钼的地球化学性质与成矿*

孙卫东 李聪颖 凌明星 丁兴 杨晓勇 梁华英 张红 范蔚茗

1.中国科学院广州地球化学研究所，中国科学院矿物与成矿重点实验室，广州 510640

2.中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心，北京 100101

3.中国科学院广州地球化学研究所，中国科学院同位素年代学和地球化学重点实验室，广州 510640

4.中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026

5.西北大学地质学系，西安 710069

1 引言

钼(Mo)是一种中度不相容的亲铜元素，在MORB 和弧后盆玄武岩的岩浆作用中其不相容性与铈(Ce)和锶(Sr)等元素相似(McDonough and Sun，1995;Sun and McDonough，1989)。由于Mo 具有亲铜性质，在岩浆过程中的不相容性受到硫在岩浆中饱和程度的影响(Sun et al.，2003b)，所以Mo与Ce 具有相似的不相容性属于偶然结果。与同为亲硫元素的铜(Cu)、铼(Re)相比，Mo 的不相容性略高(Sun et al.，2003a，b，2004)。Mo 是一种十分稀有的元素，在原始地幔中的丰度为50 ×10-9，仅为稀土元素Ce 原始地幔丰度的3%，Cu 的0.13% (McDonough and Sun，1995)。钼在大陆地壳中的丰度为0.8 ×10-6，相应地为Ce 陆壳丰度的2%，Cu的3% (Rudnick and Gao，2003)。虽然Mo 在原始地幔和陆壳中的丰度均很低，但与其它丰度很低的元素不同，Mo 是一种重要的成矿元素。在自然界中，Mo 常以辉钼矿的形式产出，有大量的钼矿床，主要是斑岩钼矿和斑岩铜(金)钼矿;相比之下，Ce 很少形成独立的矿物和矿床。这种特殊的地质表征暗示钼元素在地质过程中有着独特的富集机制和成矿过程。

本文尝试通过分析Mo 的地球化学性质来理解其富集机制和成矿过程，探讨不同富集机制及相应矿床特点。

2 钼的地球化学性质与富集机制

钼的富集主要包括两个过程，即表生过程和岩浆过程。

2.1 表生过程

根据Mo 的地球化学性质，有利于提高沉积物中Mo 含量的关键因素有:高大气氧含量、高化学风化速率、大流域面积、河口地区和还原性沉积环境。化学风化速率主要受控于气温和降水，通常降雨量大的热带地区是化学风化速率最高的气候带(Ma et al.，2007)，亚热带次之，温带、寒带的化学风化速率通常远低于热带、亚热带。另一方面，造山带由于快速抬升，风化剥蚀速率往往远高于相同气候带的其它大地构造位置，因此处于热带、亚热带的造山带是全球化学风化最强烈的地区，相应地释放出更多的钼。

图1 黑色页岩中钼含量和大气氧含量随时间的变化在2.3Ga 左右，大气氧第一大幅度升高(Kump，2008)，但是此次升高没有对沉积物中Mo 含量产生明显的影响(Scott et al.，2008).在寒武纪/前寒武纪之交，大气氧含量再次升高(Kump，2008)，黑色页岩等沉积物中Mo 的含量大幅度升高(Scott et al.，2008).富钼黑色页岩部分熔融有利于钼矿床的形成Fig.1 Variations of Mo contents in black shales as a function of atmospheric oxygenThe first elevation of atmospheric oxygen in the Earth’s history occurred at～2.3Gyr ago (Kump，2008)，which however，did not result in elevation of Mo in black shales (Scott et al.，2008).After the second major elevation of atmospheric oxygen at～550Myr ago，Mo contents in black shales increased dramatically (Scott et al.，2008).Partial melting of Mo rich black shales are favorable to Mo deposits

还原水体是钼表生过程中富集的另一个关键因素，封闭、半封闭型水域往往会形成还原性水体，可以还原、吸收水体中的钼等变价元素，形成富钼黑色页岩等沉积物(岩)。在同一地区的沉积物中，Mo 含量与沉积物中有机碳的含量(Corg)有正相关关系(图2)(Rimmer，2004)。值得注意的是不同的沉积物中钼含量差异很大，从几个到几百个×10-6(Rimmer，2004;Scott et al.，2008)，其含量总体上与沉积物中有机碳含量往往呈正相关关系，但是在有机碳对钼含量的图解中，不同环境下形成的沉积物有不同的斜率(图2)(Algeo and Lyons，2006;McArthur et al.，2008;Rowe et al.，2008)，这可能反映了Mo 沉积时水体的氧化还原条件，或者与其源区的Mo/Corg等有关。

