2006年10月Oct.,2006 矿 床 地 质
MIN ERAL DEPOSITS
第25卷 第5期
Vol.25 No.5
文章编号:0258-7106(2006)05-0521-023
青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用Ξ
侯增谦1,潘桂棠2,王安建3,莫宣学4,田世洪5,孙晓明6,丁 林7,王二七8,高永丰9,谢玉玲10,曾普胜5,秦克章7,许继峰11,曲晓明5,杨志明1,
杨竹森5,费红彩5,孟祥金5,李振清5
(1中国地质科学院地质研究所,北京 100037;2中国地质调查局成都地质矿产研究所,四川成都 610082;3中国地质科学院,北京 100037;4中国地质大学,北京 100083;5中国地质科学院矿产资源研究所,北京 100037;6中山大学,广东广州510275;7中国科学院青藏高原研究所,北京 100085;8中国科学院地质与地球物理研究所,北京 100029;9石家庄经济学院,河北石家庄 050031;10北京科技大学,北京 100083;11中国科学院地球化学研究所,广东广州 510640)
摘 要 许多古老造山带的碰撞造山过程,因从晚碰撞向后碰撞的转换,既不清楚,又难以界定,常被分为碰撞和后碰撞2个阶段。文章对青藏高原碰撞造山过程进行了分析,发现其具有明显的3段性,由此将碰撞造山过程分为主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞(25～0Ma)3个阶段。其中,晚碰撞造山作用发生于印度与亚洲大陆的持续汇聚和SN向挤压背景之下,以陆内俯冲、大规模逆冲推覆、走滑断裂系统的发育为特征,导致了区域尺度的地壳缩短及藏东富碱斑岩和碳酸岩-正长岩、藏北钾质-超钾质火山岩的大规模产出。晚碰撞期成矿作用强烈发育,主要集中于高原东缘的构造转换带,成矿高峰期集中于(35±5)Ma。现已识别出4个重要的成矿事件:①与大规模走滑断裂系统有关的斑岩型Cu-Mo(Au)成矿事件,形成著名的玉龙斑岩铜矿带(40～36Ma);②与碳酸岩-正长岩杂岩有关的REE成矿事件,在二叠纪攀西古裂谷带内发育勉宁—德昌喜马拉雅期REE成矿带(41～27Ma);
③与逆冲推覆构造系统有关的热卤水型Pb-Zn-Ag-Cu成矿事件,集中产出于兰坪盆地,形成大型Pb-Zn-Ag矿集区
(40～30Ma);④与大规模剪切系统有关的剪切带型Au成矿事件,形成著名的哀牢山大型Au矿带(63～28Ma)。
晚碰撞成矿作用主要发育于陆内转换造山环境,受大规模走滑-推覆-剪切作用控制,受控于统一的深部作用过程,与软流圈上涌导致的幔源或壳/幔混源岩浆活动密切相关。在综合研究基础上,初步建立了晚碰撞转换成矿模型。
关键词 地质学;晚碰撞;转换成矿;动力学背景;深部过程;构造控制;造山带;青藏高原
中图分类号:P611 文献标识码:A
Metallogenesis in Tibetan collisional orogenic belt:
Ⅱ.Mineralization in late-collisional transformation setting
HOU ZengQian1,PAN Gui Tang2,WAN G AnJian3,MO XuanXue4,TIAN ShiHong5,SUN XiaoMing6, DIN G Lin7,WAN G ErQi8,G AO Y ongFeng9,XIE YuLing10,ZEN G PuSheng5,Q IN KeZhang7, XU JiFeng11,QU XiaoMing5,YAN G ZhiMing1,YAN G ZhuSen5,FEI HongCai5,
M EN G XiangJin5and L I ZhenQing5
(1Institute of G eology,CA GS,Beijing100037,China;2Chengdu Institute of G eology and Mineral Resources,Chengdu610082, Sichuan,China;3Chinese Academy of G eological Science,Beijing100037,China;4China University of G eoscience,Beijing 100083,China;5Institute of Mineral Resources,CA GS,Bei j ing100037,China;6Zhongshan University,Guangzhou510275, Guangdong,China;7Institute of Tibetan Plateau Research,CAS,Bei jing100085,China;8Institute of G eology and G eophysics,
Ξ本文得到国家重点基础研究发展规划973项目(2002CB412600)和杰出青年基金(40425014)的资助
第一作者简介 侯增谦,男,1961年生,博士,研究员,博士生导师,长期从事海底与大陆成矿作用研究。houzengqian@https://www.doczj.com/doc/b313905565.html,
收稿日期 2006-04-27;改回日期 2006-07-24。许德焕编辑。
CAS,Beijing100029,China;9Shijiazhuang College of Economy,Shijiazhuang050031,Hebei,China;10Beijing University of Science and Technology,Beijing100083,China;11Guangzhou Institute of G eochemistry,CAS,Guangzhou510640,Guangdong,
China)
Abstract
The collisional processes established many paleo-mountain belts are commonly divided by many geologists into two simple,but distinct stages,i.e.,syn-collisional and post-collisional periods,as the transition from late-to post-collisional is not clear and the definition of post-and late-collisions also is blurring.However,the tectonic evolution of the Tibetan orogen underwent a complicate history,which is divided into(1)syn-collisional(65～41Ma),(2)late-collisional(40～26Ma);and(3)post-collisional(25～0Ma)periods.The orogeny during the late-collisional period generally happened in a compressional regime resulted from successional convergence between Indian and Asian continents,and is characterized by intra-continental subduction(underthrust),crustal shortening,large-scale thrusting and strike-slip faulting systems developed in the margins of the Tibetan plateau,which resulted in the development of potassic porphyry stocks and carbonatite-alkalic complexes in the eastern Tibet and potassic-ultrapotassic volcanic rocks in the northern Tibet.At least four significant metallo2 genic events,associated with the late-collsional orogeny,have been recognized in the eastern margin of the Ti2 betan plateau,a tectonic transformation belt.They are:(1)the porphyry Cu-Mo(-Au)mineralization related to large-scale strike-slip faults system,which controlled the localization of the Yulong porphyry Cu belt(40～36 Ma)in east Tibet,(2)the REE mineralization associated with carbonatite-alkalic complexes,formed the Mian2 ning-Dechang REE belt(40～27Ma)in the western Sichuan,(3)the Pb-Zn-Ag mineralization controlled by thrust faulting systems,formed at least two large-sized Pb-Zn-Ag deposits(40～30Ma)in the Lanping strike-slip pull-apart basin,western Yunnan,and(4)the Au mineralization related to large-scale shearing,which pro2 duced the Ailaoshan Au belts composed of numerous shear-type or orogenic-type Au deposits in the western Sichuan and Yunnan.These data indicate that the late-collisional metallogensis in the Tibetan orogen were main2 ly developed in an intra-continental transformation orogenic sdetting,characterized by a series of large-scale strike-slip faulting,thrusting,and shearing systems developed in the late-collisional period.Available data sug2 gest that the metallogensis is probably controlled by a shared deep lithospheric process,most likely related to up2 welling of the asthenosphere triggered by face to face subduction of the Yangtze and L hasa blocks(continental slabs)in the eastern margin of the Tibetan plateau during the late-collisional period.
K ey w ords:geology,late-collision,intra-continental transformation regime,metallogenesis,dynamic pro2 cess,orogenic belt,Tibetan plateau
一个完整的碰撞造山过程,往往经历了大陆板片俯冲(A型俯冲)与地壳缩短加厚、岩石圈拆沉与后造山伸展以及造山后崩塌等地质过程(Jamieson, 1991)。这些过程分别出现于造山期(orogenic)、后造山期(post-orogenic)和非造山期(anorogenic),相应地发育同碰撞或主碰撞环境(syn-or main-collision)、后碰撞或晚碰撞环境(post-or late-collision)和板内环境(intra-plate)。总体上,造山期对应于碰撞环境和晚/后碰撞环境,后造山期和非造山期对应于板内环境(图1A)(Leigeois,1998)。碰撞环境反映两个大陆板块之间大洋消失后的陆—陆碰撞造山,而后碰撞环境向板内环境的转变,标志着整个碰撞造山作用的结束。
两个大陆碰撞之后,岩石圈的会聚和陆内块体间的相对水平运动仍将持续进行,并一直延续至后造山伸展阶段的开始,有人将该时段的环境称为陆内造山环境(intra-continental collision orogenic set2 ting)(图1B)(邓晋福等,1999),也有人将其统称为后碰撞环境(post-collision setting)(Leigeois,1998),还有人将该时段进一步细分,早阶段环境称为晚碰撞环境(late-collision setting),晚阶段环境称为后碰撞环境(post-collision setting)(图1C)(侯增谦等,2006e)。
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图1 碰撞造山过程划分对比
A—据Liegeois(1998);B—据邓晋福等(1999);C—本文Fig.1 Comparison of various collisional orogenesis classifications A—Liegeois(1998);B—Deng et al.(1999);C—This paper
按照Leigeois(1998)的概念,碰撞系指两个大陆的初始对接碰撞,以主逆冲作用和高压变质作用为特征,而后碰撞始于大陆碰撞之后的陆内环境,以陆内块体(地体)之间沿巨型剪切带发生大规模水平运动为特征,认为后碰撞包括许多重要地质事件,如斜向碰撞(oblique collision)、块体运动(逆冲、走滑)、岩石圈拆沉(delamination)、小洋片俯冲和裂谷作用等(Leigeois,1998)。
