2012, Vol. 28
2. 中国地质科学院矿产资源研究所，北京 100037;
3. 北京城市学院，北京 100083
2. Institute of Mineral Resources, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100037, China;
3. Beijing City College, Beijing 100083, China
吉林东部与红旗岭1号和7号镁铁质-超镁铁质岩体有关的岩浆型铜镍硫化物矿床在我国东部地区发现和开发时间较长，前人已经开展了多方面研究，尤其是对成矿岩体进行了较为系统的地球化学及其岩浆演化过程研究(秦宽，1995；郗爱华等, 2002, 2006；柴社立等，2003；Wu et al., 2004；杨言辰等，2005；唐文龙和杨言辰，2007)。已有研究工作表明，红旗岭镁铁质-超镁铁质杂岩体的原始岩浆属拉斑玄武质岩浆(杨言辰等，2005)，可能来自上地幔的高度部分熔融，岩浆明显受壳源物质的混染以及流体的交代作用(郗爱华等，2006)，含矿超镁铁岩为这种岩浆的堆积相，而后续岩浆的补给和混合补充了成矿物质(杨言辰等，2005)。相比之下，对于成矿岩体的矿物学研究尚薄弱。众所周知，火成岩中造岩矿物的结构和成分记录了岩浆在岩浆房中演化的全过程(包括结晶分异、地壳混染和岩浆混合等)，对其进行系统研究无疑对探讨岩浆演化及其相关过程的物理化学条件具有重要意义(张招崇等，2005)。因此，本文试图通过对其中造岩矿物进行系统的矿物学研究，揭示其岩浆的性质及演化过程，以期对铜镍硫化物矿床形成机制提供有益的线索。
2 地质背景红旗岭杂岩体位于西伯利亚板块与华北板块之间的中亚造山带东段，兴安-蒙古(简称“兴蒙”)造山带东部的吉黑皱褶带南缘(郗爱华等，2006；Wu et al., 2007)(图 1a)，华北克拉通东北缘之外侧，侵位于上古生界呼兰群黄莺屯组下段角闪黝帘片麻岩(原名斜长角闪片麻岩，Lü et al., 2011)中，与围岩呈不整合接触。该杂岩体由33个岩体组成，成群成带分布，基本上沿北西向斜列展布。根据岩体产出的构造部位、岩体的类型特征以及产出围岩的差异可划分为三个岩带，Ⅰ岩带位于富家-何家-北兴隆-长胜断裂带内，分布有1、7号等16个岩体；Ⅱ岩带位于黄瓜营-松柏屯-明德屯-新立屯断裂带内，分布有5、6号等岩体；Ⅲ岩带位于北东部小三个顶子-孤顶子断裂带内，分布有8、31号等岩体(图 1b)。Ⅰ岩带中1、2、3、7、9和32号岩体均有矿化，其中7、1号以及其余岩体分别赋存有大、中和小型Ni-Cu-(PGE)硫化物矿床(周树亮等，2009)。该杂岩体形成于晚三叠世(~220Ma，Wu et al., 2004；郗爱华等，2005；冯光英等，2011)，为印支晚期岩浆活动的产物。
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图 1 红旗岭杂岩体的大地构造位置(a)和地质简图(b)(据Wu et al., 2004; Lü et al., 2011) 1-新生代(喜马拉雅期)；2-晚古生代(海西期)；3-早古生代(加里东期)； 4-前寒武纪陆块；5-上古生界呼兰群角闪黝帘片麻岩；6-镁铁质-超镁铁质岩体；7-上侏罗统火山碎屑岩；8-中生代花岗岩；9-古俯冲消减带；10-晚古生代缝合线；11-断裂；12-国界 Fig. 1 Tectonic location (a) and geological simplified map (b) of the Hongqiling mafic-ultramafic complex, east Jilin, NE China (modified after Wu et al., 2004; Lü et al., 2011) 1-Himalayan orogenic belt; 2-Variscan orogenic belt; 3-Caledonian orogenic belt; 4-Precambrian block; 5-Upper Paleozoic Hulan Group; 6-mafic-ultramafic intrusion; 7-Upper Jurassic pyroclastic rock; 8-Mesozoic granite; 9-palaeo-subduction zone; 10-Late Paleozoic suture zone; 11-fault; 12-country boundary |
红旗岭1、7号岩体同属Ⅰ岩带，均属小岩体。1号岩体位于红旗岭镇附近，即Ⅰ岩带中段，系多次侵入的复式岩体。岩体出露面积0.2km2，呈透镜状，横剖面上呈杯状(图 2a)。岩体自北西而南东、从上而下、由中心向两侧可划分为四个岩相，分别为苏长辉长岩相(1%)、辉石岩相(5%)、橄榄岩相(90%)及橄榄辉石岩相(4%)(秦宽，1995)，呈环带状分布。橄榄岩相分布于岩体南东端，为主体岩相，金属硫化物一般为1%，局部超过5%，构成上悬矿体；橄榄辉石岩相分布于岩体底部，为主要含矿岩相，金属硫化物较富集(6%)，几乎全部构成工业矿体。7号岩体位于红旗岭镇东南约10km处，即Ⅰ岩带东南端，为单式岩体。岩体出露面积0.0078km2，呈狭长带状，剖面上呈岩墙状，其纵投影呈不规则盆状。岩体均有膨缩现象，两端变薄至尖灭(图 2b)，主要为斜方辉石岩相、苏长岩相和橄榄岩相，其中斜方辉石岩相占岩体总体积的96%，为主要赋矿岩相(秦宽，1995)。岩体矿化率达90%以上(汤中立等，2006)，岩体即矿体，金属硫化物含量可达10%~15%。岩体上盘边部常发育少量苏长岩，向下逐渐减少，且中下部发育含矿性较好的橄榄岩脉。
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图 2 红旗岭1号(a)和7号(b)岩体地质图和剖面图(据秦宽，1995；Wu et al., 2004) 1-黑云片麻岩；2-角闪片岩；3-大理岩；4-苏长辉长岩；5-斜方辉石岩；6-橄榄辉石岩；7-辉石橄榄岩；8-矿体；9-火山碎屑岩；10-岩相界线 Fig. 2 Geological planes and cross-sections are shown for the Nos.1 (a) and 7 (b) deposits (modified after Qin, 1995; Wu et al., 2004) 1-biotite-gneiss; 2-amphibolite schist; 3-marble; 4-gabbro; 5-orthopyroxenite; 6-Ol-websterite; 7-lherzolite; 8-orebody; 9-pyroclastic rock; 10-phase boundary |
两岩体含矿超镁铁质岩不同，其中1号岩体主要为辉石角闪橄榄岩、角闪辉石橄榄岩和橄榄辉石岩，而7号岩体主要为角闪辉石岩和含长辉石岩，它们的主要岩石类型特征如下：
辉石角闪橄榄岩 橄榄石35%~45%，多呈浑圆状-港湾状(图 3a)或他形粒状，粒度为0.5~2mm，裂纹发育，多被包裹于辉石(图 3b)和角闪石中；角闪石20%~40%，多为六边形和菱形或他形粒状，呈棕色，粒度1~4mm不等，个别蛇纹石化；辉石15%~35%，呈自形-半自形柱状，粒度1~5mm不等，偶见其内包裹有黑云母和斜长石，个别颗粒边缘和裂隙有次闪石化和皂石化；偶见磷灰石和尖晶石等副矿物以及星点状不透明金属硫化物矿物。
