青藏高原東北緣宗務隆構造帶天峻南山早古生代殘余洋盆的識別和地質意義*

付長壘 閆臻 肖文交 王秉璋 牛漫蘭 李秀財 俞良軍

1. 中國地質科學院地質研究所，北京 100037

2. 青海省地質調查院，青藏高原北部地質過程與礦產資源重點實驗室，西寧 810012

3. 中國科學院新疆生態與地理研究所，烏魯木齊 830011

4. 中國科學院地質與地球物理研究所，北京 100029

5. 合肥工業大學資源與環境工程學院，合肥 230009

蛇綠巖是一套時間上和成因上相互聯系的以鎂鐵質-超鎂鐵質巖為主的巖石組合，具有類似大洋巖石圈的典型“彭羅斯型”組成序列，從底到頂依次為超鎂鐵質巖、輝長巖、席狀巖墻、枕狀玄武巖和遠洋沉積(Anonymous, 1972)，被認為是代表消失大洋巖石圈的殘片(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構造環境(Miyashiro, 1975; Leitch, 1984; Shervais, 2001; 張旗等, 2003; Wakabayashietal., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Sternetal., 2012; 吳福元等, 2014; Ishizukaetal., 2014)，記錄了洋盆擴張、初始俯沖直至洋盆閉合的諸多信息，它們常呈不完整的大型逆沖巖席或裹夾于蛇紋巖/泥質巖基質中的巖塊形式(蛇綠混雜巖)普遍發育于造山帶中(Gansser, 1974; Wakabayashi and Dilek, 2003; 王根厚等, 2009; Festaetal., 2010; 王國燦和張攀, 2019; 肖文交等, 2019a, b)，被作為示蹤古板塊或增生地體邊界以及確定古洋盆存在的重要識別標志之一，是研究洋-陸轉換和增生造山過程的關鍵地質體。

中央造山帶是橫貫中國中部的一條東西向展布，長約5000km的巨型構造帶(圖1a)，它夾持于中國塔里木、華北和華南地塊之間，自西向東包括西昆侖、阿爾金、東昆侖、柴北緣、祁連、秦嶺、大別以及蘇魯等造山帶，被認為是早古生代和早中生代增生-碰撞造山作用以及白堊紀以來陸內造山作用疊加而形成的復合造山帶(殷鴻福和張克信, 1998; 姜春發等, 2000; 張國偉等, 2001; 陸松年等, 2006; 許志琴等, 2006; 王宗起等, 2009; 楊經綏等, 2010; Yanetal., 2015; Dong and Santosh, 2016; Zhangetal., 2017; Lietal., 2018a; 裴先治等, 2018)，其中發育多條早古生代和晚古生代蛇綠巖帶并夾持于大量前寒武紀微陸塊之間。根據蛇綠巖和其他地質單元的時空分布，中央造山帶可被劃分為北部的早古生代造山帶和南部的早中生代造山帶兩部分(圖1a, b)，也可分別稱為原特提斯構造域和古特提斯構造域。中央造山帶的形成并非兩大構造域的簡單拼合，而是存在復雜的疊加和轉換過程(楊經綏等, 2010)。

圖1 中央造山帶大地構造格架(a, 據楊經綏等, 2010修改)、秦嶺-祁連-阿爾金-東昆侖造山帶構造分區和新元古代-早古生代蛇綠巖分布圖(b, 據付長壘等, 2019修改)以及宗務隆構造帶和鄰區地質圖(c, 據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)

宗務隆構造帶夾于原特提斯構造域內，帶內發育與古特提斯洋演化相關的晚古生代、二疊紀-三疊紀沉積巖以及石炭紀蛇綠巖(圖1c)，是研究原特提斯向古特提斯轉換的關鍵窗口。前人研究認為，宗務隆構造帶是歐龍布魯克微陸塊與南祁連地塊共同構筑的早古生代地體之上發育起來的晚古生代-早中生代構造帶(郭安林等, 2009)，它經歷了早泥盆世原有地體的伸展裂解(孫延貴等, 2004)，石炭紀-中二疊世裂谷小洋盆擴張(王毅智等, 2001)，晚二疊世-中三疊世洋盆俯沖、閉合(郭安林等, 2009)，以及后期隆升和陸內造山過程(孫嬌鵬等, 2015)。然而已有地質資料顯示，宗務隆構造帶南側歐龍布魯克微陸塊和北側南祁連地區泥盆紀之前的巖石地層單元截然不同，例如歐龍布魯克地塊之上發育寒武紀-奧陶紀臺地相和斜坡相碳酸鹽巖沉積(孫嬌鵬等, 2016; Sunetal., 2020)，而北側南祁連地塊僅發育大量志留紀復理石沉積(Yanetal., 2020)。近期，宗務隆構造帶內也識別出一些早古生代巖漿巖(孫嬌鵬等, 2015; 孫健等, 2018)。因此，早古生代時期歐龍布魯克微陸塊和南祁連地塊是否構成一個統一地體以及宗務隆構造帶是否為晚古生代-早中生代構造帶仍有待進一步商榷，這些關鍵地質問題制約了中央造山帶復雜造山過程重建和特提斯構造轉換研究。

