陳希節(jié) 贠曉瑞 雷敏 蔡志慧 張盛生 劉若涵 李毅兵 何碧竹,6

1. 中國地質(zhì)調(diào)查局發(fā)展研究中心，北京 100037 2. 自然資源部深地動力學重點實驗室，中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所，北京 100037 3. 內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室, 南京大學, 南京 210046 4. 中國地質(zhì)大學(北京)，北京 100083 5. 青海省水文地質(zhì)工程地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)調(diào)查院，西寧 810008 6. 南方海洋科學與工程廣東實驗室，廣州 511458

青海共和盆地位于青藏高原東北緣，呈NWW向展布于中央造山帶多個塊體(如西秦嶺、祁連山、東昆侖、柴達木塊體、歐龍布魯克塊體)疊置轉換的重要結點地區(qū)(張國偉等，2004)，又被稱之為“秦昆岔口”和“共和缺口”(姜春發(fā)等，2000)。盆地西部以瓦洪山斷裂與柴達木地塊(包括東昆侖造山帶)相連，東以多禾茂斷裂帶為界與西秦嶺相鄰，南以阿尼瑪卿縫合帶與巴顏喀拉造山帶相鄰，北以青海南山斷裂為界與祁連造山帶相鄰(圖1)，其特殊的構造位置使之成為研究原特提斯和古特提斯構造演化的理想場所。

圖1 青海共和盆地大地構造概略圖(a)及區(qū)域巖漿分布(b)(據(jù)Feng et al., 2018)Fig.1 Tectonic outline (a) and distribution map showing the magmatism (b) of Gonghe basin and its periphery area in Qinghai (modified from Feng et al., 2018)

青海共和盆地周緣及鄰區(qū)的宗務隆-青海南山-西秦嶺地區(qū)廣泛發(fā)育印支期巖漿巖，其侵位年齡可分為早-中三疊世和晚三疊世，前人已作了大量研究(張宏飛等, 2006; 郭安林等, 2007，2009；閆臻等, 2012；解小龍等, 2015; Xiongetal., 2016; 李瑞保等, 2016; 吳才來等，2016; 楊瀚文等，2018)。目前對于晚三疊世的巖體形成于同/后碰撞階段的觀點較統(tǒng)一(張宏飛等，2006；張成立等, 2008; 李佐臣等, 2013)；而對于早-中三疊世巖體的形成機制的認識分歧較大，存在不同觀點：(1)洋殼俯沖(金維浚等, 2005; Guoetal., 2012; 靳曉野等，2013；韋萍等, 2013; 張永明, 2017; 張永明等, 2017a, b)；(2)俯沖碰撞遠程效應(孫小攀等，2013)；(3)板片斷離(張宏飛等, 2006; Luoetal., 2012, 2015; 駱必繼等, 2012)；(4)巖石圈拆沉(張宏飛等，2006；徐學義等，2012，2014)；或(5)與古特提斯洋的俯沖極性的改變有關(黃雄飛等，2014)。

青海共和盆地周緣地區(qū)出露大量早-中三疊世巖漿巖，是探討上述問題的理想場所，已有部分學者做了相關研究(張宏飛等, 2006; 李生虎等，2017; 張永明, 2017; 張永明等, 2017a, b; 石玉蓮等, 2018；孔令添等, 2019)。然而以往的研究主要集中于露頭方面，而共和盆地深部花崗巖的資料則較少。近年來，由中國地質(zhì)調(diào)查局和青海省國土資源廳共同組織實施的青海共和盆地干熱巖勘查項目在共和盆地3705m深處花崗巖體鉆獲236℃的高溫干熱巖體(Hot Dry Rock, HDR)。這是我國首次鉆獲埋藏最淺、溫度最高的干熱巖體，實現(xiàn)了我國干熱巖勘查的重大突破(Wangetal., 2018;張森琦等，2018;張盛生等，2019)。干熱巖的熱源可能由兩部分構成：來自地幔-地核向上輸出的巖漿傳導熱量以及地殼巖石中放射性元素，如鈾、釷和鉛的同位素衰變生熱(汪集旸等，2012)?；◢弾r既有很高的熱傳導率，又含有大量的放射性元素，同時共和盆地的基巖由花崗巖組成，被認為是深層干熱巖儲層。因此對盆地深部巖芯中花崗巖及與周緣地區(qū)同期花崗巖的對比分析研究對于干熱巖的下一步勘探有一定的指導作用。

本文通過對共和盆地北部恰卜恰干熱巖鉆井GR1巖芯花崗巖樣品進行巖石學、U-Pb-Hf同位素、礦物電子探針成分和全巖地球化學測試，闡述其詳細組成、形成時代，并結合前人發(fā)表的資料，分析巖石成因機制，為討論共和及鄰區(qū)大地構造演化過程以及共和盆地干熱巖體、深部物質(zhì)組成及熱能源成藏方面提供基礎科學資料。

