新疆圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖體鎳銅鈷成礦巖漿作用過程：流體化學(xué)與碳同位素組成制約*

張銘杰 班舒悅 李思奧 宋哲 仇哲 李立武 惠衛(wèi)東 李中平

1. 蘭州大學(xué)地質(zhì)科學(xué)與礦產(chǎn)資源學(xué)院，甘肅省西部礦產(chǎn)資源重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州 7300002. 中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，甘肅省油氣資源研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州 7300003. 新疆哈密和鑫礦業(yè)有限公司，哈密 8390001.

新疆北部中亞造山帶鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖帶賦存有眾多的早古生代Ni-Cu-Co硫化物礦床，是鉑族元素(PGE)和鈷等戰(zhàn)略性關(guān)鍵金屬成礦的潛力區(qū)，例如阿爾泰造山帶喀拉通克鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體產(chǎn)出大型Ni-Cu-Co硫化物礦床(287Ma、282Ma)，東天山黃山-鏡兒泉鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖帶賦存有黃山、白石泉、香山、土墩和圖拉爾根等巖漿型Ni-Cu(PGE)硫化物礦床等(Maoetal., 2008, 2014, 2018; Hanetal., 2010; Suetal., 2012; Gao and Zhou, 2013; Zhangetal., 2011; Zhaoetal., 2015; Kangetal., 2020)。研究結(jié)果揭示這些巖體中PGE含量普遍低于原始地幔標(biāo)準(zhǔn)值，巖石中沒有明顯的PGE富集，但喀拉通克和漂河川4號(hào)巖體的塊狀礦石中Pt和Pd富集(Weietal., 2015; 王建中等, 2010)。東天山雜巖體帶東段的圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖體是一個(gè)長期活動(dòng)的幔源巖漿通道(357～300Ma, 三金柱等, 2010; 焦建剛等, 2013)，賦存大型Ni-Cu-Co硫化物礦床，對(duì)認(rèn)識(shí)中亞造山帶環(huán)境下晚古生代Ni-Cu(PGE)硫化物成礦巖漿作用具有重要意義。

圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)雜巖體分布有Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ號(hào)三個(gè)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體。Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體由角閃橄欖巖、橄欖輝石巖、輝石巖和輝長巖組成。輝長巖單顆粒鋯石SHRIMP U-Pb年齡為300.5±3.2Ma(三金柱等, 2010)。Ⅱ和Ⅲ號(hào)巖體由角閃輝長巖組成，鋯石SIMS U-Pb年代學(xué)表明巖體年齡分別為357.5±2.5Ma(三金柱等, 2010)和351±4Ma(焦建剛等, 2013)。Ⅰ號(hào)巖體與Ⅱ、Ⅲ號(hào)巖體年代相差50Myr，Ⅰ號(hào)巖體年齡與東天山地區(qū)大多數(shù)鎂鐵-超鎂鐵巖體的形成時(shí)代相近，對(duì)應(yīng)于東天山地區(qū)后碰撞伸展期(320～252Ma)拉伸環(huán)境，Ⅱ、Ⅲ號(hào)巖體年齡對(duì)應(yīng)于區(qū)域主碰撞期(349～330Ma)擠壓環(huán)境(焦建剛等, 2013)，表明三個(gè)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體不是同期巖漿活動(dòng)的產(chǎn)物，是不同構(gòu)造環(huán)境下幔源巖漿長期活動(dòng)的通道，應(yīng)該是巖漿通道體系硫化物多階段富集成礦的理想場(chǎng)地(Li and Ripley, 2009; Ripley and Li, 2013)。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體與Ⅱ和Ⅲ號(hào)巖體的微量、稀土元素組成存在明顯差異。Ⅰ號(hào)巖體微量元素Nb、Ta虧損，Ba、Th和U富集，不同巖相稀土元素配分曲線平行過渡；與Ⅰ號(hào)巖體相比較，Ⅱ、Ⅲ號(hào)巖體Zr、Hf明顯虧損，Ti和P富集(三金柱等, 2010; 焦建剛等, 2013)。Ⅰ號(hào)巖體與Ⅱ、Ⅲ號(hào)巖體可能不是同一個(gè)源區(qū)巖漿演化的產(chǎn)物，母巖漿性質(zhì)可能不同，存在不同程度的地殼混染(三金柱等, 2010; 焦建剛等, 2012, 2013)。

