交代地幔源区与造山带铜镍成矿作用*

薛胜超 刘金宇 周翊 辛雨姚卓森 王庆飞邓军

1.中国地质大学,地质过程与矿产资源国家重点实验室,地球科学与资源学院,北京 100083 2.国家自然博物馆,北京 100050 3.西南石油大学地球科学与技术学院,成都 610500 4.中国地质大学,地质过程与矿产资源国家重点实验室,资源学院,武汉 430074

岩浆铜镍硫化物矿床是全球Ni、Cu、Co和PGE的重要来源(Barnes and Lightfoot,2005; 宋谢炎等,2009,2010; Naldrett,2010; Lietal.,2019; 王焰等,2020)。世界上绝大多数大型-超大型铜镍矿床产出在与镁铁-超镁铁质岩浆有关的侵入体中(Naldrett,1999; Zhouetal.,2004; Arndtetal.,2005; 胡瑞忠等,2005; Songetal.,2011; Zhangetal.,2011; Lightfoot and Evans-Lamswood,2015),该类矿床的“生命”可划分为一系列阶段(Naldrett,2010):(1)地幔部分熔融产生原始岩浆;(2)幔源岩浆上升侵位至地壳:(3)岩浆与围岩反应并发生硫化物的初步熔离;(4)岩浆携带部分硫化物向上运移至地壳更浅部位;(5)岩浆侵位过程中发生的硫化物汇聚;(6)硫化物熔体与后续的流动岩浆反应;(7)岩浆冷却结晶。这些地幔和地壳过程是理解成矿岩浆形成演化、硫化物饱和熔离、亲铜元素富集等过程的重要窗口。全球范围内的铜镍矿床主要形成于板内环境的大火成岩省、克拉通边缘裂谷带和绿岩带等(Naldrett,2004,2010),该环境内铜镍矿的研究也奠定了岩浆铜镍硫化物矿床的理论基础(Naldrett,1999,2004),强调地幔柱绝热减压熔融或软流圈上涌减压熔融贡献巨量岩浆(Griffinetal.,2013),而岩石圈地幔贡献较小(Arndt,2013),同时强调壳内同化混染作用触发硫化物大规模熔离(Li and Ripley,2011),以及岩浆通道内硫化物长距离运移-亲铜元素富集(Barnesetal.,2016a,2019)。

我国板内环境成矿条件有限,至今仅发现华北克拉通西南缘的金川超大型矿床以及扬子克拉通西缘的一系列中小型铜镍矿(图1)。造山带面积广是我国的一大地质特征,20世纪80年代至今,我国造山带内陆续发现了十余个大型-超大型铜镍矿床(王润民等,1987; Maoetal.,2008; 李世金等,2012; 秦克章等,2012; 李文渊,2015; Songetal.,2016; Xueetal.,2016a; 丰成友等,2016),这些形成于“非传统”有利成矿区的铜镍矿产资源成为我国的一个重要成矿特色。近二十年来,造山带铜镍矿床是我国取得镍找矿突破的最重要类型,镍资源占比跃升至国内镍矿的40%(Lietal.,2019)。造山带的重要特征之一是发育显著镁铁-超镁铁质岩浆活动并且岩石圈地幔普遍经历了俯冲交代作用(Zanettietal.,1999; Duceaetal.,2005; Spandleretal.,2014; Xueetal.,2018a; Zong and Liu,2018; Chenetal.,2021; Songetal.,2021)。然而,造山带由于复杂的动力学环境、俯冲历史、源区成分和热力学状态,导致其地幔源区的熔融机制和产物明显不同于地幔柱和大陆裂谷带,尤其是富挥发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)。同时,在俯冲、熔融或者岩浆演化阶段,板片释放的高氧化性流体对地幔楔持续氧化(Kelley and Cottrell,2009; Bénardetal.,2018; Gerritsetal.,2019),以及含水原始熔体与周围地幔反应过程中还原组分的丢失(Tollan and Hermann,2019),均可能造成交代地幔及其岩浆产物为氧化态,而还原性和氧化性的幔源岩浆将具有截然不同的成矿过程(Jugoetal.,2005a,b; Tomkinsetal.,2012; Xueetal.,2021,2022)。值得注意的是,近期实验岩石学和数值模拟研究提出岩浆系统中高密度硫化物被低密度气泡向上运移的假想(Mungalletal.,2015; Yao and Mungall,2020),同时挥发分(H2O、CO2、S和Cl等)的存在可以降低硅酸盐熔体的密度和黏度(Zhangetal.,2007; Giordanoetal.,2008),表明地幔源区富挥发分可能是铜镍成矿的重要优势条件。现阶段造山带铜镍矿床的研究总体沿用了传统板内环境成矿作用的认知体系,但造山带地幔源区及其岩浆作用又存在不同于板内环境的基本特点,如:(1)源区为俯冲交代地幔;(2)富挥发分地幔部分熔融;以及(3)潜在高氧逸度岩浆体系。这些差异是否产生对应差异的铜镍成矿过程尚需有效识别,特别是这种差异背后的交代地幔源区对成矿的物质贡献、交代地幔中俯冲交代组分的类别和挥发组分比例、岩浆体系氧化还原状态对成矿的影响等重要问题有待系统梳理,而这些问题的回答有助于阐明具有俯冲交代属性的地幔源区与铜镍成矿的内在关系。

图1 我国岩浆铜镍-(铂族元素)矿床时空分布简图(据Li et al.,2019修改)

中国境内的中亚造山带和东特提斯构造域孕育了全球数量最多、储量和规模最大的铜镍矿床(图1,Wuetal.,2004; 吕林素等,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; 薛胜超等,2022)。如中亚造山带是全球显生宙陆壳增生与改造最显著的大陆造山带之一(Jahn,2004; Xiaoetal.,2009),东特提斯构造域是古生代-中生代特提斯洋俯冲消减和新生代大陆碰撞作用下形成的巨型构造域(吴福元等,2020),而江南造山带是中元古代晚期到新元古代早期由扬子地块与华夏地块通过碰撞拼贴形成的新元古代造山带(王孝磊等,2017; Cawoodetal.,2018)。这些造山带铜镍矿床绝大部分集中在我国西部地区,以夏日哈木、喀拉通克、黄山矿集区和白石泉等大型-超大型矿床为典型代表,大量个体差异的矿床为发展全球领先的造山带铜镍成矿理论提供了得天独厚的优势。近二十年来,众多学者通过矿物学、岩石学、岩石和同位素地球化学、数值模拟等多学科融合的方法,提出造山带铜镍矿床成矿动力学模式为地幔柱叠加造山带(Qinetal.,2011; Suetal.,2011)、或后碰撞伸展阶段板片断离或加厚岩石圈拆沉(Lietal.,2012; Xueetal.,2016b)、或同碰撞阶段叠加区域韧性剪切或走滑断裂(Songetal.,2013,2021; Weietal.,2023),成矿岩浆来源于俯冲交代改造的不均一地幔源区(Songetal.,2011; Suetal.,2013; Xueetal.,2018a; Chenetal.,2021),岩浆性质为富水高镁玄武质(Zhouetal.,2004; Gaoetal.,2013)、岩体发育含水矿物(Tangetal.,2011,2013,2022; Cuietal.,2022)、成矿与还原性物质混染和外源硫加入密切相关(Sunetal.,2013; Tangetal.,2013; Xueetal.,2019,2021,2022; Dengetal.,2022; Wangetal.,2023)。该类矿床源区特点的刻画和岩浆-成矿过程的剖析已有一定的认识与积累,以此为基础,本文综述了交代地幔源区对造山带铜镍成矿的影响和贡献,重点聚焦于岩石圈与软流圈的作用、成矿岩浆氧化还原状态以及挥发分与成矿岩浆硫化物运移汇聚的关系。

