湯中立,錢壯志,2,姜常義,閆海卿,焦建剛,劉民武,2,徐章華,徐 剛,王亞磊

0 引言

2009年6月在西安成功舉辦了“Ni-Cu(Pt)巖漿礦床國際學術(shù)研討會”,國際經(jīng)濟地質(zhì)協(xié)會(SEG)對本次會議進行了專題報道。湯中立、Naldrett、Lesher做了主題報告,有100多位中外學者出席會議并做報告。會議充分展示了近期的研究成果,增進了國內(nèi)外的學術(shù)交流,提高了中國在該領(lǐng)域的研究水平。依據(jù)會議資料,結(jié)合近10年來國內(nèi)外研究現(xiàn)狀,可以看出這一領(lǐng)域的發(fā)展趨勢為:與大型層狀巖體有關(guān)的鉑族礦床仍然受到關(guān)注;Sudbury礦床的特殊性和不可參照性取得了共識;小巖體礦床是發(fā)展主流;通道成礦作用受到重視[1-2]?，F(xiàn)將有關(guān)礦床實例列于表1。

表1 與巖體規(guī)模有關(guān)的巖漿硫化物礦床Tab.1 Magmatic Sulfide Deposit Concerned with Intrusion Scale

1 大型層狀巖體是鉑族金屬主要來源

大型層狀巖體是指那些形成時代早、規(guī)模巨大(幾萬到幾百平方千米以上)、具有層狀結(jié)構(gòu)的鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)侵入巖體。這些巖體往往是超大型鉑族、釩鐵磁鐵礦、鉻鐵礦的資源儲庫,如表1中的Bushveld雜巖體、Great Dyke、Stillwater等?，F(xiàn)以Bushveld為例進行簡述。

Bushveld雜巖體主要由層狀鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石組成,東西長450 km,南北寬250 km,其面積大于60 000 km2,形成時代為2.06 Ga[3]。多期次巖漿活動形成厚近10 km的巖層,最后的火成事件是Lebowa花崗巖套,侵位于鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石的中心部位,將Bushveld巖層切割分為東、西、西南、西北幾個半圓形的塊體和一個向北部伸出的翼狀體(圖1)。

鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖套分5個帶,從下而上分別為:①邊緣帶(厚0～800 m),由蘇長巖和少量輝石巖組成;②下帶(厚800～1 300 m),主要由古銅輝石巖、斜方輝石橄欖巖、純橄欖巖組成;③關(guān)鍵帶(厚1 300～1 800 m),又分上、下兩個亞帶[23-24],下亞帶主要由古銅輝石巖、鉻鐵礦和一些斜方輝石橄欖巖組成,上亞帶以出現(xiàn)斜長石堆晶為標志,下部由斜長巖、蘇長巖和少量古銅輝石巖組成,上部(從U G-1鉻鐵礦層基底單元開始)是由鉻鐵礦、斜方輝石橄欖巖、古銅輝石巖、蘇長巖和斜長巖組成,頂部是Merensky礦層;④主帶(厚3 000～3 400 m),由蘇長巖、輝石巖和斜長巖組成;⑤上帶(厚2 000～2 800 m),由鐵輝長巖和鐵閃長巖組成[25-26]。巖體結(jié)構(gòu)最顯著的特征具有典型的層狀構(gòu)造和韻律結(jié)構(gòu),從下帶到上帶鎂橄欖石Fo由85～90演變到80～82、35～50、0～35;頑火輝石En由84～90演變到80～85、70～85、62～78、45～62、31～45;鈣長石An從臨界帶到上帶由73～80演變到69～76、50～60、30～50。

