錫銅共生礦床的研究現狀、問題與展望*

趙鳳上，劉 鵬**，江丞曜，包志安，朱韌之

(1 西北大學地質學系大陸動力學國家重點實驗室，陜西西安 710069；2 長安大學地球科學與資源學院，陜西西安 710054)

錫與銅具有迥然不同的地球化學性質。一般認為，錫礦化的發生都是與富F、B 的過鋁質或弱過鋁質S 型花崗巖類有關（Lehmann，1990；Heinrich，1990），巖漿作用主要由上地殼物質重熔形成的花崗質巖漿，屬鈦鐵礦（還原）系列，并具有高分異特征（Chappell et al.，1974；Ishihara，1977；Taylor，1979；Taylor，1988；Lehmann，1982；徐克勤等，1982）。而與銅礦化有關的準鋁質I 型花崗巖類與俯沖大洋板片或交代巖石圈地幔部分熔融形成的巖漿有關，屬磁鐵礦系列，并具有富水、低-中等分異氧化性特征（Gustafson et al.，1975；Ishihara，1977；Mungall，2002；Sillitoe，2010；Richards，2011；Sun et al.，2015）。傳統觀點認為銅礦熱液體系為氧化性（Sillitoe，2010；Richards，2011；Blundy et al.，2015），氧逸度介于NNO（鎳-氧化鎳）和HM（赤鐵礦-磁鐵礦）緩沖線之間（Burnham et al.，1980）。而與花崗巖有關的錫礦熱液體系一般為還原性，氧逸度位于FMQ（鐵橄欖石-磁鐵礦-石英）緩沖線之下（Taylor，1988；Hein‐rich，1990）。顯然，就巖漿過程和熱液過程而言，錫與銅很難出現于同一成礦系統之中。但現實并非如此，中國及全球不乏大型錫礦床中富含銅的實例，例如葡萄牙Neves Corvo 錫成礦省、秘魯San Rafael 錫礦床、中國云南個舊和廣西欽甲錫礦區均含有大量的銅礦資源（銅資源量均達中型以上）。那么，錫銅共生的成礦機理是什么？是多階段多期次巖漿熱液成礦作用的綜合產物，還是同一成礦過程中不同階段的演化結果？文章在綜述前人研究工作和成果的基礎上，主要介紹了錫銅共生礦床的時空分布特點、成礦地質特征以及熱液蝕變組合，著重討論了錫銅共生礦床中的巖漿過程、熱液過程及成礦機制、成礦物質來源和成礦動力學背景等問題，旨在為錫銅共生礦床研究提供新的思路。

1 錫銅共生礦床的主要特點

1.1 成礦動力學背景

針對錫銅共生礦床的成礦動力學機制，學者目前已基本達成共識，即世界上絕大多數與花崗巖有關的錫銅礦床發育在與俯沖相關的板塊邊緣，其中包括大陸邊緣陸內弧、弧后、后碰撞等巖石圈伸展環境（裴榮富等，1989；Lehmann，1990；Relvas et al.，2006a，b；Mao et al.，2018；Sillitoe et al.，2022）。這些伸展環境經歷了板塊俯沖折返、斷裂和巖石圈拆沉，從而導致高溫軟流圈和地幔上升、減壓熔融和鎂鐵質巖漿的產生，鎂鐵質巖漿的上涌侵位導致了中上地殼變質沉積巖發生部分熔融，強烈的殼幔相互作用為錫銅礦床的產生提供物質條件（Romer et al.，2016；Wolf et al.，2018；Mao et al.，2019）。

Zhang 等（2017）認為在晚白堊世新特提斯板塊的俯沖后撤造成了華南的成巖成礦事件，區域內可發現巖漿-熱液活動與巖石圈伸展的構造背景存在密切聯系。程彥博等（2008a；2008b；2009）對個舊地區開展系統年代學和地球化學工作，獲得雜巖體的形成時代介于73~85 Ma，認為該地區雙峰式火成巖的形成是華南西部晚白堊世巖漿-成礦熱事件的結果；大廠礦區的相關巖體屬于后造山花崗巖，成巖成礦時代屬于95~90.4 Ma 后造山向板內伸展轉化階段（蔡明海等，2004a；2006；梁婷，2008a；張靈火等，2017）。同時就區域構造而言，區內廣泛存在的拉張盆地、變質核雜巖和鎂鐵質包體等現象，共同表明晚白堊世華南地區處于巖石圈構造伸展背景之下（蔡明海等，2004b；顏丹平等，2005；毛景文等，2008）。相關地球物理學資料和同位素地球化學數據顯示出錫銅礦床發育伴隨著明顯的殼幔相互作用（趙永貴等，1992；彭聰等，2000；王永磊等，2012；廖時理等，2014）。

