中国及邻区中生代花岗岩成因演化及构造背景

中国及邻区中生代花岗岩成因演化及构造背景

亚洲是世界上最大的大陆。中生代是亚洲大陆演化的关键时期。早中生代即印支期是中国大陆乃至东亚大陆最终拼合的时期,古亚洲洋最终关闭进入后造山阶段,古特提斯洋关闭,发生南北中国大陆碰撞,形成中国及亚洲大陆主体,构成亚洲大陆与新特提斯洋、古太平洋和蒙古—鄂霍茨克洋(也认为是古太平洋的一部分)并存的板块构造格局。晚中生代,东亚经历了古太平洋俯冲作用及多向汇聚造山及其地壳加厚(如董树文等,2008,2009)和早白垩世巨量的伸展垮塌(如WangTetal.,2011),并造成华北克拉通的破坏(如朱日祥等,2009)。这种大陆巨变伴随有巨量的花岗岩发育(图1),构成了亚洲大陆十分鲜明的特点。这些花岗岩带的研究对于深入了解大陆的组成和成因,特别是造山带的发展演化以及成矿背景具有重要意义。前人已经开展了大量研究,并取得了取得一系列重要进展(见参考文献)。然而,对于如此巨大的中生代花岗岩带,系统的综合研究还有待加强:(1)大量锆石年龄数据需要统计分析,揭示岩浆时空演化规律;(2)跨越不同构造单元和国界的花岗岩带,需要系统对比研究;(3)不同单元同期花岗岩带需要作为一个整体总结研究;(4)花岗岩构造环境需要从巨型花岗岩带的时空和物源演变来探索。本研究是在《1:500万亚洲国际地质图》(任纪舜等,2013)基础上,基于亚洲中生代花岗岩编图项目近期取得的一些成果,重点报道我们在中生代花岗岩研究方面的若干进展,初步总结一些巨型中生代花岗岩带的演变特征,展示亚洲中生代花岗岩时空分布概况(中国地质科学院,2014)。1健全区域构造岩石学研究中亚造山带是全球最大的显生宙增生造山带,一直受到地学界的关注。在2013年Elservier统计的6个全球地学研究前沿中,中亚研究排名第一。目前,这些研究主要集中在古生代增生造山与岩浆作用,而对于增生后的中生代构造岩浆作用研究较弱,制约了对该造山带构造岩浆演化的完整认识。本研究在早中生代花岗岩方面取得如下一些主要进展。1.1热质岩的成岩改造在境外,鉴别出一批早中生代花岗岩体。例如,在俄罗斯远东鉴别出249Ma花岗岩,在南蒙古确定250~200Ma花岗岩,在东蒙古—鄂霍茨克带鉴别出180Ma和148Ma的花岗岩。在西伯利亚基底片麻岩中,获得花岗岩质脉体锆石年龄223Ma,为重新认识该古老变质岩的热构造史提供了新信息(如表1)。此外,在境内新疆、北山、内蒙、额尔古纳、大兴安岭和华北克拉通等均鉴别出大量早中生代花岗岩(如Guoetal.,2012a,b;Wangetal.,2012;Lietal.,2012,2013a;杨奇荻等,2014)。例如,在额尔古纳地块厘定了三叠纪侵入岩带(247~240Ma),具有陆弧环境特征,确定为鄂霍茨克大洋俯冲的岩浆记录(Tangetal.,2014),为三叠纪矿床陆缘背景提供了重要依据。在北山地区新识别了五个高钾花岗质岩体(240~217Ma),结合其物源和成因演化过程,确定其形成于后碰撞或后造山构造背景(Lietal.,2012)。在中国阿尔泰,进一步厘定三叠纪和侏罗纪花岗岩时空分布、成因类型和环境,确定其为A型和高分异I型及陆内环境(WangTetal.,2014)。1.2岩石学和微量元素地球化学特征较系统地收集了中亚带早中生代花岗岩及相关侵入岩115个锆石年龄,初步确定了中亚带早中生代花岗岩的时空分布框架。依据锆石年龄和岩石组合,大致划分为两期和5个岩浆带(Lietal.,2013a),即早—中三叠世(250—230Ma)和晚三叠世—早侏罗世(约230—190Ma)。早期阶段的花岗岩类主要分布在中蒙古地区,东哈萨克斯坦—阿尔泰带的西段,南蒙古—兴安带和北山—内蒙古—吉林带;晚期阶段的花岗岩主要分布在北蒙古—西外贝加尔带,额尔古纳地区和阿尔泰地区。5个岩浆带是:北蒙古—西外贝加尔带(NMTB)、中蒙古—额尔古纳带(CMEB)、南蒙古—兴安带(SMXB)、东哈萨克斯坦—阿尔泰带(EKAB)和北山—内蒙古—吉林带(BIJB)。各带均发育有早、晚两期岩浆演化的特点,总体显示出向着更偏碱性方向演化特点。早期阶段的花岗岩类主要为花岗闪长岩-石英闪长岩-二长花岗岩,并和较少的中酸性熔岩和镁铁质侵入体相关。晚期阶段的花岗岩类主要为二长花岗岩-正长花岗岩-正长岩,并且和大量的碱性花岗岩,双峰式火山岩和一些镁铁质侵入体相关。