东昆仑造山带花岗岩及地壳生长2007030403.pdf

高 校 地 质 学 报 Geological Journal of China Universities 2007 年 9 月，第 13 卷，第 3 期，403-414页 September 2007，Vol. 13， No.3， p. 403-414 收稿日期2007-07-30；修回日期2007-08-05 基金项目中国地质调查局重点基础研究花岗岩项目（200113900018）；青藏高原基础地质调查成果集成和综合研究工作项目“青藏高原 岩浆岩与大陆碰撞过程综合研究”（1212010610104）；国家重点基础研究计划项目（2002CB41260）的资助。 作者简介莫宣学，男，1938年12月生，教授，博士生导师，岩石学专业。E-mail moxx ① 莫宣学，罗照华，喻学惠，等. 2005. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长（原名东昆仑造山带岩浆混合花岗岩及其填图方法基础研究）. 中国地质调查局重大基础研究项目报告. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长 莫宣学1，罗照华1，邓晋福1，喻学惠1，刘成东2， 谌宏伟1，袁万明1，刘云华3 （1. 中国地质大学，北京 100083； 2. 东华理工大学，南昌 330013； 3. 长安大学，西安 7100643 摘要 东昆仑造山带是青藏高原内可与冈底斯相媲美的又一条巨型构造岩浆岩带。该带内的花岗岩形成可以划分 为4个时段，分别与4个造山旋回相对应前寒武纪（元古宙）；早古生代；晚古生代早中生代；晚中生代新 生代。其中，以晚古生代早中生代（或称华力西印支旋回）、特别是三叠纪的花岗岩最为发育。东昆仑造山带 基底主要形成于古元古代晚期。其早古生代构造-岩浆事件序列与北祁连造山带可以对比，属祁连东昆仑加里东 造山系统的一部分。到晚古生代早中生代时东昆仑卷入古特提斯构造体制，属于古特提斯造山系统的北缘。华 力西印支是一个完整的造山旋回，与西南“三江”古特提斯的演化历史相似。昆南缝合带是当时中国南北大陆 的主要构造分界线。新生代印度欧亚大陆的碰撞，使东昆仑造山带又卷入了青藏大陆碰撞造山系统，但对东昆 仑的影响是一种远程效应。 东昆仑造山带大陆地壳主要形成于古元古代晚期，但在显生宙还有新生地壳 （juvenile crust） 产生，与兴 蒙、冈底斯、安第斯等造山带相似。东昆仑花岗岩带中丰富的幔源岩浆底侵作用与壳-幔源岩浆混合作用的证据， 以及花岗岩类的Nd、Sr同位素成份（87Sr/ 86Sr初始值多数小于0.710；εNd（t）值变化于－9.2和＋3.6之间），说明 地幔物质的注入及其与地壳物质的混合，对显生宙地壳的形成演化起着重要作用，是显生宙东昆仑地壳生长的重 要方式。根据花岗质寄主岩、镁铁质暗色微粒包体（MME）及底侵辉长岩的锆石SHRIMP U-Pb定年，东昆仑造山 带在显生宙发生过两次大规模的底侵作用与岩浆混合作用，一次在早-中泥盆世（394403 Ma），另一次在中三叠 世（239～242 Ma），分别相当于加里东旋回、华力西-印支旋回的俯冲结束/碰撞开始阶段。 关键词东昆仑造山带；花岗岩；底侵作用；岩浆混合作用；地壳生长 中图分类号P588.1；P54 文献标识码A 文章编号1006-7493（2007）03-0403-12 1 前言 东昆仑造山带位于青藏高原北部，南邻巴颜 喀喇，北邻柴达木盆地，其西端被阿尔金大型走 滑断裂所截，东西延伸约 1500 km，大致以乌图美 仁一带为界， 又可以划分为东、 西两段。从北到南， 被昆中缝合带、昆南缝合带分为 3 个构造单元。 东昆仑带是青藏高原内可与冈底斯带相媲美 的另一条巨型岩浆岩带（图 1） 。侵入岩和火山岩 分布广泛，尤以侵入岩最为发育（出露面积约 4.84 万 km2） ，从元古宙到晚中生代均有分布，并以花 岗岩类为主（占侵入岩出露面积的 98.3） ，伴有 少量橄榄岩类、辉长岩类，主要分布在昆中断裂 以北， 断裂以南较少， 总体呈 NWW-SEE 方向展布， 基本与区域构造线方向一致（袁万明等，2000） 。 