吉林红旗岭晚三叠世镁铁-超镁铁质侵入体矿物化学和岩石地球化学特征:对镍-铜成矿的启示

Characteristics of mineral chemistry and geochemistry of the Late Triassic Hongqiling mafic-ultramafic intrusions: Implications for Ni-Cu mineralization

摘要

吉林红旗岭镁铁-超镁铁质侵入岩群位于中亚造山带东段南缘,由3个北西向岩带(I、II、III)组成,包括30多个小岩株,其中 I-岩带的部分岩体伴有铜镍矿化,并且其1和7号岩体分别形成了中型和大型岩浆铜镍硫化物型矿床。矿床主要容矿岩石为辉橄岩、橄辉岩、斜方辉石岩、二辉石岩、苏长岩和辉长岩。主量元素方面,红旗岭岩群具有富镁(w(MgO)=20.7%~31.1%)、低钛(w(TiO₂)=0.33%~0.79%)、低碱(w(K₂O+Na₂O)=0.60%~2.29%)和硅(w(SiO₂)=40.0%~53.0%)变化范围大的特征;微量元素方面,红旗岭岩群呈现弱富集LREE和LILE(Th)以及亏损HREE和HFSE(Nb-Ta-Ti)。岩相学、地球化学和矿物(橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、尖晶石、斜长石和角闪石)主微量元素特征表明,红旗岭岩群明显不同于洋岛型玄武岩、阿拉斯加型环状杂岩和科马提岩,但与岛弧玄武岩以及中亚造山带西段的“黄山西”和“黄山东”铜镍硫化物矿床的容矿超镁铁质岩相似,其母岩浆是一种富Mg、亏损Nb-Ta的岛弧拉斑玄武质熔体,形成于晚三叠世古亚洲洋闭合后伸展环境,演化过程中经历了地壳混染和分离结晶作用,含矿母岩浆可能经历了硫化物的“二次熔离”,最终形成了铂族元素(PGE)亏损型岩浆铜镍硫化物矿床。

关键词

岩浆铜镍硫化物矿床 / 高镁拉斑玄武质母岩浆 / 硫化物熔离 / 铂族元素亏损 / 碰撞后伸展环境 / 红旗岭 / 中亚造山带

Key words

magmatic Ni-Cu sulfide deposit / high-Mg tholeiitic melt / separation of sulfide / depletion of PGE / post-collisional extensional setting / Hongqiling / Central Asian Orogenic Belt

0 引言

规模巨大的中亚造山带的南缘分布着许多小型镁铁-超镁铁质侵入体(岩群),侵入体中发育着一系列岩浆铜镍硫化物型矿床,自西向东包括喀拉通克^[1⇓-3]、黄山西^[4]、黄山东^[5-6]、额布图^[7]和红旗岭^{[8⇓⇓⇓⇓-13]}(图1^[4-5,7-8,14])。这些矿床及其容矿岩体与古亚洲洋的演化历史有着密切的成因联系。红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体岩群分布在中亚造山带东段的南缘(图1),其中发育了中国东北最大、最具经济价值的岩浆铜镍硫化物型矿床,其镍和铜储量分别达275 600和18 300 t^[13]。

自从20世纪60年代红旗岭岩浆铜镍硫化物型矿床被发现以来,围绕矿床形成环境、镁铁-超镁铁质侵入体的矿物学、岩石学和地球化学特征以及成矿作用,前人做了大量基础研究工作。近20年来,随着同位素测试手段和矿物微量元素原位测试技术的进步,侵入体年代、成矿年代和成矿物质来源等方面的研究取得了突破性进展^{[8⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓-16]},这大大推进了人们对红旗岭含矿岩体岩浆起源、演化和矿床成因的理解,但含矿母岩浆的源区、岩浆成分和成矿作用细节方面仍然是红旗岭铜镍硫化物矿床争论的焦点。并且,以往通过容矿岩体矿物(硅酸盐矿物和氧化物)中主微量元素信息反演含矿母岩浆性质、岩浆形成环境和演化过程等方面的研究略显不足。事实上,镁铁-超镁铁质岩体的主要原生矿物(尖晶石、橄榄石、斜方辉石单、斜辉石和斜长石)、交代蚀变矿物(角闪石、黑云母、绿泥石和绿帘石等)和副矿物(硫化物、金红石和铂族元素矿物)成分(主微量元素)对判别岩浆产生环境、物理化学条件和成矿起着非常重要的作用^{[17⇓⇓⇓⇓⇓-23]}。例如,尖晶石可指示岩浆氧化-还原状态^[17-18,24],橄榄石Mg^#(=100Mg/(Mg+Fe²⁺))和尖晶石Cr^#(=100Cr/(Cr+Al))摩尔分数比值可估算岩浆演化过程和判别原始岩浆成分^[24],而通过单斜辉石微量元素可以有效地估算与之平衡熔体的成分特征^[25]。另外,考虑到中亚造山带的一体化和近年来对中亚造山带演化过程研究的深入,把红旗岭铜镍矿床与造山带西段的同类矿床(如黄山岩体)综合对比,对理解整个造山带的成岩成矿过程有重要意义。

鉴于上述情况,在前人研究的基础上,本文以全岩和矿物主微量元素为切入点,结合以往的研究成果,把红旗岭放入中亚造山带演化的大背景,并与中亚造山带西段的黄山岩体(包括黄山西^[4]和黄山东^[5-6])在形成环境、矿物成分、岩浆演化和成矿等方面做了对比性研究,进一步限定了红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体母岩浆的构造环境、岩浆源区、演化过程和成矿作用。

1 区域及矿区地质

1.1 区域地质背景

中亚造山带位于西伯利亚克拉通、华北克拉通和塔里木克拉通之间,是世界上最大的经历了复杂的俯冲和拼贴作用形成的增生造山带^{[14,26⇓-28]}(图1),是显生宙新生地壳生长的代表性地区^[14]。中亚造山带东段主要通过古亚洲洋大洋板片的俯冲作用和几个微陆块之间的拼合作用形成,这几个微陆块自北西向南东依次为额尔古纳地块、兴安地块、松嫩地块、佳木斯地块和兴凯地块,陆块之间是几条巨型缝合带,依次为新林-喜桂图、贺根山-黑河和牡丹江-伊兰缝合带^[29-30](图2)。

松嫩地块由古生代—中生代岛弧型增生杂岩、中生代—新生代松辽盆地和中生代花岗岩组成,后者构成近北东向展布的张广才岭^[15,30]。角闪岩相变质的变质岩局部出露,构成北部的东风山群和南部的呼兰群^[31]。整体而言,显生宙花岗岩构成了松辽地块的主体,松辽盆地于晚中生代发育于显生宙花岗岩基底和古生代地层之上^[32]。松辽地块东南部的“长仁-红旗岭-漂河川”地区分布有170余个小型镁铁-超镁铁质侵入体。其中一些侵入体形成于二叠纪—晚三叠世^[8,12],并且在红旗岭、漂河川、长仁、彰向和茶尖岭等地发育铜镍矿化(图2,3)。

