东乌旗地区早古生代中-基性杂岩锆石U-Pb年代学及地球化学特征*

2022-10-17那福超伍月宋维民马永非刘英才张广宇

岩石学报 2022年9期

那福超伍月宋维民马永非刘英才张广宇

中亚造山带(Central Asian Orogenic Belt)被认为是显生宙期间形成的世界上最大的年轻地壳(Xiaoetal., 2003; Windleyetal., 2007; Kröneretal., 2014)，其位于西伯利亚板块、华北板块与塔里木板块之间(engöretal., 1993; Jahnetal., 2000)，是发展历史最长、地壳增生与改造作用最显著的俯冲-增生型造山带(engöretal., 1993;engör and Natal’in, 1996; Jahnetal., 2000, 2004; Windleyetal., 2007; Xuetal., 2015; Liuetal., 2017, 2021; Zhouetal., 2018; 许文良等，2019)。兴蒙造山带作为中亚造山带东段的重要组成部分，由众多微陆块、岛弧、蛇绿岩和增生楔组成，记录了西伯利亚克拉通与华北板块碰撞拼合及古亚洲洋消亡等重要信息(Xiaoetal., 2003; Li, 2006; Songetal., 2015; Xuetal., 2015)。因此，正确认识兴蒙造山带内不同时代不同性质地质体的时空分布及成因演化，对恢复该地区区域构造演化历史具有重要意义。

兴安地块位于兴蒙造山带东段，早古生代时期，古亚洲洋向北俯冲至兴安地块之下，地块东部多宝山-雅鲁地区的早古生代岛弧-弧后盆地岩浆-沉积演化体系较为完整地记录了这一俯冲事件(杨文麟等，2014；葛文春等, 2007; Wuetal., 2015; Fengetal., 2017, 2018; 杜兵盈等，2018)。同一时期，在地块西部也发育有大量的早古生代岩浆活动，依据其展布特征可分为南侧的苏左旗-锡林浩特-大石寨弧岩浆岩带和北侧的二连浩特-东乌旗岩浆岩带。南带主要由苏尼特左旗地区火山岩和侵入岩(490～420Ma; Chenetal., 2000, 2009；石玉若等，2004；Jianetal., 2008; Shietal., 2016; 唐建洲等，2018)、锡林浩特南变质花岗岩(457～421Ma，葛梦春等，2011)、乌兰敖包图闪长质侵入岩(488～474Ma; 王树庆等，2016)和大石寨地区基性火山岩(439±3Ma; Guoetal., 2009)等组成，可分为原始岛弧(490～464Ma)、正常大陆弧(449～439Ma)和碰撞-后碰撞(429～423Ma)三个演化阶段(唐建洲等，2018)。北岩浆岩带包括吉尔嘎郎图花岗质岩体(杨泽黎等，2017)、阿巴嘎二长花岗岩(赵利刚等，2012)、乌拉盖辉长闪长岩(杨泽黎等，2018)、东乌旗辉长岩体(李红英等，2016)和同时期的火山岩(于洋等，2017；杨泽黎等，2020)，等等。目前对于这条岩浆岩带形成的构造背景存在着争议，部分学者认为二连浩特-东乌旗岩浆岩带是古亚洲洋向北俯冲形成的岩浆弧，晚古生代贺根山洋盆的打开导致了其与南岩浆岩带的分离(杨泽黎等，2017，2018，2020)，也有学者认为这些岩浆岩的产出环境为弧后盆地(赵利刚等，2012；李红英等，2016)，与南侧弧岩浆岩带共同构成弧盆系。上述争议也制约了学者对兴安地块早古生代构造演化的客观认识，包括地块东部的弧-盆体系是否延伸至西部，早古生代时期地块东、西部的演化是否存在差异等等。基于上述问题，本次工作选取东乌旗地区早古生代中-基性杂岩为研究对象，通过岩石学、锆石U-Pb年代学和岩石地球化学研究的基础上，结合区域上岩浆-沉积作用和其他区域地质资料，探讨二连浩特-东乌旗早古生代岩浆岩的成因演化和动力学构造背景，进而为兴安地块早古生代构造格局及其演化提供相关约束。

