金寶山鉑鈀礦與國外大型層狀巖體中的鉑鈀礦床對(duì)比

段星星，董會(huì)，曹佰迪，杜輝，李文明，劉拓，王立社

(中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心,陜西 西安　710054)

?

金寶山鉑鈀礦與國外大型層狀巖體中的鉑鈀礦床對(duì)比

段星星，董會(huì)，曹佰迪，杜輝，李文明，劉拓，王立社

(中國地質(zhì)調(diào)查局西安地質(zhì)調(diào)查中心,陜西 西安710054)

金寶山鉑鈀礦床是我國目前發(fā)現(xiàn)的最大的獨(dú)立鉑鈀礦床，而世界上著名的鉑族元素礦床主要有Bushveld和Stillwater等礦床。筆者總結(jié)了金寶山與Bushveld和Stillwater礦床在構(gòu)造背景、巖體類型、巖石組合、地球化學(xué)等方面的異同：金寶山礦床(260Ma)的產(chǎn)出構(gòu)造背景是峨眉山大火成巖省，Bushveld產(chǎn)于克拉通區(qū)(2.06Ga)，Stillwater(2.70)產(chǎn)于陸內(nèi)裂谷，總體而言，均產(chǎn)于較穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境。但金寶山礦床形成時(shí)代新，構(gòu)造環(huán)境的穩(wěn)定程度較二者差一些，這種差異在巖體規(guī)模上反映出來，雖然三者的巖體類型都屬層狀巖體，但金寶山巖體出露面積不到3km2，遠(yuǎn)小于Bushveld(65 000 km2)和Stillwater(376km2)巖體。金寶山巖體的巖石類型較為簡單，巖石類型主要為單輝橄欖巖，以及少量橄欖輝石巖和輝石巖，而形成Bushveld和Stillwater巖體母巖漿的種類多，分異徹底，巖石類型十分豐富。與Bushveld和Stillwater巖體相比，金寶山巖體的橄欖石、輝石成分變化較?。坏厍蚧瘜W(xué)以貧Si、富Mg為特征。金寶山礦床的賦礦層位和含礦巖性與Bushveld的Platreef層相似，金寶山礦床PGE最高品位為1.5×10-6，低于Stillwater的J-M層(20×10-6)、Bushveld的Platreef(5×10-6)和Merensky(5×10-6～7×10-6)。巖體規(guī)模、巖漿分異程度、熔離作用等的差異致使金寶山礦床的規(guī)模遠(yuǎn)不及Bushveld和Stillwater礦床。

金寶山；鉑鈀礦；構(gòu)造背景；巖石組合；地球化學(xué)

鉑族元素(PGE)位于元素周期表第八副族，包括鉑(Pt)、鈀(Pd)、鋨(Os)、銥(Ir)、釕(Ru)、銠(Rh)6種金屬元素。鉑族元素礦床的成因類型有多種，巖漿型鉑族元素礦床在全球范圍內(nèi)無論在儲(chǔ)量、產(chǎn)量上都占據(jù)最重要的地位(HULBERT,1988；楊星，1993；梁有彬等，1997；唐冬梅等，2009)。巖漿型鉑族元素礦床主要與鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)巖石有關(guān)，又可分為銅鎳硫化物型、鉻鐵礦型和磁鐵礦型。與巖漿銅鎳硫化物有關(guān)的鉑族元素礦床可分為銅-鎳-(鉑族)型和鉑族-銅-鎳型，前一類銅-鎳作為主要的礦產(chǎn)，而鉑族作為副產(chǎn)品；后一類鉑族是主要的礦產(chǎn)，而銅-鎳作為副產(chǎn)品。

位于中國西南部的峨眉山大火成巖省( ELIP)發(fā)育了大量規(guī)模不等的巖漿型銅-鎳-鉑族硫化物礦床，金寶山為區(qū)域內(nèi)唯一的大型鉑-鈀礦床，也是中國目前發(fā)現(xiàn)的最大的獨(dú)立鉑鈀礦床，而國外有名的鉑鈀礦主要賦存于大型層狀巖體中，如南非的Bushveld雜巖體的UG-2和Merensky層，美國的Stillwater雜巖體的J-M層等。筆者擬綜合前人的研究成果，通過構(gòu)造背景、礦床地質(zhì)特征、地球化學(xué)等的對(duì)比，分析金寶山礦床和國外典型礦床的異同，為區(qū)域找礦和國內(nèi)尋找同類礦床提供思路。

1　礦床地質(zhì)特征

1.1金寶山鉑鈀礦床地質(zhì)特征

金寶山是中國目前發(fā)現(xiàn)的最大的獨(dú)立鉑鈀礦床，該礦床位于揚(yáng)子板塊和印度板塊之間的紅河-哀牢山深大斷裂的北東側(cè)(圖1)。礦區(qū)內(nèi)出露地層主要有泥盆系金寶山組第三段互層的板巖、變質(zhì)砂巖、結(jié)晶灰?guī)r。金寶山巖體空間展布呈兩翼平緩的短軸背斜形態(tài)，北段發(fā)育較好。北段北西向延伸，已控制長2 560m，寬760～1 240m，巖體厚度25～109m，最大垂厚為170m。巖石類型較單一，主要為單輝橄欖巖(92%)，巖體底部及邊部可見一些小的橄欖輝石巖和輝石巖。

圖1　金寶山巖體地質(zhì)圖(據(jù)WANG et al.,2008)Fig.1　Geological map of the Jinbaoshan intrusion, Yunnan Province, SW China

金寶山鉑鈀礦體產(chǎn)于超基性巖體內(nèi)(圖1)，呈似層狀多層產(chǎn)出，主礦體賦存于超基性巖體的底部、中上部和頂部，圍巖主要為單輝橄欖巖，次為橄欖輝石巖和輝石巖。鉑鈀礦化與金屬硫化物關(guān)系密切，當(dāng)硫化物含量高，種類復(fù)雜時(shí)礦化較好，反之則差。經(jīng)過初查及詳細(xì)普查，共圈定數(shù)十個(gè)鉑鈀礦體，可劃分為5個(gè)礦體群。第一礦體群位于巖體中下部及底部，在主礦層上下分布一些小礦體，主礦層有分支或分叉現(xiàn)象，根據(jù)夾石隔層和產(chǎn)出部位，可再分為4個(gè)小層；第二、三礦體群位于巖體中下部，由夾石隔開，可分為2個(gè)礦層，兩者產(chǎn)狀均較穩(wěn)定；第四礦體群分布于巖體頂部，礦層較薄，穩(wěn)定性較差；第五礦體群位于主巖體頂部，分布于切穿基性巖體的分支超基性巖中，呈分叉巖枝狀。

礦石以稀疏浸染狀、似海綿隕鐵狀為主，呈自形-半自形粒狀結(jié)構(gòu)、半自形-他形粒狀結(jié)構(gòu)和交代結(jié)構(gòu)。脈石礦物由硅酸鹽礦物和碳酸鹽礦物構(gòu)成，礦石礦物主要有磁黃鐵礦、黃鐵礦、紫硫鎳鐵礦、鎳黃鐵礦、黃銅礦、磁鐵礦與鉻鐵礦。礦石與超基性圍巖肉眼觀察沒有明顯區(qū)別，但顯微鏡下差異顯著，前者可見豐富的硫化物(及其類似化合物，如砷化物、碲化物、銻化物等)，硫化物主要見于早期結(jié)晶的橄欖石之間的空隙中，少量呈細(xì)脈狀穿插在橄欖石、單斜輝石晶體(假相)中，其鉑族元素含量也較高(陶琰等，2003)。此外，橄欖石及單斜輝石內(nèi)部分布少量星點(diǎn)狀硫化物，為后期蛇紋石化蝕變階段析出。

