增生弧的识别标志及其形成机制探讨

赵同阳 朱志新 李平

摘要：聚焦增生造山带中增生楔的形成及物质组成，针对北美西海岸阿拉斯加增生楔、日本西南部Shimanto增生楔和青藏高原中东部松潘-甘孜增生楔中的岩浆岩岩石学、岩相学、岩石地球化学及同位素等特征进行梳理、研究，详细讨论了在洋陆转换过程中增生弧的形成机制及识别标志。认为增生弧在形成构造背景、岩石组合、岩石组构、地化特征、锆石年代学等方面与陆缘弧、洋内弧等具明显的区别，为古老造山带中识别增生弧提供了重要参考。

关键词：增生弧;洋陆转换;构造机制;识别标志

造山作用与大陆地壳的起源、生长和改造一直都是国际地学界广泛关注的热点问题[1-3]。造山作用与全球板块漂移过程具很强的因果关系，且造山运动的驱动力即是俯冲[4]。通常情况，俯冲带可划分为洋-洋俯冲带、洋-陆俯冲带和陆-陆俯冲带，其岩浆作用以产出弧岩浆岩为主要特征，被广泛认为是大陆地壳生长的主要方式[5]。洋-洋俯冲形成洋内弧，位于洋壳之上（硅镁层上），例如太平洋内的马里亚纳岛弧;洋-陆俯冲形成活动大陆边缘型岩浆弧，可细分为日本型（弧后部位发育弧后盆地型洋壳）和安第斯山型，均位于硅铝层上;如果在持续俯冲过程中洋盆两侧大陆碰撞，随着俯冲盘浮力的增大，在俯冲带内，俯冲盘的构造薄弱部位（一般是洋陆过渡带）会发生撕裂，进而使俯冲板片断离，地幔岩浆上涌形成独特的岩浆岩组合，如喜马拉雅山、阿尔卑斯山等地区的后碰撞岩浆岩组合[4]。一般认为弧岩浆岩可能的源区有弧下楔形地幔、俯冲洋壳（包括玄武岩和沉积岩）和岩浆到达地表所通过的地壳[6]。通常情况下，岩浆前锋大致与海（洋）沟平行，在离邻近海沟轴部约200～300 km处的岩浆弧上突然发育[7]。

增生型造山带是20世纪90年代新识别出来的一种造山带类型[8]，以发育宽阔的增生楔为主要特征，物质组成来自洋中脊、转换断层、大洋裂隙带、海山、洋底高原、大洋岛屿、微陆块、大洋岛弧与海沟等大洋组分，也有来自增生楔（杂岩）、弧前盆地组合、弧前蛇绿岩或者早期变质基底、岛弧（狭义）、弧间盆地组合、弧后盆地组合、残余岛弧与陆缘弧等活动大陆边缘组分，甚至有被动大陆边缘沉积组合的贡献，上述物质可经“俯冲工厂”加工或地体拼贴增生在核心大陆边缘[9]。在洋壳俯冲消减过程中，由于消减杂岩（即加积楔）不断地向大洋方向增長，造成俯冲带和海沟不断地向大洋方向后退及岩浆弧不断地向消减杂岩上推进，这种由消减杂岩和增生岩浆弧构成的联合体被称作增生杂岩体[10]。其中发育多条钙碱性火山岩和花岗岩带，其生成时代上也向着海沟后退方向变新[11]。?eng?r等将其称之为阿尔泰型造山带[12]，认为在增生杂岩的侧向增生过程中，岩浆前锋向洋迁移，不断侵入到增生杂岩中。李继亮则把这种岩浆弧与混杂带的共性体称为增生弧大地构造相[13]。

由于增生楔中物质可来源于大洋、活动大陆边缘、被动大陆边缘，因此，增生楔本身物质来源多样、成分复杂多变，且受洋陆转换过程的影响，多以狭长的构造带样式展布于古老造山带中。来自不同构造环境的块体多呈构造接触，导致增生带的复杂格局，增加了造山带研究的难度，尤其是增生弧的岩石组合、岩石地球化学及源区特征等与陆缘弧、洋内弧有何区别，如何客观判别增生弧的存在等是一个亟需研究讨论的问题。

