柴北缘赛什腾中二叠世辉长岩成因及其对宗务隆洋盆俯冲时限的制约

2020-11-30庄玉军辜平阳高永伟何世平李普涛

岩石矿物学杂志 2020年6期

庄玉军，辜平阳，高永伟，彭璇，何世平，李普涛

(中国地质调查局西安地质调查中心，国土资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室，陕西西安 710054)

柴达木盆地北缘(柴北缘)构造带位于青藏高原北部，处于南祁连地块与柴达木地块的拼合部位，南东和北西两端分别被哇洪山断裂和阿尔金断裂切断(王惠初等， 2005；宋述光等， 2009)，是一个构造复杂、物质组成多样、时间跨度大的多单元复合构造带(郭安林等， 2009)，以鱼卡断裂和宗务隆-青海南山断裂为界，由南向北可将柴北缘构造带划分为柴北缘早古生代俯冲带、欧龙布鲁克地块以及宗务隆构造带3个次一级构造单元(潘桂棠等， 2002；王惠初等， 2005)。20世纪90年代以来，柴北缘因发现早古生代大陆深俯冲的高压-超高压变质岩(杨经绥等， 1998；宋述光等， 2001；孟繁聪等， 2003；陈丹玲等， 2007)而引起了国内外地学工作者的广泛关注。前人对区内早古生代地球动力学背景和构造演化等方面进行了大量的研究工作，认为柴北缘地区在早古生代(晚寒武世)-晚古生代早期(泥盆纪-早石炭世早期)经历了洋壳俯冲(史仁灯等， 2003；王惠初等， 2005；高晓峰等； 2011；宋述光等， 2015)、(吴才来等， 2007；周宾等， 2013)、碰撞后板块折返(Zhangetal.， 2011；邱士东等， 2015)以及后造山陆内伸展(吴才来等， 2007；周宾等， 2013；庄玉军等， 2019)的完整的造山旋回。早石炭世之后，柴北缘地区构造应力场逐渐由拉张转为收缩，辛后田等(2006)认为区内这种应力转换是由早石炭世-早二叠世邻区巴颜喀拉洋的扩张所致，吴才来等(2008)认为与古特提斯洋的关闭有关，而郭安林等(2009)则认为是柴北缘构造带北部的宗务隆构造带由洋盆发育向洋壳俯冲的转变引起的。此外，关于晚古生代晚期-早中生代柴北缘所处的构造环境也存在较大的争议。吴才来等(2008)认为柴北缘西段三岔沟一带花岗岩的形成表明中二叠世柴北缘处于加里东造山后的陆内俯冲环境下；董增产等(2014a， 2014b， 2015a， 2015b)以及辜平阳等(2016(1)辜平阳，等. 2016. 青海阿尔金1∶5万打柴沟等6幅区调报告.， 2018)通过研究认为欧龙布鲁克地块西北缘晚二叠世花岗岩形成于火山弧构造环境，表明柴北缘晚二叠世处于洋陆俯冲的构造演化阶段，但吴锁平(2008)、邱士东等(2015)、高万里等(2019)则认为柴北缘在中二叠世已经处于洋陆俯冲阶段。杨明慧等(2002)认为小赛什腾山一带的中三叠世花岗岩体具S型花岗岩特征，进而认为中三叠世柴北缘已处于俯冲结束后的同碰撞阶段，而强娟(2008)、彭渊等(2016)、王苏里等(2016)则认为中三叠世柴北缘的洋壳俯冲作用仍未结束。由此可见，柴北缘晚古生代晚期-早中生代构造演化背景争议较大，尚需要进一步研究。

综上可知，大多学者对柴北缘晚古生代的研究对象多为中酸性侵入岩，而中酸性侵入岩的地球化学构造背景往往存在多解性。相比而言，基性-超基性岩浆岩更能反映构造背景，所以通常被作为研究构造环境演化的重要研究对象(Zhangetal., 2009；张云等，2020)，然而该地区晚古生代的基性-超基性岩很少。最近，笔者在柴北缘赛什腾山地区开展专项地质调查时，在古元古界达肯大坂岩群中识别出的中二叠世辉长岩，为探讨柴北缘地区晚古生代的构造演化提供了新的载体。本文通过对该辉长岩的地球化学、年代学研究，探讨其岩石成因及构造环境，旨在为柴北缘晚古生代的构造格局与演化提供新的约束。

