2020, Vol. 36
2. 自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室, 长春 130061;
3. 天津地质调查中心, 天津 300170;
4. 中国冶金地质总局第一地质勘察院, 三河 065201
2. Key Laboratory of Mineral Resources Evaluation in Northeast Asia, Ministry of Natural Resources, Changchun 130061, China;
3. Tianjin Center of Geological Survey, China Geological Survey, Tianjin 300170, China;
4. The First Geological institute of the China Metallurgical Geology Bureau, Sanhe 065201, China
中亚造山带是位于西伯利亚板块、塔里木板块以及华北板块之间的一条巨大的增生型造山带，是全球范围内显生宙增生最为强烈的区域之一(Şengör et al., 1993; Jahn et al., 2000; Xiao et al., 2003; Windley et al., 2007; Wilde, 2015)。兴蒙造山带隶属中亚造山带东段，主要位于我国内蒙古和东北地区，自早古生代以来，该造山带经历了古亚洲洋俯冲闭合、碰撞造山和造山带垮塌等一系列演化过程(Mossakovsky et al., 1993; Khain et al., 2003; Dobretsov et al., 1995)。而其中在造山带内部及华北板块北缘地区保留了大量的岩浆、沉积及构造运动等地质证据(图 1)，引起了很多学者的广泛关注，该地区也是研究造山带演化的理想区域。
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图 1 内蒙古中部区域构造简图(据Xiao et al., 2003) Fig. 1 Sketch regional tectonic map of middle Inner Mongolia (after Xiao et al., 2003) |
近些年，学者们对兴蒙造山带的演化研究取得了很多进展，大多数学者都认同缝合位置在索伦、西拉木伦河至延吉一带(Xiao et al., 2010; 刘建峰等，2016; Guan et al., 2019)。但是其中最具争议的问题——古亚洲洋的闭合时限，仍未能得到解决。就目前的研究而言，主要有3种观点：其一，基于沉积地层及造山带结构等研究结果，认为古亚洲洋在晚泥盆世至早石炭世期间闭合，石炭纪以后进入伸展环境(Xu et al., 2013; Zhao et al., 2013; 张晋瑞等，2018)；其二，基于大量的古生代岩浆岩数据及构造变形等研究，认为古亚洲洋在奥陶纪至古生代末期，处于一种持续俯冲的状态，在晚二叠世-早中生代闭合(Chen et al., 2014; Xiao et al., 2015; Li et al., 2016; Eizenhöfer and Zhao, 2018)；其三，近些年基于沉积-变质地层中碎屑锆石年龄和同位素的分布规律，认为在早古生代末期，在华北板块北缘发生弧陆碰撞，此时古亚洲洋未闭合(Ma et al., 2019; Shi et al., 2019; Wang et al., 2020)；之后，经过短暂的伸展作用后，古亚洲洋继续俯冲，直至晚古生代末期-中生代早期闭合(Zhang et al., 2014; 周志广等，2018; Chen et al., 2020)。
后两种观点与第一种的区别在于对晚古生代构造背景的解释，即晚古生代是否还有俯冲作用的存在。由于学者们对这一问题的解决方案采取的侧重点不同，所以得出了不同的认识。为了解决上述问题，笔者选定兴蒙造山带中段南缘的内蒙古中部苏尼特右旗地区开展了详细的野外地质调查，该地区露头较好且保留了大量的古生代构造-岩浆活动及沉积建造。在此基础上测制剖面，采集了石炭-二叠系沉积地层及火山岩样品，通过锆石U-Pb年代学及地球化学研究，还原晚古生代兴蒙造山带南缘的构造背景，为该区构造演化提供新的依据。
