交代地幔源區與造山帶銅鎳成礦作用*

薛勝超 劉金宇 周翊 辛雨姚卓森 王慶飛鄧軍

1.中國地質大學,地質過程與礦產資源國家重點實驗室,地球科學與資源學院,北京 100083 2.國家自然博物館,北京 100050 3.西南石油大學地球科學與技術學院,成都 610500 4.中國地質大學,地質過程與礦產資源國家重點實驗室,資源學院,武漢 430074

巖漿銅鎳硫化物礦床是全球Ni、Cu、Co和PGE的重要來源(Barnes and Lightfoot,2005; 宋謝炎等,2009,2010; Naldrett,2010; Lietal.,2019; 王焰等,2020)。世界上絕大多數大型-超大型銅鎳礦床產出在與鎂鐵-超鎂鐵質巖漿有關的侵入體中(Naldrett,1999; Zhouetal.,2004; Arndtetal.,2005; 胡瑞忠等,2005; Songetal.,2011; Zhangetal.,2011; Lightfoot and Evans-Lamswood,2015),該類礦床的“生命”可劃分為一系列階段(Naldrett,2010):(1)地幔部分熔融產生原始巖漿;(2)幔源巖漿上升侵位至地殼:(3)巖漿與圍巖反應并發生硫化物的初步熔離;(4)巖漿攜帶部分硫化物向上運移至地殼更淺部位;(5)巖漿侵位過程中發生的硫化物匯聚;(6)硫化物熔體與后續的流動巖漿反應;(7)巖漿冷卻結晶。這些地幔和地殼過程是理解成礦巖漿形成演化、硫化物飽和熔離、親銅元素富集等過程的重要窗口。全球范圍內的銅鎳礦床主要形成于板內環境的大火成巖省、克拉通邊緣裂谷帶和綠巖帶等(Naldrett,2004,2010),該環境內銅鎳礦的研究也奠定了巖漿銅鎳硫化物礦床的理論基礎(Naldrett,1999,2004),強調地幔柱絕熱減壓熔融或軟流圈上涌減壓熔融貢獻巨量巖漿(Griffinetal.,2013),而巖石圈地幔貢獻較小(Arndt,2013),同時強調殼內同化混染作用觸發硫化物大規模熔離(Li and Ripley,2011),以及巖漿通道內硫化物長距離運移-親銅元素富集(Barnesetal.,2016a,2019)。

我國板內環境成礦條件有限,至今僅發現華北克拉通西南緣的金川超大型礦床以及揚子克拉通西緣的一系列中小型銅鎳礦(圖1)。造山帶面積廣是我國的一大地質特征,20世紀80年代至今,我國造山帶內陸續發現了十余個大型-超大型銅鎳礦床(王潤民等,1987; Maoetal.,2008; 李世金等,2012; 秦克章等,2012; 李文淵,2015; Songetal.,2016; Xueetal.,2016a; 豐成友等,2016),這些形成于“非傳統”有利成礦區的銅鎳礦產資源成為我國的一個重要成礦特色。近二十年來,造山帶銅鎳礦床是我國取得鎳找礦突破的最重要類型,鎳資源占比躍升至國內鎳礦的40%(Lietal.,2019)。造山帶的重要特征之一是發育顯著鎂鐵-超鎂鐵質巖漿活動并且巖石圈地幔普遍經歷了俯沖交代作用(Zanettietal.,1999; Duceaetal.,2005; Spandleretal.,2014; Xueetal.,2018a; Zong and Liu,2018; Chenetal.,2021; Songetal.,2021)。然而,造山帶由于復雜的動力學環境、俯沖歷史、源區成分和熱力學狀態,導致其地幔源區的熔融機制和產物明顯不同于地幔柱和大陸裂谷帶,尤其是富揮發分的交代地幔的部分熔融(Cesareetal.,2002; Herzberg and O’Hara,2002; Herzberg and Asimow,2015; Rey,2015; Moleetal.,2018)。同時,在俯沖、熔融或者巖漿演化階段,板片釋放的高氧化性流體對地幔楔持續氧化(Kelley and Cottrell,2009; Bénardetal.,2018; Gerritsetal.,2019),以及含水原始熔體與周圍地幔反應過程中還原組分的丟失(Tollan and Hermann,2019),均可能造成交代地幔及其巖漿產物為氧化態,而還原性和氧化性的幔源巖漿將具有截然不同的成礦過程(Jugoetal.,2005a,b; Tomkinsetal.,2012; Xueetal.,2021,2022)。值得注意的是,近期實驗巖石學和數值模擬研究提出巖漿系統中高密度硫化物被低密度氣泡向上運移的假想(Mungalletal.,2015; Yao and Mungall,2020),同時揮發分(H2O、CO2、S和Cl等)的存在可以降低硅酸鹽熔體的密度和黏度(Zhangetal.,2007; Giordanoetal.,2008),表明地幔源區富揮發分可能是銅鎳成礦的重要優勢條件。現階段造山帶銅鎳礦床的研究總體沿用了傳統板內環境成礦作用的認知體系,但造山帶地幔源區及其巖漿作用又存在不同于板內環境的基本特點,如:(1)源區為俯沖交代地幔;(2)富揮發分地幔部分熔融;以及(3)潛在高氧逸度巖漿體系。這些差異是否產生對應差異的銅鎳成礦過程尚需有效識別,特別是這種差異背后的交代地幔源區對成礦的物質貢獻、交代地幔中俯沖交代組分的類別和揮發組分比例、巖漿體系氧化還原狀態對成礦的影響等重要問題有待系統梳理,而這些問題的回答有助于闡明具有俯沖交代屬性的地幔源區與銅鎳成礦的內在關系。

圖1 我國巖漿銅鎳-(鉑族元素)礦床時空分布簡圖(據Li et al.,2019修改)

