构造-岩浆演化

（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

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。

新元古代—寒武纪火山岩系形成于大陆裂谷环境，火山岩浆作用随着裂谷作用的发展而演化。

1.大陆裂谷系火山岩特征

（1）大陆裂谷双峰式火山岩系：北祁连山新元古代—寒武纪火山岩系主要由基性和酸性火山岩组成，SiO₂含量58%～66%的中性岩石很少（图2-47，数据来源于：夏林圻等，1991、1996、2001；彭礼贵等，1995；任有祥等，2000，郭原生等，2000，后续各插图数据来源相同），且酸性和基性火山岩各有独自的岩石化学演化系列，图2-47显示基性火山岩类（SiO₂＜60%）和酸性火山岩类（SiO₂＞60%）有各自的演化趋势；图2-48以白银厂火山岩的微量元素为例也显示基性与酸性火山岩各成不同的演化系列，表明它们不属于同一结晶分异或部分熔融系统。在大型火山岩穹中，酸性火山岩产出部位靠下且占很大比例，这种以基性和大量酸性火山岩组成的双峰式火山岩系是高火山大陆裂谷双峰式火山岩系的特征之一（Barberi等，1982）。在洋岛双峰式火山岩系中酸性火山岩含量很少，如夏威夷洋岛火山岩中，98%以上为玄武岩；冰岛出露地表的火山岩中，流纹岩类只约占8%（Huges,1983）；大陆溢流玄武岩省的双峰式火山岩系中，也是以玄武岩为主，只是在火山岩系上部有少量酸性或碱性火山岩出现（Wilson,1989）。

图2-47　北祁连山新元古代—寒武纪火山Na₂O+K₂O-SiO₂图

1、3、5、6、8、11、12：基性火山岩；2、4、7、9、10、13：中酸性火山岩。1、2—白银厂；3、4—黑石山；5小黑茨沟；6、7—郭米寺；8、9—面碱沟；10—香子沟；11—大沟坝；12、13—鹰嘴山。碱性系列和亚碱性系列分界线据Irvine（1971）

（2）新元古代—寒武纪火山岩中的基性火山岩分属碱性玄武岩浆系列和拉斑玄武岩浆系列，图2-47和图2-49显示SiO₂含量小于55%的岩石有相当一部分属碱性玄武岩浆系列，将亚碱性系列的基性火山岩样品投入图2-50，可见大多数属拉斑玄武岩浆系列；基性火山岩岩浆系列的这一特点类似于东非裂谷系东支等著名的大陆裂谷火山岩系，这也是高火山裂谷火山岩系的特征之一。北祁连山新元古代—寒武纪火山岩系明显不同于岛弧火山岩系，岛弧火山岩系的中-基性火山岩有从拉斑玄武质经钙碱质到碱质的递进演化特点，大量发育钙碱质安山岩乃是岛弧火山岩系的重要标志（Gill,1981），而本区中性火山岩只有少量出现。

图2-48　白银厂火山岩Hf/Ta-Hf图

图例同图2-47

图2-49　北祁连山新元古代—寒武纪火山岩SiO₂-Zr/TiO₂图

图例同图2-47

（3）新元古代—寒武纪火山岩系的基性和酸性火山岩分别来源于地幔和地壳的部分熔融：基性火山岩均为富集LILE和LREE的类型，其源区应为富集型地幔，图2-51示本区基性熔岩的样品投点靠近地幔柱或热点分布，但其投点分布的趋势线与图2-51所显示的大洋玄武岩地幔阵列有所偏离，意味着这些基性火山岩虽是源于地幔柱的部分熔融，但它们在从源区上升至地表的过程中，曾遭受大陆岩石圈的混染和改造。据同位素数据也可得到同样的结论：白银厂细碧岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值和ε_Nd（t）分别为0.7051～0.7073和＋0.07～-0.60；面碱沟辉石细碧玢岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值和ε_Nd（t）分别为0.7042～0.7069和＋0.55～＋4.03，图2-52显示其源于与洋岛玄武岩源相似的软流圈地幔，但遭受大陆岩石圈混染。

图2-50　亚碱性系列基性火山岩FeO/MgO-SiO₂图

拉斑系列和钙碱系列的界线据Miyashiro（1975）；图例同图2-47

酸性火山岩的同位素数据有两种情况：郭米寺石英角斑岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值为0.7129，其岩石地球化学特点与大陆壳麻粒岩和角闪岩的平均值相似（夏林圻等，2001），表明它们源于下地壳的部分熔融；白银厂石英角斑岩的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值较低，为0.7026～0.7045，ε_Nd（t）为5.6～6.14，锶同位素比值低于0.706的花岗质岩石可以解释为源于幔源玄武岩浆分异，也可以解释为由玄武质洋壳沿俯冲带消减时发生部分熔融形成的，如前所述，这两种解释均不适用于本区。笔者认为，白银厂石英角斑岩仍然是来自下地壳中基性麻粒岩的部分熔融，因为据沈其韩等（1992）、孙荣圭（1989）等报道，华北大陆板块下地壳的麻粒岩来自轻稀土富集的地幔源，其ε_Nd为0.5～4.4,⁸⁷Sr/⁸⁶Sr初始值小于0.706；白银厂石英角斑岩的微量元素特征又与我国北方太古宙中—基性麻粒岩十分相近（夏林圻等，1996），因此推断，白银厂石英角斑岩可能源于华北大陆板块下部陆壳玄武质麻粒岩的部分熔融，因而继承其同位素特征。

