2013, Vol. 29
2. 中国科学院广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室，广州 510640
2. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou, 510640, China
目前，世界上超大型岩浆硫化物矿床(如俄罗斯的Noril’sk、中国金川和加拿大Voisey’sBay)多形成于与地幔柱或大陆裂谷有关的地质背景，与成矿有关的幔源岩浆往往具有类似于洋岛玄武岩 (OIB) 的地球化学特征(Naldrett et al., 2004; Begg et al., 2010; Maier and Groves, 2011; 宋谢炎等, 2010)。但近年来的研究发现也有一些矿床或矿化体的形成与受俯冲事件改造的交代地幔的部分熔融有关，它们形成于造山带汇聚板块边缘环境，如西班牙石炭纪造山带的Aguablanca矿床(Casquet et al., 2001; Piña et al., 2006)、非洲博茨瓦纳元古代Tati-Selebi-Phikwe造山带的一系列铜镍硫化物矿床(Maier et al., 2008)、Alaska地区的Duke Island 硫化物矿化岩体(Thakurta et al., 2008) 以及中亚造山带南缘一系列铜镍矿等(Wu et al., 2004; Zhang et al., 2009, 2011; Song and Li, 2009; Song et al., 2011; Tang et al., 2011; Wei et al., 2013; 韩宝福等, 2004; 吴华等, 2005; 郗爱华等, 2005; 颉颃强等, 2007; 三金柱等, 2010; 颉炜等, 2011; 邓宇峰等, 2011a, b ; 冯光英等, 2011; 吕林素等, 2012)。这些研究成果表明在造山带也可能发现有重要经济价值的岩浆硫化物矿床，深入研究这些矿床形成的地质背景具有非常重要的意义。
自20世纪70年代以来，新疆北部发现喀拉通克、黄山东、黄山、天宇、白石泉、坡北等铜镍硫化物含矿岩体(Zhang et al., 2009, 2011; Song and Li, 2009; Song et al., 2011; Tang et al., 2011; 韩宝福等, 2004; 吴华等, 2005; 三金柱等, 2010; 颉炜等, 2011; 邓宇峰等, 2011a, b )，它们分别位于东准噶尔造山带西北部、北天山造山带东南部、中天山造山带北部和北山褶皱带西部。镍总储量>150万吨，铜总储量>120万吨(图 1)，使天山及邻区成为颇具潜力的铜镍成矿远景区，同时也成为我国仅次于金川的第二大Ni资源基地。这些含矿岩体所处的特殊的构造位置，为我们丰富铜镍硫化物矿床的成因研究提供了非常宝贵的材料。黑山含铜镍硫化物矿床镁铁-超镁铁质岩体位于中亚造山带南缘北山褶皱带东部(图 1)。以国内标准划分，黑山铜镍硫化物矿床Ni储量达到大型，Cu储量小型，平均品位：Ni 0.6%、Cu 0.27%，其中以1号和4号矿体规模最大。我们通过锆石U-Pb年龄(~357Ma)，以及具有MORB和岛弧双重特征的微量元素、Sr-Nd-Pb同位素和单斜辉石的研究表明黑山岩体形成于板片俯冲环境，并与俯冲板片拆离、软流圈上涌有关(Xie et al., 2012)。因此，对该岩体的研究有助于正确理解造山带型铜镍硫化物矿床的成矿作用。
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图 1 中亚造山带(CAOB)地质略图(a, 据Song and Li, 2009修改)、新疆及邻区构造略图(b)和北山褶皱带及邻区地质简图(c, 据甘肃地质矿产局, 1989; 新疆地质矿产局, 1993修改) Fig. 1 Schematic geological map of the Central Asian Orogenic Belt (a, after Song and Li, 2009), tectonic units of northern Xinjiang, NW China (b) and simplified geological map of the Beishan Fold Belt (c, after BGMRG, 1989; BGMRX, 1993) |
由于黑山岩体是一新近发现的铜镍硫化物含矿岩体，与新疆其他铜镍硫化物矿床(如喀拉通克、黄山东等)相比，对黑山含矿岩体的认识还处在资料积累阶段。目前，前人从岩体地质特征、年代学、矿物学、岩浆源区及构造背景等方面对黑山含矿岩体进行了有益的探讨(Xie et al., 2012; 邵小阳等, 2010; 杨建国等, 2012; 徐刚等, 2012; 张新虎等, 2012)。本文的工作主要聚焦在以下两个方面：1)着眼于详细的野外地质考察，对黑山含矿岩体的岩相分带进行了重新划分；2)通过对橄榄石矿物成分的深度剖析，运用建立在严格热力学原理和实验数据基础上的“MELTS”软件，进一步限定了黑山岩体母岩浆的成分(Xie et al., 2012)，并揭示了硫化物融离与岩浆分离结晶过程的关系。这对评价黑山含矿岩体和造山带型铜镍硫化物矿床的成矿成因和成矿潜力也具有一定的指导意义。
