赵兵 刘希军 李政林 时毓 招传 覃显著

位于扬子克拉通西缘的峨眉山大火成岩省(Emeishan Large Igneous Province, ELIP)不仅是我国西南岩浆型Cu-Ni-PGE硫化物矿床的重要矿集区(图1a)，也是研究地幔柱活动与大火成岩省溢流玄武岩成因关系的天然实验室(Chung and Jahn, 1995; Alietal., 2005; Shellnutt, 2014)。前人研究发现，ELIP主要是以溢流玄武岩为主，根据其TiO2含量和Ti/Y比值划可分为高Ti玄武岩(TiO2>2.8%和Ti/Y>500)和低Ti玄武岩(TiO2<2.8%和Ti/Y<500)(Xuetal., 2001)。结合岩石地球化学和地层沉积学等方面的综合特征，将ELIP细分为内部带、中部带和外部带(图1a, Songetal., 2001, 2008; Heetal., 2003; Xuetal., 2004)。低 Ti玄武岩形成于地幔柱的柱头位置，代表峨眉山地幔柱喷发中心；而高Ti玄武岩形成于地幔柱相对较深的源区，代表地幔柱岩浆活动的尾声或边部岩浆作用，是ELIP外带的主要岩石类型(Xuetal., 2001; Fanetal., 2008; Laietal., 2012)。对ELIP的年代学研究表明大火成岩省的形成年龄在260Ma左右(Zhouetal., 2002; Shellnutt and Jahn, 2011; Zhongetal., 2011a)。

图1 峨眉山大火成岩省分带简图(a,据Xu et al., 2001修改)和马雄辉绿岩分布图及样品采集位置图(b,据邓发亮等, 2017修改)

近来，位于ELIP外带的桂西晚二叠世基性岩受到国内外学者的广泛关注。桂西地区位于扬子克拉通的西南边缘，在构造上处于特提斯和太平洋构造的交汇地带。桂西基性岩以层状或似层状的小侵入体为主，与ELIP 玄武岩具有相似的年代学和地球化学特征，普遍具有高的 Ti/Y比值，其与ELIP有较强的时间和空间耦合关系(Fanetal., 2004, 2008; 黄文龙等, 2015; Liuetal., 2017; 邓发亮等, 2017)。因此，对桂西地区的基性岩进行深入的研究，有助于了解ELIP的时空分布范围、岩石成因和成矿作用。

铂族元素(PGEs: Os、Ir、Ru、Rh、Pt、Pd)是高度亲铁元素，具有不同于其他微量元素的特殊的地球化学性质，对岩浆部分熔融程度、源区性质、硫化物分离程度等指标敏感，这些特殊的性质对认识幔源岩石起源和演化及岩浆硫化物矿床的成因研究中具有重要意义(储雪蕾等, 2001; Barnes and Fiorentini, 2008; 刘军锋等, 2008; 宋谢炎等, 2009; 冯光英等, 2010; 赵正等, 2010; Barnesetal., 2015; 牛晓露等, 2017)。前人对 ELIP 的内带岩体的PGE进行了大量研究(Zhangetal., 2005; Songetal., 2006, 2009; Zhong and Zhu, 2006; Wangetal., 2007, 2011; Qi and Zhou, 2008; Qietal., 2008; Zhongetal., 2011b; Lietal., 2012, 2016; Baietal., 2013)，结果表明ELIP的内带PGE含量显著亏损的低Ti玄武岩与岩浆硫化物成矿具有相关性，如杨柳坪和清矿山的多硫化物型 Ni-Cu-PGE矿床、金宝山和朱布的少硫化物型PGE矿床、力马河的Cu-Ni 硫化物矿床；而高Ti玄武岩的PGE 呈未亏损特征，可能不具有岩浆硫化物矿床的成矿潜力(Zhouetal., 2008, 2013; 陶琰等, 2007, 2010; 王焰, 2008; 宋谢炎等, 2009, 2018)。然而，这些研究主要集中于ELIP 内带，对于ELIP外带岩浆作用的PGE研究较少。因此，本文以ELIP外带的桂西地区马雄基性岩为研究对象，重点研究马雄基性岩的PGE地球化学特征，并结合其同位素年代学、主微量元素和Sr-Nd-Hf同位素组成，对比已发表的ELIP玄武岩数据，对桂西地区马雄基性岩岩浆成因及岩浆硫化物演化过程进行了研究，以期对ELIP外带岩浆作用的起源和演化与岩浆硫化物成矿提供新的资料。

