2018, Vol. 34
2. 河北地质大学资源学院, 石家庄 050031
2. College of Resources, Hebei GEO University, Shijiazhuang 050031, China
中亚造山带是西伯利亚板块与华北板块之间古亚洲洋闭合过程形成的巨大增生型造山带(Şengör et al., 1993; Khain et al., 2003; Kröner et al., 2007; Xu et al., 2013; Xiao et al., 3003, 2015)。该带在中国东部称为兴蒙造山带，主要包括我国内蒙古和东北地区(图 1a)。兴蒙造山带完好地保存了古亚洲洋俯冲闭合、碰撞造山以及造山后伸展等过程的大部分地质证据(Tang, 1990; 邵济安, 1991; Xu et al., 2013; 徐备等, 2014)，是研究造山带演化的重要区域。
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图 1 中亚造山带构造位置图(a, 据Şengör et al., 1993修改)和兴蒙造山带西段晚古生代地层岩浆岩分布图(b, 据内蒙古自治区地质矿产局, 1991修改; 构造单元划分据徐备等, 2014) Fig. 1 The regional location of eastern part of Central Asia Orogenic Belt (a, modified after Şengör et al., 1993) and simplified geological map of Late Paleozoic in the western part of XMOB (b, modified after BGMRI, 1991; tectonic unit after Xu et al., 2014) |
目前对于古亚洲洋闭合时间的研究存在两种基本观点：一种观点基于对蛇绿岩和石炭纪-二叠纪侵入岩年代学和地球化学研究，认为古亚洲洋从奥陶纪到二叠纪持续俯冲，直到晚二叠世-早三叠世闭合(Xiao et al., 2003, 2009; Li, 2006; Wu et al., 2007; Miao et al., 2008; Chen et al., 2009; Eizenhöfer et al., 2014; Liu et al., 2017)。另一种观点基于造山带结构、构造变形、地层不整合关系及古地磁等方面研究，认为古亚洲洋在晚泥盆世-早石炭世之前闭合(邵济安等, 2014; 徐备等, 2014; Zhao et al., 2016a)，此后，兴蒙造山带所在区域已无广阔的大洋，整体处于造山后伸展环境(徐备等, 2014; 邵济安等, 2014)。
两种观点的不同之处表现为兴蒙造山带晚古生代晚期处于俯冲还是伸展的构造背景，是不同学者对内蒙古中部石炭-二叠纪沉积环境和构造背景的不同认识。为了解决这个关键问题，本文选取内蒙古二连东北部本巴图地区的石炭-二叠纪沉积盆地，通过对典型地层的剖面测制、锆石U-Pb年代学及Hf同位素分析，查明该盆地充填层序、沉积环境及物质来源，并进一步探讨兴蒙造山带晚古生代构造演化过程。
1 区域地质背景研究区位于兴蒙造山带西段二连浩特市东北部本巴图地区。兴蒙造山带西段从北向南由兴安-爱力格庙地块、松辽-浑善达克地块和华北板块拼贴而成。兴安-爱力格庙地块从爱力格庙向东延伸至锡林浩特地区，孙立新等(2013)在苏尼特左旗东部报道了年龄为1516±31Ma和1390±17Ma的花岗片麻岩，代表该地块的中元古代变质基底。松辽-浑善达克地块东部被松辽盆地、西部被浑善达克沙地所覆盖，呈东宽西窄的三角形分布。华北板块主要由新太古代-古元古代变质基底组成，以2.5Ga和1.8Ga两个主要的年龄峰为显著特征(Zhai and Santosh, 2011)。早中古生代时期，由于兴安-爱力格庙地块与松辽-浑善达克地块之间的碰撞形成北造山带(Xu et al., 2013)，沿艾里格庙-苏尼特左旗-锡林浩特-西乌旗一线展布。造山带之上依次形成泥鳅河组磨拉斯盆地、早石炭世贺根山蛇绿岩、晚石炭世早期本巴图组和阿木山组碎屑岩-碳酸盐沉积，以及晚石炭世-早二叠世火山-沉积岩系(图 1b; Xu et al., 2013; 徐备等, 2014)。