2 黑山岩体的地质背景中亚造山带是由多个微陆块、岛弧、残余洋壳、大陆活动边缘等组成的世界上最大的增生型造山带，东西延伸>5000km。其北临西伯利亚克拉通，南边与塔里木-华北克拉通相连(图 1a) (Şengör et al., 1993; Windley et al., 2007; Xiao et al., 2004, 2010)。中亚造山带南缘新疆北部部分，从北向南依次由阿尔泰造山带、西准噶尔造山带、准噶尔地块、东准噶尔造山带、北天山造山带、中天山地块、南天山造山带和北山褶皱带等构造单元组成(图 1b)。北山褶皱带位于中亚造山带最南缘，东西横跨新疆、甘肃、内蒙古三省，成NE-SW向，南面与塔里木-敦煌克拉通连接，并向西南方向延伸到塔里木-敦煌克拉通中(图 1b)，西北与天山地块相连，并以星星峡大断裂和红柳河断裂为界，其东南界代表性断裂现尚不明确(图 1c) (甘肃地质矿产局, 1989; 新疆地质矿产局, 1993)。北山褶皱带像塔里木克拉通和中天山地块一样，发育古老的元古代结晶基底，并和上覆古生代地层不整合接触，元古代基底出现在北山带中部和东部。北山带内的沉积地层主要包括寒武-志留纪浅海碎屑岩和火山岩沉积、泥盆-石炭纪海相碎屑-碳酸盐岩和火山岩沉积、二叠纪浅海碎屑岩和枕状玄武岩沉积。泥盆-石炭纪岛弧火山岩主要有安山岩、流纹岩和少量的玄武岩。北山带缺失下泥盆系、上石炭系，并且火山活动非常发育，在黑山地区缺失三叠纪地层，并且古生代地层内部不整合接触非常发育，说明古生代北山褶皱带的构造活动非常剧烈。侵入岩主要为晚古生代岩体，以花岗岩最为发育，镁铁-超镁铁质岩次之(甘肃地质矿产局, 1989; 新疆地质矿产局, 1993)。
黑山含矿岩体就侵位于青白口系大豁落山群地层中(图 1c)。前人将黑山矿区地层划分为元古界青白口系大豁落山群(Qndh)和上寒武统西双鹰山组(x)，并认为大豁落山群与西双鹰山组地层为断层接触(邵小阳等, 2010; 杨建国等, 2012; 张新虎等, 2012)。2009年我们在矿区依据地势从西向东依次布置了三条近南北向的地表剖面：A-B、C-D和E-F-G剖面 (如图 2a)，对矿区地层层序和岩性变化进行了系统的观察和剖析，并对矿区地层分布和划分进行了重新厘定。通过详细的野外观察，矿区地层南北向显示连续的地层岩性变化，东西向显示岩相的相变过渡，反映出黑山矿区的地层为同一时代的地层。其沉积岩时代单一，为新元古代青白口系大豁落山组地层，而无寒武系地层发育。根据岩性变化可以将黑山矿区内的青白口系大豁落山组地层分为下、上两个岩组：下岩组发育白云质大理岩，硅质板岩夹变质玄武岩、变质石英砂岩、重晶石岩及少量的千枚岩，以硅质板岩为主；上岩组发育厚层状硅质条带白云质大理岩、绢云硅质板岩夹变质英安岩，以厚层状硅质条带白云质大理岩为主(图 2、图 3)。
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图 2 黑山铜镍硫化物含矿岩体地质图(a)及勘探线剖面图(b、c) Fig. 2 Simplified geological map of the Heishan intrusion hosting Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit (a) and cross sections of the prospecting lines No.12 and No.16 showing the lithological units and sulfide ore bodies (b, c) |
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图 3 黑山野外地表路线剖面图及地层柱状图 Fig. 3 Geological cross-sections on the surface and stratigraphic diagram showing the Heishan intrusion intrusived into the south limb of the Heishan anticline |
根据野外三条地表剖面厘定了大豁落山群地层构成由一个走向近东西、向西倾覆的直立倾伏背斜--黑山背斜。下岩组的岩石构成黑山背斜的核部，分布在矿区中部，上岩组的岩石构成背斜的两翼(图 2a、图 3)。黑山背斜核部地层产状直立或近直立。由于F1断层的破坏，背斜的北翼已不完整，仅出露下岩组地层。北翼倾角为40°~80°，向北倾。背斜南翼地层出露较全，上、下岩组均有出露，地层南倾，倾角为40°~75°。黑山岩体则位于背斜南翼，地表和钻孔资料显示黑山岩体的侵入切穿了下岩组和上岩组的若干岩性(图 3)。
