2018, Vol. 34
2. 北京大学地球与空间科学学院, 北京 100871
2. School of Earth and Space Sciences, Peking University, Beijing 100871, China
中亚造山带北邻西伯利亚克拉通，南倚塔里木克拉通和华北克拉通，是显生宙以来规模巨大的增生型造山带(图 1a；Xiao et al., 2003；Jian et al., 2008；Xu et al., 2015)。中亚造山带的东段称之为兴蒙造山带，显生宙以来经历了岛弧、弧前或弧后盆地、微陆块以及洋壳的碰撞拼合，以大规模年轻地壳增生为特征(Jahn, 2004；Kröner et al., 2007)。作为中亚造山带前身的古亚洲洋，大约在新元古代早期就已形成，新元古代晚期达到扩张高潮阶段(Tang，1990)。一般认为，古亚洲洋在兴蒙造山带的最终闭合的位置为索伦缝合带(Xiao et al., 2003)，该缝合带两侧，为两条近乎平行的造山带，即南造山带和北造山带。南造山带是兴蒙造山带与华北克拉通的过渡区；北造山带夹持于二连-贺根山蛇绿岩带与索伦缝合带之间，属于兴蒙造山带与南蒙微陆块的对接区(图 1b)。
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图 1 中亚造山带中-东段构造格架图(a, 据Jahn, 2004；Zhang et al., 2015)及内蒙古中部地区地质简图(b, 据Jian et al., 2008, 2010；童英等, 2010; Xiao et al., 2009; Xu et al., 2013；孙立新等，2013；周文孝和葛梦春，2013；Zhang et al., 2015) Fig. 1 Tectonic framework of the central-eastern segment of the Central Asian Orogenic Belt (a, modified after Jahn, 2004; Zhang et al., 2015) and geologic sketch map of the central Inner Mongolia (b, modified after Jian et al., 2008, 2010; Tong et al., 2010; Xiao et al., 2009; Sun et al., 2013; Xu et al., 2013; Zhou and Ge, 2013; Zhang et al., 2015) |
苏尼特左旗地区位于北造山带中部，该地区很好地保存了早古生代古亚洲洋俯冲演化的记录，对研究古亚洲洋的演化至关重要。该地区早古生代构造单元从南向北可划分为：俯冲-增生杂岩带和岛弧岩浆岩带。其中，俯冲-增生杂岩带部分被泥盆纪磨拉石沉积覆盖(图 2；Jian et al., 2008; Xu et al., 2015; Chen et al., 2016)。本文对苏尼特左旗地区早古生代花岗岩类岩石和中基性火山岩进行了系统采样，在野外工作和岩相学分析的基础上，对火山岩、侵入岩进行全岩主量及微量元素分析，并挑选部分样品进行精确的LA-ICP-MS锆石U-Pb定年以及锆石Lu-Hf同位素分析，以期进一步明确苏尼特左旗地区早古生代火成岩时空分布特征并限定古亚洲洋的俯冲演化过程。
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图 2 苏尼特左旗南部地区地质图(据Chen et al., 2000, 2009; 石玉若等, 2004；Zhang et al., 2009; 孙立新等，2013) Fig. 2 Sketch geological map of the southern Sonid Zuoqi(modified after Chen et al., 2000, 2009; Shi et al., 2004; Zhang et al., 2009; Sun et al., 2013) |
