东昆仑夏哈木铜镍矿成矿岩体的形成时代及成因

东昆仑夏哈木铜镍矿成矿岩体的形成时代及成因

近年来，在中国西部中亚造山带西部的阿勒泰、东天山和中天山发现了大量产镁铁矿浆、石膏、甘氨酸和芦笋等产镁铁矿，引起了国内外学者的关注。大量研究表明,与成矿有关的镁铁质-超镁铁质岩体主要形成于碰撞后伸展的动力学背景,是软流圈或岩石圈地幔部分熔融形成的高镁拉斑质玄武岩浆演化分异的产物[14,15,16,17,18,19]。因此,造山带碰撞后伸展背景下形成的镁铁质-超镁铁质侵入体显示出形成岩浆硫化物矿床的巨大潜力。东昆仑造山带隶属于中央造山带西段,显生宙以来经历了早古生代和晚古生代—早中生代两个重要的造山旋回,具备形成岩浆硫化物矿床的地质条件。然而,由于自然条件和研究程度的限制,该区一直没有镍矿的找矿突破。2011年青海省第五地质矿产勘查院在该区发现了夏日哈木镍矿,为东昆仑成矿带首例岩浆铜镍硫化物矿床,镍储量已达超大型规模,进一步证实了该区具有镍矿的成矿潜力。然而,该矿床的研究工作十分薄弱,本文首次对夏日哈木镍矿成矿岩体进行了岩相学、年代学、地球化学和锆石Hf同位素研究,探讨岩石成因和成岩构造环境。本次研究不但有助于提高夏日哈木镍矿床的研究程度,同时可为东昆仑地区镍矿成矿作用及区域构造演化的研究提供重要资料。1哈木日河下游地区东昆仑造山带位于青藏高原北部,柴达木盆地南缘,区内构造线总体呈近东西向展布,由北向南发育昆北、昆中和昆南3条近东西向的区域性深大断裂带。前人根据不同的构造演化观点对东昆仑造山带的构造单元划分提出了各自的划分方案(1)。孙丰月等(2)研究认为东昆仑地区3个构造带实际上为昆北加里东弧后裂陷带、昆中基底隆起花岗岩带和昆南复合拼贴带,再向南为阿尼玛卿蛇绿混杂岩带和北巴颜喀拉造山带(图1a)。夏日哈木镍矿位于乌图美仁乡以南约60km的夏日阿哈木日河下游地区,地理坐标为东经93°19′25″~93°26′07″,北纬36°26′39″~36°30′59″。大地构造位置属于昆中基底隆起花岗岩带,北侧靠近昆北断裂。矿区内出露地层主要为元古宙金水口岩群,岩性为黑云斜长片麻岩、云母二长片麻岩、斜长角闪岩、大理岩等(图1b)。区内断裂构造发育,以近EW、NW向和NE向为主,其中近EW向断裂规模最大贯穿整个研究区,类型以压性逆断层为主,并在地表形成了宽约50m的破碎带,带内岩石破碎,高岭土化、硅化、褐铁矿化发育。NW向和NE向断裂形成时间晚于近EW向断裂,类型以压性逆断层和左行平移断层为主。区内发育不同时期的侵入岩,岩性有闪长岩、正长花岗岩、二长花岗岩、含石榴石花岗片麻岩以及由橄榄岩、辉石岩和辉长岩等组成的镁铁质-超镁铁质杂岩体。其中,闪长岩在南东呈小岩株状和岩脉状产出,锆石U-Pb年龄为(243±1)Ma。正长花岗岩在北部呈岩株状产出,锆石U-Pb年龄为(391.1±1.4)Ma。二长花岗在东部呈小岩株状产出,锆石U-Pb年龄为920~924Ma(未发表资料)。含石榴石花岗片麻岩分布于矿区北西,锆石U-Pb年龄为915~928Ma(未发表资料)。夏日哈木矿区已发现的镁铁质-超镁铁质岩体共4个,呈北西向带状展布,单个岩体出露面积较小,最大出露面积仅为0.7km2,主要呈岩盆状或岩墙状侵位于元古宙金水口岩群变质岩及新元古代含石榴石花岗片麻岩中。