中國境內的中亞造山帶和東特提斯構造域孕育了全球數量最多、儲量和規模最大的銅鎳礦床(圖1,Wuetal.,2004; 呂林素等,2007; Maoetal.,2008; Qinetal.,2011; Zhangetal.,2011; Gaoetal.,2012; Weietal.,2013; 秦克章等,2015; Songetal.,2016; Xueetal.,2016a,2018b; Wangetal.,2018; Lietal.,2019; Dengetal.,2022; 薛勝超等,2022)。如中亞造山帶是全球顯生宙陸殼增生與改造最顯著的大陸造山帶之一(Jahn,2004; Xiaoetal.,2009),東特提斯構造域是古生代-中生代特提斯洋俯沖消減和新生代大陸碰撞作用下形成的巨型構造域(吳福元等,2020),而江南造山帶是中元古代晚期到新元古代早期由揚子地塊與華夏地塊通過碰撞拼貼形成的新元古代造山帶(王孝磊等,2017; Cawoodetal.,2018)。這些造山帶銅鎳礦床絕大部分集中在我國西部地區,以夏日哈木、喀拉通克、黃山礦集區和白石泉等大型-超大型礦床為典型代表,大量個體差異的礦床為發展全球領先的造山帶銅鎳成礦理論提供了得天獨厚的優勢。近二十年來,眾多學者通過礦物學、巖石學、巖石和同位素地球化學、數值模擬等多學科融合的方法,提出造山帶銅鎳礦床成礦動力學模式為地幔柱疊加造山帶(Qinetal.,2011; Suetal.,2011)、或后碰撞伸展階段板片斷離或加厚巖石圈拆沉(Lietal.,2012; Xueetal.,2016b)、或同碰撞階段疊加區域韌性剪切或走滑斷裂(Songetal.,2013,2021; Weietal.,2023),成礦巖漿來源于俯沖交代改造的不均一地幔源區(Songetal.,2011; Suetal.,2013; Xueetal.,2018a; Chenetal.,2021),巖漿性質為富水高鎂玄武質(Zhouetal.,2004; Gaoetal.,2013)、巖體發育含水礦物(Tangetal.,2011,2013,2022; Cuietal.,2022)、成礦與還原性物質混染和外源硫加入密切相關(Sunetal.,2013; Tangetal.,2013; Xueetal.,2019,2021,2022; Dengetal.,2022; Wangetal.,2023)。該類礦床源區特點的刻畫和巖漿-成礦過程的剖析已有一定的認識與積累,以此為基礎,本文綜述了交代地幔源區對造山帶銅鎳成礦的影響和貢獻,重點聚焦于巖石圈與軟流圈的作用、成礦巖漿氧化還原狀態以及揮發分與成礦巖漿硫化物運移匯聚的關系。

1 巖石圈與軟流圈的作用

1.1 傳統板內銅鎳成礦地幔貢獻

大量幔源鎂鐵-超鎂鐵質巖漿為銅鎳成礦帶來所需的金屬元素和巖漿通量,是巖漿銅鎳礦床形成的基礎條件(Naldrett,2011)。傳統觀點認為該類型礦床主要形成于板內環境(圖2),包括克拉通邊緣或大陸裂谷帶(Naldrett,2004; 湯中立等,2006)、大火成巖省(Pirajno and Santosh,2014; Pang and Shellnutt,2018)和綠巖帶(Maier,2003)。這是由于在上述構造環境中,源于核幔邊界或上下地幔邊界的地幔柱上升或陸殼伸展過程中高溫軟流圈地幔上涌,均會發生強烈減壓觸發源區高程度部分熔融(McKenzie and Bickle,1988; Elkins-Tanton,2007; Griffinetal.,2013; Songetal.,2013),形成巨量巖漿并攜帶大量成礦金屬元素,從而利于大規模銅鎳成礦(Barnes and Lightfoot,2005; Lietal.,2005; Maier and Groves,2011; Arndt,2013)。例如諸多賦存在科馬提巖中的銅鎳礦床,其原始巖漿具有平坦的原始地幔標準化微量元素配分模型,被解釋為軟流圈地幔的高程度部分熔融(Arndtetal.,2008)。而地幔柱的來源深、溫度高(≥1500℃),在其上升過程中可導致地幔柱本身或軟流圈地幔發生減壓熔融,在短時間內產生巨量巖漿,如西伯利亞Noril’sk礦床(Arndtetal.,2003; Lightfoot and Keays,2005)和峨眉山大火成巖省相關的銅鎳礦床(Wangetal.,2007; Zhouetal.,2008)。相比而言,巖石圈地幔在長期演化過程中,因高程度熔體抽取而虧損輕稀土元素和大離子親石元素(Griffinetal.,2009; Aulbachetal.,2016),同時還具有較低的溫度和密度,導致其較難發生部分熔融(Leeetal.,2011);即使發生熔融,也只能發生低程度部分熔融,形成堿性的、硅不飽和的巖漿(Arndt,2013),這往往被認為是不利于成銅鎳礦的,例如我國西北塔里木地塊東北部的新元古代鎂鐵-超鎂鐵雜巖(Zhangetal.,2011)。此外,Beggetal.(2010) 認為大陸巖石圈厚度大,對地幔柱的減壓熔融起到阻擋抑制作用;地幔柱會向巖石圈較薄和強度較低的邊緣區域運移,并在較小的深度發生強烈的減壓熔融。因此,部分學者認為巖石圈地幔在銅鎳礦床形成過程中起到的作用較為有限(Arndt,2013; Barnesetal.,2016a)。可見,對于傳統板內環境下形成的銅鎳礦床,前人主要強調軟流圈地幔或地幔柱減壓熔融形成的巨量巖漿,而巖石圈地幔在成礦方面起到的作用相對較小。

圖2 地球圈層相互作用與巖漿銅鎳成礦

越來越多的研究表明經歷俯沖交代的巖石圈地幔亦是銅鎳礦床一種重要的地幔源區,提供了一定的成礦金屬元素和揮發分物質(Fiorentini and Beresford,2008; Brzozowskietal.,2022)。首先,地幔交代作用可以改變巖石圈地幔的物質組成,促使交代硫化物的形成或輝石巖地幔的形成等,進而影響原始巖漿中S和Ni等含量(Sobolevetal.,2007; Burnessetal.,2020; 王焰等,2021)。例如,通過研究交代地幔捕擄體,學者發現其具有較高的硫和親銅金屬含量(Ionov,1998; Griffinetal.,2004; Daleetal.,2009; Lorandetal.,2013; Riellietal.,2018; 張銘杰等,2022)。其次,交代巖石圈地幔具有較低的固相線溫度,導致地幔發生高程度部分熔融,促進源區硫化物及其金屬完全進入到原始熔體中(Mungall,2002; Groveetal.,2005)。此外,交代巖石圈地幔中的大量揮發分物質(H2O、S、C和Cl等)對于巖漿銅鎳礦床具有重要意義,例如能夠改變地幔源區氧逸度(王錦團等,2020)、提高巖漿中硫的溶解度、避免硫化物過早從巖漿中熔離并帶走金屬元素(Jugo,2009);富含CO2流體還可以有效攜帶并運移Pd和Pt元素(Alardetal.,2011)。更重要的是,高溫高壓實驗表明硫化物熔體與流體揮發分之間的結合,可以促進硫化物液滴聚結并提高其中的金屬含量(Iacono-Marzianoetal.,2022),同時有效促進硫化物的遷移(Blanksetal.,2020),相關內容將在下文中詳細闡述。此外,大量實例表明地幔柱/軟流圈與交代巖石圈地幔的相互作用可能對銅鎳成礦具有重要意義,如加拿大Voisey’ Bay礦床(Ripley and Li,2011)、中國金川礦床(Lietal.,2005; Li and Ripley,2011)和美國Coldwell雜巖體一系列銅鈀礦床(Brzozowskietal.,2022)。因此,需重新審視交代巖石圈地幔對于巖漿銅鎳成礦的貢獻。

