陈 敏，薛春纪，薛万文，赵文涛

(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； 3. 青藏高原北部地质过程与矿产资源青海省重点实验室， 青海 西宁 810000)

宗务隆构造带(简称宗务隆带)位于青藏高原东北部、柴达木盆地的北缘(图1a)，其构造属性受到国内学者的重视。地球物理研究显示，宗务隆带明显分割了柴达木地块与中南祁连地块(郭安林等，2009)。李平安等(1982)曾认为宗务隆带是晚石炭世陆内裂陷槽。王毅智等(2001)因在宗务隆带东段天峻南山地区的上石炭统-下二叠统宗务隆群中发现蛇绿岩，认为宗务隆带具晚石炭世有限洋盆的构造环境。结合宗务隆带东部乌兰地区弧型花岗岩类的研究，近年更多学者认为宗务隆带是在欧龙布鲁克微地块与南祁连联合地块之上发育起来的印支期造山带(强娟， 2008； 郭安林等， 2009； 彭渊等， 2016， 2018； Wuetal., 2019)，具有完整的威尔逊旋回。在柴达木北缘超高压变质岩的研究中(张建新等, 2008; 宋述光等, 2011； Zhangetal., 2017)，宗务隆带构造属性问题也颇受关注(辛后田等， 2006; Wuetal., 2019)。

岩浆侵入体是相关单元构造属性研究的重要岩石探针，但宗务隆带中岩浆侵入体鲜见，前人研究的侵入岩发现于该带的东部(强娟， 2008； 郭安林等， 2009； Chenetal., 2012； 彭渊等， 2016； 牛漫兰等， 2018； Wuetal., 2019)，中西部鲜有侵入岩出露，人们也不清楚宗务隆带东、西部构造属性的差异。本次在宗务隆带中西部蓄集地区新发现闪长岩体，并开展了岩相学、地球化学、锆石U-Pb法测年及Hf同位素分析研究，以探讨其岩石成因，分析其形成的构造环境，为宗务隆带中西部构造属性的研究提供新证据。

1 地质背景

宗务隆带位于柴达木地块北缘的欧龙布鲁克微陆块与南祁连地块之间，总体走向近东西，东部偏向南东，西部偏向北西，呈横卧S型(李平安等， 1982)，被宗务隆-青海南山断裂、宗务隆山南缘断裂、阿尔金断裂和哇洪山-温泉断裂所围限(图1a)。

区域内地层走向基本与主构造线方向一致(图1b)，前寒武纪变质基底走向为北西-南东向，主要分布在欧龙布鲁克微陆块内，零星出露在宗务隆带，由各类片麻岩组成，夹斜长角闪岩、石英片岩、大理岩及石英岩，局部有少量麻粒岩，遭受了中压高角闪岩相和麻粒岩相变质作用以及强烈的构造变形，韧性剪切变形发育，其原岩为砂质泥岩、基性火山岩、富镁碳酸盐岩组成的火山-沉积建造，代表陆壳生成阶段的堆积(李平安等， 1982； 郝国杰等， 2004； 辛后田等， 2006； 陈能松等， 2007)。宗务隆带内盖层主要由上石炭-下二叠统宗务隆群和三叠系组成(图1b)，不同地层单元之间多呈断层接触。宗务隆群地层厚度达6 000 m，自下而上为碎屑岩、碳酸盐岩和火山岩组合，几种岩性也常交替出现(李平安等， 1982)。宗务隆群在东部天峻南山地区，下部为蛇绿岩，厚度800 m左右，上部以碎屑岩为主夹有大理岩及玄武岩，厚度大于2 050 m；在中部蓄集地区，下部以碎屑岩为主，夹少量灰岩透镜体和玄武岩及少量安山岩，厚度大于2 500 m，上部以灰岩为主，厚度大于2 250 m；在西部艾尾沟地区，下部以碎屑岩为主，夹少量中基性火山岩，被较多中基性岩脉侵入，厚度大于5 200 m，上部以灰岩为主，夹含砾千枚岩，厚度大于1 080 m(图2)(青海省地质调查院， 2016)青海省地质调查院. 2016.(1)青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域地质矿产调查报告.。三叠系呈狭窄的条带状分布于宗务隆群南侧怀头他拉和乌兰地区，受断层控制明显，自下而上由数个砾岩-砂砾岩(仅限于盆地边部)-板岩-灰岩(局部缺失)基本层序相间叠置而成(青海省地质矿产局， 1991)，主体沉积环境为滨海-浅海相，厚度可达千余米(李平安等， 1982)。

