青海东昆仑夏日哈木IV号岩体原岩属性及其构造意义*

2021-11-22李爽孟繁聪段雪鹏陈松永

岩石学报 2021年10期

李爽孟繁聪段雪鹏陈松永

1. 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，北京 100083

2. 中国地质科学院地质研究所，北京 100037

2011年青海省第五地质矿产勘查院首次在东昆仑西段夏日哈木地区镁铁-超镁铁岩中发现铜镍硫化物矿床，镍储量已达120万t，表明该区具有巨大的成矿潜力(李世金等，2012；王冠等，2014)，因此，该地区所有镁铁-超镁铁岩都被作为潜在的勘查对象。目前该区共发现4处镁铁-超镁铁岩体(李世金等，2012)，勘探和研究结果表明，仅Ⅰ号岩体为成矿岩体，已进入开发阶段，Ⅱ号岩体可见矿化。而Ⅲ号、Ⅳ号岩体被认为是一套由堆晶辉长岩、榴闪岩、榴辉岩和蛇绿岩组成的蛇绿岩套，其中Ⅳ号岩体由糜棱岩化辉长岩及辉石岩组成(杜玮等，2015；姜常义等，2015)。

该地区的榴辉岩在片麻岩中呈透镜体，是否与蛇纹岩和辉长岩等构成蛇绿岩套值得怀疑。榴辉岩的形成时代为430～410Ma(祁生胜等, 2014；Songetal., 2018),其原岩时代并不清楚，是否由原特提斯洋壳变质形成仍存在争议。一些学者认为它是由洋壳物质变质形成的(Songetal., 2018；郭峰等，2020；Bietal., 2021)；也有学者认为由陆壳俯冲变质形成(祁生胜等, 2014；潘彤和张勇，2020)。据野外观察，Ⅳ号岩体主要为斜长角闪岩，呈透镜状分布于片麻岩中。它是否为蛇绿岩组成单元？能否将其列为找矿对象？都是亟需解决的问题。同时，这些问题的解答对认识东昆仑夏日哈木地区构造演化和铜镍矿形成背景以及指导铜镍矿找矿勘探也都具有重要意义。因此，我们对夏日哈木IV号岩体进行了野外调查，开展了岩相学、锆石U-Pb年代学和地球化学及Sm-Nd同位素研究，结果表明该岩体不能与I号岩体对比，产状和地球化学特征与榴辉岩/退变榴辉岩类似，不支持IV号岩体为蛇绿岩单元。

1 区域地质背景

东昆仑造山带位于中央造山带西段，东西延伸约1500km。北部以柴达木盆地南缘断裂为界与柴达木盆地分隔，南邻布青山-阿尼玛卿构造混杂岩带及巴颜喀拉造山带，东部大致以温泉断裂与秦岭相接(李荣社等，2007)。东昆仑造山带以东昆南和东昆中两条断裂带为界分为3个地体单元，从北到南依次为东昆北地体、东昆南地体和巴颜喀拉地体(图1)(姜春发等，1992，2000；许志琴等，2006)。该带是中国南、北陆块拼合形成的巨型构造带的重要组成部分，同时也是青藏高原内部可与冈底斯带相媲美的另一条巨型岩浆岩带(莫宣学等，2007)。该带主要经历了早古生代和晚古生代-早中生代两个不同构造旋回的演化过程(刘彬等，2013)，带内侵入岩和火山岩分布广泛，总体呈NWW-SEE方向展布，与区域构造线方向基本一致(莫宣学等，2007)。目前，已有多位学者阐述了东昆仑造山带多旋回、多板块、多期次拼贴的构造演化历史(边千韬等，2002；姜春发等，2000；许志琴等，2006；朱云海等，1999；Dongetal., 2018)，但对其早古生代构造演化的认识仍然存在较多争议，主要原因是后期该区域经历了海西期和印支期强烈的构造变形叠加，造成早古生代地质体被肢解和位移(潘裕生等，1996；许志琴等，2006)。

