贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄、地球化学特征及构造意义

王金芳，李英杰，李红阳，董培培

河北地质大学地球科学学院，石家庄，050031

内容提要: 内蒙古西乌珠穆沁旗阿萨格图火山岩出露于贺根山缝合带迪彦庙蛇绿混杂岩南侧，岩石类型为粗安岩、粗面岩和粗面英安岩。粗安岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年获得火山岩形成年龄为132.1±0.7 Ma。岩石地球化学显示火山岩属于钾玄岩系列，岩石高Na2O+K2O(7.61%～10.35%)、高K2O(3.94%～6.04%)、高Al2O3 (16.32%～17.99%)、低TiO2 (0.45%～0.95%)，富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE), 亏损 Nb、Ta 和 Ti等高场强元素(HFSE)。稀土元素含量为109.62×10-6～174.68×10-6，稀土元素配分曲线为右倾式分布。岩石学和岩石地球化学特征表明，阿萨格图地区白垩纪火山岩与洋壳俯冲作用有关，形成于俯冲板片断离—后造山伸展构造背景。古亚洲洋俯冲洋壳析出流体交代上覆地幔形成贺根山缝合带富集地幔，随后的俯冲板片断离—后造山伸展作用触发富集地幔部分熔融产生该钾玄质岩浆。结合贺根山缝合带的壳幔电性结构和晚古生代蛇绿岩—岛弧岩浆岩、中生代后造山A型花岗岩的时空分布与演化，初步建立了该区钾玄质火山岩的板片断离—后造山伸展地球动力学模式。

钾玄质火山岩为富碱高钾的钾玄质系列岩石，主要包括钾玄岩、粗面玄武岩、玄武粗安岩、粗安岩、安粗岩和粗面岩等，主要见于与俯冲作用有关的初始洋弧、晚期洋弧、大陆弧和后碰撞环境(Morrison，1980；Müller et al., 1992；Foley et al., 1992；邱检生等，2003；Squire et al., 2007；Pe-Piper et al., 2014；贾小辉等，2017)。在化学成分上，钾玄质火山岩富碱(K2O+Na2O>5%) 、高钾(K2O/Na2O) >0.5)、低钛(TiO2<1.3%)、铝含量高而范围大(Al2O3=14%～19%)、高Fe2O3/FeO值 (>0.5)，富集大离子亲石元素(K、Rb、Sr、Ba等) 和轻稀土，亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti等)(Morrison, 1980；Müller et al., 1992，2000；Foley et al., 1992；邱检生等， 2003；尼玛次仁等，2015；Xue Huaimin et al., 2015；王良玉等，2016)。一般认为，造山带环境下的钾玄质火山岩主要起源于与俯冲作用有关的俯冲板片析出流体(富钾和大离子亲石元素)交代地幔，多记录着与俯冲作用有关的俯冲板块物质演变与岩浆作用过程信息，兼有壳幔双重特殊地球化学特征和特定成因指示意义。因此，钾玄质岩一直是岩浆岩研究领域和地质学研究中的重要课题之一(Wyborn, 1992；Aftabi et al., 2000；Jiang Yaohui et al., 2002；Ding Lixue et al., 2011；李世超等，2013；邱检生等，2013；Conticelli et al., 2015；王良玉等，2016)。在造山带的构造演化过程研究中，识别和研究与俯冲作用有关而形成于后碰撞环境的钾玄质火山岩，可为判别俯冲板片断离—后造山伸展拉张构造演化提供岩石学证据与时间约束。

内蒙古中部二连—贺根山缝合带(图1a)广泛分布中生代火山岩(图1b，图2)，其与晚古生代蛇绿岩—岛弧岩浆岩、中生代A型花岗岩的时空分布及其成因联系(图1b，图2)，已逐渐成为国内外地质工作者关注和研究的科学问题之一(张晓晖等，2006；李可等，2012；张学斌等，2015；李红英等，2015；程银行等，2016；王金芳等，2020b)。

图1 二连—贺根山缝合带区域构造(a)和地质简图(b)Fig. 1 Sketch tectonic map (a) and regional geological map (b) of the Erenhot—Hegenshan suture zone

图2 西乌珠穆沁旗阿萨格图火山岩地质简图Fig. 2 Geological map of volcanic rocks in Asagetu area，West Ujimqin Banner

