东昆仑造山带位于青藏高原东北缘，是中央造山带的重要组成部分 (殷鸿福和张克信, 1997, 1998)。都兰县沟里地区位于东昆仑造山带东段，近年来区内发现了果洛龙洼 (大型)、阿斯哈 (大型)、按纳格 (小型)、瓦勒尕 (小型) 及达里吉格塘 (矿点) 等多个金矿床 (点)，以及瓦勒尕、色德日等与基性岩有关的铁矿点。关于沟里地区与金成矿作用已有较多的研究 (文雪峰和王怀超，2006；杨宝荣和杨小斌，2007；胡荣国等，2010；李碧乐等，2012；刘心开等，2013；贾福聚等，2013；肖晔等，2014)，而有关基性岩成岩成矿作用方面的研究则相对薄弱 (岳维好等，2013)。已有研究表明，东昆仑地区至少经历了早古生代和晚古生代-早中生代两次构造演化历程，但由于研究区早古生代岩浆记录不完整 (姜春发等, 1992, 2000; 谌宏伟等，2006)，限制了对早古生代东昆仑地区地质演化历史的认识。本次工作在野外调查的基础上，选择色德日磁铁矿区与铁矿化关系极为密切的基性脉岩为研究对象，通过系统的岩石学、岩石地球化学和锆石U-Pb年代学研究，旨在揭示其岩石成因、构造环境及动力学背景，为理解东昆仑地区构造演化过程提供新的信息，对认识铁矿床成因和指导相关找矿勘查也具有重要意义。

1 区域地质背景

东昆仑造山带为复合造山带，具有多岛洋、软碰撞和多旋回等特征，具有复杂的地质演化历史 (殷鸿福和张克信, 1997, 1998)。东昆仑地区从北向南依次展布着昆北、昆中及昆南3条主断裂，总体均呈近东西向展布，将东昆仑造山带划分为北、中和南3个构造亚带 (姜春发等, 1992, 2000；图 1b)。昆北断裂带长约700 km，西至新疆，多被第四系覆盖；昆中断裂和昆南断裂分别是昆中缝合带和昆南缝合带的主断裂，延伸1000 km以上，均向北倾，且上陡下缓，是较强的地震带和重力、磁力的梯度带 (崔军文等，1992)。

沟里地区出露地层相对简单 (图 1a)，主要有古元古代金水口群白沙河组 (2.0~1.9 Ga；王国灿等，2007)，由大理岩、片麻岩、混合岩和角闪岩等变质岩组成，其原岩为灰岩、海相砂泥质碎屑岩和中基性火山岩等；中元古代万保沟群，由一套浅变质碎屑岩、火山岩及碳酸盐岩等组成；奥陶-志留系纳赤台群，自下而上为绿泥石英千枚岩、千糜岩、角闪片岩、硅质岩、绢云石英千糜岩、绢云母绿泥石千枚岩等变质火山沉积岩；第四系残坡积沉积物广泛分布。沟里地区夹持于昆北断裂和昆南断裂之间，昆中大断裂从区内穿过，受近东西向三大主体构造控制，东西向和北东向次级构造较为发育。区内岩浆活动强烈，以早古生代和晚古生代-早中生代为主，岩石类型以花岗闪长岩、闪长岩、二长花岗岩及碱长花岗岩等中-酸性岩浆岩为主，伴有少量基性-超基性脉岩。已有研究表明，中-酸性岩浆岩主要形成于244~228 Ma (李碧乐等，2012；岳维好，2013)，基性岩主要形成于416 Ma (岳维好等，2013)。

2 岩石学和岩相学特征

本次研究所用样品采自青海省都兰县沟里乡色德日磁铁矿区，坐标为E98°20′13.2″，N35°48′39.7″，海拔3805 m (图 2)。岩脉与阿斯哈花岗闪长岩呈包裹关系，与磁铁矿体呈层状接触。岩脉呈北西-南东走向，产状平缓 (倾角多在15°左右)，宽3~5 m，长20~30 m，延伸30 m，其西端呈舌状，东端发育一组近南北向的张性断裂构造 (图 2，3)。

岩体蚀变强烈，主要有透闪石-阳起石化、绿泥石-绿帘石化和碳酸盐化，并可见大片的云母集合体 (图 3d)，岩石呈深灰色-灰绿色，具块状构造和辉绿结构。岩石主要矿物为斜长石 (45%~55%)、辉石 (22%~28%)、碳酸盐矿物 (8%~10%) 和绿泥石 (10%~12%)，其中斜长石呈自形或半自形板状，蚀变较强，粒径在斑晶中约为0.2~4 mm，基质中为0.1~0.4 mm，用垂直a轴切面消光角法测得为拉长石 (An_62-68)；辉石呈他形粒状，蚀变强，粒径0.1~0.4 mm；绿泥石为蚀变矿物，他形。副矿物主要为磁铁矿、磷灰石、榍石、锆石和铁钛矿物等。

