西準(zhǔn)噶爾包古圖地區(qū)斑巖鋯石u-pb年代學(xué)及其地球化學(xué)特征

西準(zhǔn)噶爾包古圖地區(qū)斑巖鋯石u-pb年代學(xué)及其地球化學(xué)特征

0西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代構(gòu)造環(huán)境西準(zhǔn)噶爾地區(qū)位于中亞造山帶中部的阿爾海夫造山帶和天山造山帶之間（圖1a）。西準(zhǔn)噶爾褶皺帶形成于古代，它是通過整合、壓縮和增生在形成的（coleman，1989；fengetal.，1989）。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)發(fā)現(xiàn)了大量晚古生代中酸性侵蝕巖。根據(jù)該巖石的外觀，這些侵蝕巖可分為兩類：一類是以巨大花崗巖基的形式發(fā)現(xiàn)的花崗巖，如廟兒溝、庫(kù)拉瑪、阿克巴斯山、紅樹林等巖石（chenandjahn，2004；chenandarkawa，2005；韓寶福，2006；蘇宇平等，2006）；另一種是以巖脈和小巖石脈為特征的石英閃長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖和耀戈圖巖石，主要分布在包古圖地區(qū)（金成偉等，1993；沈遠(yuǎn)超等，1993）。根據(jù)對(duì)該地區(qū)巖漿巖的研究，許多研究者對(duì)該地區(qū)的巖漿巖形成了不同的認(rèn)識(shí)。例如，在洋內(nèi)彎曲的島拱（張連昌等，2006）、島拱增生（王正仁等，2002）、拱后盆地（金成偉等，1993；沈遠(yuǎn)超和金成偉（1993）、小洋盆（朱寶清、馮益民，1994）和沖突后（2006年、2006年；2006年；蘇玉平等，2006）。同時(shí)，由于缺乏高精度的年代學(xué)數(shù)據(jù)，我們討論了包括西準(zhǔn)噶爾在內(nèi)的中亞造山帶大陸地殼的增長(zhǎng)時(shí)間和方法（sengoretal.，1993；jahntal.，2000；yakubchak，2002；xiaoetal.，2004a，2004b；yakubchak，2004；zhouetal.，2004；高軍等，2006；陸洋等人，2006；肖文交等，2006；上帝的奧克萊德魯姆，2007；博倫特的奧克萊德魯姆，2007年；zhangetal.，2007；zhangetal.，2007；zhangetal.，2007；zhangetal.，2007），2007），以保護(hù)為基礎(chǔ)。西準(zhǔn)噶爾地區(qū)也是中亞造山帶內(nèi)一個(gè)重要的銅金礦化區(qū),其中包古圖銅金礦區(qū)是該地區(qū)近幾年新發(fā)現(xiàn)的一個(gè)很有前景的成礦區(qū).該礦區(qū)位于準(zhǔn)噶爾盆地西緣的達(dá)拉布特?cái)嗔岩阅?、托里銅金成礦帶的東段.包古圖地區(qū)分布約有二十多個(gè)石英閃長(zhǎng)斑巖、閃長(zhǎng)玢巖、花崗閃長(zhǎng)斑巖小巖株或脈巖,有些小巖株周圍出露大量中基性巖脈.最近,有些學(xué)者認(rèn)為這些與成礦有關(guān)的侵入巖可能是由俯沖洋殼熔融形成的埃達(dá)克巖(張連昌等,2006),也有一些學(xué)者對(duì)礦床進(jìn)行了Re-Os同位素定年(宋會(huì)俠等,2007).但是對(duì)這些斑巖的成礦年代學(xué)的研究,除了前人對(duì)一些巖石進(jìn)行了一些K-Ar和Rb-Sr年代學(xué)測(cè)試外(金成偉等,1993;沈遠(yuǎn)超和金成偉,1993),目前其形成時(shí)代一直缺乏精確的年齡制約.筆者近期對(duì)該地區(qū)的代表性成礦斑巖巖體進(jìn)行了系統(tǒng)的主、微量元素分析,并對(duì)那些具有典型埃達(dá)克巖特征的巖石進(jìn)行了鋯石LA-ICP-MSU-Pb同位素定年,發(fā)現(xiàn)這些巖石主要形成于晚石炭世.