1.2 地幔源區與造山帶銅鎳成礦巖漿的關系

自20世紀末以來,國內外造山帶環境中陸續發現大量的巖漿銅鎳礦床,典型實例如中亞造山帶諸多銅鎳礦床(Xieetal.,2014; Lietal.,2019; Dengetal.,2022)、我國東昆侖造山帶夏日哈木超大型礦床(Lietal.,2015; Songetal.,2016)、三江特提斯大雪山礦床(Wangetal.,2018; Lietal.,2021a)、西班牙Aguablanca礦床(Tornosetal.,2001)、博茨瓦納Phoenix和Selkirk礦床(Maieretal.,2008)以及澳大利亞南部Albany造山帶Nova礦床(Maieretal.,2016)等。這些發現改變了重要銅鎳礦床產出于板內環境的傳統認識,使得造山帶環境成為新的勘探靶區,逐漸引起全球關注。

對于造山帶銅鎳礦床的地幔源區和熔融機制來說,主要包括大洋板片撕裂引起的軟流圈地幔上涌減壓熔融(Songetal.,2013,2021),俯沖交代改造的巖石圈地幔部分熔融(鄧宇峰等,2011; Suetal.,2013),或是軟流圈地幔與交代巖石圈地幔共同作用(Xieetal.,2012; Dengetal.,2015; Xueetal.,2016b,2018a; Chenetal.,2021)。Songetal.(2021)總結中亞造山帶長時限的玄武質巖漿作用(380～270Ma)和黃山-鏡兒泉成礦帶短暫的成礦期(285～280Ma),形成于后碰撞階段早期的軟流圈地幔上涌減壓熔融,這一過程因板片釋放水的加入而被強化,從而產生大量高鎂玄武質巖漿。如上文所述,經歷俯沖交代改造的巖石圈地幔是造山帶環境銅鎳礦床的一種重要地幔源區。例如,夏日哈木礦床的地幔源區為受到富硅酸鹽熔體交代的輝石巖地幔(Songetal.,2016),同時Mg同位素特征顯示其地幔源區也被俯沖碳酸鹽交代改造(Chenetal.,2021);Tangetal.(2022)對中亞造山帶白石泉和天宇礦床開展了詳細的Li-O同位素與礦物水含量分析,認為地幔源區遭受到蝕變洋殼(硅酸鹽熔體)的交代改造,且成礦巖體中發育含水礦物(金云母和角閃石等)(Tangetal.,2011,2013),與巖石學和礦物化學所揭示的富水高鎂玄武質巖漿性質(Zhouetal.,2004; Gaoetal.,2013)相一致。這種交代地幔源區既可在俯沖階段由于板片脫水導致源區固相線溫度顯著降低、達到熔融條件發生部分熔融形成弧巖漿作用(Lietal.,2015; Yaoetal.,2018),也可能未達到熔融條件從而能夠保留到后俯沖環境或裂谷環境中發生熔融作用(Chenetal.,2021; Lietal.,2021a)。此外,部分研究者提出軟流圈上涌減壓熔融,以及其帶來的熱量引發交代巖石圈地幔發生部分熔融,共同產生大規模的巖漿作用(Davies and von Blanckenburg,1995; Songetal.,2013)。例如,Dengetal.(2015)綜合東天山多個鎂鐵-超鎂鐵質巖體,認為其微量元素和同位素組成的變化歸因于交代巖石圈地幔和軟流圈的相互作用。同時,Xueetal.(2016b)通過對北山-天山地區與銅鎳礦化相關的二疊紀鎂鐵-超鎂鐵巖體和基性巖墻的研究,提出其微量元素和Sr-Nd同位素的變化特征是上涌軟流圈地幔減壓熔融和上覆受俯沖作用改造的巖石圈地幔熔融共同作用的結果,該過程既可以發生在俯沖到碰撞的體制轉換期(Elkins-Tanton,2007),也可發生在俯沖結束后的10～50Myr(van Hunen and Allen,2011; Magnietal.,2013)。上述研究逐漸明確了造山帶環境中軟流圈地幔和巖石圈地幔的具體貢獻,為深入探究地幔源區對造山帶環境銅鎳成礦貢獻提供了良好案例。

綜上所述,造山帶銅鎳礦的母巖漿與板內環境銅鎳礦母巖漿和俯沖帶弧巖漿既存在顯著區別,又有一定的相似性。造山帶銅鎳礦形成于相對張性的構造環境,母巖漿來源于上涌的軟流圈驅動交代巖石圈地幔不同程度的混合熔融(Xueetal.,2016b; Yaoetal.,2018; Songetal.,2021);板內環境銅鎳礦通常形成于更為張性的裂谷或穹窿環境,其母巖漿來源于地幔柱或軟流圈的強烈減壓熔融,往往伴隨有大量A型花崗巖和同心環狀分布的基性巖墻群(Shellnutt,2014; Wangetal.,2022);俯沖帶弧巖漿則形成于相對擠壓的環境,母巖漿源于俯沖流體交代上覆地幔楔并誘發其部分熔融,該類巖漿底墊于下地殼并參與斑巖銅礦的形成(Richards,2015)。雖然造山帶銅鎳礦母巖漿與弧巖漿均有交代地幔的參與,并且在揮發分和氧逸度等特征上具有一定的相似性,但二者形成于造山期的不同構造體制或階段內,這也是全球范圍內很難共生產出同時代銅鎳礦和斑巖礦床的原因。造山帶同樣產出大量鉀質-超鉀質巖,但是這些巖石來自交代巖石圈地幔的低程度部分熔融作用,如三江造山帶新生代的鉀質基性火山巖和煌斑巖(Guoetal.,2005; Huangetal.,2010; Luetal.,2015),其熔融模式和巖漿成分顯然與造山帶銅鎳礦母巖漿存在巨大差異。

1.3 造山帶地幔的交代物質類型與揮發分比例

造山帶的形成與演化和俯沖過程密切相關。板塊俯沖是將地球淺部物質輸送到地球深部的重要方式,是地球圈層物質和能量交換的關鍵機制(Stern,2002; Nakajima and Hasegawa,2007; Ikemoto and Iwamori,2014)。俯沖板片與其衍生物質在不同深度與地幔巖石接觸時,物理條件和化學成分的巨大差異會導致二者之間發生復雜的化學反應從而改造地幔楔。俯沖板片攜帶著存儲在巖石孔隙和含水礦物中的水向地球深部俯沖(Poli and Schmidt,2002; Zheng,2009;Schmidt and Poli,2014),隨著俯沖過程中溫度和壓力的升高,俯沖板片發生變質脫水反應,釋放出不同性質的流體,向上遷移并交代上覆地幔楔(Tatsumi,1986; McCulloch and Gamble,1991)。這些流體構成了板片與地幔之間相互作用的主要交代介質。

