深部过程和物质架构对大陆碰撞带Cu-REE成矿系统的控制:以冈底斯和三江碰撞带为例

Deep process and lithospheric architectural control of Cu-REE mineralization in continental collision zone: Insights from a case study of the Gangdese and Sanjiang collisional belts

摘要

青藏高原是全球最典型的大陆碰撞带,发育世界级规模的斑岩Cu成矿带和REE成矿带,但目前尚不清楚大陆碰撞如何控制它们的形成。基本问题是:触发碰撞增厚的岩石圈熔融的机制,岩石圈架构与Cu-REE成矿的关系以及Cu-REE和挥发分的来源及成矿机制。利用深反射地震和卫星重力数据的联合反演,结合大地电磁(MT)阵列和地球化学数据,对冈底斯正向碰撞带和三江侧向碰撞带的岩石圈结构进行了成像分析,探讨深部过程和物质架构对于Cu-REE成矿的控制。新生代印度大陆-亚洲大陆碰撞过程中,俯冲的印度大陆岩石圈发生了显著的撕裂,从而为软流圈上升流提供了通道,改造了上覆的岩石圈并引发融熔。这一过程产生超钾质熔体,这些熔体上升并在地壳底部积聚,其高的热流值和挥发分释放诱发了上覆新生下地壳的熔融形成富水岩浆,角闪石分离结晶造成岩浆氧化,这种富水高氧逸度的岩浆有利于Cu的迁移和富集。研究表明,三个关键因素形成了与碰撞相关的斑岩矿床:中等角度板片俯冲,板片撕裂和富硫化物新生下地壳的熔融。在三江侧向碰撞带的扬子克拉通边缘,由印度大陆俯冲或地幔对流驱动的热软流圈的垂直上升流和横向流动导致克拉通大陆岩石圈发生热侵蚀和部分熔融。克拉通边缘的大陆岩石圈先前经历了来自再循环海洋沉积物的富含REE和CO₂的流体的交代作用,从而富集了REE,后来又被沿着岩石圈不连续面(例如走滑断层、裂谷)上升的碳酸岩熔体携带,形成大型的碳酸岩型稀土矿床。而缺乏源区交代作用的克拉通大陆岩石圈的熔融可能会产生碳酸岩、超钾质岩和镁铁质岩熔体,但它们形成碳酸岩型稀土矿床的潜力有限。

关键词

大陆俯冲 / 大陆碰撞 / 板片撕裂 / Hf填图 / 新生地壳

Key words

continental plate subduction / continental collision / slab tearing / Hf isotopic mapping / juvenile crust

0 引言

大洋俯冲和大陆碰撞形成的造山带是地球内部圈层物质循环最活跃、矿产资源最丰富的地区。以环太平洋成矿域为典型代表的增生造山成矿带,近百年来一直是工业界和学术界关注的重点^[1-2]。新生代印度大陆与亚洲大陆的碰撞,在青藏高原内发育了显著的与大陆碰撞密切相关的成矿事件。过去几十年,青藏高原资源勘探工作已经取得了重大成效,发现一批大型、特大型矿床,藏南冈底斯带和藏东南部“三江”成矿带成为我国重要的Cu-REE等矿产资源基地^[3-4]。相对于增生造山成矿而言,从圈层相互作用和物质循环角度审视碰撞造山带成矿问题的研究尚显不足,其深部驱动机制-壳幔循环过程-成矿富集机理之间的链条尚未建立。青藏高原是全球最典型的大陆碰撞带,其在碰撞前经历了多期洋-陆俯冲^[5-6],为大陆碰撞成矿奠定了物质基础;随后始于65~60 Ma的印度-欧亚大陆碰撞,不但导致了印度大陆板片的俯冲,更是由于俯冲式样的差异触发了软流圈在正向(冈底斯)和侧向(三江)碰撞带发生不同形式的上涌、流动与热蚀,诱发了上覆岩石圈的部分熔融、地壳流变和表-壳-幔相互作用,引发了巨量金属活化富集,形成了由岩浆-热液或流体循环产生的各类矿床,成为研究上述问题的天然实验室。大陆碰撞带和俯冲增生系统的岩浆-构造动力学背景差异显著,形成超大型矿床的核心科学问题包括:(1)大陆俯冲驱动的软流圈上涌导致的圈层相互作用机制;(2)岩石圈架构对Cu-REE成矿的控制;(3)岩浆系统中Cu、REE等金属的富集机理。

印-亚大陆碰撞导致的印度大陆俯冲诱发了软流圈的大规模上涌,其从根本上制约着青藏高原的形成,控制着青藏高原巨量物质循环的发生和持续。已有研究发现,在青藏高原正向碰撞带,大型碰撞成矿系统与大陆岩石圈俯冲、板片撕裂、软流圈上涌之间存在明确时空耦合^[7-8]。然而,这种大陆俯冲的式样和角度差异,不同俯冲式样导致的板片撕裂的规模和方式,板片撕裂和软流圈上涌的关系,以及俯冲导致的深部壳幔过程如何控制着区域构造、岩浆的发育,如何诱发了圈层成矿物质的循环仍是待解之谜。本文梳理了近年来发表的地质、地球物理、地球化学证据,对冈底斯和三江碰撞带的深部过程和物质架构进行了探讨,阐明了岩石圈组成对Cu-REE成矿的控制作用,讨论了岩浆系统演化与Cu-REE成矿的关联,以期为大陆碰撞带Cu-REE成矿系统的理论研究和勘查工作提供借鉴。