1 地质背景及岩石学特征

研究区位于贺根山-黑河断裂的北侧，大地构造位置属于兴安地块(图1a)，该地块向东北延伸至俄罗斯境内(Xuetal., 2015; 许文良等, 2019)。近年来的研究资料显示，兴安地块东部出露的诸多“前寒武纪”变质基底均形成于晚古生代-早中生代(那福超等，2018，2019)，其基底岩石主要出露在地块西部的苏左旗-锡林浩特地区(Hanetal., 2017; 孙立新等，2020；Wangetal., 2022)。零星出露古生界火山-沉积地层，上覆地层以中生代火山-沉积地层为主，并伴有强烈的古生代-中生代岩浆活动。研究区内出露的最古老地层为下中奥套统海相沉积地层(乌宾敖包组)，自下而上由灰白色结晶灰岩、灰黄色变质粉砂岩和灰黑色泥质粉砂岩组成；其上为浅海相中-上泥盆统塔尔巴克特组，为一套沉积碎屑岩夹灰岩岩石组合，含海相动物化石。两者均被早白垩世正长花岗岩侵位，在接触部分发生强烈的矽卡岩化。本次研究的早古生代中-基性杂岩位于研究区中部，呈不规则状侵入至下中奥套统乌宾敖包组中(图1b)，为一复合杂岩体，除前人识别的辉长岩(452～450Ma，李红英等，2016)外，还包含有变黑云母微晶闪长岩、变微细粒辉石闪长岩、片麻状细中粒角闪辉长岩等岩石类型。

图1 研究区大地构造位置图(a, 据Xu et al., 2015修改)及地质简图(b)

本次工作共采集了14件样品，其中变辉石闪长岩6件，片麻状角闪辉长岩8件。变辉石闪长岩为变余细粒半自形柱粒状结构，块状构造(图2a-c)。岩石由角闪石(25%)、辉石(20%)、斜长石(50%)和隐晶碳酸盐矿物(5%)组成。角闪石呈浅绿色，半自形短柱状，微弱多色性(Ng-淡绿，Np-淡黄绿)，粒径约0.1～0.2mm，部分角闪石略呈定向排列；辉石呈无色，半自形短柱状，辉石式解理，粒径约0.1～0.2mm；斜长石多呈半自形板状，部分轻微变质呈他形粒状，聚片双晶纹宽窄不一，部分发育环带，粒径约0.1～0.3mm；隐晶碳酸盐矿物呈粒状，包裹粒状金属矿物。岩石中发育黝帘石脉。片麻状角闪辉长岩为细中粒半自形柱状结构，片麻状构造(图2d-f)。岩石由黑云母(2%)、斜长石(53%)、角闪石(40%)及金属矿物(5%)组成。黑云母为黄褐色，显著多色性(Ng-黄褐，Np-浅黄褐)，呈细小片状集合体，或分布于显微裂纹之间；角闪石为不规则粒状、板状集合体，粒径约0.8～3.2mm；斜长石呈自形-半自形长柱状、板柱状，聚片双晶较清晰，部分双晶弯曲，粒径约0.6～4.0mm，表面有裂隙发育，细小的角闪石充填其中。

图2 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩野外特征及显微特征

2 分析方法

经过显微镜下薄片鉴定之后，选择新鲜样品用于地球化学分析。主量元素和痕量元素的分析在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF-1500)，分析精度优于5%;对稀土、微量元素采用电感耦合等离子质谱法(Xseries 2 型ICP MS质谱仪)进行分析，精度和准确度优于5% 。锆石单矿物分选由河北省区域地质调查研究所完成。锆石制靶、阴极发光(CL)照相测试由北京锆年领航科技有限公司完成。

锆石原位微区U-Pb同位素定年利用北京科荟测试技术有限公司的LA-ICP-MS分析完成。U-Pb同位素定年激光剥蚀系统为ESI NWR 193nm，ICPMS为Analytikjena Plasma Quant MS Elite ICP-MS，LA-ICP-MS分析方法和流程详见袁洪林等(2003)。对分析数据的离线处理(包括对样品和空白信号的选择、仪器灵敏度漂移校正、元素含量及U-Th-Pb同位素比值和年龄计算)采用软件ICPMSDataCal(Liuetal., 2010)完成。U-Pb同位素定年中采用锆石标准GJ-1作外标进行同位素分馏校正，每分析6～8个样品点，分析2次GJ-1。所有样品年龄数据的U-Pb谐和图、年龄分布频率图绘制和年龄加权平均计算采用Isoplot4.0程序完成(Ludwig, 2003)。