為解決上述關鍵地質問題，本研究在對宗務隆構造帶蛇綠巖開展野外地質調查、巖石學、礦物學、地球化學和Sr-Nd同位素以及鋯石U-Pb年齡研究基礎上，綜合分析了宗務隆構造帶蛇綠巖的形成時代、構造屬性和就位方式，結合前人對原特提斯向古特提斯轉換研究成果，探討了宗務隆構造帶早古生代-早中生代復合造山演化過程。

1 區域地質背景和蛇綠巖地質特征

宗務隆構造帶位于青藏高原東北緣，它西起土爾根達坂山，向東南依次經達肯大坂山、宗務隆山，延伸至青海南山地區，全長約500km，寬5～10km，是柴達木地塊和祁連造山帶之間的狹長構造帶(圖1b)。其南側以宗務隆南緣斷裂與歐龍布魯克地塊分割，北側以青海南山斷裂與南祁連地塊相鄰(圖1b, c和圖2)。南側歐龍布魯克地塊是由古-中元古代變質基底和新元古代的沉積蓋層組成(陸松年等, 2002; 郝國杰等, 2004; 王惠初等, 2006; 陳能松等, 2007)，被認為是塔里木地塊分離出來的大陸殘片(Luetal., 2008; Chenetal., 2012)，該地塊也遭受了早古生代-早中生代巖漿、變質和沉積作用的疊加(康珍等, 2015; 李秀財等, 2015; 吳才來等, 2016; Lietal., 2018b, 2019; Sunetal., 2020)。而北側祁連地塊則主要由中-新元古代結晶基底、早古生代褶皺基底和晚古生代-早中生代沉積蓋層組成，與華南地塊具有較強的親緣性(萬渝生等, 2003; Tungetal., 2007; 徐旺春等, 2007; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019; Lietal., 2020)，祁連地塊發育有大量早古生代原特提斯洋俯沖和閉合過程中形成的中酸性巖漿巖(郭周平等, 2015; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019)，南祁連地塊西段被大量志留紀和三疊紀沉積巖不整合覆蓋(Yanetal., 2020)。

圖2 天峻南山地質圖(青海省地質調查院, 2001(1)青海省地質調查院. 2001. 1:50000中華人民共和國地質圖(高捷根好饒幅))和剖面圖數據來源：基性巖Rb-Sr等時線年齡為331±88Ma和318±3Ma(王毅智等, 2001)；輝綠巖鋯石U-Pb年齡為509±4Ma(本文)；侵入玄武安山巖的花崗巖鋯石U-Pb年齡為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)

與南北兩側前寒武紀地塊內發育的巖石地層單元不同，

天峻南山蛇綠巖是1998年青海省地質調查院在地質填圖過程中首次發現，它沿北西西向展布，長約5km，寬度最大處可達1km(圖2)。天峻南山蛇綠巖與周圍石炭紀土爾根大坂組主要表現為斷層接觸，而在蛇綠巖內部可見少量石炭紀沉積巖，野外局部可見灰黑色互層砂巖和泥巖不整合于輝綠巖或玄武巖之上(圖2和圖3a)，不整合面起伏不平，總體與沉積巖層面產狀一致。同時可見少量花崗巖脈侵入于片理化玄武巖中(圖3b)，巖脈寬數米不等，露頭上東西向延伸數十米。

圖3 天峻南山蛇綠巖蛇綠巖組成特征(a)輝綠巖被石炭紀沉積巖不整合覆蓋；(b)片理化玄武巖中花崗巖脈體；(c)輝綠巖墻；(d)斑狀結構輝綠巖；(e)枕狀玄武巖；(f)硅質巖夾于枕狀玄武巖之間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

