中亚造山带东南部晚古生代-早中生代地壳增生和古亚洲洋演化：来自内蒙古东南部林西-东乌旗地区岩浆岩的证据*

刘建峰 李锦轶 赵硕 张进 郑荣国 张文龙 吕前露 郑培玺

1. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037 2. 自然资源部深地动力学重点实验室，北京 100037 3. 黑龙江省地质调查研究总院，哈尔滨 150036 4. 吉林大学地球科学学院，长春 130061

位于亚洲北部，夹持在西伯利亚和中朝、塔里木古陆之间的中亚造山带(文献中还有“中亚褶皱系”、“阿尔泰造山带”或“北亚造山区”等称谓)是全球显生宙以来最大的地壳增生地区，赋存着丰富的矿产资源(engöretal.，1993，2018；Jahnetal.，2000；Jahn，2004；Khainetal.，2002，2003；Xiaoetal.，2003，2018；Li，2006；Windleyetal.，2007；李锦轶等，2009)。已有研究表明，该造山带主体是由位于上述古陆之间的古亚洲洋板块从中元古代晚期开始，不断向两侧古陆之下俯冲形成岛弧和增生杂岩，并最终关闭导致两侧陆缘碰撞而形成的(engöretal.，1993，2018；Xiaoetal.，2003，2018，2020；Windleyetal.，2007；李锦轶等，2009；Wilhemetal.，2012)。由于中亚造山带保存了亚洲大陆古生代增生聚合和洋陆格局转变的重要信息，是研究古生代大陆地壳形成演化的关键地区之一，因而关于该造山带地壳构造格架的划分和演化历史一直倍受国内外学者关注。

内蒙古东南部林西-东乌旗地区位于中亚造山带东南部，断续发育二连浩特-贺根山、索伦山、满莱庙-达青牧场(好尔图庙)-迪彦庙、林西(五道石门-二八地)、西拉木伦河(柯单山-杏树洼-九井子)等多条晚古生代蛇绿岩(混杂)带，被认为是西伯利亚和中朝古板块之间的古亚洲洋最终闭合的地区，然而上述哪条蛇绿岩带是该洋盆最后消失的板块缝合带，在地质界一直存在不同的认识(李春昱等，1980，1984；何国琦和邵济安，1983；Wang and Liu, 1986；Tang，1990；王荃等，1991；王玉净和樊志勇，1997；Xiaoetal.，2003；Li，2006；Songetal.，2015)。作为古洋盆发育的重要证据，且可形成于古洋盆演化的不同阶段及不同构造位置，蛇绿岩形成时代和构造属性历来受到地质学家们所关注(Miyashiro，1973；Church and Coish，1976；Pearceetal.，1984；Dilek and Furnes，2011，2014)。由于大洋板块的俯冲作用，蛇绿岩仅是保存下来的大洋岩石圈板块的极小部分，这也是引起前人对于该地区古生代地壳构造格架划分和演化历史存在较大分歧的一个重要原因(Li，2006；Xiaoetal.，2003，2009；Liuetal.，2017；Xuetal.，2013，2015；徐备等，2018)。在洋盆的俯冲闭合过程中，除了蛇绿岩以外还广泛产出与俯冲作用有关的岛弧或大陆边缘火成岩弧，当绝大部分大洋岩石圈通过俯冲方式再循环回到地幔去之后，大部分弧火成岩仍可保存在陆壳浅部，成为追索大洋俯冲和地壳增生过程的最完好的岩石学记录(邓晋福等，1999，2007)。

内蒙古东南部索伦-西拉木伦河蛇绿岩带以北广泛出露晚古生代-早中生代侵入体以及格根敖包组、宝力高庙组、大石寨组等含火山岩地层，这些岩浆岩和蛇绿岩一起记录了中亚造山带东南部晚古生代以来地壳增生和演化过程。本文在系统收集内蒙古东南部晚古生代-早中生代岩浆岩的年代学、岩石地球化学以及锆石Hf同位素资料的基础上，通过分析不同时代岩浆岩岩石组合随时空的变化特征，并结合区域地层、蛇绿岩和构造变形等方面的资料，探讨该地区古洋盆的最终闭合位置、洋盆演化和地壳增生等重要地质问题。

1 区域地质概况

研究区地理位置上位于内蒙古东南部林西-东乌旗一带，大地构造位置上处于中亚造山带东南部的索伦-西拉木伦河蛇绿岩带以北地区(图1)。除了在苏尼特左旗和锡林浩特地区的“锡林郭勒杂岩”中识别出少量前寒武纪地质体以外(孙立新等，2013，2018，2020；Hanetal.，2017；Wangetal.，2022；Yangetal.，2021)，研究区地表广泛出露古生代以来地质体(图1)。其中早古生代-早中生代地质体空间上呈北东东向展布，断续分布的蛇绿岩(混杂)带将该地区划分为多条岩浆岩带，它们被认为与古亚洲洋演化过程中引起的俯冲和碰撞作用有关(Wang and Liu, 1986；Xiaoetal.，2003，2009；Liuetal.，2013；Songetal.，2015)。侏罗-白垩纪以来的地质体空间上呈北北东向展布，被认为与太平洋板块向欧亚板块之下俯冲并对早期地质体的叠加改造作用有关(Wuetal.，2011；许文良等，2013；李锦轶等，2019)。

