中國及鄰區(qū)中生代花崗巖成因演化及構(gòu)造背景

中國及鄰區(qū)中生代花崗巖成因演化及構(gòu)造背景

亞洲是世界上最大的大陸。中生代是亞洲大陸演化的關(guān)鍵時期。早中生代即印支期是中國大陸乃至東亞大陸最終拼合的時期,古亞洲洋最終關(guān)閉進入后造山階段,古特提斯洋關(guān)閉,發(fā)生南北中國大陸碰撞,形成中國及亞洲大陸主體,構(gòu)成亞洲大陸與新特提斯洋、古太平洋和蒙古—鄂霍茨克洋(也認為是古太平洋的一部分)并存的板塊構(gòu)造格局。晚中生代,東亞經(jīng)歷了古太平洋俯沖作用及多向匯聚造山及其地殼加厚(如董樹文等,2008,2009)和早白堊世巨量的伸展垮塌(如WangTetal.,2011),并造成華北克拉通的破壞(如朱日祥等,2009)。這種大陸巨變伴隨有巨量的花崗巖發(fā)育(圖1),構(gòu)成了亞洲大陸十分鮮明的特點。這些花崗巖帶的研究對于深入了解大陸的組成和成因,特別是造山帶的發(fā)展演化以及成礦背景具有重要意義。前人已經(jīng)開展了大量研究,并取得了取得一系列重要進展(見參考文獻)。然而,對于如此巨大的中生代花崗巖帶,系統(tǒng)的綜合研究還有待加強:(1)大量鋯石年齡數(shù)據(jù)需要統(tǒng)計分析,揭示巖漿時空演化規(guī)律;(2)跨越不同構(gòu)造單元和國界的花崗巖帶,需要系統(tǒng)對比研究;(3)不同單元同期花崗巖帶需要作為一個整體總結(jié)研究;(4)花崗巖構(gòu)造環(huán)境需要從巨型花崗巖帶的時空和物源演變來探索。本研究是在《1:500萬亞洲國際地質(zhì)圖》(任紀舜等,2013)基礎(chǔ)上,基于亞洲中生代花崗巖編圖項目近期取得的一些成果,重點報道我們在中生代花崗巖研究方面的若干進展,初步總結(jié)一些巨型中生代花崗巖帶的演變特征,展示亞洲中生代花崗巖時空分布概況(中國地質(zhì)科學(xué)院,2014)。1健全區(qū)域構(gòu)造巖石學(xué)研究中亞造山帶是全球最大的顯生宙增生造山帶,一直受到地學(xué)界的關(guān)注。在2013年Elservier統(tǒng)計的6個全球地學(xué)研究前沿中,中亞研究排名第一。目前,這些研究主要集中在古生代增生造山與巖漿作用,而對于增生后的中生代構(gòu)造巖漿作用研究較弱,制約了對該造山帶構(gòu)造巖漿演化的完整認識。本研究在早中生代花崗巖方面取得如下一些主要進展。1.1熱質(zhì)巖的成巖改造在境外,鑒別出一批早中生代花崗巖體。例如,在俄羅斯遠東鑒別出249Ma花崗巖,在南蒙古確定250~200Ma花崗巖,在東蒙古—鄂霍茨克帶鑒別出180Ma和148Ma的花崗巖。在西伯利亞基底片麻巖中,獲得花崗巖質(zhì)脈體鋯石年齡223Ma,為重新認識該古老變質(zhì)巖的熱構(gòu)造史提供了新信息(如表1)。此外,在境內(nèi)新疆、北山、內(nèi)蒙、額爾古納、大興安嶺和華北克拉通等均鑒別出大量早中生代花崗巖(如Guoetal.,2012a,b;Wangetal.,2012;Lietal.,2012,2013a;楊奇荻等,2014)。例如,在額爾古納地塊厘定了三疊紀侵入巖帶(247~240Ma),具有陸弧環(huán)境特征,確定為鄂霍茨克大洋俯沖的巖漿記錄(Tangetal.,2014),為三疊紀礦床陸緣背景提供了重要依據(jù)。在北山地區(qū)新識別了五個高鉀花崗質(zhì)巖體(240~217Ma),結(jié)合其物源和成因演化過程,確定其形成于后碰撞或后造山構(gòu)造背景(Lietal.,2012)。在中國阿爾泰,進一步厘定三疊紀和侏羅紀花崗巖時空分布、成因類型和環(huán)境,確定其為A型和高分異I型及陸內(nèi)環(huán)境(WangTetal.,2014)。1.2巖石學(xué)和微量元素地球化學(xué)特征較系統(tǒng)地收集了中亞帶早中生代花崗巖及相關(guān)侵入巖115個鋯石年齡,初步確定了中亞帶早中生代花崗巖的時空分布框架。依據(jù)鋯石年齡和巖石組合,大致劃分為兩期和5個巖漿帶(Lietal.,2013a),即早—中三疊世(250—230Ma)和晚三疊世—早侏羅世(約230—190Ma)。早期階段的花崗巖類主要分布在中蒙古地區(qū),東哈薩克斯坦—阿爾泰帶的西段,南蒙古—興安帶和北山—內(nèi)蒙古—吉林帶;晚期階段的花崗巖主要分布在北蒙古—西外貝加爾帶,額爾古納地區(qū)和阿爾泰地區(qū)。5個巖漿帶是:北蒙古—西外貝加爾帶(NMTB)、中蒙古—額爾古納帶(CMEB)、南蒙古—興安帶(SMXB)、東哈薩克斯坦—阿爾泰帶(EKAB)和北山—內(nèi)蒙古—吉林帶(BIJB)。各帶均發(fā)育有早、晚兩期巖漿演化的特點,總體顯示出向著更偏堿性方向演化特點。早期階段的花崗巖類主要為花崗閃長巖-石英閃長巖-二長花崗巖,并和較少的中酸性熔巖和鎂鐵質(zhì)侵入體相關(guān)。晚期階段的花崗巖類主要為二長花崗巖-正長花崗巖-正長巖,并且和大量的堿性花崗巖,雙峰式火山巖和一些鎂鐵質(zhì)侵入體相關(guān)。