1 增生楔特征

增生楔又称第一弧、消减杂岩、增生棱柱体、增生杂岩等，是以逆冲断层为边界的楔形地质体，为汇聚板块边缘重要的地质单元[14]。在俯冲过程中，俯冲板片上的物质会被刮擦下来，一部分依附于俯冲板片，俯冲到一定深度，成为供给俯冲相关岩浆的重要来源;剩余部分混杂堆积在仰冲板片前缘，形成增生楔，主要包括蛇绿岩碎片（超基性岩、基性岩、硅质岩、深海灰岩与软泥等）、洋岛海山、大陆碎块、洋底高原、弧前盆地沉积以及巨厚的复理石等形成于大洋、大陆边缘的各类构造环境下的岩石组合（图1）。刮擦下来的物质由于板垫作用被堆放、连续抬升，致使外脊海拔不断升高[4]。由于发生强烈的构造堆叠，增生楔内的岩层多发生明显减薄和混杂堆积，形成“基质”夹“岩块”的构造样式[14]。增生楔除了经典的基质-岩块相互剪切构造关系外，在构造样式上表现为多重逆冲叠瓦扇（imbrication fan）和双重构造（duplex）的组合等特征，逆冲叠瓦扇构造与双重构造由相互叠置且倾向相同的一系列冲断层和褶皱构造组成，而背形堆叠则形成复杂的褶皱冲断带组合，这些构造样式可出现在不同的构造层次，形成不同尺度的皱褶冲断带[9]，从而使形成于不同环境的地质体强烈的构造混杂在一起。

2 增生弧的研究现状

Fred Barker等在北美西海岸阿拉斯加海湾地区发现弧前增生楔熔融形成的50 Ma的花岗闪长岩[15]，岩石类型以黑云母花岗闪长岩为主，少量石英闪长岩和花岗岩（图2），该期侵入岩体在平面上约占整个增生楔的5%，零星分布于古新—始新世的Orca群中，见有基性辉长岩脉侵入，Orca群以复理石、深海沉积物为主。通过对3个独立侵入体的研究，作者发现其地球化学及初始同位素组分特征如下：SiO2为66.3%～71.3%，Na2O为2.8%～3.6%，K2O为1.8%～3.0%，εNd为+2.1～-3.3，87Sr/86Sr为0.7051～0.7067（图2）;相对于其余两个岩体，其中一个岩体具明显的低K2O、高Al2O3（图3）、高εNd和低87Sr/86Sr值的特征;3个岩体具相似的微量、稀土元素丰度特征，如相对富集LREE、亏损HFSE（图4）;除了侵入岩体中Eu的亏损、复理石中低Ca、高Na的特征，侵入岩与复理石围岩具相似地球化学和同位素特征。通过相关实验模拟，作者认为研究区的侵入岩物质来源于Orca群中杂砂岩、泥岩的65%～90%的熔融，并认为侵入岩体不同的地球化学特征可能与原岩（复理石）不同深度沉积环境有关，与基性侵入岩脉无关，尽管基性侵入岩为增生楔中复理石熔融提供了热源。理论上，长英质沉积物熔融形成的花岗岩应该为典型的“S”型，但研究区花岗岩却是“I”型，作者认为其可能反映源区岩石的构造环境特征（弧岩浆）而不是成岩阶段的构造环境。

Hironao Shinjoe[16]通过对日本西南部Shimanto增生楔中两个侵入岩体（花岗闪长岩为主）的研究，发现侵入岩体相对于地壳平均值具更高的87Sr/86Sr、较低的143Nd/144Nd，显示其岩浆主要为壳源（图4）。但是，相对于增生楔中的沉积岩，侵入岩体具有低87Sr/86Sr、高143Nd/144Nd的特征（图5），并认为同期的高镁安山岩促使增生楔中沉积物的熔融，进而形成花岗岩类侵入岩体。并认为幔源型岩浆的上侵改变了正常条件下增生楔的低热流、高P/T变质作用类型，转变为高温变质作用类型。

