唐王陵砾岩碎屑锆石U-Pb年代学及其构造古地理意义

张卫刚, 2 陈刚 康昱 陈强3 杨甫4 任战利 戴成城

1. 大陆动力学国家重点实验室，西北大学地质学系，西安 7100692. 中国石油长庆油田分公司，西安 7100213. 长安大学地球科学与资源学院，西安 7100544. 自然资源部煤炭资源勘查与综合利用重点实验室，西安 7100211.

唐王陵砾岩出露于鄂尔多斯盆地南缘，东起陕西礼泉唐王陵、向西经永寿磨子沟至岐山窟山沟一带，是一套以下部页岩、燧石角砾白云岩和上部杂砾岩(狭义的唐王陵砾岩)为主要组合特征的陆源碎屑岩夹碳酸盐岩沉积体。其时代归属、沉积物源及构造古地理环境一直存在较多争议，很大程度上影响和制约着人们对鄂尔多斯地块南缘及其相邻北秦岭地区晚前寒武纪或奥陶纪沉积构造环境及其相关海相油气地质条件的认识。早期多数学者认为，唐王陵砾岩的沉积建造组合类似于鄂尔多斯地块西南缘震旦系正目观组或罗圈组，属于前寒武纪晚期陆缘滨浅海冰碛砾岩或重力流沉积(张文堂等, 1979; 刘鸿允等, 1980; 张吉森和费安琦, 1981; 叶俭等, 1983; 周鼎武等, 1994)，并在其下部的泥页岩层段获得了晚前寒武纪的碳质大化石、古植物化石和654～696Ma的全岩Rb-Sr测年数据(翦万筹和叶俭, 1983; 傅嘉媛, 1985; 邵磊, 1988; 周鼎武等, 1994)。稍后，李钦仲等(1983)和洪庆玉(1985)曾报道在唐王陵砾岩的白云岩夹层中发现了属于奥陶纪的海绵骨针和放射虫等化石碎片，因其形态残破、图像模糊，化石产出层位和属性等受到部分学者的质疑(傅嘉媛, 1985; 翦万筹和符俊辉, 1985; 周鼎武等, 1994)；但不少学者仍倾向于将其与近邻露头剖面的平凉组和背锅山组对比(陈万川等, 1984; 张抗, 1992; 马润华, 1998; 何自新等, 2004; 黄建松等, 2019)，认为它们同属鄂尔多斯地块南缘中-晚奥陶世陆缘滨浅海相(深水)重力流沉积，新近出版的中国区域地质志·陕西志(陕西省地质调查院，2017)也沿用了这一观点。对此，我们曾首次报道了狭义唐王陵砾岩昭陵组的碎屑锆石U-Pb年龄分布特征(张文龙等, 2016)，倾向于将其沉积时代置于晚前寒武纪或震旦纪。近期，我们对唐王陵西侧柳树沟剖面进行了野外地质勘测采样，开展了唐王陵砾岩三个组段7件砂岩、泥岩样品的锆石U-Pb定年和岩石地球化学分析，以期系统认识唐王陵砾岩的时代归属和物源环境，并为人们长期关注的华北(鄂尔多斯)陆块与其相邻北秦岭(杂岩)地体之间的亲缘关系及其构造古地理环境问题(陆松年等, 2004; Dongetal., 2014; Dong and Santosh, 2016; Yuetal., 2015)提供新的约束。

1 区域地质构造特征

鄂尔多斯(地块)盆地南缘位于鄂尔多斯地块稳定区与(祁连-)北秦岭活动造山带之间(图1a)，构造隶属于显生宙以来卷入北秦岭多旋回造山作用的华北克拉通(陆块)南缘构造带之西段(周鼎武等, 1994; Dong and Santosh, 2016)，主体夹持于(华北)鄂尔多斯地块稳定区之南部边界的老龙山-灵台-鲁山-舞阳断裂(LWF)与北秦岭构造带(NQB)之北部边界的洛南-栾川断裂(LLF)之间。它具有与(华北)鄂尔多斯地块统一的前寒武纪华北克拉通变质结晶基底和近乎一致的沉积盖层，但又受到了显生宙以来北秦岭多旋回造山作用的影响，经历了不同于(华北)鄂尔多斯地块内部稳定区的多旋回逆冲推覆和构造岩浆活动。

已有研究表明，鄂尔多斯盆地南缘现今残存出露的海相沉积岩系主要有中元古界长城系砂岩和蓟县系白云岩、新元古界震旦系罗圈组砾岩和下古生界寒武系及奥陶系碳酸盐岩夹碎屑岩，并被上古生界二叠系下统的太原组或山西组滨海沼泽相含煤碎屑岩系以角度不整合关系覆盖，其间普遍缺失志留系、泥盆系和石炭系。二叠系顶部平行不整合上覆的中生界三叠系至中下侏罗统则主要为内陆河湖相(含煤)砂泥岩沉积层系，其上大多被下白垩统内陆河湖相碎屑岩系以角度不整合关系覆盖。奥陶系顶面和中下侏罗统顶面这两个具有山前带构造变形性质的不整合界面特征表明，鄂尔多斯盆地南缘显生宙以来至少经历了与(祁连-)北秦岭加里东晚期碰撞造山事件和燕山中期陆内造山事件相关的山前带冲断构造变形作用(周鼎武等, 1994; Dong and Santosh, 2016)。晚白垩世以来，盆地南缘经历了差异隆升剥蚀和新生代渭河断陷的叠加改造，部分丢失或隔断了盆地南缘与其相邻造山带之间的地质信息链接，但也使得该区段较好地出露了唐王陵砾岩等晚前寒武纪和早古生代海相沉积岩系，为探讨海相沉积期(华北)鄂尔多斯地块与北秦岭的构造亲缘关系及其构造古地理环境提供了重要窗口。

