劉美玉 蘇尚國** 姚遠 吳曉蔓 蔡楠 管秋云

1. 中國地質大學(北京)地球科學與資源學院，北京 1000832. 中國科學院青藏高原研究所，北京 100101

金川銅鎳(鉑)硫化物礦床是世界第三大巖漿型銅鎳硫化物礦床，因小巖體具高礦化率聞名于世(湯中立等，2006)。為解釋成礦巖體與巨量成礦金屬間質量不平衡的矛盾，礦床學者提出了以下兩種觀點模型：(1)巖漿通道堆積模型(Lesher and Campbell, 1993; Naldrett, 1999; Lightfootetal., 2012)；(2)深部熔離-多次貫入模型。巖漿通道堆積模型認為玄武質巖漿攜帶分散的熔離硫化物珠滴，在巖漿通道的膨大處或轉折處因流速的減緩在重力作用下堆積成礦(Chai and Naldrett, 1992b; Lietal., 2001; Maieretal., 2001; Lightfoot, 2007)；深部熔離-多次貫入模型則認為金川成礦系統(tǒng)由深部至淺部多個巖漿房組成，硫化物礦漿自深部巖漿房熔離形成，分批次向上貫入，最終定位于淺部終端巖漿房，即目前的金川含礦超基性巖體(湯中立, 1990; 湯中立和李文淵, 1995)

上述兩種模型從不同角度上闡述了金川銅鎳硫化物礦床的成因，但它們均難以解釋礦區(qū)存在的某些地質現象。如，巖漿通道堆積模型難以解釋礦體與圍巖間的侵入關系；而深部熔離-貫入模型難以解釋硫化物密度過大，上侵能力不足的難題。

關于硫化物的遷移侵位問題，近幾年在實驗巖石學和模擬動力學上均取得了一定程度的進展。Mungalletal.(2015)通過實驗研究發(fā)現，類似工業(yè)上的浮選選礦機制，硫化物珠滴可以通過吸附在氣泡上完成金屬物質的向上遷移，當金屬硫化物達到淺層上地殼，可在合適層位與氣泡解耦沉降最終堆積成礦。另外，為解決硫化物礦漿上升過程中的密度問題，王俊(2013)在假定礦漿為硫化物熔體與揮發(fā)份流體的混合物的前提下，利用流體動力學軟件COMSOL Multiphysics進行模擬，發(fā)現當揮發(fā)份流體體積分數達到30%時，硫化物礦漿運移所需的驅動力就完全處于地殼內構造應力所能達到的范圍內。因此，如果加入礦漿中的揮發(fā)份流體足夠多，就有可能使其具有上侵能力。

在前人研究基礎上，蘇尚國和湯中立(2010)、蘇尚國等(2014)提出了“巖漿通道成礦系統(tǒng)”的新概念模型。該模型著重強調了流體在成礦作用中的重要作用，并認為所謂“礦漿”，其實是“含礦熔體-流體流”，以大的流體/熔體比值為特征。其次，由于揮發(fā)性流體的大量存在，“礦漿”實際具有流動特征，進而提出了“巖漿通道前進方向”的概念。因此，在金川礦體中尋找流體活動遺留的證據，成為檢驗“巖漿通道成礦系統(tǒng)”模型是否成立的關鍵。

前人在對Bushveld及Stillwater層狀超基性巖體中的PGE礦體成因研究中發(fā)現在硫化物成礦帶中發(fā)育大量原生富Cl黑云母、角閃石、磷灰石等含水礦物。研究認為上述含水礦物的形成與巖漿演化過程中生成的富Cl流體有關。該流體對成礦元素的聚集、遷移起到重要作用，直接影響了巖體的礦化(Boudreau and McCallum, 1986, 1989, 1992; Boudreau, 1988; Boudreau and Kruger, 1990; Meurer and Boudreau, 1996; Boudreauetal., 1997; Willmoreetal., 2000, 2002)。金川超鎂鐵質巖體中廣泛分布的金云母、角閃石、磷灰石等含水礦物，暗示流體對超基性巖體成礦的意義可能并非局部的、個例性的，而是廣泛的、普遍性的。

本次研究在金川超鎂鐵質巖體中發(fā)現了兩類特征迥異的橄欖石。本文以礦床中的橄欖石為主要研究對象，通過巖相學，地球化學及定量化結構分析等手段，結合其他礦物特征，探討了兩類橄欖石的不同成因，并就其成因進一步討論了對成礦作用的啟示意義。

1 大地構造背景與礦床地質概況

前人研究中已詳細描述了金川銅鎳硫化物礦床地質概況(湯中立和任端進, 1987; Chai and Naldrett, 1992a, b;湯中立和李文淵, 1995; 湯中立和巴恩斯, 1998; Lehmannetal., 2007; Songetal., 2012)。金川銅鎳硫化物礦床地處于華北克拉通西部阿拉善地臺西南緣的龍首山隆起帶(圖1a)，北鄰潮水盆地，南臨北祁連造山帶(圖1b)。容礦巖體為一套鎂鐵-超鎂鐵質侵入巖，主要巖性為二輝橄欖巖及純橄巖。該套超基性巖體以類巖墻狀不整合侵入于古元古代白家咀子組的一套斜長角閃巖、片麻巖、混合巖及大理巖中。該套巖體沿NW-SE方向展布，總長度約6500m，最寬處約500m，向下最深延至1100余米，出露面積1.34km2，整體傾向南西。

圖1 金川地區(qū)地質簡圖

圖2 金川礦區(qū)巖石礦石特征

礦床所在區(qū)域構造性質復雜，指示其經歷了多次強烈的構造活動，但總體構造線依北西走向延長。礦體被F16、F17等幾個規(guī)模較大的斷層劃分為四個礦區(qū)，由西向東依次為三、一、二、四礦區(qū)(甘肅省地質礦產局第六地質隊，1984)(圖1c)。該礦床由上百個小礦體組成，目前已探明的三個最具經濟價值的礦體分別為賦存于一礦區(qū)的24號礦體，以及賦存于二礦區(qū)巖體東西兩側的1號、2號礦體(Tonnelier, 2010)。根據結構差異，可劃分出三種不同類型的礦石：浸染狀礦石、網狀礦石及塊狀礦石。其中，網狀礦石是金川礦床最主要的礦石類型，主要分布于一、二礦區(qū)底部的純橄巖與二輝橄欖巖中；浸染狀礦石則主要分布于一礦區(qū)西段及三、四礦區(qū)；塊狀礦石數量最少，主要呈不規(guī)則的脈狀或透鏡體狀，產出于二礦區(qū)F17斷層附近的巖體下部。不同類型礦石間界線截然，侵入關系明顯(蘇尚國等，2014)。部分礦石受后期作用影響，交代、蝕變強烈，造巖礦物與金屬硫化物呈現定向排列，或呈現出霧狀、星云狀構造。金屬硫化物礦物以黃銅礦，鎳黃鐵礦， 磁黃鐵礦為主，在不同類型礦石中比例有所不同，部分鎳黃鐵礦在近地表處被氧化為紫硫鎳礦。

2 巖相學特征與樣品采集

金川礦體由一套超鎂鐵質巖石組成，主巖性為二輝橄欖巖，另有少量斜長二輝橄欖巖、橄欖輝石巖、含輝橄欖巖及純橄巖，它們共同構成主要容礦巖體。橄欖石作為超鎂鐵質巖石最主要的造巖礦物廣泛分布于礦區(qū)的各個部位。但在礦區(qū)不同位置，橄欖石卻呈現出不同的表現形式。巖相學上主要體現在晶體粒徑在空間上的復雜變化。以純橄巖為例，一般情況下，橄欖石顆粒<5mm(圖2a)，但在24號礦體西側局部地區(qū)出露有少量豆莢狀純橄巖，橄欖石巨晶顆粒直徑多>1cm，硫化物以填隙狀充填于堆晶顆粒間(圖2b)。

本次采樣以二礦區(qū)為主要對象?？臻g上，該礦區(qū)巖體以純橄巖為中心，向外基性程度遞減，呈近似對稱分布。采樣以鉆孔樣品為主，共三組：分別為12行勘探線的ZK12，14行勘探線的ZK14以及22行勘探線的ZK66，另有部分樣品采自27-28行處及24號礦體25行處，具體采樣位置見圖1c。此三組樣品由二輝橄欖巖與純橄巖構成，巖性變化詳見圖1d。