兴蒙造山带南与华北克拉通以赤峰-巴彦鄂博断裂为界，从南到北可划分为：南造山带、索伦缝合带、北造山带、二连贺根山蛇绿岩带以及乌里雅斯太陆缘(图 1b；Jian et al., 2008, 2010；Xu et al., 2013；Zhang et al., 2015)。南造山带位于兴蒙造山带与华北克拉通之间，出露大量与俯冲或者后碰撞环境有关的火成岩(刘敦一等，2003；Jian et al., 2008；Hao and Hou, 2012；钱筱嫣等，2017)。北造山带西端可达二连浩特西南地区，经过苏尼特左旗，向东可延伸到锡林浩特、林西等地。本文研究区为苏尼特左旗地区，位于北造山带的中部，区内大部分面积被侵入岩体占据，包括早古生代侵入岩体以及晚古生代和中生代侵入岩体。锆石U-Pb测年结果表明，苏尼特左旗地区可能存在中元古代基底(孙立新等，2013)。前人对苏尼特左旗地区早古生代侵入体进行了大量的年龄测试，测年结果表明其形成于490~420Ma之间，岩石类型主要有花岗岩、花岗闪长岩、闪长岩等(Chen et al., 2000, 2009；石玉若等，2004；张炯飞等，2004；Jian et al., 2008；Shi et al., 2016)。此外，温都尔庙群在区内也广泛出露，主要由石英岩、灰岩、片岩以及基性火成岩组成，前人认为其形成可能与古亚洲早古生代俯冲增生有关(Xiao et al., 2003；Xu et al., 2013；Chen et al., 2016)。该地区温都尔庙群可划分为温都尔庙群下组和温都尔庙群上组。温都尔庙群下组主要由绿泥石片岩、阳起石片岩、石英岩以及灰岩夹层组成，分布较广。温都尔庙群上组主要由绢云母石英片岩以及含铁石英岩组成，分布在宝力道南部地区。Chen et al. (2016)对苏尼特左旗南东部地区温都尔庙群下组内部火山岩夹层进行了锆石U-Pb年龄测试，测年结果显示其形成于为早古生代(439~445Ma)。苏尼特左旗南部地区有泥盆系出露并不整合覆盖于温都尔庙群之上，岩性主要为灰白色、紫色砂岩、硬砂岩、凝灰岩以及火山角砾岩，砂岩内含有腕足类化石，是一套磨拉石沉积(Xu et al., 2013)。
本次研究在苏尼特左旗南东地区采集了11件样品，包括3件玄武安山岩样品、2件花岗闪长岩样品和6件花岗岩样品，具体采样位置见表 1及图 2。玄武-安山岩样品采于一采石坑，野外呈灰黑色，局部被氧化为土黄色(图 3a)。安山岩样品镜下呈灰色，斑晶(~15%)主要为斜长石、单斜辉石、普通角闪石等(图 3b)。花岗闪长岩在野外呈现灰白色(图 3c)，镜下呈细粒花岗结构(图 3d)，主要矿物组成为斜长石(~45%)、石英(~30%)、普通角闪石(~10%)、黑云母(~5%)、碱性长石(5%)，副矿物有榍石、锆石等。花岗岩在野外呈灰红色(图 3e)，镜下中-粗粒结构(图 3f)，主要矿物组成为石英(~40%)、碱性长石(~35%：以微斜长石为主)、斜长石(~15%)、黑云母(~5%)，以及少量的白云母，副矿物有磷灰石、锆石等。
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图 3 苏尼特左旗地区火成岩野外特征及镜下照片 Bt-黑云母；Hbl-普通角闪石；Or-正长石；Pl-斜长石；Qtz-石英；Mc-微斜长石；Ms-白云母 Fig. 3 Field photographs and microphotographs of these igneous rocks from Sonid Zuoqi Bt-biotite; Hbl-hornblende; Mc-microcline; Ms-muscovite; Or-orthoclase; Pl-plagioclase; Qtz-quartz |
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表 1 采样点编号及GPS坐标 Table 1 The GPS coordinate of the sample locations |
本次研究对所有样品进行了主量、微量元素及稀土元素的分析，分析均在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室完成。样品主量元素采用碱熔法获得均质玻璃体，应用X光荧光光谱仪(XRF)进行测定，测量精度在1%之内。微量元素和稀土元素采用高压釜酸溶法，应用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行测定，微量元素和稀土元素的测试精度可达到5%，Nb、Ta、Zr、Hf的精度为9%。