唐王陵砾岩呈近东西走向的狭长带状、多期次逆冲抬升剥露于鄂尔多斯盆地南缘的渭北隆起中西段(图1)，主体以未变质或甚低级变质沉积层系强、弱变形交叠的构造逆冲断块形式(图1a)，向南沿(窟山沟-)庄河沟断层(ZHF)逆冲于弱变形的(东段)中奥陶统马家沟组(O2m)灰岩和(西段)上奥陶统平凉组(O3p)砂泥岩韵律层系之上(周鼎武等, 1994)，向北沿张家嘴断层(ZJF)逆冲于宽缓褶断变形的寒武系之上(东段)、或被下二叠统含煤碎屑岩地层以角度不整合关系覆盖(中西段)。研究区近邻，包括唐王陵砾岩在内的前二叠纪沉积层系普遍遭受了加里东晚期的脆性或脆-韧性逆冲褶皱变形(周鼎武等, 1994)，多处可见奥陶系厚层灰岩的宽缓褶皱变形、唐王陵砾岩下部页岩段紧闭褶皱和上部含砾泥岩段片理化等构造形迹；燕山中期晚侏罗世的脆性挤压冲断构造及其对加里东期构造的叠加改造，不仅造成唐王陵砾岩向南、北两侧分别逆冲于奥陶系、寒武系之上(图1b)，局部露头剖面还可见到唐王陵砾岩北侧的张家嘴逆断层切穿了加里东构造层及其角度不整合上覆的二叠系含煤碎屑岩地层，并造成逆断层北侧(下盘)二叠系呈现轴面南倾的拖曳向斜构造(陈刚和周鼎武, 1994)；晚白垩世以来，盆地南缘的差异隆升-断陷作用造成唐王陵砾岩呈近东西走向的狭长带状构造抬升剥露于盆地南缘的渭北隆起中段地区。

2 样品及测试方法

2.1 样品情况

鄂尔多斯盆地南缘渭北隆起中段唐王陵西侧的柳树沟剖面是唐王陵砾岩研究关注最多、各组段岩层出露较好的层型剖面。长期以来，唐王陵砾岩的时代归属虽然存在晚前寒武纪与奥陶纪之争，但多数学者对其沉积建造组合及其典型岩性段或层组划分则基本一致。翦万筹和叶俭(1983)将唐王陵及其西侧柳树沟剖面的唐王陵砾岩自下而上划分为青白口系庄河沟组页岩、皇坪组硅质角砾白云岩和震旦系昭陵组砾岩等三个层组(图1c)，大致对应于洪庆玉(1985)划分的上奥陶统唐王陵组下部页岩段或唐一段、中部硅质条带白云岩段或唐二段、上部砾岩段或唐三至唐四段，其中的唐三段和唐四段分别对应于昭陵组下段(副砾岩段)和上段(正砾岩段)。上述各组段之间多表现为整合或(局部冲刷)平行不整合接触关系。锆石U-Pb定年和全岩地球化学分析样品均采自唐王陵西侧的柳树沟剖面(图1b, c)，同一组段砂岩和泥岩样品的采样位置基本接近。具体包括：下部页岩段(庄河沟组)的灰绿色细粒石英砂岩样品ZHS和灰绿色泥页岩样品ZHN，GPS坐标为34°36′51.5″N、108°28′3.4″E；上部副砾岩段(昭陵组下段)的暗绿色中细粒岩屑石英砂岩样品ZLS-1和ZLS-2(或统称ZLS)及夹于其间的深灰色泥页岩样品ZLN，GPS坐标为34°37′19.4″N、108°27′56.2″E；上部正砾岩段(昭陵组上段)的浅褐灰色中粗粒岩屑砂岩样品TWS-1和TWS-2(或统称TWS)，GPS坐标为34°37′44.2″N、108°28′45.5″E。

勘测剖面中下部层段的庄河沟组和昭陵组下段泥页岩软弱层构造变形较强，发育紧闭褶皱及轴面劈理；庄河沟组主要为灰绿色、深灰色页岩或泥页岩夹中薄层细粒石英砂岩；昭陵组下段以深灰色钙质泥页岩夹中薄层细粒岩屑石英砂岩和大套泥质支撑的副砾岩为主，砾石大小混杂、分选磨圆较差，其中的大型滑塌块体或直径大于5cm的“漂砾”主要为藻纹层白云岩和含燧石角砾或条带的白云岩，直径1～5cm者多为燧石和白云岩砾石，以及少量千枚岩、石英岩、花岗岩、片麻状花岗岩或片麻岩砾石。昭陵组上段以正砾岩为主的强硬层构造变形较弱，底部砾石大小混杂，向上则显示出一定的分选粒序，砂质杂基和砾石或颗粒支撑为主，砾径3～16cm者居多，砾石成分以白云岩为主、燧石次之，石英岩、千枚岩和片麻状花岗岩砾石含量接近8%～17%。三个组段5件砂岩样品的薄片鉴定结果显示，庄河沟组细粒石英砂岩样品(ZHS)的碎屑颗粒多呈次圆-次棱角状，主要以石英为主，约占80%，含少量微斜长石(8%)和白云母碎片(2%)，以及砂质板岩、千枚岩和硅质岩岩屑(2%～3%)。昭陵组下段细粒岩屑石英砂岩样品(ZLS)的碎屑颗粒多呈次圆-次棱角状，矿物颗粒主要以石英为主(45%～50%)，含少量钾长石(3%)；岩屑颗粒以硅质岩为主(20%～25%)，含少量白云岩、大理岩、石英岩、千枚岩和(片麻状)花岗岩岩屑(5%～6%)。昭陵组上段中粗粒岩屑砂岩样品(TWS)的碎屑颗粒多呈次棱角-次圆状，矿物颗粒以石英为主(20%～25%)，含少量微斜长石(5%)；岩屑颗粒以大理岩、白云岩或结晶云灰岩为主(30%)，硅质岩次之(20%)，含少量砂质板岩、千枚岩、变基性岩和片麻状花岗岩岩屑(6%～9%)。

2.2 测试方法

砂岩样品的锆石单矿物分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，采用常规重液和电磁分选并结合双目镜下手工挑选的方法获取每件样品足量(>1000粒)的纯净锆石颗粒。砂岩样品的碎屑锆石U-Pb定年和砂、泥岩样品的全岩主、微量元素分析均在西北大学大陆动力学国家重点实验室完成。

