皖南志留系唐家坞组物源分析：来自碎屑锆石年代学和岩石地球化学的制约

杨梅，洪天求，徐锦龙，李秀财,罗雷

1.合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 230009 2.贵州省地质资料馆，贵阳 550001 3.安徽省地质调查院，合肥 230001

0 引言

江南造山带普遍认为是新元古代早期扬子地块和华夏地块之间的俯冲—碰撞造山带，先前拼合的扬子—华夏联合陆块在南华纪沿江绍断裂发生裂解，在发育的裂谷盆地中沉积了一套以滨浅海相沉积岩、陆相(或海相)火山—沉积岩以及冰碛岩等为主的沉积体系[1- 2]。早古生代晚期华南板块遭受强烈的造山作用改造，而关于该造山事件的性质，早期学者[3- 6]认为华南早古生代存在典型的沟—弧—盆体系，造山演化主要与华南洋的闭合相关；然而由于华南始终未发现与早古生代华南洋相关的蛇绿岩套、弧岩浆岩以及深海硅质岩，因而近年来大多数学者[7- 9]普遍认为该早古生代造山作用为陆内造山。进而将扬子地块东南缘晚奥陶世—志留纪盆地归为陆内前陆盆地[10- 12]。这些晚奥陶世—志留纪沉积岩的展布方向与造山带平行，暗示盆地的形成与早古生代造山事件密切相关，其应记录了该造山带晚奥陶世—志留纪期间的演化信息，因此可以通过沉积盆地分析来反演华南早古生代造山演化过程。

沉积岩地球化学分析和锆石物源分析作为沉积盆地分析的基本手段，能够较好地揭示沉积物的沉积时代、物源性质、沉积环境以及构造背景。尤其对于缺乏标准化石的哑地层，碎屑锆石U- Pb年龄分析可以有效限定地层的沉积时代[13- 15]。本研究以江南造山带东北缘皖南泾县地区出露的志留系唐家坞组为研究对象，通过岩相学、岩石地球化学以及LA- ICP- MS碎屑锆石U- Pb年代学等综合研究，限定了唐家坞组的沉积时代，并探讨了其物源特征以及沉积构造环境，进而为揭示江南造山带在早古生代的构造演化以及造山过程中的盆山耦合关系提供沉积学依据。

1 区域地质概况

华南板块主体通常被认为是由扬子地块和华夏地块在新元古代早期拼合形成，北以秦岭—大别造山带为界与华北板块相邻，西以龙门山断裂为界与特提斯构造域毗邻，南西和南东侧分别为东南亚块体和西太平洋构造域(图1a)。江南造山带作为华夏和扬子地块的拼合带，主要由新元古代浅变质、强变形巨厚沉积—火山岩系、蛇绿混杂岩以及同时代侵入体等共同组成。在新元古代中期，刚拼贴的江南造山带在Rodinia超大陆裂解过程中形成了陆内伸展背景下的裂谷盆地[16- 17]。从震旦纪至奥陶纪华南板块一直处于板内稳定沉积环境，但扬子和华夏地块接受了两种截然不同的沉积体系，其中扬子地块以碳酸盐岩—硅质沉积建造为主，而华夏地块依旧处于以笔石相碎屑岩系为主的裂谷海盆。

早古生代晚期(晚奥陶世—志留纪)扬子地块向华夏地块发生了陆内俯冲，形成了华南加里东期造山带，由于武夷—云开地区是造山带核心区域，故又被称为武夷—云开造山带[8,18]。在造山带北缘形成了前陆盆地，因而在扬子地块上与造山带同期的沉积也从先前的碳酸盐岩沉积转变为碎屑岩沉积。早—中三叠世印支期，华南地区在古特提斯洋的关闭过程中再次发生强烈的陆内构造—岩浆作用，最后在太平洋构造域燕山期演化影响下形成了华南现今的构造格局[19- 20]。

