岩石成因、源区性质及其形成构造背景探讨

岩石成因及其形成构造背景探讨~

小兴安岭东南地区的早中生代二长花岗斑岩中发育壳幔岩浆混合成因微细粒闪长质包体（MME型）和壳幔岩浆混合成因的同深成作用岩墙——中基性闪长（玢）岩、酸性脉岩等脉岩群。由此可知岩体具显著的壳幔岩浆混合成因的特征（包体、同深成作用岩墙成因详见本章第一节的三、七部分）。
在哈克图解（图3-23）上岩石的A12O3、TFeO、TiO2、MgO、Na2O与SiO2呈良好的负相关线性关系，而K2O为正相关关系，其他CaO、MnO、P2O5线性关系不明显。
岩石常量元素含量、比值等特征与Maniar（1999）花岗岩类构造环境对比，介于大陆碰撞花岗岩（CCG）、后造山花岗岩（POG）之间，但与POG更为相似（表3-14）。岩石在Na2O-K2O图（图3-24）中，大多数岩石落入A型花岗岩区。岩石在微量元素Sr-Yb图中大多数落入低Sr高Yb的南岭－浙闽型花岗岩区（图3-25），可能说明其形成与碰撞后崩塌－伸展构造背景下的底侵幔源岩浆作用有关（张旗等，2005、2009）。

图3-23 二长花岗斑岩—正长花岗斑岩岩石哈克图解

（图例同图3-21）
表3-14 二长花岗斑岩-正长花岗斑岩岩石化学参数特征表


岩石在微量元素Rb-（Y+Nb）和Nb-Y构造环境判别图解（图3-26）中均落入碰撞后花岗岩（POG）区。岩石在多阳离子R1-R2构造环境判别图（图3-26）中，大多数岩石落入造山晚期和同碰撞花岗岩的界线附近，反映了大陆碰撞结束、崩塌时的张性构造环境。在Maniarr的五组构造环境判别图解（图3-27）中，投点大多落在大陆碰撞（CCG）和后造山花岗岩（POG）区，总体上表现出由大陆碰撞花岗岩向后造山花岗岩转变的构造环境特点（肖庆辉等，2002；莫宣学等，2002；邓晋福等，2004）。
综上所述，小兴安岭东南地区晚三叠世—早侏罗世二长花岗斑岩－正长花岗斑岩成因可能与古亚洲洋构造域碰撞后伸展动力学机制下的构造松弛和拉张环境的基性岩浆底侵作用有关。底侵作用的识别，从壳幔相互作用的角度去解释该地区晚三叠世—早侏罗世花岗岩的成因、地壳垂向增长、演化，以及伊春－延寿多金属成矿带的区域多金属成矿机理、找矿方向，提供了新的依据与思路（韩振哲等， 2008a、b、2009a、b、c、2010a、b）。

图3-24 岩石Na2O-K2O图

（图例同图3-21）

图3-25 岩石Sr-Yb图


图3-26 花岗岩岩石Nb-Y图、Rb-（Y +Nb）图及多阳离子R1-R2构造环境判别图

（图例同图3-25）
WPG—板内花岗岩；VAG—火山弧花岗岩；ORG—洋脊花岗岩；Syn-COLG—同碰撞花岗岩；1—地幔分异的；2—板块碰撞前；3—碰撞后；4—造山晚期；5—非造山；6—同碰撞；7—造山后

