东天山红石岗镁铁—超镁铁质岩体成因及铜镍成矿潜力

师 震，陈宏骏，钱壮志*，徐 刚，冯延清，段 俊，任 萌

(1.长安大学 地球科学与资源学院，陕西 西安 710054； 2.中山大学 南海资源开发与保护协同创新中心，广东 广州 510006； 3.中国科学院地球环境研究所，陕西 西安 710061)

0 引 言

新疆东天山铜镍成矿带是中国重要的铜镍矿集区[1-3]，分布有图拉尔根、葫芦、黄山、黄山东等多个大中型岩浆铜镍硫化物矿床[4-6]。这些矿床主要赋存在早二叠世的镁铁—超镁铁质岩体中，表现出成带分布、成群集中的特征。Tang等研究表明，东天山含铜镍矿的镁铁—超镁铁质岩体岩浆均源自于亏损地幔，岩浆侵位过程中与地壳物质发生了5%～15%的同化混染作用，从而导致岩浆中硫化物发生熔离[7-11]。近年来，在已有矿床外围亦不断有新的铜镍矿床及矿化岩体发现，如黄山南和白鑫滩矿床以及红石岗矿化岩体[12-14]。黄山南矿床特有的高镍橄榄石特征研究表明东天山具有形成含高Ni品位硫化物矿床的潜力[15]。白鑫滩矿床与东天山含矿岩体特征相似，表明东天山铜镍成矿带西段同样具有形成铜镍硫化物矿床的潜力[13，16]。

红石岗镁铁—超镁铁质岩体位于东天山造山带东段，是近年新发现的含铜镍矿化岩体。王志福等首次报道了红石岗岩体的地质及地球物理特征，并认为该岩体具有一定的找矿前景[14]；王亚磊等对红石岗北岩体进行研究也揭示了红石岗北岩体具有较好的成矿潜力[17]。然而，前人对红石岗岩体的研究程度总体较低，岩体的矿物学和地球化学特征未曾报道，其形成年龄、岩体成因及硫化物熔离的原因尚不清楚，因此，无法准确评价该岩体与东天山其他成矿岩体的关系和成矿潜力。本文在前人研究的基础上，开展详细的野外地质调查，采用地质年代学、矿物学和地球化学的方法探讨其成岩年龄、岩浆源区性质、演化过程以及硫化物熔离的原因，并通过与东天山典型成矿岩体对比，分析红石岗矿化岩体的成矿潜力。

1 区域地质背景

新疆东天山铜镍成矿带地处中亚造山带南缘，其次级构造单元空间上由北向南可分为大南湖岛弧带、康古尔—黄山剪切带和雅满苏岛弧带，其中北带和南带的地层由两套有序的火山沉积岩系组成，中带是一套强变形的无序地层，主要为下石炭统干墩组和梧桐窝子组火山沉积岩系[18]。岩浆铜镍硫化物矿床主要分布于大南湖岛弧带和康古尔—黄山剪切带中，由东向西可分为3个矿集区，分别为镜儿泉、黄山和海豹滩矿集区。红石岗镁铁—超镁铁质岩体位于镜儿泉矿集区，该矿集区主要有图拉尔根、葫芦和疙瘩山口铜镍硫化物矿床；黄山矿集区主要有黄山、黄山东、黄山南和香山铜镍硫化物矿床；白鑫滩铜镍硫化物矿床位于海豹滩矿集区。年代学研究表明，区内岩浆铜镍硫化物矿床均形成于早二叠世，年龄介于(269±2)～(286±2)Ma之间[9，19-25](图1、表1)。

底图引自文献[7]，有所修改；括号中数据表示铜镍硫化物矿床年龄图1 东天山主要岩浆铜镍硫化物矿床及镁铁—超镁铁质岩体分布Fig.1 Distribution of Main Magmatic Cu-Ni Sulfide Deposits and Mafic-ultramafic Intrusions in East Tianshan

