内蒙古东乌珠穆沁旗(下文简称东乌旗)的贺根山蛇绿岩带包括朝克山、贺根山、崇根山三个较大蛇绿岩块和若干小块体以及深海沉积岩(图 1)，被看作中亚造山带内蒙古境内出露面积最大(640km²)、研究程度相对较高的蛇绿岩带，引起国内外地质同行的关注和实地考察(刘家义，1983；白文吉等，1985；曹从周等，1986；Coleman，1989; 唐克东和张云平，1991；Robinson et al., 1995；黄竺等，2015；黄波等，2016)。这里保留了板块闭合前古亚洲洋的信息，是了解古亚洲洋特征和认识中亚造山带地壳增生作用的重要地区。本文重点讨论贺根山蛇绿岩，在此基础上，进一步探讨蛇绿岩的概念和小洋盆的特征及板块的闭合方式。应当指出，本文讨论的贺根山蛇绿岩特征是一特例，不代表整个贺根山带，更不代表古亚洲洋蛇绿岩的特征。

图 1

Fig. 1

图 1 内蒙古贺根山地区的构造简图(据内蒙古自治区地质矿产局，1991修改) Fig. 1 Simplified tectonic map in the Hegenshan area of Inner Mongolia (modified after BGMRN, 1991)

前人对该区的研究，可归纳为三个问题：板块闭合的时间；镁铁-超镁铁岩的成因；对上覆于镁铁-超镁铁岩之上的火山-沉积岩系(简称上覆岩系)形成环境的认识。

20世纪80年代初开始了北方造山带的板块构造研究，贺根山带的镁铁-超镁铁岩被认定为残留在板块缝合带中的蛇绿岩，根据玄武岩沉积夹层中的珊瑚和放射虫化石研究，将蛇绿岩时代定为D_2-3(刘家义，1983)。贺根山缝合带北侧是中亚-蒙古陆块，出露了含北方型三叶虫化石的中-下奥陶统及含北方图瓦贝动物群的中-上志留统；缝合带南侧也有一系列微陆块，其上分布了含珊瑚化石的上志留统及含孢子化石的中-下泥盆统。晚古生代初(D₃-C₁)，华北板块与中亚-蒙古陆块之间的洋盆闭合，两大板块对接(邵济安，1991；唐克东，1992)。王鸿祯等(2006)将本区称为“贺根山陆壳对接带”。

近年来贺根山地区开展的1:5万地质填图，在贺根山以东1km处发现了不整合在蛇绿岩上的格根敖包组，其中凝灰岩年龄为323Ma，在小坝梁测得的与变质橄榄岩呈断层接触的玄武岩U-Pb年龄为359Ma, 微晶辉长岩354Ma, 崇根山的镁铁质堆晶岩341Ma(黄波等，2016)，再次确认了洋盆闭合的时间为(D₃-C₁)。此外，在苏尼特左旗的包尔敖包发现的325Ma的堆晶角闪辉长岩和M-I混合源型深成岩(李玉文等，1995; 罗照华等，1995)也进一步说明早石炭世末本造山带在底侵作用背景下已经进入了新的地壳演化阶段。近年来有人根据在东乌旗的满都胡宝拉格发现的早-中二叠世安加拉与华夏植物群混生现象，论证了在此之前板块已拼合(周志广等，2010)。有人从造山作用和沉积地层的角度论证了晚古生代的伸展作用(徐备等，2018；张焱杰等，2018)；也有人从石炭纪的低压高温型变质作用讨论了该区造山后的伸展构造环境(张晋瑞等，2018)。然而值得关注的是，有关古亚洲洋闭合时间的争议一直存在，有人根据贺根山侵入蛇绿岩的辉绿岩墙(298Ma)和花岗闪长岩墙(244Ma)的年龄，认为洋盆最后拼合发生在晚二叠世或早三叠世(Miao et al., 2008)。

前人对于贺根山蛇绿岩组合中的镁铁-超镁铁岩成因有不同认识。查阅贺根山蛇绿岩研究文献时，发现刘家义(1983)、白文吉等(1985)、黄竺等(2015)都采用了1973年126队测绘的地质图(图 2a)，只是将贺根山西南原图划为的中-上泥盆统的部分归入了蛇绿岩。