硫化物、鉻鐵礦、磁鐵礦相伴生的層狀礦床出現(xiàn)在Bushveld雜巖體中。其中最重要的是上臨界帶中的Merensky礦層、U G-2鉻鐵礦層(圖1)和發(fā)育于北翼接觸帶的-Platreef礦床。Merensky礦層分布較廣,在西南、西北、東和北Bushveld皆有發(fā)育。在西北Bushveld的Merensky單元最厚,約25 m,西南和東Bushveld厚約10 m。Merensky礦層Ni平均質(zhì)量分數(shù)為0.15%、Cu為0.06%,PGE為6.21×10-6,鉑族金屬量26 161 t;U G-2鉻鐵礦層在西南、西北、東Bushveld皆有發(fā)育。U G-2鉻鐵礦層的鉑族資源比Merensky礦層更大,U G-2鉻鐵礦層旋回厚度由15 m變化到400 m,在西Bushveld主要的鉻鐵礦厚度為70～130 cm,堆晶相鉻鐵礦質(zhì)量分數(shù)60%～90%,填隙相為斜長石和斜方輝石,下部是粒狀結(jié)構(gòu),向上部為嵌晶結(jié)構(gòu),上覆為斜方輝石橄欖巖和二輝橄欖巖或含長輝石巖,在這里U G-2鉻鐵礦層總厚達50 m。U G-2鉻鐵礦層Ni平均質(zhì)量分數(shù)為-0.04%、Cu為-0.02%,PGE為-5.70× 10-6,PGE金屬量32 730 t;Platreef礦床不是層狀的,但屬于接觸帶層控型礦床,分布于Bushveld巖體的北翼,是一組與Bushveld雜巖的下帶、臨界帶、主帶和上帶相當?shù)逆V鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖組成,向西傾斜30°～40°,翼長約110 km,巖體由北向南分別與花崗巖、白云巖、鐵石英巖、頁巖和石英巖相接觸,在接觸帶上發(fā)育了Platreef礦床。Platreef礦床在形成過程中受到很大的混染,總是出現(xiàn)白云巖捕虜體,盡管數(shù)量上有所變化,在下盤與白云巖接觸處最發(fā)育,范圍最廣(直徑達到100 m)。較小的捕虜體大部分變成鈣-硅酸鹽巖,20 m厚的蛇紋石化輝石巖,包含蛇紋石化的橄欖巖和磁鐵礦覆蓋鈣-硅酸鹽巖捕虜體。Platreef礦層Ni平均質(zhì)量分數(shù)為0.41%、Cu為0.20%, PGE為4.12×10-6,PGE金屬量6 582 t[8]。

圖1 Bushveld雜巖體中巖石類型層序中斜方輝石En和橄欖石Fo及斜長石An的變化Fig.1 Contents of the Anorthite in Plagioclase and MgNo in Orthopyroxene and Olvien of the Bushveld Complex

由此可見,大型層狀巖體中的鉑族礦床一般呈薄層狀,分布范圍很大,質(zhì)量分數(shù)達到10-6,具有微量硫化物伴生致使Ni平均質(zhì)量分數(shù)可達0.04%～0.15%、Cu可達0.02%～0.06%等特點,另外Platreef礦床是層狀巖體邊部的接觸帶型礦床,白云巖的同化混染有利成礦。伴生硫化物稍高,Ni平均質(zhì)量分數(shù)可達0.41%,Cu可達0.20%。鉑族礦床的這些產(chǎn)狀特點對在其他類似層狀巖體中找礦具有重要參照意義。

2 Sudbury礦床屬隕擊成因,沒有找礦參照意義

Sudbury礦床是加拿大19世紀最早發(fā)現(xiàn)的一個超大型Ni-Cu硫化物礦床,巖體呈盆狀,面積約1 300 km2,形成時代1.85 Ga[8]。巖盆自下而上由細粒的邊緣蘇長巖(Sublayer)、粗粒蘇長巖、輝長巖和花斑質(zhì)巖石組成。礦體分布于巖盆底部接觸帶蘇長巖中、底部港灣處以及巖體周邊向外放射狀分布到石英閃長巖巖枝中。長期以來,由于巖體具有層狀結(jié)構(gòu),被認為是典型的通過就地熔離-重力分異形成的大型層狀巖體銅鎳硫化物礦床,從而引起地質(zhì)學家和礦業(yè)公司將大型層狀巖體作為銅鎳硫化物礦床研究和勘查的目標,并投入了很大力量在Bushveld、Duluth、GreatDyke、Kieglapait、Muskox、Skaergaard以及Stillwater等大型層狀巖體的底部尋找Cu、Ni硫化物礦床。經(jīng)過半個多世紀的努力,都沒有發(fā)現(xiàn)具有重要經(jīng)濟意義的硫化物礦床。后來的深入研究發(fā)現(xiàn)Sudbury礦床屬隕擊成因,同位素和熱力學模式研究認為整個侵入體可能為一碰撞成因的熔融巖席,硫化物來自撞擊區(qū)內(nèi)深部鎂鐵質(zhì)巖體中早已存在的硫化物的熔融,全世界只有這一個實例,沒有參照意義[28-31]。

3 小巖體成礦系統(tǒng)

3.1 小巖體礦床

小巖體礦床是指那些經(jīng)過深部預富集的含礦巖漿上侵形成的“巖體規(guī)模相對小”的巖漿礦床。巖漿巖體的面積可以大到n(n<10 km2),小到零點零幾平方千米;一般為1 km2至幾平方千米或1 km3至幾立方千米,或更小。在巖體的內(nèi)部和(或)附近的圍巖中形成的礦體卻“相對大而富”(表1中序號為5～15的礦床皆屬小巖體礦床)。由此可見,除Sudbury礦床外,世界最大的這類礦床如Noril'sk-Talnakh、金川、Pechenga、Voisey's Bay等,中國所有這類礦床都是小巖體礦床,可見這類礦床是巖漿鎳銅硫化物礦床的主要類型。