图 2 宗务隆构造带内上石炭统-下二叠统宗务隆群横向相变柱状对比图Fig.2 Horizontal phase transition histogram of Upper Carboniferous-Lower Permian Zongwulong Group in the Zongwulong tectonic belt

宗务隆带东部岩浆岩出露较多，而在中部鲜见出露，西部出露较少。东部乌兰地区侵入岩出露较多，沿宗务隆带南侧多侵入于前寒武纪变质基底，呈不规则拉长状产出，中元古代侵入岩岩石类型为奥长花岗岩(低铝TTG质片麻岩)，其岩浆侵入年龄约为1 500 Ma，响应Columbia超大陆的初始分裂(Wangetal., 2016)；新元古代侵入岩分布广泛，岩石类型为花岗岩、英云闪长岩、花岗闪长岩和二长花岗岩等，岩石具有过铝质钙碱性花岗岩的特点，侵位时代集中在1 020～800 Ma(陆松年， 2002)，是我国西部微陆块在Rodinia超大陆事件的响应(郝国杰等， 2004)。东部天峻南山地区出露蛇绿岩岩片，其岩石组合由超镁铁质岩、辉长岩、玄武岩、基性岩墙群和有限的深海硅质岩组成，基性岩墙和玄武岩的Rb-Sr等时线年龄分别为318±18 Ma和331±88 Ma，其中玄武岩具有洋中脊火山岩性质(王毅智等， 2001)，反映早石炭世宗务隆带曾出现有限洋盆环境。二叠纪-三叠纪侵入岩在东部地区分布也很广泛，岩石类型为辉长岩、花岗闪长岩、二长花岗岩和黑云母花岗岩等，辉长岩具有钙碱性特点，锆石U-Pb法测得成岩年龄为254±2 Ma，形成于岛弧构造背景(王苏里等， 2016)，反映宗务隆带在晚二叠世曾发生洋壳俯冲，花岗岩类具有钙碱性I型花岗岩特点，锆石U-Pb年龄为258～240 Ma，具弧型花岗岩性质(强娟， 2008； 郭安林等， 2009； Chenetal., 2012； 彭渊等， 2016； 牛漫兰等， 2018； Wuetal., 2019)，这与花岗岩类分布在欧龙布鲁克微陆块北部边缘的地质事实相符，说明洋壳在晚二叠世-中三叠世发生向南的俯冲，还发现有晚三叠世A型花岗岩(230～214 Ma)(强娟， 2008； 彭渊， 2015)，反映晚三叠世碰撞造山已结束。

宗务隆带中西部火山岩有零星出露，主要作为夹层发育在宗务隆群碎屑岩中，具岛弧性质(青海省地质调查院， 2016)(2)青海省地质调查院. 2016. 青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域地质矿产调查报告.。西部巴音郭勒河地区出露闪长玢岩，侵入于宗务隆群碎屑岩中，锆石U-Pb年龄为244±3 Ma(彭渊， 2015)。该地区辉绿(长)岩脉也较发育，多呈岩墙沿断层侵入于宗务隆群碎屑岩中，锆石U-Pb年龄为266±2 Ma(青海省地质调查院， 2016)(3)青海省地质调查院. 2016. 青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域地质矿产调查报告.。

区域构造形迹主要为轴向近东西向的紧闭线状褶皱和近东西向的逆冲断裂。近东西向逆冲断裂为主干断裂控制着宗务隆带的分布，宗务隆-青海南山断裂为一断面南倾的高角度逆冲断裂，宗务隆山南缘断裂与宗务隆-青海南山断裂形影相随，断面方向相反(李平安等， 1982； 青海省地质矿产局， 1991)。

