构造-岩浆演化模式

区域构造-岩浆演化及深部作用模式~

综合矿区内岩浆岩测年资料、岩石成因分析，以及后文的矿床年龄测试结果，并结合前人区域研究成果，给出宜里钼矿区自晚古生代到早白垩世的构造岩浆演化及深部作用模式（图3-46），大致分为四个阶段：第一个阶段为泥盆纪—石炭纪（369～296 Ma），属后碰撞时期，兴安地块和松嫩地块拼合，古洋关闭，但两地块仍有相对运动，属挤压环境，下冲的古洋壳熔融产生了本区的Ⅰ型花岗岩；第二个阶段为晚石炭世—二叠纪（296～260 Ma），兴安地块和松嫩地块完成拼合，沿缝合带双峰式岩浆活动和A型花岗岩（卧罗河复式岩体等、矿区同时代的辉长岩和花岗岩）的发育，标志着造山阶段的结束，开始进入后造山阶段；第三个阶段为早白垩世（134～132 Ma），发生强烈的挤压，地壳快速增厚，表现为地表隆升，玄武岩浆底侵，导致加厚下地壳熔融产生埃达克质岩浆，暗示构造体制开始转换；第四阶段为早白垩世（131～117 Ma），岩石圈拆沉，地表表现为大兴安岭的快速隆升和裂陷盆地的生成，大规模的拆沉导致区域发生伸展，发育大规模的岩浆作用和成矿作用。与区域上相比，本区燕山期缺失早-中侏罗世（180～165 Ma）构造花岗质岩浆活动的记录。

（一）构造-岩浆演化
根据上述中生代火成岩时空分布，岩石系列和岩石组合特征，结合前已讨论的东南大陆岩石圈的演化，可将中国东南大陆中生代火山侵入杂岩与构造演化综合于表4-5。
本研究区新生代早第三纪以拉斑玄武岩系列的石英拉斑玄武岩-橄榄拉斑玄武岩组合为主，并出现少量粗面岩-碱性流纹岩（表4-13），如广东三水、河源盆地以及苏北盆地，台湾西部以碱性系列玄武岩为主。晚第三纪为拉斑玄武岩系列和碱性玄武岩系列共存，主要出露在广东三水、河源和南海海域、海南岛，福建的明溪、龙海，浙江的新昌、嵊县以及江苏江宁方山和六合山等，台湾东部则为钙碱性系列的安山岩-英安岩组合。第四纪大多为碱性玄武岩系列的碱性橄榄玄武岩-碧玄岩-橄榄霞石岩组合，在台湾北部更新世为钙碱性系列安山岩和少量橄榄安粗岩系。全新世的碱性系列玄武质火山活动仅发生在海南岛和雷州半岛。
本研究区新生代岩浆作用与大陆裂谷和南海扩张有关（表4-13）。台湾新生代岩浆作用具两重性，即台湾东南部发育了向东倾斜的俯冲带，西部表现为裂陷作用，菲律宾海板块又仰冲到该岛之上，东部和北部为碰撞造山带（表4-14）。