红旗岭岩浆铜镍硫化物矿床位于吉林省磐石市南约40 km(地理坐标126°25'13″E, 42°53'48″N),辉发河断裂的北西侧;镁铁-超镁铁质侵入体是其主要容矿岩石,辉发河断裂的南侧是华北克拉通古老地块(图3a)。红旗岭地区,30多个小型镁铁-超镁铁质侵入体沿着一系列近北西走向的断层带分布(图3)。北西向展布的主断层把这些侵入体分割成3个岩带,自南西向北东依次为I、II 和 III带(图3b)。其中,仅I-岩带的1、2、3、7、9 和32号侵入体发育硫化物矿化,最重要的矿化发育在1 和7 号岩体,分别达到“中”和“大”型镍矿级别。矿床露天开采始于20世纪70年代,现在硫化物矿石已经枯竭。近年的矿床勘查工作主要围绕2 和3号 岩体展开,陆续在深部发现了不同程度的矿化。

1.2 矿区地质特征

红旗岭铜镍硫化物矿床的围岩是下古生界呼兰群变质岩,由强韧性变形的片麻岩、斜长角闪岩、云母片岩和大理岩组成,经历了绿片岩相-角闪岩相变质作用^[33]。构成红旗岭主矿区的1和7号岩体分别位于侵入体岩群I-岩带的西端和东端(图3),侵入体岩相分带明显,并伴随铜镍矿化^[16,33]。

1号岩体平面上长980 m,宽270 m,向下延伸达570 m,地表出露约0.20 km²(图4a,b)。平面上看,1号岩体呈不规则透镜状(图4a);剖面上呈漏斗状,向下过渡为脉状(图4b)。1号岩体可识别出4种岩相,自下而上为橄榄二辉石岩、二辉橄榄岩、斜方辉石岩和辉长岩,岩相间的界线为渐变过渡关系(图4a,b^[8-9])。

7号岩体平面上长750 m,宽10~170 m,向下延伸约520 m,地表出露面积约0.013 km²(图4c,d)。 7号岩体主要由斜方辉石岩组成,同时有少量的方辉橄榄岩和苏长岩(图4c,d)。7号岩体整体发育硫化物矿化,斜方辉石岩相主要发育浸染状和网脉状矿化,方辉橄榄岩相发育网状和块状硫化物矿化,而苏长岩相主要发育浸染状矿化。

红旗岭矿体类型包括似层状、板状和透镜状;主要矿石矿物有磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿、紫硫镍矿、黄铁矿、针硫镍矿和磁铁矿;脉石矿物包括橄榄石、辉石、斜长石、角闪石、黑云母、绿泥石和蛇纹石。矿石呈自形-它形粒状结构和交代结构;矿石构造类型主要为斑杂状、浸染状、细脉状、海绵陨铁状和块状。根据硫化物之间和与硅酸盐矿物之间的关系,矿物共生次序分为3个阶段:(1)岩浆结晶阶段,形成浸染状和块状矿石,矿石矿物组合为“镍黄铁矿+紫硫镍矿+针硫镍矿+磁铁矿”;(2)自变质阶段,形成块状和脉状高铜镍品位矿石,矿石矿物组合主要为“黄铜矿+磁黄铁矿”;(3)晚期热液蚀变阶段,发育绿泥石化和碳酸盐化,形成脉状的“碳酸盐矿物+黄铁矿+黄铁矿”组合^[16]。

1、2和3号岩体的镍品位低,平均品位分别为0.65%、0.50% 和 0.39%,1和3号岩体的铜只作为伴生矿化金属,品位分别为0.13% 和0.11%^[33-34];7号岩体构成铜镍富矿体,镍和铜品位分别达2.31% 和 0.63%^[33]。近年来获得的红旗岭含矿镁铁-超镁铁质侵入体的锆石U-Pb年龄(220~216 Ma)^[8,15]和铜镍硫化物矿化年龄(208 Ma)^[9]集中在晚三叠世。

2 样品描述

本项研究的所有样品均采自红旗岭镁铁-超镁铁质侵入岩群的 1、2、3 和 7号岩体,组成4个岩体的岩性包括橄榄岩类、辉石岩类和辉长岩类。橄榄岩类主要由辉橄岩组成,辉石岩类主要由橄辉岩、斜方辉石岩、二辉岩和角闪辉石岩组成,上述超镁铁质岩均不同程度含有角闪石(2%~10%)和斜长石(0~10%);辉长岩类主要为苏长岩和辉长岩。上述岩石的代表性显微结构和矿物组成见图5。

含长辉橄岩:半自形粒状结构,包橄结构,有的发育反应边结构,块状构造。主要由斜方辉石(约30%)、橄榄石(20%~40%)、角闪石(约10%)、长石(<10%)和尖晶石组成。橄榄石裂隙发育,沿裂隙发育蛇纹石化,粒径平均1.5 mm,被包裹在辉石或斜长石中;斜长石呈它形,可见简单双晶,多呈填隙状存在,说明其结晶相对晚;斜方辉石呈自形-半自形粒状,可见一组密集平直解理,粒径平均2 mm;角闪石呈它形,棕褐色,有的呈辉石反应边产出;尖晶石常和辉石伴生,呈星点状分布在橄榄石、斜方辉石或长石中,有的边部显黑色,核部深红色,可能与变质反应有关(图5a, b)。

橄辉岩:可见反应边结构、包橄结构,块状构造。蚀变较为严重,主要由辉石(斜方辉石+单斜辉石>30%)、橄榄石(10%~20%)和角闪石(5%~10%)组成。辉石主要呈自形-半自形粒状,有的包裹橄榄石,形成包橄结构,有的辉石边部有角闪石的反应边,平均粒径2.5 mm;橄榄石裂纹发育,呈半自形粒状,粒径平均1 mm,常被辉石包裹;角闪石土黄褐色,呈纤状(图5c)。

角闪斜方辉石岩:半自形粒状结构,包橄结构,主要由辉石(>80%)、橄榄石(<5%)和角闪石(5%~10%)组成,岩石较为新鲜,受蚀变影响不大。橄榄石主要呈小的包裹体形式出现在辉石颗粒中,辉石较橄榄石颗粒大,多数在3 mm左右,呈半自形粒状;角闪石红褐色,形状不规则(图5d)。

辉橄岩:可见堆晶结构,包橄结构。由橄榄石、斜方辉石、角闪石(约2%)和少量单斜辉石、斜长石、尖晶石组成。辉石颗粒可达5 mm,包裹数个橄榄石颗粒;橄榄石(约40%)呈浑圆状,约1.5 mm;单斜辉石(<5%)形态不规则,嵌入橄榄石或斜方辉石颗粒之间;尖晶石呈红棕色至黑色,出现在斜方辉石中或是辉石颗粒之间(图5e)。

苏长岩:主要由斜方辉石、斜长石及少量单斜辉石组成,发育包含结构和填隙结构。斜方辉石较自形,颗粒0.5~5 mm不等;长石(10%~20%)呈板状,2 mm左右,局部发生钠黝帘石化,可见聚片双晶和简单双晶,有的包裹斜方辉石和单斜辉石,有的充填在辉石颗粒之间;单斜辉石颗粒较小,多数在1 mm以下;闪石呈浅黄褐色,含量<5%(图5f)。

辉长岩:似斑状结构,块状构造,主要由单斜辉石、斜长石和角闪石组成。长石(约50%)颗粒较大,相对新鲜,可见格子双晶和聚片双晶,粒径可达5 mm;单斜辉石呈纤状,粒径长约1 mm,含量35%左右;闪石(5%~15%)黄褐色,颗粒边界不规则(图5g,h)。

