宗务隆构造带西段三叠系隆务河组碎屑锆石特征及其构造意义

2022-05-30赵文涛刘少峰薛春纪

岩石矿物学杂志 2022年3期

赵文涛，刘少峰，陈敏，薛春纪

(1.中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083；2.青海大学地质工程系，青海西宁 810016)

土尔根大坂-宗务隆-青海南山构造带(简称宗务隆构造带)位于青海柴达木盆地以北区域，总体呈北西西向展布，东部偏向南东，西部偏向北西，呈横卧“S”型 (李平安等，1982)(图1)。宗务隆构造带北以青海南山断裂(NBF)为界与南祁连造山带相邻，南以宗务隆山南缘断裂(SBF)为界与柴北缘欧龙布鲁克地块相邻，向西延至阿尔金断裂，向东可能分割了西秦岭与南祁连造山带(图1b)(郭安林等,2009)。众多学者根据宗务隆构造带内的沉积记录及其东段的岩浆活动，认为宗务隆构造带晚古生代—中生代经历了由陆内裂陷、洋盆发育和从俯冲到碰撞造山的复杂演化过程(王毅智等,2001；孙延贵等,2004；彭渊，2015；王苏里等，2016；陈敏等，2020)。但宗务隆构造带晚古生代—中生代的岩浆活动主要发育在其东段的乌兰—天峻南山一带，对其构造-岩浆演化历史的研究也多聚焦于这一地区(郭安林等，2009；王苏里等，2016；彭渊等，2016；Wuetal.，2019)，德令哈以西的西段则相对缺乏可以类比的岩浆记录，因而，其演化是否与东段相同并不清晰，这直接制约了对整个宗务隆构造带形成和演化的全面认识。而宗务隆构造带夹持于中祁连地块、欧龙布鲁克地块和西秦岭之间，对于理解祁连造山带、柴北缘造山带和西秦岭造山带构造演化及其构造衔接关系具有重要意义。

图1 研究区地质简图[a据杨经绥等(2010)修改]Fig.1 Geological schematic map of the research area(a modified from Yang Jingsui et al.,2010)

与造山带相关的盆地中，沉积物可较完整且有代表性地保存造山带隆升和剥蚀过程信息，对探讨造山带的构造演化具有至关重要的意义(McLennanetal.,2000;Roseretal.,2002;Jooetal.,2005)。沉积岩的碎屑成分能够有效地追索其主要的沉积物源，探究物源区物质组成、构造环境及早期地壳的生长演化(McLennanetal.,1995)。锆石对物理-化学风化作用具有极强的抵抗力，常可用于物源追索研究。地球化学和锆石年代学研究已经被广泛地应用于追踪物源区特征，揭示碎屑沉积岩成因、古风化条件(Nesbitt and Young,1982;McLennanetal.,1995;Roseretal.,2002)和恢复沉积盆地构造环境(Bhatia,1983;Roser and Korsch,1988;Fedoetal.,1995)。

宗务隆构造带西段早中三叠世隆务河组的沉积过程应当记录了该地区前中生代的构造-热事件。本文利用岩石地球化学、LA-ICP-MS法U-Pb定年以及Lu-Hf同位素分析技术，研究发育在宗务隆构造带西段的隆务河组碎屑岩，分析其物源和沉积构造环境，并限定其沉积年代，利用锆石的年龄谱信息追溯其物源区的构造-热事件，以期对宗务隆构造带西段的构造演化和地球动力学过程提供更多的证据。

1 地质背景

宗务隆构造带北与南祁连造山带相邻，南与欧龙布鲁克地块、柴北缘结合带滩间山岩浆弧相邻(张雪亭等，2010;付长磊等，2021)。区内地层出露较全，自古元古代至新生代的地层均有不同程度的发育，主要的地层有：

古元古界达肯大坂岩群为区内最古老的地层，是欧龙布鲁克地块的结晶基底。地层由于历遭多期断裂构造的切割破坏、岩浆的侵蚀及后期沉积岩系的掩盖，多呈不连续的块体分布于宗务隆构造带的南侧。年代学研究显示其具有2.5～2.3 Ga的形成年龄和1.9～1.8 Ga的变质年龄(Songetal.,2006；Luetal.,2008；Chenetal.,2009；Liaoetal.,2014 ;Wangetal.,2016；路增龙等，2017;Yuetal.，2017;Wangetal.,2019；张建新等，2021)。

全吉群是欧龙布鲁克地块中覆盖于达肯达坂群之上的一套盖层沉积。对于其时代归属，早期的区调工作将其划为南华系—下寒武统的连续沉积，为多数学者及基础地质资料沿用，但张海军等(2016)在其中识别出一个平行不整合面，并结合其中得到的凝灰岩U-Pb年龄(1 640±15 Ma和1 646±20 Ma)，将其时代限定为长城系—震旦系。

