibido por la copa de Faraday y 3He es recibido por el multiplicador de electrones. La resolución del multiplicador se ajustó a 1200, lo que permitió separar completamente los picos de 3He y HD H3 sin corrección HD H3. El gas estándar se mide antes de analizar la muestra y los cálculos se realizan en función de los resultados de la medición del gas estándar. El estándar de trabajo es la atmósfera en Beijing. El valor de 3He/4He es 1,40×10-6. El valor en blanco de 4He es 2,129×10-11cm 3 STP. La precisión de la medición de la muestra es de 1 ~ 10. Los resultados se enumeran en la Tabla 1-1-4.
El valor 3He/4He de la diabasa en el área de Kuruktagekuoksu en Xinjiang no cambia mucho y el rango es (2,03 ~ 7,1) × 10-7. El valor 3he/4He es significativamente mayor. que la fuente radiactiva El valor es mucho menor que el del manto, lo que indica que el isótopo He en la roca no es una fuente única de radiactividad. El valor de 3He cambia poco, oscilando entre (2,40 ~ 9,30) × 10-12, y el valor de 4He cambia aún menos, oscilando entre (1,09 ~ 1,41) × 10-5 (las concentraciones de isótopos de diabasa 3He y 4He en esta área son generalmente bajo en la región de Altai, pero el valor 3He/4He
Tabla 1-1-4 Resultados de pruebas básicas de He y Ar en diques de roca
Nota: el isótopo Ar se obtiene del K -El experimento del isótopo Ar de la Universidad de Pekín Liu Yulin del Instituto de Depósitos Minerales y Geología de la Academia China de Ciencias Geológicas midió el isótopo de helio.
Figura 1-1-6 Composición de isótopos de helio de la diabasa
Helio p-primordial; helio m-manto; helio r-radioactivo; En este sentido
El rango de valores de 40Ar/39Ar que se muestra en la Tabla 1-1-4 es 803-1214, lo que muestra un exceso significativo de 40Ar en relación con el aire. 36Ar no cambia mucho, oscilando entre (1,60 ~ 3,29) × 10-8. La concentración de 40Ar tiene características similares, oscilando entre (1,94 ~ 3,58) × 10-5. Por lo tanto, se puede excluir la influencia de la contaminación del aire durante el análisis.
El valor 3He/36Ar de la diabasa en esta zona es muy bajo, distribuido en el rango de (0,88 ~ 3,60) × 10-4, lo que concuerda con el valor de los xenolitos de lherzolita en el basalto cenozoico de Hannuoba El valor 3He/36Ar [(0,14 ~ 1,24)×65438] es diferente. El valor 3He/36Ar se considera el isótopo original, y los gases nobles no radiactivos del manto terrestre son los gases originales capturados durante la acumulación de materiales terrestres. El valor de 3He/36Ar en varias capas de la tierra varía mucho y no tiene un valor fijo. Está relacionado con la desgasificación de la tierra y la fuente de gases raros. El valor de 3He/36Ar de la diabasa en el área de Kuruktag es muy bajo, mucho menor que el valor estimado de 3He/36Ar del manto (1) (O'Nions et al., 1994). Esto puede deberse a la transformación de la diabasa. en las últimas etapas de formación Causado por la pérdida de prioridad de 3He. El 4He y el 40Ar son radiactivos y actualmente es difícil dar el valor característico del 4He/40Ar en el manto. El valor de 4He/40Ar de la diabasa de Kuruktag es de 0,40 a 0,63, que está cerca del valor estimado de 4He/40Ar de 2 a 3 en el manto superior (O'Nions et al., 1994).
Como se puede observar en el diagrama (3he/4He)-(40Ar/36Ar) (Figura 1-1-7), las características de los isótopos He y Ar son el resultado de la mezcla del manto original. y fuentes radiactivas, porque los datos Los puntos se distribuyen básicamente cerca de la línea de mezcla P-R.
Figura 1-1-7 (3He/4He)-(40AR/36AR) diagrama de relación
p-penacho del manto; m-manto de la dorsal oceánica r-; fuente de radioactividad; corteza c; ○: resultados a este respecto
Los datos geoquímicos de los isótopos He y Ar de la diabasa en el área de Kuruktag indican que su magma se originó en el manto. Actualmente, la composición isotópica del helio sugiere que se trata de una mezcla de helio procedente del manto y helio radiactivo o de la corteza terrestre. El valor inicial del isótopo de argón ha recibido menos atención, principalmente porque: primero, la existencia del argón inicial se reconoció relativamente tarde; segundo, el valor inicial del argón varía mucho; Kaneoka Takaoka (1985) estudió los valores iniciales de 40Ar/36Ar y 3He/4He de diferentes materiales y distinguió cuatro fuentes: basalto de dorsales oceánicas (MORB), pluma del manto, corteza continental y atmósfera. Los valores de referencia de 3He/4He y 40Ar/36Ar de los cuatro componentes del extremo son 1,1×10-5 y 2×104 respectivamente 6×10-5, 4×10-7, 1,4×; 10-6, 295,5.