研究区出露晚古生代泥盆系、石炭系、二叠系地层(图 2)。下泥盆统泥鳅河组主要分布于哈拉图庙南侧及本巴图北侧。在哈拉图庙南侧，地层呈东西向展布，下段由碳质板岩与变质石英砂岩组成，含有腕足、珊瑚等化石；上段由含砾长石砂岩和晶屑岩屑凝灰岩组成，凝灰岩中夹灰岩透镜体(内蒙古自治区地质局第一区域地质测量队, 1965①)。本巴图北侧的地层呈北东向展布，以强变形的凝灰质砂岩、粉砂岩为主，出露较差、遭受较强的风化作用。
① 内蒙古自治区地质局第一区域地质测量队. 1965. 1: 20万二连乃达布斯恩塔拉白幅区域地质调查报告
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图 2 内蒙古中部二连地区地质图(据内蒙古自治区地质矿产局, 1965修改) 数据来源：(1)Tong et al., 2015；(2)Zhang et al., 2015；(3)Yang et al., 2017；(4)Yuan et al., 2016；(5)孔令杰等, 2017；本文 Fig. 2 Geological map of Erenhot, central Inner Mongolia (modified from BGMRI, 1965) |
早石炭世蛇绿岩主要分布在阿拉坦格尔勒音地区，呈东西向展布。近年来对该蛇绿岩进行的系统研究，表明其主要岩石组合为超镁铁质岩、玄武岩、辉长岩和斜长花岗岩，形成时代为356~330Ma(Zhang et al., 2015; Yang et al., 2017)。晚石炭世碳酸盐-碎屑岩系主要出露于阿尔坦格尔勒音地区，东西向展布，以本巴图组、阿木山组为代表。本巴图组以砂岩为主夹灰岩及凝灰岩，灰岩中含腕足、珊瑚和筳类化石。阿木山组主要为砂岩夹灰岩透镜体，含筳类化石(内蒙古自治区地质局第一区域地质测量队, 1965)。
晚石炭-早二叠世火山沉积岩，本文称为格根敖包组，主要分布在二连盐池以北的哈达特音乌勒、查干陶若木，向东在巴如恩苏吉、阿曼乌苏等地也有出露，地层呈北东向展布，以凝灰质砂岩与凝灰岩为主，沉积厚度较大，并富含大量炭质有机物。中二叠统哲斯组分布在乌兰敖包以南及哈拉图庙西北一带，以长石砂岩、粉砂岩与灰岩互层的沉积为主，具有海相动物及陆相植物化石(内蒙古自治区地质局第一区域地质测量队, 1965)。
本区晚古代花岗岩主要分布于哈拉图庙、雅果敖包、阿曼乌苏、本巴图、赛音乌素等地，根据最近年代学研究资料，可以分为两期：(1)晚石炭世花岗岩，主要出露于哈拉图庙一带，侵位年龄为317Ma(孔令杰等, 2017)；(2)早二叠世花岗岩，出露在赛音乌苏、雅果敖包和干次呼都格等地，岩体均侵入于晚石炭-早二叠世地层中，其年龄集中在270~280Ma(Tong et al., 2015; Yuan et al., 2016; 孔令杰等, 2017)。另一方面，两期岩体具A型花岗岩特征，且Sr-Nd同位素特征属于新生地壳物质，指示地壳生长，暗示研究区晚石炭世到早二叠世处于伸展的构造背景(Tong et al., 2015; 孔令杰等, 2017)。
2 地层层序与沉积环境 2.1 地层层序二连东北部本巴图地区石炭-二叠系沉积盆地(下文称为本巴图盆地)主要发育一套黑色火山-沉积岩系，出露面积大于50km2，地层呈正常与倒转交替出现，构成跨度数千米的直立或倒转褶皱，发育密集的透入性轴面片理。本研究选取南北向长约1km的倒转地层出露区测制了剖面(剖面位置见图 2A-B)，实测地层剖面总共分为25层，总厚度大于820m，由基本连续的黑色泥岩、粉砂岩、凝灰质砂岩及凝灰质含砾砂岩组成(图 3)，地层倒转，倾向北西，具体层序如下：总厚度820m
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图 3 二连本巴图地区上石炭-下二叠统实测剖面图 Fig. 3 Cross section of Upper Carboniferous-Lower Permian for Benbatu area in Erenhot |
上段 --------未见顶--------
25.青灰色泥岩，劈理化较强48m
24.凝灰质含砾砂岩51m
23.青灰色泥岩17m
22.凝灰质含砾砂岩，具扁平的黑色泥砾27.5m
21.泥岩，风化面呈灰黑色13.6m
