西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚石炭世-早二疊世構(gòu)造演化與演化

西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚石炭世-早二疊世構(gòu)造演化與演化

在中亞地殼生長過程中，隨著多期、多類型地殼幔相互作用和多樣性的礦化過程（seltmannandeter，2005；yakubchuk，2004），它是世界上最顯著的區(qū)域，也是地殼特征的形成和轉(zhuǎn)化（belov等人，2004；jahn等人，2004；windey等人，2002）。西準(zhǔn)噶爾位于西伯利亞、哈薩克斯坦和塔里木三個大陸板塊的交接處,是中亞造山帶的一個重要組成部分(圖1)(Jahnetal.,2004)。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚石炭世巖漿巖非常發(fā)育,從超基性到酸性均有出露,是海西晚期巖漿活動的產(chǎn)物,其中的中-酸性侵入巖既有深成相的巨大巖基和中小型巖株,也有超淺成相的巖枝或巖脈。這些侵入巖組成較為復(fù)雜,包括閃長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖、堿性花崗巖以及紫蘇花崗巖等多種巖性。以NEE向的達(dá)拉布特斷裂為界,斷裂以北有著名的鐵廠溝、哈圖、阿克巴斯套和廟爾溝等花崗巖,斷裂以南則是包古圖、紅山、克拉瑪依花崗巖等大型巖基分布區(qū)。這些花崗巖大多侵位于下石炭統(tǒng)中,最新的鋯石U-Pb年齡(韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006;Gengetal.,2009)數(shù)據(jù)顯示,準(zhǔn)噶爾深成巖漿活動主要發(fā)生在晚石炭世末期(～305Ma),且相當(dāng)一部分與銅、金等成礦作用關(guān)系密切(安芳和朱永峰,2007;齊進(jìn)英和熊義大,1992;沈遠(yuǎn)超和金成偉,1993;涂光熾,1993;王瑞和朱永峰,2007;肖序常等,1992;肖文交等,2006;張連昌等,2006;趙振華等,2006),如哈圖、寶貝、薩爾托海和包古圖金礦以及包古圖斑巖銅礦等等。目前對于上述花崗巖的成因和構(gòu)造環(huán)境的認(rèn)識仍存在爭議。一些學(xué)者根據(jù)西準(zhǔn)噶爾花崗巖的鋯石U-Pb年代學(xué)資料認(rèn)為,340～275Ma是西準(zhǔn)噶爾地區(qū)重要的后碰撞巖漿活動時期(如:韓寶福等,2006),形成于虧損地幔的底侵熔融(Hanetal.,1997),或者古生代年輕的玄武質(zhì)下地殼的部分熔融(ChenandArakawa,2005)。基于對區(qū)內(nèi)巖漿巖的研究,另外一些研究者對西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代的構(gòu)造環(huán)境提出了一些不同的認(rèn)識,包括洋內(nèi)俯沖的島弧(高山林等,2006;唐功建等,2009;張連昌等,2006)、弧后盆地(金成偉和張秀棋,1993;沈遠(yuǎn)超和金成偉,1993)等環(huán)境。同時,對于準(zhǔn)噶爾洋閉合的最后時限仍然存在激烈的爭論(Seng?retal.,1993;Zhaoetal.,2003;Xiaoetal.,2008;Gengetal.,2009)。目前,Gengetal.(2009)嘗試用洋脊俯沖模式來解釋西準(zhǔn)噶爾地區(qū)花崗巖的成因。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚古生代究竟如何演化?如果300Ma仍存在洋脊俯沖,洋盆又是何時消失的?圍繞上述問題,本文將在總結(jié)前人對區(qū)內(nèi)各種巖漿巖的研究成果的基礎(chǔ)上,結(jié)合筆者一些最近研究成果,對區(qū)內(nèi)的巖漿巖的主要活動時限,地球動力學(xué)過程以及成礦作用等相關(guān)問題做初步的探討。1泥盆熱及沉積環(huán)境西準(zhǔn)噶爾地區(qū)地層以石炭系為主,另有少量泥盆系。