东昆仑花岗岩形成可以划分为4个时段， 分别与4个造山旋回相对应前寒武纪（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（或称华力西-印支）旋 高 校 地 质 学 报1 3 卷 3 期404 图１ 东昆仑造山带侵入岩分布略图 Fig. 1 Simplified distribution map of intrusive rocks in East-Kunlun orogenic belt 405莫宣学等东昆仑造山带花岗岩及地壳生长3 期 回、特别是三叠纪的花岗岩为主（郭正府等， 1998）。据统计（罗照华，2005①），该带显生 宙花岗岩类的出露面积达47 500 km2（约占整个岩 浆岩面积的95％）；其中早古生代花岗岩类约10 000 km2，占21％；晚泥盆世三叠纪花岗岩类约 36 000 km2，占77％；侏罗纪以后花岗岩约1 000 km2，仅占2％。其中，尤以三叠纪花岗岩类分布 达20 000 km2，占花岗岩类总出露面积的42。 早古生代（加里东） 、 晚古生代早中生代（海 西印支）旋回花岗岩类多呈大型线状复式岩基 产出，其内部可以解体出若干岩性单元，以石英 闪长岩、花岗闪长岩、石英二长岩、二长花岗岩 为主，含大量镁铁质暗色微粒包体，少数为小侵 入体，主要为正长花岗岩至碱长花岗岩，暗色矿 物含量较少，几乎不含包体。晚中生代（燕山期） 均为小浅成侵入体，其形态受断层控制明显，主 要为正长花岗岩至碱长花岗岩。 东昆仑构造岩浆带一直受到国内外地质学界 关注，其不仅是我国境内一条巨型岩浆岩带，且 具有特殊的大地构造意义。第一，该造山带是横 亙中国大陆中央造山带的组成部分，保存有晚古 生代早中生代古特提斯构造体制叠加在祁连 东昆仑早古生代造山系统之上的地质记录，这一 构造转变，有十分重要的意义；第二，东昆仑花 岗岩带具有底侵作用与岩浆混合作用的丰富记录， 为研究这一地区的地壳生长方式，提供了宝贵 的依据。长期以来，对这样一个非常重要的大地 构造单元与构造岩浆带，我国大地构造学家、地 质学家、岩石学家曾有过丰富的论述（李四光， 1933；黄汲清，1954；张伯声，1965；李春昱等， 1982；张文佑，1986；马杏垣，1987；王鸿祯等， 1990；刘增乾等，1990；丁国瑜，1991；邓万明， 1991；许志琴等，1997 ；殷鸿福等，1997；张以弗 等，1997；陈国达，1998；任纪舜，1999；肖序常， 2000；姜春发等，2000； 中国科学院青藏高原综 合科学考察队 , 2000; 张国伟等，2002；马宗晋等， 2003 ； 潘桂棠和丁俊， 2004 ； 万天丰， 2004; 李廷栋， 2006；Wang and Mo, 1995; Deng et al, 2004） 。本文 拟就东昆仑花岗岩的时空分布、造山带的构造岩 浆演化、底侵与岩浆混合作用及显生宙地壳生长 方式的近期研究成果，作一概括性的讨论。 2 东昆仑造山带的构造-岩浆演化 2.1 前寒武系基底 东昆仑金水口群被认为是东昆仑最老的变质岩 系，形成于古元古代，最老的同位素年龄为 2 468 46 Ma （陆松年等，2002, 变质基性辉长岩的锆 石 U-Pb 年龄） 。根据金水口群主体为角闪岩相片 麻岩与英云闪长岩 - 奥长花岗岩（TT）组合（邓 晋福等，1995）或 TTG 组合，以及侵入于金水口 群的片麻状花岗岩类的 Rb-Sr 等时年龄为 1 846 Ma （青海省区域地质志，1991） 、富铝的堇青石 花岗岩单颗粒锆石 U-Pb 年龄为 1 955 6 Ma （陆 松年等，2002） 、东昆仑东部花岗岩的 Nd 模式年 龄tDM （集中于 1.8 Ga，1.5 Ga，1.0 Ga 三个峰值） 来看，可以认为，东昆仑基底可能主要形成于古 元古代晚期，属于元古宙造山带基底，而不是太 古宙克拉通基底。这与东昆仑的地质演化史 多次或多旋回地被卷入造山作用相符，虽然其间 亦有短暂的相对稳定期。