楊智荔 張曉暉 高延龍 袁玲玲 薛富紅

1.中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029 2.中國科學(xué)院地球科學(xué)研究院，北京 100029 3.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049 4.中金黃金股份有限公司，北京 100011 5.中南大學(xué)地球科學(xué)與信息物理學(xué)院，有色金屬成礦預(yù)測與地質(zhì)環(huán)境監(jiān)測教育部重點實驗室，長沙 410083 6.內(nèi)蒙古有色地質(zhì)礦業(yè)(集團)有限責(zé)任公司，呼和浩特 010010

作為鐵鎂質(zhì)與長英質(zhì)巖漿共生產(chǎn)出的雙峰式巖漿建造之一，輝長巖-花崗巖系列幾乎貫穿經(jīng)典威爾遜板塊構(gòu)造旋回的各個階段。一方面，歐洲加里東和海西造山帶(Ferré and Leake, 2001; Bonin, 2004; Rennaetal., 2006, 2013)、澳大利亞古生代拉克蘭造山帶(Turneretal., 1992; Kempetal., 2005)、蒙古-鄂霍茨克中生代構(gòu)造域(Yuanetal., 2019)和北美中新生代科迪勒拉造山帶(Lindlineetal., 2004)的典型案例表明，它們通常形成于造山后或非造山板內(nèi)背景下的拉張環(huán)境。另一方面，它們間或發(fā)育于大洋板塊俯沖階段的諸多伸展環(huán)境；例如，華北克拉通北緣古元古代洋脊俯沖形成的拉斑質(zhì)輝長蘇長巖-I型花崗巖建造(Pengetal., 2010)，馬達加斯加大陸弧后拉張催生的新元古代輝長巖-花崗巖組合(McMillanetal., 2003)，西天山古亞洲洋板片回撤引起的晚石炭世輝綠巖-花崗巖組合(Tangetal., 2014)，喜馬拉雅造山帶始新世特提斯洋殼板片斷離形成的輝長巖-花崗巖雜巖(趙志丹等, 2011)，華南造山帶古太平洋板片斷離誘發(fā)的早白堊世鈣堿性輝長巖-I型花崗巖系列(Lietal., 2012)，日本沖繩海槽第四紀(jì)陸緣弧后盆地的玄武巖-流紋巖(Shinjo and Kato, 2000)以及南美洲南部與洋中脊俯沖相關(guān)的上新世雙峰式堿性巖漿系列(Espinozaetal., 2008)。

這些遍及全球不同時期造山帶的研究案例顯示，輝長巖與花崗巖通常呈現(xiàn)多元化的成因關(guān)聯(lián)：一是二者分別源自獨立的地幔和地殼源區(qū)；二是輝長巖源自幔源玄武質(zhì)巖漿結(jié)晶分異；三是花崗巖形成于幔源巖漿誘發(fā)的地殼物質(zhì)重熔以及幔源玄武質(zhì)巖漿與殼源巖漿的混合作用。這種多元的成因關(guān)聯(lián)表明，輝長巖-花崗巖系列繁雜多樣的巖石地球化學(xué)特征不僅記錄了雙峰式巖漿建造在潛在殼幔源區(qū)和巖漿形成條件等方面的區(qū)域性差別，而且蘊涵了區(qū)域構(gòu)造伸展與復(fù)雜殼幔作用耦合聯(lián)動的重要信息。因此，輝長巖-花崗巖系列是刻畫巖漿產(chǎn)生-運移-侵位完整演化機理、示蹤復(fù)雜殼幔相互作用、甄別區(qū)域伸展構(gòu)造并反演區(qū)域威爾遜板塊構(gòu)造旋回等的重要探針型巖漿建造。

中亞造山帶是聯(lián)結(jié)東歐-西伯利亞克拉通和塔里木-華北克拉通的關(guān)鍵顯生宙構(gòu)造單元(圖1a)。其不僅記錄了響應(yīng)古亞洲洋裂解、俯沖與消亡的威爾遜造山旋回，而且造就了全球規(guī)模最大、歷時最長的大陸增生場景(eng?retal., 1993; Jahn, 2004; Windleyetal., 2007)。作為學(xué)術(shù)界目前普遍認可的古亞洲洋終結(jié)之處(Xiaoetal., 2003, 2015; Jianetal., 2010; Eizenh?feretal., 2014; Eizenh?fer and Zhao, 2018; Zhaoetal., 2018)，內(nèi)蒙古中部保存了一系列記錄古亞洲洋構(gòu)造域古生代構(gòu)造變遷與地殼增生過程的蛇綠混雜建造、島弧巖漿帶和碰撞后/造山后巖漿巖省(張曉暉和翟明國, 2010)。這些物質(zhì)記錄既是檢驗中亞造山帶大地構(gòu)造增生演化不同范式的直接對象，也是評估以活動大陸邊緣為中心的多旋回陸殼生長軌跡的理想介質(zhì)(Jahn, 2004)。就整個造山帶層次而言，代表性宏觀范式包括“單一巖漿弧持續(xù)俯沖-增生”(eng?retal., 1993; Yakubchuk, 2004)和“多島洋俯沖-增生”(Windleyetal., 2007; Xiaoetal., 2015)。雖然現(xiàn)代太平洋型的多島洋俯沖-增生范式近年來逐漸占據(jù)主導(dǎo)地位，諸多學(xué)者對于內(nèi)蒙古中部古生代威爾遜造山旋回的精細過程及其巖漿響應(yīng)序列的認識仍然不乏分歧?！霸绺_-晚裂谷模式”的倡議者認為，內(nèi)蒙古中部發(fā)育的古亞洲洋在指示弧陸碰撞的晚志留-早泥盆世高鉀鈣堿性巖漿事件后消減殆盡，晚古生代巖漿活動主要歸因于多期陸內(nèi)裂谷(Xuetal., 2013, 2015; 邵濟安等, 2014; Wangetal., 2016; 徐備等, 2018)?！岸嚯A段俯沖模式”支持者則認為，古亞洲洋于晚二疊-早三疊世沿索倫縫合帶最終閉合(Xiaoetal., 2003, 2015; Jianetal., 2010; Eizenh?feretal., 2014; Lietal., 2017; Eizenh?fer and Zhao, 2018; Zhaoetal., 2018; Yuanetal., 2022)，內(nèi)蒙古中部早古生代巖漿序列見證了西太平洋型洋內(nèi)俯沖體系的誕生、發(fā)展與成熟(Yuanetal., 2022)，晚古生代巖漿序列則記錄了安第斯弧型活動大陸邊緣弧后盆地伸展-關(guān)閉、陸-弧碰撞、碰撞后伸展垮塌等一系列構(gòu)造過程(Zhangetal., 2008, 2011; Eizenh?feretal., 2014; Yuanetal., 2016, 2022; Eizenh?fer and Zhao, 2018; Jiang and Zhu, 2020; Yangetal., 2020; Lietal., 2021)。