El valor inicial de 40Ar/36Ar en los diques de roca básicos en el área de Kuruktag es 507, que es el más cercano al valor de la pluma del manto. Puede ser que el magma causado por la pluma del manto haya sido contaminado por material de la corteza terrestre durante el proceso de afloramiento y el valor inicial haya aumentado.
Según el análisis de las características de los elementos principales, oligoelementos y tierras raras en muestras de rocas (Zhang Zhicheng et al., 1998), las vetas de roca básicas en esta área son basaltos de la serie calco-alcalina. con bajo Al2O3 y alto FeO*, CaO y otras características. Los elementos ligeros de tierras raras y los elementos litófilos de iones grandes están significativamente enriquecidos, mientras que algunos elementos de metales de transición son deficientes. También refleja que una gran cantidad de material de la corteza continental se repuso mediante el derretimiento.
En resumen, el grupo de diques básicos de Kuruktag tiene un origen de pluma del manto, que puede estar relacionado con la ruptura del Pérmico Inferior en los cinturones estructurales de Tarim y Tianshan. Al mismo tiempo, también se propone que el rifting en las zonas antes mencionadas puede estar controlado por actividades tectónicas más profundas, que pueden ser el resultado de la influencia de las actividades en los límites de la corteza y el manto.
Importancia tectónica de los verbos intransitivos
Según el análisis de las características de los elementos mayores, oligoelementos y tierras raras en muestras de rocas, se calculan las paredes de roca básicas en esta zona. Basaltos de serie alcalina con bajo Al2O3, alto FeO*, CaO y otras características. Los elementos ligeros de tierras raras y los elementos litófilos de iones grandes están significativamente enriquecidos, mientras que algunos elementos de metales de transición son deficientes.
El valor 3He/4He de la diabasa no cambia mucho, que es (2,03 ~ 7,1) × 10-7. El valor 3he/4He es significativamente mayor que el valor de las fuentes radiactivas y mucho menor que el. valor del manto, lo que indica que el isótopo He no es una fuente única de radiactividad. El valor de 40Ar/36Ar del grupo de diques oscila entre 803 y 1214, y existe un excedente evidente de 40Ar en relación con el aire. 36Ar cambia poco, oscilando entre (1,60 ~ 3,29) × 10-8. La concentración de 40Ar tiene características similares, oscilando entre (1,94 ~ 3,58) × 10-5, y la relación inicial de 40Ar/36Ar es 507. 40Ar/36Ar. La alta proporción inicial es significativamente mayor que la del argón atmosférico, mayor que la del tipo pluma del manto (tipo P) y menor que la del tipo MORB (tipo M), lo que refleja la información del argón de fuente profunda (Kaneoka Takaoka, 1985), revelando así la características de las rocas de dique básicas El magma puede originarse en el manto. Las características isotópicas de He y Ar de la diabasa en el área de Kuruktag son el resultado de la mezcla del manto original y fuentes radiactivas o de la corteza, y pueden estar relacionadas con la ruptura del Pérmico Inferior en los cinturones estructurales de Tarim y Tianshan. También implica que el rifting en las áreas antes mencionadas puede estar controlado por actividades tectónicas más profundas.
El grupo de diques básicos es producto de tectónica extensional a gran escala (Fahrig, 1987; Chen Xiaode et al., 1994), y la profundidad de consolidación es generalmente de 5 a 15 km (Chen Xiaode et al. , 1983), es decir, la corteza media, y está estrictamente controlada por el campo de tensión tectónica. La identificación del grupo de diques básicos del Pérmico temprano refleja la existencia de estructuras extensionales a gran escala en el área durante el Pérmico temprano. También es consistente con el tiempo de desarrollo de rocas volcánicas básicas y grupos de diques en otras áreas de la cuenca del Tarim durante este período (Yang Shufeng et al., 1996). Esto indica que toda la cuenca norte del Tarim experimentó una extensión a gran escala al final del Paleozoico Superior. La extensión durante este período puede estar relacionada con la post-extensión en el contexto del levantamiento orogénico de Tianshan al final del Paleozoico. También muestra que el área de Kuruktag se ha elevado entre 5 y 15 km desde el Pérmico Inferior, lo que es consistente con la evidencia geológica de que el basamento Precámbrico en el área estuvo ampliamente expuesto.
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