青海東昆侖夏日哈木IV號巖體原巖屬性及其構造意義*

李爽 孟繁聰 段雪鵬 陳松永

1. 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 100083

2. 中國地質科學院地質研究所，北京 100037

2011年青海省第五地質礦產勘查院首次在東昆侖西段夏日哈木地區鎂鐵-超鎂鐵巖中發現銅鎳硫化物礦床，鎳儲量已達120萬t，表明該區具有巨大的成礦潛力(李世金等，2012；王冠等，2014)，因此，該地區所有鎂鐵-超鎂鐵巖都被作為潛在的勘查對象。目前該區共發現4處鎂鐵-超鎂鐵巖體(李世金等，2012)，勘探和研究結果表明，僅Ⅰ號巖體為成礦巖體，已進入開發階段，Ⅱ號巖體可見礦化。而Ⅲ號、Ⅳ號巖體被認為是一套由堆晶輝長巖、榴閃巖、榴輝巖和蛇綠巖組成的蛇綠巖套，其中Ⅳ號巖體由糜棱巖化輝長巖及輝石巖組成(杜瑋等，2015；姜常義等，2015)。

該地區的榴輝巖在片麻巖中呈透鏡體，是否與蛇紋巖和輝長巖等構成蛇綠巖套值得懷疑。榴輝巖的形成時代為430～410Ma(祁生勝等, 2014；Songetal., 2018),其原巖時代并不清楚，是否由原特提斯洋殼變質形成仍存在爭議。一些學者認為它是由洋殼物質變質形成的(Songetal., 2018；郭峰等，2020；Bietal., 2021)；也有學者認為由陸殼俯沖變質形成(祁生勝等, 2014； 潘彤和張勇，2020)。據野外觀察，Ⅳ號巖體主要為斜長角閃巖，呈透鏡狀分布于片麻巖中。它是否為蛇綠巖組成單元？能否將其列為找礦對象？都是亟需解決的問題。同時，這些問題的解答對認識東昆侖夏日哈木地區構造演化和銅鎳礦形成背景以及指導銅鎳礦找礦勘探也都具有重要意義。因此，我們對夏日哈木IV號巖體進行了野外調查，開展了巖相學、鋯石U-Pb年代學和地球化學及Sm-Nd同位素研究，結果表明該巖體不能與I號巖體對比，產狀和地球化學特征與榴輝巖/退變榴輝巖類似，不支持IV號巖體為蛇綠巖單元。

1 區域地質背景

東昆侖造山帶位于中央造山帶西段，東西延伸約1500km。北部以柴達木盆地南緣斷裂為界與柴達木盆地分隔，南鄰布青山-阿尼瑪卿構造混雜巖帶及巴顏喀拉造山帶，東部大致以溫泉斷裂與秦嶺相接(李榮社等，2007)。東昆侖造山帶以東昆南和東昆中兩條斷裂帶為界分為3個地體單元，從北到南依次為東昆北地體、東昆南地體和巴顏喀拉地體(圖1)(姜春發等，1992，2000；許志琴等，2006)。該帶是中國南、北陸塊拼合形成的巨型構造帶的重要組成部分，同時也是青藏高原內部可與岡底斯帶相媲美的另一條巨型巖漿巖帶(莫宣學等，2007)。該帶主要經歷了早古生代和晚古生代-早中生代兩個不同構造旋回的演化過程(劉彬等，2013)，帶內侵入巖和火山巖分布廣泛，總體呈NWW-SEE方向展布，與區域構造線方向基本一致(莫宣學等，2007)。目前，已有多位學者闡述了東昆侖造山帶多旋回、多板塊、多期次拼貼的構造演化歷史(邊千韜等，2002；姜春發等，2000；許志琴等，2006；朱云海等，1999；Dongetal., 2018)，但對其早古生代構造演化的認識仍然存在較多爭議，主要原因是后期該區域經歷了海西期和印支期強烈的構造變形疊加，造成早古生代地質體被肢解和位移(潘裕生等，1996；許志琴等，2006)。

根據區域地質特征和構造演化階段的不同，以東昆中斷裂帶為界，可將東昆侖造山帶劃分為東昆北地體和東昆南地體(許志琴等，2006)。東昆北地體主要以大面積出露前寒武紀變質基底和早古生代-晚中生代侵入巖為特征。其中，其基底地層為角閃巖相-麻粒巖相和榴輝巖相的古元古代金水口群，主要由下部白沙河組和上部小廟組組成，前者主要由片麻巖、斜長角閃巖和大理巖年以及少量榴輝巖組成(王云山和陳基娘，1987；Mengetal., 2013; 祁生勝等, 2014；祁曉鵬等，2016)。夏日哈木位于格爾木以西約120km的祁漫塔格山，大地構造位置上隸屬于東昆北地體(圖1)。