全岩Sr-Nd和锆石Hf同位素初步填图显示(Lietal.,2013a),εNd(t)值变化于–7.0~+7.4,TDM模式年龄0.46~1.43Ga,初始Sr同位素比值Sri为0.7023~0.7174。锆石εHf(t)值变化于–4.6~+15.3,两阶段Hf模式年龄TDM2为0.30~2.09Ga,显示源区不均一。正的全岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值花岗岩多分布于年轻增生地壳,负的全岩εNd(t)值和锆石εHf(t)值的花岗岩主要受控于古老陆壳块体。它们的分布大致反映了增生造山带的新老物质组成结构特点。1.3早新生代成岩时代中亚造山带早中生代花岗岩具有多种环境及“同时异相”并存的态势。在北蒙古—西外贝加尔带,早、晚阶段的花岗岩浆作用的具有安第斯型的活动陆缘特点,为蒙古—鄂霍茨克洋俯冲在西伯利亚之下的结果(Donskayaetal.,2012)。同样,中蒙古—额尔古纳带花岗岩也是剪刀状蒙古—鄂霍茨克洋的向另一侧(大致向南测)俯冲的结果(Orolmaaetal.,2008;江思宏等,2010;Xuetal.,2013)。在南蒙古—兴安带,早中生代花岗岩主要形成在中亚造山带的后增生过程(Li,2006;Wuetal.,2011)。在东哈萨克斯坦—阿尔泰地区,早中生代花岗岩形成于板内或非造山环境(WangTetal.,2014),其可能受到了地幔柱的影响(Vladimirovetal.,2008;Buslovetal.,2010)。在北山—内蒙古—吉林带,早期阶段的花岗岩形成于相对挤压的构造背景,而晚期花岗岩形成于相对伸展的构造背景(Xiaoetal.,2003;Li,2006;李锦轶等,2007;Chenetal.,2009;Jianetal.,2010;石玉若等,2004,2007;Lietal.,2012,2014);晚期阶段花岗岩显示了钾玄岩和高钾钙碱性的特征,为高分异I型和A型花岗岩。在相同的时期如230—200Ma,东部额尔古纳地块晚三叠世花岗岩均为I型,可能形成于弧环境;在中部北山—内蒙古地区,晚三叠纪花岗岩为I-A型花岗岩过渡的特点,形成于后造山环境;而阿尔泰三叠纪花岗岩由A型和高分异I型组成,形成于板内环境,可能是增厚下地壳部分熔融的结果。2岩浆时空演化规律与成矿关系探讨依据新资料,在中央造山带厘定了早中生代花岗岩浆岩时空演化规律及其与成矿的密切关系,揭示了俯冲到后碰撞环境演变,为探讨中国大陆拼合和成矿背景提供了重要依据。2.1晚碰撞到后碰撞阶段期2013年7月之后在中央带新鉴别出一批早中生代花岗岩及其相关矿产。例如,在东昆仑,发现一批三叠纪(245—205Ma)花岗质岩石,早期(250—225Ma)多与古特提斯洋盆闭合俯冲碰撞相关(Huangetal.,2014),晚期多与晚碰撞到后碰撞有关;提出晚碰撞到后碰撞高钾钙碱性中酸性花岗质中小侵入体控制了矽卡岩-斑岩型矿床,为找矿提供了新思路和依据(丰成友等,2012,2013a,b)。在秦岭,特别是西秦岭也获得一批早中生代花岗岩年龄,从而可将东昆仑早中生代花岗岩延伸到西秦岭地区(齐秋菊等,2012;WangXXetal.,2013)。结合收集的锆石年龄,总结了中央造山带花岗岩的时空分布特征,其主要发育于西秦岭及昆仑造山带,年龄集中在250—190Ma,可分为250—230Ma和230—190Ma两期。总体上,花岗岩带从北向南迁移,特别是在昆仑一带。向东岩浆活动减弱、变新,在东段即大别地区,极少发育。2.2中央造山带早新生代岩浆在中央造山带东段秦岭地区,早中生代花岗岩体以准铝到过铝质中钾-高钾钙碱性岩为主,岩石类型主要为石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩,基本上反映了俯冲到后碰撞的岩石组合特征,但对不同阶段岩石组合划分的时限持不同的认识(见WangXXetal.,2013)。目前的年代学、岩石组合特征及地球化学特征总体显示,早期(245—215Ma)花岗岩具有高Sr,低Y特点(e.g.,张成立等,2008),可能是中国南北两大陆块碰撞造山进入到同碰撞-后碰撞阶段陆壳增厚记录;其后出现的大量无变形花岗岩(225—210Ma),暗示进入后碰撞阶段,最终形成了高分异富钾花岗岩和环斑结构花岗岩(217—200Ma)(WangXXetal.,2013),标志着秦岭开始步入后碰撞晚期的伸展拉张环境。