近年來一系列高精度測年和精細地球化學(xué)示蹤工作陸續(xù)揭示，內(nèi)蒙古中部古亞洲洋構(gòu)造域地質(zhì)記錄在西烏旗地區(qū)最具代表，既保存了一系列年齡介于361～295Ma之間的蛇綠混雜巖(李英杰等, 2013, 2015; Songetal., 2015; Lietal., 2018, 2020)，也見證了最重要的晚石炭世至早二疊世巖漿爆發(fā)幕(Zhangetal., 2008, 2021b, c; Liuetal., 2013; Yangetal., 2020)。類同于經(jīng)典活動大陸邊緣幕式巖漿活動(Collinsetal., 2011; Duceaetal., 2015)的特點表明，該期巖漿爆發(fā)幕是重建活動大陸邊緣弧后盆地裂解、板片回退、洋脊俯沖、板片斷離、巖石圈拆沉等一系列威爾遜構(gòu)造旋回關(guān)鍵節(jié)點的重要對象。例如，可能對應(yīng)弧后盆地裂解到伸展成熟階段的中-晚石炭世中性侵入巖系列(Yangetal., 2020)、可能響應(yīng)后碰撞巖石圈拆沉的早二疊世雙峰式火山巖(Zhangetal., 2008)和輝長巖-花崗巖組合(Zhangetal., 2021b, c)。在此基礎(chǔ)上，本文擬報道在西烏旗地區(qū)新近識別的晚石炭世輝長巖-花崗巖系列，利用離子探針(SIMS)鋯石U-Pb測年精確厘定其侵位時代，借助全巖元素地球化學(xué)和Sr-Nd同位素、鋯石Hf-O同位素組成示蹤其巖漿屬性和巖石成因，并結(jié)合區(qū)域相關(guān)蛇綠巖套和活動大陸邊緣火山-沉積序列研究結(jié)果，探討晚石炭世雙峰式巖漿活動發(fā)育的深部機制，進而重現(xiàn)內(nèi)蒙古中部晚古生代弧-盆體系演化的地球動力學(xué)場景。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

索倫縫合帶以北的北部陸塊與南蒙復(fù)合地體(Badarchetal., 2002)相接，除共享中-晚元古代呼塔格烏拉-錫林浩特微大陸陸核之外(Xuetal., 2015; Zhouetal., 2018)，二者古生代皆以發(fā)育蛇綠混雜巖帶、活動大陸邊緣島弧巖漿增生雜巖和火山-沉積序列為特征(Xiaoetal., 2003；Jianetal., 2008; Eizenh?feretal., 2015)。其中中國境內(nèi)烏里亞斯太活動大陸邊緣基底建造包括元古代片麻巖、片巖和石英巖以及寒武紀(jì)灰?guī)r和粉砂巖(Eizenh?feretal., 2015)。北部增生造山帶偶見元古宙基底(Wangetal., 2021; Yangetal., 2021)，主要由孤立的低級變質(zhì)雜巖(Xuetal., 2013)、兩期俯沖帶上型蛇綠混雜巖和多期巖漿巖組成。沿二連浩特-賀根山-西烏旗一帶分布的蛇綠混雜巖形成于490～420Ma(Jianetal., 2008)和361～295Ma(Miaoetal., 2008; Songetal., 2015; Zhangetal., 2015b; Lietal., 2018, 2020)；同時期幕式島弧巖漿活動跨越晚寒武世到晚石炭-早二疊世(Chenetal., 2000; Jianetal., 2008; Liuetal., 2013, 2021; Lietal., 2014, 2017, 2021; Yangetal., 2020; Yuanetal., 2022)。其中晚石炭世至早二疊世巖漿爆發(fā)幕在二連浩特-賀根山-西烏旗蛇綠混雜巖帶兩側(cè)均有分布，北側(cè)蘇左旗-東烏旗一帶發(fā)育了318～302Ma的輝長巖-閃長巖-花崗巖系列(Chenetal., 2000; Chaietal., 2018; Lietal., 2021)和高鉀鈣堿性中酸性火山巖(Fuetal., 2016; Weietal., 2017)，290～276Ma的雙峰式火山巖(Zhangetal., 2011)、堿性-過堿性花崗巖(Hongetal., 1994; Zhangetal., 2015a)和雙峰式侵入巖(Chengetal., 2014)。南側(cè)二連浩特-錫林浩特一帶發(fā)育了327～317Ma的輝長巖-閃長巖(Zhouetal., 2016; 龐崇進等, 2018; Jiang and Zhu, 2020)，約305Ma的輝長巖-花崗巖系列(Yuanetal., 2022)以及285～276Ma的堿長花崗巖-正長花崗巖-二長花崗巖系列(Tongetal., 2015; Yuanetal., 2016)。

西烏旗地區(qū)橫跨二連浩特-賀根山蛇綠巖帶和蘇左旗-錫林浩特島弧帶東端(圖1b)，發(fā)育典型的華北-南蒙地塊中元古代片麻巖基底(邵濟安等, 2018; 孫立新等, 2020)。近期厘定的一系列蛇綠混雜巖塊散布于烏斯尼黑、梅勞特烏拉和迪彥廟等地，精細年代學(xué)研究揭示其形成年齡介于361～305Ma之間(李英杰等, 2013, 2015；Songetal., 2015; Lietal., 2018, 2020)。本區(qū)上古生界火山-沉積層序自下而上分為三組(中國地質(zhì)調(diào)查局, 2005)：零星出露的上石炭統(tǒng)本巴圖組下部為由砂巖和灰?guī)r組成的海陸交互相沉積，上部為含變玄武巖的粉砂巖和灰?guī)r等組成的海相沉積碎屑巖(鮑慶中等, 2006；Liuetal., 2013)；分布廣泛的下二疊統(tǒng)大石寨組海相火山碎屑巖序列由碎屑熔巖、細碧巖和玄武巖組成的下部細碧巖組合過渡到以英安巖-流紋巖為主的上部中酸性噴發(fā)巖系，雙峰式火山巖的噴發(fā)年齡約為280Ma(Zhangetal., 2008; 張曉飛等, 2018)；中二疊統(tǒng)哲斯組為由礫巖、砂巖、粉砂巖和灰?guī)r的組成的濱海相沉積，其中碎屑鋯石譜記錄的年齡峰值約為260Ma(Zhouetal., 2015)。

