興蒙造山帶中部晚古生代構造格局：來自晚泥盆-早石炭世色日巴彥敖包組碎屑鋯石和火山巖巖漿鋯石年代學的制約*

王樹慶 胡曉佳 楊澤黎

1.中國地質調查局天津地質調查中心，天津 300170 2.華北地質科技創新中心, 天津 300170

興蒙造山帶屬于中亞造山帶東南段，主要指華北板塊北緣赤峰-白云鄂博斷裂以北至中蒙邊境的廣大地區，其中分布有微陸塊、蛇綠巖、島弧、增生楔等大洋中不同性質的地質體，經歷了早古生代以來多期俯沖、弧-微陸塊碰撞及最終陸-陸拼貼等復雜地質演化過程，是增生造山帶研究的熱點和焦點地區，一直被國內外地質學界所關注(Xiaoetal., 2003, 2015, 2018; Xuetal., 2013, 2015; Liuetal., 2017)。近年來蛇綠巖和島弧巖漿作用研究表明，早在寒武紀大洋就開始俯沖(Chenetal., 2000; Jianetal., 2008; 王樹慶等，2016)，并經歷了長期的俯沖-增生過程(Xiaoetal., 2003, 2015, Li, 2006; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013; Liuetal., 2017)。但對于本區晚古生代構造格局和演化，目前仍存在一定爭議：一種觀點認為大洋從早古生代一直持續演化到晚古生代，并于晚二疊-早三疊世最終閉合(Xiaoetal., 2003，2015，2018; Li, 2006; Jianetal., 2008, 2010; Songetal., 2015; Liuetal., 2017；李錦軼等，2019a, b；劉永江等，2019)；另外部分學者認為大洋于晚志留世閉合，晚古生代為陸內演化階段(Xuetal., 2013, 2015; 徐備等, 2014, 2018; 邵濟安等, 2015)。爭議的核心在于早古生代末期大洋是否最終閉合，部分學者(徐備和陳斌，1997；Xuetal., 2013, 2015; 徐備等, 2014, 2018; 邵濟安等, 2015)認為志留紀末期大洋閉合最終造山的主要依據之一是蘇尼特左旗南部晚泥盆-早石炭世色日巴彥敖包組磨拉石建造角度不整合覆蓋在早古生代混雜巖之上，代表了大洋閉合及造山過程。而另外部分學者(李錦軼等，2019a)則認為色日巴彥敖包組屬于淺海環境的海進序列沉積，不屬于代表造山過程的磨拉石建造。因此如何認識晚古生代末期這套沉積地層對于研究興蒙造山帶古生代構造演化是關鍵點，本次工作在蘇尼特左旗南部敖木根呼都格剖面和阿拉塔特剖面對1:20萬蘇尼特左旗幅劃分的上泥盆統即狹義色日巴彥敖包組(內蒙古地質局測繪大隊,1965(1)內蒙古地質局測繪大隊.1965.1:200000蘇尼特左旗幅區域地質調查報告)進行了碎屑巖和火山巖共5件樣品進行了鋯石年代學、Hf同位素分析，進一步確定其時代，分析沉積環境，并示蹤物源區，對區域構造演化過程進行約束。

1 區域地質背景

研究區位于蘇尼特左旗南部約50km處的敖木根呼都格地區，大地構造位置屬于賀根山蛇綠巖帶和索倫-西拉沐倫蛇綠巖帶之間的蘇尼特左旗-錫林浩特-西烏旗復合增生帶，早古生代又被稱為北部造山帶(Jianetal., 2008; Xuetal., 2013)，由島弧巖漿作用記錄的早期俯沖時代為晚寒武-早奧陶世(490～484Ma，Chenetal., 2000; 石玉若等, 2005a; Jianetal., 2008; 王樹慶等, 2016)，伴隨俯沖弧前堆積了俯沖增生雜巖(500～415Ma，徐備等, 2014, 2016)，晚奧陶世俯沖晚期由于洋脊俯沖導致了深熔作用和錫林郭勒雜巖中高級變質作用(Jianetal., 2008; Lietal., 2011, 2017)，晚志留世俯沖結束/停滯，發生碰撞造山(Xuetal., 2013, 2015; 徐備等，2014，2018)或弧陸碰撞(石玉若等, 2005b; Jianetal., 2008)，結束了早古生代構造演化，這一事件的沉積響應是晚泥盆-早石炭世色日巴彥敖包組與下部溫都爾廟群俯沖-增生雜巖間的角度不整合(徐備和陳斌, 1997; Xuetal., 2013, 2015; 徐備等, 2014, 2018)。

本區出露的古生代地層包括奧陶紀溫都爾廟群、晚泥盆-早石炭世色日巴彥敖包組、下石炭統、晚石炭世阿木山組，早白堊世大磨拐河組，中新世通古爾組。巖漿巖包括奧陶紀白音寶力道島弧TTG侵入巖組合及晚志留世GG花崗巖組合、晚石炭世島弧TTG侵入巖以及三疊紀碰撞型花崗巖組合。

