大火成岩省是指体积超过10万km3、覆盖面积超过10万km2、由板内岩浆在1~5 Ma期间一次侵位、或在50 Ma之内多次侵位形成的火成岩单元(Bryan and Ernst, 2008)。大火成岩省主要由溢流玄武岩和岩浆通道系统组成，后者主要包括基性岩墙群和岩席以及镁铁-超镁铁质层状岩体(Ernst et al., 2005; Bryan and Ernst, 2008; Bryan and Ferrari, 2013)。全球范围的二叠纪大火成岩省包括俄罗斯的Siberian Traps(251 Ma)、中国西南地区的峨眉山大火成岩省(259 Ma)和西北地区的塔里木大火成岩省(~280 Ma)以及印度的Panjal Traps(289 Ma)。它们集中发育在欧亚大陆，岩浆侵位时限相差约40 Ma，因此有理由猜测，它们可能是由地幔深部的一个超级地幔柱支解出的多个次一级的地幔柱形成的。

大火成岩省是能量和金属的巨大储库，可以直接形成或贡献多种成矿系统，其经济价值被日益认识。Ernst和Jowitt(2013)将与大火成岩省有关的成矿作用分为3类:大火成岩省提供物源形成的岩浆矿床、大火成岩省提供热源与源岩形成的热液矿床和大火成岩省镁铁-超镁铁质岩石风化形成的表生矿床。结合峨眉山大火成岩省的成矿多样性，笔者认为，与大火成岩省相关的成矿作用可大致分为2类：与地幔柱岩浆活动直接相关的成矿作用和与地幔柱岩浆活动间接相关的成矿作用(图 1)。

与地幔柱岩浆活动直接相关的成矿作用进一步可分为，岩浆系统和再循环系统。岩浆系统是指地幔柱岩浆活动形成的岩浆矿床，可分为2类：① 与基性岩浆直接相关的岩浆矿床，如岩浆铜镍硫化物矿床、钒钛磁铁矿矿床和铬铁矿矿床等，它们是全球铂族元素(PGE)、金属镍、铬、钒和钛的主要来源；② 赋存在碳酸岩和碱性杂岩体中的Nb-Ta-Zr-REE矿化，如攀西地区与过碱性花岗岩和正长岩脉相关的Nb-Ta矿化(Wang et al., 2015)。再循环系统是指产于金伯利岩中的金刚石(Ernst and Jowitt, 2013; 徐义刚等，2013)，金刚石被认为形成在不同时代、并储存在稳定的、冷的岩石圈深部的金刚石稳定区，地幔柱活动造成超深来源的金伯利岩浆上涌，可将储存在古老岩石圈深部的金刚石带至地表(徐义刚等，2013)，即金刚石虽然与超深来源的金伯利岩紧密伴生，但其本身仍属再循环物质。因此，将金刚石矿归入与地幔柱岩浆活动直接相关的再循环系统。

与地幔柱岩浆活动间接相关的成矿作用也可进一步分为2个系统：热液系统和表生风化系统。热液系统是指大火成岩省提供热源或物源而形成的热液矿床，包括自然铜、金矿甚至IOCG、块状硫化物矿床(VMS)等(Ernst and Jowitt, 2013)。表生风化系统是指在热带地区，镁铁-超镁铁质岩遭受风化作用后形成的铝土矿和红土型镍矿(laterite)、以及伴生碳酸岩和碱性杂岩体风化后形成的含Nb-Ta-REE黏土(Ernst and Jowitt, 2013)(图 1)。

众所周知，南非古元古代Bushveld杂岩体赋含世界上最大的铂族元素、铬铁矿和钒钛磁铁矿矿床，而显生宙以来全球最重要的地幔柱成矿作用发育在二叠纪大火成岩省中。与Siberian Traps直接相关的Noril'sk-Talnakh矿床是世界级超大型铜镍硫化物矿床(Naldrett et al., 1992; Hawkesworth et al., 1995; Lightfoot and Keays, 2005)，其PGE资源量位居世界第二位，仅次于Bushveld杂岩体(Mudd，2012)。峨眉山大火成岩省中的攀西层状岩体构成全球最大的钒钛磁铁矿矿集区。塔里木大火成岩省的主要岩浆成矿类型与峨眉山大火成岩省完全可以对比。此外，这些大火成岩省中还发育多种热液矿床。因此，二叠纪大火成岩省是研究地幔柱岩浆成矿多样性的理想场所。