20.凝灰质含砾砂岩，砾石具定向排列19.8m
19.青灰色泥岩，发育石英脉20.8m中段
18.粉砂岩4.7m
17.青灰色泥岩，发育劈理172.3m
16.浅黄色沉凝灰岩，粒度较细，发育水平纹层3.8m
15.青灰色泥岩，发育劈理，具石英脉剪切168.5m下段
14.凝灰质含砾砂岩，砾石为黑色泥岩8.9m
13.青灰色泥岩，具石英脉7.7m
12.凝灰质砂岩，碎屑成分为长石、石英15.7m
11.青灰色泥岩，发育劈理11.5m
10.凝灰质砂岩，杂基支撑，碎屑成分为长石和石英8.6m
9.青灰色泥岩，发育劈理16m
8.凝灰质砂岩，碎屑中有泥岩岩屑10m
7.青灰色泥岩，发育劈理19m
6.凝灰质砂岩，碎屑成分为长石和石英20m
5.泥岩，新鲜面为灰黑色59.7m
4.粉砂岩5.9m
3.灰黑色泥岩84.2m
2.粉砂岩，厚层块状构造3.8m
1.灰黑色泥岩，内部粒度均匀>2m
--------未见底--------
2.2 沉积环境根据上述地层层序描述及岩石组合特征，实测剖面可划分为两种沉积层序4个岩性段：第一种沉积层序是第1和第3岩性段的巨厚层泥岩偶夹薄层粉砂岩；第二种沉积层序包括第2与第4为岩性段，以砂岩与泥岩互层为特征(图 4柱状图)。
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图 4 二连本巴图地区上石炭-下二叠统剖面柱状图示照片位置于柱状图右侧 (a)凝灰质砂岩中递变层理，指示向南变新；(b)凝灰质砂岩中水平层理；(c)野外宏观照片，突起为凝灰质砂岩层；(d)凝灰质砂岩中连续的三个韵律层，为倒转地层，指示向南变新；(e)黑色泥岩层，劈理发育；(f)浅黄色沉凝灰岩，具水平纹层；(g)凝灰质含砾砂岩，具扁平状黑色泥砾；(h)厚层凝灰质含砾砂岩，见黑色泥砾定向排列，图中箭头为排列方向 Fig. 4 Columu of Upper Carboniferous-Lower Permian section for Benbatu area in Erenhot, showing photos on the right of the columu (a) graded bedding in tuffaceous sandstone, the instructions changed to the south; (b) horizontal bedding in tuffaceous sandstone; (c) macrophotograph, the protuberances are tuff sandstone; (d) three cyclothem in tuffaceous sandstone is inverted strata, the instructions changed to the south; (e) black sandstone, development cleavage; (f) pale yellow tuffite with horizontal lamination; (g) conglomeratic sandstone with flat black gravel; (h) heavy layer conglomeratic sandstone with black gravel aligned, the arrow in the figure is the direction of arrangement |
第1岩性段包括1~5层，总厚度150多米，除两层4~6m的粉砂岩夹层之外，两层泥岩分别厚达84m和60m；第3岩性段为15~17层，其中第16层为厚约4m的沉凝灰岩夹层，呈浅黄色条纹状产出，发育水平纹层(图 4f)，质地较坚硬，与黑色泥岩呈渐变关系；第15、17层泥岩分别为168m和172m。这些巨厚层泥岩的特征是呈块状构造，内部结构均一，未见任何类型的沉积层理，原岩成分为极细的火山灰(图 4e)。这些特征明显区别于代表长期缓慢沉积过程的、具纹层状的正常湖相沉积，也与发育小型水平层理和交错层理的正常浅海沉积不同，而符合前三角洲相的特征(陈建强等, 2004; 安慰等, 2012)。