與區(qū)域晚古生代幕式巖漿活動相對應(yīng)，西烏旗地區(qū)晚古生代經(jīng)歷了多期巖漿侵入活動(中國地質(zhì)調(diào)查局, 2005)。目前厘定的侵入巖建造包括早石炭世輝長巖-閃長巖套(鮑慶中等, 2007; Maetal., 2017)、晚石炭世中性侵入巖系列(Yangetal., 2020)和早二疊世輝長巖-花崗巖系列(Zhangetal., 2021b, c)。

2 巖體地質(zhì)與巖相學(xué)特征

根據(jù)西烏旗地區(qū)區(qū)域地質(zhì)填圖資料并通過詳細的野外地質(zhì)調(diào)查，作者在西烏旗南部猴頭廟蘇木西南一帶識別出了一套輝長巖和花崗巖系列(圖1c)。巖體呈不規(guī)則巖株狀產(chǎn)出，北部侵入石炭系本巴圖組，南部與同時期閃長巖呈涌動接觸(Yangetal., 2020)，出露面積約為60km2。巖體基巖出露不佳，多被第四系草原沙土覆蓋，出露部分風(fēng)化剝蝕較為嚴(yán)重。

輝長巖位于同期花崗巖中部，出露面積較小(圖1c)。巖石風(fēng)化面為灰綠色，新鮮面為深灰色，呈中細粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖2a)。主要礦物組成包括斜長石、單斜輝石和角閃石(圖2b, c)。斜長石呈自形-半自形板狀，新鮮斜長石可見聚片雙晶，粒徑0.2～2.5mm，含量45%～55%。單斜輝石多為半自形-他形，可見兩組近垂直解理，部分蝕變?yōu)榫G泥石，粒徑0.2～3mm，含量35%～45%。角閃石呈他形粒狀，粒徑0.2～2mm，含量5%～10%。副礦物有磁鐵礦、磷灰石和鋯石。

為巖株主體巖性的黑云母二長花崗巖呈現(xiàn)中細粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)，塊狀構(gòu)造(圖2d)。巖石風(fēng)化面為黃褐色，新鮮面為粉紅色。主要礦物組成包括斜長石、鉀長石、石英和黑云母(圖2e, f)。斜長石呈半自形板狀，發(fā)育聚片雙晶，輕微絹云母化，粒徑0.5～4mm，含量30%左右。鉀長石呈半自形-他形結(jié)構(gòu)，可見少量簡單雙晶，部分顆粒輕微高嶺土化，粒徑0.5～3mm，含量30%～35%。石英為他形粒狀填充，晶面潔凈，粒徑0.3～2.5mm，含量30%～35%。黑云母呈半自形片狀，具淺棕黃至棕褐多色性，少數(shù)有綠泥石化，粒徑約0.5mm，含量5%左右。副礦物包括磷灰石、榍石和鋯石。

3 分析方法

3.1 鋯石SIMS U-Pb定年

單礦物鋯石挑選工作在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成。首先采用常規(guī)磁選和重液方法分選出鋯石晶體，然后在雙目鏡下挑選晶體完整、包裹體少的大顆粒鋯石，與標(biāo)樣鋯石Plésovice(Slámaetal., 2008)和Qinghu(Lietal., 2013)一起貼到環(huán)氧樹脂上拋光。上機測試前在光學(xué)顯微鏡下進行鋯石的透射光和反射光分析，繼而在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所掃描電鏡實驗室采用德國LEO1450VP掃描電子顯微鏡(SEM)獲取陰極發(fā)光(CL)圖像。綜合分析透反射及CL圖像，觀察鋯石內(nèi)部結(jié)構(gòu)，選出最佳分析測試點，最后將樣品鍍金待測。

鋯石SIMS U-Pb定年在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實驗室CAMECA IMS-1280HR離子探針上完成，分析束斑為20×30μm，詳細方法參照Lietal.(2009)。數(shù)據(jù)分析采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石Plésovice(337.1Ma)(Slámaetal., 2008)進行U-Th-Pb同位素比值的分餾校正，利用標(biāo)準(zhǔn)鋯石Qinghu 監(jiān)測未知樣品數(shù)據(jù)的精確度，最后采用 Isoplot軟件處理數(shù)據(jù)并計算年齡。測得7顆Qinghu鋯石諧和年齡為160.0±1.8Ma，與推薦值159.5±0.2Ma在誤差范圍里一致(Lietal., 2013)。

3.2 全巖主量與微量元素分析

通過巖相學(xué)檢查，選擇蝕變程度較小的新鮮樣品在瑪瑙研缽機中磨成小于200目的粉末，用于全巖地球化學(xué)分析，該過程同樣在河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所實驗室完成。

全巖主量元素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所巖礦制樣與分析實驗室完成。將樣品與助溶劑(Li2B4O7+LiBO2)研磨混合均勻，用M-4燃氣自動熔樣機制取玻璃片后，采用順序式X射線熒光光譜儀(AXIOS-Minerals、XRF-1500)測試。測試過程中選用國家標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)GSR-1(花崗巖)和GSR-3(玄武巖)進行質(zhì)量監(jiān)控，對標(biāo)準(zhǔn)樣品的分析結(jié)果表明，主量元素的分析精度為～1%(含量>10%)和～5%(含量<1.0%)。

全巖微量元素分析在中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室完成。將樣品用酸多步溶解配置樣品溶液，然后使用Agilent 7500a型四極桿電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)進行測試，具體分析流程參考Liuetal.(2008)。分析測定一套標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)(AGV-2、BHVO-2、BCR-2、RGM-2)，結(jié)果表明微量元素分析的精密度優(yōu)于5%，準(zhǔn)確度優(yōu)于10%。

3.3 全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素測試

全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所穩(wěn)定同位素實驗室完成，具體試驗分析流程參見Lietal.(2015)。根據(jù)樣品中微量元素Rb、Sr、Sm和Nd的含量，稱取適量巖石粉末樣品于前期清洗干凈的Teflon溶樣罐中，加入混合的87Rb-84Sr和149Sm-150Nd示蹤劑，并酸(HF + HNO3+ HClO4)溶解后，采用經(jīng)典的兩階段離子交換層析法分離樣品中的Rb、Sr、Sm、Nd 元素。同位素分析測試使用儀器為Finnigan MAT262型多接收熱電離質(zhì)譜儀(ID-TIMS)。利用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219對同位素比值標(biāo)準(zhǔn)化，用于校正質(zhì)量分餾。選用國際標(biāo)樣NBS-987和JNdi-1監(jiān)控儀器在數(shù)據(jù)采集過程中的穩(wěn)定性，使用BCR-2監(jiān)控整個測試流程的準(zhǔn)確度。