向东到了大别地区,早中生代花岗岩只有零星分布,如面理化的含石榴子石花岗岩,在地球化学上具有A-型花岗岩的特征,可能是后碰撞产物。Li等(2013)提出早中生代花岗岩具有极性,是勉略洋向北俯冲的极性显示。但是,这种成分也可能与分布的地质体性质有关,并不一定是俯冲极性的显示。在中央造山带西段(即昆仑),早中生代花岗岩和晚古生代花岗岩基本上是连续的,早期(250—230Ma)和晚期(220—200Ma)具有俯冲到碰撞的演化特点(莫宣学等,2007;李荣社等,2008)。不同地区发生碰撞的时间不同。在东昆仑南缘年龄为237—190Ma的S型花岗岩可能指示碰撞-后碰撞环境(许荣华等,1994)。而个别地带可能还存在俯冲,特别是南侧,如228—190Ma花岗岩是南昆仑地体拼合到北昆仑地体之后在其南部形成的新的深成岩浆弧带(张传林等,2007)。由上可见,中央造山带早中生代花岗岩,早期(250—230Ma)多为钙碱性-高钾钙碱性,多形成于俯冲(-碰撞)环境;晚期(230—190Ma)多具高钾钙碱性-碱性,发育环斑或环斑结构花岗岩与煌斑岩脉和基性岩脉的组合一致表明,主要发育于碰撞到后碰撞环境,是对中国南北两大陆块早中生代碰撞的响应,代表了后碰撞不同演化阶段的产物。早中生代花岗岩的活动由西向东推进,西部发育俯冲-碰撞-后碰撞一个比较完整的系列,到了东秦岭可见到发育碰撞晚期地壳加厚的高Sr低Y花岗岩-后碰撞花岗岩,再向东到了大别,仅零星出露后碰撞花岗岩。总的特点是,西段岩浆历史较长(250—230Ma),记录了俯冲到碰撞完整演化过程;东段岩浆历史较短,集中发育于晚碰撞到后碰撞环境,加之大别240Ma的大陆碰撞深俯冲,说明东段碰撞可能较早。中国南北大陆沿中央造山带的碰撞拼合具有由东向西剪刀状发育特点(如许志琴等,2012)。早中生代花岗岩εNd(t)值多为负值,显示了古老物源特点(WangXXetal.,2013),也指示它们主要形成于大陆碰撞环境。3地质意义研究主要进展:系统厘定了中央造山带东段(秦岭)晚中生代花岗岩的时空分布、成因演化及构造背景,查明其与钼多金属矿的成因关系,为找矿提供了新的依据(王晓霞等,2011;Wangetal.,2015)。通过秦岭中生代花岗岩的Nd、Hf同位素示踪,揭示中央造山带东段不同构造块体基底的组成特征、构造属性及其对成矿的制约,证明北秦岭不属于华北地块,南秦岭和松潘甘孜地块具有复杂的老基底。揭示钼等金属矿床主要分布于古老基底的块体中,这对深入认识成矿发育规律和找矿提供了新依据。3.1南秦晚新生代岩石在中央造山带,晚中生代即侏罗纪—白垩纪花岗岩主要发育于东秦岭北部和大别地区。依据实测和收集的60多个锆石年龄,秦岭晚中生代花岗岩可分为晚侏罗世—早白垩世(160—130Ma)和早白垩世(120—100Ma)两阶段(王晓霞等,2011;Wangetal.,2015)。这些花岗岩主要分布在华北地块南缘,在北秦岭出露较少,在南秦岭仅有零星小岩体出露。第一阶段(160—130Ma)花岗岩以I型为主,可见I-A过渡型,大岩体主要为二长花岗岩,其次为花岗闪长岩和石英闪长岩,小岩体的岩性为钾长花岗斑岩和花岗斑岩,属高钾钙碱性系列。这些花岗岩体显示出富硅、钾的特征。A/CNK=0.9~1.0,A/NK>1,为准铝质。第二阶段(120—100Ma)花岗岩以I-A过渡型和I型花岗岩为主,可见A型花岗岩。大岩体以二长花岗岩为主,小岩体为石英闪长玢岩、角闪石英正长岩、正长花岗岩、霓辉正长岩和花岗斑岩,属高钾钙碱性系列。大别晚中生代花岗岩也可分为中侏罗世—晚侏罗世(170—160Ma)和晚侏罗世—早白垩世(150—119Ma)两个阶段。第一阶段,发育少量有弱片麻状构造的中粗粒含石榴石黑云母花岗岩,多为偏铝质到过铝质,属于高钾钙碱性到钾玄系列。第二阶段以二长花岗岩为主,其次为花岗闪长岩、石英二长岩、花岗岩和花岗斑岩。岩石成因类型主要为I型花岗岩,其次为A型花岗岩属于高钾钙碱性岩石系列;在Sr/Y-Y和(La/Yb)N-YbN图解上分布在埃达克岩区域(马昌前等,2003)。3.2岩源区物质组成秦岭晚中生代花岗岩Nd、Hf同位素组成及其物源变化大,揭示了不同块体基底组成的差异(Wangetal.,2015)。在华北地块南缘,花岗岩的εNd(t)一般小于–11,εHf(t)值为–26~–13之间(如WangXXetal.,2013,2014及其参考文献),花岗岩的源岩以古老的壳源物质为主。同时从北向南εNd(t)有增大的趋势。