青藏高原东北缘宗务隆构造带天峻南山早古生代残余洋盆的识别和地质意义*

2021-09-24付长垒闫臻肖文交王秉璋牛漫兰李秀财俞良军

岩石学报 2021年8期

关键词：蛇绿岩辉绿岩南山

付长垒闫臻肖文交王秉璋牛漫兰李秀财俞良军

1. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037

2. 青海省地质调查院，青藏高原北部地质过程与矿产资源重点实验室，西宁 810012

3. 中国科学院新疆生态与地理研究所，乌鲁木齐 830011

4. 中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

5. 合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 230009

蛇绿岩是一套时间上和成因上相互联系的以镁铁质-超镁铁质岩为主的岩石组合，具有类似大洋岩石圈的典型“彭罗斯型”组成序列，从底到顶依次为超镁铁质岩、辉长岩、席状岩墙、枕状玄武岩和远洋沉积(Anonymous, 1972)，被认为是代表消失大洋岩石圈的残片(Dewey and Bird, 1971; Coleman, 1977; Nicolas, 1989)，通常可形成于洋中脊、初始弧前和弧后盆地等构造环境(Miyashiro, 1975; Leitch, 1984; Shervais, 2001; 张旗等, 2003; Wakabayashietal., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Sternetal., 2012; 吴福元等, 2014; Ishizukaetal., 2014)，记录了洋盆扩张、初始俯冲直至洋盆闭合的诸多信息，它们常呈不完整的大型逆冲岩席或裹夹于蛇纹岩/泥质岩基质中的岩块形式(蛇绿混杂岩)普遍发育于造山带中(Gansser, 1974; Wakabayashi and Dilek, 2003; 王根厚等, 2009; Festaetal., 2010; 王国灿和张攀, 2019; 肖文交等, 2019a, b)，被作为示踪古板块或增生地体边界以及确定古洋盆存在的重要识别标志之一，是研究洋-陆转换和增生造山过程的关键地质体。

中央造山带是横贯中国中部的一条东西向展布，长约5000km的巨型构造带(图1a)，它夹持于中国塔里木、华北和华南地块之间，自西向东包括西昆仑、阿尔金、东昆仑、柴北缘、祁连、秦岭、大别以及苏鲁等造山带，被认为是早古生代和早中生代增生-碰撞造山作用以及白垩纪以来陆内造山作用叠加而形成的复合造山带(殷鸿福和张克信, 1998; 姜春发等, 2000; 张国伟等, 2001; 陆松年等, 2006; 许志琴等, 2006; 王宗起等, 2009; 杨经绥等, 2010; Yanetal., 2015; Dong and Santosh, 2016; Zhangetal., 2017; Lietal., 2018a; 裴先治等, 2018)，其中发育多条早古生代和晚古生代蛇绿岩带并夹持于大量前寒武纪微陆块之间。根据蛇绿岩和其他地质单元的时空分布，中央造山带可被划分为北部的早古生代造山带和南部的早中生代造山带两部分(图1a, b)，也可分别称为原特提斯构造域和古特提斯构造域。中央造山带的形成并非两大构造域的简单拼合，而是存在复杂的叠加和转换过程(杨经绥等, 2010)。

图1 中央造山带大地构造格架(a, 据杨经绥等, 2010修改)、秦岭-祁连-阿尔金-东昆仑造山带构造分区和新元古代-早古生代蛇绿岩分布图(b, 据付长垒等, 2019修改)以及宗务隆构造带和邻区地质图(c, 据Fu et al., 2018修改)Fig.1 Tectonic framework of the Chinese Central Orogenic Belts (a, modified after Yang et al., 2010), tectonic framework of the Qinling-Qilian-Altun-East Kunlun orogenic belts showing the spatial distribution of the Late Neoproterozic-Early Paleozoic ophiolite (b, modified after Fu et al., 2019), and geological map of the Zongwulong belt and adjacent areas (c, modified after Fu et al., 2018)

