白云鄂博地区好沁-尖山北逆冲推覆构造及其对碳酸岩深部延伸的制约*

赵育龙 张继恩 范宏瑞 徐亚 王建 赵永岗 王其伟 谭肖博

稀土是现代工业的维生素,是关键的战略矿产资源。白云鄂博作为世界上最大的稀土矿,其资源储量影响着全球稀土资源配置的格局(范宏瑞等, 2020, 2022)。越来越多研究支持白云鄂博赋存稀土矿的碳酸岩为中元古代幔源岩浆成因的观点(Zhangetal., 2017; Yangetal., 2019; Tangetal., 2021; 范宏瑞等, 2022)。当矿床品位一定时,对该矿床深部延伸特征的认识将影响着稀土资源储量的评估(柯昌辉等, 2021a, b)。理论上,碳酸岩在深部有岩浆通道,可以往深部延伸(Zhangetal., 2017; Wangetal., 2018; Yangetal., 2019)。矿区浅部位置的高速剪切波速度体对应于含稀土矿和磁铁矿的碳酸岩,如果碳酸岩持续向深部延伸,剪切波速度应该保持不变。但近年来剪切波速度结构研究结果显示:矿区在2.5km深度处速度有快速的突变,从2.8～3.2km/s降低到<2.6km/s (Zhuetal., 2023),显示出与理论预测的、有岩浆通道的碳酸岩的形态有所不同。然而,现有钻孔尚无法达到该深度,不能获取该界面处的岩石样品和构造信息,不能限定该异常的意义及碳酸岩深部的延伸情况。本研究把剖面上的界面岩性问题转换为解析矿区及其邻区地质体在地表的接触关系问题,将剖面上与平面上的构造样式进行对比,从而探讨碳酸岩在深部的延伸。

前人认为白云鄂博北部发育的宽沟断裂是矿区最重要的断层(图1b、图2)(郝梓国等, 2002),然其南北地层并无明显的区别,均有碳酸岩和变石英砂岩,碎屑锆石具相似的1.9Ga和2.5Ga的年龄峰值(杨奎锋等, 2012; Zhouetal., 2018; Lai and Yang, 2019; 钟焱等, 2019)。已有研究资料显示:白云鄂博矿区及周缘地层出露古-中元古代变石英砂岩和1.3Ga的赋矿碳酸岩(范宏瑞等, 2002; 王凯怡等, 2012; Zhangetal., 2017)。而矿区北部到乌兰宝力格断层之间出露砂岩和灰岩(图1b),零星地报道有形态保存较差的古生代珊瑚-三叶虫化石产出(孙淑芬, 1992; 张鹏远等, 1993; 章雨旭等, 2012),因此它们的沉积时代仍然存在着争议:到底是属于古-中元古代(内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队, 1996(1)内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队. 1996. 中华人民共和国区域地质调查图, 白云鄂博幅(1:50000)及说明书)、还是古生代(地质部内蒙古自治区地质局, 1966(2)地质部内蒙古自治区地质局. 1966. K-49-20白云鄂博幅1:200000区域地质调查报告)?不过,以上资料足以表明白云鄂博地区可能存在着两个时期的地层。然而,它们的边界位置与宽沟断裂并不重叠(图1b、图2),两个时期的地层是以何种关系接触、对白云鄂博碳酸岩的深部延伸有怎样的可能影响等问题尚未开展相关研究。本文通过岩性-构造填图(图2)、构造解析和年龄分析测试,识别出两时期地层之间存在着一条大型逆冲断层,本文将其命名为“好沁-尖山北逆冲断层”;通过解析该逆冲断层,探讨了它对于白云鄂博地区地质体深部延伸的影响与控制,为评估白云鄂博赋稀土矿碳酸岩深部延伸提供科学依据。

图1 白云鄂博及邻区地质图(a)华北克拉通北缘与中亚造山带南缘示意图,显示白云鄂博矿区和侏罗纪逆冲断层发育点;(b)白云鄂博区域地质图及(c)剖面图(据地质部内蒙古自治区地质局, 1966改绘),显示白垩纪砾岩和砂岩不整合覆盖在老的岩石单元和好沁-尖山北逆冲断层之上, 值得注意的,好沁-尖山北逆冲断层与宽沟断裂并不重叠. Q-第四系;K-白垩系;J-侏罗系;C-石炭系;-O-寒武系-奥陶系;Pt-古元古界Fig.1 Geological map of the Bayan Obo and adjacent areas(a) schematic map of northern margin of the North China Craton and southern margin of the Central Asian Orogenic Belt, showing location of the Bayan Obo mine and those preserving Jurassic thrust faults; (b) geological map and (c) cross section of the Bayan Obo and surrounding areas, showing widespread Cretaceous conglomerate and sandstone unconformably overlay all older rock units and the Haoqin-North Jianshan Thrust Fault. Note the different locations of the Haoqin-North Jianshan Thrust Fault defined in this paper and previously defined Kuangou fault. Q-Quaternary; K-Cretaceous; J-Jurassic; C-Carboniferous; -Cambrian; Pt-Paleoproterozoic

