施璐 唐振 錢程 張渝金 杜繼宇

中亞造山帶作為世界上最大的顯生宙增生造山帶，一直是國內(nèi)外地質(zhì)學(xué)家研究的熱點(Mossakovskyetal., 1993;eng?retal., 1993; Xiaoetal., 2003; Jahn, 2004; Kovalenkoetal., 2004; Windleyetal., 2007; Xiao and Santosh, 2014; Fuetal., 2016; 馬永非等，2018；杜繼宇等，2019；劉永江等，2019；Duetal., 2021; Qianetal., 2022)，帶內(nèi)發(fā)育一系列的微地塊、巖漿弧及俯沖增生雜巖。索倫-林西縫合帶記錄了中亞造山帶東段最終閉合位置，但是其形成與演化歷史仍存在較大爭議。有學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋在古生代存在向南、向北的雙向俯沖，并發(fā)育多階段的溝-弧-盆體系，最終在晚二疊世-早三疊世閉合(Xiaoetal., 2003; Chenetal., 2009)；還有學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋在志留紀(jì)末由于兩側(cè)微地塊的拼貼-碰撞停止了俯沖，并在早二疊世再次開始向南的俯沖，而北側(cè)處于被動大陸邊緣，并經(jīng)歷了區(qū)域伸展作用(Jianetal., 2008, 2010)；另有學(xué)者認(rèn)為古亞洲洋已在晚泥盆世-早石炭世期間閉合，而在晚石炭世-二疊紀(jì)處于伸展環(huán)境，發(fā)育一個新洋盆，新洋盆于晚二疊世-早三疊世閉合(Chenetal., 2012; Zhangetal., 2018)。歸結(jié)起來，這些觀點的主要分歧在于對該地區(qū)晚古生代的構(gòu)造屬性、大洋板片的俯沖極性、以及是雙向俯沖還是單向俯沖等問題的認(rèn)識。內(nèi)蒙古扎魯特旗位于索倫-林西縫合帶東段北緣，是研究這一關(guān)鍵問題的重要區(qū)域。筆者在扎魯特旗北部達(dá)巴艾勒地區(qū)發(fā)現(xiàn)一套下二疊統(tǒng)壽山溝組變質(zhì)沉積巖，局部還夾有灰?guī)r、安山巖透鏡體，通過對這套巖石進(jìn)行巖相學(xué)、同位素年代學(xué)、巖石地球化學(xué)等方面的系統(tǒng)研究，來確定索倫-林西縫合帶北緣晚古生代構(gòu)造屬性，也為研究中亞造山帶的構(gòu)造演化歷史提供基礎(chǔ)地質(zhì)證據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

1.1 地質(zhì)概況

研究區(qū)地理位置位于內(nèi)蒙古扎魯特旗北部，構(gòu)造位置處于中亞造山帶東南緣，索倫林西縫合帶的東段，靠近錫林浩特-好老鹿場-牤牛海俯沖增生雜巖帶南緣。古生代主要受古亞洲洋構(gòu)造域控制，經(jīng)歷了古亞洲洋的多期俯沖消減、地殼增生(李雙林和歐陽自遠(yuǎn)，1998；任紀(jì)舜等，1999)，中生代受到蒙古-鄂霍茨克與環(huán)太平洋構(gòu)造域的疊加影響(辛玉蓮等，2011；王五力等，2012；許文良等，2013；梁琛岳等，2020)，形成大面積分布的中生代巖漿巖(Wuetal., 2011；Shietal., 2015; Yangetal., 2015; 施璐等，2018，2020)。