3 分析方法

矿物主量元素成分的电子探针分析在自然资源部吉林大学东北亚矿产资源评价重点实验室电子探针实验室完成,采用JEOL-JXA-8230型电子探针对样品中矿物进行定量分析,仪器测试的加速电压为15 kV,束流10 nA,束斑直径1 μm,采用PRZ修正方法,标样为美国SPI公司的53种标准矿物。

硅酸盐主微量元素全分析在北京燕都中实测试技术有限公司完成。主量元素分析采用X射线荧光光谱法,测试仪器为2100型X荧光光谱仪(XRF),首先将粉末样品称量后加Li₂B₄O₇(1∶8)助熔剂混合,将1 g样品在1 150 ℃的金铂坩埚中熔融成均一玻璃片体,然后在干燥器中冷却并重新称重,测定烧失量,根据岩石标准GRS-1、AGV-2和GSR-3(中国国家地质标准参考资料),测试精度优于1%。

微量元素通过等离子质谱仪(ICP-MS)分析测得,将200目粉末样品称量后置放入聚四氟乙烯溶样罐中并加入HF+HNO₃,将高压消解罐置于干燥箱中在190 ℃保持72 h,而后取出并将溶液稀释为稀溶液上机测试。所测数据根据监控标样GSR-2显示误差小于5%,部分挥发性元素及极低含量元素的分析误差小于10%。

尖晶石、橄榄石、单斜辉石和斜方辉石中的微量元素在国家地质分析研究中心LA-ICP-MS测试获得。分析程序、测试条件、分析误差和数据处理详见Liu等^[35]。

4 分析结果

4.1 矿物化学

红旗岭镁铁-超镁铁质岩中代表性矿物(尖晶石、橄榄石、斜方辉石、单斜辉石和角闪石)主量元素成分见表1~5。

尖晶石:主要见于方辉橄榄岩和二辉橄榄岩中,通常呈小粒状包裹于其他矿物(橄榄石和辉石)中。尖晶石具有中等的Al₂O₃和Cr₂O₃含量,(w(Al₂O₃)=20.5%~41.6%,w(Cr₂O₃)=22.8%~38.0%),其Cr^#和Mg^#分别为27~48 和 27~57(表1)。在尖晶石Cr³⁺-Al³⁺-Fe³⁺ 三元和 Cr^#-Mg^#二元图解(图6a, b)上,红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体的尖晶石落入深海橄榄岩区,与“黄山东”和“黄山西”岩浆铜镍硫化物矿床岩体的尖晶石成分相当^[4,6](图6),与岛弧玄武岩区部分重叠,但明显不同于阿拉斯加型环形杂岩体和科马提岩中的尖晶石成分^[17-18](图6)。相比于“MORB”和科马提岩中的尖晶石,红旗岭镁铁-超镁铁质岩体中的尖晶石相对富集过渡元素 Ga、Ti、Zn 和 Co(图7a^{[4,36⇓⇓-39]})。

橄榄石:红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体中橄榄石成分相对均匀,单颗粒内无明显变化。橄榄石总体呈现高MgO含量(w(MgO)=44.0%~48.4%)、高NiO含量(w(NiO)=0.11%~0.33%)和低CaO含量(w(CaO)<0.15%)特征(表2)。红旗岭岩体橄榄石的富Mg(Fo=83.8~89)和低Ca含量(w(Ca)<1 000×10^-6)特征与中亚造山带西段的“黄山西” 和“黄山东”岩浆铜镍硫化物矿床的橄榄石成分相似^{[4,6,21,40-41]}。红旗岭岩体橄榄石的钙与Duke Island和Annette Island杂岩橄榄石成分部分重叠,但明显低于洋岛玄武岩(OIB)、大陆溢流玄武岩(CFB)和科马提岩中的橄榄石钙含量(图8a^[42-43])。

斜方辉石和单斜辉石:在辉石 Wo-En-Fs 三元分类图解上,红旗岭岩体斜方辉石落入古铜辉石和斜顽辉石区(图8b^[44]),主要组分含量范围为w(MgO)=29.3%~33.5%、w(Al₂O₃)=1.12%~4.90%和w(TiO₂)=0.01%~0.57%(表1)。红旗岭岩体的单斜辉石基本为透辉石-普通辉石(图8b),其w(MgO)、w(Al₂O₃)和w(TiO₂)呈现为一定的范围,分别为15.8%~21.7%、1.97%~6.59% 和 0.24%~0.94%; CaO含量变化范围小(w(CaO)=18.8%~21.7%)(表3,4),与“黄山西”岩体单斜辉石相似(w(CaO)<22%)^[4],但明显低于中天山地块阿拉斯加型杂岩中的单斜辉石(w(CaO)≈25%)^[45]。红旗岭镁铁-超镁铁质岩体中的单斜辉石的微量元素呈现明显的 Nb、Zr 和 Ti负异常,整体分布模式与“黄山西”的侵入体单斜辉石的特征非常相似(图7b)。

角闪石:红旗岭镁铁-超镁铁质岩的角闪石具有高Al₂O₃含量(w(Al₂O₃)=10.7%~16.0%)、高Na + K含量(w(Na + K)>0.75%)和TiO₂含量变化范围大(w(TiO₂)=0.44%~5.29%)的特点,显示幔源角闪石特征^[46]。在Mg^# -Si分类图解^[47]上,主要落入钙角闪岩和镁角闪岩(韭闪石和浅闪石)区域(图9、表5)。

4.2 全岩主微量元素成分

红旗岭镁铁-超镁铁质岩体的全岩主量元素和常规微量元素含量见表6,7。

这些镁铁-超镁铁质岩总体富镁(w(MgO)=20.7%~31.1%)、低钛(w(TiO₂)=0.33%~0.79%)和碱(w(K₂O + Na₂O)=0.60%~2.29%),w(SiO₂)、w(Al₂O₃) 和w(CaO) 显示出一定的变化范围,分别为40.0%~53.0%、4.50%~13.3%和3.62%~12.3%(表6),与不同岩石类型中含有不等量的辉石相(斜方辉石和单斜辉石)吻合。

红旗岭镁铁-超镁铁质岩的稀土分布模式相似,呈一致的LREE弱富集和HREE亏损的缓右倾斜模式(图10a^[4,39,48]),个别样品显示不同程度的Eu负异常,暗示堆晶岩中有不同比例的斜长石存在。这些岩石的微量元素也同样呈现出相似的分布模式,Th弱富集,Nb-Ta亏损(图10b^[4,39,48]、表7),暗示其可能形成于俯冲带相关环境和(或)岩浆演化过程中有陆壳物质的不同程度混入。红旗岭镁铁-超镁铁质岩的稀土和微量元素的分布模式明显不同于OIB,但与“黄山西”的镁铁-超镁铁质岩相似,所不同的是后者的稀土和微量元素含量高于前者(图10、表7)。

5 讨论

5.1 分离结晶与地壳混染

分离结晶是岩浆演化的制约因素之一^[49]。因矿物结晶顺序差异,镁铁-超镁铁质岩浆结晶常形成典型的“包含结构”,这在红旗岭镁铁-超镁铁质侵入岩中非常普遍(图5),常见的是尖晶石包裹在橄榄石和辉石中,橄榄石包裹在斜方辉石和单斜辉石中,斜方辉石被单斜辉石包裹(图5a-f),而斜长石通常呈粒间充填形式存在,指示红旗岭镁铁-超镁铁质岩浆的结晶顺序为:尖晶石→橄榄石→斜方辉石→单斜辉石→斜长石→其他矿物(角闪石和黑云母)。因为现在岩石的主要矿物组成是橄榄石、斜方辉石和单斜辉石,表明它们是镁铁-超镁铁质岩浆的早期堆晶岩。部分样品REE配分模式呈现弱“负”Eu 异常,与早期堆晶矿物中斜长石所占比例不同有关。