进而可以认为，东昆仑 造山带的前寒武系基底既不是扬子型或华北型基 底，也不是塔里木型基底，其性质应属于克拉通 边缘或从克拉通边缘分离出来的“优地槽”的基 底（邓晋福，1998 ①） 。 2. 2 早古生代构造 - 岩浆旋回 东昆仑早古生代构造 - 岩浆事件序列及时间 与北祁连造山带可以对比（表 1） 。代表小洋盆性 质的清水泉蛇绿岩的形成年代为寒武纪（据中国地 质科学院地质研究所中法东昆仑研究队， 辉长岩 的锆石 U-Pb 年龄为 518 Ma， 角闪石 Ar-Ar 坪年 龄为 578.5 6.1 Ma；转引自姜春发等，2000） 。 弧花岗岩类的年龄，阿拉克湖岩体全岩 Rb-Sr 年 龄为 508 Ma（中国地质大学（武汉）1 ∶ 25 万阿拉 克湖幅，2003） ， 德拉托郭勒岩体全岩 Rb-Sr 等时 年龄为 476 Ma，万宝沟岩体角闪石 40Ar/39Ar 年龄 为 450 Ma，石灰沟花岗岩锆石 U-Pb 一致线年龄 为 471 Ma 和 485 Ma。这些数据使我们可以从区域 尺度上作出推断东昆仑东部在早寒武世为洋盆 ① 莫宣学，邓晋福，喻学惠，等. 1998. 东昆仑中段成矿地质背景与找矿方向的框架研究.地质矿产部定向基金项目报告. 高 校 地 质 学 报1 3 卷 3 期406 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；东昆仑 西部形成洋盆的时间稍晚些。 在祁曼塔格 1 ∶ 25 万布喀达坂峰幅的吐木勒克 西南发现晚奥陶世兰闪石片岩（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 （青海省地质调查院1 ∶ 25万布喀达坂峰幅， 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 沟头获得锆石 U-Pb 一致线年龄为 412.6 Ma（许荣 华等，1990） ，属早泥盆世，在 1 ∶ 25 万布喀达坂 峰幅的额尔滚西岩体，Rb-Sr 等时线年龄为 379.6 Ma，属中泥盆世（青海省地质调查院 1 ∶ 25 万布喀 达坂峰幅，2003） 。这说明在早－中泥盆世洋盆已 经闭合，进入碰撞造山阶段（Liu et al, 2005; Zhu et al, 2006） 。从区域上对比来看，祁连加里东造山带 碰撞型二云母花岗岩出现的时限为 417404 Ma （邓 晋福等，1996） ，与东昆仑造山带大致可以对比。 造山后 A 型花岗岩在东昆仑还未发现，但早、 中泥盆世地层的缺失，晚泥盆世陆相磨拉石的广 泛发育及其在区域上不整合于早古生代及更早的 地层和地质体之上，可视为东昆仑造山带在晚泥 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. 3 晚古生代早中生代构造 - 岩浆旋回 晚泥盆世陆相磨拉石的发育及区域性不整合 的存在，标志着华力西印支造山旋回从晚泥盆 世开始。作为修沟玛沁洋的记录，布青山蛇绿 岩枕状玄武岩 Rb-Sr 等时线年龄为 3479 Ma，硅 质岩中含早石炭世早二叠世放射虫化石（边千 韬等，2001） ，德尔尼蛇绿岩中 MORB 型玄武岩 的锆石 SHRIMP U-Pb 年龄为 276 ～ 319 Ma, 平均 308.24.9 Ma （杨经绥等，2004） ，苦海赛什塘 蛇绿岩中玄武岩的 40Ar/39Ar 年龄为 368.61.4 Ma （张智勇等，2004） ，均说明修沟玛沁洋从晚泥 盆世早石炭世开始打开。 东昆仑地区自中 - 晚石炭世就开始了板块的 俯冲，中 - 晚二叠世到早三叠世（240260 Ma） 是主要的俯冲造山期。这个时期的花岗岩类分布 非常广泛，规模宏大，构成东昆仑造山带的主体， 其出露面积远远超过本区其它地质时代的侵入岩 类。岩体主要分布在昆中断裂以北地区，具有自 北而南逐渐减少的趋势，总体上呈近东西向带状 展布，多呈大型线状复式岩基产出，如位于都兰 香日德之间的下拉木松大型复式岩基（面积 240 km2） ，南戈泉他温山复式岩基（面积约为 180 km2） 。花岗岩类岩体中有着岩浆混合作用和底侵 作用的大量证据（详见后） 。 