1 岩石圈与软流圈的作用

1.1 传统板内铜镍成矿地幔贡献

大量幔源镁铁-超镁铁质岩浆为铜镍成矿带来所需的金属元素和岩浆通量,是岩浆铜镍矿床形成的基础条件(Naldrett,2011)。传统观点认为该类型矿床主要形成于板内环境(图2),包括克拉通边缘或大陆裂谷带(Naldrett,2004; 汤中立等,2006)、大火成岩省(Pirajno and Santosh,2014; Pang and Shellnutt,2018)和绿岩带(Maier,2003)。这是由于在上述构造环境中,源于核幔边界或上下地幔边界的地幔柱上升或陆壳伸展过程中高温软流圈地幔上涌,均会发生强烈减压触发源区高程度部分熔融(McKenzie and Bickle,1988; Elkins-Tanton,2007; Griffinetal.,2013; Songetal.,2013),形成巨量岩浆并携带大量成矿金属元素,从而利于大规模铜镍成矿(Barnes and Lightfoot,2005; Lietal.,2005; Maier and Groves,2011; Arndt,2013)。例如诸多赋存在科马提岩中的铜镍矿床,其原始岩浆具有平坦的原始地幔标准化微量元素配分模型,被解释为软流圈地幔的高程度部分熔融(Arndtetal.,2008)。而地幔柱的来源深、温度高(≥1500℃),在其上升过程中可导致地幔柱本身或软流圈地幔发生减压熔融,在短时间内产生巨量岩浆,如西伯利亚Noril’sk矿床(Arndtetal.,2003; Lightfoot and Keays,2005)和峨眉山大火成岩省相关的铜镍矿床(Wangetal.,2007; Zhouetal.,2008)。相比而言,岩石圈地幔在长期演化过程中,因高程度熔体抽取而亏损轻稀土元素和大离子亲石元素(Griffinetal.,2009; Aulbachetal.,2016),同时还具有较低的温度和密度,导致其较难发生部分熔融(Leeetal.,2011);即使发生熔融,也只能发生低程度部分熔融,形成碱性的、硅不饱和的岩浆(Arndt,2013),这往往被认为是不利于成铜镍矿的,例如我国西北塔里木地块东北部的新元古代镁铁-超镁铁杂岩(Zhangetal.,2011)。此外,Beggetal.(2010) 认为大陆岩石圈厚度大,对地幔柱的减压熔融起到阻挡抑制作用;地幔柱会向岩石圈较薄和强度较低的边缘区域运移,并在较小的深度发生强烈的减压熔融。因此,部分学者认为岩石圈地幔在铜镍矿床形成过程中起到的作用较为有限(Arndt,2013; Barnesetal.,2016a)。可见,对于传统板内环境下形成的铜镍矿床,前人主要强调软流圈地幔或地幔柱减压熔融形成的巨量岩浆,而岩石圈地幔在成矿方面起到的作用相对较小。

图2 地球圈层相互作用与岩浆铜镍成矿

越来越多的研究表明经历俯冲交代的岩石圈地幔亦是铜镍矿床一种重要的地幔源区,提供了一定的成矿金属元素和挥发分物质(Fiorentini and Beresford,2008; Brzozowskietal.,2022)。首先,地幔交代作用可以改变岩石圈地幔的物质组成,促使交代硫化物的形成或辉石岩地幔的形成等,进而影响原始岩浆中S和Ni等含量(Sobolevetal.,2007; Burnessetal.,2020; 王焰等,2021)。例如,通过研究交代地幔捕掳体,学者发现其具有较高的硫和亲铜金属含量(Ionov,1998; Griffinetal.,2004; Daleetal.,2009; Lorandetal.,2013; Riellietal.,2018; 张铭杰等,2022)。其次,交代岩石圈地幔具有较低的固相线温度,导致地幔发生高程度部分熔融,促进源区硫化物及其金属完全进入到原始熔体中(Mungall,2002; Groveetal.,2005)。此外,交代岩石圈地幔中的大量挥发分物质(H2O、S、C和Cl等)对于岩浆铜镍矿床具有重要意义,例如能够改变地幔源区氧逸度(王锦团等,2020)、提高岩浆中硫的溶解度、避免硫化物过早从岩浆中熔离并带走金属元素(Jugo,2009);富含CO2流体还可以有效携带并运移Pd和Pt元素(Alardetal.,2011)。更重要的是,高温高压实验表明硫化物熔体与流体挥发分之间的结合,可以促进硫化物液滴聚结并提高其中的金属含量(Iacono-Marzianoetal.,2022),同时有效促进硫化物的迁移(Blanksetal.,2020),相关内容将在下文中详细阐述。此外,大量实例表明地幔柱/软流圈与交代岩石圈地幔的相互作用可能对铜镍成矿具有重要意义,如加拿大Voisey’ Bay矿床(Ripley and Li,2011)、中国金川矿床(Lietal.,2005; Li and Ripley,2011)和美国Coldwell杂岩体一系列铜钯矿床(Brzozowskietal.,2022)。因此,需重新审视交代岩石圈地幔对于岩浆铜镍成矿的贡献。