全巖Sr-Nd和鋯石Hf同位素初步填圖顯示(Lietal.,2013a),εNd(t)值變化于–7.0~+7.4,TDM模式年齡0.46~1.43Ga,初始Sr同位素比值Sri為0.7023~0.7174。鋯石εHf(t)值變化于–4.6~+15.3,兩階段Hf模式年齡TDM2為0.30~2.09Ga,顯示源區(qū)不均一。正的全巖εNd(t)值和鋯石εHf(t)值花崗巖多分布于年輕增生地殼,負的全巖εNd(t)值和鋯石εHf(t)值的花崗巖主要受控于古老陸殼塊體。它們的分布大致反映了增生造山帶的新老物質(zhì)組成結(jié)構(gòu)特點。1.3早新生代成巖時代中亞造山帶早中生代花崗巖具有多種環(huán)境及“同時異相”并存的態(tài)勢。在北蒙古—西外貝加爾帶,早、晚階段的花崗巖漿作用的具有安第斯型的活動陸緣特點,為蒙古—鄂霍茨克洋俯沖在西伯利亞之下的結(jié)果(Donskayaetal.,2012)。同樣,中蒙古—額爾古納帶花崗巖也是剪刀狀蒙古—鄂霍茨克洋的向另一側(cè)(大致向南測)俯沖的結(jié)果(Orolmaaetal.,2008;江思宏等,2010;Xuetal.,2013)。在南蒙古—興安帶,早中生代花崗巖主要形成在中亞造山帶的后增生過程(Li,2006;Wuetal.,2011)。在東哈薩克斯坦—阿爾泰地區(qū),早中生代花崗巖形成于板內(nèi)或非造山環(huán)境(WangTetal.,2014),其可能受到了地幔柱的影響(Vladimirovetal.,2008;Buslovetal.,2010)。在北山—內(nèi)蒙古—吉林帶,早期階段的花崗巖形成于相對擠壓的構(gòu)造背景,而晚期花崗巖形成于相對伸展的構(gòu)造背景(Xiaoetal.,2003;Li,2006;李錦軼等,2007;Chenetal.,2009;Jianetal.,2010;石玉若等,2004,2007;Lietal.,2012,2014);晚期階段花崗巖顯示了鉀玄巖和高鉀鈣堿性的特征,為高分異I型和A型花崗巖。在相同的時期如230—200Ma,東部額爾古納地塊晚三疊世花崗巖均為I型,可能形成于弧環(huán)境;在中部北山—內(nèi)蒙古地區(qū),晚三疊紀花崗巖為I-A型花崗巖過渡的特點,形成于后造山環(huán)境;而阿爾泰三疊紀花崗巖由A型和高分異I型組成,形成于板內(nèi)環(huán)境,可能是增厚下地殼部分熔融的結(jié)果。2巖漿時空演化規(guī)律與成礦關(guān)系探討依據(jù)新資料,在中央造山帶厘定了早中生代花崗巖漿巖時空演化規(guī)律及其與成礦的密切關(guān)系,揭示了俯沖到后碰撞環(huán)境演變,為探討中國大陸拼合和成礦背景提供了重要依據(jù)。2.1晚碰撞到后碰撞階段期2013年7月之后在中央帶新鑒別出一批早中生代花崗巖及其相關(guān)礦產(chǎn)。例如,在東昆侖,發(fā)現(xiàn)一批三疊紀(245—205Ma)花崗質(zhì)巖石,早期(250—225Ma)多與古特提斯洋盆閉合俯沖碰撞相關(guān)(Huangetal.,2014),晚期多與晚碰撞到后碰撞有關(guān);提出晚碰撞到后碰撞高鉀鈣堿性中酸性花崗質(zhì)中小侵入體控制了矽卡巖-斑巖型礦床,為找礦提供了新思路和依據(jù)(豐成友等,2012,2013a,b)。在秦嶺,特別是西秦嶺也獲得一批早中生代花崗巖年齡,從而可將東昆侖早中生代花崗巖延伸到西秦嶺地區(qū)(齊秋菊等,2012;WangXXetal.,2013)。結(jié)合收集的鋯石年齡,總結(jié)了中央造山帶花崗巖的時空分布特征,其主要發(fā)育于西秦嶺及昆侖造山帶,年齡集中在250—190Ma,可分為250—230Ma和230—190Ma兩期?？傮w上,花崗巖帶從北向南遷移,特別是在昆侖一帶。向東巖漿活動減弱、變新,在東段即大別地區(qū),極少發(fā)育。2.2中央造山帶早新生代巖漿在中央造山帶東段秦嶺地區(qū),早中生代花崗巖體以準鋁到過鋁質(zhì)中鉀-高鉀鈣堿性巖為主,巖石類型主要為石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖,基本上反映了俯沖到后碰撞的巖石組合特征,但對不同階段巖石組合劃分的時限持不同的認識(見WangXXetal.,2013)。目前的年代學(xué)、巖石組合特征及地球化學(xué)特征總體顯示,早期(245—215Ma)花崗巖具有高Sr,低Y特點(e.g.,張成立等,2008),可能是中國南北兩大陸塊碰撞造山進入到同碰撞-后碰撞階段陸殼增厚記錄;其后出現(xiàn)的大量無變形花崗巖(225—210Ma),暗示進入后碰撞階段,最終形成了高分異富鉀花崗巖和環(huán)斑結(jié)構(gòu)花崗巖(217—200Ma)(WangXXetal.,2013),標志著秦嶺開始步入后碰撞晚期的伸展拉張環(huán)境。向東到了大別地區(qū),早中生代花崗巖只有零星分布,如面理化的含石榴子石花崗巖,在地球化學(xué)上具有A-型花崗巖的特征,可能是后碰撞產(chǎn)物。Li等(2013)提出早中生代花崗巖具有極性,是勉略洋向北俯沖的極性顯示。