研究区位于扬子地块东南缘，地处扬子地层区江南地层分区，广德—太平地层小区。区内早古生代地层发育齐全，寒武系主要以碳酸盐岩沉积为主，奥陶系主要以碎屑岩为主夹硅质岩和碳酸盐岩沉积，而志留系碎屑岩最发育，厚度达4 000 m左右，以砂岩、页岩为主(图1b)。奥陶系—志留系从下到上分别为新岭组、霞乡组、河沥溪组、康山组以及唐家坞组，主要为受陆源影响的滨浅海—潮坪相沉积环境。分布于皖南泾县地区的唐家坞组是一套未变质细碎屑岩，与下扬子地层分区茅山组为相当层。唐家坞组作为区内志留系最晚期沉积且为早古生代前陆盆地最上层沉积，其时代的确定对于限定造山带演化的结束时间具有重要意义。

2 唐家坞组的基本特征

唐家坞组与下伏志留系康山组紫红色中厚层岩屑石英砂岩夹薄—中厚层泥岩呈整合接触，与上覆晚泥盆世观山组浅灰白色中厚层砾岩、含砾石英砂岩呈不整合接触。唐家坞组中下段为紫红色岩屑砂岩、粉砂岩，其中石英碎屑呈圆状至次圆状，含有少量白云母，局部可见白云母因应力作用发生扭曲变形；中上段主要为紫红色岩屑石英砂岩夹黄绿色粉砂质泥岩，见波痕、冲刷面等沉积构造，产腕足、双壳、腹足类化石。砂岩主要分为中粒石英砂岩，中—粗粒岩屑砂岩，中—粗粒岩屑石英砂岩三类。岩屑石英砂岩中发育水平层理、平行层理(图2a)，而粉砂质泥岩中发育波痕(图2b)，板状、楔状斜层理(图2c，d)。显微结构分析表明，岩屑砂岩呈中—粗粒结构，粒径大小一般为0.25～0.5 mm，最大可达0.5～1 mm，主要由单晶石英、多晶石英和岩屑组成，石英含量60%～80%，岩屑含量最高可达30%，长石含量不超过5%，基质含量变化较小，约为5%；岩屑呈次棱角状—次圆状，主要包括以泥岩、砂岩为主的沉积岩岩屑(Ls)和以板岩、千枚岩为主的变质岩岩屑(Lm)(图2e，f)，缺少火山岩岩屑(Lv)。

图1 华南地区大地构造位置图(a)及研究区地质简图(b)(据Li et al., 2013[21]修改)Fig.1 Tectonic framework of South China(a), geological sketch map in the study area(b)(modified from Li et al., 2013[21])

图2 泾县地区唐家坞组砂岩露头以及显微照片(正交偏光)a.紫红色岩屑砂岩，发育平行层理；b.灰绿色粉砂岩，发育波痕；c.灰绿色粉砂岩，发育板状斜层理；d.灰绿色夹紫色岩屑砂岩，发育楔状斜层理；e，f.岩屑砂岩，含沉积岩岩屑(Ls)，变质岩岩屑(Lm)，多晶石英(Qp)，单晶石英(Qm)、斜长石(Pl) Fig.2 Photographs of sandstones from outcrops and microscope(cross- polarized light)of Tangjiawu Formation in Jingxian areaa. fuchsia lithic sandstone with parallel bedding; b. celadon siltstone with ripple mark; c.siltstone with tabular cross- bedding; d.lithic sandstone with sphenoid cross- bedding; e, f. lithic sandstone comprising sedimentary(Ls), metamorphic fragments(Lm), polycrystal quartz(Qp), single quartz(Qm), plagioclase(Pl)

3 测试分析方法

3.1 全岩主量元素与微量元素分析

主量元素和微量元素测试工作均由广州澳实分析检测有限公司完成。主量元素采用X射线荧光光谱(ME- XRF06)测定，先将样品破碎后缩分出300 g，用碳化钨钢研磨至75 μm(200目)，在105 ℃下预干燥1～2 h，然后称取0.9 g样品，在煅烧后加入Li2B4O7- LiBO2助熔物，充分混合后将其放置在自动熔炼仪中，使之在1 050 ℃～1 100 ℃下熔融，将熔融物倒出形成扁平玻璃片，再用X荧光光谱仪(AXIOS)进行分析。微量元素和稀土元素测定采用电感耦合等离子体质谱仪(ICP- MS)进行分析测试，首先将样品加入到偏硼酸锂熔剂中，混合均匀后在1 025 ℃以上的熔炉中熔化，待熔液冷却后，用硝酸、盐酸和氢氟酸定容至100 mL，再用Agilent 7700x型等离子体质谱仪进行分析。

