陳安霞，周 多，張慶奎，關(guān)培彥，楊 賓

(1.遼寧省地質(zhì)勘查院，遼寧 大連 116100； 2.浙江大學 海洋學院，浙江 舟山 316021)

興安地塊中部奧陶紀構(gòu)造沉積環(huán)境

陳安霞1,2，周 多1,2，張慶奎1，關(guān)培彥1，楊 賓1

(1.遼寧省地質(zhì)勘查院，遼寧 大連 116100； 2.浙江大學 海洋學院，浙江 舟山 316021)

興安地塊奧陶紀構(gòu)造沉積環(huán)境受到地質(zhì)界的廣泛關(guān)注。在區(qū)域地質(zhì)調(diào)查工作的基礎(chǔ)上，首先對紅花爾基地區(qū)碎屑巖及薩其圖地區(qū)火山巖進行研究，結(jié)果顯示研究區(qū)西部奧陶紀為與島弧作用有關(guān)的構(gòu)造沉積環(huán)境；進而通過一系列的層序地層對比，研究分析興安地塊中部奧陶紀的構(gòu)造沉積環(huán)境及演化過程。結(jié)果表明：研究區(qū)奧陶紀為一個北西向傾斜、北東向延伸的斜坡，哈拉哈河組沉積期沿斜坡發(fā)育一套海侵的濱-淺海相碎屑巖，由南東向北西沉積環(huán)境由濱海過渡為淺海；多寶山組島弧火山巖廣泛發(fā)育，靠近島弧區(qū)發(fā)生隆升形成扎蘭屯-多寶山島弧的西南向延伸部分，遠離島弧地區(qū)發(fā)生弧后沉降作用，局部發(fā)育含放射蟲硅質(zhì)巖；裸河組沉積期島弧作用停止，原島弧區(qū)發(fā)生沉降回返，研究區(qū)轉(zhuǎn)為碎屑巖沉積，后經(jīng)過多期地殼抬升-沉降-抬升的幕式運動，最終暴露地表遭受剝蝕。

構(gòu)造環(huán)境；島弧；沉積相；層序；多寶山組；興安地塊

0 引 言

任紀舜等1999年提出西伯利亞板塊與華北板塊之間在古生代為一個由眾多微陸塊組成的“多島洋”[1]，興安地塊是其中重要的微陸塊之一，其北部為額爾古納地塊，南部為松嫩地塊。對于該地塊奧陶紀的構(gòu)造沉積環(huán)境，張梅生等[2]認為中奧陶世由于洋殼俯沖作用，在興安地塊形成島弧-弧后盆地沉積，趙富有等[3]認為興安地塊奧陶系主要由陸源碎屑巖、碳酸鹽巖等淺海沉積地層及火山碎屑巖組成。針對此問題，本文選取興安地塊中部為研究區(qū)域(圖1)，結(jié)合層序地層對比，綜合研究興安地塊奧陶紀的沉積構(gòu)造演化。該研究成果不僅有助于進一步認識興安地塊奧陶紀構(gòu)造格局，同時可為研究東北地區(qū)的板塊碰撞拼合問題提供新的理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

圖1 研究區(qū)地理位置及區(qū)域構(gòu)造圖(據(jù)潘桂堂等[4])Fig.1 Geographical location and regional tectonics of the study area (after Pan et al.[4])Ⅰ.額爾古納地塊；Ⅱ.興安地塊；Ⅱ1.東烏—呼瑪弧后盆地；Ⅱ2.扎蘭屯—多寶山島?。虎?松嫩地塊SF1.德爾布干縫合帶；SF2.二連—賀根山縫合帶；F1.烏努爾—鄂倫春斷裂

研究區(qū)位于內(nèi)蒙古東北部，屬于大興安嶺弧盆系，扎蘭屯—多寶山島弧構(gòu)造單元與海拉爾—呼馬弧后盆地構(gòu)造單元的部分區(qū)域[4](圖1)。該區(qū)奧陶系廣泛發(fā)育淺變質(zhì)的火山-海相沉積地層，與下伏元古宇和上覆下古生界均呈角度不整合接觸，奧陶系自下而上發(fā)育哈拉哈河組(以下簡稱哈組)、多寶山組和裸河組，這三套地層之間呈整合接觸。

