内蒙古额尔古纳红水泉地区奥陶系乌宾敖包组沉积时代及物源区分析:碎屑锆石U-Pb年代学, Lu-Hf同位素地球化学证据

黄泽涛, 梁新权, 梁细荣, 宋天骄, 王 策

内蒙古额尔古纳红水泉地区奥陶系乌宾敖包组沉积时代及物源区分析:碎屑锆石U-Pb年代学, Lu-Hf同位素地球化学证据

黄泽涛1, 2, 3, 梁新权1, 2*, 梁细荣1, 2, 宋天骄1, 2, 3, 王 策4

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院深地科学卓越创新中心, 广东 广州 510640; 3. 中国科学院大学, 北京 100049; 4. 中山大学 海洋科学学院, 广东 珠海 519082)

选取内蒙古额尔古纳红水泉地区奥陶系乌宾敖包组石英砂岩进行碎屑锆石U-Pb年龄、原位Lu-Hf同位素研究, 尝试限定该地层形成时代及碎屑物质来源, 并探讨其沉积大地构造环境。结果显示, 采自该地层的2个砂岩样品中的碎屑锆石多数发育典型的岩浆振荡生长环带, 呈自形–半自形且具有较高的Th/U值(0.12～1.63), 均暗示它们多数为岩浆成因。结合微量元素特征及稀土元素配分模式图, 认为碎屑锆石寄主岩石应为花岗质杂岩体。2个砂岩样品具有相似的年龄和Hf同位素组成, 锆石年龄分布大致可分为3个主要年龄区间: (1)440～540 Ma, 主峰值年龄约为 492 Ma和506 Ma, 次峰值年龄为 447 Ma;Hf()值介于−2.77～+11.73之间, Hf的两阶段模式年龄为680～1636 Ma; (2)750～950 Ma, 主峰值年龄为805 Ma, 次峰值年龄为825 Ma和961 Ma;Hf() 值介于−1.14～+11.43之间, Hf的两阶段模式年龄为1100～1824 Ma; (3)1700～2000 Ma,峰值年龄为1787 Ma;Hf()值介于−9.18～−2.75之间, Hf的两阶段模式年龄为2682～3016 Ma。所有样品碎屑锆石Hf() 值为−9.18～+11.73, Hf的两阶段模式年龄为680～3016 Ma, 大部分锆石的Hf同位素组成集中于球粒陨石与亏损地幔标准线之间, 表明沉积物源以早古生代和新元古代新增生地壳物质为主, 同时存在少量中元古代晚期古老地壳物质的活化改造。结合前人已报道的邻区相关岩体年代学及地球化学资料, 研究区乌宾敖包组的沉积时代不早于晚奥陶世, 沉积物主要来自额尔古纳和兴安地块的近缘碎屑物, 其形成与早古生代时期古亚洲洋演化过程中额尔古纳与兴安地块碰撞拼贴以及随后的伸展垮塌相关。

碎屑锆石; U-Pb年代学; Lu-Hf同位素; 沉积物源; 古亚洲洋构造演化

0 引 言

中亚造山带夹持于西伯利亚克拉通、华北克拉通和塔里木克拉通之间, 是全球显生宙陆壳长期增生与改造最显著的地区(Sengör et al., 1993; Xiao et al., 2003; Jian et al., 2008; Wang et al., 2009; Xu et al., 2015)。兴蒙造山带位于中亚造山带东段, 显生宙以来记录了古亚洲洋构造体系演化的各个阶段, 包括古亚洲洋的开启与俯冲岛弧, 多个微陆块(自西向东为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩–张广才岭地块和佳木斯–兴凯地块)碰撞拼贴, 该过程以大规模年轻地壳增生为特征(Jahn, 2004; Kröner et al., 2007; Xu et al., 2013)(图1a), 最终于古生代早期–中生代早期闭合于索伦缝合带, 是全球范围内研究增生型造山带构造演化的天然场所(Sengör and Natal’in, 1996; Xiao et al., 2003; Li, 2006; 许文良等, 2013; Tang et al., 2013)。中亚造山带东段构造演化的最大争议在于其发展过程的阶段性及古亚洲洋的闭合时限(Xiao et al., 2012; Xu et al., 2013), 其晚期的碰撞拼贴结果建立于前期的俯冲增生过程之上。早古生代作为古亚洲洋岛弧俯冲, 大陆增生的重要阶段, 近年来得到学者们的广泛关注, 而研究该区早古生代的沉积事件及沉积学证据可以为认识兴蒙造山带的构造演化提供更广阔的思路。