锆石微区原位Hf 同位素分析在北京科荟测试技术有限公司进行，利用NWR 213nm 固体激光器对锆石进行剥蚀，激光剥蚀的斑束直径一般为40μm，能量密度为7～8J/cm2，频率为10Hz，激光剥蚀物质以高纯He为载气送入Neptune Plus(MC-ICP-MS)，接收器配置与溶液进样方式相同。测定时用锆石标样GJ-1为外标，测定过程中GJ-1的测定结果是0.282000±28。

3 分析结果

3.1 锆石U-Pb年龄

本次研究分别对杂岩体内的变辉石闪长岩和片麻状角闪辉长岩进行了定年。变辉石闪长岩(GY1701)采集自杂岩体的西南侧(GPS位置：46°33′48″N、118°39′47″E); 片麻状角闪辉长岩(GY1703)采集自杂岩体的东北侧(GPS位置：46°34′02″N、118°40′02″E)。LA-ICP-MS锆石U-Pb定年结果见于表1，代表性锆石颗粒的阴极发光(CL)图像及测点见图3，锆石U-Pb年龄协和图见图4。

变辉石闪长岩中的锆石多为浅黄色半透明，呈短柱状或破碎后的不规则性状，长宽比为1:1～1.5:1之间，长轴直径约100～150μm，Th/U比值均大于0.3，条带状-扇形分带，部分锆石具有明显的核幔结构(图3)。16个有效测点中，4个位于锆石边部的测点年龄分别为386Ma、425Ma、437Ma和446Ma，1个测点年龄为492Ma，可能为捕获锆石，其余11个测点获得的年龄介于456～475Ma(图3、表1)，206Pb/238U加权平均年龄为465±5Ma(MSWD=1.2)(图4a)，表明变辉石闪长岩形成时代较早，为中奥陶世岩浆作用的产物。片麻状角闪辉长岩中锆石多呈浅黄色，以短柱状为主，少量棱柱状，长度约50～150μm，长宽比介于1:1～2.5:1之间。在CL图像中可见锆石内部发育明显震荡环带(图3)，且Th/U比值介于0.19～0.66之间，均具有明显的岩浆成因锆石特征。本次工作共获得23个有效测点，在206Pb/238U-207Pb/235Pb谐和图上均投影在谐和线上或谐和线附近。其中17个测点年龄值介于450～466Ma(图3)，加权平均值为456±3Ma(MSWD=0.91)(图4b)，为晚奥陶世早期岩浆作用的产物，与李红英等(2016)获得的朝不愣辉长岩体年龄(452～450Ma)及杨泽黎等(2020)在额仁高壁苏木附近获得的中性火山岩年龄(452±2Ma)基本一致。除上述17个测点外，本次工作还获得6个较老的年龄值，可分为～590Ma(n=2)、～694Ma、～886Ma、～1979Ma和～2398Ma五组(表1)，这几组年龄在兴安地块上的下古生界-新元古界地层中普遍存在(那福超等，2018；Wangetal., 2022)，因此上述古老年龄应为岩浆上升过程中捕获锆石的年龄。