鉆孔ZK12與ZK14樣品中，橄欖石堆晶以橢圓、渾圓狀為主，多沿晶間裂隙破裂呈碎塊狀，新鮮碎塊色彩鮮艷，干涉色為一級到二級中。輝石晶形較為完整，多為斜方輝石，局部可見包橄結構。薄片中，觀察到一類特殊的橄欖石，他們在與單斜輝石構成包橄結構的同時，還包含了少量斜方輝石的他形顆粒，形成了特殊的反序列包含關系(圖2d)，為方便區(qū)分，將其命名為Ⅱ型橄欖石，并將正常堆晶顆粒命名為Ⅰ型橄欖石。其中，Ⅰ型橄欖石在超鎂鐵質巖體與礦石中均有分布，而Ⅱ型橄欖石則多見于硫化物礦石中。堆晶顆粒間可充填少量斜長石，多已鈉長石化。硫化物呈浸染狀-網狀，含量10%～40%不等。

圖3 金川礦床橄欖石背散射照片

鉆孔ZK66樣品以二輝橄欖巖為主，橄欖石含量約50%～60%，硫化物含量約20%，其次為斜方輝石及少量角閃石和尖晶石。橄欖石呈半自形-自形橢圓狀，油滴狀。被金屬硫化物包裹的橄欖石常呈鑲嵌狀，橄欖石晶形完好，與硫化物界線分明(圖3a)。橄欖石常沿顆粒邊緣或內部裂隙發(fā)生蛇紋石化，局部可見填隙角閃石綠泥石化(圖3a)。常見金屬礦物主要為黃銅礦、雌黃鐵礦、鎳黃鐵礦，另有少量磁鐵礦。

另外需注意，上述礦石中，在堆晶礦物間常填隙有半自形-他形含水礦物，如角閃石、金云母、磷灰石等(圖3b)。上述含水礦物在巖石中相對總量較低，但空間分布極其廣泛，于整個礦體中均有分布。

3 分析方法

單礦物主量、微量元素測試由中國冶金地質總局山東局測試中心完成。主量元素分析儀器型號為：日本(JEOL)JXA-8230。分析條件為：激發(fā)電壓15kV，激發(fā)電流20nA，束斑直徑5μm。校正方法為ZAF法，標準樣品采用美國SPI礦物、金屬標準和中國國家標準樣品GSB礦物。微量元素分析儀器型號為：美國Conherent公司生產的GeoLasPro 193nm ArF準分子系統(tǒng)，ICP-MS：Thermo X2。分析條件為：激光器波長193nm, 束班直徑25μm，頻率10Hz，能量密度約10J/cm2。LA-ICP-MS分析的元素含量檢出限采用空白信號平均值的三倍標準偏差所對應的的濃度值來表示。

自Marsh將定量化結構分析引入到火成巖的相關研究中(Marsh, 1988, 1998)，已經取得近30年的發(fā)展。狹義的定量化結構分析即晶體粒度分布(crystal size distributions，簡稱CSD)能夠脫離經典動力學的桎梏，用最少的假定條件來研究復雜體系中的結晶作用，是一種能把巖相學(結構)資料與結晶作用動力學定量地聯系起來的方法,開創(chuàng)了巖相學(結構)應用的新領域(楊宗峰等，2010)。晶體粒度分布理論將晶體的粒度分布特征與結晶動力學過程和各種可能影響晶體分布的物理過程定量的聯系在了一起。其一般的表達形式為：晶體粒度和晶體布局密度的自然對數間的協變圖解，在這種圖解中，對于一塊巖石中某一種礦物來說通常會形成線性關系，從這條直線當中可以直接或間接獲得：晶體成核密度和速率、生長速率、存留時間、平均粒度。當發(fā)生巖漿混合、晶體的分離與聚集、結構退火與粗化、過冷度的變化、多階段的冷卻、流體的滲透和侵位機制的不同等過程時均會引起這種線性關系的改變。因此晶體粒度分布實現了定量化研究不同的巖漿成分在不同的溫度、壓力下隨時間變化的動力學過程(楊宗峰等，2010)。

本次選取1號礦體14行勘探線地表與27、28行勘探線井下樣品，采用橄欖石的二維光薄片統(tǒng)計法進行研究。其中橫切礦體走向采集14行剖面樣品共計50余塊，從中挑選8塊用作具體分析；27、28行共選取四塊用作本次分析。分析使用Higgins and Chandrasekharam(2007)提出的方法，依選取的樣品薄片手動繪制橄欖石顆粒分布素描圖，利用圖像分析軟件ImageJ進行顆粒的二維粒度分析，將獲得數據導入晶體粒度分析軟件CSDcorrection，確定礦物的三維習性，計算礦物的晶體粒度分布特征并導出CSD曲線圖像。將數據進行有效性檢驗后，匯總編制CSD曲線對比圖。

4 分析結果

4.1 橄欖石主量元素特征

于三組鉆孔樣品中挑選晶形完整的橄欖石顆粒進行主量元素的剖面測試。測試結果顯示，ZK12、ZK14、ZK66中Ⅰ型橄欖石Fo值變化范圍分別為80.7～83.1、79.5～82.5、79.2～82.4(表1、電子版附表1)。m/f整體約2～6.5，與銅鎳硫化物礦床相吻合。前人研究成果表明，金川Fo值變化范圍約79～86(De Waaletal., 2004; Lietal., 2004)，由此推測該三組樣品可能為巖漿作用相對后期的結晶產物。

單礦物顆粒元素剖面測試結果表明，Ⅰ型橄欖石顆粒Fo值多呈正拋物線式變化趨勢 (圖4)， 即顆粒中心部位Fo值較高，向邊部依次遞減，為巖漿正常分異結晶的產物。另有部分顆粒出現邊部Fo值的抬升，可能與橄欖石的部分熔融-重結晶過程有關(詳見討論部分)。本次研究中，橄欖石顆粒Ni-Fo值總體向協同降低的方向演化，但不同區(qū)域樣品顯示出局部的差異性。例如，24號礦體，ZK12、ZK14的橄欖石顆粒顯示出Fo與Ni的相反演化趨勢，而ZK66的橄欖石則未呈現類似特征。整體上，自西向東礦體中橄欖石整體向Fo值不斷降低的趨勢演化(圖5)。

表1 橄欖石電子探針成分分析結果(wt%)

Table 1 Electron microprobe analyse results of olivine (wt%)

