2012, Vol. 28
2. 西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室, 西安 710054
2. Key Laboratory of Western China's Mineral Resources and Geological Engineering, Ministry of Education, Xi'an 710054, China
东天山地区产出了十多个大中型铜镍硫化物岩浆矿床(大型3个：黄山、黄山东、图拉尔根)，已经成为我国第二大铜镍硫化物矿床成矿带，目前发现的铜镍资源储量大于1×106t，仅次于金川铜镍硫化物矿床。图拉尔根铜镍硫化物矿床是近年东天山地区找矿中的重大发现(三金柱等，2003)，位于东天山铜镍成矿带的东北部。目前的研究显示：图拉尔根矿床的成岩年龄为300.5±3.2Ma (三金柱等，2010)，是觉罗塔格构造带中发现的年龄最老的铜镍矿床。铂族元素研究认为矿床经历了较低的地幔部分熔融，大部分PGE仍然保存在原始地幔中(孙赫等，2008)。硫化物珠滴研究证明珠滴拉伸方向为岩浆运移方向(刘平平等，2010)。然而，前人发表成果中，对图拉尔根矿床的岩浆源区特征、岩浆演化过程及成矿过程的探讨还比较薄弱。本文通过矿床坑道中典型穿脉的岩相学、元素地球化学、铂族元素地球化学、同位素地球化学，详细探讨了图拉尔根矿床的成因及成矿过程。
2 区域地质背景东天山铜镍成矿带是中亚造山带中的重要组成部分，主要包括觉罗塔格构造带和中天山地块，二者以沙泉子断裂为界(图 1a)。觉罗塔格构造带内断裂构造、褶皱十分发育，主要有近东西向的康古尔塔格深大断裂和苦水断裂及其派生的次级断裂(秦克章等，2002)。地层主要为中泥盆统大南湖组(D2d) 片理化的粗砂岩、含砾凝灰砂岩等火山沉积建造；其上为中上石炭统(C2-3) 细碧角斑质海相火山碎屑岩建造，遭受了强烈的韧性剪切作用，挤压片理化发育。中天山地块主要为前寒武纪变质结晶基底，包括元古界卡瓦布拉克群(Ptk) 的一套绢云母石英片岩、绿泥石英片岩、石英岩、大理岩；以及元古界星星峡群(Ptx) 的一套(绢、黑) 云母斜长石英片岩、斜长角闪片岩、麻粒岩(李金祥等，2007)。
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图 1 东天山地区地质简图(a, 据秦克章等，2007修编) 及图拉尔根矿区地质图(b, 据三金柱等，2010修编) 岩体年龄来源：图拉尔根，据三金柱等，2010；葫芦，据孙涛等，2010；黄山东，据韩宝福等，2004；天宇，据唐冬梅等，2009；白石泉，据毛启贵等，2006；香山，据Qin et al., 2003; 黄山，据Zhou et al., 2004 Fig. 1 Regional map of eastern Tianshan metallogenic belt (a, revised after Qin et al., 2002) and geologic map of Tulargen Cu-Ni deposit (b, revised after San et al., 2010) Zircon dating for intrusions: Tulargen after San et al., 2010; Hulu after Sun et al., 2010; Huangshandong after Han et al., 2004; Tianyu after Tang et al., 2009; Baishiquan after Mao et al., 2006; Xiangshan after Qin et al., 2003; Huangshan after Zhou et al., 2004 |
觉罗塔格构造岩浆带由西到东分布了土墩、二红洼、香山、黄山、黄山东、黄山南、葫芦、马蹄、图拉尔根等10多个镁铁-超镁铁质岩体群，形成了黄山、黄山东、图拉尔根3个大型铜镍硫化物矿床，还有葫芦、香山、土墩等多个中小型矿床(秦克章等，2006)。中天山地块分布有白石泉、天宇两个中型铜镍矿床和尾亚大型钒钛磁铁矿。大量的镁铁-超镁铁质岩体锆石U-Pb定年研究，显示东天山铜镍硫化物矿床的成岩年龄变化范围为268~300Ma。
目前，对东天山铜镍成矿带的地质背景争议主要有三种：第一种认识是亏损型地幔被消减板片不同程度交代的结果, 铜镍矿床由高镁玄武质岩浆演化而成，侵位时代为早二叠世(270~290Ma)(Zhou et al., 2004)。第二种认识是与后碰撞伸展背景下岩石圈地幔拆沉和软流圈地幔上涌、熔融作用有关(韩宝福等，2004)。第三种认识是与塔里木大火成岩省(278.6~284Ma) 有关(Qin et al., 2011)，东天山与北山裂谷中镁铁-超镁铁质岩体形成于地幔柱的内带，以高镁、低钛岩浆为特征，塔里木玄武岩形成于地幔柱的外带，以高钛、低镁为特征。
