东北地区晚古生代-中生代I型和A型花岗岩Nd同位素变化趋势及其构造意义*

2014-05-30李竞妍郭锋李超文李红霞赵亮

岩石学报 2014年7期

李竞妍郭锋李超文李红霞赵亮

1．中国科学院广州地球化学研究所，同位素地球化学国家重点实验室，广州 510640 2．中国科学院大学，北京 100049

1 引言

东北地区分布着出露面积多达200000km2的显生宙花岗岩，占据了至少50%的山区。该区的火成岩年代学工作显示大部分花岗岩主要形成于中生代(Wu et al．，2011)。这些花岗岩具正εNd(t)和低tDM2，反映区域在显生宙存在强烈的地壳增生。然而全球大陆地壳的增生时间主要发生在太古代－早元古代，显生宙以来的地壳净增生量非常小(Armstrong，1991)。因此，包括中国东北在内的中亚造山带，其显著的显生宙地壳增生现象引起了国内外学者的广泛关注(Han et al．，1997;Jahn et al．，2000，2001;Chen et al．，2000;Wu et al．，2000，2002;Hong et al．，2004;Liu et al．，2005;Guo et al．，2009)。

自古生代以来，东北地区经历了古亚洲洋、蒙古－鄂霍茨克洋闭合以及华北－蒙古联合陆块与西伯利亚板块的碰撞拼合等多期重要构造事件，于晚中生代进入到岩石圈伸展环境，期间整个东北地区发育了大量的长英质岩浆作用。尽管前人对区域中生代中酸性火成岩开展了相关的综合研究(Guo et al．，2010;Wu et al．，2011)，但主要集中在构造区块划分和地壳增生机制的探讨，对不同时期花岗岩浆作用与大地构造演化之间的联系还较薄弱。本文选取晚古生代－中生代的花岗岩，通过总结和对比区域不同时期花岗岩的Nd同位素组成异同，以探讨区域构造演化事件对花岗岩浆作用的影响。

2 区域大地构造

图1 东北地区构造地质单元划分及本文讨论的花岗岩岩体位置 (据Guo et al．，2010;Wu et al．，2011修改)Fig．1 Tectonic sub－divisions of NE China and the spatial distribution of granitic plutons discussed in this paper(modified after Guo et al．，2010;Wu et al．，2011)

东北地区及其邻区是东北亚陆缘增生、陆－弧/陆－陆碰撞的造山带，包括中亚造山带的最东段和部分中生代的环太平洋增生杂岩(Sengör et al．，1993;唐克东等，1995;Wu et al．，2002;Guo et al．，2007;Zhou and Wilde，2013)。关于东北地区的构造单元划分，前人从不同角度提出了多种划分方案 (Sengör et al．，1993;Wu et al．，2000;Guo et al．，2010)。本文采用目前比较通用的构造单元分区方法，即以东北地区主要断裂带或缝合带围限和区分地块(图1)，从西北向东南依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯－兴凯地块和完达山增生大陆边缘，地块之间分别以塔源－喜桂图断裂、贺根山－黑河断裂、嘉荫－牡丹江断裂以及敦化－密山断裂为界。松嫩地块由于中间被松辽盆地的沉积层覆盖，仅出露东部靠近佳木斯－兴凯地块的张广才岭、北部的小兴安岭和靠近贺根山－黑河断裂的西南区，因为通过对比发现松嫩地块不同出露区域的Nd同位素组成不同(后述)，所以松嫩地块西南区和张广才岭作为两个构造区块进行讨论。

3 数据的选择和处理

本文收集了东北地区近十多年来发表的晚古生代－中生代花岗岩的年代学和Nd同位素资料，选取区域上典型的A型、I型花岗岩体并对其同位素及年龄数据进行汇编(结果见表1)。图1中岩体的地理位置主要参考了Wu et al．(2011)的GPS坐标。目前仅于饶河发现的含堇青石过铝质花岗岩被确认为S型花岗岩(程瑞玉等，2006)，所以S型花岗岩并非东北地区代表性类型的花岗岩;且该岩体缺少同位素数据，这里不做讨论。