根据区域地质特征和构造演化阶段的不同，以东昆中断裂带为界，可将东昆仑造山带划分为东昆北地体和东昆南地体(许志琴等，2006)。东昆北地体主要以大面积出露前寒武纪变质基底和早古生代-晚中生代侵入岩为特征。其中，其基底地层为角闪岩相-麻粒岩相和榴辉岩相的古元古代金水口群，主要由下部白沙河组和上部小庙组组成，前者主要由片麻岩、斜长角闪岩和大理岩年以及少量榴辉岩组成(王云山和陈基娘，1987；Mengetal., 2013; 祁生胜等, 2014；祁晓鹏等，2016)。夏日哈木位于格尔木以西约120km的祁漫塔格山，大地构造位置上隶属于东昆北地体(图1)。

图1 东昆仑造山带构造格架图(据张建新等, 2015修改)

2 矿区地质特征

夏日哈木地区出露的地层主要为古元古代金水口群白沙河岩组，由黑云斜长片麻岩、斜长角闪岩、大理岩和榴辉岩等组成(祁生胜等，2014)。侵入体有新元古代花岗片麻岩(王冠等，2016)、镁铁-超镁铁质杂岩体(李世金等，2012；姜常义等，2015；Lietal., 2015; Songetal., 2016)和花岗岩侵入体(王冠等，2014)。这些岩体均侵入到金水口群片麻岩和大理岩中(图2)。

图2 东昆仑夏日哈木IV号岩体镁铁-超镁铁质杂岩体地质简图(据范亚洲等，2018修改)

夏日哈木金水口群黑云斜长片麻岩中分布着不规则状或透镜状的榴辉岩、榴闪岩，最大透镜体长约30m、宽约12m，最小长约2m、宽约1.3m。在夏日哈木以东的苏海图地区也分布着榴辉岩和榴闪岩(祁生胜等，2014)，这些榴辉岩大部分已经退变为榴闪岩。灰黑色-灰绿色，中-细粒变斑晶结构、“白眼圈”结构，块状构造。通过矿物学研究确定了榴辉岩相的变质矿物组合为石榴子石+绿辉石+金红石，榴闪岩的矿物组合为普通角闪石+斜长石+钛铁矿，并估算出榴辉岩形成时的下限温压条件为T=660～700℃、P=20kbar，榴闪岩形成的温压条件为T=550℃、P=7kbar(祁生胜等，2014)。该地区榴辉岩的变质时代为436～411Ma (祁生胜等，2014；张照伟等，2017；Songetal., 2018；郭峰等，2020; 潘彤和张勇，2020)。

夏日哈木I号岩体镁铁-超镁铁岩主要由橄榄方辉岩、斜长橄榄方辉岩、二辉石岩、斜方辉石岩、辉长苏长岩等组成，辉石岩中可见镍华。镁铁-超镁铁岩的形成时代为439～406Ma，其中辉长岩锆石年龄变化范围较大(439～406Ma)(王冠，2014；王冠等，2014；Lietal., 2015;姜常义等，2015；张照伟等，2015；易俊年，2016)，辉石岩形成时代的年龄数据较为集中(～410Ma)(王冠，2014；Lietal., 2015; 张照伟等，2015；Songetal., 2016)。正长花岗岩形成时代为391Ma(王冠等，2014)，闪长玢岩的形成时代为382Ma(奥琮等，2014)。位于矿区东侧的Ⅱ号岩体，岩体呈北东东向，出露面积约0.33km2，较Ⅰ号岩体显著贫矿，主要为辉长岩、辉石岩(Pengetal., 2016)。Ⅲ号岩体位于矿区北西，岩体形态呈圆形展布，出露面积约0.35km2，岩体主要由蛇纹岩和条带状榴闪岩组成(张照伟等，2017)，与围岩片麻岩为构造接触关系(图2)。该地区年代学结果如下(表1)。