1 构造和岩浆背景

青藏高原的起源最早可以追溯到冈瓦纳大陆内的羌塘地块、拉萨地块以及印度地块等一系列地体,主体自早古生代开始便不断增生,直至亚洲大陆生成过程中形成现代地貌。其自北向南主要由松潘-甘孜-可可西里地体、羌塘地体、拉萨地体以及喜马拉雅地体这4个近东西向展布的构造地体拼合而成,依次以阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带(AKMS)、金沙江缝合带(JSSZ)、班公湖—怒江缝合带(BNSZ)以及印度河—雅鲁藏布江缝合带(IYSZ)为界^[9-10](图 1)。青藏高原的形成经历了原特提斯、古特提斯、新特提斯以及印度-亚洲大陆碰撞等地质事件,多期次的构造活动在高原内诱发了广泛的岩浆活动,使其成为我国岩浆岩最为发育的地区之一,其中花岗岩的出露面积较为广泛,达140 000 km²,约占西藏自治区面积的12%^[11]。这些花岗岩亦展示出多期、多成因的特征^[5]。青藏高原内岩浆岩分布十分广泛,进一步可分为冈底斯花岗岩带(以晚古生代-新生代为主)、东昆仑花岗岩带(以古生代-早中生代为主)和金沙江—澜沧江—怒江花岗岩带(简称“三江”,以晚古生代-早中生代为主),其分布范围之广阔,规模之巨大受到全球广泛关注。拉萨地块北以班公湖—怒江缝合带(BNSZ)为界,南以印度河—雅鲁藏布江缝合带(IYZS)为界,是一条近东西向的长约 1 500 km,南北宽 150 km 至 300 km,面积可达450 000 km²,且具有双倍地壳厚度(70 km至80 km)的新生代巨型岩浆-构造带^[10]。作为青藏高原碰撞造山系统极其重要的组成部分,其完整地保存和记录了特提斯洋的俯冲与消减闭合、中生代地体的拼合与陆缘增生、新生代陆陆汇聚与大陆碰撞等长期且复杂的一系列地质过程。尤其是新生代地质过程,代表了地球历史上最年轻、最重要的一次大陆碰撞事件,包括主碰撞陆陆聚合(65~41 Ma)、晚碰撞陆陆转换(40~26 Ma)和后碰撞地壳伸展(25~0 Ma)^[12]。拉萨地块内部以狮泉河—纳木错蛇绿混杂岩带(SNMZ)和洛巴堆—米拉山断裂带(LMF)为界,由北向部可进一步划分为北拉萨微地体(NL)、中拉萨微地体(CL)和南拉萨微地体(SL)三个次级构造单元。中拉萨亚地体在晚泥盆世从冈瓦纳大陆裂解而出,是一个具有太古宙-元古宙结晶基底的古老微陆块,近年来的研究揭示了纵贯拉萨地体的4条岩浆岩大剖面证实了这一认识^[13];南、北拉萨亚地体是自中生代以来伴随特提斯洋俯冲而不断增生并拼贴到中拉萨的年轻地体。前人对整个拉萨地体进行了Hf同位素填图工作,结果显示拉萨地块整体呈现中部古老,南北相对年轻的Hf模式年龄,与岩浆岩纵向剖面研究的认识基本一致。与本研究密切相关的冈底斯带所在的南拉萨亚地体虽然具有总体偏正的ε_Hf(t),但其中段部分区域内也出现相对富集的Hf同位素组成(ε_Hf(t)<0),暗示了该地区可能也具有古老结晶基底^[14]。

冈底斯岩浆岩带位于南拉萨地体最南缘,西至南迦帕尔巴特构造结附近,东至南迦巴瓦构造结附近,全长约1 500 km;它记录了与新特提斯洋北向俯冲、印度大陆向亚洲大陆碰撞,俯冲等过程相关的一系列岩浆作用^[5,15-16](图1)。冈底斯带岩浆岩主要包括大型的花岗岩基和火山岩类。花岗岩基近平行于雅鲁藏布缝合带北侧分布,岩石类型主要有花岗闪长岩,石英闪长岩、二长花岗岩等^[11,17-18]。针对冈底斯岩基大量的锆石U-Pb定年工作表明,冈底斯带岩浆活动主要出现在205~152 Ma、109~80 Ma、65~41 Ma和33~13 Ma 4个阶段^[18-19]。火山岩类主要包括早侏罗世叶巴组火山岩,晚侏罗世-早白垩世桑日群,古新世-始新世林子宗火山岩系和渐新世-中新世超钾质-钾质火山岩。冈底斯带新生代岩浆岩主要包括代表同碰撞岩浆作用的林子宗火山岩系(玄武-安山-流纹岩)和同时代的冈底斯岩基(辉长-闪长-花岗岩)^[15,20-21],以及代表后碰撞岩浆作用的渐新世-中新世埃达克质岩、超钾质-钾质火山岩等^[16,22-23]。

