青海共和盆地中三叠世花岗岩组合岩石成因: 地球化学、锆石U-Pb年代学及Hf同位素约束*

2020-11-27陈希节贠晓瑞雷敏蔡志慧张盛生刘若涵李毅兵何碧竹

岩石学报 2020年10期

陈希节贠晓瑞雷敏蔡志慧张盛生刘若涵李毅兵何碧竹,6

1. 中国地质调查局发展研究中心，北京 100037 2. 自然资源部深地动力学重点实验室，中国地质科学院地质研究所，北京 100037 3. 内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室, 南京大学, 南京 210046 4. 中国地质大学(北京)，北京 100083 5. 青海省水文地质工程地质环境地质调查院，西宁 810008 6. 南方海洋科学与工程广东实验室，广州 511458

青海共和盆地位于青藏高原东北缘，呈NWW向展布于中央造山带多个块体(如西秦岭、祁连山、东昆仑、柴达木块体、欧龙布鲁克块体)叠置转换的重要结点地区(张国伟等，2004)，又被称之为“秦昆岔口”和“共和缺口”(姜春发等，2000)。盆地西部以瓦洪山断裂与柴达木地块(包括东昆仑造山带)相连，东以多禾茂断裂带为界与西秦岭相邻，南以阿尼玛卿缝合带与巴颜喀拉造山带相邻，北以青海南山断裂为界与祁连造山带相邻(图1)，其特殊的构造位置使之成为研究原特提斯和古特提斯构造演化的理想场所。

图1 青海共和盆地大地构造概略图(a)及区域岩浆分布(b)(据Feng et al., 2018)Fig.1 Tectonic outline (a) and distribution map showing the magmatism (b) of Gonghe basin and its periphery area in Qinghai (modified from Feng et al., 2018)

青海共和盆地周缘及邻区的宗务隆-青海南山-西秦岭地区广泛发育印支期岩浆岩，其侵位年龄可分为早-中三叠世和晚三叠世，前人已作了大量研究(张宏飞等, 2006; 郭安林等, 2007，2009；闫臻等, 2012；解小龙等, 2015; Xiongetal., 2016; 李瑞保等, 2016; 吴才来等，2016; 杨瀚文等，2018)。目前对于晚三叠世的岩体形成于同/后碰撞阶段的观点较统一(张宏飞等，2006；张成立等, 2008; 李佐臣等, 2013)；而对于早-中三叠世岩体的形成机制的认识分歧较大，存在不同观点：(1)洋壳俯冲(金维浚等, 2005; Guoetal., 2012; 靳晓野等，2013；韦萍等, 2013; 张永明, 2017; 张永明等, 2017a, b)；(2)俯冲碰撞远程效应(孙小攀等，2013)；(3)板片断离(张宏飞等, 2006; Luoetal., 2012, 2015; 骆必继等, 2012)；(4)岩石圈拆沉(张宏飞等，2006；徐学义等，2012，2014)；或(5)与古特提斯洋的俯冲极性的改变有关(黄雄飞等，2014)。

青海共和盆地周缘地区出露大量早-中三叠世岩浆岩，是探讨上述问题的理想场所，已有部分学者做了相关研究(张宏飞等, 2006; 李生虎等，2017; 张永明, 2017; 张永明等, 2017a, b; 石玉莲等, 2018；孔令添等, 2019)。然而以往的研究主要集中于露头方面，而共和盆地深部花岗岩的资料则较少。近年来，由中国地质调查局和青海省国土资源厅共同组织实施的青海共和盆地干热岩勘查项目在共和盆地3705m深处花岗岩体钻获236℃的高温干热岩体(Hot Dry Rock, HDR)。这是我国首次钻获埋藏最浅、温度最高的干热岩体，实现了我国干热岩勘查的重大突破(Wangetal., 2018;张森琦等，2018;张盛生等，2019)。干热岩的热源可能由两部分构成：来自地幔-地核向上输出的岩浆传导热量以及地壳岩石中放射性元素，如铀、钍和铅的同位素衰变生热(汪集旸等，2012)。花岗岩既有很高的热传导率，又含有大量的放射性元素，同时共和盆地的基岩由花岗岩组成，被认为是深层干热岩储层。因此对盆地深部岩芯中花岗岩及与周缘地区同期花岗岩的对比分析研究对于干热岩的下一步勘探有一定的指导作用。

