准噶尔—天山—北山蛇绿岩：对中亚造山带西南缘洋陆格局演化的制约*

高 俊 江 拓 王信水 李继磊 翟庆国 胡培远 钱 青

（1.中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源研究重点实验室 北京 100029；2.中国科学院地球科学研究院 北京 100029；3.中国科学院大学 北京 100049；4.中国地质调查局武汉地质调查中心 武汉 430205；5.中国地质大学地球科学学院 武汉 430074；6.中国地质科学院地质研究所 北京 100037）

自1972年彭罗斯（Penrose）会议将蛇绿岩定义为一种可以与大洋岩石圈对比的特殊镁铁—超镁铁质岩石组合之后（Anonymous，1972），随着研究程度的深入，发现其在板块构造的整个威尔逊旋回中（陆内裂解、海底扩张、初始俯冲至洋盆最终闭合）均可产生和被保存（Dilek and Furnes，2014）。蛇绿岩一直被视为古洋盆存在的标志性证据（史仁灯，2005；Pearce，2014；张继恩等，2021），对刻画区域板块构造和洋陆格局演化至关重要（Dilek and Furnes，2011；张旗，2014）。

中亚造山带是全球最大、最复杂且持续时间最长的增生型造山带（Sengör et al.，1993；Windley et al.，2007；Wilhem et al.，2012；Xiao et al.，2015），是古亚洲洋历经新元古代—中生代长期演化的产物（Zonenshain et al.，1990；Wan et al.，2018）。古亚洲洋中不同时期的洋壳、洋岛、增生楔、岩浆弧、微地块、俯冲/碰撞产生的高压变质地体等通过类似于现今西南太平洋多岛洋构造体系拼合到一起（李锦轶等，2006；Xiao et al.，2010）。尽管中亚造山带中的很多蛇绿（混杂）岩并不具有指示缝合带的意义（Sengör et al.，1993），但其研究仍是恢复这种“多岛洋”构造格局的最有效途径（Furnes and Safonova，2019）。

20世纪80年代初，板块构造学说在我国地质学界兴起和盛行，蛇绿岩的研究也得到极大关注和长足进步，特别是代表古亚洲洋记录的准噶尔、天山和北山蛇绿岩研究取得了大量详实成果，西准噶尔唐巴勒、洪古勒楞和北山红柳河、洗肠井—月牙山蛇绿岩成为我国研究程度较高的典型蛇绿岩（朱宝清等，1982；白文吉等，1986；冯益民，1986；朱宝清等，1987；左国朝等，1987；周国庆，1988；郝梓国等，1989）。80年代至90年代初，随着国家自然科学基金重大项目“中国兴蒙—北疆及邻区岩石圈形成和演化的研究”（何国琦等，1994）、国际地质对比计划第283项（IGCP283）“古亚洲洋有关地区的构造演化及动力学研究”（肖序常等，1991）以及国家“305”项目（汤耀庆等，1995）的实施，中亚造山带西段蛇绿岩的研究更向前迈进了一大步（张旗等，2001）。21世纪初以来，准噶尔、天山和北山蛇绿岩也是两个“973”计划项目和两个国家自然科学基金重大项目所涉及的研究内容（肖文交等，2019）。近年来，锆石微区高精度年代学测年技术和ICP-MS岩石微量元素高灵敏分析手段的普及利用极大地推动了蛇绿岩年代学和地球化学特征的研究，产出了大量高质量成果。本文对出露于中亚造山带西南缘准噶尔、天山和北山的52个蛇绿岩地质特征、地球化学性质和同位素年代学资料进行了综合集成研究，试图重建中亚造山带西南缘的洋陆格局演化历史。

本文采用了Pearce et al.（1984）的经典分类方案，将蛇绿（混杂）岩划分为MORB和SSZ两种类型。该方案根植于1972年Penrose会议定义蛇绿岩的岩石组合（Anonymous，1972），但形成构造环境又不仅仅局限于大洋扩张中心，还包括俯冲带相关的弧前、弧间或弧后洋盆。Dilek and Furnes（2011）的分类方案将地幔柱成因岩浆岩和大陆岩石圈地幔等纳入蛇绿岩的范畴，提出地幔柱型和大陆边缘型蛇绿岩。但该方案受到不少学者的质疑（吴福元等，2014；张旗，2014）。加上OIB既可以产出于大洋盆内的洋岛，也可以出现在弧后洋盆的海山，若单独划分一种类型，则与MORB和SSZ型蛇绿岩的构造环境均发生重叠。

1 地质特征

基于区域重要构造线展布特征、典型蛇绿（混杂）岩带产出位置、相邻地质单元性质的研判，参考前人对新疆及邻区蛇绿岩的划分方案（肖序常等，1992；董连慧等，2010；Han and Zhao，2018；赵同阳等，2021），以1∶5 000 000国际亚洲地质图（任纪舜等，2012）为底图，编制了蛇绿岩分布简图（图1），并整理了典型蛇绿岩的地质特征、地球化学性质、同位素年龄和成因类型等资料（表1）。准噶尔—天山和北山造山带的蛇绿（混杂）岩主要沿重要断裂带（构造线）呈线型分布，但西准噶尔的唐巴勒、玛依勒和南天山的一些蛇绿混杂岩却在断裂附近以面状型式散布，并与古生界地层构造接触（图1）。根据蛇绿岩的地质特征、地球化学性质、同位素年龄和成因类型的综合研究结果（表1），它们可划分为14条带：东准噶尔额尔齐斯（Ⅰ）、阿尔曼太—扎河坝（Ⅱ）、卡拉麦里（Ⅲ）、西准噶尔库吉拜（塔尔巴哈台）—洪古勒楞（Ⅳ）、唐巴勒—玛依勒（Ⅴ）、达拉布特（Ⅵ）、克拉玛依（Ⅶ）、北天山（Ⅷ）、中天山北缘（Ⅸ）、南天山（Ⅹ）、北山红石山（Ⅺ）、峡东—小黄山（Ⅻ）、红柳河—火石山—牛圈子—洗肠井（ⅩⅢ）和辉铜山—柳园—帐房山（ⅩⅣ）蛇绿岩带。

图1 准噶尔—天山—北山蛇绿岩地质图，展示14条蛇绿混杂岩带（编号所代表的蛇绿岩带名称见正文）和52个典型蛇绿（混杂）岩（编号所代表的蛇绿岩名称同表1）（据1∶5 000 000国际亚洲地质图改编；任纪舜等，2012）Fig.1 Geological map of the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolites，showing the distribution of 14 ophiolitic mélange belts（the sequence number and the name can be found in the text）and 52 typical ophiolitic mélanges（ophiolites are listed in Table 1）（modified after the 1∶5 000 000 International Asian Gelogical Map；Ren et al.，2012）