1 地質(zhì)背景

共和盆地周緣出露地層以三疊系為主，局部地段零星出露晚古生代和新元古代地層。三疊系為一套陸源碎屑沉積、少量碳酸鹽巖和中酸性火山巖組合，中下三疊統(tǒng)隆務河組(T1-2l)和中三疊統(tǒng)古浪堤組(T2g)呈面狀廣泛分布，是一套重力流主導的深水沉積，其中滑塌沉積現(xiàn)象普遍發(fā)育；隆務河組下部以粗碎屑巖為主，灰?guī)r夾層較少，底部為塊層狀復成分礫巖，橫向上變化大；上部以細碎屑砂、板巖為主，灰?guī)r夾層發(fā)育；底部與石炭系-二疊系甘家組(C-P2gj)呈角度不整合接觸。古浪堤組分布于同仁西北及澤庫附近，以中-細粒雜砂巖、含礫砂巖、板巖為主，夾礫屑灰?guī)r及復成分礫巖，整合覆于隆務河組之上，產(chǎn)雙殼類、菊石及遺跡化石。上三疊統(tǒng)鄂拉山組(T3e)分布于貴德-同仁-都蘭地區(qū)，呈東西向斷續(xù)相連，構造線一致，為一套陸相火山碎屑巖，主要包含英安-流紋質(zhì)火山角礫巖、安山巖、石英安山巖、流紋巖組成(郝太平，1990)。這套碎屑巖以角度不整合覆于下、中三疊統(tǒng)隆務河組和古浪堤組之上，被下白堊統(tǒng)萬秀組不整合覆蓋(解小龍等，2015)。共和盆地周緣的古生界主要為石炭-二疊紀碳酸鹽巖、砂巖、硅質(zhì)巖及少量火山巖等，在青海湖南岸、同仁、夏河一帶斷續(xù)出露。新元古代巖石組合為變雜砂巖和中基性火山巖，僅出露興?？h溫泉及羊曲一帶(閆臻等，2012)。

在共和盆地周緣存在多期巖漿活動，分布著一系列早古生代和三疊紀花崗巖及中基性雜巖，尤以印支早期為主(圖1、表1)?；◢弾r體大多侵入在三疊系沉積巖中，多為復式巖體，形態(tài)上大多呈現(xiàn)近等軸狀或者略呈長條狀，地球化學特征多為弱過鋁質(zhì)、高鉀鈣堿性。前人的研究報道主要針對共和盆地以東的西秦嶺北緣地區(qū)印支期花崗巖類和以西的東昆侖印支期花崗巖、柴北緣印支期花崗巖、柴達木盆地東緣花崗巖。在青海南山構造帶中，也分布早三疊世晚期-中三疊世的基性-中基性侵入巖(達不祖乎巖體和千卜錄寺巖體)和中三疊世的花崗巖(黑馬河巖體，江西溝巖體和當家寺巖體)，其巖石類型多樣，包括輝長巖、輝石巖、輝長閃長巖、閃長巖、石英閃長巖、花崗閃長巖、二長花崗巖和正長花崗巖等(表1)。

表1 青海共和盆地及周緣地區(qū)三疊紀巖漿活動

共和干熱巖鉆井GR1孔位于共和盆地北部恰卜恰鎮(zhèn)南東5km處。當家寺巖體位于其東側，主要巖性包括花崗閃長巖和二長花崗巖，其中二長花崗巖分布于巖體中部，花崗閃長巖分布于巖體邊部，二者呈漸變接觸關系，野外未見明顯接觸界線。值得注意的是，花崗閃長巖和二長花崗巖中均發(fā)育少量暗色微粒包體(MME)，包體在寄主巖中呈隨機分布，包體巖性多為閃長質(zhì)，直徑一般 3～5cm。包體形態(tài)多樣，多呈水滴狀或橢圓狀，亦有扁平的透鏡狀、紡錘狀、啞鈴狀和撕裂狀等復雜形態(tài)，反映包體與寄主巖之間曾塑性共存。巖體中偶見圍巖捕虜體(張永明，2017)。由于GR1孔周圍被新近系及第四系覆蓋，通過產(chǎn)狀無法確定GR1鉆孔中花崗巖為當家寺巖體的一部分。

2 巖石學特征描述

本次采集的代表性樣品主要是GR1中2753m巖芯(HGR1-17；圖2a)、2451m巖芯(GR1-6；圖2b)和3000m巖芯(GR1-10；圖2c)。樣品具體的巖石學特征描述如下：

圖2 共和盆地恰卜恰干熱巖鉆井(GR1井)巖芯照片(a) 2753m奧長花崗巖； (b) 2451m英云閃長巖；(c) 3000m花崗閃長巖Fig.2 Typical field photos of the HDR drilling core samples (GR1 Well) from Gonghe basin(a) trondhjemite at depth of 2753m; (b) tonalite at depth of 2451m; (c) granodiorite at depth of 3000m