与晚古生代蛇绿岩—岛弧岩浆岩和中生代A型花岗岩相比，对二连—贺根山缝合带中生代火山岩的研究还比较薄弱(Sengor et al.，1993；陈斌等，2001；Windley et al.，2007；石玉若等，2007；Miao Laicheng et al., 2008；Xiao Wenjiao et al.，2009；Jian Ping et al.，2012；Liu Jianfeng et al., 2013；Zhang Zhicheng et al., 2015；李钢柱等，2017；Li Yingjie et al., 2018a；王金芳等，2018a,b,c，2020b)，尤其缺乏钾玄质火山岩锆石U-Pb年代学、地球化学、成因和构造环境的系统研究，在一定程度上制约了我们对二连—贺根山缝合带俯冲—碰撞缝合—后造山伸展构造演化的认识。

为此，本文在1∶5万沙日勒昭等四幅区域地质矿产调查的基础上，选择西乌珠穆沁旗迪彦庙蛇绿混杂岩带南侧阿萨格图地区新识别出的钾玄质火山岩进行锆石U-Pb年代学、地球化学和构造环境研究，并结合二连—贺根山缝合带晚古生代蛇绿岩—岛弧岩浆岩、中生代后造山A型岩浆岩和贺根山缝合带壳幔电性结构特征相关研究成果，探讨区内钾玄质火山岩岩浆作用与二连—贺根山缝合带古亚洲洋俯冲板片断离—后造山伸展拉张作用的深部地球动力学过程，为中亚造山带东段二连—贺根山缝合带构造演化研究提供新的证据。

1 区域地质概况和岩石学特征

内蒙古西乌旗阿萨格图火山岩，位于二连—贺根山缝合带东段迪彦庙蛇绿混杂岩带南侧(图1b，图2)。研究区内出露的地层主要为中生界下白垩统白音高老组火山岩和上古生界下二叠统寿山沟组复理石沉积(图1b，图2)。白音高老组火山岩出露面积约140 km2，厚度约280 m，由4个破火山机构组成较完整的阿萨格图火山盆地。对区内这套火山岩的岩性和时代归属，1∶20万白塔子庙幅区域地质调查❶将其划归为上侏罗统上兴安岭组酸性火山岩，1∶25万西乌旗幅❷将其归为上侏罗统满克头鄂博组酸性火山岩，缺少地球化学和年代学等资料。本文最新的锆石LA-ICP-MS U-Pb测定结果表明，该套火山岩的形成时代为早白垩世，将其归属于下白垩统白音高老组二段火山岩。

1∶5万沙日勒昭幅区域地质矿产调查表明，阿萨格图地区白音高老组二段火山岩以粗安岩(图3a—d)为主，少量粗面岩(图3e、f)和粗面英安岩，局部可见少量粗安质火山角砾岩(图3g、h)、粗安质含角砾熔结凝灰岩和粗安质含角砾凝灰岩等火山碎屑岩。火山熔岩呈浅灰色、灰紫色和灰绿色，斑状结构(图3a—f)，块状构造(图3a)，气孔、杏仁构造(图3 c、d)。岩石常见多斑、聚斑结构，斑晶主要为斜长石(图3b、d)，少量透长石(图3f)，基质多为交织结构、微晶结构和粗面结构。其中，粗安岩主要包括多斑粗安岩(图3a、b)和杏仁状粗安岩(图3c、d)。多斑粗安岩：浅灰色和灰紫色，斑状结构，块状构造，斑晶主要为斜长石(15%～25%)，可见聚斑晶形态，粒度0.4～6 mm，大者达10 mm。斜长石呈半自形板状，零散分布，其类型主要为中长石；基质为隐晶质，粒度一般小于0.5 mm，主要由斜长石、钾长石和暗色矿物假象(角闪石)组成，长英质矿物呈微晶粗面结构， 交织状分布。可见不透明矿物呈浸染状分布。副矿物组合为磁铁矿、磷灰石、锆石和钛铁矿。

杏仁状粗安岩：浅灰色和灰绿色，斑状结构，杏仁状构造，斑晶主要为斜长石(15%～25%)，可见聚斑晶形态，粒度0.5～6 mm，大者达10 mm。斜长石呈半自形板状零散分布，主要为中长石(图3d)，可见绢云母化和碳酸盐化；基质为隐晶质，粒度一般小于0.5 mm，主要为斜长石、钾长石和火山玻璃，长英质矿物呈微晶似粗面结构，交织状分布，粒径一般<0.25 mm。暗色矿物呈半自形—他形粒状，填隙状分布于斜长石粒间。玻璃质呈黑褐色，零星充填于斜长石间，部分脱玻为纤状雏晶，并析出少量铁质。可见近圆状、不规则状气孔星散分布，大小一般 0.1～2 mm不等，部分被绿泥石、硅质、碳酸盐和褐铁矿等充填，形成杏仁体(8%～15%)。