小巖體礦床的主要特征就是巖體小、礦床大而富。以金川礦床為例,巖體面積為1.34 km2,延深約1 km,楔形變小至尖滅,巖體體積小于1 km3,鎳儲量約546×104t,銅儲量約389×104t。如此巨量的金屬怎么產(chǎn)在這么小的巖體之中?有的學者估算這樣大的金屬儲量至少需要30～300 km3的鎂鐵質(zhì)巖漿參與成礦[32-33]。金川礦床現(xiàn)有巖體不足1 km3,90%以上參與成礦但本身礦質(zhì)虧損的那些巖漿到哪里去了?這是所有小巖體礦床成因都要回答的問題。

3.2 小巖體的成礦模式

依據(jù)上述特征,結(jié)合小巖體礦床的成礦過程建立了小巖體的成礦模式(圖2)。

圖2 小巖體成礦模式Fig.2 Model of Small Intrusions Mineralization

由于巖體小、礦體相對大而富,這種礦體不可能從小巖體自身產(chǎn)生出來。來自深部地幔的巖漿多期次涌進地殼深部的巖漿房中,由于物理化學條件的變化發(fā)生分離結(jié)晶作用以及可能的(不是必須的)與圍巖發(fā)生同化混染或有外來硫加入,致使巖漿達到硫過飽和,發(fā)生熔離作用,在重力作用參與下,巖漿房中的液體分異成為不含礦巖漿、貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿等部分,然后向現(xiàn)存空間(地表或地殼淺部)一次或多次脈動式噴發(fā)-貫入成巖成礦。一般來說,經(jīng)過結(jié)晶、分異、熔離后的不含礦巖漿的體積,比貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿的體積要大得多,在上侵過程中,不含礦巖漿大部分都噴溢出地表或侵入到不同的空間,形成噴發(fā)巖流(Noril'sk-Talnakh、白馬寨)或侵入巖體群(金川、喀拉通克、紅旗嶺等)。剩余的巖漿、貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿可以多次貫入同一空間成巖、成礦(金川、喀拉通克、白馬寨、圖拉爾根等),也可以分別貫入不同的空間成巖、成礦(紅旗嶺1、3、7號)。相對于就地熔離的礦床而言,這種深部熔離-貫入礦床的巖體體積小得多,含礦率和礦石品位也高得多,所以這種成礦作用導致形成小巖體大礦床,即所謂的“小巖體成大礦”。這個模式簡要概括為深部熔離預富集-分期貫入-終端巖漿房聚集成礦。

3.3 小巖體成礦系統(tǒng)

3.3.1 成礦背景

這類礦床的地質(zhì)背景主要有大陸陸內(nèi)或邊緣裂解背景下的小侵入體礦床-(金川、Pechenga、Voisey's Bay);造山帶后碰撞伸展背景的小侵入體礦床(喀拉通克、紅旗嶺、黃山、黃山東、圖拉爾根、葫蘆、香山等);大火成巖省背景下的小侵入體礦床(Noril'sk-Talnakh、白馬寨、金寶山等)。

3.3.2 鄰近深大斷裂

小巖體礦床一般都鄰近深大斷裂,這種斷裂有時耦合于重要的地殼縫合帶,如俄羅斯Noril'sk-T alnakh地區(qū)的20多個巖體均沿Noril'sk-Kharaelakh深斷裂帶分布,主要集中分布于-Talnakh、Noril'sk礦集區(qū)中。這些巖體侵入未變質(zhì)的泥盆系—下二疊統(tǒng)沉積地層,形成厚度0～300 m、呈長寬比很大的巖席。3個含礦巖席中,Kharaelakh呈三角形,而Talnakh和Noril'sk巖體則呈寬度小于2 km、長度達15～20 km的“隧道狀”巖席。這種產(chǎn)狀顯示巖漿在快速上侵噴出地表的同時,后繼性的含礦巖漿沿深斷裂的次一級層狀裂隙侵入成巖成礦。

中國的小巖體礦床也表現(xiàn)出這一特征,如金川南側(cè)華北地塊與祁連山之間的縫合帶,紅旗嶺南緣輝發(fā)河深斷裂帶,喀拉通克北緣額爾齊斯北西向深斷裂帶,白馬寨北西之哀牢山—紅河深斷裂帶等,它們及其次級羽狀裂隙為地幔巖漿上升成巖、成礦,提供了通道和儲礦空間。

深斷裂是重大構(gòu)造巖漿事件的產(chǎn)物,也是地殼應力長期聚集和突然釋放的表現(xiàn)形式之一。由于深斷裂的減壓作用,導致深部巖漿房的不含礦巖漿、貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿脈動式快速上侵,大量的不含礦巖漿噴出地表或侵入淺部空間,貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿可能由于相對較重沿著深大斷裂的次級裂隙侵入到終端巖漿房成巖成礦。