部分沿断裂带延伸的蛇绿混杂岩带为板块缝合带标志，如中天山南缘（南天山）断裂至北山芨芨台子—小黄山断裂产出的古洛沟、乌瓦门、榆树沟、铜花山、芨芨台子和小黄山等蛇绿混杂岩就标志着塔里木板块的北界（Han and Zhao，2018）。而大部分蛇绿混杂岩并不具标志板块缝合带的构造意义（Sengör et al.，1993），但可为次级构造单元的边界，如扎河坝—阿尔曼太蛇绿混杂岩带分隔达拉特岩浆弧和野马泉岩浆弧、卡拉麦里蛇绿混杂岩带代表北侧野马泉弧和南侧将军庙（又称哈尔里克）弧之间的构造界线（罗军等，2017；Luo et al.，2017）、达拉布特蛇绿混杂岩带标志着两个弧地体的分界（Yang et al.，2012a）等。此外，部分蛇绿混杂岩如呈面状散布于南天山古生代沉积岩地层之上的推覆岩片，可能是中天山南缘（南天山）断裂带蛇绿混杂岩经推覆变形后的结果，不具缝合带或不同构造单元界线的意义。

52个蛇绿混杂岩中，东准噶尔库尔提、中天山北缘夏特南、南天山欧西达坂、北山峡东、辉铜山、柳园和帐房山蛇绿混杂岩为不典型蛇绿岩，它们现产出的蛇绿岩组合不齐全或岩石成因存在较大争议。库尔提、夏特南和欧西达坂缺失地幔橄榄岩单元，峡东没有基性火山岩组分。北山辉铜山、柳园、帐房山的超基性岩、辉长岩和玄武岩不构成具成因联系的蛇绿岩，也不呈构造混杂岩岩块产出，是不典型蛇绿岩，甚至为非蛇绿岩。虽然Mao et al.（2012）认为柳园杂岩为SSZ型蛇绿岩，形成于弧前环境，但多数学者认为其是“红海型”裂谷带的产物（杨合群等，2010）。

其余45个蛇绿岩的地幔橄榄岩、基性杂岩和基性火山岩组分发育齐全，符合彭罗斯会议定义的蛇绿岩镁铁—超镁铁质岩石组合，可代表大洋岩石圈碎片。它们的蛇绿岩组分产出状态有两类型式（表1），一类地幔橄榄岩、基性杂岩和基性火山岩空间上以构造岩片叠置，岩片的延伸和厚度超过数百米，甚至可达数千米；另一类镁铁—超镁铁质岩石呈规模大小不等的岩块散布在基质中，构成“岩块+基质”构造；前者可视为蛇绿岩，后者应为蛇绿混杂岩。45个蛇绿（混杂）岩中绝大多数为蛇绿混杂岩，只有北天山巴音沟、南天山色日克牙依拉克、北山红柳河和牛圈子可视为蛇绿岩。北天山巴音沟蛇绿岩是蛇绿岩组分出露规模最大、相对连续的剖面，面积可达数十平方千米（夏林圻等，2007），地幔橄榄岩（蛇纹石化方辉橄榄岩和纯橄岩）、辉长岩、辉绿岩、斜长花岗岩和基性熔岩均有出露（肖序常等，1992），但缺失堆晶岩和席状岩墙单元（图2）。

图2 北天山巴音沟蛇绿岩地质图（据夏林圻等，2007）和重建蛇绿岩柱状图（据肖序常等，1992）Fig.2 Geological map（after Xia et al.，2007）and reconstructed column（after Xiao et al.，1992）of the Bayingou ophiolite in North Tianshan Mountains

表1 准噶尔—天山—北山蛇绿（混杂）岩特征简表Table 1 Characteristics of the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolites or ophiolitic mélanges

续表1

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蛇绿混杂岩的基质有两种类型，蛇纹岩（碳酸盐化蛇纹岩）和糜棱岩化细碎屑岩（细砂岩、粉砂岩、千枚岩、凝灰岩、凝灰质砂岩、绢云母石英片岩、黑云母石英片岩和绿泥石英片岩等）。部分蛇绿混杂岩，如扎河坝、卡拉麦里、额敏、唐巴勒、百口泉、乌瓦门、月牙山—洗肠井，蛇纹岩基质中散布有不同类型构造岩块，同时蛇纹岩本身又可作为岩块产出在糜棱岩化细碎屑岩基质内，也就是说混杂岩的基质由蛇纹岩和细碎屑岩共同构成。混杂岩的岩块类型既有地幔橄榄岩、辉石岩、辉长岩、辉绿岩、斜长花岗岩、基性火山岩和硅质岩代表的蛇绿岩组分，也有非蛇绿岩组分岩块。不同的混杂岩可出现迥然不同的非蛇绿岩组分岩块，如南天山乌瓦门蛇绿混杂岩（图3）的基质为黑云石英片岩、绿泥石英片岩、绢云石英片岩、千枚岩，岩块既有地幔橄榄岩、玄武岩等蛇绿岩组分，也有大理岩化灰岩、新太古—古元古代高级变质杂岩、新元古代双峰式侵入岩、弧辉长岩和弧花岗岩等非蛇绿岩组分岩块（Wang et al.，2018）。唐巴勒蛇纹岩基质内还有蓝片岩和角闪片岩岩块（肖序常等，1992），和布克赛尔蛇纹岩基质内产出浅变质流纹岩岩块（杨亚琦等，2018），扎河坝蛇纹岩基质内出现富铌玄武岩、石榴辉石岩、石榴角闪岩岩块（牛贺才等，2009）。

图3 南天山乌瓦门蛇绿混杂岩地质图和地质剖面图Fig.3 Geological map and geological section of the Wuwamen ophiolitic mélange in South Tianshan Mountains

准噶尔—天山和北山蛇绿混杂岩为俯冲大洋岩石圈板片碎片被刮铲混杂到增生杂岩中形成（Wakabayashi and Dilek，2003），类似于北美西部Cordillera蛇绿岩（Hopson et al.，2008）和日本蛇绿混杂岩（Fukui and Kano，2007），而与仰冲就位于被动陆缘的蛇绿岩，如阿曼Semail蛇绿岩和塞浦路斯的Troodos蛇绿岩（Searle and Cox，1999；Pearce and Robinson，2010）在地质特征上差别明显（刘洋等，2021）。这些代表古亚洲洋不同分支洋盆残片的蛇绿混杂岩是俯冲增生过程中被刮铲混杂到细碎屑岩之中，虽然代表蛇绿岩组分不同单元的岩块均有出露，但蛇绿岩层序没有完整保存，产出在空间上断断续续，单体岩块的面积往往较小（＜1 km2）。

这些蛇绿混杂岩的地幔橄榄岩岩石类型有二辉橄榄岩、方辉橄榄岩、纯橄岩、辉石岩等，绝大多数均发生强烈蛇纹石化，构成混杂岩的基质，但也有部分地幔橄榄岩保存新鲜，以岩块型式产出，如色日克牙依拉克糜棱岩化方辉橄榄岩、纯橄岩和乌瓦门糜棱岩化二辉橄榄岩、方辉橄榄岩均呈面积达数百平方米的岩片或大岩块，并以正地形出露。混杂岩中的镁铁—超镁铁质堆晶岩往往以面积小于数十平方米的小岩块产出，岩性有橄长岩（洪古勒楞、达拉布特）和辉石岩（扎河坝、唐巴勒、玛依勒、萨尔托海、榆树沟、红石山、小黄山、月牙山—洗肠井）两类。堆晶辉长岩、均质辉长岩和基性熔岩在几乎所有蛇绿混杂岩中均有产出。

