根据岩性和沉积构造特征, 在洛南地区石盒子组主要识别出砾岩、粗砂岩、细砂岩、粉砂岩和泥岩5种岩石类型。它们可进一步分为7种岩相类型: 块状层理砾岩、块状层理粗砂岩、平行层理细砂岩、板状交错层理细砂岩、粉砂岩和泥岩互层、块状层理泥岩和水平层理泥岩(图 3)。

图 3

Fig.3

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	图 3 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组主要岩石类型 a—石盒子组底部紫红色块状层理砾岩; b—石盒子组下段土黄色块状层理粗砂岩; c—石盒子组下段灰褐色块状层理粗砂岩; d—石盒子组黄褐色平行层理细砂岩; e—石盒子组黄褐色板状交错层理细砂岩; f—石盒子组上段黄绿色薄层砂岩与灰褐色薄层粉砂岩互层; g—石盒子组上段紫斑泥岩和灰绿色块状层理泥岩; h—石盒子组上段灰黑色与灰黄色水平层理泥岩; i—石盒子组上段灰黑色含煤泥岩Fig.3 Main rock types of the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

块状层理砾岩: 主要见于石盒子组下段。整体呈紫红色, 单层厚度在30~50 cm之间, 底面可见冲刷侵蚀现象, 呈块状构造(图 3-a)。砾石直径多为5 cm以下, 成分主要为石英岩, 分选、磨圆较差, 基质通常为砂和泥的混合, 部分砾石呈直立状。块状层理砾岩通常发育于近源快速沉积的环境中。

块状层理粗砂岩: 主要见于石盒子组下段。整体呈灰褐色—土黄色, 厚度常超过1 m, 底面可见冲刷侵蚀现象, 呈块状构造(图 3-b, 3-c)。块状层理砂岩可分为2种类型: 类型1胶结程度较差, 颗粒间含有较多基质, 偶尔能见到粒径超过2 mm的细砾; 类型2胶结程度较好, 不易风化, 内部无明显的层理构造。块状层理粗砂岩通常形成于高水动力条件下的快速沉积环境中。

平行层理细砂岩: 在石盒子组下段和上段都有分布。整体呈黄褐色—土黄色(图 3-d), 厚度常超过1 m, 发育平行层理, 纹层厚1~2 mm, 常与板状交错层理伴生。平行层理细砂岩一般发育于急流及能量高的环境中。

板状交错层理细砂岩: 在石盒子组下段和上段都有分布。整体呈黄褐色—土黄色, 中厚层状, 发育板状交错层理, 常与平行层理伴生(图 3-e)。板状交错层理细砂岩是沉积物在较强水动力条件下侧向加积和前积而成的。

粉砂岩和泥岩互层: 在石盒子组上段常见。整体表现为灰黄色粉砂岩与黄绿色泥岩互层(图 3-f), 粉砂岩层内常见沙纹交错层理, 单层厚度一般为10~20 cm。沙纹层理常形成于流速不稳定、沉积物供应充足的沉积环境中。

块状层理泥岩: 在石盒子组上段常见。整体呈紫红色、灰绿色, 厚度常超过1 m, 具块状构造。紫红色泥岩通常具斑状特征(图 3-g), 也被称为紫斑泥岩; 灰绿色泥岩的新鲜面呈深色, 可能是碳质泥岩被氧化而成的。2种泥岩中的裂隙均较为发育。块状层理泥岩是沉积物供应充足的条件下快速沉积的结果。

水平层理泥岩: 在石盒子组上段常见。整体呈灰黑色、灰黄色(图 3-h), 厚度较大, 发育水平层理。其中, 灰黑色泥岩碳质含量较高, 部分层位可形成煤层(图 3-i), 主要形成于各种积水的沼泽环境中。

