兴蒙造山带中部晚古生代构造格局：来自晚泥盆-早石炭世色日巴彦敖包组碎屑锆石和火山岩岩浆锆石年代学的制约*

王树庆 胡晓佳 杨泽黎

1.中国地质调查局天津地质调查中心，天津 300170 2.华北地质科技创新中心, 天津 300170

兴蒙造山带属于中亚造山带东南段，主要指华北板块北缘赤峰-白云鄂博断裂以北至中蒙边境的广大地区，其中分布有微陆块、蛇绿岩、岛弧、增生楔等大洋中不同性质的地质体，经历了早古生代以来多期俯冲、弧-微陆块碰撞及最终陆-陆拼贴等复杂地质演化过程，是增生造山带研究的热点和焦点地区，一直被国内外地质学界所关注(Xiaoetal., 2003, 2015, 2018; Xuetal., 2013, 2015; Liuetal., 2017)。近年来蛇绿岩和岛弧岩浆作用研究表明，早在寒武纪大洋就开始俯冲(Chenetal., 2000; Jianetal., 2008; 王树庆等，2016)，并经历了长期的俯冲-增生过程(Xiaoetal., 2003, 2015, Li, 2006; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013; Liuetal., 2017)。但对于本区晚古生代构造格局和演化，目前仍存在一定争议：一种观点认为大洋从早古生代一直持续演化到晚古生代，并于晚二叠-早三叠世最终闭合(Xiaoetal., 2003，2015，2018; Li, 2006; Jianetal., 2008, 2010; Songetal., 2015; Liuetal., 2017；李锦轶等，2019a, b；刘永江等，2019)；另外部分学者认为大洋于晚志留世闭合，晚古生代为陆内演化阶段(Xuetal., 2013, 2015; 徐备等, 2014, 2018; 邵济安等, 2015)。争议的核心在于早古生代末期大洋是否最终闭合，部分学者(徐备和陈斌，1997；Xuetal., 2013, 2015; 徐备等, 2014, 2018; 邵济安等, 2015)认为志留纪末期大洋闭合最终造山的主要依据之一是苏尼特左旗南部晚泥盆-早石炭世色日巴彦敖包组磨拉石建造角度不整合覆盖在早古生代混杂岩之上，代表了大洋闭合及造山过程。而另外部分学者(李锦轶等，2019a)则认为色日巴彦敖包组属于浅海环境的海进序列沉积，不属于代表造山过程的磨拉石建造。因此如何认识晚古生代末期这套沉积地层对于研究兴蒙造山带古生代构造演化是关键点，本次工作在苏尼特左旗南部敖木根呼都格剖面和阿拉塔特剖面对1:20万苏尼特左旗幅划分的上泥盆统即狭义色日巴彦敖包组(内蒙古地质局测绘大队,1965(1)内蒙古地质局测绘大队.1965.1:200000苏尼特左旗幅区域地质调查报告)进行了碎屑岩和火山岩共5件样品进行了锆石年代学、Hf同位素分析，进一步确定其时代，分析沉积环境，并示踪物源区，对区域构造演化过程进行约束。

1 区域地质背景

研究区位于苏尼特左旗南部约50km处的敖木根呼都格地区，大地构造位置属于贺根山蛇绿岩带和索伦-西拉沐伦蛇绿岩带之间的苏尼特左旗-锡林浩特-西乌旗复合增生带，早古生代又被称为北部造山带(Jianetal., 2008; Xuetal., 2013)，由岛弧岩浆作用记录的早期俯冲时代为晚寒武-早奥陶世(490～484Ma，Chenetal., 2000; 石玉若等, 2005a; Jianetal., 2008; 王树庆等, 2016)，伴随俯冲弧前堆积了俯冲增生杂岩(500～415Ma，徐备等, 2014, 2016)，晚奥陶世俯冲晚期由于洋脊俯冲导致了深熔作用和锡林郭勒杂岩中高级变质作用(Jianetal., 2008; Lietal., 2011, 2017)，晚志留世俯冲结束/停滞，发生碰撞造山(Xuetal., 2013, 2015; 徐备等，2014，2018)或弧陆碰撞(石玉若等, 2005b; Jianetal., 2008)，结束了早古生代构造演化，这一事件的沉积响应是晚泥盆-早石炭世色日巴彦敖包组与下部温都尔庙群俯冲-增生杂岩间的角度不整合(徐备和陈斌, 1997; Xuetal., 2013, 2015; 徐备等, 2014, 2018)。

本区出露的古生代地层包括奥陶纪温都尔庙群、晚泥盆-早石炭世色日巴彦敖包组、下石炭统、晚石炭世阿木山组，早白垩世大磨拐河组，中新世通古尔组。岩浆岩包括奥陶纪白音宝力道岛弧TTG侵入岩组合及晚志留世GG花岗岩组合、晚石炭世岛弧TTG侵入岩以及三叠纪碰撞型花岗岩组合。