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图 3 红旗岭1号和7号岩体中含矿超镁铁质岩的岩石学特征(正交偏光) (a)-HK1-03-辉石角闪橄榄岩，见包橄结构；(b)-ZK102-03-辉石角闪橄榄岩，包橄结构发育；(c)-ZK102-13-角闪辉石橄榄岩，橄榄石呈反应残余，辉石次闪石化；(d)-ZK102-21-角闪辉石橄榄岩，具包橄结构，角闪石呈他形包裹辉石；(e)-HK1-12-橄榄辉石岩，橄榄石呈港湾状，辉石全部滑石化，呈辉石假象；(f)-HK7-13-角闪辉石岩，蠕虫状长石；(g)-HK7-15-角闪辉石岩，辉石黑云母化，呈弯曲状，不均匀消光；(h)-HK7-18-角闪辉石岩，橄榄石伊丁石化，呈橄榄石假象；(i)-HK7-36-角闪辉石岩，辉石全部次闪石化；(j)-HK7-14-含长辉石岩，辉石次闪石化和滑石化，呈辉石假象.Ol-橄榄石；Px-辉石；Pl-斜长石；Hbl-角闪石；Bio-黑云母；Tr-次闪石；Tlc-滑石；Idn-伊丁石；Sulf-硫化物 Fig. 3 Photomicrographs of representative rocks from Hongqiling Nos.1 and 7 ore-bearing ultramafic intrusions (cross-polanzed photo) (a)-HK1-03 pyroxene-hornblende-peridotite, poikilitic olivine with pyroxene; (b)-ZK102-03 pyroxene-hornblende-peridotite, poikilitic olivine with pyroxene; (c)-ZK102-13 hornblende-pyroxene-peridotite, residual olivine, uralitizated pyroxene; (d)-ZK102-21 hornblende-pyroxene-peridotite, poikiltic texture, pyroxene enveloped by xenomorphic hornblende; (e)-HK1-12 olivine pyroxenite, embayed olivine, pyroxene talcizated totally with pseudomorph; (f)-HK7-13 hornblende pyroxenite, myrmekitie feldspar; (g)-HK7-15 hornblende pyroxenite, curved pyroxene biotitizated with non-uniform extinction; (h)-HK7-18 hornblende pyroxenite, iddingsited olivine with pseudomorph; (i)-HK7-36 hornblende pyroxenite, uralitizated pyroxene; (j)-HK7-14 feldspar-bearing pyroxenite, uralitizated and talcizated pyroxene with pseudomorph. Ol-olivine; Px-pyroxene; Pl-plagioclase; Hbl-hornblende; Bio-biotite; Tr-tremolite; Tlc-talc; Idn-iddingsite; Sulf-sulfide |
角闪辉石橄榄岩 橄榄石40%~50%，呈半自形-他形粒状，粒度0.5~5mm不等，多呈反应残余被包裹于辉石中(图 3c)；斜方辉石45%~50%，呈半自形-他形柱状，粒度1~5mm不等，几乎全部次闪石化和绿泥石化，并保留其假象；角闪石>5%，呈他形粒状，包裹辉石(图 3d)，粒度约0.5~3.5mm；少量黑云母；少量自形尖晶石、磷灰石微小晶体和磁铁矿等副矿物；还有＜5%的不透明金属硫化物矿物。
橄榄辉石岩 辉石50%~60%，呈半自形柱状-他形粒状，粒度1~6mm不等，绝大多数颗粒均已滑石化、次闪石化和阳起石化(图 3e)；橄榄石30%~40%，呈他形粒状或港湾状，粒度1~4mm不等，少数颗粒边部甚至整个颗粒发生皂石化，多呈反应残余包含于辉石中；角闪石＜5%，呈半自形粒状，粒度约1~2mm，具有绿泥石反应边或整个颗粒蚀变成绿泥石，并保留其假象；可见磷灰石等副矿物；还可见少量不透明金属硫化物矿物。
角闪辉石岩 辉石50%~75%，呈自形-半自形短柱状、他形粒状，颗粒粗大，粒度2~7mm不等，边界不清，强烈蚀变，次闪石化普遍发育(图 3f)，裂纹中有皂石化，甚至整个颗粒蚀变成皂石，呈辉石假象，辉石黑云母化(图 3g)，呈弯曲状，不均匀消光；角闪石15%~30%，呈长柱状-他形粒状，淡褐黄色多色性，两组中等解理交角为60°、120°；橄榄石，含量~5%，呈他形粒状，粒度为0.5~2mm，多呈反应残余，少数颗粒伊丁石化(图 3h)，呈橄榄石假象；斜长石5%~10%，聚片双晶明显，个别呈蠕虫状(图 3i)；少量黑云母，强烈蚀变，如绿泥石化，并有铁质析出；可见石英、磷灰石和磁铁矿等副矿物；还有5%~10%的斑点状不透明金属硫化物矿物。
含长辉石岩 辉石(＞90%)蚀变强烈，普遍透闪石化和滑石化(图 3j)，呈纤维状或长条状；斜长石＜10%，高岭土化、绿泥石化(见锈褐色异常干涉色)；含磷灰石、锆石和钛铁矿等副矿物。
4 矿物化学特征用于电子探针分析的样品，均采自1、7号岩体不同中段，为较新鲜的没有蚀变的晶体或蚀变残留晶体。电子探针分析在中国地质科学院矿产资源研究所和长安大学JXA-8800R 型电子探针上完成，测试加速电压20kV，束电流20nA，束斑直径5μm。
4.1 橄榄石橄榄石多呈半自形或浑圆粒状堆晶产出。橄榄石的电子探针分析结果见表 1。
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表 1 橄榄石电子探针分析结果(wt%) Table 1 Microprobe analyse of olivine (wt%) from the ore-bearing ultramsfic rocks in the Hongqiling Nos. 1 7 and intrusions |
角闪辉石橄榄岩、辉石角闪橄榄岩、橄榄辉石岩和角闪辉石岩中橄榄石的Fo值为83~87，平均为86，属富镁的贵橄榄石(Fo83~87Fa13~17)。橄榄石的成分在不同样品或不同岩石类型(ZK102-03与ZK102-13)中几乎相同，尽管个别样品(HK1-12与H31)之间或者同一样品(HK1-03；HK1-12和HK7-18)的不同颗粒之间存在一定差异，Fo含量最大变化仅为3.16，说明其岩浆在岩浆房中只发生过较短时间的分异作用。
橄榄石的MgO/FeOT介于2.69~3.81之间，平均为3.41。Fo值与SiO2含量(%)呈良好的正相关性(图 4a)，与Fe/Ni比值以及NiO含量(%)呈相关性不明显(图 4b, c)，表明两岩体中橄榄石具有与我国典型岩浆Cu-Ni-(PGE)矿床中橄榄石(Fo=80~90，多在81~86之间，师占义，1994)以及中亚型超镁铁质岩中橄榄石相同的成分特征(柴凤梅等，2006)。
