蒙古-鄂霍次克洋板块晚三叠世南向俯冲的沉积记录：对构造背景和物源的制约*

窦莎 李世超,2 赵哲仁 杨小鹏 王洪涛 贾金峰 任祚霆 魏虹羽

东北亚地区显生宙以来先后受到来自中亚造山带、蒙古-鄂霍茨克构造域和古太平洋构造域的改造或叠加改造。中亚造山带(又称兴蒙造山带，北亚造山带)作为全球最大、最为复杂的造山带之一，其由众多地块或微板块、弧前或弧后盆地、海山、不同时期和性质的岩浆弧以及蛇绿岩和蓝片岩带组成，其演化过程记录了罗迪尼亚大陆的裂解和欧亚大陆的重聚，时间跨越了整个古生代(engöretal., 1993; Badarchetal., 2002; Jahn, 2004; Li, 2006; Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2009, 2010; Jianetal., 2010; 刘永江等, 2010, 2011; Wuetal., 2011)，可能延续到早三叠世早期-中三叠世(Zhou and Wilde, 2013; 李世超等, 2020)；而古太平洋的北西向俯冲作用普遍认为开始于侏罗纪，并在早白垩世达到高峰(Wuetal., 2005, 2007, 2011; Zhangetal., 2008)；东北地块群北侧的蒙古-鄂霍茨克洋也于晚侏罗-早白垩世闭合(Zonenshainetal., 1990; 赵越等, 1994; 张梅生等, 1998; Van der Vooetal., 1999; Tomurtogooetal., 2005)，在俄罗斯阿穆尔-中国漠河地区发育相关的前陆盆地(李锦轶等, 2004; Heetal., 2005)。中生代早期，古亚洲洋闭合后的造山后伸展作用、蒙古-鄂霍茨克洋及古太平洋板块的俯冲作用均对我国东北地区的构造演化产生了深远的影响。尽管相关研究已经取得了丰硕的成果，但三大构造域的影响时间及具体影响范围仍存在着较大争议(赵越等, 1994; 葛文春等, 2005; 孙德有等, 2005; 裴福萍等, 2008; 许文良等, 2013; 孟凡超等, 2014)。据最新研究成果显示古太平洋构造域的启动时间为晚三叠世-早侏罗世(Xuetal., 2013; Guoetal., 2015; 王智慧, 2017; 纪政等, 2018)，由此可知，距离古太平洋俯冲带几千千米的兴安增生地体的构造岩浆作用在三叠纪期间不可能受到古太平洋构造域的影响。古亚洲洋构造域向蒙古-鄂霍茨克洋构造域转换的重要时期为三叠纪，而大兴安岭地区处于二者交汇的重要构造位置，因此研究大兴安岭三叠纪时期构造背景对认识古亚洲洋、蒙古-鄂霍茨克洋构造域在东北地区的影响时间及范围有着重要的指示意义。

大兴安岭地区三叠纪地层主要为少量下三叠统老龙头组砂岩、哈达陶勒盖组火山碎屑岩夹砂岩，近年来又发现两期(早三叠世、晚三叠世)火山岩(张晓晖等, 2006; 张连昌等, 2008)。老龙头组是一套含有Notocryptasp.(隐背叶肢介)的巨厚湖相沉积层，其下以产湖相软体动物化石为标志的灰绿-深灰色凝灰岩层为主夹细碎屑岩，代表当时较为稳定的湖相沉积特点；哈达陶勒盖组为沿山间盆地沉积的一套中酸性-中性火山碎屑岩沉积，火山活动间歇期沉积了以砂岩、粉砂岩为主的碎屑沉积岩。大兴安岭南段发育的火山岩和侵入岩的岩石地球化学特征和同位素组成均指示该区早三叠世岩石圈已进入造山后伸展阶段(Shaoetal., 1997; 张晓晖等, 2006; 张连昌等, 2008)。