但是,這種成分也可能與分布的地質(zhì)體性質(zhì)有關(guān),并不一定是俯沖極性的顯示。在中央造山帶西段(即昆侖),早中生代花崗巖和晚古生代花崗巖基本上是連續(xù)的,早期(250—230Ma)和晚期(220—200Ma)具有俯沖到碰撞的演化特點(莫宣學(xué)等,2007;李榮社等,2008)。不同地區(qū)發(fā)生碰撞的時間不同。在東昆侖南緣年齡為237—190Ma的S型花崗巖可能指示碰撞-后碰撞環(huán)境(許榮華等,1994)。而個別地帶可能還存在俯沖,特別是南側(cè),如228—190Ma花崗巖是南昆侖地體拼合到北昆侖地體之后在其南部形成的新的深成巖漿弧帶(張傳林等,2007)。由上可見,中央造山帶早中生代花崗巖,早期(250—230Ma)多為鈣堿性-高鉀鈣堿性,多形成于俯沖(-碰撞)環(huán)境;晚期(230—190Ma)多具高鉀鈣堿性-堿性,發(fā)育環(huán)斑或環(huán)斑結(jié)構(gòu)花崗巖與煌斑巖脈和基性巖脈的組合一致表明,主要發(fā)育于碰撞到后碰撞環(huán)境,是對中國南北兩大陸塊早中生代碰撞的響應(yīng),代表了后碰撞不同演化階段的產(chǎn)物。早中生代花崗巖的活動由西向東推進,西部發(fā)育俯沖-碰撞-后碰撞一個比較完整的系列,到了東秦嶺可見到發(fā)育碰撞晚期地殼加厚的高Sr低Y花崗巖-后碰撞花崗巖,再向東到了大別,僅零星出露后碰撞花崗巖?？偟奶攸c是,西段巖漿歷史較長(250—230Ma),記錄了俯沖到碰撞完整演化過程;東段巖漿歷史較短,集中發(fā)育于晚碰撞到后碰撞環(huán)境,加之大別240Ma的大陸碰撞深俯沖,說明東段碰撞可能較早。中國南北大陸沿中央造山帶的碰撞拼合具有由東向西剪刀狀發(fā)育特點(如許志琴等,2012)。早中生代花崗巖εNd(t)值多為負值,顯示了古老物源特點(WangXXetal.,2013),也指示它們主要形成于大陸碰撞環(huán)境。3地質(zhì)意義研究主要進展:系統(tǒng)厘定了中央造山帶東段(秦嶺)晚中生代花崗巖的時空分布、成因演化及構(gòu)造背景,查明其與鉬多金屬礦的成因關(guān)系,為找礦提供了新的依據(jù)(王曉霞等,2011;Wangetal.,2015)。通過秦嶺中生代花崗巖的Nd、Hf同位素示蹤,揭示中央造山帶東段不同構(gòu)造塊體基底的組成特征、構(gòu)造屬性及其對成礦的制約,證明北秦嶺不屬于華北地塊,南秦嶺和松潘甘孜地塊具有復(fù)雜的老基底。揭示鉬等金屬礦床主要分布于古老基底的塊體中,這對深入認識成礦發(fā)育規(guī)律和找礦提供了新依據(jù)。3.1南秦晚新生代巖石在中央造山帶,晚中生代即侏羅紀—白堊紀花崗巖主要發(fā)育于東秦嶺北部和大別地區(qū)。依據(jù)實測和收集的60多個鋯石年齡,秦嶺晚中生代花崗巖可分為晚侏羅世—早白堊世(160—130Ma)和早白堊世(120—100Ma)兩階段(王曉霞等,2011;Wangetal.,2015)。這些花崗巖主要分布在華北地塊南緣,在北秦嶺出露較少,在南秦嶺僅有零星小巖體出露。第一階段(160—130Ma)花崗巖以I型為主,可見I-A過渡型,大巖體主要為二長花崗巖,其次為花崗閃長巖和石英閃長巖,小巖體的巖性為鉀長花崗斑巖和花崗斑巖,屬高鉀鈣堿性系列。這些花崗巖體顯示出富硅、鉀的特征。A/CNK=0.9~1.0,A/NK>1,為準鋁質(zhì)。第二階段(120—100Ma)花崗巖以I-A過渡型和I型花崗巖為主,可見A型花崗巖。大巖體以二長花崗巖為主,小巖體為石英閃長玢巖、角閃石英正長巖、正長花崗巖、霓輝正長巖和花崗斑巖,屬高鉀鈣堿性系列。大別晚中生代花崗巖也可分為中侏羅世—晚侏羅世(170—160Ma)和晚侏羅世—早白堊世(150—119Ma)兩個階段。第一階段,發(fā)育少量有弱片麻狀構(gòu)造的中粗粒含石榴石黑云母花崗巖,多為偏鋁質(zhì)到過鋁質(zhì),屬于高鉀鈣堿性到鉀玄系列。第二階段以二長花崗巖為主,其次為花崗閃長巖、石英二長巖、花崗巖和花崗斑巖。巖石成因類型主要為I型花崗巖,其次為A型花崗巖屬于高鉀鈣堿性巖石系列;在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN圖解上分布在埃達克巖區(qū)域(馬昌前等,2003)。3.2巖源區(qū)物質(zhì)組成秦嶺晚中生代花崗巖Nd、Hf同位素組成及其物源變化大,揭示了不同塊體基底組成的差異(Wangetal.,2015)。在華北地塊南緣,花崗巖的εNd(t)一般小于–11,εHf(t)值為–26~–13之間(如WangXXetal.,2013,2014及其參考文獻),花崗巖的源巖以古老的殼源物質(zhì)為主。同時從北向南εNd(t)有增大的趨勢。在北秦嶺構(gòu)造帶的北側(cè),花崗巖的εNd(t)值一般為–14~–1.5;εHf(t)值為–16~+0.1。在北秦嶺構(gòu)造帶的南側(cè),花崗巖(分布于秦嶺微地塊中的花崗巖)的εNd(t)值較高,為–4.6~–1.5。越靠近商丹縫合帶,花崗巖的εNd(t)值越大,表明花崗巖中的年輕幔源組分較多(Wangetal.,2015)。