1 区域地质背景研究区位于内蒙古自治区苏尼特右旗中部朱日和镇至毕力赫金矿一带。该区大地构造位置位于中亚造山带东南段(图 1)，横跨两个构造单元，北侧的温都尔庙增生杂岩带和南侧的白乃庙弧岩带(图 2)，两者以温都尔庙断裂为界(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。研究区构造复杂，地质单元繁多，从古生代到中生代的地质体均有出露。其中，早古生代地质体出露相对有限：侵入岩以奥陶纪-志留纪的花岗质岩石为主，除此之外，还有小部分寒武纪辉长岩和蛇绿岩出露在温都尔庙断裂附近(刘敦一等，2003; Jian et al., 2008)；而地层单元主要包括温都尔庙群、白乃庙群以及志留系徐尼乌苏组和西别河组。温都尔庙群与白乃庙群分别出露在温都尔庙断裂两侧。其中，温都尔庙群为一套俯冲增生杂岩，岩石组成为枕状玄武岩、绿泥片岩、含铁硅质岩、石英片岩和大理岩等，其形成时代一直被认为在早古生代(Tang and Yan, 1993; 李承东等，2012)；白乃庙群主要为一套绿片岩相变质的火山-沉积地层，形成时代为奥陶纪-志留纪(Zhang et al., 2014, 2019)。西别河组为一套磨拉石建造(胡骁等，1990；Xu et al., 2013)，仅出露在研究区中部，角度不整合覆盖在志留系的徐尼乌苏组之上。相对而言，晚古生代地质单元出露广泛，主要有石炭纪的查干诺尔火山岩、酒局子组、本巴图组和阿木山组，它们之间均为断层接触。本巴图组角度不整合覆盖在早古生代侵入岩之上，阿木山组角度不整合覆盖在温都尔庙群上，两者为断层接触且后期均被二叠纪岩浆侵入。二叠系三面井组出露面积较大，角度不整合覆盖在石炭系地层之上，其上又被额里图组角度不整合覆盖，两者均不同程度被后期花岗质岩浆侵入。另外，还有少数的中生代火山岩地层出露在研究区西北部，均角度不整合覆盖在二叠纪地质体之上。一直以来对这些火山岩研究较少，其形成时代等还存有疑虑。本文选取了部分露头较好的火山岩及区内本巴图组和三面井组沉积地层作为研究对象，探讨其形成的构造背景。
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图 2 研究区地质简图(据吉林大学地质调查研究院，2015①) Fig. 2 Simplified geological map of study area |
① 吉林大学地质调查研究院. 2015.苏右旗幅1:25万区域地质图(修测)
2 沉积地层特征及古生物 2.1 本巴图组本文测制的三条剖面(PM02、PM12和PM14)位置见图 2，其中用于室内研究的岩石样品主要采集自剖面PM02，化石样品主要采自PM14。
本巴图组实测剖面PM02位于研究区最东部，地层产状向南，后期被一些岩脉侵入，与查干诺尔火山岩成逆冲断层接触(图 3)。由于后期复杂的断层作用，该条剖面调查产状与另外两条不一致。该剖面由底到顶大致分为四个旋回(图 4)，每个旋回底部多为含砾粗砂岩，向上粒度逐渐变细，存在较多的火山碎屑岩层，且火山物质以流纹质为主，表明该地区当时有较频繁的火山活动。剖面底部的砂砾岩主要为紫红色，且包含有交错层理，向上发展为平行层理等，指示剖面底部刚开始沉积时，为炎热干燥的陆相环境。
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图 3 本巴图组实测剖面PM02 Fig. 3 Section PM02 of Benbatu Formation |
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图 4 本巴图组柱状图 Fig. 4 Stratigraphic columns of Benbatu Formation |
本巴图组实测剖面PM14位于PM02东侧，两者之间可能缺失一段地层。该剖面可分为五个沉积旋回(图 4)，每个旋回底部也以粗砂岩或含砾砂岩开始，以中-细砂岩结束，最后一个旋回出现灰岩，也说明当时的水体处在一个不断加深的过程。整体来看，PM14下部以岩屑砂岩、长石砂岩为主，显示搬运距离近，成熟度低的碎屑沉积；而上部大量杂砂岩的出现，也说明当时水动力条件弱的特征。本巴图组实测剖面PM12位于前两条的中间位置，该剖面距离较短，可分为两个旋回，整体和PM14上部重复(图 4)，顶部旋回以含砾砂岩为底，向上过渡为生物碎屑灰岩，后又转变为砂岩，反映出该地区当时地壳频繁波动，海水深度频繁变化。
本文将三条剖面横向比较后发现，该地区的本巴图组按照岩性特征可分为上下两段。下段以火山碎屑岩和滨海-浅海相碎屑岩相间产出为特征，说明存在周期性的火山活动；上段主要以滨海-浅海相的碎屑岩和灰岩为主。总体看来，本巴图组由滨海向浅海相转变。在研究区内该组底部直接角度不整合覆盖在早古生代侵入岩上且沉积厚度有限，有明显弧后盆地沉积的特征。