索倫-林西縫合帶主要沿索倫山-蘇尼特右旗-林西一線呈北東東向分布，其北側(cè)以錫林浩特斷裂為界與寶力道(錫林浩特)島弧帶相鄰，南側(cè)以西拉木倫斷裂為界與白乃廟-翁牛特島弧帶相鄰，東側(cè)被嫩江-八里罕斷裂所截切(圖1a)。區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列蛇綠混雜巖、增生雜巖、二疊紀(jì)-早三疊世火山巖-沉積巖和花崗巖，并受到晚中生代火山-侵入巖漿作用的強烈疊加。區(qū)域上晚石炭世-二疊紀(jì)自下而上依次發(fā)育本巴圖組(C2b)、阿木山組(C2a)、壽山溝組(P1s)、大石寨組(P1d)、哲斯組(P2z)、林西組(P3l)等晚古生代地層單元，其中本巴圖組-哲斯組為海相地層，林西組為陸相地層(張曉飛等，2018a, b；Wangetal., 2020)。

圖1 研究區(qū)大地構(gòu)造位置圖(a, 據(jù)Qian et al., 2022修改)、地質(zhì)簡圖(b)及野外素描圖(c)

1.2 地質(zhì)特征

在扎魯特旗北部達(dá)巴艾勒一帶發(fā)育一套下二疊統(tǒng)壽山溝組變質(zhì)沉積巖(圖1b)，其整體以砂板巖為主，疊加不同程度的韌脆性-韌性變形構(gòu)造，局部夾有透鏡狀生物碎屑灰?guī)r、安山巖(圖1c)等，后期被上侏羅統(tǒng)滿克頭鄂博組酸性火山巖不整合覆蓋。壽山溝組變質(zhì)沉積巖巖性主要為千枚狀板巖、粉砂質(zhì)千糜巖，鏡下定名為黑云母構(gòu)造片巖(圖2a-d)，可見片狀礦物黑云母微晶結(jié)合體定向排列，石英顆粒沒有明顯的定向拉長，原巖可能為粉砂巖與泥巖互層?；?guī)r透鏡體已發(fā)生糜棱巖化(圖2e)，其中還發(fā)現(xiàn)海百合莖等淺海相生物化石(圖2f)。千枚狀板巖中的安山巖透鏡體鏡下可見斑狀結(jié)構(gòu)，斑晶以斜長石為主，基質(zhì)為交織結(jié)構(gòu)，巖石發(fā)生輕微蝕變，綠泥石化(圖2g-h)。

圖2 扎魯特旗北部晚石炭世-早二疊世火山-沉積巖野外及顯微照片

2 樣品及測試方法

本文研究的樣品為采自壽山溝組中的千枚狀板巖(Tm006b7)、粉砂質(zhì)千糜巖(Tm003b6、DC319)以及安山巖透鏡體(Tm006b8)，采樣位置見圖1。

用重液和磁選結(jié)合的方法從粉碎的巖石樣品中分選出鋯石顆粒，然后在雙目顯微鏡下提純。將鋯石嵌于樹脂樣靶中并拋光至接近一半的截面，以暴露其內(nèi)部結(jié)構(gòu)。對所有分析的鋯石拍攝陰極發(fā)光(CL)圖像，查明鋯石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征，選擇合適的鋯石作為分析目標(biāo)。鋯石U-Pb定年在吉林大學(xué)自然資源部東北亞礦產(chǎn)資源評價重點實驗室完成。具體實驗測試過程參見Yuanetal. (2004)。激光剝蝕系統(tǒng)為德國COMPEx公司生產(chǎn)的GeoLasPro型193nm ArF準(zhǔn)分子激光器，與激光器聯(lián)用的是Agilent 7900型ICP-MS儀器，激光斑束采用32μm，脈沖頻率使用7Hz。實驗中采用He氣體作為剝蝕物質(zhì)的載氣。儀器最佳化采用人工合成硅酸鹽玻璃標(biāo)準(zhǔn)參考物質(zhì)NIST610，采用91500 標(biāo)準(zhǔn)鋯石外部校正法進(jìn)行鋯石原位U-Pb分析。用GLITTER 軟件計算同位素比值和207Pb /206Pb、206Pb /238U、207Pb /235U 的年齡值，采用Isoplot(v. 3.0; Ludwig, 2003)進(jìn)行諧和圖繪制及加權(quán)平均年齡計算。

