內蒙古溫都爾廟地區晚古生代石炭系沉積背景：沉積巖石學、古生物學及鋯石U-Pb測年證據

呂紅達，王師捷，徐仲元，董曉杰

吉林大學 地球科學學院，長春 130061

0 引言

中亞造山帶是西伯利亞古陸與中朝、塔里木板塊之間的古亞洲洋消減而形成的巨型縫合帶，是全球范圍內最大的顯生宙造山帶[1,2]。興蒙造山帶作為中亞造山帶在中國境內的部分，是松遼盆地以西和以北的興安嶺及內蒙古東部古生代造山帶的總稱，也是古亞洲構造的重要組成部分，由于地理位置的特殊性，多年來為古亞洲洋閉合的研究提供大量重要證據，引起了眾多中外學者廣泛的關注與研究[3-9]。目前的焦點集中在興蒙造山帶的形成和演化及古亞洲洋的閉合時間上，目前的爭議可以歸納為兩點：(1)晚二疊世—早三疊世：肖文交認為中亞造山帶西部主體部分最終形成于晚石炭世—早二疊世，表現為“多增生楔-多期次-多方向-多方式”的增生造山方式[2,7,10,11]；李錦軼通過對活動陸緣雜巖分布特征研究，揭示出古亞洲洋在震旦紀打開以后，巖石圈板塊的俯沖作用有可能開始于奧陶紀，并一直持續到石炭紀晚期，于二疊期間最終關閉[12,13]；楊文麟認為古亞洲洋發生閉合的時間在晚二疊世—早三疊世，呈現“西早東晚，北早南晚”的漸次特征[14]；孫德有通過對吉林大玉山花崗巖巖體的研究，認為其屬同碰撞型花崗巖類型, 是板塊碰撞拼合的直接證據，得出結論：興蒙造山帶東段的西拉木倫河—長春—延吉板塊縫合帶應于二疊紀末期最終閉合[15]。(2)早石炭世-泥盆紀：徐備、陳斌把409 Ma的超鎂鐵質巖塊作為古亞洲洋俯沖結束時期的產物，認為古亞洲洋在晚泥盆世完成拼合，碰撞縫合線位于二道井—查干烏拉—紅格爾一線[4,16]；邵濟安通過對中亞造山帶中大規模出現的裂谷型巖漿巖帶的研究，得出結論：古亞洲洋于晚石炭世完成閉合，中亞造山帶同時于此期間逐漸開始演化[17]。徐備等[5,18]提出的早古生代古亞洲洋閉合、晚古生代伸展-陸內造山的興蒙造山帶兩階段演化模式為興蒙造山帶的形成和演化研究提供了新的思路。

內蒙古溫都爾廟地區位于興蒙造山帶南側，發育寒武—奧陶系溫都爾廟群增生蛇綠雜巖[19,20]、白乃廟群活動大陸邊緣弧火山巖[21]、中志留統徐尼烏蘇組弧后盆地沉積建造[22]和上志留統西別河組磨拉石建造[23]。侵入溫都爾廟群和白乃廟群中的奧陶紀島弧型變質輝長巖[24]、英云閃長巖和奧長花崗巖[19,25]和早志留世巖體一起構成早古生代弧-陸碰撞造山帶。在這些早古生代造山帶巖石和地層之上還發育了以石炭、二疊系地層為主的晚古生代沉積，稱之為溫都爾廟晚古生代盆地。查明這一晚古生代沉積盆地的沉積環境和沉積背景，對討論興蒙造山帶的演化有著十分重要的意義。本文選擇這一沉積盆地的石炭系地層進行沉積巖石學、古生物地層學和同位素年代學研究，在進一步明確其沉積時代的基礎上，以期查明其沉積環境、物質來源和沉積背景，進而討論這一地區的晚古生代構造演化。

1 區域地質背景

研究區位于內蒙古蘇尼特右旗溫都爾廟地區，大地構造位置位于興蒙造山帶南緣，或華北克拉通北側的早古生代大陸邊緣增生帶，橫跨該帶內的溫都爾廟俯沖-增生雜巖帶和白乃廟島弧帶(圖1)。