图3 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩野外和显微照片：(a) 块状粗安岩; (b) 交织结构；(c) 杏仁状粗安岩； (d) 杏仁状构造；(e) 粗面岩；(f) 斑状结构；(g) 粗安质火山角砾岩；(h) 火山角砾结构Fig. 3 Representative field photos and photomicrograph of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture： (a) massive trachyandesite; (b) pilotaxitic texture；(c) amygdaloidal trachyandesite；(d) amygdaloidal structure；(e) trachyte；(f) porphyritic texture；(g) trachyandesitic volcanic breccia；(h) volcanic breccia texture Pl—斜长石；San—透长石 Pl—plagioclaae；San—sanidine

2 测试方法

2.1 锆石U-Pb测年

本文锆石U-Pb测年样品采自西乌旗阿萨格图地区火山岩中的粗安岩，样品编号为PTC22-1，采样地理位置为N44°22′48.0″ E118°17′57.4″(图2)。

粗安岩(PTC22-1)中锆石样品分选工作在河北省区域地质调查研究所完成。样品经粉碎、磁选和重选分选出纯度较高的锆石, 然后在双目镜下挑选出无色透明晶形好、无明显裂痕的测年锆石(图4)。锆石样品制靶和透射光、反射光、阴极发光照相在北京锆年领航科技有限公司完成。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄测试在天津地质调查中心完成，使用仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和193 nm激光取样系统(LA-MC-ICP-MS)。分析中采用的激光剥蚀斑束为35 μm，能量密度为13～14 J/cm，频率为8～10 Hz，激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune(MC-ICP-MS)。锆石标样采用TEMORA标准锆石。普通Pb 的校正采用Anderson方法(Andersen, 2002)进行, 锆石U-Pb年龄加权平均值采用ISOPLOT程序计算完成(表1)。

图4 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩(PTC22-1)锆石阴极发光图像及其n(206Pb)/n(238U)年龄Fig. 4 Cathodoluminescent images and n(206Pb)/n(238U) ages of zircons from Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

2.2 岩石地球化学测试分析

本次研究工作在阿萨格图地区火山岩中采集了6件地球化学样品, 主量和微量元素分析在河北省区域地质矿产研究所完成。样品按照常规方法首先在破碎机上进行粗碎，然后在玛瑙钵体和柱头研磨机上研磨至200目。主量元素用X射线荧光光谱仪(Axiosmax)分析，微量元素分析采用电感耦合等离子体质谱分析 (ICP-MS)测定。主量和微量元素测试分析结果如表2。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb年代学

粗安岩样品LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素分析结果见表1，单颗粒锆石的阴极发光图像 (CL)、测点和年龄值如图4。粗安岩(PTC22-1)样品的25颗锆石晶体多呈自形—半自形双锥状或短柱状，发育较明显的振荡生长环带, 反映了中性岩浆成因锆石特征。

表1 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩(PTC22-1)LA-ICP-MS锆石U-Pb测试结果Table 1 LA-ICP-MS U-Pb dating results of zircons from the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

粗安岩(PTC22-1)样品锆石的Th/U值为0.23～0.40, 平均值为0.32，为岩浆成因锆石(Claesson et al., 2000；Corfu et al., 2003)。25颗锆石测点的n(206Pb)/n(238U) 表面年龄位于U-Pb谐和图上或其附近 (图5) , 加权平均年龄为132.1±0.7 Ma(n=25, MSWD=1.2), 代表粗安岩的岩浆结晶年龄。因此，本区白音高老组火山岩属早白垩世。

图5 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩(PTC22-1) 锆石U-Pb谐和图Fig. 5 U-Pb concordia diagram of zircons from the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