本文以峨眉山大火成岩省的岩浆成矿作用为例，就近年来在地幔柱岩浆成矿作用多样性方面的主要研究进展及存在问题进行综述。

峨眉山地幔柱岩浆成矿作用的特征表现为小、富、多。尽管不少世界级大型铜镍硫化物矿床、铬铁矿床以及钒钛磁铁矿矿床赋存在几十甚至上千平方千米的大岩体中(Namur et al., 2010)，但也有一些世界级的铜镍硫化物矿床和钒钛磁铁矿矿床发育在小岩体中，这在峨眉山大火成岩省尤其突出。在峨眉山大火成岩省中，赋含铜镍硫化物矿床的含矿岩体，大部分出露面积不超过1 km2；赋含钒钛磁铁矿矿床的层状岩体面积也不超过50 km2，与世界上的大型层状岩体，如非洲的Bushveld、Great Dyke、美洲的Stillwater岩体、澳大利亚的Windemurra岩体等相比，在面积和体积上均无法相提并论。但是，攀西地区的层状岩体赋含880×104t钒和8.7×108 t钛，分别占到世界钒和钛资源量的11%和38%，是世界上最大的钒钛磁铁矿矿集区(徐义刚等，2013)。这说明小岩体也有可能形成世界级的大型岩浆矿床。另一个突出的特征是，不同于Bushveld一个超大型岩体发育多种矿化，在峨眉山大火成岩省中不同类型的成矿作用发育在大大小小的多个含矿岩体中，铜镍硫化物矿床既有以镍为主的矿化、也有以铂钯为主的矿化，钒钛磁铁矿矿床与铂族元素富集层相伴。因此，这种典型的小岩体成矿现象对于中国缺少大型的镁铁-超镁铁质岩体的现状是一个很好的启示，即要解决中国铂族元素和镍等金属资源的短缺问题，立足小岩体也许是一个重要途径。因此，关注小岩体岩浆成矿机理十分重要。

地幔柱成矿作用是一个特殊的地质过程，可能的控制因素包括：地幔柱结构、岩浆源区特征、结晶分异、硫化物熔离，地壳混染和侵位过程等(徐义刚等，2013)。峨眉山地幔柱成矿作用之所以复杂多样，与其成矿作用的复杂过程密切相关。本文将从有关峨眉山大火成岩省2种主要类型岩浆矿床形成的岩浆源区特征、岩浆过程、地壳混染和侵位过程几个方面进行重点阐述，以揭示其岩浆成矿多样性的主要原因。

峨眉山大火成省中的玄武岩成分变化很大，根据玄武岩的Ti/Y值，最初将其划分为高钛(Ti/Y>500) 和低钛(Ti/Y < 500)2个系列(Xu et al., 2001)。镁铁-超镁铁质岩体中赋含的2种主要矿化类型，被认为分别与高钛和低钛系列玄武质岩浆的演化有关(Zhou et al., 2008)。赋含铜镍硫化物矿化的小型镁铁-超镁铁质体的母岩浆被认为是低钛苦橄质岩浆，其成因与低钛玄武质岩浆在深部岩浆房经历硫化物饱和并发生硫化物熔离有关(Song et al., 2008, 2009; Wang et al., 2011)。赋含钒钛磁铁矿矿化的镁铁-超镁铁质层状岩体其原始岩浆成分类似高钛苦橄岩，母岩浆成分与分异程度较低的高钛玄武岩类似(Zhou et al., 2005; Zhong et al., 2005; Shellnutt and Jahn, 2010; Wang et al., 2014)。

多年来，有关高钛和低钛系列玄武质岩浆的地幔源区特征已积累了大量研究。Xu等(2001)对宾川、二滩、米易(龙帚山)和东川地区峨眉山玄武岩的研究结果表明，高钛玄武岩的地幔源区相当于石榴子石稳定区，是地幔源区低程度部分熔融(1.5%)形成的，而低钛玄武岩的源区相当于尖晶石稳定区—石榴子石稳定区的过渡带，是地幔源区高程度部分熔融(16%)形成的。Song等(2001)对丽江、宾川、二滩和剑川的苦橄质玄武岩和玄武岩的研究认为，峨眉山玄武岩来源于地幔柱岩浆上涌至地幔浅部与富集的大陆岩石圈地幔混合后的地幔源区，富集的大陆岩石圈地幔的存在是由于峨眉山大火成岩省下面的岩石圈地幔遭受俯冲洋壳板片改造的结果。Xiao等(2004)对宾川玄武岩剖面进行了系统研究，认为低钛玄武岩-高钛玄武岩的成分变化特征反映了岩浆源区从富集大陆岩石圈地幔向深部地幔柱源区的过渡。Zhou等(2006)对于云南富宁地区镁铁质层状岩体和岩席、以及伴生的玄武安山岩研究发现，镁铁质层状岩体和玄武安山岩为低钛系列，而镁铁质岩席为高钛系列，高钛系列是富集的、OIB型软流圈地幔低程度部分熔融(7.3%~9.5%)形成的，而低钛系列则可能来自EM2型岩石圈地幔。Wang等(2007)研究了云南金平-越南北部一带的峨眉山玄武岩和镁铁质岩体，提出高钛玄武岩和镁铁质岩体是深部(200~400 km)OIB型富集地幔源区低程度部分熔融形成的，而低钛玄武岩和镁铁质岩体是浅部(100~120 km)极度亏损的地幔源区高程度部分熔融形成的，低钛系列岩石之间的成分差异是地壳混染程度不同造成的。Qi等(2008)研究了四川龙帚山的高钛玄武岩、粗面岩和玄武安山岩，也提出高钛玄武岩来自OIB型地幔源区，玄武安山岩为高钛玄武岩浆分离结晶并经历地壳混染的结果，而粗面岩则来源于遭受碳酸盐流体改造的软流圈地幔。Xu等(2007)对金顶、龙帚山、宾川、织金和金平玄武岩的Os-Nd-Pb同位素研究认为，低钛玄武岩来自地幔柱源区，而高钛玄武岩来自大陆下岩石圈地幔、或地幔柱上升过程中与大陆下岩石圈地幔的混合。这些工作虽然对源区性质的解释说法不一，但其中的共识是，峨眉山大火成岩省高钛系列和低钛系列岩浆岩的地幔源区性质是存在显然差异的。

