對內蒙古賀根山蛇綠巖的新認識

邵濟安 張麗莉 周新華 張履橋 唐克東

1.造山帶與地殼演化教育部重點實驗室，北京大學地球與空間科學學院，北京 1008712. 中國科學院地質與地球物理研究所，中國科學院油氣資源研究重點實驗室，北京 1000293. 中國科學院地質與地球物理研究所, 巖石圈演化國家重點實驗室，北京 1000294. 中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 1000495. 內蒙古地質研究所，呼和浩特 0100206. 沈陽地質礦產研究所，沈陽 110034

圖1 內蒙古賀根山地區的構造簡圖(據內蒙古自治區地質礦產局，1991修改)Fig.1 Simplified tectonic map in the Hegenshan area of Inner Mongolia (modified after BGMRN, 1991)

內蒙古東烏珠穆沁旗(下文簡稱東烏旗)的賀根山蛇綠巖帶包括朝克山、賀根山、崇根山三個較大蛇綠巖塊和若干小塊體以及深海沉積巖(圖1)，被看作中亞造山帶內蒙古境內出露面積最大(640km2)、研究程度相對較高的蛇綠巖帶，引起國內外地質同行的關注和實地考察(劉家義，1983；白文吉等，1985；曹從周等，1986；Coleman，1989; 唐克東和張云平，1991； Robinsonetal., 1995；黃竺等，2015；黃波等，2016)。這里保留了板塊閉合前古亞洲洋的信息，是了解古亞洲洋特征和認識中亞造山帶地殼增生作用的重要地區。本文重點討論賀根山蛇綠巖，在此基礎上，進一步探討蛇綠巖的概念和小洋盆的特征及板塊的閉合方式。應當指出，本文討論的賀根山蛇綠巖特征是一特例，不代表整個賀根山帶，更不代表古亞洲洋蛇綠巖的特征。

1 前人研究及存在問題

前人對該區的研究，可歸納為三個問題：板塊閉合的時間；鎂鐵-超鎂鐵巖的成因；對上覆于鎂鐵-超鎂鐵巖之上的火山-沉積巖系(簡稱上覆巖系)形成環境的認識。

1.1 板塊閉合的時間

20世紀80年代初開始了北方造山帶的板塊構造研究，賀根山帶的鎂鐵-超鎂鐵巖被認定為殘留在板塊縫合帶中的蛇綠巖，根據玄武巖沉積夾層中的珊瑚和放射蟲化石研究，將蛇綠巖時代定為D2-3(劉家義，1983)。賀根山縫合帶北側是中亞-蒙古陸塊，出露了含北方型三葉蟲化石的中-下奧陶統及含北方圖瓦貝動物群的中-上志留統；縫合帶南側也有一系列微陸塊，其上分布了含珊瑚化石的上志留統及含孢子化石的中-下泥盆統。晚古生代初(D3-C1)，華北板塊與中亞-蒙古陸塊之間的洋盆閉合，兩大板塊對接(邵濟安，1991；唐克東，1992)。王鴻禎等(2006)將本區稱為“賀根山陸殼對接帶”。

近年來賀根山地區開展的1:5萬地質填圖，在賀根山以東1km處發現了不整合在蛇綠巖上的格根敖包組，其中凝灰巖年齡為323Ma，在小壩梁測得的與變質橄欖巖呈斷層接觸的玄武巖U-Pb年齡為359Ma, 微晶輝長巖354Ma, 崇根山的鎂鐵質堆晶巖341Ma(黃波等，2016)，再次確認了洋盆閉合的時間為(D3-C1)。此外，在蘇尼特左旗的包爾敖包發現的325Ma的堆晶角閃輝長巖和M-I混合源型深成巖(李玉文等，1995; 羅照華等，1995) 也進一步說明早石炭世末本造山帶在底侵作用背景下已經進入了新的地殼演化階段。近年來有人根據在東烏旗的滿都胡寶拉格發現的早-中二疊世安加拉與華夏植物群混生現象，論證了在此之前板塊已拼合(周志廣等，2010)。有人從造山作用和沉積地層的角度論證了晚古生代的伸展作用(徐備等，2018；張焱杰等，2018)；也有人從石炭紀的低壓高溫型變質作用討論了該區造山后的伸展構造環境(張晉瑞等，2018)。然而值得關注的是，有關古亞洲洋閉合時間的爭議一直存在，有人根據賀根山侵入蛇綠巖的輝綠巖墻(298Ma)和花崗閃長巖墻(244Ma)的年齡，認為洋盆最后拼合發生在晚二疊世或早三疊世(Miaoetal., 2008)。

