新疆北部中亚造山带镁铁-超镁铁质杂岩带赋存有众多的早古生代Ni-Cu-Co硫化物矿床，是铂族元素(PGE)和钴等战略性关键金属成矿的潜力区，例如阿尔泰造山带喀拉通克镁铁-超镁铁质岩体产出大型Ni-Cu-Co硫化物矿床(287Ma、282Ma)，东天山黄山-镜儿泉镁铁-超镁铁质岩带赋存有黄山、白石泉、香山、土墩和图拉尔根等岩浆型Ni-Cu(PGE)硫化物矿床等(Mao et al., 2008, 2014, 2018; Han et al., 2010; Su et al., 2012; Gao and Zhou, 2013; Zhang et al., 2011; Zhao et al., 2015; Kang et al., 2020)。研究结果揭示这些岩体中PGE含量普遍低于原始地幔标准值，岩石中没有明显的PGE富集，但喀拉通克和漂河川4号岩体的块状矿石中Pt和Pd富集(Wei et al., 2015; 王建中等, 2010)。东天山杂岩体带东段的图拉尔根镁铁-超镁铁质杂岩体是一个长期活动的幔源岩浆通道(357~300Ma, 三金柱等, 2010; 焦建刚等, 2013)，赋存大型Ni-Cu-Co硫化物矿床，对认识中亚造山带环境下晚古生代Ni-Cu(PGE)硫化物成矿岩浆作用具有重要意义。

图拉尔根镁铁-超镁铁质杂岩体分布有Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ号三个镁铁-超镁铁质岩体。Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体由角闪橄榄岩、橄榄辉石岩、辉石岩和辉长岩组成。辉长岩单颗粒锆石SHRIMP U-Pb年龄为300.5±3.2Ma(三金柱等, 2010)。Ⅱ和Ⅲ号岩体由角闪辉长岩组成，锆石SIMS U-Pb年代学表明岩体年龄分别为357.5±2.5Ma(三金柱等, 2010)和351±4Ma(焦建刚等, 2013)。Ⅰ号岩体与Ⅱ、Ⅲ号岩体年代相差50Myr，Ⅰ号岩体年龄与东天山地区大多数镁铁-超镁铁岩体的形成时代相近，对应于东天山地区后碰撞伸展期(320~252Ma)拉伸环境，Ⅱ、Ⅲ号岩体年龄对应于区域主碰撞期(349~330Ma)挤压环境(焦建刚等, 2013)，表明三个镁铁-超镁铁质岩体不是同期岩浆活动的产物，是不同构造环境下幔源岩浆长期活动的通道，应该是岩浆通道体系硫化物多阶段富集成矿的理想场地(Li and Ripley, 2009; Ripley and Li, 2013)。图拉尔根Ⅰ号岩体与Ⅱ和Ⅲ号岩体的微量、稀土元素组成存在明显差异。Ⅰ号岩体微量元素Nb、Ta亏损，Ba、Th和U富集，不同岩相稀土元素配分曲线平行过渡；与Ⅰ号岩体相比较，Ⅱ、Ⅲ号岩体Zr、Hf明显亏损，Ti和P富集(三金柱等, 2010; 焦建刚等, 2013)。Ⅰ号岩体与Ⅱ、Ⅲ号岩体可能不是同一个源区岩浆演化的产物，母岩浆性质可能不同，存在不同程度的地壳混染(三金柱等, 2010; 焦建刚等, 2012, 2013)。

图拉尔根主要的铜镍钴矿体就位于Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体，硫化物中PGE含量极低。岩浆演化早期可能发生了硫化物的熔离，熔离的硫化物没有经历结晶分异作用(孙赫等, 2008)。造山带构造环境中岩浆系统成矿金属的大规模聚集、硫饱和及硫化物熔离是超大型镍铜硫化物矿床形成的关键。图拉尔根PGE含量过低的原因可能有亏损型地幔源区贫PGE(王玉往等, 2010)、地幔部分熔融程度较低(约16%)(孙赫等, 2008; 焦建刚等, 2012)或地壳物质导致硫化物早期熔离带走PGE(刘艳荣等, 2012; Wang et al., 2018)。流体组成信息可提供成矿岩浆演化过程的精细制约(Zhang et al., 2013, 2017)。本文对图拉尔根镁铁-超镁铁质岩体进行流体挥发份化学组成及碳同位素组成研究，通过流体挥发份来源判识成矿岩浆源区、演化、混染壳源组分类型及混染机制。