根据岩石类型及其组合特征, 认为洛南地区石盒子组主要形成于冲积扇、辫状河和三角洲沉积环境中(图 2)。

冲积扇:发育于石盒子组底部。可以识别出3种沉积类型, 包括泥石流、辫状水道和漫流沉积。泥石流沉积形成分选很差的砾、砂、泥混合的沉积物, 以块状层理砾岩为主(图 2-a), 常出现在扇根亚相中。辫状水道沉积以粗粒沉积物为主, 表现为块状层理粗砂岩, 虽然存在辫状水流作用, 但内部层理构造不明显, 常出现在扇中亚相中。漫流沉积以细粒沉积物为主, 形成平行层理细砂岩、块状层理泥岩, 常出现在扇缘亚相中。

辫状河: 发育于石盒子组下段(图 2-b, 2-c)。为冲积扇下游沉积, 可以识别出河道沙坝沉积和河漫滩沉积。河道沙坝沉积形成厚层粗粒沉积物, 以块状层理粗砂岩、平行层理细砂岩和板状交错层理细砂岩为主。河漫滩沉积主要为洪水淤积的粉砂和泥, 表现为粉砂岩和泥岩互层。石盒子组下段具有河流沉积的“二元结构”特征, 河道沙坝沉积厚度远大于河漫滩沉积厚度是判别辫状河沉积的主要依据。

三角洲: 发育于石盒子组上部(图 2-d, 2-e)。可以识别出三角洲平原和三角洲前缘2个沉积亚相。三角洲平原亚相包括分流河道、天然堤和河漫沼泽沉积: 分流河道以砂质沉积物为主, 包括平行层理细砂岩和板状交错层理细砂岩; 天然堤沉积物主要是粉砂岩和泥岩, 以粉砂岩和泥岩互层为主; 河漫沼泽发育暗色富含有机质泥或泥炭沉积, 主要由块状泥岩和煤岩组成。三角洲前缘亚相可识别出水下分流河道和分流间湾沉积, 前者是三角洲平原分流河道的向海方向延伸, 2种沉积环境中沉积物性质非常相似, 后者主要为细粒悬浮的泥和粉砂, 水平层理发育, 表现为水平层理泥岩。细砂岩与水平层理泥岩之间的叠覆关系是鉴别水下分流河道的主要依据。

从地层接触关系来看, 华北板块南缘二叠系石盒子组不整合覆盖于奥陶系陶湾群之上。在华北盆地南部, 同期地层发育有上石炭统本溪组、二叠系太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组。相较于华北盆地南部, 华北板块南缘缺失上石炭统—下二叠统, 故在“南高北低”的古地貌背景下, 华北板块南缘由剥蚀区转变为沉积区的时间要比华北盆地南部晚。

从古地理及其演化特征来看, 早石炭世晚期, 华北板块主体发生沉降并接受沉积, 由此开始了其晚古生代的沉积充填演化历史, 主要经历了陆表海、海陆过渡和内陆河湖沉积体系3个阶段的演变过程(邵龙义等, 2014; 侯中帅等, 2018)。海侵作用初始由华北板块的北东部向西南部扩展, 形成晚石炭世到早二叠世期间的陆表海相沉积。早—中二叠世, 由于华北板块北缘的隆升, 海侵转为从东南部侵入, 陆表海相沉积开始向海陆交互相沉积转变。晚二叠世末期, 华北板块南缘逐渐隆升, 海陆交互相沉积演变为近海内陆湖盆沉积(马收先等, 2010; 邵龙义等, 2014)。二叠纪下石盒子组与上石盒子组沉积时期, 华北盆地南部主要表现为由北向南进积的河流三角洲沉积体系(张翔等, 2011; 胡斌等, 2012), 此时的沉积物源区位于华北板块北缘(内蒙古隆起), 距离华北板块南缘较远。从沉积相及其演化特征来看, 华北板块南缘二叠纪石盒子组沉积早期主要发育冲积扇相, 指示近源沉积特征, 其沉积物来源不可能由华北板块北缘长距离搬运而来, 只能来自盆地南部物源区(北秦岭造山带)。随后, 该地区经历了辫状河→三角洲的沉积演化过程, 表现为沉积物粒度逐渐变细, 地层上部以厚层泥岩为主, 这种下粗上细的粒度变化特征, 体现出华北板块南缘逐渐远离物源区, 或者物源区提供碎屑物的能力减弱, 地势变得平坦。古地理研究表明, 该时期华北盆地南部边界可能已经越过洛南—栾川断裂, 到达北秦岭甚至更南的地区(郑和荣和胡宗全, 2010)。因此, 华北板块晚古生代构造体制向“北高南低”的转换可能发生在石盒子组沉积时期。