黑山矿区主要发育F1、F5、F6和F7断层(图 2、图 3)，这些断层呈近东西向为主，与褶皱轴线方向基本一致，规模较大的断层为F1和F7东西向展布较远，为区域性断层。F1为逆断层，出露于整个矿区北部(图 4b)，断层破碎带局部宽可达2~5m，可见红色断层泥和断层破碎带，断层面北倾，倾角45°~60°。F7为正断层，出露于矿区东南部，为矿区东南部青白口系上岩组与下岩组的接触断层，断层面北倾65°。F5和F6为青白口系上岩组内的逆断层，规模较大，断层面北倾约70°，F5、F6断层向西撒开，向东收敛于黑山镁铁-超镁铁质岩体与白云质大理岩的接触带部位。
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图 4 黑山野外照片 (a)-黑山岩体全景图；(b)-黑山地区北部F1断层发育处；(c、d)-黑山岩体与围岩的侵入接触关系；(e)-超镁铁质岩与辉长岩脉的侵入接触关系 Fig. 4 Field photos in the Heishan area (a)-panorama of the Heishan intrusion; (b)-F1 fault occurs at the northern part of the Heishan area; (c, d)-the intrusive contact relationship between the Heishan intrusion and wall-rocks; (e)-the sharp contact between the ultramafic rocks and gabbro dyke |
含矿侵入岩体的岩相和矿体的分布是判别岩体产状与矿区构造格架关系的重要标志。随着岩浆的分离结晶、硫化物熔离和堆积，矿物晶体的堆积和熔离硫化物的沉降由于重力分异作用，都会形成近水平的分层。黑山岩体的岩相带和矿体均向南倾斜一定的角度，表明黑山含矿岩体的初始产状应为一水平或近水平的岩床状岩体，因后期构造活动发生了显著的变动，而这种变动必然与后期的构造活动有关系。故我们推断矿区褶皱和断层的时代应晚于黑山岩体的形成，黑山岩体产状的倒转很可能与其有关。
3 黑山岩体的岩相学特征黑山镁铁-超镁铁质岩体位于黑山背斜南翼，在平面上呈“鸭梨”状，在横剖面上，总体产状为向南西倾斜的岩株状单斜岩体。岩体长约800m，宽约470m，地表出露面积仅约0.25km2(图 2a)。据钻探资料，岩体延伸深度已超过1300m。矿区东南端有岩体呈岩枝状产出。黑山岩体的直接围岩为大豁落山群上岩组白云质大理岩和硅质板岩(图 2、图 3)。岩体与围岩的接触带由于后期构造活动往往因构造滑动出现构造破碎，局部发育围岩与岩体的交代混染作用(图 4c, d)。在钻孔中，在岩体中下部我们还发现围岩的捕虏体，5~20m不等，主要为大理岩和硅质板岩。
黑山岩体主要岩相为中细粒方辉橄榄岩和二辉橄榄岩(图 5)。方辉橄榄岩主要由橄榄石 (40%~75% Ol)、斜方辉石(15%~40% Opx)和少量斜长石(＜10% Pl)。随着橄榄石和斜方辉石含量的降低，单斜辉石(Cpx) 的出现，岩体从下至上逐渐变为二辉橄榄岩(35%~60% Ol, 20%~30% Opx, 10%~25% Cpx, 5%~20% Pl)，到岩体顶部过渡为橄榄辉长苏长岩(图 6)。根据所采集的4个钻孔观察，二辉橄榄岩的分布在平面上自东向西逐渐增大(图 2)。方辉橄榄岩、二辉橄榄岩和橄榄辉长苏长岩组成黑山岩体超镁铁质岩相。黑山超镁铁质岩相中都发育铬尖晶石 (Cr-spinel)，铬尖晶石绝大部分被包裹在橄榄石中。橄榄石一般呈自形或浑圆状，粒径0.5~3mm，通常呈粒状镶嵌结构，或被斜方辉石和单斜辉石包裹呈包橄结构，又或者被硫化物包裹(图 5)；斜方辉石和单斜辉石多呈半自形或他形，粒度大，可包裹一个或多个橄榄石；斜长石呈半自形长板状产出，聚片双晶和卡纳复式双晶常见；方辉橄榄岩和二辉橄榄岩中还含有少量的含水矿物(角闪石Hbl和黑云母Bt，Hbl+Bt=5%~10%)，黑云母多呈自形片状，角闪石多以辉石反应边出现。根据镜下观察可知各矿物的大致结晶顺序为：Cr-spinel →Ol →Opx →Cpx →Pl →Hbl+Bt。
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图 5 黑山岩体镜下照片 (a)-岩体底部中细粒方辉橄榄岩，发育橄榄石粒状镶嵌结构, 正交偏光;(b)-岩体中上部中细粒方辉橄榄岩，发育斜方辉石包橄结构, 正交偏光；(c)-岩体上部中细粒二辉橄榄岩，发育单斜辉石包橄结构、角闪石反应边结构, 正交偏光；(d)-岩体底部浸染状矿石，发育海绵陨铁结构、硫化物包橄结构, 反射光；(e、f)-中粗粒辉长岩脉，以辉长结构为主，边缘发育辉绿结构, 正交偏光.Ol-橄榄石；Opx-斜方辉石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Hbl-角闪石；Bt-黑云母；Chl-绿泥石；Sul-硫化物 Fig. 5 