色日巴彥敖包組分布于蘇尼特左旗南部敖木根呼都格至阿拉塔特地區(圖1)。1973年1:20萬紅格爾馬場幅區域地質調查(內蒙古地質局區域地質測量隊,1973(2)內蒙古地質局區域地質測量隊.1973.1:200000紅格爾馬場幅區域地質調查報告)將敖木根呼都格剖面下部上泥盆統命名為色日巴彥敖包組，上部下石炭統命名為敖木根呼都格組。《內蒙古自治區區域地質志》將下石炭統劃分為溝呼都格、烏蘭呼都格和敖木根呼都格等三個組級地層單位(內蒙古自治區地質礦產局，1991)。李文國等(1996)認為建組的敖木根呼都格剖面各層之間均為連續沉積，故將這套地層均歸于色日巴彥敖包組(D3C1s)。

圖1 蘇尼特左旗敖木根呼都格地區地質簡圖(大地構造位置圖據Xiao et al., 2003)

從區域地質背景來看，色日巴彥敖包組碎屑物物源可能為晚泥盆-早石炭世之前的地質體，碎屑鋯石來自早石炭世及之前的巖漿巖，從時代上可分為前寒武紀、早古生代和晚古生代。前寒武紀地質體主要為興蒙造山帶中的微陸塊，包括研究區周緣的艾力格廟、錫林浩特及蒙古境內托托尚等微陸塊(1373～1399Ma，孫立新等，2013，2018，2020)，還有可能來自南側的華北陸塊。早古生代物源包括研究區北側白音寶力道島弧、賀根山蛇綠巖以北的早古生代島弧、華北北緣包爾汗圖-白乃廟早古生代島弧等巖漿巖，白音寶力道島弧分布于工作區北側的白音寶力道-錫林浩特-西烏旗地區，廣泛發育奧陶紀島弧TTG侵入巖(490～440Ma，石玉若等，2004；Jianetal., 2008; 王樹慶等, 2016)；賀根山北側早古生代島弧巖漿巖分布于阿巴嘎旗北部及東烏旗額仁高壁一帶，主體為一套島弧侵入巖組合和多寶山組火山巖(李紅英等, 2016; 楊澤黎等，2017, 2018)；此外早古生代巖漿鋯石還可能來自華北北緣的包爾汗圖-白乃廟島弧(Jianetal., 2008; Zhangetal., 2013; Zhangetal., 2014; 楊澤黎等，2019)；晚古生代(石炭紀)物源主要來自研究區周邊廣泛發育的石炭紀巖漿巖(石玉若等，2014)，包括蘇尼特左旗-西烏旗地區、二連-東烏旗地區及華北北緣地區。

2 剖面及樣品特征

本次主要對蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組敖木根呼都格剖面和阿拉塔特剖面進行調查并取樣。兩條剖面巖石組合類似，主要由復成分礫巖、雜砂巖、長石石英砂巖、石英砂巖、薄層灰巖及少量凝灰質砂巖、凝灰巖組成，厚度約800m(圖2)。

圖2 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組地層柱狀圖及巖石野外照片

敖包根呼都格剖面 屬濱淺海相沉積環境，底部礫巖、含礫粗砂巖不整合覆蓋在早古生代溫都爾廟群之上，上部原劃早石炭世地層與下部泥盆紀地層之間為連續沉積。底部為一套灰白色礫巖，礫石磨圓好、成分復雜，多為外來脈石英，見少量石英片巖和綠泥片巖，向上為含礫粗砂巖、砂巖及灰巖。灰巖之中含有豐富的珊瑚、腕足等動物化石Cyrtospirifersulcifer,Camarotoechiaturanica,Kueichowporaolevonica,Nalivikinellaprafunda,N.profundavar.minor,Nicholsonellasp.,Stromatoporasp.。中上部地層為紫紅色砂巖-礫巖-砂巖、夾灰巖透鏡體和火山巖的一套紫紅色砂礫巖沉積組合，向上共有2～3個類似的沉積旋回。

阿拉塔特剖面 位于敖木根呼都格剖面以東，底部同樣為一套粗碎屑巖角度不整合覆蓋在溫都爾廟群綠泥片巖之上，上部與原劃早石炭世地層為連續沉積。從剖面巖石組合來看，總體為一套灰紫色-紫紅色砂礫巖組合，以長石砂巖等雜砂巖為主局部夾安山質火山角礫巖，總體與敖木根呼都格剖面的中上部地層類似。