3 矿床地质图拉尔根铜镍硫化物矿床位于东天山铜镍成矿带的东北部，矿区出露有三个镁铁-超镁铁质岩体，其中Ⅰ号岩体为成矿岩体，锆石SHRIMP年龄为300.5±3.2Ma (三金柱等，2010), 主要由角闪橄榄岩、辉石橄榄岩、橄榄辉石岩、辉石岩、辉长岩组成(牛宏等，2009)。围岩为中上石炭统火山碎屑岩，主要岩性为英安质、安山质含角砾凝灰岩，含角砾晶屑凝灰岩夹细粒凝灰质砂岩薄层，还发育有中酸性脉岩，包括安山玢岩、闪长(玢) 岩、花岗岩、石英脉等。Ⅱ、Ⅲ岩体为辉长岩体，分别位于Ⅰ号岩体北部和西北部，呈脉状，北东东走向，与区域构造走向一致，目前没有矿化显示，岩体位于泥盆-石炭系火山碎屑岩的不整合界线上，二者以黄山-镜尔泉韧性剪切带为界(图 1b)。其中Ⅱ岩体的锆石SHRIMP年龄为357.5±2.5Ma (三金柱等，2010)，与Ⅰ号岩体相差57Ma，不是同期次岩浆活动。将年代学与地质背景结合发现，Ⅱ号岩体形成时代更符合东天山主碰撞期，而Ⅰ号岩体的形成年代与后碰撞伸展期(252~320Ma) 一致(周涛发等，2010)。
图拉尔根矿床Ⅰ号岩体地表出露长740m，宽20~60m，出露面积不足0.005km2，具有全岩矿化，平均品位：Cu：0.4%，Ni：0.6%，资源储量分别为8×104t，12×104t。矿体主要赋存在角闪橄榄岩相中。与其它铜镍矿床不同的是，图拉尔根矿床中富矿主要赋存在超镁铁质杂岩体的上部及顶部，而不是常见的底部或边部(三金柱等，2007)。矿床中I号矿体为主矿体，总体沿倾向表现为品位变富，厚度变大；沿走向则表现为：东浅西深；在矿体厚度上，东薄西厚；在矿体产状上，东缓西陡。矿体形态有透镜状、似层状、脉状，特富矿与块状矿体呈板状多产于岩体中上盘，局部矿体富集于杂岩体向深部变缓部位。矿体形态受岩体形态制约，其产状与围岩基本一致(图 2)。
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图 2 图拉尔根矿床P-17与P-9勘探线剖面图(据新疆有色地质勘查局704队，2008①简化) 1-中上石炭统火山碎屑岩；2-安山玢岩；3-超镁铁质杂岩；4-浸染状矿石；5-稠密浸染状富矿石；6-块状硫化物矿石 Fig. 2 Geological section map of P-9 and P-17 in Tulargen Cu-Ni deposit 1-volcanic detrital rock of Upper-Middle Carboniferous; 2-andesitic porphyry; 3-untramafic complex rock; 4-disseminated ore; 5-dense disseminated (including Net-textured) ore; 6-massive sulfide ore |
①新疆有色地质勘查局704队.2008.新疆哈密市图拉尔根铜镍矿床详查报告.内部资料
矿石类型常见有星点状矿石、稀疏浸染状矿石、稠密浸染状矿石、海绵陨铁状矿石、珠滴状、细脉状和块状等。块状矿石→海绵陨铁特富矿石→稠密浸染状矿石→稀疏浸染状矿石主要赋存在角闪橄榄岩相→辉石橄榄岩相中，珠滴状矿石主要赋存在橄榄辉石岩相→辉石岩相中，辉长岩相中一般没有矿化。各种矿石类型中，块状矿石与稠密浸染状(部分海绵状) 矿石为突变接触，其它类型矿石之间一般为渐变过渡接触，块状矿石还常见到岩体或者围岩的角砾(图 3)，具有贯入成矿或者受构造扰动成矿的特征。主要金属矿物有磁黄铁矿、黄铜矿、镍黄铁矿、磁铁矿、黄铁矿、紫硫镍矿、钴辉砷镍矿和镍辉砷钴矿等。岩石蚀变主要有蛇纹石化、透闪石化、石棉化、绢云母化、绢石化、伊丁石化、碳酸盐化等，地表受动力变质作用挤压片理化发育，常见孔雀石化。
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图 3 图拉尔根矿床中块状矿石及岩石矿物组合 (a)-半块状矿石；(b)-块状矿石；(c)-角闪辉石橄榄岩; (d)-辉长岩 Fig. 3 Textures and mineralogy of rocks and ores in Tulargen deposit (a)-semi-massive ore; (b)-massive ore; (c)-amphibole pyroxene peridotite; (d)-gabbro |
图拉尔根矿床(Ⅰ号岩体) P-9勘探线1300水平坑道剖面采集了9个样品(图 1b)，由北西向南东等距离分布。对9件样品分别进行了常量、微量、稀土、PGE、Sr-Nd-Pb同位素分析。其中，硅酸盐由中国科学院地质与地球物理研究所岩石圈演化国家重点实验室应用X荧光光谱仪(XRF-1500) 完成。稀土、微量元素由长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室采用X7型ICP-MS分析完成。铂族元素在中国科学院广州地球化学研究所完成，分析测试采用锍试金法结合电感耦合等离子体质谱仪进行，全流程空白值:Os和Ir为0.015×10-9、Ru为0.05×10-9、Rh为0.01×10-9、Pt为0.15×10-9、Pd为0.3×10-9。Cu、Ni含量在西安地质矿产研究所应用ICP-AES完成，当含量大于200×10-6时，精度大于1%，当含量小于200×10-6时，精度为1%~3%。矿石中S含量在西安地质矿产研究所应用IR-AS完成，检出限为1×10-6。Sr-Nd-Pb同位素在中国地质科学院地质所完成，Sr-Nd同位素应用MAT262固体同位素质谱计采用同位素稀释法测试，Sr同位素质量分馏采用88Sr/86Sr=8.37521校正，Nd同位素质量分馏采用146Nd/144Nd=0.7219校正；Pb同位素比值用多接收器等离子体质谱法(MC-ICPMS) 测定。