3.4 鋯石原位Lu-Hf和O同位素分析

鋯石原位Lu-Hf同位素微區(qū)分析在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所多接收等離子質(zhì)譜實驗室完成。選擇在U-Pb年齡分析點上或者附近，利用脈沖速度為4Hz，直徑為44μm的束斑進行分析，詳細分析流程參見Wuetal.(2006)。測試儀器為配備了Geolas-193紫外激光剝蝕系統(tǒng)的Neptune多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(LA-MC-ICPMS)。采用標(biāo)準(zhǔn)鋯石SA01(Huangetal., 2020)標(biāo)樣監(jiān)測實驗過程中的儀器穩(wěn)定性，測得12顆SA01鋯石176Hf/177Hf=0.282286±0.000013，與Hf同位素推薦值一致。

鋯石氧同位素在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所離子探針實驗室CAMECA IMS-1280離子探針上完成。采用Cs+作離子源，測量的18O/16O比值用Vienna-標(biāo)準(zhǔn)大洋水(V-SMOW，18O/16O=0.0020052)進行標(biāo)準(zhǔn)化，測試標(biāo)樣為Penglai標(biāo)準(zhǔn)鋯石(δ18O=5.31±0.10‰)(Lietal., 2010)，并用Qinghu鋯石作為未知標(biāo)樣，以確定儀器質(zhì)量分餾的真實性。測得6顆Qinghu鋯石的δ18O加權(quán)平均值為5.42±0.11‰，與推薦值5.4±0.2‰吻合(Lietal., 2013)。

4 分析結(jié)果

4.1 鋯石U-Pb定年結(jié)果

西烏旗猴頭廟輝長巖和花崗巖的2個代表性樣品(XW19-22-2和XW13-8-3)中鋯石SIMS U-Pb分析結(jié)果見表1。其中，輝長巖(XW19-22-2)中鋯石為半自形柱狀，長約50～130μm，長寬比為1:1～3:1。15顆鋯石的分析結(jié)果顯示，Th含量介于252×10-6～2006×10-6之間，U含量介于343×10-6～1378×10-6之間，0.73～1.48的Th/U值契合典型巖漿成因鋯石區(qū)間(Williams, 1997)。所得206Pb/238U年齡值介于299.0～310.3Ma之間，所有分析點均落在一致曲線上，構(gòu)成諧和年齡307.1±2.1Ma(MSWD=4.9)(圖3a)，代表輝長巖的結(jié)晶年齡。

花崗巖(XW13-8-3)中鋯石呈自形到半自形等軸粒狀或短柱狀，長約30～150μm，長寬比為1:1～2.5:1。陰極發(fā)光圖像顯示鋯石具有清晰的巖漿成因同心震蕩環(huán)帶(圖3b)。15顆無裂隙損傷鋯石的U-Pb分析結(jié)果顯示，其中3顆(點03、16、17)鋯石年齡異常，可能與高Th、U含量或較大誤差值有關(guān)。其余鋯石Th、U含量變化較小，Th為151×10-6～678×10-6，U為130×10-6～970×10-6，Th/U值為0.70～1.51。206Pb/238U年齡值介于289.8～314.1Ma之間，12顆鋯石分析點均落在諧和線上，形成諧和年齡為304.9±3.5Ma(MSWD=0.37)(圖3b)，代表花崗巖巖體的結(jié)晶年齡。

圖3 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗巖系列鋯石陰極發(fā)光圖像和U-Pb年齡諧和圖

4.2 元素地球化學(xué)特征

內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世鐵鎂質(zhì)-長英質(zhì)侵入巖套的全巖主-微量元素分析結(jié)果列于表2。根據(jù)Na2O + K2O-SiO2分類圖(Le Maitreetal., 1989)，基性巖主要分布在輝長巖至輝長閃長巖區(qū)間，而長英質(zhì)侵入巖均落入花崗巖類(圖4a)。

輝長巖樣品的SiO2含量變化于50.4%～53.4%之間，TiO2含量為1.08%～1.16%；具有較高的Fe2O3T(9.10%～10.4%)、Al2O3(17.2%～17.8%)和CaO(8.60%～9.48%)；中等的MgO(4.33%～4.99%)和全堿(Na2O + K2O = 4.06%～4.47%)；低P2O5(0.11%～0.12%)。鋁飽和指數(shù)ASI(A/CNK=摩爾Al2O3/(CaO+Na2O+K2O))介于0.73～0.78之間，Mg#(=摩爾MgO/(MgO+FeO))介于52～54之間。根據(jù)Frostetal.(2001)分類指標(biāo)，輝長巖呈現(xiàn)鎂質(zhì)、準(zhǔn)鋁質(zhì)和鈣堿-鈣質(zhì)(圖4b-d)特征。在微量元素方面，輝長巖具有比較平緩的稀土元素配分模式(圖5a)，(La/Yb)N為1.81～4.17，δEu值為0.69～1.11；在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖5b)，輝長巖富集Rb、Th、U、Pb等大離子親石元素(LILEs)，虧損Nb、Ta等高場強元素(HFSEs)。

圖5 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗巖系列球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分曲線(a)和原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖(b)(標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)

花崗巖樣品SiO2含量變化于76.3%～77.6%，高Na2O(2.48%～3.98%)和K2O(4.90%～6.17%)(圖4a)，中等的Al2O3(12.0%～13.5%)，貧Fe2O3T(0.46%～0.75%)、MgO(0.09%～0.17%)、CaO(0.41%～0.89%)、TiO2(0.08%～0.10%)和P2O5(0.01%～0.03%)。巖石呈弱過鋁質(zhì)特征，鋁飽和指數(shù)ASI為1.03～1.09(圖4b)、鈣堿性(圖4c)和鎂-鐵質(zhì)(圖4d)?；◢弾r稀土元素含量相對較低(ΣREE=62.8×10-6～106×10-6)，球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分圖顯示弱右傾型模式((La/Yb)N=3.61～8.50)(圖5a)，大部分樣品明顯具有負Eu異常，δEu介于0.29～0.94之間；在原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖上(圖5b)，花崗巖富集Rb、Th、U、Pb等元素，而虧損Ba、Nb、Ta、Sr、P等元素。

4.3 全巖Sr-Nd同位素特征

圖6 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗巖系列同位素地球化學(xué)圖解

表3 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗巖系列全巖Rb-Sr和Sm-Nd同位素分析數(shù)據(jù)

4.4 鋯石Hf-O同位素特征

表4 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖-花崗巖系列鋯石Lu-Hf和O同位素分析數(shù)據(jù)

5 討論

5.1 輝長巖成因

猴頭廟輝長巖新鮮的產(chǎn)出狀態(tài)和較低的燒失量(0.70%～1.18%)指示，其全巖地球化學(xué)成分基本未受巖漿期后地質(zhì)作用影響，因此可以有效示蹤其巖石成因。首先，猴頭廟輝長巖低硅(SiO2=50.4%～53.4%)、高Fe2O3T(9.10%～10.4%)和MgO(4.33%～4.99%)的主量元素特征明顯不同于任何殼源物質(zhì)(Rudnick and Gao, 2003)或殼源熔體(Patio Douce, 1997)，表明其母巖漿來源于地幔部分熔融。其次，猴頭廟輝長巖的MgO、Cr和Ni含量明顯低于典型堆晶成因輝長巖(MgO>15%、Cr>2000×10-6、Ni>300×10-6)(Robertsetal., 2000)，結(jié)合其巖墻式產(chǎn)狀和中細粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)，說明其并非巖漿堆晶過程的產(chǎn)物。