圖1 東昆侖造山帶構造格架圖(據張建新等, 2015修改)

2 礦區地質特征

夏日哈木地區出露的地層主要為古元古代金水口群白沙河巖組，由黑云斜長片麻巖、斜長角閃巖、大理巖和榴輝巖等組成(祁生勝等，2014)。侵入體有新元古代花崗片麻巖(王冠等，2016)、鎂鐵-超鎂鐵質雜巖體(李世金等，2012；姜常義等，2015；Lietal., 2015; Songetal., 2016)和花崗巖侵入體(王冠等，2014)。這些巖體均侵入到金水口群片麻巖和大理巖中(圖2)。

圖2 東昆侖夏日哈木IV號巖體鎂鐵-超鎂鐵質雜巖體地質簡圖(據范亞洲等，2018修改)

夏日哈木金水口群黑云斜長片麻巖中分布著不規則狀或透鏡狀的榴輝巖、榴閃巖，最大透鏡體長約30m、寬約12m，最小長約2m、寬約1.3m。在夏日哈木以東的蘇海圖地區也分布著榴輝巖和榴閃巖(祁生勝等，2014)，這些榴輝巖大部分已經退變為榴閃巖。灰黑色-灰綠色，中-細粒變斑晶結構、“白眼圈”結構，塊狀構造。通過礦物學研究確定了榴輝巖相的變質礦物組合為石榴子石+綠輝石+金紅石，榴閃巖的礦物組合為普通角閃石+斜長石+鈦鐵礦，并估算出榴輝巖形成時的下限溫壓條件為T=660～700℃、P=20kbar，榴閃巖形成的溫壓條件為T=550℃、P=7kbar(祁生勝等，2014)。該地區榴輝巖的變質時代為436～411Ma (祁生勝等，2014；張照偉等，2017；Songetal., 2018；郭峰等，2020; 潘彤和張勇，2020)。

夏日哈木I號巖體鎂鐵-超鎂鐵巖主要由橄欖方輝巖、斜長橄欖方輝巖、二輝石巖、斜方輝石巖、輝長蘇長巖等組成，輝石巖中可見鎳華。鎂鐵-超鎂鐵巖的形成時代為439～406Ma，其中輝長巖鋯石年齡變化范圍較大(439～406Ma)(王冠，2014；王冠等，2014；Lietal., 2015;姜常義等，2015；張照偉等，2015；易俊年，2016)，輝石巖形成時代的年齡數據較為集中(～410Ma)(王冠，2014；Lietal., 2015; 張照偉等，2015；Songetal., 2016)。正長花崗巖形成時代為391Ma(王冠等，2014)，閃長玢巖的形成時代為382Ma(奧琮等，2014)。位于礦區東側的Ⅱ號巖體，巖體呈北東東向，出露面積約0.33km2，較Ⅰ號巖體顯著貧礦，主要為輝長巖、輝石巖(Pengetal., 2016)。Ⅲ號巖體位于礦區北西，巖體形態呈圓形展布，出露面積約0.35km2，巖體主要由蛇紋巖和條帶狀榴閃巖組成(張照偉等，2017)，與圍巖片麻巖為構造接觸關系(圖2)。該地區年代學結果如下(表1)。

表1 東昆侖夏日哈木地區鋯石U-Pb測年數據

3 IV號巖體

IV號巖體位于Ⅰ號巖體南約5km處，呈長條狀，近東西向展布，長約 700m、寬約 60～150m，面積約為 0.7km2，圍巖為金水口群片麻巖(圖2)。巖體主要由斜長角閃巖和少量蛇紋巖組成。黑色斜長角閃巖呈透鏡狀產在金水口群片麻巖中(圖3a, b)， 較大的透鏡體南北長約400m、東西寬約300m。局部可見小的斜長角閃巖透鏡體(60×100cm)，其中可見白色長英質脈穿切斜長角閃巖片麻理(圖3b)。斜長角閃巖為粒狀-柱狀變晶結構，片麻狀構造，由斜長石(60%～65%)+角閃石(35%～40%)組成，還有少量的鐵-鈦氧化物、石英和黑云母，粒度為1～3mm，局部可見粗粒斜長角閃巖。角閃石具黃綠色-綠色多色性(圖3c)，少數礦物表面可見兩組解理(圖3d)，斜長石顆粒未蝕變部分可見聚片雙晶。