Shellnutt和Jahn(2011)曾将已发表的峨眉山大火成岩省玄武岩数据整理，全部投在Ti/Y-Mg#、Sm/Yb和εNd(t)图解上，发现所有的数据点是连续变化的，因此认为，高钛和低钛系列应来自同一地幔源区，其成分差别是由于部分熔融和地壳混染程度不同造成的。但是，这一认识是片面的，因为没有对发表的数据进行筛选，而很多数据并不代表端元组分的特征。Kamenetsky等(2012)注意到了这一问题，选取宾川和永胜地区的低钛和高钛苦橄岩，对最原始橄榄石和铬尖晶石中的熔融包裹体成分进行研究，发现这些熔融包裹体的成分的确可区分出高钛和低钛两个独立的端元组分，并分别可用石榴子石辉石岩和地幔橄榄岩为代表。而大量介于低钛和高钛端元之间的中间组分，有可能是不同地区的玄武岩，其地幔源区存在端元组分不同比例的混合，并可能进一步分异衍生出无数成分不同的母岩浆批次。因此，在峨眉山大火成岩省，岩浆岩复杂多变的成分特征是由于地幔源区的强烈不均一性造成的，这同时也是其成矿多样性的主要原因之一。

峨眉大火成岩省的岩浆铜镍硫化物矿床，根据矿石中的PGE含量可分为3类(Song et al., 2008): PGE富集的矿床，如云南金宝山矿床；Ni和PGE同时富集的矿床，如越南Ban Phuc矿床、四川杨柳坪矿床和青矿山小型矿床；Ni富集而PGE亏损的矿床，如云南白马寨和四川力马河小型矿床等。PGE在3类矿床中的盈亏与不同的岩浆通道过程有关。

铜镍硫化物矿床是在动态的岩浆通道系统中形成的，大量硅酸盐熔体流过岩浆通道、留下硫化物珠滴和早期结晶矿物如橄榄石(Naldrett and Lightfoot, 1999)，形成的硫化物矿石通常位于分异的岩席底部，如Noril'sk地区、以及峨眉山大火成岩省的杨柳坪岩体、力马河岩体等(Song et al., 2003; Lightfoot and Keays, 2005; Tao et al., 2008)。

矿石中的PGE含量与硅酸盐熔体和硫化物熔体的质量比有关。当硅酸盐熔体的PGE含量一定时，如果硅酸盐熔体硫化物饱和后只有很少量的硫化物珠滴形成，由于PGE在硫化物中的分配系数为103~106(Bezmen et al., 1994; Fleet et al., 1996)，岩浆中的PGE组分就会进入硫化物珠滴，造成PGE高度富集在硫化物珠滴中；随着硫化物熔体比例增高，硫化物熔体的PGE含量则会逐渐降低，这就是所谓的R-factor效应(Campbell and Naldrett, 1979)。就峨眉山大火成岩省中的含矿小岩体而言，硅酸盐熔体与硫化物熔体的比例取决于，在动态的岩浆通道中硅酸盐熔体是多次侵入、还是一次侵入深部岩浆房。力马河和白马寨岩体的矿石均以Ni为主而亏损PGE，二者的共同之处在于深部岩浆房不存在多期岩浆侵入(Tao et al., 2008; Wang and Zhou, 2006)。金宝山岩体是典型的PGE富集矿床，其深部岩浆房经历了多期原始岩浆的侵入(Wang et al., 2010)。杨柳坪岩体同时富集Ni和PGE，表现为深部岩浆房存在有限的硅酸盐熔体和硫化物熔体交换(Song et al., 2003)。