在华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组底部和顶部各采集1个砂岩样品, 分别编号为YS-P1和YS-P10, 用于碎屑锆石年代学分析。样品YS-P1为灰白色粗砂岩, YS-P10为土黄色细砂岩。样品经破碎和筛分后, 采用重液和磁法将重矿物分离, 并在双目显微镜下对锆石颗粒进行人工挑纯, 将挑选的锆石颗粒用环氧树脂固定制靶, 打磨抛光后, 拍摄锆石的阴极发光图像, 确定锆石的内部结构特征。随机选择没有裂缝和包裹体的纯净锆石颗粒进行锆石U-Pb年龄测试。U-Pb年龄测试在武汉上谱分析科技有限公司完成, 实验采用激光剥蚀电感耦合等离子质谱法(LA-ICP-MS), 其中激光剥蚀系统为GeoLas Pro, 等离子质谱仪型号为Agilent 7900。U-Pb同位素定年和微量元素含量处理中采用锆石标准91500和玻璃标准物质 NIST610作外标分别进行同位素和微量元素分馏校正。对分析数据的离线处理采用软件ICPMSDataCal(Liu et al., 2008, 2010), 锆石样品的U-Pb年龄谐和图和加权平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)。

锆石的裂变径迹分析在北京泽康恩科技有限公司完成。将锆石颗粒固定在聚四氟乙丙烯透明塑料片上, 制作成光薄片, 研磨抛光揭示矿物颗粒内表面。将锆石样品在210 ℃下的 KOH+NaOH高温熔融物内蚀刻20~35 h, 揭示自发径迹(Yuan et al., 2006)。将低铀白云母片(铀含量<4×10^-9)作为外探测器盖在光薄片上, 与 CN2(锆石)标准铀玻璃(Bellemans et al., 1995)一并接受热中子辐照(Hurford and Green, 1983)。在25 ℃条件下、浓度40%的HF酸溶液中蚀刻白云母外探测器20 min, 揭示诱发径迹。最后在高精度光学显微镜100倍物镜下观测统计裂变径迹。应用国际地质联合会(IUGS)推荐的Zeta常数标定法计算出裂变径迹中心年龄。根据标准锆石矿物的测定, 加权平均得出 Zeta常数值(Hurford and Green, 1983; Hurford, 1990)。本次测试获得的锆石样 Zeta常数为88.2±2.9 a/cm²。

从拍摄的锆石阴极发光图像中可以看出, 锆石颗粒呈棱角—次棱角状, 磨圆不明显, 粒径介于50~100 μm之间(图4)。内部结构特征大致可以分为3类: 第1类锆石具有震荡环带结构, 自形程度较好, 为典型的岩浆成因锆石; 第2类锆石为无环带或弱分带结构, 颗粒颜色较暗淡, 内部结构较简单; 第3类锆石具有明显的核—边结构, 为继承或捕获锆石。

图 4

Fig.4

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	图 4 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组典型碎屑锆石阴极发光图像Fig.4 Cathodoluminescence images of typical detrital zircons from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

2颗样品共选择了177颗锆石进行测试, 产生了170个谐和度不小于90%的锆石年龄数据。对于古老锆石(>1000 Ma)使用 ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb 年龄, 相对年轻的锆石(<1000 Ma)则使用 ²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄。

YS-P1样品中, 谐和度不小于90%的锆石共有85颗, 锆石U-Pb年龄整体在280~2620 Ma之间。可以分为3组: 第1组年龄介于280~353 Ma之间, 共14颗, 占16.5%, 峰值年龄为288 Ma; 第2组年龄介于400~1139 Ma之间, 共25颗, 占29.4%, 具有448 Ma和908 Ma共2个峰值年龄; 第3组年龄介于1306~2620 Ma之间, 共46颗, 占54.1%, 峰值年龄为1912 Ma和2420 Ma。