泥盆系以庫魯木迪組為主,為一套沉積火山巖系,由凝灰質(zhì)粉砂巖、凝灰質(zhì)砂巖、凝獲質(zhì)砂礫巖和層凝灰?guī)r組成,具韻律性,化石稀少(金成偉和徐永生,1997)。庫魯木迪組下亞組主要分布于別魯阿嘎希北側(cè),為一套灰-深灰色巨厚細(xì)?；鹕剿樾?陸源碎屑物質(zhì)組成的深海相沉積;上亞組屬深海-淺海相復(fù)理石建造,沉積物表現(xiàn)出濁流相沉積。石炭系分布最為廣泛,其地層的上下關(guān)系仍然存在著爭議。一些學(xué)者認(rèn)為石炭系從下到上為太勒古拉組、包古圖組和希貝庫拉斯組(吳浩若和潘正莆,1991;郭麗爽等,2010);也有學(xué)者認(rèn)為從下到上為希貝庫拉斯組,包古圖組,太勒古拉組(安芳和朱永峰,2009;王福同,2006)。其中,太勒古拉組為凝灰?guī)r、層凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)粉砂巖、凝灰質(zhì)粉砂質(zhì)泥巖、中基性噴發(fā)巖。宋春暉和黃華芳(1996)在太勒古拉組中發(fā)現(xiàn)的深水火山碎屑巖沉積特征,而剖面垂向?qū)有虮砻?從底向上,粒序由粗變細(xì),層厚由厚變薄,“近基”火山碎屑濁積巖逐漸被“遠(yuǎn)基”濁積巖代替,表明研究區(qū)泥盆紀(jì)末至早石炭世,洋盆擴(kuò)張,火山噴發(fā)由強(qiáng)變?nèi)?沉積環(huán)境由深海濁積中扇向外扇演化;包古圖組主要為凝灰質(zhì)砂巖、層凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)粉沙質(zhì)泥巖、凝灰質(zhì)砂巖、凝灰?guī)r、砂巖、硅質(zhì)巖。張琴華等(1997)在該包古圖組下部找到大量代表晚石炭世的化石群,如:LinoproductusPraelongatusZhang,Cancrinellakaninckiana(Verneuil)Eomarginiferaorientalis(Chaos)等,認(rèn)為包古圖組只有底部含Gigantoproductus的細(xì)碎屑巖夾灰?guī)r段屬于下石炭統(tǒng)。孫少華等(1990)對包古圖組的沉積環(huán)境進(jìn)行較系統(tǒng)的研究,認(rèn)為主要是淺海-較深海沉積的產(chǎn)物,其形成時代為石炭紀(jì)維憲期-巴什基爾期。佟麗莉等(2009)對達(dá)拉布特斷裂帶南包古圖組安山巖中鋯石進(jìn)行LA-ICP-MS測年,獲得鋯石U-Pb年齡(345.6±6.2)Ma,而這套安山巖為一套深海相細(xì)碎屑巖夾火山熔巖韻律沉積,主要巖性為灰至灰黑色玄武質(zhì)火山角礫巖、杏仁狀玄武巖、杏仁狀安山巖及粗安巖等,與其密切伴生的有泥質(zhì)硅質(zhì)巖、硅質(zhì)粉砂巖夾紫紅色硅質(zhì)巖和沉凝灰?guī)r等。安芳和朱永峰(2009)在包古圖組的蝕變凝灰?guī)r中獲得了328～342Ma的最新鋯石年齡;這些最新的鋯石年齡都在孫少華等(1990)所確定的范圍之內(nèi);希貝庫拉斯組主要為凝灰質(zhì)砂巖、層凝灰?guī)r。張琴華等(1997)在希貝庫拉斯組中發(fā)現(xiàn)了代表晚石炭世的牙形刺,故把希貝庫拉斯組劃為上石炭統(tǒng)。最新的研究認(rèn)為,早石炭世以海相沉積為主,晚石炭世發(fā)育海陸交互相與火山巖建造,并把希貝庫拉斯組劃入晚石炭世的莫斯科階-格舍爾階(何登發(fā)等,2010)。李菊英和晉慧娟(1989)研究發(fā)現(xiàn),在準(zhǔn)噶爾盆地西北緣石炭紀(jì)地層主要由碎屑巖組成,沉積厚度5000～7000m,在希貝庫拉斯組、包古圖組以及哈拉阿拉特組首次發(fā)現(xiàn)了包括蝕流在內(nèi)的重力流沉積和平流巖,大量的深水相遺跡化石,說明盆地西北緣為深水沉積環(huán)境。同樣地,晉慧娟和李育慈(1998)在準(zhǔn)噶爾盆地西北緣哈拉阿拉特組中也發(fā)現(xiàn)了厚2300m的火山碎屑巖段,在該層段發(fā)現(xiàn)3個遺跡相,自下而上劃分為:Deep-sea遺跡相,Nereites遺跡相,Zoophycos遺跡相,是深水環(huán)境的沉積產(chǎn)物。哈拉阿拉特組屬于晚石炭世的巴什基爾階(何登發(fā)等,2010;張琴華等,1997)。