5 岩石地球化学特征 5.1 常量元素图拉尔根岩体北西部受断层控制明显，矿体直接与围岩接触。本次穿脉采样中1~3号为矿石样品，明显富Cu、Ni，而SiO2含量偏低(表 1)。样品进行硫含量分析后，硅酸盐数据经过扣除硫化物中铁含量，并进行扣除挥发份的100%换算。换算结果显示：镁铁摩尔比值(m/f) 为2.13~4.84，镁数(Mg#) 为0.68~0.83，反映岩体属于铁质超基性岩，对形成铜镍硫化物矿床有利(吴利仁，1963)。在(Mg+Fe)/Ti-Si/Ti摩尔比值图解上(图 4)，超镁铁质样品大致沿着斜方辉石与橄榄石控制线分布，说明橄榄石与斜方辉石是岩体的主要组成矿物，与岩石定名为角闪橄榄岩与橄榄辉石岩类一致；辉长岩样品主要沿着单斜辉石与斜方辉石控制线分布，反映岩浆演化过程主要受辉石结晶控制。
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图 4 图拉尔根岩体(Fe+Mg)/Ti-Si/Ti图(底图据Naldrett, 2004) Fig. 4 Magmatic evolution (Fe+Mg)/Ti-Si/Ti diagram of Tulargen intrusion (base map after Naldrett, 2004) |
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表 1 图拉尔根岩体主量(wt%) 与微量(×10-6) 元素成分表 Table 1 Whole-rock major (wt%) and trace (×10-6) elements abundances of Tulargen intrusion |
在SiO2-Na2O+K2O图解(Le Maitre and Wang, 1991) 中，样品点主要落入亚碱性岩区；一件富硫化物矿石样品落入碱性岩区，主要是铁可能以磁铁矿和硫化物形式存在，换算过程中无法完全扣除磁铁矿中的铁，从而导致硅酸盐成分中铁含量偏高，硅含量偏低。在FeOT-Na2O+K2O-MgO图解(Le Bas et al., 1986) 中，样品点又全落入拉斑玄武岩区，指示图拉尔根岩体属于亚碱性拉斑玄武岩系列(图 5)。在Harker变异图中，样品点数据SiO2与Fe2O3T值正相关，与Al2O3、P2O5、TiO2值负相关(图 6)，暗示角闪橄榄岩、橄榄辉石岩、辉长岩具有连续演化关系。
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图 5 图拉尔根岩体SiO2-Na2O+K2O图解(底图据Le Maitre and Wang, 1991) 与FeOT-Na2O+K2O-MgO图解(底图据Le Bas et al., 1986) Fig. 5 Diagrams of SiO2-Na2O+K2O (base map after Le Maitre and Wang, 1991) and FeOT-Na2O+K2O-MgO (base map after Le Bas et al., 1986) of Tulargen intrusion |
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图 6 图拉尔根岩体Harker变异图 Fig. 6 Harker variation diagrams of Tulargen intrusion |
图拉尔根岩体样品经过球粒陨石标准化后的稀土元素配分曲线图显示轻稀土富集特征，轻重稀土分馏程度相似(图 7)。∑REE=6.96×10-6~54.09×10-6，La/Sm=2.11~2.63，Gd/Yb=1.78~2.28，δEu异常不明显，轻稀土元素与重稀土元素的配分曲线斜率基本一致，具有板内玄武岩的特征，因为板块会聚边缘玄武岩一般表现为轻稀土元素配分曲线普遍向右陡倾，而重稀土元素配分曲线相对平坦(Gill, 1981)。角闪橄榄岩、橄榄辉石岩、辉长岩各岩相之间稀土元素配分曲线平行分布，具有相似的岩浆演化过程，其中，矿石的岩性主要为角闪橄榄岩，稀土元素总量偏低，辉长岩的总量较高。
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图 7 图拉尔根岩体微量与稀土元素标准化配分曲线图(标准化值据Sun and McDonough, 1989；Mcdonough and Sun, 1995) Fig. 7 Chondrite normalized REE patterns and primitive mantle-normalized trace element diagrams of Tulargen intrusion (normalization values after Sun and McDonough, 1989; Mcdonough and Sun, 1995) |
