內蒙古中西部寶音圖群石榴角閃巖的地球化學、變質作用及年代學特征*

姜靈 張晉瑞** 唐爽 魏春景 初航

1. 吉林大學地球科學學院，長春 1300612. 北京大學地球與空間科學學院，北京 1008713. 天津地質礦產研究所，天津 300170

石榴角閃巖因其通常保留特征性的斑狀變晶結構或斜長石冠狀邊(“白眼圈”)結構，可為研究地質過程提供非常有價值的信息(Barker, 1990; Stowell and Stein, 2005)。這類巖石能穩定在一個較寬泛的、跨越巖石飽和水固相線的P-T范圍(7～15kbar/500～950℃, Kohn and Spear, 1990; Surour, 1995; Liuetal., 1996; Daleetal., 2000; Sánchez-Vizcaínoetal., 2003; Qian and Wei, 2016)。作為造山帶中重要的變質基性巖類型，石榴角閃巖可具有以下幾種成因類型：(1)構成巴羅型變質帶的一部分，代表中壓相系進變質產物(Miyashiro, 1994)，具有順時針型的P-T軌跡，反映碰撞加厚環境，如五臺-恒山地區的石榴角閃巖(Qian and Wei, 2016)；(2)高壓/超高壓榴輝巖退變質的產物，P-T軌跡以減壓為主，如大別山西部石榴角閃巖(Louetal., 2013)；(3)與地幔來源的巖漿底侵有關，發育在大陸裂谷、地幔柱或者大陸島弧環境，具有特殊的逆時針型P-T軌跡，如遼北雜巖石榴角閃巖(Wuetal., 2013)；(4)作為太古宙克拉通角閃巖相表殼巖，呈皮筏狀分布于TTG片麻巖內部，發育逆時針型P-T軌跡，受太古宙特殊的垂直構造體制控制(Wu and Wei, 2021)。通過熱力學模擬剖面圖的方法對石榴斜長角閃巖礦物組合開展相平衡研究，限定某一礦物組合的形成條件和流體行為，通過巖石結構的演變、礦物含量和礦物成分的變化建立巖石合理的P-T軌跡，已經成為探討區域構造演化的有效途徑(Janáketal., 1996)。

內蒙古中部地區記錄了中亞造山帶東段即興蒙造山帶的復合造山演化過程。對該地區古生代的構造演化涉及古亞洲洋閉合時間和位置存在兩種不同的觀點：第一種觀點認為碰撞閉合發生在晚二疊到早三疊世，造山帶的演化類似于環太平洋加積型造山帶(Chenetal., 2000; Miaoetal., 2008)，或發育弧后盆地(Songetal., 2015)，形成早古生代到中生代兩套向北(賀根山、寶力道)、一套向南(溫都爾廟)的俯沖-加積體系，并最終于晚二疊-早三疊世通過索倫縫合帶閉合(Xiaoetal., 2003)。第二種觀點認為碰撞閉合發生在晚志留世或早-中泥盆世(Tang, 1990; 邵濟安, 1991; Xuetal., 2013)，并在內蒙中部形成了早古生代南、北雙沖造山帶；從石炭-二疊紀開始，內蒙古中部地區在伸展構造背景下進入了新的地殼演化階段(邵濟安等, 2014; Tongetal., 2015)。近期，Zhangetal. (2018b)在內蒙古中部劃分出多期變質作用：早古生代低溫高壓型變質作用，以溫都爾廟群中發育藍片巖(Tang, 1990; Tang and Yan, 1993; De Jongetal., 2006)和石榴多硅云母片巖為特征，時代為426～450Ma(Li, 2006; De Jongetal., 2006)，指示古亞洲洋的俯沖-增生過程；泥盆紀中壓型變質作用，以寶音圖群發育巴羅型遞增變質帶為特征，時代為380～400Ma，代表與古亞洲洋閉合有關的碰撞造山事件(陳亞平等, 2015)；石炭紀高溫低壓型變質作用，以錫林郭勒雜巖中發育混合巖化黑云斜長片麻巖和斜長角閃巖為特征，時代為345～309Ma，代表了造山帶碰撞后構造伸展體制下的升溫減壓過程(Zhangetal., 2018a)。此外，區內還存在廣泛的早中生代低溫中-低壓型變質作用，以晚古生代地層發育廣泛的綠片巖相組合為特征，時代為250～230Ma，與區內持續伸展形成的有限洋盆被動閉合產生構造加厚有關(Zhangetal., 2015, 2016)，區內所謂的“索倫縫合帶”系為該有限洋盆閉合形成的，并非古亞洲洋閉合的產物(Chuetal., 2013)。上述變質作用指示該區可能經歷了大洋俯沖-碰撞造山-伸展裂解-小洋盆閉合加厚等復合造山演化過程(Zhangetal., 2018b)。

圖1 內蒙古中部地區區域地質簡圖與地質構造劃分(據Xu et al., 2013)Fig.1 Geological sketch map and tectonic division of Central Inner Mongolia (after Xu et al., 2013)

寶音圖群分布于狼山、圖古日格和達茂旗一帶，主要由云母片巖、石英片巖、石英巖、大理巖和變基性巖組成，其中云母片巖中出現石榴石、紅柱石、十字石、藍晶石等特征變質礦物，具有典型的巴羅型變質帶特征。變基性巖以夾層或透鏡體產出，在狼山和圖古日格地區已報道發育石榴角閃巖(趙桂萍, 2000; 陳亞平等, 2015)。對石榴角閃巖的研究工作尚處于初級階段，這方面的資料十分欠缺。最近，陳亞平等(2015)對狼山地區格爾敖包溝一個含有斜長石冠狀邊結構的石榴角閃巖樣品進行了相平衡模擬，確定其峰期溫壓為13kbar/725℃，峰期之后發生近等溫降壓過程，峰期的變質條件反映的地溫梯度為18～21℃/km，屬于典型中壓變質相系，變質年齡為399±6Ma，初步確定該變質作用與古亞洲洋閉合-碰撞造山有關。需要指出的是，寶音圖群的石榴角閃巖存在多種類型，其巖石礦物組合，礦物成分結構以及記錄的溫度壓力條件各不相同，這些不同類型的石榴角閃巖究竟是反映了不同的溫度壓力條件？還是由于全巖成分的不同而致？尚需進一步研究明確。本文以寶音圖巖群的石榴角閃巖為研究對象，通過詳細的野外調查、全巖主、微元素分析原巖形成過程和產出的構造環境，并著重其變質作用研究，探討石榴角閃巖的變質作用演化過程。