一般说来，沉积物中钼含量与大气氧含量、化学风化强度、沉积环境等有着密切的关系。板块俯冲、碰撞往往形成造山带，大幅度提高风化速率;与此同时，还往往在弧后等环境形成封闭、半封闭水体，有利于形成钼富集的还原性沉积物。因此，位于热带、亚热带的陆缘弧是表生过程中钼富集的最佳环境，其富集量取决于流域面积和持续时间等;而河流是地表径流入海的主要通道，因此河口地区更有利于富钼黑色页岩等沉积物的形成。

值得指出的是，在地球历史上曾发生过多次全球性大洋缺氧事件，还原性水体在开阔性大洋也普遍存在，例如全球水域广泛发育黑色页岩等富含有机质的沉积岩(Bralower et al.，1999;Suan et al.，2010)。在这种情况下，形成富钼黑色页岩等沉积物的关键在于化学风化速率和陆源物质输送量。其中，白垩纪的全球性海洋缺氧事件规模大，是国际上地球科学研究的热点之一(Bralower et al.，1999;McElwain et al.，2005;Wang et al.，2001;Wilson and Norris，2001)。现有数据显示白垩纪大洋缺氧事件所形成的黑色页岩中往往富集钼(Berrocoso et al.，2008;Lipinski et al.，2003;Turgeon and Creaser，2008)，这些黑色页岩可能是东太平洋沿岸铜(金)钼矿发育的主要原因。

图2 钼与还原性沉积物中有机碳含量的关系(a)显示了萨尼奇湾、卡里亚科盆地和黑海沉积物不同的钼含量与有机碳含量及其相关性图，同源样品表现出较好的相关性，其斜率可能取决于陆源输入物的Mo/TOC 比值(Algeo and Lyons，2006);(b)显示了英国约克郡晚多尔斯阶黑色页岩不同层位具有不同的钼含量与有机碳含量，其相关性也有明显变化.可能说明了当时海洋发生了氧化还原事件或者源区发生了变化(McArthur et al.，2008)Fig.2 Molybdenum contents versus total organic contents (TOC)in black shales(a)parsed Mo-TOC data for modern anoxic silled-basin environments.These exhibit a well-defined relationship between Mo and TOC concentrations in the same place，suggesting a similar Mo/TOC source (Algeo and Lyons，2006).(b)crossplot of Mo-TOC data in Lower Toarcian sediments of Yorkshire，United Kingdom.The obvious different slopes the two regression lines may reflect different redox states or source regions (McArthur et al.，2008)

2.2 岩浆过程

经历表生富集过程形成的富钼沉积物(岩)通常不会直接达到工业品位而成矿。目前已知的含Mo 最高的黑色页岩是华南寒武纪底部的镍钼层，其Mo 含量达到5.5%以上，远远超过了工业品位，但是其成因是简单的沉积过程还是有热液活动参与还存在争议(Jiang et al.，2009;Mao et al.，2002;Wille et al.，2008)。一种可能是当时氧逸度突然上升，使钼大量被氧化，搬运到还原水体沉积。通常富钼黑色页岩需要在适当条件下发生部分熔融，使钼进一步富集，才能成矿。富钼沉积物(岩)发生部分熔融的主要途径有两个，即板块俯冲和深埋升温。

板块俯冲过程中，随着温度的升高，沉积物发生一系列的变质作用、释放出挥发份(如水、有机物等)，很多还原性物质可能在俯冲的早期就释放了。造山带地幔方辉橄榄岩中发现的富含甲烷的流体包裹体(Song et al.，2009)可能就是这个过程中形成的。随着还原性物质的释放，俯冲沉积物的氧逸度会逐渐升高。当俯冲到较大的深度时，沉积物会发生部分熔融，形成富钼初始岩浆。由于上述岩浆形成于俯冲板片的表层，在上升过程中要穿过地幔楔，因此往往与岛弧岩浆发生不同程度的混合。此外，钼也可能会通过脱水直接进入岛弧岩浆。岛弧岩浆岩的氧逸度通常高出地幔1～2 个数量级以上(Ballhaus，1993;Bryant et al.，2007;Sun et al.，2004，2007)，因此混合后岩浆的氧逸度会进一步升高。与此同时，俯冲板块(玄武岩)部分熔融等过程会形成富集铜、金的埃达克质岩石(Kay et al.，2005;Mungall，2002;Oyarzun et al.，2001;Sajona and Maury，1998;Sun et al.，2010，2011，2013b，2014，2015;Thiéblemont et al.，1997)，因此，与板块俯冲有关的钼矿可以与铜、金等元素共生，形成铜钼矿床或铜金钼矿床。还原性沉积物的初始低氧逸度可能是造成俯冲带斑岩铜(金)钼矿床氧逸度系统低于斑岩铜(金)矿床的原因(图3)。由于混合作用，斑岩铜钼矿的Mo品位通常远远低于斑岩钼矿(Klemm et al.，2008)。

