內蒙古東烏珠穆沁旗寶力高廟組流紋巖年代學、地球化學特征及地質意義

摘" "要：興安-蒙古造山帶是古亞洲洋東段洋盆俯沖、閉合形成的增生造山帶，但對該地區古亞洲洋俯沖形式、閉合時限及興蒙造山帶構造背景仍存在較大爭議。東烏珠穆沁旗巴彥呼熱地區位于興蒙造山帶中部，區內出露寶力高廟組為一套陸相中酸性火山碎屑巖-正常沉積碎屑巖建造。通過對該組流紋巖主、微量元素地球化學分析和LA-ICP-MS鋯石U-Pb定年，精確厘定寶力高廟組火山巖形成時代，分析巖石地球化學特征。寶力高廟組流紋巖富集Rb，Th，Sr，虧損Nb，Ta，Ti元素。符合典型高分異“Ａ”型花崗巖特點，顯示后碰撞花崗巖特征，形成于造山后地殼減薄階段。寶力高廟組流紋巖鋯石U-Pb定年顯示206Pb/238U加權平均年齡為（299.6±2.5） Ma（MSWD=1.5），時代為晚石炭—早二疊世。流紋巖SiO2含量70.80%～79.81%，MgO含量0.05%～0.50%，TiO2含量0.05%～0.23%，K2O含量3.25%～9.33%；微量元素Rb，La，Nd，Zr，Sm富集，相對虧損Sr，Ba，強烈虧損P，Ti；明顯負銪異常及高鋯石飽和溫度（708.5℃～899.3℃），表明寶力高廟組流紋巖為形成于造山后地殼減薄階段地殼部分熔融的產物。綜合巖石地球化學、年代學及構造背景，認為興蒙造山帶中段東烏珠穆沁旗巴彥呼熱地區在晚石炭—早二疊世處于后碰撞伸展環境，這為興蒙造山帶構造-巖漿演化提供新的證據。

關鍵詞：寶力高廟組；流紋巖；鋯石U-Pb年齡；地球化學；東烏珠穆沁旗

中亞造山帶（CAOB）是由蛇綠混雜巖帶、島弧、微陸塊、弧前和弧后盆地組成的增生造山帶，因其特殊性和重要性，是國內外學者長期研究的焦點[1-10]。其東段的興蒙造山帶（IMDOB）內大量晚古生代巖漿巖是研究西伯利亞和華北兩個板塊拼合及古亞洲洋最終關閉時限的重要載體。但對于古亞洲洋的俯沖模式及閉合時限目前尚存較大爭議。一種觀點認為古亞洲洋向南、北雙向俯沖，發育一系列溝-弧-盆體系，晚二疊—早三疊世結束俯沖，其閉合標志為索倫-西拉木倫-長春縫合帶[1-4]；另種觀點亦認為是向南、北雙向俯沖，但于晚泥盆世發生閉合，形成二連-賀根山縫合帶，之后處于伸展構造環境，大規模的巖漿活動代表后造山伸展作用[11，12]，并發育有限規模的小洋盆，于早—中三疊世發生閉合[13]。

巴彥呼熱地區位于內蒙古東烏珠穆沁旗東北約150 km，處于興蒙造山帶中部，屬大興安嶺弧盆系列東烏珠穆沁旗-多寶山島弧構造帶，區內發育大量晚古生—早中生代中-酸性火山巖。本文以巴彥呼熱地區火山巖為研究對象，通過全巖主微量元素地球化學特征、LA-ICP-MS鋯石U-Pb年代學等分析研究，精確厘定研究區火山巖形成時代，分析巖石地球化學屬性，探討其形成的構造環境和深部動力學過程，為興蒙造山帶構造-巖漿演化提供新的證據。