火山活动与大地构造环境密切相关, 与构造运动相辅相成, 是构造运动的表现形式。构造活动控制着火山岩形成时期、 发育区域及组合特征。 构造运动引发多期次、 多火山口的火山活动, 使火山岩大面积分布, 成为形成火山岩储层的基础。 而岩浆源区的性质控制着火山岩结构、 构造以及分布。 准噶尔盆地火山岩变质变形程度弱, 因此火山岩地球化学的研究成为分析其形成构造环境的主要手段。 结合盆地及其区域地质背景, 探讨盆地形成的古构造环境及岩浆源区性质, 对于研究火山岩区域分布及其相关油气藏具有重要意义。
(一) 石炭系火山岩地球化学特征
石炭纪是新疆北部火山活动时间持续最长、 强度最大、 火山岩建造最为广泛的时期。毛治国等 (2010) 通过盆地周缘露头及钻井岩心的石炭纪火山岩样品地球化学特征分析和对比, 结合盆地及区域地质背景, 探讨了火山岩源区、 形成背景及成因特点, 揭示了石炭纪盆地性质及区域构造演化特征。
1. 主量元素特征
准噶尔盆地石炭系火山岩TAS图解 (图3-2) 和SiO2-K2O图解 (图3-25) 表明,石炭系岩性以中基性为主, 少量流纹岩。
据毛治国 (2010) 等对准噶尔盆地石炭系火山岩主量元素的分析表明, 石炭系火山岩样品SiO2含量为42.60%～69.81%, 平均52.26%。 除彩55和滴103两块酸性流纹岩样品外, 其他均为中-基性玄武岩或玄武质火山岩, 显示中-基性为主的特征。 中-基性火山岩样品TiO2含量较高0.91%～2.57%, 平均1.46%, 较接近MORB平均值 (1.5%),与板内大陆玄武岩相当 (Al2O3=14.30%); CaO (4.95%～9.47%, 平均6.89%) 和MgO (3.00%～8.98%, 平均6.11%) 含量接近板内大陆玄武岩 (CaO=9.70%, MgO=5.90%)。 Na2O (含量为2.71%～6.28%, 平均3.92%) >K2O (含量为0.13%～2.99%, 平均1.00%), 具有高钠低钾的特征, 可能与后生成岩作用过程中热液绿泥石化蚀变作用Na交代有关 (赵霞等, 2008)。 综合看来, 准噶尔盆地石炭系火山岩样品主量元素特征与板内大陆玄武岩类似。 样品全碱 (Na2O+K2O) 含量2.99%～8.07%, 平均5.33%, 大部分数据点落在特曼指数 (δ) 等于3.3的下方, 显示钙碱性系列火山岩特征。总体上, SiO2与大多数常量元素具有较好的相关性, 显示岩浆结晶分异演化的特征。

图3-25 准噶尔盆地石炭系火山岩SiO2-K2O图解

2. 稀土元素特征
全岩稀土元素分析提供了进一步进行岩石成因、 源区特征和构造背景判别的可能。根据石炭系钻井和露头火山岩稀土元素含量绘制的球粒陨石标准化REE配分曲线图(图3-26, 图3-27), 所有岩石具有轻稀土元素富集特征, REE配分曲线具右倾特征。毛治国等 (2010) 研究认为石炭系火山岩轻、 重稀土元素含量比值 (∑LREE/∑HREE)介于2.10～3.70之间, 二者明显分异; (La/Yb)N介于2.47～7.45之间, 二者明显分异;(La/Yb)N介于2.47～7.45之间, 显示出板内大陆火山岩的构造背景, LREE的富集也表明有较多的REE保留在残余的液相岩浆中, 由此可以判断准噶尔盆地石炭纪火山岩是经过了一定程度分异结晶的产物。 部分样品显示出Eu负异常, 显示斜长石的分异结晶作用在原始岩浆演化过程中的重要作用 (Rollison, 1993)。