圖拉爾根主要的銅鎳鈷礦體就位于I號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體，硫化物中PGE含量極低。巖漿演化早期可能發(fā)生了硫化物的熔離，熔離的硫化物沒有經(jīng)歷結(jié)晶分異作用(孫赫等, 2008)。造山帶構(gòu)造環(huán)境中巖漿系統(tǒng)成礦金屬的大規(guī)模聚集、硫飽和及硫化物熔離是超大型鎳銅硫化物礦床形成的關(guān)鍵。圖拉爾根PGE含量過低的原因可能有虧損型地幔源區(qū)貧PGE(王玉往等, 2010)、地幔部分熔融程度較低(約16%)(孫赫等, 2008; 焦建剛等, 2012)或地殼物質(zhì)導(dǎo)致硫化物早期熔離帶走PGE(劉艷榮等, 2012; Wangetal., 2018)。流體組成信息可提供成礦巖漿演化過程的精細(xì)制約(Zhangetal., 2013, 2017)。本文對(duì)圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體進(jìn)行流體揮發(fā)份化學(xué)組成及碳同位素組成研究，通過流體揮發(fā)份來源判識(shí)成礦巖漿源區(qū)、演化、混染殼源組分類型及混染機(jī)制。

1 地質(zhì)背景

1.1 區(qū)域地質(zhì)

圖拉爾根超鎂鐵質(zhì)雜巖體位于哈密市區(qū)東約200 km的圖拉爾根大溝西側(cè)，2002年在Ⅰ號(hào)巖體發(fā)現(xiàn)大型巖漿銅鎳鈷硫化物礦床。該雜巖體在構(gòu)造上處于吐魯番-哈密微板塊和塔里木板塊的銜接部位，康古爾塔格-黃山-鏡兒泉韌性剪切帶的北東段。與土墩、香山、黃山、黃山東、白石泉和葫蘆等銅鎳硫化物礦床超鎂鐵質(zhì)巖體相似，圖拉爾根雜巖體受控于康古兒塔格-黃山-鏡兒泉韌性剪切帶(三金柱等, 2007; 傅飄兒等, 2009)。

區(qū)域地層為石炭系火山碎屑巖建造和中泥盆統(tǒng)火山碎屑沉積建造。以黃山-鏡兒泉區(qū)域性的深大斷裂為界，南側(cè)為中上石炭統(tǒng)(C2-3)海相細(xì)碧角斑質(zhì)含角礫巖屑-晶屑凝灰?guī)r，地層總體走向60°～70°；北側(cè)為中泥盆統(tǒng)大南湖組(D2d)海相火山碎屑沉積建造，主要為粗砂巖、細(xì)砂巖和含礫凝灰質(zhì)砂巖等，地層走向總體呈NE-SW向，與區(qū)域性斷裂走向一致。圖拉爾根雜巖體侵位于中上石炭統(tǒng)(C2-3)火山碎屑巖中。圍巖為含角礫晶屑凝灰?guī)r、含角礫巖屑晶屑凝灰?guī)r，巖石動(dòng)力變質(zhì)特征明顯，變質(zhì)相可達(dá)角閃巖相，并有一定的混合巖化。

1.2 巖體地質(zhì)

圖拉爾根雜巖體已發(fā)現(xiàn)三個(gè)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體，如圖1所示。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體為半隱伏巨型透鏡體，呈NE-SW向條帶狀延伸(圖1a)。Ⅰ號(hào)巖體向南西側(cè)伏，東緩西陡，局部呈巖盆狀，在5、15和17勘探線剖面形態(tài)呈巖席狀。地表出露長740余米，寬20～60m，面積0.026km2，地表+隱伏巖體總長大于1200m，東段(18-9勘探線)巖體延深250m以下，厚50～150m；西段(13-27勘探線)巖體延深420余米，厚150～400m(圖1b)。Ⅱ和Ⅲ號(hào)巖體位于Ⅰ號(hào)巖體西北部約1km處，三個(gè)巖體走向一致。大地電磁測(cè)深資料推斷Ⅰ號(hào)和Ⅱ號(hào)巖體可能在深部相連(孫赫等, 2006)。

圖1 圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵雜巖體分布圖(a, 據(jù)三金柱等,2007, 2010修改)、Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵巖體剖面簡(jiǎn)圖(b, 據(jù)三金柱,2012修改)和L9勘探線剖面圖(c, 據(jù)焦建剛等, 2012)Fig.1 Geological sketch map of the Tulaergen mafic-ultramafic complex (a, modified after San et al., 2007, 2010), geological profile of No.1 mafic-ultramafic intrusion (b, modified after San et al., 2012) and geological section map of L9 in No.1 intrusion (c, modified after Jiao et al., 2012)