2 區(qū)域島弧-弧后盆地構(gòu)造環(huán)境判識

早古生代興安地塊與松嫩地塊間洋殼向北西俯沖[5]，在興安地塊南部邊緣形成活動陸緣巖漿弧—扎蘭屯—多寶山島弧，并在多寶山地區(qū)已發(fā)現(xiàn)標志島弧構(gòu)造環(huán)境的奧陶紀埃達克巖[6]。島弧西北側(cè)發(fā)育弧后盆地，紅花爾基、薩其圖地區(qū)即位于該弧后盆地帶中，兩者基本在北東向延伸的同一構(gòu)造線上，下面對其構(gòu)造環(huán)境加以驗證。

紅花爾基地區(qū)奧陶系主要出露哈組與多寶山組，其砂巖與不同構(gòu)造背景成因的砂巖地球化學成分對比，多接近大陸島弧區(qū)砂巖特點(表1)，同時，在碎屑巖La-Th-Sc及Th-Sc-Zr/10構(gòu)造環(huán)境判別圖解[7]中的投點，基本落入大陸島弧區(qū)(圖2)，表明紅花爾基地區(qū)奧陶系為與活動陸緣有關(guān)的島弧-弧后盆地沉積。

薩其圖地區(qū)多寶山組碎屑巖中有玄武巖與安山巖夾層，其中的玄武巖在構(gòu)造環(huán)境投圖中顯示島弧鈣堿性玄武巖特點(圖3(a))，并表現(xiàn)出陸緣弧向大洋弧演化的特征(圖3(b))，說明當時的島弧正處于拉張狀態(tài)，可能已拉張到下部基底。

表1 紅花爾基地區(qū)奧陶紀碎屑巖構(gòu)造環(huán)境判別

注：不同構(gòu)造環(huán)境碎屑巖元素平均值依據(jù)Bhatia M R[8]。常量元素單位為%，稀土及微量元素單位為10-6。

圖2 紅花爾基地區(qū)奧陶紀碎屑巖構(gòu)造環(huán)境判別Fig.2 Tectonic environment of classic rocks in Honghuaerji area during Ordovician period

圖3 薩其圖多寶山組玄武巖構(gòu)造環(huán)境判別圖Fig.3 Structural setting identification diagrams of basalts of Duobaoshan Formation in Saqitu area

該玄武巖微量元素比值蛛網(wǎng)圖總體右傾，為強不相容元素相對富集的表現(xiàn)，并且富集Rb、Ba、Sr等大離子親石元素，虧損Nb、Ta等高場強元素，具弱Nd、Ti槽(圖4，表2)。稀土元素球粒隕石標準化分布曲線右傾，顯示輕稀土元素較富集，Eu無虧損(圖5)，為弧后盆地玄武巖特點。該玄武巖是地幔物質(zhì)減壓熔融后沿弧后盆地擴張脊噴出形成。

3 奧陶系沉積相和沉積演化分析

3.1 哈拉哈河組(O1-2h)地層及沉積環(huán)境

斷巖山、哈拉哈河、銅礦溝地區(qū)哈組與上部多寶山組整合接觸。斷巖山地區(qū)[9]哈組沉積一套以細砂巖為主的碎屑巖，碎屑粒度粗細相間，部分化石成碎片，反映哈組在沉積晚期為水動力較強的濱海沉積環(huán)境。西北部的哈拉哈河地區(qū)[10]與東北部的銅礦溝地區(qū)[8]哈組巖性為泥質(zhì)板巖、結(jié)晶灰?guī)r及粉砂巖，說明水體向北西逐漸加深，轉(zhuǎn)變?yōu)闇\海沉積環(huán)境，且濱淺海相分界線大致在斷巖山與哈拉哈河之間、銅礦溝以南地區(qū)(圖6，表3)。

圖4 多寶山組玄武巖微量元素原始地幔標準化圖Fig.4 PM-normalized trace elements plot of basalts in Duobaoshan Formation

