興蒙造山帶賀根山-黑河a型花崗巖成因及形成環(huán)境探討

興蒙造山帶賀根山-黑河a型花崗巖成因及形成環(huán)境探討

a型花崗巖最初定義為堿性、弱水和非造山環(huán)境。Eby和洪大衛(wèi)等隨后提出將A型花崗巖進一步細分為A1型和A2型兩個亞類,A1型以似長石正長巖為主,其形成于陸內(nèi)裂谷、地幔熱柱有關(guān);A2型以堿長花崗巖和鋁質(zhì)A型花崗巖為主,主要產(chǎn)出于大陸邊緣伸展或陸內(nèi)剪切相關(guān)的伸展環(huán)境。對于A2型花崗巖,Eby選擇的樣品代表經(jīng)歷過陸-陸碰撞或島弧巖漿作用的陸殼物質(zhì)部分熔融的產(chǎn)物,而且認為僅憑微量元素不能排除巖漿來自下地幔的可能,由此把A2型花崗巖劃定為僅形成于造山后則偏離了原文意思。進一步的研究也表明,A型花崗巖可以形成于從陸內(nèi)到大陸邊緣的各種動力學背景。與傳統(tǒng)的A型花崗巖形成于板內(nèi)或造山后環(huán)境的認識相比,中國東南沿海地區(qū)A型花崗巖、揚子板塊西緣石棉縣A型花崗巖以及土耳其東北部Pontides地區(qū)A型花崗巖都被認為形成于活動大陸邊緣弧后伸展環(huán)境,與俯沖洋殼有關(guān)。中國北疆從西部準噶爾經(jīng)內(nèi)蒙古一直到東北地區(qū)存在一條近東西走向的巨大A型花崗巖帶,賀根山—嫩江—黑河一線A型花崗巖即屬于該A型花崗巖帶的東段部分。20世紀80年代就有學者研究認為該花崗巖帶東段部分形成于晚石炭世至晚二疊世,且東段花崗巖形成時間晚于西段部分,而該A型花崗巖既不是非造山花崗巖,也不是裂谷型花崗巖,而是與碰撞作用有關(guān)的花崗巖。由于該花崗巖帶沿西伯利亞板塊與華北板塊的縫合帶產(chǎn)出,此后學者的研究多集中于該A型花崗巖的成巖年代(290~260Ma)、花崗巖類型(A2型)、花崗巖巖漿成因(下地殼部分熔融;殼-?；旌?殼源物質(zhì)為主,有地幔物質(zhì)的加入;年輕地殼為主)、形成構(gòu)造環(huán)境(俯沖碰撞、造山后[11,12,13,14,15,16]、后碰撞俯沖板片拆沉)等方面。正是大部分學者判定其屬于造山后環(huán)境的A2型花崗巖,由此推斷西伯利亞板塊與華北板塊拼合于該花崗巖帶(290~260Ma)形成之前,但也有部分認為其形成與俯沖板片的拆沉有關(guān)。然而,花崗巖的地球化學成分與構(gòu)造背景并不是直接相關(guān),構(gòu)造背景可能只制約了A型花崗巖巖漿的某些方面,判別其形成的構(gòu)造環(huán)境應該綜合多方面的地質(zhì)特征。本文通過研究嫩江縣北部拉拋花崗巖,并結(jié)合前人對該花崗巖帶東段賀根山—黑河部分的研究成果認為,賀根山—黑河A2型花崗巖帶形成于活動大陸邊緣弧后伸展環(huán)境,這對進一步認識A2型花崗巖的產(chǎn)出構(gòu)造環(huán)境及古亞洲洋的演化有重要意義。1地質(zhì)背景和巖石學特征大興安嶺及其鄰區(qū)屬于興蒙造山帶的東段,該地區(qū)晚古生代至早中生代主要受古亞洲洋構(gòu)造域控制,中生代進入古太平洋構(gòu)造域演化階段。區(qū)域上由北向南可以劃分為:額爾古納地塊、興安地塊、松嫩地塊和佳木斯地塊四大構(gòu)造單元。