3.2 锆石U- Pb测年分析

锆石制靶、阴极发光图像 (CL)拍摄以及锆石LA- ICP- MS U- Pb同位素测试均在中国科技大学壳幔物质与环境国家重点实验室完成。分析流程如下：首先将样品粉碎至80～100目，通过重液和磁选分离技术将锆石挑出，在双目镜下选择不同晶形、不同颜色的锆石颗粒进行制靶，制靶完成后将其抛光至锆石粒径的二分之一，使锆石内部充分暴露；然后用TESCAN公司生产的MIRA3扫描电镜拍摄锆石阴极发光 (CL) 电子图像；最后在锆石内部结构形态研究的基础上进行LA- ICP- MS锆石U- Pb同位素测试，激光剥蚀系统为美国相干公司生产的Geolas pro系统，以He气作为剥蚀载气，测试质谱仪为Agilent 7700x，激光束波长为193 nm，激光脉冲频率为10 Hz，剥蚀孔径为32 μm，脉冲输出能量为10 J/cm2，剥蚀时间为90 s，背景时间为25 s。以标准锆石91500作为外标校正样品锆石年龄，元素Si为内标计算U、Th和Pb含量。数据处理采用中国科学技术大学开发的LaDating@Zrn 分析处理软件，加权平均年龄及年龄谐和图的绘制使用Ludwig[22]的Isoplot 3.0完成，单个数据点误差为1σ，普通Pb采用Andersen[23]软件进行校正。本次测试年龄值的选择以1 000 Ma为界，>1 000 Ma，采用207Pb/206Pb同位素年龄，≤1000 Ma采用更可靠的206Pb/238U同位素表面年龄[24]。

4 测试结果

4.1 岩石地球化学特征

本研究在野外详细观察的基础上，采集安徽省泾县地区举坑—刘家一带的唐家坞组9个岩屑石英砂岩样品进行了全岩主量、微量和稀土元素分析。其结果见表1。

4.1.1 主量元素

所测砂岩样品SiO2含量在65.46%～87.63%(平均78.66%)，含量较高；Al2O3含量为4.98%～16.15%(平均10.00%)；K2O含量为0.72%～4.07%(平均2.23%)；TFe2O3含量为1.71%～6.49%(平均3.86%)；Na2O含量为0.03%～0.74%(平均0.24%)；CaO含量0.06%～0.28%(平均0.17%)；MgO含量为0.58%～1.89%(平均1.08%)；TiO2含量0.32%～0.77%(平均0.54%)。

与全球古生代大陆造山带砂岩平均成分相比[25]，SiO2含量明显偏高，SiO2/Al2O3值介于4.09～17.06之间(平均9.40)，显示出富Si贫Al的特征，与镜下石英含量较高、几乎不含长石特征相一致，同时Na2O和K2O含量偏低。与UCC(上地壳平均成分)和PASS(后太古代澳大利亚页岩)相比，唐家坞组有较高的SiO2含量、较低的Al2O3、CaO、Na2O，指示唐家坞组砂岩成分成熟度较高[26- 27]。TFe2O3/K2O是区分岩屑和长石以及判别矿物稳定性的参数，样品中TFe2O3/K2O值，除一个样品为5.04外，其余值位于0.42～2.86之间(平均值2.19)，表明砂岩中矿物稳定性中等偏差。

4.1.2 微量元素

唐家坞砂岩中稀土总量(ΣREE)为99.90×10-6～215.93×10-6，平均含量165.11×10-6，LREE/HREE比值为8.15～11.05(平均为9.32)，(La/Yb)N值为8.40～12.47，(La/Sm)N为5.73～9.27，(Gd/Yb)N为1.03～1.80，δEu为0.67(0.61～0.76)，存在中等程度的Eu负异常，Ce基本无异常。唐家坞组砂岩在稀土配分图上(图3a)，所有样品表现出较为一致的配分型式，均为轻稀土富集、中等程度轻稀土分馏以及较为平坦的重稀土分馏，与北美页岩(NASC)和上地壳(UCC)配分模式相似[28]。在原始地幔蛛网图上(图3b)，样品的元素分布型式也基本一致，均为富集大离子亲石元素Cs、Rb、Th、U，亏损高场强元素Nb和Ta，同时，显著亏损Sr和P，表明斜长石和磷灰石在搬运沉积过程中已分解或未进入最终沉积物。

