大興安嶺北段奧陶系砂巖碎屑鋯石U-Pb年代學及其地質意義*

馮志強 劉永江 李偉民 趙英利 蔣立偉

1. 太原理工大學地球科學與工程系，太原 030024 2. 自然資源部東北亞礦產資源評價重點實驗室，長春 130026 3. 中國海洋大學海底科學與探測技術教育部重點實驗室，海洋高等研究院，海洋地球科學學院，青島 266100 4. 青島海洋科學與技術國家實驗室海洋礦產資源評價與探測技術功能實驗室，青島 266237 5. 吉林大學地球科學學院，長春 130061

東北地區處于中亞造山帶的東段，地處西伯利亞、華北和西太平洋三大板塊交匯部位(圖1a)，由不同時代、不同性質的微地塊及縫合帶拼貼而成，因涉及古亞洲洋構造域微地塊的拼貼聚合、中生代構造域的疊加改造以及兩大構造域的時空轉換等重大地質科學問題，一直備受國內外地質學家關注而成為熱點地區(黃汲清和姜春發，1962；李春昱，1980；Tang.，1990)。近年來，前人在該造山帶的物質組成、蛇綠巖分類、古地磁特征、洋-陸俯沖、弧/陸-陸碰撞及相關構造-巖漿-沉積等領域取得了一系列的進展，并初步建立了東北大地構造單元框架，自東向西大致劃分為佳木斯、松嫩-錫林浩特、興安和額爾古納地塊(圖1a, b；王成文等，2009；徐備等，2014；Liuetal.，2017；Xiaoetal.，2018；許文良等，2019)。

圖1 東北地區大地構造圖(a)及大興安嶺北段古生代地層分布簡圖(b)(據Liu et al., 2017)引用數據來源于Han et al.，2011；Wu et al.，2015Fig.1 Tectonic subdivision of NE China (a) and distribution of Early Paleozoic strata of the northern Great Xing’an Range (b) (after Liu et al., 2017)Reference data after Han et al.，2011；Wu et al.，2015

傳統觀點認為，東北地區微地塊群存在較大面積的前寒武紀結晶基底(李春昱，1980；任紀舜等, 1999)，然而近年通過先進的測年手段發現，該區原定為前寒武紀的基底地質體多數形成于顯生宙，如佳木斯地塊上新太古代的麻山群和黑龍江群，前者實際上大部分形成于古生代或中生代(Wildeetal.，2000；Wuetal.，2007)，只有少部分為新元古代(Yangetal.，2017)，而黑龍江群變質巖的原巖時代則被限定為古生代或中生代(Lietal.，2011)；松嫩-錫林浩特地塊上黃松群和張廣才嶺群早期被認為是新元古代，但實際為古生代-中生代時期的構造混雜巖或與弧相關的巖石組合(郝文麗等，2015；于介江等，2015)。再者，位于興安和額爾古納地塊上的扎蘭屯群、風水溝河群、新開嶺群和落馬湖群，年代學資料顯示絕大部分形成于晚古生代-早中生代，而非前寒武紀(苗來成等，2007；Sunetal.，2014；Fengetal.，2018a)。

那么，東北地區微地塊群的基底構造屬性是具有大面積前寒武紀結晶基底？還是造山帶？這一重要科學問題再次引起熱議(李錦軼等，2019a，b；劉永江等，2019；許文良等，2019)，其中尤以興安地塊為代表。一種觀點認為興安地塊具有前寒武紀古老結晶基底，構造屬性屬于微地塊或復合地塊的一部分(李雙林和歐陽自遠，1998；周建波等，2009)；另一種觀點則認為其為大興安嶺造山帶的重要組成單元(Li，2006；李錦軼等，2019b)，具有明顯增生地體(Wuetal.，2011；Miaoetal.，2015)、褶皺帶(唐克東等，2011)或島弧地體特征(Sunetal.，2014)，我們以下稱之為興安增生地體(劉永江等，2019)。目前，關于興安增生地體基底屬性的探討主要來自侵入巖、基底雜巖等方面的證據，然而地層學、沉積學方面的依據較少。因此，本文選擇大興安嶺北段地區奧陶系多寶山組為研究對象，擬通過巖石學、碎屑鋯石年代學、地球化學等研究手段，分析其形成環境及物質來源，結合相關巖漿-構造證據，探討興安增生地體早古生代地層源區特征，從而為興安增生地體的早期構造演化提供證據。

