中亚造山带是位于西伯利亚克拉通和华北克拉通及塔里木克拉通之间的一个巨大的增生造山带，以新元古代到中生代一系列的岛弧，弧前或弧后盆地，构造混杂带以及微陆块为特征(Sengör et al., 1993; Xiao et al., 2003，2009; Li，2006; Kröner et al., 2007; Xu et al., 2013; Tang et al., 2013)。构造混杂带作为中亚造山带东段的重要岩石单元，在内蒙古中部地区可分为南、北两带，其中南带下部主要为绿片岩相变质的基性火山岩以及少量超基性岩和辉长、辉绿岩，局部出现蓝片岩，上部以含铁变质碎屑岩系为主(唐克东，1983；徐备等，2001)；北带为一套石英片岩、石英岩、含铁石英岩、基性火山岩并夹少量薄层状大理岩，局部出现以岩块形式保存的超基性岩和蓝片岩(徐备等，2001)。多数学者认为它们代表早古生代经历俯冲作用的洋壳残片，并建立了南、北双向俯冲的沟-弧-盆体系(邵济安，1991; 唐克东，1992; Xiao et al., 2003; Jian et al., 2008; Xu et al., 2013)。近年来对混杂带的定年研究似乎支持这种认识： De Jong et al.(2006)用Ar-Ar定年的方法得到南带乌兰沟地区的石英糜棱岩中多硅白云母年龄为453.2±1.8Ma和449.4±1.8Ma；李承东等(2012)通过锆石U-Pb年代学方法确定南带温都尔庙地区变质安山岩形成年龄为470±2Ma，上部石英岩的形成年龄为445~480Ma。值得注意的是，徐备等(2001)从北带的蓝片岩中得到了383Ma的蓝闪石Ar-Ar年龄，并将其作为洋壳俯冲或碰撞的时代，但陈斌等(2009)对该蓝片岩进行锆石U-Pb定年显示其原岩至少形成于280~318Ma之后，因此蓝片岩的Ar-Ar定年结果值得怀疑。唐克东(1992)在南带乌兰沟地区的蓝片岩中得到钠质闪石年龄为446±15Ma，但初航等(2013)对该变质基性火山岩(蓝片岩)定年研究发现其中的锆石均为捕获锆石，年龄变化从晚太古代到早中生代，最小的一组年龄(246~261Ma)限定该变质基性火山岩的原岩形成于晚二叠世-早三叠世或之后。

尽管对于内蒙古中部构造混杂带的研究已取得大量研究进展，但是许多重要的科学问题仍然没有得到解决。到目前为止，对混杂带中晚古生代-早中生代的变质基性岩尚缺乏有力的地球化学制约，因而其形成的构造环境不明确。它是否能够代表典型的大洋洋壳，还需要进一步予以论证。因此，本文选择混杂带中的变质基性岩，在详细野外地质调查和岩相学研究的基础上，重点研究其地球化学特征，慎重选择地球化学指标和相关判别图解，探讨变质基性火山岩的原岩性质和构造环境。

2 区域地质背景和样品特征

内蒙古中部构造混杂带呈东西向不连续分布，面积达3000km²，南带位于乌兰沟-图林凯地区，其南侧为白乃庙岛弧岩系；北带位于芒和特-二道井-红格尔一线，其北侧为宝力道岛弧增生杂岩带。Xiao et al.(2003)据此划分出温都尔庙俯冲增生杂岩和二道井增生杂岩带，Xu et al.(2013)则称之为南、北“双俯冲”造山带(图 1a)。区域出露地层主要有新元古代艾力格庙群、晚志留世-早泥盆世西别河组、泥盆纪色日巴彦敖包组、石炭纪本巴图组和阿木山组、二叠纪哲斯组和大石寨组以及锡林郭勒杂岩。中生代火山-沉积地层多不整合覆盖在古生代及以前地质体之上。侵入岩包括宝力道古生代岛弧花岗岩类(Chen et al., 2000)、三叠纪花岗岩(石玉若等，2007)，古生代斜长角闪岩和斜长花岗岩(Jian et al., 2008)等(图 1b)。

