造山带环境下的钾玄质岩(钾玄岩、粗面玄武岩、玄武粗安岩、粗安岩、安粗岩、粗面岩等)通常属于与大洋俯冲作用有关的富碱高钾的钾玄质系列岩石组合，主要为大洋俯冲板片流体交代的地幔楔橄榄岩部分熔融的产物(Morrison，1980；Mueller et al.，1992；Aftabi et al.，2000；邱检生等，2002，2003，2013；Williams et al.，2004；王良玉等；2016；贾小辉等，2017)。识别和研究与大洋俯冲作用有关，而形成于后造山环境的钾玄质火山岩，可为判别大洋俯冲作用和俯冲板片断离−后造山伸展造山带构造演化提供重要证据(Foley et al.，1992；Wyborn，1992；Pe−Piper et al.，2014；尼玛次仁等，2015；王金芳等，2020b，2021c)。内蒙古中部二连−贺根山缝合带作为华北板块与西伯利亚板块的重要缝合界线之一，广泛发育晚古生代SSZ型蛇绿岩−岛弧岩浆岩(陈斌等，2001；Miao et al.，2008；Xiao et al.，2009；Liu et al.，2013；刘锐等，2016；李钢柱等，2017；王树庆等，2018；王帅等，2021；程天赦等，2023)和中生代后造山型岩浆岩(图1)(张晓晖等，2006；石玉若等，2007；李可等，2012；程天赦等，2014；张学斌等，2015；袁建国等，2017)。然而，与晚古生代蛇绿岩−岛弧岩浆岩和中生代后造山A型花岗岩−流纹岩相对比，贺根山缝合带中生代钾玄质火山岩锆石U−Pb年代学、地球化学和构造环境的研究相对缺乏，特别是早侏罗世钾玄质火山岩尚未见有报道。而且，中亚造山带东段古亚洲洋“晚二叠世—早三叠世闭合”和“中三叠世—早白垩世后造山伸展”构造演化的认识(Sengor et al.，1993；Chen et al.，2000；Windley et al.，2007；李锦轶等，2007；邓晋福等，2015b；张晓飞等，2018；程杨等，2019；范玉须等，2019)，仍需要进一步的后造山伸展阶段岩浆活动证据的约束。因此，本文在1∶5万高力罕牧场三连等四幅区域地质矿产调查的基础上，选择内蒙古西乌旗梅劳特乌拉−迪彦庙蛇绿混杂岩带(俯冲增生杂岩)中新识别出的钾玄质火山岩进行锆石U−Pb年代学和地球化学研究，探讨其岩石属性、源区特征和形成构造环境，为中亚造山带东段二连−贺根山缝合带构造演化提供新的岩石学与年代学证据。

图  1  内蒙古希仁布敦钾玄质火山岩区域构造(a)与地质简图(b)

Figure  1.  Sketch tectonic map (a) and regional geological map (b) of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks in Inner Mongolia

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.   区域地质背景和岩石学特征

内蒙古西乌旗希仁布敦地区钾玄质火山岩，位于二连−贺根山缝合带东段梅劳特乌拉−迪彦庙蛇绿混杂岩带(俯冲增生杂岩带)内(图1、图2–a) (李英杰等，2012，2015，2018，2023；王金芳等，2019；刘志斌等，2023)。研究区出露地层主要为中生界下侏罗统满克头鄂博组玄武粗安岩−粗安岩等钾玄质火山岩，少量流纹岩；南部可见上古生界下二叠统寿山沟组复理石浊积岩(俯冲增生杂岩) (图1–b、图2–a)。侵入岩主要为早二叠世钾长花岗岩和石英闪长岩。满克头鄂博组火山岩呈角度不整合覆盖在下二叠统寿山沟组复理石浊积岩和早二叠世钾长花岗岩−石英闪长岩体之上。该玄武粗安岩−粗安岩等钾玄质火山岩上覆于流纹岩之上，出露面积约26 km²，其堆积厚度约230 m。1∶20万罕乌拉幅区域地质调查将其归为上侏罗统上兴安岭组酸性火山岩（内蒙古自治区地质局区域地质测量队，1976），1∶25万西乌旗幅将其归为上侏罗统马尼吐组中性火山岩（沈阳地质矿产研究所，2005），缺少地球化学和年代学等资料。本文最新锆石U−Pb测定结果表明，该套以粗安岩为主的火山岩形成时代为早侏罗世，为下侏罗统满克头鄂博组火山岩。