樣品的主量元素、微量和稀土元素分析在自然資源部東北礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心完成。將新鮮未風(fēng)化樣品洗凈、烘干后研磨成200目以下的粉末，用于主量元素、微量元素和稀土元素分析。主量元素采用X射線熒光光譜法(XRF)分析，微量元素、稀土元素采用等離子質(zhì)譜法(ICP-MS)分析完成，詳細(xì)的分析實驗原理和分析步驟見王曉蕊(2005)。

3 測試結(jié)果

3.1 鋯石U-Pb定年

下二疊統(tǒng)壽山溝組變質(zhì)沉積巖及晚石炭世安山巖的鋯石U-Pb年代學(xué)結(jié)果列于表1。

表1 扎魯特旗北部晚石炭世-早二疊世火山-沉積巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果

續(xù)表1Continued Table 1測點號ThU(×10-6)Th/U同位素比值年齡(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-5150800.630.05270.00300.34550.01910.04760.001231479301143008-52841190.710.05280.00220.35120.01430.04830.001131951306113047-531182170.540.05330.00160.35010.01090.04770.00113413430583007-541993030.660.05200.00160.34620.01090.04830.00112853530283047-551171480.790.05210.00190.34550.01270.04810.001129144301103037-56851210.710.05350.00230.32930.01390.04460.001135053289112827-57831430.580.05240.00230.34250.01520.04740.001130158299112997-58971970.490.05270.00210.34330.01360.04720.001131749300102977-59511220.420.05300.00200.34940.01320.04780.001132846304103017-60971380.700.05300.00210.35200.01400.04820.001132849306103037-61932040.460.05290.00170.35160.01150.04820.00113263730693037-631441610.900.05300.00250.34330.01600.04700.001232762300122967-656523591.820.05340.00160.34630.01040.04710.00113443230282977-663315740.580.05320.00140.34960.00960.04770.00113382830473007-6781960.840.05480.00220.46900.01910.06210.001540450391133889-6852930.560.05240.00230.34510.01490.04780.001130256301113017-702443960.620.05250.00170.32260.01030.04460.00103053628482816-71871510.580.05170.00210.34990.01430.04910.001227352305113097-72991780.560.05280.00190.34800.01230.04780.00113204130393017-7358930.630.05320.00240.35110.01540.04780.001233957306123017-741802820.640.05270.00170.35090.01130.04830.00113143630583047-761051210.870.05190.00260.33050.01660.04620.001228270290132917-7735580.610.05310.00280.34620.01770.04730.001233171302132987-782893300.880.05370.00150.35190.00990.04750.00113582930672997-801452730.530.05170.00160.34210.01060.04800.00112743429983027Tm006b7黑云母構(gòu)造片巖-0218360.500.10590.00384.48600.16130.30720.0078173032172830172738-035978590.700.05590.00140.54840.01430.07110.001645026444944310-047636591.160.05250.00150.34170.01030.04720.00113083229882977-0549770.630.05130.00260.30400.01540.04290.001125671269122717-06841160.720.05330.00320.35760.02130.04860.001334286310163068-072963660.810.05320.00150.35100.01020.04790.00113353030583027-091171790.650.05370.00170.35820.01160.04840.00113583531193057-104024890.820.05310.00140.32900.00920.04500.00103322928972846-111503180.470.05230.00170.34180.01110.04740.00112983629982997-122173060.710.05270.00170.35010.01120.04820.00113153530583037-133602741.310.05330.00180.34170.01160.04650.00113433829892937-142765820.470.05310.00140.32530.00910.04440.00103332928672806-151872130.880.05220.00230.32400.01420.04500.001129557285112847-164224071.040.05320.00160.32620.01020.04450.00103363428782816-171441450.990.05350.00240.37700.01670.05110.001335057325123218-1923011500.200.05260.00130.32900.00840.04530.00103132628962866-213153450.910.05250.00150.34540.01020.04770.00113073230183017