區內巖石、地層組成復雜，總體上可分為早古生代活動大陸邊緣增生楔和晚古生代沉積盆地。前者由寒武—奧陶系溫都爾廟群增生雜巖和白乃廟群大陸邊緣弧火山巖、中志留統徐尼烏蘇組弧后沉積盆地(出露于工作區的西側)、上志留統西別河組磨拉石建造和早奧陶世中細粒輝長巖、晚奧陶世灰色細粒奧長花崗巖、早志留世埃達克巖(出露于工作區的南側)組成。晚古生代地層自北向南依次出露有由上石炭統阿木山組海相碳酸鹽沉積建造、本巴圖組濱海-淺海相含火山碎屑的碎屑沉積建造和酒局子組海陸交互相碎屑沉積建造，以及下二疊統碎屑巖夾碳酸鹽巖沉積建造。由于古生代早期—晚古生代末期造山事件在區內形成對沖型逆沖斷層，而導致上述地層之間多為斷層接觸，但局部可以見到一些接觸關系，如查干烏拉附近的上石炭統阿木山組角度不整合覆蓋在寒武—奧陶系溫都爾廟群之上；上石炭統酒局子組角度不整合覆蓋在寒武—奧陶系白乃廟群之上(圖2)。目前研究發現，原定的上石炭統本巴圖組可能形成于二疊紀(本文未發表資料)，在此暫不討論。而上石炭統阿木山組和酒局子組則具有不同的沉積建造，反映不同的沉積環境，二者又分別位于對沖型逆斷層北、南兩側的上盤，二者目前的出露位置顯然是由對沖逆斷層造成的結果，因此本文選擇這兩個地層單位進行研究。

圖1 大地構造位置圖[3,7]Fig.1 Geotectonic location map

1.二疊系; 2.上石炭統阿木山組; 3.上石炭統本巴圖組; 4.上石炭統酒局子組; 5.志留系西別河組; 6.白乃廟群; 7.溫都爾廟群哈爾哈達組; 8.溫都爾廟群桑達來呼都格組; 9.早二疊世花崗閃長斑巖; 10.晚奧陶世灰色細粒奧長花崗巖; 11.早奧陶世中細粒輝長巖; 12.早奧陶世蛇紋石化橄欖巖; 13.不整合接觸; 14.剖面位置; 15.實測逆斷層; 16.實測正斷層; 17.取樣點.圖2 研究區地質簡圖Fig.2 Sketch geological map of study area

2 地層、生物特征和沉積環境

本文通過剖面測量和鏡下觀察對上石炭統酒局子組以及阿木山組的巖石組成、巖性巖相以及古生物特征進行了研究。

2.1 酒局子組

酒局子組主要分布于朱日和鎮烏蘭淖爾北山一帶，角度不整合覆蓋在寒武—奧陶系白乃廟群之上。實測剖面(圖3a),結合路線觀測確定，區內酒局子組為一套碎屑巖夾碳酸鹽巖沉積，局部夾薄層煤。主要由厚層-中厚層石英巖質細礫巖、含礫石英粗砂巖、中粗粒巖屑石英砂巖組成。中薄層-薄層細粒石英砂巖、粉砂巖和薄層泥巖夾薄層灰巖或薄煤層呈韻律產出，其中粗碎屑巖多，細碎屑巖少，局部見小型交錯層理、平行層理和不對稱波痕(圖4a)，且地層中含一定數量的陸生植物化石和鸚鵡螺化石(圖4b、c)，說明為湖相扇三角洲沉積，碎屑巖磨圓分選差，顯示快速堆積特征(圖4d)。顯微鏡下觀察發現，砂巖碎屑成分相對單一，以石英碎屑為主，硅質、鐵質和泥質膠結；礫巖中礫石成分以石英巖、石英砂巖為主，含少量安山巖。盡管成分相對單一，但磨圓較差，次圓狀-次棱角狀。說明酒局子組的碎屑巖應為近源沉積。

圖3 溫都爾廟晚古生代沉積盆地上石炭統酒局子組(a)和阿木山組(b)實測地層剖面圖Fig.3 Field-acquired geological profile of Jiujuzi Formation(a)，Amushan Formation(b) in Upper Carboniferous series from Late Paleozoic sedimentary basin,Ondor Sum

a.石英砂巖及其中的不對稱波痕; b.細砂巖中的植物化石；c.細粒石英砂巖及其中的鸚鵡螺化石; d.分選磨圓都不好的濱湖碎屑堆積,顯示快速堆積的特征.圖4 酒局子組部分巖石及構造特征Fig.4 Petrological and tectonic characteristics of Jiujuzi Formation

剖面中，上部薄層泥巖中含Neuropterispseudovata,Callipteridiumsp.,Calamititessp.等植物化石，由胡澤瑾(內蒙古地質局第二區調隊)[26]在1983年對該地區石炭紀古生物特征以及地層的總結與劃分得知，其時代為晚石炭世—早二疊世，生存環境為溫熱的湖相環境，少量為潮濕的沼澤環境。