图  2  希仁布敦钾玄质火山岩地质简图(a)和样品野外(b)、显微照片(c)

b—粗安岩；c—斑状结构。Pl—斜长石

Figure  2.  Geological map (a), field photo (b) and micrograph (c) of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

希仁布敦地区火山岩以玄武粗安岩和粗安岩为主，少量流纹岩和粗安质−流纹质火山碎屑岩。玄武粗安岩−粗安岩深灰色，斑状结构，块状构造(图2)，局部可见气孔−杏仁构造。岩石由斑晶(10%~20%)和基质(80%~90%)组成。斑晶主要为斜长石，少量角闪石和黑云母，粒度1~5 mm。斜长石主要为中长石，呈半自形板状，可见绢云母化；角闪石呈半自形柱粒状，可见暗化边和绿泥石化；黑云母呈鳞片状，见铁质化。基质主要为斜长石、钾长石和玻璃质。

2.   锆石U−Pb测年

2.1   测试方法

本文锆石U−Pb测年样品采自西乌旗希仁布敦地区钾玄质火山岩中的粗安岩，样品编号为PT134，采样地理位置为北纬44°41′20″、东经118°17′30″(图2–a)。粗安岩年龄样品(PT134)锆石分选在河北省廊坊区域地质调查研究所完成。样品经粉碎、磁选和重选分选出纯度较高的锆石, 并在双目镜下挑选出无色透明、晶形好、无明显裂痕的测年锆石。在北京锆年领航科技有限公司完成样品制靶、透射光、反射光照片拍摄和锆石阴极发光(CL)图像分析 (图3–a)。锆石U−Pb年龄测定工作在中国地质调查局天津地质调查中心进行。利用193 nm激光器对锆石进行烧蚀，激光烧蚀的斑束直径为35 μm，剥蚀采样时间为45 s。测试数据的普通铅校正采用Anderson的方法(Andersen，2002)，锆石U−Pb同位素比值及元素含量运用4.4版本Glitter程序, 年龄加权平均计算使用3.0版本的ISOPLOT程序完成。

图  3  希仁布敦钾玄质火山岩锆石阴极发光图像(a)和锆石U−Pb年龄(b)

Figure  3.  Cathodoluminescent images (a) and U−Pb ages (b) of zircons from the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.2   测试结果

在阴极发光(CL)图像(图3–a)上，粗安岩样品的25颗锆石结构均一，呈自形—半自形短柱状，长宽比为1∶1∼2∶1，25颗锆石均具较为宽缓稀疏的生长环带，反映中性岩浆成因锆石特征(Claesson et al.，2000；Corfu et al.，2003)。粗安岩样品LA−ICP−MS 锆石U−Th−Pb测试结果见表1。25颗锆石测定的Th/U值为0.78~2.24, 平均值为1.73(表1)，与岩浆锆石的Th/U值大于0.4一致，为岩浆成因锆石特征。该样品25颗锆石测点的²⁰⁶ Pb/ ²³⁸ U 表面年龄集中于谐和线上及其附近，获得的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄加权平均值为176.3 ±0.8 Ma ( MSWD = 0.83)，代表了粗安岩的成岩年龄(表1；图3)，故将希仁布敦地区钾玄质火山岩的形成时代置于早侏罗世。

表  1  希仁布敦钾玄质火山岩(PT134)LA−ICP−MS 锆石U−Th−Pb测试结果

Table  1.  LA−ICP−MS U−Th−Pb dating results of zircons from the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

