北山中部古硐井群物源区性质与构造意义*

霍宁 郭谦谦 陈艺超 宋东方

1.中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049 2.中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室,北京 100029 3.中国科学院地球科学研究院,北京 100029

增生造山作用是多种性质的板块边缘沿一个或者多个大陆边缘最终发生复杂相互作用的大地构造过程的总和，增生型造山带以各种不同性质的岩石圈板块及其边界发生复杂相互作用为基本特征(肖文交等, 2019)。增生型造山带具有和典型碰撞造山带截然不同的复杂结构，最突出的特点是发育宽广的增生楔(李继亮，2004, 2009)，对其进行详细解析是探讨造山带形成过程和动力学机制的重要依据(Windleyetal., 1990, 2007;engöretal.，1993；Xiaoetal., 2010, 2020)。

增生造山作用过程中发育了大量不同阶段、不同类型的沉积盆地，如弧前(forearc)盆地、弧内(intra-arc)盆地、弧间(interarc)盆地和弧后(backarc)盆地以及弧背(retroarc)前陆盆地，增生造山带中上述沉积盆地可能同时或者相互穿时进行过构造、沉积、变质以及岩浆活动(肖文交等, 2019)，这些板块边缘的动力学演化过程可以被盆地中的陆源碎屑岩保存下来(Dickinson and Suczek, 1979；李继亮, 2004；闫臻等, 2018)。如Enkelmannetal.(2019)通过对阿拉斯加中南部 Cook Intel弧前盆地新生代沉积物的研究，识别出洋中脊俯冲及平板俯冲等地质过程及其对弧前盆地物源的影响。因此增生造山带中陆源碎屑岩沉积时代、物源区特征的研究可为解剖造山带结构甚至大陆地壳的形成和演化提供关键证据(Cawoodetal., 2012; Ingersoll, 2012)。

北山位于世界上规模最大的增生型造山带——中亚造山带的南缘，西邻天山造山带，东接兴蒙造山带，由多个微陆块或弧地质体在古生代碰撞拼贴而成 (图1a；Xiaoetal., 2010)，是研究增生型造山带的重要窗口。前人研究认为，北山存在不同时期从塔里木克拉通裂解出来的微陆块，如马鬃山地块、双鹰山地块等，并认为该地区出露的大量古老变质岩是该地区前寒武纪结晶基底存在的重要依据，而古硐井群则被视作前寒武纪结晶基底之上的稳定沉积盖层 (甘肃省地质矿产局，1989; 左国朝等, 1990；左国朝和李茂松, 1996；龚全胜等, 2003；周海等，2018)。但是，最近一系列的研究结果并不支持北山存在前寒武纪结晶基底这一认识，如Songetal.(2013, 2014, 2016)的研究表明，北山地区大量的中高级变质的片岩-片麻岩主要受新元古晚期至晚石炭世早期持续岩浆作用的影响而成，并非古老地块的基底。由此可见，古硐井群的构造环境对于认识北山造山带的结构显得极为关键。

本文以北山双鹰山岛弧中原来划分为元古代的“古硐井群”陆源碎屑岩为研究对象，对其碎屑颗粒和重矿物进行统计，结合碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素特征，分析其物源区性质、限定其沉积时限，进而推断其形成的构造环境，为认识北山造山带早期增生构造演化提供科学依据。

1 地质背景

北山位于中亚造山带的南缘，西邻天山造山带，东接兴蒙造山带(图1a)。北山造山带构造单元从北往南依次为雀儿山岛弧、红石山蛇绿混杂带、黑鹰山岛弧、旱山岛弧、石板井-星星峡蛇绿混杂带、马鬃山岛弧、洗肠井-红柳河蛇绿混杂带、双鹰山岛弧、花牛山岛弧带、柳园蛇绿混杂带、石板山岛弧(Xiaoetal., 2010; 图1b)。本文研究区在大地构造位置上属于双鹰山岛弧、洗肠井-红柳河蛇绿混杂带和马鬃山岛弧的的相接部位(图1b, c)。