1 區域地質背景及樣品

1.1 區域地質背景

興安增生地體是中亞造山帶東段的重要構造單元之一，主體坐落于大興安嶺山脈。大地構造位置上，北與中生代蒙古-鄂霍茨克構造帶(Tangetal.，2015)相依，向東以二連浩特-賀根山-黑河縫合帶為界與松嫩-錫林浩特地塊相接(Maetal.，2019)，向西以新林-喜桂圖縫合帶為界與額爾古納地塊相鄰(Fengetal.，2018b)，即西部邊界大致沿頭道橋-阿里河-新林-呼瑪一線展布。興安增生地體出露的地質單元(圖1b)包括基底變質雜巖、古-中生界花崗質巖石及沉積巖系。其中，基底變質雜巖主要包括分布于扎蘭屯地區的扎蘭屯群、呼瑪-寬河-五大連池一線的落馬湖群、沿風水溝河流域展布的風水溝河群、嫩江附近的新開嶺群和新林大烏蘇河流域的倭勒根群，這些巖群總體由遭受低級巖相變質改造的陸源碎屑巖-火山碎屑巖構成。新的定年結果表明，扎蘭屯群原巖形成于寒武紀晚期至早志留世(506±3Ma：苗來成等，2007；439～480Ma：楊現力，2007；周建波等，2014)，落馬湖群形成時代不早于晚志留世(420±4Ma：Sunetal.，2014)，風水溝河群和新開嶺群形成時代被置于晚古生代-中生代(～255Ma、183～185Ma：苗來成等，2003；Xuetal.，2012；Sunetal.，2014)，倭勒根群形成時代不晚于中奧陶世(孫巍等，2014)。

該區古生界地層分布廣泛，奧陶系地層具有島弧、弧后盆地火山-沉積建造特征，包括銅山組、多寶山組、裸河組和愛輝組，志留系地層普遍相對缺失(蘇養正，1996)。近期有學者在全勝林場附近限定佳疙瘩組和臥都河組的形成時代分別為晚奧陶世-早泥盆世(374～457Ma)和晚志留世(429±4Ma；Cuietal.，2015)。泥盆系地層發育，下部泥鰍河組以發育淺海相的碎屑巖-碳酸鹽巖建造為主，局部含基性-中性火山巖，其中變質砂巖碎屑鋯石最小年齡為432±6Ma(Hanetal.，2011)；上部大民山組為一套海相火山-沉積建造，主要包括玄武巖、安山巖、英安巖及安山質凝灰巖，夾少量碳酸巖，含菊石群化石(盛懷斌，1999)，其中免渡河玄武巖鋯石U-Pb年齡為373±5Ma(趙芝等，2010)。劉娜(2012)對大民山組巖石組合和地球化學進行了詳細研究，提出大民山組應給予解體，將其重新劃分為狹義大民山組和蛇綠混雜巖，前者形成于島弧環境，而后者可能形成于弧后擴張洋盆。下石炭統地層基本延續了晚泥盆世的沉積特征，由海相碎屑巖和中-酸性火山巖組成。早石炭世末期沉積環境發生改變，由海相轉變為陸相沉積，如下石炭統海相紅水泉組(～366Ma；楊明春等，2011)和上石炭統陸相寶力高廟組。趙英利等(2018)限定興安增生地體上蘑菇氣地區上石炭統寶力高廟組砂巖的沉積下限為早二疊世。興安增生地體內巖漿巖類以花崗巖出露為主，其次包括少量基性巖，主要形成于古生代和中生代，至今未見前寒武紀巖漿出露。早古生代巖漿發育較少，自北向南主要分布于多寶山(480±5Ma)、伊克特(435±1Ma)、大石寨(439±3Ma)、錫林浩特(421～458Ma)和蘇尼特左旗(423～490Ma)(徐備等，2014)；晚古生代則呈面狀分布，包括輝長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖等，形成時代主要集中于299～320Ma(Fengetal.，2015；Zhangetal.，2018)；中生代侵入巖則以花崗巖為主(Wuetal.，2011；Wangetal.，2016)。

1.2 樣品采集與巖相學特征

本文研究的變質砂巖分別位于興安增生地體北部大揚氣鎮南、花朵山南部及伊爾施西北部，前人曾將其劃為奧陶系多寶山組，具體采樣位置如圖2和圖3。

圖2 研究區地質圖Fig.2 Simplified geological map of the study area

圖3 伊爾施(a)和花朵山地區(b)奧陶系多寶山組綜合地層柱狀圖Fig.3 Ordovician Duobaoshan Formation stratigraphic columns from the Yiershi (a) and Huaduoshan (b) areas

大揚氣南部地區多寶山組巖性包括糜棱巖化流紋巖、變安山巖和糜棱巖化安山質晶屑凝灰巖等，局部發育泥質粉砂巖、泥質板巖、砂礫巖和硅質巖等，被后期中生代花崗巖所侵入，前人曾將該地層歸屬于奧陶-志留系(圖2a)。樣品D9088為片理化凝灰巖(50°50′10.8″N、124°20′4.8″E；圖2a)，凝灰結構，片狀構造，主要由凝灰物和次要礦物晶屑組成，絹云母和綠泥石少量。凝灰物為火山灰，鏡下顆粒極為細小且不易分辨；晶屑成分為斜長石，具絹云母化，局部基質部分重結晶形成微晶狀長英質，后期被綠簾石-沸石脈貫入(圖4a, b)。