在深埋的过程中，随着温度的升高，富钼黑色页岩等沉积岩也要发生变质作用，释放出挥发份，包括有机质等还原性物质。值得指出的是，深埋过程的地温梯度往往高于俯冲过程，其变质过程中容易释放负二价的硫:当变质达到角闪岩相时，黄铁矿在高温下变质成磁黄铁矿，沉积岩会释放出H2S (Tomkins，2010)等还原性物质及金等亲硫元素(Sun et al.，2013a)，其氧逸度会进一步升高。当温度升高到固熔线以上时，沉积物会发生部分熔融，形成的富钼初始岩浆，有利于形成斑岩钼矿。此类矿床倾向于富集高度不相容亲石元素，如钨，从而形成钨钼共生的矿床类型，如秦岭的上房沟(包志伟等，2009)和三道庄矿床(Zhang et al.，2011;石英霞等，2009)。由于在这个过程中没有岛弧岩浆岩的参与，因此，斑岩钼矿的氧逸度通常比较低，系统低于斑岩铜钼矿床和斑岩铜金矿床(图3)。深埋变质的黑色页岩能否形成斑岩矿床，关键是氧逸度。

图3 氧逸度与成矿图(据Thompson et al.，1999;Sillitoe and Thompson，1998)从斑岩铜金矿床→斑岩铜(金)钼矿床→斑岩钼矿，氧逸度和铁含量逐渐降低.其原因可能与富钼黑色页岩有关Fig.3 FeO versus logfO2 diagram (after Thompson et al.，1999;Sillitoe and Thompson，1998)The decreasing total iron content and logfO2 from porphyry Cu-Au to porphyry Cu-(Au)-Mo to porphyry Mo deposits is likely associated with the involvement of Mo-rich black shales

铁在高氧逸度下的化学风化过程中很不活动(Ma et al.，2007)，因此黑色页岩等富钼黑色页岩等沉积岩的铁含量一般较低，相应地其部分熔融形成的岩浆也往往具有较低的铁含量。与富钼岩浆不同，斑岩铜矿往往与俯冲洋壳部分熔融形成的埃达克岩相关(Cooke et al.，2005;Sun et al.，2010，2011;Thiéblemont et al.，1997;Sajona and Maury，1998;Mungall，2002;Xie et al.，2012;Zhang et al.，2013)，由于洋壳的铁含量高(Sun and McDonough，1989;Sun et al.，2008)，此类斑岩的铁含量要系统高于富钼斑岩。而铜钼矿床作为两者的混合，铁含量也位于两者之间。这样就形成了从斑岩铜金矿床→斑岩铜(金)钼矿床→斑岩钼矿氧逸度和铁含量均逐渐降低的现象(图3)。由于岩浆混合，斑岩铜(金)钼矿中钼的品位通常低于斑岩钼矿。

在俯冲过程中氯有很强的活动性(Lassiter et al.，2002;Rowe and Lassiter，2009;Sun et al.，2007)。与氯不同，在板块俯冲初期，氟会大量进入多硅白云母、磷灰石等矿物，而表现出不活动的特点，因此与板块俯冲有关的钼矿(斑岩铜钼矿)可能与氯有较强的亲缘关系，与氟关系不明显(Zhang et al.，2013)。相反，没有经过板块俯冲，直接通过深埋等过程升温发生部分熔融时，所形成的岩浆往往具有较高的氟，与氟有较好的亲缘性。而位于弧后多硅白云母分解区之上的深埋或者俯冲变质黑色页岩部分熔融型斑岩钼矿可能具有很高的氟，如美国的Climax 钼矿带。值得指出的是，氟与钼具有很好的亲和性，对钼的进一步富集可能有促进作用。