2 地球化学性质

蛇绿岩组分岩块在就位过程中遭受了一系列变形和不同程度变质作用的改造，发生了较强烈蚀变，从而造成蛇绿岩不同类型岩石的主量元素成分与新鲜典型岩石类型的成分有较大差异。如南天山米斯布拉克（黑英山）蛇绿混杂岩地幔橄榄岩、辉长岩和玄武岩主量元素成分的烧失量分别高达12.7%、6%和8.47%，而SiO2含量则相应偏低，分别为38.4%、41.8%和43.3%（Wang et al.，2011）。几乎所有蛇绿混杂岩的地幔橄榄岩均遭受了强烈蛇纹石化或完全碳酸盐化，仅在南天山乌瓦门、色日克牙依拉克和红柳河等蛇绿混杂岩保存有出露规模达数百平方米以上的新鲜地幔橄榄岩岩块（片）。个别蛇绿混杂岩的玄武岩样品烧失量甚至高达11.33%，致使SiO2含量低至39.16%（Jiang et al.，2014）。因此，我们主要根据玄武岩的不活动微量元素（如Ti、Nb、Ta、Zr、Hf、Yb、Y、Th和V等）特征（Pearce，2014；Furnes and Safonova，2019），辅以地幔橄榄岩矿物化学特征及堆晶岩岩石类型，把准噶尔、天山和北山蛇绿岩划分为MORB型和SSZ型来扼要论述其地球化学特征。至于OIB型蛇绿岩，虽然文献报道了玛依勒（魏荣珠，2010；Yang et al.，2012c）和白碱滩（Yang et al.，2013）两个蛇绿混杂岩，但综合地球化学资料（翁凯等，2016；Zhang et al.，2011，2021），这两个蛇绿岩也可以归类为SSZ型。

地幔橄榄岩主量元素成分均显示富Mg特点，与典型蛇绿岩二辉橄榄岩、方辉橄榄岩和纯橄岩的成分（Coleman，1977）可以类比。SSZ型蛇绿混杂岩的地幔橄榄岩以方辉橄榄岩和纯橄岩为主，并可有少量豆荚状铬铁矿，主量元素MgO含量比MORB型的地幔橄榄岩更高，如SSZ型色日克牙依拉克地幔橄榄岩MgO含量40.42%～44.37%（Mg#指数92～93）、阿尔腾柯斯41.16%～42.29%（Mg#指数91～92）、唐巴勒Mg#指数达93，而MORB型乌瓦门地幔橄榄岩MgO含量只有34.21%～38.89%（Mg#指数89～91）。MORB型蛇绿岩地幔橄榄岩和堆晶岩为变质橄榄岩+橄长岩+辉长岩岩石组合（简称PTG系列），其中地幔橄榄岩含较多二辉橄榄岩为特征；SSZ型为变质橄榄岩+辉石岩+辉长岩岩石组合（简称PPG系列），地幔橄榄岩为方辉橄榄岩和纯橄岩（郝梓国等，1989）。相对于SSZ型蛇绿岩，MORB型蛇绿岩地幔橄榄岩辉石通常具更高的Al2O3、TiO2、Yb、Dy含量，尖晶石具更高的镁指数（Mg#）和更低的铬指数（Cr#），橄榄石具更低的镁指数（Mg#）。辉石Al2O3-Mg#、TiO2-Mg#图解和尖晶石Cr#-Mg#图解、尖晶石Cr#-橄榄石Mg#判别图可区分MORB和SSZ型（Jiang et al.，2014；Wang et al.，2018）。

因堆晶岩（含长橄榄岩、橄长岩、辉石岩）产出较少，地球化学资料零星，这里不对其地球化学特征进行系统论述。而作为岩块产出的辉长岩的微量元素地球化学特点显示，SSZ型蛇绿混杂岩辉长岩常表现出Th、Nb、Ta、Nd、Zr、Hf亏损和K、Ba、La、Ce、Pb、Sr富集的特征，与大洋中脊辉长岩和N-MORB的微量元素有明显差别，与弧岩浆岩可类比。而MORB型蛇绿混杂岩辉长岩却不呈现高场强元素亏损和大离子亲石元素富集的特征。

蛇绿混杂岩的火山岩在Zr/Ti-Nb/Y分类图解（Floyd and Winchester，1975）上，主要为亚碱性玄武岩和碱性玄武岩，少量SSZ型蛇绿混杂岩中的火山岩出现玄武安山岩、安山岩、粗面安山岩、粗面岩或流纹岩（图4）。玄武岩主微量元素成分表明其可以划分为低Ti、中Ti和高Ti含量3类。低Ti玄武岩往往显示富集大离子亲石元素（Rb、Ba、Th、U）和LREE、亏损高场强元素（Nb、Ta），类似弧火山岩的地球化学特征，是SSZ型蛇绿岩的重要组分。中Ti玄武岩包括典型的低钾拉斑玄武岩（N-MORB）、富集型洋中脊玄武岩（E-MORB），高Ti玄武岩则为洋岛玄武岩（OIB）。在Th/Yb-Nb/Yb判别图上（Pearce，2008；图5），SSZ型蛇绿岩的火山岩主要落入洋内弧和大陆弧范围及附近，也有部分样品在N-MORB、E-MORB和OIB阵列；这些玄武岩可能形成于一定规模的弧后（间）洋盆，具与正常大洋盆基性火山岩类似的地球化学性质。在V-Ti/1000判别图上（Shervais，1982；图6），SSZ型蛇绿岩的火山岩投点从岛弧拉斑玄武岩、洋中脊玄武岩至洋岛玄武岩均有分布；少数玄武岩样品，如东准噶尔布尔根TiO2含量低至0.47%～0.52%、V含量高达377×10-6（吴波等，2006），北天山巴音沟蛇绿岩低Ti玄武岩的TiO2含量0.21%～0.52%、V含量221×10-6～223×10-6（Chen et al.，2020），指示这种极低Ti含量玄武岩类似玻安岩的微量元素特征。TiO2/Yb-Nb/Yb图解（Pearce，2014；图7）显示SSZ型蛇绿岩玄武岩亦可涵盖N-MORB、E-MORB和OIB3种类型。ThN-NbN图解（Saccani，2015）表明这些玄武岩绝大多数落入大陆弧、洋内弧或弧后盆地范围，少量为OIB，个别为MORB。而MORB型蛇绿岩的火山岩绝大多数在N-MORB、E-MORB和OIB阵列（图5，图6，图7），只有个别落入弧火山岩范围。ThN-NbN图解（Saccani，2015）和Hf/3-Th-Ta图解（Wood，1980）也表明MORB型蛇绿岩玄武岩绝大多数落入N-MORB、E-MORB和OIB范围。