圖4 大興安嶺北段多寶山組測試樣品野外及顯微照片Q-石英；Pl-斜長石；Lv-火山巖巖屑；Ep-綠簾石Fig.4 Field photographs and photomicrographs of studied samples from the Duobaoshan Formation in the northern Great Xing’an Range

花朵山南部地區多寶山組為火山爆發相與沉積相疊置形成的火山巖與沉積巖的組合，自下至上可劃分為三個巖段(圖3a)。底部主要為凝灰巖夾大理巖、砂巖；中段為流紋質凝灰巖夾板巖、砂巖；上段為安山質凝灰巖，總厚約2178m(曲關生，1997)。樣品296NJ-1(50°20′7.0″N、125°42′22.0″E；圖2b)采自下段變質砂巖，中-細粒碎屑結構，顆粒分選中等、磨圓較差，次圓-次棱角狀，顆粒支撐，主要礦物包括石英(～25%)，長石(～15%)，巖屑為火山質巖屑(～50%)(圖4c, d)。

伊爾施西部多寶山組整體變形強烈，與周圍志留系地層呈平行不整合接觸(圖2c)，自下而上大致分為三個巖段(圖3b)，底部由灰綠色變質粉砂巖、粉砂質板巖、凝灰質板巖夾灰巖透鏡體組成，向上變為板巖和砂巖，總厚大于1300m(李文國，1996)。樣品HDG06采自多寶山組下部灰綠色變質粉砂巖(47°19′36.1″N、119°32′21.8″E；圖2c)，主要由長英質礦物(～45%)、綠泥石(～25%)、火山巖巖屑(～20%)和較少的斜長石組成，含少量黑云母及綠簾石等副礦物(圖4e, f)。

2 測試方法

2.1 鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年

本文測年鋯石的分選在河北廊坊地質調查院完成；鋯石U-Pb同位素定年在西北大學地質學系大陸動力學國家重點實驗室(樣品HDG06和296NJ-1)和中國地質調查局天津地質調查中心(樣品D9088)分別進行。將人工重砂分選的鋯石顆粒用環氧樹脂固定并拋光，使鋯石顆粒露出核部。在測定之前，用體積分數為3%的HNO3清洗樣品表面，以除去表面污垢，然后進行透射光和反射光照相，并在英國Gatan公司生產的Mono CL3+陰極發光裝置系統上進行陰極發光(CL)照相(圖5)。采用美國國家標準技術研究院研制的人工合成硅酸鹽玻璃標準參考物質NIST SRM610進行儀器最佳化，利用哈佛大學國際標準鋯石91500作為外部校正(柳小明等，2007)。樣品的同位素比值計算采用GLITTER(ver4.0 Macquarie University)程序。年齡計算采用Isoplot程序(Ver3.23)。實驗數據運用Andersen的方法進行同位素比值校正(袁洪林等，2003)，以消除普通204Pb的影響，詳見表1。

表1 大興安嶺北段多寶山組變質砂巖碎屑鋯石LA-ICP-MS U-Pb年齡

續表1Continued Table 1測點號Pb*ThU(×10-6)Th/U同位素比值同位素年齡(Ma)207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ-33883840.990.057420.002080.616880.019460.077910.0010450846488124846-349633511570.290.056650.001210.601870.008150.077040.000864781447854785-35522065150.400.058770.001340.712590.011100.087920.001005591654675436-36332483130.790.057100.001450.660870.012630.083930.000984952351585206-3719921130.820.066210.002061.224090.031740.134060.00172813338121481110-38591606660.240.057800.001340.651590.010490.081740.000935221750965076-39749391.270.070870.003061.169830.045790.119690.00181954557872172910-40131031320.790.056910.002030.620930.019310.079120.0010348846490124916-4110571050.540.060270.002300.712250.023990.085700.0011761349546145307-42742760.560.027480.003110.316850.035420.083620.00120397127279275187-43462924820.610.057580.001920.639470.019890.080550.0009751475502124996-44292082810.740.057620.001580.669910.014370.084300.001005152752195226-45201352300.590.055130.001620.564620.013440.074260.000904173245594625-46940960.420.069630.002550.770280.024600.080210.0011091743580144977-471330900.330.065930.002161.182150.032780.130020.00170804367921578810-48302322530.920.068670.001840.824270.017000.087040.001048892461095386-491005789150.630.058180.001310.727070.010990.090610.001015371655565596-50924890.270.059680.002400.706040.025400.085780.0012059254542155317-5159373410.110.069680.001531.549400.022090.161220.0018091914950996410-5237463940.120.059180.001490.733550.013700.089880.001045742255985556-5311731000.730.061670.002330.714650.023680.084020.0011566347548145207-54581886620.280.056980.001340.631420.010410.080350.000904911849764985-5520911940.470.058770.002030.672500.019910.082970.0010755942522125146-56361913380.570.059320.001520.687520.013200.084040.000975792353185206-57432434730.510.057830.001410.616910.010870.077350.000885232048874805-5815831670.500.056730.001890.591860.016810.075650.0009548141472114706-59662364920.480.058800.001400.674270.011370.083140.000945601952375156-60191271850.690.056540.001810.643340.017330.082500.0010247438504115116-61552975850.510.057670.001360.633330.010350.079620.000895171849864945-62563655770.630.058120.001370.640920.010500.079960.000895341850364965-63271091560.700.069200.001841.330490.027210.139400.0016690523859128419-6424972580.380.059950.001770.674040.016060.081520.0009860231523105056-65733800.410.057080.002760.628900.028100.079880.0011849572495184957-66141051350.780.057890.001960.624150.018010.078170.0009952641492114856D9088-1804749830.480.057070.000750.609560.008900.077470.000784942948374815-2211082610.410.057050.002490.611460.028140.077730.0008449396484224835-325553260.170.057020.001410.610660.015550.077670.0008049255484124825-4742899600.300.057070.000730.610530.008650.077590.000774942848474825-513048316920.290.057060.000680.611120.008280.077680.000784942648474825-6562116200.340.061170.000800.756600.010880.089710.000906452857285546-7401785140.350.057220.000900.613340.010440.077740.000775003548684835-868975650.170.064540.000841.102440.016070.123890.0012575928755117538-91262405360.450.087180.001062.672730.037490.222350.00228136424132119129413-10461685940.280.057400.000870.614550.010100.077650.000775073348684825