1" 地質背景與巖石學特征

興蒙造山帶處于中亞造山帶東段（圖1-a），以一系列近NW向斷層為界，可將其劃分成5個次級構造單元，由南向北依次可劃分為：南造山帶、索倫縫合帶、北造山帶、二連-賀根山蛇綠混雜巖帶和烏梁雅斯太大陸邊緣帶（圖1-b）[6，10，14]，通常索倫縫合帶被認為是古亞洲洋最終縫合位置[1，15]。巴彥呼熱地區位于興蒙造山帶中段烏梁雅斯太大陸邊緣帶，屬草原覆蓋區，大部分為第四系，地層出露連續性較差，但古生界和中生界均有不同程度分布。區內出露地層由老到新依次為（圖1-c）：中—下奧陶統多寶山組、中—上奧陶統裸河組、下泥盆統泥鰍河組、中—上泥盆統塔爾巴格特組、石炭—二疊系寶力高廟組、中侏羅統塔木蘭溝組、上侏羅統滿克頭鄂博組、下白堊統大磨拐河組。區內地層走向整體呈NWW向，與區域構造方向一致。區內構造較為復雜，古生代褶皺表現為NE向線性緊閉褶皺；中新生代褶皺表現為寬緩背向斜構造；斷裂構造表現為NE向古生代斷裂被NNE向及NW向中新生代斷裂切割和改造。受西伯利亞板塊、古蒙古洋殼和華北地臺多期次俯沖、碰撞和對接作用影響，東烏珠穆沁旗巴彥呼熱地區各種巖石類型、不同形成時代和不等產出規模的侵入巖體分布廣泛（圖1-c），其中以晚古生代花崗巖類侵入巖最為發育。

2" 樣品測試方法

本次在巴彥呼熱地區共采集寶力高廟組流紋巖樣品20件，樣品新鮮且具代表性，采樣位置見圖1-c。在對所有樣品進行巖相學觀察的基礎上，篩選14件進行全巖地球化學測試分析，1件進行鋯石U-Pb定年。樣品主微量含量測試均由中國地質調查局天津中心實驗室完成。主量元素分析采用XRF法，微量元素分析采用ICP-MS法，主、微量元素分析誤差lt;5%，分析結果見表1。

鋯石樣品的挑選、制靶、陰極發光照相及LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡測試均在中國地質調查局天津中心實驗室完成。U-Pb同位素年齡測定由激光剝蝕電感耦合等離子體質譜儀（LA-ICP-MS）完成，激光剝蝕束斑直徑30 μm、頻率10 Hz、剝蝕深度30 μm，樣品同位素比值及元素含量計算采用ICPMSDATACAL程序，普通鉛校正采用ComPbCorr#3.17校正程序[16]，U-Pb諧和圖、年齡分布頻率圖繪制和年齡權重平均計算采用Isoplot/Exv.3.0軟件程序完成[17]。

3" 巖石地球化學特征

寶力高廟組為一套陸相中酸性火山碎屑巖-正常沉積碎屑巖建造，據巖性組合可分為4段[18-20]，研究區內寶力高廟組主要為灰白-灰紫色流紋巖、灰綠色安山巖和深灰-灰綠色英安巖，次為灰綠色英安質含角礫晶屑凝灰巖、灰綠色安山質含角礫凝灰巖、紫紅色流紋質含角礫巖屑熔結凝灰巖及灰黃色泥質粉砂巖、長石石英砂巖和礫巖（圖2-a）。流紋巖為斑狀結構、基質顯微嵌晶結構，塊狀構造，巖石斑晶為斜長石、石英，斜長石約占3%，呈板狀，粒徑約1 mm，石英斑晶含量2%，呈熔蝕渾圓狀。基質含量約95%，由不規則粒狀石英和長石微晶組成，流動構造不發育（圖2-b）。

3.1" 主量元素特征

巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖的SiO2含量較高（70.80%～79.81%），平均75.93%，顯示高硅特征；具較低Al2O3含量（11.14%～14.18%），平均12.50%；MgO含量低（0.05%～0.50%），平均值0.16%；CaO含量較低（0.08%～0.58%），平均0.26%；全堿（Na2O+K2O）含量為（6.51%～11.87%），K2O含量（3.25%～9.33%）明顯高于Na2O（1.22%～4.17%），TiO2含量為0.05%～0.23%。鐵（Fe2O3+FeO）含量（0.96%～3.62%）中等，Mg#變化較大，為2.59～20.27。

