兴蒙造山带晚古生代伸展减薄过程：来自内蒙林西地区岩体的地球化学证据*

雷豪 张贵宾 徐备, 2

1.北京大学地球与空间科学学院，造山带与地壳演化教育部重点实验室，北京 100871 2.河北省战略性关键矿产资源重点实验室，河北地质大学，石家庄 050031

中亚造山带位于西伯利亚板块和华北板块及塔里木板块之间，是典型的增生型造山带(engöretal., 1993; Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2003, 2010, 2013; Li, 2006; Xuetal., 2013, 2015)。近些年有关中亚造山带的构造演化模式问题引起了地学界的广泛讨论，尤其是古亚洲洋构造演化阶段如何划分的问题一直存在不同观点。位于中亚造山带东部的兴蒙造山带，历经了多次与古亚洲洋密切相关的构造演化过程，是记录古亚洲洋演化的重要区域(Jahnetal., 2000, 2004; Huetal., 2015; Zhangetal., 2015)，对中亚造山的构造演化研究工作具有重要指示意义。兴蒙造山带南段存在广泛的晚古生代岩浆活动，大体上可划分为三种：晚二叠世-早三叠世同碰撞-后碰撞花岗岩(Jianetal., 2010; 徐备等, 2014)；晚石炭世-早二叠世A型花岗岩(洪大卫等, 1994; Shietal., 2004; Zhangetal., 2015)；晚石炭世-中二叠世钙碱性花岗岩(Shietal., 2003; 刘建峰等, 2009; Zhangetal., 2016)。研究区同时发育有碰撞成因花岗岩、钙碱性花岗岩和A型花岗岩，表明该时期兴蒙造山带存在较复杂的构造-岩浆事件。

目前就古亚洲洋的闭合时限和位置问题，地学界主要持有两种观点，一部分学者认为该区域演化类似环太平洋增生型造山带，在古生代发育多次俯冲和岛弧增生过程(Chenetal., 2000; Miaoetal., 2008; Songetal., 2015)，最终于晚二叠世到早三叠世沿索伦缝合带闭合(Xiaoetal., 2003)。另一部分学者认为古亚洲洋早在晚志留世或早-中泥盆世就已经闭合(Tang, 1990; Xuetal., 2013)；而在随后的石炭-二叠纪期间，则进入了以伸展构造背景为特征的地壳演化新阶段(邵济安等, 2014; Tongetal., 2015; 徐备等, 2018)。

索伦缝合带对限定古亚洲洋的演化阶段具有重要意义。位于内蒙林西县的西拉木伦断裂带展布于兴蒙造山带南缘，属于索伦缝合带的一部分，也是西伯利亚板块和阿穆尔板块对接活动带的重要部分。因此，对沿该带分布的岩体的地质年代学、地球化学研究，对约束古亚洲洋的构造演化具有重要意义。在西拉木伦断裂带北缘双井地区的双井片岩和片麻状二长花岗岩接触带上，出露有含暗色包体的花岗质岩体。本研究以该岩体为研究对象，查明其岩相学、地球化学以及地质年代学特征，探讨该区域的大地构造背景及其演化历史，以期为厘定古亚洲洋构造演化阶段提供信息。

1 区域地质概况

本文的采样地点位于内蒙古中部地区的兴蒙造山带东段，根据Xiaoetal.(2003)和Xuetal.(2013)对该地区构造单元的划分，研究区由南至北可划分为：南造山带、索伦缝合带、北造山带、二连贺根山蛇绿岩带以及乌里雅斯台活动陆缘(图1b)。其中南造山带位于索伦缝合带和华北克拉通之间，从北到南依次发育蛇绿混杂岩、岛弧岩浆岩、弧后和前陆盆地沉积以及一套变质岩系(张晋瑞等, 2018)，含大量与俯冲或后碰撞相关的火成岩(刘敦一等, 2003; Jianetal., 2008)，表现出自北向南的俯冲极性。在北造山带内，同样也识别出混杂岩、岛弧岩浆岩、弧后和前陆盆地等几个构造单元，并显示为自南向北的俯冲极性。因此，古亚洲洋在南、北造山带形成之前存在双向俯冲体系(Xu and Chen, 1997; Xuetal., 2013, 2015)。索伦缝合带位于南、北造山带之间，以分布较多蛇绿岩残片为特点，且发育有完整的海进、海退沉积旋回序列(蒋干清等, 1995; 方俊钦等, 2014; 赵立敏, 2010)。本文研究区位于内蒙古中部西拉木伦河北侧的双井地区，地处南造山带北缘和索伦缝合带南缘之间的西拉木伦断裂带内(图1)。