额尔古纳地区大地构造位置处于额尔古纳地块东北部, 该区不仅经历了古生代的古亚洲洋构造体系演化, 在中生代和新生代还叠加了蒙古–鄂霍茨克缝合带和古太平洋构造体系的影响(Sengör et al., 1993; Xiao et al., 2003; Li, 2006; Windley et al., 2007; Xu et al., 2013; 许文良等, 2013; Tang et al., 2014)(图1a)。为了解该地区长期复杂的地质演化历史, 学者们进行了大量的火成岩岩石学、地球化学和同位素年代学研究(吴福元等, 1999; Wu et al., 2000, 2011; 洪大卫等, 2003; 武广等, 2005; 隋振民等, 2006, 2009; 葛文春等, 2007a; 张吉衡等, 2009;王召林等, 2010; Zhao et al., 2014)。然而, 对于该区出露的早古生代沉积地层的研究相对较少, 且研究方法单一, 限制了对区域沉积演化过程的认识。碎屑锆石U-Pb定年及Lu-Hf同位素示踪, 目前已经广泛应用于精细沉积学研究, 是沉积时代限定、源区分析、古地理重建及地质历史反演等强有力的构造指示器和不可缺少的研究方法。本研究选取黑山头北部红水泉奥陶系砂岩进行碎屑锆石 U-Pb 测年, 结合锆石原位微区Lu-Hf同位素测试, 与邻区相似地层及中亚造山带东部重要地质体进行年龄峰值对比, 从而校正地层的沉积下限年龄, 预测可能的沉积物源区, 推断其沉积演化过程, 为进一步认识古亚洲洋早古生代的构造演化提供新的思路和证据。

1 地质背景及样品特征

1.1 区域地质背景

研究区位于内蒙古额尔古纳地区黑山头北部, 接近与俄罗斯的交界地带。大地构造位置上位于北部西伯利亚板块与南部华北板块所夹持的中亚造山带东段, 处于兴蒙造山带北缘(图1a)。该区主要出露青白口系佳疙瘩组、震旦系额尔古纳河组、奥陶系中下统乌宾敖包组、石炭系下统红水泉组、白垩系下统永胜村火山岩、第四系全新统(图1b)。乌宾敖包组集中分布于北部的乌兰山北道沟与台吉沟一带, 向北、东延伸, 构造线呈NNW至NW向。出露面积约30 km2, 出露的地层厚度大于1363 m。岩性组合为灰黄、灰绿和灰色绢云千枚岩, (钙质、含炭)千枚板岩夹变质砾岩、变质细砂岩、变质粉砂岩、石英砂岩和灰岩透镜体, 部分岩性层含三叶虫、腕足等化石, 台吉沟以南地区该套地层被下石炭统红水泉组(C1)角度不整合覆盖。研究区位于得尔布干断裂构造系, 区内以NE向构造为主, NW向构造属于次级构造。NE向构造主要表现为断裂构造、褶皱构造、韧性变形及NE向展布的构造岩浆岩带; NW向构造则仅表现为断裂构造和褶皱构造。

1.2 采样位置及样品特征

采样点位于内蒙古呼伦贝尔盟额尔古纳市黑山头北偏东35°方向约60 km处的红水泉地区, 沿着乌兰山北道沟两侧采集了奥陶系乌宾敖包组2件样品, 具体位置如图1b所示。经室内镜下薄片鉴定, 样品WBAB-O01为岩屑长石石英砂岩, 样品WBAB-O02为弱变质岩屑石英砂岩。其中岩屑长石石英砂岩(WBAB-O01)为浅褐色、碎屑结构和层状构造, 主要矿物为石英(60%)、长石(20%)、岩屑(15%)以及少量绢云母(<5%); 石英和长石呈次棱角状–次圆状, 岩屑多呈次圆状, 可见明显绢云母化(图2a、b)。弱变质岩屑石英砂岩(WBAB-O02)为浅灰色, 变余砂质结构, 变余层状构造, 岩石主要组成矿物为石英(70%), 火山岩岩屑(25%)以及少量长石(<5%), 副矿物有锆石、磁铁矿等; 石英多为变质石英和多晶石英, 呈变晶粒状, 粒径约0.2～0.8 mm, 具有明显的波状消光; 岩屑主要为凝灰岩岩屑, 呈次棱角状, 发生不完全脱波化现象(图2c、d)。两个样品均呈现磨圆度低, 分选一般的特征, 显示其结构和成分成熟度均较低(图2)。