已有资料显示，研究区发育中元古代、早古生代、晚古生代、中生代及新生代等多个时期的岩浆活动。其中元古代岩浆岩(1360～1399Ma)主要包括分布在苏尼特左旗以东和阿巴嘎旗等地区的片麻状二长花岗岩和正长花岗岩，属于“锡林郭勒杂岩”的组成部分，被认为是哥伦比亚超大陆裂解过程的产物(孙立新等，2013，2018，2020；Hanetal.，2017)。早古生代岩浆岩(430～500Ma)在二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北呈北东东向分布在吉尔嘎郎图、满特敖包、乌拉盖、格日敖包等地，包括钙碱性辉长岩、闪长岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、二长花岗岩及少量中酸性火山岩等岩石类型，代表古大洋板块向北俯冲作用的产物(赵利刚等，2012；李红英等，2016；Lietal.，2016a；杨泽黎等，2017；Huetal.，2020；Yangetal.，2020)；早古生代岩浆岩(407～488Ma)在苏尼特左旗以南和锡林浩特一带也有所出露，岩石组合与北侧相近(Chenetal.，2000，2009，2016；石玉若等，2004；Jianetal.，2008；王树庆等，2016；唐建洲等，2018)。晚古生代-早中生代岩浆活动呈北东东向广泛分布在索伦-西拉木伦河蛇绿岩带以北地区，岩石类型和岩石组合复杂多样，被认为与古亚洲洋演化晚期的地质历史有关(Chenetal.，2000，2009；Liuetal.，2013)，也是本文的重点研究对象，关于该时期岩浆岩的时空分布、岩石组合和地球化学特征将在下文中进行详细介绍。晚中生代时期，内蒙古东南部地区叠加了更广泛的岩浆活动，属于北北东向大兴安岭巨型岩浆岩带的南段，与太平洋板块向欧亚板块之下的俯冲作用有关(Zhangetal.，2008a，2010；Wuetal.，2011；许文良等，2013)；新生代以来，研究区以伸展背景为主，发育具有板内地球化学特征的玄武岩(Zhietal.，1990；Hanetal.，1999；王瑜等，1999)。

2 岩浆岩时空分布特征

表1系统收集了近年来在内蒙古东南部索伦-西拉木伦河蛇绿岩带以北地区发表的晚古生代-早中生代岩浆岩锆石U-Pb年龄。从表中可以看出，岩浆活动从晚泥盆世(360±5.9Ma)开始，持续到晚三叠世(204±12Ma)时期。根据晚古生代-早中生代岩浆活动频率，可以进一步划分为晚泥盆世-晚石炭世、早-中二叠世、晚二叠世-三叠纪等三个主要活动阶段(图2)。各个阶段岩浆岩在空间上均呈北东东向分布，与古生代地层和蛇绿岩带的分布方向一致(图1b)。另一方面，从岩浆岩的时空分布及其与古生代地层和蛇绿岩的相互关系可以看出，以二连浩特-贺根山蛇绿岩带为界，晚泥盆世-中二叠世岩浆岩分别构成南、北两条岩浆岩带；晚二叠世-晚三叠世岩浆岩呈面状分布，除少量安山岩、石英闪长岩和正长花岗岩脉外(张万益等，2008；程银行等，2012b；杨俊泉等，2016；Gaoetal.，2016)，主体分布在二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南地区(图1b)。前人研究表明，二连浩特-贺根山蛇绿岩带的就位时代为晚石炭世-早二叠世(Miaoetal.，2008；Jianetal.，2012；Zhangetal.，2015b；Zhouetal.，2015)，指示在二叠纪之前蛇绿岩带南、北两侧岩浆活动应属于不同的构造单元。因此，有必要对二连浩特-贺根山蛇绿岩带南、北两侧岩浆活动的期次、岩石组合和地球化学特征进行对比分析，进而探讨它们形成的构造背景及与地壳增生的联系。

2.1 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北岩浆岩

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北发育晚泥盆世(360±6Ma)至晚三叠世(220.5±2.7Ma)岩浆活动(图1、表1)，并在晚石炭-早二叠世时期(285～320Ma)达到活动峰值(图3a)。时间上， 峰期岩浆活动总体上稍晚于贺根山蛇绿岩的形成时代(333～359Ma)(Jianetal.，2012；Zhangetal.，2015b；黄波等，2016；阿卜力米提·艾白等，2016)。空间上，该时期岩浆岩带呈北东东向分布在二连浩特以北至东乌旗北东地区，延伸近700km，岩石类型包括深成岩和火山岩，其中深成岩多侵入早二叠世之前的地层单元，火山岩则主要产出在宝力高庙(C2P1bl)和格根敖包组(C2P1g)之中。此外，早二叠世岩浆活动范围叠加在晚石炭世岩浆活动范围之上，随时间岩浆岩带没有发生明显的迁移(图1b)。

表1 内蒙古东南部晚古生代-早中生代岩浆岩锆石U-Pb年龄统计表Table 1 Zircon U-Pb ages of Late Paleozoic-Early Mesozoic magmatic rocks in southeastern Inner Mongolia