巴龙贡嘎尔组为一套轻微变质岩系，主要分布在宗务隆构造带北侧的南祁连地区，总体构造线方向为NWW向，由灰、浅灰绿色厚层片状砂岩、深灰绿色厚层硬砂岩夹板岩、凝灰岩、硅质岩组成。前期将其划为志留系(张雪亭等，2010)，但近年来，对本地层的年代学研究取得了一系列新的认识，有学者在其中识别出新元古代地层，从中解体出拐杖山组(计波等，2018,2021)。通过地层中的火山岩夹层的年代学研究，牛广智等(2016)于该套地层中的英安质火山熔岩获得了457.6±2.4 Ma的U-Pb年龄(LA-ICP-MS)，表明该套火山岩形成于晚奥陶世；李大磊等(2018)在该套地层中的变玄武安山岩获得了427.2±2.8 Ma的锆石U-Pb年龄(LA-ICP-MS)，认为该套火山岩形成于早志留世；潘建等(2019)在该地层中的基性火山岩中获取锆石U-Pb年龄为819±2 Ma，表明其形成时代为新元古代；贺小元等(2021)在该地层中获得英安岩-流纹岩的锆石U-Pb年龄为438.1±2.2～403.0±2.6 Ma，说明火山岩形成于早志留世—早泥盆世。也有学者通过碎屑锆石研究，认为其沉积时代在新元古代至早古生代(秦宇，2018；Lietal.,2019；Yanetal.,2020)。总体看来，巴龙贡噶尔组应当是一套新元古代—早古生代的沉积物，是原特提斯洋演化过程的产物。

下古生界主要分布于欧龙布鲁克中、东段及石灰沟等一带地区，中上寒武统欧龙布鲁克群(∈2-3O)为一套碳酸盐岩沉积,下部夹有少量碎屑岩(孙娇鹏等，2015),奥陶系仅发育下奥陶统多泉山组和石灰沟组,主要为浅海相碳酸盐-笔石页岩沉积建造(马帅等,2016)。晚古生代发育有上泥盆统的牦牛山组陆相磨拉石、下石炭统城墙沟组和怀头他拉组稳定被动陆缘沉积(孙娇鹏等，2016)及石炭-二叠系的宗务隆群。宗务隆群是宗务隆构造带内最主要的沉积记录，广泛分布于构造带内，下部的土尔根大坂组主要为碎屑岩夹火山岩建造，上部果可山组主要为浅海相岩屑石英砂岩夹灰岩组合(李平安等，1982；孙娇鹏等，2015，付长垒等，2021)。

早中三叠世隆务河组(T1-2l)在构造带的西段主要呈条状分布于宗务隆构造带怀头他拉附近，总体岩性特征为一套灰绿色-灰黑色-黑灰色砂岩、板岩夹薄层灰岩，局部地段往上开始出现砾岩夹砂岩，砾石成分复杂多变，总体呈现出向上变粗的趋势，磨圆往上亦逐渐变好(刘奎等，2020)，从砾石成分复杂、砾径大小悬殊、磨圆度不均一来看，为山麓洪积相堆积，具有磨拉石建造的特征。与西段不同，在构造带的东段，隆务河组分布广泛，自橡皮山地区向东，与西秦岭造山带的隆务河组可以对比(图2)，为典型的复理石碎屑岩沉积(彭志军等，2016)。

图2 隆务河组区域地层柱状对比图Fig.2 Regional stratigraphic columnar correlation map of Longwuhe Formation❶ 王季伟,赵瑞强,赵志成,等.2016.大水桥幅(J47E020014)1∶5万区域地质图.

宗务隆构造带大致经历了泥盆-石炭纪的裂解(孙延贵等，2004；彭渊，2015)、二叠纪-中三叠世的俯冲和晚三叠世的碰撞作用(王毅智等，2001；郭安林等，2009；王苏里等，2016；彭渊等，2016；Wuetal.，2019)，并且之后还受到青藏高原隆升的影响，因而其构造十分复杂，褶皱构造和断裂构造极为发育。除中更新世以后地层未经受过褶皱构造变动外，其余各时代地层均遭受过不同程度的褶皱变动。发育有宗务隆山-青海南山北缘主边界断裂(NBF)和宗务隆山南缘断裂(SBF)两条主要断裂(图1b)，这两条边界断裂控制了宗务隆裂谷的形成与演化，并在后期裂谷闭合的过程中发生了反转，现均表现为以逆冲推覆为主要特征的区域性断裂(张雪亭等，2010；彭渊，2015)。

研究区的岩浆活动以新元古代—早古生代和晚古生代最为强烈，前者主要反映了柴北缘和南祁连的加里东期的造山事件，后者则集中在构造带的东段，反映了晚古生代—中生代的构造事件。