2.2.1 锆石U-Pb定年方法

将人工重砂分选出的锆石颗粒随机固定在透明的环氧树脂表面制成样品靶，并进行抛光处理，直至露出锆石的内部结构以适合LA-ICP-MS分析。之后对待测锆石分别进行透射光、反射光和阴极发光(CL)拍照，观察其内部结构特征并帮助选定最佳的锆石测定部位。锆石CL图像在装有Mono CL3+阴极发光探头分析仪的Quanta 400 FEG电子显微镜下拍摄。锆石原位微量元素分析和U-Pb定年在连接GeoLas200M型193nm ArF准分子激光剥蚀系统的Agilent 7500a型等离子质谱仪(ICP-MS)上同时进行；激光采样方式为单点剥蚀，激光束斑直径一般为30μm，频率为10Hz，剥蚀深度为20～30μm，详细的仪器参数设置及分析技术见Yuanetal. (2004)。原始数据处理采用GLITTER(ver 4.0)程序，年龄计算采用标准锆石91500为外标进行同位素比值分馏校正，元素浓度计算采用硅酸盐玻璃NIST610为外标、29Si为内标；锆石U-Pb年龄数据分析及各类图谱绘制采用Isoplot(ver 3.0)程序(Ludwing, 2003)完成。

LA-ICP-MS锆石U-Pb定年的已有研究表明，年轻锆石(<0.1Ga)的207Pb和235U含量一般较低，可能会导致207Pb/235U和207Pb/206Pb精度偏低，由此算得的年龄误差较大，因此通常采用206Pb/238U计算得到的谐和年龄代表年轻锆石的真实年龄，谐和度定义为(207Pb/235U年龄)/(206Pb/238U年龄)×100%；古老锆石(>0.1Ga)往往存在一定程度的铅丢失，但207Pb和206Pb在相同初始条件和地质构造演化过程中具有同步变化的特点，保持着相对稳定的比值，因此通常采用207Pb/206Pb计算得到的谐和年龄来代表古老锆石的真实年龄，谐和度定义为(207Pb/206Pb年龄)/(206Pb/238U年龄)×100%。本次研究按照上述原则采用的锆石U-Pb年龄均为谐和度控制在90%～110%的谐和年龄。

2.2.2 岩石地球化学测试方法

将野外采集的大块岩样砸为小岩块，从中挑选不含砾的新鲜泥岩和偏细粒的砂岩样品在鳄式破碎机上粗碎，然后放入碳化钨震动磨中粉碎6min至200目以下，将细碎完的岩石粉末放入105℃烘箱中烘至4h，然后取出置于干燥器中。待冷却后，称取0.700g样品、5.200g四硼酸锂(溶剂)、0.400g氟化锂(助熔剂)和0.300g硝酸铵(氧化剂)，混合均匀后放入铂金坩埚，加入2～3滴溴化锂溶液，之后在高频熔样机上熔融，待冷却后分别制成玻璃片和溶液以备主、微量元素分析。具体制样流程见王建其和柳小明(2016)、Liuetal. (2014)。

全岩主量元素分析采用玻璃溶片法制样和X射线荧光光谱法(XRF Rigaku RIX2100)测定完成，分析过程中采用标准样品GBW07105和BCR-2进行曲线校正，以便达到高精度的测试结果，满足GeoPT全岩分析测试能力验证的分析期望(王建其和柳小明, 2016)，分析精度优于2%。全岩微量和稀土元素分析在电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS, Agilent 7500a)上进行，测试过程以国际岩石标样AGV-2、BHVO-2、BCR-2和GSP-1为监控样，测试结果的相对误差和相对标准偏差均小于5%。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb定年

将唐王陵砾岩庄河沟组细粒石英砂岩(ZHS)、昭陵组下段中细粒岩屑石英砂岩(ZLS-1、ZLS-2)和上段中粗粒岩屑杂砂岩(TWS-1、TWS-2)等样品的碎屑锆石，分别进行了碎屑锆石的样品制靶、阴极发光CL图像分析(图2)和LA-ICP-MS锆石U-Pb定年。锆石U-Pb定年数据见表1、表2、表3。

图3 砂岩测年样品的锆石Th/U比值及其分布特征Fig.3 Zircon Th/U ratios of analyzed sandstone samples

图4 唐王陵砾岩各组段砂岩样品的锆石U-Pb年龄组成及其谐和曲线Fig.4 Zircon U-Pb age patterns and concordia plots of analyzed sandstone samples from Tangwangling conglomerate deposits

3.1.1 锆石CL图像与Th/U比值

唐王陵砾岩三个组段共计5件砂岩样品的碎屑锆石均为颜色相对偏深的棕色，透明或半透明、长柱状和次圆柱状居多，粒径多分布在15～200μm。阴极发光CL图像显示，绝大多数锆石的外部和核部具有比较清楚的韵律成分环带(图2)，少数锆石的CL发光性较差，无明显的成分振荡环带，可能受到了后期热液变质作用的影响。样品锆石的Th、U含量及其Th/U比值变化较大，Th、U含量分别为0.80×10-6～918.9×10-6和10.10×10-6～1177×10-6，Th/U比值主要分布在0.23～1.51(图3)。其中，锆石Th/U比值大于0.4的测点数据占94.1%，相应的锆石U-Pb年龄多集中在1.8Ga左右；锆石Th/U比值介于0.1～0.4之间的测点数据不足5.6%，对应的锆石U-Pb年龄相对分散。此外，仅在昭陵组上段的岩屑砂岩样品TWS中发现了1颗无明显成分环带、Th/U比值小于0.1的变质锆石，对应的U-Pb年龄为1855±18Ma(已被剔除)。由此可见，本次测试的绝大多数锆石都属于通常认为的岩浆成因锆石(吴元保和郑永飞, 2004)，获得了三个组段5件砂岩样品共计396颗满足谐和度要求的碎屑锆石U-Pb测年数据(表1-表3)。