东昆仑地区晚古生代火山岩中，以石炭系哈拉 郭勒组玄武安山质安山质岩为主的钙碱性火山 岩系最为发育，上泥盆统和二叠系火山岩很少。在 昆南缝合带以北仅见极少量的二叠纪火山碎屑岩 类。在布青山阿尼玛卿山一带有两种类型，一类 是产于蛇绿岩套中的基性火山岩，另一类是主要出 露于花石峡一带的弧火山岩系，在大武一带出露的 弧火山岩的全岩 Rb-Sr 等时线年龄为 260 Ma。 事件洋盆打开与扩张俯冲造山碰撞后碰撞造山后造山崩塌隆升 东 昆 仑 清水泉蛇绿岩518～579 Ma （Pt3－∈1） 弧花岗岩类508～450 Ma （∈2－O3） 兰片岩（O3，布喀达坂幅） 二云母花岗岩类 413 Ma （D1，万宝沟）， 380 Ma （D2，布喀达坂幅） 岩浆混合花岗岩类及底侵 辉长岩类 386～402 Ma （D1－D2） 陆相磨拉石（D3） 北 祁 连 洋脊、洋岛玄武岩 （Pt2, ∈2－O3） 弧火山岩类（∈2－O3） 弧花岗岩类532～443 Ma （∈2－O3） 兰片岩460～440 Ma （O3） 二云母花岗岩类 417～404 Ma （S3） A型花岗岩类 （D1－D2） 兰片岩退变质 400～380 Ma （D1－D2） 陆相磨拉石（D1） 表1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 Table 1 Petrotectonic assemblages in the East-Kunlun Caledonian orogenic cycle and their comparison with those in the North-Qilian orogenic belt 407莫宣学等东昆仑造山带花岗岩及地壳生长3 期 在早中生代，发育有上三叠统八宝山组及鄂 拉山组陆相火山岩系。八宝山组沿布尔汉布达山 主脊呈近东西向分布，控制厚度达 3 508.7 m，由 安山岩、流纹岩及相应的火山碎屑岩、少量玄武 岩构成。鄂拉山组主要分布在鄂拉山一带及都兰 至香日德之间，沿柴达木盆地南缘断续分布可达 新疆境内，下部以中基性火山岩为主夹沉积碎屑 岩，上部以中 - 中酸性火山岩为主夹沉积碎屑岩， 分布广泛，厚度巨大。 总之，东昆仑地区下石炭统下三叠统为海 相，而上三叠统已经变为陆相，并普遍缺失中三 叠统。晚二叠世早三叠世（P3-T1）的弧火山岩 类和弧花岗岩类与安底斯活动大陆边缘弧火成岩 类相似，晚三叠世火山岩及花岗岩类则与青藏大 陆碰撞造山带的火成岩类相似，为陆相高钾钙碱 性钾玄岩质或强过铝质火成岩，它们分别清楚 地记录了俯冲造山与碰撞造山的时限（罗照华等， 1999） 。 东昆仑南缘的 S 型花岗岩（包括白云母 / 二云 母花岗岩） 同位素年龄介于 237 ～ 190 Ma 之间 （柴 耀楚等，1984；许荣华等，1990） ，说明在晚三叠 世东昆仑地区进入了碰撞后碰撞陆内造山阶段。 东昆仑山南坡的下侏罗统兰道弯乌苏组分布于西 段红山包、中段八宝山及东段塔妥等地，是达千 米以上的陆相类磨拉石沉积（青海省区域地质志， 1991） ， 可以作为后造山崩塌的标志。三叠纪末期 侏罗纪的一些浅成超浅成酸性斑岩（有的可见 晶洞构造） ，可能属于后造山花岗岩类，但还未发 现真正的碱性花岗岩类，这有待进一步研究。 从上述火成岩构造组合的记录（表 2）来看， 在东昆仑地区华力西印支是一个完整的造山旋 回，晚古生代与早中生代不能分割开来成为两个 旋回。这与西南 “三江” 古特提斯的演化历史相似。 2. 4 晚中生代新生代造山作用 晚三叠世以后，青、藏、川、滇特提斯构造 域转入了新特提斯构造演化阶段。与古特提斯洋 相比，新特提斯洋的主体位置已南移到班公湖－怒 江带和雅鲁藏布带。因此，新特提斯对东昆仑的 影响，是一种远程效应。新生代印度欧亚大陆的 碰撞，使新特提斯洋消失，形成了青藏大陆碰撞 造山系统及青藏高原，这时东昆仑造山带又卷入 了青藏大陆碰撞造山系统， 成为它的一部分。但是， 与西昆仑、可可西里和三江构造带的一个极大不 同是，东昆仑造山带内至今尚未发现新生代岩浆 活动，而逆冲构造却十分发育，陆壳的水平缩短 导致的增厚作用是新生代以来东昆仑山剧烈隆升 的主要原因。 