表4-13　中国东南大陆新生代构造演化与岩浆作用


表4-14　台湾新生代火成岩岩石系列与构造环境

（二）岩石圈的岩石学-地球物理综合模型
我们根据人工地震测探和折射剖面（朱介寿，1986），大地电磁测深资料（刘国栋，1986；熊绍柏，1993）以及岩石学资料（Fountain,1981；赵海玲，1992），提出东南大陆三种类型的岩石圈-岩石学-地球物理综合模型3种类型地壳结构不均一，主要表现在：
1）中下扬子区为上中、下地壳三层结构，武夷区为上、下地壳二层结构，浙闽粤滨海区为多层结构，中、上地壳间有厚约3km的低速层（vP=5.89），相当于花岗闪长质岩石。
2）莫霍面深度不等，武夷区为34km，中下扬子区为30km，浙闽粤滨海区为28～29km，莫霍界面上隆5km。
3）地壳减薄主要表现为下地壳减薄，武夷区为14km，中下扬子区为9km，浙闽粤滨海区减至6.43km。
4）浙闽粤滨海区中、下地壳vP偏大（分别为6.57～7.00km/s），而上地幔顶部VP偏小（为7.50km/s，熊绍柏，1993），显示壳/幔转换带存在与地幔上隆有关的镁铁质岩浆的底侵垫托的造壳作用（145Ma±），发生地幔组分加入的垂直增生。
5）南扬子区具扬子陆块和华夏陆块碰撞缝合带的“双陆壳叠置”模型（邓晋福，1992），中生代花岗岩类长石的铅同位素反映南扬子区与武夷区基底明显重叠。
三种结构类型的上地幔都可分出两层，莫霍面到75km为尖晶石二辉橄榄岩，75～120km为石榴二辉橄橄岩，其间60～95km为尖晶石向石榴子石转变的相过渡带，三种结构类型的主要差异在于：①软流圈顶部在武夷区为70～75km，中下扬子区为55～60km，浙闽粤滨海区为45～55km，并在该深度内有一厚薄不一的高导层，为深部软流层；②尖晶石向石榴子石相转换界线在武夷区约为80km，中下扬子区约70km，浙闽粤滨海区约60km，大地热流值依次增高，分别为0.8～1.0,1.0～1.4和1.2～1.6（HFU）（刘国栋，1986），岩石圈活动性依次增强。
上述三种岩石圈岩石学-地球物理综合模型，尽管是依据新生代岩石学和地球物理资料建立的，但中生代以来经历的印支、燕山和喜山期构造-岩浆活动都留下了明显的地球物理印记。浙闽粤滨海区和中下扬子区相对活动，地壳减薄，中生代岩浆活动为幔源物质加入的扩张增生，而武夷区相对稳定，岩浆作用以地壳重熔，碰撞增生为主，地幔物质的加入并不显著。
（三）东南沿海中生代火山-侵入杂岩的类型
多年来，国内外众多学者利用俯冲型火山岩组成极性来研究中国东南大陆中生代火山-侵入杂岩带的组成极性，并将其归因于西太平洋向西的消减作用，从而确定俯冲带深度和倾角，认为是类似于安第斯型的一种俯冲型火山-侵入杂岩带。
王德滋（1989）、陶奎元（1992）研究后指出，东南沿海中生代火山-侵入杂岩在形成时代，岩石组合、岩石地球化学特征，岩浆源区，形成时构造应力环境等方面，不同于安第斯型和岛弧型钙碱性系列岩石，并分别建议将其命名为“浙闽沿海钙碱性系列”和“中国东南大陆钙碱性系列”，他们认为基底岩石熔融形成的火山岩具有板内性质，从根本上否定采用俯冲型火山岩的组成极性来确定俯冲带的深度和倾角。谢窦克（1989,1992）认为130～90Ma中国东部岩石圈发生扩张和NNE—SN向巨型裂解，将这套大陆型英安-流纹岩系列称为“裂解-扩张增生构造岩浆地体”，是由于地幔楔向上隆起诱发的引张作用所形成的，因而否定用现代板块俯冲模式来解决这一岩浆地体的成因。
我们同意上述学者的开创性观点，认为套用事实证据并不确凿的西太平洋板块向大陆俯冲的模式，无助于建立起符合中国地质特色的东南大陆中生代岩浆作用的新概念和新模式，必须去寻找其他的动力学机制，并更应着重于大陆内部自身反映的地质事实，即中国东南部自早中生代高钾钙碱性系列火山-侵入杂岩带（145～90Ma）不同于聚敛板块活动大陆边缘型和岛弧型的中性、中基性钙碱性系列，而是在微陆块最终拼合后松弛至扩张裂解条件下，由一系列NNE—NE向巨型剪切性张陷断裂或微陆块的边界断裂伸展拆离，以及地幔底辟参与增生的条件下形成，东南大陆的晚中生代岩浆作用是碰撞停止后（155Ma），向东下插的岩石圈去根（或称拆沉作用Delamination）作用引起的，是一种大陆地幔隆起总体由西向东，以大陆向大洋迁移转化的离散型板块边界。因此，将这种钙碱性系列火山-侵入杂岩带称为大陆扩张裂解型钙碱性系列更具普遍意义。三种不同的钙碱性系列火山—侵入杂岩带特征见表4-15。

表4-15　三种不同类型钙碱性系列岩石特征对比


续表

金沙江造山带开始于二叠纪早期的大规模俯冲造山作用，经历了早中三叠世的碰撞造山过程（包括弧陆碰撞与陆壳收缩加厚、岩浆活动与造山隆升），以及晚三叠世的造山后伸展作用，最后又遭受了新特提斯时期陆内会聚和大规模剪切平移作用的叠加改造，是一个受青藏高原碰撞隆升影响的、由相继发育的陆缘弧和碰撞造山带构成的复合造山带。

自泥盆纪开始，发育于西侧昌都陆块与东侧中咱地块之间的金沙江裂谷盆地，在早石炭世强烈扩张，形成初始洋盆，并接受放射虫硅质岩-厚层状灰岩-黑色泥岩及低密度浊积岩系沉积（图2-41a）。至中晚石炭世—早二叠世早期，洋盆强烈快速扩张，形成成熟的大洋盆地，发育以蛇绿岩套为标志的新生洋壳和以硅泥质-砂泥质复理石建造为代表的深海沉积物。早二叠世晚期，金沙江洋壳板片可能沿洋内破裂带向西发生拆离俯冲，导致了朱巴龙-东竹林洋内弧和西渠河-吉义独弧后盆地的发育。其中，洋内弧发育一套从拉斑系列到钙碱性系列的玄武岩-玄武安山岩-安山岩-英安岩岛弧火山岩组合。弧后盆地则发育以辉绿岩墙群和拉斑玄武岩为标志的洋壳火山岩组合和以硅泥质-砂泥质复理石建造为代表的深海相-次深海相沉积（莫宣学等，1993）。

