增生弧的識(shí)別標(biāo)志及其形成機(jī)制探討

趙同陽 朱志新 李平

摘要：聚焦增生造山帶中增生楔的形成及物質(zhì)組成，針對(duì)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東部松潘-甘孜增生楔中的巖漿巖巖石學(xué)、巖相學(xué)、巖石地球化學(xué)及同位素等特征進(jìn)行梳理、研究，詳細(xì)討論了在洋陸轉(zhuǎn)換過程中增生弧的形成機(jī)制及識(shí)別標(biāo)志。認(rèn)為增生弧在形成構(gòu)造背景、巖石組合、巖石組構(gòu)、地化特征、鋯石年代學(xué)等方面與陸緣弧、洋內(nèi)弧等具明顯的區(qū)別，為古老造山帶中識(shí)別增生弧提供了重要參考。

關(guān)鍵詞：增生弧;洋陸轉(zhuǎn)換;構(gòu)造機(jī)制;識(shí)別標(biāo)志

造山作用與大陸地殼的起源、生長和改造一直都是國際地學(xué)界廣泛關(guān)注的熱點(diǎn)問題[1-3]。造山作用與全球板塊漂移過程具很強(qiáng)的因果關(guān)系，且造山運(yùn)動(dòng)的驅(qū)動(dòng)力即是俯沖[4]。通常情況，俯沖帶可劃分為洋-洋俯沖帶、洋-陸俯沖帶和陸-陸俯沖帶，其巖漿作用以產(chǎn)出弧巖漿巖為主要特征，被廣泛認(rèn)為是大陸地殼生長的主要方式[5]。洋-洋俯沖形成洋內(nèi)弧，位于洋殼之上（硅鎂層上），例如太平洋內(nèi)的馬里亞納島弧;洋-陸俯沖形成活動(dòng)大陸邊緣型巖漿弧，可細(xì)分為日本型（弧后部位發(fā)育弧后盆地型洋殼）和安第斯山型，均位于硅鋁層上;如果在持續(xù)俯沖過程中洋盆兩側(cè)大陸碰撞，隨著俯沖盤浮力的增大，在俯沖帶內(nèi)，俯沖盤的構(gòu)造薄弱部位（一般是洋陸過渡帶）會(huì)發(fā)生撕裂，進(jìn)而使俯沖板片斷離，地幔巖漿上涌形成獨(dú)特的巖漿巖組合，如喜馬拉雅山、阿爾卑斯山等地區(qū)的后碰撞巖漿巖組合[4]。一般認(rèn)為弧巖漿巖可能的源區(qū)有弧下楔形地幔、俯沖洋殼（包括玄武巖和沉積巖）和巖漿到達(dá)地表所通過的地殼[6]。通常情況下，巖漿前鋒大致與海（洋）溝平行，在離鄰近海溝軸部約200～300 km處的巖漿弧上突然發(fā)育[7]。

增生型造山帶是20世紀(jì)90年代新識(shí)別出來的一種造山帶類型[8]，以發(fā)育寬闊的增生楔為主要特征，物質(zhì)組成來自洋中脊、轉(zhuǎn)換斷層、大洋裂隙帶、海山、洋底高原、大洋島嶼、微陸塊、大洋島弧與海溝等大洋組分，也有來自增生楔（雜巖）、弧前盆地組合、弧前蛇綠巖或者早期變質(zhì)基底、島?。íM義）、弧間盆地組合、弧后盆地組合、殘余島弧與陸緣弧等活動(dòng)大陸邊緣組分，甚至有被動(dòng)大陸邊緣沉積組合的貢獻(xiàn)，上述物質(zhì)可經(jīng)“俯沖工廠”加工或地體拼貼增生在核心大陸邊緣[9]。在洋殼俯沖消減過程中，由于消減雜巖（即加積楔）不斷地向大洋方向增長，造成俯沖帶和海溝不斷地向大洋方向后退及巖漿弧不斷地向消減雜巖上推進(jìn)，這種由消減雜巖和增生巖漿弧構(gòu)成的聯(lián)合體被稱作增生雜巖體[10]。其中發(fā)育多條鈣堿性火山巖和花崗巖帶，其生成時(shí)代上也向著海溝后退方向變新[11]。?eng?r等將其稱之為阿爾泰型造山帶[12]，認(rèn)為在增生雜巖的側(cè)向增生過程中，巖漿前鋒向洋遷移，不斷侵入到增生雜巖中。李繼亮則把這種巖漿弧與混雜帶的共性體稱為增生弧大地構(gòu)造相[13]。