图1 中国东北部构造地质简图(a; 据Xu et al., 2013修改)和黑山头北部红水泉1∶50000区域地质图(b)

Bt. 黑云母; Lv. 火山岩岩屑; Mic. 微斜长石; Pl. 斜长石; Qz. 石英; Ser. 绢云母。

2 分析方法和样品处理

2.1 锆石U-Pb年代学与微量元素测试

野外采集的两个碎屑沉积岩样品在广东省广州市拓岩检测技术有限公司进行锆石分选。将各约8 kg的2个沉积岩样品进行清洗, 粉碎至80～100目左右, 用重液及磁选法进行粗选, 之后在双目镜下人工挑选出晶形完整、透明度好、无明显裂隙及包裹体的锆石, 粘于环氧树脂表面, 固化后进行打磨抛光。对已抛光的样品靶进行显微照相(透射光和反射光)和阴极发光(CL)照相, 检查锆石内部结构特征, 在此基础上进行激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)原位微区分析。

锆石原位U-Pb定年和微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室利用激光剥蚀电感耦合等离子质谱仪(LA-ICP-MS)完成。使用的ICP-MS型号为Resolution M50和Agilent 7500a, 激光剥蚀系统为美国Resonetics公司的Resolution M50深紫外(DUV)193 nm ArF准分子激光剥蚀仪。分析中采用的激光斑束直径为29 μm, 频率为8 Hz, 以国际标准锆石91500作为标准样品, 用人工合成硅酸盐玻璃NIST610进行仪器最佳化。具体实验分析方法和步骤见文(Andersen, 2002; Yuan et al., 2007; 涂湘林等, 2011)。同位素比值数据处理采用ICPMSDataCal8.7 (Liu et al., 2010) 软件平滑方法进行, 年龄计算和成图由Isoplot3.0程序完成(Ludwig, 2003), 各样品有效数据均大于84个, 满足统计学要求(Dodson et al., 1988; Vermeesch, 2004; Andersen, 2005)。

2.2 锆石原位Hf同位素分析

原位微区锆石Lu-Hf同位素分析测试同样在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室进行。使用搭载RESOlution M-50激光剥蚀系统的Neptune Plus 型多接收等离子质谱仪(MC-ICPMS),设备的详细描述见文献(Zhang L et al., 2014)。激光剥蚀参数如下: 激光束斑大小为45 µm; 频率为6 Hz; 能量密度约4 J/cm2。正常单点分析包括28 s空白气体收集和30 s激光剥蚀。每个分析包含400个周期, 每个周期的积分时间为0.131 s。用173Yb和175Lu校正176Yb和176Lu对176Hf的等压干扰。校正时176Yb/173Yb和176Lu/175Lu的自然比值分别为0.79381 (Segal et al., 2003)和0.02656(Wu et al., 2006)。计算Hf值采用176Lu的衰变常数为1.865×10−11ar−1(Scherer et al., 2001)。Hf()值和 Hf 模式年龄计算中采用的球粒陨石和亏损地幔的176Hf/177Hf 比值分别为0.28277(Blichert-Toft and Albarède, 1997)和0.28325 (Griffin et al., 2000), 二阶段模式年龄计算中采用平均地壳的f为−0.55 (Griffin et al., 2002)。

3 分析结果

图3所示为各沉积岩样品中代表性锆石的CL图像、测点位置以及相对应的测点年龄和Hf()值。样品 WBAB-O01和WBAB-O02的碎屑锆石 U-Pb 年龄分析结果见表1, U-Pb年龄谐和图与年龄频谱图见图5; 锆石原位微区Hf同位素测试分析结果详见表2, 相关投图见图7和图8。

