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摘要：经岩石化学研究认为，分布于地台北缘的印支期岩浆岩属于强过铝质花岗岩，源岩应为含泥质成分较高的岩石（但不完全是泥质岩或砂岩）。该岩石在压力小于1.5GPa（约50km）的条件下形成，其成因类型属于介于岩石圈拆沉和幔源岩浆底侵的一种过渡类型。本区印支期岩浆岩形成的构造环境，大概类似不列颠的加里东造山带。
关键词：印支期岩浆岩 铝质花岗岩 构造环境
通过白云鄂博幅1：25万区域调查研究得出结论，印支期岩浆岩主要沿深大断裂（槽台断裂）呈近东西向带状展布。侵入体内部含分布不均的暗色细粒闪长岩包体，多呈透镜状或不规则状，具弱定向分布，与寄主岩界线清晰。此外，岩体边部见有由斑晶、包体及暗色矿物弱定向显示的原生叶理构造，产状与接触面基本一致。
侵入下二叠统苏吉组，被同时代的正长岩侵入。在岩体中获得了一批同位素年龄资料（表1），时代置于晚三叠世。
1. 岩石学特征
岩性主要为二长花岗岩，少量花岗闪长岩和正长花岗岩。灰白、灰黄色细粒二长花岗岩，细粒、中粗粒结构，部分具含斑、似斑结构，块状构造。斑晶成分为钾长石15-30%，5-15mm，为微斜长石和正长石。基质钾长石10-45%，为正长石、微斜长石；斜长石20-35%，为更长石；石英20-25%；黑云母5-25%，具浅黄-深褐色多色性。粒度0.5-2.5mm。部分岩石中含石榴石（1－2%）和白云母（1-2%）。岩石中副矿物种类较多以钛磁铁矿、锆石、石榴石为主，副矿物组合类型为钛磁铁矿+锆石＋石榴石型。肉红色中粗粒正长花岗岩，中粗粒花岗结构，块状构造。局部含少量斑晶钾长石。主要矿物微斜长石、微斜条纹长石60-75%；斜长石2-12%；石英20-25%；黑云母3%。岩石中含副矿物种类不多，主要为磁铁矿、钛磁铁矿及锆石，副矿物组合为磁铁矿+钛磁铁矿+锆石型。
黄色细粒黑云母花岗闪长岩，细粒花岗结构，块状构造。
主要造岩矿物为钾长石15%，粒状，0.2-0.7mm，发育格子双晶，轻微泥化；斜长石60%，半自形-自形，0.2-1mm，发育细密聚片双晶及环带构造，为中更长石；石英20%，粒状，0.1-0.5mm；黑云母5%，鳞片状，0.2-0.3mm，具浅黄-深褐色多色性。副矿物种类繁多，达12种之多，含量普遍低，锆石含量略高,副矿物组合类型为石榴石型。
2. 岩石化学和地球化学特征
岩石具高硅、高碱和高的钾钠比值，属钙碱性系列。过铝指数（A/CNK）均大于等于1.1，标准矿物刚玉（C-norm）含量大于1%；在QAP图解中落入正长花岗岩和碱长花岗岩区（图1）。
在矿物成分上含有黑云母及其他原生富铝指示矿物石榴石、白云母等，与Sylvester P. J（1998）所定义的强过铝质花岗岩一致。
稀土模式曲线为具明显负铕异常的右倾型（图2）。
微量元素含量Ba大于Sr，富Rb，总体反映壳源特征。
3. 岩浆成因与构造环境分析
本区晚三叠世二长花岗岩为一套强过铝的花岗岩，部分见原生富铝矿物白云母及石榴石，其形成环境为后碰撞。
由于后碰撞强过铝质花岗岩不仅可以反映岩浆源区物质成分特征和部分熔融的温压条件，并且有助于理解深部岩浆形成的动力学机制，因此已经引起越来越多研究者的重视（Sylvester PJ. 1998；肖庆辉等，2002；汪洋等，2002）。对分布于华北地台北缘的强过铝质花岗岩的进一步研究分析，将有助于理解华北地台北缘在印支运动期间的深部动力学背景。