剖面第2岩性段(6~14层，厚度约107m)和第4岩性段(18~25层，厚度大于200m)的典型特征是砂岩、泥岩的交替出现，两者厚度大致相当，砂岩与泥岩构成明显向上变细的正韵律(图 4d)，表明向南变新的层序特征。砂岩可为凝灰质砂岩和含砾砂岩两类。凝灰质砂岩具中细粒结构，碎屑颗粒为长石和石英及少量泥岩岩屑，以长石为主，发育递变层理(图 4a)、水平层理，纹层厚度1~2mm(图 4b)。凝灰质含砾砂岩层的野外露头均为透镜状不连续分布，呈微正地形，厚度约一米到数米，宽度可达30m(图 4c)，其底部可达粗砂岩并与下伏泥岩呈突变关系。其中的砾石是黑色泥砾，呈扁平状，长轴约3~5cm，无分选(图 4g)，发育定向排列(图 4h)。这种泥砾的出现由水流侵蚀下伏地层所造成，是三角洲水道砂岩的标志。而透镜状砂岩与泥岩的交替出现，代表多个水道砂体的叠覆发育过程，是三角洲前缘沉积特征。
综合所测剖面特征，研究区地层发育两次从前三角洲相到三角洲前缘相的旋回，反映本区晚石炭世末到早二叠世初为三角洲环境。
3 测试方法本文对剖面中的凝灰质含砾砂岩(P4-3)、凝灰质砂岩(P4-5)、剖面北侧哈达特音乌勒晶屑凝灰岩(EL16)及盆地南缘变质凝灰质砂岩(170712-12)进行了锆石U-Pb年代学及Hf同位素测试，详细采样点位见图 2。
样品的锆石分选在廊坊诚信地质技术服务公司进行。锆石按常规方法分选，先将样品破碎至100μm左右，经过淘洗、磁选和密度分选后，在双目镜下挑选出晶形较好、无明显裂痕的锆石颗粒，然后将挑选出的锆石颗粒制成环氧树脂样品靶，进行打磨、抛光使内部新鲜部分暴露，最后制成厚5~6mm、直径约35mm的圆形靶。透射光、反射光和阴极发光(CL)图像的采集在北京大学造山带与地壳演化教育部重点实验室进行。
锆石微量元素含量、U-Pb同位素年龄和Hf同位素测试在中国地质调查局西安地质调查中心国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室利用7700X型四级杆等离子体质谱仪、Neptune Plus型多接收等离子体质谱仪两台仪器同时和Geolas Pro型激光剥蚀系统联机来完成(李艳广提供)。测试束斑直径为32μm，激光剥蚀的样品气溶胶由氦气作为载气输送到质谱仪中进行测试，为了调节和提高仪器灵敏度，气路中间引入了氩气和少量氮气。样品气溶胶经过匀化器匀化之后被分成两路，一路被输送到四极杆型等离子体质谱仪中进行锆石微量元素含量和U-Pb同位素年龄测试，另一路被输送到多接收等离子体质谱仪中进行Hf同位素测试。每分析6个点样品分析一次标准样品NIST610、91500和GJ-1，GJ-1同时作为U-Pb年龄和Hf同位素测试监控样品，本次实验GJ-1标准样品176Hf*/177Hf同位素的测试精准度为0.282030±20(2SD)，206Pb/238U年龄值为610.2±2.5Ma，该测定值与文献报道的值在误差范围内一致(Nowell et al., 1998; Elhlou et al., 2006; 侯可军等, 2007; 李艳广等, 2015)。
U-Pb同位素定年中采用锆石标准91500作外标进行同位素分馏校正，对于与分析时间有关的U-Th-Pb同位素比值漂移，利用91500的变化采用线性内插的方式进行了校正，锆石微量元素含量和U-Pb年龄校正计算采用Glitter4.4.4来完成。Hf同位素校正计算采用实验室自己开发的计算机程序Hllow1.0来完成，过程通过将Yb同位素比值归一化到172Yb/173Yb=0.796218进行仪器质量偏移校正(Chu et al., 2002)。εHf值计算采用176Lu的衰变常数为1.865×10-11y-1(Scherer et al., 2001)，亏损地幔模式年龄tDM计算采用的现今地幔参考值176Hf/177Hf=0.28325和176Lu/177Hf=0.0384(Griffin et al., 2002)，详细测试流程与计算过程可参照Meng et al. (2017)。
