內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶晚古生代-早中生代變質(zhì)基性巖的地球化學(xué)特征及其大地構(gòu)造意義*

張晉瑞　初航　魏春景　王康

1.北京大學(xué)地球與空間科學(xué)學(xué)院，北京　1008712.天津地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，天津　3001701.

1　引言

中亞造山帶是位于西伯利亞克拉通和華北克拉通及塔里木克拉通之間的一個巨大的增生造山帶，以新元古代到中生代一系列的島弧，弧前或弧后盆地，構(gòu)造混雜帶以及微陸塊為特征(Seng?retal.,1993; Xiaoetal.,2003,2009; Li,2006; Kr?neretal.,2007; Xuetal.,2013; Tangetal.,2013)。構(gòu)造混雜帶作為中亞造山帶東段的重要巖石單元，在內(nèi)蒙古中部地區(qū)可分為南、北兩帶，其中南帶下部主要為綠片巖相變質(zhì)的基性火山巖以及少量超基性巖和輝長、輝綠巖，局部出現(xiàn)藍(lán)片巖，上部以含鐵變質(zhì)碎屑巖系為主(唐克東，1983；徐備等，2001)；北帶為一套石英片巖、石英巖、含鐵石英巖、基性火山巖并夾少量薄層狀大理巖，局部出現(xiàn)以巖塊形式保存的超基性巖和藍(lán)片巖(徐備等，2001)。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為它們代表早古生代經(jīng)歷俯沖作用的洋殼殘片，并建立了南、北雙向俯沖的溝-弧-盆體系(邵濟(jì)安,1991; 唐克東,1992; Xiaoetal.,2003; Jianetal.,2008; Xuetal.,2013)。近年來對混雜帶的定年研究似乎支持這種認(rèn)識：De Jongetal.(2006)用Ar-Ar定年的方法得到南帶烏蘭溝地區(qū)的石英糜棱巖中多硅白云母年齡為453.2±1.8Ma和449.4±1.8Ma；李承東等(2012)通過鋯石U-Pb年代學(xué)方法確定南帶溫都爾廟地區(qū)變質(zhì)安山巖形成年齡為470±2Ma，上部石英巖的形成年齡為445～480Ma。值得注意的是，徐備等(2001)從北帶的藍(lán)片巖中得到了383Ma的藍(lán)閃石Ar-Ar年齡，并將其作為洋殼俯沖或碰撞的時代，但陳斌等(2009)對該藍(lán)片巖進(jìn)行鋯石U-Pb定年顯示其原巖至少形成于280～318Ma之后，因此藍(lán)片巖的Ar-Ar定年結(jié)果值得懷疑。唐克東(1992)在南帶烏蘭溝地區(qū)的藍(lán)片巖中得到鈉質(zhì)閃石年齡為446±15Ma，但初航等(2013)對該變質(zhì)基性火山巖(藍(lán)片巖)定年研究發(fā)現(xiàn)其中的鋯石均為捕獲鋯石，年齡變化從晚太古代到早中生代，最小的一組年齡(246～261Ma)限定該變質(zhì)基性火山巖的原巖形成于晚二疊世-早三疊世或之后。

盡管對于內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶的研究已取得大量研究進(jìn)展，但是許多重要的科學(xué)問題仍然沒有得到解決。到目前為止，對混雜帶中晚古生代-早中生代的變質(zhì)基性巖尚缺乏有力的地球化學(xué)制約，因而其形成的構(gòu)造環(huán)境不明確。它是否能夠代表典型的大洋洋殼，還需要進(jìn)一步予以論證。因此，本文選擇混雜帶中的變質(zhì)基性巖，在詳細(xì)野外地質(zhì)調(diào)查和巖相學(xué)研究的基礎(chǔ)上，重點(diǎn)研究其地球化學(xué)特征，慎重選擇地球化學(xué)指標(biāo)和相關(guān)判別圖解，探討變質(zhì)基性火山巖的原巖性質(zhì)和構(gòu)造環(huán)境。