Photomicrographs in orthogonal and relfected light showing typical textures of samples from the Heishan intrusion (a)-olivine granular and netted texture in middle-fine grained harzburgite at the base of the Heishan intrusion; (b)-olivine poikilitic texture in middle-fine grained harzburgite in the mid-upper part of the intrusion; (c)-poikilitic texture and hornblende reaction rim texture in middle-fine grained lherzolite; (d)-interstitial sulfides between the olivine crystals and olivine poikilitic texture in disseminated sulfide at the base of the Heishan intrusion; (e, f)-gabbroic and diabasic textures in middle-coarse grained gabbro dyke. Ol-olivine; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Hbl-hornblende; Bt-biotite; Chl-chlorite; Sul-sulfide |
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图 6 黑山ZK1603钻孔(见图 2)矿物含量(a)及橄榄石Fo值(b)、Ni含量(c)变化柱状图 黑色十字标记代表各样品测试点;白色方格代表每个样品的平均值.Ol-橄榄石；Opx-斜方辉石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Sul-硫化物 Fig. 6 Stratigraphic variations of major rock-forming mineral modal percentage (a), olivine forsterite content (Fo) (b), nickel content (c) of the olivine from the drill hole ZK1603 in the Heishan intrusion (in Fig. 2) Black cross represent analytical data and white boxes are for the average value of every sample. Ol-olivine; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Sul-sulfide |
中粗粒辉长岩脉，与黑山超镁铁质岩呈侵入接触关系，主要分布在岩体的西南缘，出露宽度1~6m，不连续延伸长约500m，局部可见辉长岩脉呈脉状侵入超镁铁质岩体(图 2)。前人认为辉长岩脉的侵入应该早于黑山超镁铁质体(邵小阳等, 2010; 杨建国等, 2012; 张新虎等, 2012; 徐刚等, 2012)。但我们在野外观察到辉长岩脉在形态上呈脉状侵入到黑山超镁铁质岩体中，并且从中心到边缘，矿物结晶粒度从大变小，结构由辉长结构转变为辉绿结构，局部还发育辉长岩脉冷凝边(图 5e, f)。这些现象表明辉长岩脉的形成应稍晚于黑山超镁铁质岩体。
黑山铜镍硫化物矿体主要呈透镜状发育在岩体底部和方辉橄榄岩中下部，其中以1号和4号矿体规模最大(图 2b, c)。1号矿体以稀疏浸染状矿石为主，4号矿体以浸染状矿石为主，硫化物主要为雌黄铁矿、镍黄铁矿和黄铜矿，多呈不规则状集合体填充在橄榄石晶间空隙中，局部发育海绵陨铁结构(图 5d)。
4 分析方法及结果橄榄石分析样品采自ZK1603钻孔(图 2a)。橄榄石因后期热液蚀变均蛇纹石化呈网状结构。我们则选取蚀变相对较弱的新鲜橄榄石颗粒进行分析测试。分析测试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，分析仪器为日本岛津公司生产的EMPA-1600电子探针，分析条件为：加速电压15kV，电流20nA，分析束斑直径10μm，主要氧化物的计数时间为20~40s，次要氧化物的计数时间为40~60s。仪器检出限为0.02%，分析精度优于5%，分析所用标样为加拿大SPI公司生产的标样SPI#2753。分析结果如表 1所示。