图拉尔根超镁铁质杂岩体位于哈密市区东约200 km的图拉尔根大沟西侧，2002年在Ⅰ号岩体发现大型岩浆铜镍钴硫化物矿床。该杂岩体在构造上处于吐鲁番-哈密微板块和塔里木板块的衔接部位，康古尔塔格-黄山-镜儿泉韧性剪切带的北东段。与土墩、香山、黄山、黄山东、白石泉和葫芦等铜镍硫化物矿床超镁铁质岩体相似，图拉尔根杂岩体受控于康古儿塔格-黄山-镜儿泉韧性剪切带(三金柱等, 2007; 傅飘儿等, 2009)。

区域地层为石炭系火山碎屑岩建造和中泥盆统火山碎屑沉积建造。以黄山-镜儿泉区域性的深大断裂为界，南侧为中上石炭统(C_2-3)海相细碧角斑质含角砾岩屑-晶屑凝灰岩，地层总体走向60°~70°；北侧为中泥盆统大南湖组(D₂d)海相火山碎屑沉积建造，主要为粗砂岩、细砂岩和含砾凝灰质砂岩等，地层走向总体呈NE-SW向，与区域性断裂走向一致。图拉尔根杂岩体侵位于中上石炭统(C_2-3)火山碎屑岩中。围岩为含角砾晶屑凝灰岩、含角砾岩屑晶屑凝灰岩，岩石动力变质特征明显，变质相可达角闪岩相，并有一定的混合岩化。

图拉尔根杂岩体已发现三个镁铁-超镁铁质岩体，如图 1所示。图拉尔根Ⅰ号岩体为半隐伏巨型透镜体，呈NE-SW向条带状延伸(图 1a)。Ⅰ号岩体向南西侧伏，东缓西陡，局部呈岩盆状，在5、15和17勘探线剖面形态呈岩席状。地表出露长740余米，宽20~60m，面积0.026km²，地表+隐伏岩体总长大于1200m，东段(18-9勘探线)岩体延深250m以下，厚50~150m；西段(13-27勘探线)岩体延深420余米，厚150~400m(图 1b)。Ⅱ和Ⅲ号岩体位于Ⅰ号岩体西北部约1km处，三个岩体走向一致。大地电磁测深资料推断Ⅰ号和Ⅱ号岩体可能在深部相连(孙赫等, 2006)。

图 1

Fig. 1

图 1 图拉尔根镁铁-超镁铁杂岩体分布图(a, 据三金柱等, 2007, 2010修改)、Ⅰ号镁铁-超镁铁岩体剖面简图(b, 据三金柱, 2012修改)和L9勘探线剖面图(c, 据焦建刚等, 2012) Fig. 1 Geological sketch map of the Tulaergen mafic-ultramafic complex (a, modified after San et al., 2007, 2010), geological profile of No.1 mafic-ultramafic intrusion (b, modified after San et al., 2012) and geological section map of L9 in No.1 intrusion (c, modified after Jiao et al., 2012)

图拉尔根镁铁-超镁铁杂岩体岩相发育较完整，Ⅰ号岩体发育有角闪橄榄岩、辉石橄榄岩、角闪辉石岩和辉长岩4个岩相，不同岩相之间过渡接触，具有典型的环带状岩相分带结构(图 1b)，岩体两侧发育宽3~5m的土黄色泥化带，其中有辉长岩残块。赋矿岩相主要为角闪橄榄岩、辉石橄榄岩。块状矿体和海绵陨铁特富矿体主要产在角闪橄辉岩相中。Ⅱ号和Ⅲ号岩体主要由角闪辉长岩组成。

Ⅰ号岩体含矿性较好，矿化比例大于90%。矿体呈透镜状、似层状、脉状产出，其形态受岩体形态制约。厚大的囊状矿体主要赋存在岩体上部和底部，特富块状矿体呈板状、多产于岩体中上盘(图 1b)，局部矿体产于杂岩体向深部变缓部位，钻孔揭露矿体视厚度30~260m。矿石中磁黄铁矿-镍黄铁矿-黄铜矿共生，矿石富含钴，发现镍辉砷钴矿和钴辉砷镍矿等钴独立矿物(秦克章等, 2007)。铜镍(钴)矿体平均品位Cu 0.4%、Ni 0.6%、Co 0.05%，从地表向深部品位明显增高(三金柱等, 2003, 2007; 孙赫等, 2006, 2008; 秦克章等, 2007)。Ⅱ号岩体地表辉长岩微弱矿化，含矿性较差，少量矿体呈脉状产于角闪橄榄岩相带内，钻孔揭露视厚度在3~6m，深部成矿潜力很大(孙赫等, 2006; 三金柱等, 2010)。