2.2 三面井组本文由北向南测制了三条三面井组剖面(PM10、PM13和PM19)，位置如图 2所示，岩石样品和化石样品主要集中在剖面PM13上。其中PM19位于最南侧，依照整体倾向向北地层的产状，PM19位于三面井组的底部。该条剖面以灰岩、生物碎屑灰岩和紫红色砾岩相间产出为特征(图 5)，夹有砂质板岩和岩屑长石砂岩，以砾岩-灰岩-砂质板岩为基本层序，反映了滨海沉积、浅海沉积的反复更替。砾岩中砾石以石英岩为主，大小不一，分选差，但磨圆较好，反映其沉积时的水动力强大，搬运距离较远。剖面PM13以岩脉与剖面PM19断开，层位在其上部。在该剖面中依然以多个中粗粒砂岩-中细粒砂岩-粉砂岩为基本旋回(图 5)。剖面中碎屑岩的碎屑成分非常复杂，粒屑为棱角状且分选差，岩屑和砂屑大小不一，与近50%的粉砂混在一起，显然是快速堆积的结果，反映了不稳定的沉积环境，同时也说明物源区岩石成分复杂。剖面PM10位于PM13的北东方向(图 2)，该条剖面下部碎屑岩总体为灰绿色，并含有植物化石碎片，且碎屑成分较单一，表明处于一个水动力较弱的环境。之后伴随着火山碎屑岩的出现，以及碎屑岩中分选磨圆的变化，显示沉积环境由稳定变为活动(图 5)。
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图 5 三面井组柱状图 Fig. 5 Stratigraphic columns of Sanmianjing Formation |
通过将这三条剖面横向比较后发现，研究区的三面井组可分为上下两段：下段为砾岩、杂砂岩、粉砂岩和灰岩组成的一套浅变质地层，反映了滨海-浅海沉积的反复交替；上段主要为粉砂岩并开始出现火山碎屑岩。总体来讲，研究区内该组地层形成于地壳不稳定的浅海-滨海沉积环境。
2.3 古生物化石本巴图组和三面井组均发育生物碎屑灰岩，内含丰富的生物化石，以类为主。在研究区，本巴图组灰岩中可见海百合茎(图 6a)、平常希瓦格(Schwagerina vulgaris)(图 6b)、李希霍芬希瓦格(Schwagerina richthofeni)(图 6c)；而在研究区外部的相同层位，除了类之外，还发现了珊瑚类化石的出现。三面井中的化石种类略有不同，其中有上部层位可见陆生植物化石碎片(图 6d)，前人在该组上段岩层中还发现过十字芦木(Calamites cruciatus)和梭鳞木(Lepidodendron szeianum)(内蒙古自治区地质局区域地质测量队，1976①)，除此之外就是大量的类化石(图 6e, f)。具体的古生物化石鉴定结果见表 1。从以上的化石总体特征分析，在晚石炭-早二叠世，该地区可能处于一个温暖开阔的浅海环境；到三面井组形成的后期，可能处于滨海沼泽相环境。
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图 6 野外发现的古生物化石照片 (a)海百合茎; (b)李希霍芬希瓦格; (c)平常希瓦格; (d)植物碎片; (e)假紧卷似纺锤; (f)柔似纺锤 Fig. 6 Photos of the fossils found in the measured sections (a) crinoid stems; (b) Schwagerina richthofeni; (c) Schwagerina vulgaris; (d) fragments of plant fossil; (e) Quasifusulina paeudocompacta; (f) Quasifusulina tenuissima |
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表 1 生物化石时代分布特征 Table 1 Era distribution of fossils |
① 内蒙古自治区地质局区域地质测量队.1976.镶黄旗幅1:20万区域地质调查报告
3 样品特征与分析方法 3.1 样品特征本巴图组采集的样品来自于剖面PM02 (图 2)，分别是岩屑长石杂砂岩(TM15-12, 42°23′24″N、113°2′24″E)和变质砂岩(Z17-11, 42°23′7″N、113°2′20″E)。剖面中砂岩交错层理发育，杂砂岩单层厚度可达0.1m(图 7a)，变质砂岩的原始层理保存较好，沿层理方向劈理非常发育，局部岩石破碎严重(图 7b)。其中，岩屑长石杂砂岩，粗粒结构，块状构造，岩屑含量较高，成分复杂，可见千枚岩、石英片岩等岩屑，岩屑多棱角状，分选差(图 7c)；变质砂岩为细粒结构，块状构造，以石英为主，粒径0.15~0.25mm，有少量岩屑，磨圆分选依然较差(图 7d)。
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图 7 沉积岩野外及镜下照片 (a-d)本巴图组；(e-h)三面井组 Fig. 7 Representative outcrops and microphotographs of sedimentary samples (a-d) Benbatu Formation; (e-h) Sanmianjing Formation |