1 區域地質概況

內蒙古中部地區位于興蒙造山帶的西段，前人對該區域構造劃分存在不同的認識，根據Xiaoetal. (2003)和Xuetal. (2013)的研究結果，以北部二連浩特斷裂和南部赤峰-巴彥敖包斷裂為界的內蒙古中部地區主要存在三個構造單元：即南、北造山帶和兩者之間的索倫縫合帶 (圖1)。

南造山帶以赤峰-巴彥敖包斷裂和華北克拉通相隔，從北到南依次分布蛇綠混雜巖、島弧巖漿巖、弧前和前陸盆地沉積以及變質巖系。蛇綠混雜巖被稱為溫都爾廟群，為一套早古生代的海底火山沉積巖，發育與俯沖相關的藍片巖相變質作用，變質時代約為454～426Ma(Tang and Yan, 1993; De Jongetal., 2006)。島弧巖漿巖包括一套早古生代基性到酸性成分的白乃廟群火山巖系(499～440Ma)，以及少量早古生代侵入體包括閃長巖、英安巖、輝長巖和花崗巖，時代為490～425Ma(Jianetal., 2008; Xuetal., 2013；劉敦一等，2003)，Xiaoetal. (2003)稱之為白乃廟島弧帶。沉積巖系主要包括志留紀徐尼烏蘇組復理石建造和早泥盆世西別河組磨拉石建造，這些沉積巖系被認為分別代表弧前和前陸盆地沉積。變質巖系為寶音圖群，發育中壓型變質作用，變質時代為～400Ma(陳亞平等, 2015)。以上巖石單元被認為記錄了古亞洲洋向華北克拉通的俯沖和最終閉合造山的過程，時間約為499～400Ma(Jianetal., 2008; Xuetal., 2013; 陳亞平等, 2015)。

北造山帶從南到北依次分布蛇綠混雜巖、島弧巖漿巖、前陸盆地沉積以及變質巖系，與南造山帶基本一致。蛇綠混雜巖同樣被稱為溫都爾廟群，發育與俯沖相關的藍片巖相變質作用(Tang and Yan, 1993; 徐備等, 2001; 李瑞彪等, 2014)。島弧巖漿巖為一套早古生代基性到酸性成分的侵入巖，稱為寶力道島弧帶，其時代為482～439Ma(Chenetal., 2000; Jianetal., 2008; Xiaoetal., 2003；石玉若等，2004，2005)。前陸盆地沉積為泥盆紀色日巴彥敖包組磨拉石組合，不整合覆蓋在蛇綠混雜帶之上。變質巖系主要為錫林郭勒雜巖，其主體為一套早古生代的弧前盆地沉積(薛懷民等, 2009)，最新的研究表明，該變質巖系早期發育中壓型變質作用，晚期被石炭紀(345～309Ma)的低壓高角閃巖相變質疊加(Zhangetal., 2018a)。區域內分布少量423～418Ma的黑云母二長花崗巖，被認為是碰撞型花崗巖(石玉若等，2004)。少量的前寒武地體包括艾力格廟群低級變質巖系(1180～952Ma, 徐備等, 2014)和蘇左旗地區的中元古代片麻質花崗巖(1516～1390Ma, 孫立新等, 2013)。這些前寒武紀地體被認為是南蒙陸塊的一部分(Badarchetal., 2002; Yarmolyuketal., 2005, 2008)。以上巖石單元構成了古亞洲洋向南蒙微陸塊的北向俯沖-碰撞體系。

索倫縫合帶位于南、北造山帶之間，以基性-超基性巖分布為主要特征。這些基性-超基性巖多為蛇綠巖殘片，主要包括枕狀玄武巖和蛇紋石化的方輝橄欖巖、純橄巖和輝長巖堆晶體(Xiaoetal., 2003; Miaoetal., 2008; Jianetal., 2010, 2012)，年齡主要介于297～250Ma之間(Miaoetal., 2008; Jianetal., 2010; Chenetal., 2012; Chuetal., 2013; Zhangetal., 2015; 王炎陽等，2014)。Xiaoetal. (2003)認為這些基性-超基性巖代表了古亞洲洋殘余的洋殼，古亞洲洋的俯沖一直持續到了晚古生代，并最終沿該縫合帶閉合。但部分學者認為這些基性巖石多顯示介于N-MORB和E-MORB之間的特征，更可能形成于弧后盆地或者陸間有限洋盆(Chuetal., 2013; Songetal., 2015；張晉瑞等，2014)。這些基性-超基性巖在空間上多數被同時期(石炭-二疊紀)的火山沉積序列所包圍，部分火山序列具有雙峰式火山巖的特征(本巴圖組和大石寨組，Zhangetal., 2008; Zengetal., 2011; Chenetal., 2012；曾維順等，2011; 邵濟安等, 2014)。這些石炭到二疊紀的火山沉積巖多數均發生了廣泛的低溫中-低壓型變質，局部達到角閃巖相，其變質作用的時間為早三疊世，Zhangetal. (2016)認為該變質作用可能與有限洋盆的閉合有關。

寶音圖群的分布區在構造位置上處于南造山帶(圖2)。前人對寶音圖群做過一系列年代學研究工作。例如，徐備等(2000)在烏拉特中旗圖古日格地區寶音圖巖群基性火山巖中獲得Sm-Nd全巖等時線年齡為2485±128Ma；在達茂旗附近的寶音圖巖群變質基性火山巖中獲得3個鋯石U-Pb交點年齡為2496±26Ma、2486±42Ma和2525±41Ma，但滕飛等(2019)對寶音圖變質基性巖的最新研究顯示其原巖形成時代為896Ma。孫立新等(2013)獲得的烏拉特后旗寶音圖一帶石英巖的最小一組碎屑鋯石年齡為1426Ma，限定其形成時代為中元古代中期。滕飛等(2019)對寶音圖巖群石英巖進行了較系統的碎屑鋯石年代學研究，獲得的最小諧和年齡為1395～1284Ma，并認為它們代表寶音圖巖群的沉積上限。由此確定寶音圖群原巖形成于中元古代，屬于華北克拉通的北緣(孫立新等, 2013; 徐備等, 2000)。與寶音圖群密切相關的一套淺變質巖系為渣爾泰群，主要由綠片巖相變質的碎屑巖、碳酸鹽巖和基性-中酸性火山巖組成。彭潤民等(2010)在渣爾泰群酸性火山巖中獲得鋯石的SHRIMP U-Pb年齡為817±5Ma，認為渣爾泰群代表新元古代活動裂谷盆地環境。研究區出現的最早的巖石類型為太古代烏拉山群，該群主要為一套中深變質巖系，其內部存在著具有標志特征的磁鐵礦層和石墨礦層，主要巖石類型為斜長角閃巖、斜長角閃片麻巖、石墨片麻巖、透輝石大理巖、夕線石石英巖等。在寶音圖群分布區西側，出露有石炭紀的阿木山組地層，主要由灰巖夾頁巖組成，并有石英砂巖夾灰巖透鏡體，代表了海相碳酸鹽巖沉積。此外出露少量石炭-二疊紀寶力高廟組的陸相中酸性火山熔巖、火山碎屑巖和沉積碎屑巖。