鉆孔號類型測點SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OCr2O3P2O5NiOTotalFoZK12Ⅰ型Ⅱ型139.93 0.01 0.01 17.01 0.24 43.22 0.00 0.01 0.01 0.03 0.00 0.23 100.69 80.72 239.89 0.02 0.00 18.29 0.21 42.63 0.32 0.00 0.03 0.08 0.00 0.29 101.76 80.87 339.91 0.02 0.02 16.63 0.23 42.83 0.01 0.02 0.00 0.00 0.00 0.29 99.95 81.19 440.07 0.03 0.00 17.78 0.27 42.72 0.00 0.01 0.01 0.03 0.00 0.24 101.15 81.82 540.33 0.00 0.00 18.10 0.22 42.58 0.19 0.01 0.01 0.00 0.00 0.24 101.67 81.91 639.75 0.05 0.00 17.02 0.25 42.63 0.00 0.01 0.00 0.02 0.00 0.19 99.92 82.03 739.25 0.01 0.00 16.97 0.26 42.78 0.09 0.04 0.00 0.06 0.04 0.20 99.70 82.22 840.52 0.04 0.06 15.51 0.22 41.95 1.00 0.04 0.00 0.04 0.02 0.20 99.58 82.32 940.79 0.01 0.00 16.60 0.24 44.10 0.00 0.00 0.01 0.02 0.00 0.15 101.90 82.33 1040.00 0.01 0.01 15.90 0.21 43.44 0.16 0.01 0.01 0.05 0.00 0.26 100.05 82.52 1140.47 0.01 0.08 16.12 0.21 42.88 0.59 0.01 0.00 0.07 0.03 0.23 100.69 82.68 1240.10 0.00 0.12 16.44 0.21 42.66 0.55 0.07 0.01 0.05 0.02 0.24 100.47 82.70 1339.68 0.00 0.00 16.26 0.22 42.74 0.08 0.05 0.02 0.00 0.00 0.20 99.26 82.93 1440.24 0.03 0.01 15.97 0.25 43.49 0.08 0.00 0.02 0.00 0.04 0.19 100.33 82.98 1540.02 0.02 0.00 15.90 0.21 43.16 0.08 0.03 0.04 0.05 0.00 0.20 99.71 83.03 1639.56 0.07 0.00 16.29 0.24 42.23 0.11 0.04 0.00 0.01 0.00 0.21 98.78 83.07 139.65 0.03 0.02 15.09 0.20 42.79 0.28 0.04 0.02 0.02 0.01 0.19 98.33 83.08 239.87 0.03 0.00 15.59 0.25 43.07 0.24 0.03 0.00 0.02 0.02 0.25 99.37 83.23 340.08 0.02 0.00 15.52 0.23 42.88 0.06 0.02 0.01 0.03 0.05 0.24 99.13 83.23 439.99 0.01 0.00 15.71 0.24 42.89 0.14 0.04 0.02 0.02 0.02 0.25 99.33 83.59 ZK14Ⅰ型Ⅱ型140.29 0.04 0.07 17.05 0.22 42.24 0.25 0.03 0.00 0.05 0.00 0.22 100.44 79.49 240.60 0.00 0.00 15.95 0.21 43.93 0.14 0.00 0.00 0.01 0.02 0.29 101.15 81.29 340.53 0.06 0.03 16.60 0.20 43.52 0.23 0.04 0.00 0.03 0.01 0.28 101.53 81.32 440.49 0.03 0.00 16.82 0.22 43.39 0.10 0.01 0.01 0.02 0.02 0.23 101.37 81.62 539.97 0.03 0.03 16.74 0.23 43.34 0.27 0.01 0.00 0.01 0.01 0.25 100.88 81.82 640.27 0.01 0.00 16.71 0.25 43.67 0.00 0.00 0.00 0.03 0.04 0.26 101.25 81.88 740.11 0.02 0.00 16.88 0.23 43.13 0.08 0.00 0.00 0.03 0.02 0.29 100.79 82.02 840.38 0.04 0.04 17.01 0.24 43.19 0.18 0.02 0.02 0.03 0.00 0.25 101.40 82.03 940.07 0.01 0.03 16.30 0.18 43.09 0.13 0.05 0.05 0.00 0.01 0.23 100.13 82.11 1039.20 0.05 0.02 19.49 0.17 42.05 0.21 0.02 0.00 0.12 0.00 0.21 101.54 82.31 1140.52 0.01 0.00 15.38 0.21 43.51 0.17 0.02 0.02 0.01 0.00 0.26 100.10 82.32 1239.86 0.02 0.00 16.81 0.24 42.74 0.06 0.00 0.02 0.00 0.00 0.26 100.01 82.34 1339.97 0.02 0.03 17.00 0.21 42.60 0.08 0.00 0.02 0.02 0.02 0.25 100.23 82.43 1439.95 0.01 0.00 16.66 0.23 42.56 0.16 0.00 0.00 0.02 0.02 0.27 99.87 82.48 1540.05 0.03 0.00 17.34 0.25 43.62 0.01 0.01 0.02 0.00 0.01 0.24 101.55 82.57 1640.24 0.03 0.00 16.64 0.23 43.01 0.10 0.09 0.06 0.01 0.00 0.30 100.70 82.61 1740.19 0.02 0.05 16.70 0.23 42.69 0.26 0.00 0.00 0.00 0.02 0.19 100.35 83.19 1839.28 0.00 0.00 17.22 0.23 41.74 0.15 0.02 0.00 0.03 0.00 0.30 98.97 83.55 1939.74 0.05 0.03 17.50 0.25 42.35 0.09 0.01 0.00 0.02 0.01 0.19 100.23 85.03 139.85 0.03 0.00 16.26 0.24 42.87 0.01 0.04 0.01 0.03 0.01 0.24 99.58 82.11 240.38 0.00 0.00 17.51 0.21 43.29 0.02 0.00 0.00 0.00 0.00 0.18 101.60 82.11 340.08 0.00 0.01 16.59 0.23 43.06 0.10 0.01 0.01 0.02 0.00 0.23 100.32 82.25 439.49 0.03 0.12 16.43 0.21 42.57 0.23 0.03 0.00 0.01 0.00 0.23 99.33 82.28

續(xù)表1

Continued Table 1

鉆孔號類型測點SiO2TiO2Al2O3FeOMnOMgOCaONa2OK2OCr2O3P2O5NiOTotalFoZK66Ⅰ型1(邊)39.53 0.03 0.00 19.09 0.26 41.97 0.02 0.03 0.00 0.03 0.00 0.19 101.15 79.89 2(幔)40.36 0.03 0.00 19.35 0.23 42.25 0.31 0.03 0.01 0.19 0.01 0.17 102.93 79.78 3(幔)39.57 0.00 0.00 17.39 0.22 43.31 0.01 0.01 0.00 0.03 0.03 0.20 100.78 81.82 4(核)40.27 0.02 0.00 16.72 0.23 43.38 0.02 0.06 0.01 0.00 0.01 0.16 100.88 82.41 5(核)40.14 0.00 0.00 16.75 0.22 43.49 0.05 0.00 0.00 0.08 0.00 0.21 100.96 82.43 6(幔)39.58 0.00 0.00 17.47 0.19 42.73 0.10 0.00 0.00 0.01 0.01 0.17 100.27 81.54 7(幔)39.47 0.03 0.10 18.08 0.21 42.41 0.28 0.00 0.01 0.06 0.02 0.21 100.86 80.91 8(邊)39.60 0.01 0.01 18.43 0.30 41.97 0.00 0.09 0.03 0.03 0.00 0.19 100.65 80.45 9(邊)39.3650.03 0.00 19.17 0.28 41.62 0.01 0.00 0.00 0.01 0.05 0.20 100.62 79.69 10(幔)40.1890.00 0.00 18.10 0.22 42.74 0.01 0.01 0.01 0.02 0.00 0.19 101.49 81.01 11(幔)40.1490.01 0.02 17.56 0.24 42.82 0.09 0.02 0.00 0.04 0.01 0.19 101.15 81.50 12(核)40.2590.01 0.00 17.34 0.22 43.34 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.21 101.42 81.87 13(核)39.9930.01 0.05 18.09 0.27 42.83 0.03 0.02 0.02 0.00 0.06 0.15 101.50 81.05 14(幔)40.3990.03 0.05 18.30 0.22 42.36 0.01 0.00 0.00 0.03 0.00 0.13 101.53 80.71 15(幔)39.7560.03 0.00 18.42 0.28 42.11 0.00 0.02 0.00 0.04 0.01 0.18 100.84 80.51 16(邊)39.7670.00 0.00 18.91 0.25 42.03 0.01 0.01 0.00 0.00 0.03 0.20 101.21 80.06

注：ZK66中測點1-8為顆粒ZK66-8-1剖面數據；測點9-16為顆粒ZK66-8-2剖面數據；24號礦體與ZK66完整數據見電子版附表1

圖4 橄欖石顆粒(ZK66-8-2)Ni-Fo剖面變化圖

圖5 金川橄欖石Fo-Ni圖解

Lietal.(2004)根據Chai and Naldrett(1992b)發(fā)表的金川母巖漿成分，模擬了無硫化物熔離橄欖石的結晶分異曲線，并依據橄欖石的成分變化，推斷了深部巖漿房中母巖漿的演化歷程，同時探討了影響橄欖石成分變化的可能因素。當硫化物、橄欖石和硅酸鹽三者接觸時，會發(fā)生相應元素的置換反應(Fleet，1983)。橄欖石Ni-Fo的空間下降趨勢可能是由橄欖石堆晶與晶間硅酸鹽巖漿發(fā)生Fe-Mg物質交換造成的(Barnes，1986)。橄欖石顆粒元素剖面中，常見邊緣處Ni含量的驟升。以顆粒ZK66-8-2(Ⅰ型)為例(圖4)，自顆粒中心至邊部，Fo值漸低，Ni含量隨Fo協同下降，卻在邊緣處出現Ni含量的急劇升高。鏡下觀察發(fā)現，該橄欖石被硫化物緊密包裹，由此推測顆粒邊緣處Ni含量的升高，可能與硫化物與橄欖石間的Fe-Ni交換反應有關。

表2 橄欖石微量元素成分表(×10-6)

Table 2 Trace element data of olivine (×10-6)