圖拉爾根鎂鐵-超鎂鐵雜巖體巖相發(fā)育較完整，Ⅰ號(hào)巖體發(fā)育有角閃橄欖巖、輝石橄欖巖、角閃輝石巖和輝長巖4個(gè)巖相，不同巖相之間過渡接觸，具有典型的環(huán)帶狀巖相分帶結(jié)構(gòu)(圖1b)，巖體兩側(cè)發(fā)育寬3～5m的土黃色泥化帶，其中有輝長巖殘塊。賦礦巖相主要為角閃橄欖巖、輝石橄欖巖。塊狀礦體和海綿隕鐵特富礦體主要產(chǎn)在角閃橄輝巖相中。Ⅱ號(hào)和Ⅲ號(hào)巖體主要由角閃輝長巖組成。

Ⅰ號(hào)巖體含礦性較好，礦化比例大于90%。礦體呈透鏡狀、似層狀、脈狀產(chǎn)出，其形態(tài)受巖體形態(tài)制約。厚大的囊狀礦體主要賦存在巖體上部和底部，特富塊狀礦體呈板狀、多產(chǎn)于巖體中上盤(圖1b)，局部礦體產(chǎn)于雜巖體向深部變緩部位，鉆孔揭露礦體視厚度30～260m。礦石中磁黃鐵礦-鎳黃鐵礦-黃銅礦共生，礦石富含鈷，發(fā)現(xiàn)鎳輝砷鈷礦和鈷輝砷鎳礦等鈷獨(dú)立礦物(秦克章等, 2007)。銅鎳(鈷)礦體平均品位Cu 0.4%、Ni 0.6%、Co 0.05%，從地表向深部品位明顯增高(三金柱等, 2003, 2007; 孫赫等, 2006, 2008; 秦克章等, 2007)。Ⅱ號(hào)巖體地表輝長巖微弱礦化，含礦性較差，少量礦體呈脈狀產(chǎn)于角閃橄欖巖相帶內(nèi)，鉆孔揭露視厚度在3～6m，深部成礦潛力很大(孫赫等, 2006; 三金柱等, 2010)。

2 樣品和實(shí)驗(yàn)方法

2.1 樣品及前處理

研究樣品采集于圖拉爾根I號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體中不同勘探線的鉆孔巖心(ZK801、ZK906、ZK1304、ZK1503和ZK1704)，采集的巖石樣品切制光薄片、進(jìn)行顯微巖相學(xué)觀察，巖石類型主要為角閃橄欖巖、輝石巖、橄欖輝石巖和輝長巖，為巖相發(fā)育較為完整的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖。

角閃橄欖巖以橄欖石為主(55%～80%)，其次為角閃石；粗大的角閃石晶體包裹渾圓狀的橄欖石。橄欖輝石巖由輝石(40%～75%)和橄欖石(小于40%)組成。輝石巖主要由輝石(90%～100%)組成，含少量橄欖石、角閃石和黑云母等。輝長巖主要由輝石(40%)、斜長石(約45%)、橄欖石(約10%)和黑云母(約5%)組成。

選擇新鮮的樣品，去除巖脈及裂隙部分后，將樣品粉碎至40～60目，在雙目顯微鏡下挑選出純凈的輝石單礦物。采用蒸餾水超聲波清洗單礦物樣品后，置于0.3mol/L的HCl中浸泡24h，以去除樣品的蝕變部分或次生碳酸鹽礦物。用蒸餾水超聲波反復(fù)沖洗至pH中性后，用分析純CH2Cl2清洗樣品表面吸附的有機(jī)組分，最后于110℃溫度下烘干用于實(shí)驗(yàn)。詳細(xì)的樣品處理方法見張銘杰等(2000, 2009)。

2.2 流體組成測(cè)定方法

流體化學(xué)組成分析采用改進(jìn)的真空分步加熱質(zhì)譜法完成。在線分步加熱質(zhì)譜法通過冷凍分離樣品釋出的部分流體組分，可有效阻止高溫條件下流體組分間的化學(xué)反應(yīng)，使流體組成測(cè)試結(jié)果接近巖漿礦物形成高溫條件下達(dá)到化學(xué)平衡的組成(張銘杰等, 2000; Zhangetal., 2004, 2007, 2009)。