经过原始地幔标准化的微量元素配分曲线图显示整体右倾特征，大离子亲石元素Rb、Ba等具有局部扰动，Sr存在弱的正负异常，显示样品部分受到热液蚀变影响。配分曲线图具有明显的Nb、Ta负异常，由于地幔各单元(如MORB, OIB, EM等) 岩石样品在没有经历地壳混染前通过原始地幔标准化是不会表现为Nb、Ta负异常。Nb、Ta负异常一般有两种成因：一种是地壳混染，因为上地壳存在明显的Nb、Ta亏损；另外一种是俯冲过程中流体交代作用，因为洋壳脱水，流体富含轻稀土，而Nb、Ta保存在金红石等矿物中，地幔岩浆受俯冲过程中产生的流体交代影响会亏损Nb、Ta。由此可见，图拉尔根岩体微量元素配分曲线Nb、Ta亏损可能受到地壳混染或流体交代作用的影响。
Cu为亲铁元素, 而Zr为亲石元素, 在硫化物不饱和的镁铁质岩浆早期分离结晶过程中，这两个元素均表现为高度不相容。一般情况下，不亏损亲铁元素的典型玄武岩Cu/Zr值接近1, 而由于硫化物熔离亏损亲铁元素的玄武岩，Cu/Zr值往往小于1(Lightfoot et al., 2005)。在Cu/Zr-Ni/Cu图(图 8) 中，图拉尔根样品表现为Cu/Zr>1, 暗示该岩体具有硫化物堆积特征。Ni/Cu值普遍大于1，暗示图拉尔根是以镍为主的铜镍硫化物矿床，一件富硫化物的矿石样品显示Ni/Cu < 1，与矿体边部局部富铜有关。另外，不同矿石中Ni-Co具有很好的正相关关系，指示矿床中Co、Ni主要受硫化物控制，Co为Ni的有益伴生元素。
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图 8 图拉尔根岩体Ni-Co与Cu/Zr-Ni/Cu关系图 Fig. 8 The diagrams of Ni-Co and Cu/Zr-Ni/Cu in Tulargen intrusion |
图拉尔根矿床中不同类型矿石进行铂族元素与Cu、Ni、S分析(表 2)，并对不同类型矿石PGE数据进行100%硫化物计算，目的是对比不同类型矿石特征。换算后的数据以原始地幔值标准化后作图(图 9)。图拉尔根矿床的PGE含量总体较贫，达不到伴生品位。铜镍硫化物矿床中铂族元素亏损的原因有两种可能：第一种是地幔部分熔融程度低，部分铂族元素没有被熔融出来，仍然保存在残留的地幔岩石中，导致原始岩浆贫铂族元素(Keays, 1995)。第二种是地幔岩浆发生早期硫化物熔离，因为铂族元素在硫化物和岩浆之间的分配系数远大于铜镍在硫化物和岩浆之间的分配系数(Crocket et al., 1997)，因此少量的硫化物熔离即导致铂族元素的明显亏损(Song et al., 2009)。
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图 9 图拉尔根矿床PGE原始地幔标准化配分图(原始地幔值据Mcdonough and Sun, 1995) Fig. 9 Primitive mantle normalized PGE diagram of Tulargen ore deposit (primitive mantle values after Mcdonough and Sun, 1995) |
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表 2 东天山图拉尔根铜镍矿床铂族元素和Ni、Cu、S含量表(PGE单位：×10-9) Table 2 Concentrations of PGE and Ni, Cu, S in Tulargen Cu-Ni sulfide deposit (PGE: ×10-9) |
原始地幔标准化的PGE配分曲线显示从IPGE到PPGE为正斜率。这种现象可能有三种成因：第一种是与地幔部分熔融程度较低有关，因为铂族元素在地幔中分配系数顺序为Os~Ir>Ru>Rh>Pt>Pd (Naldrett, 2004)，较低的地幔部分熔融导致岩浆中PPGE>IPGE。世界上大量岩浆铜镍硫化物矿床的研究显示，由于地幔部分熔融程度不同，原岩为辉长-苏长岩类的岩体一般显示IPGE贫于PPGE，标准化配分曲线具有左陡倾斜特征，而苦橄岩与科马提岩岩体中PGE配分曲线为平坦型(Barnes and lightfoot, 2005)。第二种是与晚期硫化物结晶分异有关，因为硫化物结晶过程中，首先形成富Ni-IPGE的单硫化物固溶体，残余硫化物相对富Cu-PPGE，因此，晚期硫化物结晶形成的矿石铂族元素配分曲线表现为IPGE贫于PPGE。第三种可能是热液作用，由于IPGE一般不受热液作用影响，而Cu-PPGE在热液作用下容易发生迁移富集，因此受热液影响形成的矿体富Cu-PPGE，矿石铂族元素配分曲线表现为IPGE贫于PPGE。
图拉尔根矿床中样品的铂族元素进行100%硫化物计算，硫化物结晶分异形成的不同类型矿石通过原始地幔标准化，配分曲线表现为一致的左倾斜特征，因此，硫化物结晶分异不是IPGE贫于PPGE的原因。浸染状矿石显示明显的Ni/Cu>1，不是富铜矿石，也没有明显热液成因的标型矿物(如碳酸盐等)，由此排除了热液作用控制PPGE迁移富集的可能。地幔部分熔融程度较低既可以解释PGE配分曲线左倾斜，又可以解释图拉尔根矿床整体贫PGE的特征。而少量硫化物熔离会导致PGE的整体亏损，却不会形成PGE配分曲线左倾斜特征。因此，图拉尔根矿床中铂族元素亏损很可能与地幔部分熔融程度低有关。