实际上,在许多大型碰撞造山带,如喜马拉雅—西藏造山带,上述所谓的后碰撞期重要地质事件通常出现于印—亚大陆强烈碰撞之后的不同发育阶段。在主碰撞(65～41Ma)之后,造山带往往仍表现为强烈挤压和会聚的动力学背景,相继发育斜向碰撞、陆内俯冲、逆冲推覆和大规模走滑等重要地质事件(Ding et al.,2003b;侯增谦等,2003b;2006e),该时段的造山过程以大陆持续汇聚、陆块相对运动和地壳强烈缩短为特征。最后,才发育传统意义上的后碰撞环境,主要以连续性或幕次式伸展动力学背景为特征(Leigeois,1998;王京彬等,2006),通常与岩石圈拆沉作用或岩石圈地幔减薄等深部过程有关(England et al.,1989;Turner et al.,1993)。因此,为了更清楚、更详细地反映一个碰撞造山带的演化过程,笔者主张:将主碰撞之后的造山环境细分为晚碰撞环境和后碰撞环境。晚碰撞环境以陆内挤压-汇聚为特征,后碰撞环境以陆壳伸展-张裂为特征(侯增谦等,2006e)。按此概念,将青藏高原碰撞造山带的碰撞造山过程分为主碰撞期(65～41Ma)、晚碰撞期(40～26Ma)和后碰撞期(25～0Ma)(图1C)(侯增谦等,2006e)。目前的青藏高原是一个正在活动的、并已发育至后碰撞伸展阶段的大陆碰撞造山带。
青藏高原新生代的成矿作用贯穿于整个印—亚大陆碰撞造山过程,并在不同造山演化阶段发育了不同类型的区域成矿作用,形成了独具特色的矿床组合类型,据此可概括为3大成矿作用,即主碰撞造山成矿作用、晚碰撞转换成矿作用和后碰撞伸展成矿作用(侯增谦等,2006e)。侯增谦等(2006f)已详细讨论了主碰撞期(65～41Ma)的主碰撞造山成矿作用问题,本文将综合分析973项目所获得的阶段性研究成果,结合前人资料,阐述青藏高原碰撞造山带晚碰撞时段(40～26Ma)的造山特征和动力学背景,总结主要成矿事件及其时空发育特征,解剖重要成矿带和典型矿床,分析其深部过程和构造约束,建立晚碰撞转换成矿模型。
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第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
1 晚碰撞造山作用
青藏高原碰撞造山带的晚碰撞造山作用,发生
于印度与亚洲大陆的持续会聚和SN 向挤压背景之
下,以大陆内部地体(陆块)的相对运动,即陆内俯冲和逆冲-推覆-走滑活动为特征。其造山作用及地壳变形在该高原的不同部位具有不同的表现形式和发育特征(图2)
。
图2 青藏高原碰撞造山带构造格架和晚碰撞期主要矿床分布
1—第三系沉积岩;2—冈底斯花岗岩基;3—羌塘地体中生代花岗岩;4—义敦弧花岗岩;5—碳酸岩-正长岩REE 矿;6—热卤水型Pb-Zn-Ag-Cu 矿;7—剪切带型Au 矿;8—斑岩型Cu-Mo-Au 矿;IYS —印度河—雅鲁藏布江缝合带;BNS —班公湖—怒江缝合带;J S —金沙江缝合带;G LS —甘孜—理塘缝合带;A KMS —阿尼玛卿—昆仑—木孜塔格缝合带
Fig.2 Tectonic framework of the Tibetan collision orogenic belt and distribution of mineral de posits generated during
the late-collisional epoch in the Tibetan plateau
1—Tertiary sedimentary rocks ;2—G angdese batholith ;3—Mesozoic plutonic rocks ;4—Y idun arc granite ;5—REE deposit ;6—Pb-Zn-Ag-Cu deposit ;7—G old deposit in shear zone ;8—Pophyry copper deposit ;IYS —Indus -Y alu suture ;BNS —Bangong-Nujiang suture ;J S —Jinsha suture ;
G LS —G anzi-Litang suture ;A KMS —Animaqin-Kunlun-Mutztagh suture
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1.1 高原中部晚碰撞造山特征
高原中部系指夹持于南侧斑公湖—怒江缝合带(BNS)与北侧柴达木盆地南缘之间的高原地带。该区的晚碰撞造山作用继承了主碰撞期造山的基本特征,但以发育大规模逆冲断裂、陆块俯冲(逆冲)和地壳收缩为特征。向南逆冲的狮泉河—改则—安多逆冲断裂系沿袭原来的BNS继承性发育,致使其北侧的二叠纪—白垩纪地层逆冲在第三系砂砾岩和红层之上,调节了200km左右的地壳缩短。通过该大规模逆冲作用,拉萨地体俯冲在羌塘地体之下至少200 km(Y in et al.,2000)。于此时期,囊谦—风火山褶皱-逆冲断裂带继续发育,并显示向南和向北的双向逆冲,导致了60～80km的地壳缩短。在晚碰撞作用下,于柴达木盆地南缘发育祁曼塔格—北昆仑逆冲断裂带,将元古宙变质岩和古生界火山-沉积岩系逆冲于柴达木盆地第三系之上,并导致地壳发生了270km的缩短(Y in et al.,2000)。
1.2 高原东部晚碰撞造山特征
高原东缘的碰撞造山带发育于三江古特提斯构造-岩浆带之上。该东部碰撞带实际上是一个受控于新生代走滑断裂系统的构造转换带,通常被解释为吸收印—亚大陆碰撞应变的构造调节带(Dewey et al.,1988;Wang et al.,2001)。这一构造调节是在总体挤压背景下从晚始新世开始实现的(骆耀南等, 2002),因具有类似转换断层的性质和特征,俞如龙(1996)将高原东部的碰撞造山作用称为陆内转换造山作用。正如Y in等(2000)所评述,调节高原东部变形的机制可能有3种:①印支地体向SE挤出滑逸(Leloup et al.,1995);②右行走滑及地块旋转(England et al.,2000);③陆块内部变形(Wang et al.,1997)。这些调节机制主要是通过2种构造系统来实现的:①大规模走滑断裂系统;②褶皱-逆冲断裂系统。
新生代大规模走滑断裂系统 主要发育于高原东缘构造转换带内,自W而E和自N而S,依次包括嘉黎—高黎贡断裂、贡觉—芒康断裂和巴塘—丽江断裂(北段)及红河断裂(南段)、昆仑断裂、鲜水河断裂和小江断裂(图3a)。嘉黎—高黎贡断裂围绕东构造结发育,控制了高原东缘新生代花岗岩的发育与分布。贡觉—芒康断裂和巴塘—丽江断裂现存于羌塘地体内,控制了新生代富碱侵入岩带的形成与分布(Hou et al.,2003a)。红河断裂发育于扬子地块与羌塘地体之间,具有大规模剪切性质,第三纪中期(27～23Ma)为左行走滑(Leloup et al.,1995;钟大赉,1998),晚期变为右行走滑(Tapponnier et al., 1990)。Tapponnier等(1990)依据沿红河剪切带发育的巨大规模的混合岩-糜棱岩和300～740km的左旋位移,推测印支地体沿红河走滑断裂向S挤出500km。相反,野外调查、古地磁分析和GPS测量表明,伴随着大陆碰撞,高原东部地区主要围绕东构造结发生总体右旋走滑,斜列分布的鲜水河断裂和昆仑左行走滑断裂调节了其夹持地块的分体旋转(England et al.,2000)。
在整体挤压背景下的走滑转换应变场中,大规模走滑断裂系统也控制了一系列走滑拉分盆地的发育(图3b)(刘增乾等,1993)。如沿贡觉—芒康断裂发育贡觉右行走滑拉分盆地,西侧囊谦一带发育左行走滑拉分盆地;沿乔后断裂发育乔后、巍山左行走滑拉分盆地,西侧形成兰坪等右行走滑拉分盆地(图3b)(刘增乾等,1993)。这些盆地多呈NNW向展布,显示萁状盆地特征,其中多数沉积了厚达2400～4000m的第三系河湖相红色碎屑岩系,包括巨厚的陆相含盐建造和磨拉石建造。部分盆地伴有40～30Ma的钾质岩浆岩的浅成侵入。这些盆地因晚碰撞期的侧向挤压、冲断、推覆而闭合。
新生代褶皱-逆冲断裂系统 主要发育于高原东缘陆块和/或盆地内部(如兰坪—思茅盆地),因印—亚大陆晚碰撞作用以及扬子陆块的向西推挤,发生强烈的对冲推覆作用,形成逆冲推覆构造带,并使地块的地壳缩短至少达50～60km(Wang et al., 1997)。在兰坪盆地,逆冲推覆大致可分为2个阶段:早期阶段(约40Ma),在褶皱基础上,于盆地两侧向盆地内部发生对冲,使中生界地层(三叠系—侏罗系)作为推覆体逆冲并覆盖于盆地沉积(古新统和渐新统碎屑岩系)之上,形成推覆构造群和构造穹隆(如金顶矿区);晚期阶段,主要由于盆地西侧较强的侧向挤压,造成盆地西部的逆冲断裂持续向东逆冲,将中生界地层叠瓦状推覆到早期阶段的构造之上,在白秧坪地区显示出根带、中带和锋带的分带性(徐启东等,2003;2004)。
总体上,伴随着晚碰撞造山作用,高原东缘新生代变形经历了2个重要阶段,即①始新世—早渐新世压扭阶段,②晚渐新世张扭或应力松弛阶段,形成了以走滑断裂系统控制的陆内转换造山带。在这个以调节和转换为特征的陆内造山带内,大规模走滑断裂、逆冲推覆和强烈剪切是近同时或相继发育的。在总体压扭背景下,大规模走滑作用发育相对
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较早,先是形成走滑拉分盆地,接受第三纪含膏盐建造沉积,之后,又控制富碱岩浆的喷发侵位;逆冲推覆发育稍晚,导致中生代构造层推覆于第三纪含膏盐建造之上;剪切作用可能伴随大规模走滑断裂而发育,但大规模高强度的剪切发育最晚(27～23Ma ),并一直延续至20Ma 左右(图4)。
2 晚碰撞岩浆作用
受晚碰撞阶段的陆内造山与地壳变形作用的控制,晚碰撞造山岩浆作用主要发育于青藏高原的中
部和东部地区,而在以冈底斯和特提斯喜马拉雅为主体的南部地区,则出现明显的岩浆活动间断。2.1 高原中部地区岩浆作用
高原中部地区的火山岩习称为藏北或羌塘火山岩。其广泛出露于羌塘错尼—枕头崖地区,向西延伸至鱼鳞山一带,向东延入唐古拉山北侧,并与金沙江—红河富碱侵入岩带相连,构成规模巨大的呈EW 向长轴状分布的藏北羌塘火成岩省。大量的测年资料表明,该火成岩省发育2个时段的火山岩,早期为高Mg #
值高钾钙碱性系列和钾玄岩系列火山岩,其同位素年龄为4417～32Ma ,集中发育于羌塘错尼—枕头崖一带(丁林等,1999;迟效国等,1999;赖绍聪,2000);晚期为低Mg #值碱性钾质-超钾质火山岩,其同位素年龄为30～26Ma ,集中发育于火
图4 高原东缘晚碰撞转换成矿期主要成矿事件Fig.4 Main metallogenic events developed during the late-collisional epoch on the eastern margin of the
Tibetan plateau
成岩省西部的鱼鳞山—火车头山一带(邓万明等,1998b ;丁林等,1999;迟效国等,2005)。973项目的最新研究表明,这些钾质火山岩具有埃达克岩的地球化学亲和性(许继峰等,2003),反映出藏北地壳于晚碰撞期已加厚至大于40km 。许多研究者认为,原始岩浆的起源与陆内俯冲过程有关(邓万明等,1998a ;Ding et al 1,2003)。近期,在羌塘雀莫错一带发现了古近纪橄榄辉长岩-辉绿岩群,其单颗粒锆石206
Pb/238U 年龄为31Ma (李莉等,2004),反映31Ma 以后发育的钾质-超钾质火山岩及镁铁质岩已受到软流圈活动的影响。2.2 高原东部地区岩浆作用
高原地区东部的晚碰撞期岩浆活动强烈而广泛,以浅成-超浅成岩浆侵入为主,构成“2带+1区”的分布格局(图3a )。2个岩浆带包括①金沙江—红河富碱侵入岩带和②岩浆碳酸岩—碱性岩杂岩带。前者受新生代大规模走滑断裂系统的控制,自北部的囊谦逆冲带,经巴塘—丽江和贡觉—芒康断裂带,向南延入红河断裂带,形成规模巨大的长达1000km 的富碱侵入岩带,主要岩相包括富钾的花岗质斑岩、正长岩、正长斑岩、粗面岩、粗面斑岩等,其同位素年龄集中于41～27Ma 之间,峰期在36Ma (张玉泉等,1997;Chung et al.,1998;Wang et al.,2001;Hou et al.,2006a );后者受晚碰撞期活化的走滑断裂的控制,自北部的冕宁至南部的德昌,构成长达270km 的碳酸岩-正长岩杂岩带(袁忠信等,1995;Hou et al.,2006b ),其同位素年龄介于40～28Ma 之间(袁忠信等,1995),峰期在35Ma (Hou et al.,2006b )。1个岩浆活动区即大理—西昌煌斑岩区,覆盖面积几达50000km 2,主要岩石为含金云母、橄榄石、单斜辉石的钙碱性(和钾玄岩系列)煌斑岩,其同位素年龄介于40～24Ma (G uo et al.,2005)。2.2.1 富碱斑岩带
高原东缘的富碱斑岩,多数为钾玄岩系列,部分为高钾钙碱性系列,以高钾为特征。富碱斑岩大致可分为2组:SiO 2<63%的富碱斑岩,以正长斑岩为主,通常不含矿;SiO 2>63%的富碱斑岩,主要为花岗斑岩、二长花岗斑岩、二长斑岩和少量正长斑岩,多出现不同程度的矿化。这些含矿斑岩与不含矿斑岩在时空上密切共生,具有以下重要特征:①相对富集L IL E ,如K 、Rb 、Ba 、Sr ,相对亏损HFSE ,如Nb 、Ta 、P 、Ti ,显示出一种类似于岛弧型岩浆源区的地球化学特征(王建等,2003;Hou et al.,2005);②REE
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配分形式均为L REE富集型,L REE与HREE强烈分馏,但均不出现明显的负Eu异常(邓万明等, 1998a;1998b;Wang et al.,2001);③所有的富碱斑岩均具有较高的87Sr/86Sr值(017052～017073)和较低的εNd(t)值(-0120～4189),显示出EMⅡ型富集地幔的地球化学特征(邓万明等,1998a;1998b;张玉泉等,2000;赵欣等,2004;Hou et al.,2005);④许多富碱斑岩,特别是不含矿的,含有丰富的地幔包体(石榴石透辉岩和石榴石辉石岩)和下地壳包体(石榴石透辉角闪岩和麻粒岩),前者来源于上地幔87～95km深处,后者来源于加厚下地壳底部45～55km 深处(赵欣等,2003)。所有这些特征对富碱斑岩的岩浆起源与成因机制提供了重要约束。
对富碱斑岩的成因尚未取得一致认识,目前已提出多种模式,如:交代富集地幔部分熔融模式(张玉泉等,2000;姜耀辉等,2006),壳/幔过渡带部分熔融模式(邓万明等,1998a;1998b;钟大赉等,2001; Hou et al.,2005),大陆板片沿红河断裂带向东俯冲模式(Wang et al.,2001),大规模走滑诱发“岛弧型”地幔部分熔融模式(Hou et al.,2003a;王建等, 2003)等等。详细讨论富碱斑岩的起源与演化已超出本文范围,但结合富碱斑岩的基本特征,综合分析了各种模式后,似乎可以得出这样的看法,即,富碱斑岩主要来自于下地壳底部与富集上地幔顶部之间的壳/幔过渡带,该过渡带曾遭受古老俯冲板片流体的广泛交代而使其发生Sr-Nd同位素成分均一化(Hou et al.,2003a;王建等,2003)。富含上地幔包体、但不含矿的高Y富碱斑岩来自于壳/幔过渡带底部的富集上地幔部分,而含矿的、低Y的埃达克质富碱斑岩则来自于壳/幔过渡带的玄武质下地壳底部(45～55km),后者因地壳加厚而变质为石榴石透辉角闪岩(赵欣等,2004;Hou et al.,2005)。壳/幔过渡带之所以发生部分熔融,部分原因是大规模走滑断裂系统诱发减压熔融(Hou et al.,2003a),部分原因是深部软流圈物质上涌提供热能(钟大赉等,2001;姜耀辉等,2006),而后者的出现很可能与陆内俯冲作用和板片断离有关(钟大赉等,2001)。
