东昆仑加里东碰撞造山过程与时限

东昆仑造山带显生宙地壳生长~

1.东昆仑造山带在显生宙期间的新生陆壳
东昆仑大陆地壳可能主要形成于古元古代晚期，东昆仑基底属于造山带基底性质。那么，在此之后还有没有新生地壳(juvenile crust)产生，显生宙东昆仑造山带地壳演化主要表现为前寒武纪地壳的再循环，还是新生地壳的生长?这是一个普遍关注的重要科学问题;而大规模的东昆仑花岗岩带，为回答这个问题提供了可靠的记录和证据。
从第二章、第三章可知，无论在东昆仑造山带东部还是在东昆仑西部祁漫塔格地区，大量花岗岩体都含有丰富的镁铁质微粒包体，并有与花岗岩类几乎同年龄的镁铁质-超镁铁质火成岩广泛出露，说明在显生宙期间有大量地幔物质以岩浆的形式进入地壳。东昆仑显生宙花岗岩的Sr、Nd同位素组成，87Sr/86Sr初始值在东部变化于0.701～0.714之间，但多数小于0.710，在西部变化于0.703～0.715之间，大多数小于0.708;εNd(t)值在东部变化于－9.2～3.6之间，在西部变化于－5.10～1.33之间，也说明地幔物质与地壳物质的混合，在花岗岩类的成因中有重要的地位。东昆仑花岗岩的这些特征，同兴蒙、西藏冈底斯等造山带花岗岩相似，但与华南过铝花岗岩及喜马拉雅过铝花岗岩有明显的不同，前者在造山过程中有大量地幔物质进入地壳，产生了新生陆壳;后者，地壳的演化则基本上表现为陆壳内部物质的再循环。
2.东昆仑造山带显生宙地壳生长的方式
1)幔源岩浆的底侵作用(underplating)。在一定构造条件下，地幔源区部分熔融所产生的镁铁质岩浆在上升到莫霍面时，因其密度大于下地壳但小于上地幔而储留在下地壳底部。一方面，镁铁质岩浆带来的巨大热量(可能还有流体)将促进下地壳的深熔作用而产生花岗质岩浆，继而发生镁铁质岩浆与长英质岩浆的混合，改造原有地壳;另一方面，底侵镁铁质岩浆的冷却将产生榴辉岩相的新下地壳，促进地壳的增生。
幔源岩浆底侵作用在东昆仑造山带中有清楚的表现。东昆仑造山带东部，印支晚期侵入于金水口群深变质岩中的石灰沟外滩辉长岩-辉石岩-橄榄岩杂岩体，其角闪石Ar-Ar坪年龄为(226.4±0.4)Ma，等时线年龄为(222.2±3.3)Ma。与侵入在金水口群深变质岩中的同龄花岗闪长岩相混合的千瓦大桥北角闪辉长岩体，其锆石SHRIMP年龄为(239±4)Ma。它们代表了印支晚期的底侵作用。在东昆仑造山带西部，喀雅克登塔格一带的辉长岩体，其锆石SHRIMP年龄为(386.9±2.6)Ma，(386.4±3.2)Ma，大致与其附近岩浆混合花岗岩类同期，代表了东昆仑加里东造山旋回晚期的幔源岩浆底侵作用。应当说明，并不是见到辉长岩体就可以认为是底侵作用的产物。底侵作用产生的镁铁质火成岩，在区域上应具有普遍性和近同时性，并与区域岩浆混合作用有密切关系。此外，它们通常侵入在前寒武纪高级变质岩中，有时呈镁铁质－超镁铁质堆晶杂岩产出。
在东昆仑造山过程中发生幔源岩浆底侵作用的构造阶段:从上述辉长岩体的形成年龄来看，东昆仑造山带发生了两次明显的幔源岩浆底侵作用，一次在早-中泥盆世之间，一次在发生在中三叠世，在构造阶段上分别处于加里东造山旋回及晚华力西-印支旋回的俯冲结束-碰撞开始转变时期，并与两个造山旋回的大规模岩浆混合作用大致同期。
因此，在东昆仑造山带产生幔源岩浆底侵作用的深部原因，最可能是俯冲结束与碰撞开始时的板片断离作用。板片断离作用会导致软流圈物质上隆并诱发地幔楔的减压熔融，产生镁铁质岩浆，在下地壳底部造成底侵作用。
2)幔源-壳源岩浆混合作用(magma mixing)。如果说底侵镁铁质岩浆的固结造成了陆壳的垂向增生，那么幔源镁铁质岩浆与壳源长英质岩浆之间的混合作用就是对原来陆壳向基性方向的改造。这两种作用，都是通过岩浆作用实现壳-幔间物质和能量的交换，是两种不同而又密切相连的大陆地壳生长方式。
岩浆混合作用，按其混合机制的不同，可以分为化学混合与机械混合两种;按其混合程度的不同，可以分为完全混合、不完全混合、未混合等几种。两个端元岩浆的完全混合，可以形成连续的、端元比例不同的混合岩浆系列，但其宏观标志不明显。不完全的混合，可在花岗质岩浆中残存着数量不等的镁铁质岩浆团块(冷却后成为暗色镁铁质微粒包体)，这种混合最易识别。未混合的两种岩浆只是互相接触，没有或基本没有发生混合，例如“同深成作用岩墙”。混合作用的程度及方式，主要取决于两种端元岩浆的温度及它们在接触时的温度差。
东昆仑造山带发生大规模岩浆混合作用的时间及构造阶段与底侵作用相同，在加里东旋回发生在早-中泥盆世，在晚华力西-印支旋回发生在中三叠世，在构造阶段上均属于俯冲结束-碰撞开始的转变期。我们对东昆仑东段加鲁河岩体中的花岗闪长质寄主岩、暗色镁铁质微粒包体、角闪辉长岩进行锆石SHRIMP测年，分别获得了(237±3)Ma、(240±3)Ma和(239±4)Ma三个基本相同的同位素年龄。类似地，在东昆仑西部喀雅克登塔格一带的岩浆混合岩体中，镁铁质端元和花岗质端元分别获得了(386.9±2.6)Ma(辉长岩)、(402.6±7.4)Ma(正长花岗岩)的锆石SHRIMP年龄，形成时代也很相近。这就进一步证明了岩浆混合作用与底侵作用之间的密切联系。

