0 前言
造山带与沉积盆地是大陆上最基本的两个构造单元，具有盆山转换和盆山耦合的地质特征[1]，其中沉积岩的物源分析是联系造山带和盆地的直接纽带，也是认识盆-山演化的重要窗口[2-3]。早期往往利用碎屑岩岩性特征及重矿物分析方法鉴别岩石类型、限定源区位置及其构造背景[4-7]，但其往往具有多解性。近年来逐渐将碎屑岩地球化学和锆石U-Pb年代学分析作为物源示踪的主要手段，其不仅能够较好地揭示沉积物的沉积时代和物源性质[8-10]，而且可以对古地理环境恢复和物源区的构造演化历史提供制约[11-12]。
兴蒙造山带位于中亚造山带东段，是古亚洲洋闭合形成的规模巨大的增生型造山带[13-14]。前人[15-17]对其构造演化过程的认识存在很大争议，这些争议的焦点主要是古亚洲洋在晚古生代是否存在; 因此对于兴蒙造山带晚古生代沉积古地理格局的研究尤为重要。本文在1:5万区域地质调查及沉积剖面实测的基础上，以索伦地区好仁镇出露典型的中二叠世哲斯组碎屑岩为研究对象，根据碎屑岩地球化特征和锆石年代学测试结果，并通过哲斯组沉积物源年代和性质的分析，探讨晚古生代沉积时的古地理格局，以期为兴蒙造山带东段的大地构造背景及其演化提供信息。
1 地质背景东北地区位于北部西伯利亚板块、南部华北板块和东部太平洋板块之间围限的区域内，依据板块构造观点，目前东北及其邻区通常被划分为(由西向东)额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、布列亚—佳木斯地块和最东部的侏罗纪以来的陆缘增生带以及各个地块之间的主要构造拼合带[18]。研究区位于兴安地块东南部(图 1a)，晚古生代地层主要发育二叠系下统大石寨组(P1d)、中统哲斯组(P2z)和上统林西组(P3l)。其中:大石寨组为一套形成于岛弧构造环境的中基、中酸性火山岩组合；哲斯组为一套稳定的浅海相陆源碎屑-碳酸盐沉积，富含海相生物化石；林西组则为一套陆相沉积碎屑岩建造。晚古生代地层受古亚洲洋最终碰撞闭合的影响，普遍经历了低绿片岩相的变质作用。三叠纪—中侏罗世时期，本区以剥蚀作用为主；晚侏罗世—早白垩世时期，受古太平洋板块俯冲作用的影响，研究区基底构造复活，岩浆活动强烈，形成了受NE或NW向断陷盆地控制的火山岩, 发育晚侏罗世满克头鄂博组(J3m)酸性火山岩、早白垩世玛尼吐组(K1mn)中酸性火山岩和白音高老组(K1b)酸性火山岩，同时还发育早白垩世黑云母花岗岩、黑云母正长花岗岩、花岗闪长岩、正长斑岩、花岗斑岩和闪长岩岩体及闪长玢岩岩脉(图 1b)。
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| 图 1 东北地区构造简图(a)和研究区地质简图(b) Fig. 1 Tectonic sketch map of Northeast China (a) and simplified geological map of the study area (b) |
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中二叠统哲斯组主要发育在好仁镇附近洮儿河东西两侧，研究所需样品全部采自位于洮儿河东北侧的实测剖面(P5)。该剖面起点坐标121°23′53″E，46°31′00″N；终点坐标121°20′48″E，46°34′31″N，剖面总体走向330°。实测剖面和镜下鉴定结果显示哲斯组普遍发生较低的变质作用，但原岩结构、构造保留较多，岩性主要为灰黑色或灰绿色粉砂质板岩、泥质板岩、变质中细砂岩(图 2a—d)和灰黄色含生物碎屑大理岩。其中砂岩主要为变中细粒长石岩屑砂岩和变中细粒岩屑长石砂岩，少量为变岩屑砂岩和长石砂岩。变中细粒长石岩屑砂岩具变余中细粒砂屑结构，碎屑体积分数约为90%，形态呈棱角状—次棱角状，分选及磨圆较差，粒度多在0.1~0.5 mm之间；碎屑主要由石英、长石和岩屑组成，其中石英体积分数为5%~10%，长石体积分数为10%~25%，岩屑变化较大，多在40%~60%之间，部分可达75%~80%；填隙物的体积分数为10%~15%，杂基支撑，泥质胶结，岩石中绢云母体积分数为2%~5%(图 2e)。