1 区域地质概况

研究区位于柴北缘构造带西段赛什腾山西北部，区域上出露的地层主要为古元古界达肯大坂岩群(Pt1DK.)以及下古生界滩间山群(∈-OT1)(图1a)。其中，达肯大坂岩群是一套原岩为火山-碎屑岩系并经历了中高级变质的副变质岩；滩间山群下部以中基性海相火山岩为主, 但徐旭明等(2017)在其中的玄武安山岩中获得256.9±0.7 Ma的锆石LA-ICP-MS(U-Pb)年龄。区内基性、中性、酸性岩浆岩均有出露，且以中酸性岩为主，主要为英云闪长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩以及花岗伟晶岩等，时代有奥陶纪、志留纪、石炭纪、二叠纪及三叠纪，并以二叠纪、奥陶纪最为发育；基性岩(脉)则以辉长岩为主，侵入于达肯大坂岩群、滩间山群中，并被晚二叠世石英二长岩侵入。本文研究的辉长岩脉产状近直立(75°～85°)，呈北西西向(290°)延伸400余米，最宽处可达70余米，沿片理、片麻理侵入达肯大坂岩群黑云斜长片麻岩及二云母石英片岩中(Pt1DK.3)中，并被后期北西西向的花岗细晶岩脉侵入。

图1 柴北缘地质简图[a，据杨经绥等(2001)修改]及研究区地质图(b)Fig. 1 Sketch geological map of the northern Qaidam Basin (a, after Yang Jingsui et al., 2001) and the geological map of the study areas (b)

2 岩石学特征

用于同位素及地球化学研究的辉长岩样品(编号为PM002-62-1)采自冷湖镇东(105°)53 km处，地理坐标93°55′35″E，38°36′40″N。样品风化色呈灰绿色、灰黑色，具块状构造，变余辉长结构(图2)。岩石主要由斜长石(～45%)、辉石(～40%)、角闪石(～10%)、钛铁矿(3%)以及少量榍石(<1%)等组成。斜长石与辉石晶体均呈自形、半自形粒状，二者形态与粒径大小相近，粒径大小一般在2～6.6 mm之间，其中斜长石晶体普遍出现明显的绢云母化、黝帘石化，多数辉石已次生蚀变被角闪石交代。钛铁矿晶体多呈板状，粒径大小在0.15～1.2 mm之间，有时被榍石交代。

图2 赛什腾辉长岩宏观产出及显微镜下特征Fig. 2 Macroscopic and microscopic characteristics for gabbro of Saishiteng Mountain

3 分析方法

样品的主微量及稀土元素测试分析在中国地质调查局西安地质调查中心实验测试中心完成，主量元素采用SX45型X荧光光谱仪(XRF)进行分析，其中FeO含量通过湿化学方法测定采用，分析误差小于1%；微量和稀土元素利用SX50型电感耦合等离子体光谱仪(ICP-MS)进行测定，分析误差为5%～10%。样品锆石挑选由河北廊坊诚信地质服务有限公司完成，锆石的制靶及反射光阴极发光照相在陕西爱思拓普测试技术有限公司完成，测试点的选取首先根据锆石反射光和透射光照片进行初选，再与CL图像反复对比，力求避开内部裂隙和包裹体，以获得较准确的年龄信息。LA-ICP-MS锆石微区U-Pb年龄测定在自然资源部岩浆作用成矿与找矿重点实验室完成，采用193nmArF准分子(excimer)激光器的Geo Las200M剥蚀系统，ICP-MS为Agilent 7700，激光束斑直径24 μm，以GJ-1为同位素监控标样，91500为年龄标定标样，NIST610为元素含量标样进行校正，普通铅校正依据实测204Pb进行校正。

采用Glitter(ver4.0，Macquarie University)程序对锆石的同位素比值及元素含量进行计算，并按照Andersen Tom的方法(Andersen， 2002)，用LAMICPMS Common Lead Correction(ver3.15)对其进行了普通铅校正，年龄计算及谐和图采用Isoplot(ver3.0)完成(Ludwig， 2003)。