其中,Ⅰ号岩体为成矿岩体,Ⅱ号岩体地表见较强的铜、镍矿化,其余岩体矿化较弱。2号镁铁-超镁机构Ⅰ号镁铁质-超镁铁质杂岩体位于矿区中部偏北,岩体在9线至20线间出露于地表,9线以西至23线隐伏于围岩之下,岩体地表出露长约1.4km,宽约500m,面积约0.7km2,可见岩体被后期近东西向闪长玢岩脉穿插(图2)。根据目前地表探槽至深部工程控制情况推断,其长约1.9km,宽约700m,面积约1.33km2。岩体侵位于元古宙金水口岩群变质岩及新元古代含石榴石花岗片麻岩中,呈长条状近东西向展布,走向约60°。剖面上,7线以东,岩体北部南倾,倾角在0°~30°,南部北倾,倾角5°~30°,呈一平缓的“岩盆状”(图3)。7线以西,岩体产状近于水平,并且厚度逐渐减小。Ⅰ号镁铁-超镁铁质杂岩体中共划分出20个矿体,主要呈似层状、透镜状,局部呈纯硫化物脉状产出。其中,M1为主矿体,分布于8~21勘探线,矿体形态以似层状为主,局部为纯硫化物脉状。矿体4~7线南倾,倾角约35°,7线以西基本为水平,矿体倾向上具有北侧厚度大、品位高,向南逐渐分支分叉,品位降低的变化趋势。矿体形态、厚度和品位沿走向自东向西变化较大。其中,东部(8~5勘探线)矿体分支明显、厚度小、品位低;中部(7~13勘探线)矿体完整、厚度大;西部(15~23勘探线)矿体完整,但厚度变小。矿体均产于岩体中,含矿岩相主要为橄榄岩相和辉石岩相,矿石构造主要以浸染状、稠密浸染状、团块状为主,局部为致密块状(图5a—c)。矿石结构主要有自形-半自形粒状结构、海绵陨铁结构、结状结构、叶片状结构、焰状结构等。3金麻黄岩通过对不同勘探线上钻孔岩芯的系统观察和编录认为Ⅰ号岩体具有层状镁铁质-超镁铁质杂岩体特征,岩相分带清楚,主体可分为橄榄岩相、辉石岩相和辉长岩相(图4)。主要岩石类型包括方辉橄榄岩、斜长二辉橄榄岩、橄榄辉石岩、斜方辉石岩、辉长苏长岩等。橄榄岩相和辉石岩相构成岩体的主体同时也是主要含矿岩相。单个岩相不同岩石类型之间呈渐变过渡,而岩相变化部位常出现构造破碎带或脉岩,可能由于岩浆多次脉动式侵位导致。不同岩石类型中常见自形-半自形结构,堆晶结构,辉长结构和包橄结构,在斜长二辉橄榄岩中可见反应边结构(图5)。本文研究的辉长苏长岩样品取自ZK1109和ZK1309,斜方辉石岩样品取自ZK405及地表露头,橄榄辉石岩取自地表露头,方辉橄榄岩取自ZK904。各类岩石主要特征如下:方辉橄榄岩:岩石呈黑色,自形-半自形粒状结构、堆晶结构,块状构造。主要由橄榄石(60%~65%),斜方辉石(10%~15%),少量单斜辉石(约5%)、角闪石(约2%)、金云母(约3%)、尖晶石(约2%)及金属硫化物(约5%~10%)组成。橄榄石多呈半自形粒状,为堆晶矿物(图5d)。粒径一般在1~1.5mm,个别可达2~3.5mm,裂理十分发育,常沿边缘及裂理发生蛇纹石化蚀变,同时析出尘状铁质而成网状结构,蚀变强烈者仅保留其外形而呈橄榄石假象。斜方辉石呈他形不规则状充填于橄榄石颗粒间隙,为主要的填隙矿物,常蚀变为纤闪石和滑石(图5d)。可见半自形-他形片状金云母充填于橄榄石和辉石颗粒之间(图5e)。金属硫化物呈不规则状分布于橄榄石间隙,构成海绵陨铁结构(图5a)。斜长二辉橄榄岩:岩石呈灰黑色,自形-半自形粒状结构、反应边结构,块状构造。