图件引自文献[14]，有所修改图2 红石岗镁铁—超镁铁质岩体分布Fig.2 Distribution of Hongshigang Mafic-untramafic Intrusions

2 岩体地质特征

红石岗镁铁—超镁铁质岩体侵位于下石炭统梧桐窝子组浅粒岩、变粒岩及结晶片岩中，岩体长轴方向与区域主构造线康古尔—黄山剪切带的方向一致(图2)。该岩体可分为东岩体和西岩体两部分：西岩体呈长椭圆状，东西长650 m，南北宽约500 m，面积约为0.325 km2，剖面呈漏斗形，整体向南陡倾，地表出露铜镍矿化体；东岩体呈近椭圆形，东西长约600 m，南北宽约500 m，面积约为0.25 km2，剖面呈岩盆状，岩体整体南倾，倾角约为65°，深部揭示镍矿化体[图3(c)、(d)]。

表1 东天山岩浆铜镍硫化物矿床年龄Tab.1 Ages of Magmatic Cu-Ni Sulfide Deposits in East Tianshan

注：表格引自文献[26]，有所修改。

Pn为镍黄铁矿；Ccp为黄铜矿图3 红石岗镁铁—超镁铁质岩体野外照片、硫化物手标本和镜下照片Fig.3 Field Photographs, Hand Specimens and Microscope Photos of Sulfide from Hongshigang Mafic-untramafic Intrusions

Ol为橄榄石；Cpx为单斜辉石；Opx为斜方辉石；Pl为斜长石；Hbl为角闪石图4 造岩矿物显微照片Fig.4 Microscope Photos of Rock-forming Minerals

红石岗镁铁—超镁铁质岩体主要由橄榄岩相、辉长岩相和闪长岩相组成。①橄榄岩相主要为纯橄岩和辉橄岩。纯橄岩呈暗绿灰色，具粒状结构和块状构造，主要矿物为橄榄石(体积分数约为90%)，部分颗粒较小橄榄石发生蛇纹石化。辉橄岩主要由辉石橄榄岩和二辉橄榄岩组成：辉石橄榄岩由斜方辉石(体积分数为40%～60%)和橄榄石(40%～60%)组成，具堆晶结构，部分辉石发育包橄结构，单斜辉石多发生透闪石化、纤闪石化和绿泥石化；二辉橄榄岩主要由橄榄石(体积分数为40%～60%)、单斜辉石(20%～30%)、斜方辉石(20%～30%)和少量角闪石组成，橄榄石为主要堆晶矿物[图4(a)、(b)]，辉石、斜长石、角闪石充填在橄榄石粒间，局部发育包橄结构，角闪石多为他形，主要为普通角闪石，部分角闪石蚀变强烈，多发生纤闪石化或绿泥石化。②辉长岩相主要分为辉长岩[图4(c)]与角闪辉长岩，野外可见粗粒辉长岩和细粒辉长岩、角闪辉长岩的分界线[图3(a)]。辉长岩呈灰白色，具块状构造，主要由斜长石(体积分数为40%～60%)和辉石(40%～60%)组成：斜长石自形程度不一，聚片双晶、卡式双晶发育，部分发生钠黝帘石化、高岭土化；辉石呈半自形—他形，多发生绿泥石化、绿帘石化、纤闪石化，仅保留辉石形态。角闪辉长岩呈浅灰白色，具块状构造，主要由辉石(体积分数为30%～40%)、斜长石(40%～50%)和角闪石(15%～20%)组成，蚀变程度较高，斜长石、辉石、角闪石均发生了不同程度的蚀变。③闪长岩相主要由闪长岩组成，闪长岩呈浅灰白色，具半自形—他形粒状结构和块状构造，主要由斜长石(体积分数为70%～80%)、角闪石(20%～30%)和少量石英(<5%)组成[图4(d)]，斜长石具明显环带结构，发育聚片双晶及卡-钠复合双晶，偶见部分斜长石发生绿帘石化及黏土化现象。西岩体深部闪长岩中含黑云母，呈细小片状。