色日巴彦敖包组分布于苏尼特左旗南部敖木根呼都格至阿拉塔特地区(图1)。1973年1:20万红格尔马场幅区域地质调查(内蒙古地质局区域地质测量队,1973(2)内蒙古地质局区域地质测量队.1973.1:200000红格尔马场幅区域地质调查报告)将敖木根呼都格剖面下部上泥盆统命名为色日巴彦敖包组，上部下石炭统命名为敖木根呼都格组。《内蒙古自治区区域地质志》将下石炭统划分为沟呼都格、乌兰呼都格和敖木根呼都格等三个组级地层单位(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。李文国等(1996)认为建组的敖木根呼都格剖面各层之间均为连续沉积，故将这套地层均归于色日巴彦敖包组(D3C1s)。

图1 苏尼特左旗敖木根呼都格地区地质简图(大地构造位置图据Xiao et al., 2003)

从区域地质背景来看，色日巴彦敖包组碎屑物物源可能为晚泥盆-早石炭世之前的地质体，碎屑锆石来自早石炭世及之前的岩浆岩，从时代上可分为前寒武纪、早古生代和晚古生代。前寒武纪地质体主要为兴蒙造山带中的微陆块，包括研究区周缘的艾力格庙、锡林浩特及蒙古境内托托尚等微陆块(1373～1399Ma，孙立新等，2013，2018，2020)，还有可能来自南侧的华北陆块。早古生代物源包括研究区北侧白音宝力道岛弧、贺根山蛇绿岩以北的早古生代岛弧、华北北缘包尔汗图-白乃庙早古生代岛弧等岩浆岩，白音宝力道岛弧分布于工作区北侧的白音宝力道-锡林浩特-西乌旗地区，广泛发育奥陶纪岛弧TTG侵入岩(490～440Ma，石玉若等，2004；Jianetal., 2008; 王树庆等, 2016)；贺根山北侧早古生代岛弧岩浆岩分布于阿巴嘎旗北部及东乌旗额仁高壁一带，主体为一套岛弧侵入岩组合和多宝山组火山岩(李红英等, 2016; 杨泽黎等，2017, 2018)；此外早古生代岩浆锆石还可能来自华北北缘的包尔汗图-白乃庙岛弧(Jianetal., 2008; Zhangetal., 2013; Zhangetal., 2014; 杨泽黎等，2019)；晚古生代(石炭纪)物源主要来自研究区周边广泛发育的石炭纪岩浆岩(石玉若等，2014)，包括苏尼特左旗-西乌旗地区、二连-东乌旗地区及华北北缘地区。

2 剖面及样品特征

本次主要对苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组敖木根呼都格剖面和阿拉塔特剖面进行调查并取样。两条剖面岩石组合类似，主要由复成分砾岩、杂砂岩、长石石英砂岩、石英砂岩、薄层灰岩及少量凝灰质砂岩、凝灰岩组成，厚度约800m(图2)。

图2 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组地层柱状图及岩石野外照片

敖包根呼都格剖面 属滨浅海相沉积环境，底部砾岩、含砾粗砂岩不整合覆盖在早古生代温都尔庙群之上，上部原划早石炭世地层与下部泥盆纪地层之间为连续沉积。底部为一套灰白色砾岩，砾石磨圆好、成分复杂，多为外来脉石英，见少量石英片岩和绿泥片岩，向上为含砾粗砂岩、砂岩及灰岩。灰岩之中含有丰富的珊瑚、腕足等动物化石Cyrtospirifersulcifer,Camarotoechiaturanica,Kueichowporaolevonica,Nalivikinellaprafunda,N.profundavar.minor,Nicholsonellasp.,Stromatoporasp.。中上部地层为紫红色砂岩-砾岩-砂岩、夹灰岩透镜体和火山岩的一套紫红色砂砾岩沉积组合，向上共有2～3个类似的沉积旋回。

阿拉塔特剖面 位于敖木根呼都格剖面以东，底部同样为一套粗碎屑岩角度不整合覆盖在温都尔庙群绿泥片岩之上，上部与原划早石炭世地层为连续沉积。从剖面岩石组合来看，总体为一套灰紫色-紫红色砂砾岩组合，以长石砂岩等杂砂岩为主局部夹安山质火山角砾岩，总体与敖木根呼都格剖面的中上部地层类似。