图 2

Fig. 2

图 2 贺根山地质图(a)、3756矿区剖面(b)及地质剖面图(c) 1-白垩系；2-上石炭统；3-夹硅质岩和灰岩透镜体的玄武岩；4-上覆的晚泥盆-早石炭世火山沉积岩；5-燕山期花岗岩；6-方辉橄榄岩；7堆晶杂岩系；8-含长纯橄岩；9-纯橄岩及铬铁矿体；10-流面产状；11-流线产状；12-纯橄岩产状；13-断层；14-不整合界面 Fig. 2 The geologic map (a), geologic section of 3756 ore deposit (b) and geologic section (c) in Hegenshan area 1-Cretaceous; 2-Upper Carboniferous; 3-Middle Devonian; 4-basaltic-andesitic welded tuff; 5-Yanshan granite; 6-enstenite peridotite; 7-cumulative basic rock; 8-feldspathic dunite; 9-dunite and chromite body; 10-attitude of streamline surface; 11-attitude of streamline; 12-attitude of dunite; 13-fault; 14-unconformable face

图中保留了前人在斜辉辉橄岩(本文统称方辉橄榄岩)中测量的大量线理、面理构造，反映一些人在铬铁矿勘探和填图过程中所持的岩浆成因观点。20世纪80年代以来，人们对贺根山铬铁矿含矿原始岩浆和地幔矿物进行了大量研究，人们的视线从蛇绿岩拓展到深部地幔(杨芳林，1989；白文吉和李行，1993；鲍佩声，2009)。2015年贺根山铬铁矿中金刚石等矿物包裹体的发现(黄竺等，2015)，促使人们进一步考虑，究竟如何认识贺根山蛇绿岩的组成、演化和形成背景？笔者认为上述各种观点都有其事实依据和重要意义，进一步研究对认识古亚洲洋和中亚造山带的构造演化特征有所启示。

笔者从岩性组合和成因角度将前人描述的贺根山出露的蛇绿岩套(刘家义，1983；图 2a)划分为三个岩系: (1)图中浅紫色表示的是由含铬铁矿的方辉橄榄岩(有文献称之为斜方辉石辉橄岩)、纯橄岩等组成的变质橄榄岩系；绿色代表由纯橄岩、含长纯橄岩、橄长岩、辉长岩等组成的堆晶杂岩系；(2)浅蓝色代表夹有含放射虫燧石岩及灰岩透镜体的玄武岩系；(3)深蓝色表示上覆在蛇绿岩套之上的火山-沉积岩系，顶部出现夹含铁碧玉岩的凝灰岩、安山岩、火山角砾岩和玄武安山岩，这套厚约500m的地层与下伏含硅质岩夹层的玄武岩为连续沉积(图 2c)。贺根山存在的这三套岩系在时、空间演化上有着密切关系，它们所反映的不同构造背景、不同形成方式及其构造意义正是本文拟讨论的主要内容。

黄竺等(2015)首次报道在贺根山3756铬铁矿床(图 2b)的浸染状铬铁矿中发现了金刚石、碳硅石及其他自然元素类、金属互化物类、氧化物类、硫化物类、硅酸盐类等30余种矿物。作者慎重地指出“深部地幔矿物表明贺根山铬铁矿可能为深部成因”，推测“这些超高压、强还原矿物形成于上地幔深部，可能深达上、下地幔转换带”。尽管这些特殊地幔矿物进入铬铁矿的机制还有待研究，但是有一点是明确的，“蛇绿岩型金刚石”的发现突破了传统蛇绿岩铬铁矿形成于高温、低压的洋中脊或弧后扩张环境的观念(杨经绥等，2008)。

金刚石等地幔矿物的发现不是偶然的，长期以来人们围绕着贺根山铬铁矿和含矿原始岩浆开展了深入的研究。白文吉等(1985)通过温-压计算，认为含矿原始岩浆大约从100km的地幔深处和1100℃的条件下，以固态形式的“蛇绿岩块”，或以含有大量辉石、橄榄石晶体的“晶粥”形式上升。杨芳林(1989)提出：大约在90km深处，局部熔融的熔浆呈底辟体形式上涌，在地幔上部岩浆房中堆积，先后形成堆积型和残留型铬铁矿，成矿深度约40km。白文吉和李行(1993)在贺根山封闭的铬尖晶石中发现了固体的包裹体矿物(橄榄石、斜方辉石、单斜辉右、韭闪石、钠金云母、霞石、钠长石和硬玉等)，提出铬铁矿浆源不是上地幔岩局部熔融的产物，而是来自上地幔较深部位，并含有较高的钠和水，具有较高的氧逸度。