奧長花崗巖(HGR1-17)主要由斜長石和石英組成，其中斜長石發(fā)生絹云母化(圖3a)，通過電子探針數(shù)據(jù)可以得知該斜長石主要為更長石(An=25～28)(表2)。粒徑范圍主要在0.5～3mm之間，含量在60%左右。鉀長石含量很少，分布于斜長石間隙中，粒徑范圍主要在0.5～1.5mm之間，含量在5%左右。石英受變質(zhì)作用而發(fā)生細?；?，粒徑范圍主要在0.2～0.8mm之間，含量在30%左右。暗色礦物很少，主要為黑云母，多被綠泥石完全交代。

表2 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品中長石化學成分(wt%)

英云閃長巖(GR1-6)為不等粒結構，塊狀構造。主要礦物組成：石英呈他形粒狀，填隙狀分布，粒度一般0.25～2.0mm，集合體似堆狀分布，粒內(nèi)可見波狀、帶狀消光，邊界不規(guī)則(圖3b)；斜長石粒度 2～5mm，含量約60%，部分斜長石顯示綠簾石化蝕變，該斜長石主要為中長石(An=34～41)(表2)，暗色礦物主要有角閃石(10%)和黑云母(10%)等。副礦物包括鋯石、磷灰石、鐵鈦氧化物等。

圖3 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品(GR1井)典型鏡下照片(a)奧長花崗巖中斜長石發(fā)生絹云母化，石英發(fā)生細?；钕?，縫合線狀接觸；(b)英云閃長巖斜長石聚片雙晶發(fā)育，石英具波狀消光; (c)花崗閃長巖中斜長石聚片雙晶發(fā)育，角閃石呈他形粒狀鑲嵌其中.Bt-黑云母；Ser-絹云母；Kfs-鉀長石；Hb-角閃石；Zrn-鋯石；Pl-斜長石；Qtz-石英Fig.3 Typical microscope photos of the Qiabuqia HDR drilling core samples (GR1 Well) from Gonghe basin(a) the plagioclase in the trondhjemite undergoes sericitization, the quartz show fine graining, wavy extinction, and suture line contact; (b) the plagioclases in tonalite show polysynthetic twin, the quartz with wavy extinction; (c) the plagioclases in granodiorite show polysynthetic twin, the hornblende with allotriomorphic granular were scattered in them. Bt-biotite; Ser-sericite; Kfs-K-feldspar; Hb-hornblende; Zrn-zircon; Pl-plagioclase; Qtz-quartz

花崗閃長巖(GR1-10)主要由斜長石，石英和鉀長石為主，見少量暗色礦物以黑云母和角閃石為主(圖3c)。斜長石多為中長石(An=39～44)(表2)，呈自形板柱狀，粒徑范圍主要在0.2～1.5mm之間，聚片雙晶普遍發(fā)育，含量在40%左右。石英多呈他形粒狀產(chǎn)出，常分布于長石顆粒間隙之間，含量在20%左右。鉀長石多呈自形-半自形板狀產(chǎn)出，伴有微弱的泥化現(xiàn)象，含量在25%左右。角閃石多為他形粒狀，粒徑范圍主要在0.3～0.8mm之間，含量在5%～8%左右。黑云母多呈片狀，片徑范圍在0.2～0.6mm之間，含量在5%～8%左右。

3 分析方法

本次研究分別對GR1井中的奧長花崗巖(HGR1-17)和英云閃長巖(GR1-6)樣品進行了鋯石 U-Pb年齡測定及其原位Hf同位素分析；同時對GR1井中的HGR1-17，GR1-10以及GR1-6等樣品進行了長石電子探針分析和主微量元素分析。

長石電子探針成分測試(EPMA)是由南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術服務有限公司利用日本電子JXA-8230型號的電子探針完成。測試過程中采用的加速電壓為15kV，電流為5nA，束斑直徑為10μm。Si、Ti、Al、Fe、Mn、Mg、Ca、Na、K、P、F和Cl峰位的測試時間為10s，S、Sr、La、Ce和Y峰位的測量時間為20s，背景的測試時間為峰位的一半。采用ZAF法對數(shù)據(jù)進行基體校正。

在嚴格避免樣品污染的條件下，依次對每件巖石樣品進行破碎、淘洗和磁選以及重液分離，篩選出鋯石精樣；然后在雙目鏡下觀察所分離鋯石，并隨機性挑選出表面平整光潔，具不同長寬比例、不同柱錐面特征和顏色的鋯石顆粒。將這些挑選出的鋯石顆粒用環(huán)氧樹脂膠結，待固結后細磨至鋯石顆粒核部出露，拋光成樣品靶以待測試。測定前先采用裝有陰極熒光探頭的掃描電鏡對拋光后的鋯石樣品進行陰極發(fā)光(CL)圖像拍攝，以了解被測鋯石內(nèi)部的結構，并以此作為鋯石年齡測定選取分析點位的依據(jù)。鋯石在河北廊坊物化勘察研究所采用浮選和電磁選方法完成選礦；陰極發(fā)光(CL)顯微照相在中國地質(zhì)科學院地質(zhì)研究所大陸構造與動力學國家重點實驗室電子探針室進行。