大兴安岭地区上三叠统地层出露有限(图1)，其沉积构造环境不明确。近年，少量上三叠统地层在大兴安岭中段扎兰屯市西南地区被发现(Lietal., 2017a)，研究显示，该地层沉积层序是一套陆相沉积环境下、以粗碎屑为主的近源磨拉石建造，其与上述大兴安岭下三叠统地层在粒度、成份等各方面都有巨大的差别(和政军等, 1997; 张海华等, 2015)，可能指示大兴安岭中段早三叠世到晚三叠世构造环境有了较大的变迁。本文拟对该上三叠统地层进行系统的物源分析及地球化学、锆石U-Pb测年分析，进而确定其沉积环境和形成的构造背景。

图1 大兴安岭及周边地区晚三叠世陆源沉积物位置图1-延长；2-南营；3-阿拉善；4-西山；5-承德；6-凌源；7-羊草沟；8-双源；9-浑江；10-天桥岭；11-东宁；12-扎兰屯(研究区)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)

图2 大兴安岭中段上三叠统地层及剖面位置图Fig.2 The Upper Triassic series stratigraphy and section location map of the middle section of the Great Xing’an Range

图3 上三叠统柴河组地层剖面图剖面位置如图2所示. 01-砾岩；02-变质长石细粒砂岩；03-砾岩；04-泥质粉砂岩；05-浅变质复成分砂砾岩；06-杏仁状角闪安山岩；07-粉砂质泥岩；08-球粒流纹岩；09-浅变质复成分砂砾岩；10-变质石英细粒砂岩；11-上侏罗统流纹岩；12-早白垩世正长花岗岩；13-U-Pb年龄样品；14-岩石地球化学样品；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 地质背景

大兴安岭中段地区位于新林-喜桂图断裂带与贺根山-黑河断裂带之间的增生地体之上(Liuetal., 2021)。兴安增生地体是由一系列岩浆弧组成的增生地体，表明随着额尔古纳地块下方嫩江海洋板块俯冲后退，岩浆弧从西北向东南逐渐年轻化的增生极性(李锦轶等, 2019; 刘永江等, 2019; 许文良等, 2019; Liuetal., 2021; 冯志强等, 2021)。兴安增生地体位于额尔古纳地块东南部，占据了大兴安岭的主体部分，主要由大量的中生代火山岩和花岗岩、少量古生代花岗岩和变质沉积地层、少量前寒武纪基底岩组成。研究区内地层以中生代地层为主，少量出露古生代地层。古生代地层主要为奥陶系裸河组，是一套凝灰质陆源碎屑岩。中生代地层以侏罗系-白垩系火山岩大面积分布为特征。在白垩系巨量火山岩的覆盖下，三叠系地层出露有限，仅在扎兰屯市西南柴河镇西有约8km2的上三叠统柴河组(T3ch)出露(图2)。

实测剖面(图2中A-B、图3)显示，柴河组岩性复杂多样，下部为一套灰黑色单成分砾岩夹砂岩，砾石主要由石英砂岩、长石石英砂岩组成，砂岩为变质长石细粒砂岩；中部为浅变质复成分砂砾岩、泥质粉砂岩组成，该层含有丰富的植物化石；上部为粉砂质泥岩、复成分细砾岩、细粒砂岩夹杏仁状角闪安山岩、球粒流纹岩，其上被上侏罗统白音高老组角度不整合覆盖，并被早白垩世钾长花岗斑岩侵入，剖面未见顶底(图3)，地层厚度大于333m，其详细描述如下：