3 分析方法

本次共采集样品6件，1件用于锆石分选，其余5件用于岩石地球化学测试。锆石分选由河北廊坊诚信地质服务有限公司完成，锆石阴极发光 (CL)、透反射光观察及U-Th-Pb同位素比值测试，均在西北大学大陆动力学国家重点实验室进行，其中测年采用激光剥蚀电感耦合等离子体质谱仪 (LA-ICP-MS)。该仪器配备有193 nm ArF-excimer激光器的Geolas 200 M (Microlas Gottingen Germany)，激光剥蚀孔径30 μm，剥蚀深度20~40 μm，激光脉冲为10 Hz，能量为32~36 mJ。采用国际锆石标样91500作为外标校正。分析方法及流程参阅相关参考文献 (袁洪林等，2003)，样品的同位素比值和元素含量计算采用ICPMSDATACAL程序 (Liu et al., 2008)。全岩主量和微量元素分析，在中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室完成，分别采用XRF和ICP-MS方法分析，主量元素分析精度优于10%，稀土元素分析精度优于5%，其中ICP-MS分析方法及测试流程见相关参考文献 (Qi et al., 2000)。

4 测试结果 4.1 主量元素

由5件样品的全岩地球化学分析结果 (表 1) 可见，其SiO₂含量为45.70%~46.70%，均值为46.35%，与基性岩相当；Al₂O₃含量为11.20%~14.55%，均值为12.34%，略低于太平洋洋中脊拉斑玄武岩 (14.86%，Melon et al., 1976)，明显不同于岛弧拉斑玄武岩 (16%，Jakeš and White，1972)、大西洋及印度洋洋中脊拉斑玄武岩 (15.6%和15.15%；Melon et al., 1976) 和大陆溢流玄武岩 (17.08%，Wilson，1989)；TiO₂含量为1.01%~2.09%，均值为1.78%，接近东太平洋洋隆 (1.77%，Melon et al., 1976)，略高于岛弧钙碱性玄武岩 (0.98%，Pearce，1982)，低于洋岛拉斑玄武岩 (2.63%，Wilson，1989)、板内拉斑玄武岩和板内碱性玄武岩 (2.23%和2.9%，Pearce，1982)；Na₂O+K₂O为0.73%~1.19%，Na₂O/K₂O值为1.41~3.29，钠较钾富；CaO含量 (19.64%~21.50%) 较高，与碳酸盐化、云母化等蚀变特征相吻合。综上可见，色德日辉绿岩的主量元素特征与岛弧亚碱性玄武岩相似，明显有别于板内玄武岩。

在NaO+K₂O-SiO₂(TAS) 图解 (图 4a) 中，本区样品投点全部落入亚碱性系列玄武岩范围。考虑到Na和K活动元素易受蚀变作用的影响，而本次研究的样品蚀变较强烈，进一步采用Zr/TiO₂-Nb/Y图解 (图 4b) 进行判别，1件落入安山岩、玄武岩与亚碱性玄武岩分界线附近外，其余样品均落入亚碱性玄武岩区域。因此，色德日辉绿岩应属于亚碱性玄武岩系列。

4.2 稀土和微量元素

由表 1可见，色德日辉绿岩的ΣREE为64.53×l0^-6~182.99×l0^-6，均值为121.65×l0^-6，其中LREE为49.52×l0^-6~153.11×l0^-6，均值为97.51×l0^-6，HREE为15.01×l0^-6~29.88×l0^-6，均值为24.14×l0^-6，具有明显的轻稀土富集特征。ΣLREE/ΣHREE值为3.05~5.12，La_N/Yb_N值为2.17~5.44，显示轻、重稀土分异不显著。δEu为0.80~0.96，呈弱负异常，δCe为0.84~0.92，亦呈弱Ce负异常。

在原始地幔标准化微量元素蛛网图 (图 5b) 上，显示Ta、Nb、Ti等高场强元素相对亏损，而大离子亲石元素 (Rb、Th、U)、LREE和不相容元素 (Th、U) 相对富集。该特征与岛弧玄武岩特征相似 (张本仁和傅家谟，2005；刘立文等，2012)，与大洋中脊玄武岩 (MORB) 及洋岛玄武岩 (OIB) 存在明显差别。

4.3 锆石U-Pb年龄

对样品SDR01的18颗锆石进行了U-Th-Pb同位素分析，得到18个分析点数据 (表 2)。所分析的锆石为无色透明-浅黄色，多数为长柱状，部分呈短柱状、颗粒状，锆石晶形比较完整，多数颗粒自形程度较高，长度90~160 μm，宽度50~85 μm，长宽比为1.6~2.8，锆石的阴极发光图像均显示完好的内部环带结构 (图 6)，不发育震荡环带，具有岩浆结晶锆石特征。所分析的锆石中U和Th含量范围较宽，分别为88.83×l0^-6~450.05×l0^-6和22.87×l0^-6~119.63×l0^-6，除SDR01/18(Th/U=0.05) 外，其余样品的Th/U值 (0.19~0.55) 均大于0.1，属于比较典型的岩浆成因锆石 (Belousova et al., 2002)。