主要由橄榄石(70%~75%),斜方辉石(约10%),单斜辉石(约10%),斜长石(约5%~8%)组成,另含少量金云母、尖晶石(约5%)及金属硫化物(约5%)。橄榄石多呈半自形粒状或浑圆状,粒径约1.2~2mm,裂理发育,蛇纹石化较强。在橄榄石和斜长石接触边缘可见橄榄石具有斜方辉石的反应边(图5f)。单斜辉石和斜方辉石多呈他形充填于橄榄石间隙,粒度较大者包裹橄榄石,辉石多蚀变为纤闪石和滑石。斜长石呈他形充填于橄榄石之间,与辉石共同构成填隙矿物。尖晶石多呈自形立方体被辉石包裹,个别见有橄榄石包裹自形尖晶石的现象(图5f)。橄榄辉石岩:岩石呈深灰色,自形-半自形粒状结构、包橄结构,块状构造。主要由橄榄石(20%~25%),斜方辉石(40%~45%),单斜辉石(15%~20%)组成,另含少量角闪石、金云母(约5%)及金属硫化物(约5%)。其中,橄榄石粒径0.8~1.8mm,蛇纹石化较强(图5g),可见细粒(粒径0.2~0.5mm)的橄榄石被斜方辉石包裹(图5h)。辉石粒径1.2~2.0mm,呈半自形短柱状,斜方辉石和单斜辉石含量变化较大,常沿边缘和解理蚀变为滑石和纤闪石。岩石中常见稀疏浸染状矿化。斜方辉石岩:岩石呈灰色,堆晶结构,块状构造。主要矿物为斜方辉石(65%~70%),其次为单斜辉石(10%~15%),另含少量角闪石、斜长石(约8%)和金云母(约5%)。斜方辉石以中细粒(粒径0.8~1.5mm)为主,个别可达2~3mm,呈自形短柱状构成堆晶相矿物,斜长石为填隙矿物(图5i)。常见斜方辉石蚀变为滑石(图5j)。岩石矿化不均匀,多见稀疏浸染状矿化(图5k),局部发育稠密浸染状矿化。辉长苏长岩:岩石呈浅灰色,中细粒自形粒状结构,辉长结构(图5l),块状构造。主要矿物为斜长石(40%~45%),斜方辉石(20%~25%),单斜辉石(15%~20%),另含少量透闪石、黑云母(约5%~10%)。斜长石粒径2~2.5mm,自形板柱状,主要为拉长石和中长石,发育聚片双晶、卡纳联合双晶。斜方辉石粒径1.5~2.5mm,自形短柱状,与斜长石相间分布。单斜辉石粒径1.2~2.5mm,半自形柱状,多分布于斜方辉石和斜长石颗粒之间。透闪石和黑云母多以辉石反应边的形式存在。金属硫化物呈星点状分布。4分析4.1la-mc-icp-ms锆石u-pb同位素定年样品锆石的挑选在河北省廊坊区域地质调查研究所实验室利用标准重矿物分离技术分选完成。经过双目镜下仔细挑选表面平整光洁且具不同长宽比例、不同柱锥面特征的锆石颗粒,将这些锆石粘在双面胶上,用无色透明环氧树脂固定,待环氧树脂固化之后对其表面抛光至锆石中心。在原位分析之前,通过反射光和CL图像详细研究锆石的晶体形貌和内部结构特征,以选择同位素分析的最佳点。锆石LA-MC-ICP-MSU-Pb同位素分析在中国地质科学院矿产资源研究所国土资源部成矿作用与资源评价重点实验室完成,使用仪器为FinniganNeptune多接收电感耦合等离子质谱仪(LA-MC-ICP-MS),激光剥蚀系统为NewWaveUP213激光剥蚀系统。采样方式为单点剥蚀,数据采集采用所有信号同时静态方式接收。本次测试采用的激光剥蚀束斑直径为30μm,使用锆石GJ-1作为外标,元素含量采用锆石M127作为外标样,歧视和漂移进行校正。测试流程参见侯可军等发表的文献。