2.2.2 碳酸岩-正长岩杂岩带
喜马拉雅期碳酸岩-正长岩杂岩带沿中生代闭合的攀西二叠纪古裂谷带分布,受鲜水河断裂向南延伸的小江走滑断裂系及其派生的二级断裂控制,集中分布于北部的冕宁牦牛坪、李庄、木落寨和南部的德昌大陆槽地区,构成一条长约270km的杂岩带。碳酸岩主要呈岩脉和岩墙产于同期的正长岩或英碱正长岩体内。碳酸岩与正长岩在时空上密切共生,侵位时代相当,Sr-Nd同位素成分接近,原生地幔标准化的微量元素配分型式一致,证明两者为岩浆不混溶产物,来自于富CO2的原生硅酸盐岩浆(刘丛强等,2004;Hou et al.,2006b)。
碳酸岩以低SiO2(<10122%)、低FeO(<1120 %)、低MgO(<0173%)及较宽的CaO含量范围(4017%～5514%),区别于幔源原生的镁质碳酸岩。极度富集L IL E(Sr,Ba)和轻稀土元素,相对亏损高场强元素(Nb,Ta,P,Zr,Hf,Ti),反映该岩浆源区曾发生强烈的交代富集作用。其δ18O V-SMOW(614‰～1015‰)和δ13C V-PDB(-319‰～-815‰)值与原生的幔源碳酸岩相当(许成等,2002;田世洪,2005),证明碳酸岩具有地幔成因特征。然而,这些碳酸岩具有极低的εNd(t)(-312～-1817)和相对高的(87Sr/ 86Sr)
i
值(01706020～01707923)以及较宽的207Pb/204Pb(151362～151679)和208Pb/204Pb值(381083～391202)变化范围(Hou et al.,2006b),明显区别于世界范围的岩浆碳酸岩(Bell et al.,1987; Harmer et al.;1998)。其独特的Sr-Nd、Sr-Pb和Nd-Pb同位素变异趋势,反映出某些碳酸岩在岩浆侵位上升过程中遭受地壳物质的混染(Hou et al., 2006b)。但是,混染程度最低的碳酸岩的Sr-Nd同位素组成,显示其具有EMⅠ与EMⅡ过渡型源岩的地球化学特征(刘丛强等,2004)。碳酸岩的Nd模式年龄(110G a)和Sr-Nd同位素模式年龄计算表明,该过渡源岩的形成与元古代的洋壳俯冲以及远洋沉积物/陆源沉积物混合体随俯冲过程向地幔深处循环有关(Hou et al.,2006b)。源区的部分熔融可能与新生代地幔底辟体的强烈上涌有关,碳酸岩-正长岩浆的上升侵位,受控于近NS向的走滑断裂系统和压扭/张扭转换的应力场(Hou et al.,2006b)。
总之,青藏高原的晚碰撞造山作用,使高原东部处于陆内走滑转换构造应力场之中,伴随着晚碰撞造山,发育一个受新生代走滑断裂系统控制的不连续的钾质火成岩省,岩浆活动时限为40～24Ma,活动高峰在(35±5)Ma。岩浆起源于EMⅡ或EMⅡ-EMⅠ过渡型富集地幔及加厚下地壳底部的镁铁质变质岩,源区部分熔融可能与陆内俯冲和软流圈上涌有关。
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矿 床 地 质 2006年
3 晚碰撞转换成矿作用
晚碰撞期的成矿作用伴随于晚碰撞陆内转换造山过程的始终,现已识别出4个重要的成矿事件,分别与晚碰撞期的大规模走滑断裂系统、逆冲推覆构造系统和大规模剪切系统密切相关。这些成矿事件包括:①与大规模走滑断裂系统有关的斑岩型Cu-Mo、Cu-Au成矿事件;②碳酸岩-正长岩杂岩型REE 成矿事件;③与逆冲推覆构造系统有关的卤水流体Pb-Zn-Ag-Cu成矿事件;④与大规模剪切系统有关的剪切带Au矿成矿事件(图4)。
3.1 斑岩Cu-Mo、Cu-Au成矿作用
3.1.1 时空分布
喜马拉雅期斑岩Cu-Mo和Cu-Au成矿事件在高原东缘形成2条“成对”出现、规模不等的成矿带(图3a)。西带,总体上处于扬子陆块与昌都—思茅陆块接合带附近,受大规模走滑断裂的控制,北起青海纳日贡玛,经藏东江达—芒康,抵滇西祥云—金坪,包括著名的玉龙斑岩铜矿带、北衙斑岩金铜矿床、马厂箐铜钼金矿床和哈播金矿床等。东带,总体上位于东侧扬子陆块内部或西缘,受基底断裂控制,北起中甸—盐源,南抵姚安—长安,包括盐源西范坪斑岩铜金矿床、宁蒗萝卜地斑岩铜矿、宾川小龙潭斑岩铜矿、姚安斑岩银金矿床和长安斑岩金铜矿床等。就整体而言,这2条斑岩成矿带的北段以Cu或Cu-Mo矿化为主,南段以Au或Cu-Au矿化为主。含矿岩体多具有多期次侵位特点,不同程度地相伴发育爆破角砾岩筒。其偏酸性的花岗质斑岩群发育Cu 或Cu-Mo矿,而偏中性的正长斑岩或二长斑岩群则发育Au或Cu-Au矿。Cu或Cu-Mo矿床中的伴生Au主要出现于富含磁铁矿的钾硅酸盐蚀变带;而斑岩Au矿床不同程度地伴生Cu,含Au建造主要是富铁建造(如镜铁矿、磁铁矿、赤铁矿、锰褐铁矿等)。
测年资料显示,这2条斑岩成矿带的成矿年龄相近,主体介于40～30Ma之间,但有3个成矿高峰,即40Ma,36Ma和32Ma(Hou et al.,2006a)。第1次成矿高峰以玉龙超大型铜矿发育为标志,其辉钼矿Re-Os等时线年龄为(4011±118)Ma(Hou et al.,2006a)。第2次成矿高峰形成马拉松多、多霞松多铜矿及马厂箐铜钼矿床,前2个矿床的辉钼矿Re-Os模式年龄为3518～3610Ma(杜安道等,1994),后者的辉钼矿Re-Os等时线年龄为(3518±116)Ma (Hou et al.,2006a)。第3次成矿高峰主要集中于东矿带,其中,西范坪斑岩型Cu-Au矿床的辉钼矿Re-Os等时线年龄为(3211±116)Ma(Hou et al., 2006a)。
3.1.2 构造控制
高原东缘的3次脉动性成矿事件,受控于碰撞背景下的陆内压扭与张扭转换应力场。构造研究表明,控制含矿斑岩岩浆活动的走滑断裂系统至少在40Ma前处于压扭状态,并伴随着强烈的区域性压扭变形。中新世(24～17Ma)应力场则明显地转变为张扭或张应力状态(Wang et al.,2001)。在压扭与张扭转换期(40～30Ma),应力松弛可能导致了含矿岩浆沿大规模走滑断裂的脉动性或周期性浅成侵位,同时引起了成矿流体的脉动性分凝和幕式排泄,诱发了3期斑岩岩浆-热液-成矿事件(H ou et al., 2005)。
研究表明,在地壳环境下,岩浆熔体的分凝、运移和侵位受地壳或岩石圈尺度的应力场控制。在中、下地壳,强烈的剪切应变将使下地壳MASH带的熔浆向剪切带积聚,并沿垂向剪切带底辟上升(Sawyer,1994)。在上地壳范围,岩浆以岩墙形式上升侵位(Richards,2003)。在挤压应力场下,壳内水平的张性构造促进次级岩浆房发育和平卧岩床的形成。相反,在走滑或张性环境,垂向的张性构造为岩浆上侵提供了重要的通道,因此,压扭应力场或压扭向张扭应力的转变,应是斑岩岩浆-热液成矿系统发育的最有利环境(图5)。在岛弧环境下,伴随着顺弧的大规模走滑活动,常发育走滑拉分盆地,盆缘断裂常为含矿斑岩的浅成侵位提供重要的上侵通道(Richards,2003)。同样,高原东缘的晚碰撞造山环境,大规模走滑断裂系统斜交陆—陆碰撞汇聚带,具有调节碰撞应变之功能。沿走滑断裂发育一系列派生性的含新生代富碱侵入岩和钾质火山岩的拉张盆地,如贡觉、剑川、大理盆地等,产出了大量的富碱火成岩。因此,调整大陆碰撞的区域剪切应变,导致了来自壳/幔过渡带岩浆熔体的汇集上升,压扭应力下的大规模走滑断裂和走滑拉分盆地,导致了岩浆熔体的浅成侵位和喷发(图5)。
3.1.3 含矿斑岩
根据富碱斑岩岩石的Y含量,可识别出3组不同的斑岩组合(图6a)(Hou et al.,2005):
低Y-低Ba斑岩 以玉龙带含Cu斑岩为代表,岩石类型主要为二长花岗斑岩和正长花岗斑岩。其
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第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
图5 高原东缘受新生代走滑断裂系统控制的斑岩岩浆系统发育示意图(据Richards,2003修改) Fig.5 Schematic cross section of Cenozoic strike-sli p faulting systems controlling magmatic ascent and emplacement in east Tibet(modified from Richards,2003)
Y含量通常<20×10-6,Ba含量通常<1000×10-6,Nb/Y值变化于0135～1125之间。在图6a 中,这些含Cu斑岩构成一个平行于Nb/Y轴的水平趋势,反映出不同斑岩体之间或不同期次斑岩之间的地球化学变化主要受岩浆过程的控制(Hou et al., 2005)。
低Y-中Ba斑岩 其Y含量通常类似于低Y-低Ba斑岩,变化于(10～20)×10-6之间,Ba含量通常>1000×10-6。代表性岩石为花岗斑岩、二长斑岩和正长斑岩,其中,花岗斑岩发育在马厂箐矿区,含Cu-Mo,二长斑岩发育在西范坪矿区,含Cu-Au,而正长斑岩主要发育在北衙矿区和姚安矿区,含Au-Pb-Zn-Ag。与低Y-低Ba斑岩相比,含矿性略差。在图6a中,它们通常处于上述2类不同斑岩变化趋势之间,但也存在一个Nb/Y-Ba正相关趋势,反映出其源区也遭受流体交代作用,但与低Y-低Ba斑岩相比,交代富集程度较高(Hou et al.,2005)。
高Y-高Ba斑岩 通常为不含矿的正长斑岩,大量发育在整个富碱斑岩带内。其Y含量通常>20×10-6,Ba含量通常>1000×10-6,并变化于(1000～4000)×10-6之间。这类斑岩的Nb/Y值虽然也变化于0135～1125之间,但构成了一个Nb/Y-Ba正相关趋势(图6a),反映了区域性的俯冲板片流体交代与岩浆作用过程的联合控制(Hou et al.,2005)。
大多数含矿斑岩通常处于埃达克岩(adakite)区域内(图6b)(Defant et al.,1990),而不含矿的正长斑岩则处于埃达克岩区域外。典型实例是玉龙斑岩铜矿带,其含矿的二长(正长)花岗斑岩和少量的含矿正长斑岩以低Y和高Sr/Y比处于埃达克岩区内,而不含矿的正长斑岩以其较高的Y含量而处于埃达克岩区之外(图6b)。此外,含矿斑岩的高SiO2 (>63%)、高Al2O3(>15%,在SiO2=65%条件下)特征以及L REE与HREE强烈分馏和无Eu负异常诸特征,也证明其具有埃达克岩地球化学亲合性
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矿 床 地 质 2006年
图6 高原东缘富碱斑岩的Ba-Nb/Y图(a)和Y-Sr/Y图(b)图6a显示含矿与非含矿斑岩具有不同的地球化学变异趋势
(Hou et al.,2005);图6b反映含矿斑岩具有埃达克岩亲合性
(Defant et al.,1990)
Fig.6 Ba versus Nb/Y(a)and Y versus Sr/Y(b)plots
of alkali-rich porphyries in east Tibet
6a shows that ore-bearing porphyries and barren porphyries
have different variation trends,6b demonstrates that alkali-rich porphyries have an adakitic affinity(Defant et al.,1990)
(Defant et al.,1990)。然而,与典型的埃达克岩相比,该区的含矿斑岩则相对高钾和富集L IL E,因此,可将这套含矿斑岩称为似埃达克岩(adakite-like)。3.1.4 成矿系统
喜马拉雅期斑岩Cu-Mo(-Au)矿床,多数围绕含矿斑岩体发育矿化,形成筒状或不规则状矿体。含矿斑岩多数全岩矿化,其中发育脉状-细脉浸染状矿化,斑岩与围岩接触带发育夕卡岩化,其中形成透镜状矿体。典型实例包括玉龙铜矿、马拉松多铜矿、多霞松多铜矿、马厂箐铜钼矿、西范坪铜金矿等(芮宗瑶等,1984;唐仁鲤等,1995;Hou et al.,2003a; 2006a)。围岩蚀变多呈环状分布,中央为K-硅酸盐化带,中间为石英-绢云母化带,边缘为青磐岩化带,局部或外围发育夕卡岩化带(芮宗瑶等,1984;唐仁鲤等,1995)。成矿流体主要来自含矿斑岩岩浆演化晚期的分凝流体,晚期有少量天水注入成矿流体系统。在流体演化过程中(600～350℃),不断发生流体沸腾,导致Cu-Mo金属沉淀(图7)。
少数矿床发育复杂的成矿系统。玉龙斑岩铜矿晚期叠加浅成低温热液Cu-Au矿化,马厂箐矿床晚期在外围叠加Au矿化,纳日贡玛斑岩铜矿外围发育夕卡岩型Pb-Zn矿化和热液脉型Ag多金属矿化。例如,在玉龙矿区,伴随区域隆升,斑岩岩浆-热液成矿系统逐渐被浅成低温热液系统所取代,其主要产物是广泛发育高级泥化(advanced argillic alte-ration),受热液爆破期形成的断裂破碎带控制,叠加于早期形成的斑岩铜矿热液蚀变带之上,形成环绕K-硅酸盐化带和石英-绢云母化带的高级泥化带(Hou et al.,2006d)。伴随晚期高级泥化蚀变,发育以辉铜矿+砷黝铜矿+铜蓝+斑铜矿+自然金+铜金矿为主的高硫型铜-金矿化,环绕斑岩铜钼矿体分布,形成高品位的Cu-Au矿带(Hou et al.,2006d)。形成高硫型铜-金矿化的热液是一种富CO2的低温(<350℃)、低盐度〔w(NaCl eq)<12%〕大气水,可能有少量的岩浆挥发分注入(图7)(Hou et al., 2006d)。
3.2 碳酸岩-正长岩杂岩REE成矿作用
3.2.1 时空分布
与碳酸岩-正长岩杂岩有关的REE成矿事件集中发育于扬子地块内部,受晚碰撞期活化的走滑断裂系统的控制,形成长达270km的冕宁—德昌REE 矿带(图3a)(袁忠信等,1995)。在牦牛坪REE矿区,正长岩的全岩K-Ar年龄为4018Ma,碳酸岩的钠铁闪石K-Ar年龄为3117Ma(蒲广平,2001)。在木落寨矿区,含矿正长岩的全岩40Ar/39Ar年龄为3112Ma,而在里庄矿区,含矿正长岩40Ar/39Ar年龄则为2711Ma(田世洪,2005)。反映出该REE成矿事件与斑岩成矿事件具有类似的成矿时限,受控于统一的地球动力学过程。
3.2.2 成矿环境
冕宁—德昌REE矿带虽然分布于扬子地块的二叠纪古裂谷带内,但成岩成矿年龄资料证实,碳酸岩-正长岩杂岩及其REE成矿事件均发生于喜马拉
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第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