本次在敖木根呼都格剖面底部含砾粗砂岩、中下部凝灰质砂岩、中部两层凝灰岩中各取一件测年样品；在阿拉塔特剖面火山碎屑岩中取一件测年样品。

含砾粗砂岩(18ED25)：位于敖木根呼都格剖面底部砾岩之上，层厚15～20cm，含少量砾石(3%～5%)，粗粒砂状结构，砂粒粒径约1～1.5mm，成分为石英及少量岩屑，填隙物为粘土质杂基及硅质、钙质胶结物(图3a)。凝灰质砂岩(18ED01)：位于剖面中部，层厚20～30cm，新鲜呈紫红色，表面可见少量板条状斜长石晶屑(5%)。镜下可见由岩屑、斜长石、石英、凝灰物、填隙物(粘土杂基及铁质胶结物)(图3b)。玻屑凝灰岩(18ED02、18ED03)：位于剖面中部呈薄层状夹于砂岩之中，层厚约50cm，呈块状构造，隐晶质，镜下可见岩石由晶屑(石英、斜长石)、岩屑、玻屑、火山尘组成，大多为小于0.6mm的凝灰物，玻屑呈鸡骨状和似棒状(图3c)。安山质火山角砾岩(18ED24)：位于阿拉塔特剖面上部，夹于长石石英砂岩之中，层厚约30m，新鲜呈紫红色，角砾含量约50%，大小不等(3～10mm)，成分以安山岩为主，胶结物为凝灰物。镜下可见晶屑主要为半自形板状斜长石(图3d)。

图3 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组测年样品野外露头及镜下照片

3 分析方法

将新鲜岩石样品破碎至80目，然后经水粗淘、强磁分选、电磁分选和酒精细淘之后，在双目镜下手工选出锆石，将锆石颗粒用树脂制靶，然后打磨至粒径一半并抛光、照相。U-Pb年龄测试及Hf同位素分析在天津地质调查中心同位素实验室利用LA-MC-ICPMS完成，将NEW WAVE 193-FXArF准分子激光器与Neptune多接收器等离子体质谱仪联接，使用He气作为载气，激光剥蚀时间为30s，束斑直径为35μm，标样采用GJ-1；Hf同位素分析使用与U-Pb测年相同的激光器与质谱仪，区别是激光束斑直径为50μm，采用GJ-1作为外标计算Hf同位素比值，仪器配置和实验流程参见李怀坤等(2010)和耿建珍等(2011)。U-Pb测年和Hf同位素数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，U-Pb年龄谐和图采用Isoplot程序绘制。

4 分析结果

4.1 锆石年龄

本次工作对敖包根呼都格剖面底部粗砂岩(18ED25)、中下部凝灰质砂岩(18ED01)、中部玻屑凝灰岩(18ED02、18ED03)和阿拉塔特剖面安山质火山角砾岩(18ED24)进行了锆石年龄分析，分析结果见电子版附表1。

附表1 内蒙古苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石及岩浆锆石U-Pb测年分析结果

粗砂岩样品18ED25中大多数锆石呈自形短柱状，仅少量(20%)锆石呈现磨圆特征，反映了近源快速堆积(图4a)。虽然亮度不一，但均发育宽窄不一的振荡环带，并且所有分析点的Th/U比值均大于0.1(0.12～2.55)，反映了岩浆成因。在116个分析点中，110个点谐和度大于90%，可以用于年龄分析。对于206Pb/238U年龄小于1000Ma的锆石采用206Pb/238U年龄、大于1000Ma的锆石采用206Pb/207Pb年龄来代表锆石结晶年龄。其中谐和-基本谐和年龄范围为391～3222Ma(图5a)，可分为三组：第一组391～616Ma为最大峰期(峰值为444Ma，n=78)，第二组691～1170Ma(未形成峰)，第三组1774～3222Ma(未形成峰值)，其中最小成群的碎屑锆石(391～406Ma)加权平均年龄为400.0±5.8Ma(MSWD=2.7，n=3)，结合最小一颗谐和锆石年龄391Ma，表明其形成于中泥盆世之后。

图4 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组锆石阴极发光图像，示年龄

图5 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石谐和图及年龄分布直方图

凝灰质砂岩样品18ED01中锆石大多显示自形短柱状，仅小于10%的锆石显示磨圆结构，指示碎屑物来自近源快速堆积(图4b)。所有锆石均发育指示岩浆成因的振荡环带，另外Th/U比值除一个测点(0.06)外，其余均大于0.1(0.38～1.26)，也指示了这一点。在56个测点中，55个点谐和度大于90%，年龄范围为328～2368Ma，根据年龄可分为两组：第一组为328～346Ma(峰值为336Ma，n=10；加权平均值为338.2±4.3Ma，MSWD=2.9)，第二组443～484Ma为最大峰值(峰值为458Ma，n=43，加权平均值为464±4Ma)，另外两颗锆石为659Ma和2368Ma(图5b)。岩石学观察可见大量晶屑表明同期有较强岩浆活动，碎屑物未见明显磨圆，最小锆石加权年龄基本可以代表其形成时代为早石炭世。