1.2 地幔源区与造山带铜镍成矿岩浆的关系

自20世纪末以来,国内外造山带环境中陆续发现大量的岩浆铜镍矿床,典型实例如中亚造山带诸多铜镍矿床(Xieetal.,2014; Lietal.,2019; Dengetal.,2022)、我国东昆仑造山带夏日哈木超大型矿床(Lietal.,2015; Songetal.,2016)、三江特提斯大雪山矿床(Wangetal.,2018; Lietal.,2021a)、西班牙Aguablanca矿床(Tornosetal.,2001)、博茨瓦纳Phoenix和Selkirk矿床(Maieretal.,2008)以及澳大利亚南部Albany造山带Nova矿床(Maieretal.,2016)等。这些发现改变了重要铜镍矿床产出于板内环境的传统认识,使得造山带环境成为新的勘探靶区,逐渐引起全球关注。

对于造山带铜镍矿床的地幔源区和熔融机制来说,主要包括大洋板片撕裂引起的软流圈地幔上涌减压熔融(Songetal.,2013,2021),俯冲交代改造的岩石圈地幔部分熔融(邓宇峰等,2011; Suetal.,2013),或是软流圈地幔与交代岩石圈地幔共同作用(Xieetal.,2012; Dengetal.,2015; Xueetal.,2016b,2018a; Chenetal.,2021)。Songetal.(2021)总结中亚造山带长时限的玄武质岩浆作用(380～270Ma)和黄山-镜儿泉成矿带短暂的成矿期(285～280Ma),形成于后碰撞阶段早期的软流圈地幔上涌减压熔融,这一过程因板片释放水的加入而被强化,从而产生大量高镁玄武质岩浆。如上文所述,经历俯冲交代改造的岩石圈地幔是造山带环境铜镍矿床的一种重要地幔源区。例如,夏日哈木矿床的地幔源区为受到富硅酸盐熔体交代的辉石岩地幔(Songetal.,2016),同时Mg同位素特征显示其地幔源区也被俯冲碳酸盐交代改造(Chenetal.,2021);Tangetal.(2022)对中亚造山带白石泉和天宇矿床开展了详细的Li-O同位素与矿物水含量分析,认为地幔源区遭受到蚀变洋壳(硅酸盐熔体)的交代改造,且成矿岩体中发育含水矿物(金云母和角闪石等)(Tangetal.,2011,2013),与岩石学和矿物化学所揭示的富水高镁玄武质岩浆性质(Zhouetal.,2004; Gaoetal.,2013)相一致。这种交代地幔源区既可在俯冲阶段由于板片脱水导致源区固相线温度显著降低、达到熔融条件发生部分熔融形成弧岩浆作用(Lietal.,2015; Yaoetal.,2018),也可能未达到熔融条件从而能够保留到后俯冲环境或裂谷环境中发生熔融作用(Chenetal.,2021; Lietal.,2021a)。此外,部分研究者提出软流圈上涌减压熔融,以及其带来的热量引发交代岩石圈地幔发生部分熔融,共同产生大规模的岩浆作用(Davies and von Blanckenburg,1995; Songetal.,2013)。例如,Dengetal.(2015)综合东天山多个镁铁-超镁铁质岩体,认为其微量元素和同位素组成的变化归因于交代岩石圈地幔和软流圈的相互作用。同时,Xueetal.(2016b)通过对北山-天山地区与铜镍矿化相关的二叠纪镁铁-超镁铁岩体和基性岩墙的研究,提出其微量元素和Sr-Nd同位素的变化特征是上涌软流圈地幔减压熔融和上覆受俯冲作用改造的岩石圈地幔熔融共同作用的结果,该过程既可以发生在俯冲到碰撞的体制转换期(Elkins-Tanton,2007),也可发生在俯冲结束后的10～50Myr(van Hunen and Allen,2011; Magnietal.,2013)。上述研究逐渐明确了造山带环境中软流圈地幔和岩石圈地幔的具体贡献,为深入探究地幔源区对造山带环境铜镍成矿贡献提供了良好案例。

综上所述,造山带铜镍矿的母岩浆与板内环境铜镍矿母岩浆和俯冲带弧岩浆既存在显著区别,又有一定的相似性。造山带铜镍矿形成于相对张性的构造环境,母岩浆来源于上涌的软流圈驱动交代岩石圈地幔不同程度的混合熔融(Xueetal.,2016b; Yaoetal.,2018; Songetal.,2021);板内环境铜镍矿通常形成于更为张性的裂谷或穹窿环境,其母岩浆来源于地幔柱或软流圈的强烈减压熔融,往往伴随有大量A型花岗岩和同心环状分布的基性岩墙群(Shellnutt,2014; Wangetal.,2022);俯冲带弧岩浆则形成于相对挤压的环境,母岩浆源于俯冲流体交代上覆地幔楔并诱发其部分熔融,该类岩浆底垫于下地壳并参与斑岩铜矿的形成(Richards,2015)。虽然造山带铜镍矿母岩浆与弧岩浆均有交代地幔的参与,并且在挥发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构造体制或阶段内,这也是全球范围内很难共生产出同时代铜镍矿和斑岩矿床的原因。造山带同样产出大量钾质-超钾质岩,但是这些岩石来自交代岩石圈地幔的低程度部分熔融作用,如三江造山带新生代的钾质基性火山岩和煌斑岩(Guoetal.,2005; Huangetal.,2010; Luetal.,2015),其熔融模式和岩浆成分显然与造山带铜镍矿母岩浆存在巨大差异。

1.3 造山带地幔的交代物质类型与挥发分比例

造山带的形成与演化和俯冲过程密切相关。板块俯冲是将地球浅部物质输送到地球深部的重要方式,是地球圈层物质和能量交换的关键机制(Stern,2002; Nakajima and Hasegawa,2007; Ikemoto and Iwamori,2014)。俯冲板片与其衍生物质在不同深度与地幔岩石接触时,物理条件和化学成分的巨大差异会导致二者之间发生复杂的化学反应从而改造地幔楔。俯冲板片携带着存储在岩石孔隙和含水矿物中的水向地球深部俯冲(Poli and Schmidt,2002; Zheng,2009;Schmidt and Poli,2014),随着俯冲过程中温度和压力的升高,俯冲板片发生变质脱水反应,释放出不同性质的流体,向上迁移并交代上覆地幔楔(Tatsumi,1986; McCulloch and Gamble,1991)。这些流体构成了板片与地幔之间相互作用的主要交代介质。