額爾古納地塊與興安地塊490Ma之前拼合于塔源—喜桂圖一線;興安地塊與松嫩地塊拼合于賀根山—嫩江—黑河一線,其拼合性質(zhì)與時間爭議較大;松嫩地塊與佳木斯地塊侏羅紀拼合于伊通—佳木斯一線(圖1)。本文研究的區(qū)域即位于興安地塊與松嫩地塊的拼合帶上,所研究巖體被嫩江—白城斷裂切割。研究區(qū)及其周圍發(fā)現(xiàn)有大量晚古生代花崗巖,總體呈北東向展布,其圍巖大致可分為古生代和中生代兩套地層,古生代地層主要為上石炭統(tǒng)—下二疊統(tǒng)寶力高廟組(C2-P1bl)流紋巖、安山巖等,為一套陸相火山巖;中生代地層主要為下白堊統(tǒng)光華組(K1gn)中基性火山巖與古近紀—新近紀孫吳組(E3-N2s)沉積砂巖髴。嫩江至黑河一帶發(fā)育了大面積二疊紀(290~260Ma)堿長-正長花崗巖,本文研究的拉拋巖體及其向東北部延伸部分在巖性、侵位地層等方面與前者非常相似,故被前人劃為同期A型花崗巖。上述嫩江—黑河一線花崗巖,以及包括向西延伸至賀根山、二連浩特一帶均屬于中國北疆巨型A型花崗巖帶的東段部分。2拉拋巖體巖石學特征研究區(qū)位于嫩江縣以北約30km,屬于內(nèi)蒙古自治區(qū)莫力達瓦達斡爾汗自治旗紅彥鎮(zhèn)拉拋林場范圍內(nèi)(圖1)。拉拋巖體面積約45km2,本次共采5個樣品進行化學分析,其中1個同時進行年代學分析,樣品均勻分布整個巖體(圖1-a)。拉拋巖體主要為堿長花崗巖,巖體中有少量閃長玢巖脈。堿長花崗巖多為灰白色、肉紅色,中粗粒結(jié)構(gòu),塊狀構(gòu)造,南部巖體邊緣發(fā)現(xiàn)有中細粒文象結(jié)構(gòu)。其中堿性長石主要為條紋長石(55%~65%),粒度2~10mm,半自形-自形粒狀、塊狀及條帶狀,偶見卡氏雙晶,條紋呈網(wǎng)脈狀、密集枝狀;石英為他形-半自形粒狀,部分以細粒脈狀產(chǎn)出于條紋長石與斜長石接觸邊界,波狀消光,含量20%~30%;斜長石多為半自形板狀,部分邊緣被鉀長石交代,見聚片雙晶,輕度絹云母化,含量5%~10%;黑云母呈褐色-褐黃色,鱗片狀,產(chǎn)出于長石、石英之間,含量0~5%,粒度0.5~1mm。副礦物有鋯石、磷灰石及不透明礦物等。3分析3.1la-icp-ms年代學鋯石按常規(guī)重力和磁選方法分選,由河北省區(qū)域地質(zhì)礦產(chǎn)調(diào)查研究所完成。分選后的鋯石在雙目鏡下主要挑選完整、透明度高、無裂隙、長寬比1.5~3、體型較大且具有代表性的鋯石,將其整齊的置于環(huán)氧樹脂中,磨至大部分鋯石一半處截面。制靶后先進行反射光、透射光顯微照相,選擇其中無裂隙、無包裹體的鋯石再進行陰極發(fā)光(CL)顯微照相。陰極發(fā)光顯微照相在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室(GPMR)JEOL-JXA-8100電子探針上完成。鋯石U-Pb同位素測年在中國地質(zhì)大學(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室(GPMR)利用激光剝蝕等離子質(zhì)譜(LA-ICP-MS)儀器分析完成。具體分析為MicroLas公司的Geolas2005準分子激光剝蝕系統(tǒng)和美國Agilent公司的Agilent7700型ICP-MS儀器。