2.2 锆石U-Pb同位素测年本次研究挑选5件样品进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年分析，包括1件花岗闪长岩样品(NM17-17)和4件花岗岩样品(NM17-15、NM17-20、NM17-21和NM17-22)。锆石分选在河北省廊坊诚信地质技术服务公司完成，在原岩样品破碎后，采用磁法和重液分选。测试前在北京大学电子显微镜实验室，使用FEI Quanta 200F扫描电子显微镜进行锆石阴极发光(CL)照相。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄分析是在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室，应用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICP-MS)进行U-Pb同位素测定。利用COMPExPro 102型ArF准分子激光剥蚀系统进行锆石剥蚀，以He作为载气，激光束斑直径为32μm，激光能量密度为10J/cm2，频率为5Hz。年龄计算时以标准锆石Plesovice(337Ma)为外标进行同位素比值校正，用标准锆石91500作为监控盲样。同位素比值和元素含量的数据处理使用的是Glitter 4.4.2，普通Pb校正使用Andersen 2002，加权平均年龄和协和的图绘制使用Isoplot 3.0。详细的分析步骤和数据处理方法参照文献(Tang et al., 2014)。
2.3 锆石Lu-Hf同位素测定本次研究选取NM17-15、NM17-17、NM17-20和NM17-22四件样品进行锆石原位Lu-Hf同位素测定。分析测试在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室的Neptune多接受电感耦合等离子体质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。具体测试过程和数据处理方法参照文献(吴福元等，2007)
3 测试结果 3.1 主、微量元素分析结果 3.1.1 玄武-安山岩样品3件玄武-安山岩样品的SiO2含量从低到高依次为49.13%、54.61%和57.82%(表 2)，在火山岩的TAS分类图解(图 4a)中，样品均落在亚碱性区域。Al2O3含量较高，为16.77%~18.34%。CaO含量较高，为7.10%~9.95%，在(Na2O+K2O-CaO)-SiO2图解中显示钙-碱性特征(图 4b)。K2O含量较低，为0.24%~2.57%，Na2O含量较高，为3.46%~5.05%，Na2O/K2O>1，显示相对富钠贫钾的特征。Fe2O3含量为6.54%~9.63%，TiO2含量为0.60%~1.68%。MgO(3.31%~6.57%)含量较低，Mg#分别为37、28和36。
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图 4 苏尼特左旗地区早古生代火山岩及花岗岩类岩石分类图解 (a) (Na2O+K2O)-SiO2 (Le Maitre, 2002); (b) (Na2O+K2O-CaO) -SiO2 (Frost et al., 2001); (c) K2O-SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976); (d) A/NK-A/CNK (Maniar and Piccoli, 1989), A-Al2O3, C-CaO, N-Na2O, K-K2O Fig. 4 Classification diagrams for the Early Paleozoic volcanic rocks and granitoids from Sonid Zuoqi |
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表 2 苏尼特左旗地区早古生代火成岩地球化学测试数据(主量元素：wt%；微量元素：×10-6) Table 2 Geochemical data of the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi (major elements: wt%; trace elements: ×10-6) |