4 分析结果

4.1 全岩地球化学特征

在主量元素分析表(表1)中可以看出，赛什腾辉长岩样品的烧失量较低(2.34%～2.77%)，表明样品受后期低温蚀变作用及风化作用的影响较小。样品中SiO2含量较低，为45.34%～47.69%，相对富MgO(5.80%～8.48%)及FeOT(9.35%～11.49%)，贫ALK(K2O+Na2O含量为3.13%～3.63%)和P2O5(0.10%～0.18%)，TiO2为中高含量(1.33%～1.61%)，可能与岩石中发育钛铁矿副矿物有关，Al2O3含量为17.31%～19.45%，平均18.25%(>17%)，具有高铝玄武质岩石的特征(桑隆康等， 2012)。镁铁比值m/f为0.90～1.60，属铁质基性岩类(m/f=0.5～2.0)； Mg#=47.82～61.82，小于原始岩浆玄武岩Mg#=68～78(李文宣等， 1994)。扣除烧失量作归一化处理后对样品进行投图，在哈克图解中，MgO与SiO2、Na2O+K2O以及Al2O3存在较为明显的负相关关系(图3a、3b、3d)，MgO与CaO相关性较弱(图3c)，MgO和Mg#分别与TiO2和CaO/Al2O3呈明显正相关关系(图3e、3f)；在Cox等(1979)的TAS分类图上除样品PM002-62-1-1外，其它5个样品均落入亚碱性系列辉长岩区(图4a)，在FeOT-FeOT/MgO图解(图4b)中大多数样品落入钙碱性系列范围内，仅一个样品落入拉斑玄武岩系列范围内，且所有样品的里特曼指数σ均小于4(表1)，表明该辉长岩为钙碱性辉长岩。

图3 赛什腾辉长岩Harker图解Fig. 3 Harker diagrams for gabbro of Saishiteng Mountain

图4 赛什腾辉长岩TAS分类图(a，底图据Wilson, 1989)及FeOT-FeOT/MgO图解(b，据Miyashiro, 1974)Fig. 4 TAS diagram (a, after Wilson, 1989) and FeOT versus FeOT/MgO diagram (b, after Miyashiro, 1974) for gabbro of Saishiteng Mountain

表1 辉长岩主量元素(wB/%)、微量元素及稀土元素(wB/10-6)含量分析结果Table 1 Major elements (wB/%), trace elements and REE (wB/10-6) compositions of gabbro

续表 1 Continued Table 1

在稀土微量元素分析表(表1)中，辉长岩的稀土总量(ΣREE)较低且变化范围不大，为96.91×10-6～131.37×10-6，LREE=65.10×10-6～91.25×10-6，HREE=30.44×10-6～40.12×10-6，LREE/HREE=1.92～2.27，(La/Yb)N=3.44～4.94，表明轻稀土相对富集，轻重稀土元素分异较为明显；(La/Sm)N=1.48～1.94，(Gd/Yb)N=1.60～1.89，显示轻、重稀土内部分异均较弱；样品的δEu=0.85～1.00，显示为弱的负异常或无异常。此外，δCe=0.95～1.01，波动范围较小，暗示样品具有一致的源区和相似的演化过程。在球粒陨石标准化稀土元素配分图上，各样品具有相似的稀土分布模式，均表现出LREE相对富集、HREE平坦且向右缓倾的配分模式。原始地幔标准化微量元素蛛网图显示，辉长岩明显富集Rb、Ba、Th 、U、Sr等大离子亲石元素(LILE)，显著亏损Nb、Ta、Zr高场强元素(HFSE)，Ti为弱亏损(图5)。

图5 辉长岩稀土元素球粒陨石标准化图解(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(球粒陨石标准化值及原始地幔标准化值据Sun and McDonough, 1989)Fig. 5 Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive-mantle normalized spidergram (b) of gabbro (chondrite-normalized values and primitive mantle-normalized values after Sun and McDonough, 1989)

4.2 成岩时代

赛什腾辉长岩的锆石阴极发光(CL)图像见图6，锆石的U-Pb同位素比值和表面年龄测试数据列于表2。大多数锆石镜下呈无色透明，短柱状、长柱状晶形明显(长100～180 μm)，长宽比为1∶1～2∶1，CL照片显示该类锆石发育宽缓或条带状振荡环带结构(10、12、33、34号等)，个别锆石具有因后期蚀变或变质产生的浅色增生边(5号)。锆石中Th和U含量分别为38×10-6～828×10-6和44×10-6～664×10-6，Th/U值0.48～1.68，Th和U之间的相关系数为0.90(图略)。锆石的稀土元素球粒陨石标准化配分模式显示锆石显著富集HREE，并具有明显的正δCe异常和负δEu异常(图7a)，结合锆石存在生长韵律环带、较高的Th/U值及Th、U相关系数，表明这些锆石为典型的基性岩浆锆石成因(Hoskin and Black, 2000)。本文选择具有代表性的36粒锆石进行了LA-ICP-MS测年分析，分析结果显示测点数据谐和度高且较为集中，均落在谐和线上及其附近。206Pb/238U年龄介于275±4～269±3 Ma之间，加权平均年龄为271±3 Ma， MSWD=0.027(图7b)，时代为中二叠世早期。