研究样品采集于图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体中不同勘探线的钻孔岩心(ZK801、ZK906、ZK1304、ZK1503和ZK 1704)，采集的岩石样品切制光薄片、进行显微岩相学观察，岩石类型主要为角闪橄榄岩、辉石岩、橄榄辉石岩和辉长岩，为岩相发育较为完整的镁铁-超镁铁质岩。

角闪橄榄岩以橄榄石为主(55%~80%)，其次为角闪石；粗大的角闪石晶体包裹浑圆状的橄榄石。橄榄辉石岩由辉石(40%~75%)和橄榄石(小于40%)组成。辉石岩主要由辉石(90%~100%)组成，含少量橄榄石、角闪石和黑云母等。辉长岩主要由辉石(40%)、斜长石(约45%)、橄榄石(约10%)和黑云母(约5%)组成。

选择新鲜的样品，去除岩脉及裂隙部分后，将样品粉碎至40~60目，在双目显微镜下挑选出纯净的辉石单矿物。采用蒸馏水超声波清洗单矿物样品后，置于0.3mol/L的HCl中浸泡24h，以去除样品的蚀变部分或次生碳酸盐矿物。用蒸馏水超声波反复冲洗至pH中性后，用分析纯CH₂Cl₂清洗样品表面吸附的有机组分，最后于110℃温度下烘干用于实验。详细的样品处理方法见张铭杰等(2000, 2009)。

流体化学组成分析采用改进的真空分步加热质谱法完成。在线分步加热质谱法通过冷冻分离样品释出的部分流体组分，可有效阻止高温条件下流体组分间的化学反应，使流体组成测试结果接近岩浆矿物形成高温条件下达到化学平衡的组成(张铭杰等, 2000; Zhang et al., 2004, 2007, 2009)。

分步加热装置由一个石英样品管和液氮冷阱组成。样品在高真空条件下100℃加热去气2h，确认样品没有气体排出后，从200℃开始升温，以100℃为升温段，每个温度段样品加热1h，分步加热至1200℃。加热过程中采用液氮冷阱冷冻分离样品释出的低冰点流体挥发分。每个温度段释出流体挥发份在线导入MAT271型质谱计测定流体化学组成。流体组分提取装置和详细的实验步骤见Zhang et al.(2004, 2007)描述，相对误差CO₂和H₂小于1%、H₂O小于5%。

CO₂、CH₄、C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀等含碳流体挥发份进行碳同位素组成分析。采用在线分步加热-氦载气-分子筛吸附流体组分、GC-C-稳定同位素质谱计系统测定。根据流体组分的释出特征，采用200~400℃、400~900℃和900~1200℃三个温度段对样品进行碳同位素组成分析。含碳流体挥发份提取装置由一个石英样品管和分子筛吸附阱组成。样品及分子筛预先在100℃加热、He载气去气30min，以去除石英玻璃管分子筛中的残余气体及样品表面吸附气。每一温度段加热样品1h，用液氮-分子筛冷冻吸附-收集样品释出的流体挥发份。流体挥发份提取结束后采用沸水浴(~96℃)加热分子筛吸附阱解吸，氦载气载入通过GDX-05不锈钢色谱填充柱分离CO₂、CH₄、C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀组分。分离的组分经燃烧系统转化为CO₂，最后导入Delta-plus XP稳定同位素质谱计进行碳同位素组成测试。δ¹³C值采用V-PDB标准，系统误差小于1.6‰。

