黃澤濤, 梁新權(quán), 梁細(xì)榮, 宋天驕, 王 策

內(nèi)蒙古額爾古納紅水泉地區(qū)奧陶系烏賓敖包組沉積時(shí)代及物源區(qū)分析:碎屑鋯石U-Pb年代學(xué), Lu-Hf同位素地球化學(xué)證據(jù)

黃澤濤1, 2, 3, 梁新權(quán)1, 2*, 梁細(xì)榮1, 2, 宋天驕1, 2, 3, 王 策4

(1. 中國(guó)科學(xué)院 廣州地球化學(xué)研究所 同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510640; 2. 中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心, 廣東 廣州 510640; 3. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 4. 中山大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院, 廣東 珠海 519082)

選取內(nèi)蒙古額爾古納紅水泉地區(qū)奧陶系烏賓敖包組石英砂巖進(jìn)行碎屑鋯石U-Pb年齡、原位Lu-Hf同位素研究, 嘗試限定該地層形成時(shí)代及碎屑物質(zhì)來(lái)源, 并探討其沉積大地構(gòu)造環(huán)境。結(jié)果顯示, 采自該地層的2個(gè)砂巖樣品中的碎屑鋯石多數(shù)發(fā)育典型的巖漿振蕩生長(zhǎng)環(huán)帶, 呈自形–半自形且具有較高的Th/U值(0.12～1.63), 均暗示它們多數(shù)為巖漿成因。結(jié)合微量元素特征及稀土元素配分模式圖, 認(rèn)為碎屑鋯石寄主巖石應(yīng)為花崗質(zhì)雜巖體。2個(gè)砂巖樣品具有相似的年齡和Hf同位素組成, 鋯石年齡分布大致可分為3個(gè)主要年齡區(qū)間: (1)440～540 Ma, 主峰值年齡約為 492 Ma和506 Ma, 次峰值年齡為 447 Ma;Hf()值介于?2.77～+11.73之間, Hf的兩階段模式年齡為680～1636 Ma; (2)750～950 Ma, 主峰值年齡為805 Ma, 次峰值年齡為825 Ma和961 Ma;Hf() 值介于?1.14～+11.43之間, Hf的兩階段模式年齡為1100～1824 Ma; (3)1700～2000 Ma,峰值年齡為1787 Ma;Hf()值介于?9.18～?2.75之間, Hf的兩階段模式年齡為2682～3016 Ma。所有樣品碎屑鋯石Hf() 值為?9.18～+11.73, Hf的兩階段模式年齡為680～3016 Ma, 大部分鋯石的Hf同位素組成集中于球粒隕石與虧損地幔標(biāo)準(zhǔn)線之間, 表明沉積物源以早古生代和新元古代新增生地殼物質(zhì)為主, 同時(shí)存在少量中元古代晚期古老地殼物質(zhì)的活化改造。結(jié)合前人已報(bào)道的鄰區(qū)相關(guān)巖體年代學(xué)及地球化學(xué)資料, 研究區(qū)烏賓敖包組的沉積時(shí)代不早于晚奧陶世, 沉積物主要來(lái)自額爾古納和興安地塊的近緣碎屑物, 其形成與早古生代時(shí)期古亞洲洋演化過(guò)程中額爾古納與興安地塊碰撞拼貼以及隨后的伸展垮塌相關(guān)。

碎屑鋯石; U-Pb年代學(xué); Lu-Hf同位素; 沉積物源; 古亞洲洋構(gòu)造演化

0 引 言

中亞造山帶夾持于西伯利亞克拉通、華北克拉通和塔里木克拉通之間, 是全球顯生宙陸殼長(zhǎng)期增生與改造最顯著的地區(qū)(Seng?r et al., 1993; Xiao et al., 2003; Jian et al., 2008; Wang et al., 2009; Xu et al., 2015)。興蒙造山帶位于中亞造山帶東段, 顯生宙以來(lái)記錄了古亞洲洋構(gòu)造體系演化的各個(gè)階段, 包括古亞洲洋的開(kāi)啟與俯沖島弧, 多個(gè)微陸塊(自西向東為額爾古納地塊、興安地塊、松嫩–張廣才嶺地塊和佳木斯–興凱地塊)碰撞拼貼, 該過(guò)程以大規(guī)模年輕地殼增生為特征(Jahn, 2004; Kr?ner et al., 2007; Xu et al., 2013)(圖1a), 最終于古生代早期–中生代早期閉合于索倫縫合帶, 是全球范圍內(nèi)研究增生型造山帶構(gòu)造演化的天然場(chǎng)所(Seng?r and Natal’in, 1996; Xiao et al., 2003; Li, 2006; 許文良等, 2013; Tang et al., 2013)。中亞造山帶東段構(gòu)造演化的最大爭(zhēng)議在于其發(fā)展過(guò)程的階段性及古亞洲洋的閉合時(shí)限(Xiao et al., 2012; Xu et al., 2013), 其晚期的碰撞拼貼結(jié)果建立于前期的俯沖增生過(guò)程之上。早古生代作為古亞洲洋島弧俯沖, 大陸增生的重要階段, 近年來(lái)得到學(xué)者們的廣泛關(guān)注, 而研究該區(qū)早古生代的沉積事件及沉積學(xué)證據(jù)可以為認(rèn)識(shí)興蒙造山帶的構(gòu)造演化提供更廣闊的思路。

額爾古納地區(qū)大地構(gòu)造位置處于額爾古納地塊東北部, 該區(qū)不僅經(jīng)歷了古生代的古亞洲洋構(gòu)造體系演化, 在中生代和新生代還疊加了蒙古–鄂霍茨克縫合帶和古太平洋構(gòu)造體系的影響(Seng?r et al., 1993; Xiao et al., 2003; Li, 2006; Windley et al., 2007; Xu et al., 2013; 許文良等, 2013; Tang et al., 2014)(圖1a)。為了解該地區(qū)長(zhǎng)期復(fù)雜的地質(zhì)演化歷史, 學(xué)者們進(jìn)行了大量的火成巖巖石學(xué)、地球化學(xué)和同位素年代學(xué)研究(吳福元等, 1999; Wu et al., 2000, 2011; 洪大衛(wèi)等, 2003; 武廣等, 2005; 隋振民等, 2006, 2009; 葛文春等, 2007a; 張吉衡等, 2009;王召林等, 2010; Zhao et al., 2014)。然而, 對(duì)于該區(qū)出露的早古生代沉積地層的研究相對(duì)較少, 且研究方法單一, 限制了對(duì)區(qū)域沉積演化過(guò)程的認(rèn)識(shí)。碎屑鋯石U-Pb定年及Lu-Hf同位素示蹤, 目前已經(jīng)廣泛應(yīng)用于精細(xì)沉積學(xué)研究, 是沉積時(shí)代限定、源區(qū)分析、古地理重建及地質(zhì)歷史反演等強(qiáng)有力的構(gòu)造指示器和不可缺少的研究方法。本研究選取黑山頭北部紅水泉奧陶系砂巖進(jìn)行碎屑鋯石 U-Pb 測(cè)年, 結(jié)合鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素測(cè)試, 與鄰區(qū)相似地層及中亞造山帶東部重要地質(zhì)體進(jìn)行年齡峰值對(duì)比, 從而校正地層的沉積下限年齡, 預(yù)測(cè)可能的沉積物源區(qū), 推斷其沉積演化過(guò)程, 為進(jìn)一步認(rèn)識(shí)古亞洲洋早古生代的構(gòu)造演化提供新的思路和證據(jù)。