與可能代表本區(qū)晚石炭世原始幔源玄武質(zhì)巖漿(Liuetal., 2013；Zhouetal., 2016; 龐崇進等，2018)相比，MgO、Cr和Ni等含量較低的猴頭廟輝長巖經(jīng)歷了不同程度的分離結(jié)晶作用。如哈克圖解所示(圖7a-c)，主量元素與SiO2明顯的線性相關(guān)關(guān)系表明巖漿源區(qū)存在橄欖石和單斜輝石結(jié)晶分異；Co、Cr和Ni與MgO的正相關(guān)關(guān)系(圖7d-f)指示巖漿侵位過程中橄欖石、輝石、角閃石、鉻鐵礦等鐵-鈦氧化物結(jié)晶分異；而弱Eu異常暗示斜長石的結(jié)晶分異較弱。

圖7 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖的代表性元素變化圖

猴頭廟輝長巖不同程度地富集大離子親石元素和輕稀土元素，虧損高場強元素，故而呈現(xiàn)較高的La/Nb(1.39～3.84)、Zr/Nb(3.77～41.7)和較低的Ce/Pb(1.94～9.07)。這種典型島弧玄武巖的微量元素特征一般歸因于交代巖石圈地幔的部分熔融或MORB型巖漿在侵位過程中經(jīng)歷地殼混染作用。猴頭廟輝長巖的以下特征表明其在形成過程中沒有經(jīng)歷明顯的地殼混染：(1)其總體上低硅富鐵鎂并具相對均一的鋯石Hf-O同位素組成；(2)其鋯石年齡單一而無捕獲鋯石；(3)其呈現(xiàn)U富集和Nb-Ta-Ti虧損的耦合變化(圖5b)，而經(jīng)歷地殼混染的幔源巖漿通常沒有這種規(guī)律性變化(Zhouetal., 2004)；(4)樣品中Zr、Hf均未出現(xiàn)明顯的正異常，這與大陸地殼中Zr、Hf相對富集不一致；(5)樣品具有較高的Ti/Y(168～392)、Nb/Th(0.48～1.98)和較低的Th/Yb(0.92～3.15)比值，與上地殼物質(zhì)明顯的貢獻不吻合(Zhao and Zhou, 2007)；(6)兩個硅鎂值類似樣品的全巖Nd同位素組成差別較大。

因此，猴頭廟輝長巖島弧玄武巖型的元素地球化學(xué)特征反映了其經(jīng)歷交代的不均一地幔源區(qū)。這種交代地幔性質(zhì)具體取決于參與俯沖板片的物質(zhì)組成(蝕變洋殼或沉積物)與傳輸機制(流體或熔體)，不同交代介質(zhì)傾向于在交代地幔中產(chǎn)生獨特的元素和同位素印記。板片流體通常攜帶大量Si、LILE改變淺部地幔楔成分(Plank and Langmuir, 1993; Steinetal., 1997)，而熔體交代一般發(fā)生在地幔楔深部區(qū)域(Kilian and Stern, 2002)，形成富鈉交代產(chǎn)物。流體-熔體交代會導(dǎo)致微量元素對如Ba/La、Th/La、Pb/La及Nb/Y等的規(guī)律性變化(Pearceetal., 1999; Plank, 2005)，因此這些元素對可以很好的區(qū)分俯沖沉積物、流體-熔體對地幔源區(qū)的改造(Woodheadetal., 2001; Turneretal., 2012)。猴頭廟輝長巖的高Ba/La和低Th/Y值(0.09～0.32)反映俯沖沉積物的輸入有限(圖8a)，而其低Nb/Y(0.14～0.34)和La/Yb(2.52～5.82)以及高U/Nb(0.16～0.74)和Pb/Ce(0.11～0.52)均指示俯沖板片流體的重要貢獻(圖8b, c)。

圖8 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖成因判別圖

俯沖流體為主的交代介質(zhì)也與猴頭廟輝長巖略高于地幔值的鋯石δ18O(5.75‰～6.61‰)相契合，正如同樣記錄了高δ18O流體加入的美國加州早白堊世Sierra Nevada巖基中輝長巖(Lackeyetal., 2005)。此外，猴頭廟輝長巖普遍呈現(xiàn)的新元古代Nd-Hf模式年齡暗示其交代巖石圈地幔源區(qū)可能形成于新元古代-早古生代，這既與興蒙造山帶地幔巖包體Os同位素顯示的巖石圈地幔形成年齡相一致(Zhangetal., 2000, 2012)，也符合內(nèi)蒙古中部早古生代經(jīng)歷洋殼俯沖的活動大陸邊緣背景(Yuanetal., 2022)。

實驗巖石學(xué)表明方輝橄欖巖部分熔融通常形成富鎂玄武質(zhì)熔體，二輝橄欖巖部分熔融可以形成低鎂高鋁的玄武質(zhì)巖漿(Hirose and Kushiro, 1998; Yangetal., 2016)，而熔體稀土元素模式主要受制于巖漿源區(qū)中石榴石和尖晶石含量。猴頭廟輝長巖低鎂高鋁的主量元素特征契合二輝橄欖巖部分熔融的產(chǎn)物，而其低(Tb/Yb)N(0.93～1.31)符合尖晶石相平衡熔體；猴頭廟輝長巖在Sm/Yb-Sm圖(Shaw, 1970)中落入靠近尖晶石相二輝橄欖巖部分熔融曲線附近(圖8d)，指示其原始巖漿主要來自尖晶石相二輝橄欖巖的部分熔融。

綜上所述，猴頭廟輝長巖來源于俯沖板片流體交代虧損巖石圈地幔楔的部分熔融，并在上升過程中經(jīng)歷了一定程度的結(jié)晶分異。

5.2 花崗巖成因

猴頭廟黑云母二長花崗巖高硅、富堿以及鎂鐵質(zhì)(FeOT/MgO=2.76～5.40)過渡特征符合高硅花崗巖之涵義(Lee and Morton, 2015)，其低Sr、Eu含量和高Rb/Sr比也與美國南加州半島嶺巖基中典型高硅花崗巖相似(Lee and Morton, 2015)。鑒于這種高硅花崗巖的高分異成因特質(zhì)，其原始巖漿屬性和巖石成因需要綜合多方面證據(jù)加以約束，尤其需要參考同時代共生偏鎂鐵質(zhì)巖石的巖石類型(吳福元等, 2017)。