红石岗地表矿化体主要分布于西岩体的辉长岩相中，地表见约60 m宽的孔雀石化、黄钾铁钒化、褐铁矿化带。深部镍矿化体赋存在东岩体的辉长岩相中，钻孔勘探结果表明：1号镍矿化体位于东岩体橄榄岩相中部，厚度为10.00～42.37 m，最高Ni品位可达0.43%，矿石呈星点状、稀疏浸染状；2号镍矿化体赋存于东岩体超镁铁质岩体下部，斜深为85 m，沿走向长度为200 m，最高Ni品位可达2.68%[14]，矿石多为星点状和稀疏浸染状[图3(c)]，主要赋存在角闪辉长岩、方辉橄榄岩及二辉橄榄岩中。金属矿物主要为黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、镍黄铁矿、磁铁矿、钛铁矿等[图3(d)]。

3 分析方法

用于锆石U-Pb定年的样品取自东天山红石岗岩体探槽中新鲜的辉长岩(约50 kg，采样位置经纬度为(42°27′45.6″N，95°22′36.4″E))，锆石分选工作在河北省区域地质矿产调查研究所采用浮选和磁选方法完成。锆石U-Pb定年在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成，分析仪器为美国Photon Machines公司Analyte Excite 193 nm型气态准分子激光剥蚀系统与美国Agilent(安捷伦)公司7700x型电感耦合等离子体质谱仪联机。锆石U-Pb定年采用91500为外标，锆石微量元素分析采用NIST610为外标，采用内标元素91Zr进行定量计算，数据处理、年龄计算和绘图使用ICPMSDataCal[27]和Isoplot 3.00[28]软件处理。

矿物化学组分及全岩主量、微量元素分析在长安大学西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室完成。矿物化学组分分析测试仪器为日本电子JXA-8100型电子探针，工作电压为20 kV，电流为2.0×10-8A，束斑直径为1 μm。全岩主量元素分析采用熔片法，测试仪器为日本岛津XRF-1800型波长色散X射线荧光光谱仪，测试误差小于3%。微量元素分析采用酸溶法，测试仪器为美国热电公司X-7型ICP-MS电感耦合等离子体质谱仪，标样为BE-N和WS-E，分析误差小于5%。

4 结果分析

4.1 锆石U-Pb年龄

红石岗岩体辉长岩中锆石颗粒大小为80～300 μm不等，阴极发光(CL)图像显示锆石呈灰黑色，少数颗粒发育轻微振荡环带，没有继承核部，也没有微裂隙(图5)。锆石Th含量(质量分数，下同)为(33～1 217)×10-6，U含量为(90～980)×10-6(表2)，Th/U值较高，为0.25～1.62，平均为0.55，具典型的岩浆锆石Th/U值特征[29]。锆石谐和年龄为(280±1)Ma(平均标准权重偏差(MSWD)为0.14)[图6(a)]，表明红石岗岩体形成于早二叠世，与黄山东(年龄约274 Ma)、黄山南(约278 Ma)、香山(约280 Ma)等东天山铜镍矿赋矿岩体形成时代一致。

表2 辉长岩中锆石LA-ICP-MS U-Pb同位素分析结果Tab.2 Analysis Results of LA-ICP-MS Zircon U-Pb Isotope of Gabbros

注：w(·)为元素或化合物含量;n(·)/n(·)为不同元素同位素比值，n(·)为元素的物质的量。

图5 锆石阴极发光图像Fig.5 CL Images of Zircons

图6 锆石U-Pb年龄谐和曲线和年龄分布Fig.6 Concordia Diagram of Zircon U-Pb Ages and Distribution of Ages