圖3 東昆侖夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖野外及顯微巖相學照片

4 測試方法

定年樣品鋯石的挑選在河北省地質礦產局廊坊區調院實驗室利用標準重礦物分離技術分選完成。樣品經常規方法破碎研磨，淘洗后用重液分選，在雙目鏡下挑選鋯石顆粒，選擇晶形完好并且純凈透明的鋯石，將鋯石和標準鋯石TEM一起粘在玻璃板上，用環氧樹膠澆鑄，并拋光至鋯石顆粒厚度的近一半，使鋯石內部暴露，對其進行反射光、透射光和陰極發光(CL)圖像照相以及LA- MC-ICP-MS分析。

鋯石U-Pb同位素定年在天津地質礦產研究所完成， 所用儀器為Neptune多接收電感耦合等離子體質譜儀和193nm激光取樣系統(LA-MC-ICP-MS)。根據鋯石反射光、透射光和陰極發光圖像選擇鋯石中的合適區域，利用193nm FX 激光器對鋯石進行剝蝕，束斑直徑為35μm，激光能量密度為13～14J/cm-2，頻率為8～10Hz，激光剝蝕物質以He為載氣送入Neptune，利用動態變焦擴大色散使質量數相差很大的U-Pb同位素可以同時接收從而進行U-Pb同位素測定。所用鋯石標樣為TEMORA標準鋯石，數據處理采用ICP-MS DataCal 程序(Liuetal., 2010)和ISOPLOT 程序(Ludwig, 2003)進行分析和作圖，采用208Pb對普通鉛進行校正，利用NIST612作為外標計算鋯石樣品的Pb、U含量(李懷坤等，2009)。采用206Pb/238U年齡的加權平均年齡值，數據誤差為1σ，加權平均年齡值誤差為1σ。

巖石全巖分析在國家地質實驗測試中心完成，主量元素采用X-熒光光譜法(XRF)進行測試，測試儀器采用3080E型X-熒光光譜儀，其中氧化物(FeO)采用化學滴定法測得；稀土元素和微量元素通過等離子質譜儀(ICP-MS)分析測得。氧化物和微量元素含量大于10×10-6的元素分析誤差為5%；小于10×10-6的元素分析誤差為10% (Zengetal., 2011)。

Sm-Nd同位素測試在中國科學技術大學地球與空間科學學院固體同位素地球化學實驗室完成。樣品的化學分離純化在凈化實驗室完成，比值測定采用同位素稀釋法在熱電離質譜計MAT262上進行。Nd同位素比值測定采用146Nd/144Nd=0.7219進行質量分餾標準化校正，化學流程和同位素比值測定見Chenetal. (2007)。

5 結果

5.1 鋯石年代學

斜長角閃巖(K15-4-2.3)的鋯石無色透明，自形-半自形不規則狀，鋯石顆粒長約90～200μm，長寬比約為1:1～2:1。鋯石陰極發光圖像顯示，鋯石內部結構均勻，具有弱發光效應，呈現出變質鋯石的特征(圖4)。采用LA-MC-ICP-MS方法共測定了16個點(表2)，這些點的Th/U比值為0.01～3.26，50%以上的鋯石Th/U比值大于0.4。一般認為Th/U比值大于0.4以及具有韻律環帶的鋯石是巖漿成因，而Th/U比值小于0.1以及無環帶或弱環帶的鋯石被認為是變質成因(吳元保和鄭永飛，2004)。因此，本次分析的斜長角閃巖中的鋯石為變質-深熔鋯石。鋯石206Pb/238U年齡均集中在諧和線上及其附近(圖5)，其加權平均年齡為421±4Ma(MSWD=2.8)，應代表夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖的形成年齡。