玻屑凝灰岩样品18ED02中锆石均呈短柱状，长宽比1～1.5，大小约40～80μm。锆石阴极发光图像较明亮，发育典型的振荡环带(图4c)，结合较高的Th/U比值(0.47～1.83)，指示岩浆成因。共分析21个测点，均成群落在谐和线上，206Pb/238U年龄范围为327～347Ma，加权平均年龄为336±2Ma(n=21，MSWD=1.2)，表明岩石形成于早石炭世(图6)。

图6 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组火山岩岩浆锆石谐和图

玻屑凝灰岩样品18ED03中锆石呈短柱状，长宽比1～1.5，长约40～80μm。锆石颗粒大多较明亮，发育振荡环带(图4c)，且Th/U比值均大于0.1(0.47～1.83)，表明为岩浆成因。32个测点中除去明显偏离谐和线发生Pb丢失的23号点，其余31个点均落在谐和线上或在其附近，其中20、25、29号点年龄范围为482～491Ma(加权平均值为487.2±7.5Ma)明显偏离其它数据点，与区域上早古生代岛弧岩浆作用时代一致(Chenetal., 2000; 石玉若等，2004；Jianetal., 2008; 王树庆等，2016)，可能为继承锆石。其余28个点中，剔除离群的7号(310Ma)、10号(303Ma)点，其它26个点均成群落在谐和线上/附近，206Pb/238U年龄范围为320～353Ma，加权平均值为333±3.5Ma(n=26，MSWD=3.5)，表明凝灰岩形成于早石炭世中晚期(图6)。

样品18ED24中锆石大多数呈自形短柱状，长宽比大多为1.5～2(少数可达3～4)，长约50～150μm。大部分锆石呈岩浆成因的自形结构，仅少数显示磨圆结构(图6)，表明碎屑物未经历远距离搬运，与镜下特征一致。锆石均具有典型振荡环带，所有分析点Th/U比值均大于0.1(0.23～0.74)，均指示岩浆成因。48个分析点中，除去偏离谐和线的5个点(谐和度小于90%)，其余43个点均落在谐和线上或附近，年龄范围为316～2507Ma，根据年龄分布可分为四组：第一组两颗锆石年龄为316Ma、325Ma(加权平均年龄为320.4±6.2Ma，n=2，MSWD=2.1)，第二组范围为352～354Ma(加权平均年龄为353±6Ma，n=3，MSWD=0.06)，第三组为最大峰值年龄范围为411～466Ma(峰值年龄为459Ma，n=32)，第四组为前寒武纪锆石共三颗，年龄分别为913Ma、1146Ma、2507Ma(图5c)。

4.2 锆石Hf同位素

本次对测年的5件样品均进行了锆石Hf同位素分析，数据见电子版附表2。

附表2 内蒙古苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石及岩浆锆石Hf同位素分析结果

底部含砾粗砂岩样品18ED25共分析47个点，所有分析点176Lu/177Hf比值均小于0.002，说明锆石在形成后具有很少的放射性成因Hf的积累，锆石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范围为0.280805～0.282837，εHf(t)范围在-21～+13.5，其中约60%分析点大于0，二阶段模式年龄(tDMC)范围为662～3844Ma，未出现集中值范围。

下部凝灰质砂岩样品18ED01共分析34个点，锆石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范围为0.282030～0.282840，εHf(t)范围在-16.1～+9.7，二阶段模式年龄(tDMC)范围为884～3279Ma。

中部两件凝灰岩样品18ED02、18ED03共分析43个点，锆石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范围为0.281972～0.282949。与两件碎屑岩不同，凝灰岩样品具有亏损的Hf同位素组成和较小的二阶段模式年龄，εHf(t)除一个点为负值(-17.7)之外，其余均为正值(范围1.9～+13.7)，二阶段模式年龄(tDMC)除一个点较大外(3436Ma)，其余均小于1600Ma，范围为522～1584Ma，与区域上兴蒙造山带大多数古生代岩浆岩类似(洪大卫等，2000；Wuetal., 2000)，表明其来源于新生地壳的熔融。

阿拉塔特剖面安山质火山岩碎屑岩样品18ED24共分析27个点，锆石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范围为0.281027～0.282950，εHf(t)范围在-14.2～+13.2，二阶段模式年龄(tDMC)范围较大，为552～3691Ma。

在锆石εHf(t)-t图解上(图7)，样品点大多具有亏损的同位素组成，与兴蒙造山带中大多数岩浆锆石落在同一区域，表明其来自近源的岩浆岩；另外部分锆石具有富集的Hf同位素组成和老的模式年龄，表明来自再循环的古老地壳物质。

图7 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石及岩浆锆石εHf(t)-t图解(底图据Yang et al., 2006)