图1 中亚造山带中-东段构造格架图(a,据Jahn, 2004; Zhang et al., 2015修改)及内蒙古中部地区地质简图(b,据Xiao et al., 2003修改)

在莲花山-房框子-那达嘎地区均有出露的双井片岩(图2)，由各类浅变质片岩组成，并夹有透镜状大理岩(张晋瑞等, 2018)。之前一直认为双井片岩和其周围的片麻状花岗岩是晚太古代的构造块体，被称为“双井微陆块”，但综合近些年前人的研究发现，其原岩实际为晚古生代碎屑-碳酸盐沉积。该地区双井片岩的相平衡模拟结果表明，部分样品的石榴石环带分别记录了升温升压过程，峰期后经历近等温减压过程，指示了该区域存在减薄地壳的加厚再伸展构造演化过程(Zhangetal., 2016)。在双井地区二叠纪区域构造演化过程中，存在碰撞造山过程(李锦轶等, 2007; 李益龙等, 2012)，其中一个重要证据是双井片岩经历较低级的绿帘角闪相变质，其变质时代可能指示与碰撞造山有关的区域构造事件。Zhangetal.(2018)测得双井片岩中白云母40Ar-39Ar年龄为240±2Ma，结合李锦轶等(2007)在研究区发现有237.5±2.7Ma的S型花岗岩，因此可将碰撞造山过程限定在238～240Ma。

图2 内蒙古林西县双井地区地质简图(据Li et al., 2014; Zhang et al., 2016修改)

在房框子单元出露的S型花岗岩，其锆石U-Pb年龄为271.9±1.6Ma和264.8±1.8Ma(李益龙等, 2009)。另外，在房框子单元的南部双井子单元出露的S型花岗岩锆石年龄为229.2±4.1Ma和237.5±2.7Ma(李锦轶等, 2007)，指示在该区域存在碰撞造山背景，亦指向索伦缝合带的最终闭合发生于晚二叠世-早三叠世。由此可见该区域既存在伸展构造过程(Zhangetal., 2016)，也存在碰撞造山的过程(李锦轶等, 2007; Lietal., 2014)。因此，对双井地区该时期构造演化阶段的进一步划分以及地质期次的确定，具有非常重要的地质意义。

本文所研究的含暗色包体的花岗质岩体位于内蒙古林西县双井地区，采自戴家窝铺村后采石场处，位于南侧双井片岩和北侧片麻状二长花岗岩的交界地带(图2)。暗色包体在花岗质岩体中呈条带状分布，与周边花岗质部分有较为明显的界限，且都变形拉长并具有一定的定向性，指示了岩体侵入时塑性流动的特征(图3a, b)。

图3 双井地区含暗色包体的花岗质岩体野外特征及镜下照片

2 分析方法

在岩石手标本上暗色包体和周边花岗质岩体有截然的界限，为了对比二者之间的差异，利用切割机将手标本上的暗色包体、周边花岗岩部分切割分离出来，把混合的部分剔除掉，将分开之后的岩石样品按分析需求分别进行测试、对比。

2.1 矿物成份分析

矿物的电子探针成份分析和背散射图像在北京大学教育部造山带与地壳演化重点实验室完成。测试分析所用的电子探针型号为JEOL JXA-8100，实验条件为加速电压15kV，电流为10nA，所用束斑大小为2μm。采用PRZ方法修正，标准样品为美国SPI公司的53种矿物，分析精度在5%以内。

