7.3.1.1 中南蒙古-大兴安岭
中南蒙古-大兴安岭地区的岩浆活动历史长,而区域性的大规模岩浆活动是晚古生代和晚中生代,前者可能归属古亚洲洋造山带,后者可能与环太平洋构造带叠加相关,新生代为裂谷作用,以玄武岩喷发为特征。
东北亚地区三叠纪以后的主要地质构造事件可归纳为:1)T3-J1,古欧亚大陆造山期后伸展;2)J2-J3,古欧亚大陆东部活动大陆边缘造山;3)J3-K1,古欧亚东部大陆地壳裂解阶段;4)K2-古近纪,鄂霍次克海微板块与古欧亚大陆碰撞阶段;5)新近纪以来,大陆边缘裂解形成西太平洋现代沟弧盆系统。区域上的资料显示,在早白垩世期间,亚洲大陆东部有一次非常重要的增生事件,俄罗斯远东南部和我国黑龙江省东部的完达山,都是这一时期增生碰撞形成的造山带,亚洲大陆东部处于活动大陆边缘阶段。
从更大范围看(图7.21),环太平洋构造-成矿带的叠加-改造,除了西伯利亚陆块、古亚洲洋造山带外,还包括其间夹杂的蒙古-鄂霍次克造山带(西伯利亚陆块南),叠加-改造的表现是出现一系列火山-沉积盆地和侵入岩带,其中不少与中国东北地区相连。
中生代-新生代钙碱性火山活动分布在从太平洋边缘到后贝加尔广阔的地区;该区域内的岩浆活动以晚侏罗世-古近纪时期最活跃,花岗闪长岩岩浆活动与火山岩紧密相关,与这个时期岩浆活动相关的金属矿床有Au、Ag和Sn等。
在东北亚的中亚造山带和太平洋造山带交汇地区(图7.22),西部到东部的火山地层还有推覆现象。以年龄、地球化学区带和成矿区带为基础,在区域大地构造-岩浆图上,从西到东可以分出武德-大兴安岭晚侏罗-早白垩火山深成岩带、Cунгари-Охотско-Чукот白垩纪火山岩带和锡霍特-阿林Сихотэ-Алинь晚白垩世-古近纪火山深成岩带(Mишин等,2003)。
在蒙古东部、俄罗斯远东区域钙碱性火山作用影响范围大,并且推进到内陆地区,这一现象与中国东部类似,同样引起了俄罗斯学者的注意(Нагибина,1970)。А.Д.Щеглов等(1984)称为大陆边缘带,分为鄂霍次克-Чукотский带,锡霍特-阿林东部带,Хонсю-Корейский带,中国东部带以及Вьетнамский带,划为大陆边缘带的依据包括:露头连续,相对完整的剖面和总体倾向于海的单斜层构造框架,以及在火山岩层下出露基底岩石。
岩浆岩岩石地球化学资料表明,中生代-新生代亚洲东部边缘的火山活动属于钙碱性类型,以大陆边缘安第斯型火山岩为特征。Сунгари-Охотский带和锡霍特-阿林带中的火山岩和深成岩稀有元素和稀土元素特征一致。构造环境判别图解中这些岩石分布在火山弧花岗岩区域(图7.23,6.24)。根据公开出版的资料判断,晚侏罗世-早白垩世岩浆物质具有相近的地球化学特征(ЧжанХунидр,2000;Антонов,2000;Гордиенкоидр,2000)。在火山岩带内的玄武岩,岩石的碱性和钾性同时增长,出现粗玄岩的双峰式组合(Мартынов,1983;Мишин,1982;Филатова,1988;Сидневидр,1987)。
火山岩组分的更替可能暗示了构造重新组合的问题,但不是划分火山活动独立于裂谷期的依据(Мартынов,2003;Филатова,1988),而很明显与俯冲消亡过程和岩石圈固结有关。该区太平洋造山带和锡霍特-阿林、鄂霍次克-Сунгари火山深成岩的同向、纵向分带性曾被认为是属于陆-洋过渡区的有力证据。