鋯石U-Pb定年測試分析在北京科薈測試技術有限公司完成，分析所用儀器為Agilent 7500 ICP-MS及與之配套的RESOlution 193nm 準分子激光剝蝕系統(tǒng)。激光斑束直徑為24μm，頻率為8Hz，能量密度約為6J/cm2，以He為載氣。鋯石U-Pb定年以標樣GJ-1為外標，微量元素含量利用NIST 610做為外標、Si做內(nèi)標的方法進行定量計算。測試過程中在每測定10個樣品前后重復測定2個鋯石標樣GJ-1對樣品進行校正，并測量1個鋯石Plesovice，觀察儀器的狀態(tài)以保證測試的精確度。數(shù)據(jù)處理采用ICPMSDataCal程序(Liuetal., 2008)，鋯石年齡諧和圖用Isoplot 3.0程序獲得。詳細實驗測試過程可參見侯可軍等(2009)。樣品分析過程中，Plesovice標樣作為未知樣品的分析結果為337.3±1.4Ma(n=45, 2σ)，對應的年齡推薦值為337.13±0.37Ma(2σ)，兩者在誤差范圍內(nèi)完全一致。

全巖化學前處理與主微量元素測定在南京宏創(chuàng)地質(zhì)勘查技術服務有限公司完成。主量元素分析采用四硼酸鋰玻璃熔片X射線熒光光譜儀(XRF)測試，具體流程為：稱取約1g樣品置于馬弗爐中在900℃高溫灼燒1.5小時，完成后取出放入干燥器。待冷卻后稱取質(zhì)量，并計算出燒失量，再稱取約0.6g前一步的殘渣，并按稱取約8倍于殘渣質(zhì)量的四硼酸鋰助熔劑，混合均勻后倒入鉑金坩堝并加入適量脫模劑溴化鋰和氧化劑硝酸鋰，置于1200℃高溫熔融。待熔融完成后取出倒入鉑金磨具中冷卻成玻璃片，上機測試，分析精度優(yōu)于5%。微量元素測試流程如下：稱取40mg全巖粉末置于聚四氟乙烯溶樣彈中，加入0.5mL濃硝酸與1.0mL氫氟酸，密封溶樣彈后放入烘箱：樣品在195℃烘箱內(nèi)加熱72小時，以確保樣品被徹底消解。消解液被稀釋2000倍后，以霧化形式送入Agilent 7700x ICP-MS測定微量元素。美國地質(zhì)調(diào)查局USGS地球化學標準巖石粉末(玄武巖BIR-1、BHVO-2、BCR-2、安山巖AGV-2、流紋巖RGM-2、花崗閃長巖GSP-2)被當作質(zhì)控盲樣。這些地質(zhì)標物的實測值與德國馬普學會地質(zhì)與環(huán)境標物數(shù)據(jù)庫GeoReM進行了對比(http://georem.mpch-mainz.gwdg.de)：固體濃度大于10×10-6的微量元素，偏離范圍不超過±10%；固體濃度大于50×10-6的微量元素，偏離范圍不超過±5%。

Hf同位素測試分析在北京科薈測試技術有限公司完成，所用儀器為Neptune Plus型MC-ICP-MS及與之配套的RESOluton SE激光剝蝕系統(tǒng)。激光剝蝕直徑采用38μm束斑，頻率為6～8Hz，能量密度為6J/cm2，激光剝蝕物質(zhì)以高純He作為載氣送入質(zhì)譜。相關儀器運行條件及詳細分析流程見侯可軍等(2007)。測定時使用鋯石國際標樣GJ-1作為監(jiān)控樣，分析點與U-Pb定年分析點為同一位置。176Hf/177Hf 比值采用179Hf/177Hf=0.7325進行指數(shù)歸一化校正。分析過程中鋯石GJ-1的176Hf/177Hf加權平均值為0.282012±25 (2SD, N=9)。

4 分析結果

4.1 鋯石U-Pb年齡

本次對GR1中的奧長花崗巖(HGR1-17)和英云閃長巖(GR1-6)進行了鋯石U-Pb年齡分析，結果列于表3，圖4為年齡諧和圖。樣品中的鋯石自形程度較好，為長柱狀或柱狀，多數(shù)呈淺黃色或無色，少量為褐色。顆粒大小差別較大，長徑為100～280μm，寬為60～130μm，長寬比為1:1～3:1；CL圖像顯示具有典型的震蕩環(huán)帶特征(圖4)。樣品HGR1-17和GR1-6中的鋯石的232Th含量分別為143×10-6～908×10-6和141×10-6～1432×10-6，235U的含量分別為193×10-6～2799×10-6和349×10-6～2214×10-6，對應的Th/U比值分別為0.18～0.82和0.30～1.42，為典型的巖漿成因鋯石特征(Hoskin and Schaltegger, 2003)。剔除誤差較大的分析點之后，樣品HGR1-17中的32個分析點的206Pb/238U的加權平均年齡值為236.5±1.7Ma(MSWD=1.8)(圖4a)，樣品GR1-6中20個分析的206Pb/238U的加權平均年齡值為241.6±3.0Ma(MSWD=2.4)(圖4b)，該年齡代表了奧長花崗巖和英云閃長巖的形成年齡。這與已發(fā)表的GR1和GR2鉆孔中的花崗巖樣品鋯石U-Pb年齡(243.7～245.3Ma；Fengetal., 2020)近一致，即北部干熱巖鉆井巖漿巖巖體中的不同巖性巖石具有近一致的形成時代，為中三疊世(印支期)。