3.3.3 原生巖漿

小巖體礦床的原生巖漿主要有高鎂拉斑玄武巖漿、苦橄質(zhì)巖漿和科馬提巖漿[34]。本文中表1涉及的礦床大多屬玄武質(zhì)巖漿、苦橄質(zhì)巖漿及其演化的產(chǎn)物。

3.3.4 深部巖漿作用(先導性巖漿、繼發(fā)性巖漿)

來自深部地幔的巖漿多期次涌進地殼中的深部巖漿房,深部巖漿房的環(huán)境是相對長期的、穩(wěn)定的,只有大的構(gòu)造巖漿事件(構(gòu)造運動、深層地震等)促成深部巖漿房中的巖漿脈動式快速上升。巖漿房上部的不含礦巖漿先期噴出地表或侵入淺部空間,形成礦質(zhì)虧損的噴發(fā)巖流或侵入巖體群,如Noril'sk-Talnakh上覆火山巖流中的Nd層[35];四川楊柳坪地區(qū)鉑族顯著虧損的峨眉山玄武巖中段[36-37];金川外圍的茅草泉、塔馬子溝、V號異常等巖體;喀拉通克、紅旗嶺礦集區(qū)的那些無礦巖體群等。這部分先侵入的巖漿量大,密度較小,礦質(zhì)虧損統(tǒng)稱先導性巖漿。

所謂繼發(fā)性巖漿是指位于深部巖漿房中下部的不含礦巖漿、含礦巖漿(貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿)。在巖漿快速上升的過程中,繼發(fā)性巖漿跟隨先導性巖漿上侵可以到達同一水平高度,如喀拉通克、紅旗嶺、Pechenga;也可能由于密度不同到達不同水平空間,繼發(fā)性巖漿由于密度較大,往往侵入于較低水平高度的終端巖漿房成巖成礦,如金川、白馬寨、金寶山、Noril'sk-Talnakh。

先導性巖漿一般是大規(guī)模的、大質(zhì)量的;繼發(fā)性巖漿一般是小質(zhì)量的、小規(guī)模的。先導性巖漿往往指示了巖漿深部預富集作用的存在;繼發(fā)性巖漿指示了現(xiàn)存成礦作用的空間。

3.3.5 繼發(fā)性巖漿的成礦作用

依據(jù)含礦巖漿進入現(xiàn)存空間方式或聚集方式,小巖體礦床有4種類型。

(1)復式貫入成礦:不含礦巖漿、貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿多次分別貫入現(xiàn)存空間成巖成礦,先侵入的是不含礦巖漿、貧礦巖漿,后侵入的是富礦巖漿、礦漿。它們一般由上而下依次分布,不含礦巖漿和貧礦巖漿沒有明顯的分界;貧礦巖漿和富礦巖漿可以沒有明顯分界(喀拉通克),也可以分界截然(金川);礦漿和富礦之間都是侵入關(guān)系,礦漿是晚期貫入的。

(2)單式貫入成礦:在有的同源巖漿成礦區(qū)(紅旗嶺),貧礦巖漿、富礦巖漿和礦漿既可以復式貫入同一空間(1號巖體),也可以分別貫入不同的空間(3、7號巖體)聚集成礦。3號巖體是由貧礦巖漿貫入聚集成礦,盆狀巖體底部全部由星點狀貧礦組成;7號巖體呈脈狀,是由富礦巖漿貫入成礦,96%的體積都由海綿隕鐵狀礦石組成,這兩者稱單式貫入成礦。

(3)中心式貫入成礦:白馬寨礦床呈扁柱體,柱體的邊緣到中心分別由輝長巖、輝石巖和橄欖巖組成。輝石巖有細粒邊緣相,含星點狀礦石,與其內(nèi)的橄欖巖礦化不連續(xù)。前者呈星點狀,后者呈海綿隕鐵狀,接觸界線清楚,可能也不是同期次的產(chǎn)物。塊狀礦位于柱體中心,與海綿隕鐵狀礦石界限截然,屬晚期貫入成礦。

(4)反向復式貫入成礦:類似于復式貫入成礦,但先侵入的是不含礦巖漿、貧礦巖漿,后侵入的是富礦巖漿、礦漿卻由下而上反向分布,反映了一個獨特的脈動式貫入構(gòu)造背景[38-41]。