3.2 主量元素

主量元素分析结果如表2。该区火山岩的SiO2含量为60.40%～65.59%，平均62.71%；全碱含量高，Na2O+K2O为7.61%～10.35%，平均9.06%；K2O含量高，为3.94%～6.04%，平均4.91%；相对富钾，K2O/Na2O为0.93～1.45，平均1.19；Al2O3含量为16.32%～17.99%，平均17.16%；而TiO2含量为0.45%～0.95%，平均0.70%；全铁含量相对较低，Fe2O3+FeO为 3.50%～5.60%, 平均4.74%；MgO含量较低, 为0.47%～2.19%,平均1.14%。该区火山岩样品的A/CNK值为1.12～1.21，A/NK值为1.14～1.25，属于过铝质岩石。

在TAS火山岩分类图解中(图6a)，该区火山岩有3个样品落在碱性系列区，另外3个样品落在碱性和亚碱性系列分界线附近。在K2O—Na2O图中(图6b) (Miller et al.，1999)，6个样品均落在钾玄质区域。在SiO2—K2O岩浆系列硅碱判别图解中(图6c)(Peccerillo et al.，1976)，6个样品也均落于钾玄岩系列区域，表明该区火山岩为钾玄质岩石。

图6 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩岩石化学分类判别图解(a，据Peccerillo et al.，1976； b，据Miller et al.，1999；c，据Middlemost,1994)Fig. 6 Petrochemical classification and discrimination diagrams of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture (a，after Middlemost,1994；b，after Miller et al.,1999；c，after Peccerillo et al.，1976) T—粗面岩、粗面英安岩; S3—粗面安山岩 T—trachyte, trachy dacite; S3—trachy andesite

3.3 稀土元素

稀土元素分析结果如表2。岩石的稀土总量相对较低，为110×10-6～175×10-6，平均143×10-6。轻重稀土分馏明显，LREE/HREE值为3.30～5.18，平均3.91；(La/Yb)N为 7.33～11.75，平均8.33，属轻稀土富集型。在稀土元素球粒陨石标准化配分图上 (图7a) ，6个样品具有近于一致的轻稀土元素富集的右倾分布模式 (图7a，表2)，可能反映了同源岩浆演化特征。这些样品的轻稀土元素和重稀土元素内部也均表现出明显的分馏，(La/Sm)N为2.58～3.80，平均3.07，(Gd/Yb)N为1.60～1.97，平均1.78，而且，分馏程度总体随原子序数的增加而降低，表现出配分曲线近于平坦(图7a)。δEu为0.7,1～1.092，平均0.907，总体表现为微弱Eu负异常特征。

3.4 微量元素

如表2和图7b所示，在微量元素特征上，本区火山岩明显富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)，亏损 Nb、Ta、Ti和 P等高场强元素(HFSE)，Nb—Ta—Sr—P—Ti负异常显著 (图7b)，Zr和Hf 相对富集。其中，Rb含量为56.0×10-6～135×10-6，Ba含量为950×10-6～1690×10-6，U含量为1.04×10-6～2.66×10-6， Nb含量为7.08×10-6～13.0×10-6，Ta含量为0.510×10-6～0.990×10-6。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7b)，6个样品总体具有近于一致的微量元素右倾式分布曲线，明显的Nb、Ta、Sr、P、Ti 负异常和Zr、Hf 正异常。此外，该区火山岩具有明显较高的 Ce/Yb (23.6～38.6)和 Ta/Yb (0.28～0.47)值，在Ce/Yb—Ta/Yb图解中(图8)(Müller et al., 1992)，6个样品样品均投影在钾玄质系列范围内，与主量元素K2O—Na2O和SiO2—K2O判别结果相吻合, 表明该区火山岩为钾玄质岩石。

表2 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩的主量、微量和稀土元素分析结果Table 2 Major element, trace element and REE analyses of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

图7 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式 (a, 据 Boynton, 1984)和 微量元素原始地幔标准化蛛网图 (b, 据 Sun and McDonough, 1989)Fig. 7 Chondrite-normalized REE distribution patterns(a, after Boynton,1984) and primitive mantle-normalized trace elements spider diagram(b, after Sun and McDonough, 1989) of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

图8 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩 Ce/Yb—Ta/Yb图解(据Müller et al., 1992)Fig. 8 Ce/Yb—Ta/Yb diagram for the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture (after Müller et al., 1992)

