薛勝超，王慶飛，唐冬梅，毛亞晶，姚卓森

（1中國地質(zhì)大學(xué)，地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083；2中國科學(xué)院礦產(chǎn)資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029；3中國科學(xué)院地球科學(xué)研究院，北京 100029；4中國地質(zhì)大學(xué)，地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，湖北武漢 430074）

巖漿硫化物礦床可以分為2類（Naldrett,2010a）：一類是貧硫化物礦床（硫化物質(zhì)量分?jǐn)?shù)＜5%），主要賦存鉑族元素（Eales et al.,1996;Godel et al.,2008）；一類是富硫化物礦床（硫化物質(zhì)量分?jǐn)?shù)＞10%），主要賦存銅鎳（Naldrett,1997;Song et al.,2009）。除隕石撞擊成因的加拿大Sudbury巖漿銅鎳硫化物礦床外，目前全球巖漿Ni-Cu-(PGE)硫化物礦床被認(rèn)為主要形成于動(dòng)態(tài)的巖漿通道系統(tǒng)（Li et al.,1999;Naldrett,1999;Li et al.,2001;宋謝炎等,2010;秦克章等,2014），其形成均經(jīng)歷如下過程：地幔部分熔融產(chǎn)生含鎳原始巖漿，原始巖漿向上侵位（經(jīng)歷結(jié)晶分異作用、地殼混染等作用）形成成礦母巖漿，巖漿達(dá)到硫飽和后發(fā)生硫化物熔離，硫化物熔體在通道物理結(jié)構(gòu)變化部位聚集形成銅鎳硫化物礦床（Naldrett,2010b）。板內(nèi)環(huán)境（克拉通邊緣裂谷帶、大火成巖省、綠巖帶等）是全球巖漿銅鎳硫化物礦床的最重要產(chǎn)地（Naldrett,2011），長(zhǎng)久以來被當(dāng)作銅鎳礦勘探的主要區(qū)域。板內(nèi)環(huán)境中銅鎳礦床的研究也奠定了巖漿硫化物礦床的理論基礎(chǔ)，并取得相對(duì)成熟的認(rèn)識(shí)（Naldrett,1999;2010a;2010b;Arndt et al.,2005;Barnes et al.,2005;Li et al.,2001；2009a;Ripley et al.,2013）?，F(xiàn)階段巖漿硫化物礦床研究的發(fā)展，需要多元化構(gòu)造背景銅鎳礦床的系統(tǒng)研究來推動(dòng)。

眾所周知，匯聚構(gòu)造環(huán)境（造山帶）的俯沖和后碰撞階段同樣發(fā)育大量鎂鐵-超鎂鐵巖體。20世紀(jì)70～80年代在全球造山帶鎂鐵-超鎂鐵巖體中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了挪威的Rana礦床（Boyd et al.,1979），美國阿拉斯加的Duke巖體和阿巴拉契亞的St.Stephen和Moxie礦床（Thompson,1984;Paktunc,1989;Thakurta et al.,2008），以及中國的紅旗嶺、喀拉通克、黃山東、黃山等礦床（王潤(rùn)民等,1987;1991）。21世紀(jì)初，相同構(gòu)造環(huán)境的芬蘭的Vammala礦床（Peltonen,2003）、新西蘭的Riwaka礦床（Smits et al.,2004）、西班牙的Aguablanca礦床（Pi?a et al.,2006）、博茨瓦納的Phoenix和Selkirk礦床（Maier et al.,2008）和中國新疆的圖拉爾根、葫蘆、天宇、白石泉、坡一等多個(gè)銅鎳礦床相繼發(fā)現(xiàn)。其中產(chǎn)自中國的銅鎳礦床和西班牙Aguablanca礦床規(guī)模較大、礦化較好，使該構(gòu)造環(huán)境逐漸被全球關(guān)注。2011年最新發(fā)現(xiàn)于青海東昆侖造山帶的世界級(jí)夏日哈木鎳礦（＞150 Mt）（李世金等,2012;Song et al.,2016），改變了原有對(duì)重要銅鎳礦有利勘查區(qū)的傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)，造山帶因其巨大潛力而成為巖漿硫化物礦床的重要找礦區(qū)域。近五年來，澳大利亞西部Albany-Frase造山帶中Nova礦床（Maier et al.,2016）、Halls Creek造山帶中Savannah銅鎳礦田（Mole et al.,2018）和東特提斯構(gòu)造域中國西南三江地區(qū)大雪山礦床（Wang et al.,2018）的報(bào)道，使得造山帶巖漿銅鎳硫化物礦床的研究持續(xù)升溫。

中國是一個(gè)歷經(jīng)長(zhǎng)期發(fā)展演化的復(fù)雜拼合大陸，復(fù)雜的大陸裂解、洋盆擴(kuò)張和消減、大陸匯聚和碰撞形成了現(xiàn)今眾多的造山帶，孕育了全球數(shù)量最多、規(guī)模最大的匯聚構(gòu)造環(huán)境的巖漿銅鎳礦床（秦克章等,2015；2017），是中國的一個(gè)重要成礦特色。中亞造山帶是中國該環(huán)境中銅鎳礦床數(shù)量最多、分布范圍最廣、總體儲(chǔ)量最大的地域。大量典型礦床解剖研究對(duì)其基本特征、形成機(jī)制和時(shí)空演化規(guī)律進(jìn)行了系統(tǒng)解析，在源區(qū)特征（Zhou et al.,2004;Qin et al.,2011;Song et al.,2013）、巖漿成分與過程（Zhang et al.,2011;Gao et al.,2013;Deng et al.,2016;Xue et al.,2016）、混染作用（Tang et al.,2012；2020;Su et al.,2013;Wei et al.,2019;Xue et al.,2019；2021）、硫化物飽和過程（Sun et al.,2013;Xie et al.,2014;Mao et al.,2015；2017;Wei et al.,2016；2019）、親銅元素富集機(jī)制（Tang et al.,2011;Yang et al.,2015；Zhao et al.,2019）等方面取得諸多重要進(jìn)展，同時(shí)也提出了新的問題，也為進(jìn)一步推動(dòng)造山帶銅鎳礦的認(rèn)識(shí)提供了新的機(jī)會(huì)。其中，造山帶中的銅鎳礦床地幔源區(qū)均經(jīng)歷過不同程度的俯沖交代作用和復(fù)雜的源區(qū)混染歷史，且眾多銅鎳礦帶內(nèi)大量個(gè)體差異的礦床也為淺部混染過程的多樣性提供了研究實(shí)例。本文在近年來國內(nèi)外同行研究成果的基礎(chǔ)上，以中亞造山帶新疆天山-北山地區(qū)的二疊紀(jì)銅鎳礦為例，對(duì)造山帶巖漿銅鎳硫化物礦床的混染模式進(jìn)行總結(jié)，識(shí)別和構(gòu)建造山帶銅鎳礦從源區(qū)到淺部礦床形成所經(jīng)歷的混染類型及其相關(guān)識(shí)別標(biāo)志。