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表 1 黑山ZK1603钻孔橄榄石主要氧化物(wt%)及Ni (×10-6)的含量 Table 1 Major oxide (wt%) and Ni (×10-6) contents of olivine from the drill core ZK1603 of the Heishan intrusion |
橄榄石Fo介于80.5~87.0之间，属贵橄榄石，其中无矿层方辉橄榄岩含有最高Fo值 (84.1~86.9) 以及较高的Ni含量(1495×10-6~2635×10-6)，含矿层1号矿体及矿化体稀疏浸染状矿石含有最高的Ni含量(1935×10-6~3461×10-6) 以及较高的Fo值(81.6~86.1)。无矿层中，二辉橄榄岩和橄榄辉长苏长岩的Fo值分别介于82.3~84.2和81.1~83.9之间，Ni含量分别介于1070×10-6~1794×10-6和1322×10-6~2124×10-6之间；含矿层中，4号矿体浸染状矿石的Fo值在80.5和85.1之间变化，Ni含量变化范围为1455×10-6~2588×10-6，其Fo值和Ni含量均低于1号矿体及矿化体的矿石。与黑山橄榄石成分相比，金川橄榄石(82.1~85.7 Fo, 1396×10-6~2485×10-6 Ni)成分相似，但具有更集中的Fo值和Ni含量(Li et al., 2004; 陈列锰等, 2009a)，Noril’sk橄榄石(44.6~82.9 Fo, 456×10-6~2281×10-6 Ni)则具有较低且非常广的Fo值和Ni含量变化范围(Li et al., 2003)，而Duke Island的橄榄石则具有较低的Fo值 (74.5~83.9)和非常低的Ni含量(63×10-6~1189×10-6) (Thakurta et al., 2008)。
5 讨论 5.1 黑山母岩浆的成分和性质母岩浆的性质决定了岩浆岩的矿物组合和岩体的分异序列，还决定了岩浆硫化物中各种金属元素的组合和比例关系。因此，准确获取岩体母岩浆的成分对深入认识岩浆矿床的成因具有重要的意义。由于黑山岩体缺乏可代表其最初母岩浆成分的冷凝边，故我们根据橄榄石-熔体平衡以及质量平衡原理，依据Chai and Naldrett (1992) 所提出的方法计算得出黑山母岩浆成分为高镁玄武岩浆(11.3% MgO, 10.0% FeOT) (Xie et al., 2012)。黑山矿石的Ni/Cu (1.06~1.65)和Pd/Ir (7.5~35.6) 也指示黑山成矿母岩浆为高镁玄武岩浆(Xie et al., 2013)。然而早期结晶的橄榄石与晶间硅酸盐熔浆发生再平衡或橄榄石内部发生物质扩散会导致橄榄石Fo值的降低，现测的最高Fo值(86.9)并不能代表黑山母岩浆最早结晶出来的橄榄石成分。因此，仅仅根据橄榄石和全岩氧化物厘定的母岩浆的MgO含量通常稍低于其真实值。
建立在严格热力学原理和实验数据基础上的MELTS软件(Ghiorso and Sack, 1995; Asimow and Ghiorso, 1998; Smith and Asimow, 2005)为我们根据橄榄石、斜方辉石和单斜辉石成分重新界定母岩浆成分提供了新的重要方法。MELTS可以模拟计算500~2000℃、0~2Gbar和多种氧逸度条件下，岩浆的分离结晶过程。在一定的温度、压力和氧逸度条件下，赋予一个母岩浆成分，通过“MELTS”软件计算可得出岩浆分离结晶的矿物顺序、矿物成分和结晶出来的矿物含量，以及残余岩浆的成分。不同的母岩浆成分模拟计算得到的矿物成分、顺序不一样，因此，当模拟计算结果回归到满足以下三个条件：1)矿物结晶顺序与岩相学观察一致；2)矿物成分与实际电子探针分析数据一致；3)计算结果应与相关研究相吻合(如橄榄石Fo-Ni关系等) (陈列锰等, 2009b)，我们认为给定的母岩浆成分为更接近实际的母岩浆成分。
在Xie et al. (2012) 计算的黑山母岩浆基础上，利用该母岩浆成分MgO、FeO、SiO2等成分以及辉长岩冷凝边的Cr2O3、NiO等成分，在压力(1~4kbar)、氧逸度(QFM=-1~+3)、温度(900~1400℃)条件下，用MELTS软件(Code Release 5.0)不断调整母岩浆中各氧化物含量，向上述三个限制条件回归。经过大量模拟计算最终在压力为2kbar、氧逸度为QFM的条件下，得出最为合理的黑山新的母岩浆成分为：12.81% MgO, 10.84% FeO, 0.055% NiO，均稍高于Xie et al. (2012) 计算的母岩浆成分 (11.3% MgO, 10% FeO) 以及辉长岩脉冷凝边的成分 (12.7% MgO, 8.35% FeO, 0.038% NiO；表 2)。该母岩浆成分稍低于Barnes et al. (2013) 提出的高镁玄武岩岩浆成分 (14% MgO, 12% FeO, 0.06% NiO)。模拟计算得出橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和斜长石的矿物成分与电子探针成分基本完全一致。该新的母岩浆成分模拟计算得出的矿物结晶顺序为：Cr-spinel (1359℃)→Ol (1331℃)→Opx (1162℃)→Cpx (1153℃)→Pl (1115℃)→Bt (913℃) (图 7)。最早结晶的橄榄石Fo值为87.4，稍高于黑山所测最高Fo值(86.9)的橄榄石。