本文通过对共和盆地北部恰卜恰干热岩钻井GR1岩芯花岗岩样品进行岩石学、U-Pb-Hf同位素、矿物电子探针成分和全岩地球化学测试，阐述其详细组成、形成时代，并结合前人发表的资料，分析岩石成因机制，为讨论共和及邻区大地构造演化过程以及共和盆地干热岩体、深部物质组成及热能源成藏方面提供基础科学资料。

1 地质背景

共和盆地周缘出露地层以三叠系为主，局部地段零星出露晚古生代和新元古代地层。三叠系为一套陆源碎屑沉积、少量碳酸盐岩和中酸性火山岩组合，中下三叠统隆务河组(T1-2l)和中三叠统古浪堤组(T2g)呈面状广泛分布，是一套重力流主导的深水沉积，其中滑塌沉积现象普遍发育；隆务河组下部以粗碎屑岩为主，灰岩夹层较少，底部为块层状复成分砾岩，横向上变化大；上部以细碎屑砂、板岩为主，灰岩夹层发育；底部与石炭系-二叠系甘家组(C-P2gj)呈角度不整合接触。古浪堤组分布于同仁西北及泽库附近，以中-细粒杂砂岩、含砾砂岩、板岩为主，夹砾屑灰岩及复成分砾岩，整合覆于隆务河组之上，产双壳类、菊石及遗迹化石。上三叠统鄂拉山组(T3e)分布于贵德-同仁-都兰地区，呈东西向断续相连，构造线一致，为一套陆相火山碎屑岩，主要包含英安-流纹质火山角砾岩、安山岩、石英安山岩、流纹岩组成(郝太平，1990)。这套碎屑岩以角度不整合覆于下、中三叠统隆务河组和古浪堤组之上，被下白垩统万秀组不整合覆盖(解小龙等，2015)。共和盆地周缘的古生界主要为石炭-二叠纪碳酸盐岩、砂岩、硅质岩及少量火山岩等，在青海湖南岸、同仁、夏河一带断续出露。新元古代岩石组合为变杂砂岩和中基性火山岩，仅出露兴海县温泉及羊曲一带(闫臻等，2012)。

在共和盆地周缘存在多期岩浆活动，分布着一系列早古生代和三叠纪花岗岩及中基性杂岩，尤以印支早期为主(图1、表1)。花岗岩体大多侵入在三叠系沉积岩中，多为复式岩体，形态上大多呈现近等轴状或者略呈长条状，地球化学特征多为弱过铝质、高钾钙碱性。前人的研究报道主要针对共和盆地以东的西秦岭北缘地区印支期花岗岩类和以西的东昆仑印支期花岗岩、柴北缘印支期花岗岩、柴达木盆地东缘花岗岩。在青海南山构造带中，也分布早三叠世晚期-中三叠世的基性-中基性侵入岩(达不祖乎岩体和千卜录寺岩体)和中三叠世的花岗岩(黑马河岩体，江西沟岩体和当家寺岩体)，其岩石类型多样，包括辉长岩、辉石岩、辉长闪长岩、闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和正长花岗岩等(表1)。

表1 青海共和盆地及周缘地区三叠纪岩浆活动

共和干热岩钻井GR1孔位于共和盆地北部恰卜恰镇南东5km处。当家寺岩体位于其东侧，主要岩性包括花岗闪长岩和二长花岗岩，其中二长花岗岩分布于岩体中部，花岗闪长岩分布于岩体边部，二者呈渐变接触关系，野外未见明显接触界线。值得注意的是，花岗闪长岩和二长花岗岩中均发育少量暗色微粒包体(MME)，包体在寄主岩中呈随机分布，包体岩性多为闪长质，直径一般 3～5cm。包体形态多样，多呈水滴状或椭圆状，亦有扁平的透镜状、纺锤状、哑铃状和撕裂状等复杂形态，反映包体与寄主岩之间曾塑性共存。岩体中偶见围岩捕虏体(张永明，2017)。由于GR1孔周围被新近系及第四系覆盖，通过产状无法确定GR1钻孔中花岗岩为当家寺岩体的一部分。