分步加熱裝置由一個(gè)石英樣品管和液氮冷阱組成。樣品在高真空條件下100℃加熱去氣2h，確認(rèn)樣品沒有氣體排出后，從200℃開始升溫，以100℃為升溫段，每個(gè)溫度段樣品加熱1h，分步加熱至1200℃。加熱過程中采用液氮冷阱冷凍分離樣品釋出的低冰點(diǎn)流體揮發(fā)分。每個(gè)溫度段釋出流體揮發(fā)份在線導(dǎo)入MAT271型質(zhì)譜計(jì)測(cè)定流體化學(xué)組成。流體組分提取裝置和詳細(xì)的實(shí)驗(yàn)步驟見Zhangetal. (2004, 2007)描述，相對(duì)誤差CO2和H2小于1%、H2O小于5%。

表1 圖拉爾根Ⅰ號(hào)超鎂鐵質(zhì)巖體輝石礦物不同溫度段釋出流體組分的含量(mm3·STP/g)

CO2、CH4、C2H6、C3H8和C4H10等含碳流體揮發(fā)份進(jìn)行碳同位素組成分析。采用在線分步加熱-氦載氣-分子篩吸附流體組分、GC-C-穩(wěn)定同位素質(zhì)譜計(jì)系統(tǒng)測(cè)定。根據(jù)流體組分的釋出特征，采用200～400℃、400～900℃和900～1200℃三個(gè)溫度段對(duì)樣品進(jìn)行碳同位素組成分析。含碳流體揮發(fā)份提取裝置由一個(gè)石英樣品管和分子篩吸附阱組成。樣品及分子篩預(yù)先在100℃加熱、He載氣去氣30min，以去除石英玻璃管分子篩中的殘余氣體及樣品表面吸附氣。每一溫度段加熱樣品1h，用液氮-分子篩冷凍吸附-收集樣品釋出的流體揮發(fā)份。流體揮發(fā)份提取結(jié)束后采用沸水浴(～96℃)加熱分子篩吸附阱解吸，氦載氣載入通過GDX-05不銹鋼色譜填充柱分離CO2、CH4、C2H6、C3H8和C4H10組分。分離的組分經(jīng)燃燒系統(tǒng)轉(zhuǎn)化為CO2，最后導(dǎo)入Delta-plus XP穩(wěn)定同位素質(zhì)譜計(jì)進(jìn)行碳同位素組成測(cè)試。δ13C值采用V-PDB標(biāo)準(zhǔn)，系統(tǒng)誤差小于1.6‰。

3 分析結(jié)果

3.1 流體揮發(fā)分化學(xué)組成

在分步加熱過程中，圖拉爾根Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體中角閃橄欖巖、橄欖輝石巖、輝石巖和輝長巖輝石礦物的流體揮發(fā)份階段性釋出，在200～400℃、400～900℃和900～1200℃三個(gè)溫度段分階段釋出，不同溫度段釋出流體組分的化學(xué)組成見表1。

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體輝石礦物中H2O、CO2、H2S、CH4和H2主要在400～900℃釋出，在400～900℃溫度段的流體揮發(fā)份的釋氣量最高，不同流體揮發(fā)份相的釋出溫度范圍不同(圖2)。部分樣品的CH4在200～400℃釋出。CO2在900～1200℃釋出，主要釋氣溫度為500～1100℃(圖2a)；H2O非常集中在400～800℃釋出(圖2b)，H2S主要釋氣溫度為400～1000℃(圖2c)，CH4釋出溫度降低(200～600℃, 圖2d)。

圖2 圖拉爾根Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體不同溫度釋出流體組分的含量Fig.2 The contents of volatiles released at different temperature from ultramafic rocks in Tulaergen No.Ⅰ mafic-ultramafic intrusion

圖3 圖拉爾根Ⅰ號(hào)超鎂鐵質(zhì)巖體甲烷同系物碳同位素組成(‰, V-PDB)配分圖Fig.3 The distribution patterns of δ13C (‰, V-PDB) of CH4, C2H6, C3H8 and C4H10 in Tulaergen No.1 mafic-ultramafic intrusion