本次在敖木根呼都格剖面底部含礫粗砂巖、中下部凝灰質砂巖、中部兩層凝灰巖中各取一件測年樣品；在阿拉塔特剖面火山碎屑巖中取一件測年樣品。

含礫粗砂巖(18ED25)：位于敖木根呼都格剖面底部礫巖之上，層厚15～20cm，含少量礫石(3%～5%)，粗粒砂狀結構，砂粒粒徑約1～1.5mm，成分為石英及少量巖屑，填隙物為粘土質雜基及硅質、鈣質膠結物(圖3a)。凝灰質砂巖(18ED01)：位于剖面中部，層厚20～30cm，新鮮呈紫紅色，表面可見少量板條狀斜長石晶屑(5%)。鏡下可見由巖屑、斜長石、石英、凝灰物、填隙物(粘土雜基及鐵質膠結物)(圖3b)。玻屑凝灰巖(18ED02、18ED03)：位于剖面中部呈薄層狀夾于砂巖之中，層厚約50cm，呈塊狀構造，隱晶質，鏡下可見巖石由晶屑(石英、斜長石)、巖屑、玻屑、火山塵組成，大多為小于0.6mm的凝灰物，玻屑呈雞骨狀和似棒狀(圖3c)。安山質火山角礫巖(18ED24)：位于阿拉塔特剖面上部，夾于長石石英砂巖之中，層厚約30m，新鮮呈紫紅色，角礫含量約50%，大小不等(3～10mm)，成分以安山巖為主，膠結物為凝灰物。鏡下可見晶屑主要為半自形板狀斜長石(圖3d)。

圖3 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組測年樣品野外露頭及鏡下照片

3 分析方法

將新鮮巖石樣品破碎至80目，然后經水粗淘、強磁分選、電磁分選和酒精細淘之后，在雙目鏡下手工選出鋯石，將鋯石顆粒用樹脂制靶，然后打磨至粒徑一半并拋光、照相。U-Pb年齡測試及Hf同位素分析在天津地質調查中心同位素實驗室利用LA-MC-ICPMS完成，將NEW WAVE 193-FXArF準分子激光器與Neptune多接收器等離子體質譜儀聯接，使用He氣作為載氣，激光剝蝕時間為30s，束斑直徑為35μm，標樣采用GJ-1；Hf同位素分析使用與U-Pb測年相同的激光器與質譜儀，區別是激光束斑直徑為50μm，采用GJ-1作為外標計算Hf同位素比值，儀器配置和實驗流程參見李懷坤等(2010)和耿建珍等(2011)。U-Pb測年和Hf同位素數據處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，U-Pb年齡諧和圖采用Isoplot程序繪制。

4 分析結果

4.1 鋯石年齡

本次工作對敖包根呼都格剖面底部粗砂巖(18ED25)、中下部凝灰質砂巖(18ED01)、中部玻屑凝灰巖(18ED02、18ED03)和阿拉塔特剖面安山質火山角礫巖(18ED24)進行了鋯石年齡分析，分析結果見電子版附表1。

附表1 內蒙古蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石及巖漿鋯石U-Pb測年分析結果

粗砂巖樣品18ED25中大多數鋯石呈自形短柱狀，僅少量(20%)鋯石呈現磨圓特征，反映了近源快速堆積(圖4a)。雖然亮度不一，但均發育寬窄不一的振蕩環帶，并且所有分析點的Th/U比值均大于0.1(0.12～2.55)，反映了巖漿成因。在116個分析點中，110個點諧和度大于90%，可以用于年齡分析。對于206Pb/238U年齡小于1000Ma的鋯石采用206Pb/238U年齡、大于1000Ma的鋯石采用206Pb/207Pb年齡來代表鋯石結晶年齡。其中諧和-基本諧和年齡范圍為391～3222Ma(圖5a)，可分為三組：第一組391～616Ma為最大峰期(峰值為444Ma，n=78)，第二組691～1170Ma(未形成峰)，第三組1774～3222Ma(未形成峰值)，其中最小成群的碎屑鋯石(391～406Ma)加權平均年齡為400.0±5.8Ma(MSWD=2.7，n=3)，結合最小一顆諧和鋯石年齡391Ma，表明其形成于中泥盆世之后。

圖4 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組鋯石陰極發光圖像，示年齡

圖5 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石諧和圖及年齡分布直方圖

凝灰質砂巖樣品18ED01中鋯石大多顯示自形短柱狀，僅小于10%的鋯石顯示磨圓結構，指示碎屑物來自近源快速堆積(圖4b)。所有鋯石均發育指示巖漿成因的振蕩環帶，另外Th/U比值除一個測點(0.06)外，其余均大于0.1(0.38～1.26)，也指示了這一點。在56個測點中，55個點諧和度大于90%，年齡范圍為328～2368Ma，根據年齡可分為兩組：第一組為328～346Ma(峰值為336Ma，n=10；加權平均值為338.2±4.3Ma，MSWD=2.9)，第二組443～484Ma為最大峰值(峰值為458Ma，n=43，加權平均值為464±4Ma)，另外兩顆鋯石為659Ma和2368Ma(圖5b)。巖石學觀察可見大量晶屑表明同期有較強巖漿活動，碎屑物未見明顯磨圓，最小鋯石加權年齡基本可以代表其形成時代為早石炭世。