圖4 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品U-Pb年齡協(xié)和圖及典型鋯石陰極發(fā)光圖像Fig.4 U-Pb concordia diagrams and typical cathodoluminescence (CL) images of zircons from Qiabuqia HDR drilling core samples, Gonghe basin

表3 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品LA-ICP MS鋯石U-Pb定年結果

續(xù)表3

4.2 全巖地球化學

進行主微量元素測試的樣品包括奧長花崗巖(HGR1-17-1、HGR1-17-2)、花崗閃長巖(GR1-10-1、GR1-10-2)和英云閃長巖(GR1-6-1、GR1-6-2)，分析結果列于表4；表中同時列出了Fengetal. (2020)報道的共和干熱巖鉆井GR1和GR2中花崗巖巖芯分析數(shù)據(jù)，包括5個GR1井從2450m到3000m的巖芯樣品18GH-01、-02、-05、-06、-07，本文圖件中使用18GH-GR1代指；6個GR2井從2130m到3000m的巖芯樣品18GH-03、-04、-08、-09、-10、-11，用18GH-GR2代指。

表4 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品主量(wt%)和微量(×10-6)元素分析結果

續(xù)表4

4.2.1 主量元素

本次研究分析的奧長花崗巖、英云閃長巖及花崗閃長巖的SiO2分別為68.13%～68.23%， 62.78%～63.94%及64.43%～64.40%。6個樣品的堿含量差異較小并相對偏低(6.48%～6.61%)，相對富鉀(K2O/Na2O>1)，在硅堿圖(TAS)中均位于亞堿性系列范圍內(nèi)(圖5a)，在硅鉀圖中也大多屬于高鉀鈣堿性系列(圖5b)。而6個樣品的鋁飽和指數(shù)A/CNK則相差較大，奧長花崗巖偏向于弱過鋁質(zhì)(1.11)，花崗閃長巖和英云閃長巖分別為1.01和0.94, 屬偏鋁質(zhì)花崗巖(圖5c)。里特曼指數(shù)(σ)介于1. 68～2.21，屬典型的準鋁質(zhì)鈣堿性I型花崗巖。

圖5 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品的巖石分類和系列劃分圖解(a) TAS圖解(據(jù)Le Maitre, 2002); (b) SiO2-K2O圖解(據(jù)Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/NK-A/CNK圖解(據(jù)Maniar and Piccoli, 1989)Fig.5 Classification and series diagrams of the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin(a) Total alkalis vs. silica diagram (after Le Maitre, 2002); (b) SiO2 vs. K2O diagrams (after Peccerillo and Taylor, 1976); (c) A/NK vs. A/CNK plot diagram (after Maniar and Piccoli, 1989)

圖6 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品的哈克圖解Fig.6 Harker diagrams of the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

4.2.2 微量及稀土元素

在球粒隕石標準化稀土元素圖解上(圖7a)，全部樣品(HGR1-17，GR1-6，GR1-10)稀土元素總量較高，為150.3×10-6～253.5×10-6，平均為197.6×10-6。顯示輕稀土元素(LREE)富集、重稀土元素(HREE)相對虧損的特點，輕重稀土比值為6.17～13.66，平均為10.79；(La/Yb)N=5.32～17.8，其中輕稀土分餾較重稀土明顯。在原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖解中(圖7b)，大部分樣品均顯示強烈富集K、Rb、Th等大離子親石元素(LILE)，相對虧損Nb、Ta、P、Ti等高場強元素(HFSE)(圖7b)。

圖7 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品球粒隕石標準化稀土元素配分曲線圖(a,標準化值據(jù)Boynton, 1984)和原始地幔標準化微量元素配分曲線圖(b,標準化值據(jù)Sun and McDonough, 1989)Fig.7 Chondrite-normalized REE patterns (a, normalization values after Boynton, 1984) and primitive mantle-normalized trace element spider diagrams (b, normalization values after Sun and McDonough, 1989) for the Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

