内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩年代学、地球化学特征及地质意义*

杨泽黎 胡晓佳 王树庆 辛后田 李承东 刘文刚

中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170

中亚造山带位于西伯利亚板块与华北板块之间，是显生宙地壳增生与改造最为显著的地区(Wuetal., 2000; 洪大卫等, 2003; Jahnetal., 2004; Wangetal., 2009)。自新元古代以来，中亚造山带经历了长期复杂的地质演化，伴随着俯冲-增生造山作用，在区域内形成了大面积分布的岩浆岩以及众多矿床，具有重要的理论研究意义及经济价值，其地质演化历史一直是地学界关注的热点(Badarchetal., 2002; Windleyetal., 2007; Kröneretal., 2014; Liuetal., 2017)。兴蒙造山带作为中亚造山带东段的重要组成部分，保存了古亚洲洋多期俯冲及西伯利亚和华北板块碰撞拼合的重要信息(Jianetal., 2008; Xiaoetal., 2009; Xuetal., 2015)，而作为这些地质事件的直接记录，造山带中广泛发育的古生代岩浆作用则为认识地质过程中岩石圈结构、构造历史、物质组成与演化等提供了关键线索(Xiaoetal., 2015; Safonova, 2017; Zhouetal., 2018)，因此，以古生代岩浆作用为切入点开展工作，对于研究兴蒙造山带的地质演化进而恢复造山带结构具有重要意义。

兴蒙造山带古生代岩浆作用可大致划分为早古生代、晚古生代两个时期，其中早古生代岩浆记录主要沿南北两条岩浆岩带分布，北带位于苏尼特左旗-锡林浩特一线，包括苏左旗白音宝力道岛弧侵入岩(石玉若等, 2005; Jianetal., 2008)、锡林浩特乌兰敖包图岩体等(王树庆等, 2016)，南带则分布于巴特敖包-白乃庙-温都尔庙-正镶白旗地区，以图古日格、巴特敖包和太古生庙岩体为代表(陶继雄等, 2005; 张维和简平, 2008; 白新会等, 2015)，并与同期的白乃庙群(Zhangetal., 2014; Lietal., 2015 )火山岩伴生。对于这期岩浆事件多数学者认为其与古亚洲洋在早古生代沿上述地区的双向俯冲有关(Xuetal., 2013; Lietal., 2014; Liuetal., 2017)。除以上两条岩浆岩带外，近年来的研究显示，贺根山北侧二连-东乌旗地区也有相当数量的早古生代岛弧火山-岩浆记录存在，包括阿巴嘎旗北部的吉尔嘎郎图岩体，东乌旗马勒格黑敖包、朝不楞以及乌拉盖等酸性侵入体，同期多宝山组火山岩则断续分布在巴彦呼热、冬贵敖包、巴润必鲁特等地，并可延伸至东北扎兰屯-多宝山地区，代表了区域内一次重要的俯冲事件。然而目前对该岩浆岩带研究仍然较少，总体来看不仅形成构造背景尚不明确，甚至对不同地区的同期岩浆岩成因也存在不同的解释(佘宏全等, 2012; 赵利刚等, 2012; Wuetal., 2015; 李红英等, 2016; Liuetal., 2017)，而其中相对侵入岩而言，分布范围更广的火山岩资料更是尤为缺乏，目前只有部分区调工作展开(袁帅等, 2014(1)袁帅, 赵斌, 裴伟谦, 高海龙, 李钢. 2014. 内蒙古巴彦呼热等四幅1:50000区域地质调查. 包头:内蒙古自治区第五地质矿产勘查开发院; 李建荣等, 2015(2)李建荣, 米广尧, 庞志斌, 孙华, 闫文胜, 杨月生, 刘伟东. 2015. 内蒙古额仁高壁等四幅1:50000区域地质调查. 太原: 山西省地质调查院)，这些工作不仅深入程度不够，更缺乏与周边地区的对比，制约了对早古生代兴蒙造山带北缘构造演化历史的认识。基于以上现状，本次研究即以东乌旗北部额仁高壁地区早古生代火山岩为对象，在岩石学、锆石U-Pb年代学和地球化学分析基础上，结合区域上同期岩浆作用的对比，以探讨岩浆的成因演化，阐明岩石形成的相关构造背景，进而对早古生代兴蒙造山带北缘中段早古生代构造格局进行限定。

1 地质背景及岩石学特征

二连-东乌旗早古生代火山岩断续分布于贺根山北侧中蒙边境一带，大地构造位置属于西伯利亚板块南缘的乌里雅斯太活动陆缘(Xiaoetal., 2003, 图1a)。本次研究采样区域位于东乌旗东北部额仁高壁苏木南侧(图1b)，火山岩样品主要采集自早中奥陶世多宝山组。除多宝山组外，区内主要出露地层包括奥陶纪铜山组、裸河组海相碎屑岩，志留纪卧都河组、泥盆纪安格尔音乌拉组滨-浅海相沉积建造，石炭纪宝力高庙组陆相火山岩沉积以及大面积分布的中生代火山地层，其中多宝山组位于铜山组之上，上部被裸河组整合覆盖，并与上志留统卧都河组和上泥盆统安格尔音乌拉组断层接触，地层具有较为明显的变形特征，北东东向紧闭褶皱发育，普遍被晚古生代及中生代侵入岩穿切改造。

图1 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩构造位置(a, 据Xiao et al., 2003; Li et al., 2014)及地质简图(b, 据李建荣等, 2015)

研究区早古生代火山岩分布范围有限，大部分为火山熔岩，岩性以中基性岩为主，夹少量酸性岩，岩石组合包括石英角斑岩、变质细碧岩、变质玄武岩、玄武质安山岩、变质安山岩、安山质晶屑凝灰岩、安山质火山角砾岩等，以及少量变质英安岩或流纹岩等，岩石普遍存在糜棱岩化和构造置换(图2b)。本次工作共采集了12件样品，其中8件为中基性火山岩，岩性为玄武岩或安山岩；4件酸性火山岩，岩性为流纹岩。玄武岩呈斑状结构，斑晶主要为半自形板柱状斜长石，表面绢云母化及碳酸盐化，偶呈聚斑状产出，含量10%～15%，基质主要由长石及暗色矿物假像组成，具有一定褐铁矿化和次闪石化(图2c, d)；安山岩呈变余斑状结构，斑晶成分主要为斜长石，含量较高，约25%，另有少量单斜辉石，多被次闪石交代呈假像，基质则由斜长石及暗色矿物组成，糜棱岩化特征明显(图2e, f)；流纹岩呈变余斑状结构，斑晶为板条状斜长石(15%～20%)和少量石英(5%～10%)，石英斑晶在野外及镜下可见碎斑结构(图2g, h)，基质为隐晶质或微晶质的云母、长石和石英，矿物具有一定绢云母化和粘土化。