3.1.2 庄河沟组砂岩(ZHS)

庄河沟组砂岩样品(ZHS)的75颗碎屑锆石U-Pb测年结果如表1所示，获得了满足谐和度要求的71个锆石U-Pb年龄。测年数据分布在2955～820Ma范围，主要集中分布在1935～1688Ma(n=23)、1650～1553Ma(n=11)、1487～1449Ma(n=5)、1397～1041Ma(n=22)和995～825Ma(n=8)等5个年龄区间，相应的峰值年龄分别为1869Maa、1586Ma、1311Ma、1112Ma和852Ma(图4a)。其中，高频主峰年龄显著集中在古元古代晚期的1.87Ga左右，年轻的低频峰值年龄接近新元古代青白口纪晚期的0.85Ga，最小单颗粒锆石U-Pb年龄为820±17Ma。样品测年数据明显缺少太古代至古元古代早中期的峰值年龄记录，仅包含2颗最古老的单颗粒锆石，其207Pb/206Pb年龄分别为2648±16Ma和2955±17Ma。

3.1.3 昭陵组下段砂岩(ZLS)

昭陵组下段ZLS-1和ZLS-2砂岩样品的165颗碎屑锆石U-Pb测年结果如表2所示，共获得满足谐和度要求的164个锆石U-Pb年龄数据。测年数据介于2688～744Ma之间，主要包含2531～2274Ma(n=25)、1989～1618Ma(n=127)和890～744Ma(n=4)等3个主值年龄区间，相应的峰值年龄分别为2400Ma、1810Ma和810Ma(图4b)。其中，高频峰值年龄显著集中在古元古代末期的1.81Ga左右，更古老的年龄组分由2.44Ga和2.31Ga两个非常接近和近乎连续的低频峰值年龄构成；年轻年龄组分主要集中在新元古代晚期0.81Ga左右，最年轻的单颗粒锆石U-Pb年龄为744±8Ma。与庄河沟组砂岩样品的碎屑锆石U-Pb测年结果相比，昭陵组下段砂岩样品的碎屑锆石年龄组分相对偏年轻一些，但中元古代晚期1.4～1.0Ga的碎屑锆石组分明显偏少。

3.1.4 昭陵组上段砂岩(TWS)

昭陵组上段TWS-1和TWS-2砂岩样品的172颗碎屑锆石U-Pb测年结果如表3所示，共获得满足谐和度要求的161个锆石U-Pb年龄。测年数据分布在2588～829Ma范围，主要包含2588～2366Ma(n=16)、1930～1697Ma(n=102)和1185～1005Ma (n=10) 等3个主值年龄区间，相应的峰值年龄分别为2457Ma、1803Ma和1098Ma(图4c)。显然，昭陵组上段与其下段样品的碎屑锆石U-Pb年龄分布特征基本相似，高频峰值年龄都显著集中在古元古代末期的1.8Ga左右；但昭陵组上段TWS样品的低频年轻年龄组分对应的峰值年龄(1098Ma)要比昭陵组下段ZLS样品接近810Ma的峰值年龄相对偏大，最年轻的单颗粒锆石U-Pb年龄接近829±11Ma，暗示昭陵组上段碎屑锆石物源区的抬升剥露岩石地层单元相对偏老。

表4 唐王陵砾岩沉积砂、泥岩样品主量(wt%)及微量(×10-6)元素测试数据

3.2 岩石地球化学分析

唐王陵砾岩的砂泥岩地球化学分析样品与砂岩锆石U-Pb定年样品的采样层段及位置基本相同(砂岩)或相近(泥岩)，测试样品主要包括庄河沟组石英砂岩样品ZHS及其上覆泥页岩样品ZHN、昭陵组下段(副砾岩段)岩屑石英砂岩样品ZLS-2及其下伏泥岩样品ZLN，以及昭陵组上段(正砾岩段)岩屑砂岩样品TWS-1和TWS-2。三个组段共计6件砂泥岩样品的主、微量及稀土元素分析结果见表4。

3.2.1 主量元素特征

唐王陵砾岩各组段砂岩样品的SiO2含量普遍较高，Al2O3、Fe2O3、MgO和CaO次之，K2O、Na2O和MnO含量较低(表4)。其中，庄河沟组石英砂岩样品(ZHS)和昭陵组下段岩屑石英砂岩样品(ZLS-2)的主量元素含量基本接近，SiO2、Al2O3、MgO、CaO、Na2O和K2O含量分别集中在81.20%～83.25%、8.78%～9.76%、2.48%～2.84%、1.67%～2.22%、0.34%～0.45%和0.87%～0.89%；但昭陵组上段岩屑砂岩样品(TWS)的SiO2含量(53.8%～54.7%)、Al2O3含量(6.44%～7.35%)、Na2O含量(0.55%～0.59%)和K2O含量(0.04%～0.06%)相对偏低，MgO含量(12.74%～14.73%)和CaO含量(21.97%～23.25%)明显偏高。这些砂岩主量元素含量的差异性与庄河沟组及昭陵组下段石英和燧石含量相对偏高、昭陵组上段碳酸盐岩岩屑含量相对较高的砂岩薄片鉴定结果基本吻合，一方面表明不同成因类型的砂岩样品存在彼此有别的主量元素含量特征，同时也指示唐王陵砾岩自下而上的碎屑岩沉积过程经历了石英含量相对减少、碎屑物源渐趋复杂、构造活动性渐趋增强的演变特点。

与砂岩相比，庄河沟组和昭陵组下段泥页岩样品(ZHN和ZLN)的主量元素含量则差别不大，均具有较高含量的SiO2(平均73.64%)和Al2O3(平均13.28%)，以及较低含量的Fe2O3(平均8.15%)、K2O(平均3.23%)、MgO(平均3.2%)、CaO(平均1.4%)和Na2O(平均0.37%)，显示了唐王陵砾岩中下部泥页岩组段的沉积物源环境基本稳定或相似。另据Crook (1974)、Roser and Korsch (1986)提出的碎屑岩沉积物源环境示踪的敏感性元素来看，唐王陵砾岩中同一组段的砂、泥岩样品SiO2/Al2O3和K2O/Na2O比值基本接近，不同组段的样品则显示出这些敏感性元素比值存在一定差异，且在样品层位上表现出自下而上的规律性渐变特点。因此，与单一元素含量指标对碎屑岩物源环境示踪可能存在的复杂多解性相比，敏感性元素含量比值能够在一定程度上减小或避免碎屑破碎分解可能造成的部分源区信息丢失，在沉积搬运和成岩演化过程中更具稳定性，对碎屑沉积物源和环境分析具有相对较高的准确性或有效性。