2　區(qū)域地質(zhì)背景和樣品特征

內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶呈東西向不連續(xù)分布，面積達(dá)3000km2，南帶位于烏蘭溝-圖林凱地區(qū)，其南側(cè)為白乃廟島弧巖系；北帶位于芒和特-二道井-紅格爾一線，其北側(cè)為寶力道島弧增生雜巖帶。Xiaoetal.(2003)據(jù)此劃分出溫都爾廟俯沖增生雜巖和二道井增生雜巖帶，Xuetal.(2013)則稱之為南、北“雙俯沖”造山帶(圖1a)。區(qū)域出露地層主要有新元古代艾力格廟群、晚志留世-早泥盆世西別河組、泥盆紀(jì)色日巴彥敖包組、石炭紀(jì)本巴圖組和阿木山組、二疊紀(jì)哲斯組和大石寨組以及錫林郭勒雜巖。中生代火山-沉積地層多不整合覆蓋在古生代及以前地質(zhì)體之上。侵入巖包括寶力道古生代島弧花崗巖類(Chenetal.,2000)、三疊紀(jì)花崗巖(石玉若等，2007)，古生代斜長角閃巖和斜長花崗巖(Jianetal.,2008)等(圖1b)。

研究樣品采自南帶烏蘭溝、圖林凱和北帶芒和特、瑙木渾尼地區(qū)，采樣位置如圖1c-e所示。南帶被劃分到溫都爾廟群，分為兩個組：上部哈爾哈達(dá)組主要由絹云綠泥石英片巖、含鐵石英巖夾大理巖透鏡體組成；下部桑達(dá)來因組由變質(zhì)玄武巖、硅鐵質(zhì)巖、碳酸巖、蛇紋巖透鏡體及輝長輝綠巖組成，Chuetal.(2013)將其中的變質(zhì)玄武巖分弱變形(WD03-1/2，GPS: 42°35′14.03″N,113°04′14.68″E)和強(qiáng)變形(WD04-2，GPS: 42°35′39.12″N,113°00′53.50″E; WD05-1/2/3，GPS: 42°29′21.60″N,113°14′19.92″E)兩類：弱變形變質(zhì)玄武巖局部保留枕狀構(gòu)造，并發(fā)育氣孔和杏仁體(圖2a)；強(qiáng)片理化變質(zhì)玄武巖為千枚狀構(gòu)造，鱗片粒狀變晶結(jié)構(gòu)，主要礦物有陽起石、綠簾石、綠泥石、碳酸鹽和少量藍(lán)閃石(圖2b)。

混雜巖北帶在芒和特地區(qū)由基質(zhì)和巖塊構(gòu)成，基質(zhì)為絹云石英片巖和綠泥石英片巖，巖塊為變質(zhì)基性巖、石英巖、片理化灰?guī)r、片理化輝長巖和片理化花崗巖等。混雜帶南部被劃分到溫都爾廟群，主要由絹云石英片巖、二云母石英片巖、互層狀產(chǎn)出的石英巖和變質(zhì)基性巖組成(圖2c)。變質(zhì)基性巖樣品主要為鈉長陽起片巖、鈉長角閃片巖。鈉長陽起片巖為片狀構(gòu)造，粒狀鱗片纖柱狀變晶結(jié)構(gòu)，由陽起石、鈉長石、綠泥石、綠簾石或黝簾石組成(XL06，GPS: 42°59′28.41″N,111°18′40.91″E; XL07-1/2，GPS: 42°57′47.08″N；111°19′39.74″E)。鈉長角閃片巖(XL01，GPS: 42°59′59.66″N,111°19′40.78″E；XL02，GPS: 42°59′51.50″N,111°21′4.33″E；XL03，GPS: 42°59′56.36″N,111°21′2.06″E；XL08，GPS: 42°57′41.88″N,111°18′33.19″E)主要由鈣質(zhì)角閃石和少量鈉鈣質(zhì)角閃石、鈉長石、綠簾石和少量的石英組成。其中樣品XL08中的角閃石以凍藍(lán)閃石為主，鈉長石呈變斑晶產(chǎn)出，包裹細(xì)粒石榴石、角閃石和綠簾石等，包裹體殘縷彎曲呈“雪球”結(jié)構(gòu)。(圖2d)。