圖5 多寶山組玄武巖稀土元素球粒隕石標準化圖Fig.5 Chonderite-normalized REE plot of basalts in Duobaoshan Formation

巖性樣號SiO2TiO2P2O5ScNiRbBaTaNbThSrHfZrY變質(zhì)玄武巖SP3T3469117302429753194647561303957922351315454137132560變質(zhì)玄武巖SP5S34876079036251429264465800250333691408781330974352211變質(zhì)玄武巖SP25S6507919102933686683176235120041152218036624721183113187巖性樣號LaCePrNdSmEuGdTbDyHoErTmYbLu變質(zhì)玄武巖SP3T3117326274021797471157448087520104283044254036變質(zhì)玄武巖SP5S3109922683861715442142402075445085241039234039變質(zhì)玄武巖SP25S6137630184261963536183528103618119330051312052

注：氧化物含量單位為%，其他元素含量單位為μg/g。

紅花爾基地區(qū)[11]哈組中間缺失，下段發(fā)育濱海相長石石英砂巖及細砂巖，推測哈組沉積早期該地區(qū)為濱海沉積環(huán)境；上段與多寶山組整合接觸，巖性以絹云泥質(zhì)板巖與千枚巖為主，反映哈組沉積晚期為淺海沉積環(huán)境。哈組頂部碎屑巖中含凝灰?guī)r夾層，并伴有較小的火山角礫，顯示哈組沉積末期扎蘭屯—多寶山島弧開始活動。

表3 哈拉哈河組典型剖面主要巖性及沉積相

時期斷巖山哈拉哈河銅礦溝紅花爾基忠工屯頂接觸整合整合不清整合不清晚期 細砂巖為主，化石破碎泥質(zhì)板巖、頁巖為主，夾結(jié)晶灰?guī)r泥巖與粉砂巖互層，夾少量灰?guī)r絹云泥質(zhì)板巖與千枚巖缺失濱海相淺海相淺海相淺海相缺失早期 長石石英砂巖及細砂巖粉細砂巖、粉砂質(zhì)板巖脈狀層理、沖洗層理 暴露地表 暴露地表暴露地表濱海相濱海相底接觸斷層接觸 不清不清不清角度不整合

表4 多寶山組典型剖面主要巖性及沉積相

忠工屯地區(qū)[12]哈組與下伏元古宇不整合接觸，上部被巖體侵入，主要發(fā)育粉細砂巖及粉砂質(zhì)板巖，脈狀層理及沖洗層理發(fā)育，反映該區(qū)哈組沉積早期為近岸濱海沉積環(huán)境。鑒于哈組在忠工屯附近雅魯?shù)貐^(qū)出露粉砂巖及泥巖，推測在哈組沉積晚期該區(qū)轉(zhuǎn)變?yōu)闇\海沉積環(huán)境，顯示哈組沉積期為一個海侵過程。

研究區(qū)哈組為一套濱-淺海相碎屑巖沉積[10]。從斷巖山至哈拉哈河、銅礦溝到紅花爾基一帶，哈組上段巖性為細砂巖-粉砂質(zhì)泥巖與灰?guī)r-泥巖，水體逐漸加深，哈組沉積晚期沉積環(huán)境為濱海-淺海；由哈拉哈河至銅礦溝，哈組上段巖性由泥巖與灰?guī)r變?yōu)槟鄮r、粉砂巖及灰?guī)r，所反映的沉積環(huán)境均為淺海沉積，水深變化不大。結(jié)合整體北東向的構(gòu)造格局，推斷哈組沉積晚期研究區(qū)是一個向北西傾斜、北東向延伸的斜坡。在哈組沉積早期，位于斜坡下部的紅花爾基及忠工屯地區(qū)為濱海相沉積，因此可以推斷當時位于斜坡上部的斷巖山、哈拉哈河及銅礦溝地區(qū)暴露地表，哈組沉積早期濱淺海相分界線在紅花爾基以北。