4.2 锆石U- Pb测年结果

砂岩样品中锆石呈无色透明，大多呈次圆状、磨圆的短柱状或等轴状，少部分锆石呈自形—半自形的长柱状(图4a)。部分锆石内部结构特征显示为无分带、弱分带和面状分带，另一部分锆石显示为振荡环带。完整的锆石颗粒长轴40～100 μm，短轴35～50 μm，长宽比值介于1∶1～3∶1；本研究实测锆石点数84个，获得谐和度>90%的点79个(图4b)。谐和锆石的Th，U含量及Th/U比值分别为0.66×10-6～674×10-6，20.9×10-6～1 122×10-6，0.01～4.84，Th/U比值普遍大于0.1，仅3颗小于0.1，22颗Th/U<0.4，占27.5%，57颗锆石的Th/U>0.4(表2)。结合CL图像可知该砂岩样品中的碎屑锆石以岩浆锆石为主，变质锆石较少。

锆石U- Pb年龄值分布在424 Ma～2 912 Ma之间(图4c，d)，样品中最年经碎屑锆石谐和年龄为424 Ma，该粒锆石具有明显的振荡环带，其长宽比值约为3∶1，Th/U值为0.66，为典型的岩浆锆石，表明唐家坞组沉积时代应晚于424 Ma。样品中最老的碎屑锆石谐和年龄为2 912 Ma，该粒锆石呈短柱状，磨圆较好，具有典型的核边结构，表明唐家坞组的源区存在少量太古代地壳物质的信息。79个锆石U- Pb年龄集中在5个年龄段，最主要的是新元古代早期1 030～889 Ma，峰值981 Ma；新元古代中期804～731 Ma，峰值756 Ma；早古生代早期528～492 Ma，峰值517 Ma；早古生代晚期459～424 Ma，峰值453 Ma。另外，古元古代早期2 498～2 357 Ma，也获得一个次级小峰，峰值2 476 Ma。

表1 志留纪唐家坞组砂岩主量(wt%)、微量和稀土元素含量(×10-6)

图4 唐家坞组砂岩样品碎屑锆石U- Pb CL图像(a)、年龄谱图(b)以及年龄谐和图(c，d)Fig.4 U- Pb CL images(a), histograms and probability spots of concordia ages(b)and concordia diagrams(c, d)of detrital zircon in sandstones from Tangjiawu Formation

5 讨论

5.1 唐家坞组沉积时代

唐家坞组原名唐家坞砂岩，最早由舒文博[31]1930年创名于浙江省富阳市北西12 km，岩性主要为紫红色中薄层—中厚层岩屑石英砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩，曾称太平群或举坑群。唐家坞组为江南地层分区志留系最顶部沉积，其沉积地层时代一直采用古生物和地层学估算。然而由于缺少标准化石，其沉积时代尚未得到准确限定。夏树芳[32]根据唐家坞组中无颔类和胴甲鱼、中华棘鱼、宁国鱼等鱼类化石研究以及岩相古地理特征，认为其时代归属于泥盆纪；而《安徽省岩石地层》[31]、《安徽省岩相古地理图册》[33]、《安徽省区域地质志》[34]均将其归属于晚志留世；方晓思等[35]和颜铁增等[36- 38]基于微古植物化石以及球形类孢粉型化石中疑源类组合对比研究，将其时代归属于中志留世，而孙乘云等[39]在唐家坞组中识别出胞石Conochitina(Densichitana)dens，结合地层间接触关系将唐家坞组时代限定于早志留世紫阳期至中志留世安康期。由此可见，唐家坞组的沉积时代仍存在较大争议。