混雜帶北帶在瑙木渾尼地區(qū)同樣由基質(zhì)和巖塊組成，基質(zhì)為變質(zhì)火山巖和變質(zhì)細(xì)砂巖，巖塊包括硅質(zhì)白云巖、大理巖，石英片巖，超基性巖和藍(lán)片巖(Xuetal.,2013)?；祀s帶南部被劃分到溫都爾廟群，以石英片巖、石英巖、含鐵硅質(zhì)巖夾薄層狀大理巖為特征，并含一定數(shù)量的變質(zhì)基性火山巖。采集的變質(zhì)基性巖樣品均為藍(lán)片巖。樣品(14A/B/C/D，GPS: 43°27′34.68″N， 113°32′4.83″E)呈深藍(lán)灰色(圖2e)，具纖狀粒狀變晶結(jié)構(gòu)，主要由鈉長石、藍(lán)閃石、綠簾石、綠泥石、榍石以及少量石英組成。藍(lán)閃石具淺藍(lán)-藍(lán)紫多色性，局部發(fā)生綠泥石化(圖2f)。

3　測試方法

樣品的測試處理流程：首先將樣品用蒸餾水洗凈，然后用特制的剛玉瓷無污染顎式破碎機(jī)粗、中碎，用瑪瑙球磨機(jī)細(xì)碎至200目(0.74mm)以下；樣品的主量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(北京)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用ICP-OES法測試，測試精度為1%～3%；微量元素(稀土元素)分析在北京大學(xué)造山帶和地殼演化教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室利用ICP-MS法進(jìn)行，測試精度為2%～12%。

4　分析結(jié)果

4.1　主量元素特征

內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖全巖地球化學(xué)分析數(shù)據(jù)見表1。經(jīng)燒失量矯正后SiO2=49.02%～57.02%，Al2O3=10.66%～14.97%，應(yīng)屬于低鋁玄武巖系列，巖石相對低鈦貧鉀，TiO2=1.27%～2.66%，K2O低至0.02%～0.71%，Mg#介于0.42～0.60之間。Na2O/K2O=6.89～454.25， 表明樣品在變質(zhì)作用發(fā)生前可能存在細(xì)碧角斑巖化。

圖1　內(nèi)蒙古中部混雜帶的構(gòu)造位置(a,據(jù)Xu et al.,2013修改)、分布圖(b,據(jù)李承東等,2012修改)和南北帶的地質(zhì)簡圖及采樣位置(c,據(jù)Chu et al.,2013修改；d,e,據(jù)Xu et al.,2013修改)圖(a)中:SMM-南蒙微大陸；SME-額爾古納地塊南緣；NOB-北造山帶；SOB-南造山帶；NCC-華北克拉通；HB-渾善達(dá)克地塊Fig.1　Tectonic position (a,after Xu et al.,2013) and geological sketch map of the Central Inner Mongolia showing distribution of the mélange zones (b,after Li et al.,2012),and the geological map and sample locations of the southern and northern belt of the mélange zones,Central Inner Mongolia (c,after Chu et al.,2013; d,e,after Xu et al.,2013)In Fig.1a: SMM-South Mongolian Microcontinent; SME-Southern Margin of the Ergun block; NOB-Northern Orogenic Belt; SOB-Southern Orogenic Belt; NCC-North China Craton; HB-Hunshandake Block

圖2　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中的變質(zhì)基性巖的巖相學(xué)特征(a，b源自Chu et al.,2013)Ab-鈉長石；Brs-凍藍(lán)閃石；Cc-方解石；Chl-綠泥石；Ep-綠簾石；Gln-藍(lán)閃石；Grt-石榴石；Mu-白云母；Spn-榍石Fig.2　Occurrence and microphotographs of meta-basic volcanics in the southern and northern belt of the mélange zones,Central Inner Mongolia (a,b,from Chu et al.,2013)

