大陸碰撞造山帶的成礦作用

大陸碰撞造山帶的成礦作用

大陸礦化作用是現(xiàn)代礦化學(xué)的重要開拓者。增進(jìn)對大陸碰撞造山帶成礦作用的理解和認(rèn)識,是孕育和建立大陸成礦理論框架的核心和關(guān)鍵。然而,與板塊構(gòu)造成礦作用研究相比,大陸碰撞造山帶成礦作用的研究則明顯薄弱,因此,學(xué)術(shù)觀點和基本認(rèn)識常常大相徑庭。比如,有人認(rèn)為,大陸碰撞過程通常導(dǎo)致巖石圈縮短和地殼隆升,一般很少伴隨成礦作用(Guild,1972;毛景文等,2005a;2005b),即使成礦,也因構(gòu)造抬升而剝蝕殆盡;有人則持相反觀點,強調(diào)大規(guī)模成礦作用伴隨于大陸碰撞與造山演化的始終,具有巨大的成礦潛力和找礦遠(yuǎn)景(侯增謙等,2003b)。又如,成礦作用究竟發(fā)育于碰撞造山過程的什么階段,多數(shù)人認(rèn)為成礦作用主要發(fā)生在后碰撞(post_collision)伸展階段(Seltmannetal.,1994;Marignacetal.,1999;Crawfordetal.,1992;Houetal.,2003a;王京彬等,2006),而部分人則強調(diào)成礦作用主要發(fā)生在大陸碰撞期的擠壓向伸展的轉(zhuǎn)換階段(陳衍景等,1996;1999)。再如,在部分文獻(xiàn)中,常常將后碰撞成礦作用與后造山成礦作用混淆,將碰撞造山期擠壓背景下的局部伸展與陸內(nèi)環(huán)境的區(qū)域伸展相混淆等。導(dǎo)致這些觀點和認(rèn)識不一致的原因,部分是對典型造山帶大陸碰撞過程中的成礦作用缺乏深入系統(tǒng)的研究和剖析,部分是對碰撞造山過程及殼/幔相互作用與成礦作用的耦合關(guān)系和成因聯(lián)系缺乏深刻的理解和闡釋。《印度—亞洲大陸主碰撞帶成礦作用》973項目組通過對青藏高原碰撞造山帶成礦作用歷時3年的系統(tǒng)研究,提出印度—亞洲大陸碰撞造山帶是一個相繼經(jīng)歷了主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞過程(25～0Ma)的,而目前仍處于活動狀態(tài)的、全球最典型的大陸碰撞帶(侯增謙等,2006a)。在這一完整地記錄了大陸碰撞過程的造山帶中,系統(tǒng)發(fā)育并完好保存了各個階段的成礦作用的產(chǎn)物,產(chǎn)出不同類型的礦床。筆者據(jù)此概括出大陸碰撞帶3個重要成礦作用類型:主碰撞造山成礦作用(65～38Ma)、晚碰撞轉(zhuǎn)換成礦作用(40～26Ma)和后碰撞伸展成礦作用(25～0Ma)。這3大成礦作用共涵蓋數(shù)十余條重要成礦帶和12種主要礦床類型(侯增謙等,2006a)。為深入認(rèn)識和理解主碰撞造山成礦作用,本文以青藏高原主碰撞帶為對象,在前人研究的基礎(chǔ)上,闡述印度—亞洲大陸主碰撞時段(65～41Ma)的碰撞造山事件序列、造山特征和深部過程,總結(jié)主要成礦事件及其時空發(fā)育特征,解剖典型礦床,分析其深部過程和構(gòu)造約束,建立主碰撞造山成礦模型。1小碰撞造山帶的成因喜馬拉雅—青藏高原造山帶,自印度與亞洲大陸于65Ma碰撞至今,相繼經(jīng)歷了主碰撞(65～41Ma)、晚碰撞(40～26Ma)和后碰撞(25～0Ma)演化歷程(侯增謙等,2006a),至少已發(fā)生規(guī)模達(dá)1360km的SN向地殼縮短(Yinetal.,2000)和雙倍于正常地殼的地殼增厚(60～80km),形成了全球最大的和最典型的碰撞造山帶。1.1大陸初始碰撞時間的確定印度與亞洲大陸主碰撞的時限過去通常被限定在55～50Ma,但初始碰撞至少推定至65Ma,主要約束證據(jù)來自板塊運動學(xué)、古地磁學(xué)、地層古生物和區(qū)域巖石學(xué)(Yinetal.,2000)。例如,50Ma前后,印度板塊與亞洲板塊間的相對速度從15～25cm/a迅速減小到13～18cm/a,這個板塊匯聚速率突然減小的時間被視為印度—亞洲大陸碰撞的初始時間(Patriatetal.,1984)。然而,印度洋沉積巖古地磁分析表明,在55Ma左右,印度板塊向北運動速度從18～19cm/a快速衰減到4.5cm/a,表明大陸初始碰撞可能早于55Ma(Klootwijketal.,1992)。