图4 准噶尔、天山和北山蛇绿混杂岩中火山岩Zr/Ti-Nb/Y分类图解（据Floyd and Winchester，1975）东准噶尔数据据：许继峰等，2001；Wang et al.，2003；Xu et al.，2003；吴波等，2006；刘希军等，2007；马林等，2008；牛贺才等，2009；汪帮耀等，2009；杨梅珍等，2009；Luo et al.，2017西准噶尔数据据：雷敏等，2008；刘希军等，2009；Zhang et al.，2011；Yang et al.，2012a，2012b，2012c，2013；何世平等，2013；Zhao and He，2014；田亚洲等，2015；翁凯等，2016；Zhang et al.，2018；Yang et al.，2019；Zheng et al.，2019a；Song et al.，2020；杨亚琦，2021；Zhang et al.，2021天山数据据：董云鹏等，2006；徐学义等，2003，2006b；龙灵利等，2006；王超等，2007；钱青等，2007；Qian et al.，2009；徐向珍等，2011；Jiang et al.，2014；Feng and Zhu，2018；Wang et al.，2011，2018；Zheng et al.，2019b；Chen et al.，2020北山数据据：黄增保等，2006；Ao et al.，2012；Mao et al.，2012；郑荣国等，2012；Zheng et al.，2013；Tian et al.，2014；王国强等，2014Fig.4 Zr/Ti-Nb/Y diagram（after Floyd and Winchester，1975）for volcanic rocks from the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolitic melanges

图5 准噶尔、天山和北山蛇绿混杂岩中火山岩Th/Yb-Nb/Yb图解（据Pearce，2008；数据来源和图例同图4）Fig.5 Th/Yb-Nb/Yb discrimination diagram（after Pearce，2008）for volcanic rocks from the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolitic mélanges

图6 准噶尔、天山和北山蛇绿混杂岩中火山岩V-Ti/1000图解（据Shervais，1982；数据来源和图例同图4）Fig.6 V-Ti/1000 discrimination diagram（after Shervais，1982）for volcanic rocks from the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolitic melanges

图7 准噶尔、天山和北山蛇绿混杂岩中火山岩TiO2/Yb-Nb/Yb图解（据Pearce，2014；数据来源和图例同图4）Fig.7 TiO2/Yb-Nb/Yb discrimination diagram（after Pearce，2014）for volcanic rocks from the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolitic melanges

蛇绿混杂岩辉长岩和玄武岩的Sr-Nd同位素成分（图8）表明部分样品经历了较强海水蚀变影响，致使（87Sr/86Sr）i初始比偏高，背离新鲜蛇绿岩基性岩标准值，如乌瓦门MORB型蛇绿岩玄武岩（87Sr/86Sr）i值为0.708 1～0.708 9、米斯布拉克SSZ型蛇绿岩玄武岩的值达0.707 3～0.709 3。不过，εNd（t）不受蚀变作用影响，两类蛇绿混杂岩辉长岩均具近于亏损地幔的组成特点，个别SSZ型蛇绿混杂岩辉长岩的Nd同位素相对富集，如南天山阿尔腾柯斯辉长岩的εNd（t）仅为+4.1和唐巴勒辉长岩的εNd（t）仅为+5.7～+6.1，表明地幔源区有陆壳物质混染。蛇绿岩多数亚碱性玄武岩样品具与MORB或E-MORB类似的Nd同位素组成，碱性玄武岩可与OIB的值类比。部分SSZ型蛇绿岩玄武岩的εNd（t）小于0，如米斯布拉克为-4.69～-3.77、乔拉克铁热克低至-6.1，表明蛇绿岩岩浆源区有较多大陆地壳物质的混染。SSZ型蛇绿岩基性岩的Sr-Nd同位素组成可与日本东北弧后盆地、小安德列斯岛弧、班达岛弧、冲绳海漕弧后盆地、日本东北弧后盆地玄武岩的同位素组成相似（Campanha et al.，2015；Zhang et al.，2018）。SSZ型蛇绿岩源区的EMII（第二类富集地幔）物质加入趋势也表明有俯冲沉积物循环至上地幔源区（Zindler and Hart，1986），辅证了与俯冲带相关的构造环境。

图8 准噶尔、天山和北山蛇绿混杂岩辉长岩和玄武岩的（87Sr/86Sr）i-εNd（t）成分（图例同图4）夏威夷和西藏OIB的范围据：Yang et al.，2015；准噶尔、天山和北山蛇绿岩数据据：张弛等，1992；高俊等，1995；周国庆等，2000；Xu et al.，2003；徐学义等，2003，2006b；龙灵利等，2006；姜常义等，2007；刘希军等，2007；马林等，2008；雷敏等，2008；李文铅等，2008；Qian et al.，2009；Wang et al.，2011，2018；Mao et al.，2012；郑荣国等，2012；Jiang et al.，2014；Zhao and He，2014；Zhu et al.，2015；Zheng et al.，2019b；Chen et al.，2020；杨亚琦，2021 DM.亏损地幔，MORB.洋中脊玄武岩，HIMU.高U/Pb比地幔，OIB.洋岛玄武岩，EMI.第一类富集地幔，EMII.第二类富集地幔，BSE.全硅酸盐地球平均（Zindler and Hart，1986）Fig.8（87Sr/86Sr）i-εNd（t）diagram for gabbros and basalts from the Junggar，Tianshan and Beishan ophiolitic melanges

3 同位素年代学与形成构造环境

准噶尔、天山和北山造山带没有保存典型的新元古代蛇绿岩，现报道的蛇绿岩辉长岩、斜长花岗岩或玄武岩的锆石U-Pb年龄几乎全为古生代（表1，图9）。南天山达鲁巴依辉长岩和玄武岩单颗粒锆石Pb-Pb蒸发法年龄600～590 Ma（杨海波等，2005）尚需要进一步锆石高精度年代学的验证，只能提示天山一带在新元古代晚期可能已出现洋壳。西准噶尔玛依勒洋岛辉长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄572 Ma（Yang et al.，2012c）表明新元古代末期曾出现洋岛（海山）、洋盆可达一定规模。

图9 准噶尔—天山—北山蛇绿（混杂）岩带的年龄（数据见表1）Fig.9 The age of ophiolites or ophiolitic melanges in the Junggar，Tianshan and Beishan orogenic belts（data from the Table 1）