剝蝕過程以He氣為載氣,束斑直徑32μm,激光脈沖為6Hz,能量為50mJ,以國際標準鋯石91500作為外標標樣,元素含量用NIST610為外標,29Si為內(nèi)標元素。樣品每隔5個點做兩個點標準鋯石91500測定,以降低每次測定條件之間的偏差。實驗原始數(shù)據(jù)采用ICPMSDataCal軟件進行處理,U-Pb年齡諧和圖和年齡加權(quán)平均值計算采用Isoplot3.0完成。詳細操作流程及數(shù)據(jù)處理方法見文獻。3.2微量元素測試巖石樣品送至澳實分析檢測集團-澳實礦物實驗室(廣州)測試分析,主量元素由荷蘭PANalytical生產(chǎn)的Axios儀器利用熒光光譜儀(XRF)測試分析,檢出14種氧化物。微量元素由美國Varian生產(chǎn)的ICP735-ES儀器分析,分析方法為巖石樣品四酸消解后利用電感耦合等離子體發(fā)射光譜(ICP-AES)測定多元素含量,共檢出33種元素。稀土元素分析為堿熔法,即將巖石樣品加入到LiBO2熔劑中,混合均勻,在1000°C以上的熔爐中熔化,利用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)檢測31種元素,檢測儀器為美國PerkinElmer公司生產(chǎn)的Elan9000。4a、b類巖漿鋯石地球化學特征拉拋堿長花崗巖測年樣品(PKR-4)采樣點位于49°28′34.676″N,125°13′6.771″E(圖1-a)。鋯石雙目鏡下透明度較高,總體呈淡黃色、淡褐色,晶型為四方柱與四方雙錐,寬度40~100μm,長度50~200μm,振蕩環(huán)帶明顯,相對寬緩的生長環(huán)帶表明鋯石結(jié)晶溫度較高。根據(jù)鋯石的組成特征將其分為兩類;A類為從核部至邊緣發(fā)育有一致的振蕩環(huán)帶,表明其為同期成因的巖漿鋯石,其年齡數(shù)據(jù)即可代表花崗巖的結(jié)晶年齡;B類為核部具有繼承鋯石的捕擄核,核部繼承鋯石無明顯環(huán)帶,邊部發(fā)生磨圓或溶蝕,已不具有原鋯石的晶形,其年齡代表捕獲或繼承鋯石的年齡。樣品共設(shè)計測點20個,實際測定18個,其中A類巖漿鋯石15個,B類繼承鋯石3個。A類鋯石的Th/U值介于0.25~1.18,僅兩個值小于0.4,結(jié)合其較高的∑REE含量,平均4550×10-6,顯示其屬于巖漿成因。15個A類巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡介于(314±4)Ma~(333±4)Ma,其中11個測點206Pb/238U年齡集中在(320±4)Ma~(327±4)Ma,15個諧和圖上成其附近,其206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(325±3)Ma(MSWD=2,n=15)(圖3),代表了堿長花崗巖的結(jié)晶年齡。B類繼承鋯石的Th/U值為0.35~0.65,總體略低于A類鋯石,∑REE平均含量為3385×10-6,低于A類鋯石。