在分步加热过程中，图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体中角闪橄榄岩、橄榄辉石岩、辉石岩和辉长岩辉石矿物的流体挥发份阶段性释出，在200~400℃、400~900℃和900~1200℃三个温度段分阶段释出，不同温度段释出流体组分的化学组成见表 1。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体辉石矿物不同温度段释出流体组分的含量(mm3·STP/g) Table 1 Volatile contents (mm3·STP/g) in pyroxene crystals at different temperature intervals in the Tulargen No.Ⅰ mafic-ultramafic intrusion 样品号 岩性 温度(℃) CO2 CO CH4 C2H6 H2 H2O H2S SO2 N2 O2 TLG47 辉长岩 200~400 6.3 2.1 0.3 3.5 19.5 129.5 — — 3.8 3.0 400~900 29.3 15.4 0.9 8.6 153.0 9497.6 6.3 3.7 22.6 3.5 900~1200 25.5 0.4 — — 10.9 94.5 8.0 17.8 6.7 0.3 TLG115 辉长岩 200~400 6.7 1.7 1.0 2.0 16.8 29.3 0.2 — 2.7 1.4 400~900 35.7 14.8 1.5 11.4 142.0 463.9 32.6 6.6 17.8 3.7 900~1200 42.9 2.6 — — 16.5 43.7 22.0 54.2 5.1 0.1 TLG161 橄榄辉石岩 200~400 13.3 4.4 3.4 5.1 9.4 198.3 0.1 18.9 14.9 1.3 400~900 125.7 24.8 2.6 — 130.9 15042.1 122.6 44.2 38.8 0.8 900~1200 6.7 2.0 — — 0.6 185.6 13.2 98.3 3.9 — TLG160 橄榄辉石岩 200~400 10.7 2.1 3.0 6.0 19.3 165.5 0.1 19.6 2.5 1.5 400~900 46.3 14.2 9.4 1.4 99.6 3058.8 112.8 54.3 16.3 5.6 900~1200 2.5 1.3 — — — 84.2 17.9 104.6 2.8 0.7 TLG480 角闪橄榄岩 200~400 26.1 1.4 3.3 0.6 4.2 39.6 27.1 1.0 2.4 0.2 400~900 120.8 11.4 6.5 7.9 27.3 2438.5 331.1 18.5 13.5 0.7 900~1200 68.3 3.9 0.2 0.2 0.2 23.5 37.6 72.9 4.8 2.0 TLG546 辉橄岩 200~400 18.6 1.3 0.8 2.2 9.4 27.7 5.7 — 2.8 0.3 400~900 117.4 9.1 3.1 6.4 59.1 865.1 76.2 23.7 11.8 1.7 900~1200 41.7 2.6 — — 4.1 15.1 11.9 42.6 4.0 0.5

表 1 图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体辉石矿物不同温度段释出流体组分的含量(mm3·STP/g) Table 1 Volatile contents (mm3·STP/g) in pyroxene crystals at different temperature intervals in the Tulargen No.Ⅰ mafic-ultramafic intrusion

图拉尔根Ⅰ号岩体辉石矿物中H₂O、CO₂、H₂S、CH₄和H₂主要在400~900℃释出，在400~900℃温度段的流体挥发份的释气量最高，不同流体挥发份相的释出温度范围不同(图 2)。部分样品的CH₄在200~400℃释出。CO₂在900~1200℃释出，主要释气温度为500~1100℃(图 2a)；H₂O非常集中在400~800℃释出(图 2b)，H₂S主要释气温度为400~1000℃(图 2c)，CH₄释出温度降低(200~600℃, 图 2d)。

图 2

Fig. 2

图 2 图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体不同温度释出流体组分的含量 Fig. 2 The contents of volatiles released at different temperature from ultramafic rocks in Tulaergen No.Ⅰ mafic-ultramafic intrusion

图拉尔根Ⅰ号岩体的流体挥发份含量较低，平均含量5947.7mm³·STP/g(STP：标准温度和大气压，后文略)。主要组分为H₂O，平均5400.4mm³·STP/g，占流体挥发份总量的91vol%。其它流体挥发份为H₂(2.0vol%)、CO₂(2.1vol%)和H₂S(2.3vol%)和N₂(0.5vol%)，及少量的CH₄(0.1vol%)和SO₂。

不同类型岩石中流体挥发份的含量不同。角闪橄榄岩、辉石橄榄岩、橄榄辉石岩和辉长岩的H₂O平均含量分别为2501.6mm³·STP/g、907.9mm³·STP/g、9367.3mm³·STP/g和5129.2mm³·STP/g，CO₂平均含量分别为215.3mm³·STP/g、177.6mm³·STP/g、102.6mm³·STP/g和73.2mm³·STP/g，H₂S分别为395.9mm³·STP/g、93.8mm³·STP/g、133.3mm³·STP/g和34.5mm³·STP/g，CH₄分别为10.1mm³·STP/g、3.8mm³·STP/g、9.2mm³·STP/g和1.8mm³·STP/g。H₂O含量从橄榄辉石岩(9367.3mm³·STP/g)到辉长岩(5129.2mm³·STP/g)降低。主要赋矿的角闪橄榄岩中H₂S(395.9mm³·STP/g)和CO₂(215.3mm³·STP/g)含量最高，但H₂O含量低于辉长岩和橄辉岩的。