3.2 多寶山組(O2d)地層及沉積環(huán)境

扎蘭屯地區(qū)[12]多寶山組溢流相基性-中基性熔巖和爆發(fā)相中酸性火山碎屑巖交替出現(xiàn)，扎蘭屯—多寶山島弧活動達到頂峰，無沉積巖出現(xiàn)，說明多寶山組沉積期該區(qū)由于島弧隆起，暴露出水面(表4)。

圖7 多寶山組層序地層對比Fig.7 Sequence stratigraphic correlation of Duobaoshan Formation

斷巖山地區(qū)[9]多寶山組下段為紫色凝灰質(zhì)砂礫巖及厚層中粒砂巖，顯示多寶山早期為濱海相氧化沉積環(huán)境，相較于哈組上段細砂巖，其碎屑粒度加粗，可能是由于東南部島弧隆起、沉積水體變淺所致；敖尼爾河附近[13]多寶山組下段發(fā)育絹云千枚巖與粉砂質(zhì)板巖，顯示該區(qū)多寶山早期為淺海相沉積環(huán)境。斷巖山中上段由安山質(zhì)角礫熔巖過渡為酸性流紋巖，敖尼爾河地區(qū)中上段發(fā)育厚層玄武安山巖、堿性玄武巖及安山巖，兩區(qū)均未發(fā)現(xiàn)沉積巖，而堿性玄武巖多發(fā)育在火山弧及陸相火山地區(qū)。結(jié)合扎蘭屯—多寶山島弧構(gòu)造背景，認為這兩個地區(qū)在多寶山晚期形成島弧，并暴露地表(圖7，表4)。

庫倫溝林場多寶山組下段主要為粉砂巖與泥硅質(zhì)板巖[12]，水平層理發(fā)育，并含放射蟲化石，反映該區(qū)多寶山組沉積早期水體較深，為弧后淺海-半深海沉積；紅花爾基地區(qū)多寶山組下段為凝灰質(zhì)泥質(zhì)板巖、含放射蟲泥硅質(zhì)板巖[11]，反映該區(qū)水體較庫倫溝林場地區(qū)略深，可能已進入半深海沉積環(huán)境。庫倫溝林場多寶山組中部發(fā)育一套變質(zhì)長石砂巖，紅花爾基多寶山組中部出現(xiàn)粉砂質(zhì)凝灰?guī)r，說明多寶山組沉積中期該區(qū)出現(xiàn)了短暫的抬升。庫倫溝林場多寶山組上段為安山巖夾泥質(zhì)板巖[12]，紅花爾基多寶山組上段變?yōu)榘采綆r與沉凝灰?guī)r互層，夾泥質(zhì)板巖[11]，證明這兩個地區(qū)多寶山組沉積晚期均為水體較深的淺海沉積。

暑秋牧場地區(qū)多寶山組下段為凝灰質(zhì)礫巖與長石細砂巖[9]，并有安山質(zhì)角礫熔巖，火山角礫最大粒徑可達10 cm，說明該區(qū)在多寶山早期火山活動強烈；中部由粉砂巖過渡為含礫粗砂巖[9]，反映島弧隆起伴隨的長時間區(qū)域抬升、水體變淺；上段發(fā)育一套泥質(zhì)粉砂巖，水體加深。該區(qū)在多寶山組沉積期較島弧區(qū)(斷巖山、敖尼爾河)未抬升出水面，較弧后沉降區(qū)(庫倫溝林場、紅花爾基)則表現(xiàn)為緩慢抬升，表現(xiàn)為一種濱海相的過渡區(qū)。

由斷巖山—敖尼爾河到庫倫溝林場—紅花爾基，多寶山組早期沉積環(huán)境由濱淺海演變?yōu)闇\海-半深海，晚期由暴露地表、濱海過渡為淺海，反映了水體沿斜坡向北西逐漸加深的沉積特點，暑秋牧場地區(qū)顯示為過渡區(qū)。