综上所述，新元古代—寒武纪的基性和酸性火山岩分别来源于地幔和地壳的部分熔融，这是大陆裂谷双峰式火山岩系形成的一种重要方式。在岩石形成过程中，结晶分异作用不居重要位置，这与岛弧火山岩浆作用过程中高位岩浆房内的结晶分异作用非常发育完全不同。

（4）新元古代—寒武纪火山岩具有大陆板内火山岩岩石地球化学特征。基性火山岩富集LILE和LREE，其化学成分投点在2Nb-Zr/4-Y图解中落入板内碱性和板内拉斑玄武岩区（图2-53）。在微量元素洋脊玄武岩标准化图解中，基性火山岩均具有强不相容元素富集型的分配形式（图2-54、图2-55），Nb、Ta也比较富集，这些都是大陆玄武岩的地球化学特点。

图2-51　基性火山岩Y/Yb-Zr/Nb图（据Wilson,1989）

P-MORB—P型洋脊玄武岩；N-MORB—N型洋脊玄武岩；Tristan da Cunba—Tristan da Cunba地幔柱或热点；其他图例同图2-47

图2-52　基性火山岩ε_Nd-⁸⁷Sr/⁸⁶Sr变异图（A）；基性火山岩ε_Nd-Sm/Nd变异图（B）

MORB洋脊玄武岩；OIB—洋岛玄武岩；Lamproite为钾镁煌斑岩

（A）图中虚线表示据地幔捕虏体确定的大陆岩石圈地幔的Sr、Nd同位素范围；（B）图中钾镁煌斑岩虚线为Ellam等（1991）的岩石圈—软流圈混合线

2.大陆裂谷作用与火山岩浆演化

（1）火山岩系的时空变化：北祁连山新元古代—寒武纪火山岩系可分为东、西两段。东段从白银厂至祁连县郭米寺一带；西段为玉门市以南的大沟坝至鹰嘴山。从东至西火山岩系层中含早、中寒武世化石；西段仅中寒武统中发育火山岩。由此推断，①形成该火山岩系的大陆裂谷作用发端于东部，且火山作用延续的时间较长，从新元古代晚期直至中寒武世；在西部，大陆裂谷火山作用仅发育于中寒武世；②火山岩系的产态：东段火山岩系多呈大型火山岩穹或较厚的层状火山岩产出，西段的火山岩仅在火山沉积岩系中作为夹层产出。这表明东段火山作用强烈，西段较弱，火山喷发物较少；③火山岩石类型及组合：东段大型火山岩穹中以石英角斑岩、细碧岩组合为主，含少量偏酸性的角斑岩，且在黑石山火山岩穹中还有玄武岩出现；层状火山岩系中：东段以细碧岩及偏基性的角斑岩为主，少量石英角斑岩；西段主要为细碧岩，石英角斑岩极少；④基性火山岩岩浆系列：东部基性火山岩大多属碱性玄武岩浆系列，少量为拉斑玄武岩系；西部细碧岩基本上属于碱性玄武岩系。

图2-53　基性火山岩2Nb-Zr/4-Y图解（据Meschede,1986）

AⅠ、AⅡ—板内碱性玄武岩；B—P型洋脊玄武岩；C—板内拉斑玄武岩；D—N型洋脊玄武岩；C、D：火山弧玄武岩。其余图例同图2-47

图2-54　小黑茨沟中基性火山岩微量元素洋脊玄武岩标准化图解（标准化值据Pearce,1982、1983）

图2-55　白银厂基性火山岩微量元素洋脊玄武岩标准化图解（标准化值据Pearce,1982、1983）

（2）大陆裂谷作用与火山岩浆演化：综上所述，自元古宙晚期开始，由于软流圈地幔柱上涌，导致北祁连山地区进入以前寒武纪古大陆边缘为基底的裂谷断陷拉张阶段。地幔柱上涌碰撞岩石圈地幔并使之部分熔融，地幔柱熔融体与岩石圈地幔熔融体混合，形成基性火山岩浆。大陆裂谷作用于新元古代晚期开始于东部，到中寒武世扩展至西部。在东部，裂谷拉张伊始，拉张强度增长缓慢，因而有较多的部分熔融作用程度低的碱性玄武岩浆形成并上侵。在一些地区，这种岩浆大量产生并缓慢上升，岩浆在陆壳中有较长时间停留，导致壳层深熔，形成大量酸性火山岩浆。壳层中的酸性火山岩浆首先喷发、爆发直至侵出，构成大型火山岩穹的中心和下部，尔后基性岩浆喷溢，盖在酸性火山岩之上，形成具双层结构特征的双峰式火山岩穹。另一些地方，基性岩浆上侵活动比较通畅，以较快速度喷出地表，它们在地壳中停留时间比较短暂，受地壳的影响较小，从而形成层状基性火山岩系，其中偶或夹有少量中、酸性火山岩。东部的裂谷火山作用一直持续到中寒武世，随着裂谷拉张强度增大，地幔的部分熔融程度逐渐增高，导致一些部分熔融程度高的拉斑玄武质岩浆形成和喷出。在西部，大陆裂谷作用发生于中寒武世，裂谷火山作用强度较低，以碱性玄武质岩浆喷发为主，规模不大。