2012, Vol. 28
2. 中国地震搜救中心, 北京 100049
2. China Center for Earthquake Disaster Emergency, Beijing 100049, China
碎屑锆石年龄是最近几年快速发展起来的盆地分析和造山带研究的重要手段, 碎屑锆石的年龄分布以及Hf同位素在了解古老地壳基底时代组成、限定沉积物的物源性质、确定沉积岩形成时代和探讨区域构造演化等方面起着越来越重要的作用(Najman, 2006；Gehrels et al., 2003；Dickinson and Gehrels, 2009)。
研究区位于阿拉善地块东缘(图 1), 是阿拉善地块、鄂尔多斯地块(华北板块)、北祁连早古生代造山带等几个重要构造单元的过渡地区。该区分布有一系列被称为复理石或“类复理石”的早古生代沉积, 对于它们形成的构造环境、上下关系以及各构造单元之间的关系一直是长期争论的问题。其一, 对早古生代阿拉善地块与华北板块之间的关系存在不同认识, Klimetz (1983)以及Sengor (1984)曾认为两者之间存在板块缝合带, 但是没有足够直接的证据；Huang et al.(1999)和黄宝春等(2000)认为两者在晚寒武世聚合；而大多数学者认为两者之间在古生代早期仅仅为裂谷, 两者之间并没有实质性地分割；其次, 这些沉积物与同期华北板块碳酸盐岩沉积差别很大, 属于不同的沉积环境。多数学者认为属于“贺兰裂谷”或“贺兰拗拉槽”(张抗, 1989, 1983；林畅松等, 1995；丁海军等, 2009), 但一部分人认为至少在中奥陶世, 研究区属于北祁连早古生代造山带的弧后盆地或弧后前陆盆地(冯益民和何世平, 1996；张进等, 2004a), 由于没有非常可靠的物源数据, 目前这两个观点还没有定论；其三, 研究区内的早古生代沉积上下关系也没有定论, 例如一部分学者认为香山群复理石沉积属于中晚寒武世(宁夏回族自治区地质矿产局, 1990；邓昆等, 2007a, b), 而张抗(1989, 1993)、李向东等(2009)以及李天斌(1997)等却认为属于晚奥陶世, 问题的节点是对地层中出现的化石解释上, 而除了寻找化石, 碎屑锆石年龄的测定也有助于问题的解决。
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图 1 研究区所在位置及前人所测部分同位素数据及其分布 Fig. 1 Geological map of study region and its vicinity showing the sample locations of others and this study and isotopic data of different magmatic rocks and metamorphic rocks of others around the study region |
我们最近对鄂尔多斯西缘中南段奥陶系碎屑锆石年龄的测定表明, 鄂尔多斯西缘中南段的中奥陶统米钵山组的主要物源是北祁连造山带和阿拉善地块(Zhang et al., 2011)。而在阿拉善地块的东缘(贺兰山西侧)同样发育米钵山组, 这些地区的米钵山组不论从岩石组成还是变质特征, 都与鄂尔多斯西缘中南段的同时代地层一样, 而与贺兰山东侧同时代地层差别明显(Darby and Gehrels, 2006)。阿拉善地块东缘的米钵山组的物源在哪里？它们与贺兰山东侧的同时代地层是否相同？阿拉善地块基底组成是什么及其与华北的差别是什么？针对这些主要问题, 本研究选择位于阿拉善地块东缘中奥陶统米钵山组砂岩进行碎屑锆石年龄的测定, 在前人大量工作基础上, 对上述几个问题进行分析和讨论。
2 地质背景阿拉善东缘是一个长期活动的构造带, 是我国东西部构造的重要分界线, 该带以东是稳定的鄂尔多斯地块(图 1、图 2)。由于该地区处于特殊的构造部位、明显的多期构造变形而倍受关注(黄汲清, 1992；李四光, 1954；Sengor, 1984；杨俊杰和张伯荣, 1990；赵重远, 1990；林畅松等, 1995；刘少峰和杨士恭, 1997；刘和甫等, 1990；Yin and Nie, 1996；Li et al., 1995；张抗, 1989；张振法等, 1997；霍福臣等, 1989；Liu and Yang, 2000；Burchfiel et al., 1991；李天斌, 1999；Darby and Ritts, 2002；张进等, 2004a, b)。研究区奥陶系主要出露在贺兰山西侧地区, 位于一系列向东逆冲的下古生界逆冲岩片之内(图 1、图 2)。
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图 2 鄂尔多斯西缘地质图及不同研究的采样点分布 Fig. 2 Geological map of the western Ordos and sample locations of this study and others |
研究区下古生界明显区别于华北地区同时代地层, 尤其是其中的中奥陶统米钵山组是一种比较活动构造环境下的沉积产物(图 3)。过去的文献称之为“地槽”或“冒地槽”沉积(张抗, 1983, 1989), 或被认为属于大陆边缘斜坡相沉积(李天斌, 2000；林畅松等, 1995)。许靖华等(1998)将这套地层称为“青铜峡复理石”。
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图 3 研究区中奥陶统岩性及采样位置 Fig. 3 Stratigraphic column of the Middle Ordovician in the study region and sample locations of this study |