流紋巖的鋁飽和指數A/CNK比值為1.07～2.08。從圖3-a中可看出[21]，樣品點均落入流紋巖區域。從圖3-b中可看出，樣品點基本落入流紋巖區域，巖石類型與室內鏡下鑒定結果一致。從圖3-c中可看出，樣品點均落入高鉀鈣堿性-鉀玄系列區域。從圖3-d中可看出，樣品點位于過鋁質區域，指示流紋巖屬過鋁質鉀玄-高鉀鈣堿性系列。從圖4可看出，隨SiO2含量增高，CaO、MgO、TiO2含量變化不明顯，無明顯相關性；而Al2O3、Fe2O3、K2O、P2O5含量呈下降趨勢，具一定線性相關性。

3.2" 微量、稀土元素特征

寶力高廟組流紋巖的稀土元素總量（ΣREE）為13.41×10-6～200.08×10-6，平均64.25×10-6，低于地殼巖漿巖平均值（164×10-6）[23]。LREE為9.72×10-6～ 167.39×10-6，平均51.72×10-6，HREE為1.57×10-6～32.69×10-6，平均10.16×10-6。LREE/HREE為2.64～18.76，平均6.65。從圖5-a可看出，寶力高廟組流紋巖呈典型燕式分布的REE型式[10，23]，具總體弱右傾、LREE富集、HREE相對虧損特點。（La/Yb）N為2.03～34.00，表明輕稀土分餾程度較重稀土更為顯著[24]。Eu負異常較明顯（δEu=0.04～0.96，平均0.29），說明巖漿演化過程中發生結晶分異作用或部分熔融過程中源區有斜長石殘留[25]。從圖5-b中可看出，寶力高廟組流紋巖總體富集Nd，Zr，略微虧損Nb，強烈虧損Ba，K，Sr，P，Ti等元素。

4" 鋯石U-Pb定年

鋯石U-Pb定年數據及計算結果詳見表2。流紋巖鋯石為灰白色，主要為長柱狀晶體，長120～" " "200 μm，伸長系數為1.2～2.2。陰極發光圖像顯示具清晰的振蕩韻律環帶（圖6-a）。26個分析點的Th，U平均含量為128×10-6、290×10-6，Th/U比值0.37～0.7，屬巖漿結晶的產物。206Pb/238U最小值為（282±5）Ma，最大值為（312±7）Ma，計算得出206Pb/238U年齡為（298.2±2.3）Ma（MSWD＝6.1）（圖6-b，c），206Pb/238U加權平均年齡為（299.6±2.5） Ma（MSWD＝1.5），表明此年齡值可代表巖石結晶年齡，時代為晚石炭—早二疊世。

5" 討論

5.1" 巖石類型及源區特征

巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖主量元素具高硅、低Mg、低Ti、富K、弱鋁質特點；微量元素呈Rb，La，Nd，Zr，Sm富集，相對虧損Sr，Ba，強烈虧損P，Ti；REE配分曲線呈燕式分布，且具明顯的負銪異常。這些特征均顯示與后碰撞或造山后構造環境形成的“A”型花崗巖特征類似，即堿性、貧水和非造山花崗巖[27-32]。通過鋯石飽和溫度計算，巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋溫度為708.5℃～899.3℃，平均溫度832.8℃，為高溫花崗巖，這與典型的“A”型花崗巖特征一致[33]。從圖7可看出[28]，巴彥呼熱地區流紋巖均落入“A”型花崗巖區，因此，寶力高廟組火山巖屬“A”型流紋巖。

結晶分異是“A”型花崗巖巖漿主要演化機制[28，34-38]。在哈克圖解中（圖4），樣品Al2O3和CaO含量隨SiO2增加而降低，表明斜長石/鉀長石從巖漿中分離。此外，SiO2與TiO2、Fe2O3T、MgO和P2O5呈負相關，指示黑云母、磷灰石和鐵-鈦氧化物發生分離結晶。從圖8可看出，流紋巖在巖漿演化過程中，斜長石和鉀長石的結晶分異起主導作用，微量元素Sr，Ba和Eu呈顯著負異常也證實這一點（圖6）。從圖8-a中可知，花崗質熔體中副礦物主要受到獨居石和褐簾石的分離結晶影響，而受磷灰石、榍石和鋯石的影響不明顯。Nb，Ta，Ti和P的負異常是由鈦鐵礦、榍石和獨居石分離結晶所致。