图2 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩野外特征及岩相学显微照片

2 分析方法

2.1 锆石U-Pb定年及Hf同位素分析

在避免污染的条件下将全岩样品破碎，经水粗淘、强磁分选、电磁分选及酒精细淘，在显微镜下挑选出锆石，注入环氧树脂制靶，待固结后打磨至锆石颗粒核部露出并抛光，测试前在北京锆年领航科技有限公司的日本电子JSM_6510型扫描电镜上进行阴极发光照相。锆石U-Pb年龄测试及Hf同位素分析均在天津地质矿产研究所同位素实验室通过LA-ICP-MS方法完成，测试采用NEW WAVE 193-FXArF准分子激光系统取样，He气作为剥蚀物质载气，利用Thermo Fisher公司的Neptune型ICP-MS进行分析。锆石U-Pb年龄测定使用直径35μm激光束斑，剥蚀时间30s，内外标分别为美国国家标准技术研究院研制的人工合成硅酸盐标准参考物质NIST610和澳大利亚锆石标样GEMOC/GJ-1 (207Pb/206Pb年龄为608.5±1.5Ma, Jacksonetal., 2004)。分析数据的处理均采用软件ICPMSDataCal 9.2 (Liuetal., 2008, 2010a)完成，详细的仪器操作条件和数据处理方法同Liuetal. (2008, 2010a, b)。U-Pb年龄谐和图绘制和年龄统计权重平均计算采用Isoplot/Ex_ver3(Ludwig, 2003)完成。

锆石原位微区Hf同位素分析是在锆石LA-ICP-MS U-Pb定年的基础上，采用同型号质谱仪完成。测试参照锆石阴极发光(CL)图像，选择在原年龄测定点位置或附近进行。激光剥蚀束斑直径为50μm，剥蚀时间为30s，采用91500和GJ-1作为外标计算Hf同位素比值，本次实验获得的上述2个标样的176Hf/177Hf比值分别为0.282284±21(n=11, 2σ)和0.282006±19(n=22, 2σ)。具体仪器配置和实验流程参见耿建珍等(2011)。Hf同位素数据处理采用ICPMSDataCal 9.2程序完成(Liuetal., 2010a)。

图3 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩锆石CL图像、LA-ICP-MS分析点位、εHf(t)值及U-Pb谐和图

2.2 全岩地球化学及Sr-Nd同位素分析

全岩地球化学元素测试在天津地质矿产研究所实验室完成。新鲜无蚀变的岩石样品破碎至200目后送实验室分析。主量元素在样品制成熔片后通过X射线荧光光谱法(XRF)测试，X射线工作电压为50kV，电流为50mA，相对于标准样品的测定值，在元素丰度>1.0%时相对误差为±1%，元素丰度<1.0%时为±10%，FeO采用氢氟酸、硫酸溶样、重铬酸钾滴定容量法测试，分析精度优于2%，微量元素使用ICP-MS测试，样品测定值和推荐值的相对误差小于10%，且绝大多数值在5%以内。

Sr、Nd同位素比值测试采用Triton热电离质谱进行测定，将200目全岩粉末用HF+HClO4+HNO3溶解。利用AG50W×12阳离子交换树脂分离Rb、Sr，然后采用HEHEHP树脂(P507)技术分离纯化Nd，全流程空白本底稳定在Sm=3.0×10-11g；Nd=5.4×10-11g。Sr的质谱标准样NBS987的结果为87Sr/86Sr=0.710243±30，LRIG质谱标准样结果为143Nd/144Nd=0.512201±30，国家一级标准Sm-Nd岩石样GBS04419的结果是：Sm=3.017×10-6、Nd=10.067×10-6、143Nd/144Nd=0.512740±4。标准岩石样BCR-2的结果是：Rb=(46.6±0.92)×10-6、Sr=(336.03±6.74)×10-6、87Sr/86Sr=0.704961±30，Sr分馏的内校正因子采用88Sr/86Sr=8.375210、Sm=(6.70±0.13)×10-6、Nd=(27.99±0.55)×10-6、143Nd/144Nd=0.512631±29。Nd分馏的内校正因子采用146Nd/144Nd=0.7219。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次研究对安山岩样品16NM19和流纹岩样品16NM22进行了定年，安山岩样品采集于额仁高壁东侧(GPS位置：46°10′46″N、118°23′57″E)，流纹岩样品采集自准查干乌拉地区(GPS位置：45°59′51″N、118°18′19″E)。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果列于表1，代表性锆石颗粒的阴极发光(CL)图像及测定点位和相应的U-Pb年龄谐和图见图3。

镜下鉴定显示安山岩中的锆石多为淡黄色，半透明，棱柱状或短柱状，内部可见包裹体，长度50～150μm，长宽比介于1.5:1～2:1之间。CL图像显示大部分锆石内部发育振荡环带，被测锆石Th/U比值均较高(0.27～0.52，样品共获得26个有效数据)，为岩浆结晶锆石(吴元保和郑永飞, 2004)。在206Pb/238U-207Pb/235U谐和图上均投影在谐和线上或谐和线附近(图3b)，206Pb/238U 表面年龄变化于446～457Ma，加权平均值为452±2(MSWD=0.28, 2σ)，为晚奥陶世岩浆作用产物，和二连-东乌旗地区早古生代岩浆岩峰期年龄基本一致(赵利刚等, 2012; 李红英等, 2016)。定年还获得了2个948Ma以及169Ma的离群年龄，前者锆石边缘较为浑圆，内部环带不明显且感光性较差，特征与岩浆结晶锆石不同，可能为捕获锆石，而测区内早古生代地层碎屑锆石也报道过一致的928～955Ma峰值年龄(Xuetal., 2017)，可以对应；后者锆石形态近似碎屑锆石，并且仅偶然出现，同时巴彦呼热等四幅1:5万区调项目在该组地层中采集到奥陶纪-志留纪三叶虫及腕足化石(袁帅等, 2014)，约束了时代下限，因此将其作为成岩年龄的力度不足，推测其可能为样品处理过程中偶然混入。

表1 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果

Table 1 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of Early Paleozoic volcanic rocks in northern East Ujimqin Banner, Inner Mongolia