图7 玉龙斑岩铜矿流体包裹体盐度-温度变化(a)及其成矿流体系统的可能解释(b)(据Hou et al.,2006d)
成矿流体在>620°C出溶,具临界或超临界性质。在600°C发生不混溶,产生共存的高盐度流体和富蒸气流体。在340～480°C,广泛发生相分离,伴随强烈的蚀变与Cu-Mo矿化。富蒸气流体向低温天水注入并混合的方向演化,导致浅成低温热液Cu-Au成矿
作用
Fig.7 Homogenization temperature versus salinity of vari-ous fluid inclusions(a)and a possible explanation for fluid
evolution(b)of the porphyry-epithermal hydrothermal system at Yulong(after Hou et al.,2006d)
Ore-forming fluids experience exsolution at>620°C,showing critical or supercritical property.Unmixing happens at600°C,producing co2 existent high-salinity fluids and vapor-rich fluids.At340～480°C, extensive phase separation takes place,accompanied by intense alte-ration and Cu-Mo mineralization.Vapor-rich fluids enter and are mixed with low-temperature meteoric water,resulting in epithermal
Cu-Au mineralization
雅期,大规模的REE矿化不是发生于大陆裂谷发育阶段,而是形成于印度—亚洲大陆碰撞晚期(Hou et al.,2006b)。如前所述,印度—亚洲大陆的晚碰撞造山,在高原东部形成所谓的东部碰撞带(Wang et al.,2001),发生陆内转换造山作用,并发育一系列新生代走滑断裂系统。发育于扬子地块西缘的大规模走滑断裂系统控制了金沙江—红河富碱侵入岩带的发育(40～24Ma),发育于扬子地块内部的大规模走滑断裂系统继承并改造了古裂谷期的断裂带(如小江断裂等),同时,控制了冕宁—德昌碳酸岩-碱性岩杂岩及其REE矿床的发育(图3b)(Hou et al., 2006b)。很明显,这条规模巨大的稀土元素矿带以其产出的陆内转换造山带背景和陆内走滑断裂环境而明显不同于人们所熟知的大陆裂谷环境。
3.2.3 矿化系统
通过对冕宁—德昌REE矿带若干典型矿床(牦牛坪、大陆槽、木落寨、里庄)的系统研究,至少识别出3种不同的REE矿化式样,即,牦牛坪式、里庄式和大陆槽式。这3种不同的矿化式样反映出冕宁—德昌REE矿带的不同地段具有不尽相同的矿化时代、矿化式样和成矿物理-化学条件(Hou et al., 2006c)。
牦牛坪式矿化 以十分发育的脉状-网脉状矿化系统和伟晶-粗晶矿化为特征。该脉状-网脉状矿化网络系统在矿区北部表现十分明显。在该脉状-网脉状矿化系统中,大脉可宽达30cm,或相互密集平行,或相互交叉连通,网脉系统发育在大脉系统的外围,并将其包络。伟晶-粗晶矿化脉十分发育,按矿物组合可分为:氟碳铈矿-霓辉石-萤石-重晶石组合,氟碳铈矿-萤石-重晶石-方解石组合和氟碳铈矿-重晶石-微斜长石伟晶岩组合(阳正熙等,2001)。同位素资料表明,成矿流体主要来自分异的碱性岩-碳酸岩岩浆系统,热液系统维系时限较长,温度自540℃至100℃(袁忠信等,1995;阳正熙等,2001;牛贺才等,1994)。流体包裹体温压估算表明,成矿作用发育于古潜水面下018～118km之下(袁忠信等, 1995),处于一个相对封闭的环境,可能代表了冕宁—德昌REE矿带的中部矿化(Hou et al.,2006c)。
里庄式矿化 以发育浸染状和脉状矿化为特征。矿化主要发育于岩浆碳酸岩体内部,氟碳铈矿多与萤石呈浸染体嵌布于岩浆碳酸岩内,形成REE 矿化透镜体;局部呈脉状和细脉状产出,形成规模较小的矿脉。根据碳酸岩体上覆的志留系—三叠系沉积序列厚度和流体包裹体p-t条件估计,其成矿发生在相对较大的静岩压力之下,成矿深度估计为215～310km,代表了冕宁—德昌REE矿带最深部的矿化(Hou et al.,2006c)。
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矿 床 地 质 2006年
大陆槽式矿化 以发育角砾岩筒型REE矿化为其重要特征(Hou et al.,2006b)。在该区,含矿的碱性岩-碳酸岩杂岩体侵位于侏罗系地层之内,侵位深度最浅。经初步的野外调查和地质草测,发现区内发育3个角砾岩筒,REE矿化体均产于角砾岩内。据流体包裹体p-t条件估计,其成矿发生在相对较小的静岩压力之下,成矿深度估计小于118kmΟ,具浅成低温矿化特点,可能代表了冕宁—德昌REE矿带的最浅部矿化形式(Hou et al.,2006c)。
3.2.4 流体系统
根据REE矿床的矿物共生组合、流体包裹体和同位素地球化学资料,可大致重塑REE矿床成矿流体系统的演化过程。此过程包括:①不混溶的碱性岩-碳酸岩岩浆系统在浅成环境下出溶岩浆流体;②高温含硫酸盐的NaCl-KCl卤水(岩浆流体)发生沸腾或不混溶,导致氟碳铈矿和硫酸盐沉积;③最后,流体与低温酸性大气水混合,导致少量硫酸盐和硫化物沉积(Xie et al.,2006)。
初始岩浆流体沿裂隙带贯入,在相对封闭的环境下,形成伟晶状脉状系统,交代围岩,形成强烈的霓长岩化。流体冷凝至450℃,发生石英及少量萤石和氟碳铈矿沉淀(Hou et al.,2006c)。氟碳铈矿和萤石的广泛沉积出现于流体不混溶阶段,温度介于210～480℃(袁忠信等,1995;阳正熙等,2001)。在牦牛坪,流体系统大约在330℃发生不混溶,而在大陆槽,不混溶则大致出现于300℃左右。其结果,导致热液系统出现强烈的角砾岩化,并形成角砾岩筒。沸腾后的成矿流体大致在100～200℃与外来的天水流体发生混合,导致细粒石英和细粒氟碳铈矿快速沉积,连续混合和温度降低引起氟碳铈矿-重晶石-方解石以及硫化物沉积(Xie et al.,2006)。
3.2.5 成矿模式
通过冕宁—德昌REE矿带典型矿床的对比研究,Hou等(2006c)提出了REE矿带成矿“三层楼”模式(图8)。强调在不同的p-t条件下发育不同的矿化系统。在较深的相对封闭的成矿环境,发育里庄式矿床;在中等深度和相对封闭的成矿环境,主要发育牦牛坪式矿床;而在近地表环境,则发育以角砾岩系统为特征的大陆槽式矿床。3.3 热卤水型Pb-Z n-Ag-Cu成矿作用
热卤水型Pb-Zn-Ag-Cu成矿作用主要集中于高原东缘的兰坪大型盆地内,形成超大型铅锌矿1个,大型银矿2个,中型铜银多金属矿3个,小型矿床(点)多达百余个(厥梅英等,1998),构成高原东缘最重要的铅锌银多金属富集区(图9)。
3.3.1 成矿环境与构造控制
兰坪大型盆地是一个由多个不同性质的盆地单型所构成的大型复合盆地,历经了晚三叠世—早侏罗世陆内裂谷盆地、中侏罗世—白垩纪拗陷盆地和喜马拉雅期走滑拉分盆地3阶段发育过程。该盆地的充填序列主要包括上三叠统碳酸岩-细碎屑岩系、侏罗系—白垩系杂色-红色碎屑岩系及第三系含盐碎屑岩系(云龙组)和磨拉石建造(果朗组和宝相寺组),其中,上三叠统三合洞组灰岩、侏罗系花开左组泥质粉砂岩和云龙组粉砂岩,作为盆地内的重要含膏盐建造,与成矿密切相关。值得注意的是,盆地的充填序列常被新生代(30～40Ma)富碱幔源侵入体浅成-超浅成侵位,遥感资料和地球物理探测资料证实,该盆地深部存在岩浆房或低速高导体(边千韬, 2000;薛春纪等,2002),反映出第三纪拉分盆地乃至新生代热液成矿作用与走滑断裂系统及其伴生的岩浆活动有着内在成因联系。
构造综合分析表明,伴随着印度—亚洲大陆碰撞,兰坪盆地在第三纪中—晚期经历了由早期的EW向对冲到晚期的由W向E逆冲推覆及相关的走滑构造作用,形成了一系列推覆构造组和复杂几何形态(徐启东等,2003)。在盆地东侧(如金顶地区),从金沙江构造带到盆地中部,发育一系列东倾的逆冲断裂,使三叠纪—白垩纪地层逆冲推覆于云龙组碎屑岩系之上,并形成一系列构造圈闭和推覆体构造群,其中,卷入到后期逆冲推覆构造之中的大型构造圈闭或构造穹隆,为一些大型Pb-Zn矿床(如金顶)提供了重要的赋矿空间。在盆地西侧(如白秧坪地区),从澜沧江构造带到盆地中部,一系列西倾的逆冲断层将三叠纪、侏罗—白垩纪地层依次推覆到云龙组碎屑岩系之上(图9),这一系列逆冲断层很可能在深部构成一个主滑脱带,控制了区域流体活动与成矿。值得重视的是,通过兰坪盆地重力、航磁
Ο杨光明,常 诚,左大华,刘学良.1998.四川省德昌县DL稀土矿床成矿条件研究.1～89.研究报告.内部资料.335
第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
图8 冕宁—德昌REE 矿带成矿模式示意图
(据Hou et al.,2006c )
a.大陆槽式REE 矿化,以角砾岩筒矿化为特征;
b.牦牛坪式REE
矿化,以复杂脉状矿化系统为特征;c.里庄式REE 矿化,以浸染
状-脉状矿化为特征。1—角砾岩筒;2—碳酸岩-碱性岩杂岩体;3—霓长岩化晕;4—网状脉;5—浸染状矿体;6—伟晶状矿体;7—脉系;8—成矿流体;9—雨水;10—元古代花岗岩;11—中生代
花岗岩
Fig.8 An ideal model for the formation of REE de posits in Mianning-Dechang REE belt ,western Sichuan (after Hou et
al.,2006c )
a.Dalucao-style REE mineralization ,characterized by breccia pipe mineralization ;
b.Maoniuping-style REE mineralization ,characte-rized by complicated veinlike minerlization system ;
c.Lizhuang-style REE
minera-lization ,characterized by disseminated-veinlike minera-lization.1—Breccia pipe ;2—Carbonatite-alkalic complex ;3—Feniti 2zation halo ;4—Stockwork vein ;5—Disseminated ore ;6—Peg 2matitic ore ;7—Vein system ;8—Ore-forming fluids ;9—Meteoric
water ;10—Proterozoic granitoid ;11—Mesozoic granitoid
解译,结合构造学、岩石学和矿床学研究,发现兰坪—思茅盆地存在EW 向构造,从北向南依次识别出
中甸—小西、兰坪—鹤庆和永平—姚安—大理等EW 向构造带(王安建,未刊资料),
其很可能为自西
图9 兰坪盆地构造格架与矿床分布(据薛春纪等,2002)
1—渐新世角砾岩,始新世砂岩、角砾岩;2—古新世云龙建造;3—中侏罗统—下白垩统砂质泥岩、砂岩和砂屑岩;4—中—下三叠统中、酸、基性火山岩;5—上三叠统灰岩;6—古生代浅变质复理石建造;7—前寒武纪—泥盆纪变质岩;8—喜马拉雅期幔源侵入体;9—燕山期二长岩和石英二长岩;10—地质界线;11—主要断裂;12—金沙江断裂;13—澜沧江断裂;14—兰坪—思茅断裂;15—推覆断
裂;16—生长断层
Fig.9 Sketch geological map showing tectonic framework
and distribution of Ag-polymetallic deposits in the Lanping
basin (after Xue et al.,2002)
1—Oligocene breccias ,Eocene sandstone and breccias ;2—Paleocene Yunlong Formation ;3—Middle J urassic through Lower Cretaceous clastic rocks ;4—Middle-Lower Triassic volcanic rocks ;5—Upper Triassic limestone ;6—Paleozoic slightly metamorphosed flysch ;7—Precambrian through Devonian metamorphic rocks ;8—Himalayan in 2trusions of mantle origin ;9—Y anshanian diorite and quartz diorite ;10—G eological boundary ;11—Major fault ;12—Jinshajiang fault ;13—Lancangjiang fault ;14—Lanping-Simao fault ;15—Thrust
fault ;16—Growth fault
而东区域性迁移的热液流体提供了重要通道(chan 2nel fluid flows ),从而导致了兰坪矿集区“南北等距,东西分带”的矿床分布规律。3.3.2 矿化系统与时空分带
兰坪矿集区内重要矿床的空间分布呈现“南北
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等距,东西分带”的规律(图9)。所谓“南北等距”,是指矿集区内重要矿床或矿田在南、北方向上呈近等距离(20～30km)分布,自南而北,依次发育白洋厂矿床、金顶矿床和白秧坪矿田,可能受近EW向隐伏断裂构造的控制。“东西分带”主要体现在北段的白秧坪地区,其西南部向东北,依次发育Cu-Ag矿化(金满、科登涧、小格拉)、Ag-Pb-Zn-Cu矿化(吴底厂、富隆厂、三山、下五区、白秧坪)和Pb-Zn-Ag矿化(菜子地、麻栗坪、东庄)(徐启东等,2004),更可能受自西而东的逆冲推覆系统的控制(图9)。
由于目前缺乏精准的测年资料,兰坪矿集区内矿床的时间演变规律尚不清楚。在金顶矿区,根据3个基本地质事实:①三叠纪—白垩纪地层作为推覆体覆盖于第三系云龙组乃至果朗组和宝相寺组之上,②云龙组及其上覆的三叠系—白垩系推覆体均发生强烈矿化,③成矿物质及惰性气体具有幔源物质贡献(Xue et al.,2000),推测其大规模成矿应发生于40～30Ma。在白秧坪矿区,由于控制成矿作用的逆冲构造活动主要表现为由西向东的推覆,因此,其成矿应稍晚于金顶矿区。尽管前人利用石英的Ar/Ar测年给出了一个较老的年龄范围(63～54 Ma)(薛春纪等,2003),但似乎与地质事实不相符。最近,王彦斌等(2005)报道了金满铜矿热液绢云母的Ar/Ar年龄,给出了37Ma的成矿年龄。