三面井组采集的样品分别是粉砂质板岩(P13b4-2, 42°18′57″N、112°59′59″E)和中粒岩屑长石杂砂岩(TM15-37, 42°20′31″N、113°3′42″E)，采样位置见图 2。粉砂质板岩层位可见明显的层理，后期劈理与层理方向一致，导致该层破碎严重(图 7e)。杂砂岩层位为明显的平行层理，可见明显的韵律变化(图 7f)。镜下可见粉砂质板岩有明显的板状构造，泥质部分重结晶为细小的绢云母鳞片，且局部碳酸盐化，原岩可能为钙质粉砂岩(图 7g)。中细粒岩屑长石杂砂岩有明显的砂状结构，块状构造，由陆源碎屑和填隙物组成，碎屑以长石石英为主，含少量的火山岩岩屑。碎屑粒径0.2~0.5mm，棱角状，磨圆分选差(图 7h)。
除上述4个碎屑岩样品外，本文在研究区东侧与三面井组不整合接触的“中生代”火山岩层位采集了一组安山岩样品，用以限定三面井组的形成时代，采样位置如图 2所示(42°25′02″N、113°33′40″E)。岩石较为新鲜，块状构造(图 8a)。镜下为斑状结构，基质为交织结构，斑晶含量约20%，主要以斜长石和普通角闪石为主(图 8b)，粒度小于1mm，部分角闪石发生阳起石化；基质为杂乱排列的板条状斜长石微晶，局部可见一些杏仁结构。
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图 8 安山岩野外及镜下照片 Fig. 8 Outcrop and microphotograph of andesite |
测年样品在河北区域地质调查所实验室进行锆石挑选，北京锆年领航公司进行阴极发光照相。锆石U-Pb年龄测试分别在中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室和东北亚矿产资源重点实验室完成。实验过程均使用193nm激光剥蚀系统和多接受器电感耦合等离子质谱仪(LA-MC-ICP-MS，Neptune)，以91500标准锆石作为外部标样。实验具体方法参见李怀坤等(2009)。数据处理采用ICPMSDataCal (Liu et al., 2010)和ISOPLOT3.0程序(Ludwig, 2003)，普通铅校正依据Andersen(2002)。岩石化学分析在广州澳实实验室完成，主量元素采用X-荧光光谱法，微量采用ICP-MS分析方法。
4 分析结果 4.1 锆石U-Pb年代学由于Pb元素的性质和校正的不确定性，大于1000Ma年龄采用207Pb/206Pb，小于1000Ma选择206Pb/238U(Gehrels et al., 2006)。且所有用于分析的锆石谐和度均大于95%。
本巴图组杂砂岩样品(TM15-12)的锆石大多为次棱角-次圆状，并可见明显的环带特征(图 9a)。其Th/U比值介于0.06~1.16之间(表 2)，仅有4颗锆石的Th/U值低于0.1，且锆石年龄均大于1800Ma，总体上属于岩浆成因(Koschek, 1993; Belousova et al., 2002)。在测试的80个锆石中，一共获得69个有效年龄，其结果分为三个区间：晚古生代(298~309Ma，n = 5)、早古生代(432Ma，n = 1)和古元古代至太古代(1710~2588Ma，n = 63)。因此，最小年龄299Ma为该层位的最大沉积年龄(图 10a)。变质砂岩样品(Z17-11)的锆石依然具有以上岩浆锆石的特征(图 9b)，Th/U比值在0.10~1.39之间(表 2)。在测试的60个锆石中，获得55个有效年龄，结果为296Ma、361Ma，497Ma各一颗锆石，中元古代(1161~1598Ma，n = 22)，古元古代至太古代(1606~2589Ma，n = 30)。所以，最小年龄296Ma为该层位的最大沉积年龄(图 10b)。
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图 9 样品中代表性锆石的阴极发光照片 Fig. 9 Cathodoluminescence (CL) images and test spots of representative zircons in the samples |
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表 2 本巴图组锆石U-Pb年龄结果 Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Benbatu Formation |
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图 10 测试样品的年龄分布直方图和锆石U-Pb年龄谐和图 Fig. 10 Relative probability diagrams and zircon U-Pb concordia diagrams from the dated samples |