天峻南山蛇綠巖主要由超基性巖、輝綠巖、玄武巖和硅質巖等組成(圖2; 王毅智等, 2001)，大部分巖石已被構造肢解，同類巖石內部以及不同巖石間多表現為斷層接觸(圖2)。部分橄欖巖已蝕變為蛇紋巖；數米到數十米的輝綠巖呈巖墻形式侵入玄武巖中(圖2和圖3c)，輝綠巖具斑狀結構，普遍發育2～15mm的長石斑晶(圖3d)；玄武巖保留較好的枕狀構造(圖3e)，巖枕頂面總體指向南西，單個巖枕長軸約10～50cm，巖枕間常見灰黑色硅質泥巖和硅質巖(圖3f)；部分玄武巖已發生強烈片理化(圖3b)，枕狀玄武巖沿片理方向被拉長(圖3e)。

顯微結構分析表明，天峻南山蛇紋巖由蛇紋石、菱鎂礦以及少量尖晶石和磁鐵礦組成(圖4a)，單偏光鏡下尖晶石核部為淺棕色，邊部已被蝕變為黑色鉻鐵礦。輝綠巖具斑狀結構，斑晶主要為斜長石，已發生鈉黝簾石化，仍保留自形-半自形晶體形態，含量約20%。基質主要由斜長石和輝石組成，具輝綠結構和嵌晶含長結構(圖4b)。其中斜長石為自形-半自形晶，普遍發生鈉黝簾石化，單偏光下為黑色，粒度為1～2mm；單斜輝石為半自形-自形晶，干涉色為一級橙到二級藍，粒度為0.5～1.5mm，填充于自形斜長石圍成的格架中。枕狀玄武巖具間粒-間隱結構，主要由斜長石(55%～60%)組成，斜長石呈半自形-自形晶體，發育聚片雙晶，粒徑為0.4～1mm，顆粒間鎂鐵礦物普遍發生綠泥石化(圖4c)。呈脈狀產出的花崗巖具似斑狀花崗結構(圖4d)，斑晶為石英和鉀長石，石英斑晶含量約15%，為他形晶，粒度為1～1.5mm，可見波狀消光，鉀長石斑晶含量約10%，為他形晶，粒度為0.5～1mm，可見一組解理或夾角為90°的兩組解理；基質含量約75%，由石英和鉀長石微晶共同組成。

圖4 天峻南山蛇綠巖和花崗巖顯微結構照片(a)蛇紋巖(單偏光和背散射)；(b)輝綠巖(單偏光)；(c)玄武巖(單偏光)；(d)花崗巖(正交偏光).Chr-鉻鐵礦；Spl-尖晶石；Srp-蛇紋石；Cpx-單斜輝石；Pl-斜長石；Chl-綠泥石；Kfs-鉀長石；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 蛇紋巖礦物學特征

為查明超基性巖的礦物成分特征，采集蛇紋巖樣品并對所含尖晶石進行了電子探針分析。礦物成分分析在中國地質科學院地質研究所JEOL JXA-8100型電子探針上完成，分析時的加速電壓為15kV，電流束電流為2.0×10-8A，電子束斑為5μm。電子探針分析結果見表1和圖5。

表1 天峻南山蛇紋巖(14DD49)中尖晶石和鉻鐵礦電子探針分析結果(wt%)Table 1 Representative electron micro probe analyses of spinel and chromite in serpentinite in Tianjunnanshan area (wt%)

圖5 天峻南山蛇紋巖中尖晶石Cr2O3-Al2O3(a, 底圖據Lian et al., 2016)和Mg#-Cr#圖解(b, 底圖據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

天峻南山蛇紋巖中尖晶石以副礦物的形式出現，含量較低。背散射電子圖像顯示核部殘余原生尖晶石，邊部已發生蝕變(圖4a)。其中核部Al2O3含量為31.0%～35.1%，Cr2O3含量為33.0%～36.2%，FeO含量為15.9%～18.7%，MgO含量為13.0%～14.5%，Cr#在38.9～43.9，Mg#為58.6～64.5(圖5)，屬于鉻尖晶石。邊部Cr2O3含量為29.01%～30.10%，FeO含量為55.0%～55.9%，屬于鉻鐵礦。