点号	元素含量/10−6		Th/U	同位素比值							表面年龄/Ma
	Pb	U		207Pb/206Pb	±1σ	207Pb/235U	±1σ	206Pb/238U	±1σ		206Pb/238U
1	85	2092	1.9399	0.0497	1.12	0.1897	1.42	0.0277	1.06		176	±2
2	40	1009	1.7461	0.0482	2.08	0.1849	2.47	0.0278	0.95		177	±2
3	67	1638	1.8170	0.0477	1.15	0.1856	1.44	0.0282	1.22		179	±2
4	108	2909	1.5326	0.0483	1.08	0.1839	1.52	0.0276	1.06		176	±2
5	44	1173	1.5199	0.0512	1.23	0.1958	1.45	0.0277	1.13		176	±2
6	51	1336	1.5992	0.0542	1.14	0.2088	1.36	0.0280	1.06		178	±2
7	80	2084	1.4926	0.0487	6.29	0.1880	5.63	0.0280	0.88		178	±2
8	64	1597	1.9786	0.0496	1.02	0.1876	1.22	0.0274	1.18		174	±2
9	40	997	1.5956	0.0513	2.60	0.2017	2.90	0.0285	1.00		181	±2
10	82	2190	1.4508	0.0494	6.90	0.1891	3.86	0.0278	1.09		177	±2
11	37	994	1.7245	0.0485	1.87	0.1814	1.72	0.0271	1.26		173	±2
12	129	3189	1.8387	0.0514	1.66	0.1991	2.18	0.0281	1.02		179	±2
13	58	1461	1.8778	0.0497	1.09	0.1915	1.37	0.0280	1.38		178	±2
14	44	1070	1.9406	0.0507	1.63	0.1941	2.33	0.0277	1.29		176	±2
15	56	1061	1.9523	0.0505	4.67	0.1900	5.11	0.0273	1.10		173	±2
16	112	2176	1.9426	0.0539	9.40	0.2083	9.92	0.0280	0.85		178	±2
17	75	2057	1.5861	0.0511	1.13	0.1960	1.12	0.0278	1.18		177	±2
18	106	2653	2.1731	0.0508	1.19	0.1908	1.86	0.0273	0.97		173	±2
19	4	140	0.7880	0.0498	5.57	0.1838	6.20	0.0268	1.02		170	±2
20	45	1122	1.9914	0.0528	4.94	0.1997	6.59	0.0274	1.19		174	±2
21	46	1221	1.8398	0.0521	1.34	0.1978	1.67	0.0275	1.14		175	±2
22	78	2147	1.6415	0.0488	1.12	0.1861	1.14	0.0277	1.08		176	±2
23	28	821	1.2241	0.0534	1.82	0.2030	1.85	0.0276	1.03		175	±2
24	32	863	1.7207	0.0488	1.74	0.1871	1.81	0.0278	0.93		177	±2
25	85	2082	2.2431	0.0480	1.46	0.1847	1.37	0.0279	0.92		177	±2
注：实验测试在天津地质矿产研究所完成

下载: 导出CSV 

| 显示表格

3.   地球化学特征

在希仁布敦地区玄武粗安岩−粗安岩中，共采集了7件地球化学样品，全岩主量、微量和稀土元素化学分析在河北省廊坊区域地质调查研究所完成。7件样品按照常规方法首先在破碎机上进行粗碎，然后在玛瑙钵体和柱头研磨机上研磨至200目以下。主量元素分析采用X射线荧光光谱 (XRF)分析，检测下限为0.01%，分析误差优于5%。微量元素采用电感耦合等离子体质谱 (ICP−MS)测定，检测限优于5×10⁻⁹，相对标准偏差优于5%。希仁布敦地区玄武粗安岩−粗安岩的全岩主量、微量和稀土元素测试分析结果见表2。

表  2  希仁布敦钾玄质火山岩的主量、微量和稀土元素分析结果

Table  2.  Major, trace element and REE analyses of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

