東昆侖造山帶花崗巖的形成與演化

東昆侖造山帶花崗巖的形成與演化

1晚古生代—前言東昆侖造山帶位于青藏高原北部，南與巴彥卡拉接壤，北與柴達(dá)木盆地接壤。它的西端被阿爾金的大型滑移誤差切斷，東西約1500公里。它大致延伸于烏圖美仁地區(qū)，可分為東、西兩條河流。從北到南,被昆中縫合帶、昆南縫合帶分為3個(gè)構(gòu)造單元。東昆侖帶是青藏高原內(nèi)可與岡底斯帶相媲美的另一條巨型巖漿巖帶(圖1)。侵入巖和火山巖分布廣泛,尤以侵入巖最為發(fā)育(出露面積約4.84萬(wàn)km2),從元古宙到晚中生代均有分布,并以花崗巖類(lèi)為主(占侵入巖出露面積的98.3%),伴有少量橄欖巖類(lèi)、輝長(zhǎng)巖類(lèi),主要分布在昆中斷裂以北,斷裂以南較少,總體呈NWW-SEE方向展布,基本與區(qū)域構(gòu)造線(xiàn)方向一致(袁萬(wàn)明等,2000)。東昆侖花崗巖形成可以劃分為4個(gè)時(shí)段,分別與4個(gè)造山旋回相對(duì)應(yīng):前寒武紀(jì)(元古宙);早古生代(∈-D3);晚古生代—早中生代(D3-T3);晚中生代—新生代(J1-)。其中,以晚古生代—早中生代(或稱(chēng)華力西-印支)旋回、特別是三疊紀(jì)的花崗巖為主(郭正府等,1998)。據(jù)統(tǒng)計(jì)(羅照華,2005(1)),該帶顯生宙花崗巖類(lèi)的出露面積達(dá)47500km2(約占整個(gè)巖漿巖面積的95%);其中早古生代花崗巖類(lèi)約10000km2,占21%;晚泥盆世—三疊紀(jì)花崗巖類(lèi)約36000km2,占77%;侏羅紀(jì)以后花崗巖約1000km2,僅占2%。其中,尤以三疊紀(jì)花崗巖類(lèi)分布達(dá)20000km2,占花崗巖類(lèi)總出露面積的42%。早古生代(加里東)、晚古生代—早中生代(海西—印支)旋回花崗巖類(lèi)多呈大型線(xiàn)狀復(fù)式巖基產(chǎn)出,其內(nèi)部可以解體出若干巖性單元,以石英閃長(zhǎng)巖、花崗閃長(zhǎng)巖、石英二長(zhǎng)巖、二長(zhǎng)花崗巖為主,含大量鎂鐵質(zhì)暗色微粒包體,少數(shù)為小侵入體,主要為正長(zhǎng)花崗巖至堿長(zhǎng)花崗巖,暗色礦物含量較少,幾乎不含包體。晚中生代(燕山期)均為小淺成侵入體,其形態(tài)受斷層控制明顯,主要為正長(zhǎng)花崗巖至堿長(zhǎng)花崗巖。東昆侖構(gòu)造巖漿帶一直受到國(guó)內(nèi)外地質(zhì)學(xué)界關(guān)注,其不僅是我國(guó)境內(nèi)一條巨型巖漿巖帶,且具有特殊的大地構(gòu)造意義。第一,該造山帶是橫亙中國(guó)大陸中央造山帶的組成部分,保存有晚古生代—早中生代古特提斯構(gòu)造體制疊加在祁連—東昆侖早古生代造山系統(tǒng)之上的地質(zhì)記錄,這一構(gòu)造轉(zhuǎn)變,有十分重要的意義;第二,東昆侖花崗巖帶具有底侵作用與巖漿混合作用的豐富記錄,為研究這一地區(qū)的地殼生長(zhǎng)方式,提供了寶貴的依據(jù)。