由于增生楔中物質(zhì)可來源于大洋、活動(dòng)大陸邊緣、被動(dòng)大陸邊緣，因此，增生楔本身物質(zhì)來源多樣、成分復(fù)雜多變，且受洋陸轉(zhuǎn)換過程的影響，多以狹長的構(gòu)造帶樣式展布于古老造山帶中。來自不同構(gòu)造環(huán)境的塊體多呈構(gòu)造接觸，導(dǎo)致增生帶的復(fù)雜格局，增加了造山帶研究的難度，尤其是增生弧的巖石組合、巖石地球化學(xué)及源區(qū)特征等與陸緣弧、洋內(nèi)弧有何區(qū)別，如何客觀判別增生弧的存在等是一個(gè)亟需研究討論的問題。

1 增生楔特征

增生楔又稱第一弧、消減雜巖、增生棱柱體、增生雜巖等，是以逆沖斷層為邊界的楔形地質(zhì)體，為匯聚板塊邊緣重要的地質(zhì)單元[14]。在俯沖過程中，俯沖板片上的物質(zhì)會(huì)被刮擦下來，一部分依附于俯沖板片，俯沖到一定深度，成為供給俯沖相關(guān)巖漿的重要來源;剩余部分混雜堆積在仰沖板片前緣，形成增生楔，主要包括蛇綠巖碎片（超基性巖、基性巖、硅質(zhì)巖、深?；?guī)r與軟泥等）、洋島海山、大陸碎塊、洋底高原、弧前盆地沉積以及巨厚的復(fù)理石等形成于大洋、大陸邊緣的各類構(gòu)造環(huán)境下的巖石組合（圖1）。刮擦下來的物質(zhì)由于板墊作用被堆放、連續(xù)抬升，致使外脊海拔不斷升高[4]。由于發(fā)生強(qiáng)烈的構(gòu)造堆疊，增生楔內(nèi)的巖層多發(fā)生明顯減薄和混雜堆積，形成“基質(zhì)”夾“巖塊”的構(gòu)造樣式[14]。增生楔除了經(jīng)典的基質(zhì)-巖塊相互剪切構(gòu)造關(guān)系外，在構(gòu)造樣式上表現(xiàn)為多重逆沖疊瓦扇（imbrication fan）和雙重構(gòu)造（duplex）的組合等特征，逆沖疊瓦扇構(gòu)造與雙重構(gòu)造由相互疊置且傾向相同的一系列沖斷層和褶皺構(gòu)造組成，而背形堆疊則形成復(fù)雜的褶皺沖斷帶組合，這些構(gòu)造樣式可出現(xiàn)在不同的構(gòu)造層次，形成不同尺度的皺褶沖斷帶[9]，從而使形成于不同環(huán)境的地質(zhì)體強(qiáng)烈的構(gòu)造混雜在一起。