测点号含量(×10-6)PbUTh/U同位素比值表面年龄(Ma)207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ207Pb206Pb1σ16NM19 安山岩-1455870.460.920.0140.06910.00070.09680.0012431466410156324-2253450.400.570.0100.07160.00070.05820.00094465461853634-3253370.350.560.0090.07260.00080.05590.00084525451744832-4364940.340.570.0080.07260.00080.05720.00074525459749828-5223060.290.560.0090.07260.00080.05610.00084525452845532-6476180.500.580.0080.07290.00080.05730.00074535462750327-7445990.360.740.0120.07050.00070.07660.001243945659111230-8222960.370.580.0100.07280.00070.05800.00094535466853234-9223040.330.580.0100.07270.00070.05780.00094535464852235-10141930.270.580.0120.07320.00080.05730.001145554631050442-11638070.640.880.0180.06940.00070.09170.0019433564013146039-12314140.600.690.0180.06990.00070.07170.002243555331497762-13192460.450.580.0120.07340.00070.05770.001145754671051842-14212880.390.590.0100.07280.00070.05900.00094535472856634-15223010.390.570.0090.07330.00070.05640.00084565458846633-16293920.400.570.0090.07280.00070.05700.00094535460849134-17233550.460.680.0110.05940.00060.08330.001237245288127528-18567510.450.560.0080.07280.00080.05610.00074535453645526-19385170.410.590.0090.07280.00070.05870.00084534470755528-20628330.510.600.0120.07190.00070.06020.00104484476961236-21182540.290.710.0150.07070.00070.07300.0014440454611101540-22101360.460.570.0230.07190.00070.05770.002144854601852081-239112250.430.570.0080.07270.00080.05640.00074525455646926-24587680.390.780.0120.07120.00090.07990.001244365889119431-25885640.301.540.0210.15840.00160.07070.000894899481394923-26141930.280.570.0150.07240.00070.05700.001545144581249257-27152100.360.570.0110.07290.00080.05690.00104535459948939-28334580.380.590.0090.07240.00080.05960.00084515474758730-29141930.280.570.0110.07270.00080.05680.00104535458948640-30405440.400.590.0090.07230.00070.05930.00084505472757928-31557200.581.060.0170.06840.00070.11190.0018427473212183128-32202610.490.820.0150.07050.00070.08430.0016439460811129837-33638300.520.570.0080.07250.00070.05710.00074514458649626-3472200.880.180.0100.02660.00030.04960.002616921709177125-35223000.380.580.0100.07270.00080.05750.00104535462851137-36567360.350.750.0110.07040.00080.07740.001043955699113225-37273640.390.570.0090.07240.00070.05690.00084505457748732-38222970.300.560.0100.07260.00070.05620.0009452545384593516NM22 流纹岩-1182240.540.730.0180.07760.00090.06810.001448255561387244-2293940.560.540.0100.06870.00070.05680.00104284437848538-3324500.530.530.0100.06770.00070.05700.00094225434849335-4273670.680.530.0120.06760.00070.05720.001242244341049747-5283780.610.540.0100.06900.00070.05670.00094305438847936-6314230.500.530.0100.06980.00070.05530.00094355433842336-7183470.630.480.0110.04750.00050.07270.001729933959100646-8273610.500.530.0100.07160.00070.05370.00094464432835937-9192610.510.540.0120.06920.00070.05650.001243154381047447-10243320.460.540.0110.06980.00070.05590.00104354437844941

续表1

Continued Table 1

测点号含量(×10-6)PbUTh/U同位素比值表面年龄(Ma)207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ206Pb238U1σ207Pb235U1σ207Pb206Pb1σ-11384980.650.540.0170.06930.00070.05640.001743244371446766-127910110.820.530.0080.06930.00070.05510.00084324429741731-13243340.500.530.0100.06890.00070.05570.00104294431843938-14223080.620.560.0210.06460.00070.06330.002140344541772070-15304120.620.540.0100.06910.00070.05670.00094304439848135-16233160.450.540.0100.06920.00070.05660.00104314438847638-17334480.620.670.0110.06830.00070.07110.00114264521896131-18111860.590.480.0180.05580.00060.06170.002335043951566579-19233130.610.530.0100.06870.00070.05610.00104285433845738-20232630.500.720.0170.08360.00090.06280.001351865531370344-21213040.400.540.0140.06810.00070.05740.001542444381250856-22314240.580.530.0090.06870.00070.05600.00084284433745432-23344910.430.530.0090.06840.00070.05590.00084265430744733-24294000.650.540.0100.06820.00070.05760.00094264440851635-25547630.460.530.0090.06940.00080.05590.00074335435744728-26476350.660.540.0080.06870.00070.05680.00084294437748430-27162180.410.540.0200.06980.00070.05560.002043544351643680-28516810.740.530.0090.06870.00070.05630.00094284434846435-29263480.680.530.0090.06810.00070.05630.00094254431746335-30324390.500.530.0090.06910.00080.05600.00084315434845331-318910871.120.540.0080.06890.00070.05680.00074294438648228

流纹岩样品中的锆石为自形短柱状，淡黄色半透明，长宽比为1:1～2:1之间，阴极发光图像中可见细密的振荡环带发育，同时所有测点的Th/U比值均大于0.1(0.40～1.12)，显示典型的岩浆成因锆石特征。样品共获得31个测点数据，其中25个数据谐和度较高为有效数据，在206Pb/238U-207Pb/235U 谐和图上，206Pb/238U表面年龄变化于422～446Ma，加权平均值为430±2Ma(MSWD=1.2, 2σ)，表明流纹岩形成时代较晚，为中志留世(图3d)，这一年龄晚于区域内已有报道的早古生代岩浆岩年代下限(赵利刚等, 2012)，可能代表了二连-东乌旗早古生代岩浆岩带最晚期的岩浆活动。

3.2 主量元素

表2列出了早古生代火山岩的主量元素分析结果及相关参数，从表中数据可以看出，中-基性火山岩样品SiO2含量在46.77%～58.52%之间；铝含量偏高，Al2O3为14.95%～20.07%；MgO变化范围较大，为2.51%～8.33%；除2件样品可能受蚀变影响外，CaO含量整体较高，在7.22%～13.49%之间；全碱及钾含量偏低，K2O+Na2O=2.76%～6.72%，在TAS关系图上大部分落在亚碱性系列范围内(图4a)，K2O/Na2O<1。另外，在Nb/Y-Zr/TiO2图解中，中基性火山岩投影于安山岩/玄武岩和亚碱性玄武岩分界处(图4b)。流纹岩样品富硅(SiO2=71.95%～73.60%)，贫铝(Al2O3=11.64%～12.87%)，A/NCK=0.90～0.94，镁、钙含量相对偏低(MgO=0.32%～0.40%，CaO=1.36%～1.55%)，贫碱但高度富钠，在TAS图解中归属于亚碱性系列(图4a)，而在Nb/Y-Zr/TiO2图解中则主要投影于流纹岩/英安岩区域(图4b)。

3.3 微量及稀土元素

表2列出了早古生代火山岩样品的微量及稀土元素分析结果，图5为中基性岩和流纹岩样品原始地幔标准化的微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土配分曲线。在微量元素组成上(图5a)，中基性火山岩整体较为富集Rb、Sr等大离子亲石元素，Th、U含量较高，Nb、Ta等高场强元素则明显亏损，Ta/La比值不高，整体配分形式类似于二连-东乌旗地区的乌拉盖晚寒武世岛弧基性侵入岩(杨泽黎等, 2018)以及东北多宝山岛弧火山岩(Wuetal., 2015; Fengetal., 2017)，具有与俯冲相关岩浆岩的特点。而在稀土元素方面(图5b)，中基性火山岩稀土含量偏低，∑REE范围为30.08×10-6～77.62×10-6；轻稀土相对重稀土略有富集，(La/Yb)N=1.41～2.81；Eu负异常不显著，部分样品甚至还具有一定正异常，δEu=0.76～1.12，结合样品Sr元素也相对富集来看，岩浆没有经历明显的斜长石分离结晶，演化程度不高。