3.3 裸河組(O3l)地層及沉積環(huán)境

斷巖山地區(qū)裸河組下段發(fā)育淺海相結(jié)晶灰?guī)r[9]，敖尼爾河地區(qū)為淺海相粉砂巖、泥質(zhì)板巖[13]，含腕足類化石，而多寶山組沉積晚期兩區(qū)均暴露地表，推測裸河組沉積早期火山活動基本停止，島弧區(qū)開始進入沉降回返期，水體明顯加深；位于弧后區(qū)的鄂溫克旗[14]裸河組下段發(fā)育淺海相粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖，與相鄰紅花爾基多寶山組上段泥質(zhì)板巖相比，該區(qū)在裸河組沉積早期略有抬升(圖8、表5)。

斷巖山地區(qū)裸河組中段主要發(fā)育長石石英砂巖，敖尼爾河為中細粒雜砂巖，鄂溫克旗為中細粒長石巖屑砂巖與復成分砂礫巖[14]，反映研究區(qū)整體進入加里東晚期的抬升階段。

圖8 裸河組層序地層對比Fig.8 Sequence stratigraphic correlation of Luohe Formation

斷巖山地區(qū)裸河組上段主要發(fā)育淺海相粉砂巖、泥灰?guī)r與結(jié)晶灰?guī)r[9]，敖尼爾河為濱淺海相粉砂質(zhì)鈣質(zhì)板巖及砂質(zhì)板巖，鄂溫克旗為淺海相粉砂巖、泥巖，研究區(qū)水體又整體變深。

敖尼爾河頂部又出現(xiàn)一套中細粒及不等粒雜砂巖[13]，表明研究區(qū)在裸河組沉積晚期進一步地抬升(圖8、表5)。

綜上所述，研究區(qū)裸河組沉積早期原島弧區(qū)相對沉降轉(zhuǎn)為淺海沉積，原弧后區(qū)略有抬升，后經(jīng)多期抬升-沉降的幕式運動，最終暴露于地表。

3.4 構(gòu)造沉積演化分析

研究區(qū)東北部奧陶紀之前存在一個興安古陸[15]，并依附該古陸形成北西向傾斜、北東向延伸的斜坡，該古陸的基底為新元古代甚至為太古代的變質(zhì)結(jié)晶基底[16]，忠工屯南組下伏元古宙地質(zhì)體證明了這個微陸塊的存在。早、中奧陶世興安地塊南部洋殼向該地塊下部俯沖，使研究區(qū)奧陶紀發(fā)育島弧-弧后盆地(圖9)。

表5 裸河組典型剖面主要巖性及沉積相

Table 5 Main lithology and sedimentary facies of typical sections in Luohe formation

斷巖山敖尼爾河鄂溫克旗頂接觸被第四系覆蓋不清不清后期缺失中細粒及不等粒雜砂巖濱海相-地殼抬升缺失晚期粉砂巖、泥灰?guī)r、結(jié)晶灰?guī)r粉砂質(zhì)鈣質(zhì)板巖及砂質(zhì)板巖粉砂巖-泥巖淺海相-地殼下沉濱-淺海-地殼下沉淺海相-地殼下沉中期長石石英砂巖中細粒雜砂巖，粉砂巖及砂質(zhì)板巖中細粒長石巖屑砂巖、復成分砂礫巖濱海相-地殼抬升濱海相-地殼抬升濱海相-地殼抬升早期結(jié)晶灰?guī)r粉砂巖、板巖，含腕足化石粉砂巖、粉砂質(zhì)泥巖淺海相-沉降回返淺海相-沉降回返淺海相底接觸整合整合未見底

圖9 東北地區(qū)奧陶紀構(gòu)造格架(據(jù)汪新文等[15])Fig.9 Tectonic framework in northeastern China (after Wang Xinwen et al.[15])1.古地塊或剝蝕區(qū)；2.沉積區(qū)；3.古火山島弧帶；4.斷裂；5古俯沖帶；6研究區(qū)；Ⅰ.額爾古納地塊；Ⅱ.興安地塊；Ⅲ.松嫩地塊；Ⅳ.佳木斯地塊；Ⅴ.華北板塊

在該構(gòu)造格局下，研究區(qū)哈組沉積一套濱淺海相碎屑巖，哈組沉積期海水沿斜坡由北西向南東入侵，早期濱淺海相分界線在紅花爾基北部(圖10(a))，晚期擴展到斷巖山與哈拉哈河之間及銅礦溝以南(圖10(b))。