表2 辉长岩锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素测年结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb isotopic dating results of gabbro

图6 赛什腾辉长岩典型锆石阴极发光图像Fig. 6 CL images of the representative zircons for gabbro of Saishiteng Mountain

图7 辉长岩锆石稀土元素球粒陨石标准化配分图(a)及锆石U-Pb年龄谐和图(b)Fig. 7 The chondrite-normalized REE patterns (a) and the U-Pb concordian diagram (b) of zircons for gabbro

5 讨论

由于蚀变作用和变质作用通常会导致大离子亲石元素(如K、Rb、Sr、Ba、Cs、Pb2+、Eu2+)具有明显的活动性，而稀土元素以及部分高场强元素(Nb、Ta、Zr、Hf、Th、REE、Ce、U、Ti)甚至在高级变质作用中亦能相对稳定(Hajash， 1984； Beckeretal., 1999； Escuder-Virueteetal.， 2010)，故本文主要利用不活动元素来进行相关讨论。

5.1 岩石成因

5.1.1 同化混染与分离结晶

赛什腾辉长岩与围岩侵入关系明显，露头未见同化混染，在锆石CL图像及年龄上也未发现继承或捕获锆石，表明岩浆侵位过程中未遭受或有弱的同化混染作用。原始地幔标准化 Th/Nb值(≫1)(Ormerodetal.， 1988)和Nb/La 值(<1)(Ernstetal.， 2000)是辨别地壳混染作用的两个可靠的微量元素指标。赛什腾辉长岩 (Th/Nb)PM值为3.26～5.05，Nb/La值为0.39～0.58，在Nb/La-(Th/Nb)PM图解中落入遭受地壳混染范围内，暗示辉长岩形成过程中遭受一定程度的地壳混染。Neal 等(2002)提出可以用(La/Nb)PM和(Th/Ta)PM值来区分上地壳和下地壳物质的混染作用，图8b显示样品落至平均上地壳与平均下地壳之间并偏向上地壳一侧，暗示辉长岩岩浆上升过程中可能遭受了中上地壳物质的混染。此外，总分配系数相同或相近的元素的比值受部分熔融和分离结晶作用影响较小，因此可依据总分配系数相同或相近、对地壳混染作用又敏感的元素比值(如Ce/Pb、Ta/Yb、La/Nb、Th/Ta、Nb/Ta、Ti/Yb、Zr/Nb、 La/Yb)之间的协变关系，来判断是否存在地壳混染作用以及混染程度高低(Campbell and Griffiths， 1993； Bakeretal., 1997； Mecdonaldetal., 2001；夏明哲等， 2010)。由图9可知，赛什腾辉长岩除Ta/Yb-Ce/Pb(R=0.95)相关性较好外，Th/Ta-La/Nb(R=0.46)、Ti/Yb-Nb/Ta(R=0.09)、La/Yb-Zr/Nb(R=0.19)的相关性均较差，表明岩浆演化过程中遭受了地壳混染，但混染程度整体较弱。

图8 赛什腾辉长岩Nb/La-(Th/Nb)PM图解(a，底图据夏林圻等， 2007)和( Th/Ta)PM-(La/Nb)PM图解(b，底图据Neal et al., 2002)Fig. 8 Nb/La versus (Th/Nb)PM diagram (a, after Xia Linqi et al., 2007) and (Th/Ta)PM versus (La/Nb)PM diagram (b, after Neal et al., 2002) for gabbro of Saishiteng Mountain

图9 辉长岩微量元素同化混染作用程度判别图Fig. 9 Discrimination plots for contamination from selected trace elements of gabbro