1 区域地质背景

峨眉山大火成岩省被认为广泛分布于我国云、贵、川三省，少量分布于广西西部以及越南北部(图1)。本文研究区主要位于ELIP外部带隆林县城东侧马雄乡一带，区内出露主要包括上寒武统，岩性以中厚层-薄层状白云岩夹泥质条带灰岩；下泥盆统郁江组，岩性以泥岩、砂岩、粉砂岩为主, 局部夹灰岩或砾岩；石炭系，岩性以厚层状灰岩为主, 上部夹薄层状硅质岩含燧石条带或燧石结核；中二叠统栖霞组和上二叠统领好组，栖霞组为灰黑色薄层泥晶灰岩，领好组为灰色、褐灰色中-厚层泥质粉砂岩；中三叠统新苑组，岩性为灰绿、黄灰色泥页岩，夹薄-中厚层钙质砂岩、粉砂岩、泥晶灰岩组成的碎屑岩(陈懋弘等, 2018)。研究区内以发育短轴开阔背斜、穹隆为特征，次为长轴闭合背斜，轴向北西西。背斜核部泥盆系岩层产状较平缓、翼部较陡，具箱状背斜特点。区内岩浆岩主要是辉绿岩和玄武岩，以浅层侵入相为主，次为喷出相。辉绿岩侵入于隆林县城背斜两侧的石炭系和二叠系灰岩地层中，地层均为深水台(沟)盆相硅质、泥页岩、深色中薄层灰岩，岩层倾角30°～70°，以35°～60°为主，局部近断处近直立。背斜核部被右江断裂分枝断裂-隆林断裂切割，导致背斜呈不称状。辉绿岩岩体呈条带状沿背斜南北两侧分布，长轴走向北西西-南东东，长约5km，宽约30～150m。背斜南侧的辉绿岩岩体大致呈整合侵入石炭系和二叠系围岩地层中，北侧则呈不整合侵入围岩地层中。邓发亮等(2017)对隆林、西林地区辉绿岩进行地球化学特征研究，表明辉绿岩具有与ELIP高Ti玄武岩相似的特征，可能为ELIP外带岩浆作用的产物，然而对该地区基性岩的形成时代和岩浆硫化物演化历史未做限定。

2 岩相学特征

本文研究样品来自广西隆林县东南边马雄乡的辉绿岩岩脉，共采集了7件样品，相对新鲜未蚀变，呈灰绿色、块状构造(图2a, b)。镜下辉绿岩具有辉绿结构，主要组成矿物为基性斜长石、辉石、少量的磁铁矿，不含橄榄石。基性斜长石，含量约为60%，无色、板状、半自形，长约0.5mm、宽约0.1mm，正低突起，正交镜下一级灰白干涉色；辉石含量约为35%，半自形柱状，长宽大致一样，约0.2～0.5mm，以他形粒状分布于斜长石格架内，主要以单斜辉石为主；副矿物为磁铁矿，含量约5%，黑色，不透明(图2c, d)。

图2 马雄辉绿岩野外照片(a、b)及典型结构显微照片(c、d)

3 分析方法

锆石分选在廊坊诚信地质服务公司完成, 制靶、抛光和阴极发光(CL)照相在重庆宇劲科技有限公司完成，使用常规破碎、重液体和磁性分离技术从样品中分离出锆石颗粒, 然后手工挑选, 将其固定在环氧树脂盘中, 然后进行了透射和反射光显微照片以及阴极发光图像照相, 以揭示它们的内部结构。