2.2 全岩主微量元素

岩石样品的全岩化学前处理与主微量元素测定在南京聚谱检测科技有限公司完成。样品消解流程如下：称取40mg全岩粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5mL硝酸与1.0mL氢氟酸，溶样弹经钢套密封后放入烘箱：镁铁质样品在195℃烘箱内加热48小时，长英质样品加热72小时，以确保样品被彻底消解。消解液被稀释后(相对于固体样品，稀释因子2000倍)，以雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定微量元素。在前处理和分析过程中，采用美国地质调查局USGS地球化学岩石粉末标样(玄武岩BIR-1、BHVO-2、BCR-2、安山岩AGV-2、流纹岩RGM-2、花岗闪长岩GSP-2)来监控仪器测试的准确性和前处理对真实值的影响。固体浓度大于10×10-6的微量元素，偏离范围不超过±10%；固体浓度大于50×10-6的微量元素，偏离范围不超过±5%。

主量元素的测定，采用安捷伦公司5110型ICP-OES，测试SiO2、Al2O3、CaO、Fe2O3、K2O、MgO、MnO、Na2O、P2O5与TiO2等，AGV-2(安山岩)与 BHVO-2(玄武岩)测试结果与推荐值基本一致，测试结果相对误差小于2%。

2.3 锆石U-Pb定年及微量元素

本次研究挑选了9件样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析，包括6件暗色包体样品(LX17-4～9)以及3件周边浅色的花岗质部分(LX17-1～3)。LA-ICP-MS 锆石U-Pb定年测试在南京聚谱检测科技有限公司完成。1193nm ArF准分子激光剥蚀系统由Australian Scientific Instruments制造，型号为RESOlution LR。电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)由安捷伦科技(Agilent Technologies)制造，型号为Agilent 7700x。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，能量密度为8.0J/cm2，束斑直径为33μm，频率为6Hz，共剥蚀40秒，剥蚀气溶胶由氦气送入ICP-MS完成测试。

测试过程中以标准锆石91500(1062.4±0.8Ma, Wiedenbecketal., 1995)为外标，校正仪器质量歧视与元素分馏；以标准锆石GJ-1(599.8±4.5Ma, Jacksonetal., 2004)为监控标样，检验U-Pb定年数据质量；以NIST SRM 610为外标，以Si为内标 标定锆石中的Pb元素含量，以Zr为内标标定锆石中其余微量元素含量(Liuetal., 2010a; Huetal., 2011)。原始的测试数据经过ICP DataCal软件离线处理完成(Liuetal., 2010a, b)。

2.4 锆石Lu-Hf同位素

在锆石LA-ICP-MS定年的基础之上，对浅色部分和暗色包体共9个样品进行了锆石微区Lu-Hf同位素测定，共81个测试点。锆石原位Lu-Hf同位素测定在北京大学地球与空间科学学院造山带与地壳演化教育部重点实验室完成，所用仪器为英国Nu Instrument公司Nu PlasmaⅡ多接收等离子体质谱仪MC-ICP-MS，并连接德国Coherrent公司Coherrent GeoLas HD激光剥蚀系统(193nm准分子激光)。

实验过程中采用He气作为载气，载气的通量为630sccm，激光能量密度为10J/cm2；束斑大小为44μm，剥蚀频率为5Hz。标准锆石91500(0.282307, Wuetal., 2006)作为锆石Lu-Hf同位素分析的外部标样，并采用Penglai(0.282906, Lietal., 2010)和Plešovice(0.282483, Slámaetal., 2008)检验校正结果。分析数据的离线处理包括对样品和空白信号的选择、同位素的质量分馏校正，以及εHf(t)和tDM值的计算，使用软件Iolite完成。