也有学者(гордиенко等,2000;Гусев,Хйна,1995;Klimets,1983)将武德-大兴安岭分出上阿穆尔火山深-成岩带,即主动边缘带和假定的松辽盆地下的俯冲带。这种模式很好地解释了上阿穆尔带的纵向分带性,由东南向西北,大兴安岭为磁铁矿系列,Шилка-Аргунский为钛铁矿系列,很好地显示了大兴安岭重力梯度两边的差异。另外,晚侏罗世-早白垩世火山岩岩石年龄相近,并且岩石地球化学关系具统一变化特征,自东向西岩石碱性和钾性增加。
这种东西分带性和南北分带性能解释沿蒙古-鄂霍次缝合线的构造运动作用。武德-大兴安岭内部分带性和露头形状独特性更合理的解释了Палеапацифики边缘俯冲过程相互干扰和沿蒙古-鄂霍次地缝线碰撞消亡过程。大部分研究者注意到,蒙古-鄂霍次克洋是从西南到东北逐渐闭合,最终的闭合是在中侏罗世,这在一定程度上解释了岩浆岩和成矿的时代由西南向东北方向逐渐年轻的趋势。总的来说,合理解释武德-大兴安岭的中生代岩浆活动的构造,需要更详细地研究火山深成岩杂岩的岩石地球化学分带性。根据已有资料可分为三个不同时代的火山-深成岩带,由西向东分为:武德-大兴安岭(J3-K1),鄂霍次克-Сунгари(K1-2),锡霍特-阿林(K2-E)。在鄂霍次克-Сунгари带和锡霍特-阿林带中,根据它们与太平洋边缘的关系又可分为内带和外带,内带和外带区别很明显,主要表现在岩浆岩的氧化-还原条件、锶同位素初始值、稀土元素分布特征等各不相同。这些构造单元的极性分带表明,它们受安第斯型主动大陆边缘控制,突然由西向东移动。
武德-大兴安岭火山-深成岩带是近南北向分带和近东西向分带的复合,导致在Палеопацифики边缘的构造方向受干扰和沿蒙古-鄂霍次克碰撞构造缝合线消失。根据岩浆岩分布可分三个不同时代的成矿系统,三个成矿系统内又可以分为内金矿带和外锡矿带。
上述证据表明,环太平洋成矿带叠加-改造涵盖了整个中南蒙古-大兴安岭区域。蒙古-鄂霍次洋从西南到东北逐渐闭合,最终的闭合是在中侏罗世;而晚侏罗世-早白垩世火山岩自东向西岩石碱性和钾性有增加的特征,并呈东西分带性和南北分带性,可能暗示太平洋板块叠加-改造真正发生自晚侏罗世-早白垩世之后。三个不同时代的火山-深成岩带和各自相对独立的成矿系统,可能暗示叠加-改造的阶段性。
图7.22 中南蒙古-大兴安岭不同时代火成岩分布图
图7.23 Сунгари-鄂霍次克带中酸性岩构造环境判别图解(转引自Сopy editor:Sun Yayun,2008)
图7.24 锡霍特-阿林带中酸性岩构造环境判别图解(转引自Copyeditor:SunYayun,2008)
7.3.1.2 中国东部
中国东部花岗岩成因类型的空间分布格局基本稳定,它并不因岩体形成时代同而发生剧烈的变化,反映了基底成分对花岗岩的约束。以华南例,各时代的花岗岩均以S型为主,Ⅰ型和MI型极少。就出露面积而言,前寒武纪S和S+Ⅰ型岩体占该期岩体总面积的43%,加里东期S型花岗岩78%,S+Ⅰ型占14.3%,海西期S型花岗岩占97%,印支期S和S+Ⅰ型占80%,燕山期S型花岗岩岩占74.5%,S+Ⅰ型占21%。表明以燕山期花岗岩分布所划分的岩省,大体适合于其它几个时代。在空间上,中生代前的花岗岩主要分布于大陆块体的拼接带,以北西、北西西为多,中生代花岗岩除个别地段外(大别山、桐柏山),都为北东向或北北东向,属于环太平洋构造域范围。燕山期是中国东部花岗岩形成的最主要时期,岩体分布十分广泛,岩体总体呈带状分布,走向多为北东向或北北东向,仅大别山、桐柏山北麓的一些岩体为北西西向。此外,南岭地区也有近东西向的岩体分布。燕山期花岗岩以华南岩省花岗岩最发育,面积约18万km2,次为华北岩省,约4万km2,东北岩省较少,约2万km2。