根据所含水和溶质比例的不同,俯冲带交代流体可以分为富水溶液、含水熔体和超临界流体三种类型(Hermannetal.,2006; Zhengetal.,2011; Frezzotti and Ferrando,2015; Nietal.,2017)。富水溶液通常密度较低,主要由水和挥发性成分组成,只溶解少量离子元素(Manning,2004)。流体包裹体的研究表明,在俯冲带的高压-超高压洋壳榴辉岩中,卤化物如NaCl、MgCl2和CaCl2是主要的溶质,此外还包括Si、Al、Ti、碳酸盐和硫化物/硫酸盐等(Bebout and Penniston-Dorland,2016)。含水熔体是在洋壳岩石饱和水的条件下形成的,其密度比富水溶液大,一般溶解不超过35%的水(Hermannetal.,2006)。根据成分的差异,含水熔体可以主要分为硅酸盐熔体和碳酸盐熔体,这两种不同的交代介质对地幔源区化学组成产生不同的影响。硅酸盐熔体交代地幔橄榄岩可形成辉石岩地幔,部分熔融产生的熔体Ni含量被认为高于橄榄岩地幔熔体(Herzberg,2011; Matzenetal.,2017)。相较于硅酸盐熔体,碳酸盐熔体具有低粘度、低密度和高反应活性,实验表明PGE在硫化物与碳酸盐熔体的分配系数(104～105)低于硫化物与硅酸盐熔体中的分配系数(105～106)(Mungall and Brenan,2014),表明碳酸盐熔体相较于硅酸盐熔体具有更强的PGE迁移能力(Chowdhuryetal.,2021)。由于地幔与俯冲沉积碳酸盐的Mg同位素存在显著差异(李曙光,2015),其组成可有效区分碳酸盐和硅酸盐熔体交代作用,两种熔体交代作用均在造山带铜镍矿地幔源区被识别出(Songetal.,2016; Chenetal.,2021; Tangetal.,2022)。超临界流体是指富水溶液与含水熔体完全混合的相态,其形成可以显著提高流体运移溶质的能力(Zheng,2019)。此外,板片脱水过程中,H-C-N-S、卤素和稀有气体等挥发性元素倾向于富集在流体中。其中,C、N和S是主要的变价元素,能够以不同的形式存在于流体中,并且与流体的氧逸度和酸度密切相关(Hiltonetal.,2002; 李万财和倪怀玮,2020)。值得注意的是,Lietal.(2020)模拟计算了板片释放的富水流体中硫的种型和含量,结果发现硫主要以H2S和HS-形式存在,其含量一般小于0.1mol/kg,在弧下深度达到0.20～0.35mol/kg的峰值,俯冲板片在30～230 km深度释放的硫仅占俯冲硫总量的6.4%。

除了交代物质——流体或熔体成分的复杂多变之外,造山带地幔经历流/熔体交代的比例差异也影响了岛弧岩浆的成分特征,并促进了地幔部分熔融,成为造山带岩浆的重要源区 (Suetal.,2019; Zhengetal.,2020)。美国阿拉斯加东南部的Duke Island杂岩体中具有显著的硫化物矿化作用,其纯橄岩187Os/188Os比值随Os浓度降低而升高的特征,表明母岩浆地幔源区经历了板片流体交代作用(Stifteretal.,2016)。前人在研究中亚造山带南缘大量与铜镍矿化有关的镁铁-超镁铁岩体过程中,发现了这些分布范围跨度大、数量众多、且产于造山带内的岩体都表现出高δ18O的特征(Suetal.,2011,2012,2014; Tangetal.,2012; Maoetal.,2018a)。Xueetal.(2018a)进一步通过系统的O-Hf-Nd同位素研究发现,这些矿化岩体中高Fo橄榄石具有高δ18O特征,且其母岩显示Nd同位素显著亏损的特征,同时岩体中的锆石具有幔源特征的εHf(t)和壳源特征的δ18O,进一步结合二端元混合模拟计算,定量揭示出这种离散的Hf-O同位素特征继承自被不同比例的俯冲沉积物熔体和板片流体交代的地幔源区。近年来,非传统稳定同位素的广泛应用为揭示交代物质的类型与比例提供了新途径。Zhangetal.(2017)利用系统的B同位素分析,开展了中亚造山带南缘北山地区基性岩墙的地幔源区特征的研究,发现30%～50%亏损地幔与50%～70%俯冲脱水流体的二元混合可以解释其B同位素组成特征。除显著的流体交代特征外,沉积物熔体类别的识别也有新的进展,Chenetal.(2021)通过东昆仑造山带夏日哈木超大型矿床的Mg同位素组成研究,揭示出成矿岩浆地幔源区有俯冲碳酸盐熔体的参与,地幔源区的碳酸盐化大幅度降低地幔岩固相线温度,有利于在短时间内产生大规模镁铁质岩浆活动,为超大型岩浆硫化物成矿奠定关键的物质基础。

2 交代地幔与成矿岩浆氧化还原状态

2.1 造山带玄武质岩浆高氧逸度成因

氧逸度是描述体系氧化还原状态的强度变量。近年来,大量学者通过样品分析、数据统计和实验模拟等方式,对汇聚板块边缘玄武质岩浆高氧逸度的成因提出了不同的认识 (Kelley and Cottrell,2009; Leeetal.,2010; Brounceetal.,2014; 柏中杰等,2019; 王锦团,2019; Iacovinoetal.,2020)。部分研究认为板片俯冲过程中伴随着氧化性流体的释放,在交代地幔时影响地幔楔熔融状态和岩浆氧化态。然而目前蛇纹岩地幔、蚀变洋壳以及沉积物中均发现有释放氧化性流体的现象,因此对于流体的具体来源还存在争议 (Waters and Lange,2016; Debret and Sverjensky,2017; Stolper and Bucholz,2019; Agueetal.,2022; Chenetal.,2022; 辛雨等,2023)。此外,地幔部分熔融过程是岩浆高氧逸度成因的另一种认识,熔体与地幔围岩的反应使得熔体氧化性增强(Gaetani,2016; Tollan and Hermann,2019)。

流体中富含C、H、O和S等元素,大部分研究结果认为流体中主要的氧化物质是硫酸盐(Bénardetal.,2018; Gerritsetal.,2019)。近期Agueetal.(2022)发现脱水产生的流体在经过板片上覆沉积物时,与沉积物中氧化的变质沉积岩发生反应,流体内部分还原性的物质丢失,致使流体自身的氧化性增强。同样,前人认为在俯冲过程中沉积物下覆的蚀变洋壳也会释放氧化性的流体,Waters and Lange (2016)通过研究分析全球Fe-Ti氧化物数据发现洋壳氧逸度偏高,在压力、温度升高的情况下洋壳中含水矿物分解所释放的流体也具有强氧化性。另外,随着俯冲过程的进行,洋壳下覆蛇纹岩地幔中叶蛇纹石的分解也会产生大量流体,Iacovinoetal.(2020)通过实验岩石学和热动力学模拟研究,发现蛇纹岩脱水所产生的流体中的Na、K、Ca、Mg含量较高且具有较高氧逸度。Duanetal.(2022)也通过模拟俯冲板片流体,发现随着蛇纹岩脱水的过程进行,所产生流体的氧化性也逐渐增强,这些流体在地幔中参与熔融并影响其氧化还原状态。