YS-P10样品中, 谐和度不小于90%的锆石共有85颗, 锆石U-Pb年龄整体在259~2655 Ma之间。可以分为2组: 第1组年龄介于259~339 Ma之间, 共24颗, 占28.2%, 峰值年龄为297 Ma; 第2组年龄介于1700~2655 Ma之间, 共59颗, 占69.4%, 具有1933 Ma和2522 Ma共2个峰值年龄。还有2颗锆石年龄分别为406 Ma和971 Ma, 由于它们没有形成峰值, 因此没有参与讨论。

根据碎屑锆石U-Pb年龄(图 5), 样品YS-P1和YS-P10可分为4个年龄组: 晚古生代(353—259 Ma)、早古生代(462—400 Ma)、中元古代—新元古代(1360—906 Ma)和新太古代—古元古代(2655—1700 Ma)。

图 5

Fig.5

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	图 5 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组碎屑锆石U-Pb年龄柱状-频谱图和年龄谐和图Fig.5 Detrital zircon U-Pb age histograms and concordia diagrams of the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

晚古生代的碎屑锆石在华北盆地二叠系中广泛分布, 多数学者认为这些锆石来自华北板块北缘的内蒙古隆起(Li et al., 2010; Zhu et al., 2014; Wang et al., 2019; 冯志强等, 2023)。内蒙古隆起晚古生代岩浆岩锆石U-Pb年龄在390—237 Ma之间(Li et al., 2010; Xie and Heller, 2013; Ma et al., 2014), 记录了内蒙古隆起受古亚洲洋俯冲闭合影响发生的构造隆升与火山岩浆活动。古地理研究表明, 下石盒子组沉积期, 河流三角洲由北向南展布(邵龙义等, 2014), 古流向为自北向南。这些证据证明, 晚古生代碎屑锆石应该来自华北板块北缘内蒙古隆起。

早古生代和新元古代锆石年龄是秦岭造山带的特征年龄, 这2个时期发生了强烈的构造-岩浆活动。新元古代构造-岩浆活动代表了北秦岭带与华北板块在1.0—0.8 Ga期间的碰撞(Zhang et al., 2016b; Shi et al., 2018)。早古生代构造-岩浆活动主要发生在北秦岭带, 时间为510—380 Ma, 与商丹洋的演化有关(Wu and Zheng, 2013; Dong and Santosh, 2016; Chang et al., 2021; Yu et al., 2022), 并最终导致原特提斯洋在东亚的闭合(Li et al., 2018)。这2段年龄在华北克拉通及华北板块北缘都不发育, 因此新元古代及早古生代的碎屑锆石均来自于秦岭造山带。

新太古代—古元古代的碎屑锆石与华北克拉通基底年龄一致(图 6)。华北克拉通是世界上最古老的克拉通之一, ~2.5 Ga的构造-岩浆事件被认为是华北古老板块前寒武纪地壳生长和再造过程的主要时间(Diwu et al., 2010, 2012; Zhai, 2012), 而~1.85 Ga则代表了中部造山带的形成年龄, 被认为是前寒武纪华北克拉通特有的年龄峰值, 由聚合背景下的华北东、西陆块拼合产生(Zhao et al., 2010; Zhao and Zhai, 2013; Yang and Santosh, 2015)。因此, 新太古代—古元古代的碎屑锆石来自于华北克拉通基底。

图 6

Fig.6

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	图 6 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组碎屑锆石与潜在源区年龄谱对比(Wang et al., 2019; Yang et al., 2021; 有修改)Fig.6 Comparison of detrital zircon ages from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block with ages from potential source areas(modified from Wang et al., 2019; Yang et al., 2021)

综上所述, 样品YS-P1的锆石年龄可分为4个年龄段: 晚古生代(峰值为288 Ma)、早古生代(峰值为448 Ma)、中元古代—新元古代(峰值为908 Ma)和新太古代—古元古代(峰值为1912 Ma和2420 Ma), 物源来自内蒙古隆起、北秦岭造山带以及华北克拉通基底。样品YS-P10的锆石年龄可分为2个年龄段: 晚古生代(峰值为297 Ma)、新太古代—古元古代(峰值为1933 Ma和2522 Ma), 与样品YS-P1相比, 不存在早古生代和中新元古代年龄组, 表明除北秦岭造山带源区外, 其与YS-P10样品具有相同的物源区。