东北地区的部分A型和I型花岗岩在成分上存在一定程度的重叠(图2)，尤其是成分高度演化的花岗岩。一方面，花岗岩体的Ga/Al比值可随岩浆分异而升高，使高度分异的I型或S型花岗岩和A型花岗岩难以区别;另一方面，A型花岗岩经历强烈的分离结晶作用也会导致特征性的微量元素含量急剧降低，如锆石分离结晶可致岩浆的Zr含量降至250×10－6以下，表现高分异I型花岗岩的特点(King et al．，1997)。因此除了利用判别图解来区分花岗岩类型外，前人还通过对比岩体的野外产状、岩石组合类型、岩相学特征、侵位年龄和岩浆熔融/冷却结晶温度等综合信息来判断成分特征具有重叠性的花岗岩(King et al．，1997;Wu et al．，2002，2003a，2004a;齐成栋等，2003)。如巴尔哲岩体因含有碱性暗色矿物而定为A型花岗岩(Jahn et al．，2001;杨武斌等，2011);东清和香水园子岩体由于其出露区域存在同时代的I型花岗岩而定为高分异I型花岗岩(Wu et al．，2004a)。而卧都河、大石寨岩体受晚期水－岩反应的影响，原始成分难以确定(Jahn et al．，2001;周漪等，2011)，且缺少其他辅助证据，在此不予讨论。

表1 东北地区晚古生代－中生代花岗岩侵位年龄和Nd同位素组成Table 1 Emplacement age and Nd isotopic compositions of the Late Paleozoic－Mesozoic granitoids in NE China

续表1Continued Table 1

图2 东北晚古生代－中生代花岗岩分类判别图(据Whalen et al．，1987)数据来源于表1所引文献及Wu et al．(2003a)和曾涛等(2011);FG为分异的I或S型花岗岩，OGT为未分异的I或S型花岗岩Fig．2 Zr，Nb vs．10000 × Ga/Al and FeOT/MgO，(K2O+Na2O)/CaO vs．Zr+Nb+Y+Ce classification diagrams(after Whalen et al．，1987)of the Late Paleozoic to Mesozoic granites in NE ChinaData sources are from Table 1，Wu et al．(2003a)and Zeng et al．(2011)．FG=fractionated I－and S－type felsic granites;OGT=unfractionated I－and S－type granites

图3 东北地区晚古生代－中生代I型花岗岩的εNd(t)vs．侵入年龄图(数据来源见表1)Fig．3 εNd(t)vs．intrusive age plots of Late Paleozoic to Mesozoic I－type granites in NE China(data sources are from Table 1)

受限于早期的实验条件，一些岩体早期发表的年龄资料不准确，如喇嘛山岩体全岩Rb－Sr年龄为154Ma(Wu et al．，2003a)，新的锆石 U－Pb 年龄为 142 ± 3Ma(Wu et al．，2011);清水岩体全岩 Rb－Sr年龄为 196 ±4Ma(Wu et al．，2002)，新的锆石U－Pb年龄为222±5Ma(孙德有等，2004)。为更准确地反映花岗岩的Nd同位素组成变化趋势，本文采用最近发表的锆石U－Pb年龄，并采用统一重新计算的tDM2来估计区域地壳的增生时间。

4 东北地区晚古生代－中生代花岗岩Nd同位素组成的时空变化

4．1 额尔古纳地块

该区Nd同位素数据来自早－中侏罗世(190～170Ma)和早白垩世 (140～120Ma)的I型花岗岩，εNd(t)值变化范围为－9．7～+0．8，尽管缺少中－晚侏罗世的资料，但整体仍呈现出随时代变新花岗岩的εNd(t)值逐渐增加的趋势(图3a)，额尔古纳地块中生代花岗岩的二阶段Nd模式年龄主要为0．86～1．50Ga。而额尔古纳地块中生代花岗岩的锆石εHf(t)值介于－3．9 ～ +11．6，二阶段Hf模式年龄为0．47 ～1．60Ga(隋振民等，2007;张彦龙等，2008)。早古生代(460～500Ma)花岗岩的锆石εHf(t)值集中在+1．5～ +3．8，二阶段Hf模式年龄为1．1～1．4Ga(葛文春等，2007)。锆石Hf同位素和全岩Nd同位素的特征显示额尔古纳地块花岗岩的原岩存在中－新元古代的古老地壳物质。这些古老地壳组分随时代变新进入岩浆的比例逐渐减少，源区中新生年轻地壳的贡献增加。