岩浆形成的相平衡约束
过铝花岗岩可以通过许多不同的机制形成，除过碱性杂岩体内轻度过铝的含黑云母花岗岩之外（此种花岗岩在固相线下的冷却过程中有碱迁出），可能的形成机制还有从特定类型的结晶分异到泥质物的深部同化或深熔作用。闪石的结晶分异能够使液体的成分、乃至钙碱性岩浆的液体成分产生过铝倾向，所以钙碱性花岗岩岩套高度演化的分异物有时可演化成过铝的成分，并从中晶出原生白云母。但是这种分异机制产生不了含原生石榴石、堇青石、红柱石及白云母的强过铝质花岗岩，其δ18O和Sr初始值与变质泥质岩类似，所以泥质岩对强过铝质花岗岩的形成应有重要贡献（W.S.Pitcher，1987）。
众多的实验表明，强过铝的性质需要强过铝的源岩（肖庆辉等，2002；邓晋福，1987，1996）[1]。Green(1976)对泥质岩石的熔融实验表明，强过铝花岗岩岩浆形成于800±20℃，低于黑云母消失的温度上限(即在黑云母消失区间，因为黑云母是固溶体)，含石榴石岩浆形成深度大于25km，而含有堇青石的岩浆形成深度小于25km。Huang & Wyllie(1981)对白云母花岗岩进行的熔融实验表明，不饱和H2O液相线上的矿物组合为Qz+Ky(或Sill)+Cord，按反演途径的多元液相线矿物组合的原则，推测它们不能起源于上地幔或俯冲洋壳的局部熔融，而是在20-40km深度内，有足够水供给条件下，由泥质岩石局部熔融产生的原生岩浆（邓晋福等，2004）。
邓晋福（1994）通过详细的岩石学及相平衡研究认为白云母花岗岩主要来自俯冲板片顶部泥质沉积物部分熔融的产物，岩浆中的水是不饱和的，其温度必须达750-800℃，而不是一般认为的低温（600-650℃）饱和水的岩浆。同时认为岩石的高硅、铝过饱和、钾远大于钠，无中性和基性侵入岩的共生，无对应的同期火山岩产出等均表明：没有地幔物质的卷入，是泥质岩石局部熔融的产物，而不是加厚陆壳底部或陆内俯冲带上方板片底部的已分离出低熔花岗岩熔浆的陆壳岩石熔融的产物[2]。
在Q－Ab－Or－H2O系统相图中（图略），所有样品均落在最低点附近，表明花岗岩的形成受熔体－矿物相平衡制约。
Wyllie及其合作者在实验岩石学中的一个重要发现是大部分花岗岩浆最初含水不到2%（wH2O），而且在其演化历史的大部分时间内仍保持水不饱和状态（洪大卫等，1994）[3]。
图3是首次用于提供天然花岗岩岩浆是不饱和H2O的相图之一(Maaloe & Wyllie, 1975，转引自文献邓晋福，2004)，0.2GPa的围限压力相当于8km左右的深度，在这一深度上还不能达到熔融所要求的温度，但对较大的深度来说，这一基本格局仍会保持不变。
该天然花岗岩在P=0.2GPa下，液相线的H2O的最大饱和度约为6%。由图4可知，在H2O不饱和的岩浆（即无汽相V）区域内，当岩浆中H2O≥3%时，Bi（黑云母）结晶早于Af（碱性长石）和Qz（石英）；当岩浆中H2O<1.2%时，Bi结晶晚于Af和Qz。
本区岩石含黑云母或少量白云母，但均呈填隙状充填于浅色矿物空隙中，表明其结晶晚于长石和石英，进而说明岩浆中的水是不饱和的。
陆壳岩石中的含水矿物主要有白云母（Ms）、黑云母（Bi）和角闪石(Am)，由不同的含水矿物脱水引起的部分熔融作用所产生的熔体的性质不同，Ms脱水诱发的熔体为过铝性质，Bi为过铝质－偏铝质，Am为偏铝质－过碱质，同时研究表明岩石中脱水熔融固相线的温度依赖于岩石中含水矿物的类型，Ms脱水诱发的固相线温度最低，Bi次之，Am最高（洪大卫等，1994）。