TAS圖解(圖3a)顯示多數(shù)樣品點(diǎn)位于亞堿性玄武巖區(qū)域，少數(shù)樣品位于堿性玄武巖或安山巖區(qū)域；Zr/TiO2-Nb/Y圖解(圖3b)中同樣顯示亞堿性玄武巖到堿性玄武巖的過渡特征；在FeOT/MgO-SiO2圖解(圖3c)中所有亞堿性玄武巖都位于拉斑系列；在FeOT/MgO-TiO2圖解(圖3d)中多數(shù)樣品投入MORB區(qū)域，少數(shù)位于OIB及其邊界區(qū)域。

4.2　稀土元素特征

表1內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)組成
Table 1Major (wt%) and trace element (×10-6) compositions of meta-basic volcanics in the Ondor Sum Group

樣品號WD03?1WD03?2WD04?2WD05?1WD05?2WD05?3XL01XL02XL03XL06XL07?1XL07?2XL08?2AXL08?2BXL14AXL14BXL14CXL14D位置溫都爾廟?圖林凱地區(qū)(南帶)?芒和特地區(qū)(北帶)蘇尼特左旗地區(qū)(北帶)SiO241 9138 0444 0448 0746 2447 8647 4846 3848 0749 3550 8749 0948 0346 8647 9151 5943 4057 02Al2O314 9713 9713 9514 3214 6413 7414 3013 3714 5214 3215 8913 4915 1814 9712 0813 0111 0010 66FeOT8 637 998 4013 8614 2113 4912 9013 8912 8010 7811 2612 2910 5210 7711 4113 148 2313 04CaO11 1913 459 166 067 499 238 877 338 477 614 237 939 558 5912 957 3315 105 38MgO6 055 257 006 606 396 336 927 536 777 295 094 994 985 773 834 774 134 40K2O0 020 470 010 030 030 030 470 400 200 370 560 710 470 490 150 780 120 38Na2O4 203 263 633 272 992 492 713 852 662 853 853 332 893 271 021 513 662 67TiO21 271 731 601 961 851 682 031 962 171 502 482 181 972 022 242 661 122 13P2O50 160 280 240 170 150 170 040 250 070 020 220 150 260 260 280 390 080 35MnO0 140 130 320 190 200 190 220 260 160 170 140 240 180 190 220 200 170 17LOI10 5114 5310 713 944 233 302 153 162 704 154 504 034 034 936 462 9311 902 35Total99 0599 1099 0698 4798 4298 5198 0998 3898 5998 4199 0998 4398 0698 1298 5598 3198 9198 55Rb2 039 360 720 851 281 3810 948 334 3312 5319 1614 3411 699 976 2731 205 3511 30Sr149 0182 0123 0150 0181 0284 0297 1160 5286 7203 5152 0275 0385 1259 0552 0399 0275 0223 0Ba22 4033 6013 1018 9016 1016 20126 445 3631 5441 30160 1381 9154 3162 252 70219 044 10119 0Nb8 2317 6018 706 215 536 144 7815 323 312 265 094 2919 7219 4316 8020 604 1615 50Ta0 541 181 220 420 360 400 270 940 280 210 370 321 301 211 161 400 281 15Zr86 40133 0110 0117 0102 0114 0119 8143 6129 592 33140 2137 2122 4122 1140 0195 067 50145 0Hf2 543 693 143 663 253 614 034 344 322 994 714 443 603 624 315 191 912 37Ga13 0013 0014 7020 3020 4020 0019 5117 9422 8015 8522 4018 3623 8521 3910 9016 407 7621 10Th0 691 571 480 460 380 460 361 760 270 170 420 372 222 232 042 520 421 67La8 4813 5012 506 235 456 375 0114 634 402 765 323 6615 7816 2619 1019 604 3615 70Ce17 7027 6025 7015 9013 9016 2014 2730 6313 839 0616 0411 7733 3434 4845 9050 0013 2033 40Pr2 764 503 842 862 552 952 424 312 401 612 782 034 234 395 886 441 944 59Nd11 8019 0016 0013 9012 5014 3012 8919 3713 159 1014 8811 2118 4819 1226 9029 6010 1020 80Sm2 914 293 834 233 814 314 465 274 573 125 273 944 774 946 747 693 135 63Eu1 081 511 401 561 481 561 571 981 621 111 811 461 731 782 112 411 161 75Gd3 114 404 155 034 615 156 286 546 414 357 215 485 455 647 428 553 566 14Tb0 570 690 700 970 890 981 191 151 240 821 391 080 870 911 341 560 721 27Dy3 764 124 326 535 986 627 867 048 265 419 137 345 035 258 6010 104 847 71Ho0 770 800 831 341 221 361 751 481 881 191 991 671 011 061 822 101 051 64Er2 252 262 343 953 583 955 003 985 413 365 604 892 672 785 166 063 024 62Tm0 380 360 370 670 600 670 700 520 750 490 770 730 370 380 720 840 420 78Yb2 692 592 604 804 314 764 713 264 863 165 144 972 282 384 765 562 824 65Lu0 400 380 380 720 640 700 690 470 690 470 750 750 330 340 700 820 420 71Y18 0020 0020 7033 7031 1035 0045 3340 3149 0729 3048 8142 5425 6426 6547 8054 7027 6046 80Eu?1 091 051 071 031 081 010 911 030 910 920 900 961 041 030 910 911 060 91Ce?0 880 850 890 900 890 900 980 921 011 020 991 030 960 971 031 071 090 94∑REE58 6686 0078 9668 6961 5269 8868 80100 669 4846 0078 0860 9896 3599 71137 2151 350 74109 4(La/Yb)N2 133 513 240 880 850 900 723 020 610 590 700 504 684 602 712 381 042 28Hf/Ta4 703 132 578 719 039 0314 844 6515 1814 3312 7213 962 773 003 723 716 822 06Mg#0 560 540 600 460 440 460 490 490 490 550 450 420 460 490 370 390 470 38