而古地理研究顯示,直到290Ma,在西準(zhǔn)噶爾托里以南的柳樹溝一帶為淺海-次深海環(huán)境,以細(xì)碎屑沉積為主,夾含放射蟲硅質(zhì)巖、玄武巖和鐵碧玉巖及灰?guī)r凸鏡體,生物稀少,厚度752m(王福同,2006)。以上研究顯示,雖然西準(zhǔn)噶爾地區(qū)石炭紀(jì)地層層位的時間范圍還存在一定的爭議。但是,大量化石、遺跡相以及古地理研究表明,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚石炭世-早二疊世仍存在深海-半深海環(huán)境。2巖漿巖的年代研究2.1成巖年齡及年代學(xué)結(jié)果前人對準(zhǔn)噶爾晚古生代深成巖體的研究中,已經(jīng)積累了相當(dāng)數(shù)量的年代學(xué)數(shù)據(jù),見表1。從表1中我們可以看出,在廟爾溝巖體,金成偉和張秀棋(1993)用K-Ar法測得年齡為277.5Ma,明顯低于其他學(xué)者所測年齡,而韓寶福等(2006)用鋯石SHRIMPU-Pb測得年齡為(327±7)Ma,又明顯高于其他學(xué)者所測年齡,韓寶福認(rèn)為,這個樣品的鋯石238U/206Pb表觀年齡比較分散,變化范圍大,可能是樣品中存在較多的繼承鋯石所致;其他的年齡均在～305Ma?？死斠缼r體表現(xiàn)出兩組年齡,一組為～300Ma、另一組為～315Ma;阿克巴斯套巖體所得年齡差異比較大,金成偉和張秀棋(1993)用鋯石U-Pb年齡法測得堿長花崗巖的年齡為256.5Ma,高山林等(2006)用鋯石U-Pb法測得年齡為(318±2.9)Ma,其他年齡均在300Ma左右;金成偉和張秀棋(1993)獲得了紅山堿長花崗巖的鋯石U-Pb年齡(244.6Ma),明顯偏離蘇玉平等(2006)的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡(301Ma);對于包古圖小巖體,近年來的年代學(xué)研究給出了非常一致的成巖年齡(～310Ma),而早期金成偉和張秀棋(1993)給出的鋯石U-Pb法和全巖Rb-Sr等時線年齡偏差較大?？傮w說來,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)大多數(shù)年齡結(jié)果都是比較可信的,部分年齡結(jié)果與巖體的成巖年齡差別較大,主要是由于早期分析方法的局限性所致。而高山林等(2006)用鋯石U-Pb法測得阿克巴斯套巖體的年齡為(318±2.9)Ma,與其他結(jié)果差別比較大,原因不是很清楚。該地區(qū)大多數(shù)鋯石U-Pb定年都給出了明確的結(jié)果,但是有些樣品顯示出比較復(fù)雜的年齡譜,所以導(dǎo)致不同學(xué)者間得出年齡多少有些微小差異。從同位素年齡直方圖上可以明顯看出,用鋯石U-Pb法測得年齡與各種測年方法測的年齡所做的直方圖,都具有一個相似的巖漿活動峰值,顯示西準(zhǔn)噶爾晚古生代巖漿活動高峰期在300～310Ma(圖2)。2.2脈動式活動時限前人對西準(zhǔn)巖墻群的研究中,已經(jīng)積累了相當(dāng)數(shù)量的年代學(xué)數(shù)據(jù),見表1。從表中可以看出,各個學(xué)者之間測得的年齡差異比較大,周晶等(2008)研究顯示,新疆北部基性巖脈群的活動時限跨越332～174Ma,在時間上,呈現(xiàn)脈動式侵位特征,有多達(dá)6～7次脈動式活動,時間間隔大致為20～30Ma。各學(xué)者之間所得年齡差異,是不同期次的巖墻侵位所造成的,還是實驗方法問題,還有待于進(jìn)一步的研究考證。韓寶福等(2006)嘗試用SHRIMP鋯石U-Pb定年,但所得結(jié)果與克拉瑪依花崗巖體獲得的年齡完全一致,認(rèn)為是巖脈就位過程中捕獲花崗閃長質(zhì)圍巖中的鋯石所致。3西準(zhǔn)噶爾蛇綠巖的研究現(xiàn)狀和存3.1早古生代蛇綠巖巖組西準(zhǔn)噶爾位于西伯利亞、哈薩克斯坦和塔里木三大大陸板塊交匯處,是中亞古生代造山帶的重要組成部分(Jahnetal.,2004)。在近幾十年來,前人對西準(zhǔn)噶爾地區(qū)蛇綠巖研究取得了許多重大進(jìn)展和共識,但也存在不少分歧,致使對一些重大地質(zhì)問題難以取得比較一致的認(rèn)識。