造山带岩浆铜镍硫化物矿床的混染模式——以天山-北山二叠纪铜镍矿为例*

薛胜超，王庆飞，唐冬梅，毛亚晶，姚卓森

（1中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083；2中国科学院矿产资源研究重点实验室，中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029；3中国科学院地球科学研究院，北京 100029；4中国地质大学，地质过程与矿产资源国家重点实验室，湖北武汉 430074）

岩浆硫化物矿床可以分为2类（Naldrett,2010a）：一类是贫硫化物矿床（硫化物质量分数＜5%），主要赋存铂族元素（Eales et al.,1996;Godel et al.,2008）；一类是富硫化物矿床（硫化物质量分数＞10%），主要赋存铜镍（Naldrett,1997;Song et al.,2009）。除陨石撞击成因的加拿大Sudbury岩浆铜镍硫化物矿床外，目前全球岩浆Ni-Cu-(PGE)硫化物矿床被认为主要形成于动态的岩浆通道系统（Li et al.,1999;Naldrett,1999;Li et al.,2001;宋谢炎等,2010;秦克章等,2014），其形成均经历如下过程：地幔部分熔融产生含镍原始岩浆，原始岩浆向上侵位（经历结晶分异作用、地壳混染等作用）形成成矿母岩浆，岩浆达到硫饱和后发生硫化物熔离，硫化物熔体在通道物理结构变化部位聚集形成铜镍硫化物矿床（Naldrett,2010b）。板内环境（克拉通边缘裂谷带、大火成岩省、绿岩带等）是全球岩浆铜镍硫化物矿床的最重要产地（Naldrett,2011），长久以来被当作铜镍矿勘探的主要区域。板内环境中铜镍矿床的研究也奠定了岩浆硫化物矿床的理论基础，并取得相对成熟的认识（Naldrett,1999;2010a;2010b;Arndt et al.,2005;Barnes et al.,2005;Li et al.,2001；2009a;Ripley et al.,2013）。现阶段岩浆硫化物矿床研究的发展，需要多元化构造背景铜镍矿床的系统研究来推动。

众所周知，汇聚构造环境（造山带）的俯冲和后碰撞阶段同样发育大量镁铁-超镁铁岩体。20世纪70～80年代在全球造山带镁铁-超镁铁岩体中陆续发现了挪威的Rana矿床（Boyd et al.,1979），美国阿拉斯加的Duke岩体和阿巴拉契亚的St.Stephen和Moxie矿床（Thompson,1984;Paktunc,1989;Thakurta et al.,2008），以及中国的红旗岭、喀拉通克、黄山东、黄山等矿床（王润民等,1987;1991）。21世纪初，相同构造环境的芬兰的Vammala矿床（Peltonen,2003）、新西兰的Riwaka矿床（Smits et al.,2004）、西班牙的Aguablanca矿床（Piña et al.,2006）、博茨瓦纳的Phoenix和Selkirk矿床（Maier et al.,2008）和中国新疆的图拉尔根、葫芦、天宇、白石泉、坡一等多个铜镍矿床相继发现。其中产自中国的铜镍矿床和西班牙Aguablanca矿床规模较大、矿化较好，使该构造环境逐渐被全球关注。2011年最新发现于青海东昆仑造山带的世界级夏日哈木镍矿（＞150 Mt）（李世金等,2012;Song et al.,2016），改变了原有对重要铜镍矿有利勘查区的传统认识，造山带因其巨大潜力而成为岩浆硫化物矿床的重要找矿区域。近五年来，澳大利亚西部Albany-Frase造山带中Nova矿床（Maier et al.,2016）、Halls Creek造山带中Savannah铜镍矿田（Mole et al.,2018）和东特提斯构造域中国西南三江地区大雪山矿床（Wang et al.,2018）的报道，使得造山带岩浆铜镍硫化物矿床的研究持续升温。

中国是一个历经长期发展演化的复杂拼合大陆，复杂的大陆裂解、洋盆扩张和消减、大陆汇聚和碰撞形成了现今众多的造山带，孕育了全球数量最多、规模最大的汇聚构造环境的岩浆铜镍矿床（秦克章等,2015；2017），是中国的一个重要成矿特色。中亚造山带是中国该环境中铜镍矿床数量最多、分布范围最广、总体储量最大的地域。大量典型矿床解剖研究对其基本特征、形成机制和时空演化规律进行了系统解析，在源区特征（Zhou et al.,2004;Qin et al.,2011;Song et al.,2013）、岩浆成分与过程（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）、硫化物饱和过程（Sun et al.,2013;Xie et al.,2014;Mao et al.,2015；2017;Wei et al.,2016；2019）、亲铜元素富集机制（Tang et al.,2011;Yang et al.,2015；Zhao et al.,2019）等方面取得诸多重要进展，同时也提出了新的问题，也为进一步推动造山带铜镍矿的认识提供了新的机会。其中，造山带中的铜镍矿床地幔源区均经历过不同程度的俯冲交代作用和复杂的源区混染历史，且众多铜镍矿带内大量个体差异的矿床也为浅部混染过程的多样性提供了研究实例。本文在近年来国内外同行研究成果的基础上，以中亚造山带新疆天山-北山地区的二叠纪铜镍矿为例，对造山带岩浆铜镍硫化物矿床的混染模式进行总结，识别和构建造山带铜镍矿从源区到浅部矿床形成所经历的混染类型及其相关识别标志。