長(zhǎng)期以來(lái),對(duì)這樣一個(gè)非常重要的大地構(gòu)造單元與構(gòu)造巖漿帶,我國(guó)大地構(gòu)造學(xué)家、地質(zhì)學(xué)家、巖石學(xué)家曾有過(guò)豐富的論述(李四光,1933;黃汲清,1954;張伯聲,1965;李春昱等,1982;張文佑,1986;馬杏垣,1987;王鴻禎等,1990;劉增乾等,1990;丁國(guó)瑜,1991;鄧萬(wàn)明,1991;許志琴等,1997;殷鴻福等,1997;張以弗等,1997;陳國(guó)達(dá),1998;任紀(jì)舜,1999;肖序常,2000;姜春發(fā)等,2000;中國(guó)科學(xué)院青藏高原綜合科學(xué)考察隊(duì),2000;張國(guó)偉等,2002;馬宗晉等,2003;潘桂棠和丁俊,2004;萬(wàn)天豐,2004;李廷棟,2006;WangandMo,1995;Dengetal,2004)。本文擬就東昆侖花崗巖的時(shí)空分布、造山帶的構(gòu)造—巖漿演化、底侵與巖漿混合作用及顯生宙地殼生長(zhǎng)方式的近期研究成果,作一概括性的討論。2東昆侖造山帶的構(gòu)造巖漿發(fā)育2.1東侖基底的形成時(shí)代東昆侖金水口群被認(rèn)為是東昆侖最老的變質(zhì)巖系,形成于古元古代,最老的同位素年齡為2468±46Ma(陸松年等,2002,變質(zhì)基性輝長(zhǎng)巖的鋯石U-Pb年齡)。根據(jù)金水口群主體為角閃巖相片麻巖與英云閃長(zhǎng)巖-奧長(zhǎng)花崗巖(TT)組合(鄧晉福等,1995)或TTG組合,以及侵入于金水口群的片麻狀花崗巖類(lèi)的Rb-Sr等時(shí)年齡為1846Ma(青海省區(qū)域地質(zhì)志,1991)、富鋁的堇青石花崗巖單顆粒鋯石U-Pb年齡為1955±6Ma(陸松年等,2002)、東昆侖東部花崗巖的Nd模式年齡tDM(集中于1.8Ga,1.5Ga,1.0Ga三個(gè)峰值)來(lái)看,可以認(rèn)為,東昆侖基底可能主要形成于古元古代晚期,屬于元古宙造山帶基底,而不是太古宙克拉通基底。這與東昆侖的地質(zhì)演化史——多次或多旋回地被卷入造山作用相符,雖然其間亦有短暫的相對(duì)穩(wěn)定期。進(jìn)而可以認(rèn)為,東昆侖造山帶的前寒武系基底既不是揚(yáng)子型或華北型基底,也不是塔里木型基底,其性質(zhì)應(yīng)屬于克拉通邊緣或從克拉通邊緣分離出來(lái)的“優(yōu)地槽”的基底(鄧晉福,1998①)。2.2東侖西部早-中泥盆世洋盆形成和運(yùn)動(dòng)過(guò)程?hào)|昆侖早古生代構(gòu)造-巖漿事件序列及時(shí)間與北祁連造山帶可以對(duì)比(表1)。代表小洋盆性質(zhì)的清水泉蛇綠巖的形成年代為寒武紀(jì)(據(jù)中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院地質(zhì)研究所中法東昆侖研究隊(duì),輝長(zhǎng)巖的鋯石U-Pb年齡為518Ma,角閃石Ar-Ar坪年齡為578.5±6.1Ma;轉(zhuǎn)引自姜春發(fā)等,2000)?