2018, Vol. 34
2. 内蒙古矿业科技研究院有限公司, 呼和浩特 010050
2. Mining Science and Technology Institute Limited Company, Hohhot 010050, China
中亚造山带自东北亚向西延伸至乌拉尔山脉，处于华北板块、塔里木板块与西伯利亚板块之间，是古亚洲洋闭合形成的规模巨大的增生型造山带。古亚洲洋由一系列晚元古代到古生代的沟弧盆体系以及其间若干微大陆组成，其闭合过程形成了非常复杂的演化历史(Şengör et al., 1993；Khain et al., 2003；Xiao et al., 2003；Li，2006；Kröner et al., 2007；Cawood et al., 2009；Xu et al., 2013)。中亚造山带东段称为兴蒙造山带，对其构造演化过程的认识存在多种学术观点，主要概括为以下几种：(1)认为古亚洲洋东段在早古生代早期经历了双向俯冲，并在中古生代发生闭合形成兴蒙造山带；而在晚古生代中后期，兴蒙造山带东段处于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，并在早三叠世受到大别造山带、蒙古-鄂霍次克造山带形成的远距离效应，再次闭合形成陆内造山带(Xu et al., 2013；徐备等，2014；Zhao et al., 2015, 2016a, b，2017；邵济安等，2017)；(2)认为古亚洲洋东段在早古生代发育有南、北两支，其中北支又称贺根山洋，自早古生代发育向北的单向俯冲，并于晚石炭世之前发生闭合；而南支则发育双向俯冲，自早古生代持续至晚古生代末期，最终于晚二叠世到早三叠世发生闭合(Liu et al., 2017)；(3)认为古亚洲洋东部的双向俯冲启动于早古生代，期间发生一系列岛弧或微陆块的拼合，俯冲一直持续到晚古生代末，并在晚二叠世到早三叠世发生闭合(Xiao et al., 2003；Li，2006；Eizenhöfer et al., 2014)。
以上不同观点的关键争议是古亚洲洋在晚古生代是否存在？因此对于兴蒙造山带南缘晚古生代沉积古地理格局的研究尤为重要。兴蒙造山带南缘存在着一条超岩石圈的深大断裂，即西拉木伦断裂，一些学者将其作为古亚洲洋俯冲结束后，于晚二叠世到早三叠世闭合的缝合带(Li, 1987, 2006；李锦轶等，2007)。另一些学者则认为其主体形成于二叠纪之后，不宜将其作为古生代板块的缝合带(邵济安等，2017)。综合区域地质与地球物理资料，兴蒙造山带与华北板块北缘的边界极有可能位于西拉木伦断裂带附近，对这一区域晚古生代沉积古地理格局的研究在解决前述关键争议方面具有重要意义。因此，本研究以西拉木伦断裂带双井地区大面积分布的中二叠统哲斯组粗碎屑沉积岩为研究对象，利用沉积剖面实测、岩相古地理分析、锆石年代学测试等方法，厘定其沉积时代和沉积环境，以探讨晚古生代兴蒙造山带东段的大地构造背景及其演化。
1 区域地质背景兴蒙造山带东段可进一步划分为北造山带和南造山带(Xu et al., 2013；徐备等，2014)，其中北造山带西起艾力格庙，经锡林浩特、西乌旗向东延伸；南造山带西起图古日格，经温都尔庙，东至翁牛特旗以东。北造山带内自北向南保存有早古生代的岛弧深成岩体、混杂岩带、磨拉斯盆地以及褶皱带等构造单元，表现出自南向北的俯冲极性。南造山带内亦可识别出上述四种构造单元，但其显示出自北向南的俯冲极性，说明南、北造山带形成前，古亚洲洋存在双向俯冲体系(Xu and Chen, 1997; Xu et al., 2013, 2015)。在南、北两造山带之间存在一个具有前寒武基底的微陆块，称之为松辽-浑善达克微陆块(Xu et al., 2013)。本研究区位于内蒙古自治区林西县境内西拉木伦河北岸的双井地区，处于松辽-浑善达克微陆块南缘(图 1)。
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图 1 中亚造山带东段构造单元划分(据Xu et al., 2013；徐备等，2014修改) (a)中亚造山带东段的区域位置；(b)中亚造山带东段构造单元划分方案, NCC-华北板块；SHB-松辽浑善达克板块；XAB-兴安艾力格庙板块；SOB-南造山带；NOB-北造山带 Fig. 1 Tectonic subdivision of eastern part of the Central Asia Orogenic Belt (modified after Xu et al., 2013, 2014) (a) location of eastern part of the CAOB; (b) tectonic subdivision of eastern part of the CAOB, NCC-North China Craton; SHB-Songliao-Hunshandake Block; XAB-Xing'an Airgin Sum Block; SOB-South Orogenic belt; NOB-North Orogenic Belt |