玻屑凝灰巖樣品18ED02中鋯石均呈短柱狀，長寬比1～1.5，大小約40～80μm。鋯石陰極發光圖像較明亮，發育典型的振蕩環帶(圖4c)，結合較高的Th/U比值(0.47～1.83)，指示巖漿成因。共分析21個測點，均成群落在諧和線上，206Pb/238U年齡范圍為327～347Ma，加權平均年齡為336±2Ma(n=21，MSWD=1.2)，表明巖石形成于早石炭世(圖6)。

圖6 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組火山巖巖漿鋯石諧和圖

玻屑凝灰巖樣品18ED03中鋯石呈短柱狀，長寬比1～1.5，長約40～80μm。鋯石顆粒大多較明亮，發育振蕩環帶(圖4c)，且Th/U比值均大于0.1(0.47～1.83)，表明為巖漿成因。32個測點中除去明顯偏離諧和線發生Pb丟失的23號點，其余31個點均落在諧和線上或在其附近，其中20、25、29號點年齡范圍為482～491Ma(加權平均值為487.2±7.5Ma)明顯偏離其它數據點，與區域上早古生代島弧巖漿作用時代一致(Chenetal., 2000; 石玉若等，2004；Jianetal., 2008; 王樹慶等，2016)，可能為繼承鋯石。其余28個點中，剔除離群的7號(310Ma)、10號(303Ma)點，其它26個點均成群落在諧和線上/附近，206Pb/238U年齡范圍為320～353Ma，加權平均值為333±3.5Ma(n=26，MSWD=3.5)，表明凝灰巖形成于早石炭世中晚期(圖6)。

樣品18ED24中鋯石大多數呈自形短柱狀，長寬比大多為1.5～2(少數可達3～4)，長約50～150μm。大部分鋯石呈巖漿成因的自形結構，僅少數顯示磨圓結構(圖6)，表明碎屑物未經歷遠距離搬運，與鏡下特征一致。鋯石均具有典型振蕩環帶，所有分析點Th/U比值均大于0.1(0.23～0.74)，均指示巖漿成因。48個分析點中，除去偏離諧和線的5個點(諧和度小于90%)，其余43個點均落在諧和線上或附近，年齡范圍為316～2507Ma，根據年齡分布可分為四組：第一組兩顆鋯石年齡為316Ma、325Ma(加權平均年齡為320.4±6.2Ma，n=2，MSWD=2.1)，第二組范圍為352～354Ma(加權平均年齡為353±6Ma，n=3，MSWD=0.06)，第三組為最大峰值年齡范圍為411～466Ma(峰值年齡為459Ma，n=32)，第四組為前寒武紀鋯石共三顆，年齡分別為913Ma、1146Ma、2507Ma(圖5c)。

4.2 鋯石Hf同位素

本次對測年的5件樣品均進行了鋯石Hf同位素分析，數據見電子版附表2。

附表2 內蒙古蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石及巖漿鋯石Hf同位素分析結果

底部含礫粗砂巖樣品18ED25共分析47個點，所有分析點176Lu/177Hf比值均小于0.002，說明鋯石在形成后具有很少的放射性成因Hf的積累，鋯石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范圍為0.280805～0.282837，εHf(t)范圍在-21～+13.5，其中約60%分析點大于0，二階段模式年齡(tDMC)范圍為662～3844Ma，未出現集中值范圍。

下部凝灰質砂巖樣品18ED01共分析34個點，鋯石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范圍為0.282030～0.282840，εHf(t)范圍在-16.1～+9.7，二階段模式年齡(tDMC)范圍為884～3279Ma。

中部兩件凝灰巖樣品18ED02、18ED03共分析43個點，鋯石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范圍為0.281972～0.282949。與兩件碎屑巖不同，凝灰巖樣品具有虧損的Hf同位素組成和較小的二階段模式年齡，εHf(t)除一個點為負值(-17.7)之外，其余均為正值(范圍1.9～+13.7)，二階段模式年齡(tDMC)除一個點較大外(3436Ma)，其余均小于1600Ma，范圍為522～1584Ma，與區域上興蒙造山帶大多數古生代巖漿巖類似(洪大衛等，2000；Wuetal., 2000)，表明其來源于新生地殼的熔融。

阿拉塔特剖面安山質火山巖碎屑巖樣品18ED24共分析27個點，鋯石Hf初始比值(176Hf/177Hf)i范圍為0.281027～0.282950，εHf(t)范圍在-14.2～+13.2，二階段模式年齡(tDMC)范圍較大，為552～3691Ma。

在鋯石εHf(t)-t圖解上(圖7)，樣品點大多具有虧損的同位素組成，與興蒙造山帶中大多數巖漿鋯石落在同一區域，表明其來自近源的巖漿巖；另外部分鋯石具有富集的Hf同位素組成和老的模式年齡，表明來自再循環的古老地殼物質。