“A”型花崗巖可分為“Al”型和“A2”型兩個亞類[29]。從圖9可看出，樣品絕大多數落入“A1”型花崗巖區域，少量落入“A1”與“A2”過渡地帶。綜上分析，推斷巖石屬“A1”型流紋巖。

流紋巖Nb/Ta為5.89～15.62，平均11.56（表1），低于幔源巖石（Nb/Ta=17.57）比值[39]，相對于更接近陸殼源巖石（Nb/Ta≈11）[39，40]；Nd/Th為0.36～3.52，平均值為1.59（表1），遠低于幔源巖石（Nd/Th＞15），接近殼源巖石（Nd/Th=3）[41]，上述特征表明，流紋巖巖漿可能源于地殼。同時，流紋巖Rb/Sr為2.93～32.49，平均16.84，遠高于原始地幔（0.03）和陸殼平均Rb/Sr值（0.24）[39，42]，同樣說明其來源于地殼。

從圖5-a可看出，流紋巖稀土元素呈明顯的Eu負異常（0.21～8.28，均值2.57），反映斜長石的分離結晶作用或源區部分熔融過程中存在大量斜長石的殘留。（La/Yb）N為2.03～34.00，平均7.44；（Gd/Yb）N為0.78～3.26，平均1.36，呈輕稀土元素相對富集、重稀土元素相對虧損的特點，表現出輕、重稀土元素輕度分餾現象，說明巖漿源區部分熔融時存在富重稀土元素的石榴子石和角閃石的少量殘留。從圖5可看出，巖石富集Rb，Th，Sr等，相對虧損Nb，Ta，Ti等，表現出大離子親石元素富集、高場強元素相對虧損特征，顯示巖漿源區具殼源地球化學特征。P和Ti虧損說明巖漿經歷了磷灰石及鈦鐵礦等礦物的分離結晶作用，Ti嚴重虧損，可能為大規模地殼重熔作用所致。

5.2" 巖石形成的地球動力學過程

寶力高廟組主要分布于蘇尼特左旗、阿巴嘎旗、東烏珠穆沁旗和興安盟西部等地[43，44]。本次流紋巖鋯石U-Pb同位素年齡為（298.2±2.3） Ma，該結果與附近高廟敖包地區寶力高廟組流紋巖（（303.4±6.7）Ma）和巴彥敖包地區該組含晶屑流紋巖（（305±4.1）Ma）年齡一致[16，18]；也與蘇尼特左旗白音烏拉流紋巖（（300.0±2.9）Ma）和拉拜農場流紋巖（（303.8±3.6）Ma）年齡一致[45，46]。前人對東烏珠穆沁旗和蘇尼特左旗等地區寶力高廟組火山碎屑巖、粗面巖、安山巖等進行了測年分析，年齡為297～320.1 Ma[16，17，47-49]。本次研究的東烏珠穆沁旗巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖形成于（298.2±2.3）Ma，屬晚石炭世早期—早二疊世，與前人研究成果一致。

中泥盆世古亞洲洋北向俯沖，陸殼拉張出現弧后洋盆-二連-賀根山洋盆[1，50]，推斷二連-賀根山洋盆的蛇綠巖形成于359～333 Ma[7，50，51]；在二連-賀根山蛇綠巖帶兩側烏里雅斯太大陸邊緣和北部造山帶地區分布有大量石炭—二疊紀花崗巖（（320～276） Ma），此類酸性巖漿多具“A”型花崗巖特征[52-56]，指示該時期興蒙造山帶整體處于后造山伸展階段[15，57]。同時期形成的寶力高廟組，為陸相裂隙-中心式火山噴發形成[58]，在興蒙造山帶中廣泛分布，且巖性組合可進行對比[16-18]。