图 1

Fig. 1

图 1 内蒙古中部混杂带的构造位置(a，据Xu et al., 2013修改)、分布图(b，据李承东等，2012修改)和南北带的地质简图及采样位置(c，据Chu et al., 2013修改；d，e，据Xu et al., 2013修改) 图(a)中:SMM-南蒙微大陆；SME-额尔古纳地块南缘；NOB-北造山带；SOB-南造山带；NCC-华北克拉通；HB-浑善达克地块 Fig. 1 Tectonic position(a，after Xu et al., 2013) and geological sketch map of the Central Inner Mongolia showing distribution of the mélange zones(b，after Li et al., 2012)， and the geological map and sample locations of the southern and northern belt of the mélange zones，Central Inner Mongolia(c，after Chu et al., 2013; d，e，after Xu et al., 2013) In Fig. 1a: SMM-South Mongolian Microcontinent; SME-Southern Margin of the Ergun block; NOB-Northern Orogenic Belt; SOB-Southern Orogenic Belt; NCC-North China Craton; HB-Hunsh and ake Block

研究样品采自南带乌兰沟、图林凯和北带芒和特、瑙木浑尼地区，采样位置如图 1c-e所示。南带被划分到温都尔庙群，分为两个组：上部哈尔哈达组主要由绢云绿泥石英片岩、含铁石英岩夹大理岩透镜体组成；下部桑达来因组由变质玄武岩、硅铁质岩、碳酸岩、蛇纹岩透镜体及辉长辉绿岩组成，Chu et al.(2013)将其中的变质玄武岩分弱变形(WD03-1/2，GPS: 42°35′14.03″N，113°04′14.68″E)和强变形(WD04-2，GPS: 42°35′39.12″N，113°00′53.50″E; WD05-1/2/3，GPS: 42°29′21.60″N，113°14′19.92″E)两类：弱变形变质玄武岩局部保留枕状构造，并发育气孔和杏仁体(图 2a)；强片理化变质玄武岩为千枚状构造，鳞片粒状变晶结构，主要矿物有阳起石、绿帘石、绿泥石、碳酸盐和少量蓝闪石(图 2b)。

图 2

Fig. 2

图 2 内蒙古中部构造混杂带中的变质基性岩的岩相学特征(a，b源自Chu et al., 2013) Ab-钠长石；Brs-冻蓝闪石；Cc-方解石；Chl-绿泥石；Ep-绿帘石；Gln-蓝闪石；Grt-石榴石；Mu-白云母；Spn-榍石 Fig. 2 Occurrence and microphotographs of meta-basic volcanics in the southern and northern belt of the mélange zones，Central Inner Mongolia(a，b，from Chu et al., 2013)

混杂岩北带在芒和特地区由基质和岩块构成，基质为绢云石英片岩和绿泥石英片岩，岩块为变质基性岩、石英岩、片理化灰岩、片理化辉长岩和片理化花岗岩等。混杂带南部被划分到温都尔庙群，主要由绢云石英片岩、二云母石英片岩、互层状产出的石英岩和变质基性岩组成(图 2c)。变质基性岩样品主要为钠长阳起片岩、钠长角闪片岩。钠长阳起片岩为片状构造，粒状鳞片纤柱状变晶结构，由阳起石、钠长石、绿泥石、绿帘石或黝帘石组成(XL06，GPS: 42°59′28.41″N，111°18′40.91″E; XL07-1/2，GPS: 42°57′47.08″N；111°19′39.74″E)。钠长角闪片岩(XL01，GPS: 42°59′59.66″N，111°19′40.78″E；XL02，GPS: 42°59′51.50″N，111°21′4.33″E；XL03，GPS: 42°59′56.36″N，111°21′2.06″E；XL08，GPS: 42°57′41.88″N，111°18′33.19″E)主要由钙质角闪石和少量钠钙质角闪石、钠长石、绿帘石和少量的石英组成。其中样品XL08中的角闪石以冻蓝闪石为主，钠长石呈变斑晶产出，包裹细粒石榴石、角闪石和绿帘石等，包裹体残缕弯曲呈“雪球”结构。(图 2d)。

混杂带北带在瑙木浑尼地区同样由基质和岩块组成，基质为变质火山岩和变质细砂岩，岩块包括硅质白云岩、大理岩，石英片岩，超基性岩和蓝片岩(Xu et al., 2013)。混杂带南部被划分到温都尔庙群，以石英片岩、石英岩、含铁硅质岩夹薄层状大理岩为特征，并含一定数量的变质基性火山岩。采集的变质基性岩样品均为蓝片岩。样品(14A/B/C/D，GPS: 43°27′34.68″N，113°32′4.83″E)呈深蓝灰色(图 2e)，具纤状粒状变晶结构，主要由钠长石、蓝闪石、绿帘石、绿泥石、榍石以及少量石英组成。蓝闪石具浅蓝-蓝紫多色性，局部发生绿泥石化(图 2f)。