圖7 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石及巖漿鋯石εHf(t)-t圖解(底圖據Yang et al., 2006)

5 討論

5.1 色日巴彥敖包組時代

李文國等(1996)根據下部灰巖中四射珊瑚Nalivkinellaprafunda和腕足Cyrtospirifersulcifer等泥盆紀法門期化石和中上部灰巖中早石炭世杜內-維憲期珊瑚Sugigamaella,Siphonophyllia及腕足Sipirifer,Syringothyris化石，認為色日巴彥敖包組沉積時限為晚泥盆世-早石炭世。Xuetal.(2013)在色日巴彥敖包組下部紅色砂巖進行了碎屑鋯石年齡分析，獲得的最小碎屑鋯石年齡為442±6Ma，認為其形成于志留紀之后。

本次工作在底部角度不整合在溫都爾廟群綠泥片巖之上含礫粗砂巖(18ED25)中獲得了最小諧和碎屑鋯石年齡為391±5Ma，為晚泥盆世，與化石時代一致(法門階，372～359Ma)；在中下部凝灰質砂巖(18ED01)中獲得的最小諧和碎屑鋯石加權平均年齡為338.2±4.3Ma、在凝灰巖樣品18ED02、18ED03中獲得成巖年齡為336±2Ma、333±3.5Ma，為早石炭世中晚期；在東部阿拉塔特安山質火山碎屑巖中獲得的最小碎屑鋯石加權平均年齡為320.4±6.2Ma，表明沉積時限已經到了晚石炭世，可能為色日巴彥敖包組之上或者原劃敖木根呼都根組之上的層位；以上樣品除阿拉塔特火山碎屑巖之外，均屬于狹義的色日巴彥敖包組(內蒙古自治區地質礦產局，1991)，不包括上部原劃早石炭世溝呼都格、烏蘭呼都格、敖木根呼都格三個組級巖石地層單位，相當于李文國等(1996)所劃分的色日巴彥敖包組下部1～10層，即部分學者認為是磨拉石建造的一套巖石組合。本次測年表明色日巴彥敖包組中上部形成于早石炭世中晚期及以后，而對于下部第3層灰巖中四射珊瑚Nalivikinellaprafunda和腕足Cyrtospirifersulcifer屬于晚泥盆世法門期典型分子(中國地質大學王訓練教授確認)，綜上色日巴彥敖包組底部形成于晚泥盆世法門期，中上部主體沉積于早石炭世晚期。

5.2 色日巴彥敖包組物源區分析

從敖木根呼都格和阿拉塔特地區色日巴彥敖包組3件樣品碎屑鋯石U-Pb年齡分析來看，總體顯示三組年齡：石炭紀(319～354Ma，峰值337Ma)、寒武紀-早泥盆世(391～551Ma)以及大于600Ma的年齡。如前所述，這些碎屑鋯石可能的源區包括研究區所處的蘇尼特左旗-西烏旗島弧、艾力格廟-錫林浩特微陸塊、賀根山蛇綠巖帶以北的二連-東烏旗地區以及南部的華北陸塊北緣增生帶等。從古流向來看，前人據色日巴彥敖包組中發育的波痕和斜層理等沉積構造判斷向南的古流向(徐備，1994(3)徐備.1994.白音寶力道地區1:50000地質圖及地質報告.北京：北京大學；Xuetal., 2013)，也從側面說明物源區主要為北部鄰近地區。第一組碎屑鋯石年齡相應的石炭紀巖漿作用在研究區周邊蘇尼特左旗-西烏旗及賀根山北部二連-東烏旗地區廣泛發育，但這些地區巖漿作用以晚石炭世為主(石玉若等，2014)，早石炭世巖漿作用較少，但在蘇尼特左旗北部昌特敖包(346.5±4.2Ma，賀躍等，2018)、賽汗高壁(339±2Ma，孫立新未發表資料)和錫林浩特至西烏旗地區發育(康健麗等，2016，錫林浩特，334.5±3.5Ma；劉敏等，2017，西烏旗南，330±2Ma；王樹慶等，2018，錫林浩特，330±1Ma)，在西烏旗地區還發育晚泥盆早石炭世代表初始俯沖的迪彥廟SSZ型蛇綠巖(Lietal., 2018, 2020，340～361Ma)，此外近來研究在北側賀根山蛇綠巖帶中獲得早石炭世年齡(341～359Ma，Zhangetal., 2015；黃波等，2016)，賀根山北部也發育早石炭世巖漿作用(335～345Ma，作者未發表資料)。由于華北北緣很少發育早石炭世巖漿巖(僅限于在華北克拉通內部的承德地區報道了早石炭世侵入體)，可能不作為主要物源，表明本區未接受來自南部華北北緣的物源，間接說明此時中間仍有開闊大洋分隔。因此第一組碎屑鋯石物源區來自蘇尼特左旗-西烏旗及賀根山蛇綠巖以北的二連賀根山地區巖漿巖，碎屑鋯石較少的原因可能由于本期巖漿巖與地層近同期形成，未抬升成為蝕源區；第二組年齡為最強峰值(～458Ma)，來自鄰近的早古生代島弧巖漿巖，包括北部白音寶力道(Chenetal., 2000; 石玉若，2004, 2014；Jianetal., 2008)、東部錫林浩特(葛夢春等，2011；王樹慶等，2016)以及東北部二連-東烏旗地區(李紅英等，2016；楊澤黎等，2017，2018)均有發育，雖然相對晚古生代巖漿巖來說出露較少，但從碎屑鋯石年齡譜來看，早古生代仍發育較強巖漿作用，另外巖石碎屑成分以長石為主，也反映了源自早古生代島弧巖漿巖，是對早古生代古亞洲洋向北俯沖的響應(Xiaoetal., 2003, 2015; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013, 2015)，而大部分鋯石具有虧損的Hf同位素組成表明源于新生地殼類似興蒙造山帶古生代島弧巖漿巖(圖7)；第三組大于600Ma的鋯石發育幾個小的峰值，與東烏旗地區泥盆紀地層的碎屑鋯石年齡譜類似，主要集中在650～1000Ma、～1838Ma、～2500Ma、～3200Ma，表明源自古老基底物質(Eizenh?feretal., 2014, 2015)，顯示與蒙古弧類似的年齡譜(圖8)，而區別于華北、西伯利亞等典型克拉通具有～1800 Ma和～2500Ma兩個最強的年齡峰值，表明未接受南側華北陸塊物源輸入，這也側面反映了本區與北側南蒙古弧、南側華北陸塊之間在晚泥盆世是存在聯通的開闊大洋，此時大洋并未封閉。總體來看色日巴彥敖包組碎屑鋯石所反映的沉積物物源主體來自北部近源的早古生代白音寶力道島弧物質，少量來自北部南蒙古地區蒙古弧的古老物質和近源的早石炭世巖漿巖，這與由北向南的古流向也是一致的(Xuetal., 2013)。