宗务隆构造带夹于原特提斯构造域内，带内发育与古特提斯洋演化相关的晚古生代、二叠纪-三叠纪沉积岩以及石炭纪蛇绿岩(图1c)，是研究原特提斯向古特提斯转换的关键窗口。前人研究认为，宗务隆构造带是欧龙布鲁克微陆块与南祁连地块共同构筑的早古生代地体之上发育起来的晚古生代-早中生代构造带(郭安林等, 2009)，它经历了早泥盆世原有地体的伸展裂解(孙延贵等, 2004)，石炭纪-中二叠世裂谷小洋盆扩张(王毅智等, 2001)，晚二叠世-中三叠世洋盆俯冲、闭合(郭安林等, 2009)，以及后期隆升和陆内造山过程(孙娇鹏等, 2015)。然而已有地质资料显示，宗务隆构造带南侧欧龙布鲁克微陆块和北侧南祁连地区泥盆纪之前的岩石地层单元截然不同，例如欧龙布鲁克地块之上发育寒武纪-奥陶纪台地相和斜坡相碳酸盐岩沉积(孙娇鹏等, 2016; Sunetal., 2020)，而北侧南祁连地块仅发育大量志留纪复理石沉积(Yanetal., 2020)。近期，宗务隆构造带内也识别出一些早古生代岩浆岩(孙娇鹏等, 2015; 孙健等, 2018)。因此，早古生代时期欧龙布鲁克微陆块和南祁连地块是否构成一个统一地体以及宗务隆构造带是否为晚古生代-早中生代构造带仍有待进一步商榷，这些关键地质问题制约了中央造山带复杂造山过程重建和特提斯构造转换研究。

为解决上述关键地质问题，本研究在对宗务隆构造带蛇绿岩开展野外地质调查、岩石学、矿物学、地球化学和Sr-Nd同位素以及锆石U-Pb年龄研究基础上，综合分析了宗务隆构造带蛇绿岩的形成时代、构造属性和就位方式，结合前人对原特提斯向古特提斯转换研究成果，探讨了宗务隆构造带早古生代-早中生代复合造山演化过程。

1 区域地质背景和蛇绿岩地质特征

宗务隆构造带位于青藏高原东北缘，它西起土尔根达坂山，向东南依次经达肯大坂山、宗务隆山，延伸至青海南山地区，全长约500km，宽5～10km，是柴达木地块和祁连造山带之间的狭长构造带(图1b)。其南侧以宗务隆南缘断裂与欧龙布鲁克地块分割，北侧以青海南山断裂与南祁连地块相邻(图1b, c和图2)。南侧欧龙布鲁克地块是由古-中元古代变质基底和新元古代的沉积盖层组成(陆松年等, 2002; 郝国杰等, 2004; 王惠初等, 2006; 陈能松等, 2007)，被认为是塔里木地块分离出来的大陆残片(Luetal., 2008; Chenetal., 2012)，该地块也遭受了早古生代-早中生代岩浆、变质和沉积作用的叠加(康珍等, 2015; 李秀财等, 2015; 吴才来等, 2016; Lietal., 2018b, 2019; Sunetal., 2020)。而北侧祁连地块则主要由中-新元古代结晶基底、早古生代褶皱基底和晚古生代-早中生代沉积盖层组成，与华南地块具有较强的亲缘性(万渝生等, 2003; Tungetal., 2007; 徐旺春等, 2007; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019; Lietal., 2020)，祁连地块发育有大量早古生代原特提斯洋俯冲和闭合过程中形成的中酸性岩浆岩(郭周平等, 2015; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019)，南祁连地块西段被大量志留纪和三叠纪沉积岩不整合覆盖(Yanetal., 2020)。

图2 天峻南山地质图(青海省地质调查院, 2001(1)青海省地质调查院. 2001. 1:50000中华人民共和国地质图(高捷根好饶幅))和剖面图数据来源：基性岩Rb-Sr等时线年龄为331±88Ma和318±3Ma(王毅智等, 2001)；辉绿岩锆石U-Pb年龄为509±4Ma(本文)；侵入玄武安山岩的花岗岩锆石U-Pb年龄为444.9±4.7Ma(本文)Fig.2 Geological map and cross sections of the TianjunnanshanData sources: Rb-Sr isochron ages of mafic rocks are 331±88Ma and 318±3Ma (Wang et al., 2001); Zircon U-Pb age of dolerite is 509±4Ma (this paper); Zircon U-Pb age of granite intruding the basaltic andesite is 444.9±4.7Ma (this paper)

与南北两侧前寒武纪地块内发育的岩石地层单元不同，

天峻南山蛇绿岩是1998年青海省地质调查院在地质填图过程中首次发现，它沿北西西向展布，长约5km，宽度最大处可达1km(图2)。天峻南山蛇绿岩与周围石炭纪土尔根大坂组主要表现为断层接触，而在蛇绿岩内部可见少量石炭纪沉积岩，野外局部可见灰黑色互层砂岩和泥岩不整合于辉绿岩或玄武岩之上(图2和图3a)，不整合面起伏不平，总体与沉积岩层面产状一致。同时可见少量花岗岩脉侵入于片理化玄武岩中(图3b)，岩脉宽数米不等，露头上东西向延伸数十米。