本文將重點(diǎn)報(bào)道這一成果,并討論其動(dòng)力學(xué)與成礦意義.1石炭紀(jì)及成時(shí)代西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的主要構(gòu)造特征為NE-SW向斷裂帶非常發(fā)育(圖1b),由北往南依次為托里、哈圖、達(dá)拉布特?cái)嗔押蜑鯛柲灸鏇_斷層,它們控制了蛇綠巖和花崗巖的分布.西準(zhǔn)噶爾地區(qū)的一個(gè)特點(diǎn)就是蛇綠巖形態(tài)復(fù)雜,均已變形,由于后期的構(gòu)造運(yùn)動(dòng)多沿著走滑斷裂分布,時(shí)代不一致,跨度大,從晚寒武到石炭紀(jì)均有出現(xiàn).其中唐巴勒蛇綠巖是該地區(qū)最老的蛇綠巖(Coleman,1989;Fengetal.,1989;Kwonetal.,1989;肖序常和湯耀慶,1991;Zhangetal.,1993),形成時(shí)代為晚寒武-奧陶紀(jì):輝長(zhǎng)巖中斜長(zhǎng)石和榍石的Pb-Pb年齡為523.2±7.2Ma(Kwonetal.,1989),輝長(zhǎng)巖的礦物-全巖的Sm-Nd內(nèi)部等時(shí)線年齡為489±53Ma,玄武巖的全巖Sm-Nd等時(shí)線年齡為447±56Ma(張弛和黃萱,1992),輝長(zhǎng)巖鋯石SHRIMPU-Pb年齡為531±15Ma(JianandLiu,2005).瑪依拉蛇綠巖中發(fā)現(xiàn)有放射蟲化石,其時(shí)代為志留紀(jì)(輝長(zhǎng)巖鋯石SHRIMPU-Pb年齡為415Ma以前(JianandLiu,2005)).達(dá)拉布特蛇綠巖中輝長(zhǎng)巖的Sm-Nd年齡為395±12Ma,εNd(t)=8.9(張弛和黃萱,1992),但最近的SHRIMP年代學(xué)研究表明這一蛇綠巖形成于346～347Ma,為早石炭世1.克拉瑪依蛇綠巖中蝕變輝長(zhǎng)巖的鋯石SHRIMP定年結(jié)果集中在414.4±8.6Ma和332±14Ma(徐新等,2006).何國(guó)琦等(2007)通過對(duì)微體古生物的研究認(rèn)為克拉瑪依蛇綠巖形成于早古生代.黃汲清等(1990)認(rèn)為在早石炭世晚期至中石炭世初期準(zhǔn)噶爾南緣盆地北天山地區(qū)出現(xiàn)了新的洋盆,稱之為石炭紀(jì)亞洲洋或北天山洋.肖序常等(1992)認(rèn)為早石炭晚期該地區(qū)也出現(xiàn)了洋盆并稱之為北天山洋.王福同(2006)認(rèn)為西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚石炭世晚期仍為淺海-次深海環(huán)境.所以,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)石炭紀(jì)仍然可能有洋盆出現(xiàn).西準(zhǔn)噶爾地區(qū)出露大量晚古生代花崗巖,其顯著特點(diǎn)是均具有正的εNd(t),這些花崗巖的形成的時(shí)間在274～340Ma(ChenandJahn,2004;ChenandArakawa,2005;高山林等,2006;韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006).2方法與實(shí)驗(yàn)流程主、微量元素的分析測(cè)試均在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所同位素年代學(xué)和地球化學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.主量元素分析是用RigakuRIX2000型熒光光譜儀(XRF)分析,其詳細(xì)步驟見Lietal.(2005).