2 增生弧的研究現(xiàn)狀

Fred Barker等在北美西海岸阿拉斯加海灣地區(qū)發(fā)現(xiàn)弧前增生楔熔融形成的50 Ma的花崗閃長巖[15]，巖石類型以黑云母花崗閃長巖為主，少量石英閃長巖和花崗巖（圖2），該期侵入巖體在平面上約占整個(gè)增生楔的5%，零星分布于古新—始新世的Orca群中，見有基性輝長巖脈侵入，Orca群以復(fù)理石、深海沉積物為主。通過對(duì)3個(gè)獨(dú)立侵入體的研究，作者發(fā)現(xiàn)其地球化學(xué)及初始同位素組分特征如下：SiO2為66.3%～71.3%，Na2O為2.8%～3.6%，K2O為1.8%～3.0%，εNd為+2.1～-3.3，87Sr/86Sr為0.7051～0.7067（圖2）;相對(duì)于其余兩個(gè)巖體，其中一個(gè)巖體具明顯的低K2O、高Al2O3（圖3）、高εNd和低87Sr/86Sr值的特征;3個(gè)巖體具相似的微量、稀土元素豐度特征，如相對(duì)富集LREE、虧損HFSE（圖4）;除了侵入巖體中Eu的虧損、復(fù)理石中低Ca、高Na的特征，侵入巖與復(fù)理石圍巖具相似地球化學(xué)和同位素特征。通過相關(guān)實(shí)驗(yàn)?zāi)M，作者認(rèn)為研究區(qū)的侵入巖物質(zhì)來源于Orca群中雜砂巖、泥巖的65%～90%的熔融，并認(rèn)為侵入巖體不同的地球化學(xué)特征可能與原巖（復(fù)理石）不同深度沉積環(huán)境有關(guān)，與基性侵入巖脈無關(guān)，盡管基性侵入巖為增生楔中復(fù)理石熔融提供了熱源。理論上，長英質(zhì)沉積物熔融形成的花崗巖應(yīng)該為典型的“S”型，但研究區(qū)花崗巖卻是“I”型，作者認(rèn)為其可能反映源區(qū)巖石的構(gòu)造環(huán)境特征（弧巖漿）而不是成巖階段的構(gòu)造環(huán)境。

Hironao Shinjoe[16]通過對(duì)日本西南部Shimanto增生楔中兩個(gè)侵入巖體（花崗閃長巖為主）的研究，發(fā)現(xiàn)侵入巖體相對(duì)于地殼平均值具更高的87Sr/86Sr、較低的143Nd/144Nd，顯示其巖漿主要為殼源（圖4）。但是，相對(duì)于增生楔中的沉積巖，侵入巖體具有低87Sr/86Sr、高143Nd/144Nd的特征（圖5），并認(rèn)為同期的高鎂安山巖促使增生楔中沉積物的熔融，進(jìn)而形成花崗巖類侵入巖體。并認(rèn)為幔源型巖漿的上侵改變了正常條件下增生楔的低熱流、高P/T變質(zhì)作用類型，轉(zhuǎn)變?yōu)楦邷刈冑|(zhì)作用類型。

Julia de Sigoyer等在青藏高原中東部松潘-甘孜增生楔中識(shí)別出了3類花崗巖（圖2）[17]：①高鉀鈣堿性花崗巖-花崗閃長巖;②高鉀堿性花崗巖;③過鋁質(zhì)“S”型花崗巖。上述3類花崗巖在巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)方面具不同的特征，但其元素和同位素地球化學(xué)特征顯示其具一致的殼（楊子克拉通、松潘-甘孜變質(zhì)沉積巖）、幔（軟流圈地幔、變質(zhì)巖石圈地幔）混源特征。Roger F.等認(rèn)為該地區(qū)的同造山、后造山花崗巖類侵入巖形成于松潘-甘孜增生楔的部分熔融，并受到地幔物質(zhì)的混染[18，19]。Zhang H.F.等和Xiao L.等通過對(duì)同時(shí)期“A”型和高鉀埃達(dá)克質(zhì)花崗巖的研究[20，21，22]，認(rèn)為這期巖漿來源于軟流圈地幔和松潘-甘孜增生楔下部的部分熔融，不同程度的部分熔融導(dǎo)致出現(xiàn)不同類型的巖漿作用[23]。Julia de Sigoyer等通過對(duì)松潘-甘孜增生楔3類花崗巖的巖石學(xué)、巖石地球化學(xué)分析，發(fā)現(xiàn)大多數(shù)巖體具高鉀、高鋁特征（圖3）;其中高鉀鈣堿性花崗閃長巖-花崗巖為該期侵入巖體的主要巖相（圖2），具明顯幔源屬性，據(jù)地球化學(xué)特征可分為兩個(gè)子類：一類具高Sr/Y、La/Yb比值，低Ta/Yb，高M(jìn)g#等特征，表現(xiàn)為類埃達(dá)克巖特征;另一類具明顯的Hf，Zr負(fù)異常。高鉀堿性花崗巖中鉀長石與黑云母伴生，具高SiO2、REE，K2O>Na2O，低CaO、Ba、Sr、Eu、A/KN等特征（圖3，4），εNd和87Sr/86Sr比值與地殼均值（εNd為0.08～-4，87Sr/86Sr為0.705 02～0.708 33）相近（圖5），同時(shí)保留了年輕的TDM年齡，介于0.87～1.05 Ga;過鋁質(zhì)S型花崗巖以淡色花崗巖為主，以含有白云母為特征，同時(shí)含有黑云母、石榴石、電氣石等礦物，巖石地球化學(xué)特征顯示其源區(qū)來源于松潘-甘孜增生楔的變質(zhì)沉積巖，εNdTDM年齡大于2 Ga。根據(jù)花崗巖源區(qū)分析，高鉀堿性花崗巖來源于軟流圈地幔與交代的巖石圈地幔的混合;富鋁的“S”型花崗巖源于增生楔中變質(zhì)沉積巖的部分熔融;高鉀鈣堿性花崗巖源于地幔成分與不同屬性殼源物質(zhì)的混合。該期侵入巖結(jié)晶時(shí)代介于228～153 Ma，相對(duì)于陸緣巖漿?。?60-203） Ma更為年輕[17]。該期花崗巖體內(nèi)鋯石的背散射及陰極發(fā)光圖像表明，許多鋯石含一個(gè)渾圓狀或碎屑狀的核，邊部則發(fā)育巖漿結(jié)晶鋯石所特有的結(jié)晶環(huán)帶，定年結(jié)果顯示，大致存在4組年齡：二疊紀(jì)（（236±3） Ma;2（38±8） Ma;（244±3） Ma;（268±28） Ma;（280±8） Ma，（291±6） Ma）;加里東期（（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），這些鋯石的核以及一些未包裹結(jié)晶殼的鋯石多呈不規(guī)則碎屑狀，獲得的年齡一般都比幔部巖漿結(jié)晶年齡老的多，應(yīng)代表部分熔融前原巖中的鋯石或巖漿侵位過程中捕獲圍巖中的鋯石[24]。