3 基性巖地球化學特征

為進一步限定天峻南山蛇綠巖形成的構造背景，選擇相對新鮮的5件玄武巖和10件輝綠巖樣品進行全巖地球化學分析。主量和微量元素含量測試工作在中國地質科學院國家地質實驗測試中心完成。主量元素利用Phillips 4400 X-熒光光譜儀進行測試，檢測限<0.01%，分析精度優于1%且誤差小于5%；FeO含量利用重鉻酸鉀滴定法測定；微量元素和稀土元素利用VG Elemental PQⅡPlus電感耦合等離子體質譜儀(ICP-MS)來測定，檢測限為(1～0.05)×10-6，分析誤差為5%～10%。

玄武巖和輝綠巖主微量元素分析結果見表2。天峻南山基性巖樣品在Nb/Y-Zr/Ti圖解中投在玄武巖范圍內(圖6a)，在(Na2O+K2O)-FeOT-MgO圖解中(圖6b)，分析樣品均落在拉斑玄武巖系列區域。玄武巖SiO2含量為48.67%～49.51%，MgO含量為5.20%～7.78%，FeOT為7.76%～11.38%，TiO2含量較高為1.27%～2.94%，Mg#值為48～64，燒失量為1.91%～2.82%。玄武巖稀土元素總量較低為49.3×10-6～120×10-6，LREE/HREE為1.61～1.87，(La/Yb)N為0.81～1.01，輕、重稀土元素分異不明顯，δEu為0.68～0.95，具有較弱的Eu負異常。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線呈現輕稀土元素左傾和重稀土元素平坦的分布特征(圖7a)，N-MORB標準化微量元素配分曲線中玄武巖富集Th而虧損Ti(圖7b)，與已報道玄武巖的稀土元素和微量元素配分特征相一致(圖7c, d)。

表2 天峻南山玄武巖和輝綠巖主量(wt%)和稀土、微量(×10-6)元素分析結果Table 2 Major (wt%) and trace (×10-6) element data for the basalts and dolerites in Tianjunnanshan area

續表2Continued Table 2

圖6 天峻南山基性巖Nb/Y-Zr/Ti(a,底圖據Pearce, 2014)和(b) (Na2O+K2O)-FeOT-MgO(b,底圖據Irvine and Baragar, 1971)圖解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

圖7 天峻南山基性巖球粒隕石標準化稀土元素配分曲線(a、c、e)和N-MORB標準化微量元素蛛網圖(b、d、f)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)馬里亞納弧后擴張脊數據引自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)

輝綠巖SiO2含量為46.21%～51.13%，MgO含量為4.89%～8.36%，FeOT為7.75%～10.31%，TiO2含量較高為1.18%～2.17%，Mg#值為51～66，燒失量為1.78%～3.08%。輝綠巖稀土元素總量較低為42.1×10-6～88.9×10-6，LREE/HREE為1.31～1.83，(La/Yb)N為0.71～1.11，輕、重稀土元素分異不明顯，δEu為0.76～1.01，表現出較弱Eu負異常。球粒隕石標準化稀土元素配分曲線呈現輕稀土元素左傾和重稀土元素平坦的分布模式(圖7e)，N-MORB標準化微量元素配分曲線中輝綠巖略富集Th而虧損Ti(圖7f)。

4 蛇綠巖鋯石U-Pb年齡

為確定天峻南山蛇綠巖形成時代，對1件輝綠巖(14DD72)和1件花崗巖(脈)(14DD11)樣品分別開展LA-ICP-MS和SHRIMP鋯石U-Pb測年。鋯石分選在河北省區域地質礦產調查研究所實驗室完成。

LA-ICP-MS鋯石U-Pb同位素測試在北京科薈測試技術有限公司使用ESI NWR 193nm激光剝蝕系統和Analytikjena PlasmaQuant MS Elite電感耦合等離子體質譜儀完成，激光剝蝕所用束斑直徑為24μm，頻率為6Hz，能量密度約為6J/cm2。鋯石U-Pb定年以標樣GJ-1為外標。數據處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2010)，并使用Isoplot(ver3.0)程序繪制諧和圖和計算加權平均年齡(Ludwig, 2003)，測試分析結果見表3和圖8a。

表3 天峻南山輝綠巖鋯石LA-ICP-MS U-Pb測年數據Table 3 LA-ICP-MS zircon U-Pb data of dolerite in Tianjunnanshan area

圖8 天峻南山輝綠巖(a)和花崗巖(b)鋯石陰極發光圖像和U-Pb年齡諧和圖Fig.8 Cathodoluminescence (CL) images and U-Pb concordia diagrams of zircons from dolerite (a) and granite (b) in Tianjunnanshan area