樣品的含量由36種涵蓋硅酸鹽樣品范圍的參考標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)雙變量擬合的工作曲線確定,基體校正根據(jù)經(jīng)驗(yàn)的Traill-Lachance程序進(jìn)行,分析精度優(yōu)于1%～5%.微量元素的分析則采用Perkin-ElmerSciexELAN6000型電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS),具體的流程見Li(1997).使用USGS標(biāo)準(zhǔn)W-2和G-2及國(guó)內(nèi)標(biāo)準(zhǔn)GSR-1、GSR-2和GSR-3來校正所測(cè)樣品的元素含量,分析精度一般為2%～5%.分析數(shù)據(jù)列于表1.為精選鋯石樣品,先將新鮮的巖石樣品粉碎至120目以下,用常規(guī)的人工淘洗和電磁選方法富集鋯石,再在雙目鏡下用手工方法逐個(gè)精選鋯石顆粒,未用任何化學(xué)試劑.本次鋯石定年樣品和主元素和微量元素分析的樣品相對(duì)應(yīng).鋯石陰極發(fā)光圖像研究在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所JXA-8100電子探針儀上完成.鋯石LA-ICP-MSU-Pb年齡測(cè)定在中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成.ICP-MS為Agilent公司生產(chǎn)的四極桿ICP-MSAgilent7500a,激光剝蝕系統(tǒng)為德國(guó)LamdaPhysik公司的GeoLas2005深紫外(DUV)193nmArF準(zhǔn)分子(excimer)激光剝蝕系統(tǒng).實(shí)驗(yàn)中采用He作為剝蝕物質(zhì)的載氣,激光斑束直徑為32μm.參考物質(zhì)為美國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)技術(shù)協(xié)會(huì)研制的人工合成硅酸鹽玻璃NISTSRM610,鋯石U-Pb年齡的測(cè)定采用國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)鋯石91500作為外標(biāo)進(jìn)行校正,每隔5個(gè)分析點(diǎn)測(cè)一次標(biāo)準(zhǔn),保證標(biāo)準(zhǔn)和樣品的儀器條件一致.在樣品分析前后以及每隔20個(gè)測(cè)點(diǎn)各測(cè)一次NISTSRM610,以Si做內(nèi)標(biāo),測(cè)定鋯石中的U、Th、Pb的含量.詳細(xì)的分析流程及有關(guān)參數(shù)見(Yuanetal.,2004).元素的比率和元素的含量用GLITTER(4.0版)來處理,年齡的計(jì)算和諧和圖用ISOPLOT(3.00版)(Ludwig,2003)來完成.分析數(shù)據(jù)列于表2.3巖體鋯公司的la-sicpmsu-pb3.1巖漿鋯石u/th、u/th、u/th、th-5-6-5-6-5-6-5-6-10-6-5和3.絕大多數(shù)鋯石都是透明自型晶,棱柱狀,長(zhǎng)約50～150μm,長(zhǎng)寬比在1∶5～3∶1.鋯石陰極發(fā)光圖像顯示普通的同心韻律環(huán)帶(圖3).27個(gè)分析點(diǎn)顯示鋯石具有變化的U(64×10-6～522×10-6)、Th(31×10-6～405×10-6)含量和U/Th(0.76～2.65)比值,為典型的巖漿鋯石.在分析的27個(gè)點(diǎn)中的22個(gè)點(diǎn)在諧和圖上形成單一和集中的聚集束,206Pb/238U年齡在308±4(2σ)～319±4(2σ)之間,加權(quán)年齡為314.9±1.7Ma(圖3a).這個(gè)年齡被解釋為該樣品的結(jié)晶年齡.其中有5個(gè)點(diǎn)明顯偏老,在370Ma左右,可能為捕獲晶.3.2巖漿鋯石u/th、u/th、u/th絕大多數(shù)鋯石都是透明自型晶,長(zhǎng)約30～100μm,長(zhǎng)寬比在1∶1～3∶1.