图2 白云鄂博矿区及北部岩性-构造地质图

1 区域地质背景

白云鄂博位于华北克拉通北缘,与北侧的中亚造山带相接(图1a)(Tianetal., 2021);部分研究者认为克拉通与造山带的界线沿乌兰宝力格断裂带发育(李普庆等, 2023)。白云鄂博到水源头区域内出露片麻岩、沉积岩、赋稀土矿的碳酸岩和岩浆岩。片麻岩出露于区域的中部和南部,形成于太古代和古元古代,被认为是白云鄂博地区的基底岩石(图1b)(范宏瑞等, 2010)。沉积岩包括古元古代、古生代和白垩纪地层, 1:5万地质图认为区域内全部发育元古代地层,属于白云鄂博群(内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队,1996;郝梓国等,2002; Sunetal., 2014),主体为变石英砂岩和板岩,碎屑锆石以1.9Ga和2.5Ga为峰值(杨奎锋等, 2012; Zhouetal., 2018; Lai and Yang, 2019; 钟焱等, 2019);而在之前的1:20万地质图中则认为区域内全部发育古生代地层,产出有珊瑚和微体化石(地质部内蒙古自治区地质局,1966);通过分析已有化石证据(孙淑芬,1992;张鹏远等,1993; 章雨旭等, 2012)以及本次研究成果,本文厘定了白云鄂博地区古元古代和古生代地层的分布范围,将在章节3详细介绍它们的特征。

白云鄂博赋稀土矿碳酸岩侵位于古元古代地层之中(范宏瑞等, 2009; Zhangetal., 2017),被认为产出于中元古代狼山-渣尓泰-白云鄂博裂谷带内(杨奎锋等, 2012),副矿物同位素年龄显示其形成于1.3Ga,为幔源岩浆成因的碳酸岩(Zhangetal., 2017; Yang and Yang, 2019; Tangetal., 2021)。白云鄂博矿床被认为属于原位地质体,理论上其可有深部延伸;然近年来剪切波速度结构的研究结果显示矿区2.5km深度处有明显的速度突变(Zhuetal., 2023)。乌兰宝力格断裂以南到矿区附近大面积出露花岗岩,侵位于260～280Ma(范宏瑞等, 2009; 裘愉卓等, 2011),远晚于碳酸岩的形成时代。区域内广泛出露的白垩纪地层不整合在其他地层和岩浆岩之上(内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队, 1996)。

白云鄂博北部的尖山东北侧出露有灰岩,发育丰富的早寒武世的微古植物,以刺球藻群为主要特征,其中Baltisphaeridium和Micrhystridium属的分子占绝对优势(孙淑芬, 1992)。赛乌苏东南侧黑色板岩中的硅质岩,保存完好的多门类早寒武世微体动物化石,其中以软舌螺类Hyolithellussp.、齿形类Bayanodusminus(gen. et sp. nov.)和海绵骨针占优势。比鲁特东南侧厚层灰岩中发育早、中奥陶世的群体床板珊瑚,其中主要产出块状群体Lichenariasp.和丛状群体Rhabdotetradiymsp.(张鹏远等, 1993)(图1b)。

华北克拉通北缘在侏罗纪时期广泛发育逆冲断层,如包头北、大青山、呼和浩特和白乃庙地区,元古代和古生代地层逆冲到晚期地层之上,其中卷入的最年轻地层为侏罗纪地层(图1a) (郑亚东等, 1998; 陈志勇等, 2000, 2002)。白云鄂博区域内构造包括褶皱和断层,其中断层最为发育。北西-南东走向的乌兰宝力格-哥舍断裂被认为是华北克拉通与中亚造山带的边界断层(李普庆等, 2023);宽沟断裂被认为是矿区最为重要的断层,形成于裂谷时期,呈东西走向(张鹏远等, 1993; 郝梓国等, 2002;周建波等, 2002;柯昌辉等, 2021b),然其南北两侧地层相同,均产出有碳酸岩和变石英砂岩。

2 年龄测试方法及结果

2.1 分析方法

锆石U-Pb年代学测试在北京快科赛默科技有限公司完成,实验仪器为安捷伦公司串联四级杆电感耦合等离子体质谱(Agilent ICP-MS/MS 8900),搭载ESI公司准分子激光剥蚀系统New Wave NWR 193UC。激光采样为单点剥蚀,束斑和频率分别为20μm和5Hz,能量密度为3.5J/cm2,载气为高纯He气,流速为700ml/min。待激光剥蚀系统和ICP-MS/MS都开机预热完毕后利用NIST SRM610调谐使仪器的各项指标正常。测试样品时使用91500锆石进行同位素分馏校正,监控标样为Pleovice锆石。

离线数据处理采用澳大利亚墨尔本大学同位素研究组开发的数据处理软件Iolite (Patonetal., 2010),该软件优化了剥蚀孔下分馏模型,同时可调用激光日志文件,数据处理更加快捷与专业。锆石U-Pb年龄协和图与206Pb/238U加权平均年龄绘图计算使用IsoPlot 4.15。监控标样测试年龄值与推荐值在误差范围内一致。

磷灰石微量元素含量和U-Pb年龄分析在北京快科赛默科技有限公司完成,实验仪器为安捷伦公司串联四级杆电感耦合等离子体质谱(Agilent ICP-MS/MS 8900),搭载ESI公司准分子激光剥蚀系统New Wave NWR 193UC。磷灰石单颗粒(在环氧树脂中固定和抛光)的剥蚀物质在进入ICP-QQQ之前,先与He、N2和Ar混合。在ICP-QQQ和激光剥蚀系统预热之后,利用NIST SRM612调谐使仪器的各项指标正常(232Th16O+/232Th+比值≤0.2%;238U+/232Th+比值在0.95～1.05之间)。