4 讨论

4. 1 岩石属性、源区特征及成因

阿萨格图火山岩高碱Na2O+K2O(7.61%～10.35%)、高K2O(3.94%～6.04%)、高K2O/Na2O值(0.93～1.45)，高Al2O3(16.32%～17.99%)、低TiO2(0.45%～0.95%)，富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE)，亏损 Nb、Ta 和 Ti等高场强元素(HFSE)。在相关图解上投影于钾玄岩图区，表明其岩石类型属于钾玄质岩石(Morrison, 1980；Müller et al., 1992；Foley et al., 1992；Turner et al., 1996；Williams et al., 2004；章邦桐等，2011；邱检生等，2002，2013；Xue Huaimin et al., 2015；Jahangiri et al., 2016)。与此同时，该区火山岩具有较高的Th/Ta(4.15～13.10)、Th/Nb(0.35～0.94)、Ba/Nb(90.96～220.05)和Ce/Nb(5.28～7.72)值，反映岩浆源区经历了流体交代作用过程，表明岩浆源区为早期俯冲作用释放流体交代而富集的地幔源区(Pearce et al., 1995；Elliott et al., 1997；Zhang Zhaochong et al., 2008)。

在Ce/Yb对Cs/Rb、Ba/La 和 U/Th 地幔流体交代作用判别图解上(图9), 该区火山岩6个样品的Cs/Rb、Ba/La和U/Th值变化范围明显较大，呈现出与地幔流体交代作用趋向线基本一致的变化趋势，进一步提供了该区火山岩形成过程中有早期俯冲作用释放流体交代作用参与的地球化学证据(李曙光等，1997；Sun Chihhsien et al., 2001；邱检生等，2003，2013；章邦桐等，2011)。

图9 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩Ce/Yb对 Cs/Rb (a)、Ba/La (b) 和 U/Th (c)图解(据Sun et al., 2001)Fig. 9 Cs/Rb (a),Ba/La (b) and U/Th (c) vs. Ce/Yb diagrams of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture(after Sun et al., 2001) N-MORB—N型洋脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；VS—火山碎屑沉积物；BS—全部沉积物

在 (La/Sm)N—(Ba/La)N图解上(图10)，本区火山岩6个样品均位于深海沉积物区域内，反映俯冲洋壳+俯冲深海沉积物析出流体进入地幔参与了成岩过程，更进一步揭示了本区钾玄质火山岩的源区性质 (Othman et al., 1989；Jiang Yaohui et al., 2002；邱检生等，2003，2013；Conticelli et al., 2015)。

图10 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩 (La/Sm)N—(Ba/La)N图解(据Othman et al., 1989)Fig. 10 (La/Sm)N—(Ba/La)N diagram of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture (after Othman et al., 1989)

实验研究表明，俯冲洋壳中少量富钾沉积物在一定温度压力下可产生超钾质流体(Massonne,1992；邱检生等，2003)。这些流体上升渗透到上覆地幔中并交代地幔而形成富钾的富集地幔(Massonne，1992；邱检生等，2003)。这种与俯冲作用有关的富集地幔在后期构造—热事件中部分熔融产生钾玄质岩浆。前人研究揭示，钾玄质火山岩中尖晶石橄榄岩捕虏体内含有少量富钾的金云母和角闪石等含水矿物，其可能反映了俯冲板片析出富钾流体的交代作用及产物(邱检生等，2003)。这种来自富集地幔包体中的金云母富 K、Sr、Ba、Rb, 贫Th、HFSE和REE，K/Rb值为40～400；而角闪石具有相对较高的K、Sr、Ba、HFSE、LREE含量和较低的Rb、Th含量，K/Rb值>1100(Chakrabarti et al., 2009)。而且，金云母分解形成的熔体Rb/Sr值较高(>0.1)，Ba/Rb值较低(<20)(Furman et al，1999)。

本区钾玄质火山岩的REE和HFSE含量明显较低，K/Rb 值也明显较低(345～609，平均419)；而Rb/Sr值明显较高(0.15～0.69，平均0.38)；Ba/Rb值明显较低(7.0～23.9，平均14.7)，表明其岩浆来源与金云母密切相关。这些特征反映研究区钾玄质火山岩可能源于含金云母的富集地幔，也表明金云母可能是本区富集地幔源区的主要富钾含水矿物。这种含金云母的富集地幔部分熔融产生了该区的钾玄质岩浆(Sun et al., 1989；Furman et al，1999；Ebert et al., 2004；Zhang Zhaochong et al., 2008)。