力马河岩体铂族元素的亏损被认为是由于深部岩浆房中存在早期硫化物熔离，硫化物熔离造成残余岩浆极度亏损PGE，这种亏损PGE、中度演化的岩浆侵位到浅部岩浆房再次发生硫化物饱和，形成的矿石则极度亏损PGE(Tao et al., 2008)。白马寨岩体虽然也是铂族元素亏损，但其岩浆通道过程与力马河是不同的，其成因被认为是大量岩浆在深部岩浆房中遭受地壳混染造成硫化物饱和，形成了大量硫化物熔体，造成硫化物熔体中的PGE含量很低，在一个挤压背景下，这种贫PGE的硫化物熔体可能随残余岩浆一起上涌进入浅部岩浆房，并经历熔体的动力分异，表现为岩性呈同心圆状分布，PGE亏损的块状矿体位于岩体的中心部位(Wang and Zhou, 2006)。这种深部熔离+岩浆流动分异的模式可以很好的解释“小岩体成大矿”的机制，对认识金川镍矿的成因也是有帮助的。

金宝山岩体中的Pt-Pd富集被认为是深部岩浆房中形成的硫化物经历多期硫化物溶解-富集过程，形成的富PGE岩浆进入浅部岩浆房(Wang et al., 2010)，在浅部岩浆房中，大量铬铁矿结晶造成滞后的硫化物饱和形成PGE富集层(Wang et al., 2005)。因此，深部岩浆房多期次岩浆注入，是小岩体形成铂矿的重要途径。当有多期次岩浆注入时，由于PGE不亏损的硅酸盐熔体与早期形成的硫化物熔体的持续物质交换，就有可能造成PGE富集成矿。这样的成矿效果与Bushveld杂岩体中Merensky Reef的形成过程(Naldrett et al., 2009)可以类比。

峨眉山大火成岩省在攀西地区发育5个主要的层状岩体，包括攀枝花、红格、白马、新街和太和岩体。这些岩体的共同特征之一是，主要矿体(含50%~100%vol.铁钛氧化物)发育在岩体下部、或中下部位，矿体相对整个岩体的比例相当大。例如，攀枝花岩体的平均总厚度约2 000 m(唐兴信，1984)，岩体底部的块状矿体(含体积分数为50%~100%铁钛氧化物)厚近60 m，之上的条带状矿石(含25%~50%vol.铁钛氧化物)厚达80~400 m(唐兴信，1984；邱仁轩和谢世敏，1998)。相比Bushveld杂岩体，其岩体总厚度约8500 m，位于其上部的26个磁铁矿层(铁钛氧化物含量大于50%)的累积厚度只有20.4 m，因此，富矿层只占岩体很小的比例(Cawthorn and McCarthy, 1980)(图 2)。与Skaergaard、Sept Iles等大型层状岩体的含矿特征也明显不同，这些岩体中虽然也有铁钛氧化物相对富集的层位，但铁钛氧化物的含量一般都小于20%(Tegner et al., 2009; Namur et al., 2010)，远远未及富集成矿的程度。因此，攀西地区成矿岩体的母岩浆可能是极富铁的岩浆。另一个特征为，攀西地区各个岩体中橄榄石的Fo值均相对较低，大多低于80% mol(Pang et al., 2009; Bai et al., 2012; Dong et al., 2013; Liu et al., 2014a)(图 3)，说明其母岩浆是相对演化的岩浆(Zhou et al., 2005; Shellnutt et al., 2009; Zhong et al., 2011)。由于这2个显著的特征，攀西地区的含矿岩体被特称为“攀枝花型”钒钛磁铁矿矿床(Zhou et al., 2013)。

有人曾推测，攀西地区层状岩体的母岩浆之所以如此演化，是因为岩浆中有一部分超镁铁质组分丢失在地壳深部岩浆房造成的(Zhou et al., 2005)。最新研究发现，地壳深部可能的确存在这部分丢失的超镁铁质组分，其组成可以由目前出露在该地区同期的阿布郎当岩体来代表(Wang et al., 2014)。该岩体由纯橄岩、二辉橄榄岩和橄榄辉长岩组成，其中橄榄石的Fo值高达86.5%~89.0%(摩尔分数)，岩石的γOs(t)值(0.1~1.2) 和εNd(t)值(-1.9~2.9) 与峨眉山高钛苦橄岩和高钛玄武岩、以及攀西层状岩体岩石的变化范围一致。同时，在原始地幔标准化的亲铜元素配分图解上，阿布郎当岩体的岩石表现为相对较高的铂族元素(PGE)含量和Os和Ru正异常，而高钛玄武岩则具有较低的PGE含量、以及Os和Ru负异常，这刚好与阿布郎当岩体橄榄石和铬铁矿中包裹的铂族矿物硫钌锇矿[Ru(Os，Ir)S2]一致(Wang et al., 2014)。研究认为，地幔柱来源的、高钛苦橄质岩浆可能大量底侵到Moho面附近，一些高钛苦橄质岩浆以岩浆通道方式侵位至不同深度(0.7~10 GPa)的地壳岩浆房中，经历早期橄榄石和铬铁矿的分离结晶作用并在岩浆房的底部逐渐堆积，造成残余的苦橄质岩浆更加演化和富集铁钛，这些残余岩浆或者侵入到地壳浅部岩浆房(~0.5 GPa)进一步分异演化形成层状岩体、或者喷出地表形成高钛玄武岩(Wang et al., 2014)(图 4)。按照这一模式，层状岩体的母岩浆成分应类似演化程度较低的峨眉山高钛玄武岩，在峨眉山大火成岩省范围内的地壳深部可能存在大量类似阿布郎当的纯橄岩岩体。

