竇莎 李世超,2 趙哲仁 楊小鵬 王洪濤 賈金峰 任祚霆 魏虹羽

東北亞地區(qū)顯生宙以來先后受到來自中亞造山帶、蒙古-鄂霍茨克構造域和古太平洋構造域的改造或疊加改造。中亞造山帶(又稱興蒙造山帶，北亞造山帶)作為全球最大、最為復雜的造山帶之一，其由眾多地塊或微板塊、弧前或弧后盆地、海山、不同時期和性質的巖漿弧以及蛇綠巖和藍片巖帶組成，其演化過程記錄了羅迪尼亞大陸的裂解和歐亞大陸的重聚，時間跨越了整個古生代(eng?retal., 1993; Badarchetal., 2002; Jahn, 2004; Li, 2006; Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2009, 2010; Jianetal., 2010; 劉永江等, 2010, 2011; Wuetal., 2011)，可能延續(xù)到早三疊世早期-中三疊世(Zhou and Wilde, 2013; 李世超等, 2020)；而古太平洋的北西向俯沖作用普遍認為開始于侏羅紀，并在早白堊世達到高峰(Wuetal., 2005, 2007, 2011; Zhangetal., 2008)；東北地塊群北側的蒙古-鄂霍茨克洋也于晚侏羅-早白堊世閉合(Zonenshainetal., 1990; 趙越等, 1994; 張梅生等, 1998; Van der Vooetal., 1999; Tomurtogooetal., 2005)，在俄羅斯阿穆爾-中國漠河地區(qū)發(fā)育相關的前陸盆地(李錦軼等, 2004; Heetal., 2005)。中生代早期，古亞洲洋閉合后的造山后伸展作用、蒙古-鄂霍茨克洋及古太平洋板塊的俯沖作用均對我國東北地區(qū)的構造演化產生了深遠的影響。盡管相關研究已經取得了豐碩的成果，但三大構造域的影響時間及具體影響范圍仍存在著較大爭議(趙越等, 1994; 葛文春等, 2005; 孫德有等, 2005; 裴福萍等, 2008; 許文良等, 2013; 孟凡超等, 2014)。據最新研究成果顯示古太平洋構造域的啟動時間為晚三疊世-早侏羅世(Xuetal., 2013; Guoetal., 2015; 王智慧, 2017; 紀政等, 2018)，由此可知，距離古太平洋俯沖帶幾千千米的興安增生地體的構造巖漿作用在三疊紀期間不可能受到古太平洋構造域的影響。古亞洲洋構造域向蒙古-鄂霍茨克洋構造域轉換的重要時期為三疊紀，而大興安嶺地區(qū)處于二者交匯的重要構造位置，因此研究大興安嶺三疊紀時期構造背景對認識古亞洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋構造域在東北地區(qū)的影響時間及范圍有著重要的指示意義。

大興安嶺地區(qū)三疊紀地層主要為少量下三疊統(tǒng)老龍頭組砂巖、哈達陶勒蓋組火山碎屑巖夾砂巖，近年來又發(fā)現(xiàn)兩期(早三疊世、晚三疊世)火山巖(張曉暉等, 2006; 張連昌等, 2008)。老龍頭組是一套含有Notocryptasp.(隱背葉肢介)的巨厚湖相沉積層，其下以產湖相軟體動物化石為標志的灰綠-深灰色凝灰?guī)r層為主夾細碎屑巖，代表當時較為穩(wěn)定的湖相沉積特點；哈達陶勒蓋組為沿山間盆地沉積的一套中酸性-中性火山碎屑巖沉積，火山活動間歇期沉積了以砂巖、粉砂巖為主的碎屑沉積巖。大興安嶺南段發(fā)育的火山巖和侵入巖的巖石地球化學特征和同位素組成均指示該區(qū)早三疊世巖石圈已進入造山后伸展階段(Shaoetal., 1997; 張曉暉等, 2006; 張連昌等, 2008)。

大興安嶺地區(qū)上三疊統(tǒng)地層出露有限(圖1)，其沉積構造環(huán)境不明確。近年，少量上三疊統(tǒng)地層在大興安嶺中段扎蘭屯市西南地區(qū)被發(fā)現(xiàn)(Lietal., 2017a)，研究顯示，該地層沉積層序是一套陸相沉積環(huán)境下、以粗碎屑為主的近源磨拉石建造，其與上述大興安嶺下三疊統(tǒng)地層在粒度、成份等各方面都有巨大的差別(和政軍等, 1997; 張海華等, 2015)，可能指示大興安嶺中段早三疊世到晚三疊世構造環(huán)境有了較大的變遷。本文擬對該上三疊統(tǒng)地層進行系統(tǒng)的物源分析及地球化學、鋯石U-Pb測年分析，進而確定其沉積環(huán)境和形成的構造背景。