圖8 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石與周邊碎屑鋯石年齡頻譜對比圖

5.3 碎屑鋯石年齡分布特征對盆地類型的約束

沉積巖碎屑鋯石年齡分布模式可以反映沉積盆地的類型(匯聚板塊邊緣、碰撞、板內)和構造環境，其中匯聚板塊邊緣盆地同沉積的巖漿作用發育，最小碎屑鋯石年齡接近沉積年齡，碎屑鋯石年齡譜多呈單峰形式(Cawoodetal., 2012)。從色日巴彥敖包組碎屑鋯石年齡譜分布圖(圖5)來看，總體呈現單峰形式，雖然有少量古老鋯石，但占比較少，指示了與匯聚相關盆地的特征。此外，在沉積盆地判別圖解上，底部含礫砂巖18ED25的碎屑鋯石年齡分布曲線穿過了匯聚、碰撞和板內三種類型盆地區域，但從圖上來看，約70%的鋯石顆粒落在匯聚板塊區域，另外30%落在碰撞和板內重疊區域，總體反映了匯聚相關的盆地特征，同時有部分落在碰撞盆地區域(圖9)，與色日巴彥敖包組與下伏溫都爾廟增生楔之間的角度不整合一致，共同反映了早古生代末期弧陸碰撞事件，但這種碰撞與典型碰撞造山帶有所區別，還兼具匯聚盆地的特征，暗示色日巴彥敖包組下部并未代表早古生代末期大洋整體閉合和碰撞造山事件；中下部凝灰質砂巖18ED01和東部阿拉塔特火山碎屑巖均全部落在匯聚盆地區域，表明從早石炭開始本區就開始轉為匯聚盆地，而匯聚型盆地主要包括弧前盆地、弧內盆地和弧背盆地，本區色日巴彥敖包組分布于石炭紀島弧南側，可能為弧前盆地，指示了早石炭世就開始的大洋由南向北的俯沖，這與區域上早石炭世迪彥廟蛇綠巖(Lietal., 2018, 2020)和早石炭島弧巖漿作用所反映的俯沖背景也是一致的。

圖9 蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑鋯石沉積盆地判別圖解(據Cawood et al., 2012)

5.3.1 色日巴彥敖包組沉積環境及盆地構造屬性

(1)沉積環境

對于色日巴彥敖包組的沉積環境和構造意義，現有研究仍具有較大分歧，部分學者研究認為這是一套陸相磨拉石建造，形成于早古生代古亞洲洋閉合后周緣前陸盆地(Xuetal., 2013; 徐備等，2014，2018；Zhaoetal., 2016; 賀躍等，2018)，而李錦軼等(2019a)認為色日巴彥敖包組與其上部早石炭世海相地層代表了海進序列，與同造山的磨拉石沉積有明顯區別。