1.2 鎂鐵-超鎂鐵巖的成因

前人對于賀根山蛇綠巖組合中的鎂鐵-超鎂鐵巖成因有不同認識。查閱賀根山蛇綠巖研究文獻時，發現劉家義(1983)、白文吉等(1985)、黃竺等(2015) 都采用了1973年126隊測繪的地質圖(圖2a)，只是將賀根山西南原圖劃為的中-上泥盆統的部分歸入了蛇綠巖。

圖中保留了前人在斜輝輝橄巖(本文統稱方輝橄欖巖)中測量的大量線理、面理構造，反映一些人在鉻鐵礦勘探和填圖過程中所持的巖漿成因觀點。20世紀80年代以來，人們對賀根山鉻鐵礦含礦原始巖漿和地幔礦物進行了大量研究，人們的視線從蛇綠巖拓展到深部地幔(楊芳林，1989；白文吉和李行，1993；鮑佩聲，2009)。2015年賀根山鉻鐵礦中金剛石等礦物包裹體的發現(黃竺等，2015)，促使人們進一步考慮，究竟如何認識賀根山蛇綠巖的組成、演化和形成背景？筆者認為上述各種觀點都有其事實依據和重要意義，進一步研究對認識古亞洲洋和中亞造山帶的構造演化特征有所啟示。

1.3 上覆巖系的形成環境

筆者從巖性組合和成因角度將前人描述的賀根山出露的蛇綠巖套(劉家義，1983；圖2a)劃分為三個巖系: (1)圖中淺紫色表示的是由含鉻鐵礦的方輝橄欖巖(有文獻稱之為斜方輝石輝橄巖)、純橄巖等組成的變質橄欖巖系；綠色代表由純橄巖、含長純橄巖、橄長巖、輝長巖等組成的堆晶雜巖系；(2)淺藍色代表夾有含放射蟲燧石巖及灰巖透鏡體的玄武巖系；(3)深藍色表示上覆在蛇綠巖套之上的火山-沉積巖系，頂部出現夾含鐵碧玉巖的凝灰巖、安山巖、火山角礫巖和玄武安山巖，這套厚約500m的地層與下伏含硅質巖夾層的玄武巖為連續沉積(圖2c)。賀根山存在的這三套巖系在時、空間演化上有著密切關系，它們所反映的不同構造背景、不同形成方式及其構造意義正是本文擬討論的主要內容。

2 賀根山鎂鐵-超鎂鐵質巖的形成及構造意義

2.1 含金剛石鉻鐵礦的發現及啟示

黃竺等(2015)首次報道在賀根山3756鉻鐵礦床(圖2b)的浸染狀鉻鐵礦中發現了金剛石、碳硅石及其他自然元素類、金屬互化物類、氧化物類、硫化物類、硅酸鹽類等30余種礦物。作者慎重地指出“深部地幔礦物表明賀根山鉻鐵礦可能為深部成因”，推測“這些超高壓、強還原礦物形成于上地幔深部，可能深達上、下地幔轉換帶”。盡管這些特殊地幔礦物進入鉻鐵礦的機制還有待研究，但是有一點是明確的，“蛇綠巖型金剛石”的發現突破了傳統蛇綠巖鉻鐵礦形成于高溫、低壓的洋中脊或弧后擴張環境的觀念(楊經綏等，2008)。