变中细粒岩屑长石砂岩具变余中细粒砂屑结构，碎屑体积分数为90%，粒度0.1~0.3 mm，形态棱角状—次棱角状；碎屑主要由岩屑、长石和石英组成，其中岩屑体积分数为25%左右，石英体积分数为5%~20%，长石体积分数为4%~45%，部分可达60%；填隙物的体积分数大约为10%；碎屑分选及磨圆均较差，颗粒之间主要为点接触，为杂基支撑，泥质胶结(图 2f)，可见少量绢云母。
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| Pl.斜长石; Q.石英; Det.岩屑。 图 2 索伦地区哲斯组碎屑岩野外照片及镜下照片 Fig. 2 Photos and micro-photos for the clastic rocks from the Zhesi Formation in Suolun region |
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锆石分选在河北省廊坊区域地质调查所实验室完成。样品靶的制备及激光剥蚀等离子质谱仪(LA-ICP-MS)锆石U-Pb同位素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室完成。锆石阴极发光(CL)图像分析在北京大学物理学院电镜室完成。实验过程中采用高纯度氦气作为剥蚀物质的载气，激光器工作频率为10 Hz，测试点的激光束斑直径为36 μm，剥蚀采样时间为45 s。使用美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST612进行仪器最佳化。普通铅校正采用Anderson[19]的方法，锆石U-Pb同位素比值及元素质量分数用4.4版本Glitter程序计算得到，年龄加权平均计算使用3.0版本的Isoplot/Ex[20]。
2.2.2 岩石中地球化学分析岩石中地球化学中的主量元素由河北省地质矿产局廊坊实验室采用聚环氧乙炔、络合物滴定法、火焰光度法、重量法和电位法等测定。稀土和微量元素由中国地质科学院地球物理地球化学勘探研究所测定，其中Ba、Ga、Rb、Sr、Zr元素由压片法X射线-荧光光谱法(XRP)测定，Ge由原子荧光光谱法(AFS)测定，其余元素由等离子体质谱法(ICS-MS)测定。
3 碎屑锆石U-Pb测年及其对物源的制约P5-31-2样品岩性为灰黄色中细粒长石岩屑砂岩。锆石阴极发光(CL)图像(图 3)显示:锆石为自形—半自形或浑圆状，主要呈长柱状和短柱状，粒径集中在50~200 μm之间，长宽比为1:1~2:1。锆石多具有清晰的岩浆结晶成因特征的振荡环带，Th/U值介于0.12~2.55之间，大多数大于0.4，说明大多数锆石为岩浆成因。少数锆石颗粒具有扇形分带、面状分带等变质锆石特征，显示这些锆石在搬运沉积之前受到过构造作用或变质事件的影响。
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| 图 3 哲斯组砂岩的代表性锆石阴极发光图像 Fig. 3 Representative CL images of zircons from Zhesi Formation sandstones |
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自碎屑锆石样品P5-31-2中选取80个锆石颗粒进行测试，共得到年龄数据78个，剔除不谐和度小于10%的数据12个(P5-31-2-01、P5-31-2-08、P5-31-2-13、P5-31-2-16、P5-31-2-23、P5-31-2-24、P5-31-2-27、P5-31-2-29、P5-31-2-56、P5-31-2-62、P5-31-2-70、P5-31-2-76)，其余66个碎屑锆石年龄分布在2 500~244 Ma之间，全部为有效年龄数据(表 1)，它们分布在谐和线及其附近(图 4a)，碎屑锆石年龄谱(图 4b)显示，绝大部分年龄数据为古生代，仅有5个年龄为新太古代—元古宙。根据碎屑锆石的206Pb/238U年龄(< 1 000 Ma)和207Pb/206Pb(>1 000 Ma)的频率分布特征，可将年龄结果大致分为6组。