表2 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩主量(wt%)及微量元素含量(×10-6)

Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element concentrations of Early Paleozoic volcanic rocks in northern East Ujimqin Banner, Inner Mongolia

样品号16NM1516NM1616NM1716NM1916NM2016NM2116NM2616NM2716NM2216NM2316NM2416NM25中基性火山岩酸性火山岩SiO249.0258.5252.5054.8446.7747.5148.5858.2573.6073.3672.2271.95TiO21.010.870.850.710.970.990.990.880.670.660.640.63Al2O320.0215.0317.5014.9515.4215.5420.0715.0911.6411.6912.8412.87Fe2O33.913.841.592.163.913.554.924.564.754.774.324.29FeO7.757.095.097.176.026.087.076.570.520.620.480.62MnO0.120.220.250.200.620.610.120.220.0340.0360.0420.042MgO4.742.513.354.598.337.884.852.570.330.320.400.39CaO3.317.3413.498.6811.811.573.247.221.551.511.401.36Na2O5.112.543.583.812.242.275.192.635.785.896.096.26K2O1.550.220.151.321.161.441.530.220.560.550.980.97P2O50.170.150.110.100.440.450.170.150.160.160.150.15LOI2.430.890.970.681.661.432.500.910.350.370.380.40ALK6.662.763.735.133.403.716.722.856.346.447.077.23A.R.1.801.281.271.551.291.321.811.292.852.912.973.07Ga12.815.515.712.213.513.012.812.510.310.714.214.0Cs8.761.271.411.5623.526.815.71.460.920.971.071.35Rb49.03.103.0013.620323456.64.1011.015.219.721.6Ba11210231.240619333219212297.9144150207Th1.321.031.271.061.641.652.481.954.6410.24.529.68U0.710.710.530.741.291.461.061.041.912.821.562.68Nb2.552.032.832.253.63.522.72.0114.617.6913.537.44Ta0.170.130.200.180.200.200.220.160.940.740.920.70Sr22342333118440240628357810077.8120140Nd11.19.318.856.0711.311.016.812.719.332.318.430.4Zr56.244.643.938.765.867.869.653.0291350287333Hf2.031.611.511.332.222.082.522.007.2410.76.3110.1La6.024.825.843.579.088.4110.48.4212.918.912.619.8Ce15.514.713.78.6518.717.823.819.030.455.124.248.2Pr2.371.881.971.272.442.423.722.774.317.484.107.21Sm3.082.762.211.783.192.974.263.454.898.004.727.40Eu0.780.860.620.690.981.021.011.021.041.541.081.58Gd3.103.102.451.973.433.444.093.425.757.794.987.39Tb0.570.540.420.330.580.580.800.661.011.600.901.49Dy3.593.412.662.073.603.614.924.296.4810.36.179.60Y21.119.71612.520.320.225.121.841.552.842.448.4Ho0.790.710.580.460.760.751.010.901.422.081.331.97Er2.362.061.671.342.202.162.982.674.176.293.885.8Tm0.370.330.260.210.330.330.450.410.661.000.610.91Yb2.552.301.841.432.182.182.912.674.616.424.185.76Lu0.390.370.290.240.330.350.470.420.710.990.680.92∑REE52.5747.1543.3630.0859.1057.0277.6262.8097.65159.887.83148.4(La/Yb)N1.591.412.141.682.812.602.412.131.891.982.032.32(La/Sm)N1.231.101.661.261.791.781.541.541.161.641.341.88(Gd/Yb)N0.981.091.071.111.271.271.131.030.971.081.071.27δEu0.760.900.811.120.900.970.730.900.600.590.680.65

表3 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩Sr-Nd同位素组成

Table 3 Sr-Nd isotopic compositions of Early Paleozoic volcanic rocks in northern East Ujimqin Banner, Inner Mongolia

样品号年龄(Ma)87Rb/86Sr87Sr/86SrISr147Sm/144Nd143Nd/144NdINdεNd(t)tDM(Ga)t2DM(Ga)16NM15451.90.6358 0.7078 0.7037 0.175476 0.512689 0.512192 2.67 1.52 0.97 16NM19451.90.2139 0.7086 0.7073 0.185447 0.512684 0.512159 2.03 1.94 1.02 16NM22429.80.2315 0.7070 0.7056 0.633666 0.512768 0.512337 4.94 0.96 0.77

图4 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩TAS(a,据Le Bas et al., 1986)及Zr/TiO2-Nb/Y(b,据Winchester and Floyd, 1976)岩石分类图解

和中基性火山岩不同，流纹岩样品尽管Th、U含量也较高，但相比研究区周边同期典型俯冲相关的酸性岩浆岩来说(赵利刚等, 2012; Fengetal., 2017)，其Rb、Ba等大离子亲石元素富集程度不高，同时Nb、Ta等高场强元素亏损不明显，整体特征更近似板内火山岩，暗示其和早期的基性火山岩可能具有不同的产出构造环境(图5c)。在稀土元素组成上，流纹岩样品也略富轻稀土元素，∑REE=87.83×10-6～159.8×10-6，(La/Yb)N=1.89～2.31，同时具有较为明显的Eu负异常，δEu=0.59～0.68，并且样品Sr含量显著亏损，表明岩浆可能发生了斜长石的分离结晶。

3.4 Sr-Nd-Hf同位素

表3列出了火山岩代表性样品的Sr、Nd同位素组成及根据年龄计算的有关参数。本次研究共获得3件样品的同位素数据，由表中数据可看出，中基性火山岩的ISr=0.7037～0.7073，INd=0.512159～0.512192，εNd(t)=+2.03～+2.67，相应的Nd 模式年龄tDM=1.52～1.94Ga，t2DM=0.97～1.02Ga；酸性火山岩的ISr=0.7056，εNd(t)=0.512337，εNd(t)=+4.94，相应的Nd模式年龄tDM=0.96Ga，t2DM=0.77Ga。总体来看早古生代火山岩都具有亏损的同位素组成，二阶段模式年龄集中于新元古代末期(表3)，εNd(t)值近似于苏左旗白音宝力道早古生代岛弧岩浆岩(-1.92～+5.38, Jianetal., 2008及作者未发表数据)和二连-东乌旗地区同时代的乌拉盖辉长岩(+2.71～+4.17, 杨泽黎等, 2018)，略低于东北地区多宝山岛弧岩浆岩(+5.24～+5.77, Wuetal., 2015)。值得注意的是，在εNd(t)-ISr图解中(图6a)，样品点具有较大的ISr变化范围，同时考虑到火山岩普遍具有富钠、贫TiO2和CaO的特征，类似细碧岩或石英角斑岩，可能表明火山岩在喷发过程中与海水产生了相互反应。