使用磷灰石Madagascar为U-Pb年龄测定的参考标样进行同位素分馏校正,磷灰石McClure Mountain为监控标样(Schoene and Bowring, 2006; Thomsonetal., 2012)。以NIST SRM 612为标样利用内标法(主量元素Ca)对微量元素进行校正。这些参考标样在分析8个未知样品点前后进行两次分析。在10s背景采集后,以直径为35μm或40μm束斑、能量为 ～3J/cm2、频率为5Hz对选定的颗粒和参考标样进行30s的剥蚀,具体实验流程参考Xiangetal. (2021)。离线数据处理采用数据处理软件Iolite (Patonetal., 2011)。由于磷灰石U-Pb标样都含有一定量(通常是可变的)的普通铅,因此在对井下分馏和仪器漂移进行校正之前,需要对标样进行普通铅校正。利用VizualAge-UcomPbine数据简化方法进行数据简化(Chewetal., 2014),该方法可以去除参考标样中存在的普通铅,使用Isoplot 4.15绘图。

2.2 年龄结果

本文开展了从水源头至矿区的岩性-构造填图,厘定出好沁-尖山北逆冲断层,沿好沁、尖山北和西矿北部发育(图1b、图2),本研究采集了断层上盘和下盘的岩石(图3)进行年代学分析。在百流园(N41°43′38″、E110°10′17″)采集断层上盘元古代变石英砂岩(22BYZ04)(图3a),在好沁东北侧(N41°50′15″、E110°5′44″)采集断层下盘早古生代与灰岩互层的砂岩(22BYZ76),进行碎屑锆石U-Pb年龄测试;在比鲁特南部(N41°49′7″、E109°55′19″)采集断层下盘古生代与灰岩互层的粗砂岩(22BYZ17)(图3c),进行碎屑磷灰石U-Pb年龄测试(图1b)。相关碎屑矿物年龄数据见附表1-3。

百流园变石英砂岩(22BYZ04)碎屑锆石粒径主体为100～200μm,长宽比1:1～3:1,以浑圆状为主,总体表现为磨蚀程度较高的椭圆形特征;CL图像显示岩浆型锆石内部具有震荡环带特征,变质型锆石为扇状和均一状的内部结构,部分锆石还具有明显核-边结构。40颗碎屑锆石的207Pb/206Pb年龄分布区间为1902～2721Ma(附表1),存在1.94Ga和2.55Ga的2个峰值(图4a),与前人在尖山处变石英砂岩碎屑锆石年龄谱特征相似(钟焱等, 2019)。

图4 白云鄂博地区好沁-尖山北逆冲断层上下盘岩石的碎屑矿物年龄(a)来自主逆冲断层上盘的百流园、尖山处变石英砂岩的碎屑锆石年龄协和图与频谱图; (b)来自主逆冲断层下盘的比鲁特处南部粗砂岩碎屑磷灰石U-Pb年龄协和图、频谱图、最年轻的年龄组加权平均值图,以及水源头砂岩的碎屑锆石频率直方图; (c)来自主逆冲断层下盘的好沁处与灰岩互层的砂岩中碎屑锆石U-Pb年龄协和图与频谱图,及最年轻的年龄组加权平均值图. 注意这些变石英砂岩与(粗)砂岩的碎屑矿物具有不同的年龄组份,表明它们来自于不同的源区. 年龄频谱图中黄色曲线代表前人发表数据(钟焱等, 2019)

比鲁特南部粗砂岩(22BYZ17)碎屑磷灰石进行了97个测点年龄分析(附表2)。经过207Pb校正后,年龄值介于1070～2304Ma。207Pb/206Pb初始值为0.588±0.073,下交点最年轻群组的年龄为1284±104Ma,与最年轻累计年龄组(1308±9Ma, MSWD=2)一致(图4b)。碎屑磷灰石年龄谱特征与水源头处和好沁东北侧砂岩的碎屑锆石年龄谱基本一致(图4b, c)。该粗砂岩(22BYZ17)镜下特征显示颗粒完整,未受到变形和变质作用影响(图3d),即后期热改造的可能性较小。由于磷灰石U-Pb年龄封闭温度为550～450℃,该粗砂岩即使经历过埋深,但未超过磷灰石的封闭温度,可用于限定沉积年龄的下限。

好沁东北侧砂岩(22BYZ76)碎屑锆石粒径以50～80μm为主,长宽比2:1～3:1,以次圆状为主,浑圆状颗粒少见。CL图像显示岩浆型锆石具震荡环带,变质型锆石内部见扇状和均一状等特征,部分锆石具有明显核、边结构。41颗碎屑锆石207Pb/206Pb年龄分布区间为276～1724Ma (附表3)。其中276Ma、436Ma和887Ma各自仅一颗锆石,此处不做讨论;碎屑锆石存在1.22Ga、1.49Ga和1.61Ga的3个峰值;最年轻锆石组年龄在1179±8Ma (MSWD=11) (图4c)。