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图 4 橄榄石的成分协变图 ▲和◆分别代表 1号和7号岩体(本文)；△1号岩体的数据来自Wu et al., 2004 Fig. 4 Chemical variations of olivine ▲ and ◆No. 1 and 7 intrusion in this study; △data after Wu et al., 2004 |
辉石主要有斜方辉石(Opx)与单斜辉石(Cpx)。辉石的电子探针分析结果见表 2。在Q-J图解(图 5a)中，两岩体中辉石均位于Quad区域，表明它们均属Ca-Mg-Fe辉石组。
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表 2 橄辉石电子探针分析结果(wt%) Table 2 Microprobe analyse (wt%) of pyroxene from the ore-bearing ultramsfic rocks in the Hongqiling Nos. 1 and 7 intrusions |
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图 5 辉石的Q-J 分类图(a)以及单斜辉石分类的Wo-En-Fs成分梯形图解(b)(底图据Morimoto et al., 1988) Quad是Ca-Mg-Fe辉石；以6个氧为基准的辉石M位的阳离子数中Q=Ca+Mg+Fe2+；J=2Na. △1号岩体数据引自Wu et al.(2004) 、郗爱华等(2006) 、唐文龙和杨言辰(2007) ，其余同图 4 Fig. 5 The plots in Q-J diagram (a) of pyroxene and in Wo-En-Fs diagram (b) of clinopyroxene (after Morimoto et al., 1988) Quad is Ca-Mg-Fe clinopyroxene; Q=Ca+Mg+Fe2+；J=2Na in the M sites on the basis of six oxygen atoms. △data from Wu et al. (2004) , Xi et al. (2006) , and Tang and Yang (2007) , the other symbols as in Fig. 4 |
1号和7号岩体中斜方辉石成分分别为Wo1.1~3.3En81~86Fs12~17和Wo2.9~5.4En75~85Fs12~20，均属古铜辉石，但成分差异较大，可能说明岩浆演化时间较长所致。
两岩体的单斜辉石在成分上差异也较大，并且其种属也不完全一致。在单斜辉石分类投影图(图 5b)上，其中1号岩体中单斜辉石的成分为Wo43~45 En47~49Fs7~8，分属顽透辉石和透辉石，归属顽透辉石-透辉石系列；7号岩体中单斜辉石的成分为Wo15~44 En48~70Fs7~20，分属顽透辉石、普通辉石和易变辉石，归属顽透辉石-透辉石和易变辉石-普通辉石两个系列，反映了岩浆长期演化的特点。
随着岩浆的演化从早到晚，单斜辉石从中心到边缘MgO和FeO逐渐降低后又突然升高后又逐渐降低(HK7-13，图 6a)，或MgO逐渐降低后又突然升高而FeO逐渐升高后又突然降低(HK7-15，图 6b)，这种突变现象可能是新岩浆的混入所致。
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图 6 红旗岭7号岩体中单斜辉石的成分横断面(从中心到边缘) Fig. 6 Compositional transects of selected clinopyroxenes from the Hongqiling No.7 instrusion (from core to rim compositional profiles of two grains) |
斜长石出现于两岩体的各类岩石中，仅是量上有所差别。斜长石的电子探针分析结果列于表 3。
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表 3 斜长石电子探针分析结果(wt%) Table 3 Microprobe analyse (wt%) of plagioclase from the ore-bearing ultramsfic rocks in the Hongqiling Nos. 1 and 7 intrusions |
1号和7号岩体中斜长石成分分别为Ab39.59~78.89An11.37~60.35Or0.05~0.47和Ab47.87~90.01An9.67~52.05Or0.08~1.33。在长石分类图(图 7a)上，分别位于拉长石、中长石、更(奥)长石和钠长石范围内。其中辉石岩的斜长石成分变化极大，既有基性斜长石(主要为拉长石)、又有中性斜长石(主要为中长石)、还有酸性斜长石(常见更(奥)长石，也有钠长石出现)。斜长石排号偏低，An介于10~52之间，表明斜长石的An高低与岩石基性程度之间的相关性不是绝对的。
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图 7 长石分类的Ab-An-Or成分三角形图解(a，底图据Parsons, 2010)和7号岩体中长石(HK7-14)的成分横断面(b，从中心到边缘) 图a图例同图 4 Fig. 7 Classification of feldspar (a, after Parsons, 2010) and compositional transects of selected feldspar (HK7-14) from the Hongqiling No.7 instrusion (b, from core to rim compositional profiles of two grains) Symbols in Fig. 7a as those in Fig. 4 |
随着岩浆的演化从早到晚，两岩体中斜长石(HK7-14)从中心到边缘SiO2、Al2O3、Na2O和CaO含量变化趋于一致(图 7b)；但SiO2与Al2O3、Na2O、CaO和An值的变化与岩石基性程度不完全协调(表 3)，SiO2与CaO、Al2O3和An呈良好的负相关性(图 8a-c)，而与Na2O呈良好的正相关性(图 8d)，表明斜长石遵从岩浆结晶分异的演化规律，并且岩浆分异更完全，演化程度较高。
4.4 角闪石
角闪石存在于所有岩石类型中，其含量相差不大。角闪石的电子探针分析结果列于表 4。
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表 4 角闪石电子探针分析结果(wt%) Table 4 Microprobe analyse (wt%) of hornblende from the ore-bearing ultramsfic rocks in the Hongqiling Nos. 1 and 7 intrusions |