本次研究对已做锆石U-Pb定年的安山岩和流纹岩样品进行了锆石原位Hf同位素分析， 表4列出了测试结果及根据年龄计算的有关参数。考虑到锆石形成后放射性成因Hf的积累会影响测试结果，因此研究剔除了少量176Lu/177Hf比值大于0.0025的测点。安山岩样品16NM19锆石的176Hf/177Hf 变化于0.282738～0.282926之间，相应的εHf(t)值介于+7.9～+14.5之间，二阶段Hf模式年龄tDM2(Hf)为0.48～0.90Ga。流纹岩样品16NM22锆石的176Hf/177Hf=0.282803～0.282957，相应εHf(t)值为+9.9～+17.1，tDM2(Hf)为0.42～0.77Ga。测试结果显示2件样品均具有亏损的同位素组成，但流纹岩相对更加亏损，和Nd同位素特征一致。两者的二阶段模式年龄集中于早古生代-新元古代，在t-εHf(t)关系图上样品点均落在球粒陨石演化线之上，和构造带内来自亏损源区的岩浆岩近似，不同于有古老地壳物质混入的岩浆岩(图6b；Fengetal., 2017)，指示岩浆主要来源于地幔或初生地壳物质的熔融。

表4 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩Hf 同位素分析结果

Table 4 Zircon Hf isotopic compositions of Early Paleozoic volcanic rocks in northern East Ujimqin Banner, Inner Mongolia

测点号年龄(Ma)176Yb/177Hf176Lu/177Hf176Hf/177Hf2σ(176Hf/177Hf)iεHf(t)2σtDM(Ga)tDM2(Ga)fLu/Hf16NM19 安山岩14520.0491120.0017480.2827990.0000170.28278410.10.580.660.77-0.9524510.0502030.0017840.2828530.0000160.28283811.90.570.580.65-0.9534510.0455680.0016540.2827380.0000220.2827247.90.770.740.90-0.9544530.0630390.0018000.2829260.0000200.28291114.50.690.470.48-0.9554530.0429560.0015910.2828890.0000270.28287613.30.950.520.56-0.9564520.0483550.0017540.2828220.0000180.28280710.90.650.620.72-0.9574550.0361020.0012880.2828580.0000360.28284712.31.250.560.63-0.9684520.0353500.0012810.2828430.0000290.28283211.71.000.590.66-0.9694560.0406890.0014600.2828060.0000210.28279310.40.750.640.75-0.96104520.0416720.0015440.2828240.0000220.28281011.00.750.620.71-0.95114520.0538730.0020380.2828050.0000240.28278810.20.830.650.76-0.94124520.1159640.0039530.2828640.0000220.28283111.70.780.600.66-0.88134510.0329920.0012120.2827530.0000190.2827438.50.670.710.86-0.96144530.0198450.0009010.2828210.0000160.28281411.10.550.610.70-0.97154500.0431300.0016770.2828540.0000290.28284012.01.010.570.65-0.95164520.0242710.0010850.2827860.0000160.2827779.80.550.660.79-0.97174490.0547830.0020800.2828780.0000170.28286112.70.600.550.60-0.94184510.0503130.0018790.2828630.0000190.28284712.20.680.570.63-0.9416NM22 流纹岩14280.0524620.0036480.2829920.0000360.28296315.81.240.400.38-0.8924220.0508080.0015210.2828530.0000200.28284111.40.720.570.66-0.9534300.0606420.0011940.2828950.0000240.28288513.10.830.510.56-0.9644350.0396850.0013710.2829200.0000280.28290914.10.980.480.50-0.9654460.0445200.0015230.2829170.0000180.28290514.20.640.480.50-0.9564310.0907650.0010250.2828930.0000250.28288413.10.860.510.56-0.9774350.0535180.0017900.2829570.0000220.28294215.30.760.430.42-0.9584320.0715740.0013750.2829110.0000210.28290013.70.740.490.52-0.9694320.0384480.0013150.2828450.0000230.28283511.40.800.580.67-0.96104290.0438540.0014970.2828630.0000330.28285111.91.160.560.63-0.95114300.0443900.0015230.2828970.0000280.28288513.11.000.510.56-0.95124310.0406500.0013700.2828710.0000350.28286012.31.240.550.61-0.96134260.0325130.0010870.2829330.0000240.28292414.40.850.450.47-0.97144280.0451530.0045340.2830340.0000340.28299717.11.200.340.30-0.86154240.0307790.0010620.2828780.0000190.28286912.40.650.530.59-0.97164280.0600890.0016940.2829090.0000270.28289513.40.930.500.53-0.95174260.0418460.0014140.2828490.0000290.28283811.41.010.580.67-0.96184260.0189880.0006540.2828110.0000170.28280610.20.600.620.74-0.98194330.0867880.0021430.2829580.0000250.28294015.10.860.430.43-0.94204290.0411970.0014230.2828450.0000230.28283411.30.820.580.67-0.96214350.0451440.0015300.2828030.0000260.2827909.90.920.650.77-0.95

图5 内蒙古东乌旗北部早古生代火山岩原始地幔标准化微量元素蛛网图(a、c，标准化值据McDonough and Sun, 1995)及球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(b、d, 标准化值据Boynton, 1984)

图6 早古生代火山岩ISr-εNd(t)关系图(a)和t-εHf(t)关系图(b)

4 讨论

4.1 二连-东乌旗早古生代岩浆岩年代框架

如前所述，兴蒙造山带北缘二连-东乌旗地区断续分布早古生代岩浆岩，同时该期岩浆事件在兴蒙造山带中并不孤立，有学者认为该期岩浆活动实际上与东北扎兰屯-多宝山火山岛弧岩浆岩带为同期构造事件形成的统一整体，岩浆岩带可延伸至黑河市多宝山地区，绵延上千公里，代表了区域内一次重要的俯冲事件(佘宏全等, 2012; 李仰春等, 2013; Wuetal., 2015; 陈安霞等, 2016; Liuetal., 2017)。不过由于目前对于该岩浆岩带特别是二连-东乌旗地区的岩浆岩的研究有限，因此对于岩浆岩带的形成时代仍然存在争议，比如葛文春等(2007)在多宝山地区与Cu矿化有关的花岗闪长岩中获得了485±8Ma年龄，近年来Wuetal. (2015)在同一地区的早古生代岩体及火山岩中则分别测得了479Ma和447～450Ma的年龄，而Fengetal. (2017)通过对多宝山火山岩的研究则认为最早期的岩浆活动形成于491～497Ma；另一方面，二连东乌旗地区的早古生代岩浆也具有较大的年龄变化范围，比如格日敖包岩体形成年代为449±3Ma(赵利刚等, 2012)，朝不楞岩体的形成年龄为450～461Ma(李红英等, 2016)，同时在我们在前期工作中又在乌拉盖和吉尔嘎朗图岩体中获得了455～499Ma年龄数据(杨泽黎等, 2017, 2018)。综合以上资料来看，该期岩浆活动可能主要集中在晚寒武世-晚奥陶世。