3 好沁-尖山北逆冲断层相关地层特征

前人在白云鄂博地区的填图结果存在显著的矛盾:1:20万白云鄂博地质图认为矿区及其北部30km范围内的地层年代均为古生代(地质部内蒙古自治区地质局, 1966),而1:5万地质图的结果则认为它们均为早-中元古代(内蒙古自治区第一区域地质研究院第一、二分队, 1996)。其中变石英砂岩和板岩的碎屑锆石以1.9Ga和2.5Ga为峰值(杨奎锋等, 2012; Zhouetal., 2018; Laietal., 2019; 钟焱等, 2019)。而古生代化石证据时有报道(孙淑芬, 1992; 张鹏远等, 1993; 章雨旭等, 2012),为此本文厘定了白云鄂博地区古元古代和古生代地层的分布范围。下面将详细介绍它们的岩性特征。

3.1 逆冲断层上盘的地层特征

断层上盘位于好沁-尖山北逆冲断层以南,出露古元古代陆源碎屑沉积岩和赋稀土矿碳酸岩。碎屑沉积岩包括粗砂砾岩、变石英砂岩、板岩(粉砂岩和泥岩),以及霓长岩化形成的片岩,不整合在太古代片岩和花岗质片麻岩之上,为一套滨海相沉积地层。碎屑沉积岩经历了强烈的塑性变形,砾岩发育饼状构造,变石英砂岩发育糜棱状构造(图3a),石英颗粒发生动态重结晶,石英颗粒发育120°粒间角(图3b);板岩主体被构造置换为构造面理,局部残留有褶皱及转折端(钩状褶皱)。构造面理以E-W向走向为主,倾角～80°(图2)。变石英砂岩中最年轻碎屑锆石U-Pb年龄主要为1682Ma,年龄谱存在1.9Ga和2.5Ga两个峰值(杨奎锋等, 2012; Zhouetal., 2018; Lai and Yang, 2019; 钟焱等, 2019),与本研究的变石英砂岩(22BYZ04)特征相似(图4a),为古元古代地层沉积于华北克拉通太古代基底之上,其2.5Ga的年龄记录了华北克拉通最重要的陆壳(活动陆缘、岛弧)增生、克拉通化峰期(范宏瑞等, 2010)。这些变石英砂岩被ca. 1.3Ga碳酸岩(Zhangetal., 2017; Songetal., 2018; Wangetal., 2018; 李晓春等, 2022)侵入,限定变石英砂岩等碎屑沉积岩沉积于古元古代。

3.2 逆冲断层下盘的地层特征

断层下盘位于好沁-尖山北逆冲断层以北,出露古生代陆源碎屑岩,包括互层的粗砂岩和灰岩(图3c)、板岩(局部因接触热变质而含有红柱石)(图2)。粗砂岩的主要组份有石英及钙质胶结物(图3d);石英碎屑从圆球状到次圆状,粒度在0.5～1mm之间,主体为重结晶石英,可见120°粒间角(图3d),与逆冲断层上盘的古元古代变石英砂岩特征相似(图3b),表明古元古代变石英砂岩可能是古生代地层的一个物源。粗砂岩中最年轻碎屑锆石和碎屑磷灰石为1.2～1.3Ga(图4b, c),与逆冲断层上盘赋稀土矿碳酸岩年龄相当或更年轻。与粗砂岩互层的灰岩中产出有珊瑚和贝壳类化石(张鹏远等, 1993; 章雨旭等, 2012)、板岩中有微体化石(孙淑芬, 1992; 张鹏远等, 1993; 章雨旭等, 2012),它们共同限定了断层下盘的这些地层形成于古生代。

断层下盘板岩的原生层理被改造形成构造面理,走向为E-W向,倾角20°～80°(图2)。互层的粗砂岩和灰岩发育两期褶皱,早期褶皱(F1)枢纽呈E-W向,两翼倾角相当,为30°～60°;晚期褶皱(F2)改造早期褶皱,枢纽呈NW-SW向(图2)。

4 好沁-尖山北逆冲断层的构造特征

好沁-尖山北逆冲断层是白云鄂博地区大型的逆冲断层,广泛发育断层泥和断层角砾。由于断层面上难以观察到运动学标志,本研究除了沿断层带选取了四个点(好沁附近、东矿区东北部、尖山北及西矿西侧(图1b))进行观察研究,还观察了其北部的水源头飞来峰,用以限定逆冲断层的运动方向。

4.1 好沁断层面

好沁处的断层面特征明显(图1b),古元古代变石英砂岩逆冲到古生代黑色泥岩与砂岩之上(图5a, b)。断面产状为南倾187°,倾角39°,沿主逆冲断层的断层面发育了～1m厚的断层泥,产出大量的赤铁矿,表明沿断层面有受流体灌入而发生铁矿化(图5c)。主逆冲断层面北侧约100m处产出小的飞来峰,变石英砂岩在断层面处发生脆性破裂,形成断层角砾,与破碎的泥岩混杂在一起,泥岩的面理倾向为北西325°,倾角78°;断层面发育～30cm厚的黄色断层泥(图5d)。距主断层面约1m以外的、上盘的元古代变石英砂岩和下盘的古生代泥岩中均无铁矿化现象,其中上盘的变石英砂岩的构造面理为北倾10°,倾角47°。