金剛石等地幔礦物的發現不是偶然的，長期以來人們圍繞著賀根山鉻鐵礦和含礦原始巖漿開展了深入的研究。白文吉等(1985)通過溫-壓計算，認為含礦原始巖漿大約從100km的地幔深處和1100℃的條件下，以固態形式的“蛇綠巖塊”，或以含有大量輝石、橄欖石晶體的“晶粥”形式上升。楊芳林(1989)提出：大約在90km深處，局部熔融的熔漿呈底辟體形式上涌，在地幔上部巖漿房中堆積，先后形成堆積型和殘留型鉻鐵礦，成礦深度約40km。白文吉和李行(1993)在賀根山封閉的鉻尖晶石中發現了固體的包裹體礦物(橄欖石、斜方輝石、單斜輝右、韭閃石、鈉金云母、霞石、鈉長石和硬玉等)，提出鉻鐵礦漿源不是上地幔巖局部熔融的產物，而是來自上地幔較深部位，并含有較高的鈉和水，具有較高的氧逸度。

白文吉等(1985)根據內蒙古物探隊的資料提出方輝橄欖巖相的垂直厚度可達5～6km。按照板塊觀點，蛇綠巖大多是從俯沖板片上刮鏟下來的殘余洋殼，以透鏡體形式保留在蛇綠混雜堆積中，或呈構造侵位的方式產出，不可能有如圖2b鉆孔揭示的產狀，更不可能大范圍地保留有規律的線理、面理構造(圖2a)。這一切不僅引起對蛇綠巖概念的重新認識，除了外來的殘余洋殼外，也可能有準原地的產物(周國慶，1996)。也涉及到如何看待古亞洲洋閉合過程中，縫合帶對深部鎂鐵-超鎂鐵質巖漿上升所起到的作用，這些都是面臨的新問題。

鉻鐵礦及其包裹的礦物從地幔深部被帶到地表，那么地幔熔-流體上涌貫穿地殼留下的證據必然成為探索鎂鐵-超鎂鐵巖成因的切入點。于是我們利用航磁與布格重力異常數據及其向上延拓、磁源形態及深度估算、斷裂識別等手段開展研究，結果表明賀根山巖塊貫穿地殼,從地表至下地殼主要組成分別為蛇紋石化的鎂鐵-超鎂鐵巖、超鎂鐵質巖，它們充填在一組寬約30km的NEE向斷裂帶中，殼-幔的電性結構進一步證實控制縫合帶的是巖石圈斷裂 (邵濟安等，2019)。

2.2 鎂鐵-超鎂鐵巖的形成機制及研究意義

地球物理研究證實的賀根山鎂鐵-超鎂鐵巖產狀和勘探鉆孔揭示的含礦純橄巖產狀共同揭示了一個事實: 鎂鐵-超鎂鐵質熔-流體沿著約30km左右寬的空間，以50°～70°的傾角，向著北西300°～320°方向上涌。這一事實必然涉及到對板塊匯聚前夕構造環境的認識。

賀根山縫合帶內及兩側的微陸塊上均未發現晚泥盆世由俯沖作用形成的島弧帶及其蛇綠混雜巖帶。賀根山玄武巖屬非島弧環境的產物(劉家義，1983)，同時，賀根山地區未見泥盆紀大陸裂谷活動的證據，也未見鎂鐵-超鎂鐵質巖侵入前泥盆紀陸殼的現象，它們與圍巖是斷層接觸關系(曹從周等，1986)。近期在縫合帶東部花敖包特地表和巖芯中均見到紅色燧石巖中包裹的方輝橄欖巖碎塊，局部可見剪切錯動的現象(圖3)，鏡下未見二者之間的熱侵入接觸關系，證實了鎂鐵-超鎂鐵巖與洋殼的沉積接觸關系及構造侵位關系。