3.1.1 下二疊統(tǒng)壽山溝組

樣品Tm003b6，巖性為黑云母構(gòu)造片巖，這些鋯石通常自形-半自形，粒度為50～200μm，長寬比為1:1～2:1。CL圖像結(jié)果顯示，這些鋯石內(nèi)部具有特征的振蕩環(huán)帶，并且Th/U比值為0.30～1.82，指示其巖漿成因，大部分鋯石具有明顯的機械磨圓，兼有經(jīng)過沉積成巖作用過程的特點(圖3)。LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡主要集中在280～305Ma之間，最小峰值年齡為282.3±4.2Ma，時代為早二疊世，另外還有幾顆鋯石年齡分別為309±7Ma、310±7Ma、321±8Ma、388±9Ma、765±16Ma、837±20Ma(圖4)。

圖3 壽山溝組變質(zhì)沉積巖鋯石CL圖像

圖4 壽山溝組變質(zhì)沉積巖鋯石U-Pb年齡

樣品Tm006b7，巖性為黑云母構(gòu)造片巖，這些鋯石通常呈自形-半自形，粒度為50～150μm，長寬比為1:1～2.5:1。CL圖像結(jié)果顯示， 這些鋯石內(nèi)部具有特征的振蕩環(huán)帶，并且Th/U比值為0.20～1.31，指示其巖漿成因，大部分鋯石也具有明顯的機械磨圓，表現(xiàn)出經(jīng)過沉積成巖作用的特點(圖3)。LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡主要集中在271～306Ma之間，最小峰值年齡為285.9±5.6Ma，時代為早二疊世，另外還有幾顆鋯石年齡分別為315±7Ma、317±7Ma、321±8Ma、334±7Ma、443±10Ma、496±11Ma、504±11Ma、1727±38Ma(圖4)。

3.1.2 晚石炭世安山巖

樣品Tm006b8，巖性為安山巖。其內(nèi)鋯石通常自形-半自形，粒度為50～200μm不等，長寬比為1:1～2:1，個別可達(dá)4:1。CL圖像顯示，這些鋯石內(nèi)部具有典型的環(huán)帶結(jié)構(gòu)，并且Th/U比值為0.31～0.96，指示了這些鋯石屬于巖漿鋯石(圖5a)。在鋯石U-Pb年齡諧和圖(圖5b)中，大部分獲得的鋯石U-Pb年齡基本都位于諧和線上及其附近，206Pb/238U的加權(quán)平均年齡為304.9±4.7Ma(MSWD=1.5，n=15)，時代為晚石炭世，代表了安山巖噴發(fā)的年齡，與研究區(qū)北側(cè)霍林河地區(qū)本巴圖組安山巖年齡一致(楊海星等，2020)。另外還有一些335±8Ma、362±8Ma、1778±34Ma等的捕獲或繼承鋯石年齡。

圖5 晚石炭世安山巖鋯石CL圖像(a)及U-Pb諧和圖(b)

3.2 巖石地球化學(xué)

壽山溝組變質(zhì)沉積巖及晚石炭世安山巖的主量元素和微量元素分析結(jié)果見表2。

3.2.1 壽山溝組變質(zhì)沉積巖

由表2可知，壽山溝組變質(zhì)沉積巖SiO2含量為60.47%～69.26%，Al2O3含量為14.09%～17.95%，CaO含量為0.36%～4.12%，Na2O含量為1.48%～3.10%，K2O含量為2.81%～5.17%，MgO含量為0.60%～5.10%，F(xiàn)e2O3含量為1.21%～3.98%，F(xiàn)eO含量為0.64%～4.01%，Mg、Fe含量普遍較低，推測母巖主要來自上地殼。

表2 扎魯特旗北部晚石炭世-早二疊世火山-沉積巖主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)分析結(jié)果