1 地質(zhì)背景及樣品特征

1.1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古額爾古納地區(qū)黑山頭北部, 接近與俄羅斯的交界地帶。大地構(gòu)造位置上位于北部西伯利亞板塊與南部華北板塊所夾持的中亞造山帶東段, 處于興蒙造山帶北緣(圖1a)。該區(qū)主要出露青白口系佳疙瘩組、震旦系額爾古納河組、奧陶系中下統(tǒng)烏賓敖包組、石炭系下統(tǒng)紅水泉組、白堊系下統(tǒng)永勝村火山巖、第四系全新統(tǒng)(圖1b)。烏賓敖包組集中分布于北部的烏蘭山北道溝與臺(tái)吉溝一帶, 向北、東延伸, 構(gòu)造線呈NNW至NW向。出露面積約30 km2, 出露的地層厚度大于1363 m。巖性組合為灰黃、灰綠和灰色絹云千枚巖, (鈣質(zhì)、含炭)千枚板巖夾變質(zhì)礫巖、變質(zhì)細(xì)砂巖、變質(zhì)粉砂巖、石英砂巖和灰?guī)r透鏡體, 部分巖性層含三葉蟲、腕足等化石, 臺(tái)吉溝以南地區(qū)該套地層被下石炭統(tǒng)紅水泉組(C1)角度不整合覆蓋。研究區(qū)位于得爾布干斷裂構(gòu)造系, 區(qū)內(nèi)以NE向構(gòu)造為主, NW向構(gòu)造屬于次級(jí)構(gòu)造。NE向構(gòu)造主要表現(xiàn)為斷裂構(gòu)造、褶皺構(gòu)造、韌性變形及NE向展布的構(gòu)造巖漿巖帶; NW向構(gòu)造則僅表現(xiàn)為斷裂構(gòu)造和褶皺構(gòu)造。

1.2 采樣位置及樣品特征

采樣點(diǎn)位于內(nèi)蒙古呼倫貝爾盟額爾古納市黑山頭北偏東35°方向約60 km處的紅水泉地區(qū), 沿著烏蘭山北道溝兩側(cè)采集了奧陶系烏賓敖包組2件樣品, 具體位置如圖1b所示。經(jīng)室內(nèi)鏡下薄片鑒定, 樣品WBAB-O01為巖屑長(zhǎng)石石英砂巖, 樣品WBAB-O02為弱變質(zhì)巖屑石英砂巖。其中巖屑長(zhǎng)石石英砂巖(WBAB-O01)為淺褐色、碎屑結(jié)構(gòu)和層狀構(gòu)造, 主要礦物為石英(60%)、長(zhǎng)石(20%)、巖屑(15%)以及少量絹云母(<5%); 石英和長(zhǎng)石呈次棱角狀–次圓狀, 巖屑多呈次圓狀, 可見(jiàn)明顯絹云母化(圖2a、b)。弱變質(zhì)巖屑石英砂巖(WBAB-O02)為淺灰色, 變余砂質(zhì)結(jié)構(gòu), 變余層狀構(gòu)造, 巖石主要組成礦物為石英(70%), 火山巖巖屑(25%)以及少量長(zhǎng)石(<5%), 副礦物有鋯石、磁鐵礦等; 石英多為變質(zhì)石英和多晶石英, 呈變晶粒狀, 粒徑約0.2～0.8 mm, 具有明顯的波狀消光; 巖屑主要為凝灰?guī)r巖屑, 呈次棱角狀, 發(fā)生不完全脫波化現(xiàn)象(圖2c、d)。兩個(gè)樣品均呈現(xiàn)磨圓度低, 分選一般的特征, 顯示其結(jié)構(gòu)和成分成熟度均較低(圖2)。

圖1 中國(guó)東北部構(gòu)造地質(zhì)簡(jiǎn)圖(a; 據(jù)Xu et al., 2013修改)和黑山頭北部紅水泉1∶50000區(qū)域地質(zhì)圖(b)

Bt. 黑云母; Lv. 火山巖巖屑; Mic. 微斜長(zhǎng)石; Pl. 斜長(zhǎng)石; Qz. 石英; Ser. 絹云母。

2 分析方法和樣品處理

2.1 鋯石U-Pb年代學(xué)與微量元素測(cè)試

野外采集的兩個(gè)碎屑沉積巖樣品在廣東省廣州市拓巖檢測(cè)技術(shù)有限公司進(jìn)行鋯石分選。將各約8 kg的2個(gè)沉積巖樣品進(jìn)行清洗, 粉碎至80～100目左右, 用重液及磁選法進(jìn)行粗選, 之后在雙目鏡下人工挑選出晶形完整、透明度好、無(wú)明顯裂隙及包裹體的鋯石, 粘于環(huán)氧樹(shù)脂表面, 固化后進(jìn)行打磨拋光。對(duì)已拋光的樣品靶進(jìn)行顯微照相(透射光和反射光)和陰極發(fā)光(CL)照相, 檢查鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征, 在此基礎(chǔ)上進(jìn)行激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)原位微區(qū)分析。

鋯石原位U-Pb定年和微量元素分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用激光剝蝕電感耦合等離子質(zhì)譜儀(LA-ICP-MS)完成。使用的ICP-MS型號(hào)為Resolution M50和Agilent 7500a, 激光剝蝕系統(tǒng)為美國(guó)Resonetics公司的Resolution M50深紫外(DUV)193 nm ArF準(zhǔn)分子激光剝蝕儀。分析中采用的激光斑束直徑為29 μm, 頻率為8 Hz, 以國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為標(biāo)準(zhǔn)樣品, 用人工合成硅酸鹽玻璃NIST610進(jìn)行儀器最佳化。具體實(shí)驗(yàn)分析方法和步驟見(jiàn)文(Andersen, 2002; Yuan et al., 2007; 涂湘林等, 2011)。同位素比值數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal8.7 (Liu et al., 2010) 軟件平滑方法進(jìn)行, 年齡計(jì)算和成圖由Isoplot3.0程序完成(Ludwig, 2003), 各樣品有效數(shù)據(jù)均大于84個(gè), 滿足統(tǒng)計(jì)學(xué)要求(Dodson et al., 1988; Vermeesch, 2004; Andersen, 2005)。