米钵山组在该地区最大厚度可达4000m以上(内蒙古自治区地质矿产局, 1996), 岩性和岩相变化较大, 总体特征是一套以杂砂质石英砂岩、长石石英砂岩和砂质、粉砂质板岩为主的碎屑岩及泥质岩组合, 总体下粗上细, 具有复理石特征, 并基本都经历了轻微变质。米钵山组显示向上变深的沉积环境, 前人结合沉积碎屑物源分析, 认为该地区米钵山组形成于非补偿性前陆盆地环境中, 而非“贺兰拗拉槽”(张进, 2004a)。本研究以米钵山组为研究目标, 开展相关碎屑锆石年龄的测定和分析。
3 样品及处理方法采样点位于阿拉善左旗-乌海公路阿拉善左旗收费站北侧塔尔岭水库大坝北侧山沟内(GPS:39.048764°N, 105.936264°E), 样品采自米钵山组下部砂岩之中(图 3), 采样点位于一倾向西的逆冲断层下盘的米钵山组中, 上盘为下奥陶统天景山组厚层灰岩, 两者一并向东逆冲于三叠-侏罗系之上。
两个样品都经历了低绿片岩相变质, 原岩属于杂砂岩, 基质大于15%, 碎屑成分多样, 主要有中粒石英、斜长石、钾长石、岩屑以及少量的白云母和黑云母。其中石英约占50%, 长石(斜长石和钾长石)约占20%, 云母(黑云母和白云母)占 < 5%, 岩屑和其它约占10%。岩石组成与鄂尔多斯西缘中南段的米钵山组基本一致。
用于测年的锆石由河北廊坊科大岩石矿物分选技术服务公司分选。具体流程为：在避免污染的条件下, 将砂岩样品粉碎至60目以下, 先用磁选和重液方法粗选锆石, 然后在双目镜下将锆石颗粒逐一挑出, 每个样品均选出多于100粒碎屑锆石。挑出后将锆石颗粒和标准锆石一起粘贴在环氧树脂表面, 抛光后将待测锆石做透射光、反射光显微照相, 以观察其抛光面有无裂隙及包裹体等, 然后进行阴极发光(CL)照相, 所得到的图像用来进一步反映锆石的内部结构特征(图 4)。
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图 4 Alxa-1(a, b)和Alxa-2(c, d)部分所测碎屑锆石CL图像及所测年龄 Fig. 4 CL images of some detrital zircons from Alxa-1(a, b) and Alxa-2 (c, d) and their U-Pb ages |
Alxa-1(图 4a, b)和Alxa-2(图 4c, d)样品的锆石粒度一般在100~200μm之间, 多数在100~150μm左右(图 4)。样品中几乎所有锆石都有较好的磨圆度, 次圆状, 少数呈圆状, 表明经过了一定距离的搬运(图 4)。多数锆石发育振荡环带, 结合同位素分析, 它们的Th/U多数大于0.1(表 1), 表明这些锆石多属于岩浆锆石。一些锆石中存在核以及明显的变质边, 表明所测锆石中存在继承锆石和变质锆石(图 4)。上述这些特征与鄂尔多斯西缘南侧的米钵山组极为相似(Zhang et al., 2011)。
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表 1 Alxa-1与Alxa-2测试数据(LA-ICP-MS) Table 1 U-Pb geochronologic analyses on Alxa-1and Alxa-2 by LA-ICP-MS spectrometery |
锆石U-Pb定年在中国地质调查局天津地质调查中心实验室进行。实验采用激光剥蚀等离子质谱体分析技术(LA-ICP-MS), 该系统多接收器电感耦合等离子体质谱仪为Thermo Fisher公司制造的Neptune, 离子光学通路采用能量聚焦和质量聚焦的双聚焦合计, 并采用动态变焦(ZOOM)使质量色散达到17%。仪器配有9个法拉第杯接收器和4个离子计数器接收器。激光器为美国ESI公司生产的UP193-FX准分子激光器, 激光波长193nm, 脉冲宽度5ns, 束斑直径2~150μm可调, 脉冲频率1~200Hz连续可调。激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune, 利用动态变焦扩大色散同时接收质量数相差很大的U-Pb同位素, 从而进行锆石U-Pb同位素原位测定。采用TEMORA作为外部锆石年龄标样, 利用NIST6玻璃标样作为外标计算锆石样品的Pb、U、Th含量。采用中国地质大学研发的ICPMSDataCal程序(Liu et al., 2008)和国际标准程序ISOPLOT (Version 3.0；Ludwig, 2003)进行数据处理并成图, 采用208Pb校正法对普通铅进行校正, 详细的实验流程见李怀坤等(2009)。实验中采用193nm激光器对锆石进行剥蚀, 激光频率为8~10Hz, 激光束斑直径为32μm。实验分析结果见表 1, 测试数据的误差均为1σ。
在排除含有包体和存在裂纹的锆石外, 对样品中锆石随机进行了LA-ICP-MS定年。两个样品各分析100个点的数据。从207Pb/235U-206Pb/238U谐和图可知(图 5), 除去一些测点外, 二个样品中多数测点基本落在谐和线上, 呈现出良好的谐和性。分布在谐和线之下的测点多数可能是Pb丢失所致, 需排除这部分不谐和年龄。
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图 5 Alxa-1(a)和Alxa-2(b)样品207Pb/235U-206Pb/238U谐和线图 Fig. 5 207Pb/235U-206Pb/238U concordia diagrams of single detrital zircon grains of Alxa-1(a) and Alxa-2(b) from this study |