研究区内出露有晚古生代泥盆系、二叠系，中生代侏罗系地层(图 2)。泥盆系地层称为西别河组(也称杏树洼组)，仅在研究区中部出露，岩性组合为深灰、灰绿色粉砂质板岩、千枚岩与厚层灰岩。西别河组的形成时代曾被认为是中-晚志留世，划分依据为灰岩中的珊瑚及层孔虫化石(王友等，1999)，但最新的碎屑锆石年代学研究表明，西别河组的最大沉积年龄为385±8Ma，属于中-晚泥盆世(程胜东等，2014)。
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图 2 研究区地质简图(据内蒙古地质矿产勘查开发局，1998①修改) 1-D2-3西别河组；2-P1寿山沟组；3-P2哲斯组；4-J2新民组；5-J3满克头鄂博组；6-P1超基性岩；7-P1花岗岩；8-T1-2花岗岩；9-K1闪长岩；10-K1花岗岩；11-P2花岗片麻岩；12-P3双井片岩；13-植物化石；14-腕足类化石；15-断层/区域性断裂；16-已知年龄数据；17-采样点；18-实测剖面；19-村镇 Fig. 2 Sketch geological map of study area 1-D2-3 Xibiehe Fm.; 2-P1 Shoushangou Fm.; 3-P2 Zhesi Fm.; 4-J2 Xinmin Fm.; 5-J3 Manketou Obo Fm.; 6-P1 ultra-basic rocks; 7-P1 granite; 8-T1-2 granite; 9-K1 diorite; 10-K1 granite; 11-P2 granitic gneiss; 12-P3 Shuangjing schist; 13-plant fossil; 14-Brachiopoda fossil; 15-fault/regional faults; 16-previous age data; 17-sampling locations; 18-stratigraphic section; 19-town/village |
① 内蒙古地质矿产勘查开发局. 1998. 1: 25万林西县幅区域地质调查报告
二叠系包括下二叠统寿山沟组和中二叠统哲斯组(图 2)。寿山沟组地层出露于杏树洼以南，下部为青灰色硅质岩、泥岩与含砾粉砂岩；中部为滑塌沉积层，以含粗砾到巨砾的含砾粉砂岩为特征，砾石包括灰岩、砂岩、硅质岩等；上部为灰绿色粉砂质板岩、千枚岩夹少量基性火山岩(王炎阳等, 未发表资料)。该套地层曾被归为西别河组，但根据碎屑锆石年代学限定，该地层的最大沉积年龄为288±6Ma(王炎阳等, 未发表数据)。此外，硅质岩中放射虫化石的鉴定结果也表明该地层的最大沉积年龄应为早二叠世(王玉净和樊志勇，1997)。
中二叠统哲斯组地层见于水泉子沟至前苇莲苏一带，出露区东西向长约50km，南北向最宽处约8km(图 2)，以巨厚层粗碎屑岩夹砂岩、凝灰岩为主，在前苇莲苏以北的灰色板岩、砂岩中可见腕足、珊瑚等动物化石(王友等，1999)。该套地层作为本文的研究对象，将在下文中详细介绍。
中侏罗统新民组在研究区内呈线性分布(图 2)，岩性组合为灰色凝灰质砾岩、粗砂岩，夹变质细砂岩、粉砂岩，并含有植物化石(内蒙古地质矿产勘查开发局，1998)。
值得注意的是，杏树洼一带出露有晚古生代的基性、超基性岩组合，包括纯橄岩(异剥钙榴岩)、方辉橄榄岩、辉石岩、辉长岩、辉绿岩以及蚀变玄武岩等，自其异剥钙榴岩中得到的锆石年代学数据为280±3Ma(Song et al., 2015)。一些学者将其与前述寿山沟组含放射虫硅质岩一并视作晚古生代的蛇绿岩组合(Li，1987；王友等，1999；Song et al., 2015)。
沿房框子沟至下海苏沟一线，出露有原岩为二叠世花岗岩的正片麻岩与原岩为晚二叠世碎屑岩的片岩(图 2)，其中片麻岩可划分为房框子沟片麻岩、东沟片麻岩及下海苏沟片麻岩三个单元，其原岩形成时代曾被认为是早元古代(王友等，1999)。但根据最近的锆石年代学数据，房框子沟片麻岩的原岩时代为274±2Ma，属中二叠世(李益龙等，2009；Wu et al., 2011)，并且在岩浆侵位时与先存的古老结晶基底发生了混合岩化作用(李益龙等, 2007, 2008)；下海苏沟片麻岩的原岩时代为259±2Ma，属晚二叠世至早三叠世(Wu et al., 2011)。片岩被称为“双井片岩”，曾被认为是由太古代表壳岩变质形成(王友等，1999)，但根据片岩中最年轻碎屑锆石的限定，其原岩的形成时代实际为259±5Ma，属晚二叠世，变质时代为242±26Ma，属早三叠世(张晋瑞，2016)。
研究区东南部分布有早二叠世花岗片麻岩，称之为元宝山单元；南部分布有大规模出露的中三叠世花岗岩，形成时代为237~247Ma(李锦轶等，2007；Wu et al., 2011)；西北部见大面积的晚侏罗世满克头鄂博组火山熔岩、火山碎屑岩等(内蒙古地质矿产勘查开发局，1998)。西部分布有东-西向线状展布的早白垩世钾长花岗岩(王友等，1999)，任家营子以北的双尖山地区见有早白垩世辉石闪长岩、英云闪长岩及二长花岗岩岩体等(Li et al., 2013)。