LA-ICP-MS锆石微区原位U-Pb定年测试分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室内完成，193nm ArF准分子激光器的GeoLas HD激光剥蚀系统与Agilet 7900 ICP-MS连用。本次测试采用的激光器工作频率为5Hz，剥蚀物质载气为高纯度氦气，激光束斑直径为32μm，分别利用NIST 610玻璃和Plesovice锆石作为元素和年龄外标，并用GJ-1锆石作为未知标样；8个未知样品锆石为一组，每单组插入2个Plesovice，双组插入2个Plesovice和1个GJ-1。每一个样品锆石在开始剥蚀前以及剥蚀结束分别进行2个NIST 610，2个Plesovice和1个GJ-1的剥蚀。每一颗锆石的剥蚀时间为50s，剥蚀前后背景时间为20s。以29Si为内标，使用单内标多外标法校正锆石中的微量元素含量，单个数据点误差均为1σ，年龄加权平均值达到95%的置信度。样品的U-Th-Pb 同位素比值和年龄以及元素含量处理均采用 ICPMSDataCal 软件完成，数据处理方法参见文献(Andersen, 2002)。利用IsoPlot (ver3.6)计算微量元素含量、U-Pb同位素比值、U-Pb年龄谐和图的绘制和加权平均年龄(Ludwig, 2003)。

主量元素、微量元素分析在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室内完成。主量元素采用日本株式会社理学ZSXPrimusⅡX射线荧光光谱仪(XRF)进行分析，在XRF上运用外标法测定样品中氧化物的含量，分析过程中运用 BCR-2标样进行校正，分析精确度和准确度优于5%。微量元素和稀土元素在Agilent 7500cx电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)上完成。使用USGS标准BHVO、AGV、W-2和G-2以及国家岩石标样GSR-1、GSR-2、GSR-3来校正所测元素的含量，分析精度一般优于2%～5%。

Sr-Nd同位素测定均在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室采用热电Neptune Plus MC-ICP-MS测试。所有的测试均采用标样监控进行测试，每测试5个样品插入一个标样。Sr同位素用国际标样NBS987进行监控，Nd同位素用国际标准JNDi-1进行监控。实验室国际标准样品NBS987的87Sr/86Sr=0.710282±10 (2σ; n=50)，JNDi-1的143Nd/144Nd=0.512116±12 (2σ; n=50)。Sr-Nd同位素分析精度优于0.002%。

铂族元素分析在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室采用铁镍硫火试金结合ICP-MS进行测试。主要流程: 将样品与Na2B4O7、Fe 粉、Ni 粉和S混合，倒入坩埚中，加入适量铼锇稀释剂，再用Na2B4O7覆盖，然后在1050℃马弗炉内煅烧45min以上，冷却后取出铁镍扣放入装有少许水的烧杯中，铁镍扣化开后加30mL的浓HCl，加热蒸煮至溶液澄清，冷却。减压过滤，将滤纸上残渣移入烧杯，依次加HNO3和水冲洗过滤管，加热蒸至近干后加浓HCL 1mL，再加2次HNO3，蒸至近干后加水10mL，过滤至离心管，最后在ICP-MS上测定Pt、Pd、Rh、Ru、Ir。标样WGB-1 (辉长岩)测定值: Ir：0.183×10-9，Ru：0.159×10-9，Rh：0.229×10-9，Pt :5.38×10-9，Pd：10.6×10-9。具体方法参见文献(Sunetal., 2009)。

在样品完成锆石U-Pb定年测试的基础上，锆石Hf同位素测定在桂林理工大学广西隐伏金属矿产勘查重点实验室进行，利用激光剥蚀多接收杯等离子体质谱(LA-MC-ICP-MS)完成。锆石Lu-Hf 同位素测点位置与U-Pb 定年测点位置为同一锆石颗粒内的同一岩浆生长环带上，采用的激光设备为配有193nm ArF准分子激光器的GeoLas HD激光剥蚀系统，联用的ICP-MS型号为Agilent 7900，激光脉冲频率为8Hz，束斑为32μm, 载气为高纯He(Ludwig, 2003)。Lu-Hf同位素分析采用Neptune Plus MC-ICP-MS进行分析。在分析过程中，国际标准锆石样品91500和NIST610作为监控样品， 每8个样品插入一组国际标样， 数据采集背景采集时间为30s，样品测试时间为50s。

4 分析结果

4.1 锆石U-Pb 年代学

本次对马雄辉绿岩样品(MX-5)进行了锆石U-Pb同位素年龄测试，锆石U-Pb定年数据及计算结果详见表1。锆石呈自形-半自形长柱状、短柱状，粒径大小介于50～120μm，长宽比在1:1至3:1之间。锆石CL图像显示明显的岩浆高温震荡环带，具有典型的基性岩锆石特征(图3a)。