Ms脱水诱发的岩浆含较多的钾长石成分，这是因为Ms的K2O/Na2O比值高于Bi，相当于富钾长石的花岗岩；Am脱水诱发的岩浆含钾长石组分少，因为K2O/Na2O比值低，同时CaO含量高，因此，岩浆相当于花岗闪长岩组成。
白云母消失，黑云母消失和角闪石消失的温度越来越高，脱水熔融产生的岩浆从富钾长石的花岗岩，经正常花岗岩，直至花岗闪长岩，这与岩石学研究的结果是符合的，它为这些花岗质岩石形成提供了实验相平衡约束。
从本区花岗岩的类型及强过铝性分析（强过铝的正长花岗岩和二长花岗岩），源岩可能经历了白云母和黑云母脱水部分熔融，部分熔融温度的上限应为黑云母消失的上限温度。
本区花岗岩的稀土分配模式多表现为强烈负铕异常，重稀土含量较低（见图2），表明岩浆形成后的残余物中，可能共存矿物有斜长石＋石榴石＋辉石等。
在La/Sm-La图解中（图略）显示La/Sm比值随La值的增加而增加，反映其为源区岩石部分熔融作用的结果（赖绍聪等，2001）。
据陆壳岩石在角闪岩相－麻粒岩相条件下矿物的共生组合，在800-1000℃范围内，斜长石＋石榴石＋辉石共存的压力范围约为0.9-1.7GPa，对应的深度为30-60km。另据实验资料，低于固相线温度下，斜长石在大约1.5Gpa（约50km）的条件下，将会不稳定（汪洋等，2002；邓晋福，1987，1996；赖绍聪等，2001）。以上均表明本区过铝质花岗岩的形成深度不会大于50km。
根据上面的岩石相平衡分析可以推测，本区强过铝质花岗岩的源岩应为含泥质成分较高的岩石，该岩石在小于1.5GPa（约50km）条件下，由白云母及黑云母脱水诱发部分熔融，其形成温度低于黑云母消失的上限温度，1.2－1.5GPa下，黑云母消失的上限温度约为900℃（Vielzeuf和Holloway，1998，转引自邓晋福2004），熔融残留物有斜长石、石榴石和辉石。
4. 岩浆形成的动力学背景探讨
对于SiO2含量在67—77wt%之间的强过铝质花岗岩，CaO/Na2O比值反映其源区成分特征，而Al2O3/TiO2比值则反映了其形成时部分熔融的温度。
原岩为砂岩或正变质岩部分熔融形成的花岗质熔体的CaO/Na2O比值要高于由泥质岩部分熔融产生的熔体，同时不论原岩为何，在发生部分熔融时，温度越高，熔体的Al2O3/TiO2比值越低。
CaO/Na2O比值高于0.3反映其源岩为砂岩或正变质岩，低于0.3者则为泥岩；Al2O3/TiO2比值大于100对应的熔融温度低于875°C（高压型），小于100则高于875（高温型）（Sylvester，1998；汪洋等，2002；肖庆辉等，2002）[4]。
本文所收集到的岩石化学分析数据除个别点外,基本上全部落入Sylvester（1998）所定义的强过铝质花岗岩区（图4）。
可以看出，本区过铝质花岗岩CaO/Na2O比值变化于0.09-0.58，没有明显的高于或低于0.30的趋势，高于和低于0.30的样品大概各占一半，说明本区强过铝质花岗岩的源岩中既有泥质岩，又有砂岩；Al2O3/TiO2比值在53.78-413.94之间，也是没有明显大于或小于100的趋势，但低于100的样品数多一些，约占2/3[5]。
研究认为，高压型的强过铝质花岗岩，是在高压碰撞过程中由于地壳变厚（>50km），其中的K、U、Th的放射性蜕变产生热的聚集，在后碰撞折返作用过程中减压部分熔融形成的。