根据最新的角闪石命名法(Leake et al., 1997, 2004)，两岩体中绝大多数角闪石属Ca角闪石组[B(Mg, Fe2+, Mn2+, Li)≤0.50，B(Ca, Na)≥1.00和BNa＜0.50，图 9]。其中1号岩体中钙角闪石主要为镁绿钙闪石和韭闪石，个别为镁钙闪石(HQL02-6)和钛闪石，还有小韭闪石[Parvo-pargasite，属Na-Ca-Mg-Fe-Mn-Li角闪石组，0.5＜B(Mg, Fe2+, Mn2+, Li)＜1.50，0.50≤B(Ca, Na)≤1.50]；而7号岩体中钙角闪石主要为镁角闪石和钛闪石，个别为韭闪石、浅闪石和阳起石，还有直闪石[Anthophyllite，属Mg-Fe-Mn-Li角闪石组，B(Mg, Fe2+, Mn2+, Li)≥1.50]和大直闪石(Magno-anthophyllite，属Na-Ca-Mg-Fe-Mn-Li角闪石组)，并且同一样品(如HK7-14和HK7-18)中可同时包含直闪石或大直闪石、镁角闪石、阳起石、浅闪石或韭闪石等几种角闪石，表明两岩体中既有原生角闪石也有次生角闪石，同时暗示原生岩浆含水或后期有流体参与。
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图 9 钙角闪石组的分类图解(据Leake et al., 1997) 图例同图 5 Fig. 9 Classification of calcic-amphiboles (after Leake et al., 1997) Symbols in Fig. 9 as those in Fig. 5 |
黑云母在含矿超镁铁质岩中普遍存在，但含量较少。黑云母的电子探针分析结果列于表 5。
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表 5 黑云母电子探针分析结果(wt%) Table 5 Microprobe analyse (wt%) of biotite from the ore-bearing ultramsfic rocks in the Hongqiling Nos. 1 and 7 intrusions |
1号和7号岩体中黑云母的M′参数分别为71~86(平均80)和70~81(平均77)，镁铁比值MF为1.66，均属金云母(M′＞65；MF=2.0~1.5)(谢应雯等，2002)。在黑云母成分分类图解(图 10)中，所测黑云母均为金云母，并且具有含镁系数(Mg’=0.83>0.65)和含铁系数(Fe’=0.168＜0.40)高的特征，属于富碱富镁高硅贫铁云母，其Fe2+/(Fe2++Mg)比值为0.07~0.24，表明黑云母未遭受后期流体改造(Mahmood, 1983)。
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图 10 黑云母的成分分类图解 (a)-Mg-AlⅥ+Fe3++Ti-Fe2++Mn2+(据Foster, 1960)；(b)-AlVI-Fe2+/(Fe2++Mg) (据Elliott, 2001)；(c)-Al IV-Fe2+/(Fe2++Mg)(据鲍佩声等，2009).图例同图 4 Fig. 10 Biotite classification in the binary diagrams (a)-Mg vs. (AlⅥ+Fe3++Ti) vs. (Fe2++Mn2+)(after Foster, 1960); (b)-AlVI vs. Fe2+/(Fe2++Mg) (after Elliott, 2001); (c)-Al IV vs. Fe2+/(Fe2++Mg) (after Bao et al., 2009). Symbols in Fig. 10 as those in Fig. 4 |
黑云母成分中MgO与FeO呈良好的负相性(图 11a)。AlⅥ集中分布于0.10~0.25之间(富镁黑云母集中在AlⅥ＜0.13，镁黑云母AlⅥ＝0.1~0.4，富铁黑云母AlⅥ>0.4，谢应雯等，2002)。在黑云母八面体层中，Ti和AlⅥ、Mg均具有负相关关系(图 11b, c)，而与Fe具正相关关系(图 11d)，表明这些岩石可能属于同源岩浆演化的产物，同时也表明两岩体具有相似的成岩环境和物理化学条件。
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图 11 黑云母的化学成分协变图 图例同图 4 Fig. 11 Chemical variations of biotites Symbols in Fig. 11 as those in Fig. 4 |
综上所述，红旗岭两岩体中含矿超镁铁质岩的主要造岩矿物为橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、角闪石、斜长石和黑云母，表现为钙碱性系列岩石组合类型。主要造岩矿物含量和化学成分在不同的岩性中具有一定的变化规律，特别是它们的成分均显示出富镁的特点。例如，橄榄石均为贵橄榄石，斜方辉石均为古铜辉石，单斜辉石主要为顽透辉石、透辉石、易变辉石和普通辉石，角闪石以钙角闪石为主，并且以镁绿钙闪石、韭闪石和镁角闪石居多，黑云母均为金云母。
5 讨论 5.1 造岩矿物结晶条件估算橄榄石的结晶温度 两岩体中橄榄石的Fo值为82.64~87.02，采用夏林圻(1981) 的橄榄石地质温度计：T(K)=(2.262-lnK1/K2) ×105/99.632，其中K1=XFo/XFa，K2=XMg/XFe。XFo和XFa分别为镁橄榄石和铁橄榄石在橄榄石中的克分子分数；XMg和XFe分别为元素镁、铁在熔浆中的原子分数，误差2σ＜50K，估算出它们的形成温度为1343~1379℃。两岩体中橄榄石的CaO含量极低(0~0.10 %)，表明它们的结晶压力极高(Simkin and Smith, 1970)。
辉石的结晶温度 两岩体中单斜辉石均落于平衡常数为0.4线上方(图 12a)，表明辉石与熔体明显不平衡，因而不能利用辉石-熔体平衡来估算岩浆形成的温度和压力条件。利用辉石成分等温线图解(图 12b)估计，斜方辉石的形成温度均为1200~1250℃，而单斜辉石的形成温度变化范围较大，其中1号岩体为900~1120℃，7号岩体为950~1280℃，表明斜方辉石结晶略早于单斜辉石，并且7号岩体的形成温度略高于1号岩体。单斜辉石的AlⅣ/(AlⅣ+AlⅥ)为0.258~0.721，其中多数样品小于0.6，表明它们主要形成于高压环境(Bagiński et al., 2009)。
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图 12 单斜辉石-全岩熔浆平衡判别图解(a，底图据Kinzler, 1997)和辉石成分等温线图解(b，底图据Lindsley, 1983) 单斜辉石与熔体间的Fe-Mg分配系数或平衡常数KDCpx=(FeO/MgO)Cpx/(FeO/MgO)liq=0.36±0.04(据Kinzler, 1997). 图例同图 4 Fig. 12 Diagrams of equipment discrimination between Cpx and whole rock (a, after Kinzler, 1997) and the Wo-En-Fs plot for pyroxene showing the equilibrium temperature (b, after Lindsley, 1983) Fe-Mg between Cpx and liquid are 0.36±0.04 (after Kinzler, 1997). Symbols in Fig. 12 as those in Fig. 4 |
长石的结晶温度 在长石成分等温线图解(图 13)中，两岩体中长石均投影到斜长石区，温度约为900℃。