前人研究认为北山地区地层较为连续，从前寒武纪至中新生界均有出露。研究区主要出露有“新元古代”、寒武纪、奥陶纪、少量志留纪地层。其中“新元古代”地层主要出露于研究区中部和西北部，为一套变砂岩、石英岩、板岩、页岩、大理岩、白云质大理岩、硅质岩、副片麻岩等(甘肃省地质矿产局，1989；左国朝和何国琦, 1990; 左国朝等, 1991; 甘肃省地质调查院，2001(1)甘肃省地质调查院. 2001. 1:25万马鬃山幅地质图；聂凤军等, 2002)(图1c)。据区域地质资料显示不同时期对该套沉积岩的命名有所不同：赵庆林等(1958)根据区域对比，最早将该套沉积岩划为“震旦系”古硐井群；陆青与高振家等(1965，1966, 1967，1968)将其称为前寒武系玉石山组(转引自甘肃省地质矿产局，1989)；随后，由于叠层石的发现以及地层间角度不整合关系的确定，北山地区的“震旦系”被划分为白湖群、平头山群和大豁落山群；随着越来越多叠层石的发现，该套变质沉积岩被进一步划分为长城系“白湖群”、蓟县系“平头山群”和青白口系“大豁落山群”(甘肃省地质矿产局，1989)。总之，虽然不同时期该套碎屑沉积岩的命名不尽相同，但长期以来学界一致认为它是古元古代-新太古代结晶基底之上的稳定沉积盖层，形成时代为中新元古代(左国朝和李茂松，1996)。本文样品采集位置如图1c，为了避免引起歧义，下文统一以“古硐井群”来表示这套碎屑岩样品所在的区域地层。

图1 研究区位置及地质图

2 野外与岩相学特征

双鹰山岛弧带古硐井群的岩性组合主要是大理岩、泥质板岩、杂砂岩、中厚层灰岩、薄层结晶灰岩、变砂岩、千枚岩，在牛圈子南侧古硐井群可见大量辉绿岩脉发育(图2a-f)。古硐井群普遍遭受不同程度的变形，局部变形作用较强烈。本文在研究区中西部采集了大理岩、结晶灰岩及砂岩样品，并对其中的砂岩样品进行了重点研究，采样点位见图1c。

图2 北山古硐井群野外露头照片Fig.2 Photos of the outcrops of the Gudongjing Group in Beishan area

表1 双鹰山地区样品碎屑颗粒统计表

样品17072508采自牛圈子西侧约30km处点170725N5(41°31′52.43″N、 96°04′23.34″E)，是红柳河与牛圈子之间的古硐井群砂岩(图1c)，样品风化后呈灰白色，新鲜面呈青灰色，块状构造，粗粒砂状结构，层理不明显。岩石主要由岩石碎屑、矿物碎屑和填隙物组成(图3a)，分选差。其中，矿物碎屑约占87%左右，以长石(43%)、石英(43%)为主，另外含少量黑云母，粒度0.1～0.6mm；岩屑以硅质岩岩屑为主，含侵入岩、火山岩和变质岩岩屑(表1)，呈棱角状-次棱角状，粒度0.1～0.8mm。填隙物以泥质杂基为主，含量约为1%。

17072543-17072547等5件样品采自牛圈子西南侧25km处点170725N15(41°22′55.96″N、 96°06′50.39″E)。野外可见古硐井群的砂岩与千枚岩混杂堆积，砂岩呈楔状、透镜体状产出于千枚岩中(图2)。镜下特征显示，该点位样品主要为岩屑质长石砂岩和长石杂砂岩，块状构造，粗粒砂状结构。岩石主要由岩石碎屑、矿物岩屑，填隙物及胶结物组成。岩屑由硅质岩、侵入岩、火山岩和变质岩岩屑为主，含少量灰岩岩屑，以硅质岩屑为主(58%～70%)，火山岩岩屑可占岩屑总量的8%～13%，此外，还可见较多的变质沉积岩岩屑。岩屑整体上呈棱角状-次棱角状，粒度0.1～2mm，分选差。矿物碎屑以石英、长石、白云母、黑云母为主，粒度0.05～0.6mm，含量85%左右。其中长石占岩石总量的15%～27%，石英占42%～58%。填隙物以泥质杂基为主，含量4%～18%，胶结物含量约3%～7%。整体上来说，沉积颗粒长轴方向具有明显的定向性(图3b-f)。