鉑族元素主要以獨(dú)立礦物形式賦存于金屬硫化物中，其礦物種類多，主要礦石礦物有碲鉑礦(PtTe2)、錫鉑鈀礦(Pd3Sn)、碲鈀礦(PdTe)、砷鉑礦(PtAs2)、硫砷銥礦(IrAsS)、硫鉑礦(PtS)、六方銻鈀礦(PdSb)及鉑-鐵合金等(WANG et al.， 2008)。除鉑、鈀、金、銀的自然金屬外，還有少量自然鉻、自然銅和自然鉍等。金寶山巖體的w(Cr)含量總體偏高，平均約為0.15%(王生偉等，2007)。鉻鐵礦含量豐富，一類以包裹體形式賦存在橄欖石中，為原生成因；另一類主要分布于硅酸鹽礦物粒間，具有明顯的環(huán)帶，受后期改造作用明顯(WANG et al.，2005)。

1.2Stillwater礦床地質(zhì)特征

Stillwater PGE礦床位于美國蒙大拿州西南部，產(chǎn)于鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)層狀雜巖體中。該雜巖體系太古宙產(chǎn)物，年齡為2 701Ma(CAMPBELL et al.，1983)，長48 km，最厚達(dá)7 400 m，層理平均傾角為65°，劃分為5個(gè)巖系：底部巖系、超鎂鐵質(zhì)巖系、下部條帶狀巖系、中部條帶狀巖系、上部條帶狀巖系。條帶狀巖系由輝長巖、蘇長巖、斜長巖和橄長巖組成。鉑族金屬礦層主要分布于下部條帶狀巖系的J-M層和中上部條帶狀巖系之間的Picket Pin礦層中。J-M礦層一般厚度為1～3m，延伸40km，礦石中浸染狀硫化物含量為0.5%～1.0%，該礦層產(chǎn)于含橄欖石帶和橄長巖-斜長巖帶中，鉑族元素平均品位達(dá)22.3×10-6，其中Pt品位為4.2×10-6，Pd品位為14.8×10-6，Rh品位為1.7×10-6，Ir品位為0.53×10-6，Ru品位為0.89×10-6，鉑族金屬含量達(dá)6 628.0t。金屬Ni品位為0.24%，Cu品位為0.14%。

1.3Bushveld礦床地質(zhì)特征

布什維爾德(Bushveld)巖漿礦床是世界上目前已知最大的鉑礦床，位于南非太古宙Kaapvaal克拉通北部邊緣張性構(gòu)造環(huán)境，東西延伸450km，南北延伸250km，分布范圍超過29 450km2，與沉積巖一起大部分分布在Transvaal沉積盆地中，其鉑族元素儲(chǔ)量約占世界的80%，并伴隨大量的鉻和釩資源。

布什維爾德雜巖體主要由Rooiberg 群的雙峰式火山巖、Rustenburg 層狀巖套( RLS) 以及Lebowa 花崗巖套組成 ,從底部富Mg的超鎂鐵巖到頂部富Si的閃長巖,堆晶層厚達(dá)8 km。圍巖屬于元古宙早期Transvaal 超群,是一個(gè)厚11 km、含4 個(gè)火山巖夾層的沉積巖層。雜巖體位于若干構(gòu)造走向的交匯處,其侵位由Kaapvaal 克拉通的構(gòu)造格架控制。布什維爾德的各種巖漿活動(dòng)都集中在古元古代(約2 106 Ga)，MR 礦層中與硫化物伴生的鋯石和鉻鐵礦中金紅石包裹體的U-Pb年齡為2 054Ma。布什維爾德侵入體根據(jù)礦物組合，自上而下分為：厚度較小的邊緣帶，主要由微晶蘇長巖組成；下帶，主要由方輝橄欖巖、古銅輝巖和少量純橄巖組成；層理較好的關(guān)鍵帶，由古銅輝石巖、方輝橄欖巖、蘇長巖、斜長巖、斜長巖和含鉑鉻鐵礦層組成；主帶，主要由輝長巖、蘇長巖和斜長巖組成；上帶，由間歇成層的含磁鐵礦輝長巖、橄欖巖和橄長巖組成。

布什維爾德雜巖體中的鉻鐵礦、鉑族金屬以及低品位鎳銅儲(chǔ)量都非常大。鉑族元素主要發(fā)育在3個(gè)不同的部位：UG2(Upper Group 2)鉻鐵礦層、梅林斯基(Merensky Reef)礦層和北部地區(qū)的普拉特(Platreef)礦層。其中的 UG2 和梅林斯基礦層都發(fā)育在侵入體的關(guān)鍵帶。

Merensky Reef是南非布什維爾德(Bushveld)雜巖體上關(guān)鍵層中幾個(gè)鉑族元素富集層之一。延伸超過280km，厚0.04～4m，PGE品位為5×10-6～10×10-6(BARNES et al., 2002a; CAWTHORN, 2002)。鉑族元素通常與硫化物相伴隨出現(xiàn)(VILJOEN et al., 1986)，賦礦巖石為粗粒-偉晶含輝石巖，由堆晶斜方輝石(70%～90%)和堆晶間隙斜長石(可達(dá) 30%)構(gòu)成，云母是常見的副礦物。鉻鐵礦層常出現(xiàn)在輝石偉晶巖的頂部和底部，PGE 最富集的區(qū)域僅限于2個(gè)鉻鐵礦層附近。底盤由斜長巖、含長輝石巖或方輝橄欖巖組成。上盤圍巖通常為蘇長巖，逐漸向上過渡成斜長巖，PGE品位較低。Merensky Reef 礦層的PGE品位與其硫化物濃度(2%～3%)有關(guān)(NALDRETT,1986)，其硫化物礦物屬于銅-鎳硫化物礦床的典型組合，以磁黃鐵礦、黃銅礦和鎳黃鐵礦為主，伴有黃鐵礦、方黃銅礦、四方硫鐵礦以及少量硫砷化合物、閃鋅礦和方鉛礦。硫化物主要呈不規(guī)則的小包裹體和堆晶間隙顆粒。與整個(gè)旋回單元的其他層位相比，Merensky Reef 礦層的硫化物富 Ni和Pt，Pt/Cu值比整個(gè)巖層的平均值高 10～40倍(NALDRETT, 1986)，且上盤巖石的硫化物含量常高于下盤。通常礦層越薄，PGE品位越高。Merensky Reef 礦層的另一個(gè)顯著特點(diǎn)是Pt/Pd值較高，平均為2.7(MAIER et al., 1997)。