5 讨论

5.1 色日巴彦敖包组时代

李文国等(1996)根据下部灰岩中四射珊瑚Nalivkinellaprafunda和腕足Cyrtospirifersulcifer等泥盆纪法门期化石和中上部灰岩中早石炭世杜内-维宪期珊瑚Sugigamaella,Siphonophyllia及腕足Sipirifer,Syringothyris化石，认为色日巴彦敖包组沉积时限为晚泥盆世-早石炭世。Xuetal.(2013)在色日巴彦敖包组下部红色砂岩进行了碎屑锆石年龄分析，获得的最小碎屑锆石年龄为442±6Ma，认为其形成于志留纪之后。

本次工作在底部角度不整合在温都尔庙群绿泥片岩之上含砾粗砂岩(18ED25)中获得了最小谐和碎屑锆石年龄为391±5Ma，为晚泥盆世，与化石时代一致(法门阶，372～359Ma)；在中下部凝灰质砂岩(18ED01)中获得的最小谐和碎屑锆石加权平均年龄为338.2±4.3Ma、在凝灰岩样品18ED02、18ED03中获得成岩年龄为336±2Ma、333±3.5Ma，为早石炭世中晚期；在东部阿拉塔特安山质火山碎屑岩中获得的最小碎屑锆石加权平均年龄为320.4±6.2Ma，表明沉积时限已经到了晚石炭世，可能为色日巴彦敖包组之上或者原划敖木根呼都根组之上的层位；以上样品除阿拉塔特火山碎屑岩之外，均属于狭义的色日巴彦敖包组(内蒙古自治区地质矿产局，1991)，不包括上部原划早石炭世沟呼都格、乌兰呼都格、敖木根呼都格三个组级岩石地层单位，相当于李文国等(1996)所划分的色日巴彦敖包组下部1～10层，即部分学者认为是磨拉石建造的一套岩石组合。本次测年表明色日巴彦敖包组中上部形成于早石炭世中晚期及以后，而对于下部第3层灰岩中四射珊瑚Nalivikinellaprafunda和腕足Cyrtospirifersulcifer属于晚泥盆世法门期典型分子(中国地质大学王训练教授确认)，综上色日巴彦敖包组底部形成于晚泥盆世法门期，中上部主体沉积于早石炭世晚期。

5.2 色日巴彦敖包组物源区分析

从敖木根呼都格和阿拉塔特地区色日巴彦敖包组3件样品碎屑锆石U-Pb年龄分析来看，总体显示三组年龄：石炭纪(319～354Ma，峰值337Ma)、寒武纪-早泥盆世(391～551Ma)以及大于600Ma的年龄。如前所述，这些碎屑锆石可能的源区包括研究区所处的苏尼特左旗-西乌旗岛弧、艾力格庙-锡林浩特微陆块、贺根山蛇绿岩带以北的二连-东乌旗地区以及南部的华北陆块北缘增生带等。从古流向来看，前人据色日巴彦敖包组中发育的波痕和斜层理等沉积构造判断向南的古流向(徐备，1994(3)徐备.1994.白音宝力道地区1:50000地质图及地质报告.北京：北京大学；Xuetal., 2013)，也从侧面说明物源区主要为北部邻近地区。第一组碎屑锆石年龄相应的石炭纪岩浆作用在研究区周边苏尼特左旗-西乌旗及贺根山北部二连-东乌旗地区广泛发育，但这些地区岩浆作用以晚石炭世为主(石玉若等，2014)，早石炭世岩浆作用较少，但在苏尼特左旗北部昌特敖包(346.5±4.2Ma，贺跃等，2018)、赛汗高壁(339±2Ma，孙立新未发表资料)和锡林浩特至西乌旗地区发育(康健丽等，2016，锡林浩特，334.5±3.5Ma；刘敏等，2017，西乌旗南，330±2Ma；王树庆等，2018，锡林浩特，330±1Ma)，在西乌旗地区还发育晚泥盆早石炭世代表初始俯冲的迪彦庙SSZ型蛇绿岩(Lietal., 2018, 2020，340～361Ma)，此外近来研究在北侧贺根山蛇绿岩带中获得早石炭世年龄(341～359Ma，Zhangetal., 2015；黄波等，2016)，贺根山北部也发育早石炭世岩浆作用(335～345Ma，作者未发表资料)。由于华北北缘很少发育早石炭世岩浆岩(仅限于在华北克拉通内部的承德地区报道了早石炭世侵入体)，可能不作为主要物源，表明本区未接受来自南部华北北缘的物源，间接说明此时中间仍有开阔大洋分隔。因此第一组碎屑锆石物源区来自苏尼特左旗-西乌旗及贺根山蛇绿岩以北的二连贺根山地区岩浆岩，碎屑锆石较少的原因可能由于本期岩浆岩与地层近同期形成，未抬升成为蚀源区；第二组年龄为最强峰值(～458Ma)，来自邻近的早古生代岛弧岩浆岩，包括北部白音宝力道(Chenetal., 2000; 石玉若，2004, 2014；Jianetal., 2008)、东部锡林浩特(葛梦春等，2011；王树庆等，2016)以及东北部二连-东乌旗地区(李红英等，2016；杨泽黎等，2017，2018)均有发育，虽然相对晚古生代岩浆岩来说出露较少，但从碎屑锆石年龄谱来看，早古生代仍发育较强岩浆作用，另外岩石碎屑成分以长石为主，也反映了源自早古生代岛弧岩浆岩，是对早古生代古亚洲洋向北俯冲的响应(Xiaoetal., 2003, 2015; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013, 2015)，而大部分锆石具有亏损的Hf同位素组成表明源于新生地壳类似兴蒙造山带古生代岛弧岩浆岩(图7)；第三组大于600Ma的锆石发育几个小的峰值，与东乌旗地区泥盆纪地层的碎屑锆石年龄谱类似，主要集中在650～1000Ma、～1838Ma、～2500Ma、～3200Ma，表明源自古老基底物质(Eizenhöferetal., 2014, 2015)，显示与蒙古弧类似的年龄谱(图8)，而区别于华北、西伯利亚等典型克拉通具有～1800 Ma和～2500Ma两个最强的年龄峰值，表明未接受南侧华北陆块物源输入，这也侧面反映了本区与北侧南蒙古弧、南侧华北陆块之间在晚泥盆世是存在联通的开阔大洋，此时大洋并未封闭。总体来看色日巴彦敖包组碎屑锆石所反映的沉积物物源主体来自北部近源的早古生代白音宝力道岛弧物质，少量来自北部南蒙古地区蒙古弧的古老物质和近源的早石炭世岩浆岩，这与由北向南的古流向也是一致的(Xuetal., 2013)。