所以该类型的花岗岩形成的温度比较低（<875°C），一般小到中等规模。
高温型的强过铝质花岗岩，同碰撞期地壳增厚不明显（<50km），但在后碰撞阶段，由于发生岩石圈的拆沉作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，使部分地壳发生深熔作用，形成了大规模的、热的（>875°C）强过铝质花岗岩，伴随有高温/低压变质作用（肖庆辉等，2002）。
Al2O3/TiO2比值表明，本区的强过铝质花岗岩既不能完全归于高温类型，也不能完全归于高压类型。
同时也暗示了印支晚期（T3），本区在动力学机制上，既不同于高压型的阿尔卑斯和喜马拉雅造山带，存在过超厚地壳；也不类似于高温型的海西造山带，发生过岩石圈的拆沉或幔源岩浆的底侵；而是介于上述二者间的一种过渡类型，大概类似不列颠的加里东造山带，这与本区缺乏同碰撞期的高压变质作用及后碰撞期的高温变质作用相符合，也与上面的岩石相平衡分析结果相一致（岩浆形成深度小于50km，温度低于900℃）[6]。
在此，特别感谢贾和义贾工在百忙之中给予我们的热情指导和大力帮助！
主要参考文献
[1]邓晋福，罗照华，苏尚国等，岩石成因、构造环境与成矿作用，北京：地质出版社，2004
[2] 邓晋福编著，岩石相平衡与岩石成因，武汉地质学院出版社，1987。
[3]邵济安，洪大卫，张履桥，内蒙古火成岩Sr－Nd同位素特征及成因，地质通报，2002，21（12），817－822
[4]许立权，贾和义，张玉清等，白云鄂博地区碱性正长岩特征及其意义，地质调查与研究，2004，27（1），41-47
[5]邓晋福，杨建军，赵海玲等，格尔木—额济纳旗断面走廊域火成岩－构造组合与大地构造演化，现代地质，1996，10（3），330－343
[6]魏春生，A型花岗岩成因模式及其地球动力学意义，地学前缘，2000，7（1），238
关键词：印支期岩浆岩 铝质花岗岩 构造环境
通过白云鄂博幅1：25万区域调查研究得出结论，印支期岩浆岩主要沿深大断裂（槽台断裂）呈近东西向带状展布。侵入体内部含分布不均的暗色细粒闪长岩包体，多呈透镜状或不规则状，具弱定向分布，与寄主岩界线清晰。此外，岩体边部见有由斑晶、包体及暗色矿物弱定向显示的原生叶理构造，产状与接触面基本一致。
侵入下二叠统苏吉组，被同时代的正长岩侵入。在岩体中获得了一批同位素年龄资料（表1），时代置于晚三叠世。
1. 岩石学特征
岩性主要为二长花岗岩，少量花岗闪长岩和正长花岗岩。灰白、灰黄色细粒二长花岗岩，细粒、中粗粒结构，部分具含斑、似斑结构，块状构造。斑晶成分为钾长石15-30%，5-15mm，为微斜长石和正长石。基质钾长石10-45%，为正长石、微斜长石；斜长石20-35%，为更长石；石英20-25%；黑云母5-25%，具浅黄-深褐色多色性。粒度0.5-2.5mm。部分岩石中含石榴石（1－2%）和白云母（1-2%）。岩石中副矿物种类较多以钛磁铁矿、锆石、石榴石为主，副矿物组合类型为钛磁铁矿+锆石＋石榴石型。肉红色中粗粒正长花岗岩，中粗粒花岗结构，块状构造。局部含少量斑晶钾长石。主要矿物微斜长石、微斜条纹长石60-75%；斜长石2-12%；石英20-25%；黑云母3%。岩石中含副矿物种类不多，主要为磁铁矿、钛磁铁矿及锆石，副矿物组合为磁铁矿+钛磁铁矿+锆石型。