演化的高钛苦橄质岩浆进入浅部岩浆房形成层状岩体的同时，大量的铁钛氧化物如何聚集成矿是目前攀西地区层状岩体研究的热点。一些学者认为，攀西地区的主要含矿层主要位于岩体下部，在攀枝花和红格岩体的橄榄石中发现的铁钛氧化物包裹体被认为是代表了铁钛氧化物在橄榄石和单斜辉石的液相线上就已经结晶，是铁钛氧化物早期结晶的重要证据(Pang et al., 2008a)。因此认为，攀西钒钛磁铁矿床的形成与铁钛氧化物的早期结晶有关(Pang et al., 2008b; Song et al., 2013)。但是也有研究发现，在白马岩体的海绵陨铁矿石中，橄榄石中包裹了大量浑圆状的矿物集合体，由钛磁铁矿、钛铁矿以及少量磷灰石、角闪石、金云母和磁黄铁矿组成，其中钛磁铁矿贫Cr，与粒间钛磁铁矿的成分完全相同，说明这些橄榄石中的包裹体不可能是早期结晶的矿物集合体(Liu et al., 2014b)。进一步的研究发现，这些包裹体中的FeOT含量可高达59.6%~82.1%(wt)，明显与代表层状岩体母岩浆成分的高钛玄武岩的成分不同，因此推测，这些包裹体成分代表了高钛玄武质岩浆演化过程中形成的不混溶富铁熔体(Liu et al., 2014b)。

早在2005年，有人提出攀西钒钛磁铁矿矿床的形成与岩浆不混溶有关(Zhou et al., 2005)，但由于缺乏直接证据而一直未被普遍接受。近年来，一些岩石显微结构、矿物熔融包裹体和高温不混溶实验岩石学方面的研究进展表明，岩浆不混溶过程在攀西层状岩体中是普遍存在的。在新街岩体的主要含矿层，矿物粒间发育岩浆晚期成对出现的、非反应显微结构，一种为富钛铁矿集合体，由钛铁矿和黑云母及少量磷灰石组成，另一种为类似花斑岩成分的富硅集合体，由细粒长英质组分组成(Dong et al., 2013)，这种共轭的非反应结构与Skaergaard岩体观察到的非反应结构特征(Holness et al., 2011)完全一致，两种集合体的成分被认为可代表粒间熔体不混溶形成的富铁和富硅熔体(Holness et al., 2011)。对攀枝花岩体磷灰石中的熔融包裹体的研究发现，在同一个样品的多个磷灰石中，熔融包裹体的成分变化非常大，可分成两个端元，一个富铁贫硅，另一个富硅贫铁，最富硅的组分可含高达76%(wt.)SiO2，岩浆不混溶作用是对两种端元组分同时存在最合理的解释(王坤等，2013)(图 5)。

近年来，在Bushveld杂岩体、Skaegaard岩体、Sept Iles岩体等大型层状岩体的研究中，陆续发现了不少岩浆不混溶的证据(Jakobsen et al., 2005, 2011; Holness et al., 2011; Charlier et al., 2011; VanTongeren and Mathez, 2012; Fischer et al., 2016)，但这些岩体中的铁钛氧化物远没有达到富集成矿的程度。传统观点认为，不混溶作用发生的岩浆温度为1000℃，即只在玄武质岩浆分离结晶作用的晚期有所表现(Philpotts and Doyle, 1983)，因此，很多人认为即使岩浆不混溶过程存在，也只是出现在层状岩体岩浆演化的晚期阶段。但是攀西地区层状岩体中大量铁矿石的出现，说明岩浆不混溶过程对于铁钛氧化物的富集可能是非常重要的，尤其在小型层状岩体中。新的实验岩石学结果表明，不混溶作用可以发生在温度高达1100℃的岩浆中(Veksler et al., 2007)。Hou和Veksler(2015)利用王坤等(2013)发表的攀枝花岩体磷灰石熔融包裹体的成分进行了一项高温超液相线不混溶实验，结果表明，成分差别很大的共轭富铁和富硅熔体在1150~1200℃可以保持不变，并在接触带显示明显的成分差异梯度。这一实验结果说明岩浆不混溶过程可以发生在岩浆演化的早期高温阶段。如果不混溶作用发生在岩浆房岩浆演化的早期，有可能更有利于富铁熔体与富硅熔体的分离、以及富铁熔体的向下运移，这可以合理的解释为什么块状矿体一般位于岩体中下部位这一事实现象。攀西地区位于峨眉山大火成岩省内带的东缘(Xu et al., 2004)，内带被认为是代表峨眉山地幔柱头的轴部，在内带丽江地区发育的高钛苦橄岩的原始岩浆初始熔体温度高达1630~1690℃(Zhang et al., 2006)，这暗示形成层状岩体的高钛苦橄质原始岩浆有可能是非常高温的，如果原始岩浆快速进入攀西层状岩体的岩浆房并保持相对较高的温度，那么可以想像，在这些岩浆房中发生高温岩浆不混溶作用的可能性是完全存在的。

