索伦-林西缝合带北缘构造属性：来自内蒙古扎鲁特旗北部寿山沟组变沉积岩及其安山岩透镜体的制约*

2022-10-17施璐唐振钱程张渝金杜继宇

岩石学报 2022年9期

施璐唐振钱程张渝金杜继宇

中亚造山带作为世界上最大的显生宙增生造山带，一直是国内外地质学家研究的热点(Mossakovskyetal., 1993;engöretal., 1993; Xiaoetal., 2003; Jahn, 2004; Kovalenkoetal., 2004; Windleyetal., 2007; Xiao and Santosh, 2014; Fuetal., 2016; 马永非等，2018；杜继宇等，2019；刘永江等，2019；Duetal., 2021; Qianetal., 2022)，带内发育一系列的微地块、岩浆弧及俯冲增生杂岩。索伦-林西缝合带记录了中亚造山带东段最终闭合位置，但是其形成与演化历史仍存在较大争议。有学者认为古亚洲洋在古生代存在向南、向北的双向俯冲，并发育多阶段的沟-弧-盆体系，最终在晚二叠世-早三叠世闭合(Xiaoetal., 2003; Chenetal., 2009)；还有学者认为古亚洲洋在志留纪末由于两侧微地块的拼贴-碰撞停止了俯冲，并在早二叠世再次开始向南的俯冲，而北侧处于被动大陆边缘，并经历了区域伸展作用(Jianetal., 2008, 2010)；另有学者认为古亚洲洋已在晚泥盆世-早石炭世期间闭合，而在晚石炭世-二叠纪处于伸展环境，发育一个新洋盆，新洋盆于晚二叠世-早三叠世闭合(Chenetal., 2012; Zhangetal., 2018)。归结起来，这些观点的主要分歧在于对该地区晚古生代的构造属性、大洋板片的俯冲极性、以及是双向俯冲还是单向俯冲等问题的认识。内蒙古扎鲁特旗位于索伦-林西缝合带东段北缘，是研究这一关键问题的重要区域。笔者在扎鲁特旗北部达巴艾勒地区发现一套下二叠统寿山沟组变质沉积岩，局部还夹有灰岩、安山岩透镜体，通过对这套岩石进行岩相学、同位素年代学、岩石地球化学等方面的系统研究，来确定索伦-林西缝合带北缘晚古生代构造属性，也为研究中亚造山带的构造演化历史提供基础地质证据。

1 区域地质背景

1.1 地质概况

研究区地理位置位于内蒙古扎鲁特旗北部，构造位置处于中亚造山带东南缘，索伦林西缝合带的东段，靠近锡林浩特-好老鹿场-牤牛海俯冲增生杂岩带南缘。古生代主要受古亚洲洋构造域控制，经历了古亚洲洋的多期俯冲消减、地壳增生(李双林和欧阳自远，1998；任纪舜等，1999)，中生代受到蒙古-鄂霍茨克与环太平洋构造域的叠加影响(辛玉莲等，2011；王五力等，2012；许文良等，2013；梁琛岳等，2020)，形成大面积分布的中生代岩浆岩(Wuetal., 2011；Shietal., 2015; Yangetal., 2015; 施璐等，2018，2020)。

索伦-林西缝合带主要沿索伦山-苏尼特右旗-林西一线呈北东东向分布，其北侧以锡林浩特断裂为界与宝力道(锡林浩特)岛弧带相邻，南侧以西拉木伦断裂为界与白乃庙-翁牛特岛弧带相邻，东侧被嫩江-八里罕断裂所截切(图1a)。区内发育一系列蛇绿混杂岩、增生杂岩、二叠纪-早三叠世火山岩-沉积岩和花岗岩，并受到晚中生代火山-侵入岩浆作用的强烈叠加。区域上晚石炭世-二叠纪自下而上依次发育本巴图组(C2b)、阿木山组(C2a)、寿山沟组(P1s)、大石寨组(P1d)、哲斯组(P2z)、林西组(P3l)等晚古生代地层单元，其中本巴图组-哲斯组为海相地层，林西组为陆相地层(张晓飞等，2018a, b；Wangetal., 2020)。

图1 研究区大地构造位置图(a, 据Qian et al., 2022修改)、地质简图(b)及野外素描图(c)