续表1Continued Table 1序号样品号采样位置岩体/地层名称岩性年龄(Ma)定年方法参考文献4614SZ43东乌旗北西京格斯台碱性花岗岩301.3±1.51王树庆等,201747P13-27-1二连浩特北东宝力高庙组高硅流纹岩326.3±6.11Wei et al.,201748D027二连浩特北东宝力高庙组流纹岩318.7±6.11Wei et al.,201749P13-12-1二连浩特北东宝力高庙组玄武安山岩317.4±3.31Wei et al.,201750P04-22-1二连浩特北东宝力高庙组安山岩313.6±6.21Wei et al.,201751P041-7-2二连浩特北东宝力高庙组流纹岩307.4±4.31Wei et al.,201752P14-13-1二连浩特北东宝力高庙组高硅流纹岩305.3±5.51Wei et al.,201753P01-9-1二连浩特北东赛音乌苏二长花岗岩329.4±4.21Wei et al.,201854P01-3-2二连浩特北东赛音乌苏二长花岗岩317.6±3.91Wei et al.,201855P03-1-1二连浩特北东赛音乌苏二长花岗岩316.4±7.81Wei et al.,201856P012-32-4二连浩特北东赛音乌苏似斑状花岗岩315.1±3.11Wei et al.,201857TWD053二连浩特北东赛音乌苏似斑状花岗岩313.6±2.71Wei et al.,201858P020-10-1二连浩特北东赛音乌苏花岗闪长岩313.3±16.91Wei et al.,201859TWD047二连浩特北东赛音乌苏花岗闪长岩311.3±4.81Wei et al.,201860P011-11-4二连浩特北东赛音乌苏二长花岗岩311.3±6.81Wei et al.,201861P08-22-1二连浩特北东赛音乌苏二长花岗岩307.8±3.61Wei et al.,201862D5317-0-1二连浩特北东赛音乌苏似斑状花岗岩306.2±1.81Wei et al.,201863P011-40-3二连浩特北东赛音乌苏花岗闪长岩304.3±3.31Wei et al.,201864P022-2-2二连浩特北东赛音乌苏花岗闪长岩303.8±2.11Wei et al.,201865D5348-0-1二连浩特北东赛音乌苏花岗闪长岩303.1±1.91Wei et al.,201866P029-0-3二连浩特北东赛音乌苏闪长岩301.9±2.41Wei et al.,201867P021-6-3二连浩特北东宝力高庙组碱性花岗岩301.7±4.21Wei et al.,201868TW-1E113°19'47″、N44°40'51″宝力高庙组英安岩333±1.41吴煜等, 201969ZK13东乌旗北西葛根敖包石英闪长岩301±12向安平等,201970M5苏左旗以北阿登锡勒二长花岗岩335.9±1.31肖中军等,201571GS2397二连浩特以北阿仁邵布花岗岩317±2.21许立权等,201272GS3374二连浩特以北阿仁邵布二长花岗岩307.7±2.11许立权等,201273Moheertu东乌旗北东莫合尔图闪长岩337.1±1.92杨俊泉等,201474HQ042阿巴嘎旗白音图嘎斑状二长花岗岩302.8±1.31杨多等,201775HQ050阿巴嘎旗白音图嘎碱长花岗岩301.1±0.61杨多等,20177614NM14E112°42'22″、N44°30'10″达来庙二长花岗岩301.2±2.12杨泽黎等,201977BL1E116°19'25.81″、N45°25'21.37″巴彦都兰铜矿二长花岗岩300.2±2.21余超等,201778BL2E116°19'25.81″、N45°25'21.37″巴彦都兰铜矿二长花岗岩300±21余超等,201779BYTG-03阿巴嘎旗以北莫若格钦二长闪长岩312.6±4.13云飞等,201180B12二连浩特北东准苏吉花花岗闪长岩300±21Zhang et al.,201881Y11-27E112°42'31″、N44°07'35″查干诺尔角闪辉长岩302±31张祥信等,201982140531-08查干敖包宝力高庙组流纹岩315.8±3.21Zhao et al.,201783140530-19阿拉坦合力宝力高庙组流纹岩313±1.61Zhao et al.,201784140531-45查干敖包宝力高庙组流纹岩302.2±2.11Zhao et al.,20178513TW13E116°29'1.9″、N45°19'55″格根敖包组英安岩311.6±1.32朱俊宾等,20158613TW2E116°54'25″、N45°22'19.4″格根敖包组英安岩307.3±0.992朱俊宾等,201587BLG-1东乌旗北东宝利格二长花岗岩310.7±2.11Zhu et al.,201888BLG-21东乌旗北东宝利格二长花岗岩307.4±1.61Zhu et al.,201889Xp52Tw西乌旗以南梅林达巴石英闪长岩313±53鲍庆中等,2007b90QTw西乌旗以南乌兰沟石英闪长岩315±43鲍庆中等,2007b

2.2 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南岩浆岩

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南晚古生代-早中生代岩浆活动从早石炭世(349±5.2Ma)开始，持续到晚三叠世末(204±12Ma)(表1)。除了具有明显的三叠纪岩浆活动峰期以外，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南岩浆活动呈现显著的幕式特征区别于蛇绿岩带以北的岩浆活动，包括三个主要的年龄峰期：石炭纪(340～300Ma)、早-中二叠世(300～265Ma)、晚二叠世-三叠纪(260～215Ma)(图3b)。其中，石炭纪岩浆活动主要呈北东东向分布在巴彦敖包-红格尔和达青牧场-迪彦庙蛇绿岩带以北地区，该时期岩石类型以深成岩为主，且普遍侵入锡林郭勒杂岩，文献中被划分为“宝力道岛弧”(图1b；Chenetal.，2000，2009；刘建峰等，2009)。早-中二叠世岩浆岩包括具有双峰式特征的侵入岩和火山岩，其中火山岩以区域上广泛发育的大石寨组(P1ds)火山岩为代表(Zhangetal.，2008b，2011；Liuetal.，2016)；该时期岩浆活动叠加在石炭纪岩浆活动之上，岩浆岩带的南部边缘向南迁移到林西北部五道石门-二八地一带(图1b)。晚二叠世-三叠纪岩石类型以深成岩为主，仅在研究区南部的林西和巴林右旗一带见少量安山岩、英安岩及火山碎屑岩(Liuetal.，2012；刘建峰等，2013，2014；卞雄飞等，2013；郑月娟等，2014；Lietal.，2016b，2017a；Jiangetal.，2017)。该时期岩浆活动的范围总体叠加在前两期岩浆的活动范围之上，但岩浆岩带的前锋进一步向南迁移到林西县和巴林右旗以南、西拉木伦河蛇绿岩带以北地区(图1b)；此外，该时期岩浆岩带的北缘不受二连浩特-贺根山蛇绿岩带所限制，在蛇绿岩带附近有所分布，并与蛇绿岩带以北三叠纪岩浆活动在空间上共同呈现面状分布的特征。