根據所含水和溶質比例的不同,俯沖帶交代流體可以分為富水溶液、含水熔體和超臨界流體三種類型(Hermannetal.,2006; Zhengetal.,2011; Frezzotti and Ferrando,2015; Nietal.,2017)。富水溶液通常密度較低,主要由水和揮發性成分組成,只溶解少量離子元素(Manning,2004)。流體包裹體的研究表明,在俯沖帶的高壓-超高壓洋殼榴輝巖中,鹵化物如NaCl、MgCl2和CaCl2是主要的溶質,此外還包括Si、Al、Ti、碳酸鹽和硫化物/硫酸鹽等(Bebout and Penniston-Dorland,2016)。含水熔體是在洋殼巖石飽和水的條件下形成的,其密度比富水溶液大,一般溶解不超過35%的水(Hermannetal.,2006)。根據成分的差異,含水熔體可以主要分為硅酸鹽熔體和碳酸鹽熔體,這兩種不同的交代介質對地幔源區化學組成產生不同的影響。硅酸鹽熔體交代地幔橄欖巖可形成輝石巖地幔,部分熔融產生的熔體Ni含量被認為高于橄欖巖地幔熔體(Herzberg,2011; Matzenetal.,2017)。相較于硅酸鹽熔體,碳酸鹽熔體具有低粘度、低密度和高反應活性,實驗表明PGE在硫化物與碳酸鹽熔體的分配系數(104～105)低于硫化物與硅酸鹽熔體中的分配系數(105～106)(Mungall and Brenan,2014),表明碳酸鹽熔體相較于硅酸鹽熔體具有更強的PGE遷移能力(Chowdhuryetal.,2021)。由于地幔與俯沖沉積碳酸鹽的Mg同位素存在顯著差異(李曙光,2015),其組成可有效區分碳酸鹽和硅酸鹽熔體交代作用,兩種熔體交代作用均在造山帶銅鎳礦地幔源區被識別出(Songetal.,2016; Chenetal.,2021; Tangetal.,2022)。超臨界流體是指富水溶液與含水熔體完全混合的相態,其形成可以顯著提高流體運移溶質的能力(Zheng,2019)。此外,板片脫水過程中,H-C-N-S、鹵素和稀有氣體等揮發性元素傾向于富集在流體中。其中,C、N和S是主要的變價元素,能夠以不同的形式存在于流體中,并且與流體的氧逸度和酸度密切相關(Hiltonetal.,2002; 李萬財和倪懷瑋,2020)。值得注意的是,Lietal.(2020)模擬計算了板片釋放的富水流體中硫的種型和含量,結果發現硫主要以H2S和HS-形式存在,其含量一般小于0.1mol/kg,在弧下深度達到0.20～0.35mol/kg的峰值,俯沖板片在30～230 km深度釋放的硫僅占俯沖硫總量的6.4%。

除了交代物質——流體或熔體成分的復雜多變之外,造山帶地幔經歷流/熔體交代的比例差異也影響了島弧巖漿的成分特征,并促進了地幔部分熔融,成為造山帶巖漿的重要源區 (Suetal.,2019; Zhengetal.,2020)。美國阿拉斯加東南部的Duke Island雜巖體中具有顯著的硫化物礦化作用,其純橄巖187Os/188Os比值隨Os濃度降低而升高的特征,表明母巖漿地幔源區經歷了板片流體交代作用(Stifteretal.,2016)。前人在研究中亞造山帶南緣大量與銅鎳礦化有關的鎂鐵-超鎂鐵巖體過程中,發現了這些分布范圍跨度大、數量眾多、且產于造山帶內的巖體都表現出高δ18O的特征(Suetal.,2011,2012,2014; Tangetal.,2012; Maoetal.,2018a)。Xueetal.(2018a)進一步通過系統的O-Hf-Nd同位素研究發現,這些礦化巖體中高Fo橄欖石具有高δ18O特征,且其母巖顯示Nd同位素顯著虧損的特征,同時巖體中的鋯石具有幔源特征的εHf(t)和殼源特征的δ18O,進一步結合二端元混合模擬計算,定量揭示出這種離散的Hf-O同位素特征繼承自被不同比例的俯沖沉積物熔體和板片流體交代的地幔源區。近年來,非傳統穩定同位素的廣泛應用為揭示交代物質的類型與比例提供了新途徑。Zhangetal.(2017)利用系統的B同位素分析,開展了中亞造山帶南緣北山地區基性巖墻的地幔源區特征的研究,發現30%～50%虧損地幔與50%～70%俯沖脫水流體的二元混合可以解釋其B同位素組成特征。除顯著的流體交代特征外,沉積物熔體類別的識別也有新的進展,Chenetal.(2021)通過東昆侖造山帶夏日哈木超大型礦床的Mg同位素組成研究,揭示出成礦巖漿地幔源區有俯沖碳酸鹽熔體的參與,地幔源區的碳酸鹽化大幅度降低地幔巖固相線溫度,有利于在短時間內產生大規模鎂鐵質巖漿活動,為超大型巖漿硫化物成礦奠定關鍵的物質基礎。

2 交代地幔與成礦巖漿氧化還原狀態

2.1 造山帶玄武質巖漿高氧逸度成因

氧逸度是描述體系氧化還原狀態的強度變量。近年來,大量學者通過樣品分析、數據統計和實驗模擬等方式,對匯聚板塊邊緣玄武質巖漿高氧逸度的成因提出了不同的認識 (Kelley and Cottrell,2009; Leeetal.,2010; Brounceetal.,2014; 柏中杰等,2019; 王錦團,2019; Iacovinoetal.,2020)。部分研究認為板片俯沖過程中伴隨著氧化性流體的釋放,在交代地幔時影響地幔楔熔融狀態和巖漿氧化態。然而目前蛇紋巖地幔、蝕變洋殼以及沉積物中均發現有釋放氧化性流體的現象,因此對于流體的具體來源還存在爭議 (Waters and Lange,2016; Debret and Sverjensky,2017; Stolper and Bucholz,2019; Agueetal.,2022; Chenetal.,2022; 辛雨等,2023)。此外,地幔部分熔融過程是巖漿高氧逸度成因的另一種認識,熔體與地幔圍巖的反應使得熔體氧化性增強(Gaetani,2016; Tollan and Hermann,2019)。

流體中富含C、H、O和S等元素,大部分研究結果認為流體中主要的氧化物質是硫酸鹽(Bénardetal.,2018; Gerritsetal.,2019)。近期Agueetal.(2022)發現脫水產生的流體在經過板片上覆沉積物時,與沉積物中氧化的變質沉積巖發生反應,流體內部分還原性的物質丟失,致使流體自身的氧化性增強。同樣,前人認為在俯沖過程中沉積物下覆的蝕變洋殼也會釋放氧化性的流體,Waters and Lange (2016)通過研究分析全球Fe-Ti氧化物數據發現洋殼氧逸度偏高,在壓力、溫度升高的情況下洋殼中含水礦物分解所釋放的流體也具有強氧化性。另外,隨著俯沖過程的進行,洋殼下覆蛇紋巖地幔中葉蛇紋石的分解也會產生大量流體,Iacovinoetal.(2020)通過實驗巖石學和熱動力學模擬研究,發現蛇紋巖脫水所產生的流體中的Na、K、Ca、Mg含量較高且具有較高氧逸度。Duanetal.(2022)也通過模擬俯沖板片流體,發現隨著蛇紋巖脫水的過程進行,所產生流體的氧化性也逐漸增強,這些流體在地幔中參與熔融并影響其氧化還原狀態。