圖1 大興安嶺及周邊地區(qū)晚三疊世陸源沉積物位置圖1-延長；2-南營；3-阿拉善；4-西山；5-承德；6-凌源；7-羊草溝；8-雙源；9-渾江；10-天橋嶺；11-東寧；12-扎蘭屯(研究區(qū))Fig.1 Location map of the Late Triassic terrigenous sediments in the Great Xing’an Range and its surrounding areas1-Yanchang; 2-Nanying; 3-Alashan; 4-Xishan; 5-Chengde; 6-Lingyuan; 7-Yangcaogou; 8-Shuangyuan; 9-Hunjiang; 10-Tianqiaoling; 11-Dongning; 12-Zhalantun (this study)

圖2 大興安嶺中段上三疊統(tǒng)地層及剖面位置圖Fig.2 The Upper Triassic series stratigraphy and section location map of the middle section of the Great Xing’an Range

圖3 上三疊統(tǒng)柴河組地層剖面圖剖面位置如圖2所示. 01-礫巖；02-變質長石細粒砂巖；03-礫巖；04-泥質粉砂巖；05-淺變質復成分砂礫巖；06-杏仁狀角閃安山巖；07-粉砂質泥巖；08-球粒流紋巖；09-淺變質復成分砂礫巖；10-變質石英細粒砂巖；11-上侏羅統(tǒng)流紋巖；12-早白堊世正長花崗巖；13-U-Pb年齡樣品；14-巖石地球化學樣品；15-植物化石Fig.3 The geological section of the Upper Triassic Chaihe FormationThe section location is shown in Fig.2. 01-conglomerate; 02-metamorphic feldspar fine sandstone; 03-conglomerate; 04-argillaceous siltstone; 05-shallow metamorphic compound glutenite; 06-apricot hornblende andesite; 07-silty mudstone; 08-chondrite rhyolite; 09-shallow metamorphic compound glutenite; 10-metamorphic quartz fine sandstone; 11-Upper Jurassic rhyolite; 12-Early Cretaceous syenite; 13-U-Pb age sample; 14-rock geochemical samples; 15-plant fossils

1 地質背景

大興安嶺中段地區(qū)位于新林-喜桂圖斷裂帶與賀根山-黑河斷裂帶之間的增生地體之上(Liuetal., 2021)。興安增生地體是由一系列巖漿弧組成的增生地體，表明隨著額爾古納地塊下方嫩江海洋板塊俯沖后退，巖漿弧從西北向東南逐漸年輕化的增生極性(李錦軼等, 2019; 劉永江等, 2019; 許文良等, 2019; Liuetal., 2021; 馮志強等, 2021)。興安增生地體位于額爾古納地塊東南部，占據了大興安嶺的主體部分，主要由大量的中生代火山巖和花崗巖、少量古生代花崗巖和變質沉積地層、少量前寒武紀基底巖組成。研究區(qū)內地層以中生代地層為主，少量出露古生代地層。古生代地層主要為奧陶系裸河組，是一套凝灰質陸源碎屑巖。中生代地層以侏羅系-白堊系火山巖大面積分布為特征。在白堊系巨量火山巖的覆蓋下，三疊系地層出露有限，僅在扎蘭屯市西南柴河鎮(zhèn)西有約8km2的上三疊統(tǒng)柴河組(T3ch)出露(圖2)。

實測剖面(圖2中A-B、圖3)顯示，柴河組巖性復雜多樣，下部為一套灰黑色單成分礫巖夾砂巖，礫石主要由石英砂巖、長石石英砂巖組成，砂巖為變質長石細粒砂巖；中部為淺變質復成分砂礫巖、泥質粉砂巖組成，該層含有豐富的植物化石；上部為粉砂質泥巖、復成分細礫巖、細粒砂巖夾杏仁狀角閃安山巖、球粒流紋巖，其上被上侏羅統(tǒng)白音高老組角度不整合覆蓋，并被早白堊世鉀長花崗斑巖侵入，剖面未見頂?shù)?圖3)，地層厚度大于333m，其詳細描述如下：