；』◢弾r類(lèi)的年齡,阿拉克湖巖體全巖Rb-Sr年齡為508Ma(中國(guó)地質(zhì)大學(xué)(武漢)1∶25萬(wàn)阿拉克湖幅,2003),德拉托郭勒巖體全巖Rb-Sr等時(shí)年齡為476Ma,萬(wàn)寶溝巖體角閃石40Ar/39Ar年齡為450Ma,石灰溝花崗巖鋯石U-Pb一致線(xiàn)年齡為471Ma和485Ma。這些數(shù)據(jù)使我們可以從區(qū)域尺度上作出推斷:東昆侖東部在早寒武世為洋盆形成及擴(kuò)張階段,中寒武世開(kāi)始進(jìn)入俯沖階段,持續(xù)到晚奧陶世,與祁連造山帶可以對(duì)比;東昆侖西部形成洋盆的時(shí)間稍晚些。在祁曼塔格1∶25萬(wàn)布喀達(dá)坂峰幅的吐木勒克西南發(fā)現(xiàn)晚奧陶世蘭閃石片巖(含青鋁閃石和藍(lán)透閃石),與其伴生的輝長(zhǎng)巖Ar-Ar年齡為444.5±1.5Ma(青海省地質(zhì)調(diào)查院1∶25萬(wàn)布喀達(dá)坂峰幅,2003),可能代表俯沖的結(jié)束和碰撞的開(kāi)始。在東昆侖還發(fā)現(xiàn)了碰撞型二云母花崗巖類(lèi),在萬(wàn)寶溝溝頭獲得鋯石U-Pb一致線(xiàn)年齡為412.6Ma(許榮華等,1990),屬早泥盆世,在1∶25萬(wàn)布喀達(dá)坂峰幅的額爾滾西巖體,Rb-Sr等時(shí)線(xiàn)年齡為379.6Ma,屬中泥盆世(青海省地質(zhì)調(diào)查院1∶25萬(wàn)布喀達(dá)坂峰幅,2003)。這說(shuō)明在早-中泥盆世洋盆已經(jīng)閉合,進(jìn)入碰撞造山階段(Liuetal,2005;Zhuetal,2006)。從區(qū)域上對(duì)比來(lái)看,祁連加里東造山帶碰撞型二云母花崗巖出現(xiàn)的時(shí)限為417~404Ma(鄧晉福等,1996),與東昆侖造山帶大致可以對(duì)比。造山后A型花崗巖在東昆侖還未發(fā)現(xiàn),但早、中泥盆世地層的缺失,晚泥盆世陸相磨拉石的廣泛發(fā)育及其在區(qū)域上不整合于早古生代及更早的地層和地質(zhì)體之上,可視為東昆侖造山帶在晚泥盆世已進(jìn)入造山后崩塌階段和另一個(gè)造山旋回開(kāi)始的間接標(biāo)志。2.3東侖地區(qū)晚古生代巖相特征晚泥盆世陸相磨拉石的發(fā)育及區(qū)域性不整合的存在,標(biāo)志著華力西—印支造山旋回從晚泥盆世開(kāi)始。作為修溝—瑪沁洋的記錄,布青山蛇綠巖枕狀玄武巖Rb-Sr等時(shí)線(xiàn)年齡為347±9Ma,硅質(zhì)巖中含早石炭世—早二疊世放射蟲(chóng)化石(邊千韜等,2001),德?tīng)柲嵘呔G巖中MORB型玄武巖的鋯石SHRIMPU-Pb年齡為276~319Ma,平均308.2±4.9Ma(楊經(jīng)綏等,2004),苦?！愂蔡辽呔G巖中玄武巖的40Ar/39Ar年齡為368.6±1.4Ma(張智勇等,2004),均說(shuō)明修溝—瑪沁洋從晚泥盆世—早石炭世開(kāi)始打開(kāi)。東昆侖地區(qū)自中-晚石炭世就開(kāi)始了板塊的俯沖,中-晚二疊世到早三疊世(240~260Ma)是主要的俯沖造山期。這個(gè)時(shí)期的花崗巖類(lèi)分布非常廣泛,規(guī)模宏大,構(gòu)成東昆侖造山帶的主體,其出露面積遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)本區(qū)其它地質(zhì)時(shí)代的侵入巖類(lèi)。