普通铅校正采用Andersen推荐的方法;数据处理采用ICPMSDataCal完成,年龄计算及谐和图的绘制采用Ludwig编写的Isoplot程序完成。本文样品锆石的LA-MC-ICP-MSU-Pb分析结果见表1。4.2心化学成分分析样品的主量、微量和稀土元素测试由广州澳实矿物实验室中心和核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成。首先将待测样品在65℃左右低温干燥24h,之后破碎,经多次手工缩分出300g均匀样品在振动研磨机上研磨至200m以备分析测试。其中广州澳实矿物实验室中心采用荷兰PANalytical生产的Axios型X射线荧光光谱仪测定主量元素,并采用等离子光谱和化学法测定进行互相检测;采用美国PerkinElmer公司生产的Elan9000型电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)测定微量元素和稀土元素。主量元素分析精度和准确度优于5%,微量和稀土元素分析精度和准确度优于10%。核工业北京地质研究院分析测试研究中心采用荷兰FHLISP公司PW2404型X射线荧光光谱仪测定主量元素,采用德国Finnigan-MAT公司生产的ELEMENTⅠ电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)测定微量和稀土元素。主量元素的分析误差<5%,微量和稀土元素含量大于10μg/g时,相对误差小于5%,小于10μg/g时的相对误差小于10%,详细的分析流程见文献。本文岩石样品的主量、稀土和微量元素分析结果见表2。4.3仪器及测试流程在LA-MC-ICP-MS锆石U-Pb定年的基础上,参照锆石阴极发光(CL)图像对辉长苏长岩样品进行了锆石微区Hf同位素测定工作。锆石原位Lu-Hf同位素分析在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)利用激光剥蚀多接收等离子质谱仪(LA-MC-ICP-MS)完成。激光剥蚀系统为GeoLas2005(LambdaPhysik,德国),MC-ICP-MS为NeptunePlus(ThermoFisherScientific,德国)。激光束斑直径为44μm,激光实际输出能量密度为5.3J/cm2。采用单点剥蚀模式,选用国际标样91500作外标。详细测试流程及仪器运行条件等参见文献。分析数据的处理采用ICPMSDataCal完成。本文辉长苏长岩锆石Hf同位素数据见表3。5分析的结果5.1岩石学和年代学样品ZK1109-N46(中细粒辉长苏长岩)中挑选的锆石多呈无色透明,金刚光泽,晶体多数为短柱状,少数为粒状,个别为长柱状。经统计,多数锆石长80~200μm,个别可达400μm,宽50~120μm,长宽比多数约为2∶1。阴极发光(CL)图像显示(图6),锆石呈宽板状或他形不规则状,多数锆石边部呈条带状结构,内部结构均匀,不发育震荡环带和核边结构,具有基性岩中锆石特征。个别锆石发育震荡环带,与基性岩中锆石明显不同。样品ZK1109-N46(中细粒辉长苏长岩)中锆石16个分析点结果(表1)及谐和图(图7)显示,该样品中年龄可分为2组。