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體的流體揮發(fā)份含量較低，平均含量5947.7mm3·STP/g(STP：標(biāo)準(zhǔn)溫度和大氣壓，后文略)。主要組分為H2O，平均5400.4mm3·STP/g，占流體揮發(fā)份總量的91vol%。其它流體揮發(fā)份為H2(2.0vol%)、CO2(2.1vol%)和H2S(2.3vol%)和N2(0.5vol%)，及少量的CH4(0.1vol%)和SO2。

不同類型巖石中流體揮發(fā)份的含量不同。角閃橄欖巖、輝石橄欖巖、橄欖輝石巖和輝長巖的H2O平均含量分別為2501.6mm3·STP/g、907.9mm3·STP/g、9367.3mm3·STP/g和5129.2mm3·STP/g，CO2平均含量分別為215.3mm3·STP/g、177.6mm3·STP/g、102.6mm3·STP/g和73.2mm3·STP/g，H2S分別為395.9mm3·STP/g、93.8mm3·STP/g、133.3mm3·STP/g和34.5mm3·STP/g，CH4分別為10.1mm3·STP/g、3.8mm3·STP/g、9.2mm3·STP/g和1.8mm3·STP/g。H2O含量從橄欖輝石巖(9367.3mm3·STP/g)到輝長巖(5129.2mm3·STP/g)降低。主要賦礦的角閃橄欖巖中H2S(395.9mm3·STP/g)和CO2(215.3mm3·STP/g)含量最高，但H2O含量低于輝長巖和橄輝巖的。

3.2 流體揮發(fā)分碳同位素組成

圖拉爾根Ⅰ號(hào)超鎂鐵質(zhì)巖體輝石礦物釋出CO2、CH4、C2H6、C3H8和C4H10的碳同位素組成見表2。CO2的δ13C介于-21.3‰～-16.1‰，分布于地殼和地幔碳同位素范圍之間。CH4、C2H6、C3H8和C4H10的δ13C分別介于-45.3‰～-16.1‰、-26.3‰～-19.0‰、-17.6‰～-8.4‰和-35.0‰～-30.2‰之間(圖3)。與世界范圍內(nèi)巖漿CO2的δ13C值(-9‰～-4‰)和CH4的δ13C值(-52‰～-9‰)一致(Birkleetal., 2001; Sherwoodetal., 1993)。

角閃橄欖巖和輝橄巖釋出CO2的δ13C值為-21.3‰～-16.1‰，平均為-17.7‰；CH4的δ13C值介于-45.3‰～-16.1‰之間，平均-33.8‰。橄欖輝石巖釋出CO2的δ13C值位于-18.8‰～-17.8‰之間，平均-18.3‰；CH4的δ13C值范圍為-42.1‰～-32.2‰，其平均值為-37.2‰。輝長巖CO2的δ13C值位于-18.7‰～-17.6‰之間，平均-18.2‰；CH4的δ13C值介于-45.3‰～-34.0‰，平均-38.0‰。

甲烷同系物CH4、C2H6和C3H8等的碳同位素組成隨碳數(shù)增加而變重， 即正序分布， C3H8與C4H10碳同位素組成出現(xiàn)倒轉(zhuǎn)(圖3)。樣品TLG512在900～1200℃釋出的CH4和C2H6具有反序分布特征(圖3)。不同溫度段釋出甲烷同系物的碳同位素組成分配模式及δ13CCH4有所差別。CH4的δ13CCH4值從200～400℃(-45.3‰～-42.0‰，平均-43.9‰)到400～900℃(-36.2‰～-16.1‰，平均-30.1‰)和900～1200℃(-36.4‰～-20.1‰，平均-30.7‰)變重。樣品TLG512在400～900℃的δ13CCH4最重(-16.1‰)。δ13CC2H6變化相對(duì)較小，但200～400℃的δ13CC2H6重于400～900℃和900～1200℃(圖3)。

不同溫度段釋出CO2的δ13CCO2比較接近，200～400℃溫度段的δ13CCO2變化于-18.8‰～-16.1‰，平均-17.5‰，400～900℃的δ13CCO2變化于-21.3‰～-16.8‰，平均-18.6‰，900～1200℃的δ13CCO2變化于-19.1‰～-16.8‰，平均-17.6‰。