2 哲斯组沉积学研究 2.1 实测剖面位置与概况本研究完成了对中二叠统哲斯组的实测地层剖面工作，剖面由两部分组成，分别位于双尖山南坡和前苇莲苏至杏树洼一带(图 2)。根据产状、岩性组合特征与标志层可判断，第一段剖面顶部与第二段剖面底部处于同一层位，因此可将两段剖面视为一连续剖面。剖面北部被晚侏罗世玛尼吐组火山岩不整合覆盖，顶部与早二叠世寿山沟组地层呈断层接触关系。地层倾向总体以S-SE为主，产状稳定，向南东方向连续变新，未见明显的地层倒转与重复，总厚度为3808m。
研究区内哲斯组地层可根据岩性组合、沉积构造等特征分为两段，第一段1~15层为由粗到细的碎屑岩旋回夹薄层凝灰岩为主，总厚度约1748m；第二段16~20层为巨厚层砾岩偶夹薄层砂岩、粉砂岩，总厚度约2055m(图 3)。详细剖面描述如下：
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图 3 中二叠统哲斯组实测地层剖面 1-中-粗砾岩；2-细砾岩；3-含砾粗砂岩；4-粗砂岩；5-中砂岩；6-细砂岩；7-粉砂岩；8-层凝灰岩；9-凝灰岩；10-火山岩块 Fig. 3 Stratagraphic section of the Zhesi Formation, Middle Permian 1-mid-coarse conglomerate; 2-fine conglomerate; 3-conglomerate-bearing coarse sandstone; 4-coarse sandstone; 5-mid sandstone; 6-fine sandstone; 7-siltstone; 8-tuffite; 9-tuff; 10-volcanic blocks |
20.紫灰色厚层块状复成分粗砾岩，1310.8m
19.紫红色中薄层弱片理化细砂、粉砂岩与中粗砾岩互层，形成河流相二元结构，单个互层厚约5m，36.5m
18.紫红、紫灰色块状复成分中砾岩与粗砾岩互层韵律，单个韵律层厚约2~3m，132.5m
17.灰色、紫灰色厚层块状粗砾岩，砾石呈叠瓦状排列，可见直径不同的砾石形成互层，单层厚约3m，457.4m
16.紫灰色、灰绿色厚层单成分粗砾岩，砾石为大理岩，直径可达400mm，呈叠瓦状排列，118.1m
15.紫灰色、灰绿色复成分中-粗砾岩，27.8m
14.紫红色厚层粗砾岩，顶底含砂岩夹层，24.1m
13.灰色、紫灰色复成分中-细砾岩与紫灰色粗砂、中砂岩互层，形成正粒序韵律，单个韵律层厚约1.5~3m，73.6m
12.紫灰色厚层块状中砾岩，10.2m
11.灰色厚层细砾岩、含砾砂岩与紫红色粗砂、中砂岩互层，152.3m
10.紫红色、灰绿色中层中砂岩互层，277.1m
9.土黄色复成分中砾岩与灰绿色中-细砂岩互层韵律，砾岩单层厚约3m，砂岩厚约1m；底部夹一层浅绿色薄层粉砂岩，厚约1m，306.9m
8.灰色、浅灰色厚层-巨厚层中粗砾岩与灰绿色中层含砾砂岩、中砂岩互层，偶夹薄层细砂岩；砾岩中砾石以灰岩、大理岩为主，147.5m
7.浅灰色、灰色中-细砾岩与灰绿色中-粗砂岩组成多个正粒序韵律，单个韵律层厚约5m，砂岩中发育平行层理及交错层理，177.6m
6.灰色、青灰色层凝灰岩，平行层理发育，含有大量火山岩块；顶部含两层中-粗砾岩，159.0m
5.灰色中厚层中-细砾岩与中层砂岩互层，砂岩厚0.5~1m，发育良好的平行层理，砾岩厚约2m，76.3m
4.浅灰色厚层复成分粗砾岩，砾岩中含深绿色超基性岩砾石；底部含两层深灰色凝灰岩，厚约1m，顶部含一层青灰色凝灰岩，厚约6m，55.8m
3.灰色厚层复成分中砾岩，63.4m
2.灰色、灰绿色厚层中粗砾岩与细砾-粗砂岩、中砂岩互层形成正粒序韵律层，单个韵律层厚10~30m；顶部与底部各有一深灰色薄层凝灰岩，厚约1~2m，94.4m
1.浅灰色厚层块状中砾岩夹细砾岩与粗砂岩组成的正粒序层，砾岩层厚10~50m，单个正粒序层厚约1m，102.4m
2.2 哲斯组地层沉积学特征与沉积相分析 2.2.1 哲斯组一段地层一段为第1~15层，总体岩性组合为厚层复成分中-粗砾岩与细砾岩、粗砂岩、中细砂岩构成多个正韵律旋回，中下部夹有数层凝灰岩。剖面第1~5层复成分中-粗砾岩与细砾岩、粗砂岩、中细砂岩所构成的多个正韵律旋回中，复成分砾岩中含有灰岩、大理岩、火山岩、砂岩、粉砂岩等砾石，其所夹的中砂、粗砂岩与细砾岩发育有良好的平行层理(图 4c)。第2~4层中夹有灰色、深灰色凝灰岩4层，厚0.5~6m，其中多含有深绿色椭球状基性火山岩块，具有原生的核幔结晶构造(图 4a, b)。4~5层的砾岩中开始出现深绿色基性火山岩砾石，多遭受强烈风化，呈疏松多孔状。