3 岩石组合和地球化学特征

从上述分析来看，二连浩特-贺根山蛇绿岩带南北两侧晚古生代-早中生代岩浆活动具有明显不同的年代学格架：南侧岩浆岩可以分为石炭纪、早-中二叠世和晚二叠世-三叠纪三个年龄活动峰期，而北侧岩浆岩则仅构成石炭纪-早二叠世一个主要的年龄峰期(图3)。为了揭示岩石组合和地球化学组成随时间的变化特征以及便于南、北两侧对比，参照连浩特-贺根山蛇绿岩带南侧岩浆岩的年龄分布特征，本文将北侧岩浆岩活动也划分晚泥盆世-石炭纪(360～300Ma)、早-中二叠世(300～260Ma)和晚二叠世-三叠纪(251～220Ma)三个阶段。

3.1 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北岩浆岩特征

3.1.1 晚泥盆世-石炭纪岩石组合

晚泥盆世-石炭纪深成岩岩石组合比较复杂，包括角闪辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、斜长花岗岩、花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩以及产于碱性花岗岩中的辉石橄榄岩包体等多种岩石类型，火山岩主要为宝力高庙组(C2P1bl)和格根敖包组(C2P1g)玄武安山岩、安山岩、英安岩、粗面岩、流纹岩及火山碎屑岩(表1)。在TAS图解中，该时期岩浆岩SiO2含量介于40.28%～83.47%之间，除位于岩浆岩带西段的宝力高庙组(C2P1bl)中少量玄武粗安岩属于碱性岩浆岩系列外(李可等，2014；Chaietal.，2018)，多数样品属于亚碱性岩浆岩系列(图4a)；在SiO2-K2O图中主体划分为中钾和高钾钙碱性系列岩浆岩(图4b)，少量宝力高庙组(C2P1bl)安山岩和英安岩属于低钾拉斑系列(李可等，2015；Weietal.，2017)。在标准矿物QAPF分类图解中，岩浆岩主体投影到二长花岗岩、花岗闪长岩和石英二长闪长岩范围内，少量正长花岗岩、碱长花岗岩、富石英花岗岩、英云闪长岩以及二长闪长岩和闪长岩(图5a)。酸性岩石(SiO2≥63%)在花岗岩类An-Ab-Or图解中分布在英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和花岗岩范围内；其中钙碱性TTG(英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩)岩石组合的样品数量约20%左右，大多数样品投影到花岗岩范围内(图5b)。

同位素方面，本次工作共收集28个晚泥盆世-石炭纪岩浆岩416颗锆石Hf同位素数据。用锆石实测年龄重新计算εHf(t)值，除三颗锆石εHf(t)值小于-3.00以外，多数锆石εHf(t)均为正值，介于+1.45～+17.12之间(图6a, b)，所有锆石的均值和中位数分别为+10.11和+10.39。其中，85颗锆石εHf(t)值分布在Dhuimeetal. (2011)依据现今岛弧Hf同位素特征所提出的新生地壳演化线之上，110颗锆石εHf(t)值大于Belousovaetal. (2010)基于亏损地幔εHf(t)值的75%提出的新生地壳演化线之上(图6a, b)，分别占全部锆石数量的20.43%和26.44%，指示该时期岩浆岩中存在约五分之一至四分之一新生地壳的增生。

3.1.2 早-中二叠世岩石组合

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北早-中二叠世深成岩主要由二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩和碱性花岗岩组成，在较大的花岗岩基中发育同期辉绿岩、闪长岩以及石英闪长岩脉，在东乌旗东方红公社花岗岩基中还发育早二叠世橄榄岩和辉长岩类等镁铁质包体(Chengetal.，2014)；火山岩则主要为宝力高庙组(C2P1bl)安山岩、英安岩、流纹岩及其凝灰岩(表1)。在TAS图解中，早-中二叠世岩浆岩类显示双峰式特征，除准苏吉花闪长斑岩脉和东方红公社石英正长岩投影到碱性岩浆岩系列外(程银行等，2014；Zhangetal.，2018)，多数岩石属于亚碱性系列(图4c)；其中镁铁质岩脉和包体属于中钾钙碱性系列，花岗岩类和酸性火山岩主体属于高钾钙碱性系列(图4d)。在标准矿物QAPF分类图解中，岩石类型主体为二长花岗岩和花岗闪长岩，少量正长花岗岩、碱长花岗岩、富石英花岗岩和石英二长闪长岩、二长闪长岩、闪长岩。与TAS图解反映的成分特征一样，花岗岩类与其他类型之间出现了间断(图5c)。在花岗岩类An-Ab-Or图解中，除少数奥长花岗岩外，酸性岩石主体投影到花岗岩范围内(图5d)，明显缺少晚泥盆世-石炭纪的TTG岩石组合。

除一颗锆石εHf(t)值(-3.16)分布在球粒陨石演化线之下外，早-中二叠世14个岩浆岩166颗锆石εHf(t)均为正值，介于+4.60～+20.89之间(图6a，b)。所有锆石εHf(t)的平均值和中位数分别为+11.93和+11.87，相对于晚泥盆世-石炭纪岩浆岩有升高的趋势。其中68颗和81颗锆石εHf(t)值分别大于Dhuimeetal. (2011)和Belousovaetal. (2010)提出的新生地壳演化线(图6a，b)，占该时期锆石数量的40.72%和48.50%，指示该时期岩浆岩中新生物质的比例相对晚泥盆世-石炭纪岩浆岩更高。

3.1.3 晚二叠世-三叠纪岩石组合

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北晚二叠世-三叠纪岩浆岩分布较少，主要产出在东乌旗以东查干敖包和宾巴勒查干一带，包括安山岩、石英闪长岩和正长花岗岩脉等岩石类型(张万益等，2008；程银行等，2012b；杨俊泉等，2016；Gaoetal.，2016)。查干敖包地区中三叠世时期(237Ma)石英闪长岩具有较高的全碱(K2O+Na2O)含量，属于碱性系列岩浆岩(图4e；张万益等，2008)；其余岩石多属于高钾钙碱性系列岩浆岩(图4f)。在标准矿物QAPF分类图解中，岩浆岩主体分布在二长花岗岩、石英二长闪长岩和二长闪长岩范围内(图5e)，而酸性岩石在花岗岩类An-Ab-Or图解中仅分布花岗岩范围内(图5f)，明显不同于晚泥盆世-石炭纪和早-中二叠世岩浆岩石组合。对于该时期的岩浆岩，目前尚未开展系统的锆石Hf同位素分析测试，暂不能获得新生地壳物质在岩浆岩中的比例。从岩浆活动的强度和岩石组合来看，晚二叠世-三叠纪岩浆活动相对早期较弱，且中基性岩浆岩比例偏低，指示该时期地壳增生可能相对较少。