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| 图 4 索伦地区哲斯组锆石U-Pb年龄谐和图及谐和年龄频率曲线图 Fig. 4 Age harmonic map of detrital zircons from Zhesi Formation in the Suolun region |
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1) 样品P5-31-2中记录的年轻一组碎屑锆石年龄分布于(282±7)~(244±4)Ma之间，共29粒，占锆石总数的44%，269 Ma的峰值年龄与索伦缝合带北部锡林浩特—西乌旗地区发育大石寨组火山岩的年龄非常一致，如：Zhu等[21]对林西地区大石寨组玄武岩采用Rb-Sr法获得的年龄为270 Ma；Zhang等[22]对锡林浩特一带大石寨组火山岩采用SHRIMP锆石U-Pb同位素定年，获得玄武安山岩的年龄为(281±3)Ma，流纹岩的年龄为(279±3)Ma；程天赦等[23]对锡林浩特毛登牧场地区大石寨组火山岩采用LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测年法，获得年龄为(287±2)Ma；晨辰等[24]在内蒙古达茂旗满都拉地区获得玄武岩的锆石SHRIMP U-Pb年龄为(273.7±1.0)Ma；梅可辰等[25]在苏尼特左旗地区大石寨组获得流纹岩2件样品的SHRIMP锆石U-Pb年龄分别为(272.1±3.1)和(271.4±1.7)Ma；张晓飞等[26]在锡林浩特乌拉苏地区测试发育的大石寨组英安岩LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素年龄为(287.5±1.4)Ma；关庆彬等[27]在巴林右旗新开坝地区测试大石寨组玄武安山岩锆石U-Pb年龄为280 Ma。区域上哲斯组平行不整合在大石寨组之上[28]，因此大石寨组火山岩及同时期的侵入岩为林西组的主要物源。
2) 第二组206Pb/238U年龄集中在(352±9)~(294±8) Ma之间，共16个点，占锆石总数的28%，有299和330 Ma 2个峰值。该年龄峰值与锡林浩特—西乌旗—索伦一带晚古生代岩浆弧的年龄一致，如：西乌旗南部石英闪长岩的侵位年代为325~322 Ma[29]；锡林浩特—西乌旗地区发育的花岗岩年龄为330~300 Ma[30]；宝力高庙组火山岩年龄为320~305 Ma[31]；本巴图组火山岩年龄为304 Ma[32]等。
3) 第三组206Pb/238U年龄集中在(468±11)~(379±9)Ma之间，共11个点，峰值年龄为384 Ma。该年龄区间与内蒙古中部温都尔庙—苏尼特左旗一带的岩浆作用时间吻合，如：内蒙古温都尔庙地区图林凯蛇绿混杂岩带中奥长花岗岩和石英闪长岩的年龄分别为(472±2)和(454±3) Ma，英安岩的年龄为(458±3) Ma[33]；Jian等[34]在巴特敖包地区获得的闪长岩年龄为(452±3) Ma，石英闪长岩年龄为446~440 Ma，英云闪长岩年龄为417 Ma；内蒙古索伦山地区的闪长岩年龄为(438±4) Ma[35]；苏尼特左旗地区发育的辉长岩、石英闪长岩及英云闪长岩年龄分别为(483±2)、(480±2)和(471±2) Ma[36]；白音宝力道英云闪长岩的年龄为498~461 Ma[37]。另外，在锡林浩特地块基底变质岩[38]及松辽盆地基底变质岩碎屑锆石[39]也有相应的年龄记录，表明来自古生代的沉积物源区主要为古亚洲洋俯冲过程形成的岩浆弧，少量来自锡林浩特地块、松嫩地块等基底岩石。