Julia de Sigoyer等在青藏高原中东部松潘-甘孜增生楔中识别出了3类花岗岩（图2）[17]：①高钾钙碱性花岗岩-花岗闪长岩;②高钾碱性花岗岩;③过铝质“S”型花岗岩。上述3类花岗岩在岩石学、岩石地球化学方面具不同的特征，但其元素和同位素地球化学特征显示其具一致的壳（杨子克拉通、松潘-甘孜变质沉积岩）、幔（软流圈地幔、变质岩石圈地幔）混源特征。Roger F.等认为该地区的同造山、后造山花崗岩类侵入岩形成于松潘-甘孜增生楔的部分熔融，并受到地幔物质的混染[18，19]。Zhang H.F.等和Xiao L.等通过对同时期“A”型和高钾埃达克质花岗岩的研究[20，21，22]，认为这期岩浆来源于软流圈地幔和松潘-甘孜增生楔下部的部分熔融，不同程度的部分熔融导致出现不同类型的岩浆作用[23]。Julia de Sigoyer等通过对松潘-甘孜增生楔3类花岗岩的岩石学、岩石地球化学分析，发现大多数岩体具高钾、高铝特征（图3）;其中高钾钙碱性花岗闪长岩-花岗岩为该期侵入岩体的主要岩相（图2），具明显幔源属性，据地球化学特征可分为两个子类：一类具高Sr/Y、La/Yb比值，低Ta/Yb，高Mg#等特征，表现为类埃达克岩特征;另一类具明显的Hf，Zr负异常。高钾碱性花岗岩中钾长石与黑云母伴生，具高SiO2、REE，K2O>Na2O，低CaO、Ba、Sr、Eu、A/KN等特征（图3，4），εNd和87Sr/86Sr比值与地壳均值（εNd为0.08～-4，87Sr/86Sr为0.705 02～0.708 33）相近（图5），同时保留了年轻的TDM年龄，介于0.87～1.05 Ga;过铝质S型花岗岩以淡色花岗岩为主，以含有白云母为特征，同时含有黑云母、石榴石、电气石等矿物，岩石地球化学特征显示其源区来源于松潘-甘孜增生楔的变质沉积岩，εNdTDM年龄大于2 Ga。根据花岗岩源区分析，高钾碱性花岗岩来源于软流圈地幔与交代的岩石圈地幔的混合;富铝的“S”型花岗岩源于增生楔中变质沉积岩的部分熔融;高钾钙碱性花岗岩源于地幔成分与不同属性壳源物质的混合。该期侵入岩结晶时代介于228～153 Ma，相对于陆缘岩浆弧（260-203） Ma更为年轻[17]。该期花岗岩体内锆石的背散射及阴极发光图像表明，许多锆石含一个浑圆状或碎屑状的核，边部则发育岩浆结晶锆石所特有的结晶环带，定年结果显示，大致存在4组年龄：二叠纪（（236±3） Ma;2（38±8） Ma;（244±3） Ma;（268±28） Ma;（280±8） Ma，（291±6） Ma）;加里东期（（408±34） Ma，（463±12） Ma，（467±12） Ma;（540±13） Ma）;晚元古代（（804±7） Ma;（867±19） Ma）和早元古代（（2011±41） Ma，（2026±20） Ma，（2410±48） Ma），这些锆石的核以及一些未包裹结晶壳的锆石多呈不规则碎屑状，获得的年龄一般都比幔部岩浆结晶年龄老的多，应代表部分熔融前原岩中的锆石或岩浆侵位过程中捕获围岩中的锆石[24]。