3.2 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南岩浆岩特征

3.2.1 石炭纪岩石组合

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南石炭纪岩浆岩以侵入岩为主，包括辉长岩、角闪辉长岩、辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩、斜长花岗岩、奥长花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩、黑云母花岗岩、二长花岗岩及石榴石花岗岩等，而火山岩包括从本巴图组(C2bb)和原定大石寨组(P1ds)划分出来的变玄武岩、玄武安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩等岩石类型(表1)。在TAS图解中，全碱含量(Na2O+K2O)随SiO2含量增加呈现连续增加的趋势，除少量镁铁质火山岩属于碱性系列外，多数岩浆岩属于亚碱性岩浆岩系列(图7a)，该特征与二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北晚泥盆世-石炭纪岩石组合相近(图4a)；所不同的是，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南石炭纪岩浆岩具有相对较低的K2O含量，在SiO2-K2O图中主体属于低钾拉斑系列和中钾钙碱性系列，只有少数属于高钾钙碱性系列(图7b)。在标准矿物QAPF分类图解中，岩石类型主要包括二长花岗岩、花岗闪长岩、奥长花岗岩、石英二长闪长岩、石英闪长岩、二长闪长岩、闪长岩和辉长岩等(图8a)；其中酸性岩石(SiO2≥63%)在花岗岩类An-Ab-Or图解中分散在英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩和花岗岩范围内(图8b)，与二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北晚泥盆世-石炭纪岩石组合相近，但TTG岩石的比例明显较高，约占样品总数的60%以上。

除7颗锆石εHf(t)值为负值外，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南石炭纪岩浆岩32个样品的其余410颗锆石的εHf(t)值均为正值，介于+0.14～+19.67之间(图6c，d)，所有锆石εHf(t)值的平均值和中位数分别为+8.73和+9.02，比同时期二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北岩浆岩锆石εHf(t)值的平均值和中位数偏低。其中96颗和110颗锆石εHf(t)值分别位于Dhuimeetal. (2011)和Belousovaetal. (2010)提出的新生地壳演化线之上(图6c，d)，占该时期锆石数量的23.02%和26.38%，指示其中也包含约五分之一至四分之一新生地壳物质。

3.2.2 早-中二叠世岩石组合

早-中二叠世侵入岩包括二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩、花岗闪长岩以及少量辉长岩和闪长岩，火山岩主要为大石寨组(P1ds)流纹岩、英安岩、安山岩及凝灰岩(表1)。与二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南石炭纪岩浆岩相似，除少量基性火山岩属于碱性系列以外，早-中二叠世岩浆岩主体属于亚碱性系列(图7c)；值得注意的是，该时期中基性岩类主体属于低钾拉斑系列和中钾钙碱性系列，而酸性岩类则多属于高钾钙碱性系列(图7d)。在标准矿物QAPF分类图解中，早-中二叠世岩浆岩有更复杂的岩石组合，投影到二长花岗岩、正长花岗岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、富石英花岗岩、石英二长闪长岩、石英闪长岩、二长闪长岩及闪长岩/辉长岩范围内(图8c)；酸性岩石(SiO2≥63%)在花岗岩类An-Ab-Or图解中分散在英云闪长岩、奥长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长岩以及花岗岩范围内(图8d)，但其中TTG(英云闪长岩、奥长花岗岩和花岗闪长岩)岩石比例小于10%。

本文共收集到二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南早-中二叠世岩浆岩16个样品255颗锆石Hf同位素测试结果。其中所有锆石的εHf(t)值均为正值，介于+1.66～+20.57之间，平均值和中位数分别为+9.93和+9.24，相对于石炭纪岩浆岩整体有升高的趋势(图6c，d)。在所收集的锆石中，71颗和77颗的εHf(t)值分别位于Dhuimeetal. (2011)和Belousovaetal. (2010)提出的新生地壳演化线之上(图6c，d)，占该时期锆石数量的27.84%和30.20%，指示该时期岩浆岩中新生物质的比例占四分之一以上。

3.2.3 晚二叠世-三叠纪岩石组合

二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南晚二叠世-三叠纪岩浆岩类型相对简单，以中酸性花岗闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩为主，包括少量辉长岩和闪长岩以及少量中酸性火山岩类(表1)。岩浆岩主体属于中钾和高钾钙碱性系列(图7e，f)，并且相对于石炭纪和二叠纪岩浆岩，晚二叠世-三叠纪组合中明显缺少高硅(SiO2≥75%)岩浆岩(图7e)。在标准矿物QAPF分类图解中，主体投影在二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩及少量石英二长岩和二长闪长岩/辉长岩、闪长岩/辉长岩范围内(图8e)，以很少出现正长花岗岩和富石英花岗岩而区别于早-中二叠世时期岩石组合。在酸性岩石(SiO2≥63%)的An-Ab-Or标准矿物分类图解中，主体投影到TTG岩石和花岗岩范围内，少量石英二长岩(图8f)，TTG岩石所占比例达70%以上，体现出该时期岩浆岩总体富钠贫钾的特征。

本次工作共收集到晚二叠世-三叠纪29个岩浆岩498颗锆石Hf同位素数据，用锆石实测年龄计算得到的εHf(t)值均为正值，介于+1.69～+24.47之间；所有锆石εHf(t)值的平均值和中位数分别为+11.18和+11.41，相对于二叠纪岩浆岩有进一步升高的趋势(图6c，d)。在这些锆石中，131颗和185颗的εHf(t)值分别位于Dhuimeetal. (2011)和Belousovaetal. (2010)提出的新生地壳演化线之上，占该时期锆石数量的26.31%和37.15%，指示这些岩浆岩中至少包含四分之一以上的新生地壳物质。