图8 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石与周边碎屑锆石年龄频谱对比图

5.3 碎屑锆石年龄分布特征对盆地类型的约束

沉积岩碎屑锆石年龄分布模式可以反映沉积盆地的类型(汇聚板块边缘、碰撞、板内)和构造环境，其中汇聚板块边缘盆地同沉积的岩浆作用发育，最小碎屑锆石年龄接近沉积年龄，碎屑锆石年龄谱多呈单峰形式(Cawoodetal., 2012)。从色日巴彦敖包组碎屑锆石年龄谱分布图(图5)来看，总体呈现单峰形式，虽然有少量古老锆石，但占比较少，指示了与汇聚相关盆地的特征。此外，在沉积盆地判别图解上，底部含砾砂岩18ED25的碎屑锆石年龄分布曲线穿过了汇聚、碰撞和板内三种类型盆地区域，但从图上来看，约70%的锆石颗粒落在汇聚板块区域，另外30%落在碰撞和板内重叠区域，总体反映了汇聚相关的盆地特征，同时有部分落在碰撞盆地区域(图9)，与色日巴彦敖包组与下伏温都尔庙增生楔之间的角度不整合一致，共同反映了早古生代末期弧陆碰撞事件，但这种碰撞与典型碰撞造山带有所区别，还兼具汇聚盆地的特征，暗示色日巴彦敖包组下部并未代表早古生代末期大洋整体闭合和碰撞造山事件；中下部凝灰质砂岩18ED01和东部阿拉塔特火山碎屑岩均全部落在汇聚盆地区域，表明从早石炭开始本区就开始转为汇聚盆地，而汇聚型盆地主要包括弧前盆地、弧内盆地和弧背盆地，本区色日巴彦敖包组分布于石炭纪岛弧南侧，可能为弧前盆地，指示了早石炭世就开始的大洋由南向北的俯冲，这与区域上早石炭世迪彦庙蛇绿岩(Lietal., 2018, 2020)和早石炭岛弧岩浆作用所反映的俯冲背景也是一致的。

图9 苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑锆石沉积盆地判别图解(据Cawood et al., 2012)

5.3.1 色日巴彦敖包组沉积环境及盆地构造属性

(1)沉积环境

对于色日巴彦敖包组的沉积环境和构造意义，现有研究仍具有较大分歧，部分学者研究认为这是一套陆相磨拉石建造，形成于早古生代古亚洲洋闭合后周缘前陆盆地(Xuetal., 2013; 徐备等，2014，2018；Zhaoetal., 2016; 贺跃等，2018)，而李锦轶等(2019a)认为色日巴彦敖包组与其上部早石炭世海相地层代表了海进序列，与同造山的磨拉石沉积有明显区别。