在南秦嶺,花崗巖的εNd(t)值為–6.3~–4.5,εHf(t)值–1.0~–0.3。這種物源變化對鉬多金屬礦有一定的制約,為東秦嶺找礦提供了新依據(jù)(Wangetal.,2015)。大別白堊紀花崗巖的Sr-Nd同位素比值普遍低(如εNd(t)=-27.9~-11.7),表明大別地區(qū)該時期花崗巖的源區(qū)物質(zhì)更古老一些。對于大別早白堊世巖漿巖源區(qū)為華北陸塊還是還需要進一步研究?？傮w上,侏羅紀—白堊紀花崗巖是古老地殼物質(zhì)部分熔融的結(jié)果,不同于中亞造山帶同時期花崗巖以年輕物源為主的特點。3.3i型向a型過渡型秦嶺—大別造山帶晚中生代花崗巖沿著造山帶分布,呈現(xiàn)近東西向展布,與整個中國東部NE向的巖漿展布截然不同。但是,它們演變分為兩個階段,并顯示由準鋁質(zhì)到過鋁質(zhì)、由I型向I-A過渡型再向A型花崗巖演化,顯示由擠壓向伸展轉(zhuǎn)變。這種特征及其構(gòu)造體制的轉(zhuǎn)換與大別造山帶(馬昌前等,2003)、中國東部(董樹文等,2007)乃至東北亞地區(qū)該時期的構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換具有一致性,說明秦嶺晚中生代花崗巖可能是整個東部晚中生代巖漿的一部分,可能與太平洋板塊在亞洲大陸東部之下的俯沖遠程效應(yīng)有關(guān)(王曉霞等,2011)。4晚新生代長礦巖石學(xué)背景依據(jù)新資料,將東北亞晚中生代巖漿發(fā)育范圍擴展到俄羅斯遠東貝加爾湖一帶,重新厘定了東北亞巨量晚中生代花崗巖分布范圍,確定了關(guān)鍵地區(qū)花崗質(zhì)巖漿的成分演變特點,為深入認識全球規(guī)模巨大的侏羅紀—白堊紀地殼伸展巨變和成礦大爆發(fā)的地質(zhì)背景提供了新的重要依據(jù)(部分成果于2013年發(fā)表于JournalofAsianEarthSciences,巖石學(xué)報)。4.1晚新生代巖石學(xué)和對比綜合分析新的資料,重新厘定了東北亞巨量晚中生代花崗巖漿的分布范圍,顯示廣布中國東部的環(huán)太平洋早白堊世巖漿事件在俄羅斯外貝加爾湖也同樣發(fā)育(Wangetal.,2012)。這為重新認識該巖漿構(gòu)造背景提供了證據(jù),表明東北亞晚中生代巖漿作用不都是與古太平洋板塊俯沖有關(guān),還存在其它構(gòu)造體制的作用(如鄂霍茨克板塊體制)。在研究較弱的大興安嶺中南段,鑒別出5個晚中生代高分異鈣堿性I型花崗巖體(154Ma和139~125Ma),為全面認識大興安嶺晚中生代巖漿作用提供了新依據(jù)(楊奇荻等,2014)。在中亞造山帶與華北克拉通西拉木倫縫合帶,鑒別和解剖研究了一個白堊紀復(fù)式花崗巖發(fā)育過程,提供了小復(fù)式巖體(約4.5km2)在10my形成定位的實例(Lietal.,2013b)。依據(jù)新測和收集的410多個鋯石年齡,厘定了東北亞晚中生代花崗巖的時空分布特征(圖2)。早—中侏羅世花崗巖,向北東和南西分別延伸至俄羅斯和蒙古境內(nèi),總體走向與鄂霍茨克構(gòu)造帶近平行,具有向南東逐漸遷移的特征,可能受鄂霍茨克構(gòu)造體制的影響。晚侏羅世花崗巖在整個興蒙造山帶東段均有發(fā)育,但出露面積較少,沒有明顯的遷移特征。侏羅紀花崗巖帶在蒙古鄂霍茨克帶主要為東西向—北東東向分布,而白堊紀花崗巖主要為北東向分布,似乎暗示了前者與蒙古鄂霍茨克帶有關(guān),后者受控于古太平洋板緣。這從分布上提供了兩種動力學(xué)體制的作用特征和疊加證據(jù)。白堊紀花崗巖大量分布,特別是在大興安嶺、朝鮮半島、日本。在俄羅斯遠東海岸一帶,發(fā)育110—70Ma的花崗巖帶,顯示向海岸的變新遷移(江博明未發(fā)表資料)。4.2地殼拉伸減薄變形成礦作用從巖漿演化特征分析,侏羅紀—白堊紀,花崗巖總體上為鈣堿性I型花崗巖組合,有些具有埃達克質(zhì)巖石特征。白堊紀(特別是130Ma之后),為鈣堿性、高分異鈣堿性-堿性I、I-A、A型花崗巖組合,無埃達克質(zhì)巖石,顯示了增厚地殼向減薄發(fā)展的特點。以大興安嶺及周邊為例,我們統(tǒng)計了發(fā)表的主微量地球化學(xué)數(shù)據(jù),揭示了侏羅紀到白堊紀花崗巖漿由高鉀鈣堿性向高鉀鈣堿性-鉀玄質(zhì)、由I型向高分異I型、A型和Sr/Y比值向低演變的特點(圖3)。這種巖漿演變?yōu)檫M一步論證東北亞全球規(guī)模最大的地殼伸展減薄巨變和燕山期成礦大爆發(fā)地質(zhì)背景提供了巖漿新證據(jù)。這是從巖漿演變角度,結(jié)合白堊紀變質(zhì)核雜巖、伸展盆地的發(fā)育,論證加厚地殼向伸展減薄轉(zhuǎn)化過程,是一個成功范例(Wangetal.,2015)。值得注意的是,這種轉(zhuǎn)換過程是不均一的,晚中生代埃達克質(zhì)巖石的時代分布從侏羅紀到早白堊世都有(Davisetal.,2003)。早白堊世早期(145—130Ma)也發(fā)育具有埃達克質(zhì)特征的花崗巖,而具有A型特征的花崗巖主要發(fā)育在130Ma及之后。