古亚洲洋东段闭合时限：来自大兴安岭南段二叠系-三叠系界线沉积地层和碎屑锆石年代学的制约*

2022-10-17张渝金张超马永非杨涛刘艳杜继宇赵英利张建坤

岩石学报 2022年9期

张渝金张超马永非杨涛刘艳杜继宇赵英利张建坤

兴蒙造山带(即中亚造山带东段)作为古亚洲洋东部最终闭合的关键区域(图1a)，受到了古亚洲洋构造域、蒙古-鄂霍茨克洋构造域以及古太平洋构造域在该地区的相互叠合与改造，是研究上述三大构造域演化过程的热点地区(唐克东, 1989; Jianetal., 2008; Miaoetal., 2008; 刘永江等, 2010, 2019; Xuetal., 2015; 赵英利等, 2016, 2018)。该地区地质体不仅记录了三大构造域的转换和叠加过程，而且记录了西伯利亚板块与华北板块拼贴碰撞，以及两大板块之间古亚洲洋闭合过程。

图1 中亚造山带东段大地构造位置图(a,据engör et al., 1993修改)及区域地质简图(b,据赵英利等, 2016修改)

目前对于古亚洲洋东段具体缝合带位置和闭合时代均存在不同认识，其中缝合带的最终位置大多数学者认为古亚洲洋沿着索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带最终闭合(王鸿祯, 1982; 李锦轶等, 2007; 刘永江等, 2010, 2019; Wuetal., 2011; 韩国卿等, 2011;赵英利等, 2016; 张渝金等, 2019)；部分学者认为索伦-林西缝合带是古亚洲洋消亡的最终位置(Tang, 1990; Jianetal., 2008; 李益龙等, 2012)；还有学者认为贺根山-黑河缝合带是古亚洲洋东段闭合位置(苏养正, 1981; Miaoetal., 2008)。而关于古亚洲洋东段消亡的时限也存在着不同的认识，部分学者认为古亚洲洋东段在晚泥盆世至早石炭世期间已经闭合，石炭纪进入伸展背景(Xuetal., 2013; 邵济安, 2017)；部分学者则认为古亚洲洋东段双向俯冲启动于早古生代，俯冲作用持续至晚古生代末期，并于晚二叠世至早-中三叠世完全闭合(engöretal., 1993; Chenetal., 2000;李锦轶等, 2007; Wuetal., 2011; 郑月娟等, 2014; 赵英利等, 2016; 张渝金等, 2018, 2019; 刘永江等, 2019)，等等。综上所述，关于古亚洲洋东段闭合位置和时限的不同认识，严重制约了兴蒙造山带的构造演化以及基础地质等方面的深入研究。大兴安岭南段地区出露大量的二叠纪-三叠纪地层，作为一套承前启后的沉积地层，详细记录了古亚洲洋闭合过程中的地质信息。因而，该套地层成为深入研究古亚洲洋东段构造演化、沉积环境以及生物更替演变的关键突破点(张渝金等, 2019; 陈树旺等, 2020)。

本文以大兴安岭南段阿鲁科尔沁旗地区新发现的二叠系-三叠系界线地层为研究对象，进行了详细的野外地质调查，并在此基础上测制了地层剖面，重点对上二叠统林西组和下三叠统老龙头组开展沉积学、重矿物组合及碎屑锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学研究，旨在分析二叠纪-三叠纪之交的沉积环境变迁，探讨其构造演化背景，同时为古亚洲洋东段闭合演化过程提供基础地质资料。

1 区域地质背景

研究区位于内蒙古自治区东部阿鲁科尔沁旗地区，大地构造位置处于中亚造山带东段，介于西拉木伦-长春-延吉缝合带与贺根山-黑河缝合带之间，索伦-林西缝合带在研究区通过(图1b)。研究区由于特殊的构造位置，从而成为地质学者们研究古亚洲洋闭合过程的热点地区之一。

研究区广泛发育的地层包括古生界二叠系，中生界三叠系、侏罗系和白垩系(图2)。二叠系主要为上二叠统林西组，呈北东向展布，1:20万协力府幅(辽宁省第二区域地质测量队, 1971(1)辽宁省第二区域地质测量队. 1971. 1:20万协力府幅地质调查报告)将该套地层其称之为上三叠统陶海营子组。其后根据叶肢介化石和植物化石将其时代修订为晚二叠世(王五力, 1984; 黄本宏, 1993)。内蒙古自治区地质矿产局(1996)开展岩石地层清理工作时，将这套地层称之为上二叠统林西组，并定义为一套黄绿、黄白色岩屑粉砂岩、岩屑长石细砂岩，灰黑色泥质粉砂岩、页岩、泥岩等细碎屑岩组合，含丰富的动、植物化石。此后，还有很多学者对这套地层进行过多方面的研究(张永生等, 2012; 郑月娟等, 2013; 张渝金等, 2017, 2018, 2019)。

图2 阿鲁科尔沁旗地区地质简图(据张渝金等, 2019修改)

大兴安岭地区早三叠世地层研究程度相对较低，地层单位尚未统一，目前主要有老龙头组(张武等, 2006; 杨雅军等, 2012; 刘兵等, 2014; 杨兵等, 2014)、幸福之路组(朱儒峰和郑广瑞, 1992; 和政军等, 1997,1998; 郑月娟等, 2013, 2014; 张海华等, 2015a)、哈达陶勒盖组(姜万德, 1992; 丁秋红等, 2005)。它们与林西组相伴出露，主要分布于内蒙古奈曼旗、科尔沁右翼前旗、巴林右旗、扎赉特旗、扎兰屯以及黑龙江省龙江县一带。下三叠统以红层作为主要标志，其岩性以粗碎屑岩为主夹少量细碎屑岩，并有多处火山岩层夹层，含少量动、植物化石。研究区的下三叠统与上二叠统林西组相伴出露，为一套杂色复成分砾岩、砾砂岩，灰紫色细砂岩、粉砂质凝灰岩夹青灰色凝灰岩等组合。前期工作，我们根据岩石组合、古生物化石和锆石U-Pb同位素年龄将其厘定为下三叠统老龙头组(张渝金等, 2019)。

侏罗系主要由中侏罗统新民组、上侏罗统满克头鄂博组等组成，白垩系主要由下白垩统玛尼吐组和白音高老组等组成，其岩性主要为一套陆相中-酸性火山岩夹细碎屑沉积岩组合，不整合覆盖于二叠系或三叠系之上，并被第四系所覆盖。