值得注意的是，具有早古生代年龄的察哈彦、十八站、内河、白银纳、查拉班河岩体(葛文春等，2007)的出露区也正好是隋振民等(2007)、隋振民和徐学纯(2010)对额尔古纳地块早－中侏罗世花岗岩的研究区。隋振民等(2007)获得的侏罗纪花岗岩锆石εHf(t)值为－2．8～ +11．6，二阶段Hf模式年龄为0．47～1．60Ga，认为其源区物质可能同时来自新元古代和显生宙两个时期的增生地壳。此研究区恰好位于额尔古纳地块及兴安地块的结合处，深大断裂(如塔源－喜桂图断裂带)为岩浆提供上升通道(Clemens and Mawer，1992;Hutton and Reavy，1992)，有利于多期次岩浆活动的发生;而古生代－中生代期间东北地区的碰撞造山运动也极有可能活化了断裂带处的岩石圈地幔甚至更深部的岩浆，岩浆随后沿构造薄弱位置上升并侵入到地壳引发部分熔融，形成高εHf(t)值和低tDM2的花岗岩。虽然这些侏罗纪花岗岩的εNd(t)值偏低，但全岩Nd同位素成分是岩石的混合平均成分，而锆石的原位Hf同位素组成则可能保留了显生宙地壳增生的记录。

图4 东北地区晚古生代－中生代A型花岗岩(包括少量具A型花岗岩特质的流纹岩)的空间分布图(a－c)和εNd(t)vs．侵入年龄图(d)数据来源于表1及葛文春等(2001)，Zhang et al．(2008)，Xu et al．(2009)，Sun et al．(2013)Fig．4 Spatial distribution diagrams of A－type granites(including some A－type affinity rhyolite)in three different periods(a－c)and εNd(t)vs．intrusive age plot(d)of Late Paleozoic to Mesozoic A－type granites in NE ChinaData sources are from Table 1 and Ge et al．(2001)，Zhang et al．(2008)，Xu et al．(2009)and Sun et al．(2013)

4．2 兴安地块

兴安地块的花岗质岩浆作用期包括石炭纪的I型花岗岩期、二叠纪A型花岗岩期、中侏罗世及早白垩世(Wu et al．，2011)，均有相应年龄的花岗岩同位素数据(图3b、图4)。该区εNd(t)值为－2．2～ +5．4，二阶段 Nd模式年龄为0．57～1．18Ga。中生代岩体的 εNd(t)值总体大于 0，且 tDM2＜1．0Ga。兴安地块的花岗岩显示出与额尔古纳地块不同的Nd同位素特征，表现为较高的εNd(t)值和偏低的tDM2。由二阶段Nd模式年龄显示的兴安地块地壳增生作用主要发生在新元古代－显生宙，晚于额尔古纳地块的中－新元古代，两个地块的早期地壳演化过程并不相同，属于不同的区域构造单元(葛文春等，2007;隋振民等，2007;张彦龙等，2008)。

石炭纪和三叠纪I型花岗岩的εNd(t)值在0左右，早－中侏罗世至早白垩世I型花岗岩的εNd(t)值持续上升。另外，新开岭地区的I型花岗岩，早白垩世(106～128Ma)的锆石εHf(t)值总体略高于中－晚侏罗世(164～188Ma)的(曾涛等，2011)，与兴安地块同期I型花岗岩εNd(t)值随时间变化的特征一致。类似地，兴安地块的中生代I型花岗岩也显示了εNd(t)值随侵位时间变年轻而增加，源区中年轻地壳物质所占比例递增的特点。

兴安地块还存在晚二叠世和早白垩世两期A型花岗岩，εNd(t)值均大于0，晚二叠世A型花岗岩的εNd(t)值随时间演化有降低的趋势，但总体上晚二叠世A型花岗岩的εNd(t)值较早白垩世的高(图4d)。