表 1列出了所有测点的U/Pb同位素组成和表面年龄计算结果, 其中同位素比值的误差为1σ, 单个点的年龄误差为1σ。在利用测年结果讨论问题时, 考虑到锆石年龄的准确性, 首先剔除207Pb/235U相对于206Pb/238U偏差超过±10%的年龄数据；对于年轻锆石(小于1000Ma)一般采用206Pb/238U年龄, 古老锆石(大于1000Ma)多存在着一定程度的铅丢失, 一般采用更为可靠的207 Pb /206 Pb年龄(Blank et al., 2003)。根据这些原则, Alxa-1获得有效数据81个, Alxa-2获得有效数据89个(表 1)。这些数据符合年龄分布统计的要求(Andersen, 2005；Vermeesch, 2004)。两个样品的年龄分布如图 6所示。
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图 6 Alxa-1(a)和Alxa-2(b)样品碎屑锆石年龄频谱 Fig. 6 Age histograms of detrital zircon samples from Alxa-1(a) and Alxa-2(b) |
图 6显示, 总体上两个样品的年龄频谱是一样的, 都有一个900~950Ma左右的一个最大峰值, 其中Alxa-1的峰值年龄为916Ma, Alxa-2的峰值年龄为953Ma。次要的峰值处于494~623 Ma之间, 这个区间内存在多个峰值, 如Alxa-1存在505Ma和588Ma两个主要峰值, Alxa-2则存在494Ma、517Ma、623Ma等几个峰值。两个样品在2.5Ga左右都存在一个弱的峰值, Alxa-1峰值为2517Ma, 而Alxa-2峰值为2552Ma和2670Ma (图 5、图 6)。除此之外, 两个样品都有个别大于3.0Ga的成分, 锆石内部结构以及Th/U都显示为岩浆锆石(图 4)。
上述这些特征与鄂尔多斯西缘中南段米钵山组总体特征基本一样(Zhang et al., 2011), 但还存在一些细节上的差别, 首先, Alxa-1样品中最年轻的锆石为451±8Ma, Alxa-2样品则为483±4Ma, 两者相差不大, 与北祁连奥陶系中上部最年轻碎屑锆石年龄类似(Xu et al., 2010a), 但与鄂尔多斯西缘中南段米钵山组的样品相比显得年轻很多, 大、小罗山(D08001、D08002)和牛首山(D08004、D08005)的米钵山组最年轻锆石为在533±3Ma至556±4Ma之间(Zhang et al., 2011)。造成这个差别的原因在后文中讨论。其次Alxa-1样品存在一个1541Ma左右的峰值, 而在Alxa-2中基本没有(图 6)。除此之外, 鄂尔多斯西缘中南段米钵山组的所有样品中2.5Ga的成分相对较少(Zhang et al., 2011)。
5 讨论与意义近年来, 很多学者在阿拉善及其附近地区陆续开展了研究, 其中很多涉及不同时代地层碎屑锆石的工作(Darby and Gehrels, 2006；Zhang et al., 2011；董国安等, 2007；Xu et al., 2010a, b；Yang et al., 2009；Yin et al., 2009；Dan et al., 2011a)、祁连山地区和北秦岭地区岩浆岩年代学工作(Gehrels et al., 2003；陆松年等, 2005)、阿拉善基底变质岩的重新划分、定年和厘定(耿元生等, 2006, 2007, 2010；李俊建等, 2004；修群业等, 2002, 2004；董春艳等, 2007；Dan et al., 2011b)、阿拉善地区超基性-基性岩石的年代学和地球化学研究(杨刚等, 2005；杨胜洪等, 2007；李献华等, 2004；Li et al., 2005)以及分布于阿拉善内部的花岗岩和火山岩的年代学工作(耿元生等, 2002, 2010；耿元生和周喜文, 2010, 2011；彭润民等, 2010；陈志勇等, 2004；卜文瑞等, 2001)等等。结合这些研究, 通过对阿拉善东缘甚至整个鄂尔多斯西缘米钵山组碎屑锆石研究, 可以从几个方面讨论研究地区古生代早期区域地质演化的一些特点。其一, 讨论研究区米钵山组的物源及其与香山群的关系；其二, 对整个鄂尔多斯西缘米钵山组进行横向对比, 讨论该地区是否存在已成共识的“贺兰拗拉槽”；其三, 讨论阿拉善地块与鄂尔多斯地块(华北板块)之间的差别。下文将针对这三个问题进行讨论。
5.1 米钵山组的物源及其与香山群的关系上述碎屑锆石年龄表明, Alxa-1样品中最年轻锆石为451±8Ma, Alxa-2样品则为483±4Ma, 由于Alxa-2更靠地层的上部(图 3), 所以采样位置地层的年龄下限应该是483±4Ma, 这与地层属于中奥陶世是符合的。而这两个样品的碎屑锆石年龄分布表明其重要物源属于新元古代早期(9~10亿年), 次要的属于早古生代(5~6亿年)(图 5、图 6)。环顾研究区周围, 华北板块主体没有或很少有这两个时期的岩浆和变质记录, 而在周缘地区则存在这两个时期的岩浆或变质事件的反映(Peng et al., 2011；Liu et al., 2006；胡波, 2011), 前人在靠近华北板块北缘地区的碎屑锆石测定中没有发现新元古代的锆石(Darby and Gehrels, 2006), 因此笔者认为华北板块不可能是物源。但最近十几年随着对Rodinia超大陆研究的深入, 在华南地区、青藏高原北缘、阿拉善地区以及北秦岭等地区发现了大量新元古代(8~11亿年)的岩浆活动事件(图 1)(沈渭洲等, 2000；郭进京等, 1999；裴先治等, 1999；李怀坤等, 1999；陆松年等, 2002a, 2005；李献华等, 2004；Li et al., 2005；Li et al., 2008；耿元生等, 2002, 2007, 2010；陶仙聪等, 1994；杨刚等, 2005；杨胜洪等, 2007)。陆松年等(2002a)认为沿中央造山带广泛分布有新元古代花岗岩, 它们与超大陆的拼合、裂解关系密切。