在俯沖過程中,由于溫度和壓力的升高,地幔中含水礦物的分解使得儲存在其中的水被釋放出來,導致地幔發生水飽和部分熔融。近些年來,由于研究深度的增加以及測試技術的加強,學者們漸漸將地幔部分熔融與巖漿氧化還原狀態聯系起來進行研究,因此對巖漿高氧逸度的成因有了新的認識。Tollan and Hermann (2019)通過對地幔方輝橄欖巖捕擄體的研究提出熔體氧化模型:流體交代地幔楔發生部分熔融,熔體中的水分解形成H2和O2,其中H2通過與地幔圍巖中斜方輝石發生反應進入圍巖,剩余O2則使熔體越來越氧化,據此作者認為巖漿高氧逸度的成因是熔體與圍巖反應的結果。

雖然目前大量研究認為弧巖漿作用總體顯示為相對氧化的特征,但有學者在斑巖銅礦的研究過程中提出部分弧巖漿作用是相對還原的。例如,前人研究認為古特提斯斑巖銅礦稀缺的原因是由于古特提斯洋盆普遍缺氧,導致弧巖漿相對還原,不利于斑巖成礦(Richards andeng?r,2017)。其中古特提斯洋盆的缺氧是由其處于赤道的古地理位置和晚石炭世至三疊紀的封閉大洋造成的,此時古特提斯主洋盆生物發育,大洋底部堆積黑色還原性的沉積物,這些還原性沉積物隨洋片俯沖,導致俯沖相關的弧巖漿相對還原且 Cu 含量較低(Richards andeng?r,2017),這與中國西藏東北部、帕米爾北部和格魯吉亞發育晚石炭世黑色頁巖一致(eng?r and Atayman,2009)。在該認識基礎上,Zhuetal.(2022)通過對東特提斯構造域三江地區古特提斯弧花崗巖進行鋯石氧逸度和磷灰石硫含量的研究,查明這些地區的弧花崗巖具有較低的氧逸度(QFM-3.0～QFM-0.6),同時這些弧花崗巖中磷灰石的硫含量較低,證實該地區弧巖漿顯示為還原特征。此外,Galvezetal.(2013)在阿爾卑斯造山帶內科西嘉島出露的變質蛇紋巖地幔與俯沖碳酸鹽巖接觸帶上,發現了俯沖過程形成的晶型石墨,指示蛇紋巖地幔釋放還原性流體與碳酸鹽巖發生還原反應。上述研究發現表明,俯沖交代地幔源區形成的巖漿氧逸度是高度變化的,因此研究造山帶銅鎳成礦過程需要厘清原始巖漿的氧化還原狀態。

2.2 氧逸度對巖漿硫化物成礦的控制作用

巖漿硫化物礦床形成的關鍵條件之一是巖漿發生硫化物飽和,當鎂鐵質巖漿中的硫含量大于硫化物飽和時巖漿中硫含量(SCSS:sulfur content at sulfide saturation; Shima and Naldrett,1975)時,硫化物將會從硅酸鹽巖漿中熔離(Naldrett,2004)。在地幔源區部分熔融和巖漿上侵結晶分異過程中,體系氧逸度的高低極大地控制了巖漿中S的賦存狀態和溶解度(Jugoetal.,2005a,b; Jugo,2009),進而對Ni、Cu、PGE和Au等金屬元素的遷移和富集產生顯著影響(Barnes and Lightfoot,2005; Riellietal.,2018)。許多熔體的固有性質可以影響硅酸鹽熔體中硫的溶解度,其中溫度、壓力、SiO2和FeO含量的影響機制已有成熟認識(Haughtonetal.,1974; Mavrogenes and O’Neill,1999; Lietal.,2001)。氧逸度對巖漿硫溶解度的影響相對更為復雜,不同于其它變價元素能夠以不同價態同時賦存于單一礦物(例如磁鐵礦的Fe2+和Fe3+),S2-和S6+僅能共存于熔體相和揮發分中。實驗結果表明,當熔體在還原條件下(fO2QFM+2),硫酸鹽(S6+)穩定存在;當熔體氧逸度由fO2≥QFM+2降至～QFM+1,S6+/S2-隨fO2的下降呈指數降低(圖3a),在此過程中玄武質熔體的硫溶解度能夠快速降低一個數量級(1.5%至0.15%,Wallace and Carmichael,1994; Jugoetal.,2005b; Jugo,2009)。基于上述認識,部分學者提出如果相對氧化的鎂鐵-超鎂鐵質巖漿在演化過程中發生還原作用,那么很可能造成硫化物飽和熔離形成巖漿硫化物礦化(Thakurtaetal.,2008; Scheeletal.,2009; Tomkinsetal.,2012; Xueetal.,2021)。

圖3 巖漿體系硫溶解度與氧逸度(a)和鐵含量(b)之間的關系

此外,FeO是控制硫在巖漿中溶解度的最重要的組分,隨著鎂鐵質巖漿中FeO含量的下降,硫的溶解度也逐漸降低,在FeO>5%的巖漿體系中,SCSS與FeO含量表現為強相關的關系(Haughtonetal.,1974; Li and Ripley,2009; Wykesetal.,2015)。因此,在相對較低的fO2條件下,在硫化物穩定域內氧逸度的升高會降低巖漿體系的FeO含量(圖3b),從而造成硫化物飽和時硫的溶解度的降低。基于該認識,Lehmannetal.(2007)和Holwelletal.(2007) 認為金川超大型銅鎳礦床和Bushveld雜巖體中富PGE的Platreef礦層的形成,均與鎂鐵質巖漿同化碳酸鹽(如大理巖)、巖漿體系fO2升高導致硫化物飽和熔離密切相關。然而,最近Xueetal.(2023)通過系統的礦物學、C同位素和氧逸度研究,發現金川巖體確實存在明顯的大理巖同化混染特征,但是金川成礦巖漿在～830Ma的就位深度難以溶解足量的CO2造成巖漿的顯著氧化,這也被巖體中大理巖混染程度不同的礦石具有相似的氧逸度所證實。因此,氧逸度的升高是否可以作為鎂鐵質巖漿體系巨量硫化物熔離的關鍵因素仍待進一步研究。