1 中亞造山帶天山-北山區(qū)域地質(zhì)背景

中亞造山帶（CAOB）位于西伯利亞克拉通與塔里木-中朝克拉通之間（圖1a），是世界上最大的顯生宙增生型造山帶和大陸地殼生長(zhǎng)地區(qū)（Seng?r et al.,1993;Jahn et al.,2000;Windley et al.,2007;Xiao et al.,2013;Han et al.,2017），其顯著特點(diǎn)是發(fā)育大量的巖漿巖（韓寶福等,2006;Jahn et al.,2000;夏林圻等,2006;Qin et al.,2011），歷時(shí)長(zhǎng)久的巖漿作用（新元古代到新生代）在匯聚構(gòu)造環(huán)境（新元古代—晚二疊世）和板內(nèi)環(huán)境（中生代—新生代）均有產(chǎn)出。除東準(zhǔn)噶爾的喀拉通克銅鎳礦床外，中亞造山帶中國境內(nèi)的銅鎳礦床主要分布在其南緣，由西往東分別為新疆甘肅地區(qū)天山-北山鎂鐵-超鎂鐵巖體群（Mao et al.,2008;Qin et al.,2011;Song et al.,2013）、內(nèi)蒙古的額布圖和別力蓋廟巖體（Peng et al.,2013；2017）和吉林的紅旗嶺-漂河川等巖體（Wei et al.,2013；2016；2019）等。由于中亞造山帶南緣綿延幾千公里的剪刀狀俯沖閉合時(shí)限和碰撞-后碰撞階段時(shí)限不一，這些鎂鐵-超鎂鐵含礦巖體的侵位時(shí)代從晚泥盆世持續(xù)到三疊紀(jì)。甘肅北山侵位于元古代變質(zhì)巖地層中的黑山鎂鐵-超鎂鐵巖含礦巖體形成于晚泥盆世（～360 Ma;Xie et al.,2012），是形成時(shí)代最老的銅鎳礦床；而侵位于晚三疊世的吉林紅旗嶺巖體為該帶最年輕的銅鎳礦床，形成時(shí)代為216 Ma（Wu et al.,2004）；新疆天山-北山地區(qū)的銅鎳礦則主要集中在二疊紀(jì)（270～286 Ma），是中亞造山帶南緣銅鎳成礦最為重要的時(shí)期，該區(qū)是中國重要的銅鎳礦床成礦區(qū)帶（秦克章等,2015;Mao et al.,2008;Qin et al.,2005,2011;Su et al.,2013），該區(qū)帶位于90°E至96°E之間，由北向南依次為覺羅塔格構(gòu)造帶、中天山和北山，大量時(shí)代相近的后碰撞伸展階段的鎂鐵-超鎂鐵巖體中，有近50個(gè)巖體具有不同程度的銅鎳礦化（圖1b）。

圖1 中亞造山帶地質(zhì)簡(jiǎn)圖（a）和新疆天山-北山地區(qū)晚古生代鎂鐵-超鎂鐵巖體及相關(guān)銅鎳礦床和礦化點(diǎn)分布略圖（b）（據(jù)Jahn,2004;Xiao et al.,2004修改）Fig.1 Simplified tectonic sketch map of the Central Asian Orogenic Belt(a)and the distribution of Late Paleozoic maficultramafic intrusions and related Ni-Cu sulfide deposits and occurrences in the Tianshan-Beishan region,Xinjiang(b)（modified after Jahn,2004;Xiao et al.,2004）

東天山覺羅塔格構(gòu)造帶為構(gòu)造變形極其強(qiáng)烈的韌性剪切帶，出露地層主要為古生界下石炭統(tǒng)海相中酸性火山碎屑巖夾中基性火山熔巖、陸源碎屑巖和碳酸鹽巖建造、中石炭統(tǒng)巨厚火山碎屑巖和含碳硅質(zhì)巖沉積建造、基性-中酸性火山熔巖、古近系—新近系紅色泥巖、砂巖、泥質(zhì)粉砂巖和礫巖。覺羅塔格構(gòu)造帶內(nèi)鎂鐵-超鎂鐵巖體分布廣泛，總體呈北東東向展布，為一條長(zhǎng)約480 km的鎂鐵-超鎂鐵巖帶，自西向東分布有路北、大草灘、白鑫灘、土墩、二紅洼、香山、黃山、黃山南、黃山東、紅石崗、黑石梁、葫蘆、圖拉爾根、串珠、馬蹄、圖東、圪塔山口等眾多鎂鐵-超鎂鐵巖體。大量高精度定年顯示這些巖體侵入時(shí)代主要集中于274～285 Ma，是早二疊世巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物（Qin et al.，2011），多數(shù)已證實(shí)為含礦巖體，形成了覺羅塔格銅鎳礦成礦帶，包括黃山、黃山東、黃山南、圖拉爾根、葫蘆、香山和土墩等巖體已開采完或正在開采工業(yè)銅鎳礦體。

不同于覺羅塔格構(gòu)造帶以古生界和中-新生界為主的特征，中天山地塊具有前寒武紀(jì)的結(jié)晶基底，出露的地層以中元古界星星峽群和卡瓦布拉克群的石英片巖、石英巖、大理巖、斜長(zhǎng)角閃片巖和麻粒巖為主，古生界及中生界在區(qū)內(nèi)分布比較局限。中天山地區(qū)古生代巖漿活動(dòng)頻繁，出露的晚古生代鎂鐵-超鎂鐵巖體中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)了白石泉和天宇巖漿銅鎳礦床，形成時(shí)代分別為281 Ma和280 Ma（毛啟貴等,2006;Chai et al.,2008;Tang et al.,2011）。

北山位于中亞造山帶的最南緣，以中天山南緣斷裂為界與中天山地塊相鄰（圖1b），經(jīng)歷古生代復(fù)雜的俯沖-碰撞-拼貼并在晚古生代發(fā)育成裂谷，呈北東東向展布。北山出露的地層包括古元古界北山巖群和中元古界長(zhǎng)城系古硐井巖群變質(zhì)巖系，主要包括混合花崗巖、混合巖、片麻巖、大理巖、變粒巖和石英片巖，上古生界石炭系—二疊系碎屑巖-火山巖-碳酸鹽巖沉積及古近系—新近系黏土巖、砂巖和泥巖。區(qū)內(nèi)發(fā)育有大量古生代鎂鐵-超鎂鐵巖體，部分銅鎳礦化，自西向東依次為：坡北礦集區(qū)，以坡一鎳礦、坡十、坡東、坡三和羅東等礦化點(diǎn)為代表；啟鑫-黑海礦集區(qū)，以啟鑫和黑海礦化雜巖體為代表，向東由新疆進(jìn)入甘肅境內(nèi)的黑山-大頭山礦集區(qū)，以黑山鎳礦、怪石山、拾金灘、紅柳溝和三個(gè)井巖體等多處銅鎳礦化巖體為代表。區(qū)域上還發(fā)現(xiàn)有紅石山、旋窩嶺、筆架山Ⅱ號(hào)、蠶頭山和蠶西等一系列鎳礦化點(diǎn)。