碎屑锆石裂变径迹测试结果见表 1和图 7。YS-P1样品40颗锆石裂变径迹年龄分布介于(186±22)~(490±73)Ma之间, YS-P10样品40颗锆石裂变径迹年龄介于(156±20)~(809±138)Ma之间, 年龄跨度均较大, 必须对结果进行检验。Galbraith(1981)认为如果样品的单颗粒年龄能够通过卡方检验(P(χ²)>5%), 则表明样品年龄分布服从泊松分布, 属于同一年龄组分; 若未能通过卡方检验(P(χ²)<5%), 则表明为多组分年龄, 需要对年龄进行进一步分析处理。2个样品的 P(χ²) 均小于5%, 故利用Brandon(1996)提出的二项式拟合峰值年龄法, 使用Binomfit软件进行裂变径迹年龄分组。结果表明, YS-P1样品的锆石裂变径迹年龄分解为199 Ma、255 Ma和408 Ma共3个峰值, YS-P10样品的锆石裂变径迹年龄分解为205 Ma、268 Ma和656 Ma共3个峰值(图 8)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组锆石裂变径迹测试数据 Table 1 Test data of zircon fission track of samples from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block 样品号 颗粒数 ρs/105· cm-2 Ns ρi/105· cm-2 Ni ρd/105· cm-2 Nd P(χ2)/% 中值年龄 /Ma(±1σ) 池年龄 /Ma(±1σ) YS-P1 40 137.256 8743 79.986 5095 38.944 15749 0 291±15 188±11 YS-P10 40 104.15 7402 62.107 4414 38.563 15749 0 281±18 179±11 注: Ns—自发径迹数; ρs—自发径迹密度; Ni—诱发径迹数; ρi—诱发径迹密度; Nd—铀标准玻璃的诱发径迹数; ρd—铀标准玻璃对应外探测器的诱发径迹密度; P(χ2)—χ2检验概率。

表 1 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组锆石裂变径迹测试数据 Table 1 Test data of zircon fission track of samples from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

图 7

Fig.7

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 7 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组锆石单颗粒裂变径迹年龄雷达图和频率直方图Fig.7 Single particle fission track age radar and frequency histogram of zircon from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

图 8

Fig.8

	Figure Option ViewDownloadNew Window
	图 8 华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组锆石单颗粒年龄分布曲线和二项式最佳拟合峰值年龄曲线Fig.8 Zircon single particle age distribution curve and binomial best fitting peak age curve of zircon from the Permian Shihezi Formation in Luonan area, southern margin of North China Block

锆石裂变径迹年龄能够用于构造活动期次的限定与演化研究(杨莉等, 2022), 如果碎屑锆石裂变径迹年龄大于其地层年龄, 则更多记录了沉积物源区构造热演化信息; 反之, 如果显著小于其地层年龄, 则记录的是盆地沉降和裂变径迹重启年龄信息(焦若鸿等, 2011)。根据最新的华北地区石炭纪—二叠纪地层中凝灰岩的高精度年代学和地层时间框架(Wu et al., 2021; 申博恒等, 2022), 石盒子组的沉积上限年龄为~280 Ma。样品YS-P1的分解年龄中408 Ma的峰值明显大于地层的沉积年龄, 而199 Ma、255 Ma的峰值则明显小于地层的沉积年龄。样品YS-P10的分解年龄中656 Ma的峰值明显大于地层的沉积年龄, 另外2个205 Ma、268 Ma的峰值则明显小于地层的沉积年龄。因此, 408 Ma和656 Ma这2个峰值年龄记录了沉积物源区构造热演化信息, 而199 Ma、255 Ma和205 Ma、268 Ma的峰值年龄记录的是华北板块南缘沉降和裂变径迹重启年龄信息。另一方面, 随着地层的抬升, 优先通过封闭温度的地层, 其中碎屑锆石具有更老的裂变径迹年龄, 位于地层的上部, 而下部地层中碎屑锆石具有更年轻的裂变径迹年龄, 这一特征符合样品YS-P1和YS-P10的实际层位。一旦地层遭受剥蚀被搬运到沉积盆地中, 则下部地层中表现出更老的碎屑锆石裂变径迹年龄, 明显与实际情况不符。