巖體主要分布在昆中斷裂以北地區(qū),具有自北而南逐漸減少的趨勢(shì),總體上呈近東西向帶狀展布,多呈大型線(xiàn)狀復(fù)式巖基產(chǎn)出,如位于都蘭—香日德之間的下拉木松大型復(fù)式巖基(面積240km2),南戈泉—他溫山復(fù)式巖基(面積約為180km2)。花崗巖類(lèi)巖體中有著巖漿混合作用和底侵作用的大量證據(jù)(詳見(jiàn)后)。東昆侖地區(qū)晚古生代火山巖中,以石炭系哈拉郭勒組玄武安山質(zhì)—安山質(zhì)巖為主的鈣堿性火山巖系最為發(fā)育,上泥盆統(tǒng)和二疊系火山巖很少。在昆南縫合帶以北僅見(jiàn)極少量的二疊紀(jì)火山碎屑巖類(lèi)。在布青山—阿尼瑪卿山一帶有兩種類(lèi)型,一類(lèi)是產(chǎn)于蛇綠巖套中的基性火山巖,另一類(lèi)是主要出露于花石峽一帶的弧火山巖系,在大武一帶出露的弧火山巖的全巖Rb-Sr等時(shí)線(xiàn)年齡為260Ma。在早中生代,發(fā)育有上三疊統(tǒng)八寶山組及鄂拉山組陸相火山巖系。八寶山組沿布爾漢布達(dá)山主脊呈近東西向分布,控制厚度達(dá)3508.7m,由安山巖、流紋巖及相應(yīng)的火山碎屑巖、少量玄武巖構(gòu)成。鄂拉山組主要分布在鄂拉山一帶及都蘭至香日德之間,沿柴達(dá)木盆地南緣斷續(xù)分布可達(dá)新疆境內(nèi),下部以中基性火山巖為主夾沉積碎屑巖,上部以中-中酸性火山巖為主夾沉積碎屑巖,分布廣泛,厚度巨大。總之,東昆侖地區(qū)下石炭統(tǒng)—下三疊統(tǒng)為海相,而上三疊統(tǒng)已經(jīng)變?yōu)殛懴?并普遍缺失中三疊統(tǒng)。晚二疊世—早三疊世(P3-T1)的弧火山巖類(lèi)和弧花崗巖類(lèi)與安底斯活動(dòng)大陸邊緣弧火成巖類(lèi)相似,晚三疊世火山巖及花崗巖類(lèi)則與青藏大陸碰撞造山帶的火成巖類(lèi)相似,為陸相高鉀鈣堿性—鉀玄巖質(zhì)或強(qiáng)過(guò)鋁質(zhì)火成巖,它們分別清楚地記錄了俯沖造山與碰撞造山的時(shí)限(羅照華等,1999)。東昆侖南緣的S型花崗巖(包括白云母/二云母花崗巖)同位素年齡介于237~190Ma之間(柴耀楚等,1984;許榮華等,1990),說(shuō)明在晚三疊世東昆侖地區(qū)進(jìn)入了碰撞—后碰撞陸內(nèi)造山階段。東昆侖山南坡的下侏羅統(tǒng)蘭道彎烏蘇組分布于西段紅山包、中段八寶山及東段塔妥等地,是達(dá)千米以上的陸相類(lèi)磨拉石沉積(青海省區(qū)域地質(zhì)志,1991),可以作為后造山崩塌的標(biāo)志。三疊紀(jì)末期—侏羅紀(jì)的一些淺成—超淺成酸性斑巖(有的可見(jiàn)晶洞構(gòu)造),可能屬于后造山花崗巖類(lèi),但還未發(fā)現(xiàn)真正的堿性花崗巖類(lèi),這有待進(jìn)一步研究。從上述火成巖構(gòu)造組合的記錄(表2)來(lái)看,在東昆侖地區(qū)華力西—印支是一個(gè)完整的造山旋回,晚古生代與早中生代不能分割開(kāi)來(lái)成為兩個(gè)旋回。這與西南“三江”古特提斯的演化歷史相似。