3個B類巖漿鋯石的206Pb/238U表面年齡為(348±4)Ma~(354±4)Ma,且均在諧和曲線上及附近,206Pb/238U加權(quán)平均年齡為(351±4)Ma(MSWD=0.39)。寶力高廟組中酸性火山巖為拉拋堿長花崗巖的主要圍巖之一,該火山巖的成巖年齡為(353±2)Ma~(352±3)Ma,與本文繼承鋯石的年齡在誤差范圍內(nèi)一致,推測本地區(qū)深部可能存在與寶力高廟組火山巖同期的侵入巖,更深部的高溫巖漿上侵重熔了前期巖基,并捕獲了其中的鋯石。5巖石的地球化學特征5.1賀根山—主量元素特征拉拋堿長花崗巖SiO2含量為71.99%~78.75%,平均76.12%;Al2O3含量為11.85%~14.32%,平均12.75%;MgO含量為0.1%~0.54%,平均0.20%;CaO含量0.01%~0.88%,平均0.31%;Na2O+K2O含量8.11%~8.66%,平均8.33%;K2O含量略高于Na2O,K2O/Na2O為1.03~1.25,平均1.16,顯示該花崗巖體相對富鉀。里特曼指數(shù)(σ)為1.84~2.32,均小于3.3,為鈣堿性巖石,鋁飽和指數(shù)(ASI)A/CNK為1.02~1.12,在A/NK-A/CNK圖中顯示為過鋁質(zhì)特點。經(jīng)統(tǒng)計,賀根山—嫩江—黑河一線晚石炭世至二疊紀花崗巖(表3)SiO2含量為73.62%~79.71%,平均76.34%;Al2O3平均含量為12.4%,MgO平均含量為0.15%,CaO為0.37%,Na2O+K2O為8.26%;里特曼指數(shù)(σ)介于1.27~3.06,為鈣堿性;鋁飽和指數(shù)(ASI)A/CNK為0.89~1.13。在SiO2-K2O圖(圖4-a)中集中于高鉀鈣堿性系列區(qū)域內(nèi),僅呼倫陶勒蓋-2一個樣品落于鈣堿性系列范圍。在A/CNK-A/NK圖(圖4-b)中,絕大部分樣品表現(xiàn)為弱過鋁質(zhì),部分為準鋁質(zhì),表明該系列花崗巖介于準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)之間。對比拉拋巖體、黑河五道溝等5處巖體可以發(fā)現(xiàn),賀根山—黑河一線晚石炭世至二疊紀花崗巖主量元素具有高度的一致性,均表現(xiàn)為高硅、高堿、低鈣鎂,屬于準鋁質(zhì)-弱過鋁質(zhì)高鉀鈣堿性系列,且在ANCK與SiO2-K2O圖中,所有樣品表現(xiàn)為集中分布,因此,拉拋堿長花崗巖與該花崗巖帶具有相似的主量元素特征。5.2巖石學和礦物學特征前人研究認為該地區(qū)A型花崗巖帶形成于二疊紀(290~260Ma)。為了進行對比,本文將該地區(qū)A型花崗巖以290Ma為界,劃分為石炭紀與二疊紀兩類分別進行闡述。石炭紀花崗巖∑REE平均為198.01×10-6,LREE/HREE平均為9.50,(La/Yb)N平均為9.20;二疊紀花崗巖∑REE平均為256.12×10-6,LREE/HREE平均為5.09,(La/Yb)N平均為4.50,二者均表現(xiàn)為一定程度的輕重稀土分異,而石炭紀花崗巖分異程度則更高,且其稀土總含量偏低。石炭紀花崗巖(La/Sm)N平均為4.10,(Gd/Yb)N平均為1.37;二疊紀花崗巖(La/Sm)N平均為2.92,(Gd/Yb)N平均為1.09,(La/Sm)N大于1,可見其輕稀土均為中等程度分異,(Gd/Lu)N則均接近于1,重稀土為低程度分異。