除玛依勒洋岛辉长岩外，已发现的最老蛇绿岩为北山月牙山—洗肠井，辉长岩或斜长花岗岩锆石U-Pb年龄为542～527 Ma（Ao et al.，2012；侯青叶等，2012；胡新茁等，2015），其次为唐巴勒和玛依勒，辉长岩锆石U-Pb年龄531 Ma（Jian et al.，2005；Zhang et al.，2021），最年轻蛇绿岩为北天山巴音沟和北山芨芨台子，分别获得斜长花岗岩锆石U-Pb年龄325±7 Ma（徐学义等，2006b）和辉长岩年龄321±4 Ma（李向民等，2012）。至于北山柳园角闪辉长岩虽然获得286 Ma年龄（Mao et al.，2012），但其是否为蛇绿岩，存在歧义。这里，根据辉长岩、斜长花岗岩或玄武岩的锆石U-Pb高精度年代学数据，对准噶尔、天山和北山造山带的14条蛇绿（混杂）岩带的时代进行限定，其中，卡拉麦里、唐巴勒、米斯布拉克和巴音沟4个蛇绿岩硅质岩的放射虫化石时代与它们的同位素年龄资料吻合，满大勒克和库勒湖2个蛇绿岩硅质岩的放射虫化石时代比其同位素年龄略年轻一些（表1），而克拉玛依白碱滩蛇绿岩硅质岩的牙形石化石时代（O2-3；何国琦等，2007）比辉长岩锆石U-Pb年龄（414～332 Ma；徐新等，2006；Chen et al.，2014）老很多。同时，基于蛇绿混杂岩的地质特征、地球化学性质，推测了它们的形成构造环境（表1）。特别需要指出的是，前期根据地幔橄榄岩矿物化学、玄武岩微量元素地球化学研究，南天山乌瓦门被认为属于MORB型、形成于扩张中心环境（Jiang et al.，2014；Wang et al.，2018），但最新的地幔橄榄岩Os同位素成果却表明其为SSZ型、产生在大陆边缘弧后盆地位置（Gong et al.，2021）。该分歧有待今后进一步研究解决，本文暂视乌瓦门蛇绿岩形成于大洋扩张中心环境。

东准噶尔额尔齐斯蛇绿（混杂）岩带的时代为中泥盆—早石炭世（389～352 Ma），形成于弧后洋盆环境。东准噶尔阿尔曼太—扎河坝蛇绿岩的时代为中-晚寒武世（503～489 Ma），形成于初始岩浆弧位置。东准噶尔卡拉麦里蛇绿岩的时代为晚志留—早石炭世（417～330 Ma），代表弧间或弧后洋盆。西准噶尔库吉拜—洪古勒楞蛇绿岩带的时代为早寒武—早奥陶世（519～471 Ma），代表弧前至弧后洋盆环境。西准噶尔唐巴勒—玛依勒蛇绿岩的时代为埃迪卡拉纪—寒武纪（572～494 Ma），代表弧后或弧间洋盆。西准噶尔达拉布特蛇绿岩的时代为中志留—早石炭世（426～338 Ma），形成于弧后洋盆。西准噶尔克拉玛依蛇绿岩带的时代为早泥盆—早石炭世（414～332 Ma），形成于弧前位置，与准噶尔残余洋盆向达拉布特岩浆弧俯冲相关。北天山蛇绿岩带的时代为中泥盆世—早石炭世（386～325 Ma），精河蛇绿岩形成于弧前至正常洋盆位置（Zheng et al.，2019b），巴音沟蛇绿岩代表弧前（Chen et al.，2020）至正常洋盆环境（徐学义等，2006a）。中天山北缘蛇绿岩带的时代为寒武—泥盆纪（528～363 Ma），代表正常洋盆演化至弧后洋盆环境。南天山蛇绿岩带的时代为晚奥陶—早石炭世（450～332 Ma），形成环境包括正常洋盆、弧前或弧后洋盆。北山红石山蛇绿岩带的时代为早石炭世（347 Ma），形成于弧后洋盆。北山峡东—小黄山蛇绿岩带的时代为晚泥盆—早石炭世（368～321 Ma），代表弧间或弧后洋盆环境。北山红柳河—火石山—牛圈子—洗肠井蛇绿岩带的时代为早寒武—早泥盆世（542～410 Ma），代表弧间或弧后洋盆环境。北山辉铜山—柳园—帐房山蛇绿岩带的时代为晚奥陶—早二叠世（446～286 Ma）。该蛇绿岩带存在没有解决的歧义，Mao et al.（2012）认为柳园杂岩为SSZ型蛇绿岩，形成于弧前环境。但多数学者认为其是“红海型”裂谷带的产物（杨合群等，2010）。我们认为辉铜山—柳园—帐房山基性—超基性杂岩应该是不典型蛇绿岩，甚至为非蛇绿岩，证据有：1）超基性岩产出状态不明，没有可靠证据表明为构造接触，前人文献有侵入接触的描述，但因岩块（岩体）均蛇纹石化，也似是而非；2）超基性岩、辉长岩和玄武岩不构成构造混杂岩岩块，也无蛇纹岩或沉积岩构成的混杂岩基质；3）块状玄武岩和枕状玄武岩等厚度较大，往往被视为二叠系哲斯群上组地层；4）无类似蛇绿岩组分的堆晶岩（橄榄辉石岩、橄榄辉长岩和辉长岩）；5）柳园杂岩中橄榄辉长岩、块状辉长岩和角闪辉长岩的空间产出上没有关联，侵入时代上也可能不同时，并非属于一个蛇绿岩套组合；6）尽管柳园杂岩出现枕状熔岩，但蛇绿岩的微量元素地球化学特征给不出一个确切结论；7）辉铜山和帐房山辉长岩和玄武岩没有地球化学方面的资料，也难以断定它们二者是否为蛇绿岩。