2.5 全岩Sr-Nd同位素

样品的分离和提纯是在北京大学的超净实验室完成的，通过传统离子交换程序完成Rb、Sr、Sm和Nd的分离；Sr-Nd同位素分析在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室通过雾化系统(Aridus Ⅱ TM Membrane Desolvation)和多接收等离子体质谱(Nu Plasma Ⅱ MC-ICPMS)完成。

测试过程中，87Sr/86Sr和143Nd/144Nd值分别用86Sr/88Sr=0.1194和146Nd/144Nd=0.7219进行标准化质量分馏校正。在测试过程中，我们用Sr标准溶液NBS987和Nd标准溶液JNDI来监控测量过程中的数据质量。此外，用国际玄武岩标样BCR-2检测分离提纯过程对结果的影响，测试结果显示BCR-2的同位素值为87Sr/86Sr=0.70520±0.00008(2SD，n=15)，143Nd/144Nd=0.512633±0.00005(2SD，n=14)，测试结果均在测量误差允许范围内。

3 实验结果

3.1 岩相学和矿物成份

岩体呈片麻状构造，暗色包体的主要矿物组成为绿帘石(3%)、黑云母(15%)、角闪石(5%)、辉石(2%)、斜长石(50%)、碱性长石(10%)和石英(～15%)，为花岗闪长岩体；暗色包体周边的花岗质部分，其主要矿物组成为少量黑云母、角闪石和绿帘石暗色矿物(10%)，而长英质矿物达90%(图3c, d)。除此之外，二者都含有少量的磷灰石、磁铁矿等副矿物。在结构构造上暗色包体表现为花岗变晶结构，黑云母在镜下有较明显的定向；周围的花岗质部分同样也表现出花岗变晶结构，但由于黑云母含量较少，定向现象不明显(图3c, d)。此外，二者在镜下都可见反应交代边的结构，说明二者都经历了较高温的交代变质过程，可能与后期的构造热事件有关。

表1列出了周边花岗质岩体和暗色包体中斜长石、钾长石、黑云母以及浅色花岗岩部分中的少量角闪石成份数据。周边花岗质部分斜长石较暗色包体部分更富Na，且斜长石牌号(An=2)也明显低于暗色包体部分(An=15)(表1)。另外，从黑云母的成份上可以看出，周边花岗质部分和暗色包体中的黑云母成份有一定差异，暗色包体中黑云母更富Mg(MgO>8.41%)、Fe(FeOT>21.11%)、Ti(TiO2>1.40%)等，而周边花岗质部分的岩体则更富Al(Al2O3=21.82%)(表1)，可能指示岩体中有两种不同成因的黑云母。

表1 双井地区含暗色包体的花岗质岩体主要组成矿物的电子探针分析结果(wt%)

3.2 全岩主微量元素

周边花岗质部分和暗色包体的主微量测试结果显示，周边花岗质部分的SiO2含量(>75%)明显高于暗色包体部分(65%～72%)(表2)。此外，暗色包体相较周边花岗岩更富Al2O3(>13.96%)、CaO(>1.61%)、Na2O(>4.61%)以及Fe2O3(>3.67%)、MgO(>0.62%)、TiO2(>0.28%)、P2O5(>0.08%)等，但贫K2O(<2.10%)(表2)。其中暗色包体的A/NK值为1.32～1.47，A/CNK值为0.93～1.05，Mg#为29～35；周边花岗质部分的A/NK值为1.11～1.20，A/CNK值为0.97～1.01，Mg#的13～16。在TAS分类图解中，暗色包体的样品主要落在花岗闪长岩的区域，而周边花岗质部分则主要落在花岗岩区域(图4a)。而在K2O-SiO2图解中，暗色包体部分和周边花岗质岩体均大体落在钙碱性区域，其中周边的花岗质部分落在高钾钙碱性区域(图4b)。

图4 双井地区含暗色包体的花岗质岩体TAS分类图解(a,据Le Maitre, 2002)和K2O-SiO2图解(b,据Peccerillo and Taylor, 1976)