在北秦岭构造带的北侧,花岗岩的εNd(t)值一般为–14~–1.5;εHf(t)值为–16~+0.1。在北秦岭构造带的南侧,花岗岩(分布于秦岭微地块中的花岗岩)的εNd(t)值较高,为–4.6~–1.5。越靠近商丹缝合带,花岗岩的εNd(t)值越大,表明花岗岩中的年轻幔源组分较多(Wangetal.,2015)。在南秦岭,花岗岩的εNd(t)值为–6.3~–4.5,εHf(t)值–1.0~–0.3。这种物源变化对钼多金属矿有一定的制约,为东秦岭找矿提供了新依据(Wangetal.,2015)。大别白垩纪花岗岩的Sr-Nd同位素比值普遍低(如εNd(t)=-27.9~-11.7),表明大别地区该时期花岗岩的源区物质更古老一些。对于大别早白垩世岩浆岩源区为华北陆块还是还需要进一步研究。总体上,侏罗纪—白垩纪花岗岩是古老地壳物质部分熔融的结果,不同于中亚造山带同时期花岗岩以年轻物源为主的特点。3.3i型向a型过渡型秦岭—大别造山带晚中生代花岗岩沿着造山带分布,呈现近东西向展布,与整个中国东部NE向的岩浆展布截然不同。但是,它们演变分为两个阶段,并显示由准铝质到过铝质、由I型向I-A过渡型再向A型花岗岩演化,显示由挤压向伸展转变。这种特征及其构造体制的转换与大别造山带(马昌前等,2003)、中国东部(董树文等,2007)乃至东北亚地区该时期的构造体制转换具有一致性,说明秦岭晚中生代花岗岩可能是整个东部晚中生代岩浆的一部分,可能与太平洋板块在亚洲大陆东部之下的俯冲远程效应有关(王晓霞等,2011)。4晚新生代长矿岩石学背景依据新资料,将东北亚晚中生代岩浆发育范围扩展到俄罗斯远东贝加尔湖一带,重新厘定了东北亚巨量晚中生代花岗岩分布范围,确定了关键地区花岗质岩浆的成分演变特点,为深入认识全球规模巨大的侏罗纪—白垩纪地壳伸展巨变和成矿大爆发的地质背景提供了新的重要依据(部分成果于2013年发表于JournalofAsianEarthSciences,岩石学报)。4.1晚新生代岩石学和对比综合分析新的资料,重新厘定了东北亚巨量晚中生代花岗岩浆的分布范围,显示广布中国东部的环太平洋早白垩世岩浆事件在俄罗斯外贝加尔湖也同样发育(Wangetal.,2012)。这为重新认识该岩浆构造背景提供了证据,表明东北亚晚中生代岩浆作用不都是与古太平洋板块俯冲有关,还存在其它构造体制的作用(如鄂霍茨克板块体制)。在研究较弱的大兴安岭中南段,鉴别出5个晚中生代高分异钙碱性I型花岗岩体(154Ma和139~125Ma),为全面认识大兴安岭晚中生代岩浆作用提供了新依据(杨奇荻等,2014)。在中亚造山带与华北克拉通西拉木伦缝合带,鉴别和解剖研究了一个白垩纪复式花岗岩发育过程,提供了小复式岩体(约4.5km2)在10my形成定位的实例(Lietal.,2013b)。依据新测和收集的410多个锆石年龄,厘定了东北亚晚中生代花岗岩的时空分布特征(图2)。早—中侏罗世花岗岩,向北东和南西分别延伸至俄罗斯和蒙古境内,总体走向与鄂霍茨克构造带近平行,具有向南东逐渐迁移的特征,可能受鄂霍茨克构造体制的影响。晚侏罗世花岗岩在整个兴蒙造山带东段均有发育,但出露面积较少,没有明显的迁移特征。侏罗纪花岗岩带在蒙古鄂霍茨克带主要为东西向—北东东向分布,而白垩纪花岗岩主要为北东向分布,似乎暗示了前者与蒙古鄂霍茨克带有关,后者受控于古太平洋板缘。这从分布上提供了两种动力学体制的作用特征和叠加证据。白垩纪花岗岩大量分布,特别是在大兴安岭、朝鲜半岛、日本。在俄罗斯远东海岸一带,发育110—70Ma的花岗岩带,显示向海岸的变新迁移(江博明未发表资料)。4.2地壳拉伸减薄变形成矿作用从岩浆演化特征分析,侏罗纪—白垩纪,花岗岩总体上为钙碱性I型花岗岩组合,有些具有埃达克质岩石特征。白垩纪(特别是130Ma之后),为钙碱性、高分异钙碱性-碱性I、I-A、A型花岗岩组合,无埃达克质岩石,显示了增厚地壳向减薄发展的特点。以大兴安岭及周边为例,我们统计了发表的主微量地球化学数据,揭示了侏罗纪到白垩纪花岗岩浆由高钾钙碱性向高钾钙碱性-钾玄质、由I型向高分异I型、A型和Sr/Y比值向低演变的特点(图3)。这种岩浆演变为进一步论证东北亚全球规模最大的地壳伸展减薄巨变和燕山期成矿大爆发地质背景提供了岩浆新证据。这是从岩浆演变角度,结合白垩纪变质核杂岩、伸展盆地的发育,论证加厚地壳向伸展减薄转化过程,是一个成功范例(Wangetal.,2015)。值得注意的是,这种转换过程是不均一的,晚中生代埃达克质岩石的时代分布从侏罗纪到早白垩世都有(Davisetal.,2003)。