图3 天峻南山蛇绿岩蛇绿岩组成特征(a)辉绿岩被石炭纪沉积岩不整合覆盖；(b)片理化玄武岩中花岗岩脉体；(c)辉绿岩墙；(d)斑状结构辉绿岩；(e)枕状玄武岩；(f)硅质岩夹于枕状玄武岩之间Fig.3 The components of the ophiolite in Tianjunnanshan area(a) dolerite overlain nonconformably by the Carboniferous sedimentary rocks; (b) foliated basalt intruded by late granite; (c) dolerite dykes; (d) dolerite with a porphyritic texture; (e) pillow basalt; (f) chert interlayer within pillow basalt

天峻南山蛇绿岩主要由超基性岩、辉绿岩、玄武岩和硅质岩等组成(图2; 王毅智等, 2001)，大部分岩石已被构造肢解，同类岩石内部以及不同岩石间多表现为断层接触(图2)。部分橄榄岩已蚀变为蛇纹岩；数米到数十米的辉绿岩呈岩墙形式侵入玄武岩中(图2和图3c)，辉绿岩具斑状结构，普遍发育2～15mm的长石斑晶(图3d)；玄武岩保留较好的枕状构造(图3e)，岩枕顶面总体指向南西，单个岩枕长轴约10～50cm，岩枕间常见灰黑色硅质泥岩和硅质岩(图3f)；部分玄武岩已发生强烈片理化(图3b)，枕状玄武岩沿片理方向被拉长(图3e)。

显微结构分析表明，天峻南山蛇纹岩由蛇纹石、菱镁矿以及少量尖晶石和磁铁矿组成(图4a)，单偏光镜下尖晶石核部为浅棕色，边部已被蚀变为黑色铬铁矿。辉绿岩具斑状结构，斑晶主要为斜长石，已发生钠黝帘石化，仍保留自形-半自形晶体形态，含量约20%。基质主要由斜长石和辉石组成，具辉绿结构和嵌晶含长结构(图4b)。其中斜长石为自形-半自形晶，普遍发生钠黝帘石化，单偏光下为黑色，粒度为1～2mm；单斜辉石为半自形-自形晶，干涉色为一级橙到二级蓝，粒度为0.5～1.5mm，填充于自形斜长石围成的格架中。枕状玄武岩具间粒-间隐结构，主要由斜长石(55%～60%)组成，斜长石呈半自形-自形晶体，发育聚片双晶，粒径为0.4～1mm，颗粒间镁铁矿物普遍发生绿泥石化(图4c)。呈脉状产出的花岗岩具似斑状花岗结构(图4d)，斑晶为石英和钾长石，石英斑晶含量约15%，为他形晶，粒度为1～1.5mm，可见波状消光，钾长石斑晶含量约10%，为他形晶，粒度为0.5～1mm，可见一组解理或夹角为90°的两组解理；基质含量约75%，由石英和钾长石微晶共同组成。

图4 天峻南山蛇绿岩和花岗岩显微结构照片(a)蛇纹岩(单偏光和背散射)；(b)辉绿岩(单偏光)；(c)玄武岩(单偏光)；(d)花岗岩(正交偏光).Chr-铬铁矿；Spl-尖晶石；Srp-蛇纹石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Chl-绿泥石；Kfs-钾长石；Qz-石英Fig.4 Photomicrographs of the ophiolitic rocks and granite in Tianjunnanshan area(a) serpentinite (PPL and BSE); (b) dolerite (PPL); (c) basalt (PPL); (d) granite (CPL). Chr-chromite; Spl-spinel; Srp-serpentine; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Chl-chlorite; Kfs-K-feldspar; Qz-quartz

2 蛇纹岩矿物学特征

为查明超基性岩的矿物成分特征，采集蛇纹岩样品并对所含尖晶石进行了电子探针分析。矿物成分分析在中国地质科学院地质研究所JEOL JXA-8100型电子探针上完成，分析时的加速电压为15kV，电流束电流为2.0×10-8A，电子束斑为5μm。电子探针分析结果见表1和图5。

表1 天峻南山蛇纹岩(14DD49)中尖晶石和铬铁矿电子探针分析结果(wt%)Table 1 Representative electron micro probe analyses of spinel and chromite in serpentinite in Tianjunnanshan area (wt%)