4.2 矿物晶体化学

红石岗岩体中橄榄石、辉石、角闪石和斜长石平均组分见表3～6。红石岗岩体橄榄石Fo牌号为82.2～87.3，属贵橄榄石，与东天山岩带其他含矿岩体中橄榄石Fo牌号相似，如葫芦岩体(Fo牌号为79～86)[6]、黄山东岩体(65～85)[30]和黄山南岩体(71～87)[9]。橄榄石中Ni含量较高，介于(1 240～3 470)×10-6，与黄山南岩体相似(约3 300×10-6)(图7)。辉石Wo-En-Fs图解[图8(b)]表明红石岗含矿岩体中的辉石以透辉石、顽透辉石和古铜辉石为主。斜长石An-Ab-Or图解[图8(a)]表明长石族矿物全部为斜长石类，多数属于拉长石种属。

100∶1和30∶1表示橄榄石与硫化物共结比；黄山南、黄山东岩体数据分别引自文献[9]、[12]图7 橄榄石Fo牌号与Ni含量相关关系Fig.7 Diagram of Ni-Fo of Olivine

4.3 岩石地球化学

4.3.1 主量元素

红石岗镁铁—超镁铁质岩体中全岩主量元素分析结果见表7。全岩主量元素扣除烧失量后重新进行100%计算(指扣除烧失量部分，重新计算各矿物含量)。全岩主量元素与主要造岩矿物(MgO)含量相关关系见图9。红石岗岩体不同岩相中MgO与主要氧化物含量成良好的相关关系，橄榄岩相样品位于橄榄石端元附近，表明岩相主要为橄榄石堆晶，辉长岩样品主要位于单斜辉石和斜长石连线上。

4.3.2 稀土、微量元素

红石岗镁铁—超镁铁质岩体的全岩微量元素分析结果见表7，球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图见图10。红石岗岩体的全岩稀土元素配分模式为轻稀土元素富集的右倾型，部分样品具有弱的Eu正异常，可能是岩石中Eu优先进入斜长石晶体导致。原始地幔标准化微量元素蛛网图中，岩体所有样品都表现出明显的Nb、Ta负异常。红石岗岩体中不同岩相具有相似的微量元素配分模式，表明其为同源岩浆演化形成。红石岗岩体橄榄岩相和辉长岩相均表现出与黄山南岩体较为相似的稀土、微量元素分布。闪长岩相对辉长岩和橄榄岩具有更高的不相容元素含量是因为前者具有更低的结晶矿物与残余液相的比值。

表3 橄榄石平均组分Tab.3 Average Compositions of Olivine

注：wtotal为主量元素总含量。

表4 辉石平均组分Tab.4 Average Compositions of Pyroxene

表5 角闪石平均组分Tab.5 Average Compositions of Hornblende

表6 斜长石平均组分Tab.6 Average Compositions of Plagioclase

图8 斜长石An-Ab-Or图解及辉石Wo-En-Fs图解Fig.8 Diagrams of An-Ab-Or for Plagioclase and Wo-En-Fs for Pyroxene

图9 全岩主量元素与MgO含量相关关系Fig.9 Relationships Between Contents of Major Elements and MgO of Whole Rock

5 讨 论

5.1 母岩浆特征

东天山红石岗镁铁—超镁铁质岩体橄榄岩相具有堆晶结构，因此，全岩样品组分并不能代表母岩浆组分。镁铁质岩体母岩浆组分可以用岩体冷凝边组分[32]或者同期玄武岩、辉绿岩组分代表[33]，也可以用质量平衡估算[34]。红石岗岩体与围岩的接触部位冷凝边不发育，且尚未发现同时代的玄武质岩。本文用Li等描述的质量平衡方法[35]计算红石岗岩体母岩浆组分。假设具堆晶结构的橄榄岩组分等于堆晶矿物和母岩浆两部分组分之和，当橄榄石和母岩浆处于平衡时，橄榄石和母岩浆之间Fe-Mg分配系数为0.3[36]。据此可估算与橄榄石处于平衡时的母岩浆组分，计算得到红石岗岩体母岩浆的MgO和FeO含量分别为12.46%和10.03%(表8)，属于高镁玄武质岩浆，相似于东天山含矿岩体(如黄山和黄山东MgO含量分别为13.2%和14.6%[12]，白鑫滩岩体MgO含量为10.5%[13])。对红石岗岩体母岩浆中加入Fo牌号为85.5～90.0的橄榄石，直到岩浆组分与Fo牌号为90的橄榄石处于平衡时，得到原生岩浆的MgO含量为14.75%，FeO含量为10.06%，其他原生岩浆主量元素组分见表8。