三面井组粉砂质板岩(P13b4-2)的锆石为次棱角-次圆状(图 9c)，同样具有岩浆锆石特征，Th/U在0.09~1.79之间(表 3)，仅有一颗锆石的值低于0.1(1858Ma)。测试80颗锆石，获得79个有效年龄，为晚古生代(271~294Ma，n = 22)、早古生代(378~480Ma，n = 22)、古元古代至太古代(1788~2944Ma，n = 35)。其最小年龄271Ma可能为其最大沉积年龄(图 10c)。另外1个样品中粒岩屑长石杂砂岩(TM15-37)，锆石具有相似的岩浆锆石特征(图 9d)，仅有一颗锆石的Th/U小于0.1(1870Ma)(表 3)，测试80颗锆石，获得69个有效年龄，分别为晚古生代(272~359Ma，n = 4)、早古生代(365~489Ma，n = 10)、古元古代至太古代(1785~2631Ma，n = 55)。最小年龄272Ma可能为其最大沉积年龄(图 10d)。
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表 3 三面井组锆石U-Pb年龄结果 Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the Sanmianjing Formation |
安山岩(样品BL2019-5)锆石有明显的中基性岩浆锆石特征，自形至半自形(图 9e)，其Th/U值均大于0.1(表 4)。30颗锆石中，除去9颗不在谐和线的锆石，剩下的21颗锆石加权平均年龄为277±1.4Ma，代表安山岩的喷出年龄(图 10e, f)，表明其形成于早二叠世。
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表 4 安山岩(样品BL2019-5)锆石U-Pb年龄结果 Table 4 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results of the andesite (Sample BL2019-5) |
安山岩样品的主微量元素分析结果见表 5。样品具有低硅(SiO2 = 52.69%~53.56%)、铝(Al2O3 = 13.80%~13.99%)，高镁(MgO = 8.80%~9.28%)、铁(Fe2O3T = 8.06%~8.54%)的特征，且有较高的Mg#(68.6~70.9)。具有明显的高镁安山岩的地球化学特征(唐功建和王强，2010)。样品的里特曼指数σ在2.07~3.51之间，在TAS图解中样品均为玄武安山岩，且大部分为高钾钙碱性系列(图略)。样品中稀土含量较低(ΣREE = 85.55×10-6~89.91×10-6)，轻重稀土分馏中等((La/Yb)N = 4.17~4.39)，Eu有较弱的负异常(δEu = 0.82~0.87)。样品明显富集大离子亲石元素(LILEs，Cs、Rb、K)，亏损高场强元素(HFSEs，Nb、Ta、Ti)。
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表 5 安山岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析结果 Table 5 Major(wt%) and trace(×10-6)element compositions of the andesites |
本文通过地层中的碎屑锆石年龄、古生物化石等方面的证据，来限定其形成时代。本巴图组前人将其归为上石炭统(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。本文2个样品的最大沉积年龄分别为299Ma和296Ma，而其上部层位出现的珊瑚和类等生物主要生活在晚石炭至早二叠世，所以该时期为本巴图组的形成时代。三面井组在区域上被认定为属于一套下二叠统地层(内蒙古自治区地质矿产局，1996)，本文2个样品的最大沉积年龄分别为271Ma和272Ma，其上部层位出现的类和芦木等生物主要生存年代为早-中二叠世(内蒙古自治区地局区域地质测量队，1976)。由此可见，三面井组的形成时代为早-中二叠世。另外位于研究区北部毕力赫金矿附近的“中生代”火山岩，形成时代也并非中生代，其喷出年龄为277±1.4Ma，与区域上额里图组的时代相同。研究区内前人填图为“中生代”的火山岩缺少详细的研究，其形成时代可能都存在疑虑。加之区内和相邻地区均出露大量的早-中二叠世的岩浆岩(张拴宏等，2010)，说明在这一期间，整个兴蒙造山带南缘进入到了一个岩浆活动非常活跃的时期。