4 討論

4.1 圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體的流體組成特征

圖拉爾根Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體不同類型巖石中普遍保存新鮮的輝石，是鎂鐵質(zhì)巖漿早期結(jié)晶礦物，其中流體揮發(fā)份以高含量的H2O(平均為91vol%)為特征，次要流體揮發(fā)份為H2(2.0vol%)、H2S(2.3vol%)和CO2(2.1vol%)。與喀拉通克鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體相似，其流體化學(xué)組成以H2O為主(平均為91vol%)，其次為CO2、H2、H2S和SO2(Fuetal., 2012)。與其他構(gòu)造環(huán)境的鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖的流體化學(xué)組成有所差異，如俄羅斯Noril’sk礦床鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體中H2O平均為84vol%，其次為SO2、H2S、H2和CO2(Tangetal., 2013)。東昆侖夏日哈木鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體輝石中H2O含量極低，平均為42vol%，其次為H2(27vol%)和CO2(19vol%)(湯慶艷等, 2017)。表明圖拉爾根I號(hào)雜巖體與這些巖體的巖漿起源與演化環(huán)境介質(zhì)可能不同。

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體的H2O主要在400～800℃釋出(圖2b)，表明不是吸附水或結(jié)晶水，可能來來來自巖漿流體包裹體的爆裂釋出(Zhangetal., 2007, 2019)。極高的H2O含量(5400.4mm3/g)接近于造山帶構(gòu)造環(huán)境產(chǎn)出的喀拉通克超鎂鐵質(zhì)巖體的H2O含量(15090mm3/g, Fuetal., 2012)、地幔柱作用有關(guān)的Noril’sk超鎂鐵質(zhì)巖體(3992mm3/g, Tangetal., 2013)和朱布超鎂鐵質(zhì)巖體(11770mm3/g, Tangetal., 2017)。反映成礦巖漿結(jié)晶過程中富集水，可能來源于相對(duì)富集水的地幔源區(qū)或后期加入的含水組分。圖拉爾根角閃二輝橄欖巖中輝長巖-花崗閃長巖鎂鐵質(zhì)包體含水蝕變組合，揭示巖漿來源于含水流體中富集交代地幔的部分熔融(Wangetal., 2018)。

圖4 圖拉爾根Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體CO2和CH4碳同位素組成(據(jù)Ueno et al., 2006修改) Mantle-地幔來源；Crust-地殼來源；Thermogenic-有機(jī)質(zhì)熱裂解成因；Microbial-微生物成因；Methane Oxidation-甲烷氧化Fig.4 The plot of carbon isotope of CO2 and CH4 from rocks in Tulaergen No.1 mafic-ultramafic intrusion, western China (after Ueno et al., 2006)

4.2 流體揮發(fā)份的來源

幔源巖漿起源演化過程中流體在部分熔融、成礦元素運(yùn)移及硫化物飽和熔離等方面具有重要的作用，巖漿礦物中的流體揮發(fā)份來源于巖漿演化的不同過程。加熱釋出流體揮發(fā)份的來源可能有：1)巖漿礦物結(jié)晶時(shí)捕獲的流體揮發(fā)份，包括地幔源區(qū)部分熔融、巖漿上升演化過程中進(jìn)入巖漿的流體揮發(fā)份，主要保存于礦物晶格缺陷及早期流體包裹體中(Zhangetal., 2009)；2)后期變質(zhì)作用與蝕變過程的流體揮發(fā)份，保存在蝕變與變質(zhì)礦物中；3)污染的流體揮發(fā)份，包括吸附于礦物表面、裂隙與破裂包裹體中、以及實(shí)驗(yàn)過程污染的大氣組分。

本研究挑選新鮮的單礦物樣品、采用合理的樣品處理(HCl浸泡+分析純CH2Cl2+超聲波清洗)，可以排除第2類來源的流體揮發(fā)份。樣品在100℃加熱-高真空去氣2h可以排除第3類來源的流體揮發(fā)份。變質(zhì)作用與蝕變作用相關(guān)流體、以及樣品污染大氣組分的主要成分為大氣飽和流體，化學(xué)組成分析結(jié)果中極低的大氣組分證明上述樣品處理與實(shí)驗(yàn)方法的有效性。因此，圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體巖漿礦物釋出的流體揮發(fā)份主要來源于巖漿礦物結(jié)晶時(shí)捕獲的組分。