2 岩体地质和样品特征

本次新发现的蓄集闪长岩体位于蓄集镇西北约24 km处(N37°28′，E97°42′)，出露面积约为56 m2，野外观察呈透镜状岩株侵入于宗务隆群变质碎屑岩(千枚岩)中，走向北北东向(图1c、图3a)，与围岩接触部位闪长岩体颗粒明显变细(图3b)。

研究样品(XJX-U-Pb-01)采自岩体边部的细粒闪长岩和核部的中粒闪长岩。岩石样品呈深灰色，具有中细粒结构，块状构造，无明显的变质变形，主要由斜长石、角闪石和黑云母组成，次要矿物为钾长石，副矿物为磁铁矿(图3d、3e、3f)。斜长石含量60%，杂乱分布，晶体粒径在2.0～5.0 mm之间，呈半自形厚板状，可见钠长石双晶，双晶纹细而密，环带结构发育，应为中长石；角闪石含量25%，多与黑云母一起分布在斜长石颗粒间或斜长石晶体搭成的空隙中，晶体呈半自形长柱状，横截面为六边形，个别被片状绿泥石交代；黑云母含量10%，与角闪石一起分布在斜长石颗粒间或斜长石晶体搭成的空隙中，晶体粒径0.2～0.8 mm，片状，个别被片状绿泥石交代；钾长石含量4%，呈它形粒状充填于斜长石和暗色矿物颗粒间，可见卡氏双晶。副矿物磁铁矿含量1%。

3 分析方法

3.1 锆石U-Pb测年与Hf同位素组成分析

锆石U-Pb同位素定年在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成，采用机械方法粉碎至80～100目，经淘洗、电磁选、酒精重力分选等分离，得到300余粒锆石后，再在双目镜下挑选出晶形完整的锆石颗粒制作样品靶。将锆石颗粒粘在双面胶上，然后用环氧树脂镶嵌固定，待环氧树脂充分凝固后，对其表面进行打磨抛光至锆石晶体中部暴露，再进行锆石阴极发光(CL)观测和拍照及LA-ICP-MS分析。阴极发光(CL)采用TESCAN MIRA3场发射扫描电镜和TESCAN公司阴极发光探头进行锆石内部结构观测。锆石原位U-Pb同位素年龄分析在LA-ICP-MS仪器上进行，分析仪器为Agilent 7700x型四级杆质谱仪和Photon Machines Excite型激光剥蚀系统，激光器为193nm ArF准分子激光器。激光剥蚀斑束直径为35 μm，激光剥蚀样品深度为20～40 μm，锆石年龄计算采用标准锆石91500作为外标校正仪器质量歧视与元素分馏，以标准锆石GJ-1为盲样检验U-Pb定年数据质量，元素含量采用美国国家标准物质局人工合成硅酸盐玻璃NIST SRM 610为外标，以Si为内标进行校正。

锆石Hf同位素组成分析采用锆石U-Pb定年的有效点。分析过程中采用RESOlution LR型号193nm激光剥蚀系统进行测定，详细操作过程及分析步骤见参考文献(Wuetal., 2006)，测试过程中每隔5颗锆石样品，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。初始176Hf/177Hf值计算时176Lu的衰变常数采用1.867×10-11/a(Soderlundetal., 2004)，计算εHf(t)值时采用的176Hf/177HfCHUR=0.282 772，176Lu/177HfCHUR=0.033 2 ( Blichert-Toft and Albarède， 1999)，Hf亏损地幔二阶段模式年龄(tDM2)的计算采用的176Lu /177HfCrust值为0.015(Griffinetal., 2000)。

3.2 全岩元素和Pb同位素组成分析

粉碎样品前，首先用金刚石刀锯切除样品表面风化和半风化皮，若发现其中存在其他穿插脉体，同时切除脉体(对岩石成分的干扰)。然后，用蒸馏水洗涤样品数次，烘干，再用超声波净化样品。最后将样品粉碎至200目备用。全岩元素和Pb同位素组成分析均在南京宏创地质勘查技术服务有限公司完成。