图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体辉石矿物释出CO₂、CH₄、C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀的碳同位素组成见表 2。CO₂的δ¹³C介于-21.3‰~-16.1‰，分布于地壳和地幔碳同位素范围之间。CH₄、C₂H₆、C₃H₈和C₄H₁₀的δ¹³C分别介于-45.3‰~-16.1‰、-26.3‰~-19.0‰、-17.6‰~-8.4‰和-35.0‰~-30.2‰之间(图 3)。与世界范围内岩浆CO₂的δ¹³C值(-9‰~-4‰)和CH₄的δ¹³C值(-52‰~-9‰)一致(Birkle et al., 2001; Sherwood et al., 1993)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体辉石矿物不同温度段含碳挥发份的碳同位素组成(‰, V-PDB) Table 2 The carbon isotopes (‰, V-PDB) of carbonaceous volatiles in pyroxene separates at different temperatures in the Tulargen No.1 mafic-ultramafic intrusion 样品号 岩性 温度(℃) δ13CCO2 δ13CCH4 δ13CC2H6 δ13CC3H8 δ13CC4H10 TLG115 辉长岩 200~400 -18.4 -45.3 -24.8 -17.6 — 400~900 -18.7 -34.0 -23.7 -13.8 — 900~1200 -17.6 -34.7 -25.2 -9.9 — TLG161 橄榄辉石岩 200~400 -18.8 -42.1 -20.6 -10.6 -35.0 400~900 -17.8 -32.2 -26.3 -9.8 — TLG480 角闪橄榄岩 200~400 -18.2 -42.0 -21.8 -13.8 -31.0 400~900 -18.3 -36.2 -24.9 -12.4 — 900~1200 -17.0 -36.4 -25.9 -8.4 — TLG512 角闪橄榄岩 200~400 -16.1 -45.3 -19.0 -10.9 — 400~900 -16.8 -16.1 — — — 900~1200 -16.8 -20.1 -22.6 — — TLG546 辉橄岩 200~400 -16.1 -44.6 -20.8 -13.2 -30.2 400~900 -21.3 -32.0 -25.2 -16.6 — 900~1200 -19.1 -31.5 -23.4 — —

表 2 图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体辉石矿物不同温度段含碳挥发份的碳同位素组成(‰, V-PDB) Table 2 The carbon isotopes (‰, V-PDB) of carbonaceous volatiles in pyroxene separates at different temperatures in the Tulargen No.1 mafic-ultramafic intrusion

图 3

Fig. 3

图 3 图拉尔根Ⅰ号超镁铁质岩体甲烷同系物碳同位素组成(‰, V-PDB)配分图 Fig. 3 The distribution patterns of δ13C (‰, V-PDB) of CH4, C2H6, C3H8 and C4H10 in Tulaergen No.1 mafic-ultramafic intrusion

角闪橄榄岩和辉橄岩释出CO₂的δ¹³C值为-21.3‰~-16.1‰，平均为-17.7‰；CH₄的δ¹³C值介于-45.3‰~-16.1‰之间，平均-33.8‰。橄榄辉石岩释出CO₂的δ¹³C值位于-18.8‰~-17.8‰之间，平均-18.3‰；CH₄的δ¹³C值范围为-42.1‰~-32.2‰，其平均值为-37.2‰。辉长岩CO₂的δ¹³C值位于-18.7‰~-17.6‰之间，平均-18.2‰；CH₄的δ¹³C值介于-45.3‰~-34.0‰，平均-38.0‰。

甲烷同系物CH₄、C₂H₆和C₃H₈等的碳同位素组成随碳数增加而变重，即正序分布，C₃H₈与C₄H₁₀碳同位素组成出现倒转(图 3)。样品TLG512在900~1200℃释出的CH₄和C₂H₆具有反序分布特征(图 3)。不同温度段释出甲烷同系物的碳同位素组成分配模式及δ¹³C_CH4有所差别。CH₄的δ¹³C_CH4值从200~400℃(-45.3‰~-42.0‰，平均-43.9‰)到400~900℃(-36.2‰~-16.1‰，平均-30.1‰)和900~1200℃(-36.4‰~-20.1‰，平均-30.7‰)变重。样品TLG512在400~900℃的δ¹³C_CH4最重(-16.1‰)。δ¹³C_C2H6变化相对较小，但200~400℃的δ¹³C_C2H6重于400~900℃和900~1200℃(图 3)。

