2013, Vol. 29
2. 中国地质大学地球科学学院，武汉 430074;
3. 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，武汉 430074;
4. 江苏省地质调查研究院，南京 210018;
5. 陕西省地质矿产勘查开发总公司，西安 710054
2. Faculty of Earth Sciences, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
3. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Wuhan 430074, China;
4. Geological Survey of Jiangsu Province, Nanjing 210018, China;
5. Shaanxi Geological and Mineral Survey and Development Corporation, Xi’an 710054, China
中亚造山带(图 1)位于东欧地台-卡拉库姆地台-塔里木地台-中朝地台和西伯利亚地台之间，是全球显生宙地壳增生与改造最显著的地区，也是全球最大的增生造山带与大陆成矿域(Sengör et al., 1993; Hu et al., 2000; Chen and Jahn, 2004; Jahn et al., 2004; Xiao and Kusky, 2009)。它被认为是一条典型的由一系列俯冲-增生作用而形成的复合造山带(Sengör et al., 1993；Windley, 2002; Buckman and Aitchison, 2004; Xiao et al., 2004; Xiao and Kusky, 2009)。地壳增生主要有侧向增生和横向增生两种(Kay and Kay, 1988; Rudnick, 1990)。侧向增生发生在板块边界，与俯冲增生密切相关，以蛇绿混杂岩和增生杂岩体等为特征(Feng et al., 1989; Kwon et al., 1989; Wang et al., 2003; Xiao and Kusky, 2009; Zhang et al., 2011a)；垂向增生则与后碰撞背景紧密联系，由幔源物质底侵导致新生地壳生长(Han et al., 1997; Chen and Jahn, 2004; Jahn et al., 2004; Chen et al., 2010; Han et al., 2011)。最近，有学者提出早期洋陆俯冲阶段岛弧物质的侧向添加和晚期后碰撞幔源物质垂向地垫的两阶段模型解释中亚造山带显生宙大规模的地壳生长(高俊等, 2012)。
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图 1 北疆蛇绿(混杂)岩带分布图及相关年代信息(据Xiao et al., 2008修改) Fig. 1 Distribution map and related age information of ophiolites or ophiolitic mélages in Northern Xinjiang (modified after Xiao et al., 2008) |
西准噶尔作为中亚造山带的一部分，吸引了大量学者的关注(韩宝福等, 2006; Geng et al., 2009; Chen et al., 2010; Zhang et al., 2011a, b ; Ma et al., 2012; Yang et al., 2012a)。西准噶尔夹持于西伯利亚板块、哈萨克斯坦和塔里木板块，在古生代期间经历了洋内俯冲增生，残留多条蛇绿混杂岩带和古大陆边缘增生体系(Feng et al., 1989; Kwon et al., 1989; Wang et al., 2003; Zhang et al., 2011a, b ; Xu et al., 2012)。在古生代洋陆转化过程中和后期陆内演化阶段，形成复杂的岩浆体系，包括古洋盆、洋岛、岛弧、后碰撞等多种不同类型构造背景下的岩浆活动(Xiao et al., 2004, Xiao and Kusky, 2009; Zhou et al., 2008; Geng et al., 2009; Chen et al., 2010; Yang et al., 2012a)。蛇绿混杂岩带、花岗岩、中基性岩墙在本地区广泛出现，表明西准噶尔晚古生代构造演化极为复杂。晚古生代频繁、大规模的岩浆活动加多期次的构造变形、叠加改造作用，使得西准噶尔地区发育包古图、萨尔托海、哈图、宝贝等铜、金等多金属矿床(肖文交等, 2006; 赵振华等, 2006; Tang et al., 2010; Ma et al., 2012)。对西准噶尔的研究已经很深入，但是在许多方面仍存在很多争议，例如西准噶尔蛇绿混杂岩带的形成时代、岩石组合和岩石成因(Feng et al., 1989; Wang et al., 2003; 雷敏等, 2008; 辜平阳等, 2009, 2011; 陈石和郭召杰, 2010; 陈博和朱永峰等, 2011; Yang et al., 2012a, b ; Xu et al., 2012)；Ⅰ型和A型花岗岩的岩石成因，构造背景和热机制(苏玉平等, 2006; 韩宝福等, 2006; 袁峰等, 2006; 周涛发等, 2006; Zhou et al., 2008; Geng et al., 2009; Chen et al., 2010)；中基性-酸性岩墙群的年代学、岩石成因、构造背景和古应力场(李辛子等, 2005; Yin et al., 2010; Zhang et al., 2011a, b ; Ma et al., 2012)；西准噶尔晚古生代年代学格架和构造背景(童英等, 2010; Chen et al., 2010; 陈家富等, 2010)；西准噶尔显生宙地壳增生(韩宝福等, 2006; Chen and Jahn, 2004; Hu et al., 2000)；西准噶尔基底特征(Zhang et al., 1984; Coleman, 1989; Feng et al., 1989; Kwon et al., 1989; Hu et al., 2000; Chen and Jahn, 2004; Chen and Arakawa, 2005; Zheng et al., 2007)和西准噶尔晚古生代构造演化(Zhou et al., 2008; Xiao and Kusky, 2009; Chen et al., 2010; Tang et al., 2010, 2012a, b ; Ma et al., 2012; Xu et al., 2012; Yang et al., 2012a, b )。笔者将重点根据西准噶尔石炭纪-二叠纪花岗岩的地质学、年代学和地球化学，结合蛇绿混杂岩带和中基性岩墙群相关的证据对西准噶尔晚古生代构造背景进行论述。
1 西准噶尔蛇绿混杂岩带北疆发育多条蛇绿混杂岩带，其年代从晚二叠世到前寒武(Kwon et al., 1989; Xiao et al., 1994, 2008; Jian et al., 2003; Zhou et al., 2004; Jian et al., 2005; 肖文交等, 2006; 吴波等, 2006; Yang et al., 2012a, b ; Xu et al., 2012)，其中最年轻的为西南天山蛇绿混杂岩(晚二叠世放射虫硅质岩，李辛子等, 2005)，最老的为西准噶尔玛依勒蛇绿混杂岩(LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄572Ma, Yang et al., 2012b)。西准噶尔地区发育多条蛇绿混杂岩带，对西准噶尔古生代构造演化的构建至关重要。