注：*南帶變質(zhì)基性巖數(shù)據(jù)源自Chuetal., 2013

圖3　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的主量元素相關(guān)分類圖解(a)TAS圖解(據(jù)Cox et al.,1979)；(b)Zr/TiO2-Nb/Y圖解(據(jù)Winchester et al.,1976)；(c)FeOT/MgO-SiO2圖解(據(jù)Miyashiro,1974)；(d)FeOT/MgO-TiO2圖解(據(jù)Glassley et al.,1974)Fig.3　The discrimination diagrams related to major elements for meta-basic volcanics in the mélange zones,Central Inner Mongolia

內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的稀土元素含量變化范圍較大，但根據(jù)稀土總量及相關(guān)比值顯示其存在內(nèi)在差異，每個地區(qū)的變質(zhì)基性巖均可進(jìn)一步分為稀土含量相對較低、輕重稀土分異不明顯的Ⅰ類(∑REE=46.00×10-6～78.08×10-6，(La/Yb)N=0.50～1.04)和稀土含量相對較高、輕重稀土分異明顯的Ⅱ類(∑REE=58.66×10-6～151.3×10-6，(La/Yb)N=2.28～4.68)。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化的REE配分圖解(圖4a，c，e)中，Ⅰ類輕稀土弱虧損，曲線整體呈平坦型，總體特征類似于N-MORB；Ⅱ類為輕稀土微弱富集，重稀土相對虧損的右傾型式，與E-MORB相似。以上特征反應(yīng)了Ⅱ類可能有更加富集的源區(qū)成分的加入。兩類配分型式均無明顯Eu負(fù)異常。