早白垩世早期(145—130Ma)也发育具有埃达克质特征的花岗岩,而具有A型特征的花岗岩主要发育在130Ma及之后。埃达克质岩石具有多种成因,包括岩浆混合。但是,依据大量数据统计,Sr/Y比值与SiO2、Nd等没有正相关关系,说明岩浆混合不是主因。总体上。加厚地壳的熔融可能是主要因素。4.3晚中侏罗世岩浆-构造成矿的构造意义总体上看,从侏罗纪到早白垩世,花岗岩的岩浆演化揭示一个地壳从增厚到减薄的过程。这与东北亚普遍发育的晚中生代变质核杂岩和伸展盆地揭示的挤压增厚到伸展减薄过程是一致的(WangTetal.,2011)。我们通过变质核杂岩晚中生代强变形、弱变形到不变形花岗岩体锆石年龄系统分析,确定东北亚这种挤压向伸展转换为一个由深部到浅部发育的过程,深部从150~140Ma开始启动深层次韧性伸展,到130~120Ma达到高潮(Wangetal.,2012)。这一个过程与岩浆演变有一定的关联,呼和浩特变质核杂岩提供了一个典型的研究实例(Guoetal.,2012a,b)。综合来看,东北亚,特别是松辽盆地以西,早中侏罗世花岗岩很可能与蒙古—鄂霍茨克洋的闭合及其远程效应有关,松辽盆地以东,可以叠加了古太平洋板块俯冲的远程效应。早白垩世开始,蒙古—鄂霍茨克造山带伸展垮塌,并叠加古太平洋俯冲体制的弧后伸展,整个东北亚转入伸展体制,形成了巨量的白垩纪花岗岩。这一过程与中国东部乃至亚洲大陆侏罗纪蒙古—鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋三大构造体制的多向汇聚、地壳增厚(燕山运动)到白垩纪伸展减薄(如董树文等,2008)是一致的,即蒙古—鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋三大构造体制的多向汇聚(如董树文等,2008),地壳挤压增厚,发生燕山运动,到白垩纪的伸展。岩浆演变似乎反映了这种地壳挤压增厚到伸展减薄的动力学过程。5亚洲新生代火山岩时空分布结合其它地区的研究进展,初步总结了中国及邻区中生代花岗岩时空分布框架,编制了属性驱动的亚洲中生代花岗岩及相关侵入岩地质图(图4),为系统分析亚洲中生代构造岩浆演化和成矿背景奠定了基础。5.1长6月生中国—亚洲早中生代花岗岩时空分布特征除了上述的中亚、中央造山带早中生代花岗岩外,在亚洲很多造山带和地区也发育大量的早中生代花岗岩。在华北克拉通北缘及内部,以及到朝鲜半岛,发育一条二叠纪—早中生代碱性正长岩带(250—208Ma,如Zhangetal.,2014;翟明国等,未发表资料),可能是晚古生代构造岩浆旋回结束的标志(阎国翰等,2000)。在华北克拉通南缘(秦岭—大别山北麓),也发育碱性正长岩带(226—208Ma),认为是华北板块与扬子板块碰撞拼合后的标志。在华北克拉通东部发育三叠纪花岗岩显示(Yangetal.,2012a,b;Yangetal.,2009)。在华南,早中生代花岗岩呈面状发育,主要形成于250—200Ma,峰期在240Ma和220Ma(如WangXXetal.,2013;Maoetal.,2013),可能是华南周边多块体俯冲-碰撞-伸展及印支运动的结果(Maoetal.,2013)。例如,在越南—海南岛产出二叠纪—三叠纪片麻状石榴子石-电气石花岗岩、二云母花岗岩和高钾钙碱性花岗闪长岩-二长花岗岩-花岗岩(Nagyetal.,2001;Lanetal.,2003;Lietal.,2006;Nasdalaetal.,2008)及(239—221Ma)铝质A型花岗岩-正长岩组合(谢才富等,2005),在华南内陆带和武夷—云开山脉带发育两期(243—233Ma和224—204Ma)花岗岩,它们可能是Sibumasu地块与印支板块—华南陆块汇聚的支构造运动(258—243Ma,Carteretal.,2001;Lepvrieretal.,2004)产物(Wangetal.,2007;Maoetal.,2011)。在苏鲁—韩国带发育的辉长岩-花岗岩-正长岩-碱性A型花岗岩组合(Choetal.,2008;Williamsetal.,2009;Yangetal.,2005)及韩国京畿地块发育的高钾钙碱性-橄榄安粗岩系列的花岗质、石英正长质和辉长质岩石(Kimetal.,2011)可能是华北与华南陆块之间的碰撞晚期或碰撞伸展垮塌的结果(219—208Ma)。