SHRIMP鋯石U-Pb測年在中國地質科學院北京離子探針中心SHRIMP Ⅱ上完成，樣品分析流程及原理參見Williams (1998)和宋彪等(2002)。測定的206Pb/238U比值用TEMORA1(417Ma)標準樣品進行校正。測試過程中每隔3個樣品點測定1次標樣。普通Pb采用204Pb校正，單次測量的數據點誤差為1σ，數據處理使用ISOPLOT軟件(Ludwig, 2003)，置信度為95%，測試分析結果見表4和圖8b。

表4 天峻南山花崗巖(脈)鋯石SHRIMP U-Pb測年數據Table 4 SHRIMP zircon U-Pb data of grantie in Tianjunnanshan area

輝綠巖中分離出的鋯石較少(41粒)，鋯石為無色透明、半自形-自形粒狀，粒度較小，長度為20～100μm，長度/寬度比率為1～1.5。陰極發光圖像顯示，鋯石總體呈灰白色-灰黑色，具較弱巖漿震蕩環帶或扇狀分帶(圖8a)，與基性巖鋯石特征相似。選取其中9粒較大的鋯石進行LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年，測試結果顯示鋯石Th和U含量變化較大(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之間，這些鋯石U-Pb年齡諧和度較好且206Pb/238U年齡集中在503～519Ma之間，206Pb/238U加權平均年齡為509±4Ma(n=9；MSWD=1.2)(圖8a)，該年齡代表了輝綠巖的形成時代。

花崗巖中分離出1000粒鋯石，鋯石為無色透明，粒狀或柱狀自形晶，長度為80～200μm，長度/寬度比率為1～2。陰極發光圖像顯示鋯石呈灰白色，發育密集巖漿震蕩環帶(圖8b)。SHRIMP鋯石U-Pb測年結果顯示，11粒鋯石Th和U含量變化較小，其中Th含量為39×10-6～255×10-6，U含量為102×10-6～295×10-6，Th/U比值為0.36～0.96，這些鋯石206Pb/238U年齡介于430.5±6.9Ma～461.0±7.9Ma之間，諧和度較好且均落在諧和線上，其206Pb/238U加權平均年齡為444.9±4.7Ma(n=11；MSWD=1.04)(圖8b)，代表花崗巖的結晶年齡。

5 基性巖Sr-Nd同位素特征

天峻南山基性巖Sr-Nd同位素組成分析在北京科薈測試技術有限公司完成，Sr和Nd同位素經分離和提純后，使用Neptune Plus型多接收電感耦合等離子體質譜儀進行Sr、Nd同位素組成測試，Sr、Nd同位素比值分別采用88Sr/86Sr=8.375209和146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾校正，實驗過程中同時測得標樣NBS-987的87Sr/86Sr值為0.710248±0.000011(2SD；n=27)，標樣GSB的143Nd/144Nd值為0.512194±0.000012(2SD；n=12)，標樣測試結果與推薦值十分吻合。研究區輝綠巖以巖墻形式侵入玄武巖中，另外輝綠巖和玄武巖具有相似的全巖主微量和Sr-Nd同位素組成，表明輝綠巖和玄武巖為近同期巖漿作用產物。玄武巖和輝綠巖同位素初始比值根據輝綠巖墻年齡(509Ma)計算，Sr-Nd同位素測試數據和計算結果見表5。

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

玄武巖和輝綠巖的初始87Sr/86Sr比值為0.70325～0.70427，部分偏離地幔演化線，呈增加趨勢，表現出受海水蝕變影響(Nohdaetal., 1992)，玄武巖初始143Nd/144Nd介于0.512376～0.512472之間，εNd(t)值為+7.7～+9.6；輝綠巖初始143Nd/144Nd介于0.512365～0.512452之間，εNd(t)值介于+7.5～+9.2之間，天峻南山基性巖總體具有較高的全巖εNd(t)值。

6 討論

6.1 蛇綠巖形成時代

自天峻南山蛇綠巖被發現后，前人對其開展了年代學分析測試。王毅智等(2001)獲得的基性巖全巖Rb-Sr等時線年齡為331±88Ma和318±3Ma，該年齡與蛇綠巖周圍石炭紀果可山組地層時代基本一致，因此認為天峻南山蛇綠巖形成于早石炭世(王毅智等, 2001)。