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图 13 长石的成分等温线图解(底图据Fuhrman and Lindsley, 1988) 图例同图 4 Fig. 13 Feldspar ternary diagram of temperature contours at 500MPa (after Fuhrman and Lindsley, 1988). Symbols in Fig. 13 as those in Fig. 4 |
角闪石的结晶压力和温度 根据钙角闪石全铝压力计：PHZ86=(-3.92+5.03AlTot)(Hammarstrom and Zen, 1986)、PH87=(5.64AlTot-4.76) (Hollister et al., 1987)、PJR89=(4.28AlTot-3.54) (Johnson and Rutherford, 1989)、PBH90=(5.03AlTot-3.53)(Blundy and Holland, 1990)和PS92=(4.76AlTot-3.01) kbar(Schmidt, 1992)，其中AlTot是钙角闪石结构式中Al原子总数(表 4)，分别估算其结晶压力。除PJR89估算压力偏低外，其余4个结果相近，特别是PBH90和PS92的结果在误差范围内一致，但PBH90仅适用于角闪石结晶温度在700℃的压力估算。因此，本文拟采用PS92估算钙角闪石的结晶压力，其中1号岩体为7.59~9.48kbar，平均为8.30kbar；而7号岩体为6.39~8.62kbar(除镁角闪石和阳起石外)，平均为7.95kbar。根据Blundy and Holland(1990) 提出钙角闪石-斜长石平衡共生温度计：T=(0.677P-48.98+Y)/(-0.0429-0.008314lnK)，其中K=XAbPlag(Si-4)/(8-Si)，Si为钙角闪石分子式中Si原子数，P为kbar，T为K。钙角闪石中Si＜7.8，Al在T1位，Na在A位(表 4)，斜长石Ca＜An92(表 3)，并且XAb＞0.5时，Y=0，估算出1号和7号岩体中角闪石结晶温度分别为810~843℃和816~831℃。此外，钙角闪石中AlⅣ和Ti含量随着岩浆生成温度和压力的增高而相应增加(图 14a，Ernst and Liu, 1998)，所计算的温度恰好处于图中所示温度范围内；反之，随着岩浆温度和压力的降低，其中Si含量也有规律地降低，特别是T位上的Si与AlⅣ呈良好的负相关性(图 14b)，表明从韭闪石→钛闪石→镁钙闪石→镁绿钙闪石→浅闪石→镁角闪石→阳起石，前五者形成温度较高，形成较早；而后两者形成温度较低，形成较晚。
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图 14 钙角闪石的AlⅣ-Ti与结晶温度相关图(a，底图据Ernst and Liu, 1998)和Si-AlⅣ相关图(b，底据姜常义和安三元，1984) Fig. 14 AlⅣ vs. Ti (a, after Ernst and Liu, 1998) and Si vs. AlⅣ (b, after Jiang and An, 1984) in calcic amphiboles |
黑云母的结晶温度 采用黑云母成分温度图解(图 15a)获得结晶温度变化于480~750℃之间。黑云母的化学成分表明其没有发生后期交代蚀变作用，同时镜下也没观察到角闪石包裹黑云母的现象。说明黑云母结晶温度低于角闪石结晶温度，推测其开始结晶时间晚于角闪石结晶结束时间。
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图 15 黑云母的Ti-Mg/(Mg+Fe) 温度图解(a，底图据Henry et al., 2005)、Fe3+-Fe2+-Mg 图解(b，底图据Wones and Eugster, 1965)和Si/Al-(Fe2++Mg)/Al图解(c，底图转谢应雯和张玉泉，1995) ---代表间隔50℃；MH-磁铁矿-赤铁矿氧缓冲线；NNO-Ni-NiO氧缓冲线；FMQ-铁橄榄石-磁铁矿-石英氧缓冲线；Ⅰ~Ⅱ低碱度区；Ⅲ正常碱度区；Ⅳ~Ⅴ高碱度区.图例图同4 Fig. 15 Temperature isotherms (℃) calculated from the surface-fit equation on a Ti vs. Mg/(Mg+Fe) (a, after Henry et al., 2005), Fe3+-Fe2+-Mg (b, after Wones and Eugster, 1965) and Si/Al-(Fe2++Mg)/Al (c, from Xie and Zhang, 1995) plots of biotites The dashed curves represent the intermediate 50℃ interval isotherms. MH-Hematite-Magnetite buffer; NNO-Ni-NiO buffer; FMQ-Quartz-Fayalite-Magnetite buffer;Ⅰ~Ⅱlow alkalinity areas; Ⅲ normal alkalinity areas; Ⅳ~Ⅴ high alkalinity areas. Symbols in Fig. 15 as those in Fig. 4 |
黑云母的氧逸度-碱度条件 黑云母含有较高的TiO2，表明在高温、高氧逸度条件下形成(cf. Wones and Eugster, 1965)。在Fe3+-Fe2+-Mg 图解(图 15b)中，黑云母样品投影于赤铁矿-磁铁矿(MH)与Ni-NiO(NNO)出溶线之间，表明形成于高氧逸度(fO2)环境。在Si/Al-(Fe2++Mg)/Al图解(图 15c)中，黑云母样品均投影于Ⅲ~Ⅳ正常碱度至高碱度区，表明两岩体的岩浆演化到后期碱度增加。
综上所述，根据两岩体中造岩矿物的结晶温度和压力条件估算，判断其结晶顺序为：橄榄石→斜方辉石→单斜辉石→斜长石→角闪石→黑云母，与镜下实际观察一致，是岩浆在不同深度结晶的产物，其中橄榄石和辉石为岩浆中最早晶出的造岩矿物，是示踪原生岩浆的最佳造岩矿物。
5.2 岩浆起源岩浆来源 两岩体中除7号岩体中钙角闪石中镁角闪石和阳起石的Al2O3＜10%和Si/(Si+Ti+Al)＞0.775属于壳源角闪石外，其余钙角闪石的Al2O3＞10%和Si/(Si+Ti+Al)＜0.775，均属幔源角闪石(姜常义和安三元，1984)，其中钛闪石、韭闪石、镁钙闪石、镁绿钙闪石和浅闪石均位于幔源区(图 16a-d)，而后期蚀变而成的镁角闪石和阳起石则均位于壳源区，表明原始岩浆来自于上地幔。
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图 16 钙角闪石的化学成分与岩浆来源关系图 (a)-Ti-Al原子数相关图(底图据Best, 1974);(b)-TiO2-Al2O3含量相关图;(c)-Al-Si原子数相关图(底图据姜常义和安三元，1984);(d)AlⅣ-(Na+K) 原子数相关图(底图据Kay et al., 1983修改). M-幔源区；C-壳源区;图例同图 13 Fig. 16 The plot of chemical composition of calc-amphibole in relation with the source of magmatic material (a)-Ti-Al atoms diagram (after Best, 1974); (b)-TiO2-Al2O3 diagram; (c)-Al-Si atoms diagram (after Jiang and An, 1984); (d)-AlⅣ-(Na+K) atoms diagram (modified after Kay et al., 1983) of calc-amphibole. M-Mantle; C-Crustal. Symbols in Fig. 16 as those in Fig. 13 |