測點123456789(邊)10(幔)11(核)12(幔)13(邊)鉆孔號ZK14ZK12ZK66(ZK66-8-1)類型Ⅰ型Ⅱ型Ⅱ型Ⅰ型La0.01 0.01 -2.87 3.04 4.30 4.25 4.18 0.11 0.02 ---Ce-0.01 -4.31 4.78 6.69 6.32 6.45 0.18 0.03 0.02 -0.06 Pr---0.49 0.58 0.74 0.72 0.68 0.01 0.01 -0.02 0.02 Nd-0.02 0.05 1.60 1.86 2.05 2.56 2.70 0.14 0.10 0.08 0.17 0.11 Sm0.05 0.07 -0.21 0.25 0.46 0.55 0.44 0.18 ---0.05 Eu0.01 0.01 0.02 0.05 0.10 0.08 0.10 0.14 0.03 ----Gd---0.26 0.20 0.43 0.37 0.64 0.49 0.24 0.34 0.30 0.25 Tb0.01 -0.01 0.03 0.03 0.05 0.06 0.05 --0.01 0.01 0.01 Dy0.04 0.05 0.04 0.24 0.20 0.36 0.21 0.38 0.04 0.10 0.02 0.04 0.06 Ho0.02 0.01 0.01 0.05 0.03 0.05 0.03 0.10 -0.05 -0.02 0.03 Er-0.10 0.07 0.16 0.13 0.17 0.15 0.26 0.05 -0.12 0.14 0.07 Tm0.02 -0.01 0.02 0.02 0.03 0.02 0.03 -0.02 0.01 --Yb0.16 0.17 0.20 0.15 0.13 0.09 0.22 0.09 0.02 0.08 -0.02 0.14 Lu0.01 0.05 0.04 0.03 0.02 0.02 0.04 0.02 0.05 0.02 0.04 0.05 0.03 ΣREE0.35 0.50 0.45 10.47 11.37 15.52 15.60 16.15 1.30 0.67 0.64 0.77 0.83 LREE/HREE0.23 0.30 0.20 14.27 19.16 19.11 20.25 16.51 7.13 1.48 2.20 1.75 1.44 Co181.6 181.4 177.5 -----168.0 180.3 164.4 209.5 159.2 Cu4.31 ---2.52 2.80 3.82 3.62 23.97 1.49 1.05 --Zn81.88 102.6 100.2 -----140.6 139.7 101.6 138.0 91.50 Rb0.24 0.70 0.47 12.40 13.61 17.22 17.70 17.15 0.25 -0.27 0.23 5.65 Sr0.10 0.06 0.06 29.50 32.26 41.49 41.38 40.62 1.63 0.24 0.59 0.01 7.22 Y0.52 0.43 0.45 1.45 1.33 1.75 1.70 1.87 0.61 0.70 0.29 0.38 0.85 Nb-0.01 0.04 0.34 0.34 0.44 0.34 0.37 0.08 0.07 ---Cs0.12 -0.04 0.29 0.40 0.49 0.44 0.38 0.21 0.24 --1.20 Ba0.16 0.11 -82.78 89.52 128.6 127.6 127.7 0.32 1.83 2.50 -11.87 Hf-0.03 -0.60 0.72 0.90 1.06 0.94 --0.02 --Ta---0.06 0.02 0.05 0.06 0.05 --0.01 --Pb1.34 6.97 -3.76 3.05 9.37 6.78 9.36 2.99 1.22 4.57 -2.95 Th---0.54 0.59 0.78 0.79 0.76 0.02 0.01 ---U0.01 0.02 -0.17 0.19 0.27 0.26 0.26 0.01 ----

注：“-”表示低于檢測限，測點9-13為橄欖石顆粒ZK66-8剖面

與同鉆孔樣品中的Ⅰ型橄欖石相比，Ⅱ型橄欖石具有相似的化學成分，Ni含量無明顯差異，但Fo值普遍更高。ZK12、ZK14中Ⅱ型橄欖石Fo值變化范圍分別為83.1～83.6、82.1～82.3，且Ⅱ型橄欖石顆粒內部成分較為均一，無明顯環(huán)帶變化(表1)。

4.2 橄欖石微量元素特征

本次選擇ZK12、ZK14兩鉆孔中間部位的3塊網狀礦石樣品，挑選數顆晶形完整的新鮮橄欖石進行微量元素剖面測試(表2)。經球粒隕石標準化后發(fā)現，Ⅰ型與Ⅱ型橄欖石稀土配分模式完全不同。其中，Ⅰ型橄欖石呈現左傾型稀土配分模式(LREE虧損型)，Ⅱ型橄欖石則表現為右傾配分模式(LREE富集型)。另外，前者稀土總量顯著低于后者(圖6a)。橄欖石的原始地幔標準化微量元素圖解(圖6b)顯示兩類橄欖石的微量元素配分模式基本一致，強烈富集Ti，微弱富集Pb，強烈虧損高場強元素Zr，但前者微量元素含量遠低于后者。

圖6 兩類橄欖石球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a，標準化值據Sun and McDonough, 1989)及原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b，標準化值據McDonough and Sun, 1995)

圖7 Ⅰ型橄欖石顆粒流體活動性元素剖面圖

圖8 輝石分類圖解(據Morimoto et al., 1988)

REE作為極不相容元素在橄欖石顆粒中極難富集，但REE作為活動性元素在流體中可以得到富集，因此在考慮Ⅱ型橄欖石的成因時聯想到流體的作用是合乎情理的?？紤]到流體活動可能造成的影響，以橄欖石ZK66-8-1(Ⅰ型)為例進行痕量元素剖面分析。圖7描繪了該顆?；顒有栽仄拭娣植继卣?，可見該橄欖石中Na2O、K2O、Rb、Sr及Ba含量分布不均，Rb、Sr、Ba等元素含量呈現單邊驟增現象。由該橄欖石的素描圖(圖7b)可知，活動性元素上升邊緣與硫化物礦物緊密接觸，而活動性元素變化不明顯一側則與硅酸鹽礦物相接觸。活動性元素的變化一般與流體作用相關，暗示硫化物礦漿中可能含有一定數量的揮發(fā)份(表1、表2)。

4.3 輝石主、微量元素特征

以ZK14為例，巖相學觀察發(fā)現，樣品中輝石以斜方輝石為主，單斜輝石為輔。由主量元素投圖分析可知，斜方輝石主要歸類于頑火輝石一族，單斜輝石則全部歸類于普通輝石的范圍內(表3、圖8)。在球粒隕石標準化稀土元素圖解中，斜方輝石呈現平坦的稀土配分模式，而單斜輝石則可能因稀土含量較低，未呈現出與一般單斜輝石相似的重稀土富集模式， 而是呈現出與Ⅰ型橄欖石相似的左傾型稀土配分模式。微量元素上，輝石與橄欖石相似，強烈富集Ti、Pb(表4、圖9)。

表3 輝石電子探針成分分析結果(wt%)

Table 3 Pyroxene contents measured by electron microprobe (wt%)

測點礦物Na2OMgOAl2O3SiO2FeOMnOTiO2CaOK2OCr2O3NiOP2O5Total123456789101112Opx0.05 29.89 1.73 55.31 9.55 0.16 0.13 2.07 0.00 0.65 0.04 0.02 99.60 0.06 30.02 1.61 55.36 9.54 0.18 0.12 2.06 0.00 0.60 0.10 0.00 99.65 0.01 30.35 1.66 55.31 9.59 0.19 0.08 1.79 0.02 0.58 0.05 0.00 99.62 0.08 29.59 1.69 55.25 9.42 0.17 0.08 2.12 0.02 0.63 0.07 0.02 99.11 0.09 29.94 1.69 55.31 9.65 0.19 0.16 2.19 0.02 0.69 0.04 0.00 99.95 0.05 29.92 1.63 55.62 9.32 0.23 0.13 2.13 0.02 0.63 0.08 0.00 99.74 0.05 29.99 1.63 55.42 9.45 0.15 0.11 2.24 0.00 0.63 0.07 0.04 99.78 0.06 29.68 1.85 55.00 9.29 0.20 0.20 2.35 0.00 0.60 0.05 0.00 99.28 0.05 30.42 1.75 55.60 9.79 0.21 0.16 2.09 0.01 0.61 0.04 0.01 100.74 0.05 30.23 1.78 55.41 9.81 0.18 0.11 2.13 0.00 0.64 0.06 0.04 100.42 0.05 30.10 1.77 55.50 9.65 0.17 0.11 2.28 0.01 0.61 0.06 0.00 100.31 0.07 29.84 1.98 54.77 9.86 0.18 0.17 2.42 0.02 0.67 0.08 0.00 100.06 13141516171819Cpx0.30 17.62 3.03 52.11 5.37 0.12 0.31 19.29 0.00 1.14 0.05 0.00 99.35 0.21 19.47 2.46 52.81 6.45 0.15 0.20 16.27 0.00 0.93 0.02 0.03 98.99 0.43 18.82 2.58 52.73 6.04 0.18 0.24 17.73 0.00 1.10 0.01 0.03 99.90 0.34 17.42 3.15 51.85 5.63 0.15 0.34 18.72 0.01 1.15 0.03 0.01 98.80 0.42 16.64 2.99 53.30 4.88 0.15 0.19 20.94 0.03 1.20 0.04 0.00 100.78 0.31 18.17 2.76 53.70 5.49 0.13 0.27 18.39 0.00 1.09 0.06 0.06 100.44 0.33 17.37 2.97 53.51 5.07 0.09 0.30 19.92 0.01 1.12 0.03 0.02 100.73