然而，本次研究在东乌旗额仁高壁地区早古生代火山岩进行了年代学测试，获得锆石U-Pb年龄为452±2Ma和430±2Ma，其中后者为本区域早古生代岩浆岩目前报道的最年轻年龄数据。考虑到样品锆石颗粒结晶较好，且均具有岩浆锆石的特点，因此这一数据可以代表岩浆的形成年龄。而从这一结果来看，尽管前人的研究在早古生代岩浆岩带中获得的年龄信息多集中在晚寒武世-奥陶世，但区域内早古生代岩浆岩的形成年代很可能具有更大范围，相应的岩浆作用一直持续到了中志留世。

4.2 岩石成因及构造环境

风化蚀变可能会改变岩石地球化学组成，本次研究中采集的中基性火山岩样品WIG指数偏高，同时微量元素中Cs、Rb、Ba等大离子亲石元素变化范围较大，暗示中基性火山岩受到了一定风化作用影响。不过研究显示风化过程中元素可划分为活动元素及不活动元素，前者通常离子电位小于3，包括P、Pb、Si、Mg以及碱金属、碱土金属等，后者离子电位较高，包括Ti、Zr、Hf、Nb、Ta、Th、Al、Nd等高场强元素以及稀土元素(马英军和刘丛强, 1999; 赵振华, 2016; 严桃桃, 2018)，而中基性岩样品即具有活动元素变化范围大、不活动元素变化小的特征(图5a)，并且多数不活动元素在与Zr形成的协变图解中具有相关关系(图略)，体现了这些元素没有受到蚀变影响(Wangetal., 2008)，因此中基性岩的成因及构造讨论主要选择不活动元素为指标。与中基性岩不同，酸性火山岩烧失量及WIG指数均较低，微量元素变化范围基本一致(图5c)，包括碱金属、碱土金属在内的活动性元素含量差异不大，表明风化蚀变影响有限，元素数据可以体现岩石成因演化。

4.2.1 中基性火山岩

研究区中基性火山岩富集Rb、Sr等大离子亲石元素而亏损Nb、Ta等高场强元素，Th、U等不相容元素含量也较高，整体特征与岛弧岩浆岩类似，然而大陆地壳或岩石圈的混染也会形成类似俯冲带岩浆岩的特征(Ernstetal., 2005; 夏林圻等, 2007)。Nb/U、Nb/La比值是判断混染和岩浆产生构造环境的灵敏指标(Sun and McDonough, 1989; 柴凤梅等, 2007; Maetal., 2014)，研究区中基性火山岩Nb/U比值为1.93～5.34，Nb/La比值为0.24～0.63，远低于全球MORB、OIB的值(Nb/U=47, Nb/La≈1.0, Hofmann, 1986)，也低于大陆地壳平均值(Nb/U=6.2, Rudnick and Fountain, 1995; Nb/La≈0.7, Taylor and McLennan, 1985; Gaoetal., 1998)，而通常遭受到地壳混染的玄武岩的Nb/U值一般介于9～40之间(葛文春等, 2001)，因此单纯的地壳物质混染很难解释中基性火山岩的元素特征。另一方面，中基性火山岩LREE、Nb/U与SiO2之间没有明显相关性，再结合样品的锆石Hf同位素组成非常亏损，这些特征表明中基性火山岩未经历明显的地壳混染影响，地球化学数据可以反映岩石成因及源区特征。

图7 早古生代火山岩构造判别图解

基性火山岩源区一般为软流圈或岩石圈地幔(Zhangetal., 2005)。如前所述，研究区中基性火山岩富集LILE，亏损HFSE，稀土配分图上富集轻稀土，不符合软流圈地幔地球化学特征，更近似于俯冲相关的地幔楔岩浆(Castroetal., 2010; Castro, 2013)，同时在构造环境判别图解中，所有样品也均落于岛弧钙碱性玄武岩区域，和二连-东乌旗-多宝山构造岩浆岩带中的岛弧基性岩特征一致(图7a)，暗示了岛弧俯冲环境。另一方面，在微量元素比值判别图解中(图7b)，中基性火山岩样品投影于活动大陆边缘区域，并且样品Nb/U比值远低于全球MORB、OIB的平均值，而由于俯冲过程中LILE更集中于板片脱水流体中、HFSE则储存于脱水熔融残留的金红石或者钛铁矿之中，从而造成俯冲板片脱水流体具有明显低的Nb/U值(～0.22)(Ryerson and Watson, 1987; Ayers, 1998)，因此样品极低的Nb/U比值也表明岩浆源区还受到了俯冲板片析出流体或交代作用的影响。而在其他地球化学指标上，样品也具有与俯冲交代作用的岛弧岩浆岩相似的特征，比如样品Th、U等不相容元素较高，La/Nb比值(1.59～4.19)高于亏损地幔起源的洋脊玄武岩(1.07, Weaver, 1991)，Nb/U、Ta/U比值则明显偏低等。以上特征表明，研究区早古生代中基性火山岩应为活动大陆边缘环境下遭受俯冲板片析出流体交代的地幔楔部分熔融的产物，而中基性火山岩相对酸性火山岩略微富集的Nd同位素组成则可能为俯冲交代过程中带入的大洋沉积物影响所致(He and Xu, 2012)。

图8 内蒙古东乌旗北部早古生代中基性火山岩部分熔融-分离结晶判别图解(a,据Allègre and Minster, 1978；b,据MacCaskie, 1984)

值得注意的是，尽管中基性火山岩具有相对一致的微量元素分布特征，但主量元素变化范围却较大，考虑到在Harker图解中大部分元素没有明显的协变关系(图略)，因此样品元素组成的差异并非来自分离结晶；同时，不同SiO2含量的样品Nd同位素组成基本一致，也排除了壳幔岩浆混合的可能。基性岩浆在中低程度的分离结晶作用中，超亲岩浆元素(Ta、Th、La、Ce等)和亲岩浆元素(HREE、Zr、Hf、Sm等)分配系数差异不大，在La/Sm-La元素协变图上通常形成水平线，相反，在平衡部分熔融中，由于La不相容性比Sm略强，其投影点构成一条与座标轴斜交的直线(Allègre and Minster, 1978)，另一些研究则指出，微量元素X/V-X/Y(同分子比值-比值)类型的协变图在批式部分熔融过程中形成直线，分离结晶或岩浆混合作用中则形成曲线(MacCaskie, 1984; 杨浩, 1990)。在La/Sm-La(图8a)和Th/Sm-Th/Yb图解(图8b)中，样品中基性火山岩均呈现良好的正相关线性分布，表明它们在成因上具有一致性，为部分熔融产物，推测SiO2的差异即来源于部分熔融程度的不同；而样品在La/Sm-La图解中大致形成两条直线，则暗示其源区具有不均一性，可能控制了其它主量元素的变化。因此，中基性火山岩主量元素的差异一方面受部分熔融程度的控制，另一方面受源区物质不均一的影响。事实上作为连续的火山-沉积建造，多宝山组不同层位的火山岩并非一次喷发的产物，源区环境可能也存在差别。