2.4新生代約束東侖造山帶的形成原因晚三疊世以后,青、藏、川、滇特提斯構(gòu)造域轉(zhuǎn)入了新特提斯構(gòu)造演化階段。與古特提斯洋相比,新特提斯洋的主體位置已南移到班公湖-怒江帶和雅魯藏布帶。因此,新特提斯對(duì)東昆侖的影響,是一種遠(yuǎn)程效應(yīng)。新生代印度—?dú)W亞大陸的碰撞,使新特提斯洋消失,形成了青藏大陸碰撞造山系統(tǒng)及青藏高原,這時(shí)東昆侖造山帶又卷入了青藏大陸碰撞造山系統(tǒng),成為它的一部分。但是,與西昆侖、可可西里和三江構(gòu)造帶的一個(gè)極大不同是,東昆侖造山帶內(nèi)至今尚未發(fā)現(xiàn)新生代巖漿活動(dòng),而逆沖構(gòu)造卻十分發(fā)育,陸殼的水平縮短導(dǎo)致的增厚作用是新生代以來(lái)東昆侖山劇烈隆升的主要原因。晚中生代—新生代造山作用在東昆侖的表現(xiàn)主要是:(1)逆沖構(gòu)造系的形成、發(fā)展及陸殼的水平縮短;(2)柴達(dá)木盆地的形成與演化;(3)東昆侖山脈的強(qiáng)烈隆升;(4)改造原來(lái)的巖石圈,形成了現(xiàn)今的地殼與巖石圈結(jié)構(gòu)。2.5中縫縫合帶和昆南縫縫合帶的性質(zhì)和意義2.5.1碰撞型火成巖昆中縫合帶的蛇綠巖只在清水泉有局部發(fā)育,其典型程度遠(yuǎn)不如北祁連蛇綠巖。其內(nèi)部的拉斑玄武巖類(lèi)指示只存在類(lèi)似邊緣海的小洋盆?；』鸪蓭r與碰撞型火成巖均不夠發(fā)育。這些事實(shí)暗示,昆中縫合帶可能不代表兩個(gè)互相分離的獨(dú)立大陸的陸-陸碰撞縫合帶,而是同一個(gè)大陸內(nèi)部?jī)蓚€(gè)相對(duì)獨(dú)立的分離陸塊間的碰撞縫合帶。從這個(gè)意義上看,柴達(dá)木地塊與東昆侖曾是一個(gè)完整的大陸塊,在早古生代拉開(kāi)形成小洋盆,在其末期又碰撞拼合在一起。如果是這樣,則把在昆中斷裂帶附近出露的前寒武紀(jì)變質(zhì)巖系看作出露的柴達(dá)木地塊的基底是合理的(鄧晉福等,1995)。2.5.2古特提斯造山帶與前陸盆地構(gòu)造構(gòu)造的構(gòu)造屬性如上所述,東昆侖華力西—印支造山旋回的演化,與西南“三江”地區(qū)古特提斯的演化可以對(duì)比。這表明,東昆侖造山帶在晚古生代—早中生代已經(jīng)卷入古特提斯構(gòu)造體制,屬于古特提斯造山系統(tǒng)的北緣,疊加在原來(lái)的祁連—東昆侖加里東造山系統(tǒng)之上。其火成巖構(gòu)造組合和構(gòu)造演化與西昆侖、西秦嶺造山帶,有著許多相似之處,形成了昆侖—秦嶺—巴顏喀喇—松潘甘孜古特提斯構(gòu)造系統(tǒng)。巴顏喀喇可能是東、西昆侖造山帶的前陸盆地,而松潘—甘孜則可能是西秦嶺造山帶的前陸盆地。這樣,昆南縫合帶應(yīng)該被看作中國(guó)南、北大陸的主要構(gòu)造分界線(xiàn)。3東昆侖造山帶巖漿混合作用和顯生巖地殼生長(zhǎng)3.1東侖顯生皇地殼形成的地質(zhì)背景及成因由前面的討論可知,東昆侖大陸地殼看來(lái)主要形成于古元古代晚期,其基底屬于造山帶基底性質(zhì)。