埃達克質(zhì)巖石具有多種成因,包括巖漿混合。但是,依據(jù)大量數(shù)據(jù)統(tǒng)計,Sr/Y比值與SiO2、Nd等沒有正相關(guān)關(guān)系,說明巖漿混合不是主因。總體上。加厚地殼的熔融可能是主要因素。4.3晚中侏羅世巖漿-構(gòu)造成礦的構(gòu)造意義總體上看,從侏羅紀到早白堊世,花崗巖的巖漿演化揭示一個地殼從增厚到減薄的過程。這與東北亞普遍發(fā)育的晚中生代變質(zhì)核雜巖和伸展盆地揭示的擠壓增厚到伸展減薄過程是一致的(WangTetal.,2011)。我們通過變質(zhì)核雜巖晚中生代強變形、弱變形到不變形花崗巖體鋯石年齡系統(tǒng)分析,確定東北亞這種擠壓向伸展轉(zhuǎn)換為一個由深部到淺部發(fā)育的過程,深部從150~140Ma開始啟動深層次韌性伸展,到130~120Ma達到高潮(Wangetal.,2012)。這一個過程與巖漿演變有一定的關(guān)聯(lián),呼和浩特變質(zhì)核雜巖提供了一個典型的研究實例(Guoetal.,2012a,b)。綜合來看,東北亞,特別是松遼盆地以西,早中侏羅世花崗巖很可能與蒙古—鄂霍茨克洋的閉合及其遠程效應(yīng)有關(guān),松遼盆地以東,可以疊加了古太平洋板塊俯沖的遠程效應(yīng)。早白堊世開始,蒙古—鄂霍茨克造山帶伸展垮塌,并疊加古太平洋俯沖體制的弧后伸展,整個東北亞轉(zhuǎn)入伸展體制,形成了巨量的白堊紀花崗巖。這一過程與中國東部乃至亞洲大陸侏羅紀蒙古—鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋三大構(gòu)造體制的多向匯聚、地殼增厚(燕山運動)到白堊紀伸展減薄(如董樹文等,2008)是一致的,即蒙古—鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋三大構(gòu)造體制的多向匯聚(如董樹文等,2008),地殼擠壓增厚,發(fā)生燕山運動,到白堊紀的伸展。巖漿演變似乎反映了這種地殼擠壓增厚到伸展減薄的動力學(xué)過程。5亞洲新生代火山巖時空分布結(jié)合其它地區(qū)的研究進展,初步總結(jié)了中國及鄰區(qū)中生代花崗巖時空分布框架,編制了屬性驅(qū)動的亞洲中生代花崗巖及相關(guān)侵入巖地質(zhì)圖(圖4),為系統(tǒng)分析亞洲中生代構(gòu)造巖漿演化和成礦背景奠定了基礎(chǔ)。5.1長6月生中國—亞洲早中生代花崗巖時空分布特征除了上述的中亞、中央造山帶早中生代花崗巖外,在亞洲很多造山帶和地區(qū)也發(fā)育大量的早中生代花崗巖。在華北克拉通北緣及內(nèi)部,以及到朝鮮半島,發(fā)育一條二疊紀—早中生代堿性正長巖帶(250—208Ma,如Zhangetal.,2014;翟明國等,未發(fā)表資料),可能是晚古生代構(gòu)造巖漿旋回結(jié)束的標志(閻國翰等,2000)。在華北克拉通南緣(秦嶺—大別山北麓),也發(fā)育堿性正長巖帶(226—208Ma),認為是華北板塊與揚子板塊碰撞拼合后的標志。在華北克拉通東部發(fā)育三疊紀花崗巖顯示(Yangetal.,2012a,b;Yangetal.,2009)。在華南,早中生代花崗巖呈面狀發(fā)育,主要形成于250—200Ma,峰期在240Ma和220Ma(如WangXXetal.,2013;Maoetal.,2013),可能是華南周邊多塊體俯沖-碰撞-伸展及印支運動的結(jié)果(Maoetal.,2013)。例如,在越南—海南島產(chǎn)出二疊紀—三疊紀片麻狀石榴子石-電氣石花崗巖、二云母花崗巖和高鉀鈣堿性花崗閃長巖-二長花崗巖-花崗巖(Nagyetal.,2001;Lanetal.,2003;Lietal.,2006;Nasdalaetal.,2008)及(239—221Ma)鋁質(zhì)A型花崗巖-正長巖組合(謝才富等,2005),在華南內(nèi)陸帶和武夷—云開山脈帶發(fā)育兩期(243—233Ma和224—204Ma)花崗巖,它們可能是Sibumasu地塊與印支板塊—華南陸塊匯聚的支構(gòu)造運動(258—243Ma,Carteretal.,2001;Lepvrieretal.,2004)產(chǎn)物(Wangetal.,2007;Maoetal.,2011)。在蘇魯—韓國帶發(fā)育的輝長巖-花崗巖-正長巖-堿性A型花崗巖組合(Choetal.,2008;Williamsetal.,2009;Yangetal.,2005)及韓國京畿地塊發(fā)育的高鉀鈣堿性-橄欖安粗巖系列的花崗質(zhì)、石英正長質(zhì)和輝長質(zhì)巖石(Kimetal.,2011)可能是華北與華南陸塊之間的碰撞晚期或碰撞伸展垮塌的結(jié)果(219—208Ma)。在韓國東部慶尚盆地出露晚二疊世—早三疊世片麻狀中鉀-高鉀鈣堿性花崗巖(Kimetal.,2011;Yietal.,2012),在浙閩沿海形成232~215Ma年齡的A型花崗巖-霓輝正長巖組合(Sunetal.,2011;李萬友等,2012;Maoetal.,2013),它們可能與太平洋板塊與東亞大陸之間的碰撞(253—239Ma)和后碰撞伸展(232—215Ma)有關(guān)(Sunetal.,2011;李萬友等,2012;Maoetal.,2013)。