2 地幔源區(qū)混染

2.1 Nb-Ta虧損

俯沖環(huán)境中地幔楔受到俯沖洋殼板片釋放的流體或熔體交代后形成交代改造的地幔源區(qū)（Plank et al.,1993;Tatsumi et al.,2005），這樣的地幔源區(qū)既可在俯沖環(huán)境中發(fā)生脫水熔融（Grove et al.,2006），也能夠保留到造山過程中的后碰撞環(huán)境中經(jīng)減壓發(fā)生熔融（Aldanmaz et al.,2000），部分熔融巖漿的產(chǎn)物中元素和同位素組成可以有效地示蹤俯沖物質(zhì)對(duì)原有地幔源區(qū)的交代改造（McCulloch et al.,1991;Elliott et al.,1997），這樣的交代作用亦代表了源區(qū)的混染過程。

與全球典型島弧玄武巖微量元素中Nb-Ta虧損特征類似（Li et al.,2015a），中亞造山帶南緣天山-北山地區(qū)的鎂鐵-超鎂鐵礦化巖體也表現(xiàn)出明顯的Nb-Ta虧損特征（圖2）（姜常義等,2006;Zhou et al.,2004;Chai et al.,2008;Zhang et al.,2011;Sun et al.,2013;Mao et al.,2016;Tang et al.,2011;2012;Song et al.,2011;Su et al.,2013;Xia et al.,2013;Ma et al.,2016;Xue et al.,2016;2018a）。眾所周知，俯沖相關(guān)的巖漿產(chǎn)物會(huì)表現(xiàn)出顯著的Nb-Ta虧損（Class et al.,2008），中亞造山帶南緣新疆天山-北山地區(qū)地幔源區(qū)經(jīng)歷了規(guī)模宏大的古生代大洋俯沖交代作用（Xiao et al.,2004;2013;Han et al.,2017）；然而全球整體地殼成分具有顯著富集輕稀土元素（LREE）和Th，以及相對(duì)于原始地幔明顯的Nb-Ta虧損（Rudnick et al.,2014）的特征，因此幔源巖漿上侵過程中的地殼物質(zhì)混染作用也能導(dǎo)致巖體表現(xiàn)出Nb-Ta虧損特征。為探究天山-北山地區(qū)二疊紀(jì)礦化巖體Nb-Ta虧損這一普遍現(xiàn)象的原因，選取天山-北山地區(qū)二疊紀(jì)銅鎳礦化巖體中相對(duì)新鮮的、高M(jìn)g#值的超鎂鐵巖石，利用(Th/Nb)N原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的比值來表示Nb負(fù)異常程度，用(La/Gd)N比值來表示LREE的富集程度，作虧損地幔和上地殼二元混合圖解來進(jìn)行解析（圖3）。天山-北山二疊紀(jì)礦化巖體的(Th/Nb)N和(La/Gd)N均表現(xiàn)出殼源混染的特征，絕大部分超鎂鐵質(zhì)巖石的(La/Gd)N＜2，該成分特征可由＜20%殼源物質(zhì)的混染來解釋，然而部分超鎂鐵巖的(Th/Nb)N＞4，需30%以上殼源物質(zhì)的混染來解釋，上述結(jié)果顯示二者表現(xiàn)出的混染程度明顯不同（圖3）。由于LREE和Th的含量變化主要受殼源端員控制，而Nb的含量變化與交代地幔和殼源端員均密切相關(guān)，因此，(Th/Nb)N與(La/Ga)N圖解中混染程度的解耦關(guān)系清晰顯示了單一的地殼混染并不能解釋巖體中整體Nb-Ta虧損的特征。因此，更為合理的解釋是這些二疊紀(jì)礦化巖體中部分Nb-Ta虧損來源于對(duì)地幔源區(qū)該特征的繼承。

圖2 中亞造山帶南緣覺羅塔格構(gòu)造帶（a）、中天山（b）和北山（c）鎂鐵-超鎂鐵巖礦化巖體原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化微量元素蛛網(wǎng)圖數(shù)據(jù)來源：Su等(2013)及文內(nèi)參考文獻(xiàn)，Sun等(2013)，Tang等(2014)，Mao等(2014；2015；2016)，Xia等(2013)，Ma等(2016)，Zhao等(2015)，F(xiàn)eng等(2018)，Xue等(2016；2018a；2019),標(biāo)準(zhǔn)化值據(jù)Palme等(2014)Fig.2 Primitive mantle-normalized trace element spider diagrams of the Ni-Cu mineralized mafic-ultramafic intrusions in the Juluotage belt(a),Central Tianshan(b)and Beishan(c)Date sources:Su et al.(2013)and references therein,Sun et al.(2013),Tang et al.(2014),Mao et al.(2014；2015；2016),Xia et al.(2013),Ma et al.(2016),Zhao et al.(2015),Feng et al.(2018)and Xue et al.(2016；2018a；2019),Normalized data from Palme et al.(2014)

圖3 中亞造山帶南緣東天山-北山地區(qū)礦化巖體中超鎂鐵巖(Th/Nb)N vs.(La/Ga)N圖解數(shù)據(jù)來源：黃山(Zhang et al.,2011;Deng et al.,2016)，黃山東(Sun et al.,2013;Mao et al.,2015)，黃山南(Zhao et al.,2015;Mao et al.,2016)，白鑫灘(Feng et al.,2017)，坡一(Xia et al.,2013;Xue et al.,2016)，坡十(頡煒等，2011)，坡東、啟鑫(Xue et al.,2018a;2019)Fig.3 Plot of(Th/Nb)N vs(Th/Nb)N of the ultramafic rocks in the Tianshan-Beishan region of southern CAOB Data sources:Huangshan(Zhang et al.,2011;Deng et al.,2016),Huangshandong(Sun et al.,2013;Mao et al.,2015),Huangshannan(Zhao et al.,2015;Mao et al.,2016),Baixintan(Feng et al.,2017),Poyi(Xia et al.,2013;Xue et al.,2016),Poshi(Xie et al.,2011),Podong and Qixin(Xue et al.,2018a;2019)

2.2 18O同位素富集

大量的研究表明上地幔具有均一的氧同位素組成（δ18O=（5.18±0.28）‰,Mattey et al.,1994;Eiler et al.,2001），而俯沖的低溫蝕變洋殼的δ18O值為+6‰～+12‰（Muehlenbachs,1986），其上覆的不同類型沉積物的δ18O值則為+12‰～+25‰（Kolodny et al.,1976;Arthur et al.,1986）。前人對(duì)島弧巖漿及其橄欖石斑晶的氧同位素研究表明，部分島?。ㄈ鏜ariana、Vanuatu和New Caledonia）巖漿的δ18O值明顯高于地幔（Elliott et al.,1997;Dorendorf et al.,2000;Grove et al.,2006），表明其地幔源區(qū)可能遭受了俯沖循環(huán)物質(zhì)的改造。針對(duì)經(jīng)歷過俯沖作用的地區(qū)是否存在高δ18O值的地幔這一問題，Liu等（2014）對(duì)經(jīng)歷強(qiáng)烈俯沖交代作用的地幔橄欖巖包體中橄欖石進(jìn)行了氧同位素研究，發(fā)現(xiàn)部分樣品中橄欖石δ18O為（8.03±0.28）‰，明顯高于上地幔值。該研究發(fā)現(xiàn)，俯沖改造的巖石圈地幔中存在有高δ18O的儲(chǔ)庫，在某些特殊的構(gòu)造環(huán)境下，如島弧拉張、軟流圈上涌，會(huì)誘發(fā)這些高δ18O地幔發(fā)生部分熔融或者混染這樣的高δ18O地幔，形成具有高δ18O特征的巖漿（Auer et al.,2009）。