表7 全岩主量元素及微量元素分析结果Tab.7 Analysis Results of Major and Trace Elements of Whole Rock

注：wLREE为轻稀土元素总含量；wHREE为重稀土元素总含量；wREE为稀土元素总含量。

ws为样品含量；wc为球粒陨石含量；wp为原始地幔含量；球粒陨石标准化数据引自文献[29]；原始地幔标准化数据引自文献[31]；黄山南岩体区域数据引自文献[9]图10 全岩球粒陨石标准化稀土元素配分模式和原始地幔标准化微量元素蛛网图Fig.10 Chondrite-normalized REE Pattern and Primitive Mantle-normalized Trace Element Spider Diagram of Whole Rock

表8 母岩浆与原生岩浆主量元素组分

5.2 硫化物熔离时间

Ni在橄榄石中为相容元素，主要通过类质同象进入橄榄石中，较早结晶的橄榄石富MgO和Ni，使橄榄石中的Fo牌号与Ni含量成正相关关系。如果发生硫化物熔离，大量的Ni进入硫化物中，会使得岩浆结晶的橄榄石强烈亏损Ni。因此，橄榄石Fo牌号与Ni含量相关关系可以指示硫化物熔离过程与时间，本文选取红石岗岩体橄榄岩相样品进行模拟来探讨硫化物熔离时间。

首先采用MELTS软件[36-37]对母岩浆结晶过程中矿物及熔体组分的变化进行模拟，模拟过程使用的压力为2 kbar，氧逸度为-0.65。母岩浆中初始H2O含量设定为0.5%，氧逸度和H2O含量的设定基于角闪石的含量与组分。使用上述条件进行模拟，得到红石岗岩体的分离结晶顺序为橄榄石(初始结晶温度为1 330.25 ℃)→斜方辉石(1 190.65 ℃)→斜长石(1 151.29 ℃)→单斜辉石(1 145.37 ℃)。上述模拟的分离结晶顺序与红石岗岩体的观察结果一致。随后根据Li等提出的橄榄石(熔体中)Ni总分配系数计算公式[38]，对橄榄石结晶过程中Fo牌号与Ni含量的相关关系进行模拟，并与橄榄石实际组分进行对比。红石岗岩体橄榄岩样品中绝大多数橄榄石落在正常结晶演化线的下方(图7)，指示橄榄石结晶过程中存在硫化物熔离，并且橄榄石结晶和硫化物熔离同时进行时，橄榄石与硫化物的共结比为30∶1～100∶1(图7)。

5.3 硫化物饱和机制

影响岩浆中硫饱和的因素有结晶分异和(或)地壳混染,通过计算岩浆分离结晶过程中硫的饱和度可以探讨硅酸盐矿物分离结晶分异是否可以促使岩浆达到硫饱和。根据Li等提出的硫饱和公式[39]，计算得到红石岗原始岩浆在30 kbar(约90 km深度处)压力条件下硫饱和时S最高溶解度为1 427×10-6。原始岩浆在2 kbar压力条件下的S最高溶解度为2 019×10-6(图11)，原始岩浆经过7%的橄榄石结晶分异后，母岩浆并未达到硫饱和，说明仅靠橄榄石结晶分异并不足以使红石岗岩浆达到硫化物饱和。

图11 硫化物饱和时S含量(SCSS)模拟Fig.11 Variation of Sulfur Contents at Sulfide Saturation (SCSS)