圖9 輝石球粒隕石標準化稀土元素配分模式圖(a，標準化值據Sun and McDonough, 1989)和原始地幔標準化微量元素蛛網圖(b，標準化值據McDonough and Sun, 1995)

4.4 橄欖石定量化結構特征

4.4.1 1號礦體14行剖面樣品結構特征

14行剖面樣品以弱礦化超基性巖為主，自礦體中心向外基性程度遞減，中部以含輝橄欖巖為主，兩側以二輝橄欖巖為主。沿勘探線方向，地表巖石中的橄欖石的顆粒粒度存在一定的變化規(guī)律。由前人研究可知，含鎳的超基性巖體是一種復合巖體，其巖石粒度的差異可能是不同期次巖漿侵入的結果，并形成了各自一定的物質相(黃月華等，1987)。本次研究自14行勘探線50余塊樣品中分別于礦體的上盤、中心、下盤挑選8塊樣品進行晶體粒度分析，并將0.5mm、1mm分別定義為小粒徑顆粒與中粒徑顆粒、中粒徑顆粒與大粒徑顆粒的臨界粒徑(表5)。橄欖石粒度直方圖見圖10，CSD曲線詳見圖11。

在14行勘探線的兩端，樣品的CSD曲線(圖11a)均呈穩(wěn)定的負斜率曲線。粒度分布集中于0.25～1 mm間(圖10a-c, g, h)，屬中細粒粒度相。而勘探線的中心部位處，樣品的CSD曲線發(fā)生了顯著變化(圖11b)。小顆粒晶體密度驟減，大顆粒晶體密度升高，且斜率有減緩趨勢，粒度變化范圍擴大，主要集中于0.5～1.6 mm之間(圖10d-f)，屬中粗粒粒度相(表5)。

14行勘探線兩端的樣品與巖體中心樣品相比，CSD曲線斜率明顯較陡，巖體中心與邊緣樣品CSD曲線斜率不同暗示兩處樣品可能并非同一期次巖漿作用的產物。更加明顯的是，樣品PM27-4的CSD曲線斜率變化很大，暗示該樣品可能經歷了數次巖漿活動的改造。但由于樣品分析數量的限制，在本研究中，僅能推測1號礦體至少經歷了兩個不同期次的巖漿活動。巖漿通道系統(tǒng)中，早期就位的巖漿一般分布于通道的前端或邊緣位置處，后期侵入的巖漿一般在通道的中心或后緣處就位。由此可以推測當第一期巖漿結晶時，或曾經歷溫壓等物理條件的驟變，過冷度增加，致使大量成核卻沒能得到充分生長，逐步堆晶形成礦體邊緣的中細粒相巖石；第二期巖漿注入時，物理條件相對穩(wěn)定，過冷度較小，晶體生長充分，礦物粒度普遍增大。另外，后期巖漿的侵入很可能造成早前半固結巖體中熔體比例的增加，加速礦物的重溶-再結晶，促進橄欖石的粗化過程，形成巖體中心的中粗粒相巖石。

表4 輝石微量元素成分表(×10-6)

Table 4 Trace element data of pyroxene (×10-6)

測點1234567891011礦物CpxOpxLa0.03 0.03 0.01 0.01 -0.45 0.45 0.54 0.65 0.66 0.57 Ce0.08 0.10 0.04 0.04 0.03 2.92 2.37 2.81 3.15 2.76 2.73 Pr0.01 0.02 0.01 0.01 -0.41 0.41 0.45 0.55 0.43 0.44 Nd0.10 0.07 0.05 0.04 0.02 2.14 2.23 2.91 3.18 2.23 2.53 Sm0.05 0.09 0.04 -0.03 0.86 0.81 0.86 0.99 0.99 0.94 Eu0.01 0.03 0.02 0.03 0.01 0.32 0.30 0.32 0.40 0.38 0.30 Gd0.13 0.07 0.06 0.14 0.08 1.13 1.04 1.20 1.21 0.96 0.99 Tb0.01 0.03 0.02 0.01 0.01 0.18 0.18 0.25 0.21 0.21 0.19 Dy0.17 0.21 0.17 0.11 0.17 1.21 1.17 1.44 1.54 1.17 1.14 Ho0.03 0.05 0.05 0.03 0.03 0.26 0.25 0.27 0.31 0.25 0.24 Er0.16 0.13 0.09 0.15 0.13 0.60 0.71 0.71 0.74 0.65 0.66 Tm0.02 0.02 0.03 0.02 0.01 0.09 0.08 0.11 0.11 0.08 0.10 Yb0.13 0.20 0.14 0.15 0.13 0.59 0.68 0.74 0.66 0.60 0.59 Lu0.03 0.02 0.04 0.03 0.03 0.09 0.07 0.10 0.10 0.10 0.09 ∑REE0.97 1.08 0.77 0.78 0.69 11.25 10.74 12.69 13.80 11.47 11.50 LREE/HREE0.74 0.60 0.44 0.51 0.34 2.72 2.41 2.51 2.76 2.75 2.84 Li5.31 6.06 3.62 5.14 3.26 11.80 13.56 15.89 13.62 13.20 10.07 Be-0.05 0.11 -0.16 -0.16 0.12 ---B0.82 2.16 0.67 0.41 --0.71 0.60 0.25 0.80 0.12 Sc21.54 20.85 20.74 18.83 19.51 41.02 40.95 45.73 46.61 42.36 42.60 V113.1 111.6 107.6 100.7 103.7 240.2 236.0 269.3 267.5 229.5 235.4 Cr4633 4545 4402 4298 4255 7427 7358 8500 8414 7151 7354 Co83.61 85.63 90.29 86.35 83.07 48.18 50.28 46.97 46.81 44.51 44.58 Ni634.7 678.9 650.0 676.3 655.2 435.6 447.2 422.0 394.2 412.3 390.6 Cu191.4 0.32 0.40 0.51 0.11 0.45 0.25 0.38 0.30 0.77 0.31 Zn94.95 129.0 90.93 95.04 90.79 40.73 44.34 40.00 40.02 39.34 38.70 Ga3.66 3.93 3.11 2.94 2.81 4.97 4.30 5.96 5.85 6.45 4.98 Ge2.68 2.97 3.14 3.36 3.01 3.50 3.58 3.54 3.65 3.50 2.60 As0.61 0.31 0.13 0.37 0.28 0.41 0.18 0.10 0.58 0.19 0.54 Rb0.35 0.87 0.04 0.11 -0.07 0.03 0.27 0.57 0.25 0.39 Sr1.25 1.60 0.24 0.28 0.23 13.69 12.88 15.89 17.49 29.16 14.63 Y1.08 1.15 1.02 0.93 0.91 5.92 6.05 6.87 7.20 6.10 6.25 Zr0.28 0.60 0.98 0.77 0.45 4.77 5.14 6.01 6.54 5.59 5.04 Nb0.01 0.02 0.02 -0.01 -0.03 0.04 0.01 0.03 0.01 Mo0.15 0.15 0.07 0.21 0.21 0.11 0.16 0.09 0.07 0.09 0.03 Ag0.15 0.02 --1.26 0.08 0.06 0.03 -0.40 0.11 Cd0.73 2.26 0.18 0.16 0.04 0.21 -0.03 0.09 0.75 0.16 In--0.02 0.03 0.02 0.05 0.05 0.04 0.03 0.02 0.04 Sn0.15 0.12 0.16 0.12 0.35 0.24 0.53 0.16 0.26 0.07 0.23 Sb-0.06 0.03 ---0.01 -0.04 0.04 0.01 Cs0.02 0.11 0.02 -0.01 0.01 0.01 0.05 0.07 0.09 0.03 Ba1.81 4.54 0.01 0.21 -2.43 0.23 3.44 3.42 16.28 2.38 Hf0.03 0.05 0.06 0.02 0.03 0.28 0.22 0.34 0.30 0.26 0.26 Ta--------0.01 --W0.01 0.05 ---0.02 -0.05 0.03 0.12 -Pb16.38 1.53 0.08 0.03 -0.23 0.02 0.69 17.87 51.67 1.97 Th0.02 -----0.01 -0.01 0.01 0.01 U-----------

注：“-”表示低于檢測限

表5 金川銅鎳硫化物礦床橄欖石定量化結構分析數據

Table 5 Quantitative structure analysis results for olivine grains in the Jinchuan deposit