圖3 花敖包特縫合帶中紅色燧石巖與方輝橄欖巖Fig.3 The red chert and peridotite in Huaaobaote sutural zone

圖4 賀根山和朝克山玄武巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)及原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(a)紅線是朝克山MORB (Miao et al.，2008); 黑線是賀根山OIB (劉家義，1983；Robinson et al.，1995; Miao et al., 2008). (b)微量元素引自Miao et al. (2008)Fig.4 Chondrite-normalized REE patterns for basalts of Hegenshan and Chaokeshan (a) and primitive mantle-normalized trace element for basalts of Chaokeshan (b)(a) the red line stand for MORB basalt of Chaokeshan (Miao et al.，2008); the black line stand for OIB basalt of Hegenshan (Liu, 1983; Robinson et al.，1995; Miao et al., 2008). (b) trace element after Miao et al. (2008)

基于上述種種事實，本文將賀根山鎂鐵-超鎂鐵巖看作幔源熔-流體在地幔底辟體上涌的背景下，沿著對接前兩大巖石圈板塊之間的構造薄弱帶快速上升并冷凝結晶的產物。從中亞-蒙古陸塊演化的角度看，在小洋盆裂解過程中走滑作用是明顯的 (Парфеновetal., 1999)。根據近年來俄羅斯地質學家在中蒙邊境地區的研究，縫合帶存在較強的剪切作用(Козаковetal., 2011), 因此不排除本區的構造薄弱帶也包括剪切作用形成的拉分帶。羅照華等(2019)通過西藏羅布莎蛇綠巖型鉻鐵礦的研究，認為源自地幔過渡帶的強還原流體的持續補給和快速運動對超鎂鐵質物質的上涌起到了重要作用，這一見解對賀根山鎂鐵-超鎂鐵質巖形成過程的認識是有啟發的，這里說的“源自地幔過渡帶的強還原流體”正是黃竺等(2015)在賀根山發現的含超高壓、強還原礦物的熔-流體。作者們通過地球物理手段研究進一步證實的是，這些鎂鐵-超鎂鐵質熔-流體最后一段快速運動的空間條件。

根據這套鎂鐵-超鎂鐵巖石的組分特征及其與洋殼的組合關系，本文保留前人稱其為蛇綠巖的提法。不過，它們以其深部來源和就位方式區別于目前流行的蛇綠巖概念，可以看作對原有蛇綠巖概念的補充或延伸。相信隨著“蛇綠巖型金剛石”更多的發現，會有更多的討論和結論。

鎂鐵-超鎂鐵巖的產出狀態還暗示了一個重要的事實，在古亞洲洋演化的最后階段，局部地段(例如本文討論的賀根山)在板塊匯聚過程中未發生明顯的俯沖和碰撞，而是通過被幔源物質“拼貼”的方式連為一體。Coleman在1989年《Continental Growth of Northwest China》一文中曾提到:“這部分熔融的產物就是把剛聚合的地體拼貼在一起的A型花崗巖”。這里描述的是板塊閉合后的進一步固結，與本文提到的板塊閉合前的幔源物質的充填、拼貼作用有所區別，但是共同之處是注意到在板塊閉合過程中幔源巖漿的參與和所起的作用。