三江特提斯构造域先后经历了原-古-中-新特斯提大洋扩张开启-俯冲闭合以及新生代的印度-欧亚大陆碰撞造山过程,可以划分为古生代和中生代特提斯增生造山和新生代印度-欧亚陆陆碰撞两个阶段^[16,24-25]。三江构造域有别于冈底斯,特提斯增生造山带是多个微地块,包括拉萨、西羌塘、东羌塘、中咱、腾冲、保山和思茅地块聚合而成,形成了多条缝合带,包括甘孜—理塘、金沙江、哀牢山—红河、龙木错—双湖、昌宁—孟连缝合带^[26]。碰撞造山叠加于特提斯增生造山格架上,发育一系列对碰撞应力起调节作用的走滑带(嘉黎—高黎贡右行走滑断裂、崇山—澜沧江右行/左行走滑断裂、哀牢山—红河左行走滑断裂和鲜水河—小江左行走滑断裂)、挤压背景下的盆-岭系统和钾质斑岩带。

新生代岩浆活动在西南三江地区尤为发育,北起玉龙—芒康,经丽江—大理,延伸至红河—哀牢山(图1),向西北与西昆仑—北羌塘岩浆带断续相接,构成一条长达数千公里的钾质岩浆带^[27-28]。该岩浆带可以分为北-中-南三段。其中北段玉龙—芒康以含矿斑岩和钾质侵入岩为主,时代为42~32 Ma,发育玉龙斑岩铜矿带;中段大理—丽江以大量钾质-超钾质火山岩和富碱斑岩为主,富碱斑岩体与金铜矿相伴产出,代表性矿床为北衙超大型Au多金属矿床,时代为37~36 Ma;南段沿哀牢山断裂带断续发育煌斑岩群和钾质斑岩,发育一系列造山型金矿^[29],时代为30~20 Ma。中新世以来的岩浆活动主要集中于大理—丽江以南,以发育OIB型玄武岩(16~1 Ma)和碱性岩侵入体 (25~2 Ma)为特征。总体上,三江地区自印亚碰撞以来的岩浆活动显示自北而南逐渐变年轻(迁移)趋势^[30]。

2 斑岩Cu成矿作用

前人研究结果表明,冈底斯斑岩成矿带主要经历了两期:晚三叠世至晚白垩世新特提斯洋向北俯冲(220~65 Ma)和新生代的印度大陆与亚洲大陆碰撞((55±10)~(16±2) Ma)^[31⇓-33]。主要成矿事件亦分为俯冲和碰撞成矿两期。俯冲期成矿作用以雄村为代表,主要是斑岩Cu-Au矿化,还伴有少量的夕卡岩矿化。碰撞成矿则以斑岩型Cu-Mo矿化为主,集中在中新世后碰撞阶段,以驱龙、甲玛、冲江、厅宫等大型-超大型矿床为典型代表。冈底斯斑岩成矿带主体长达700 km,产于近EW向展布的冈底斯大型花岗岩基和中生代火山弧内,岩浆侵位受控于近SN走向延伸的正断层和近EW走向的褶皱逆冲推覆构造。

三江成矿带近南北向展布,金属类型表现为北带为斑岩Cu-Mo,中带为斑岩Au-Cu,南带为富Au的矿床^[34]。北段的玉龙斑岩铜矿带位于昌都思茅微陆块,包括玉龙超大型铜钼矿床和中-大型的马拉松多、多霞松多、莽总、扎那尕矿床。中段的代表性矿床为北衙超大型斑岩-夕卡岩型Au多金属矿床和马厂菁斑岩Cu-Mo-Au矿床。南带主要为一些Au矿床,和少量的小型斑岩矿床。

3 稀土成矿作用

著名的攀西裂谷处于攀枝花-西昌地区,长度可达300 km,宽度约为100 km,是我国重要的稀土成矿区之一,也被称为“攀西稀土成矿带”。川西冕宁—德昌稀土矿带(图1)位于扬子克拉通西缘,攀西裂谷西北部,受雅砻江走滑断裂控制,北与鲜水河断裂相接^[35]。沿着南北向走滑带,分布有一系列超钾质火山岩,它们与碳酸岩和碱性正长岩组成杂岩体,并侵位于元古宙结晶基底和古生代-中生代沉积盖层中。这些杂岩体伴生的稀土矿床由北向南依次分布有牦牛坪超大型、木落寨中型、李庄中型和大陆槽超大型REE矿床。根据分布特点,可以分为东西两个稀土成矿亚带。东带为牦牛坪稀土成矿亚带,由三岔河、牦牛坪、包子村和里庄稀土矿组成,受雅砻江断裂带控制。其中已详查评价的牦牛坪轻稀土矿床具超大型规模,成矿与新生代幔源型碱性岩-霓辉英碱正长岩、萤石方解石重晶石碳酸岩有关;西带为木落寨—里庄稀土成矿亚带,成矿受雅砻江断裂带控制,主要由木落寨稀土矿区组成,内分碉楼山、方家堡、郑家梁子3个矿段,成矿与英碱正长岩-碳酸岩杂岩体有关。东带稀土矿体赋存于岩体内或接触带的破碎带,而西带主要赋存于岩体外接触带围岩(变辉绿岩、大理岩)构造破碎带内。冕西地区稀土矿资源特点是矿石中不仅含有丰富的稀土,而且还含有可供综合利用的铅以及重晶石、天青石、萤石等。轻稀土为主,工业矿物为氟碳铈矿,粒度大,易选矿回收。