晚中生代新生代造山作用在东昆仑的表现 主要是 （1） 逆冲构造系的形成、发展及陆壳的 水平缩短； （2） 柴达木盆地的形成与演化； （3） 东昆仑山脉的强烈隆升； （4） 改造原来的岩石圈， 形成了现今的地壳与岩石圈结构。 2. 5 昆中缝合带与昆南缝合带的性质和意义 2.5.1 昆中缝合带 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 木地块的基底是合理的（邓晋福等，1995） 。 事 件洋盆形成与扩张俯冲造山碰撞后碰撞造山后造山崩塌隆升 岩石构造 组合 布青山蛇绿岩（现有记录P1－T1， 推测起始于C1） 弧后盆地型哈拉郭勒组海相基性 中基性火山岩（C1） 弧花岗岩类256240 Ma （P3－T1） 弧火山岩类260 Ma （P2－P3） 二云母花岗岩类237190 Ma （T2－J1） 钾玄岩系列火山岩 （T3） 岩浆混合花岗岩类及底侵辉长岩 类 226～240 Ma （T2） 陆相磨拉石 （J1） 表2东昆仑华力西印支造山旋回各阶段岩石构造组合 Table 2 Petrotectonic assemblages in the East-Kunlun Variscian-Indosinian orogenic cycle 高 校 地 质 学 报1 3 卷 3 期408 2.5.2 昆南缝合带 如上所述，东昆仑华力西印支造山旋回的 演化，与西南“三江”地区古特提斯的演化可以 对比。这表明，东昆仑造山带在晚古生代早中 生代已经卷入古特提斯构造体制，属于古特提斯 造山系统的北缘，叠加在原来的祁连东昆仑加 里东造山系统之上。其火成岩构造组合和构造演 化与西昆仑、西秦岭造山带，有着许多相似之处， 形成了昆仑秦岭巴颜喀喇松潘甘孜古特提 斯构造系统。巴颜喀喇可能是东、西昆仑造山带 的前陆盆地，而松潘甘孜则可能是西秦岭造山 带的前陆盆地。这样，昆南缝合带应该被看作中 国南、北大陆的主要构造分界线。 3 东昆仑造山带岩浆混合 - 底侵作 用及显生宙地壳生长 3. 1 显生宙期间的新生陆壳 由前面的讨论可知，东昆仑大陆地壳看来主 要形成于古元古代晚期，其基底属于造山带基底 性质。那么， 在显生宙还有没有新生地壳 （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。 无论在东昆仑造山带东部还是在东昆仑西部 祁曼塔格地区，花岗岩体大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， 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 中有重要的作用，地幔物质的注入对东昆仑显生 宙地壳的形成演化也有重要的贡献。东昆仑花岗 岩的这些特征，同兴蒙、冈底斯、安第斯等造山 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（邱瑞照等，2006） 。 3.2 显生宙地壳生长的方式 3.2.1 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 产生榴辉岩相的新的下地壳，促进地壳的增生 （金振民和高山，1996；Collins, 1998; 杜杨松等， 2003） 。 幔源岩浆底侵作用在东昆仑造山带中有清楚 的表现。一些镁铁质－超镁铁质杂岩体，分布在 五龙沟、西沟、格尔木山口、加鲁河与喀雅克登 塔格等许多地点。它们或者与深变质岩共生，或 者与岩浆混合成因花岗岩类共生，侵位于花岗质 岩基之中。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，出露面积约 20 km2，岩石类 型包括蛇纹石化橄榄岩、伟晶状角闪辉长岩、辉 石岩、 中细粒角闪辉长岩、 闪长岩及花岗闪长岩等， 其中角闪辉长岩的角闪石 Ar-Ar 坪年龄为 226.4 0.4 Ma，等时线年龄为 222.23.3 Ma。与侵入在金 水口群深变质岩中的同年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 2396 Ma。