花岗岩分布区域多集中于狭义的东部地区(即太行山、武陵山以东地区)。除华南岩省的东南部大片出露外,华北岩省则仅分布于中朝准陆块与其它大地构造单元按合部位,即刚性块之间碰撞带,或内部深断裂带内。随着时间推移,岩浆活动有由西向东迁移的趋势,即白垩纪的侵入体多集中分布于东南沿南的浙东、闽东以及山东半岛最东部。华北岩省北缘中段(即冀北地区),岩浆活动有由南向北迁移的趋势。岩体成因类型的分布:东北岩省以M型或Ⅰ为主,次为A型,几乎没有S型;华北岩省,无论是燕辽、秦岭、长江中下游以及山东等地区,都是Ⅰ型或M型、M+Ⅰ型占绝对优势;而华南岩省除东南沿海的白垩纪花岗岩多属Ⅰ型外,均以S型为主,少数为S+Ⅰ型。
(1)东北花岗岩
东北属于西伯利亚和中朝-塔里木陆块之间的古亚洲洋造山带东段,在中生代卷入太平洋构造域。
对东北花岗岩的形成时代的认识有较大变化,在吉林省地质矿产局和辽宁省地质矿产局(1970~1986)涉及研究区内的14幅1:20万地质测量报告中,将该区花岗岩的绝大部分划归晚海西期,少数归为早燕山期。在少数图幅中划分出了极少数的加里东期(如四平市幅、辽源市幅和舒兰县幅)、印支期(如舒兰县幅)和早海西期(如桦甸县幅)。吉林省地矿局(1988)在编制吉林省区域地质志时将这些花岗岩重新厘定为五期,即:加里东期、中海西期、晚海西期、早燕山期和晚燕山期,以早燕山期(中-晚侏罗世)为主,而海西期花岗岩却很少。方文昌(1992)在对吉林省花岗岩进行全面研究总结后,认为吉林中部张广才岭花岗岩主要为印支期(250~200Ma)和燕山期(200~135Ma),少数为加里东期(如大玉山岩体和石场屯岩体等)和海西期(后庙岭、秫嵇垛岩体等)。孙德有(2001a、b,2004)对位于吉林中部的部分花岗岩研究后指出,该区花岗岩主要形成于早燕山期(160~190Ma),少数形成于晚二叠世、晚三叠世和早白垩世,并不存在大面积的晚海西期花岗岩。吴福元等采用单颗粒锆石和离子探针测定技术为主,少量Rb-Sr全岩-矿物等时线法进行定年,获得一批高精度年龄资料(转引自肖庆辉等,2009)。
从所获得的同位素年龄资料来看,吉林-辽源地区原定的大面积古生代花岗岩实际上出露可能较为有限,花岗岩主体形成于中生代的侏罗纪,岩体侵位年龄主要在160~190Ma之间,一些中侏罗世花岗岩冷却到300~350℃的时间在150Ma之前。其次部分岩体形成于晚二叠世和早三叠世,少数形成于早白垩世和晚三叠世。根据同位素年龄和岩石组合,并考虑到岩浆的旋回性分出:①二叠世-早三叠世(270~240Ma)②晚三叠世(220~200Ma);③侏罗世(190~150Ma)和④早白垩世(130~120Ma);四期花岗岩中,早-中侏罗世为主,约占全区花岗岩出露面积的90%,其次是晚二叠世-早三叠世花岗岩约占7%,早白垩世花岗岩约占2%,晚三叠花岗岩最少,约为1%。