黄色细粒黑云母花岗闪长岩，细粒花岗结构，块状构造。
主要造岩矿物为钾长石15%，粒状，0.2-0.7mm，发育格子双晶，轻微泥化；斜长石60%，半自形-自形，0.2-1mm，发育细密聚片双晶及环带构造，为中更长石；石英20%，粒状，0.1-0.5mm；黑云母5%，鳞片状，0.2-0.3mm，具浅黄-深褐色多色性。副矿物种类繁多，达12种之多，含量普遍低，锆石含量略高,副矿物组合类型为石榴石型。
2. 岩石化学和地球化学特征
岩石具高硅、高碱和高的钾钠比值，属钙碱性系列。过铝指数（A/CNK）均大于等于1.1，标准矿物刚玉（C-norm）含量大于1%；在QAP图解中落入正长花岗岩和碱长花岗岩区（图1）。
在矿物成分上含有黑云母及其他原生富铝指示矿物石榴石、白云母等，与Sylvester P. J（1998）所定义的强过铝质花岗岩一致。
稀土模式曲线为具明显负铕异常的右倾型（图2）。
微量元素含量Ba大于Sr，富Rb，总体反映壳源特征。
3. 岩浆成因与构造环境分析
本区晚三叠世二长花岗岩为一套强过铝的花岗岩，部分见原生富铝矿物白云母及石榴石，其形成环境为后碰撞。
由于后碰撞强过铝质花岗岩不仅可以反映岩浆源区物质成分特征和部分熔融的温压条件，并且有助于理解深部岩浆形成的动力学机制，因此已经引起越来越多研究者的重视（Sylvester PJ. 1998；肖庆辉等，2002；汪洋等，2002）。对分布于华北地台北缘的强过铝质花岗岩的进一步研究分析，将有助于理解华北地台北缘在印支运动期间的深部动力学背景。
岩浆形成的相平衡约束
过铝花岗岩可以通过许多不同的机制形成，除过碱性杂岩体内轻度过铝的含黑云母花岗岩之外（此种花岗岩在固相线下的冷却过程中有碱迁出），可能的形成机制还有从特定类型的结晶分异到泥质物的深部同化或深熔作用。闪石的结晶分异能够使液体的成分、乃至钙碱性岩浆的液体成分产生过铝倾向，所以钙碱性花岗岩岩套高度演化的分异物有时可演化成过铝的成分，并从中晶出原生白云母。但是这种分异机制产生不了含原生石榴石、堇青石、红柱石及白云母的强过铝质花岗岩，其δ18O和Sr初始值与变质泥质岩类似，所以泥质岩对强过铝质花岗岩的形成应有重要贡献（W.S.Pitcher，1987）。
众多的实验表明，强过铝的性质需要强过铝的源岩（肖庆辉等，2002；邓晋福，1987，1996）[1]。Green(1976)对泥质岩石的熔融实验表明，强过铝花岗岩岩浆形成于800±20℃，低于黑云母消失的温度上限(即在黑云母消失区间，因为黑云母是固溶体)，含石榴石岩浆形成深度大于25km，而含有堇青石的岩浆形成深度小于25km。Huang & Wyllie(1981)对白云母花岗岩进行的熔融实验表明，不饱和H2O液相线上的矿物组合为Qz+Ky(或Sill)+Cord，按反演途径的多元液相线矿物组合的原则，推测它们不能起源于上地幔或俯冲洋壳的局部熔融，而是在20-40km深度内，有足够水供给条件下，由泥质岩石局部熔融产生的原生岩浆（邓晋福等，2004）。
邓晋福（1994）通过详细的岩石学及相平衡研究认为白云母花岗岩主要来自俯冲板片顶部泥质沉积物部分熔融的产物，岩浆中的水是不饱和的，其温度必须达750-800℃，而不是一般认为的低温（600-650℃）饱和水的岩浆。同时认为岩石的高硅、铝过饱和、钾远大于钠，无中性和基性侵入岩的共生，无对应的同期火山岩产出等均表明：没有地幔物质的卷入，是泥质岩石局部熔融的产物，而不是加厚陆壳底部或陆内俯冲带上方板片底部的已分离出低熔花岗岩熔浆的陆壳岩石熔融的产物[2]。