1 中亚造山带天山-北山区域地质背景

中亚造山带（CAOB）位于西伯利亚克拉通与塔里木-中朝克拉通之间（图1a），是世界上最大的显生宙增生型造山带和大陆地壳生长地区（Sengör et al.,1993;Jahn et al.,2000;Windley et al.,2007;Xiao et al.,2013;Han et al.,2017），其显著特点是发育大量的岩浆岩（韩宝福等,2006;Jahn et al.,2000;夏林圻等,2006;Qin et al.,2011），历时长久的岩浆作用（新元古代到新生代）在汇聚构造环境（新元古代—晚二叠世）和板内环境（中生代—新生代）均有产出。除东准噶尔的喀拉通克铜镍矿床外，中亚造山带中国境内的铜镍矿床主要分布在其南缘，由西往东分别为新疆甘肃地区天山-北山镁铁-超镁铁岩体群（Mao et al.,2008;Qin et al.,2011;Song et al.,2013）、内蒙古的额布图和别力盖庙岩体（Peng et al.,2013；2017）和吉林的红旗岭-漂河川等岩体（Wei et al.,2013；2016；2019）等。由于中亚造山带南缘绵延几千公里的剪刀状俯冲闭合时限和碰撞-后碰撞阶段时限不一，这些镁铁-超镁铁含矿岩体的侵位时代从晚泥盆世持续到三叠纪。甘肃北山侵位于元古代变质岩地层中的黑山镁铁-超镁铁岩含矿岩体形成于晚泥盆世（～360 Ma;Xie et al.,2012），是形成时代最老的铜镍矿床；而侵位于晚三叠世的吉林红旗岭岩体为该带最年轻的铜镍矿床，形成时代为216 Ma（Wu et al.,2004）；新疆天山-北山地区的铜镍矿则主要集中在二叠纪（270～286 Ma），是中亚造山带南缘铜镍成矿最为重要的时期，该区是中国重要的铜镍矿床成矿区带（秦克章等,2015;Mao et al.,2008;Qin et al.,2005,2011;Su et al.,2013），该区带位于90°E至96°E之间，由北向南依次为觉罗塔格构造带、中天山和北山，大量时代相近的后碰撞伸展阶段的镁铁-超镁铁岩体中，有近50个岩体具有不同程度的铜镍矿化（图1b）。

图1 中亚造山带地质简图（a）和新疆天山-北山地区晚古生代镁铁-超镁铁岩体及相关铜镍矿床和矿化点分布略图（b）（据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）

东天山觉罗塔格构造带为构造变形极其强烈的韧性剪切带，出露地层主要为古生界下石炭统海相中酸性火山碎屑岩夹中基性火山熔岩、陆源碎屑岩和碳酸盐岩建造、中石炭统巨厚火山碎屑岩和含碳硅质岩沉积建造、基性-中酸性火山熔岩、古近系—新近系红色泥岩、砂岩、泥质粉砂岩和砾岩。觉罗塔格构造带内镁铁-超镁铁岩体分布广泛，总体呈北东东向展布，为一条长约480 km的镁铁-超镁铁岩带，自西向东分布有路北、大草滩、白鑫滩、土墩、二红洼、香山、黄山、黄山南、黄山东、红石岗、黑石梁、葫芦、图拉尔根、串珠、马蹄、图东、圪塔山口等众多镁铁-超镁铁岩体。大量高精度定年显示这些岩体侵入时代主要集中于274～285 Ma，是早二叠世岩浆活动的产物（Qin et al.，2011），多数已证实为含矿岩体，形成了觉罗塔格铜镍矿成矿带，包括黄山、黄山东、黄山南、图拉尔根、葫芦、香山和土墩等岩体已开采完或正在开采工业铜镍矿体。

不同于觉罗塔格构造带以古生界和中-新生界为主的特征，中天山地块具有前寒武纪的结晶基底，出露的地层以中元古界星星峡群和卡瓦布拉克群的石英片岩、石英岩、大理岩、斜长角闪片岩和麻粒岩为主，古生界及中生界在区内分布比较局限。中天山地区古生代岩浆活动频繁，出露的晚古生代镁铁-超镁铁岩体中陆续发现了白石泉和天宇岩浆铜镍矿床，形成时代分别为281 Ma和280 Ma（毛启贵等,2006;Chai et al.,2008;Tang et al.,2011）。

北山位于中亚造山带的最南缘，以中天山南缘断裂为界与中天山地块相邻（图1b），经历古生代复杂的俯冲-碰撞-拼贴并在晚古生代发育成裂谷，呈北东东向展布。北山出露的地层包括古元古界北山岩群和中元古界长城系古硐井岩群变质岩系，主要包括混合花岗岩、混合岩、片麻岩、大理岩、变粒岩和石英片岩，上古生界石炭系—二叠系碎屑岩-火山岩-碳酸盐岩沉积及古近系—新近系黏土岩、砂岩和泥岩。区内发育有大量古生代镁铁-超镁铁岩体，部分铜镍矿化，自西向东依次为：坡北矿集区，以坡一镍矿、坡十、坡东、坡三和罗东等矿化点为代表；启鑫-黑海矿集区，以启鑫和黑海矿化杂岩体为代表，向东由新疆进入甘肃境内的黑山-大头山矿集区，以黑山镍矿、怪石山、拾金滩、红柳沟和三个井岩体等多处铜镍矿化岩体为代表。区域上还发现有红石山、旋窝岭、笔架山Ⅱ号、蚕头山和蚕西等一系列镍矿化点。