样品号 岩性	PT131 玄武粗安岩	PT132 玄武粗安岩	PT133 玄武粗安岩	PT134 粗安岩	PT135 粗安岩	PT136 粗安岩	PT137 粗安岩
SiO2	54.34	56.47	57.05	58.18	59.35	60.67	61.30
Al2O3	17.42	16.58	17.05	16.13	16.67	16.99	17.14
TiO2	1.16	0.98	1.01	0.97	0.97	0.93	0.91
Fe2O3	3.78	3.15	2.92	3.58	3.51	3.42	3.46
FeO	3.09	3.69	3.54	2.49	2.51	2.39	2.30
CaO	7.12	6.61	5.51	5.96	3.87	3.41	3.37
MgO	2.44	2.30	2.87	2.91	2.34	2.07	1.87
K2O	2.31	2.19	2.47	2.60	3.26	3.76	3.83
Na2O	3.52	3.09	3.07	3.66	3.64	3.33	3.36
MnO	0.12	0.09	0.16	0.10	0.08	0.09	0.09
P2O5	0.33	0.26	0.27	0.27	0.31	0.28	0.27
烧失量	4.17	4.42	3.84	2.95	3.05	2.47	1.96
总计	99.80	99.83	99.77	99.80	99.56	99.83	99.86
La	40.59	33.88	34.05	29.73	34.58	38.12	37.13
Ce	86.90	72.21	72.50	63.24	67.50	68.60	63.14
Pr	12.00	10.10	10.42	8.84	9.76	9.84	10.13
Nd	49.66	41.75	42.78	36.54	39.92	41.23	37.10
Sm	10.07	8.42	8.42	7.12	7.82	8.23	7.54
Eu	2.41	1.92	2.09	1.89	1.94	2.15	1.92
Gd	8.37	6.97	7.11	5.88	6.51	6.99	6.30
Tb	1.38	1.28	1.17	0.97	1.07	1.22	1.12
Dy	7.89	7.04	6.42	5.32	5.74	6.00	5.35
Ho	1.58	1.44	1.29	1.06	1.15	1.22	1.13
Er	4.93	4.50	3.77	3.34	3.47	3.21	3.63
Tm	0.76	0.68	0.56	0.50	0.52	0.63	0.50
Yb	5.24	4.84	3.67	3.28	3.36	3.59	3.34
Lu	1.23	1.12	0.81	0.82	0.87	0.67	0.77
ΣREE	233.03	196.15	195.05	168.53	184.21	191.70	179.09
Y	33.18	30.95	26.75	22.34	24.19	24.81	24.33
Cr	37.07	53.17	66.62	81.70	47.39	52.14	48.57
Co	20.40	18.64	21.20	19.50	16.18	17.43	16.52
Ni	13.11	15.00	19.41	18.90	15.14	16.12	15.42
Rb	57.94	51.57	51.27	53.52	51.83	41.60	40.26
Sr	822.12	570.73	756.13	675.40	696.21	711.30	629.96
Zr	259.00	252.00	227.60	228.80	265.80	249.60	254.90
Nb	11.75	10.42	10.36	10.94	11.84	11.45	11.73
Cs	4.21	12.64	6.16	1.93	8.55	11.43	9.16
Ba	426.10	483.60	859.80	631.50	566.18	489.40	432.05
Hf	6.82	7.28	6.25	6.06	7.14	6.81	6.98
Ta	0.85	0.80	0.79	0.85	0.88	0.83	0.85
Pb	26.47	32.32	16.49	13.51	37.31	42.22	46.57
Th	15.90	14.64	9.99	8.71	12.61	11.19	13.26
U	3.05	3.22	2.74	2.76	2.23	2.73	2.45
注：主量元素含量单位为%，稀土、微量元素含量单位为10−6

下载: 导出CSV 

| 显示表格

3.1   主量元素

希仁布敦地区玄武粗安岩−粗安岩的SiO₂含量为54.34%~61.30%，平均58.19%；岩石相对富碱，Na₂O+K₂O为5.28%~7.19%，平均6.30%；Al₂O₃含量明显较高，为16.13%~17.42%，平均16.85%；相对富钾，K₂O/Na₂O值为0.66~1.14, 平均0.86；TiO₂ 含量明显较低，为0.91%~1.16%，平均0.99%；Fe₂O₃/FeO值较高，为0.82~1.50，平均1.24%；MgO含量较低, 为1.87%~2.91%，平均2.40%。A/CNK值为0.85~1.07，A/NK值为1.73~2.39，属于准铝质−弱过铝质岩石。