2.2 鋯石原位Hf同位素分析

原位微區(qū)鋯石Lu-Hf同位素分析測(cè)試同樣在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。使用搭載RESOlution M-50激光剝蝕系統(tǒng)的Neptune Plus 型多接收等離子質(zhì)譜儀(MC-ICPMS),設(shè)備的詳細(xì)描述見(jiàn)文獻(xiàn)(Zhang L et al., 2014)。激光剝蝕參數(shù)如下: 激光束斑大小為45 μm; 頻率為6 Hz; 能量密度約4 J/cm2。正常單點(diǎn)分析包括28 s空白氣體收集和30 s激光剝蝕。每個(gè)分析包含400個(gè)周期, 每個(gè)周期的積分時(shí)間為0.131 s。用173Yb和175Lu校正176Yb和176Lu對(duì)176Hf的等壓干擾。校正時(shí)176Yb/173Yb和176Lu/175Lu的自然比值分別為0.79381 (Segal et al., 2003)和0.02656(Wu et al., 2006)。計(jì)算Hf值采用176Lu的衰變常數(shù)為1.865×10?11ar?1(Scherer et al., 2001)。Hf()值和 Hf 模式年齡計(jì)算中采用的球粒隕石和虧損地幔的176Hf/177Hf 比值分別為0.28277(Blichert-Toft and Albarède, 1997)和0.28325 (Griffin et al., 2000), 二階段模式年齡計(jì)算中采用平均地殼的f為?0.55 (Griffin et al., 2002)。

3 分析結(jié)果

圖3所示為各沉積巖樣品中代表性鋯石的CL圖像、測(cè)點(diǎn)位置以及相對(duì)應(yīng)的測(cè)點(diǎn)年齡和Hf()值。樣品 WBAB-O01和WBAB-O02的碎屑鋯石 U-Pb 年齡分析結(jié)果見(jiàn)表1, U-Pb年齡諧和圖與年齡頻譜圖見(jiàn)圖5; 鋯石原位微區(qū)Hf同位素測(cè)試分析結(jié)果詳見(jiàn)表2, 相關(guān)投圖見(jiàn)圖7和圖8。

3.1 鋯石特征

兩個(gè)碎屑沉積巖樣品中鋯石呈淺黃色–淺瑰色, 晶體粒徑集中于80～150 μm, 多呈自形–半自形晶, 少數(shù)古老年齡鋯石具相對(duì)較高的磨圓度(圖3), 反映巖石的主要物源區(qū)較近, 碎屑未經(jīng)長(zhǎng)距離的搬運(yùn)。CL圖像揭示大部分鋯石具有清晰的巖漿振蕩生長(zhǎng)環(huán)帶, 裂紋不發(fā)育, 且碎屑鋯石年齡與Th/U值散點(diǎn)圖(圖4)顯示Th/U值均大于0.1, 暗示鋯石為巖漿成因(Belousova et al., 2002; 吳元保和鄭永飛, 2004)。鋯石Th、U含量及Th/U值變化較大(Th/U=0.12～1.63) (表1), 表明碎屑物質(zhì)來(lái)源復(fù)雜, 物源區(qū)可能經(jīng)歷了復(fù)雜、多期次的地殼演化歷史。

3.2 LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學(xué)特征

對(duì)烏賓敖包組石英砂巖200粒碎屑鋯石進(jìn)行分析, 以諧和度>90%為標(biāo)準(zhǔn)遴選U-Pb年齡數(shù)據(jù), 共獲得193個(gè)有效數(shù)據(jù)。為了達(dá)到統(tǒng)計(jì)學(xué)意義, 當(dāng)年齡<1000 Ma時(shí), 選取206Pb/238U表面年齡討論, 當(dāng)年齡>1000 Ma時(shí), 選取207Pb/206Pb表面年齡討論。測(cè)試所得鋯石年齡范圍為434～2024 Ma, 主要集中于440～540 Ma和760～900 Ma兩個(gè)年齡區(qū)間。U-Pb年齡諧和曲線圖(圖5a, c)顯示大多數(shù)分析點(diǎn)落于諧和曲線上, 僅個(gè)別分析點(diǎn)偏離諧和曲線, 暗示少數(shù)鋯石可能存在一定程度的Pb丟失。

樣品WBAB-O01共得到96粒有效鋯石分析點(diǎn)。U-Pb 年齡分布范圍為451～2024 Ma(圖5a, b), 主要集中于兩組明顯不同的年齡區(qū)間451～540 Ma和787～961 Ma。具有2個(gè)主要年齡峰值490 Ma、826 Ma和3個(gè)次要年齡峰值505 Ma、806 Ma、960 Ma (圖5b), 其中最年輕的碎屑鋯石 U-Pb年齡為 451±5 Ma,時(shí)代為晚奧陶世, 4顆最古老鋯石 U-Pb 年齡分別為 1676±24 Ma、1791±31 Ma、1809±26 Ma和2024±24 Ma。

樣品WBAB-O02共得到97粒有效鋯石分析點(diǎn)。U-Pb 年齡分布范圍為440～1865 Ma(圖5c, d), 主要集中于兩組明顯的分布區(qū)間: 440～548 Ma和776～ 972 Ma, 具有3個(gè)主要年齡峰值447 Ma、491 Ma、808 Ma和4個(gè)次要峰值503 Ma、540 Ma、824Ma、924 Ma (圖5d)。最年輕的碎屑鋯石 U-Pb年齡為 440±4 Ma, 時(shí)代為晚奧陶世, 3顆最古老鋯石 U-Pb 年齡分別為1765±28 Ma、1798±21 Ma和1865±24 Ma。

3.3 鋯石原位微區(qū)Lu-Hf同位素特征

LA-MC-ICP-MS鋯石Hf同位素測(cè)試緊隨LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年之后, 選取樣品WBAB-O01和WBAB-O02具有諧和年齡的碎屑鋯石共120個(gè)點(diǎn)進(jìn)行原位鋯石Hf同位素組成測(cè)試, 測(cè)試位置與鋯石U-Pb定年位置相同(圖3)。