2 岩石学特征描述

本次采集的代表性样品主要是GR1中2753m岩芯(HGR1-17；图2a)、2451m岩芯(GR1-6；图2b)和3000m岩芯(GR1-10；图2c)。样品具体的岩石学特征描述如下：

图2 共和盆地恰卜恰干热岩钻井(GR1井)岩芯照片(a) 2753m奥长花岗岩； (b) 2451m英云闪长岩；(c) 3000m花岗闪长岩Fig.2 Typical field photos of the HDR drilling core samples (GR1 Well) from Gonghe basin(a) trondhjemite at depth of 2753m; (b) tonalite at depth of 2451m; (c) granodiorite at depth of 3000m

奥长花岗岩(HGR1-17)主要由斜长石和石英组成，其中斜长石发生绢云母化(图3a)，通过电子探针数据可以得知该斜长石主要为更长石(An=25～28)(表2)。粒径范围主要在0.5～3mm之间，含量在60%左右。钾长石含量很少，分布于斜长石间隙中，粒径范围主要在0.5～1.5mm之间，含量在5%左右。石英受变质作用而发生细粒化，粒径范围主要在0.2～0.8mm之间，含量在30%左右。暗色矿物很少，主要为黑云母，多被绿泥石完全交代。

表2 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品中长石化学成分(wt%)

英云闪长岩(GR1-6)为不等粒结构，块状构造。主要矿物组成：石英呈他形粒状，填隙状分布，粒度一般0.25～2.0mm，集合体似堆状分布，粒内可见波状、带状消光，边界不规则(图3b)；斜长石粒度 2～5mm，含量约60%，部分斜长石显示绿帘石化蚀变，该斜长石主要为中长石(An=34～41)(表2)，暗色矿物主要有角闪石(10%)和黑云母(10%)等。副矿物包括锆石、磷灰石、铁钛氧化物等。

图3 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品(GR1井)典型镜下照片(a)奥长花岗岩中斜长石发生绢云母化，石英发生细粒化，波状消光，缝合线状接触；(b)英云闪长岩斜长石聚片双晶发育，石英具波状消光; (c)花岗闪长岩中斜长石聚片双晶发育，角闪石呈他形粒状镶嵌其中.Bt-黑云母；Ser-绢云母；Kfs-钾长石；Hb-角闪石；Zrn-锆石；Pl-斜长石；Qtz-石英Fig.3 Typical microscope photos of the Qiabuqia HDR drilling core samples (GR1 Well) from Gonghe basin(a) the plagioclase in the trondhjemite undergoes sericitization, the quartz show fine graining, wavy extinction, and suture line contact; (b) the plagioclases in tonalite show polysynthetic twin, the quartz with wavy extinction; (c) the plagioclases in granodiorite show polysynthetic twin, the hornblende with allotriomorphic granular were scattered in them. Bt-biotite; Ser-sericite; Kfs-K-feldspar; Hb-hornblende; Zrn-zircon; Pl-plagioclase; Qtz-quartz

花岗闪长岩(GR1-10)主要由斜长石，石英和钾长石为主，见少量暗色矿物以黑云母和角闪石为主(图3c)。斜长石多为中长石(An=39～44)(表2)，呈自形板柱状，粒径范围主要在0.2～1.5mm之间，聚片双晶普遍发育，含量在40%左右。石英多呈他形粒状产出，常分布于长石颗粒间隙之间，含量在20%左右。钾长石多呈自形-半自形板状产出，伴有微弱的泥化现象，含量在25%左右。角闪石多为他形粒状，粒径范围主要在0.3～0.8mm之间，含量在5%～8%左右。黑云母多呈片状，片径范围在0.2～0.6mm之间，含量在5%～8%左右。

3 分析方法

本次研究分别对GR1井中的奥长花岗岩(HGR1-17)和英云闪长岩(GR1-6)样品进行了锆石 U-Pb年龄测定及其原位Hf同位素分析；同时对GR1井中的HGR1-17，GR1-10以及GR1-6等样品进行了长石电子探针分析和主微量元素分析。