陰極發(fā)光圖像顯示絕大多數(shù)鋯石具有同心韻律環(huán)帶,少量鋯石具有扇形分帶或者弱的分帶(圖3).22個(gè)分析點(diǎn)顯示鋯石具有相對(duì)一致的U(56×10-6～126×10-6)、Th(36×10-6～103×10-6)含量和U/Th(1.15～1.55)比值,為典型的巖漿鋯石.在分析的23個(gè)點(diǎn)中,所有點(diǎn)在諧和圖上形成單一和集中的聚集束,206Pb/238U年齡在304±5(2σ)～315±4(2σ)之間,加權(quán)年齡平均為309.9±1.9Ma(圖3b),代表了巖漿的結(jié)晶年齡.3.3鋯石u/th和u/th含量的變化該樣品的鋯石的晶體形狀復(fù)雜,長(zhǎng)約30～100μm,長(zhǎng)寬比在1∶1～3∶1,有些呈棱柱狀,有些呈圓狀.棱鏡狀鋯石顯示同心韻律環(huán)帶,而有些板狀鋯石無分帶,有些圓形鋯石呈弱的或者扇形分帶(圖3).22個(gè)分析點(diǎn)顯示鋯石具有變化的U(34×10-6～1712×10-6)、Th(22×10-6～825×10-6)含量和U/Th(0.68～3.26)比值,但絕大部分在1.0～2.0之間.在分析的22個(gè)點(diǎn)中的19個(gè)點(diǎn)在協(xié)和圖上形成單一和集中的聚集束,206Pb/238U年齡在305±6(2σ)～322±5(2σ)之間,加權(quán)年齡平均為313.9±2.6Ma(圖3c),這個(gè)年齡被解釋為該樣品的結(jié)晶年齡.其中有2個(gè)點(diǎn)(6,13)明顯偏老,分別為364Ma和344Ma,為捕獲晶.分析點(diǎn)5具有不諧和的年齡,其206Pb/238U年齡為761Ma,可能是繼承鋯石.4微量元素特征代表性的主元素和微量元素分析結(jié)果見表1.根據(jù)表1并結(jié)合前人已發(fā)表的資料,包古圖地區(qū)斑巖和中基性脈巖具有一些相似的元素地球化學(xué)特征:巖性變化較大,從閃長(zhǎng)巖到花崗巖,但以花崗閃長(zhǎng)巖和閃長(zhǎng)巖為主(圖4a),脈巖從輝長(zhǎng)閃長(zhǎng)巖到花崗閃長(zhǎng)巖,以閃長(zhǎng)巖為主,二者在TAS圖(Middlemost,1994)上除了個(gè)別點(diǎn)外均落入亞堿性區(qū),在AFM圖(圖4b)中均落入鈣堿性區(qū).巖體和脈巖的巖石都貧堿、富鈉、貧鉀,巖體K2O+Na2O為2.40%～8.33%,平均為5.80%,Na2O/K2O為0.79～9.29,平均為2.86,脈巖K2O+Na2O為4.10%～7.90%,平均為5.40%,Na2O/K2O為0.86～6.61,平均為2.27.它們均含有高的Al2O3(16.08%～17.75%),變化的MgO(0.46%～4.78%)含量和Mg#(47～75)(表1).包古圖地區(qū)小型斑巖體的一些巖石(如Ⅱ和Ⅴ巖體)具有高的MgO(3.93%～4.78%)含量、Mg#(68～74),以及高的Cr(57.5×10-6～151.9×10-6)、Ni(44.4×10-6～62.0×10-6)等相容元素含量(表1),同時(shí)具有高的Sr(561×10-6～716×10-6)含量和相對(duì)低的Y(14.8×10-6～15.4×10-6)含量.包古圖地區(qū)斑巖具有相似的稀土和微量元素組成:稀土元素分布模式為輕稀土富集型,無明顯Eu異常(δEu=0.88～1.0),但重稀土元素分異不明顯(圖4a);富集大離子親石元素(LILE),如Ba、K和Sr具有明顯的正異常,虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(HFSE)和重稀土元素,顯示Nb、P的負(fù)異常,Ti也有弱的負(fù)異常(圖4b).