4．3 松嫩地块西南区

该区数据来自林西、双井及乌兰浩特三地，花岗岩年龄分布于中三叠世、中侏罗世和早白垩世。双井、小城子岩体的εNd(t)值明显小于0，野外观察与同位素特征表明这两个岩体的源区应该含有较高比例的古生代俯冲增生楔杂岩，如变质的远洋沉积物(Liu et al．，2005;李锦轶等，2007)。除双井、小城子岩体外，其他I型花岗岩的εNd(t)值随时间变新呈下降的趋势(图3c)，二阶段Nd模式年龄为0．52～0．76Ga，反映熔融源区主要为年轻地壳。A型花岗岩的εNd(t)值均为正值(图4d)，二阶段Nd模式年龄为0．52～0．97Ga，随时间的变化特征和I型花岗岩相同，说明其源区来自古老地壳物质的比例少。松嫩地块西南区花岗岩的模式年龄总体偏小，且沿贺根山－黑河断裂出露一些εNd(t)值高且正的中生代中酸性火成岩(Liu et al．，2005;Guo et al．，2009;周漪等，2011)，反映该区地壳增生作用可能一直延续到中生代。

4．4 张广才岭地区

张广才岭地区出现了多期中生代花岗质岩浆作用。由于南北花岗岩存在时代、类型和同位素组成的差异，本文将张广才岭分作北中段和南段，北中段主要指靠近佳木斯地块西缘的松嫩地块，南段包括张广才岭靠近西拉木伦－长春缝合带的区域以及部分延边地区。

北中段 I型花岗岩的 εNd(t)值介于－2．3 ～ +4．0，εNd(t)值随时间变新逐渐降低，二阶段Nd模式年龄为0．64～1．15Ga;南段I型花岗岩的εNd(t)值变化趋势、tDM2和北中段都比较一致(图3d)。南段辽源地区的大玉山岩体的εNd(t)值 +2．3 ～ +4．4，高于呼兰群变质杂岩体的－ 1．2 ～－0．7，显示新生地壳的特征(Wu et al．，2007)。张广才岭全区早中生代I型花岗岩Nd同位素变化特征与松嫩地块西南区相似。

张广才岭地区还分布着两期A型花岗岩:晚三叠世－早侏罗世(223～182Ma)A型花岗岩集中在北中段，如清水、毛家屯、三道河、密林和天桥岗岩体(Wu et al．，2002;孙德有等，2005)。该区A型花岗岩有较多的负εNd(t)值，应为古老地壳物质通过岩浆作用发生了再循环(Guo et al．，2010);εNd(t)值随时间变新而呈上升趋势(图4d)，则表示中生代以来的岩浆作用一直有年轻地壳组分的贡献。初步分析认为晚三叠世－早侏罗世A型花岗岩可能受松嫩、佳木斯－兴凯地块于早中生代碰撞的影响，岩浆源区含有陆间洋盆的远洋沉积物，故与其他地块或同区白垩纪A型花岗岩的Nd同位素组成不同。早白垩世(～125Ma)A型花岗岩则在南段，如白石磊子、青阳崴子、砬子山和娄山岩体等(Wu et al．，2002，2011)。该区A型花岗岩Nd同位素的报道仅白石磊子岩体一例，εNd(t)值为+2．0，与东北地区白垩纪花岗岩的平均值相当。

4．5 佳木斯－兴凯地块

佳木斯－兴凯地块在晚古生代－中生代同样有多次火成岩事件，尤其是中－晚二叠世的I型花岗岩，岩浆作用持续时间长而且广泛分布于佳木斯地块的中南部地区。已有数据显示这期花岗岩的 εNd(t)值很低(－7．36～－6．84)，二阶段Nd模式年龄约1．60Ga。少量同期花岗岩的锆石εHf(t)值在－3．2到－0．1 之间，二阶段 Hf模式年龄为 1．35 ～1．40Ga(Cui et al．，2013)。另外，麻山群中经历麻粒岩相变的形成年龄约500Ma的花岗岩，其Nd同位素的tDM2也为古－中元古代年龄(Wu et al．，2000)。综合证据表明佳木斯地块的结晶基底偏老。