随后选取具有相似分配系数的微量元素比值判断红石岗岩体母岩浆侵位过程中是否曾遭受过地壳物质混染，这些元素比值在部分熔融和岩浆分异过程中不会发生改变。模拟中原始地幔的微量元素比值选取样品与地幔趋势线的交点，东天山上地壳微量元素比值选取东天山A型花岗岩组分代替[40]。计算结果表明红石岗岩体母岩浆侵位过程中曾混染10%～20%地壳物质(图12)，相似于东天山葫芦、黄山东和黄山南等含矿岩体[6-7，21]。综上所述，红石岗镁铁—超镁铁质岩体原始岩浆曾遭受地壳物质的混染作用，并促使岩浆中硫化物达到饱和。

底图引自文献[41]；年轻地壳数据引自文献[40]；CAB为大陆弧玄武岩，MORB为洋中脊玄武岩，OIB为洋岛玄武岩，数据引自文献[31]；CAB与OIB范围引自文献[41]；黄山及黄山南岩体数据引自文献[9]和[30]；图中百分数表示地壳混染程度图12 Nb/Yb-Th/Yb图解Fig.12 Diagram of Nb/Yb-Th/Yb

5.4 成矿潜力分析

Cu与Zr具有相似的地球化学行为，在岩浆结晶的早期表现为不相容性，不易进入结晶相(橄榄石、辉石、长石等)；随着结晶作用的进行，Cu和Zr将成比例地增加，但比值保持不变。当岩浆中硫化物发生熔离时，由于Cu具有很强的亲硫性，Cu/Zr值会迅速降低，Cu/Zr值低于1时表明亲铜元素发生了一定程度的亏损[42]，所以Cu/Zr值可以指示亲铜元素的亏损(表9)。红石岗岩体全岩Cu/Zr值中有部分小于1，表明了红石岗岩体早期发生了亲铜元素的亏损，同样，中亚造山带东天山黄山东和黄山南成矿岩体也具有小于1的Cu/Zr值[5，12]。

表9 全岩Cu/Zr值Tab.9 Ratios of Cu/Zr for Whole Rock

中亚造山带内同类型的岩浆铜镍硫化物矿床统计显示，绝大多数矿床均经历了不同程度的混染。Sun等通过模拟计算显示黄山东矿床在形成过程中与新生岛弧地壳发生了最高约30%的混染[5]；Mao等认为黄山南矿床也经历了约20%的混染[9]。这些成果表明对于中亚造山带内的岩浆铜镍硫化物矿床，地壳混染可能是促使硫化物发生熔离的主要因素。

红石岗镁铁—超镁铁质岩体形成时代为(280±1)Ma，与东天山铜镍成矿带的图拉尔根(约280 Ma)、葫芦((282±4)Ma)、黄山((284±30)Ma)、黄山南((278±2)Ma)等铜镍硫化物矿床的时代相同，背景相同，属于同期幔源岩浆产物，推测岩体与上述矿床具有相似的源区性质。且硫化物熔离产生于橄榄石结晶过程中，岩体Cu/Zr值部分小于1，表明岩浆早期发生过亲铜元素的亏损。此外，王志福等发现红石岗岩体深部岩相较浅部橄榄岩相具有更加富集的矿体[14]，可能与硫化物的早期熔离、重力分异作用有关。综上所述，红石岗含矿岩体深部具有形成铜镍硫化物矿床的潜力。

6 结 语

(1)东天山红石岗镁铁—超镁铁质岩体侵入年龄为(280±1)Ma，与新疆东天山岩浆铜镍硫化物矿床赋矿岩体的侵入峰值期一致。

(2)橄榄石Fo牌号与Ni含量相关关系模拟计算与全岩部分Cu/Zr值小于1显示在红石岗岩体母岩浆橄榄石结晶过程中发生了硫化物熔离和亲铜元素的亏损。

(3)与东天山铜镍矿床赋矿岩体相似，红石岗岩体母岩浆侵位过程中曾发生10%～20%的地壳混染作用，这可能是促使母岩浆中硫化物达到饱和的主要因素。

(4)红石岗镁铁—超镁铁质岩体具有形成岩浆铜镍硫化物矿床的潜力。