岩浆铜镍硫化物矿床的形成过程包括地幔部分熔融形成镁铁质岩浆、岩浆上升到地壳浅部岩浆房并发生硫化物饱和、硫化物中金属元素(镍、铜、铂族元素等)进一步富集、硫化物熔体聚集并在冷凝过程中发生分异(Barnes and Lightfoot, 2005; Naldrett，2011)。实验岩石学研究表明，幔源镁铁质岩浆中S的溶解度随着压力的减小而增大(Mavrogenes and O'Neill，1999)，因此，必须存在某种机制使得幔源岩浆在地壳浅部达到硫化物饱和，才有可能形成铜镍硫化物矿床。

分离结晶作用和地壳混染是造成岩浆硫化物饱和的主要方式。当岩浆的分离结晶程度较高时，即可以达到硫化物饱和(Donoghue et al., 2014)。但是，由于Ni在橄榄石中是相容元素，高程度的分离结晶作用将导致大量橄榄石结晶，造成残余岩浆中的Ni含量强烈降低，这将不利于形成具经济价值的铜镍硫化物矿床(Naldrett，2004)。

地壳混染被认为是幔源岩浆在地壳浅部达到硫化物饱和最有效的机制(Arndt et al., 2005; Ripley and Li, 2013)。地壳混染最直接的方式是地壳硫的加入，造成岩浆中的硫含量升高、并超过岩浆中硫的溶解度，从而达到硫化物饱和(Ripley and Li, 2013)。Keays和Lightfoot(2010)通过对比印度德干玄武岩与俄罗斯西伯利亚玄武岩的地球化学特点，认为形成岩浆铜镍硫化物矿床必须有地壳硫的加入。也有研究认为，要形成类似Noril'sk这样的大型岩浆铜镍硫化物矿床，如果没有外来地壳硫的加入是不太可能的(Ripley and Li, 2013)。

在峨眉山大火成岩省，对南天湾岩体系统的铂族元素和Re-Os同位素研究发现，浅部岩浆房中选择性的混染地壳硫化物对成矿可能是十分有利的(Wang et al., 2012)。南天湾岩体主要由橄榄辉长岩和辉长苏长岩组成，橄榄辉长岩中橄榄石的Fo值为83%~87%(mol)，辉长苏长岩可分为含硫化物型和贫硫化物型。橄榄辉长岩含0.2%~0.9%(wt.)硫化物，17×10-9~151×10-9PGE，Cu/Pd值为1 500~32 500，εNd(t)值为-1.3~-0.1和γOs(t)值(5~15) 接近0值。含硫化物的辉长苏长岩含1.9%~4.1%(wt.)硫化物，PGE含量(37×10-9~160×10-9)与橄榄辉长岩基本一致，具很高的Cu/Pd值(54 000~624 000)，贫硫化物的辉长苏长岩含0.1%~0.6%(wt.)硫化物，PGE含量相对较低(0.2×10-9~15×10-9)，具非常高的Cu/Pd值(16 900~2 370 000)。但是，所有的辉长苏长岩与橄榄辉长岩虽具有类似的εNd(t)值(-0.9~-2.1)，但具有更高的γOs(t)值(17~262)。这些地球化学特征被解释为，辉长苏长岩中硫化物的相对富集是由于演化的岩浆进入浅部岩浆房，选择性混染了外来的地壳硫，造成了岩浆中的硫化物饱和。因为在陆壳中，Os在硫化物中为相容元素(Ripley et al., 1999, 2002)，如果地壳岩石中低熔点的硫化物被选择性混染到岩浆中，岩浆中的187Os/188Os值就会显著升高(Ripley et al., 1999; Lambert et al., 2000; Lesher and Burnham, 2001)，而地壳硫化物具有较低的Nd、Sr和REE含量，因此，地壳硫化物加入岩浆并不会显著影响Sr-Nd同位素体系和REE配分型式(图 6)。这一研究表明，原始苦橄质岩浆的早期分离结晶作用或许会造成少量硫化物珠滴的形成和熔离，但是促使大量硫化物饱和更重要的原因是演化的岩浆在浅部岩浆房选择性混染地壳硫化物，从而有可能形成具经济价值的矿床(Wang et al., 2012)。力马河岩体是这一方式成矿的典型实例(Tao et al., 2008)。另外，中亚造山带东部红旗岭7号岩体和漂河川4号岩体的硫化物矿石成因也被认为是外来地壳硫加入的结果(Wei et al., 2013, 2015)(图 6)。最近，在对美国阿拉斯加Duke岛杂岩体的研究发现，该岩体中的不同岩相可能来源于不同期次的岩浆，经历了不同的地壳混染作用过程，最终导致成矿差异性，含矿的单斜辉石岩可能选择性吸收了地壳硫，其γOs(t)值高达151~2059，而贫矿的纯橄岩则没有经历这种地壳硫化物加入的过程，其γOs(t)值(2~10) 接近地幔值(Stifter et al., 2016)。