样品17072606-17072610采自位于牛圈子南侧8km处点170726N3(41°27′37.27″N、96°37′40.63″E)，该点可见古硐井群的中厚层砂岩中被辉绿岩岩脉侵入，露头风化严重(图1c、图2f)。样品为长石质岩屑砂岩，块状构造，粗粒砂状结构。岩石主要由岩屑、矿物碎屑、胶结物及填隙物组成。岩屑主要由硅质岩、侵入岩、火山岩、变质岩和沉积岩岩屑组成，含少量灰岩岩屑，呈棱角状-次棱角状，粒度0.2～1.2mm，分选差，含量约11%～21%。矿物碎屑以石英、长石为主，含少量黑云母，粒度0.1～0.9mm，其中长石占43%～55%，石英占23%～38%。胶结物含量约3%～7%，填隙物为泥质杂基，含量约3%～8%(图3g，h)。

图3 北山古硐井群碎屑岩样品镜下特征

整体上，碎屑岩的骨架颗粒呈现棱角状-次棱角状，分选差，主要成分为岩屑、石英、长石、云母等，前者主要有硅质岩碎屑、火山岩岩屑、变质岩岩屑等，其中硅质岩碎屑可占碎屑总量的6%～14%(表1)。

图4 代表性锆石 CL图像实线圆圈为年龄测试点位置，虚线圆圈为Hf同位素测试点Fig.4 CL images of representative zirconsSolid circles denote U-Pb analysis spot and dashed circles denote Lu-Hf analysis spots

3 研究方法

本文对所采集的碎屑岩样品进行了全岩地球化学主微量元素分析、重矿物组合分析和碎屑颗粒统计，并选择样品17072508和17072536进行了碎屑锆石年代学和Hf同位素测试分析。

3.1 碎屑锆石U-Pb年代学和Hf同位素测试

将新鲜样品粉碎后进行重力分选和磁力分选，在显微镜下挑出透明干净、晶型较好的锆石，选好的锆石颗粒固定在无色环氧树脂上制成锆石靶。锆石的阴极发光图(CL图)在南京宏创勘察技术服务有限公司完成，随后通过阴极发光图来观察锆石内部结构构造并选择合适的测试点位，本文锆石的代表性测试点位如图4所示。

锆石原位U-Pb同位素和Hf同位素测试在合肥工业大学资源与环境工程学院矿床成因与勘查技术研究中心(OEDC)矿物微区分析实验室利用LA-MC-ICP-MS方法分析完成。该系统由Cetac Analyte HE激光剥蚀系统与ThermoFisher Neptune Plus MC-ICP-MS联合组成。激光剥蚀过程中采用氦气作载气、氩气为补偿气以调节灵敏度，二者在进入MC-ICP-MS之前通过一个T型接头混合。

本文样品的U-Pb同位素测试采用直径为30μm的束斑，每个时间分辨分析数据包括大约20s的空白信号和40～50s的样品信号。数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器ICPMSDataCal使用说明灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal (Liuetal., 2008)完成。详细的仪器操作条件和数据处理方法见宁思远等(2017)和汪方跃等(2017)。U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500 作外标进行同位素分馏校正，每分析5 个样品点，分析2 次91500。分析期间，用Plesovice锆石作为质量监控样。对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500 的变化采用线性内插的方式进行了校正(Liuetal., 2008)。锆石标准91500 的U-Th-Pb同位素比值推荐值据Wiedenbecketal.(1995)。锆石样品的U-Pb年龄谐和图绘制和年龄权重平均计算均采用Isoplot/Ex_ver3 (Ludwig, 2003)完成。

Hf同位素测试采用直径为40μm的束斑，每个分析数据包括15s的空白信号、30s的样品信号(～200个数据)以及10s的空白吹扫信号。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、同位素比值计算)采用LAZrnHf-Calculator@HFUT 按照Guetal.(2019) 所提出的校正模型完成。分析时，每分析10个样品点，分析2个标准样品(包括Penglai、Qinghu、91500、GJ-1、Plesovice)作为监控样品。同质异位素干扰扣除以及仪器分馏校正方法见Guetal.(2019)。

3.2 主、微量元素含量分析

全岩主量元素分析仪器使用日本理学(Rigaku)生产的 ZSX Primus Ⅱ型波长色散X射线荧光光谱仪(XRF)，4.0kW端窗铑靶X射线光管，测试条件为电压：50kV，电流：60mA，主量各元素分析谱线均为Kα，标准曲线使用国家标准物质岩石系列GBW07101-14建立。数据校正采用理论α系数法，测试相对标准偏差(RSD)<2%。