2 样品特征与测试方法

2.1 样品特征

样品H003采自宗务隆构造带德令哈罗根郭勒地区下中三叠统隆务河组中，采样位置为E96°44′09.36″，N37°24′48.89″(图2)。

样品野外露头如图3a所示。样品为灰色含砾不等粒岩屑长石砂岩，具含砾不等粒砂状结构，块状构造(图3b)。岩石由碎屑(约82%)、杂基(约10%)和胶结物(约8%)组成(图3c)。碎屑成分主要由石英(55%)、长石(25%)(斜长石>钾长石)、岩屑(15%)(石英岩、板岩、火山岩等)、黑云母(2%)、白云母(少量)、铁铝榴石(1%)、绿帘石(1%)、不透明金属矿物(1%)等组成。杂基主要由绿泥石(7%)和绢云母(1%)等组成。胶结物为显微粒状石英。碎屑分选性较差，粒径大小绝大多数在0.06～2.0 mm之间，少数达到细砾级，粒径在2.0～3.52 mm之间。碎屑磨圆度相对较好，多数呈次棱角状，少数呈棱角状，个别呈次圆状，球度一般，粗、中、细不同粒级的碎屑共存且含量大致相当，呈不等粒状分布。杂基成分为粘土矿物重结晶的绿泥石、绢云母，呈细小鳞片状结合体，在岩石中不均匀分布于碎屑颗粒接触处。胶结物成分为显微粒状石英，在岩石中不均匀充填于碎屑颗粒间隙。胶结类型为孔隙式胶结。

图3 隆务河组砂岩样品的基本特征Fig.3 Basic characteristics of the samples a—野外露头；b—手标本；c—显微照片(正交偏光)a—outcrop;b—hand specimen;c—microphotograph(crossed nicols)

2.2 测试方法

样品的主微量稀土元素分析由河北省区域地质矿产调查研究所实验室完成。样品首先无污染粉碎至200 目，主量元素测试分析采用Axios max X射线荧光光谱仪完成，稀土微量元素分析采用X Serise2电感耦合等离子体质谱仪完成。锆石U-Pb定年样品经人工破碎后按照常规方法分选锆石,在双目镜下挑选透明、晶形完好的锆石颗粒,粘于环氧树脂表面,固化后抛光至露出一个光洁平面，然后进行透、反射光和阴极发光(CL)照相,结合这些图像选择最佳锆石进行定年测试。测试分析在南京宏创地质勘查技术服务有限公司微区分析实验室使用激光剥蚀-电感耦合等离子体质谱仪(LA-ICPMS)完成。激光剥蚀平台采用Resolution SE型193 nm深紫外激光剥蚀进样系统，配备S155型双体积样品池。质谱仪采用Agilent 7900型电感耦合等离子体质谱仪，具体测试方法参见Liu等(2010)。Hf同位素测试使用193 nm ArF准分子激光剥蚀系统，由Australian Scientific Instruments制造，型号为RESOlution LR。多接收器型号电感耦合等离子体质谱仪(MC-ICP-MS)由英国Nu Instruments公司制造，型号为Nu Plasma II。准分子激光发生器产生的深紫外光束经匀化光路聚焦于锆石表面，能量密度为3.5 J/cm2，束斑直径为50 μm，频率为8 Hz，共剥蚀40 s，剥蚀气溶胶由氦气送入MC-ICP-MS完成测试。测试过程中每测5颗样品锆石，依次测试1颗标准锆石(包括GJ-1、91500、Plešovice、Mud Tank、Penglai)，以检验锆石Hf同位素比值数据质量。

3 测试结果

3.1 全岩地球化学测试结果

3.1.1 主量元素特征

样品的主量元素测试结果(表1)显示，样品中SiO2的含量较高，含量变化范围较小，为69.69%～74.46%，平均为73.11%，略高于UCC(大陆上地壳)及PAAS(北美页岩)。Al2O3的含量在10.52% ～12.83%，平均为11.13%，低于UCC及PAAS；岩石全碱K2O+Na2O 为4.60%～5.28%，平均为4.82%，与PAAS相近，低于UCC，显示全碱含量较低；MnO、MgO、P2O5和CaO 的含量也较低。

3.1.2 微量元素与稀土元素特征

样品微量元素含量和特征参数(表1)经过 UCC标准化后，过渡族元素(Sc、V、Cr、Cu、Co、Ni)显示不同程度的亏损(图4a)。过渡族元素在沉积-成岩过程中可有效保持源岩的地球化学特征，因而强烈CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]×100(摩尔数)(Nesbitt and Young,1982)，CaO*仅指硅酸盐矿物中的CaO,采用McLennan(1993)的方法计算(CaO**=CaO-10/3×P2O5，其中如果CaO**