玄武-安山岩样品稀土总量为61.03×10-6~77.06×10-6 (表 2)，在微量元素蛛网图上显示大离子亲石元素富集(K、Rb、Ba等)、高场强元素亏损(Nb、Ta、Ti等)的特征(图 5a)。在稀土配分模式图上显示出轻稀土富集的特征(图 5b；(La/Yb)N=2.56~8.14)，铕异常不明显(Eu/Eu*=0.92~1.10)，且轻稀土分馏程度高于重稀土((La/Sm)N=1.89~3.03；(Gd/Yb)N=1.23~1.94)。
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图 5 苏尼特左旗地区早古生代火成岩原始地幔标准化微量元素蛛网图和球粒陨石标准化稀土元素配分图(标准化值据Sun and McDonough, 1989) Fig. 5 Primitive mantle-normalized spider diagrams and chondrite-normalized REE patterns for the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi (normalization values after Sun and McDonough, 1989) |
酸性侵入岩样品的SiO2含量为69.60%~77.36% (表 2)，在TAS分类图解中，样品落在亚碱性区域(图 4a)。Al2O3含量较高，为12.70%~15.40%。CaO含量介于0.05%~3.11%之间。在(Na2O+K2O-CaO)-SiO2图解中显示钙-碱性特征(图 4b)。K2O含量较高，为1.58%~5.33%，属中-高钾系列(图 4c)。Na2O含量介于2.52%~6.17%之间。摩尔A/NK值为1.28~1.98，摩尔A/CNK值为1.02~1.60，属于过铝质岩石(图 4d)。Fe2O3含量为0.94%~3.49%，TiO2含量为0.05%~0.43%，MgO含量为0.19%~0.81%。
花岗岩类岩石样品稀土总量为26.66×10-6~315.8×10-6 (表 2)，在微量元素蛛网图上显示大离子亲石元素富集(K、Rb、Th等)、高场强元素亏损(Nb、Ta、Ti等)的特征(图 5a)。在稀土配分模式图上显示出轻稀土富集的特征((La/Yb)N=2.74~23.41)，除NM16-64(Eu/Eu*=1.92)外，大部分样品铕具有明显负异常(Eu/Eu*=0.10~0.87)，且轻稀土分馏程度高于重稀土((La/Sm)N=1.85~4.36；(Gd/Yb)N=0.60~2.59)。
3.2 锆石U-Pb测年结果样品(NM17-15)的锆石颗粒呈长柱状，长宽比为3:1~2:1，其阴极发光(CL)图像显示颗粒内部具有良好的震荡环带(图 6a)，Th/U比值为0.3~1.25 (表 3)，这些特征均表明其为岩浆成因。在U-Pb谐和图(图 6a)上，数据投影点基本上落在谐和线上及附近，锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较稳定，集中分布于449Ma附近，加权平均值为449±2Ma(MSWD=1.4)，解释为该侵入岩的结晶年龄。
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图 6 苏尼特左旗地区早古生代火成岩锆石年龄谐和图 Fig. 6 Zircons LA-ICP-MS U-Pb concordia plots of the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi |
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表 3 苏尼特左旗地区早古生代火成岩LA-LCP-MS锆石U-Pb测年结果 Table 3 LA-LCP-MS zircon U-Pb data of the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi |
样品(NM17-17)的锆石颗粒呈短柱状-长柱状，长宽比从2:1至1:1变化，CL图像显示颗粒内部具有良好的震荡环带(图 6b)，Th/U比值为0.37~0.89，表明是岩浆成因。锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较稳定，集中分布于447Ma附近(图 6b)，加权平均值为447±2Ma(MSWD=0.59)，代表了该侵入岩的形成年龄。