4) 第四组206Pb/238U年龄分布在(513±13)~(482±11) Ma之间，共5个点，峰值年龄为490 Ma。目前在额尔古纳—兴安地块上广泛分布有该时期的侵入岩，如：锡林浩特杂岩中的具岛弧性质的石英闪长岩锆石U-Pb年龄为499 Ma[40]；多宝山及铜山地区岛弧安山岩的成岩年龄为(506±14) Ma[41]；漠河地区厘定出早古生代后碰撞花岗岩的SHRIMP锆石U-Pb年龄为517~504 Ma[42]；塔河地区花岗岩锆石U-Pb年龄为500 ~499 Ma[43]等，这些侵入岩体一般认为是额尔古纳—兴安地块在早古生代造山作用的产物。另外，周建波等[44]认为约500 Ma泛非期事件年龄在东北地区各个地块中均有出现，如：Miao等[45]测得了兴安地块兴华渡口群变质杂岩的年龄为547~506 Ma；Zhou等[46]获得了额尔古纳地块基底变质岩石的年龄为496 Ma、松嫩地块基底变质岩石的年龄为508~450 Ma。这些年龄信息表明哲斯组物源既可以来自早古生代块体俯冲碰撞形成的火成岩，也可能来自于东北地区泛非期的变质基底。
5) 第五组新元古代的年龄信息，分别为(580±17)、(734±17)和(802±19)Ma，共3个。目前在华北板块还没有发现与此年龄相对应的新元古代岩浆热事件[47]，但在东北地区多有报道，如：西乌旗地区上石炭统本巴图组[48]、中二叠统哲斯组[49]和上二叠统林西组[50]沉积岩中分布有696~660 Ma的碎屑锆石；施光海等[30]报道的锡林郭勒杂岩中也见有885、933和940 Ma锆石，并提出该区可能存在800~600 Ma的块体。另外，大兴安岭东北部花岗岩的Hf和Nd模式年龄存在大量该年龄段的地质信息，并认为新元古代是东北地区陆壳增生的重要时期[51-52]。这些证据暗示着中亚造山带东段的多个微陆块(松嫩—张广才岭地块、兴安地块、额尔古纳地块)存在新元古代岩浆热事件，并且它们也是研究区哲斯组的沉积物源区。
6) 第六组太古宙和古元古代的年龄信息，分别为(1 841±20)、(2 500±19) Ma，有2个。这些古老的锆石具有生长环带和高的Th/U值(0.45和0.44)，表明它们具有岩浆成因的特点。锆石颗粒具有扇形分带、面状分带等变质锆石特征，显示这些锆石在搬运沉积之前受到过变质事件的影响。当前的研究表明，约2.5和1.8 Ga的岩浆热事件是华北板块的典型代表[53]，据此很多学者根据碎屑锆石中出现约2.5和1.8 Ga年龄信息作为其物源来自华北板块的证据[54-55]。然而近年来随着测年结果的不断出现和研究程度的深入，在额尔古纳—兴安地块及松嫩地块上均存在新太古代(2.7~2.5 Ga)和古元古代(2.0~1.6 Ga)岩浆活动记录[56-59]，预示在东北地区存在太古宙或元古宙结晶基底。研究区远离华北板块，且哲斯组具有近源沉积特点，推测这些古老锆石应来自东北地区古老陆块的结晶基底。
4 碎屑岩地球化学特征及反映的源区构造背景 4.1 主量元素对研究区哲斯组碎屑岩进行了13个样品的地球化学分析(表 2)。哲斯组岩石SiO2质量分数平均为70.71%, Al2O3质量分数平均为15.03%, TiO2质量分数平均为0.63%，Fe2O3质量分数平均为2.12%，FeO质量分数平均为1.28%，MgO质量分数平均为0.90%，K2O质量分数平均为2.37%，Na2O质量分数平均为2.67%，MnO质量分数平均为0.04%，P2O5质量分数平均为0.15%，Al2O3/SiO2平均为0.22，K2O/Na2O平均为3.60，Al2O3/(CaO+Na2O)平均为9.43(表 2)。哲斯组碎屑岩具有高SiO2，贫Fe2O3、FeO、MgO的特点，说明哲斯组岩石源区主要为长英质岩石。在lg (Fe2O3/K2O)-lg(SiO2/Al2O3)图解(图 5)上，岩石大多落入杂砂岩区域，少量样品落入长石砂岩区。这与野外观察和镜下鉴定结果基本一致，反映哲斯组碎屑岩成分成熟度较低，可能经历了相对近源或较为快速的成岩过程。在K2O/Na2O-w(SiO2)判别图解(图 6)上，哲斯组碎屑岩绝大多数样品具有活动大陆边缘的物源区特点，少数样品落入被动大陆边缘。