4 西伯利亚古板块南缘晚古生代-早中生代构造演化与地壳增生

岩石-构造组合是表征板块边界或特定的板块内部环境特征的岩石组合(Condie，1982)。在板块构造“威尔逊旋回”的各个阶段，不同的构造环境具有不同的动力学条件、不同的岩浆源区特征和不同的热状态，这些因素共同影响着岩浆的起源和演化机制，从而形成特征的火成岩组合，而对火成岩构造组合的研究已经成为恢复古板块构造格局和演化历史的最有效的手段之一(邓晋福等，1999，2007)。已有研究表明，单一岩性(尤其是花岗岩)在构造环境判别方面存在较大的多解性，而通过对火成岩构造组合的分析，可以对古构造环境的判别提供较好的约束(邓晋福等，1999，2007；吴福元等，2007b)。特别是对于增生型造山带而言，弧火成岩带和蛇绿岩套的成对性是确认与古大洋俯冲有关的火成岩组合很重要的地质学标志(邓晋福等，1999，2007)。内蒙古东南部晚古生代-早中生代岩浆岩带与蛇绿岩带在空间上密切伴生(图1b)，通过对它们的综合分析，将为揭示中亚造山带东南部晚古生代-早中生代地壳的增生和演化提供更好的约束。

4.1 晚泥盆世-石炭纪构造环境

4.1.1 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北

近年来对内蒙古东南部蛇绿岩的同位素定年表明，二连浩特-贺根山蛇绿岩的形成时代多介于333～359Ma之间(Jianetal.，2012；Zhangetal.，2015b；阿卜力米提·艾白等，2016)，这与前人在硅质岩中发现的晚泥盆世放射虫化石(Entactinia sp.，Cenellipsis(?) sp.和Tetrentactinia sp.)的时代相近(刘家义，1983；曹从周等，1986)。时间上，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北晚古生代岩浆活动从晚泥盆世末(360±5.9Ma)开始，在中晚石炭世(320～300Ma)达到峰值(图3a)，总体与贺根山蛇绿岩的时代相近或稍晚。空间上，岩浆岩带与蛇绿岩带大致沿北东东向平行分布，岩石组合中既包括钙碱性辉长闪长岩、闪长岩和TTG组合，也包括高钾钙碱性和碱性二长闪长岩、二长花岗岩、正长花岗岩以及碱长花岗岩等岩石类型。考虑到晚泥盆世-石炭纪岩浆岩带和二连浩特-贺根山蛇绿岩带空间上的成对性，以及二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北广泛出露早古生代和泥盆纪地层(图1)，本文认为这些岩浆岩应产生在二连浩特-贺根山洋盆向北俯冲形成的乌里雅斯太活动大陆边缘环境(图9a)。

4.1.2 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南

内蒙古东南部“锡林郭勒杂岩”以南断续分布多处呈北东东向分布的包含蛇绿岩残块的混杂岩，其中西段被称为巴彦敖包-红格尔蛇绿岩带，东段被称为达青牧场-迪彦庙(满莱庙-好尔图庙)蛇绿岩带(王荃等，1991；梁日暄，1994)。近年来锆石U-Pb定年揭示达青牧场-迪彦庙蛇绿岩带中包括晚泥盆世-晚石炭世(372～298Ma)的变辉长岩和玄武岩岩块(Lietal.，2018，2020；Songetal.，2015；Liuetal.，2013，2022)。石炭纪宝力道岛弧岩浆岩主体分布在上述两条蛇绿岩带以北呈北东东向展布；岩浆岩时代多介于349～300Ma之间(图3b)，总体与达青牧场-迪彦庙蛇绿岩的时代相近或稍晚。从时空分布来看，它们构成了二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南的另一个石炭纪俯冲体系。宝力道岛弧岩浆岩的岩石组合与乌里雅斯太活动大陆边缘岩石组合相近，所不同的是该区中基性岩体和火山岩的数量明显偏多(表1、图4a、图7a)，相同SiO2含量情况下K2O含量明显偏低，主体属于低钾拉斑系列和中钾钙碱性系列岩浆岩(图7b)，可能反映俯冲带的地壳厚度相对较低(邓晋福等，1999)。

Lietal.(2018，2020)对迪彦庙地区石炭纪蛇绿岩地球化学研究表明，其中存在代表洋內初始俯冲阶段的玻安岩和前弧玄武岩；而与此同时，迪彦庙以西的宝力道岩浆弧发育在代表陆壳基底的锡林郭勒杂岩之上。空间上，巴彦敖包-红格尔蛇绿岩带、达青牧场-迪彦庙蛇绿岩带和宝力道岩浆弧构成了晚泥盆世-石炭纪时期西部为陆壳基底、东部为洋壳基底的洋內俯冲体系。这种同时发育在洋壳和陆壳基底之上的洋内岛弧与现今太平洋西部的千岛岛弧、日本岛弧、菲律宾岛弧、汤加等岛弧是相似的(图9a)(Liuetal.，2022)。

4.2 早-中二叠世构造环境

4.2.1 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北

除迪彦钦阿木钼矿区报道的中二叠世晚期(260±2Ma)玄武安山岩外(孙海瑞，2015)，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北地区二叠纪时期岩浆活动主要为二长花岗岩、正长花岗岩、碱长花岗岩、碱性花岗岩以及少量闪长岩和流纹岩岩脉(表1)；且岩石化学成分上显示双峰式特征，明显不同于晚泥盆世-石炭纪岩石组合。尽管从时间上岩浆活动存在连续性(图3a)，但岩石组合的变化指示它们所形成的构造环境的转变。区域上，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北海相地层的消失发生在晚石炭世-早二叠世早期时期(内蒙古自治区地质矿产局，1996)；而Zhouetal.(2015)对不整合覆盖在贺根山蛇绿岩之上的哲斯组碎屑锆石定年表明，其中最小的年龄峰值为早二叠世末(～279Ma)。结合区域资料推测贺根山蛇绿岩所代表的洋盆的闭合可能在晚石炭世末(Zhouetal.，2015)，而该洋盆的闭合则应是由于南侧宝力道岛弧与乌里雅斯太大陆边缘的增生碰撞引起的(图9b；Liuetal.，2022)。