第1组中6、11号测试点的206Pb/238U表面年龄分别为(900±5)Ma和(1006±5)Ma,CL图像(图6)显示6、11号锆石具有明显的震荡环带,二者Th/U比值分别为0.18和1.38均大于0.1,结合锆石结构上发育震荡环带,认为其为岩浆成因锆石。该组年龄与Ⅰ号岩体围岩中含石榴石花岗片麻岩的年龄范围915~928Ma十分接近,因此,该组年龄代表了捕获锆石的结晶年龄。第二组中14个锆石分析点的Th、U含量分别变化于(286~1569)×10-6和(320~1434)×10-6,Th/U比值介于0.54~1.31,均大于0.1,显示其为岩浆成因锆石。14个锆石分析点比较集中,均落于谐和线上及其附近,其206Pb/238U分析数据的加权平均年龄为(423±1)Ma,MSWD=0.14(图7),该年龄代表了Ⅰ号岩体辉长苏长岩的结晶年龄。5.2样品的矿物成分夏日哈木Ⅰ号岩体各类岩石主量元素总体显示出低硅、低钛、高镁、贫碱的特征(表2)。样品的SiO2含量介于36.68%~52.58%。所有样品的TiO2含量均较低,介于0.13%~0.47%,平均值为0.27%。样品的Al2O3含量变化较大,其中辉长苏长岩为8.98%~13.53%,而斜长石含量较少的超镁铁质岩的Al2O3含量明显降低,介于1.87%~6.32%。与之相对应,样品的CaO含量具有较大的变化范围,辉长苏长岩为11.00%~14.87%,斜方辉石岩和橄榄辉石岩为2.38%~6.29%,而方辉橄榄岩的CaO含量为1.29%~2.36%。辉长苏长岩的TFe2O3含量为5.36%~8.46%,超镁铁质岩的TFe2O3含量有所升高,介于8.22%~11.24%。样品的MgO含量均较高,辉长苏长岩为10.91%~16.94%,斜方辉石岩为23.64%~26.40%,橄榄辉石岩为31.23%~31.74%,方辉橄榄岩为34.35%~35.81%。样品均具有低的Na2O和K2O含量,其中,超镁铁质岩的Na2O含量均<1%,平均值仅为0.34%;辉长苏长岩的Na2O含量相对稳定,介于1.09%~1.67%;所有样品的K2O含量均≤0.58%,平均值仅为0.19。大多数样品的P2O5含量为0.02%。样品具有较低的TiO2和P2O5含量,主要由于相应的氧化物含量低但相对稳定。Al2O3和CaO含量的大幅度变化主要受控于斜长石的含量和牌号。Na2O和K2O含量低是各类岩石的普遍特征。斜方辉石岩具有较高的SiO2含量主要受堆晶相斜方辉石的成分制约。方辉橄榄岩具有偏高的MgO含量和低的SiO2含量是由于存在大量的堆晶相橄榄石。样品均具有较高的Mg#值(介于80~86),同样反映了橄榄石与辉石的分离结晶和堆晶作用。样品的m/f比值介于3.88~6.29,属铁质超基性岩类(m/f=2.0~6.5),有利于形成铜镍硫化物矿床。在AFM图解中(图8a),样品均位于堆晶镁铁质-超镁铁质岩区域,反映了岩石的堆晶成因。在SiO2-TFeO/MgO图解上(图8b),方辉橄榄岩和橄榄辉石岩位于拉斑玄武岩系列,而斜方辉石岩和辉长苏长岩位于钙碱性系列。5.3稀土元素地球化学各类岩石样品的稀土总量总体较低,ue10dREE为(8.93~41.61)×10-6,稀土元素配分曲线近于平行(图9),并由方辉橄榄岩至辉长苏长岩稀土总量有规律的升高,表明各类岩石可能为同源岩浆分异形成。