前人在研究中亞造山帶南緣新疆地區(qū)大量與銅鎳礦化有關(guān)的二疊紀(jì)鎂鐵-超鎂鐵巖體過程中，發(fā)現(xiàn)了這些分布范圍跨度大、數(shù)量眾多、且產(chǎn)于造山帶內(nèi)的巖體都表現(xiàn)出高δ18O的特征（Su et al.,2011；2012;Tang et al.,2012;Mao et al.,2018）。基于天山-北山地幔源區(qū)在古生代經(jīng)歷了復(fù)雜的俯沖板片與大陸巖石圈地幔相互作用的歷史（Xiao et al.,2010；2013），有學(xué)者解釋為俯沖作用對(duì)地幔源區(qū)的交代改造所致（Su et al.,2011;2012），另外考慮到地殼物質(zhì)加入對(duì)巖漿氧同位素的顯著影響（Kemp et al.,2006;Zhu et al.,2017），部分學(xué)者認(rèn)為既與俯沖交代作用有關(guān)，亦與銅鎳礦成礦密切相關(guān)的殼源混染作用有關(guān)（Tang et al.,2012;Mao et al.,2018）。值得注意的是，新疆坡一巖體中原始程度最高的純橄巖中的橄欖石，具有地幔橄欖石的成分特征（Fo＞90 mol%），對(duì)應(yīng)的全巖Sr-Nd同位素殼幔二端員混染顯示＜3%的地殼混染（Xue et al.,2016）；但是利用單一地殼端員作為混染物，其橄欖石δ18O值（6.0‰～7.2‰,Xue et al.,2018b）需超過20%的上地殼物質(zhì)加入（圖4）。顯然，造山帶內(nèi)礦化巖體的高δ18O特征并非主要繼承于殼源混染。

圖4 北山地區(qū)超鎂鐵質(zhì)巖石中高Fo橄欖石δ18O變化直方圖上地幔δ18O參考值據(jù)Mattey等(1994)，箭頭線為上地幔δ18O標(biāo)準(zhǔn)值和上地殼δ18O值的二端員模擬線，其中地幔和地殼端員的氧元素質(zhì)量分?jǐn)?shù)設(shè)定為等值（50%），上地殼的δ18O參考值（16‰）據(jù)Eiler(2001)Fig.4 Histogram ofδ18O values of olivine with high Fo values from ultramafic rocks in the Beishan region Theδ18O value of the upper mantle estimated by mantle peridotites is from Mattey et al.(1994).Variation of oxygen isotope of olivine is modeled by mixing between a mantle peridotite with a normalδ18Ovalue and the upper crust with an elevatedδ18O value.Oxygen contents were assumed to be the same(50%)for mantle and crustal end members.Theδ18O value of 16‰for upper crust is chosen from Eiler(2001)

新疆天山-北山地區(qū)眾多銅鎳礦化巖體在具有高δ18O值（7.6‰～10.1‰）的同時(shí)（Su et al.,2011;Tang et al.,2012;Mao et al.,2018），也顯示虧損地幔高εHf(t)（高達(dá)11.9）成分特征（Su et al.,2011;Xue et al.,2018b）。地幔橄欖巖與俯沖地殼物質(zhì)的異常高的δ18O值之間存在非常大的差異（Kolodny et al.,1976;Arthur et al.,1986;Muehlenbachs,1986）。另外，俯沖沉積物中Hf同位素顯示并不富集甚至虧損的特征（Chauvel et al.,2008;Vervoort et al.,2011），而大陸地殼尤其是古老地殼具有Hf同位素富集的特征（Zhu et al.,2017），這些顯著的同位素差異可以有效識(shí)別究俯沖作用改造的地幔源區(qū)（Wang et al.,2014）。中亞造山帶南緣天山-北山這些二疊紀(jì)礦化巖體的Hf同位素反映了相對(duì)典型的幔源組成特征，但是其氧同位素組成與典型地幔源區(qū)并不相同，基于虧損地幔、洋殼沉積物、板片流體和陸殼物質(zhì)的多端員混合定量化計(jì)算，Xue等（2018b）提出中亞造山帶南緣二疊紀(jì)礦化巖體的高δ18O特征和鋯石O-Hf同位素的離散行為是由于地幔源區(qū)不同比例的俯沖沉積物熔體和板片流體混入的結(jié)果，記錄了地幔源區(qū)古生代混染歷史。這些巖體地域分布范圍廣、δ18O值高且具有較大的變化區(qū)間，并繼承了地幔源區(qū)的同位素組成，這一規(guī)模宏大的現(xiàn)象為地幔氧同位素的不均一性提供了新的證據(jù)。

3 地殼尺度混染

3.1 大尺度硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)混染

巖漿體系中二氧化硅等成分的變化對(duì)硫的溶解度有明顯的影響（Irvine,1975;Naldrett,1989），地殼尺度大規(guī)模硅鋁質(zhì)物質(zhì)混染是觸發(fā)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿發(fā)生硫化物飽和的最主要機(jī)制之一（Maier et al.,2002;Ripley et al.,2013），也是解剖單一礦床尺度內(nèi)硫化物熔離過程的重要方法。高溫幔源巖漿侵入地殼過程中不可避免會(huì)受到地殼物質(zhì)的影響，其中最為直接的體現(xiàn)是巖體中出現(xiàn)圍巖捕擄體，如東天山葫蘆礦床的橄欖巖中凝灰?guī)r和花崗巖捕擄體（唐冬梅,2009）。另外，幔源巖漿上升過程若有地殼物質(zhì)的加入往往會(huì)增加巖漿的Si O2、K2O和Th、Cs、Rb、Ba等大離子親石元素的豐度，同時(shí)會(huì)升高Th/Nb、La/Nb、Zr/Nb、87Sr/86Sr和187Os/188Os微量元素和同位素比值，降低Ti/Yb、Ce/Pb、εNd(t)和εHf(t)值等（Campbell et al.,1993;Barker et al.,1997;MacDonald et al.,2001）。本節(jié)對(duì)Sr-Nd和Re-Os同位素顯示的殼源混染做具體綜述，其他元素和同位素體系不做贅述。

中亞造山帶南緣天山-北山地區(qū)二疊紀(jì)巖漿銅鎳硫化物礦床和礦化點(diǎn)的全巖絕大多數(shù)具有正的εNd(t)值（+1.1～+11.2）和相對(duì)較寬的(87Sr/86Sr)i變化范圍（0.702～0.707），同時(shí)天山地區(qū)的礦化巖體和北山地區(qū)的礦化巖體Sr-Nd同位素表現(xiàn)出相近的變化范圍（圖5）。另外，由于中天山主要為前寒武紀(jì)的結(jié)晶基底，并且北山部分地區(qū)也出露有古元古代和中元古代地層，古老地殼物質(zhì)的混染作用使中天山地區(qū)天宇和白石泉巖體、北山地區(qū)的部分巖體顯示出更為富集的同位素特征?？傮w來看，這些二疊紀(jì)礦化巖體的87Sr/86Sr初始值和εNd(t)值表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)關(guān)系，呈現(xiàn)出虧損地幔和大陸上地殼混合的特征（圖5）。