韓國250Ma俯沖花崗巖帶的確定,暗示該時期古太平洋的俯沖已經(jīng)開始。在古太平洋平板狀俯沖背景下的華南二疊紀—三疊紀花崗巖帶是否顯示從東南沿海向陸地遷移變新(平板俯沖,Lietal.,2007)還是沒有遷移(WangYJetal.,2013)還需要進一步深入研究。在青藏高原及周緣發(fā)育大量印支期三疊紀花崗巖帶,例如,在松潘甘孜地塊上,發(fā)育埃達克質(zhì)花崗巖類、A型花崗巖和I型花崗巖體(Zhangetal.,2007);在羌塘地塊上產(chǎn)出眾多基性、中性和酸性侵入體(如Yangetal.,2012;張洪瑞等,2013);在西南三江發(fā)育以義敦島弧帶為代表的NNW—SSE向三疊紀花崗巖帶(240—200Ma;Houetal.,2007);在拉薩地塊上可見俯沖到碰撞的花崗巖帶(230—202Ma;楊志明等,2011);在喜瑪拉雅東構(gòu)造結(jié)東側(cè)也發(fā)育印支期花崗巖帶(217—198Ma)。依據(jù)我們最新獲得的年齡并結(jié)合前人資料(38件的鋯石年齡),發(fā)現(xiàn)松潘地區(qū)印支期花崗質(zhì)巖漿活動主要發(fā)生在225—150Ma,并以220—200Ma期間最為強烈,峰期為210Ma左右,最終結(jié)束于150Ma(張成立等,未發(fā)表)。其中,早期多出現(xiàn)加厚地殼環(huán)境形成的埃達克質(zhì)花崗巖類和高鉀鈣堿性花崗巖類,可能為擠壓環(huán)境陸殼增厚背景的產(chǎn)物,晚期則形成了高鉀鈣堿性花崗巖、堿性花崗巖及強過鋁質(zhì)花崗巖和火山巖類,代表了巖石圈的伸展減薄過程(Zhangetal.,2007)。最近,Sigoyer(2014)等提出,其陸殼增厚是俯沖板片回撤所致,而巖石圈減薄則是軟流圈地幔物質(zhì)上涌的結(jié)果。上述早中生代花崗巖體都是青藏地區(qū)古特提斯洋盆閉合的產(chǎn)物。個別地塊(松潘甘孜)上埃達克質(zhì)巖石、A型花崗巖聯(lián)合出現(xiàn),表明洋盆閉合后的碰撞造山作用(Zhangetal.,2006)。早中生代巖體向西延伸至西亞特提斯地區(qū),在Anatolide-Taurides地塊(Akaletal.,2011)、伊朗中部地塊(Karimpouretal.,2010)、Sanandaj-Sirjan帶(Tahmasbietal.,2010;Alizadehetal.,2010)等古老陸塊上,發(fā)育延伸穩(wěn)定的花崗質(zhì)巖漿帶,其形成與該區(qū)古特提斯洋盆閉合有關(guān);向東延伸至印支半島,其多期次巖體的發(fā)育反映了東南亞地區(qū)經(jīng)歷過復(fù)雜的俯沖碰撞過程(Soneetal.,2008)。綜上所述,早中生代(三疊紀)花崗巖在亞洲大陸分布較廣,在主要造山帶和克拉通均有發(fā)育,特別是集中于中亞造山帶(東部)、中央造山帶、中國西南三江地區(qū)、華南及印支半島(圖4),總體平行各造山帶展布;在中亞、中央造山帶,主要呈近東西向展布;在西南三江,呈近南北向;在華南,呈面狀分布。依據(jù)發(fā)育的構(gòu)造背景,可以大致分為以下幾個帶(圖4):蒙古鄂帶有關(guān)的板緣花崗巖帶;中亞帶南緣與華北地塊匯聚帶后碰撞花崗巖帶及內(nèi)部板內(nèi)花崗巖帶;古特提斯洋俯沖封閉到大陸碰撞有關(guān)的花崗巖帶(又分為中央造山帶花崗巖帶和西南三江碰撞帶花崗巖帶);華南碰撞陸緣及板內(nèi)花崗巖帶;古太平洋有關(guān)的陸緣花崗巖帶。另外,在西伯利亞克拉通西側(cè)發(fā)育二疊紀—三疊紀巨型面狀分布的暗色巖系(大火成巖省)。5.2晚新生代巖漿-成礦活動的爆發(fā)期k-4-50ma與上述闡明的東北亞晚中生代花崗巖相對應(yīng),在中國東南部和特提斯構(gòu)造帶仍然發(fā)育大量晚中生代花崗巖。在中國東南部(華南),晚中生代花崗巖類呈面型分布、帶狀集中特點,即南嶺山脈J1巖漿巖帶、欽(州灣)—杭(州灣)J2-K1巖漿巖帶、長江中下游J3-K1巖漿巖帶和浙閩粵沿海J3-K1巖漿巖帶(毛建仁等,2014)?？傮w上,侏羅紀花崗巖(集中于170—155Ma)主要廣泛分布在華夏地塊的內(nèi)陸,EW及NEE向展布,規(guī)模大,約占華南所有花崗巖面積的50%以上,為殼源S型花崗巖類,與鎢錫和稀土礦關(guān)系密切,構(gòu)成華南燕山期花崗巖的主體(趙希林等,2012;毛建仁等,2014)。白堊紀花崗巖主要分布于東南沿海,NE向展布,主要為I型、堿性(A型)花崗巖,例如,福建、廣東、浙江沿海地區(qū)發(fā)育NE向的早白堊世花崗巖(140—123Ma)I型花崗巖,在浙閩沿海地區(qū)出露晚白堊世輝長巖—閃長巖—二長花崗巖—堿性花崗巖(123—75Ma)的I-A型花崗巖組合。