在俯冲过程中,由于温度和压力的升高,地幔中含水矿物的分解使得储存在其中的水被释放出来,导致地幔发生水饱和部分熔融。近些年来,由于研究深度的增加以及测试技术的加强,学者们渐渐将地幔部分熔融与岩浆氧化还原状态联系起来进行研究,因此对岩浆高氧逸度的成因有了新的认识。Tollan and Hermann (2019)通过对地幔方辉橄榄岩捕掳体的研究提出熔体氧化模型:流体交代地幔楔发生部分熔融,熔体中的水分解形成H2和O2,其中H2通过与地幔围岩中斜方辉石发生反应进入围岩,剩余O2则使熔体越来越氧化,据此作者认为岩浆高氧逸度的成因是熔体与围岩反应的结果。

虽然目前大量研究认为弧岩浆作用总体显示为相对氧化的特征,但有学者在斑岩铜矿的研究过程中提出部分弧岩浆作用是相对还原的。例如,前人研究认为古特提斯斑岩铜矿稀缺的原因是由于古特提斯洋盆普遍缺氧,导致弧岩浆相对还原,不利于斑岩成矿(Richards andengör,2017)。其中古特提斯洋盆的缺氧是由其处于赤道的古地理位置和晚石炭世至三叠纪的封闭大洋造成的,此时古特提斯主洋盆生物发育,大洋底部堆积黑色还原性的沉积物,这些还原性沉积物随洋片俯冲,导致俯冲相关的弧岩浆相对还原且 Cu 含量较低(Richards andengör,2017),这与中国西藏东北部、帕米尔北部和格鲁吉亚发育晚石炭世黑色页岩一致(engör and Atayman,2009)。在该认识基础上,Zhuetal.(2022)通过对东特提斯构造域三江地区古特提斯弧花岗岩进行锆石氧逸度和磷灰石硫含量的研究,查明这些地区的弧花岗岩具有较低的氧逸度(QFM-3.0～QFM-0.6),同时这些弧花岗岩中磷灰石的硫含量较低,证实该地区弧岩浆显示为还原特征。此外,Galvezetal.(2013)在阿尔卑斯造山带内科西嘉岛出露的变质蛇纹岩地幔与俯冲碳酸盐岩接触带上,发现了俯冲过程形成的晶型石墨,指示蛇纹岩地幔释放还原性流体与碳酸盐岩发生还原反应。上述研究发现表明,俯冲交代地幔源区形成的岩浆氧逸度是高度变化的,因此研究造山带铜镍成矿过程需要厘清原始岩浆的氧化还原状态。

2.2 氧逸度对岩浆硫化物成矿的控制作用

岩浆硫化物矿床形成的关键条件之一是岩浆发生硫化物饱和,当镁铁质岩浆中的硫含量大于硫化物饱和时岩浆中硫含量(SCSS:sulfur content at sulfide saturation; Shima and Naldrett,1975)时,硫化物将会从硅酸盐岩浆中熔离(Naldrett,2004)。在地幔源区部分熔融和岩浆上侵结晶分异过程中,体系氧逸度的高低极大地控制了岩浆中S的赋存状态和溶解度(Jugoetal.,2005a,b; Jugo,2009),进而对Ni、Cu、PGE和Au等金属元素的迁移和富集产生显著影响(Barnes and Lightfoot,2005; Riellietal.,2018)。许多熔体的固有性质可以影响硅酸盐熔体中硫的溶解度,其中温度、压力、SiO2和FeO含量的影响机制已有成熟认识(Haughtonetal.,1974; Mavrogenes and O’Neill,1999; Lietal.,2001)。氧逸度对岩浆硫溶解度的影响相对更为复杂,不同于其它变价元素能够以不同价态同时赋存于单一矿物(例如磁铁矿的Fe2+和Fe3+),S2-和S6+仅能共存于熔体相和挥发分中。实验结果表明,当熔体在还原条件下(fO2QFM+2),硫酸盐(S6+)稳定存在;当熔体氧逸度由fO2≥QFM+2降至～QFM+1,S6+/S2-随fO2的下降呈指数降低(图3a),在此过程中玄武质熔体的硫溶解度能够快速降低一个数量级(1.5%至0.15%,Wallace and Carmichael,1994; Jugoetal.,2005b; Jugo,2009)。基于上述认识,部分学者提出如果相对氧化的镁铁-超镁铁质岩浆在演化过程中发生还原作用,那么很可能造成硫化物饱和熔离形成岩浆硫化物矿化(Thakurtaetal.,2008; Scheeletal.,2009; Tomkinsetal.,2012; Xueetal.,2021)。

图3 岩浆体系硫溶解度与氧逸度(a)和铁含量(b)之间的关系

此外,FeO是控制硫在岩浆中溶解度的最重要的组分,随着镁铁质岩浆中FeO含量的下降,硫的溶解度也逐渐降低,在FeO>5%的岩浆体系中,SCSS与FeO含量表现为强相关的关系(Haughtonetal.,1974; Li and Ripley,2009; Wykesetal.,2015)。因此,在相对较低的fO2条件下,在硫化物稳定域内氧逸度的升高会降低岩浆体系的FeO含量(图3b),从而造成硫化物饱和时硫的溶解度的降低。基于该认识,Lehmannetal.(2007)和Holwelletal.(2007) 认为金川超大型铜镍矿床和Bushveld杂岩体中富PGE的Platreef矿层的形成,均与镁铁质岩浆同化碳酸盐(如大理岩)、岩浆体系fO2升高导致硫化物饱和熔离密切相关。然而,最近Xueetal.(2023)通过系统的矿物学、C同位素和氧逸度研究,发现金川岩体确实存在明显的大理岩同化混染特征,但是金川成矿岩浆在～830Ma的就位深度难以溶解足量的CO2造成岩浆的显著氧化,这也被岩体中大理岩混染程度不同的矿石具有相似的氧逸度所证实。因此,氧逸度的升高是否可以作为镁铁质岩浆体系巨量硫化物熔离的关键因素仍待进一步研究。