普拉特(Platreef)礦層完全不同于 Merensky 礦層和 UG2 礦層的勘探和開采。該礦層位于 Bushveld 雜巖體的北支翼，通常把從 Potgietersrus 南面往北超過 60km的地段出現(xiàn)的下帶，也可能是關(guān)鍵帶巖層中形成的厚度為10～40m的礦化帶稱為Platreef礦層，VAN DER Merwe(1976)首次提出接觸帶的 PGE礦化在走向上延伸約 30km，由含鉑族元素和賤金屬硫化物礦化的輝巖序列組成。此類型的礦化出露范圍在走向上延伸超過110km，由含 PGE 和賤金屬硫化物礦化的輝石巖序列組成。礦層南側(cè)被Transvaal 超群沉積巖所覆蓋，北側(cè)往深部切穿石英巖、條帶狀鐵礦石建造及白云巖，最終侵位于太古宙花崗片麻巖基底之上。蘇長巖和輝長巖上覆于 Platreef 礦層。北段不同礦床的 PGE 礦化特征與其多變的底盤有密切聯(lián)系。北部底盤是太古宙花崗巖和花崗片麻巖，主要由粗粒斜方輝石堆晶(可達(dá) 80%)以及堆晶間隙斜長石和單斜輝石構(gòu)成，副礦物為金云母、鉻鐵礦和鈦鐵礦等(HOLWELL et al., 2006b)。北部礦床礦化受到底盤地形的控制，走向和厚度復(fù)雜多變，含礦巖石為富鎂和貧鎂巖石交替出現(xiàn)的蘇長巖旋回，從下到上為輝石巖、含長輝石巖、暗色蘇長巖、淡色蘇長巖，含大量角巖、白云巖和石英巖補(bǔ)虜體(MCDONALD et al., 2005)。在南部也存在蘇長巖以及橄長巖?？傮w由中粒至粗粒的輝巖、暗色蘇長巖和蘇長巖序列組成，局部呈似偉晶狀并遭受蛇紋石化，含大量的變質(zhì)沉積物捕虜體。南部礦層較厚地段，層理發(fā)育較弱。巖石組合不同程度存在含硫化物鉑族元素礦化，Pt+Pd+Rh+Au 合計(jì)平均品位可能超過3×10-6。通常以礦層相對(duì)較薄，品位較低，垂向品位分布不規(guī)則，更為普遍。厚度為數(shù)十厘米到2m的塊狀硫化物富集于緊靠基底接觸帶和角礫巖化接觸帶中。有時(shí)礦層上部出現(xiàn)最高品位。主要賤金屬硫化物依次為磁黃鐵礦、鎳黃鐵礦、黃銅礦，局部還有黃鐵礦及少量黃銅礦、閃鋅礦、斑銅礦、針鎳礦、赤銅礦、方鉛礦、硫錳礦等。鉑族元素硫化物趨于產(chǎn)在 Platreef 底部，而銀金礦和等軸鐵鉑礦趨于產(chǎn)在頂部。鉑族元素礦物以鉑-鐵、鉑-錫合金和各種各樣鈀或鉑的碲化物、砷化物、鉍化物、銻化物，以及更復(fù)雜的鉍碲化物形式存在，Pt/Pd值約為1，大量的 Pd 呈固溶體產(chǎn)于鎳黃鐵礦中。Platreef 接觸帶的底盤也普遍發(fā)育 PGE 礦化，與 Merensky Reef 礦層之下的大量層狀鉻鐵礦不同，北段的鉻鐵礦體僅在南部發(fā)育，中部零星出現(xiàn)；南部的礦床中侵染狀鉻鐵礦與鈦鐵礦共生，偶爾有 1～2cm的鉻鐵礦薄層。輝石巖的硫化物有時(shí)可達(dá) 30%，比 Merensky 礦層和雜巖體中其他層狀 PGE-硫化物礦床含量更高。主要是磁黃鐵礦，PGE品位整體上與S含量明顯相關(guān)(蘇尚國等，2007)。

布什維爾德的鉻鐵礦巖層產(chǎn)在3個(gè)地層組合中，分為3組，每個(gè)地層組合含有數(shù)個(gè)鉻鐵礦巖層，各層從下往上排序編號(hào)。下層(LG-1—LG-7)；中間層(MG-0、MG-1、MG-2a、MG-2b、MG-2c、MG-3、MG-3a、MG-4、MG-4a，有些地區(qū)出現(xiàn)UMG-1&2)；上層(UG-1、UG-2，有些地區(qū)出現(xiàn)UG-3和UG-3a)。鉻鐵礦層在東部和西部的大部分分支都可以達(dá)100km。通常情況下，袋狀鉻鐵礦層比獨(dú)立的鉻鐵礦延伸距離更長。UG-1、UG-2和LG-5都發(fā)育明顯的獨(dú)立鉻鐵礦層分支，其中UG-1更為突出。 UG-1和UG-2有主層和連續(xù)的亞級(jí)層發(fā)育。

下層鉻鐵礦組賦存在下臨界區(qū)，是一個(gè) 800m 厚，有 7 個(gè)鉻鐵礦巖循環(huán)單元的連續(xù)層，主要由方輝橄欖巖和輝石巖堆積而成，并伴隨鉻鐵礦出現(xiàn)。由 LG1到LG7的組成，個(gè)別可達(dá) 1m 厚，賦含在長石質(zhì)的輝石巖中。LG1到LG4 分布在循環(huán)單元的底部，上面覆蓋著方輝橄欖巖，然后是斜方輝石巖，其鉻鐵礦巖經(jīng)常和橄欖石有關(guān)，以此為特征和上覆鉻鐵礦巖(不含橄欖石)相區(qū)別。而 LG5到LG7 鉻鐵礦層只有斜方輝石巖。圍巖是含長石的輝石巖。

中間層鉻鐵礦組包括4個(gè)主要鉻鐵礦層，它位于上關(guān)鍵帶和下關(guān)鍵帶之間，并有時(shí)跨越二者的界線。其中每個(gè)主要層又有諸多次級(jí)層發(fā)育。與上關(guān)鍵層的分界線是1～3m厚的斜長巖中斜長石的出現(xiàn)，西部區(qū)域的東部邊緣例外， MG1和MG2位于第一層斜長巖的下方，MG3和MG4 則位于斜長巖的上方。

上層組合常常由 2 層鉻鐵礦巖組成(UG1和UG2)，盡管在布什維爾德東部，UG3和UG4層也被識(shí)別出來。UG1是世界著名的具分叉現(xiàn)象的單層鉻鐵礦層，UG2和UG5局部也發(fā)育明顯的分叉現(xiàn)象(NEX, 2004)。在某些地區(qū)，鉻鐵礦層在垂向上的數(shù)量有顯著的變化，如在某鉆孔中，僅在LG5和MG4之間就識(shí)別出30個(gè)鉻鐵礦巖層(KINNAIRD et al., 2002)。

不同巖舌地區(qū)的鉻鐵礦巖層，在橫向上的厚度和產(chǎn)狀明顯變化。CAWTHORN和 WEBB (2001)認(rèn)為，單個(gè)巖層可連續(xù)延伸超過 300km。盡管在東、西部巖舌地區(qū)的單一巖層可延伸超過 70km，但鉻鐵礦團(tuán)塊可以橫向連續(xù)延伸更長的距離，而不是一個(gè)單獨(dú)的巖層(KINNAIRD et al., 2002)。鉻鐵礦巖中常發(fā)于嵌晶結(jié)構(gòu)，即輝石或斜長石主晶中包裹非常細(xì)粒的鉻鐵礦捕虜晶；副礦物主要包括斜方輝石、黑云母/金云母、綠泥石、滑石、石英、碳酸鹽礦物、硫化物和鉑族元素礦物。