图3-26 准噶尔盆地石炭纪火山岩球粒陨石标准化REE配分型式


图3-27 准噶尔盆地石炭系露头火山岩球粒陨石标准化REE配分型式

3.微量元素特征
由于蚀变作用的差异及后期的表生作用, 使得大离子亲石元素 (LILE) 差异较大,谱线差异较大。 而高场强元素 (HFSE) Nb, Ta, Zr, Hf在蚀变和变质作用过程中具有良好的稳定性, 是岩石成因和源区性质的良好示踪剂。 因此用高场强元素 (HFSE) 富集特征进行构造环境判别。火山岩微量元素含量绘制的微量元素地幔标准化曲线上 (图3-28,图3-29), 露头和井下火山岩均显示出Nb和Ta负异常特征, 但Zr和Hf都显示出不同程度的正异常。
毛治国等 (2010) 分析准噶尔盆地石炭系火山岩Nb/Ta比值 (8.5～16.3) 明显低于原始地幔 (Nb/Ta=17, Sun and McDonough, 1989), 大部分样品Zr/Hi (29.5～146.0) 接近原始地慢 (Zr/Hi=36, Sun and McDonough, 1989)。 以上特征可能与岩浆上升过程中地慢楔形体等消减组分加入或陆壳混染作用有关 (Saunders and Tamey,1984)。 但陆壳混染往往造成不相容元素 (ICE) Zr, Hf, Gd, Tb, Dy, Y, Ho, Yb,Lu的升高, 与准噶尔盆地石炭纪火山岩整体相对较低的ICE丰度, 趋势一致的谱线特征不符, 因此样品的Nb、 Ta亏损和Zr、 Hf轻微富集与陆壳混染作用无关, 而是岩浆上升过程中地慢楔形体等消减组分加入的结果。 石炭系火山岩Zr、 Hf丰度明显高于火山弧拉斑玄武岩、 钙碱性玄武岩和钾玄岩Zr、 Hf丰度。 Nb、 Ta显高于岛弧拉斑玄武岩Nb,Ta丰度, 亦高于洋脊拉斑玄武岩。 对于不同地区, HFSE丰度与ΣREE特征一致, 普遍显示以东北缘及陆梁隆起较高、 东部隆起中等、 西部隆起较低, 反映3个地区构造环境整体一致基础上的局部差异性。

图3-28 准噶尔盆地石炭纪火山岩微量元素原始地幔标准化曲线


图3-29 准噶尔盆地石炭系露头火山岩微量元素原始地幔标准化曲线

4.构造环境分析
准噶尔盆地石炭系火山岩TAS图解表明石炭系火山岩岩性以中基性为主, 球粒陨石标准化REE配分曲线具有轻稀土元素富集和右倾特征。 Eu异常并不显著, 除滴西172((Rb/Yb)N=0.34) 和金山沟((RD/YD)N=1.04)两块样品外, 其余所有样品(Rb/Yb)N均远大于1, 且La富集、Nb亏损, 是原始岩浆经历了一定程度分异作用后的产物 (据毛治国等, 2010)。均显示出板内大陆火山岩的构造背景。
不活动元素协变关系是构造环境判别的有效方法。 在TiO2-Zr图解中 (图3-30),陆东地区与五彩湾地区火山岩样品点均投入WPB(板内玄武岩区), 表明这些具有消减组分影响的熔岩形成于岛弧或板内构造环境。

图3-30 准噶尔盆地石炭纪火山岩TiO2-Zr判别图解

毛治国等(2010)分析准噶尔盆地火山岩Zr/Y-Zr判别图解(图3-31A)和Nb/U-Nb判别图解 (图3-31B),认为准噶尔石炭系火山岩具有板内大陆火山活动的特征, 但和典型的板内大陆火山活动又有一定差异。进一步利用Ce/Nb-Th/Nb判别图解(图3-32),除彩33样品外,其他点均不落入岛弧区域,表明也与岛弧区有明显的区别,仅携带有岛弧俯冲组分的特征。综合分析认为,准噶尔盆地石炭系火山岩地球化学特征以板内大陆环境为主,兼具有部分岛弧特征,形成于与俯冲带相关的碰撞后陆内环境,一般出现在俯冲碰撞造山期后的伸展背景下。火山岩所具有的岛弧特征是碰撞前混染弧组分的继承,而并非形成于岛弧环境。

图3-31 准噶尔盆地石炭纪火山岩Zr/Y-Zr和Nb/U-Nb判别图


图3-32 准噶尔盆地石炭纪Ce/Nb-Th/Nb(据Song et al., 2004) 判别图解

赵文智等 (2009) 研究准噶尔盆地石炭系岩石化学成分特征 (图3-33), 认为以准噶尔盆地为主的中国西部火山岩具有陆内裂谷和岛弧型成因双重性。对岩石样品归位分析可以发现, 裂谷型火山岩主要发育于晚石炭世,时代偏晚,是在大洋关闭结束以后陆陆碰撞阶段形成的产物;而岛弧型火山岩则形成于早石炭世,是在大洋盆地关闭后期形成的产物。