表2 唐家坞组砂岩LA- ICP- MS锆石U- Pb年代学分析结果

续表

测点号元素含量/×10-6同位素比值年龄/MaPbThUTh/U207Pb/206Pb±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238U±1σ207Pb/235U±1σ206Pb/238Pb±1σ207Pb/206Pb±1σD33-0521503595190.690.070470.002321.600920.052510.163980.00431971219792494241D33-05334681630.420.068970.002641.655210.063190.174390.004759922410362689856D33-054742473720.660.069690.002561.188980.044280.124300.00353795217552091951D33-05533672650.250.060500.002181.044170.036310.121540.00325726187391962249D33-056372331191.950.062490.002790.701990.029990.079250.00218540184921369171D33-05743961090.880.071820.002861.831340.068920.177290.0048210572510522698154D33-058791531690.910.084260.003092.434450.085400.203500.00547125325119429129945D33-0595446510.910.157780.005569.799110.328750.436340.01175241631233453243235D33-06073985280.190.072640.002421.596580.054380.159740.004319692195524100443D33-0611502043440.590.093200.003223.470470.116470.269120.00732152126153637149238D33-0622376820.930.069260.003231.171070.052160.127910.00353787247762090774D33-063179883420.260.153320.005288.188030.259200.387820.01028225229211348238330D33-06423762150.350.066000.002900.628610.025470.073850.00202495164591280664D33-0651724653881.200.075760.002761.777760.061580.178940.00480103723106126108945D33-0661861622030.800.139100.008177.206780.368040.375760.010912137462056512216105D33-067692152400.900.065660.002421.180190.041110.132900.00351791198042079549D33-06832881260.700.078850.003081.672750.061930.161260.004349982496424116852D33-0691573577210.500.068700.002461.494490.049050.156420.00414928209372389041D33-0708611310.010.210820.0074217.163480.557950.594510.01586294431300864291231D33-071561073110.340.073590.002531.630480.054520.168400.0044898221100325103042D33-0721012892441.180.071440.002711.572220.056060.164330.00438959229812497049D33-0731975750.990.069860.003720.994100.047860.111860.00318701246841892482D33-07431591420.420.075760.003191.586610.062440.155190.004339652593024108957D33-07522183900.050.060730.002640.712730.024450.085110.00227546145271463096D33-076783252951.100.058900.002130.857650.030580.105640.00317629176471856343D33-077752013420.590.061990.004701.012830.069970.118500.003727103572221674168D33-078461041470.710.079640.002891.854870.064450.168210.00465106523100226118843D33-079512210.590.080880.006301.464750.096070.140180.0046091640846261218115

由于锆石的U- Pb同位素体系封闭温度较高，碎屑锆石同位素比值不受沉积循环过程中各种分异作用的影响，因而其年龄可以反映物源时代，其中最年轻的单颗粒碎屑锆石年龄通常被用来限定沉积地层的最大沉积年代[13- 15]。本文对采自唐家坞组砂岩样品进行LA- ICP- MS锆石U- Pb测年，获得最年轻的单颗粒锆石年龄为424 Ma，表明唐家坞组沉积时代晚于424 Ma。结合唐家坞组与上覆泥盆纪观山组砾岩之间明显的平行—低角度不整合接触关系[40- 41]，推断唐家坞组沉积时代应为志留纪晚期。本研究获得的沉积时代下限与下扬子地层分区茅山组中碎屑锆石最小年龄425 Ma基本一致[42]，表明江南地层分区唐家坞组与下扬子地层分区茅山组在时代上完全可进行对比。

5.2 唐家坞组物源区特征

沉积盆地中碎屑岩的化学组成受到物源、风化、剥蚀、搬运、沉积以及成岩等一系列因素影响，但主要受控于沉积物的物源特征。因此，碎屑岩地球化学特征分析被作为沉积物源分析的重要方法，尤其是一些特定的地球化学参数经常被用来限制沉积岩的物源性质[28,43- 46]。化学蚀变指数(CIA)可反映物源区风化程度，但由于K的交代作用使CIA值降低[47- 48]，唐家坞组砂岩样品经K矫正后的化学蚀变指数CIAcorr.平均值为77.54，高于PASS的76.40，且将CIA矫正后数据投影在Al2O3- (CaO*+Na2O)- K2O(A- CN- K)图解中(图5a)[49]，见样品明显偏离风化趋势曲线，表明唐家坞组沉积时水体较浅或源岩遭受了较强的风化作用，导致Na和Ca流失。在Roseretal.[50]F1- F2判别图解(图5b)上，显示物源主要为成熟大陆石英质物源区(P4区)，可能源自古老沉积地体、克拉通或是再旋回造山带。