图5 好沁逆冲断层特征(a)构造剖面显示断面及飞来峰; (b、c)好沁元古代变石英砂岩与古生代泥岩、砂岩; (d)逆冲断层面上出露黄色断层泥、以及断面切过的条带状元古代变石英砂岩面理. qs-变石英砂岩; ms-泥岩; lm-灰岩; ss-砂岩; Pz-下古生界Fig.5 Features of the thrust fault at Haoqin(a) cross section shows thrust-related klippe and fault surface at Haoqin; (b, c) Proterozoic meta-quartz sandstone thrust over Paleozoic black mudstone and sandstone; (d) fault surface of the thrust occurs yellow fault gouge and it cuts the banded Proterozoic meta-quartz sandstone foliation. qs-meta-quartz sandstone; ms-mudstone; lm-limestone; ss-sandstone; Pz-Lower Paleozoic

好沁西侧还可观察到逆冲断层切穿二叠纪花岗岩和古生代泥岩(图6a)(范宏瑞等, 2009; 裘愉卓等, 2011)。沿主断面发育4～5m厚的白色、黄色与黑色混合的断层泥,为花岗岩经碎裂、碾磨和粘土矿化、并混合古生代泥岩而形成(图6c)。断层面附近的花岗岩则发生脆性破裂,形成断层角砾(图6b)。

4.2 东矿区东北部断层面

东矿区东北部发育主逆冲断层(南部)和飞来峰(北部)(图7a, b)。南部的主逆冲断层上盘为古元古代糜棱岩化暗色变石英砂岩,下盘为古生代黑色泥岩和灰岩,泥岩产状为南倾185°,倾角30°;主断面保存完好,断层带内由黄色断层泥、白色与暗色断层角砾组成,并灌入有石英脉(图7c, d);断层带厚～7m,断面产状倾向为南东159°,倾角71°。北部的飞来峰分隔了上盘的古元古代白色变石英砂岩和下盘的古生代灰岩,灰岩产状倾向为北西345°,倾角34°;断层面发育～6m厚黄色断层泥(图7b, e),断面倾向为北东方向43°,倾角36°。

图7 东矿区东北部逆冲断层特征(a)构造剖面及(b)露头特征,展示了元古代变石英砂岩逆冲到古生代泥岩和灰岩之上的主逆冲断层面和飞来峰; (c)高角度断层面分隔元古代变石英砂岩与古生代黑色泥岩; (d)断层泥与断层角砾; (e)元古代变石英砂岩低角度逆冲于古生代灰岩之上,断层泥～6m厚Fig.7 Features of the thrust fault to northeast of the East Bayan Obo deposit(a) cross section and (b) outcrop features show klippes and the main thrust fault, which transporting Proterozoic meta-quartz sandstone over Paleozoic mudstone and limestone; (c) the steep-dipping fault juxtaposes Proterozoic meta-quartz sandstone over Paleozoic black mudstone with development of (d) fault gouge and fault breccia intruded by quartz vein; (e) the low-angle thrust displaces Proterozoic meta-quartz sandstone over the Paleozoic limestone as a klippe. Note the up to ～6m thick fault gouge on fault surface

4.3 尖山北断层面

尖山北主逆冲断层位于南部,北部为飞来峰;逆冲断层将古元古代变石英砂岩逆冲于古生代黑色泥岩、粗砂岩和灰岩之上(图8a)。该飞来峰北侧断面分隔了上盘的古元古代变石英砂岩,其构造面理倾向为北西348°,倾角61°,下盘为古生代泥岩,层理倾向为北东18°,倾角42°;断层面发育厚～2m的黑色、黄色断层泥,被石英脉灌入其中(图8b, c);断层面近直立,走向为128°。飞来峰南侧断层面发育～5m厚的黄色、白色断层泥与断层角砾,产状倾向为北西345°,倾角41°(图8d, e)。飞来峰南北两侧的断面倾向不一致,倾角也存在较大差别,表明逆冲断层可能受到后期构造改造而发生过褶皱(图8a)。

图8 尖山北侧逆冲断层特征(a)构造剖面展示了元古代变石英砂岩逆冲到古生代泥岩和灰岩之上的主逆冲断层面和飞来峰; (b)飞来峰北侧元古代变石英砂岩高角度逆冲于古生代泥岩上;(c)断层面处破碎的元古代变石英砂岩和灰黑色断层泥;(d)飞来峰南侧元古代变石英砂岩低角度逆冲于古生代泥岩上; (e)断层泥、断层角砾,以及断层带下盘的古生代黑色泥岩Fig.8 Features of the thrust fault north of Jianshan(a) cross section shows klippes and the main thrust fault displacing Proterozoic meta-quartz sandstone over Paleozoic mudstone; (b) Proterozoic meta-quartz sandstone thrust over Paleozoic mudstone on the north fringe of a klippe developing a sub-vertical-dipping fault surface with (c) development of fractured Proterozoic meta-quartz sandstone and black-grey fault gouge; (d) on the south fringe of this klippe Proterozoic meta-quartz sandstone thrust over Paleozoic mudstone at shallow-dipping angle, and (e) on the fault surface fault gouge and fault breccia of Proterozoic meta-quartz sandstone overlain Paleozoic black mudstone in footwall