不同温度段释出CO₂的δ¹³C_CO2比较接近，200~400℃温度段的δ¹³C_CO2变化于-18.8‰~-16.1‰，平均-17.5‰，400~900℃的δ¹³C_CO2变化于-21.3‰~-16.8‰，平均-18.6‰，900~1200℃的δ¹³C_CO2变化于-19.1‰~-16.8‰，平均-17.6‰。

图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体不同类型岩石中普遍保存新鲜的辉石，是镁铁质岩浆早期结晶矿物，其中流体挥发份以高含量的H₂O(平均为91vol%)为特征，次要流体挥发份为H₂(2.0vol%)、H₂S(2.3vol%)和CO₂(2.1vol%)。与喀拉通克镁铁-超镁铁质岩体相似，其流体化学组成以H₂O为主(平均为91vol%)，其次为CO₂、H₂、H₂S和SO₂(Fu et al., 2012)。与其他构造环境的镁铁-超镁铁质岩的流体化学组成有所差异，如俄罗斯Noril’sk矿床镁铁-超镁铁质岩体中H₂O平均为84vol%，其次为SO₂、H₂S、H₂和CO₂(Tang et al., 2013)。东昆仑夏日哈木镁铁-超镁铁质岩体辉石中H₂O含量极低，平均为42vol%，其次为H₂(27vol%)和CO₂(19vol%)(汤庆艳等, 2017)。表明图拉尔根Ⅰ号杂岩体与这些岩体的岩浆起源与演化环境介质可能不同。

图拉尔根Ⅰ号岩体的H₂O主要在400~800℃释出(图 2b)，表明不是吸附水或结晶水，可能来来来自岩浆流体包裹体的爆裂释出(Zhang et al., 2007, 2019)。极高的H₂O含量(5400.4mm³/g)接近于造山带构造环境产出的喀拉通克超镁铁质岩体的H₂O含量(15090mm³/g, Fu et al., 2012)、地幔柱作用有关的Noril’sk超镁铁质岩体(3992mm³/g, Tang et al., 2013)和朱布超镁铁质岩体(11770mm³/g, Tang et al., 2017)。反映成矿岩浆结晶过程中富集水，可能来源于相对富集水的地幔源区或后期加入的含水组分。图拉尔根角闪二辉橄榄岩中辉长岩-花岗闪长岩镁铁质包体含水蚀变组合，揭示岩浆来源于含水流体中富集交代地幔的部分熔融(Wang et al., 2018)。

幔源岩浆起源演化过程中流体在部分熔融、成矿元素运移及硫化物饱和熔离等方面具有重要的作用，岩浆矿物中的流体挥发份来源于岩浆演化的不同过程。加热释出流体挥发份的来源可能有：1)岩浆矿物结晶时捕获的流体挥发份，包括地幔源区部分熔融、岩浆上升演化过程中进入岩浆的流体挥发份，主要保存于矿物晶格缺陷及早期流体包裹体中(Zhang et al., 2009)；2)后期变质作用与蚀变过程的流体挥发份，保存在蚀变与变质矿物中；3)污染的流体挥发份，包括吸附于矿物表面、裂隙与破裂包裹体中、以及实验过程污染的大气组分。

本研究挑选新鲜的单矿物样品、采用合理的样品处理(HCl浸泡+分析纯CH₂Cl₂+超声波清洗)，可以排除第2类来源的流体挥发份。样品在100℃加热-高真空去气2h可以排除第3类来源的流体挥发份。变质作用与蚀变作用相关流体、以及样品污染大气组分的主要成分为大气饱和流体，化学组成分析结果中极低的大气组分证明上述样品处理与实验方法的有效性。因此，图拉尔根Ⅰ号岩体岩浆矿物释出的流体挥发份主要来源于岩浆矿物结晶时捕获的组分。