表1 东昆仑夏日哈木地区锆石U-Pb测年数据

3 IV号岩体

IV号岩体位于Ⅰ号岩体南约5km处，呈长条状，近东西向展布，长约 700m、宽约 60～150m，面积约为 0.7km2，围岩为金水口群片麻岩(图2)。岩体主要由斜长角闪岩和少量蛇纹岩组成。黑色斜长角闪岩呈透镜状产在金水口群片麻岩中(图3a, b)，较大的透镜体南北长约400m、东西宽约300m。局部可见小的斜长角闪岩透镜体(60×100cm)，其中可见白色长英质脉穿切斜长角闪岩片麻理(图3b)。斜长角闪岩为粒状-柱状变晶结构，片麻状构造，由斜长石(60%～65%)+角闪石(35%～40%)组成，还有少量的铁-钛氧化物、石英和黑云母，粒度为1～3mm，局部可见粗粒斜长角闪岩。角闪石具黄绿色-绿色多色性(图3c)，少数矿物表面可见两组解理(图3d)，斜长石颗粒未蚀变部分可见聚片双晶。

图3 东昆仑夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩野外及显微岩相学照片

4 测试方法

定年样品锆石的挑选在河北省地质矿产局廊坊区调院实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。样品经常规方法破碎研磨，淘洗后用重液分选，在双目镜下挑选锆石颗粒，选择晶形完好并且纯净透明的锆石，将锆石和标准锆石TEM一起粘在玻璃板上，用环氧树胶浇铸，并抛光至锆石颗粒厚度的近一半，使锆石内部暴露，对其进行反射光、透射光和阴极发光(CL)图像照相以及LA- MC-ICP-MS分析。

锆石U-Pb同位素定年在天津地质矿产研究所完成，所用仪器为Neptune多接收电感耦合等离子体质谱仪和193nm激光取样系统(LA-MC-ICP-MS)。根据锆石反射光、透射光和阴极发光图像选择锆石中的合适区域，利用193nm FX 激光器对锆石进行剥蚀，束斑直径为35μm，激光能量密度为13～14J/cm-2，频率为8～10Hz，激光剥蚀物质以He为载气送入Neptune，利用动态变焦扩大色散使质量数相差很大的U-Pb同位素可以同时接收从而进行U-Pb同位素测定。所用锆石标样为TEMORA标准锆石，数据处理采用ICP-MS DataCal 程序(Liuetal., 2010)和ISOPLOT 程序(Ludwig, 2003)进行分析和作图，采用208Pb对普通铅进行校正，利用NIST612作为外标计算锆石样品的Pb、U含量(李怀坤等，2009)。采用206Pb/238U年龄的加权平均年龄值，数据误差为1σ，加权平均年龄值误差为1σ。

岩石全岩分析在国家地质实验测试中心完成，主量元素采用X-荧光光谱法(XRF)进行测试，测试仪器采用3080E型X-荧光光谱仪，其中氧化物(FeO)采用化学滴定法测得；稀土元素和微量元素通过等离子质谱仪(ICP-MS)分析测得。氧化物和微量元素含量大于10×10-6的元素分析误差为5%；小于10×10-6的元素分析误差为10% (Zengetal., 2011)。

Sm-Nd同位素测试在中国科学技术大学地球与空间科学学院固体同位素地球化学实验室完成。样品的化学分离纯化在净化实验室完成，比值测定采用同位素稀释法在热电离质谱计MAT262上进行。Nd同位素比值测定采用146Nd/144Nd=0.7219进行质量分馏标准化校正，化学流程和同位素比值测定见Chenetal. (2007)。

5 结果

5.1 锆石年代学

斜长角闪岩(K15-4-2.3)的锆石无色透明，自形-半自形不规则状，锆石颗粒长约90～200μm，长宽比约为1:1～2:1。锆石阴极发光图像显示，锆石内部结构均匀，具有弱发光效应，呈现出变质锆石的特征(图4)。采用LA-MC-ICP-MS方法共测定了16个点(表2)，这些点的Th/U比值为0.01～3.26，50%以上的锆石Th/U比值大于0.4。一般认为Th/U比值大于0.4以及具有韵律环带的锆石是岩浆成因，而Th/U比值小于0.1以及无环带或弱环带的锆石被认为是变质成因(吴元保和郑永飞，2004)。因此，本次分析的斜长角闪岩中的锆石为变质-深熔锆石。锆石206Pb/238U年龄均集中在谐和线上及其附近(图5)，其加权平均年龄为421±4Ma(MSWD=2.8)，应代表夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩的形成年龄。