本次工作對敖木根呼都格剖面進一步調查后發現，色日巴彥敖包組與形成于前陸盆地、同造山的陸相磨拉石具有較大差異：①底部礫巖中礫石成分相對較單一，主要以脈石英為主，且向上出現一套含化石的灰巖，并且上部層位夾有多層灰巖，這與王成善和李祥輝(2003)定義的典型前陸盆地中缺少碳酸鹽的特征是不一致的；②從巖石組合來看，雖然從下至上發育2～3層礫巖，但中部第5層礫巖成分和結構成熟度都較高，為顆粒支撐(Xuetal., 2013)，磨圓較好以次圓-渾圓狀為主，成分單一主要為下伏第4層紫紅色砂巖為主，顯然經過一定距離的搬運和分選過程，與磨拉石快速堆積不一致。此外，雖然前人在東側其其格音敖包地區識別出Leptophloeumrhombicum等植物化石并據此認為其形成于陸相，但在本區并未發現相似的植物化石，而是發育豐富的珊瑚、腕足等海相動物化石(李文國等，1996)。黃本宏(2000)認為其其格音敖包地區晚泥盆世地層與色日巴彥敖包組關系仍待進一步研究。從沉積序列來看，從下部礫巖、灰巖、紫紅色砂巖到中部凝灰質砂巖、灰巖，再到上部灰色石英砂巖夾灰巖的巖石組合反映了水體逐漸加深的海進序列，與典型磨拉石下細上粗的序列不一致。此外，該套地層從底部到上部發育2～3層礫巖，其中在底部含礫粗砂巖之上發育一層生物碎屑灰巖(圖2c)，其中發育珊瑚化石，指示溫暖而清澈的海相水體環境，也指示其沉積環境為濱淺海。周鼎武等(1996)認為前陸磨拉石建造是同造山期的沉積建造，可能伴隨造山作用的結束而隆升遭受剝蝕，除與下伏地層之間具有巖石組成和構造變形、變質方面的差異之外，與上覆地層具有長期的風化剝蝕間隔，而從剖面上來看色日巴彥敖包組與原劃早石炭地層之間為連續沉積(李文國等，1996)。綜上分析，色日巴彥敖包組不屬于磨拉石建造，而是一套下粗上細、夾有灰巖層的濱淺海相陸源碎屑巖沉積。

(2)盆地構造屬性

近年來陸續有學者報道早古生代末期南北造山帶均發育代表碰撞造山形成的磨拉石，并將其作為主要依據認為大洋在早古生代末期已經閉合，晚古生代進入陸內演化階段(邵濟安，1991；徐備和陳斌，1997；張允平等，2010；Xuetal., 2013, 2015; Zhaoetal., 2016；賀躍等，2018)，其中就包括研究區的色日巴彥敖包組，并認為其代表了大洋閉合后周緣前陸盆地沉積，而在蘇尼特左旗北部昌特敖包地區發育的色日巴彥敖包組代表弧背前陸盆地沉積。前人研究認為前陸盆地形成于造山晚期與造山帶毗鄰的穩定地區，由于造山帶褶皺沖斷帶向其逆沖導致撓曲變形而形成一類拗陷盆地(Dickinson，1974；Decelles and Giles，1996；王成善和李祥輝，2003；胡修棉等，2017)，主要特征包括：①發育在大陸巖石圈之上；②沉積序列下部一般為巨厚的海相復理石，上部為陸相磨拉石建造，為下細上粗的沉積序列(Sinclair, 1997)，且彼此之間多顯示不整合；總體顯示下細上粗的序列，并且以陸源碎屑巖為主，缺乏碳酸鹽巖沉積；③一般為冷盆，缺乏區域性火山活動(王成善和李祥輝，2003)。如前所述，本地區色日巴彥敖包組為一套下粗上細、由濱海向淺海環境過渡的陸源碎屑夾碳酸鹽巖和火山巖沉積，中間為連續沉積并未間斷，雖然角度不整合覆蓋在奧陶紀溫都爾廟群增生楔之上，但與前陸盆地中磨拉石有明顯差異，且根據碎屑鋯石年齡分布來看并不屬于前陸盆地。從整個興蒙造山帶中段來看，總體缺少典型碰撞造山有關的前陸盆地沉積(如喜馬拉雅造山帶南側西瓦里克前陸盆地)、磨拉石建造、代表碰撞作用的區域性角度不整合以及碰撞相關的S型花崗巖(如喜馬拉雅淡色花崗巖)，這也反映了增生造山帶的特征，可能是處于“聯而不合”的狀態，即軟碰撞形成的多旋回復合造山帶(任紀舜等，1999)。從造山帶物質組成來看，興蒙造山帶中大多為島弧、增生楔及陸緣沉積地層及小的微陸塊等不同性質的地質體拼貼所構成的復合增生造山帶(肖文交等，2019；李錦軼等，2019b)，與南北相對兩個大的陸塊(華北和西伯利亞)事實上并未接觸，即未進入實質的碰撞造山過程。因此在興蒙造山帶中不發育碰撞造山帶相關的磨拉石等也是合理的。