4 大陆俯冲驱动软流圈上涌导致圈层相互作用

印-亚大陆碰撞导致的印度大陆俯冲诱发了软流圈的大规模上涌,其从根本上制约着青藏高原的形成,控制着青藏高原巨量物质循环的发生和持续。已有研究发现,在青藏高原正向碰撞带,大型碰撞成矿系统与大陆岩石圈俯冲、板片撕裂、软流圈上涌存在明确时空耦合^[8]。然而,大陆俯冲的式样和角度在碰撞带不同位置存在差异,由此导致的板片撕裂规模和方式,撕裂与软流圈上涌的关系,以及深部壳幔过程如何控制区域构造、岩浆的发育,如何诱发了圈层成矿物质的循环仍是待解之谜。在青藏高原侧向碰撞带,印度大陆俯冲诱发了巨型地幔通道流的发生,这些深部地幔通道流和浅部大型矿床的发育存在密切的时空关联。但是,地幔通道流的规模、深部形态、分布特征、发育机制,以及相关壳幔相互作用、大规模成矿事件等地质过程之间的动力学关联仍是待解决的重大难题。

4.1 板片撕裂

板片撕裂是大洋板片俯冲带常见的一种构造活动,经常伴随着显著的构造-岩浆-成矿事件,典型产物例如基性岩脉、链式的碱性火山杂岩、地震波速异常、热异常、线性分布的大型-超大型斑岩矿床(例如南美)。相比而言,俯冲大陆板片的撕裂,尽管可以被上地幔地震波层析成像所识别,但由于其上覆岩石圈较厚,且遭受较为复杂的构造演化叠加,其引发的地质特征往往被掩盖。在我国青藏高原南部,地球物理学家利用面波对上地幔结构成像,并利用Pn波对上地幔顶部成像,已经在岩石圈地幔深度识别出三条显著的撕裂带,其中S波异常最明显的撕裂带(T1)是顺着亚东—谷露断裂带(YGR)分布的(图2)^[36⇓-38]。该撕裂带是如何影响藏南构造-岩浆-成矿格局的?针对这一科学问题,Wang等^[7]在T1撕裂带周边开展了精细的中新世花岗岩Nd同位素填图,结果显示Nd同位素值以T1撕裂带为轴呈现出对称分布的特征,指示了T1撕裂带诱导了新生下地壳的大规模重熔,这也就合理地解释了超大型斑岩铜矿床,例如驱龙和甲玛为何都位于T1撕裂带的正上方(图2)。T1撕裂带不仅影响了中新世花岗岩的同位素组成,T1撕裂带周围的花岗岩的形成时代(约15~10 Ma)相比于整个拉萨地体普遍年轻了5 Ma,代表了T1撕裂带的开启时间^[39]。T1撕裂带从拉萨地体贯穿到喜马拉雅带。在喜马拉雅带活动的关键证据有:(1)T1撕裂带周边发育一系列高压到高温的变质作用,具体表现为榴辉岩相转变为麻粒岩相,可能与T1撕裂带引发的热异常有关;(2)在紧邻T1撕裂带的然巴乡附近发现了含地幔MME包体的淡色花岗岩,以及超钾质岩,都表明T1撕裂带引发了强烈的壳幔相互作用;(3)T1撕裂带周围的喜马拉雅淡色花岗岩的形成时代也普遍偏年轻,诸多证据都显示了印度板片撕裂作用发生在约15~10 Ma^[39]。俯冲印度板片撕裂并不是西藏南部整体构造-岩浆格局的一级控制,撕裂作用引发的热异常和岩浆事件是叠加在印度-亚洲碰撞和印度板片俯冲的基础上的。碰撞背景下的斑岩矿床成为了近年来找矿勘查的重点。

位于青藏高原的冈底斯后碰撞斑岩成矿带,目前已经探明的Cu金属量超过了45 Mt,其中发育超大型的驱龙和甲玛等斑岩矿床。冈底斯带后碰撞斑岩成矿作用在东冈底斯的集中发育受控于印度板片撕裂。Hou等^[8]构建了高分辨率的岩石圈剪切波速度(v_S)模型和电阻率模型。相比于Li和Song^[36]给出的T1、T2和T3撕裂带,Hou等^[8]给出的高分辨率地物解译将印度板片撕裂和沿着南北发育的正断层进行了一一对应,不同的撕裂部位有不同的俯冲角度,撕裂的印度板块为软流圈上涌提供了通道,软流圈上涌改造了上覆的岩石圈并引发了部分熔融。大地电磁三维反演剖面可以清晰地看到地幔熔体沿着撕裂带的断层通道向上运移。Hou等^[14]对整个冈底斯带开展了新生代火山岩(<65 Ma)锆石Hf-O同位素和全岩Nd同位素填图,该填图显示了撕裂带的作用范围Hf-Nd-O同位素呈现明显的南北向条带。同位素填图进一步证实了冈底斯下地壳属性受印度差异俯冲和撕裂的控制。