圖2 內蒙古中西部寶音圖群分布區地質簡圖及樣品采樣位置(據陳亞平等, 2015修改)圖中年齡來源：274±1Ma(皮橋輝等, 2010)；～274Ma(于延秋等, 2011)；304±3Ma(胡鴻飛等, 2013)；259±3Ma(吳亞飛等, 2013)；1672±10Ma(孫立新等, 2013)；453±5Ma(Xu et al., 2013)；249±5Ma(羅紅玲等, 2009)；328±2Ma(王增振和韓寶福, 2014)Fig.2 Geological map of the central-western Inner Mongolia showing distribution of the Baoyintu Group and sampling locations (modified after Chen et al., 2015)

研究區發育大量的石炭-二疊紀的花崗巖、花崗閃長巖和閃長巖等中酸性巖漿巖。皮橋輝等(2010)在狼山霍各乞礦區獲得侵入體閃長巖的鋯石U-Pb年齡為274±1Ma；于延秋等(2011)在狼山浩日格山花崗巖體中獲得～274Ma的年齡，并認為其形成的構造環境為島弧環境；胡鴻飛等(2013)從滴水溝閃長巖體中獲得304±3Ma的年齡，并認為其形成于活動板塊邊緣火山弧環境；吳亞飛等(2013)在東升廟地區獲得白云母二長花崗巖的年齡為259±3Ma，認為其可能形成于后碰撞的構造背景中。

研究區北東向展布的并侵入到寶音圖群中的中元古代片麻狀二長花崗巖的侵位年齡為1672±10Ma(孫立新等, 2013)。在中蒙邊境出露有早古生代的石英閃長巖侵入體，Xuetal. (2013)獲得其年齡為453±5Ma，認為其形成與俯沖作用有關。羅紅玲等(2009)在狼山水庫獲得閃長巖侵入體的年齡為249±5Ma，認為其可能形成于后碰撞環境。在寶音圖附近分布著少量基性、中性侵入體，王增振和韓寶福(2014)獲得其基性侵入體的年齡為328±2Ma。

2 野外產狀和巖相學特征

狼山格爾敖包溝和圖古日格西南地區發育十分典型的石榴角閃巖。從野外觀察來看，這些石榴角閃巖均以透鏡狀或似層狀產自云母片巖中(圖3a)。在圖古日格西南地區，石榴角閃巖以塊狀構造為主(圖3b)，沒有明顯的片麻理，不發育“白眼圈”結構；在格爾敖包溝，石榴角閃巖多數發育片麻理，且與圍巖云母片巖的片理基本一致，可見強弱變形域。其中弱變形域中礦物定向弱，石榴石顆粒較大，保存較好(圖3c)，而強變形域中礦物定向明顯，石榴石顆粒較小，廣泛發育斜長石“白眼圈”結構(圖3d)。陳亞平等(2015)報道的石榴角閃巖具有“白眼圈”結構，采自強變形域。

圖3 寶音圖群石榴角閃巖的野外露頭特征Fig.3 The field outcrop characteristics of the garnet amphibolites in the Baoyintu Group

圖4 寶音圖群石榴角閃巖顯微巖相學特征Grt-石榴石；Hb-角閃石；Pl-斜長石；Q-石英；Ilm-鈦鐵礦；Ru-金紅石；Ep-綠簾石；C-石榴石核部；M-石榴石幔部；R-石榴石邊部Fig.4 Microphotographs of the garnet amphibolites in the Baoyintu GroupGrt-garnet; Hb-hornblende; Pl-plagioclase; Q-quartz; Ilm-ilmenite; Ru-rutile; Ep-epidote; C-garnet core; M-garnet mantle; R-garnet rim

本次研究的石榴角閃巖采自格爾敖包溝和圖古日格西南地區，采樣位置如圖2所示。代表性巖石的鏡下照片如圖4所示，其礦物組成和體積百分數如表1所示。兩個地區的石榴角閃巖具有明顯不同的礦物組合，其特征描述分別以樣品LS01和LS35為例。

表1 寶音圖群石榴角閃巖主要礦物組成(vol%)

格爾敖包溝樣品LS01的礦物組合主要以石榴石+角閃石+斜長石為特征，該樣品具有弱片麻狀構造，典型的斑狀變晶結構(圖4a)，石榴石變斑晶的粒徑變化較大，部分石榴石變斑晶達巨晶級別，粒徑1.0～1.5cm；其他石榴石變斑晶粒徑較小，介于0.5～1.5mm之間，出現類似“冠狀邊”的斜長石(但不完整)。石榴石斑晶內部通常含有角閃石、鈦鐵礦和石英等包裹體(圖4b)。基質主要由弱定向到中等定向的半自形-他形普通角閃石、斜長石、金紅石/鈦鐵和石英組成，金紅石普遍出現邊部圍繞鈦鐵礦的現象(圖4c)，推測為金紅石后期轉變形成。

圖古日格樣品LS35的礦物組合主要以石榴石+角閃石+綠簾石為特征，具有塊狀構造，斜長石只存在于基質中，且含量極少。石榴石變斑晶的粒徑介于0.5～3.0mm之間(圖4d)，內部含有鈦鐵礦和石英等包裹體，石榴石裂隙充填角閃石、石英和綠泥石等。基質主要由普通角閃石、綠簾石、金紅石/鈦鐵礦和石英組成，金紅石同樣普遍出現邊部圍繞鈦鐵礦的現象。

3 分析方法

本文所涉及樣品的全巖主量元素采用美國利曼公司ICP-OES測試，實驗在中國地質大學(北京)完成。燒失量(LOI)是通過對1g左右已烘干的粉末樣品加熱到1000℃并持續數小時后重新稱重樣品，樣品在加熱前后的差值即為燒失量。基于美國地質調查局標準巖石樣品BSR-1和AGV-2以及中國國家標準物質巖石樣品GSR-3，大多數主量元素的誤差小于1%，TiO2的誤差約為1.5%，P2O5的誤差約為2.0%。樣品的全巖微量元素(稀土元素)分析在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室應用ICP-MS法進行，在VG Axiom高分辨多接收等離子質譜儀上分析，標樣GSR-1、GSR-2、GSR-3、GSR-5和GSR-15被用來檢測分析結果，測試精度2%～12%。