它们代表了印支晚期的幔源岩浆底 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 386.92.6 Ma 和 386.43.2 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 岩体就可以判断为底侵作用。底侵作用产生的镁 铁质火成岩，应在区域上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；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。 从上述辉长岩体的形成年龄来看，东昆仑造 409莫宣学等东昆仑造山带花岗岩及地壳生长3 期 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。 在东昆仑造山带产生幔源岩浆底侵作用的深 部原因，可能是俯冲结束与碰撞开始时的板片断 离作用（罗照华等，2002） 。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。据邓 晋福等（1995）对格尔木额济纳旗地学断面的 解释，东昆仑柴达木地区莫霍面之下有一个基 性榴辉岩上地幔岩石圈，其厚度为 25 ～ 30 km。 罗照华（2005 ①）将基性榴辉岩的形成解释为幔源 岩浆底侵作用的产物，由于板片断离作用而落入 上地幔。 3.2.2 幔源与壳源岩浆混合作用（magma mixing） 岩浆混合作用，是壳 - 幔相互作用的一种重 要方式（Didier and Barbarin, 1991; 董申保，1999; 王德滋和周新民，2002；莫宣学等，2002） 。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。 东昆仑造山带广泛发育着岩浆混合作用，有 着大量岩浆混合的证据（图 2） 。 最明显的是，花 岗岩类岩体大多含有丰富的暗色镁铁质微粒包体 （mafic microgranular enclave，简称 MME） ，岩体的 边部尤为集中，是岩浆混合作用的有力证据。这 些包体大小不一，方向各异，但有时却呈现清楚 的流动构造。包体均具有典型的岩浆结构，如细 粒半自形粒状结构或斑状结构，还常含有快速淬 火形成的长针状副矿物（如磷灰石） ，可以区别于 变质岩或沉积岩的捕虏体。暗色镁铁质微粒包体 与花岗岩寄主岩、辉长岩的同时性，又可将其与 早期岩浆岩捕虏体相区别。Liu et al（2004）对加 鲁河岩体中伴生的花岗岩寄主岩、暗色镁铁质微 粒包体、辉长岩的锆石 SHRIMP 测年，获得了 242 6 Ma，2415 Ma 和 2396 Ma 的 年 龄， 证 明 了三者的同时性，MME 包体是基性岩浆与酸性岩 浆混合不完全而残存的基性岩浆团块。MME 包体 与花岗质寄主岩的接触界限有两类突变界限和 渐变界限，取决于两种参加混合的岩浆发生接触 时的温度和流变学性质反差的大小。当少量高温 基性岩浆进入到数量多而温度较低的酸性岩浆中， 就会迅速冷却， 形成截然的边界、 甚至具有淬火边， 从而阻止了两种岩浆的混合。相反，若两种发生 混合的岩浆的热反差不太大，则 MME 包体的粒度 相对较粗，与寄主岩呈渐变接触关系。在这种情 况下，可以有比较充分的时间发生岩浆混合与物 质交换。MME 包体周围的浅色长英质晕圈就是基 性岩浆与寄主花岗岩浆之间化学交换的产物。在 成份交换中，大多微量元素与同位素的交换速度 比常量元素快，因此这些微量元素与同位素在两 种发生混合的岩浆间有趋同性。而一套由岩浆混 合作用产生岩浆岩系列的哈克图解，常呈直线分 布趋势，这在东昆仑花岗岩带是常见的。岩浆混 合作用还有其它一些标志。例如，东昆仑花岗岩 中常见基性斜长石（培长石、拉长石）与酸性斜 长石（钠长石、更长石）共存；钾长石斑晶存在 于辉长岩或 MME 包体中或跨在包体与寄主花岗岩 的界限上 ； 带有暗色矿物集合体镶边的石英“眼球” （捕虏晶）出现在辉长岩或 MME 包体中。