全岩主量元素分析利用帕纳科AxiosMAX XRF分析完成。 用于XRF分析的样品处理流程： 将200目样品置于120℃烘箱中烘干8 h；称取0.5～1.0 g上述烘干的样品于恒重陶瓷坩埚中，于马弗炉中1 000℃灼烧200 min， 冷却至400℃左右时转移至干燥皿中， 待冷却至室温再进行称量，计算烧失量； 分别称取6.000 0 g (误差±0.3 mg) 49.75 Li2B4O7∶49.75 LiBO2∶0.5%LiBr助熔剂(加拿大Claisse)与0.600 0 g(误差±0.3 mg)上述烘干的样品于陶瓷坩埚中，用石英棒搅拌使样品与熔剂混匀，将混合样品倒入XRF专用铂金坩埚中，置于熔样炉中1 100℃熔融，熔样程序运行结束后钳取出坩埚，摇晃坩埚将熔体中的气泡赶出并使熔体充满埚底，再转移到耐火砖上冷却，然后将玻璃片取出，贴上标签，以备XRF测试。样品分析的精密度和准确度满足GB/T14506.28-2010《硅酸盐岩石化学分析方法第28部分： 16个主次成分量测定》的要求。

图 3 蓄集闪长岩体的野外及显微照片Fig. 3 Field photographs and microphotographs under CPL of the Xuji dioritea—蓄集闪长岩野外露头，岩体呈近椭圆状侵入于宗务隆群千枚岩中； b—闪长岩与千枚岩的接触部位颗粒明显变细； c—中粗粒闪长岩，露头有轻微绿泥石化； d、e、f—闪长岩显微照片，角闪石和黑云母一起分布在斜长石颗粒间或斜长石晶体搭成的空隙中，部分被绿泥石交代； d和f为单偏光照片， e为正交偏光照片； Pl—斜长石; Bt—黑云母; Hbl—角闪石(矿物缩写符号据沈其韩， 2009)a—outcrop of the Xuji diorite, the rock intruding into the phyllites of Zongqulong Group in a nearly elliptic manner; b—the particles in the contact between diorite and phyllite becoming finer obviously； c—outcrops of the medium coarse-grained diorite with slightly petite; d,e and f—the micrographs under CPL of the Xuji diorite, hornblende and biotite distributed together in the interstices formed by plagioclase grains or plagioclase crystals, partly suffering metasomatism by chlorite； d and f are microphotographs under plainlight； e is microphotograph under crossed nicols; Pl—plagioclase; Bt—biotite; Hbl—hornblende (mineral abbreviations from Shen Qihan, 2009)❶ 青海省地质调查院. 2016. 青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域地质矿产调查报告.

全岩微量元素组成利用Elan DRC-e ICP-MS分析完成。用于ICP-MS分析的样品流程：将200目样品置于105℃烘箱中烘干12 h；准确称取粉末样品50 mg置于Teflon溶样弹中；依次缓慢加入1.5 mL高纯HNO3、1.5 mL高纯HF和0.1 mL高纯HClO4(结核结壳加入3 mL高纯 HNO3和1 mL高纯盐酸)；将Teflon溶样弹放入钢套，拧紧后置于190℃烘箱中加热48 h；待溶样弹冷却，开盖后置于140℃电热板上蒸干，然后加入3 mL HNO3并蒸干；加入3 mL体积分数为50%的高纯HNO3，加盖及钢套密闭，在190℃的烘箱中保持12 h。冷却后，将提取液转移至100 mL干净的PET(聚酯)瓶中，加入1 mL的(Rh+Re)双内标溶液(浓度1 mg/L)，用Milli-Q稀释至100.00 g，使得Rh和Re在溶液中的浓度为10 ng/mL，待上机测定。样品分析的精密度和准确度同Liu 等 (2010)。

全岩铅同位素组成分析在核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，分析方法和依据为DZ/T 0184.12-1997《岩石、矿物中微量铅的同位素组成的测定》，测试仪器为Phoenix 热表面电离质谱仪，分析误差以2σ计，208Pb/204Pb值分析精度为不低于0.005%，207Pb/204Pb和206Pb/204Pb值分析精度为不低于0.002%。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb年代学与Lu-Hf同位素分析结果