從稀土元素球粒隕石標準化配分圖(圖5)中可見,石炭紀花崗巖和二疊紀花崗巖有明顯的銪負異常,前者δEu平均為0.35,后者平均為0.17,說明二者巖漿源區(qū)經(jīng)歷了斜長石的結(jié)晶分異作用,而晚期二疊紀花崗巖結(jié)晶分異作用更為強烈。石炭紀花崗巖與二疊紀花崗巖盡管在∑REE含量、輕重稀土分異程度、及δEu等指標上存在細微差異,但二者總體呈現(xiàn)為強烈銪虧損,左陡右緩的略右傾“V”型,為典型A型花崗巖的稀土分配模式。5.3島弧玄武巖巖石地球化學特征石炭紀花崗巖與二疊紀花崗巖具有一致的微量元素特征,都相對富集Th、Pb、La等元素,Ba、Ce、Sr、P和Ti等元素則明顯虧損,總體表現(xiàn)為略右傾形式。Sr在斜長石、磷灰石中分配系數(shù)最大,Ba在黑云母、鉀長石中分配系數(shù)最大,因此推測,Sr、Ba的顯著虧損與源區(qū)斜長石、磷灰石和黑云母大量分離結(jié)晶有關(guān);Ti則主要向角閃石、黑云母中富集,Ti的虧損則與角閃石、黑云母的分離結(jié)晶作用有關(guān);P的強烈虧損,則與富P礦物磷灰石、榍石的分離結(jié)晶有關(guān),而A型花崗巖明顯的P負異常和低P2O5含量是區(qū)別于S型花崗巖的標志。李昌年認為大陸弧背景下的造山型花崗巖具有Sr、P、Ti等元素的虧損,成熟的弧環(huán)境花崗巖不顯示Nb虧損,該地區(qū)石炭紀和二疊紀花崗巖均與其具有一致的特點,因此,該地區(qū)A型花崗巖應為成熟大陸弧環(huán)境下的產(chǎn)物。Eby將A型花崗巖分為與洋島玄武巖(OIB)類似具有很低Y/Nb,Yb/Ta比值的A1型,與類似于島弧玄武巖(IAB)具有高Y/Nb,Yb/Ta比值的A2型。石炭紀與二疊紀花崗巖的Y/Nb分別為1.73和3.13,Yb/Ta為2.38和4.29,都明顯>1,顯示為島弧玄武巖親緣性,其巖漿來源為殼-幔混合源。在微量元素蛛網(wǎng)圖中Nb處于相對的低谷NbN=10~70,也表明該系列A型花崗巖受到了陸殼組分的混染。球粒隕石與原始地幔的Nb/Ta值約為17.5,后太古宙大陸地殼Nb/Ta平均約為11.石炭紀花崗巖Nb/Ta值平均為13.19,二疊紀花崗巖平均為13.38,二者非常接近,且與劉昌實等劃分的堿性花崗巖(AAG型)13.36相似,表明石炭紀花崗巖與二疊紀花崗巖具有相同或相似的巖漿來源,均指示為受陸殼組分混染的殼-?；旌闲蛶r漿。6討論6.1晚石炭世a型火山巖賀根山—黑河一線A型花崗巖為中國北疆整個A型花崗巖帶的東段部分已經(jīng)得到了大家的認可。然而,前人的研究多集中于該A型花崗巖帶的某個巖體,或某一段區(qū)域巖體,明顯尚不足推斷整個花崗巖帶的形成機制及構(gòu)造環(huán)境。此前普遍認為賀根山—黑河A型花崗巖帶為二疊紀(290~260Ma)形成。但是本文拉拋堿長花崗巖年代學研究表明,賀根山—黑河A型花崗巖帶成巖作用最少應向前推至晚石炭世(325Ma),且多寶山地區(qū)的多寶山巖體年齡為(309±3)Ma,呼倫陶勒蓋地區(qū)則測出了(313±4)Ma的A型花崗巖,這表明晚石炭世A型花崗巖并非單獨存在。