白文吉等(1985)根据内蒙古物探队的资料提出方辉橄榄岩相的垂直厚度可达5~6km。按照板块观点，蛇绿岩大多是从俯冲板片上刮铲下来的残余洋壳，以透镜体形式保留在蛇绿混杂堆积中，或呈构造侵位的方式产出，不可能有如图 2b钻孔揭示的产状，更不可能大范围地保留有规律的线理、面理构造(图 2a)。这一切不仅引起对蛇绿岩概念的重新认识，除了外来的残余洋壳外，也可能有准原地的产物(周国庆，1996)。也涉及到如何看待古亚洲洋闭合过程中，缝合带对深部镁铁-超镁铁质岩浆上升所起到的作用，这些都是面临的新问题。

铬铁矿及其包裹的矿物从地幔深部被带到地表，那么地幔熔-流体上涌贯穿地壳留下的证据必然成为探索镁铁-超镁铁岩成因的切入点。于是我们利用航磁与布格重力异常数据及其向上延拓、磁源形态及深度估算、断裂识别等手段开展研究，结果表明贺根山岩块贯穿地壳, 从地表至下地壳主要组成分别为蛇纹石化的镁铁-超镁铁岩、超镁铁质岩，它们充填在一组宽约30km的NEE向断裂带中，壳-幔的电性结构进一步证实控制缝合带的是岩石圈断裂(邵济安等，2019)。

地球物理研究证实的贺根山镁铁-超镁铁岩产状和勘探钻孔揭示的含矿纯橄岩产状共同揭示了一个事实:镁铁-超镁铁质熔-流体沿着约30km左右宽的空间，以50°~70°的倾角，向着北西300°~320°方向上涌。这一事实必然涉及到对板块汇聚前夕构造环境的认识。

贺根山缝合带内及两侧的微陆块上均未发现晚泥盆世由俯冲作用形成的岛弧带及其蛇绿混杂岩带。贺根山玄武岩属非岛弧环境的产物(刘家义，1983)，同时，贺根山地区未见泥盆纪大陆裂谷活动的证据，也未见镁铁-超镁铁质岩侵入前泥盆纪陆壳的现象，它们与围岩是断层接触关系(曹从周等，1986)。近期在缝合带东部花敖包特地表和岩芯中均见到红色燧石岩中包裹的方辉橄榄岩碎块，局部可见剪切错动的现象(图 3)，镜下未见二者之间的热侵入接触关系，证实了镁铁-超镁铁岩与洋壳的沉积接触关系及构造侵位关系。

图 3

Fig. 3

图 3 花敖包特缝合带中红色燧石岩与方辉橄榄岩 Fig. 3 The red chert and peridotite in Huaaobaote sutural zone

基于上述种种事实，本文将贺根山镁铁-超镁铁岩看作幔源熔-流体在地幔底辟体上涌的背景下，沿着对接前两大岩石圈板块之间的构造薄弱带快速上升并冷凝结晶的产物。从中亚-蒙古陆块演化的角度看，在小洋盆裂解过程中走滑作用是明显的(Парфенов et al., 1999)。根据近年来俄罗斯地质学家在中蒙边境地区的研究，缝合带存在较强的剪切作用(Козаков et al., 2011), 因此不排除本区的构造薄弱带也包括剪切作用形成的拉分带。罗照华等(2019)通过西藏罗布莎蛇绿岩型铬铁矿的研究，认为源自地幔过渡带的强还原流体的持续补给和快速运动对超镁铁质物质的上涌起到了重要作用，这一见解对贺根山镁铁-超镁铁质岩形成过程的认识是有启发的，这里说的“源自地幔过渡带的强还原流体”正是黄竺等(2015)在贺根山发现的含超高压、强还原矿物的熔-流体。作者们通过地球物理手段研究进一步证实的是，这些镁铁-超镁铁质熔-流体最后一段快速运动的空间条件。

根据这套镁铁-超镁铁岩石的组分特征及其与洋壳的组合关系，本文保留前人称其为蛇绿岩的提法。不过，它们以其深部来源和就位方式区别于目前流行的蛇绿岩概念，可以看作对原有蛇绿岩概念的补充或延伸。相信随着“蛇绿岩型金刚石”更多的发现，会有更多的讨论和结论。