續表1Continued Table 1測點號Pb*ThU(×10-6)Th/U同位素比值同位素年齡(Ma)207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ207Pb206Pb±1σ207Pb235U±1σ206Pb238U±1σ-11932477480.330.064530.000801.097870.015470.123390.0012475926752117508-1210910111390.090.063650.000770.886090.012410.100970.001067302664496206-13682908830.330.056890.000740.609030.008750.077640.000774872948374825-141487912770.060.064600.000791.102190.015040.123740.0012276126754107527-15751096330.170.064620.001191.103380.021530.123850.0012376239755157537-16641654800.340.072130.000981.315980.019610.132320.0013099028853138018-1714423812070.200.064860.000801.104130.015290.123460.0012277026755107507-181863445350.640.116420.001415.054570.068330.314870.00310190222182925176517-1951966210.160.069550.000980.807820.012220.084240.000839152960195215-2012611550.390.057040.002670.610790.029090.077660.00079493103484234825-21563423950.870.064680.001081.108840.019810.124340.0012376435758147567-2212721510.480.057050.003880.609380.042620.077470.00088494150483344815-231389116270.060.060510.000730.754360.010230.090420.000896222657185586-24633427780.440.057090.000770.613140.009140.077900.000784953048674845-25502815190.540.065620.000910.815330.012240.090120.000897942960595566-26271423310.430.056800.001830.607630.020060.077590.0007948471482164825

2.2 全巖地球化學分析

在經過無污染碎樣的前提下，選擇新鮮樣品于中國科學院地質與地球物理研究所完成微量(包括稀土元素)分析，先用Teflon熔樣罐進行熔樣，然后采用Finnigan MAT公司生產的雙聚焦高分辨等離子體質譜儀ICP-MS進行測定，準確度和精度>10%，分析結果詳見表2。

2.3 鋯石Hf同位素

鋯石Lu-Hf同位素測試在中國科學院地質與地球物理研究所多接收-電感耦合等離子體質譜實驗室完成，實驗儀器為配有193nm激光取樣系統的Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀(LA-MC-ICP MS)，分析點位置與U-Pb定年位置基本保持一致，剝蝕時間30s，激光剝蝕束斑直徑50μm。儀器運行條件、詳細分析流程、數據校正方法、鋯石εHf(t)和模式年齡計算參考值詳見文獻(Yangetal.，2006)，分析結果詳見表3。

3 測試結果

3.1 鋯石U-Pb年齡

本文對上述3個代表性樣品中的146顆鋯石做了詳細的U-Pb年代學工作。鋯石主要呈自形或半自形，粒度為40～130μm，長寬比介于1:1～2:1(圖5a-c)。鋯石內部結構清晰，均發育典型巖漿震蕩環帶，且具有較高的Th/U比值(0.06～3.16；表1)。盡管D9088樣品中3顆鋯石Th/U較低(0.06～0.09)，但結合其鋯石稀土元素中明顯的Eu負異常(0.01～3.23)及Ce正異常(0.22～235)，表明它們均為典型的巖漿成因鋯石(表1、圖5d)。

圖5 大興安嶺北段變質砂巖代表性碎屑鋯石CL圖像及LA-ICP-MS U-Pb年齡(a-c)和球粒隕石標準化鋯石稀土元素配分圖(d, 標準化值據Wilde et al., 2000)實線圓表示年齡測點位置，虛線圓表示Hf同位素測點位置；圖a-c中年齡單位為MaFig.5 CL images and age probability diagrams (a-c) and chondrite-normalized REE diagram of the zircons from meta-sandstones in the northern Great Xing’an Range (d, normalizing values after Wilde et al., 2000)The solid and dashed circles indicate the spots of LA-ICP-MS U-Pb dating and Hf analyses, respectively. Age unit in Fig.5a-c is Ma