此外,山神府巖體與呼倫陶勒蓋-1巖體的成巖年齡介于260~290Ma,其地球化學特征與此前認識的A型花崗巖高度一致(圖5),因此山神府巖體與呼倫陶勒蓋-1巖體應劃入前人提出的二疊紀A型花崗巖范疇,而本文分析的拉拋巖體與山神府巖體(距離<10km),呼倫陶勒蓋-1巖體與呼倫陶勒蓋-2巖體(距離<20km),兩者空間上表現(xiàn)為共生關(guān)系;時間上,晚石炭世A型花崗巖與二疊紀A型花崗巖表現(xiàn)為連續(xù)產(chǎn)出,二者之間無時間間隔(圖9);地球化學特征上,晚石炭世與二疊紀花崗巖主、微量元素特征高度一致,且在構(gòu)造環(huán)境判別圖、巖石成因判別圖中呈現(xiàn)集中分布。因此,賀根山—黑河一帶A型花崗巖并非為此前認識的僅存在二疊紀,而是從晚石炭世即已開始該期巖漿活動,且從花崗巖的分布特點來看,石炭紀晚期花崗巖通常呈單體產(chǎn)出且數(shù)量少,二疊紀則表現(xiàn)為廣泛分布,由此可以推斷,該期巖漿活動開始于晚石炭世,二疊紀進入活動高峰期。6.2中晚二疊世蛇綠巖帶的古洋收放活動物華北板塊與西伯利亞板塊之間存在兩條蛇綠巖帶,賀根山—嫩江—黑河蛇綠巖帶與西拉木倫河—長春—延吉蛇綠巖帶,兩條蛇綠巖帶的形成時間也不一致。因此,針對華北板塊與西伯利亞板塊拼合的位置一種觀點認為發(fā)生在南部的西拉木倫河—長春—延吉一線,時間為晚二疊世至早三疊世[17,39,40,41,42,43];另一種觀點認為兩大板塊拼合于索倫—賀根山—黑河一線。對于華北板塊與西伯利亞板塊發(fā)生碰撞拼合的時間,本文在詳細總結(jié)前人資料的基礎(chǔ)上認為應該為晚二疊世—早三疊世,理由如下:(1)溫都爾廟—西拉木倫河蛇綠巖帶中,溫都爾廟奧陶紀蛇綠巖(U-Pb年齡467~429Ma,蛇綠巖上硅質(zhì)巖發(fā)現(xiàn)有奧陶紀微生物化石)常被誤認為是洋殼閉合的產(chǎn)物。但該地區(qū)蛇綠巖上部覆蓋有后期大洋半深海硅泥質(zhì)沉積巖和凝灰?guī)r層,且其鉛同位素表明其來源于陸殼巖石,可能形成于陸殼最初的裂解時期,劉敦一等測得溫都爾廟蛇綠巖中石英閃長巖年齡為(476±18)Ma,認為該年齡是溫都爾廟古洋殼開始俯沖的時期。西拉木倫河蛇綠巖帶的柯單山蛇綠巖片中堆晶輝長巖的鋯石年齡為276Ma,這與處于同一位置的雙井下場鄉(xiāng)蛇綠巖中發(fā)現(xiàn)中二疊世放射蟲相對應。由此可見,溫都爾廟—西拉木倫河蛇綠巖帶可能是多期、多成因蛇綠巖的疊合,而中晚二疊世蛇綠巖結(jié)合其中古生物的鑒定確定為古亞洲洋最終閉合的年代才更為合理。(2)華北板塊與西伯利亞板塊早二疊世古緯度之差為32~28°,現(xiàn)今緯度差為22°,可見兩大板塊從早二疊世至今緯度差減小了10~6°,相當于二者之間距離縮短了1100~700km。大洋消失后的陸殼繼續(xù)俯沖,及在此作用下的陸殼壓縮抬升造山作用也可以造成板塊間距離縮短,但是華北板塊與西伯利亞板塊之間表現(xiàn)為“軟碰撞”、“弱造山”的特點,從而排除陸殼強烈碰撞俯沖消減的可能。因此,華北板塊與西伯利亞板塊之間二疊紀仍有俯沖洋殼存在。任收麥和黃寶春研究古地磁也發(fā)現(xiàn)石炭紀至晚二疊世,西伯利亞板塊基本保持穩(wěn)定,而華北板塊則明顯向北漂移,由此可見,石炭紀至二疊紀古亞洲洋主要向北俯沖,西伯利亞板塊南緣屬于活動大陸邊緣環(huán)境。