研究表明(洪大卫等,2000,2003;吴福元,1999;Jahn等,2000),东北花岗岩与古亚洲洋造山带西段的花岗岩Nd同位素组成具有很大的类似性:主要表现在两点:
大量花岗岩,与同时代的基性或超基性岩具有相似的同位素组成。
多数显示出εNd(t)为正值,钕模式年龄TDM大都在500~1000Ma范围内,显示了地幔物质来源的特点,同位素组成似乎与岩石总成分、类型(Ⅰ型、S型、A型、M型)、时代之间没有什么相关性。
东北花岗岩TDM年龄整体年轻于兴蒙造山带西段(图7.25),TDM年龄相对较年轻和εNd(值较低,并自成峰值,可能是中生代卷入太平洋构造域的具体体现;在岩石组合上,东北花岗岩中的花岗闪长岩从J1-2有→J3少量→k1无(图7.20),说明有新的地幔物质输入大陆。因此,可以认为东北地区的大陆生长方式是中生代新输入大陆的地幔物质既有新生地壳生长,又有对显生宙陆壳的改造。
(2)华北花岗岩
位于古亚洲洋造山带与秦岭-大别-苏鲁造山带之间的华北陆块是中国最大的古老陆块,形成于新太古代-古元古代,此后直至中生代以前,华北陆块基本处于稳定状态。以岩浆活动为标志,前侏罗纪岩浆活动,只是从中元古长城纪开始在陆块内部和边缘裂谷带发生了裂陷作用,喷发了长城系大红峪组碱性玄武岩-粗面岩系列(1683~1625Ma),在冀北和晋北发育了辉绿岩岩墙群(1885~1769Ma),承德大庙斜长岩(1735~1686Ma),在山西阳高有钾镁煌斑岩(1648Ma),在辽宁盖县梁屯-矿洞沟有碱性正长岩(1857Ma),在陆块南缘喷发了西阳河群和熊耳群中基性火山岩,在小秦岭地区出现了张家坪花岗岩(1650Ma)等,以及密云沙厂更长环斑花岗岩(700Ma)。奥陶纪时,华北陆块大规模上隆,遭受长期剥蚀,加里东期岩浆岩仅表现为在陆块东部的鲁西蒙阴、辽宁复县等地有含金刚石的金伯利岩浆侵入(475~462Ma),反映的只是稳定陆块环境下的小规模的地幔热扰动(邓晋福等,1987,1996a);华力西期、印支期分别是华北陆块北部古亚洲洋消失并与蒙古微大陆以及扬子陆块焊接形成拼合大陆时期,在华北陆块北缘燕辽-阴山地区发育了二叠纪-三叠纪东西向的碱性正长岩带(250~208Ma);沿大别-苏鲁造山带形成含柯石英的超高压变质带(230~218Ma),在陆块南缘形成了秦岭-大别山北麓东西向的碱性正长岩带(226~208Ma),从花岗岩的分布主要限于华北陆块北缘、北东缘和南缘,而陆块内部几乎没有岩浆活动来看(图7.5),华力西期、印支期岩浆活动对华北陆块内部的影响很小。所以,自新太古宙-古元古代形成以来至前中生代无大规模的幔源岩浆活动,岩石圈壳幔结构长期稳定。
图7.25 Nd同位素模式年龄和εNd分布图
侏罗纪以来陆块被“活化”,伴随燕山运动的壳幔混合源岩浆活动强烈而广泛,形成了吉辽鲁东岩带、燕辽岩带、太行山岩带、鲁淮岩带、豫陕岩带和华北陆块北缘西段等岩带(图7.6),分布于现今华北环形裂谷盆地周边的山岭。根据出露面积统计,燕山期侵入岩在各构造单元的分布面积以胶东台隆的花岗岩出露面积最大(33%),其次燕山和鲁西约16%,豫西12.4%,山西台隆占1.1%,鄂尔多斯没有侵入岩出露。按岩性统计,华北陆块燕山期花岗岩占整个华北陆块侵入岩的93.6%,中性岩占5.2%,基性超基性岩约1%,说明燕山造山运动对华北陆块的中东部岩石圈壳幔结构有强烈的改造作用。