表1 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩的LA-ICP-MS 锆石U-Pb分析结果

图3 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩锆石阴极发光图像

图4 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩锆石U-Pb年龄协和图

3.2 主量元素

变辉石闪长岩和片麻状角闪辉长岩的主量元素分析结果及相关参数详见表2。从表中数据可以看出，变辉石闪长岩样品SiO2含量在53.90%～54.19%之间；K2O含量普遍偏低，介于0.41%～1.14%之间，平均为0.83%，显示低钾特征；Na2O含量为2.73%～3.04%，平均值为2.81%，明显高于K2O含量，全碱含量为3.03%～3.97%，相对较低，σ=0.80～1.47，在Nb/Y-Zr-Ti图解中主要落入到安山岩/玄武安山岩和玄武岩界线附近，且靠近碱性玄武岩(图5a)。在SiO2-FeOT/MgO图解中均落入钙碱性系列范围 (图5b)。样品MgO、Al2O3、CaO、TiO2和FeOT含量分别为5.23%～6.49%、13.32%～14.90%、10.55%～13.70%、0.68%～0.84%和7.37%～8.25%，铝饱和指数(A/CNK)为0.80～1.03，平均为0.92，样品显示弱过铝质到准铝质的特征。Mg#[=100×Mg/(Mg+Fe2+)]值为54.9～60.7，Cr和Ni含量分别为120.4×10-6～211.0×10-6和58.01×10-6～109.3×10-6。

表2 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩的主量元素 (wt%)和微量元素(×10-6)分析结果

续表2

图5 二连浩特-东乌旗地区早古生代中-基性杂岩Zr/Ti-Nb/Y(a，据Winchester and Floyd, 1977)和SiO2-FeOT/MgO(b，据Miyashiro,1974)图解

片麻状角闪辉长岩样品SiO2含量介于44.30%～48.05%之间，K2O含量介于0.51%～1.04%之间，平均为0.73%，显示低钾特征；Na2O含量为0.52%～1.78%，平均值为1.31%，普遍高于K2O含量，全碱含量为1.20%～2.76%，相对较低，σ=0.52～1.52，在Nb/Y-Zr-Ti图解中均落入到玄武岩范围内(图5a)。在SiO2-FeOT/MgO图解中均落入拉斑玄武岩系列范围内(图5b)。样品MgO、Al2O3、CaO、TiO2和FeOT含量分别为6.31%～8.38%、12.36%～16.92%、12.78%～18.80%、1.22%～2.32%和7.89%～10.86%，铝饱和指数(A/CNK)为0.66～1.09，平均为0.83，样品显示准铝质的特征。Mg#值为53.2～64.2，Cr和Ni含量分别为93.99×10-6～169.6×10-6和53.88×10-6～108.8×10-6。

3.3 微量及稀土元素

表2列出了变辉石闪长岩和片麻状角闪辉长岩样品的微量及稀土元素分析结果。变辉石闪长岩样品具有中等的稀土元素含量(ΣREE=136.3×10-6～165.0×10-6)，在球粒陨石标准化稀土元素配分图解(图6a)中，样品相对富集轻稀土元素(LREE=121.5×10-6～148.7×10-6)而亏损重稀土元素(HREE=14.15×10-6～17.65×10-6)，LREE/HREE=7.89～9.31,(La/Yb)N比值为8.62～10.76，Eu负异常相对明显(δEu=0.72～0.88，平均为0.78)，表明岩浆演化过程中经历了一定程度的斜长石分离结晶。片麻状角闪辉长岩具有较低的稀土元素含量(ΣREE=53.98×10-6～79.08×10-6)，轻重稀土分馏不明显(LREE=41.00×10-6～64.43×10-6，HREE=11.31×10-6～14.66×10-6)，LREE/HREE=3.16～4.43，(La/Yb)N比值为2.70～3.87，存在明显的Eu负异常(δEu=0.65～0.89，平均为0.78)，表明斜长石发生明显的分离结晶。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)中，变辉石闪长岩和片麻状角闪辉长岩样品均相对富集Rb、Sr等大离子亲石元素(LILs)，Nb、Ta、Zr、Hf等高场强元素(HFSE)则明显亏损，Th、U含量均较高，具有类似俯冲带岩石的特征。

图6 二连浩特-东乌旗地区早古生代中-基性杂岩球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准化微量元素蛛网图(标准化值据 Sun and McDonough, 1989)