以上這些特點(diǎn)顯示它們與俯沖帶巖漿地球化學(xué)特征類似(Wilson,1989).5討論5.1包古圖地區(qū)的晚古生代巖包古圖地區(qū)的小巖體或脈巖一直缺乏高精度同位素年代學(xué)的制約,一般認(rèn)為其形成于海西中期,如沈遠(yuǎn)超和金成偉(1993)給出的Ⅴ號(hào)巖體的全巖-角閃石Rb-Sr為322±30Ma,角閃石K-Ar年齡為322±1.4Ma,Ⅰ號(hào)巖體的鋯石U-Pb的下交點(diǎn)年齡是305Ma.這些年代學(xué)資料誤差較大或精度較低.另外,Rb-Sr、K-Ar定年方法有其本身固有的缺點(diǎn):(1)Rb-Sr同位素體系易受到后期熱擾動(dòng)的影響而重新產(chǎn)生均一化,尤其在礦區(qū),熱液蝕變作用強(qiáng)烈,因此Rb-Sr等時(shí)線很難實(shí)現(xiàn)精確的同位素定年;(2)后期地質(zhì)作用的影響容易使K-Ar封閉體系破壞所引起的放射成因氬的丟失,所以,K-Ar法測(cè)年主要適用于年輕的地質(zhì)熱歷史簡(jiǎn)單的地質(zhì)體測(cè)年.由于包古圖地區(qū)的小巖體或脈巖普遍受到礦化的影響,因此,Rb-Sr和K-Ar同位素年齡可能較難精確地限定這些巖漿巖的形成時(shí)代.本文新的年代學(xué)結(jié)果表明,包古圖石英閃長(zhǎng)斑(玢)巖的鋯石均具有韻律環(huán)帶結(jié)構(gòu),巖體的年齡在310～315Ma,應(yīng)該反映了巖漿巖的結(jié)晶年齡.所以,包古圖地區(qū)斑(玢)巖形成于晚石炭世.目前雖然對(duì)西準(zhǔn)噶爾地區(qū)蛇綠巖的形成時(shí)代一般認(rèn)為是早古生代,但最近一些鋯石SHRIMPU-Pb年代學(xué)的研究表明該地區(qū)的蛇綠巖時(shí)代有晚古生代石炭紀(jì)年齡的信息,如達(dá)拉布特蛇綠巖的SHRIMP年齡為346～347Ma,為早石炭世,達(dá)爾布特蛇綠巖中侵入玄武巖中的閃長(zhǎng)巖脈有一組325±6Ma的年齡,而不整合于蛇綠巖之上地層中的輝石安山巖也有一組336±5Ma的年齡,克拉瑪依蛇綠巖中蝕變輝長(zhǎng)巖中也有一組332±14Ma的年齡(徐新等,2006).因此,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)蛇綠巖的鋯石U-Pb年齡中普遍存在早石炭世(347～325Ma)的數(shù)據(jù),這與前人認(rèn)為該地區(qū)石炭紀(jì)存有洋盆(石炭亞洲洋或北天山洋)相一致(黃汲清等,1990;肖序常等,1992;王福同,2006).筆者所測(cè)定的包古圖地區(qū)斑(玢)巖的LA-ICP-MS鋯石U-Pb年齡(310～315Ma)略微晚于該地區(qū)存在的早石炭世(347～325Ma)蛇綠巖.因此,筆者認(rèn)為包古圖地區(qū)斑(玢)巖的形成很可能與洋盆在晚石炭世的消減有關(guān),應(yīng)該形成在島弧環(huán)境中.5.2下地殼熔融型成巖與成礦包古圖地區(qū)的斑(玢)巖具有埃達(dá)克巖的特征(Kay,1978;DefantandDrummond,1990;Martinetal.,2005):SiO2=56.68%～70.65%,Al2O3=16.08%～17.75%,高Sr(346×10-6～769×10-6),低Y(9.51×10-6～15.6×10-6)和Yb(1.08×10-6～1.55×10-6),無明顯Eu異常(δEu=0.88～1.0)(圖5a),高的Sr/Y(33～48),在Sr/Y-Y圖中(DefantandDrummond,1993)均落入埃達(dá)克巖區(qū)(圖6).這些巖石樣品中,有些樣品具有高M(jìn)gO、Mg#(圖7)和高的相容元素Cr和Ni(表1),類似典型的埃達(dá)克型高鎂安山巖(Kay,1978;Yogodzinskietal.,1995).因此,包古圖地區(qū)的斑(玢)巖具有埃達(dá)克巖-高鎂閃長(zhǎng)巖組合的特點(diǎn).