這不僅是因為蛇綠巖形成于較特殊的地質(zhì)環(huán)境,還因為它具有重要的巖石學(xué)、地球動力學(xué)意義,而且蛇綠巖的形成與就位必然要與洋盆的形成與性質(zhì)、造山帶的特征與演化以及相關(guān)的構(gòu)造作用、巖漿作用、變質(zhì)作用聯(lián)系在一起,涉及的地質(zhì)問題既復(fù)雜又廣泛。蛇綠巖是保存于大陸地殼中的洋殼殘片,其時代是蛇綠巖研究的首要內(nèi)容(李建峰等,2009;唐紅峰等,2007;涂光熾,1993;張馳和黃萱,1992)。白文吉等(1995)在綜合前人研究的基礎(chǔ)上,提出西準(zhǔn)噶爾發(fā)育三個時代的蛇綠巖組合,分別是奧陶紀(jì)的唐巴勒和洪古勒楞,中、晚志留世的瑪依勒和泥盆紀(jì)的達(dá)拉布特。唐巴勒蛇綠巖上部層位硅質(zhì)巖中含早奧陶世的放射蟲,把它作為該蛇綠巖形成時代的上限;蛇綠巖中斜長花崗巖榍石Pb-Pb同位素年齡為(508±20)Ma(馮益民,1985;朱寶清等,1987),此外,Tiltonetal.(1986)獲得唐巴勒蛇綠帶中斜長花崗巖U-Pb年齡為480～520Ma。洪古勒楞地區(qū),在切穿蛇綠巖堆晶輝長巖的角閃玢巖中,獲得角閃石的K-Ar年齡為410～412Ma(白文吉等,1995)。馮益民(1985)在西準(zhǔn)噶爾北部等沙爾布爾提山發(fā)現(xiàn)有滑混巖組合,滑塊中含有蛇綠巖組分(應(yīng)是洪古勒楞蛇綠巖帶等延伸),滑混巖組合的時代確定為晚奧陶世?，斠览丈呔G巖賦存于中、上志留統(tǒng)瑪依勒山組中,該組與其上的下、中泥盆統(tǒng)庫魯木迪組呈角度不整合;該蛇綠巖的硅質(zhì)巖中的放射蟲鑒定時代為志留紀(jì)(肖序常等,1992)。達(dá)拉布特蛇綠巖的上部洋殼的硅質(zhì)巖中的放射蟲時代為中泥盆世;堆晶的輝長巖和橄長巖的Sm-Nd等時線為(395±1.2)Ma,早泥盆世(張馳和黃萱,1992);辜平陽等(2009)測得達(dá)拉布特蛇綠巖中輝長巖LA-ICP-MS鋯石U-Pb為(391.1±6.8)Ma,與達(dá)拉布特蛇綠巖中堆晶的輝長巖Sm-Nd等時線年齡相近。而劉希軍等(2009)測得達(dá)拉布特蛇綠巖E-MORB型鎂鐵質(zhì)巖的鋯石年齡為晚石炭世(302±1.7)Ma?？死斠郎呔G混雜帶的硅質(zhì)巖巖塊中獲得確切中、晚奧陶世牙形石,顯示其形成于早古生代(何國琦等,2007);徐新等(2006)對克拉瑪依蛇綠巖中的蝕變輝長巖進(jìn)行了鋯石SHRIMP定年,結(jié)果集中在(414.4±8.6)Ma和(332±14)Ma。如上所述,同一組蛇綠巖有多組年齡信息,這也反映出蛇綠巖形成的地質(zhì)過程特殊性與復(fù)雜性,還有很多問題有待于細(xì)心的推敲。3.2西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的蛇綠巖問題西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的蛇綠巖帶因經(jīng)歷了俯沖消減、碰撞擠壓和多次板內(nèi)構(gòu)造活動的破壞,現(xiàn)出露地表的蛇綠巖套已殘缺不全,層序不完整,各巖石單元之間均為斷層接觸,橫向?qū)Ρ茸匪骼щy,構(gòu)成蛇綠混雜巖帶。因而,對西準(zhǔn)噶爾蛇綠巖的形成構(gòu)造環(huán)境和時代的認(rèn)識出現(xiàn)了種種不同的看法。楊樹德(1994)認(rèn)為新疆北部在古生代時期分別存在準(zhǔn)噶爾、北天山和南天山三個大洋,三個大洋在奧陶紀(jì)之前已經(jīng)打開,但閉合時間不盡相同,分別為中泥盆世、早石炭世和晚泥盆世。而在被認(rèn)為是形成時代不同的蛇綠巖帶中,幾乎都有含奧陶紀(jì)-志留紀(jì)化石的報道(王宗秀等,2003)。王宗秀等(2003)認(rèn)為在同一洋盆內(nèi),洋盆的擴(kuò)張與消減是相對的,擴(kuò)張必然引起消減,消減也會引起擴(kuò)張,即使是時代不同的蛇綠巖也可以形成于同一洋盆發(fā)展演化的不同階段,所以新疆北部地區(qū)中古生代有可能存在一個水域相通的統(tǒng)一洋盆。那么,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)是否真正存在一個從奧陶紀(jì)到早二疊世的統(tǒng)一洋盆?