在火山岩TAS分类命名图解(图4–a)中，7个样品点均落入亚碱性系列的玄武粗安岩−粗安岩范围。在Na₂O−K₂O图解(图4–b)中，7个样品点均落在钾玄质区域。在岩浆系列硅碱(SiO₂−K₂O)判别图解(图5)中，5个样品点落在高钾钙碱性系列，2个样品点落于钾玄岩系列，表明该区玄武粗安岩−粗安岩可能为钾玄质岩石。

图  4  希仁布敦钾玄质火山岩TAS分类图解(a，底图据Middlemost,1994)和Na₂O–K₂O图解(b，底图据Miller et al.，1999)

Figure  4.  Total alkalis vs. silica(TAS) (a) and Na₂O–K₂O (b) diagrams of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  5  希仁布敦钾玄质火山岩SiO₂−K₂O分类图解(底图据Peccerillo et al., 1976)

Figure  5.  SiO₂−K₂O classification diagram of the shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.2   稀土元素

该区玄武粗安岩−粗安岩的稀土元素总量为168.53×10⁻⁶~233.03×10⁻⁶(表2)。 (La/Yb)_N值为4.72~7.49，平均6.27，轻、重稀土元素分馏明显。在稀土元素球粒陨石标准化配分图(图6)上 ，7个样品具有近于一致的轻稀土元素富集的右倾分布模式(图6；表2)，可能较好地反映了同源岩浆演化特征。δEu值为0.75~0.87，平均0.81，呈现出微弱的Eu负异常。

图  6  希仁布敦钾玄质火山岩稀土元素球粒陨石标准化配分模式(标准化值据Boynton, 1984)

Figure  6.  Chondrite−normalized REE distribution patterns of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.3   微量元素

该区玄武粗安岩−粗安岩明显富集Th、U、Sr等大离子亲石元素，亏损 Nb、Ta、Ti、P等高场强元素(表2；图7)。其中，Th含量为8.71×10⁻⁶~15.90×10⁻⁶，U含量为2.23×10⁻⁶~3.22×10⁻⁶，Sr含量为570.73×10⁻⁶~822.12×10⁻⁶，Nb含量为10.36×10⁻⁶~11.84×10⁻⁶，Ta含量为0.79×10⁻⁶~0.88×10⁻⁶。在原始地幔标准化微量元素蛛网图(图7)上，7个样品总体具有近于一致的微量元素右倾式分布曲线，明显的Nb、Ta、P、Ti 负异常和Th、U正异常。该区玄武粗安岩−粗安岩具有明显较高的Th/Yb (2.66~3.97)和Ta/Yb (0.16~0.26)值，在Ta/Yb−Th/Yb图解(图8)中, 7个样品点均投影在钾玄质系列范围，与主量元素Na₂O−K₂O和SiO₂−K₂O判别结果吻合, 表明该区玄武粗安岩−粗安岩为钾玄质岩石。

图  7  希仁布敦钾玄质火山岩微量元素原始地幔标准化蛛网图(标准化值据Sun et al., 1989)

Figure  7.  Primitive mantle−normalized trace element spider diagram of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

图  8  希仁布敦钾玄质火山岩Ta/Yb−Th/Yb图解(底图据Mueller et al., 1992)

Figure  8.  Ta/Yb−Th/Yb diagram for the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.   讨　论