2 地幔源区混染

2.1 Nb-Ta亏损

俯冲环境中地幔楔受到俯冲洋壳板片释放的流体或熔体交代后形成交代改造的地幔源区（Plank et al.,1993;Tatsumi et al.,2005），这样的地幔源区既可在俯冲环境中发生脱水熔融（Grove et al.,2006），也能够保留到造山过程中的后碰撞环境中经减压发生熔融（Aldanmaz et al.,2000），部分熔融岩浆的产物中元素和同位素组成可以有效地示踪俯冲物质对原有地幔源区的交代改造（McCulloch et al.,1991;Elliott et al.,1997），这样的交代作用亦代表了源区的混染过程。

与全球典型岛弧玄武岩微量元素中Nb-Ta亏损特征类似（Li et al.,2015a），中亚造山带南缘天山-北山地区的镁铁-超镁铁矿化岩体也表现出明显的Nb-Ta亏损特征（图2）（姜常义等,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）。众所周知，俯冲相关的岩浆产物会表现出显著的Nb-Ta亏损（Class et al.,2008），中亚造山带南缘新疆天山-北山地区地幔源区经历了规模宏大的古生代大洋俯冲交代作用（Xiao et al.,2004;2013;Han et al.,2017）；然而全球整体地壳成分具有显著富集轻稀土元素（LREE）和Th，以及相对于原始地幔明显的Nb-Ta亏损（Rudnick et al.,2014）的特征，因此幔源岩浆上侵过程中的地壳物质混染作用也能导致岩体表现出Nb-Ta亏损特征。为探究天山-北山地区二叠纪矿化岩体Nb-Ta亏损这一普遍现象的原因，选取天山-北山地区二叠纪铜镍矿化岩体中相对新鲜的、高Mg#值的超镁铁岩石，利用(Th/Nb)N原始地幔标准化的比值来表示Nb负异常程度，用(La/Gd)N比值来表示LREE的富集程度，作亏损地幔和上地壳二元混合图解来进行解析（图3）。天山-北山二叠纪矿化岩体的(Th/Nb)N和(La/Gd)N均表现出壳源混染的特征，绝大部分超镁铁质岩石的(La/Gd)N＜2，该成分特征可由＜20%壳源物质的混染来解释，然而部分超镁铁岩的(Th/Nb)N＞4，需30%以上壳源物质的混染来解释，上述结果显示二者表现出的混染程度明显不同（图3）。由于LREE和Th的含量变化主要受壳源端员控制，而Nb的含量变化与交代地幔和壳源端员均密切相关，因此，(Th/Nb)N与(La/Ga)N图解中混染程度的解耦关系清晰显示了单一的地壳混染并不能解释岩体中整体Nb-Ta亏损的特征。因此，更为合理的解释是这些二叠纪矿化岩体中部分Nb-Ta亏损来源于对地幔源区该特征的继承。

图2 中亚造山带南缘觉罗塔格构造带（a）、中天山（b）和北山（c）镁铁-超镁铁岩矿化岩体原始地幔标准化微量元素蛛网图数据来源：Su等(2013)及文内参考文献，Sun等(2013)，Tang等(2014)，Mao等(2014；2015；2016)，Xia等(2013)，Ma等(2016)，Zhao等(2015)，Feng等(2018)，Xue等(2016；2018a；2019),标准化值据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)

图3 中亚造山带南缘东天山-北山地区矿化岩体中超镁铁岩(Th/Nb)N vs.(La/Ga)N图解数据来源：黄山(Zhang et al.,2011;Deng et al.,2016)，黄山东(Sun et al.,2013;Mao et al.,2015)，黄山南(Zhao et al.,2015;Mao et al.,2016)，白鑫滩(Feng et al.,2017)，坡一(Xia et al.,2013;Xue et al.,2016)，坡十(颉炜等，2011)，坡东、启鑫(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组成（δ18O=（5.18±0.28）‰,Mattey et al.,1994;Eiler et al.,2001），而俯冲的低温蚀变洋壳的δ18O值为+6‰～+12‰（Muehlenbachs,1986），其上覆的不同类型沉积物的δ18O值则为+12‰～+25‰（Kolodny et al.,1976;Arthur et al.,1986）。前人对岛弧岩浆及其橄榄石斑晶的氧同位素研究表明，部分岛弧（如Mariana、Vanuatu和New Caledonia）岩浆的δ18O值明显高于地幔（Elliott et al.,1997;Dorendorf et al.,2000;Grove et al.,2006），表明其地幔源区可能遭受了俯冲循环物质的改造。针对经历过俯冲作用的地区是否存在高δ18O值的地幔这一问题，Liu等（2014）对经历强烈俯冲交代作用的地幔橄榄岩包体中橄榄石进行了氧同位素研究，发现部分样品中橄榄石δ18O为（8.03±0.28）‰，明显高于上地幔值。该研究发现，俯冲改造的岩石圈地幔中存在有高δ18O的储库，在某些特殊的构造环境下，如岛弧拉张、软流圈上涌，会诱发这些高δ18O地幔发生部分熔融或者混染这样的高δ18O地幔，形成具有高δ18O特征的岩浆（Auer et al.,2009）。