埃达克岩是地球化学特征上具有高Sr(>400×10-6)、低Y(≤18×10-6)和Yb(≤1.9×10-6)的中酸性(SiO2≥56%)岩浆岩组合，是地壳岩石在高压下部分熔融作用的产物，熔融的残留相为石榴石(斜长石少或无)(Defant and Drummond，1990)，既包括年轻的大洋板片俯冲发生部分熔融形成的O型埃达克岩，也包括加厚玄武质下地壳部分熔融形成的C型埃达克岩(张旗等，2001)。在埃达克岩判别图解中，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北地区晚古生代多数中酸性岩浆岩具有较低的(La/Yb)N和Sr/Y比值，仅少量晚泥盆世-石炭纪花岗闪长岩具有较高比值，投影到埃达克岩范围内(图10a)，可能与贺根山洋俯冲板片的熔融有关。值得注意的是，在早-中二叠世时期该地区不发育埃达克岩(图10c)，反映二连浩特-贺根山洋盆的闭合并没有引起地壳的明显加厚，宝力道岛弧与乌里雅斯太大陆边缘的弧-陆碰撞过程可能属于所谓的“软碰撞”(任纪舜等，1999)。该时期以广泛发育具有A型花岗岩特征的碱性花岗岩和碱长花岗岩为特征，指示以伸展背景为主。此外，早-中二叠世时期的中、基性岩浆岩以脉岩为主(表1)，也指示该时期处于伸展环境。综合考虑上述岩石组合与二连浩特-贺根山洋盆演化的关系，本文认为早-中二叠世的伸展背景可能与俯冲板片的拆沉引起的软流圈上涌有关(图9b)。

4.2.2 二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南

从岩浆岩岩石组合来看，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南地区早-中二叠世总体上与晚泥盆世-石炭纪相近(表1、图4c、图7c)，所不同的是该时期中、基性岩浆岩仍以低钾拉斑系列和中钾钙碱性系列为主，而酸性岩浆岩则主体表现为高钾钙碱性系列，而且酸性岩浆岩的数量明显高于中、基性岩浆岩(图7c，d)；其中大石寨组火山岩具有双峰式的特征(Zhangetal.，2008b；Liuetal.，2016)，指示两个时期岩浆活动的动力学背景既存在相似性也存在一定的差异。空间上，早-中二叠世岩浆岩的南缘向南迁移到林西北部林西(五道石门-盖家店-二八地)蛇绿岩带一带(图1b)。沉积地层方面，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南地区连续发育晚石炭世本巴图组(C2bb)、阿木山组(C2a)和早-中二叠世寿山沟组(P1ss)、大石寨组(P1ds)、哲斯组(P2zs)等海相地层(内蒙古自治区地质矿产局，1996)，指示该地区从晚石炭世开始一直处于陆缘环境，而明显不同于二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北缺失早二叠世以来的海相沉积记录。由此，本文认为二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南地区早-中二叠世相对晚泥盆世-石炭纪岩浆岩在空间分布和岩石组合的变化，可能是与古俯冲带向南的迁移有关(图9b)。俯冲带后撤造成周围软流圈的上涌，该伸展背景下引起俯冲带之上岩石圈地幔和地壳的减压熔融，从而形成上述低钾拉斑系列和中钾钙碱性系列的中、基性岩浆岩和高钾钙碱性系列酸性岩浆岩共生的岩石组合特征。

4.3 晚二叠世-三叠纪构造环境

近年来一些学者对索伦和西拉木伦河蛇绿岩的锆石年代学研究表明，它们的形成时代介于280～250Ma之间(Jianetal.，2010；Songetal.，2015；刘建峰等，2016)，这与硅质岩中保存的早、中二叠世放射虫化石的时代相近(王玉净和樊志勇，1997；王惠等，2005；李钢柱等，2017)，表明这两条蛇绿岩带所代表的洋盆至少在中二叠世时期尚未闭合。前人对大兴安岭南段晚二叠世林西组(P3l)沉积学和古地理的研究表明，该地区晚二叠世早-中期为残余海盆相沉积，直到晚期才转为陆相环境，早三叠世出现具有红层性质的河-湖相地层沉积(和政军等，1997；Zhangetal.，2014)；在此之后，区域上普遍缺失中、晚三叠世地层沉积(内蒙古自治区地质矿产局，1996)。从空间分布来看，晚二叠世-三叠纪岩浆岩总体分布在索伦和西拉木伦河蛇绿岩带以北，并叠加在早期石炭和二叠纪岩浆岩带之上，岩浆岩带的前锋相对早-中二叠世继续向南迁移至林西-巴林右旗以南地区(图1b)。结合上述蛇绿岩带和地层的分布特征，岩浆岩带的迁移应与古俯冲带由林西以北的五道石门-盖家店-二八地向南迁移到西拉木伦河一带有关。