5 对区域构造演化的启示

5．1 兴安地块的晚古生代花岗质岩浆作用

兴安地块及邻区存在多个石炭纪(340～300Ma)I型花岗质岩体(Chen et al．，2000;刘建峰等，2009;Wu et al．，2011)，岩体岩石组合以钾长花岗岩、二长花岗岩和花岗闪长岩为主，成分具有岛弧岩浆特征。在额尔古纳地块塔河发育了333Ma的堆晶辉长岩，反映在额尔古纳和兴安地块早古生代拼合之后区域上仍存在幔源岩浆活动(Ge et al．，2005b;周长勇等，2005)。这些辉长岩与I型花岗岩究竟形成于造山后陆内伸展环境或是古亚洲洋俯冲作用的产物还存在不同观点(Tang，1990;Chen et al．，2000;Xiao et al．，2003;周长勇等，2005)，需要更多的证据给予佐证。兴安地块二叠纪A型花岗岩沿着贺根山－黑河断裂延伸(图4a)，形成时代从 290Ma 到 260Ma(Wu et al．，2002;Shi et al．，2004;Hong et al．，2004)，暗示区域至少在二叠纪之前已经进入造山期后伸展环境。

相对于中生代I型花岗岩，兴安地块及邻区晚古生代I型花岗岩总体上低εNd(t)值(图3b)，反映其熔融源区含有更多的古老地壳组分。随着造山带全面进入到伸展环境并伴随软流圈地幔物质上涌，底侵岩浆携带的热量熔融底部早先形成的增生地壳，产出εNd(t)值较高的A型花岗岩，此过程持续到后期时，下地壳残留的难熔物质比例增加，熔融源区向上扩张至以长英质易熔物质为主的中、上地壳，A型花岗岩的εNd(t)值逐渐降低。引发拉张伸展环境的动力学机制可能与沿贺根山－黑河断裂俯冲的板片的断离作用有关(Wu et al．，2002)。

在佳木斯地块的中南部还分布了一些250～270Ma的I型花岗岩，可能是古亚洲洋俯冲作用背景下的佳木斯地块和兴凯地块沿敦密断裂带缝合的产物(Meng et al．，2008)。

5．2 松嫩地块的早－中中生代花岗质岩浆作用

松嫩地块西南区和张广才岭南段靠近西拉木伦－长春断裂，该断裂带作为华北板块和西伯利亚板块最终缝合的位置已获得普遍认可，但缝合的时间仍存在较大争议(Tang，1990;徐备和陈斌，1997;Chen et al．，2000;Xiao et al．，2003;Li，2006;Wu et al．，2007;Xu et al．，2013)。然而沿西拉木伦－长春断裂分布着一些与幔源岩浆活动相关的早中生代岩体，如吉林省中东部的晚三叠世镁铁质－超镁铁质岩(Wu et al．，2004b)和华北克拉通北缘的三叠纪碱性侵入岩带(阎国翰等，2000;Zhang et al．，2009)，我们倾向于认为靠近该缝合带的区域在早中生代的岩浆活动仍属于古亚洲洋构造域的演化。松嫩地块西南区和张广才岭南段的花岗岩εNd(t)值随年龄变新而逐渐降低(图3)，其岩浆作用机制应该与前述晚古生代花岗岩成因相似。由于前期古亚洲洋闭合、陆陆碰撞导致陆壳物质叠置加厚，下地壳在高压变质作用下密度增大并由于重力不稳而发生拆沉，上涌的软流圈物质底侵下地壳(Wu et al．，2002)，从而形成早期高εNd(t)中酸性岩浆。随着幔源岩浆侵位的减弱，底侵幔源岩浆提供的热量不足以熔融残留的陆壳物质，从而导致叠置加厚的地壳易熔组分(如变沉积岩)逐渐进入后期的花岗质岩浆中，故花岗岩的εNd(t)值都随时间变新而逐渐下降。

张广才岭北中段发育大量晚三叠世－早侏罗世A型花岗岩和早侏罗世I型花岗岩(Wu et al．，2002，2003a;孙德有等，2005)。近年来，黑龙江变质杂岩系中的云母片岩变质年龄和蓝片岩碎屑锆石年龄，限定佳木斯－兴凯地块和松嫩地块之间洋壳的俯冲作用期为晚三叠世－早侏罗世，二者最终拼合时间约在早侏罗世(Zhou and Wilde，2013)，也说明古太平洋俯冲板块开始影响中国东北地区。而晚三叠世的A型花岗岩εNd(t)明显小于0，说明早期的岩浆源区中远洋沉积物或其变沉积岩的贡献可能较大(Guo et al．，2010)。因此推测张广才岭该期花岗岩的形成与松嫩地块、佳木斯－兴凯地块于早中生代碰撞拼合的事件有密切关系，A型花岗岩是碰撞后伸展环境的产物。该区A型花岗岩的εNd(t)呈持续上升的趋势而不同于兴安地块、松嫩地块西南区A型花岗岩的变化规律(图4d)，可能与碰撞后伸展作用下新生幔源底侵岩浆的贡献有关，使该区A型花岗岩原岩中新生地壳物质的比例逐渐提高。