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體不同類型巖石中輝石的CO2、H2S、CH4和H2等主要在400～900℃集中釋出，表明這些組分來自于礦物中的相同賦存形式，可能來自巖漿礦物結(jié)晶時(shí)捕獲的原始流體包裹體(Zhangetal., 2007, 2009, 2013, 2019)。因此，400～900℃釋出流體揮發(fā)份的化學(xué)組成與碳同位素組成可揭示巖漿作用過程。甲烷同系物的碳同位素組成及分布特征可鑒別有機(jī)揮發(fā)份的來源，圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體中樣品TLG512在400～900℃較重的δ13CCH4(-16.1‰)、900～1200℃釋出的CH4、C2H6較重的δ13C值、且具有反序分布特征，證明幔源流體揮發(fā)份的存在(Zhangetal., 2007, 2009)。圖拉爾根較低的(87Sr/86Sr)i值與較高的εNd(t)指示巖漿來自虧損型地幔源區(qū)(焦建剛等, 2012)支持幔源巖漿流體這一結(jié)論。

CO2和CH4的來源不同，其碳同位素組成有明顯的差異(Uenoetal., 2006; Zhangetal., 2007, 2009, 2019)，地幔的δ13CCO2=-6.50‰±2.5‰(Sano and Marty, 1995)、δ13CCH4=-25‰～-15‰(Carapezza and Federicob, 2000)，生物成因CH4的δ13CCH4=-93‰～-50‰(Schoell, 1980)。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體CO2和CH4的碳同位素組成主要位于地殼與甲烷氧化范圍內(nèi)(圖4)，表明幔源流體揮發(fā)份中混入了大量的源于地殼及有機(jī)質(zhì)氧化組分。樣品處理與實(shí)驗(yàn)方法的有效性可排除變質(zhì)作用與樣品蝕變的影響，具有甲烷氧化特征CO2和CH4的碳同位素組成表明巖漿中存在蝕變或風(fēng)化作用來源組分。

甲烷同系物的碳同位素組成正序分布特征(圖3)表明為地殼組分應(yīng)該是沉積有機(jī)質(zhì)來源組分，即混染殼源組分可能為蝕變-風(fēng)化作用或沉積來源組分，應(yīng)該為蝕變的沉積來源有機(jī)質(zhì)組分。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體Sr-Nd同位素證明上地殼混染程度較低(5%)(三金柱等, 2010; 焦建剛等, 2012)，因此混染殼源組分可能不是硅酸鹽組分、而是流體組分，蝕變洋殼脫出揮發(fā)份可能是較為合適的解釋。

4.3 成礦巖漿過程

流體揮發(fā)份在鎂鐵質(zhì)巖漿結(jié)晶過程中不進(jìn)入結(jié)晶的硅酸鹽礦物晶格(除輝石中的微量OH)，通常在晚期巖漿中富集，并包裹于結(jié)晶的礦物巖石，如富Te和Bi等元素及揮發(fā)份的熔體在巖漿演化結(jié)晶后期開始富集揮發(fā)份(劉平平等, 2010)。圖拉爾根I號(hào)巖體中結(jié)晶較晚的輝長巖中流體揮發(fā)份含量低于輝石橄欖巖和橄欖輝石巖，輝長巖中H2O和H2S含量低于橄欖輝石巖，橄欖輝石巖和輝長巖中CO2含量低于輝石橄欖巖，表明不同類型巖石可能是不同期次巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物，與華北克拉通的哈沙圖北超鎂鐵質(zhì)雜巖體(張銘杰等, 2001)、坡北和黃山東超鎂鐵質(zhì)巖體(Zhangetal., 2017; Maoetal., 2018)相似，為巖漿通道不同期次巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體富硫化物的角閃橄欖巖與橄欖輝石巖和輝長巖的Cu同位素組成有所不同，角閃橄欖巖具有較低的εNd(t)值和較高的(87Sr/86Sr)i值，也證明為不同期次巖漿的產(chǎn)物(焦建剛等, 2012; Zhaoetal., 2017)。

鎂鐵質(zhì)巖漿形成銅鎳硫化物礦床的關(guān)鍵因素是硫飽和及硫化物熔離，地殼混染和外來硫的加入是硫飽和的重要因素(Ripley and Li, 2013)。如喀拉通克硫化物礦床被認(rèn)為是地殼硫加入的結(jié)果(Hanetal., 2007)，巖石中H2S和SO2含量較高，分別為273mm3/g和232mm3/g(Fuetal., 2012)。Noril’sk礦床成礦巖漿流體H2S和SO2含量分別為141mm3/g和321mm3/g (Tangetal., 2013)，主要來自圍巖膏巖層的貢獻(xiàn)(Li and Ripley, 2009)。圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體賦礦巖石硫含量顯著高于非含礦巖石(秦克章等, 2007; 三金柱等, 2007a, b)。Ⅰ號(hào)巖體賦礦的角閃橄欖巖具有最高的H2S含量(395.9mm3/g)，表明有外來硫的加入；還原性流體揮發(fā)份較多，有利于硫化物達(dá)到飽和。