1.1 年代学西准噶尔发育有唐巴勒、玛依勒、达尔布特、巴尔雷克、克拉玛依和洪古勒楞，共6条古生代蛇绿(混杂)岩带，已报道的年龄范围从572±9Ma到332±14Ma (Xiao et al., 1994; Kwon et al., 1989; 徐新等, 2006; 何国琦等, 2007; Yang et al., 2012a, b ; Xu et al., 2012)，但是对巴尔雷克蛇绿混杂岩带确定的形成年代还没有锆石年代学的证据，只是简单地从地层接触关系判断，Jian et al. (2005) 对玛依勒蛇绿混杂岩中辉长岩进行研究并得到415Ma的单颗粒锆石U-Pb年龄。而Yang et al. (2012b)对辉长岩进行锆石U-Pb LA-ICP-MS定年得到572Ma。唐巴勒蛇绿岩的年代主要依据寒武纪-奥陶纪化石和一些年代学数据，包括淡色辉长岩中榍石的Pb-Pb同位素年龄523±7Ma(Kwon et al., 1989)，斜长花岗岩中的榍石与斜长石的Pb-Pb同位素年龄为508±20Ma和斜长花岗岩中斜长石的U-Pb等时线年龄480~520Ma(肖序常等, 1992)。另外，对克拉玛依蛇绿混杂岩带的研究程度也比较低，锆石U-Pb SHRIMP给出414.4Ma和332Ma，认为前者代表古亚洲洋闭合的时间，后者代表西准噶尔地区残余洋盆持续到早石炭世(徐新等, 2006)。朱永峰等(2008) 通过研究蛇绿混杂岩中白云石大理岩和石榴角闪岩，认为白云石大理岩是蛇绿岩套中二辉橄榄岩的变质反应产物，笔者认为上述两期辉长岩的锆石U-Pb SHRIMP年龄与蛇绿混杂岩的形成与变质改造相对应，即克拉玛依蛇绿岩在414.4Ma形成，并在332Ma通过俯冲发生变质反应并折返到地表。结合克拉玛依蛇绿混杂岩顶部断层接触下-上石炭统太勒古拉组地层等信息，认为克拉玛依蛇绿混杂岩形成于中奥陶世至早泥盆世，并于早石炭早期俯冲侵位。Yang et al. (2012c)对蛇绿岩套中的OIB型玄武岩和MORB型辉长岩进行锆石U-Pb LA-ICP-MS，结果分别为395Ma和387Ma，认为其形成于中泥盆世的俯冲消减过程。最近，项目组在克拉玛依蛇绿混杂岩中的硅质岩中发现晚泥盆世的放射虫，对其确切的形成时代有了更多的支持，即克拉玛依蛇绿混杂岩形成于中奥陶世-晚泥盆世。达尔布特蛇绿混杂岩作为西准噶尔地区乃至北疆规模最大的一条蛇绿混杂岩带，研究程度相对较高，其可能代表了古亚洲洋壳的残余，对探讨古亚洲洋的构造演化具有重要的意义(Feng et al., 1989; 肖序常等, 1992; Wang et al., 2003; 刘希军等, 2009; Yang et al., 2012a, b )。关于达尔布特蛇绿混杂岩的形成时代与构造环境一直存在争议。肖序常等(1992) 、Zhang and Zhai (1993) 发现蛇绿混杂岩上部的硅质岩有早-中泥盆世放射虫化石。张弛和黄萱(1992) 获得辉长岩的Sm-Nd等时线年龄为395±12Ma；辜平阳等(2009) 和Yang et al. (2012a)运用LA-ICP-MS法测得辉长岩中的锆石U-Pb年龄为391.1±6.8Ma。刘希军等(2009) 测得辉长岩的锆石U-Pb LA-ICP-MS年龄为302±1.7Ma，考虑到该年龄与西准噶尔乃至北疆范围内300Ma左右大规模的岩浆活动重叠，该年龄极可能是侵入达尔布特蛇绿混杂岩中辉长岩脉的年代。最近，陈博和朱永峰(2011) 获得辉长岩中锆石U-Pb的SHRIMP年龄为426Ma。根据以上化石与同位素年代学的限制，基本可以判定达尔布特蛇绿混杂岩在中志留世就已经形成，并至少一直延续到中泥盆世。洪古勒楞蛇绿混杂岩是西准噶尔最北边的一条蛇绿混杂岩，向东可与东准噶尔的扎河坝、兔子泉蛇绿岩相连(张元元和郭召杰, 2010)，前人对洪古勒楞蛇绿混杂岩带进行了年代测定，得到400~420Ma (堆晶岩上部角闪石安山玢岩中的角闪石K-Ar法，白文吉等, 1986), 626Ma(斜长花岗岩、斜长岩、橄长岩和辉长岩的Sm-Nd等时线年龄，黄建华等, 1999)，447Ma(堆晶辉长岩、橄榄岩、斜长岩与玄武岩的Sm-Nd等时线年龄，张弛和黄萱, 1992)，最近张元元和郭召杰(2010) 测得其中堆晶辉长岩SHRIMP年龄为472Ma，认为其形成与早奥陶世。项目组在新疆北部的依尼萨拉发现一套岩石组合为蛇纹岩+玄武岩+玄武安山岩+硅质岩的蛇绿混杂岩，正好位于洪古勒楞蛇绿混杂岩的西边延长线上，两者完全可以连成一条蛇绿混杂岩带，项目组同样在其中的硅质岩中发现放射虫，时代为早奥陶世(笔者项目组, 待发表数据)。根据以上年代学证据，认为依尼萨拉-洪古勒楞绿混杂岩的形成于早奥陶世，可能一直持续到早泥盆世。因为克拉玛依和达尔布特两条蛇绿混杂岩带形成时代有确切的年代学和微体化石证据支持，能够一直延续到泥盆纪，下文论述主要以这两条蛇绿混杂岩带为主。
1.2 岩石成因辉长岩与玄武岩都富集大离子亲石元素，尤其是Ba、Th、U、Pb，且亏损高场强元素，Nb-Ta负异常明显，没有Eu的负异常，稀土配分模式类似于N-MORB或E-MORB，源区可能受到流体交代的影响导致其具有上述微量元素特征(Feng et al., 1989; Yang et al., 2012a)。对于E-MORB型岩石的成因通常形成于洋中脊，由亏损地幔的软流圈地幔受富集组分的影响而形成。然而E-MORB与N-MROB型岩石同样能形成于弧后盆地环境(Gribble et al., 1998)，其形成是由于洋壳俯冲与板片的折返作用引起地幔对流，是周围富集的地幔上涌发生部分熔融而形成。这些样品具有低的全碱含量，亏损Mg和Ti，富集LILEs，亏损Nb-Ta，高εNd(t)值，高La/Nb，Ba/Nb，Nb/La，Ba/Th和Zr/Nb比值都表明其成因与俯冲有关(Yang et al., 2012a; 辜平阳等, 2009, 2011)。
克拉玛依带中的样品在Nb/La-Mg#图解中(图 2)基本呈不变化的近水平状，反映岩浆演化主要受结晶分异作用的控制，并未受到同化混染。Nb/La比值会系统的发生变化以区分同化混染分离结晶作用和单纯的分离结晶作用。MORB型辉长岩和辉石岩的Nb/La比值随着Mg#值的降低有逐渐降低的趋势，但变化范围不大，可能受到很弱的同化混染作用，OIB型的玄武岩和辉长岩的Nb/La比值基本未变化，说明未受到同化混染作用。克拉玛依辉石岩类似于MORB，辉长岩类似于MORB或OIB，而玄武岩类似于OIB。玄武岩富全碱和TiO2，富集轻稀土元素和大离子亲石元素，亏损重稀土元素，没有或弱负Eu异常，没有明显的Nb，Ta和Ti的负异常，其成因与热点或地幔柱相关(Yang et al., 2012a)。辉石岩亏损Rb，Th，U，Ce，富集Ba，Pb。辉长岩富集Ba，Th，U，Pb，Hf，亏损Nb，Ta，总体来说，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，不具Eu的负异常，辉长岩的稀土配分模式类似于N-MORB，辉石岩的稀土配分模式则类似E-MORB。辉石岩和辉长岩在其形成过程中同样受到流体交代的影响，体现在高Th/Yb和Zr/Nb和低Nb/Th比值。
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图 2 克拉玛依蛇绿混杂岩Nb/La-Mg#图解 Fig. 2 Nb/La-Mg# diagram of Karamay ophilitic mélange |
裂谷型蛇绿岩由于强烈的伸展作用，岩石组合以大量的蛇纹石化橄榄岩为特点，伴有少量到中等规模的枕状玄武岩和辉长岩，席状杂岩墙缺乏。橄榄岩为尖晶石二辉橄榄岩和斜长石二辉橄榄岩。辉长岩包括堆晶和块状辉长岩。玄武岩常见枕状玄武岩和块状玄武岩，地化特点类似典型的MORB的性质(Dilek, 2003; Dilek and Harald, 2011)。MOR型蛇绿岩一般都具有完整的蛇绿岩层序，具有远洋沉积物，地幔橄榄岩与地壳单元之间有成因联系，是MORB部分熔融后的残留物。地幔橄榄岩包括二辉橄榄岩和方辉橄榄岩，带上一般不见大型的铬铁矿床(Pearce et al., 1984)。超基性岩-基性岩组合为纯橄榄岩-橄长岩-辉长岩，矿物结晶顺序为Ol-Pl-Cpx (Pearce et al., 1984)，基性熔岩具有典型MORB特点的大洋拉斑玄武岩，包括E-MORB或N-MORB。SSZ型蛇绿岩可分为两类：特提斯型和科迪勒拉型。前者除大洋岩石圈组分，还具有大量岛弧性质拉斑玄武岩、基性岩墙和深成岩，发育玻安岩这一类标志岩石，呈现完整的岩片仰冲于大陆边缘；后者由被肢解破坏的大洋岩石圈残片和具有拉斑-钙碱性岩浆亲缘性的弧火山岩和深成岩组成，具有酸性岩浆分异作用。地幔橄榄岩为方辉橄榄岩、大型铬铁矿易产于该类蛇绿岩中。矿物结晶顺序为Ol-Cpx-Opx-Pl (Pearce et al., 1984; Elthon, 1992)。基性熔岩兼具MORB型和IAT型特点，时序上显示从IAT向MORB变化的特点(Leat et al., 2000; Fretzdorff et al., 2002)。