此外,不同于相容的Ni元素,Cu、Pt、Pd和Au相对于地幔中的矿物相均属于不相容元素,由于在硫化物熔体与硅酸盐岩浆之间极高的分配系数(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),地幔部分熔融过程中Cu、Pt和Pd等亲铜元素在熔体中的含量主要受到地幔源区残余硫化物的控制。通常情况下,原始地幔、洋中脊亏损地慢和大陆岩石圈地慢的部分熔融均发生在较低的氧逸度环境下(ΔQFM<0)(Foley,2011; Cottrell and Kelley,2011),地幔楔则因为俯冲氧化流体/熔体的加入而具有较高的氧逸度(Kelley and Cortrell,2009; Richards,2015)。在部分熔融过程中,若硫化物残留在地幔将使部分熔融形成的玄武质熔体亏损铂族元素,在氧逸度较低的情况下只有较高程度的部分熔融才能耗尽地幔中的硫化物;而当氧逸度较高时,仅需要很小的部分熔融程度即可将硫化物耗尽并将Cu、Pt和Pd等亲铜元素“抽取”到岩浆中,此时岩浆中的亲铜元素含量将明显高于低氧逸度下相同程度部分熔融形成的岩浆。在高氧逸度条件下源区硫化物的耗尽可以导致低熔融程度下镁铁-超镁铁质岩浆中PGE含量的富集(Mungalletal.,2006),该特征同样被富Au斑岩矿床比贫Au斑岩矿床的源区氧化程度更高所证实(Riellietal.,2018)。

2.3 氧逸度与造山带铜镍成矿关系

如前文所述,造山带环境的地幔源区普遍遭受熔/流体交代作用改造,因此形成的原始岩浆往往具有较高的氧逸度(Richards,2015; Bénardetal.,2018; Bucholz and Kelemen,2019; 王锦团等,2020)。交代地幔相对高的硫含量以及潜在的高氧逸度,使得原始岩浆往往具有较高的硫溶解度和含量(Li and Ripley,2009)。越来越多的研究案例证实了汇聚构造环境内具有较高氧逸度的镁铁/超镁铁质岩浆经历还原作用,从而造成金属硫化物熔离(Thakurtaetal.,2008; Tomkinsetal.,2012; Weietal.,2019)。美国阿拉斯加地区Talkeetna弧下地幔具有较高的氧逸度(QFM+0.4至QFM+2.3,Bucholz and Kelemen,2019),Thakurtaetal.(2008) 通过对该地区的Duke Island赋矿岩体开展矿相学和S-C-Os同位素体系研究,识别出该岩体赋存火焰状石墨现象,认为成矿母岩浆选择性地混染了壳源含C和S的流体或含硫化物碳质物。日本岛弧环境Opirarukaomappu辉长岩体具有显著硫化物矿化并含有石墨,且石墨的碳同位素明显不同于幔源碳同位素组成 (-7‰～-5‰; Deinesetal.,1984; Des Marais and Moore,1984),而与区域围岩碳质页岩一致(Tomkinsetal.,2012),作者结合硫同位素数据,认为围岩部分熔融形成的还原性长英质熔体造成镁铁质岩浆发生还原作用并产生硫化物饱和(Tomkinsetal.,2012)。同样,加拿大Giant Mascot矿床的母岩浆同化混染了石墨质片岩,促进了不混溶硫化物液滴的形成(Manoretal.,2016)。Maoetal.(2018b)综合橄榄石-硫化物的Fe-Ni交换系数KD,得出了新的氧逸度表达式,并将其应用到中亚造山带东天山部分铜镍矿床,发现这些矿床的氧逸度值随橄榄石Fo值的减小而减小,表明成矿岩浆在演化过程中逐渐变还原,这可以通过原始氧化岩浆同化含有还原性的地壳物质来解释。此外,Weietal.(2019)对中亚造山带东部的红旗岭、漂河川和喀拉通克矿床开展了橄榄石-尖晶石氧逸度计定量计算,矿石和围岩地层硫化物原位S同位素以及全岩C同位素分析,认为上述矿床成矿母岩浆具有高氧逸度(QFM+0.3～QFM+2.6),母岩浆达到硫化物饱和与地壳中还原性的有机物质加入有关。上述研究案例均指出岩浆还原过程可能与岩浆硫化物饱和熔离密切相关。

近年来,硫化物饱和前后氧逸度的精确变化、还原过程的时限与引发机制等问题也取得了实质进展。Xueetal.(2021)针对中亚造山带与东昆仑造山带典型铜镍矿床(代表硫化物饱和之后的熔体氧逸度)和区域同造山期的低混染程度、贫硫化物、Cu/Pd相近于地幔值的超镁铁岩体(代表硫化物饱和之前的熔体氧逸度)的氧逸度开展了定量计算,发现成矿岩浆在硫化物饱和前后经历了显著的氧逸度降低(由QFM+2.4降至QFM+1.8～QFM-0.6),并且碳同位素δ13C由地幔值降至壳源有机质范围,揭示出造山带成矿岩体母岩浆的还原过程与外源碳质物的加入有关。同样地,Jiaetal.(2022)通过校正尖晶石Fe3+/∑Fe比值获取的氧逸度结果显示,夏日哈木矿床氧逸度从QFM+2.2降至QFM-0.6是促使该矿床母岩浆硫化物饱和成矿的关键因素。实验研究表明当氧逸度从QFM+2降低至QFM,镁铁质熔体中S的溶解度降低一个数量级(从1.5%降低到1500×10-6,Luhr,1990; Jugoetal.,2005b)。因此,当岩浆体系硫化物饱和前后存在氧逸度骤降,导致岩浆体系硫化物饱和时硫的溶解度下降,可以直接触发硫化物熔离,或者为达到熔离创造低的硫溶解度条件。还原作用是否直接触发岩浆体系硫化物饱和熔离,取决于岩浆体系中实际溶解的硫含量。在0.5～3GPa和1050～1325℃下进行的硬石膏饱和实验(高氧逸度条件)和相关模拟计算表明,如果弧下地幔中的硫含量为350×10-6,则不超过25%的部分熔融产生的原始岩浆中的硫含量为约1200×10-6～5000×10-6(Chowdhury and Dasgupta,2019),该范围中高硫含量岩浆体系能够通过还原作用直接触发硫化物熔离,而低硫含量体系则进一步需要壳源混染等地质过程触发硫化物饱和熔离。在此基础上,Xueetal.(2022)进一步在中亚造山带南缘图拉尔根矿床碳质物类别和产状的系统研究中,发现含矿二辉橄榄岩中石墨呈浑圆状包裹于岩浆早阶段矿物橄榄石颗粒中,结合去气过程模拟明确指示出岩浆期存在有机碳混染,证实岩浆还原作用主要由碳质物在岩浆期的有效混染造成。