2 沉积地层特征

本次工作在内蒙古赤峰市阿鲁科尔沁旗坤都地区测制了上二叠统林西组与下三叠统老龙头组综合剖面(图3)，该剖面可见二者的接触关系(图3e)。林西组上部主要为一套湖沼沉积，由黑灰-青灰色的粉砂岩、页岩、泥岩夹细砂岩组成(图3a)，含丰富的植物化石(图3b)，界线附近可见到干涉波痕(图3c)和龟裂现象(图3d)。下三叠统老龙头组，主要为一套河流沉积，由杂色复成分砾岩、砾砂岩，以及灰紫色、青灰色粉砂质凝灰岩组成，底部常出现冲积扇辫状河的砾岩层(图3e, f)。

图3 内蒙古阿鲁科尔沁旗地区晚二叠世-早三叠世地层综合柱状图(据张渝金等, 2019修改)

根据地层层序和岩石组合特征，老龙头组存在冲积扇、三角洲和湖泊3种沉积类型，2个完整的四级层序(图3)。第一个四级层序分层为7～26层，主要由厚层的杂色块状砾岩、砂质砾岩夹中粗砂岩，薄层粉砂岩、粉砂质泥岩夹凝灰岩等组成，构成了冲积扇(辫状河)和浅湖沉积体系，并伴有弱火山活动。底部为冲积扇-辫状河沉积，砾岩成分主要为中酸性火山岩、少量沉积岩，砾石呈高角度叠瓦状堆积(图3e, f)，表明为近源搬运；底部可见板状交错层理，向上为块状层理和槽状交错层理，并见明显冲刷面(图3g)。第二个四级层序为27～45层，主要由杂色复成分砂砾岩、青灰色凝灰质含砾粗砂岩、凝灰质细砂岩、灰紫色硅质粉砂岩，夹多层岩屑晶屑凝灰岩等组成，构成了三角洲和滨浅湖沉积体系，火山活动明显增强。底部为冲积扇-辫状河沉积，砾石较第一个四级层序粒度变小，分选较差，砾石之上发育水平层理、薄层灰紫色粉砂岩(图3h)，表明湖盆阶段性萎缩；中部为滨浅湖相，沉积厚层的灰紫色粉砂岩、泥质粉砂岩(图3i)；上部为三角洲前缘相，发育厚层的杂色复成分砂砾岩(图3j)，顶部发育凝灰岩夹层。

综上所述，上二叠统林西组主要是浅湖沉积，岩性以暗色粉砂岩与泥岩为主，水动力较弱，纹层发育，靠近界线处见多层的波痕和泥裂，局部表现出滨湖特点。另外，根据地层地球化学和植物化石研究表明林西组时期显示温暖湿润的气候环境(张渝金等, 2017, 2018)。下三叠统老龙头组在垂向上呈现冲积扇(辫状河)-浅湖-冲积扇(辫状河)-滨湖-浅湖-三角洲前缘-三角洲砂坝沉积。从沉积记录所反映的古气候表明老龙头组中下部具有红层特征，显示出半干旱-干旱气候特点，与下伏林西组沉积环境具有显著差异，表明晚二叠世至早三叠世，该地区大面积的地壳抬升，湖盆萎缩，并转为炎热、干旱的气候环境，从而形成紫红色老龙头组河湖相沉积层。

3 分析方法

人工重砂样品的挑选和分离在河北省区域地质矿产调查研究所实验室进行，采用摇床和手工淘洗对样品进行破碎分离，选用了碰选、电碰选、重液选、介电选等流程，最大程度地使其分离和聚集，后期在镜下进行提纯，使纯度达到98%以上。

测年样品的破碎和锆石的分选工作由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成，其方法是先将样品破碎至100μm左右，经过淘洗、磁选和密度分选后，然后挑选出晶形较好的锆石颗粒，将挑选出的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶，然后制成直径约35mm，厚约5mm的圆形靶。透射光、反射光和阴极发光(CL)图像的采集在北京中兴美科科技有限公司完成。

LA-ICP-MS(激光剥蚀电感耦合等离子体质谱)锆石U-Pb定年测试工作在中国科学院海洋研究所大洋岩石圈与地幔动力学实验室进行完成。本次实验所采用的仪器为Agilent 7900型电感耦合等离子质谱(ICP-MS)仪及与之配套的Photon Machine激光剥蚀系统。激光剥蚀所用斑束直径为35μm，能量密度约为4.24J/cm2，频率为8Hz，以He为载气。以NIST610作为外部标准，以29Si作为内部标准，同时采用国际标准锆石91500进行质量控制，测试数据、加权平均年龄的误差均为1σ。对于所测锆石<1000Ma的数据，用206Pb/238U 年龄，而对于年龄>1000Ma的数据，采用207Pb /206Pb 年龄，以206Pb /238U 年龄和207Pb/206Pb年龄的比值为标准筛选U-Pb 年龄数据，谐和度在95%以上(包含95%)的数据为有效数据。

锆石原位微区Hf同位素测试工作在南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室完成，所用仪器为MC-ICP MS(Neptune-Plus“多接受等离子质谱仪”)以及配套的GeoLas2005激光剥蚀系统。锆石Hf同位素测试均是在锆石U-Pb定年相同的测试位置进行操作。本次测试激光脉冲频率为6Hz，激光束直径为44μm。整个测试以91500和GJ-1作为标样监测数据质量。其中标样91500的176Hf/177Hf测试结果为0.282291±35(2σ，n=89)，GJ-1的176Hf/177Hf测试结果为0.282019±4(2σ，n=87)，均在误差范围内与推荐值一致(Woodhead and Hergt, 2005)。仪器分析条件以及数据处理方法详细见文献(Liuetal., 2010)。εHf(t)值依据测点的锆石U-Pb年龄来计算，采用176Lu衰变常数为1.876×10-11y-1(Söderlundetal., 2004)，176Lu/177Hf比值为0.0336，球粒陨石176Hf/177Hf比值为0.282785(Bouvieretal., 2008)。采用现今亏损地幔176Hf/177Hf及176Lu/177Hf的比值计算锆石Hf同位素的一阶段模式年龄(tDM1(Hf))，其中176Hf/177Hf=0.28325，176Lu/177Hf=0.0384(Griffinetal., 2002)。采用176Lu/177Hf比值为0.015(Griffinetal., 2002)计算锆石Hf同位素的二阶段模式年龄(tDM2(Hf))。

4 分析结果

4.1 重矿物分析

重矿物由于具有耐磨蚀、较高的稳定性，进而能够反映母岩的特征，经风化剥蚀之后的产物具有不同的重矿物组合，因此，根据重矿物的组合特征能够有效地反映出母岩类型(闫臻等, 2008; 李双应等, 2014)，在分析研究各时代沉积物物源中得到广泛应用(Dill, 1998; Giorgettietal., 2009; 蔡芃睿等, 2019)。据Pettijohn(1975)统计分析，重矿物具有某种特殊类型母岩的判断标志(表1)。