从上述年龄值可以看出, 华北板块南缘洛南地区二叠系碎屑锆石裂变径迹年龄记录了2次构造热事件。第1次发生在中—晚二叠世(268—255 Ma), 此时华北板块内部和北秦岭造山带都缺乏显著的岩浆活动, 只能将这次热事件与华北板块南缘的构造隆升作用联系起来。根据年龄-地形高差法, 将高程差作为剥露差, 可以获得年龄和高程的关系。根据所采集2个砂岩样品的高程差210 m, 可以算出华北板块南缘在268—255 Ma期间的隆升速率为16.41 m/Ma。华北板块南缘第2次构造热事件发生在晚三叠世—早侏罗世(205—199 Ma), 这次热事件与秦岭造山带晚三叠世造山作用密切相关(Dong et al., 2011, 2016; Dong and Santosh, 2016)。该时期, 秦岭造山带内发育有大量的花岗岩侵入体(Wang et al., 2013; Li et al., 2019), 在洛南地区的北部和南部都有分布(图 9)。大规模的岩浆活动具有足够高的温度, 使得锆石裂变径迹年龄得到热重置, 在岩浆冷却后, 裂变径迹年龄重启。根据年龄-地形高差法算出, 华北板块南缘在205—199 Ma期间的隆升速率为35 m/Ma, 隆升作用明显较中—晚二叠世更为强烈。

图 9

Fig.9

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	图 9 洛南及邻区早古生代—中生代花岗岩岩体分布示意图(据Dong et al., 2011, 有修改)Fig.9 Distribution of the Early Paleozoic-Mesozoic granites in Luonan area and adjacent areas(modified from Dong et al., 2011)

勉略洋盆是东古特提斯洋构造域的北侧分支洋盆, 洋盆消亡后形成了勉略缝合带。勉略缝合带内的蛇绿岩和相关火山岩的岩石学和地球化学研究表明, 勉略洋盆在志留纪时就已经形成, 并在中晚泥盆世时完全打开, 秦岭造山带由此进入晚古生代至三叠纪的板块构造新格局(张国伟等, 2003, 2004; Dong et al., 2011)。一种观点认为, 勉略洋盆的俯冲始于晚石炭世。三岔子地区的斜长岩和辉绿岩以及南坪地区的安山岩的锆石U-Pb年龄分别为300±61 Ma(李曙光等, 2003)、295—264 Ma(Lai and Qin, 2010)和246±3 Ma(Qin et al., 2008), 这些年龄表明勉略洋盆的俯冲发生在300—250 Ma期间。秦岭造山带再次进入俯冲造山的背景, 必然导致北秦岭发生一定程度的隆升, 为华北盆地晚石炭世—早二叠世沉积提供大量的碎屑物。然而, 秦岭造山带内分布有大面积的二叠纪沉积地层(张思敏等, 2014; 祁凯等, 2020), 且有来自华北板块北缘内蒙古隆起的沉积物(Cheng et al., 2019), 同时华北盆地南部下石盒子组与上石盒子组沉积时期也缺乏来自秦岭造山带的沉积物(Zhu et al., 2014; Wang et al., 2019), 这些证据表明勉略洋盆的俯冲并没有那么早, 其精确的俯冲时限尚需要更多的数据进行约束。