表1 样品的主量元素(wB/%)和微量元素(wB/10-6)分析结果Table 1 Analysis results of major (wB/%)and trace (wB/10-6)elements

图4 隆务河组碎屑岩大陆上地壳标准化微量元素蛛网图(a)和球粒陨石标准化稀土元素配分曲线(b)Fig.4 Upper continental crust-normalized trace elements spider diagram (a)and chondrite-normalized REE patterns (b)of the Longwuhe Formmation clastic rocksUCC据 Rudnick and Gao(2003);球粒陨石据 Sun and McDonough(1989);PAAS据 Taylor and Mclennan(1985)UCC from Rudnick and Gao,2003;Chondrite from Sun and McDonough,1989;PAAS from Taylor and Melennan,1985

富集过渡族元素为特征的基性-超基性岩应当不是样品的主要源岩。大离子亲石元素(LILE)Rb、Th表现出弱富集，U表现为弱亏损的特征。Ba强烈富集，高场强元素Hf、Y、Zr 相对于 UCC 表现出弱亏损的特征。Sr含量变化范围不大，与 UCC 含量相近。

样品稀土元素含量和特征参数见表1，球粒陨石标准化的稀土元素配分模式如图4b 所示。ΣREE 为127.23×10-6～206.12×10-6，平均159.28×10-6，与 UCC 相近，低于 PAAS ，反映出样品相对富集稀土元素的特征。样品 LREE /HREE 为7.96～10.84，均值为8.98，略低于 PAAS 和 UCC 的比值，(La /Yb)N值为8.82～14.15，平均值为10.81，低于 UCC ,高于 PAAS，表明轻重稀土元素分馏程度中等。样品的Eu除H003-4外均显示正异常，除受斜长石风化程度的影响外，可能与样品中Ba元素的强烈富集有关。

3.2 碎屑锆石U-Pb年龄的测试结果

锆石是一种稳定的重矿物,其成分和年龄不受沉积过程的影响，是判别物源特征最有效的证据之一(Cawood and Nemchin,2000;Hallsworthetal.,2000)。本次工作的样品所取得的年龄数据详见表2。

表2 隆务河组碎屑岩锆石 U-Pb 年龄分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results for the Longwuhe Formation clastic rocks

续表2-1 Continued Table 2-1

续表2-2 Continued Table 2-2

样品的碎屑锆石大多为自形或半自形晶,晶体多呈粒状或椭球状,少量为短柱状、锥状。锆石粒径一般在 50～150 μm 之间,长宽比在 1∶1 ～ 2∶1 之间。CL 图像显示(图5),锆石的发光性总体较低，多数颗粒内部具有较为明显的振荡环带结构，锆石的Th/U值除29号测点(0.034)外总体较高(0.14～2.87)，表明了锆石主要是岩浆成因 (Pupin,1980;Corfuetal.,2003)。经过测试分析，共计取得113个年龄测试数据，其中不谐和数据2个，其余年龄数据可分为250 Ma(1个)、540～400 Ma(63个)、900～600 Ma(37个)、1 800～1 200 Ma(3个)、3 000～2 400 Ma(7个)，具有435.5 Ma和798.5 Ma两个主要的年龄峰值。

图5 隆务河组代表性碎屑锆石CL图像及年龄分布直方图Fig.5 CL images and age distribution histogram of representative detrital zircons from the Longwuhe Formation

3.3 Hf同位素测试结果

在样品中选取了不同年龄的部分锆石进行了Hf同位素的测试分析，分析结果见表3。

表3 隆务河组碎屑岩锆石 Hf 同位素数据Table 3 Hf isotopic compositions of zircons from the Longwuhe Formation clastic rocks

测试数据表现出范围较宽的176Lu/177Hf(0.000 045 999～0.001 539 360)和176Hf/177Hf(0.281 275 6～0.282 367 5)值，176Lu/177Hf 均小于 0.002，表明锆石中放射性成因的176Hf 积累很少。样品的fLu/Hf在-1.00～-0.95之间，平均值为-0.97，低于镁铁质地壳的fLu/Hf(-0.34)和硅铝质地壳的fLu/Hf(-0.72)(Amelinetal.，1999)，因此二阶段模式年龄更能反映其源区物质从亏损地幔中被抽取的时间。绝大多数锆石具有负εHf(t)值(-21.71～-4.99),表明这些碎屑锆石主要来源于地壳物质的再循环，二阶段模式年龄分布在3 034～1 729 Ma之间；仅有一个样点给出了正εHf(t)值,对应的二阶段模式年龄为2 865 Ma(图6)，意味着该时期存在一定程度的亏损地幔来源，是物源区地壳生长的一个重要阶段。