表2 東昆侖夏日哈木Ⅳ巖體(斜長角閃巖,K15-4-2.3)鋯石U-Pb LA-MC-ICP-MS測試結果

圖4 東昆侖夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖代表性鋯石陰極發光(CL)圖像

圖5 東昆侖夏日哈木Ⅳ號巖體斜長角閃巖鋯石U-Pb年齡諧和圖和加權平均年齡

5.2 巖石地球化學

5.2.1 主量元素

夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖樣品取自地表露頭，其主量元素分析數據見表3。樣品的SiO2含量介于43.25%～50.41%之間，其中K15-4-1.3樣品SiO2含量為43.25%，可能是因為TiO2值異常(TiO2=2.56%)導致，其余5個樣品SiO2含量值介于45%～53%之間，都屬于基性巖的范疇。樣品MgO含量均較高，為6.53%～9.93%，樣品的Mg#[Mg#=Mg/(Mg+Fe2+)]介于0.42～0.73，其中兩個樣品(K15-4-1.8；K15-4-2.1)的MgO含量較高，Mg#均為0.73(表3)。樣品的TiO2含量(除K15-4-1.3的TiO2為2.56%)變化較小，介于0.36%～1.75%之間，而Al2O3含量變化不大，為14.28%～17.87%，樣品的CaO含量的變化范圍為11.22%～14.02%， Na2O含量1.36%～1.88%，K2O含量0.10%～0.24%。總體顯示出低硅、低鈦、高鎂、貧堿特征。AFM圖解顯示斜長角閃巖與該地區榴輝巖特征類似(Songetal., 2018;范亞洲等，2018；潘彤和張勇，2020)，均屬拉斑玄武巖系列(圖6)。

圖6 東昆侖夏日哈木IV號巖體巖石AFM圖解(底圖據Irvine and Baragar, 1971)

5.2.2 微量元素

在球粒隕石標準化稀土元素配分曲線中，夏日哈木IV巖體斜長角閃巖總體顯示輕稀土略富集 (右傾)， La是球粒隕石的10倍，Lu是球粒隕石的5倍。(La/Sm)N=0.76～1.16，(La/Yb)N=1.42～2.04，δEu=1.28～1.60，平均為1.45， 顯示Eu正異常(圖7、表3)，表明原巖存在斜長石的堆晶作用。與夏日哈木榴輝巖稀土元素配分模式略有不同，后者沒有明顯的Eu正異常，可能表明其原巖成分存在差異。斜長角閃巖普遍富集大離子親石元素Sr，相對虧損Nb、Ta(表3)，Nb、Ta的虧損可能代表巖漿源區的特征，暗示地幔源區經歷了與俯沖有關的流體交代作用。通常認為高的La/Sm值(大于4.5)指示地殼混染(Jahn,1999; Songetal., 2003)，斜長角閃巖樣品的La/Sm比值范圍為1.2～1.9，均小于4.5，暗示陸殼物質混染程度較低。

表3 東昆侖夏日哈木斜長角閃巖的主量(wt%)、微量元素(×10-6)分析結果

5.2.3 Sm-Nd同位素

對6件斜長角閃巖樣品進行了Sm-Nd同位素分析(表4)。斜長角閃巖的Sm含量為1.118×10-6～1.531×10-6，Nd含量為3.579×10-6～4.793×10-6，147Sm/144Nd比值為0.1889～0.2009，143Sm/144Nd比值為0.512799～0.512919，計算的εNd(0)值為+3.15～+5.48，εNd(t)值為+3.48～+5.45 (t=421Ma)，變化較小，最大相差2個εNd單位(圖8)。

表4 東昆侖夏日哈木斜長角閃巖和I號巖體輝長巖的Sm-Nd同位素組成

I號巖體的5件輝長巖樣品的Sm含量為0.56×10-6～1.03×10-6，Nd含量為1.8×10-6～3.3×10-6，147Sm/144Nd比值為0.1497～0.1929，143Sm/144Nd比值為0.512275～0.512413，計算的εNd(0)值為-4.4～-7.1，εNd(t)值為-3.8～-5.5(t=427Ma)(表4)，變化較小，最大相差2個εNd單位(圖8)。

圖7 東昆侖夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)

圖8 東昆侖夏日哈木斜長角閃巖εNd(t) -147Sm/144Nd圖解

6 討論

6.1 斜長角閃巖原巖屬性

6.1.1 元素地球化學證據

IV號巖體斜長角閃巖的Mg#值為0.42～0.73，其中兩個樣品(K15-4-1.8、K15-4-2.1)的MgO含量較高，Mg#均為0.73，表明其原巖為堆晶巖。斜長角閃巖的δEu>1(圖7)，也表明原巖中存在堆晶斜長石。而Mg#值較低樣品可能與其有較高的鐵鈦氧化物有關(圖3c, d)，其原巖有可能是分異程度較高的堆晶輝長巖侵入體(Jahnetal., 2003)。這與夏日哈木地區榴輝巖不同(圖7)，后者的原巖可能為玄武巖(Songetal., 2018; 范亞洲等，2018；潘彤和張勇，2020；郭峰等，2020)。