前人在研究中亚造山带南缘新疆地区大量与铜镍矿化有关的二叠纪镁铁-超镁铁岩体过程中，发现了这些分布范围跨度大、数量众多、且产于造山带内的岩体都表现出高δ18O的特征（Su et al.,2011；2012;Tang et al.,2012;Mao et al.,2018）。基于天山-北山地幔源区在古生代经历了复杂的俯冲板片与大陆岩石圈地幔相互作用的历史（Xiao et al.,2010；2013），有学者解释为俯冲作用对地幔源区的交代改造所致（Su et al.,2011;2012），另外考虑到地壳物质加入对岩浆氧同位素的显著影响（Kemp et al.,2006;Zhu et al.,2017），部分学者认为既与俯冲交代作用有关，亦与铜镍矿成矿密切相关的壳源混染作用有关（Tang et al.,2012;Mao et al.,2018）。值得注意的是，新疆坡一岩体中原始程度最高的纯橄岩中的橄榄石，具有地幔橄榄石的成分特征（Fo＞90 mol%），对应的全岩Sr-Nd同位素壳幔二端员混染显示＜3%的地壳混染（Xue et al.,2016）；但是利用单一地壳端员作为混染物，其橄榄石δ18O值（6.0‰～7.2‰,Xue et al.,2018b）需超过20%的上地壳物质加入（图4）。显然，造山带内矿化岩体的高δ18O特征并非主要继承于壳源混染。

图4 北山地区超镁铁质岩石中高Fo橄榄石δ18O变化直方图上地幔δ18O参考值据Mattey等(1994)，箭头线为上地幔δ18O标准值和上地壳δ18O值的二端员模拟线，其中地幔和地壳端员的氧元素质量分数设定为等值（50%），上地壳的δ18O参考值（16‰）据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-北山地区众多铜镍矿化岩体在具有高δ18O值（7.6‰～10.1‰）的同时（Su et al.,2011;Tang et al.,2012;Mao et al.,2018），也显示亏损地幔高εHf(t)（高达11.9）成分特征（Su et al.,2011;Xue et al.,2018b）。地幔橄榄岩与俯冲地壳物质的异常高的δ18O值之间存在非常大的差异（Kolodny et al.,1976;Arthur et al.,1986;Muehlenbachs,1986）。另外，俯冲沉积物中Hf同位素显示并不富集甚至亏损的特征（Chauvel et al.,2008;Vervoort et al.,2011），而大陆地壳尤其是古老地壳具有Hf同位素富集的特征（Zhu et al.,2017），这些显著的同位素差异可以有效识别究俯冲作用改造的地幔源区（Wang et al.,2014）。中亚造山带南缘天山-北山这些二叠纪矿化岩体的Hf同位素反映了相对典型的幔源组成特征，但是其氧同位素组成与典型地幔源区并不相同，基于亏损地幔、洋壳沉积物、板片流体和陆壳物质的多端员混合定量化计算，Xue等（2018b）提出中亚造山带南缘二叠纪矿化岩体的高δ18O特征和锆石O-Hf同位素的离散行为是由于地幔源区不同比例的俯冲沉积物熔体和板片流体混入的结果，记录了地幔源区古生代混染历史。这些岩体地域分布范围广、δ18O值高且具有较大的变化区间，并继承了地幔源区的同位素组成，这一规模宏大的现象为地幔氧同位素的不均一性提供了新的证据。

3 地壳尺度混染

3.1 大尺度硅铝质地壳物质混染

岩浆体系中二氧化硅等成分的变化对硫的溶解度有明显的影响（Irvine,1975;Naldrett,1989），地壳尺度大规模硅铝质物质混染是触发镁铁-超镁铁质岩浆发生硫化物饱和的最主要机制之一（Maier et al.,2002;Ripley et al.,2013），也是解剖单一矿床尺度内硫化物熔离过程的重要方法。高温幔源岩浆侵入地壳过程中不可避免会受到地壳物质的影响，其中最为直接的体现是岩体中出现围岩捕掳体，如东天山葫芦矿床的橄榄岩中凝灰岩和花岗岩捕掳体（唐冬梅,2009）。另外，幔源岩浆上升过程若有地壳物质的加入往往会增加岩浆的Si O2、K2O和Th、Cs、Rb、Ba等大离子亲石元素的丰度，同时会升高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）。本节对Sr-Nd和Re-Os同位素显示的壳源混染做具体综述，其他元素和同位素体系不做赘述。

中亚造山带南缘天山-北山地区二叠纪岩浆铜镍硫化物矿床和矿化点的全岩绝大多数具有正的εNd(t)值（+1.1～+11.2）和相对较宽的(87Sr/86Sr)i变化范围（0.702～0.707），同时天山地区的矿化岩体和北山地区的矿化岩体Sr-Nd同位素表现出相近的变化范围（图5）。另外，由于中天山主要为前寒武纪的结晶基底，并且北山部分地区也出露有古元古代和中元古代地层，古老地壳物质的混染作用使中天山地区天宇和白石泉岩体、北山地区的部分岩体显示出更为富集的同位素特征。总体来看，这些二叠纪矿化岩体的87Sr/86Sr初始值和εNd(t)值表现为负相关关系，呈现出亏损地幔和大陆上地壳混合的特征（图5）。