长石电子探针成分测试(EPMA)是由南京宏创地质勘查技术服务有限公司利用日本电子JXA-8230型号的电子探针完成。测试过程中采用的加速电压为15kV，电流为5nA，束斑直径为10μm。Si、Ti、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、P、F和Cl峰位的测试时间为10s，S、Sr、La、Ce和Y峰位的测量时间为20s，背景的测试时间为峰位的一半。采用ZAF法对数据进行基体校正。

在严格避免样品污染的条件下，依次对每件岩石样品进行破碎、淘洗和磁选以及重液分离，筛选出锆石精样；然后在双目镜下观察所分离锆石，并随机性挑选出表面平整光洁，具不同长宽比例、不同柱锥面特征和颜色的锆石颗粒。将这些挑选出的锆石颗粒用环氧树脂胶结，待固结后细磨至锆石颗粒核部出露，抛光成样品靶以待测试。测定前先采用装有阴极荧光探头的扫描电镜对抛光后的锆石样品进行阴极发光(CL)图像拍摄，以了解被测锆石内部的结构，并以此作为锆石年龄测定选取分析点位的依据。锆石在河北廊坊物化勘察研究所采用浮选和电磁选方法完成选矿；阴极发光(CL)显微照相在中国地质科学院地质研究所大陆构造与动力学国家重点实验室电子探针室进行。

锆石U-Pb定年测试分析在北京科荟测试技术有限公司完成，分析所用仪器为Agilent 7500 ICP-MS及与之配套的RESOlution 193nm 准分子激光剥蚀系统。激光斑束直径为24μm，频率为8Hz，能量密度约为6J/cm2，以He为载气。锆石U-Pb定年以标样GJ-1为外标，微量元素含量利用NIST 610做为外标、Si做内标的方法进行定量计算。测试过程中在每测定10个样品前后重复测定2个锆石标样GJ-1对样品进行校正，并测量1个锆石Plesovice，观察仪器的状态以保证测试的精确度。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2008)，锆石年龄谐和图用Isoplot 3.0程序获得。详细实验测试过程可参见侯可军等(2009)。样品分析过程中，Plesovice标样作为未知样品的分析结果为337.3±1.4Ma(n=45, 2σ)，对应的年龄推荐值为337.13±0.37Ma(2σ)，两者在误差范围内完全一致。

全岩化学前处理与主微量元素测定在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。主量元素分析采用四硼酸锂玻璃熔片X射线荧光光谱仪(XRF)测试，具体流程为：称取约1g样品置于马弗炉中在900℃高温灼烧1.5小时，完成后取出放入干燥器。待冷却后称取质量，并计算出烧失量，再称取约0.6g前一步的残渣，并按称取约8倍于残渣质量的四硼酸锂助熔剂，混合均匀后倒入铂金坩埚并加入适量脱模剂溴化锂和氧化剂硝酸锂，置于1200℃高温熔融。待熔融完成后取出倒入铂金磨具中冷却成玻璃片，上机测试，分析精度优于5%。微量元素测试流程如下：称取40mg全岩粉末置于聚四氟乙烯溶样弹中，加入0.5mL浓硝酸与1.0mL氢氟酸，密封溶样弹后放入烘箱：样品在195℃烘箱内加热72小时，以确保样品被彻底消解。消解液被稀释2000倍后，以雾化形式送入Agilent 7700x ICP-MS测定微量元素。美国地质调查局USGS地球化学标准岩石粉末(玄武岩BIR-1、BHVO-2、BCR-2、安山岩AGV-2、流纹岩RGM-2、花岗闪长岩GSP-2)被当作质控盲样。这些地质标物的实测值与德国马普学会地质与环境标物数据库GeoReM进行了对比(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de)：固体浓度大于10×10-6的微量元素，偏离范围不超过±10%；固体浓度大于50×10-6的微量元素，偏离范围不超过±5%。

Hf同位素测试分析在北京科荟测试技术有限公司完成，所用仪器为Neptune Plus型MC-ICP-MS及与之配套的RESOluton SE激光剥蚀系统。激光剥蚀直径采用38μm束斑，频率为6～8Hz，能量密度为6J/cm2，激光剥蚀物质以高纯He作为载气送入质谱。相关仪器运行条件及详细分析流程见侯可军等(2007)。测定时使用锆石国际标样GJ-1作为监控样，分析点与U-Pb定年分析点为同一位置。176Hf/177Hf 比值采用179Hf/177Hf=0.7325进行指数归一化校正。分析过程中锆石GJ-1的176Hf/177Hf加权平均值为0.282012±25 (2SD, N=9)。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年龄