3.4 Hf同位素特征

本次工作在锆石U-Pb定年的基础上对所采集的样品进行了锆石原位Hf同位素的测定，表3列出了测试结果及根据谐和年龄计算的相关参数。由表中数据可以看出，变辉石闪长岩样品锆石的176Hf/177Hf值介于0.282719～0.282843之间，相应的εHf(t)值为8.27～12.03(平均值为9.36)，位于亏损地幔演化线和球粒陨石演化线之间，靠近亏损地幔演化线(图7a, b)，与兴蒙造山带内兴安地块显生宙岩浆锆石原位微区Hf同位素特征一致(图7a)，一阶段Hf模式年龄tDM(Hf)为602～743Ma；片麻状角闪辉长岩样品锆石的176Hf/177Hf值介于0.282432～0.282522之间，相应的εHf(t)值为-2.12～1.10(平均值为-0.48)，位于球粒陨石演化线附近(图7a, b)，与兴蒙造山带内额尔古纳地块显生宙岩浆锆石原位微区Hf同位素特征一致(图7a)，一阶段Hf模式年龄tDM(Hf)为1016～1143Ma。

表3 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩的锆石原位Hf同位素分析结果

图7 兴安地块西部早古生代岩浆岩t-εHf(t)关系图(底图据Yang et al., 2006)

4 讨论

4.1 兴安地块西部早古生代岩浆岩时空分布特征

兴安地块西部分布着大量的早古生代岩浆岩，从空间分布上来看可以划分为两条岩浆岩带：南侧的苏尼特左旗-锡林浩特-大石寨早古生代岩浆岩带(南带)和北侧的二连浩特-东乌旗早古生代岩浆岩带(北带)(图8)。南带以石英闪长岩-英云闪长岩-二长花岗岩-花岗岩-流纹岩为主，少量辉长岩，年龄范围介于490～421Ma(图9a、表4)，存在三个相对岩浆活动峰值～423Ma、448～441Ma和～481Ma(图9a)。北带岩性组合包括角闪辉长岩-辉长岩-辉长闪长岩-英云闪长岩-花岗闪长岩及火山岩，年龄范围为500～430Ma(图9b、表4)，可分为500～479Ma、465～461Ma、456～450Ma、～430Ma四个活动期，其中以456～450Ma岩浆活动最为发育(图9b)。由此可见，兴安地块西部早古生代岩浆岩以带状分布为特征，可分为两条近似平行的北东向条带，活动时限近似，开始于晚寒武世，并一直持续至中志留世。

表4 兴安地块西部早古生代岩浆岩年龄数据统计表

图8 兴安地块早古生代岩浆岩分布略图(据Li et al., 2018)

图9 兴安地块西部早古生代岩浆事件相对年龄频率图

4.2 岩石成因

4.2.1 地壳混染和分离结晶作用

东乌旗地区中-基性杂岩经历后期轻微变质作用，因此在讨论岩石成因和源区性质之前首先要探讨元素的活动性。在岩石遭受后期变质作用时，稀土元素(REE)和高场强元素(Nb、Ta、Th、Zr、Hf、Y)是相对稳定的(Rollinson, 1993; Kerrichetal., 1999)。而最不活跃元素Zr可以用来示踪变质作用对玄武质岩石地球化学成分的影响(Polatetal., 2012)。东乌旗中-基性杂岩的稀土元素(La、Yb、Sm等)、高场强元素(Nb、Ta、Ta等)和其他微量元素(U、Ni、Cr等)与Zr均具有较好的相关性，表明在变质过程中，这些元素基本是稳定的，无明显的迁移变化，可以用来恢复和讨论中基性岩石的成因和源区性质，而大离子亲石元素(如Sr、Rb等)往往是活动元素(Rollinson, 1993; Kerrichetal., 1999)，与Zr也没有明显的相关性，因此这些强活动性元素不适合用来探讨岩浆系列和岩石成因。东乌旗地区早古生代中-基性杂岩具有低硅(SiO2=44.30%～54.19%)、高镁(MgO=5.23%～8.38%)和高Mg#值(53.2～64.2)的特征，结合相对高的Co、Ni、Sc含量(分别为17.61×10-6～40.34×10-6、53.88×10-6～109.3×10-6和19.69×10-6～77.13×10-6)，暗示其岩浆来源于地幔物质的部分熔融。样品显示了弱过铝质至准铝质特征，且所有样品Mg#明显大于45，Na2O含量均小于4.3%，这些特征与下地壳变玄武岩部分熔融所形成的低硅且准铝质熔体明显不同(Wolf and Wyllie, 1994; Rapp and Watson, 1995)，这进一步表明岩浆源区并非来自于玄武质下地壳，而是来源于地幔物质的部分熔融。通常来说，起源于岩石圈地幔的岩石通常相对原始地幔富集大离子亲石元素和轻稀土元素，亏损高场强元素(如Nb、Ta)，而起源于软流圈地幔的物质往往富集大离子亲石元素和高场强元素。东乌旗早古生代中-基性杂岩富集LILE，亏损HFSE，稀土元素配分图上相对富集轻稀土而亏损重稀土元素(图7)，这与正常洋中脊玄武岩(N-MORB)具有亏损LREE等特征的软流圈地幔存在明显差异(Sun and McDonough, 1989)。源于软流圈地幔的基性岩La/Nb比值小于1.5，La/Ta比值小于22，而岩石圈地幔来源的基性岩则相反(Thompson and Morrison, 1988; Smithetal., 1999)。东乌旗早古生代中-基性杂岩的La/Nb和La/Ta比值分别为1.53～3.53(平均值为2.33)和23.40～152.6(平均值为56.18)，表明其岩浆源区为岩石圈地幔(Thompson and Morrison, 1988; Smithetal., 1999)。