樣品D9088測試結果均分布在諧和線附近(圖6a, b)，26個測點的年齡值介于481±5Ma～1765±17Ma之間，形成了482±3Ma(MSWD=0.02，n=12)和752±6Ma(MSWD=0.069，n=6)兩組206Pb/238U 加權平均年齡；另外6顆鋯石的年齡分別為521Ma、554Ma、620Ma、801Ma、1294Ma和1765Ma。

樣品296NJ-1的66顆鋯石的年齡值介于462±5Ma～2506±9Ma(圖6c, d)。其中<1.0Ga的鋯石206Pb/238U年齡分為2組：第一組在462±5Ma～559±6Ma之間(n=49)，主要峰值為516Ma，次要峰值為497Ma，其中10顆鋯石206Pb/238U加權年齡為475±6Ma(MSWD=2.3，n=10)；第二組在792±10Ma～980±10Ma之間(n=12)，主要峰值為788Ma，次要峰值為840Ma和969Ma。其中>1.0Ga的鋯石207Pb/206Pb諧和年齡為1643±12Ma～2506±9Ma(n=5)，表明物源區存在大量古元古代-中元古代的古老物質。

圖6 大興安嶺北段變質砂巖碎屑鋯石U-Pb諧和曲線圖及碎屑鋯石年齡頻譜圖(g、h)數據引自Han et al.，2011；Liu et al.，2017Fig.6 U-Pb concordia diagrams and age histograms of detrital zircons from metasandstones in the northern Great Xing’an RangeData in Fig.6g, h after Han et al.，2011；Liu et al.，2017

樣品HDG06的55顆鋯石的年齡值介于473±11Ma～1654±29Ma，具體分為：(1)7顆鋯石年齡分布在473±11Ma～487±10Ma之間，其中206Pb/238U加權平均年齡為483±8Ma(MSWD=0.23，n=7)；(2)28顆鋯石年齡分布在488±10Ma～562±14Ma之間，峰值年齡為492Ma；(3)19顆鋯石年齡在584±14Ma～971±19Ma之間，主要峰值年齡為830Ma，次要峰值年齡為966Ma。另外>1.0Ga的2顆鋯石，其207Pb/206Pb諧和年齡分別為1373±70Ma和1654±29Ma(圖6e, f)。

3.2 全巖地球化學分析

沉積碎屑巖中的微量元素因受后期改造作用影響較小，因而成為研究沉積物源區的重要媒介(Hanetal.，2011)。由圖7可見，研究區多寶山組變質砂巖稀土總量較高，∑REE=70.11×10-6～149.1×10-6，平均為76.22×10-6，球粒隕石標準化配分曲線總體呈現出右傾的特點(圖7a)，LREE富集，HREE虧損，輕重稀土分餾明顯，具有不明顯的負Eu異常，δEu=0.75～0.87，平均為0.78，與大陸島弧平均值(δEu=0.78；Wuetal.，2015)基本一致；δCe=0.91～0.98，平均為0.97，表現為弱的Ce異常。從表4的不同構造環境砂巖的稀土元素特征值對比和圖7a可以看出，研究區的多寶山組變質砂巖構造背景與大陸島弧較為接近，部分類似活動大陸邊緣。前人研究指出銅山組砂巖地球化學更接近活動大陸邊緣，裸河組則介于活動大陸邊緣和大陸島弧之間，類似于弧后沉積構造背景(圖7b；陳安霞等，2016；蔣立偉等，2018)?？傮w來看，興安增生地體的奧陶系構造沉積環境，可能形成于活動大陸邊緣相關的弧-盆體系。

圖7 興安增生地體下-中奧陶統地層變質砂巖地球化學特征(標準化值據Boynton, 1984)已發表多寶山組、銅山組和裸河組數據據蔣立偉等，2018；大洋島弧、大陸島弧、活動大陸邊緣和被動大陸邊緣數據據Han et al., 2011Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns of the Lower-Middle Ordovician meta-sandstones in the Xing’an accretionary Terrane (normalizing values after Boynton, 1984)Published data of the Duobaoshan, Tongshan and Luohe formations from Jiang et al., 2018; Another data from Han et al., 2011

表4 研究區變質砂巖樣品與不同構造背景砂巖稀土元素特征對比

3.3 鋯石Hf同位素

在對片理化凝灰巖(樣品D9088)中鋯石進行LA-ICP-MS U-Pb定年的基礎上，對所對應鋯石進行了微區原位Hf同位素分析。分析結果表明，其176Hf/177Hf值為0.281985～0.28259，εHf(t)值為-17.6～+8.6，Hf同位素一階段模式年齡tDM1和二階段模式年齡tDM2分別為749～1790Ma和906～2561Ma (圖8)。