4.4 西矿西侧断层面

西矿西侧逆冲断层将古元古代变石英砂岩逆冲到古生代灰岩之上,形成小规模飞来峰(图9a)。下盘古生代灰岩层理明显,产状为南倾193°,倾角68°(图9b)。逆冲断层面处发育～20cm厚的黄色断层泥,产状倾向为北东42°,倾角为23°(图9c);紧靠断面的灰岩发生脆性破碎,断层角砾棱角分明,大小不一,无定向排列;断层角砾的空隙被断层泥和钙质胶结物充填(图9d)。

图9 西矿西侧逆冲断层特征(a)构造剖面和(b)野外露头展示了元古代变石英砂岩逆冲到古生代灰岩之上的主逆冲断层面和飞来峰;(c)断层面处的断层泥及断层带上盘的变石英砂岩和(d)断层带下盘靠近断面处的灰岩断层角砾Fig.9 Features of the thrust fault to west of the West Orebody(a) cross section and (b) outcrop features of thrust fault and klippes showing that Proterozoic meta-quartz sandstone thrusts over the Paleozoic limestone; (c) fault gouge on the fault surface and fractured meta-quartz sandstone in the hanging wall, and (d) fault breccia of limestone in the footwall near the fault surface

4.5 水源头飞来峰

好沁-尖山北逆冲断层主断面以北约8km的水源头处出露一飞来峰,长约3km,宽约0.25km(图1b、图2、图10a)。飞来峰上盘为古元古代变石英砂岩,发育糜棱岩化构造,构造面理清晰;下盘为古生代泥岩,构造面理明显,层理倾向为北东18°,倾角为14°(图10b)。距离断层面～3m以外的变石英砂岩无明显的破碎现象,断层面出露～30cm厚黄色断层泥(图10c);靠近断面的变石英砂岩强烈破碎,发育断层角砾,棱角分明,大小不一,无定向性,被硅质胶结;断层角砾间还有大量的赤铁矿,为含铁质热液灌入的产物(图10d, e)。水源头飞来峰的断层面产状近水平。

图10 水源头飞来峰特征(a)水源头元古代变石英砂岩逆冲于古生代泥岩上形成飞来峰; (b、c)元古代变石英砂岩与层理为18°∠14°的古生代泥岩被断层错断,断层面近水平;(d)断层面上变石英砂岩断层角砾的野外及(e)显微结构特征.注意断层角砾之间为赤铁矿所充填,与图6b花岗岩角砾之间的填充物相似Fig.10 Features of the Shuiyuantou klippe(a) the Shuiyuantou klippe thrust Proterozoic meta-quartz sandstone over the Paleozoic mudstone, and (b, c) cut the Paleozoic mudstone with bedding of 18°∠14° to juxtapose the Proterozoic meta-quartz sandstone in the hanging wall. The fault plane of this klippe is near horizontal. (d) outcrop and (e) microscopic features of fault breccia of meta-quartz sandstone. Note sharp angle of fault breccia, and hematite filling in interstice of breccias that is similar to those in the fractured granite in Fig.6b

5 讨论

5.1 好沁-尖山北逆冲断层活动时间

好沁-尖山北逆冲断层是本次研究新厘定的逆冲断层,卷入了白云鄂博地区所有的元古代和古生代地质体,是白云鄂博地区重要的逆冲断层。好沁-尖山北逆冲断层主断面及相关的飞来峰穿切了下盘的早古生代地层与花岗岩;地层的粗砂岩的最年轻碎屑锆石和碎屑磷灰石年龄为1.2～1.3Ga(图4b, c)、并产出有寒武-志留纪的化石(孙淑芬, 1992; 张鹏远等, 1993; 章雨旭等, 2012),表明它们沉积于早古生代;花岗岩锆石U-Pb年龄为263～281Ma(范宏瑞等, 2009; 裘愉卓等, 2011),为二叠纪侵入岩;以上证据进一步限定逆冲推覆构造发生于263Ma之后。白云鄂博地区广泛发育白垩纪地层,它不整合覆盖在元古代地层和碳酸岩、古生代地层和花岗岩、以及好沁-尖山北逆冲断层之上,表明逆冲推覆构造发生于白垩纪之前(图1c、图11)。

图11 白云鄂博各区域的地层柱状图展示了好沁-尖山北逆冲断层的特征,显示古元古代地层被推覆至下古生界之上、切穿二叠纪花岗岩,之后它们一起被白垩纪砾岩不整合覆盖Fig.11 Column diagrams at different locations in the Bayan Obo area shows features of the Haoqin-North Jianshan Thrust Fault that transported the Paleoproterozoic meta-quartz sandstone and Mesoproterozoic carbonatiteThe meta-quartz sandstone transported over the Early Paleozoic sediment, and cut the Permian granite, and they together are covered by the Cretaceous conglomerate

区域上,内蒙古自四子王旗北东的十二台向东经白乃庙、博日和延至化德地区,元古代白云鄂博群向北逆冲于白乃庙群及其弧后盆地的上志留统之上(周志广等, 2018),150～90Ma发生快速剥露(吕钊等, 2023)。包头-呼和浩特北部发育大型逆冲构造,尤以中侏罗世末-晚侏罗世最强烈(陈志勇等, 2002),色尔腾山-大青山地区推覆构造活动时间为中侏罗世末和早白垩世末(叶俊林等, 1987; 郑亚东等, 1998; 陈志勇等, 2000; 刘正宏等, 2003),鄂尔多斯西缘北段大型陆缘逆冲推覆体系,侏罗纪-白垩纪为主要发展阶段(张家声等, 2008) (图1a)。