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| 图 5 索伦地区哲斯组主量元素lg(Fe2O3/K2O)-lg(SiO2/Al2O3)图解 Fig. 5 lg(Fe2O3/K2O)-lg(SiO2/Al2O3) diagram of the Zhesi Formation in Suolun region |
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| 图 6 索伦地区哲斯组主量元素K2O/ Na2O -w(SiO2)构造环境判别图解 Fig. 6 K2O/Na2O-w(SiO2) diagram of the Zhesi Formation in Suolun region |
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沉积岩中稀土元素含量主要受控于沉积物源区的性质，而与沉积物的搬运过程、沉积环境、成岩作用等关系不明显，因而稀土模式可以用来指示物源，因为源自基性岩石的稀土元素具有低的ΣLREE/ΣHREE值，不出现Eu异常，相反长英质岩石通常具有较高的ΣLREE/ΣHREE值，出现Eu负异常[60-61]。哲斯组碎屑岩稀土元素分析结果见表 2。稀土元素配分曲线总体表现明显的右倾(图 7a)，LREE富集，HREE相对亏损，轻、重稀土分馏明显(ΣLREE/ΣHREE值为6.4~12.1)，Eu呈负异常(δEu=0.37~0.84)。这些特征表明哲斯组物源主要来自长英质岩石。依据Bhatia [2]归纳总结的不同构造背景下的砂岩ΣREE特征值，将哲斯组碎屑岩稀土元素特征与不同源区构造背景下砂岩的稀土元素特征进行对比(表 3)，结果显示哲斯组碎屑岩稀土元素含量明显高于大洋岛弧硬砂岩稀土元素含量，而与大陆岛弧的稀土元素含量相似，部分数据介于活动大陆边缘和被动大陆边缘之间。
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| 图 7 索伦地区哲斯组碎屑岩稀土元素配分线(a)和微量元素蛛网图(b) Fig. 7 REE and trace element patterns for the clastic rocks from the Zhesi Formation in Suolun region |
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| 主元素及比值 | La | Ce | ΣREE | La/Yb | LaN/YbN | ΣLREE/ΣHREE | δEu |
| 海洋岛弧 | 8.0±1.7 | 19.0±3.7 | 58±10 | 4.2±1.3 | 4.2±1.3 | 3.8±0.9 | 1.01±0.11 |
| 大陆岛弧 | 27.0±4.5 | 59.0±8.2 | 146±20 | 11.0±3.6 | 7.5±2.5 | 7.7±1.7 | 0.79±0.13 |
| 活动大陆边缘 | 37 | 78 | 186 | 15.9 | 8.50 | 9.10 | 0.60 |
| 被动大陆边缘 | 39 | 85 | 210 | 15.9 | 10.80 | 8.50 | 0.80 |
| 哲斯组(平均值) | 30.7 | 61.4 | 154.5 | 12.1 | 8.70 | 7.85 | 0.63 |