3 賀根山玄武巖形成的構造環境及研究意義

賀根山玄武巖主要分布在賀根山西南，圖2c顯示它們與鎂鐵-超鎂鐵巖呈斷層接觸關系。前人對玄武巖做了研究，玄武巖具有較高的SiO2(48.75%，n=7，n為樣品數)，TiO2(1.95%，n=7)，K2O (1.32%，n=7)、較低CaO (5.46%，n=7) 和MgO (4.81%，n=7)，高稀土含量(ΣREE=211×10-6，相當于球粒隕石的50倍)和輕稀土富集特征(LREE/HREE=1.73) (劉家義，1983；唐克東，1992)，從微量元素看(表1、圖4a)，無明顯Nb、Ta負異常，富集大離子親石元素K、Rb、Sr、Ba，εNd(t)=5.0～5.7，ISr=0.7045～0.7051 (Miaoetal., 2008)。Robinsonetal. (1999)結合微量元素 Ti-Zr等圖解，認為賀根山玄武巖形成于板內環境，具有類似OIB特征，熔巖來源于獨立的巖漿，提出它們具有海山或洋島玄武巖的屬性。

綜上所述，賀根山玄武巖高SiO2、TiO2，無伴生的席狀巖墻群，不同于大洋中脊玄武巖，也不屬于Nb、Ta虧損的島弧型火山巖，它們具有洋島玄武巖的特征，但與典型的洋島玄武巖相比，地殼表征元素Pb、Sr明顯增高(圖4b)，表明受到陸殼混染，結合含珊瑚化石灰巖夾層的存在，暗示玄武巖可能形成在邊緣盆地中。張旗(2014)曾指出，與OIB成因有關的地幔橄欖巖自上-下地幔邊界或核幔邊界上升至大洋巖石圈地幔的底部，在那里匯聚、部分熔融，形成OIB型玄武巖。由此看來，賀根山含金剛石的地幔橄欖巖和具有OIB特征的玄武巖在形成的深源背景上有著密切的聯系。

綜上所述，賀根山地區不存在晚泥盆-早石炭世的島弧火山巖，那么是否存在早-中泥盆世的島弧火山巖呢？在東烏旗以西約20～30km(圖1)，在前人描述的下-中泥盆統剖面中確有火山巖的存在，但是正如區域地質志中寫的:“火山活動比較微弱，有一些火山灰及火山碎屑巖散在陸緣沉積中，不見噴發熔巖”。連續產出的中、下泥盆統溫多爾敖包特組、敖包亭渾迪組、巴潤特花組，總厚大于2732m，而沉積巖中所夾凝灰巖及凝灰質粉砂巖厚度小于300m。且地層中含有大量珊瑚和腕足類化石。該區在中泥盆統的哈諾敖包組 (D2hn，見圖1) 含有凝灰巖和中基性火山巖，厚約1500m，是一套含有植物化石:Anourophytongermanicum、Lepidoden-dropsis、Drepanophycus、Hostimella的陸相地層。上述事實表明東烏旗地區不存在與俯沖作用有關的早-中泥盆世島弧及島弧火山巖。由此推測，賀根山地區存在的晚泥盆-早石炭世洋盆是一個時、空演化規模都有限的小洋盆，沒有發展到溝-弧-盆系的演化階段，通過陸殼物質的充填就結束了。

表1賀根山與朝克山玄武巖元素地球化學對比

Table 1 Comparative study of element-geochemistry of basalts in Hegenshan and Chaokeshan

樣品CaOK2ONa2OMgOΣREELREE/HREESrBaPbZr/NbLa/NbBa/ThεNd(t)賀根山塊狀玄武巖4.881.474.544.71211.11.735063256.26.7～7.80.72～0.79166～4635.5朝克山變質玄武巖11.20.232.757.2488.750.61103440.3154～641.8～2.352～23610.16

注：全巖(wt%)和稀土元素(×10-6)數據引自曹從周等(1986)；微量元素(×10-6)和εNd(t)引自Miaoetal. (2008)，均為6個樣品平均值