在一个镁铁-超镁铁质岩体发育的地区，往往仅有少数岩体的含矿程度较好，其他都含矿性很差。这可能是多个原因造成的。岩浆通道中富含S、SiO2、CO2、CH4或者C等的地壳物质加入岩浆，均可造成岩浆的成分或者氧逸度变化，导致岩浆中的硫溶解度降低、使硫化物达到饱和(Irvine，1975; Lehmann et al., 2007; Thakurta et al., 2008; Seat et al., 2009; Tomkins et al., 2012)。但这些不同地壳物质的加入所导致的地壳混染程度有所差异，因此，造成同一个地区不同岩体的含矿程度有所差异(Naldrett，1992; Li et al., 2009; Arndt，2011)。在加拿大Voisey's Bay地区，沿着深大断裂两侧分布着Voisey's Bay岩体和Mushuau岩体，断裂西侧的Voisey's Bay岩体(约1333 Ma)产出世界级的铜镍硫化物矿床，其围岩Tasiuyak副片麻岩富含硫化物，母岩浆被认为选择性吸收了围岩中的硫化物；而东侧的Mushuau岩体(约1313 Ma)仅在局部发现浸染状矿化，其地壳混染主要是富SiO2的围岩(Lambert et al., 2000; Li et al., 2000)。因此，在岩浆通道系统中，即使母岩浆成分类似，如果在地壳浅部遭受不同地壳物质的混染而达到硫化物饱和，形成的矿化规模可能会有明显差异。造成矿化程度不均一的另一个原因是，一个含矿岩体中如果要造成Ni和PGE富集，往往需要比岩体本身大得多的岩浆量才有可能实现，因此，一个含矿岩体周围往往伴生多个含矿程度低、或不含矿的岩体，这些岩体可能代表了含矿岩体的岩浆房中硫化物熔离之后的残余岩浆，沿岩浆通道随机侵入到含矿岩体周围形成的，这些岩体一般是不可能有矿化的。这也解释了为什么在一个地区有些岩体成矿，但总有一些岩体不成矿的。例如，在峨眉山大火成岩省南部的白马寨地区，发育多个镁铁-超镁铁质小岩体，只有白马寨3号岩体赋存具经济价值的矿床(Wang and Zhou, 2006)，1号和2号岩体几乎不含矿(王焰，2008)。因此，对于实际的勘探工作来讲，在一个已知富矿的周围就矿找矿风险一般较低；如果是在同一构造背景下矿区外围找矿，风险就会提高，而如果在一个矿化程度低或不知道有没有矿的新地区找矿，风险则相当高(Lightfoot，2016)。

对于铜镍硫化物矿床的成因研究，大多关注含矿岩体的岩石学和地球化学以及成矿的岩浆过程(Naldrett, 2004, 2010；Barnes and Lightfoot, 2005)，而对于赋矿岩浆房和岩浆通道的形状则关注较少(Ripley and Li, 2011)。很多实例表明，赋存铜镍硫化物矿床的小岩体大多位于走滑断裂带转换拉伸和交汇的部位。同时，走滑断层的位移产生多个分支通道，并在局部形成拉伸空间，含矿岩浆则沿这些分支通道侵位，并最终形成含矿岩体(Lightfoot and Evans-Lamswood, 2015)。与此对应的地质事实是，同期的镁铁-超镁铁质岩体在一个地区往往都不是孤立存在的，这些岩体的深部可能由岩浆通道互相联通，构成了一个从地幔到地表的复杂通道系统(Lightfoot et al., 2012a; Tao et al., 2015)。同样，在峨眉山大火成岩省，含矿小岩体的形状也具有一些共同的特征，可主要分为2种：一些岩体表现为在平面上呈菱形、在剖面上呈漏斗状，如白马寨、力马河、朱布、Ban Phuc等；另一些岩体则呈岩席状，如杨柳坪、金宝山等。