表1 马雄辉绿岩锆石LA-ICP-MS U-Pb年代学数据

图3 马雄辉绿岩锆石CL图像(a)和锆石U-Pb年龄谐和图(b)

本次共完成了17个锆石点分析，其Th含量为2847×10-6～21131×10-6，U含量为791×10-6～7492×10-6，Th/U比值为1.84～5.33；从锆石U-Pb年龄谐和图中可以看出207Pb有轻微丢失，然而样品206Pb/238U年龄的变化范围在256～259Ma之间，206Pb/238U年龄加权平均值为257.1±1.3Ma (MSWD=1.08，n=17；图3b)，该年龄代表了马雄辉绿岩中锆石的结晶年龄，即马雄辉绿岩的形成年龄，说明马雄辉绿岩形成于晚二叠世。

4.2 主微量元素特征

本次研究选取桂西马雄7个新鲜辉绿岩样品进行主微量元素测试分析，分析结果见表2。马雄辉绿岩具有低的SiO2(47.11%～48.25%)、Al2O3(13.62%～14.82%)、Fe2O3T(12.51%～13.97%)含量；高的MgO (5.25%～6.21%)、Na2O (1.59%～2.84%)、K2O (1.25%～1.81%)、TiO2(3.07%～3.49%)含量。在TAS岩石分类图解(图4a)中，样品投影点均落入碱性系列和亚碱性玄武岩过渡区域内。在Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001岩石分类图解(图4b)中，样品点均投入碱性玄武岩区域内。根据Xuetal. (2001)划分峨眉山玄武岩的高Ti (TiO2>2.8%，Ti/Y>500)和低Ti (TiO2<2.8%，Ti/Y<500)系列的分类，马雄辉绿岩TiO2>2.8%，Ti/Y比值为716～939，属于高Ti玄武岩系列，与峨眉山高Ti玄武岩相比具有较高的Ti/Y比值(图5)。因此马雄辉绿岩为高Ti系列碱性基性岩。在MgO与其他主、微元素的协变图解中(图6)，马雄辉绿岩Al2O3、Ni和Cr与MgO呈正相关，Fe2O3T、TiO2、SiO2与MgO呈负相关，其成分特征和演化趋势与ELIP高Ti玄武岩和桂西高Ti基性岩相似，而明显区别于ELIP低Ti玄武岩。

表2 马雄辉绿岩主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)含量

图4 马雄辉绿岩SiO2-Na2O+K2O图解(a,据Le Bas et al., 1986)和Nb/Y-Zr/TiO2×0.0001图解(b,据Winchester and Floyd, 1977)

图5 马雄辉绿岩TiO2-Ti/Y图解(据Liu et al.,2017)

图6 马雄辉绿岩MgO与其他元素协变相关图

马雄辉绿岩微量元素变化范围小，特征比较一致(表2)，稀土元素总量(∑REE)为163.0×10-6～189.1×10-6，在球粒陨石标准化稀土元素配分图中(图7a)，显示LREE富集的右倾型分布样式，LREE/HREE为3.5～4.5，(La/Yb)N为7.8～8.7，δEu=1.0～1.2，具有较弱的Eu正异常，与岩石中含有大量斜长石的特征相吻合。在原始地幔标准化微量元素蛛网图中(图7b)，马雄辉绿岩显示大离子亲石元素Rb富集，而Ba、Sr表现为相对亏损；高场强元素Nb、Ta、Ti相对亏，与ELIP高Ti玄武岩对比，其稀土元素总量较少，主要是轻稀土元素亏损。马雄辉绿岩微量元素的总体特征类似于ELIP高Ti玄武岩呈现出似OIB的特征。

图7 马雄辉绿岩球粒陨石标准化稀土元素配分图(a, 标准化值据Boynton, 1984)和原始地幔标准化微量元素蛛网图(b, 标准化值据Sun and McDonough, 1989)

4.3 Sr-Nd同位素特征

全岩Sr和Nd同位素分析结果见表3，初始同位素同位素参数按照t=257Ma计算。马雄辉绿岩的初始Sr和Nd同位素变化范围较窄，(87Sr/86Sr)i介于0.705604～0.760115之间，εNd(t)在+0.19～+1.25之间。辉绿岩的fSm/Nd值为-0.37～-0.26，一阶段模式年龄tDM1=992～1312Ma。Sr-Nd同位素均落入OIB及ELIP高Ti玄武岩和桂西基性岩区域内(图8)。