一方面，猴頭廟二長花崗巖雖屬過鋁質(zhì)但鋁飽和指數(shù)小于1.1，P2O5(0.01%～0.03%)含量很低，同時在P2O5和SiO2相關(guān)圖上與同區(qū)晚石炭世花崗閃長巖構(gòu)成明顯的負相關(guān)關(guān)系，契合磷灰石飽和規(guī)則且與高分異I型花崗巖演化趨勢(Clemensetal., 2011)，也與Rb-Th圖所示中典型I型花崗巖演化趨勢相一致(Chappell, 1999)(圖9c)。

圖9 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世花崗巖的元素地球化學(xué)屬性(a-c)和樣品成分與各類源巖部分熔融實驗結(jié)果對比(d-f)

另一方面，猴頭廟花崗巖的Ga/Al<2.1，Zr+Nb+Ce+Y<250×10-6，F(xiàn)eOT/MgO<6，這些均與經(jīng)典A型花崗巖特征值相悖，而契合高分異I型花崗巖范疇(圖9a, b)。雖然強分異A型花崗巖也可能落入高分異花崗巖區(qū)域(Kingetal., 2001)，但二者在結(jié)晶溫度等方面仍存在顯著差異(吳福元等, 2017)。猴頭廟花崗巖介于718～770℃之間的鋯飽和溫度(Watson and Harrison, 1983)和介于673～716℃之間的全巖Al-Ti溫度(Jung and Pf?nder, 2007)可以佐證其I-型花崗巖的低溫內(nèi)涵。

基于組成礦物元素相容性制約的全巖元素成分變化，可以刻畫巖漿的基本結(jié)晶分異過程。在哈克圖解中，主量元素與SiO2呈明顯的線性關(guān)系(圖10)，可能與巖漿上升和侵位過程中輝石、角閃石、磷灰石和鐵鈦氧化物等結(jié)晶分異有關(guān)。猴頭廟花崗巖總體呈現(xiàn)低K/Rb(193～249)，高Ca/Sr(48～137)，中等負Eu、Ba和Sr異常；這些元素變化主要受控于斜長石和鉀長石分離結(jié)晶，其中斜長石分異引起Sr、Eu負異常，鉀長石分異造成Ba、Eu負異常(Wuetal., 2003)。顯著的P負異?？赡芘c磷灰石分離結(jié)晶有關(guān)，Ti負異?？赡軞w因于金紅石或鈦鐵礦等礦物分離結(jié)晶。此外，偏低的稀土元素總量(ΣREE=62.8×10-6～106×10-6)和輕重稀土比((La/Yb)N=3.61～8.50)可能與富含稀土元素的獨居石或簾石族礦物的分離有關(guān)；低于花崗巖體系巖漿-熱液分界(Zr/Hf=26)(Bau, 1996)的全巖Zr/Hf比(18～24)既暗示鋯石的分離結(jié)晶(Pérez-Soba and Villaseca, 2010)，也指示巖漿演化后期流體作用的影響(Bau, 1996)；類似地，低于上地殼(Nb/Ta=13.4)(Rudnick and Gao, 2003)的全巖Nb/Ta值(平均值為8.0)可能反映黑云母分離結(jié)晶與巖漿-熱液作用的雙重影響(Stepanovetal., 2014; Ballouardetal., 2016)。

圖10 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世花崗巖的代表性元素變化圖

雖然全球大量典型I型花崗巖研究案例將其初始母巖漿訴諸于：(1)中基性漿源巖石部分熔融(Roberts and Clemens, 1993; Sissonetal., 2005)、(2)經(jīng)歷強烈分異與同化過程的幔源玄武質(zhì)巖漿(Moghazi, 2003; Kauretal., 2009)、或(3)殼-幔巖漿的混合產(chǎn)物(Clemensetal., 2009; Karslietal., 2010)，但實驗和數(shù)值模擬確證基性巖漿同化過程因能量障礙而難以實現(xiàn)(Glazner, 2007；Whitakeretal., 2008)。I型花崗巖的漿源地殼物質(zhì)深熔論已成當(dāng)前共識(吳福元等, 2007; 王孝磊, 2017)，而中性漿源巖石是熔出鈣堿性I型花崗巖的最適宜源巖(Clemensetal., 2011)，這得到大量實驗巖石學(xué)研究結(jié)果充分支持(Beard and Lofgren, 1991; Skjerlie and Johnston, 1993; Patio Douce, 1997; Patio Douce and McCarthy, 1998; Altherr and Siebel, 2002)。

猴頭廟花崗巖雖然屬于分異型高硅花崗巖，但其弱過鋁質(zhì)和鈣堿性屬性說明其經(jīng)歷的結(jié)晶分異程度不高，且結(jié)晶分異作用主要受控于對主量元素影響不大的副礦物。因此，其主量元素成分與變安山質(zhì)巖石中低壓條件下部分熔融生成的長英質(zhì)熔體具有很好的相容性(圖9d-f)，可以有效指示其源區(qū)性質(zhì)。

相對于源區(qū)信息有所削弱的元素地球化學(xué)特征，高保真同位素組成是示蹤花崗巖源區(qū)屬性的可靠指標(biāo)。猴頭廟花崗巖中等放射成因的全巖εNd(t)(-0.15～+0.57)和鋯石εHf(t)(-2.63～+7.40)、中元古代Nd-Hf地殼模式年齡、以及明顯高于正常地幔的鋯石δ18O值(6.44‰～8.06‰)，均與同區(qū)毗鄰的稍早侵位的花崗閃長巖相當(dāng)(Yangetal., 2020)，反映中新元古代古大陸邊緣建造期成熟地殼物質(zhì)的存在。這不僅契合內(nèi)蒙古中部中新元古代經(jīng)歷的羅迪尼亞超大陸活動大陸邊緣增生歷史(Zhouetal., 2018; 孫立新等，2020)，而且與全球典型古匯聚大陸邊緣中基性下地殼普遍高δ18O的趨勢相一致(Peck and Valley, 2000; Lackeyetal., 2005)。由于鋯石中氧的低擴散速率及高封閉溫度，后期變質(zhì)作用與熱液蝕變很難改變鋯石氧同位素組成而得以保留其初始信息(Cherniak and Watson, 2003)，古活動大陸邊緣中下地殼巖石的鋯石高氧同位素組成通常指示高δ18O流體或含水硅酸鹽熔體的加入(Kingetal., 1998; Lackeyetal., 2005)。