圖3 代表性鋯石陰極發(fā)光照片

表2 碎屑鋯石原位Lu-Hf同位素分析結(jié)果

續(xù)表2:分析點(diǎn)號(hào)年齡(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)iεHf(t)tDM1(Ma) tDM2(Ma)f(Lu/Hf) WBAB-O01 WBAB-O01-53540 0.046870 0.001023 0.282543 0.000010 0.282533 3.45 1004.1 1278.3 ?0.97 WBAB-O01-55498 0.031644 0.001006 0.282481 0.000010 0.282472 0.37 1090.9 1441.1 ?0.97 WBAB-O01-56791 0.043266 0.000664 0.282405 0.000010 0.282395 4.12 1188.0 1428.7 ?0.98 WBAB-O01-57473 0.089186 0.000953 0.282582 0.000011 0.282573 3.38 948.5 1230.8 ?0.97 WBAB-O01-59498 0.026046 0.002085 0.282508 0.000011 0.282489 0.97 1083.8 1403.1 ?0.94 WBAB-O01-60834 0.057874 0.000586 0.282367 0.000010 0.282358 3.81 1237.1 1482.3 ?0.98 WBAB-O01-64510 0.039579 0.001214 0.282618 0.000014 0.282606 5.36 904.3 1134.0 ?0.96 WBAB-O01-65961 0.080737 0.001905 0.282528 0.000012 0.282494 11.43 1050.4 1099.8 ?0.94 WBAB-O01-66474 0.047027 0.001032 0.282588 0.000012 0.282579 3.60 941.6 1217.7 ?0.97 WBAB-O01-68483 0.076146 0.001556 0.282501 0.000011 0.282487 0.53 1079.5 1418.4 ?0.95 WBAB-O01-70494 0.057460 0.001232 0.282546 0.000010 0.282534 2.48 1006.5 1304.5 ?0.96 WBAB-O01-72487 0.035972 0.000787 0.282538 0.000011 0.282530 2.18 1006.1 1317.7 ?0.98 WBAB-O01-73484 0.060603 0.001291 0.282509 0.000011 0.282497 0.93 1060.6 1394.5 ?0.96 WBAB-O01-74463 0.091965 0.001987 0.282635 0.000014 0.282617 4.72 898.8 1138.5 ?0.94 WBAB-O01-77488 0.028171 0.000647 0.282537 0.000015 0.282531 2.22 1003.7 1316.2 ?0.98 WBAB-O01-791798 0.025984 0.000530 0.281415 0.000013 0.281397 ?8.58 2536.8 2988.7 ?0.98 WBAB-O02 WBAB-O02-01494 0.032135 0.000730 0.282515 0.000012 0.282509 1.56 1035.5 1362.2 ?0.98 WBAB-O02-02495 0.031622 0.000673 0.282519 0.000012 0.282513 1.74 1029.1 1352.2 ?0.98 WBAB-O02-03811 0.058266 0.001203 0.282462 0.000010 0.282444 6.33 1123.5 1305.6 ?0.96 WBAB-O02-041865 0.005811 0.000109 0.281522 0.000009 0.281518 ?2.75 2366.7 2682.4 ?1.00 WBAB-O02-05505 0.040319 0.000927 0.282453 0.000012 0.282445 ?0.46 1127.9 1498.4 ?0.97 WBAB-O02-06856 0.021354 0.000541 0.282486 0.000013 0.282477 8.51 1071.2 1202.7 ?0.98 WBAB-O02-07491 0.038048 0.000828 0.282512 0.000010 0.282504 1.33 1043.6 1374.7 ?0.98 WBAB-O02-08476 0.031136 0.000722 0.282576 0.000014 0.282570 3.33 950.7 1236.9 ?0.98 WBAB-O02-09826 0.036825 0.000783 0.282331 0.000011 0.282319 2.21 1294.5 1575.9 ?0.98 WBAB-O02-11500 0.037343 0.000820 0.282535 0.000011 0.282528 2.38 1010.3 1315.7 ?0.98 WBAB-O02-12493 0.032349 0.000730 0.282565 0.000012 0.282558 3.31 966.3 1251.4 ?0.98 WBAB-O02-13501 0.048336 0.001055 0.282597 0.000013 0.282587 4.49 929.6 1182.2 ?0.97 WBAB-O02-16440 0.064933 0.001822 0.282722 0.000014 0.282707 7.28 768.2 954.1 ?0.95 WBAB-O02-17805 0.106694 0.002254 0.282390 0.000009 0.282355 3.05 1261.4 1507.1 ?0.93 WBAB-O02-18810 0.043787 0.000962 0.282416 0.000011 0.282402 4.80 1181.1 1401.1 ?0.97 WBAB-O02-20829 0.051254 0.001154 0.282440 0.000009 0.282422 5.95 1153.1 1342.9 ?0.97 WBAB-O02-21811 0.044227 0.000988 0.282409 0.000011 0.282394 4.56 1191.3 1416.5 ?0.97 WBAB-O02-22821 0.071687 0.001540 0.282412 0.000010 0.282388 4.57 1205.0 1423.6 ?0.95 WBAB-O02-23776 0.055839 0.001192 0.282407 0.000011 0.282389 3.62 1201.4 1449.3 ?0.96 WBAB-O02-26493 0.053275 0.001166 0.282523 0.000014 0.282512 1.67 1036.6 1354.4 ?0.96 WBAB-O02-27472 0.034371 0.000761 0.282555 0.000011 0.282548 2.49 981.0 1286.9 ?0.98 WBAB-O02-30490 0.032999 0.000972 0.282541 0.000013 0.282532 2.30 1006.5 1312.7 ?0.97 WBAB-O02-31493 0.044363 0.000741 0.282496 0.000011 0.282489 0.85 1063.4 1406.7 ?0.98 WBAB-O02-32790 0.025054 0.000540 0.282423 0.000012 0.282415 4.82 1158.7 1384.1 ?0.98 WBAB-O02-34802 0.043061 0.000942 0.282454 0.000011 0.282440 5.99 1126.9 1319.9 ?0.97 WBAB-O02-35809 0.108391 0.002445 0.282369 0.000012 0.282332 2.30 1298.1 1557.3 ?0.93 WBAB-O02-37780 0.052761 0.001214 0.282270 0.000010 0.282252 ?1.14 1394.5 1752.0 ?0.96 WBAB-O02-38819 0.033631 0.000744 0.282450 0.000011 0.282439 6.31 1127.3 1312.8 ?0.98 WBAB-O02-39502 0.057627 0.001197 0.282532 0.000012 0.282521 2.19 1024.4 1328.9 ?0.96 WBAB-O02-41515 0.032458 0.000748 0.282442 0.000012 0.282435 ?0.57 1138.4 1513.4 ?0.98 WBAB-O02 WBAB-O02-42832 0.067742 0.001439 0.282376 0.000011 0.282354 3.60 1252.8 1493.6 ?0.96 WBAB-O02-44513 0.061614 0.001410 0.282501 0.000012 0.282487 1.22 1075.4 1398.2 ?0.96 WBAB-O02-45491 0.041034 0.000951 0.282452 0.000009 0.282444 ?0.81 1130.0 1509.5 ?0.97 WBAB-O02-46823 0.067554 0.001408 0.282406 0.000011 0.282384 4.47 1209.8 1431.7 ?0.96 WBAB-O02-47440 0.139111 0.002614 0.282780 0.000014 0.282758 9.19 700.4 836.6 ?0.92 WBAB-O02-48542 0.074882 0.001689 0.282533 0.000013 0.282516 2.90 1037.0 1315.0 ?0.95 WBAB-O02-50446 0.056525 0.001422 0.282838 0.000014 0.282826 11.73 594.4 679.6 ?0.96 WBAB-O02-51809 0.041551 0.000911 0.282379 0.000010 0.282365 3.47 1231.6 1483.4 ?0.97 WBAB-O02-52475 0.051693 0.001203 0.282546 0.000011 0.282535 2.09 1005.1 1314.0 ?0.96 WBAB-O02-53485 0.056328 0.001227 0.282436 0.000010 0.282425 ?1.59 1161.4 1554.7 ?0.96 WBAB-O02-54815 0.057006 0.001276 0.282451 0.000011 0.282431 5.96 1142.3 1331.9 ?0.96 WBAB-O02-57800 0.048161 0.001011 0.282373 0.000011 0.282357 3.01 1243.6 1505.7 ?0.97 WBAB-O02-58450 0.222719 0.005251 0.282785 0.000016 0.282740 8.79 747.3 869.6 ?0.84 WBAB-O02-591798 0.002988 0.000056 0.281414 0.000011 0.281413 ?8.03 2507.2 2955.1 ?1.00 WBAB-O02-61496 0.038821 0.000921 0.282394 0.000014 0.282385 ?2.75 1210.8 1636.0 ?0.97 WBAB-O02-62480 0.065233 0.001695 0.282410 0.000018 0.282395 ?2.77 1213.3 1625.2 ?0.95 WBAB-O02-64825 0.033145 0.000743 0.282422 0.000010 0.282410 5.44 1166.7 1372.3 ?0.98 WBAB-O02-65495 0.026970 0.000595 0.282452 0.000011 0.282447 ?0.61 1119.8 1500.1 ?0.98 WBAB-O02-67808 0.040041 0.000912 0.282406 0.000014 0.282392 4.41 1194.3 1424.1 ?0.97 WBAB-O02-69914 0.044241 0.001060 0.282358 0.000013 0.282340 4.92 1265.9 1473.4 ?0.97 WBAB-O02-70787 0.027478 0.000589 0.282354 0.000012 0.282345 2.29 1256.1 1541.5 ?0.98 WBAB-O02-74794 0.034474 0.000883 0.282458 0.000013 0.282445 5.97 1120.4 1314.8 ?0.97 WBAB-O02-75960 0.127766 0.002792 0.282219 0.000011 0.282169 -0.10 1530.4 1824.2 ?0.92 WBAB-O02-76521 0.056793 0.001267 0.282592 0.000012 0.282580 4.69 941.2 1185.0 ?0.96 WBAB-O02-78484 0.061865 0.001333 0.282624 0.000013 0.282612 5.01 897.5 1136.2 ?0.96 WBAB-O02-81507 0.042702 0.000967 0.282477 0.000013 0.282468 0.43 1095.4 1444.0 ?0.97 WBAB-O02-831765 0.028529 0.000596 0.281421 0.000010 0.281401 ?9.18 2533.1 3000.6 ?0.98 WBAB-O02-88444 0.032882 0.000720 0.282508 0.000010 0.282502 0.23 1045.6 1408.5 ?0.98 WBAB-O02-90808 0.029774 0.000661 0.282424 0.000012 0.282414 5.19 1161.1 1375.0 ?0.98 WBAB-O02-98972 0.100242 0.002467 0.282512 0.000012 0.282467 10.72 1090.4 1153.2 ?0.93