3 挥发分与成矿岩浆硫化物运移汇聚

3.1 岩浆体系不混溶硫化物的迁移方式

当镁铁-超镁铁质岩浆达到硫饱和,金属硫化物会从岩浆中熔离出来,此后不混溶硫化物的运移和汇聚过程对于岩浆铜镍矿床的形成至关重要(Barnes and Lightfoot,2005; Naldrett,2011; Robertsonetal.,2015)。硫化物熔体的迁移方式主要受到岩浆体系流体力学过程的控制,包括熔体与硅酸盐岩浆的物理性质和热力学性质(Chung and Mungall,2009; Mungalletal.,2015; Saumuretal.,2015; Yaoetal.,2018)。由于金属硫化物密度(4.0～5.2g/cm3)远高于镁铁-超镁铁质岩浆密度(2.7～3.0g/cm3),它们在岩浆体系中具有向下沉降趋势,而难以被携带上升(Robertsonetal.,2015)。因此部分学者强调了硫化物向下运移的重要性,认为高密度硫化物沉降汇聚于岩浆房底部而形成熔体池(Chung and Mungall,2009; Zhang,2015)。Barnesetal.(2016a)根据大量矿床中块状矿体的穿切关系,认为连续的大规模硫化物熔体因重力回流至岩浆通道口形成块状矿体,并得到了Lesher (2017)的支持。同时,Barnesetal.(2016b)将显微结构X射线荧光扫面和三维X射线CT扫描相结合,证实科马提岩鬣刺结构间隙中的硫化物是从其顶端渗滤所致。Barnesetal.(2017)进一步对不同铜镍矿床典型矿石开展了X射线荧光扫面工作,认为矿床中稀疏浸染状和网脉状矿化形成于硫化物液滴的重力沉降和向下渗滤过程。然而,重力回流机制只描述了通道式成矿模型的后期过程,并未解释早期阶段硫化物如何汇聚形成大规模硫化物熔体并向上运移。相比之下,基于镁铁质岩浆-硫化物体系的模拟类比实验发现,在两相的、密度分层的中间岩浆房中,不混溶硅酸盐岩浆具有向上运移硫化物熔体的能力(Saumuretal.,2015),然而纯二元体系在自然界中难以实现,这种机制仍存在争议。需要注意的是,硫化物在硅酸盐岩浆体系中更主要的运移模式是以细小分散的液滴形式进行的(直径<2mm; Robertsonetal.,2015)。因此,Yaoetal.(2019)利用定量计算,发现单个硫化物液滴在上侵岩浆中保持粒度和成分基本不变,同时因密度差而产生的相对沉降速度远小于岩浆上侵速度,故硫化物能够以相对稳定的速度向上运移。

有学者认为挥发分在幔源岩浆中的含量较低或者导致岩浆较少与地壳物质混染,因此对岩浆铜镍成矿作用较小(Arndtetal.,2005)。但是越来越多的证据表明,挥发分(H2O、CO2、S和Cl等)对硅酸盐熔体的密度和黏度具有较大影响,可以控制岩浆体系的动力学过程以及金属硫化物在岩浆中的运移(Zhangetal.,2007; Giordanoetal.,2008; Yao and Mungall,2022)。具体来说,挥发分的加入可以导致硅酸盐岩浆密度的下降,从而增大岩浆浮力以携带更多的矿物颗粒(Lesher and Spera,2015)。此外,挥发分还可以导致熔体粘度显著下降,从而减小重力和粘滞阻力在上侵过程中对岩浆超压的消耗(Mungalletal.,2015)。更为重要的是,挥发分在岩浆体系中的溶解度随压力降低而下降,因此岩浆上侵减压过程中会触发挥发分的出溶和成核作用,形成大量低密度气泡,使得岩浆密度急剧下降(Manganetal.,2004; Masottaetal.,2014; Yao and Mungall,2020)。高温高压实验和详细的结构观察表明,硫化物液滴因表面张力作用而与挥发分气泡耦合形成复合液滴(图4),这不仅可以促进硫化物液滴聚结并提高其金属含量,还可以借助复合液滴的浮力帮助硫化物向上运移至浅部岩浆储库(Mungalletal.,2015; Barnesetal.,2019; Iacono-Marzianoetal.,2022)。相对于“干”岩浆体系,富水岩浆对于硫化物液滴向上运移的最大荷载量有显著的提高,并且会随着含水量的增加而进一步加强。虽然岩浆熔体的粘度较少受到CO2、Cl和S的影响(Giordanoetal.,2008),但Blanksetal.(2020)结合结构观察以及碳-氧同位素数据,认为幔源超临界CO2流体因其不混溶、低密度属性,也是一种促进金属硫化物在跨岩石圈岩浆体系中向上迁移的有效介质。因此,岩浆中挥发分的存在对于金属硫化物的迁移具有重要意义。

图4 岩浆体系挥发分迁移硫化物熔体示意图(据Blanks et al.,2020; Yao and Mungall,2020修改)

需要指出的是,H2O等挥发分含量对岩浆体系中硫的溶解度具有一定影响但存在争议。Liuetal.(2007)认为当含水量很低时,硅酸盐熔体中硫溶解度随含水量升高而增大,但当含水量超过～0.4%,硫溶解度随含水量增加而急剧下降。Li and Ripley (2009)的经验公式同样认为硅酸盐熔体中硫溶解度随含水量增加而减小。然而实验研究表明,在一定的条件范围内,熔体含水量增加会导致硫溶解度随之升高(Fortinetal.,2015)。此外,挥发分的加入通常会导致岩浆体系氧逸度的升高,有限的升高(即保持在硫化物相的稳定域内)会降低硫溶解度(Li and Ripley,2009; Wykesetal.,2015),而氧逸度升高到硫酸盐相的稳定域则会造成硫溶解度急剧增加(Jugoetal.,2005a,b; Jugo,2009)。因此,挥发分对于硫化物的饱和熔离以及迁移等过程的影响仍需进一步结合实验和模拟研究。