1.2 時空分布特點

從時間來看，全球錫銅共生礦床的成礦時代整體上跨度較大，從泥盆紀到新近紀普遍存在，成礦時代主要集中于晚古生代和中生代（Sillitoe et al.，2022）。

從空間來看，錫銅共生礦床的全球空間分布極不均一，常以成礦帶或成礦省的形式集中產出于環太平洋成礦帶和特提斯成礦帶（Sinclair et al.，2011；Lehmann，2021）（圖1），主要分布在如下區域：①東亞錫礦帶，主要包括中國華南、俄羅斯遠東地區和日本中南部，例如：云南個舊超大型Sn-Cu 礦床（Cheng et al.，2013a；b）、俄羅斯Sobolinoe（Gonevchuk et al.，2010）和日本Akenobe（Ishihara et al.，2012）的Sn-Cu礦床；②南美玻利維亞錫礦帶和北美加拿大東南部，例如秘魯San Rafael（Kontak et al.，2002）和加拿大Mount Pleasant（Yang et al.，2003）等Sn-Cu 礦床；③英國Cornwall 錫礦省以及中歐的厄爾士錫礦帶，例如德國Sadisdorf 礦床（Breiter et al.，1999）和葡萄牙Neves Corvo礦床（Relvas et al.，2006a；2006b）。

圖1 世界錫銅共生礦床分布示意圖Fig.1 Spatial distribution of Sn-Cu deposits in the world

1.3 成礦地質特征

錫銅共生礦區內巖漿活動強烈，依據有無基性巖出露可將礦區分為2類：一類為存在基性巖的礦區，以個舊礦區為例，其巖漿活動時間從印支期延續至燕山期，在空間上以個舊斷裂為界，西區廣泛出露燕山期斑狀花崗巖、粒狀花崗巖、基性火山巖和堿性巖，而東區大部分為隱伏巖體，少部分燕山期黑云母花崗巖以侵入體形式出露于白沙沖、北炮臺和新山等地，老廠和卡房礦段附近分布有印支期幔源巖漿分異的堿性玄武巖并有少量燕山期煌斑巖脈出露于地表（程彥博等，2008b；楊宗喜等，2010；李肖龍等，2011；沈思聯等，2016）。前人從巖石學、年代學和巖石地球化學等角度認為個舊花崗巖類是巖漿結晶分異的結果，其來自中元古代地殼重熔，并存在少量地幔組分的加入（程彥博等，2008a；2008b；Cheng et al.，2012b；2013b），進而形成個舊礦區具有多期次多階段連續演化特征且規模巨大的雜巖體。成巖成礦時代相近表明錫銅礦化主要與晚白堊世巖漿活動有關（毛景文等，2008）。大廠礦區中部巖漿巖以黑云母花崗巖和細?；◢弾r為主，地表出露極少，多以隱伏巖株形式向銅坑-長坡礦床深部延伸，其兩側分別為花崗斑巖脈（東巖墻）和石英閃長玢巖脈（西巖墻），同時存在少量中性-基性巖（梁婷，2008；王新宇等，2015；Cai et al.，2023）。而另一類為無大規?；詭r出露的礦區，以秘魯San Rafael礦床為例，侵入體主要由粗粒鉀長石巨晶黑云母-堇青石二長花崗斑巖和少量的細粒二長花崗巖-花崗閃長巖組成，同時含有少量的英云閃長巖、石英閃長巖以及煌斑巖包體，花崗巖體的形成是多次巖漿侵位的產物，巖漿源于變質沉積巖部分熔融形成的強過鋁質的S型巖漿（Kontak et al.，2002；Mlynarczyk et al.，2003；Harlaux et al.，2021a）。礦化系統由北西向石英-錫石-硫化物組成，Sn礦化階段的礦物組合為石英、錫石、綠泥石以及少量的電氣石、磁黃鐵礦和毒砂形成礦脈和角礫巖；而Cu礦化為主階段的礦物組合為磁黃鐵礦、黃銅礦、毒砂、方鉛礦和閃鋅礦（Harlaux et al.，2020）。