在Q－Ab－Or－H2O系统相图中（图略），所有样品均落在最低点附近，表明花岗岩的形成受熔体－矿物相平衡制约。
Wyllie及其合作者在实验岩石学中的一个重要发现是大部分花岗岩浆最初含水不到2%（wH2O），而且在其演化历史的大部分时间内仍保持水不饱和状态（洪大卫等，1994）[3]。
图3是首次用于提供天然花岗岩岩浆是不饱和H2O的相图之一(Maaloe & Wyllie, 1975，转引自文献邓晋福，2004)，0.2GPa的围限压力相当于8km左右的深度，在这一深度上还不能达到熔融所要求的温度，但对较大的深度来说，这一基本格局仍会保持不变。
该天然花岗岩在P=0.2GPa下，液相线的H2O的最大饱和度约为6%。由图4可知，在H2O不饱和的岩浆（即无汽相V）区域内，当岩浆中H2O≥3%时，Bi（黑云母）结晶早于Af（碱性长石）和Qz（石英）；当岩浆中H2O<1.2%时，Bi结晶晚于Af和Qz。
本区岩石含黑云母或少量白云母，但均呈填隙状充填于浅色矿物空隙中，表明其结晶晚于长石和石英，进而说明岩浆中的水是不饱和的。
陆壳岩石中的含水矿物主要有白云母（Ms）、黑云母（Bi）和角闪石(Am)，由不同的含水矿物脱水引起的部分熔融作用所产生的熔体的性质不同，Ms脱水诱发的熔体为过铝性质，Bi为过铝质－偏铝质，Am为偏铝质－过碱质，同时研究表明岩石中脱水熔融固相线的温度依赖于岩石中含水矿物的类型，Ms脱水诱发的固相线温度最低，Bi次之，Am最高（洪大卫等，1994）。
Ms脱水诱发的岩浆含较多的钾长石成分，这是因为Ms的K2O/Na2O比值高于Bi，相当于富钾长石的花岗岩；Am脱水诱发的岩浆含钾长石组分少，因为K2O/Na2O比值低，同时CaO含量高，因此，岩浆相当于花岗闪长岩组成。
白云母消失，黑云母消失和角闪石消失的温度越来越高，脱水熔融产生的岩浆从富钾长石的花岗岩，经正常花岗岩，直至花岗闪长岩，这与岩石学研究的结果是符合的，它为这些花岗质岩石形成提供了实验相平衡约束。
从本区花岗岩的类型及强过铝性分析（强过铝的正长花岗岩和二长花岗岩），源岩可能经历了白云母和黑云母脱水部分熔融，部分熔融温度的上限应为黑云母消失的上限温度。
本区花岗岩的稀土分配模式多表现为强烈负铕异常，重稀土含量较低（见图2），表明岩浆形成后的残余物中，可能共存矿物有斜长石＋石榴石＋辉石等。
在La/Sm-La图解中（图略）显示La/Sm比值随La值的增加而增加，反映其为源区岩石部分熔融作用的结果（赖绍聪等，2001）。
据陆壳岩石在角闪岩相－麻粒岩相条件下矿物的共生组合，在800-1000℃范围内，斜长石＋石榴石＋辉石共存的压力范围约为0.9-1.7GPa，对应的深度为30-60km。另据实验资料，低于固相线温度下，斜长石在大约1.5Gpa（约50km）的条件下，将会不稳定（汪洋等，2002；邓晋福，1987，1996；赖绍聪等，2001）。以上均表明本区过铝质花岗岩的形成深度不会大于50km。
根据上面的岩石相平衡分析可以推测，本区强过铝质花岗岩的源岩应为含泥质成分较高的岩石，该岩石在小于1.5GPa（约50km）条件下，由白云母及黑云母脱水诱发部分熔融，其形成温度低于黑云母消失的上限温度，1.2－1.5GPa下，黑云母消失的上限温度约为900℃（Vielzeuf和Holloway，1998，转引自邓晋福2004），熔融残留物有斜长石、石榴石和辉石。