暗色包体和周边花岗质部分样品稀土总量为96.4×10-6～175×10-6(表2)，在球粒陨石标准化稀土元素配分图上显示出，周边花岗质部分((La/Yb)N=5.51～7.74)相较暗色包体部分((La/Yb)N=0.80～2.82)更富集轻稀土、贫重稀土，且铕的负异常更显著(Eu/Eu*<0.27，图5a)，且与上地壳平均成份(Rudnick and Gao, 2014)的稀土配分模式十分一致。此外，从暗色包体到周边花岗质部分，稀土元素的配分图呈现连续变化，而非岩相学上体现出的截然界限(以重稀土更为明显)。在原始地幔标准化微量元素蛛网图上显示出大离子亲石元素富集(K、Rb、Ba等)、高场强元素亏损(Nb、Ta、Ti等)的特征，且周边花岗质部分相较暗色包体的富集、亏损程度均更强烈一些(图5b)。

图5 双井地区含暗色包体的花岗质岩体球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

表2 双井地区暗色包体及周边花岗质部分主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果

3.3 锆石U-Pb年龄

暗色包体和周边花岗质岩体样品中锆石颗粒大体呈长柱状，长宽比为3:1～2:1，锆石阴极发光图像(CL图)显示颗粒内部具有较为良好的震荡环带，部分锆石发育有较薄的变质边(图6)，且两类样品中锆石的Th/U比值为0.34～1.73(表3)，以上特征均表现出其岩浆成因，指示岩体形成年龄。

表3 双井地区暗色包体和周边花岗质部分样品LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

图6 双井地区含暗色包体的花岗质岩体样品中典型锆石的CL图像，示U-Pb年龄(206Pb/238U)及Hf同位素组成(εHf(t))

暗色包体、周边花岗质部分的年龄表现出有三期年龄数据的特征(图7a, b)。其中在暗色包体锆石的U-Pb谐和图上(图7b)，锆石数据投影点基本落在谐和线上及附近，锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较为稳定，显示出287.7±1.9Ma(MSWD=2.3)、272.0±1.9Ma(MSWD=4.0)两组集中年龄数据以及一颗314.0±5.3Ma相对较老的锆石年龄数据；周边花岗质部分锆石的U-Pb谐和图上(图7a)，显示出319.5±8.5Ma(MSWD=5.6)、284.9±1.9Ma(MSWD=1.2)、268.9±2.9Ma(MSWD=4.6)三组集中年龄数据。

图7 双井地区周边花岗质部分(a)和暗色包体(b)样品中锆石U-Pb年龄协和图和206Pb/238U年龄加权平均年龄图

3.4 锆石Lu-Hf同位素

本次分析共获得81个锆石Hf同位素数据(52个暗色包体、29个周边花岗质部分)(表4)，其中暗色包体(LX17-4～9)的176Hf/177Hf比值介于0.282498～0.282849之间，176Lu/177Hf比值主要集中在0.0011～0.0094之间，平均值为0.0033，其中有两个锆石点的176Lu/177Hf比值达到0.0157和0.0123；锆石的εHf(t)值主要集中在-3.58～6.72之间，大体落在亏损地幔线和球粒陨石线之间(图8a)，Hf同位素tDM2主要介于1147～1540Ma之间，只有一颗相对年轻的tDM2年龄(881Ma)。

表4 双井地区暗色包体和周边花岗质部分锆石Hf同位素测试结果

图8 双井地区暗色包体和周边花岗质岩体的εHf(t)对U-Pb年龄图解(a)和εHf(t)的分布直方图(b)

周边花岗质部分(LX17-1～3)的Hf同位素组成基本一致。176Hf/177Hf比值介于0.282520～0.282850之间，176Lu/177Hf比值主要集中在0.0014～0.0092之间，平均值为0.0033，和暗色包体Hf同位素数据非常接近；锆石的εHf(t)值主要集中在-3.63～7.03之间，同样和暗色包体εHf(t)值十分接近(图8b)，其Hf同位素tDM2主要介于1072～1528Ma之间，也有一颗846Ma的较为年轻的tDM2年龄。