研究表明，斑岩矿床通常都具有很高的氧逸度。斑岩钼矿床也是如此(Sun et al.，2013b，2014，2015)。富含有机物的沉积物是还原性的，如何由还原性变为氧化性是一个值得研究的课题。

图4 环太平洋地区斑岩铜(金)钼矿分布(据Sillitoe，2010，有改动)太平洋东岸有大量的斑岩铜(金)钼矿床，太平洋西岸几乎没有斑岩铜(金)钼矿床，其原因是俯冲体制Fig.4 The distribution of porphyry Mo deposits along the Pacific margins (modified after Sillitoe，2010)There are large amount of porphyry Cu (Au)Mo deposits along the eastern Pacific margins，whereas there are essentially no porphyry Cu(Au)Mo deposits along the western Pacific margins.This is likely due to different subduction regimes

3 世界重要钼矿带的成因初探

3.1 太平洋沿岸钼矿带

从成矿的角度看，太平洋东西两岸差别很大。东岸有大量的斑岩铜金矿床，而西岸则只在菲律宾、印尼等岛国有斑岩铜金矿床，但是规模远小于东岸，而数千千米长的日本岛弧几乎没有斑岩铜金矿床，这种现象被认为是太平洋俯冲不对称的结果(Sun et al.，2010)，东岸靠近太平洋扩张洋脊，北部扩张洋脊已经消亡(Cole and Basu，1995;Cole et al.，2006;Cole and Stewart，2009)，南部也有大量的垂直于主扩张洋脊的扩张洋脊和非震洋脊(aseismic ridge)俯冲(Cooke et al.，2005;Espurt et al.，2008;Sun et al.，2010)。斑岩钼矿的分布有类似的特点(图4)，太平洋东海岸钼矿资源很丰富，美国的阿拉斯加、华盛顿、爱达荷、内华达、科罗拉多、新墨西哥、犹他、亚利桑那、蒙大拿等州广泛发育斑岩钼矿和斑岩铜钼矿床。智利的埃尔特林特(El Teniente，9435 万吨铜，250 万吨钼，437 吨金)，丘基卡马塔(Chuquicamata，6637 万吨铜，181 万吨钼，300 吨金)和Río Blanco-Los Bronces(5673万吨铜，126 万吨钼，244.7 吨金)(Cooke et al.，2005)是世界上最大的三个斑岩铜金矿床，伴生钼储量达到550 多万吨，占智利的钼储量约85%以上。加拿大的不列颠哥伦比亚省有很丰富的钼矿床，占加拿大钼资源的80%左右。上述矿床大部分为原生斑岩型钼矿床及斑岩型铜(金)钼矿床。造成上述钼矿分布特点的主要原因是东、西太平洋俯冲体制的差异。

图5 太平洋东西两岸俯冲体制差异示意图东太平洋俯冲带是陆缘俯冲带，发育陆缘弧，陆源沉积物可以堆积在俯冲板片上，沉积物中钼含量高.一部分可以被俯冲板片带到地球深部，有利于钼矿的形成.西太平洋俯冲带是岛弧俯冲带，发育岛弧，陆源沉积物主要堆积在弧后盆中，俯冲板片上富钼沉积物少，不利于形成钼矿Fig.5 Cartons showing the differences in subduction regimes between the eastern and western Pacific marginsFlat subduction with continental margin arc in the east versus steep subduction with backarc basin in the west.Backarc basins in the West Pacific may have filtered Mo，Re as well as nutrients，forming less Mo enriched sediments， which is not favorable for Mo mineralization

东太平洋俯冲带是陆缘俯冲带，发育陆缘弧;西太平洋俯冲带是岛弧俯冲带，发育岛弧(图5)。根据钼的地球化学性质，其表生富集过程的关键是陆源物质的输入和还原性水体。东太平洋属于陆缘弧，俯冲带紧邻大陆，俯冲板片上有大量的陆源沉积物，可以随板块一起俯冲到地幔。由于沉积物富硅含水，因此容易发生部分熔融(Plank and Langmuir，1993，1998)，其中的富钼黑色页岩等沉积岩会形成富钼岩浆，有利于成矿。而相比之下，西太平洋由于有典型的沟-弧-盆体系，陆源物质优先在弧后盆沉积，尤其是钼等变价元素，通常主要留在弧后盆等富含有机物的沉积物中(Turgeon and Brumsack，2006)(图6)。因此俯冲板片上的沉积物较少，而且沉积物中的钼含量通常远低于陆缘沉积物。这可能是西太平洋斑岩钼矿少的主要原因。