另一方面，按照錫銅礦床在成礦元素是否存在分帶性，可將其分為2 類：第一類為成礦元素具有明顯分帶性的礦區，以中國個舊和大廠礦區為例。前人總結了個舊礦區的地質特征，發現以花崗巖體為中心，在內接觸帶發育蝕變Be-Nb-Ta 礦床，云英巖型Sn-W-Bi-Mo礦床和石英脈狀礦床，在中接觸帶主要發育矽卡巖型Sn-Cu 礦床，具有W、Bi、Pb、Zn 和S等多元素共同富集的特征，礦石礦物主要為錫石和硫化物，伴生電氣石、螢石，礦石呈塊狀構造和浸染狀構造，礦化過程主要出現在退變質階段。在外接觸帶形成脈狀Sn-W-Mo礦化和層狀矽卡巖Sn-Cu礦床，在花崗巖遠端的圍巖中發育含錫花崗巖型Sn 礦化和熱液脈型Cu-Pb-Zn-Ag 礦床，其多以細脈浸染狀或礦脈狀充填交代于巖石裂隙中，礦石礦物主要為錫石（毛景文等，2008；解世雄，2021）。而Cu 礦化主要以接觸帶礦體和似層狀礦體的形式發育于變玄武巖與碳酸鹽巖夾層間，在花崗巖與變玄武巖的接觸部位，礦體出現明顯的銅富集特征，礦石礦物主要為磁黃鐵礦和黃銅礦，伴生Sn、W、Pb、Bi、Ag、As 等金屬元素（楊宗喜等，2010；郭翔宇，2017；郭佳，2019）。與個舊礦區相似，同樣位于右江盆地的大廠礦區也呈現出成礦元素分帶性的特征，其以龍箱蓋花崗巖體為中心，向外依次為含Sn 的近端矽卡巖型Zn-Cu-W-Sb 中心礦化，中高溫Sn-Pb-Zn-Sb-As 多金屬中間帶礦化和外圍Hg-Sb 礦化的早期成礦作用的正向分帶模式，該礦化分帶模式與英國Cornwall 錫多金屬礦化分帶基本吻合，是與花崗巖有關成礦的普遍特點。而在成礦作用晚階段，形成了位于頂部圍巖的中低溫熱液型W-Sb礦化，其疊加在矽卡巖型Zn-Cu 礦化之上，并穿插錫多金屬礦體，形成了晚期的逆向分帶（陳毓川等，1985；成永生等，2012；梁婷等，2014）。另一類Sn-Cu 礦表現為Sn 和Cu 密切共生且無明顯的分帶性，以葡萄牙Neves Corvo礦床與廣西德保礦床為例，Neves Corvo 礦床屬于火山塊狀硫化物礦床，區域內存在一套雙峰式火山巖，具體表現為上下兩層的火山沉積層序，下部火山層序從底到頂依次為鎂鐵質輝綠巖和細碧巖、流紋巖、英安巖和枕狀玄武巖和黑色頁巖，上部火山層序為含磷酸鹽結核、燧石和細?；鹕匠练e物的黑色頁巖，硅質頁巖和長英質火山巖（Oliveira et al.，2013）。礦石類型以網脈狀、塊狀和條帶狀為主，網脈狀礦體賦存于下部長英質火山沉積巖之中，塊狀礦體產于長英質火山巖或黑色頁巖的頂部，條帶狀礦石是由強烈的逆沖推覆作用蓋于網脈狀礦石之上形成（Gaspar，2002；Relvas et al.，2006b）,礦石礦物包括黃鐵礦、黃銅礦、閃鋅礦和方鉛礦，副礦物為黃錫礦、毒砂、磁黃鐵礦和自然鉍等，所有礦石礦物中均缺乏硫酸鹽礦物（Relvas et al.，2006a；2006b；Li et al.，2019）。而德保礦床以似層狀或透鏡狀產出于欽甲花崗巖體的矽卡巖帶，礦石呈浸染狀、團塊狀和條帶狀，錫以錫石存在于脈石礦物之間或以類質同象的形式進入硫化物之中，銅主要以黃銅礦形式存在（王永磊等，2010；王晨光等，2023）