蓄集闪长岩样品(编号XJ-U-Pb-01)锆石呈透明的自形-半自形长柱状，具有明显的岩浆振荡环带(图4)，24个测点的Th、U含量分别为88.73×10-6～418.14×10-6(平均值188.29×10-6)、169.60×10-6～519.67×10-6(平均值295.27×10-6)，Th/U值为0.32～1.08(平均值为0.63)(表1)，显示岩浆锆石特征(Griffinetal., 2004)。17个测点均在206Pb/238U和207Pb/235U谐和图的谐和线上(图4)，206Pb/238U加权平均年龄为258±1 Ma(MSWD=1.7，n=17)，属晚二叠世，代表岩体的结晶年龄。

图 4 蓄集闪长岩的锆石阴极发光图像和LA-ICP-MS锆石U-Pb测年结果Fig. 4 Cathodoluminescence (CL) images of representative zircon grains and LA-ICP-MS zircon U-Pb concordia plots and recalculated weighted mean 206Pb/238U ages of the Xuji diorite

锆石Lu-Hf同位素组成分析，选择了锆石U-Pb定年用于加权平均年龄计算的10个测点进行原位测试，锆石Lu-Hf同位素分析结果见表2和图8a，锆石176Yb/177Hf值为0.016 304～0.038 111，平均值为0.028 108；176Lu/177Hf值为0.000 751～0.001 575，平均值为0.001 215；锆石176Hf/177Hf值为0.282 376～0.282 531，平均值为0.282 484；锆石εHf(t)值为-8.52～-3.00，平均值为-4.69；锆石二阶模式年龄值(tDM2)为1 827～ 1 478 Ma。

表 2 蓄集闪长岩锆石Lu-Hf同位素分析结果Table 2 LA-ICP-MS zircon Lu-Hf isotopic data of Xuji diorite

4.2 元素和同位素组成

蓄集闪长岩的主微量元素含量见表3。所测闪长岩样品SiO2含量为56.61%～63.41%，平均61.38%；K2O含量为2.44%～2.72%，平均2.59%；Na2O+K2O含量为5.09%～5.60%，平均5.40%；CaO含量为4.97%～6.61%，平均5.52%；A/CNK值为0.833～0.954，平均0.913；MgO含量为2.60%～5.01%，平均3.29%；Mg#值为50～56(图5d)。在TAS图(图5a)中，样品基本落入亚碱性闪长岩区，与野外观察和镜下鉴定一致；在K2O-SiO2(图5b)和A/CNK-A/NK图(图5c)中，该闪长岩具有准铝高钾钙碱性特征。

所有样品具有相似的微量元素蛛网图(图6a)，强烈亏损P、Ti、Nb等高场强元素，相对富集Rb、K、Sr等大离子亲石元素，富集Th、U。稀土元素配分曲线呈明显的右倾配分模式(图6b)，轻稀土元素富集，重稀土元素亏损，有弱的负Eu异常(δEu=0.70～0.82，平均值为0.75)，LREE/HREE值为6.60～7.91，平均值为7.26，(La/Yb)N值为6.30～8.87，平均为7.68。

本次分析的蓄集闪长岩体全岩铅同位素组成如表4所示。样品全岩铅同位素组成非常相似，现今铅的值分别为208Pb/204Pb=39.005～39.790，207Pb/204Pb=15.623～15.636，206Pb/204Pb=18.442～18.589；在258 Ma时，计算的初始铅的值分别为208Pb/204Pb(i)=38.257～38.488，207Pb/204Pb(i)=15.602～15.611，206Pb/204Pb(i)=18.033～18.131。