前人研究表明，俯沖板片斷裂導致弧后伸展、地殼減薄，可誘發軟流圈地幔上涌，形成類似于洋島玄武巖（OIB）的巖漿[59，60]。本次研究的寶力高廟組流紋巖顯示了后碰撞花崗巖的特征，且分布較集中。考慮到研究區位于烏里雅斯臺大陸邊緣的構造環境[2，6]，因此，研究區火山巖可能為幔源巖漿底侵的晚古生代新生下地殼物質部分熔融而成，與該時代整體構造環境一致。

6" 結論

（1） 巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖富集Rb，Th，Sr等，相對虧損Nb，Ta，Ti等，表現出大離子親石元素富集、高場強元素相對虧損的特點，輕稀土元素相對富集、重稀土元素相對虧損，且輕、重稀土元素輕度分餾。顯示巖漿源區具殼源特征。

（2） 巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖鋯石U-Pb年齡為（299.6±2.5）Ma（MSWD=1.5），形成時代為晚石炭—早二疊世。

（3） 巴彥呼熱地區寶力高廟組流紋巖由幔源巖漿底侵新生下地殼物質部分熔融形成。

（4） 據巖石化學特征，結合區域構造演化背景認為，晚石炭—早二疊世興蒙造山帶巴彥呼熱地區處于碰撞后伸展階段，形成于造山后地殼減薄階段。

致謝：衷心感謝雜志編輯和匿名審稿專家提出的寶貴修改意見。

參考文獻

[1] Xiao W J，Windley B F，Hao J，et al. Accretion leading to collision and the Permian Solonker suture， Inner Mongolia，China：Termination of the central Asian orogenic belt[J].Tectonics，2003，22（6）：1069.

[2] Xiao W J，Windley B F，Yong Y，et al.Early Paleozoic to Devonian multiple-accretionary model for the Qilian Shan， NW China[J].Journal of Asian Earth Sciences，2009，35（3-4）：323-333.

[3] Xiao W J，Windley B F，Allen M B，et al.Paleozoic multiple accretionary and collisional tectonics of the Chinese Tianshan orogenic collage[J].Gondwana Research，2013， 23（4）：1316-1341.

[4] Li J Y.Permian geodynamic setting of Northeast China and adjacent regions：Closure of the Paleo-Asian Ocean and subduction of the Paleo-Pacific Plate[J].Journal of Asian Earth Sciences，2006，26（3-4）：207-224.

[5] Jian P，Liu D Y，Kr?ner A，et al.Time scale of an early to mid-Paleozoic orogenic cycle of the long-lived Central Asian Orogenic Belt，Inner Mongolia of China：Implications for continental growth[J].Lithos，2008，101（3-4）：233-259.

[6] Jian P，Liu D Y，Kr?ner A，et al.Evolution of a Permian intraoceanic arc-trench system in the Solonker suture zone，Central Asian Orogenic Belt，China and Mongolia[J].Lithos，2010，118（1-2）：169-190.

[7] Jian P，Kriner A，Windley B F，et al.Carboniferous and Cretaceous mafic-ultramafic massifs in Inner Mongolia （China）：A SHRIMP zircon and geochemical study of the previously presumed integral “Hegenshan ophiolite”[J].Lithos，2012，142-143：48-66.

[8] Xu B，Charvet J，Chen Y，et al.Middle Paleozoic convergent orogenic belts in western Inner Mongolia（China）：Framework，kinematics，geochronology and implications for tectonicevolution of the Central Asian Orogenie Belt[J].Gondwana Research，2013，23（4）：1342-1364.

[9] Xu B，Zhao P，Wang Y Y，et al.The pre-Devonian tectonic frarnework of Xing'an-Mongolia orogenic belt（xMOB） in north China[J].Journal of Asian Earth Sciences，2015，97：183-196.

[10] 華北，高雪，胡兆國，等.興蒙造山帶西段烏珠新烏蘇花崗巖巖石成因和構造背景：地球化學、U-Pb年代學和Sr-Nd-Hf同位素約束[J].巖石學報，2020，36（5）：1426-1444.

[11] 邵濟安.中朝板塊北緣中段地殼演化[M].北京：北京大學出版社，1991.

[12] 唐克東.中朝板塊北側褶皺帶構造演化及成礦規律[M].北京：北京大學出版社，1992.