-----------钾长花岗斑岩侵入--------

10 黄绿色变质石英细粒砂岩

>20.90m

09 灰黑色变质复成分细砾岩

8.20m

08 灰白色球粒流纹岩

4.1m

07 黄绿色浅变质粉砂质泥岩

1.30m

06 杏仁状角闪安山岩

17.10m

05 黄绿色浅变质粉砂质泥岩

16.90m

04 灰黑色泥质粉砂岩

7.7m

03 灰黑色砾岩，局部夹砂岩

127.50m

02 黄绿色变质长石细粒砂岩

40.8m

01 灰黑色砾岩，局部夹有细粒砂岩

88.5m

-----------未见底--------

2 样品特征及分析方法

2.1 样品特征

研究样品采自柴河组剖面各层(图3)，剖面起点地理坐标为121°11′17.3″E、47°34′47.9″N。本次研究取变质长石细粒砂岩碎屑锆石测年(P29B12-1)和杏仁状角闪安山岩夹层测年(C6-A)新鲜样品各一块，砂岩全岩地球化学样品5件(C10-H、C7-H、C5-H、C4-H、C2-H)(以上样品采样层位见图3)。变质长石细粒砂岩具有块状构造和变余碎屑结构(图4a, b)，颗粒支撑，砂质胶结，碎屑颗粒之间多为线-线接触，少部分为点-线接触和点接触。碎屑物磨圆度较差，分选一般，颗粒大小比较整齐。碎屑物约占70%～85%，填隙物约占15%～20%。碎屑物主要由石英(30%～40%)，长石(40%～50%)和少量黑云母、绢云母(<5%)，岩屑(10%～20%)组成。其中石英碎屑由单晶石英和多晶石英组成，粒径大小约0.2mm。长石碎屑分为斜长石和碱性长石(包括条纹长石和微斜长石)，长石呈粒状，表面不干净，有绢云母化，粒径大小约为0.2mm。胶结物主要为砂质胶结，变质后重结晶为绢云母、绿砂石和细小鳞片状的黑云母等。杏仁状角闪安山岩具有块状构造、斑状结构(图4c, d)，斑晶主要有斜长石和普通角闪石。斜长石，板状，无色，正低突起，两组完全解理一级灰白干涉色，聚片双晶明显，有绢云母化，钠黝帘石化。普通角闪石：柱状，褐色，具多色性吸收性，正中突起，两组斜交解理，二级黄干涉色，斜消光，消光角较小，有黑云母化。基质：交织结构，为细小斜长石微晶平行近平行排列，内充填有细粒磁铁矿，细粒绿帘石等。

2.2 分析方法

2.2.1 粒度分析

Dickinson and Suczek (1979)和Dickinsonetal.(1983)认为大地构造性质不同的物源区，提供给盆地的沉积物也不同。因此，可以通过盆地岩石(或沉积物)成分来反溯物源区的构造背景。Dickinson and Suczek (1979)、Dickinsonetal.(1983)以及Dickinson (1985)通过对世界上近百个已确定区域构造环境地区的现代海相和陆相砂岩组分的统计、对比和判识分析，建立了大家熟悉的定量判别标准和三角形模式图，为判断物源区和沉积盆地构造环境提供了一种重要的途径。目前，Dickinson图解经过后期的改进和完善，已经成为广为流行的用于研究沉积碎屑岩与其物源区板块构造背景的一种手段。

图4 柴河组变质长石细粒砂岩(a、b)和杏仁状角闪安山岩(c、d)显微照片(a)和(b)、(c)和(d)分别为薄片同一位置的正交和单偏光下照片. Qm-单晶石英，F-长石，Qp-多晶石英，Lv-火山岩岩屑，Pl-斜长石，Hbl-普通角闪石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

在对碎屑沉积岩进行骨架矿物统计时，选择合适的样品尤为重要，如岩石杂基和胶结物含量超过25%，砂岩样品中矿物颗粒平均粒度较粗(>2mm)不适合采用Dickinson图解来解释其源岩构造背景。本文利用Dickinson-Gazzi计点法(Ingersolletal., 1984)对柴河组的样品进行砂岩骨架矿物成分统计，该统计分析是在吉林大学地球科学学院的薄片实验室完成。为了保证碎屑骨架组成统计结果的可靠性，本文在对研究区三叠纪砂岩样品的选择和骨架矿物成分统计方法上作了如下的限定：(1)在对列入统计的砂岩样品的选择上，其矿物颗粒平均粒度限定在中细粒至中粗粒之间(0.063～2.000mm)，其目的主要是尽可能减小由于碎屑成分习性而导致的统计误差；(2)对其进行成分统计时规定在每个薄片上取至少300个点，采用镜下正方网格交点法统计组分含量，网格间距视砂岩平均粒度而定；(3)统计中杂基含量小于25%，统计包括骨架矿物成分和胶结物或者基质，统计结果见表1。