4.3　微量元素特征

在微量元素分析表(表1)中，內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的微量元素含量均大于原始地幔值。利用元素Zr作橫坐標(biāo)，REE、Ti、Th、Hf、Ta等高場強(qiáng)元素作縱坐標(biāo)作圖(圖5)結(jié)果顯示Zr與這些高場強(qiáng)元素具有很好的正相關(guān)性。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素配分圖解(圖4b，d，f)中，各樣品的Ta和Nb沒有明顯負(fù)異常。根據(jù)高場強(qiáng)元素Hf/Ta比值和配分圖解的型式仍可將每個地區(qū)的變質(zhì)基性巖劃分為Ⅰ型和Ⅱ型。其中Ⅰ型具有近平坦或微弱的左傾正斜率虧損型的配分型式，Hf/Ta=6.82～15.18，與N-MORB相當(dāng)(Hf/Ta>5)，部分Ⅰ型的變質(zhì)基性巖輕微富集大離子親石元素Rb和Ba，暗示可能有少量陸殼成分的加入；Ⅱ型具右傾負(fù)斜率富集型的曲線特征，Hf/Ta=2.06～4.70，與E-MORB類似(Hf/Ta<5)。在Nb/Yb-Th/Yb圖解中(圖6a)，變質(zhì)基性巖具N-MORB和E-MORB特征，且有微弱的地殼混染趨勢；在DF1/DF2圖解(圖6b)中，所有樣品集中投入MORB區(qū)域；Hf/3-Th-Nb/16(圖6c)和Ti-Zr-Y×3圖解(圖6d)顯示所有樣品均投到了MORB(N/E-MORB)及板內(nèi)玄武巖的區(qū)域，具有連續(xù)的過渡特征。

圖4　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖解和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(球粒隕石、原始地幔、OIB、E-MORB和N-MORB均引自Sun and McDonough,1989)Fig.4　Chondrite-normalized REE and primitive mantle-normalized trace element diagrams for meta-basic volcanics in the mélange zones,Central Inner Mongolia (data of chondrite,primitive mantle,OIB,E-MORB and N-MORB from Sun and McDonough,1989)

5　討論與結(jié)論

5.1　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖形成的構(gòu)造環(huán)境

內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中的變質(zhì)基性巖普遍發(fā)育綠片巖相變質(zhì)，局部達(dá)到藍(lán)片巖相，從玄武巖變成綠(藍(lán))片巖需要大量流體注入(魏春景和崔瑩，2011)。低級變質(zhì)流體中可以攜帶水溶元素，但對高場強(qiáng)元素和稀土元素?cái)y帶能力有限。本文利用Zr與REE、Ti、Th、Hf、Ta的相關(guān)圖解(圖5)顯示這些元素與Zr分別具有很好的正相關(guān)性，基本反映原巖特征，因此可以用來示蹤源區(qū)。雖然K、Na被認(rèn)為在多數(shù)地質(zhì)過程中具有活動性，但樣品在Zr/TiO2-Nb/Y圖解(圖3b)與TAS圖解(圖3a)中顯示類似的巖漿系列，說明它們?nèi)匀豢煞从吃瓗r的某些性質(zhì)。

混雜帶中變質(zhì)基性巖的地球化學(xué)特征類似于N-MORB和E-MORB。相關(guān)構(gòu)造判別圖解顯示這些變質(zhì)基性巖應(yīng)為洋中脊玄武巖，代表一個小型的陸間洋盆。部分變質(zhì)基性巖保留完好的枕狀構(gòu)造，夾有超基性巖、硅鐵質(zhì)巖層以及碳酸鹽巖透鏡體，也說明洋盆可能存在，但不會太深。Chuetal.(2013)在變質(zhì)玄武巖中發(fā)現(xiàn)大量來自陸殼的巖漿鋯石，也說明當(dāng)時洋盆規(guī)模是有限的。

圖5　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖Zr與主(TiO2)、微量元素(La、Sm、Nd、Nb、Ta、Hf)相關(guān)圖Fig.5　Zr vs.selected major (TiO2) and trace elements (Th,La,Sm,Nd,Gd,Ta,Hf) variation diagrams for meta-basic volcanics in the mélange zones,Central Inner Mongolia

前人研究表明內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中的變質(zhì)基性巖應(yīng)形成于晚二疊世到早三疊世(陳斌等，2009；Chuetal.，2013)，北帶芒和特地區(qū)的變質(zhì)基性巖雖然沒有年代學(xué)數(shù)據(jù)，但從地球化學(xué)顯示的構(gòu)造環(huán)境來看，也應(yīng)該是晚古生代之后的產(chǎn)物。而近乎相同時期，內(nèi)蒙中部發(fā)育有哲斯組和林西組碎屑沉積。哲斯組為一套砂巖、頁巖和碳酸鹽組合，為淺海相的環(huán)境；林西組以特有的黑灰色砂巖、板巖為特征，為一套瀉湖相碎屑沉積。哲斯組和林西組近東西向分布于混雜帶的南北兩側(cè)或附近，從MORB型變質(zhì)基性巖到哲斯組、林西組碎屑沉積反映該有限洋盆從深海相到淺海-海陸交互相的空間變化。