4 通道成礦作用

4.1 通道成礦作用的提出

在大型層狀巖體底部長期尋找Ni-Cu硫化物礦床的實踐失敗以后,地質(zhì)學家們依據(jù)Noril'sk-Talnakh的研究和Voisey's Bay的發(fā)現(xiàn)與研究,提出了通道成礦作用[35,42-43]。所謂通道成礦作用是基于質(zhì)量平衡的計算認為,成礦的巖漿房應當是一個開放系統(tǒng),當新的巖漿注入時,主要由于圍巖的同化混染或有外來硫的加入導致硫過飽和,發(fā)生硫化物的熔離作用,硫化物乳珠就地或沿通道移動到適當?shù)胤匠两迪聛硇纬傻V體,而成礦元素虧損的巖漿隨著新巖漿的不斷補充而被擠出,形成新的不含礦巖體或噴出地表的熔巖流。通道中硫化物乳珠不斷沉降富集的地方就形成了礦床[35]。

4.2 Noril'sk-Talnakh礦床成礦機制

沿著近南北向的-Noril'sk-Kharaelakh斷層, Talnakh和Noril'sk是由北向南分布的相距幾十千米的兩個礦集區(qū)。北部礦集區(qū)主要由-Kharaelakh和Talnakh礦床組成,南部礦集區(qū)主要由Noril'sk-1礦床組成,所有這些礦床都呈巖席狀,每個礦床的巖席面積可達數(shù)十平方千米,厚度0～300 m,巖席體積一般達幾立方千米,皆屬小巖體礦床。

通道成礦機制最初是在研究該礦床的基礎上提出的,后來幾經(jīng)發(fā)展和修改,提出現(xiàn)在的成礦模式(圖3)[35,42]。來自地幔的巖漿到達深部巖漿房,由于花崗質(zhì)地殼的混染,硫達到過飽和,發(fā)生硫化物的熔離作用。巖漿房上部虧損親銅元素和鉑族的巖漿繼續(xù)上升噴出地表形成Nd1-2熔巖流,同時這些巖漿侵入到噴發(fā)巖下部的沉積巖中形成不含礦的Lower Talnakh侵入體,深部巖漿熔離的硫化物殘留在巖漿房中。

圖3 Kharaelakh礦床成礦模式Fig.3 Model for the Formation of Ni-Cu-PGE Sulfide Ores in the Kharaelakh Intrusion

來自Nd1-2熔漿在深部階段巖漿房中分離出液相硫化物,Morongovsky熔漿進一步上升(圖3a),然后被新的來自地幔的硫不飽和巖漿重熔形成富集鉑族的巖漿(圖3b)。富集鉑族的巖漿與含硬石膏的蒸發(fā)圍巖在較高的層位反應,產(chǎn)生不混溶的液態(tài)硫化物,其具有高的鉑族質(zhì)量分數(shù)和更高的δ34S。液態(tài)硫化物占據(jù)-Kharaelakh巖漿通道系統(tǒng)中液壓驟降部位形成礦床(圖3c)。

由于后續(xù)巖漿繼續(xù)涌進巖漿房,原來殘留的硫化物再吸收新巖漿中的親銅元素和鉑族,致使硫化物更加富集親銅元素和鉑族,新的輕微虧損的巖漿噴出地表(Mr層)(圖3a)。巖漿房中聚集了富集親銅元素和鉑族的富礦巖漿,由于后續(xù)巖漿的不斷涌入,將富礦巖漿擠到-Kharaelakh現(xiàn)存空間(圖3b),與含硬石膏的蒸發(fā)巖的圍巖同化混染成礦(圖3c)。這樣一種成礦模式也基本適合-Noril'sk-1和Tanalkh礦床。

4.3 Voisey's Bay礦床成礦機制

Voisey's Bay礦床為一個1.334 Ga的橄長巖質(zhì)侵入體,侵入于太古代—元古代片麻巖系中,巖體地表呈梨形,東西延伸約6 000 m,東部巖體約幾平方千米,為梨的主體,西部為斷續(xù)延伸的細脈,狀如梨把。東部梨體被認為是東部上巖漿房,西部脈體向下延深達2 000 m,終止于西部下巖漿房。不同類型的Voisey's Bay礦體就賦存于從西部下巖漿房到東部上巖漿房的巖漿通道和上巖漿房的底部相關(guān)部位。礦床的成礦機制如圖4。

圖4 Voisey's Bay礦床成礦機制Fig.4 Model for the Formation of Voisey's Bay Ni-Cu-PGE Sulfide Deposit

成礦過程分為3個步驟(圖4):①巖漿上升到Tasiuyak片麻巖內(nèi)的下巖漿房內(nèi),橄欖石發(fā)生結(jié)晶并形成超鎂鐵質(zhì)堆積,巖漿與崩塌頂部的片麻巖碎塊反應,使得硫飽和,發(fā)生硫化物的熔離作用;②新的鎳不虧損巖漿涌進下巖漿房使得早期的含硫化物超鎂鐵質(zhì)堆積破碎,并和早期殘留巖漿一起被推動流向Nain片麻巖中的上巖漿房,當輸送這些硫化物時,硫化物在壓力釋放的適當部位沉積下來形成礦體;③晚期巖漿繼續(xù)流過這個系統(tǒng),加速硫化物和部分片麻巖包體的反應,使得硫化物進一步富集了親銅元素,并輸送到達上巖漿房下部而擴散開,形成上巖漿房的底部礦體。