3.3.3 成矿特征与成矿机制
前人已对金顶Pb-Zn矿做了大量工作,因篇幅所限,参考文献恕不能一一列出。在此仅强调几个要点。①金顶矿区经历了走滑拉分与膏盐建造沉积(第三系)、逆冲推覆作用与构造穹隆发育、构造圈闭充填与破坏等地质演化历程。②构造圈闭或穹隆主要由区域性挤压和逆冲推覆而成,矿体主要储积于构造穹隆内,主要在多孔的云龙组碎屑岩层及其上覆的推覆体底部成矿,呈板状体或透镜体产出,总体上具有“蘑菇状”空间形态(修群业等,2005)。
③金顶矿区存在3种角砾岩:构造角砾岩,膏溶角砾岩和液爆角砾岩。膏溶角砾岩在矿区广泛出露,角砾以黑色臭灰岩、泥灰岩、细砂岩和含砾砂岩为主,胶结物主要由砖红色、紫红色的泥岩和粉砂岩组成,在垂向上有分层现象,空间上呈似层状分布,反映出盐丘坍塌特征。液爆角砾岩是一种矿化角砾岩,见其灌入膏溶角砾岩内,角砾主要为黑色臭灰岩,胶结物为富含铅锌的氧化矿,显示出一种高压流体爆发式排泄特征(王安建等,未刊资料)。④在金顶矿区识别出3种沥青:软沥青、脆沥青和稠状油质沥青,它们或出现于灰岩型氧化矿体中,沿不规则裂隙分布,或在黑色灰岩岩块的空洞、裂隙中与天青石密切共生。经分析,沥青为热降解沥青,是油藏遭到破坏的残余物,推测矿区可能出现过油藏(王安建等,未刊资料)。⑤矿床显示出一定的矿化分带,总体上,由深至浅,表现为Sr+Ba→Fe→Zn+Pb→Pb或天青石+重晶石→黄铁矿+白铁矿→闪锌矿+方铅矿→方铅矿(罗君烈等,1995)。⑥成矿流体为中等盐度〔w(NaCl eq)=5%～20%〕的中低温(52～309℃)的热卤水,具有较大的流体压力(32～23MPa)(温春齐等,1995)。由此可见,金顶矿床以其独特的特征显著有别于人们所熟知的MV T、SEDEX和砂岩型(SST)矿床。据此,王安建等(未刊资料)初步提出了金顶超大型铅锌矿床的成因模型。该模型强调,构造挤压与逆冲推覆,在金顶形成构造圈闭和穹隆,其中,富含膏盐地层形成盐丘;在盐丘空间内经历了短暂的油气聚集后,深部高压含矿流体爆发式排泄,破坏盐丘封闭层,破坏油气藏,淀积金属硫化物和硫酸盐。
兰坪矿集区北部的多金属成矿作用与金顶矿床不尽相同。区域流体长距离迁移与成矿的特征表现比较明显,主要体现在:①所有的多金属矿化均受控于自西而东逆冲推覆的主干断裂及其断裂破碎带,矿体主要产于多孔中粗粒砂岩与低渗透率碳泥质岩的界面上或过渡带内,多呈大脉状、透镜状及似层状,脉状、网脉状、细脉浸染状和角砾状构造发育;
②矿化显示出自西而东的元素分带,与之对应,金属矿物组合也显示出黄铜矿+斑铜矿+黝铜矿→黝铜矿+方铅矿+闪锌矿+辉银矿→方铅矿+闪锌矿的变化趋势,脉石矿物组合也由石英脉向碳酸盐脉递变(徐启东等,2004);③矿化产出层位逐次增高,从推覆构造下盘的C—J构造层→T—E构造层→推覆构造上盘的T构造层;④区域脉体的流体包裹体与矿床的稳定同位素资料均显示出区域性系统变化规律(徐启东等,2003;2004)。这些特征表明,受压应力或压扭应力驱动的区域流体,以逆冲推覆构造断裂系统为运移通道,自西而东长距离迁移,沿途不断从流经的岩石、地层中萃取和集聚成矿物质,并在合适的构造部位(断裂交汇部位)淀积成矿(图10)。
3.4 造山型或/和剪切带型Au成矿作用
3.4.1 时空分布与构造控制
与大规模走滑剪切有关的剪切带型金矿化至少形成了2条大型金矿带,即哀牢山金矿带和锦屏山金矿带(图11)。
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第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
图10 兰坪盆地北段区域流体迁移与成矿示意图
Fig.10 Schematic cross -section illustrating the migration of regional fluids and mineralization styles
in the northern segment of the Lanping basin ,Yunnan
图11 哀牢山金矿带构造格架与矿床分布(据李兴振等,1999修改)
Fig.11 Simplified geological map showing tectonic framework and deposit distribution in the Ailaoshan gold belt
(modified from Li et al.,1999)
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35 矿 床 地 质 2006年
哀牢山金矿带 沿古生代蛇绿岩-混杂岩(构造岩片)带分布,长120km,宽500～5000m,由4个大型(老王寨、冬瓜林、金厂、大平)、8个中型和30余处小型Au矿床及矿点构成(图11)。该矿带受红河剪切带(Red-River shear zone)控制,金矿田或金矿床受NW向脆性剪切带与近EW向逆冲断裂带的交汇部位控制,单个矿床或矿体受不同岩性层脆、韧性剪切带控制(胡云中等,1995)。
哀牢山金矿带以往的直接和间接的成矿年龄资料比较分散(胡云中等,1995),最近的测年给出了一个统一的新生代成矿年龄范围(王登红等,2005)。含金石英和铬云母Ar/Ar测年,给出了墨江金厂金矿的成矿年龄范围为63～54Ma(应汉龙等,2005),而与矿化有关的正长岩或正长斑岩的Rb-Sr测年,给出了金平铜厂金矿的间接成矿年龄为41～34Ma (王登红等,2005)。根据与矿化有关的各类煌斑岩的年龄资料,胡云中等(1995)认为,镇沅老王寨金矿形成于40～28Ma;谭雪春等(1991)估计,库独木金矿也形成于类似时段(29Ma)。看来,哀牢山金矿带的成矿年龄很可能有2个时段,早期(63～54Ma)可能发育于印—亚大陆主碰撞期,属于典型的造山型金矿,而晚期(40～28Ma)则发育于晚碰撞期,属典型的剪切带型金矿。
锦屏山金矿带 主要发育于锦屏山陆内造山带中南段,受不同类型的剪切带控制,主要由北部的康定大渡河矿集区、中部的石棉田湾矿集区和南部的锦屏山矿集区构成(骆耀南等,1998)。康定大渡河矿集区的金矿受逆冲-推覆剪切带和滑脱型剪切带控制,主要产于前震旦系基底杂岩内的网络状剪切带内,代表性矿床包括黄金坪、白金岩子和三碉等金矿。含金脉石英的40Ar/39Ar坪年龄表明金矿主成矿期年龄为27～21Ma(Wang et al.,2005)。石棉田湾矿集区的金矿受鲜水河走滑断裂和滑脱型剪切带控制(骆耀南等,1998),主要产于基底与盖层的主滑脱带中,矿体就位于韧—脆性构造叠加部位(骆耀南等,1998),代表性矿床首推田湾菩萨岗金矿。千糜岩多硅白云母K-Ar年龄(1514～2112Ma)(骆耀南等,1998)和含金脉石英40Ar/39Ar坪年龄(26167 Ma)(Wang et al.,2005)限定其成矿年龄介于27～15Ma之间。锦屏山矿集区的金矿受滑脱型剪切带控制(骆耀南等,1998),主要产于盖层基性变火山岩的韧性剪切带内,以茶铺子金矿为代表,矿体呈透镜状产于沿剪切带分布的白云石化交代岩内。据区内产出的金矿化花岗斑岩脉的K-Ar年龄(3119Ma)推断,成矿期在30Ma左右。
3.4.2 成矿特征与物质来源
与剪切带有关的金矿,总体上以石英脉型和构造蚀变岩型矿化为主,但在不同矿区,略显差异。
在哀牢山金矿带,依据含金建造和矿石类型,可细分出3种模式,即老王寨式、金厂式和库独木式。老王寨式矿床直接产于下石炭统强烈黄铁矿化、白云石化和绢云母化的基性熔岩、角砾岩、角砾熔岩和沉凝灰岩及石英杂砂岩和绢云板岩内。库独木式矿床产于中石炭统黄铁矿化和绢云母化凝灰岩和基性熔岩的顺层剪切带内。金厂式矿床则主要产出于超基性岩体的外接触带内,形成强硅化和碳酸盐化超基性岩型Au矿体和交代硅质岩型Au矿体,这些矿体多呈脉状、透镜状和似层状产出,矿脉充填断裂破碎带,形成含金石英脉和透镜体,热液交代镁铁质超基性岩接触带,形成似层状、透镜状含金石英岩矿体(胡云中等,1995)。
哀牢山金矿带矿床流体包裹体资料表明,成矿流体均一化温度为110～280℃,估算的成矿压力为(720～400)×106Pa(胡云中等,1995)。硫化物矿石的δ34S值为-2137‰～3160‰,均值为0160‰,反映出硫化物的硫具幔源硫来源(胡云中等, 1995);含矿围岩及黄铁矿的δ34S值为-8138‰～5107‰,均值为0182‰,与矿石硫δ34S值接近,暗示围岩中的硫也主要来源于深部幔源。脉石矿物流体包裹体的氢-氧同位素资料表明,成矿流体是一种由岩浆水与大气水以不同比例混合的流体,其中,金厂式矿床以岩浆水为主,而老王寨式矿床则以大气水为主(胡云中等,1995)。最近的He-Ar同位素系统研究揭示,成矿流体中有地幔气体的贡献(胡瑞忠等,1999)。
4 晚碰撞转换成矿的深部过程
如前所述,青藏高原碰撞造山带晚碰撞转换成矿作用主要发育于高原东缘的陆内转换造山环境,受大规模走滑-推覆-剪切作用的控制。这类成矿作用显示出4个重要特征:①通常发育于峰期年龄为(35±5)Ma的不连续的钾质火成岩省内,与幔源或壳/幔混源岩浆活动密切相关;②成矿物质(金属、流体、气体)的最终源不同程度地与深部物质,特别是幔源岩浆关系密切;③不论是与Cu-Au和Pb-Zn-Cu-Ag矿化有关的富碱斑岩,还是与REE矿化有关
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第25卷 第5期 侯增谦等:青藏高原碰撞造山带:Ⅱ.晚碰撞转换成矿作用
的碳酸岩-碱性岩及与剪切带Au 矿化有关的煌斑岩,其形成均与深部软流圈活动有着千丝万缕的联系;④成矿作用主要发育于40～21Ma 时段,其中,斑岩型铜钼金矿化、REE 矿化和热卤水Pb-Zn-Ag-Cu 矿化及部分剪切带型Au 矿化,多集中发生在(35±5)Ma 。这些特征暗示,高原东缘陆内转换造山环境的岩浆-热液-成矿作用受控于统一的深部作用过程,可能与软流圈上涌密切相关。
地震层析成像表明,在高原东缘陆内转换造山带下部(97～99°E ),发育一个源自450km 深处的、显著低速的软流圈上涌体,在200～250km 深处被细颈化后,继续向上涌流,导致上覆岩石圈减薄至70～80km (刘福田等,2000),在腾冲现代火山区下部,底侵的软流圈物质甚至局部热蚀掉岩石圈地幔(钟大赉等,2001)。在空间上,该软流圈上涌体不是呈大面积性的“蘑菇”状,而是呈区带性的直立“瓦板状”,沿NNW 向陆内转换造山带展布(钟大赉等,2001)。软流圈上涌体的形成可能与陆块的相向俯冲有关。刘福田等(2000)的地震层析成像及钟大赉等(2001)的速度图像均显示,向西倾伏的扬子地块俯冲板片沿红河走滑断裂向西俯冲,大约在100°E 左右,俯冲板片变陡,前缘抵达250km 深处,其地表
位置大致在嘉黎走滑断裂以东(99～102°E )。近1000个天然地震参数资料表明,印度大陆板片以缓角度俯冲于特提斯喜马拉雅之下,俯冲前缘抵达96～97°E 后,突然下插并近垂直延深至180km (姜朝松等,2000;王椿庸等,2002),其地表位置大致在嘉黎—高黎贡走滑断裂以西(94～
97°E )。这两个大陆板片的相向俯冲,可能诱发了软流圈物质的上涌。当然,在印度大陆向N E 推挤和斜向俯冲会聚作用下,拉萨陆块发生向N E 方向的陆内俯冲(Wang et al.,2001),也可能起到印度大陆俯冲板片的功能,它与扬子陆块的相向会聚和陆内俯冲同样可能诱发软流圈上涌体的发育,对冲的板片前缘可能导致了软流圈上涌体的细颈化。
Wang 等(2001)利用兰坪—思茅褶皱带西侧陆块的向东俯冲解释了藏东富碱斑岩带的发育。这一构造模式与高原中部拉萨地块向北发生陆内俯冲导致藏北火山岩的构造模式,总体上是一致的。然而,这种局部性的陆内俯冲,难以解释扬子陆块内的含矿斑岩及碳酸岩-碱性岩的形成机制。因相向陆内俯冲而诱发的软流圈上涌,不仅为富碱斑岩的形成(钟大赉等,2001),而且为整个不连续的钾质火成岩省的发育提供了合理的解释(Guoet al.,2005;Hou
图12 青藏高原晚碰撞转换成矿作用的构造模式
Fig.12 A possible tectonic model for metallogeny in the late-collisional transformation setting of the Qinghai-Tibet plateau
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et al.,2006b)(图12)。藏北羌塘地区30Ma以来的
钾质-超钾质火山岩及超镁铁质岩也为上涌软流圈的贡献提供了重要证据。
总之,由于印度大陆与扬子地块斜向汇聚和相向俯冲,高原东部至少在26Ma前处于压扭状态,并诱发大规模走滑断裂、强烈逆冲和剪切作用。曾经遭受古洋壳板片流体强烈交代的壳幔过渡带,在软流圈构造-热侵蚀以及小股熔融体的注入作用下,发生部分熔融。过渡带下部金云母橄榄岩的熔融产生了正长岩岩浆,而下地壳角闪榴辉岩的熔融,产生了含矿的似埃达克岩质岩浆(Hou et al.,2005)。这些斑岩岩浆沿走滑断裂及其与基底断裂交汇所形成的通道浅成侵位,并在局部拉张和应力释放的环境下分凝出成矿岩浆流体,发育为斑岩岩浆-热液成矿系统(Hou et al.,2003a)。偏酸性的二长花岗斑岩岩浆可能分凝出富Cu流体,形成斑岩铜矿,而偏中性的二长斑岩岩浆则分凝出富Au(和Pb-Zn)流体,形成斑岩金(铅-锌)矿。富碱岩浆在兰坪—思茅大型盆地内的浅成侵位,不仅作为重要的热源,与区域压扭应力共同作用,驱动了区域规模的热水流体对流循环和侧向迁移,而且作为重要的储库,可能为成矿热液系统提供了部分金属物质和少量成矿流体(Xue et al.,2000)。同时,因羌塘陆块(及拉萨陆块)向东发生陆内俯冲,而使兰坪—思茅大型盆地演变成前陆盆地(Wang et al.,2001),其结果也会引起大量俯冲带流体向前陆盆地汇聚(Oliver,1992;Deming,1992;
G arven,1993),为盆地内的热卤水成矿提供了重要条件(Johnston,1999)。软流圈上涌,还导致含有地壳深循环物质的富集地幔发生熔融,产生富CO2的硅酸盐熔体,后者因发生不混溶而产生碳酸岩-正长岩,并派生出富含REE的成矿流体,从而发育碳酸岩浆-热液REE成矿系统。红河断裂和鲜水河断裂的左行走滑与强烈剪切,不仅导致了大量煌斑岩脉沿走滑断裂带分布,而且导致了剪切带型金矿带的形成(图12)。
感 谢 本文在研究及成文过程中,得到项目专家组成员钟大赉院士、翟裕生院士、滕吉文院士、郑绵平院士,以及科技部联系专家李廷栋院士、丁国瑜院士和许东禹研究员的指导。与聂凤军、芮宗瑶、曲晓明、杨岳清等研究员的讨论也使笔者受益匪浅。在此表示衷心感谢。R eferences
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Liu C Q,Huang Z L,Xu C,Zhang H X,Su G L,Li H P and Qi L.