那么,在顯生宙還有沒(méi)有新生地殼(juvenilecrust)產(chǎn)生,顯生宙東昆侖造山帶地殼演化主要表現(xiàn)為前寒武紀(jì)地殼的再循環(huán),還是新生地殼的生長(zhǎng)?這是一個(gè)普遍關(guān)注的重要科學(xué)問(wèn)題,而大規(guī)模的東昆侖花崗巖帶,為回答這個(gè)問(wèn)題提供了可靠的記錄和證據(jù)。無(wú)論在東昆侖造山帶東部還是在東昆侖西部祁曼塔格地區(qū),花崗巖體大都含有豐富的鎂鐵質(zhì)微粒包體,并有與花崗巖類(lèi)幾乎同年齡的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)火成巖廣泛出露,說(shuō)明在顯生宙期間有大量地幔物質(zhì)以巖漿的形式進(jìn)入地殼。東昆侖顯生宙花崗巖的Sr,Nd同位素組成,87Sr/86Sr初始值在東部變化于0.701~0.714之間,多數(shù)小于0.710,在西部變化于0.703~0.715之間,大多數(shù)小于0.708;εNd(t)值在東部變化于-9.2~+3.6之間,在西部變化于-5.10~+1.33之間,也說(shuō)明地幔物質(zhì)與地殼物質(zhì)的混合,在花崗巖類(lèi)的成因中有重要的作用,地幔物質(zhì)的注入對(duì)東昆侖顯生宙地殼的形成演化也有重要的貢獻(xiàn)。東昆侖花崗巖的這些特征,同興蒙、岡底斯、安第斯等造山帶花崗巖相似,但與華南過(guò)鋁花崗巖及喜馬拉雅過(guò)鋁花崗巖有明顯的不同。前者,在造山過(guò)程中有大量地幔物質(zhì)進(jìn)入地殼,產(chǎn)生新生陸殼;后者,地殼的演化則基本上表現(xiàn)為陸殼內(nèi)部物質(zhì)的再循環(huán)(邱瑞照等,2006)。3.2顯示出地殼生長(zhǎng)的方法3.2.1東侖造山帶的底侵作用在一定構(gòu)造條件下地幔源區(qū)部分熔融所產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)巖漿,在上升到莫霍面時(shí),因其密度大于下地殼但小于上地幔而儲(chǔ)留在下地殼底部。一方面,鎂鐵質(zhì)巖漿帶來(lái)的巨大熱量(可能還有流體)將促進(jìn)下地殼的深熔作用而產(chǎn)生花崗質(zhì)巖漿,繼而發(fā)生鎂鐵質(zhì)巖漿與長(zhǎng)英質(zhì)巖漿的混合,改造原有地殼;另一方面,底侵鎂鐵質(zhì)巖漿的冷卻將產(chǎn)生榴輝巖相的新的下地殼,促進(jìn)地殼的增生(金振民和高山,1996;Collins,1998;杜楊松等,2003)。幔源巖漿底侵作用在東昆侖造山帶中有清楚的表現(xiàn)。一些鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)雜巖體,分布在五龍溝、西溝、格爾木山口、加魯河與喀雅克登塔格等許多地點(diǎn)。它們或者與深變質(zhì)巖共生,或者與巖漿混合成因花崗巖類(lèi)共生,侵位于花崗質(zhì)巖基之中。東昆侖造山帶東部,印支晚期侵入于金水口群深變質(zhì)巖中的石灰溝外灘輝長(zhǎng)巖-輝石巖-橄欖巖雜巖體,出露面積約20km2,巖石類(lèi)型包括蛇紋石化橄欖巖、偉晶狀角閃輝長(zhǎng)巖、輝石巖、中細(xì)粒角閃輝長(zhǎng)巖、閃長(zhǎng)巖及花崗閃長(zhǎng)巖等,其中角閃輝長(zhǎng)巖的角閃石Ar-Ar坪年齡為226.4±0.4Ma,等時(shí)線(xiàn)年齡為222.2±3.3Ma。