本次工作对敖木根呼都格剖面进一步调查后发现，色日巴彦敖包组与形成于前陆盆地、同造山的陆相磨拉石具有较大差异：①底部砾岩中砾石成分相对较单一，主要以脉石英为主，且向上出现一套含化石的灰岩，并且上部层位夹有多层灰岩，这与王成善和李祥辉(2003)定义的典型前陆盆地中缺少碳酸盐的特征是不一致的；②从岩石组合来看，虽然从下至上发育2～3层砾岩，但中部第5层砾岩成分和结构成熟度都较高，为颗粒支撑(Xuetal., 2013)，磨圆较好以次圆-浑圆状为主，成分单一主要为下伏第4层紫红色砂岩为主，显然经过一定距离的搬运和分选过程，与磨拉石快速堆积不一致。此外，虽然前人在东侧其其格音敖包地区识别出Leptophloeumrhombicum等植物化石并据此认为其形成于陆相，但在本区并未发现相似的植物化石，而是发育丰富的珊瑚、腕足等海相动物化石(李文国等，1996)。黄本宏(2000)认为其其格音敖包地区晚泥盆世地层与色日巴彦敖包组关系仍待进一步研究。从沉积序列来看，从下部砾岩、灰岩、紫红色砂岩到中部凝灰质砂岩、灰岩，再到上部灰色石英砂岩夹灰岩的岩石组合反映了水体逐渐加深的海进序列，与典型磨拉石下细上粗的序列不一致。此外，该套地层从底部到上部发育2～3层砾岩，其中在底部含砾粗砂岩之上发育一层生物碎屑灰岩(图2c)，其中发育珊瑚化石，指示温暖而清澈的海相水体环境，也指示其沉积环境为滨浅海。周鼎武等(1996)认为前陆磨拉石建造是同造山期的沉积建造，可能伴随造山作用的结束而隆升遭受剥蚀，除与下伏地层之间具有岩石组成和构造变形、变质方面的差异之外，与上覆地层具有长期的风化剥蚀间隔，而从剖面上来看色日巴彦敖包组与原划早石炭地层之间为连续沉积(李文国等，1996)。综上分析，色日巴彦敖包组不属于磨拉石建造，而是一套下粗上细、夹有灰岩层的滨浅海相陆源碎屑岩沉积。

(2)盆地构造属性

近年来陆续有学者报道早古生代末期南北造山带均发育代表碰撞造山形成的磨拉石，并将其作为主要依据认为大洋在早古生代末期已经闭合，晚古生代进入陆内演化阶段(邵济安，1991；徐备和陈斌，1997；张允平等，2010；Xuetal., 2013, 2015; Zhaoetal., 2016；贺跃等，2018)，其中就包括研究区的色日巴彦敖包组，并认为其代表了大洋闭合后周缘前陆盆地沉积，而在苏尼特左旗北部昌特敖包地区发育的色日巴彦敖包组代表弧背前陆盆地沉积。前人研究认为前陆盆地形成于造山晚期与造山带毗邻的稳定地区，由于造山带褶皱冲断带向其逆冲导致挠曲变形而形成一类拗陷盆地(Dickinson，1974；Decelles and Giles，1996；王成善和李祥辉，2003；胡修棉等，2017)，主要特征包括：①发育在大陆岩石圈之上；②沉积序列下部一般为巨厚的海相复理石，上部为陆相磨拉石建造，为下细上粗的沉积序列(Sinclair, 1997)，且彼此之间多显示不整合；总体显示下细上粗的序列，并且以陆源碎屑岩为主，缺乏碳酸盐岩沉积；③一般为冷盆，缺乏区域性火山活动(王成善和李祥辉，2003)。如前所述，本地区色日巴彦敖包组为一套下粗上细、由滨海向浅海环境过渡的陆源碎屑夹碳酸盐岩和火山岩沉积，中间为连续沉积并未间断，虽然角度不整合覆盖在奥陶纪温都尔庙群增生楔之上，但与前陆盆地中磨拉石有明显差异，且根据碎屑锆石年龄分布来看并不属于前陆盆地。从整个兴蒙造山带中段来看，总体缺少典型碰撞造山有关的前陆盆地沉积(如喜马拉雅造山带南侧西瓦里克前陆盆地)、磨拉石建造、代表碰撞作用的区域性角度不整合以及碰撞相关的S型花岗岩(如喜马拉雅淡色花岗岩)，这也反映了增生造山带的特征，可能是处于“联而不合”的状态，即软碰撞形成的多旋回复合造山带(任纪舜等，1999)。从造山带物质组成来看，兴蒙造山带中大多为岛弧、增生楔及陆缘沉积地层及小的微陆块等不同性质的地质体拼贴所构成的复合增生造山带(肖文交等，2019；李锦轶等，2019b)，与南北相对两个大的陆块(华北和西伯利亚)事实上并未接触，即未进入实质的碰撞造山过程。因此在兴蒙造山带中不发育碰撞造山带相关的磨拉石等也是合理的。