岩浆属性 两岩体中斜方辉石和单斜辉石同时出现，并且钛含量较低(TiO2含量为0.04%~0.92%，均小于1 %)，指示其主岩的碱度较低，表明岩浆具有非碱性的特点。斜方辉石的大量出现指示SiO2过饱和，说明为拉斑系列。不过，ZK102-03和ZK102-13中有2个辉石测点的TiO2含量较高，介于1.01%~1.23%之间，为含钛辉石，属碱性系列(邱家骧和曾广策，1987)。斜长石中含有少量Or标准分子(Or＜1%)的出现，也同样指示岩浆略具偏碱性的特点(张招崇等，2005)。在Al2O3-Na2O-TiO2(图 17a)和SiO2-Na2O-TiO2(图 17b)图解中，两岩体中所有Cpx投影在拉斑系列岩区；同样，在AlⅣ-Si关系图(图 17c)中，几乎所有Cpx样品都位于拉斑玄武岩区，表明其母岩浆可能属于拉斑玄武质岩浆。然而，在(Ca+Na+K)-Mg-(Fe2++Fe3++Mn)(图 17d)、Al2O3-SiO2(图 17e)和Al2O3-TiO2(图 17f)图解中，7号岩体中所有Cpx样品均位于亚碱性岩区，而1号岩体中有部分样品却位于碱性-过碱性岩区，表明单斜辉石的寄主岩石主要为亚碱性至碱性系列，并且1号岩体比7号岩体的碱性略强。因此，推测它们的母岩浆并非属于典型的拉斑玄武质岩浆。
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图 17 单斜辉石与岩石系列的关系图 (a)-Al2O3-Na2O-TiO2；(b)-SiO2-Na2O-TiO2(底图据邱家骧和廖群安，1996)；(c)-AlⅣ-Si(底图据Kushiro, 1960)；(d)-(Ca+Na+K)-Mg-(Fe2++Fe3++Mn)(底图据Le Bas, 1962)；(e)-SiO2-Al2O3;(f)-Al2O3-TiO2(底图据邱家骧和廖群安，1996).CT-亚碱性系列(包括钙碱性和拉斑玄武岩系列)；T-拉斑玄武岩系列； A-碱性系列(含标准副长石)；P-过碱性系列(含实际副长石) Fig. 17 The diagrams of clinopyroxene and rock series (a)-Al2O3-Na2O-TiO2; (b)-SiO2-Na2O-TiO2 (after Qiu and Liao, 1996); (c)-AlⅣ-Si (after Kushiro, 1960); (d)-(Ca+Na+K)-Mg-(Fe2++Fe3++Mn) (after Le Bas, 1962); (e)-SiO2-Al2O3; (f)-Al2O3-TiO2 (after Qiu and Liao, 1996). CT-subalkalic (including calc-alkalic and tholeiitic); T-tholeiitic; A-alkali (standard foid-bearing); P-peralkalic (practical foid-bearing) |
原生岩浆的成分估算 利用橄榄石-熔体平衡原理可以估算进入岩浆房中熔体的MgO含量，即KD=(FeO/MgO)Ol/ (FeO/MgO)Liq=0.3±0.03(Roeder and Emslie, 1970)。以1号岩体中辉石橄榄岩(HK1-12，FeOT=10.01%，MgO=28.32%；修正后FeOT =11.26%，MgO=31.86%)和7号岩体中角闪橄榄二辉岩(HK7-18，FeOT =10.83%，MgO=26.88%；修正后FeOT=12.15%，MgO=30.15%)中橄榄石MgO含量最大的Fo值分别为87.02和86.38，推算与其共存熔体的MgO/FeOT分别为1.24和1.17(按重量百分比计算，FeOT为全铁，KD=0.33，Bickle, 1982)。1号和7号岩体中所有样品的MgO/FeOT分别大于1.24和1.17，表明各岩石的成分均不能代表共存的熔体成分，进入高位岩浆房的母岩浆中有过剩的橄榄石加入，且母岩浆是经过深部橄榄石结晶的演化岩浆。在MgO-Fo-FeO图解(图 18a)中，HK1-12和HK7-18样品均位于代表原生岩浆成分曲线的下方，也同样说明岩浆中有过剩的橄榄石加入。假设与这两个样品中橄榄石平衡熔体即岩石的FeOT含量分别为11.26%和12.15%，由此计算出原生岩浆的MgO含量分别为13.96%和14.22%，表明估算的母岩浆的MgO含量远远低于该样品(主岩)的MgO含量(分别为31.86%和30.15%)，说明约有68.14％和69.95%的橄榄石分别加入到1号和7号岩体的原生岩浆中。相应地，两岩体的原生岩浆中NiO含量介于0.04%~0.06%之间(图 18b)。因此，根据Le Bas(2000) 对高镁火成岩的分类，1号和7号岩体的母岩浆是MgO含量分别应为13.98%和14.22%、NiO含量介于0.04%~0.06%之间的高镁苦橄质玄武岩浆。
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图 18 MgO-Fo-FeO图解(假定分配系数为0.33) (a, 底图据张招崇和王福生，2003)和在分离结晶期间与地幔橄榄石平衡的岩浆的成分示意图(b, 底图据Sato, 1977) 曲线上数字代表FeO含量，△和◇分别代表 1号和7号岩体的母岩浆的FeO含量；▲和◆分别代表 1号和7号岩体中橄榄石投影点 Fig. 18 MgO-Fo-FeO diagram (partition coefficient is assumed to be 0. 33) (a, based on Zhang and Wang, 2003) and composition of magmas in equilibrium with mantle olivine, during fractional crystallization (line with dots, the attached number represents degree of fractional crystallization), and composition of ocean-floor basalts and Hawaiian tholeiite (b, after Sato, 1977) Numeral on the curve is FeO content of magma; ▲and ◆ are Fo content of olivines in Nos. 1and 7 intrusions, respectively |