從侏羅紀到白堊紀,巖漿主體向南東海岸線遷移(Zhouetal.,2006),也顯示向北東和北西遷移(Li,2000;Sunetal.,2012;Wangetal.,2013;Lietal.,2013;毛建仁等,2014);其巖漿從鈣堿性(S、I型)向到高鉀鈣堿性、堿性演化,相應(yīng)的成因類型從S-I,I、I-A、A型演化。華南白堊紀花崗巖漿還可以進一步分為幾個階段:145—137Ma為NW–SE向擠壓增厚環(huán)境下的鈣堿性即埃達克質(zhì)巖石并伴隨Cu-Au礦(如長江中下游),136—86Ma以伸展環(huán)境為主的花崗巖,并在117—108Ma經(jīng)歷了短暫的擠壓(Lietal.,2014)?？傮w上,上述晚中生代花崗巖形成背景與古太平或伊澤奈崎洋板塊俯沖有關(guān)(Zhouetal.,2006;Sunetal.,2012)。這種俯沖可能在晚侏羅世或中侏羅世(Maruyamaetal.,1989)即175Ma(WangFYetal.,2011;WangXXetal.,2013;毛建仁等,2014)開始,以斜向俯沖為主,120Ma后轉(zhuǎn)為正向俯沖(Sunetal.,2007),形成了東亞大陸邊緣巨型火山-侵入巖帶。值得注意的是,華南巖漿-成礦活動的爆發(fā)期(170—120Ma),日本、韓國等地區(qū)為巖漿活動的間歇期(ca.170—120Ma)(Sagongetal.,2005),似乎沒有古太平洋俯沖的背景證據(jù)。因此,它們形成的構(gòu)造背景還不是很清楚,也可能是在沒有大洋板塊物質(zhì)參與下的陸內(nèi)造山運動(張國偉等,2013)。在特提斯,侏羅紀主要分布于喜馬拉雅山系;白堊紀花崗巖主要分布于喜馬拉雅西南部,似乎與侏羅紀構(gòu)成向南西遷移特點。侏羅紀花崗巖多與俯沖碰撞有關(guān),如在西南三江地區(qū),丁青—怒江結(jié)合帶的中侏羅世藏東S型二長花崗巖(K-Ar年齡171Ma)和沿該帶向西的滇西潞西蚌渺花崗閃長巖(K-Ar年齡164Ma)。綜上所述,亞洲大陸晚中生代即侏羅紀—白堊紀花崗巖發(fā)育于環(huán)太平洋帶(中國東部)、蒙古—鄂霍茨克帶和喜馬拉雅構(gòu)造帶(圖5),顯示了與大洋板緣動力學(xué)成因聯(lián)系。該時期,早中生代花崗巖帶面狀分布、東西向呈帶,開始轉(zhuǎn)換為東北亞的北東東、中國東部的北東向和喜馬拉雅的北西向展布特點,也顯示了花崗巖帶受太平洋體制和新特提斯洋體制的制約,也揭示了不同構(gòu)造體制(如蒙古—鄂霍茨克洋)的疊加轉(zhuǎn)換的特點。其中,在環(huán)太平洋帶(如亞洲東部),從侏羅紀到白堊紀,包括早白堊世和晚白堊世,巖漿帶的走向與環(huán)太平洋構(gòu)造帶幾乎平行,時代上具有向東遷移的特點,如在華南顯示侏羅紀到白堊紀的花崗巖帶遷移,在俄羅斯遠東,顯示110Ma到70Ma的花崗巖帶的遷移。因此,該期巖漿活動可能與古太平洋板塊多次不同階段的俯沖有關(guān)(如Sunetal.,2012)。6蒙古—從亞洲大陸聚散角度探討了中生代花崗巖發(fā)育的構(gòu)造背景晚古生代—早中生代,Pangera超大陸聚合形成(~250Ma),并開始轉(zhuǎn)入裂解的階段。但是在亞洲大陸,約在250~200Ma左右,古亞洲洋關(guān)閉,蒙古—鄂霍茨克洋(也有人認為是古太平洋的一部分)、古太平洋和中特提斯洋三大洋板塊發(fā)育俯沖作用,其中中特提斯洋閉合,導(dǎo)致陸塊匯聚,發(fā)生強烈的中三疊世末印支運動。這些作用形成和影響了四大巨型構(gòu)造帶(域):中亞造山帶、中央造山系、古特提斯構(gòu)造帶和環(huán)太平洋帶。上述巨型巖漿帶的時空演變幾乎可以和亞洲大陸這種多階段匯聚相關(guān),可以概況為以下幾個重大階段。6.1早中生代產(chǎn)帶該時期,在亞洲北部(現(xiàn)今位置),蒙古—鄂霍茨克洋(至少自泥盆紀發(fā)育,一直持續(xù)到了侏羅紀,Zorin,1999;Kravchinskyetal.,2001)俯沖,形成陸緣北蒙古—西外貝加爾帶和中蒙古—額爾古納早中生代花崗巖帶的發(fā)育(圖5)。這可以解釋為什么在中亞帶三疊紀花崗巖主要發(fā)育于這些地區(qū)。在亞洲西南(現(xiàn)今位置),古特提斯洋俯沖造就了中央造山帶(如西秦嶺—昆侖)250—230Ma陸緣島弧花崗巖漿帶;例如,在揚子和羌塘地塊之間的金沙江發(fā)育弧花崗巖帶(250—248Ma),在西南三江形成島弧巖漿帶,在青藏高原拉薩地體內(nèi)發(fā)育俯沖花崗巖帶,顯示印支運動的表現(xiàn)。此外,該時期,在華北北緣、內(nèi)蒙古等開始發(fā)育造山后或者陸內(nèi)環(huán)境的花崗巖帶包括堿性巖帶。在哈薩克斯坦及阿爾泰,開始發(fā)育陸內(nèi)花崗巖帶(WangTetal.,2014)。該時期,在西伯利亞二疊紀—三疊紀地幔柱形成的大火成巖省持續(xù)活動。6.2b晚古生代島弧緣形成陸內(nèi)9-12ma后碰撞型巖帶在大洋板塊持續(xù)俯沖背景下,上述巨型花崗巖帶繼續(xù)發(fā)育,如蒙古鄂霍茨克洋有關(guān)的額爾古納花崗巖帶。在個別地區(qū),或有一些小陸塊已經(jīng)開始碰撞,形成了同碰撞花崗巖帶。