本文所涉及所有礦物的化學成分分析均在北京大學造山帶與地殼演化教育部重點實驗室電子探針實驗室完成，所用的電子探針型號為JEOL JXA-8100，實驗條件為加速電壓15kV，束流10nA，云母類礦物束斑為5μm，其它礦物束斑為1μm。采用PRZ的方法修正，標準樣品為美國SPI公司的53種礦物。

本文所涉及樣品的定年采用鋯石LA-ICP-MS U-Pb方法。鋯石單礦物分選在河北廊坊晨碩地質服務有限公司完成。陰極發光(CL)圖片的拍攝是在北京大學物理學院Quanta 200 FEG掃描電鏡上完成，其工作電壓為15kV，電流為120nA。鋯石U-Pb年代學在天津地質礦產研究所利用LA-ICP-MS法完成，由美國ESI公司NEW WAVE 193nm FX激光器和美國賽默飛世爾公司NEPTUNE多接收等離子質譜組成。激光束斑直徑為32μm，鋯石U-Pb比值及年齡校準用標準鋯石PLE，激光剝蝕樣品的深度為20～40μm，激光頻率為10Hz，鋯石U-Pb 比值及年齡校準用標準鋯石91500。元素含量校準均使用標樣NIST610。樣品的同位素比值和元素含量數據處理采用GLITTER4.4軟件計算，普通Pb采用3D坐標法進行校正，加權平均年齡及諧和圖的繪制采用ISOPLOT 3.75完成。單個數據點誤差均為1σ，加權平均值誤差為2σ。

4 巖石地球化學

巖石經歷變質作用后，其中的大離子親石元素(LILE)，如K、Rb、Cs、Ba、Pb和Sr等，通常會發生一定程度的遷移，但高場強元素(HFSE)，如REE、Y、Th、U、Zr、Hf、Ti、Nb和Ta等，往往表現為惰性遷移特征，不會發生顯著的遷移(Pearce and Norry, 1979)，因而高場強元素的特征能更好地反映變質巖的原巖特征。本文將主要利用惰性元素和相關主量元素對寶音圖群石榴角閃巖進行地球化學特征的分析，并結合判別圖解對原巖構造環境進行討論。本文樣品的主量和微量元素數據見表2。圖解中部分樣品數據引自滕飛等(2019)和陳亞平等(2015)。

表2 寶音圖群石榴角閃巖主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)分析結果

圖5 寶音圖群石榴角閃巖的Nb/Y-Zr/TiO2圖解(a, 據Winchester et al., 1976)和FeOT/MgO-SiO2圖解(b, 據Miyashiro, 1974)圖5a中藍色標記數據引用自滕飛等(2019)，圖8同Fig.5 The discriminant diagrams of Nb/Y vs. Zr/TiO2 (a, after Winchester et al., 1976) and FeOT/MgO vs. SiO2 (b, after Miyashiro, 1974) for the garnet amphibolites in the Baoyintu Group

圖6 寶音圖群石榴角閃巖Zr與微量元素(Nb、Gd、Ta、Hf)相關圖Fig.6 Zr against selected trace elements (Nb, Gd, Ta, Hf) variation diagrams for the garnet amphibolites in the Baoyintu Group

4.1 主量元素

寶音圖群石榴角閃巖樣品具有類似的主量元素組成。整體來看，SiO2含量為48.59%～51.77%，為典型的基性巖。Al2O3含量為13.79～15.32%；MgO=4.95%～7.58%，Fe2O3T=13.41%～16.19%，對應Mg#值[=Mg/(Mg+Fe)]的變化范圍為0.26～0.38；CaO=6.87%～10.30%；TiO2含量較高，為2.00%～2.42%；K2O較低，介于0.26%～0.81%之間；Na2O含量變化較大，介于0.79%～2.13%之間；P2O5=0.14%～0.36%。由于石榴角閃巖的原巖在變質過程中需要大量流體注入(魏春景和崔瑩, 2011)，K2O、Na2O等主量元素可能會在巖石變質作用過程中發生一定程度的改造，因而微量元素相較于主量元素更具指示意義。Nb/Y-Zr/TiO2圖解(圖5a)指示石榴角閃巖原巖主要為亞堿性玄武巖，而在FeOT/MgO-SiO2圖解中(圖5b)樣品則落入拉斑系列。

4.2 微量元素

在微量元素分析表中(表2)，寶音圖群石榴角閃巖的微量元素含量均大于原始地幔值，其中稀土總量(∑REE)為83.31×10-6～125.9×10-6，Th含量為1.15×10-6～3.94×10-6，Nb含量為9.60×10-6～20.10×10-6，Ta含量為0.72×10-6～1.53×10-6，Hf的含量為3.32×10-6～4.87×10-6，利用元素Zr作橫坐標，Nb、Gd、Hf、Ta 等高場強元素作縱坐標作圖(圖6)，結果顯示Zr 與這些高場強元素具有很好的正相關性。在球粒隕石標準化稀土元素配分圖中(圖7a)，寶音圖群石榴角閃巖具有右傾的稀土配分模式，(La/Yb)N比值為2.17～6.48，δEu=0.87～0.98。輕稀土含量(LREE=62.12×10-6～105.0×10-6)在E-MORB到OIB之間，重稀土含量(HREE=16.24×10-6～32.45×10-6)稍高，顯示其具有E-MORB的特點，并有向OIB過渡的趨勢。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖中(圖7b)，各樣品的Ta、Nb、Ti沒有明顯的負異常，其配分型式類似E-MORB特點。Nb/Yb-Th/Yb 圖解(圖8a)指示，變質基性巖具E-MORB和OIB特征， 且有微弱的地殼混染趨勢； 在DF1/DF2 圖解 (圖8b)中，所有樣品集中投入MORB區域；在Hf/3-Th-Nb/16(圖8c)圖解中大部分樣品投入鈣堿性玄武巖區域，一個樣品投在了E-MORB或板內拉斑玄武巖區域，在Nb×2-Zr/4-Y(圖8d)圖解中則主要投入板內拉斑玄武巖和島弧玄武巖區域，有兩個樣品投在了N-MORB和E-MORB區域。

表3 樣品LS01代表性礦物電子探針分析結果(wt%)