分离结晶作用是镁铁质岩浆分异演化最重要的机制。赛什腾辉长岩Mg#为47.82～61.82，小于原始岩浆玄武岩的Mg#值(68～78)，Cr(35.9～105)<300和Ni(24.9～78.8)<250，除一个样品(8.45%)外，其余MgO含量均小于8%，均暗示其岩浆在演化过程中经历了一定程度的分离结晶作用(Righter， 2000)。在哈克图解中，MgO与SiO2、Na2O+K2O以及Al2O3存在负相关关系(图3a、3b、3d)，显示辉长岩原始岩浆可能存在斜长石与单斜辉石的分离结晶，而辉长岩弱(或无)的δEu负异常(0.85～1.00)则表明斜长石分离结晶的程度较弱。Spath 等(2001)认为在有斜长石存在的条件下，若有相当数量单斜辉石的分离结晶作用，则CaO/Al2O3会随着Mg#比值的增加而增加。辉长岩的Mg#与CaO/Al2O3存在明显的正相关性(图3f)，表明岩浆结晶分异过程中单斜辉石是主要的结晶分离产物，这与辉长岩中存在大量粗粒单斜辉石是一致的。

5.1.2 岩浆源区性质

因不相容元素具有相似的分配系数，受岩浆分离结晶和地幔部分熔融作用影响较小，故通常用来分析源区特征(Taylor and McLennan, 1985)。Shaw等(2003)认为石榴石橄榄岩源区和尖晶石橄榄岩源区具有不同的稀土元素矿物相/熔体相分配系数，不管是石榴石橄榄岩还是尖晶石橄榄岩的部分熔融都会使熔体中的轻稀土元素富集，且随着熔融程度的不同，源区轻、重稀土元素比值也会发生变化，并因重稀土元素更容易进入石榴石中而导致这种变化在石榴石橄榄岩中更大一些，故可以用稀土元素比值(或原始地幔标准化)来限定地幔岩浆源区的组分及部分熔融的程度。赛什腾辉长岩低的 (La/Yb)N值(3.44～4.94)、(Gd/Yb)N值(1.60～1.86)以及HREE相对平坦的球粒陨石标准化稀土元素配分曲线，暗示辉长岩源区物质可能不含石榴石(蓝江波等， 2007； Pollock and Hibbard, 2010)。Wang等(2002)认为石榴石橄榄岩平衡熔体具有较高的原始地幔标准化的(Tb/Yb)PM(>1.8)，而尖晶石橄榄岩则具有低的(Tb/Yb)PM值(<1.8)。源区赛什腾辉长岩的(Tb/Yb)PM值为1.50～1.67，在(Tb/Yb)PM-(La/Sm)PM图解中(图10a)落入尖晶石橄榄岩区域，表明岩石部分熔融应发生在尖晶石稳定区域(Wangetal.， 2002; 解超明等， 2019)。此外，Deniel(1998)提出Ce/Y-Zr/Nb图解可作为判别玄武岩浆源区矿物相组合的有效图解，在Ce/Y-Zr/Nb图解中(图10b)，样品均位于原始尖晶石相二辉橄榄岩和亏损尖晶石相二辉橄榄岩熔融源区之间，进一步表明赛什腾辉长岩的岩浆源区为尖晶石二辉橄榄岩，并暗示其源区深度可能在70 km左右(Lambert and Wyllie， 1968)。

图10 赛什腾辉长岩(Tb/Yb)PM-(La/Sm)PM图解(a，底图据Wang et al., 2002)和Ce/Y-Zr/Nb图解(b，底图据Deniel， 1998)Fig. 10 (Tb/Yb)PM versus (La/Sm)PM diagram (a, after Wang et al., 2002) and Ce/Y versus Zr/Nb diagram (b, after Deniel, 1998) for gabbro of Saishiteng Mountain

综上可知，赛什腾辉长岩原岩岩浆是地幔尖晶石二辉橄榄岩部分熔融的产物，在演化过程中经历了弱的斜长石以及较为明显的单斜辉石的分离结晶作用，并在上升侵位过程中遭受了弱的中上地壳的同化混染作用。