镁铁-超镁铁岩的产出状态还暗示了一个重要的事实，在古亚洲洋演化的最后阶段，局部地段(例如本文讨论的贺根山)在板块汇聚过程中未发生明显的俯冲和碰撞，而是通过被幔源物质“拼贴”的方式连为一体。Coleman在1989年《Continental Growth of Northwest China》一文中曾提到:“这部分熔融的产物就是把刚聚合的地体拼贴在一起的A型花岗岩”。这里描述的是板块闭合后的进一步固结，与本文提到的板块闭合前的幔源物质的充填、拼贴作用有所区别，但是共同之处是注意到在板块闭合过程中幔源岩浆的参与和所起的作用。

贺根山玄武岩主要分布在贺根山西南，图 2c显示它们与镁铁-超镁铁岩呈断层接触关系。前人对玄武岩做了研究，玄武岩具有较高的SiO₂ (48.75%，n=7，n为样品数)，TiO₂ (1.95%，n=7)，K₂O (1.32%，n=7)、较低CaO (5.46%，n=7)和MgO (4.81%，n=7)，高稀土含量(ΣREE=211×10^-6，相当于球粒陨石的50倍)和轻稀土富集特征(LREE/HREE=1.73) (刘家义，1983；唐克东，1992)，从微量元素看(表 1、图 4a)，无明显Nb、Ta负异常，富集大离子亲石元素K、Rb、Sr、Ba，ε_Nd(t)=5.0~5.7，I_Sr=0.7045~0.7051 (Miao et al., 2008)。Robinson et al. (1999)结合微量元素Ti-Zr等图解，认为贺根山玄武岩形成于板内环境，具有类似OIB特征，熔岩来源于独立的岩浆，提出它们具有海山或洋岛玄武岩的属性。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 贺根山与朝克山玄武岩元素地球化学对比 Table 1 Comparative study of element-geochemistry of basalts in Hegenshan and Chaokeshan 样品 CaO K2O Na2O MgO ΣREE LREE/HREE Sr Ba Pb Zr/Nb La/Nb Ba/Th εNd(t) 贺根山块状玄武岩 4.88 1.47 4.54 4.71 211.1 1.73 506 325 6.2 6.7~7.8 0.72~0.79 166~463 5.5 朝克山变质玄武岩 11.2 0.23 2.75 7.24 88.75 0.61 103 44 0.31 54~64 1.8~2.3 52~236 10.16 注：全岩(wt%)和稀土元素(×10-6)数据曹从周等(1986)；微量元素(×10-6)和εNd(t)引自Miao et al. (2008)，均为6个样品平均值

表 1 贺根山与朝克山玄武岩元素地球化学对比 Table 1 Comparative study of element-geochemistry of basalts in Hegenshan and Chaokeshan

图 4

Fig. 4

图 4 贺根山和朝克山玄武岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)及原始地幔标准化微量元素蛛网图(b) (a)红线是朝克山MORB (Miao et al.，2008); 黑线是贺根山OIB (刘家义，1983；Robinson et al.，1995; Miao et al.，2008). (b)微量元素引自Miao et al. (2008) Fig. 4 Chondrite-normalized REE patterns for basalts of Hegenshan and Chaokeshan (a) and primitive mantle-normalized trace element for basalts of Chaokeshan (b) (a) the red line stand for MORB basalt of Chaokeshan (Miao et al., 2008); the black line stand for OIB basalt of Hegenshan (Liu, 1983; Robinson et al., 1995; Miao et al., 2008). (b) trace element after Miao et al. (2008)

综上所述，贺根山玄武岩高SiO₂、TiO₂，无伴生的席状岩墙群，不同于大洋中脊玄武岩，也不属于Nb、Ta亏损的岛弧型火山岩，它们具有洋岛玄武岩的特征，但与典型的洋岛玄武岩相比，地壳表征元素Pb、Sr明显增高(图 4b)，表明受到陆壳混染，结合含珊瑚化石灰岩夹层的存在，暗示玄武岩可能形成在边缘盆地中。张旗(2014)曾指出，与OIB成因有关的地幔橄榄岩自上-下地幔边界或核幔边界上升至大洋岩石圈地幔的底部，在那里汇聚、部分熔融，形成OIB型玄武岩。由此看来，贺根山含金刚石的地幔橄榄岩和具有OIB特征的玄武岩在形成的深源背景上有着密切的联系。