表3 马雄辉绿岩Sr-Nd同位素分析结果

图8 马雄辉绿岩Sr-Nd同位素初始比值

4.4 铂族元素特征

由表4可以看出，马雄辉绿岩∑PGE=1.57×10-9～2.29×10-9，低于OIB的(约20.11×10-9; Tatsumietal., 1999)，高于MORB的(约0.11×10-9; Bézosetal., 2005)；其中Os=0.04×10-9～0.08×10-9，Ir=0.05×10-9～0.07×10-9，Ru=0.03×10-9～0.08×10-9，Rh=0.04×10-9～0.06×10-9，Pt=0.67×10-9～1.05×10-9，Pd=0.72×10-9～1.02×10-9。IPGE (0.12×10-9～0.23×10-9)与PPGE(1.43×10-9～2.06×10-9)分异明显，PPGE/IPGE=9.3×10-9～15.2×10-9，Pd/Ir=11.8×10-9～18.7×10-9。在原始地幔标准化PGE图解上(图9)，马雄辉绿岩PGE配分模式均为左倾型，呈现亏损IPGE，富集PPGE，与OIB和ELIP高Ti玄武岩具相似的PGE配分模式。马雄辉绿岩IPGE含量与ELIP高Ti玄武岩相似，然而PPGE含量比ELIP高Ti玄武岩亏损。

图9 马雄辉绿岩原始地幔标准化铂族元素配分模式图(原始地幔标准化值据Barnes and Maier, 1999)

表4 马雄辉绿岩PGE (×10-9)及Cu、Ni (×10-6)元素含量分析结果

4.5 锆石Hf同位素

本文对样品MX-5进行了锆石Lu-Hf同位素分析，分析点均在已完成U-Pb测试的锆石颗粒上进行，分析结果见表5。马雄辉绿岩的(176Hf/177Hf)i变化范围在0.282699～0.282828之间，Hf同位素成分比较均一，加权平均值0.282778，对应的εHf(t)变化范围在+3.05～+7.64之间，平均值+5.59，fLu/Hf值为-0.96～-0.76，一阶段模式年龄tDM1=612～849Ma。

表5 马雄辉绿岩锆石Lu-Hf同位素数据

5 讨论

5.1 地壳混染与结晶分异作用

全岩同位素和微量元素比值可以有效识别地壳混染。通常地壳物质具有更高的(87Sr/86Sr)i比值和(Th/Nb)PM比值，地壳混染可以造成幔源岩浆的(87Sr/86Sr)i比值和(Th/Nb)PM比值升高，并且对于一套受不同程度地壳混染岩浆形成的玄武岩，这些参数之间具有良好的相关性(Lightfoot and Keays, 2005; Keays and Lightfoot, 2010)。在(87Sr/86Sr)i与(Th/Nb)PM比值相关图中(图10a)，马雄辉绿岩具有低的(87Sr/86Sr)i和(Th/Nb)PM比值，没有表现出向地壳混染的演化趋势，与ELIP高Ti玄武岩和桂西基性岩相似，暗示它们未受或者受地壳混染影响小。同样在εNd(t)与Nb/U比值相关图中(图10b)，样品具有正的εNd(t)值和明显高于大陆地壳(Nb/U=9; Hofmannetal., 1986)的Nb/U比值，也表明样品未遭受明显地壳混染。随着地壳物质的加入和岩浆演化程度的升高，会导致 SiO2与微量元素比值(Th/Nb)PM同步增长，这是判别AFC过程(Assimilation and Fractional Crytallization)的重要标志。在SiO2-(Th/Nb)PM图中(图11)，马雄辉绿岩落入了ELIP高Ti玄武岩结晶分异作用的岩浆演化趋势中，主要经历了FC过程，而区别于ELIP低Ti玄武岩AFC的岩浆演化趋势。

图10 马雄辉绿岩(87Sr/86Sr)i-(Th/Nb)PM (a,据Keays and Lightfoot, 2010)与εNd(t)-Nb/U (b,据Zhong et al., 2011a)图解