5.2 锆石物源分析本文样品的所有锆石均为随机挑选，大部分锆石有棱角状的形态特征，说明其没有经过长时间搬运。从样品的锆石频数图中我们可发现(图 11)，4个碎屑岩样品的锆石分布有着相似的规律，即年龄分布主要在以下三个区间：晚古生代、早古生代和古元古代至太古代。在4个样品中，可见古元古代至太古代的碎屑锆石占有很高的比例，分别占比91.3%、54.5%、44.3%和79.7%。这其中，新太古代末期(~2.5Ga)和古元古代末期(~1.8Ga)的碎屑锆石，通常被认为是华北板块早期克拉通化以及之后多期裂谷事件的岩浆反应(图 11)，代表着华北板块的基底(Zhao et al., 2005; Wan et al., 2011; Zhai, 2014)。而样品Z17-11中1.1~1.6Ga的锆石在华北板块上也有岩浆记录。范宏瑞等(2006)在白云鄂博地区发现了与大陆裂谷有关的1.2~1.4Ga的火成碳酸盐脉和1.31~1.35Ga的辉绿岩脉；李怀坤等(2010)也在延庆高于庄组报道了1559Ma凝灰岩。这期间的锆石大频率的出现在样品中，一定程度的反映了当时华北板块基底物质为沉积盆地提供了主要物源。另一方面，结合碎屑岩的磨圆分选较差的情况，也一定程度说明当时的沉积位置离华北板块更近。
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图 11 研究区其它地质单元的锆石U-Pb年龄分布直方图 数据来源：(a、b)来自本文；(c)来自张金凤等，2017；(d)来自Zhang et al., 2014；(e)来自Rojas-Agramonte et al., 2011 Fig. 11 Relative probability diagrams of U-Pb detrital zircon age distributions for comparing age-equivalent sedimentary samples from different geological units Data sources: (a, b) from this study; (c) from Zhang et al., 2017; (d) from Zhang et al., 2014; (e) from Rojas-Agramonte et al., 2011 |
本文的样品中早古生代的锆石也有较大差异。在本巴图组中早古生代锆石出现的频率非常低，而三面井组却在444Ma有明显的峰值。许多学者的研究表明，在奥陶纪-志留纪期间，在白乃庙弧岩带上有非常广泛的岩浆活动(Zhang et al., 2014；白新会等，2015)。特别是在研究区的早古生代地层中，如白乃庙群、徐尼乌苏组等地质单元，420~440Ma的锆石非常集中(图 11)。这也在一定程度上说明了，早古生代岩浆活动形成的地质体，并不是本巴图组的主要物源，却作为三面井组的主要物源之一。这一现象也与野外地质特征相吻合，我们推测可能有两点原因：其一，早古生代侵入岩被本巴图组角度不整合覆盖，在研究区西侧白乃庙附近，可见其角度不整合覆盖在奥陶纪的奥长花岗岩之上。而这一时期的岩浆岩被学者们认为是俯冲阶段板片消减的产物(刘敦一等，2003；Jian et al., 2008)，所以从空间上来讲，盆地位于早古生代的岩浆弧之上。因此，早古生代的岩浆无法为沉积盆地提供大量的物源；其二，在早-中二叠世期间研究区内发育有大规模的逆冲推覆构造(李刚等，2012；周志广等，2018)，逆冲断层将部分下部的古老地质体带出地表，经过风化剥蚀的碎屑进入此时三面井组的沉积环境之中。
晚古生代锆石在本巴图组出现的频率依然较低(图 11)，且年龄主要为晚石炭-早二叠世，这与区域上的岩浆事件对应。在研究区乃至整个华北板块，晚古生代大面积的岩浆活动开始于晚石炭世晚期，在中二叠世达到顶峰(张拴宏等，2010；王挽琼，2014)。而本巴图组零星的晚石炭-早二叠世早期的锆石和研究区在这一时段的岩浆活动不强烈相吻合。三面井组的形成时代，正好对应了后期活跃的岩浆活动。在研究区，就有大量的早-中二叠世岩体出现。另外，在三面井组TM15-37样品中，有一组峰值为372Ma左右的锆石，这组锆石在区域上也有对应的岩浆事件。在研究区南部的察哈尔右翼后旗，出露有一套伸展背景的晚泥盆世二长花岗岩岩体(382±4.1Ma，黄丁伶，2014)。该岩体可能为三面井组提供物源，并通过河流搬运至此沉积。在研究区相邻地区的下二叠统呼格特组形成于海陆过渡环境(Luo et al., 2016)，和本文的三面井组有相同的锆石组成，其中也含有380Ma左右的锆石；郭硕等(2019)在乌拉特旗地区报道的“阿木山组”最小锆石年龄在273~285Ma之间，锆石组成与本文中的三面井组非常相似，沉积环境和沉积相显示其形成于俯冲背景下局部岩浆弧间的裂谷盆地。这也侧面说明了，在早二叠世末期兴蒙造山带南缘进入到了一个强烈挤压剥蚀环境中。