样品的(La/Yb)N为1.44~2.98,(La/Sm)N为1.09~2.21,(Gd/Yb)N为0.68~1.60,表明轻重稀土元素之间和轻重稀土元素内部分馏较弱。稀土元素配分曲线总体显示出轻稀土元素富集重稀土元素平坦的配分形式(图9)。全部样品δEu为0.75~1.50,绝大多数样品未显示明显的铕异常。在原始地幔标准化的微量元素蛛网图中(图9),不同岩石类型的微量元素配分曲线变化一致,但在元素丰度上略有差别。总体来说,样品普遍富集大离子亲石元素(Rb、Th、U、K),相对亏损Nb、Ta、P。除斜方辉石岩外,各类岩石还显示出Ti的相对亏损,而Zr、Hf异常不明显。5.4种hf同位素组成样品ZK1109-N46(细粒辉长苏长岩)中锆石13个分析点的176Yb/177Hf和176Lu/177Hf值范围分别为0.023908~0.084957和0.000625~0.001965(表3),176Lu/177Hf值均小于0.002,表明源区具有极低的放射性成因176Hf的积累,因此,分析获得的176Hf/177Hf值能够代表源区的Hf同位素组成。13个分析点的176Hf/177Hf比值为0.282628~0.282833,对应的εHf(t)=4.0~10.9,加权平均值为6.5,数据点均落在亏损地幔和球粒陨石Hf同位素演化线之间(图10),计算得到锆石单阶段亏损地幔Hf模式年龄tDM1为610~875Ma,平均值为788Ma。6讨论6.1流体包裹尖晶石夏日哈木Ⅰ号岩体橄榄辉石岩中普遍发育包橄结构,SiO2与MgO负相关,Ni、Co与MgO正相关(图11a、d、e),表明存在橄榄石分离结晶作用。橄榄辉石岩、斜方辉石岩和辉长苏长岩的Cr与MgO正相关(图11f),镜下观察到斜长二辉橄榄岩中橄榄石和斜方辉石包裹尖晶石,证明存在尖晶石的分离结晶作用,但本次方辉橄榄岩样品中的Cr含量较低,推测可能与尖晶石在橄榄岩中分布不均匀有关。Al2O3、CaO与MgO呈良好的负相关性反映了辉石或斜长石的分离结晶作用(图5b、c)。通常,若存在相当数量单斜辉石的分离结晶作用,则CaO/Al2O3值与Mg#值正相关,而岩浆中CaO含量和CaO/Al2O3值将随之降低。样品CaO/Al2O3与Mg#和CaO之间的相关性不明显(图11g、h),表明岩浆演化过程中未经历明显的单斜辉石的分离结晶作用。在(Mg+Fe)/Ti-Si/Ti图解中(图11i),显示岩浆演化过程中主要发生了橄榄石和斜方辉石的分离结晶作用。各类岩石的δEu=0.75~1.50,绝大多数样品未显示铕异常,表明斜长石的分离结晶不明显。综上,夏日哈木Ⅰ号岩体在岩浆演化过程中分异明显,主要经历了橄榄石和斜方辉石的分离结晶作用。6.2地壳混染强度岩浆演化和侵位过程中,同化混染和结晶分异往往同时出现,即AFC过程。通过Ⅰ号岩体野外地质观察,发现岩体局部含有新元古代早期花岗片麻岩的捕虏体(锆石U-Pb年龄为(936.4±7.8)Ma,内部资料),以及辉长苏长岩中存在新元古代捕获锆石,说明岩浆侵位过程中发生了一定程度的地壳混染。从岩石地球化学角度来看,总分配系数相同或很相近的元素比值不受分离结晶和部分熔融程度的影响,因此,总分配系数相同或很相近、并且对同化混染作用敏感的元素比值(如Th/Yb、Zr/Yb、Nb/Ta、Ce/Pb、Ta/Yb、K2O/P2O5等)间的协变关系,可以有效地验证是否存在同化混染作用,并判断混染强度。