4 测试结果 4.1 锆石U-Pb年代学盆地中样品锆石阴极发光图像显示晶形较好，部分呈长柱状，多数呈椭圆状和短柱状，长宽比变化较大，晶形基本为自形，晶面整洁光滑，多数锆石发育震荡环带(图 5a)，锆石的LA-MC-ICP-MS测试结果见表 1。样品P4-3为凝灰质含砾砂岩，采自剖面下段第14层凝灰质含砾砂岩(图 3)。锆石Th/U比值介于0.46~3.54之间，表明均属于岩浆锆石。锆石206Pb/238U年龄主要集中在297~322Ma之间，峰值年龄为303Ma，其中最小的12颗锆石加权平均年龄为303±3.0Ma。另为有3颗早古生代捕获锆石，年龄介于414Ma和506Ma之间(图 6a)。样品P4-5为沉凝灰岩，采自剖面中段第16层沉凝灰岩(图 3)，锆石Th/U比值介于0.33~1.09之间，表明均属于岩浆锆石。锆石年龄主要集中在290~307Ma之间，样品中最小的11颗锆石年龄为298±3Ma。另为有4颗早古生代捕获锆石，年龄为412±6Ma到519±8Ma之间(图 6b)。样品EL16为晶屑凝灰岩，采自剖面北侧哈达特音乌勒地区，锆石Th/U比值介于0.31~0.98之间，表明均属于岩浆锆石。年龄主要集中在290~338Ma，有两个峰值年龄，分别为302Ma和321Ma。其中较小一组中12颗锆石的平均年龄为298±2Ma。另有1颗早古生代捕获锆石，年龄为415±6Ma(图 6c)。
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图 5 锆石样品阴极发光图像 虚线代表U-Pb同位素年龄和Hf同位素测试联机 Fig. 5 CL images of zircon chronological samples The dotted line represents the Hf isotope test point at the same time |
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表 1 二连地区锆石年代学LA-MC-ICP-MS测试数据 Table 1 Zircon chronological data from LA-MC-ICP-MS dating for Erenhot |
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图 6 盆地凝灰岩岩浆锆石U-Pb谐和图和年龄频率分布图 Fig. 6 Zircon U-Pb concordia diagram and relative probability plot for tuff in basin |
盆地南缘泥鳅河组样品170712-12为变质凝灰质砂岩，锆石阴极发光图像显示晶形较好，绝大部分呈短柱状，个别呈长柱状，具震荡环带(图 5d)。45颗锆石的LA-MC-ICP-MS测试结果见表 1，锆石Th/U比值介于0.73~19.26之间，年轻一组锆石年龄从404~462Ma，其中4颗最年轻锆石的年龄为409±6Ma(图 7)，限定了本套地层的形成下限为409Ma，即为早泥盆世。
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图 7 盆地南缘泥鳅河组变凝灰质砂岩碎屑锆石U-Pb谐和图和年龄频率分布图 Fig. 7 Detrital zircon U-Pb concordia diagram and relative probability plot for Niqiuhe Formation from the southern basin in Erenhot |
本文对盆地中凝灰质含砾砂岩(P4-3)、晶屑凝灰岩(EL16)及盆地南缘变质凝灰质砂岩(170712-12)进行了Lu-Hf同位素测试，分析数据结果见表 2。结果显示：盆地中凝灰质含砾砂岩(P4-3)锆石的176Lu/177Hf值介于0.00059~0.00395之间，176Hf/177Hf值介于0.28234~0.28299之间，εHf(t)值介于-4.83~+14.13之间，两阶段模式年龄tDM2为461~2298Ma。其中3颗捕获锆石，εHf(t)值为-4.83~-4.31，两阶段模式年龄tDM2为2202~2298Ma；晶屑凝灰岩(EL16)锆石176Lu/177Hf值为0.00064~0.00282之间，176Hf/177Hf值分布于0.2826~0.2830之间，具有较高的εHf(t)值(3.06~+14.98)，两阶段模式年龄tDM2介于383~1490Ma之间。其中1颗捕获锆石，εHf(t)值为3.63，两阶段模式年龄tDM2为1490Ma。盆地南缘泥鳅河组变质凝灰质砂岩锆石176Lu/177Hf值为0.00034~0.00276之间，176Hf/177Hf值分布于0.28135~0.28276之间，可根据年龄划分为四组：分别为~0.4Ga、~0.8Ga、0.9~1.2Ga、1.5~1.8Ga；年龄为~0.4Ga的一组锆石，其εHf(t)值-5.3~9.12，对应的tDM2介于1.0~2.3Ga；年龄为~0.8Ga的一组锆石，其εHf(t)值-4.3~0.4，对应的tDM2为2.0~2.4Ga；年龄为0.9~1.2Ga的一组锆石，其εHf(t)值-13.0~6.6，对应的tDM2为1.8~3.3Ga；年龄为1.5~1.8Ga的一组锆石，其εHf(t)值-12.3~5.8，对应的tDM2为2.0~3.7Ga(图 8)。