图5 天峻南山蛇纹岩中尖晶石Cr2O3-Al2O3(a, 底图据Lian et al., 2016)和Mg#-Cr#图解(b, 底图据Metcalf and Shervais, 2008)Fig.5 Cr2O3 vs. Al2O3 (a, base map after Lian et al., 2016) and Mg# vs. Cr# (b, base map after Metcalf and Shervais, 2008) diagrams of spinels from serpentinite in the Tianjunnanshan area

天峻南山蛇纹岩中尖晶石以副矿物的形式出现，含量较低。背散射电子图像显示核部残余原生尖晶石，边部已发生蚀变(图4a)。其中核部Al2O3含量为31.0%～35.1%，Cr2O3含量为33.0%～36.2%，FeO含量为15.9%～18.7%，MgO含量为13.0%～14.5%，Cr#在38.9～43.9，Mg#为58.6～64.5(图5)，属于铬尖晶石。边部Cr2O3含量为29.01%～30.10%，FeO含量为55.0%～55.9%，属于铬铁矿。

3 基性岩地球化学特征

为进一步限定天峻南山蛇绿岩形成的构造背景，选择相对新鲜的5件玄武岩和10件辉绿岩样品进行全岩地球化学分析。主量和微量元素含量测试工作在中国地质科学院国家地质实验测试中心完成。主量元素利用Phillips 4400 X-荧光光谱仪进行测试，检测限<0.01%，分析精度优于1%且误差小于5%；FeO含量利用重铬酸钾滴定法测定；微量元素和稀土元素利用VG Elemental PQⅡPlus电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)来测定，检测限为(1～0.05)×10-6，分析误差为5%～10%。

玄武岩和辉绿岩主微量元素分析结果见表2。天峻南山基性岩样品在Nb/Y-Zr/Ti图解中投在玄武岩范围内(图6a)，在(Na2O+K2O)-FeOT-MgO图解中(图6b)，分析样品均落在拉斑玄武岩系列区域。玄武岩SiO2含量为48.67%～49.51%，MgO含量为5.20%～7.78%，FeOT为7.76%～11.38%，TiO2含量较高为1.27%～2.94%，Mg#值为48～64，烧失量为1.91%～2.82%。玄武岩稀土元素总量较低为49.3×10-6～120×10-6，LREE/HREE为1.61～1.87，(La/Yb)N为0.81～1.01，轻、重稀土元素分异不明显，δEu为0.68～0.95，具有较弱的Eu负异常。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈现轻稀土元素左倾和重稀土元素平坦的分布特征(图7a)，N-MORB标准化微量元素配分曲线中玄武岩富集Th而亏损Ti(图7b)，与已报道玄武岩的稀土元素和微量元素配分特征相一致(图7c, d)。

表2 天峻南山玄武岩和辉绿岩主量(wt%)和稀土、微量(×10-6)元素分析结果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element data for the basalts and dolerites in Tianjunnanshan area

续表2Continued Table 2

图6 天峻南山基性岩Nb/Y-Zr/Ti(a,底图据Pearce, 2014)和(b) (Na2O+K2O)-FeOT-MgO(b,底图据Irvine and Baragar, 1971)图解Fig.6 Nb/Y vs. Zr/Ti (a, base map after Pearce, 2014) and (Na2O+K2O)-FeOT-MgO (b, base map after Irvine and Baragar, 1971) diagrams of mafic rocks in Tianjunnanshan area

图7 天峻南山基性岩球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(a、c、e)和N-MORB标准化微量元素蛛网图(b、d、f)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)马里亚纳弧后扩张脊数据引自Pearce et al. (2005)Fig.7 Chondrite-normalized REE diagrams (a, c, e) and N-MORB-normalized trace element spider diagrams (b, d, f) of mafic rocks in Tianjunnanshan area (normalization values after Sun and McDonough, 1989)Data of the Mariana Trough lavas from Pearce et al. (2005)

辉绿岩SiO2含量为46.21%～51.13%，MgO含量为4.89%～8.36%，FeOT为7.75%～10.31%，TiO2含量较高为1.18%～2.17%，Mg#值为51～66，烧失量为1.78%～3.08%。辉绿岩稀土元素总量较低为42.1×10-6～88.9×10-6，LREE/HREE为1.31～1.83，(La/Yb)N为0.71～1.11，轻、重稀土元素分异不明显，δEu为0.76～1.01，表现出较弱Eu负异常。球粒陨石标准化稀土元素配分曲线呈现轻稀土元素左倾和重稀土元素平坦的分布模式(图7e)，N-MORB标准化微量元素配分曲线中辉绿岩略富集Th而亏损Ti(图7f)。