全岩微量元素含量分析利用Agilent 7700e ICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的样品处理如下：(1)将200目样品置于105℃烘箱中烘干12h； (2)准确称取粉末样品50mg置于Teflon溶样弹中；(3)先后依次缓慢加入1mL高纯HNO3和1mL高纯HF；(4)将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热24h以上；(5)待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入1mL HNO3并再次蒸干；(6)加入1mL高纯HNO3、1mL MQ水和1mL内标In(浓度为1×10-6)，再次将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热12h以上；(7)将溶液转入聚乙烯料瓶中，并用2% HNO3稀释至100g以备ICP-MS测试。本文样品的全岩主量元素和微量元素分析在武汉上谱分析科技有限责任公司完成。

图5 双鹰山地区碎屑锆石U-Pb及Hf同位素测试结果

3.3 碎屑颗粒统计及重矿物分析

重矿物分析 首先将样品进行破碎，经多次筛分、缩分、淘洗和重液分离、磁选、电磁选获得重矿物；然后，在显微镜下进行矿物鉴定并通过颗粒统计得出不同矿物所占重量百分含量。

碎屑颗粒统计 将碎屑岩样品制成薄片后，在显微镜下用Grazzi-Dickinson栅格结点计数法统计其中的石英(Q)、长石(F)、岩屑(L)颗粒的数量，并区分不同类型的石英和岩屑；计算其相对含量并投图，根据点的分布情况，区分出物源区是来源于稳定陆块、活动火山弧还是再旋回造山带。每个样品薄片镜下统计颗粒数为500颗。

4 分析结果

4.1 锆石年代学特征

样品17072508锆石主要为自形-半自形，呈柱状或不规则状，大多数颗粒直径在100～120μm，少数颗粒直径可达180μm；少数锆石呈现环带 (图4a)。对该样品进行ICP-MS U-Pb同位素测试，117个测试点中获得了104个协和年龄(表2)，范围为443～2701Ma，其中最年轻的单颗粒锆石年龄(YSG)为443.9±13Ma(1σ)。碎屑锆石年龄绝大部分集中在443～550Ma(图5a，c)，年龄峰值(YPP)470Ma。对34个年龄点进行了Lu-Hf 同位素的测试(表3)。所有样品碎屑锆石的Th/U比值大部分介于0.4～1之间，极少部分小于0.1(图5e)，显示了锆石具有以岩浆成因为主的特征。εHf(t)值分布范围为-16.09～8.83(图5f)。206Pb/238U年龄范围在444～630Ma的锆石对应εHf(t)值均为正值。

样品17072546锆石主要为半自形，呈柱状或次圆状，大多数颗粒直径在150～180μm，少数颗粒直径可达220μm；可见少数锆石发育环带(图4b)。对该样品进行U-Pb同位素的测试，118个测点中获得了105个协和年龄(表2)。样品年龄范围较为分散，在539Ma至3336Ma均有分布，其中最年轻的单颗粒锆石年龄(YSG)539.6±9Ma。碎屑锆石年龄主要集中在三个年龄段：539～1339Ma、1339～2339Ma和2339～3336Ma(图5b, d)，每个年龄段对应的峰值年龄分别为943Ma、1698Ma和2524Ma。选取了23个年龄点进行了Lu-Hf 同位素的测试(表3)。该样品εHf(t)有效值分布范围为-35.60～+18.20(图5f)，14个测点具有正的εHf(t)值。206Pb/238U年龄范围在539～1339Ma和2339～3336Ma的锆石对应的εHf(t)正负值均存在，而1672～2339Ma年龄范围内对应的εHf(t)均为正值。

4.2 全岩主量元素

古硐井群碎屑岩的主量元素分析结果列于表4。样品的SiO2含量较高(69.60%～80.05%)；Al2O3含量介于7.97%～13.77%之间，平均值10.01%。样品Fe2O3T含量(2.03%～5.21%)和MgO含量(0.57%～2.64%)均较低。CaO含量变化较大，介于0.23%～3.11%之间，其中点位170726N3样品的CaO含量(1.43%～3.11%)明显高于其余两个点位样品。测试获得的K2O+Na2O值范围介于3.07%～5.21%之间，K2O/Na2O值介于0.79～2.01之间。古硐井群碎屑岩样品以高硅高铝富碱、低锰(MnO=0.01%～0.08%)为特征。