图5 新疆天山-北山地区岩浆铜镍硫化物矿床和矿化点全岩Sr-Nd同位素变化图解数据来源：黄山(Zhang et al.,2011)，黄山东(Sun et al.,2013)，黄山南(Mao et al.,2016)，葫芦(Tang et al.,2014)，天宇(Tang et al.,2011)，白石泉(Chai et al.,2008)，坡一、坡东和启鑫(Xue et al.,2016,2018a,2019)，坡十(颉炜等,2011)，白鑫滩(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同位素体系也可以有效地示踪岩浆硫化物矿床成矿过程中地壳混染作用（Walker et al.,1994;Foster et al.,1996;Lambert et al.,1998）。Re为中等不相容元素，Os为强相容元素，地幔部分熔融过程中Re相对Os更多地进入熔体中，所以地壳表现为相对富Re（Hauri et al.,1997）和高的放射性187Os同位素。因此岩浆上侵过程中经历壳源物质的混染，也会造成相应187Os/188Os初始值发生变化（Shirey et al.,1998），地壳组分加入岩浆体系越多，γOs值就表现出越高的正值（Walker et al.,1994）。全球典型铜镍硫化物矿床的矿石样品Os同位素均显示明显的壳源混染信息（Walker et al.,1994；1997;Lambert et al.,2000;Morgan et al.,2002）。中亚造山带南缘天山地区多个矿化岩体（黄山、黄山东、香山、图拉尔根、白石泉和天宇）的矿石γOs值在+100～+860之间（Zhang et al.,2008;Tang et al.,2012），明显高于未混染软流圈地幔熔体接近0的γOs值（Lambert et al.,2000），显示了大量壳源Os的加入，表明这些矿床在地壳尺度内经历了显著的混染事件。Yang等（2015）研究指出北山地区坡一和坡十矿化岩体也显示高γOs值（+30～+292），与100%硫化物中的Os含量表现为负相关性，与Re/Os比值表现为正相关性，认为岩体母岩浆硫化物饱和的发生与具有高γOs值和Re/Os比值的地壳硫化物混染有关。

镁铁-超镁铁质岩浆与硅铝质地壳岩石反应必然会造成岩浆体系中SiO2活度的升高，促使斜方辉石取代橄榄石成为液相线矿物（Ripley et al.,2013）。由于Ni在斜方辉石和硅酸盐熔体间的分配系数（DNiOpx/Magma）显著低于其在橄榄石和硅酸盐熔体间的分配系数（DNiOl/Magma）（Frei et al.,2009;Matzen et al.,2013），从而造成更多的Ni可以配分进入不混溶硫化物。中亚造山带南缘天山-北山地区二叠纪高矿化强度的岩体均以超镁铁岩富含斜方辉石为特色，如二辉橄榄岩、方辉橄榄石和二辉岩等（Zhang et al.,2011;Gao et al.,2013;Deng et al.,2016;Mao et al.,2017）。野外调查和岩石学研究指出，在早二叠世沿康古尔断裂形成超大型韧性剪切带过程中（Xiao et al.,2004），觉罗塔格构造带含矿岩体如黄山东、香山和图拉尔根岩体均经历强烈变形（Branquet et al.,2012;Wu et al.,2018）。区域脆韧性剪切造成的地壳岩石破碎、薄片化和糜棱岩化、以及剪切应力聚集产生的大量热，会强烈促使硅铝质地壳物质混入上侵的岩浆中，提高岩浆的混染效率。大尺度硅铝质地壳物质混染触发的镁铁-超镁铁质岩浆硫化物饱和，显然是造山带形成大规模岩浆硫化物矿化的重要过程。

3.2 外源硫的加入

岩浆体系中硫化物饱和时硫的溶解度（SCSS）随体系压力的降低而迅速增大（Wendlandt,1982;Mavrogenes et al.,1999），在岩浆离开地幔源区上侵的过程中，压力的降低必然会造成硫溶解度的升高，在到达地壳浅部后硫在岩浆中通常为不饱和状态。基于SCSS和压力的负相关关系，可以触发幔源岩浆发生硫化物饱和的地质过程，对于铜镍矿床的形成至关重要。前人研究表明，岩浆结晶分异、同化混染富硅、富挥发分或富氧的围岩地层等过程都可以促使岩浆中硫化物达到饱和（Irvine,1975;Li et al.,2005;Naldrett,2010a；2010b），但是这些地质过程造成的硫化物的熔离量难以形成世界级铜镍矿床（Ripley et al.,2013）。硫化物饱和更为简单高效的方式为同化含硫地层（Lesher et al.,1993;Lambert et al.,1998），从而达到硫过饱和的状态。全球重要岩浆铜镍硫化物矿床形成过程均与镁铁-超镁铁质岩浆同化围岩地层中的硫化物或硫酸盐关系密切，形成巨量不混溶的硫化物熔体，这些熔体聚集形成具有经济价值的矿床，如俄罗斯西伯利亚大火成岩省中Noril’sk铜镍硫化物矿床δ34S值为+9.5‰～+13.2‰，其中硫的来源为石炭纪—二叠纪含硬石膏的围岩地层（Grinenko,1985;Li et al.,2009b）。

然而，不同于板内环境中产出有巨量硫化物的铜镍矿床，造山带铜镍矿床规模通常为中型或小型（Piña et al.,2006;Mao et al.,2008;Qin et al.,2011;Su et al.,2013;Song et al.,2016;Wang et al.,2018）。造山带岩浆铜镍硫化物矿床的母岩浆通常都是具有不同分异程度的演化岩浆，成矿初始岩浆在地壳尺度内上侵和就位过程中发生的分离结晶和向围岩释放热造成的硅铝质物质的混染（AFC过程），会降低岩浆体系的温度、FeO含量和SCSS（Naldrett,1989;Lightfoot et al.,1997），从而可以造成母岩浆发生硫化物饱和。然而，这也提出了造山带铜镍矿形成过程中的一个重要问题，即AFC过程所能够触发的硫化物饱和是否发生在铜镍矿床母岩浆实际大规模硫化物熔离之前，换言之，外源硫的加入是否是造山带铜镍矿形成的必要因素。