4 蛇绿岩锆石U-Pb年龄

为确定天峻南山蛇绿岩形成时代，对1件辉绿岩(14DD72)和1件花岗岩(脉)(14DD11)样品分别开展LA-ICP-MS和SHRIMP锆石U-Pb测年。锆石分选在河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。

LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素测试在北京科荟测试技术有限公司使用ESI NWR 193nm激光剥蚀系统和Analytikjena PlasmaQuant MS Elite电感耦合等离子体质谱仪完成，激光剥蚀所用束斑直径为24μm，频率为6Hz，能量密度约为6J/cm2。锆石U-Pb定年以标样GJ-1为外标。数据处理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，并使用Isoplot(ver3.0)程序绘制谐和图和计算加权平均年龄(Ludwig, 2003)，测试分析结果见表3和图8a。

表3 天峻南山辉绿岩锆石LA-ICP-MS U-Pb测年数据Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of dolerite in Tianjunnanshan area

图8 天峻南山辉绿岩(a)和花岗岩(b)锆石阴极发光图像和U-Pb年龄谐和图Fig.8 Cathodoluminescence (CL) images and U-Pb concordia diagrams of zircons from dolerite (a) and granite (b) in Tianjunnanshan area

SHRIMP锆石U-Pb测年在中国地质科学院北京离子探针中心SHRIMP Ⅱ上完成，样品分析流程及原理参见Williams (1998)和宋彪等(2002)。测定的206Pb/238U比值用TEMORA1(417Ma)标准样品进行校正。测试过程中每隔3个样品点测定1次标样。普通Pb采用204Pb校正，单次测量的数据点误差为1σ，数据处理使用ISOPLOT软件(Ludwig, 2003)，置信度为95%，测试分析结果见表4和图8b。

表4 天峻南山花岗岩(脉)锆石SHRIMP U-Pb测年数据Table 4 SHRIMP zircon U-Pb data of grantie in Tianjunnanshan area

辉绿岩中分离出的锆石较少(41粒)，锆石为无色透明、半自形-自形粒状，粒度较小，长度为20～100μm，长度/宽度比率为1～1.5。阴极发光图像显示，锆石总体呈灰白色-灰黑色，具较弱岩浆震荡环带或扇状分带(图8a)，与基性岩锆石特征相似。选取其中9粒较大的锆石进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，测试结果显示锆石Th和U含量变化较大(Th=99×10-6～830×10-6和U=161×10-6～1079×10-6)，Th/U比值介于0.30～0.96之间，这些锆石U-Pb年龄谐和度较好且206Pb/238U年龄集中在503～519Ma之间，206Pb/238U加权平均年龄为509±4Ma(n=9；MSWD=1.2)(图8a)，该年龄代表了辉绿岩的形成时代。

花岗岩中分离出1000粒锆石，锆石为无色透明，粒状或柱状自形晶，长度为80～200μm，长度/宽度比率为1～2。阴极发光图像显示锆石呈灰白色，发育密集岩浆震荡环带(图8b)。SHRIMP锆石U-Pb测年结果显示，11粒锆石Th和U含量变化较小，其中Th含量为39×10-6～255×10-6，U含量为102×10-6～295×10-6，Th/U比值为0.36～0.96，这些锆石206Pb/238U年龄介于430.5±6.9Ma～461.0±7.9Ma之间，谐和度较好且均落在谐和线上，其206Pb/238U加权平均年龄为444.9±4.7Ma(n=11；MSWD=1.04)(图8b)，代表花岗岩的结晶年龄。

5 基性岩Sr-Nd同位素特征

天峻南山基性岩Sr-Nd同位素组成分析在北京科荟测试技术有限公司完成，Sr和Nd同位素经分离和提纯后，使用Neptune Plus型多接收电感耦合等离子体质谱仪进行Sr、Nd同位素组成测试，Sr、Nd同位素比值分别采用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏校正，实验过程中同时测得标样NBS-987的87Sr/86Sr值为0.710248±0.000011(2SD；n=27)，标样GSB的143Nd/144Nd值为0.512194±0.000012(2SD；n=12)，标样测试结果与推荐值十分吻合。研究区辉绿岩以岩墙形式侵入玄武岩中，另外辉绿岩和玄武岩具有相似的全岩主微量和Sr-Nd同位素组成，表明辉绿岩和玄武岩为近同期岩浆作用产物。玄武岩和辉绿岩同位素初始比值根据辉绿岩墙年龄(509Ma)计算，Sr-Nd同位素测试数据和计算结果见表5。