-----------鉀長花崗斑巖侵入--------

10 黃綠色變質石英細粒砂巖

>20.90m

09 灰黑色變質復成分細礫巖

8.20m

08 灰白色球粒流紋巖

4.1m

07 黃綠色淺變質粉砂質泥巖

1.30m

06 杏仁狀角閃安山巖

17.10m

05 黃綠色淺變質粉砂質泥巖

16.90m

04 灰黑色泥質粉砂巖

7.7m

03 灰黑色礫巖，局部夾砂巖

127.50m

02 黃綠色變質長石細粒砂巖

40.8m

01 灰黑色礫巖，局部夾有細粒砂巖

88.5m

-----------未見底--------

2 樣品特征及分析方法

2.1 樣品特征

研究樣品采自柴河組剖面各層(圖3)，剖面起點地理坐標為121°11′17.3″E、47°34′47.9″N。本次研究取變質長石細粒砂巖碎屑鋯石測年(P29B12-1)和杏仁狀角閃安山巖夾層測年(C6-A)新鮮樣品各一塊，砂巖全巖地球化學樣品5件(C10-H、C7-H、C5-H、C4-H、C2-H)(以上樣品采樣層位見圖3)。變質長石細粒砂巖具有塊狀構造和變余碎屑結構(圖4a, b)，顆粒支撐，砂質膠結，碎屑顆粒之間多為線-線接觸，少部分為點-線接觸和點接觸。碎屑物磨圓度較差，分選一般，顆粒大小比較整齊。碎屑物約占70%～85%，填隙物約占15%～20%。碎屑物主要由石英(30%～40%)，長石(40%～50%)和少量黑云母、絹云母(<5%)，巖屑(10%～20%)組成。其中石英碎屑由單晶石英和多晶石英組成，粒徑大小約0.2mm。長石碎屑分為斜長石和堿性長石(包括條紋長石和微斜長石)，長石呈粒狀，表面不干凈，有絹云母化，粒徑大小約為0.2mm。膠結物主要為砂質膠結，變質后重結晶為絹云母、綠砂石和細小鱗片狀的黑云母等。杏仁狀角閃安山巖具有塊狀構造、斑狀結構(圖4c, d)，斑晶主要有斜長石和普通角閃石。斜長石，板狀，無色，正低突起，兩組完全解理一級灰白干涉色，聚片雙晶明顯，有絹云母化，鈉黝簾石化。普通角閃石：柱狀，褐色，具多色性吸收性，正中突起，兩組斜交解理，二級黃干涉色，斜消光，消光角較小，有黑云母化?；|：交織結構，為細小斜長石微晶平行近平行排列，內充填有細粒磁鐵礦，細粒綠簾石等。

2.2 分析方法

2.2.1 粒度分析

Dickinson and Suczek (1979)和Dickinsonetal.(1983)認為大地構造性質不同的物源區(qū)，提供給盆地的沉積物也不同。因此，可以通過盆地巖石(或沉積物)成分來反溯物源區(qū)的構造背景。Dickinson and Suczek (1979)、Dickinsonetal.(1983)以及Dickinson (1985)通過對世界上近百個已確定區(qū)域構造環(huán)境地區(qū)的現(xiàn)代海相和陸相砂巖組分的統(tǒng)計、對比和判識分析，建立了大家熟悉的定量判別標準和三角形模式圖，為判斷物源區(qū)和沉積盆地構造環(huán)境提供了一種重要的途徑。目前，Dickinson圖解經過后期的改進和完善，已經成為廣為流行的用于研究沉積碎屑巖與其物源區(qū)板塊構造背景的一種手段。

圖4 柴河組變質長石細粒砂巖(a、b)和杏仁狀角閃安山巖(c、d)顯微照片(a)和(b)、(c)和(d)分別為薄片同一位置的正交和單偏光下照片. Qm-單晶石英，F(xiàn)-長石，Qp-多晶石英，Lv-火山巖巖屑，Pl-斜長石，Hbl-普通角閃石Fig.4 The microscopic photos of metamorphic feldspar fine sandstone (a, b) and apricot hornblende andesite (c, d) of the Chaihe Formation(a) and (b), (c) and (d) are the same location of slices under PPL and CPL, respectively. Qm-monocrystalline quartz, F-feldspar, Qp-polycrystalline quartz, Lv-volcanic rock debris, Pl-plagioclase, Hbl-hornblende

在對碎屑沉積巖進行骨架礦物統(tǒng)計時，選擇合適的樣品尤為重要，如巖石雜基和膠結物含量超過25%，砂巖樣品中礦物顆粒平均粒度較粗(>2mm)不適合采用Dickinson圖解來解釋其源巖構造背景。本文利用Dickinson-Gazzi計點法(Ingersolletal., 1984)對柴河組的樣品進行砂巖骨架礦物成分統(tǒng)計，該統(tǒng)計分析是在吉林大學地球科學學院的薄片實驗室完成。為了保證碎屑骨架組成統(tǒng)計結果的可靠性，本文在對研究區(qū)三疊紀砂巖樣品的選擇和骨架礦物成分統(tǒng)計方法上作了如下的限定：(1)在對列入統(tǒng)計的砂巖樣品的選擇上，其礦物顆粒平均粒度限定在中細粒至中粗粒之間(0.063～2.000mm)，其目的主要是盡可能減小由于碎屑成分習性而導致的統(tǒng)計誤差；(2)對其進行成分統(tǒng)計時規(guī)定在每個薄片上取至少300個點，采用鏡下正方網格交點法統(tǒng)計組分含量，網格間距視砂巖平均粒度而定；(3)統(tǒng)計中雜基含量小于25%，統(tǒng)計包括骨架礦物成分和膠結物或者基質，統(tǒng)計結果見表1。