含矿小岩体的岩石类型多样，包括与矿化有关的纯橄岩、地幔橄榄岩、二辉橄榄岩、辉石橄榄岩和橄榄辉长岩等，矿化弱或无矿化的岩石主要为辉长岩、辉长苏长岩和闪长岩等。另外，在岩体的局部常发育岩浆角砾岩，有些块状硫化物矿体位于与岩体相邻的围岩中，而不是岩体中，如力马河岩体。

含矿小岩体矿化的一个显著特征是，岩体中硫化物相对硅酸盐岩石的比例相对较高，硫化物中的金属含量非常高，如此高的硫化物含量不可能是从目前与岩体大小等量的岩浆中原地熔离和堆积造成的(Naldrett et al., 1995)。因此，岩体所在的位置均为开放体系的岩浆通道，但是，开放体系是否能造成成矿金属含量提升并形成矿床，在地质上并没有太多证据(Lightfoot and Zotov, 2014)。大量硫化物熔体的形成有可能是在地壳深部很大的岩浆房中完成的。而且，越来越多的证据认为，在构造应力作用下，携带硫化物、硅酸盐矿物和岩石碎块的岩粥可以沿岩浆通道从深部岩浆房注入到浅部岩浆房，并在最后卸载的部位成矿(Lightfoot et al., 2012a, 2012b)。如果考虑硅酸盐和硫化物熔体之间的密度和黏度关系，携带大量硫化物的熔体在一个垂直的岩浆通道中是不可能发生运移的(de Bremond d'Ars et al., 2001)。但是，如果携带硫化物的熔体从深部岩浆房沿一个略倾斜的岩浆通道向上运移，则有可能涌进浅部岩浆房，卸载硫化物后就位成矿(Lightfoot and Evans-Lamswood, 2015)。峨眉山大火成岩省内断裂构造发育，南北向多条深大断裂交错切割地壳深部，这可能是峨眉山大火成岩省中一直未见大型含矿岩体的主要原因，小岩体成矿应该是该区岩浆成矿作用的主要方式。当然这还可能与岩浆侵位深度和相对剥蚀程度有关。但是，笔者强调对一个成矿远景区应进行详细的构造地质学研究，确定区内走滑断裂带的框架，有利于更好的限定岩浆通道的分布范围、确定岩体的侵位空间位置。

自Chung和Jahn(1995)提出峨眉山地幔柱的概念已经过去了20多年。最近十年来，对于峨眉山大火成岩省岩浆成矿作用的研究已经十分深入，但仍有一些困惑的问题。对于赋存铜镍硫化物矿床的小岩体，虽然目前的共识是，地壳混染是导致岩浆硫化物饱和的重要原因，但具体是什么地壳混染物，一直没有明确。大多数人认为外来地壳硫的加入是导致硫化物饱和的原因，但是，很少有证据表明与岩体直接接触的围岩能够提供地壳硫，外来的地壳硫应该来源于深部，但究竟多深，仍然是一个谜。如何有效的探讨其外来地壳硫源，目前缺乏新的思路和手段。

研究峨眉山大火成岩省中赋含钒钛磁铁矿矿床的层状岩体具有非常重要的理论问题，因为世界上其他层状岩体很少富集如此大量的铁钛氧化物并且成矿。对这种铁钛氧化物特别富集的层状岩体的成因探讨，可以推进对形成层状岩体的岩浆房过程的认识，特别是对于火成岩石学上经典的Bowen-Fenner之争特别有意义。近十年来，对于峨眉山大火成岩省钒钛磁铁矿矿床的成因争论一直在持续，持分离结晶和岩浆不混溶观点的学者各自都有自己认为充分的证据。但是，持分离结晶观点的学者面对的问题是，对于由堆晶岩组成的岩体，系统分析岩心剖面中岩石和矿物的组成变化，是否能与岩浆房的动态过程进行类比。而对于持岩浆不混溶观点的学者而言，查明导致岩浆不混溶发生的原因是亟待解决的问题。

迄今为止，对于与峨眉山地幔柱成矿作用的研究，多集中在与地幔柱岩浆活动直接相关的矿床研究方面，对于与地幔柱岩浆活动间接相关的矿床，尚缺乏深入研究。根据资料显示，峨眉山玄武岩与下伏茅口灰岩和上覆宣威组过渡的地层中赋含多种矿化，如自然铜、REE、碲、锑等。贵州西北部铅锌成矿区中的铅锌成矿作用被认为与峨眉山地幔柱活动引发的大规模流体运移有关(黄智龙等，2011)。认识这些不同类型矿床的成因与峨眉山地幔柱的关系，是建立完整的地幔柱岩浆-热液成矿系统的重要基础。

致谢: 感谢课题组成员张传林、任钟元、赵太平和孙亚莉在973课题执行过程中的大力支持和工作。感谢评审人陶琰和秦克章在审稿过程中提出的建议性意见，作者已大部分接受并进行了修改。