續(xù)表2

巖石的稀土元素總量(ΣREE)介于82.68×10-6～200.9×10-6之間；輕重稀土元素比值(LREE/HREE)為6.23～8.66，輕重稀土分餾系數(shù)(La/Yb)N介于5.34～10.88之間；δEu為0.39～0.81，具有中等的負(fù)Eu異常；δCe為0.87～0.97，異常不明顯。在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(圖6a)上具有輕稀土富集的右傾特征，相對富集輕稀土元素、虧損重稀土元素。根據(jù)原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b) 可知， 壽山溝組巖石相對富集大離子親石元素 (如Th、U、LREE)和Zr、Hf元素，虧損高場強元素(如Nb、Ta、P、Ti)和Sr元素，特征也與大陸上地殼相似。

圖6 壽山溝組變質(zhì)沉積巖及其安山巖透鏡體球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式圖(a)及原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

3.2.2 晚石炭世安山巖

晚石炭世安山巖SiO2含量57.52%～60.04%，Al2O3含量13.92%～15.20%，Na2O含量3.26%～3.47%，K2O含量0.83%～1.56%，K2O+Na2O總量4.31%～4.90%，MgO含量為5.14%～6.06%，Mg#值為55.3～58.4，具有高鎂安山巖特征。里特曼指數(shù)σ在1.14～1.47之間，屬于鈣堿性巖石。在巖石分類圖解(圖7)中，樣品都落在安山巖范圍內(nèi)。在SiO2-K2O圖解(圖8a)中安山巖樣品都落在鈣堿性系列范圍內(nèi)。巖石A/CNK比值為0.69～0.85，顯示準(zhǔn)鋁質(zhì)巖石特征。

圖7 晚石炭世安山巖巖石分類圖解

圖8 晚石炭世安山巖巖漿系列判別圖解

晚石炭世安山巖樣品ΣREE含量不高，為90.12×10-6～96.60×10-6，LREE/HREE為6.12～6.63，(La/Yb)N值5.74～6.22，δEu為0.79～1.05，在球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土配分模式圖(圖6a)中顯示輕稀土富集的右傾曲線，Eu異常不明顯。在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(圖6b)中這些巖石顯示富集Rb、Sr、Th、U等元素、虧損Ba、Nb、Ta、Ti等元素，微量元素巖漿系列判別圖解也顯示安山巖具有鈣堿性系列特征(圖8b)，指示了弧巖漿的典型特征，Th元素的富集表明巖漿源區(qū)受到大洋沉積物的影響。安山巖的Cr含量為571.6×10-6～618.7×10-6，平均值為587.6×10-6，保留了與地幔橄欖巖源區(qū)部分熔融形成的原始玄武質(zhì)巖漿(Cr=500×10-6～600×10-6)相近特征。

4 討論

4.1 壽山溝組物源示蹤與構(gòu)造背景

鋯石作為沉積巖中常見的副礦物，因其較高的U-Pb同位素封閉體系溫度，可以很好的記錄母巖的年代學(xué)信息，為物源區(qū)示蹤提供可靠的證據(jù)。從鋯石U-Pb年齡看(圖4)，兩個黑云母構(gòu)造片巖年齡主要集中在280～320Ma之間，最小峰值年齡分別為282.3±4.2Ma和285.9±5.6Ma，限定了黑云母構(gòu)造片巖原巖的沉積下限為早二疊世，另外還含有少量400～500Ma以及個別700～800Ma、1700Ma的碎屑鋯石年齡。