沿YGR在冈底斯以及喜马拉雅地区均发育显著的幔源钾质-超钾质岩浆活动,代表产物分别为羊应火山岩以及甲村煌斑岩。这些岩石样品对于理解陆陆碰撞带印度板片撕裂行为和深部过程有重要指示意义。Jarquin等^[39]对羊应粗面岩和甲村煌斑岩开展了详细的地质年代学、地球化学以及矿物温压限定,深入研究了印度大陆板片撕裂过程和地质响应。其研究发现超钾质岩中辉石和金云母温度计显示岩浆温度高达1 410 ℃,这表明岩石圈地幔的部分熔融主要归因于深部热流上涌,热流的产生可能与印度板片的撕裂有关。此外,结合前人的研究显示,冈底斯带内高Sr/Y比值的花岗岩、高温-超高温变质作用和撕裂带在时空分布上具有一致性,表明撕裂引起的热效应是控制该区域部分熔融并形成一系列相关岩浆活动和高温变质作用的主要诱因。甲村煌斑岩是喜马拉雅地区中唯一出露的碱性火山岩,其金云母Ar-Ar年龄约为 13 Ma,而羊应粗面岩的锆石U-Pb年龄约为 9 Ma,因此推测印度板片撕裂引发的热事件至少持续了4 Myr。这些碱性火山岩的年龄差异为裂谷引发的岩浆活动时限提供了参考。

在三江侧向碰撞带,获得了俯冲的印度地幔岩石圈图像,结果显示印度岩石圈地幔大致在北纬26°~28°发生撕裂,北侧俯冲板片向北东长距离缓俯冲,南侧俯冲板片向东陡深俯冲,相应地,上覆亚洲岩石圈产生不同的热结构,分别以热幔热壳、冷幔热壳和热幔冷壳为特征。Hou等^[29]采用地震 P波层析成像清楚地显示了在160 km和80 km深的两处高纵波波速(v_P)异常,两个高速体在北纬28~30°附近相邻,表明印度地块和扬子地块在这个位置相撞,从而控制了造山带的岩石圈变形。在这个汇聚带的北部和南部有两个大的低速异常区域,在空间上也与地表新生代幔源岩浆活动一致。选取的3个剖面显示俯冲的印度岩石圈以高角度到达地幔过渡带,北部略有变平,南部更陡。沿红河断裂带(RRF)及其邻近的东经97°~101°地区,P波层析成像显示一个显著的蘑菇状低速体,可能代表了大规模软流圈的上涌。沿扬子克拉通西缘约东经102°附近,广泛分布着浅层低速异常,空间上与小江断裂(XJF)周围的冕宁—德昌碳酸岩型稀土成矿带相吻合。它们沿NS走向的新生代走滑断裂系统产出,叠加在二叠纪裂谷之上,在北纬26°处向南变弱,成矿带消失。这些浅层低速异常向下延伸至约百公里深,并通过倾斜的低速带与下方的大型低速体相连,暗示了软流层向东侧流动,以及随后沿着纵贯大陆岩石圈的深断裂上升^[29]。Hou等^[29]还结合了地球化学数据,进一步约束了地震层析成像所示的岩石圈结构。新生代岩浆源深度的估计与岩石圈结构和热状态结果一致,证实了克拉通大陆岩石圈被沿RRF上涌的软流圈破坏、减薄和部分熔融。克拉通边缘碳酸岩、基性岩和始新世超钾质岩的Sr-Nd同位素组成,表明其源区大陆岩石圈经历了流体和海洋沉积物交代。超钾质岩、碳酸岩和基性岩 La/Yb 比值的系统变化,反映了扬子克拉通内部流体交代作用强度的横向增加。碳酸岩的高Ba/Th比值表明其需要来自再循环沉积物和富含REE和CO₂的流体的参与^[29]。在克拉通边缘,由印度大陆俯冲或地幔对流驱动的软流圈热流垂直上升和横向流动导致克拉通大陆岩石圈发生热侵蚀和部分熔融。再循环海洋沉积物衍生流体在早期的交代作用使克拉通边缘大陆岩石圈内富集了REE,后来这些富集组分又被沿着岩石圈不连续面(例如走滑断层、裂谷)上升的碳酸岩熔体携带,在造山带和裂谷中形成大型碳酸岩型稀土矿床^[40]。相较而言,缺乏源区交代作用的克拉通大陆岩石圈发生熔融也可能会产生碳酸岩、超钾质岩和镁铁质岩熔体,但它们形成碳酸岩型稀土矿床的潜力有限^[40],同时有些碳酸岩型稀土矿床的形成与俯冲流体交代无关^[41]。板片撕裂,作为北部壳-幔耦合变形和南部壳-幔解耦变形的分界带,提供了深部热流通道,诱发了上覆岩石圈的熔融,控制了斑岩Au-Cu和碳酸岩相关REE矿形成。缓角度俯冲和陡角度俯冲分别触发了以下地壳和岩石圈地幔为主的部分熔融,相应地产生了斑岩Cu和造山型Au成矿系统。