图3-33 准噶尔盆地火山岩(Nb+Y)-Rb构造环境地球化学判别图解

(二)二叠系火山岩地球化学特征
准噶尔盆地二叠系火山岩主要分布在风城组和佳木河组, 在兼顾不同组、 不同层位的前提下, 对西北缘克百地区和乌夏地二叠系火山岩样品进行了地球化学元素分析。
1. 常量元素特征
准噶尔盆地二叠系火山岩TAS图解中 (图3-34), 大多样品成分点均落入亚碱性系列。 根据Le Maritre et al. (1989) 的分类标准, 克百地区发育的火山岩, 无论是佳木河组还是风城组, 主要岩石类型为中基性的玄武安山岩、 安山岩和玄武岩, 少量的粗面岩、粗面英安岩; 而乌夏地区岩石类型风城组主要为酸性的流纹岩、 英安岩, 佳木河组为中基性的安山岩和玄武安山岩类。

图3-34 准噶尔盆地西北缘佳木河组、 风城组火山岩系列划分

中基性火山岩FeO*/MgO-SiO2图解 (图3-35) 显示克百和乌夏地区的玄武安山岩类火山岩基本为钙碱性系列。 并通过这些中基性火山岩样品的主量元素 (平均值) 与洋脊及弧玄武岩主量元素特征进行对比分析 (表3-4), 发现它们的SiO2平均含量为54.46%, 明显高于洋中脊玄武岩MORB, 而与岛弧玄武岩较接近。 它们较低的TiO2含量(平均0.85%) 和Al2O3含量 (平均14.27%) 与Mariana岛弧玄武岩接近, P2O5含量较低, 接近于MORB和Mariana岛弧玄武岩。 MgO含量大多变化于1.5%～6.56%, 平均为4.82%。 CaO、 MnO、 Na2O、 K2O均明显低于MORB, 与岛弧火山岩接近。
2. 稀土元素特征
根据该区火山岩稀土元素含量绘制的稀土元素球粒陨石标准化曲线 (图3-36, 图3-37)。玄武安山质火山岩稀土总量变化较大, 介于33.42～254.5μg/g之间, 但主要介于50～100μg/g之间, 平均值为96.71μg/g, 与岛弧火山岩相应岩石的稀土总量相当 (张招崇等, 1997); (La/Y)N变化范围为1.53～5.66, 平均为3.27, 属于轻稀土LREE适度富集, 与岛弧钙碱火山岩的 (La/Y)N值相似, 而与岛弧碱性火山岩的LREE强富集型明显不同, 这与前面所述的火山岩岩系划分的结果是一致的; 球粒陨石标准化的稀土元素配分形式为右倾的中等富集型, 可解释为源区部分熔融程度有变化 (袁明生等, 2002)。 负Eu异常不明显或显示正Eu异常的样品几乎各占一半, 正异常稍多, δEu变化于0.75～1.2之间, 平均0.95。δEu的变化特点表明, 该区母岩浆在演化过程中, 说明发生了一定程度的斜长石分离结晶作用, 但分离结晶程度不是很高, 且存在差异。 推测岩浆的分异作用发生在较深的位置, 很可能在源区深度附近。 同时, 这一点也说明地壳成熟度不是很高,岩浆上升速度相对较快, 从而不利于发生大规模的分离结晶作用 (张招崇等, 1997)。 这一点同样可以由佳木河组部分井取心资料看到的流纹岩发育深度较深, 而中基性火山岩相对较浅和较少的侵入岩得到佐证。