华北陆块中生代花岗岩的Sr、Nd同位素组成与古亚洲洋造山带的正εNd(t)值花岗岩具有明显区别(洪大卫等,2003),εNd(t)值为负值,TDM变化范围为1.0~2.4Ga(峰值为1.0~2.0Ga),明显不同于具有正εNd(t)值和DTM集中在700~800Ma范围内的古亚洲洋造山带花岗岩,反映了其源区受到古老地壳物质的显著影响。
与同时代的镁铁质-超镁铁质岩(包括碳酸岩(山西大同)、煌斑岩(河北太行山、北京西山、胶东、辉长岩(山东济南)、闪长岩(太行山南段)等)、以及被认为有类似埃达克岩的地球化学性质的中生代(124~119Ma)中生代火山岩比较,它们具有十分类似的Sr、Nd同位素性质,大部分样品落在EMI型富集地幔附近。说明花岗岩Nd同位素成分同其岩石类型之间没有什么相关性,不受岩浆分异的影响。
在空间上,不同区域的花岗岩和中酸性火山岩的Sr、Nd同位素组成有所差异:其中燕辽、辽西的εNd(t)值较高,太行山、燕山的εNd(t)值较低,胶东的εNd(t)值最低,华北陆块南缘居于胶东与燕辽、辽西、太行山、燕山之间。表明从辽西、燕辽经太行山-燕山、陆块南缘到胶东,地壳混染程度逐步增强,这种差异可能与组成华北陆块的各个块体组成不同或地幔物质输入数量差异有关。
因此,华北中生代花岗岩(新陆壳)既有从地幔中分出的新生陆壳的贡献,也有原有古老陆壳再熔融产生的再生陆壳的贡献。
(3)华南花岗岩
华南是世界闻名的滨太平洋金属成矿带的重要组成部分,也是我国有色、稀有金属矿产最集中的产区,在世界上占有重要地位,该区由西部的扬子陆块和东部的华南褶皱带组成(任纪舜等,1990)。华南褶皱带则是在华夏地块基础上由强烈褶皱和断裂的古、中元古代变质基底组成的加里东褶皱区。中生代花岗岩主要产于华南褶皱带(图7.26)。
Zhou等(1997)对华南岩浆岩6679个同位素年龄测定数据的统计(图7.27),明显的峰值为120~150Ma,190~210Ma,390~410Ma和850~900Ma,空间上随时间演化大体上由西北向东南迁移;中国东南部中生代岩浆岩1986年以来新近测定的186个U-Pb、Rb-Sr和Ar-Ar为主的同位素年龄数据统计的结果,峰值出现在140~120Ma(周新民等,2002),表明140~120Ma是华南岩浆活动最鼎盛的时期,也是成矿作用大爆发时期。
根据300多个不同时代花岗岩体681个锶同位素初始值(riS)的统计(Hong等,1998),峰值集中在0.705~0.710,其中大部分大于0.708,说明华南花岗岩大部分是以地壳来源为主的。根据Sri的空间分布以及它们出现的频率可以圈出三条Sri等值线,0.706,0.708和0.720(Hong等,1998),从华南内陆向沿海riS有明显降低,说明花岗岩的源岩中地幔来源物质逐渐增强(Pei和Hong,1995;Hong等,1998)。
总之,华南不同地区地幔物质在花岗岩浆活动中的参与程度却有很大差异。湘桂内陆带的花岗岩浆活动基本上没有地幔物质参与,从内陆向东南沿海花岗岩的源岩中地幔来源物质逐渐增强,其中尤以赣东北-浙西北带地幔物质的参与程度最高,受地壳物质影响较少,从整体上看,华南花岗岩的εNd(t)值主要集中在-5~-10的范围内(Hong等,1998),因此,华南花岗岩的物质来源应该主要是古老的、重循环的地壳岩石;从岩石组合上看,元古宙、加里东期花岗岩中都有较多的花岗闪长岩,而燕山期主要为花岗岩,说明华南重循环的地壳岩石成熟度增高。