根據(jù)以往對該區(qū)蛇綠巖的研究,并運(yùn)用蛇綠巖的形成時代來確定相應(yīng)洋盆的出現(xiàn)和奠定的大地構(gòu)造格局還存在一些可探討的因素,主要表現(xiàn)為:蛇綠巖的形成時代多半還缺乏足夠而可靠的古生物和年代學(xué)依據(jù),首先,前人的研究主要根據(jù)共生沉積巖中化石來解決,然而蛇綠巖多遭受了后期構(gòu)造肢解,常以蛇綠混雜巖的形式出現(xiàn),它們不僅產(chǎn)出于不同時代的巖層中,而且同一蛇綠巖帶也會出現(xiàn)在不同的地層中,且常常受到強(qiáng)烈的構(gòu)造變形,化石保存不完整,時代確定比較困難;其次,蛇綠混雜巖帶中各種巖石經(jīng)歷了后期多次的改造,以及年代學(xué)研究的復(fù)雜性,所獲得年齡中地質(zhì)意義的解釋方面尚存在不確定性。再者,自震旦紀(jì)以來,新疆北部地區(qū)的地層展布總體有序,變形變質(zhì)并不強(qiáng)烈,也不復(fù)雜,特別是很少見到明顯的區(qū)域性疊加變形變質(zhì)作用,體現(xiàn)不出洋盆多期次開合、多期次碰撞所造成的區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造特征(王宗秀等,2003)。因此,盡管西準(zhǔn)噶爾地區(qū)存在早古生代的蛇綠巖,但是并不代表該區(qū)域洋盆在早古生代就已經(jīng)消失。因為,蛇綠巖的年齡只代表哪個時代洋殼的存在,而不能代表洋殼的消失。這就如上述引發(fā)的爭論,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)至少有三期的蛇綠巖帶,它們是代表三個大洋的存在,還是代表同一個大洋的不同演化階段?這還有待于進(jìn)一步的工作證實。目前,我們不能簡單地通過蛇綠巖帶來判斷區(qū)域構(gòu)造演化背景。4sr-nd同位素初始值前人對準(zhǔn)噶爾晚古生代巖漿巖的研究中,已經(jīng)積累了相當(dāng)數(shù)量的Sr、Nd同位素數(shù)據(jù)。而西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的一些典型的巖石類型,如:埃達(dá)克巖、A型花崗巖、富鎂閃長巖等都具有正的εNd(t)值,低的Sr同位素初始值以及年輕的Nd模式年齡,這些虧損的同位素特征可能表明西準(zhǔn)噶爾地區(qū)沒有古老的大陸地殼,顯示了源區(qū)由相對年輕的物質(zhì)組成(伍建機(jī)和陳斌,2004;尹繼元等,待刊;ChenandArakawa,2005;Gengetal.,2009)。在Sr-Nd同位素初始值圖解上,A型花崗巖有比較寬廣的87Sr/86Sr比值、顯示其源區(qū)主要與地殼物質(zhì)為主。而富鎂閃長巖基本都落在MORB范圍內(nèi),顯示源區(qū)有大量地幔組分的參與(圖3)。5構(gòu)造環(huán)境判別已有很多學(xué)者對區(qū)內(nèi)的各種巖漿巖進(jìn)行了研究,然而引發(fā)的爭論卻越來越激烈,這主要表現(xiàn)在對區(qū)內(nèi)晚古生代構(gòu)造背景的認(rèn)識上。一些學(xué)者認(rèn)為,區(qū)內(nèi)最晚的蛇綠巖年齡為泥盆紀(jì),這就代表在這個時間洋盆基本已經(jīng)關(guān)閉,西準(zhǔn)噶爾在石炭紀(jì)進(jìn)入碰撞造山階段。從而,晚石炭世大量形成的各種巖漿巖,應(yīng)該與俯沖關(guān)系不大。目前,對于西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代的構(gòu)造環(huán)境的爭論,主要有島弧環(huán)境(高山林等,2006;唐功建等,2009;尹繼元等,2009;張連昌等,2006;Gengetal.,2009;Xiaoetal.,2008,2009)和后碰撞環(huán)境(韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006;張立飛等,2004;ChenandArakawa,2005)等認(rèn)識。就花崗巖而言,大家對其巖石學(xué)成因爭論不大,認(rèn)為主要由下地殼的部分熔融的熔體結(jié)晶或者分異而成。