一般部分熔融程度高的岩浆具有较高的Ni/Cu值和较低的Pd/Ir值(Barnes, 1990)。在Pd/Ir-Ni/Cu图中(图 10)，大部分样品落在高镁玄武岩与层状岩体范围，反映原始岩浆性质可能为高镁玄武质岩浆，与地幔部分熔融程度较低的特征一致。一件富镍的块状矿石与两件富铜的浸染状矿石分别落在高镁玄武岩范围两侧，暗示硫化物结晶过程中存在单硫化物固溶体(MSS) 分离现象。
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图 10 图拉尔根矿床中矿石的Pd/Ir-Ni/Cu图(底图据Barnes, 1990) Fig. 10 Pd/Ir-Ni/Cu diagram of Tulargen ores (base map after Barnes, 1990) |
图拉尔根矿床坑道剖面上的3件样品进行Nd、Sr、Pb同位素测定(表 3、表 4)。Nd同位素经过年龄(300Ma) 校正，样品普遍具有正的εNd(t) 值，εNd(t)=3.22~7.17，与喀拉通克、香山西铜镍矿床样品的εNd(t) 值相似(Li et al., 2011；Song et al., 2009; Zhang et al., 2011)。Sr同位素经过年龄校正后，(87Sr/86Sr)i=0.7028~0.7038，小于Sr同位素的地幔储库值0.7045。较低的(87Sr/86Sr)i值与较高的εNd(t) 正值指示图拉尔根矿床的岩浆来自亏损型地幔源区。
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表 3 图拉尔根岩体Nd、Sr、Pb同位素比值表(t=300Ma) Table 3 Isotope ratio values of Nd, Sr, Pb of Tulargen intrusion (t=300Ma) |
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表 4 图拉尔根岩体Pb同位素比值表(t=300Ma) Table 4 Isotope ratio values of Pb of Tulargen intrusion (t=300Ma) |
在εNd-(87Sr/86Sr)i图中(图 11)，样品点落在MORB与OIB范围内。有一件富硫化物的矿石显示相对较低的εNd(t) 值和较高的(87Sr/86Sr)i值，可能与岩石蚀变较强有关(显微镜下鉴定为角闪橄榄岩)，因为岩石蚀变会导致(87Sr/86Sr)i值升高，而εNd(t) 值降低。在207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图中(图 12)，样品点分布于地球演化线的右侧，属于富放射成因的异常铅。这些数据点位于MORB范围内及其附近，证明岩浆源区具有与MORB相似的Pb同位素组成。
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图 11 图拉尔根与喀拉通克铜镍硫化物矿床εNd(t)-(87Sr/86Sr)i图解(底图据Zindler and Hart, 1986) DM-亏损地幔；MORB-洋中脊玄武岩；OIB-洋岛玄武岩；EMI和EMII-富集地幔端元 Fig. 11 εNd(t) vs. (87Sr/86Sr)i diagramof Tulargen and Kalatongke Cu-Ni sulfide deposits (base map after Zindler and Hart, 1986) DM-Depleted mantle; MORB-Mid-Ocean Ridge Basalts; OIB-Ocean Island Basalts; EMI and EMII-the enriched mantle end members |
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图 12 图拉尔根与喀拉通克铜镍硫化物矿床207Pb/204Pb-206Pb/204Pb图解(底图据Zindler and Hart, 1986) DM-亏损地幔; MORB-洋中脊玄武岩; BSE-原始未分异地幔; PREMA-最常见地幔端员; EMⅠ和EMⅡ-富集地幔端员 Fig. 12 207Pb/204Pb vs.206Pb/204Pb diagram of Tulargen and Kalatongke Cu-Ni sulfide deposits (base map after Zindler and Hart, 1986) DM-Depleted mantle; MORB-Mid-Ocean Ridge Basalts; OIB-Ocean Island Basalts; EMI and EMII-the enriched mantle end members; BSE-Bulk Silicate Earth; PREMA-Prevalent Mantle |