图6 钼富集的沉积环境示意图(据Turgeon and Brumsack，2006 修改)弧后盆等还原性水体发育的构造位置易于出现钼富集Fig.6 Cartons of Mo depositional model (modified after Turgeon and Brumsack，2006)Cartons showing closed or semi-closed water bodies，such as back-arc basin，with large catchment area and high chemical weathering rates are favorable places for the formation of Mo enriched sediments，because of anoxic environment and Mo-rich surface water

值得指出的是，东太平洋的钼矿不仅储量大，而且分布广(图4)，在高纬度地区同样发育大量的钼矿。如前述，除了其俯冲体制外，侏罗纪、白垩纪全球大洋缺氧事件形成的富钼黑色页岩等沉积岩的作用可能更大。在全球大洋缺氧事件期间，还原性水体在开阔性大洋也普遍发育，形成的黑色页岩中往往富集钼(Berrocoso et al.，2008;Lipinski et al.，2003;Turgeon and Creaser，2008)。一般认为，全球大洋缺氧事件的起因是二氧化碳升高引起的全球气温突然升高(Jenkyns，2010)。在高温气候条件下，全球化学风化速率普遍升高，不仅位于热带、亚热带的造山带附近海域会形成大量的富钼黑色页岩，高纬度地区的化学风化速率也会很高，有利于形成富钼黑色页岩等沉积岩。其中，白垩纪的全球大洋缺氧事件在全球范围内形成大量的富含有机物的沉积岩，如特提斯(Scopelliti et al.，2006;Turgeon and Brumsack，2006;Wang et al.，2001;Zou et al.，2005)、太 平 洋(Robinson et al.，2004;Takashima et al.，2010)、大西洋(Berrocoso et al.，2008)等，这些沉积岩普遍富钼。目前东太平洋最老的洋壳是古新世，表明白垩纪洋壳已经完全被俯冲消减。尽管其原始分布不是很清楚，但是从现有资料看，在东太平洋，俯冲形成的海岸山脉加大了风化速率，更有利于富钼沉积物的形成。考虑到俯冲体制的差异，有理由推断，东太平洋白垩纪富钼沉积物比西太平洋更发育。这些形成于全球大洋缺氧事件的(富钼)黑色页岩可能是东太平洋沿岸铜(金)钼矿发育的最主要原因。相比之下，西太平洋曾经长期向北俯冲(Sun et al.，2007)，在50Ma 是转向北西俯冲，目前俯冲的是侏罗纪、白垩纪洋壳。由于还原性沉积物的影响，西北太平洋的氧逸度系统低于东太平洋，不利于形成斑岩矿床(Sun et al.，2012，2013b)。

除了斑岩铜(金)钼矿床外，美洲还有大量的斑岩钼矿。世界上著名的Climax-Henderson 钼矿带沿东太平洋俯冲带北美科迪勒拉山脉分布，属于典型的斑岩钼矿床，几乎不含铜金，但其Mo 品位远远高于斑岩铜钼矿床，并且有很高的氟含量(Klemm et al.，2008)。铅同位素数据指示其源于地壳(Stein and Hannah，1985)。在白垩世到早第三世期间，该区属于俯冲带海岸山脉与大陆之间的半封闭型海盆，白垩纪高温湿润的气候有利于化学风化，而位于热带、亚热带地区的北美造山带南端化学风化受到高温和造山的双重作用，化学风化理应更强烈，为Climax-Henderson 钼矿带的形成提供了物质基础。这些钼矿不含铜，而具有很高的氟含量(Klemm et al.，2008)，可能是富钼黑色页岩等沉积岩在弧后拉张条件下直接部分熔融形成的，其高氟含量可能与俯冲板片上多硅白云母分解有关。一种可能的机制是板片后撤引发软流圈上涌，使俯冲板片的温度升高，多硅白云母集中分解，同时软流圈的加热造成地壳中易熔的富钼沉积物发生部分熔融，形成斑岩钼矿(Li et al.，2012b)。