5．3 大兴安岭北部的侏罗纪花岗质岩浆作用

位于东北地区内陆的兴安地块和额尔古纳地块也发育大量145～190Ma的I型花岗岩。但不同于张广才岭地区的是，北大兴安岭和亚洲大陆东缘的水平距离近2000km(Fan et al．，2003)，而且侏罗纪东北亚区太平洋洋壳俯冲作用主要是法拉隆(Farralon)板块的侧向运动(Maruyama and Seno，1986)，难以理解古太平洋俯冲板块能够作用于内陆腹地并引起岩浆活动。另外有研究指出蒙古－鄂霍茨克洋的缝合早于170Ma(Tomurtogoo et al．，2005)，与北大兴安岭侏罗纪花岗岩的形成时代十分接近。因此有学者认为北大兴安岭侏罗纪花岗岩的成因和蒙古－鄂霍茨克洋闭合导致华北－蒙古板块和西伯利亚板块碰撞的事件有关(Fan et al．，2003)。由于造山带垮塌、软流圈上涌的幔源熔体或蒙古－鄂霍茨克洋的俯冲交代地幔楔熔体加入引起地壳增生，表现为额尔古纳和兴安地块I型花岗岩的εNd(t)值逐渐上升。随着早白垩世东北整个区域进入古太平洋俯冲作用的伸展环境，额尔古纳地块和兴安地块的早白垩世花岗岩活动也受此事件影响。

5．4 早白垩世花岗质岩浆作用

古太平洋板块俯冲作用从侏罗纪开始影响中国东北地区，晚侏罗世－早白垩世期间区域上由挤压环境转变到伸展环境，至早白垩世出现 A型花岗岩 (图4c)(Jahn et al．，2000;Wu et al．，2002;林强等，2004;Liu et al．，2005)和盆岭构造格局(Fan et al．，2003;Meng，2003)。索伦镇岩体(周漪等，2011)和洛古河岩体(武广等，2009)、小城子岩体(Liu et al．，2005)，可能受到区域幔源岩浆或古老地壳物质的影响，形成的花岗岩显示过于亏损或富集的Nd同位素组成。而东北全区内其他白垩纪花岗岩类的εNd(t)值集中在0～ +3 之间(Jahn et al．，2001;Wu et al．，2002，2003b;Liu et al．，2005;张彦龙等，2008;李红霞等，2012)，同期流纹岩的Nd同位素组成也具有这一特点(Fan et al．，2003;Sun et al．，2013)，说明在古太平洋板块俯冲导致的伸展环境下底侵的幔源岩浆熔融了源区中的年轻地壳组分，同时可能也表明早白垩世东北地区的中、下地壳Nd同位素组成趋于一致，整体受古太平洋构造体系影响。

另外，不同构造演化事件可导致同区域A型花岗岩的Nd同位素组成存在差异，如兴安地块北部上马场岩体(106Ma)和同区二叠纪的A型花岗岩，以及张广才岭地区白石磊子岩体(123Ma)和晚三叠世－早侏罗世的A型花岗岩，可能与地壳结构组成变化和熔融深度相关。

5．5 东北地区显生宙地壳增生作用

晚古生代－中生代花岗岩的Nd模式年龄tDM2和侵位年龄的特征(图5)显示，额尔古纳地块、佳木斯地块和华北北缘的数据主要为tDM2＞t+1000Ma，指示区域下地壳具有非常古老的结晶基底;在松嫩地块西南区，侵入碰撞增生杂岩带的小城子、双井岩体的tDM2也偏老，说明源区存在远洋沉积物等再循环地壳物质。这些地区花岗岩的原始岩浆中古老再循环地壳物质的比例大。而tDM2和侵位年龄差值小于300Ma的花岗岩则极少，仅查干岩体编号为G0217－2的碱长花岗岩tDM2与侵位年龄相差290Ma。兴安地块、松嫩地块西南区和张广才岭花岗岩的 tDM2和侵位年龄差值集中在300～1000Ma，反映了不同属性(年轻vs．古老)的地壳物质对熔融源区的贡献。