3 测试方法

样品的测试处理流程：首先将样品用蒸馏水洗净，然后用特制的刚玉瓷无污染颚式破碎机粗、中碎，用玛瑙球磨机细碎至200目(0.74mm)以下；样品的主量元素分析在中国地质大学(北京)地质过程与矿产资源国家重点实验室利用ICP-OES法测试，测试精度为1%~3%；微量元素(稀土元素)分析在北京大学造山带和地壳演化教育部重点实验室利用ICP-MS法进行，测试精度为2%~12%。

4 分析结果 4.1 主量元素特征

内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩全岩地球化学分析数据见表 1。经烧失量矫正后SiO₂=49.02%~57.02%，Al₂O₃=10.66%~14.97%，应属于低铝玄武岩系列，岩石相对低钛贫钾，TiO₂=1.27%~2.66%，K₂O低至0.02%~0.71%，Mg^#介于0.42~0.60之间。Na₂O/K₂O=6.89~ 454.25，表明样品在变质作用发生前可能存在细碧角斑岩化。TAS图解(图 3a)显示多数样品点位于亚碱性玄武岩区域，少数样品位于碱性玄武岩或安山岩区域；Zr/TiO₂-Nb/Y图解(图 3b)中同样显示亚碱性玄武岩到碱性玄武岩的过渡特征；在FeO^T/MgO-SiO₂图解(图 3c)中所有亚碱性玄武岩都位于拉斑系列；在FeO^T/MgO-TiO₂图解(图 3d)中多数样品投入MORB区域，少数位于OIB及其边界区域。

图 3

Fig. 3

图 3 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的主量元素相关分类图解 (a)TAS图解(据Cox et al., 1979)；(b)Zr/TiO2-Nb/Y图解(据Winchester et al., 1976)；(c)FeOT/MgO-SiO2图解(据Miyashiro，1974)；(d)FeOT/MgO-TiO2图解(据Glassley et al., 1974) Fig. 3 The discrimination diagrams related to major elements for meta-basic volcanics in the mélange zones，Central Inner Mongolia

表 1(Table 1)

表 1 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成 Table 1 Major(wt%) and trace element(×10-6)compositions of metabasic volcanics in the Ondor Sum Group

表 1 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)组成 Table 1 Major(wt%) and trace element(×10-6)compositions of metabasic volcanics in the Ondor Sum Group

内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的稀土元素含量变化范围较大，但根据稀土总量及相关比值显示其存在内在差异，每个地区的变质基性岩均可进一步分为稀土含量相对较低、轻重稀土分异不明显的Ⅰ类(∑REE=46.00×10^-6~78.08×10^-6，(La/Yb)_N=0.50~1.04)和稀土含量相对较高、轻重稀土分异明显的Ⅱ类(∑REE=58.66×10^-6~151.3×10^-6，(La/Yb)_N=2.28~4.68)。球粒陨石标准化的REE配分图解(图 4a，c，e)中，Ⅰ类轻稀土弱亏损，曲线整体呈平坦型，总体特征类似于N-MORB；Ⅱ类为轻稀土微弱富集，重稀土相对亏损的右倾型式，与E-MORB相似。以上特征反应了Ⅱ类可能有更加富集的源区成分的加入。两类配分型式均无明显Eu负异常。

图 4

Fig. 4

图 4 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的球粒陨石标准化稀土元素配分图解和原始地幔标准化微量元素蛛网图(球粒陨石、原始地幔、OIB、E-MORB和N-MORB均引自Sun and McDonough， 1989) Fig. 4 Chondrite-normalized REE and primitive mantle-normalized trace element diagrams for meta-basic volcanics in the mélange zones，Central Inner Mongolia(data of chondrite，primitive mantle，OIB，E-MORB and N-MORB from Sun and McDonough， 1989)

在微量元素分析表(表 1)中，内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的微量元素含量均大于原始地幔值。利用元素Zr作横坐标，REE、Ti、Th、Hf、Ta等高场强元素作纵坐标作图(图 5)结果显示Zr与这些高场强元素具有很好的正相关性。原始地幔标准化的微量元素配分图解(图 4b，d，f)中，各样品的Ta和Nb没有明显负异常。根据高场强元素Hf/Ta比值和配分图解的型式仍可将每个地区的变质基性岩划分为Ⅰ型和Ⅱ型。其中Ⅰ型具有近平坦或微弱的左倾正斜率亏损型的配分型式，Hf/Ta=6.82~15.18，与N-MORB相当(Hf/Ta>5)，部分Ⅰ型的变质基性岩轻微富集大离子亲石元素Rb和Ba，暗示可能有少量陆壳成分的加入；Ⅱ型具右倾负斜率富集型的曲线特征，Hf/Ta=2.06~4.70，与E-MORB类似(Hf/Ta<5)。在Nb/Yb-Th/Yb图解中(图 6a)，变质基性岩具N-MORB和E-MORB特征，且有微弱的地壳混染趋势；在DF1/DF2图解(图 6b)中，所有样品集中投入MORB区域；Hf/3-Th-Nb/16(图 6c)和Ti-Zr-Y×3图解(图 6d)显示所有样品均投到了MORB(N/E-MORB)及板内玄武岩的区域，具有连续的过渡特征。