3.2.2 微量元素特征

唐王陵砾岩三个组段砂岩样品的微量元素含量和稀土总量比较接近，但各组段样品之间仍然存在部分差异，总体表现出中下部组段样品(ZHS和ZLS)相对偏高、上部层段样品(TWS)相对偏低的变化特点(表4)。这种规律性变化可能受到了上部正砾岩段砂岩样品的硅质岩和碳酸盐岩岩屑含量相对偏高的影响，但也可能暗示碎屑岩沉积过程经历了水体逐渐变浅、环境渐趋动荡的演变。一般认为，不活泼的微量元素(如Sc、V、Co、Ni、Zr、Nb、Hf、Th、La和Ce等)对于示踪碎屑沉积物源环境较为适用(Bhatia and Crook, 1986; 赵振华, 2016)，唐王陵砾岩各组段砂岩样品的Sc、V、Cr、Zr、Nb、Th、La和Ce等微量元素含量分别主要集中在1.9×10-6～4.2×10-6、24.0×10-6～35.9×10-6、26.0×10-6～53.6×10-6、218.0×10-6～251.0×10-6、3.7×10-6～8.5×10-6、7.9×10-6～12.8×10-6、69.7×10-6～83.3×10-6和56.1×10-6～69.3×10-6，由此算得的Zr/Nb、Zr/Th、La/Sc和Sc/Cr比值主要分布在29.26～63.88、19.64～29.96、10.67～39.63和0.10～0.14，总体显示出较高的Zr含量和Zr/Nb、Zr/Th、La/Sc比值，以及相对偏低的Sc、V含量和Sc/Cr比值，基本接近被动陆缘沉积碎屑岩微量元素组成及其含量变化特点(Bhatia and Crook, 1986)。此外，各组段砂岩样品的稀土总量(∑REE)主要分布在177.0×10-6～216.7×10-6，且具有与微量元素含量相似的变化特点(表4)，轻、重稀土比值(∑LREE/∑HREE)明显集中在14.11～16.78，显示了轻、重稀土比值相对偏大(>1.5)的陆缘滨浅海沉积特点(方一亭等, 1993; Murray, 1994; 宋立军等, 2016)。

唐王陵砾岩中下部庄河沟组和昭陵组副砾岩段泥页岩样品的微量元素含量和稀土总量都比砂岩样品相对偏高，显示了海相泥页岩微量元素相对富集的特点。已有研究表明，海相泥页岩相对高丰度和高稳定性的微量元素携带有更多的物源环境信息，即使沉积成岩过程中发生了部分迁移或分异，但元素之间的比值一般变化不大，因而对于示踪盆地沉积环境具有较高的灵敏度。王中刚等(1989)和Hatch and Leventhal (1992)较早提出V/(V+Ni)、Ce/La和Ce异常(δCe=Ce/Ce*)等参数指标判别氧化-还原过渡带的值域区间分别为0.6～0.84、1.5～2.0和0.95～1.05，大于该值域区间者接近偏深水或局限缺氧的还原环境，反之则多属于偏浅水的氧化环境。唐王陵砾岩自下而上泥岩样品的微量元素V/(V+Ni)比值和稀土元素Ce/La比值变化较小(表4)，分别集中在0.55～0.61和0.75～0.79，主要落入氧化环境的值域区间；δCe的变化范围相对较大，下部ZHN泥页岩样品δCe=1.03，趋近于氧化-还原过渡带偏还原的较深水环境，上部ZLN泥岩样品δCe=0.97，接近氧化-还原过渡带偏氧化的较浅水环境，总体指示了接近氧化-还原过渡带的沉积水介质环境；但自下而上泥岩样品的Ce/La和δCe值明显趋于减小，表明唐王陵砾岩沉积可能经历了早期相对偏深、中后期逐渐变浅的沉积环境演变。

4 讨论

锆石是沉积碎屑物中最为稳定的矿物，碎屑锆石U-Pb年龄谱及其最小年龄不仅可以示踪沉积物源的碎屑物质组成，限定锆石宿主地层的最大沉积年龄(Andersen, 2005; Dickinson and Geheres, 2009)，而且有可能与其宿主地层的沉积建造和地球化学分析相结合，进一步提供盆地沉积构造环境的重要约束(Cawoodetal., 2012; Gehrels, 2014)。

4.1 唐王陵砾岩的沉积时代

长期以来，唐王陵砾岩的时代归属问题一直存在新元古代晚期(震旦纪)和早古生代晚期(中晚奥陶世)两种主要争议。本次采自唐王陵砾岩三个组段的5件砂岩样品基本未变质，测试获得的396个碎屑锆石U-Pb年龄基本落在谐和线上，较为充分地代表了唐王陵砾岩沉积的碎屑锆石组成(图4d)。全部样品与不同组段样品的碎屑锆石U-Pb年龄谱基本相似，显示其高频主峰年龄显著集中在1.8Ga左右，相应的主值年龄区间集中在接近古、中元古代之交的2020～1618Ma(n=268)；中低频峰值年龄主要分布在太古代与古元古代之交的2531～2364Ma(n=25)、中新元古代之交的1230～940Ma(n=29)和新元古代中晚期的905～744Ma(n=10)。最年轻的年龄组分峰值为810Ma，其中包含820±17Ma、744±8Ma和829±11Ma等分别来自三个组段测试样品的最小单颗粒锆石U-Pb年龄，主体接近新元古代青白口纪与(南华-)震旦纪之间的分界年龄(高林志等, 2011)，指示唐王陵砾岩的沉积时代下限最早不会老于新元古代晚期的810～744Ma。