关于达尔布特蛇绿岩带的形成环境研究很多，但仍存在许多争议，霍有光在1985年首先提出达尔布特蛇绿岩产于大洋环境，张弛和黄萱(1992) 也将达尔布特蛇绿岩带归结为大洋中脊环境下形成的蛇绿岩，新疆地质矿产局(1993) 和何国琦等(1994) 认为达尔布特蛇绿岩形成于弧后盆地、边缘海盆环境；姜勇等(2003) 认为形成于弧后盆地或大陆边缘洋扩张脊构造环境：雷敏等(2008) 通过对达尔布特蛇绿岩带中阿克巴斯套和大棍的玄武岩进行详细的化学特征分析，得出达尔布特蛇绿岩带可能形成于大洋中脊环境；辜平阳等(2009, 2011)利用不活动元素协变关系判别图得出的结果认为达尔布特蛇绿岩在中泥盆世为一个不成熟的弧后盆地，不具有现今成熟大洋或成熟盆地的洋壳-上地慢结构。刘希军等(2009) 认为达尔布特蛇绿岩带可能是弧后盆地扩张后期的产物。Yang et al.(2012a)则用洋脊俯冲解释达尔布特洋盆的关闭。对达尔布特蛇绿混杂岩多条实测剖面的测制，发现具有橄榄岩-辉长岩-玄武岩-硅质岩-火山角砾岩-熔结凝灰岩组合，玄武岩具有N-MORB和OIB性质，辉长岩具有类似MORB的地化特点。该岩石组合基本反映出蛇绿岩套的层序。根据辉长岩和玄武岩的岩浆演化过程，辉长岩和玄武岩可能是来自同一源区但经历了不同的演化过程。辉长岩兼具类似MORB和IAT亲缘性的特点。因此达尔布特蛇绿混杂岩可能与俯冲消减环境有关。
克拉玛依蛇绿混杂岩分布在百口泉、白碱滩和克拉玛依西三处，岩石组合为辉长岩、枕状玄武岩、蛇纹岩、硅质泥岩、硅质岩、凝灰质粉砂岩和少量辉石岩、橄榄岩。橄榄岩与辉石岩则只见于白碱滩与百口泉。何国琦等(2007) 综合考虑西准噶尔整体的构造格局，认为将唐巴勒、克拉玛依和洪古勒楞蛇绿混杂岩连成一体。克拉玛依蛇绿混杂岩带的保留，早奥陶世的放射虫，中晚奥陶世的牙形石，混杂岩带中玄武岩与辉长岩的年龄(395Ma和387Ma)和厚度很大的石炭纪浊积岩序列说明准噶尔洋可能最早从早奥陶世出现，到中泥盆世仍然存在，晚古生代演变为残余洋盆(徐新等, 2006; 何国琦等, 2007; Yang et al., 2012c)。克拉玛依蛇绿混杂岩向准噶尔盆地内部延伸，可能意味着准噶尔盆地西缘在晚古生代时期还具有洋盆性质(徐新等, 2006)。Yang et al. (2012c)认为克拉玛依蛇绿混杂岩带形成于俯冲增生环境，受到流体交代作用。笔者根据克拉玛依蛇绿混杂岩的地化数据源(内部资料)，识别出MORB型辉长岩和具有OIB形特点的玄武岩和辉长岩，与Yang et al. (2012c)对基性岩石类型的基本判断一致。克拉玛依蛇绿混杂岩属于SSZ型蛇绿岩，形成环境与俯冲环境密切相关。
1.4 源区性质达尔布特蛇绿混杂岩带中的地幔岩富Cr，萨尔托海铬铁矿床位于该蛇绿混杂岩带内，且地幔岩中普遍存在铬尖晶石与辉石的共生连晶(陈博和朱永峰, 2011)。Yang et al. (2012a)认为辉长岩与玄武岩来自于5%~30%程度的含铬尖晶二辉橄榄岩石亏损地幔的部分熔融作用；陈博和朱永峰(2011) 认为二辉橄榄岩发生10%~15%部分熔融形成方辉橄榄岩残留体。亏损的二辉橄榄岩经过较高程度的部分熔融作用形成方辉橄榄岩残留体与基性岩浆应该是达尔布特蛇绿岩的形成条件与过程。笔者同样对达尔布特蛇绿混杂岩带中辉长岩进行REE反演计算。经过计算有两种源区组合满足条件：(1) 尖晶石二辉橄榄岩或(2) 尖晶石二辉橄榄岩和斜长石二辉橄榄岩，两种情况下部分熔融程度都为22%。情况(1) 下，矿物组合为Ol+Opx+Cpx+Sp，比例为57.8：27：11.9：3.3；情况(2) ，Sp：Pl=80：20，矿物组合为Ol+Opx+Cpx+Pl+Sp，比例为58.96：26.86：9.76：1.78：2.64。情况(2) 的标准差为0.038215，明显小于情况(1) 下的标准差0.039113，但是这并不能作为唯一的判断条件，要想确定哪一种解释正确，必须结合实际地质情况。考虑到前人的研究成果，认为含铬尖晶石二辉橄榄岩作为源区；另外在情况(2) 下，尖晶石与斜长石通过反演计算出的比例为2.64：1.78，和尖晶石二辉橄榄岩与斜长石二辉橄榄岩4：1的比例差别相对较大。因此笔者认为情况(1) 最有可能。
克拉玛依蛇绿混杂岩带中的玄武岩具有OIB性质，来源于含有2%~5%石榴子石和5%尖晶石的富集地幔，其成因可能与地幔柱或热点有关，而辉长岩来自与亏损地幔，且形成过程中受到板片流体交代(Yang et al., 2012a)。笔者对克拉玛依蛇绿混杂岩带中的辉石岩进行Sr-Nd同位素测试，其初始87Sr/86Sr比值为0.703395~0.704799，根据硅质岩中的放射虫，限定其形成时代为晚泥盆世，取年龄t=374.5Ma，计算得到εNd(t)值为9.64~10.05，辉石岩和辉长岩的源区应来自于MORB型亏损地幔，受到后期流体交代。
1.5 演化模型由于对达尔布特蛇绿混杂岩带的研究程度最高，有大量的年代学和地球化学方面的数据支持，故本文着重对达尔布特蛇绿混杂岩的演化模型进行论述，主要有以下三种：洋脊俯冲模式、增生楔模式和残余洋盆模式。
洋脊俯冲模式：该模式主要依据是西准噶尔地区发育A型花岗岩体、中基性高镁闪长岩墙、埃达克质岩(Geng et al., 2009; Tang et al., 2010, 2012a, b ; 尹继元等, 2012; Yin et al., 2010; Ma et al., 2012)。认为西准噶尔地区在晚石炭世-二叠纪存在大洋中脊俯冲消减，致使板片窗形成，软流圈地幔上涌形成不同的岩浆组合。然而，该模式存在以下缺陷：(1) A型花岗岩成因与构造背景的多解性(Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010)。(2) 达尔布特蛇绿混杂岩带两侧可对比的地层。地层以下-上石炭统太勒古拉组地层为主，部分为包古图组地层，岩石主要为凝灰质粉砂岩，凝灰岩和沉凝灰岩等，产状不稳定，岩石类型多样，并不类似于俯冲带背景下的地层特点(陈石和郭召杰, 2010; Han et al., 2010, 韩宝福等, 2010)。(3) 不存在更新的洋壳。如果是俯冲环境，必定会存在洋壳消减，那么蛇绿混杂岩带中必定出现更新的洋壳(Han et al., 2010, 韩宝福等, 2010)。(4) E-MORB和OIB岩石组合同样能在弧后盆地环境中出现(辜平阳等, 2009; 2011)。(5) 石棉矿达尔布特蛇绿混杂岩剖面可见火山角砾岩、熔结凝灰岩、玄武岩、安山岩、硅质岩、辉长岩、橄榄岩等岩石组合，表明弧后盆地同样可能。另外，关于俯冲极性也有争议，一部分认为向南俯冲(Ma et al., 2012)，一部分则向北(Geng et al., 2009; Yin et al., 2010; Yang et al., 2012a, b )，还有双向俯冲(Zhang et al., 2011a)。增生楔模式：认为西准噶尔地区发育晚古生代洋内弧，伴有俯冲增生过程，且俯冲持续至二叠纪末期(Xiao et al., 2008, 2009; 张继恩等, 2009)。对达尔布特蛇绿混杂岩带附近发育的地层中所夹火山岩进行锆石U-Pb LA-ICP-MS或SHRIMP定年，得到的年龄范围是326.3~357.5Ma(安芳和朱永峰, 2009; 佟丽莉等, 2009; 郭丽爽等, 2010; 王瑞和朱永峰, 2007)。俯冲增生楔中卷入的最年轻地层为下石炭统地层。达尔布特蛇绿混杂岩带附近野鸭沟地区识别出褶皱冲断构造，顶端指向北西的褶皱组合揭示达尔布特古洋盆发生俯冲消减(张继恩等, 2009; Zhang et al., 2011a)。残余洋盆模式：达尔布特蛇绿混杂岩带两侧均为下石炭统包古图组凝灰质粉砂岩，岩石组合单一，沉积稳定。陈石和郭召杰(2010) 指出地层为残余洋盆充填序列，达尔布特古洋盆以被动滑塌充填而闭合。笔者更倾向此种模式，主要是与野外地质事实相符合，达尔布特蛇绿混杂岩带两侧以-上下石炭统太勒古拉组(C1-2t)地层为主，伴有下石炭统包古图组(C1b)地层，具有可比性。通过对达尔布特断裂和达尔布特蛇绿混杂岩带的重点解剖，发现达尔布特断裂是由一组倾向北西的上陡下缓的犁状断层组成，被后期构造变形叠加改造，具有左行陡倾走滑断层的特点。断裂两侧石炭纪地层具有可比性，而非重要的岩相古地理、生物组合、变质作用、岩浆活动的分界线，说明达尔布特断裂不是洋盆闭合后的板块缝合带，可以明确达尔布特断裂不能代表原始的以蛇绿混杂岩带为标志的缝合带的延伸方向。
2 西准噶尔花岗岩西准噶尔的岩浆岩极为发育，数量很多，呈面状分布(图 3)，按形成时代分为早石炭世(340~320Ma)和晚石炭-早二叠世(310~290Ma)两期(童英等, 2010)，且后一期较强，之后岩浆活动明显减弱。谢米斯台和萨吾尔地区晚志留世-早泥盆世(422~405Ma)花岗岩的发现将西准噶尔晚古生代年代格架由2期增加为3期(Chen et al., 2010)。晚志留世-早泥盆世花岗岩以含有霓石、钠角闪石等碱性矿物的A型花岗岩为特点，岩石类型则以花岗岩为主，伴有闪长岩和钾长石花岗岩(陈家富等, 2010; Chen et al., 2010)；早石炭世花岗岩主要分布与扎尔玛、萨吾尔、塔尔巴哈台、森塔斯地区，岩石类型基本为Ⅰ型，岩石类型包括二长闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和钾长花岗岩。晚石炭-早二叠世岩体在西准噶尔地区尤为发育，遍布西准噶尔，岩石类型多样，包括石英闪长岩，钾长花岗岩，紫苏花岗岩和碱长花岗岩等，以钾长花岗岩为主，大量的A型花岗岩在该时期集中发育(Chen and Jahn, 2004; 苏玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 童英等, 2010; Chen et al., 2010; 陈家富等, 2010)。后两期的晚古生代花岗岩具有高的正εNd(t)值和年轻的一阶段Nd模式年龄tDM(Chen and Jahn, 2004; 韩宝福等, 2006; 袁峰等, 2006; Geng et al., 2009; Chen et al., 2010)。