圖5 新疆天山-北山地區(qū)巖漿銅鎳硫化物礦床和礦化點(diǎn)全巖Sr-Nd同位素變化圖解數(shù)據(jù)來源：黃山(Zhang et al.,2011)，黃山東(Sun et al.,2013)，黃山南(Mao et al.,2016)，葫蘆(Tang et al.,2014)，天宇(Tang et al.,2011)，白石泉(Chai et al.,2008)，坡一、坡東和啟鑫(Xue et al.,2016,2018a,2019)，坡十(頡煒等,2011)，白鑫灘(Feng et al.,2018)Fig.5 Plot ofεNd(t)vs initial 87Sr/86Sr isotopic ratios of the Ni-Cu sulfide deposits and occurrences in the Tianshan-Beishan region,XinjiangData sources:Huangshan(Zhang et al.,2011),Huangshandong(Sun et al.,2013),Huangshannan(Mao et al.,2016),Hulu(Tang et al.,2014),Tianyu(Tang et al.,2011),Baishanquan(Chai et al.,2008),Poyi,Podong,Qixin(Xue et al.,2016,2018a,2019),Poshi(Xie et al.,2011),Baixintan(Feng et al.,2018)

另外，Re-Os同位素體系也可以有效地示蹤巖漿硫化物礦床成礦過程中地殼混染作用（Walker et al.,1994;Foster et al.,1996;Lambert et al.,1998）。Re為中等不相容元素，Os為強(qiáng)相容元素，地幔部分熔融過程中Re相對(duì)Os更多地進(jìn)入熔體中，所以地殼表現(xiàn)為相對(duì)富Re（Hauri et al.,1997）和高的放射性187Os同位素。因此巖漿上侵過程中經(jīng)歷殼源物質(zhì)的混染，也會(huì)造成相應(yīng)187Os/188Os初始值發(fā)生變化（Shirey et al.,1998），地殼組分加入巖漿體系越多，γOs值就表現(xiàn)出越高的正值（Walker et al.,1994）。全球典型銅鎳硫化物礦床的礦石樣品Os同位素均顯示明顯的殼源混染信息（Walker et al.,1994；1997;Lambert et al.,2000;Morgan et al.,2002）。中亞造山帶南緣天山地區(qū)多個(gè)礦化巖體（黃山、黃山東、香山、圖拉爾根、白石泉和天宇）的礦石γOs值在+100～+860之間（Zhang et al.,2008;Tang et al.,2012），明顯高于未混染軟流圈地幔熔體接近0的γOs值（Lambert et al.,2000），顯示了大量殼源Os的加入，表明這些礦床在地殼尺度內(nèi)經(jīng)歷了顯著的混染事件。Yang等（2015）研究指出北山地區(qū)坡一和坡十礦化巖體也顯示高γOs值（+30～+292），與100%硫化物中的Os含量表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)性，與Re/Os比值表現(xiàn)為正相關(guān)性，認(rèn)為巖體母巖漿硫化物飽和的發(fā)生與具有高γOs值和Re/Os比值的地殼硫化物混染有關(guān)。

鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿與硅鋁質(zhì)地殼巖石反應(yīng)必然會(huì)造成巖漿體系中SiO2活度的升高，促使斜方輝石取代橄欖石成為液相線礦物（Ripley et al.,2013）。由于Ni在斜方輝石和硅酸鹽熔體間的分配系數(shù)（DNiOpx/Magma）顯著低于其在橄欖石和硅酸鹽熔體間的分配系數(shù)（DNiOl/Magma）（Frei et al.,2009;Matzen et al.,2013），從而造成更多的Ni可以配分進(jìn)入不混溶硫化物。中亞造山帶南緣天山-北山地區(qū)二疊紀(jì)高礦化強(qiáng)度的巖體均以超鎂鐵巖富含斜方輝石為特色，如二輝橄欖巖、方輝橄欖石和二輝巖等（Zhang et al.,2011;Gao et al.,2013;Deng et al.,2016;Mao et al.,2017）。野外調(diào)查和巖石學(xué)研究指出，在早二疊世沿康古爾斷裂形成超大型韌性剪切帶過程中（Xiao et al.,2004），覺羅塔格構(gòu)造帶含礦巖體如黃山東、香山和圖拉爾根巖體均經(jīng)歷強(qiáng)烈變形（Branquet et al.,2012;Wu et al.,2018）。區(qū)域脆韌性剪切造成的地殼巖石破碎、薄片化和糜棱巖化、以及剪切應(yīng)力聚集產(chǎn)生的大量熱，會(huì)強(qiáng)烈促使硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)混入上侵的巖漿中，提高巖漿的混染效率。大尺度硅鋁質(zhì)地殼物質(zhì)混染觸發(fā)的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿硫化物飽和，顯然是造山帶形成大規(guī)模巖漿硫化物礦化的重要過程。

3.2 外源硫的加入

巖漿體系中硫化物飽和時(shí)硫的溶解度（SCSS）隨體系壓力的降低而迅速增大（Wendlandt,1982;Mavrogenes et al.,1999），在巖漿離開地幔源區(qū)上侵的過程中，壓力的降低必然會(huì)造成硫溶解度的升高，在到達(dá)地殼淺部后硫在巖漿中通常為不飽和狀態(tài)。基于SCSS和壓力的負(fù)相關(guān)關(guān)系，可以觸發(fā)幔源巖漿發(fā)生硫化物飽和的地質(zhì)過程，對(duì)于銅鎳礦床的形成至關(guān)重要。前人研究表明，巖漿結(jié)晶分異、同化混染富硅、富揮發(fā)分或富氧的圍巖地層等過程都可以促使巖漿中硫化物達(dá)到飽和（Irvine,1975;Li et al.,2005;Naldrett,2010a；2010b），但是這些地質(zhì)過程造成的硫化物的熔離量難以形成世界級(jí)銅鎳礦床（Ripley et al.,2013）。硫化物飽和更為簡(jiǎn)單高效的方式為同化含硫地層（Lesher et al.,1993;Lambert et al.,1998），從而達(dá)到硫過飽和的狀態(tài)。全球重要巖漿銅鎳硫化物礦床形成過程均與鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿同化圍巖地層中的硫化物或硫酸鹽關(guān)系密切，形成巨量不混溶的硫化物熔體，這些熔體聚集形成具有經(jīng)濟(jì)價(jià)值的礦床，如俄羅斯西伯利亞大火成巖省中Noril’sk銅鎳硫化物礦床δ34S值為+9.5‰～+13.2‰，其中硫的來源為石炭紀(jì)—二疊紀(jì)含硬石膏的圍巖地層（Grinenko,1985;Li et al.,2009b）。