本次对GR1中的奥长花岗岩(HGR1-17)和英云闪长岩(GR1-6)进行了锆石U-Pb年龄分析，结果列于表3，图4为年龄谐和图。样品中的锆石自形程度较好，为长柱状或柱状，多数呈浅黄色或无色，少量为褐色。颗粒大小差别较大，长径为100～280μm，宽为60～130μm，长宽比为1:1～3:1；CL图像显示具有典型的震荡环带特征(图4)。样品HGR1-17和GR1-6中的锆石的232Th含量分别为143×10-6～908×10-6和141×10-6～1432×10-6，235U的含量分别为193×10-6～2799×10-6和349×10-6～2214×10-6，对应的Th/U比值分别为0.18～0.82和0.30～1.42，为典型的岩浆成因锆石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。剔除误差较大的分析点之后，样品HGR1-17中的32个分析点的206Pb/238U的加权平均年龄值为236.5±1.7Ma(MSWD=1.8)(图4a)，样品GR1-6中20个分析的206Pb/238U的加权平均年龄值为241.6±3.0Ma(MSWD=2.4)(图4b)，该年龄代表了奥长花岗岩和英云闪长岩的形成年龄。这与已发表的GR1和GR2钻孔中的花岗岩样品锆石U-Pb年龄(243.7～245.3Ma；Fengetal., 2020)近一致，即北部干热岩钻井岩浆岩岩体中的不同岩性岩石具有近一致的形成时代，为中三叠世(印支期)。

图4 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品U-Pb年龄协和图及典型锆石阴极发光图像Fig.4 U-Pb concordia diagrams and typical cathodoluminescence (CL) images of zircons from Qiabuqia HDR drilling core samples, Gonghe basin

表3 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品LA-ICP MS锆石U-Pb定年结果

续表3

4.2 全岩地球化学

进行主微量元素测试的样品包括奥长花岗岩(HGR1-17-1、HGR1-17-2)、花岗闪长岩(GR1-10-1、GR1-10-2)和英云闪长岩(GR1-6-1、GR1-6-2)，分析结果列于表4；表中同时列出了Fengetal. (2020)报道的共和干热岩钻井GR1和GR2中花岗岩岩芯分析数据，包括5个GR1井从2450m到3000m的岩芯样品18GH-01、-02、-05、-06、-07，本文图件中使用18GH-GR1代指；6个GR2井从2130m到3000m的岩芯样品18GH-03、-04、-08、-09、-10、-11，用18GH-GR2代指。

表4 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析结果

续表4

4.2.1 主量元素

本次研究分析的奥长花岗岩、英云闪长岩及花岗闪长岩的SiO2分别为68.13%～68.23%， 62.78%～63.94%及64.43%～64.40%。6个样品的碱含量差异较小并相对偏低(6.48%～6.61%)，相对富钾(K2O/Na2O>1)，在硅碱图(TAS)中均位于亚碱性系列范围内(图5a)，在硅钾图中也大多属于高钾钙碱性系列(图5b)。而6个样品的铝饱和指数A/CNK则相差较大，奥长花岗岩偏向于弱过铝质(1.11)，花岗闪长岩和英云闪长岩分别为1.01和0.94, 属偏铝质花岗岩(图5c)。里特曼指数(σ)介于1. 68～2.21，属典型的准铝质钙碱性I型花岗岩。

图5 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品的岩石分类和系列划分图解(a) TAS图解(据Le Maitre, 2002); (b) SiO2-K2O图解(据Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/NK-A/CNK图解(据Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5 Classification and series diagrams of the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin(a) Total alkalis vs. silica diagram (after Le Maitre, 2002); (b) SiO2 vs. K2O diagrams (after Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/NK vs. A/CNK plot diagram (after Maniar and Piccoli, 1989)

图6 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品的哈克图解Fig.6 Harker diagrams of the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