此外,不同于相容的Ni元素,Cu、Pt、Pd和Au相對于地幔中的礦物相均屬于不相容元素,由于在硫化物熔體與硅酸鹽巖漿之間極高的分配系數(Dsul/melt Cu:250～1670,Dsul/melt PGE:103～106,Lyntonetal.,1993; Gaetani and Grove,1997; Fleetetal.,1996,1999; Ripleyetal.,2002; Holzheid and Lodders,2001; Mungall and Brenan,2014),地幔部分熔融過程中Cu、Pt和Pd等親銅元素在熔體中的含量主要受到地幔源區殘余硫化物的控制。通常情況下,原始地幔、洋中脊虧損地慢和大陸巖石圈地慢的部分熔融均發生在較低的氧逸度環境下(ΔQFM<0)(Foley,2011; Cottrell and Kelley,2011),地幔楔則因為俯沖氧化流體/熔體的加入而具有較高的氧逸度(Kelley and Cortrell,2009; Richards,2015)。在部分熔融過程中,若硫化物殘留在地幔將使部分熔融形成的玄武質熔體虧損鉑族元素,在氧逸度較低的情況下只有較高程度的部分熔融才能耗盡地幔中的硫化物;而當氧逸度較高時,僅需要很小的部分熔融程度即可將硫化物耗盡并將Cu、Pt和Pd等親銅元素“抽取”到巖漿中,此時巖漿中的親銅元素含量將明顯高于低氧逸度下相同程度部分熔融形成的巖漿。在高氧逸度條件下源區硫化物的耗盡可以導致低熔融程度下鎂鐵-超鎂鐵質巖漿中PGE含量的富集(Mungalletal.,2006),該特征同樣被富Au斑巖礦床比貧Au斑巖礦床的源區氧化程度更高所證實(Riellietal.,2018)。

2.3 氧逸度與造山帶銅鎳成礦關系

如前文所述,造山帶環境的地幔源區普遍遭受熔/流體交代作用改造,因此形成的原始巖漿往往具有較高的氧逸度(Richards,2015; Bénardetal.,2018; Bucholz and Kelemen,2019; 王錦團等,2020)。交代地幔相對高的硫含量以及潛在的高氧逸度,使得原始巖漿往往具有較高的硫溶解度和含量(Li and Ripley,2009)。越來越多的研究案例證實了匯聚構造環境內具有較高氧逸度的鎂鐵/超鎂鐵質巖漿經歷還原作用,從而造成金屬硫化物熔離(Thakurtaetal.,2008; Tomkinsetal.,2012; Weietal.,2019)。美國阿拉斯加地區Talkeetna弧下地幔具有較高的氧逸度(QFM+0.4至QFM+2.3,Bucholz and Kelemen,2019),Thakurtaetal.(2008) 通過對該地區的Duke Island賦礦巖體開展礦相學和S-C-Os同位素體系研究,識別出該巖體賦存火焰狀石墨現象,認為成礦母巖漿選擇性地混染了殼源含C和S的流體或含硫化物碳質物。日本島弧環境Opirarukaomappu輝長巖體具有顯著硫化物礦化并含有石墨,且石墨的碳同位素明顯不同于幔源碳同位素組成 (-7‰～-5‰; Deinesetal.,1984; Des Marais and Moore,1984),而與區域圍巖碳質頁巖一致(Tomkinsetal.,2012),作者結合硫同位素數據,認為圍巖部分熔融形成的還原性長英質熔體造成鎂鐵質巖漿發生還原作用并產生硫化物飽和(Tomkinsetal.,2012)。同樣,加拿大Giant Mascot礦床的母巖漿同化混染了石墨質片巖,促進了不混溶硫化物液滴的形成(Manoretal.,2016)。Maoetal.(2018b)綜合橄欖石-硫化物的Fe-Ni交換系數KD,得出了新的氧逸度表達式,并將其應用到中亞造山帶東天山部分銅鎳礦床,發現這些礦床的氧逸度值隨橄欖石Fo值的減小而減小,表明成礦巖漿在演化過程中逐漸變還原,這可以通過原始氧化巖漿同化含有還原性的地殼物質來解釋。此外,Weietal.(2019)對中亞造山帶東部的紅旗嶺、漂河川和喀拉通克礦床開展了橄欖石-尖晶石氧逸度計定量計算,礦石和圍巖地層硫化物原位S同位素以及全巖C同位素分析,認為上述礦床成礦母巖漿具有高氧逸度(QFM+0.3～QFM+2.6),母巖漿達到硫化物飽和與地殼中還原性的有機物質加入有關。上述研究案例均指出巖漿還原過程可能與巖漿硫化物飽和熔離密切相關。

近年來,硫化物飽和前后氧逸度的精確變化、還原過程的時限與引發機制等問題也取得了實質進展。Xueetal.(2021)針對中亞造山帶與東昆侖造山帶典型銅鎳礦床(代表硫化物飽和之后的熔體氧逸度)和區域同造山期的低混染程度、貧硫化物、Cu/Pd相近于地幔值的超鎂鐵巖體(代表硫化物飽和之前的熔體氧逸度)的氧逸度開展了定量計算,發現成礦巖漿在硫化物飽和前后經歷了顯著的氧逸度降低(由QFM+2.4降至QFM+1.8～QFM-0.6),并且碳同位素δ13C由地幔值降至殼源有機質范圍,揭示出造山帶成礦巖體母巖漿的還原過程與外源碳質物的加入有關。同樣地,Jiaetal.(2022)通過校正尖晶石Fe3+/∑Fe比值獲取的氧逸度結果顯示,夏日哈木礦床氧逸度從QFM+2.2降至QFM-0.6是促使該礦床母巖漿硫化物飽和成礦的關鍵因素。實驗研究表明當氧逸度從QFM+2降低至QFM,鎂鐵質熔體中S的溶解度降低一個數量級(從1.5%降低到1500×10-6,Luhr,1990; Jugoetal.,2005b)。因此,當巖漿體系硫化物飽和前后存在氧逸度驟降,導致巖漿體系硫化物飽和時硫的溶解度下降,可以直接觸發硫化物熔離,或者為達到熔離創造低的硫溶解度條件。還原作用是否直接觸發巖漿體系硫化物飽和熔離,取決于巖漿體系中實際溶解的硫含量。在0.5～3GPa和1050～1325℃下進行的硬石膏飽和實驗(高氧逸度條件)和相關模擬計算表明,如果弧下地幔中的硫含量為350×10-6,則不超過25%的部分熔融產生的原始巖漿中的硫含量為約1200×10-6～5000×10-6(Chowdhury and Dasgupta,2019),該范圍中高硫含量巖漿體系能夠通過還原作用直接觸發硫化物熔離,而低硫含量體系則進一步需要殼源混染等地質過程觸發硫化物飽和熔離。在此基礎上,Xueetal.(2022)進一步在中亞造山帶南緣圖拉爾根礦床碳質物類別和產狀的系統研究中,發現含礦二輝橄欖巖中石墨呈渾圓狀包裹于巖漿早階段礦物橄欖石顆粒中,結合去氣過程模擬明確指示出巖漿期存在有機碳混染,證實巖漿還原作用主要由碳質物在巖漿期的有效混染造成。