與侵入在金水口群深變質(zhì)巖中的同年齡花崗閃長(zhǎng)巖相混合的千瓦大橋北角閃輝長(zhǎng)巖體,其鋯石SHRIMP年齡為239±6Ma。它們代表了印支晚期的幔源巖漿底侵作用。在東昆侖造山帶西部,喀雅克登塔格一帶的輝長(zhǎng)巖體,其鋯石SHRIMP年齡為386.9±2.6Ma和386.4±3.2Ma,大致與其附近巖漿混合花崗巖類(lèi)同期,代表了東昆侖加里東造山旋回晚期的幔源巖漿底侵作用。應(yīng)當(dāng)說(shuō)明,并不是見(jiàn)到輝長(zhǎng)巖體就可以判斷為底侵作用。底侵作用產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)火成巖,應(yīng)在區(qū)域上具有普遍性和近同時(shí)性,并與區(qū)域巖漿混合作用有密切關(guān)系;它們通常侵入在前寒武紀(jì)高級(jí)變質(zhì)巖中,有時(shí)呈鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)堆晶雜巖產(chǎn)出。從上述輝長(zhǎng)巖體的形成年齡來(lái)看,東昆侖造山帶發(fā)生了兩次明顯的幔源巖漿底侵作用,一次在早—中泥盆世之間,一次在中三疊世,在構(gòu)造階段上分別處于加里東造山旋回及晚華力西—印支旋回的俯沖結(jié)束—碰撞開(kāi)始轉(zhuǎn)變時(shí)期,并與兩個(gè)造山旋回的大規(guī)模巖漿混合作用大致同期。在東昆侖造山帶產(chǎn)生幔源巖漿底侵作用的深部原因,可能是俯沖結(jié)束與碰撞開(kāi)始時(shí)的板片斷離作用(羅照華等,2002)。板片斷離作用會(huì)導(dǎo)致軟流圈物質(zhì)上隆并誘發(fā)地幔楔的減壓熔融,產(chǎn)生鎂鐵質(zhì)巖漿,在下地殼底部造成底侵作用。據(jù)鄧晉福等(1995)對(duì)格爾木—額濟(jì)納旗地學(xué)斷面的解釋,東昆侖—柴達(dá)木地區(qū)莫霍面之下有一個(gè)基性榴輝巖上地幔巖石圈,其厚度為25~30km。羅照華(2005(1))將基性榴輝巖的形成解釋為幔源巖漿底侵作用的產(chǎn)物,由于板片斷離作用而落入上地幔。3.2.2巖漿混合作用巖漿混合作用,是殼-幔相互作用的一種重要方式(DidierandBarbarin,1991;董申保,1999;王德滋和周新民,2002;莫宣學(xué)等,2002)。按其混合機(jī)制的不同,可以分為化學(xué)混合與機(jī)械混合兩種;按其混合程度的不同,可以分為完全混合、不完全混合、未混合等幾種。兩個(gè)端元巖漿的完全混合,可以形成連續(xù)的、端元比例不同的混合巖漿系列,但其宏觀(guān)標(biāo)志不明顯。不完全的混合,可在花崗質(zhì)巖漿中殘存著數(shù)量不等的鎂鐵質(zhì)巖漿團(tuán)塊(冷卻后成為暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體),這種混合最易識(shí)別。