圖8 額爾古納與興安增生地體侵入巖(a)和多寶山組砂巖碎屑鋯石年齡(b)與Hf同位素關系(底圖據Feng et al., 2019)額爾古納與興安增生地體侵入巖數據據劉永江，2019Fig.8 Correlations between Hf isotopic compositions and ages of zircons from the Erguna Massif and Xing’an accretionary Terrane intrusions (a) and Duobaoshan Formation (b) (base map after Feng et al., 2019)Related data of intrusive rock of Erguna-Xing’an after Liu et al., 2019

4 討論與意義

4.1 多寶山組的沉積時限

多寶山組是王穎和彭云彪1958年于嫩江縣多寶山創建(任紀舜等，1999)。1966年唐克東和蘇養正確定其為灰綠色安山玢巖夾千枚巖，時代定為中奧陶世(薛春汀等，1980)。1976年張海驲等確定其包含熔巖及火山碎屑巖(Wuetal.，2015)。1981年陳德森等將多寶山組定義為整合于中奧陶世銅山組之上，由英安質、安山質熔巖、火山角礫巖和凝灰巖等組成(薛春汀等，1980)。隨后《黑龍江省區域地質志》和《黑龍江省巖石地層》保留了該組，時代仍依據前人厘定結果(曲關生，1997)。在多寶山組沉積時限和形成環境的確定過程中，早期主要依據巖石組合和區域地層對比，一直缺乏同位素年代學依據。近年來，不同學者利用地質年代學測試技術對多寶山組進行了年代學研究，但結果不盡相同。

杜琦(1980)通過K-Ar法獲得多寶山組伴生花崗巖和花崗閃長斑巖的年齡分別為292Ma和283Ma，限定多寶山組時代應為二疊紀。而部分學者利用與多寶山組成礦相關的輝鉬礦Re-Os等時線年齡(475±5Ma～506±14Ma；Liuetal.，2012；Zengetal.，2014)，以及多寶山組伴生花崗閃長巖鋯石U-Pb年齡(475±5Ma～485±8Ma)(葛文春等，2007)，確定多寶山組形成時代為早奧陶世，形成環境為活動大陸邊緣。另一方面，邵學峰(2018)確定內蒙古杜拉爾橋奧陶系多寶山組主要巖性為變質安山巖、玄武安山巖、變質砂巖、板巖、千枚巖、結晶灰巖及變質沉凝灰巖，其中變質玄武巖鋯石U-Pb年齡為463±6Ma，為成熟島弧帶產物。Wuetal.(2015)根據多寶山組火山巖的鋯石U-Pb年齡(447±2Ma和450±2Ma)，認為多寶山組應形成于晚奧陶世。此外，楊仲杰等(2018)又在大興安嶺綽源地區多寶山組中識別出429～435Ma的云母片巖，認為該區多寶山組可予以解體。

本次測試獲得的最年輕鋯石年齡分別為481±5Ma (D9088)、462±5Ma (296NJ-1)和473±11Ma (HDG06) ，類似其對應加權平均年齡482±3Ma (n=12)、475±6Ma (n=10)和483±8Ma (n=7)，可以限定多寶山組中變質砂巖的沉積下限為早-中奧陶世，加之上覆裸河組地層中發現的三葉蟲化石，以及結合多寶山地區多寶山組中新識別的高鎂玄武巖(506±3Ma)和高鎂安山巖(485±4Ma)(Zhaoetal.，2019)，我們認為多寶山組形成時限為早-中奧陶世。

4.2 多寶山組地層的沉積環境

花朵山地區的多寶山組為火山爆發相與沉積相疊置形成的火山巖與沉積巖的組合，以火山爆發相的中酸性火山碎屑巖為主，沉積巖相對較少(圖3a)，說明多寶山組沉積期該區火山爆發強烈。由于島弧隆起，少量砂巖、泥巖及灰巖可能是盆地火山間歇弧盆淺海沉積的產物。大揚氣南部與花朵山組地區的多寶山組巖性類似，但泥質板巖、硅質巖和泥質粉砂巖數量明顯增多，可能由于遠離主要島弧區，沉積水體變深所致。

伊爾施多寶山組下段為灰綠色變質粉砂巖和粉砂質板巖(圖3b)，顯示多寶山組早期為濱海相沉積環境，相對于花朵山和多寶山組地區，該區多寶山組主要以沉積巖為主，火山碎屑巖少量，水平層理發育，碎屑粒度較粗，反映該區多寶山組沉積水體較深，可能與弧后淺海-半深海沉積有關。最近，Zhangetal.(2020)通過黑河-大石寨地區早古生代碎屑鋯石詳細研究，也認為大興安嶺北段在早古生代時期存在完整的溝-弧-盆體系。因此，結合多寶山組野外及地球化學特征，筆者認為由花朵山-大揚氣到伊爾施地區，由東向西，多寶山組早期沉積環境由濱淺海演變為淺海-半深海，晚期由暴露地表、濱海過渡為淺海環境，反映了由島弧區向弧后盆地過渡的構造環境，雖然不同地區表現不同，但整體處于活動大陸邊緣。