NALDRETT(2009)等對(duì)鉻鐵礦層中465個(gè)樣品的Ni、Cu、S、Pt、Pd、Rh、Ru、Ir、Os的含量進(jìn)行了系統(tǒng)分析。結(jié)果為：Pt在LG-1到LG-4之間為10×10-9～30×10-9，到LG-5和LG-6a之間上升到500×10-9～1 000×10-9，MG-2到MG-4a為1 000×10-9～2 000×10-9，到UMG和UMG有輕微下降；S的含量主要集中在70×10-6～200×10-6；Ru和Rh的含量在LG4到LG5階段比Pt的的變化稍緩，其他層位與Pt的變化趨勢(shì)相同。從LG-1到LG-4鉻鐵礦層的(Pt+Pd)/(Rh+Ru+Ir+Os)的值較低，為0.1～0.3，到LG-5升高到0.9～1.0；Pt/Ru和Pd/Ru的變化較大，而所有鉻鐵礦層的Ru/Ir，Rh/Rh和Ru/Os的值卻很一致，說明Pt和Pd與其他鉑族元素的富集機(jī)制不同，Rh、Ru、Ir和Os可能是由鉻鐵礦本身而富集，可能以鉑族元素礦物或合金的形式在鉻鐵礦生長的過程中存在于其中，大量的Pt和Pd與其他鉑族元素一起集中在硫化物流體中。大部分鉻鐵礦層的硫含量都比較低。

2　與國外賦存于層狀巖體中的鉑鈀礦床對(duì)比分析

2.1構(gòu)造背景與巖體規(guī)模

金寶山礦床產(chǎn)出的構(gòu)造背景屬大火成巖省，布什維爾德產(chǎn)于克拉通區(qū)，Stillwater產(chǎn)于陸內(nèi)裂谷，總體而言，均產(chǎn)于較穩(wěn)定的構(gòu)造環(huán)境。

相對(duì)于Bushveld和Stillwater，金寶山巖體形成時(shí)代新，經(jīng)歷的地質(zhì)事件較多。前者構(gòu)造環(huán)境更穩(wěn)定，后者活動(dòng)；前者克拉通及上疊盆地發(fā)育，后者造山帶及盆嶺構(gòu)造發(fā)育。這種差異在巖體規(guī)模上反映出來，雖然三者的巖體類型都屬層狀巖體，但金寶山巖體出露面積不到3km2，而Bushveld和Stillwater巖體出來面積達(dá)65 000 km2和376km2(表1)，而且Bushvled巖體為典型的層狀巖體，韻律層發(fā)育，層理水平延伸穩(wěn)定，層序重復(fù)出現(xiàn)。金寶山巖體則不具有規(guī)則的形狀，巖體內(nèi)部不同的巖石類型也比較雜亂。

表1　金寶山與Stillwater和Bushveld巖體對(duì)比表

從巖石類型來講，布什維爾德巖體可分為下部帶、關(guān)鍵帶、主帶和上部帶。下部帶巖由輝石巖、方輝橄欖巖、純橄巖組成；關(guān)鍵帶由古銅輝石巖、鉻鐵巖、蘇長巖組成；主帶由蘇長巖、輝長蘇長巖、斜長巖組成；上部帶由輝長巖、輝長蘇長巖、蘇長巖、磁鐵輝長巖、橄長巖、橄欖輝長巖和閃長巖組成。Stillwater巖體的巖石組合為蘇長巖、古銅輝石巖、純橄巖、方輝橄欖巖、輝長蘇長巖、斜長巖。而金寶山巖體的巖石類型較為簡單，主要為超鎂鐵質(zhì)巖石，巖石類型主要為單輝橄欖巖，以及少量橄欖輝石巖和輝石巖。

2.2礦體位置與含礦巖性

金寶山礦床礦體主要位于巖體下部，Stillwater的J-M層位于巖體中部，Bushveld的Platreef位于巖體的底部和邊部，Bushveld的Merensky位于巖體的中部，Bushveld的UG2層位于巖體的中部。金寶山礦床的含礦巖性為單輝橄欖巖-(橄欖輝石巖-輝石巖)，Stillwater的J-M層的含礦巖性為純橄巖-橄長巖-斜長巖，Bushveld的Platreef的含礦巖性為單輝輝石巖-方輝輝石巖，Merensky層的含礦巖性為方輝輝石巖-鉻鐵巖-方輝橄欖巖，UG2層的含礦巖性為鉻鐵巖。金寶山礦體的層位和含礦巖性與Bushveld的Platreef層的層位和含礦巖性具有相似。

2.3成礦元素組合與礦石品位

金寶山、Stillwater的J-M層、Bushveld的Platreef和Merensky的成礦元素組合為PGE-Cu-Ni，而Bushveld的UG2層成礦元素組合為PGE-Cr。金寶山礦床PGE最高品位為1.5×10-6，低于Stillwater的J-M層(20×10-6)、Bushveld的Platreef(5×10-6)和Merensky(5×10-6～7×10-6)。

2.4造巖礦物晶體化學(xué)特征

Bushveld雜巖體的下部帶中橄欖石的Fo值為83～90，斜方輝石的Mg#為81～89，斜長石的An為77～86 ；關(guān)鍵帶中橄欖石的Fo值為35～63，斜方輝石的Mg#為75～85，斜長石的An為70～78；主帶中斜方輝石的Mg#為65～75，斜長石的An為60～70；上部帶中橄欖石的Fo值為35～63 ，斜方輝石的Mg#為30～60 ，斜長石的An為40～62(IRVINE et al.，1983)。同一巖性中橄欖石Fo和輝石的En值接近。

金寶山橄欖石的Fo為82～86，斜方輝石的Mg#為84～86，單斜輝石的Mg#為87(陶琰等，2002；朱丹等，2003)。

一個(gè)專制的生物教師是不可能讓學(xué)生主動(dòng)的接受教師的暗示的，民主、愉悅的的課堂教學(xué)氛圍和融洽的師生關(guān)系，學(xué)生會(huì)樂意接受教師善意的暗示。

Stillwater巖體橄欖石的Fo為68～76，斜方輝石的Mg#為74～80，單斜輝石的Mg#為79～83(WILLIAM et al.,1997)。

綜上所述，布什維爾德巖體的分異演化最徹底，橄欖石、輝石、斜長石等礦物成分變化明顯；而金寶山巖體的橄欖石、輝石成分變化較??；Stillwater巖體橄欖石的Fo和輝石的Mg#均較金寶山巖體的相應(yīng)值低。

2.5地球化學(xué)特征

從圖2中可以看出，金寶山巖體相對(duì)于Bushveld和Stillwater巖體，金寶山巖體貧Si(SiO234.57%～39.63%)，富MgO(27.4%～32.6%)，F(xiàn)eO含量與Bushveld巖體相當(dāng)，m/f值高(4.39～6.96)，同時(shí)金寶山巖體還表現(xiàn)出低Ca(CaO 0.60%～5.80%)和Al(Al2O31.41%～7.55%)，TiO2含量略高(0.40%～0.70%)的特征。