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图 3 西准噶尔地区晚古生代花岗岩分布及年龄示意图 Fig. 3 Distribution and age of the Late Paleozoic granitoids in the western Junggar |
目前对于西准噶尔晚古生代花岗岩存在以下争议：(1) Ⅰ型和A型花岗岩的岩石成因；(2) Ⅰ型和A型花岗岩形成的构造背景；(3) 热机制问题；(4) 年代学格架中，各岩浆期次对应何种大地构造背景。对西准噶尔Ⅰ型花岗岩形成机制有两种认识，第一种是底侵导致基性下地壳或上地幔发生部分熔融 (韩宝福等, 2006; 周涛发等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010)，第二种是洋脊俯冲过程中板片拆离引发幔源岩浆上升并与岩浆房内岩浆作用(Geng et al., 2009; Yin et al., 2010; Tang et al., 2010, 2012a, b ; 尹继元等, 2012)。在第一种认识中，虽都是底侵机制，但是具体的岩浆演化过程有差异。韩宝福等(2006) 认为幔源岩浆底侵下地壳且熔体后期受到混染并分异而形成(AFC)；袁峰等(2006) 、苏玉平等(2006) 和Zhou et al. (2008) 认为是上地幔或基性下地壳减压作用下发生部分熔融而形成的产物；Chen et al. (2010) 认为是幔源岩浆底侵而引发脱水部分熔融。A型花岗岩的成因主要有三种模式：地幔玄武质岩浆的高度结晶分异并混染地壳物质(Turner et al., 1992; 韩宝福等, 2006; Zhou et al., 2008)；已亏损熔体的麻粒岩相岩石或英云闪长岩-花岗闪长岩的部分熔融(Collins et al., 1982)和地幔交代作用(Whalen et al., 1987)。西准噶尔晚古生代花岗岩形成的构造环境主要有以下观点：俯冲有关的岛弧环境(Feng et al., 1989; 肖文交等, 2006)、洋脊俯冲环境(Geng et al., 2009; Yin et al., 2010; Tang et al., 2010, 2012a, b ;尹继元等, 2012; Yang et al., 2012a, b ; Ma et al., 2012)和后碰撞环境(Wang et al., 2003; Chen and Arakawa, 2005; 韩宝福等, 2006; 苏玉平等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010)。热机制机制则包括洋脊俯冲(Geng et al., 2009; Yin et al., 2010; Tang et al., 2010, 2012a, b )，热地幔底侵(Chen and Jahn, 2004; 韩宝福等, 2006; 苏玉平等, 2006; 袁峰等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010)和地幔柱上涌(张立飞等, 2004)。前两种观点的提出由来已久，地幔柱上涌机制作为新提出的认识还未被广泛接受，天山和塔里木大火成岩省的提出(Yang et al., 2007; Zhang et al., 2010; Li et al., 2012)、北疆大量石炭纪-二叠纪花岗岩(Wang et al., 2006, 2009; Geng et al., 2009)和大量中基性岩墙群发育在东天山-北山、塔里木和西天山(Zhang et al., 2010; Su et al., 2011a, b ; Yu et al., 2011; Li et al., 2012)，都表明地幔柱机制有其可能性。西准噶尔晚古生代岩浆岩被划分为3期，是否后两期分别对应俯冲环境和后碰撞环境？笔者搜集了西准噶尔地区石炭纪-二叠纪花岗岩的年代学与地球化学数据，拟根据这些花岗岩的数据对以上问题进行简单的探讨，以构建西准噶尔晚古生代构造演化过程。
2.1 岩石类型西准噶尔地区从超基性岩至酸性岩均有出露，主要是晚古生代岩浆活动的产物。其中，中酸性侵入岩既有深成相的巨大岩基和中小型岩株，也有超浅成相的岩枝或岩脉(尹继元等, 2011)。对所搜集的数据进行标准矿物CIPW计算，将其计算结果计算出Q，A和P三个端元的含量，投影至侵入岩QAP分类图(图 4)，早石炭世花岗岩对应二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩和石英二长岩；晚石炭世-早二叠世花岗岩对应于二长花岗岩、花岗闪长岩、石英二长闪长岩、石英二长岩、石英闪长岩和(二长)闪长岩。晚石炭世-早二叠世花岗岩较早石炭世花岗岩更富石英和碱性长石，而斜长石含量更低。
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图 4 西准噶尔花岗岩QAP分类图 Fig. 4 QAP classification diagram for granitoids in western Junggar |
早石炭世花岗岩的Na2O/K2O比值为0.92~8.03，平均为1.87，晚石炭世-中二叠世花岗岩为0.63~2.58，平均为1.21，图 5a为西准噶尔花岗岩K2O-Na2O图解，发现两个时代的花岗岩比较容易区分，早石炭世花岗岩基本富Na，其分布范围基本对应于准噶尔Ⅰ型花岗岩范围(金成伟和张秀棋, 1993; Han et al., 1997; Chen and Jahn, 2004; Zhou et al., 2008)。晚石炭世-中二叠世花岗岩则明显分为A型花岗岩和Ⅰ型花岗岩两类。其中部分Ⅰ型花岗岩落入角闪岩在8~12kb压力条件下脱水部分熔融而产生的熔体范围之内(Rapp and Watson, 1995)。图 5b中，早石炭世花岗岩的A/CNK=0.77~1.07，平均为0.95，A/NK=1.00~1.94，平均值为1.55，绝大部分为准铝质花岗岩，少量为弱过铝质花岗岩；晚石炭世-中二叠世花岗岩A/CNK=0.81~1.13，平均为0.97，A/NK=0.94~2.27，平均值为1.31，大部分为准铝质花岗岩，少量为过碱质和(弱)过铝质花岗岩。两类岩石分别与前人勾画的Ⅰ型和A型花岗岩区域相吻合。笔者为了进一步检验，通过(K2O+Na2O)/CaO-Zr+Nb+Ce+Y和Rb/Ba-Zr+Ce+Y图解(图 6)(Whalen et al., 1987; Eby, 1992)，判断西准噶尔石炭纪-二叠纪花岗岩的具体岩石类型。早石炭世花岗岩基本落入OGT区域，即非分离结晶过程形成的Ⅰ型花岗岩，而晚石炭世-中二叠世花岗岩包含A型，FG型和OGT型三种，说明该阶段岩石成因比较复杂。
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图 5 西准噶尔花岗岩K2O-Na2O和A/CNK-A/NK图解 数据来源：准噶尔Ⅰ型与A型花岗岩范围据Chen and Jahn, 2004; 角闪岩在8~12kb脱水熔融形成的熔体来自Rapp and Watson, 1995 Fig. 5 K2O-Na2O and A/CNK-A/NK diagrams of the granitoids in western Junggar Data source: the field of the I-type and A-type granitoids in western Junggar is from Chen and Jahn, 2004; the field of experimental liquids generated by dehydration melting of amphibolites at 8~12 kb is from Rapp and Watson, 1995 |
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图 6 西准噶尔花岗岩(K2O+Na2O)/CaO-Zr+Nb+Ce+Y和Rb/Ba-Zr+Ce+Y图解(据Whalen et al., 1987) Fig. 6 (K2O+Na2O)/CaO-Zr+Nb+Ce+Y and Rb/Ba-Zr+Ce+Y diagrams of the granitoids in western Junggar (after Whalen et al., 1987) |