结晶(晶体)分离作用 从野外特点看，两岩体的岩相分带明显，分异程度较高，自下而上或从中心到边部岩石的基性程度逐渐降低，其中1号岩体为橄榄岩相或辉橄岩相、辉石岩相和辉长岩相，7号岩体为橄榄岩相、辉石岩相和苏长岩相，并且各岩相间呈渐变过渡关系，说明这些岩石在形成过程中经历了不同的晶体堆积作用，应是就地或原地分离结晶的产物。野外岩石是连续变化的，并且斑杂构造少见，说明研究区镁铁质-超镁铁质岩的岩浆成分基本上是连续变化的。推测目前出露的岩体系原生岩浆在深部发生了橄榄石和少量辉石结晶分异作用后，其橄榄石和辉石的堆积体与残余岩浆演化的混合体。岩相学观察发现，两岩体中含矿岩相分别为辉石橄榄岩和斜方辉石岩，其中橄榄石是堆晶矿物，大致呈定向排列，残留在橄榄石晶体之间的岩浆结晶形成单斜辉石，单斜辉石充填在橄榄石矿物之间空隙，这是典型的堆晶结构或填隙结构，并且橄榄石或角闪石包含橄榄石的包橄结构普遍发育。矿物成分的连续性也表明岩浆的分离结晶作用以及矿物的结晶顺序为橄榄石→斜方辉石→单斜辉石→斜长石→角闪石→黑云母。早晶出的橄榄石、辉石等矿物按密度大小堆积于岩浆房底部，并被堆积的晶体所捕获的间隙流体“胶结”起来，这样就形成了红旗岭杂岩体中的堆晶岩，并且这些堆晶岩还具有良好的分带性，下部为超镁铁质岩，上部为镁铁质岩。这既与橄榄石-单斜辉石-斜长石(Fo-Di-An)相图彼此对应，又与野外实际观察结果即由纯橄岩→辉橄岩或橄辉岩→辉石岩或二辉岩→苏长辉长岩或苏长岩构成层状侵入体基本一致。苏长辉长岩和苏长岩分别构成了两岩体的外壳，根据岩浆动力学原理，显然是岩浆房边部快速冷凝的结果。因此，可以认为橄榄岩、辉石岩和辉长岩或苏长岩是同一母岩浆演化和结晶分离的产物(张招崇等，2005)。两岩体中辉石的Mg#值变化较大，斜方辉石为76.63~89.65，单斜辉石为79.57~88.56，表明它们发生过较强的岩浆分异作用。由此推测其深部可能还存在一个岩浆房，说明研究区可能存在深部和浅部(高位)两个岩浆房，而现在岩体的位置即是高位岩浆房。计算结果显示1号岩体的角闪石结晶压力(8.30kbar)略大于7号岩体(7.95kbar)，按1 kbar≈3.3km推算，两岩体深部岩浆房深度大致相当于26~27km，即结晶于下地壳中。两岩体中橄榄石的结晶温度为1343~1379℃，辉石的形成温度最高为1280℃，表明深部岩浆房内岩浆的温度应在1280~1379℃之间。但如此高的结晶温度，或许有地幔柱存在，或许绝热底劈上升所致，毕竟橄榄石比辉石先结晶，因此温度必须高。
岩浆混合作用 两岩体中辉石橄榄岩和斜方辉石岩均为堆晶岩，其中堆积矿物以Ol为主，还有Opx和Cpx；填隙矿物包括Cpx、Opx、Pl、铬尖晶石(Sp)和硫化物等，并且它们均含有海绵陨铁状矿石，其硫化物质量分数8%~30%，为一种特殊的补堆积岩(adcumulate)。金属硫化物的结晶时间稍晚于Ol、Opx和Cpx等堆积矿物，后堆积矿物有Opx、Cpx、Sp和硫化物等，均属于Ol-Sp 异补堆积岩(heteradcumulate)。补堆积岩特别是异补堆积岩的出现，表明后堆积矿物并非原来残余岩浆结晶产物，而是外来岩浆结晶的结果。这种外来岩浆包括上覆岩浆的扩散和后续岩浆的补给，都发生在原先侵入岩浆固结之前又补充了新岩浆，引起两者混合所致(杨言辰等，2005)。岩相学研究结果表明，两岩体中典型的富镁矿物-斜方辉石的大量出现，特别是7号岩体含矿岩相本身就是斜方辉石岩，表明岩浆极度富镁。然而，地壳的混染只能导致岩浆中贫镁，因此，岩浆中镁的增高，只能说明有新岩浆的补充。例如，7号岩体中同一含矿岩相中存在两个系列的单斜辉石，既有含Ca2Si2O6(Wo) 40%~45%的普通辉石-顽透辉石系列的辉石，又有含Ca2Si2O6 (Wo)15%~30%易变辉石-普通辉石系列的辉石，二者在成分上具有不连续性，并且各有不同的结晶温度，推测可能是两次岩浆混合的产物(傅德彬，1991)。
围岩混染作用 前面已提及，斜方辉石的出现指示SiO2过饱和，可能是地壳物质混染所致，橄榄石有斜方辉石的反应边是最好的证据。此外，两岩体中绝大多数单斜辉石的CaO含量较正常结晶分异阶段的高(表 2)，为富钙单斜辉石，具有富Mg、Fe的特征；而斜长石的CaO含量较正常结晶分异阶段的低(表 3)，其An的大小与岩石基性程度之间也不协调，推测可能由于围岩(呼兰群片麻岩)混染所致。两岩体中不同岩相的同种造岩矿物如单斜辉石、角闪石和斜长石等，化学成分有的差异很小，有的差异却较大(表 2、表 3、表 4)，说明两岩体之间如果不是原始岩浆物质来源存在差别，就一定是后期经历了不同程度的壳源物质的混染作用。但考虑到两岩体具有普遍而强烈的次闪石化、钠长石化、阳起石化和滑石化等蚀变特征，不过这类岩石中Si、Al、Ti、Fe和Mg等元素在化学蚀变作用中相对稳定，不会发生明显的再分配，因此后期蚀变作用的影响并不大。
岩浆演化趋势 两岩体中Cpx投影点与石英拉斑玄武岩系列中的Wo、En和Fs的演化趋势相近，即Wo低，向贫Wo富Fs方向演化(图 19a)；同样，图 19b显示出三个不同岩石系列单斜辉石从早期到晚期的化学成分演化趋势，而是向富CaSiO3和MgSiO3、贫FeSiO3方向演化。表明辉石经历了普通辉石或易变辉石-顽透辉石或透辉石的演化系列，辉石向富钙镁-贫铁的方向演化。两岩体中单斜辉石结晶早于斜长石，并且有典型的角闪石和黑云母的普遍出现，表明岩浆演化到这两个阶段均为相对富水和挥发份的状态(Gaetani et al., 1993)。角闪石的出现说明研究区地幔在部分熔融之前或同时发生了含水挥发分流体的交代作用。而黑云母属于富碱富镁高硅贫铁类型，表明它们的母岩浆成分在岩浆演化过程中含水量、碱度、氧逸度和硫逸度升高，并由相对富镁富钙向富铁富碱方向演化(谢应雯等，2002)。因此，根据两岩体中橄榄石、辉石、斜长石的成分变化特征以及幔源型角闪石和黑云母的同时出现，再结合岩浆演化过程中的含水特征，认为橄榄石的结晶主要受岩浆成分控制，并且在富Mg的Si不饱和岩浆中易于结晶；而斜方辉石、单斜辉石、斜长石、角闪石和黑云母的结晶顺序通常严格受物理化学条件控制。
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图 19 单斜辉石的Wo-En-Fs(a，底图据邱家骧和廖群安，1996)和化学演化曲线(b，底图据Foder et al., 1975) 图a中：A-石英拉斑玄武岩系列；B-橄榄拉斑玄武岩系列；C-碱性玄武岩系列；D-白榴玄武岩系列；图例同图 5；图b中：a-含霞石碱性岩系列；b-碱性岩系列；c-钙碱性岩系列；■普通辉石；□透辉石；●顽透辉石；○易变辉石 Fig. 19 Plots of Wo-En-Fs (a, after Qiu and Liao, 1996) and chemical evolution curve (b, after Foder et al., 1975) diagrams of clinopyroxene In Fig. 19a: A-quartz tholeiitic basalt; B-olvine tholeiitic basalt; C-alkali basalt; D-leucite basalt; Symbols as those in Fig. 5. In Fig. 19b: a-nepheline-bearing alkali; b-alkali; c-calc-alkalic; ■Augite；□diopside；●Enstatite diopside；○Pigeonite |
岩浆型Ni-Cu-(PGE)硫化物矿床形成的关键在于岩浆中S达到饱和与亲铜元素结合形成硫化物，进而硫化物熔体从硅酸盐岩浆中熔离出来，在一定的空间内与足够的硅酸盐岩浆混合使亲铜元素品位提高，并保存于合适的空间形成了硫化物矿床(Naldrett, 1999; 2004)。那么，是什么因素促使S达到饱和而熔离形成矿床？Naldrett(1999) 认为独特的岩浆演化可促使岩浆中S达到饱和导致硫化物熔离。下面从野外特征和矿物学特征来说明引起硫饱和机制的四个方面：一是岩浆过冷却作用，二是岩浆结晶分异作用，三是岩浆混合作用，四是围岩的混染作用。