圖2　巖石化學(xué)相關(guān)圖解Fig.2　Petrochemical-related graphic

FREY等(1968)發(fā)現(xiàn)布什維爾德和Stillwater的邊緣輝長巖稀土總量低，輕稀土明顯虧損，且有很顯著的正Eu異常，這代表原始巖漿(未分餾的巖漿)，其顯著的正Eu異常表明在侵入之前巖漿中斜長石的選擇富集程度是高的。說明在雜巖體的邊緣部位，出露沒有經(jīng)過或少有地殼物質(zhì)混染的原始巖漿。在巖漿堆積分層的主巖體中心部位，不同巖性的REE總量低，但為輕稀土富集，重稀土沒有分餾，Eu異常不是很明顯。布什維爾德巖體底部帶和關(guān)鍵帶中輕稀土富集，稀土總量為球粒隕石的0.4～8倍，Th富集，重稀土元素沒有分餾，斜長石堆積巖有明顯的Eu正異常，與大陸溢流玄武巖有關(guān)。下關(guān)鍵帶的下部和下部帶REE含量比球粒隕石高0.3～20倍，輕稀土和Th更富集，稀土配分仍為輕稀土富集，重稀土幾乎沒有分餾。巖石強(qiáng)烈富集Th和Sm。下部帶Eu沒有異常(δEu=1.01)，關(guān)鍵帶的下部略有Eu負(fù)異常，說明輕稀土與堆積巖相不相容。主帶堆積巖REE是球粒隕石的1～12倍。輕稀土和Th富集程度比底部帶和關(guān)鍵帶低。長石堆積巖有Eu異常。說明原始巖漿穿過了地殼物質(zhì)，或者在上升過程中在巖漿通道中發(fā)生了成分的變化。

金寶山巖體總體上虧損大離子親石元素，富集親鐵元素。超鎂鐵巖的 (ΣREE)為16.8×10-6～40×10-6， 平均約為30×10-6。輕稀土元素富集且具有輕重稀土分離的特征，但分離特征并不明顯。鎂鐵和超鎂鐵巖都表現(xiàn)出右斜率、Nb弱虧損的特征，具有板塊內(nèi)部拉斑玄武巖的特征。同時(shí)也可看出，超鎂鐵巖樣品普遍有Eu虧損，而鎂鐵質(zhì)巖(輝綠巖)不顯示Eu虧損(朱丹等，2003)。

2.6PGE組成對(duì)比

金寶山鉑鈀礦石的Pd/Ir值為15.95～26.49，平均為20.96；金寶山超基性巖為3.84～13.76，平均為7.98，表明礦石和超基性巖形成時(shí)間上可能有差異，即巖體形成于鉑鈀礦石之前(王生偉等，2007)。Bushveld的Merensky礦層、UG2礦層、Platreef礦層的Pd/Ir值分別為7.68～11.93、26.77～91.17。金寶山的Pd/Ir值較Bushveld的Merensky礦層和UG2礦層的Pd/Ir值高，而低于Platreef礦層的相應(yīng)值(表2)。

金寶山鉑鈀礦石和超基性巖的Pt/Pd平均值為0.61和1.07，低于Bushveld的Merensky礦層(2.2)和UG2礦層(～0.99)的Pt/Pd值，高于Bushveld的Platreef礦層(0.09～0.30)和Stillwater J-M層(0.27)的相應(yīng)值。

表2　金寶山礦床與其他礦床的PGE特征對(duì)比表

2.7巖漿源區(qū)、原生巖漿與同化混染

在根據(jù)成巖機(jī)制概算原始巖漿微量元素含量的基礎(chǔ)上,通過模式計(jì)算，原始巖漿起源于類似OIB源的地幔柱高程度熔融，熔融程度為20%左右(陶琰等，2005)，原生巖漿為低Ti拉斑玄武質(zhì)巖漿，MgO含量為12.93%(陶琰等，2002)。

金寶山巖體超鎂鐵巖石樣品的εNd=-0.07～+0.81，變化較小，εNd值明顯不同于軟流圈地幔(εNd=7～13)，也顯著高于大陸巖石圈地幔(εNd<-5)，而比較接近地幔柱源區(qū)的Nd同位素組成(εNd=0～+7)，其同位素組成介于地幔柱與巖石圈地幔之間，顯示出地幔柱成因，并可能受到巖石圈地?；烊咀饔玫挠绊?陶琰等，2010)。

金寶山巖體超鎂鐵巖石樣品的Sr同位素組成:87Sr/86Sr(260 Ma)=0.705 395～0.707 854。相對(duì)于變化較小的Nd同位素組成，Sr同位素的組成有較大變化。據(jù)筆者金寶山巖體同位素造成分析的有限數(shù)據(jù)顯示,蝕變較強(qiáng)的含礦樣品2號(hào)及巖漿就地分異出來的花斑巖和角閃輝石巖有相對(duì)較高的87Sr/86Sr,而蝕變較弱的輝橄巖(為巖體中的早期堆晶相)有相對(duì)較低的87Sr/86Sr,可能反映巖漿就地結(jié)晶分異的晚期巖漿受更多的圍巖地層混染，特別是廣泛發(fā)育的巖漿期后熱液蝕變使之有更高的放射性Sr同位素組成(陶琰等，2010)。金寶山巖礦石Os同位素組成γOs=20.7～60.5，高于任何端元類型的地幔儲(chǔ)集庫,反映了地殼物質(zhì)混染作用的影響(陶琰等，2010)，金寶山礦石中浸染狀磁黃鐵礦、黃銅礦及細(xì)脈狀黃鐵礦和黃銅礦的δ34S值為0.6‰～2.8‰，主要集中在1‰～2‰，平均為1.64‰，這些值處在正常幔源硫的范圍內(nèi)(0±2‰)，反映出受地殼混染弱(馬言勝等，2009)。

相對(duì)而言，形成Bushveld和Stillwater巖體的巖漿復(fù)雜得多。DAVIS和TREDOUX (1985) 、HARMER和SHARPE(1985)認(rèn)為Bushveld 雜巖體形成過程中有2種硅酸鹽液相參與:一種為類似于玻安巖的富Mg玄武安山質(zhì)巖漿;另一種為類似于低Ti大陸溢流玄武巖的拉斑玄武質(zhì)巖漿。BARNES和MAIER(2002)認(rèn)為玄武安山質(zhì)巖漿的Th/Hf值為1.9，而拉斑玄武質(zhì)巖漿的Th/Hf值為0.4。上述研究表明,下部帶和下部關(guān)鍵帶的同位素組成及元素比值類似于玄武質(zhì)安山巖,主帶的成分則類似于拉斑玄武巖。上部關(guān)鍵帶及其中富含PGE的Merensky層是以上2種巖漿混合的產(chǎn)物。而KRUGER(2005) 總結(jié)前人的研究成果并結(jié)合新的同位素及其他證據(jù),提出可能有多達(dá)5 種不同性質(zhì)的巖漿參與了Bushveld 巖體的形成過程,從早至晚分別為: 蘇長質(zhì)巖漿 、硅質(zhì)苦橄巖漿)、蘇長質(zhì)巖漿 、輝長蘇長質(zhì)巖漿、鐵質(zhì)輝長蘇長質(zhì)巖漿。BARNES和MAIER(2002)基于Impala礦區(qū)的PGE、不相容微量元素特征,并綜合前人的研究成果,認(rèn)為硫化物富集PGE的模式可以解釋成礦特征(BARNES et al., 2002) 。通過分析該模式，認(rèn)為新的拉斑質(zhì)玄武巖漿注入巖漿房與殘留的富鎂的玄武安山質(zhì)巖漿混合已形成的硫化物與大量巖漿發(fā)生反應(yīng),強(qiáng)烈親S的PGE進(jìn)入這些硫化物。同時(shí),混合巖漿中的鉻鐵礦也達(dá)到飽和。這些硫化物和鉻鐵礦聚集在晶粥之上,形成下部鉻鐵礦層。硫化物液滴向下遷移進(jìn)入孔隙空間,而且壓實(shí)作用期間一些裂隙張開,富PGE的硫化物進(jìn)入鉻鐵礦層之下的斜長巖和淺色蘇長巖,最終形成富PGE的硫化物礦層(BARNES et al.,2002)。KINNAIRD等(2002) 和KRUGER(2005)則認(rèn)為, 鉻鐵礦層(如UG-2礦層) 、Merensky 礦層和Plat reef 礦層是巖漿混合和地殼混染作用的產(chǎn)物(KRUGER, 2005; KINNAIRD et al.,2002),母巖漿的類型更多且新巖漿更富集PGE ,PGE 主要以鉑族元素礦物形式沉淀,硫化物不是主要的PGE 捕集劑。而且,分異和堆積等巖漿過程使成礦元素進(jìn)一步富集。