图6 隆务河组碎屑岩碎屑锆石εHf(t)-U-Pb年龄图(a)和二阶段Hf模式年龄-U-Pb年龄图(b)Fig.6 Plots of εHf(t)-U-Pb age (a)and two-stage Hf model age-U-Pb age (b)for detrital zircons in clastic rocks from Longwuhe Formation亏损地幔、球粒陨石及平均地壳演化线据 Blichert-Toft et al.,1997;Griffin,2000depleted mantle,chondrite and average crustal evolution lines from Blichert-Toft et al.,1997 and Griffin,2000

4 讨论

4.1 隆务河组源区风化及沉积再循环作用

源区风化、矿物分馏和构造环境等方面的因素共同控制着碎屑沉积岩的化学成分与矿物组成(Bauluzetal.,2000)。碎屑岩的主量和微量元素组成能够为分析物源和构造环境提供有效信息(McLennan,1993;Zimmerman and Bahlburg,2003)。化学风化指数通常用来描述岩层的风化程度，CIA指标是使用最为广泛的指标之一(Rieuetal.，2007；廖昕等，2013；巫锡勇等，2016)，CIA指标值的增加能够反映随着源岩化学风化程度的增加，黏土矿物中Al元素的富集作用使得 Al2O3含量的增加，同时硅酸盐类矿物中碱金属、碱土金属元素的风化分解导致K2O 和 Na2O 的含量降低。CIA=50～65被看作是轻微风化，CIA =65～80代表中等风化，CIA≥85则指示强烈风化(Fedoetal.,1995)。隆务河组样品的 CIA 值分布于54.98～57.21之间，略高于未经风化上地壳的CIA 标准值(48;Rudnick and Gao,2003)，低于 PAAS(70)和克拉通页岩(77;Condie,1993)的 CIA 标准值，表明隆务河组碎屑岩经历了轻微的风化。与 CIA 指数相似，斜长石蚀变指数 PIA 通常被用来单独描述斜长石的风化程度，新鲜岩石的PIA 指数为 50 (Fedoetal.,1995)，隆务河组碎屑岩样品的 PIA值为55.22～59.42，和上地壳标准值(57;Rudnick and Gao,2003)接近，远低于 PAAS 标准值(82;McLennan,1993)，同样表明了样品经历的风化作用十分轻微。根据质量平衡原理、矿物稳定性热力学计算和长石淋滤实验提出的大陆化学风化趋势A-CN-K 图解可以分析源岩的风化和钾交代程度(Nesbitt and Young,1984)。样品投影在长石-钾长石连接线左半部(图7a),表明其未经历强烈风化，样品投影点形成的连线偏离 A-CN 理想风化趋势线,表明样品经历了一定的钾交代作用，总体表现为经受了轻微-中等程度的风化作用。ICV成分变异指数是评价岩石物质成熟度的常用指数(Coxetal.,1995;Potteretal.,2005)，低 ICV 值代表着碎屑沉积岩来自于富含黏土矿物的沉积源区，其成熟度较高，往往是被动环境下沉积物的再循环,而 ICV 值高的碎屑沉积岩则指示了沉积物在构造环境活跃条件下的初次循环(Kamp and Leake,1985)。隆务河组样品的ICV 值为1.53～1.56，高于 PAAS (0.88;Taylor and McLennan,1985),而 CIA 指数低于 PAAS,表明样品的成熟度较低，来自于活动构造环境下轻微风化的物源区(图7b)。

图7 隆务河组碎屑岩A-CN-K图解(a,据Fedo et al.,1995)和ICV-CIA图解(b,据Nesbitt and Young,1984;Cox et al.,1995)Fig.7 A-CN-K (a,Fedo et al.,1995)and ICV-CIA (b,Nesbitt and Young,1984;Cox et al.,1995)diagrams for the Longwuhe Formation clastic rocks

4.2 锆石年龄谱信息

早期地壳岩石在漫长的地质演化中，往往经受了改造和长时间的风化剥蚀，导致很多古老岩体已不复存在。碎屑岩或变碎屑岩及河流细砂等沉积物作为早期地壳物质的后期混合样品，能够记录地壳演化过程中出露很少或并未得以保存的岩石信息(第五春荣等，2012)。沉积岩中的碎屑锆石是极为稳定的副矿物，封闭性很高，具有很强的抗风化能力和抗干扰性，其岩浆锆石年龄是地层形成以后岩浆侵入作用的时间记录，因此利用碎屑锆石及其岩浆锆石结晶年龄谱系可以追溯蚀源区古老地体所经历的构造-热事件活动历程(Dickinson and Gehrels,2009)，运用碎屑岩中的碎屑锆石年龄谱数据还可以对地层沉积时代进行有效的约束(Valladaresetal.,2004)。通过将碎屑锆石 U-Pb 测年数据与周围出露岩体年龄进行比对，可以了解源区的多样性和不同期次物源性质的变化特征，年龄峰值则大致可以确定每一期构造-热事件的年龄范围，同样也是示踪区域岩浆-变质事件的重要信息(钟玉芳等，2006)。