地壳混染可触发幔源岩浆熔体中硫化物饱和,进而形成含矿镁铁-超镁铁质侵入体^[49]。岩石中大量斜方辉石的存在意味着它所从中结晶的岩浆富SiO₂,指示其原始岩浆演化过程中可能有富硅的地壳物质混入。火成岩中Ce/Pb值是有效判断岩浆源区的指标,因为地幔的Ce/Pb值 (25±5) 远比大陆壳Ce/Pb值(<15)高,而且该值在部分熔融和岩浆分异过程中基本不变^[50]。红旗岭含矿岩体的Ce/Pb值为1.1~3.9(均值3.2),更接近于大陆壳,暗示其演化过程中可能经历了陆壳的混染。在Th/Yb-Nb/Yb 图解(图11a^[51-52])上,红旗岭岩石样品落入“壳-幔相互作用区”,表明在其岩浆阶段确有地壳物质混入。此外,红旗岭含矿岩体呈现高¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os值(0.19~0.36)^[10,53],远高于无地壳混染的Kambalda 铜镍-硫化物矿床容矿岩石的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os值(0.108 89±0.000 35)^[54]。

然而,红旗岭含矿岩体的高ε_Nd(t)值(1.63~10.34)^[8,10,53]似乎并不支持地壳混染模型,因为古老陆壳通常具有“负”ε_Nd(t) 值。我们认为,这有两种可能性:(1)轻微的地壳混染不足以致ε_Nd(t)值为负值;(2)红旗岭镁铁-超镁铁质原始岩浆侵入地壳时首先混入的很可能是新生下地壳部分熔融熔体,而这种新生熔体从根本上来说与幔源的镁铁-超镁铁质熔体是同源的,它们的ε_Nd(t)值原本就是相同的。红旗岭地区带状分布的晚三叠世A型花岗岩,其成因可能与新生下地壳的部分熔融有关,其“正”的ε_Nd(t)值^[32]从侧面证实了这一点。

5.2 母岩浆的成分、性质和地幔源区

5.2.1 母岩浆主量元素

镁铁-超镁铁质岩石中的尖晶石和橄榄石可用来计算母岩浆主量元素成分。相对Cr,尖晶石中Al的强不相容性使其在岩浆早期结晶过程中趋于保留在熔体中,首先结晶出来的是高Cr^#尖晶石。因此,与低Al、高Cr^#尖晶石平衡的熔体近似代表原始岩浆熔体成分。根据红旗岭镁铁-超镁铁质岩石中尖晶石Al₂O₃含量(w(Al₂O₃)=20.5%~42.8%),按Maurel等^[55]的经验公式(1):

(1)(Al₂O₃)_sp/%=0.035×(Al₂O₃/% {)}_{\mathrm{l}\mathrm{i}\mathrm{q}}^{2.42}

计算出与尖晶石成分平衡的镁铁-超镁铁质岩浆中Al₂O₃的含量为13.93%~18.60%,其中 Al₂O₃含量最低值(w(Al₂O₃)=13.93%)代表尖晶石最初始结晶时熔体的成分。鉴于公式(1)是Maurel 等^[55]在总结基性岩浆中结晶的富Al尖晶石和与之平衡的熔体之间关系而得出的经验公式,因此适用于本项研究的尖晶石。另一方面,可以根据橄榄石与岩浆原始熔体之间Fe/Mg的分配公式(2)来计算与橄榄石平衡的初始熔体的Mg^#(摩尔分数比值)^[24]:

(2)Kd=(Fe/Mg {{)}^{\mathrm{O}}}^{\mathrm{l}}/(Fe/Mg)^magma=0.3±0.03

选择红旗岭镁铁-超镁铁质岩体中最富镁的橄榄石(Fo _max=90)带入公式(2),计算出初始熔体的Mg^#=71,指示红旗岭镁铁-超镁铁质岩体的母岩浆具富镁的特点。公式(2)是Roeder 等^[24]根据橄榄石与岩浆原始熔体之间Fe/Mg的分配关系得出的经验公式,以往研究证实其适用于地幔岩部分熔融以及基性岩浆结晶过程的熔体和橄榄石之间的关系^[56⇓-58]。

综合考虑初始岩浆的Al₂O₃和Mg^#,我们认为红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体的初始熔体具有拉斑玄武质岩浆(高Mg)特点。

5.2.2 母岩浆微量元素

针对红旗岭镁铁-超镁铁质岩体中代表性的岩石类型“橄榄石-斜方辉石堆晶岩”,我们采用Godel等^[48]研究南非 Bushveld 杂岩体时提出的公式(3)计算母岩浆微量元素:

(3) {C^i}_{\mathrm{W}\mathrm{R}}=F_Opx(initial)× {C^i}_{\mathrm{O}\mathrm{p}\mathrm{x}}+F_Ol× {C^i}_{\mathrm{O}\mathrm{l}}+F_Liq× {C^i}_{\mathrm{L}\mathrm{i}\mathrm{q}}

式中: {C^i}_{\mathrm{W}\mathrm{R}}、 {C^i}_{\mathrm{O}\mathrm{p}\mathrm{x}}和 {C^i}_{\mathrm{O}\mathrm{l}} {}_{}分别为元素“i”在全岩、斜方辉石和橄榄石中的含量;F_Ol为橄榄石所占的比例分数(对于辉石岩,其F_Ol=0);F_Opx(initial)为初始斜方辉石所占的比例分数。计算过程中,假设橄榄石和斜方辉石中低于检测限的微量元素含量为0,这种假设造成的误差可忽略不计,因为微量元素在矿物中的含量较其在全岩中的含量低约2个数量级^[48]。利用背散射图像来估算各矿物的比例(F_Ol、F_Opx(initial)和F_Liq)。鉴于橄榄石的结晶几乎不影响残余熔体中微量元素的组成,我们选取高橄榄石含量、低角闪石和斜长石含量的样品(HQ1-10和HQ2-13),以确保样品在固结时有足够量的“捕获液体(trapped liquid)”,并使样品中角闪石和斜长石的影响降到最低。公式中需要的橄榄石和斜方辉石的微量元素含量,选取样品中若干代表性矿物颗粒所测数据的均值^[36]。计算的结果列于表2和图10。红旗岭母岩浆显示富集LREE(La、Ce、Pr和Nd)和大离子亲石元素(Th),亏损HREE和高场强元素(Nb、Ta、Zr和Hf),与样品全岩分析数据的分布模式相似,但元素含量值远高于后者,总体分布模式与岛弧拉斑玄武岩相似(图10)。

由于Th和Nb 在橄榄石和斜方辉石中为不相容元素,所以在结晶过程中不易进入橄榄石和斜方辉石中,而Yb在橄榄石和斜方辉石中的含量远低于其在全岩中的含量,因此,对于橄榄石和斜方辉石组成的堆晶岩,全岩Th/Yb和Nb/Yb值应接近其在母岩浆中微量元素的比值。红旗岭镁铁-超镁铁质岩全岩的Th/Yb和Nb/Yb值与计算出的母岩浆的Th/Yb和Nb/Yb值相似(图11a, b^[51-52]),表明本文采用 Godel等^[48]方法计算出的母岩浆微量元素是可靠的。