综上所述，贺根山地区不存在晚泥盆-早石炭世的岛弧火山岩，那么是否存在早-中泥盆世的岛弧火山岩呢？在东乌旗以西约20~30km(图 1)，在前人描述的下-中泥盆统剖面中确有火山岩的存在，但是正如区域地质志中写的:“火山活动比较微弱，有一些火山灰及火山碎屑岩散在陆缘沉积中，不见喷发熔岩”。连续产出的中、下泥盆统温多尔敖包特组、敖包亭浑迪组、巴润特花组，总厚大于2732m，而沉积岩中所夹凝灰岩及凝灰质粉砂岩厚度小于300m。且地层中含有大量珊瑚和腕足类化石。该区在中泥盆统的哈诺敖包组(D_2hn，见图 1)含有凝灰岩和中基性火山岩，厚约1500m，是一套含有植物化石: Anourophyton germanicum、Lepidoden-dropsis、Drepanophycus、Hostimella的陆相地层。上述事实表明东乌旗地区不存在与俯冲作用有关的早-中泥盆世岛弧及岛弧火山岩。由此推测，贺根山地区存在的晚泥盆-早石炭世洋盆是一个时、空演化规模都有限的小洋盆，没有发展到沟-弧-盆系的演化阶段，通过陆壳物质的充填就结束了。

此外，许多学者都注意到贺根山玄武岩与朝克山变质玄武岩的区别(表 1)，朝克山变质玄武岩属轻稀土亏损的MORB基性熔岩(图 4a)，微量元素也明显区别于贺根山玄武岩。朝克山玄武岩形成在扩张的洋中脊，贺根山玄武岩则形成于洋岛或海山的环境中。二连-东乌旗缝合带的研究显示，在板块汇聚过程中，将不同构造背景下形成的蛇绿岩、洋壳碎块聚合在一起。Robinson et al. (1995)根据对贺根山玄武岩及PTG型堆晶岩(橄榄岩+橄长岩+辉长岩)的研究，指出“熔岩化学成分和深成岩之间的矛盾明显地与蛇绿岩是一种同成因岩套的假设相矛盾，在Troodos蛇绿岩和古亚洲褶皱带西部蛇绿岩中，都识别出了多次岩浆作用的存在”。由此看来，消亡前的古亚洲洋已经不再是一个连续的、统一演化的洋盆了，存在可能的深成岩活动及不同环境下的火山岩喷发。

贺根山幅1:20万地质调查报告给出的620矿区西南的实测剖面(图 2A-B)，在玄武岩之上出现了由熔凝灰岩和安山岩组成火山-沉积岩系，Robinson et al. (1995)还报道了其中分布的硬砂岩。这套地层厚度大于450m(即图 2中的深蓝色部分)，未发现化石，以前时代被推测为D₂。目前根据贺根山新发现的不整合面和上覆凝灰岩的年龄(323Ma)，可将它们的时代推测为D₃-C₁。作为玄武岩的上覆岩系，它们和玄武岩之间未见角度不整合的接触关系。这是一套高铝(Al₂O₃=17.88%~18.04%)、高钙(CaO=9.4%~11.65%)、低钾(K₂O=0.40%~0.49%)的岩石，不属于蛇绿岩，也不属于岛弧火山岩。贺根山和朝克山地区还出露了由粉砂质泥板岩、英安岩、流纹岩及其凝灰岩组成的火山沉积岩系，碎屑粒度逐渐变粗，厚达4000m，可以同作为上覆岩系看待。对于这套火山沉积碎屑岩盖层的研究十分重要，正如Upadhyay and Neale (1979)指出的“洋壳的上覆岩系是评价构造背景的重要参数”。

上覆岩系中出现的高铝、高钙熔凝灰岩、凝灰质安山角砾岩和硬砂岩，标志着该区最后以非岛弧的钙碱性火山岩喷发结束了洋盆演化。引人注目的是，这套上覆岩系与代表最后阶段洋盆演化的玄武岩之间不存在沉积间断或角度不整合，显示了从“洋”到“陆”是平静的过渡，没有明显的过渡壳阶段，既无标志俯冲作用的混杂堆积，也未形成明显的岛弧链，直接通过陆源碎屑的充填、堆叠和少量中基性火山岩的喷发，结束了小洋盆最后阶段的演化，贺根山地区作为增生的年轻陆壳，直到晚石炭-早二叠世才迎来了陆表海的沉积和岩浆活动(邵济安等，2014)。