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图 4 哲斯组地层一段岩性柱状图与沉积现象野外照片 (a)凝灰岩中的深绿色火山岩块; (b)火山岩块镜下照片; (c)粗砂岩-细砾岩中的平行层理; (d)层凝灰岩中同沉积变形构造; (e)平行于层理排列的火山岩块; (f)粗砂岩中的细砾质条带; (g)呈叠瓦状排列的砾石; (h)砾岩与砂岩互层韵律.柱状图中颜色表示地层实际色彩 Fig. 4 Petrological column and photos of sedimentary phenomenon of 1st part from strata of the Zhesi Formation (a) dark greenish volcanic blocks in tuff; (b) microscopic photo of volcanic blocks; (c) horizontal bedding in coarse sandstone and fine conglomerate; (d) syn-depositional deformation structure in tuffite; (e) volcanic blocks in tuffite parallel to horizontal bedding; (f) fine conglomerate belt in coarse sandstone; (g) imbricate pebbles; (h) conglomerate-sandstone interbedding. The color of column indicates the actual color of strata |
剖面第6层为一段灰色、灰白色层凝灰岩，包含有直径数厘米到数十厘米的基性火山岩块。在层凝灰岩中常见层内褶皱等同沉积变形构造(图 4d)，直径较大的基性火山岩块也常发生拉长、变形。在同沉积变形不发育的层凝灰岩中，可见良好的平行层理以及平行于层理排列的火山岩块(图 4e)。顶部逐渐由凝灰岩过渡为中-粗砾岩与砂岩夹层，砾岩当中不再含有基性火山岩砾石。
剖面第7~8层中-粗砾岩与砂岩互层中，平行层理与交错层理较为发育，常见细砾岩呈条带状夹于粗砂岩之中(图 4f)。在中-粗砾岩中常见砾石呈叠瓦状排列(图 4g)。剖面第9层中-粗砾岩与中-细砂岩互层，形成稳定的互层韵律(图 4h)。自第10层开始，沉积物色调逐渐由灰色、灰绿色向紫红色、紫灰色转变，成分则由砾岩与砂岩互层过渡为以中-粗砾岩为主，层理及粒序不发育的粗碎屑岩。
哲斯组一段中的中-粗砾岩具有颗粒支撑的筛状结构，砾石间以细砾或粗砂质填隙；砾石排列紊乱无规律，磨圆度一般；厚度大，单层一般在几米到几十米间。这些特征符合重力流机制下受盆地边界断层控制，近源快速堆积的近岸水下扇相的扇根粗碎屑沉积。巨厚层中-粗砾岩间所夹的砂砾岩中常发育由细砾岩-粗砂岩-中砂岩所组成的粒序层理，砂岩中平行层理较发育，类似于近岸水下扇相中-扇端的细碎屑沉积(张萌和田景春，1999；鄢继华等，2005)。无论粗碎屑岩还是细碎屑岩均显示出较低的结构与成分成熟度，符合近源快速堆积的特征。
2.2.2 哲斯组二段地层二段为第16~20层，总体岩性为厚层、巨厚层紫灰色、灰绿色或灰色粗砾岩，偶夹粉砂级到粗砂级的细碎屑岩。剖面第16~17层巨厚层紫灰色、灰绿色粗砾岩互层中，砾岩所夹的砂岩透镜体底面与下伏砾岩呈冲刷面式接触，顶面则发育上覆砾石由于重力进入砂岩中的负载构造(图 5a)，粗砾岩中有时可见直径接近1m的巨砾(图 5b)。第18层为厚层紫红色粗砾岩与中砾岩互层(图 5c)，砾岩分选性较差，成分复杂，磨圆度差异大(图 5d)。第19层厚层粗砾岩与薄层粉砂岩构成的互层韵律中，单个韵律厚约5m，存在上覆砾岩中砾石进入下伏粉砂岩中的负载构造(图 5e)。剖面第20层露头较差，以巨厚层紫灰色、灰色粗砂质填隙的复成分砾岩为主。受后期韧性剪切影响，砾岩中砾石大都发生定向拉长变形(图 5f)。
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图 5 哲斯组地层二段岩性柱状图与沉积现象野外照片 (a)砂岩透镜体与下伏砾岩呈冲刷面式接触，上覆砾石由于重力进入砂岩的同沉积变形构造; (b)粗砾岩中的巨砾; (c)粗砾岩与中砾岩互层韵律; (d)复成分砾岩; (e)粗砾岩与粉砂岩互层韵律; (f)巨厚层粗砾岩 Fig. 5 Petrological column and photos of sedimentary phenomenon of 2nd part from strata of the Zhesi Formation (a) basal scouring structure and syn-depositional deformation structure; (b) boulders in coarse conglomerate; (c) coarse conglomerate-mid conglomerate interbedding; (d) polymictic conglomerate; (e) coarse conglomerate-siltstone interbedding; (f) tremendous thick layer of coarse conglomerate |