样品(NM17-20)的锆石颗粒呈柱状，CL图像显示颗粒内部具有良好的震荡环带(图 6c)，此外，Th/U比值为0.46~1.15，显示出岩浆成因锆石的特征。在U-Pb谐和图(图 6c)上，数据投影点基本上落在谐和线上及附近，锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较稳定，集中分布于441Ma附近，加权平均值为441±2Ma(MSWD=0.3)，解释为该侵入岩的结晶年龄。
样品(NM17-21)的锆石颗粒颜色较浅，呈长柱状，长宽比从4:1至2:1变化，CL图像显示颗粒具明显的生长环带(图 6d)，再结合Th/U比值为0.21~0.62，表明是岩浆成因。在U-Pb谐和图(图 6d)上，锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较稳定，集中分布于447Ma附近，加权平均值为447±2Ma(MSWD=0.59)，代表了该侵入岩的结晶年龄。
样品(NM17-22)的锆石颗粒呈柱状，其CL图像显示颗粒内部具有良好的震荡环带(图 6e)，Th/U比值为0.28~1.22，表明是岩浆冷却结晶形成的锆石。在U-Pb谐和图(图 6e)上，数据投影点基本上落在谐和线上及附近，锆石颗粒的206Pb/238U年龄值较稳定，集中分布于449Ma附近，加权平均值为449±2Ma(MSWD=0.28)，可代表该侵入岩的结晶年龄。
3.3 锆石Lu-Hf同位素分析结果样品(NM17-15)的176Hf/177Hf比值介于0.282488~0.283070之间(表 4)。仅有1个颗粒εHf(t)值接近亏损地幔线，其余大部分集中在-0.61~+3.28之间，落在亏损地幔线与球粒陨石线之间(图 7)。Hf同位素tDM2大部分介于1211~1361Ma之间，仅有1个颗粒具有较年轻的tDM2(342Ma)。
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表 4 苏尼特左旗地区早古生代火成岩锆石Hf同位素测试结果 Table 4 Zircon Hf isotope compositions of the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi |
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图 7 苏尼特左旗地区早古生代火成岩εHf(t)对U-Pb age图解 兴蒙造山带数据引自Yang et al. (2006) Fig. 7 Plots of zircons εHf(t) values vs. U-Pb age for the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi Data of the Xing-Meng Orogenic belt from Yang et al. (2006) |
样品(NM17-17)的176Hf/177Hf比值介于0.282572~0.282664之间(表 4)。εHf(t)大部分集中在+2.57~+5.64之间，均落于亏损地幔线与球粒陨石线之间(图 7)。Hf同位素tDM2大部分介于1069~1265Ma之间。
样品(NM17-20)的176Hf/177Hf比值介于0.282484~0.282607之间(表 4)，εHf(t)集中在-0.88~+3.34之间，大部分均落于亏损地幔线与球粒陨石线之间(图 7)。Hf同位素tDM2大部分介于1211~1478Ma之间。
样品(NM17-22)的176Hf/177Hf比值介于0.282519~0.282663之间(表 4)，εHf(t)集中在+1.24~+4.88之间，均落于亏损地幔线与球粒陨石线之间(图 7)。Hf同位素tDM2大部分介于1119~1399Ma之间。