5 認識與討論

5.1 大型層狀巖體有利鉑族成礦

世界最大的鉑族礦床差不多都賦存于大型層狀巖體Bushveld中。由Bushveld可見,Merensky礦層、U G-2礦層和Platreef礦床的共同特征是含微量硫化物,硫化物本身的鉑族質(zhì)量分數(shù)特別高,因此形成了特別巨大的鉑族礦床。類似的低硫化物富鉑族礦層也發(fā)現(xiàn)于Great Dyke和Stillwater等大型層狀巖體中,這3個是從幾萬到幾百平方千米規(guī)模不等的層狀巖體。中國沒有發(fā)現(xiàn)這種大型層狀巖體,但卻找到像金寶山這樣幾平方千米的低硫化物富鉑族的小型層狀巖體,賦存數(shù)十噸鉑族,所以從幾平方千米到幾百平方千米之間的這種層狀巖體在中國還具有尋找鉑族礦床的空間,值得引起重視。

5.2 Ni-Cu硫化物礦床的成礦作用

這類礦床的兩種成礦機制即深部預富集(熔離)-多期貫入-終端巖漿房聚集成礦和深部預富集(熔離)-通道成礦的共同點就是在深部預富集(熔離)的基礎上解釋了“小巖體成大礦”。它們的不同點就是:礦床的現(xiàn)存空間是封閉型的終端巖漿房還是開放型的巖漿通道?含礦巖漿進入現(xiàn)存成礦空間是由于劇烈的構(gòu)造應力釋放促使其脈動式上侵還是由于后續(xù)巖漿的連續(xù)涌進,卸載硫化物并擠出虧損巖漿?筆者的觀點傾向于前者。因為這類礦床是地幔鎂鐵質(zhì)巖漿進入地殼成礦的產(chǎn)物,深部巖漿房中的預富集熔離作用,需要一個相對長期穩(wěn)定的物理化學環(huán)境,對應于地殼運動相對平靜、應力逐漸集中的構(gòu)造平穩(wěn)階段。巖漿沿通道上升,通常是相對短暫的、快速的,對應于地殼運動劇烈的應力爆發(fā)作用。這一特征顯然不適于巖漿在通道中發(fā)生熔離成礦作用。

5.3 先導性巖漿的找礦指示意義

先導性巖漿噴出地表或侵入淺部空間后,形成礦質(zhì)虧損的噴發(fā)巖流或侵入巖體群。它們和繼發(fā)性巖漿形成的礦床有以下組合關(guān)系:①先導性噴發(fā)巖流和下覆地層中的侵入巖席礦床(Norili'sk)或侵入巖體礦床(白馬寨)的關(guān)系;②先導性侵入巖體群與下覆地層中的侵入巖體礦床(金川)的關(guān)系;③先導性侵入巖體群與同一層位地層中侵入巖體礦床(紅旗嶺、喀拉通克、黃山、圖拉爾根)的關(guān)系等。由于先導巖漿巖流(體)與繼發(fā)性巖漿礦床往往是同源、同期不同階段的產(chǎn)物,它們在地質(zhì)、地球化學方面應該有密切的同源演化關(guān)系;先導性巖漿巖流(體)往往顯示礦質(zhì)虧損,繼發(fā)性巖漿體多為礦質(zhì)富集。因此,加強對先導性巖漿巖流(體)的研究與發(fā)現(xiàn),就為找出繼發(fā)性巖漿形成的礦床提供了基礎。

[1] Li C S,Rimply E M.New Developments in Magmatic Ni-Cu and PGE Deposits[M].Beijing:Geological Publishing House, 2009.

[2] Tang Z L.Small Intrusion Making Large Ore:Significance for the Exploration of Jinchuan Ni-Cu Sulfide Deposit[C]∥Li W Y.Proceedings of Xi'an International Ni-Cu(Pt)Deposit Symposium 2009.Beijing:Science Press,2009:67-70.

[3] Buick I S,Maas R,Gibson R.Precise U-Pb Titanite Age Constraints on the Emplacement of the Bushveld Complex,South Africa[J].Journal of the Geological Society,2001,158(1):3-6.

[4] Hatton C J.Mantle Plume Origin for the Bushveld and Ventersdorp Magmatic Provinces[J].Journal of African Earth Sciences,1995,21(4):571-577.