表1 碎屑岩矿物组合与母岩类型的关系(据Pettijohn,1975)

本次研究对阿鲁科尔沁旗地区综合剖面选取5件林西组细碎屑岩和9件老龙头组细碎屑岩进行重矿物成分分析，识别出重矿物主要包括锆石、磷灰石、金红石、白钛石、石榴石、方铅矿、赤褐铁矿等(表2、图4)，少量海绿石、角闪石(含量太少，未参与统计)。黄铁矿由于大多数为沉积作用自生形成，赤褐铁矿由于是黄铁矿氧化形成，因此这两种不具有源区岩石类型的指示意义，只是表明其沉积环境为还原环境(蔡芃睿等, 2019)。

图4 研究区林西组和老龙头组重矿物含量对比图

表2 内蒙古阿鲁科尔沁旗晚二叠世-早三叠世地层碎屑岩重矿物析结果(%)

上二叠统林西组砂岩中重矿物类型多样，含量丰富，其重矿物组合为锆石+磷灰石+方铅矿+金红石+白钛石+石榴石+电气石+独居石+锐钛矿+钛铁矿+铬铁矿+磁铁矿，其中锆石+磷灰石+电气石+独居石+金红石的组合指向原岩为中酸性岩浆岩，锐钛矿+钛铁矿+磁铁矿+铬铁矿+白钛石+金红石的组合指示母岩应为基性岩浆岩，而少量的海绿石和石榴石的存在则指示母岩可能来自于少部分的变质岩及沉积岩。

下三叠统老龙头组砂岩样品重矿物较林西组类型减少，含量变小。重矿物组合为锆石+磷灰石+金红石+白钛石+石榴石+电气石+铬铁矿+磁铁矿，指向母岩为中酸性岩浆岩，其中包含少量的石榴石则指示母岩可能来自于少部分的变质岩。

综上所述，可以看出林西组砂岩重矿物含量丰富，类型多样，原岩为中酸性岩浆岩、基性岩浆岩、少部分变质岩及沉积岩；老龙头组砂岩重矿物类型少，原岩为中酸性岩浆岩和少量变质岩。

4.2 碎屑岩样品特征及锆石U-Pb年代学

在综合剖面上选取林西组砂岩(PM411TW07)和老龙头组砂岩(SDHTW01、2017TW07)，以及剖面北侧的林西组砂岩(PM412TW79)进行了LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析测试(采样位置见图2、图3)。

采集了上二叠统林西组2件长石砂岩样品。黄绿色含粉砂质长石砂岩(PM411TW07)：细粒结构，块状构造。主要由碎屑颗粒(含量约80%)、岩屑(含量约5%)及填隙物(含量约15%)组成。磨圆中等，颗粒支撑，孔隙式胶结。碎屑颗粒主要为长石和石英，填隙物由钙质和粘土物质组成(图5a)。黄绿色变余细粒岩屑长石砂岩(PM412TW79)：变余细砂结构，变余构造。岩石由碎屑颗粒(含量约70%)、填隙物(含量约15%)及新生成的绿泥石和绢云母矿物(含量约15%)组成。碎屑颗粒主要为石英颗粒(约50%)、长石颗粒(约30%)、岩屑(约20%)等。多数颗粒为次圆或次棱角状，岩石分选较好，磨圆中等，颗粒支撑，孔隙胶结。新生矿物绿泥石、绢云母具弱定向排列，但仍见原砂岩特征。填隙物由非晶质的铁质胶结物和细小杂基组成(图5b)。

图5 研究区上二叠统林西组砂岩(a、b)和下三叠统老龙头组砂岩(c、d)镜下照片

采集了下三叠统老龙头组2件粉砂-细砂岩样品。青灰色粉砂岩(2017TW07)：粉砂状结构，块状构造。主要由粉砂级碎屑物(含量约80%)、砂粒级岩屑(含量约5%)及泥质填隙物(含量约15%)组成。粉砂级碎屑物主要以长石、石英、白云母为主，矿物的分选较好，磨圆较差。泥质胶结，局部见新生矿物绢云母(图5c)。黄绿色细砂岩(SDHTW01)：细粒砂状结构，块状构造。主要由石英、长石、少量片状黑云母及岩屑等组成。有大量的安山岩岩屑、硅质岩屑和流纹岩岩屑。胶结物结构为颗粒支撑，接触式-孔隙式胶结，填隙物主要为硅质、铁质和少量钙质(图5d)。

4件碎屑岩的LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果见表3和表4。

表3 研究区林西组锆石U-Pb同位素年龄数据

续表3Continued Table 3测点号ThU(×10-6)Th/U同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-433755690.660.055410.000890.545520.009380.071100.000854283544264435-441063070.340.069520.001251.464130.028610.152290.00245915379161291414-4535890.400.183930.0032913.459570.266050.528480.00813268930271219273534-462479400.260.115930.002223.931230.084880.244750.00466189433162018141124-47941540.610.056170.001640.566900.017560.072930.0011345765456114547-48903480.260.125690.001846.497660.119470.373250.00612203926204616204529-491973720.530.053410.001750.297990.010630.040450.000853464226582565-50801300.620.053130.003070.322670.014700.044860.00104345131284112836-512696190.430.059690.001720.761790.017230.093020.00212591635751057313-52355300.070.117160.001515.706170.090810.351940.00423191318193214194420-532132860.740.051100.002310.283860.013190.040300.0008325673254102555-541523600.420.049990.001510.275170.007790.040140.000631957024762544-55851640.520.053350.002020.333280.012180.045470.000733438529292875-56711970.360.056200.001430.584720.014480.075630.001114612546794707-571211380.880.051790.003470.288060.018220.040810.00103276156257142586-582453810.640.051530.001660.285310.009340.040210.000702657725572544-591502140.700.068770.001481.472900.032560.154920.00215900729191392812-601102030.540.052070.002420.287570.012880.040210.00091287101257102546-611017480.140.069150.001091.464790.025760.152980.00210903649161191812-6264930.690.058610.007490.492440.052190.063130.003755542774073639523-631001180.850.051800.002800.285220.015090.040290.00089276124255122556-64521010.520.052590.002850.362530.020730.049990.00108309124314153147-6544650.670.051050.004300.288260.024150.040950.001552431992571925910-66921570.590.115950.002025.485520.113800.341310.00628189530189818189330-672203770.580.088100.002360.487440.012090.040160.0005813855140382544-682812791.010.053660.002130.336390.013270.045460.0007036789294102874-692102220.950.055720.001890.494680.017200.064130.0011844379408124017-701585000.320.055570.001010.560790.011390.072650.001004354145274526-712723020.900.055550.002190.405720.016730.052530.0008943589346123305-724013111.290.055310.001770.343240.011310.044800.000884337230092835-73587150.080.089460.001761.795650.037680.145290.0034214143810441487519-742792751.020.098100.001553.757260.066890.275820.00372158930158414157019-75372090.180.066500.001421.216430.027300.132230.00200822458081380111-761061230.860.168270.0028311.313240.223270.484580.00744254023254918254732-771572490.630.053200.001540.366090.010520.050010.000833456731783155-78651590.410.068810.003581.146350.038760.120210.003018941077761873217-79621260.490.055200.001640.519820.015290.068290.0010142067425104266-801241500.830.051990.002260.290330.012600.040600.00110283103259102577PM412TW79 黄绿色变余细粒岩屑长石砂岩-1901970.460.081310.001242.344160.036140.207860.00249122930122611121713-2861280.670.090350.003623.168100.131040.252460.00624143377144932145132-3501380.370.090860.001743.157570.059390.251050.00303144437144715144416-42053780.540.055720.001850.538580.023130.070000.00350443794371543621