4 讨论 4.1 早古生代火成岩时空分布特征苏尼特左旗地区早古生代侵入岩体呈向东开口的扇形展布，其年龄分布也有相似的特征(图 2)。前人的研究主要集中在宝力道南-北两侧地区侵入岩体年龄测定。测年结果表明，宝力道北部的岩体相对较年轻，其侵位时间在429~423Ma之间(石玉若等，2004；Jian et al., 2008)。宝力道南部的岩体相对较老，其侵位时间集中在464~483Ma(石玉若等，2004；Jian et al., 2008；Shi et al., 2016)。宝力道东部地区出露的石英闪长岩是本研究区已报道的最老的(~490Ma)与古亚洲洋俯冲相关的岩体(Chen et al., 2000)。本次研究样品主要采自于苏尼特左旗南东部的花岗岩类岩石，锆石U-Pb测年结果显示，该花岗岩类岩石的侵位时间为441~449Ma，与张炯飞等(2004)所报道的花岗斑岩的侵位时间相近(~440Ma)。Chen et al. (2016)报道的苏尼特左旗地区流纹岩喷发时间(439~445Ma)，与本文所报道的花岗岩类岩石形成的时间也相近。
结合已报道的早古生代火成岩侵位/喷发年龄，可将苏尼特左旗地区岩浆活动划分为三期：第一期为490~464Ma，岩浆活动主要分布在宝力道南部地区；第二期为449~439Ma，岩浆活动主要分布在苏尼特左旗南东部地区；第三期为429~423Ma，岩浆活动主要集中在宝力道北西部地区。
4.2 岩石成因 4.2.1 玄武-安山岩成因通常来讲，玄武质岩浆上升至地表的过程中都会经历不同程度的分离结晶作用。该玄武-安山岩的MgO含量(6.57%、3.31%和4.33%)以及K2O含量(0.38%、2.57%和0.24%)随SiO2含量(49.13%、54.61%和57.82%)的异常变化表明该岩石可能经历了一定程度的后期蚀变或者是岩浆在上升过程中受到了地壳混染。壳源物质具有相对较高的Zr、Hf含量，如果基性岩浆受到地壳物质的混染也会表现出与之相似的特征(Xia, 2014)。实验岩石学表明，地幔交代作用不会显著改变交代熔体中不相容元素的含量(Rapp et al., 1999)。该玄武岩在微量元素图解上出现Zr、Hf正异常，表明存在一定程度的地壳混染。
高场强元素比值在岩浆演化中相对稳定，可用来反映源区的特征。该玄武-安山岩样品Zr/Hf比值(35.4~37.6)接近原始地幔相应比值(Zr/Hf=36；Frey et al., 1980)。此外，在La/Ba-La/Nb图解上，该玄武岩-安山岩样品显示从洋岛玄武岩向俯冲交代的岩石圈地幔演变的特征(图 8a)，指示该玄武岩-安山岩岩浆来源于经过一定程度改造的地幔物质的部分熔融。该玄武-安山岩属于钙碱性系列，显示出大离子亲石元素富集、高场强元素亏损的特征，在Sr/Y-Y图解中落入岛弧区域(图 9c)。俯冲过程通常携带入的物质有沉积物和俯冲流体(Turner et al., 1992；Plank and Langmuir, 1998；Gertisser and Keller, 2003)。Sisson and Grove(1993)通过熔融实验的方法，认为在含水量在4%~6%的条件下，幔源熔体可通过分离结晶作用产生高铝玄武岩(Al2O3含量约18%)。洋壳沉积物的熔融或者岩浆上升过程中含钠流体的交代也可形成高钠玄武岩(唐俊华等，2006)。洋壳沉积物通常高度富集Th，而Ce在热液中的活动性比Th强，因此若有俯冲沉积物的贡献则会导致产生较高的Th/Ce值，因此，可用Th/Ce比值可用来识别俯冲板片沉积物对岩浆源区的贡献率。Sm/Y-Sm图解(图略)表明该玄武岩来源于地幔物质较高程度的部分熔融(约25%)，而高程度的部分熔融不利于产生高钠、高铝的岩浆。该玄武安山岩样品的Al2O3(16.77%~18.34)以及Na2O(3.46%~5.05%)含量高于地壳平均含量(地壳平均含量：Al2O3=15.1%；Na2O=3.2%；Wedepohl，1995)，指示不可能完全是地壳混染的结果。高Th/Ce比值(0.12~0.25)以及Sr正异常等特征也表明俯冲过程携带入的洋壳沉积物和俯冲流体对岩浆的形成演化起了重要作用。结合该玄武-安山岩形成于岛弧环境这一构造背景，我们认为该中基性火山岩可能来源于被俯冲作用携带入的流体或洋壳沉积物改造的地幔楔部分熔融。
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图 8 苏尼特左旗地区早古生代火成岩岩石成因判别图解 (a) La/Ba-La/Nb, 洋脊玄武岩、高U/Pb比值地幔以及洋岛玄武岩区域数据来源于Saunders et al. (1992); (b) (La/Yb)N-Eu/Eu*(据李兆鼐，2003) Fig. 8 Diagrams for the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi (a) La/Ba vs. La/Nb, the reference fields for ocean island basalt, middle ocean ridge basalt and high U/Pb ratio mantle source are from Saunders et al. (1992); (b) (La/Yb)N vs. Eu/Eu* (after Li, 2003) |