[5] Hamilton P J,O'Nions R K,Evensen N M.Sm-Nd Dating of Archaean Basic and Ultrabasic Volcanics[J].Earth and Planetary Science Letters,1977,36(2):263-268.

[6] Pirajno F.Hotspots and Mantle Plumes:Global Intraplate Tectonics,Magmatism and Ore Deposits[J].Mineralogy and Petrology,2004,82(3/4):183-216.

[7] Premo W R,Helz R T,Zientek M L,et al.U-Pb and Sm-Nd Ages for the Stillwater Complex and Its Associated Sills and Dikes,Beartooth Mountains,Montana:Identification ofa Parent Magma[J].Geology,1990,18(11):1065-1068.

[8] Naldrett A J.Magmatic Sulfide Deposits:Geology,Geochemistry and Exploration[M].New York:Springer,2004.

[9] Kamo S L,Czamanske G K,Krogh T E.A Minimum U-Pb Age for Siberian Flood-basalt Volcanism[J].Geochimica et Cosmochimica Acta.1996,60(18):3505-3511.

[10] BayanovaT B,Voloshin A V.U-Pb Dating ofZircon Megacrysts(8 sm)from Amazonite Rand-pegmatite of Mt. Ploskaya,Baltic Shield[C]∥Committee of European Union of Geosciences Conference.EUG-10.Strasbourg:European Union of Geosciences Conference,1999:153.

[11] Amelin Y,Li C S,Naldrett A J.Geochronology of the Voisey's Bay Intrusion,Labrador,Canada,by Precise U-Pb Dating of Coexisting Baddeleyite,Zircon,and Apatite[J]. Lithos,1999,47(1/2):33-51.

[12] 湯中立,楊杰東,徐士進,等.金川含礦超鐵鎂巖的Sm-Nd定年[J].科學通報,1992,37(10):918-920.

[13] Zhang M J,Kamo S L,Li C S,et al.Precise U-Pb Zircon-baddeleyite Age of the Jinchuan Sulfideore-bearing Ultramafic Intrusion,Western China[J].Mineralium Deposita,2010, 45(1):3-9.

[14] 郗愛華,顧連興,李緒俊,等.吉林紅旗嶺銅鎳硫化物礦床的成礦時代討論[J].礦床地質(zhì),2005,24(5):521-526.

[15] Wu F Y,Wilde S A,Zhang G L,et al.Geochronology and Petrogenesis of the Post-orogenic Cu-Ni Sulfide-bearing Maficultramafic Complexes in Jilin Province,NE China[J].Journal of Asian Earth Sciences,2004,23(5):781-797.

[16] 陶 琰,馬言勝,苗來成,等.云南金寶山超鎂鐵巖體鋯石SHRIMP年齡[J].科學通報,2008,53(22):2828-2832.

[17] 石貴勇,孫曉明,王生偉,等.云南白馬寨銅鎳硫化物礦床Re-Os同位素定年及其地質(zhì)意義[J].巖石學報,2006,22(10): 2451-2256.

[18] 張作衡,柴鳳梅,杜安道,等.新疆喀拉通克銅鎳硫化物礦床Re-Os同位素測年及成礦物質(zhì)來源示蹤[J].巖石礦物學雜志,2005,24(4):285-293.

[19] 韓寶福,季建清,宋 彪,等.新疆喀拉通克和黃山東含銅鎳礦鎂鐵-超鎂鐵雜巖體的SHRIMP鋯石U-Pb年齡及其地質(zhì)意義[J].科學通報,2004,49(22):2324-2328.

[20] Zhou M F,Lesher C M,Yang Z X,et al.Geochemistry and Petrogenesis of 270 Ma Ni-Cu-(PGE)Sulfide-bearing Mafic Intrusions in the Huangshan District,Eastern Xinjiang, Northwest China:Implications for the Tectonic Evolution of the Central Asian Orogenic Belt[J].Chemical Geology,2004, 209(3/4):233-257.

[21] 李華芹,謝才富,常海亮,等.新疆北部有色貴金屬礦床成礦作用年代學[M].北京:地質(zhì)出版社,1998.

[22] 三金柱,秦克章,湯中立,等.東天山圖拉爾根大型銅鎳礦區(qū)兩個鎂鐵-超鎂鐵巖體的鋯石U-Pb定年及其地質(zhì)意義[J].巖石學報,2010,26(10):3027-3035.

[23] Cameron E N.Evolution of the Lower Critical Zone,Central Sector,Eastern Bushveld Complex,and Its Chromite Deposits [J].Economic Geology,1980,75(6):845-871.

[24] Cameron E N.The Upper Citical Zone of the Eastern Bushveld Complex;Precursor to the Merensky Reef[J].Economic Geology,1982,77(6):1307-1327.