该区钾玄质火山岩的地幔源区特征，与邻区西乌旗那木斯来敖包晚侏罗世粗面岩同位素低[n(87Sr)/n(87Sr)]i(0.7037、0.7036)、高εNd(t) (6.36、7.39) 和低TDM值(362、296 Ma)所反映的地幔源区特征相吻合(李可等，2012)；与苏尼特左旗红格尔早白垩世钾玄质火山岩同位素正εNd(t) (+0.40～+1.64)和低TDM值(694～767 Ma)反映的地幔源区特征相类似(张祥信等，2016)；并与整个贺根山缝合带中生代火成岩Sr—Nd同位素正εNd(t)和低TDM值所反映的岩浆源区特征基本一致(张晓晖等，2006；李可等，2012；张祥信等，2016)。而且，邻区西乌旗扎布其尔沃布勒吉—杰林牧场一带广泛发育早白垩世橄榄玄武岩、玄武安山岩和杏仁—气孔状玄武安山岩(薛晓刚等，2018)，其岩浆源区为富集地幔，可能进一步揭示了贺根山缝合带晚侏罗世—早白垩世幔源钾玄质岩浆事件。

因此，本区钾玄质火山岩岩浆源区可能是古亚洲洋俯冲洋壳+俯冲深积物析出流体交代地幔而形成的含金云母二辉橄榄岩，而随后的古亚洲洋俯冲板片断离—后造山伸展作用下诱发含金云母的二辉橄榄岩部分熔融而产生本区的钾玄质火山岩岩浆(Sun et al., 1989；Massonne,1992；Furman et al，1999；Jiang Yaohui et al., 2002；邱检生等，2003；Ebert et al., 2004；Zhang Zhaochong et al., 2008；Conticelli et al., 2015；杨华本等，2016)。

然而，与富集地幔部分熔融产生的岩浆SiO2含量普遍较低相对比，本区钾玄质火山岩SiO2含量明显较高(60.40%～65.59%)，可能反映其岩浆经历了分离结晶作用过程。在SiO2—氧化物关系图上(图11)，本区火山岩的TFe2O3、CaO、MgO、TiO2、K2O等主要氧化物含量与SiO2均呈明显的线性变化关系，而Al2O3和Na2O含量则基本未发生明显规律性变化，反映了同源岩浆分离结晶演化的特征。其中，TFe2O3、CaO、MgO、TiO2与SiO2呈明显负相关，K2O与SiO2呈正相关，Al2O3、Na2O与SiO2相关性不明显，表明岩浆演化过程中存在钛铁矿、磁铁矿、角闪石、斜长石、磷灰石分离结晶。从岩相学上，该区钾玄质火山岩发育多斑、聚斑结构，斑晶主要为斜长石，少量角闪石，其副矿物组合为磁铁矿+磷灰石+锆石+钛铁矿，也反映了岩浆经历了分离结晶作用过程。

图11 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩SiO2—氧化物关系图Fig. 11 SiO2 versus oxide diagrams of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture

该区火山岩的MgO含量(0.47%～2.19%)、Mg#值(20～42)和Cr(7.42～45.5×10-6)、Co(3.07～13.1×10-6)、Ni(3.34～7.74×10-6)含量均较低，而且伴随SiO2含量的增高而降低，可能较好地反映了该区钾玄质岩浆经历了铁镁矿物的分离结晶作用过程。而且，一般认为重稀土元素在铁镁矿物中的分配系数远大于轻稀土元素，铁镁矿物的分离结晶作用通常导致熔体中重稀土含量降低，或(La/Yb)N值增大。该区火山岩(La/Yb)N值与SiO2含量总体为正相关关系(表2)，可能同样反映了铁镁矿物的分离结晶作用。在微量元素原始地幔标准化蛛网图上(图7b)，该区火山岩的微量元素Ti和P显示强烈的亏损，某种程度上可能主要反映钾玄质岩浆经历了钛铁矿、磷灰石和榍石的分离结晶作用。在另一方面，该区火山岩的δEu值(0.701～1.092)与Sr含量(167×10-6～541×10-6)为正相关关系(表2)，表现出伴随Eu负异常的增大而Sr含量降低，可能较好地揭示该区钾玄质岩浆作用过程中斜长石的分离结晶作用。而且，该区火山岩的La/Sm值(4.11～6.04)伴随La含量的增大(19.8～34.5)总体相对稳定，表明岩浆分离结晶作用在该区钾玄质岩浆演化与成岩过程中的重要作用。

综上所述，阿萨格图钾玄质火山岩可能是由地幔的钾玄质岩浆经铁镁矿物、斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用形成。