本次研究对东昆仑造山带造山旋回的厘定，主要根据火成岩构造组合及构造-岩浆事件序列，结合沉积、变质、变形事件的记录综合分析而定。例如，标志一个造山旋回开始(洋盆打开)的岩石学记录，有蛇绿岩中的玄武岩、镁铁-超镁铁质侵入岩，及伴生的放射虫硅质岩、其它深水沉积岩等;俯冲造山作用的岩石学记录，有岛弧与陆缘弧型的火山岩与花岗岩及沉积增生楔;碰撞-后碰撞作用的记录，有强过铝花岗岩与火山岩、高钾钙碱性花岗岩、钾玄岩系列岩石及高压－超高压变质岩等;造山末期-后造山事件的记录，有A型花岗岩、磨拉石建造等。下面讨论东昆仑早古生代造山旋回(亦可称为加里东造山旋回)的特点、演化及时限。
1.东昆仑早古生代构造-岩浆事件序列
表5-22表示了东昆仑早古生代构造-岩浆事件序列与时间及其与北祁连造山带的对比，代表小洋盆性质的清水泉蛇绿岩的形成年代为寒武纪(有518Ma和579Ma年龄数据)，拉斑玄武岩类按地层划分归入晚奥陶纪(《青海省区域地质志》，1991)。弧花岗岩类的年龄，阿拉克湖岩体全岩Rb-Sr年龄508Ma(中国地质大学(武汉)，2003)，德拉托郭勒岩体全岩Rb-Sr等时年龄476Ma，万宝沟岩体角闪石40Ar/39Ar年龄450Ma，石灰沟花岗岩锆石一致线年龄为471Ma和485Ma，这些数据使我们可以从区域尺度上作出以下推断:①东昆仑东部在新元古代末—中寒武世为洋盆形成及扩张阶段，中寒武世开始进入俯冲阶段，持续到晚奥陶世，与祁连造山带可以对比;②东昆仑西部形成洋盆的时间稍晚，还需要进一步的研究。
表5-22 东昆仑加里东造山旋回各阶段岩石构造组合及其与北祁连造山带的对比