5.3 地层的沉积环境本巴图组在研究区内由于构造复杂且不见顶底，但可见其角度不整合覆盖在奥陶纪的奥长花岗岩之上。所以从空间上来讲，沉积盆地以早古生代的岩浆弧为底。研究区本巴图组底部还有火山碎屑岩夹层，底部碎屑岩的粒度较大，向上逐渐变细，且砾岩中还有大量的火山碎屑岩岩屑，这些都反映出本巴图组形成初期处于一种活动的构造环境(图 4)。同时岩性岩相组合由早期的洪积相/三角洲相，逐渐向滨海含砾沙滩相、滨浅海相和浅海相过渡，最上层开始出现灰岩，这些都显示出一个退积的海进序列。在晚石炭到早二叠世期间，华北板块北缘的岩浆活动显示其为安第斯型的活动大陆边缘(张拴宏等，2010)，但同时期在研究区附近的四子王旗地区出现了与弧后伸展有关闪长岩体(323Ma，柳长峰，2010)。结合区内本巴图组出露范围较为有限的情况，我们推测该地区当时可能为局部伸展的弧后盆地。
三面井组在区域上角度不整合覆盖在岩体及石炭系地层之上(内蒙古自治区地质矿产局，1996)。研究区该组底部下段层位为灰岩，之后过渡为紫红色砂砾岩，显示出由浅海相向滨海相的过渡，整个下段的上部层位表现出滨浅海相的反复交替，反映沉积环境由稳定向活动的转变(图 5)。而三面井组的上部层位开始出现火山岩夹层，其中的砂岩层位出现陆生植物化石，反应沉积环境不稳定，由滨浅海的位置移向陆缘。整体来看，三面井组的由浅海相向滨海相乃至滨浅沼泽相过渡，代表着挤压环境下沉积盆地逐渐变窄甚至消失的过程。
碎屑锆石的年龄分布也可以较好地反应沉积环境。Cawood et al. (2012)的统计结果认为，当碎屑岩中含有大量与地层形成时代相近的锆石时，地层可能形成于板块汇聚或碰撞环境下的弧前或前陆盆地；当碎屑岩中的锆石大部分都大于地层的沉积年龄时，则形成于伸展型盆地。如图 12所示，本巴图组样品基本落在伸展环境的区间，而三面井组则具有向板块汇聚方向过渡的趋势。
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图 12 碎屑锆石的累计百分比图谱(底图据Cawood et al., 2012) A-汇聚环境；B-碰撞环境；C-伸展环境 Fig. 12 Variation of the differences between the crystallization ages of the detrital zircons and the depositional ages of the sedimentary sequences, plotted as cumulative proportion (base map after Cawood et al., 2012) A-convergent setting; B-collisional setting; C-extensional setting |
本文的安山岩样品有着高钾钙碱性特征，且富集大离子亲石元素，相对亏损高场强元素，反应了典型的俯冲带大陆边缘弧火山岩的特征(Stern and Killian, 1996；邓晋福等，2007)。况且，高镁安山岩本身就是大洋俯冲、板坏汇聚边界的代表性岩石(唐功建和王强，2010)。本文样品中Sr含量较低，不属于埃达克质岩石，在图中落在了典型的弧火山岩范围内(图 13a)。而其相对较高的重稀土含量，也反映了岩浆来源不像埃达克质岩浆来源于俯冲洋壳的直接熔融，更有可能来自于俯冲流体交代的地幔楔(Tatsumi and Eggins, 1995)。样品的Zr/Hf值在35.2~36.3之间，小于原始地幔(37)而大于地壳(33)(Taylor and McLennan, 1985)，说明在岩浆上升过程中有一定的陆壳混染，这也与其有着陆缘弧而不是岛弧的属性相一致(图 13b)。在构造判别图解中，文中的样品也全都落在俯冲带范围内(图 13c)。综上，本文的安山岩形成于俯冲背景下的大陆弧环境。这也说明了在早二叠世晚期，研究区已进入俯冲背景下，此时古亚洲洋依然存在。
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图 13 安山岩构造判别图解(a, 据Defant and Drummond, 1990; b, 据Pearce, 1983；c, 据Wood et al., 1979 Fig. 13 Tectonic discrimination diagrams for the andesite (a, after Defant and Drummond, 1984; b, after Pearce, 1983; c, after Wood et al., 1979) |