1.2 地质特征

在扎鲁特旗北部达巴艾勒一带发育一套下二叠统寿山沟组变质沉积岩(图1b)，其整体以砂板岩为主，叠加不同程度的韧脆性-韧性变形构造，局部夹有透镜状生物碎屑灰岩、安山岩(图1c)等，后期被上侏罗统满克头鄂博组酸性火山岩不整合覆盖。寿山沟组变质沉积岩岩性主要为千枚状板岩、粉砂质千糜岩，镜下定名为黑云母构造片岩(图2a-d)，可见片状矿物黑云母微晶结合体定向排列，石英颗粒没有明显的定向拉长，原岩可能为粉砂岩与泥岩互层。灰岩透镜体已发生糜棱岩化(图2e)，其中还发现海百合茎等浅海相生物化石(图2f)。千枚状板岩中的安山岩透镜体镜下可见斑状结构，斑晶以斜长石为主，基质为交织结构，岩石发生轻微蚀变，绿泥石化(图2g-h)。

图2 扎鲁特旗北部晚石炭世-早二叠世火山-沉积岩野外及显微照片

2 样品及测试方法

本文研究的样品为采自寿山沟组中的千枚状板岩(Tm006b7)、粉砂质千糜岩(Tm003b6、DC319)以及安山岩透镜体(Tm006b8)，采样位置见图1。

用重液和磁选结合的方法从粉碎的岩石样品中分选出锆石颗粒，然后在双目显微镜下提纯。将锆石嵌于树脂样靶中并抛光至接近一半的截面，以暴露其内部结构。对所有分析的锆石拍摄阴极发光(CL)图像，查明锆石的内部结构特征，选择合适的锆石作为分析目标。锆石U-Pb定年在吉林大学自然资源部东北亚矿产资源评价重点实验室完成。具体实验测试过程参见Yuanetal. (2004)。激光剥蚀系统为德国COMPEx公司生产的GeoLasPro型193nm ArF准分子激光器，与激光器联用的是Agilent 7900型ICP-MS仪器，激光斑束采用32μm，脉冲频率使用7Hz。实验中采用He气体作为剥蚀物质的载气。仪器最佳化采用人工合成硅酸盐玻璃标准参考物质NIST610，采用91500 标准锆石外部校正法进行锆石原位U-Pb分析。用GLITTER 软件计算同位素比值和207Pb /206Pb、206Pb /238U、207Pb /235U 的年龄值，采用Isoplot(v. 3.0; Ludwig, 2003)进行谐和图绘制及加权平均年龄计算。

样品的主量元素、微量和稀土元素分析在自然资源部东北矿产资源监督检测中心完成。将新鲜未风化样品洗净、烘干后研磨成200目以下的粉末，用于主量元素、微量元素和稀土元素分析。主量元素采用X射线荧光光谱法(XRF)分析，微量元素、稀土元素采用等离子质谱法(ICP-MS)分析完成，详细的分析实验原理和分析步骤见王晓蕊(2005)。