2.2.2 鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年

鋯石挑選由河北省廊坊市區(qū)域地質調查研究所實驗室利用標準重礦物分離技術分選完成的。經過雙目鏡下仔細挑選，將不同特征的鋯石粘貼在雙面膠上，并用無色透明的環(huán)氧樹脂固定；待其固化之后，將表面拋光至鋯石中心。測試前，通過反射光和CL圖像仔細研究鋯石的晶體形態(tài)與內部結構特征，以此選擇最佳的用于測試的鋯石和激光燒蝕位置。鋯石制靶、反射光、陰極發(fā)光以及鋯石U-Pb年齡測定和痕量元素分析均在西北大學大陸動力學國家重點實驗室進行。本次測試采用的激光剝蝕束斑直徑為32μm，激光剝蝕樣品的深度為20～40μm；實驗中采用He作為剝蝕物質的載氣。鋯石年齡采用國際標準鋯石91500作為外標，元素含量采用NISTSRM610作為外標，29Si作為內標元素(鋯石中SiO2的質量分數(shù)為32.8%)，分析方法見文獻(Yuanetal., 2005)，普通鉛校正采用Andersen (2002)推薦的方法；樣品的同位素比值及元素含量計算采用ICP-MS-DATECAL程序(Liuetal., 2008, 2010)，年齡計算及諧和圖的繪制采用Isoplot程序。

2.2.3 巖石地球化學分析

本次實驗主量及微量元素的分析在廣州澳實分析測試研究中心測試完成，主量元素使用X-射線熒光光譜儀(飛利浦PW2404)完成，其中Al2O3、SiO2、MgO、Na2O檢測限為0.015%，CaO、K2O、TiO2檢測限為0.01%，F(xiàn)e2O3T、MnO、P2O5檢測限為0.005%；FeO用容量法完成(檢測限為0.1%)。微量元素及稀土元素使用電感耦合等離子體質譜Finingan MAT HR-ICP-MS(Element Ⅰ型)完成。

3 分析結果

3.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學

3.1.1 碎屑鋯石測年

通過對剖面中黃綠色變質長石細粒砂巖(圖3，剖面第2層)中的碎屑鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb同位素定年分析(表2)，從CL圖像(圖5)可見柴河組砂巖中的鋯石較為復雜，既有殘留巖漿結晶鋯石，又有具有明顯磨圓的碎屑鋯石，反映了其物質來源復雜，物源成分多樣的特點。從CL圖像(圖5)可見鋯石晶體具有比較清晰的震蕩生長環(huán)帶，所測定的鋯石Th/U比值均大于0.1，分布在0.31～2.15之間(表2)，為巖漿成因鋯石。

表1 砂巖骨架礦物成分統(tǒng)計表Table 1 Statistical table of mineral composition of the sandstone framework

圖5 柴河組砂巖和安山巖鋯石CL圖像及LA-ICP-MS U-Pb年齡Fig.5 Zircon CL images and LA-ICP-MS U-Pb ages of the sandstone and andesite from the Chaihe Formation

碎屑鋯石測年獲得1067～227.14Ma的年齡范圍(表2)，從U-Pb年齡直方圖可以看出，年齡峰值主要集中在217～251Ma區(qū)間(47%)，對鋯石年齡(206Pb/238U)進行頻率分布統(tǒng)計(圖6)，可以看出，鋯石年齡分布跨度從晚三疊世到中元古界，其中年齡分布形成幾個非常顯著的峰值區(qū)，即600～550Ma、500～450Ma、360～300Ma、260～190Ma，其中年齡相對比較集中于三疊紀，由此可推測此時期的地質體是上三疊統(tǒng)砂巖的主要物質來源。

圖6 大興安嶺柴河組碎屑鋯石U-Pb年齡譜圖Fig.6 U-Pb histogram of detrital zircon ages of the Chaihe Formation in the Great Xing’an Range

3.1.2 安山巖鋯石測年

杏仁狀角閃安山巖(圖3，剖面第6層)不同鋯石的CL圖像呈現(xiàn)各異的發(fā)光強度，表明鋯石表面部分微量元素(如U、Y、Dy、Tb等)的含量和晶格缺陷具有明細的差異，一般鋯石表面U、REE、Th等微量元素含量越高，鋯石陰極發(fā)光的強度越弱(Hanchar and Miller, 1993; Hanchar and Rudnick, 1995; Rubatto and Gebauer, 2000; Corfuetal., 2003)。在同一顆鋯石中，鋯石U含量高的區(qū)域，在CL圖像上顏色就深一些，呈黑到暗灰色；在U含量較低的鋯石區(qū)域，在CL圖像上顏色較淺，呈亮灰白色(李長民, 2009)。柴河組安山巖夾層的鋯石陰極發(fā)光(CL)圖像(圖5)顯示，其中的鋯石多呈自形-半自形，個別發(fā)生機械破碎呈不規(guī)則狀。鋯石普遍呈淺灰-暗灰色，個別呈亮灰白色，大部分鋯石內部見有清晰的巖漿振蕩環(huán)帶，其Th/U平均值為0.8 (表3)，表明鋯石為巖漿成因(Koschek, 1993)。鋯石U-Pb協(xié)和圖(圖7)顯示，大部分數(shù)據都投影在協(xié)和線上，最年輕的一組年齡的加權平均年齡為217.0±10Ma(MSWD=2.0)。測年結果表明柴河組火山巖噴發(fā)時代為晚三疊世。