3.5 全岩Sr-Nd同位素

暗色包体及其周边花岗质岩体的全岩Sr-Nd同位素组成测定结果见表5和图9，样品的初始Sr-Nd同位素组成数据分别用与其对应样品的平均U-Pb年龄进行校正计算。暗色包体的87Sr/86Sr比值变化范围为0.7094～0.7146，平均值为0.7123，高于原始地幔现今值(87Sr/86Sr=0.7045；Depaolo and Wasserburg, 1976)；143Nd/144Nd变化范围为0.512193～0.512294，平均值为0.512255，要明显低于原始地幔现今值(143Nd/144Nd=0.512638；Jacobsen and Wasserburg, 1984)。根据样品的U-Pb定年结果，计算获得(87Sr/86Sr)i为0.7039～0.7055，平均值为0.7047，εNd(t)介于-7.30～-5.87之间，平均值为-6.45。

表5 双井地区暗色包体及其周边花岗质部分样品全岩Sr-Nd同位素分析结果

图9 双井地区暗色包体和周边花岗质岩体的Sr-Nd同位素组成

周边花岗质岩体87Sr/86Sr比值变化范围为0.7108～0.7118，平均值为0.7112，略低于暗色包体；143Nd/144Nd变化范围为0.512133～0.512213，平均值为0.512170，也略低于暗色包体；通过U-Pb年龄计算所获得的的(87Sr/86Sr)i为0.7039～0.7045，平均值为0.7043，与暗色包体(87Sr/86Sr)i数值相当；εNd(t)介于-6.52～-5.29之间，平均值为-5.98，略高于暗色包体。由(87Sr/86Sr)i-εNd(t)图解(图9)可见，暗色包体与周边花岗质部分的投影点相对集中，差异不大。

4 讨论

4.1 锆石U-Pb年龄与岩浆活动期次

本文所研究岩体(含暗色包体的花岗质岩体)的围岩是双井片岩和片麻状二长花岗岩。岩体南缘的双井片岩相平衡模拟结果显示，样品中石榴石环带记录了升温升压过程以及峰期后经历近等温减压过程(Zhangetal., 2016)，这一中-低压相系具有顺时针P-T轨迹，指示区域存在减薄地壳发生加厚再伸展的多期次构造演化过程，其成因可能与岛弧相关洋盆的闭合有关。此外，Zhangetal.(2018)测得双井片岩中锆石的U-Pb年龄为～261Ma，与Lietal.(2011)通过对双井片岩中的黑云母-斜长片岩中岩浆锆石LA-ICP-MS U-Pb定年结果(～298Ma)有近40Ma的差异，同样指示着该区域存在多期次的岩浆活动。在岩体的另一侧，发育有原岩为钙碱性系列S型花岗岩的房框子沟片麻岩，其锆石核部年龄为271.9±1.6Ma，而边部年龄介于231±2Ma～262±3Ma之间，指示该区域在伸展过程后期存在板块碰撞缝合的过程，房框子沟片麻岩为该阶段地壳加厚重熔的产物(李益龙等, 2009)。由此可见，研究区存在多期次碰撞和伸展的复杂岩浆过程。

含暗色包体的花岗质岩体中，暗色包体中的锆石记录有287±1.9Ma和272.0±1.9Ma两期年龄，以及一个314.0±5.3Ma较老的锆石年龄，而周边花岗质岩体的锆石记录了319.5±8.5Ma、284.9±1.9Ma和268.9±2.9Ma三组较为集中的年龄(图7)。从锆石年龄数据来看，～270Ma为结晶时代，岩体在该时期侵位形成，～320Ma为继承锆石年龄，其中第二期～285Ma期锆石年龄占比较高且与第三期～270Ma主峰年龄接近，可能为岩体生长过程中锆石的再循环晶。由此可见，该区域在晚石炭世就已经存在岩浆活动，而在早二叠世阶段存在广泛、多期次的岩浆活动，结合前人对岩体围岩的研究结果，可能指示研究区存在广泛且长期的伸展过程，且岩浆活动在该时期具有幕式发生的特点，在～285Ma、～270Ma更为显著，这和前人认为该区域存在与伸展作用有关的多期岩浆活动的观点也较为吻合(徐备等, 2018; 邵济安等, 2014; Zhangetal., 2018)。