4.2 俯冲角度

受控于板片物理性质等因素,俯冲板片可以差异角度进行俯冲,进而产生不同的岩浆与成矿效应。经典的俯冲背景斑岩成矿模式下,俯冲大洋板片的中等角度俯冲使得自身释放含水熔/流体,在高应力的地壳深部不断积累岩浆体量,最终形成大型岩浆房,向上演化最终形成斑岩矿床。相对的,平缓角度俯冲同样有利于成矿。前人对中安第斯中新世成矿带的研究表明,缓角度俯冲不仅利于致矿流体直接和下地壳接触^[42⇓-44],持续的垂向挤压形成的高应力环境也有利于大型岩浆房形成,并达成成矿物质的富集^[42,45-46]。

有别于洋陆俯冲,冈底斯斑岩成矿带作为陆陆碰撞成矿的典例,也存在中角度俯冲与缓俯冲成矿的差异。驱龙、甲玛、厅宫、冲江等斑岩矿床,集中分布于东经90°~93°区间,其下方印度板片为中等角度俯冲,为T1撕裂带造成的地幔热流上涌创造了空间条件(图2)^[7,47-48]。而在东经93°以东的冈底斯带,发育有以得明顶、汤不拉、吹败子3处斑岩铜钼矿床为主的矿集区。地震成像资料显示,其下方印度板片为缓俯冲^[49]。相比于大洋板片,印度大陆板片的含水组分更少,不利于流体的形成。那么大陆缓俯冲背景下富集组分从何而来?热动力学机理如何?系统的地球化学数据分析显示,这些矿床普遍具有高钾钙碱性、类埃达克质、年轻放射性同位素组成等特征,指示受改造的加厚下地壳源区;结合同弧的空间分布特征,表明储存在弧根的洋壳物质可能是关键成矿物质来源^[50]。缓角度俯冲的印度板片可能促使了热的软流圈前锋不断北移,加热弧根,诱发大规模部分熔融(图3)。

印度板片俯冲角度差异带来的成矿效应,不局限于冈底斯带。最新地球物理资料显示,玉龙斑岩成矿带下方板片可能为中等角度俯冲,而偏南方的冕宁—德昌REE成矿带下方板片为陡俯冲。中等角度俯冲符合斑岩成矿体系所需求的挤压环境,利于大型岩浆房的形成;而陡俯冲整体为张性应力环境,不利于斑岩系统的发育,但为软流圈地幔对流提供了空间。冕宁—德昌REE成矿带在空间上位于扬子克拉通边缘,其根部存在明显的交代物质改造信号^[29]。高热的软流圈地幔流使得富REE、富CO₂的克拉通边缘受到有效再活化形成致矿碳酸岩岩浆,并沿小江等断裂系统上涌形成REE矿床(图3)。

5 岩石圈组成对Cu-REE成矿的控制

同位素与构造特征表明冈底斯带中新世富矿岩浆被起源于加厚新生下地壳的部分熔融^[51⇓-53]。但正常下地壳岩浆并不都具备成矿潜力,因此这种特殊下地壳的形成被认为依赖于早期富矿弧岩浆的交代^[31,54-55]。而冈底斯带发育早侏罗世、晚白垩世、古新世-始新世俯冲相关岩浆活动,因此厘清新生富矿下地壳的形成究竟受控于哪一期岩浆活动抑或是多期次叠加影响是理解后碰撞斑岩Cu成矿机制的关键问题。花岗岩的Sr-Nd-Hf同位素组成是反映其源区特征与演化过程的常用手段,但对于大规模的岩浆活动事件,由于源区本身可能存在的异质性以及侵位过程中同化混染,因此一个期次的岩浆活动往往具有较宽的同位素变化范围。冈底斯带早侏罗世、晚白垩世、古新世-始新世以及中新世花岗岩的Sr-Nd-Hf同位素比率就出现了普遍的重叠,难以据此识别各期次岩浆活动的成因关联。而通过将同位素组成与地理坐标信息结合,由点及面,则可以最大程度地排除这些干扰因素,并放大各期次岩浆活动之间的差异,是有效提供其“遗传联系”的一种“同位素指纹”。通过Nd-Hf同位素空间分布分析,可以看出冈底斯侏罗纪岩浆岩的ε_Nd(t)值自西向东逐渐变低,在东经91.2°附近降低趋势进一步增强,而ε_Hf(t) 的变化也与之一致。白垩纪岩浆的 Nd-Hf 同位素组成则出现先降低,后升高的变化特征,转折点出现在东经92.5°附近。古新世岩浆岩与中新世岩浆岩展示出相似的同位素变化特征,均为自西向东先升高后降低的“钟形”Nd-Hf 同位素变化,且高峰均出现在东经91.5°附近。此外,中新世岩浆中的中生代继承锆石年龄以古新世-始新世为主,且也具有相似的Hf同位素空间展布特征。这些证据指示被古新世-始新世岩浆改造的下地壳是中新世岩浆活动的主要源区 (图4)^[19]。