主要爭論在構(gòu)造背景上,從而引發(fā)學(xué)者們對不同構(gòu)造背景下熱源的猜想。這其中包括,類似于地幔柱的上地幔上涌機(jī)制(張立飛等,2004);洋脊俯沖(唐功建等,2009;Gengetal.,2009);熱巖石圈底侵(伍建機(jī)和陳斌,2004)等。在西準(zhǔn)噶爾地區(qū),出露最廣泛的大型巖基主要為A型花崗巖,而A型花崗巖形成的構(gòu)造環(huán)境,Eby(1990)歸納為5種類型:(1)洋島、(2)大陸裂谷、(3)減薄地殼、(4)陸內(nèi)環(huán)狀雜巖體和(5)后造山環(huán)境。A型花崗巖產(chǎn)于伸展的構(gòu)造背景的觀點還是得到了普遍的認(rèn)同(賈小輝等,2009)。目前,很多學(xué)者都習(xí)慣于用構(gòu)造環(huán)境判別圖來判別A型花崗巖的形成環(huán)境。然而,雖然后碰撞花崗巖類具有某些共同的特征(Paquetteetal.,2003;Bonin,2004),但現(xiàn)有的判別花崗巖類構(gòu)造環(huán)境的微量元素圖解不能夠有效地將俯沖、同碰撞和后碰撞花崗巖類區(qū)分開來。在進(jìn)行環(huán)境判別時,不僅要選擇與所研究的巖石類型相一致構(gòu)造環(huán)境判別圖,還要應(yīng)用多種圖解綜合判斷,而且還要綜合考慮各種因素,尤其是地質(zhì)相關(guān)的各種因素(趙振華,2007)。在缺少地質(zhì)制約的情況下,僅僅根據(jù)化學(xué)成分判別后碰撞花崗巖類是很困難的事情(Pearceetal.,1984;Turneretal.,1992)。換句話說,后碰撞花崗巖類的成分特征與構(gòu)造環(huán)境之間不一定存在一一對應(yīng)的簡單關(guān)系(韓寶福等,2006;Pearce,1996)。因此,單純地采用微量元素構(gòu)造判別圖解確定花崗巖類的構(gòu)造環(huán)境可能會得出似是而非的結(jié)果(韓寶福,2007)。這提示我們,區(qū)域構(gòu)造屬性判斷的復(fù)雜性。沉積學(xué)和古地理研究表明,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚石炭世-早二疊世仍為深海-半深海環(huán)境(何登發(fā)等,2010;李菊英和晉慧娟,1989;晉慧娟和李育慈,1998;王福同,2006;張琴華等,1997)。一些學(xué)者對區(qū)內(nèi)具有典型特征巖石(A型花崗巖、紫蘇花崗巖、I型花崗巖、埃達(dá)克巖、富鎂閃長巖)的研究表明,西準(zhǔn)噶爾晚石炭世俯沖作用仍然存在,并可能持續(xù)到早二疊世早期(唐功建等,2009;尹繼元等,2009;張連昌等,2006;Gengetal.,2009)。古地磁學(xué)研究認(rèn)為,直到300Ma,西準(zhǔn)噶爾的部分地區(qū)還存在殘余的海盆,準(zhǔn)噶爾板塊和伊利板塊并未完全接觸(Chouletetal.,2010;Wangetal.,2007)。系統(tǒng)的區(qū)域大地構(gòu)造研究也顯示,新疆北部直到晚石炭世-二疊紀(jì)早期仍然存在一定規(guī)模的洋盆及其相關(guān)的俯沖作用(肖文交等,2006;Xiaoetal.,2008,2009)。筆者最新測得西準(zhǔn)噶爾別魯阿嘎希地區(qū)的中-基性巖墻Ar-Ar定年年齡292Ma,為富鎂閃長巖(尹繼元等,待刊)。這些富鎂閃長巖具有高的MgO(8.8%～10.1%)、Mg#(75～76)、Cr(411～539μg/g)、Ni(153～197μg/g)含量,低的Sr(263～273μg/g)、Sr/Y(19～20)、La/Yb(4.0～4.8)比值等特征,輕重稀土分餾較弱,顯示石榴子石不是源區(qū)殘留相,上述這些特征非常類似于日本Setouchi火山巖帶中贊岐巖(Tatsumietal.,2003)。日本Setouchi贊岐巖的形成與菲律賓海年輕且熱的巖石圈板塊俯沖以及四國盆地的張開有關(guān),產(chǎn)于島弧的弧前或弧后盆地環(huán)境(Tatsumietal.,2003)。而加厚地殼拆沉形成的富鎂安山巖具有高Sr、低Y、Yb、高Sr/Y等特征(Gaoetal.,2004)。