在被认为属于华北的阿拉善地区近年来也发现不少新元古代的岩浆记录。耿元生等(2002)报道了阿拉善右旗阿拉腾敖包乡大布苏山的眼球状片麻岩(971Ma, 锆石逐层蒸发法)和可克托勒盖花岗片麻岩(845Ma, 锆石逐层蒸发法), 最近耿元生等用LA-ICP-MS对这些岩石又进行了再次测定, 结果基本一致(耿元生和周喜文, 2010)。Wang et al.(2001)在阿拉善以北的亚干杂岩中也发现有900Ma的地质事件记录。陆松年等(2002b)在柴达木微陆块南缘和北缘均发现有较强烈的新元古代早期(820~878Ma)的岩浆活动, 它们在北缘形成了长达700km的岩浆岩带。李献华等(2004)根据金川铜镍矿的锆石SHRIMP测年表明它们形成于827±8Ma, 进而推论阿拉善具有扬子的亲缘性。而在华北板块基本上没有发现同期的基性-超基性岩和花岗岩。Gehrels et al.(2003)在青藏高原北缘也发现了很多新元古代以及早古生代的岩浆记录(图 1)。
由于碎屑锆石的年龄表明新元古代和早古生代物质是研究区主要的物源, 结合上述这些研究, 笔者认为研究区奥陶纪的物源最可能来自祁连地区以及阿拉善地区, 阿拉善东缘的二个样品均没有出现鄂尔多斯基底特征性的1900~2100Ma和2600~2800Ma左右的年龄峰值(Darby and Gehrels, 2006), 因此可以排除华北的来源。而北祁连地区中上奥陶统的碎屑锆石年龄分布表明(Xu et al., 2010a), 新元古代的成分很少(图 7d), 这与本研究的阿拉善东缘以及鄂尔多斯西缘中南段的奥陶系中占绝大多数的新元古代锆石形成鲜明对比(Zhang et al., 2011)(图 7a-c)。虽然祁连地区存在大量新元古代的岩浆活动(陆松年等, 2002b；Gehrels et al., 2003), 但强烈的岛弧火山活动可能已经阻隔了其西南侧祁连地区诸如全吉地块向东北弧前地区供给碎屑物, 我们之前的工作也证实了这个推论(Zhang et al., 2011)。既然华北和祁连地区成为主要物源的可能性已经排除, 剩下的只有阿拉善地块本身了。因此我们认为阿拉善地块是阿拉善东缘的米钵山组以及鄂尔多斯西缘的米钵山组的主要物源区。除了9~10亿年的主峰外, 两个样品中还存在4~6亿年的重要峰值, 在北祁连地区该时期有强烈的岩浆活动和火山活动(Gehrels et al., 2003；雍拥等, 2008), 可以为研究区提供碎屑, 这也与我们先前的研究一致(Zhang et al., 2011), 但最近的研究也发现在阿拉善地块内部也存在该时期的构造热事件(耿元生等, 2007), 因此阿拉善地块也可能是重要的物源。除此之外两个样品中还存在25亿年左右的锆石, 虽然华北地区该时段经历了重要的构造岩浆热事件, 但最近的工作表明, 阿拉善地块中部也存在新太古代至古元古代的构造热事件(耿元生和周喜文, 2010；耿元生等, 2007), 而且阿尔金山地区的年代学工作也表明存在2396±36Ma~2830±45Ma的热事件, 并发现了3574~3665Ma的继承锆石(Lu et al., 2008), 因此我们推测阿拉善西部有古老地质体存在。
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图 7 研究区周围奥陶系碎屑锆石年龄谱分布 (a)-阿拉善东缘(本文)；(b)-牛首山(Zhang et al., 2011)；(c)-大、小罗山(Zhang et al., 2011)；(d)-北祁连(Xu et al., 2010a)；(e)-鄂尔多斯西缘奥陶系(Darby and Gehrels, 2006)；(f)-(a-e)地区与阿拉善基底组成分布对比(阿拉善基底组成见后文) Fig. 7 Relative age probability diagrams of the Ordovician strata in the study region and its vicinity (a)-eastern Alxa (this study); (b)-Niushoushan Mountain (Zhang et al., 2011); (c)-Daluo and Xiaoluo mountains (Zhang et al., 2011); (d)-Northern Qilian (Xu et al., 2010a); (e)-Ordovician from the western margin of Ordos (Darby and Gehrels, 2006); (f)-comparison of relative age probabilities between those in (a-e) area and the basement of the Alxa Block (the composition of the basement of the Alxa Block will be discussed in the following text) |