关于西准噶尔的Ⅰ型和A型花岗岩的岩石成因和岩浆演化过程具有非常多的认识和争议，已在前面论述。对某一个特定的花岗岩体肯定有其对应的岩浆演化过程，但是西准噶尔在石炭纪-二叠纪分布如此巨量的花岗岩，这么多的花岗岩体在岩浆演化和成因方面是否有相联系的地方。运用M-H图解来判断部分熔融和分离结晶中元素浓度的变异(Treuil and Joron, 1975)，H为过亲岩浆元素(如La、Ce、Ta等)，M为亲岩浆元素(如Zr，Cr，Ni，Eu等)。在Eu-Ce和Nb-Y图解中(图 7)，早石炭世花岗岩表现出部分熔融为主的岩浆岩化趋势，而晚石炭世-中二叠世花岗岩则为部分熔融和分离结晶两种岩浆演化方式。不相容元素Rb与相容元素Ni作图能够反映分离结晶和部分熔融的趋势(Nielsen, 2006)，在Ni-Rb图解(图 8)中，早石炭世花岗岩表现出部分熔融为主的演化趋势，而晚石炭世-中二叠世花岗岩以分离结晶为主，但也存在部分熔融作用。但实际上，以上微量元素图解对判断花岗岩的成因过程仅具有参考意义，实际过程仍极为复杂，在西准噶尔地区分布的很多晚石炭世-早二叠世的Ⅰ型花岗岩体都具有暗色包体，例如克拉玛依岩体、包古图岩体、别鲁阿嘎希岩体等等，这说明同化混染在成岩过程中与分离结晶同样起到重要的作用。
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图 7 西准噶尔花岗岩Eu-Ce和Nb-Y图解(据Treuil and Joron, 1975) Fig. 7 Eu-Ce and Nb-Y diagrams of the granitoids in western Junggar (after Treuil and Joron, 1975) |
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图 8 西准噶尔花岗岩岩浆演化判别图 (据Li et al., 2009) PM-部分熔融；FC-分离结晶 Fig. 8 Magma evolutionary classification diagram of the granitoids in western Junggar (after Li et al., 2009) PM-partial melting; FC-fractionated crystallization |
前人通过锆石年代学的研究(表 1)，积累了一定数量的年代学数据，除少量数据由于早期分析方法，尤其是Rb-Sr，Sm-Nd和K-Ar等时线方法的限制而不准确，与真正的岩体侵位结晶年龄相差很大外，运用SHRIMP、LA-ICP-MS和TIMS方法得到的年龄结果还是比较可信的，表 1是对西准噶尔已报道的花岗岩年龄信息的总结，所采用的测试方法限于以上三种方法。西准噶尔曾经出现过3期岩浆活动，分别是晚志留世-早泥盆世，早石炭世和晚石炭世-早二叠世(童英等, 2010; Chen et al., 2010)。参考前人资料与内部年龄测试结果，对西准噶尔地区发育的中酸性岩体进行直方图统计(N1=71，其中前人资料52个，本文数据19个，笔者项目组, 未发表数据)，得到西准噶尔花岗岩年龄统计直方图(图 9)，清楚地表明这些岩体分为四个阶段，早志留世-早泥盆世(436~405Ma)、早石炭世(345~321Ma)、晚石炭世-早二叠世(318~276Ma)和中二叠世(276~263Ma)。笔者认为早石炭世与俯冲消减相关，而晚石炭世-早二叠世转为后碰撞环境，晚古生代构造背景讨论见后述讨论。
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表 1 西准噶尔花岗岩体年龄及相关信息 Table 1 The geochronological information of the granitoids in the western Junggar |
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图 9 西准噶尔花岗岩年龄统计直方图 Fig. 9 Age histogram of the granitoids in the western Junggar |
鉴于前人对该地区晚古生代岩浆岩详细地研究大量的Sr-Nd同位素数据，西准噶尔石炭纪-二叠纪A型和Ⅰ型花岗岩体以变化范围广的低初始87Sr/86Sr比值和高εNd(t)值为特征，源区为亏损地幔(图 10a)。西准噶尔地区发育的其他一些岩石，包括埃达克质岩和高Mg闪长岩均具有低初始87Sr/86Sr比值和高的正εNd(t)值和相对年轻的Nd亏损模式地幔模式年龄。这些特点表明西准噶尔基底由相对年轻的残余洋壳物质组成，少量tDM年龄较老的样品则表明基底属性确实不均一，混有少量前寒武基底。西准噶尔花岗岩的fSm/Nd介于-0.2至-0.6之间(图 10b)，因此这些花岗岩的一阶段模式年龄非常有意义，既不会由于高度分离结晶使得tDM太年轻而不准或tDM没有意义。具有正高εNd(t)值的花岗岩可以认为：1)花岗岩的源岩是地幔起源的年轻古生代岩石，例如岛弧，蛇绿(混杂)岩，增生楔和基性杂岩体等，同时伴有少量前寒武基底。这是发育在中亚造山带的花岗岩普遍的源区(Hu et al., 2000; Jahn et al., 2000; Chen and Jahn, 2004; Han et al., 2011)。2)源岩来自早期增生体的再循环，以变化的Nd模式年龄为特点，源区呈现不均一性(Zheng et al., 2007)。对于西准噶尔花岗岩而言，以下证据更支持第一种观点：(1) 大量古生代花岗岩出露，伴有岛弧，蛇绿(混杂)岩，增生杂岩和基性岩墙等；(2) 研究区缺乏前寒武发生俯冲增生的证据；(3) 前寒武岩石或老的片岩、片麻岩等未见。
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图 10 西准噶尔晚古生代花岗岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (a)、fSm/Nd-tDM (b)、εNd(t)-侵位年龄(c)和幔源组分-侵位年龄(d)图解 Fig. 10 The εNd(t)-(87Sr/86Sr)i (a), fSm/Nd-tDM (b), εNd(t)-intrusive age (c) and mantle component-intrusive age (d) diagrams of the Late Paleozoic granitoids in the western Junggar |
西准噶尔花岗岩Nd同位素表明，其εNd(t)值远远高于元古宙和太古代地壳，较高于准噶尔古生代区域变质岩(Hu et al., 2000)，说明花岗岩的源岩不可能直接来源于古生代地壳。同时，εNd(t)值与研究区内的古生代洋壳物质相近，说明年轻的洋壳(包括增生楔等)是西准噶尔花岗岩的源岩，这一认识支持西准噶尔地区基底可能为洋壳等年轻物质。
西准噶尔大规模的正εNd(t)值花岗岩表明显生宙大规模的地壳生长(Jahn et al., 2000; Chen and Jahn, 2004; 韩宝福等, 2006)，为了更近一步认识地壳增生，可以对其生长方式、生长量进行讨论。假设西准噶尔花岗岩由两种端元组分以不同比例混合形成。这两种端元分别是来自地幔的玄武质岩石和地壳岩石。所有花岗岩体的混合比例能通过以下的公式计算出来：XM=(εc-εr)*Ndc/(εr*(Ndm-Ndc)-(εmNdm-εcNdc))(Jahn et al., 2004)，其中XM(%)代表来自地幔年轻组分百分比，εc，εr，εm分别代表地壳、样品和地幔的εNd(t)值；Ndc，Ndm分别代表地壳和地幔的丰度。本文中εc=-4，Ndc=25×10-6 (Jahn et al., 2004)，εm=-8.8，Ndc=19.5×10-6 (Zheng et al., 2007)。通过二元混合计算，可以估算出早石炭世花岗岩和晚石炭世-早二叠世花岗岩的年轻组分为64%~98%和78%~94%(图 10c, d)。
岛弧型花岗岩往往揭示陆壳水平增生。西准噶尔岛弧型花岗岩具有较高的正εNd(t)值，计算得到有64%~98%的年轻地幔物质参与花岗岩浆的形成(图 10c)，导致地壳水平生长。板块边缘通过汇聚作用形成岛弧和大量岩浆作用。以中国同造山花岗岩总面积为13400km2计算(Wang et al., 2009)，年轻组分按64%~98%，最少将有8576km2面积的物质加入到地壳，占造山带面积的23%。想要计算碰撞后阶段产生的垂向地壳生长量，需要判断年轻物质的来源，因为有三种方式均可以提供：底侵幔源物质，洋壳、增生楔等再循环物质和基性下地壳重熔物质(Xia et al., 2003, 2004)。西准噶尔地层和花岗岩体常见定向排列的基性岩墙发育，其中一些岩墙具有高镁闪长岩的特点，年龄为321~292Ma(Yin et al., 2010)。而早石炭世俯冲阶段，并未发现有该时代的岩脉发育。幔源岩浆底侵作用为碰撞后岩浆活动提供了大量的物源和热源。这些都表明有大量的年轻幔源物质贡献给地壳，导致地壳垂向增生。