綜合猴頭廟花崗巖的源區(qū)屬性和分異特征，我們推測：由于同時期幔源巖漿底侵事件提供的必要熱源，內(nèi)蒙古中部由中元古代和古生代多期增生物質(zhì)組成的復(fù)合中基性地殼發(fā)生部分熔融，析出具中等放射成因εNd(t)和εHf(t)以及中元古代模式年齡的高鉀鈣堿性I型酸性巖漿，其進一步結(jié)晶分異形成猴頭廟花崗巖。

5.3 地球動力學(xué)意義

本次高精度鋯石U-Pb定年確定西烏旗猴頭廟輝長巖-花崗巖系列于晚石炭世(約305Ma)侵位。其時代不僅與西烏旗地區(qū)鈣堿性輝綠巖巖墻群相近(Zhuetal., 2017)，而且與區(qū)域上的類似雙峰式巖漿建造近于同步，例如二連浩特地區(qū)約305Ma的A型花崗巖和富閃深成巖系列(Yuanetal., 2022)、南蒙古地體約306Ma高鉀鈣堿性輝綠巖-花崗巖系列(Huetal., 2017)。這些巖漿巖建造表明晚石炭世末期中亞造山帶東段處于彌散狀的伸展背景。

一方面，這種雙峰式侵入巖建造通常出現(xiàn)在內(nèi)蒙古中部石炭紀(jì)幕式巖漿活動的最晚期階段(Yangetal., 2020; Yuanetal., 2022)。石炭紀(jì)巖漿幕從早石炭世的零星記錄(李夢瞳等, 2020)發(fā)展到沿二連浩特-賀根山-西烏旗蛇綠混雜巖帶兩側(cè)地體分布的鈣堿性-高鉀鈣堿性巖漿巖帶，巖性上涵蓋輝長巖-閃長巖-花崗巖整個系列的侵入雜巖和成分相當(dāng)?shù)幕鹕綆r系列(Fuetal., 2016; Zhouetal., 2016; Lietal., 2017, 2021; Yangetal., 2020; Liuetal., 2021; Yuanetal., 2022)。它們在時間上與同區(qū)蛇綠混雜巖基本同步(Miaoetal., 2008; Songetal., 2015; Zhangetal., 2015b; Lietal., 2018, 2020)，在巖石地球化學(xué)特征上與世界典型活動大陸邊緣建造基本一致(Duceaetal., 2015)。

另一方面，晚石炭世末期伸展型巖漿建造迥異于分布廣瀚的早二疊世火成巖省。后者包括290～280Ma蘇左旗-東烏旗堿性-過堿性花崗巖帶(Chengetal., 2014；Zhangetal., 2015a)和二連浩特-錫林浩特-西烏旗285～276Ma堿長花崗巖-正長花崗巖系列(Tongetal., 2015; Yuanetal., 2016)、以約280Ma大石寨組火山巖為代表的雙峰式火山巖(Zhangetal., 2008, 2011)、以及由輝長巖/輝綠巖和A型花崗巖組成的雙峰式侵入巖(程銀行等, 2016; Zhangetal., 2021b, c)。它們不僅是東北早二疊世堿性巖帶的重要組成部分(Wuetal., 2002；Jahnetal., 2009；Litvinovskyetal., 2015)，而且其以堿性花崗巖和雙峰式巖漿巖主導(dǎo)的建造特征等效于典型后碰撞巖漿巖建造(Bonin, 2004)。

作為內(nèi)蒙古中部及鄰區(qū)最重要的巖漿爆發(fā)幕，石炭紀(jì)至早二疊世巖漿活動的地球動力學(xué)背景是揭示古亞洲洋閉合軌跡的關(guān)鍵窗口。雖然大部分學(xué)者遵循“多島洋俯沖-增生”范式將其歸于弧后盆地裂解-伸展、洋脊俯沖、陸-弧碰撞、碰撞后伸展等安第斯弧型活動大陸邊緣周期性伸展過程(Xiaoetal., 2003, 2018; Zhangetal., 2008, 2011, 2021b; Eizenh?feretal., 2014; Songetal., 2015; Yuanetal., 2016, 2022; Eizenh?fer and Zhao, 2018; Jiang and Zhu, 2020; Yangetal., 2020)，但仍有一部分學(xué)者堅持其是內(nèi)蒙古板內(nèi)造山帶多期裂谷活動的產(chǎn)物(邵濟安等, 2015; Wangetal., 2016; Zhuetal., 2017; 龐崇進等, 2018; 徐備等, 2018)。由于大洋板塊俯沖期和造山后伸展期繼承性的深部流體循環(huán)以及相似的地幔源區(qū)流體交代作用(Wangetal., 2016)，因此僅基于幔源玄武質(zhì)巖漿微量元素地球化學(xué)行為示蹤地球動力學(xué)背景力有不逮。多學(xué)科證據(jù)的綜合約束顯然是重現(xiàn)古亞洲洋閉合階段地球動力學(xué)演化場景的唯一途徑。

在賀根山-西烏旗地區(qū)，年齡介于361～305Ma之間的系列蛇綠混雜巖(Miaoetal., 2008; 李英杰等, 2013, 2015; Songetal., 2015; Lietal., 2018, 2020)記錄了類似西太平洋IBM島弧從弧前裂解到弧后擴張的完整演化序列(Ishizukaetal., 2014)；一系列中酸性侵入巖在Whalen and Hildebrand(2019)最近提出的、適用于SiO2介于55%～70%之間的巖漿巖的相關(guān)構(gòu)造環(huán)境判別圖上均落入島弧區(qū)(圖11a-d)，表征了一個向北(現(xiàn)今坐標(biāo))俯沖工場形成的石炭紀(jì)島弧和弧后盆地體系(Yangetal., 2020)；晚石炭世-早二疊世火山沉積建造記錄了典型弧后盆地的碎屑鋯石年齡譜(Eizenh?feretal., 2015)。

圖11 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世輝長巖和中酸性侵入巖的構(gòu)造環(huán)境判別圖解

在區(qū)域地質(zhì)演化方面，內(nèi)蒙古中部晚古生代巖漿旋回以零星出露的晚泥盆世鈣堿性巖漿巖建造為啟動標(biāo)志，歷經(jīng)早-中石炭世高鉀鈣堿性巖漿幕，終結(jié)于晚石炭世-早二疊世類型龐雜的大規(guī)模巖漿活動，這些巖漿巖序列見證了活動大陸邊緣從俯沖重啟、經(jīng)板片回卷與弧后擴張、至脊-溝碰撞與弧后盆地閉合的完整演化旋回(Lietal., 2021; Yuanetal., 2022)；索倫山-西拉木倫一線多處早二疊世放射蟲遺存指示其時存在的古亞洲洋殘余洋盆(尚慶華, 2004; 李鋼柱等, 2017)；內(nèi)蒙古中部晚石炭世-早二疊世火山沉積地層的最新古地磁學(xué)證據(jù)表明其時洋盆南北之寬尚達2700km(Zhangetal., 2021a)。這些地區(qū)和區(qū)域性地質(zhì)事實表明，內(nèi)蒙古中部石炭紀(jì)至早二疊世仍然處于威爾遜造山旋回的洋-陸俯沖階段。