表4 研究区老龙头组锆石U-Pb同位素年龄数据

续表4Continued Table 4测点号ThU(×10-6)Th/U同位素比值同位素年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-4347880.540.055720.004020.319020.019080.039480.00091443161281152506-442222810.790.053490.001800.324260.011100.044530.000943508128592816-451902720.700.055080.002000.387550.014180.051340.0008141781333103235-461452310.630.052700.002510.282180.012740.039390.00064317105252102494-4742640.650.049620.009610.278500.052250.039400.00085176400249412495-48741080.680.050260.002670.273050.012530.039310.00085206122245102495-491051740.600.053130.002330.284260.011330.039440.0008234510025492495-501372050.670.049530.003040.276000.012370.039080.00086172138247102475-51641220.520.049960.003240.278750.015170.039230.00079195155250122485-521262310.540.056910.002570.313100.013420.042840.00239487982771027015-5373930.790.056040.003560.450040.033010.059920.00112454143377233757-54801110.720.050270.003300.270320.017590.039420.00080209149243142495-55961090.880.054120.002990.301370.013930.039440.00098376119267112496-56751120.670.048280.002790.278310.013760.039140.00082122120249112475-571302220.580.049140.002890.270930.018980.039320.00086154139243152495-581091960.560.054200.002130.332620.012880.044880.0007338989292102834-59541080.500.055980.004810.296380.020880.039380.002204501882641624914-60701090.650.048130.004800.248030.022390.039240.002101062182251824813-611391650.840.061980.002330.356410.012640.042700.000726728031092704-622102610.800.051060.002060.278270.010800.039230.000592439924992484-6333610.540.047720.004570.279210.022640.039250.0012383215250182488-641151790.640.052160.002150.273780.010650.039240.000643009424682484-651802200.820.051750.002110.272660.011290.039020.000772768824592475-661201670.720.053860.004710.291810.019780.038960.00118365198260162467-67661450.460.050570.004710.275110.025840.039350.00093220213247212496-6827510.530.058700.006200.370480.034110.045010.00106567231320252847-69921820.510.053520.003390.281160.015660.039350.00079350138252122495-701432180.660.052710.002560.284550.013670.039640.000863171112541125152017TW07青灰色粉砂岩-1691080.640.053000.002670.277710.011620.039130.0009132811524992476-21031380.740.055920.001950.304170.010690.039580.000704507827082504-3721030.700.055160.002150.297810.012290.039260.0008342087265102485-4991470.670.053900.001920.295840.010830.039730.000683698626382514-5661050.630.051590.002890.282880.019250.039220.0009633395253152486-6771200.640.064770.002530.354190.015920.039320.0009076986308122496-71211730.700.050320.002150.273590.011880.039540.000792099824692505-8941520.620.049250.002920.275720.013930.039140.00084167142247112485-91792000.890.053220.001540.289390.008430.039390.000723399725872494-1061930.660.053580.002610.295140.013720.039220.00078354111263112485-11811170.690.050290.002350.274170.011540.039470.0008420911224692505-121031430.720.053710.002580.291230.013970.039320.00075367105260112495-13811270.640.051100.006040.276450.026750.039930.002162562432482125213

林西组样品PM411TW07为粉砂质细砂岩，采自于综合剖面林西组顶部(图3)。锆石阴极发光图像显示晶形较好，大部分为长柱状，长宽比变化较大，晶形基本为自形，显生宙锆石均发育清晰的振荡环带(图6a)。锆石Th/U比值除2件分别为0.07和0.08外，其他介于0.12～1.94之间，表明总体上为岩浆锆石，少量为变质锆石(李长民, 2009)。在测试的80个锆石中，一共获得68个有效年龄，碎屑年龄介于253～2712Ma之间，并且68个点均分布在谐和线上或其附近(图7a)。按照碎屑年龄和频率分布特点，可将其划分出4个组：第1组206Pb/238U年龄集中在253～287Ma(n=33)，有效最年轻锆石年龄为253Ma，峰值年龄为255±2Ma(n=22，MSWD=1.3)；第2组206Pb/238U年龄集中在314～511Ma(n=23)，锆石分布较分散，出现多个峰值；第3组206Pb/238U锆石年龄区间在573～962Ma(n=9)，除573Ma，主要集中在新元古代拉伸纪；第4组为207Pb/206Pb锆石年龄，区间在1223～2712Ma(n=15)，包括元古宙和太古宙锆石，主要集中在古元古代。

林西组样品PM412TW79为细砂岩，采自于综合剖面北侧林西组地层。锆石阴极发光图像显示晶形较好，呈短柱状，长宽比约2比1。显生宙锆石均发育清晰的振荡环带，晶形基本为自形；元古宙和太古宙锆石振荡环带不清晰，晶形呈半自形(图6b)。锆石Th/U比值除2件分别为0.04和0.08外，介于0.10～1.38之间，表明总体上为岩浆锆石，少量为变质锆石 (李长民, 2009)。在测试的80个锆石中，共获得80个有效年龄，碎屑年龄介于252～2684Ma之间，并且80个点均分布在谐和线上或附近(图7b)。按照碎屑年龄和频率分布特点，可将其划分出4个组：第1组206Pb/238U年龄集中在252～264Ma(n=38)，最年轻锆石年龄为252Ma，峰值年龄为255±1Ma(n=37，MSWD=0.25)；第2组206Pb/238U年龄集中在299～526Ma(n=12)，锆石分布较分散；第3组206Pb/238U锆石年龄区间在686～990Ma(n=15)之间，主要集中在新元古代拉伸纪；第4组为207Pb/206Pb锆石年龄，区间在1011～2684Ma(n=15)之间，包括元古宙和太古宙锆石，主要集中在中元古代。