此外，許多學者都注意到賀根山玄武巖與朝克山變質玄武巖的區別(表1)，朝克山變質玄武巖屬輕稀土虧損的MORB基性熔巖(圖4a)，微量元素也明顯區別于賀根山玄武巖。朝克山玄武巖形成在擴張的洋中脊，賀根山玄武巖則形成于洋島或海山的環境中。二連-東烏旗縫合帶的研究顯示，在板塊匯聚過程中，將不同構造背景下形成的蛇綠巖、洋殼碎塊聚合在一起。Robinsonetal. (1995)根據對賀根山玄武巖及PTG型堆晶巖(橄欖巖+橄長巖+輝長巖) 的研究，指出 “熔巖化學成分和深成巖之間的矛盾明顯地與蛇綠巖是一種同成因巖套的假設相矛盾，在Troodos蛇綠巖和古亞洲褶皺帶西部蛇綠巖中，都識別出了多次巖漿作用的存在”。由此看來，消亡前的古亞洲洋已經不再是一個連續的、統一演化的洋盆了，存在可能的深成巖活動及不同環境下的火山巖噴發。

4 上覆火山沉積巖系的存在及其意義

賀根山幅1:20萬地質調查報告給出的620礦區西南的實測剖面(圖2A-B)，在玄武巖之上出現了由熔凝灰巖和安山巖組成火山-沉積巖系，Robinsonetal. (1995)還報道了其中分布的硬砂巖。這套地層厚度大于450m(即圖2中的深藍色部分)，未發現化石，以前時代被推測為D2。目前根據賀根山新發現的不整合面和上覆凝灰巖的年齡(323Ma)，可將它們的時代推測為D3-C1。作為玄武巖的上覆巖系，它們和玄武巖之間未見角度不整合的接觸關系。這是一套高鋁(Al2O3=17.88%～18.04%)、高鈣(CaO=9.4%～11.65%)、低鉀 (K2O=0.40%～0.49%)的巖石，不屬于蛇綠巖，也不屬于島弧火山巖。賀根山和朝克山地區還出露了由粉砂質泥板巖、英安巖、流紋巖及其凝灰巖組成的火山沉積巖系，碎屑粒度逐漸變粗，厚達4000m，可以同作為上覆巖系看待。對于這套火山沉積碎屑巖蓋層的研究十分重要，正如Upadhyay and Neale (1979)指出的“洋殼的上覆巖系是評價構造背景的重要參數”。

上覆巖系中出現的高鋁、高鈣熔凝灰巖、凝灰質安山角礫巖和硬砂巖，標志著該區最后以非島弧的鈣堿性火山巖噴發結束了洋盆演化。引人注目的是，這套上覆巖系與代表最后階段洋盆演化的玄武巖之間不存在沉積間斷或角度不整合，顯示了從“洋”到“陸”是平靜的過渡，沒有明顯的過渡殼階段，既無標志俯沖作用的混雜堆積，也未形成明顯的島弧鏈，直接通過陸源碎屑的充填、堆疊和少量中基性火山巖的噴發，結束了小洋盆最后階段的演化，賀根山地區作為增生的年輕陸殼，直到晚石炭-早二疊世才迎來了陸表海的沉積和巖漿活動(邵濟安等，2014)。

與此類似的現象也出現在主縫合帶向南突出的弧頂——蒙古國的達蘭扎達嘎德，在中志留世-早泥盆世巨厚的蛇紋巖、硅質巖之上，出現了早-中泥盆世的枕狀熔巖，上部出現了中-晚泥盆世的凝灰質火山熔巖、碎屑巖、灰巖的夾層，越往上夾層出現的越頻繁，且粒度越來越粗，在產狀基本不變的情況下，最后出現了早石炭世含海百合莖的陸源雜砂巖，在蛇綠巖和上覆的陸殼之間，同樣未發現過渡殼。這種現象曾被筆者概括為“軟碰撞”(邵濟安和李曉波，1993)。

這類“軟碰撞”的現象在中亞造山帶西部同樣存在，正如Coleman (1989)曾指出“準格爾盆地的基底主要由圈閉的洋殼構成，其上覆的古生代沉積物是在東、西準格爾地體出露的海相沉積物的延續。” Coleman這種“洋殼因被圈閉而消亡”的觀點對當時才推廣了20多年的板塊構造學說來說，應該是一重要的補充，同時也可以看到，中亞造山帶的研究對豐富板塊構造的認識起了重要的作用。