多寶山組沉積期扎蘭屯—多寶山島弧進入全面發(fā)展階段，處于島弧區(qū)的斷巖山及敖尼爾河地區(qū)晚期均暴露地表，而弧后區(qū)發(fā)生沉降作用，水體加深，紅花爾基、庫倫溝林場等地均見到含放射蟲泥硅質(zhì)巖石。早期濱淺海相分界線在暑秋牧場北部、敖尼爾河南部(圖10(c))，晚期遷移至敖尼爾河以北(圖10(d))。

裸河組沉積早期，島弧火山活動停止，研究區(qū)進入沉降回返期，斷巖山及敖尼爾河地區(qū)轉(zhuǎn)為淺海沉積(圖10(e))；后經(jīng)加里東晚期多次抬升-沉降的幕式運動，最終使研究區(qū)大部分地區(qū)暴露剝蝕(圖10(f))。

圖10 研究區(qū)奧陶紀沉積相演化圖Fig.10 Sedimentary facies evolution of the study area during Ordovician period

4 結(jié) 論

興安地塊中部奧陶紀為一個向北西傾斜、北東延伸的斜坡，屬于島弧-弧后盆地環(huán)境，紅花爾基、薩其圖地區(qū)位于該弧后盆地帶中。

哈拉哈河組沉積期為一個海侵過程，水體由北西向南東侵入，沉積環(huán)境由淺海相過渡為濱海相；多寶山組島弧火山巖發(fā)育，研究區(qū)出現(xiàn)差異的島弧區(qū)抬升與弧后區(qū)沉降現(xiàn)象；裸河組早期研究區(qū)沉降回返，后經(jīng)多期抬升-沉降的幕式運動，最終暴露剝蝕。

致謝：感謝中國石油大學(北京)康永尚教授對本文提出的建設(shè)性意見！

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Tectonic and Sedimentary Environment in the Ordovician Period of Central Xing’an Block

CHEN Anxia1,2, ZHOU Duo1,2, ZHANG Qingkui1, GUAN Peiyan1，YANG Bin1

(1.Liaoning Provincial Institute of Geological Exploration, Dalian, Liaoning 116100, China;2.OceanCollegeofZhejiangUniversity,Zhoushan,Zhejiang316021,China)

The tectonic sedimentary environment in the Ordovician Period of central Xing’an Block is attracted widespread attention by geologists. On the basis of regional investigation work, the arc and arc-back environment of the study area was firstly verified by the clastic rocks in Toudaoqiao area and invasion rocks in Saqitu area. Then the sedimentary environment and its evolution were introduced in detail through a series of sequence stratigraphic correlation in central Xing’an Block during Ordovician. The conclusion showed that there was a slope tilted to NE direction and extended to NE direction in the Ordovician period. A series of shore-shallow sea transgressive clastic rocks were found in Halahahe Formation along the slope. The arc volcanic rocks developed extensively in Duobaoshan Formation. The uplift near the island arc contributed to the SW-direction extension parts of the Zhalantun-Duobaoshan arc island. The subsidence appeared far from the island arc, and radiolarian cherts were found locally. The island arc progress was over, and the subsidence and clastic rock appeared again during the sedimentation of Luohe Formation. After several times of uplift and subsidence of the crust, the study area was exposed and denuded finally.

tectonic environment; arc; sedimentary facies; succession of stratum; Duobaoshan Formation; Xing’an block

2015-11-24；改回日期：2016-06-24；責任編輯：潘令枝。

“大興安嶺成礦帶北段地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查”(基[2013]01-009-030)。

陳安霞，女，碩士，工程師，1987年出生，地質(zhì)工程專業(yè)，主要從事區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)勘查。Email:527074310@qq.com。

周 多，男，碩士，工程師，1988年出生，構(gòu)造地質(zhì)學專業(yè)，主要從事區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)勘查。Email:1319134437@qq.com。

P548

A

1000-8527(2016)05-1061-11