中天山地块的白石泉和天宇铜镍矿床中矿石δ34S值在+4‰到+8.5‰之间，与区域地层中硫化物δ34S范围（+3‰～+6.5‰）相近（Tang et al.,2012;Su et al.,2013），且二者均高于幔源硫的δ34S变化范围（0±2‰，Ripley et al.,2013），表现出明显的外源硫加入的特征。但值得注意的是，虽然觉罗塔格构造带-北山地区也有少部分矿床显示外源硫加入的特征，但是大部分矿床及其围岩地层的δ34S值均在幔源硫同位素的组成范围内，东天山觉罗塔格构造带铜镍矿的矿石δ34S值介于+0.5‰到+5‰之间（图6a），大部分主要集中于+0.5‰到+2.5‰之间，在幔源硫的δ34S变化范围之内；与这些矿床相关的围岩地层的δ34S值则集中在+1.5‰～+3‰和+5‰～+6.5‰两个区间范围内（孙赫,2009;肖庆华等,2010）,其中较小的同位素值区间与幔源硫的δ34S变化范围相近（图6a）。新疆北山地区坡一、坡东、启鑫、红石山、笔架山、旋涡岭等多个镁铁-超镁铁岩样品的δ34S值均介于-2‰～2.5‰之间（图6b;姜常义等,2006;Su et al.,2013;Xia et al.,2013;Xue et al.,2016；2018a；2019），在幔源硫的δ34S变化范围之内；北山区域地层中凝灰岩和黑云母石英片岩的δ34S值分别为-0.782和0.049（Su et al.,2013），与矿化岩体的硫同位素组成基本一致。因此，觉罗塔格构造带和北山的铜镍矿化岩体的δ34S特征，很难判断成矿岩浆中的硫来源于地幔源区或是地层硫。

图6 新疆觉罗塔格构造带（a）和北山地区（b）铜镍矿床中硫化物与矿床围岩地层的硫同位素组成数据来源：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，Farquhar和其合作者的研究发现太古代沉积岩和变质岩的δ34S-33S之间的关系相对于年轻的沉积岩地层不同，由于太古代时期（＞2050 Ma）缺氧的大气环境中光化学过程造成异常δ34S-δ33S分馏，即非质量分馏现象，使太古代岩石向上或向下偏离硫同位素质量分馏基准线（δ33S≈0.515δ34S,Farquhar et al.,2000;2003）。2450 Ma以后大气氧水平快速升高，与光化学反应有关的硫同位素非质量分馏素效应逐渐不明显。太古代地层中黄铁矿的Δ33S值既有正值也有负值（Farquhar et al.,2000;Ono et al.,2009），因此镁铁-超镁铁质岩浆中不同特征的Δ33S值可以用来探究铜镍矿床硫的来源（Fiorentini et al.,2012），但是天山-北山区域上太古代地层的缺失（图1b），使得多硫同位素在该区域难以示踪岩浆铜镍硫化物矿床的形成是否有外源硫的加入。最近，Ruan等（2021）在新疆北山二叠纪矿化岩体的研究中发现了硫化物Δ33S异常值（1.4‰～3.6‰），揭示出成矿母岩浆在地壳深部受到了太古代地壳物质的混染。

母岩浆分离结晶过程通常会同时伴随硅铝质壳源的混染，不过这一同时进行的动态过程造成的母岩浆成分和SCSS的变化很难被定量化追索。基于热力学软件MELTS的模拟（Smith et al.,2005）和SCSS的计算（Li et al.,2009b），前人的工作仅探究了能够触发母岩浆发生硫化物饱和的最大分离结晶程度这个单一地质过程（Mao et al.,2014,2015;Li et al.,2015b;Xue et al.,2016;Feng et al.,2018）。在此基础上，Xue等（2019）通过热力学模拟手段设计了绝热等焓AFC过程，来同时定量化新疆北山地区启鑫矿化岩体母岩浆中分离结晶和硅铝质地壳混染这两个地质过程对岩浆体系SCSS的影响，发现分离结晶+硅铝质地壳混染造成的硫化物饱和在时间上通常较晚，外源硫的加入对于启鑫矿化岩体母岩浆早阶段的大规模硫化物熔离是必要的。中亚造山带南缘天山-北山这些典型的铜镍含矿岩体的最高橄榄石Fo值基本集中在84 mol%～87 mol%，与启鑫岩体最高Fo值相近（～86 mol%），因而晶出这些橄榄石的母岩浆在上部地壳具有相近的混染能力；另外，模拟过程中加入的混染物角岩的w(SiO2)为64.5%，与平均大陆上地壳的成分接近（w(Si O2)为66.2%;Rudnick et al.,2014），以平均大陆上地壳作为混染物的话，这些含矿岩体母岩浆具有相近的混染效率。因此，基于启鑫矿床模拟得到的结论可适用于该带上其他铜镍矿床，说明造山带铜镍矿床的形成过程中外源硫的加入是岩浆体系较早发生大规模硫化物熔离必要条件。