4.3 全岩稀土和微量元素

古硐井群碎屑岩样品的稀土和微量元素分析结果列于表4。样品的微量元素特征相对一致，总体亏损Sr、Cs等大离子亲石元素，富集Zr、Nb、Ta等高场强元素(图6a)。在大离子亲石元素中，Rb、Sr相对Ba 更亏损：Ba的含量为367.0×10-6～1707×10-6，平均值为741.8×10-6；Rb的含量为55.0×10-6～149.0×10-6, 平均值为82.0×10-6；Sr的含量为43.5×10-6～194.0×10-6, 平均值为96.3×10-6。Zr相对其他高场强元素(如Th、Nb、Hf、Ta和U等)含量较高，其中Zr含量为138.0×10-6～505.0×10-6，平均值为266.3×10-6。

样品的澳大利亚后太古代页岩(PAAS)标准化稀土元素图解显示(图6b)，配分曲线整体趋势平稳；球粒陨石标准化稀土元素图解中，所有样品均呈现出明显的右倾型配分模式，轻稀土元素富集(La/Yb)N=7.06～17.68(平均值15.17)，重稀土元素平坦(Gd/Yb)N=1.80～2.51(平均值2.38)，且均具有明显的Eu负异常(Eu/Eu*=0.27～0.37，平均值0.30)(图6c)。

4.4 重矿物特征

本文样品中共鉴定出24种重矿物，主要有锆石、磷灰石、金红石、白钛石、尖晶石、褐铁矿、锐钛矿、磁铁矿、辉石、石榴石、电气石等，多为次棱角-次圆状(图7、表5)。所有样品的褐铁矿、锆石、白钛石、尖晶石含量普遍较高，角闪石、电气石、辉石等矿物含量相对较低(图7)。

表2 双鹰山样品碎屑锆石测年数据

表3 双鹰山地区碎屑锆石Lu-Hf同位素分析结果

续表3

表4 双鹰山地区样品主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

续表4

表6 不同计算方法下的最大沉积年龄(MDA)对比

三个点位的样品均出现了尖晶石、辉石，其中研究区东部点170726N3的样品中尖晶石和辉石的含量略高于另外两个点位样品。点170725N5中的样品含有较多的独居石、磷灰石和重晶石。相对于其他点位，点170725N6样品中尖晶石、石榴石的含量很高，其中尖晶石可达重矿物总量的19%以上，石榴石含量最高者可达重矿物总量的41%。此外，本文碎屑岩样品中均含有金红石，其中样品17072544 金红石含量较少(1～50粒)。

5 讨论

5.1 沉积时限

造山带中的沉积岩在长期的俯冲、碰撞过程中经历了复杂的构造肢解和混杂过程，多以整体混杂局部有序的构造岩片呈现(肖文交等, 2019)，所以通过区域地层对比来确定沉积时代的方法在造山带中并不适用(单文琅和傅昭仁, 1987；Isozakietal., 1990; 冯庆来, 1993; 闫臻等, 2021)。沉积岩中含有大量的碎屑锆石，锆石因自身抗风化能力强而能很好的保留源岩信息(吴元保和郑永飞，2004)。随着LA-ICP-MS微区分析技术的不断成熟，用碎屑锆石中最年轻的U-Pb年龄来限定地层的最大沉积年龄(Dickinson and Gehrels，2009；Tuckeretal.，2013；Couttsetal., 2019)已经成为一种成熟可靠的研究方法，并且得到了广泛的应用(Brown and Gehrels, 2007；刘超等，2014)。据Dickinson and Gehrels(2009)和Tuckeretal.(2013)，最大沉积年龄(MDA)主要有以下4种类型：最年轻的单颗粒锆石年龄 (YSG)、最年轻的图解碎屑锆石年龄峰值(YPP)、最年轻碎屑锆石年龄的子集(YDZ)、YC1σ(2+)和YC2σ(3+)(在1σ和2σ范围内的最年轻锆石的加权平均年龄，其中2+表示n≥2, 3+表示n≥3)。Couttsetal.(2019)通过模拟演算得出，YSG和YDZ年龄最接近沉积年龄。