图7.26 华南花岗岩类型及时空分布图(据Hong等,1998)
图7.27 华南岩浆岩的同位素年龄频数值方图
7.3.1.3 东南亚中南半岛
东南亚中南半岛(包括缅甸、泰国、老挝、柬埔寨、越南)与我国西南相邻,在大地构造上位于全球特提斯构造域东段与西太平洋构造域相交接地带,也是南部冈瓦纳大陆与北部劳亚大陆的过渡地带,南北两大陆通过一系列结合带和小陆块将南、北两大陆裂离的陆块拼接起来,形成了复杂的地块拼接带,中南半岛的主要构造单元与毗邻的我国云南和广西南西部的构造单元相互连接和延伸。该地区从古元古代至今,经历了漫长的地质构造演化历史,岩浆活动强烈,分布广泛。其中多数岩浆岩带的发育与古洋壳的俯冲碰撞有关。
古元古代的岩浆岩以酸性岩为主,集中分布在扬子陆块红河基底逆冲带、攀枝花-西昌地区、黔桂交界的摩天岭-元宝山地区、海南岛、印支陆块东部越南三岐-昆嵩一带。攀西、摩天岭-元宝山地区也有少量基性-超基性岩产出。
同属北方劳亚大陆陆块群的扬子陆块、华夏陆块和印支陆块有着类似的岩浆演化历史,有元古宙、加里东期、海西期、印支期、燕山期、喜马拉雅期等众多期次的岩浆活动,其中元古宙的岩浆岩可能与罗迪尼亚大陆裂解有关;而属于南方冈瓦纳大陆陆块群的滇缅陆块及相邻结合带的岩浆活动时间相对较晚,从岩浆演化的空间分布特征来看,从东部的华夏陆块、扬子陆块、印支陆块到西部的滇缅陆块,具有从岩浆活动时间早、岩浆活动期次多到岩浆活动时间相对较晚、岩浆活动期次相对较少的横向变化趋势。从岩浆活动的相对强度看,以印支-燕山期的岩浆活动最为强烈,其次是海西期的岩浆活动,再次为加里东期的岩浆活动,而喜马拉雅期、元古宙的岩浆活动相对较弱。
区域构造-岩浆岩带的发育,多数与古洋壳的俯冲碰撞有关:加里东期古华南洋向南东(相对于现今的方位)俯冲形成了宣光-灵山岩浆岩带;古色潘-三岐洋向南俯冲形成昆深成岩浆弧,向北俯冲形成甘蒙-顺化火山弧;古马江洋向南俯冲形成福华特岩浆弧;古澜沧江洋向西俯冲形成了澜沧群岛弧火山岩。海西期金沙江-哀牢山洋向西俯冲形成江达-维西-太忠-李仙江火山弧;哀牢山-斯雷博洋向西俯冲形成墨江-黎府-罗文真火山弧带,并在中晚三叠世形成碰撞后钙碱性和高钾钙碱性火山岩和高硅的酸性火山岩;难河-程逸-沙缴洋向西俯冲,在南澜沧江带形成东弧火山岩带,在泰国形成梅漫火山弧和庄他武里火山弧带(东部),在中晚三叠世形成碰撞后钙碱性和高钾钙碱性火山岩以及高硅酸性火山岩;同期由于受到峨眉地幔柱活动的影响,发生大规模的峨眉山玄武岩喷发,并在绿春-桑怒裂谷盆地、十万大山-安州盆地、八布-锦江裂谷盆地等发育了与裂谷作用有关的双峰式火山岩。
侏罗纪-白垩纪,葡萄-密支那洋向东俯冲,形成腾冲-德林达伊岩浆岩带中的Ⅰ型花岗岩,潞西-抹谷洋俯冲碰撞闭合后,腾冲-德林达伊陆块向东逆冲推覆,形成腾冲-德林达伊花岗岩带中的S型花岗岩(图7.28)。
图7.28 东南亚中南半岛侏罗纪-白垩纪中酸性岩分布图
白垩纪-古近纪,受后造山陆内走滑及张弛构造环境的影响,地幔流体上涌引起了金沙江-红河富碱岩浆活动,形成的富碱岩带叠加在先前的岩浆岩带上。白垩纪-第四纪,印缅山脉洋向东俯冲,形成缅甸中央火山弧带(K-N),往南形成安达曼-苏门答腊-爪哇火山弧带(K-Qp)。在新近纪-第四纪,由于受到太平洋板块向西俯冲的影响,印支陆块东南部发生大规模的基性火山喷发,所形成的玄武岩叠加分布在不同的构造-岩浆岩带上。