美國的Stillwater雜巖體中超鎂鐵質(zhì)巖系和下部條帶狀巖系的層序自下而上為:橄欖巖→方輝橄欖巖→古銅輝石巖→蘇長巖→輝長蘇長巖,而在中部條帶狀巖系中層序自下而上為:橄長巖→橄欖輝石巖→橄欖輝長蘇長巖→輝長蘇長巖。IRVINE等(1983)提出，形成前者的母巖漿為U型巖漿而形成后者的母巖漿為A型巖漿。一系列的野外、巖石學(xué)、地球化學(xué)研究表明，U型巖漿表現(xiàn)出高M(jìn)gO，相對(duì)高SiO2，低堿、CaO、Al2O3、TiO2的特征，而A 型巖漿以低MgO、高Al2O3為特征。U型巖漿為基底巖系、超鎂鐵質(zhì)巖系、下部條帶狀巖系中位于J-M層之下的蘇長質(zhì)-輝長質(zhì)部分的母巖漿，A 型巖漿或U+A型的混合巖漿則為下部、中部、上部條帶狀巖系中含橄欖石帶的母巖漿(IRVINE，1983)。IRVINE和SHARPE(1986)確定成分不同的硅酸鹽巖漿混合不僅可形成不混溶的硫化物熔體,還可形成鉻鐵礦堆積巖。富含PGE的J-M礦層和B鉻鐵礦層的Os同位素富集特征也證實(shí)上述觀點(diǎn)。這一過程中，控制巖漿硫化物液滴中PGE含量的控制因素為混合巖漿中PGE和S的含量、共存的硫化物和硅酸鹽熔體之間的PGE 分配系數(shù)、硅酸鹽巖漿和硫化物巖漿的質(zhì)量比值(R系數(shù))(LAMBERT et al.,1994)。

3　成礦機(jī)制

布什維爾德礦床主要包括UG2、MR和PR 3個(gè)Cu-Ni-PGE礦層,并以PGE礦化為主。NALDRETT等(2008)總結(jié)了布什維爾德礦床的PGE礦化主要有5種機(jī)制:一是在層狀侵入體內(nèi)部的特殊層位內(nèi)有很高品位的PGE層的形成,既可與鉻鐵巖有關(guān),也可與鉻鐵巖無關(guān);二是富PGE硫化物的巖漿沿著層狀侵入體的邊緣就位;三是不混溶硫化物的延時(shí)分離直到層狀侵入體分異的晚期為止;四是沒有不混溶硫化物發(fā)育時(shí),鉻鐵礦結(jié)晶;五是熱液重新分配和來自低品位浸染狀硫化物的PGE的濃縮。UG2礦層的成因：UG2礦層所有的PGE礦化都在鉻鐵礦中，PGE含量在底部最高,向上呈有規(guī)律的降低。巖漿的加入可能是引起PGE旋回變化的原因。MONDAL等(2007)提出UG2礦層是通過新的成批巖漿伴隨著成分相似的殘余巖漿的貫入而形成。在UG2礦層中的輝石巖/夾層中發(fā)現(xiàn)高的87Sr/86Sr值表明與頂板巖石混合可能已經(jīng)在引起鉻鐵巖和硫化物形成中扮演角色(NALDRETT et al., 2008)。MR礦層的成因：MR礦層的許多特征都可以用正巖漿模型來解釋,即硅酸鹽熔體-晶體平衡主導(dǎo)的巖漿結(jié)晶過程直接成礦。富Pt-Pd的硫化物礦層集中在旋回單元底部的關(guān)鍵層位，分布相對(duì)均一，側(cè)向連續(xù)性好，與Ni-Cu硫化物伴生,這些現(xiàn)象都說明PGE源于巖漿,被硫化物流體萃取后賦存于硫化物固溶體中或冷卻出溶形成獨(dú)立的PGE礦物(BARNES et al., 2002)。MR礦層有2個(gè)或多個(gè)熱的含硫化物鎂鐵質(zhì)巖漿注入口,從而產(chǎn)生水平層位。該層由來自2種巖漿類型的礦物組成,一類是富MgO和Cr,貧Al2O3巖漿,而另一類是具有典型拉斑玄武巖成分的巖漿(NALDRETT et al., 2008)。也就是說,在整體化階段的末期,明顯地有一種巖漿的補(bǔ)充,殘余巖漿與新鮮巖漿混合,結(jié)果形成了富含PGE和硫化物的不相容流體，沉淀形成MR礦層(HULBERT et al., 1988)。相關(guān)的地球化學(xué)研究表明,如果是巖漿混合或混染作用導(dǎo)致了早期的硫飽和,當(dāng)從深部進(jìn)入布什維爾德主巖漿房時(shí),這些富PGE相已經(jīng)存在于巖漿中,隨著硫化物的飽和析出,PGE也一同從巖漿中分離。在運(yùn)移到主巖漿房的過程中,硫化物小珠滴或團(tuán)塊可以與大量巖漿充分混合,進(jìn)一步富集PGE后與斜方輝石一起堆積在主巖漿房底部形成MR礦層(ARNDT et al.,2005)。也就是說,梅林斯基單元的母巖漿相對(duì)富SiO2(該成分促進(jìn)斜方輝石的結(jié)晶)，強(qiáng)富集不相容微量元素以及富含揮發(fā)分,這是由于布什維爾德下巖漿房中,母巖漿通過不同的含水硅酸鹽質(zhì)圍巖(花崗巖、云母片巖或偉晶巖)部分熔融的同化混染所致。產(chǎn)生梅林斯基單元的巖漿是一種更污染且異乎尋常地富集不相容元素的巖漿,當(dāng)它進(jìn)入布什維爾德主巖漿房時(shí),促成具有特征意義的MR礦層不尋常相的形成。在下巖漿房中,這種不純的巖漿在同化混染過程期間熔離出硫化物或富PGE的相,隨后進(jìn)入布什維爾德主巖漿房就堆積形成MR礦層礦床(LEE et al., 1990; ARNDT et al., 2005)。PR接觸帶的成因:最新研究顯示,PR接觸帶的幾何形態(tài)是一個(gè)被侵入的巖席狀或網(wǎng)脈狀巖體,在輝長蘇長巖侵入之前已經(jīng)固結(jié),說明上覆巖石不可能提供如此大量的PGE(MCDONALD et al., 2007)。PR接觸帶PGE礦床的形成非常明顯地受到與白云質(zhì)巖石相互作用的影響,出現(xiàn)大量的鈣硅酸鹽和角巖捕虜體,礦層厚度變化大，分布不穩(wěn)定,礦石礦場重晶石,顆粒粗大,品位較高,并可見石榴子石等蝕變礦物,說明是熱接觸帶成礦,因而很多研究者都認(rèn)為該礦層與巖漿熱液作用有關(guān)?？傊?布什維爾德母巖漿來自較深部的巖漿房,關(guān)鍵帶母巖漿進(jìn)入布什維爾德主巖漿房,同化其圍巖作用日益增強(qiáng),并與進(jìn)入主巖漿房中的新巖漿發(fā)生反應(yīng),熔離出硫化物或富PGE相,從而形成了UG2、MR和PR鉑族礦層，以及含很高Pt品位的圓柱狀或帶狀超鎂鐵質(zhì)巖管切穿下部的堆積巖,并被認(rèn)為是熱液活化轉(zhuǎn)移的結(jié)果。布什維爾德巖漿房是一個(gè)開放的系統(tǒng),雜巖體至少是3種或更多母巖漿周期性充填的結(jié)果。當(dāng)來自上地幔的巖漿上升之后,又有新的巖漿進(jìn)入巖漿房;新的巖漿擴(kuò)散開來,覆蓋在來自先前巖漿房中巖漿結(jié)晶的礦物晶體上;最后填充在地殼中的巖漿房中。