(3)王玉凈和樊志勇在西拉木倫河北部雙井下場鄉(xiāng)杏樹洼蛇綠巖帶硅質(zhì)巖中發(fā)現(xiàn)中二疊世牙形類Mesogondolellasp.,這類遠洋型放射蟲可以證明該蛇綠巖為洋殼的殘留,且形成時間應該與放射蟲的年代一致,為中二疊世。此外,在賀根山以南地區(qū)的灰?guī)r塊體中發(fā)現(xiàn)的珊瑚、腕足類、苔蘚蟲等典型造礁生物分子及錫林浩特南部的哲斯組粉砂巖中發(fā)現(xiàn)的菊石Daubichitessp.均被鑒定為二疊紀茅口亞世,且該類放射蟲所處的沉積盆地深度至少大于300~500m,因此,賀根山與錫林浩特南部二疊紀應該處于深水沉積環(huán)境。(4)溫都爾廟—西拉木倫河一線以北地區(qū)發(fā)現(xiàn)了大量中晚石炭世至晚二疊世島弧環(huán)境I型花崗巖:蘇尼特左旗(490±8)Ma與(309±8)Ma弧巖漿巖;與古亞洲洋俯沖有關(guān)的古塔爾氣(335±5)Ma、(320±1)Ma及(313±3)Ma3個I型花崗巖;維拉斯托花崗巖(323±5Ma)、(308±8Ma)和(298±3Ma)均顯示火山弧花崗巖的特征;固陽地區(qū)(281.9±3.1Ma)埃達克質(zhì)花崗巖同樣表現(xiàn)為典型島弧型花崗巖的特征,上述島弧型花崗巖集中于中石炭世至早二疊世,且均顯示出俯沖大洋板片釋放的流體交代地幔楔成因的特征。晚石炭世至早二疊世強烈的島弧巖漿作用形成了廣泛的島弧型花崗巖,該類型花崗巖主要產(chǎn)出在溫都爾廟—西拉木倫河一線以北地區(qū),表明該地區(qū)應該為島弧或活動大陸邊緣環(huán)境,強烈的島弧巖漿活動同時也暗示大洋板塊俯沖活動在該時期達到高潮。多方面的證據(jù)表明,古亞洲洋從早古生代就開始向北俯沖(是否存在向南俯沖尚有待進一步研究),俯沖期間局部弧-陸碰撞形成了多期蛇綠巖帶,晚石炭世—二疊紀大洋板片進入了碰撞前的主俯沖階段,該期間華北板塊明顯向北漂移,同時快速俯沖導致了西伯利亞板塊南緣大面積島弧型花崗巖的產(chǎn)出,晚二疊世至三疊紀,兩大板塊碰撞拼合于溫都爾廟—西拉木倫河—延吉一線,伴隨著三疊紀沿拼合帶發(fā)育的大量同碰撞殼源花崗巖。6.3與安第斯型活動陸弧后拉伸環(huán)境的關(guān)系A(chǔ)型花崗巖的初始定義就限定其形成于非造山構(gòu)造環(huán)境,Eby和洪大衛(wèi)等隨后都提出了進一步將A型花崗巖分為形成于陸內(nèi)裂谷A1型和形成于造山后伸展環(huán)境的A2型,Bonin更是提出了A型花崗巖可以形成于從陸內(nèi)到大陸邊緣的各種動力學背景。因此,我們認為Eby最初限定A型花崗巖形成于非造山環(huán)境,這里的“非造山”是指一種相對于造山擠壓應力作用的拉伸或伸展應力環(huán)境,而并非指某種特定的構(gòu)造環(huán)境,伸展環(huán)境才是控制A型花崗巖形成的關(guān)鍵因素?；顒哟箨戇吘壔『笊煺棺鳛榘鍓K體制中重要、且廣泛存在的構(gòu)造環(huán)境同樣有A型花崗巖的產(chǎn)出,胡受奚等針對東南沿海A型花崗巖研究首先提出這一認識。隨后,這一觀點也得到了更多研究和事實的證明。