通常大陆地壳强烈亏损Nb、Ta等元素(Rudnick and Gao, 2003)，如果幔源岩浆经历了一定规模的陆壳混染作用，往往会形成类似俯冲带岩浆岩的特征(Ernstetal., 2005; Xia, 2014)。东乌旗早古生代中-基性杂岩具有明显的Nb-Ta负异常，表明幔源岩浆可能受到地壳混染作用，而变微细粒辉石闪长岩样品中出现的大量古老捕获锆石也似乎表明岩浆上升过程中受到了围岩的混染作用。但同时大陆地壳相对富集Zr和Hf元素(Rudnick and Gao, 2003)，而在原始地幔标准化微量元素蛛网图上(图7b)，东乌旗早古生代中-基性杂岩呈现了Zr和Hf元素的负异常。与大陆地壳相比，变微细粒辉石闪长岩样品具有相对较低的Th/Ce(平均值为1.31)、Th/La(平均值为0.06)和Th/Yb(平均值为0.13)，相对较高的Nb/Th(平均值为4.49)，表明陆壳混染的程度相对较低(Rudnick and Gao, 2003)。在协变图(图略)中，样品的Mg#与Nb/La、Nb/Ta、Sm/Nd、Th/La、La/Sm均不存在明显的相关性，同样显示了地壳物质同化混染不明显(Wangetal., 2013)。因此东乌旗早古生代中-基性杂岩的母岩浆在上升过程中并未遭受明显的地壳混染作用，其Nb-Ta元素负异常是继承其岩浆源区的地球化学特征。

东乌旗早古生代中-基性杂岩具有变化范围较大的Mg#(53.2～64.2)、Cr(93.99×10-6～211.0×10-6)、Ni(53.88×10-6～109.3×10-6)和Co(17.61×10-6～40.34×10-6)，且含量明显低于基性原生岩浆(Tatsumi and Ishizaka, 1981)，暗示其在岩浆演化过程中可能存在一定程度的结晶分异。Ni-Cr和V-Cr含量相关图解(图10)和球粒陨石标准化稀土元素配分图解(图7a)显示，东乌旗早古生代中-基性杂岩在形成过程中主要经历了辉石、角闪石和斜长石的分离结晶作用, 也有少量的橄榄石参与。

图10 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩Cr-Ni 和Cr-V判别图解(底图据Li et al., 2010)