这些都 是不平衡的矿物组合，是两种不同成份的岩浆混 合作用不彻底的残留物。上述证据说明，东昆仑 造山带曾发生过广泛的岩浆底侵作用及岩浆混合 作用，是显生宙东昆仑地壳生长的重要方式。 3.2.3 岩浆混合作用与底侵作用的时间 东昆仑造山带在显生宙发生过两次大规模的 岩浆混合作用底侵作用。如前所述，我们对东 昆仑东段加鲁河岩体中的花岗闪长质寄主岩、暗 ① 莫宣学，罗照华，喻学惠，等. 2005. 东昆仑造山带花岗岩及地壳生长（原名东昆仑造山带岩浆混合花岗岩及其填图方法基础研究）. 中国地质调查局重大基础研究项目报告. 高 校 地 质 学 报1 3 卷 3 期410 A 各种形状、大小的镁铁质微粒包体，大致呈定向排列，露头照片，东昆仑花岗岩带，青海省都兰县香日德南；B 暗色镁铁质微粒 包体与寄主花岗岩呈渐变过渡关系，证明二者之间有成分交换，露头照片，东昆仑花岗岩带，青海省都兰县清水泉北；C 镁铁质微 粒包体具半自形粒状结构（岩浆岩结构），正交偏光，32x, 东昆仑花岗岩带，青海省都兰县清水泉北；D 镁铁质微粒包体中具有角闪 石集合体镶边的眼球状石英，露头照片， 东昆仑花岗岩带，青海省都兰县香日德南 A Sub-parallel mafic microgranular enclaves MMES with various shapes and sizes in granitoid host rock on an outcrop, the location south to Xiangride, Dulan County, Qinghai Province；B Graded contact between a mafic microgranular enclave and its granitoid host rock, indicating compositional exchange between the MME and the host rock across the boundary, on an outcrop, the location north to Qingshuiquan, Dulan County, Qinghai Province; C Photomicrograph of a mafic microgranular enclave with subhedral- granular texture a texture of igneous rocks, cross-polarized, 32x, the location north to Qingshuiquan, Dulan County, Qinghai Province ; D Amphibolite-mantled quartz ocellis xenocrysts within a mafic microgranular enclave on an outcrop, the location south to Xiangride, Dulan County, Qinghai Province. 图2 花岗岩中的镁铁质微粒主体 Fig. 2 Mafic microgranular enclaves MME in host granite 411莫宣学等东昆仑造山带花岗岩及地壳生长3 期 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 2426 Ma，2415 Ma 和 239 6 Ma 三个基本相同的同位素年龄（Liu et al, 2004） 。类似地，在东昆仑西部卡雅克登塔格一带 的岩浆混合岩体中，镁铁质端元和花岗质端元分 别获得了 403.37.2 Ma（辉长岩）和 39413 Ma （二长花岗岩）的锆石 SHRIMP 年龄（谌宏伟等， 2006） 。这表明，东昆仑造山带的岩浆混合作用与 底侵作用，在加里东旋回发生在早 - 中泥盆世， 在华力西印支旋回则发生在中三叠世，在构造 阶段上均属于俯冲结束碰撞开始的转变期。 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。 