為進一步限定天峻南山蛇綠巖形成時代，本研究對輝綠巖開展了LA-ICP-MS鋯石U-Pb測年，獲得206Pb/238U加權平均年齡為509±4Ma(n=9；MSWD=1.2)，該年齡明顯老于前人獲得的基性巖全巖Rb-Sr等時線年齡。

野外露頭和地質剖面均顯示輝綠巖局部被土爾根大坂組沉積巖不整合覆蓋，同時可見花崗巖脈體侵入蛇綠巖中，說明部分蛇綠巖形成時代要早于果可山組沉積時代以及花崗巖脈體形成時代。果可山組沉積巖中多種古生物化石種屬鑒定結果顯示其沉積于石炭紀(青海省地質礦產局, 1991)；花崗巖中鋯石SHRIMP U-Pb測年獲得206Pb/238U加權平均年齡為444.9±4.7Ma(n=11；MSWD=1.04)，顯示花崗巖于晚奧陶世侵入蛇綠巖。因此，本研究認為天峻南山部分蛇綠巖形成時代要早于晚奧陶世，以寒武紀為主，該年齡與中央造山帶原特提斯構造域蛇綠巖的形成時代總體一致(Xiaoetal., 2009; Xiaetal., 2016; Songetal., 2013; 朱小輝等, 2015; Fuetal., 2018; 付長壘等, 2019; Yanetal., 2019)，而該地區石炭紀蛇綠巖是否存在以及其與寒武紀蛇綠巖的關系仍有待進一步厘定。

6.2 蛇綠巖構造屬性

根據蛇綠巖形成構造環境，可將其劃分為洋中脊、弧后盆地和初始弧前等類型(Shervais, 2001; Pearce, 2008; Wakabayashietal., 2010; Dilek and Furnes, 2011; Sternetal., 2012)，不同構造環境形成的蛇綠巖具有截然不同的礦物學、全巖地球化學和同位素地球化學特征，且總體上從洋中脊、弧后盆地到弧前環境，俯沖作用影響逐漸增加。

本研究對天峻南山蛇綠巖開展了礦物成分、地球化學和Sr-Nd同位素分析，結果顯示蛇紋巖中尖晶石具高Mg#(58.6～64.5)和低Cr#(38.9～43.9)，在構造判別圖解中位于深海橄欖巖與弧前橄欖巖疊加的弧后橄欖巖范圍內(圖5)。玄武巖和輝綠巖具有一致的主、微量元素地球化學特征(表2)，均屬于拉斑玄武巖系列(圖6b)，具有輕稀土元素左傾和重稀土元素平坦的稀土元素配分模式(圖7a, c, e)，且略富集Th而虧損Ti(圖7b, d, f)，受俯沖作用影響較弱。球粒隕石標準化稀土元素以及N-MORB標準化微量元素配分模式與弧后擴張脊熔巖基本一致(圖7)。玄武巖和輝綠巖εNd(t)值(+7.5～+9.6)相對較高，與弧后盆地玄武巖同位素組成一致(圖9; Ishizukaetal., 2009)。在Th/Yb-Nb/Yb構造判別圖解中處于地幔演化邊部，投在弧后擴張脊范圍內(圖10a)，在Th-Ta-Hf/3構造判別圖解中處于洋中脊玄武巖和弧后擴張脊疊加區域。綜合上述分析表明天峻南山蛇綠巖的礦物成分、全巖主微量元素和Sr-Nd同位素均表現出較弱俯沖作用影響特征，屬于弧后盆地蛇綠巖。目前宗務隆構造帶暫無其他寒武紀巖石的報道，與天峻南山寒武紀弧后盆地蛇綠巖對應的巖漿弧仍有待進一步厘定。已有地質資料表明，寒武紀時期宗務隆構造帶北側的南祁連洋盆存在向南的俯沖(Fuetal., 2018; Yanetal., 2019)，而南側的柴北緣洋盆沿歐龍布魯克地塊南緣向北俯沖(Zhangetal., 2017; Lietal., 2018b, 2019)，因此推測宗務隆構造帶弧后盆地的形成可能與早古生代時期南祁連洋盆或柴北緣洋盆俯沖有關。

圖9 天峻南山基性巖εNd(t)-(87Sr/86Sr)t圖解地幔演化線據DePaolo and Wasserburg (1977)；MORB和OIB據DePaolo and Wasserburg (1977)和Hart and Zindler (1986)；弧后擴張脊熔巖據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)