4.2.2 酸性火山岩

研究区酸性火山岩具有亏损的同位素组成，εNd(t)=+4.94，εHf(t)=+7.9～+14.5，在εNd(t)-t图解上非常靠近亏损地幔(图6b)，似乎指示岩浆应主要来源于亏损的幔源物质。然而酸性火山岩具有非常高的SiO2含量(71.95%～73.60%)，而实验岩石学表明地幔物质的部分熔融产生的岩浆SiO2含量不会超过65%(Wyllie, 1977)，因此其并非直接来自地幔物质熔融。幔源岩浆高度分异并同化地壳物质也有可能形成酸性岩浆(Chen and Arakawa, 2005; Sissonetal., 2005)，不过研究区酸性岩具有比中基性火山岩更高的Nb、Ta和REE含量，并且两者SiO2与Sr之间呈负相关，但和Rb则没有显著关系(图略)，同时两者具有明显的形成年代差异，因此酸性岩也不太可能来源于基性岩浆分异。近年来的研究表明，俯冲洋壳熔融也可以形成酸性岩浆(张旗等, 2004; 邓晋福等, 2015)，此类岩浆常具有埃达克岩特征并且亏损Nb、Ta(李武显和李献华, 2004)，而研究区酸性火山岩Nb、Ta亏损不显著，Y含量较高(41.5×10-6～52.8×10-6)，Sr/Y比值较低(1.47～2.89)，轻重稀土分异程度也不强，明显有别于埃达克岩高Sr低Y、轻重稀土强烈分异的特点，这些特征表明其也并非洋壳熔融的产物。排除以上成因后，本次研究的酸性火山岩样品均显示很低的Mg#值(10～14)以及MgO含量(0.33%～0.40%)，同时，该类酸性岩Th/La(0.36～0.54)、La/Nd(0.88～2.66)比值也与地壳相应元素的比值接近(Weaver, 1991)，再结合酸性火山岩同位素组成上具有明显亏损的特点、εHf(t)值接近亏损地幔，我们推测岩浆应更可能来源于新生地壳物质的熔融，而实验岩石学研究也证实年轻陆壳物质可以在一定条件下部分熔融产生酸性岩浆(Ratajeskietal., 2005; Sissonetal., 2005)。事实上，统计数据显示兴蒙造山带古生代花岗岩普遍具有亏损的同位素组成，相应的模式年龄多集中于新元古代或早古生代，而前人研究认为这是由于此时期的花岗岩大部分来源于中亚造山带演化过程中形成的新生地壳所致(Wuetal., 2000; 洪大卫等, 2003; Jahnetal., 2004)，因此，研究区酸性火山岩与兴蒙造山带此类岩石一样，都是新生基性下地壳熔融的产物。

研究区酸性火山岩微量元素组成上富集Th、U，然而Rb、Ba等大离子亲石元素含量不高，并且相对于周边同时代岛弧侵入岩而言(图5c, d)，样品高场强元素(Nb、Ta、Ti)亏损不明显，地球化学特征更类似于后碰撞或板内花岗岩，此外，在Rb-(Y+Nb)以及Ta-Rb-Hf构造判别图解中，样品更靠近板内花岗岩区域，尽管花岗岩构造判别图解存在一定的多解性，但综合来看，研究区内该时期酸性火山岩在微量元素方面已经与岛弧岩浆不同，也和二连-东乌旗以及多宝山地区大部分早古生代酸性岩所具有的岛弧特点存在明显差异(图7c, d)。而对于二连-东乌旗乃至多宝山地区断续分布的早古生代岩浆活动来说，现有工作尽管大致厘定了岩浆岩带的活动时间，但主要集中在晚寒武-晚奥陶世，并且此时期内多数岩浆活动多具有岛弧岩浆岩特征，少见其余种类岩浆作用的报道，然而考虑到岩浆岩带较长的演化时间，单纯以岛弧阶段概括俯冲作用的始末似乎过于粗略。本次工作在酸性火山岩中获得了中志留世430±2Ma的年龄，不仅扩展了岩浆岩带的活动时间，并且酸性岩在地球化学特征上也出现了相应转变，这似乎暗示岩浆岩带构造环境在该时期可能已经发生改变，俯冲造山作用逐渐结束，进一步细化了区域岩浆演化结构。

4.3 地质意义

如前所述，兴蒙造山带北缘存在近北东向展布的早古生代岩浆活动，岩浆岩带东段位于扎兰屯-多宝山一线，向西则可经阿尔山、东乌旗延伸至二连浩特地区，绵延上千千米(佘宏全等, 2012; 李仰春等, 2013; Wuetal., 2015; 陈安霞等, 2016; 李红英等, 2016)。研究区火山岩作为兴蒙造山带北缘早古生代岩浆岩带的重要组成部分，目前的研究仍较为缺乏，对其成因及构造背景还没有明确定论。不过相对西段的研究区来说，东段多宝山地区则有一定数据积累，可以尝试进行对比。部分学者认为多宝山早古生代岩浆作用与额尔古纳和兴安地块间的拼合造山事件有关，同时，额尔古纳陆块在蒙古国境内与Ereendavaa地块相连，该期拼合事件在蒙古境内也存在相应的蛇绿岩及岛弧岩浆记录，向西甚至可延伸至蒙古西部地区，构成所谓的“蒙古岛弧”，研究区在构造位置上即属于蒙古岛弧南缘在中国境内的延伸(Badarchetal., 2002; Eizenhöferetal., 2015; Xuetal., 2017)，因此，如仅考虑所处构造位置，则岩浆岩带的形成可能与蒙古岛弧有关。不过我们在前期的研究中综合近年成果认为两者可能没有成因联系(杨泽黎等, 2017)，主要证据为：与蒙古岛弧相关的蛇绿岩多形成于新元古代至寒武纪，比如岛弧带东段额尔古纳与兴安地块最终拼合的头道桥-嘎仙-新林蛇绿岩带形成年龄为510～630Ma(佘宏全等, 2012; 冯志强, 2015)，拼合带内头道桥蓝片岩形成时代为511±2Ma(Zhouetal., 2015)，而黑龙江北部洛古河和塔河地区后碰撞花岗岩体年龄分别为517～504Ma和494～480Ma(武广等, 2005; 葛文春等, 2005)；同时，蒙古国境内的蛇绿岩记录其形成时代也多为新元古代(Gibsheretal., 2001; Khainetal., 2003; Jianetal., 2010)碰撞时代也早于奥陶纪(Demouxetal., 2009;típskáetal., 2010)，相比之下，二连-多宝山岩浆岩带形成时代则多为晚寒武世-晚奥陶世，主体集中于中奥陶世，后续岩浆活动一直持续至中志留世，明显晚于蒙古岛弧带的形成时间。另一方面，从空间上看，额尔古纳与兴安地块俯冲形成的岩浆岩带也主要集中于新林-喜桂图缝合带周边，与多宝山岩浆岩带仍有一定距离，两者具有一定地域分带性。综上所述，研究区早古生代岩浆岩的形成应与蒙古岛弧无关。