4.3 物源區特征

鋯石具有較高的封閉溫度及高硬度，在經歷各種復雜地質過程中保持穩定的U-Pb同位素體系，所以根據碎屑鋯石的年齡頻譜及與已發表相關年代學數據類比分析，可成功用于判斷地層物源(Zhangetal.，2020)。本文多寶山組樣品的146個年齡分布范圍比較廣，介于462±5Ma～2506±9Ma之間，說明多寶山組物源區復雜。為了更好的探討多寶山組的年齡譜信息，本文收集了興安增生地體上早-中奧陶世大量變質砂巖的碎屑鋯石U-Pb年齡(n=869；楊現力，2007；李仰春等，2013；孫巍等，2014；周建波等，2014；圖6h)，主要可分為3組：

(1)寒武-中奧陶世(462～541Ma)：這組年齡峰值為494～500Ma，其中早-中奧陶世年齡(462～485Ma)約占該組總量的32%。研究表明，研究區內僅多寶山地區存在467～485Ma的花崗質巖石，而額爾古納地塊上則大量發育，額爾古納地塊北部的十八站-內河-白銀納巖體(467～481Ma；葛文春等，2007)、塔河巖體(～485Ma；葛文春等，2005)、中部莫爾道嘎巖體(～467Ma；佘宏全等，2012)、恩和-阿龍山(446～464Ma；Zhaoetal.，2014)和南部阿爾山(469～475Ma；Wangetal.，2014)。486～505Ma約占該組總量的25%，此區間年齡與東北地區大量的泛非期(約500Ma)年齡一致。另外，大量研究顯示(Miaoetal.，2015；Fengetal.，2019)，額爾古納地塊與興安增生地體于～500Ma完成陸-弧拼貼，相關的巖漿事件與該區間年齡也基本一致。506～541Ma約占該組43%，與額爾古納北部洛古河及頭道橋后碰撞花崗巖相吻合(武廣等，2005；Zhouetal.，2015)。

(2)中新元古代晚期(557～998Ma)：峰值年齡為～776Ma，該年齡組在額爾古納地塊中北部大量發育，與大揚氣閃長巖(557±2Ma；Fengetal., 2018a)、阿里河蛇綠混雜巖帶(620～690Ma；Fengetal.，2019)、恩和-滿歸巖體(737～929Ma；Gouetal.，2013；Tangetal.，2013； Zhaoetal.，2016)、鳳凰山巖體(808±2Ma；郭宇飛等，2016)和玻烏勒山片麻狀花崗巖(915±3Ma；楊華本等，2017)完全吻合(圖6g)。

(3)中元古代-中太古代(1025～3143Ma)：峰值年齡～1764Ma，該碎屑鋯石年齡則與韓家園子花崗片麻巖(1741～1854Ma)、十七站黑云斜長片麻巖(1847±4Ma；孫立新等，2013)、漠河花崗巖片麻巖(2464±26Ma；Houetal.，2020)和額爾古納南部礦區片麻狀二長花崗巖巖芯(2549～2562Ma；邵軍等，2015)可以對比。截止目前未見中元古代巖體報道，但在新元古代地層額爾古納河組和佳疙瘩組中可見大量中元古代年齡(Zhaoetal.，2016)。近期，張超等(2018)在龍江地區新識別出新太古代-中元古代的二長花崗巖(1808±14Ma和2699±17Ma)，引起學者對早古生代碎屑鋯石中元古代物源區的爭議。第一，絕大部分學者認為龍江巖體屬于松嫩-錫林浩特地塊，并非興安增生地體(Wuetal.，2011；Liuetal.，2017)；第二，大量研究表明(Wuetal.，2011；劉永江等，2019)，額爾古納地塊與興安增生地體已于～500Ma完成陸-弧拼貼，說明額爾古納地塊同時代巖體完全可以提供物源。第三，多寶山地區晚寒武世末-早奧陶世弧前高鎂玄武巖和安山巖(485～506Ma)的識別，以及最新多寶山地區泥鰍河組古地磁數據，可以證明此時額爾古納-興安與松嫩-錫林浩特地塊仍被大洋分割(張東海等，2018；Zhaoetal.，2019)，即松嫩-錫林浩特地塊難以提供物源。