表2 砂巖碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年結果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the sandstone detrital

續(xù)表2Continued Table 2

圖7 杏仁狀角閃安山巖年齡協(xié)和圖及加權平均年齡圖Fig.7 Concordia diagram and weighted average age diagram of the apricot hornblende andesite

3.2 地球化學特征

3.2.1 主量元素

除了Dickinson-Gazzi點計法能夠根據砂巖中碎屑組分的成分和含量能夠反映出物源的特征外，砂巖的地球化學組成同樣可以反映物源和構造背景的信息。柴河組砂巖的地球化學分析結果(表4)表明砂巖的SiO2含量較高，為62.10%～68.90%，平均為64.52%，變化范圍較??；Al2O3含量為15.85%～20.40%，平均為17.98%，變化較穩(wěn)定；TiO2含量為1.02%～1.18%，平均為1.08%；Fe2O3含量為3.59%～6.73%，平均為5.21%；CaO含量為0.02%～0.64%，平均為0.31%；Na2O含量為0.21%～1.57%，平均為0.87%；K2O含量為2.86%～5.24%，平均為4.00%；MgO含量為0.77%～1.85%，平均為1.26%，說明砂巖樣品中碳酸鹽巖的含量較低；MnO含量為0.02%～0.06%，平均為0.04%；P2O5含量為0.07%～0.35%，平均為0.20%。砂巖含少量的P2O5和MnO可以推測其中含有重礦物的存在。Na2O/K2O比值指示了其化學成熟度，巖石中K2O/Na2O平均值為10.58，為雜砂巖的特征(Pettijohnetal., 1972)(圖8)，與野外觀察及鏡下薄片鑒定所得到的結果一致，結合上述氧化物分析結果說明源區(qū)巖石沒有經歷充分的搬運與分選，成熟度較低，推測柴河組砂巖可能經歷了相對近源的較為快速的成巖過程。巖石中的Fe2O3/K2O值較高(平均為1.41%)，說明砂巖中含有較多的富鐵礦物，富鐵礦物易受風化作用的影響，含量相對較高進一步說明柴河組砂巖是近源或者快速成巖過程的產物(Herron, 1988)。

表3 杏仁狀角閃安山巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年結果Table 3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the apricot hornblende andesite

圖8 柴河組砂巖巖石分類(據Pettijohn, 1972修改)Fig.8 Classification of sandstone rocks of the Chaihe Formation (modified after Pettijohn, 1972)

3.2.2 稀土和微量元素

柴河組砂巖的稀土元素總量變化范圍較小(∑REE=213.0×10-6～295.6×10-6)，平均為248.54×10-6，反映源區(qū)相對來說比較統(tǒng)一。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中，柴河組樣品稀土元素分配模式的變化趨勢比較統(tǒng)一，均呈現(xiàn)出右傾，樣品總體表現(xiàn)為輕稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)分布平坦(圖9a)，LREE/HREE=2.97～3.36，(La/Yb)N=6.53～7.73，表明砂巖輕重稀土分異比較明顯，這些特征與大陸地殼元素分布特征相似，此類稀土元素分布特征表明柴河組沉積巖源巖主要來自于上地殼。樣品的Eu/Eu*值為0.62～0.86，存在一定的Eu富集。在后太古宙澳大利亞頁巖(PAAS)標準化稀土元素配分圖中(圖9b)，柴河組沉積巖稀土元素相對含量差異明顯，但配分模型和后太古宙澳大利亞頁巖相似。

4 討論

4.1 柴河組的形成時代(沉積時限)

眾所周知，碎屑鋯石中最年輕的U-Pb年齡經常被用來約束地層沉積時代的下限，因為沉積物形成的時代一定比地層的沉積時代年老(Williams, 2001; Fedoetal., 2003)。柴河組砂巖碎屑鋯石最年輕一組年齡加權平均值為219.1±3.8Ma(MSWD=1.2)(圖6)，說明柴河組的沉積年齡不大于此年齡。而柴河組安山巖加權平均年齡217.0±10Ma(MSWD=2.0)(圖7)，顯然，地層底部沉積的物源年齡不可能年輕于中部火山巖層位的形成時間，由此可知，柴河組的中下部層位形成于物源年齡為219Ma后的晚三疊世。也可以看出柴河組的沉積速度非?？?，在很短的時間內沉積了約200m厚。