需要指出的是, 现今阿拉善东缘的米钵山组与贺兰山的孔兹岩系很近, 但米钵山组中没有孔兹岩系中特征性的18.5~19.2亿年的成分(图 7f)(Zhao et al., 2005；Yin et al., 2009), 这说明米钵山组沉积时两者并不在一起, 或孔兹岩系没有出露。而且米钵山组中同样缺少阿拉善地块东缘变质岩18~22亿年的成分(图 7f), 这说明米钵山组沉积时, 阿拉善东部没有提供物质, 因此阿拉善中西部是主要的物源, 这与近年来发现的主要分布在阿拉善中西部的新元古代地质体(耿元生和周喜文, 2010；李献华等, 2004；陶仙聪等, 1994)的现象一致。综合上述分析, 我们认为阿拉善地块东缘米钵山组的主要物源是阿拉善地块本身的中西部和北祁连造山带, 这与鄂尔多斯西缘中南段的米钵山组的物源是一样的(Zhang et al., 2011)。
在研究区邻近地区还发育一套早古生代沉积, 即, 香山群, 其岩性和变质程度和米钵山较为相似, 但两者之间的关系一直不清楚, 限制了对构造背景的认识。目前, 关于香山群的时代及其与米钵山组的关系主要有4种观点：(1)中寒武世, 根据是第一、三亚群的灰岩中发现了中寒武统徐庄期的三叶虫Inouyia, Metagraulos, Peronopsis(霍福臣等, 1989)；(2)中-晚寒武世, 依据是在香山群第一、三亚群原地薄层灰岩夹层中采获牙形石Furnishina asymmetrica, F farnishi, Hertzina sp., 它们是我国中-晚寒武世代表属种(宁夏回族自治区地质矿产局, 1996)；(3)中奥陶世, 认为香山群整合于米钵山组之上, 产三叶虫的灰岩为外来沉积, 不具时代意义, 与米钵山组是断层接触(张抗, 1989, 1993；王振藩和郑昭昌, 1998)；(4)中晚奥陶世, 在原第二亚群薄层灰岩中采获牙形刺Oistodiform element, 其时代为奥陶纪, 并在米钵山南麓发现香山群底部的厚层粗-巨砾岩中发现成分为马家沟组、米钵山组的砾石(李天斌, 1997)。
虽然本研究中所得到的奥陶系碎屑锆石年龄数据不能直接判断香山群与米钵山组之间的关系, 但是这些数据表明米钵山组的主要物源最可能来自阿拉善地区和北祁连造山带, 其中含有很多5~6亿年的锆石, 多数可能来自北祁连造山带。前人已经从多种角度论证了香山群是被动大陆边缘沉积(邓昆等, 2007a, b；李向东等, 2009), 而米钵山组的碎屑锆石物源则来自造山带。古水流、砂岩成分和地球化学特征也证明物源有来自西南的再旋回造山带(高振中等, 1995；黄喜峰等, 2009), 属于前陆盆地沉积(张进等, 2004a)。而从被动大陆边缘逐渐成为周缘前陆盆地是一个完整的演化过程, 我们认为奥陶纪研究区处在北祁连造山带的周缘前陆盆地的环境中, 这与前人推测的北祁连缝合带的俯冲极性一致(Gehrels et al., 2003；Xiao et al., 2009)。因此, 米钵山组之上不会再发育被动陆缘沉积, 恰恰相反, 研究区的志留-泥盆纪是典型的磨拉石粗碎屑沉积。因此我们只能将具有被动陆缘性质的香山群放在米钵山组之下, 因研究区发育确认的早奥陶世沉积为天景山组灰岩, 因此我们认为香山群属于中晚寒武世, 并与米钵山组呈构造接触。以上认识主要基于沉积物源和沉积构造环境的分析, 关于香山群的时代还需要进一步研究, 以获得更直接的证据支持。
5.2 鄂尔多斯西缘米钵山组横向对比及早古生代构造环境围绕着阿拉善东缘与鄂尔多斯西缘早古生代构造环境的讨论很多、一直争论不休, 主要观点有两个。其一认为本区在奥陶纪处于岛弧及弧后环境或弧后前陆盆地(张瑞林等, 1995；冯益民和何世平, 1996；张旗等, 1997；张进等, 2004a), 形成典型的沟-弧-盆体系(冯益民和何世平, 1996), 但是目前并没有识别出确能代表弧后盆地的岩石组合；其二认为研究区属于拗拉槽体制(林畅松等, 1995；张抗, 1983, 1989), 并得到大多数学者的认可, 但是该认识不能解释拗拉槽的发育在时空上与北祁连早古生代造山运动的密切关系。此外, 部分学者甚至认为存在大洋, 并在早古生代阿拉善与华北碰撞(Sengor, 1984；Klimetz, 1983；黄宝春等, 2000；Huang et al., 1999)。还有的学者认为二者的碰撞发生在三叠纪, 推测缝合带位于贺兰山以西(葛肖虹, 2009)。
我们前期已经开展了鄂尔多斯西缘中南段米钵山组碎屑锆石的研究(Zhang et al., 2011), 采样点分别位于鄂尔多斯西缘中部的牛首山(D8004、D8005)和南部的大、小罗山(D8001、D8002), 阿拉善东缘(Alxa-1、Alxa-2)米钵山组采样点则位于鄂尔多斯西缘北侧(图 1、图 2)。结合前人在北祁连造山带同时代碎屑锆石的研究(Xu et al., 2010a), 三个采样点的分析为我们一方面提供了考察米钵山组横向变化的可能(图 7), 另一方面也为讨论米钵山组的沉积构造背景提供有用的信息。
首先, 南北方向上。鄂尔多斯西缘米钵山组从南到北, 总体特征基本一致(图 7a-c, 峰值的分布都一致。这一方面表明米钵山组沉积时已经经历了比较充分的混合, 经历了比较长距离的搬运, 局部物源影响很小, 这不能用“贺兰拗拉槽”模型来解释, 因为裂谷盆地不同地区受局部因素影响很强烈(Leeder et al., 1988), 虽然单一的基底组成也可以造成上述现象, 但阿拉善东部复杂的物质组成已经排除了这个可能(耿元生等, 2007；耿元生和周喜文, 2010；李俊建等, 2004；周红英等, 2007；董春艳等, 2007)，另一方面, 北侧(阿拉善东缘)米钵山组最年轻的锆石(451±8Ma~483±4Ma)较南侧米钵山组(533±3Ma~556±4Ma)要小, 意味着北侧沉积的时代可能更年轻, 但也可能沉积时代一致, 而南北的物源有所区别。而与北祁连造山带同时代地层碎屑锆石年龄相比, 北侧(阿拉善东缘)最年轻锆石与之最相近(图 7a, d), 由于鄂尔多斯西缘米钵山组早古生代锆石主要来自北祁连地区(见上), 因此可以反映物源的逐步向北推进, 洋盆逐渐关闭的过程, 这同样不能用“贺兰拗拉槽”或“贺兰裂谷”的模型来解释。此外, 从南到北, 可以看出南侧的锆石成分相对比较复杂(大、小罗山, D08001、D08002), 大于10亿年的锆石较多(图 7a-c), 这也与其更靠近物源有关。这些特征表明米钵山组更像是在前陆盆地中沉积, 而非裂谷盆地。