2.2.2 锆石LA-ICP-MS U-Pb测年

锆石挑选由河北省廊坊市区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术分选完成的。经过双目镜下仔细挑选，将不同特征的锆石粘贴在双面胶上，并用无色透明的环氧树脂固定；待其固化之后，将表面抛光至锆石中心。测试前，通过反射光和CL图像仔细研究锆石的晶体形态与内部结构特征，以此选择最佳的用于测试的锆石和激光烧蚀位置。锆石制靶、反射光、阴极发光以及锆石U-Pb年龄测定和痕量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为32μm，激光剥蚀样品的深度为20～40μm；实验中采用He作为剥蚀物质的载气。锆石年龄采用国际标准锆石91500作为外标，元素含量采用NISTSRM610作为外标，29Si作为内标元素(锆石中SiO2的质量分数为32.8%)，分析方法见文献(Yuanetal., 2005)，普通铅校正采用Andersen (2002)推荐的方法；样品的同位素比值及元素含量计算采用ICP-MS-DATECAL程序(Liuetal., 2008, 2010)，年龄计算及谐和图的绘制采用Isoplot程序。

2.2.3 岩石地球化学分析

本次实验主量及微量元素的分析在广州澳实分析测试研究中心测试完成，主量元素使用X-射线荧光光谱仪(飞利浦PW2404)完成，其中Al2O3、SiO2、MgO、Na2O检测限为0.015%，CaO、K2O、TiO2检测限为0.01%，Fe2O3T、MnO、P2O5检测限为0.005%；FeO用容量法完成(检测限为0.1%)。微量元素及稀土元素使用电感耦合等离子体质谱Finingan MAT HR-ICP-MS(Element Ⅰ型)完成。

3 分析结果

3.1 锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学

3.1.1 碎屑锆石测年

通过对剖面中黄绿色变质长石细粒砂岩(图3，剖面第2层)中的碎屑锆石进行LA-ICP-MS U-Pb同位素定年分析(表2)，从CL图像(图5)可见柴河组砂岩中的锆石较为复杂，既有残留岩浆结晶锆石，又有具有明显磨圆的碎屑锆石，反映了其物质来源复杂，物源成分多样的特点。从CL图像(图5)可见锆石晶体具有比较清晰的震荡生长环带，所测定的锆石Th/U比值均大于0.1，分布在0.31～2.15之间(表2)，为岩浆成因锆石。

表1 砂岩骨架矿物成分统计表Table 1 Statistical table of mineral composition of the sandstone framework

图5 柴河组砂岩和安山岩锆石CL图像及LA-ICP-MS U-Pb年龄Fig.5 Zircon CL images and LA-ICP-MS U-Pb ages of the sandstone and andesite from the Chaihe Formation

碎屑锆石测年获得1067～227.14Ma的年龄范围(表2)，从U-Pb年龄直方图可以看出，年龄峰值主要集中在217～251Ma区间(47%)，对锆石年龄(206Pb/238U)进行频率分布统计(图6)，可以看出，锆石年龄分布跨度从晚三叠世到中元古界，其中年龄分布形成几个非常显著的峰值区，即600～550Ma、500～450Ma、360～300Ma、260～190Ma，其中年龄相对比较集中于三叠纪，由此可推测此时期的地质体是上三叠统砂岩的主要物质来源。

图6 大兴安岭柴河组碎屑锆石U-Pb年龄谱图Fig.6 U-Pb histogram of detrital zircon ages of the Chaihe Formation in the Great Xing’an Range

3.1.2 安山岩锆石测年

杏仁状角闪安山岩(图3，剖面第6层)不同锆石的CL图像呈现各异的发光强度，表明锆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细的差异，一般锆石表面U、REE、Th等微量元素含量越高，锆石阴极发光的强度越弱(Hanchar and Miller, 1993; Hanchar and Rudnick, 1995; Rubatto and Gebauer, 2000; Corfuetal., 2003)。在同一颗锆石中，锆石U含量高的区域，在CL图像上颜色就深一些，呈黑到暗灰色；在U含量较低的锆石区域，在CL图像上颜色较浅，呈亮灰白色(李长民, 2009)。柴河组安山岩夹层的锆石阴极发光(CL)图像(图5)显示，其中的锆石多呈自形-半自形，个别发生机械破碎呈不规则状。锆石普遍呈浅灰-暗灰色，个别呈亮灰白色，大部分锆石内部见有清晰的岩浆振荡环带，其Th/U平均值为0.8 (表3)，表明锆石为岩浆成因(Koschek, 1993)。锆石U-Pb协和图(图7)显示，大部分数据都投影在协和线上，最年轻的一组年龄的加权平均年龄为217.0±10Ma(MSWD=2.0)。测年结果表明柴河组火山岩喷发时代为晚三叠世。