上述特征顯示別魯阿嘎希地區(qū)富鎂閃長巖與加厚地殼拆沉形成的富鎂閃長巖在地球化學(xué)特征上存在明顯差異,意味著別魯阿嘎希地區(qū)的富鎂閃長巖不太可能由加厚地殼發(fā)生拆沉,隨后地殼熔融產(chǎn)生的熔體與地幔橄欖巖反應(yīng)而成。而可能是由俯沖洋殼板片脫水所產(chǎn)生的流體在上升過程中與地幔楔相互作用而成,表明西準(zhǔn)噶爾在292Ma仍存在俯沖相關(guān)的島弧環(huán)境(尹繼元等,待刊)。綜上所述,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在石炭紀(jì)為俯沖相關(guān)的島弧環(huán)境,且這種環(huán)境一直持續(xù)到了早二疊紀(jì)早期,而準(zhǔn)噶爾洋的閉合,應(yīng)該發(fā)生在292Ma之后。6晚古生代洋脊沖刷事件中亞造山帶長英質(zhì)巖漿活動的時間跨度在新疆北部高達(dá)200Ma,如:新疆北部基性巖脈群的活動時限跨越332～174Ma,呈現(xiàn)脈動式侵位特征,有多達(dá)6～7次脈動式活動,時間間隔大致為20～30Ma(周晶等,2008),如此延連的巖漿活動歷史導(dǎo)致了非常復(fù)雜的構(gòu)造巖漿進(jìn)化過程,其鮮明的特點就是脈沖式的巖漿活動伴隨著地殼的幕式增長(Jahn,2004),這種構(gòu)造增生模式類似于環(huán)太平洋造山帶(Windleyetal.,2007;Xiaoetal.,2008)。在環(huán)太平洋造山帶——如日本和阿拉斯加,造山活動最重要的控制因素就是洋脊俯沖引起的地殼幕式增長(Isozaki,1996;Maruyama,1997),這種地殼增長方式在中亞造山帶中具有同樣重要的作用(ChenandJahn,2004;Jahn,2004)。Windleyetal.(2007)首先用洋脊俯沖來構(gòu)建中亞造山帶的演化歷史,并認(rèn)為在中亞造山帶的演化歷史中,至少存在7次洋脊俯沖事件。在大洋巖石圈俯沖過程中,擴(kuò)張的洋中脊遲早會與俯沖帶相互作用,并最終俯沖到消減帶之下消亡,成為威爾遜旋回的一部分(Sissonetal.,2003;Windleyetal.,2007)。所以在古大洋閉合的時候洋脊俯沖事件可能比今天所知道的多。趙振華等(2006)認(rèn)為富蘊(yùn)-青河南地區(qū)可能發(fā)生洋脊俯沖而形成的軟流圈窗,這些軟流圈窗的形成導(dǎo)致該區(qū)形成高地?zé)崽荻?進(jìn)而形成了高M(jìn)g的巖漿和相關(guān)礦床,這種洋脊俯沖機(jī)制在石炭紀(jì)的東、西天山和阿拉套山地區(qū)也可能存在(趙振華等,2007)。Jianetal.(2008)認(rèn)為內(nèi)蒙古地區(qū)有洋脊-海溝相互作用;Sunetal.(2009)認(rèn)為阿爾泰地區(qū)420Ma大量新生物質(zhì)的加入使得該區(qū)巖石圈成分受到徹底改造,這一巨大變化是由洋脊俯沖作用引起的,并用該模式解釋這一時期形成的大量花崗巖,成份復(fù)雜的基性巖,埃達(dá)克-高鎂安山巖-玻安巖-高鈦玄武巖-富鈮玄武巖等巖石組合,以及同期的高溫低壓變質(zhì)作用(沈曉明等,2010;Caietal.,2010;Wongetal.,2010)。Gengetal.(2009)最先嘗試用洋脊俯沖模式來解釋西準(zhǔn)噶爾地區(qū)花崗巖的成因。而Tangetal.(2010)對包古圖地區(qū)的斑巖研究顯示,該地區(qū)形成于310～315Ma埃達(dá)克巖與銅金礦床均與準(zhǔn)噶爾洋脊俯沖有關(guān)。筆者結(jié)合前人的研究成果和對西準(zhǔn)噶爾地區(qū)巖墻的最新研究成果,對該地區(qū)晚古生代洋脊俯沖所經(jīng)歷的地球動力學(xué)過程進(jìn)行簡單闡述。筆者通過系統(tǒng)的Ar-Ar年代學(xué)和地球化學(xué)研究,將西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的中基性巖墻分為三種巖石類型:富鎂閃長巖(320～305Ma)(尹繼元等,2009和未發(fā)表數(shù)據(jù))、富Nb輝綠-閃長巖(305Ma)(未發(fā)表數(shù)據(jù))、低Sr富鎂閃長巖(292Ma)(尹繼元等,待刊)。