1.4 熱液蝕變特點（蝕變組合）

對于存在礦化分帶的錫銅礦床，其往往具有典型蝕變分帶特征。前人總結蝕變特征表現為由巖體向圍巖依次劃分為硅化帶-鉀化帶（鉀化-電氣石化-螢石化）-絹英巖化帶-大理巖化。礦體周圍蝕變強烈，在此模式中，Sn-Cu礦化主要發生于鉀化、螢石化、電氣石化帶中，其次產于鉀化、綠簾石帶中，呈現漸變過渡和蝕變組合混合的特征。當電氣石化、鉀化、黃鐵礦化和螢石化共同出現時，則Sn-Cu 礦化程度越高（陳守余等，2011；沈思聯等，2016；趙月華，2022）。

成礦過程中，當圍巖為碳酸鹽巖時，成礦流體與圍巖發生水巖反應，在接觸帶形成矽卡巖型Sn-Cu礦化，圍巖蝕變主要為矽卡巖化、云英巖化、絹云母化、綠泥石化等。在淺部形成脈狀Sn 礦化和云英巖型以及含錫白云巖型Sn 礦化，該類礦化受巖層裂隙和構造帶控制，礦體形態各異，從細脈狀到網脈狀均有分布，在花崗巖及碳酸鹽巖裂隙帶中圍巖蝕變有鉀長石化、云英巖化、碳酸鹽化、絹云母化、螢石化以及電氣石化（郭翔宇，2017）。Cu 礦化主要產于花崗巖凹陷構造帶內及其附近的玄武巖和大理巖層間，圍巖蝕變主要有硅化、陽起石化、金云母化、綠泥石化及透輝石化（楊宗喜等，2010；郭翔宇，2017；趙月華，2022）。大廠礦區以龍箱蓋巖體為中心，向外依次為云英巖化、鉀長石化-矽卡巖化、角巖化-硅化、電氣石化、絹云母化、碳酸鹽化（梁婷等，2014）。具體而言，Sn 礦化主要以脈狀礦體、層狀-似層狀和網脈狀礦體形式產出，脈狀礦化在兩側的圍巖之中發生強烈的硅化、絹云母化和碳酸鹽化，層狀礦體圍巖蝕變為硅化、碳酸鹽化、電氣石化、鉀長石化，網脈狀礦體產于泥灰巖和頁巖的互層之中，該類型巖石普遍發育角巖化、矽卡巖化，且具有向深部蝕變增強的趨勢（梁婷，2008）。以Cu礦化為主Zn-Cu 礦主要以深部矽卡巖型層狀礦體產出，該類礦化圍巖蝕變主要發生矽卡巖化和角巖化，形成矽卡巖礦物組合（梁婷，2008）。對于無基性巖出露的San Rafael 礦床和Sn-Cu 密切共生的Neves Corvo 礦床，其蝕變組合均表現為綠泥石化、鉀長石化、鈉長石化和絹云母化（Relvas et al.，2006a；Harlaux et al.，2021a）。

2 錫銅共生成礦機制

2.1 巖漿過程

Sn 屬于親石元素和不相容元素，在巖漿演化過程中，不同氧逸度的巖漿中Sn 的遷移與富集顯著受制于Sn 的不同價態的影響（Lehmann，1990；Blevin et al.，1992；Linnen et al.，1996；Farges et al.，2006；Blevin，2004）。具體表現為：在氧化巖漿中，Sn 呈現相容元素的特征，以Sn4+形式因類質同象賦存于早期結晶的鐵-鈦氧化物、黑云母和角閃石等礦物之中，而在還原巖漿中，Sn以Sn2+形式存在保持不相容性，從而有利于元素運移并在晚期熔體中富集。由于巖漿中富含F、B 等揮發組分，顯著地降低了巖漿的黏度和固相線溫度，延長了巖漿冷卻和結晶分異的時間，促進了揮發分與Sn 向殘余熔體和流體中匯聚富集，進而有利于后期熱液發生錫礦化（Burnham et al.，1980；Ishihara，1981；Pollard et al.，1987；Lehm‐ann，1990；Dingwell et al.，1992）。