图拉尔根Ⅰ号岩体不同类型岩石中辉石的CO₂、H₂S、CH₄和H₂等主要在400~900℃集中释出，表明这些组分来自于矿物中的相同赋存形式，可能来自岩浆矿物结晶时捕获的原始流体包裹体(Zhang et al., 2007, 2009, 2013, 2019)。因此，400~900℃释出流体挥发份的化学组成与碳同位素组成可揭示岩浆作用过程。甲烷同系物的碳同位素组成及分布特征可鉴别有机挥发份的来源，图拉尔根Ⅰ号岩体中样品TLG512在400~900℃较重的δ¹³C_CH4(-16.1‰)、900~1200℃释出的CH₄、C₂H₆较重的δ¹³C值、且具有反序分布特征，证明幔源流体挥发份的存在(Zhang et al., 2007, 2009)。图拉尔根较低的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i值与较高的ε_Nd(t)指示岩浆来自亏损型地幔源区(焦建刚等, 2012)支持幔源岩浆流体这一结论。

CO₂和CH₄的来源不同，其碳同位素组成有明显的差异(Ueno et al., 2006; Zhang et al., 2007, 2009, 2019)，地幔的δ¹³C_CO2=-6.50‰±2.5‰(Sano and Marty, 1995)、δ¹³C_CH4=-25‰~-15‰(Carapezza and Federicob, 2000)，生物成因CH₄的δ¹³C_CH4=-93‰~-50‰(Schoell, 1980)。图拉尔根Ⅰ号岩体CO₂和CH₄的碳同位素组成主要位于地壳与甲烷氧化范围内(图 4)，表明幔源流体挥发份中混入了大量的源于地壳及有机质氧化组分。样品处理与实验方法的有效性可排除变质作用与样品蚀变的影响，具有甲烷氧化特征CO₂和CH₄的碳同位素组成表明岩浆中存在蚀变或风化作用来源组分。

图 4

Fig. 4

图 4 图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体CO2和CH4碳同位素组成(据Ueno et al., 2006修改) Mantle-地幔来源；Crust-地壳来源；Thermogenic-有机质热裂解成因；Microbial-微生物成因；Methane Oxidation-甲烷氧化 Fig. 4 The plot of carbon isotope of CO2 and CH4 from rocks in Tulaergen No.1 mafic-ultramafic intrusion, western China (after Ueno et al., 2006)

甲烷同系物的碳同位素组成正序分布特征(图 3)表明为地壳组分应该是沉积有机质来源组分，即混染壳源组分可能为蚀变-风化作用或沉积来源组分，应该为蚀变的沉积来源有机质组分。图拉尔根Ⅰ号岩体Sr-Nd同位素证明上地壳混染程度较低(5%)(三金柱等, 2010; 焦建刚等, 2012)，因此混染壳源组分可能不是硅酸盐组分、而是流体组分，蚀变洋壳脱出挥发份可能是较为合适的解释。

流体挥发份在镁铁质岩浆结晶过程中不进入结晶的硅酸盐矿物晶格(除辉石中的微量OH)，通常在晚期岩浆中富集，并包裹于结晶的矿物岩石，如富Te和Bi等元素及挥发份的熔体在岩浆演化结晶后期开始富集挥发份(刘平平等, 2010)。图拉尔根Ⅰ号岩体中结晶较晚的辉长岩中流体挥发份含量低于辉石橄榄岩和橄榄辉石岩，辉长岩中H₂O和H₂S含量低于橄榄辉石岩，橄榄辉石岩和辉长岩中CO₂含量低于辉石橄榄岩，表明不同类型岩石可能是不同期次岩浆结晶的产物，与华北克拉通的哈沙图北超镁铁质杂岩体(张铭杰等, 2001)、坡北和黄山东超镁铁质岩体(Zhang et al., 2017; Mao et al., 2018)相似，为岩浆通道不同期次岩浆结晶的产物。图拉尔根Ⅰ号岩体富硫化物的角闪橄榄岩与橄榄辉石岩和辉长岩的Cu同位素组成有所不同，角闪橄榄岩具有较低的ε_Nd(t)值和较高的(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i值，也证明为不同期次岩浆的产物(焦建刚等, 2012; Zhao et al., 2017)。