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矿 床 地 质 2006年
造山带的深部过程与成矿作用 1．国内外研究现状及存在问题 矿产资源和能源历来是保障国民经济持续发展、支撑GDP快速增长、确保国家安全的重要物质基础。随着我国工业化进程的快速发展，对能源、矿产资源的需求量急剧增加，大宗矿产和大部分战略性资源日渐面临严重短缺的局面，并将成为制约我国经济快速发展的瓶颈。因此，深入研究能源和矿产资源的形成过程及成矿成藏机理，拓展新的找矿领域，增强发现新矿床的能力，是缓解我国当前大宗矿产资源紧缺局面的重要途径。 近年来，国内外矿床学理论研究和勘探技术得到了快速发展，在地壳浅表矿床日益减少枯竭的情况下，逐步提高深部矿床勘探和开发能力。例如，我国大冶铁矿床、红透山铜矿床、铜陵冬瓜山特大型铜矿床、新疆阿尔泰阿舍勒铜、金、锌特富矿床, 会理麒麟铅、锌矿床、山东增城、乳山金矿床等开采深度均已超过1000米, 有的矿床已近2000米（滕吉文等，2010）。加拿大萨德伯里( Sodbury) 铜-镍矿床已开采到2000米，最深矿井达3050米。南非金矿钻井深4800米。更为重要的是找矿勘探实践和地球深部探测实验证实，虽然绝大多数矿床的形成、就位和保存发生在地壳环境，但成矿系统的驱动机制和成矿金属的集聚过程则受控于岩石圈尺度的深部地质过程，地球深部蕴藏着巨量矿产资源，深度空间找矿潜力巨大。 深部过程与动力学是控制地球形成演化、矿产资源、能源形成，乃至全球环境变化的核心。因此，深入研究地球深部过程与动力学，不仅是提高人类对地球形成与演化、地球系统运行规律认识程度的重要途径，也是建立和研发新的成矿理论与勘查技术, 以促进我国找矿勘查的重大突破，是解决我国资源能源危机的根本途径。 20世纪90年代以来，国际地学界一直非常注重大陆岩石圈结构、深部作用过程和动力学研究，并将其作为国际岩石圈计划的主要研究领域。美国于20世纪70-80年代开展了地壳探测计划，首次揭示了北美地壳的精细结构，确定了阿帕拉契亚造山带大规模推覆构造，并在落基山等造山带下发现了多个油气田。欧
第十二章区域成矿研究 第一节区域成矿研究的发展 随着矿产发现和勘查资料的积累，地质学家注意到在各大陆都分布着一些以集中产出 某一种或几种矿床为特征的含矿地区。20世纪初以来，提出了成矿区域和成矿时代的概念，并对世界各地重要成矿区进行了综合研究。起初认识到很多重要金属成矿区内矿床的形成 与一定地质时代内强烈的地壳构造变动和岩浆活动有成因联系；到50年代中期，前苏联地质学家在开展区域矿产预测和找矿工作基础上提出了地壳活动带成矿规律的研究成果， 总结了这类地区从地槽到褶皱带发展的各个阶段中，与一定的构造环境、沉积建造和岩浆 活动有关形成一定类型矿床的矿床组合，而且这些类型的矿床组合常按一定的顺序产出的 规律性；之后，他们又对地壳稳定地区即地台和地盾内的成矿规律也按照相似的原则进行 了总结。 板块构造理论的提出为区域成矿研究提供了新的基础。矿床学家首先注意到在年代较 新的成矿地带中一些矿床的形成与大陆分裂扩张机制相伴发生。稍后，又把如斑岩型矿床、块状硫化物矿床等一些矿床的形成与板块边缘俯冲带构造和岩浆作用联系起来。研究成果的继续积累表明板块构造理论能够成功地解释板块边缘俯冲带及碰撞带构造演化中发育 的矿床，大陆内热点、裂堑和裂谷发展过程中形成的矿床以及大洋中脊地带及大洋盆地中 形成的各类矿床。到20世纪80年代初，一批关于矿床与板块构造关系的综合研究成果问 世，在Mitchell和Garson等人的著作中把几乎所有矿床类型产出的构造位置都放到一定的 板块构造背景中。板块构造这种关于全球构造的模式在近30年来为区域成矿研究提供了一个可以较为广泛使用的理论框架。 区域成矿近期研究中在多方面继续取得了进展。关于成矿时代最初是按照地质历史中 几次重要造山运动划分为前寒武纪、加里东、海西、中生代中晚期（燕山、金墨里）和新 生代（喜马拉雅或阿尔卑斯）几个成矿时代。20世纪70年代以来对地球早期历史研究认 识到太古宙和早元古代地壳的发育程度和特点决定了其成矿作用的特殊性。从显生宙以来发育典型板块构造并表现出与之有关的造山运动与成矿作用的旋回性。就整体而言，成矿 作用是随着地球和地壳各层圈的演化而表现出长期演化的。以前成矿区域研究一般只着重 分析岩浆作用或沉积作用等与成矿有关的某个单一地质条件，而且这种情况下只是把成矿区看作是一种成矿构造单元。现在研究成矿区带则是从区域地质发展历史探讨成矿作用的 时空域及其变化，板块构造为基础的成矿区带研究目的是揭示出板块构造各发展阶段中出 现的每种成矿有利构造背景和地质环境。成矿有利构造背景和地质环境也已成为建立矿床 成因模式首先考虑的条件之一。
区域成矿学(专升本)阶段性作业1 总分：100分得分：0分 一、单选题 1. 矿床学中讨论的成矿作用主要是指使有用元素达到工业要求的最后那一次。(4分) (A) 地质-地球化学过程 (B) 地质过程 (C) 地球化学过程 (D) 地质-化学过程 参考答案：A 2. 绝大多数有用元素在地球形成和地球的早期演化阶段都是处 于状态。(4分) (A) 分散 (B) 富集 (C) 相对分散 (D) 分散和相对分散 参考答案：D 3. 世界上大型、超大型矿床分布在板块构造边界带附近。(4分) (A) 100% (B) 50% (C) 95% (D) 75% 参考答案：C 4. 大洋板块与大陆板块的俯冲带可以分成。(4分) (A) 沟-弧-盆系和陆缘弧 (B) 陆缘弧和安第斯型大陆边缘 (C) 安第斯型大陆边缘 (D) 沟-弧-盆系和安第斯型大陆边缘 参考答案：D 5. 板块构造理论是研究地球的动力学问题，是目前地球科学的主导思想。(4分) (A) 地壳 (B) 岩石圈 (C) 地幔 (D) 软流层 参考答案：B 6. 矿床分布的极不均匀性与分布的不均匀性相关。(4分) (A) 矿物 (B) 岩石 (C) 元素 (D) 成矿带 参考答案：C
二、判断题 1. 成矿过程是成矿物质逐步浓集的过程。(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路： 2. 板块构造的每一发展阶段都显示了特定的构造环境，具有特征的岩浆、沉积和变质作用类型。(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路： 3. 俯冲带都具有沟-弧-盆这样的系统构成。(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 4. 绝大多数有用元素在地球形成和地球的早期演化阶段都是处于相对富集状态。(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 5. 大洋板块与大陆板块的俯冲带可以分成沟-弧-盆系和安第斯型大陆边缘。(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路： 6. 红海海渊中的喷流型矿床形成于洋中脊环境。(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 7. 地幔热柱晚期主要是地幔物质直接或间接成矿。(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路： 8. 成矿带成矿过程的分析主要研究成矿带在不同的区域构造环境下发生的一系列地质—地球化学过程，对形成不同矿床所作贡献和控制的规律性。(4分) 正确错误 参考答案：正确 解题思路： 9. 矿床学中讨论的成矿作用主要是指使有用元素达到工业要求的地质—地球化学过程。(4分) 正确错误 参考答案：错误 解题思路： 10. 板块构造理论是研究地球外壳——岩石圈的动力学问题，是目前地球科学的主导思想。(4分)
成矿学概念和起源 成矿学起源于大约100年前，在地学领域中已赢得了特定的地位。成矿学来源于法语术语“metallogenie”，Louis de Launay用于综合表示区域或全球矿床及其时空分布规律。该法语单词可写成英语“metallogeny"或"metallogenesis"，二者不同。前者集合了实际的合描述性的知识，后者则涉及成因。 我国有区域成矿学、成矿规律学和矿床成因学等不同译法，陈国达则译为成矿学。加拿大人Peter Laznicka将其细分为经验成矿学、矿床成因论和应用成矿学。 成矿学术语提出者Launay L．de（1882）最初认力，它是“研究地壳里面元素分布、组合和分配规律的”。后来，他（1906）强调研究矿床与区域大地构造联系的重要性，并据以提出“大地构造成矿学”一词。1913年，他又进一步阐明“成矿学研究矿床，其目的是寻找矿床的空间分布规律，以及矿床随深度的变化规律”。 美国学者Holmes（1928）则认为：“成矿学是从时代、区域大地构造和岩石学等方面对矿床进行成因研究”。 在30～40年代，前苏联学者认为：“成矿学是从矿床分布规律的观点来思考的金属成矿显示的总和”。其研究对象是“成矿带、成矿省、成矿区、矿区、矿带、矿结，查明含矿区和矿床的时空分布规律，预测新的含矿区”。 1987年，前苏联出版的《地质辞典》把它视作“矿床学的一部分，研究金属矿床在空间和时间上分布的地质规律”。 1980年，美国出版的《地质辞典》中，认为成矿学是“关于矿床生成的学问，着重研究矿床的时空分布规律与区域大地构造特征和区域岩石特征的关系”。 魏洲龄等在研究华北多因复成油气藏时提出：“油气成矿学，是一门以油气地质学、大地构造学、深部地质学为基础，研究油气形成过程，阐明油气时空分布，预测有利油气远景地段的综合性交叉学科”从以上成矿学概念的提出和发展过程可以看出，尽管不同学者有不同理解，但有两点是共同的：一是突出了从大地构造、区域构造等更宏观角度来研究矿床；二是注意强调了研究矿床形成和时空分布规律与大地构造、区域构造的关系。这就比较容易将成矿学同矿床学、矿床成因学等概念区分开来。 陈国达院士是我国成矿学研究的积极倡导者和奠基人。他多次强调了成矿学及其在中国加强研究的必要性（陈国达，1982，1985，1987，等），并对成矿学的定义、研究内容、研究范围和任务等进行了系统的总结和概括。 成矿学的研究范围 成矿学是从大地构造学的角度来研究矿床的形成机理和在地壳中的时空分布规律，即把矿床学这个相对较狭窄的领域与大地构造学结合起来，以探索成矿理论的一门综合性的边缘学科。 成矿学的研究范围包括：①各种金属和非金属矿床产出的大地构造环境、条件和形成机理，特别是它们形成和变化与不同大地构造单元的沉积建造、岩浆建造、变质建造、构造型相、地球化学、地球物理、深部地质作用等方面的关系；②这些矿床在时间上和空间上的分布规律的受大地构造单元类别及其演化阶段的控制；③各种矿床在不同大地构造单元中的产
龙源期刊网 https://www.doczj.com/doc/b313905565.html, 浅谈矿床的成矿系列与区域成矿规律 作者：谢天坤李小春 来源：《地球》2013年第02期 [摘要]目前的矿床学界最关注的一个核心问题是区域中矿床或者是矿化间的关系。这个问题在矿床学界受到了众多学者的足够重视，矿床学者们对此都进行了大量的研究。本文以矿床来为研究的对象，并利用成矿系列思想来对成矿规律进行研究。 [关键字]矿床成矿系列区域成矿规律 [中图分类号] P612 [文献码] B [文章编号] 1000-405X（2013）-2-79-1 1 矿床成矿系列的内含与划分 矿床成矿系列指的是在时空域中的基本矿床组合的自然体。它是组成全球矿床世界的主要组成部分，正是由于矿床成矿系列的存在才形成了全球矿床世界。它的定义可简略为：在特定的四维时间、空间域中，由特定的地质成矿作用形成有成因联系的矿床组合。 特定的时间域是指一定的地质历史发展阶段内，一般是指一个大地构造活动旋回或相对独立的构造活动阶段；特定的空间域是指一定的地质构造单元，是指上述地质构造活动所涉及的地质构造单元，亦就是成矿的地质构造环境，一般相当于形成的三级构造单元，或跨越或包含在老的构造单元内。 特定的地质成矿作用是指在此特定的时空域中发生的地质成矿作用；形成有成因联系的矿床组合是指在上述特定的时空域内由特定的地质成矿作用形成的矿床组合，它们之间存在着非常密切的成因联系。 这四个因素组成一个矿床成矿系列，构成特定时空域中一个矿床组合自然实体。因此，每一个矿床成矿系列在全球均是唯一的矿床组合实体。也可以说每一个矿床成矿系列就是一个完整的亦是最基本的成矿系统，如下图一所示为矿床成矿系列。 2 以大兴安岭北段为例分析其区域成矿的时空特征 在我国的大兴安岭北段大多是以金为主，多金属矿床并存的矿床，其成矿的时间是在燕山晚期，也有少许的矿床是在印支- 燕山早期形成的。该地区的矿床大多都分布在哈乌尔断裂向西及莫尔道嘎北向的前燕山期花岗岩与前中生代地层出露的隆起地，大部分的铅- 锌通常都位于得尔布干断裂西北侧的凹陷地区，其中铜等的多金属矿床一般都是位于这两者中间的过渡呆。总体来说，大兴安岭北段是由东南到北西依次表现为铅、锌、银矿带。另外，金等的多 金属矿床的分布空间是呈现由北东成带的，北西成行的时空成矿特征。
浅成低温热液矿床成矿作用 —以波尔盖拉金矿床及高松山金矿床为例
浅成低温热液矿床成矿作用 —以波尔盖拉金矿床及高松山金矿床为例 浅成低温热液型矿床是金、银矿床的一种重要类型。按林格伦(1922，1933)对浅成热液的定义，这类矿床包括贵金属(碲化物或硒化物)、贱金属、汞和辉锑矿等矿床，矿床是在低温(小于200℃)和中压条件下从有火成喷气的含水溶液中形成的，是指发生在浅处并常在火山岩中定位的矿化体，常出现一些不协调的矿物组合，即在同一矿床中同时出现高温矿物组合和低温矿物组合。现代矿床学研究认为这类矿床普遍存在过较高的成矿温度(200～300℃)，有时可达400℃，成矿压力低于112MPa。尽管如此，现在仍然沿用了/浅成低温这个术语，但概念的内涵已经发生了变化，并不意味着这类矿床必须形成于低温(如小于200℃)条件下。浅成低温热液矿床包括火山、次火山热液矿床，热泉型矿床以及微细浸染型矿床。前两类矿床的成矿围岩通常为火山岩、次火山岩。后一类矿床的成矿围岩为碳酸盐岩和碎屑岩。本文将只讨论前两类矿床。目前比较流行的分类如下：Silberman等(1986)将浅成热液矿床划分为高硫和低硫的富矿囊型以及高硫和低硫热泉型；Heald等(1987)分为明矾石-高岭石型(酸性硫酸盐型)和冰长石-绢云母型；Bonham(1986)将这类矿床为低硫型、高硫型和碱性岩型。其中以Heald的分类和Bonham的分类应用最广。 1.成矿背景及成矿作用 浅成低温热液矿床形成的构造环境主要为岩浆弧和弧后的张裂带。这种岩浆既可以是陆缘岩浆弧，也可以是岛弧环境。这样的构造在全球主要有3条，即:环太平洋成矿带、地中海-喜马拉雅成矿带和古亚洲成矿带。在环太平洋东西两带均发育有火山、次火山内外两条带。在环太平洋东带，浅成低温热液型矿床除沿美洲西海岸岩浆弧分布外，在弧后几百公里有一条平行于火山弧的弧后引张带。该带在不同地段表现形式不同，在北美，表现为盆地-山脉省，正断层广泛发育，地堑(盆地)和地垒(山脉)相间平行排列，其双峰式火山作用表明拉张应力场的存在，系弧后裂谷作用早期阶段的表现。盆岭省为北美一条长700 km的裂谷系的一部分。包括哥伦比亚河玄武岩的运道岩墙和斯内克河平原西部的地堑。在南美的安第斯山脉东侧，有大片高原碱性橄榄玄武岩发育，说明在火山弧的内侧，弧后引张作用广泛存在。在西太平洋也存在两条成矿带，一条从日本列岛经我国台湾、菲律宾、加里曼丹岛、巴布亚新几内亚及所罗门群岛，形成于岛弧环境。日本的菱刈、串木野、春日，中国台湾的金瓜石矿及新西兰的豪拉基矿带，巴布亚新几内亚的波尔盖拉矿均