5.2　區(qū)域構(gòu)造演化

圖6　內(nèi)蒙古中部構(gòu)造混雜帶中變質(zhì)基性巖的構(gòu)造判別圖解(a,據(jù)Pearce,2008；b,據(jù)Agrawal et al.,2008；c,據(jù)Wood,1980；d,據(jù)Pearce and Cann,1973)IAT-島弧拉斑玄武巖；CAB-鈣堿性玄武巖；WPT-板內(nèi)拉斑玄武巖；WPA-板內(nèi)堿性玄武巖；WPB-板內(nèi)玄武巖Fig.6　Discrimination diagram for the tectonic environment of meta-basic volcanics in the mélange zones,Central Inner Mongolia (a,after Pearce,2008；b,after Agrawal et al.,2008；c,after Wood,1980；d,after Pearce and Cann,1973)

很多學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋一直持續(xù)到晚古生代末-早中生代才最終閉合(Xiaoetal.,2003,2009; Chenetal.,2009; Jianetal.,2008,2010; Caoetal.,2013)。主要證據(jù)有：(1)內(nèi)蒙古中部賀根山和索倫山蛇綠巖帶中的超鎂鐵質(zhì)巖石中得到300～250Ma的SHRIMP年齡，被認(rèn)為代表晚古生代的古亞洲洋洋殼(Xiaoetal.,2003,2009; Miaoetal.,2008; Jianetal.,2010)；(2)蘇左旗白音寶力道石英閃長巖(309Ma,Chenetal.,2000,2009)、西烏珠穆沁旗達(dá)其渾迪、金星石英閃長巖(325±3Ma和322±3Ma，劉建峰等，2009)、白音高勒石英閃長巖(313±5Ma～323±4Ma，鮑慶中等，2007)等為鈣堿性I型系列，被認(rèn)為是晚古生代古亞洲洋持續(xù)俯沖的島弧巖漿產(chǎn)物(Chenetal.,2000,2009)。

但很多研究結(jié)果并不支持上述觀點(diǎn)。王成文等(2009)通過對內(nèi)蒙古及東北地區(qū)哲斯腕足群的研究認(rèn)為整個內(nèi)蒙及東北地區(qū)在晚古生代應(yīng)屬于一個穩(wěn)定地塊，即佳-蒙地塊。而內(nèi)蒙中部在石炭紀(jì)發(fā)育穩(wěn)定的淺海相沉積，代表圍繞佳蒙地塊核心呈環(huán)狀分布的晚古生代陸緣碎屑沉積。很多證據(jù)表明內(nèi)蒙中部早二疊世為伸展型大地構(gòu)造背景：早二疊世(295～270Ma)內(nèi)蒙中部發(fā)生了大范圍的高堿性花崗巖的侵位(洪大衛(wèi)等，1994)；錫林浩特地區(qū)也發(fā)現(xiàn)了大量A型花崗巖(施光海等，2004)；二疊紀(jì)大石寨組火山巖在區(qū)域上呈面狀分布，具有雙峰式的特征(Zhuetal.,2001; Zhangetal.,2008)；位于滿都拉地區(qū)二疊紀(jì)基性巖形成于“紅?！毙偷牧压拳h(huán)境(晨辰等，2012)。區(qū)域地質(zhì)特征顯示內(nèi)蒙中部晚古生代鈣堿性I型巖漿巖多為分散或孤立的一套多期深成巖或巖席，且深成作用持續(xù)的時間很短，沒有與之同時期伴生的大規(guī)模安山質(zhì)和英安質(zhì)火山巖，因此這些所謂的“島弧巖漿巖”可能代表加里東I型，即造山期后隆起型，并不代表真正的島弧巖漿。綜合以上分析，在石炭紀(jì)之前，內(nèi)蒙中部地區(qū)的古亞洲洋已經(jīng)結(jié)束演化，隨后應(yīng)處于后碰撞環(huán)境。