4.2 构造环境与意义

钾玄质火山岩可以形成于初始洋弧、晚期洋弧、大陆弧、后造山和板内等不同的大地构造环境，被广泛应用于古构造环境的恢复与研究(Morrison,1980；Müller et al., 1992；Williams et al., 2004；Ding Lixue et al., 2011；邱检生等，2013；尼玛次仁等，2015；王良玉等，2016；Jahangiri et al., 2016)。在钾玄质岩的Zr/Al2O3—TiO2/Al2O3构造环境判别图解上(图12a), 本区钾玄质火山岩6个样品均落在大陆弧—后造山钾玄质岩范围内，明显区别于初始洋弧、晚期洋弧和板内型钾玄质岩。在大陆弧和后造山钾玄质岩3Zr—50Nb—Ce/P2O5三角形构造环境判别图解中(图12b), 该区钾玄质火山岩有5个样品落在后造山钾玄质岩范围，1个样品投影在后造山与大陆弧钾玄质岩分界线附近的大陆弧一侧，表明其应形成于后造山构造环境，为与后造山相关的钾玄质岩。这种后造山钾玄质岩的伸展构造环境，可与国内外典型后造山钾玄质岩石相类比(Morrison, 1980；Müller et al., 1992；Turner et al., 1996；邱检生等，2002；Williams et al., 2004；Zhang Zhaochong et al., 2008；Jahangiri et al., 2016；杨华本等，2016)。

图12 贺根山缝合带阿萨格图钾玄质火山岩 Zr/Al2O3—TiO2/ Al2O3 (a)和 3Zr—50Nb—Ce/P2O5 (b)判别图解(据Müller et al., 1992)Fig. 12 Zr/Al2O3—TiO2/ Al2O3 (a) and 3Zr—50Nb—Ce/P2O5 ( b ) discrimnation diagrams of the Asagetu shoshonitic volcanic rocks in the Hegenshan Suture (after Müller et al., 1992)

在区域构造—岩浆演化研究上，近十年来中亚造山带东段二连—贺根山缝合带区域内获得大量有关石炭纪蛇绿岩、石炭纪—二叠纪岛弧岩浆岩和三叠纪—早白垩世后造山A型花岗岩—酸性火山岩等岩石学、地球化学和年代学成果。虽然一些学者提出古亚洲洋最终闭合时间可能为晚白垩世(吕洪波等，2018)； 但是，越来越多的证据表明古亚洲洋可能在二叠纪晚期闭合，华北板块和西伯利亚板块可能在二叠纪末(最晚至早三叠世)最终碰撞缝合，二连—贺根山缝合带在中三叠世—早白垩世处于古亚洲洋俯冲板片断离—后造山伸展拉张构造背景(Miao Laicheng et al.，2008；Xiao Wenjiao et al.，2009；刘建峰等，2009；Jian Ping et al.，2010，2012；Liu Jianfeng et al., 2013；Zhang Zhicheng et al., 2015；康健丽等 2016；刘锐等，2016；李钢柱等，2017；王树庆等，2018；汪相，2018；范玉须等，2019；王金芳等，2019，2020a，2021)。本文报道的阿萨格图后造山钾玄质火山岩, 分布于二连—贺根山缝合带石炭纪蛇绿岩、石炭纪—二叠纪岛弧岩浆岩和三叠纪—早白垩世后造山A型花岗岩—酸性火山岩典型发育区, 其直接上覆于早石炭世迪彦庙蛇绿混杂岩带和下二叠统寿山沟组复理石(俯冲增生杂岩)之上(李英杰等，2012，2015，2018；Wang Jinfang et al., 2017；王金芳等，2017a，2018c；Li Yingjie et al., 2018b), 新获得的LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为132.1±0.7 Ma，表明其形成于早白垩世。该火山岩的形成年龄与二连—贺根山缝合带三叠纪—早白垩世后造山阶段A花岗岩、酸性火山岩的年龄范围(245～130 Ma)一致(刘红涛等，2002；邓晋福等，2015a；张晓晖等，2006；石玉若等，2007；程天赦等，2014；张学斌等，2015；李红英等，2015；程银行等，2016；袁建国等，2017；王金芳等，2017b，2018b)。