表4 柴河組砂巖主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)分析結果Table 4 Analysis results of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of sandstone in the Chaihe Formation

同時，柴河組內發(fā)現(xiàn)少量植物化石(圖10)，這些化石可與華北板塊北緣多地的上三疊統(tǒng)植物化石屬種相對比(圖1)。特別是柴河組中大量存在的Necoalamilescarrerei(Zeiller)Halle是越南鴻基植物群(諾利期)的重要分子，在吉林天橋嶺晚三疊世植物群中同樣繁盛(孫革等, 1983)，在雙陽燒鍋街的八面石煤礦中也有發(fā)現(xiàn)(米家榕和孫春林, 1985)，是晚三疊世的常見分子；而Sphenopteris則是東北地區(qū)晚三疊世常見的種子蕨屬；Toditescf.shensiensis是陜西晚三疊世延長植物群中的重要分子(斯行健, 1956)；Cladophlebiscf.scariosa典型標本出自東格陵蘭晚三疊世的Lepidopteris屬瑞替期；而Ctenissp.,Podozamitessp.也都是東北地區(qū)晚三疊世常見的屬種(李世超, 2012)。綜上所述可以看出，碎屑巖與火山巖的鋯石年齡和化石信息都反映了柴河組的形成時代應為晚三疊世。

4.2 柴河組砂巖的物源區(qū)及其構造背景

陸源碎屑砂巖的顆粒骨架成分能夠很好地反映其物源區(qū)的信息(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinsonetal., 1983; Dickinson, 1985)。利用Dickinson三角圖解Qt-F-L、Qm-F-Lt、Qp-Lv-Ls、Qm-P-K對柴河組砂巖進行分析，并進一步分析物源區(qū)構造背景。如圖11所示，物源區(qū)判別圖解Qt-F-L、Qm-F-Lt顯示柴河組砂巖主要來自再旋回造山帶物源區(qū)，極少數(shù)部分落在了過渡大陸區(qū)和混合區(qū)，足以見得源區(qū)復雜多樣。在Qp-Lv-Ls圖解顯示了所有樣品均具有俯沖帶混合源區(qū)和島弧造山帶的特點，砂巖大部分落在了混合造山帶物源區(qū)中，說明了沉積物通過直接和短途搬運進入鄰近盆地而形成砂巖相的物源區(qū)地塊性質。Qm-P-K圖解顯示砂巖全部落在了離Qm較近的區(qū)域，該區(qū)域為陸塊物源區(qū)，碎屑巖的成熟度或穩(wěn)定性隨著Qm含量的增加而增加，以上信息表明研究區(qū)柴河組砂巖的物源區(qū)為再循環(huán)造山帶。根據砂巖骨架礦物成分統(tǒng)計(表1)可知柴河組砂巖有很多火山巖巖屑，說明物源區(qū)有很多火山活動。據砂巖薄片鏡下觀察，砂巖中的碎屑顆粒磨圓度比較差，主要為次棱角-磨圓狀，這說明該組可能為近源沉積物，搬運距離較近。

砂巖的地球化學特征是源區(qū)巖石經歷各種表生作用的結果，一些元素會發(fā)生遷移和再分配，但是稀土元素和微量元素在沉積成巖過程中相對穩(wěn)定且最難溶解，所以可以反映物源區(qū)的地球化學性質，而被廣泛運用于源區(qū)巖石類型的恢復和構造環(huán)境的判別(Bhatia, 1985b)。

圖10 大興安嶺地區(qū)上三疊統(tǒng)地層典型植物化石(a)陜西枝脈蕨相似種；(b)陜西拖地蕨相似種；(c)擬膜葉枝脈蕨相似種；(d)新蘆木未定種Fig.10 Typical plant fossils of the Upper Triassic series in the Great Xing’an Range(a) Cladophlebis cf. Shensiensis; (b) Todites cf. shensiensis (P’an) Sze; (c) Cladophlebis cf. scariosa; (d) Neocalamites sp.