在韩国东部庆尚盆地出露晚二叠世—早三叠世片麻状中钾-高钾钙碱性花岗岩(Kimetal.,2011;Yietal.,2012),在浙闽沿海形成232~215Ma年龄的A型花岗岩-霓辉正长岩组合(Sunetal.,2011;李万友等,2012;Maoetal.,2013),它们可能与太平洋板块与东亚大陆之间的碰撞(253—239Ma)和后碰撞伸展(232—215Ma)有关(Sunetal.,2011;李万友等,2012;Maoetal.,2013)。韩国250Ma俯冲花岗岩带的确定,暗示该时期古太平洋的俯冲已经开始。在古太平洋平板状俯冲背景下的华南二叠纪—三叠纪花岗岩带是否显示从东南沿海向陆地迁移变新(平板俯冲,Lietal.,2007)还是没有迁移(WangYJetal.,2013)还需要进一步深入研究。在青藏高原及周缘发育大量印支期三叠纪花岗岩带,例如,在松潘甘孜地块上,发育埃达克质花岗岩类、A型花岗岩和I型花岗岩体(Zhangetal.,2007);在羌塘地块上产出众多基性、中性和酸性侵入体(如Yangetal.,2012;张洪瑞等,2013);在西南三江发育以义敦岛弧带为代表的NNW—SSE向三叠纪花岗岩带(240—200Ma;Houetal.,2007);在拉萨地块上可见俯冲到碰撞的花岗岩带(230—202Ma;杨志明等,2011);在喜玛拉雅东构造结东侧也发育印支期花岗岩带(217—198Ma)。依据我们最新获得的年龄并结合前人资料(38件的锆石年龄),发现松潘地区印支期花岗质岩浆活动主要发生在225—150Ma,并以220—200Ma期间最为强烈,峰期为210Ma左右,最终结束于150Ma(张成立等,未发表)。其中,早期多出现加厚地壳环境形成的埃达克质花岗岩类和高钾钙碱性花岗岩类,可能为挤压环境陆壳增厚背景的产物,晚期则形成了高钾钙碱性花岗岩、碱性花岗岩及强过铝质花岗岩和火山岩类,代表了岩石圈的伸展减薄过程(Zhangetal.,2007)。最近,Sigoyer(2014)等提出,其陆壳增厚是俯冲板片回撤所致,而岩石圈减薄则是软流圈地幔物质上涌的结果。上述早中生代花岗岩体都是青藏地区古特提斯洋盆闭合的产物。个别地块(松潘甘孜)上埃达克质岩石、A型花岗岩联合出现,表明洋盆闭合后的碰撞造山作用(Zhangetal.,2006)。早中生代岩体向西延伸至西亚特提斯地区,在Anatolide-Taurides地块(Akaletal.,2011)、伊朗中部地块(Karimpouretal.,2010)、Sanandaj-Sirjan带(Tahmasbietal.,2010;Alizadehetal.,2010)等古老陆块上,发育延伸稳定的花岗质岩浆带,其形成与该区古特提斯洋盆闭合有关;向东延伸至印支半岛,其多期次岩体的发育反映了东南亚地区经历过复杂的俯冲碰撞过程(Soneetal.,2008)。综上所述,早中生代(三叠纪)花岗岩在亚洲大陆分布较广,在主要造山带和克拉通均有发育,特别是集中于中亚造山带(东部)、中央造山带、中国西南三江地区、华南及印支半岛(图4),总体平行各造山带展布;在中亚、中央造山带,主要呈近东西向展布;在西南三江,呈近南北向;在华南,呈面状分布。依据发育的构造背景,可以大致分为以下几个带(图4):蒙古鄂带有关的板缘花岗岩带;中亚带南缘与华北地块汇聚带后碰撞花岗岩带及内部板内花岗岩带;古特提斯洋俯冲封闭到大陆碰撞有关的花岗岩带(又分为中央造山带花岗岩带和西南三江碰撞带花岗岩带);华南碰撞陆缘及板内花岗岩带;古太平洋有关的陆缘花岗岩带。另外,在西伯利亚克拉通西侧发育二叠纪—三叠纪巨型面状分布的暗色岩系(大火成岩省)。5.2晚新生代岩浆-成矿活动的爆发期k-4-50ma与上述阐明的东北亚晚中生代花岗岩相对应,在中国东南部和特提斯构造带仍然发育大量晚中生代花岗岩。在中国东南部(华南),晚中生代花岗岩类呈面型分布、带状集中特点,即南岭山脉J1岩浆岩带、钦(州湾)—杭(州湾)J2-K1岩浆岩带、长江中下游J3-K1岩浆岩带和浙闽粤沿海J3-K1岩浆岩带(毛建仁等,2014)。总体上,侏罗纪花岗岩(集中于170—155Ma)主要广泛分布在华夏地块的内陆,EW及NEE向展布,规模大,约占华南所有花岗岩面积的50%以上,为壳源S型花岗岩类,与钨锡和稀土矿关系密切,构成华南燕山期花岗岩的主体(赵希林等,2012;毛建仁等,2014)。