圖4 碎屑鋯石U-Pb年齡與Th/U比值散點(diǎn)圖

Fig.4 Plots of Th/U ratios versus U-Pb ages of detrital zircons

樣品WBAB-O01選取60個(gè)鋯石Hf同位素分析點(diǎn)進(jìn)行測(cè)試, 結(jié)果顯示鋯石中初始176Hf/177Hf比值范圍廣, 介于 0.281319～0.282670之間,Hf()值為?8.58～+11.43(表2和圖7)。鋯石Hf同位素二階段模式年齡(DM2)變化于0.9～3.0 Ga之間, 主要集中于1.0～1.5 Ga(表2和圖8a)。

樣品WBAB-O02同樣選取60個(gè)鋯石進(jìn)行Hf同位素分析測(cè)試, 結(jié)果顯示鋯石中初始176Hf/177Hf比值介于 0.281401～0.282826之間,Hf()值為?9.18～+11.73 (表2和圖7)。鋯石Hf同位素模式年齡(DM2)變化于0.8～3.0 Ga之間, 主要集中于1.0～1.5 Ga (表2和圖8b)。

3.4 鋯石微量元素特征

2個(gè)樣品大多數(shù)碎屑鋯石重稀土元素 (HREE) 相對(duì)輕稀土元素 (LREE) 富集, 并顯示Ce正異常和Eu負(fù)異常的特征(圖9), 與花崗巖和偉晶巖中的結(jié)晶鋯石稀土元素特征相一致(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002)。碎屑鋯石稀土元素含量介于206′10?6～2987′10?6之間, 暗示這些鋯石晶體與典型的殼源巖漿鋯石相類似(Heaman et al., 1990; Hoskin and Ireland, 2000; Hoskin and Schaltegger, 2003)。

4 討 論

4.1 烏賓敖包組的沉積時(shí)限

前人對(duì)內(nèi)蒙古額爾古納地區(qū)北部奧陶系烏賓敖包組地層沉積時(shí)代的確定, 主要依據(jù)野外地層的接觸關(guān)系、巖性對(duì)比以及古生物證據(jù)。但由于缺乏確切詳細(xì)的同位素年代學(xué)證據(jù)的支持, 區(qū)域構(gòu)造演化歷史的認(rèn)識(shí)受到嚴(yán)重制約。研究區(qū)與鄰區(qū)在不同時(shí)期開(kāi)展的地質(zhì)工作對(duì)于該套地層的劃分不同。1957～1958年, 內(nèi)蒙古地質(zhì)局呼和浩特幅地質(zhì)隊(duì)在該區(qū)進(jìn)行1∶100 萬(wàn)區(qū)域填圖時(shí), 將這套地層劃為早二疊世(內(nèi)蒙古地質(zhì)局呼和浩特幅地質(zhì)隊(duì), 1958); 1972年, 中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院在編制1∶400 萬(wàn)地質(zhì)圖時(shí), 將其劃為早中泥盆世(地質(zhì)科學(xué)研究院, 1972); 1979 年, 內(nèi)蒙古區(qū)調(diào)一隊(duì)在二連浩特地區(qū)進(jìn)行查干敖包幅1∶20 萬(wàn)區(qū)域地質(zhì)調(diào)查時(shí), 通過(guò)地層中的三葉蟲、腕足等化石, 首次建立早奧陶世地層烏賓敖包組, 并劃分了3個(gè)巖性段(內(nèi)蒙古區(qū)測(cè)三隊(duì), 1979); 1991年, 內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局根據(jù)不同地點(diǎn)烏賓敖包組內(nèi)所含化石, 將該組時(shí)代定為大灣期至廟坡期(內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1991)。2008～2010年, 內(nèi)蒙古自治區(qū)地質(zhì)調(diào)查院對(duì)該套地層進(jìn)行了重新厘定, 認(rèn)為該地層中含三葉蟲、腕足等化石的第一巖段為烏賓敖包組, 其上部二、三段不含化石的地層為更年輕的地層(寶音烏力吉等, 2011)。然而, 由于烏賓敖包組上部并未發(fā)現(xiàn)化石, 其準(zhǔn)確的形成時(shí)代未能得到確認(rèn)。