圖10 天峻南山基性巖Th/Yb-Nb/Yb(a, 底圖據Pearce, 2008)和Th-Ta-Hf/3(b, 底圖據Wood, 1980)圖解弧后擴張脊熔巖數據引自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 蛇綠巖就位方式

造山帶中蛇綠巖代表古洋殼的陸上殘片，被作為示蹤古板塊匯聚邊界的重要標志之一。然而前人研究表明并非所有的蛇綠巖都具有縫合帶的大地構造含義，王國燦和張攀(2019)依據蛇綠巖的大地構造屬性將蛇綠巖分為縫合帶型和非縫合帶型，縫合帶型蛇綠巖于洋盆俯沖和閉合過程中通過俯沖、仰沖或碰撞3種方式就位(Dewey, 1976; 朱云海等, 2000; Robertson, 2002; 馬沖等, 2011; Wakabayashi and Dilek, 2003)，而非縫合帶型蛇綠巖被認為是殘余洋盆通過多種形式構造就位于上覆碎屑沉積地層中(王國燦和張攀, 2019)。

本研究所獲得的基性巖全巖地球化學、Sr-Nd同位素地球化學和同位素年齡數據顯示該蛇綠巖形成于寒武紀弧后盆地擴張環境。雖然蛇綠巖與周圍石炭紀復理石總體呈斷層接觸(圖2)，局部可見寒武紀蛇綠巖與石炭紀沉積巖之間的不整合面(圖3a)，而該洋盆的閉合普遍被認為發生于晚三疊世(王毅智等, 2001; 郭安林等, 2009; 王洪強, 2014)。因此，推測宗務隆構造帶弧后盆地形成于早古生代，早古生代俯沖和碰撞造山作用致使原特提斯構造域形成后，該地區洋盆未完全閉合，殘余的早古生代蛇綠巖被石炭紀復理石不整合覆蓋，最終在三疊紀時期洋盆消亡過程中，因發生擠壓縮短，下伏的寒武紀和可能存在的石炭紀蛇綠巖被構造肢解，并通過構造方式就位于上覆石炭紀復理石中，從而呈現現今蛇綠混雜巖的狀態(圖2)。由此可見，天峻南山寒武紀蛇綠巖代表早古生代殘余洋盆(Yanetal., 2020)，其就位方式可能與前人報道的非縫合帶型蛇綠巖一致(王國燦和張攀, 2019)。

6.4 宗務隆構造帶洋盆復合演化的啟示

前人研究表明，中央造山帶原特提斯構造域發育大量早古生代蛇綠巖、島弧巖漿巖、高壓-超高壓變質巖、俯沖-增生雜巖以及弧前/弧后盆地沉積等(殷鴻福和張克信, 1998; 姜春發等, 2000; 張國偉等, 2001; 陸松年等, 2006; 許志琴等, 2006; 王宗起等, 2009; Xiaoetal., 2009; 楊經綏等, 2010; Yanetal., 2015, 2019; Dong and Santosh, 2016; Xiaetal., 2016; Zhangetal., 2017; 裴先治等, 2018; Fuetal., 2018; Lietal., 2018a)，廣泛分布于北祁連、祁連、柴北緣和昆侖造山帶，它們共同記錄了原特提斯洋俯沖到閉合的整個演化過程。然而在原特提斯構造域內部的宗務隆構造帶主要發育石炭紀蛇綠巖、石炭紀復理石和三疊紀俯沖相關巖漿巖(青海省地質礦產局, 1991; 王毅智等, 2001; 王洪強, 2014; 彭淵等, 2016)，歐龍布魯克地塊之上發育晚古生代-早中生代俯沖和碰撞相關巖漿巖(強娟, 2008; 吳才來等, 2016; 牛漫蘭等, 2018)。前人研究認為宗務隆構造帶于早泥盆世發生裂解，石炭紀發育裂谷小洋盆，二疊紀時期洋盆向南側歐龍布魯克地塊之下俯沖，形成巖漿弧相關火山巖和侵入巖，洋盆最終于晚三疊世閉合(王毅智等, 2001; 孫延貴等, 2004; 郭安林等, 2009; 孫嬌鵬等, 2015)。因此，宗務隆構造帶被認為是在原特提斯構造域之上發育的一個具有獨立演化歷史的印支期造山帶，經歷了晚古生代-早中生代地體裂解、洋盆俯沖和閉合演化全過程(孫延貴等, 2004; 強娟, 2008; 郭安林等, 2009; 王洪強, 2014)。