综合上述母岩浆的主微量元素特征,我们认为红旗岭镁铁-超镁铁质岩体的母岩浆为富Mg岛弧拉斑玄武质岩浆。

5.2.3 母岩浆的地幔

从红旗岭镁铁-超镁铁质岩中高Mg^#橄榄石、高Cr^#尖晶石和由矿物微量元素计算出来的熔体成分(表7)表明,岩浆的地幔源区经历了较高程度的部分熔融,初始熔体成分与富Mg的岛弧拉斑玄武岩相近。红旗岭镁铁-超镁铁质杂岩体的初始Sr比值(⁸⁷Sr/⁸⁶Sr)_i 和“正的”ε_Nd(t)值^[8]意味着其可能源于“亏损型”地幔。然而,其LREE富集的稀土模式(图10a)以及高La/Yb和Th/Ta值(远高于亏损地幔和原始地幔值)(表7)均表明其源区并非亏损型地幔。对上述同位素以及微量元素特征最合理的解释是:该岩石圈地幔是新生的,并且经历了不相容元素的短期富集。从红旗岭镁铁-超镁铁质岩在Sm/Yb-Sm 图解上的投点分布来看,其母岩浆可能是地幔尖晶石-石榴石二辉橄榄岩经历近30%部分熔融的产物(图12^[59-60]),印证了上述推论。

5.3 岩浆演化与矿床成因

岩浆铜镍硫化物矿床一般都伴随着铂族元素(PGE)矿化,如国内的金川^[61]、白马寨^[62]、坡一^[41]和国外的Noril’sk^[63]。PGE是一族强“亲铜、亲铁”元素,相对于硅酸盐熔体,其在硫化物中具有超高的分配系数。因此,此类矿床的PGE含量和分布特征可提供岩浆演化和硫化物成矿过程的关键信息。红旗岭岩浆铜镍硫化物矿床岩(矿)石的PGE含量非常低,平均为2.08×1 {0^{-9}}^{\mathrm{}}^[60],远低于原始地幔PGE含量(23.5×10^-9)^[39],也明显低于上述国内外典型岩浆铜镍硫化物矿床岩(矿)石的PGE含量。造成岩浆铜镍硫化物矿床亏损PGE的原因不外乎以下两种:(1)原始岩浆亏损PGE;(2)原始岩浆本身并不亏损PGE,但原始岩浆深部演化过程导致硫化物熔离和残余岩浆亏损PGE。

Hao等^[11]认为,红旗岭铜镍硫化物矿床岩(矿)石PGE亏损是因为岩浆源区为PGE亏损地幔。而另一种观点则认为,原始岩浆并不亏损PGE,是岩浆在深部发生了少量的硫化物熔离,带走了绝大多数的PGE^[10]。通常地幔源区PGE亏损或低程度部分熔融形成的原始岩浆亏损PGE。然而,如图12所示,红旗岭镁铁-超镁铁质岩的地幔源区(尖晶石-石榴石二辉橄榄岩)经历了较高程度的部分熔融(近30%)。此外,岩浆中Ni/Cu和Pd/Ir值也可用来有效判别侵入体母岩浆性质,因为它们基本不会受硫化物的熔离作用影响^[64]。红旗岭镁铁-超镁铁质岩的Ni/Cu和Pd/Ir值分别为0.5~12和3~18,在Ni/Cu-Pd/Ir 图解^[60]中,均落入高镁玄武岩区内。一般认为,高镁玄武质岩浆形成于地幔高度部分熔融^[65]。

因此,红旗岭镁铁-超镁铁质岩的原始岩浆亏损PGE证据不充分,导致PGE亏损的原因应是岩浆深部演化过程的结果。Pd是PGE中最不相容元素,同时Cu和Pd 均为强亲硫元素,主要受硫化物影响,因此Cu/Pd值是判断硫化物熔离作用敏感的指标^[64]。由于PGE在硫化物/硅酸盐熔体中的分配系数(Kd {{\mathrm{ }}_{\mathrm{P}\mathrm{G}\mathrm{E}}}^{\mathrm{s}\mathrm{u}\mathrm{l}/\mathrm{s}\mathrm{i}\mathrm{l}}>20 000)远大于Cu在硫化物/硅酸盐熔体中的分配系数(Kd {{\mathrm{ }}_{\mathrm{C}\mathrm{u}}}^{\mathrm{s}\mathrm{u}\mathrm{l}/\mathrm{s}\mathrm{i}\mathrm{l}}=1 000)^[66],如果岩浆早期经历过硫化物熔离,则Pd较Cu更多地被带走,剩余岩浆的Cu/Pd会明显增大。红旗岭岩(矿)石Cu/Pd 最小值(238×10³)^[60]远高于原始地幔值(7.69×10³)^[39],证实红旗岭镁铁-超镁铁质岩体的母岩浆在演化过程中发生过硫化物熔离,残余岩浆亏损PGE。

5.4 构造环境、演化及成矿

近二十年来,关于中亚造山带的镁铁-超镁铁质侵入体形成环境的观点存在争议,不外乎3种:(1)与地幔柱有关^[67⇓-69];(2)阿拉斯加型杂岩^[70-71];(3)后碰撞伸展环境^[8,12,40]。

与“地幔柱”有关的侵入体一般显示OIB地球化学特征^[72-73],然而,红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体的稀土和微量元素分布模型与典型的OIB^[39]完全不同。在Th/Yb-Ce/Yb 和 Ce/Nb-Th/Nb 图解上(图11a, b),红旗岭镁铁-超镁铁质岩落入“壳-幔相互作用区”,远离OIB区。此外,红旗岭岩株群侵入体个体小(0.5~0.7 km²,图3),分布范围有限,周围并无与“地幔柱”伴生的大规模的放射状的基性脉岩群和层状侵入体存在^[74]。上述证据表明,红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体的原始岩浆不是起源于地幔柱。

阿拉斯加型杂岩体一般被认为形成于俯冲带环境^[75-76]。从宏观展布来看,阿拉斯加型杂岩体沿着地块拼合形成的缝合线分布,形成于地块拼合过程中,杂岩体的外观呈现环形构造,规模在12~40 km²。矿物组成上,阿拉斯加型杂岩体的主要组成矿物是单斜辉石,斜方辉石很少或无,磁铁矿常见,含量可高达15%~20%;矿物化学上,以铬铁矿高Fe-Cr和透辉石富Ca、低Al为特征^[77]。红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体,个体规模小(0.5~0.7 km²,图3),矿物组成上以斜方辉石、橄榄石和斜长石为主,极少量磁铁矿,尖晶石的成分范围明显不同于阿拉斯加型岩体的尖晶石(图6)。上述证据表明:从时间节点来看,红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体不是形成在板片俯冲过程中。

事实上,中亚造山带东段海相地层的消失发生在早三叠世之后^[78],暗示古亚洲洋板片俯冲的停止。磨拉石建造的形成指示造山作用的开始,晚三叠世的磨拉石建造在中亚造山带东段普遍出现,并且其以不整合方式盖在中—晚三叠世花岗岩之上^[78],意味着晚三叠世中亚造山带整体进入了俯冲后造山阶段。红旗岭周边晚三叠世“A型花岗岩”带的出现准确地限定了红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体的形成构造环境,因为“A型花岗岩”的年龄^[32]几乎与镁铁-超镁铁侵入体的侵位年龄(220~216 Ma)^[8,15]重叠,而前者一般被认为形成于碰撞后的伸展环境^[79],由此可见,与该地区的“A型花岗岩”一样^[30,32],红旗岭镁铁-超镁铁质侵入体母岩浆起源于一种后碰撞的伸展背景。