早古生代末期的岩浆活动以及区域上该阶段最顶部的磨拉石建造——西别河组，标志着早古生代末期白乃庙弧与华北板块碰撞的结束，之后华北板块北缘进入到新的构造环境之中(Zhang et al., 2014; Ma et al., 2019)。本文综合区域上其它晚古生代的地质体，来还原兴蒙造山带中段南缘在这一时段的演化过程(图 14)。在泥盆纪期间，区域上的岩浆活动非常有限，仅在华北板块北缘出露部分面积不大的碱性岩体(Zhang et al., 2010; 王挽琼，2014)，代表着弧-陆碰撞的后伸展阶段。进入早石炭世，岩浆活动较弱，仅在研究区南部出露的石炭纪二长花岗岩年龄为342.5Ma(张臣等，2007)；而此时在区域上开始出现一套火山岩-查干诺尔火山岩(部分学者把其归为本巴图组的下部层位)，以安山岩为主，年龄在300~333Ma。石炭纪早期的岩浆活动，学者们认为是产生于陆缘弧环境的一次热事件(潘世语等，2012；张金凤和白新会，2016)，属于一个挤压环境，标志着俯冲作用的开始。晚石炭世岩浆活动依然不强烈，但四子王旗出现一些晚石炭世的碱性岩体，学者们认为在当时的华北板块北缘局部还是存在有弧后的扩张作用(柳长峰，2010)。之后开始出现海相碎屑岩沉积地层，其中本巴图组以早古生代岩浆弧为盆地基底，岩性岩相记录了一个海进的序列。在本巴图组之上，开始出现厚层的灰岩建造——阿木山组，在本文中两者为断层接触，在区域上两者呈交错或上下叠覆的关系(内蒙古自治区岩石地层，1996)。本巴图组到阿木山组的这套海相碎屑岩沉积，表明在晚石炭至早二叠世期间，兴蒙造山带南缘俯冲活动不强烈，沉积环境相对稳定。两者极有可能产出在一个局部拉张的弧后盆地环境之中。早-中二叠世的三面井组则表现为海退的趋势。本区三面井组顶部出现火山碎屑岩，表示沉积环境变得不稳定，整体向汇聚环境转换，沉积盆地逐渐消失。几乎在同一时段，区域上开始出现一套海陆交互相地层额里图组，该组地层以火山岩为主，局部可见角度不整合覆盖在三面井组之上。本文的安山岩也可能属于该组地层，但具体是否归属还需要更详细的野外工作。在研究区内，有许多这一时代的安山岩分布，这些安山岩均具属于高镁的钙碱性岩石系列(卿敏等，2012；Wang et al., 2019)，有着明显的俯冲带安山岩特征。而同时，区内开始出现大量的Ⅰ型花岗岩，且岩石内缺少富水矿物，可能代表着持续的挤压环境(王挽琼等，2013；王师捷等，2018)。在晚二叠世，区内出现碱性花岗岩岩体(蒋孝君等，2013；Yang et al., 2016)，这些岩体具有明显的A型花岗岩特征，可能代表着这一阶段碰撞接近尾声，构造环境向后造山环境转变。
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图 14 晚古生代兴蒙造山带中段南缘的演化过程 Fig. 14 Late Paleozoic evolution process of the central-southern margin of the XMOB |
综上，在晚古生代期间，该地区可能经历了以下几个阶段：泥盆纪为碰撞后伸展阶段，以碱性岩体为代表(图 15a)；早石炭世俯冲作用开始，以查干诺尔火山岩为代表(图 15b)；晚石炭世俯冲活动不强烈，局部依然存在伸展作用，出现少量碱性岩体以及本巴图等海相碎屑岩(图 15c)；早中二叠世，稳定的沉积被打破，俯冲作用开始加强，以三面井组、额里图组等海陆交互相地层和火山岩夹层，高镁安山岩以及大量的Ⅰ型花岗岩的出现为代表(图 15d)；晚二叠世之后，碰撞可能结束，开始出现代表伸展环境的A型花岗岩(图 15e)。
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图 15 晚古生代兴蒙造山带中段南缘构造演化示意图 Fig. 15 Schematic diagrams of tectonic settings for the central-southern margin of the XMOB |
(1) 碎屑锆石U-Pb年龄以及古生物等证据表明：本巴图组的最大沉积年龄为299~296Ma，出现海百合茎、类等化石，综合限定其形成时代为晚石炭世至早二叠世；三面井组的最大沉积年龄为272~271Ma，出现类以及芦木等化石，综合限定其形成时代为早-中二叠世。
(2) 根据沉积相以及碎屑锆石组成的变化显示，本巴图组显示出一个海进过程，形成于局部伸展环境下的弧后盆地；而三面井组则由浅海相向滨海以及滨海沼泽相过渡，显示俯冲作用加强，沉积环境由稳定变为活动，盆地逐渐变窄甚至消失。
(3) 安山岩的喷出年龄为277±1.4Ma，形成时代为早二叠世。其地球化学性质显示出高镁安山岩的属性，表现出古亚洲洋俯冲背景下的陆缘弧火山岩的特征。
(4) 兴蒙造山带中段南缘晚古生代的构造演化可分为5个阶段：泥盆纪为早古生代的碰撞后伸展；早石炭世俯冲开始；晚石炭世俯冲活动不强烈，局部为伸展背景且沉积环境相对稳定；早中二叠俯冲开始加强，区域开始出现大范围的岩浆活动，此时古亚洲洋仍未闭合；晚二叠世之后，碰撞结束，古亚洲洋消失，兴蒙造山带南缘转变为后碰撞的伸展环境。
致谢 感谢两位审稿人对本文的中肯建议，对本文的完善提供了很大帮助。
谨以此文祝贺杨振生先生九十华诞暨从事地质事业七十年。
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