实际上对于多宝山地区早古生代岩浆岩，更多学者认为其更可能来源于兴安陆块与松嫩地块之间洋壳的俯冲，俯冲时间在额尔古纳与兴安陆块拼合之后(Xuetal., 2015; 陈安霞等, 2016; Fengetal., 2017)，不过该模式用于解释研究区岩浆岩成因仍然存在一定问题。首先，尽管有学者按照研究区存在陆块建立了演化模式(Miaoetal., 2008; Xiaoetal., 2009; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017)，但目前暂时没有确凿的前寒武纪基底发现，兴安陆块与松嫩地块是否能够向西延伸仍然存在疑问；更重要的是，与多宝山地区兴安陆块和松嫩地块俯冲边界相对明确不同，目前与二连-东乌旗地区早古生代岩浆岩相关的俯冲带位置仍然无法确定：尽管研究区南侧发育重要的贺根山蛇绿岩带(图1a)，并且有学者认为其代表的洋盆在早古生代即存在并俯冲导致研究区岩浆作用的形成，并和多宝山岩浆岩带共同构成了兴安地块的东部边界(郭锋等, 2009; 陈安霞等, 2016; Liuetal., 2017)，然而近年来对贺根山蛇绿岩带的研究显示其绝大部分年龄数据都集中在石炭纪，为晚古生代洋盆演化的记录，没有明确证据表明该洋盆在早古生代即存在并和二连-东乌旗早古生代岩浆岩有关(Miaoetal., 2008; Jianetal., 2012; Eizenhöferetal., 2015; 黄波等, 2016)。针对以上问题，我们根据贺根山南部苏左旗-锡林浩特-西乌旗地区也存在早古生代岛弧岩浆岩、代表了古亚洲洋向北的俯冲碰撞这一地质事实，在前期的研究工作中推测两者可能存在成因联系(杨泽黎等, 2017)，认为两者均为古亚洲洋在早古生代向北俯冲的产物，后期由于贺根山洋的打开彼此分离，最终在晚古生代随着贺根山洋的闭合形成了现今格局。

不过尽管我们推测研究区早古生代岩浆作用和苏左-锡林浩特地区为同期俯冲事件产物，并尝试从岩浆岩带形成年代及演化结构对两者展开对比以建立联系，然而在本次研究获得中志留世年龄之前，研究区岩浆岩年龄主要集中在499～450Ma之间，而苏左-锡林浩特地区岩浆岩显然具有更长的演化时代，其岩浆作用介于500～423Ma之间(石玉若等, 2005; Jianetal., 2008; Lietal., 2014; 王树庆等, 2016; Chenetal., 2016; 唐建洲等, 2018)。同时，从岩浆演化特征来说，苏尼特左旗地区岩浆作用具有更加复杂且阶段性的演化结构，其大致划分为三期：第一期(490～464Ma)显示出较低的Rb/Zr比值以及较低的Nb含量，接近原始岛弧；第二期(449～439Ma)岩浆作用主要分布在苏尼特左旗南东部，具有较高的Rb/Zr比值，组成接近于正常大陆弧；第三期(429～416Ma)岩浆作用主要分布在宝力道北部以及苏尼特左旗西部地区，主要和弧陆碰撞增生事件有关，发育高钾钙碱性侵入岩及韧性变形(石玉若等, 2005; Jianetal., 2008; Lietal., 2014; Chenetal., 2016; 唐建洲等, 2018)。与之相对的，现有对研究区早古生代侵入岩的工作均显示其为高场强元素亏损的弧岩浆岩系列，没有明显阶段性演化特征。显然，研究区早古生代岩浆岩年代及构造演化阶段的缺失制约了其与南侧苏左-锡林浩特岩浆岩带的对比，制约了造山带结构及构造演化过程的恢复。

本次工作在酸性火山岩中获得了430±2Ma年龄，表明研究区岩浆活动延续至中志留世，年代格架可与南侧的苏左旗-锡林浩特岩浆岩带对比；同时，本次研究中早期的中基性火山岩在地球化学特征上类似活动陆缘弧，而多数研究认为苏左-锡林浩特同时期的第二期岩浆作用也形成于陆缘弧(Chenetal., 2016; 唐建洲等, 2018)，两者在地球化学和形成环境上具有一致性；更重要的，本次工作识别出的中志留世酸性火山岩地球化学特征与区域内早期岩浆岩的岛弧特点明显不同，更接近板内岩浆，也体现出和苏左-锡林浩特岩浆岩带第三期岩浆作用类似的转变。以上分析表明，研究区具有和苏尼特左旗-锡林浩特早古生代岩浆岩带近似的形成时代及阶段性演化规律，而中志留世差异性岩浆的识别则强化了这种对比关系，并进一步完善了岩浆岩带成因假设，即：二连-东乌旗地区和苏左-锡林浩特早古生代岩浆作用均为古亚洲洋向北俯冲的产物，后期受贺根山洋打开的影响彼此分离，最终形成现有格局。实际上最新的资料已经表明，包括日本诸岛在内，西太平洋现存的众多大洋岛弧都是从亚洲或者澳大利亚大陆东部边缘裂解的碎块，而后期的弧后扩张作用则将岛弧撕裂成了性质不同的碎片(Jahn, 2010; Dewey and Casey, 2011; 吴福元等, 2019)，为二连-东乌旗早古生代岩浆岩的成因模式提供了有力支持。

5 结论

(1)二连-东乌旗地区早古生代多宝山组中基性火山岩形成时代为452±2Ma，酸性火山岩形成时代为430±2Ma，表明区域内早古生代岩浆作用一直持续至中志留世。

(2)岩石地球化学及Sr-Nd-Hf同位素分析显示，中基性火山岩为岛弧环境下遭受俯冲板片析出流体交代的地幔楔熔融产物；晚期的酸性火山岩则来源于新生基性下地壳的熔融，并具有板内岩浆特征，表明岩浆岩带构造环境可能发生了转变。

(3)二连-东乌旗地区早古生代岩浆作用具有阶段性演化特点，早期的寒武-奥陶纪岩浆岩形成于岛弧环境，晚期中志留世岩浆岩则出现板内特征，其形成时代及阶段性演化规律整体和苏尼特左旗-锡林浩特早古生代岩浆岩带近似，暗示两者可能具有成因联系，均为早古生代古亚洲洋沿苏左旗-锡林浩特一线向北俯冲形成的岩浆弧，晚古生代由于弧后拉张、贺根山洋盆打开的影响彼此分离。

致谢野外工作得到了内蒙古自治区地质调查院及天津地质调查中心二连-东乌旗项目组成员的大力支持和帮助；地球化学及同位素分析测试在天津地质调查中心实验室完成；天津地质调查中心孙立新研究员在论文写作过程中给予了指导；在此一并致以诚挚谢意。