夏磊等認(rèn)為巴顏喀拉-松潘甘孜地體（簡稱松潘-甘孜地體）中部三疊系復(fù)理雜巖中的安山巖塊是增生弧巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物[25]，具高度不均一的巖石組構(gòu)、地球化學(xué)與同位素組成。斑晶礦物相差異顯著。斜長石、黑云母、角閃石是主斑晶礦物相，部分樣品含有與角閃石構(gòu)成聯(lián)斑結(jié)構(gòu)的十字形，貫穿雙晶輝石斑晶，反映了形成安山質(zhì)巖漿的部分熔融組分非常不均勻（增生楔熔融），含大量結(jié)構(gòu)水，富水特征反映了安山質(zhì)巖漿可能是由富水殼源物質(zhì)部分熔融形成的。不均一的Mg#值、長石分異程度、總稀土含量以及輕稀土富集程度和Sr/Y比值等特征揭示了兩處安山巖層是來自高度演化的、組分存在明顯差異的巖漿。TiO2含量（0.56%～0.81%）明顯低于島弧火山巖的平均豐度（1.12%），Al，Na，K的含量略高于安山巖的平均值，大部分樣品顯示了富鈉貧鉀特點(diǎn)（K2O/Na2O=0.33～0.97），Nb，Ta，Ti的強(qiáng)烈虧損，LILE富集，指示巖漿源區(qū)為殼源物質(zhì)（圖4）;安山巖斜長石斑晶的初始鍶比值87Sr/86Sr（t）=0.707 319～0.710 485（圖5），不同樣品間明顯差異的初始鍶比值可能與這種安山質(zhì)巖漿噴出過程中的斜長石重熔作用有關(guān)。但是，斜長石斑晶的初始釹比值143Nd/144Nd（t）=0.512 039～0.512 212，較為集中，暗示安山質(zhì)巖漿源自鐵鎂質(zhì)和長英質(zhì)組分等的不均勻部分熔融，或是受到了鐵鎂質(zhì)組分的高度混染。安山巖塊均含大量前寒武紀(jì)（ （2 268±88）～（543±11）Ma）、古生代（（553±10）～（272.1±6.0） Ma），多為晚古生代（（329.2±6.6）～（272.1±6.0） Ma）和早—中三疊世（（248.6±4.7）～（236.8±7.0） Ma）的鋯石捕晶，表明安山巖漿可能主要源自長英質(zhì)殼源組分的部分熔融，與不均勻εNd（t）值所反映的安山質(zhì)巖漿源區(qū)特點(diǎn)十分契合。巖石組構(gòu)、地球化學(xué)特征、同位素組成及巖漿源區(qū)等的高度不均一性表明，晚三疊世諾列期安山弧不同于典型的活動(dòng)陸緣安山弧，認(rèn)為位于松潘-甘孜地塊中部的晚三疊世弧型安山巖代表了一個(gè)發(fā)育在俯沖增生楔（又稱俯沖混雜帶或增生雜巖）之上的巖漿弧[25]。