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體成礦巖漿中混入的地殼物質(zhì)是成礦控制因素之一(三金柱等, 2010;焦建剛等, 2012)，但(87Sr/86Sr)i與εNd(t)指示地殼混染程度較弱，可能小于5%(焦建剛等, 2012)。因此推斷CO2和CH4的碳同位素組成揭示的混染殼源組分應(yīng)該為蝕變的沉積有機(jī)質(zhì)的流體揮發(fā)份(圖4)，非硅酸鹽組分。而圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體侵位于中上石炭統(tǒng)(C2-3)火山碎屑巖中，直接圍巖為含角礫巖屑晶屑凝灰?guī)r，因此，沉積有機(jī)質(zhì)來源的流體可能在源區(qū)或上升過程中混入，可能為古天山洋閉合過程中俯沖板片來源流體(Wangetal., 2018)。

圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體的形成時(shí)間對(duì)應(yīng)于東天山造山帶后碰撞伸展期(320～252Ma)拉伸環(huán)境，Sr-Nd同位素指示巖漿來自虧損地幔源區(qū)(焦建剛等, 2012, 2013)。巖漿中較高的H2O含量，礦化鎂鐵質(zhì)包體中硫化物被熱液改造，表明虧損地幔巖漿源區(qū)可能被古天山洋殼俯沖板片來源的流體交代(Wangetal., 2018)。一般的，H2O含量高導(dǎo)致氧逸度較高，硫化物很難達(dá)到飽和發(fā)生硫化物熔離，實(shí)驗(yàn)研究表明玄武質(zhì)巖漿中H2O含量增加1%，硫化物飽和時(shí)巖漿中的硫含量增加100×10-6(Fortinetal., 2015)?？随V鐵質(zhì)成礦巖漿具有較高的H2O含量(Kangetal., 2020)，巖漿中H2S高促使硫飽和，巖漿早期出現(xiàn)硫飽和、微量的硫化物熔離(劉艷榮等, 2012)。圖拉爾根雜巖體較高H2O和H2S含量可能與喀拉通克相似，存在早期巖漿硫飽和及少量的硫化物熔離，導(dǎo)致PGE虧損(劉艷榮等, 2012; Wangetal., 2018)。

5 結(jié)論

圖拉爾根Ⅰ號(hào)鎂鐵-超鎂鐵質(zhì)巖體不同類型巖石流體揮發(fā)份化學(xué)組成和碳同位素組成特征表明：

(1)圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體的流體揮發(fā)份以H2O為主(平均91%，5400.4mm3/g)，其次為H2(2.0%)、CO2(2.1%)和H2S(2.3%)。輝長巖中流體揮發(fā)份含量低于輝石橄欖巖和橄欖輝石巖，表明不同類型巖石可能是不同期次巖漿結(jié)晶的產(chǎn)物，成礦巖漿可能飽和硫和水。

(2)圖拉爾根Ⅰ號(hào)巖體CO2和CH4的δ13C位于地殼與甲烷氧化范圍內(nèi)，甲烷同系物碳同位素組成具有正序分布，樣品TLG-512釋出的CH4、C2H6較重的δ13C值及反序分布特征，證明幔源流體揮發(fā)份中混入了較多的殼源組分，這些混染殼源組分可能來源于俯沖板片蝕變沉積有機(jī)質(zhì)脫揮發(fā)份，在源區(qū)或上升過程中混入。

(3)賦礦的角閃橄欖巖具有較高的H2O(平均2501.6mm3/g)和最高的H2S(395.9mm3/g)含量，表明可能存在巖漿早期硫飽和熔離帶走PGE。

致謝研究工作得到了第二次青藏高原綜合科學(xué)考察研究(2019QZKK0704)和蘭州大學(xué)西部生態(tài)安全協(xié)同創(chuàng)新中心開放課題中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)資金(lzujbky-2019-kb30)資助；三金柱、湯慶艷、曹春輝、杜麗、姚赟勝和李建平等在野外考察、實(shí)驗(yàn)分析及論文撰寫中給予了指導(dǎo)和幫助；三位評(píng)審專家對(duì)論文提供了建設(shè)性的修改建議；在此致以謝意。