图3-35 准噶尔盆地西北缘佳木河、风城组火山岩中基性火山岩FeO*/MgO-SiO2图解

表3-4 克百与乌夏地区玄武岩与洋脊及弧玄武岩主量元素特征的对比


注: 1-转引自杨梅珍等 (2006)。

图3-36 准噶尔盆地西北缘佳木河、风城组玄武—安山岩类球粒陨石标准化曲线


图3-37 准噶尔盆地西北缘佳木河、风城组流纹岩球粒陨石标准化曲线

流纹岩的稀土特征表现为轻稀土明显富集、 较强烈的Eu负异常和高的稀土总量。 对于流纹岩的δEu具有重要的成因意义, 它可以用来表示岩浆的分异程度。 岩浆中的Eu亏损主要是由斜长石的分离造成。 较强烈的Eu负异常和高的分异指数, 说明其经历了强的分异作用和源区较深的特点 (李昌年, 1992)。
3.微量元素特征
根据火山岩微量元素含量绘制的微量元素地幔标准化曲线 (图3-38, 图3-39)。 流纹质火山岩微量元素含量明显高于玄武安山质岩类, 但两类火山岩具有相类似的微量元素地幔标准化曲线: 选择性富集低离子位的不相容元素 (Pb、 Rb、 Ba、 Th、 U), 其中Pb在两类岩石内均表现出明显富集, 而Rb、 Ba、 Th、 U富集的规律性低; Rb在两类岩石中均表现为有富集有亏损, Ba在玄武安山岩类岩石内主要表现弱富集, 而在流纹岩内主要表现亏损, 可能与源区受到污染有关。 高场强元素 (Ta、 Nb、 La、 Ce、 Pr、 Sr、 Nd、Zr、 Hf、 Sm、 Eu、 Gd、 Tb、 Dy、 Y、 Ho、 Er、 Yb、 Lu) 的丰度则较低, 其中Nb和Sr明显亏损, 其中Nb的亏损很可能是地壳的同化混染作用造成的 (Righter, et al.,2000), 且与源区残留有金红石有关, 而Sr的亏损表明岩浆很可能受到陆壳的混染作用或经历了低压下斜长石分离结晶 (王方正等, 2002)。 两类火山岩微量元素蛛网图整体呈不太明显的三隆起型式, 显示出岛弧钙碱性火山岩的微量元素分配型式, 而与岛弧拉斑玄武岩系列 (杨梅珍等, 2006) 和岛弧橄榄玄粗岩系列火山岩的微量元素分配型式明显不同。前者以低度富集低离子位的不相容元素和亏损高场强元素为特征, 后者则以强烈富集低离子位的不相容元素为特征。 另外, 极度富Pb而贫Nb是典型的陆壳特征, 且 (La/Sm)N比值均大于1, 其来源不可能是洋壳, 应该是与洋岛玄武岩 (OIB) 有关。

图3-38 准噶尔盆地西北缘佳木河、 风城组玄武安山岩类地幔标准化曲线


图3-39 准噶尔盆地西北缘佳木河、 风城组流纹岩类地幔标准化曲线

4.构造环境分析
准噶尔盆地西北缘克百地区和乌夏地区佳木河组以发育玄武安山岩、 安山岩、 玄武岩, 风城组主要发育流纹岩为特征。 因此主要根据玄武岩在TiO2-Zr判别图 (Pearce,1973)、 Ba/Nb-Ba (杨梅珍等, 2006)、 流纹岩的Y+Yb-Rb判别图 (Pearce, 1984)中点群分布特征, 分析其产出的构造环境。Pearce (1982) 利用Zr-TiO2元素的相关性研究岛弧地区和板块内部各典型岩系的分异演化系列。 中基性火山岩样品落入火山弧熔岩(VAB) 区域 (图3-40), 并有部分样品具有洋中脊型 (MORB)特点, 这反映该区中基性火山岩具有亲大洋玄武岩的性质, 也显示大洋岛弧火山岩特征。 而流纹岩落在岛弧和板内 (WPB) 之间。

图3-40 准噶尔盆地西北缘佳木河、 风城组火山岩TiO2-Zr构造环境图解

利用Ba/Nb-Ba相关图解 (图3-41) 能很好地区分IAB、MORB和OIB。 Ba和Nb两个元素都是IAB最特征的元素(李曙光, 1993)。火山岩成分点集中在大洋岛弧(IAB)范围内, 表明该火山岩的形成环境与大洋岛弧环境相似, 少数样品具有洋中脊 (MORB)和洋岛玄武岩 (OIB) 特征。

图3-41 准噶尔盆地西北缘佳木河、 风城组火山岩Ba/Nb-Ba构造环境图解

流纹岩的微量元素Y+Yb-Rb构造环境判别图解结果显示其构造环境为岛弧环境(VAG) (图3-42), 少数显示了板内环境 (WPG)

图3-42 准噶尔盆地西北缘佳木河、风城组流纹岩构造环境解释

综上所述, 准噶尔盆地石炭系火山岩地球化学特征以板内大陆环境为主, 兼有部分岛弧特征, 具有双重性。 形成于与俯冲带相关的碰撞后陆内环境, 一般出现在俯冲碰撞造山期后的伸展背景下 (毛治国等, 2010)。
陆内裂谷火山岩主要发育于晚石炭世, 时代偏晚, 是在大洋关闭结束以后陆陆碰撞阶段形成的产物; 而岛弧型火山岩则形成于早石炭世, 是在大洋盆地关闭后期形成的产物(赵文智等, 2009)。 盆地二叠系火山岩地球化学特征显示其形成构造环境与岛弧环境相似, 少量显示出板内大陆火山岩环境特征。