3.1 锆石特征

两个碎屑沉积岩样品中锆石呈浅黄色–浅瑰色, 晶体粒径集中于80～150 μm, 多呈自形–半自形晶, 少数古老年龄锆石具相对较高的磨圆度(图3), 反映岩石的主要物源区较近, 碎屑未经长距离的搬运。CL图像揭示大部分锆石具有清晰的岩浆振荡生长环带, 裂纹不发育, 且碎屑锆石年龄与Th/U值散点图(图4)显示Th/U值均大于0.1, 暗示锆石为岩浆成因(Belousova et al., 2002; 吴元保和郑永飞, 2004)。锆石Th、U含量及Th/U值变化较大(Th/U=0.12～1.63) (表1), 表明碎屑物质来源复杂, 物源区可能经历了复杂、多期次的地壳演化历史。

3.2 LA-ICP-MS锆石U-Pb年代学特征

对乌宾敖包组石英砂岩200粒碎屑锆石进行分析, 以谐和度>90%为标准遴选U-Pb年龄数据, 共获得193个有效数据。为了达到统计学意义, 当年龄<1000 Ma时, 选取206Pb/238U表面年龄讨论, 当年龄>1000 Ma时, 选取207Pb/206Pb表面年龄讨论。测试所得锆石年龄范围为434～2024 Ma, 主要集中于440～540 Ma和760～900 Ma两个年龄区间。U-Pb年龄谐和曲线图(图5a, c)显示大多数分析点落于谐和曲线上, 仅个别分析点偏离谐和曲线, 暗示少数锆石可能存在一定程度的Pb丢失。

样品WBAB-O01共得到96粒有效锆石分析点。U-Pb 年龄分布范围为451～2024 Ma(图5a, b), 主要集中于两组明显不同的年龄区间451～540 Ma和787～961 Ma。具有2个主要年龄峰值490 Ma、826 Ma和3个次要年龄峰值505 Ma、806 Ma、960 Ma (图5b), 其中最年轻的碎屑锆石 U-Pb年龄为 451±5 Ma,时代为晚奥陶世, 4颗最古老锆石 U-Pb 年龄分别为 1676±24 Ma、1791±31 Ma、1809±26 Ma和2024±24 Ma。

样品WBAB-O02共得到97粒有效锆石分析点。U-Pb 年龄分布范围为440～1865 Ma(图5c, d), 主要集中于两组明显的分布区间: 440～548 Ma和776～ 972 Ma, 具有3个主要年龄峰值447 Ma、491 Ma、808 Ma和4个次要峰值503 Ma、540 Ma、824Ma、924 Ma (图5d)。最年轻的碎屑锆石 U-Pb年龄为 440±4 Ma, 时代为晚奥陶世, 3颗最古老锆石 U-Pb 年龄分别为1765±28 Ma、1798±21 Ma和1865±24 Ma。

3.3 锆石原位微区Lu-Hf同位素特征

LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素测试紧随LA-ICP-MS锆石U-Pb定年之后, 选取样品WBAB-O01和WBAB-O02具有谐和年龄的碎屑锆石共120个点进行原位锆石Hf同位素组成测试, 测试位置与锆石U-Pb定年位置相同(图3)。

图3 代表性锆石阴极发光照片

表2 碎屑锆石原位Lu-Hf同位素分析结果

续表2:分析点号年龄(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

图4 碎屑锆石U-Pb年龄与Th/U比值散点图

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

样品WBAB-O01选取60个锆石Hf同位素分析点进行测试, 结果显示锆石中初始176Hf/177Hf比值范围广, 介于 0.281319～0.282670之间,Hf()值为−8.58～+11.43(表2和图7)。锆石Hf同位素二阶段模式年龄(DM2)变化于0.9～3.0 Ga之间, 主要集中于1.0～1.5 Ga(表2和图8a)。

样品WBAB-O02同样选取60个锆石进行Hf同位素分析测试, 结果显示锆石中初始176Hf/177Hf比值介于 0.281401～0.282826之间,Hf()值为−9.18～+11.73 (表2和图7)。锆石Hf同位素模式年龄(DM2)变化于0.8～3.0 Ga之间, 主要集中于1.0～1.5 Ga (表2和图8b)。