3.2 秦岭钼矿带

我国的秦岭钼矿带现在是世界著名斑岩钼矿带，目前控制储量已经达到500 万吨以上，约占全国总储量的50% (Li et al.，2007，2012a)。这些钼矿床主要分布于东秦岭华北克拉通南缘二郎坪弧后盆，形成时代以早白垩世为主，有少量晚三叠世(Stein et al.，1997;李永峰等，2005;毛景文等，2005)。最近在大别山北淮阳地区也发现超大型钼矿(Zhang et al.，2014)。整个秦岭大别钼矿带的总储量达到700 万吨以上。这些钼矿的形成时代分为三个阶段:晚三叠、早白垩早期和早白垩晚期(Li et al.，2012a)。一部分学者认为晚三叠世成矿期的脉状矿床都与华北克拉通和扬子克拉通碰撞后的陆内造山局部伸展过程有关;早白垩世早期的成矿作用与依泽纳吉板块和太平洋板俯冲产生的弧后拉张有关;再晚的成矿作用可以归因于中国东部的大规模岩石圈拆沉运动(Mao et al.，2008;毛景文等，2005)。另一种观点认为晚三叠世的矿床形成于弧后拉伸环境，而其后的斑岩型钼矿床都与华北和扬子陆块的碰撞造山过程有关(Li et al.，2007;李永峰等，2005)。世界上的碰撞造山带很多，究竟是什么原因使东秦岭成为世界上重要的钼矿带?

古地磁研究表明，在其演化历史中，秦岭-大别造山带曾长期处于中低纬度(Zhao and Coe，1987;Zhu et al.，1998)，符合钼表生富集的主要条件:高化学风化的热带、亚热带和长期演化的造山带。秦岭造山带有着两次主要的碰撞造山事件:古生代沿商丹缝合带的碰撞和三叠纪沿勉略缝合带的碰撞(Meng and Zhang，1999;Qin et al.，2009，2010;Sun et al.，2002a，b;Zhang et al.，1996)。在古生代时，岩相古地理显示商丹缝合线以南曾经形成了向西开口的盲肠状海盆(Yin et al.，2004)，属于半封闭型海盆，推测应该发育还原性沉积环境，有利于形成富钼沉积物。二郎坪弧后盆属古生代弧后盆(Li et al.，1996;Meng and Zhang，1999;Sun et al.，2002a，b;Zhang et al.，1996)，目前对其演化了解甚少。考虑到其东面的大别造山古生代岛弧发育较差以及碰撞时代东西存在差异(Sun et al.，2002c;Zhai et al.，1998)，推测二郎坪弧后盆也曾经历过封闭、半封闭海盆的阶段，有利于形成富钼沉积物。这些富钼沉积物在造山过程中被俯冲或深埋，在适当的条件下形成斑岩钼矿。

秦岭古生代钼矿很不发育，这说明秦岭造山带富钼沉积物在古生代时并没有大量参与岩浆形成。三叠纪秦岭-大别造山带发生了最后一次全面陆陆碰撞形成了著名的桐柏-大别-苏鲁超高压变质带(Li et al.，1994，2000;Li and Rao，1993;Liu et al.，2006;Sun et al.，2002a;Zheng et al.，2003;Ding et al.，2013)，西部形成了同造山花岗岩带，年龄在220～206Ma 之间(Jiang et al.，2010;Qin et al.，2009，2010;Sun et al.，2002c;周滨等，2008)，但是大多数的三叠纪花岗岩也不成钼矿，即缺少富Mo 沉积物参与其形成。一种可能是当时富钼沉积物埋深太浅，另一种可能是上述岩浆岩主要分布在商丹缝合带以南，远离了二郎坪弧后盆等富钼沉积物主要形成部位。

三叠纪碰撞后约80Myr，在早白垩世早期130～148Ma二郎坪弧后盆靠近华北陆块南缘发生了大规模的Mo 成矿事件，形成的Mo 矿床占秦岭Mo 矿带探明储量的50%以上。此次岩浆活动的主要参与者应该是富钼沉积物。在华南华北两大陆块碰撞拼合的过程中，富钼黑色页岩被俯冲/深埋，在适当的条件下发生部分熔融，形成富硅、富钾、低铁的岩浆。部分钼矿与花岗闪长岩等中性岩有关，暗示幔源物质的参与。

根据成矿的时空关系，我们认为这次成矿事件应该是由于长江中下游地区的洋脊俯冲的远程效应，引起岩石圈破裂，软流圈地幔物质上涌，使二郎坪弧后盆的大量富集了Mo的古生代沉积物被加热重熔产生的。在时间上，这两个地区的成岩成矿事件的峰期年龄近似。在空间上，秦岭在长江中下游地区的西部，二者在一条直线上(Ling et al.，2009;Mao et al.，2006;Sun et al.，2003c;Xie et al.，2009)。