3 增生弧的形成構(gòu)造機(jī)制

按照板塊構(gòu)造模式，增生雜巖發(fā)育在弧前的弧-溝間隙的構(gòu)造部位，而該構(gòu)造部位一般不會(huì)受到與俯沖相關(guān)的巖漿作用的影響，除非在碰撞之后俯沖板片斷離或拆沉（圖6-a）或俯沖帶向洋后退或者俯沖的洋殼板片后退導(dǎo)致弧巖漿帶向洋遷移（圖6-b）等動(dòng)力學(xué)背景下，弧前增生雜巖中才可能出現(xiàn)巖漿活動(dòng)[26]，另外在洋脊俯沖環(huán)境下，由于洋中脊高熱流物質(zhì)的溢出，也可使上覆的增生楔發(fā)生部分熔融形成殼源型花崗巖[27]。

俯沖板片斷離的提出，起初是為了解釋同碰撞和后碰撞引起的巖漿作用及其變質(zhì)作用[29]。大陸碰撞之前是密度大的大洋巖石圈俯沖，之后是浮力大的大陸巖石圈俯沖。因此，在從洋殼俯沖過渡到陸殼俯沖階段，這種浮力相反的情況導(dǎo)致俯沖板片的拉伸變形，如果應(yīng)變相對(duì)較集中，則會(huì)產(chǎn)生較窄的開裂變形模式，即可發(fā)生俯沖板片斷離現(xiàn)象。由于板片斷離過程中的撕裂作用，軟流圈隨即上涌，并進(jìn)入上述裂隙中，從而改變上覆板片和增生楔的物質(zhì)成分和熱流環(huán)境，除非軟流圈上升到50 km以淺或有富含揮發(fā)性物質(zhì)的加入，否則在減壓過程中可能不會(huì)融化。隨著大洋板塊的脫落，更多上覆地幔暴露在熾熱的軟流圈中，由此產(chǎn)生的熱擾動(dòng)導(dǎo)致軟流圈地幔巖石圈發(fā)生部分熔融，產(chǎn)生玄武巖巖漿作用。由于地殼的熱構(gòu)造作用，如淺層斷裂后的熱傳導(dǎo)作用、快速脫頂引起的加熱、減壓作用等，使地殼的熔融作用增強(qiáng)，從而加劇了長英質(zhì)巖漿活動(dòng)，導(dǎo)致增生楔中或上覆地殼中發(fā)育花崗巖巖漿作用。

俯沖洋殼的后撤致使在活動(dòng)大陸邊緣及增生楔內(nèi)發(fā)育一系列張性斷層，隨著俯沖的持續(xù)發(fā)生，原先老的增生楔下部發(fā)育軟流圈地幔楔，由于橄欖石固相線溫度的降低，其在遭受減壓及部分熔融后沿上述裂隙上涌。同時(shí)，伴隨著大量大陸斜坡相復(fù)理石、洋底高原、洋島海山及大陸碎塊的卷入，增生楔不斷加厚，在增生楔內(nèi)部元素放射衰變產(chǎn)生的熱能加之軟流圈地幔上涌的熱能作用下，致使增生楔內(nèi)部復(fù)理石建造易發(fā)生部分熔融形成高鉀殼源型巖漿巖。松潘甘孜增生楔中高鉀堿性花崗巖為軟流圈地幔和大陸巖石圈地幔的高度分異產(chǎn)物。過鋁質(zhì)花崗巖具“S”型重熔型花崗巖的巖石學(xué)和巖石地球化學(xué)特征，說明其形成于增生楔內(nèi)復(fù)理石建造的重熔;地球化學(xué)特征高度不均一的高鉀鈣堿性花崗巖則為地幔物質(zhì)與地殼物質(zhì)不同比例的混合[17]。