[收稿日期]2002-04-01;[修订日期]2002-07-17;[责任编辑]曲丽莉。[基金项目]中国地质调查局研究项目(200100200069)、国土资源部科技项目(20010302)资助。 [作者简介]翟裕生(1930年-),男,1952年毕业于北京大学,教授,博导,中国科学院院士,主要从事矿床学、矿田构造和区域成矿的教学 和研究工作。 专家论坛 中国区域成矿特征探讨 翟裕生 (中国地质大学,北京 100083) [摘 要]中国矿产资源特征主要是由中国的地质构造特点和地质成矿历史所决定的。中国区域成 矿的基本特点包括:①成矿时代齐全,成矿区域多样;②古陆边缘矿床集中;③叠加复合成矿作用显著;④花岗岩类成矿规模巨大;⑤构造成矿控矿明显以及其它等。为进一步深入研究中国大陆的成矿特征,提出3个重要课题:①中国古陆块的分合对成矿的制约;②中国大陆活动性与稳定性的辩证认识,并注意在稳定地块中找矿;③研究深部矿床赋存规律开拓深部探矿新领域。我国现阶段还处在浅部探矿和采矿阶段,在若干大型矿集区中还应存在第二个找矿空间,即深约500～1500m 的深部空间,在这个空间中有可能实现找矿突破。 [关键词]矿产资源 区域成矿 叠加成矿 构造成矿 深部找矿 [中图分类号]P618 [文献标识码]A [文章编号]0495-5331(2002)05-0001-04 中国的矿产资源比较丰富,在矿种、矿床类型、矿床规模和矿石质量方面有其特色。这些特色主要是由中国大陆的地质历史所决定的。作者曾著文初步讨论了中国区域成矿的若干特色[1]。本文拟进一步分析中国矿产资源和区域成矿的特点,探讨造成这些特点的原因,并提出在区域成矿研究中值得重视的几个问题。文中主要针对固体矿产,石油、天然气等基本不涉及。 1 中国矿产资源的若干特点 地球作为一个行星在整体上有其运动规律,但其运动在时、空上是不均衡的,显示出地质作用的多样性和复杂性,因而也导致全球各地的矿床形成条件不尽相同,各国家、各地区的矿产种类和丰度有不少差异。就一些资源大国,如俄、美、中、加、南非、澳大利亚、巴西等国看,各有其矿产资源的优势和劣势。我国自人民共和国建立以来,通过大量的矿产勘查、开发和矿床研究,总结了各类矿床的地质和经济特征,也进行了较为系统的区域成矿研究,因而对我国矿产资源的基本状况和特点有了较全面的认识[2,3],可概括为4点。 1)矿产资源品种较全,总量较丰,有不少优势矿产。我国已发现矿产171种,有探明储量的156种。 已探明储量的潜在价值居世界第3位(次于美、俄),是世界上少数矿产资源比较齐全的国家之一,但人均拥有量则降至世界第53位。比较丰富的矿产有煤、钨、钼、稀土、钒、锑、锡、铅、锌、铌、锂、钽、锶、萤石、菱镁矿、滑石、石墨、重晶石、膨润土、硅灰石等20余种,其储量居世界前列。 2)国民经济大宗用量的部分矿产相对不足,缺 少特大型矿床和富矿石。与一些资源大国比较,我国的铁、锰、铝土矿、铜、金、磷、钾、铀等矿产资源不丰。贫矿较多,富矿比例小,也缺少超大型矿床。 3)比较稀缺矿产有铬、钾、铂族元素、金刚石、高档宝玉石等,除钾盐外,多年来在找矿上无重大突破。 4)共生、伴生矿多。据统计,全国25%的铁矿、40%的金矿、80%的有色金属矿和大多数地区的煤 矿都有其它矿产与之共生或伴生。这有利于资源的综合利用,但也给矿石选冶带来不少难题。 需要说明的是,一个国家的矿产资源情况不是固定不变的,它随着社会经济发展和科学技术水平的提高,而呈现动态变化。今后,随着加大矿产勘查投入和深部探矿的加强,西部大开发中新的矿业基地的建设,对海洋矿产资源调查的展开,以及矿业和原材料工业科技水平的提高,我国将在传统和新型 1 第38卷 第5期2002年9月 地质与勘探GEOLO GY AND PROSPECTIN G Vol.38 No.5 September ,2002
题目：大陆碰撞成矿理论创建和应用 候选单位：1，北京大学；2，中国科学院广州地球化学研究所 候选人：陈衍景、陈斌、韩宝福、熊小林 项目简介： 项目属于矿产资源领域的基础科学研究。 基于成矿理论的多元信息综合预测、评价是最佳找矿途径，科学而实用的成矿理论是找矿成败的关键，是矿床研究的核心。我国大陆碰撞造山带丰富，找矿勘查需要大陆碰撞成矿理论支撑。然而，传统观点和多数学者认为碰撞不成矿，相关研究薄弱，长期缺乏大陆碰撞成矿理论。 本项目瞄准学科空白和找矿需求，持续研究碰撞成矿30年，创新点及意义是： 1、大陆碰撞成矿理论创建。基于大量矿床解剖研究，根据碰撞造山带P-T-t 轨迹和构造几何学特点，分析A 型俯冲过程的物质迁移规律，建立了成矿省、矿田和矿床尺度的大陆碰撞成矿(CMF)模式，阐明了大陆碰撞体制的优势成矿类型，为碰撞造山带找矿勘查提供了一套成矿模型和主攻目标。 2、碰撞造山带成矿规律揭示。运用大陆碰撞成矿理论研究中央、中亚等造山带成矿规律，取得了多项重要创新：①发现矿床集中在主边界逆冲断裂与反向边界逆冲断裂之间，呈现极性分带规律；成矿高峰为挤压向伸展转变期。②提出 包裹体，识别了了甄别矿床类型的流体包裹体标识体系，发现了含多子晶富CO 2 多种金属造山型矿床的存在及勘查潜力。③查明了强增生弱碰撞与弱增生强碰撞大陆造山带之成矿类型和岩浆岩特征的差异性，厘定古亚洲洋闭合于石炭纪末至三叠纪初。④高温高压实验研究证明了大陆碰撞成矿理论的科学性，发现埃达克质岩浆起源深度大于50km。 3、大陆碰撞成矿理论应用。用于成矿预测，推动了矿床发现；国际矿床权威称为“陈氏CMF 模式”编入矿床教材，改变了国际矿床教材无中国人所建成矿模型的历史；作为科学依据，支撑了地质勘查和科技计划的制订。 大陆碰撞成矿理论填补了学科空白点，具原创性；产-学-研应用效果突出，具科学性和实用性；20篇论著被SCI他引2344次，平均117次/篇，8篇代表作被SCI 他引1343次，平均168次/篇，显示了学术价值和地位。阶段性成果已获教育部和广东省自然科学奖一等奖。
第一章 1.区域成矿学:研究区域的成矿环境，成矿条件，成矿过程和成矿演化，阐明矿床的时空分布规律的地球系统科学的一门分支学科. 2.区域成矿学的研究内容：（1）研究区域中矿床形成和分布的地质构造背景和环境。（2）研究区域的控矿条件和因素（3含矿岩石建造的形成和分布特征（4）研究区域的地球化学特征（5）区域内已知的矿种和矿床模型（6）研究区域内各矿种，各矿床类型之间的相互联系（7）研究和建立区域成矿系统（8）研究区域内主要成矿系统的形成演化过程（9）综合研究和阶段性总结区域成矿规律（10）在上述工作基础上，对区域矿产资源的潜力和前景作出基本评估，提出矿产资源量增长的途径，提出区域矿产预测和普查找矿的方向，原则和基本方法，以及在必要的和可能的提出有关区域矿业开发和环境保护协调发展的建议等。 3.成矿规律：矿床形成的空间关系，时间关系，物质共生关系及内在成因联系。 4.区域成矿学的研究意义：（1）提出矿产预测和普查找矿的科学依据，指导发现新新矿床（2）研究区域内各类矿产的成矿潜力，为国家和地区的经济社会可持续发展提供矿产资源方面的系统咨询和建议（3）它专门研究在一定区域中化学元素及其组成的高度富集的地质作用。它的研究成果能丰富和充实整个地球科学的理论体系，是整个地球科学链中的重要一环。 第二章 1．成矿系统：在一定地质时空域中，控制矿床形成和保存的全部地质要素和成矿作用过程，以及所形成的矿床系列和矿化异常系列构成的整体，是具有成矿功能的一个自然系统。（包括成矿系列） 2.成矿系列：翟裕生：与同一建造有成因联系的各种成因类型矿床类型构成的四维整体。 陈毓川：具有成因联系的矿床所组成的自然体，是四维空间中有内在联系的矿床组合。 程裕其：在一定地质时期和一定地质环境中，在一定的主导地质成矿作用下形成的，在时间，空间和成因联系上都有密切联系，但其具体生成条件是有差别的一组（两个以上）矿床类型的组合。 3.成矿区带：是一个地质域概念，是经长期地质演化的一个或几个地质体组成的复杂的地质巨系统，包括成矿系统。 4.成矿流体：各类地质流体经过一定的地质演化而演变为包含和搬运成矿物质的那一部分流体. 5.成矿系统的结构：①控制成矿因素②成矿要素③成矿作用过程④成矿产物 6.成矿系统的特征：①它是地史演化的自然产物，是地球物质系统的一个组成部分。②它是产在一定地质构造环境中的开放系统，与所在环境之间进行着成岩成矿物质，流体和能量的交换，以达到成矿物质的高度浓集。③它具有非线性反馈的动力学机制和有组织能力。从而能自发排除作用过程中的各种干扰，保持成矿作用的持续进行，实现其成矿功能。④成矿系统具有层次性，全球性的有超成矿系统，基本的是区域成矿系统。⑤成矿系统具有一定的时空范畴。⑥成矿系统具有四维属性。它是动态的。⑦成矿系统在时间和空间上的分布是不均匀的。 7.成矿系统的研究意义：①推动成矿规律的深入研究。②有利于发挥矿床学对整个地球科学的功能。③全面知道矿产的勘查和开发。 8.成矿系统的基本要素：①成矿物质②成矿流体③成矿能量④成矿流体的运输通道⑤矿石堆积场地 9.成矿系统作用产物：矿化带，矿化区等。它们由各个矿床，矿点和各类异常组成。 第三章 1.全球成矿作用演化的基本趋势： ①成矿物质由少到多：成矿元素由几种到几十中。 ②矿床类型由简到繁：矿床成因类型从古到今由简到繁，数量在增加。③成矿频率由低到高 ④聚矿能力由弱到强：聚矿能力成矿强度随地史演化而增强，矿床规模越大，品味越高，成矿强度越大。 2.地史上成矿阶段的划分： ①太古宙成矿期（＞2500Ma）②古元古代成矿期（2500-1800Ma）③中元古代成矿期（1800-1000Ma）④新元古代成矿期（1000-600Ma）⑤早古生代成矿期（600-400Ma）⑥晚古生代及早中生代成矿期（400-200Ma） ⑦晚中生代—新生代成矿期（200Ma——） 3.成矿演化的主要制约因素：①成矿元素地球化学性质②水圈，大气圈和生物圈演化③地球构造运动演化 ④现在成矿作用 4.我国的I级区域成矿单元有哪些？ 我国的I级区域成矿单元有：①昆—祁—蒙成矿带②喜马拉雅三江成矿带③东亚陆缘成矿带 5.地史中与生物作用有关的区域成矿主要发生在哪些时间段？ 古元古代—中元古代：生物作用开始起到较明显的作用。新元古代—中寒武世：生物作用强烈 震旦纪、寒武纪：蓝藻、叠层石富集形成了优质磷块岩.晚古生代：铝土矿.晚石炭世以后：煤矿 第四章 1.大陆地壳结构： 上地壳：主要由沉积岩及侵入岩中的花岗岩类组成，为浅变质富含水的“湿”的绿片岩相。 中地壳：由相当于混合岩的物质组成，富含钾、钍、铀为含水的“湿”的角闪岩相。 下地壳：由麻粒岩相组成的富含CO2的“干”变质作用带 2．大型构造： 贯通地壳，可影响上地幔的构造。
地球物质科学前言 区域成矿规律研究 姚书振 （中国地质大学.武汉)
绪言 ?我国现已面临着矿产资源与能源的危机，大宗矿产资源与能源短缺已成为国民经济健康快速发展的瓶颈。（石油、天然气、煤；U、Fe、Cu、Al、Pb、Zn、Mn、Ni、K；W、Sn、Au） ?要合理使用、节约和保护矿产资源，提高资源利用率，要加强矿产资源勘探，提高国家战略资源储备已成为当务之急。（西部矿产资源勘查评价、东部危机矿山深部找矿、海洋资源调查）?要加强重大地质问题科技攻关，加强成矿理论、找矿方法和勘查开发关键技术的自主创新，推进战略性矿产资源勘查评价，实现找矿新突破，为国家提供足够的战略资源。 ▲区域成矿规律研究是核心和关键
一、概述(概念、目的、研究思路） 二、区域成矿背景、控矿要素及典型矿床研究 三、区域成矿规律综合研究 四、在区域矿产资源预测评价应用
一、概述 ◆区域成矿规律——是指矿床在某一区域内产出和分布的规律性，他是自然形成和客观存在的。需要在区域地质调查、矿产勘查、矿山开采等工作中获取的地、物、化、遥信息的基础上，通过理性的思维与升华，揭示区域内矿床成因联系和时、空分布规律。
◆区域成矿规律研究的目的： ●丰富和发展成矿学与矿产勘查学的理论； ●为矿产预测和矿产勘查服务，不断提高理论找矿水平，减小勘查风险、提高找矿效益。 ★提高矿产资源勘查部署的科学性和合理性 ★指导新矿床的发现和危机矿山深部找矿，为隐伏矿床、难识别矿床和新类型矿床的寻找指出方向等。 为提高国家矿产资源战略储备水平,缓解危机作贡献
◆成矿规律研究的思路： 以实践为基础，以理论为指导，以技术为支撑以构造为主线，以成矿为核心，以找矿为目标 ◆成矿规律研究的研究内容： ?成矿背景与环境分析 ?矿床类型划分与成矿模式构建 ?成矿系统与矿床成矿系列划分 ?矿床时空分布规律的总结 ?划分成矿区(带)、编制成矿规律图 ?总结关键控矿因素和找矿标志集 ?指导矿产预测与评价