哲斯组一段整体以灰、灰绿色调为主，自一段顶部向上逐渐过渡为灰紫、紫红色调为主(图 4)；在二段粗砂岩的薄片中可观察到赤铁矿(见后文)；顶部粉砂质泥岩的层面中可见雹痕(王友等，1999)。上述特征表现出水上暴露、具有较强氧化性的沉积环境。作为二段主体岩性的巨厚层块状中-粗砾岩，其砾石分选性较差，且磨圆度高的再旋回砾石与磨圆度低的近源砾石同时出现(图 5d)，层理构造不发育。上述特征均指示其短时间内快速充填堆积的成因。叠瓦状砾石在哲斯组二段中广泛出现，顶部出现砾岩与粉砂岩互层的二元结构(图 5e)，符合河流相二元沉积的特征。此外，二段下部还存在着砾石悬浮于粗砂岩基质中的含砾粗砂岩，类似于干旱型冲积扇中的泥石流沉积。
综合以上特征，可以总结得出哲斯组中下部发育近岸水下扇相沉积，沉积环境中的水动力较强；向上则逐渐向陆相沉积环境转变，主要发育干旱型冲积扇相泥石流沉积，偶尔可见扇根相河道沉积，属于暴露的、氧化性强的沉积环境。沉积相的变化暗示了沉积环境由海相变为陆相，碎屑物供应充足，近源低成熟度碎屑增多的盆地充填过程。
2.3 地层底部古生物化石的意义水泉子沟以西的哲斯组地层底部发育一段深灰色泥质板岩夹灰色变形中-粗砾岩、薄层变质粗砂岩，泥板岩中保存有完好的石松类主干碎片化石(图 6)，而在前苇莲苏以北相同层位的砂岩中曾有腕足类及海百合化石发现的报道(王友等，1999；邵济安等，2017)。陆生植物化石与海生动物化石的同时存在指示哲斯组可能处于海陆交互相的沉积环境。
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图 6 哲斯组地层底部植物化石 Fig. 6 Plant fossil discovered in base of the Zhesi Formation |
本研究对2个沉积岩样品170715-04、170716-13进行了年代学测试，2个样品均来自于杏树洼以北的中二叠统哲斯组实测地层剖面，分别位于剖面第7层、19层(图 3)。
样品170715-04为长石质岩屑中砂岩，手标本呈灰绿色。镜下观察，碎屑物直径在0.1~0.5mm之间，分选性中等，磨圆度较差，石英颗粒常呈棱角状。样品中的杂基含量约为15%，呈孔隙式胶结，以硅质胶结为主，碎屑物颗粒间常为点接触关系，偶见凹凸接触，结构成熟度较差(图 7a)。样品中单晶石英占51.4%、多晶石英占17.5%、长石占15.8%、岩屑占15.3%。样品中常见次生方解石、绿泥石等矿物。
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图 7 锆石年代学样品镜下照片 (a)170715-04长石质岩屑中砂岩(+); (b)170716-13长石质岩屑粗砂岩(+).Qz-单晶石英; Qp-多晶石英; Kfs-钾长石; Pl-斜长石; Cc-方解石; Hem-赤铁矿; L为岩屑 Fig. 7 Microscopic photos of zircon chronological samples (a) 170715-04, Feldspathic litharenite (middle grain) (+); (b) 170716-13, Feldspathic litharenite (coarse grain) (+). Qz-monocrystalline quartz; Qp-polycrystalline quartz; Kfs-K-feldspar; Pl-plagioclase; Cc-calcite; Hem-hematite; Ilm-ilmenite; L-lithic fragment |
样品170716-13为长石质岩屑粗砂岩，手标本呈紫灰色。镜下观察，碎屑物直径在0.3~1.0mm之间，分选性中等，磨圆度中等。样品中的杂基含量约为5%，呈接触式胶结，以铁质、硅质胶结为主，颗粒间多为线接触关系，结构成熟度中等(图 7b)。样品中单晶石英占26.4%、多晶石英占14.6%、长石占12.7%、岩屑占46.2%。样品中常见副矿物包括赤铁矿、锆石、尖晶石等。
3.2 测试方法锆石年代学样品首先经过颚式破碎机粗碎、对辊机细碎完成碎样，再经过过筛、浮选、重液选、磁选、介电分离等过程完成重矿物挑选，最后在双目显微镜下挑选锆石单矿物。挑选出的锆石单矿物经环氧树脂浇铸、打磨、抛光等工序完成锆石样品靶的制备，其过程与用作SHRIMP定年的样品靶基本相同(宋彪等，2002)。利用光学显微镜对样品靶拍摄透射光与反射光图像，利用扫描电子显微镜对样品靶拍摄阴极发光图像(图 8)，并依据样品靶的透射光、反射光和阴极发光图像选取测试点。