4 洋陆格局演化

4.1 新元古代晚期

迄今为止，对古亚洲洋的起始时间和中亚造山带涵盖的范围至今尚有不同认识。Sengör et al.（1993，2018）定义的Altaids不包括西伯利亚南缘的贝加尔（Baykalides）和波罗地东侧的乌拉尔（Uralides）两个新元古代褶皱带。Wilhem et al.（2012）、Yang et al.（2015）和Zhou et al.（2018）也持相似认识，认为中亚造山带为Rodinia超大陆解体之后形成的古亚洲洋在600～250 Ma间历经不同源地体多重增生而造就。但也有不少学者将贝加尔和乌拉尔两个褶皱带视为中亚造山带的组成部分（Seltmann and Porter，2005；Windley et al.，2007；Wakita et al.，2013；Xiao and Santosh，2014）。古亚洲洋演化自1 000 Ma前就已经开启了（Zonenshain et al.，1990；Dobretsov et al.，1995，2003；Wan et al.，2018）。考虑到俄罗斯学者在古亚洲洋研究方面的积累，我们持后一种认识。西伯利亚和华北克拉通发育的1.35 Ga粒玄岩岩墙/岩床和陆块古地磁研究结果表明造就巨型中亚增生造山带的古亚洲洋可能起始于1 350 Ma（Wan et al.，2018）。古亚洲洋970～850 Ma已打开、850～700 Ma发生最初俯冲事件、620～550 Ma处于洋盆扩张鼎盛期（Dobretsov et al.，1995，2003）。可以确信Rodinia超大陆解体之后，古亚洲洋在600～250 Ma间历经不同源地体多重增生而造就了中亚造山带（Wilhem et al.，2012；Yang et al.，2015；Zhou et al.，2018）。尽管准噶尔、天山和北山缺少典型新元古时期蛇绿岩，但邻区中蒙古655～636 Ma的Bayankhongor蛇绿岩（Jian et al.，2010）和我国大兴安岭新林—喜桂图带647 Ma的吉峰蛇绿岩（Feng et al.，2016）均证实了新元古代古亚洲洋的存在。隶属图瓦—蒙古地块的Sangilen微地块西缘570 Ma的Agardagh Tes-Chem蛇绿岩（Pfander et al.，2002）、578 Ma的Shatskii蛇绿岩（Mongush et al.，2011）、蒙古国西部湖地体567～560 Ma的Dariv蛇绿岩和573～565 Ma的Khantaishir蛇绿岩（Jian et al.，2014）表明新元古代埃迪卡拉纪时期古亚洲洋具一定规模。总之，分布于图瓦—蒙古和Dzabkhan-Baydrag微地块周缘的665～560 Ma蛇绿岩和西准噶尔玛依勒572 Ma洋岛辉长岩表明古亚洲洋中段在新元古代末期已初步呈现多岛洋格局（Kozakov et al.，2002；Khain et al.，2003；Kovach et al.，2005；Kuzmichev et al.，2005；李 锦 轶 等，2006；Yang et al.，2012c）。初始的古亚洲洋为泛大洋（原始大洋）接近子午线的一个小海湾，分隔西伯利亚、华北和塔里木—天山—哈萨克斯坦陆块；850～800 Ma，古亚洲洋位于Rodinia解体之后形成的原太平洋（Protopacific）和泛大洋之间；新元古代末期，古亚洲洋进一步扩展，洋内分布着科克切塔夫、哈萨克斯坦、伊犁、北蒙古图瓦—蒙古、中蒙古Dzabkhan-Baydrag和南蒙古南戈壁等微地块（Kheraskova et al.，2010）。

4.2 早古生代

中亚造山带西南缘准噶尔、天山和北山一带古生代时期洋陆格局的变迁过程与古亚洲洋内哈萨克斯坦山弯构造和蒙古山弯构造的形成密切关联（Xiao et al.，2015；肖文交等，2019）。新元古代末期已呈现的多岛洋构造格局至古生代早期时，有进一步发展。

北山月牙山—洗肠井和红柳河、西准唐巴勒、玛依勒、巴尔雷克和查干陶勒盖以及东准阿尔曼太、扎河坝早寒武—早奥陶世蛇绿岩记录了早古生代早期的弧间或弧后洋盆，并证实洋内俯冲构造分布广泛，形成马鬃山弧、扎尔玛—萨吾尔、成吉思—谢米斯台、玛依勒—巴尔雷克、达拉特弧、野马泉弧等洋内弧（Ao et al.，2012；Yang et al.，2013；Luo et al.，2017）。因缺失这些岩浆弧的古地磁学研究成果，难以恢复它们的古纬度和相互空间位置，也就制约了古生代早期洋陆格局的准确重建。不过，哈萨克斯坦科克切塔夫～521 Ma的Dzhalair-Naiman（Degtyarev，2012）、南蒙古戈壁中南部地区528～503 Ma的Biluutiin Ovoo（Zhu et al.，2014b）、509～482 Ma的Manlay（Zhu et al.，2014a）和528～519 Ma的Namdain（Zhu et al.，2016）等蛇绿岩表明该时期古亚洲洋延伸自现今中亚地区西部、经我国新疆北部至蒙古国南部，向东至我国东北多宝山（刘永江等，2019），为一个规模较大的洋盆，其中东西准噶尔—北山一带发育多个洋内俯冲体系，构成弧洋相间的多岛洋格局。科克切塔夫地块～530 Ma含金刚石超高压变质岩石（Masago et al.，2010）、中哈萨克斯坦～490 Ma的Anrakhai石榴辉石岩（Alexeiev et al.，2011）、吉尔吉斯坦北天山～475～462 Ma的Aktyuz和Makbal榴辉岩（Meyer et al.，2014）、西准噶尔～470 Ma唐巴勒蓝片岩（张立飞，1997）、～490 Ma巴尔雷克蓝片岩（Liu et al.，2016）、北山～465 Ma榴辉岩（Qu et al.，2011）、西南蒙古Tsakhir Uul 547～537 Ma榴辉岩（Stipska et al.，2010）和我国大兴安岭510～490 Ma头道桥蓝片岩（Zhou et al.，2015）均记录了古亚洲不同分支洋盆古生代早期的俯冲增生造山事件。同时，科克切塔夫微地块陆缘弧～460 Ma花岗质岩基（Letnikov et al.，2009）、中哈萨克斯坦博舍库利502 Ma英安斑岩和489 Ma英云闪长斑岩（Shen et al.，2015）、吉尔吉斯坦中—北天山～470 Ma花岗质侵入体（Glorie et al.，2010）、西准噶尔510～495 Ma花岗岩质侵入体（Ren et al.，2014）、我国伊犁—中天山～479 Ma埃达克质花岗闪长岩（Gao et al.，2009；Zhang et al.，2016）、中蒙古Baydrag的～519 Ma同构造花岗岩（Demoux et al.，2009）、以及我国东北泛非期孔兹岩带（～500～490 Ma；Zhou et al.，2011）和同时代的大量花岗质侵入体（葛文春等，2007；Wu et al.，2011；Miao et al.，2017）等均表明洋内弧和微陆块陆缘弧在古亚洲洋自西向东的广阔区域均有分布，构成多岛洋格局中的“岛链”（图10）。

图10 早古生代晚期古亚洲洋古地理格局示意图（据Xiao et al.，2015；高俊等，2019改编）Fig.10 Sketch map showing the paleo-geographic framework of the Paleo-Asian Ocean in the late stage of Early Paleozoic time（modified after Xiao et al.，2015；Gao et al.，2019）