未混合的兩種巖漿,只是互相接觸,沒(méi)有或基本沒(méi)有發(fā)生混合,例如“同深成作用巖墻”?；旌献饔玫某潭燃胺绞?主要取決于兩種端元巖漿的溫度及它們?cè)诮佑|時(shí)的溫度差。東昆侖造山帶廣泛發(fā)育著巖漿混合作用,有著大量巖漿混合的證據(jù)(圖2)。最明顯的是,花崗巖類(lèi)巖體大多含有豐富的暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體(maficmicrogranularenclave,簡(jiǎn)稱(chēng)MME),巖體的邊部尤為集中,是巖漿混合作用的有力證據(jù)。這些包體大小不一,方向各異,但有時(shí)卻呈現(xiàn)清楚的流動(dòng)構(gòu)造。包體均具有典型的巖漿結(jié)構(gòu),如細(xì)粒半自形粒狀結(jié)構(gòu)或斑狀結(jié)構(gòu),還常含有快速淬火形成的長(zhǎng)針狀副礦物(如磷灰石),可以區(qū)別于變質(zhì)巖或沉積巖的捕虜體。暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體與花崗巖寄主巖、輝長(zhǎng)巖的同時(shí)性,又可將其與早期巖漿巖捕虜體相區(qū)別。Liuetal(2004)對(duì)加魯河巖體中伴生的花崗巖寄主巖、暗色鎂鐵質(zhì)微粒包體、輝長(zhǎng)巖的鋯石SHRIMP測(cè)年,獲得了242±6Ma,241±5Ma和239±6Ma的年齡,證明了三者的同時(shí)性,MME包體是基性巖漿與酸性巖漿混合不完全而殘存的基性巖漿團(tuán)塊。MME包體與花崗質(zhì)寄主巖的接觸界限有兩類(lèi):突變界限和漸變界限,取決于兩種參加混合的巖漿發(fā)生接觸時(shí)的溫度和流變學(xué)性質(zhì)反差的大小。當(dāng)少量高溫基性巖漿進(jìn)入到數(shù)量多而溫度較低的酸性巖漿中,就會(huì)迅速冷卻,形成截然的邊界、甚至具有淬火邊,從而阻止了兩種巖漿的混合。相反,若兩種發(fā)生混合的巖漿的熱反差不太大,則MME包體的粒度相對(duì)較粗,與寄主巖呈漸變接觸關(guān)系。在這種情況下,可以有比較充分的時(shí)間發(fā)生巖漿混合與物質(zhì)交換。MME包體周?chē)臏\色長(zhǎng)英質(zhì)暈圈就是基性巖漿與寄主花崗巖漿之間化學(xué)交換的產(chǎn)物。在成份交換中,大多微量元素與同位素的交換速度比常量元素快,因此這些微量元素與同位素在兩種發(fā)生混合的巖漿間有趨同性。而一套由巖漿混合作用產(chǎn)生巖漿巖系列的哈克圖解,常呈直線(xiàn)分布趨勢(shì),這在東昆侖花崗巖帶是常見(jiàn)的。巖漿混合作用還有其它一些標(biāo)志。例如,東昆侖花崗巖中常見(jiàn)基性斜長(zhǎng)石(培長(zhǎng)石、拉長(zhǎng)石)與酸性斜長(zhǎng)石(鈉長(zhǎng)石、更長(zhǎng)石)共存;鉀長(zhǎng)石斑晶存在于輝長(zhǎng)巖或MME包體中或跨在包體與寄主花崗巖的界限上;帶有暗色礦物集合體鑲邊的石英“眼球”(捕虜晶)出現(xiàn)在輝長(zhǎng)巖或MME包體中。這些都是不平衡的礦物組合,是兩種不同成份的巖漿混合作用不徹底的殘留物。上述