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图 8 锆石年代学样品阴极发光图像 Fig. 8 CL images of zircon from chronological samples |
锆石年代学样品的测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室进行，测试方法为LA-ICP-MS原位微区U-Pb同位素定年，测试仪器为电感耦合等离子质谱仪(型号为Agilent 7500 Ce)与准分子激光剥蚀系统(型号为COMPExPro102)。所用激光器为ArF准分子激光器，其激光束能量密度为10J/cm2，频率为5Hz，直径为24μm或32μm(根据实际测试需要)。测试仪器系统中使用He作为剥蚀物质载气，Ar为辅助气。U-Pb同位素年龄的计算与校正使用标准锆石Plesovice作为外标，其ID-TIMS所测定年龄为337.13±0.37Ma(Sláma et al., 2008)，使用标准锆石91500作为监控盲样；元素含量的校正使用标准玻璃样品NIST610作为外标，标准玻璃样品NIST612、NIST614作为内标。测试过程中首先对待测样品进行15次脉冲激光的预剥蚀，关闭激光并采集20s背景值信号，随即进行300次脉冲激光剥蚀并同时采集样品信号。标准样品的测试密度为，每5个样品间测试1个监控盲样91500，每10个样品间加测1个年龄外标Plesovice、1个元素外标NIST610，每20个样品间测试1个元素内标NIST612与NIST614。锆石年代学样品同位素比值与元素含量数据的处理使用GLITTER 4.4.2软件进行，普通Pb含量的校正使用204Pb校正程序(Andersen，2004)进行，U-Pb谐和年龄图、碎屑锆石年龄谱使用Isoplot 3.75(Ludwig，2012)进行绘制，其中误差为1σ，置信度为95%。
3.3 测试结果自碎屑锆石样品170715-04中选取75个锆石颗粒进行测试，共得到年龄数据75个，其不协和度均小于10%，全部为有效年龄数据(表 1)。锆石的Th/U范围在0.24~1.31间，其中Th/U>0.4的为70颗。结合锆石样品的阴极发光图像(图 8)，认为大部分锆石具有震荡环带或扇状分区等结构，为岩浆成因，但也存在一部分锆石具有弱分带或无分带、增生边等结构，为变质成因(Crofu et al., 2003；吴元保和郑永飞，2004)。碎屑锆石年龄谱(图 9a)显示，绝大部分年龄数据为古生代，仅有小部分为晚太古代-元古代。晚太古代-早元古代年龄数据分布在2.5~2.65Ga、2.2Ga与1.85Ga左右；早古生代年龄数据显示出453Ma和428Ma两个较强的峰值年龄；晚古生代年龄数据显示出372Ma、318Ma和258Ma三个较弱的峰值年龄。样品中存在4颗最年轻且能构成谐和年龄的锆石，该最年轻谐和锆石组所给出的谐和年龄为258.1±1.9Ma(图 9b)。
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表 1 双井地区哲斯组锆石年代学LA-ICP-MS测试数据 Table 1 Zircon chronological data from LA-ICP-MS dating of Zhesi Formation, Shuangjing area |
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图 9 双井地区哲斯组样品锆石年代学测试结果 样品170715-04碎屑锆石年龄谱(a)及其最年轻谐和锆石组U-Pb谐和图(b); 样品170716-13碎屑锆石年龄谱(c)及其最年轻谐和锆石组U-Pb谐和图(d) Fig. 9 Zircon chronological dating result of samples from the Zhesi Formation, Shuangjing area Detrital zircon spectrum (a) and U-Pb concordia diagram of youngest concordant zircon group (b) of Sample 170715-04; Detrital zircon spectrum (c) and U-Pb concordia diagram of youngest concordant zircon group (d) of Sample 170716-13 |