3.4 锆石微量元素特征

2个样品大多数碎屑锆石重稀土元素 (HREE) 相对轻稀土元素 (LREE) 富集, 并显示Ce正异常和Eu负异常的特征(图9), 与花岗岩和伟晶岩中的结晶锆石稀土元素特征相一致(Hoskin and Ireland, 2000; Belousova et al., 2002)。碎屑锆石稀土元素含量介于206´10−6～2987´10−6之间, 暗示这些锆石晶体与典型的壳源岩浆锆石相类似(Heaman et al., 1990; Hoskin and Ireland, 2000; Hoskin and Schaltegger, 2003)。

4 讨 论

4.1 乌宾敖包组的沉积时限

前人对内蒙古额尔古纳地区北部奥陶系乌宾敖包组地层沉积时代的确定, 主要依据野外地层的接触关系、岩性对比以及古生物证据。但由于缺乏确切详细的同位素年代学证据的支持, 区域构造演化历史的认识受到严重制约。研究区与邻区在不同时期开展的地质工作对于该套地层的划分不同。1957～1958年, 内蒙古地质局呼和浩特幅地质队在该区进行1∶100 万区域填图时, 将这套地层划为早二叠世(内蒙古地质局呼和浩特幅地质队, 1958); 1972年, 中国地质科学院在编制1∶400 万地质图时, 将其划为早中泥盆世(地质科学研究院, 1972); 1979 年, 内蒙古区调一队在二连浩特地区进行查干敖包幅1∶20 万区域地质调查时, 通过地层中的三叶虫、腕足等化石, 首次建立早奥陶世地层乌宾敖包组, 并划分了3个岩性段(内蒙古区测三队, 1979); 1991年, 内蒙古自治区地质矿产局根据不同地点乌宾敖包组内所含化石, 将该组时代定为大湾期至庙坡期(内蒙古自治区地质矿产局, 1991)。2008～2010年, 内蒙古自治区地质调查院对该套地层进行了重新厘定, 认为该地层中含三叶虫、腕足等化石的第一岩段为乌宾敖包组, 其上部二、三段不含化石的地层为更年轻的地层(宝音乌力吉等, 2011)。然而, 由于乌宾敖包组上部并未发现化石, 其准确的形成时代未能得到确认。

图5 额尔古纳红水泉地区奥陶系乌宾敖包组碎屑锆石U-Pb年龄谐和图与频谱图

图6 黑山头北部乌宾敖包组地层与邻区相同地层年龄频谱曲线对比(图b数据引自陈彦等, 2014; 图c数据引自杨志新等, 2018)

在连续岩浆事件和沉积事件的地质背景下, 沉积岩碎屑锆石中最年轻的U-Pb年龄提供了最大的沉积年龄, 该年龄可近似认定为该地层的沉积下限(Dickinson and Gehrels, 2009; Cawood et al., 2012; Yang et al., 2013; Wang et al., 2016)。如图5a、b所示, 岩屑长石石英砂岩(WBAB-O01)碎屑锆石具有多个年龄群组, 年龄介于451～2024 Ma之间, 最年轻的单颗锆石年龄为451±4.6 Ma; 弱变质岩屑石英砂岩(WBAB-O02)中碎屑锆石同样具有相似的多个年龄群组(图5c、d), 年龄区间为440～1865 Ma, 最年轻的单颗粒锆石年龄为440±4 Ma, 说明红水泉乌宾敖包组沉积年龄不早于晚奥陶世。这与南部内蒙古苏尼特左旗乌宾敖包组最年轻碎屑锆石年龄, 以及内蒙古苏尼特左旗敖包亭浑迪组凝灰岩所获得的锆石年龄基本一致(陈彦等, 2014; 杨志新等, 2018), 但与Zhang Y H et al. (2014)对额尔古纳西北部(红水泉北部近七卡地区)乌宾敖包组石英砂岩中碎屑锆石的研究略有差异, 七卡地区锆石的最小谐和年龄为 461 Ma, 并认为其形成时代为中奥陶世。显然, 研究区乌宾敖包组沉积砂岩可能形成于440 Ma左右, 即晚奥陶世。