該時期,中特提斯洋北側(cè)分支剪刀狀俯沖閉合,首先在大別已經(jīng)開始發(fā)生南北中國大陸碰撞(240Ma左右,超高壓巖石證據(jù));而在西秦嶺、昆侖和松潘甘孜等地區(qū)還發(fā)育俯沖環(huán)境下的花崗巖。在秦嶺,已經(jīng)開始碰撞,除了可能發(fā)生的少量同碰撞花崗巖漿作用,主要發(fā)育230—220Ma后碰撞花崗巖漿,包括秦嶺環(huán)斑結(jié)構(gòu)花崗巖和煌斑巖等基性巖脈。即使在昆侖,個別地區(qū)也可能發(fā)生小塊體的碰撞,形成局部的碰撞型花崗巖,如東昆侖南緣強烈變形的S型花崗巖(237—190Ma),代表南緣局部碰撞(許榮華等,1990);西昆侖西段變形石榴石花崗巖(241±2Ma)是甜水海地體與西昆侖南帶晚古生代島弧沿麻扎—康西瓦縫合帶碰撞的產(chǎn)物(豐成友等,2012)。在揚子和羌塘地塊之間的金沙江碰撞帶,發(fā)育經(jīng)過弧花崗巖(250—200Ma),演變到碰撞(247—237Ma)及后同碰撞(234—210Ma)花崗巖帶(Zietal.,2013)。在亞洲東部,古太平洋板塊俯沖已經(jīng)開始,形成韓國三疊紀俯沖環(huán)境下的花崗巖。在華北北緣、內(nèi)蒙古等開始發(fā)育大量造山后或者陸內(nèi)環(huán)境的花崗巖帶包括堿性巖帶。在哈薩克斯坦及阿爾泰,開始發(fā)育陸內(nèi)花崗巖帶。沿著西拉木倫縫合帶出露的同期的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖體,如紅旗嶺和漂河川富Cu-Ni雜巖體,也論證了后造山的過程(Wuetal.,2004)。在東亞大陸北方(如中亞帶),主要發(fā)育是中亞造山帶造山后或板內(nèi)花崗巖,東北部發(fā)育鄂霍茨克陸緣帶花崗巖帶,中部(中央造山帶)發(fā)育俯沖碰撞花崗巖帶,南部發(fā)育印支期碰撞花崗巖帶;東部可能古太平洋板塊俯沖已經(jīng)啟動。6.3陸緣裂谷-成礦景觀上述一些大洋俯沖接近尾聲,中國及鄰區(qū)大陸全面碰撞,形成了各個匯聚帶中碰撞型花崗巖,是印支運動的體現(xiàn)形式。例如,在中央造山帶,造山后出現(xiàn)的大量具正?；◢徑Y(jié)構(gòu)的塊狀花崗巖(225—210Ma)同碰撞到高分異富鉀花崗巖和環(huán)斑結(jié)構(gòu)花崗巖(217—200Ma)帶,標志著南部大陸的匯聚完成。該時期,羌塘、印支和華夏與塔里木、揚子碰撞,形成了金沙江—瀾滄江碰撞帶和紹興—十萬大山碰撞花崗巖帶。一些陸緣帶,發(fā)育陸緣裂解環(huán)境花崗巖帶,如中國東部220—200Ma陸緣A型流紋巖和雙峰式火成巖組合。此外,還繼續(xù)發(fā)育陸內(nèi)伸展環(huán)境下的花崗巖。例如,前面論述的東哈薩克斯坦—阿爾泰三疊紀花崗巖及同期的堿性鎂鐵質(zhì)巖脈(Pavlovaetal.,2008),可能與西伯利亞三疊紀地幔柱形成的大火成巖省有關(guān)(Vladimirovetal.,2008;Buslovetal.,2010)(圖5)。再如,在華北克拉通發(fā)育的三疊紀堿性巖帶,也具有大陸裂谷和伸展環(huán)境特征,它們或者為秦嶺俯沖碰撞遠程效應(yīng),或者為蒙古—鄂霍茨克洋俯沖遠程效應(yīng)。該時期,是亞洲大陸特提斯構(gòu)造域、古亞洲洋構(gòu)造域向古太平洋轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵時期。很多近東西向、北東向花崗巖帶開始轉(zhuǎn)變?yōu)楸睎|向花崗巖帶。亞洲大陸除了鄂霍茨克海陸緣和古太平洋俯沖環(huán)境花崗巖帶外,主體發(fā)育碰撞和板內(nèi)花崗巖帶(如東亞、中亞、特提斯帶、華南帶)。6.4蒙古—晚中生代(侏羅紀190—145Ma)新洋陸格局下的多向匯聚性背景下巨型巖漿巖帶經(jīng)過上述三疊紀印支運動,進入晚中生代,中國及鄰區(qū)大陸基本形成,在其周緣發(fā)育鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋并存的新的洋陸格局及新的侏羅紀俯沖背景下的花崗巖帶發(fā)育?；◢弾r帶等巖漿帶主要發(fā)育于中國及亞洲東部,突顯了鄂霍茨克洋、古太平洋構(gòu)造體系的作用。此外,在喜馬拉雅帶也有少量發(fā)育。在東北亞地區(qū)西北地帶,即大興安嶺以西,侏羅紀花崗巖可以與鄂霍茨克洋板塊動力學(xué)體系有關(guān)。而在東部地區(qū),可能與古太平洋體制有關(guān)該時期,如在中國東部、俄羅斯遠東和韓國都發(fā)育有早侏羅世俯沖背景下的花崗巖(190—175Ma)。而中侏羅世,日本等地區(qū)花崗巖不很發(fā)育,是否暗示了古太平洋板塊俯沖減弱?在特提斯構(gòu)造帶,侏羅紀花崗巖記錄了新特提斯洋盆進入俯沖高峰階段。蒙古—鄂霍茨克洋俯沖可能一直持續(xù)到侏羅紀時期(Zorin,1999;Kravchinskyetal.,2001;Setonetal.,2012;Xuetal.,2013),特別是很多人認為該俯沖閉合具有向東遷移的剪刀狀,東部俯沖時間較長。該時期,一