华北板块南缘由沉降到隆升的构造转换与秦岭造山带晚古生代勉略洋盆的演化密切相关, 指示了勉略洋盆俯冲的开始。这次隆升作用的证据还包括: (1)华北盆地南部石千峰组底部平顶山砂岩段古水流统计结果为由南向北(郑超等, 2003), 指示了盆地南部边缘的隆升, 沉积环境也由早—中二叠世的海陆过渡相转变为内陆湖泊相沉积。(2)华北板块南缘洛南地区二叠系石盒子组上部不整合覆盖新近系, 而华北盆地南部发育了上二叠统石千峰组及三叠系。由此可以看出, 华北板块南缘在晚二叠世发生隆升, 缺失了同时期沉积地层。(3)在物源研究中, 上二叠统石千峰组重新出现了来自北秦岭造山带的沉积物(曹高社等, 2019; Wang et al., 2019), 碎屑岩的地球化学特征也表明上二叠统石千峰组发生了构造转换(王艳鹏等, 2020)。早三叠世刘家沟组沉积时期, 华北南部的济源、登封、宜阳、韩城、铜川地区碎屑锆石年龄特征一致(Xie and Heller, 2013; Wang et al., 2020; Yang et al., 2021; 彭深远等, 2022; Xu and He, 2022), 碎屑沉积物来自于北秦岭造山带和华北板块南缘, 古流向也支持这一物源转变(白斌等, 2006), 物源演变特征也表明了华北盆地南部边缘再次隆升。(4)一些学者认为华北盆地上二叠统石千峰组底部平顶山砂岩与下伏上石盒子组呈不整合接触(刘和, 1990; 王仁农, 1997; Wu et al., 2021), 这个不整合面有可能与勉略洋盆的俯冲作用相关。(5)位于西秦岭的甘肃阳山金矿的独居石具有268±4 Ma的等时线年龄, 记录了勉略洋俯冲引发的晚古生代弧岩浆活动(杨荣生等, 2006)。勉略洋发生俯冲的时间与华北板块南缘发生隆升的时间十分相近, 因此, 勉略洋的俯冲作用可能是华北板块南缘隆升的动力来源。

利用碎屑锆石进行沉积物源分析时, 如何识别再旋回的锆石、恢复沉积物搬运路径是研究过程中的难点。笔者提倡尽量避免将样品的年龄频谱图与潜在物源区的年龄频谱图直接进行匹配, 而如果将古地理与古水流数据结合起来, 可以获得更精确的认识。

华北盆地南部上二叠统石千峰组底部平顶山砂岩段以及其上覆三叠系, 特别是中三叠统, 含有大量晚古生代碎屑锆石(Yang et al., 2006; Zhu et al., 2014; 曹高社等, 2019; Wang et al., 2019; Yang et al., 2021; 彭深远等, 2022; Xu and He, 2022)。第1种观点认为, 这些碎屑锆石应来自于华北板块北缘内蒙古隆起(Yang et al., 2006; Zhu et al., 2014; 曹高社等, 2019); 但对于平顶山砂岩来说, 它在华北盆地南部分布稳定, 地层厚度表现为自南向北减薄, 而粉砂岩及泥岩夹层厚度自南向北增厚, 这说明此时盆地的沉积中心应位于平顶山砂岩分布区域以北, 且来自华北板块北缘的沉积物难以跨越沉积中心, 并被搬运到华北板块南缘。而对于三叠系中存在大量晚古生代碎屑锆石难以理解的原因在于秦岭造山带已经进入到造山阶段, 这可以从下三叠统中保存有大量早古生代和新元古代的碎屑锆石得到佐证(彭深远等, 2019; Wang et al., 2020), 因此来自盆地南部的物源区没理由消失。第2种观点是将这些锆石与北秦岭造山带联系(高春云等, 2015), 因为北秦岭造山带内也分布有晚古生代的侵入岩体, 如翠华山岩体(345 Ma)、宝鸡岩体(262 Ma)、蟒岭岩体(291 Ma)和江里沟岩体(264 Ma)(张宏飞等, 1996; 孙小攀等, 2013), 但是这些岩体分布局限, 碎屑锆石产率较低, 不足以在华北盆地南部地层中形成主峰值年龄。第3种观点则认为这些锆石来自于再旋回的沉积物(Xie and Heller, 2013; 彭深远等, 2022), 但问题在于物源区位于何处?华北板块南缘隆升能够很好地解决这个问题, 主要基于以下2点原因: 一是华北板块南缘二叠系存在大量来自内蒙古隆起的晚古生代的碎屑锆石; 二是华北板块南缘于中—晚二叠世隆升, 能够为华北盆地南部上二叠统石千峰组及其上覆三叠系提供再旋回的沉积物。