4.3 Hf同位素

共和盆地奧長花崗巖(HGR1-17)和英云閃長巖(GR1-6)巖芯樣品中鋯石Hf同位素測試數(shù)據(jù)列于表5。由表中數(shù)據(jù)可看出，英云閃長巖和奧長花崗巖中鋯石的176Yb/177Hf比值范圍分別為0.017194～0.067575和0.019432～0.050504，而2個樣品中絕大部分鋯石176Lu/177Hf比值都小于0.002，表明鋯石形成后放射性成因Hf積累很少，可以很好地反映鋯石形成時巖漿的Hf同位素組成特征(吳福元等，2007)。奧長花崗巖的176Hf/177Hf比值為0.282541～0.282681，平均為0.282606；εHf(t)為-3.16～+1.63，平均為-0.88；兩階段Hf模式年齡(tDM2)在1.17～1.47Ga；英云閃長巖的則與奧長花崗巖較為相似，176Hf/177Hf比值為0.282517～0.282699，平均為0.282588；εHf(t)為-3.83～+2.34，平均為-1.38；兩階段Hf模式年齡(tDM2)在1.12～1.52Ga；2個樣品εHf(t)和Hf二階段模式年齡在較寬的范圍(圖8)，說明樣品可能具有不均一的鋯石Hf同位素組成。

表5 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品鋯石Hf同位素組成

續(xù)表5

圖8 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品中的鋯石年齡-εHf(t)圖Fig.8 εHf(t) vs. Age (Ma) diagram for Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin

5 討論

5.1 共和盆地北部中三疊世花崗巖漿源區(qū)及成因

將本文地球化學數(shù)據(jù)與Fengetal. (2020)報道的共和干熱巖鉆井GR1和GR2中花崗巖巖芯樣品數(shù)據(jù)(表4)共同分析，GR1和GR2花崗巖Nb/Ta比值有較寬的變化范圍(3.44～14.02)，說明巖體的原始巖漿可能受到了幔源巖漿的影響。地表當家寺巖體中發(fā)育暗色微粒包體，也佐證了這一點。然而，由于地幔的部分熔融不可能形成大規(guī)?；◢徺|(zhì)或奧長花崗質(zhì)巖漿(Pitcheretal., 1985)，本文及地表當家寺巖體中包體含量較少，也說明幔源巖漿對巖體成分影響有限。幔源巖漿對巖體的影響更多的是提供熱源，可能為地幔楔受俯沖流體交代發(fā)生部分熔融形成的鎂鐵質(zhì)巖漿底侵下地殼的結果。奧長花崗巖和英云閃長巖的平均εHf(t)的分別為-0.88和-1.38，176Hf/177Hf比值分別為0.282606和0.282588，其Hf同位素組成也反映這些花崗巖類的巖漿主要來自地殼中火成物質(zhì)的部分熔融。在球粒隕石標準化稀土元素圖解和原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖解上(圖7b)，大多數(shù)樣品顯示出與下地殼微量元素相似的分布型式Rudnick and Gao (2003)，暗示該巖漿組合的源區(qū)很可能與下地殼有關。

在主量元素協(xié)變關系圖解上，GR1和GR2中花崗巖的SiO2與TiO2、MgO、P2O5具顯著的負消長線性演化關系(圖6)，說明GR1和GR2的絕大部分花崗巖屬于同源巖漿結晶分異作用的產(chǎn)物(Kumar and Rino, 2006)。GR1和GR2花崗巖輕稀土元素(LREE)相對重稀土元素(HREE)富集(圖7a)，(La/Sm)N和(Gd/Lu)N分別為3.41～5.23和1.06～2.09，表現(xiàn)明顯的銪負異常(δEu=0.48～0.58)，表明這些巖漿經(jīng)歷了強烈的斜長石結晶分異作用(Green, 1994)。在原始地幔標準化微量元素蜘蛛圖解中(圖7b)，大部分樣品均顯示強烈富集K、Rb和Th等大離子親石元素(LILEs)，相對虧損Nb、Ta、P、Ti等高場強元素(HFSE)，具有明顯的負Sr和Ba異常，表明巖體的巖漿經(jīng)歷高程度分離結晶作用，分離結晶礦物主要為斜長石、磷灰石及鈦鐵礦等。

研究表明大規(guī)?；◢徺|(zhì)或奧長花崗質(zhì)巖漿很可能經(jīng)歷了二階段的成巖過程，即由幔源巖漿首先底侵至地殼底部形成初生地殼，然后在后期熱事件的影響下，這種初生地殼發(fā)生再次熔融形成(Pitcheretal., 1985)。據(jù)此結合本文數(shù)據(jù)，我們可以構想共和盆地及周緣的花崗巖巖漿的形成過程(圖9)：在三疊紀早期，由于板片俯沖消減析出流體交代相對富集的地幔楔(張宏飛等，2006)，并誘發(fā)其熔融產(chǎn)生鎂鐵質(zhì)巖漿，這一鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至地殼底部，隨后在持續(xù)的巖漿底侵事件影響下，導致古老的玄武質(zhì)地殼發(fā)生熔融形成殼源巖漿，殼源巖漿經(jīng)進一步的分異演化，形成英云閃長巖、花崗閃長巖及奧長花崗巖的母巖漿。當鎂鐵質(zhì)巖漿注入已部分結晶的花崗質(zhì)-閃長質(zhì)巖漿中時，由于二種共存巖漿的粘度差較大，使得彼此之間不能發(fā)生完全的化學混合形成均一的巖漿，而主要表現(xiàn)為機械混合(Fernandez and Barbarin, 1991；邱檢生等，2015)，這時未完全均勻混合的基性巖漿即形成塑狀鎂鐵質(zhì)微粒包體存在于大量的花崗質(zhì)巖體中，少量的鎂鐵質(zhì)巖漿沿巖漿通道上侵到地殼內(nèi)部直接結晶即形成輝長質(zhì)侵入體(張永明，2017)，這一模式能較好地解釋目前所觀測到的共和盆地雜巖體的野外和地球化學特征。