4.1.   岩石属性与源区特征

希仁布敦玄武粗安岩−粗安岩相对富碱(Na₂O+K₂O=5.28%~7.19%，>5%)、高Al₂O₃ (16.13%~17.42%)、高K₂O/Na₂O值(0.66~1.14，>0.5)、高Fe₂O₃/FeO值(0.82~1.50，>0.5)、低TiO₂ (0.91%~1.16%，<1.3%)，富集Th、U等大离子亲石元素和轻稀土元素, 亏损 Nb、Ta、 Ti等高场强元素。这些地球化学特征与典型钾玄岩系列岩石特征一致(Foley et al.，1992；Wyborn，1992；邱检生等，2002，2003，2013；Williams et al.，2004；张祥信等，2016；贾小辉等，2017)。因此，根据岩石地球化学特征，参考Na₂O−K₂O图解(图4–b)、Ta/Yb−Th/Yb图解(图8)、SiO₂−K₂O图解(图5)、稀土元素配分图(图6)和微量元素蛛网图(图7)，希仁布敦地区玄武粗安岩−粗安岩属于钾玄质岩石(Turner et al.，1996；章邦桐等，2011；邓晋福等，2015a；Jahangiri et al.，2016)。

造山带环境下的钾玄质岩主要起源于与俯冲作用有关的俯冲板片析出流体交代的上覆地幔楔橄榄岩。在Ce/Yb−Cs/Rb 和 Ce/Yb−Pb/Ce地幔流体交代作用判别图解(图9–a，b)上, 希仁布敦地区钾玄质火山岩7个样品的Cs/Rb和Pb/Ce值变化趋势与地幔流体交代作用趋向线一致，表明大洋俯冲作用释放流体交代作用参与钾玄质火山岩的形成过程(Sun et al., 2001；邱检生等，2003，2013；章邦桐等，2011)。在(La/Sm)_N−(Ba/La)_N图解(图9–c)上，该区钾玄质火山岩7个样品均位于深海沉积物区域内，进一步揭示俯冲洋壳+俯冲深海沉积物组分进入上覆地幔楔参与成岩作用(Othman et al.，1989；邱检生等，2003，2013；Conticelli et al.，2015)。该区钾玄质火山岩Th/Ta(10.31~18.79)、Th/Nb(0.80~1.40)、Ba/Nb(36.26~82.99)和Ce/Nb(5.38~7.40)值明显较高，反映岩浆源区为大洋俯冲作用释放流体交代而富集的地幔源区(Pearce et al.，1995；Elliott et al.，1997)。而且，该区钾玄质火山岩稀土元素和高场强元素含量相对较低，K/Rb 值(331~789，﹤1100)和Ba/Rb值(0.52~1.14，﹤20)明显较低，揭示该区富集地幔源区主要富钾含水矿物为金云母而非角闪石，表明该区钾玄质火山岩可能源于含金云母的富集地幔，含金云母的富集地幔部分熔融产生了该区钾玄质岩浆(Sun et al.，1989；Massonne 1992；Furman et al.，1999；Ebert et al.，2004；Chakrabarti et al.，2009)。

图  9  希仁布敦钾玄质火山岩Ce/Yb−Cs/Rb(a)、Ce/Yb−Pb/Ce(b)和 (La/Sm)_N−(Ba/La)_N(c)图解(a, b底图据 Sun et al. , 2001; c底图据 Othman et al., 1989)

N−MORB―N型洋脊玄武岩；OIB―洋岛玄武岩；VS―火山碎屑沉积物；BS―全部沉积物；B—海洋沉积物平均值；PM—原始地幔；A—太平洋高Ba/La值生物沉积物

Figure  9.  Cs/Rb−Ce/Yb (a), Ce/Yb−Pb/Ce (b) and (La/Sm)_N−(Ba/La)_N (c) diagrams of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

综上所述，希仁布敦地区钾玄质火山岩岩浆源区应为古亚洲洋俯冲板片脱水释放流体交代上覆地幔楔而形成的富集地幔。该区钾玄质岩浆的形成过程可能为古亚洲洋俯冲−碰撞缝合期间俯冲洋壳+俯冲深积物析出流体交代上覆地幔楔，形成含金云母的二辉橄榄岩−富集地幔，随后的俯冲板片断离−后造山伸展触发富集地幔部分熔融，产生钾玄质岩浆。