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表 2 二连地区LA-MC-ICP-MS锆石Hf同位素分析数据 Table 2 LA-MC-ICP-MS zircon Hf isotope analysis data for Erenhot |
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图 8 本巴图地区盆地锆石t-εHf(t)和t-tDM2图解 Fig. 8 Diagrams of εHf(t) and tDM2 values versus ages of zircon from basin in Benbatu area |
本巴图地区发育的黑色火山-沉积岩系，由于缺乏古生物化石资料，以往被定为早石炭世哈拉图庙群。本文对3个凝灰质砂岩及凝灰岩样品进行的锆石U-Pb年代学测试结果表明，最年轻的锆石谐和年龄为298~303Ma之间，表明这些黑色火山-沉积岩系的形成时代为晚石炭世晚期至早二叠世早期，按照研究区地层系统，应归属格根敖包组。该组中、上部以黑色凝灰质粉砂岩及含砾砂岩互层为特征，与本研究区的黑色凝灰质泥岩-含砾砂岩在颜色、岩性和含大量凝灰质方面基本一致(李文国, 1996)，因此两者可以对比。本巴图盆地南缘泥鳅河组由变质粉砂岩、泥岩组成，片理化很强，其最年轻碎屑锆石年龄为409Ma，即早泥盆世，代表年轻造山带组成的盆地基底。
5.2 盆地沉积速率估算及其意义大量研究表明盆地沉积速率与构造背景密切相关。本文通过估算格根敖包组的沉积速率并与已知盆地进行对比，探讨研究区所处的构造背景。在不考虑去压实校正、负载校正、海平面变化校正等情况下，将地层厚度除以其形成时间可估算出盆地沉积速率。在研究区的地质调查报告中(内蒙古自治区地质局第一区域地质测量队, 1965)，格根敖包组地层被分为三段，总厚度为3822m。为了估计其形成的时间范围，在这套地层出露范围的南北缘采集两个凝灰岩样品，以最大程度地反映这套地层的形成时间(图 2)，北部样品(EL16)锆石U-Pb年龄为302±2Ma，南部(P4-5)为298±3Ma，两者形成时间差值为4Myr。经计算，地层沉积速率V=3822m/4Myr=0.96m/ka。
由伸展作用控制的裂谷盆地，如贝加尔裂谷盆地、纽瓦克裂谷盆地、坦干伊克裂谷盆地、北美中大陆裂谷盆地、苏伊士裂谷盆地等(Hutchinson et al., 1992; Olsen and Schlische, 1990; Olsen, 1991; Morley et al., 1990; Chandler et al., 1989; Patton et al., 1994)，主要以三角洲沉积、深湖相泥岩、浊流沉积为主，盆地的沉积中心比较稳定。它们的沉积速率为0.2~0.83m/Ka，沉降速率也较快，在物质供应充足的条件下，能够在短时间沉积较厚的地层并填满盆地(Friedrnann and Burbank, 1995)。一般的弧前盆地，如美国加利福尼亚弧前盆地、日本北海道弧前盆地及西藏日喀则弧前盆地，它们的沉积速率分别为0.28m/ka、0.33m/ka和0.22m/ka，平均沉积速率约0.28m/ka(曾洪扬和曹珂, 2007)。
上述数据表明，弧前盆地沉积速率一般不大于0.33m/ka，裂谷盆地的沉积速率为0.2~0.83m/ka，而本研究区格根敖包组沉积速率比正常弧前盆地大，而与裂谷盆地基本一致，表明具有裂谷盆地快速沉降的特征。