图5 唐王陵砾岩(a)与正目观组(b)、平凉组(c)碎屑锆石U-Pb年龄谱对比特征Fig.5 Detrital zircon U-Pb age spectrum comparison of Tangwangling conglomerate (a), Zhengmuguan Formation (b) and Pingliang Formation (c)

近邻区域，唐王陵砾岩与洛南罗圈组和贺兰山正目观组的震旦系砾岩或“冰碛岩”共同残存出露于鄂尔多斯盆地西南缘的统一构造地层单元(宁夏回族自治区地质矿产局, 1990; 陕西省地质矿产局, 1989; 陕西省地质调查院, 2017)。它们是否属于“冰碛岩”成因虽然还存有较多争议，但大多数学者认为它们都表现出可能伴有冰川参与的构造活动型陆缘滨浅海相泥石流或重力流沉积特点(刘鸿允等, 1980; 张吉森和费安琦, 1981; 叶俭等, 1983; 洪庆玉, 1985; 吴瑞棠和关保德, 1988; 张抗, 1992; 周鼎武等, 1994; 蔡雄飞等, 2013)。胡波等(2015)报道了盆地南缘近邻洛南罗圈组的碎屑锆石U-Pb测年数据，给出了2.5Ga、2.2～2.0Ga、1.8Ga、1.64～1.62Ga和1.2～1.1Ga的峰值年龄，Dongetal. (2017)报道了盆地西缘贺兰山正目观组的碎屑锆石U-Pb测年数据，给出了2.5Ga、1.7Ga、0.9Ga和0.82Ga的峰值年龄(图5b)，二者的年龄分布尤其是正目观组0.78～0.92Ga的年轻组分及其接近0.82Ga的峰值年龄(图5b)与上述唐王陵砾岩夹层砂岩样品的碎屑锆石U-Pb年龄分布特征(图5a)基本相似。此外，前人研究在唐王陵砾岩的泥页岩层段获得有较多属于晚前寒武纪晚期的碳质大化石、古植物化石和泥岩Rb-Sr年龄记录(翦万筹和叶俭, 1983; 翦万筹和符俊辉, 1985; 傅嘉媛, 1985; 邵磊, 1988; 周鼎武等, 1994)，且普遍缺少来自盆地南缘广泛发育的下古生界鲕粒云灰岩、生物灰岩和内碎屑灰岩砾石(张吉森和费安琦, 1981; 周鼎武等, 1994)。因此，唐王陵砾岩与正目观组和罗圈组砾岩应该同属于鄂尔多斯地块(盆地)西南缘新元古代晚期或震旦纪构造动荡环境下的陆缘滨浅海沉积。

唐王陵砾岩与近邻剖面的上奥陶统平凉组相比，虽然二者相互毗邻出露在鄂尔多斯盆地南缘的渭北隆起中西段，但它们的碎屑锆石U-Pb年龄谱却存在较大差异。盆地南缘岐山交街剖面平凉组砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄(图5c)显著集中在477～443Ma(n=43)，主峰年龄接近454Ma(杨甫等, 2015)，低频年龄组分主要分布在986～895Ma(n=6)和2496～1612Ma(n=5)，明显不同于唐王陵砾岩碎屑锆石U-Pb年龄组成。陈诚等(2012)、吴素娟等(2014)和王振涛等(2018)先后对唐王陵北东部近邻的铁瓦殿、桃曲坡和赵老峪剖面平凉组内部夹层凝灰岩进行了锆石U-Pb定年，获得的年龄数据都显著集中在465.8～451.5Ma，岩石地球化学分析认为这些碎屑锆石主要来自于中晚奥陶世北秦岭岛弧火山岩源区。此外，早期虽有报道在唐王陵砾岩的白云岩或灰岩夹层中发现有可能属于中晚奥陶世的化石碎片(李钦仲等, 1983; 洪庆玉, 1985)，但其化石属性和产出层位还存有部分质疑(傅嘉媛, 1985; 翦万筹和符俊辉, 1985; 周鼎武等, 1994)。因此，盆地南缘唐王陵砾岩与平凉组的碎屑锆石年龄谱及其沉积物源环境等差异显著，不支持将其划归奥陶系。

4.2 唐王陵砾岩的沉积构造环境

唐王陵砾岩沉积环境认识一直存在两种不同观点：陆缘海冰碛岩或重力流兼有“冰筏”沉积(张文堂等, 1979; 刘鸿允等, 1980; 张吉森和费安琦, 1981)；重力流沉积，包括山前断陷海盆浅水重力流沉积(陈万川等, 1984)、陆缘斜坡滑塌-泥石流(含野复理石)或浊流等深水重力流沉积(洪庆玉, 1985; 张抗, 1992; 马润华, 1998; 何自新等, 2004; 黄建松等, 2019)、陆缘断陷滨浅海水下扇(叶俭等, 1983)或崩塌与碎屑流叠复沉积(周鼎武等, 1994)。但无论是哪一种观点，都基本认同唐王陵砾岩是一套以海相页岩、白云岩和杂砾岩为基本组成，发育以大型滑塌体和多期次大套砾岩混杂堆积为典型特征的陆缘断(裂)陷构造活动型沉积建造组合。本次岩石地球化学分析给出的主、微量元素组成及其含量变化特征基本表明，唐王陵砾岩沉积很可能主要受控于被动大陆边缘滨浅海沉积环境，并有可能经历了早期偏深、晚期变浅的沉积水介质环境演化。进一步结合碎屑岩构造环境示踪的敏感性元素比值或多元素组合判别图解(Maynardetal., 1982; Bhatia and Crook, 1986; Roser and Korsch, 1986)分析，主量元素SiO2/Al2O3-K2O/Na2O、SiO2-K2O/Na2O和微量元素Th-Co-Zr/10、Th-Sc-Zr/10等判别图解共同揭示，唐王陵砾岩三个组段的6件砂、泥岩样品投点都比较一致地落入了被动大陆边缘沉积构造环境(图6)。