夏磊等认为巴颜喀拉-松潘甘孜地体（简称松潘-甘孜地体）中部三叠系复理杂岩中的安山岩块是增生弧岩浆活动的产物[25]，具高度不均一的岩石组构、地球化学与同位素组成。斑晶矿物相差异显著。斜长石、黑云母、角闪石是主斑晶矿物相，部分样品含有与角闪石构成联斑结构的十字形，贯穿双晶辉石斑晶，反映了形成安山质岩浆的部分熔融组分非常不均匀（增生楔熔融），含大量结构水，富水特征反映了安山质岩浆可能是由富水壳源物质部分熔融形成的。不均一的Mg#值、长石分异程度、总稀土含量以及轻稀土富集程度和Sr/Y比值等特征揭示了两处安山岩层是来自高度演化的、组分存在明显差异的岩浆。TiO2含量（0.56%～0.81%）明显低于岛弧火山岩的平均丰度（1.12%），Al，Na，K的含量略高于安山岩的平均值，大部分样品显示了富钠贫钾特点（K2O/Na2O=0.33～0.97），Nb，Ta，Ti的强烈亏损，LILE富集，指示岩浆源区为壳源物质（图4）;安山岩斜长石斑晶的初始锶比值87Sr/86Sr（t）=0.707 319～0.710 485（图5），不同样品间明显差异的初始锶比值可能与这种安山质岩浆喷出过程中的斜长石重熔作用有关。但是，斜长石斑晶的初始钕比值143Nd/144Nd（t）=0.512 039～0.512 212，较为集中，暗示安山质岩浆源自铁镁质和长英质组分等的不均匀部分熔融，或是受到了铁镁质组分的高度混染。安山岩块均含大量前寒武纪（ （2 268±88）～（543±11）Ma）、古生代（（553±10）～（272.1±6.0） Ma），多为晚古生代（（329.2±6.6）～（272.1±6.0） Ma）和早—中三叠世（（248.6±4.7）～（236.8±7.0） Ma）的锆石捕晶，表明安山岩浆可能主要源自长英质壳源组分的部分熔融，与不均匀εNd（t）值所反映的安山质岩浆源区特点十分契合。岩石组构、地球化学特征、同位素组成及岩浆源区等的高度不均一性表明，晚三叠世诺列期安山弧不同于典型的活动陆缘安山弧，认为位于松潘-甘孜地块中部的晚三叠世弧型安山岩代表了一个发育在俯冲增生楔（又称俯冲混杂带或增生杂岩）之上的岩浆弧[25]。

3 增生弧的形成构造机制

按照板块构造模式，增生杂岩发育在弧前的弧-沟间隙的构造部位，而该构造部位一般不会受到与俯冲相关的岩浆作用的影响，除非在碰撞之后俯冲板片断离或拆沉（图6-a）或俯冲带向洋后退或者俯冲的洋壳板片后退导致弧岩浆带向洋迁移（图6-b）等动力学背景下，弧前增生杂岩中才可能出现岩浆活动[26]，另外在洋脊俯冲环境下，由于洋中脊高热流物质的溢出，也可使上覆的增生楔发生部分熔融形成壳源型花岗岩[27]。

俯冲板片断离的提出，起初是为了解释同碰撞和后碰撞引起的岩浆作用及其变质作用[29]。大陆碰撞之前是密度大的大洋岩石圈俯冲，之后是浮力大的大陆岩石圈俯冲。因此，在从洋壳俯冲过渡到陆壳俯冲阶段，这种浮力相反的情况导致俯冲板片的拉伸变形，如果应变相对较集中，则会产生较窄的开裂变形模式，即可发生俯冲板片断离现象。由于板片断离过程中的撕裂作用，软流圈随即上涌，并进入上述裂隙中，从而改变上覆板片和增生楔的物质成分和热流环境，除非软流圈上升到50 km以浅或有富含挥发性物质的加入，否则在减压过程中可能不会融化。随着大洋板塊的脱落，更多上覆地幔暴露在炽热的软流圈中，由此产生的热扰动导致软流圈地幔岩石圈发生部分熔融，产生玄武岩岩浆作用。由于地壳的热构造作用，如浅层断裂后的热传导作用、快速脱顶引起的加热、减压作用等，使地壳的熔融作用增强，从而加剧了长英质岩浆活动，导致增生楔中或上覆地壳中发育花岗岩岩浆作用。