其次, 东西方向上, 阿拉善地块东缘米钵山组的碎屑锆石年龄谱与其东侧鄂尔多斯西缘桌子山同时代地层碎屑锆石年龄谱基本不能对比(图 7a-c, e, f)。鄂尔多斯西缘奥陶系基本上没有年龄小于10亿年的锆石, 而阿拉善东缘的奥陶系缺少华北特征性的18~20亿年和25~27亿年的锆石成分(图 7 a-c, e, f)。这些明显的差别表明两者在早古生代可能处于不同的沉积-构造环境之中。如果当时两者分别沉积在一个裂谷盆地的两侧, 那么两者的成分应该或多或少都有表示, 除非这个裂谷发育成大洋, 两侧的物质不能交换, 因此“拗拉槽”模型同样不能解释这个现象。
再次, 由于奥陶纪北祁连处于造山阶段, 极性多数认为向南(Zhang et al., 2008；Gehrels et al., 2003)。目前拗拉槽的成因多认为是大陆裂解阶段夭折的裂谷(Sengor, 1995；Ingersoll, 1988), 如果奥陶纪“贺兰拗拉槽”或“裂谷”存在, 如何解释它处在一个同期造山带的附近？前人曾经根据沉积相的特征, 将鄂尔多斯西缘奥陶系从下向上分为3个单元, 认为它们代表了“贺兰拗拉槽”南部奥陶纪3个不同的发展阶段(张进等, 2004a)。研究区早奥陶世为天景山组, 为一套以白云岩和碎屑灰岩为主的“台地相”沉积, 反映研究区的稳定沉积, 处于研究区南侧的白银地区早奥陶世沉积物源为阿拉善地区, 属于被动大陆边缘(杨江海等, 2007)。在早奥陶世晚期本区及其南侧地区沉积发生明显分异, 中奥陶统下部(米钵山组)岩性、岩相和厚度变化剧烈, 主体属于向北东方向发展的大型海底扇, 厚度从南西向北东逐渐减小, 该地层砂岩成分以及古水流方向表明来自于西南方向, 一部分来自于再旋回造山带(高振中等, 1995)。黄喜峰等(2009)也从地球化学角度认为米钵山组的物源来自岛弧和活动大陆边缘。这些与处在西南方向的北祁连造山带一致, 在研究区南侧的白银地区早奥陶世晚期以来沉积环境发生显著变化, 物源从早期的阿拉善地区变为南侧的岛弧(杨江海等, 2007), 而且鄂尔多斯西南缘平凉地区的中奥陶统沉积中也含有大量的凝灰质组分, 可能也是来自北祁连的沉积。而大、小罗山碎屑锆石年龄显示其物源较牛首山和阿拉善东缘多样(图 6), 可能也与大、小罗山更靠近岛弧或造山带有关。米钵山组上覆地层为中奥陶统平凉组, 平凉组平行不整合至不整合覆盖在米钵山组之上, 是韵律性较强的类复理石建造。前人认为这三个不同地层代表着与前陆盆地发育有关的三个阶段(张进等, 2004a；Sinclair, 1997)。结合研究区志留纪-泥盆纪发育的典型磨拉石沉积及各地层之间广泛发育的不整合面(图 8)(宁夏回族自治区地质矿产局, 1990), 以及早古生代北祁连山造山作用在本区造成的向北东逆冲的构造(张进等, 2004c), 我们认为研究区至少在奥陶纪属于北祁连造山带的周缘前陆盆地, 而不是拗拉槽。至于鄂尔多斯西缘北段同时代的沉积, Darby and Gehrels (2006)碎屑锆石测定表明, 奥陶系的主要物源有大量1.9Ga、2.6Ga、2.71Ga年龄出现, 但没有新元古代和古生代早期的成份, 而且与该地区寒武纪和元古宙物源明显不同, 他们认为桌子山(鄂尔多斯西缘北段)的元古宙和寒武纪地层的物源主要来自华北板块本身, 而奥陶系则发生很大变化, 如果当时存在向南开口的“拗拉槽”, 那么应该会在“拗拉槽”南部找到主要与北段类似的物源成份, 但是恰恰处于“拗拉槽”开口的牛首山地区却没有显示出大量大于1400Ma年龄锆石的出现(图 7b, c, f), 因此目前的结果不支持这个推测, 笔者认为奥陶纪鄂尔多斯西缘北段的沉积可能与阿拉善地块接近或与华北板块碰撞有关。
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图 8 鄂尔多斯西缘泥盆系磨拉石沉积(a)和泥盆系磨拉石与香山群之间的角度不整合(b) Fig. 8 Devonian molasse in the western margin of Ordos (a) and unconformity between the Devonian molasse and the Middle Cambrian Xiangshan Group (b) in the western margin of Ordos |
传统上大多数学者认为阿拉善属于华北板块的一部分(Huang, 1945；黄汲清, 1992, 1960；杨振德等, 1988；Zhao et al., 2005；沈其韩等, 2005；张抗, 1989；林畅松等, 1995；任纪舜等, 1980, 1999)。但近年来的研究却不断揭示出阿拉善与华北板块的不一致性(李献华等, 2004；耿元生等, 2002, 耿元生和周喜文, 2010；彭润民等, 2010；葛肖虹和刘俊来, 2000；Zhang et al., 2011；董国安等, 2007；Dan et al., 2011b)。如果阿拉善地块上的新元古代基性-超基性岩与扬子同期基性-超基性岩一样属于Rodinia超大陆的裂解阶段的产物(李献华等, 2004；Li et al., 2005), 那么阿拉善地块与华北板块至少在新元古代就存在着重要差别, 它们可能不是统一的板块, 李锦轶(2004)将其与敦煌地块一起作为中国大陆内部一个独立的古陆块；葛肖虹和刘俊来(2000)认为包括阿拉善地块在内的西部诸地块曾经属于一个被肢解的“西域克拉通”。