5 礦物化學

本文選取格爾敖包溝樣品LS01和圖古日格西南地區樣品LS35分別進行深入的礦物學研究。石榴石、普通角閃石、斜長石等代表性礦物的探針成分分析結果列于表3和表4。

表4 樣品LS35代表性礦物電子探針分析結果(wt%)

圖7 寶音圖群石榴角閃巖球粒隕石標準化稀土元素分配圖(a)和原始地幔標準化微量元素蜘網圖(b)(球粒隕石、原始地幔、OIB、E-MORB和N-MORB均引自Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b) for the garnet amphibolites in the Baoyintu Group (data of chondrite, primitive mantle, OIB, E-MORB and N-MORB from Sun and McDonough, 1989)

圖8 寶音圖群石榴角閃巖的構造環境判別圖(a, 據Pearce, 2008; b, 據Agrawal et al., 2008; c, 據Wood, 1980; d, 據Pearce and Cann, 1973)IAT-島弧拉斑玄武巖；CAB-鈣堿性玄武巖；MORB-大洋中脊玄武巖；N-MORB-N型大洋中脊玄武巖；E-MORB-E型大洋中脊玄武巖；OIB-大洋島弧玄武巖；VAB-火山弧玄武巖；WPA-板內堿性玄武巖；WPB-板內玄武巖；WPT-板內拉斑玄武巖Fig.8 Discrimination diagrams for the tectonic environment of the garnet amphibolites in the Baoyintu Group (a, after Pearce, 2008; b, after Agrawal et al., 2008; c, after Wood, 1980; d, after Pearce and Cann, 1973)

5.1 石榴石

兩個樣品中的石榴石顯示不同性質的微弱成分環帶(圖9a, b)。在樣品LS01中，石榴石核、幔部成分均一，含Xalm(=Fe2+/(Fe2++Mg+Ca+Mn))=0.56～0.59，Xpy=0.13～0.16，Xsps=0.04～0.06，Xgr=0.22～0.24，邊部Xpy微弱降低(～0.13)，Xsps微弱升高(～0.06)，應該代表與降溫有關的擴散環帶。在樣品LS35中，石榴石從核部到幔部成分顯示Xpy從0.07升高至0.11，Xsps從0.05降低至0.01，Xalm(=0.59～0.62)和Xgr(=0.25～0.28)基本保持不變，該環帶可能代表微弱的生長環帶，邊部成分Xgr明顯升高(0.26～0.36)，Xalm顯著降低(～0.52)，Xpy(～0.10)和Xsps(～0.01)基本保持不變，這可能與石榴石邊部在退變質過程中經歷改造作用有關。

圖9 石榴石化學成分圖和角閃石分類圖解(a、b)石榴石成分環帶圖；(c)石榴石成分三元圖解；(d)角閃石分類圖解Fig.9 Diagrams for garnet composition and amphibole classification(a, b) garnet composition zoning profile; (c) ternary diagram for garnet compositions; (d) diagram of amphibole classification

圖10 石榴角閃巖(樣品LS01)的P-T視剖面圖(a)和P-M(H2O)視剖面圖(b)全巖成分(摩爾百分含量)：SiO2：53.19；Al2O3：9.27；CaO：10.38；MgO：12.23；FeO：10.92；K2O：0.35；Na2O：1.53；TiO2：1.97；MnO：0.15；O：0.82. 等值線包括熔體含量等值線和石榴石gr、py、斜長石An值(Ca(pl))以及角閃石M2位置的Al含量(AlM2)等(gr=Ca/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；py=Mg/(Fe2++Mg+Ca+Mn)；Ca(pl))=Ca/(Ca+Na+K))；g-石榴石；hb-角閃石；pl-斜長石；ilm-鈦鐵礦；ru-金紅石；dio-透輝石；ep-綠簾石；q-石英；opx-斜方輝石；L-熔體Fig.10 P-T (a) and P-M (H2O) (b) pseudosections for the garnet amphibolite (Sample LS01)

5.2 角閃石

寶音圖群石榴角閃巖中的角閃石主要分為鈣鎂閃石、鐵鈣鎂閃石和鎂閃石。在樣品LS01，不同產狀的普通角閃石具有相似的化學成分，如CaM4=1.70～1.76，(Na+K)A=0.21～0.28，Si=6.28～6.36，Ti=0.05～0.08，AlM2=1.06～1.12，XMg(=Mg/(Mg+Fe2+))=0.55～0.60，根據Leakeetal. (1997)的角閃石分類，屬于契爾馬克和鐵契爾馬克范圍(圖9d)。樣品LS35，普通角閃石的成分顯示CaM4=1.66～1.74，(Na+K)A=0.26～0.36，Si=6.39～6.53，Ti=0.05～0.08，AlM2=0.90～1.08，XMg(=Mg/(Mg+Fe2+))=0.55～0.59，基質中的角閃石主要落入契爾馬克組分域內。值得注意的是，與石榴石相接觸的角閃石落入鐵-鈣契爾馬克和鎂質普通角閃石組分域中。

5.3 斜長石及其他礦物

在樣品LS01中，斜長石以半自形、他形粒狀和細小的顆粒狀出現在基質和石榴石邊部。基質中的斜長石(Pl01)具有較低的An(=Ca/(Ca+Na+K))值為0.31～0.34，石榴石邊部的斜長石(Pl02)具有較高的An值為0.66～0.69。在樣品LS35中，斜長石含量很少，只在基質中少量分布，An值為0.72～0.73。在樣品LS35中綠簾石成分均一，Ps(=Fe3+/Al+Fe2+))含量為0.09～0.12。

6 變質作用研究

為了模擬寶音圖群石榴角閃巖的變質作用及相應的礦物組合演化過程，本文選模式體系NCKMnFMASHTO(MnO-Na2O-CaO-K2O-FeO-MgO-Al2O3-SiO2-H2O-TiO2-Fe2O3)來模擬LS01和LS35這兩個代表性樣品的P-T視剖面圖。其中石英為過量組分。流體相設為純H2O。兩個樣品在相平衡計算中使用的全巖成分直接取自XRF分析并換算為模式體系中的摩爾百分比。P2O5按照磷灰石標準成分扣除相應的組分。視剖面圖的計算使用程序THERMOCALC 3.45和配套的內部一致性數據庫tc6ax.txt(Greenetal., 2016)。相關的固溶體活度模型包括石榴石(Whiteetal., 2007)、綠簾石(Holland and Powell, 1998)、綠泥石(Hollandetal., 1998)、角閃石(Palinetal., 2016)、鈉長石(Holland and Powell, 1998)、斜長石(Holland and Powell, 2003)、黑云母和鈦鐵礦(Whiteetal., 2007)，硅酸鹽熔體修改自Whiteetal. (2007)，去掉了富鋁的夕線石端元，榍石、金紅石和石英設為端元組分。