4.2 乌宾敖包组物源区分析

锆石作为自然界最稳定的单矿物之一, 其抗风化能力强, 受沉积分选影响小, 且U-Th-Pb同位素体系封闭温度高, 后期构造热事件对其影响较小(Lee et al., 1997; Cawood and Nemchin, 2000; Zhang et al., 2001), 因此, 碎屑锆石年龄谱广泛应用于沉积岩物质来源与沉积序列的分析研究当中(Han et al., 2011; Wang et al., 2016, 2018, 2019)。研究区乌宾敖包组沉积砂岩中的碎屑锆石显示明显的岩浆振荡生长环带(图3e), 大多数锆石Th/U值均大于0.1(图4、表1), 并且锆石REE标准化配分模式图表现为左倾(图9), 表明绝大多数碎屑锆石为岩浆成因。岩浆锆石微量元素丰度随着寄主岩石从超基性到酸性逐渐增多, 花岗岩类中的锆石稀土元素总量甚至能够达到百分含量级(Belousova et al., 2002), 本研究绝大多数锆石样品稀土元素丰度高, 且稀土元素配分模式显示强烈的Ce正异常和Eu负异常(图9), 显示为典型的壳源岩浆锆石特征; CL图像(图3)显示锆石样品具有较窄的岩浆振荡环带, 暗示其微量元素扩散速度慢, 形成于花岗质岩结晶时的低温条件。因此, 样品碎屑锆石源区寄主岩石应为花岗质岩及对应火山岩。

本次研究从样品WBAB-O01和WBAB-O02中共得到193颗碎屑锆石, 这些碎屑锆石记录了从古元古代到早古生代(440±4 Ma～2024±24 Ma)的地质事件, 锆石的年龄分布在440～540 Ma, 750～950 Ma及1700～2000 Ma 3个主要年龄区间内, 显示的3个主要峰值年龄约为492 Ma、507 Ma和805 Ma, 3个次要峰值年龄为447 Ma, 825 Ma和 961 Ma(图6a)。研究区红水泉乌宾敖包组奥陶系砂岩样品、额尔古纳七卡地区乌宾敖包组奥陶系砂岩(Zhang Y H., et al., 2014)和大兴安岭北段奥陶系–泥盆系砂岩具有较为相似的碎屑锆石年龄群组(Han et al., 2011)(图10), 暗示两者可能存在相似稳定的物源区提供持续碎屑沉积物。

图7 碎屑锆石结晶年龄与εHf(t)值和初始176Hf/177Hf比值投图

图8 碎屑锆石二阶段Hf同位素模式年龄直方图

早古生代(440～540 Ma)的碎屑锆石有两个主要峰值年龄: 492 Ma和507 Ma(图10a)。我国东北地区, 尤其是额尔古纳与兴安地块大量出露的同时期岩体可能成为物源区, 如兴蒙造山带东段多宝山地区 485 Ma钙碱性系列花岗闪长岩(葛文春等, 2007a), 大兴安岭东北部460～500 Ma后碰撞性质的I型花岗岩(葛文春等, 2007b)及大兴安岭北部标志着碰撞拼合完成的504～517 Ma洛古河岩体(武广等, 2005)。西伯利亚克拉通南缘、图瓦地块西缘和中蒙古微陆块的一系列变质杂岩体成岩年龄也为～500 Ma (Sal’nikova et al., 1998, 2001; Donskaya et al., 2000; Khain et al., 2003; Kozakov et al., 2007; Gladkochub et al., 2008), 但早古生代与研究区所在额尔古纳地块相距甚远。考虑到早古生代古亚洲洋并没有最终闭合, 额尔古纳–兴安联合地块与南部微陆块仍未拼贴闭合已达成共识, 我国华北克拉通及南部地区, 如佳木斯地块麻山组杂岩体(Wilde et al., 1997, 2000, 2003; Han et al., 2011)等多个早古生代碰撞造山带无法为研究区提供物源。本年龄段存在一个次要年龄峰值447 Ma, 结合研究区大地构造位置及碎屑锆石形态特征, 笔者认为其物源应为近源性地质体, 如内蒙古阿龙山地区446～464 Ma黑云母二长花岗岩体(Zhao et al., 2014), 大兴安岭中北段莫尔道嘎地区458 Ma巨斑状二长花岗岩(奈宏全等, 2012)和多宝山地区463 Ma安山岩(Li et al., 2017)。同时, 研究区早古生代锆石Hf()值介于−2.77～+11.73之间(图7), Hf同位素二阶段模式年龄为680 Ma～ 1636 Ma(图8和表2), 表明源区岩石大部分为新增生地壳部分熔融的产物, 少部分来源于中–新元古代地壳物质的活化改造。该年龄段样品锆石形态多呈自形–半自形, 说明碎屑物质搬运距离短, 物源区较近。综上所述, 研究区乌宾敖包组砂岩440～540 Ma之间的碎屑物质应主要为来自于额尔古纳地块和邻区兴安地块出露的早古生代花岗质地质体。