圖5 額爾古納紅水泉地區(qū)奧陶系烏賓敖包組碎屑鋯石U-Pb年齡諧和圖與頻譜圖

圖6 黑山頭北部烏賓敖包組地層與鄰區(qū)相同地層年齡頻譜曲線對(duì)比(圖b數(shù)據(jù)引自陳彥等, 2014; 圖c數(shù)據(jù)引自楊志新等, 2018)

在連續(xù)巖漿事件和沉積事件的地質(zhì)背景下, 沉積巖碎屑鋯石中最年輕的U-Pb年齡提供了最大的沉積年齡, 該年齡可近似認(rèn)定為該地層的沉積下限(Dickinson and Gehrels, 2009; Cawood et al., 2012; Yang et al., 2013; Wang et al., 2016)。如圖5a、b所示, 巖屑長(zhǎng)石石英砂巖(WBAB-O01)碎屑鋯石具有多個(gè)年齡群組, 年齡介于451～2024 Ma之間, 最年輕的單顆鋯石年齡為451±4.6 Ma; 弱變質(zhì)巖屑石英砂巖(WBAB-O02)中碎屑鋯石同樣具有相似的多個(gè)年齡群組(圖5c、d), 年齡區(qū)間為440～1865 Ma, 最年輕的單顆粒鋯石年齡為440±4 Ma, 說(shuō)明紅水泉烏賓敖包組沉積年齡不早于晚奧陶世。這與南部?jī)?nèi)蒙古蘇尼特左旗烏賓敖包組最年輕碎屑鋯石年齡, 以及內(nèi)蒙古蘇尼特左旗敖包亭渾迪組凝灰?guī)r所獲得的鋯石年齡基本一致(陳彥等, 2014; 楊志新等, 2018), 但與Zhang Y H et al. (2014)對(duì)額爾古納西北部(紅水泉北部近七卡地區(qū))烏賓敖包組石英砂巖中碎屑鋯石的研究略有差異, 七卡地區(qū)鋯石的最小諧和年齡為 461 Ma, 并認(rèn)為其形成時(shí)代為中奧陶世。顯然, 研究區(qū)烏賓敖包組沉積砂巖可能形成于440 Ma左右, 即晚奧陶世。

4.2 烏賓敖包組物源區(qū)分析

鋯石作為自然界最穩(wěn)定的單礦物之一, 其抗風(fēng)化能力強(qiáng), 受沉積分選影響小, 且U-Th-Pb同位素體系封閉溫度高, 后期構(gòu)造熱事件對(duì)其影響較小(Lee et al., 1997; Cawood and Nemchin, 2000; Zhang et al., 2001), 因此, 碎屑鋯石年齡譜廣泛應(yīng)用于沉積巖物質(zhì)來(lái)源與沉積序列的分析研究當(dāng)中(Han et al., 2011; Wang et al., 2016, 2018, 2019)。研究區(qū)烏賓敖包組沉積砂巖中的碎屑鋯石顯示明顯的巖漿振蕩生長(zhǎng)環(huán)帶(圖3e), 大多數(shù)鋯石Th/U值均大于0.1(圖4、表1), 并且鋯石REE標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖表現(xiàn)為左傾(圖9), 表明絕大多數(shù)碎屑鋯石為巖漿成因。巖漿鋯石微量元素豐度隨著寄主巖石從超基性到酸性逐漸增多, 花崗巖類中的鋯石稀土元素總量甚至能夠達(dá)到百分含量級(jí)(Belousova et al., 2002), 本研究絕大多數(shù)鋯石樣品稀土元素豐度高, 且稀土元素配分模式顯示強(qiáng)烈的Ce正異常和Eu負(fù)異常(圖9), 顯示為典型的殼源巖漿鋯石特征; CL圖像(圖3)顯示鋯石樣品具有較窄的巖漿振蕩環(huán)帶, 暗示其微量元素?cái)U(kuò)散速度慢, 形成于花崗質(zhì)巖結(jié)晶時(shí)的低溫條件。因此, 樣品碎屑鋯石源區(qū)寄主巖石應(yīng)為花崗質(zhì)巖及對(duì)應(yīng)火山巖。

本次研究從樣品WBAB-O01和WBAB-O02中共得到193顆碎屑鋯石, 這些碎屑鋯石記錄了從古元古代到早古生代(440±4 Ma～2024±24 Ma)的地質(zhì)事件, 鋯石的年齡分布在440～540 Ma, 750～950 Ma及1700～2000 Ma 3個(gè)主要年齡區(qū)間內(nèi), 顯示的3個(gè)主要峰值年齡約為492 Ma、507 Ma和805 Ma, 3個(gè)次要峰值年齡為447 Ma, 825 Ma和 961 Ma(圖6a)。研究區(qū)紅水泉烏賓敖包組奧陶系砂巖樣品、額爾古納七卡地區(qū)烏賓敖包組奧陶系砂巖(Zhang Y H., et al., 2014)和大興安嶺北段奧陶系–泥盆系砂巖具有較為相似的碎屑鋯石年齡群組(Han et al., 2011)(圖10), 暗示兩者可能存在相似穩(wěn)定的物源區(qū)提供持續(xù)碎屑沉積物。

圖7 碎屑鋯石結(jié)晶年齡與εHf(t)值和初始176Hf/177Hf比值投圖

圖8 碎屑鋯石二階段Hf同位素模式年齡直方圖

早古生代(440～540 Ma)的碎屑鋯石有兩個(gè)主要峰值年齡: 492 Ma和507 Ma(圖10a)。我國(guó)東北地區(qū), 尤其是額爾古納與興安地塊大量出露的同時(shí)期巖體可能成為物源區(qū), 如興蒙造山帶東段多寶山地區(qū) 485 Ma鈣堿性系列花崗閃長(zhǎng)巖(葛文春等, 2007a), 大興安嶺東北部460～500 Ma后碰撞性質(zhì)的I型花崗巖(葛文春等, 2007b)及大興安嶺北部標(biāo)志著碰撞拼合完成的504～517 Ma洛古河巖體(武廣等, 2005)。西伯利亞克拉通南緣、圖瓦地塊西緣和中蒙古微陸塊的一系列變質(zhì)雜巖體成巖年齡也為～500 Ma (Sal’nikova et al., 1998, 2001; Donskaya et al., 2000; Khain et al., 2003; Kozakov et al., 2007; Gladkochub et al., 2008), 但早古生代與研究區(qū)所在額爾古納地塊相距甚遠(yuǎn)。考慮到早古生代古亞洲洋并沒(méi)有最終閉合, 額爾古納–興安聯(lián)合地塊與南部微陸塊仍未拼貼閉合已達(dá)成共識(shí), 我國(guó)華北克拉通及南部地區(qū), 如佳木斯地塊麻山組雜巖體(Wilde et al., 1997, 2000, 2003; Han et al., 2011)等多個(gè)早古生代碰撞造山帶無(wú)法為研究區(qū)提供物源。本年齡段存在一個(gè)次要年齡峰值447 Ma, 結(jié)合研究區(qū)大地構(gòu)造位置及碎屑鋯石形態(tài)特征, 筆者認(rèn)為其物源應(yīng)為近源性地質(zhì)體, 如內(nèi)蒙古阿龍山地區(qū)446～464 Ma黑云母二長(zhǎng)花崗巖體(Zhao et al., 2014), 大興安嶺中北段莫爾道嘎地區(qū)458 Ma巨斑狀二長(zhǎng)花崗巖(奈宏全等, 2012)和多寶山地區(qū)463 Ma安山巖(Li et al., 2017)。同時(shí), 研究區(qū)早古生代鋯石Hf()值介于?2.77～+11.73之間(圖7), Hf同位素二階段模式年齡為680 Ma～ 1636 Ma(圖8和表2), 表明源區(qū)巖石大部分為新增生地殼部分熔融的產(chǎn)物, 少部分來(lái)源于中–新元古代地殼物質(zhì)的活化改造。該年齡段樣品鋯石形態(tài)多呈自形–半自形, 說(shuō)明碎屑物質(zhì)搬運(yùn)距離短, 物源區(qū)較近。綜上所述, 研究區(qū)烏賓敖包組砂巖440～540 Ma之間的碎屑物質(zhì)應(yīng)主要為來(lái)自于額爾古納地塊和鄰區(qū)興安地塊出露的早古生代花崗質(zhì)地質(zhì)體。