3.3 还原性物质混染

造山带是全球最大的物质循环系统（de Hoog et al.,2001;王锦团等,2020），造山带演化的俯冲阶段，俯冲板片释放流体对上覆地幔持续氧化和输送亲铜元素（Dale et al.,2009），经历流体交代改造的地幔源区为造山带俯冲和后碰撞阶段镁铁/超镁铁质岩浆作用提供了潜在的高氧逸度特征（Richards,2015;Bénard et al.,2018;Bucholz et al.,2019）。氧逸度是描述体系氧化还原状态的强度变量，通过控制变价元素S的价态，进而影响其在岩浆体系中的溶解度（Carroll et al.,1987;O’Neill et al.,2002）。现有实验研究证明，氧逸度对还原的镁铁质熔体(f(O2)≤QFM)硫溶解度的控制作用极为有限，但对氧化的镁铁质熔体（～QFM+2至QFM）则具有极为显著的影响（Jugo et al.,2005a;2005b;Jugo,2009）。在给定镁铁质熔体成分的情况下，当氧逸度由f(O2)≥QFM+2降至f(O2)≤QFM，硫溶解度能够快速降低一个数量级（1.5%至0.15%,Carroll et al.,1987;Luhr,1990;Jugo et al.,2005b）。

基于上述认识，部分学者提出如果相对氧化的镁铁/超镁铁质岩浆在演化过程中发生还原作用，那么很可能造成硫化物饱和形成岩浆硫化物矿床（Thakurta et al.,2008;Scheel et al.,2009;Tomkins et al.,2012）。Tomkins等（2012）对日本岛弧环境Opirarukaomappu辉长岩体的研究中发现，岩体具显著硫化物矿化并赋含石墨，且石墨的碳同位素明显不同于幔源碳同位素组成（-7‰～-5‰,Deines et al.,1984;Deines,2002），而与区域围岩碳质页岩一致，认为围岩部分熔融形成的还原性长英质熔体造成镁铁质岩浆发生还原作用并产生硫化物饱和。Thakurta等(2008)在美国阿拉斯加地区弧环境的Duke Island矿化岩体的研究中，也发现矿化超镁铁岩赋存火焰状石墨现象和显示壳源碳同位素特征。Wei等（2019）同样发现中亚造山带内吉林的红旗岭、漂河川和新疆的喀拉通克铜镍矿床显示与围岩相近的碳同位素组成，提出有机质混染造成的还原过程可能与成矿密切相关。前两项研究在矿化岩体中识别出的石墨（Thakurta et al.,2008;Tomkins et al.,2012），均为与硫化物交互共生或填隙于硅酸盐和硫化物之间，这样的产状表明它们既可能是岩浆早阶段有机质混染造成的碳质饱和晶出，也可能由岩浆晚阶段的含碳质流体晶出。显然晚阶段的有机质混染仅起到改造成矿岩体碳同位素组成的作用，与岩浆早阶段所需的有效还原作用并无关联，因而外源碳质物的加入时限及其方式有待进一步研究(Xue et al.,2022)。

近五年来，不同学者对中国造山带铜镍矿硫化物饱和前后母岩浆氧逸度做了非常有益的探索。利用尖晶石-橄榄石-斜方辉石氧逸度计以及V在橄榄石与熔体间的分配系数，Cao等（2020）估算出中亚造山带俯冲及后碰撞阶段代表性铜镍矿化岩体母岩浆和地幔源区氧逸度范围分别为QFM+0.5至QFM+3.0和QFM至QFM+1.0。前者范围总体高于Mao等(2018)利用改进的橄榄石-硫化物Fe-Ni交换氧逸度公式得到的中亚造山带铜镍矿床的氧逸度范围（-2＜ΔQFM＜1）。值得注意的是，该研究中母岩浆与地幔源区氧逸度的对比源于不同计算方法，目前这两类方法结果的内部一致性尚不明确。在此基础上，Xue等（2021）对多种超镁铁质堆晶岩氧逸度计进行了适用性验证，利用同一氧逸度算法体系得到中亚造山带东天山-北山以及东昆仑造山带典型铜镍矿床的氧逸度范围为QFM-0.56至QFM+1.84，区域高原始程度-贫硫化物-铂族元素不亏损的阿拉斯加型岩体氧逸度高达～QFM+2.4，且这些矿化岩体碳同位素显示壳源碳质物特征（16.5‰～-37.2‰），而高原始程度-贫硫化物岩体显示幔源碳同位素组成(-7.1‰～-9.6‰)。矿化岩体母岩浆硫化物饱和前后氧逸度精确变化以及碳同位素的显著差异，明确表明这些岩体母岩浆演化过程中发生了还原作用，且还原过程与外源碳质物的加入密切相关，该成因特点明显不同于板内环境岩浆硫化物矿床的成矿机制。

3.4 晚阶段粒间混染

在镁铁-超镁铁质岩浆系统中，早期岩浆Si O2不饱和时会先晶出橄榄石，晚期岩浆SiO2饱和且不相容元素Zr丰度提高时会结晶出锆石。Wang等（2016）对扬子克拉通北缘镁铁-超镁铁层状岩体最新的研究成果发现，相同样品常压溶解、高压溶解测定的全岩Hf同位素和锆石单矿物Hf同位素的富集程度逐渐升高，即表现出越来越明显的壳源成分信息。由于常压方式很难将锆石溶解，因此上述3种Hf同位素的实验测定方式分别对应了早期晶出矿物成分（早阶段熔体）、早期晶出矿物+锆石混合成分、锆石成分（晚阶段熔体）3种组成信息，它们所对应的Hf同位素变化特征也提出了一种不容忽视的混染模式，即早阶段熔体大规模壳源混染不明显，晚阶段粒间熔体经历壳源熔体的混入，其晶出的锆石表现出比早阶段矿物（橄榄石、辉石和长石等）更为明显的壳源混染信息。