1.岩石成因类型探讨

小兴安岭东南地区的碱性花岗岩矿物组合以条纹长石、石英为主，铁钠闪石、星叶石、霓石、斜长石等，见铁钠闪石、霓石等碱性暗色矿物，岩石中出现较自形的高温锥状石英，以及晶洞构造，碱性花岗岩包裹体测温成岩温度750℃～1050℃（表3-19），略高于正长－碱长花岗岩，反映出高温岩浆浅部就位结晶的A 型花岗岩的主要特征（Eby, 1990；卢成忠等，2006；吴锁平等， 2007）。

岩石具富Si、富碱质和富Al和低Ca、Mg的特点，碱性花岗岩岩石的主要氧化物SiO₂、Al₂O₃、Fe₂O₃、FeO、MgO、Na₂O、K₂O等含量（表3-15、表3-18），与世界A型花岗岩平均值最为接近（Whalen,1987; King et al.,1997；吴锁平等，2007）。岩石的NK/A（分子数比）大多数为0.98～1.12>0.85，符合Whalen （1987）的划分碱性和偏碱性花岗岩的界限。在（Al₂O₃+CaO）/（TFeO+Na₂O+K₂O） -100（MgO+TFeO+TiO₂）/SiO₂图中均落入碱性岩区（图3-31），与张广才岭地区的晚三叠世毛家屯、密林岩体和大王折子等典型碱性花岗岩一致（黑龙江省地质志，1993；彭玉鲸等，1995; Wu at al,2002；孙德有等，2005）。

岩石的稀土配分曲线呈轻、重稀土均较为平坦、前者略向右缓倾斜的、铕亏损的“海鸥型”和微量元素蛛网图（图3-32b）中显示出Sr、Ba、Ti谷，与碱性A 型花岗岩完全类似（Whalen,1987;Eby,1990、1992;Martin et al.,1994；洪大卫等，1995; King et al.,1997；赵广涛等，1997；范春方等，2000；刘昌实等，2003a、b；吴锁平等，2007）。岩石稀土元素总量高，为252.98 ×10^-6～367.87 ×10^-6（平均为304.15 ×10^-6），远高于I型花岗岩（114.71 ×10^-6）和S 型花岗岩（173.14 ×10^-6），也明显高于区域上广泛出露的同时代略早期的似斑状二长花岗岩（154.94 ×10^-6） （吴锁平等，2007），δEu为0.06～0.24（平均为0.16），为铕强亏损型，岩石中低场强元素（LFS） Ba、Sr含量低，Sr为8.4 × 10^-6～31.9 ×10^-6, Ba为43.0 ×10^-6～131.0 ×10^-6, Ga含量较高，为29 ×10^-6～37 ×10^-6（表3-17、18），略高于中国、世界的典型A 型花岗岩的平均值（18.54 × 10^-6～24.6 ×10^-6）。

岩石在TFeO/MgO图（图3-33）、Na₂O-K₂O图（图3-33）中，岩石均落入A型花岗岩区。在10000×Ga/Al-（Na₂O+K₂O）图、10000×Ga/Al-（Na₂O+K₂O）/CaO图、10000×Ga/Al-K₂O/MgO图、10000 ×Ga/Al-TFeO/MgO图、10000 ×Ga/Al-Zr、Nb、Ce、Y图（图3-35）等成因类型判别图解中，碱性花岗岩岩石样品点均落入A型花岗岩区。在10000 ×Ga/Al-（Zr+Nb+Ce+Y）图（图3-34）中，岩石样品投点也落入A型花岗岩区。

以上充分说明了正长－碱长花岗岩的岩石学、岩石化学、地球化学特征上具A型花岗岩的特征。

2、岩浆源区性质探讨

碱性花岗岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始比值（表3-8）为0.83460，与区域上的A型花岗岩类相比明显偏大（内蒙古巴尔哲碱性花岗岩体I_Sr值为0.69800），可能说明其源区物质来源和形成过程的复杂性（李之彤等，2001）。碱性花岗岩I_Sr值高，可能表明其直接来源于亏损地幔的可能性不大，这可能与底侵作用下的古老花岗岩类重熔有关（魏春生等，1997；吴福元等，1999；肖庆辉等，2002；李志昌等， 2004），这与岩石t_DM模式年龄（1244±18Ma）反映的岩浆源区物质均为中元古代变质基底物质的特征相吻合。