5.2 共和盆地北部中三疊世花崗巖漿形成的構造環(huán)境

本文共和盆地北部干熱巖鉆井中三類花崗巖巖芯樣品(花崗閃長巖、英云閃長巖和奧長花崗巖)均為高鉀鈣堿性系列，具有不同程度富集大離子親石元素(LILEs)，虧損高場強元素(HFSEs)，這說明其具有類似弧巖漿巖的特征(Thompsonetal., 1984)。Salters and Hart(1991)認為活動大陸邊緣地區(qū)巖漿巖La/Nb比值通常大于2。本文花崗閃長巖、英云閃長巖和奧長花崗巖的La/Nb 均值分別為11.88～15.02、4.98～6.89、3.23～3.65，另外Fengetal. (2020)中GR1和GR2鉆井中花崗巖的La/Nb也大于2，符合活動大陸邊緣特征。在Hf-Ta×3-Rb/30三角圖解上(圖10a)，本文3個巖芯的花崗巖樣品均落入活動大陸邊緣區(qū)，18GH-GR1和18GH-GR2的大多花崗巖數(shù)樣品也落在活動大陸邊緣弧和同碰撞花崗巖區(qū)域；在Yb+Ta-Rb圖解上(圖10b)，大部分花崗巖樣品落入火山弧花崗巖和同碰撞花崗巖交界區(qū)域，這也與張永明(2017)共和盆地北部青海南山露頭花崗巖樣品投圖區(qū)域一致；在Y-Nb 圖解上(圖10c)，大多數(shù)樣品落入火山弧花崗巖(VAG)與同碰撞花崗巖(Syn-COLG)界線區(qū)域。另外，研究表明巖漿巖組合——奧長花崗巖-英云閃長巖-花崗巖閃長巖常形成于洋殼俯沖作用的構造環(huán)境，是洋俯沖玄武巖板片或玄武質(zhì)下地殼熔融的產(chǎn)物(Drummondetal., 1996)。即共和盆地恰卜恰干熱巖鉆井中大多數(shù)中三疊世花崗質(zhì)巖石形成于島弧和活動大陸邊緣構造環(huán)境(圖10)。

圖10 共和盆地恰卜恰干熱巖巖芯樣品構造判別圖解(a) 花崗巖的Rb/30-Hf-Ta×3三元圖解(Harris et al., 1986); (b) Rb-(Ta+Yb)圖解 (據(jù) Pearce et al. 1984); (c) Nb-Y 圖解(Pearce et al. 1984). WPG-板內(nèi)花崗巖; VAG-火山弧花崗巖; Syn-COLG-同碰撞花崗巖; Post-COLG-后碰撞花崗巖; ORG-洋脊花崗巖Fig.10 Tectonic discriminative diagrams for Qiabuqia HDR drilling core samples from Gonghe basin(a) Rb/30-Hf-Ta×3 diagram (Harris et al., 1986); (b) Rb vs. (Ta+Yb) diagram (after Pearce et al. 1984); (c) Nb vs. Y diagram (Pearce et al., 1984). WPG-within-plate granites; VAG-volcanic arc granites; Syn-COLG-syn-collision granites; Post-COLG-post-collision granites; ORG-ocean ridge granites

需要指出的是在共和盆地北部干熱巖鉆井中1個樣品18GH-07表現(xiàn)出與其它樣品不同的微量元素配分模式(圖7)，高Sr，低Y、Yb，高Sr/Y比(29.5)，具有埃達克質(zhì)巖漿成分特征，可能屬于碰撞期地殼加厚的巖漿產(chǎn)物。在構造判別圖中(圖10)其投圖位置也與其它樣品相隔距離較大，位于板內(nèi)花崗巖(WPG)區(qū)域，應為晚三疊世后碰撞的巖漿活動產(chǎn)物?？偨Y而言，共和盆地干熱巖井下印支期花崗巖大多指示島弧/大陸邊緣環(huán)境，部分顯示同碰撞花崗巖特征，即體現(xiàn)了構造轉換體制下的花崗巖地球化學特征，可能為俯沖末期階段的產(chǎn)物，其從俯沖向碰撞的轉換時限大致為236～241Ma。