5.3.2 对晚古生代构造格局的启示

近年来对于兴蒙造山带在蛇绿岩、古生代岩浆作用及构造演化等方面取得了许多重要的成果和进展(Chenetal., 2000; Xiaoetal., 2003, 2015, 2018; Li, 2006; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013, 2015; 徐备等，2014，2018；Liuetal., 2017; Lietal., 2018, 2020;李锦轶等，2019a, b)，但对于有些关键科学问题仍具有一定争议，如对于晚古生代兴蒙造山带中段的构造体制，分歧的焦点之一就是对早古生代末期之后的构造环境，而在这之中关键点又在于南北造山带两个角度不整合及之上地层的认识——南部西别河组与下伏奥陶纪包尔汗图群、北部色日巴彦敖包组与下伏奥陶纪温都尔庙群等。

本次工作对色日巴彦组底部和中部碎屑岩和中部火山岩夹层进行年代学分析，并分析了沉积环境。碎屑锆石年龄谱显示碎屑物来自近源的早古生代岛弧和南蒙古弧，而与南北两侧西伯利亚和华北两个稳定克拉通碎屑锆石有明显区别(图8)，反映了本区与华北和西伯利亚之间有明显的地理分隔，并且与北部南蒙古弧之间具有开阔大洋。而根据Cawoodetal.(2012)碎屑锆石判定盆地类型图解，色日巴彦敖包组底部碎屑锆石兼具汇聚和碰撞型盆地特征，反映了早期的弧陆碰撞、俯冲停滞之后的伸展背景，而中上部碎屑锆石年龄指示为汇聚盆地，这与中部出现火山岩及区域上早石炭开始的岛弧岩浆作用和蛇绿岩时代也是一致的，共同反映了由泥盆纪伸展型背景向石炭世汇聚背景的转换，进入了晚古生代大洋俯冲阶段(图10)。

图10 兴蒙造山带晚古生代构造模式图

从碎屑锆石年龄分布来看，研究区石炭纪仍存在大洋分隔，南北仍未封闭。从区域上石炭-二叠纪岩浆作用及蛇绿岩记录来看，晚古生代存在代表洋壳残片的石炭纪迪彦庙-达青牧场蛇绿岩(Liuetal., 2013; Lietal., 2018, 2020)、二叠纪索伦-西拉沐伦蛇绿岩(Miaoetal., 2007; Jianetal., 2010)，另外在锡林浩特-西乌旗地区还发育早二叠世半深海沉积(公繁浩等，2013)，不支持晚古生代陆表海/陆内造山带的观点。但下部温都尔庙群与上部色日巴彦敖包组之间确实存在时代间断，变质变形程度也存在一定差异。前人研究明确苏尼特左旗南部温都尔庙群为早古生代俯冲的增生楔(徐备和陈斌，1997；Xuetal., 2013; 徐备等，2016)，本次工作获得的年龄表明色日巴彦敖包组主体形成于早石炭世，与温都尔庙群之间的时代间隔可能代表了南侧早古生代岛弧与北侧苏尼特左旗地区～1.4Ga的古陆块(孙立新等，2013)的碰撞事件。

6 结论

本次工作通过对苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组碎屑岩及火山岩夹层进行锆石年代学和Hf同位素分析，取得了以下主要认识：

(1)苏尼特左旗南部色日巴彦敖包组底部含砾粗砂岩最小碎屑锆石年龄为391±5Ma，中下部凝灰质砂岩最小碎屑锆石加权年龄为338.2±4.3Ma，凝灰岩夹层年龄为336±2Ma、333±3.5Ma，表明底部形成于晚泥盆世，中下部主体形成于早石炭世；上部凝灰质砂岩最小碎屑锆石加权年龄为320.4±6.2Ma，表明上部可能进入晚石炭世。

(2)色日巴彦敖包组是由下向上为变细的海进沉积序列，不属于陆相磨拉石建造；碎屑锆石物源分析表明兴蒙造山带中部晚古生代大洋并未封闭；碎屑锆石盆地类型分析指示早古生代末期为弧陆碰撞之后的伸展背景，早石炭世转为俯冲形成的弧前盆地，暗示晚古生代大洋俯冲启动。

致谢辛后田教授级高工在野外调查及成文过程中给予了许多指导；在撰写本文过程中作者与李锦轶研究员进行了深入的讨论获益颇丰；孙立新研究员、李承东教授级高工审阅了全稿并提出了许多建设性修改意见；本刊编委及两位匿名审稿人审阅了全文，提出了宝贵的修改意见；在此一并致以诚挚的感谢。