图 5

Fig. 5

图 5 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩Zr与主(TiO2)、微量元素(La、Sm、Nd、Nb、Ta、Hf)相关图 Fig. 5 Zr vs. selected major(TiO2) and trace elements(Th，La，Sm，Nd，Gd，Ta，Hf)variation diagrams for meta-basic volcanics in the mélange zones，Central Inner Mongolia

图 6

Fig. 6

图 6 内蒙古中部构造混杂带中变质基性岩的构造判别图解(a，据Pearce，2008；b，据Agrawal et al., 2008；c，据Wood，1980；d，据Pearce and Cann， 1973) IAT-岛弧拉斑玄武岩；CAB-钙碱性玄武岩；WPT-板内拉斑玄武岩；WPA-板内碱性玄武岩；WPB-板内玄武岩 Fig. 6 Discrimination diagram for the tectonic environment of meta-basic volcanics in the mélange zones，Central Inner Mongolia(a，after Pearce，2008；b，after Agrawal et al., 2008；c，after Wood，1980；d，after Pearce and Cann， 1973)

内蒙古中部构造混杂带中的变质基性岩普遍发育绿片岩相变质，局部达到蓝片岩相，从玄武岩变成绿(蓝)片岩需要大量流体注入(魏春景和崔莹，2011)。低级变质流体中可以携带水溶元素，但对高场强元素和稀土元素携带能力有限。本文利用Zr与REE、Ti、Th、Hf、Ta的相关图解(图 5)显示这些元素与Zr分别具有很好的正相关性，基本反映原岩特征，因此可以用来示踪源区。虽然K、Na被认为在多数地质过程中具有活动性，但样品在Zr/TiO₂-Nb/Y图解(图 3b)与TAS图解(图 3a)中显示类似的岩浆系列，说明它们仍然可反映原岩的某些性质。

混杂带中变质基性岩的地球化学特征类似于N-MORB和E-MORB。相关构造判别图解显示这些变质基性岩应为洋中脊玄武岩，代表一个小型的陆间洋盆。部分变质基性岩保留完好的枕状构造，夹有超基性岩、硅铁质岩层以及碳酸盐岩透镜体，也说明洋盆可能存在，但不会太深。Chu et al.(2013)在变质玄武岩中发现大量来自陆壳的岩浆锆石，也说明当时洋盆规模是有限的。

前人研究表明内蒙古中部构造混杂带中的变质基性岩应形成于晚二叠世到早三叠世(陈斌等，2009；Chu et al., 2013)，北带芒和特地区的变质基性岩虽然没有年代学数据，但从地球化学显示的构造环境来看，也应该是晚古生代之后的产物。而近乎相同时期，内蒙中部发育有哲斯组和林西组碎屑沉积。哲斯组为一套砂岩、页岩和碳酸盐组合，为浅海相的环境；林西组以特有的黑灰色砂岩、板岩为特征，为一套泻湖相碎屑沉积。哲斯组和林西组近东西向分布于混杂带的南北两侧或附近，从MORB型变质基性岩到哲斯组、林西组碎屑沉积反映该有限洋盆从深海相到浅海-海陆交互相的空间变化。 5.2 区域构造演化

很多学者认为古亚洲洋一直持续到晚古生代末-早中生代才最终闭合(Xiao et al., 2003，2009; Chen et al., 2009; Jian et al., 2008，2010; Cao et al., 2013)。主要证据有：(1)内蒙古中部贺根山和索伦山蛇绿岩带中的超镁铁质岩石中得到300~250Ma的SHRIMP年龄，被认为代表晚古生代的古亚洲洋洋壳(Xiao et al., 2003，2009; Miao et al., 2008; Jian et al., 2010)；(2)苏左旗白音宝力道石英闪长岩(309Ma，Chen et al., 2000，2009)、西乌珠穆沁旗达其浑迪、金星石英闪长岩(325±3Ma和322±3Ma，刘建峰等，2009)、白音高勒石英闪长岩(313±5Ma~323±4Ma，鲍庆中等，2007)等为钙碱性I型系列，被认为是晚古生代古亚洲洋持续俯冲的岛弧岩浆产物(Chen et al., 2000，2009)。