樣品LS01的P-T視剖面圖假設流體H2O在固相線以下過量，結果如圖10a所示。在溫度為600～800℃的區域內，斜長石穩定在<5～9kbar的低壓范圍，而金紅石穩定在高于4～8kbar的范圍，而低壓條件下出現鈦鐵礦。固相線則出現在700～750℃的溫度范圍，在更高壓的區域內可(>10kbar)出現透輝石。在視剖面圖中的大部分礦物組合內，石榴石的Xpy主要隨著溫度的升高而增加，而Xgr隨主要著壓力的升高而增大，石榴石核部和幔部Xpy和Xgr的等值線成分給出一致的溫度壓力為～6kbar/715～740℃，這與石榴石邊部的斜長石測得的An含量(=0.66～0.69)含量以及基質中角閃石較低的AlM2含量(=1.06～1.07)是基本一致的，對應的礦物組合為g-hb-pl-bi-ilm(L-q)，邊部該礦物組合與實際觀察到的晚期退變組合一致，表明石榴石和其邊部的斜長石共同記錄退變過程中某一平衡階段。樣品中早期金紅石的穩定組合應該在更高的壓力階段，然而該階段礦物組合的穩定范圍并不能在視剖面圖被限定，基質中斜長石較低的An含量(=0.31～0.34)以及角閃石中更高的AlM2含量(1.09～1.12)在該視剖面圖中無法被模擬到。為了確定樣品更早期的變質演化，基于P-T視剖面圖中估算的壓力范圍選擇平均溫度725℃，進一步計算了P-M(H2O)視剖面圖(圖10b)，圖中顯示斜長石的穩定域明顯受控于體系H2O含量，H2O含量越少，斜長石穩定的壓力越高，斜長石的An值主要受壓力的控制，隨壓力升高而降低，樣品基質中斜長石最低的An=0.31～0.34指示峰期壓力條件達到了～11kbar，與基質中角閃石最高的AlM2含量(～1.12)一致，對應的礦物組合為g-hb-pl-bi-dio-ru(L-q)，推測該組合可能代表峰期組合，該組合體系對應的水含量<1.40%，位于水不飽和范圍內，因此，推測從峰期組合降壓至退變組合應該存在流體的注入，發生的反應包括：g+dio+H2O=hb+pl+q(導致峰期的dio消失)以及g+pl+ru+H2O=hb+q+ilm+L(少量的熔體產生，且金紅石轉變為鈦鐵礦)。根據巖相學觀察、礦物成分特征以及相平衡模擬確定巖石峰期后經歷減壓的變質作用軌跡。

樣品LS35的P-T視剖面圖假設流體H2O在固相線以下過量。結果如圖11所示。在溫度為600～730℃的區域內，斜長石穩定在<5～8kbar的低壓范圍，而金紅石穩定在高于6～7kbar的范圍，而在低壓條件下則出現鈦鐵礦。在視剖面圖中，不含綠簾石的礦物組合內，石榴石的Xpy主要隨著溫度的升高而增加，而Xgr主要隨著壓力的升高而增大，但是在含有綠簾石的礦物組合內，石榴石的Xgr主要隨著溫度的升高而增加，而Xpy主要隨著壓力的升高而增大。樣品觀察到的平衡礦物組合g-hb-ep-ru(-pl)穩定的溫度壓力范圍為7～8kbar/610～690℃，該組合區域內模擬得到的角閃石AlM2含量為1.00～1.08，與基質中實際測得值基本一致，此外，石榴石Xgr等值線基本保持不變，但核部和幔部的Xpy(0.07～0.11)可給出進變質P-T軌跡，最高的Xpy(～0.11)和相應的Xgr(～0.28)成分限定其峰期條件達到了～8kbar/675℃。石榴石邊部的Xpy(0.09～0.10)和Xgr(0.34～0.36)成分等值線進一步限定其溫度壓力條件為～5kbar/650～680℃，這與石榴石邊部角閃石的AlM2含量(～0.90)一致，與之對應的礦物組合為g-hb-ep-ilm-pl，指示峰后存在減壓過程，這一過程與金紅石邊部存在鈦鐵礦一致。需要指出的是，該組合內模擬得到的斜長石An含量與實際并不一致，由于基質中斜長石極少，推測其成分受局部成分域的控制。綜上所述，根據巖相學觀察、礦物成分特征以及相平衡模擬確定巖石峰期后經歷減壓的變質作用軌跡。

表5 石榴角閃巖(樣品LS01)的鋯石U-Pb測年數據

圖11 石榴角閃巖(樣品LS35)的P-T視剖面圖全巖成分(摩爾百分含量)：SiO2：55.19；Al2O3：8.90；CaO：11.78；MgO：8.08；FeO：12.80；K2O：0.18；Na2O：0.84；TiO2：1.98；MnO：0.23；O：0.82. 等值線包括石榴石gr、py、斜長石An值(Ca(pl))以及角閃石M2位置的Al含量(AlM2)等Fig.11 P-T pseudosection for the garnet amphibolite (Sample LS35)

圖12 石榴角閃巖中代表性鋯石陰極發光圖像和鋯石U-Pb諧和圖Fig.12 Cathodoluminescence image of representative zircon grains and the U-Pb concordia diagrams of zircons from the garnet amphibolites in the Baoyintu Group

圖13 寶音圖群石榴角閃巖的P-T軌跡AT-阿爾泰造山帶中壓型遞增變質帶(藍晶石型)中不同相帶的P-T軌跡(Wei et al., 2007)；Sc-蘇格蘭高地巴羅式變質帶P-T軌跡(藍晶石帶, Vorhies and Ague,2011)；HPG-蘇格蘭高地Glen Muick基性高壓麻粒巖的P-T軌跡(Aoki et al., 2014)；Mod-1-綜合數值模擬的藍晶石帶P-T軌跡(Jamieson and Beaumon, 2011)；Mod-2-綜合數值模擬的夕線石帶的P-T軌跡(Lyubetskaya and Ague, 2010)；GAM-格爾敖包溝石榴斜長角閃巖的P-T軌跡(陳亞平等, 2015)；LS01、LS35石榴角閃巖的P-T軌跡(本研究)Fig.13 P-T paths of the garnet amphibolites in the Baoyintu Group