表5 天峻南山基性岩Sr-Nd同位素分析结果Table 5 Sr-Nd isotopic composition of the mafic rocks in Tianjunnanshan area

玄武岩和辉绿岩的初始87Sr/86Sr比值为0.70325～0.70427，部分偏离地幔演化线，呈增加趋势，表现出受海水蚀变影响(Nohdaetal., 1992)，玄武岩初始143Nd/144Nd介于0.512376～0.512472之间，εNd(t)值为+7.7～+9.6；辉绿岩初始143Nd/144Nd介于0.512365～0.512452之间，εNd(t)值介于+7.5～+9.2之间，天峻南山基性岩总体具有较高的全岩εNd(t)值。

6 讨论

6.1 蛇绿岩形成时代

自天峻南山蛇绿岩被发现后，前人对其开展了年代学分析测试。王毅智等(2001)获得的基性岩全岩Rb-Sr等时线年龄为331±88Ma和318±3Ma，该年龄与蛇绿岩周围石炭纪果可山组地层时代基本一致，因此认为天峻南山蛇绿岩形成于早石炭世(王毅智等, 2001)。

为进一步限定天峻南山蛇绿岩形成时代，本研究对辉绿岩开展了LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得206Pb/238U加权平均年龄为509±4Ma(n=9；MSWD=1.2)，该年龄明显老于前人获得的基性岩全岩Rb-Sr等时线年龄。

野外露头和地质剖面均显示辉绿岩局部被土尔根大坂组沉积岩不整合覆盖，同时可见花岗岩脉体侵入蛇绿岩中，说明部分蛇绿岩形成时代要早于果可山组沉积时代以及花岗岩脉体形成时代。果可山组沉积岩中多种古生物化石种属鉴定结果显示其沉积于石炭纪(青海省地质矿产局, 1991)；花岗岩中锆石SHRIMP U-Pb测年获得206Pb/238U加权平均年龄为444.9±4.7Ma(n=11；MSWD=1.04)，显示花岗岩于晚奥陶世侵入蛇绿岩。因此，本研究认为天峻南山部分蛇绿岩形成时代要早于晚奥陶世，以寒武纪为主，该年龄与中央造山带原特提斯构造域蛇绿岩的形成时代总体一致(Xiaoetal., 2009; Xiaetal., 2016; Songetal., 2013; 朱小辉等, 2015; Fuetal., 2018; 付长垒等, 2019; Yanetal., 2019)，而该地区石炭纪蛇绿岩是否存在以及其与寒武纪蛇绿岩的关系仍有待进一步厘定。

6.2 蛇绿岩构造属性

根据蛇绿岩形成构造环境，可将其划分为洋中脊、弧后盆地和初始弧前等类型(Shervais, 2001; Pearce, 2008; Wakabayashietal., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Sternetal., 2012)，不同构造环境形成的蛇绿岩具有截然不同的矿物学、全岩地球化学和同位素地球化学特征，且总体上从洋中脊、弧后盆地到弧前环境，俯冲作用影响逐渐增加。

本研究对天峻南山蛇绿岩开展了矿物成分、地球化学和Sr-Nd同位素分析，结果显示蛇纹岩中尖晶石具高Mg#(58.6～64.5)和低Cr#(38.9～43.9)，在构造判别图解中位于深海橄榄岩与弧前橄榄岩叠加的弧后橄榄岩范围内(图5)。玄武岩和辉绿岩具有一致的主、微量元素地球化学特征(表2)，均属于拉斑玄武岩系列(图6b)，具有轻稀土元素左倾和重稀土元素平坦的稀土元素配分模式(图7a, c, e)，且略富集Th而亏损Ti(图7b, d, f)，受俯冲作用影响较弱。球粒陨石标准化稀土元素以及N-MORB标准化微量元素配分模式与弧后扩张脊熔岩基本一致(图7)。玄武岩和辉绿岩εNd(t)值(+7.5～+9.6)相对较高，与弧后盆地玄武岩同位素组成一致(图9; Ishizukaetal., 2009)。在Th/Yb-Nb/Yb构造判别图解中处于地幔演化边部，投在弧后扩张脊范围内(图10a)，在Th-Ta-Hf/3构造判别图解中处于洋中脊玄武岩和弧后扩张脊叠加区域。综合上述分析表明天峻南山蛇绿岩的矿物成分、全岩主微量元素和Sr-Nd同位素均表现出较弱俯冲作用影响特征，属于弧后盆地蛇绿岩。目前宗务隆构造带暂无其他寒武纪岩石的报道，与天峻南山寒武纪弧后盆地蛇绿岩对应的岩浆弧仍有待进一步厘定。已有地质资料表明，寒武纪时期宗务隆构造带北侧的南祁连洋盆存在向南的俯冲(Fuetal., 2018; Yanetal., 2019)，而南侧的柴北缘洋盆沿欧龙布鲁克地块南缘向北俯冲(Zhangetal., 2017; Lietal., 2018b, 2019)，因此推测宗务隆构造带弧后盆地的形成可能与早古生代时期南祁连洋盆或柴北缘洋盆俯冲有关。