圖9 碎屑鋯石稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式圖(球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

新元古代(750～950 Ma)碎屑鋯石顆粒主要峰值年齡為805 Ma, 次要峰值年齡為825 Ma和961 Ma, 與大興安嶺北段奧陶系–泥盆系砂巖具有很好的對(duì)應(yīng)性(圖10)。新元古代巖漿巖主要出露于額爾古納地塊, 興安地塊則很少報(bào)道。如額爾古納紅水泉地區(qū)780 Ma的眼球狀花崗質(zhì)片麻巖(作者未發(fā)表資料), 塔河新林西緣滿歸和碧水792～927 Ma花崗質(zhì)侵入巖(Wu et al., 2000), 太平林場(chǎng)840～830 Ma、800～ 780 Ma和730～720 Ma花崗片麻巖(張麗等, 2013), 額爾古納地塊中部737～851 Ma A型花崗巖和基性巖脈(Tang et al., 2013)。以上地質(zhì)體均有可能為烏賓敖包組砂巖提供新元古代沉積物質(zhì)。中蒙古, 圖瓦–蒙古微陸塊以及西伯利亞克拉通西北部這些塊體基底中極少量約800 Ma的鋯石則不考慮作為主要物源區(qū)。該年齡段Hf()值介于?1.14和+11.43之間(圖7), Hf同位素二階段模式年齡為1100～1824 Ma(圖8和表2), 表明其源區(qū)新元古代巖石是增生新地殼形成, 少量來(lái)源于早–中元古代地殼物質(zhì)的改造。此外, 砂巖樣品中還存在極少量中元古代的古老鋯石, 峰值年齡約1787 Ma(圖10a), 該年齡段Hf()均為負(fù)值(圖7), Hf同位素二階段模式年齡為2682～3016 Ma (圖8和表2)。額爾古納地塊興華渡口群變碎屑巖(苗來(lái)成等, 2007)和興安地塊十七站地區(qū)一帶(孫立新等, 2013)花崗質(zhì)片麻巖(1854±20 Ma)等作為前寒武紀(jì)結(jié)晶基底, 可為研究區(qū)提供物質(zhì)來(lái)源。

4.3 構(gòu)造背景及其地質(zhì)意義

興蒙造山帶作為中亞造山帶東段的重要組成部分, 記錄了古亞洲洋發(fā)展演化及多塊體碰撞拼貼的過(guò)程(Xiao et al., 2003; Li, 2006; Jian et al., 2008; Xu et al., 2015), 早古生代則被認(rèn)為是古亞洲洋俯沖過(guò)程的重要時(shí)期。前人針對(duì)興蒙造山帶北緣出露的大量巖漿巖帶進(jìn)行了細(xì)致分析(Xiao et al., 2003; 葛文春等, 2007a; 趙利剛等, 2012; Xu et al., 2013; 錢筱嫣等, 2017; 唐建洲等, 2018), 然而通過(guò)探討同期碎屑沉積巖從而對(duì)早古生代構(gòu)造演化提供相應(yīng)約束的研究較少。前文探討得到砂巖鋯石樣品最年輕峰值年齡為～447 Ma, 該年齡所記錄地質(zhì)事件間接觸發(fā)了黑山頭紅水泉烏賓敖包組砂巖的形成, 且樣品中440～500 Ma鋯石形態(tài)學(xué)、Hf同位素特征與額爾古納、興安地塊早古生代相關(guān)巖體相一致(Han et al., 2015), 判斷其物質(zhì)來(lái)源為額爾古納–興安地塊出現(xiàn)的同期巖漿, 同時(shí)記錄了早古生代額爾古納地塊與興安地塊拼貼演化過(guò)程。由于研究區(qū)與蘇尼特左旗北部之間的賀根山–黑河縫合帶在早古生代時(shí)期并未閉合(趙英利等, 2018), 二者屬于不同構(gòu)造單元, 因此即使位于興安地塊西部蘇尼特左旗地區(qū)的同時(shí)代沉積地層與研究區(qū)烏賓敖包組具有極為相似的峰值年齡組成(圖6), 二者物源和構(gòu)造體制仍然不同(Chen et al., 2000; 石玉若等, 2005; 陳彥等, 2014; 唐建洲等, 2018)。關(guān)于研究區(qū)烏賓敖包組物源區(qū)巖體所記錄的構(gòu)造事件, 前人已進(jìn)行了充足的研究工作, 內(nèi)蒙古阿龍山地區(qū)446～464 Ma黑云母二長(zhǎng)花崗巖體為高鉀鈣堿性A型花崗巖, 主元素、微量元素和Hf同位素地球化學(xué)數(shù)據(jù)顯示其形成于后碰撞伸展環(huán)境(Zhao et al., 2014); 佘宏全等(2012)認(rèn)為大興安嶺中北段莫爾道嘎地區(qū)～458 Ma巨斑狀二長(zhǎng)花崗巖為晚奧陶世–晚志留世多寶山–伊爾斯島弧與鄂倫春–額爾古納地塊弧陸碰撞的產(chǎn)物, 并認(rèn)為該過(guò)程也直接誘發(fā)了烏賓敖包組碎屑巖沉積作用(佘宏全等, 2012); 而近年來(lái)大量學(xué)者根據(jù)額爾古納地塊早古生代(460～500 Ma)花崗巖的一系列年代學(xué)、地球化學(xué)特征, 同時(shí)結(jié)合巖石組合以及區(qū)域構(gòu)造演化資料則認(rèn)為, 這些巖體均形成于額爾古納與興安地塊的后碰撞階段(武廣等, 2005; 葛文春等, 2007a、b)。綜合前人研究, 并結(jié)合研究區(qū)大地構(gòu)造位置, 鋯石年齡峰值及Hf同位素比值特征, 我們推測(cè)額爾古納地塊與興安地塊于～500 Ma左右發(fā)生初始碰撞, 形成新林–喜貴圖縫合帶, 隨后于440～460 Ma處于后碰撞伸展階段, 同時(shí)洋殼俯沖位置退移至多寶山–扎蘭屯–伊爾施一線, 該過(guò)程在額爾古納–興安聯(lián)合地塊形成大量中高鉀鈣堿性特征的中酸性巖漿巖, 并觸發(fā)額爾古納黑山頭地區(qū)中–晚奧陶世烏賓敖包組發(fā)生復(fù)理石沉積, 持續(xù)沉積過(guò)程中接受來(lái)自額爾古納–興安地塊碎屑物質(zhì)的聯(lián)合貢獻(xiàn), 該結(jié)論同時(shí)論證了～490 Ma古亞洲洋閉合過(guò)程中額爾古納與興安地塊已然完成碰撞拼貼的客觀事實(shí)(武廣等, 2005; 劉永江等, 2010; 佘宏全等, 2012)。樣品中早古生代與新元古代的鋯石Hf()值絕大多數(shù)為正值, Hf兩階段模式年齡主要分布于1200～1600 Ma之間, 反映了我國(guó)東北地區(qū)存在早古生代和新元古代兩期大規(guī)模的地殼生長(zhǎng)事件。