3 测试结果

3.1 锆石U-Pb定年

下二叠统寿山沟组变质沉积岩及晚石炭世安山岩的锆石U-Pb年代学结果列于表1。

表1 扎鲁特旗北部晚石炭世-早二叠世火山-沉积岩LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果

续表1Continued Table 1测点号ThU(×10-6)Th/U同位素比值年龄(Ma)207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ207Pb206Pb1σ207Pb235U1σ206Pb238U1σ-5150800.630.05270.00300.34550.01910.04760.001231479301143008-52841190.710.05280.00220.35120.01430.04830.001131951306113047-531182170.540.05330.00160.35010.01090.04770.00113413430583007-541993030.660.05200.00160.34620.01090.04830.00112853530283047-551171480.790.05210.00190.34550.01270.04810.001129144301103037-56851210.710.05350.00230.32930.01390.04460.001135053289112827-57831430.580.05240.00230.34250.01520.04740.001130158299112997-58971970.490.05270.00210.34330.01360.04720.001131749300102977-59511220.420.05300.00200.34940.01320.04780.001132846304103017-60971380.700.05300.00210.35200.01400.04820.001132849306103037-61932040.460.05290.00170.35160.01150.04820.00113263730693037-631441610.900.05300.00250.34330.01600.04700.001232762300122967-656523591.820.05340.00160.34630.01040.04710.00113443230282977-663315740.580.05320.00140.34960.00960.04770.00113382830473007-6781960.840.05480.00220.46900.01910.06210.001540450391133889-6852930.560.05240.00230.34510.01490.04780.001130256301113017-702443960.620.05250.00170.32260.01030.04460.00103053628482816-71871510.580.05170.00210.34990.01430.04910.001227352305113097-72991780.560.05280.00190.34800.01230.04780.00113204130393017-7358930.630.05320.00240.35110.01540.04780.001233957306123017-741802820.640.05270.00170.35090.01130.04830.00113143630583047-761051210.870.05190.00260.33050.01660.04620.001228270290132917-7735580.610.05310.00280.34620.01770.04730.001233171302132987-782893300.880.05370.00150.35190.00990.04750.00113582930672997-801452730.530.05170.00160.34210.01060.04800.00112743429983027Tm006b7黑云母构造片岩-0218360.500.10590.00384.48600.16130.30720.0078173032172830172738-035978590.700.05590.00140.54840.01430.07110.001645026444944310-047636591.160.05250.00150.34170.01030.04720.00113083229882977-0549770.630.05130.00260.30400.01540.04290.001125671269122717-06841160.720.05330.00320.35760.02130.04860.001334286310163068-072963660.810.05320.00150.35100.01020.04790.00113353030583027-091171790.650.05370.00170.35820.01160.04840.00113583531193057-104024890.820.05310.00140.32900.00920.04500.00103322928972846-111503180.470.05230.00170.34180.01110.04740.00112983629982997-122173060.710.05270.00170.35010.01120.04820.00113153530583037-133602741.310.05330.00180.34170.01160.04650.00113433829892937-142765820.470.05310.00140.32530.00910.04440.00103332928672806-151872130.880.05220.00230.32400.01420.04500.001129557285112847-164224071.040.05320.00160.32620.01020.04450.00103363428782816-171441450.990.05350.00240.37700.01670.05110.001335057325123218-1923011500.200.05260.00130.32900.00840.04530.00103132628962866-213153450.910.05250.00150.34540.01020.04770.00113073230183017

3.1.1 下二叠统寿山沟组

样品Tm003b6，岩性为黑云母构造片岩，这些锆石通常自形-半自形，粒度为50～200μm，长宽比为1:1～2:1。CL图像结果显示，这些锆石内部具有特征的振荡环带，并且Th/U比值为0.30～1.82，指示其岩浆成因，大部分锆石具有明显的机械磨圆，兼有经过沉积成岩作用过程的特点(图3)。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄主要集中在280～305Ma之间，最小峰值年龄为282.3±4.2Ma，时代为早二叠世，另外还有几颗锆石年龄分别为309±7Ma、310±7Ma、321±8Ma、388±9Ma、765±16Ma、837±20Ma(图4)。

图3 寿山沟组变质沉积岩锆石CL图像

图4 寿山沟组变质沉积岩锆石U-Pb年龄

样品Tm006b7，岩性为黑云母构造片岩，这些锆石通常呈自形-半自形，粒度为50～150μm，长宽比为1:1～2.5:1。CL图像结果显示，这些锆石内部具有特征的振荡环带，并且Th/U比值为0.20～1.31，指示其岩浆成因，大部分锆石也具有明显的机械磨圆，表现出经过沉积成岩作用的特点(图3)。LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄主要集中在271～306Ma之间，最小峰值年龄为285.9±5.6Ma，时代为早二叠世，另外还有几颗锆石年龄分别为315±7Ma、317±7Ma、321±8Ma、334±7Ma、443±10Ma、496±11Ma、504±11Ma、1727±38Ma(图4)。

3.1.2 晚石炭世安山岩

样品Tm006b8，岩性为安山岩。其内锆石通常自形-半自形，粒度为50～200μm不等，长宽比为1:1～2:1，个别可达4:1。CL图像显示，这些锆石内部具有典型的环带结构，并且Th/U比值为0.31～0.96，指示了这些锆石属于岩浆锆石(图5a)。在锆石U-Pb年龄谐和图(图5b)中，大部分获得的锆石U-Pb年龄基本都位于谐和线上及其附近，206Pb/238U的加权平均年龄为304.9±4.7Ma(MSWD=1.5，n=15)，时代为晚石炭世，代表了安山岩喷发的年龄，与研究区北侧霍林河地区本巴图组安山岩年龄一致(杨海星等，2020)。另外还有一些335±8Ma、362±8Ma、1778±34Ma等的捕获或继承锆石年龄。

图5 晚石炭世安山岩锆石CL图像(a)及U-Pb谐和图(b)