大约在早二叠世晚期至晚二叠世，不断扩张的金沙江洋壳板块向昌都地块发生大规模俯冲（图2-41b），导致火山弧沿昌都地块东缘发育，形成江达-德钦-维西二叠纪陆缘弧（莫宣学等，1993；刘增乾等，1993）。弧火山岩自早到晚由拉斑玄武岩系列经钙碱性系列向钾玄岩系列演变，标志着火山弧发生—发展—成熟的演化过程。沿陆缘弧火山岩带，火山-沉积岩系火山岩相多变，沉积类型多样，地势起伏巨大，有出露水面发育陆生植物和柱状节理的陆地，也有潜伏于水下的碳酸盐台地及深水谷地，可以出现从陆相—海陆过渡相—浅海相—斜坡相—深水盆地各种不同沉积相和类型的沉积物。

自早三叠世开始，金沙江弧-盆系及其东西两侧的稳定陆块的构造沉积环境发生巨变，金沙江洋盆在晚二叠世末消减闭合，并逐渐转入弧-陆碰撞阶段（图2-41c），其主要标志是，金沙江洋盆形成残留海盆地，江达-德钦-维西陆缘弧转化成碰撞火山弧，东侧中咱陆块隆升为陆，缺失中三叠统，P2/T1间出现不整合；昌都陆块变为前陆盆地，缺失下三叠统等。因弧-陆碰撞和陆-陆对接，在陆缘弧南段的书松—通友一带，发育碰撞型或碰撞后中酸性火山岩及其伴生侵入体，在北段江达—徐中一带，发育碰撞型或碰撞后玄武安山岩-安山岩-英安岩-流纹岩组合，覆盖于早三叠世山麓相紫红色砾岩之上，叠加于陆缘弧上。

进入晚三叠世，碰撞造山带开始出现地壳伸展（图2-41d）。可能是由于造山带的山根拆沉（Kay and Kay,1993;Leech,2001；董树文，1999），或者是俯冲板片的断离作用（Davies and Blanckenburg,1995;Maheo et al.,2002），其直接结果是热的、密度较小的软流圈上升到壳幔边界并置换冷的岩石圈地幔，造成岩石圈减薄和下地壳被迅速加热，导致地壳的快速隆升和随后伸展。软流圈上升造成的减压熔融使玄武岩浆侵入下地壳，加热的下地壳进一步熔融，产生长英质岩浆向上侵入喷发。因此，大规模玄武岩浆底侵和钾玄岩浆喷发，常常作为岩石圈拆沉的岩石学证据（Kay and Kay,1993）。Fukao（1994）的全球地震层析成像资料显示，特提斯俯冲板片物质已大规模断离沉陷返回地幔，目前处于地下1200km深处。钟大赉等的三江地区地震层析成像资料显示，俯冲板片也发生断离，并向地幔深处回返（钟大赉等，2001）。看来，金沙江造山带晚三叠世以来不论是发生岩石圈拆沉还是出现俯冲板片断离，都诱发了软流圈物质大规模上涌，导致造山带陆壳减薄和强烈伸展，触发了大规模岩浆活动，并形成伸展盆地甚至伸展裂谷（王立全等，1999）。

晚三叠世上叠裂谷盆地的构造古地理环境无论从时间上或空间上都变化较大。从时间上看，裂谷盆地的早中期拉张、裂陷程度大，火山活动喷发于较深的水体中；裂谷盆地的晚期拉张、裂陷程度小，以酸性火山活动结束，火山岩形成于较浅的水体中；末期变成挤压环境，以中酸性火山岩的出现和大量的石膏层、紫红色碎屑岩沉积为终结标志。从空间上看，既有陆相-浅水相的火山岛，又有发育深水沉积物的深海槽，从而形成“堑、垒”相间的古地理构造格局。在金沙江造山带的晚三叠世上叠裂谷盆地带中，由南往北可鉴别出热水塘-催依比盆地、鲁春-红坡盆地和生达-车所乡盆地。

图2-41　金沙江碰撞造山带构造演化示意图（据王立全等，1999）

1—酸性侵入岩；2—边缘相碎屑岩；3—台地相碳酸盐岩；4—盆地相火山岩；5—玄武岩；6—陆壳基底；7—中基性弧火山岩；8—中酸性弧火山岩；9—深海复理石；10—矿体或矿床；11—构造混杂岩；12—流纹岩；13—双峰式火山岩；14—台地相碎屑岩；15—洋壳；16—俯冲方向

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