白垩纪花岗岩主要分布于东南沿海,NE向展布,主要为I型、碱性(A型)花岗岩,例如,福建、广东、浙江沿海地区发育NE向的早白垩世花岗岩(140—123Ma)I型花岗岩,在浙闽沿海地区出露晚白垩世辉长岩—闪长岩—二长花岗岩—碱性花岗岩(123—75Ma)的I-A型花岗岩组合。从侏罗纪到白垩纪,岩浆主体向南东海岸线迁移(Zhouetal.,2006),也显示向北东和北西迁移(Li,2000;Sunetal.,2012;Wangetal.,2013;Lietal.,2013;毛建仁等,2014);其岩浆从钙碱性(S、I型)向到高钾钙碱性、碱性演化,相应的成因类型从S-I,I、I-A、A型演化。华南白垩纪花岗岩浆还可以进一步分为几个阶段:145—137Ma为NW–SE向挤压增厚环境下的钙碱性即埃达克质岩石并伴随Cu-Au矿(如长江中下游),136—86Ma以伸展环境为主的花岗岩,并在117—108Ma经历了短暂的挤压(Lietal.,2014)。总体上,上述晚中生代花岗岩形成背景与古太平或伊泽奈崎洋板块俯冲有关(Zhouetal.,2006;Sunetal.,2012)。这种俯冲可能在晚侏罗世或中侏罗世(Maruyamaetal.,1989)即175Ma(WangFYetal.,2011;WangXXetal.,2013;毛建仁等,2014)开始,以斜向俯冲为主,120Ma后转为正向俯冲(Sunetal.,2007),形成了东亚大陆边缘巨型火山-侵入岩带。值得注意的是,华南岩浆-成矿活动的爆发期(170—120Ma),日本、韩国等地区为岩浆活动的间歇期(ca.170—120Ma)(Sagongetal.,2005),似乎没有古太平洋俯冲的背景证据。因此,它们形成的构造背景还不是很清楚,也可能是在没有大洋板块物质参与下的陆内造山运动(张国伟等,2013)。在特提斯,侏罗纪主要分布于喜马拉雅山系;白垩纪花岗岩主要分布于喜马拉雅西南部,似乎与侏罗纪构成向南西迁移特点。侏罗纪花岗岩多与俯冲碰撞有关,如在西南三江地区,丁青—怒江结合带的中侏罗世藏东S型二长花岗岩(K-Ar年龄171Ma)和沿该带向西的滇西潞西蚌渺花岗闪长岩(K-Ar年龄164Ma)。综上所述,亚洲大陆晚中生代即侏罗纪—白垩纪花岗岩发育于环太平洋带(中国东部)、蒙古—鄂霍茨克带和喜马拉雅构造带(图5),显示了与大洋板缘动力学成因联系。该时期,早中生代花岗岩带面状分布、东西向呈带,开始转换为东北亚的北东东、中国东部的北东向和喜马拉雅的北西向展布特点,也显示了花岗岩带受太平洋体制和新特提斯洋体制的制约,也揭示了不同构造体制(如蒙古—鄂霍茨克洋)的叠加转换的特点。其中,在环太平洋带(如亚洲东部),从侏罗纪到白垩纪,包括早白垩世和晚白垩世,岩浆带的走向与环太平洋构造带几乎平行,时代上具有向东迁移的特点,如在华南显示侏罗纪到白垩纪的花岗岩带迁移,在俄罗斯远东,显示110Ma到70Ma的花岗岩带的迁移。因此,该期岩浆活动可能与古太平洋板块多次不同阶段的俯冲有关(如Sunetal.,2012)。6蒙古—从亚洲大陆聚散角度探讨了中生代花岗岩发育的构造背景晚古生代—早中生代,Pangera超大陆聚合形成(~250Ma),并开始转入裂解的阶段。但是在亚洲大陆,约在250~200Ma左右,古亚洲洋关闭,蒙古—鄂霍茨克洋(也有人认为是古太平洋的一部分)、古太平洋和中特提斯洋三大洋板块发育俯冲作用,其中中特提斯洋闭合,导致陆块汇聚,发生强烈的中三叠世末印支运动。这些作用形成和影响了四大巨型构造带(域):中亚造山带、中央造山系、古特提斯构造带和环太平洋带。上述巨型岩浆带的时空演变几乎可以和亚洲大陆这种多阶段汇聚相关,可以概况为以下几个重大阶段。6.1早中生代产带该时期,在亚洲北部(现今位置),蒙古—鄂霍茨克洋(至少自泥盆纪发育,一直持续到了侏罗纪,Zorin,1999;Kravchinskyetal.,2001)俯冲,形成陆缘北蒙古—西外贝加尔带和中蒙古—额尔古纳早中生代花岗岩带的发育(图5)。这可以解释为什么在中亚带三叠纪花岗岩主要发育于这些地区。在亚洲西南(现今位置),古特提斯洋俯冲造就了中央造山带(如西秦岭—昆仑)250—230Ma陆缘岛弧花岗岩浆带;例如,在扬子和羌塘地块之间的金沙江发育弧花岗岩带(250—248Ma),在西南三江形成岛弧岩浆带,在青藏高原拉萨地体内发育俯冲花岗岩带,显示印支运动的表现。此外,该时期,在华北北缘、内蒙古等开始发育造山后或者陆内环境的花岗岩带包括碱性岩带。在哈萨克斯坦及阿尔泰,开始发育陆内花岗岩带(WangTetal.,2014)。