5 讨论

5.1 岩石成因及岩浆起源

蓄集闪长岩的烧失量为2.24%～3.02%，说明岩石较新鲜基本未受到后期蚀变影响，微量元素和稀土元素可用于岩石的成岩过程及形成环境分析。

蓄集闪长岩属高钾的钙碱性准铝质系列岩石(图5)，样品的Ti/Zr值为23.26～32.30，平均27.91，Ti/Y值为145.29～163.97，平均152.79，略低于陆壳岩石(Ti/Zr<30,Ti/Y<200)(Wedepohl, 1995)，207Pb/204Pb(i)值大于15.600，显示母岩浆起源于壳源物质；样品的MgO含量(2.60%～5.01%)和Mg#值(50～56)都高于纯玄武质岩石在1～4 GPa 条件下产生的熔体(图5d)，暗示岩浆房中有一种相对富镁的物质参与，使Mg#值增高；岩石具有弱的负Eu异常(δEu=0.70～0.82，平均值为0.75)，而基性岩浆结晶分异具有明显的Eu负异常；岩石具有低的Cr含量(38.0×10-6～92.8×10-6，平均57.6×10-6)，低于高镁闪长岩(安山岩)的Cr含量(一般>100×10-6，高者可达770×10-6, Kameietal., 2004) 和原始地幔的Cr含量(2 121×10-6) ( Hirose and Kushiro, 1993)。因此，蓄集闪长岩不可能由下地壳镁铁质物质直接部分熔融形成。

表 3 蓄集闪长岩元素组成分析结果Table 3 Whole-rock major and trace elements analyses of Xuji diorites

图 5 蓄集岩体岩石类型判别图解Fig.5 Representative binary variation plots for Xuji dioritesa—TAS图解(底图据Middlemost, 1994)； b—K2O-SiO2图解(底图据Rickwood, 1989)； c—A/CNK-A/NK图解(底图据Maniar和Piccoli, 1989)； d—Mg#-SiO2图解(底图据Rapp et al., 1999); 宗务隆东部岩浆岩地球化学数据引自陈金(2011)、程婷婷(2015)、彭渊等(2016)、王苏里等(2016)、牛漫兰等(2018)、Wu等(2019)； 图6、图7和图8中图例和数据来源同此图a—TAS diagram (after Middlemost, 1994); b—K2O versus SiO2 diagram (after Rickwood, 1989)； c—A/CNK versus A/NK diagram (after Maniar and Piccoli, 1989); d—Mg# versus SiO2 diagram (after Rapp et al., 1999) ; data of the igneous rocks from eastern Zongwulong belt after Chen Jin, 2011; Cheng Tingting, 2015; Peng Yuan et al., 2016; Wang Suli et al., 2016; Niu et al., 2018; Wu et al., 2019; symbols and data sources in Fig. 6, Fig. 7 and Fig. 8 as for this figure

样品的Rb/Sr值为0.32～0.34，平均值为0.33，介于上地幔值(0.034)与地壳值(0.35)之间，且更接近地壳值(Taylor and Mcleman, 1995)； Nb/Ta值为10.45～11.45，平均值为10.85，介于地壳平均值(8.3，Rudnick and Cao, 2003)和地幔平均值(17.5， Sun and McDonough, 1989)之间，也更接近地壳平均值；Th/La值为0.39～ 0.51，平均值为0.45，高于大陆地壳平均值0.204(Saundersetal., 1988)； Ba/La值为15.04～16.60，平均值为15.74，介于地壳平均值(25)和原始地幔平均值(9.6)之间(Weaver, 1991)，显示蓄集闪长岩是由地壳物质和地幔物质混合形成，且地壳物质贡献更大。

图 6 蓄集闪长岩全岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Masuda， 1975)和原始地幔标准化微量元素蛛网图 (b, 标准化值据Pearce等，1984)Fig.6 Chondrite-normalized rare earth element patterns (a, normalization values after Masuda,1975) and primitive mantle-normalized trace element spidergrams (b, normalization values after Pearce et al., 1984) for Xuji diorite