4.2.2 微量及稀土元素

在球粒陨石标准化稀土元素图解上(图7a)，全部样品(HGR1-17，GR1-6，GR1-10)稀土元素总量较高，为150.3×10-6～253.5×10-6，平均为197.6×10-6。显示轻稀土元素(LREE)富集、重稀土元素(HREE)相对亏损的特点，轻重稀土比值为6.17～13.66，平均为10.79；(La/Yb)N=5.32～17.8，其中轻稀土分馏较重稀土明显。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解中(图7b)，大部分样品均显示强烈富集K、Rb、Th等大离子亲石元素(LILE)，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素(HFSE)(图7b)。

图7 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品球粒陨石标准化稀土元素配分曲线图(a,标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素配分曲线图(b,标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

4.3 Hf同位素

共和盆地奥长花岗岩(HGR1-17)和英云闪长岩(GR1-6)岩芯样品中锆石Hf同位素测试数据列于表5。由表中数据可看出，英云闪长岩和奥长花岗岩中锆石的176Yb/177Hf比值范围分别为0.017194～0.067575和0.019432～0.050504，而2个样品中绝大部分锆石176Lu/177Hf比值都小于0.002，表明锆石形成后放射性成因Hf积累很少，可以很好地反映锆石形成时岩浆的Hf同位素组成特征(吴福元等，2007)。奥长花岗岩的176Hf/177Hf比值为0.282541～0.282681，平均为0.282606；εHf(t)为-3.16～+1.63，平均为-0.88；两阶段Hf模式年龄(tDM2)在1.17～1.47Ga；英云闪长岩的则与奥长花岗岩较为相似，176Hf/177Hf比值为0.282517～0.282699，平均为0.282588；εHf(t)为-3.83～+2.34，平均为-1.38；两阶段Hf模式年龄(tDM2)在1.12～1.52Ga；2个样品εHf(t)和Hf二阶段模式年龄在较宽的范围(图8)，说明样品可能具有不均一的锆石Hf同位素组成。

表5 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品锆石Hf同位素组成

续表5

图8 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品中的锆石年龄-εHf(t)图Fig.8 εHf(t) vs. Age (Ma) diagram for Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

5 讨论

5.1 共和盆地北部中三叠世花岗岩浆源区及成因

将本文地球化学数据与Fengetal. (2020)报道的共和干热岩钻井GR1和GR2中花岗岩岩芯样品数据(表4)共同分析，GR1和GR2花岗岩Nb/Ta比值有较宽的变化范围(3.44～14.02)，说明岩体的原始岩浆可能受到了幔源岩浆的影响。地表当家寺岩体中发育暗色微粒包体，也佐证了这一点。然而，由于地幔的部分熔融不可能形成大规模花岗质或奥长花岗质岩浆(Pitcheretal., 1985)，本文及地表当家寺岩体中包体含量较少，也说明幔源岩浆对岩体成分影响有限。幔源岩浆对岩体的影响更多的是提供热源，可能为地幔楔受俯冲流体交代发生部分熔融形成的镁铁质岩浆底侵下地壳的结果。奥长花岗岩和英云闪长岩的平均εHf(t)的分别为-0.88和-1.38，176Hf/177Hf比值分别为0.282606和0.282588，其Hf同位素组成也反映这些花岗岩类的岩浆主要来自地壳中火成物质的部分熔融。在球粒陨石标准化稀土元素图解和原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解上(图7b)，大多数样品显示出与下地壳微量元素相似的分布型式Rudnick and Gao (2003)，暗示该岩浆组合的源区很可能与下地壳有关。

在主量元素协变关系图解上，GR1和GR2中花岗岩的SiO2与TiO2、MgO、P2O5具显著的负消长线性演化关系(图6)，说明GR1和GR2的绝大部分花岗岩属于同源岩浆结晶分异作用的产物(Kumar and Rino, 2006)。GR1和GR2花岗岩轻稀土元素(LREE)相对重稀土元素(HREE)富集(图7a)，(La/Sm)N和(Gd/Lu)N分别为3.41～5.23和1.06～2.09，表现明显的铕负异常(δEu=0.48～0.58)，表明这些岩浆经历了强烈的斜长石结晶分异作用(Green, 1994)。在原始地幔标准化微量元素蜘蛛图解中(图7b)，大部分样品均显示强烈富集K、Rb和Th等大离子亲石元素(LILEs)，相对亏损Nb、Ta、P、Ti等高场强元素(HFSE)，具有明显的负Sr和Ba异常，表明岩体的岩浆经历高程度分离结晶作用，分离结晶矿物主要为斜长石、磷灰石及钛铁矿等。