如引言所述，典型活動大陸邊緣建造期間存在弧后盆地裂解、板片回退、洋脊俯沖、板片斷離等一系列可引起巖石圈伸展的地球動力學(xué)場景，其中殘余洋脊俯沖是大洋板塊動力學(xué)系統(tǒng)的終極環(huán)節(jié)(Sissonetal., 2003; Windley and Xiao, 2018; Wangetal., 2020)。環(huán)太平洋活動大陸邊緣陸續(xù)厘定的典型洋脊俯沖案例表明(Sissonetal., 2003)，不同地區(qū)洋脊俯沖相關(guān)板片窗效應(yīng)雖然各具特征，但呈現(xiàn)一系列明顯有別于大洋板塊正常俯沖階段的標(biāo)志性巖漿、變質(zhì)、沉積與構(gòu)造印記：包括拉斑玄武巖、富鈮玄武巖、高鎂安山巖、埃達克巖、雙峰式火山巖、基性巖墻群、I-A復(fù)合型花崗巖等的復(fù)雜巖漿建造組合；高溫低壓與低溫低壓條件共存的雙重區(qū)域變質(zhì)帶；上覆板塊拉張形成一系列弧前和弧后盆地；區(qū)域整體快速抬升與走滑斷裂制約的前弧盆地；包括遠洋沉積物和蛇綠混雜巖的前弧增生楔。

就巖漿組合而言，內(nèi)蒙古中部及鄰區(qū)晚石炭世末期不乏諸如新生代北美科迪勒拉(Thorkelson and Taylor, 1989; Cole and Stewart, 2009; Thorkelsonetal., 2011)、上新世智利南部(Lagabrielleetal., 1994)和中亞造山帶晚石炭世準(zhǔn)噶爾(Gengetal., 2009; Tangetal., 2010, 2012; Windley and Xiao, 2018)等與洋脊俯沖-板片窗相關(guān)的典型巖漿組合。例如，拉斑玄武巖(Liuetal., 2013；Zhuetal., 2017)、高鎂安山或玻安質(zhì)巖石(Yangetal., 2020；Yuanetal., 2022)、埃達克巖(Weietal., 2017; Lietal., 2021)、A型花崗巖(Lietal., 2021; Yuanetal., 2022)、I型花崗巖(Huetal., 2017; Lietal., 2021)和基性巖墻群(Huetal., 2017)。

因此，結(jié)合內(nèi)蒙古中部基底變質(zhì)雜巖及伴生石炭紀(jì)基性巖普遍記錄的320～305Ma高溫低壓變質(zhì)作用(Zhangetal., 2018；龐崇進等，2018)，作者認為西烏旗地區(qū)晚石炭世末期正在經(jīng)歷洋脊俯沖過程，猴頭廟輝長巖-花崗巖系列是這一突變構(gòu)造事件的典型響應(yīng)(圖12)。一方面，板片窗因洋脊俯沖而開啟，軟流圈沿其上涌并在俯沖帶形成伸展型熱點環(huán)境，板片窗上覆巖石圈地幔因高度部分熔融而形成拉斑玄武巖(Liuetal., 2013; Zhuetal., 2017)，虧損再富集地幔多次熔融產(chǎn)生玻安質(zhì)巖石(Yangetal., 2020)，板片熔體交代地幔楔低度熔融形成高鎂閃長巖(Yuanetal., 2022)，以及板片脫水流體交代地幔楔部分熔融形成呈現(xiàn)火山弧和洋中脊玄武巖雙重地球化學(xué)屬性的輝長巖(圖11e, f)。另一方面，板片窗熱島效應(yīng)引發(fā)大規(guī)模的地殼熔融現(xiàn)場，其中板片窗兩側(cè)年輕熱洋殼部分熔融形成埃達克巖(Weietal., 2017; Lietal., 2021)；中-新元古代遺存地殼和古生代新增生中基性物質(zhì)組成的復(fù)合地殼因脫水熔融而析出同位素組成各異的原始I型酸性巖漿，其后經(jīng)歷分離結(jié)晶遂成高分異I型花崗巖(Huetal., 2017; 本文)；而經(jīng)脫水富含堿性長石的紫蘇花崗質(zhì)巖石高溫部分熔融生成A型花崗巖(Yuanetal., 2022)。

圖12 內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)晚石炭世地球動力學(xué)演化簡圖(據(jù)Yang et al., 2020修改)

由于其時間上的一致性和巖石組合上的相似性，猴頭廟輝長巖-I型花崗巖、二連浩特富閃深成巖-A型花崗巖(Yuanetal., 2022)和南蒙古地體輝綠巖-I型花崗巖(Huetal., 2017)可以作為指示洋脊俯沖的標(biāo)志性雙峰式侵入巖建造。

6 結(jié)論

(1)內(nèi)蒙古中部西烏旗地區(qū)猴頭廟輝長巖-花崗巖系列約于晚石炭世(307～305Ma)侵位。

(2)猴頭廟輝長巖主要組成包括斜長石、輝石和角閃石；呈現(xiàn)鎂質(zhì)和鈣堿性特征；富集大離子親石元素，虧損高場強元素；具有較低的全巖ISr(t)、低正的全巖εNd(t)和正鋯石εHf(t)值。元素與同位素地球化學(xué)示蹤表明猴頭廟輝長巖形成于俯沖板片流體交代虧損巖石圈地幔部分熔融及其后結(jié)晶分異作用。

(3)猴頭廟花崗巖呈現(xiàn)高硅堿、貧鐵鎂和弱過鋁等特征，屬于高分異I型花崗巖；具有中等放射成因全巖ISr(t)、全巖εNd(t)、鋯石εHf(t)和高鋯石δ18O；這些元素與同位素特征指示一個由中元古代和古生代多期增生物質(zhì)構(gòu)成的復(fù)合中基性地殼，其部分熔融析出原始高鉀鈣堿性I型酸性巖漿并經(jīng)歷結(jié)晶分異形成猴頭廟高硅花崗巖。

(4)與區(qū)域同期雙峰式巖漿建造一道，猴頭廟輝長巖-花崗巖系列構(gòu)成見證內(nèi)蒙古中部晚石炭世末期古亞洲洋洋脊俯沖過程的空間標(biāo)志。

致謝衷心感謝兩位審稿專家提出的建設(shè)性修改意見；感謝巖石圈演化國家重點實驗室工作人員在SIMS鋯石U-Pb定年、鋯石Hf-O同位素、全巖Sr-Nd同位素以及主量元素分析中提供的幫助。