该地区的岩浆起源、演化和成矿历史可归结为如下几个阶段。(1)早三叠世(250 Ma),古亚洲洋板片的持续俯冲导致最终的洋盆闭合^[2,10,30]。继而,佳木斯板块与华北克拉通板块发生碰撞,局部岩石圈增厚。(2)中晚三叠世(237~208 Ma),古亚洲洋板片俯冲停止后的板片回卷(roll-back),导致下面的软流圈熔体上涌,伴随着俯冲带上盘形成局部的伸展环境,上升的高镁拉斑玄武质岩浆在壳-幔边界处底垫、升温,新生镁铁质地壳发生部分熔融,形成中-酸性硅酸盐熔体,后续的高镁拉斑玄武质岩浆上升途中与地壳中硅酸盐熔体混合,导致一些硫化物饱和,从岩浆中分离,并带走了大部分的PGE。(3)晚三叠世(208 Ma),高镁拉斑玄武质岩浆上升途中形成阶段性的岩浆房,随着温压条件的改变,尖晶石、橄榄石和斜方辉石等陆续结晶形成堆晶岩,同时熔体成分进一步演化,硫化物“二次熔离”形成红旗岭岩浆铜镍硫化物矿床。因为早期经历过硫化物的分离,所以此时形成了贫PGE的岩浆铜镍硫化物矿床。

值得一提的是,镁铁-超镁铁质侵入体有很强的成矿专属性。一般“镁质”超镁铁岩易于形成铬铁矿床,多见于蛇绿岩带;而“铁质”超镁铁岩易形成岩浆铜镍硫化物矿床,可见于多种构造环境。这是因为铬铁矿床的形成过程一般涉及硅酸盐熔体与地幔橄榄岩反应^[80⇓-82],而岩浆铜镍硫化物型矿床是纯岩浆阶段产物。红旗岭“镁质”超镁铁质岩形成铜镍硫化物矿床而不是铬铁矿床,与其所处的构造环境、岩浆源区熔融程度和岩浆演化过程有关。沿中亚造山带分布的其他岩浆铜镍硫化物矿床(如喀拉通克、黄山西、黄山东和额布图)也存在类似的情况,与古亚洲洋的具体演化历史密切相关。

6 结论

(1)岩石地球化学以及矿物(橄榄石、斜方辉石、单斜辉石、尖晶石、斜长石和角闪石)主微量元素含量和分布特征表明,红旗岭镁铁-超镁铁质岩体的形成环境与岛弧玄武岩以及中亚造山带西段的“黄山西”和“黄山东”铜镍硫化物矿床的超镁铁质岩相似,暗示其岩浆源区和形成环境与后者具可比性。

(2)侵入体的母岩浆是一种富Mg、亏损Nb-Ta的岛弧拉斑玄武质熔体,岩浆演化过程中经历了新生地壳物质混染和分离结晶作用。

本文实验数据得到北京燕都中实测试技术有限公司张晗老师和自然资源部吉林大学东北亚矿产资源评价重点实验室电子探针实验室姚丽老师的无私指导和帮助,两位匿名审稿人对本文提出了建设性修改意见,对提高本文的学术水平和质量十分有益,在此一并表示衷心的感谢!

参考文献

[1] SONG X Y, LI X R. Geochemistry of the Kalatongke Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, NW China: implications for the formation of magmatic sulfide mineralization in a postcollisional environment[J]. Mineralium Deposita, 2009, 44(3): 303-327.

[2] ZHANG Z C, MAO J W, CHAI F M, et al. Geochemistry of the Permian Kalatongke mafic intrusions, northern Xinjiang, Northwest China: implications for the genesis of magmatic Ni-Cu sulfide deposits[J]. Economic Geology, 2009, 104: 185-203.

[3] LI C S, ZHANG M J, FU P E, et al. The Kalatongke magmatic Ni-Cu deposits in the Central Asian Orogenic Belt, NW China: product of slab window magmatism?[J]. Mineralium Deposita, 2012, 47(1): 51-67.

[4] MAO Y J, QIN K Z, LI C S, et al. Petrogenesis and ore genesis of the Permian Huangshanxi sulfide ore-bearing mafic-ultramafic intrusion in the Central Asian Orogenic Belt, western China[J]. Lithos, 2014, 200: 111-125.

[5] HAN B F, JI J Q, SONG B, et al. SHRIMP zircon U-Pb ages of Kalatongke No. 1 and Huangshandong Cu-Ni-bearing mafic-ultramafic complexes, North Xinjiang, and geological implications[J]. Chinese Science Bulletin, 2004, 49(22): 2424-2429.

[6] MAO Y J, QIN K Z, LI C S, et al. A modified genetic model for the Huangshandong magmatic sulfide deposit in the Central Asian Orogenic Belt, Xinjiang, western China[J]. Mineralium Deposita, 2015, 50(1): 65-82.

[7] PENG R, ZHAI Y, LI C, et al. The erbutu Ni-Cu deposit in the Central Asian Orogenic Belt: a Permian magmatic sulfide deposit related to boninitic magmatism in an arc setting[J]. Economic Geology, 2013, 108(8): 1879-1888.

[8] WU F Y, WILDE S A, ZHANG G L, et al. Geochronology and petrogenesis of the post-orogenic Cu-Ni sulfide-bearing mafic-ultramafic complexes in Jilin Province, NE China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2004, 23: 781-797.

[9] LÜ L S, MAO J W, LI H B, et al. Pyrrhotite Re-Os andSHRIMP zircon U-Pb dating of the Hongqiling Ni-Cu sulfide deposits in Northeast China[J]. Ore Geology Reviews, 2011, 43(1): 106-119.

[10] WEI B, WANG C, LI C S, et al. Origin of PGE-depleted Ni-Cu sulfide mineralization in the Triassic Hongqiling No.7 orthopyroxenite intrusion, Central Asian Orogenic Belt, northeastern China[J]. Economic Geology, 2013, 108: 1813-1831.

[11] HAO L B, ZHAO X Y, BOORDER H D, et al. Origin of PGE depletion of Triassic magmatic Cu-Ni sulfide deposits in the central-southern area of Jilin Province, NE China[J]. Ore Geology Reviews, 2014b, 63: 226-237.

[12] HAO L B, WEI Q Q, ZHAO Y Y, et al. Newly identified Middle-Late Permian mafic-ultramafic intrusions in the southeastern margin of the Central Asian Orogenic Belt: petrogenesis and its implications[J]. Geochemical Journal, 2015, 49(2): 157-173.

[13] 吕林素, 毛景文, 周振华, 吉林红旗岭1号和7号岩体中含矿超镁铁质岩的矿物化学特征: 对岩浆演化过程以及铜镍硫化物矿床形成机制的约束[J]. 岩石学报, 2012, 28(1): 319-344.

[14] JAHN B M. The Central Asian Orogenic Belt and growth of the continental crust in the Phanerozoic[J]. Journal of the Geological Society, 2004, 226: 73-100.