前述的Nd、Sr、Pb同位素组成，证明了图拉尔根镁铁质岩浆源自于亏损型地幔源区。而图拉尔根岩体的微量元素标准化配分曲线具有轻稀土富集特征，显示微量元素地球化学与同位素地球化学的不一致性。导致这种现象的原因主要有三种：第一是亏损型地幔经历非常低度部分熔融( < 5%) 形成玄武质岩浆(姜常义等，2009)；第二是亏损型地幔部分熔融形成的岩浆(N-MORB型) 上升到上地壳经历较强的地壳混染; 第三种是亏损型地幔部分熔融与消减板片脱水物质混合。孙赫(2009)研究认为图拉尔根原生岩浆的MgO含量约12%，介于玄武质岩浆与苦橄质岩浆范畴之间。本次研究图拉尔根矿床的Ni/Cu-Pd/Ir图指示岩浆性质为高镁玄武质岩浆，因此，形成图拉尔根岩体的镁铁质岩浆不可能是亏损地幔经历非常低度部分熔融( < 5%) 形成。地幔岩浆上升过程中，与围岩发生少量的同化混染作用是必然的，如果是发生强烈的地壳混染作用，地幔岩浆的Nd、Sr、Pb同位素会发生明显的变化，而图拉尔根矿床中(87Sr/86Sr)i=0.7028~0.7038，εNd(t)=3.22~7.17，具有MORB的同位素特征，因此，不可能经历了强烈的地壳混染作用。由此可见，亏损型地幔部分熔融与消减板片脱水物质混合是一种较合理的解释，可能因为消减板片不含沉积物，交代剂主要来自玄武岩层，富含轻稀土元素，同时保持了亏损型同位素组成特征。在球粒陨石标准化的(Tb/Yb)N-(La/Sm)N图中(图 13)，图拉尔根岩体的岩浆源区属于尖晶石橄榄岩稳定区，不具备软流圈和下地幔源区特征。综上所述，形成图拉尔根超镁铁质岩体的岩浆主要来源于被消减板片交代过的亏损型岩石圈地幔源区。
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图 13 图拉尔根号岩体(Tb/Yb)N-(La/Sm)N图解(底图据Wang and Plant, 2002) Fig. 13 The chondrite-normalized (Tb/Yb)N-(La/Sm)N diagram from Tulargen intrusion (base map after Wang and Plant, 2002) |
地幔岩浆上升到地壳的过程一般被认为以近乎绝热、快速上升为特征，压力是影响岩浆中硫化物饱和的主要因素，由于岩浆中硫的溶解度与压力为负相关关系(Mavrogenes and O’Neill, 1999)，岩浆上升过程中，如果没有外来因素的干扰(如外来硫、流体的加入或者同化混染等)，岩浆中硫化物无法达到饱和形成大型铜镍硫化物矿床(Naldrett, 2004)。由此可见，地壳混染是形成大型铜镍硫化物矿床的必要因素(Naldrett, 2010)。其实，岩浆从地幔上升到地壳，一定程度的同化混染是难以避免的，关键是地壳混染的程度与混染物质来源。一般认为地壳混染主要是富硅或富硫的物质加入，前者能使岩浆中硫的溶解度降低，后者能增加岩浆中硫含量，这些都能促进地幔岩浆达到硫化物饱和，对成矿具有重要作用。
图拉尔根矿床的母岩浆经历了怎样的地壳混染过程及多大的混染程度呢？我们应用同位素比值及分配系数相似的不相容元素比值来模拟约束，方法是应用质量平衡模型。这种方法的关键是如何确定两个单元的初始成分。岩浆正常结晶过程中，某些分配系数相似的不相容元素之间比值是不变的，如果加入地壳物质后，这种比值关系就会因为质量平衡关系发生变化，由此可以判断地壳混染程度与混染物质来源。我们应用分配系数相似的Ta、Th、Yb不相容元素对形成图拉尔根矿床的岩浆进行模拟地壳混染。在(Th/Yb)N-(Ta/Th)N图中，选择上、中、下地壳成分(Rudnick and Gao, 2003) 和地幔各单元成分(Sun and Mcdonough, 1989) 为两端单元进行模拟，发现图拉尔根矿床样品比较符合亏损地幔与中上地壳物质混染的趋势线，即形成图拉尔根矿床的母岩浆在上升过程中经历了中上地壳物质混染(图 14a)。但是，如果是中地壳物质混染，则混染程度非常大，这不符合实际，也与MORB型的Sr、Nd、Pb同位素特征矛盾。因此，上地壳物质混染是主要的混染物质来源。
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图 14 图拉尔根矿床地壳混染源模拟图 图b中取亏损地幔值DM (N-MORB): εNd(300Ma)=9; (87Sr/86Sr)i=0.7022;上地壳值UC：εNd(300Ma)=-9; (87Sr/86Sr)i=0.715 Fig. 14 Contamination modeling diagram of Tulargen ore deposit In Fig. 14b, End-members: Depleted mantle (DM)(N-MORB): εNd(300Ma)=9; (87Sr/86Sr)i=0.7022; Upper Crust (UC):εNd(300Ma)=-9; (87Sr/86Sr)i=0.715 |