研究区哲斯组碎屑岩微量元素分析结果见表 2，它们在微量元素蛛网图呈规律性变化，K、Rb、U、Th等大离子亲石元素(LILE)相对富集，高场强元素(HFSE)Sr、Ti、Nb、Ta相对亏损，曲线分布特征与大陆上地壳的微量元素蛛网相似(图 7b)。
为了进一步揭示源区原岩的属性及形成构造背景，利用稀土和微量元素原岩属性及构造判别图解进行探讨。由La/Th-w(Hf)图解(图 8a)可见，哲斯组碎屑岩主要来自长英质岩石和混合长英质岩石，并显示有来自被动陆缘的古老沉积岩成分加入，说明研究区哲斯组的源区为上地壳岩石。在Co/Th-La/Sc图解(图 8b)中，哲斯组碎屑岩样品Co/Th值较低，除2个投点位于安山质区域外，其余样品投点主要位于长英质火山岩区，少量为花岗闪长岩岩区。由此说明哲斯组碎屑岩成分来自上地壳的花岗闪长岩向长英质火山岩的过渡源区，少量为中性岩。在微量元素Ti/Zr-La/Sc构造环境判别图解(图 8c)上，哲斯组碎屑岩具有活动大陆边缘型和大陆岛弧型物源区的特点；在微量元素Th-Sc-Zr/10构造判别图解(图 8d)上，哲斯组则具有大陆岛弧型和活动大陆边缘型的特点。
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| 图 8 索伦地区哲斯组La/Th-w(Hf)(a)和Co/Th-La/Sc(b)源岩属性判别图解，以及Ti/Zr- La/Sc(c)和Th-Sc-Zr/10(d)构造判别图解 Fig. 8 Source rocks attribute discrimination diagram of La/Th-w(Hf)(a), Co/Th-La/Sc(b), and tectonic discrimination diagram of Ti/Zr-La/Sc (c), Th-Sc-Zr/10 (d) of the Zhesi Formation in Suolun region |
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上述分析表明，哲斯组的沉积物物源具有长英质和中性火山岩的物源特性，大部分来自于上地壳，源区形成于活动大陆边缘背景下的大陆岛弧环境，少量显示被动大陆边缘环境。
5 源区属性分析我国东北地区属于华北板块与西伯利亚板块间的中亚造山带东段，由额尔古纳地块、兴安地块、松嫩—张广才岭地块、佳木斯—兴凯地块等多个地块群先后拼合而成[18, 62-64]。这些微陆块均具有前寒武纪—早前寒武纪，甚至是太古宙的古老陆壳基底，并且经历了新元古代与泛非期构造-岩浆事件[18, 65]，预示着它们多是由Rodinia超大陆裂解产生，同时也产生了分割它们的有限洋盆。额尔古纳与兴安地块在早古生代沿头道桥—新林缝合拼合，之后与松辽地块之间于晚石炭世沿贺根山—黑河缝合，从而完成了东北地区额尔古纳地块、兴安地块、松嫩—张广才岭地块的拼合而形成统一的复合地块[18]，王成文等[66]将其称为佳-蒙地块。受额尔古纳-兴安地块与松嫩—张广才岭地块拼合碰撞的影响，东北地区缺失中石炭统，主体处于隆升剥蚀环境，晚石炭世为陆相火山岩-正常碎屑沉积，其中火山岩形成于碰撞后的伸展背景[67]。
东北地区晚古生代主要发育寿山沟组、大石寨组、哲斯组和林西组，其形成构造-沉积环境是人们关注的焦点，也是对古亚洲洋演化产生分歧的主要原因。早期的观点认为二叠纪海盆是晚古生代地槽的一部分，现在主要有2种倾向认识：一种观点认为二叠纪构造-沉积环境处于古亚洲洋闭合造山后伸展的构造环境，发育主动裂谷带、被动裂谷带等构造单元[14-15, 68]；另一种观点则认为古亚洲洋南支自早古生代持续至晚古生代末期发育双向俯冲，最终于晚二叠世到早三叠世发生闭合[18, 48, 50]。王成文等[66]根据对晚古生代地层的分布规律及哲斯腕足动物群的凉水型特征，认为中二叠世佳-蒙地块具有稳定的沉积环境，其与华北板块之间存在一个足够宽的深海洋盆——古亚洲洋南支，中二叠世哲斯组沉积于佳-蒙地块南部稳定的陆缘环境，而非所谓“裂陷槽”。