全岩δ¹⁸O也能作为物质来源的示踪剂（吴锁平等，2007）。Taylor（1988）认为，一般花岗岩只要δ¹⁸O>8‰，其物质来源中有沉积岩或风化、热液蚀变岩石的加入。研究区碱性花岗岩的δ¹⁸O值大多为5.40‰＜6‰，为低δ¹⁸O花岗岩类（表3-9），其全岩δ¹⁸O值明显低于正长－碱长花岗岩和似斑状二长花岗岩等其他岩石，但仍高于碾子山A 型碱性花岗岩岩体（－1.6‰～2.4‰）表明岩体遭受岩浆期后各种地质作用的扰动相对有限，但在拉张环境下碱性花岗岩就位时与围岩、大气降水之间仍有一定的氧同位素交换（魏春生等，1997、2001）。

3.岩石形成构造环境探讨

A型花岗岩从岩石化学组成上涵盖了碱性岩类、碱钙性、偏碱性、准铝质到过铝质等花岗岩类。尽管两类A型花岗岩在岩石学、地球化学诸方面存在一系列的差别，它们在总体特征上是类似的，均形成于拉张性的构造环境，从而使A 型花岗岩成为判断造山作用结束时间的重要岩石学标志（Eby,1992；洪大卫等，1995；King .t al.，1997；王德滋等，2002）。研究区内正长－碱长－碱性花岗岩的稀土配分模式曲线、微量元素蛛网图（图3-32），以及Nd同位素特征基本相似，说明两类A型花岗岩具有相似的岩浆源区，两者均为幔壳物质混熔的产物，两类岩石在地球化学特征的略微差异可能是因岩浆分异演化的途径不同所致，并非由岩浆源区的差异所引起。

小兴安岭东南地区的正长－碱长花岗岩岩体中均无主动侵位造成的定向组构、岩浆面理构造等构造应变特征。岩体与围岩接触界面多见有岩枝、岩脉等，与围岩构造线方向不一致，围岩不因岩体侵入而发生变形，说明岩体的就位构造总体上显示出拉张环境下的被动就位的构造样式。

岩石在多阳离子R₁-R₂构造环境判别图（图3-39）中落入非造山花岗岩区，在微量元素Rb-（Y+Nb）和Ta-Yb构造环境判别图解（图3-38）中均落入碰撞后花岗岩（POG）区，说明了大陆碰撞结束、崩塌时的张性构造环境。在Nb-Y-3Ga的A₁、A₂型判别图解（图3-40）中，样品投点落入了A₂型花岗岩区，在岩石微量元素比值Rb/Nb-Y/Nb－图（图3-40）中，岩石也大多落入A₂型花岗岩区。在岩石微量元素Sr-Yb图中，碱性花岗岩落入低Sr高Yb的南岭－浙闽型花岗岩区（图3-39），说明其形成可能与碰撞后崩塌－伸展构造背景有关（张旗等，2005、2009）。

韩振哲等（2009a）研究认为，该地区早中生代碱性花岗岩与正长－碱长花岗岩（175.1～222Ma）等时空上较为紧密伴生，并且共同构成了小兴安岭东南地区独特的构造峰林——花岗岩石林地貌，且其岩石学及主微量元素、Sr-Nd同位素特征也很为相似，这些似乎暗示了两者为统一的构造－岩浆作用的产物。

综上所述，小兴安岭东南地区晚三叠世—早侏罗世碱性A 型花岗岩的发现，说明了该地区从晚三叠世—早侏罗世开始进入了古亚洲洋最终闭合之后大陆碰撞后垮塌、伸展体制构造背景，说明本区从晚三叠世—早侏罗世以后开始进入与东北亚构造域协调一致的滨太平洋构造域的陆缘增生构造环境（唐克东等，2004），这对确定古亚洲洋构造域和古太平洋构造域的转换时间具有极为重要的意义，而在构造格局上的近SN、NNE向，与古亚洲洋EW、NE向构造格局不协调，很可能与后期鄂霍次克洋盆的封闭、侏罗纪东北亚构造转动有关（万天丰，2007）。

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平鲁区17233868321： 岩石形成的原因 - ？
释宁参苓： 岩浆岩:是由地壳内部上升的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝而成的,又称火成岩.岩浆主要来源于地幔上部的软流层,那里温度高达1300℃,压力约数千个大气压,使岩浆具有极大的活动性和能量,按其活动又分为喷出岩和侵入岩.未达到地...