然而，不同于板內(nèi)環(huán)境中產(chǎn)出有巨量硫化物的銅鎳礦床，造山帶銅鎳礦床規(guī)模通常為中型或小型（Pi?a et al.,2006;Mao et al.,2008;Qin et al.,2011;Su et al.,2013;Song et al.,2016;Wang et al.,2018）。造山帶巖漿銅鎳硫化物礦床的母巖漿通常都是具有不同分異程度的演化巖漿，成礦初始巖漿在地殼尺度內(nèi)上侵和就位過程中發(fā)生的分離結(jié)晶和向圍巖釋放熱造成的硅鋁質(zhì)物質(zhì)的混染（AFC過程），會(huì)降低巖漿體系的溫度、FeO含量和SCSS（Naldrett,1989;Lightfoot et al.,1997），從而可以造成母巖漿發(fā)生硫化物飽和。然而，這也提出了造山帶銅鎳礦形成過程中的一個(gè)重要問題，即AFC過程所能夠觸發(fā)的硫化物飽和是否發(fā)生在銅鎳礦床母巖漿實(shí)際大規(guī)模硫化物熔離之前，換言之，外源硫的加入是否是造山帶銅鎳礦形成的必要因素。

中天山地塊的白石泉和天宇銅鎳礦床中礦石δ34S值在+4‰到+8.5‰之間，與區(qū)域地層中硫化物δ34S范圍（+3‰～+6.5‰）相近（Tang et al.,2012;Su et al.,2013），且二者均高于幔源硫的δ34S變化范圍（0±2‰，Ripley et al.,2013），表現(xiàn)出明顯的外源硫加入的特征。但值得注意的是，雖然覺羅塔格構(gòu)造帶-北山地區(qū)也有少部分礦床顯示外源硫加入的特征，但是大部分礦床及其圍巖地層的δ34S值均在幔源硫同位素的組成范圍內(nèi)，東天山覺羅塔格構(gòu)造帶銅鎳礦的礦石δ34S值介于+0.5‰到+5‰之間（圖6a），大部分主要集中于+0.5‰到+2.5‰之間，在幔源硫的δ34S變化范圍之內(nèi)；與這些礦床相關(guān)的圍巖地層的δ34S值則集中在+1.5‰～+3‰和+5‰～+6.5‰兩個(gè)區(qū)間范圍內(nèi)（孫赫,2009;肖慶華等,2010）,其中較小的同位素值區(qū)間與幔源硫的δ34S變化范圍相近（圖6a）。新疆北山地區(qū)坡一、坡東、啟鑫、紅石山、筆架山、旋渦嶺等多個(gè)鎂鐵-超鎂鐵巖樣品的δ34S值均介于-2‰～2.5‰之間（圖6b;姜常義等,2006;Su et al.,2013;Xia et al.,2013;Xue et al.,2016；2018a；2019），在幔源硫的δ34S變化范圍之內(nèi)；北山區(qū)域地層中凝灰?guī)r和黑云母石英片巖的δ34S值分別為-0.782和0.049（Su et al.,2013），與礦化巖體的硫同位素組成基本一致。因此，覺羅塔格構(gòu)造帶和北山的銅鎳礦化巖體的δ34S特征，很難判斷成礦巖漿中的硫來源于地幔源區(qū)或是地層硫。

圖6 新疆覺羅塔格構(gòu)造帶（a）和北山地區(qū)（b）銅鎳礦床中硫化物與礦床圍巖地層的硫同位素組成數(shù)據(jù)來源：Tang等(2012),Su等(2013),Xia等(2013)和Xue等(2018a；2019)Fig.6 Sulfur isotopic data of the Ni-Cu sulfide deposits and their wall rocks in the Jueluotage belt and Beishan region,Xinjiang Data sources:Tang et al.(2012),Su et al.(2013),Xia et al.(2013)and Xue et al.(2018a；2019)

另外，F(xiàn)arquhar和其合作者的研究發(fā)現(xiàn)太古代沉積巖和變質(zhì)巖的δ34S-33S之間的關(guān)系相對(duì)于年輕的沉積巖地層不同，由于太古代時(shí)期（＞2050 Ma）缺氧的大氣環(huán)境中光化學(xué)過程造成異常δ34S-δ33S分餾，即非質(zhì)量分餾現(xiàn)象，使太古代巖石向上或向下偏離硫同位素質(zhì)量分餾基準(zhǔn)線（δ33S≈0.515δ34S,Farquhar et al.,2000;2003）。2450 Ma以后大氣氧水平快速升高，與光化學(xué)反應(yīng)有關(guān)的硫同位素非質(zhì)量分餾素效應(yīng)逐漸不明顯。太古代地層中黃鐵礦的Δ33S值既有正值也有負(fù)值（Farquhar et al.,2000;Ono et al.,2009），因此鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿中不同特征的Δ33S值可以用來探究銅鎳礦床硫的來源（Fiorentini et al.,2012），但是天山-北山區(qū)域上太古代地層的缺失（圖1b），使得多硫同位素在該區(qū)域難以示蹤巖漿銅鎳硫化物礦床的形成是否有外源硫的加入。最近，Ruan等（2021）在新疆北山二疊紀(jì)礦化巖體的研究中發(fā)現(xiàn)了硫化物Δ33S異常值（1.4‰～3.6‰），揭示出成礦母巖漿在地殼深部受到了太古代地殼物質(zhì)的混染。

母巖漿分離結(jié)晶過程通常會(huì)同時(shí)伴隨硅鋁質(zhì)殼源的混染，不過這一同時(shí)進(jìn)行的動(dòng)態(tài)過程造成的母巖漿成分和SCSS的變化很難被定量化追索。基于熱力學(xué)軟件MELTS的模擬（Smith et al.,2005）和SCSS的計(jì)算（Li et al.,2009b），前人的工作僅探究了能夠觸發(fā)母巖漿發(fā)生硫化物飽和的最大分離結(jié)晶程度這個(gè)單一地質(zhì)過程（Mao et al.,2014,2015;Li et al.,2015b;Xue et al.,2016;Feng et al.,2018）。在此基礎(chǔ)上，Xue等（2019）通過熱力學(xué)模擬手段設(shè)計(jì)了絕熱等焓AFC過程，來同時(shí)定量化新疆北山地區(qū)啟鑫礦化巖體母巖漿中分離結(jié)晶和硅鋁質(zhì)地殼混染這兩個(gè)地質(zhì)過程對(duì)巖漿體系SCSS的影響，發(fā)現(xiàn)分離結(jié)晶+硅鋁質(zhì)地殼混染造成的硫化物飽和在時(shí)間上通常較晚，外源硫的加入對(duì)于啟鑫礦化巖體母巖漿早階段的大規(guī)模硫化物熔離是必要的。中亞造山帶南緣天山-北山這些典型的銅鎳含礦巖體的最高橄欖石Fo值基本集中在84 mol%～87 mol%，與啟鑫巖體最高Fo值相近（～86 mol%），因而晶出這些橄欖石的母巖漿在上部地殼具有相近的混染能力；另外，模擬過程中加入的混染物角巖的w(SiO2)為64.5%，與平均大陸上地殼的成分接近（w(Si O2)為66.2%;Rudnick et al.,2014），以平均大陸上地殼作為混染物的話，這些含礦巖體母巖漿具有相近的混染效率。因此，基于啟鑫礦床模擬得到的結(jié)論可適用于該帶上其他銅鎳礦床，說明造山帶銅鎳礦床的形成過程中外源硫的加入是巖漿體系較早發(fā)生大規(guī)模硫化物熔離必要條件。