老龙头组样品SDHTW01和2017TW07采自于综合剖面的第22层和第39层，其岩性分别为黄绿色细砂岩和青灰色粉砂岩。锆石的阴极发光图像可以看出晶形较好，主要呈短柱状，发育清晰的振荡环带(图6c, d)。样品SDHTW01的锆石Th/U比值介于0.44～0.98之间，样品2017TW07的介于0.43～1.07之间，均为岩浆锆石(李长民, 2009)。SDHTW01测试70个点，共获得68个有效年龄均在谐和线上或其附近(图8a, b)，其碎屑年龄介于245～375Ma之间。

图6 研究区林西组和老龙头组锆石CL图像及测点位置

图7 研究区林西组砂岩碎屑锆石协和图和直方图

图8 研究区老龙头组砂岩碎屑锆石协和图和直方图

按照锆石年龄和频率分布特征，大致可以划分出2个组：第1组206Pb/238U年龄集中在245～251Ma(n=59)，年龄较为集中，峰值年龄为248±1Ma(n=55，MSWD=0.046)；第2组206Pb/238U年龄集中在270～284Ma(n=7)；另外有一颗为323Ma，一颗为375Ma，未见前寒武纪年龄。2017TW07测试70个点，共获得68个有效年龄均在谐和线上或其附近(图8c, d)，其碎屑年龄介于247～445Ma之间。仅出现1组206Pb/238U年龄集中在247～266Ma(n=67)，峰值年龄为249±1Ma(n=62，MSWD=0.051)。另外有一颗为445Ma，未见前寒武纪年龄。

4.3 锆石Hf同位素

本文对林西组砂岩(PM411TW07、PM412TW79)和老龙头组砂岩(2017TW07)进行了Lu-Hf同位素测试，分析数据结果见表5。

表5 研究区林西组和老龙头组砂岩Hf同位素数据

续表5

上二叠统林西组2件样品共测试Hf同位素点位44个。锆石176Lu/177Hf比值主要为0.000092～ 0.002885之间，176Hf/177Hf比值主要为0.281016～0.282834之间。εHf(t)值变化较大，为-22.84～13.17，tDM为581～3085Ma，tDM2为614～3331Ma(图9)。下三叠统老龙头组1件样品共测试Hf同位素点位12个。锆石176Lu/177Hf比值主要为0.000638～0.000985之间，176Hf/177Hf比值主要为0.282843～0.282936之间。εHf(t)值介于7.95～11.28，tDM为439～572Ma，tDM2为516～702Ma(图9)。

图9 大兴安岭中南部林西组和老龙头组砂岩Hf同位素年龄(a,据Yang et al., 2006修改)

5 讨论

5.1 地层形成时代

研究区上二叠统林西组，呈北东向展布，1:20万协力府幅(辽宁省第二区域地质测量队, 1971)将该套地层称之为上三叠统陶海营子组，后又根据植物化石和叶肢介将其时代重新修订为晚二叠世(王五力, 1984; 黄本宏, 1993)。近年来，随着东北地区晚古生代油气地质调查和1:5万区域地质调查的开展，在研究区林西组中发现丰富的动、植物化石，进一步确定其时代为晚二叠世晚期(张永生等, 2012; 郑月娟等, 2013; 张渝金等, 2017, 2018, 2019)。郑月娟等(2014)在研究区北侧陶海营子剖面获得林西组碎屑锆石年龄为253Ma，推测林西组沉积时代晚二叠世晚期。此外，韩杰等(2011)对内蒙古林西地区林西组砂岩进行锆石U-Pb测年分析，确定林西组的沉积时限为256Ma；韩国卿等(2011)对克旗地区林西组的碎屑岩锆石进行同位素测年分析，获得了250Ma的沉积下限年龄；宋卫卫等(2012)对西乌旗地区哲斯组砂岩中的碎屑锆石分析确定了沉积地层的沉积年龄应晚于263Ma；张海华等(2015b，2019a)对巴林左旗和乌兰浩特地区林西组进行碎屑锆石同位素测年研究，得到了266Ma和261Ma最小峰值年龄。本次研究采集了2件林西组砂岩，获得最年轻锆石年龄分别为253Ma和252Ma，最小峰值年龄分别为255±2Ma(n=22，MSWD=1.3)和255±1Ma(n=37，MSWD=0.25)。因此，结合古生物化石组合，本次工作将林西组沉积时代厘定为晚二叠世长兴期。

下三叠统老龙头组是根据岩石组合、古生物化石、同位素年龄等资料新厘定的地层。笔者对研究区该套地层从下、中、上三套火山岩夹层中采集3件锆石U-Pb同位素样品进行测试分析，其年龄值分别为251.5±2.2Ma、249.7±2.5Ma和249.5±1.8Ma，指示时代为早三叠世(张渝金等, 2019)。本次工作采集的2件老龙头组砂岩峰值年龄分别为248±1Ma(n=55，MSWD=0.046)和249±1Ma(n=62，MSWD=0.051)，结合火山岩年龄基本可以限定研究区老龙头组时代为早三叠世奥伦尼克期。

5.2 林西组和老龙头组沉积环境剧变

二叠纪至三叠纪之交，中国北方陆相生态系统及其沉积环境均发生了重大变化(童金南等, 2019)。该时期大兴安岭南段的陆相生态和沉积环境同样也发生了较大的改变(朱儒峰和郑广瑞, 1992; 和政军等, 1997; 张渝金等, 2019)。

对上二叠统林西组沉积环境，不同学者从不同角度对其进行了探讨，部分学者根据植物化石组合、岩石学特征及沉积岩地球化学特征，认为区内林西组属陆相湖盆沉积(黄本宏, 1993; 董清水等, 2020; 郑月娟等, 2020)；部分学者在内蒙林西县及邻区林西组中发现苔藓虫、海绵骨针化石等海相化石，以及晚二叠世台缘礁和丘状礁，认为林西组应为海相沉积环境(翟大兴等, 2015; 田树刚等, 2019)。目前许多学者都认为林西组早期为海相(海陆交互相)沉积，后期转化为陆相沉积。和政军等(1997)通过对林西地区官地剖面沉积相序及二叠系至三叠系灰岩中氧、碳同位素对比分析，认为林西组的中-下部其沉积环境以海相沉积为主，直到晚二叠世中期仍有残余海盆存在；李福来(2009)对内蒙古索伦地区林西组进行了沉积环境方面地球化学分析，认为林西组应为陆相沉积体系，处于开阔的淡水环境，沉积初期可能为海陆交互环境；李晓海等(2014)通过对陶海营子地区鲁D2井和露头剖面沉积环境分析显示林西组底部为海陆交互相沉积环境，上部为陆相淡水湖泊沉积环境；梁天意等(2021)在内蒙古扎赉特旗地区林西组下部发现了海相核形石灰岩，中部出现了陆相双壳类，指示晚二叠世早期存在海相或海陆交互相的沉积环境，随着环境的改变，林西组逐渐向陆地河湖相沉积环境转变。综上所述，笔者认为林西组时期早期应为残余海盆，后期逐渐发育为陆相沉积，总体上应处于开阔水域沉积环境，气候相对温暖湿润，生物种类繁多。然而上二叠统林西组顶部局部已出现红层，靠近界线处见多层的波痕和泥裂，植物化石出现干旱气候环境下生存的盾籽化石等。