同時,結(jié)合區(qū)域內(nèi)其他特殊巖石的產(chǎn)出時限,(1)338～316Ma(島弧特征的I型花崗巖)(Zhouetal.,2008);(2)320～310Ma(埃達(dá)克巖,斑巖銅礦,I型花崗巖)(唐功建等,2009;Shenetal.,2009;高山林等,2006);(3)310～295Ma(埃達(dá)克巖-A型花崗巖-紫蘇花崗巖)(ChenandArakawa,2005;ChenandJahn,2004;Gengetal.,2009;張立飛等,2004)。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代可能經(jīng)歷了如下的演化過程:(1)在320Ma以前,準(zhǔn)噶爾洋俯沖到西準(zhǔn)噶爾島弧之下,形成了具有島弧特征的I型花崗巖。(2)在320～310Ma期間,準(zhǔn)噶爾大洋中脊進(jìn)入準(zhǔn)噶爾島弧,軟流圈通過板片窗的上涌,為該區(qū)域帶來異常的高溫和流體富集環(huán)境。通常,隨著板片窗的張開,板片窗外側(cè)年輕和較熱的板片容易發(fā)生部分熔融或者脫水,可以產(chǎn)生埃達(dá)克質(zhì)巖漿,這些巖漿上升和地幔橄欖巖相互作用形成富鎂閃長巖,與此同時,也產(chǎn)生與埃達(dá)克巖有關(guān)斑巖礦床,例如,Cookeetal.(2005)和Hollingsetal.(2005)認(rèn)為洋脊俯沖可以形成斑巖型銅礦和熱液型金礦床,如智利中部的大型斑巖銅礦床。(3)在310～295Ma期間,板片窗繼續(xù)打開,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)巖漿活動達(dá)到頂峰,板片窗外側(cè)年輕洋殼熔融形成埃達(dá)克質(zhì)熔體,這些巖漿上升和地幔橄欖巖相互作用形成富鎂閃長巖,被埃達(dá)克質(zhì)熔體交代的地幔橄欖巖部分熔融形成富Nb輝綠-閃長巖。與此同時,由于板片窗進(jìn)一步打開,大量的高溫巖漿通過板片窗上涌,加熱下地殼,使下地殼發(fā)生熔融,從而形成A型花崗巖和紫蘇花崗巖。例如,伴隨著智利,日本等洋脊的俯沖,產(chǎn)生了大量的埃達(dá)克巖-高鎂安山巖-花崗巖(Guiveletal.,1999;Hervéetal.,2003;Anmaetal.,2009;Hungetal.,2007;SuarezandDeLaCruz,2001;Maruyama,1997)。(4)在295～290Ma期間,在這個時期,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)巖漿活動顯著降低,可能意味著洋脊俯沖作用接近結(jié)束,進(jìn)入殘余洋盆俯沖階段。但是該地區(qū)仍然具有相對高的熱量,從而導(dǎo)致該地區(qū)受流體交代的地幔橄欖巖的部分熔融,形成低Sr富鎂閃長巖。(5)在290Ma以后,該地區(qū)已經(jīng)出現(xiàn)的紅色的磨拉石建造(晉慧娟和李育慈,1998),意味著該地區(qū)進(jìn)入造山階段。最后,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)出露大量的中基性脈巖(尹繼元等,2009;尹繼元等,待刊),其形成代表了局部伸展的環(huán)境,這些特征與在洋脊俯沖地質(zhì)現(xiàn)象比較類似(Sissonetal.,2003)。洋脊俯沖模式能合理地解釋該地區(qū)中基性巖墻的成因機(jī)制。綜上所述,在中亞造山帶的聚合歷史和大陸地殼的增生過程中,洋脊俯沖起到了非常重要的作用。7其他親銅元素礦床洋脊俯沖產(chǎn)生的強(qiáng)烈的殼幔相互作用有利于產(chǎn)生Cu、Au、Ni等金屬礦產(chǎn),如阿拉斯加南部的Au礦就產(chǎn)生于擴(kuò)張洋脊俯沖造成的板片窗之上(Haeussleretal.,1995)。埃達(dá)克巖與斑巖型或熱液型銅、金礦床具有密切的關(guān)系已經(jīng)被大家所公認(rèn)(李印等,2009;張旗等,2004;趙振華等,2004;SajonaandMaury,1998;Thieblemontetal.,1997;Wangetal.,2005)。銅、金成礦主要與成礦物質(zhì)來源和氧逸度兩個