洋脊俯沖是一種重要的地質(zhì)現(xiàn)象，當(dāng)大洋打開和關(guān)閉時(shí)，不可避免的是大洋中脊將帶著它上面的遠(yuǎn)洋沉積物穿過大洋，到達(dá)海溝，在那里可能被吸積（增生）或俯沖（消失），產(chǎn)生一個(gè)獨(dú)特的地球動(dòng)力學(xué)和地球化學(xué)環(huán)境。當(dāng)洋脊俯沖于大陸邊緣或增生楔下部時(shí)，分離的大洋板塊可能會(huì)繼續(xù)分離，從而在分離的板塊之間形成一個(gè)板片窗（slab window）構(gòu)造，板窗的形成對(duì)軟流圈地幔與上覆板塊之間的關(guān)系，特別是弧前的上覆板塊之間的關(guān)系，具深刻的、異常的化學(xué)、熱、物理作用。埃達(dá)克質(zhì)熔體傾向于在靠近板緣的地方形成，“A”型花崗巖和斑巖形成于板片窗的中心位置。這是因?yàn)榭拷蠹垢_的年輕的、熱的大洋板塊部分熔融產(chǎn)生了埃達(dá)克巖，當(dāng)俯沖板片隨著距離洋脊的距離增加而變得更冷、更濕時(shí)，巖漿產(chǎn)物由埃達(dá)克質(zhì)變?yōu)殁}堿性。俯沖脊的高熱量流動(dòng)可能導(dǎo)致下行板片和上地幔的熔融，在增生楔中，洋脊俯沖形成板窗后，熱量從較熱的洋脊經(jīng)板片窗向上傳遞到增生楔，當(dāng)一個(gè)正常的大洋板塊俯沖時(shí)，從俯沖板片中釋放出來的流體會(huì)使上覆的地幔熔融，從而形成弧巖漿。然而，當(dāng)洋脊俯沖和板片窗形成時(shí)，脫水作用會(huì)減弱或停止，因此弧巖漿作用減弱并可能停止，取而代之的是MORB（拉斑體）和OIB（堿性）巖漿作用。由洋脊分異演化產(chǎn)生的巖漿通常在近海溝的位置侵入前弧。近海溝的前弧可能受多種花崗巖體侵入，例如在北美阿拉斯加，大約55 Ma巖漿巖和巖脈在年齡上沿著一個(gè)混雜的增生楔遷移[15]。巖石以同時(shí)代的和成分不同的火山巖和侵入巖為主，主要巖石類型有高鈣玻安巖、拉斑玄武巖、堿性玄武巖、紫蘇花崗巖、高鋁質(zhì)TTG侵入巖和“I”型花崗巖，普遍被認(rèn)為是由俯沖的洋殼脫水作用經(jīng)部分熔融產(chǎn)生的，且受到地幔和增生楔中復(fù)理石建造的混染[27]。

4 結(jié)論

增生弧是指在增生造山過程中，形成于增生楔之上的巖漿弧。其與陸緣弧、洋內(nèi)弧具有明顯區(qū)別：在構(gòu)造位置上，增生弧分布在俯沖增生楔中，巖漿巖分布面積有限，約占增生楔體量的5%。增生弧的巖石組合以中性火山巖（安山巖）、中酸性侵入巖（γδ-δο-ηγ-γ）為主。增生弧中巖石的組構(gòu)具明顯的不均一性：①礦物成份、晶體結(jié)構(gòu)的多樣性;②巖石中含大量結(jié)構(gòu)水;③侵入巖結(jié)構(gòu)構(gòu)造的多樣性;④同期巖體或一個(gè)巖體不同部位地化特征的不一致性。增生弧巖石的地球化學(xué)特征：①以高鉀鈣堿性“I”型巖石系列為主，少量“A”、“S”型花崗巖;②巖石富Al，K;③Nb，Ta，Ti虧損，LILE富集;④εNd（t）為-6～-2之間，與增生楔中的濁積巖相比，侵入巖87Sr/86Sr較低，而143Nd/144Nd較高。在鋯石年代學(xué)方面，增生弧巖漿巖可見大量繼承性鋯石，年齡頻譜呈多個(gè)峰值。

參考文獻(xiàn)

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