薄片號數目(n)總面積(cm2)面積含量(%)長軸均值(mm)短軸均值(mm)圓度截距斜率PM27-2118 20.32 47.96 0.51 0.31 0.58 5.98 -3.63 PM27-460 17.33 62.42 0.61 0.39 0.58 5.49 -3.00 PM28-2124 17.21 57.14 0.48 0.31 0.65 6.92 -4.37 PM28-4126 24.82 62.67 0.57 0.35 0.64 6.26 -3.67 PM14-14129 9.31 23.24 0.29 0.20 0.71 7.23 -6.31 PM14-15293 10.53 20.82 0.23 0.14 0.69 8.54 -8.68 PM14-2658 27.23 58.56 0.48 0.27 0.63 5.53 -3.75 PM14-30103 25.62 61.16 0.67 0.40 0.49 5.63 -2.89 PM14-32285 23.87 58.22 0.36 0.22 0.63 7.67 -5.21 PM14-33183 32.65 68.81 0.51 0.30 0.60 6.25 -3.61 PM14-42265 24.26 54.20 0.35 0.23 0.70 7.48 -5.28 PM14-46187 18.13 41.81 0.35 0.22 0.68 7.30 -5.53

圖10 金川1號礦體14行橄欖石粒度直方圖

圖11 金川1號礦體14行樣品橄欖石CSD曲線

圖12 金川1號礦體27行、28行樣品橄欖石CSD曲線

圖13 金川1號礦體27-28行橄欖石粒度直方圖

4.4.2 1號礦體27-28行樣品結構特征

27-28行勘探線位于1號礦體較東側，樣品CSD圖像見圖12，橄欖石粒度直方圖見圖13。27-28行樣品采自礦體下盤，巖體邊緣處。與14行勘探線兩端樣品相比較，兩處樣品具有相似的CSD曲線斜率，CSD曲線近于平行，暗示著兩處樣品為同一期次巖漿上侵的產物，但該處樣品中橄欖石粒度跨度范圍更廣，小粒徑顆粒數量銳減，大粒徑顆粒穩(wěn)定增加(圖 11a、圖12)。這種現象可以用巖石結構的調整平衡過程，即結構成熟或晶體老化過程來解釋(Cashman and Ferry, 1988; Higgins, 1998, 2006)。當巖體接近固結時，由于多相混合并未達到最低能狀態(tài)。小顆粒相對于大顆粒表面能較大，因此在巖石自發(fā)的結構調整中，某些低于臨界粒徑的小顆粒將發(fā)生溶解，而大于該粒徑的礦物將持續(xù)生長，以降低體系能，從而達到穩(wěn)定狀態(tài)。這樣在CSD曲線(圖12)上，將造成小顆粒晶體密度的減小及大顆粒晶體數量的增加，曲線斜率趨于平緩。同時，鏡下觀察發(fā)現，此處樣品中存在大量金云母，鈉長石，磷灰石等含水礦物(圖3b)，暗示巖漿中揮發(fā)分含量較高。

或者從另一角度思考，27-28行樣品與14行樣品同處于1號礦體的邊緣部位，僅沿礦體走向有空間位置的變化，即27-28行更靠近東部，14行更靠近西部，由圖11a與圖12可知，兩處樣品的CSD曲線斜率近似相同。由于CSD曲線的斜率代表晶體生長速率與生長時間乘積的負倒數(Marsh, 1988)，在晶體生長速率相對穩(wěn)定的情況下，27-28行處的樣品小晶體更少，大顆粒更多，整體粒度更粗，在結構上擁有更高的成熟度，表明該處樣品生長時間更長，暗示27-28行處的巖石比14行處樣品形成時間更早，即巖漿就位時間更早，從而可以進一步推測巖漿的流動方向可能是自西向東。

圖14 H2O-SiO2-Fo三元體系圖解(據Boudreau, 1988; Kushiro et al., 1968)

5 討論

5.1 兩類橄欖石的成因

由于REE元素在基性巖漿早期結晶的礦物相中多為不相容元素(除了Eu2+相熔于斜長石)，所以這些礦物中LREE基本都是虧損的(Hanson, 1980)。橄欖石與單斜輝石作為金川超鎂鐵質熔體中最早結晶出的礦物相，應當具備極低的稀土含量以及輕稀土、大離子親石元素虧損的原始特征。本次研究中Ⅰ型橄欖石與單斜輝石相似的稀土含量與配分模式說明(圖6、圖9)，此類橄欖石為正常巖漿結晶成因，代表了金川橄欖巖中最原始橄欖石的化學特征。但金川巖體中的橄欖石顆粒多呈橢圓、渾圓狀(圖3a)，反映了不平衡的結晶環(huán)境。

Ⅰ型橄欖石顯著的溶蝕特征，金川礦床中廣泛發(fā)育的含水礦物，Ⅱ型橄欖石與斜方輝石間殘余的溶蝕結構，無不暗示了一個與流體作用相關的新老礦物相間的轉化過程。前人研究認為，在金川深部巖漿房中，硫化物熔離之前，已有5%的橄欖石(Chai and Naldrett, 1992a; De Waaletal., 2004)結晶并堆積在巖漿房的底部。隨著名義上不含水(鹵素)礦物的結晶分異，在巖漿房底部的堆晶顆粒間將逐漸演化出富水的殘余熔體。隨著結晶過程的進行，一旦達到水飽和，流體(揮發(fā)份)將脫離出熔體成為單獨的物質相。隨結晶作用的持續(xù)，堆晶礦物逐漸向上堆積，而底層分異出的流體揮發(fā)份在自身浮力、上伏堆晶的壓實作用或者縱向的物質對流的影響下將持續(xù)向上遷移(類似去氣作用)。若將深部巖漿房暫時作為一個封閉體系來處理，那么可以將其類比為一個未固結的層狀堆晶巖體，上層堆晶間的殘余熔體總是比底部比例更高。巖漿房底部分異出的流體若在向上遷移的過程中，被上伏堆晶間仍未達到水飽和的高溫殘余熔體所捕獲且再次溶解，那么類似注水熔融過程，將有可能引起液相線溫度與固相線溫度的降低，從而觸發(fā)堆晶礦物間的不一致熔融。這就可以解釋為什么許多Ⅰ型橄欖石顆粒會呈現出溶蝕狀的不平衡特征(圖3)，且顆粒邊緣呈現出活動性元素含量的劇增(圖7)。在Fo-H2O-SiO2的三元體系中，水的加入會使體系成分向富Fo一端遷移(圖14)，橄欖石的穩(wěn)定域將向頑火輝石一側擴展，而頑火輝石的穩(wěn)定域將縮小(Kushiroetal., 1968; Boudreau, 1988)。

簡而言之，以頑火輝石為例(近似于金川礦體中斜方輝石的化學成分(圖8))，若上伏堆晶間的高溫殘余熔體因捕獲該高溫流體而達到水飽和，那么堆晶礦物中的頑火輝石將會發(fā)生再溶蝕，并與流體發(fā)生如下反應：

堆晶礦物重熔所需的熱量，可能來自于下覆巖漿固結釋放的熱能或上伏高溫巖漿對流提供的熱能。重熔熔體的再結晶，會造成水的再飽和，釋放的流體將重新向上遷移。類似于McBirney(1987)描述的原發(fā)性區(qū)域精煉作用(Constitutional zone refining)，隨流體向上遷移，該過程將不斷重復，直至巖漿演化至富水礦物飽和析出。

由輝石堆晶經溶解-再沉淀生成的二次成因橄欖石在成分上應更大程度繼承原生輝石的化學特征。Ⅱ型橄欖石具有相對較高的Fo值，便可能與頑火輝石相對富Mg的特征有關。由圖6和圖9對比可知，金川礦床中的Ⅱ型橄欖石與斜方輝石具有相似的HREE含量，但顯然Ⅱ型橄欖石中更加富集LREE。實驗巖石學證實，富Cl流體可以大量萃取并遷移REE元素(Flynn and Wayne Burnham, 1978; Candela, 1986; Websteretal., 1989)。同時，Migdisovetal.(2009)研究證實，在高溫流體中，Cl更易與LREEs絡合，從而造成LREEs與HREEs的分餾。Bushveld層狀鎂鐵質巖體中磷灰石異常的高稀土含量便被認為與富Cl流體的作用有關(Boudreau and Kruger, 1990)。若Ⅱ型橄欖石是由富Cl流體觸發(fā)的溶解-再沉淀過程中形成的二次成因顆粒，就可以解釋此類橄欖石中輕稀土富集的原因。同時，也可以解釋為何橄欖石在與單斜輝石形成包橄結構的同時還可與斜方輝石碎片形成了反序列的包含關系(圖2d)。