印度西北地區(qū)的沉積相在52Ma前后出現(xiàn)從海相到陸相的巨變(Gaetanietal.,1991),使人們廣泛地認(rèn)為52Ma代表印度—亞洲大陸碰撞的時間。然而,沿巴基斯坦分布的亞洲大陸南緣增生楔和海溝地層(66～55Ma)逆沖到印度大陸的被動邊緣上(Becketal.,1995),證實新特提斯大洋巖石圈的消失和印度—亞洲大陸的碰撞至少應(yīng)發(fā)生在55Ma之前。最近,來自區(qū)域巖石學(xué)和同位素精細(xì)年齡的證據(jù),將印度—亞洲大陸的初始碰撞時間限定于65Ma(莫宣學(xué)等,2003)。同時,青藏高原的巖相古地理證據(jù)也進(jìn)一步把大陸初始碰撞時間約束在65Ma(王成善等,2003)。主碰撞結(jié)束的時間雖沒有明確的限定,但在青藏高原東部地區(qū),地層古生物證據(jù)指示,主碰撞結(jié)束時間約在50～41Ma(Rowley,1996;DeCellesetal.,2004)?？磥?印度—亞洲大陸從初始對接,經(jīng)過強烈碰撞,再到碰撞衰減,跨越了近15Ma。這里,將主碰撞期時限介定于65～41Ma之間。1.2構(gòu)造背景及地殼變形始于65Ma的印度—亞洲大陸碰撞,形成了以藏南前陸沖斷帶、岡底斯主碰撞構(gòu)造_巖漿帶和藏北陸內(nèi)褶皺_逆沖帶為特征的青藏高原碰撞造山帶(圖1)。各構(gòu)造帶特征簡述于下。藏南前陸沖斷帶:以主中央逆沖斷裂(MCT)和主邊界逆沖斷裂(MBT)為邊界的北喜馬拉雅—高喜馬拉雅和低喜馬拉雅構(gòu)造巖片(圖1b),作為隸屬印度大陸的喜馬拉雅被動大陸邊緣組成部分,在主碰撞期發(fā)生強烈褶皺、逆沖和疊覆,并產(chǎn)生一系列向北傾的疊瓦狀逆沖斷裂帶,其底部存在統(tǒng)一的共同滑脫層(MHT;Zhaoetal.,1993;Nelsonetal.,1996),發(fā)育在下覆的向北俯沖的印度大陸巖石圈之上。上部地殼的強烈逆沖作用時限在50～17Ma間,地殼縮短規(guī)模達(dá)130km(Ratschbacheretal.,1994)。層析成像資料表明,在藏南特提斯喜馬拉雅之下,存在一向北傾斜的高速體,其頂面向南自然延伸(呂慶田等,1998),與INDEPTH深反射地震發(fā)現(xiàn)的主逆沖斷層相連,組成一個完整的俯沖圖像(Zhaoetal.,1993;趙文津等,1996),證實3個構(gòu)造巖片之下的印度大陸板塊向北大規(guī)模俯沖(圖1b)。區(qū)域高壓—超高壓變質(zhì)巖研究表明,大致在53Ma前后,印度大陸的俯沖前緣抵達(dá)100km深處,形成含柯石英的榴輝巖和麻粒巖,后者于47Ma發(fā)生折返(Leechetal.,2005),并出露于西構(gòu)造結(jié)。岡底斯主碰撞構(gòu)造_巖漿帶:建筑于中生代安第斯型岡底斯弧之上。該中生代巖漿弧的形成,緣于新特提斯(Neo_Tethys)大洋板片的向北俯沖消減(肖序常等,1981),致使雅魯藏布江縫合帶(IYS)、日喀則弧前盆地(Durr,1996)和岡底斯弧花崗巖基(120～70Ma;Schareretal.,1984)自南而北依次展布,完好保留。由于65Ma以來的印度—亞洲大陸碰撞,岡底斯帶南緣的IYS分別被南傾的大反向逆沖斷裂系(GCT)和北傾的岡底斯逆沖斷裂系(GC)改造,并導(dǎo)致上盤岡底斯弧花崗巖基大面積剝露。伴隨大陸碰撞,巨厚(約5000m)的林子宗火山巖系(65～43Ma)大面積分布(莫宣學(xué)等,2003),大規(guī)模的殼源花崗巖和殼/?；煸椿◢弾r沿岡底斯弧相伴侵位,形成巨型規(guī)模的岡底斯碰撞期火山_巖漿帶(圖1a)。林子宗火山巖系的近水平展布表明,大陸碰撞雖使整個青藏地區(qū)發(fā)生大規(guī)模地殼縮短,但在岡底斯,上部地殼可能只發(fā)生有限縮短,并可能主要通過其內(nèi)部發(fā)育的EW向展布的旁多—措勤逆沖系來調(diào)節(jié)(葉培盛,2004)。整個地殼的大幅度增厚,可能主要通過垂向增生(如巖漿底侵;Moetal.,2006)、大陸板片楔入(Powell,1986;Zhaoetal.,1993;Owensetal.,1997)或熱塑性狀態(tài)粘稠體注入(Zhaoetal.,1985;1987)等來實現(xiàn)。