表2 砂岩碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果Table 2 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the sandstone detrital

续表2Continued Table 2

图7 杏仁状角闪安山岩年龄协和图及加权平均年龄图Fig.7 Concordia diagram and weighted average age diagram of the apricot hornblende andesite

3.2 地球化学特征

3.2.1 主量元素

除了Dickinson-Gazzi点计法能够根据砂岩中碎屑组分的成分和含量能够反映出物源的特征外，砂岩的地球化学组成同样可以反映物源和构造背景的信息。柴河组砂岩的地球化学分析结果(表4)表明砂岩的SiO2含量较高，为62.10%～68.90%，平均为64.52%，变化范围较小；Al2O3含量为15.85%～20.40%，平均为17.98%，变化较稳定；TiO2含量为1.02%～1.18%，平均为1.08%；Fe2O3含量为3.59%～6.73%，平均为5.21%；CaO含量为0.02%～0.64%，平均为0.31%；Na2O含量为0.21%～1.57%，平均为0.87%；K2O含量为2.86%～5.24%，平均为4.00%；MgO含量为0.77%～1.85%，平均为1.26%，说明砂岩样品中碳酸盐岩的含量较低；MnO含量为0.02%～0.06%，平均为0.04%；P2O5含量为0.07%～0.35%，平均为0.20%。砂岩含少量的P2O5和MnO可以推测其中含有重矿物的存在。Na2O/K2O比值指示了其化学成熟度，岩石中K2O/Na2O平均值为10.58，为杂砂岩的特征(Pettijohnetal., 1972)(图8)，与野外观察及镜下薄片鉴定所得到的结果一致，结合上述氧化物分析结果说明源区岩石没有经历充分的搬运与分选，成熟度较低，推测柴河组砂岩可能经历了相对近源的较为快速的成岩过程。岩石中的Fe2O3/K2O值较高(平均为1.41%)，说明砂岩中含有较多的富铁矿物，富铁矿物易受风化作用的影响，含量相对较高进一步说明柴河组砂岩是近源或者快速成岩过程的产物(Herron, 1988)。

表3 杏仁状角闪安山岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年结果Table 3 Zircon LA-ICP-MS U-Pb data of the apricot hornblende andesite

图8 柴河组砂岩岩石分类(据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

柴河组砂岩的稀土元素总量变化范围较小(∑REE=213.0×10-6～295.6×10-6)，平均为248.54×10-6，反映源区相对来说比较统一。在球粒陨石标准化稀土元素配分图中，柴河组样品稀土元素分配模式的变化趋势比较统一，均呈现出右倾，样品总体表现为轻稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)分布平坦(图9a)，LREE/HREE=2.97～3.36，(La/Yb)N=6.53～7.73，表明砂岩轻重稀土分异比较明显，这些特征与大陆地壳元素分布特征相似，此类稀土元素分布特征表明柴河组沉积岩源岩主要来自于上地壳。样品的Eu/Eu*值为0.62～0.86，存在一定的Eu富集。在后太古宙澳大利亚页岩(PAAS)标准化稀土元素配分图中(图9b)，柴河组沉积岩稀土元素相对含量差异明显，但配分模型和后太古宙澳大利亚页岩相似。

4 讨论

4.1 柴河组的形成时代(沉积时限)

众所周知，碎屑锆石中最年轻的U-Pb年龄经常被用来约束地层沉积时代的下限，因为沉积物形成的时代一定比地层的沉积时代年老(Williams, 2001; Fedoetal., 2003)。柴河组砂岩碎屑锆石最年轻一组年龄加权平均值为219.1±3.8Ma(MSWD=1.2)(图6)，说明柴河组的沉积年龄不大于此年龄。而柴河组安山岩加权平均年龄217.0±10Ma(MSWD=2.0)(图7)，显然，地层底部沉积的物源年龄不可能年轻于中部火山岩层位的形成时间，由此可知，柴河组的中下部层位形成于物源年龄为219Ma后的晚三叠世。也可以看出柴河组的沉积速度非常快，在很短的时间内沉积了约200m厚。