下三叠统老龙头组沉积环境目前认识基本一致，均为半干旱-干旱气候条件下的陆相河流-湖泊相沉积。巴林右旗查干布拉格和哈拉山剖面的老龙头组(文中称幸福之路组)沉积相序以河流-湖泊相为特征，中-下部具有红层特征，岩层中普遍发育交错层理、冲刷面、波痕和泥裂等，生物组合均为典型的淡水化石，包括叶肢介、介形虫、淡水瓣鳃和植物等，无咸水动物化石出现(和政军等, 1997)。阿鲁科尔沁旗坤都地区老龙头组为一套河流-湖泊相沉积的红色碎屑岩夹火山岩建造，反映了炎热、干燥的强氧化环境，表现为半干旱-干旱气候特点(张渝金等, 2019)。从综合剖面可看出老龙头组底部为冲积扇-辫状河沉积，砾石呈混杂堆积，表现为高角度叠瓦状，发育板状交错层理和槽状交错层理，见有冲刷面，表明与下伏的林西组之间存在明显的沉积间断。但老龙头组和林西组界线附近上、下地层产状表现出基本一致或呈小角度(<5°)相交，见少量底砾岩(灰黑色粉砂岩)，结合林西组时代为晚二叠世长兴期，老龙头组时代为早三叠世奥伦尼克期，因此，两者应为平行不整合接触关系。与此同时，下三叠统老龙头组与上二叠统林西组有着迥然不同的气候环境，从老龙头组中发育的厚层砾石层，可推测出早三叠世研究区存在大规模的地壳抬升、湖盆萎缩事件。与中国北方早三叠世广泛发育的大规模的干热气候事件基本一致，并伴随发育不同程度的火山喷发作用。

综上所述，上二叠统林西组与下三叠统老龙头组沉积环境发生剧变，从气候相对温暖湿润转变为干热气候环境，两者为平行不整合关系。

5.3 二叠系-三叠系界线地层锆石物源分析

本次工作对研究区二叠系-三叠系界线附近上下层位均进行了LA-ICP-MS U-Pb测试，共获得300颗碎屑锆石年龄值。上二叠统林西组砂岩样品160个碎屑锆石年龄可分为4组：早二叠世-晚二叠世碎屑锆石(252～287Ma，n=71)、早古生代-晚古生代早期碎屑锆石(299～526Ma，n=35)、新元古代碎屑锆石(573～990Ma，n=24)和新太古代-中元古代碎屑锆石(1011～2712Ma，n=30)。下三叠统老龙头组砂岩样品140个碎屑锆石U-Pb年龄，主要集中在中二叠世-早三叠世(245～266Ma，n=126)，少量早二叠世、石炭纪、泥盆纪和奥陶纪碎屑锆石。

5.3.1 早二叠世-早三叠世碎屑锆石(245～287Ma)

该组年龄在林西组和老龙头组都普遍存在，碎屑锆石的206Pb/238U年龄最年轻峰值，林西组分别为255±2Ma和255±1Ma，老龙头组分别为248±1Ma和249±1Ma。248Ma和255Ma年龄峰值主要来自晚二叠世-早三叠世岩浆岩，这与大兴安岭南段普遍发育的岩浆事件相吻合(图10)，包括西拉木伦河缝合带北部的岩浆事件(张晓晖等, 2006; Miaoetal., 2008; 李益龙等, 2012; 张渝金等, 2019)。华北板块北缘也存在同时期的岩浆活动事件(Chenetal., 2019; Shietal., 2019, 2022; 时溢等, 2020)。上述资料显示晚二叠世-早三叠世广泛发育同碰撞岩浆事件，标志着古亚洲洋闭合作用导致西伯利亚南缘与华北板块北缘发生了强烈碰撞造山作用，林西组和老龙头组物源中均存在大量该时期的地质信息，也表明该地区处于强烈剥蚀再沉积阶段。另一峰值为285Ma的锆石在林西组和老龙头组中均广泛分布，该年龄峰值与大兴安岭中南段广泛发育的大石寨组火山岩年龄火山岩(Zhangetal., 2017)和林西县附近花岗岩(雷豪等, 2021)一致，表明研究区早二叠世存在广泛多期次的岩浆活动。

图10 大兴安岭中南部林西组和老龙头组碎屑锆石年龄及主要物源区年龄频谱图

锆石Hf同位素研究显示，林西组砂岩该组年龄值的εHf(t)值变化较大，介于-21.11～4.34之间，显示主要来自兴蒙造山带，部分来自华北克拉通北缘物质(图9a)。二阶段模式年龄(tDM2)介于906～2311Ma，且明显偏离t=tDM2一致线(图9b)，说明碎屑物质主要来自于较老地壳的再循环，指示林西组具有复杂物源、远距离搬运再沉积的特征。老龙头组砂岩在该组年龄值的εHf(t)值主要为正值，且变化小，介于7.95～11.28之间，显示全部来自于兴蒙造山带(图9a)。二阶段模式年龄(tDM2)介于516～702 Ma，靠近t=tDM2一致线(图9b)，说明碎屑物质主要来自于新生地壳的特征，林西周边的岩浆岩Hf同位素特征一致(刘建峰等, 2014)，指示老龙头组具有周缘近距离搬运沉积的特征。

5.3.2 早古生代-晚古生代早期碎屑锆石(299～526Ma)