3 西准噶尔中基性岩墙岩墙是一种特殊的岩浆岩，既包含岩浆演化信息，也包含地壳应变动力学的信息，对恢复和探讨地球动力学背景有至关重要的作用。塔里木盆地内部及周缘地区、北山地区和北疆地区(西天山，东天山和准噶尔地区)发育大量的中基性岩墙群和少量的酸性岩墙群(Yin et al., 2010; Zhang et al., 2010; Su et al., 2011a, b ; Yu et al., 2011)。西准噶尔作为中亚造山带重要的一环，发育大量的中基性岩墙群(图 11)，对解决其地幔源区性质，热机制及演化过程有很强的指示意义。目前对于西准噶尔中基性岩墙群的争议有以下几点：(1) 岩墙群年代学；(2) 岩墙群的岩石类型和成因；(3) 晚古生代应力场情况；(4) 岩墙群构造背景等。
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图 11 西准噶尔中基性岩脉分布和年龄简图(据Xiao et al., 2008修改; 数据来源李辛子等, 2004; 周晶等, 2008; 徐芹芹等, 2008; 尹继元等, 2009; Yin et al., 2010) Fig. 11 Distribution and age diagram for mafic-intermediate dyke swarms in the western Janggar (modified after Xiao et al., 2008. Data from Li et al., 2004; Zhou et al., 2008; Xu et al., 2008; Yin et al., 2009, 2010) |
西准噶尔中基性岩墙群包括主要以中性闪长(玢)岩和辉长岩和辉绿岩为主，并且以前者占主要部分，在阿克巴斯陶、克拉玛依、和布克赛尔、哈图、铁厂沟和扎伊尔山等地都有大量出露。少量花岗细晶岩脉侵入于西准噶尔北部的活基尔等地。闪长岩墙群按Mg#值和Sr/Y比值分类可以分为高镁埃达克质闪长岩系列(Mg#>45; 高Sr/Y比值，低Yb，Y值)，高镁闪长岩(Mg#>45，低Sr/Y比值)和低镁(普通)闪长岩(李辛子等, 2004; 尹继元等, 2009; Yin et al., 2010; Ma et al., 2012)。项目组根据野外地质特点和室内地球化学数据认为：夏尔蒲岩墙群(闪长玢岩，少量辉绿岩)包括高Mg#埃达克质闪长玢岩和个别辉绿岩；小西湖岩墙群(闪长玢岩，少量辉长岩和辉绿岩)包括高Mg#埃达克质闪长岩和少量镁闪长岩、辉长岩和辉绿岩；别鲁阿嘎希岩墙群(角闪辉绿岩、角闪闪长岩和闪长岩)包含高镁闪长岩和镁闪长岩。
3.2 年代学西准噶尔出露的中基性岩墙群由于锆石因素的限制，测试结果往往不尽人意，现有的年代学数据基本来自于K-Ar和40Ar-39Ar法测年。李辛子等(2004) 通过K-Ar法测得克拉玛依基性岩墙形成年代为241.3Ma和271.5Ma，徐芹芹等(2008) 对阿克巴斯陶、克拉玛依、红山岩体内和附近地层中出露基性岩墙进行K-Ar法，得到187~271Ma，其中克拉玛依岩墙257.9±7.7Ma。周晶等(2008) 对同一范围内的辉长岩和辉绿岩墙测得40Ar-39Ar年龄为174~322Ma，其中克拉玛依辉长和辉绿岩墙年龄分别为252.6±1.6Ma和253.7±1.6Ma。Yin et al.(2010) 对克拉玛依岩体及东边下石炭统地层内的高镁闪长岩墙40Ar-39Ar定年，并得到321±3Ma的结果。别鲁阿嘎希和克拉玛依岩体中的闪长岩墙的全岩40Ar-39Ar年龄分别为292±3Ma和304.8±2.2Ma(尹继元等, 2012)。冯乾文等(2012) 对克拉玛依和红山闪长(玢)岩墙进行LA-ICP-MS定年，分别为303.1±1.2Ma~319±1.0Ma和302±1Ma~304±1Ma。从年龄结果来看，K-Ar、40Ar-39Ar和LA-ICP-MS三种方法获得的年代结果差异明显，以克拉玛依岩墙为例，测得的结果分别为241.3~257.9Ma，252.6~321Ma和303.1~319Ma，这三种方法结果相差非常大。那么哪种方法测得的年龄更准，年龄数据更可信？由于40Ar-39Ar体系的封闭温度较锆石要低，那么40Ar-39Ar年龄受到热扰动或变质作用的影响会非常不准；同样，锆石成因类型的确定与是否继承了围岩的锆石都会导致错误结论的出现。因此还需要更进一步的研究。但是，笔者认为近两年有关西准噶尔岩墙群年代的数据，无论是40Ar-39Ar法还是LA-ICP-MS法得到的结果还是比较可信的。
3.3 地化特点克拉玛依高镁埃达克质闪长岩富Si、Mg和Na元素，高Mg#值(>60)，富集Cr，Ni，Sr，Ba元素，贫K，Yb，Y等元素，轻重稀土分异明显，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有高Sr/Y比值，类似于赞岐岩(尹继元等, 2009; Yin et al., 2010)。项目组对夏尔蒲岩墙、别鲁阿嘎希岩墙和小西湖岩墙进行地球化学测试(笔者项目组待发表数据)，发现夏尔蒲岩墙群和小西湖岩墙群具有较高SiO2含量(接近或≥56%)，Al2O3≥15%，普遍具有较高的Mg#，MgO含量多大于3%；Yb＜1.9×10-6，Y＜18×10-6(样品均小于10×10-6)，具有较高Sr(＞500×10-6)和Ba含量，Sr/Y比值在44~95之间(图 12)，无明显Eu、和Sr的负异常，明显亏损Nb、Ta、Ti和Th等高场强元素，与典型的埃达克质岩石地化特点类似(Defant and Drumond, 1990)。别鲁阿嘎希岩墙具有较高的MgO(普遍＞6%)、高Mg#(59~72)、较低FeOT/MgO比值(基本＜1)，相容元素Cr、Ni和Co含量很高，亏损高场强元素Nb、Ta、Ti和Zr，富集大离子亲石元素K、Rb、Ba和Sr的特征，这些特点类似高镁安山岩(闪长岩)或赞岐岩的地球化学特点(Tatsumi and Ishizaka, 1982)。别鲁阿嘎希镁安山岩具有较低的MgO含量(多＜3%)、Mg#值(47~62)和较低的相容元素Cr、Ni和V含量，这表明地幔组分在其源区的比重减少。与夏尔蒲和小西湖岩墙群中高镁埃达克质岩墙相比，具有低的MgO、Sr、Ba含量以及Sr/Y比值，在Sr/Y-Y图解(图 12)中主要落入埃达克质岩石与岛弧岩石的交界区域。
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图 12 西准噶尔中基性岩墙群Sr/Y-Y图解(据Defant and Drummond, 1990) 数据来源于项目内部资料 Fig. 12 The Sr/Y-Y diagram of the dyke swarms in the western Junggar (after Defant and Drummond, 1990) Data from internal data in the program |
关于西准中基性岩墙群的成因主要有以下认识：岩浆混合(康磊等, 2009; 张洪伟等, 2011)、残余洋壳或大洋岩石圈低程度部分熔融(李辛子等, 2004; 徐芹芹等, 2008; 周晶等, 2008)和橄榄岩地幔受俯冲流体交代部分熔融(尹继元等, 2009; Yin et al., 2010; Ma et al., 2012)。在野外可观察到夏尔蒲岩体、别鲁阿嘎希岩体局部地区密集发育暗色中性包体，表明存在局部的岩浆混合作用，这只能解释这些暗色包体的成因，但无法释大规模岩墙群的成因(Yin et al., 2010; 冯乾文等, 2012)。岩浆混合对解释高镁埃达克质岩石和赞岐岩具有高Mg#值、Sr/Y比值和εNd(t)值的特点存在不足。夏尔蒲辉绿岩墙与高镁埃达克质闪长玢岩的初始Sr同位素比值均为0.70379，εNd(t)值则分别为+5.8和+5.9，略低于徐芹芹等(2008) 获得的西准噶尔岩墙群的εNd(t)值(5.91~8.10)，考虑到其所采用40Ar-39Ar法所测得的年龄普遍较年轻，有此差异比较正常，两者具有一定的可比性。另外岩墙群的高Mg#值(普遍>40)，表明源区有地幔组分的参与或者直接来源于地幔，玄武质下地壳部分熔融形成的熔体Mg#值小于40(Rapp and Watson, 1995)。