这种时空关系支持秦岭钼矿带主成矿期的地球动力学背景与长江中下游这一时期大规模的成岩成矿事件有着紧密的联系。根据板块再造方面的研究，125Ma 之前，太平洋板块向南西方向俯冲(Sun et al.，2007)，而依泽纳吉板块则向北北西方向俯冲(Maruyama et al.，1997)，两个板块之间的扩张洋脊在140～150Ma 时在长江中下游地区俯冲到欧亚大陆之下，俯冲板片部分熔融形成了大量与埃达克岩有关的斑岩型和矽卡岩型矿床及A-型花岗岩(Li et al.，2011，2012c;Ling et al.，2009，2013)。而洋脊俯冲的远程效应可以使距离俯冲带远处的仰冲板片变形，造成岩石圈的破裂，同时扰动软流圈，使易熔的沉积物发生部分熔融，从而触发了与长江中下游地区在一条直线上、位于其西面的秦岭地区的岩浆和矿化事件。即秦岭主成矿期的地球动力学背景是长江中下游的洋脊俯冲的远程效应触发了秦岭造山带沿二郎坪弧后盆的再活化。由于这些富含Mo 的沉积物的参与，使得原始岩浆中大量富集了Mo 元素，为钼矿的形成提供了物质来源(Li et al.，2012a)。

如果这一模型是正确的，则大别山北部的古生代弧后盆也有很好的形成钼矿的条件，现在已经发现的沙坪沟(Zhang et al.，2014;张红等，2011;孟祥金等，2012;陈红瑾等，2013)、千鹅冲(罗齐云和李吉林，2009;杨梅珍等，2010;高阳等，2014)等大型钼矿支持这一观点。另外，华北北缘，是我国另一个重要的钼矿带，可能与其古生代以及中生代的侏罗纪、白垩纪全球大洋缺氧事件时处于钼表生富集的有利大地构造位置有关。

4 结论

地表过程是钼富集的主要过程，在寒武纪大气氧第二次大幅度升高以后，作为变价元素，钼在地表化学风化过程中容易被氧化为水溶性的MoO42-，随地表径流进入海洋、湖泊，并在还原条件下进入黑色页岩等富有机质的沉积物中。具有高化学风化速率、大的流域面积的封闭、半封闭型水域和河口地区是表生过程中钼富集的最佳区域，是形成大规模钼矿的关键。

富钼沉积物可以通过板块俯冲或深埋等过程，发生部分熔融形成更富钼的原始岩浆，从而成矿。前者往往形成斑岩铜(金)钼矿床，具有相对较高的氧逸度和铁含量，后者形成氧逸度和铁含量低的斑岩钼矿。前者与氯有较好的亲缘性，后者则往往与氟有较好的亲缘性;而位于弧后多硅白云母分解区之上的深埋部分熔融型斑岩钼矿可能具有很高的氟。

太平洋东岸有大量钼矿，而西岸则很少，其主要因素是东太平洋没有弧后盆，地表径流输送入海的钼可以富集在弧前，随板块一起被俯冲进入地幔，发生部分熔融而成矿;此外，在东太平洋，白垩纪全球大洋缺氧事件形成的富钼沉积物已经被俯冲下去，可能是东太平洋沿岸铜(金)钼矿发育的最主要原因。相比之下，西太平梯的侏罗纪、白垩纪洋壳仍在俯冲，使氧逸度过低，尚未成矿。

世界上最大的钼矿带，秦岭钼矿带，主要产于二郎坪和北淮阳等弧后背景。在古生代秦岭-大别造山带位于赤道附近，属于高化学风化区造山带，随着俯冲、碰撞的进行，弧后盆逐渐变成盲肠式的半封闭海湾，形成了富集钼等变价元素的沉积物，为成矿提供了物质基础。秦岭钼矿属于斑岩钼矿或者钨钼矿，可能与富钼沉积物深埋升温继而部分熔融有关。其主要的成矿期与长江中下游时代一致，可能反映了两者均与发生在140～150Ma 太平洋板块和依泽纳吉板块之间的洋脊俯冲有关，前者是俯冲洋壳部分熔融形成的富铜岩浆，后者则是远程效应引发的沉积物部分熔融。

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