俯冲洋壳的后撤致使在活动大陆边缘及增生楔内发育一系列张性断层，随着俯冲的持续发生，原先老的增生楔下部发育软流圈地幔楔，由于橄榄石固相线温度的降低，其在遭受减压及部分熔融后沿上述裂隙上涌。同时，伴随着大量大陆斜坡相复理石、洋底高原、洋岛海山及大陆碎块的卷入，增生楔不断加厚，在增生楔内部元素放射衰变产生的热能加之软流圈地幔上涌的热能作用下，致使增生楔内部复理石建造易发生部分熔融形成高钾壳源型岩浆岩。松潘甘孜增生楔中高钾碱性花岗岩为软流圈地幔和大陆岩石圈地幔的高度分异产物。过铝质花岗岩具“S”型重熔型花岗岩的岩石学和岩石地球化学特征，说明其形成于增生楔内复理石建造的重熔;地球化学特征高度不均一的高钾钙碱性花岗岩则为地幔物质与地壳物质不同比例的混合[17]。

洋脊俯冲是一种重要的地质现象，当大洋打开和关闭时，不可避免的是大洋中脊将带着它上面的远洋沉积物穿过大洋，到达海沟，在那里可能被吸积（增生）或俯冲（消失），产生一个独特的地球动力学和地球化学环境。当洋脊俯冲于大陆边缘或增生楔下部时，分离的大洋板块可能会继续分离，从而在分离的板块之间形成一个板片窗（slab window）构造，板窗的形成对软流圈地幔与上覆板块之间的关系，特别是弧前的上覆板块之间的关系，具深刻的、异常的化学、热、物理作用。埃达克质熔体倾向于在靠近板缘的地方形成，“A”型花岗岩和斑岩形成于板片窗的中心位置。这是因为靠近洋脊俯冲的年轻的、热的大洋板块部分熔融产生了埃达克岩，当俯冲板片随着距离洋脊的距离增加而变得更冷、更湿时，岩浆产物由埃达克质变为钙碱性。俯冲脊的高热量流动可能导致下行板片和上地幔的熔融，在增生楔中，洋脊俯冲形成板窗后，热量从较热的洋脊经板片窗向上传递到增生楔，当一个正常的大洋板块俯冲时，从俯冲板片中释放出来的流体会使上覆的地幔熔融，从而形成弧岩浆。然而，当洋脊俯冲和板片窗形成时，脱水作用会减弱或停止，因此弧岩浆作用减弱并可能停止，取而代之的是MORB（拉斑体）和OIB（碱性）岩浆作用。由洋脊分异演化产生的岩浆通常在近海沟的位置侵入前弧。近海沟的前弧可能受多种花岗岩体侵入，例如在北美阿拉斯加，大约55 Ma岩浆岩和岩脉在年龄上沿着一个混杂的增生楔迁移[15]。岩石以同时代的和成分不同的火山岩和侵入岩为主，主要岩石类型有高钙玻安岩、拉斑玄武岩、碱性玄武岩、紫苏花岗岩、高铝质TTG侵入岩和“I”型花岗岩，普遍被认为是由俯冲的洋壳脱水作用经部分熔融产生的，且受到地幔和增生楔中复理石建造的混染[27]。

4 结论

增生弧是指在增生造山过程中，形成于增生楔之上的岩浆弧。其与陆缘弧、洋内弧具有明显区别：在构造位置上，增生弧分布在俯冲增生楔中，岩浆岩分布面积有限，约占增生楔体量的5%。增生弧的岩石组合以中性火山岩（安山岩）、中酸性侵入岩（γδ-δο-ηγ-γ）为主。增生弧中岩石的组构具明显的不均一性：①矿物成份、晶体结构的多样性;②岩石中含大量结构水;③侵入岩结构构造的多样性;④同期岩体或一个岩体不同部位地化特征的不一致性。增生弧岩石的地球化学特征：①以高钾钙碱性“I”型岩石系列为主，少量“A”、“S”型花岗岩;②岩石富Al，K;③Nb，Ta，Ti亏损，LILE富集;④εNd（t）为-6～-2之间，与增生楔中的浊积岩相比，侵入岩87Sr/86Sr较低，而143Nd/144Nd较高。在锆石年代学方面，增生弧岩浆岩可见大量继承性锆石，年龄频谱呈多个峰值。

参考文献

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