目前,對(duì)埃達(dá)克質(zhì)巖漿的形成提出了不同的機(jī)制,主要包括:(1)俯沖洋殼熔融(Kay,1978;DefantandDrummond,1990),(2)增厚下地殼熔融(AthertonandPetford,1993;PetfordandAtherton,1996;張旗等,2001;Chungetal.,2003;Houetal.,2004;Condie,2005;Wangetal.,2005;Zhangetal.,2006b),(3)拆沉下地殼熔融(KayandKay,1993;Xuetal.,2002;Gaoetal.,2004;Wangetal.,2006a,2007a;Houetal.,2007;Huangetal.,2008;Liuetal.,2008),(4)玄武質(zhì)巖漿的結(jié)晶分異(Castilloetal.,1999;Macphersonetal.,2006).張連昌等(2006)根據(jù)包古圖斑巖具有MORB的Sr-Nd同位素特征和高的鎂指數(shù),認(rèn)為這些巖石是洋內(nèi)俯沖的洋殼熔融形成的,巖漿在上升過程中受到了地幔橄欖巖的不均勻混染.包古圖地區(qū)的埃達(dá)克巖-埃達(dá)克型高鎂閃長(zhǎng)巖組合具有洋殼俯沖熔融形成的埃達(dá)克巖的特征:具有MORB的Sr-Nd同位素特征,并且富鈉貧鉀(表1),與洋殼組分類似,而增厚下地殼熔融形成的埃達(dá)克巖往往富鉀貧鈉(Wangetal.,2005,2007a;XiaoandClemens,2007),并且下地殼熔融一般具有地殼的同位素特點(diǎn).巖體具有高的MgO和Mg#,高于變質(zhì)玄武巖和榴輝巖的實(shí)驗(yàn)熔體(1～4GPa),和受橄欖巖混染的熔體相似(Rappetal.,1999)(圖7).所以包古圖地區(qū)斑(玢)巖的形成可能與早石炭世洋盆在晚石炭世的俯沖消減有關(guān),其中埃達(dá)克質(zhì)巖石為俯沖洋殼的熔融形成,而高鎂閃長(zhǎng)巖為俯沖板片熔融形成的巖漿和地幔橄欖巖相互作用的結(jié)果.除了小的斑巖體和脈巖以外,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)還出露大量的花崗巖基(圖1),如紅山、克拉瑪依、阿克巴斯套、廟爾溝等巖體.這些巖體有的具有I型花崗巖特點(diǎn),如克拉瑪依巖體(ChenandArakawa,2005;高山林等,2006);有些類似鋁質(zhì)A型花崗巖,如紅山巖體(蘇玉平等,2006),這些巖石均具有正的εNd(t)(6～9)和年輕的Nd同位素模式年齡(約500Ma).隨著近年來SHRIMP和LA-ICP-MS鋯石定年技術(shù)的應(yīng)用,在該區(qū)積累了相當(dāng)數(shù)量的高質(zhì)量巖漿巖的年代學(xué)數(shù)據(jù)資料.圖8是西準(zhǔn)噶爾地區(qū)花崗巖類鋯石U-Pb高精度年齡的匯總,顯示巖漿活動(dòng)集中在274～340Ma之間,有兩個(gè)峰值,一個(gè)是315Ma的次級(jí)峰值,另外一個(gè)是305Ma主峰值.而包古圖地區(qū)的斑(玢)巖就是屬于次級(jí)峰期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物.次級(jí)峰期形成的巖漿巖以花崗閃長(zhǎng)巖和閃長(zhǎng)巖類為主,在這些巖石的樣品中有一部分樣品類似埃達(dá)克巖和高鎂閃長(zhǎng)巖類(圖6),而主峰期形成的巖漿巖以堿長(zhǎng)花崗巖為主,部分巖體的巖石類似A型花崗巖.