金寶山：深部硫化物熔離是金寶山鉑族元素礦床成礦的主要因素，導(dǎo)致從一個(gè)比成礦巖體體積大得多的巖漿熔體中富集鉑族元素。 深部熔離硫化物熔滴向巖漿房下部沉降富集后， 堆積橄欖石混合部分殘余硅酸鹽熔體侵位，受流動(dòng)分異的影響及侵位后的再沉降作用，造成巖體中硫化物的不均勻分布， 形成透鏡狀、似層狀的硫化物富集層 ，富集鉑族元素及銅鎳構(gòu)成工業(yè)礦層。 多個(gè)礦群層的出現(xiàn)，反映侵位巖漿不是一次性就位完成，礦層群分布是侵位巖漿斷續(xù)補(bǔ)給與巖體冷凝過程的綜合體現(xiàn)， 與不同巖漿脈沖有某種對(duì)應(yīng)關(guān)系， 但后續(xù)巖漿上升后可與前期未完全凝結(jié)的殘余熔體混合。 所以， 礦群層與巖漿脈沖的對(duì)應(yīng)關(guān)系只是相對(duì)的，下部礦層群可以包含后續(xù)脈沖提供的熔離硫化物，而在整個(gè)層序上，礦層集中在中下部，上部層序只有很弱的硫化物積聚，是侵位巖漿冷凝過程中最后凝結(jié)而硫化物基本上沉降后的巖漿柱。

4　結(jié)論

通過成礦地質(zhì)背景、礦床地質(zhì)特征和成礦作用特征資料的綜合分析，可以得出以下啟示:一是這類礦床主要位于克拉通的邊緣；二是這類礦床與區(qū)域性構(gòu)造薄弱帶毗鄰，它是巖漿上升的通道；三是這類礦床具有引起達(dá)到硫化物飽和的關(guān)鍵要素，如圍巖中殼源S的加入等；四是母巖漿多為高鎂拉斑玄武質(zhì)巖漿。

形成金寶山巖體的巖漿屬高鎂拉斑玄武質(zhì)巖漿，但巖漿體積小、侵位淺，巖漿結(jié)晶時(shí)間短，所形成的巖石主要是單輝橄欖巖，分離結(jié)晶作用和熔離作用不徹底，后期有熱液作用的疊加。巖漿體積、結(jié)晶時(shí)間、分異程度、熔離作用等的差異致使金寶山礦床的規(guī)模遠(yuǎn)不及Bushveld和Stillwater。

通過上述研究，筆者得到幾點(diǎn)區(qū)域找礦的啟示：①在峨眉山大火成巖省尋找與金寶山巖體相似的巖體，進(jìn)行綜合評(píng)價(jià)，尋找類似礦床。②目前，國內(nèi)已報(bào)道的大型層狀巖體有塔里木東北部的坡北巖體，應(yīng)對(duì)其進(jìn)行綜合的鉑族元素礦床評(píng)價(jià)；此外，還應(yīng)關(guān)注國內(nèi)其他克拉通區(qū)是否存在層狀巖體，若有也應(yīng)予以重視。

陶琰,高振敏,羅泰義,等.云南金寶山超鎂鐵巖原始巖漿成分反演[J].巖石學(xué)報(bào), 2002,18(1):70-82.

TAO Yan, GAO Zhenmin, LUO Taiyi,et al. Inversion of primary magma composition for Jinbaoshan ultramafic intrusion, Yunnan[J].Acta Petrologica Sinica, 2002,18(1):70-82.

陶琰,朱丹,高振敏,等.金寶山鉑族元素礦床鉑族元素的熱液活動(dòng)研究[J].礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 2003,22(1):32-37.

TAO Yan, ZHU Dan, GAO Zhenmin,et al. Study on PGE Remobilization in Jinbaoshan PGE Deposit[J]. Bulletin of Mineralogy,Petrology and Geochemistry,2003, 22(1):32-37.

王生偉,孫曉明,石貴勇,等.云南金寶山和白馬寨銅鎳硫化物礦床鉑族元素(PGE)地球化學(xué)的差異及其成因意義[J].地質(zhì)學(xué)報(bào), 2007,81(1):93-108.

WANG Shengwei, SUN Xiaoming, SHI Guiyong, et al. Distinction of Platinum Group Elements (PGE) Geochemistry between the Jinbaoshan and Baimazhai Magmatic Sulfide Deposits in Yunnan Province, China, and Its Implication for Ore Genesis[J].Acta Geologica Sinica, 2007,81(1):93-108.

蘇尚國,沈存利,鄧晉福,等.鉑族元素的地球化學(xué)行為及全球主要鉑族金屬礦床類型[J]. 現(xiàn)代地質(zhì), 2007, 21(2):361-370.

SU Shangguo, SHEN Cunli, DENG Jinfu, et al. Geochemistry Behavior of Platinum Group Element～ (PGE) and Main Types ofPGE Deposits in the World[J]. Geoscience,2007, 21(2):361-370.

朱丹,陶炎,羅泰義,等.云南金寶山鎂鐵-超鎂鐵巖的地球化學(xué)特征及成因[J].礦物學(xué)報(bào), 2003,23(1):63-69.

ZHU Dan, TAO Yan, LUO Taiyi, et al. Geochemical and Petrological characterisitics of mafic and ultra-mafic intrusions in Jinbaoshan, Yunnan[J]. Acta Mineralogica Sinica, 2003, 23(1):63-69.

WANG C Y, ZHOU M F, ZHAO D G. Mineral chemistry of chromite from the Permian Jinbaoshan Pt-Pd sulphide-bearing ultra-mafic intrusion in SW China with petrogenetic implications[J]. Lithos, 2005,83:47-66.

WANG C Y, PRICHARD H M, ZHOU M F, et al. Platinum-Group minerals form the Jinbaoshan Pd-Pt deposit, SW China: Ev-idence for magmatic origin and hydrothermal alteration[J]. Mineral Depsosita, 2008, 43:791-803.