该组年龄在林西组中广泛出现，并呈现～330Ma、～390Ma、～469Ma、～507Ma等多个峰值，而老龙头组中仅零星出现。300～360Ma这个年龄峰值则普遍认为是锡林浩特-西乌旗-索伦一带晚古生代岩浆弧的年龄一致(鲍庆中等, 2007; 张渝金等, 2015; Duetal., 2021)。如本巴图组中火山岩年龄为304Ma等(潘世语等, 2012)，宝力高庙组中火山岩年龄介于320～305Ma(辛后田等, 2011)；扎赉特旗334～316Ma花岗岩(马永非等, 2018)、366～360Ma花岗岩(Maetal., 2020)，另外华北板块北缘也存在这组年龄值(张拴宏等, 2007)。370～520Ma这组年龄峰值记录了锡林浩特地块基底变质岩(Shietal., 2003)与内蒙古中部温都尔庙-苏尼特左旗一带的岩浆岩的年龄信息(刘敦一等, 2003; 张炯飞等, 2004)。另外，嫩江-扎兰屯-大石寨一带的奥陶纪至泥盆纪岩浆岩(Liuetal., 2017)和华北板块北缘也存在这组年龄值(陈井胜等, 2017)。锆石Hf同位素研究显示，林西组砂岩该组年龄值的εHf(t)介于-11.94～13.17之间，显示主要来自兴蒙造山带，部分来自华北克拉通北缘物质(图9a)。二阶段模式年龄(tDM2)介于613～2006Ma，且明显偏离t=tDM2一致线(图9b)，与早二叠世碎屑锆石Hf同位素基本一致，指示林西组具有复杂物源、远距离搬运再沉积的特征，且大部分来自于兴蒙造山带，少量可能来自于华北克拉通北缘。综上所述，林西组物源包含更为丰富的年龄信息，而老龙头组物源中极少出现该时期的地质记录，推测林西组时期古亚洲洋处于碰撞闭合阶段，沉积物中携带了大量远距离搬运沉积下来的古生代地质体信息，老龙头组时期处于强烈持续的汇聚造山作用，沉积物中主要为近源中二叠世-早三叠世形成的地质体信息。

5.3.3 新元古代碎屑锆石(800～990Ma)

该组年龄仅在林西组中出现，而老龙头组中基本不存在。年龄峰值主要集中在约800～990Ma，这组新元古代年龄在华北地区鲜有报道，而在东北地区广泛存在，普遍发现该组的碎屑锆石或继承锆石(周建波等, 2011)，其中锡林浩特岩群存在880～950Ma的锆石(Shietal., 2003)，西乌旗本巴图组存在720～1000Ma的碎屑锆石(郭晓丹等, 2011)、哲斯组中存在660～980Ma(宋卫卫等, 2012)，克什克腾旗基性火山岩中存在760～950Ma的继承性锆石(王炎阳等, 2014)，阿鲁科尔沁旗陶海营子地区也发现大量的850～980Ma的锆石年龄，并推测该地区附近可能存在尚未发现的800～900Ma的地块(郑月娟等, 2014)。此外，西伯利亚板块南部存在700～850Ma的岩浆岩年龄(Stern, 2008)，额尔古纳变质杂岩具有相似的年龄(Zhouetal., 2011)，佳木斯地体麻山群变质沉积岩也存在该时期的锆石年龄(Wildeetal., 2000)。

该组年龄值在下三叠统老龙头组中基本不存在，林西组中广泛发育800～990Ma。与此同时，林西组Hf同位素研究显示，该组年龄值的εHf(t)介于-22.84～7.34之间(图9a)，二阶段模式年龄(tDM2)介于1328～2884Ma，且明显偏离t=tDM2一致线(图9b)，说明碎屑物质主要来自于较老地壳的再循环，说明东北地区该时期发生强烈剥蚀作用，部分地区砂岩中普遍存在该年龄值，而周围未见该时期地质体(郑月娟等, 2014; 张渝金等, 2018)。

5.3.4 新太古代-中元古代碎屑锆石(1011～2712Ma)

该组年龄主要在林西组中出现，而老龙头组中仅零星出现。阿鲁科尔沁旗林西组普遍存在大于1000Ma的古老年龄峰值，主要有～1200Ma、～1400Ma、～1800Ma和～2500Ma等4个峰值年龄。1200Ma和1400Ma这2个古老年龄峰值常见于锡林浩特岩群(葛梦春等, 2011)；此外，华北板块北缘长城系和蓟县系也存在1300～1500Ma的锆石年龄(高林志等, 2008; 翟明国等, 2014)。1800Ma和2500Ma一直被认为是华北克拉通基底的典型年龄信息(Rojas-Agramonteetal., 2011; 翟明国等, 2014)。然而，近些年随着研究的深入，在东北地区不同的微陆块中相继发现了出露于地表的古元古代和新太古代地质体(许文良等, 2019)。额尔古纳地块北段存在1837Ma和1741Ma的花岗质片麻岩(孙立新等, 2013)；兴安地块东侧龙江地区识别出1808Ma的二长花岗岩(张超等, 2018)、2579Ma的花岗岩(钱程等, 2018)和2699Ma的花岗岩(Wuetal., 2018)；松嫩地块东缘的张广才岭南段也发现了18亿年的地质体(Luanetal., 2019)。这些最新资料也暗示了兴蒙造山带中微陆块可能存在古元古代甚至更为古老的基底物质。因此，普遍存在于大兴安岭南部地区林西组地层中的1800Ma和2500Ma这两个古老年龄峰值(郑月娟等, 2014; 张渝金等, 2018; 张海华等, 2019b)，可能并非单纯来自于华北板块的物质，应有兴蒙造山带的物源成分。

综上所述，结合重矿物分析、碎屑锆石物源以及Hf同位素示踪研究，确定上二叠统林西组物源携带了大量兴蒙造山带的地质信息，仅有少量物质可能来自于华北板块，具有物源复杂、远距离搬运及再沉积等特征。老龙头组物源主要来自于兴蒙造山带的信息，具有周缘近距离搬运沉积的特征。

5.4 古亚洲洋东段闭合时限

研究区处于西拉木伦河北岸，广泛发育晚古生代-早中生代早期的地质体，是研究古亚洲洋闭合的重要窗口之一，从二十世纪八十年代以来，地质学家们试图通过古生物地理区系、岩浆活动、碎屑物物源示踪等多方面研究古亚洲洋闭合时限和西伯利亚板块与华北板块的两大板块缝合带位置，并取得了重要进展(苏养正, 1981; 王鸿祯, 1982; 唐克东, 1989; 邵济安, 1991; 黄本宏, 1993; 李锦轶等, 2007; Miaoetal., 2008; 刘永江等, 2010, 2019; Wuetal., 2011; Xuetal., 2015)。