表2 东昆仑夏日哈木Ⅳ岩体(斜长角闪岩,K15-4-2.3)锆石U-Pb LA-MC-ICP-MS测试结果

图4 东昆仑夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩代表性锆石阴极发光(CL)图像

图5 东昆仑夏日哈木Ⅳ号岩体斜长角闪岩锆石U-Pb年龄谐和图和加权平均年龄

5.2 岩石地球化学

5.2.1 主量元素

夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩样品取自地表露头，其主量元素分析数据见表3。样品的SiO2含量介于43.25%～50.41%之间，其中K15-4-1.3样品SiO2含量为43.25%，可能是因为TiO2值异常(TiO2=2.56%)导致，其余5个样品SiO2含量值介于45%～53%之间，都属于基性岩的范畴。样品MgO含量均较高，为6.53%～9.93%，样品的Mg#[Mg#=Mg/(Mg+Fe2+)]介于0.42～0.73，其中两个样品(K15-4-1.8；K15-4-2.1)的MgO含量较高，Mg#均为0.73(表3)。样品的TiO2含量(除K15-4-1.3的TiO2为2.56%)变化较小，介于0.36%～1.75%之间，而Al2O3含量变化不大，为14.28%～17.87%，样品的CaO含量的变化范围为11.22%～14.02%， Na2O含量1.36%～1.88%，K2O含量0.10%～0.24%。总体显示出低硅、低钛、高镁、贫碱特征。AFM图解显示斜长角闪岩与该地区榴辉岩特征类似(Songetal., 2018;范亚洲等，2018；潘彤和张勇，2020)，均属拉斑玄武岩系列(图6)。

图6 东昆仑夏日哈木IV号岩体岩石AFM图解(底图据Irvine and Baragar, 1971)

5.2.2 微量元素

在球粒陨石标准化稀土元素配分曲线中，夏日哈木IV岩体斜长角闪岩总体显示轻稀土略富集 (右倾)， La是球粒陨石的10倍，Lu是球粒陨石的5倍。(La/Sm)N=0.76～1.16，(La/Yb)N=1.42～2.04，δEu=1.28～1.60，平均为1.45，显示Eu正异常(图7、表3)，表明原岩存在斜长石的堆晶作用。与夏日哈木榴辉岩稀土元素配分模式略有不同，后者没有明显的Eu正异常，可能表明其原岩成分存在差异。斜长角闪岩普遍富集大离子亲石元素Sr，相对亏损Nb、Ta(表3)，Nb、Ta的亏损可能代表岩浆源区的特征，暗示地幔源区经历了与俯冲有关的流体交代作用。通常认为高的La/Sm值(大于4.5)指示地壳混染(Jahn,1999; Songetal., 2003)，斜长角闪岩样品的La/Sm比值范围为1.2～1.9，均小于4.5，暗示陆壳物质混染程度较低。

表3 东昆仑夏日哈木斜长角闪岩的主量(wt%)、微量元素(×10-6)分析结果

5.2.3 Sm-Nd同位素

对6件斜长角闪岩样品进行了Sm-Nd同位素分析(表4)。斜长角闪岩的Sm含量为1.118×10-6～1.531×10-6，Nd含量为3.579×10-6～4.793×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1889～0.2009，143Sm/144Nd比值为0.512799～0.512919，计算的εNd(0)值为+3.15～+5.48，εNd(t)值为+3.48～+5.45 (t=421Ma)，变化较小，最大相差2个εNd单位(图8)。

表4 东昆仑夏日哈木斜长角闪岩和I号岩体辉长岩的Sm-Nd同位素组成

I号岩体的5件辉长岩样品的Sm含量为0.56×10-6～1.03×10-6，Nd含量为1.8×10-6～3.3×10-6，147Sm/144Nd比值为0.1497～0.1929，143Sm/144Nd比值为0.512275～0.512413，计算的εNd(0)值为-4.4～-7.1，εNd(t)值为-3.8～-5.5(t=427Ma)(表4)，变化较小，最大相差2个εNd单位(图8)。

图7 东昆仑夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式图(a)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b)(标准化值据Sun and McDonough, 1989)