華南地區(qū)晚中生代A型花崗巖可劃分為兩期,第一期A型花崗巖形成于陸內(nèi)陸-陸剪切造山導致的拉張環(huán)境,第二期花崗巖則形成于板塊俯沖導致的弧后伸展環(huán)境。對于中國東南部中生代構(gòu)造背景多數(shù)學者認為屬于安第斯型活動大陸邊緣,巖漿活動與古太平洋俯沖有關(guān)。胡建等對比研究東南沿海與南嶺內(nèi)陸A型花崗巖發(fā)現(xiàn),南嶺內(nèi)陸A型花崗巖主要受板內(nèi)裂谷環(huán)境控制,東南沿海A型花崗巖則形成于古太平洋俯沖有關(guān)的弧后伸展引張環(huán)境。與中國東南沿海A型花崗巖類似,土耳其東北部東Pontides地區(qū)A型花崗巖形成于晚白堊世到早新世南特提斯洋俯沖下的弧后伸展環(huán)境,揚子地塊西緣康定地區(qū)A型花崗巖形成于新元古代大洋俯沖下的活動大陸邊緣。此外,Zhao和Karsli均認為俯沖板片俯沖角度由緩變陡,即提供了A型花崗巖產(chǎn)出的弧后伸展構(gòu)造,又造成軟流圈地幔物質(zhì)上涌,為下地殼熔融提供了條件。賀根山—嫩江—黑河一線A型花崗巖在古亞洲洋縫合帶以北,距離縫合帶一定距離的區(qū)域上成帶狀沿縫合帶分布。通過對該花崗巖帶的研究認為,該花崗巖帶形成至少應該從晚石炭世(325Ma)開始,比此前的認識向前推了35~40Ma,而該A型花崗巖帶在晚石炭世至二疊紀(325~260Ma)應該處于伸展的陸殼環(huán)境。上文結(jié)合古生物、古地磁等多方面證據(jù)證實古亞洲洋在二疊紀仍處于向北俯沖階段,其俯沖位置在該A型花崗巖帶南部的溫都爾廟—西拉木倫河一線。因此,溫都爾廟—西拉木倫河以北在晚石炭世到二疊紀應該屬于活動大陸邊緣環(huán)境,賀根山—黑河一線則為大陸弧后環(huán)境,江小燕等對林西、索倫及好仁地區(qū)二疊紀林西組和哲斯組砂巖物源區(qū)分析均是活動大陸邊緣大陸島弧,此觀點也得到了其他學者認可。由此可見,賀根山—黑河A型花崗巖帶產(chǎn)出于活動大陸邊緣的弧后伸展環(huán)境,這些堿性花崗巖的形成可能與安第斯型活動陸弧下部俯沖洋殼有關(guān),Wu等進一步認為其巖漿形成可能是俯沖板塊斷離導致的軟流圈上涌熔融下地殼。因此,賀根山—嫩江—黑河一線A型花崗巖、華南沿海A型花崗巖、土耳其東Pontides地區(qū)A型花崗巖及康定地區(qū)A型花崗巖均形成于活動大陸邊緣弧后伸展環(huán)境。6.4巖漿來源及成巖模式A型花崗巖巖石成因雖然存在較多的爭議,但其成巖需要的低壓、相對貧水和高溫等條件則被廣泛的認可。賀根山—黑河一線A型花崗巖都具有正的εNd(t),嫩江—黑河花崗巖帶εNd(t)介于2.0~5.3,蘇尼特左旗花崗巖帶εNd(t)介于3~5.4,這種廣泛的正的εNd(t)值花崗巖與南北美洲西海岸晚中生代—古近-新近紀花崗巖類似,美國西部與秘魯安第斯山花崗巖詳細研究發(fā)現(xiàn),從太平洋沿岸向內(nèi)陸εNd(t)由正變負,這主要是由于太平洋板塊俯沖導致地幔來源巖漿注入到大陸邊緣,而內(nèi)陸沒有地幔巖漿的注入,而且這種加入的巖漿主要是年輕的地幔物質(zhì)。對內(nèi)蒙古不同時代、不同類型花崗巖類Sm-Nd同位素研究也表明,相對于其他時代花崗巖類物質(zhì)來源以殼源增生物質(zhì)重熔為主,晚古生代明顯存在有幔源物質(zhì)的加入。結(jié)合賀根山—黑河一線