一般沉積巖的稀土元素組成特征主要取決于碎屑組分的源區(qū)類型和沉積作用過程，受后期搬運、沉積和成巖作用影響小，而兩者又與構造背景密切相關。不同構造背景下形成的砂巖具有不同的稀土元素特征(Bhatia, 1985a; Floydetal., 1991)，所以，運用稀土元素組成和變化特征探討沉積物源及其構造環(huán)境，有獨特的優(yōu)越性(Bhatia, 1983, 1985b; McLennanetal., 1993; 江小燕等, 2011)。柴河組砂巖的稀土元素總量變化范圍較小(∑REE=213.0×10-6～295.6×10-6)，平均為248.5×10-6，反映源區(qū)相對來說比較統(tǒng)一。在球粒隕石標準化稀土元素配分模式中，柴河組樣品稀土元素配分模式的變化趨勢比較統(tǒng)一，均呈現(xiàn)出右傾，樣品總體表現(xiàn)為輕稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)分布平坦(圖9)，LREE/HREE=2.97～3.36，(La/Yb)N=6.53～7.73，表明砂巖輕重稀土分異比較明顯，這些特征與大陸地殼元素分布特征相似(表5)，此類稀土元素分布特征表明柴河組沉積巖源巖主要來自于上地殼。

圖11 柴河組砂巖迪金森圖解(圖據Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983; Dickinson, 1985修改)Fig.11 Dickinson diagrams of sandstone of the Chaihe Formation (modified after Dickinson and Suczek, 1979; Dickinson et al., 1983; Dickinson, 1985)

表5 上三疊統(tǒng)柴河組砂巖樣品微量元素比值Table 5 Trace element rations of sandstone samples from the Upper Triassic in the Chaihe Formation

圖12 柴河組砂巖物源區(qū)主量元素和微量元素構造環(huán)境判別圖解(據Bhatia, 1983, 1985b修改)Fig.12 Tectonic setting discrimination diagrams of the major elements and trace elements for the provenance from the Chaihe Formation sandstone (modified after Bhatia, 1983, 1985b)

圖13 柴河組沉積環(huán)境經驗判別圖解(據Cawood et al., 2012修改)A-匯聚盆地；B-碰撞盆地；C-伸展盆地Fig.13 Diagram of empirical discrimination of sedimentary environment in the Chaihe Formation (modified after Cawood et al., 2012)A-convergence basin; B-collision basin; C-extension basin

Bhatia (1983, 1985b)的相關研究指出微量元素分布特征與特定構造背景下源區(qū)類型密切相關，并總結出了各種構造背景下碎屑巖的微量元素La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10判別圖解。柴河組的微量元素La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10圖解(圖12)反映出，柴河組的構造背景應為大陸島弧。而主量元素Log(K2O+Na2O)-SiO2判別圖解(圖12)顯示出該區(qū)具有活動大陸邊緣性質。不同的構造背景下形成的沉積盆地，具有不同的物源碎屑鋯石年齡頻譜(Cawoodetal., 2012)，其中碎屑鋯石年齡分布形成幾個非常顯著的峰值區(qū)，即600～550Ma、500～450Ma、360～300Ma、260～190Ma，這些峰值年齡與該地區(qū)主要構造事件時間非常吻合，分別對應著額爾古納被動陸緣階段：鄰近地區(qū)松嫩地塊與布列亞-佳木斯地塊的碰撞拼合；西側額爾古納興安增生地體拼合：興安增生地體與額爾古納增生地體發(fā)生碰撞拼合；興安增生地體邊緣溝-弧-盆系：西伯利亞板塊南緣鄂倫春-中南蒙古擴張而發(fā)展成弧后盆系；蒙古-鄂霍茨克洋陸內俯沖，陸陸碰撞階段：蒙古-鄂霍茨克洋俯沖碰撞(佘宏全等, 2012)。柴河組的鋯石沉積環(huán)境經驗判別圖解顯示，其在沉積過程中處于匯聚(俯沖)型沉積環(huán)境，屬于匯聚板塊邊緣沉積盆地特征，以擠壓型沉積作用為主(圖13)。在弧溝體系整體處于擠壓環(huán)境時，大陸邊弧后地區(qū)部分大陸地殼俯沖至島弧造山帶底部并在島弧造山帶后側形成前陸褶皺逆沖帶，同時引起巖石圈發(fā)生撓曲和形成弧后前陸盆地(Dickinson, 1974; Dewey, 1980; Ingersoll, 1988; 閆臻等, 2018)?；『笄瓣懪璧匦纬捎趨R聚板塊邊界的仰沖板塊一側，盆地填充物主要是來自弧后前陸褶皺帶沖斷帶(閆臻等, 2018)?；『笄瓣懪璧厮樾嘉镏黧w來自弧后前陸褶皺逆沖帶，砂巖以富含石英和巖屑(通常為沉積巖和變質巖，局部為火山巖)、貧長石特征(Ingersolletal., 1987; Decelles and Hertel, 1989)，研究區(qū)砂巖礦物數(shù)據與上述表述非常吻合(表1)。研究區(qū)處于蒙古-鄂霍茨克洋南向俯沖的背景下，在弧-陸碰撞作用過程中盆地受到構造作用改造和破壞，與此同時相鄰造山帶也發(fā)生強烈隆升剝蝕并形成巨量碎屑沉積物。這些碎屑沉積物通過物理搬運填充于弧后前陸盆地。從巖性組合、物源分析、形成的構造背景等可知柴河組砂巖主要來源于再旋回造山帶環(huán)境，物源區(qū)母巖主要形成于三疊紀大陸島弧環(huán)境下，結合前人研究可知，柴河組地層形成于匯聚板塊內的弧后前陸盆地(圖14)。