3.3 還原性物質(zhì)混染

造山帶是全球最大的物質(zhì)循環(huán)系統(tǒng)（de Hoog et al.,2001;王錦團(tuán)等,2020），造山帶演化的俯沖階段，俯沖板片釋放流體對(duì)上覆地幔持續(xù)氧化和輸送親銅元素（Dale et al.,2009），經(jīng)歷流體交代改造的地幔源區(qū)為造山帶俯沖和后碰撞階段鎂鐵/超鎂鐵質(zhì)巖漿作用提供了潛在的高氧逸度特征（Richards,2015;Bénard et al.,2018;Bucholz et al.,2019）。氧逸度是描述體系氧化還原狀態(tài)的強(qiáng)度變量，通過控制變價(jià)元素S的價(jià)態(tài)，進(jìn)而影響其在巖漿體系中的溶解度（Carroll et al.,1987;O’Neill et al.,2002）?，F(xiàn)有實(shí)驗(yàn)研究證明，氧逸度對(duì)還原的鎂鐵質(zhì)熔體(f(O2)≤QFM)硫溶解度的控制作用極為有限，但對(duì)氧化的鎂鐵質(zhì)熔體（～QFM+2至QFM）則具有極為顯著的影響（Jugo et al.,2005a;2005b;Jugo,2009）。在給定鎂鐵質(zhì)熔體成分的情況下，當(dāng)氧逸度由f(O2)≥QFM+2降至f(O2)≤QFM，硫溶解度能夠快速降低一個(gè)數(shù)量級(jí)（1.5%至0.15%,Carroll et al.,1987;Luhr,1990;Jugo et al.,2005b）。

基于上述認(rèn)識(shí)，部分學(xué)者提出如果相對(duì)氧化的鎂鐵/超鎂鐵質(zhì)巖漿在演化過程中發(fā)生還原作用，那么很可能造成硫化物飽和形成巖漿硫化物礦床（Thakurta et al.,2008;Scheel et al.,2009;Tomkins et al.,2012）。Tomkins等（2012）對(duì)日本島弧環(huán)境Opirarukaomappu輝長(zhǎng)巖體的研究中發(fā)現(xiàn)，巖體具顯著硫化物礦化并賦含石墨，且石墨的碳同位素明顯不同于幔源碳同位素組成（-7‰～-5‰,Deines et al.,1984;Deines,2002），而與區(qū)域圍巖碳質(zhì)頁巖一致，認(rèn)為圍巖部分熔融形成的還原性長(zhǎng)英質(zhì)熔體造成鎂鐵質(zhì)巖漿發(fā)生還原作用并產(chǎn)生硫化物飽和。Thakurta等(2008)在美國阿拉斯加地區(qū)弧環(huán)境的Duke Island礦化巖體的研究中，也發(fā)現(xiàn)礦化超鎂鐵巖賦存火焰狀石墨現(xiàn)象和顯示殼源碳同位素特征。Wei等（2019）同樣發(fā)現(xiàn)中亞造山帶內(nèi)吉林的紅旗嶺、漂河川和新疆的喀拉通克銅鎳礦床顯示與圍巖相近的碳同位素組成，提出有機(jī)質(zhì)混染造成的還原過程可能與成礦密切相關(guān)。前兩項(xiàng)研究在礦化巖體中識(shí)別出的石墨（Thakurta et al.,2008;Tomkins et al.,2012），均為與硫化物交互共生或填隙于硅酸鹽和硫化物之間，這樣的產(chǎn)狀表明它們既可能是巖漿早階段有機(jī)質(zhì)混染造成的碳質(zhì)飽和晶出，也可能由巖漿晚階段的含碳質(zhì)流體晶出。顯然晚階段的有機(jī)質(zhì)混染僅起到改造成礦巖體碳同位素組成的作用，與巖漿早階段所需的有效還原作用并無關(guān)聯(lián)，因而外源碳質(zhì)物的加入時(shí)限及其方式有待進(jìn)一步研究(Xue et al.,2022)。

近五年來，不同學(xué)者對(duì)中國造山帶銅鎳礦硫化物飽和前后母巖漿氧逸度做了非常有益的探索。利用尖晶石-橄欖石-斜方輝石氧逸度計(jì)以及V在橄欖石與熔體間的分配系數(shù)，Cao等（2020）估算出中亞造山帶俯沖及后碰撞階段代表性銅鎳礦化巖體母巖漿和地幔源區(qū)氧逸度范圍分別為QFM+0.5至QFM+3.0和QFM至QFM+1.0。前者范圍總體高于Mao等(2018)利用改進(jìn)的橄欖石-硫化物Fe-Ni交換氧逸度公式得到的中亞造山帶銅鎳礦床的氧逸度范圍（-2＜ΔQFM＜1）。值得注意的是，該研究中母巖漿與地幔源區(qū)氧逸度的對(duì)比源于不同計(jì)算方法，目前這兩類方法結(jié)果的內(nèi)部一致性尚不明確。在此基礎(chǔ)上，Xue等（2021）對(duì)多種超鎂鐵質(zhì)堆晶巖氧逸度計(jì)進(jìn)行了適用性驗(yàn)證，利用同一氧逸度算法體系得到中亞造山帶東天山-北山以及東昆侖造山帶典型銅鎳礦床的氧逸度范圍為QFM-0.56至QFM+1.84，區(qū)域高原始程度-貧硫化物-鉑族元素不虧損的阿拉斯加型巖體氧逸度高達(dá)～QFM+2.4，且這些礦化巖體碳同位素顯示殼源碳質(zhì)物特征（16.5‰～-37.2‰），而高原始程度-貧硫化物巖體顯示幔源碳同位素組成(-7.1‰～-9.6‰)。礦化巖體母巖漿硫化物飽和前后氧逸度精確變化以及碳同位素的顯著差異，明確表明這些巖體母巖漿演化過程中發(fā)生了還原作用，且還原過程與外源碳質(zhì)物的加入密切相關(guān)，該成因特點(diǎn)明顯不同于板內(nèi)環(huán)境巖漿硫化物礦床的成礦機(jī)制。

3.4 晚階段粒間混染

在鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖漿系統(tǒng)中，早期巖漿Si O2不飽和時(shí)會(huì)先晶出橄欖石，晚期巖漿SiO2飽和且不相容元素Zr豐度提高時(shí)會(huì)結(jié)晶出鋯石。Wang等（2016）對(duì)揚(yáng)子克拉通北緣鎂鐵-超鎂鐵層狀巖體最新的研究成果發(fā)現(xiàn)，相同樣品常壓溶解、高壓溶解測(cè)定的全巖Hf同位素和鋯石單礦物Hf同位素的富集程度逐漸升高，即表現(xiàn)出越來越明顯的殼源成分信息。由于常壓方式很難將鋯石溶解，因此上述3種Hf同位素的實(shí)驗(yàn)測(cè)定方式分別對(duì)應(yīng)了早期晶出礦物成分（早階段熔體）、早期晶出礦物+鋯石混合成分、鋯石成分（晚階段熔體）3種組成信息，它們所對(duì)應(yīng)的Hf同位素變化特征也提出了一種不容忽視的混染模式，即早階段熔體大規(guī)模殼源混染不明顯，晚階段粒間熔體經(jīng)歷殼源熔體的混入，其晶出的鋯石表現(xiàn)出比早階段礦物（橄欖石、輝石和長(zhǎng)石等）更為明顯的殼源混染信息。