通过对西准噶尔晚古生代花岗岩的Sr-Nd同位素的统计和研究，发现花岗岩的εNd(t)值基本大于5，最大能至8，这表明幔源的贡献非常大。计算出西准噶尔花岗岩的一阶段Nd模式年龄tDM非常年轻，介于0.35~0.94Ga，除去4个tDM非常高的样品，其余均介于0.35~0.70Ga。西准噶尔地区基底可能为洋壳等年轻物质，使得形成的岩浆具有俯冲板片的印记(Hu et al., 2000; Zheng et al., 2007)。因此，西准噶尔地区的高镁埃达克质闪长岩有可能是残余洋壳板片受到软流圈地幔物质的交代而形成，造成其具有高Mg#，轻重稀土分异明显，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有高Sr/Y比值的类似埃达克质岩特点。高镁闪长岩同样能形成于后碰撞拉张伸展背景，岩石圈地幔受到早期俯冲流体或熔体交代发生部分熔融(Smithies and Champion, 2000)。包古图埃达克质(石英)闪长斑岩的年代为310±3Ma~314±4Ma(Tang et al., 2010)，克拉玛依及周边中基性岩墙群年龄范围为292±3Ma~321±3Ma(年龄来源选择近两年的文献：Yin et al., 2010; 尹继元等, 2012; 冯乾文等, 2012)，说明两者形成时代相近，两者应是同一构造背景下的产物。洋脊俯冲-板片窗模式从地球化学证据方面能很好的解释西准噶尔Ⅰ型和A型花岗岩、高镁埃达克质闪长岩、高镁闪长岩和镁闪长岩的岩石成因和构造背景，但是存在缺陷：(1) 达尔布特蛇绿混杂岩带附近野鸭沟地区识别出褶皱冲断构造，顶端指向北西的褶皱组合揭示达尔布特古洋盆发生向南的俯冲消减(Zhang et al., 2011a; Ma et al., 2012)；(2) 不仅局限在克拉玛依，西准噶尔大范围的Ⅰ型和A型花岗岩体和基性岩强群的出现(韩宝福等, 2006; Chen et al., 2010; 陈家富等, 2010; 童英等, 2010; 徐芹芹等, 2008; 周晶等, 2008)；(3) 达尔布特蛇绿混杂岩两侧同一套、具可对比性的下石炭统地层(辜平阳等, 2009, 2011)；(4) 西准噶尔克拉玛依附近缺失上石炭统地层(新疆地质矿产局, 1993)。
3.5 古应力场岩墙群对重建古地理构造格架有着重要的作用，来自幔源源区的岩墙群不仅能提供岩石圈的拉张背景信息，根据岩墙群的实测剖面估算区域主伸长度，了解幔源物质对地壳垂向生长的贡献(Windley, 1984; Hall et al., 1987)，如果其产状也能知道，就能恢复古应力场及区域构造应力方向(Lefort et al., 2005; Ma et al., 2012)。
中基性岩墙群在西准噶尔地区广泛出露。克拉玛依岩体具有不连续分段和连续分段两种类型的岩墙，总体以北西-南东(280°~300°)，少量为北东-南西(30°~50°)(李辛子等, 2005)。西准噶尔北部侵入到石炭统地层的和布克赛尔闪长岩墙整体走向为220°，克拉玛依闪长岩墙走向为40°~50°(徐芹芹等, 2008)。冯乾文等(2012) 将克拉玛依闪长岩墙划分为三组，各组走向分别为280°~310°，30°~50°和近南北向，其中第一组占绝大多数。在野外露头，北东-南西向的岩墙切割北西-南东向的岩墙，即前者形成时间晚于后者(Ma et al., 2012)。项目组对西准噶尔夏尔蒲中基性岩墙、别鲁阿嘎希中基性岩墙、小西湖中基性岩墙和活基尔中酸性岩墙进行了产状测量：夏尔蒲岩墙走向分为3组：北西西-南东东(280°~300°)，近东西向(265°~275°)和北东-南西向(50°~55°)；别鲁阿嘎希岩墙分为2组：北东东-南西西向(236°~255°)和近东西向(265°~269°)；小西湖岩墙分为4组：近南北向(356°~11°)，近东西向(265°~276°)，北西西-南东东向(280°~305°)和北东-南西向(20°~83°)。
为了研究西准噶尔区域的古应力场情况，笔者采用TENSOR软件对所测得的岩墙群的一系列产状进行分析，该软件的限制条件请见前人文献(Delvaux and Sperner, 2003; Ma et al., 2012)。应力体系被定义和划分成不同类型的应力，且能够被指数R’量化，其变化范围从0~3。σ1，σ2和σ3分别是体系中的最大应力，中等应力和最小应力。当σ1垂直时，R’=R(其中R=(σ2-σ3)/(σ1-σ3))，代表拉张应力体系；当σ2垂直时，R’=2-R，代表走滑应力体系；当σ3垂直时，R’=2+R，代表挤压应力体系(Delvaux et al., 1997; Delcaux and Sperner, 2003; Ma et al., 2012)。夏尔浦中基性岩墙、别鲁阿嘎希中基性岩墙、小西湖中基性岩墙和活基尔中酸性岩墙的应力场分析结果请见图 13和表 2。夏尔蒲岩墙恢复的古应力场特征为：近垂直的σ2和近水平的σ3和σ1，主应力轴σ1的平均方位为23°/280°，σ2为67°/88°，σ3为4°/188°；应力指数R’=1.11，指示走滑体系。别鲁阿嘎希中基性岩墙具有近垂直的σ1和近水平的σ3和σ2，主应力轴σ1的平均方位为42°/97°，σ2为38°/230°，σ3为25°/341°；应力指数R’=1.0，指示一个拉张应力体系。小西湖中基性岩墙具有近垂直的σ1和近水平的σ3和σ2，主应力轴σ1的平均方位为85°/135°，σ2为4°/275°，σ3为3°/5°；应力指数R’=0.67，指示拉张应力体系。活基尔中酸性岩墙具有近垂直的σ2和近水平的σ3和σ1，主应力轴σ1的平均方位为20°/64°，σ2为66°/279°，σ3为13°/159°；应力指数R’=1.28，指示一个过渡应力体系，即走滑体系。
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图 13 西准噶尔岩墙群下半球等面积投影图(图a、b、c和d分别为夏尔蒲岩墙群、别鲁阿嘎西岩墙群、小西湖岩墙群和活基尔岩墙群)(据Delvaux and Sperner, 2003; Ma et al., 2012) 应力结果用三条主应力轴的方位表示，实心点被圆，三角形和正方形包围的标记分别代表σ1，σ2和σ3.相关的水平最大主应力轴(Shmax)和最小主应力轴(Shmin)用应力图外的大箭头表示.它们的类型、常速和颜色代表相对于等方性应力σ1的水平偏应力的大小以及应力比值R=(σ2-σ3)/(σ1-σ3).红色实心箭头表示σ3总是最接近近水平方向时(即最小主应力轴Shmin).箭头朝外表明拉张体系，箭头朝内代表挤压体系.垂向应力σV见左上角，用圆和应力箭头表示，其中实心圆代表拉张体系(σ1接近于σV)，空心圆代表走滑体系(σ2接近于σV) Fig. 13 The lower hemisphere equal area projections of dyke swarms in Xiaerpu (a), Bielaagaxi (b), Xiaoxihu (c) and Huojier (d) pluton areas(after Delvaux and Sperner, 2003; Ma et al., 2012) Stress inversion results are represented by the orientation of the three principal stress axes, solid dot surrounded by a circle for σ1, a triangle for σ2 and a square for σ3. The related horizontal principle stress axes (Shmax) and horizontal minimum stress axes (Shmin) are marked by large arrows outside the stereogram. Their type, length and color indicate the horizontal deviatoric stress magnitude relative to the isotopic stress (σ1) and are a function of the stress regime and the stress ratio R=(σ2-σ3)/(σ1-σ3). Red arrows when σ3 is sub-horizontal (Shmin), blue arrows when σ2 is sub-horizontal (either Shmin or Shmax), and the green arrows when σ1 is sub-horizontal (always Shmax). Outward arrows indicate extensional deviatoric stress (<σ1) and inward arrows indicate compressional deriatoric stress (>σ1). The vertical stress (σV) is expressed in the small circle with stress arrows in the upper left corner of the figures by a solid circle for an extensional regime (σ1≈σV), and an open circl for a strike-slip regime (σ2≈σV) |