2.2 阿木山組

阿木山組地層主要分布在朱日和鎮東部，查干烏拉以北一帶，位于由北向南的逆沖巖片之上，僅在查干烏拉附近保留有與一起逆沖的溫都爾廟群的角度不整合關系。

所列剖面(圖3b)為區內阿木山組最完整的一條剖面，剖面與下伏溫都爾廟群為角度不整合接觸，剖面底部生物碎屑灰巖中含有溫都爾廟群哈爾哈達組硅質巖礫石(圖5a)，接觸界面的不規則形態和之上的底礫巖(圖5b)都說明其角度不整合特征。總體上以灰巖為主，有部分碎屑巖，據此可以分為上、下兩段。下段由土黃色含礫鈣質石英粗砂巖、灰白色中礫石英礫巖、灰白色礫屑或砂屑灰巖、生物碎屑灰巖組成(圖3b中的1～6層)，表現為土黃色含礫鈣質石英粗砂巖-青灰色生物碎屑灰巖，灰白色礫屑-砂屑泥晶灰巖，鈣質石英礫巖-中薄層含礫砂屑灰巖的沉積韻律，反映了這一時期曾出現過多次海水強烈動蕩的環境。上部主要由中薄層灰巖、中厚層灰巖、中薄層生物碎屑灰巖和硅質條帶灰巖夾薄層泥晶灰巖組成，反映相對平靜的淺海沉積環境?？傮w上是一套退積層序，表現出由相對活動到相對穩定，海水深度不斷變化，并逐漸加深的濱-淺海沉積環境。

野外和鏡下觀察發現，阿木山組中的石英質礫巖、粗砂巖和砂屑灰巖中的礫屑和砂屑形態各異，除底礫巖次棱角狀-次圓狀(圖5b)外，其他均為棱角狀-次棱角狀，碎屑成分以石英巖或硅質巖、絹云綠泥片巖、石英為主(圖5a、c、d；圖6a)，也反映了阿木山組中的碎屑巖有近源沉積的特征。

在阿木山組生物碎屑巖中采集了大量海百合莖、筳類化石(圖6b)，筳類化石最具時代意義，見有Zellaheritschi(赫利其氏車爾筳)、Obsoletessp.1(衰頹筳(未定種1))(圖7a)、Obsoletessp.2(衰頹筳(未定種2))、Parafusulinaundulata(波狀擬紡錘筳)、Putrellalui(盧氏普德爾筳)(圖7b)、Parafusulinagracilis(柔擬紡錘筳)(圖7c)、？Polydiexodinasp.(?復通道筳(未定種))(圖7d)、Psedoschwagerinafusulinoides(筳型假希瓦格筳)、Psedoschwagerinaborealis(北方假希瓦格筳)、Schubertellasp.(蘇博特筳(未定種))。其中Schubertellasp.生存時代為晚石炭世—早二疊世；Psedoschwage-rinafusulinoides、P.borealis是晚石炭世常見種。

a.剖面第5層鈣質石英礫巖，礫石為石英巖和石英，鈣質膠結；b.剖面第1層底部的底礫巖，礫石為石英巖、硅質巖和絹云綠泥片巖等，次圓狀-次棱角狀，分選不好；c.剖面第9層的砂屑泥晶灰巖，砂屑粒徑0.1 mm，棱角狀，成分主要為石英，少量長石，基質為細晶方解石；d.剖面第4層的砂屑泥晶灰巖，砂屑粒徑0.1 mm，棱角狀，成分為石英和泥巖(已變為綠泥石團塊)，基質為細晶方解石.圖5 阿木山組下部礫巖和砂屑灰巖Fig.5 Conglomerate and sandy clastic limestone in lower Amushan Formation

圖6 阿木山組下部生物碎屑灰巖，見硅質巖礫石(a)、海百合莖及筳類生物碎片(b)Fig.6 Bioclastic limestone in lower part of Amushan Formation, siliceous rock gravel(a), lily stem and biological debris(b)

a.Obsoletes sp.1衰頹筳(未定種1)產地和層位：蘇尼特右旗溫都爾廟上石炭統阿木山組;b.Putrella lui 盧氏普德爾筳 產地和層位：蘇尼特右旗溫都爾廟上石炭統阿木山組;c.Parafusulina gracilis柔擬紡錘筳 產地和層位：蘇尼特右旗溫都爾廟上石炭統阿木山組;d.？Polydiexodina sp.？復通道筳(未定種)產地和層位：蘇尼特右旗溫都爾廟上石炭統阿木山組.圖7 阿木山組筳類化石Fig.7 Fusulinid fossils from Amushan Formation