碎屑岩中的不活动组分(如REE、La、Th和Hf等元素)具有难溶、稳定、不受风化和成岩作用的影响，在成岩过程中能够保持组分一致，几乎可以等量的从源区进入沉积岩中，因此被广泛用于反映沉积岩源区属性和构造背景[43,51]。所研究的砂岩样品具有较低的La/Th比值(小于5.0)以及较高的Hf(平均值7.5×10-6)含量，从La/Th- Hf判别图解(图6a)可知，唐家坞组碎屑岩沉积物主要以酸性物源长英质岩石为主，且有不同程度古老沉积物组分的加入[52]。Dickinson碎屑岩Q- F- L图解(图6b)中显示物源主要来自再旋回造山带[53]。同时(Gd/ Yb)N最小值为1.03，最大值为1.80，平均值1.52，均小于2.00，指示地层沉积时代为后太古宙[54]。此外，所有样品在球粒陨石标准化微量元素蛛网图和稀土元素配分图上均具有一致的分布型式，指示沉积物同源性且成熟度较高，源区岩石为中—酸性岩浆岩和(或)上地壳物质，即物源主要为长英质组分[43]。因此，唐家坞组物源区应主要为后太古代的中—酸性岩浆岩和(或)沉积岩，可能有少量古老物质加入。

除沉积岩地球化学分析外，锆石物源分析也能够较好地揭示沉积物的物源区特征。唐家坞组砂岩中锆石颗粒大小变化较大、形状多样、年龄分布较散，表明唐家坞组沉积物具有多源性。获得的锆石年龄峰值主要为981 Ma和756 Ma，次级年龄峰值为2 476 Ma、517 Ma和453 Ma。

中太古代—古元古代碎屑锆石年龄，除一颗相对较老外(2 912 Ma)，其他集中在2 498～2 354 Ma之间，峰值为2 476 Ma。华夏地块的结晶基底是在中元古代(1.8～2.0 Ga)，由新生物质熔融以及太古代(3.3～2.5 Ga)古老地壳物质重熔共同形成，华夏地块和扬子地块东南缘均没有发现2.5 Ga的岩石，然而新元古代—中奥陶世岩浆岩和沉积岩中分别存在2.5 Ga的锆石残留核和碎屑锆石[55]，特别是在震旦纪—中奥陶世的弱变质沉积岩中发现少量太古代古老锆石及明显的2.5 Ga锆石年龄峰值[56- 57]。唐家坞组砂岩缺乏华夏结晶基底中元古代(1.8～2.0 Ga)特征性锆石，且古元古代早期和太古代的锆石均呈浑圆状且磨圆较好，应为沉积再循环锆石，因此这些锆石应由新元古代—中奥陶世沉积岩石提供，而并非来源于华夏基底。

早—中新元古代碎屑锆石年龄可分为889～1 031 Ma和804～731 Ma两组，峰值年龄分别为981 Ma和756 Ma，前者与华夏地块格林威尔期和扬子地块四堡期岩浆活动时间相吻合，如赣南鹤仔片麻状花岗岩[58]、双溪坞火山岩[59]等；后者与华南新元古代中期南华盆地裂谷岩浆活动一致[60]。另外新元古代中期也是南华裂谷盆地南华纪陆相—海相—碎屑岩中碎屑锆石的主要年龄区间(850～720 Ma)[61- 62]。此外，震旦纪—奥陶纪沉积系列中既存在1.1～0.9 Ga年龄峰也存在850～730 Ma年龄峰[63- 67]。因此早—中新元古代岩浆岩、南华纪裂谷层序以及震旦纪—奥陶纪沉积岩都可能为唐家坞组中早—中新元古代碎屑锆石的潜在物源。