5.3 Hf同位素分析及其意义锆石Hf同位素是示踪岩石源区和探讨地壳演化的重要工具(Amelin et al., 2000; Griffin et al., 2002; 吴福元等, 2007)。本文对本巴图盆地的格根敖包组凝灰岩(P4-3、EL16)和盆地南缘泥鳅河组凝灰质砂岩(170712-12)的锆石进行了Hf同位素研究。格根敖包组凝灰岩根据年龄可以划分为两期，第一期为P4-3中~0.3Ga的锆石，εHf(t)值较高，平均值为11.38，具有亏损地幔或新生地壳的特征；第二期(~0.4Ga)包括P4-3中捕获的4颗晚古生代早期的锆石以及170712-12的锆石，它们的εHf(t)值较小，显示较老物质再循环的特征。在εHf(t)-t图解中，从~0.4Ga至~0.3Ga的演化趋势具有新生地壳明显增多的特点，揭示从早中古生代年轻造山带形成到晚古生代伸展作用发生过程中的变化(图 8a)。
另一方面，锆石U-Pb年龄(t)与二阶段模式年龄(tDM2)的关系可以用来判断样品物质源区，如果样品来自于新生地壳物质，锆石U-Pb年龄和对应的tDM2模式年龄应基本相同，会落在t=tDM2一致线附近，否则会偏离此线(第五春荣等, 2012)。将盆地南缘碎屑岩和盆地内凝灰岩的锆石二阶段模式年龄tDM2与形成年龄t进行对比，结果表明：早古生代之前碎屑锆石的模式年龄明显偏离一致线，说明这些碎屑物质主要来自于较老地壳的再循环；而晚石炭-早二叠世的样品均靠近一致线，显示新生地壳的特征(图 8b)。研究表明，区内晚石炭世-二叠纪双峰式火山岩和碱性岩带是新生地壳的重要组成部分，其形成与晚古生代伸展构造背景有关(Jahn et al., 2009; Zhao et al., 2016b)。
5.4 晚古生代北造山带的伸展作用过程结合本区构造分析表明，兴蒙造山带晚古生代具有多种沉积环境，其中晚泥盆世-早石炭世为造山带整体上升剥蚀及局部发育陆相-滨海相盆地；晚石炭世以碎屑岩-碳酸盐岩沉积为代表，发育陆表海及被动裂谷盆地；早-中二叠世广泛发育裂谷断陷盆地，发育海陆交互相沉积(徐备等, 2014)，这些特征表明晚古生代兴蒙造山带发生了持续的伸展作用。
结合区域地质研究，晚古生代北造山带的沉积演化和伸展作用过程可以划分为四个阶段(图 9)：第一阶段为磨拉斯盆地形成，以盆地南缘泥鳅河组为代表，主要接受宝力道岛弧和兴安-爱力格庙地块的碎屑物质；第二阶段为贺根山伸展带发育阶段，形成超基性-基性-酸性的岩浆组合(Jian et al., 2012; Zhang et al., 2015)；第三阶段为稳定的陆表海环境，以晚石炭世本巴图和阿木山组的碎屑岩-碳酸盐岩组合为代表(徐备等, 2014; Zhao et al., 2016a)；第四阶段是本研究涉及的晚石炭世-早二叠世第二次伸展，形成裂谷盆地，发育由火山-沉积岩系组成的三角洲沉积。
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图 9 晚古生代北造山带的伸展作用过程 Fig. 9 Extending process of Late Paleozoic in the northern Xing'an-Mongolia Orogenic Belt |
(1) 本巴图地区黑色火山-沉积岩系的锆石U-Pb年代学测试结果表明，最年轻的锆石谐和年龄为298Ma~303Ma之间，表明盆地形成时代为晚石炭世晚期至早二叠世早期，应归属格根敖包组。
(2) 研究区格根敖包组发育两次从前三角洲相到三角洲前缘相的旋回，反映本区晚石炭世末到早二叠世初为三角洲沉积环境；其沉积速率比正常弧前盆地大，而与裂谷盆地基本一致，表明具有裂谷盆地快速沉降的特征。
(3) 晚古生代北造山带的沉积演化和伸展作用过程可分4个阶段：第一阶段形成磨拉斯盆地，第二阶段发育贺根山伸展带，形成超基性-基性-酸性的岩浆组合；第三阶段为稳定的陆表海环境；第四阶段为陆内裂谷盆地，发育由格根敖包组火山-沉积岩系组成的三角洲沉积。
致谢 野外工作得到河北地质大学唐军、翟鹏同学及司机刘红军师傅的帮助；锆石U-Pb定年及Hf同位素测试工作在中国地质调查局西安地质调查中心国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成并得到李艳广工程师的指导；在本文成文过程中，二位匿名审稿人提出了很多宝贵的修改意见；在此一并表示衷心感谢。本文属于IGCP662项目系列出版物。
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