[15] 冯光英, 刘燊, 冯彩霞, 吉林红旗岭超基性岩体的锆石U-Pb年龄、Sr-Nd-Hf同位素特征及岩石成因[J]. 岩石学报, 2011, 27(6): 1594-1606.

[16] HAN C M, XIAO W J, ZHAO G C, et al. Re-Os isotopic age of the Hongqiling Cu-Ni sulfide deposit in Jilin Province, NE China and its geological significance[J]. Resource Geology, 2014, 64(3): 247-261.

[17] DICK H J B, BULLEN T. Chromian spinel as a petrogenetic indicator in abyssal and alpine-type peridotites and spatially associated lavas[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1984, 86(1): 54-76.

[18] BARNES S J, ROEDER P L. The range of spinel compositions in terrestrial mafic and ultramafic rocks[J]. Journal of Petrology, 2001, 42(12): 2279-2302.

[19] DOWNES H, REICHOW M K, MASON P R D, et al. Mantle domains in the lithosphere beneath the French Massif Central: trace element and isotopic evidence from mantle clinopyroxenes[J]. Chemical Geology, 2003, 200(1/2): 71-87.

[20] DRIOUCH Y, BÉZIAT D, GRÉGOIRE M, et al. Clinopyroxene trace element compositions of cumulate mafic rocks and basalts from the Hercynian Moroccan Central Meseta: petrogenetic implications[J]. Journal of African Earth Sciences, 2010, 56(2/3): 97-106.

[21] LIU Y G, LÜ X B, YANG L, et al. Metallogeny of the Poyi magmatic Cu-Ni deposit: revelation from the contrast of PGE and olivine composition with other Cu-Ni sulfide deposits in the Early Permian, Xinjiang, China[J]. Geosciences Journal, 2015, 19: 613-620.

[22] LIU Y G, LI W Y, LÜ X B, et al. Sulfide saturation mechanism of the Poyi magmatic Cu-Ni sulfide deposit in Beishan, Xinjiang, Northwest China[J]. Ore Geology Reviews, 2017, 91: 419-431.

[23] LIIPO J, VUOLLO J, NYKÄNEN V, et al. Chromites from the Early Proterozoic Outokumpu-Jormua Ophiolite Belt: a comparison with chromites from Mesozoic ophiolites[J]. Lithos, 1995, 36(1): 15-27.

[24] ROEDER P L, EMSLIER F. Olivine-liquid equilibrium[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1970, 29(4): 275-289.

[25] 薛胜超, 秦克章, 唐冬梅, 东疆二叠纪镁铁-超镁铁岩体中辉石的成分特征及其对成岩和Ni-Cu成矿的指示[J]. 岩石学报, 2015, 31(8): 2175-2192.

[26] WINDLEY B F, ALEXEIEV D, XIAO W J, et al. Tectonic models for accretion of the Central Asian Orogenic Belt[J]. Journal of the Geological Society, 2007, 164(1): 31-47.

[27] KRÖNER A, KOVACH V, BELOUSOVA E, et al. Reassessment of continental growth during the accretionary history of the Central Asian Orogenic Belt[J]. Gondwana Research, 2014, 25(1): 103-125.

[28] XIAO W J, WINDLEY B F, SUN S, et al. A tale of amalgamation of three permo-triassic collage systems in central Asia: oroclines, sutures, and terminal accretion[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2015, 43: 477-507.

[29] LIU Y J, LI W M, FENG Z Q, et al. A review of the Paleozoic tectonics in the eastern part of Central Asian Orogenic Belt[J]. Gondwana Research, 2017, 43: 123-148.

[30] WU F Y, SUND Y, GE W C, et al. Geochronology of the Phanerozoic granitoids in northeastern China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2011, 41(1): 1-30.

[31] WU F Y, ZHAO G C, SUN D Y, et al. The Hulan Group: its role in the evolution of the Central Asian Orogenic Belt of NE China[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2007, 30(3/4): 542-556.

[32] WU F Y, SUN D Y, LI H M, et al. A-type granites in northeastern China: age and geochemical constraints on their petrogenesis[J]. Chemical Geology, 2002, 187(1/2): 143-173.

[33] 秦宽. 红旗岭岩浆硫化铜镍矿床地质特征[J]. 吉林地质, 1995, 14(3): 17-30.

[34] 郝立波, 孙立吉, 赵玉岩, 吉林红旗岭2号岩体锆石SHRIMP U-Pb定年及其地质意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2012, 42(增刊3): 166-178.

[35] LIU Y S, HU Z C, GAO S, et al. In situ analysis of major and trace elements of anhydrous minerals by LA-ICP-MS without applying an internal standard[J]. Chemical Geology, 2008, 257(1/2): 34-43.

[36] 李爱. 吉林红旗岭镁铁-超镁铁质岩体矿物、岩石地球化学及成矿作用[D]. 长春: 吉林大学, 2019.

[37] PAGE P, BARNES S J. Using trace elements in chromites to constrain the origin of podiform chromitites in the thetford mines ophiolite, Quebec, Canada[J]. Economic Geology, 2009, 104(7): 997-1018.

[38] YAO S. Chemical composition of chromites from ultramafc rocks: application to mineral exploration and petrogenesis[D]. Sydney: Macquarie University, 1999.

[39] MCDONOUGH W F, SUN S S. The composition of the Earth[J]. Chemical Geology, 1995, 120(3/4): 223-253.

[40] SUN T, QIAN Z Z, DENG Y F, et al. PGE and isotope (Hf-Sr-Nd-Pb) constraints on the origin of the Huangshandong magmatic Ni-Cu sulfide deposit in the Central Asian Orogenic Belt, northwestern China[J]. Economic Geology, 2013, 108(8): 1849-1864.

[41] XUE S C, QIN K Z, LI C S, et al. Geochronological, petrological, and geochemical constraints on Ni-Cu sulfide mineralization in the Poyi ultramafic-troctolitic intrusion in the Northeast rim of the Tarim Craton, western China[J]. Economic Geology, 2016, 111(6): 1465-1484.

[42] LI C S, THAKURTA J, RIPLEY E M. Low-Ca contents and kink-banded textures are not unique to mantle olivine: evidence from the Duke Island Complex, Alaska[J]. Mineralogy and Petrology, 2012, 104(3): 147-153.

[43] SOBOLEV A V, HOFMANN A W, KUZMIN D V, et al. The amount of recycled crust in sources of mantle-derived melts[J]. Science, 2007, 316(5823): 412-417.

[44] MORIMOTO N. Nomenclature of pyroxenes[J]. Mineralogy and Petrology, 1988, 39(1): 55-76.

[45] SU B X, QIN K Z, SAKYI P A, et al. Occurrence of an Alaskan-type complex in the middle Tianshan Massif, Central Asian Orogenic Belt: inferences from petrological and mineralogical studies[J]. International Geology Review, 2012, 54(3): 249-269.

[46] KAY S M, SNEDDEN W T, FOSTER B P, et al. Upper mantle and crustal fragments in the Ithaca kimberlites[J]. The Journal of Geology, 1983, 91(3): 277-290.

[47] LEAKE B E. Nomenclature of amphiboles[J]. Mineralogical Magazine, 1978, 42(324): 533-563.

[48] GODEL B, BARNES S J, MAIER W D. Parental magma composition inferred from trace element in cumulus and intercumulus silicate minerals: an example from the lower and lower critical zones of the Bushveld Complex, South-Africa[J]. Lithos, 2011, 125(1/2): 537-552.