本区样品La/Yb-Ce/Yb和Th/Yb-Nb/La元素比值呈现正相关性(图12a、b),说明有同化混染作用的存在,而Zr/Nb-Th/Nb和Nb/CeNb/U元素比值不具相关性(图12c、d),说明总体混染的强度不高。通常认为高的La/Sm比值(>4.5)指示了地壳物质的混染,本区20件样品的La/Sm比值为1.74~3.51,暗示陆壳物质混染的程度较低。此外,各类岩石具有较高的Mg#值(Mg#=80~86),同样显示出岩浆侵位过程中陆壳物质的混染是有十分限的。夏日哈木Ⅰ号岩体20件样品具有相对低的Nb/La比值(0.13~0.48,平均值0.24)和Nb/Ce比值(0.05~0.19,平均值0.11),并且比原始地幔、平均地壳和平均下地壳的Nb/La和Nb/Ce比值还要低(分别为:1.02,0.4;0.69,0.33;0.83,0.39),即使加入地壳物质的成分比例高达100%,也不可能达到岩体Nb/La平均值为0.24,Nb/Ce平均值为0.11的结果。因此,岩体的高场强元素地球化学特征,应该基本反映其源区的特征。综上所述,夏日哈木Ⅰ号岩体形成过程中经历了一定程度的地壳混染。Ⅰ号岩体的21件硫化物样品δ34S变化范围为2.7‰~7.6‰(未发表资料),高于幔源硫的δ34S范围(0±2‰),表明岩体形成过程中应有地壳硫的加入。6.3岩石圈地表及构造特征一般情况下,如果锆石εHf(t)值为正值,说明岩浆源区为亏损地幔或新生地壳;而εHf(t)值为负值,说明源区成分以地壳物质占主导或来源于富集地幔。辉长苏长岩中锆石176Hf/177Hf比值为0.282628~0.282833,对应的εHf(t)=4.0~10.9,表明岩体形成于Hf同位素亏损的地幔源区。对于幔源岩浆而言,如果锆石母岩浆直接来源于未受任何影响的亏损地幔,那么锆石结晶年龄应近似等于锆石Hf模式年龄。而本区辉长苏长岩锆石单阶段亏损地幔Hf模式年龄tDM1为610~875Ma,平均值为788Ma,大于锆石结晶年龄423Ma。造成这种现象的原因可能为源区加入了富集的岩石圈地幔或遭受了地壳物质的混染。首先,岩石样品具有富集LREE和大离子亲石元素(Rb、Th、U、K),相对亏损高场强元素(Nb、Ta、Ti)的地球化学特征。Nb、Ta的亏损可能有两种成因,一种是地壳混染,因为上地壳存在明显的Nb、Ta亏损;另一种是源区经历了俯冲过程中的流体交代作用,由于金红石、钛铁矿等含钛矿物对Nb、Ta、Ti具有较大的分配系数,洋壳脱水形成的流体富含轻稀土,而Nb、Ta、Ti保存在金红石、钛铁矿等矿物中,这种流体与地幔物质相互作用将会导致Nb、Ta、Ti的亏损。前文已经讨论了样品高场强元素的亏损无法用地幔端元与地壳的同化混染来解释,而是代表岩浆的地幔源区特征。样品均具有相对较高的Th/Yb比值(0.38~2.15),在Nb/YbTh/Yb图解中投点均明显偏离MORB-OIB演化线(图13a),暗示其源区明显受到俯冲组分的影响。微量元素比值(Ba/Th、Th/Nb、Ba/La、Th/Yb、Nb/Zr和Th/Zr)可以有效地识别含水流体或俯冲带沉积物,各类岩石具有相对稳定的Th/Nb和Th/Yb比值(分别为0.56~1.55和0.38~2.15),变化范围较大的Ba/Th和Ba/La比值(分别为25.48~154.23和6.35~27.47)(图13b),在Nb/Zr-Th/Zr图解中,样品显示流体俯冲交代趋势(图13c)。