图6 双鹰山地区样品上地壳标准化微量元素蛛网图(a, 据Taylor and McLennan, 1985)、 PAAS标准化(b, 据 Sun and McDonough, 1989) 及球粒陨石标准化图解(c，据 Taylor and McLennan, 1985)稀土元素配分图

图7 双鹰山地区样品重矿物百分含量图解Fig.7 Graphic diagrams of the mass percentage of heavy minerals in the samples from Shuangyingshan area

图8 北山双鹰山地区构造单元时空关系柱状图(据Xiao et al., 2010修改)Fig.8 Space-time diagram demonstrating the spatial and tectonic relationships among the tectonostratigraphic units of the Shuangyingshan (modified fter Xiao et al., 2010)

本文通过对双鹰山地区古硐井群的碎屑锆石年代学测试，共获得具有良好协和度的碎屑锆石年龄数据共209个(表2)，计算获得2个样品的YSG、YDZ、YPP、YC1σ(2+)和YC2σ(3+)年龄(表6)。其中，样品17072508的YSG为443.9±13Ma，YDZ为441.67+5.2/-3.5Ma，二者在误差范围内一致；此外，该样品的YPP年龄为470Ma，与YC1σ(2+)和YC2σ(3+)年龄(477.9Ma)相近。因此，取位于第一个峰值区间内的YSG年龄443.9Ma作为该样品所代表最大沉积时限是可信的(Dickinson and Gehrels, 2009)。样品17072546最年轻的锆石年龄(YSG)为539.6±9Ma，YDZ年龄541.25+19/-22Ma，YPP年龄550Ma，YC1σ(2+)和YC2σ(3+)年龄分别为611±71Ma和673±65Ma。上述两个样品的最年轻锆石对应的Th/U值都较高(0.83和1.01)，属于岩浆成因锆石。本文将两个样品所在地层的最大沉积年龄定为443.9±13Ma和539.6±9Ma。

由于未发现具年代学意义的生物化石，前人根据岩性特征划分了古硐井群及其展布范围(甘肃省地质矿产局，1989)。近年来，很多学者都对北山造山带不同地区的古硐井群进行了碎屑锆石年龄研究。如Songetal.(2013)认为牛圈子西南约15km处古硐井群云母石英片岩的最大沉积年龄为1220Ma，平头山群中石英砂岩的最大沉积年龄为580Ma，盘陀山地区的古硐井群变石英砂岩最大沉积年龄为1190Ma； Aoetal.(2012)提出盘陀山地区的古硐井群变石英砂岩最大沉积年龄为1229Ma；余吉远等(2018)对黑山井南部古硐井群的石英岩进行碎屑锆石U-Pb年代学测试，最年轻的碎屑锆石年龄为1213Ma。宋东方(2013)在研究区中南部同属于古硐井群的双鹰山区域还发现有更为年轻(276Ma)的碎屑沉积岩年龄(图1c、图8)。由此，本文古硐井群两个代表性样品所获得的年龄仅代表采样点附近古硐井群的最大沉积时限。

图9 北山古硐井群样品碎屑颗粒统计(底图据Dickinson et al., 1983)Q-石英(包括单晶石英和多晶石英)；F-长石；L-岩屑；Qm-单晶石英；Lt-岩屑总量(包括多晶石英)Fig.9 Q-F-L and Qm-F-Lt diagrams for discriminating the tectonic backgrounds of sandstones(base map after Dickinson et al., 1983)

5.2 物源区特征和构造背景

碎屑岩的成分会受到风化作用、搬运机制、沉积环境和成岩作用等多种因素的影响，然而，物源区的物质组成和构造环境始终是最重要的控制因素。碎屑岩中的岩屑和矿物碎屑是物源区各类岩石经机械破碎形成的颗粒，是判断物源区性质、岩石类型最直接有效的标志。本文重点根据碎屑统计特征、重矿物组合特征，结合地球化学特征、同位素特征推测研究区古硐井群的物源区特征，进一步推测形成的构造环境。

样品中岩屑以硅质岩碎屑为主(平均值可达总量的10.4%)，火山岩碎屑次之(图3c、f-h，表1)，说明其物源区存在大量硅质岩和火山岩。此外，样品中的特殊组分及其结构构造特征，如白云母的定向排列(图3e)、具有软沉积变形特征的岩屑(图3h)等，表明该套沉积岩为构造变动强烈地区近源快速堆积的产物。