5.3 大地構造意義

本文共和盆地北部花崗巖巖芯樣品的Hf同位素特征與共和盆地北部的青海南山及東部西秦嶺北緣構造巖漿帶中早-中三疊世的花崗巖比較一致(圖8)。宗務隆(共和盆地西北部)、青海南山以及西秦嶺北緣地區(qū)巖漿巖地球化學方面數(shù)據(jù)也表明在早-中三疊世這些地區(qū)皆處于大陸邊緣弧環(huán)境(張宏飛等, 2006; 李生虎等, 2017; 張永明等，2017a, b)。另外沉積環(huán)境分析方面，共和盆地東甘加一帶二疊系大關山組中存在礁灰?guī)r和枕狀玄武巖共生以及含蛇綠巖巖片的濁積巖，說明該地區(qū)在晚二疊世-早三疊世時期處于半深海的活動大陸邊緣(寇曉虎等，2007)。中下三疊統(tǒng)隆務河組的地球化學顯示其沉積環(huán)境為活動大陸邊緣斜坡相, 物源區(qū)構造屬性為活動大陸邊緣(張永明等, 2017a)。閆臻等(2012)通過對秦祁昆結合部廣泛分布的三疊紀沉積地層細碎屑巖進行巖石地球化學研究，認為其形成于活動大陸邊緣環(huán)境。郭安林等(2009)則認為宗務隆構造帶的晚古生代和早-中三疊世沉積建造向東可能經(jīng)青海湖南山、橡皮山與西秦嶺商丹帶晚古生代和早-中三疊世殘余海盆相連，即晚古生代-早中生代時在宗務隆-青海南山-西秦嶺北緣地區(qū)曾發(fā)生一個有限小洋盆的演化過程，洋盆俯沖時間始于413Ma，早-中三疊世的巖漿活動則與洋殼南向俯沖消減有關(吳才來等，2016)。因而，可推斷共和盆地北部花崗巖巖漿帶與早-中三疊世有限洋盆(宗務隆洋)的南向俯沖有關(圖9)。同時，宗務隆-青海南山-西秦嶺北緣地區(qū)由三疊紀早期俯沖到晚三疊世碰撞/碰撞后的構造轉換發(fā)生在中三疊世(236～241Ma)。

晚三疊世時期，宗務隆-青海南山-西秦嶺北緣構造帶地質(zhì)演化總體處于碰撞期和后碰撞期，陸殼加厚并發(fā)生部分熔融，形成了具有埃達克質(zhì)和喜馬拉雅型的地球化學特點的花崗質(zhì)巖漿(張成立等，2008；徐學義等，2012，2014)。碰撞后巖漿組合主要為二長花崗巖、堿長花崗巖和正長巖等，是造山后造山帶發(fā)生崩塌伸展作用過程中所產(chǎn)生的巖漿熱事件產(chǎn)物(王天剛等，2010；劉明強等，2012)。同時區(qū)域上的大量基性巖墻、巖脈、正長巖巖株(195～220Ma)、晚三疊世鄂拉山組陸相火山巖(流紋巖和英安巖為主)等的發(fā)育，暗示晚三疊世時共和盆地周緣也已進入后碰撞陸內(nèi)環(huán)境(解小龍等，2015)。至此，西秦嶺造山帶北緣至宗務隆構造帶的小洋盆系統(tǒng)完全閉合，祁連造山帶與西秦嶺造山帶完全拼合碰撞成一體。

6 結論

(1)共和盆地干熱巖GR1鉆井花崗巖組合主要為英云閃長巖、花崗閃長巖、奧長花崗巖等構成，英云閃長巖的巖漿結晶年齡為241.6Ma，奧長花崗巖的結晶年齡為236.5Ma，均屬于印支早期。

(2)共和盆地干熱巖GR1鉆井花崗巖組合主要為準鋁質(zhì)，屬于高鉀鈣堿性系列。

(3)共和盆地中三疊世花崗巖漿形成過程為：地幔楔熔融產(chǎn)生的鎂鐵質(zhì)巖漿底侵至地殼底部，隨后在持續(xù)的巖漿底侵事件影響下，導致玄武質(zhì)地殼發(fā)生熔融形成殼源巖漿，殼源巖漿經(jīng)進一步的分異演化而來。

(4)共和盆地中三疊世花崗巖兼具島弧花崗巖和同碰撞花崗巖的特征，顯示構造轉換體制下花崗巖的地球化學特征，可能形成于俯沖階段的末期，其從俯沖向碰撞的轉換時限大致為236～241Ma。

致謝感謝張智勇研究員、張二勇研究員、嚴維德教授級高工、李旭峰高工對本文研究、鉆井巖芯觀察與樣品采集的支持。鄭孟林教授級高工、焦存禮高工參加了野外考察及巖芯觀察；吳才來研究員、戚學祥研究員、熊富浩副教授和本刊編輯對本文提出了許多寶貴意見；在此深表謝意。