图8 东昆仑夏日哈木斜长角闪岩εNd(t) -147Sm/144Nd图解

6 讨论

6.1 斜长角闪岩原岩属性

6.1.1 元素地球化学证据

IV号岩体斜长角闪岩的Mg#值为0.42～0.73，其中两个样品(K15-4-1.8、K15-4-2.1)的MgO含量较高，Mg#均为0.73，表明其原岩为堆晶岩。斜长角闪岩的δEu>1(图7)，也表明原岩中存在堆晶斜长石。而Mg#值较低样品可能与其有较高的铁钛氧化物有关(图3c, d)，其原岩有可能是分异程度较高的堆晶辉长岩侵入体(Jahnetal., 2003)。这与夏日哈木地区榴辉岩不同(图7)，后者的原岩可能为玄武岩(Songetal., 2018; 范亚洲等，2018；潘彤和张勇，2020；郭峰等，2020)。

夏日哈木IV号岩体的斜长角闪岩与该地区榴辉岩的轻稀土元素都略显富集(图7)，榴辉岩与富集型的洋中脊玄武岩(E-MORB)和洋岛玄武岩(OIB)的稀土元素组成也十分类似(Wilson, 1989)，都指示源区富集轻稀土元素，形成于伸展的构造环境(Songetal., 2018; 潘彤和张勇，2020)。斜长角闪岩样品也存在明显的Nb、Sr、Ti的正异常(图7b、表4)，与岛弧成因的拉斑玄武岩明显不同(Wilson, 1989)，指示岩浆遭受地壳混染的程度较小。斜长角闪岩的La/Sm<4.5，也指示原岩在侵位过程中未发生强烈的陆壳物质混染(Jahn, 1999; Songetal., 2003)。

6.1.2 Sm-Nd同位素证据

Sm-Nd同位素是识别HP和UHP变质岩原岩性质非常重要的方法(Jahn, 1999)。本文测得的斜长角闪岩εNd(t)值为+3.45～+5.45(表4)，所有样品的147Sm/144Nd比值为均高于大陆地壳的平均值(0.12)，均低于MORB的平均值(0.22，Jahn，1999)。低的正值类似于东昆仑西段榴辉岩(图8)，表明原岩岩浆来自亏损的大陆岩石圈地幔或者来自软流圈地幔。正的εNd(t)值与柴北缘榴辉岩类似，明显不同于苏鲁-大别高压-超高压变质带的榴辉岩(图8)。柴北缘榴辉岩低的正εNd(t)值指示其原岩可能形成于大陆边缘裂谷环境(Songetal., 2003；孟繁聪等，2003)。Nd同位素组成亏损(εNd(t)>0)与LREE富集是矛盾的，可能是原岩地幔源区特征的反映。这一结果与柴北缘的斜长角闪岩的原岩陆壳混染特征不明显相似，推测可能与亏损地幔的再度富集有关(孟繁聪等，2004)。而I号岩体辉长岩样品的εNd(t)值为-3.8～-5.5(图8)，表明其母岩浆来自富集的岩石圈地幔(姜常义等，2015；Zhangetal., 2017；Liuetal., 2018; 段雪鹏，2019)。因此，IV岩体斜长角闪岩原岩的源区不同于I号岩体，不具有形成铜镍硫化物的潜力。

6.1.3 锆石证据

斜长角闪岩中的锆石采用LA-MC-ICP-MS方法获得的206Pb/238U年龄为421±4Ma(图5)，代表了斜长角闪岩的形成时代。依据是从锆石的阴极发光图像看(图4)，锆石内部环带不明显或有弱的环带，与榴辉岩中的部分锆石相似，而与另一部分锆石差别较大(祁生胜等， 2014; 张照伟等，2017；Songetal., 2018), 介于典型辉长岩锆石和榴辉岩锆石之间。锆石的Th/U值在0.01～3.26之间(表2)，显示变质和岩浆双重特征。这与阿曼蛇绿岩变质底板斜长角闪岩中闪长岩脉的锆石特征类似(Riouxetal., 2016)。IV号岩体斜长角闪岩中长英质脉体发育(图3b)，表明在榴辉岩退变成斜长角闪岩过程中发生过深熔作用。因此，锆石显示变质和岩浆双重特征(图4)，锆石年龄应代表了变质作用时代。尽管该年龄与I号岩体中的辉长岩年龄相近(Duanetal., 2020), 但二者锆石的阴极发光图像差别较大(Lietal., 2015; 姜常义等，2015; Duanetal., 2020)，不能代表斜长角闪岩原岩的形成年龄。相近的年龄表明I号岩体镁铁-超镁铁岩形成在榴辉岩退变质阶段，即形成于陆-陆碰撞后的伸展环境。

夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩围岩为金水口群白沙河岩组黑云斜长片麻岩(图3a)，片麻岩原岩形成于大陆边缘环境(王云山和陈基娘， 1987)。斜长角闪岩的地球化学和Sm-Nd同位素组成也表明其原岩形成大陆边缘环境(图7、图8)，与夏日哈木地区榴辉岩/退变榴辉岩特征类似(Songetal., 2018;范亚洲等，2018；潘彤和张勇，2020；郭峰等，2020)。这些特征不仅表明斜长角闪岩是由榴辉岩退变而成，而且也指示其原岩形成于陆壳环境。

6.2 构造意义

东昆仑造山带经历了早古生代和晚古生代两个构造演化阶段，与东昆仑原特提斯和古特提斯洋开合过程密切相关，这也导致了东昆仑复杂的造山过程和多期构造-岩浆活动事件(许志琴等，2006；莫宣学等，2007；Dongetal., 2018)。残留的早古生代蛇绿岩和榴辉岩记录了东昆仑原特提斯洋形成和消亡的过程(Yangetal., 1996; Bianetal., 2004; Mengetal., 2013; Dongetal., 2018; Songetal., 2018)。

IV号岩体斜长角闪岩由榴辉岩退变质形成，其原岩形成于陆壳环境，不支持其为蛇绿岩的组成单元(杜玮等，2015；姜常义等，2015)。早古生代陆壳型榴辉岩的形成指示了原特提斯洋盆的关闭(Mengetal., 2013; 孟繁聪等，2015)。研究表明，东昆仑洋盆在早-中寒武世之前洋盆打开(Yangetal., 1996)；早寒武世末期洋壳开始俯冲消减，位于昆中断裂带附近胡晓钦镁铁质岩石中具有岛弧玄武岩地球化学特征的角闪辉绿岩年龄为438Ma(刘彬等，2013)，该年龄可能代表了洋壳俯冲的最晚年龄。榴辉岩的形成时代为435～427Ma(张照伟等，2017；Songetal., 2018)，420～410Ma是榴辉岩发生退变质的时代(本文；祁生胜等，2014；郭峰等，2020；潘彤和张勇，2020)。可以推测东昆仑早古生代洋盆在430Ma左右已经关闭，之后进入陆-陆碰撞阶段和碰撞后伸展。夏日哈木IV号岩体斜长角闪岩的形成时代为421Ma(图5)，是榴辉岩在折返阶段发生退变质作用形成的，处于碰撞后的伸展环境。该年龄与夏日哈木I岩体中的辉长岩形成年龄相近(Lietal., 2015; 姜常义等，2015；Duanetal., 2020)，也表明夏日哈木I号岩体形成时东昆仑已处于碰撞后伸展环境中。东昆仑牦牛山组磨拉石建造的形成时代为423～406Ma(陆露等，2010；张耀玲等，2010)，进一步说明至少从早泥盆世开始，东昆仑地区已由碰撞挤压环境转向后碰撞的伸展环境。

含铜镍硫化物的I号岩体形成于碰撞后伸展环境(Songetal., 2016; Duanetal., 2020)。虽然I号岩体显示强烈的岛弧信号(李世金等，2012；王冠等；2014；姜常义等，2015)，这只能表明其地幔源区在洋盆关闭之前遭受过来自俯冲板片熔体/流体作用的交代，并不意味着其母岩浆形成时存在俯冲作用。而Ⅳ号岩体的斜长角闪岩原岩的母岩浆来自亏损的大陆岩石圈地幔，可能形成于大陆边缘裂谷环境(范亚洲等，2018；潘彤和张勇，2020)，不具有形成铜镍矿的潜力。