图5 东北地区和华北克拉通北缘晚古生代－中生代花岗岩tDM2vs．侵位年龄图(据Hargrove et al．，2006)东北地区数据来源于表1和李红霞等(2012);华北北缘数据来源于 Yang et al．(2008)，Zhang et al．(2009)和 Pei et al．(2011)Fig．5 Plot of tDM2(Nd two－stage model age)vs．intrusive age of Late Paleozoic to Mesozoic granites from NE China and northern margin of North China Craton(after Hargrove et al．，2006)Data of NE China are from Table 1 and Li et al．(2012b);data of northern margin of North China are from Yang et al．(2008)，Zhang et al．(2009)and Pei et al．(2011)

由花岗岩Nd同位素组成反映的信息，东北地区晚古生代－中生代的地壳增生作用具有分带性。额尔古纳和兴安地块I型花岗岩的εNd(t)随着年龄变新而增大，显示了新生地壳物质的加入，推测与区域上造山作用结束后伸展期上涌的幔源熔体或蒙古－鄂霍茨克洋俯冲相关的新生弧岩浆加入地壳相关。部分花岗岩的高tDM2则是继承了原岩中古老地壳的性质。

松嫩地块西南区和张广才岭I型花岗岩的εNd(t)随着年龄变新而下降，反映花岗岩的熔融源区有从早期的新生岛弧中、下地壳向晚期含更多再循环物质(如远洋沉积物)的中、上地壳迁移的趋势。最主要的地壳增生方式可能为俯冲导致的侧向增生作用，即通过俯冲改造的地幔楔熔融形成年轻的弧壳，这些具有不同组成的弧壳岩石和上覆的沉积物或增生楔共同构成了花岗岩的熔融源区。

形成于高温贫水环境的A型花岗岩，其成因与岩石圈伸展背景下的底侵幔源岩浆有直接联系。除张广才岭北中段的A型花岗岩在一定程度上受到俯冲沉积物的影响，东北全区其他A型花岗岩的εNd(t)整体较高，显示出新生地壳的特征(图4d)。

6 主要认识

根据我们对东北地区晚古生代－中生代I型和A型花岗岩的资料收集、整理和综合分析，获得了如下认识:

(1)区域上的I型花岗岩有两种Nd同位素变化趋势:额尔古纳和兴安地块的I型花岗岩，εNd(t)随时间变新而递增，推测是与造山带垮塌、软流圈上涌的幔源熔体或蒙古－鄂霍茨克洋的俯冲增生作用相关。松嫩地块西南区和张广才岭地区的I型花岗岩，εNd(t)随时间变新而递减，反映花岗岩的熔融源区有从早期的新生岛弧中、下地壳向晚期含更多再循环物质(如远洋沉积物或其变沉积岩)的中、上地壳迁移的趋势。除张广才岭北中段的A型花岗岩可能受到俯冲沉积物的影响，东北全区其他A型花岗岩的εNd(t)整体较高(图4d)，显示出新生地壳的特征。

(2)东北地区主要发育了三期A型花岗岩，代表三次重要的岩石圈伸展事件。二叠纪A型花岗岩沿贺根山－嫩江－黑河断裂延伸，该期A型花岗岩可能是兴安地块和松嫩地块碰撞拼合后伸展环境的产物。晚三叠世－早侏罗世A型花岗岩主要分布于张广才岭一带，受松嫩地块、佳木斯－兴凯地块碰撞拼合事件的影响。早白垩世A型花岗岩，指示了与太平洋俯冲、后撤相关的区域性伸展环境。

(3)除几个特殊岩体，早白垩世东北地区酸性火成岩的Nd同位素组成相近，εNd(t)值集中在0～+3之间，可能暗示已经整体转换至古太平洋构造体系的东北地区的中、下地壳或岩石圈底部的成分组成趋于一致。

(4)东北地区显著的地壳增生作用主要发生在缝合带和岩石圈规模的断裂带，底部幔源岩浆沿断裂带上升到地壳不同深度并导致地壳增生，随后形成高εNd(t)和低tDM2的中酸性火成岩，如塔源－喜桂图断裂上位于大兴安岭北段的韩家园子地区以及贺根山－黑河断裂上位于大兴安岭中南段的霍林河区域。

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