7 鋯石U-Pb年代學

本文選取LS01樣品對寶音圖群石榴角閃巖運用LA-ICP-MS方法進行鋯石U-Pb定年。樣品LS01中的鋯石呈渾圓狀、粒狀，粒徑30～100μm，其長寬比為1.0～1.5，具有弱的冷杉狀、帶狀分帶，無振蕩環帶，具有變質鋯石的特征(圖12)。本文利用LA-ICP-MS方法對30個測試點進行分析，多數測試點顯示207Pb含量較低或年齡不協和；只有10個測試點都分布在諧和線上及其附近，數據結果見表5，獲得諧和年齡為394±8Ma(MSWD=6.0，圖12)，其Th/U比值在0.06～0.10，為典型的變質鋯石(吳元保和鄭永飛, 2004)，代表寶音圖群石榴角閃巖的變質年齡。

8 討論

8.1 寶音圖群石榴角閃巖原巖的形成環境

寶音圖群的石榴角閃巖普遍發育角閃巖相變質，從玄武質原巖到石榴角閃巖需要大量的流體注入(魏春景和崔瑩, 2011)。這些變質流體中可以攜帶水溶元素，本文利用Zr與REE、Nb、Gd、Ta、Hf的相關圖解顯示這些元素與Zr分別具有很好的正相關性，說明流體對高場強元素和稀土元素的攜帶能力是有限的，基本反映原巖特征，因此可以用來示蹤源區。這些石榴角閃巖原巖顯示為亞堿性玄武巖的拉斑系列。巖石樣品在球粒隕石標準化稀土配分型式圖和原始地幔標準化微量元素配分圖上，具有板內E-MORB玄武巖向OIB過渡的趨勢，微量元素構造判別圖解表明這些石榴石角閃巖的原巖可能產于板內拉張(大陸裂谷)的環境中。對石榴角閃巖構造環境的討論需要進一步結合其原巖以及區域相關巖石的形成時代和成因。寶音圖群變沉積巖的碎屑鋯石年齡譜表明寶音圖群屬于華北克拉通的一部分(孫立新等, 2013)。趙桂萍(2000)對寶音圖群變質沉積巖的地球化學研究顯示，其化學分異和化學分化較差，成熟度低，其構造環境可能代表了活動陸緣演化的特征。孫立新等(2013)認為寶音圖群變沉積巖的原巖代表華北克拉通北緣形成于中元古代(<1426Ma)的裂谷盆地環境。彭潤民等(2010)在狼山地區寶音圖群中發現呈層產出的酸性火山巖，其年齡為897～830Ma，在寶音圖群分布區西側的阿拉善地區有大量900～800Ma巖漿事件的報道，在華北克拉通中部和東部存在925～900Ma基性巖墻，華北克拉通西部存在800～650Ma基性巖墻群(Zhai and Santosh, 2013)，華北克拉通內碎屑鋯石也記錄了～912Ma、～814Ma等新元古代早期的年齡信息，這些年齡信息均被認為是Rodinia超大陸裂解的響應(李益龍等, 2008; 耿元生等, 2009; 耿元生和周喜文, 2010)。滕飛等(2019)對寶音圖變質基性巖的最新研究顯示其原巖形成時代為896Ma。寶音圖群石榴角閃巖原巖與酸性火山巖具有類似的年齡，在區域上或具有雙峰式的特征，結合其地球化學特征，我們認為這些火山巖代表了一次伸展裂解事件，與華北克拉通中部和東部基性巖墻以及碎屑鋯石新元古代早期年齡信息所反映的裂谷事件可以對應(吳泰然等, 1998; 胡波等, 2009; Zhai and Santosh, 2013; 郝奕瑋等, 2014)，代表Rodinia超大陸裂解背景下的伸展裂谷環境。

8.2 變質作用演化

結合前人和本文的相平衡研究結果，盡管兩個石榴角閃巖記錄了不同的峰期條件，但二者具有類似的演化軌跡，主要可以分為進變質、峰期以及峰期減壓階段。

峰期變質階段 樣品LS01的峰期條件為～11kbar/～735℃。斜長石最小的An值記錄了該樣品達到的峰期壓力條件：斜長石通常在記錄峰期壓力方面可能比石榴石的效果更好，因為斜長石中的離子對擴散速率比石榴石中的單個價電離子如Fe(Mg)和Ca要慢(Spear, 1993)。石榴石中最高的Xpy值則記錄巖石可能達到的最低峰期溫度：這是因為后期的等溫降壓過程石榴石的Xpy值基本保持不變(圖10)。該峰期溫壓條件在P-M(H2O)視剖面圖中對應的峰期礦物組合為g-hb-pl-bi-dio-ru-L。但是在實際樣品中并沒有保留透輝石。值得關注的是，陳亞平等(2015)對同一地區的石榴石角閃巖樣品相平衡模擬研究認為其峰期溫壓超過了飽和水固相線條件，透輝石的消失可能與巖石中存在的部分熔體在后期減壓過程中發生逆反應有關，但是相平衡模擬的研究結果顯示該峰期條件下的熔體含量不超過4mole%，這種由極少量反應物參與的逆反應通常很難達到有效平衡。本文的相平衡研究結果顯示，透輝石的穩定域明顯受控于體系水的含量，峰期透輝石的消失與后期流體大量滲透有關。樣品LS35的峰期溫度壓力條件為～8kbar/675℃，與LS01不同的是，該樣品的峰期組合為g-hb-ep-ru，并不含斜長石，但石榴石核部和幔部的Xpy和Xpy成分記錄了峰期溫度壓力條件，石榴石峰期成分的保存與變質溫度較低有關。

峰期后減壓階段 兩個石榴石角閃巖樣品在峰后均記錄了近等溫降壓的過程。在樣品LS01中，這一過程可通過石榴石成分、石榴石邊部斜長石和角閃石的成分獲得。P-M(H2O)視剖面圖顯示，峰后減壓過程中發生的主要變質反應為：g+dio+H2O=hb+pl+L，石榴石的分解反應引起石榴石Xgr組分的減小和斜長石An值的增大，但石榴石的Xpy值變化很小。因此樣品中石榴石的Xgr只記錄了減壓階段的壓力條件，并與邊部具有較高An值的斜長石和較低AlM2的角閃石之間達到局部平衡。需要指出的是，由于該反應需要有H2O的加入，如果體系中流體不飽和，峰期礦物組合(含透輝石)將得以保存，反之，如果體系中飽和流體滲透，峰期礦物組合將無法有效保存，石榴石成分會在減壓過程中被較大程度的改造。此外，相平衡模擬研究顯示減壓過程的水化可形成約4mole%的熔體，但這一少量的熔體在巖相學中難于觀察到或者極易發生丟失。樣品LS35的等溫降壓過程可以通過石榴石邊部成分和斜長石的出現來限定。P-T視剖面圖(圖11)顯示，減壓過程中發生的主要變質反應為：g+ep+q=hb+pl+H2O，該反應引起綠簾石部分分解，石榴石邊部的Xgr組分的增加，并形成部分斜長石。這兩個樣品在減壓過程中金紅石會分解生成鈦鐵礦，這一過程主要受壓力控制。