表 4 蓄集闪长岩铅同位素分析结果Table 4 Whole-rock Pb isotopic compositions for Xuji diorite

样品的锆石Lu-Hf同位素组成分析，176Lu/177Hf值为0.000 751～0.001 575，均小于0.002 0，显示锆石在形成之后放射成因Hf的积累极为有限，因而所测的176Hf/177Hf值代表锆石结晶时Hf同位素的组成特征(第五春荣等， 2007； 贾莹刚等， 2019)；fLu/Hf平均值为-0.97，明显小于硅铝质地壳(-0.72； Vevroortetal., 1996)和铁镁质地壳(-0.34； Amelinetal., 1999)，所以二阶段模式年龄才能更真实地反映其源区物质从亏损地幔抽取的时间(或源区物质在地壳平均存留时间)(第五春荣等， 2007)。蓄集闪长岩的εHf(t)值为-8.52～-3.00(图8a)，平均值为-4.69，二阶段 Hf同位素模式年龄tDM2为1 827 ～1 478 Ma。负的εHf(t)值和古老的二阶段Hf同位素模式年龄表明，蓄集闪长岩为古老地壳物质的熔融产物，但样品中锆石εHf(t)值表现出不均一性，其变化范围可达5.52。由于锆石Hf同位素组成不会随部分熔融或分离结晶而变化，其不均一性很可能指示了一个开放体系，与更具放射性成因的幔源物质的加入有关(Kempetal., 2007)。因此，蓄集闪长岩很可能是壳幔混合的产物，其中古老地壳物质占主导，这与微量元素的分析结果一致。根据二阶段Hf同位素模式年龄存在1 563～1 478 Ma[εHf(t)=-4.37～-3.00]和1 827～1 790 Ma[εHf(t)=-8.52～-7.98]两组。区域上柴北缘团鱼山花岗闪长岩部分锆石的二阶段Hf同位素模式年龄为1 699～1 300 Ma，岩石源于加厚下地壳的部分熔融(朱小辉等，2013)；宗务隆带东部地区晚二叠世至早三叠世花岗岩类全岩的Sr-Nd同位素二阶段模式年龄为1 580～1 410 Ma，岩石源于中元古代陆壳物质部分熔融(Wuetal., 2019)，说明柴北缘地区在中元古代可能存在陆壳增生事件。Wang等(2016)在乌兰北部地区测得TTG质片麻岩锆石U-Pb年龄约为1 500 Ma，认为其响应Columbia超级大陆的初始裂解，那么Columbia超级大陆初始裂解的同时存在陆壳增生事件，该期增生陆壳为蓄集闪长岩母岩浆的物质成分(tDM2=1 563～1 478 Ma)。区域上欧龙布鲁克微陆块Ⅱ类基底变质表壳岩全岩Sr-Nd同位素二阶段模式年龄为2 170～1 610 Ma(陈能松等， 2007)，蓄集闪长岩锆石的二阶段Hf同位素模式年龄为1 827～1 790 Ma，落入欧龙布鲁克微陆块Ⅱ类基底变质表壳岩系的演化范围内，表明蓄集闪长岩源区存在欧龙布鲁克微陆块Ⅱ类基底变质表壳岩。因此，蓄集闪长岩母岩浆中古老地壳物质很可能由中元古代增生陆壳物质和少部分欧龙布鲁克微陆块Ⅱ类基底变质表壳岩组成，且有幔源物质的混合。

5.2 构造环境

目前，针对宗务隆带东部地区二叠-三叠纪花岗岩类的形成环境还存在争议，主要有两种观点：第1种认为是古特提斯向北俯冲的结果(牛漫兰等，2018)；第2种认为是宗务隆有限洋向南俯冲的结果(郭安林等， 2009; 彭渊等， 2016)。两种观点的焦点在于宗务隆带是否存在一个晚石炭世的有限洋盆。最早提出宗务隆带存在晚石炭世有限洋盆观点的依据是在宗务隆带东部天峻南山地区的宗务隆群中发现蛇绿岩，通过全岩Rb-Sr等时线法确定蛇绿岩中的玄武岩和辉绿玢岩的形成时代分别为331±88 Ma和318±3 Ma(王毅智等， 2001)，但显然对于玄武岩的测年结果误差范围太大不可靠，且该套岩石经历了后期蚀变,发生绿泥石化和绿帘石化,因此全岩Rb-Sr体系可能受到扰动,所得的等时线年龄未必代表真正的岩浆事件时代。李玉晔(2008)对宗务隆带蛇绿岩中的辉长岩进行SHRIMP U-Pb测年，结果为233±9 Ma，但其仅对4粒锆石进行了测试，测试结果也不一定可靠。王苏里等(2016)研究宗务隆带东部晚二叠世镁铁质辉长岩(锆石U-Pb年龄254±2 Ma)，认为其构造背景为洋壳俯冲造山阶段的岛弧环境，其可能是宗务隆有限洋向南俯冲的结果，但也可能是古特提斯洋向北俯冲的结果。郭安林等(2009)、牛漫兰等(2018)和Wu 等(2019)认为东部乌兰地区花岗岩类具有弧型花岗岩类特征，郭安林等(2009)认为东部弧型花岗岩类是宗务隆有限洋向南俯冲的结果，牛漫兰等(2018)认为是古特提斯洋向北俯冲的结果，而Wu等(2019)认为东部弧型花岗岩类是古特提斯洋向北俯冲与宗务隆有限洋向南俯冲共同作用的结果。东部地区晚三叠世二郎洞A型花岗岩(强娟， 2008； 彭渊， 2015)的出现代表碰撞造山作用的结束。前人的研究集中在宗务隆带的东部地区，那么中西部地区与东部地区是否具有同样的构造演化过程？