对于地壳的混染程度，我们应用εNd(t)-(87Sr/86Sr)i关系图根据同位素质量平衡模型(Faure, 2005) 进行模拟，选择亏损地幔单元(DM) N-MORB成分(Sun and Mcdonough, 1989) 与上部地壳单元(UC) 成分(Rudnick and Gao, 2003), 亏损地幔同位素成分一般没有争议：87Sr/86Sr=0.7020~0.7024，143Nd/144Nd=0.5131~0.5133(Zindler and Hart, 1986)；上地壳同位素成分变化较大，一般取海相沉积石灰岩与陆相盆地平均值：87Sr/86Sr=0.718，143Nd/144Nd=0.5120~0.5123(Davies et al., 1985)。根据两单元储库变化范围模拟，形成图拉尔根矿床的母岩浆与喀拉通克铜镍矿床类似，图拉尔根矿床的地壳混染程度较弱，可能小于5%。一件稠密浸染状矿石偏离趋势线，可能与赋矿岩石为角闪橄榄岩有关，岩石蚀变较强、硫化物较多，从而使样品的(87Sr/86Sr)i值升高，降低了εNd(t) 值(图 14b)。
6.3 铂族元素成矿过程R因子(岩浆与硫化物的质量比值) 对研究岩浆质量平衡、硫化物熔离过程、铂族元素成矿潜力等有重要意义。因为铂族元素在硫化物与硅酸盐之间具有非常大的分配系数，对R因子具有很好的反映，可以利用R因子方程进行模拟计算(Naldrett, 2004)：
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(1) |
其中Yi指金属元素i最后在硫化物中的含量，R是硅酸盐岩浆与硫化物的质量比值，Xi指金属元素i在源区中的含量，Di指金属元素i在硫化物与硅酸盐之间的分配系数。
以Pd和Ir为对象，取MORB组分与分配系数(Crocket et al., 1997; Crocket, 2002)，Pd=2.1×10-6，Ir=0.05×10-6：DPd=25000, D Ir=51000。根据R因子方程(1) 模拟得到R因子变化线(图 15)，将本次采集的各种样品数据进行100%硫化物计算，数据点沿着Ir-Pd模拟线分布(图 15)，暗示铂族元素主要受R因子控制，R因子小于500。
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图 15 图拉尔根矿床Ir-Pd模拟R因子图 Fig. 15 R factor model of Ir vs. Pd in Tulargen deposit |
以主成矿元素镍为对象进行定量计算，根据橄榄石中最高镍含量1820×10-6 (秦克章等，2007)，假设镍在橄榄石与岩浆中的分配系数为DNiol/sil=6.5(Naldrett, 2009), 计算得到母岩浆中镍含量(Xi) 为280×10-6。取镍在硫化物与岩浆中的分配系数为DNisul/sil=500(Naldrett, 2009)。由于100%硫化物换算后镍的含量(Yi) 为6%~7%，根据方程(1) 计算得到图拉尔根矿床的R因子最大约为500。
Cu/Pd值可以判断岩浆的R因子(硅酸盐/硫化物)，如果R>1000, 硫化物中Cu/Pd值会小于原始地幔的值(Barnes and Lightfoot, 2005)。图拉尔根矿床中矿石的Cu/Pd值普遍大于地幔值(约7000~10000)，因此，矿床属于PGE亏损的铜镍硫化物矿床(图 16)，也暗示岩浆的R因子小于1000，对形成铂族矿床不利。
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图 16 图拉尔根矿床Cu100/Pd100-Pd100图解(底图据Barnes and maier, 1999) Fig. 16 Diagram of Cu100/Pd100 vs. Pd100 in Tulargen deposit (base map after Barnes and maier, 1999) |
通过岩浆中硫的溶解度变化进行定量模拟地幔部分熔融程度, 地幔部分熔融方程为：
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(2) |
其中Cs为硫在源区的含量，CL为硫在岩浆中的含量，CM为硫在残余固相中的含量，F为部分熔融程度。
当地幔部分熔融程度达到25%时，硫才能被完全熔融出来，即部分熔融程度小于25%时，岩浆是硫化物饱和的(Keays, 1995)。将残留在地幔中的硫看作以硫化物的形式存在，残留在地幔中的硫含量(CM) 与硫化物含量(Csulfide) 的关系为：Csulfide=CM×2.6。这种部分熔融达到的岩浆平衡相当于分离结晶的逆过程，地幔残留的硫化物即为结晶的硫化物。