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表 2 黑山母岩浆及辉长岩脉冷凝边的主要氧化物成分(wt%) Table 2 Major oxide contents (wt%) of calculated parent magma and the gabbro chilled margin of the Heishan intrusion |
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图 7 MELTS模拟计算黑山母岩浆的矿物结晶量与温度的相图解 Sp-铬尖晶石；Ol-橄榄石；Opx-斜方辉石；Cpx-单斜辉石；Pl-斜长石；Bt-黑云母 Fig. 7 Phase relations of fractional crystallization of a hypothetical parental magma by MELTS for the Heishan intrusion Sp-Cr-spinel; Ol-olivine; Opx-orthopyroxene; Cpx-clinopyroxene; Pl-plagioclase; Bt-biotite |
对于含铜镍硫化物镁铁-超镁铁质岩体，橄榄石是主要的造岩矿物之一。成矿元素Ni在橄榄石中为相容元素(DOl/SilNi=1.35~13, Puchtel and Humayun, 2001; Righter et al., 2004)，但相容性明显低于硫化物(DSul/SilNi=315~1300, Francis, 1990; Peach et al., 1990; Ripley et al., 2002; Sattari et al., 2002)。当岩浆与橄榄石和硫化物处于平衡状态时，橄榄石中Ni含量变化能示踪硫化物熔离作用。因此，橄榄石成分不仅有助于探讨岩浆结晶演化过程，而且能提供丰富的成矿信息(Li et al., 2007; 陈列锰等, 2009a)。除了后期热液蚀变对橄榄石的成分有影响外，控制橄榄石成分的因素主要有以下3个因素：1)母岩浆成分；2)岩浆结晶分异作用和硫化物融离作用；3)橄榄石与晶间硅酸盐熔浆的Fe-Mg交换和硫化物熔体的Fe-Ni交换(Li et al., 2007; 陈列锰等, 2009a; 邓宇峰等, 2012)。而导致橄榄石高Ni的原因主要有以下4个因素：1)地幔橄榄岩的高程度部分熔融；2)源区辉石岩+橄榄岩的部分熔融(Sobolev et al., 2005, 2007; Straub et al., 2008, 2011)，由于辉石岩具有低的熔点和相对橄榄石低了近三倍的配分系数DPy/SilNi，辉石岩的低部分熔融可产出高Ni的母岩浆，从而形成高Ni的橄榄石(图 8a) (Sobolev et al., 2007; Straub et al., 2008)；3)后期补充的新鲜岩浆的混合，当后期补充的新鲜岩浆注入已发生过橄榄石结晶的残余岩浆发生混合时，混合后的岩浆又具有较高的Ni含量，从而可形成高Ni的橄榄石(图 8b, c, Straub et al., 2008)；4)与硫化物发生Fe-Ni交换，也可形成高Ni的橄榄石。当橄榄石和硫化物熔浆发生Fe-Ni交换后，FeO含量高的橄榄石比FeO含量低的将容纳更多的Ni，从而在橄榄石中出现Ni-Fo负相关关系(图 8c) (Barnes and Naldrett, 1985; Li et al., 2004, 2007; 陈列锰等, 2009a)。
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图 8 黑山样品橄榄石Fo vs. Ni 相关二元图解 MORB数据引自Sobolev et al. (2007) ；橄榄岩地幔、辉石岩地幔以及slab/crust熔体数据引自Straub et al. (2011) ；Noril’sk橄榄石数据引自Li et al. (2003) ；金川橄榄石数据引自Li et al. (2004) 和陈列锰等(2009a)；Duke Island数据引自Thakurta et al. (2008) .图a中虚线代表橄榄石分离结晶曲线.