集中在280～320Ma之間的鋯石年齡與北側(cè)廣泛分布的石炭紀(jì)-早二疊世錫林浩特巖漿弧年代格架一致(Chenetal., 2000, 2009; 劉建峰等，2009; Huetal., 2015)，表明該地區(qū)壽山溝組沉積巖物源區(qū)主要來自于北側(cè)的錫林浩特巖漿弧。400～500Ma的鋯石年齡對應(yīng)了大興安嶺地區(qū)多寶山-嫩江-扎蘭屯-大石寨一線發(fā)育的早古生代巖漿事件(Liuetal., 2017; Fengetal., 2018; 趙英利等，2018)，或代表了東北地區(qū)古老的泛非期變質(zhì)基底年齡(董策和周建波，2012；Zhouetal., 2010)。個別700～800Ma的年齡在華北板塊鮮有報道，在錫林浩特雜巖的變輝長巖獲得了相近的年齡(739.6Ma；葛夢春等，2011)，在西烏旗上石炭統(tǒng)本巴圖組碎屑鋯石中也很常見(郭曉丹等，2011)。僅有的一粒較老年齡為1727±38Ma，與松嫩地塊西緣龍江地區(qū)前寒武巖漿事件(張超等，2018)或額爾古納地塊興華渡口群的年齡一致(Wuetal., 2012)。而在碎屑鋯石年齡中并未發(fā)現(xiàn)典型的華北克拉通古老結(jié)晶基底的年齡2.8～2.7Ga和2.6～2.5Ga(Zhao and Zhai, 2013)，暗示了在早二疊世本區(qū)主要接受東北各微陸塊的沉積而不是華北克拉通。

沉積物的地球化學(xué)組成主要取決于源區(qū)的成分或不同源區(qū)成分的混合比例，因此碎屑巖的地球化學(xué)特征可以反映沉積物源的屬性。REE、Zr、Th、Sc等微量元素在巖石風(fēng)化、搬運和成巖過程中相對穩(wěn)定，能夠較好地提供物源區(qū)的成分信息。在La/Th-Hf 圖解中(圖9a；Guetal., 2002)，早二疊世變質(zhì)沉積巖主要落入長英質(zhì)物源區(qū)，并有古老沉積物成分的加入；在Co/Th-La/Sc圖解中(圖9b；Guetal., 2002；陳小雙等，2018)，樣品投點也落在長英質(zhì)火山巖物源區(qū)，更靠近活動構(gòu)造型碎屑物源，表明早二疊世壽山溝組沉積物源主要來自中酸性巖漿巖源區(qū)。

圖9 壽山溝組變質(zhì)沉積巖La/Th-Hf(a，據(jù)Gu et al., 2002)及Co/Th-La/Sc(b，據(jù)Gu et al., 2002；陳小雙等，2018)物源判別圖解

在微量元素構(gòu)造環(huán)境判別圖解中(圖10；Bhatia and Crook, 1986)，樣品投點幾乎全部落入大陸島弧區(qū)域，判斷早二疊世變質(zhì)沉積巖形成于大陸島弧環(huán)境。將研究區(qū)沉積巖的REE有關(guān)參數(shù)與各種構(gòu)造背景下的砂巖參數(shù)進(jìn)行對比(表3)發(fā)現(xiàn)，早二疊世變質(zhì)沉積巖化學(xué)成分也多與大陸島弧背景相似。碎屑鋯石年齡的分布特征也是判斷沉積巖構(gòu)造背景的重要證據(jù)，在不同的構(gòu)造位置，碎屑鋯石的年齡圖譜具有明顯不同的分布特征，匯聚邊緣盆地中的碎屑鋯石年齡大部分都與沉積時代相近(Cawoodetal., 2012)。從壽山溝組的碎屑鋯石年齡圖譜看，其分布特征與匯聚背景下的海溝或弧前盆地特征吻合(Caietal., 2020)。

表3 壽山溝組變質(zhì)沉積巖有關(guān)參數(shù)與各種構(gòu)造背景下砂巖的REE參數(shù)對比(據(jù)Bhatia，1985)

圖10 壽山溝組變質(zhì)沉積巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Bhatia and Crook, 1986)