3 鋯石U-Pb測年及分析結果

3.1 樣品位置

從酒局子組、阿木山組分別采集各一件，取樣位置分別為：P3JN26(酒局子組)，113°2′25″E，42°22′02″N；TM-13(阿木山組)，113°11′29″E，42°23′43″N。

3.2 分析方法

對野外采集的兩個樣品進行碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb同位素年代學定年研究。制靶流程見文獻[27]。將樣品粉碎分選，在雙目鏡下挑選出透明度較高、晶形較完好，且內部無裂隙具有代表性的單顆粒鋯石。將從原巖樣品中分選出的鋯石晶體粘貼在環氧樹脂膠上，打磨并拋光至顆粒內部暴露出來，鍍碳膜。整個分選、制靶及樣品顯微圖像的采集均在河北廊坊市區域地質調查研究所的掃描電鏡實驗室完成。

U-Pb同位素測定用標準硅酸鹽玻璃NIST610進行儀器最佳化，采用GJ-1作為進行元素分流校正的標準鋯石，每分析8～10個樣品點，分析2次外標樣品。U-Pb年齡測定在中國地質調查局天津地質礦產研究所開放性顯微鏡實驗室完成。U-Pb同位素比值及元素含量計算采用Glitter程序，鋯石U-Pb諧和圖的繪制和年齡加權平均值的計算均采用Isoplot程序完成。年齡>1 000 Ma的鋯石采用207Pb/206Pb年齡，<1 000 Ma者則采用206Pb/238U年齡。

3.3 分析結果

對酒局子組中粗粒石英砂巖樣品(P3JN26)、阿木山組石英砂巖樣品(TM-13)分別抽取86、65顆鋯石進行測定，其測試結果見表1、表2。

酒局子組、阿木山組碎屑鋯石鏡下陰極發光圖像如圖8所示：兩組樣品中大部分鋯石顯示為自形-半自形，大小較均一，多呈短柱狀或渾圓狀，棱角狀，少數有一定的磨圓，大多具有明顯的韻律環帶(圖8)。

P3JN26樣品中鋯石的Th/U比值為0.26～0.92，反映出比較典型的巖漿鋯石成因。86個數據中，83個數據點的206Pb/238U年齡相當均一，在437～464 Ma之間，均在協和線上(圖9)，206Pb/238U加權平均年齡為444.4±1.3 Ma，最小年齡437±3 Ma(表1)，這說明酒局子組沉積發生在437±3 Ma(早志留世)之后。除此有3個數據點的207Pb/206Pb年齡分別為：1 032±18 Ma、1 227±22 Ma、1 834±18 Ma。

TM-13樣品中鋯石的Th/U比值介于0.24～1.14，>0.40的鋯石顆粒高達90%，具有典型的巖漿成因特征。其中65個數據點中的57個數據點206Pb/238U年齡相當均一，整體在437±6～445±7 Ma之間，均在協和線上(圖10)，206Pb/238U加權平均年齡為441.9±0.7 Ma，最小年齡為438±6 Ma(表2)，與前文酒局子組中主體碎屑鋯石年齡大致相同，且磨圓分選特征相似，說明其物源極有可能一致。另外，還出現了兩組數據點207Pb/206Pb年齡為1 769±23 Ma～1 898±35 Ma(5顆)以及2 473±28 Ma～2 506±24 Ma(3顆)。

圖8 酒局子組(a)、阿木山組(b)樣品碎屑鋯石鏡下陰極發光圖Fig.8 CL images of partial detrital zircon age of sample from Jiujuzi Formation(a)、Amushan Formation(b)

圖9 酒局子組樣品碎屑鋯石U-Pb年齡協和圖(a)、年齡直方圖(b)Fig.9 Zircon U-Pb concordia diagram(a) and relative probability plot(b) for detrital zircons of sample from Jiujuzi Formation

4 討論

4.1 沉積時代

本文通過地層中的古生物化石鑒定和碎屑鋯石年齡特征綜合限定盆地沉積時代。獲得溫都爾廟地區酒局子組與阿木山組年齡特征比較集中，除去峰值在～1.8 Ga、～2.5 Ga的古老基底年齡外，兩組地層最小年齡分別為437±3 Ma、437±6 Ma，峰值年齡均在440 Ma±，總數占85%以上，結合植物、莛類古生物特征，筆者認為，酒局子組和阿木山組均形成于晚石炭世—早二疊世。