圖14 柴河地區(qū)構造演化模式圖Fig.14 Model of tectonic evolution in the Chaihe area

已有研究成果顯示，早三疊世至中侏羅世時期，研究區(qū)處于蒙古-鄂霍茨克大洋板塊同時向南北雙向(額爾古納地塊與西伯利亞地臺)俯沖的構造背景下(Tomurtogooetal., 2005; Orolmaaetal., 2008; 陳志廣等, 2010; Wuetal., 2011; 許文良等, 2013; Tangetal., 2014)，到晚侏羅世時蒙古-鄂霍茨克洋東段閉合，進入碰撞造山階段(Zorin, 1999; Sorokinetal., 2004; 許文良等, 2013)。而柴河組形成的晚三疊世時期額爾古納-興安增生地體上的火成巖表現(xiàn)出活動大陸邊緣環(huán)境的地球化學屬性。其中火龍溝地區(qū)安山巖形成于236±1Ma的晚三疊世(紀政等, 2018)；扎蘭屯地區(qū)玄武安山巖的鋯石年齡為228Ma左右(Lietal., 2017a)、罕達汽地區(qū)高鎂安山巖的鋯石年齡為225～223Ma左右、黑河地區(qū)玄武質安山巖的鋯石年齡為242Ma左右(Lietal., 2017b)；庫提和-查巴奇-塔爾氣地區(qū)的三疊紀中酸性巖石組合的鋯石年齡為244～206Ma(Yangetal., 2016)；蘑菇氣地區(qū)的安山巖、粗安巖、英安巖和流紋巖的鋯石年齡為240～211Ma左右(Lietal., 2017a; 馬永非等, 2017; 司秋亮等, 2017)；同時也在大興安嶺中段發(fā)現(xiàn)了三疊紀A型花崗巖，年齡為216Ma(Liuetal., 2018)；這些火山巖在大興安嶺地區(qū)形成大規(guī)模呈北東向帶狀展布的火山巖陸弧(Tangetal., 2016; Yangetal., 2016; Lietal., 2018)，該弧巖漿巖帶與一系列同期的斑巖型礦床共同揭示了蒙古-鄂霍茨克大洋板片南向俯沖作用形成的安第斯型活動大陸邊緣(紀政等, 2018; Tangetal., 2018)。因此，我們認為這些晚三疊世巖漿活動和本文所報道的柴河組砂巖在物質組成、地球化學和鋯石年齡信息所表現(xiàn)出來的形成構造背景相一致，均揭示了蒙古-鄂霍茨克大洋板塊的南向俯沖作用(Tangetal., 2018)。這些晚三疊世巖漿巖均可能成為柴河組中的三疊紀物源。他們成巖后在短時間內被剝蝕、搬運，參與到沉積作用當中，形成了柴河組，記錄下了蒙古-鄂霍茨克洋的俯沖演化地質作用。

5 結論

基于野外地質調查、砂巖碎屑組分統(tǒng)計、物源分析，鋯石U-Pb年代學和巖石地球化學分析，本文對大興安嶺中段地區(qū)的柴河組獲得以下認識：

(1)大興安嶺中段地區(qū)出露的柴河組是一套以粗碎屑為主的近源磨拉石建造，其中夾安山巖夾層。U-Pb測年顯示，砂巖碎屑鋯石年齡峰值主要為晚三疊世、火山巖夾層U-Pb測年的加權平均年齡為217±10Ma，結合地層內化石表明，柴河組的地層沉積時代為晚三疊世。

(2)物源分析表明柴河組砂巖來源于再旋回造山帶，碎屑物磨圓度較低、分選較差，表現(xiàn)出源區(qū)相對不穩(wěn)定，快速剝蝕、搬運及沉積的特征。通過地球化學分析揭示出柴河組砂巖具有高SiO2、Al2O3、低MgO的特征，輕稀土富集，重稀土分布平坦，存在一定的Eu富集，在化學成分特征上顯示出大陸島弧的特點，沉積巖源巖主要來自上地殼。綜上所述，柴河組砂巖來源于再旋回造山帶的三疊紀大陸島弧。

(3)柴河組沉積過程中處于匯聚(俯沖)型沉積環(huán)境，屬于匯聚板塊邊緣沉積盆地特征，以擠壓型沉積作用為主。結合區(qū)域資料可知，柴河組形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板片南向俯沖作用形成的安第斯型活動大陸邊緣的弧后前陸盆地。

致謝感謝兩位審稿人和編輯部老師對本文提出了寶貴的建議和修改意見！感謝霍亮老師給予在粒度分析實驗中的幫助。