4.2 安山巖巖石成因與構(gòu)造背景

本文中晚石炭世安山巖Sr含量為806×10-6～1400×10-6，Y含量為38.70×10-6～43.65×10-6，Sr/Y比值為20.41～35.63，屬典型島弧巖石(Defant and Drummond, 1990)。巖石具有較高的MgO(5.14%～6.06%)、Ni(36.8×10-6～53.3×10-6)、Cr(571.6×10-6～618.7×10-6)含量，低FeOT/MgO(1.27～1.44)值，Mg#值為55.3～58.4，這些特征均表明巖石屬于高鎂安山巖范疇(鄧晉福等，2010；唐功建和王強，2010)。關(guān)于高鎂安山巖的成因機制主要包括：(1)巖漿混合混染作用(Strecketal., 2007)；(2)含水地幔橄欖巖部分熔融(Hirose, 1997)；(3)俯沖板片熔體與地幔楔相互反應(yīng)(Kay, 1978; Tatsumi, 2001; Tatsumi and Hanyu, 2003)。本文高鎂安山巖屬鈣堿性巖石，而鈣堿性火山巖一般解釋為板塊匯聚邊界與俯沖相關(guān)的弧火山巖。從Th/Yb-Ta/Yb圖(圖11a；Pearce, 1982)中可以看出，樣品均落在了活動大陸邊緣區(qū)域，表明高鎂安山巖形成于活動大陸邊緣的大地構(gòu)造環(huán)境。本文中高鎂安山巖具有較高的Th含量，而Th元素通常認(rèn)為富集于沉積物中，顯示出明顯的俯沖深海沉積物組分加入趨勢(圖11b；Plank and Langmuir, 1998; 唐躍等，2019)，指示其成因可能與洋殼俯沖有關(guān)。通常認(rèn)為高鎂安山巖是俯沖帶之上地幔楔在俯沖洋殼釋放含水流體條件下發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物(鄧晉福等，2010)。在構(gòu)造環(huán)境判別圖解(圖12；Bailey, 1981)中，樣品落在大陸邊緣弧構(gòu)造背景中，與壽山溝組沉積巖大地構(gòu)造環(huán)境基本一致，結(jié)合巖石具有高鎂特征，代表了晚石炭世安山巖是初始弧逐步向正常島弧巖漿作用轉(zhuǎn)換的洋陸轉(zhuǎn)化相關(guān)的巖漿作用產(chǎn)物(肖慶輝等，2016)。

圖11 晚石炭世安山巖Th/Yb-Ta/Yb(a，據(jù)Pearce, 1982)和Th/La-Th(b，據(jù)Plank and Langmuir, 1998；唐躍等，2019)圖解

圖12 晚石炭世安山巖構(gòu)造環(huán)境判別圖解(據(jù)Bailey, 1981)

4.3 索倫-林西縫合帶北緣構(gòu)造演化

沿著錫林浩特斷裂附近斷續(xù)分布了一系列蛇綠(構(gòu)造)混雜巖及鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖，從西向東包括達(dá)青牧場俯沖增生雜巖(Liuetal., 2013)，迪彥廟蛇綠巖、白音布拉格蛇綠巖(李英杰等，2012，2013)，好老鹿場蛇綠巖(劉建雄等，2006)，牤牛海超鎂鐵巖(付俊彧等，2017)，杜爾基構(gòu)造混雜巖(金松，2020)等，構(gòu)成一條近東西向錫林浩特-好老鹿場-牤牛海俯沖增生雜巖帶，形成時代主要為晚石炭世-早二疊世。沿錫林浩特-好老鹿場-牤牛海構(gòu)造帶，雙峰式侵入巖和輝長巖發(fā)育，它們主要形成于錫林浩特島弧之下古亞洲洋俯沖板片斷離、地幔上涌背景(Liuetal., 2011; 張曉飛等，2018c)。本文晚石炭世安山巖透鏡體就形成于該次俯沖背景下，隨后在俯沖增生過程中被裹入下二疊統(tǒng)壽山溝組變沉積巖中。扎魯特旗地區(qū)壽山溝組形成于海溝或弧前盆地環(huán)境，而北側(cè)罕烏拉地區(qū)壽山溝組形成于弧后盆地(Wangetal., 2020)。結(jié)合研究區(qū)北側(cè)晚石炭世-早二疊世弧巖漿巖發(fā)育的錫林浩特島弧帶(Chenetal., 2000, 2009; 劉建峰等，2009; Yuetal., 2017; 王樹慶等，2018)，以及具有后碰撞伸展背景的賀根山弧后盆地(Tongetal., 2015; Zhangetal., 2015)，構(gòu)成清晰的弧盆體系(圖1a)，很好地反映了北向俯沖的極性，因此晚石炭世-早二疊世古亞洲洋存在向北俯沖。區(qū)域上與壽山溝組同期的大石寨組火山巖地球化學(xué)成分極性特征，從南帶(滿都拉-林西-阿魯科爾沁旗)到北帶(蘇尼特左旗-西烏珠穆沁旗-大石寨)表現(xiàn)為拉斑-鈣堿性系列過渡到鈣堿性系列，也暗示了古亞洲洋存在北向俯沖(趙芝，2008)。