很多有力的證據(jù)支持古亞洲洋的碰撞閉合應(yīng)發(fā)生在晚泥盆-早石炭世。Tang (1990)依據(jù)縫合帶的巖石組合和沉積相分析認(rèn)為西伯利亞板塊與華北板塊的碰撞發(fā)生在泥盆紀(jì)之前；邵濟(jì)安(1991)根據(jù)晚古生代地層的沉積相、蛇綠巖的特征認(rèn)為俯沖作用在石炭紀(jì)已經(jīng)完成；Xuetal.(2013)提出內(nèi)蒙中部存在雙俯沖碰撞，強(qiáng)調(diào)南部造山帶中晚志留世的西別河組前陸磨拉石建造不整合覆蓋在混雜帶和徐尼烏蘇組復(fù)理石建造之上，北部造山帶中-晚泥盆世的色日巴彥敖包組磨拉石不整合覆蓋在混雜帶之上，因而認(rèn)為古亞洲洋的閉合應(yīng)發(fā)生在晚泥盆世。分布于內(nèi)蒙中部的錫林郭勒雜巖發(fā)生高角閃巖相變質(zhì)作用的年齡為337Ma(薛懷民等，2009)，應(yīng)該與古亞洲洋在晚泥盆-早石炭世的碰撞閉合有關(guān)。

古亞洲洋閉合后，到晚古生代內(nèi)蒙中部成為佳-蒙地塊的一部分，石炭紀(jì)期間整個內(nèi)蒙古中部發(fā)育穩(wěn)定的淺海相沉積，局部為造山后隆起環(huán)境，發(fā)育加里東I型花崗巖和花崗閃長巖。從晚石炭世-早二疊世開始內(nèi)蒙中部處于伸展環(huán)境，發(fā)育大量的堿性巖、堿性花崗巖及雙峰式火山巖(洪大衛(wèi)等,1994; Zhuetal.,2001; 施光海等,2004; Zhangetal.,2008; Mengetal.,2011)，到中二疊世開始裂解形成若干近東西向分布的海盆，發(fā)育哲斯組、林西組淺海相、瀉湖相沉積。持續(xù)的伸展形成了有限洋盆，發(fā)育多處晚古生代的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖，如混雜帶中晚古生代-早中生代的變質(zhì)基性巖、滿都拉地區(qū)二疊紀(jì)基性巖(晨辰等，2012)、賀根山蛇綠巖等。西拉木倫斷裂帶內(nèi)發(fā)育的大規(guī)模早中生代酸性侵入體，如方框子和雙井子單元中264Ma和229～237Ma的S型花崗巖(李益龍等，2009)，意味著到晚二疊世-早三疊世之后，有限洋盆最終閉合(Caoetal.,2013)。對于閉合的機(jī)制，筆者認(rèn)為大約相同時期(早中三疊世)，華北板塊與揚(yáng)子板塊實(shí)現(xiàn)全面碰撞和陸內(nèi)造山而形成大別-蘇魯造山帶(Zheng,2012)，這種強(qiáng)大動力可能通過剛性的華北板塊傳遞到北緣，使得有限洋盆發(fā)生被動的閉合。這種閉合導(dǎo)致內(nèi)蒙中部南、北構(gòu)造混雜帶的形成，繼而引發(fā)混雜帶中晚古生代-早中生代基性巖以及整個內(nèi)蒙中部的晚古生代沉積發(fā)生廣泛的綠片巖相變質(zhì)作用，而局部藍(lán)片巖的形成可能與有限洋盆的俯沖作用有關(guān)。

致謝感謝中國地質(zhì)大學(xué)(北京)秦紅老師在主量元素分析方面、北大地空學(xué)院古麗冰老師在微量元素分析方面的幫助；感謝北大地空學(xué)院錢加慧、李瑞彪對本項(xiàng)研究的建議與幫助。

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