3 揮發分與成礦巖漿硫化物運移匯聚

3.1 巖漿體系不混溶硫化物的遷移方式

當鎂鐵-超鎂鐵質巖漿達到硫飽和,金屬硫化物會從巖漿中熔離出來,此后不混溶硫化物的運移和匯聚過程對于巖漿銅鎳礦床的形成至關重要(Barnes and Lightfoot,2005; Naldrett,2011; Robertsonetal.,2015)。硫化物熔體的遷移方式主要受到巖漿體系流體力學過程的控制,包括熔體與硅酸鹽巖漿的物理性質和熱力學性質(Chung and Mungall,2009; Mungalletal.,2015; Saumuretal.,2015; Yaoetal.,2018)。由于金屬硫化物密度(4.0～5.2g/cm3)遠高于鎂鐵-超鎂鐵質巖漿密度(2.7～3.0g/cm3),它們在巖漿體系中具有向下沉降趨勢,而難以被攜帶上升(Robertsonetal.,2015)。因此部分學者強調了硫化物向下運移的重要性,認為高密度硫化物沉降匯聚于巖漿房底部而形成熔體池(Chung and Mungall,2009; Zhang,2015)。Barnesetal.(2016a)根據大量礦床中塊狀礦體的穿切關系,認為連續的大規模硫化物熔體因重力回流至巖漿通道口形成塊狀礦體,并得到了Lesher (2017)的支持。同時,Barnesetal.(2016b)將顯微結構X射線熒光掃面和三維X射線CT掃描相結合,證實科馬提巖鬣刺結構間隙中的硫化物是從其頂端滲濾所致。Barnesetal.(2017)進一步對不同銅鎳礦床典型礦石開展了X射線熒光掃面工作,認為礦床中稀疏浸染狀和網脈狀礦化形成于硫化物液滴的重力沉降和向下滲濾過程。然而,重力回流機制只描述了通道式成礦模型的后期過程,并未解釋早期階段硫化物如何匯聚形成大規模硫化物熔體并向上運移。相比之下,基于鎂鐵質巖漿-硫化物體系的模擬類比實驗發現,在兩相的、密度分層的中間巖漿房中,不混溶硅酸鹽巖漿具有向上運移硫化物熔體的能力(Saumuretal.,2015),然而純二元體系在自然界中難以實現,這種機制仍存在爭議。需要注意的是,硫化物在硅酸鹽巖漿體系中更主要的運移模式是以細小分散的液滴形式進行的(直徑<2mm; Robertsonetal.,2015)。因此,Yaoetal.(2019)利用定量計算,發現單個硫化物液滴在上侵巖漿中保持粒度和成分基本不變,同時因密度差而產生的相對沉降速度遠小于巖漿上侵速度,故硫化物能夠以相對穩定的速度向上運移。

有學者認為揮發分在幔源巖漿中的含量較低或者導致巖漿較少與地殼物質混染,因此對巖漿銅鎳成礦作用較小(Arndtetal.,2005)。但是越來越多的證據表明,揮發分(H2O、CO2、S和Cl等)對硅酸鹽熔體的密度和黏度具有較大影響,可以控制巖漿體系的動力學過程以及金屬硫化物在巖漿中的運移(Zhangetal.,2007; Giordanoetal.,2008; Yao and Mungall,2022)。具體來說,揮發分的加入可以導致硅酸鹽巖漿密度的下降,從而增大巖漿浮力以攜帶更多的礦物顆粒(Lesher and Spera,2015)。此外,揮發分還可以導致熔體粘度顯著下降,從而減小重力和粘滯阻力在上侵過程中對巖漿超壓的消耗(Mungalletal.,2015)。更為重要的是,揮發分在巖漿體系中的溶解度隨壓力降低而下降,因此巖漿上侵減壓過程中會觸發揮發分的出溶和成核作用,形成大量低密度氣泡,使得巖漿密度急劇下降(Manganetal.,2004; Masottaetal.,2014; Yao and Mungall,2020)。高溫高壓實驗和詳細的結構觀察表明,硫化物液滴因表面張力作用而與揮發分氣泡耦合形成復合液滴(圖4),這不僅可以促進硫化物液滴聚結并提高其金屬含量,還可以借助復合液滴的浮力幫助硫化物向上運移至淺部巖漿儲庫(Mungalletal.,2015; Barnesetal.,2019; Iacono-Marzianoetal.,2022)。相對于“干”巖漿體系,富水巖漿對于硫化物液滴向上運移的最大荷載量有顯著的提高,并且會隨著含水量的增加而進一步加強。雖然巖漿熔體的粘度較少受到CO2、Cl和S的影響(Giordanoetal.,2008),但Blanksetal.(2020)結合結構觀察以及碳-氧同位素數據,認為幔源超臨界CO2流體因其不混溶、低密度屬性,也是一種促進金屬硫化物在跨巖石圈巖漿體系中向上遷移的有效介質。因此,巖漿中揮發分的存在對于金屬硫化物的遷移具有重要意義。

圖4 巖漿體系揮發分遷移硫化物熔體示意圖(據Blanks et al.,2020; Yao and Mungall,2020修改)

需要指出的是,H2O等揮發分含量對巖漿體系中硫的溶解度具有一定影響但存在爭議。Liuetal.(2007)認為當含水量很低時,硅酸鹽熔體中硫溶解度隨含水量升高而增大,但當含水量超過～0.4%,硫溶解度隨含水量增加而急劇下降。Li and Ripley (2009)的經驗公式同樣認為硅酸鹽熔體中硫溶解度隨含水量增加而減小。然而實驗研究表明,在一定的條件范圍內,熔體含水量增加會導致硫溶解度隨之升高(Fortinetal.,2015)。此外,揮發分的加入通常會導致巖漿體系氧逸度的升高,有限的升高(即保持在硫化物相的穩定域內)會降低硫溶解度(Li and Ripley,2009; Wykesetal.,2015),而氧逸度升高到硫酸鹽相的穩定域則會造成硫溶解度急劇增加(Jugoetal.,2005a,b; Jugo,2009)。因此,揮發分對于硫化物的飽和熔離以及遷移等過程的影響仍需進一步結合實驗和模擬研究。