图5 A- CN- K三角图(据Panahi et al., 2000[49])和主量元素判别函数F1- F2(据Roser and Korsch, 1988[50])A.Al2O3； CN.(CaO*+ Na2O)CaO*是指岩石中与硅酸盐相结合的CaO含量； K.K2O; UCC.上大陆地壳(Upper Continental Crust); PASS.后澳大利亚太古代页岩(Post Archean Shales of Australia)F1=-1.773TiO2+0.607Al2O3+0.76Fe2O3-1.5MgO+0.616CaO+0.509Na2O-1.224K2O-9.09 F2= 0.445TiO2+0.07Al2O3-0.25Fe2O3-1.142MgO+0.438CaO+0.475Na2O+1.426K2O-6.861Fig.5 A- CN- K ternary diagram for samples(after Panahi et al., 2000[49])and F1- F2 discrimination diagram of the provenance(after Roser and Korsch, 1988[50])for samples of the Tangjiawu Formation

图6 唐家坞组物源 La/Th Hf判别图(据Floyd et al., 1987[52])和碎屑组分Q- F- L图(据Dickinson et al., 1979[53])Q.石英(Quartz), F.长石(Feldspar), L.岩屑(Lithic fragment)Fig.6 La/Th- Hf source rocks attribute discrimination diagrams (after Floyd et al., 1987[52]) and Q- F- L diagram indicating the tectonic settings of the sandstones from Tangjiawu Formation (after Dickinson et al., 1979[53])

寒武—志留纪碎屑锆石年龄主要分布在528～424 Ma之间，进一步分为492～528 Ma、424～459 Ma两个区间，其峰值分别为517 Ma和453 Ma。华南早古生代陆内造山作用伴生的花岗质岩浆作用形成时代主要为460～410 Ma[68]，并表现出由东向西逐渐变新[11]。同时与造山事件相关的变质变形作用发生在435～454 Ma之间[8,69- 70]。上述的早古生代岩浆—变质作用的时间与本文唐家坞组砂岩中459～437 Ma段碎屑锆石年龄一致，说明华南早古生代同造山的岩浆岩以及变质岩是唐家坞组重要的物质来源之一。同造山的岩浆岩侵入造山隆升的晚奥陶世之前的盆地基底中，在隆升过程中遭受剥蚀[12]。对于492～528 Ma之间的次级锆石年龄峰，华夏地块并不存在这一时间的岩浆或变质作用；另外造山隆起使得其他陆块无法对其提供直接的物质来源，目前只在华南寒武系—中奥陶统沉积岩层中发现大量的、可能来自于印度西北部和澳大利亚西部的～520 Ma碎屑锆石[9,66,71]，这说明寒武系—中奥陶统沉积岩层也为唐家坞组提供了沉积物质。

上述唐家坞组砂岩的地球化学特征和锆石物源分析，结合Q- F- L图解中显示物源主要来自再旋回造山带，推测盆地东南部的早古生代陆内造山隆起区应为唐家坞组的主要物源区。Yaoetal.[67]通过锆石U- Pb和Hf同位素年龄分析表明，华南奥陶—志留纪沉积岩物源主要来自于震旦系—寒武系的再旋回以及少量华夏地块结晶基底，同时武夷—云开造山晚期的同造山岩浆岩也是物源之一。龚根辉[71]通过区域对比研究也认为华南早古生代前陆盆地中部和南部志留系的沉积物源为下伏震旦系—中奥陶统沉积岩，而北部志留系的物源为下伏南华纪裂谷层序以及少量的震旦系—中奥陶统。本文唐家坞组砂岩的物源分析显示早—中新元古代岩浆岩、南华纪裂谷层序以及震旦纪—奥陶纪沉积岩为其主要的物源，华夏基底并未提供物源，说明晚志留世陆内造山过程中先前形成的早—中新元古代岩浆岩、南华纪裂谷层序和震旦纪—奥陶纪沉积发生隆升剥蚀，同造山的岩浆岩也遭受剥蚀。

5.3 沉积过程及造山演化关系探讨

唐家坞组为早古生代陆内前陆盆地最晚阶段的沉积，与下伏志留系康山组为整合接触，与上覆泥盆纪观山组呈近平行—低角度不整合接触。根据其中大型交错层理、板状斜层理等较发育，以及产有腕足、双壳等浅水生物，推测为河口三角洲至潮坪—滨海相沉积[11,31,42,72]。华南在南华纪发生大规模的裂解事件之后，震旦纪—奥陶纪华南板块一直处于大陆板内稳定沉积环境，在江南区和华夏区分别形成了震旦纪—奥陶纪的碳酸盐岩—硅质岩建造和笔石相碎屑岩。部分学者[21,73]认为其物源区主要为华夏地块，而近年的研究表明其物源可能主要来自于印度西北部和澳大利亚西部[9,71]。