CAMPBELL I H, NALDRETT A J, BARNES S J. A model for the origin of platinum-rich sulphide horizons in the Bushveld and Stillwater Complexes[J]. J Petro.1983,24:133-165.

MCDONALD I, HOLWELL D A, ARMITAGE P E B. Geochemistry and mineralogy of the Platreef and “Critical Zone” cumulates of the Northern limb of the Bushveld Complex, South Africa：implications for Bushveld stratigraphy and the development of PGE mineralisation[J]. Miner Depos., 2005, 40:526-549.

NALDRETT A J, BARNES S J. The behavior of platinum group elements during fractional crystallization and partial melting with special reference to the composition of magmatic sulfide ores [J]. Fortschr Mineral, 1986, 64 (2):113-133.

BARNES, S J, MAIER, W D. Platinum-group elements and microstructures of normal Merensky Reef from Impala Platinum Mines, Bushveld Complex[J]. Journal of Petrology, 2002,43, 103-128.

CAWTHORN R G, MERKLE R K W, VILJOEN M J. Platinum-groupelement deposits in the Bushveld Complex , South Africa[M]∥Cabri LJ . The Geology, Geochemistry, Mineralogy and Mineral Beneficiation of Platinum-group Elements. Montreal : CIM , 2002, 54 : 389-429.

HOLWELL D A, Jordaan A. Three-dimensional mapping of the Platreef at the Zwartfontein South mine : Implications for the timing of magmatic events in the northern limb of the Bushveld Complex South Africa [J] . Transactions of the Instituteof Mining and Metallurgy, 2006, 115: 41-48.

MCDONALD I, HOLWELL D A, ARMITAGE PEB. Geochemist ry and mineralogy of t he Plat reef and “Critical Zone”of the nort hern lobe of the Bushveld Complex , South Africa : Implications for Bushveld Stratigraphy and t he development of PGE mineralization [J] . Mineralium Deposita , 2005,40 :526-549.

KINNAIRD J A, KRUGER F J , NEX PAM , et al . Understanding chromitite formation —a key to understanding processes of platinum enrichment [ J ] . Trans Inst Min Metall Sec B Appl Eart h Sci , 2002 , 111B :B23-B35.

NALDRETT, A.J., WILSON, A., KINNAIRD, J., Chunnett, G., PGE tenor and metal ratios within and below the Merensky Reef, Bushveld Complex: implications for its genesis[J]. Journal of Petrology 2009，50, 625-659.

IRVINE T N , KEITH D W, TODD SG. The J-M platinum palladium reef of the Stillwater Complex, Montana. II. Origin by double convective magma mixing and implications for the Bushveld Complex [J]. Econ Geol , 1983 , 78 : 1287-1334.

LAMBERT D D, WALKER R J, MORGAN J W, et al . Re-Os and Sm-Nd isotope geochemistry of the Stillwater Complex, Montana : implications for the petrogenesis of the J-M Reef [J ] . J Petrol, 1994, 35: 1717-1753.

IRVINE T N, SHARPE M R. Magma mixing and the origin of stratiform oxide ore zones in the Bushveld and Stillwater Complexes, in Gallagher, M.G., Ixer, R.A., Neary, C.R., and Prichard, H.M., eds., Metallogeny of basic and ultrabasic rocks[M]. London: Institution of Mining and Metallurgy, 1986, 183-198.

NALDRETT A J, KINNAIRD J, WILSON A, et al. Concentration of PGE in the Earth’s crust with special reference to the Bushveld complex[J]. Earth Science Frontiers, 2008, 15(5): 264-297.

MONDAL S K, MATHEZ E A. Origin of the UG2 chromitite layer, Bushveld Complex[J]. Journal of Petrology, 2007, 48(3): 495-510.

HULBERT L J, DUKE J M, ECKSTRAND OR,et al. Geological environments of the platinum group elements[J]. Geological Survey of Canada. Open File ,1988,1440: 3-99.

LEE C A, BUTCHER A R. Cyclicity in the Sr isotope stratigraphy through the Merensky and Bastard Reef units, Atok section, eastern Bushveld Complex[J]. Econ. Geol., 1990, 85: 877-883.

ARNDT N, JENNER G, OHNENSTETTER M,et al. Trace elements in the Merensky Reef and adjacent norites Bushveld Complex South Africa[J]. Mineralium Deposita, 2005, 40: 550-575.

MCDONALD I, HOLWELL D A. Did lower zone magma conduits store PGE-rich sulphides that were later supplied to the Platreef [J]? South African Journal of Geology, 2007, 110(4): 611-616.

Comparison of Jinbaoshan PGE Deposit and other Foreign PGE Deposits in Large Layered Intrusion

DUAN Xingxing, DONG Hui, CAO Baidi, DU Hui, LI Wenming, LIU Tuo, WANG Lishe

(Xi’an Center of China Geological Survey. Key Laboratory for the Study of Focused Magnatism and Giant Ore Deposits, MLR Xi’an 710054, Shaanxi, China)

The Jinbaoshan Pt-Pd deposit is the largest independent Pt-Pd deposits in China at present, and the world famous PGE deposits are mainly Bushveld and Stillwater deposits. In this paper, the similarities and differences of tectonic setting, intrusion type, rock assemblages, geochemistry among Jin Baoshan, Bushveld and Stillwater deposits have been summarized. The results show that the Jinbaoshan deposit (260Ma) was occurred in the Emeishan Large Igneous Province, which is located at relatively stable tectonic environment, but its stable degree of tectonic environment is less than Bushveld (2.06Ga) that developed from craton and Stillwater (2.70Ga) from intracontinental rift, and these differences have been reflected in the scale of intrusion. Although these three intrusions are layered intrusion, the exposed area of the Jinbaoshan intusion is less than 3 km2, far less than the Bushveld (65 000 km2) and Stillwater (376 km2). The rock types of the Jinbaoshan intusion is relatively simple, are mainly wehrlite and a small amount of olive pyroxenite and pyroxenite, while Bushveld and Stillwater are derived from a variety of primary magmas with thoroughly differentiation and have many rock types from ultramafic rock to mafic rocks. Compared with the Bushveld and Stillwater, the compositions of olivine and pyroxene in the Jinbaoshan vary small; On geochemistry, the rocks of the Jinbaoshan are characterized by silicon-poor and magnesium-rich. The occurrence and rock lithology of ores in the Jinbaoshan deposit are similar to the Platreef layers in Bushveld. The highest contents of PGE in the Jinbaoshan deposit is 1.5 ppm, lower than the J-M layer in Stillwater (20×10-6), the Platreef (5×10-6) and Merensky (5×10-6～7×10-6) in Bushveld. Affected by the differences in the scale of the intrusion, the degree of magmatic differentiation and liquation, the size of the Jin Baoshan deposits is far less than the Bushveld and Stillwater.

Jinbaoshan; Pt-Pd deposit; tectonic setting; rock assemblages; geochemistry

2015-05-14；

2015-09-16

中國地質(zhì)調(diào)查“東天山卡拉塔格一帶淺覆蓋區(qū)1∶5萬化探(12120115021801)”項(xiàng)目資助

段星星(1983-)，男，工程師，主要從事礦床勘查與勘查地球化學(xué)。E-mail：duanxx@foxmail.com

P618.53

A

1009-6248(2016)01-0185-12