图9 碎屑锆石稀土元素球粒陨石标准化配分模式图(球粒陨石标准化值据Sun and McDonough, 1989)

新元古代(750～950 Ma)碎屑锆石颗粒主要峰值年龄为805 Ma, 次要峰值年龄为825 Ma和961 Ma, 与大兴安岭北段奥陶系–泥盆系砂岩具有很好的对应性(图10)。新元古代岩浆岩主要出露于额尔古纳地块, 兴安地块则很少报道。如额尔古纳红水泉地区780 Ma的眼球状花岗质片麻岩(作者未发表资料), 塔河新林西缘满归和碧水792～927 Ma花岗质侵入岩(Wu et al., 2000), 太平林场840～830 Ma、800～ 780 Ma和730～720 Ma花岗片麻岩(张丽等, 2013), 额尔古纳地块中部737～851 Ma A型花岗岩和基性岩脉(Tang et al., 2013)。以上地质体均有可能为乌宾敖包组砂岩提供新元古代沉积物质。中蒙古, 图瓦–蒙古微陆块以及西伯利亚克拉通西北部这些块体基底中极少量约800 Ma的锆石则不考虑作为主要物源区。该年龄段Hf()值介于−1.14和+11.43之间(图7), Hf同位素二阶段模式年龄为1100～1824 Ma(图8和表2), 表明其源区新元古代岩石是增生新地壳形成, 少量来源于早–中元古代地壳物质的改造。此外, 砂岩样品中还存在极少量中元古代的古老锆石, 峰值年龄约1787 Ma(图10a), 该年龄段Hf()均为负值(图7), Hf同位素二阶段模式年龄为2682～3016 Ma (图8和表2)。额尔古纳地块兴华渡口群变碎屑岩(苗来成等, 2007)和兴安地块十七站地区一带(孙立新等, 2013)花岗质片麻岩(1854±20 Ma)等作为前寒武纪结晶基底, 可为研究区提供物质来源。