该时期,在西伯利亚二叠纪—三叠纪地幔柱形成的大火成岩省持续活动。6.2b晚古生代岛弧缘形成陆内9-12ma后碰撞型岩带在大洋板块持续俯冲背景下,上述巨型花岗岩带继续发育,如蒙古鄂霍茨克洋有关的额尔古纳花岗岩带。在个别地区,或有一些小陆块已经开始碰撞,形成了同碰撞花岗岩带。该时期,中特提斯洋北侧分支剪刀状俯冲闭合,首先在大别已经开始发生南北中国大陆碰撞(240Ma左右,超高压岩石证据);而在西秦岭、昆仑和松潘甘孜等地区还发育俯冲环境下的花岗岩。在秦岭,已经开始碰撞,除了可能发生的少量同碰撞花岗岩浆作用,主要发育230—220Ma后碰撞花岗岩浆,包括秦岭环斑结构花岗岩和煌斑岩等基性岩脉。即使在昆仑,个别地区也可能发生小块体的碰撞,形成局部的碰撞型花岗岩,如东昆仑南缘强烈变形的S型花岗岩(237—190Ma),代表南缘局部碰撞(许荣华等,1990);西昆仑西段变形石榴石花岗岩(241±2Ma)是甜水海地体与西昆仑南带晚古生代岛弧沿麻扎—康西瓦缝合带碰撞的产物(丰成友等,2012)。在扬子和羌塘地块之间的金沙江碰撞带,发育经过弧花岗岩(250—200Ma),演变到碰撞(247—237Ma)及后同碰撞(234—210Ma)花岗岩带(Zietal.,2013)。在亚洲东部,古太平洋板块俯冲已经开始,形成韩国三叠纪俯冲环境下的花岗岩。在华北北缘、内蒙古等开始发育大量造山后或者陆内环境的花岗岩带包括碱性岩带。在哈萨克斯坦及阿尔泰,开始发育陆内花岗岩带。沿着西拉木伦缝合带出露的同期的镁铁质-超镁铁质岩体,如红旗岭和漂河川富Cu-Ni杂岩体,也论证了后造山的过程(Wuetal.,2004)。在东亚大陆北方(如中亚带),主要发育是中亚造山带造山后或板内花岗岩,东北部发育鄂霍茨克陆缘带花岗岩带,中部(中央造山带)发育俯冲碰撞花岗岩带,南部发育印支期碰撞花岗岩带;东部可能古太平洋板块俯冲已经启动。6.3陆缘裂谷-成矿景观上述一些大洋俯冲接近尾声,中国及邻区大陆全面碰撞,形成了各个汇聚带中碰撞型花岗岩,是印支运动的体现形式。例如,在中央造山带,造山后出现的大量具正常花岗结构的块状花岗岩(225—210Ma)同碰撞到高分异富钾花岗岩和环斑结构花岗岩(217—200Ma)带,标志着南部大陆的汇聚完成。该时期,羌塘、印支和华夏与塔里木、扬子碰撞,形成了金沙江—澜沧江碰撞带和绍兴—十万大山碰撞花岗岩带。一些陆缘带,发育陆缘裂解环境花岗岩带,如中国东部220—200Ma陆缘A型流纹岩和双峰式火成岩组合。此外,还继续发育陆内伸展环境下的花岗岩。例如,前面论述的东哈萨克斯坦—阿尔泰三叠纪花岗岩及同期的碱性镁铁质岩脉(Pavlovaetal.,2008),可能与西伯利亚三叠纪地幔柱形成的大火成岩省有关(Vladimirovetal.,2008;Buslovetal.,2010)(图5)。再如,在华北克拉通发育的三叠纪碱性岩带,也具有大陆裂谷和伸展环境特征,它们或者为秦岭俯冲碰撞远程效应,或者为蒙古—鄂霍茨克洋俯冲远程效应。该时期,是亚洲大陆特提斯构造域、古亚洲洋构造域向古太平洋转折的关键时期。很多近东西向、北东向花岗岩带开始转变为北东向花岗岩带。亚洲大陆除了鄂霍茨克海陆缘和古太平洋俯冲环境花岗岩带外,主体发育碰撞和板内花岗岩带(如东亚、中亚、特提斯带、华南带)。6.4蒙古—晚中生代(侏罗纪190—145Ma)新洋陆格局下的多向汇聚性背景下巨型岩浆岩带经过上述三叠纪印支运动,进入晚中生代,中国及邻区大陆基本形成,在其周缘发育鄂霍茨克洋、古太平洋和新特提斯洋并存的新的洋陆格局及新的侏罗纪俯冲背景下的花岗岩带发育。花岗岩带等岩浆带主要发育于中国及亚洲东部,突显了鄂霍茨克洋、古太平洋构造体系的作用。此外,在喜马拉雅带也有少量发育。在东北亚地区西北地带,即大兴安岭以西,侏罗纪花岗岩可以与鄂霍茨克洋板块动力学体系有关。而在东部地区,可能与古太平洋体制有关该时期,如在中国东部、俄罗斯远东和韩国都发育有早侏罗世俯冲背景下的花岗岩(190—175Ma)。而中侏罗世,日本等地区花岗岩不很发育,是否暗示了古太平洋板块俯冲减弱?在特提斯构造带,侏罗纪花岗岩记录了新特提斯洋盆进入俯冲高峰阶段。蒙古—鄂霍茨克洋俯冲可能一直持续到侏罗纪时期(Zorin,1999;Kravchinskyetal.,2001;Setonetal.,2012;Xuetal.,2013),特别是很多人认为该俯冲闭合具有向东迁移的剪刀状,东部俯冲时间较长。该时期,一