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表 2 西准噶尔岩墙群古应力场相关特征指标 Table 2 The paleostress tensors from the dykes in the western Junggar |
西准噶尔晚古生代构造背景主要有洋盆阶段、俯冲增生阶段和后碰撞三个阶段。克拉玛依和达尔布特蛇绿混杂岩的形成时代分别为中奥陶世-早泥盆世(徐新等, 2006; 何国琦等, 2007; 笔者项目组, 未发表数据)和中志留世-中泥盆世(Feng et al., 1989; 张弛和黄萱, 1993; 辜平阳等, 2009; Yang et al., 2012a, c ; 陈博和朱永峰, 2011)。表明一直到中泥盆世，西准噶尔是处于洋盆阶段(Wang et al., 2003; Yang et al., 2012a, b )。早石炭世大量的Ⅰ型花岗岩，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，形成于岛弧构造背景，岩石成因主要为下地壳的部分熔融作用。达尔布特蛇绿混杂岩带各构造岩片以低角度逆冲断层关系接触。以上表明在早石炭世，西准噶尔发生俯冲-增生作用(Xiao et al., 2008; Geng et al., 2009; Tang et al., 2010, 2012a, b )。晚石炭世后期，西准噶尔已经进入后碰撞环境，且该构造背景一直持续到早二叠世(韩宝福等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010; 陈家富等, 2010; 童英等, 2010)。主要由以下证据支持：
(1) 西准噶尔克拉玛依地区的地层主要为石炭统地层，在大量实测剖面及路线调查基础上，通过对下石炭统三个组之间的接触界线进行详细的观察，发现界线附近发育典型的冲刷构造和粒序层理，因此将下石炭统地层由老到新的顺序定为希贝库拉斯组(C1xb)-包古图组(C1b)-太勒古拉组(C1-2t)。根据碎屑锆石年龄和化石，确定前两个组为早石炭世，太勒古拉组跨入晚石炭世(王国灿等, 2012)。下石炭统地层沉积相为半深海-深海相，太勒古拉组发育浊流沉积特点的层序，而西准噶尔北部上石炭统为吉木乃组(C2jm)和塔克台组(C1-2tk)为河流湖泊相，表明晚石炭世同样为半深海-深海相(笔者项目组, 未发表数据)。虽然不肯定西准噶尔在早二叠世已全面进入陆相沉积环境，但说明西准噶尔地区已经有陆相沉积，整体发生快速抬升。(2) 碎屑锆石：太勒古拉组的碎屑锆石年龄范围在300~418Ma，集中在320~344Ma(峰期为330Ma)；希贝库拉斯组碎屑锆石年龄范围是320~422Ma，集中在330~396Ma(峰期为360Ma)(笔者项目组, 未发表数据)。晚石炭世岩浆活动记录基本没有，有可能是西准噶尔已抬升为后碰撞阶段，剥蚀速度明显大于沉积速度。(3) 达尔布特蛇绿混杂岩被阿克巴斯陶岩体(296~316Ma)(苏玉平等, 2006; Geng et al., 2009; 高山林等, 2006)和也格孜卡拉花岗岩体(308Ma)(陈石和郭召杰, 2010)切割，能被认为是“钉合岩体”(韩宝福等, 2010)，说明在308~316Ma，达尔布特蛇绿混杂岩已经完成构造侵位，俯冲增生作用可能已结束。(4) 西准噶尔基性岩强群具有张性特点(李辛子等, 2004)，与野外观察到的岩墙(脉)侵入寄主岩体的边界平直现象一致。无论是野外地质情况还是岩墙群的年代学都表明至少高镁埃达克质闪长岩墙稍晚于寄主岩体而形成。岩脉都是在有裂隙出现时侵入，反映的是拉张环境(Williams et al., 2001)。大量A型花岗岩形成于晚石炭世-中二叠世，应该对应后碰撞环境(Eby, 1992; 韩宝福等, 2006; 袁峰等, 2006; Zhou et al., 2008; Chen et al., 2010)。(5) 通过对构造线和构造时序关系分析，晚古生代古应力场具有近东西向挤压-北东-南西向挤压-近南北向挤压-近南北向伸展的规律性变化特点(王国灿等, 2012)。俯冲增生阶段对应挤压阶段，后碰撞环境对应近南北向伸展。西准噶尔中基性岩墙群的古应力方向的确指示近南北向的拉张应力。夏尔蒲闪长玢岩和辉长岩的年龄数据不太好，采用其寄主岩体的年龄299Ma代替(岩浆混合成因，康磊等, 2009)，克拉玛依和别鲁阿嘎希岩墙则选择比较可信的年龄结果，分别为292±3Ma和303.1±1.2Ma~321±3Ma。表明在早石炭世末期-早二叠世，西准噶尔可能一直受近南北向的拉张应力体系控制(图 13)。(6) 西准噶尔Ⅰ型和A型花岗岩在区域上呈面状分布，数量众多，类型多样。与洋脊俯冲-板片窗模式形成花岗岩的局部区域分布的特点并不吻合。这些花岗岩具有高的正εNd(t)值，年轻的Nd模式年龄tDM，西准噶尔基底以残余洋壳(与岛弧、增生楔等物质)组成(Hu et al., 2000; Chen and Jahn, 2004; Zheng et al., 2007)，完全能够在后碰撞环境下，岩石圈地幔受流流体(或熔体)交代或软流圈底侵加热发生部分熔融或是下地壳玄武之岩浆高程度的分离结晶而形成(Han et al., 1997; Smithies and Champion, 2000; Chen and Jahn, 2004)。(7) 埃达克质岩同样能形成于滞留洋壳的部分熔融(Desonie, 1992; Hou et al., 2004; Qu et al., 2004)。(8) 中亚造山带西段在石炭纪晚期就已形成统一的大陆，阿尔泰和塔里木板块在此时期碰撞拼贴在一起。北疆并未见到年龄晚于320Ma的蛇绿岩或蛇绿混杂岩，因此表明晚石炭，中亚造山带已拼合(徐学义等, 2005)。晚古生代，新疆北部已经进入陆内演化过程，现代地壳结构的轮廓在二叠纪基本奠定格局，天山地壳主体是在二叠纪以前就已形成(李锦轶和肖序常, 1999, 李锦轶等, 2006)。阿尔泰南缘在二叠纪已是陆相沉积(Zhang et al., 2007)。中亚造山带的拼合发生于晚石炭世-早二叠世，从碰撞后环境转变为板内环境(Pirajno et al., 2010; Zhang et al., 2010)。因此，中晚二叠世，西准噶尔已完全转为板内环境。
5 结论中亚造山带是全球显生宙地壳增生与改造最显著的地区。西准噶尔作为中亚造山带的一部分，吸引了大量学者的关注。蛇绿混杂岩带、花岗岩、中基性岩墙在西准噶尔地区广泛出现，其晚古生代构造演化过程极为复杂，因而存在很多争议。通过对西准噶尔区域发育的蛇绿混杂岩带、地层、古地理环境、花岗岩体和中基性岩墙群的总结，结合项目组野外与室内数据的研究，得到以下认识：
(1) 达尔布特和克拉玛依蛇绿混杂岩的形成环境为与俯冲相关的弧后盆地，源区来自含尖晶石二辉橄榄岩高程度部分熔融作用；
(2) 早石炭世花岗岩形成于俯冲环境，晚石炭世-早二叠世花岗岩形成于后碰撞环境，中二叠世花岗岩可能形成于板内环境；
(3) Ⅰ型花岗岩的成因与俯冲密切相关，而A型花岗岩和中基性岩墙则更可能产自、后碰撞环境；
(4) A型花岗岩是下地壳受地幔底侵发生部分熔融并高度分离结晶的产物，中基性岩墙群普遍具有埃达克质岩的地球化学特点，可能产于受流体(或熔体)交代的残余洋壳板片的部分熔融；
(5) 中基性岩墙群形成稍晚于寄主岩体，均形成于后碰撞构造背景。在晚石炭世-早二叠世，西准噶尔处于近南北向的拉张应力体系；
(6) 西准噶尔在泥盆纪为洋盆体系；早石炭世，俯冲-碰撞过程结束；晚石炭世-早二叠世属于后碰撞环境；中晚二叠世处于板内环境。
致谢 对成文中给予过帮助的纵瑞文、伍文湘和张雷表示感谢！对匿名评审提出的宝贵建议表示感谢！| [] | An F, Zhu YF. 2009. SHRIMP U-Pb zircon ages of tuff in Baogutu Formation and their geological significances. Acta Petrologica Sinica, 25(6): 1437–1445. |
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