一般而言，與花崗巖相關的Sn 礦床通常由高分異的長英質巖漿出溶含錫熱液而成（Lehmann，2021），然而，Harlaux 等（2021a）在對San Rafael 礦床研究時發現其花崗巖為中等分異程度，且地球化學指標不符合一般的錫礦床的形成模式，其更符合Wolf 等（2018）提出可以通過對變質沉積巖中富Sn黑云母的多次熔融提取，出溶含Sn熱液進而發生Sn礦化，而無需極端的巖漿分異過程。

Cu 屬于親硫元素，在還原巖漿中硫元素主要以S2-形式存在，Cu傾向與S2-結合形成硫化物留存于源區的巖漿房之中，不利于Cu 隨著殘余熔體以及流體向地殼淺部遷移富集，進而阻止Cu礦化的發生（Bal‐lard et al.，2002；Lee et al.，2012）。然而，在含水的氧化性巖漿中，巖漿中的S 絕大多數以和SO2的形式溶解在硅酸鹽熔體中，Cu表現出不相容性，并且S在氧化環境比還原環境在硅酸鹽熔體中的溶解度高一個數量級（Jugo，2009）。Sun 等（2004）研究發現當巖漿源區氧逸度保持較高的程度時，能夠將早期還原環境形成的賦存在源區硫化物中的Cu 重新活化，捕擄進巖漿體系之中，進一步導致Cu 傾向于在殘余熔體中逐漸富集演化并經由分離結晶作用，最終分配進入流體相上侵繼而發生大規模的銅礦化作用（Rich‐ards，2003；Simon et al.，2006；Sillitoe，2010；2022）。這表明與錫礦和銅礦相關的巖漿似乎一般具有差異較大的氧逸度。因此，巖漿氧逸度的計算對揭示錫銅共生礦床金屬富集成礦的關鍵過程和成礦潛力研究均具有重要意義。錫銅共生礦床的氧逸度略高于花崗巖錫礦的氧逸度（圖2）。

圖2 不同礦區氧逸度Ce4+/Ce3+vs.EuN/EuN*示意圖（數據來源：Ballard et al.，2002；Chen et al.，2016；解世雄，2021）Fig.2 Ce4+/Ce3+vs.EuN/EuN*(Date source:Ballard et al.,2002;Chen et al.,2016;Xie S X,2021)

郭佳（2019）對大廠地區龍箱蓋花崗巖研究發現其Fe2O3/FeO值集中于0.27~0.53，與鈦鐵礦系列花崗巖的Fe2O3/FeO比值接近（Ishihara，1981），指示了較低的氧逸度環境，因此巖漿中的Sn 主要以Sn2+形式存在。近年來，一系列精確的同位素測定表明了錫銅礦床中錫礦化和銅礦化常形成于同期，是同一成礦事件的產物，尤其是輝鉬礦Re-Os定年和錫石U-Pb定年在其中發揮了至關重要的作用。例如，楊宗喜等（2008）報道了個舊礦區輝鉬礦Re-Os 等時線年齡為（83.4±2.1）Ma；Guo等（2018a）獲得了錫石原位U-Pb年齡為（84.3±1.4）Ma；Zhao等（2018）對大廠礦床中輝鉬礦的形成時代進行了系統測定，獲得Re-Os等時線年齡為（90.1±1.1）Ma；Guo 等（2018b）獲得錫石U-Pb 年齡為（95.4±4.9）Ma~（90.3±1.8）Ma，年齡在誤差范圍內一致。然而，世界范圍內錫銅共生礦床多與還原性的鈦鐵礦系列花崗巖有關（Sillitoe et al.，2022），這使得相關巖漿演化過程中銅的地球化學行為依然令人困惑。