4.2 岩石成因

高场强元素比值在岩浆演化过程中相对稳定，能够较好地反映源区的特征，在暗色包体的样品中，Zr/Hf比值介于31.74～37.08(表2)与原始地幔的Zr/Hf比值36.25(Sun and McDonough, 1989)较为接近，另外暗色包体中黑云母有壳源和壳幔混合源两种成因类型(张玉学, 1982)，上述情况可能都指示暗色包体的母岩浆在形成过程中有幔源物质的加入。且全岩数据中，随着SiO2的升高，Cr、Co、Ni等元素以及Mg#都有明显的下降(表2)，可能说明暗色包体的母岩浆在侵位之前已经发生过暗色矿物的分离结晶过程，这也与镜下暗色矿物主要为黑云母的现象较为一致。此外，周边花岗质部分(La/Yb)N(5.51～7.74)与下、中地壳相应比值(5.33、7.40)较为接近，且图5中可见周边花岗质部分的稀土配分图与上地壳的相应图解较为吻合，且Eu有更强烈的负异常，可能指示周边花岗质部分母岩浆经历了斜长石等矿物分离结晶的过程。

通过暗色包体和周边花岗质部分Sr、Nd、Hf等同位素特征(图8、图9)，可以发现二者的(87Sr/86Sr)i、εNd(t)、εHf(t)值十分接近，而在岩浆演化过程中，同位素体系保持封闭，非常接近的同位素组成指示暗色包体中具有同一源区。此外，二者Isr值介于0.7039～0.7055，εNd(t)介于-7.30～-5.87之间以及锆石中εHf(t)介于-3.58～6.72，物质成份上表现出有幔源物质参与的特点。

Ferry and Watson(2007)认为锆石中Ti含量不仅受温度制约，还会受到SiO2和TiO2活度的影响。通过该锆石Ti温度计对～270Ma和～285Ma两峰期岩浆中锆石结晶温度进行计算(Ti含量见表6)，得到～270Ma期次结晶温度为600～732℃(平均温度为668℃)，～285Ma期次结晶温度为647～707℃(平均温度为671℃)；因此，两期岩浆形成温度相近，均为较低的670℃，但与之前统计的酸性-中酸性岩中的锆石所计算的Ti含量温度计计算结果相一致(653±125℃, Fuetal., 2008)。并且之前的研究也发现对于花岗质岩石，锆石的Ti含量温度计计算结果明显低于锆饱和温度计算结果(Fuetal., 2008)。

表6 双井地区暗色包体及其周边花岗质部分样品中锆石微量元素(×10-6)

综合上述特征，鉴于暗色包体与花岗质寄主岩发育一致的变形现象，具有相同的侵位时代(误差范围内一致)、相似的微量元素配分模式、相近的Sr-Nd-Hf同位素组成，指示二者可能为同一壳幔混合源岩浆不同演化阶段的产物。二者共同母岩浆在～270Ma产生，岩浆形成温度约为670℃，期间区域处于伸展的构造背景，其过程伴随有地幔物质的上涌，并在母岩浆就位过程中经历了幔源物质的混染与较为强烈的结晶分异过程形成暗色包体，而周边花岗质岩体为更进一阶段的结晶分异产物，进而形成了如今双井地区花岗质岩体中包裹大量暗色包体的野外产状。

4.3 地质意义

兴蒙造山带在晚古生代究竟经历持续的大洋俯冲还是造山后的伸展裂解过程一直是备受关注的科学问题，部分学者认为古亚洲洋俯冲一直持续到晚古生代末期(Jianetal., 2008, 2010; Songetal., 2015)，而另一部分学者认为在晚泥盆世古亚洲洋闭合形成造山带之后，又在造山带基础上发生晚石炭世到二叠纪的伸展过程，形成有限洋盆，并于早二叠纪末-三叠纪初被闭合(邵济安等, 2015; 张晋瑞等, 2018; 徐备等, 2018)。