事实上，早、中二叠世研究区并非处于稳定的构造环境，早二叠世在佳-蒙地块上西起达茂旗满都拉一带，经苏尼特左旗、锡林浩特、林西和阿鲁科尔沁旗等地区，向东一直延伸至大兴安岭南段大石寨镇一带广泛发育一套中基性、中酸性火山岩夹大理岩和碎屑岩的大石寨组火山-沉积地层，这些火山岩年龄为440~242 Ma，主要集中在290~270 Ma之间的早二叠世，地球化学研究显示这些火山岩形成于大陆边缘岛弧[23-27]，或弧后扩张(或弧间)盆地[69]。哲斯组沉积时期虽然火山活动较弱，但在碎屑岩中亦存在安山岩、流纹岩和凝灰岩夹层[28]，它们应是古亚洲洋南支在早、中二叠世时期向北俯冲于佳-蒙地块之下形成的与岛弧或弧后盆地有关的火山沉积。哲斯组碎屑岩地球化学和沉积时期的物源示踪亦揭示了佳-蒙地块的结晶基底及形成演化过程：哲斯组碎屑锆石年龄分布在2 500~244 Ma之间，这些年龄在佳-蒙地块上都可以寻其踪迹，其中年龄在(282±7)~(244±4) Ma之间的锆石占总数的44%，269 Ma的峰值年龄与研究区大石寨组火山岩的年龄基本一致，说明这一时期古亚洲洋南支北向俯冲于佳-蒙地块之下形成的岩浆岛弧是哲斯组沉积的主要源区；(352±9)~(294±8) Ma之间的年龄与锡林浩特—西乌旗—索伦一带晚古生代岩浆弧的年龄一致，物源区主要来自于兴安地块与松嫩—张广才岭地块碰撞及碰撞后形成中酸性火成岩；(468±11)~(379±9) Ma之间的年龄可能兴安地块与松嫩—张广才岭地块之间俯冲形成的岛弧有关；(513±13)~(482±11) Ma之间的年龄大多揭示的是额尔古纳—兴安地块在早古生代造山作用之后形成的火成岩有关，部分反映东北各地块经历约500 Ma泛非期变质基底的信息；新元古代的碎屑锆石(580±17)，(734±17)和(802±19) Ma在华北板块目前还没有发现，但大兴安岭和松辽盆地中生代火成岩普遍具有这个年龄阶段的模式年龄，它们可能反映东北地区新元古代的岩浆热事件；1 800、2 500 Ma锆石的存在，预示在东北地区存在太古宙或元古宙结晶基底。哲斯组碎屑岩具有高SiO2和低Fe2O3、FeO、MgO质量分数的特点，说明其母岩为长英质岩石。稀土、微量元素特征及其构造图解显示沉积物源区具有大陆岛弧型和活动大陆边缘型的特点，少量反映被动大陆边缘的特点。对比研究发现，沉积物源区所反映的大陆岛弧型和活动大陆边缘型的构造环境是不同时期佳-蒙地块拼合碰撞和古亚洲洋南支北向俯冲的结果，少量所反映被动大陆边缘可能是部分基底岩石形成构造环境的响应。鉴于研究区位于兴安地块东南部，远离华北板块，且哲斯组碎屑岩多为长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩、岩屑砂岩，其结构成熟度和成分成熟度较低，可能经历了相对近源或较为快速的成岩过程，与其同期的火成岩均显示岛弧或活动大陆边缘的构造背景，据此可以认为哲斯组形成于古亚洲洋南支向佳-蒙地块北向俯冲形成的弧后或弧间盆地环境，物源主要来自于佳-蒙地块南缘与岛弧或活动大陆边缘有关的火成岩，少量来自于佳-蒙地块的古老基底。
6 结论1) 哲斯组碎屑岩多为长石岩屑砂岩、岩屑长石砂岩和岩屑砂岩等，其结构成熟度和成分成熟度较低，显示近源沉积特点。
2) 碎屑锆石U-Pb年龄组成分为6组：289~244、352~294、468~381、513~482、802~580、2 500~1 800 Ma。
3) 碎屑岩地球化学具有高SiO2和低Fe2O3、FeO、MgO质量分数的特点，说明其母岩为长英质岩石。稀土、微量元素特征及其构造图解显示中二叠统哲斯组沉积物源区多具有大陆岛弧和活动大陆边缘型的特点，少数反映被动大陆边缘的特点。
4) 哲斯组应形成于古亚洲洋南支向佳-蒙地块俯冲形成的弧后或弧间盆地环境，物源主要来自于佳-蒙地块南缘与岛弧或活动大陆边缘有关的火成岩，少量来自于佳-蒙地块的古老基底。
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