如果包古圖地區(qū)埃達(dá)克質(zhì)斑(玢)巖-高鎂閃長(zhǎng)巖組合的形成與早石炭世洋盆在晚石炭世的俯沖消減有關(guān),那么緊隨其后的I型和鋁質(zhì)A型花崗巖類的形成很可能與板片窗效應(yīng)有關(guān):因軟流圈的上涌導(dǎo)致地幔減壓熔融,產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖漿發(fā)生大規(guī)模底侵,在來自軟流圈或底侵玄武質(zhì)巖漿熱的作用下,年輕的下地殼發(fā)生部分熔融形成花崗巖.5.3動(dòng)態(tài)動(dòng)態(tài)和成礦重要性5.3.1晚石炭世聚合階段西準(zhǔn)噶爾地區(qū)蛇綠巖時(shí)代不一致,跨度大,從晚寒武到石炭紀(jì)都有出現(xiàn)(Coleman,1989;Fengetal.,1989;Kwonetal.,1989;肖序常和湯耀慶,1991;Zhangetal.,1993;JianandLiu,2005;徐新等,2006),甚至同一蛇綠巖也有多組年齡信息,這些年齡主要集中在530～395Ma和347～332Ma.所以,該地區(qū)存在的古洋盆可能有多期,閉合時(shí)間可能也是多期.目前對(duì)西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代構(gòu)造演化有不同的認(rèn)識(shí):很多人將準(zhǔn)噶爾地區(qū)廣泛發(fā)育的正εNd(t)和低(87Sr/86Sr)i的花崗巖做為后碰撞地殼垂向生長(zhǎng)的標(biāo)志,大量的同位素定年表明,西準(zhǔn)噶爾地區(qū)巖體的形成時(shí)間大約在274～340Ma(ChenandJahn,2004;ChenandArakawa,2005;高山林等,2006;韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006).韓寶福等(2006)認(rèn)為西準(zhǔn)噶爾后碰撞深成巖漿活動(dòng)的時(shí)限在340～275Ma之間,李華芹等(2000)認(rèn)為西準(zhǔn)噶爾地區(qū)后造山花崗巖類的侵位時(shí)代發(fā)生在中石炭世之后,所以西準(zhǔn)噶爾地區(qū)在晚石炭世早已進(jìn)入后碰撞階段,準(zhǔn)噶爾洋應(yīng)該在晚石炭世之前早已關(guān)閉.但肖文交等(2006)認(rèn)為新疆北部在晚石炭世-二疊紀(jì)可能仍存在活動(dòng)陸緣.因此,古亞洲洋構(gòu)造域南部復(fù)雜增生造山作用最后延至晚石炭世晚期-二疊紀(jì).高山林等(2006)也認(rèn)為晚石炭世準(zhǔn)噶爾地區(qū)仍存在洋盆體制.準(zhǔn)噶爾盆地南緣的北天山巴音溝蛇綠混雜巖形成于早石炭世(344.0±3.4Ma)(徐學(xué)義等,2006).最近的研究表明,在天山北部地區(qū)也存在洋殼石炭紀(jì)的俯沖和熔融作用,并且形成了典型的島弧巖漿巖組合埃達(dá)克巖-高鎂安山巖-富Nb玄武巖組合(王強(qiáng)等,2006;Wangetal.,2007c).筆者認(rèn)為恰當(dāng)?shù)牡厍騽?dòng)力學(xué)模型至少要能夠能夠解釋:(1)巖石組合,埃達(dá)克巖-高鎂安山(或閃長(zhǎng)質(zhì))巖類和I型花崗巖類-A型花崗巖的成因,即由鈣堿性巖漿到堿性巖漿,埃達(dá)克巖-高鎂安山巖組合往往形成于俯沖的島弧環(huán)境(DefantandDrummond,1990;Martinetal.,2005;Wangetal.,2007c);而A型花崗巖往往產(chǎn)于伸展背景(Whalenetal.,1987;Eby,1990,1992;Wuetal.,2002),在由洋脊俯沖作用下形成的板片窗上出露有A型花崗巖,如阿拉斯加的McKinleySequence巖體(Hungetal.,2007),南美智利的黑云母正長(zhǎng)花崗巖SanLorenzo巖體(SuarezandDeLaCruz,2001),也被認(rèn)為是由洋脊俯沖作用所形成的(CandeandLeslie,1986);(2)巖石形成的時(shí)間,巖石組合形成在一個(gè)非常短的時(shí)間間隔,峰值相隔只有10Ma(圖8);(3)成礦問題,次級(jí)峰期的巖石往往和銅金礦有關(guān),而主峰期的巖石不成礦.另外,古地理研究顯示石炭紀(jì)早期西準(zhǔn)噶爾地區(qū)為深海-次深海環(huán)境,太古勒拉組、包古圖組和希貝庫(kù)拉組均為海相火山碎屑沉積(宋春暉等,1996;王福同,2006),石炭紀(jì)晚期為次深海-淺海環(huán)境.