圖10 黑山頭北部與興蒙造山帶北段鋯石年齡數(shù)據(jù)頻譜圖(圖b數(shù)據(jù)來(lái)自Han et al., 2011)

5 結(jié) 論

(1) 碎屑鋯石U-Pb年代學(xué)顯示, 紅水泉烏賓敖包組沉積下限年齡為440 Ma左右, 時(shí)代不早于晚奧陶世。

(2) 烏賓敖包組砂巖碎屑鋯石均為巖漿鋯石, 3個(gè)主要年齡區(qū)間為440～540 Ma, 750～950 Ma, 1700～2000 Ma, 3個(gè)主要峰值年齡約為492 Ma、507 Ma和805 Ma, 3個(gè)次要峰值年齡約為447 Ma、825 Ma和961 Ma, 反映砂巖具有多物源沉積的特征。

(3) 原位微區(qū)Lu-Hf同位素特征顯示, 鋯石Hf()值絕大多數(shù)為正值(+0.23～+11.73), 極少量為負(fù)值(?9.18 ～?0.10), 結(jié)合鋯石Hf模式年齡, 推測(cè)烏賓敖包組碎屑源區(qū)主要以早古生代和新元古代新增生地殼物質(zhì)為主, 同時(shí)存在少量中元古代晚期古老地殼物質(zhì)的活化改造。

(4) 結(jié)合前人研究成果, 我們認(rèn)為研究區(qū)烏賓敖包組砂巖沉積作用與古亞洲洋早古生代演化過(guò)程中額爾古納–興安地塊的后碰撞伸展環(huán)境相關(guān), 沉積過(guò)程中接受來(lái)自額爾古納–興安地塊碎屑物質(zhì)的聯(lián)合貢獻(xiàn)。

致謝:中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所吳丹老師和張樂(lè)老師在樣品鋯石 U-Pb 年齡、鋯石微量元素和鋯石原位Hf同位素測(cè)試實(shí)驗(yàn)中給予了大量的幫助; 吉林大學(xué)葛文春教授和另外一名匿名審稿專家提供了寶貴的意見(jiàn)和建議, 筆者在此一并表示衷心的感謝。

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Age and provenance of the Ordovician Wubinaobao Formation in Erguna area of Inner Mongolia: Evidence from U-Pb geochronology, Lu-Hf isotopes geochemistry of detrital zircons

HUANG Zetao1, 2, 3, LIANG Xinquan1, 2*, LIANG Xirong1, 2, SONG Tianjiao1, 2, 3, Wang Ce4

(1.State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 2. CAS Center for Excellence in Deep Earth Science, Guangzhou 510640, Guangdong, China; 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 4. School of Marine Sciences, Sun Yat-sen University, Zhuhai 519082, Guangdong, China)

We present U-Pb ages and Lu-Hf isotope data of detrital zircons from quartz sandstones of the Ordovician Wubinaobao Formation in the Hongshuiquan area, Erguna, Inner Mongolia, in an attempt to constrain the formation age and provenance, and to further discuss the sedimentary tectonic setting. Thet majority of studied detrital zircons are euhedral-subhedral in shape and display typical oscillatory zoning in Cathodoluminescence images, and have higher Th/U ratios (0.12 to 1.63), which suggested to be magmatic. Combined with trace element characteristics and chondrite-normalized Rare-earth element patterns, it is concluded that the host rock of detrital zircons should be granitoids. Two sandstone samples have similar age and Hf isotope compositions and show three dominant populations of: (1) 440 to 540 Ma, with two dominant age peaks at ca. 492 Ma and 506 Ma, subordinate age peak at ca. 447 Ma;Hf() values between ?2.77 to +11.73 with Hf isotopic model ages (DM2) range from 680 Ma to 1636 Ma; (2) 750 to 950 Ma, with dominant age peak at ca. 805 Ma, two subordinate age peaks at ca. 825 Ma and 961 Ma;Hf() values between ?1.14 to +11.43, with Hf isotopic model ages (DM2) range from 1100 Ma to 1824 Ma; (3) 1700 to 2000 Ma, with major age peak at ca. 1787 Ma;Hf() values between ?9.18 to ?2.75, with Hf isotopic model ages (DM2) range from 2082 Ma to 3016 Ma. All detrital zircons displayHf() values between?9.18 to +11.73, with Hf isotopic model ages (DM2) ranging from 680 to 3016 Ma. Most zircon Hf isotope compositions are between chondrites and depleted mantle standard lines, indicating that the sedimentary provenance is mainly new crustal materials from Mesozoic and Neoproterozoic, and a small amount of ancient crustal materials from late Mesoproterozoic. In this paper, we suggest that the depositional age of Wubinaobao Formation was Late Ordovician, and that the provenances were dominantly derived from the Erguna and Xing’an terranes, which was probably attributed to the collision of Erguna and Xing’an blocks and the subsequent extensional collapse of orogen during the evolution of Paleo-Asian Ocean in Early Paleozoic.

Detrital zircon; U-Pb geochronology; Lu-Hf isotopes; provenance; Paleo-Asian Ocean tectonic evolution

P588.121; P597.3

A

0379-1726(2022)01-0098-25

10.19700/j.0379-1726.2022.01.008

2020-05-19;

2020-07-30

國(guó)家自然科學(xué)基金(41576040, 41072081, 40872080)和廣東省自然科學(xué)基金(2017A030313250)聯(lián)合資助。

黃澤濤(1994–), 男, 碩士研究生, 構(gòu)造地質(zhì)學(xué)專業(yè)。E-mail: 842831608@qq.com

梁新權(quán)(1964–), 男, 副研究員, 從事大地構(gòu)造、地球化學(xué)方向的研究。E-mail: liangxq@gig.ac.cn