冈底斯带中新世花岗岩基本属于高钾钙碱性岩类,且具有埃达克岩地球化学属性^[51⇓-53]。而高温高压岩石学实验指出,富钾的埃达克岩浆无法仅通过以石榴石、角闪石、斜长石和辉石为主的下地壳岩相部分熔融形成,还需要适当体量的富集地幔碱性熔体与母岩浆混合^[56]。冈底斯下地壳麻粒岩包体中被发现有富F-Ti金云母发育^[57],部分矿床中发育的高镁闪长岩^[58]以及拉萨地体内伴生发育的高硅钾质火山岩和埃达克岩^[59-60] 也为壳幔熔体混合提供了地质证据支持。Luo等^[19] 在确定下地壳交代机制的基础上也进一步借助同位素混合计算,推测出中新世成矿岩浆的形成需要下地壳熔体与1%~7%的幔源超钾质岩浆混合^[19]。斑岩型矿床与钙碱性-碱性火山岩的空间关联是较为常见的,岛弧带斑岩成矿模型中,俯冲交代及后续的部分熔融过程提供了充足的成矿物质,因而这些火山岩对矿化发育的贡献往往不被重视^[2]。而在后碰撞背景下,下地壳源区缺少交代富集过程,仅靠其部分熔融难以达到成矿必需的高水、高氧化性等条件,而幔源碱性岩浆的加入则可能为岩浆提供了这些必要的成矿组分。Wang等^[28]通过对冈底斯、玉龙以及三江成矿带内斑岩矿床与幔源钾质-超钾质岩浆的成因联系开展了详细的研究,提出:(1)钾质-超钾质岩浆具有较高的含水量,其侵位底垫已经促进下地壳的加水熔融,形成足量的岩浆,而部分幔源岩浆与下地壳熔体的混合也提高了母岩浆的含水量;(2)幔源岩浆中具有较高的Au含量可能是斑岩型Au矿床重要成矿金属来源;(3)磷灰石挥发分测试结果显示钾质-超钾质岩浆具有较高的F、S和Cl含量,可能为母岩浆提供了成矿必要的挥发分;(4)钾质-超钾质岩浆的氧化性变化范围很大,在部分地区强氧化性碱性幔源岩浆的注入可能有助于母岩浆氧逸度的升高。

6 岩浆系统的预富集-活化-再富集过程

铁(Fe)作为地壳中丰度最高的变价元素,其价态的变化可以控制和反映岩浆的相对氧化还原状态,而富Fe矿物的分离结晶则可以改变残余熔体的Fe价态。Zhang等^[61]通过对全球保存程度最高且出露完整的巴基斯坦Kohistan弧剖面中角闪石堆晶岩的研究,发现当原始岩浆的Fe³⁺/∑Fe大于0.2时,角闪石的分离结晶可使残余熔体的Fe³⁺/∑Fe升高0.1~0.3,同时角闪石对残余熔体Fe³⁺/∑Fe的提升能力随着岩浆的演化逐渐增强。斑岩Cu矿床的形成与高氧逸度的岩浆密切相关,除了俯冲洋壳和沉积物脱水导致岩浆氧化外,角闪石的分异也可以提高岩浆的氧逸度,使铜保留在形成斑岩铜矿所必需的岩浆中。考虑到岩浆弧中角闪石分异普遍存在^[62],这可能是俯冲环境下触发斑岩成矿岩浆高氧逸度形成的可靠机制。这一机制在最近对南美安第斯成矿带的研究中得到了印证^[63]。除了经典的发育在俯冲带的斑岩矿床外,近年来在以我国西藏冈底斯带为代表的阿尔卑斯-喜马拉雅特提斯陆陆碰撞带也发现了许多大型-超大型斑岩矿床(如驱龙、甲玛等)。这些斑岩矿床的成矿岩浆也具有高氧逸度的特征^[64],且成矿岩浆在其演化过程中发生了显著的角闪石的分离结晶^[65]。成矿岩浆与角闪石分离结晶的密切相关,表明了角闪石分异导致的岩浆自氧化可能是斑岩矿床成矿岩浆高氧逸度的形成机制(图5)。

有别于经典的岛弧钙碱性岩浆,碰撞型斑岩铜矿的成矿岩浆往往具有富钾、高La/Yb和Sr/Y比值的地球化学特征。在没有俯冲大洋板片直接参与的情况下,针对这类矿床成矿岩浆的来源存在广泛争议,前人普遍认为源自俯冲改造的加厚新生下地壳^{[33,48,51-52,66⇓-68]},近年来有学者认为单纯的新生下地壳脱水熔融没法形成成矿岩浆,需要幔源的超钾质岩浆注入^[57-58],甚至有学者提出成矿岩浆的源区就是岩石圈地幔^[69]。Zhang等^[70]对巴基斯坦Kohista弧和西藏冈底斯弧根下地壳样品开展了岩相学研究,表明弧根岩石的确饱和岩浆硫化物,极少量岩浆硫化物蚀变为细粒铁氧化物聚集体;并以西藏冈底斯弧角闪石岩和辉长苏长岩以及人工合成硫化物为初始物质,开展了800~1 150 ℃、1.5 GPa条件下的脱水和加水部分熔融实验,实验结果表明产生的熔体均具有高La/Yb和Sr/Y比值的埃达克质岩浆特征且熔体具有大于6%的水含量,满足成矿所需。但与冈底斯、三江和伊朗等典型碰撞型成矿带成矿岩浆相比具有低的K₂O、MgO、Cl和S(即使在FMQ+2条件下)含量。而幔源超钾质岩浆源自富含金云母的被交代的岩石圈地幔的低程度部分熔融,具有相对较高的K₂O、MgO含量以及富硫和氯的特点^[71]。幔源超钾质岩浆的混入恰好可以弥补下地壳熔融产生的熔体与碰撞型斑岩成矿岩浆地球化学成分上的差异(图5),但目前对于超钾质岩浆与下地壳熔融熔体的相互作用机制尚不清楚,还需进一步研究。