[13] 徐備，趙盼，鮑慶中，等.興蒙造山帶前中生代構造單元劃分初探[J].巖石學報，2014，30（7）：1841-1857.

[14] Yuan Ling-ling，Zhang Xiao-hui，Xue Fu-hong，et al.Juvenile crustal recycling in an accretionary orogen：Insights from contrasting Early Permian granites from central Inner Mongolia， North China[J].Lithos，2016，264：524-539.

[15] 李可，張志誠，馮志碩，等.興蒙造山帶中段北部晚古生代兩期巖漿活動及其構造意義[J].地質學報，2015，89（2）：272-288.

[16] Andersen T. Correction of common lead in U-Pb analyses that do not report 204Pb[J].Chemical Geology，2002，192（1）：59-79.

[17] Ludwig KR.User’s Manual for Isoplot 3.00：A Geochronological Toolkit for Microsoft Excel.Berkeley：Berkeley Geochronological Center[J].Special Publication，2003，1-74.

[18] 辛后田，滕學建，程銀行.內蒙古東烏旗寶力高廟組地層劃分及其同位素年代學研究[J].地質調查與研究，2011，34（1）：1-9.

[19] 武躍勇，鞠文信，邵永旭，等.內蒙古查干敖包地區上石炭—下二疊統寶力高廟組特征及時代[J].中國地質，2015，（4）：937-947.

[20] 何付兵，魏波，徐吉祥，等.內蒙古巴彥敖包地區寶力高廟組火山巖地球化學特征、鋯石U-Pb年齡及地質意義[J].中國地質，2017，44（6）：1159-1174.

[21] Middlemost EAK.Naming materials in the magma/igneous rock system[J].Earth-Science Reviews，1994，37（3-4）：215-224.

[22] Rickwood P C.Boundary lines within petrologic diagrams which use oxides of major and minor elements[J].Lithos，1989，22（4）：247-263.

[23] 趙凱，姚華舟，王建雄，等.厄立特里亞Koka花崗巖鋯石U-Pb年代學、地球化學特征及其地質意義[J].地球科學，2020，45（1）：156-167.

[24] Deng J，Liu XF，Wang QF，et al.Isotopic characterization and petrogenetic modeling of Early Cretaceous mafic diking：Lithospheric extension in the North China craton，eastern Asia[J].GSA Bulletin，2017.129（11-12）：1379-1407.

[25] 高雪.義敦地體晚白堊世與侵入巖有關的多金屬成礦作用[D].中國地質大學（北京），2018.

[26] Sun S S，McDonough W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes.In：Saunders AD and Norry MJ （eds.）.Magmatism in the Ocean Basins[J].Geological Society，London，Special Publication，1989，42（1）：313-345.

[27] Jackson N J，Walsh J N，Pegram E.Geology，geochemistry and petrogenesis of late Precambrian granitoids in the Central Hijaz Region of the Arabian Shield[J].Contributions to Mineralogy amp; Petrology，1984，87（3）：205-219.

[28] Whalen，JB，Currie KL et al.A-type granites： geochemical characteristics，discrimination and petrogenesis[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，1987，95（4）：407-419.

[29] Eby G N.Chemical subdivision of the A-type granitoids：Petrogenetic and tectonic implications[J].Geology，1992，20（7）：641-644.

[30] 陳勇，付樂兵，黎瓊禮，等.西準噶爾北金齊地區英安斑巖地球化學特征及地質意義[J].新疆地質，2020，38（2）：139-146.

[31] 張旗，王元龍，金惟俊，等.造山前、造山和造山后花崗巖的識別[J].地質通報，2008，27（1）：1-18.

[32] 楊立強，高雪，和文言.義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統[J].巖石學報，2015，31（11）：3155-3170.

[33] 吳福元，李獻華，楊進輝，等.花崗巖成因研究的若干問題[J].巖石學報，2007，23（6）：1217-1238.

[34] Collins W J，Beams S D，White A J R，et al.Nature and origin of A-type granites with particular reference to southeastern Australia[J].Contributions to Mineralogy amp; Petrology，1982，80：189-200.

[35] Clemens J D，Holloway J R，White A J R.Origin of A- type granites：Experimental constraints[J].American Mineralogist，1986，71：317-324.