在中亚造山带南缘二叠纪铜镍矿床中也识别出类似的混染方式，北山地区坡一镍矿化岩体中纯橄岩和橄长岩的岩相界线呈过渡关系，形成于同一侵入序列。其中橄长岩的橄榄石Fo值为86.9 mol%～87.5 mol%，低于早阶段纯橄岩中橄榄石（高达90.9 mol%），因此橄长岩形成于结晶过富Mg、高Ni橄榄石的分异演化岩浆（Xue et al.,2016）。前人的研究提出岩浆演化过程中分离结晶作用对δ18O变化的影响极为有限，例如，从玄武质岩浆经过～90%的分异到流纹质岩浆仅有＜0.4‰δ18O的升高（Bindeman et al.,2004）。换言之，坡一初始母岩浆从纯橄岩结晶到橄长岩，在无其他地质过程的影响下（如具有高δ18O特征的壳源物质混染），残余熔体δ18O的变化程度应小于0.4‰。这一假设与纯橄岩橄榄石氧同位素（均值6.44‰,最高7.2‰）和橄长岩中橄榄石氧同位素（7.0‰）变化较为一致，表明这一阶段的演化仅受分离结晶作用控制，壳源混染作用并不明显。但是值得注意的是，橄长岩中的锆石δ18O（+8.04‰～+8.70‰）明显高于其寄主岩石橄长岩中橄榄石的δ18O，两者δ18O平均差值高达1.9‰（Xue et al.,2018b）。另外，与区域其他同时代矿化岩体中锆石亏损的Hf同位素组成不同，坡一橄长岩中锆石εHf(t)低至-0.78，显示较为富集的特征，并且与橄长岩全岩高的εNd(t)（+4.53～+5.95）值表现出明显的解耦关系（Xue et al.,2016）。坡一橄长岩中锆石Hf与全岩Nd相反的同位素行为，结合锆石δ18O相对橄榄石显著的升高，表明结晶出锆石的晚阶段残余熔体经历了壳源熔体的加入，反映出残余熔体和壳源熔体的混合信息。因此，壳源物质加入残余熔体中可以很好地解释坡一岩体橄长岩中锆石Hf-O同位素的实际组成，而由于遭受混染的残余熔体比例较低，其壳源信息在全岩成分中被“稀释”而不明显，这也是残余熔体产物和全岩的同位素解耦的原因。坡一岩体橄长岩最终由占有高比例的、具有初始熔体成分特征的硅酸盐矿物和相对低比例的混染残余熔体形成。

这一粒间混染模式可表现为如下动态图解模型（图7）：早期结晶的高Fo橄榄石记录了初始岩浆氧同位素组成，形成堆晶纯橄岩（图7a、b）；分异演化岩浆或硅酸盐矿物晶粥（相对低Fo橄榄石+粒间熔体）中粒间熔体与壳源熔体混合，晚阶段残余熔体中结晶的锆石记录了母岩浆与地壳物质Hf-O同位素的混合信息（图7c、d）。这种混染模式也同时被控制熔体相连通性的二面角证据支持，当熔体-固相二面角≤60°时，结晶颗粒间的熔体表现为一个相互连通的网状系统（Smith,1964;Bulau et al.,1979;Watson,1982）。坡一橄长岩中他形的斜长石紧密贴合粒状橄榄石的边部，在斜长石和2颗橄榄石晶体形成的尖顶呈锐角（图8a、b），显示了当时残余熔体相具有移动和混染壳源熔体的通道。

图7 粒间混染模式的动态图解模型a、b.早期结晶的高Fo橄榄石记录了初始岩浆氧同位素组成，形成堆晶纯橄岩；c、d.分异演化岩浆或硅酸盐矿物晶粥中粒间熔体与壳源熔体混合，晚阶段残余熔体中结晶的锆石的低εHf(t)-高δ18O特征记录了母岩浆与地壳物质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

图8 北山地区坡一矿化岩体橄长岩样品中橄榄石-斜长石二面角显微照片Fig.8 Photomicrographs of measured olivine-plagioclase dihedral angles in troctolite samples from the Poyi deposit of Beishan region

4 结论和启示

造山带岩浆铜镍硫化物矿床具有如下的混染模式：

（1）源区混染，以Nb-Ta元素亏损、高δ18O值、OHf同位素离散为识别特征；

（2）地壳尺度大规模混染，包括硅铝质地壳物质混染、外源硫加入、还原性物质加入，以多类别元素-同位素体系壳幔差异为识别特征；

（3）岩浆晚阶段粒间熔体的混染，以同一岩相不同矿物同位素组成显著差异为识别特征。

这3种模式中仅岩浆上侵过程中大规模壳源混染导致的成矿母岩浆主量成分、硫含量以及氧逸度的变化，有利于岩浆中硫化物发生饱和并形成不混溶的硫化物熔体；而晚阶段粒间熔体混染形成的锆石等矿物所记录的地壳信息，虽然具有一定的地质意义，但是并不能代表真正的母岩浆成分特征，也不能反映母岩浆所经历的与成矿关系密切的壳源混染事件；另一方面，鉴于部分微量元素和同位素体系在俯冲循环物质和大陆地壳物质成分特征上的相似性，各端员不同程度的影响会对镁铁-超镁铁岩体造成不同的混染评价结果。

致 谢感谢长安大学地球科学与资源学院焦建刚教授和中国地质大学（武汉）地球科学学院王信水教授对本文提出的建设性修改意见!