镁铁质岩浆形成铜镍硫化物矿床的关键因素是硫饱和及硫化物熔离，地壳混染和外来硫的加入是硫饱和的重要因素(Ripley and Li, 2013)。如喀拉通克硫化物矿床被认为是地壳硫加入的结果(Han et al., 2007)，岩石中H₂S和SO₂含量较高，分别为273mm³/g和232mm³/g(Fu et al., 2012)。Noril’sk矿床成矿岩浆流体H₂S和SO₂含量分别为141mm³/g和321mm³/g (Tang et al., 2013)，主要来自围岩膏岩层的贡献(Li and Ripley, 2009)。图拉尔根Ⅰ号岩体赋矿岩石硫含量显著高于非含矿岩石(秦克章等, 2007; 三金柱等, 2007a, b)。Ⅰ号岩体赋矿的角闪橄榄岩具有最高的H₂S含量(395.9mm³/g)，表明有外来硫的加入；还原性流体挥发份较多，有利于硫化物达到饱和。

图拉尔根Ⅰ号岩体成矿岩浆中混入的地壳物质是成矿控制因素之一(三金柱等, 2010; 焦建刚等, 2012)，但(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i与ε_Nd(t)指示地壳混染程度较弱，可能小于5%(焦建刚等, 2012)。因此推断CO₂和CH₄的碳同位素组成揭示的混染壳源组分应该为蚀变的沉积有机质的流体挥发份(图 4)，非硅酸盐组分。而图拉尔根Ⅰ号岩体侵位于中上石炭统(C_2-3)火山碎屑岩中，直接围岩为含角砾岩屑晶屑凝灰岩，因此，沉积有机质来源的流体可能在源区或上升过程中混入，可能为古天山洋闭合过程中俯冲板片来源流体(Wang et al., 2018)。

图拉尔根Ⅰ号岩体的形成时间对应于东天山造山带后碰撞伸展期(320~252Ma)拉伸环境，Sr-Nd同位素指示岩浆来自亏损地幔源区(焦建刚等, 2012, 2013)。岩浆中较高的H₂O含量，矿化镁铁质包体中硫化物被热液改造，表明亏损地幔岩浆源区可能被古天山洋壳俯冲板片来源的流体交代(Wang et al., 2018)。一般的，H₂O含量高导致氧逸度较高，硫化物很难达到饱和发生硫化物熔离，实验研究表明玄武质岩浆中H₂O含量增加1%，硫化物饱和时岩浆中的硫含量增加100×10^-6(Fortin et al., 2015)。喀拉通克镁铁质成矿岩浆具有较高的H₂O含量(Kang et al., 2020)，岩浆中H₂S高促使硫饱和，岩浆早期出现硫饱和、微量的硫化物熔离(刘艳荣等, 2012)。图拉尔根杂岩体较高H₂O和H₂S含量可能与喀拉通克相似，存在早期岩浆硫饱和及少量的硫化物熔离，导致PGE亏损(刘艳荣等, 2012; Wang et al., 2018)。

图拉尔根Ⅰ号镁铁-超镁铁质岩体不同类型岩石流体挥发份化学组成和碳同位素组成特征表明：

(1) 图拉尔根Ⅰ号岩体的流体挥发份以H₂O为主(平均91%，5400.4mm³/g)，其次为H₂(2.0%)、CO₂(2.1%)和H₂S(2.3%)。辉长岩中流体挥发份含量低于辉石橄榄岩和橄榄辉石岩，表明不同类型岩石可能是不同期次岩浆结晶的产物，成矿岩浆可能饱和硫和水。

(2) 图拉尔根Ⅰ号岩体CO₂和CH₄的δ¹³C位于地壳与甲烷氧化范围内，甲烷同系物碳同位素组成具有正序分布，样品TLG-512释出的CH₄、C₂H₆较重的δ¹³C值及反序分布特征，证明幔源流体挥发份中混入了较多的壳源组分，这些混染壳源组分可能来源于俯冲板片蚀变沉积有机质脱挥发份，在源区或上升过程中混入。

(3) 赋矿的角闪橄榄岩具有较高的H₂O(平均2501.6mm³/g)和最高的H₂S(395.9mm³/g)含量，表明可能存在岩浆早期硫饱和熔离带走PGE。

致谢      研究工作得到了第二次青藏高原综合科学考察研究(2019QZKK0704)和兰州大学西部生态安全协同创新中心开放课题中央高校基本科研业务费专项资金(lzujbky-2019-kb30)资助；三金柱、汤庆艳、曹春辉、杜丽、姚赟胜和李建平等在野外考察、实验分析及论文撰写中给予了指导和帮助；三位评审专家对论文提供了建设性的修改建议；在此致以谢意。