自碎屑锆石样品170716-13中选取78个锆石颗粒进行测试，共得到年龄数据78个，其不协和度均小于10%，全部为有效年龄数据(表 1)。锆石的Th/U范围在0.15~3.22间，其中Th/U>0.4的为67颗。该锆石样品在Th/U和矿物形态学上的特征均与样品170714-04相类似。碎屑锆石年龄谱(图 9c)显示，与样品170715-04相类似，该样品绝大部分年龄数据为古生代，仅有小部分为晚太古代-早元古代和新元古代。晚太古代-早元古代年龄数据分布在2.5~2.75Ga、1.8Ga左右以及1.6Ga；新元古代存在1个643Ma的年龄数据；早古生代年龄数据显示出455Ma和426Ma两个较强的峰值年龄及一个405Ma的弱峰值年龄；晚古生代年龄数据显示出282Ma和260Ma两个峰值年龄。样品中存在6颗最年轻且能构成谐和年龄的锆石，该最年轻谐和锆石组的年龄为261.6±1.7Ma(图 9d)。
2个砂岩样品中最年轻谐和锆石组的年龄分别258.1±1.9Ma与261.6±1.7Ma，在误差范围内相等，限定了研究区内哲斯组地层的最大沉积年龄为260Ma，处于中二叠世末的Capitanian期。
4 讨论 4.1 物源分析哲斯组中砂岩样品具有四组特征年龄(图 10)：(1)晚太古代-早元古代早期，范围在2.75~2.49Ga间；(2)早元古代晚期，范围在1.91~1.61Ga间；(3)早古生代-晚古生代早期，范围在510~364Ma之间；(4)晚古生代中-晚期，范围在334~251Ma之间。此外样品中还存在1个晚元古代643Ma的年龄。
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图 10 哲斯组与潜在物源区碎屑锆石年龄谱对比图 Fig. 10 Comparison of detrital zircon age spectrums from Zhesi Formation and potential provenance terranes |
样品中第一组与第二组年龄与华北板块的特征年龄相符。据大量研究表明，华北板块具有太古代至早元古代的结晶基底，其主要年龄范围在1.6~2.2Ga及2.4~2.7Ga之间，且在约1.69Ga、1.85Ga和2.50Ga具有显著的峰值年龄(Rojas-Agramonte et al., 2011)。而样品中仅有的1个晚元古代643Ma的年龄则可能与此前所报道的松辽-浑善达克微陆块的基底年龄(Zhou et al., 2012)相关。
样品中第三组年龄与早古生代华北板块北缘所发育的陆缘弧相对应，该陆缘弧位于研究区以南，自西向东沿图古日格、达茂旗、温都尔庙、正镶白旗至翁牛特旗一带分布，其形成时代约为470~420Ma(Cope et al., 2005；Xu et al., 2013；徐备等，2014；陈井胜等，2017)。此外，与本地区西别河组的碎屑锆石年龄谱相对比(程胜东等，2014)，该组年龄也与中-晚泥盆世西别河组具有亲缘性。
样品中第四组年龄可能与中亚造山带东段石炭纪以来活跃的岩浆与火山活动有关，如喷发于313~308Ma间的晚石炭世本巴图组双峰式火山岩(汤文豪等，2011)，喷发于284~277Ma间的早二叠世大石寨组中基性火山岩(王友和宫玉亚，2000；王炎阳等，2014；Zhu et al., 2017)，中二叠世发育的南碱性岩带(Zhao et al., 2016)等。
综上所述，根据碎屑锆石年龄与潜在物源区特征年龄的对比，华北板块太古代至早元古代的结晶基底与华北板块北缘早古生代陆缘弧应为研究区内哲斯组的主要物质来源。研究区内哲斯组中含有大量再旋回碎屑物质，如磨圆度一般的灰岩、大理岩砾石，指示了近源沉积。而区内出露的中-晚泥盆世西别河组发育有大套灰岩，且遭受到较大程度的剥蚀，因此西别河组也有可能提供了部分碎屑物质。此外，样品中极少量的晚元古代年龄可能来自于松辽-浑善达克微陆块。在中二叠世，来自华北板块的碎屑物质已经能够到达松辽-浑善达克微陆块南缘，表明这一时期两个地块间已经不存在古亚洲的阻隔。
4.2 沉积构造环境沉积盆地中碎屑锆石年龄谱的样式与其所处的大地构造环境有着密切的联系，可体现在沉积年龄与主要结晶年龄的关系上。其中沉积年龄指碎屑物充填进入盆地的时限，而主要结晶年龄则指主要碎屑物母岩形成时代(比重相对较高的一组碎屑锆石年龄)。处于汇聚型构造环境下的沉积盆地，如弧前盆地、弧间盆地及弧后盆地等，由于其主要碎屑物来自于弧岩体及弧火山岩，因此主要结晶年龄与盆地沉积年龄相近。而处于碰撞型和伸展型构造环境下的沉积盆地，如前陆盆地、裂谷盆地、被动陆缘盆地、克拉通内盆地等，主要碎屑物源通常是早于沉积时代所形成的岩体或古老基底，因而主要结晶年龄也大大早于盆地沉积年龄(Cawood et al., 2012)。
在根据哲斯组中两个砂岩样品碎屑锆石年龄所绘制的碎屑锆石年龄累计概率曲线图中(图 11)，结晶年龄为250~320Ma的碎屑锆石比重仅有15%，而结晶年龄为400~500Ma的碎屑锆石占比达到了67%，因此后者为主要的结晶年龄。哲斯组地层的沉积年龄为260Ma，与碎屑锆石的主要结晶年龄间存在约140My的差距，这一特征明显区别于汇聚型构造环境下与岩浆弧相关的沉积盆地，因此哲斯组地层沉积时不应当处于汇聚型构造环境。