4.3 构造背景及其地质意义

兴蒙造山带作为中亚造山带东段的重要组成部分, 记录了古亚洲洋发展演化及多块体碰撞拼贴的过程(Xiao et al., 2003; Li, 2006; Jian et al., 2008; Xu et al., 2015), 早古生代则被认为是古亚洲洋俯冲过程的重要时期。前人针对兴蒙造山带北缘出露的大量岩浆岩带进行了细致分析(Xiao et al., 2003; 葛文春等, 2007a; 赵利刚等, 2012; Xu et al., 2013; 钱筱嫣等, 2017; 唐建洲等, 2018), 然而通过探讨同期碎屑沉积岩从而对早古生代构造演化提供相应约束的研究较少。前文探讨得到砂岩锆石样品最年轻峰值年龄为～447 Ma, 该年龄所记录地质事件间接触发了黑山头红水泉乌宾敖包组砂岩的形成, 且样品中440～500 Ma锆石形态学、Hf同位素特征与额尔古纳、兴安地块早古生代相关岩体相一致(Han et al., 2015), 判断其物质来源为额尔古纳–兴安地块出现的同期岩浆, 同时记录了早古生代额尔古纳地块与兴安地块拼贴演化过程。由于研究区与苏尼特左旗北部之间的贺根山–黑河缝合带在早古生代时期并未闭合(赵英利等, 2018), 二者属于不同构造单元, 因此即使位于兴安地块西部苏尼特左旗地区的同时代沉积地层与研究区乌宾敖包组具有极为相似的峰值年龄组成(图6), 二者物源和构造体制仍然不同(Chen et al., 2000; 石玉若等, 2005; 陈彦等, 2014; 唐建洲等, 2018)。关于研究区乌宾敖包组物源区岩体所记录的构造事件, 前人已进行了充足的研究工作, 内蒙古阿龙山地区446～464 Ma黑云母二长花岗岩体为高钾钙碱性A型花岗岩, 主元素、微量元素和Hf同位素地球化学数据显示其形成于后碰撞伸展环境(Zhao et al., 2014); 佘宏全等(2012)认为大兴安岭中北段莫尔道嘎地区～458 Ma巨斑状二长花岗岩为晚奥陶世–晚志留世多宝山–伊尔斯岛弧与鄂伦春–额尔古纳地块弧陆碰撞的产物, 并认为该过程也直接诱发了乌宾敖包组碎屑岩沉积作用(佘宏全等, 2012); 而近年来大量学者根据额尔古纳地块早古生代(460～500 Ma)花岗岩的一系列年代学、地球化学特征, 同时结合岩石组合以及区域构造演化资料则认为, 这些岩体均形成于额尔古纳与兴安地块的后碰撞阶段(武广等, 2005; 葛文春等, 2007a、b)。综合前人研究, 并结合研究区大地构造位置, 锆石年龄峰值及Hf同位素比值特征, 我们推测额尔古纳地块与兴安地块于～500 Ma左右发生初始碰撞, 形成新林–喜贵图缝合带, 随后于440～460 Ma处于后碰撞伸展阶段, 同时洋壳俯冲位置退移至多宝山–扎兰屯–伊尔施一线, 该过程在额尔古纳–兴安联合地块形成大量中高钾钙碱性特征的中酸性岩浆岩, 并触发额尔古纳黑山头地区中–晚奥陶世乌宾敖包组发生复理石沉积, 持续沉积过程中接受来自额尔古纳–兴安地块碎屑物质的联合贡献, 该结论同时论证了～490 Ma古亚洲洋闭合过程中额尔古纳与兴安地块已然完成碰撞拼贴的客观事实(武广等, 2005; 刘永江等, 2010; 佘宏全等, 2012)。样品中早古生代与新元古代的锆石Hf()值绝大多数为正值, Hf两阶段模式年龄主要分布于1200～1600 Ma之间, 反映了我国东北地区存在早古生代和新元古代两期大规模的地壳生长事件。

图10 黑山头北部与兴蒙造山带北段锆石年龄数据频谱图(图b数据来自Han et al., 2011)

5 结 论

(1) 碎屑锆石U-Pb年代学显示, 红水泉乌宾敖包组沉积下限年龄为440 Ma左右, 时代不早于晚奥陶世。

(2) 乌宾敖包组砂岩碎屑锆石均为岩浆锆石, 3个主要年龄区间为440～540 Ma, 750～950 Ma, 1700～2000 Ma, 3个主要峰值年龄约为492 Ma、507 Ma和805 Ma, 3个次要峰值年龄约为447 Ma、825 Ma和961 Ma, 反映砂岩具有多物源沉积的特征。

(3) 原位微区Lu-Hf同位素特征显示, 锆石Hf()值绝大多数为正值(+0.23～+11.73), 极少量为负值(−9.18 ～−0.10), 结合锆石Hf模式年龄, 推测乌宾敖包组碎屑源区主要以早古生代和新元古代新增生地壳物质为主, 同时存在少量中元古代晚期古老地壳物质的活化改造。

(4) 结合前人研究成果, 我们认为研究区乌宾敖包组砂岩沉积作用与古亚洲洋早古生代演化过程中额尔古纳–兴安地块的后碰撞伸展环境相关, 沉积过程中接受来自额尔古纳–兴安地块碎屑物质的联合贡献。

致谢:中国科学院广州地球化学研究所吴丹老师和张乐老师在样品锆石 U-Pb 年龄、锆石微量元素和锆石原位Hf同位素测试实验中给予了大量的帮助; 吉林大学葛文春教授和另外一名匿名审稿专家提供了宝贵的意见和建议, 笔者在此一并表示衷心的感谢。

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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

国家自然科学基金(41576040, 41072081, 40872080)和广东省自然科学基金(2017A030313250)联合资助。

黄泽涛(1994–), 男, 硕士研究生, 构造地质学专业。E-mail: 842831608@qq.com

梁新权(1964–), 男, 副研究员, 从事大地构造、地球化学方向的研究。E-mail: liangxq@gig.ac.cn