4.2   构造环境

造山带环境的钾玄质岩主要形成于与大洋俯冲作用有关的初始洋弧、晚期洋弧、大陆弧和后造山等构造环境(Morrison，1980；Mueller et al.，1992；Aftabi et al.，2000；邱检生等，2002，2003，2013；Pe−Piper et al.，2014；贾小辉等，2017)。在TiO₂/Al₂O₃−Zr/Al₂O₃构造环境判别图解(图10–a)上, 希仁布敦钾玄质火山岩7个样品均落在大陆弧−后造山钾玄质岩范围内；而在大陆弧和后造山钾玄质岩3Zr−50Nb−Ce/P₂O₅三角形构造环境判别图解(图10–b)中, 7个样品均落在后造山钾玄质岩范围，表明其形成于后造山构造环境。

图  10  希仁布敦钾玄质火山岩TiO₂/Al₂O₃−Zr/Al₂O₃(a)和3Zr−50Nb−Ce/P₂O₅(b)判别图解(底图据 Mueller et al., 1992)

Figure  10.  TiO₂/Al₂O₃−Zr/Al₂O₃(a) and 3Zr−50Nb−Ce/P₂O₅ (b)discrimnation diagrams of the Xirenbudun shoshonitic volcanic rocks

下载: 全尺寸图片 幻灯片

希仁布敦地区钾玄质火山岩的后造山构造环境，与中亚造山带东段古亚洲洋晚二叠世—早三叠世俯冲−碰撞闭合和中三叠世—早白垩世俯冲板片断离−后造山伸展构造演化一致 (Xiao et al.，2003，2015; 李锦轶等，2007；Jian et al.，2012；Liu et al.，2013；杨宾等，2018；张庆奎等，2018；王金芳等，2020a，2021a，2021b；董培培等，2021；孙巍等，2023)。这种与古亚洲洋俯冲作用有关而形成于后造山伸展环境的钾玄质火山岩，与二连−贺根山缝合带广泛发育晚古生代SSZ型蛇绿岩−岛弧岩浆岩和中生代后造山型岩浆岩吻合(Windley et al.，2007；刘建峰等，2009，2022；Wang et al.，2017，2020；Li et al.，2018，2020；李锦轶等，2019a，2019b；董培培等，2021)。而且，希仁布敦钾玄质火山岩的后造山构造环境可以与中亚造山带东段和其他不同地质时期造山带钾玄岩系列岩石和A₂型花岗岩的俯冲板片断离−后造山伸展构造环境相类比(Morrison，1980；Mueller et al., 1992；Miller et al., 1999；邱检生等，2002，2003；李红英等，2015；尼玛次仁等，2015；杨华本等，2016；王金芳等，2020b，2021c，2024；孙巍等，2023)。因此，贺根山缝合带梅劳特乌拉−迪彦庙蛇绿混杂岩带中希仁布敦后造山钾玄质火山岩的出现，可能提供了中亚造山带东段晚古生代末古亚洲洋俯冲作用和中生代早期古亚洲洋俯冲板片断离−后造山伸展构造演化新佐证。

5.   结　论

(1)希仁布敦地区钾玄质火山岩岩性为玄武粗安岩和粗安岩，岩石富碱Na₂O+K₂O、高Al₂O₃、高K₂O/Na₂O和Fe₂O₃/FeO值、低TiO₂，富集Th、U、Sr等大离子亲石元素和轻稀土元素, 亏损 Nb、Ta、Ti等高场强元素，属于钾玄质岩。

(2)希仁布敦钾玄质火山岩的粗安岩LA−ICP−MS锆石U−Pb年龄为176.3 ±0.8 Ma，提供了贺根山缝合带早侏罗世钾玄质岩浆作用的证据。

(3)希仁布敦钾玄质火山岩与晚古生代末古亚洲洋俯冲作用有关，形成于中生代早期的古亚洲洋俯冲板片后撤−断离−后造山伸展环境，为后造山钾玄质岩提供了晚古生代末古亚洲洋俯冲作用和中生代早期大洋俯冲板片后撤−断离−后造山伸展构造演化新佐证。