3.2 岩石地球化学

寿山沟组变质沉积岩及晚石炭世安山岩的主量元素和微量元素分析结果见表2。

3.2.1 寿山沟组变质沉积岩

由表2可知，寿山沟组变质沉积岩SiO2含量为60.47%～69.26%，Al2O3含量为14.09%～17.95%，CaO含量为0.36%～4.12%，Na2O含量为1.48%～3.10%，K2O含量为2.81%～5.17%，MgO含量为0.60%～5.10%，Fe2O3含量为1.21%～3.98%，FeO含量为0.64%～4.01%，Mg、Fe含量普遍较低，推测母岩主要来自上地壳。

表2 扎鲁特旗北部晚石炭世-早二叠世火山-沉积岩主量元素(wt%)及微量元素(×10-6)分析结果

续表2

岩石的稀土元素总量(ΣREE)介于82.68×10-6～200.9×10-6之间；轻重稀土元素比值(LREE/HREE)为6.23～8.66，轻重稀土分馏系数(La/Yb)N介于5.34～10.88之间；δEu为0.39～0.81，具有中等的负Eu异常；δCe为0.87～0.97，异常不明显。在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(图6a)上具有轻稀土富集的右倾特征，相对富集轻稀土元素、亏损重稀土元素。根据原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b) 可知，寿山沟组岩石相对富集大离子亲石元素 (如Th、U、LREE)和Zr、Hf元素，亏损高场强元素(如Nb、Ta、P、Ti)和Sr元素，特征也与大陆上地壳相似。

图6 寿山沟组变质沉积岩及其安山岩透镜体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)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

3.2.2 晚石炭世安山岩

晚石炭世安山岩SiO2含量57.52%～60.04%，Al2O3含量13.92%～15.20%，Na2O含量3.26%～3.47%，K2O含量0.83%～1.56%，K2O+Na2O总量4.31%～4.90%，MgO含量为5.14%～6.06%，Mg#值为55.3～58.4，具有高镁安山岩特征。里特曼指数σ在1.14～1.47之间，属于钙碱性岩石。在岩石分类图解(图7)中，样品都落在安山岩范围内。在SiO2-K2O图解(图8a)中安山岩样品都落在钙碱性系列范围内。岩石A/CNK比值为0.69～0.85，显示准铝质岩石特征。

图7 晚石炭世安山岩岩石分类图解

图8 晚石炭世安山岩岩浆系列判别图解

晚石炭世安山岩样品ΣREE含量不高，为90.12×10-6～96.60×10-6，LREE/HREE为6.12～6.63，(La/Yb)N值5.74～6.22，δEu为0.79～1.05，在球粒陨石标准化稀土配分模式图(图6a)中显示轻稀土富集的右倾曲线，Eu异常不明显。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图6b)中这些岩石显示富集Rb、Sr、Th、U等元素、亏损Ba、Nb、Ta、Ti等元素，微量元素岩浆系列判别图解也显示安山岩具有钙碱性系列特征(图8b)，指示了弧岩浆的典型特征，Th元素的富集表明岩浆源区受到大洋沉积物的影响。安山岩的Cr含量为571.6×10-6～618.7×10-6，平均值为587.6×10-6，保留了与地幔橄榄岩源区部分熔融形成的原始玄武质岩浆(Cr=500×10-6～600×10-6)相近特征。

4 讨论

4.1 寿山沟组物源示踪与构造背景

锆石作为沉积岩中常见的副矿物，因其较高的U-Pb同位素封闭体系温度，可以很好的记录母岩的年代学信息，为物源区示踪提供可靠的证据。从锆石U-Pb年龄看(图4)，两个黑云母构造片岩年龄主要集中在280～320Ma之间，最小峰值年龄分别为282.3±4.2Ma和285.9±5.6Ma，限定了黑云母构造片岩原岩的沉积下限为早二叠世，另外还含有少量400～500Ma以及个别700～800Ma、1700Ma的碎屑锆石年龄。