地球化学方面，区域上建设屯、龙头山、色尔崩和亭沙拉等花岗闪长岩体具有富钠贫钾以及高Sr低Y的元素组成(刘建峰等，2013；Lietal.，2016b，2017a；范玉须等，2019)，显示与俯冲相关的O型埃达克岩的地球化学特征，而转山子、白音温都、贝克力等岩体则投影到典型岛弧岩石范围内(图10f)(刘建峰等，2014；Lietal.，2016b)。结合该时期以TTG为主的岩石组合特征(图8f)，似乎反映了它们代表与俯冲作用相关的弧岩浆岩组合。然而，该地区地层发育特征已排除晚二叠世-三叠纪仍存在俯冲环境。前人对“三江”地区明确处于碰撞阶段的火山岩的地球化学研究表明，这些火山岩也具有明显的弧火山岩的特征(莫宣学等，2001)，通过岩石学和岩石物理化学分析，提出“滞后型”弧火山岩的概念。认为这些具有岛弧特征的钙碱性系列的岩浆岩是洋盆闭合之后，由于某种原因(陆内汇聚、软流圈上隆或断裂诱发等)引起古俯冲洋壳和上覆地幔楔等物质部分熔融的结果(邓晋福等，2004)。综合考虑上述地层演化和岩浆岩组合特征，本文认为内蒙古东南部晚二叠世-三叠纪岩石组合应与古亚洲洋闭合以后西伯利亚和中朝古板块的陆内汇聚作用有关。两侧陆块的碰撞造成的俯冲板块断离引起软流圈上涌(图10c)，带来的热量造成受古俯冲作用影响的不同深度物质的熔融，从而形成既具有埃达克岩又具有经典岛弧特征的岩石组合。

4.4 晚古生代-早中生代地壳增生

地壳增生是指幔源岩浆及其分异产物通过各种地质过程添加到地壳中，导致地壳体积和面积的增加(洪大卫等，2000)。洋中脊玄武岩起源于长期亏损的地幔源区，在εHf(t)-Age演化图解中分布在亏损地幔(DM)演化线附近(吴福元等，2007a)。形成于板内或俯冲带之上的岩浆岩，由于源区自身的富集或者形成过程中受地壳物质的混染的影响，尽管其中可能包含大量的新生地壳组分，但同位素也可以表现出富集的特征，分布在亏损地幔线之下。因此，一些学者提出采用现今岛弧平均εHf(t)值或亏损地幔εHf(t)值的75%作为新生地壳和再循环地壳的分界线(图6；Dhuimeetal.，2011；Belousovaetal.，2010)。从图6中可以看到，无论采用何种模型，在石炭纪到三叠纪的各期岩浆活动中，都有四分之一至三分之一以上新生地壳物质的加入。结合岩浆岩的时空分布特征，表明中亚造山带东南部晚古生代至早中生代时期存在显著的地壳增生。

从岩浆岩的时空分布、岩石组合和形成的构造背景来看，二连浩特-贺根山蛇绿岩带两侧地壳增生的方式可能存在较大差异。晚泥盆世-石炭纪时期，由于二连浩特-贺根山洋向乌里雅斯太大陆边缘之下俯冲形成大陆边缘弧；早二叠世时期，南侧宝力道岛弧与乌里雅斯太大陆边缘的碰撞引起二连浩特-贺根山洋盆闭合，俯冲板片的断离造成软流圈的上涌(图9b)，在该背景下形成以碱性花岗岩为主的双峰式岩浆岩带(图4b；Hongetal.，1994；Tongetal.，2015)。晚期岩浆岩带叠加在早期岩浆岩带之上(图1)，空间上没有明显的迁移，指示二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北晚古生代地壳是以垂向增生为主。晚泥盆世-石炭纪至三叠纪时期，二连浩特-贺根山蛇绿岩带以南岩浆岩带有从北向南迁移的趋势(图1)，岩石组合及其与相应蛇绿岩带在空间上的成对性指示它们的形成与古亚洲洋向南后退式俯冲作用有关(图9)，分别对应于古亚洲洋板片向宝力道岛弧之下的俯冲、板片后撤以及洋盆消失之后古板块的碰撞造山作用。岩浆前锋的迁移反映了该地区地壳是以侧向增生为主，而其中早三叠世大量具有较高εHf(t)值埃达克岩特征岩浆岩的出现，指示在西伯利亚和中朝古板块的陆-陆碰撞阶段也存在显著的地壳增生(图6c，d)。

5 初步认识与结论

本文通过对内蒙古东南部区域地质资料，尤其是晚古生代-早中生代岩浆岩时空分布、岩石组合、岩石地球化学以及锆石Hf同位素资料分析研究，对该地区区域构造演化和地壳增生等关键地质问题取得了如下新认识：

(1)二连浩特-贺根山蛇绿岩带南、北两侧晚古生代-早中生代岩浆岩在年代学上显示不同的活动期次，具有不同岩石组合和地球化学特征，指示它们分属于不同的构造岩浆岩带；

(2)晚泥盆世-石炭纪时期，二连浩特-贺根山洋和古亚洲洋分别向北俯冲，形成乌里雅斯太活动大陆边缘弧和洋内宝力道岩浆弧；

(3)早二叠世时期，宝力道岩浆弧与乌里雅斯太活动大陆边缘碰撞造成二连浩特-贺根山洋盆闭合。俯冲板片断离和后撤引起软流圈物质的上涌，形成区域上伸展背景下以碱性花岗岩和双峰式岩浆岩为特征的岩石组合；

(4)晚二叠世-早三叠世时期，古亚洲洋沿索伦-西拉木伦河蛇绿岩带闭合，在西伯利亚和中朝古板块的陆-陆碰撞背景下形成包含具有埃达克岩特征的岩浆岩组合；

(5)岩浆岩的时空分布和锆石Hf同位素分析表明，中亚造山带东南部晚古生代至早中生代时期存在显著的地壳增生；其中二连浩特-贺根山蛇绿岩带以北以地壳的垂向增生方式为主，以南以侧向增生方式为主。

邓晋福教授生前在岩浆岩研究方面曾给予本文第一作者悉心指导和鼓励，谨以此文向邓老师表示深切的怀念和崇高的敬意。

致谢感谢肖庆辉研究员、陆松年研究员、潘桂棠研究员和杨晓平高级工程师在论文写作过程中给予的支持和帮助。感谢孙立新研究员、童英研究员和编辑部老师对本文提出的宝贵修改意见和建议。