5.2 金川礦床中的富Cl流體

巖相學觀察發(fā)現，金川礦體中廣泛發(fā)育有半自形-他形填隙狀含水礦物，如金云母、角閃石、磷灰石、方解石等。前人研究多將此類礦物組合作為次生礦物描述為后期熱液蝕變的產物。但在對金川礦石的礦物學研究過程中發(fā)現，在少數硅酸鹽礦物(如斜方輝石)中包含有上述富水礦物碎片，暗示上述富水礦物可能為原生礦物組合。另外，化學分析發(fā)現，此類含水礦物通常異常富Cl(磷灰石Cl含量均值約5.5%；與Skaergaard侵入巖中金云母、角閃石相比擁有更高的Cl含量，數據未發(fā)表)。假設上述富水礦物為后期富Cl的變質熱液改造成因，那么該熱液變質活動在造成了礦床整體范圍內橄欖石蛇紋石化的的背景下，在其他的次生礦物組合中也應當保存有相似的富Cl的特征。但在對金川礦石中綠泥石及透閃石等次生礦物的成分研究中并未發(fā)現此類異常信息，且事實上，它們多數根本并不含Cl。因此，上述富水礦物組合很大可能并非蝕變產物，而是礦石巖體中的原生礦物組合。

磷灰石是用來研究巖漿揮發(fā)份的良好指示劑，不同于角閃石和金云母中F-Cl置換易受Fe/Mg變化的影響(Volfingeretal., 1985)，磷灰石中F-Cl-OH間的替換不受晶體化學條件的制約，在巖漿溫度下可以構成一個理想的固溶體系列(Tacker and Stormer, 1989)。金川礦床中的磷灰石多為氯磷灰石，F含量幾乎全部低于檢測限，在XF-XCl-XOH端員圖解中幾乎全部位于富Cl一端。與世界其他超鎂鐵質巖體(礦床)中的磷灰石相比較，除Stillwater OBZ-1與Bushveld Merensky Reef中的磷灰石有相似的富Cl特征外，其他巖體中的磷灰石更多呈現富F的特征(圖15)。火成巖磷灰石這種富F的特征是由鹵族元素在磷灰石、巖漿、揮發(fā)份間的分異造成的。分配系數實驗((DCl/DF)vapor/melt=16～400)結果表明，Cl傾向進入流體相而F傾向殘留于熔體相(Burnham, 1967; Holland, 1972; Hards, 1976; Candela, 1986; Websteretal., 1989)。鹵族元素在三者間的分配行為可簡單描述為:

(Cl/F)ap<(Cl/F)melt<(Cl/F)volatile

圖15 金川礦床磷灰石F-Cl-OH端員圖解

由此推論，在玄武質巖漿結晶過程中，隨早期不含鹵族元素礦物的結晶分異，殘余巖漿中Cl/F將持續(xù)降低，從而形成富F的磷灰石。另外，自然界中至今未報道有極端富Cl的巖漿產出，因此，金川礦體中此類富Cl磷灰石很難是從高度演化的巖漿中直接結晶形成的。參考前人對于Stillwater OBZ-1與Bushveld Merensky Reef的研究成果，他們普遍認同這種異常的富Cl磷灰石的形成與殘余晶間熔體在固結過程中分異出的富Cl流體有關。這種富Cl流體對REE，PGE及多種金屬元素具備強烈的遷移能力，造成了相關層位中硫化物與鉑族元素的富集成礦(Boudreau and McCallum, 1986, 1989, 1992; Boudreau, 1988; Boudreau and Kruger, 1990; Meurer and Boudreau, 1996; Boudreauetal., 1997; Willmoreetal., 2000, 2002)。

富水礦物在金川礦區(qū)中的廣泛分布，暗示富Cl流體在金川成巖成礦過程中活動作用顯著，巨晶橄欖巖的出現(圖2b)，也極可能與流體作用相關。這與橄欖石研究過程中的發(fā)現不謀而合(圖7)，暗示關于Ⅱ型橄欖石是由富Cl流體觸發(fā)的不一致熔融形成的二次成因顆粒的推測是十分合理的。

圖16 金川銅鎳硫化物礦床成礦模式簡圖

由Kusebauchetal.(2015)提供的鹵素在流體與磷灰石間的分配系數，可計算該流體中Cl質量分數可達3%(數據未發(fā)表)。關于此種富Cl流體的來源，我們通過測試磷灰石與團塊狀方解石的原位氧同位素發(fā)現，O的分布范圍集中于巖漿水的范圍內(數據未發(fā)表)，由此更加證實上述富水礦物并非次生蝕變礦物，而富Cl流體也并非來自接觸地層或地表淺水。假設此富Cl流體并非外來注入的獨立體系，則最有可能來自于高度演化的玄武質巖漿，即富水的粒間熔體。誠然，在其它巖漿體系中，用演化的富水的粒間熔體，以及演化的硫化物熔體也可以用來解釋含水礦物以及無根黃銅礦脈等的成因，但在對金川銅鎳硫化物礦床的研究中，這種粒間富水熔體似乎不能更好的解釋上述特殊礦物組合與地質現象。主要理由有以下幾點：(1)金川礦體中存在角礫狀礦石等特征說明礦體上侵過程中存在流體超壓這一過程;(2)與硫化物共生的礦物有角閃石、金云母、磷灰石、碳酸鹽礦物(方解石、白云石)及石英等，且在礦體不同部位這些礦物組合亦有差異;(3)金川的超鎂鐵質巖石中與礦石中磷灰石類型不同：超鎂鐵質巖石中不含有富Cl磷灰石，礦石中含富Cl磷灰石，若用高度演化的富水巖漿來解釋似乎也有一定的困難;(4)金川礦體中硫化物與碳酸鹽礦物、磷酸鹽礦物的關系指示這些礦物更像是從流體中直接結晶的流體晶礦物組合。由此我們認為該流體更像是一股獨立的富C富Cl的巖漿流體在高溫高壓條件下與含礦巖漿發(fā)生耦合，形成復雜的混合物質相，伴隨巖漿(礦漿)演化、侵位過程，隨溫度壓力的降低又與巖漿(礦漿)系統(tǒng)發(fā)生解耦，并在淺地表經去氣作用而逃逸。

5.3 對金川礦區(qū)成礦作用的啟示

5.3.1 金屬元素的富集與遷移

巖漿流體中的S含量變化范圍非常廣，Brimhall and Crerar(1987)的實驗結果顯示，S在流體/熔體間的分配系數～40，表明流體中可以非常富集S。Barnes and Campbell(1988)通過計算得出，在900℃、2kbar的條件下，與橄欖石、磁黃鐵礦、磁鐵礦平衡的流體相中，S主要以H2S的形式存在。金屬元素與REEs在硅酸鹽熔體與流體間的分配系數實驗結果顯示，多種金屬元素(Cu、Pd、Pt)在二者間的分配系數與流體中Cl的含量成指數相關(Holland, 1972; Candela and Holland, 1984)。以REE為例，其分配系數與流體中Cl含量的三次方成正比(Flynn and Burnham, 1978)。

總結來講，這種富S富Cl的特征，將使得流體具備極強的金屬運載及遷移能力。若該流體溶解于水不飽和的晶間熔體中時，將會與硅酸質巖漿發(fā)生如下反應：

該反應可有效加快熔體中的S飽和，促進硫化物的沉淀熔離。另一方面，隨該反應的進行，熔體中OH-含量持續(xù)增加，這就不難解釋為什么在硫化物礦石中常伴隨含水礦物的結晶(圖3b)。

以Pd、Pt為例，二者作為親銅元素，在硫化物熔體/玄武質巖漿間的分配系數可達104～106(Fleetetal., 1991, 1996)。這表明在流體-硅酸鹽熔體-硫化物熔體間，鉑族元素更易富集于硫化物中。但考慮到二者在流體中的相容性以及硅酸鹽/硫化物熔體與流體間的巨大體積比，至少在發(fā)生大規(guī)模硫化物熔離前，流體相中可以聚集相當數量的鉑族元素。假設上述富Cl流體在去氣作用過程中持續(xù)向上遷移，會造成流體中Pd、Pt元素的持續(xù)富集直至遇到地球化學障發(fā)生成礦元素的卸載或上升至堆晶/巖漿交界面且全部溶解于上伏高溫且PGE不飽和的硅酸質巖漿中。所謂地球化學障，即化學成分的不連續(xù)帶，最可能由其他巖漿的注入混合所形成(Boudreau and McCallum, 1992, 1986)?？辈檠芯堪l(fā)現，金川礦床在一、二礦區(qū)交界處，F16斷裂帶西部發(fā)育有一富銅盲礦體，該礦體PGE含量極高，具有重要的經濟價值。經上文論述，該區(qū)域或許有新鮮巖漿的注入。由此，關于該地區(qū)深部有一分支巖漿房的推測也就更加可行(高亞林等, 2009;張建輝, 2005; Songetal., 2012)。