4.2.2 地幔源区特征

前期分析显示东乌旗早古生代中-基性杂岩未遭受大规模地壳混染，而其富集轻稀土(LREE)和大离子亲石元素(LILE)，亏损重稀土(HREE)和高场强元素(HFSE)的特征表明原始岩浆可能受到俯冲流体或熔体的影响，而两者的微量元素配分系数存在差异，例如重稀土和高场强元素在熔体中含量较高，而轻稀土元素和碱金属则易流入熔体，因此可以通过元素比值的差异来区分交代过程中熔体和流体参与(Johnson and Plank, 2000; Turneretal., 2003)。在Nb/Y-Rb/Y、Th/Nb-La/Nb和Th/Nb-Ba/Nb判别图解(图11)中，东乌旗早古生代中-基性杂岩的演化趋势显示出以流体交代为主，熔体交代为辅的特征。除此之外，前人的研究显示，有俯冲沉积物熔融加入的源区部分熔融产生的岩浆Th/Yb比值通常大于2，而流体交代富集的岩浆其Th/Yb比值通常小于1(Woodheadetal., 2001; Nebeletal., 2007)。本次研究的变辉石闪长岩的Th/Yb比值为1.52～4.21，大部分岩石介于1～2之间，片麻状角闪辉长岩样品的Th/Yb比值(0.18～0.68)均小于1，两者也共同显示了流体为主，熔体为辅的交代特征。

图11 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩板片熔体-流体交代判别图解(据Zhao and Zhou, 2007；Zamboni et al., 2016)

锆石Hf同位素组成很少受到后期地质作用的影响，可以作为探讨岩浆源区属性的重要约束(Griffinetal., 2000)。早期变辉石闪长岩锆石Hf同位素相对亏损(εHf(t)=8.27～12.03)，与二连浩特-东乌旗岩浆岩带中的其余早古生代岩浆岩类似(图7)，来源于源区相对亏损成分的熔融。而晚期片麻状角闪辉长岩锆石的εHf(t)值为-2.12～1.10，表明来源于源区相对富集组分的部分熔融，与苏尼特左旗-锡林浩特-大石寨岩浆岩带中的449～441Ma的花岗岩-花岗闪长岩(唐建洲等，2018)及445～439Ma流纹岩(Chenetal., 2016)特征类似(图7)。同时角闪辉长岩中存在较多的古老捕获锆石也说明其源区可能存在相对古老的地壳物质，这与Wangetal.(2022)认为兴安地块西部基底之下可能存在古老的富集地幔的认识互相印证。总体呈现出早期亏损成分先出熔，后期富集成分再出熔的特征。

稀土元素含量和比值在限定幔源岩浆源区及其部分熔融程度过程中十分有效 (Aldanmazetal., 2000)，Sm为不相容元素，不容易受岩浆源区矿物相(如石榴石或尖晶石)含量变化的影响，而Yb在石榴石矿物相中为相容元素，但在尖晶石或单斜辉石矿物相中却为不相容元素，因此，Sm/Yb比值可以用来判断地幔源区的矿物相(Aldanmazetal., 2000)。如果岩浆源区是石榴石二辉橄榄岩部分熔融时，产生的熔体具有高于地幔源区的Sm/Yb值，而当岩浆源区为尖晶石二辉橄榄岩部分熔融时，会形成与地幔源区相似的Sm/Yb值。在Sm/Yb-Sm图解中(图12)，变辉石闪长岩样品接近或稍高于尖晶石-石榴石(1:1)二辉橄榄岩部分熔融线上，表明样品岩浆源区为尖晶石-石榴石(1:1)二辉橄榄岩，部分熔融程度约为7%～10%。片麻状角闪辉长岩接近或稍高于尖晶石-石榴石(1:1)二辉橄榄岩部分熔融线上，表明样品岩浆源区与变微细粒辉石闪长岩类似，均为尖晶石-石榴石(1:1)二辉橄榄岩，但部分熔融程度较高，为10%～22%。

图12 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩Sm-Sm/Yb判别图解(底图据Aldanmaz et al., 2000)

4.3 构造背景及地质意义

目前对于二连浩特-东乌旗早古生代岩浆岩带的构造背景仍存在争议，一些学者认为该岩浆岩带形成于活动大陆边缘环境或岛弧环境(于洋等，2016；杨泽黎等，2017，2018，2020)，也有学者认为是弧后盆地的产物(赵利刚等，2012；李红英等，2016)。本次研究及前人资料显示，二连浩特-东乌旗早古生代中基性岩浆岩大致可分为早期(500～461Ma)钙碱性系列和晚期(456～450Ma)拉斑玄武岩系列(图4b)。在球粒陨石标准化稀土元素配分图和原始地幔标准微量元素蛛网图中可以看出，早期岩浆岩具有明显的岛弧玄武岩的地球化学特征，而晚期岩浆岩则更接近MORB的特征，且具有随年龄变化而渐变。整体来说，二连浩特-东乌旗早古生代岩浆岩兼具MORB和岛弧玄武岩的特征。