5.3.2 對晚古生代構造格局的啟示

近年來對于興蒙造山帶在蛇綠巖、古生代巖漿作用及構造演化等方面取得了許多重要的成果和進展(Chenetal., 2000; Xiaoetal., 2003, 2015, 2018; Li, 2006; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013, 2015; 徐備等，2014，2018；Liuetal., 2017; Lietal., 2018, 2020;李錦軼等，2019a, b)，但對于有些關鍵科學問題仍具有一定爭議，如對于晚古生代興蒙造山帶中段的構造體制，分歧的焦點之一就是對早古生代末期之后的構造環境，而在這之中關鍵點又在于南北造山帶兩個角度不整合及之上地層的認識——南部西別河組與下伏奧陶紀包爾汗圖群、北部色日巴彥敖包組與下伏奧陶紀溫都爾廟群等。

本次工作對色日巴彥組底部和中部碎屑巖和中部火山巖夾層進行年代學分析，并分析了沉積環境。碎屑鋯石年齡譜顯示碎屑物來自近源的早古生代島弧和南蒙古弧，而與南北兩側西伯利亞和華北兩個穩定克拉通碎屑鋯石有明顯區別(圖8)，反映了本區與華北和西伯利亞之間有明顯的地理分隔，并且與北部南蒙古弧之間具有開闊大洋。而根據Cawoodetal.(2012)碎屑鋯石判定盆地類型圖解，色日巴彥敖包組底部碎屑鋯石兼具匯聚和碰撞型盆地特征，反映了早期的弧陸碰撞、俯沖停滯之后的伸展背景，而中上部碎屑鋯石年齡指示為匯聚盆地，這與中部出現火山巖及區域上早石炭開始的島弧巖漿作用和蛇綠巖時代也是一致的，共同反映了由泥盆紀伸展型背景向石炭世匯聚背景的轉換，進入了晚古生代大洋俯沖階段(圖10)。

圖10 興蒙造山帶晚古生代構造模式圖

從碎屑鋯石年齡分布來看，研究區石炭紀仍存在大洋分隔，南北仍未封閉。從區域上石炭-二疊紀巖漿作用及蛇綠巖記錄來看，晚古生代存在代表洋殼殘片的石炭紀迪彥廟-達青牧場蛇綠巖(Liuetal., 2013; Lietal., 2018, 2020)、二疊紀索倫-西拉沐倫蛇綠巖(Miaoetal., 2007; Jianetal., 2010)，另外在錫林浩特-西烏旗地區還發育早二疊世半深海沉積(公繁浩等，2013)，不支持晚古生代陸表海/陸內造山帶的觀點。但下部溫都爾廟群與上部色日巴彥敖包組之間確實存在時代間斷，變質變形程度也存在一定差異。前人研究明確蘇尼特左旗南部溫都爾廟群為早古生代俯沖的增生楔(徐備和陳斌，1997；Xuetal., 2013; 徐備等，2016)，本次工作獲得的年齡表明色日巴彥敖包組主體形成于早石炭世，與溫都爾廟群之間的時代間隔可能代表了南側早古生代島弧與北側蘇尼特左旗地區～1.4Ga的古陸塊(孫立新等，2013)的碰撞事件。

6 結論

本次工作通過對蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組碎屑巖及火山巖夾層進行鋯石年代學和Hf同位素分析，取得了以下主要認識：

(1)蘇尼特左旗南部色日巴彥敖包組底部含礫粗砂巖最小碎屑鋯石年齡為391±5Ma，中下部凝灰質砂巖最小碎屑鋯石加權年齡為338.2±4.3Ma，凝灰巖夾層年齡為336±2Ma、333±3.5Ma，表明底部形成于晚泥盆世，中下部主體形成于早石炭世；上部凝灰質砂巖最小碎屑鋯石加權年齡為320.4±6.2Ma，表明上部可能進入晚石炭世。

(2)色日巴彥敖包組是由下向上為變細的海進沉積序列，不屬于陸相磨拉石建造；碎屑鋯石物源分析表明興蒙造山帶中部晚古生代大洋并未封閉；碎屑鋯石盆地類型分析指示早古生代末期為弧陸碰撞之后的伸展背景，早石炭世轉為俯沖形成的弧前盆地，暗示晚古生代大洋俯沖啟動。

致謝辛后田教授級高工在野外調查及成文過程中給予了許多指導；在撰寫本文過程中作者與李錦軼研究員進行了深入的討論獲益頗豐；孫立新研究員、李承東教授級高工審閱了全稿并提出了許多建設性修改意見；本刊編委及兩位匿名審稿人審閱了全文，提出了寶貴的修改意見；在此一并致以誠摯的感謝。