近年來陸續(xù)在索倫-林西縫合帶北緣俯沖增生雜巖帶內(nèi)識別出多個洋內(nèi)弧，包括杜爾基洋內(nèi)弧(金松，2020)、迪彥廟洋內(nèi)弧(程楊等，2019)、蘇尼特右旗查干拜興洋內(nèi)弧(董培培等，2021)等，其形成于洋內(nèi)弧前弧環(huán)境，時代為晚石炭世-早二疊世，表明該時期存在洋內(nèi)俯沖作用。首先產(chǎn)生前弧玄武巖(FAB，又稱MORB-Like玄武巖)，代表了初始俯沖階段，此時源區(qū)沒有明顯的俯沖組分加入，隨著俯沖程度的加深，出現(xiàn)玻安巖、埃達(dá)克巖或高鎂安山巖，源區(qū)表現(xiàn)出俯沖深海沉積物加入的特點，代表了初始弧向正常島弧轉(zhuǎn)換過程(肖慶輝等，2016)，本文出現(xiàn)的高鎂安山巖即在此構(gòu)造背景下產(chǎn)生。下二疊統(tǒng)壽山溝組變質(zhì)沉積巖發(fā)育不同程度的韌脆性-韌性構(gòu)造變形，顯示其卷入了俯沖增生過程，地球化學(xué)特征表明其形成于大陸島弧環(huán)境，而碎屑鋯石年齡也反映出匯聚背景下的弧前盆地特征，暗示早二疊世為洋陸俯沖階段，洋盆最終可能于中-晚二疊世之后關(guān)閉。

5 結(jié)論

(1)下二疊統(tǒng)壽山溝組變質(zhì)沉積巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年結(jié)果顯示其最小峰值年齡為282.3±4.2Ma和285.9±5.6Ma，限定了其沉積下限為早二疊世，物源區(qū)主要來自于北側(cè)的錫林浩特巖漿弧。地球化學(xué)特征表明壽山溝組變質(zhì)沉積巖物源主要來自中酸性巖漿巖源區(qū)，形成于大陸島弧環(huán)境。

(2)晚石炭世安山巖透鏡體鋯石U-Pb測年結(jié)果為304.9±4.7Ma，地球化學(xué)特征顯示其具有高鎂安山巖特征，為俯沖洋殼釋放含水流體交代地幔楔發(fā)生部分熔融的產(chǎn)物，形成于大陸邊緣弧構(gòu)造背景。

(3)索倫-林西縫合帶北緣在晚石炭世-早二疊世處于洋內(nèi)俯沖向洋陸俯沖過渡的轉(zhuǎn)換環(huán)境。

謹(jǐn)以此文慶祝“中國地質(zhì)調(diào)查局沈陽地質(zhì)調(diào)查中心”組建六十周年，祝再創(chuàng)輝煌！

致謝感謝審稿人在論文評審中提出的寶貴意見!