有关西伯利亚地块、塔里木地块、波罗的地块、哈萨克斯坦成吉思微地块以及吉尔吉斯坦北天山微地块的古地磁研究结果表明自奥陶纪开始，至古生代末期各地块均获 得 了 较 可 靠 的 古 纬 度 资 料（Bazhenov et al.，2003；Levashova et al.，2003，2007，2009；Xiao et al.，2009）。我国境内的伊犁—中天山地块（Wang et al.，2007）、西准噶尔岩浆弧（Choulet et al.，2012a）以及东天山阿齐山—雅满苏岩浆弧（Xu et al.，2021）也有石炭纪—二叠纪时期的古地磁数据。基于这些资料，并结合蛇绿岩、岩浆岩方面的成果，结合区域地质进展，可以粗略重建早古生代晚期（志留纪）的古地理格局（图10）。早古生代末期，包括成吉思弧地体、科克切塔夫微地块、吉尔吉斯坦北天山微地块、伊犁微地块、中天山弧地体在内的“统一的哈萨克斯坦微大陆（何国琦等，1994）”或“哈萨克斯坦拼贴系统（Xiao et al.，2015）”已定型其构造格架，其为一近线型展布于古亚洲洋西段内的巨型单一复合岛弧，并在晚古生代进一步拼贴、聚合、弯曲、变形而形成哈萨克斯坦山弯构造（Xiao et al.，2010，2015）。西准噶尔库吉拜—洪古勒楞蛇绿岩带代表的弧前（后）洋盆和唐巴勒—玛依勒蛇绿岩代表的弧间或弧后洋盆均已闭合，扎尔玛—萨吾尔、成吉思—谢米斯台、玛依勒—巴尔雷克岩浆弧联合成统一的巴尔喀什—西准噶尔弧，但并非所有洋壳均已消失，以达拉布特蛇绿岩代表的西准噶尔洋将西准噶尔弧与伊犁—中天山微陆块分隔。另外一种可能的模型显示晚志留时期准噶尔洋可能发生了近于平行洋脊—海沟相互作用事件，西准噶尔弧与伊犁—中天山北缘联合为统一岩浆弧，近平行于海沟的洋脊向该岩浆弧下俯冲，至中泥盆—早石炭世，该岩浆弧发生裂解，形成克拉玛依和巴音沟蛇绿岩代表的洋盆（Zhang et al.，2021）。和布克赛尔蛇绿混杂岩中～435 Ma流纹斑岩和石英闪长玢岩岩块的产出也证实蛇绿岩就位之后受到后续弧岩浆作用的改造（杨亚琦等，2018）。南天山～450 Ma巴雷公、＞441 Ma乌瓦门、439 Ma榆树沟、425 Ma库勒湖、423 Ma色日克牙依拉克和阿尔腾柯斯、北山446～435 Ma牛圈子等蛇绿岩证实早古生代晚期南天山洋阻隔塔里木地块和伊犁—中天山微陆块。

早古生代晚期，阿尔曼太—扎河坝蛇绿岩代表的初始弧洋盆消失，蛇绿混杂岩就位至岛弧之上，达拉特弧和野马泉弧联合成统一东准噶尔岩浆弧（图10），并发育～425 Ma闪长玢岩标志的弧岩浆建造（罗军等，2017）。阿尔泰弧地体、东准噶尔弧与南侧将军庙（哈尔里克）弧均属于西伯利亚板块大陆边缘系统（李锦轶，2004），与图瓦—中蒙古、达札布可汗、南戈壁微地块一起构成蒙古山弯构造带的前生岩浆弧系统（Xiao et al.，2015）。斋桑洋、卡拉麦里洋作为古亚洲洋的分支分隔该体系和哈萨克斯坦早古生代拼贴系统。卡拉麦里蛇绿岩辉绿岩锆石U-Pb年龄417 Ma证实其代表的洋盆曾出现在早古生代末期（黄岗等，2012）。中北蒙古465 Ma长英质火山岩、中蒙古戈壁阿尔泰467 Ma斑状花岗岩、南蒙古Hulsnii河443 Ma闪长岩等花岗质岩浆记录可能指示弧岩浆活动在早古生代期间一直持续（Kröner et al.，2017）。

4.3 晚古生代

晚古生代开始，由于东欧、西伯利亚和塔里木3个地块之间的相互运动，特别是西伯利亚地块的旋转，早古生代的近线型增生拼贴体发生弯曲，在古亚洲洋内出现两个巨型山弯构造，哈萨克斯坦和蒙古山弯构造（图11；Xiao et al.，2010，2015）。

图11 晚古生代（早石炭世末）古亚洲洋的古地理格局示意图（据Xiao et al.，2015；高俊等，2019改编）Fig.11 Sketch map showing the paleo-geographic framework of the Paleo-Asian Ocean in the Late Paleozoic time（the end of Carboniferous）（modified after Xiao et al.，2015；Gao et al.，2019）

哈萨克斯坦—吉尔吉斯北天山微地块石炭纪不但发生了大规模向北运移，并有大规模旋转（～180°；Bazhenov et al.，2003）。哈萨克斯坦前中泥盆世岛弧火山岩带弯曲形成U形，指示以呈马蹄形的山弯构造（Levashova et al.，2003，2009）。科克切塔夫微地块及其周边增生带构成巨型岩浆弧山弯构造的核部，成吉思—萨吾尔弧地体为北翼，吉尔吉斯坦北天山—伊犁—中天山—北山弧地体为南翼（Xiao et al.，2010，2015）。山弯构造在变形弯曲的过程中，还同时受到斋桑洋（Chara蛇绿岩代表；Buslov et al.，2004）、西准噶尔洋（达拉布特蛇绿岩代表）和南天山洋（古洛沟等蛇绿岩代表）俯冲增生事件的影响。泥盆—石炭纪岛弧型火山岩和花岗质岩在山弯构造北翼的西准噶尔（Geng et al.，2009；Tang et al.，2012；Cao et al.，2016）和巴尔喀什—成吉思（Heinhorst et al.，2000；Li et al.，2016a，2016b）以 及 南 翼 的 吉 尔 吉 斯 坦 中 北 天 山（Konopelko et al.，2008；Glorie et al.，2010；Alexeiev et al.，2016）和我国伊犁—中天山—北山（Gao et al.，2009；Long et al.，2011；Ao et al.，2016）持续不断巨量累积。至早石炭世时期，巴尔喀什—西准噶尔岩浆弧也已拼贴到该山弯构造上，构成其北翼的一部分，而山弯构造的核部可能圈闭具一定规模的残余洋盆，以克拉玛依蛇绿岩带和北天山蛇绿岩带代表。准噶尔残余洋壳还继续发生俯冲事件，并可能持续至石炭纪末期。西准噶尔发育的一套晚石炭世高温岩浆岩及高镁的中基性岩墙组合，说明该区可能存在晚石炭世洋脊俯冲（Geng et al.，2009；Yin et al.，2010；Zhang and Zhang，2014）。312 Ma包古图、326 Ma科翁腊德、315 Ma博尔雷等超大型矿床赋存的西准噶尔—巴尔喀什巨型斑岩铜矿带也与西准噶尔残余洋脊俯冲存在成因联系（Gao et al.，2018）。