在隆务河组样品中，总共只有 10 颗锆石年龄属于新元古代之前，1颗锆石年龄为晚古生代，均占比较小，本文主要讨论新元古代及早古生代两个主要的年龄区间。

4.2.1 新元古代年龄信息

样品的碎屑锆石年龄分布于新元古代的共有37颗，占比为33.3%，表明新元古代岩石是隆务河组碎屑岩重要的源岩，年龄分布于885～605 Ma之间，峰值年龄为798.5 Ma，可进一步分为885～836 Ma和814～605 Ma 两组。新元古代岩浆活动广泛发育在祁连和柴北缘地区，大致可分为 2 期(1 000～850 Ma和800～730 Ma)(Lu,2001；Luetal.,2008；Lietal.,2010；Songetal.,2010；Tungetal.,2012,2013；Yuetal.,2013；Fuetal.2019)，分别对应于Rodinia 超大陆的汇聚和裂解事件。孙健等(2018)分析了德令哈市石底泉地区宗务隆构造带内的花岗闪长岩，认为其具有岛弧或活动大陆边缘花岗岩的属性，原岩可能为新元古代早期(870.0±4.5 Ma)硅铝地壳或地壳物质熔融的产物。祁连地区也广泛存在新元古代大洋消减的记录，如Li 等(2020)通过研究中祁连湟源群中的云母片岩和长英质片麻岩，认为存在初始洋内俯冲序列(约1 317～967 Ma)和连续的洋壳-大陆俯冲序列(约967～896 Ma)，Wu 等(2016)证实了祁连地区1 005～910 Ma的弧型花岗岩带，Tung 等 (2012,2013)通过对祁连地区新元古代花岗岩(SHRIMP U-Pb年龄为919±10 Ma 和905±6 Ma)的研究认为，它们可能形成于岛弧环境，祁连地区还存在917 Ma 和 940～930 Ma 的同碰撞花岗岩(郭进京等，1999；Wanetal.,2000),Yan 等(2015)对化隆群中碎屑锆石的研究同样显示了南祁连940～780 Ma的岩浆活动。柴北缘鱼卡-沙柳河高压-超高压变质带内也广泛发育新元古代花岗质片麻岩，如沙柳河糜棱岩化花岗片麻岩锆石 U-Pb 年龄为 917±21 Ma,绿梁山一带花岗闪长岩锆石 U-Pb 年龄为 803±7 Ma(陆松年等,2002)，鱼卡河花岗片麻岩年龄为 855±37 Ma和844±15 Ma,锡铁山全集河钾长花岗片麻岩锆石 U-Pb 年龄为 855±37 Ma(陆松年等,2006)等，说明柴北缘晋宁期最重要的巨型花岗岩带形成于侵位于新元古代初期(陆松年等，2002；郝国杰等，2004；任军虎等，2011)，样品中885～836 Ma的年龄数据应当是这一阶段Rodinia聚合事件的反映。柴北缘绿梁山的滩涧山群中存在一套新元古代时期的蛇绿岩组合，其 Rb-Sr同位素等时线年龄值为768 ±39 Ma，Sm-Nd 同位素等时线年龄值为780 ±22 Ma，全吉群石英梁组底部产出的海底喷溢玄武岩(738±28 Ma)也代表了同时代的裂解作用(李怀坤等，2003)，南祁连的夏拉诺尔辉长岩中得到738±11 Ma的年龄(秦宇，2018)，表明祁连和柴北缘地区的新元古代-早古生代大洋可能是在Rodinia 超大陆发生裂解(800～680 Ma)的基础上形成的(杨经绥等，2003；Yangetal.,2006，Wuetal.,2016)，样品中814～605 Ma的年龄数据可能代表了这一阶段Rodinia 超大陆的裂解事件。