最近一些年来, 不同的作者在阿拉善地块开展了大量年代学的工作(耿元生等, 2002, 2006, 2007, 2010；耿元生和周喜文, 2010；董春艳等, 2007；董国安等, 2007；李献华等, 2004；Li et al., 2005；李俊建等, 2004；修群业等, 2002, 2004；陈志勇等, 2004；周红英等, 2007；彭润民等, 2010；Dan et al., 2011a, b), 为探讨阿拉善地块与华北之间的关系提供了重要的资料, 我们收集了阿拉善有关的年代数据, 在此基础结合本研究的数据, 讨论华北与阿拉善地块之间的关系。
我们在收集前人年代学数据时采用如下几条原则：(1)只选择锆石年龄数据；(2)有锆石数据时, 首先采用SHRIMP Ⅱ U-Pb年龄和SIMS U-Pb年龄, 其次采用LA-ICP-MS年龄, 最后采用锆石蒸发法数据；(3)为了与碎屑锆石年龄相比较, 在收集数据时, 不采用加权平均年龄, 而是排除不谐和年龄后, 采用具体的测点数据, 一些研究没有提供具体的测点数据, 不采用其提供的加权平均年龄；(4)只选择阿拉善北部边界-恩格尔乌苏断裂以南(阎志强, 1987；王廷印等, 1998)、贺兰山以西、龙首山以北的数据, 没有采用贺兰山北部、千里山孔兹岩系的年龄数据, 因为目前的研究认为它们与华北有更大的亲缘关系；(5)只收集了300Ma之前的数据, 因在晚古生代期间, 阿拉善受到古亚洲洋关闭的强烈影响, 而发育很多岩浆岩和火山岩(郑昭昌和李玉珍, 1987；耿元生等, 2007；李锦轶等, 2009)；(6)将前寒武纪碎屑锆石单独统计。根据这些原则, 共收集各种年龄数据646个(图 9a)和碎屑锆石62个(图 9b)。
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图 9 阿拉善基底年龄频谱(a, 数据据耿元生等, 2002, 2006, 2007, 2010；耿元生和周喜文, 2010；董春艳等, 2007；李献华等, 2004；Li et al., 2005；李俊建等, 2004；修群业等, 2002, 2004；周红英等, 2007；彭润民等, 2010；Dan et al., 2011b)和龙首山岩群碎屑锆石年龄频谱(b, 数据董国安等, 2007) Fig. 9 Age histogram of Alxa basement (a, data after Geng et al., 2002, 2006, 2007, 2010; Geng and Zhou, 2010; Dong et al., 2007; Li et al., 2004; Li et al., 2005; Li et al., 2006; Xiu et al., 2002, 2004; Zhou et al., 2007; Peng et al., 2010; Dan et al., 2011b) and age histogram of detrital zircon samples from the Longshou Mountain (b, data after Tung et al., 2007) |
这些数据表明阿拉善基底主要由三部分组成(图 9a), 最主要的一部分是由含有8~10亿年锆石的岩石所组成(图 9a), 这部分的岩石主要是基性-超基性岩和花岗岩以及花岗片麻岩, 两个峰值年龄分别是811Ma和894Ma。另一个重要部分由18~20亿年的锆石组成, 代表主要岩石是片麻岩(包括花岗片麻岩), 峰值年龄介于1800Ma至1964Ma之间。第三部分是由2200~2400Ma的锆石组成, 峰值年龄介于2211Ma至2329Ma之间, 代表岩石主要是片麻岩。还有一部分由4~5亿年的锆石所组成, 代表岩石主要是花岗岩以及受到热事件改造的岩石, 几个峰值年龄分别是411Ma和447Ma, 此外还有2752Ma左右的一个峰值, 它主要是一些继承锆石的反映, 可能代表了阿拉善地块的古老基底。同样龙首山岩群的碎屑锆石年龄分布也显示出1904Ma的最高峰值(图 9b), 这与图 9a中所显示的1858Ma峰值接近, 由于龙首山岩群的时代为古元古代-中元古代(董国安等, 2007；修群业等, 2002, 2004), 它没有记录到8~10亿年期间及其以后的构造事件。
与华北西部根据碎屑锆石所反映的基底组成相比(Darby and Gehrels, 2006), 阿拉善地块与鄂尔多斯地块(华北板块)的基底存在明显的差别(图 10), 阿拉善地块发育8~10亿年和4~6亿年的构造热事件, 这两个事件在华北基本没有反映(图 10d)。相反华北地区25~26以年的事件在阿拉善地块上也没有反映(图 10d)。当然华北与阿拉善地块也有类似的地方, 两者都有18~20亿年的事件记录(图 10d), 然而18~20亿年的事件在塔里木板块也存在(Gehrels et al., 2003；董国安等, 2007)。