5 洋盆閉合的時間差異及縫合帶中巖塊組成的復雜性

在我們關注古亞洲洋閉合方式的同時，不難看到各地閉合時間的差異。蒙古國境內庫爾班賽漢的巴彥戈壁蘇木可見到的中泥盆統(D2)的不整合面；二連浩特東57km賽罕高畢一帶洋盆閉合發生在在晚泥盆世360Ma之前(Yangetal.，2017)；蘇尼特左旗的敖木根呼都格可見到上泥盆統法門階(D3)底部的角度不整合面; 賀根山一帶可見到上石炭統(C2)底部的不整合面。各地不整合面的層位差異，反映了小洋盆的閉合具有“被動式的漸進固結特征”，不存在古亞洲最終固結的單一縫合帶(Coleman，1989)。

此外，洋盆閉合的同時也不斷有一些老陸殼碎塊被拼貼嵌入縫合帶。有人在朝克山蛇綠巖附近發現變質片巖組成的巖塊，其碎屑鋯石年代測定為早古生代423～439Ma (Xuetal.，2018)。二連浩特以西的艾力格廟出露了一套大理巖、石英巖和酸性火山巖，可以看作鑲嵌在二連-賀根山縫合帶中的變質地塊，Yarmolyuketal. (2005)獲得了該地塊片麻狀花崗巖的U-Pb年齡952Ma。以上種種復雜多變的現象都反映了古亞洲洋具有“微陸塊-小洋盆”的特征(任紀舜等，2016)，賀根山蛇綠巖僅是其中的一段而已。

6 結論

本文從前人發現賀根山含金剛石鉻鐵礦的事實入手，對鎂鐵-超鎂鐵質熔-流體上涌的通道、伴生玄武巖及上覆巖系的形成環境及意義進行了討論，從而對賀根山地區的大地構造演化特征取得了以下認識:

(1)賀根山含有大量超高壓、強還原礦物的鎂鐵-超鎂鐵巖石與具OIB特征的玄武巖共同顯示了軟流圈底辟體上涌的背景。筆者曾考慮采用“板內裂谷帶” 或“海底裂谷帶”等詞匯來描述賀根山小洋盆的特征，由于本區并未發現對接帶兩側保留的與裂谷作用配套的產物，而且認為“裂谷帶”未必能反映本區幔源物質來源的深度，因此，本文仍采用“軟流圈底辟體上涌”的方式描述賀根山小洋盆的形成背景，并且認為，即將對接的兩大板塊之間可能是通過被幔源物質拼貼為一體的。

(2)通過賀根山縫合帶中各種巖塊的研究，可以認識到：縫合帶中不同來源、不同時代塊體的存在、缺乏與俯沖相關的溝-弧-盆系、不同地段洋盆閉合時間的差異，均顯示了后期的古亞洲洋具有陸間小洋盆的特點。正是由于多陸塊的逐漸疊接，消耗或減弱了板塊匯聚的能量，導致所謂的“被動碰撞造山作用” (Coleman and Maruyama，1988)。

(3)賀根山蛇綠巖的上覆巖系研究，表明地表的殘余洋盆可以通過陸源物質的堆積和充填，完成從洋殼向陸殼的轉換。

本文僅是從賀根山地區的研究得到初步認識，從中得到的結論并不代表對整個二連-賀根山縫合帶的認識，相信隨著中亞造山帶的深入研究將會獲取出更多的信息，豐富我們對消失的古亞洲洋的認識。

致謝本文在寫作過程中，曾與任紀舜、袁學誠、楊經綏、羅照華、張旗等先生進行了討論，對本文的編寫很有啟發，在此一并致謝。