[49] RIPLEY E M, LI C S. Sulfide saturation in mafic magmas: is external sulfur required for magmatic Ni-Cu-(PGE) ore genesis?[J]. Economic Geology, 2013, 108(1): 45-58.

[50] HOFMANN A W. Chemical differentiation of the Earth: the relationship between mantle, continental crust, and oceanic crust[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1988, 90(3): 297-314.

[51] PEARCE J A. Geochemical fingerprinting of oceanic basalts with applications to ophiolite classification and the search for Archean oceanic crust[J]. Lithos, 2008, 100(1): 14-48.

[52] PELTONEN P. Petrogenesis of ultramafic rocks in the Vammala nickel belt: implications for crustal evolution of the Early Proterozoic Svecofennian arc terrane[J]. Lithos, 1995, 34(4): 253-274.

[53] 孙立吉. 红旗岭铜镍硫化物矿床地质地球化学特征及找矿技术方法研究[D]. 长春: 吉林大学, 2013.

[54] FOSTER J G, LAMBERT D D, FRICK L R, et al. Re-Os isotopic evidence for genesis of Archaean nickel ores from uncontaminated komatiites[J]. Nature, 1996, 382: 703-706.

[55] MAUREL C, MAUREL P. Etude experimentale de la distribution de l’aluminium entre bain silicate basique et spinelle chromifere. Implications petrogenetiques: teneur en chrome des spinelles[J]. Bulletin de Mineralogie, 1982, 105: 197-202.

[56] KELEMEN P B. Reaction between ultramafic rock and fractionating basaltic magma I. phase relations, the origin of calc-alkaline magma series, and the formation of discordant dunite[J]. Journal of Petrology, 1990, 31(1): 51-98.

[57] WANG J, HATTORI K H, KILIAN R, et al. Metasomatism of sub-arc mantle peridotites below southernmost South America: reduction of fo₂ by slab-melt[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 2007,153:607-624.

[58] WANG J, HATTORI K H, STERN C R. Metasomatic origin of garnet orthopyroxenites in the subcontinental lithospheric mantle underlying Pali Aike volcanic field, southern South America[J]. Mineralogy and Petrology, 2008, 94(3): 243-258.

[59] ALDANMAZ E, PEARCE J A, THIRLWALL M F, et al. Petrogenetic evolution of Late Cenozoic, post-collision volcanism in western Anatolia, Turkey[J]. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 2000, 102(1/2): 67-95.

[60] 李爱, 王建, 宋樾, 吉林红旗岭镁铁-超镁铁质岩体地球化学特征及其岩石成因意义[J]. 地质学报, 2018, 92(2): 263-277.

[61] SONG X Y, KEAYS R R, ZHOU M F, et al. Siderophile and chalcophile elemental constraints on the origin of the Jinchuan Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, NW China[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2009, 73(2): 404-424.

[62] WANG C Y, ZHOU M F. Genesis of the Permian baimazhai magmatic Ni-Cu-(PGE) sulfide deposit, Yunnan, SW China[J]. Mineralium Deposita, 2006, 41(8): 771-783.

[63] NALDREET A J. Foundamentals of magmatic sulfide deposits[J]. Society of Economic Geology, Special Publication, 2011, 17: 1-26.

[64] BARNES S J, TANG Z L. Chrome spinels from the Jinchuan Ni-Cu sulfide deposit, Gansu Province, People’s Republic of China[J]. Economic Geology, 1999, 94(3): 343-356.

[65] KEAYS R R. The role of komatiitic and picritic magmatism and S-saturation in the formation of ore deposits[J]. Lithos, 1995, 34(1): 1-18.

[66] FLEET M E, CHRYSSOULIS S L, STONE W E, et al. Partitioning of platinum-group elements and Au in the Fe-Ni-Cu-S system: experiments on the fractional crystallization of sulfide melt[J]. Contributions to Mineralogy and Petrology, 1993, 115(1): 36-44.

[67] ZHOU M F, MICHAEL LESHER C, 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.

[68] PIRAJNO F, MAO J W, ZHANG Z C, et al. The association of mafic ultramafic intrusions and A-type magmatism in the Tian Shan and Altay orogens, NW China:implications for geodynamic evolution and potential for the discovery of new ore deposits[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2008, 32(2): 165-183.

[69] LIU Y G, LÜ X B, WU C M, et al. The migration of Tarim plume magma toward the Northeast in Early Permian and its significance for the exploration of PGE-Cu-Ni magmatic sulfide deposits in Xinjiang, NW China: as suggested by Sr-Nd-Hf isotopes, sedimentology and geophysical data[J] Ore Geology Reviews, 2016, 72: 538-545.

[70] HAN C M, XIAO W J, ZHAO G C, et al. Re-Os dating of the Kalatongke Cu-Ni deposit, Altay Shan, NW China, and resulting geodynamic implications[J]. Ore Geology Reviews, 2007, 32(1/2): 452-468.

[71] XIAO W J, WINDLEY B F, YUAN C, et al. Paleozoic multiple subduction-accretion processes of the southern Altaids[J]. American Journal of Science, 2009, 309(3): 221-270.

[72] CAMPBELL I H, GRIFFITHS R W. Implications of mantle plume structure for the evolution of flood basalts[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1990, 99(1/2): 79-93.

[73] ERNST R E. Recognizing mantle plumes in the geological record[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2003, 31(31): 469-523.

[74] COFFIN M F, ELDHOLM O. Large igneous provinces:crustal structure, dimensions, and external consequences[J]. Reviews of Geophysics, 1994, 32(1): 1-36.

[75] PETTIGREW N T, HATTORI K H. The Quetico intrusions of western superior province: Neo-Archean examples of Alaskan/Ural-type mafic-ultramafic intrusions[J]. Precambrian Research, 2006, 149(1/2): 21-42.

[76] THAKURTA J, RIPLEY E M, LI C S. Geochemical constraints on the origin of sulfide mineralization in the Duke Island Complex, southeastern Alaska[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2008, 9(7): 1525-2027.

[77] HELMY H M, EL MAHALLAWI M M. Gabbro Akarem mafic-ultramafic complex, eastern desert, Egypt: a Late Precambrian analogue of Alaskan-type complexes[J]. Mineralogy and Petrology, 2003, 77(1): 85-108.

[78] 彭玉鲸, 齐成栋, 周晓东, 吉黑复合造山带古亚洲洋向滨太平洋构造域转换: 时间标志与全球构造的联系[J]. 地质与资源, 2012, 21(3):261-265.

[79] MARTIN R F. A-type granites of crustal origin ultimately result from open-system fenitization-type reactions in an extensional environment[J]. Lithos, 2006, 91(1/2/3/4): 125-136.

[80] 鲍佩声. 再论蛇绿岩中豆荚状铬铁矿的成因: 质疑岩石/熔体反应成矿说[J]. 地质通报, 2009, 28(12): 1741-1761.

[81] ZHOU M F, ROBINSON P T, BAI W J. Formation of podiform chromitites by melt/rock interaction in the upper mantle[J]. Mineralium Deposita, 1994, 29(1): 98-101.

[82] ZHOU M F, ROBINSON P T, MALPAS J, et al. Podiform chromitites in the Luobusa Ophiolite (southern Tibet): implications for melt-rock interaction and chromite segregation in the upper mantle[J]. Journal of Petrology, 1996, 37(1): 3-21.

基金资助

国家自然科学基金项目(41472051)