2.2 熱液過程

揮發分是巖漿熱液成礦系統重要的礦化劑，在促進成礦物質源區的部分熔融、促進巖漿演化過程和成礦元素的遷移富集等方面發揮著關鍵作用。錫和銅遷移富集機制受溫度、壓力和氧逸度多種因素的綜合影響（Dingwell et al.，1985；Eugster，1986；Webster，1990），其中氧逸度的變化是促使錫銅礦化的重要因素。

實驗研究發現，Sn 在熱液流體中的遷移富集行為主要依賴于流體中Cl-的濃度，在高氧逸度（HM）熱液體系中，Sn 以Sn4+形式與Cl-和水結合形成[SnCl3（H2O）3]+、SnCl5（H2O）]-或[SnCl4（H2O）2]0進行遷移富集（Schmidt，2018）。而Sn 在還原性高溫高鹽度流體中主要以Sn2+形式遷移，且Sn在H2O+HCl中的溶解度比H2O+NaCl中的溶解度高出2個數量級（Duc-Tin et al.，2007），當長石發生水解（云英巖化）或巖漿熱液與大氣降水發生混合導致流體中氧逸度升高，Sn2+轉移電子形成Sn4+，從而以錫石（SnO2）的形式沉淀（Taylor，1988；Heinrich，1990；Audétat et al.，1998；Schmidt，2018）。

Cu 可以在高鹽度和氧化性的流體中與Cl－結合進行遷移富集（Burnham et al.，1980；Pokrovski et al.，2005），以發育磁鐵礦、赤鐵礦和硬石膏礦物組合為特征（Sillitoe，2010；Richards，2011；Sun et al.，2015）。但有學者研究表明，Cu也可以與還原硫結合（HS－、H2S和S2－）進入氣相進行遷移富集（Heinrich et al.，2004；Williams-Jones et al.，2005；Simon et al.，2006；Nagas‐eki et al.，2008），這一機制也可以解釋發育極少量的還原性斑巖銅礦的形成過程（Rowins，2000；Cao et al.，2014)。San Rafael 礦床中錫石和黃銅礦的沉淀主要發生在構造剪切帶中，Harlaux 等（2020；2021b）通過對其中發育的三期電氣石進行原位O同位素研究指出，還原性富Sn 成礦流體與氧化性大氣降水發生的流體混合導致氧逸度升高是導致San Rafael礦床形成的關鍵因素。王晨光等（2023）對德保礦床開展了地球化學和流體包裹體研究發現，高氧逸度的成礦流體利于黃銅礦的沉淀，但不利于Sn的運移與富集。最近的研究發現，單相巖漿流體冷卻引發的流體氧化還原緩沖可以在千年尺度內形成大型Sn礦床（Han et al.，2022）。前人對個舊礦區開展流體包裹體和H-O同位素研究發現，成礦流體具有從還原的高溫、中低鹽度向氧化的低溫、低鹽度演化的特征，天水與熱液的混合是導致錫銅成礦的重要原因（莫國培，2006；楊宗喜等，2010；張娟等，2012；Liao et al.，2014）。