表4 柴河组砂岩主量元素(wt%)、稀土元素和微量元素(×10-6)分析结果Table 4 Analysis results of major elements (wt%) and trace elements (×10-6) of sandstone in the Chaihe Formation

同时，柴河组内发现少量植物化石(图10)，这些化石可与华北板块北缘多地的上三叠统植物化石属种相对比(图1)。特别是柴河组中大量存在的Necoalamilescarrerei(Zeiller)Halle是越南鸿基植物群(诺利期)的重要分子，在吉林天桥岭晚三叠世植物群中同样繁盛(孙革等, 1983)，在双阳烧锅街的八面石煤矿中也有发现(米家榕和孙春林, 1985)，是晚三叠世的常见分子；而Sphenopteris则是东北地区晚三叠世常见的种子蕨属；Toditescf.shensiensis是陕西晚三叠世延长植物群中的重要分子(斯行健, 1956)；Cladophlebiscf.scariosa典型标本出自东格陵兰晚三叠世的Lepidopteris属瑞替期；而Ctenissp.,Podozamitessp.也都是东北地区晚三叠世常见的属种(李世超, 2012)。综上所述可以看出，碎屑岩与火山岩的锆石年龄和化石信息都反映了柴河组的形成时代应为晚三叠世。

4.2 柴河组砂岩的物源区及其构造背景

陆源碎屑砂岩的颗粒骨架成分能够很好地反映其物源区的信息(Dickinson and Suczek, 1979; Dickinsonetal., 1983; Dickinson, 1985)。利用Dickinson三角图解Qt-F-L、Qm-F-Lt、Qp-Lv-Ls、Qm-P-K对柴河组砂岩进行分析，并进一步分析物源区构造背景。如图11所示，物源区判别图解Qt-F-L、Qm-F-Lt显示柴河组砂岩主要来自再旋回造山带物源区，极少数部分落在了过渡大陆区和混合区，足以见得源区复杂多样。在Qp-Lv-Ls图解显示了所有样品均具有俯冲带混合源区和岛弧造山带的特点，砂岩大部分落在了混合造山带物源区中，说明了沉积物通过直接和短途搬运进入邻近盆地而形成砂岩相的物源区地块性质。Qm-P-K图解显示砂岩全部落在了离Qm较近的区域，该区域为陆块物源区，碎屑岩的成熟度或稳定性随着Qm含量的增加而增加，以上信息表明研究区柴河组砂岩的物源区为再循环造山带。根据砂岩骨架矿物成分统计(表1)可知柴河组砂岩有很多火山岩岩屑，说明物源区有很多火山活动。据砂岩薄片镜下观察，砂岩中的碎屑颗粒磨圆度比较差，主要为次棱角-磨圆状，这说明该组可能为近源沉积物，搬运距离较近。

砂岩的地球化学特征是源区岩石经历各种表生作用的结果，一些元素会发生迁移和再分配，但是稀土元素和微量元素在沉积成岩过程中相对稳定且最难溶解，所以可以反映物源区的地球化学性质，而被广泛运用于源区岩石类型的恢复和构造环境的判别(Bhatia, 1985b)。

图10 大兴安岭地区上三叠统地层典型植物化石(a)陕西枝脉蕨相似种；(b)陕西拖地蕨相似种；(c)拟膜叶枝脉蕨相似种；(d)新芦木未定种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.