集中在280～320Ma之间的锆石年龄与北侧广泛分布的石炭纪-早二叠世锡林浩特岩浆弧年代格架一致(Chenetal., 2000, 2009; 刘建峰等，2009; Huetal., 2015)，表明该地区寿山沟组沉积岩物源区主要来自于北侧的锡林浩特岩浆弧。400～500Ma的锆石年龄对应了大兴安岭地区多宝山-嫩江-扎兰屯-大石寨一线发育的早古生代岩浆事件(Liuetal., 2017; Fengetal., 2018; 赵英利等，2018)，或代表了东北地区古老的泛非期变质基底年龄(董策和周建波，2012；Zhouetal., 2010)。个别700～800Ma的年龄在华北板块鲜有报道，在锡林浩特杂岩的变辉长岩获得了相近的年龄(739.6Ma；葛梦春等，2011)，在西乌旗上石炭统本巴图组碎屑锆石中也很常见(郭晓丹等，2011)。仅有的一粒较老年龄为1727±38Ma，与松嫩地块西缘龙江地区前寒武岩浆事件(张超等，2018)或额尔古纳地块兴华渡口群的年龄一致(Wuetal., 2012)。而在碎屑锆石年龄中并未发现典型的华北克拉通古老结晶基底的年龄2.8～2.7Ga和2.6～2.5Ga(Zhao and Zhai, 2013)，暗示了在早二叠世本区主要接受东北各微陆块的沉积而不是华北克拉通。

沉积物的地球化学组成主要取决于源区的成分或不同源区成分的混合比例，因此碎屑岩的地球化学特征可以反映沉积物源的属性。REE、Zr、Th、Sc等微量元素在岩石风化、搬运和成岩过程中相对稳定，能够较好地提供物源区的成分信息。在La/Th-Hf 图解中(图9a；Guetal., 2002)，早二叠世变质沉积岩主要落入长英质物源区，并有古老沉积物成分的加入；在Co/Th-La/Sc图解中(图9b；Guetal., 2002；陈小双等，2018)，样品投点也落在长英质火山岩物源区，更靠近活动构造型碎屑物源，表明早二叠世寿山沟组沉积物源主要来自中酸性岩浆岩源区。

图9 寿山沟组变质沉积岩La/Th-Hf(a，据Gu et al., 2002)及Co/Th-La/Sc(b，据Gu et al., 2002；陈小双等，2018)物源判别图解

在微量元素构造环境判别图解中(图10；Bhatia and Crook, 1986)，样品投点几乎全部落入大陆岛弧区域，判断早二叠世变质沉积岩形成于大陆岛弧环境。将研究区沉积岩的REE有关参数与各种构造背景下的砂岩参数进行对比(表3)发现，早二叠世变质沉积岩化学成分也多与大陆岛弧背景相似。碎屑锆石年龄的分布特征也是判断沉积岩构造背景的重要证据，在不同的构造位置，碎屑锆石的年龄图谱具有明显不同的分布特征，汇聚边缘盆地中的碎屑锆石年龄大部分都与沉积时代相近(Cawoodetal., 2012)。从寿山沟组的碎屑锆石年龄图谱看，其分布特征与汇聚背景下的海沟或弧前盆地特征吻合(Caietal., 2020)。

表3 寿山沟组变质沉积岩有关参数与各种构造背景下砂岩的REE参数对比(据Bhatia，1985)

图10 寿山沟组变质沉积岩构造环境判别图解(据Bhatia and Crook, 1986)

4.2 安山岩岩石成因与构造背景

本文中晚石炭世安山岩Sr含量为806×10-6～1400×10-6，Y含量为38.70×10-6～43.65×10-6，Sr/Y比值为20.41～35.63，属典型岛弧岩石(Defant and Drummond, 1990)。岩石具有较高的MgO(5.14%～6.06%)、Ni(36.8×10-6～53.3×10-6)、Cr(571.6×10-6～618.7×10-6)含量，低FeOT/MgO(1.27～1.44)值，Mg#值为55.3～58.4，这些特征均表明岩石属于高镁安山岩范畴(邓晋福等，2010；唐功建和王强，2010)。关于高镁安山岩的成因机制主要包括：(1)岩浆混合混染作用(Strecketal., 2007)；(2)含水地幔橄榄岩部分熔融(Hirose, 1997)；(3)俯冲板片熔体与地幔楔相互反应(Kay, 1978; Tatsumi, 2001; Tatsumi and Hanyu, 2003)。本文高镁安山岩属钙碱性岩石，而钙碱性火山岩一般解释为板块汇聚边界与俯冲相关的弧火山岩。从Th/Yb-Ta/Yb图(图11a；Pearce, 1982)中可以看出，样品均落在了活动大陆边缘区域，表明高镁安山岩形成于活动大陆边缘的大地构造环境。本文中高镁安山岩具有较高的Th含量，而Th元素通常认为富集于沉积物中，显示出明显的俯冲深海沉积物组分加入趋势(图11b；Plank and Langmuir, 1998; 唐跃等，2019)，指示其成因可能与洋壳俯冲有关。通常认为高镁安山岩是俯冲带之上地幔楔在俯冲洋壳释放含水流体条件下发生部分熔融的产物(邓晋福等，2010)。在构造环境判别图解(图12；Bailey, 1981)中，样品落在大陆边缘弧构造背景中，与寿山沟组沉积岩大地构造环境基本一致，结合岩石具有高镁特征，代表了晚石炭世安山岩是初始弧逐步向正常岛弧岩浆作用转换的洋陆转化相关的岩浆作用产物(肖庆辉等，2016)。