图9 天峻南山基性岩εNd(t)-(87Sr/86Sr)t图解地幔演化线据DePaolo and Wasserburg (1977)；MORB和OIB据DePaolo and Wasserburg (1977)和Hart and Zindler (1986)；弧后扩张脊熔岩据Gamble and Wright (1995)和Ishizuka et al. (2009)Fig.9 εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)t diagram for mafic rocks in Tianjunnanshan areaMantle array after DePaolo and Wasserburg (1977); MORB and OIB fields after DePaolo and Wasserburg (1977), Hart and Zindler (1986); BABB field is compiled from Gamble and Wright (1995), Ishizuka et al. (2009)

图10 天峻南山基性岩Th/Yb-Nb/Yb(a, 底图据Pearce, 2008)和Th-Ta-Hf/3(b, 底图据Wood, 1980)图解弧后扩张脊熔岩数据引自Pearce et al. (2005)和Ishizuka et al. (2010)Fig.10 Th/Yb vs. Nb/Yb (a, base map after Pearce, 2008) and Th-Ta-Hf/3 (b, base map after Wood, 1980) diagrams for mafic rocks in Tianjunnanshan areaData of lavas in the back-arc spreading center from Pearce et al. (2005) and Ishizuka et al. (2010)

6.3 蛇绿岩就位方式

造山带中蛇绿岩代表古洋壳的陆上残片，被作为示踪古板块汇聚边界的重要标志之一。然而前人研究表明并非所有的蛇绿岩都具有缝合带的大地构造含义，王国灿和张攀(2019)依据蛇绿岩的大地构造属性将蛇绿岩分为缝合带型和非缝合带型，缝合带型蛇绿岩于洋盆俯冲和闭合过程中通过俯冲、仰冲或碰撞3种方式就位(Dewey, 1976; 朱云海等, 2000; Robertson, 2002; 马冲等, 2011; Wakabayashi and Dilek, 2003)，而非缝合带型蛇绿岩被认为是残余洋盆通过多种形式构造就位于上覆碎屑沉积地层中(王国灿和张攀, 2019)。

本研究所获得的基性岩全岩地球化学、Sr-Nd同位素地球化学和同位素年龄数据显示该蛇绿岩形成于寒武纪弧后盆地扩张环境。虽然蛇绿岩与周围石炭纪复理石总体呈断层接触(图2)，局部可见寒武纪蛇绿岩与石炭纪沉积岩之间的不整合面(图3a)，而该洋盆的闭合普遍被认为发生于晚三叠世(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009; 王洪强, 2014)。因此，推测宗务隆构造带弧后盆地形成于早古生代，早古生代俯冲和碰撞造山作用致使原特提斯构造域形成后，该地区洋盆未完全闭合，残余的早古生代蛇绿岩被石炭纪复理石不整合覆盖，最终在三叠纪时期洋盆消亡过程中，因发生挤压缩短，下伏的寒武纪和可能存在的石炭纪蛇绿岩被构造肢解，并通过构造方式就位于上覆石炭纪复理石中，从而呈现现今蛇绿混杂岩的状态(图2)。由此可见，天峻南山寒武纪蛇绿岩代表早古生代残余洋盆(Yanetal., 2020)，其就位方式可能与前人报道的非缝合带型蛇绿岩一致(王国灿和张攀, 2019)。