夏日哈木IV號巖體的斜長角閃巖與該地區榴輝巖的輕稀土元素都略顯富集(圖7)，榴輝巖與富集型的洋中脊玄武巖(E-MORB)和洋島玄武巖(OIB)的稀土元素組成也十分類似(Wilson, 1989)，都指示源區富集輕稀土元素，形成于伸展的構造環境(Songetal., 2018; 潘彤和張勇，2020)。斜長角閃巖樣品也存在明顯的Nb、Sr、Ti的正異常(圖7b、表4)，與島弧成因的拉斑玄武巖明顯不同(Wilson, 1989)，指示巖漿遭受地殼混染的程度較小。斜長角閃巖的La/Sm<4.5，也指示原巖在侵位過程中未發生強烈的陸殼物質混染(Jahn, 1999; Songetal., 2003)。

6.1.2 Sm-Nd同位素證據

Sm-Nd同位素是識別HP和UHP變質巖原巖性質非常重要的方法(Jahn, 1999)。本文測得的斜長角閃巖εNd(t)值為+3.45～+5.45(表4)，所有樣品的147Sm/144Nd比值為均高于大陸地殼的平均值(0.12)，均低于MORB的平均值(0.22，Jahn，1999)。低的正值類似于東昆侖西段榴輝巖(圖8)，表明原巖巖漿來自虧損的大陸巖石圈地幔或者來自軟流圈地幔。正的εNd(t)值與柴北緣榴輝巖類似，明顯不同于蘇魯-大別高壓-超高壓變質帶的榴輝巖(圖8)。柴北緣榴輝巖低的正εNd(t)值指示其原巖可能形成于大陸邊緣裂谷環境(Songetal., 2003；孟繁聰等，2003)。Nd同位素組成虧損(εNd(t)>0)與LREE富集是矛盾的，可能是原巖地幔源區特征的反映。這一結果與柴北緣的斜長角閃巖的原巖陸殼混染特征不明顯相似，推測可能與虧損地幔的再度富集有關(孟繁聰等，2004)。而I號巖體輝長巖樣品的εNd(t)值為-3.8～-5.5(圖8)，表明其母巖漿來自富集的巖石圈地幔(姜常義等，2015；Zhangetal., 2017；Liuetal., 2018; 段雪鵬，2019)。 因此，IV巖體斜長角閃巖原巖的源區不同于I號巖體，不具有形成銅鎳硫化物的潛力。

6.1.3 鋯石證據

斜長角閃巖中的鋯石采用LA-MC-ICP-MS方法獲得的206Pb/238U年齡為421±4Ma(圖5)，代表了斜長角閃巖的形成時代。依據是從鋯石的陰極發光圖像看(圖4)，鋯石內部環帶不明顯或有弱的環帶，與榴輝巖中的部分鋯石相似，而與另一部分鋯石差別較大(祁生勝等， 2014; 張照偉等，2017；Songetal., 2018), 介于典型輝長巖鋯石和榴輝巖鋯石之間。鋯石的Th/U值在0.01～3.26之間(表2)，顯示變質和巖漿雙重特征。這與阿曼蛇綠巖變質底板斜長角閃巖中閃長巖脈的鋯石特征類似(Riouxetal., 2016)。IV號巖體斜長角閃巖中長英質脈體發育(圖3b)，表明在榴輝巖退變成斜長角閃巖過程中發生過深熔作用。 因此， 鋯石顯示變質和巖漿雙重特征(圖4)，鋯石年齡應代表了變質作用時代。盡管該年齡與I號巖體中的輝長巖年齡相近(Duanetal., 2020), 但二者鋯石的陰極發光圖像差別較大(Lietal., 2015; 姜常義等，2015; Duanetal., 2020)，不能代表斜長角閃巖原巖的形成年齡。相近的年齡表明I號巖體鎂鐵-超鎂鐵巖形成在榴輝巖退變質階段，即形成于陸-陸碰撞后的伸展環境。

夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖圍巖為金水口群白沙河巖組黑云斜長片麻巖(圖3a)，片麻巖原巖形成于大陸邊緣環境(王云山和陳基娘， 1987)。斜長角閃巖的地球化學和Sm-Nd同位素組成也表明其原巖形成大陸邊緣環境(圖7、圖8)，與夏日哈木地區榴輝巖/退變榴輝巖特征類似(Songetal., 2018;范亞洲等，2018；潘彤和張勇，2020；郭峰等，2020)。這些特征不僅表明斜長角閃巖是由榴輝巖退變而成， 而且也指示其原巖形成于陸殼環境。