5.3.2 高密度硫化物礦漿上侵機制

上文中說到，礦石中橄欖石顆粒受高溫富Cl流體的改造常發(fā)生顆粒邊部活動性元素的增加，而活動性元素的局部變化，常與硫化物的分布有關(圖7)，暗示硫化物礦漿演化過程常伴隨有高溫流體的活動作用。

經上述討論不難發(fā)現，即便是巖漿結晶初期分異出的少量流體也可以對整個巖漿演化過程產生持續(xù)而深遠的影響。前人研究認為，流體的加入可以使得巖漿體系的物理化學性質發(fā)生戲劇性的改變(羅照華等，2009)。實驗巖石學研究(Mungalletal., 2015; Matveev and Ballhaus, 2002)以及動力學模擬(王俊，2013)也進一步證實了流體體系的加入對硫化物礦漿侵位具有強有力的支持，這就使得蘇尚國和湯中立(2010)、蘇尚國等(2014)等提出的“含礦熔體-流體流”的概念獲得了重要的理論價值。由上文可知，金川硫化物熔體在整個熔離過程中均可伴隨流體的出溶(不排除外來巖漿流體注入的可能，如幔源流體的加入)。這表明，流體遷移過程可能會對硫化物熔體的遷移產生積極影響。因此，可建下述模型簡要描繪金川礦體形成過程：

(1)深部巖漿房中，隨堆晶礦物的早期結晶(～5%)，母巖漿達到S飽和，逐漸形成不混溶硫化物礦漿。在重力分異作用下，在深部巖漿房中自下而上形成富礦熔體-貧礦熔體-硅酸質巖漿的縱向分異(圖16a)。

(2)隨去氣作用持續(xù)，大量富Cl流體向上遷移(圖16b)，這些富Cl流體與上伏熾熱的水不飽和熔體發(fā)生溶解反應的過程中觸發(fā)原生斜方輝石堆晶顆粒的不一致熔融，形成富鎂的Ⅱ型橄欖石，受高溫流體-熔體影響，Ⅰ型橄欖石邊部發(fā)生溶蝕，活動性元素含量升高(圖16c, d)。同時，流體的注入可以觸發(fā)凍結巖漿房的再活化(Bachmann and Bergantz, 2006; Humphreysetal., 2009; Huberetal., 2010; Cashman and Blundy, 2013; Parmigianietal., 2014)。硫化物熔體可附著于揮發(fā)份氣泡的表面以降低表面能，并在浮力作用下隨其向上遷移(Mungall and Su, 2005; Gualda and Ghiorso, 2007; Knippingetal., 2015)(圖16e)。

(3)隨H2O與CO2飽和，巖漿系統(tǒng)發(fā)生流體超壓，流體-熔體(礦漿)紊流體系將沿構造薄弱面(即所謂的巖漿通道)上涌，并于終端巖漿房固結成礦。基于深部巖漿房中的垂向重力分異，硅酸質巖漿在通道前緣與邊緣處最先堆積，富礦熔體則在通道后緣處堆積(圖16f)。

5.3.3 巖漿通道前進方向

巖漿(礦漿)系統(tǒng)具有流動性，故而巖漿通道也具有前進方向。金川銅鎳硫化物礦床巖漿通道前進方向可通過以下不同角度來判斷：

(1)橄欖石Fo空間變化規(guī)律。深部巖漿房中最早結晶的橄欖石總是具有最高的Mg#值。由于重力分異作用，早期結晶的橄欖石更多堆積于巖漿房底部，晚期結晶的橄欖石相對堆積于巖漿房的上部，從而造成橄欖石Fo值的縱向分異。巖漿(礦漿)上侵過程中，上部熔體總是最先就位于通道的前緣與邊緣處，底部巖漿(礦漿)就位較晚且更易于通道后緣處堆積，從而造成橄欖石Fo值的平面空間差異。金川礦區(qū)不同礦體橄欖石Fo值呈現自西向東依次遞減的趨勢(圖5)，暗示礦體東部相對位于通道前緣處。

(2)橄欖石顆粒粒度空間變化規(guī)律。空間位置對礦物粒度分布的影響主要體現在兩方面：其一，不同空間位置代表的侵位時間的差異對顆粒大小有影響；其二，流體在空間上的分布對礦物顆粒大小有影響。首先，若巖體固結過程時間跨度過長(數個百萬年)，那么在巖體持續(xù)冷卻的過程中，越早結晶的顆粒將擁有更多的時間進行自身的結構調整(結構成熟或晶體老化過程)以達到體系的平衡。這就意味著越早結晶的顆粒越將通過吞噬小顆粒結晶大顆粒的方式完成體系能的降低；其次，巖漿演化過程中的去氣作用使得流體揮發(fā)份更多地向巖漿房頂部聚集，這意味著通道前端將擁有更高比例的揮發(fā)份。流體匯聚造成的液相線、固相線下移將觸發(fā)結晶礦物的溶解(特別是小顆粒)-再沉淀，促進顆粒增生，形成大顆粒礦物相。因此，通道前端礦物更易呈現粗顆粒相。劉美玉等(2015)通過橄欖石定量化結構分析認為，相較于24號礦體，1號礦體普遍擁有更粗的礦物顆粒。本次研究發(fā)現，1號礦體東部橄欖石顆粒普遍比西部更粗(圖11、圖12)，且東部礦石中含水礦物普遍含量更高。暗示礦體東部相對靠近通道前緣處。另外，通道前端揮發(fā)份的大量聚集常使其與直接接觸圍巖發(fā)生變質作用反應。2礦區(qū)東部38行下盤，巖體與大理巖接觸帶上發(fā)育的大量蛇紋石脈說明(圖2c)，此處流體活躍，可能與通道前端的去氣作用有關。

(3)硫化物Cu/Ni空間變化規(guī)律。硫化物礦漿演化過程中伴隨有單硫化物固溶體的分離結晶作用(Kullerud and Yund, 1962)，因此，可通過Cu/Ni與及鉑族元素的空間變化規(guī)律來推斷銅鎳硫化物礦床巖漿通道的前進方向。前人通過統(tǒng)計各礦床PGE與Cu/Ni比值的空間變化，判斷金川各主要礦體侵位順序為: 2號礦體→1號礦體→24號礦體→58號礦體。即東部礦體侵位最早，西部礦體就位最遲(蘇尚國等，2014；劉美玉等，2015)。

綜上所述，推測金川銅鎳硫化物礦床巖漿通道的前進方向為由西向東。

6 結論

(1)金川超鎂鐵質銅鎳硫化物礦床中發(fā)現兩類橄欖石：LREE虧損型(Ⅰ型)與LREE富集型(Ⅱ型)。Ⅰ型橄欖石常見成分環(huán)帶的變化，為巖漿正常結晶的原生橄欖石與晶間熔體發(fā)生物質交換形成的成分分帶，繼承了原始巖漿稀土含量低的特征；Ⅱ型橄欖石常以包裹斜方輝石，Fo值較高且化學成分均一而明顯區(qū)分于Ⅰ型橄欖石，為斜方輝石經溶解-再沉淀過程形成的橄欖石。

(2)Ⅰ類橄欖石受富高溫流體硫化物礦漿的改造，常見橄欖石邊部流體活動性元素含量的增高。

(3)金川超鎂鐵質巖體中廣泛分布富Cl的金云母、角閃石、磷灰石等原生含水礦物。該含水礦物組合的出現暗示其生成于富Cl貧F的流體環(huán)境中。該富Cl流體造成了稀土元素的富集，當其與水不飽和的晶間熔體發(fā)生溶解時可導致堆晶礦物的二次熔融。

(4)綜上，富Cl流體加入可能是促使高密度硫化物“礦漿”上侵運移的主要機制。

(5)金川巖體橄欖石自西向東呈現Fo值遞減的趨勢，同時，橄欖石定量化結構分析顯示東部礦體比西部礦體普遍礦物粒度更粗，推測金川銅鎳硫化物礦床巖漿通道的前進方向為自西向東。

致謝在野外考察中，得到金川礦業(yè)公司王玉山老師的幫助；分析測試得到山東冶金局測試中心林培軍實驗員、李增勝博士的幫助；在研究過程中得到羅照華老師的指導與幫助；審稿專家對文章的不足提出了有益的修改意見；在此一并致以衷心的感謝！