此外，本次獲得靠近額爾古納地塊大揚氣多寶山組片理化凝灰巖中26顆鋯石微區Lu-Hf同位素測試分析結果，二階段模式年齡變化范圍較大，為906～2561Ma，εHf(t)值為-17.6～+8.6，絕大部分表現為負值(圖8、表3)，表明源區以古老地殼的組分為主，而少量來自新生地殼的組分；而離額爾古納地塊較遠的多寶山地區多寶山組的火山巖碎屑鋯石εHf(t)值全為正值(+11.5～+17.1)，二階段模式年齡范圍更窄(480～697Ma)，基于興安增生地體至今無大量前寒武紀的巖漿記錄(圖8)，我們認為多寶山組及下-中奧陶統地層的物源區主要來自于額爾古納地塊，由東向西總體表現為，越靠近額爾古納地塊，碎屑鋯石中古老物質占比越大。

4.4 地質意義

中亞造山帶內眾多微地塊的基底構造屬性一直是地學界研究的前沿及熱點，包括西段吉爾吉斯斯坦天山、阿爾泰、伊犁-中天山、圖瓦-蒙古、北山和東段興蒙造山帶內的東北微地塊群，興安增生地體為其東段重要單元之一(肖文交等，2019)。目前，大量年代學數據已揭示興安增生地體原定“前寒武紀變質巖系”的原巖形成時代均為顯生宙(Sunetal.，2014；Fengetal.，2019；劉永江等，2019)，加之興安增生地體前寒武紀巖漿記錄大量缺失(Wuetal.，2011；圖8)，奧陶紀地層分布、沉積環境及巖漿作用對興安增生地體基底構造屬性及演化的限定至關重要。

大部分學者認為興安增生地體奧陶紀時期處于大陸邊緣島弧或弧后環境(Wuetal.，2015；Zhaoetal.，2019)。薛春汀(1980)認為多寶山地區的奧陶紀地層為一套島弧火山沉積序列，且該島弧建造中大量陸源碎屑的存在，說明多寶山組是發育在陸殼基底之上。孟祥化和葛銘(1995)將小興安嶺奧陶紀火山沉積序列歸入俯沖島弧弧后盆地的建造類型。蘇養正(1996)認為大興安嶺地區奧陶系存在南北差異，南帶屬島弧帶，北帶屬弧后盆地，弧后盆地與島弧無絕對的界限。唐克東等(2011)認為興安增生地體為早古生代褶皺帶，是增生于額爾古納地塊南緣的早古生代陸緣火山弧，奧陶紀地層為陸緣火山弧典型代表。李錦軼等(2019b)提出時限性是構造單元劃分的重要依據，強調不同時間段內，構造單元構造屬性的不同，進一步認為東北地區所謂的地塊，可能僅限于新元古代至寒武紀，從奧陶紀時期開始，這些地塊都已轉化為島弧造山帶。部分學者則認為其可能形成于后碰撞伸展環境(葛文春等，2007)。此外，Wuetal.(2011)認為多寶山組及相關奧陶紀巖漿事件可能與洋內弧有關。

本文結果表明，包括多寶山組在內的整個興安增生地體的奧陶系地層碎屑鋯石均以482～516Ma和760～830Ma為主要峰期，與額爾古納地塊的碎屑鋯石主特征峰相似，沉積物源為額爾古納地塊同期巖漿巖體。另外，據Fengetal.(2019)對額爾古納地塊和興安增生地體的Hf同位素對比發現(圖8)，前者以εHf(t)負值為主(圖8a)，后者以εHf(t)正值為顯著特征(圖8b)，而且位于興安增生地體東西部的多寶山組變質砂巖鋯石εHf(t)值和Hf同位素明顯不同，自東向西越靠近額爾古納地塊，εHf(t)值越小，二階段模式年齡越老，說明物源區基底古老物質逐漸增多。

總體來看，興安增生地體上包括多寶山組在內的奧陶系砂巖形成于活動大陸邊緣相關的弧-盆構造環境，物源區主要來自額爾古納地塊，至于奧陶紀地層是發育在古陸上還是額爾古納東南緣的增生帶上，還需進一步的系統研究。

5 結論

(1)興安增生地體上多寶山組3個變質砂巖樣品最年輕鋯石年齡分別為481±5Ma (D9088)、462±5Ma (296NJ-1)和473±11Ma (HDG06) ，類似其對應加權平均年齡482±3Ma (n=12)、475±6Ma (n=10)和483±8Ma (n=7)，限定多寶山組的沉積下限為早-中奧陶世。

(2)多寶山組變質砂巖碎屑鋯石年齡表明，沉積物源主要來源于寒武紀-新元古代，同時也存在中太古代和古元古代碎屑鋯石，表明物源區具有大量古老的前寒武紀巖漿，主要來自額爾古納地塊。

(3)興安增生地體上多寶山組變質砂巖碎屑鋯石εHf(t)值和Hf同位素在東西部存在明顯不同，自東向西越靠近額爾古納地塊其εHf(t)值越小、二階段模式年齡tDM2越老，說明物源區基底古老物質逐漸增多，反映了由活動大陸邊緣向額爾古納地塊內部轉變的構造環境。

致謝在審稿過程中承蒙李錦軼研究員及另一位匿名專家的詳細審閱，并給予了建設性的修改建議和意見，在此表示衷心的感謝。