4.2.2 早古生代年龄信息

样品中早古生代年龄的碎屑锆石数量最大，共有63颗锆石年龄分布在540～400 Ma之间，峰值年龄为435.5 Ma，占比约为56.8%，表明早古生代岩石是隆务河组群碎屑岩最重要的源岩。约自800 Ma以来，随着Rodinia 超大陆的持续裂解，初始裂谷向洋盆不断发展，沿柴北缘造山带出露有大量形成于俯冲环境下的岛弧火山岩，它们主要形成于 535～460 Ma(史仁灯等，2003；Shietal.,2006；王惠初，2006；高晓峰等，2010；Fuetal.,2019,2021；张建新等,2021)，同时，柴北缘造山带内陆壳岩石的超高压变质时代(458～420 Ma)(Songetal.,2004,2006；Chenetal.,2009；Zhangetal.,2009;Lietal.,2019)及同碰撞花岗岩的成岩时代(450～420 Ma)(吴才来等，2004，2008;Fuetal.,2021)共同表明，柴北缘洋可能在 460～450 Ma 就已经彻底关闭，并发生陆-陆碰撞形成柴北缘加里东造山带，在志留纪期间，造山带遭受强烈隆升和剥蚀，于泥盆纪早期进入造山后伸展作用阶段(朱小辉等，2015；秦宇，2018)。祁连造山带为一条加里东期增生造山带，介于柴达木和阿拉善地块之间，一般认为祁连洋于早寒武世开始俯冲最终经陆-陆碰撞造就了祁连加里东碰撞造山带(夏林圻等，1998；Songetal.,2013)，南祁连地区自西向东断续发育有党河南山-拉脊山早古生代蛇绿岩带(肖序常等，1978；邱家骧等，1998)，形成年龄为530～480 Ma(Fuetal.,2018；宋述光等，2019)；西段 SSZ 型蛇绿岩形成于539～522 Ma(Yanetal.,2019)和441 Ma(黄增保等，2016)，东段基性-超基性岩体侵位于450～441 Ma(张照伟等，2015)，并发育奥陶纪洋内弧火山岩(Songetal.,2017)，表明南祁连洋整体的北向俯冲可能始于中奥陶世末期，中奥陶世末-早志留世岩浆岩(462～430 Ma)反映了南祁连洋消亡和南祁连造山带形成过程中的构造-岩浆活动(张照伟等，2015；黄增保等，2016；Wuetal.,2016，2021；秦宇，2018)。约430～402 Ma俯冲板片断离，造成地壳熔融，北祁连地区因地壳明显加厚，发生下地壳拆沉(刘秀婷，2019),与此同时，南祁连地区也进入了碰撞后的伸展阶段(430～375 Ma)(Wuetal.,2016,2021)。上述研究显示，柴北缘早古生代花岗质岩浆作用主要集中于 475～460 Ma 和450～440 Ma，分别对应于洋壳俯冲(岛弧或活动陆缘环境)和陆-陆碰撞阶段(同碰撞环境)(朱小辉等，2015)，而南祁连地区的岩浆活动则主要发育于462～430 Ma，样品中碎屑锆石的年龄可进一步分为539～490 Ma(2颗)、462～432 Ma(54颗)、429～408 Ma(7颗)这3个年龄区间。相比于柴北缘，缺少了475～463 Ma的年龄数据，而与南祁连的岩浆记录十分相似。3个年龄区间应当代表了南祁连地区在早古生代初期持续的裂解、中奥陶世末—早志留世的俯冲碰撞和之后的造山后伸展作用。

综上所述，隆务河组碎屑岩中早古生代锆石可能主要由北侧的南祁连提供。而彭渊等(2018)通过对附近宗务隆群的分析，认为相邻宗务隆群(C-P2)物源区是柴北缘。可能的情况是，早古生代造山后，相对于柴北缘，南祁连并未隆升，而南侧的柴北缘在宗务隆裂谷开始发育时是沉积物的主要来源，随着宗务隆裂谷的闭合，在早中三叠世，西段的宗务隆山已经隆起，北侧南祁连的巴龙贡噶尔组随之成为区内主要的物源区。

4.3 沉积时代与构造环境

碎屑锆石年龄中最年轻的锆石年龄经常被用来约束地层的最大沉积时代(沉积下限)(Fedoetal.,1996；Dickinson and Gehrels,2009；Tuckeretal.,2013)。样品中最年轻的碎屑锆石年龄为249.6 Ma，但该年龄的数据仅有一个，除此之外较年轻的年龄记录为429～408 Ma(7颗)，表明隆务河组沉积时代在志留纪之后。在1∶5万的区域地质调查工作中，本区隆务河组灰岩中发现瓣鳃类化石Chlamyssp.，页岩中发现孢粉化石CalamosporaimpeaaPlaytora、Micrh-ystridumSetasessitanteJansonius、Punetatisporitessp.、Reticulati-sporitespudensBalme、Veryhachiumtrispinosum等(青海省地质调查院，2006)(1)青海省地质调查院.2006.青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域报告.，均为早中三叠世的常见分子，综合基础地质资料及锆石年龄分析，认为其沉积时代应为早三叠世—中三叠世。

不同构造环境下形成的碎屑岩，其地球化学成分有所区别，因而分析碎屑岩的地球化学成分是研究古构造环境的有效手段之一(Bhatia,1983;Taylor and McLennan,1985;Bhatia and Crook,1986;McLennan,1993)。样品与不同构造背景下碎屑岩的地球化学特征(表4)显示，样品的地球化学指标基本处于活动大陆边缘-大陆岛弧环境的范围内。