這與智利三聯(lián)點(diǎn)地區(qū)(ChileTripleJunction)的上新世火山-沉積組合相似,而該區(qū)在過去的14Ma以來一直有洋脊俯沖作用(Guiveletal.,1999).筆者認(rèn)為洋脊俯沖模式可以解釋西準(zhǔn)噶爾地區(qū)晚古生代構(gòu)造演化.包古圖地區(qū)埃達(dá)克巖-高鎂閃長(zhǎng)巖組合與日本、厄瓜多爾、墨西哥巴哈半島、阿拉斯加、內(nèi)蒙古等地出露的埃達(dá)克巖或高鎂安山巖相類似,而這些具有特殊地球化學(xué)特征的巖石往往和洋脊俯沖形成的板片窗作用相關(guān)(Sissonetal.,2003;Kamei,2004;Bellonetal.,2006;Coleetal.,2006;Manyaetal.,2007;Pallaresetal.,2007;Jianetal.,2008).許多學(xué)者認(rèn)為中亞造山帶內(nèi)的花崗巖具有正εNd(t)和低(87Sr/86Sr)i的特點(diǎn),具有年輕同位素的特征,認(rèn)為這些花崗巖是在碰撞后伸展背景下來自軟流圈地幔的熱玄武質(zhì)底侵巖漿加熱而使年輕的下地殼發(fā)生部分熔融形成的(ChenandJahn,2004;Jahnetal.,2004;ChenandArakawa,2005).為了解釋下地殼熔融所需的熱源,Kovalenkoetal.(2004)認(rèn)為需要有地幔柱或熱點(diǎn)的作用,但Windleyetal.(2007)認(rèn)為中亞造山帶在古生代沒有地幔柱和熱點(diǎn)的證據(jù).如果將西準(zhǔn)噶爾地區(qū)包古圖斑(玢)巖附近的一些堿長(zhǎng)花崗巖體作為后碰撞的標(biāo)志(ChenandArakawa,2005;韓寶福等,2006;蘇玉平等,2006),那么如何解釋比之僅早10Ma左右的埃達(dá)克巖-高鎂閃長(zhǎng)巖組合的成因則需要更深入地探討.但是,洋脊俯沖可以解釋在如此短的時(shí)間內(nèi)形成這兩類巖石,當(dāng)洋脊俯沖時(shí),洋脊兩側(cè)的板片容易熔融而形成埃達(dá)克巖類,板片熔融形成的巖漿上升和地幔橄欖巖相互作用形成高鎂閃長(zhǎng)巖類,幾乎于此同時(shí)洋脊俯沖所造成的板片窗使得軟流圈地幔上涌,使年輕的下地殼熔融形成一些具有后碰撞特點(diǎn)的花崗巖類,這和現(xiàn)在歐亞大陸的東側(cè)發(fā)生的洋脊俯沖相似(Kinoshita,1997,1999,2002;Maruyamaetal.,1997;Marwama,1997;Kimetal.,2005).另外西準(zhǔn)噶爾地區(qū)出露大量的中基性脈巖(李辛子等,2004)也與在洋脊俯沖地質(zhì)現(xiàn)象比較類似(Sissonetal.,2003).幾乎所有的俯沖帶最終都以和擴(kuò)張脊相互作用而結(jié)束(Sissonetal.,2003),所以在大洋閉合的時(shí)候洋脊俯沖事件可能比今天所知道的多.最近,劉希軍等(2007)提出了東準(zhǔn)噶爾克拉麥里蛇綠巖是由準(zhǔn)噶爾洋的洋脊俯沖作用形成的,Jianetal.(2008)和Liuetal.(2008)等認(rèn)為內(nèi)蒙古地區(qū)有洋脊-海溝相互作用.因此,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可能是一個(gè)重要的機(jī)制.5.3.2rabciaetac.自從埃達(dá)克巖被識(shí)別以來,越來越多的證據(jù)表明埃達(dá)克質(zhì)巖石與斑巖型或熱液型銅金礦床在時(shí)空上往往密切相關(guān),具有明顯的偏向性和親和性(Thieblemontetal.,1997;SajonaandMaury,1998;DefantandKepezhinskas,2001;Oyarzunetal.,20