与此类似的现象也出现在主缝合带向南突出的弧顶——蒙古国的达兰扎达嘎德，在中志留世-早泥盆世巨厚的蛇纹岩、硅质岩之上，出现了早-中泥盆世的枕状熔岩，上部出现了中-晚泥盆世的凝灰质火山熔岩、碎屑岩、灰岩的夹层，越往上夹层出现的越频繁，且粒度越来越粗，在产状基本不变的情况下，最后出现了早石炭世含海百合茎的陆源杂砂岩，在蛇绿岩和上覆的陆壳之间，同样未发现过渡壳。这种现象曾被笔者概括为“软碰撞”(邵济安和李晓波，1993)。

这类“软碰撞”的现象在中亚造山带西部同样存在，正如Coleman (1989)曾指出“准格尔盆地的基底主要由圈闭的洋壳构成，其上覆的古生代沉积物是在东、西准格尔地体出露的海相沉积物的延续。” Coleman这种“洋壳因被圈闭而消亡”的观点对当时才推广了20多年的板块构造学说来说，应该是一重要的补充，同时也可以看到，中亚造山带的研究对丰富板块构造的认识起了重要的作用。

在我们关注古亚洲洋闭合方式的同时，不难看到各地闭合时间的差异。蒙古国境内库尔班赛汉的巴彦戈壁苏木可见到的中泥盆统(D₂)的不整合面；二连浩特东57km赛罕高毕一带洋盆闭合发生在在晚泥盆世360Ma之前(Yang et al.，2017)；苏尼特左旗的敖木根呼都格可见到上泥盆统法门阶(D₃)底部的角度不整合面; 贺根山一带可见到上石炭统(C₂)底部的不整合面。各地不整合面的层位差异，反映了小洋盆的闭合具有“被动式的渐进固结特征”，不存在古亚洲最终固结的单一缝合带(Coleman，1989)。

此外，洋盆闭合的同时也不断有一些老陆壳碎块被拼贴嵌入缝合带。有人在朝克山蛇绿岩附近发现变质片岩组成的岩块，其碎屑锆石年代测定为早古生代423~439Ma (Xu et al.，2018)。二连浩特以西的艾力格庙出露了一套大理岩、石英岩和酸性火山岩，可以看作镶嵌在二连-贺根山缝合带中的变质地块，Yarmolyuk et al. (2005)获得了该地块片麻状花岗岩的U-Pb年龄952Ma。以上种种复杂多变的现象都反映了古亚洲洋具有“微陆块-小洋盆”的特征(任纪舜等，2016)，贺根山蛇绿岩仅是其中的一段而已。

本文从前人发现贺根山含金刚石铬铁矿的事实入手，对镁铁-超镁铁质熔-流体上涌的通道、伴生玄武岩及上覆岩系的形成环境及意义进行了讨论，从而对贺根山地区的大地构造演化特征取得了以下认识:

(1) 贺根山含有大量超高压、强还原矿物的镁铁-超镁铁岩石与具OIB特征的玄武岩共同显示了软流圈底辟体上涌的背景。笔者曾考虑采用“板内裂谷带”或“海底裂谷带”等词汇来描述贺根山小洋盆的特征，由于本区并未发现对接带两侧保留的与裂谷作用配套的产物，而且认为“裂谷带”未必能反映本区幔源物质来源的深度，因此，本文仍采用“软流圈底辟体上涌”的方式描述贺根山小洋盆的形成背景，并且认为，即将对接的两大板块之间可能是通过被幔源物质拼贴为一体的。

(2) 通过贺根山缝合带中各种岩块的研究，可以认识到：缝合带中不同来源、不同时代块体的存在、缺乏与俯冲相关的沟-弧-盆系、不同地段洋盆闭合时间的差异，均显示了后期的古亚洲洋具有陆间小洋盆的特点。正是由于多陆块的逐渐叠接，消耗或减弱了板块汇聚的能量，导致所谓的“被动碰撞造山作用” (Coleman and Maruyama, 1988)。

(3) 贺根山蛇绿岩的上覆岩系研究，表明地表的残余洋盆可以通过陆源物质的堆积和充填，完成从洋壳向陆壳的转换。

本文仅是从贺根山地区的研究得到初步认识，从中得到的结论并不代表对整个二连-贺根山缝合带的认识，相信随着中亚造山带的深入研究将会获取出更多的信息，丰富我们对消失的古亚洲洋的认识。

致谢      本文在写作过程中，曾与任纪舜、袁学诚、杨经绥、罗照华、张旗等先生进行了讨论，对本文的编写很有启发，在此一并致谢。