图11 晚石炭世安山岩Th/Yb-Ta/Yb(a，据Pearce, 1982)和Th/La-Th(b，据Plank and Langmuir, 1998；唐跃等，2019)图解

图12 晚石炭世安山岩构造环境判别图解(据Bailey, 1981)

4.3 索伦-林西缝合带北缘构造演化

沿着锡林浩特断裂附近断续分布了一系列蛇绿(构造)混杂岩及镁铁质-超镁铁质岩，从西向东包括达青牧场俯冲增生杂岩(Liuetal., 2013)，迪彦庙蛇绿岩、白音布拉格蛇绿岩(李英杰等，2012，2013)，好老鹿场蛇绿岩(刘建雄等，2006)，牤牛海超镁铁岩(付俊彧等，2017)，杜尔基构造混杂岩(金松，2020)等，构成一条近东西向锡林浩特-好老鹿场-牤牛海俯冲增生杂岩带，形成时代主要为晚石炭世-早二叠世。沿锡林浩特-好老鹿场-牤牛海构造带，双峰式侵入岩和辉长岩发育，它们主要形成于锡林浩特岛弧之下古亚洲洋俯冲板片断离、地幔上涌背景(Liuetal., 2011; 张晓飞等，2018c)。本文晚石炭世安山岩透镜体就形成于该次俯冲背景下，随后在俯冲增生过程中被裹入下二叠统寿山沟组变沉积岩中。扎鲁特旗地区寿山沟组形成于海沟或弧前盆地环境，而北侧罕乌拉地区寿山沟组形成于弧后盆地(Wangetal., 2020)。结合研究区北侧晚石炭世-早二叠世弧岩浆岩发育的锡林浩特岛弧带(Chenetal., 2000, 2009; 刘建峰等，2009; Yuetal., 2017; 王树庆等，2018)，以及具有后碰撞伸展背景的贺根山弧后盆地(Tongetal., 2015; Zhangetal., 2015)，构成清晰的弧盆体系(图1a)，很好地反映了北向俯冲的极性，因此晚石炭世-早二叠世古亚洲洋存在向北俯冲。区域上与寿山沟组同期的大石寨组火山岩地球化学成分极性特征，从南带(满都拉-林西-阿鲁科尔沁旗)到北带(苏尼特左旗-西乌珠穆沁旗-大石寨)表现为拉斑-钙碱性系列过渡到钙碱性系列，也暗示了古亚洲洋存在北向俯冲(赵芝，2008)。

近年来陆续在索伦-林西缝合带北缘俯冲增生杂岩带内识别出多个洋内弧，包括杜尔基洋内弧(金松，2020)、迪彦庙洋内弧(程杨等，2019)、苏尼特右旗查干拜兴洋内弧(董培培等，2021)等，其形成于洋内弧前弧环境，时代为晚石炭世-早二叠世，表明该时期存在洋内俯冲作用。首先产生前弧玄武岩(FAB，又称MORB-Like玄武岩)，代表了初始俯冲阶段，此时源区没有明显的俯冲组分加入，随着俯冲程度的加深，出现玻安岩、埃达克岩或高镁安山岩，源区表现出俯冲深海沉积物加入的特点，代表了初始弧向正常岛弧转换过程(肖庆辉等，2016)，本文出现的高镁安山岩即在此构造背景下产生。下二叠统寿山沟组变质沉积岩发育不同程度的韧脆性-韧性构造变形，显示其卷入了俯冲增生过程，地球化学特征表明其形成于大陆岛弧环境，而碎屑锆石年龄也反映出汇聚背景下的弧前盆地特征，暗示早二叠世为洋陆俯冲阶段，洋盆最终可能于中-晚二叠世之后关闭。