图11 马雄辉绿岩SiO2-(Th/Nb)PM图解

与原始地幔岩浆(MgO>9%, Cr>1000×10-6; Gill, 2010)相比，马雄辉绿岩的MgO含量(5.25%～6.21%)和Cr含量(90.56×10-6～167.4×10-6)较低，表明其岩浆经历了一定程度的演化。如图6所示，马雄辉绿岩Al2O3、Cr和Ni与MgO呈正相关性，而TiO2、Fe2O3T和SiO2与MgO呈负相关性，表明马雄辉绿岩形成于原始地幔岩浆的橄榄石、辉石和Fe-Ti氧化物的结晶分异。除此之外，马雄辉绿岩还表现亏损大离子亲石元素Sr和较弱的Eu正异常，说明岩浆在演化过程中未经历明显的斜长石分离结晶作用。

5.2 岩石成因及源区特征

放射状基性岩墙是地幔柱上涌使得岩石圈破裂的直接产物(Ernst and Buchan, 1997; Ernst and Bleeker, 2010)。前人研究显示，桂西地区基性岩属于ELIP放射状基性岩墙东南分支的一部分，是ELIP外带岩浆作用物产物(Fanetal., 2008; Laietal., 2012; 黄文龙等, 2015; Liuetal., 2017; 邓发亮等, 2017)。马雄辉绿岩的锆石U-Pb年龄为257.1±1.3Ma，其年龄在ELIP基性岩侵入体的年龄(255～260Ma)的范围之内(Zhongetal., 2011a; Tangetal., 2015)；锆石εHf(t)值从3.05到7.64，与ELIP基性岩侵入体的锆石εHf(t)值相似(图12)。结合马雄辉绿岩低(87Sr/86Sr)i、高εNd(t)的同位素特征(图8)，揭示了其与ELIP玄武岩具有亲缘性。

图12 马雄辉绿岩岩εHf(t)-t图解

图13 马雄辉绿岩La/Sm-Sm/Yb (a, 据Lassiter and DePaolo, 1997)和Nb/Yb-TiO2/Yb (b,据Liu et al., 2017)图解

5.3 岩浆硫饱和程度

图14 马雄辉绿岩Cu/Pd-Pd图解(据Barnes and Maier, 1999)

地幔中硫化物有两种赋存状态：(1)以包裹体形式存在的富集IPGE的单硫化物固溶体(Fe, Ni, Cu)1-xS； (2)以镍黄铁矿和黄铜矿为主且呈填隙状的富PPGE的硫化物固溶体，这种晶间硫化物代表了富 PPGE 的硫化物残余(宋谢炎等, 2009)。在部分熔融作用发生时，富IPGE矿物包裹在硅酸盐矿物中，表现为较强的相容性，因此熔体中IPGE含量与残余硫化物无关；而呈填隙状存在的富PPGE硫化物相对不相容，会导致熔体中PPGE含量增加(Barnesetal., 2015)。马雄辉绿岩PGE含量低，其中IPGE含量和ELIP高Ti玄武岩相接近，而PPGE含量比ELIP高Ti玄武岩亏损，反映有较多的富 PPGE硫化物残留在地幔源区。这可能与马雄辉绿岩的母岩浆形成于比ELIP高Ti玄武岩更深的熔融环境有关，因为在深部岩浆源区的部分熔融程度较低，较高的熔融压力环境会降低岩浆熔体中硫的溶解度，使得较多的富 PPGE硫化物残留在源区中，导致PPGE含量的降低而IPGE含量无变化，从而形成了PPGE亏损的马雄辉绿岩(Mavrogenes and O’Neill, 1999; Bennettetal., 2000; Mungall and Brenan, 2014)。