5.2 构造环境及地质意义

前已提及，赛什腾辉长岩具明显富集Rb、Ba、Th、U、Sr等大离子亲石元素、显著亏损Nb、Ta、Zr高场强元素以及轻稀土元素相对富集、重稀土元素平坦且向右缓倾的稀土元素配分模式的地球化学特征，具有俯冲消减带弧火山岩的特征，显示其成因可能与消减作用有关(欧阳京等， 2010)。而正常的岛弧或活动陆缘弧玄武岩以及受到地壳或岩石圈混染的软流圈(或地幔柱)源大陆玄武岩均可出现上述似消减带信号的地球化学特征。夏林圻等(2007)认为地壳混染作用对于 Zr 、Y等元素的原始浓度不会产生重大影响，且岛弧玄武岩总体上是以具有较低的Zr 含量(<130×10-6)和Zr/Y值(<4)为特征，大陆玄武岩不管是否遭受地壳或岩石圈混染都具有较高的 Zr 含量(>70×10-6)和Zr/Y值(>3)。样品中Zr含量为32.9×10-6～59.1×10-6，Zr/Y=1.68～2.95, 符合岛弧玄武岩低Zr含量(<130×10-6)和Zr/Y(<4)的特征，在Zr/Y-Zr图解中(图11a)，样品也均落入火山弧玄武岩区域，表明赛什腾辉长岩应形成于与消减作用有关的岛弧构造环境。进一步利用Th/Yb-Ta/Yb图解(Pearce， 1982)对弧型岩浆岩进行细分(图11b)，辉长岩落入活动陆缘玄武岩(VAB)类型范围内，这与岩石中相对较高的Th/Nb值(0.22～0.67)和Th×Ta/Zr2值(0.000 5～0.001 8)一致(前者>0.1，后者>0.000 5；李永军等， 2015)，都指示辉长岩具有陆缘弧玄武岩的特征。此外，辉长岩富MgO及FeOT、贫Alk和P2O5、高Al2O3含量(17.31%～19.45%)的主量元素特征，与典型高铝玄武岩相似(桑隆康等， 2012；李永军等， 2019)，也同样表明辉长岩形成于活动大陆边缘岛弧环境。

图11 赛什腾辉长岩Zr/Y-Zr图解和Th/Yb-Ta/Yb图解(底图据Pearce， 1982)Fig. 11 Zr/Y versus Zr and Th/Yb versus Ta/Yb diagrams for gabbro of Saishiteng Mountain (after Pearce, 1982)

柴北缘构造带由南向北可划分为柴北缘早古生代俯冲带、欧龙布鲁克地块以及宗务隆构造带3个次一级构造单元，其中宗务隆构造带被认为是一独立演化发展的印支期造山带，它经历了由早泥盆世的陆内裂陷(孙延贵等， 2004)、晚石炭世的洋盆发育(王毅智等， 2001)和晚二叠世到中三叠世的俯冲-碰撞造山的演化过程(强娟， 2008；郭安林等， 2009；彭渊等， 2016)。近年来，在冷湖北山、小赛什腾山以及赛什腾山三岔沟一带发现了一系列具岛弧或活动大陆边缘弧性质的中二叠世花岗岩，且均被认为是宗务隆洋向南俯冲的产物(吴锁平， 2008；邱士东等， 2015；高万里等， 2019)。赛什腾辉长岩位于柴北缘构造带欧龙布鲁克地块西北部，LA-ICP-MS锆石U-Pb测年显示其形成于中二叠世早期(271±3 Ma)，与上述花岗岩相似，形成于活动大陆边缘岛弧环境。结合晚古生代晚期区域地质演化特征，认为赛什腾辉长岩可能为中二叠世早期宗务隆洋壳向欧龙布鲁克地块南向俯冲的产物，表明宗务隆有限洋盆向西延伸至冷湖北山-赛什腾山一带，并在中二叠世早期之前已经发生洋壳俯冲作用。然而，红柳沟北-八罗根郭勒河一带中二叠世(266.8±1.5 Ma)的辉绿玢岩-辉长岩-枕状玄武岩-细碧岩-硅质岩组合被认为是宗务隆构造带当时洋壳物质的一部分，代表着中二叠世宗务隆构造带中部仍处于洋盆发育阶段(许海全等，2019)。天峻南山及其以东地区广泛出露的晚二叠世-中三叠世的活动大陆边缘岛弧型花岗岩(强娟，2008；郭安林等，2009；彭渊等，2016)则暗示宗务隆构造带东段晚二叠世-中三叠世仍处于洋壳俯冲演化阶段，而同时期小赛什腾山S型花岗岩的形成则表明该地区中三叠世早期(242.6±3.2 Ma)已经发展俯冲结束后的同碰撞阶段(杨明慧等， 2002)。通过上述分析可知，宗务隆构造带西段俯冲-碰撞事件明显早于东段，而东西两段俯冲-碰撞时限的差异表明宗务隆洋盆存在西早东晚的“剪刀式闭合”的可能。