从晚奥陶世开始沉积环境发生明显的变化，沉积速率明显增加，晚奥陶世—志留纪沉积了巨厚层以陆源碎屑为主的沉积岩。郭令智等[3- 4]认为华南板块早古生代存在典型的沟—弧—盆体系，并认为沿江绍断裂带分布的中奥陶统—志留系的沉积为华南洋闭合后的前陆盆地沉积[67,73]。然而截止目前并未发现与华南洋关闭相关的蛇绿岩、弧岩浆岩以及深海硅质岩等，且早古生代花岗岩的同位素组成均指示岩浆岩源区大多来自前寒武纪基底的熔融再造，仅有少量的新生物质加入。因此，目前大多数学者[9,12,74]更倾向于华南早古生代为陆内造山，其动力来自于华南板块呈顺时针与冈瓦纳北缘碰撞的远程效应，因而扬子地块东南缘晚奥陶世—志留纪巨厚层陆源碎屑沉积被广泛认为是陆内前陆盆地沉积[12]。

物源分析表明唐家坞组主要物源区为下伏早—中新元古代岩浆岩、南华纪裂谷层序以及震旦系—中奥陶统沉积岩。同时大量同造山期锆石的存在，说明同造山期的岩浆岩或变质岩在晚志留世已经发生了强烈的抬升剥蚀。陆内造山作用导致中奥陶世之前的盆地基底发生变质和变形，同时被大量的同时代的岩浆岩侵入，造山隆升过程中一起遭受剥蚀[12]。这与近年变质和构造变形分析指示的震旦纪—奥陶纪沉积以及沉积基底在早古生代晚期发生快速的抬升的结果一致。唐家坞组物源区为盆地东南部早古生代造山带(武夷—云开造山带)，陆内造山作用导致中奥陶世之前的盆地沉积物、部分盆地基底以及侵入其中的岩浆岩发生强烈的隆升，从而为陆内前陆盆地的沉积提供了充足的沉积物源。武夷—云开造山带的造山过程控制着盆地的沉积和演化，即华南早古生代造山带与扬子地块东南缘陆内前陆盆地两个构造单元在物质循环上存在耦合关系。

6 结论

(1) 唐家坞组砂岩具有比上地壳平均成分更高的SiO2和相对更低的Al2O3、CaO、Na2O，岩石成熟度高，微量元素与澳大利亚后太古代页岩PASS相似， Sr、Cr等强烈亏损，Nb、Ta等高场强元素轻度亏损，Zr、Hf、Th、U等轻度富集，表明唐家坞组源岩以成熟大陆石英质物源区为主，同时有大量再循环造山带古老沉积物参与。

(2) 碎屑锆石中获得最年轻的单颗粒锆石年龄为424 Ma，结合地层接触关系，限定唐家坞组沉积时代为志留纪晚期，其可能接近华南早古生代陆内造山事件的结束时间。

(3) 碎屑锆石中获得的主要年龄峰值为981 Ma和756 Ma，次级年龄峰值为2 476 Ma、517 Ma和453 Ma，物源主要为早—中新元古代岩浆岩、新元古代裂谷层序以及震旦纪—奥陶纪沉积岩，同造山期岩浆岩或变质岩也为唐家坞组提供了物源。

(4) 唐家坞组物质来源于盆地东南部华南早古生代造山带，陆内造山作用导致中奥陶世之前的盆地沉积物、部分盆地基底以及侵入其中的岩浆岩发生强烈的隆升，从而为陆内前陆盆地沉积提供了充足的物源。华南早古生代造山带的造山过程控制着盆地的沉积和演化，即华南早古生代造山带与扬子地块东南缘前陆盆地两个构造单元在物质循环上存在耦合关系。

致谢 合肥工业大学资源与环境工程学院闫峻教授和吴齐博士审阅了初稿，同时审稿专家对论文也提出了建设性修改意见，在此一并表示衷心感谢！

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