一般沉积岩的稀土元素组成特征主要取决于碎屑组分的源区类型和沉积作用过程，受后期搬运、沉积和成岩作用影响小，而两者又与构造背景密切相关。不同构造背景下形成的砂岩具有不同的稀土元素特征(Bhatia, 1985a; Floydetal., 1991)，所以，运用稀土元素组成和变化特征探讨沉积物源及其构造环境，有独特的优越性(Bhatia, 1983, 1985b; McLennanetal., 1993; 江小燕等, 2011)。柴河组砂岩的稀土元素总量变化范围较小(∑REE=213.0×10-6～295.6×10-6)，平均为248.5×10-6，反映源区相对来说比较统一。在球粒陨石标准化稀土元素配分模式中，柴河组样品稀土元素配分模式的变化趋势比较统一，均呈现出右倾，样品总体表现为轻稀土元素(LREE)富集，重稀土元素(HREE)分布平坦(图9)，LREE/HREE=2.97～3.36，(La/Yb)N=6.53～7.73，表明砂岩轻重稀土分异比较明显，这些特征与大陆地壳元素分布特征相似(表5)，此类稀土元素分布特征表明柴河组沉积岩源岩主要来自于上地壳。

图11 柴河组砂岩迪金森图解(图据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 上三叠统柴河组砂岩样品微量元素比值Table 5 Trace element rations of sandstone samples from the Upper Triassic in the Chaihe Formation

图12 柴河组砂岩物源区主量元素和微量元素构造环境判别图解(据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)

图13 柴河组沉积环境经验判别图解(据Cawood et al., 2012修改)A-汇聚盆地；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)的相关研究指出微量元素分布特征与特定构造背景下源区类型密切相关，并总结出了各种构造背景下碎屑岩的微量元素La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10判别图解。柴河组的微量元素La-Th-Sc、Th-Sc-Zr/10、Th-Co-Zr/10图解(图12)反映出，柴河组的构造背景应为大陆岛弧。而主量元素Log(K2O+Na2O)-SiO2判别图解(图12)显示出该区具有活动大陆边缘性质。不同的构造背景下形成的沉积盆地，具有不同的物源碎屑锆石年龄频谱(Cawoodetal., 2012)，其中碎屑锆石年龄分布形成几个非常显著的峰值区，即600～550Ma、500～450Ma、360～300Ma、260～190Ma，这些峰值年龄与该地区主要构造事件时间非常吻合，分别对应着额尔古纳被动陆缘阶段：邻近地区松嫩地块与布列亚-佳木斯地块的碰撞拼合；西侧额尔古纳兴安增生地体拼合：兴安增生地体与额尔古纳增生地体发生碰撞拼合；兴安增生地体边缘沟-弧-盆系：西伯利亚板块南缘鄂伦春-中南蒙古扩张而发展成弧后盆系；蒙古-鄂霍茨克洋陆内俯冲，陆陆碰撞阶段：蒙古-鄂霍茨克洋俯冲碰撞(佘宏全等, 2012)。柴河组的锆石沉积环境经验判别图解显示，其在沉积过程中处于汇聚(俯冲)型沉积环境，属于汇聚板块边缘沉积盆地特征，以挤压型沉积作用为主(图13)。在弧沟体系整体处于挤压环境时，大陆边弧后地区部分大陆地壳俯冲至岛弧造山带底部并在岛弧造山带后侧形成前陆褶皱逆冲带，同时引起岩石圈发生挠曲和形成弧后前陆盆地(Dickinson, 1974; Dewey, 1980; Ingersoll, 1988; 闫臻等, 2018)。弧后前陆盆地形成于汇聚板块边界的仰冲板块一侧，盆地填充物主要是来自弧后前陆褶皱带冲断带(闫臻等, 2018)。弧后前陆盆地碎屑物主体来自弧后前陆褶皱逆冲带，砂岩以富含石英和岩屑(通常为沉积岩和变质岩，局部为火山岩)、贫长石特征(Ingersolletal., 1987; Decelles and Hertel, 1989)，研究区砂岩矿物数据与上述表述非常吻合(表1)。研究区处于蒙古-鄂霍茨克洋南向俯冲的背景下，在弧-陆碰撞作用过程中盆地受到构造作用改造和破坏，与此同时相邻造山带也发生强烈隆升剥蚀并形成巨量碎屑沉积物。这些碎屑沉积物通过物理搬运填充于弧后前陆盆地。从岩性组合、物源分析、形成的构造背景等可知柴河组砂岩主要来源于再旋回造山带环境，物源区母岩主要形成于三叠纪大陆岛弧环境下，结合前人研究可知，柴河组地层形成于汇聚板块内的弧后前陆盆地(图14)。