3.2 挥发分运载铜镍硫化物的研究进展

实验岩石学证据表明挥发分气泡极易与硫化物液滴形成低密度复合液滴,对于铜镍硫化物的迁移具有重要意义(Mungalletal.,2015; Iacono-Marzianoetal.,2017)。俄罗斯西伯利亚大火成岩省Noril’sk-Talnakh矿区中发育大量硫化物呈球状/液滴状的矿石,主要产出在富橄榄石的堆晶岩中(Dyuzhikovetal.,1988; Barnesetal.,2019)。在许多情况下,这些硫化物球状体部分地或完全被残余熔体结晶的橄榄石和/或斜长石所占据,形成球状体上方的“帽”,它们被解释为代表原始气泡,即最初附着在硫化物液滴上的挥发分气泡所占据的空间(Le Vaillantetal.,2017; Barnesetal.,2019)。然而,关于挥发分来源于地幔源区还是岩浆演化过程中混染的地壳物质尚不清楚(Blanksetal.,2020)。造山带环境下的铜镍矿床更为广泛发育原生含水矿物和蚀变矿物,由于其地幔源区普遍遭受熔/流体交代作用改造,显然更有利于为成矿岩浆提供挥发分物质。例如,美国阿拉斯加地区Duke、加拿大Giant Mascot、我国东昆仑夏日哈木和中亚造山带部分成矿岩体含有大量的角闪石(Thakurtaetal.,2008; Tangetal.,2012; Lietal.,2015; Maoetal.,2015; Manoretal.,2016; Xueetal.,2022; 王晓曼等,2022),并且结合中亚造山带南缘典型铜镍矿中造岩矿物的含水量研究(Tangetal.,2022),均指示了成矿岩浆为富水体系,这可以极大地提高岩浆体系对硫化物的携带和向上运输能力,从而为造山带环境中携带硫化物岩浆的多期次注入提供便利条件。进一步,Cuietal.(2022)通过对中亚造山带东段红旗岭矿床中硫化物共生矿物相的研究,发现硅酸盐矿物具有选择性蚀变和分带性规律,并认为富水流体在硫化物熔体迁移中发挥着关键作用。虽然目前关于造山带交代地幔为硫化物迁移提供挥发分的实际案例还较少,但已逐渐得到国内外研究学者的重视。

3.3 交代地幔与全球铜镍成矿的时空耦合关系

如前文所述,造山带环境成矿岩浆具有富挥发分的先天禀赋,然而板内环境的镁铁/超镁铁质岩浆体系通常被认为是“干”体系。最近,部分学者在造山带交代地幔源区研究认识的基础上,将视野拓展到板内环境铜镍矿的地幔源区交代历史(Brzozowskietal.,2022; Wangetal.,2022)。峨眉山大火成岩省内产出有一系列的岩浆硫化物矿床(Zhouetal.,2008),其形成与晚二叠世地幔柱活动有关已经在学术界得到了普遍认可,但是对于大火成岩省内岩浆岩地球化学成分多样性的控制因素还一直存在地幔柱来源、岩石圈地幔来源或者地幔柱-岩石圈地幔相互作用的争议(Xuetal.,2001,2007; Xiaoetal.,2004; Zhangetal.,2006; Hanskietal.,2010; Kamenetskyetal.,2012; Lietal.,2012; Houetal.,2013; Renetal.,2017)。Wangetal.(2022)利用系统的Nd同位素填图发现峨眉山大火成岩省的岩石圈地幔向西缘和南缘逐渐富集,这与西缘和南缘的大陆岩石圈地幔在新元古代经历俯冲流体/熔体改造相一致。此外,作者通过高精度年代学研究在扬子西缘和南缘识别出一套263～257Ma基性岩墙,从而将峨眉山晚二叠世玄武质岩浆产物进一步划分为高钛组、低钛1组和低钛2组。其中高钛组和低钛1组在大火成岩省内广泛分布且密切伴生,均源于地幔柱(Xuetal.,2001; Xiaoetal.,2004);而低钛2组的形成和分布则严格受控于交代岩石圈地幔的空间位置(Wangetal.,2022),且与峨眉山大火成岩省的铜镍矿地球化学特征相近、空间分布重合。上述进展表明峨眉山大火成岩省铜镍矿的形成与交代地幔密切相关,为俯冲交代岩石圈地幔属性可能利于铜镍成矿提供了重要的板内环境研究实例。

加拿大安大略省元古界-中陆裂谷Coldwell杂岩体中产出有一系列规模不一的Cu-PGE矿化辉长岩体,尤其是杂岩体东部的Marathon Cu-Pd超大型矿床(Goodetal.,2021)。虽然有大量学者对Coldwell杂岩体的Cu-Pd矿床开展了成因研究(Good and Crocket,1994; Goodetal.,2015,2017,2021; Amesetal.,2017; Caoetal.,2018,2021; Shahabi Faretal.,2018; Brzozowskietal.,2020,2021),但直到近几年才有证据表明该区矿化作用可能与交代地幔源区有关(Good and Lightfoot,2019; Brzozowskietal.,2021; Goodetal.,2021)。Brzozowskietal.(2022)进一步通过系统的Mg-Fe同位素研究,发现Coldwell杂岩体母岩浆来源于经历不同程度交代作用的同位素不均一地幔源区,这也被矿化岩体中发育原生含水矿物相(金云母和角闪石)所证实,表明交代地幔源区所富集的挥发分物质对该区铜镍成矿可能起到了促进作用。综上所述,基于造山带铜镍成矿的地幔源区特点,以及全球部分典型板内岩浆硫化物矿床与交代地幔源区的时空耦合关系,我们可以初步提出地幔具交代属性能够促进岩浆铜镍硫化物成矿。虽然岩浆铜镍成矿是一个源区熔融-岩浆演化-硫化物熔离运载-亲铜元素富集-汇聚成矿的复杂过程,该认识仍可能为揭示全球不同构造环境铜镍矿形成与重大板块汇聚事件的耦合提供重要启示。

4 结语

本文总结和剖析了俯冲交代岩石圈地幔与软流圈地幔对造山带铜镍成矿的物质贡献、交代介质的类型与比例、成矿岩浆氧化还原状态对成矿过程的控制、以及挥发分与岩浆体系硫化物运移汇聚的关系等研究进展和存在问题,得到如下结论:

(1)软流圈上涌驱动富挥发分的交代岩石圈地幔不同程度的混合熔融,是造山带铜镍成矿岩浆的主要形成方式,加强交代岩石圈地幔熔融过程研究可能为造山带亲铜元素迁移机制和物质循环过程提供新的视角和认识,特别是对不强调岩石圈地幔对成矿贡献的传统认知有重要意义。

(2)造山带幔源岩浆的氧化还原状态直接决定了差异的成矿过程,目前氧化性岩浆体系经历壳内还原作用可能是造山带铜镍成矿的重要先决条件,该认识还需要更多不同造山带、不同成矿时代矿床成矿过程研究的补充和完善。

(3)造山带富挥发分岩浆体系具有运载金属硫化物的显著优势,然而不同类型挥发分的运载效率、以及挥发分与亲铜元素富集的关系仍然是一个模糊的问题,纳米离子探针、透射电镜等高分辨原位分析和观测技术解析硫化物珠滴边界成分-结构、高温高压实验模拟厘定亲铜元素配分系数变化是进一步探究这些问题的重要途径。

(4)源区熔融和熔/流体演化过程中岩浆演化-挥发分出溶以及挥发分对亲铜元素(Ni、Cu、Co、Pd和Pt等)配分、运移和富集的控制机理是理解这些元素从深部到浅部成矿的关键,未来应加强相关研究。