岩浆过冷却作用 野外观察发现，1号矿床中存在围岩捕虏体矿体，这是由于岩体形成时，岩浆熔化围岩，并捕获未熔化的围岩残留体以及温度骤降和硅铝质成分的加入导致硫化物过饱和而发生矿化所致。而7号矿床中存在纯硫化物矿脉在部分地段直接与角闪黝帘片麻岩接触，二者接触界面平滑，总体上与围岩呈“冷接触”，显然，其结晶温度应稍低于主含矿岩体(郗爱华等，2004)。因此，这两类矿体的出现表明两矿床中可能或多或少存在岩浆过冷却作用机制。
岩浆结晶分异作用 从矿物学角度看，两岩体中橄榄石通常呈浑圆状，应该是早晶出的橄榄石与残余岩浆反应所致，并且橄榄石的NiO含量为0~0.35%(平均0.19%)，明显低于0.4%(地幔岩平衡的原生玄武质岩浆结晶的橄榄石NiO含量为0.4%，Sato, 1977)，说明它们的母岩浆是经过结晶分异作用导致NiO含量明显亏损的派生岩浆。两岩体中橄榄石的Fo值为83~87(非含矿岩相中橄榄石的Fo值为61~73，Fo含矿岩相>Fo非含矿岩相可作为成矿预测的矿物学指标之一，傅德彬，1991)，表明确为含矿岩相；Fo值与其寄主岩石的Mg#值之间存在正相关性(图 20a)，证实它们为岩浆结晶分异的产物(Roeder and Emslie, 1970；张招崇和王福生，2003)。在NiO-Mg/(Mg+Fe2+)图(图 20b)中，1号岩体中一部分橄榄石样品投影在分离结晶范围内，表明以结晶分离作用为主；而另一部分投影点以及7号岩体的所有样品点则均落在分离结晶和平衡结晶区域之外，推测可能为母岩浆侵位过程中有过剩橄榄石加入所致。NiO-Fo图(图 20c)显示，所有橄榄石样品点沿橄榄石结晶趋势演化；并且在Ni-Fo图(图 20d)中，它们均沿分布在橄榄石分离结晶左侧附近，一部分投影点落在Simkin and Smith(1970) 范围内，另一部分点落在该范围之外，表明前者为原生岩浆且没有硫化物的移除，后者原生岩浆发生过硫化物熔离，导致Ni强烈亏损。Ni的亏损说明此前发生过硫化物的熔离作用，因为镍在硫化物的分配系数比在橄榄石中高得多。
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图 20 橄榄石的成分特征 (a)-橄榄石Fo 值与寄主岩Mg#值相关图；(b)-NiO-Mg/(Mg+Fe2+)相关图(据Sato, 1977)；(c)-NiO-Fo相关图；(d)-Ni-Fo相关图(据Simkin and Smith, 1970; Li et al., 2007).┅模拟分离曲线，原生岩浆，没有硫化物的移除；…模拟分离曲线，没有硫化物的移除，硫化物:橄榄石=1:133；‐·‐模拟分离曲线，亏损岩浆，没有硫化物的移除. 图例同图 4 Fig. 20 Composition characteristics of olivine (a)-Fo in olivine vs. Mg-ratio in hostrock; (b)-NiO vs. Mg/(Mg+Fe2+) (after Sato, 1977); (c)-NiO vs. Fo; (d)-Plot of nickel (Ni) content of olivine versus forsterite (Fo) content for rocks related to the initial introduction and the later introduction(s) of magma (after Simkin and Smith, 1970; Li et al., 2007). ┅Model fractionation curve, original magma, no suifide removel; …Model fractionation curve, no suifide removel, 1 suifide to 133 olivine; ‐·‐Model fractionation curve, depleted magma, no suifide removel. Symbols in Fig. 20 as those in Fig. 4 |
岩浆混合作用 大量同源岩浆参与成矿作用，不混溶的硫化物熔体与后续补充的岩浆持续反应(Naldrett, 2004)，是岩浆铜镍硫化物矿床形成的关键因素之一。前已述及，两岩体中确实存在后续岩浆，而且后续岩浆的补给和混合作用不仅补充了新的成矿组分，岩浆的混合将改变物理化学条件，加速岩浆熔离，有利于成矿组分在特定部位富集(杨言辰等，2005)。
围岩的混染作用 两岩体中富Si和Mg的斜方辉石大量出现，表明地壳物质的混染提高了岩浆中Si的含量，这是由于其围岩贫硫但富硅，加之岩浆本身S含量较高，从而引发不混溶作用，形成富硫化物的矿浆(张招崇等，2003)。
综上所述，红旗岭1和7号岩体因分异程度较高，特别是存在橄榄辉石岩相和斜方辉石岩相，它们的母岩浆过冷却、岩浆结晶分异、岩浆混合以及围岩混染作用较强，都对岩浆硫饱和有较大贡献，使金属硫化物熔离并晶出，导致岩体发生铜镍矿化作用。
6 结论通过对红旗岭1号和7号岩体含矿超镁铁岩的主要造岩矿物进行系统了研究，得出如下结论：
(1) 两岩体含矿超镁铁质岩的主要造岩矿物组合为贵橄榄石、古铜辉石、单斜辉石、斜长石、角闪石和金云母。岩浆的暗色矿物结晶顺序为：橄榄石→斜方辉石→单斜辉石→角闪石→黑云母，与镜下实际观察一致，是岩浆在不同深度结晶的产物。
(2) 原始岩浆来自上地幔，两岩体进入高位岩浆房中的熔体的MgO含量分别13.98%和14.22%、Mg#值分别为72.22和71.05，为含水的高镁的苦橄质玄武岩浆。
(3) 深部岩浆房深度距地表约26~27km，岩浆房内的结晶温度介于1280~1379℃之间，即结晶于下地壳中。岩浆由深部上升到高位(浅部)岩浆房中的过程是近绝热的，也是快速完成的。
(4) 岩浆可能经历了两次岩浆房的演化过程，岩浆在上升到高位岩浆房之前，在深部曾经历了较短时间的橄榄石和少量辉石的分离结晶作用；但在高位岩浆房中混染了地壳物质，与此同时，还经历了同源岩浆混合作用以及岩浆过冷却作用，这些都有利于岩浆体系中成矿元素含量增高以及硫达到饱和状态，使金属硫化物熔离并晶出，从而使岩体发生铜镍矿化作用。
致谢 论文撰写以及野外考察得到张招崇教授的悉心指导；野外工作得到吉林镍业公司领导及地质科顾天喜工程师的帮助；电子探针测试得到中国地质科学院矿产资源研究所电子探针室陈振宇研究员、陈小丹、王枫研究生以及长安大学电子探针室刘民武教授、于萍研究生的帮助；论文撰写还得到了柴凤梅教授、刘珺副教授以及张东阳和杨小男博士的帮助；在此一并表示衷心感谢！| [] | Bagiński B, Dzieranowski P, Macdonald R, Upton BGJ. 2009. Complex relationships among coexisting pyroxenes: The Palaeogene Eskdalemuir dyke, Scotland. Mineralogical Magazine, 73(6): 929–942. DOI:10.1180/minmag.2009.073.6.929 |
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