[36] Creaser R A，Price R C，Wormald R J.A-type granites revisited：Assessment of a residual-sourcemode[J].Geology，1991，19：163-166.

[37] King P L，White A J R，Chappell B W.Characterization and origin of aluminous A type granites of the Lachlan Fold Belt，southeastern Australia[J].Journal of Petrology，1997，36：371-391.

[38] King P L，Chappell B W，Allen C M.，et al.Are A-type granites the high- temperature felsic granites？Evidence from fractionated granites of the Wangrah Suite[J].Australian Journal of Earth Sciences，2001，48：501-514.

[39] Green T H.Significance of Nb/Ta as an indicator of geochemical processes in the crust-mantle system[J].Chemical Geology，1995，120（3）：347-359.

[40] Tlaylor S R，Rudick R L，Mclennan S M，et a1.Rare earth element patterns in Archean high-grade metased-iments and their tectonic significance[J].Geoehimica Et Cosmochimica Acta，1986，50（10）：2267-2279.

[41] Bea， F.，Montero，P.，.Behavior of accessory phases and redistribution of Zr，REE，Y，Th，and U during metamorphism and partial melting of metapelites in the lower crust：an example from the Kinzigite Formation of Ivrea-Verbano，NW Italy[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta，1999，63：1133-1153.

[42] Pearce JA，Harris NBW，Tindle AG.Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks[J].Journal of Petrology，1984，25（4）：956-983.

[43] 內蒙古自治區地質礦產局.內蒙古自治區區域地質志[M].北京：地質出版社，1991，589-609.

[44] 內蒙古自治區地質礦產局.內蒙古自治區巖石地層[M].武漢：中國地質大學出版社，1996，263-264.

[45] 賀淑賽，李秋根，王宗起，等.內蒙古中部寶力高廟組長英質火山巖U-Pb-Hf同位素特征及其地質意義[J].北京大學學報（自然科學版），2015，51（1）：50-64.

[46] 谷鳳羽.內蒙古蘇尼特左旗地區寶力高廟組上段火山巖的成因[D].石家莊經濟學院， 2014.

[47] 趙芝.大興安嶺北部晚古生代巖漿作用及其構造意義[D].吉林大學，2011.

[48] 李朋武，張世紅，高銳，等.內蒙古中部晚石炭—早二疊世古地磁新數據及其地質意義[J].吉林大學學報（地球科學版），2012，42（1）：423-440.

[49] 李曉偉.內蒙古蘇尼特左旗地區寶力高廟組下段火山巖巖石學特征[D].石家莊經濟學院，2014.

[50] 黃波，付冬，李樹才，等.內蒙古賀根山蛇綠巖形成時代及構造啟示[J].巖石學報，2016，32（1）：158-176.

[51] Zhang Z，Li K，Li J，et al.Geochronology and geochemistry of the Eastern Erenhot ophiolitic complex：Implications for the tectonic evolution of the Inner Mongolia-Daxinganling Orogenic Belt[J].Journal of Asian Earth ences，2015，97（1）：279-293.

[52] 鮑慶中，張長捷，吳之理，等.內蒙古東南部晚古生代裂谷區花崗質巖石鋯石SHRIMP U-Pb定年及其地質意義[J].中國地質，2007，34（5）：790-798.

[53] 鮑慶中，張長捷，吳之理，等.內蒙古白音高勒地區石炭紀石英閃長巖SHRIMP鋯石U-Pb年代學及其意義[J].吉林大學學報（地），2007，37（1）：15-23.

[54] 程銀行，滕學建，辛后田，等.內蒙古東烏旗狠麥溫都爾花崗巖SHRIMP鋯石U-Pb年齡及其地質意義[J].巖石礦物學雜志，2012，31（3）：323-334.

[55] 許立權，鞠文信，劉翠，等.內蒙古二連浩特北部阿仁紹布地區晚石炭世花崗巖Sr-Yb分類及其成因[J].地質通報，2012（9）：50-59.

[56] 周文孝.內蒙古錫林浩特地區古生代巖漿作用的年代學與地球化學研究[D].中國地質大學（北京），2012.