6.2 構造意義

東昆侖造山帶經歷了早古生代和晚古生代兩個構造演化階段，與東昆侖原特提斯和古特提斯洋開合過程密切相關，這也導致了東昆侖復雜的造山過程和多期構造-巖漿活動事件(許志琴等，2006；莫宣學等，2007；Dongetal., 2018)。殘留的早古生代蛇綠巖和榴輝巖記錄了東昆侖原特提斯洋形成和消亡的過程(Yangetal., 1996; Bianetal., 2004; Mengetal., 2013; Dongetal., 2018; Songetal., 2018)。

IV號巖體斜長角閃巖由榴輝巖退變質形成，其原巖形成于陸殼環境，不支持其為蛇綠巖的組成單元(杜瑋等，2015；姜常義等，2015)。 早古生代陸殼型榴輝巖的形成指示了原特提斯洋盆的關閉(Mengetal., 2013; 孟繁聰等，2015)。研究表明，東昆侖洋盆在早-中寒武世之前洋盆打開(Yangetal., 1996)；早寒武世末期洋殼開始俯沖消減，位于昆中斷裂帶附近胡曉欽鎂鐵質巖石中具有島弧玄武巖地球化學特征的角閃輝綠巖年齡為438Ma(劉彬等，2013)，該年齡可能代表了洋殼俯沖的最晚年齡。榴輝巖的形成時代為435～427Ma(張照偉等，2017；Songetal., 2018)，420～410Ma是榴輝巖發生退變質的時代(本文；祁生勝等，2014；郭峰等，2020；潘彤和張勇，2020)。可以推測東昆侖早古生代洋盆在430Ma左右已經關閉，之后進入陸-陸碰撞階段和碰撞后伸展。夏日哈木IV號巖體斜長角閃巖的形成時代為421Ma(圖5)，是榴輝巖在折返階段發生退變質作用形成的，處于碰撞后的伸展環境。該年齡與夏日哈木I巖體中的輝長巖形成年齡相近(Lietal., 2015; 姜常義等，2015；Duanetal., 2020)，也表明夏日哈木I號巖體形成時東昆侖已處于碰撞后伸展環境中。東昆侖牦牛山組磨拉石建造的形成時代為423～406Ma(陸露等，2010；張耀玲等，2010)，進一步說明至少從早泥盆世開始，東昆侖地區已由碰撞擠壓環境轉向后碰撞的伸展環境。

含銅鎳硫化物的I號巖體形成于碰撞后伸展環境(Songetal., 2016; Duanetal., 2020)。雖然I號巖體顯示強烈的島弧信號(李世金等，2012；王冠等；2014；姜常義等，2015)，這只能表明其地幔源區在洋盆關閉之前遭受過來自俯沖板片熔體/流體作用的交代，并不意味著其母巖漿形成時存在俯沖作用。而Ⅳ號巖體的斜長角閃巖原巖的母巖漿來自虧損的大陸巖石圈地幔，可能形成于大陸邊緣裂谷環境(范亞洲等，2018；潘彤和張勇，2020)，不具有形成銅鎳礦的潛力。

7 結論

通過斜長角閃巖野外地質特征、巖相學、地球化學和年代學的研究，并與東昆侖夏日哈木I號巖體及榴輝巖進行對比，得出以下結論：

(1)東昆侖夏日哈木Ⅳ號巖體斜長角閃巖SiO2含量43.25%～50.41%，Mg#為0.42～0.73，δEu為1.3～1.6，εNd(t)值為+3.48～+5.45，表明原巖為堆晶的輝長巖，母巖漿來自于虧損地幔。

(2)Ⅳ號巖體斜長角閃巖石由榴輝巖退變質形成，形成時代為421±4Ma。與該地區榴輝巖/榴閃巖一樣，是陸-陸碰撞造山作用的標志，其原巖形成于大陸邊緣環境，并非蛇綠巖組成單元。

(3)Ⅳ號巖體斜長角閃巖不具有形成銅鎳礦的潛力。

致謝范亞洲參加了野外工作；國家地質實驗測試中心完成了巖石化學分析；中國科學技術大學地球與空間科學學院固體同位素地球化學實驗室完成了Sm-Nd同位素分析；天津地質礦產研究所同位素實驗室完成了鋯石U-Pb同位素測試分析；張建新、李懷坤研究員認真審閱了全文并提出了中肯的修改意見；在此一并表示衷心的感謝！