基性岩浆岩直接起源于地幔部分熔融，受到后期改造较小，而成为反演区域构造背景的理想对象(Yarmolyuketal., 2008)。不相容元素组成特征可以对基性岩的形成环境进行限定。在La-La/Nb和Ta/Yb-Th/Yb(图13a, b)中，东乌旗地区相对较老的变辉石闪长岩和辉长岩主要落在弧区域，而相对年轻的片麻状角闪辉长岩和部分辉长岩则逐渐向MORB区域靠近或落入其中，总体上来看东乌旗早古生代中-基性杂岩随着时间的推移，岛弧玄武岩的印记正逐渐减弱，而MORB成分不断增加。这种演化特征暗示其可能形成于俯冲消减带上弧后盆地。在Th/Yb-Nb/Yb和Th-Ta-Hf/3构造判别图(图13c，d)中，大部分样品落入岛弧和弧后盆地重叠区域(弧后裂谷)及周边，同样显示了随着时间的增加，样品逐渐从岛弧玄武岩向弧后裂谷变化的趋势。东乌旗早古生代中-基性杂岩Th/Nb比值为0.08～0.68，与马里亚纳弧后裂谷熔岩(0.24～0.68)基本一致(Pearceetal., 2005；Ishizukaetal., 2010)，暗示两者形成环境基本一致。综合野外岩石组合和地球化学特征，二连浩特-东乌旗早古生代中基性岩浆岩兼具MORB和岛弧玄武岩特征，形成于弧后盆地初始裂解-不成熟弧后盆地阶段。而东乌旗北部～430Ma具板内岩浆特征的一套酸性火山岩，可能代表了成熟弧后盆地的岩浆活动。

图13 东乌旗地区早古生代中-基性杂岩构造判别图解

除岩浆作用外，二连浩特-东乌旗一线早古生代沉积特征也同样记录了上述构造环境的转变。兴安地块西部下-中奥陶统以长石质、石英质砂岩、凝灰质板岩和生物碎屑灰岩为主，夹粉砂岩、板岩和中酸性火山岩；中奥陶统下部为安山岩夹少量火山碎屑岩，上部为凝灰质粉砂岩、凝灰质砂岩和泥质板岩等；上奥陶统-下志留统主要由砂质板岩、粉砂质板岩、细砂岩和灰岩为主，含大量图瓦贝等腕足类化石(内蒙古自治区地质矿产局，1991)。这种从含火山物质的滨浅海沉积到海相沉积的变化也同样记录了弧后盆地初始裂解发育至成熟弧后盆地的过程。

早古生代时期，受古亚洲洋北向俯冲作用的控制，兴安地块西部南缘苏尼特左旗-锡林浩特-大石寨一线发育大量的弧岩浆岩，存在～423Ma、448～441Ma和～481Ma三期岩浆活动峰值。前人研究资料表明，该岩浆岩带可分为原始岛弧、正常大陆弧和碰撞-后碰撞三个演化阶段(唐建洲等，2018)。伴随持续的俯冲作用，在该弧岩浆岩带的北部发育一个与之配套的弧后盆地， 500～461Ma岩浆岩记录了弧后盆地的初始裂解阶段， 456～450Ma岩浆岩代表了不成熟弧后盆地的岩浆产物，两者均兼具MORB和岛弧玄武岩特征，且随着时间的推移，岛弧玄武岩的印记正逐渐减弱，而MORB成分不断增加。～430Ma板内酸性火山岩的出现，标志着该弧后盆地发育成熟。由此可见，兴安地块西部南缘的苏尼特左旗-锡林浩特-大石寨早古生代岩浆岩带和北侧的二连浩特-东乌旗早古生代岩浆岩带一起组成了一套早古生代弧盆系，其演化特征可以与地块东部进行类比。