本次在宗务隆带中部蓄集地区新发现的闪长岩体，明显亏损重稀土元素和P、Ti、Nb等高场强元素，相对富集Rb、K、Sr等大离子亲石元素，具有岛弧岩浆岩特征，并且蓄集闪长岩的La/Nb值(平均值为2.47)具有活动大陆边缘弧特征(La/Nb>2, Salters and Hart, 1991)。在 Rb-(Y+Nb)构造判别图(Pearceetal., 1984)中，宗务隆带中部和西部样品均落于火山弧花岗岩区域，东部绝大多数样品落于火山弧花岗岩区域，少量样品落于板内花岗岩区域(图8b)；在La/Yb-Th/Yb图(Condie, 1989)中，中部和西部所有样品具有大陆边缘弧特征，东部大多数花岗岩类样品具有大陆边缘弧特征，东部辉长岩样品具有岛弧岩浆岩特征(图8c)；在Th/Yb-Ta/Yb图(Gorton and Schande, 2000)中，中部和西部样品均落在活动大陆边缘区域，东部花岗岩类样品大多数落在了活动大陆边缘区域(图8d)。上述事实表明蓄集闪长岩是活动大陆边缘和陆缘弧背景下岩浆作用的产物，与宗务隆带东部弧型花岗岩和辉长岩形成于统一构造环境(郭安林等， 2009; 彭渊等, 2016; 王苏里等， 2016; Wuetal., 2019)。但事实上，在宗务隆带的中部和西部，至今基础地质调查、矿产勘查和研究工作中未见蛇绿岩或其岩片(图2)，也没有弧型花岗岩类以及反映洋盆关闭的A型花岗岩类出露，而多见闪长岩和辉绿(长)岩(图1b)。青海省地质调查院(2016)(4)青海省地质调查院. 2016. 青海省德令哈市宗务隆山地区六幅1∶5万区域地质矿产调查报告.在宗务隆带西段怀头他拉地区发现岩墙状产出的辉绿岩(SiO2=45.09%～49.13%)，其锆石U-Pb年龄为266±2 Ma，因此推测宗务隆带华力西中晚期东部存在有限洋盆环境，中西部为一种尚没有完全出现洋盆的裂谷环境，且自东向西先后打开。

图 7 锆石εHf(t)-t图解(a)和构造环境判别图解(b据 Pearce et al.,1984; c据Condie, 1989; d据Gorton和Schande, 2000)Fig.7 Zircon εHf(t)-t (a) and tectonic environment (b after Pearce et al., 1984; c after Condie, 1989; d after Gorton and Schande, 2000) discrimination diagrams for diorites from the Xuji pluton

6 结论

宗务隆带中段新发现侵入于宗务隆群的蓄集闪长岩体，锆石U-Pb年龄为258±1 Ma，属晚二叠世，代表岩体的结晶年龄。

蓄集闪长岩的源岩为壳幔混合源，且以古老地壳为主，古老地壳物质主要由中元古代增生陆壳物质和部分欧龙布鲁克微陆块Ⅱ类基底变质表壳岩部分熔融形成，其构造环境为弧环境。

推测宗务隆带华力西中晚期东部存在有限洋盆，中西部为一种尚没有完全出现洋盆的裂谷，且自东向西先后打开。