4. 岩浆形成的动力学背景探讨
对于SiO2含量在67—77wt%之间的强过铝质花岗岩，CaO/Na2O比值反映其源区成分特征，而Al2O3/TiO2比值则反映了其形成时部分熔融的温度。
原岩为砂岩或正变质岩部分熔融形成的花岗质熔体的CaO/Na2O比值要高于由泥质岩部分熔融产生的熔体，同时不论原岩为何，在发生部分熔融时，温度越高，熔体的Al2O3/TiO2比值越低。
CaO/Na2O比值高于0.3反映其源岩为砂岩或正变质岩，低于0.3者则为泥岩；Al2O3/TiO2比值大于100对应的熔融温度低于875°C（高压型），小于100则高于875（高温型）（Sylvester，1998；汪洋等，2002；肖庆辉等，2002）[4]。
本文所收集到的岩石化学分析数据除个别点外,基本上全部落入Sylvester（1998）所定义的强过铝质花岗岩区（图4）。
可以看出，本区过铝质花岗岩CaO/Na2O比值变化于0.09-0.58，没有明显的高于或低于0.30的趋势，高于和低于0.30的样品大概各占一半，说明本区强过铝质花岗岩的源岩中既有泥质岩，又有砂岩；Al2O3/TiO2比值在53.78-413.94之间，也是没有明显大于或小于100的趋势，但低于100的样品数多一些，约占2/3[5]。
研究认为，高压型的强过铝质花岗岩，是在高压碰撞过程中由于地壳变厚（>50km），其中的K、U、Th的放射性蜕变产生热的聚集，在后碰撞折返作用过程中减压部分熔融形成的。
所以该类型的花岗岩形成的温度比较低（<875°C），一般小到中等规模。
高温型的强过铝质花岗岩，同碰撞期地壳增厚不明显（<50km），但在后碰撞阶段，由于发生岩石圈的拆沉作用及随后的软流圈上涌或玄武岩浆的底侵，使部分地壳发生深熔作用，形成了大规模的、热的（>875°C）强过铝质花岗岩，伴随有高温/低压变质作用（肖庆辉等，2002）。
Al2O3/TiO2比值表明，本区的强过铝质花岗岩既不能完全归于高温类型，也不能完全归于高压类型。
同时也暗示了印支晚期（T3），本区在动力学机制上，既不同于高压型的阿尔卑斯和喜马拉雅造山带，存在过超厚地壳；也不类似于高温型的海西造山带，发生过岩石圈的拆沉或幔源岩浆的底侵；而是介于上述二者间的一种过渡类型，大概类似不列颠的加里东造山带，这与本区缺乏同碰撞期的高压变质作用及后碰撞期的高温变质作用相符合，也与上面的岩石相平衡分析结果相一致（岩浆形成深度小于50km，温度低于900℃）[6]。
在此，特别感谢贾和义贾工在百忙之中给予我们的热情指导和大力帮助！
主要参考文献
[1]邓晋福，罗照华，苏尚国等，岩石成因、构造环境与成矿作用，北京：地质出版社，2004
[2] 邓晋福编著，岩石相平衡与岩石成因，武汉地质学院出版社，1987。
[3]邵济安，洪大卫，张履桥，内蒙古火成岩Sr－Nd同位素特征及成因，地质通报，2002，21（12），817－822
[4]许立权，贾和义，张玉清等，白云鄂博地区碱性正长岩特征及其意义，地质调查与研究，2004，27（1），41-47
[5]邓晋福，杨建军，赵海玲等，格尔木—额济纳旗断面走廊域火成岩－构造组合与大地构造演化，现代地质，1996，10（3），330－343
[6]魏春生，A型花岗岩成因模式及其地球动力学意义，地学前缘，2000，7（1），238