平鲁区17233868321： 关于岩石的分类以及成因, - ？
释宁参苓：[答案] 岩石的分类岩石为矿物的集合体,是组成地壳的主要物质.岩石可以由一种矿物所组成,如石灰岩仅由方解石一种矿物所组成;也可由多种矿物所组成,如花岗岩则由石英、长石、云母等多种矿物集合而成.组成岩石的物质大部分都是无机物质.岩石可...

平鲁区17233868321： 岩石形成结构 - ？
释宁参苓：[答案] 岩石,是固态矿物或矿物的混合物,是由一种或多种矿物组成的具有一定结构构造的集合体. 可分为火成岩、变质岩和沉积岩. 火成岩也称岩浆岩.来自地球内部的熔融物质,在不同地质条件下冷凝固结而成的岩石.当熔浆由火山通道喷溢出地表凝固形...

平鲁区17233868321： 岩石介绍(分类)要分类介绍哦! - ？
释宁参苓：[答案] 岩石是天然产出的具稳定外型的矿物或玻璃集合体,按照一定的方式结合而成.是构成地壳和上地幔的物质基础.按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩;沉积岩是在地表条件...

平鲁区17233868321： 岩石是由什么构成的?？
释宁参苓： 岩石是构成地壳和上地幔的物质基础,是天然产出的、并且具有稳定外型的一种或几种矿物(或玻璃质)集合体.岩石都是按照一定的方式结合而成,按成因的不同,可以分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下...

平鲁区17233868321： 岩石的成分、结构和构造 - ？
释宁参苓： 岩石是由各种矿物组成的,它们都有自己的化学成分和物理性质.一般来说,含硬度大的粒状矿物越多的岩石,强度越大,往往呈脆性变形,如石英砂岩、花岗岩等;含硬度小的片状矿物,尤其是含有滑感的鳞片状矿物越多的岩石,强度越小,...

平鲁区17233868321： 有关岩石的资料 - ？
释宁参苓： 岩石是天然产出的具一定结构构造的矿物集合体,是构成地壳和上地幔的物质基础.按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩;沉积岩是在地表条件下由风化作用、生物...

平鲁区17233868321： 岩石的形成过程 - ？
释宁参苓： 岩石是天然产出的具稳定外型的矿物或玻璃集合体,按照一定的方式结合而成.是构成地壳和上地幔的物质基础.按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩或喷出岩;沉积岩是在地表条件下由风化作用、生物作用和火山作用的产物经水、空气和冰川等外力的搬运、沉积和成岩固结而形成的岩石;变质岩是由先成的岩浆岩、沉积岩或变质岩,由于其所处地质环境的改变经变质作用而形成的岩石.

平鲁区17233868321： 岩石怎样形成的? - ？
释宁参苓： 岩石按成因分为岩浆岩、沉积岩和变质岩.其中岩浆岩是由高温熔融的岩浆在地表或地下冷凝所形成的岩石,也称火成岩或喷出岩.沉积岩是在地表条件下由风化作用、生物作用和火山作用的产物经水、空气和冰川等外力的搬运、沉积和成岩固结而形成的岩石;变质岩是由先成的岩浆岩、沉积岩或变质岩,由于其所处地质环境的改变经变质作用而形成的岩石.

平鲁区17233868321： 三大类岩石的结构、构造特点?急, - ？
释宁参苓：[答案] 岩浆岩:是由地壳内部上升的岩浆侵入地壳或喷出地表冷凝而成的,又称火成岩.岩浆主要来源于地幔上部的软流层,那里温... ②有的呈片麻构造(未形成片状),岩石断面上看到各种矿物成带状或条状等,如花岗片麻岩;③有的呈板状构造,颗粒极...