[57] 張曉暉，翟明國.華北北部古生代大陸地殼增生過程中的巖漿作用與成礦效應[J].巖石學報，2010，26（5）：1329-1341.

[58] 弓貴斌，王全旗.內蒙古自治區阿巴嘎旗地區上石炭統至下二疊統寶力高廟組火山巖特征與環境研究[J].西部資源，2011（2）：69-73.

[59] 張維峰，徐大良，彭練紅，等.武當隆起西段牌樓新元古代A1型花崗巖的發現及其地質意義[J].地球科學，2018，43（7）：2389-2403.

[60] 曹錦山，王國良，劉建棟，等.東昆侖東段早泥盆世“A”型花崗巖的確定—來自烏蘭東地區都南啞合黑云母花崗巖鋯石U-Pb年代學、元素地球化學證據[J].新疆地質，2023，41（2）：167-177.

[61] Wu FY，Jahn Bm，Wilde SA，et al.Highly fractionated I-type granites in NE China （I）：geochronology and petrogenesis[J].Lithos，2003，66：241-273

Geochronology， Geochemistry Characteristics and Geological Significance of the Rhyolite

of the Baoligaomiao Formation in the East Wuzhumuqin County， Inner Mongolia

Zhao Lei1， Yuan Shuai2， Hua Bei3， Hu Zhaoguo1， Wei Zhengyu1，

Li Ning1， Su Feng1， Li Jianwei1， Liu Sen1， Hou Rongna4

（1.Geology Exploration Institute of Shandong Zhengyuan，China Metallurgical Geology Bureau，Jinan，Shandong，

250014，China;2.Tekesi County Bureau of Natural Resources，Tekesi，Xinjiang，835500，China;3.Xinjiang

Geologica l Exploration Institute of China Metallurgical Geology Bureau，Urumqi，Xinjiang，830063，China;

4.Shandong Zhaojin Geological Survey CO.，LTD.Zhaoyuan，Shandong，265400，China）

Abstract： Xing'an-Mongolia orogenic belt is a accretive orogenic belt formed by subduction and closure of the oceanic basin in the eastern part of the ancient Asian Ocean. However， there are still great disputes about the subduction form， closure time and the tectonic setting of the Xing 'an-Mongolia orogenic belt in this area. The Bayanhure area of East Wuzhumuqin County is located in the central part of Xing’an-Inner Mongolia Orogenic Belt. Baoligaomiao Formation consist of intermediate-acidic and terrigenous sediments. Based on the geochemical analysis of the main and trace elements of the whole rhyolite and LA-ICP-MS zircon U-Pb dating， the formation age of the volcanic rocks of the Baoligaomiao Formation in the study area was accurately determined， and the geochemical characteristics of the rocks are analyzed.These rocks are enriched in Rb、Th、Sr，and depleted in Nb， Sr， P and Ti，resembling typical characteristics of highly fractionated A type grantites. It shows the characteristics of post-collision granite， which formed in the post-orogenic crustal thinning stage.The rhyolite of Baoligaomiao Formation has SiO2 contents of 70.80%～79.81%， MgO contents of 0.05%～0.50%， TiO2 contents of 0.05%～0.23%， K2O contents of 3.25%～9.33%. Meanwhile， these rocks are enriched in Rb， La， Nd， Zr， Sm， depleted in Sr， Ba， P， Ti ，with slightly negative Eu anomaly. and highly zircon saturation temperatures. The geochemical characteristics of rhyolite show A2-type granites， which should be formed under post-collision settings and partly from conglomerate substance of the lower crust. Zircons from Baoligaomiao Formation rhyolite yielded weighted mean 206Pb/238U ages of 299.6±2.5Ma（MSWD=1.5）. According to all the above， It is concluded that the Bayanhure area of East Wuzhumuqin County in the central Xing-Meng Orogenic belt was under a post-collision extensional setting in the Late Paleozoic.This provides new evidence for the tectonic-magmatic evolution of the Xing-Meng Orogenic belt.

Key words： Baoligaomiao Formation; rhyolite; Zircon U-Pb age; Geochemistry; East Wuzhumuqin County