研究表明大规模花岗质或奥长花岗质岩浆很可能经历了二阶段的成岩过程，即由幔源岩浆首先底侵至地壳底部形成初生地壳，然后在后期热事件的影响下，这种初生地壳发生再次熔融形成(Pitcheretal., 1985)。据此结合本文数据，我们可以构想共和盆地及周缘的花岗岩岩浆的形成过程(图9)：在三叠纪早期，由于板片俯冲消减析出流体交代相对富集的地幔楔(张宏飞等，2006)，并诱发其熔融产生镁铁质岩浆，这一镁铁质岩浆底侵至地壳底部，随后在持续的岩浆底侵事件影响下，导致古老的玄武质地壳发生熔融形成壳源岩浆，壳源岩浆经进一步的分异演化，形成英云闪长岩、花岗闪长岩及奥长花岗岩的母岩浆。当镁铁质岩浆注入已部分结晶的花岗质-闪长质岩浆中时，由于二种共存岩浆的粘度差较大，使得彼此之间不能发生完全的化学混合形成均一的岩浆，而主要表现为机械混合(Fernandez and Barbarin, 1991；邱检生等，2015)，这时未完全均匀混合的基性岩浆即形成塑状镁铁质微粒包体存在于大量的花岗质岩体中，少量的镁铁质岩浆沿岩浆通道上侵到地壳内部直接结晶即形成辉长质侵入体(张永明，2017)，这一模式能较好地解释目前所观测到的共和盆地杂岩体的野外和地球化学特征。

5.2 共和盆地北部中三叠世花岗岩浆形成的构造环境

本文共和盆地北部干热岩钻井中三类花岗岩岩芯样品(花岗闪长岩、英云闪长岩和奥长花岗岩)均为高钾钙碱性系列，具有不同程度富集大离子亲石元素(LILEs)，亏损高场强元素(HFSEs)，这说明其具有类似弧岩浆岩的特征(Thompsonetal., 1984)。Salters and Hart(1991)认为活动大陆边缘地区岩浆岩La/Nb比值通常大于2。本文花岗闪长岩、英云闪长岩和奥长花岗岩的La/Nb 均值分别为11.88～15.02、4.98～6.89、3.23～3.65，另外Fengetal. (2020)中GR1和GR2钻井中花岗岩的La/Nb也大于2，符合活动大陆边缘特征。在Hf-Ta×3-Rb/30三角图解上(图10a)，本文3个岩芯的花岗岩样品均落入活动大陆边缘区，18GH-GR1和18GH-GR2的大多花岗岩数样品也落在活动大陆边缘弧和同碰撞花岗岩区域；在Yb+Ta-Rb图解上(图10b)，大部分花岗岩样品落入火山弧花岗岩和同碰撞花岗岩交界区域，这也与张永明(2017)共和盆地北部青海南山露头花岗岩样品投图区域一致；在Y-Nb 图解上(图10c)，大多数样品落入火山弧花岗岩(VAG)与同碰撞花岗岩(Syn-COLG)界线区域。另外，研究表明岩浆岩组合——奥长花岗岩-英云闪长岩-花岗岩闪长岩常形成于洋壳俯冲作用的构造环境，是洋俯冲玄武岩板片或玄武质下地壳熔融的产物(Drummondetal., 1996)。即共和盆地恰卜恰干热岩钻井中大多数中三叠世花岗质岩石形成于岛弧和活动大陆边缘构造环境(图10)。

图10 共和盆地恰卜恰干热岩岩芯样品构造判别图解(a) 花岗岩的Rb/30-Hf-Ta×3三元图解(Harris et al., 1986); (b) Rb-(Ta+Yb)图解 (据 Pearce et al. 1984); (c) Nb-Y 图解(Pearce et al. 1984). WPG-板内花岗岩; VAG-火山弧花岗岩; Syn-COLG-同碰撞花岗岩; Post-COLG-后碰撞花岗岩; ORG-洋脊花岗岩Fig.10 Tectonic discriminative diagrams for Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin(a) Rb/30-Hf-Ta×3 diagram (Harris et al., 1986); (b) Rb vs. (Ta+Yb) diagram (after Pearce et al. 1984); (c) Nb vs. Y diagram (Pearce et al., 1984). WPG-within-plate granites; VAG-volcanic arc granites; Syn-COLG-syn-collision granites; Post-COLG-post-collision granites; ORG-ocean ridge granites