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图 11 哲斯组碎屑锆石年龄累计概率曲线(据Cawood et al., 2012) DA-沉积年龄; CA-结晶年龄 Fig. 11 Detrital zircon age cumulative proportion curve of samples from the Zhesi Formation (after Cawood et al., 2012) DA-deposition age; CA-crystallization age |
哲斯组所含的巨厚层粗砾岩反映了物源区与沉积区间距离近、高差大的关系，受构造因素主导而形成的沉积盆地一般具有这一特征，如伸展环境下的裂谷盆地或碰撞环境下的前陆盆地。根据两类沉积盆地的典型研究实例，总结其在几何学与沉积学上的特征，以进一步帮助识别哲斯组所处的沉积盆地类型(表 2)。
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表 2 前陆盆地与裂谷盆地几何学与沉积学特征对比 Table 2 Comparison between foreland basin and rift basin on geometric and sedimentological characteristics |
根据与其他地质单元的接触关系可以限制研究区内哲斯组所处沉积盆地南北向最宽处约为8km，通过沉积剖面实测工作所控制的沉积盆地厚度至少为3.8km，沉积盆地宽度与厚度的比值约为2.1。根据表 1的总结，在几何学特征方面，前陆盆地具有沿造山带与相邻克拉通间的边界呈面状或带状展布的特点(夏邦栋等，1999)，其在垂直于造山带延伸方向的宽度通常可以达到数十千米，沉积厚度则在0.5~5km之间，盆地宽度与沉积厚度比在10~100之间。而裂谷盆地则具有沿边界断层线状展布的特点，盆地宽度与沉积厚度比在1~4.2之间，与前陆盆地相差一个数量级，这种差异实际反映了两类沉积盆地在动力学机制上的不同。前陆盆地是在造山带隆升加厚及其引发的地壳弹性回跳共同作用下，形成物源区与沉积区间的巨大高差(Decelles and Giles, 1996)，并且随着造山带的演化，常伴随沉积中心的迁移(Heller et al., 1988；Sinclair，1997)。因此前陆盆地在区域不断隆升和沉积中心迁移的条件下，形成了面状或带状展布的特征。裂谷盆地则是在中-高角度边界正断层的控制下，发生伸展量较小但下降速率高的快速沉降，其沉积中心位置相对稳定，在下降盘形成沉积中心靠近边界断层的楔状沉积体(Friedmann and Burbank, 1995)。因此裂谷盆地往往能够在狭窄的区域内形成较厚的沉积。
在沉积学方面，前陆盆地标志性的特征是随造山带隆升由海相复理石建造向浅海相、陆相磨拉斯建造转变，沉积序列中常见向上变粗的反粒序(Heller et al., 1988；Sinclair，1997)。裂谷盆地由于沉降速度快，在物源区物质供应充足的条件下，能够在短时间内以较高的沉积速率充填盆地沉积中心(Friedmann and Burbank, 1995)，可发育冲积扇相、三角洲相及深湖湘沉积。
综合几何学与沉积学方面的特征，研究区内哲斯组所处的沉积盆地与伸展构造环境下裂谷盆地更加类似，都具有短时间内快速充填巨厚层沉积的特征。哲斯组下部数层凝灰岩夹层与同沉积变形现象暗示了盆地周边活跃的同沉积火山与构造活动，而自地层下部向上部由近岸水下扇相到干旱冲积扇相的渐变，则指示了补偿盆地向过补偿盆地转变的过程。
5 结论(1) 根据碎屑锆石样品中最年轻谐和锆石组年龄的限定，研究区内哲斯组地层的最大沉积年龄为260Ma，处于中二叠世末的Capitanian期。其主要物源区为华北板块太古代至早元古代的结晶基底与华北板块北缘早古生代陆缘弧，中-晚泥盆世西别河组亦有一定贡献。
(2) 研究区内哲斯组地层中下部发育近岸水下扇相沉积，沉积环境中水动力较强；向上则逐渐转变为陆相干旱型冲积扇相沉积，属于氧化性强的暴露沉积环境。沉积相的变化暗示了沉积环境由海相变为陆相，碎屑物供应充足，近源低成熟度碎屑增多的盆地充填过程。
(3) 研究区哲斯组位于松辽-浑善达克微陆块南缘，根据沉积年龄与碎屑锆石主要结晶年龄间隔、沉积相组合及展布特征等分析，结合本区域存在双峰式火山岩及碱性岩带等证据，哲斯组应代表晚古生代末期的裂谷沉积盆地，揭示了在中古生代古亚洲洋闭合的基础上，晚古生代中亚造山带东段区域性陆内伸展的构造背景。
致谢 北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室马芳高级工程师在年代学样品测试工作中提供了帮助；北京大学王德明教授在植物化石鉴定方面给予了指导；河北地质大学徐备教授为本文提出了建设性的修改意见；河北地质大学李冬副教授、张立杨讲师、田英杰同学及司机刘红军师傅协助进行了野外工作；在此作者向他们表示衷心感谢！本文属于IGCP662项目的系列出版物。
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