4.2 物源分析

440 Ma±的年齡與研究區南側志留紀俯沖造山形成的埃達克質巖石年齡十分吻合。簡平[28]在達茂旗地區發現了年齡為440～452 Ma的埃達克質閃長巖、石英閃長巖；張超[29]在白乃廟地區發現年齡為438 Ma的弧巖漿巖，巖性為變質閃長巖；白新會等[30]在白乃廟島弧帶西段發現了442.6±2.4 Ma和434.2±2.2 Ma具有典型O型埃達克質巖石特征的早志留世巖體，并指出早古生代期間古亞洲洋在華北板塊北緣以北地區的俯沖方向大體為由北向南。這些盆地周圍早古生代造山帶極有可能在造山末期發生垮塌事件后，為兩組地層提供主要物源。

楊臻元[31]認為，華北板塊以1 850 Ma和2 500 Ma兩期鋯石發育為特征。本次工作中酒局子組中的三顆古元古代末期—中元古代的鋯石(1 032 Ma，1 227 Ma，1 834 Ma)與阿木山組中5顆～1.8 Ga的鋯石和3顆～2.5 Ga的鋯石與華北板塊典型的兩期巖漿事件吻合。這也說明，華北板塊克拉通基底是酒局子組與阿木山組的潛在物源，但有著較遠的搬運距離，這與樣品中此鋯石年齡區間所占比例極少相吻合。

結合鋯石特征來看，物源主體部分鋯石有著磨圓次棱角狀、次圓狀，分選差等特點，說明沉積盆地物源并沒有經歷長距離搬運，只有很少一部分物源可能由華北板塊北緣經歷了搬運作用。綜上，沉積盆地物源來自于盆地周圍早古生代造山帶，盆地位置上更靠近華北板塊，顯示盆地位置上親華北克拉通的特征。雖然地理位置上與華北板塊靠近，物源中來自華北板塊的鋯石成分卻極少，原因極有可能是盆地沉積期間正處于古亞洲洋閉合中期或后期，閉合并沒有全部完成，致使只有極少量華北板塊古老基地物質經水系混入早古生代造山帶中。

4.3 沉積環境分析

綜上多方面研究，可以確定兩組地層均顯示快速堆積的特點。結合區域早古生代地層空間分布以及接觸關系，早古生代造山帶造山末期應發生過一次垮塌事件，垮塌發生之后，造山帶物質應作為基底存在于沉積盆地之上，這與沉積盆地的近源性相吻合。

酒局子組主要為碎屑巖夾碳酸鹽巖沉積，局部煤層顯示沼澤相沉積特點。地層中含一定數量的陸生植物化石和鸚鵡螺化石，并見有不對稱波痕沉積構造，顯示湖相扇三角洲沉積。從礫巖到砂巖的規律性沉積韻律反映出當時有大量陸源碎屑物質供給，地殼頻繁波動?？傮w上處于由沼澤相—扇三角洲湖相過渡的沉積環境。

阿木山組主要以灰巖為主，含有少量碎屑巖。少數紫紅色的巖石顏色，表明物源區氣候應該出現過極短期炎熱干旱環境。從下部生物碎屑采集到的大量海百合莖為主的生物化石，從形態特征上分析為晚古生代典型溫暖清澈的淺海環境中生活的種類。含礫鈣質石英粗砂巖、鈣質石英礫巖、砂屑灰巖的出現說明這一時期曾出現過多次海水強烈動蕩的環境。上部中厚層灰巖、結晶灰巖和硅質條帶灰巖反映了相對平靜的淺海沉積環境?？傮w上為由動蕩(快速堆積)到穩定(海水加深)的濱-淺海沉積環境。

5 結論

(1)酒局子組和阿木山組的形成時代應為晚石炭世—早二疊世。

(2)酒局子組、阿木山組二者碎屑鋯石年齡譜集中在440 Ma±，與盆地周圍早古生代造山末期侵入巖和埃達克質巖石的年齡相似。主體物源來自于盆地周圍早古生代造山帶，除此之外，可能有極少量物源來自于南部華北板塊古老基底。

(3)酒局子組沉積環境相當于大陸邊緣的沼澤-湖相，阿木山更趨近于相對活動到相對穩定的濱-淺海沉積環境。早古生代造山帶經歷的垮塌事件可能與晚古生代古亞洲洋閉合后期所處的伸展環境有關。