4 结语 总之，花岗岩是大陆地壳的基本组成部分， 在大陆的形成与再循环中花岗岩浆作用扮演着十 分重要的角色。花岗岩的研究，对于揭示大陆生 长与演化的原因、方式和机制有着重要的意义。 研究岩浆混合作用与底侵作用，就是从壳 - 幔相 互作用的高度来理解大陆地壳生长与演化。 6年前， 董申葆院士就指出，岩浆混合学说“从幔源岩浆 的起点出发，比较全面地通过它们与地壳岩石相 互作用中一系列变化，通过地幔热流、物质组分 的进入说明两种不同岩浆的成长和相互作用过程， 初步阐述了壳 - 幔相互作用的某些基本进程，并 引入了花岗岩形成时的流变过程。它所涉及的范围 是残留体学说所未能触及到的，从全面看，它所 触及到的是深成作用更本质的东西” （董申保 结 晶岩石学进展讲义，2001） 。这一论述深刻地阐 明了研究岩浆混合作用与底侵作用的意义、任务 和基本思路，我们应当遵循这个方向不懈地研究， 更深刻地揭示岩浆混合作用与底侵作用的本质。 今年正值董申保院士九十诞辰，谨以此文向 敬爱的董先生表达我们最衷心的祝贺和敬意，感 谢他对我们的长期关怀与教诲。 参考文献［References］  边千 韬 , 罗小泉 , 李涤徽 , 等 . 2001. 青海省阿尼玛卿带布青山蛇绿 混杂岩的地球化学性质及形成环境 . 地质学报，75145-55. [Bian Qiantao, Luo Xiaoquan, Li Dihui, et al. 2001. Geochemical characteristics and the environment of ation of Buqingshan ophiolitic m l ange in the Animaqin belt, Qinghai Province. Acta Geologica Sinica, 75 1 45-55. in Chinese ] 柴耀 楚，冯秉贵，杨经绥 . 1984. 东昆仑中段东西大滩花岗岩带的 基本特征及其成因的探讨 . 青藏高原地质文集 15，78-90. [Chai Yaochu, Feng Binggui, Yang Jingsui. 1984. The characteristics and origin of the Dongxi-Datan granite belt in middle part of the East- Kunlun. Collected Works on Geology in the Tibetan Plateau, 15 78-90. in Chinese ] 陈国 达 . 1998. 亚洲陆海壳体大地构造 . 长沙 湖南教育出版社 , 3-129. [Che n Guoda. 1998. Tectonics of Continental and Marine Crust of Asia. Changsha Hunan Education Publishing House, 3-129. in Chinese with English abstract] 谌宏 伟 , 罗照华 , 莫宣学 , 等 . 2006. 东昆仑喀雅克登塔格杂岩体的 SHRIMP 年龄及其地质意义 . 矿物岩石学杂志 , 25 1 25-32. [Che n Hongwei, Luo Zhaohua, Mo Xuanxue, et al. 2006. SHRIMP ages of Kayakedengtage complex in the East Kunlun and their geological implications. Acta Petrologica et Mineralogica, 25 1 25-32. in Chinese with English abstract ] Colli ns W J. 1998. uation of petrogenetic models for Lachlan Fold Belt granites implications for crustal architecture and tectonic models. Australian