3 問題與展望

3.1 成礦物質來源

目前，針對錫銅共生礦床中銅的來源，仍存在廣泛爭議，一些學者推測是還原性、鈦鐵礦系列巖漿經高度分異出溶富錫的成礦流體，并對礦區附近富銅的變質沉積原巖或鎂鐵質圍巖進行淋濾萃取，從而導致銅元素進入成礦流體，進而形成錫銅共生礦床（毛景文等，2008；張娟等，2012；Cheng et al.，2012a；Romer et al.，2016；Guo et al.，2018a；李翔，2019；江丞曜等，2021）。例如卡房礦床內老卡巖體平均w(Cu)為15.6×10-6，該礦段碳酸鹽巖和馬拉格礦段的碳酸鹽巖w(Cu)分別為20×10-6和19×10-6，而堿性玄武巖w(Cu)高達500×10-6（彭張翔，1992），如此高的含銅量可以為成礦提供主要的物質來源（楊宗喜等，2010）。但并非所有錫銅共生礦區及其周圍都存在大規?；?超基性巖漿巖，例如，秘魯的San Rafael礦床發育西北走向的錫石-石英硫化物脈狀礦體，其產于過鋁質花崗雜巖體和奧陶紀變質沉積巖中（Harlaux et al.，2021b）。如果這種觀點成立，那么需要何等條件的成礦流體可以將個舊錫礦區和Cornwall成礦省淋濾出超過百萬噸的銅？在成礦流體有限的條件下，個舊錫礦區的玄武巖體淋濾形成此種超大規模的銅礦化還值得商榷。此外，大規模的流體淋濾必會導致劇烈的熱液蝕變現象發生，但這與目前觀察到的野外地質現象有所差異（Xu et al.，2001；Zhang et al.，2013）。其次，對成礦年代學和流體包裹體研究表明錫和銅礦化常形成于同一成礦過程的不同階段，銅礦化的發生一般晚于錫礦化（Kontak et al.，2002；Liao et al.，2014）。那么從錫礦化巖漿中出溶的成礦流體在經歷溫度、壓力、氧逸度等物理化學條件的改變后是否還具有淋濾萃取圍巖的能力，如果有那么水巖反應的過程如何？對于富錫成礦流體中銅的來源仍然需要進一步理論探索和實驗探究，高溫高壓實驗也許對探討熱液對富銅鎂鐵質圍巖淋濾萃取的精細化過程可提供重要借鑒。

有學者指出錫與銅可能是從變質沉積原巖中繼承下來，這些變沉積巖發生部分熔融形成還原的鈦鐵礦系列巖漿（Sillitoe et al.，2022）。然而，銅在還原性巖漿中主要以硫化物的形式存在，很難被含錫的巖漿流體所利用，當然，如果巖漿中的S含量極低，Cu含量極高，以至于銅仍有機會向殘余熔體中遷移富集，那么該觀點或許能夠作為銅的可能來源，但是對于還原性巖漿而言，這種情況發生的可能性有多大我們不得而知。因此，對于此種觀點的合理性還有待進一步證明。Clark等（1993）針對Cornwall成礦省提出，在弧后或碰撞后環境下通過地幔衍生的鎂鐵質巖漿供應到的中下地殼發生深熔作用造成地殼部分熔融，形成了過鋁質鈦鐵礦系列巖漿，同時，鎂鐵質巖漿出溶的氧化性流體提供的銅進入到長英質巖漿房中，導致富銅流體與富錫流體發生混合，從而發生Sn-Cu礦化。但這一觀點需要更多的巖相學證據支持，即礦床周圍存在與含錫花崗巖時空相關的鎂鐵質巖體，包括暗色微粒包體、熔巖、巖墻和巖脈等產出形式（Cheng et al.，2013b；Wang et al.，2019），基本類似于斑巖型銅礦床的成礦過程（Sillitoe，2010；Sun et al.，2015）。San Rafael礦床的形成是由于軟流圈異常熱流和地幔衍生鎂鐵質巖漿的底侵作用，引起大陸地殼變質沉積巖的部分熔融，形成過鋁質S 型花崗巖巖漿（Sandeman et al.，1995；Kontak et al.，2002）?；◢弾r巖漿在深部充分結晶形成了巨晶鉀長石黑云母堇青石花崗巖體，高溫鎂鐵質熔體補給注入更為還原、分異的晶粥體中引發了二次沸騰，導致富含金屬的巖漿發生流體出溶，隨后上升到地表形成花崗巖穹窿，在地表冷卻并與對流的大氣水混合，從而產生錫銅礦脈（Harlaux et al.，2021a）。對于世界著名的Neves Corvo Sn-Cu 礦床，前人運用鋯石和錫石U-Pb定年得到長英質火山巖的年齡為384~354 Ma（Oliveira et al.，2013），錫礦化年齡為366~363 Ma（Li et al.，2019），成巖成礦時代相近。因此，前人認為高品位錫礦化的發生得益于巖漿熱液的加入（Relvas et al.，2001；2006a；2006b；Huston et al.，2011），而非變質熱液特殊貢獻（Moura，2008），其形成模式可能為深部隱伏的含錫花崗巖出溶富錫的巖漿熱液，熱液流體中Sn 以氯化物形式絡合噴入海底鹵水池中遇冷而發生礦化，經循環海水萃取地層中的銅，銅以揮發性硫絡合物的形式進入氣相遷移，熱液中的H2S 由于迅速冷卻導致結晶程度不高，造成了少量硫化物沉淀。但是，成礦系統中Sn 和Cu 的礦化可在同一空間內疊加形成（Relvas et al.，2006b；Li et al.，2019），該來源能否支持Sillitoe 等（2022）提出的來自基性巖漿的高氧化流體注入同時共存的長英質巖漿，進而導致出現錫銅共生的現象（圖3），目前仍然存在于假設階段，缺乏關鍵證據進行論證。