图10 兴蒙造山带地壳厚度演化示意图

徐备等(2018)提出了“兴蒙陆内造山带”的概念及其沉积建造、岩浆活动、构造变形和变质作用基本特征，认为该造山带内晚古生代与伸展过程有关的岩浆活动可分四期：1)早石炭世贺根山期以蛇绿岩为主，发育在具有前寒武纪古老基底和早古生代造山带年轻基底的陆壳基底之上，反映陆壳内部的深部岩浆过程；2)晚石炭世达青牧场期主要沿北造山带分布，以基性和酸性岩浆构成的双峰式侵火成岩为特征；3)早二叠世大石寨期形成的岩石种类多样，分布广泛，包括双峰式火山岩、双峰式侵入岩和碱性岩；4)二叠纪末-三叠纪初索伦山期形成陆缘型蛇绿岩或基性岩-超基性岩组合，产生于软流圈上涌造成的主动裂谷背景。按照此划分方案，本文研究的含暗色包体的花岗质岩体属于大石寨期，其形成时代为268.9±2.9Ma，暗色包体的形成时代为272.0±1.9Ma，岩体中Sr、Nd、Hf等同位素特征与暗色包体中Zr/Hf比值均表现出有幔源物质参与，这可能指示岩体母岩浆在～272Ma产生，其过程伴随有地幔物质的上涌，后在269Ma发生构造伸展导致岩体的侵位，并在岩浆就位过程中经历了与地幔物质的混染与结晶分异。这些特征精细地约束了该区大石寨期岩浆活动的发育时间及过程，为研究西拉木伦缝合带晚古生代构造演化提供了新证据，同时也清晰地指示出古亚洲洋在晚古生代末期并不处于大洋俯冲阶段，而是造山后的伸展裂解阶段。

5 结论

基于双井地区含暗色包体的花岗质岩体的地球化学特征分析和地质年代学数据，得出以下结论：

(1)岩体中的锆石主要记录～285Ma和～270Ma两期年龄，其中有少量锆石记录有一期～320Ma的较老年龄，表明该区域在晚石炭世就存在岩浆活动，并在早二叠世阶段存在广泛、多期次的岩浆活动，可能指示研究区存在广泛且长期的伸展过程，且岩浆活动具有幕式发生的特点。

(2)岩体中Sr、Nd、Hf等同位素特征与暗色包体中Zr/Hf比值均表现出有幔源物质参与的特点，暗色包体和周边花岗质岩体有较为一致的同位素和年代学特征表现出有同源的特点，指示二者可能为同源岩浆不同演化阶段的产物，根据锆石Ti温度计计算得出岩浆形成温度为～670℃。结合岩体的地球化学特征和镜下特征，暗色包体母岩浆的形成有幔源物质参与，而后母岩浆经历分离结晶等过程形成了如今双井地区花岗质岩体中包裹大量暗色包体的野外产状。

(3)岩体中锆石Eu/Eu*与地壳厚度的拟合结果显示研究区在～290Ma时地壳经历了一次显著的减薄过程，从约50km的地壳厚度变化至约35km，并稳定持续到～270Ma。综合前人研究资料及相邻地区其他岩体的年代学、地球化学数据，本文研究的含暗色包体的花岗质岩体形成于大石寨期其形成过程伴随有地幔物质的上涌，为造山后伸展裂解过程的产物，其年代学、地球化学特征精细地约束了该区大石寨期岩浆活动的发育时间及过程，为研究西拉木伦缝合带晚古生代构造演化提供了新证据，同时也清晰地指示出古亚洲洋在晚古生代末期处于造山后的伸展裂解阶段。

致谢感谢吴春明教授、初航博士及另一位匿名审稿人的修改意见；同时对实验员李楠在同位素测试工作提供的帮助表示感谢。