第84卷 第1期2010年1月 地 质 学 报 AC TA GEOLO GICA SIN ICA Vol.84 No.1 J an . 2010 注:本文为国家自然科学重点基金(编号40730419)、杰出青年基金(编号40425014)、国家科技支撑计划项目(编号2006BAB01A08)、地 质调查项目(编号1212010818096)资助的成果。 收稿日期:2009209212;改回日期:2009211217;责任编辑:郝梓国。 作者简介:侯增谦,男,1961年生。博士,研究员,博士生导师。长期从事大陆成矿作用研究。Email :houzengqian @https://www.doczj.com/doc/b313905565.html, 。 大陆碰撞成矿论 侯增谦 中国地质科学院地质研究所,北京,100037 内容提要:基于经典的板块构造而建立的成矿理论已日臻完善,完好地解释了增生造山成矿作用及汇聚边缘成矿系统发育机制,但却无法解释碰撞造山成矿作用及大陆碰撞带成矿系统。通过对青藏高原碰撞造山与成矿作用的详细研究,并与中国秦岭和其它碰撞造山带综合对比,本文系统提出了一套全新的大陆碰撞成矿理论,简称“大陆碰撞成矿论”,初步阐明了大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的成矿动力背景、深部作用过程和形成机制。该理论认为,伴随大陆三段式碰撞过程而发育的主碰撞陆陆汇聚环境、晚碰撞构造转换环境和后碰撞地壳伸展环境,是大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的主要成矿构造背景。对应于三段式碰撞而在深部出现的俯冲板片断离、软流圈上涌和岩石圈拆沉过程,是导致大规模成矿作用的异常热能驱动力。伴随三段式碰撞而分别出现的压2张交替或压扭/张扭转换的应力场演变,是驱动成矿系统形成发育的构造应力机制。大陆碰撞产生的不同尺度的高热流、不同起源的富金属流体流、不同级次的走滑2剪切2拆离2推覆构造系统和张性裂隙系统,是形成成矿系统和大型矿床的主导因素。成矿金属在碰撞形成的壳/幔混源高f O 2岩浆2热液系统、地壳深熔低f O 2岩浆2热液系统、剪切变质2富CO 2流体系统以及逆冲推覆构造驱动的区域卤水系统和浅位岩浆房诱发的对流循环流体系统中,伴随成矿金属的积聚与淀积是形成大型矿床的关键机制。“大陆碰撞成矿论”还强调,完整的大陆碰撞过程可以引发三次大规模成矿作用,形成一系列标示性的大型矿床:在主碰撞陆陆汇聚成矿期,大陆碰撞引发地壳加厚与深熔,产生富 W 2Sn 壳源花岗岩,形成花岗岩型Sn 2W 矿床;大陆俯冲板片断离诱发软流圈上涌,产生富金属的壳/幔混源花岗 闪长岩,形成岩浆2热液型或叠合型Pb 2Zn 2Mo 2Fe 矿床;大陆碰撞从变质地体排挤出富CO 2流体,在剪切带形成造山型Au 矿,从造山带排泄出建造流体,在前陆盆地形成MV T 型Zn 2Pb 矿。在晚碰撞构造转换成矿期,大规模走滑断裂系统诱发壳幔过渡带和富集地幔减压熔融,其岩浆在浅部地壳岩浆房出溶成矿流体,分别形成斑岩型Cu (2Mo 2Au )矿床和碳酸岩型REE 矿床;深切岩石圈的剪切作用与下地壳变质产生含Au 富CO 2流体,形成造山型Au 矿;逆冲推覆构造驱动地壳流体长距离迁移汇聚、走滑拉分导致流体大量排泄和充填,形成Pb 2Zn 2Cu 2Ag 矿。 在后碰撞地壳伸展成矿期,新生下地壳部分熔融产生富金属、富水、高f O 2埃达克质岩浆浅成侵位和流体出溶,产生斑岩型Cu 矿;中上地壳部分熔融层(岩浆房)驱动地热流体系统,在地热区发育热泉型Cs 2Au 矿,在构造拆离带形成热液脉型Pb 2Zn 2Sb 和Sb 2Au 矿。 关键词:后碰撞;构造拆离;软流圈上涌;三段式碰撞;大陆成矿理论 2005年,由经济地质学家学会(SEG )精心策划 出版的经济地质(Economic Geology )百年纪念专刊(1905～2005),系统反映了当今国际矿床学界对全球主要矿床类型、成矿地质背景、关键成矿过程和区域成矿规律的最新认识和全面理解(Hedenquist et al.,2005)。透过百年纪念专刊,纵观近30年来国际矿床学界的研究态势,呈现出3个明显的趋向和鲜明的特点:①建立于经典板块构造理论基础上的成矿理论日臻成熟,完好地阐释了增生造山带及板块边缘的成矿系统和成矿机制,但在大陆成矿方面 遇到了一系列重大难题和挑战,因此开始关注其它地球动力学背景下的成矿作用问题(Groves et al.,2007),从而更为系统地阐明成矿系统和大型矿床在空间上的分布规律;②鉴于经典板块构造及其成矿理论的局限性,矿床学家开始引入“超大陆旋回”概念研究区域成矿,研究超大陆旋回性地裂解(地幔柱或角动量引起)与聚合(增生或碰撞引起)过程中的成矿作用,从而更为科学地阐明大型矿床在时间上的分布规律(Kerrich et al.,2001,2005;Grove et al.,2005);③虽然绝大多数矿床形成、就位和保存
成矿区带详细划分 成矿省——属成矿域范围内的次级成矿区（带），它的范围受大地构造旋回的控制，成矿作用形成于一个或几个成矿旋回；发育有特定的矿化类型；成矿物质的富集主要与地球层圈间的相互作用有关；成矿作用明显受区域岩浆活动、沉积地层、变质作用的控制，如我国华南成矿省受花岗岩浆的侵入和岩浆喷发作用的控制，形成与燕山成矿旋回（或火山岩）有关的有色、稀有、稀土及非金属“成矿系列组”，其中每个系列受成矿地质环境的控制。成矿省内成矿地质环境形成某一或几个矿床成矿系列，出现成矿地质环境与矿床成矿系列大致对应关系，应用成矿年代学对矿床的测年资料，地质构造发展过程中的成矿旋回，各个成矿旋回在不同成矿区带内出现的成矿地质环境及对应的矿床成矿系列，构成了成矿省内区域成矿作用的演化历史，应用“区域矿床成矿谱系”剖析每个成矿省的区域成矿作用的演化过程和总结区域成矿规律。据此编制了每个成矿省的区域矿床成矿谱系图。区域矿床成矿谱系深化对矿床成矿规律的认识，为中国大陆成矿体系的建立提供了区域成矿作用的科学依据。有关“矿床成矿系列组”和区域矿床成矿谱系的内容和含义在第四篇中将做详细论述。全国划分的16个成矿省，80个成矿区（带）将中国大陆各个成矿旋回形成的各类矿床和相应的矿床成矿系列在空间分布上做了定位。应用矿床成矿系列的理论，按成矿省及其所属成矿区（带）阐明了成矿省的范围、区域构造概要、区域成矿特征；成矿省内成矿区（带）的划分、矿床成矿系列的形成和区域矿床成矿谱系，用每个成矿省的矿床成矿系列特征表和“区域矿床成矿谱系、矿床成矿系列图”作了矿床成矿系列的空间定位。提出在成矿省（或成矿区带）限定的空间范围内区域成矿作用的演化规律及区域成矿作用的高峰期，区域构造演化的继承性和成矿物质间的内在联系密切、矿床成矿系列间存在一定的“亲缘”关系和演化趋势，构成了“中国大陆成矿体系”的区域成矿作用框架。 一、成矿区(带)的划分 1．成矿域（Ⅰ级成矿区带） Ⅰ1-古亚洲成矿域 Ⅰ2-秦祁－昆成矿域 Ⅰ3-特提斯－喜马拉雅成矿域 Ⅰ4-滨西太平洋成矿域 Ⅰ5-前寒武纪地块成矿域 成矿域属洲际性的成矿单元，受全球性地质构造带（区）所控制，受控于特定的构造旋回及相应的成矿旋回。在每个成矿域内，由于地区性的地质构造环境及演化的差异而有成矿省及成矿区（带）的形成。后期新形成的成矿域通常叠加在前期已形成的古成矿域之上，存在后期成矿作用整体叠加在前期构造单元或部分构造单元之上，成矿域界线有可能穿过已存在的一些成矿省或成矿区（带），他是地球演化过程中的某一地区历史时段内发生的成矿作用结果，如滨西太平洋成矿域穿过华北陆块和秦岭－大别等成矿省。 2．成矿省（Ⅱ级成矿区（带）） Ⅱ-1 吉黑成矿省； Ⅱ-2 内蒙－大兴安岭成矿省； Ⅱ-3 华北陆块北缘成矿省； Ⅱ-4 华北陆块成矿省； Ⅱ-5 阿尔泰－准噶尔成矿省；
2003年矿床地质 M INERAL DEP OSITS第22卷第4期 文章编号:0258_7106(2003)04_0319_15 初论陆_陆碰撞与成矿作用X )))以青藏高原造山带为例 侯增谦1吕庆田1王安建2李晓波3王宗起4王二七5 (1中国地质科学院矿产资源研究所,北京100037;2中国地质科学院,北京100037;3国土资源部信息中心,北京100812;4中国地质科学院地质研究所,北京100037;5中国科学院地质与地球物理研究所,北京100029) 摘要青藏高原碰撞造山带以其成矿规模大、形成时代新、矿床类型多、保存条件好诸特征而被誉为研究大陆成矿作用的天然实验室。文章基于青藏高原已有的矿产勘查与研究成果,概述了大陆碰撞过程中的主要成矿作用及其成矿带的时空分布,初步分析了陆_陆碰撞所造就的成矿背景和成矿环境以及控制成矿作用的关键地质过程,并草拟了可供今后研究的工作模型。初步研究认为,始于60Ma的印度大陆与亚洲大陆碰撞至少形成了3个重要的控矿构造单元,即雅鲁藏布江以北的主碰撞变形带,雅鲁藏布江以南的藏南拆离_逆冲带和高原东缘的藏东构造转换带。主碰撞变形带以巨大规模的地壳缩短、双倍地壳加厚、大规模逆冲系和SN向正断层系统发育为特征,控制了冈底斯斑岩铜矿带(含浅成低温热液金矿)、安多锑矿化带和风火山铜矿化带及腾冲锡矿带的形成及分布;藏南拆离_逆冲带由藏南拆离系(STDS)和一系列北倾的叠瓦状逆冲断裂带构成,控制了藏南变质核杂岩型金矿化、热液脉型金锑矿化和蚀变破碎带型金锑矿化的形成;藏东构造转换带以发育大规模走滑断裂系统、大型剪切带、富碱斑岩带和走滑拉分盆地为特征,控制了玉龙斑岩铜矿带、哀牢山和锦屏山金矿带及兰坪盆地银多金属矿带的分布。按成矿系统的基本思想,初步将青藏高原碰撞造山带的成矿作用划分为3个成矿巨系统:大陆俯冲碰撞成矿巨系统、陆内走滑_剪切成矿巨系统和碰撞后伸展成矿巨系统。在大陆俯冲碰撞阶段,主要发育与流体迁移汇聚和排泄有关的锑金铜热液成矿系统和碰撞期花岗岩岩浆_流体锡稀有金属成矿系统;伴随陆_陆碰撞而发生的陆内走滑_剪切作用,主要导致了走滑拉分盆地银多金属热液成矿系统、斑岩型铜钼金成矿系统和剪切带型金成矿系统的形成;在碰撞后伸展阶段,主要发育受SN向正断层系统控制的斑岩铜矿成矿系统、浅成低温热液金矿成矿系统和热水沉积铯锂硼金属成矿系统。在此基础上,初步提出了碰撞造山带成矿作用的构造控制模型。 关键词地质学陆_陆碰撞造山带成矿作用矿床类型青藏高原 中图分类号:P611;P542文献标识码:A 在中国境内,至少发育3个各具特色的巨型成矿域,即1以大洋板块俯冲和沟弧盆成矿体系为特色的环太平洋成矿域,o以小陆块汇聚拼贴和古生代大规模成矿为特色的中亚成矿域,和?以印度_亚洲大陆碰撞和喜马拉雅期大规模成矿为特色的特提斯_喜马拉雅成矿域。目前,建立于大洋俯冲造山理论框架基础上的成矿理论体系已日臻成熟,然而在解释大陆成矿方面却遇到了一系列重大难题,迫使人们开始思考和研究大陆成矿作用问题。在大陆构造及其形成演化中,最重要的和最典型的大陆动力学过程莫过于陆_陆碰撞造山作用,但目前人们对陆_陆碰撞成矿作用却知之甚少,而基于陆_陆碰撞造山理论基础上的大陆成矿理论框架更未建立。这种客观现实驱使成矿学研究的重心向大陆碰撞成矿理论研究偏移,陆_陆碰撞与成矿作用已成为当今国际成矿学的重大研究前沿。 由陆_陆碰撞形成的巨型造山带,古今有之。北美的阿巴拉契亚、欧亚大陆中部的乌拉尔、亚洲大陆的秦岭_大别,均为延绵上千公里的大陆碰撞造山带。对这些碰撞造山带成矿作用的研究(Seltmann et al.,1994),虽然大大地增加了人们对陆_陆碰撞与成矿问题的理解,但由于这些碰撞造山带形成时代较早,详细的陆_陆碰撞过程难以重现再造,同时,由于矿床类型相对单调,且后期破坏改造强烈,因此,对成矿作用的解释仍带有多解性和较大的臆断性。 然而,在青藏高原,印度与亚洲大陆正在碰撞,巨型造山带正在形成,这将便于使用新构造研究方法直接论证各种地 X本研究受国家基础研究规划973项目/印度_亚洲大陆主碰撞带成矿作用0(编号:2002CB412600)资助 第一作者简介侯增谦,1961年生,研究员,博士生导师。主要从事岩石学,成矿学研究,现在从事大陆成矿作用研究。收稿日期2003_06_02;改回日期2003_09_15。张绮玲编辑。
https://www.doczj.com/doc/b313905565.html, 中国主要成矿域及其基本特征成矿区域划分是一项综合性地质矿产基础研究，有重要的理论和实际意义。国内外一般都以大地构造单元作为划分成矿区带的基础，因为大地构造运动控制区域构造、沉积、岩浆、地热、流体、变质、风化等成矿基本因素，因而从宏观地球动力背景上制约各类矿床的时空分布。我国的地史演变和大地构造比较复杂，对成矿区域如何划分，先后提出过不同的方案。 李春豊运用板块构造观点，以不同板块间的缝合线作为一个构造域中心来划分大构造域和成矿域，他共分出：中国北方构造域、秦-祁-昆构造域、中国西南构造域、中国东南沿海构造域。这4个构造域构成了中国4大成矿域。按我国的主要大地构造单元将中国划分为3大成矿域;古亚洲成矿域、滨太平洋成矿域、特提斯-喜马拉雅成矿域。在滨太平洋成矿域中又划出外带和内带：外带包括东北成矿省、华北成矿省和华南成矿省；内带包括台湾东部铜-汞成矿亚带。在成矿域、成矿省之下，根据构造-岩浆特征及矿产组合，进一步分出66个成矿区带。 按成矿地质背景将中国划分为4个构造成矿域：①前寒武纪构造成矿域；②古亚洲构造成矿域；③特提斯-喜马拉雅构造成矿域；④滨西太平洋成矿域。 以上这几个划分方案的差别主要是在于是否将前寒武成矿域和滨西太平洋成矿域单独分出，不同方案各有所长，可供大家研究借鉴。作者认为，区域成矿作用主要受大地构造和岩石圈结构与组成的双重控制。区域岩石圈化学组成是成矿的物质基础，而大地构造运动则是驱使成岩成矿物质运移聚集的基本动力。随着当代地球科学对岩石圈、软流圈等深部作用过程的加深认识，将有可能以大地构造和岩石圈结构组成二者结合作为划分大成矿区域的主要依据。不同的成矿时代可以融合到各成矿区域中去，而不将它作为一级划分的重要条件。按此思路，本文试将中国大陆部分划分为6个成矿域。 6个成矿区域的名称都采用中国地名，而未用古亚洲、特提斯、滨太平洋等名称，主要是易于界定中国境内成矿区域，但这并不妨碍在区域成矿分析中药联系到亚洲、滨太平洋和特提斯的宏观背景以及6个成矿域的向境外延伸。
第六届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会 第一号通知 我国矿产资源形势严峻。通过成矿理论和找矿方法的创新，为找矿突破提供有力支撑，是我国的一项重大任务。自昆明“第五届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会”召开两年以来，我国在成矿理论与找矿方法的研究和实践中又取得了较多高水平和值得推广的成果，取得了一系列重要的找矿进展，年青俊才迅速成长。为交流展示最新成果，促进学科交叉和成果共享，拟于2013年11月15-18日在桂林召开“第六届全国成矿理论与找矿方法学术讨论会”。热情期待各相关科研院所、大学、地质和矿业企事业单位的大力支持，让全国同行展示和交流成果、探讨合作，进一步协力推动我国矿床研究和找矿工作的发展。 一、会议发起单位 中国矿物岩石地球化学学会矿床地球化学专业委员会 中国地质学会矿床地质专业委员会 中国科学院地球化学研究所 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室 桂林理工大学 中国地质调查局发展研究中心 广西壮族自治区地质矿产勘查局 中国地质科学院矿产资源研究所 国土资源部成矿作用与矿产资源评价重点实验室 中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室 国家自然科学基金委员会地学部
中国科学院前沿科学与教育局 南京大学内生金属矿床成矿机制研究国家重点实验室 中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室 中国科学院地质与地球物理研究所矿产资源重点实验室 成都理工大学 昆明理工大学 吉林大学地球科学学院 国家海洋局第一海洋研究所 有色金属地质矿产调查中心 核工业北京地质研究院 中国地质科学院应用地球化学重点实验室 云南省地质调查局 云南省矿产资源勘查与综合利用工程技术研究中心 二、会议承办单位 中国科学院地球化学研究所矿床地球化学国家重点实验室 桂林理工大学 国土资源部矿产勘查技术指导中心 广西壮族自治区地质矿产勘查局 三、会议组织机构 1、指导委员会 主任：翟裕生 委员：（以姓氏笔画为序）马福臣、王中刚、朱日祥、多吉、汤中立、李廷栋、李曙