然而區域地質資料表明，宗務隆構造帶南北兩側泥盆紀之前的巖石地層單元存在如下差異：其南側歐龍布魯克地塊具有古-中元古代變質結晶基底以及新元古代以來的沉積蓋層，被認為是塔里木地塊分離出來的大陸殘片(Luetal., 2008; Chenetal., 2012)，而北側祁連地塊則主要由中-新元古代結晶基底、早古生代(志留紀)褶皺基底和晚古生代-早中生代(二疊紀-三疊紀)沉積蓋層組成，與華南地塊具有較強親緣性(萬渝生等, 2003; Tungetal., 2007; 徐旺春等, 2007; Yanetal., 2015; Fuetal., 2019; Lietal., 2020)；另外，歐龍布魯克地塊之上發育大量寒武紀-奧陶紀臺地相和斜坡相碳酸鹽巖沉積(孫嬌鵬等, 2016; Sunetal., 2020)，而南祁連地塊之上則直接被大量志留紀復理石沉積覆蓋(Yanetal., 2020)。由此可見，歐龍布魯克地塊和南祁連地塊在泥盆紀以前并未形成一個統一地體，而更可能是兩個分離的地塊。近年來，一些研究曾報道宗務隆構造帶存在早古生代巖漿巖(孫嬌鵬等, 2015; 孫健等, 2018)，本研究進一步證明該構造帶發育有寒武紀蛇綠巖，這些地質資料表明歐龍布魯克地塊和南祁連地塊之間存在早古生代洋盆。因此，宗務隆構造帶并非晚古生代的裂谷，而是原特提斯洋和古特提斯洋相繼閉合且經歷漫長地質演化形成的復合構造帶。

區域上，宗務隆構造帶向東通過西秦嶺與東昆南構造帶相連(孫延貴等, 2004; 郭安林等, 2007, 2009)，相比于宗務隆構造帶的寒武紀和石炭紀兩期蛇綠巖，東昆南構造帶發育寒武紀、奧陶紀和石炭紀三期蛇綠巖，同時含有中元古代變質基底巖石、奧陶紀中酸性弧巖漿巖、石炭紀洋島玄武巖以及晚三疊世河流相礫巖(殷鴻福和張克信, 1997; 郭正府等, 1998; Zhangetal., 2012; 李瑞保等, 2014; Xiongetal., 2014; 裴先治等, 2018)，這些巖石共同記錄了特提斯洋盆自新元古代晚期開啟、晚寒武世-中三疊世長期俯沖消減直至中三疊世晚期洋盆閉合整個復雜演化過程，最終形成了東昆南構造帶復合增生構造格局(裴先治等, 2018; Dongetal., 2018)。

綜上所述，宗務隆構造帶并非一個晚古生代-早中生代造山帶，其中還發育寒武紀弧后盆地蛇綠巖，代表早古生代殘余洋盆，該構造帶與東昆南構造帶相似，記錄了早古生代-早中生代原特提斯洋和古特提斯洋復合演化過程。

7 結論

(1)青藏高原東北緣宗務隆構造帶天峻南山蛇綠巖由超基性巖、輝綠巖、玄武巖和硅質巖等組成，礦物學、全巖地球化學和Sr-Nd同位素分析結果顯示該蛇綠巖形成于弧后盆地環境。

(2)野外接觸關系和最新鋯石U-Pb測年結果顯示，天峻南山部分蛇綠巖形成時代早于不整合其上的石炭紀復理石和侵入其中的花崗巖脈(444.9±4.7Ma)，與輝綠巖年齡(509±4Ma)一致，主體形成于寒武紀。

(3)天峻南山寒武紀蛇綠巖被石炭紀復理石不整合覆蓋，并在三疊紀洋盆消亡過程中通過構造方式就位于上覆的石炭紀復理石中，代表早古生代殘余洋盆。

(4)宗務隆構造帶并非一個晚古生代-早中生代造山帶，而是原特提斯洋和古特提斯洋相繼閉合形成的早古生代-早中生代復合構造帶。

致謝野外樣品采集和室內分析工作得到了曹泊、趙齊齊、楊梅和陳雷等的幫助；侯泉林教授、裴先治教授和期刊編輯對本文提出了建設性修改意見；在此一并表示感謝！

謹以此文紀念師爺李繼亮研究員！第一作者有幸得到李老先生悉心指導和大地構造相理論熏陶，在此向李老師致以崇高的敬意和深深的思念。