在祁漫塔格1∶25万布喀达坂幅的吐木勒克西南发现晚奥陶世蓝闪石片岩(含青铝闪石和蓝透闪石)，与其伴生的辉长岩Ar-Ar年龄为(444.5±1.5)Ma(青海地质调查院，2003)，可能代表俯冲的结束和碰撞的开始。在东昆仑还发现了碰撞型二云母花岗岩类，在万宝沟沟头，锆石一致线年龄为412.6Ma(许荣华等，1990)，属晚志留纪，在1∶25万布喀达坂幅的额尔滚西岩体，Rb-Sr等时线年龄为379.6Ma(青海地质调查院，2003)。说明在晚志留世—中泥盆世洋盆已完全闭合，进入主碰撞-后碰撞造山阶段。从区域上对比来看，祁连加里东造山系的二云母花岗岩出现的时限为417～404Ma(邓晋福等，1996)，与东昆仑造山带大致可以对比。
造山后A型花岗岩还未发现，但下、中泥盆统的缺失，晚泥盆世陆相磨拉石的发育，可视为造山带在晚泥盆世已进入造山后崩塌阶段和另一个造山旋回开始的间接标志。
2.东昆仑早古生代洋盆的性质
东昆仑早古生代洋盆的性质，主要可以从蛇绿岩中玄武岩的岩石学-地球化学性质及地质特征来判断。莫宣学、邓晋福等(1998)通过同洋中脊、洋岛、俯冲弧、大陆裂谷拉斑玄武岩的比较，指出它们是拉斑玄武岩类，与深水硅质岩伴生，在岩石学与地球化学上兼具洋中脊玄武岩与大陆裂谷拉斑玄武岩的特征，缺乏较大规模洋盆演化过程中通常具有的蛇绿岩-弧火成岩在空间上成对性分布，因而其形成的构造环境最可能是类似边缘海性质的小洋盆。
3.祁连-东昆仑加里东造山系统
从火成岩构造组合、地层发育、大地质事件及其序列等方面来看，东昆仑造山带与北祁连造山带、南祁连造山带、柴北缘造山带有类似的大地构造性质与演化历史(邓晋福等，1996;赖绍聪等，1996)。这样我们就可以建立一个比较完整的祁连-东昆仑加里东造山系统，它至少可包括四个造山带，即北祁连造山带、南祁连造山带、柴北缘造山带、东昆仑造山带。每一个造山带在这个造山系统中的大地构造性质与演化历史仍表现出某些重要的差异，这是值得我们今后进一步研究的。这种重要差异对矿产资源的区域性预测将提供重要约束。
现有资料表明，在这个造山系统中，东昆仑造山带与其他造山带相比较，其洋壳发育程度可能最低，继而其俯冲造山和碰撞造山的发育程度亦可能最低。
4.昆中缝合带的性质及其意义
昆中缝合带的蛇绿岩只在清水泉有局部发育，其典型程度远不如北祁连蛇绿岩。其内部的拉斑玄武岩类指示只存在类似边缘海的小洋盆。弧火成岩与碰撞型火成岩均不够发育。这些事实暗示，昆中缝合带可能不代表两个互相分离的独立大陆的陆—陆碰撞缝合带，而是同一个大陆内部两个相对独立的分离陆块间的碰撞缝合带。从这个意义上看，柴达木地块与东昆仑曾是一个完整的大陆块，在早古生代曾拉开形成小洋盆，在其末期又碰撞拼合在一起。如果是这样，则把在昆中断裂带附近出露的前寒武纪变质岩系看作出露的柴达木地块的基底(邓晋福等，1995)是合理的。同时也说明，我们对东昆仑前寒武纪基底的认识是合理的。

碰撞造山作用是一个由洋壳消减经过碰撞事件再到陆壳消减的渐变的过程，碰撞事件没有遗留下任何可以观察到的地质记录。因此，需要运用碰撞事件发生前和发生后产生的地质记录来限定碰撞事件的时代范围（李继亮等，1999）。

1.东昆仑加里东碰撞造山过程

根据上述与早古生代碰撞造山过程相关的区域性角度不整合、岩浆活动、变质作用和构造变形作用的分析，可以认为，东昆仑加里东造山旋回与经典的威尔逊旋回不同，柴达木陆块与东昆中陆块的会聚与碰撞不是一次性相撞完成，而是经过多次过程才完成的，具有软碰撞特点（任纪舜，1994）。由地层角度不整合反映的挤压碰撞时间、俯冲型花岗岩与后碰撞花岗岩转变时间、构造变形时间和变质时间综合分析，东昆仑加里东造山经历了晚奥陶世—早志留世主碰撞造山和顶志留世—早泥盆世的后碰撞造山过程。

2.东昆仑加里东碰撞造山时限

运用大洋岩石圈消减过程中的沉积作用、岩浆作用和变质作用来限定碰撞下限，运用碰撞后同造山时期的岩浆作用和变质作用以及磨拉石沉积作用来作为碰撞事件的时代上限，以此来逼近其发生的时间。东昆仑加里东造山相关年龄如表12-1所示。

根据前述加里东造山形成的角度不整合、俯冲型花岗岩与后碰撞花岗岩年龄、构造变形时间和变质时间（表12-1），可以认为，柴达木陆块与东昆中陆块主碰撞始于450Ma，延续至443Ma，形成了以纳赤台群石灰厂组与志留系赛什腾组之间的角度不整合、赛什腾组海相磨拉石沉积、东昆中断裂带、东昆仑晚奥陶世后碰撞岩浆活动和早古生代麻粒岩相变质岩为特征的东昆仑加里东碰撞造山带主体。顶志留世-早泥盆世的后碰撞造山形成以志留系赛什腾组与泥盆纪牦牛山组之间的角度不整合、牦牛山组陆相磨拉石沉积、泥盆纪角闪岩相变质和后碰撞岩浆活动及东昆中断裂带，后碰撞始于419 Ma，延续至414Ma。

表12-1 东昆仑加里东造山事件年代格架

续表

注：五龙沟剪切带⁴⁰Ar/³⁹Ar年龄据陆松年等（2000）。

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