[25] Gruenewaldt G V.The Main and Upper Zones of the Bushveld Complex in the Roossenekal Area,Eastern Transvaal [J].Transactions of the Geological Society of South Africa, 1973,76:207-227.

[26] Molyneaux T G.A Geological Investigation of the Bushveld Complex in Sekhukhunelan and Apart of the Stelpoort Valley [J].Transactions of the Geological Society of South Africa, 1974,77:329-338.

[27] Naldrett A J,Cameron G M,VonGruenewaldt G,et al.The Formation of Stratiform PGE Deposits in Layered Intrusions[M]. Dordrecht:NATO Advanced Research Workshop,1987.

[28] Dietz R S.Sudbury Structure as an Astrobleme[J].The Journal of Geology,1964,72(4):412-434.

[29] Walker R J,Morgan J W,Naldrett A J,et al.Re-Os Isotopic Systematics of Ni-Cu Sulfide Ores,Sudbury Igneous Complex,Ontario:Evidence for a Major Crustal Component[J]. Earth Planetary Science Letters,1991,105(4):416-429.

[30] Grieve R A.An Impact Model of the Sudbury Structure[C]∥Lightfoot P C,Naldrett A J.Proceedings of the Sudbury-Noril'sk Symposium.Noril'sk:Ontario Geological Survey, 1994:119-132.

[31] Maier W D,Li C S,Waal S A.Why Are There No Major Ni-Cu Sulfide Deposits in Large Layered Mafic-ulmafic Intusion [J].The Canadian Mineralogist,2001,39(2):547-556.

[32] Li C S,Xu Z H,Waal S A,et al.Compositional Variations of Olivine from the Jinchuan Ni-Cu Sulfide Deposit,Western China:Implication for Ore Genesis[J].Mineralium Deposita, 2004,39(2):159-172.

[33] 宋謝炎,肖家飛,朱 丹,等.巖漿通道系統(tǒng)與巖漿硫化物成礦研究新進展[J].地學前緣,2010,17(1):153-163.

[34] Arndt N T,Lesher C M,Czamanske G K.Mantle-derived Magmas and Magmatic Ni-Cu-(PGE)Deposits[C]∥Hedenquist J W,Thompson J F H,Goldfarb R J,et al.Economic Geology 100th Anniversary Volume.Littleton:Society of Economic Geologists,2005:5-23.

[35] Naldrett A J,Lightfoot P C,Fedorenko V,et al.Geology and Geochemistry of Intrusions and Flood Basalts of the Noril'sk Region,USSR,with Implication for the Origin of the Ni-Cu-PGE Ores[J].Economic Geology,1992,87(4):975-1004.

[36] Song X Y,Zhou M F,Cao Z M,et al.Ni-Cu-(PGE)Magmatic Sulfide Deposits in the Yangliuping Area,Permian Emeishan Igneous Province,SW China[J].Mineralium Deposita,2003, 38(7):831-843.

[37] Song X Y,Zhou M F,Keays R R,et al.Geochemistry of the Emeishan Flood Basalts at Yangliuping,Sichuan,SW China: Implications for Sulfide Segregation[J].Contributions to Mineralogy and Petrology,2006,152(1):53-74.

[38] 三金柱,田 斌,雷軍文,等.新疆東天山新發(fā)現(xiàn)圖拉爾根全巖礦化巖漿銅鎳礦床[J].礦床地質(zhì),2003,22(3):270.

[39] 三金柱,惠衛(wèi)東,秦克章,等.新疆哈密圖拉爾根全巖礦化巖漿銅-鎳-鈷礦床地質(zhì)特征及找礦方向[J].礦床地質(zhì),2007, 26(3):307-316.

[40] 孫 赫,秦克章,李金祥,等.東天山圖拉爾根銅鎳鈷硫化物礦床巖相、巖石地球化學特征及其形成的構(gòu)造背景[J].中國地質(zhì),2006,33(3):606-617.

[41] 劉 壯,湯中立.新疆哈密圖拉爾根Ni-Cu硫化物礦床成礦模式研究[J].甘肅地質(zhì),2010,19(3):1-8.

[42] Naldrett A J,Fedorenko V A,Lightfoot P C,et al.Ni-Cu-PGE Deposits of Noril'sk Region,Siberia:Their Formation in Conduits for Flood Basalt Volcanism[J].Transactions of the Institution of Mining and Metallurgy Section B:Applied Earth Science,1995,104:B18-B36.

[43] Naldrett A J.World-class Ni-Cu-PGE Deposits:Key Factors in Their Genesis[J].Mineralium Deposita,1999,34(3):227-240.

[44] Li C S,Ripley E M,Naldrett A J.A New Gentic Model for the Giant Ni-Cu-PGE Sulfide Deposits Associated with the Siberian Flood Basalts[J].Economic Geology,2009,104(2): 291-301.