综合前人在区域上的研究成果、以及本文白云鄂博资料,本文认为白云鄂博地区推覆构造断层活动时间下限为二叠纪,上限为白垩纪,最可能在侏罗纪-白垩纪。它可能是侏罗纪-白垩纪期间,古亚洲洋在华北克拉通与西伯利亚板块之间发生关闭和碰撞(Davisetal., 2002),并产生板内挤压变形的结果。

5.2 好沁-尖山北逆冲断层推覆距离

好沁-尖山北逆冲断层作为区域内最为重要的断层之一,它的推覆距离对于认识白云鄂博地区地质体的深部延伸情况至关重要。推覆距离的判别取决于标志层的选取,本文以飞来峰和航磁异常带为对比标志。

(1)逆冲断层上盘的古元古代变沉积岩,尤其是变石英砂岩,发育有糜棱岩化变形特征,在区域上可进行对比。好沁-尖山北逆冲断层为主逆冲断层带,依据距离它最远的飞来峰可限定其推覆距离;水源头飞来峰是白云鄂博地区最北部的飞来峰,其上盘为变石英砂岩,与主逆冲断层带上盘岩性一致,限定该逆冲断层的最小推覆距离为:从主逆冲断层带到水源头飞来峰处的距离,即约为8km(图2)。理论上,大型逆冲断层倾角一般为30°左右;然而断层面产状显示,在不同部位其倾角差异较大,如从尖山北近直立的断层面到局部断面倾角～70°,以及水源头飞来峰处的近水平断层面,表明断层形成后可能进一步受到褶皱作用影响;断层的推覆距离被压缩了,其距离应大于8km。

(2)白云鄂博矿区及邻区发育4条NE-SW走向、雁列式右阶排列的高航磁异常带(航磁△T值>100nT, 图12) (数据源自中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心,2021),而矿区南部约30km处的圐圙点力素东西一线也有4条相似的高磁异常区,推测白云鄂博矿区及邻区与南部圐圙点力素东西一线可能为被断层错开的同一地质体,表明白云鄂博矿区的逆冲断层是从南部约30km处推覆而来的(图12)。依据飞来峰和航磁异常带的对比,限定白云鄂博逆冲推覆构造的推覆位移量应为>8～30km。由于白云鄂博矿区碳酸岩中富含磁铁矿,具有高航磁异常特征,与它对应的逆冲断层下盘的碳酸岩根部理应具有高航磁异常特征;然而,白云鄂博矿区南部8km处并无高航磁异常特征(图12);因此,本文依据高航磁异常特征,限定该逆冲断层的推覆距离约为30km。

图12 白云鄂博地区航磁△T等值线平面图(据中国地质调查局自然资源航空物探遥感中心2021年实测数据编绘)注意白云鄂博地区与南部圐圙点力素东西一带分别发育4条相似的、NE-SW展布的高航磁异常带,表明白云鄂博与南部磁异常带具有可对比性Fig.12 Aeromagnetic △T contour map of the Bayan Obo areaNote the four NE-SW-striking en echelon high aeromagnetic anomaly zones near the Bayan Obo region can correlate those along the Kuluedianlisu belt, 30km south, demonstrating that the southern belt would be the root of the northern one

5.3 好沁-尖山北逆冲断层与宽沟断裂对比

通过岩性-构造填图、构造解析和年代学分析,本研究识别出白云鄂博地区沿好沁、尖山北、西矿西侧一带发育好沁-尖山北逆冲断层,分隔了元古代和古生代两个时期的地质体(图1b、图2),断层上盘为早-中元古代变沉积岩和赋稀土矿碳酸岩,断层下盘为古生代地层。白云鄂博矿区所在的元古代变沉积岩和赋稀土矿碳酸岩为断层上盘的推覆体。

虽然前人认为宽沟断裂带是白云鄂博地区最为重要的断裂带(张鹏远等, 1993; 郝梓国等, 2002; 周建波等, 2002;柯昌辉等, 2021b),其展布方向大致为近东西向,平面上、剖面上断裂面均呈波纹状,断层面北倾,倾角小于45°,一般为10°～30°(张鹏远等, 1993; 柯昌辉等, 2021b)(图2),但该断裂主要发育于元古代地层中,其南北两侧岩性并无明显的区别(张鹏远等, 1993; 郝梓国等, 2002),均出露有碳酸岩和变石英砂岩(图2),碎屑沉积岩中的碎屑锆石峰值也相似,具1.9Ga和2.5Ga的年龄峰值(杨奎锋等, 2012; Zhouetal., 2018; Lai and Yang, 2019; 钟焱等, 2019)。因此,本文认为宽沟断裂并不具备分隔不同地质体的能力。好沁-尖山北逆冲断层是白云鄂博地区的主要断层,将元古代和古生代地层叠置在一起,而宽沟断裂只是前者逆冲推覆体内的一条断层,可能形成于元古代裂谷时期。