图6 唐王陵砾岩沉积构造环境的主、微量元素判别图解Fig.6 Major and trace element diagrams for tectonic setting discriminations of Tangwangling conglomerate deposits(a) SiO2 vs. K2O/Na2O (Roser and Korsch, 1986); (b) SiO2/Al2O3 vs. K2O/Na2O (Maynard et al., 1982); (c) Th-Co-Zr/10 and Th-Sc-Zr/10 (Bhatia and Crook, 1986)

唐王陵柳树沟剖面地质勘查和沉积岩相研究表明，唐王陵砾岩自下而上发育沉积建造特征明显差异的三套岩石地层单元(图1c)。下部页岩段(庄和沟组)主要由相对稳定的陆缘浅海相灰绿色、深灰色泥页岩夹薄层泥灰岩和细粒石英砂岩组成，中部白云岩段(皇坪组)主要由陆缘滨浅海潮坪相叠层石生物礁、礁前崩塌夹碎屑流沉积的燧石角砾白云岩组成，上部砾岩段(昭陵组)则为一套陆缘滨浅海复杂动荡环境下重力流为主的沉积。其中，昭陵组下段主要为陆缘滨浅海水下泥石流堆积扇为主的副砾岩沉积，底部深灰色钙质泥页岩中发育类似野复理石沉积的燧石条带白云岩大型滑塌块体(洪庆玉, 1985; 黄建松等, 2019)，向上由深灰色钙质泥页岩夹中薄层细粒岩屑石英砂岩转变为大规模的间歇性水下泥石流夹碎屑流、颗粒流或浊流沉积(叶俭等, 1983; 洪庆玉, 1985)；昭陵组上段则主要发育水下扇与碎屑流频繁交互、砂砾质或颗粒支撑的正砾岩沉积，向上转变为滨岸冲积扇夹碎屑流砂砾岩沉积(叶俭等, 1983; 陈万川等, 1984)。唐王陵砾岩沉积厚度巨大(>600～800m)，呈狭长带状分布于鄂尔多斯地块南缘，总体表现出受陆缘断陷活动影响显著的内源、近源夹远源混杂砾岩快速堆积的特点(张抗, 1992; 周鼎武等, 1994)。这种水体环境动荡的沉积建造特征与上述岩石地球化学及锆石U-Pb定年结果共同表明，唐王陵砾岩主要形成于鄂尔多斯地块南缘新元古代晚期或震旦纪的被动大陆边缘滨浅海断陷沉积环境。

4.3 沉积物源与构造古地理环境

4.3.1 双向混合物源与北秦岭的关系

鄂尔多斯地块所在的华北克拉通区域普遍存在锆石U-Pb峰值年龄分别接近2.5Ga和1.85Ga的构造岩浆热变质事件(图7a)，以及华北南缘1.80～1.75Ga的熊耳群火山岩活动事件(赵太平等，2004)；但明显缺乏新元古代晚期1.0～0.6Ga的构造岩浆事件记录(赵国春, 2009; 翟明国等, 2014)，仅在华北克拉通东北部发现了少量1.3～1.0Ga、峰值接近1.2Ga的碎屑锆石U-Pb年龄记录(翟明国等, 2014)。与之相比，鄂尔多斯地块南缘相邻的祁连-北秦岭前寒武纪变质杂岩(地体)则普遍存在主峰年龄接近1.6Ga和次峰年龄接近0.93Ga(图7c)的碎屑锆石U-Pb年龄记录(陆松年等, 2006)，以及峰值年龄接近0.92Ga、0.85Ga和0.76Ga的中酸性侵入岩及火山岩等构造岩浆事件(王涛等, 2005; 裴先治等, 2012; 刘丙祥等, 2013; Dongetal., 2014; Wangetal., 2013; 王晓霞等, 2015)，峰值年龄0.76Ga的碎屑岩浆锆石主要源自祁连东段776～713Ma的中酸性侵入岩和基性火山岩(曾建元等, 2006; 徐学义等, 2008; 裴先治等, 2012)。

图7 唐王陵砾岩沉积砂岩碎屑锆石U-Pb年龄谱的区域对比特征Fig.7 Regional contrast features of the zircon U-Pb age spectrum of analyzed sandstone from Tangwangling conglomerate deposits

唐王陵砾岩的碎屑锆石U-Pb年龄谱存在1.8Ga的高频主峰年龄，以及相对偏低频的2.44Ga古老峰值年龄和1.09Ga、0.81Ga的年轻峰值年龄(图7b)。锆石U-Pb年龄谱的区域对比结果(图7)表明，唐王陵砾岩峰值年龄接近1.8Ga和2.44Ga的古老碎屑锆石应该主要来自(华北)鄂尔多斯陆块变质结晶基底岩系，但其1.8Ga的主峰年龄略小于华北陆块1.85Ga的峰值年龄，因而不排除部分来自华北南缘熊耳群1.80～1.75Ga火山岩和(或)北秦岭(杂岩)地体峰值年龄接近1.6Ga的碎屑岩浆锆石参与和影响；唐王陵砾岩峰值年龄接近0.81Ga的新元古代碎屑锆石显然应该主要来自祁连东段-北秦岭的新元古代中酸性岩浆岩，露头剖面和砂岩薄片观察所见的(片麻状)花岗岩和浅变质基性岩砾石或岩屑等可为其例证。此外，唐王陵砾岩中还存在少量的峰值年龄接近1.09Ga的中元古代晚期碎屑锆石，考虑到华北陆块低频峰值年龄接近1.2Ga的锆石年龄组分主要见于距离研究区较远的华北陆块东北部边缘(翟明国等, 2014)，因而更倾向于认为唐王陵砾岩中接近1.09Ga的碎屑锆石应该更多源自北秦岭杂岩物源区。