所获得的18个数据点有16个分布在谐和线上 (图 7)，²⁰⁷ Pb校正的²⁰⁶Pb/²³⁸U年龄分为两组：①SDR01/18、SDR01/15、SDR01/17和SDR01/164个测点的²⁰⁶ Pb/²³⁸U表面年龄分别为668.57±12.55 Ma、793.09±12.53 Ma、949.43±33.2 Ma和1368.41±14.01 Ma，明显高于其他测点，结合锆石CL图像 (图 6)，可见这些年龄较老的锆石均具有较高的磨圆度，可能为继承或捕获的中、新元古代地层锆石。②其余14个测点的锆石U-Pb年龄比较集中，其²⁰⁶ Pb/²³⁸U表面年龄为410.22±4.68~427.01±5.08 Ma，加权平均年龄为417.4±3.2 Ma (MSWD=1.4)，该年龄与纳赤台群中次火山岩 (416 Ma，青海省地质调查院，内部资料) 和果洛龙洼金矿基性脉岩 (416.2±3.5 Ma，岳维好等，2013) 形成年龄一致，结合锆石CL特征 (图 6)，笔者认为417 Ma可代表色德日辉绿岩的形成年龄。

5 讨论 5.1 岩石成因

辉绿岩的SiO₂含量低 (均值为46.35%)，Mg^#较高 (51~58)，接近幔源玄武质原生岩浆镁质范围，指示其可能属部分熔融或岩浆分异成因 (凌文黎等，2001; 董国臣等，2008)。全岩稀土元素配分曲线呈右倾平缓型，轻、重稀土元素分异和Eu、Ce异常均不显著，表明成岩过程的分异作用不明显。在La-La/Sm图解 (图 8) 中，全部样品显示良好的线性特征，暗示其为部分熔融的产物，而非分离结晶作用的结果。

辉绿岩富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，指示岩石母岩浆或源区或在侵位过程中可能受到地壳物质的混染 (孟繁聪等，2005)，而岩石的“TNT”负异常，反映出具有消减带岩浆岩的特征 (蔡克大等，2007)。

5.2 成岩构造环境及演化过程

岩石的蚀变作用会导致活泼元素 (Ca、K、Rb、Sr、Ba、P) 明显变化，而高场强元素 (HFSE)、稀土元素 (REE) 和Th在次过程中受到的影响较小，更适合用来判别源区特征与构造环境 (Prestvik，1982；Myers and Breitkopf, 1989)。在Hf/3-Th-Ta图解 (图 9a；Wood，1979) 中，样品均落在了岛弧玄武岩区域，而在Ta/Yb-Th/Yb图解 (图 9b)(Pearce，1982) 中，样品则落入活动大陆边缘弧玄武岩范围，这表明成岩过程可能受到地壳物质的混染。因此，本文认为色德日辉绿岩形成于与俯冲消减作用有关的活动大陆边缘环境，类似于岛弧环境。色德日辉绿岩的形成年龄 (417.4±3.2 Ma)，显示其属于原特提斯洋俯冲消减作用形成的岛弧型岩浆岩。

已有研究显示，东昆仑地区阿尼玛卿辉长岩 (555 Ma，李王晔等，2007)、清水泉蛇绿岩 (522~518 Ma，Yang et al., 1996；陆松年，2002)、布青山蛇绿岩 (516 Ma，刘战庆等，2011a)、可可沙镁铁-超镁铁质岩组合 (509 Ma，张亚峰等，2010) 代表了早古生代洋盆残余，而上述地发育的岛弧型中-酸性侵入岩 (493~427 Ma，冯建赟等，2010; 刘战庆等，2011b)，表明晚寒武世后洋壳开始向北俯冲。都兰县香日德南部侵入于古元古界苦海岩群的闪长岩体 (446.5 Ma，陈能松等，2000) 和清水泉辉绿岩 (436.4 Ma，任军虎等，2009)，则表明了东昆仑地区早志留世俯冲消减作用已经开始，而本次研究表明至晚志留世 (417 Ma)，东昆仑地区的俯冲消减作用仍在继续。此外，早泥盆世大量出现高温过铝质-强过铝质花岗岩 (多数锆石饱和温度大于800℃)、富镁闪长岩 (Mg^#均大于45) 和少量富集HFSE (如Nb、Ta和Ti) 辉长岩 (赵振明等，2008; 刘彬等，2012)，则指示东昆仑地区早泥盆世进入了碰撞阶段。因此，本文获得的色德日辉绿岩锆石U-Pb年龄 (417.4±3.2 Ma)，将东昆仑地区早古生代造山作用的俯冲碰撞阶段约束至晚志留世。

6 结论

(1) 色德日辉绿岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年龄为417.4±3.2 Ma，形成于晚志留世，是早古生代岩浆活动的产物。

(2) 色德日辉绿岩属于亚碱性玄武岩系列，为轻稀土富集型，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，具有岛弧岩浆岩特征，且在成岩过程中受到地壳物质的混染。

(3) 色德日辉绿岩为俯冲板片的消减作用引发地幔物质发生部分熔融的产物，与晚志留世东昆仑地区古特提斯洋壳俯冲消减作用有关。

致谢: 成文过程与中国科学院地球化学研究所黄智龙研究员进行了探讨，在此致谢！