5.4 好沁-尖山北逆冲断层对白云鄂博地区碳酸岩深部延伸形态的制约

白云鄂博东部、西部和南部等地区均发育了侏罗纪-白垩纪的逆冲推覆构造,好沁-尖山北逆冲断层穿切过下盘二叠纪花岗岩,并被白垩纪地层不整合覆盖,表明好沁-尖山北逆冲断层可能也是该时期的产物。它远远晚于白云鄂博赋稀土矿碳酸岩的形成年龄(1.3Ga),表明好沁-尖山北逆冲断层是晚期构造活动的产物,错断了白云鄂博赋矿碳酸岩的深部通道。

依据白云鄂博一带和圐圙点力素东西一线可对比的、4条NE-SW走向的雁列式排列的高航磁异常带特征,推测该推覆体将元古代地层向北推覆了约30km,地层中侵入的白云鄂博赋稀土矿碳酸岩也向北推覆了相应的距离,远离了碳酸岩的根部位置,意味着白云鄂博矿区深部无碳酸岩的根部(图13),逆冲断层下盘可能为古生代地层或花岗岩。这些古生代地层的剪切波速度结构不同于断层带上盘的赋矿碳酸岩,该推论被地球物理资料所证实:在白云鄂博矿区2.5km深度处剪切波速度结构有明显的速度突变,从断层带上盘的2.8～3.2km/s降低到下盘的<2.6km/s (图13)(Zhuetal., 2023)。

图13 白云鄂博地区好沁-尖山北逆冲断层模型图显示该逆冲断层将元古代地层和赋稀土矿的碳酸岩向北推覆到古生代地层之上. 白云鄂博赋稀土矿的碳酸岩向北推覆了约30km,使其远离碳酸岩岩浆通道的根部位置;逆冲断层的发育使得矿区深部与浅部的岩石有所不同,可能造成剪切波速度在断层带处突然降低. 剪切波速度据Zhu et al. (2023)Fig.13 Tectonic model of the Haoqin-North Jianshan Thrust Fault in the Bayan Obo areaThis thrust fault transports Proterozoic sediment and ore-bearing carbonatite ～30km northward over Paleozoic sediments and Permian granite, making ore-bearing carbonatite in the Bayan Obo mine be far from its root of magmatic vent. The different rock units (maybe Paleozoic sediment) at the footwall beneath the Bayan Obo mine further demonstrates that it should have a lower S-wave velocity compared to the ore-bearing carbonatite. S-wave velocity is based on Zhu et al. (2023)

本文通过解析好沁-尖山北逆冲断层,厘定了白云鄂博地区发育有推覆体,使得元古代变沉积岩和赋稀土矿碳酸岩发生了约30km的长距离推覆,远离其根部位置。推覆体的发育表明白云鄂博地区赋稀土矿碳酸岩在深部受断层制约,只能在逆冲断层面上盘有延伸,不能向断层下盘的深处延伸(图13)(Yangetal., 2019)。此外,本文建立的推覆体模型(图13)还意味着推覆体根部可能也有对应的碳酸岩产出,并赋存有稀土矿和磁铁矿等,可为矿区外围找矿提供科学依据。

6 结论

依据岩性-构造填图、构造解析和年代学分析,结合前人已发表的数据,得到如下结论:

(1)在好沁-尖山北部-西矿北部一带发育好沁-尖山北逆冲断层,分隔了上盘的元古代变沉积岩和碳酸岩,及下盘的古生代沉积岩和花岗岩。元古代变沉积岩包括变砾岩、变石英砂岩和板岩,发育糜棱岩状构造。古生代沉积岩包括互层的粗砂岩和灰岩以及板岩,粗砂岩的碎屑组份来自于元古代变石英砂岩。

(2)逆冲断层上盘变石英砂岩的碎屑锆石具有1.94Ga和2.55Ga峰值,与前人碎屑锆石年龄谱特征相似,为古元古代沉积岩。下盘粗砂岩中碎屑锆石和碎屑磷灰石最年轻组份年龄为1.18～1.28Ga,结合互层灰岩中的寒武-奥陶纪化石证据,限定下盘地层为早古生代。

(3)好沁-尖山北逆冲断层断面发育,断裂带内发育断层泥与断层角砾,厚度自20cm至7m不等,沿断层面有含铁质流体灌入而形成赤铁矿。断层面倾角变化大,从近直立,到局部倾角为～70°,甚至近水平,可能是受后期褶皱影响的结果。

(4)区域上广泛发育侏罗-白垩纪逆冲推覆构造,好沁-尖山北逆冲断层切割最年轻地质体为二叠纪花岗岩,并被白垩纪地层不整合覆盖,推测该逆冲断层也形成于该时期。依据最北侧的水源头飞来峰和可对比的高磁异常带,限定推覆位移量约为30km。推覆体的发育使得白云鄂博碳酸岩发生了长距离推覆,远离其根部位置;白云鄂博地区元古代变沉积岩和赋稀土矿碳酸岩受断层制约,只能在断层面以上的深度有延伸。

致谢本文的碎屑锆石和碎屑磷灰石U-Pb年龄测试得到了中国科学院地质与地球物理研究所张志勇副研究员的大力支持,在此表示感谢。同时感谢两位评审人对本文提出的宝贵修改意见和建议,使文章得以完善。