而对于碰撞型斑岩矿床的金属来源问题,一直以来下地壳堆积的金属硫化物被当作斑岩矿床主要的金属来源并认为成矿岩浆在初始就具有金属的富集特征^[48,66,72]。然而,最近的一些研究发现斑岩矿床的源区并没有金属的预富集并且成矿岩浆的金属含量也与贫矿岩浆无异^[73⇓-75]。追溯岩浆从起源到演化的整个过程中金属含量的变化是解决成矿岩浆金属富集的有效手段之一。Xia等^[76]通过对西藏冈底斯成矿带代表性的驱龙、甲玛和努日等碰撞型斑岩矿床成矿岩体的铂族元素(PGE)含量分析发现,成矿岩体与同期同成因的贫矿岩体具有相似的初始PGE、Cu和Au含量,并没有初始岩浆的金属富集。同时所有亲铜元素含量随着岩浆演化而降低,结合在早期结晶的角闪石等矿物中发现的原生硫化物包裹体的证据,可以推断冈底斯后碰撞埃达克质岩浆很早就发生了硫化物饱和直到岩浆演化晚期。随着岩浆演化,当成矿岩体与贫矿岩体不断分离结晶到达流体出溶阶段时成矿岩浆的铜元素有明显的富集,而贫矿岩浆的铜元素含量明显降低。这种现象表明,初始岩浆的金属含量并不是成矿的主要控制因素,而岩浆演化过程中的金属富集效率决定了矿床的形成。岩浆发生去气后会导致已达到硫化物饱和的岩浆转变为硫化物不饱和的状态而发生硫化物分解^[77]。这一机制被冈底斯后碰撞斑岩矿床中成矿岩体的磷灰石记录,晚期结晶的磷灰石显著低的S含量^[78],表明在去气后岩浆丢失了大量的S,这可能使成矿岩浆中饱和的硫化物被溶解利用。这类早期发生硫化物饱和的岩浆在不断分异的岩浆储库中堆积大量的硫化物,当岩浆发生流体出溶后就能够有效的分解这些硫化物并利用成矿。在驱龙、甲玛等矿区中成矿斑岩体往往侵位在大岩基中,因此在更演化的斑岩岩浆的侵位过程很可能分解吸收了大量岩基中的硫化物并有效地利用成矿(图5)。同时,在驱龙和甲玛这样的超大型矿床的形成过程中往往会经历强烈的同期抬升作用^[79],这使得斑岩岩浆更容易和下部岩基作用并有效地利用先存的硫化物。同样的情况在冈底斯带东缘的玉龙斑岩成矿带和滇西斑岩成矿带中也有可能发生。与冈底斯带斑岩成矿岩浆类似,玉龙斑岩矿床成矿岩浆中硫化物饱和也出现在岩浆演化早期,成矿斑岩也没有明显的金属预富集^[80]。滇西斑岩-夕卡岩Cu-Au矿床的源区存在残留的硫化物,表明产生的熔体也是硫化物饱和的^[66]。然而,滇西的斑岩成矿岩浆具有更高比例的幔源岩浆贡献,这可能是导致该成矿带富Au的原因^[28,69]。

7 展望

大陆碰撞带斑岩Cu成矿系统和碳酸岩REE成矿系统与地球圈层相互作用和成矿物质循环演化密切相关。然而,相较于日臻成熟的大洋俯冲和增生造山成矿系统,大陆碰撞带岩浆热液系统的关键成矿要素尚未得到有效限定,例如青藏高原新生下地壳堆晶岩的Cu预富集机制、大洋深海沉积物的REE赋存特征和预富集机理等碰撞前的成矿物质预富集机制尚不清晰;不同圈层端员物质的熔融条件、熔融过程及产物的元素分配行为亟须深入研究;岩浆演化和分异过程中成矿介质(H₂O-S-Cl-F-CO₂)和氧逸度的起源及其对金属再富集过程的控制机制尚缺乏系统讨论。针对大陆碰撞带成矿链条中的碰撞前成矿物质预富集、预富集源区熔融过程、岩浆热液演化阶段成矿介质和成矿金属富集机理等3个关键过程,未来通过端员岩石地球化学研究、高温高压实验、金属和卤素等非传统同位素、矿物和熔体包裹体原位微区分析等综合手段的研究,以期建立更为完善的大陆碰撞带成矿物质圈层演化模型,查明成矿介质(H₂O-S-Cl-F-CO₂-f(O₂))的来源,再塑岩浆-热液系统由深及浅的循环演化过程,揭示金属从成矿介质中的沉淀机制和富集过程。

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基金资助

科学技术部国家重点研发计划项目(2022YFF0800902)