表4 隆务河组碎屑沉积岩与不同构造环境下碎屑沉积岩微量元素特征值对比表Table 4 Comparison of the geochemical characteristics of the Longwuhe Formation clastic rocks and clastic rocks from various tectonic settings

在TiO2-(Fe2O3T+MgO)和K2O/Na2O-SiO2判别图解中(图8a、8b)，样品投影在活动大陆边缘-大陆岛弧区域，在Sc-La-Th图解中样品落入大陆岛弧、活动大陆边缘与被动大陆边缘的区域(图8c)，在Th-Sc-Zr/10图解中样品均落在大陆岛弧区域(图8d)。

图8 隆务河组碎屑岩的TiO2 -(Fe2O3T+MgO)(a,据 Bhatia,1983)、K2O/Na2O-SiO2 (b,据 Roser and korsch,1986)、Sc-La-Th (c,据Bhatia and Crook,1986)和Th-Sc-Zr/10 (d,据 Bhatia and Crook,1986)构造环境判别图Fig.8 (Fe2O3+MgO)-TiO2 (a,Bhatia,1983),K2O/Na2O -SiO2(b,Roser and Korsch,1986),Sc-La-Th(c,Bhatia and Crook,1986)and Th-Sc-Zr/10 (d,Bhatia and Crook,1986)tectonic setting discrimination diagrams for the Longwuhe Formation clastic rocks

岩石的地球化学指标往往具有多解性(Bhatia and Crook,1986；Rudnick and Gao,2003)，其地球化学特征也可能代表了物源区的构造环境，因而，判别沉积岩形成的构造环境还需要结合区域地质演化进行分析。前人研究柴北缘加里东期造山运动时认为446.3±3.9 Ma和420～410 Ma两个重要事件段代表了柴达木地块与祁连地块碰撞的时代和深俯冲折返的时代 (吴才来等，2007)。结合宗务隆构造带表中大洋岛弧、大陆岛弧、活动大陆边缘和被动大陆边缘值据 Bhatia (1983)、Bhatia 和Crook (1986)。

周缘泥盆系的发育(张雪亭等，2010)和宗务隆带东南苦海-赛什塘带拉龙洼泥盆纪辉绿岩墙群的出现(393.5±3.0 Ma,Ar/Ar年龄)(孙延贵等，2004)以及察汗诺角闪辉长岩416±5 Ma(彭渊，2015)的发现，意味着区域整体进入了加里东期造山运动结束后的伸展作用阶段。宗务隆构造带可能在此背景下发生了拉张裂陷，随后于晚石炭世(318 Ma,Rb/Sr年龄)出现宗务隆洋盆(王毅智等，2001)，洋壳向南的俯冲活动发生于晚二叠世—中三叠世期间并形成乌兰北东以中酸性火山岩为代表的岛弧地体(郭安林等，2009；王苏里等，2016；彭渊等，2016；Wuetal.，2019)，宗务隆洋壳的俯冲大约持续了40 Ma，在中晚三叠世发生闭合(王苏里等，2016)。上述研究主要集中在宗务隆构造带东段乌兰—青海南山的区域，在构造带的西段，庄玉军等(2020)在欧龙布鲁克地块西北缘发现早石炭世辉长岩脉(锆石U-Pb年龄357±4 Ma)，认为早石炭世柴北缘仍处于后造山伸展扩张的构造演化阶段，德令哈西巴罗根郭勒的基性岩墙(U-Pb年龄，289±1 Ma)表现出为板内碱性玄武岩的特征(陈敏等，2020)，这表明在宗务隆构造带东段天峻南山有限洋盆发育时，西段地区仍为板内环境，样品给出的碎屑锆石的年龄在408～249 Ma之间完全空白，也暗示西段隆务河组的沉积物中未能包含宗务隆构造带俯冲闭合和碰撞的岩浆记录。而在采样点以东的生格地区，土尔根大坂组的碎屑锆石年龄则拥有404～206 Ma的完整记录(赵文涛等，2020)，这与宗务隆构造带东段晚古生代—中生代强烈的岩浆活动也能够很好地对应。从沉积特征来看，构造带西段的隆务河组表现出磨拉石建造的特征，而东段具有复理石建造的特征，也显示了东西段构造环境的差异。因而，宗务隆带的东段具有俯冲碰撞的有限洋盆，而西段可能是未发育洋盆的裂谷，两者之间的转换地带可能在生格到罗根郭勒之间。在东段的俯冲碰撞作用发生时，西段地区则表现为早期的裂谷盆地在挤压隆升背景下的构造反转，从而缺乏相应的岩浆事件，可能由挤压推覆形成的褶皱冲断带引起了地壳的挠曲变形，在宗务隆山前沉积了隆务河组的碎屑岩。