需要指出的是在共和盆地北部干热岩钻井中1个样品18GH-07表现出与其它样品不同的微量元素配分模式(图7)，高Sr，低Y、Yb，高Sr/Y比(29.5)，具有埃达克质岩浆成分特征，可能属于碰撞期地壳加厚的岩浆产物。在构造判别图中(图10)其投图位置也与其它样品相隔距离较大，位于板内花岗岩(WPG)区域，应为晚三叠世后碰撞的岩浆活动产物。总结而言，共和盆地干热岩井下印支期花岗岩大多指示岛弧/大陆边缘环境，部分显示同碰撞花岗岩特征，即体现了构造转换体制下的花岗岩地球化学特征，可能为俯冲末期阶段的产物，其从俯冲向碰撞的转换时限大致为236～241Ma。

5.3 大地构造意义

本文共和盆地北部花岗岩岩芯样品的Hf同位素特征与共和盆地北部的青海南山及东部西秦岭北缘构造岩浆带中早-中三叠世的花岗岩比较一致(图8)。宗务隆(共和盆地西北部)、青海南山以及西秦岭北缘地区岩浆岩地球化学方面数据也表明在早-中三叠世这些地区皆处于大陆边缘弧环境(张宏飞等, 2006; 李生虎等, 2017; 张永明等，2017a, b)。另外沉积环境分析方面，共和盆地东甘加一带二叠系大关山组中存在礁灰岩和枕状玄武岩共生以及含蛇绿岩岩片的浊积岩，说明该地区在晚二叠世-早三叠世时期处于半深海的活动大陆边缘(寇晓虎等，2007)。中下三叠统隆务河组的地球化学显示其沉积环境为活动大陆边缘斜坡相, 物源区构造属性为活动大陆边缘(张永明等, 2017a)。闫臻等(2012)通过对秦祁昆结合部广泛分布的三叠纪沉积地层细碎屑岩进行岩石地球化学研究，认为其形成于活动大陆边缘环境。郭安林等(2009)则认为宗务隆构造带的晚古生代和早-中三叠世沉积建造向东可能经青海湖南山、橡皮山与西秦岭商丹带晚古生代和早-中三叠世残余海盆相连，即晚古生代-早中生代时在宗务隆-青海南山-西秦岭北缘地区曾发生一个有限小洋盆的演化过程，洋盆俯冲时间始于413Ma，早-中三叠世的岩浆活动则与洋壳南向俯冲消减有关(吴才来等，2016)。因而，可推断共和盆地北部花岗岩岩浆带与早-中三叠世有限洋盆(宗务隆洋)的南向俯冲有关(图9)。同时，宗务隆-青海南山-西秦岭北缘地区由三叠纪早期俯冲到晚三叠世碰撞/碰撞后的构造转换发生在中三叠世(236～241Ma)。

晚三叠世时期，宗务隆-青海南山-西秦岭北缘构造带地质演化总体处于碰撞期和后碰撞期，陆壳加厚并发生部分熔融，形成了具有埃达克质和喜马拉雅型的地球化学特点的花岗质岩浆(张成立等，2008；徐学义等，2012，2014)。碰撞后岩浆组合主要为二长花岗岩、碱长花岗岩和正长岩等，是造山后造山带发生崩塌伸展作用过程中所产生的岩浆热事件产物(王天刚等，2010；刘明强等，2012)。同时区域上的大量基性岩墙、岩脉、正长岩岩株(195～220Ma)、晚三叠世鄂拉山组陆相火山岩(流纹岩和英安岩为主)等的发育，暗示晚三叠世时共和盆地周缘也已进入后碰撞陆内环境(解小龙等，2015)。至此，西秦岭造山带北缘至宗务隆构造带的小洋盆系统完全闭合，祁连造山带与西秦岭造山带完全拼合碰撞成一体。