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图 9 苏尼特左旗地区早古生代火成岩构造判别图解 (a) Nb-Y (Pearce et al., 1984); (b) Rb-(Y+Nb) (Pearce et al., 1984); (c) Sr/Y-Y (Defant and Drummond, 1990); (d) Rb/Zr-Nb (Brown et al., 1984) Fig. 9 Discrimination diagrams for tectonic setting of Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi |
实验岩石学表明地幔物质的部分熔融产生的岩浆SiO2含量不会超过65% (Wyllie，1977)。苏尼特左旗地区分布大面积的早古生代酸性火成岩，中基性火成岩很少。本次研究所采集的花岗岩类岩石样品SiO2含量均大于69%。这些都表明，该区花岗岩类岩石不可能来源于玄武质岩浆或幔源岩浆的结晶分异作用。
本次研究所采集的花岗岩类岩石样品均显示很低的Mg#(7~24)值以及MgO含量(0.19%~0.81%)，指示主要来源于壳源物质。此外，该花岗岩类岩石Th/La(平均：0.69)、Th/Nb(平均：1.42)、La/Nd(平均：2.16)比值与地壳相应元素的比值接近(Weaver，1991)。在(La/Yb)N-Eu/Eu*图解中，所有花岗岩类岩石样品几乎全部落入壳型酸性岩范围(图 8b；NM16-64未显示)，也表明该岩浆来源于地壳物质的熔融。锆石Lu-Hf同位素结果显示，本次研究所采集花岗岩类岩石大部分样品显示正的εHf(t)值(-0.61~+5.64)，以及年轻的二阶段模式年龄(1119~1478Ma)，表明大部分花岗岩类岩石来源于新生地壳的重熔，部分样品显示负的εHf(t)值暗示源区可能存在相对古老的地壳物质。大部分花岗岩类岩石出现Eu以及Sr的负异常，这可能与大量的斜长石残留在源区有关，暗示其源区相对比较浅。样品NM16-64表现出Eu的正异常，此外，该样品的稀土总含量很低(26.66×10-6)，表明NM16-64样品可能来源于地壳深部基性岩石的重熔。我们对苏尼特左旗地区已报道的早古生代中酸性火成岩同位素进行统计(表 5)，结果表明该地区早古生代(483~423Ma)中酸性火成岩大部分具有正的全岩εNd(t)或者锆石εHf(t)，且相对应的模式年龄均在早、中元古代，表明早、中元古代苏尼特左旗地区曾经发生了大规模的地壳增长事件(石玉若等，2004; Jian et al., 2008; Chen et al., 2009; Shi et al., 2016)。
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表 5 苏尼特左旗地区早古生代火成岩年龄和同位素统计 Table 5 The collection of ages and isotope data of the Early Paleozoic igneous rocks from Sonid Zuoqi |
本次研究所采集的花岗岩类岩石样品均属于钙碱性系列，在微量元素蛛网图上显示出大离子亲石元素富集、高场强元素亏损的特征，在Nb-Y以及Rb-(Y+Nb)图解中落入岛弧花岗岩区域(图 9a, b)。花岗岩样品在Sr/Y vs.Y图解中也落入岛弧区域(图 9c)，与Chen et al. (2016)所报道的流纹岩相似。花岗闪长岩样品与前人报道的石英闪长岩显示出相似的化学特征(图 4、图 9)，且部分样品显示埃达克岩石的特征(图 9c)，暗示岩浆中可能有来自俯冲板片熔融的贡献(石玉若等，2004；Jian et al., 2008)。总的来说，苏尼特左旗地区的花岗岩类岩石来源于俯冲背景下的地壳物质重熔。地幔楔部分熔融产生的岛弧玄武质岩浆为地壳物质部分熔融提供热量，通常被认为俯冲环境是长英质岩浆产生的主要机制(Hildreth, 1981; Annen et al., 2006；Scaillet et al., 2016)。