在中亞造山帶南緣二疊紀(jì)銅鎳礦床中也識(shí)別出類似的混染方式，北山地區(qū)坡一鎳礦化巖體中純橄巖和橄長(zhǎng)巖的巖相界線呈過渡關(guān)系，形成于同一侵入序列。其中橄長(zhǎng)巖的橄欖石Fo值為86.9 mol%～87.5 mol%，低于早階段純橄巖中橄欖石（高達(dá)90.9 mol%），因此橄長(zhǎng)巖形成于結(jié)晶過富Mg、高Ni橄欖石的分異演化巖漿（Xue et al.,2016）。前人的研究提出巖漿演化過程中分離結(jié)晶作用對(duì)δ18O變化的影響極為有限，例如，從玄武質(zhì)巖漿經(jīng)過～90%的分異到流紋質(zhì)巖漿僅有＜0.4‰δ18O的升高（Bindeman et al.,2004）。換言之，坡一初始母巖漿從純橄巖結(jié)晶到橄長(zhǎng)巖，在無其他地質(zhì)過程的影響下（如具有高δ18O特征的殼源物質(zhì)混染），殘余熔體δ18O的變化程度應(yīng)小于0.4‰。這一假設(shè)與純橄巖橄欖石氧同位素（均值6.44‰,最高7.2‰）和橄長(zhǎng)巖中橄欖石氧同位素（7.0‰）變化較為一致，表明這一階段的演化僅受分離結(jié)晶作用控制，殼源混染作用并不明顯。但是值得注意的是，橄長(zhǎng)巖中的鋯石δ18O（+8.04‰～+8.70‰）明顯高于其寄主巖石橄長(zhǎng)巖中橄欖石的δ18O，兩者δ18O平均差值高達(dá)1.9‰（Xue et al.,2018b）。另外，與區(qū)域其他同時(shí)代礦化巖體中鋯石虧損的Hf同位素組成不同，坡一橄長(zhǎng)巖中鋯石εHf(t)低至-0.78，顯示較為富集的特征，并且與橄長(zhǎng)巖全巖高的εNd(t)（+4.53～+5.95）值表現(xiàn)出明顯的解耦關(guān)系（Xue et al.,2016）。坡一橄長(zhǎng)巖中鋯石Hf與全巖Nd相反的同位素行為，結(jié)合鋯石δ18O相對(duì)橄欖石顯著的升高，表明結(jié)晶出鋯石的晚階段殘余熔體經(jīng)歷了殼源熔體的加入，反映出殘余熔體和殼源熔體的混合信息。因此，殼源物質(zhì)加入殘余熔體中可以很好地解釋坡一巖體橄長(zhǎng)巖中鋯石Hf-O同位素的實(shí)際組成，而由于遭受混染的殘余熔體比例較低，其殼源信息在全巖成分中被“稀釋”而不明顯，這也是殘余熔體產(chǎn)物和全巖的同位素解耦的原因。坡一巖體橄長(zhǎng)巖最終由占有高比例的、具有初始熔體成分特征的硅酸鹽礦物和相對(duì)低比例的混染殘余熔體形成。

這一粒間混染模式可表現(xiàn)為如下動(dòng)態(tài)圖解模型（圖7）：早期結(jié)晶的高Fo橄欖石記錄了初始巖漿氧同位素組成，形成堆晶純橄巖（圖7a、b）；分異演化巖漿或硅酸鹽礦物晶粥（相對(duì)低Fo橄欖石+粒間熔體）中粒間熔體與殼源熔體混合，晚階段殘余熔體中結(jié)晶的鋯石記錄了母巖漿與地殼物質(zhì)Hf-O同位素的混合信息（圖7c、d）。這種混染模式也同時(shí)被控制熔體相連通性的二面角證據(jù)支持，當(dāng)熔體-固相二面角≤60°時(shí)，結(jié)晶顆粒間的熔體表現(xiàn)為一個(gè)相互連通的網(wǎng)狀系統(tǒng)（Smith,1964;Bulau et al.,1979;Watson,1982）。坡一橄長(zhǎng)巖中他形的斜長(zhǎng)石緊密貼合粒狀橄欖石的邊部，在斜長(zhǎng)石和2顆橄欖石晶體形成的尖頂呈銳角（圖8a、b），顯示了當(dāng)時(shí)殘余熔體相具有移動(dòng)和混染殼源熔體的通道。

圖7 粒間混染模式的動(dòng)態(tài)圖解模型a、b.早期結(jié)晶的高Fo橄欖石記錄了初始巖漿氧同位素組成，形成堆晶純橄巖；c、d.分異演化巖漿或硅酸鹽礦物晶粥中粒間熔體與殼源熔體混合，晚階段殘余熔體中結(jié)晶的鋯石的低εHf(t)-高δ18O特征記錄了母巖漿與地殼物質(zhì)Hf-O同位素的混合信息Fig.7 Schematic model of late-stage interstitial contamination a,b.Early stage crystallization of olivine that record the oxygen isotope composition of initial magma;c,d.The mixing of crustal fluids and interstitial liquids from the evolving magma and the late stage crystallization of zircon(lowεHf(t)-highδ18O)from the residual liquid that record the crustal Hf-O isotope compositions

圖8 北山地區(qū)坡一礦化巖體橄長(zhǎng)巖樣品中橄欖石-斜長(zhǎng)石二面角顯微照片F(xiàn)ig.8 Photomicrographs of measured olivine-plagioclase dihedral angles in troctolite samples from the Poyi deposit of Beishan region

4 結(jié)論和啟示

造山帶巖漿銅鎳硫化物礦床具有如下的混染模式：

（1）源區(qū)混染，以Nb-Ta元素虧損、高δ18O值、OHf同位素離散為識(shí)別特征；

（2）地殼尺度大規(guī)?；烊荆ü桎X質(zhì)地殼物質(zhì)混染、外源硫加入、還原性物質(zhì)加入，以多類別元素-同位素體系殼幔差異為識(shí)別特征；

（3）巖漿晚階段粒間熔體的混染，以同一巖相不同礦物同位素組成顯著差異為識(shí)別特征。

這3種模式中僅巖漿上侵過程中大規(guī)模殼源混染導(dǎo)致的成礦母巖漿主量成分、硫含量以及氧逸度的變化，有利于巖漿中硫化物發(fā)生飽和并形成不混溶的硫化物熔體；而晚階段粒間熔體混染形成的鋯石等礦物所記錄的地殼信息，雖然具有一定的地質(zhì)意義，但是并不能代表真正的母巖漿成分特征，也不能反映母巖漿所經(jīng)歷的與成礦關(guān)系密切的殼源混染事件；另一方面，鑒于部分微量元素和同位素體系在俯沖循環(huán)物質(zhì)和大陸地殼物質(zhì)成分特征上的相似性，各端員不同程度的影響會(huì)對(duì)鎂鐵-超鎂鐵巖體造成不同的混染評(píng)價(jià)結(jié)果。

致 謝感謝長(zhǎng)安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院焦建剛教授和中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）地球科學(xué)學(xué)院王信水教授對(duì)本文提出的建設(shè)性修改意見!