前人根据砂岩碎屑成分统计建立的判别图解至今仍然被广泛应用于物源区分析(Dickinson and Suczek 1979；Dickinson and Valloni 1980；Dickinsonetal., 1983)。在砂岩碎屑颗粒Q-F-L图上(图9a)，本文位于170725N15点位的样品落在了造山带物源区，其他两个点位的样品则落于切割弧区，在砂岩碎屑颗粒Qm-F-Lt图上(图9b)，170725N15点位样品散落于混合源区和切割弧区，其余点位样品落在了切割弧区与过渡弧区，大部分位于过渡弧区。这表明，古硐井群碎屑岩的物源区可能含有大量岛弧相关岩石。

图10 北山古硐井群样品的A-CN-K图解(据Nesbitt and Young, 1982)Fig.10 A-CN-K diagram for evaluating sandstones weathering process of the Beishan Godongjing Group (after Nesbitt and Young, 1982)

图11 岛弧造山带中的沉积盆地(据李继亮等，2013a修改)Fig.11 Sedimentary basins in the arc orogenic belt system (modified after Li et al., 2013a)

尖晶石、辉石主要产出于基性-超基性岩浆岩，石榴石和金红石可用于指示物源中的高级变质岩。本文样品除中酸性岩浆岩常出现的锆石、独居石等重矿物，普遍存在尖晶石、石榴石和金红石等重矿物(图7)，说明其源区存在酸性、中性到基性-超基性各类岩浆岩、变质岩。此外，主要来源于基性-超基性岩浆岩的不稳定重矿物辉石是本套地层中的常见重矿物(图7、图9f)，表明该碎屑岩可能为近源沉积。由此，增生杂岩、洋壳物质可能也是古硐井群碎屑岩的主要物源之一。

自从Nesbitt and Young(1982)提出利用化学蚀变指数(CIA)以及A-CN-K(Al2O3-(CaO+Na2O)-K2O)模型来判别砂岩的化学蚀变程度，借此反映物源区特征以来，该方法得到了广泛的应用。本文对所有样品进行了CIA指数及A-CN-K模型分析，可以看出，点位170725N5和170726N3的样品投图后大致平行于A-CN线，落在斜长石-伊利石风化线附近，其CIA指数范围为50～66(图10)，指示其经受了低到中等程度的风化作用。

全岩微量元素分析表明，古硐井群碎屑岩亏损Sr、Cs等大离子亲石元素，富集Zr、Nb、Ta等高场强元素。Zr的富集可能与样品中含有较多的锆石有关，而Nb、Ta的富集可能受金红石、榍石的控制。REE、Cr、Co、Sc和Th等惰性元素在风化搬运过程中较为稳定，Th和La在长英质火山岩中的含量明显高于基性火山岩，而Co，Sc和Cr则主要富集于基性火山岩，因此陆源碎屑岩的La/Sc、Th/Sc、La/Co、Th/Co、Th/Cr随物源区成分变化较为明显(Taylor and McLennan, 1985)。据Bhatia(1983，1985)物源区判断方法，本文样品的La/Sc、Th/Sc、La/Co、Th/Co和Th/Cr值较好地指向了长英质物源区(表4)。

碎屑锆石年龄频谱是用于物源分析的重要手段。样品17072508年龄高度集中于430～550Ma，呈现单一峰值的特点(图5a，c)，表明物源区相对单一且岩浆活动频繁；对应的锆石εHf(t) 多呈现出正值，只有一个样品峰值对应的部分εHf(t)值小于零，表明其源区新生地壳的贡献较多。样品17072546的年龄频谱主要集中在三个年龄段，三个年龄段中对应的锆石εHf(t)值正负均有，说明其源区形成既有老陆壳存在，也有新生地壳的贡献。北山地区从中元古代至晚古生代末发生过多期特征、成因和构造环境各不相同的构造-岩浆事件(图1c、图8)，对应年龄在两件样品的碎屑锆石中均有所体现，如研究区北侧马鬃山区域花岗岩年龄360～435Ma(郑荣国等，2012；李小菲，2013；Yuetal., 2016)，片麻岩年龄300～471Ma(宋东方，2013)，研究区中部属于红柳河-洗肠井混杂带的蛇绿岩年龄报道有435Ma (Tianetal., 2014)、463Ma (任秉琛等，2001)、530Ma(胡新茁等，2015)。