3.2 揮發分運載銅鎳硫化物的研究進展

實驗巖石學證據表明揮發分氣泡極易與硫化物液滴形成低密度復合液滴,對于銅鎳硫化物的遷移具有重要意義(Mungalletal.,2015; Iacono-Marzianoetal.,2017)。俄羅斯西伯利亞大火成巖省Noril’sk-Talnakh礦區中發育大量硫化物呈球狀/液滴狀的礦石,主要產出在富橄欖石的堆晶巖中(Dyuzhikovetal.,1988; Barnesetal.,2019)。在許多情況下,這些硫化物球狀體部分地或完全被殘余熔體結晶的橄欖石和/或斜長石所占據,形成球狀體上方的“帽”,它們被解釋為代表原始氣泡,即最初附著在硫化物液滴上的揮發分氣泡所占據的空間(Le Vaillantetal.,2017; Barnesetal.,2019)。然而,關于揮發分來源于地幔源區還是巖漿演化過程中混染的地殼物質尚不清楚(Blanksetal.,2020)。造山帶環境下的銅鎳礦床更為廣泛發育原生含水礦物和蝕變礦物,由于其地幔源區普遍遭受熔/流體交代作用改造,顯然更有利于為成礦巖漿提供揮發分物質。例如,美國阿拉斯加地區Duke、加拿大Giant Mascot、我國東昆侖夏日哈木和中亞造山帶部分成礦巖體含有大量的角閃石(Thakurtaetal.,2008; Tangetal.,2012; Lietal.,2015; Maoetal.,2015; Manoretal.,2016; Xueetal.,2022; 王曉曼等,2022),并且結合中亞造山帶南緣典型銅鎳礦中造巖礦物的含水量研究(Tangetal.,2022),均指示了成礦巖漿為富水體系,這可以極大地提高巖漿體系對硫化物的攜帶和向上運輸能力,從而為造山帶環境中攜帶硫化物巖漿的多期次注入提供便利條件。進一步,Cuietal.(2022)通過對中亞造山帶東段紅旗嶺礦床中硫化物共生礦物相的研究,發現硅酸鹽礦物具有選擇性蝕變和分帶性規律,并認為富水流體在硫化物熔體遷移中發揮著關鍵作用。雖然目前關于造山帶交代地幔為硫化物遷移提供揮發分的實際案例還較少,但已逐漸得到國內外研究學者的重視。

3.3 交代地幔與全球銅鎳成礦的時空耦合關系

如前文所述,造山帶環境成礦巖漿具有富揮發分的先天稟賦,然而板內環境的鎂鐵/超鎂鐵質巖漿體系通常被認為是“干”體系。最近,部分學者在造山帶交代地幔源區研究認識的基礎上,將視野拓展到板內環境銅鎳礦的地幔源區交代歷史(Brzozowskietal.,2022; Wangetal.,2022)。峨眉山大火成巖省內產出有一系列的巖漿硫化物礦床(Zhouetal.,2008),其形成與晚二疊世地幔柱活動有關已經在學術界得到了普遍認可,但是對于大火成巖省內巖漿巖地球化學成分多樣性的控制因素還一直存在地幔柱來源、巖石圈地幔來源或者地幔柱-巖石圈地幔相互作用的爭議(Xuetal.,2001,2007; Xiaoetal.,2004; Zhangetal.,2006; Hanskietal.,2010; Kamenetskyetal.,2012; Lietal.,2012; Houetal.,2013; Renetal.,2017)。Wangetal.(2022)利用系統的Nd同位素填圖發現峨眉山大火成巖省的巖石圈地幔向西緣和南緣逐漸富集,這與西緣和南緣的大陸巖石圈地幔在新元古代經歷俯沖流體/熔體改造相一致。此外,作者通過高精度年代學研究在揚子西緣和南緣識別出一套263～257Ma基性巖墻,從而將峨眉山晚二疊世玄武質巖漿產物進一步劃分為高鈦組、低鈦1組和低鈦2組。其中高鈦組和低鈦1組在大火成巖省內廣泛分布且密切伴生,均源于地幔柱(Xuetal.,2001; Xiaoetal.,2004);而低鈦2組的形成和分布則嚴格受控于交代巖石圈地幔的空間位置(Wangetal.,2022),且與峨眉山大火成巖省的銅鎳礦地球化學特征相近、空間分布重合。上述進展表明峨眉山大火成巖省銅鎳礦的形成與交代地幔密切相關,為俯沖交代巖石圈地幔屬性可能利于銅鎳成礦提供了重要的板內環境研究實例。

加拿大安大略省元古界-中陸裂谷Coldwell雜巖體中產出有一系列規模不一的Cu-PGE礦化輝長巖體,尤其是雜巖體東部的Marathon Cu-Pd超大型礦床(Goodetal.,2021)。雖然有大量學者對Coldwell雜巖體的Cu-Pd礦床開展了成因研究(Good and Crocket,1994; Goodetal.,2015,2017,2021; Amesetal.,2017; Caoetal.,2018,2021; Shahabi Faretal.,2018; Brzozowskietal.,2020,2021),但直到近幾年才有證據表明該區礦化作用可能與交代地幔源區有關(Good and Lightfoot,2019; Brzozowskietal.,2021; Goodetal.,2021)。Brzozowskietal.(2022)進一步通過系統的Mg-Fe同位素研究,發現Coldwell雜巖體母巖漿來源于經歷不同程度交代作用的同位素不均一地幔源區,這也被礦化巖體中發育原生含水礦物相(金云母和角閃石)所證實,表明交代地幔源區所富集的揮發分物質對該區銅鎳成礦可能起到了促進作用。綜上所述,基于造山帶銅鎳成礦的地幔源區特點,以及全球部分典型板內巖漿硫化物礦床與交代地幔源區的時空耦合關系,我們可以初步提出地幔具交代屬性能夠促進巖漿銅鎳硫化物成礦。雖然巖漿銅鎳成礦是一個源區熔融-巖漿演化-硫化物熔離運載-親銅元素富集-匯聚成礦的復雜過程,該認識仍可能為揭示全球不同構造環境銅鎳礦形成與重大板塊匯聚事件的耦合提供重要啟示。

4 結語

本文總結和剖析了俯沖交代巖石圈地幔與軟流圈地幔對造山帶銅鎳成礦的物質貢獻、交代介質的類型與比例、成礦巖漿氧化還原狀態對成礦過程的控制、以及揮發分與巖漿體系硫化物運移匯聚的關系等研究進展和存在問題,得到如下結論:

(1)軟流圈上涌驅動富揮發分的交代巖石圈地幔不同程度的混合熔融,是造山帶銅鎳成礦巖漿的主要形成方式,加強交代巖石圈地幔熔融過程研究可能為造山帶親銅元素遷移機制和物質循環過程提供新的視角和認識,特別是對不強調巖石圈地幔對成礦貢獻的傳統認知有重要意義。

(2)造山帶幔源巖漿的氧化還原狀態直接決定了差異的成礦過程,目前氧化性巖漿體系經歷殼內還原作用可能是造山帶銅鎳成礦的重要先決條件,該認識還需要更多不同造山帶、不同成礦時代礦床成礦過程研究的補充和完善。

(3)造山帶富揮發分巖漿體系具有運載金屬硫化物的顯著優勢,然而不同類型揮發分的運載效率、以及揮發分與親銅元素富集的關系仍然是一個模糊的問題,納米離子探針、透射電鏡等高分辨原位分析和觀測技術解析硫化物珠滴邊界成分-結構、高溫高壓實驗模擬厘定親銅元素配分系數變化是進一步探究這些問題的重要途徑。

(4)源區熔融和熔/流體演化過程中巖漿演化-揮發分出溶以及揮發分對親銅元素(Ni、Cu、Co、Pd和Pt等)配分、運移和富集的控制機理是理解這些元素從深部到淺部成礦的關鍵,未來應加強相關研究。