6.4 宗务隆构造带洋盆复合演化的启示

前人研究表明，中央造山带原特提斯构造域发育大量早古生代蛇绿岩、岛弧岩浆岩、高压-超高压变质岩、俯冲-增生杂岩以及弧前/弧后盆地沉积等(殷鸿福和张克信, 1998; 姜春发等, 2000; 张国伟等, 2001; 陆松年等, 2006; 许志琴等, 2006; 王宗起等, 2009; Xiaoetal., 2009; 杨经绥等, 2010; Yanetal., 2015, 2019; Dong and Santosh, 2016; Xiaetal., 2016; Zhangetal., 2017; 裴先治等, 2018; Fuetal., 2018; Lietal., 2018a)，广泛分布于北祁连、祁连、柴北缘和昆仑造山带，它们共同记录了原特提斯洋俯冲到闭合的整个演化过程。然而在原特提斯构造域内部的宗务隆构造带主要发育石炭纪蛇绿岩、石炭纪复理石和三叠纪俯冲相关岩浆岩(青海省地质矿产局, 1991; 王毅智等, 2001; 王洪强, 2014; 彭渊等, 2016)，欧龙布鲁克地块之上发育晚古生代-早中生代俯冲和碰撞相关岩浆岩(强娟, 2008; 吴才来等, 2016; 牛漫兰等, 2018)。前人研究认为宗务隆构造带于早泥盆世发生裂解，石炭纪发育裂谷小洋盆，二叠纪时期洋盆向南侧欧龙布鲁克地块之下俯冲，形成岩浆弧相关火山岩和侵入岩，洋盆最终于晚三叠世闭合(王毅智等, 2001; 孙延贵等, 2004; 郭安林等, 2009; 孙娇鹏等, 2015)。因此，宗务隆构造带被认为是在原特提斯构造域之上发育的一个具有独立演化历史的印支期造山带，经历了晚古生代-早中生代地体裂解、洋盆俯冲和闭合演化全过程(孙延贵等, 2004; 强娟, 2008; 郭安林等, 2009; 王洪强, 2014)。

然而区域地质资料表明，宗务隆构造带南北两侧泥盆纪之前的岩石地层单元存在如下差异：其南侧欧龙布鲁克地块具有古-中元古代变质结晶基底以及新元古代以来的沉积盖层，被认为是塔里木地块分离出来的大陆残片(Luetal., 2008; Chenetal., 2012)，而北侧祁连地块则主要由中-新元古代结晶基底、早古生代(志留纪)褶皱基底和晚古生代-早中生代(二叠纪-三叠纪)沉积盖层组成，与华南地块具有较强亲缘性(万渝生等, 2003; Tungetal., 2007; 徐旺春等, 2007; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019; Lietal., 2020)；另外，欧龙布鲁克地块之上发育大量寒武纪-奥陶纪台地相和斜坡相碳酸盐岩沉积(孙娇鹏等, 2016; Sunetal., 2020)，而南祁连地块之上则直接被大量志留纪复理石沉积覆盖(Yanetal., 2020)。由此可见，欧龙布鲁克地块和南祁连地块在泥盆纪以前并未形成一个统一地体，而更可能是两个分离的地块。近年来，一些研究曾报道宗务隆构造带存在早古生代岩浆岩(孙娇鹏等, 2015; 孙健等, 2018)，本研究进一步证明该构造带发育有寒武纪蛇绿岩，这些地质资料表明欧龙布鲁克地块和南祁连地块之间存在早古生代洋盆。因此，宗务隆构造带并非晚古生代的裂谷，而是原特提斯洋和古特提斯洋相继闭合且经历漫长地质演化形成的复合构造带。

区域上，宗务隆构造带向东通过西秦岭与东昆南构造带相连(孙延贵等, 2004; 郭安林等, 2007, 2009)，相比于宗务隆构造带的寒武纪和石炭纪两期蛇绿岩，东昆南构造带发育寒武纪、奥陶纪和石炭纪三期蛇绿岩，同时含有中元古代变质基底岩石、奥陶纪中酸性弧岩浆岩、石炭纪洋岛玄武岩以及晚三叠世河流相砾岩(殷鸿福和张克信, 1997; 郭正府等, 1998; Zhangetal., 2012; 李瑞保等, 2014; Xiongetal., 2014; 裴先治等, 2018)，这些岩石共同记录了特提斯洋盆自新元古代晚期开启、晚寒武世-中三叠世长期俯冲消减直至中三叠世晚期洋盆闭合整个复杂演化过程，最终形成了东昆南构造带复合增生构造格局(裴先治等, 2018; Dongetal., 2018)。

综上所述，宗务隆构造带并非一个晚古生代-早中生代造山带，其中还发育寒武纪弧后盆地蛇绿岩，代表早古生代残余洋盆，该构造带与东昆南构造带相似，记录了早古生代-早中生代原特提斯洋和古特提斯洋复合演化过程。