以上特征指示有大量的含水流体进入地幔源区。橄榄岩和辉石岩中均出现较多金云母进一步证明了原始岩浆中含水。因此,笔者认为,岩浆源区加入了富集岩石圈地幔组分,这种富集岩石圈地幔主要是由于早期大洋俯冲阶段流体交代形成,富集岩石圈地幔组分的加入可能是造成Hf模式年龄大于其结晶年龄的因素之一。其次,夏日哈木Ⅰ号岩体中存在新元古代早期花岗片麻岩的捕虏体,辉长苏长岩中发现新元古代捕获锆石,硫同位素显示地壳硫的加入。以上证据都说明岩浆上升过程中同化混染了新元古代地壳物质,地壳混染也可导致锆石Hf模式年龄大于其结晶年龄。东昆仑地区尚未见有新元古代新生地壳的同位素报道,因此,同化混染的地壳物质并非新生地壳。综上所述,夏日哈木Ⅰ号岩体的岩浆源区主要为亏损地幔,可能有富集岩石圈地幔组分的加入,并经历了新元古代地壳物质的混染。6.4号镁皮质-超镁人工岩岩的地球化学特征已有研究显示,东昆仑地区加里东早期原特提斯洋的打开和扩张应发生在早寒武世之前,蛇绿岩形成时代主要为522~509Ma。此后,原特提斯洋向南北两侧开始俯冲,随着俯冲作用的加剧,形成一系列具有岛弧和活动大陆边缘弧性质的岩浆岩。刘彬等报道了金水口南部昆中缝合带出露的胡晓钦角闪辉绿岩U-Pb年龄为(438±2)Ma。任军虎等报道了同样位于昆中缝合带的清水泉辉绿岩U-Pb年龄为(436±1)Ma。昆中缝合带出露的镁铁质岩石和基性岩脉可能代表了早古生代原特提斯洋俯冲最晚的岩浆记录。东昆仑地区与陆陆碰撞有关的环斑花岗岩和二长花岗岩年龄为(428.5±2.2)Ma和(430.8±1.7)Ma。高压榴辉岩相变质年龄为(428±2)Ma,中压(绿帘)角闪岩相变质峰期年龄为427Ma,可能反映了中志留世早期原特提斯洋最终关闭。昆南带的大洋玄武岩高原与昆中隆起带发生碰撞拼贴,并导致昆北弧后裂陷带的闭合(1)。本次研究获得夏日哈木镍矿Ⅰ号镁铁质-超镁铁质杂岩体中辉长苏长岩锆石U-Pb年龄为(423±1)Ma,与其近于同期形成的镁铁质岩石主要有跃进山辉长岩(U-Pb年龄为(406±3)Ma),喀雅克登塔格辉长岩(SHRIMPU-Pb年龄为(403.3±7.2)Ma)。近于同期的花岗岩主要有东昆仑西段祁漫塔格地区乌兰乌珠尔钾长花岗岩(U-Pb年龄为(421.2±1.9)Ma),那陵格勒河东黑云母二长花岗岩(U-Pb年龄为(420.6±2.6)Ma);白干湖钾长花岗岩和二长花岗岩(SIMSU-Pb年龄分别为(422±3)Ma和(421±3.7)Ma)。东昆仑东段五龙沟地区二长花岗岩(U-Pb年龄为420~418Ma)。该时期形成的花岗岩类型复杂,既有高钾钙碱性I型花岗岩又有过铝质S型花岗岩以及A型花岗岩。东昆仑地区晚志留世镁铁质-超镁铁质岩和花岗岩同时发育,暗示该时期的构造体制发生了重大转变,由同碰撞挤压体制转变为碰撞拼贴后的伸展体制,壳幔相互作用强烈。早、中泥盆世(396~391Ma)A型花岗岩的发育,暗示东昆仑加里东期造山旋回已经基本结束。需要指出的是,夏日哈木Ⅰ号镁铁质-超镁铁质岩体具有富集LREE和LILE(Rb、Th、U、K),相对亏损HFSE(Nb、Ta、Ti)的地球化学特征,但其与形成于岛