4.3 构造意义苏尼特左旗地区保存了古亚洲洋俯冲的记录，从南向北可划分为俯冲增生杂岩带和岛弧岩浆岩带。此外，苏尼特左旗地区岛弧火成岩的分布表现出从南向北逐渐变年轻的特征。这种构造单元组合以及火成岩时空分布特征可能是古亚洲洋向北俯冲形成的。
正如前面所提到的，苏尼特左旗地区的岩浆作用可划分为三期，分布在宝力道南部的这期火成岩(第一期：490~464Ma)显示出较低的Rb/Zr比值以及较低的Nb含量，接近原始岛弧(图 9d)。关于古亚洲洋初始俯冲的时间尚不明确，Jian et al.(2008)和Xu et al.(2013)认为其初始俯冲的时间应该在490Ma之前，可能在500Ma就开始俯冲。同期的岛弧岩浆活动在锡林浩特、多宝山地区也有报道。Wu et al.(2015)报道了中国东北多宝山地区岛弧成因的花岗闪长岩(479Ma)，并推测古亚洲洋在该地区最初的俯冲时间可能在500Ma之前。
苏尼特左旗地区的第二期(449~439Ma)岩浆作用主要分布在苏尼特左旗南东部，该期火成岩具有较高的Rb/Zr比值，其组成接近于正常大陆弧(图 9d)。Chen et al.(2016)报道了苏尼特左旗地区温都尔庙群下组中的流纹岩年龄(439~445Ma)，他们据此推测温都尔庙群下组可能是与岛弧有关的火山岩，而温都尔庙群上组则可能是俯冲杂岩。本次研究首次报道了在苏尼特左旗地区温都尔庙群下组发现的早古生代玄武-安山岩，这些火山岩都显示岛弧岩浆的特征，俯冲带入的含水流体以及洋壳沉积物促进了地幔楔的部分熔融，地幔楔熔融产生的铁镁质岩浆板垫作用为该地区大面积分布的酸性岩浆的形成提供了热源(图 10)。此外，本次研究采集的8件具有岛弧性质的花岗岩类岩石样品测年结果为441~449Ma，结合前人的研究，我们认为至少从449Ma开始就进入正常岛弧阶段。近年来，对锡林郭勒杂岩(峰值年龄~439Ma)及其邻近的花岗闪长岩的研究表明，这些岩石都显示与正常大陆弧相近的地球化学特征(葛梦春等，2011；周文孝和葛梦春，2013)。此外，多宝山地区也报道了447~450Ma具有岛弧性质的火山岩。由此可见，古亚洲洋在很多地区都有早古生代向北俯冲的记录。第三期(429~423Ma)岩浆作用主要分布在宝力道北部以及苏尼特左旗西部地区，最近的研究表明这期岩浆作用可能与碰撞增生事件有关(石玉若等，2004；Jian et al., 2008)。结合前人的研究成果，我们认为古亚洲洋初始的俯冲至少在500Ma之前就已经开始，之后进入原始岛弧阶段，正常大陆弧时间划分应更新到449~439Ma，而429~423Ma之间处于碰撞-后碰撞阶段。早古生代俯冲-增生杂岩带上部出现泥盆纪磨拉石沉积，标志着造山作用的结束。关于各演化阶段的具体转换时间需要进一步厘定。
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图 10 早古生代苏尼特左旗地区岩浆成因以及俯冲模式图 Fig. 10 A cartoon for the Early Paleozoic petrogenesis of the igneous rocks and subduction evolution in Sonid Zuoqi |
(1) 苏尼特左旗地区获得的5个花岗岩类岩石测年结果表明其形成于441~449Ma。结合前人研究，可将该区早古生代岩浆作用划分为三期：490~464Ma，主要分布在宝力道南部地区；449~439Ma，主要分布在苏尼特左旗南东部地区；429~423Ma，主要分布在宝力道北西部地区。
(2) 通过主、微量以及Hf同位素分析，苏尼特左旗地区的玄武-安山岩来源于地幔楔物质的部分熔融；花岗岩类岩石主要来源于新生地壳的部分熔融，铁镁质岩浆的板垫作用为该地区酸性岩浆的形成提供了热源。
(3) 结合前人研究成果，我们认为苏尼特左旗地区449~441Ma岩浆活动与古亚洲洋向北的俯冲有关，地球化学特性接近正常大陆弧，更新了对该区正常大陆弧时间阶段划分的认识。
致谢 测试过程中得到了北京大学造山带与地壳演化实验室古丽冰、马芳等在实验操作以及数据处理中的帮助和支持；徐备教授和两位审稿人对本文提出了十分宝贵的修改意见；在此一并谨致衷心的感谢！
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