表1 世界主要錫銅共生礦床特征表Table 1 Characteristics of major Sn-Cu coexistence deposits in the world

圖3 錫銅共生礦床形成模式圖（據Sillitoe et al.,2022）Fig.3 Sn-Cu coexistence deposit formation model（after Sillitoe et al.,2022）

3.2 未來研究展望

目前，前人已經對錫銅共生礦床開展了諸多工作，但對于共生礦床的物質來源、成礦元素物質遷移與富集、礦床模型的構建等方面尚不完善，仍然存在一些科學問題有待揭示。展望未來，以下2 個手段可能對揭示錫銅共生成礦機制可發揮作用。

其一，依靠多種非傳統穩定同位素開展聯合示蹤，明確成礦物質來源。Sn、Cu同位素是解決巖漿階段錫銅共生礦床中物質來源爭議的重要手段。錫石Sn同位素的比值變化可以用來反演熱液氧化還原演化過程（Yao et al.，2018）。Cu同位素的比值變化可以約束殼幔分異過程、追蹤巖漿混合和同化混染物質來源，以及揭示熱液礦化過程（Li et al.，2010；Liu et al.，2015）。Zheng等（2018）對藏南地區斑巖型銅礦床開展Cu 同位素研究，為金屬銅的來源和富集機制提供了直接約束，通過對比富礦巖體和貧礦巖體不同的Cu同位素組成，發現富礦巖體具有高Cu 含量和較高的δ65Cu值，其中的Cu可能來源于富含硫化物的再富集巖石圈，這表明巖漿源中的初始銅富集可能是大陸碰撞帶形成巨型斑巖銅礦的關鍵步驟。此外，Ba同位素在示蹤流體來源和再循環物質等方面具有廣闊的應用前景（劉盛遨，2022），對騎田嶺3期花崗巖的Ba同位素研究表明，其存在顯著的Ba同位素分餾，富集輕的Ba同位素的深部巖漿流體上涌注入淺部的晶粥體中，為錫礦床的形成提供豐富的物質來源（Deng et al.，2022）。因此，多種非傳統穩定同位素的聯合示蹤有望解決錫銅共生礦床中成礦物質來源的問題。

其二，在開展精細礦物學特征研究的基礎上，進行單礦物原位地球化學分析，利用不同階段的礦石礦物和脈石礦物（錫石、閃鋅礦、石榴子石、電氣石），對不同階段錫銅礦化的流體與物質來源進行界定。錫石作為成礦過程示蹤礦物，其晶格內可容納多種元素，錫石環帶中微量元素的變化可以界定其生長環境并為錫礦化發生時的熱液體系狀態提供佐證（即溫度、壓力、氧逸度等）（Kempe et al.，2006；Gemmrich et al.，2021）。例如高松礦床中在相對還原條件下形成的原生錫石具有富W、U（Sb），貧Fe的特征，而在后期相對氧化環境中熱液交代形成錫石具有富Fe，貧W、U 的特征（Cheng et al.，2019）；而根據大廠礦區中錫石富Fe、W，貧Nb、Ta的特征推斷出其形成于相對低溫的熱液環境（郭佳，2019）。另外，電氣石B 同位素、閃鋅礦、石榴子石和白鎢礦微量元素在揭示物理化學條件，推斷熱液流體演化等方面發揮著重要作用（Ye et al.，2011；葉霖等，2018；Har‐laux et al.，2021b；Xie et al.，2022）。因此，在精細礦物學特征研究的基礎上，對不同礦物進行高空間分辨率的原位分析，有望對錫銅共生機制進行精細化探究和有效限定。