通常认为，钾玄质火山岩的形成时间相对较晚，主要为构造—岩浆活动演化晚期产物，在空间分布上往往位于地层层序的上部或顶部层位，代表与先前洋壳俯冲作用有关而形成于后造山伸展拉张晚期的岩浆作用产物(Morrison, 1980；Müller et al., 1992，2000；邱检生等，2003，2013；邓晋福等，2015b)。结合区域内石炭纪蛇绿岩、石炭纪—二叠纪岛弧岩浆岩和三叠纪—早白垩世俯冲板片断离—后造山A型花岗岩—酸性火山岩的时空分布、成因联系与演化关系，本区早白垩世后造山钾玄质火山岩代表了贺根山缝合带后造山阶段的晚期岩浆作用产物，进一步揭示了贺根山缝合带在二叠纪末俯冲—碰撞造山事件结束后进入俯冲板片断离—后造山伸展拉张构造演化阶段。而且，也正是伴随古亚洲洋在二叠纪末(最晚至早三叠世)洋壳俯冲与闭合，俯冲的洋壳+俯冲深积物析出流体交代上覆地幔形成贺根山缝合带富集地幔，进而随后的俯冲板片断离引发软流圈物质沿板片断离产生的“板片窗”上涌(图13a)，触发先期富集地幔减压部分熔融形成后造山钾玄质岩浆 (图13a)。对于本区后造山钾玄质火山岩的地球动力学背景和过程(图13a)，贺根山缝合带的壳幔电性结构特征可能提供一些重要佐证(图13b)(徐新学等，2011)。贺根山缝合带内的3个串珠状巨型高导块体和上地幔高导层隆起区 (图13b) (徐新学等，2011)，较好地表征了俯冲板片断离(古亚洲洋残留块体)、软流圈物质上涌触发富集地幔减压部分熔融(后造山钾玄质岩浆作用) (图13a，b)，反映贺根山缝合带具有明显的壳幔高导层连通渠道(图13b)，是幔源物质向上运移的通道(徐新学等，2011)，可能为二连—贺根山缝合带先期古亚洲洋壳俯冲—闭合、俯冲板片断离—后造山伸展地球动力学过程提供了新的佐证。

图13 贺根山缝合带钾玄质火山岩的俯冲板片断离—后造山伸展地球动力学模式(a)和 壳幔电性结构特征(b)[(b)图据徐新学等，2011]Fig. 13 The geodynamic model of the subducted slab break off—post orogenic extension of the shoshonitic volcanic rocks (a) and the crust—upper mantle electrical structure (b) in the Hegenshan Suture Zone (fig. b after Xu Xinxue et al., 2011#)

5 结论

(1) 贺根山缝合带西乌旗阿萨格图地区白音高老组二段火山岩以粗安岩为主，少量粗面岩和粗面英安岩，岩石高碱Na2O+K2O、高K2O、高Al2O3、低TiO2，富集Rb、Ba、U等大离子亲石元素(LILE)和轻稀土元素(LREE), 亏损 Nb、Ta 和 Ti等高场强元素(HFSE)，属于典型的钾玄质岩。

(2) 贺根山缝合带阿萨格图地区白音高老组二段火山岩中的粗安岩，LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为132.1±0.7 Ma，提供了二连—贺根山缝合带早白垩世后造山钾玄质岩浆作用的岩石学和年代学证据与约束。

(3) 阿萨格图钾玄质火山岩与古亚洲洋俯冲作用有关，形成于随后的俯冲板片断离—后造山伸展环境，为与后造山相关的钾玄质岩。古亚洲洋俯冲洋壳+俯冲深积物析出流体交代上覆地幔形成贺根山缝合带富集地幔，随后的俯冲板片断离作用和软流圈物质上涌触发富集地幔部分熔融，产生后造山钾玄质岩浆及其随后的铁镁矿物、斜长石、钛铁矿和磷灰石的分离结晶作用。

(4) 结合贺根山缝合带的壳幔电性结构特征和晚古生代蛇绿岩—岛弧岩浆岩、中生代后造山A型岩浆岩的时空分布与演化，认为区域早白垩世处于古亚洲洋俯冲板片断离—后造山伸展构造背景。

致谢：审稿专家和责任编辑为本文提供了宝贵的修改意见与建议，对本文的改进和提高起到了重要作用，在此表示衷心的感谢!

注 释／Notes

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参 考 文 献／References

(The literature whose publishing year followed by a “&” is in Chinese with English abstract; The literature whose publishing year followed by a “#” is in Chinese without English abstract)

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