5.4 PGE分异

PGE在幔源岩浆分异过程中(部分熔融或结晶分异)进一步分为相容的IPGE(Os、Ir和Ru)和不相容性的PPGE (Rh、Pt和Pd) 亚组(Barnesetal., 1985)。铂族元素中Pd和Ir的地球化学性质差别较大，可以用Pd/Ir比值来判别幔源岩浆PPGE和IPGE的分异程度。马雄辉绿岩Pd/Ir值为11.8～18.7，高于原始地幔的比值(Pd/Ir=1; Sun and McDonough, 1989)，这说明马雄岩的IPGE与PPGE发生了分异。Garutietal. (1997)研究发现，利用 Pd/Ir与Pt异常(Pt/Pt*)之间的相关性来区分部分熔融和结晶分异，即两者在地幔部分熔融的残留物中具有正相关关系, 而在岩浆结晶产物中则表现为负相关。马雄辉绿岩 Pd/Ir与Pt/Pt*之间呈现出一定程度的负相关性 (图15a)，指示结晶分异作用应是 PGE分异的主控因素。在S不饱和的条件下，幔源基性岩浆早期演化主要与橄榄石和铬铁矿分异有关，Ir、Ru等 IPGE元素在幔源基性岩浆中为相容元素，比较容易赋存在橄榄石和铬铁矿中(Barnes and Picard, 1993; Mungall and Brenan, 2014)，而Pt、Pd等PPGE元素在幔源基性岩浆中为不相容元素；橄榄石和铬铁矿的分异将导致岩浆中的 Ir、Ru等IPGE元素的含量减少，而相对的 Pt、Pd等PPGE元素的含量则会增加，最终将导致熔体中IPGE和PPGE的分异。马雄辉绿岩的IPGE元素与 MgO和Cr呈正相关，而 PPGE与 MgO和Cr则略呈负相关或无明显相关性(图16)。同时，在Ni/Cu-Pd/Ir相关图中(图15b)，马雄辉绿岩的分布趋势也证明了在S不饱和条件下的橄榄石和铬铁矿结晶分异作用是造成的马雄辉绿岩PGE分异的主要原因，因为在橄榄石分馏过程中，Ni和Ir比Cu和Pd更相容(Singhetal., 2018)。

图15 马雄辉绿岩Pd/Ir-Pt/Pt*图解(a,据Garuti et al., 1997)和Ni/Cu-Pd/Ir图解(b,据Singh et al., 2018)

图16 马雄辉绿岩PGE与MgO和Cr关系图

5.5 岩浆硫化物矿床成矿潜力

与峨眉山地幔柱有关的岩浆型硫化物矿床有多个，主要可分为三类：(1) Cu-Ni-PGE 硫化物矿床，如杨柳坪和清矿山；(2) Cu-Ni 硫化物矿床，如力马河和白马寨；(3) PGE 矿床，如金宝山和朱步。虽然具有不同的 Cu、Ni 和PGE 含量，前人研究认为这三类岩浆型硫化物矿床的形成与初始岩浆 S 的不饱和有关，幔源基性岩浆上升过程遭受地壳混染或侵入围岩后，由于地壳物质的加入导致岩浆达到 S 饱和并发生硫化物熔离和聚集而成矿(陶琰等, 2007, 2010；Zhouetal., 2008, 2013；王焰, 2008；宋谢炎等, 2009, 2018)。本文研究揭示了马雄辉绿岩岩浆主要受S不饱和条件下的橄榄石和铬铁矿结晶分异控制，在上升过程中没有受到强烈的地壳混染使岩浆达到 S 饱和并发生硫化物熔离。因此，马雄地区幔源岩浆作用并不会富集PGE成矿，不具备形成岩浆型Cu-Ni-PGE硫化物矿床的潜力。

6 结论

(1)马雄辉绿岩LA-ICP-MS锆石U-Pb年龄为257.1±1.3Ma，形成于晚二叠世，与ELIP大规模岩浆作用的时代一致。

(2)马雄辉绿岩属于碱性玄武质岩系列，其主微量元素和Sr-Nd-Hf同位素特征与ELIP高Ti玄武岩相似，同时具有较高的 Ti/Y比值，揭示了其形成于熔融深度更深(～3.5GPa)且部分熔融程度较低(<8%)的熔融环境，可能是峨眉山地幔柱外带岩浆作用的产物。

(3)马雄辉绿岩Cu/Pd比值相对高而稳定，呈现亏损IPGE富集PPGE的左倾型PGE配分模式，IPGE含量和ELIP高Ti玄武岩相近，而PPGE含量比ELIP高Ti玄武岩亏损，表明其岩浆在上升侵位过程中没有发生明显的饱和硫化物熔离，PGE的分异主要受S不饱和条件下的橄榄石和铬铁矿结晶分异控制，不利于Cu-Ni-PGE硫化物成矿。