图14 柴河地区构造演化模式图Fig.14 Model of tectonic evolution in the Chaihe area

已有研究成果显示，早三叠世至中侏罗世时期，研究区处于蒙古-鄂霍茨克大洋板块同时向南北双向(额尔古纳地块与西伯利亚地台)俯冲的构造背景下(Tomurtogooetal., 2005; Orolmaaetal., 2008; 陈志广等, 2010; Wuetal., 2011; 许文良等, 2013; Tangetal., 2014)，到晚侏罗世时蒙古-鄂霍茨克洋东段闭合，进入碰撞造山阶段(Zorin, 1999; Sorokinetal., 2004; 许文良等, 2013)。而柴河组形成的晚三叠世时期额尔古纳-兴安增生地体上的火成岩表现出活动大陆边缘环境的地球化学属性。其中火龙沟地区安山岩形成于236±1Ma的晚三叠世(纪政等, 2018)；扎兰屯地区玄武安山岩的锆石年龄为228Ma左右(Lietal., 2017a)、罕达汽地区高镁安山岩的锆石年龄为225～223Ma左右、黑河地区玄武质安山岩的锆石年龄为242Ma左右(Lietal., 2017b)；库提和-查巴奇-塔尔气地区的三叠纪中酸性岩石组合的锆石年龄为244～206Ma(Yangetal., 2016)；蘑菇气地区的安山岩、粗安岩、英安岩和流纹岩的锆石年龄为240～211Ma左右(Lietal., 2017a; 马永非等, 2017; 司秋亮等, 2017)；同时也在大兴安岭中段发现了三叠纪A型花岗岩，年龄为216Ma(Liuetal., 2018)；这些火山岩在大兴安岭地区形成大规模呈北东向带状展布的火山岩陆弧(Tangetal., 2016; Yangetal., 2016; Lietal., 2018)，该弧岩浆岩带与一系列同期的斑岩型矿床共同揭示了蒙古-鄂霍茨克大洋板片南向俯冲作用形成的安第斯型活动大陆边缘(纪政等, 2018; Tangetal., 2018)。因此，我们认为这些晚三叠世岩浆活动和本文所报道的柴河组砂岩在物质组成、地球化学和锆石年龄信息所表现出来的形成构造背景相一致，均揭示了蒙古-鄂霍茨克大洋板块的南向俯冲作用(Tangetal., 2018)。这些晚三叠世岩浆岩均可能成为柴河组中的三叠纪物源。他们成岩后在短时间内被剥蚀、搬运，参与到沉积作用当中，形成了柴河组，记录下了蒙古-鄂霍茨克洋的俯冲演化地质作用。

5 结论

基于野外地质调查、砂岩碎屑组分统计、物源分析，锆石U-Pb年代学和岩石地球化学分析，本文对大兴安岭中段地区的柴河组获得以下认识：

(1)大兴安岭中段地区出露的柴河组是一套以粗碎屑为主的近源磨拉石建造，其中夹安山岩夹层。U-Pb测年显示，砂岩碎屑锆石年龄峰值主要为晚三叠世、火山岩夹层U-Pb测年的加权平均年龄为217±10Ma，结合地层内化石表明，柴河组的地层沉积时代为晚三叠世。

(2)物源分析表明柴河组砂岩来源于再旋回造山带，碎屑物磨圆度较低、分选较差，表现出源区相对不稳定，快速剥蚀、搬运及沉积的特征。通过地球化学分析揭示出柴河组砂岩具有高SiO2、Al2O3、低MgO的特征，轻稀土富集，重稀土分布平坦，存在一定的Eu富集，在化学成分特征上显示出大陆岛弧的特点，沉积岩源岩主要来自上地壳。综上所述，柴河组砂岩来源于再旋回造山带的三叠纪大陆岛弧。

(3)柴河组沉积过程中处于汇聚(俯冲)型沉积环境，属于汇聚板块边缘沉积盆地特征，以挤压型沉积作用为主。结合区域资料可知，柴河组形成于蒙古-鄂霍茨克大洋板片南向俯冲作用形成的安第斯型活动大陆边缘的弧后前陆盆地。

致谢感谢两位审稿人和编辑部老师对本文提出了宝贵的建议和修改意见！感谢霍亮老师给予在粒度分析实验中的帮助。