但很多研究结果并不支持上述观点。王成文等(2009)通过对内蒙古及东北地区哲斯腕足群的研究认为整个内蒙及东北地区在晚古生代应属于一个稳定地块，即佳-蒙地块。而内蒙中部在石炭纪发育稳定的浅海相沉积，代表围绕佳蒙地块核心呈环状分布的晚古生代陆缘碎屑沉积。很多证据表明内蒙中部早二叠世为伸展型大地构造背景：早二叠世(295~270Ma)内蒙中部发生了大范围的高碱性花岗岩的侵位(洪大卫等，1994)；锡林浩特地区也发现了大量A型花岗岩(施光海等，2004)；二叠纪大石寨组火山岩在区域上呈面状分布，具有双峰式的特征(Zhu et al., 2001; Zhang et al., 2008)；位于满都拉地区二叠纪基性岩形成于“红海”型的裂谷环境(晨辰等，2012)。区域地质特征显示内蒙中部晚古生代钙碱性I型岩浆岩多为分散或孤立的一套多期深成岩或岩席，且深成作用持续的时间很短，没有与之同时期伴生的大规模安山质和英安质火山岩，因此这些所谓的“岛弧岩浆岩”可能代表加里东I型，即造山期后隆起型，并不代表真正的岛弧岩浆。综合以上分析，在石炭纪之前，内蒙中部地区的古亚洲洋已经结束演化，随后应处于后碰撞环境。

很多有力的证据支持古亚洲洋的碰撞闭合应发生在晚泥盆-早石炭世。Tang(1990)依据缝合带的岩石组合和沉积相分析认为西伯利亚板块与华北板块的碰撞发生在泥盆纪之前；邵济安(1991)根据晚古生代地层的沉积相、蛇绿岩的特征认为俯冲作用在石炭纪已经完成；Xu et al.(2013)提出内蒙中部存在双俯冲碰撞，强调南部造山带中晚志留世的西别河组前陆磨拉石建造不整合覆盖在混杂带和徐尼乌苏组复理石建造之上，北部造山带中-晚泥盆世的色日巴彦敖包组磨拉石不整合覆盖在混杂带之上，因而认为古亚洲洋的闭合应发生在晚泥盆世。分布于内蒙中部的锡林郭勒杂岩发生高角闪岩相变质作用的年龄为337Ma(薛怀民等，2009)，应该与古亚洲洋在晚泥盆-早石炭世的碰撞闭合有关。

古亚洲洋闭合后，到晚古生代内蒙中部成为佳-蒙地块的一部分，石炭纪期间整个内蒙古中部发育稳定的浅海相沉积，局部为造山后隆起环境，发育加里东I型花岗岩和花岗闪长岩。从晚石炭世-早二叠世开始内蒙中部处于伸展环境，发育大量的碱性岩、碱性花岗岩及双峰式火山岩(洪大卫等，1994; Zhu et al., 2001; 施光海等，2004; Zhang et al., 2008; Meng et al., 2011)，到中二叠世开始裂解形成若干近东西向分布的海盆，发育哲斯组、林西组浅海相、泻湖相沉积。持续的伸展形成了有限洋盆，发育多处晚古生代的镁铁质-超镁铁质岩，如混杂带中晚古生代-早中生代的变质基性岩、满都拉地区二叠纪基性岩(晨辰等，2012)、贺根山蛇绿岩等。西拉木伦断裂带内发育的大规模早中生代酸性侵入体，如方框子和双井子单元中264Ma和229~237Ma的S型花岗岩(李益龙等，2009)，意味着到晚二叠世-早三叠世之后，有限洋盆最终闭合(Cao et al., 2013)。对于闭合的机制，笔者认为大约相同时期(早中三叠世)，华北板块与扬子板块实现全面碰撞和陆内造山而形成大别-苏鲁造山带(Zheng，2012)，这种强大动力可能通过刚性的华北板块传递到北缘，使得有限洋盆发生被动的闭合。这种闭合导致内蒙中部南、北构造混杂带的形成，继而引发混杂带中晚古生代-早中生代基性岩以及整个内蒙中部的晚古生代沉积发生广泛的绿片岩相变质作用，而局部蓝片岩的形成可能与有限洋盆的俯冲作用有关。

致谢 感谢中国地质大学(北京)秦红老师在主量元素分析方面、北大地空学院古丽冰老师在微量元素分析方面的帮助；感谢北大地空学院钱加慧、李瑞彪对本项研究的建议与帮助。