部分熔融模拟过程为：取MORB组分与分配系数(Crocket et al., 1997; Crocket, 2002)，分别以Pd和Ir为对象，Pd=2.1×10-9，Ir=0.05×10-9：DPd=25000, D Ir=51000。原始地幔硫含量(Cs) 为250×10-6(McDonough and Sun, 1995)。当部分熔融程度为16%时，岩浆为硫饱和状态，此时岩浆中的硫含量(CL) 为1000×10-6(Keays, 1995), 根据方程(2) 计算残留在地幔中的硫含量(CM) 为107×10-6，并计算得到R值(R=F×106/Csulfide) 为575。根据方程(1) 模拟计算得到铂族元素在100%硫化物中的含量为：Ir=28×10-9，Pd=1182×10-9。而实际样品100%硫化物计算值为：Ir100=0.45×10-9~21.03×10-9，Pd100=32.25×10-9~1078×10-9，样品值在模拟计算值范围内。即MORB型地幔经历约16%的部分熔融，形成的岩浆铂族元素含量相当于图拉尔根矿床目前的铂族元素含量。图拉尔根矿床中铂族元素较贫，其主要原因可能是地幔部分熔融程度低(约16%)，大部分铂族元素没有从地幔中熔融出来。
6.4 矿床的原始产状及找矿意义图拉尔根矿床到底是地层与岩体整体发生倒转，还是岩浆多期贯入导致岩体与矿体反相分布？这方面的探讨对找矿有重要意义。
6.4.1 岩相接触界线图拉尔根铜镍硫化物矿床的上盘为块状矿、网状富矿，下盘为浸染状贫矿和不含矿的岩相，产状较陡。前人研究认为这是单期岩浆多次脉动贯入的结果(三金柱等，2007)。然而，岩相表现的反相特征本身不符合硫化物熔离和重力分异结晶的自然现象。如果是晚期贯入形成，单期次岩浆也会存在重力分异，比重大的岩相要停留在比重小的岩相上结晶，只有在下部比重小的岩浆发生固结或半固结才能实现，这样就会导致不同期次岩浆之间出现突变的界线或者冷凝边。但这些现象坑道中没见到，也没有报道。我们观察到的是不同岩相之间表现为过渡接触，与普通的岩浆分异结晶现象一致，暗示剖面上的岩相序列倒转可能是岩体经过了变位。
6.4.2 岩石地球化学特征从矿床勘探线(P-9)1300中段穿脉观察，岩体上盘的岩相为角闪橄榄岩，含稠密浸染状矿，产状陡，与围岩接触关系为断层接触，而且局部发育NEE向的平行断层，证明岩体受到构造影响明显。在坑道中，从南东(岩体上盘) 到北西(岩体下盘)，间隔3~5m均匀采集9块样品，地球化学数据显示：岩石基性程度逐渐降低，Ni、Co矿化逐渐变弱(图 17)，没有多期侵入的岩相和岩石化学变化。这种现象比较符合岩浆重力分异后，岩体产状发生倒转的特征(图 18)。
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图 17 图拉尔根矿床SiO2-Ni与SiO2-Co图 Fig. 17 Diagrams of SiO2 vs. Ni and SiO2 vs.Co in Tulargen deposit |
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图 18 图拉尔根矿床原始产状变位模型 1-超镁铁质杂岩；2-浸染状矿石；3-稠密浸染状富矿石；4-块状硫化物矿石 Fig. 18 Deflection model of primary occurrence in Tulargen deposit 1-untramafic rock; 2-disseminated sulfide ore; 3-dense disseminated sulfide ore; 4-massive sulfide ore |
图拉尔根矿床区域上表现为背斜褶皱(秦克章等, 2002)。矿区北部NEE走向的黄山-镜尔泉韧性剪切带是康古尔塔格-黄山深大断裂的次级断裂(产状124°∠65°)，与图拉尔根岩体产状一致，前人认为这个深大断裂是镁铁质岩浆的导岩、导矿构造(秦克章等，2006)。但是图拉尔根岩体边部辉长岩遭受韧性变形，同构造带上的葫芦铜镍硫化物矿床也遭受了韧性变形，而且岩石表面滑石化强烈；黄山-镜尔泉韧性剪切带两侧地层在区域上表现部分南倾，部分北倾特征。由此可见，黄山-镜尔泉韧性剪切带可能是个长期活动的断裂，图拉尔根矿床产状可能受褶皱及后期构造影响，发生变位。
综上所述，图拉尔根铜镍硫化物矿床的产状具备了变位的条件。就找矿意义而言，浅部矿体可能在矿区西南部，岩浆通道可能来自矿区西北部。
7 结论(1) 图拉尔根镁铁-超镁铁质岩体由角闪橄榄岩、橄榄辉石岩、辉石岩与辉长岩组成，不同岩相之间为过渡接触，稀土元素配分曲线平行过渡分布，证明各岩相是同一个岩浆系列演化；
(2) 图拉尔根矿床的母岩浆来自尖晶石稳定区的亏损型地幔源区，岩浆上升过程中经历了微弱( < 5%) 的上地壳物质混染；
(3) 图拉尔根矿床是类似MORB型地幔源区发生低度部分熔融(约16%) 形成，地幔中部分铂族元素没有被熔融出来，残留在地幔中，导致目前的矿床铂族元素亏损。
致谢 野外地质工作得到新疆有色地质勘查局七O四队总工三金柱及哈密和鑫矿业公司永文富等帮助；论文评审专家给予了很好的建议；在此一致深表感谢。| [] | Barnes SJ. 1990. The use of metal ratios in prospecting for platinum group element deposits in mafic and ultramafic intrusions. Journal of Geochemical Exploration, 37(1): 91–99. DOI:10.1016/0375-6742(90)90084-N |
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