图b, c中黑色实线代表黑山母岩浆在S不饱和下橄榄石的结晶曲线，红虚线代表先期已发生结晶分异的岩浆与后期补充的新鲜岩浆的混合曲线，蓝色虚线代表母岩浆在S饱和条件下，橄榄石结晶和硫化物熔离 (Ol：Sulfide=20：1) 同时发生的模拟曲线，曲线上的数字代表橄榄石的结晶量 Fig. 8 Plot of Ni vs. forsterite contents (Fo) of olivine of the Heishan intrusion The data of MORB is from Sobolev et al. (2007) ; the fields of the peridotite mantle, pyroxene mantle and slab/crust melt are from Straub et al. (2011) ; the data of Noril’sk and Duke Island are from Li et al. (2003) and Thakurta et al. (2008) , respectively; the data of Jinchuan are from Li et al. (2004) , Chen et al. (2009a). In Fig. 8a, the dotted lines represent the fractional crystallization of olivine. In Fig. 8b, c, the black curve represents the fractional crystallization of olivine from S unsaturated magma; the red dotted lines represent the mixing curve with the latter ascending fresh magma in the magma plumbing systems; the blue dotted lines represent the olivine fractional crystallization and sulfide segregation with the ratio of 20：1 between olivine and sulfide liquid. The Number on the curves is the amount of olivine crystals |
位于黑山岩体上部的无矿层的橄榄石受硫化物Fe-Ni交换影响最小(特别是Fo值在84以下的橄榄石)，且部分落在MORB的范围内，部分橄榄石Ni含量比MORB高(图 8a)。假设黑山母岩浆NiO为0.055% (Ni 430×10-6)，稍高于MORB的含量 (Langmuir et al., 1992; Straub et al., 2008)，用MELTS模拟的曲线很好地拟合了黑山岩体中无硫化物样品的橄榄石成分 (图 8b)。黑山母岩浆高Ni很可能是因为地幔源区有辉石岩的部分熔融的参与形成黑山高MgO (12.81%) 玄武岩浆所致。但也不排除地幔源区地幔橄榄岩的高程度部分熔融。我们通过具有MORB和岛弧双重特征的微量元素、Sr-Nd-Pb同位素以及单斜辉石的研究提出黑山含矿岩体形成于板片俯冲环境，并与俯冲板片拆离、软流圈上涌有关，其源区为软流圈地幔和交代地幔楔共同熔融的源区(Xie et al., 2012)；同时也提出黑山矿体的具有高的Cu/Pd比值和低的PGE含量，其富Cu的原因很可能是有俯冲洋壳熔体的Cu的加入(Xie et al., 2013)。Sobolev et al. (2007) 报道许多大火成岩省中苦橄岩中橄榄石中的Ni含量均比MORB中的高，推测地幔柱源区普遍存在再循环洋壳熔体与橄榄石反应形成的辉石岩。在俯冲环境中，俯冲洋壳向下俯冲，其地幔源区有洋壳熔体的加入则更为容易。然而现今的研究很难证实地幔源区有辉石岩部分熔融的参与，与俯冲有关的地幔源区的Ni、Cu以及PGE的地球化学行为还有待进一步的研究。
黑山岩体上部无矿层的大部分橄榄石成分落在MELTS模拟的分离结晶曲线以下，表明这些橄榄石是从S饱和的岩浆中结晶出来的(图 8b)。因为MELTS只能模拟计算S不饱和条件下岩浆的分离结晶作用，故我们单独用简易的分离结晶模式来模拟计算。我们假设Ni在硫化物熔体与硅酸盐熔浆之间的分配系数为DSul/SilNi=600，在橄榄石与硅酸盐熔浆之间的分配系数则用Li et al. (2001) 发表的公式来厘定：
LnDNi=5.67-1.38×LnMgO-0.25×(FeO/MgO)
其中MgO和FeO代表与橄榄石平衡的岩浆中MgO和FeO的含量，单位为wt%。我们利用MELTS计算出来的残余岩浆成分，以0.1%的橄榄石结晶为最小结晶单元。每结晶0.1%的橄榄石，MELTS都会给出矿物和残余岩浆的成分，根据该成分我们可以通过上述公式计算出Ni在橄榄石与硅酸盐熔浆之间的分配系数。计算结果表明这些落在MELTS模拟的分离结晶曲线以下的橄榄石可以在橄榄石与硫化物的最小质量比约为20：1的条件下形成(图 8b)。该模拟计算也表明橄榄石结晶约1%之后，硫化物开始发生融离，硫化物熔离与橄榄石结晶几乎为同时发生。部分橄榄石落在岩浆混合曲线上或者附近，表明黑山岩体形成于开放体系，并有后续新鲜岩浆的补充注入，图 6也很好地反映了这一特征(见后述)。而落在岩浆混合曲线以下的橄榄石除了受S饱和条件下，橄榄石的分离结晶和硫化物熔离的共同作用外，还应受到晶间硅酸盐熔浆的Fe-Mg交换的影响(图 8b)。