晚石炭世末期，哈萨克斯坦山弯构造周边的古亚洲洋所有分支洋盆几乎消失殆尽（Windley et al.，2007；Wilhem et al.，2012）。山弯构造南翼南天山洋的闭合沿吉尔吉斯依内里切克—阿特巴什断裂和我国中天山南缘断裂形成缝合带。332 Ma古洛沟（Jiang et al.，2014）和321 Ma芨芨台子蛇绿岩（李向民等，2012）代表洋盆闭合最后阶段的洋壳岩石圈残片。费尔干纳走滑断裂以西Chatkal弧地体附近榴辉岩的变质年龄～320 Ma（Loury et al.，2016；Mühlberg et al.，2016）和费尔干纳走滑断裂以东阿特巴什榴辉岩、阿克牙孜榴辉岩的变质年龄～320 Ma（Hegner et al.，2010；Su et al.，2010；Klemd et al.，2011，2015；Tan et al.，2017）均证实南天山洋北向俯冲终止以及塔里木地块和吉尔吉斯坦中北天山—我国伊犁—中天山弧地体碰撞发生在晚石炭世（Gao et al.，2011；Han et al.，2016；Jourdon et al.，2017）。分隔哈萨克斯坦和蒙古两个山弯构造的斋桑洋和准噶尔洋（图11），在早石炭世处于活动期，但晚石炭世接近完全消亡；哈萨克斯坦和西伯利亚碰撞发生在晚石炭世末至二叠纪，该碰撞事件产生额尔齐斯走滑断裂（Buslov et al.，2004；Vladimirov et al.，2008）。两个山弯构造之间的缝合带大致沿额尔齐斯—克拉玛依—天山主干断裂—大草滩断裂—红石山断裂展布，332 Ma白碱滩和百口泉蛇绿岩（徐新等，2006）和381 Ma精河蛇绿岩（Zheng et al.，2019b）为残余洋盆俯冲带弧前位置产物，而343 Ma奎屯河（李超等，2013）、325 Ma巴音沟（徐学义等，2006b）、347 Ma红石山（王国强等，2014）则代表了即将闭合洋壳的残片。二叠纪时期，山弯构造内部各微地块沿大型断裂带发生数百公里规模的平移走滑运动（Wang et al.，2007b；Choulet et al.，2012b），山弯构造基本定格。

早古生代时期形成的近线性延伸逾千公里的图瓦—蒙古陆缘弧（Sengör and Natal'in，1996；Kröner et al.，2007）在晚古生代时期以图瓦和Dzabkhan-Baydrag微大陆为核不断持续增生壮大，并受控于其北侧蒙古—鄂霍茨克洋和南侧古亚洲洋的共同作用。两个洋盆均发生了复杂多样的增生造山，通过俯冲杂岩拼贴、弧地体碰撞等作用，形成统一的蒙古拼贴系统，并沿大型断裂发生大规模走滑弯曲，形成蒙古山弯构造（Xiao et al.，2015）。阿尔泰弧、东准噶尔弧、哈尔里克弧和南蒙古弧在晚古生代也不断生长，并逐渐向蒙古拼贴系统靠近，成为山弯构造的一部分。它们之间的弧间、弧后洋盆也随之消失。额尔齐斯（389～352 Ma）、卡拉麦里（417～330 Ma）、红石山（～347 Ma）等蛇绿岩带指示这些洋盆自泥盆纪延续到早石炭世末。阿尔泰弧大量416～318 Ma花岗质侵入岩（Wang et al.，2009）、野马泉弧414～318 Ma花岗质侵入岩（Hong et al.，2017，2020）、哈尔里克弧430～316 Ma花岗质侵入岩（孙桂华等，2005；郭华春等，2006）、以及南蒙古戈壁微地块大量391～300 Ma花岗质侵入岩（Wainwright et al.，2011；Zhu et al.，2014a，2016；Kröner et al.，2017）的产出均记录了这些弧地体的发育历程。蒙古山弯构造的最终形成和南侧古亚洲洋所有分支洋盆的闭合时间还有不同认识，我们建议在石炭纪末期。此时所有散布在古亚洲洋内的弧地体均与其北侧巨型图瓦—蒙古弧拼贴为一体，构成图瓦—蒙古山弯构造的南翼，并随后与华北地块在280～225 Ma间发生最终碰撞（Xiao et al.，2010，2015）。二叠纪，北自阿尔泰、经东西准噶尔、南至天山和北山的广阔地区均发育陆相磨拉石建造并含安格拉植物群化石（肖序常等，1992；何国琦等，1994），也支持洋盆闭合早于二叠纪。古地磁资料也进一步证实西伯利亚和塔里木地块之间的古亚洲洋在晚石炭世闭合（Xu et al.，2021）。

5 结 论

准噶尔、天山和北山蛇绿（混杂）岩的综合研究，取得以下几点主要认识：

（1）绝大多数蛇绿岩呈“岩块+基质”的混杂岩型式沿重要断裂带（构造线）线状分布，少数蛇绿岩以构造岩片叠置方式面状产出；

（2）蛇绿混杂岩的基质包括蛇纹岩（碳酸盐化蛇纹岩）和糜棱岩化细碎屑岩两类，岩块既有地幔橄榄岩、基性杂岩和基性火山岩等蛇绿岩组分，也有其它非蛇绿岩组分岩石；

（3）超基性、基性堆晶杂岩出露局限，典型席状岩墙群不发育，其它蛇绿岩组分（地幔橄榄岩、辉长岩、斜长花岗岩、火山岩）基本齐全；

（4）蛇绿岩可归类为SSZ型和MORB型，前者玄武岩呈现LILE富集和HFS亏损特征，后者不具该特点；洋岛玄武岩（OIB）既可出现在SSZ型蛇绿混杂岩中，也可为MORB型的组成部分；

（5）SSZ型蛇绿混杂岩辉长岩和玄武岩比MORB型具有相对更富集的Sr-Nd同位素组成，但部分形成于弧后（间）盆地的SSZ型蛇绿岩与MORB型一致，具有近亏损地幔的Sr-Nd同位素组成；

（6）已获得的最老同位素年龄为西准噶尔玛依勒洋岛辉长岩572 Ma，次之为北山月牙山—洗肠井蛇绿岩542～527 Ma和唐巴勒蛇绿岩531 Ma，最年轻年龄是北天山巴音沟蛇绿岩325±7 Ma和北山芨芨台子蛇绿岩321±4 Ma；

（7）现有蛇绿岩证据表明：埃迪卡拉纪末期—早寒武世，古亚洲洋已经达到一定规模宽度，发育洋岛和洋内弧；早古生代时期，多岛洋格局发育至鼎盛期，一系列弧地体分别归属哈萨克斯坦微陆块周缘的科克切塔夫—天山—北山线性弧、成吉思弧、巴尔喀什—西准噶尔弧体系和西伯利亚南部大陆边缘弧体系；晚古生代时期，古亚洲洋于石炭纪末期闭合，增生杂岩和弧地体组成哈萨克斯坦拼贴体系和蒙古拼贴体系两个巨型山弯构造。

致 谢本文综合研究了52个典型蛇绿岩，原始地球化学和年代学数据多、相关图件信息量大。在收集、整理原始数据过程中，得到了杨高学、李向民、朱永峰、吴泰然、韩宝福、郑荣国、王博、赵磊、杨亚琦、田亚洲、田忠华、张继恩、敖松坚、宋东方、毛启贵、罗军、黄岗、汪帮耀等学者的大力支持，我们深表感谢！同时，感谢肖序常院士、张旗研究员和鲍佩声研究员在蛇绿岩方面的长期指导！第一作者特别感谢中国人民解放军总医院纪文斌和北京大学第一医院邹英华、关海涛和侯凤琴大夫的精心救治，确保了第一作者得以在科学道路上继续前进！感谢地质与地球物理研究所钟华、石艳红和张雪等同志的关爱！最后，感谢编辑和两位审稿人对本文的认真评阅和建设性修改意见！