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图 10 龙首山岩群碎屑锆石年龄谱(a, 据董国安等, 2007)、鄂尔多斯西缘基底组成年龄谱(b, 根据元古宇、寒武系、奥陶系碎屑锆石统计；据Darby and Gehrels, 2006)、阿拉善地块基底组成年龄谱(c, 文献同图 9a)和龙首山岩群、华北以及阿拉善地块基底组成年龄谱比较(d) Fig. 10 Relative age probability diagram of detrital zircon grains from the Longshou Mountain (a, after Tung et al., 2007), Zhuozishan Mountain (b, based on detrital zircon ages of Proterozoic, Cambrian and Ordovician strata; Darby and Gehrels, 2006), relative age probability diagram of the Alxa basement (c, the same references in Fig. 9a) and comparison of the relative age probabilities of the Longshou Mountain, North China and Alxa basement (d) |
此外, 在阿拉善地块上分布有特征性的震旦系冰碛岩(如贺兰山西麓的镇木关组以及龙首山地区的韩母山群)(内蒙古自治区地质矿产局, 1996), 而同期除个别地区外(鄂尔多斯西南缘的罗圈组), 华北板块主体不发育相应的冰碛岩, 而扬子板块上同期的冰碛岩则非常广泛(Lu et al., 1985；Wang et al., 1981)。同样在阿拉善地块近年来还发现比较强烈的早古生代构造热事件, 出现了一批400~500 Ma之间的锆石年代数据(耿元生等, 2007), 而同时代整个华北正处于稳定的陆表海沉积环境(黄汲清, 1960；李锦轶, 2004, 2009；李锦轶等, 2009；潘桂堂等, 2009)。这些特征表明阿拉善地块与扬子板块更具亲缘性。据此我们认为阿拉善地块从基底组成与华北板块存在重要区别。那么阿拉善地块何时与华北板块拼贴在一起？
Zhao et al.(2005)根据对贺兰山地区孔兹岩的研究认为阿拉善地块(阴山地块)与鄂尔多斯在2.0~1.9Ga之间碰撞形成了统一的华北板块, 但是两者在新元古代又存在明显差别, 这个模型似乎不好解释。而Sengor (1984)和Klimetz (1983)认为两者之间在早古生代碰撞形成华北板块, 但又缺少直接的证据。黄宝春等(2000)和Huang et al.(1999)则根据古地磁研究认为两者之间奥陶纪以来没有发生过明显的位移, 认为阿拉善地块与华北板块在晚寒武世发生聚合作用。Darby and Gehrels (2006)根据鄂尔多斯西缘北段从元古宙至下古生界的碎屑锆石LA-ICP-MS年龄测定表明在鄂尔多斯西缘北段元古宙和寒武纪地层的主要物源为华北板块本身, 属于典型的被动大陆边缘沉积, 而奥陶纪鄂尔多斯西缘北段存在重大物源变化, 有很多2.6Ga、2.71Ga年龄的侵入岩成份出现, 由于采样地区附近的华北板块基本上没有同期的侵入岩或深变质岩, Darby and Gehrels (2006)认为奥陶纪鄂尔多斯西缘发生过重要的构造事件, 而最近一系列的锆石年代学研究则发现在阿拉善地块东缘存在早古生代的构造热事件, 发现了一批早古生代的花岗岩(耿元生等, 2007)。
我们最近在阿拉善地块东缘的研究还发现可能发生于早古生代的自东向西的大规模韧性逆冲构造(另文讨论)。而前期鄂尔多斯西缘中南段早古生代地层碎屑锆石的研究也暗示, 至少在奥陶纪中期, 鄂尔多斯(华北)和阿拉善地块之间还存在一定的距离(图 7f)(Zhang et al., 2011)。阿拉善地块东缘米钵山组碎屑锆石年龄再次表明, 在早古生代华北与阿拉善地块并不相连。因此根据前人各方面研究以及最近的碎屑锆石年龄, 我们倾向认为两者之间的拼贴或碰撞发生在早古生代中奥陶世之后。
6 结论阿拉善东缘中奥陶统米钵山组砂岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄分析表明, 研究区中奥陶统的物源主要为新元古代和早古生代地质体, 早古生代锆石主要来自北祁连地区, 新元古代成分主要来自阿拉善地区, 几乎没有同期华北板块的信息。阿拉善与华北古板块在早古生代早期彼此分离。鄂尔多斯西缘米钵山组稳定的锆石年龄分布否定了中奥陶世前人认为的“贺兰坳拉槽”或“贺兰裂谷”的存在, 而是属于北祁连早古生代造山带周缘前陆盆地。鄂尔多斯西缘整个米钵山组的锆石年龄分布及其变化, 指示出北祁连造山带(岛弧)逐渐靠近阿拉善地块, 其间的洋盆逐渐消失的过程。阿拉善地块基底与华北有明显差别, 阿拉善地块明显受到新元古代和早古生代构造热事件的影响, 两者可能是在中奥陶世或之后才拼贴在一起。
致谢 野外期间得到中国石油东方物探公司长庆物探处任文军高工和王多云高工的热情帮助。样品测试得到天津地质调查中心李怀坤研究员与耿建珍博士的热情帮助, 天津地质调查中心陆松年研究员就碎屑锆石解释给予指点, 中国地质科学院地质研究所耿元生研究员为作者提供了最新的信息, 并对文稿提出了很多建设性意见, 在此一并表示衷心感谢。| [] | Andersen T. 2005. Detrital zircons as tracers of sedimentary provenance: Limiting conditions from statistics and numerical stimulation. Chemical Geology, 216: 249–270. DOI:10.1016/j.chemgeo.2004.11.013 |
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