1号和4号矿体 及矿化体(含矿层)的橄榄石明显比无矿层的橄榄石含有更高的Ni，其中1号矿体及矿化体的橄榄石比4号矿体更富Mg和Ni，并且还呈现非常好的负相关关系，表明这些橄榄石与硫化物发生了不同程度的Fe-Ni交换，而与其发生Fe-Ni交换的硫化物更富Ni以及共生的岩浆更为原始。这很可能是因为黑山岩体形成于开放的岩浆通道系统(见后述)，早期融离的硫化物与后续的新鲜的硫不饱和岩浆发生反应，使得该类硫化物含量减少但硫化物中的金属元素含量增高从而形成1号矿体及矿化体，这也可以解释为什么1号矿体及矿化体硫化物含量少却比4号矿体更富PGE的现象(Xie et al., 2013)。4号矿体的橄榄石则分布较散，橄榄石与硫化物发生Fe-Ni交换的趋势不明显，这是因为4号矿体中的硫化物是先期岩浆通道中形成的块状或网状硫化物遭后期上涌的岩浆搅碎成硫化物泥浆所形成的(Xie et al., 2013)。
5.3 岩浆通道系统成矿近十年来的研究表明含矿岩体都形成与岩浆通道系统，是岩浆通道系统的一部分，正是岩浆通道这个特殊的开放体系为大规模硫化物融离和堆积创造了各种有利的条件(Naldrett, 1999; Naldrett et al., 2004; Arndt et al., 2005; Barnes and Lightfoot, 2005; 宋谢炎等, 2010)。如金川超大型岩浆Ni-Cu-(PGE) 矿床、俄罗斯的Noril’sk和Pechenga超大型Ni-Cu-(PGE) 矿床、加拿大的Voisey’s Bay超大型 Ni-Cu-Co矿床等(Li and Naldrett, 1999; Li et al., 2004; Naldrett et al., 1999, 2004; Lightfoot et al., 2012; Song et al., 2012)。
由于在封闭体系中一次岩浆发生分离结晶时，先结晶的橄榄石和辉石会因重力作用沉降到岩体底部，导致上部岩浆基性程度降低，先结晶的橄榄石先沉降到底部堆积，从而形成橄榄石成分随着深度的减小而降低。但黑山ZK1603钻孔中橄榄石的成分却呈现多次“间歇式”降低的趋势(图 6)，表明黑山岩体应该是形成于开放的岩浆通道系统。在岩浆通道系统中，后期新鲜的基性程度高的岩浆的不断补充可形成如此特征。黑山样品相对变化小的Fo值 (80.5~87) 以及>90的超镁铁质岩的比例也表明黑山岩体形成于岩浆通道系统，应属于一开放的岩浆通道系统的一部分。如图 6所示，黑山超镁铁质岩体至少由3个脉期次的岩浆呈脉状上涌形成。
岩浆通道系统中多次岩浆呈脉状上涌形成的橄榄石、辉石等矿物含量会成一定规律变化。如前所述，黑山岩体的初始产状是近水平的，我们假设黑山岩体橄榄石的橄榄石、辉石以及硫化物与岩浆通道的几何形态变化有关，黑山岩体为一岩浆通道变宽或变缓的部位，当含橄榄石/辉石或者硫化物的岩浆流过该处，流速会突然变缓，密度大的矿物(如橄榄石、辉石、不混溶的硫化物乳滴等)因为重力作用而沉降，最后形成层状或透镜状的矿体。
6 结论详细的野外基础地质特征表明黑山矿区仅出露单一的新元古代青白口系地层，无寒武纪地层出露。黑山含矿岩体由早期的超镁铁质岩体和稍晚期的辉长岩脉组成，位于黑山背斜南翼，其初始产状应为一水平或近水平的岩床状岩体，因后期褶皱作用，岩体发生了倾斜形成现今的产状。借助“MELTS”软件，进一步厘定了黑山母岩浆为高镁玄武岩浆 (12.81% MgO、10.84% FeO、430×10-6 Ni)。并且通过模拟计算认为，黑山橄榄石的主要控制因素为：1)母岩浆的成分；2)后续新鲜岩浆的补充混合作用；3)硫化物熔离作用；4)晶间硅酸盐熔浆作用；5)橄榄石与硫化物之间发生的Fe-Ni交换。模拟计算表明，硫化物熔离与橄榄石结晶几乎同时发生，橄榄石与硫化物的最小质量比约为20：1。1号矿体及矿化体的橄榄石比4号矿体更富Mg和Ni，并且还呈现非常好的负相关关系，表明这些橄榄石与硫化物发生了不同程度的Fe-Ni交换，而与其发生Fe-Ni交换的硫化物更富Ni以及共生的岩浆更为原始。这很可能是因为黑山岩体形成于开放的岩浆通道系统，早期融离的硫化物与后续的新鲜的硫不饱和岩浆发生反应，使得该类硫化物含量减少但硫化物中的金属元素含量增高从而形成1号矿体及矿化体。
致谢 野外工作得到了金川集团股份有限公司的大力支持和协助，特别是王玉山高级工程师、把多恒矿长、尹茂红科长的全力支持；在野外同时得到了马波、张超波、俞军真、周河、周亚鹏等金川的朋友的细心协助；承蒙两位论文评审专家给予了非常宝贵的修改意见和建议；在此一并致以衷心的感谢！| [] | Arndt N, Lesher CM, Czamanske GK. 2005. Mantle-derived magmas and magmatic Ni-Cu-(PGE) deposits. Economic Geology, 100: 5–24. |
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