目前，关于古亚洲洋东段沿西拉木伦河缝合带闭合已逐渐明朗，但其闭合时限还存在一定的争议。近年来，多位学者利用二叠纪和三叠纪沉积岩碎屑锆石物源示踪手段，探讨沉积物物源区的构造属性(韩国卿等, 2011; 刘兵等, 2014; 郑月娟等, 2014;赵英利等, 2016; 张渝金等, 2018; 董清水等, 2020; 张生旭等, 2022)，从而揭示古亚洲洋闭合的时限。韩国卿等(2011)通过克旗地区和林西地区林西组碎屑锆石年龄研究，认为晚二叠世华北板块北缘与其北侧地块已经发生碰撞作用，古亚洲洋东段闭合时代为早三叠世。郑月娟等(2014)研究陶海营子地区林西组碎屑锆石认为西伯利亚和华北两大板块在晚二叠世已经闭合，古亚洲洋消失；刘兵等(2014)研究龙江地区林西组和老龙头组碎屑锆石年龄，指出古亚洲洋东段闭合时限为晚二叠世-早三叠世。赵英利等(2016)利用大兴安岭中南段中、晚二叠世-早三叠世砂岩物源分析对比，认为“南蒙古地块”与华北板块的碰撞拼合具有自西向东“剪刀”式模式，其古亚洲洋东段闭合时间为晚二叠世-早三叠世。董清水等(2020)研究阿鲁科尔沁旗罕庙地区林西组砂岩碎屑锆石年龄，认为古亚洲洋最终闭合时限为中二叠世末期。张生旭等(2022)通过巴林右旗林西组砂岩分析，认为古亚洲洋可能在晚二叠世最终闭合。本次工作对大兴安岭中南部上二叠统林西组和下三叠统老龙头组砂岩中2878颗碎屑锆石进了统计分析(图10)，对比兴蒙造山带东段岩浆锆石年龄(Wuetal., 2011; Liuetal., 2017)和华北克拉通基底年龄(Rojas-Agramonteetal., 2011)，表明林西组与老龙头组砂岩物源存在明显差异，林西组物源具有多样性和复杂性，除了来自于兴蒙造山带的信息，还有少量可能来自于华北板块的信息，而老龙头组物源则绝大多数来自于兴蒙造山带的信息。前文重矿物和Hf同位素研究也表明相同的结论，此外，对内蒙东部林西组古水流方向的研究，也证实在晚二叠世沉积物具有多物源供给的特点(Qinetal., 2001; 郑月娟等, 2014)，这与下三叠统老龙头组是明显不同的。综上所述，通过对沉积岩的碎屑锆石分析，表明大兴安岭南部在二叠纪-三叠纪之间普遍存在一次重要构造地质事件，即华北板块与西伯利亚板块碰撞事件。

碎屑锆石的年龄谱可以较好的指示沉积时期的构造背景，即汇聚、碰撞和伸展环境(Cawoodetal., 2012)，目前已被国内学者引用到判别盆地构造类型，并取得一定进展(蔡芃睿等, 2019; 王师捷等, 2020)。其判别原则是当碎屑岩中的锆石大部分都大于地层的沉积年龄时，其地层则可能形成于伸展型盆地；当碎屑岩中含有大量与地层形成时代相近的锆石时，其地层则可能形成于板块汇聚或碰撞环境下的弧前或前陆盆地。本次工作通过对大兴安岭中南部上二叠统林西组和下三叠统老龙头组砂岩碎屑锆石年龄统计分析(图11)，研究区林西组和区域上林西组具有相似的曲线类型，研究区老龙头组也具有与区域上相似特征。在以林西组最年轻年龄值252Ma、老龙头组最年轻年龄值245Ma来计算，从图11可见前30%年轻的碎屑年龄与地层沉积年龄之差都小于100Myr，表明林西组和老龙头组碎屑锆石记录整体上均具有汇聚背景盆地的特点。林西组60%位于汇聚背景，40%落在碰撞和汇聚重叠区域，而汇聚型盆地主要包括弧前盆地、弧间盆地和弧后盆地，林西组具有明显的弧前至弧间盆地的特点(图11)。老龙头组则90%落在汇聚背景下，反映了林西组沉积时期华北板块与西伯利亚板块发生汇聚碰撞作用，老龙头组沉积时期强烈持续的汇聚造山作用。

图11 大兴安岭中南部林西组和老龙头组碎屑锆石年龄构造分类图解(据Cawood et al., 2012修改)

区域资料表明，西伯利亚南缘的内蒙古锡林浩特、苏尼特左旗、西乌旗及林西双井子一带发育晚二叠世-早中三叠世具有碰撞型特征的花岗岩(李锦轶等, 2007; 叶栩松等, 2011; 张晓飞等, 2019)。锡林浩特、林西、大阪及林东等地区发育早-中三叠世的酸性火山岩(张晓晖等, 2006)、基性火山岩(张连昌等, 2008)和埃达克岩(刘建峰等, 2013)，认为是古亚洲洋在晚二叠世沿西拉木伦河缝合带闭合后处于后造山伸展阶段，说明从晚二叠世晚期一直到早中三叠世期间存在持续的挤压地壳加厚作用。杜继宇等(2019)在巴林右旗发现晚三叠世花岗岩，认为起源于加厚陆壳部分熔融，与洋盆闭合后的后碰撞构造活动有关，中三叠世进入陆陆碰撞阶段。与此同时，华北板块北缘法库、赤峰地区出露中晚二叠世同碰撞花岗岩，而早中三叠世出露后碰撞花岗岩(Chenetal., 2019; Shietal., 2019, 2022; 时溢等, 2020)。上述岩浆事件研究表明古亚洲洋东段在晚二叠世进入同碰撞阶段，早中三叠世开始进入后造山阶段，应与古亚洲洋的俯冲碰撞作用密切相关。

古生物方面，黄本宏(1993)指出西拉木伦河深断裂不仅是植物地理区界，还是重要的板块对接消减带。早、中二叠世，西拉木伦河断裂北侧发育安加拉植物群和冷水型动物群，断裂南侧广泛分布华夏植物群，植物群混生不明显，表明中二叠世古亚洲洋东段尚未闭合(孙跃武等, 2016)。晚二叠世晚期沿西拉木伦河断裂已经开始出现了南北生物群的混生(黄本宏, 1993；张永生等, 2012; 郑月娟等, 2013)，表明晚二叠世古亚洲洋东段已经开始处于俯冲闭合阶段，西伯利亚板块与华北板块已经发生了碰撞作用。

综上所述，无论从沉积环境分析、沉积岩物源示踪、岩浆活动还是古生物地理区系，都表明研究区在二叠纪-三叠纪之交都发生了强烈的大规模区域构造运动。结合前文所述研究区老龙头组与下伏地层林西组呈平行不整合接触关系，老龙头组底部出现同造山磨拉石特征的陆相沉积(和政军等, 1997; 张渝金等, 2019)，表明古亚洲洋东段沿着西拉木伦河缝合带在晚二叠世发生汇聚碰撞作用(图12a)，上二叠统林西组沉积时期早期应为残余海盆，后期逐渐发育为陆相沉积，总体上应处于开阔的水域的沉积环境，气候相对温暖湿润，生物种类繁多，晚二叠世岩浆活动相对较弱。而下三叠统老龙头组沉积时期古环境发生剧变，从气候相对温暖湿润转变为干热气候，大面积的地壳抬升、湖盆萎缩，并广泛存在早三叠世岩浆事件，古亚洲洋闭合作用至少持续至早三叠世，老龙头组沉积期发生强烈汇聚造山作用(图12b)。