上述表明，鄂尔多斯地块南缘唐王陵砾岩沉积具有来自华北(鄂尔多斯)陆块与祁连-北秦岭(杂岩)地体的双向混合物源特征，说明新元古代晚期的唐王陵砾岩沉积地区并不存在分隔其南、北物源的深水海槽或洋盆，指示这一沉积期或之前较早时期的北秦岭地体可能已经拼贴并隶属于(华北)鄂尔多斯陆块南部拼合增生型大陆边缘的重要组成部分，随后演化形成了(华北)鄂尔多斯陆块南缘新元古代晚期或震旦纪的被动大陆边缘伸展断陷或裂陷环境，并由此控制了唐王陵砾岩和包括其近邻洛南罗圈组等在内的陆缘断陷滨浅海沉积。

4.3.2 Rodinia聚合与裂解事件的印记

Rodinia大陆聚合事件的重要标志是峰期接近1.2～0.9Ga的格林威尔造山事件的全球性分布，以及新元古代900～700Ma逐渐开始的Rodinia大陆裂解过程及其相应的构造岩浆活动(陆松年等, 2003; 郝杰和翟明国, 2004; Lietal., 2008; 高林志等, 2011)。普遍认为，中国华南扬子陆块及其北侧相邻秦岭-祁连造山带存在与Rodinia大陆聚合与裂解相关的构造岩浆活动事件；但华北(鄂尔多斯)陆块，显著缺少新元古代(1.0～0.6Ga)构造岩浆活动事件的锆石U-Pb年龄记录，格林威尔期华北克拉通陆块与北秦岭地体的亲缘关系及其是否受到了Rodinia大陆聚合-裂解事件的影响等问题是近年来备受人们关注的研究热点(陆松年等, 2004; Dongetal., 2014; Dong and Santosh, 2016)。北秦岭宽坪群变基性岩的已有研究表明，华北陆块与北秦岭地体之间曾存在一个始于中元古代晚期1.45Ga的(宽坪)洋，该洋盆俯冲消减并造成华北陆块与北秦岭地体的拼合是在格林威尔造山峰期(1.0Ga)、还是在早古生代晚期，目前仍然存在不同认识(第五春荣等, 2010; Dongetal., 2014; Yuetal., 2015; Caoetal., 2016)。

前述碎屑锆石U-Pb年龄谱的区域对比结果，显示了鄂尔多斯地块南缘新元古代晚期唐王陵砾岩沉积具有来自华北与北秦岭的双向混合物源特征，表明这一沉积期或其开始沉积之前已经不存在分隔(华北)鄂尔多斯陆块与北秦岭地体的洋盆。唐王陵砾岩碎屑锆石U-Pb年龄谱记录了来自祁连东段-北秦岭物源区峰值年龄接近1.09Ga和0.81Ga的构造岩浆活动事件(图7)，前者与格林威尔造山事件的峰期年龄基本一致，并大致逼近北秦岭S型花岗岩979～911Ma的峰期年龄(张成立等, 2004; 王涛等, 2005; 王晓霞等, 2015)，提供了(华北)鄂尔多斯陆块与其相邻北秦岭地体汇聚拼合-陆缘增生事件的构造年代学制约；后者显然与Rodinia大陆初始裂解事件的峰期年龄近乎同步，并基本接近北秦岭I-A型花岗岩(894～815Ma)和祁连东段中酸性岩浆岩(776～723Ma)的峰期年龄(王晓霞等, 2015; 曾建元等, 2006; 徐学义等, 2008; 裴先治等, 2012)，指示了新元古代中晚期(华北)鄂尔多斯陆块-北秦岭地体拼合增生型大陆边缘的构造隆升-伸展事件。由此认为，(华北)鄂尔多斯陆块南缘及其相邻北秦岭地区很可能受到了中、新元古代Rodinia大陆聚合-裂解事件的影响，或许囿于格林威尔期汇聚拼合事件及其后碰撞隆升效应在(华北)鄂尔多斯陆块南缘的延滞或持续时间较长，因而造成这一区域与Rodinia大陆裂解事件相应的唐王陵砾岩和包括震旦系罗圈组砾岩在内的陆缘断陷沉积相对滞后，由此导致了该区域新元古代早期青白口纪的沉积缺失(或剥蚀)和晚期震旦纪沉积砾岩层系(罗圈组)直接不整合覆盖在了中元古界蓟县系(或官道口群)之上。

5 结论

(1)唐王陵砾岩夹层砂岩的碎屑锆石U-Pb年龄主要分布在2531～2364Ma(n=25)、2120～1618(n=268)、1230～940Ma(n=29)和905～744Ma(n=10)，最小单颗粒锆石年龄为744±8Ma；这一结果与其所在同一构造单元的近邻区段震旦系砂岩的碎屑锆石年龄分布特征基本一致，但显著有别于主峰年龄集中在454Ma的中上奥陶统平凉组，表明唐王陵砾岩的沉积时代更接近新元古代晚期(震旦纪)。

(2)岩石建造组合及其地球化学特征指示唐王陵砾岩总体属于含有多套滑塌、水下扇和碎屑流堆积的滨浅海相碳酸盐岩和碎屑岩沉积复合体，经历了早期水体相对偏深的局限滨浅海还原环境和中晚期渐趋偏浅水的氧化-还原过渡带至氧化环境的演化，主体形成于鄂尔多斯地块南缘新元古代晚期的被动陆缘滨浅海伸展断陷构造环境。

(3)碎屑锆石U-Pb年龄谱区域对比揭示唐王陵砾岩沉积具有来自(华北)鄂尔多斯地块与北秦岭(杂岩)地体的双向混合物源特征，年轻峰值年龄记录了祁连-北秦岭地区存在1.09Ga块体拼合与0.81Ga隆升伸展的构造岩浆活动事件，指示(华北)鄂尔多斯陆块与北秦岭地体在格林威尔期曾经历过拼贴聚合-陆缘增生作用，随后受到了Rodinia大陆裂解事件的影响。

致谢感谢成都理工大学刘树根教授、中国地质大学何登发教授、山东科技大学周鼎武教授、西北大学翦万筹和刘池阳教授、大陆动力学国家重点实验室柳小明、第五春荣和董云鹏教授等的多方帮助与启示；特别感谢评审专家和期刊编辑提出宝贵的修改建议。