進變質階段 樣品中石榴石包體礦物組合可以在一定程度上這一階段的變質作用過程，但由于受峰期、減壓和后期退變過程中較大程度的改造，無法用P-T視剖面圖進行很好的模擬，其礦物組合也不能較好的保留下來，由于榍石的存在指示巖石的早期低級進變質作用條件，石榴石和角閃石的出現在一定程度上指示其進變質作用的過程。

8.3 變質作用的構造意義

本文研究在格爾敖包溝地區寶音圖群石榴角閃巖給出了394±8Ma的年齡，鋯石的形態和Th/U比值(<0.10)顯示其變質成因特征，因此該年齡代表了寶音圖群石榴角閃巖的變質年齡。該年齡與陳亞平等(2015)在狼山格爾敖包溝地區石榴角閃巖獲得的年齡結果在誤差范圍內一致。相平衡模擬結果顯示，峰期或峰期前的變質作用以脫水反應為主，在之后降壓階段的早期，脫水釋放出的流體有助于鋯石的生長或重結晶(Rubattoetal., 1999; Rubatto and Hermann, 2003)。因此，本文將394±8Ma的年齡代表寶音圖群變質作用近峰期的年齡。

寶音圖群的石榴角閃巖經歷了早期進變質，峰期以及峰后近等溫減壓階段的順時針型P-T軌跡，其峰期條件反映的地溫梯度為18℃/km，是典型的中壓型變質作用。前人研究結果證明寶音圖群的變泥質巖發育典型的巴羅式遞增變質作用，本文研究顯示在格爾敖包溝地區和圖古日格地區的石榴角閃巖具有不同的峰期溫度壓力條件，分別為～11kbar/～735℃和～8kbar/675℃，推測作為變泥質巖中呈透鏡體或次層狀產出的變質基性巖，同樣存在著遞增型的變質作用：伴隨巴羅式變質相帶的遞增，變基性巖從綠片巖、綠簾角閃巖過渡到斜長角閃巖，在較高級的變質帶中出現石榴角閃巖(趙桂萍, 2000; 陳亞平等, 2015)。關于中壓遞增型變質作用，目前主要有兩種成因模式，第一類中壓型遞增變質帶的形成與地殼加厚導致的構造熱擾動有關，受熱傳導機制控制，其P-T軌跡以主要記錄峰期之前的升溫升壓進變質過程，峰期后以出現近等溫降壓(ITD)為特征(圖13, Mod-1, Jamieson and Beaumont, 2011; AT, Weietal., 2007; Jiangetal., 2015; HPG, Aokietal., 2014)；第二類中壓型遞增變質帶與中地殼深度大規模巖漿侵位有關，這種成因模式以島弧深部地區最為常見，其P-T軌跡在壓力峰期后出現明顯升溫過程(SC, Vorhies and Ague, 2011; Mod-2, Lyubetskaya and Ague, 2010)。寶音圖群的石榴角閃巖的P-T軌跡具有典型的第一類的P-T演化特征，應該反映與地殼加厚有關的造山環境。陳亞平等(2015)在石榴角閃巖中獲得了399±6Ma的變質鋯石年齡，認為其代表了與古亞洲洋閉合有關造山加厚事件。這與Xuetal. (2013)在內蒙古中部地區建立的早古生代閉合模式是一致的。

從晚寒武紀(500Ma)開始，位于內蒙古中部地區的古亞洲洋雙向俯沖，發育南、北溝-弧-盆體系(邵濟安, 1991; 唐克東, 1992; Jianetal., 2008; Xuetal., 2013)。古亞洲洋向北俯沖到南蒙微陸塊之下，沿芒和特、蘇尼特左旗、錫林浩特南部和達青牧場一線由南到北發育早古生代溫都爾廟群蛇綠混雜巖、島弧巖漿巖(寶力道島弧帶482～439Ma)以及弧前盆地沉積(錫林郭勒雜巖原巖)；同時，古亞洲洋向南俯沖到華北克拉通之下，西起圖古日格、經溫都爾廟、到正藍旗一帶，由北向南發育早古生代溫都爾廟群蛇綠混雜巖、弧型巖漿巖(白乃廟島弧499～425Ma)以及弧后盆地(徐尼烏蘇組復理石建造)。古亞洲洋俯沖導致南、北溫都爾廟群蛇綠巖混雜帶發育高壓型變質作用(454～410Ma)。到早-中泥盆世，古亞洲洋閉合引發南蒙微陸塊與華北克拉通碰撞，形成與碰撞有關的前陸磨拉斯盆地(如北部造山帶中的泥盆紀色日巴彥敖包組和南部造山帶中的晚志留-早泥盆世西別河組)(Xuetal., 2013)。作為華北克拉通的一部分，寶音圖群被卷入到與古亞洲洋閉合有關的造山過程，發育中壓型變質作用。

9 結論

本文通過對內蒙古狼山地區寶音圖群石榴角閃巖的系統研究得到如下認識：

(1)格爾敖包溝和圖古日格兩個地區的石榴角閃巖的原巖具有相似的地球化學組成，屬于亞堿性玄武巖的拉斑系列，其稀土元素配分模式具有E-MORB特點。根據構造判別圖解推測石榴角閃巖的原巖產于板內拉張的環境中。

(2)兩個地區的石榴角閃巖具有不同的峰期溫度壓力條件，分別為～11kbar/～735℃和～8kbar/675℃，推測寶音圖群變質基性巖存在著遞增型的變質作用。

(3)鋯石LA-ICP-MS U-Pb年代學的研究結果顯示石榴角閃巖的變質年齡為394±8Ma。

(4)石榴角閃巖的原巖可能形成于華北北緣在新元古代發育的裂陷盆地，在泥盆紀中期，寶音圖群作為華北克拉通的一部分，被卷入到與古亞洲洋閉合有關的造山過程，發育中壓型遞增變質作用。

致謝感謝中國地質大學(北京)秦紅老師在主量元素分析方面、北京大學地球與空間科學學院的朱文萍老師在微量元素分析方面的幫助；感謝北大地球與空間科學學院校友陳亞平提供部分數據資料以及廊坊晨碩地質服務公司的幫助。感謝匿名審稿人對本文的鼓勵與支持。