综上，本文的古硐井群碎屑岩样品的物源分析显示其具有明显的岛弧和洋壳物质的贡献。定向排列的白云母、具有软沉积变形特征的岩屑、重矿物辉石的出现以及碎屑岩的CIA指数均指向近源沉积。岛弧附近的盆地，从弧后到弧前依次可以有弧后盆地、弧背前陆盆地、弧内盆地、弧前盆地、增生楔楔顶盆地和弧前海沟盆地。弧前、弧内盆地的物源以岛弧为主，弧后盆地在弧背前陆盆地不发育的时候也可以直接接收到岛弧物质的供给，增生楔楔顶盆地和海沟盆地在弧前盆地不发育的时候也有可能直接接收到岛弧物质的供给(图11；李继亮等，2013a，b)。因此，增生楔楔顶盆地既能够承接来自岛弧岩浆活动的贡献(通过河流搬运或火山灰直接沉降)，又能够承接来自增生杂岩的近源物质输送，可以更好地解释本套地层中同时出现的岛弧式碎屑锆石频谱特征以及增生楔相关的岩屑、重矿物贡献。因此，本文推测研究区古硐井群可能为在增生楔楔顶盆地内的碎屑沉积。

5.3 大地构造意义

北山古硐井群的构造位置决定了其物源区特征和构造演化的复杂性。从区域上来看，北山处于塔里木克拉通、华北克拉通和中亚造山带的相接部位，且长期以来，有人认为北山发育新元古代从塔里木克拉通裂解出来的微陆块(左国朝等，1990，1991，2003)，而古硐井群被认为是其变质结晶基底之上的稳定沉积盖层(左国朝和李茂松，1996；周海等，2018)。然而本文两个样品均显示了与塔里木克拉通明显不同的碎屑锆石频谱特征(图5g)：样品17072508在443Ma具有极为突出的峰值，样品17072546在943Ma有突出的峰值，在539Ma、621Ma有小峰值，且最大沉积年龄为539Ma；塔里木克拉通的碎屑岩样品在819Ma具有突出的峰值，在741Ma和800Ma具有小峰值，且最大沉积年龄为741Ma。古硐井群碎屑岩与塔里木克拉通不同的年龄谱特征表明塔里木克拉通不太可能是北山地区碎屑岩的主要源区，这些沉积岩更不可能是塔里木克拉通裂解出来的微陆块上的沉积盖层。

物源区特征和构造环境分析表明，古硐井群碎屑岩可能形成于增生楔楔顶盆地。在北山造山带南缘识别出不早于晚奥陶世的增生楔楔顶盆地沉积组合，证明在此时间段时该地区的俯冲-增生体系已经成熟。这为进一步研究该地区俯冲起始时间、增生过程等重要构造问题提供了关键依据。

6 结论

本文通过对北山造山带双鹰山岛弧带 “古硐井群”碎屑锆石 U-Pb 年代学和原位 Hf 同位素分析，探讨了其沉积时限和物源区，得出以下结论：

(1)该套碎屑岩最大沉积时限为晚奥陶世，具近源快速沉积的特点，物源区主要为长英质，大量硅质岩岩屑、尖晶石等重矿物指示了一部分弧前增生杂岩的贡献，εHf(t)值亦指示物源区发育大量新生地壳。

(2)和塔里木克拉通碎屑锆石年龄谱的对比表明，北山古硐井群具有与塔里木克拉通完全不同的频谱特征，不能代表塔里木克拉通裂解出来的微陆块上的沉积盖层，古硐井群碎屑岩可能形成于增生楔楔顶盆地。本文的研究结果支持北山造山带是古生代持续增生造山的产物这一认识。

致谢侯泉林和闫全人教授对本论文给予了悉心指导并提出了启发性意见；李舢和朱俊宾老师指导了野外工作；数据分析过程中张吉衡和孙金凤老师提出了宝贵的建议；闫方超、吉琛、邓莉、刘祥林等同学在实验中给予了帮助和支持；刘宏伟、刘铁翊、郭东海、孙静娴等参与了本项目的野外工作；三位评审专家及本刊编辑对论文的修改提出了建设性意见；在此一并表示衷心的感谢！