伴隨著印度—亞洲大陸的強烈碰撞,在岡底斯還出現(xiàn)2種重要的地殼形變,即大規(guī)模剪切帶和近EW向展布的正斷層。大規(guī)模剪切帶發(fā)育于岡底斯帶的南緣,主要表現(xiàn)為向北陡傾的NEE向左行韌性剪切帶和NEE向、NW向脆性斷裂系統(tǒng),顯示主碰撞期南北向擠壓下的共軛破裂和斷塊間相互調(diào)整(圖1a)。平行于岡底斯帶的EW向正斷層系統(tǒng)最近被973項目組丁林研究員所識別。這些正斷層部分被鎂鐵質(zhì)和長英質(zhì)脈巖或巖墻所貫入,后者的同位素定年資料表明,正斷層可能出現(xiàn)于55～50Ma(丁林,私人通信),證明主碰撞的中晚期階段,碰撞造山帶曾出現(xiàn)短暫的應(yīng)力松弛或NS向伸展。藏北陸內(nèi)褶皺_逆沖帶:以班公湖—怒江縫合帶(BNS)為標(biāo)志的特提斯洋板塊在中生代完成了向羌塘地體的俯沖過程(劉增乾等,1993),于碰撞期發(fā)育了2個大型新生代收縮系統(tǒng),即①向南逆沖的獅泉河—改則—安多逆沖斷裂帶和②風(fēng)火山—囊謙褶皺和逆沖斷裂帶(圖1a;Yinetal.,2000)。前者沿BNS發(fā)育,由第三紀(jì)褶皺礫巖層構(gòu)成,調(diào)節(jié)了200余km的地殼縮短;后者發(fā)育于羌塘地體北緣,向東延入松潘—甘孜地體,褶皺帶被第三紀(jì)鉀質(zhì)巖貫入(42～45Ma),逆沖斷裂至少調(diào)節(jié)了地殼61km的縮短(Yinetal.,2000;Spurlinetal.,2005)。在高原主體的主碰撞造山晚期,高原東緣開始發(fā)育大規(guī)模的剪切應(yīng)變,在蘭坪—思茅中生代拗陷盆地基礎(chǔ)上,受大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)控制,形成了一系列走滑拉分盆地,其中充填了大量的第三紀(jì)含鹽碎屑巖,其作為重要的膏鹽建造和豐水層位,為晚碰撞期熱鹵水成礦作用奠定了重要的物質(zhì)基礎(chǔ)(侯增謙等,2006b)。總之,由印度大陸向北匯聚俯沖而成的主碰撞造山帶,在空間上,自俯沖盤至仰沖盤依次發(fā)育:藏南前陸沖斷帶、岡底斯碰撞構(gòu)造_巖漿帶和藏北陸內(nèi)褶皺_逆沖帶(圖1b),在時間上,相繼經(jīng)歷了早期的強烈碰撞擠壓(65～53Ma)、隨后的大規(guī)模剪切和應(yīng)力松弛(<53Ma)、晚期的擠壓抬升(<40Ma)等復(fù)雜演化過程。2殼/潭混源火山巖系印度—亞洲大陸主碰撞期的火山_巖漿活動,貫穿于主碰撞造山過程的始終,火山活動形成著名的林子宗火山巖系,巖漿作用形成了3個時間連續(xù)、但組合不同的巖漿序列(圖2),即①殼源花崗巖組合(65～52Ma)、②殼/?；煸椿◢弾r_輝長巖組合(52～47Ma)和③幔源玄武質(zhì)次火山巖_輝綠巖脈組合(42Ma)。2.1阿里東火山島弧帶主碰撞期火山活動以林子宗火山巖系為標(biāo)志,廣泛發(fā)育于岡底斯帶,構(gòu)成一條長達(dá)1000km的火山巖帶(圖1a)。厚達(dá)5000余米的林子宗火山巖系可劃分為3個巖性組,即典中組、年波組和帕那組,至少由3個噴發(fā)旋回、9個亞旋回和46個火山韻律層構(gòu)成(董國臣,2002)。精細(xì)測年資料表明,在林周盆地,3個巖性組的火山巖40Ar/39Ar年齡分別為64.5～60.0Ma、56.5Ma和53.5～43.9Ma(周肅等,2001;莫宣學(xué)等,2003);在措勤地區(qū),典中組火山巖K_Ar年齡為58.9Ma,在阿里地區(qū),相當(dāng)層位的火山巖K_Ar年齡介于46.5～60.7Ma(郭鐵鷹等,1991),反映主碰撞期火山活動起始于65Ma,一直延續(xù)至43Ma。林子宗火山巖總體屬鈣堿性系列,但自火山巖系底部至頂部,巖石系列由鈣堿性系列經(jīng)高鉀鈣堿性系列向鉀玄巖系列演變。底部典中組火山巖以安山巖系為主,中部年波組以英安巖系為主,而頂部帕那組則以流紋巖為主體。地球化學(xué)研究表明,林子宗火山巖均具有LREE富集型配分型式(莫宣學(xué)等,2003),不同程度地虧損高場強元素,如Nb、Ta、Ti、P等,相對富集大離子不相容元素,如Rb、K、Th等,具有弧型火山巖的地球化學(xué)特征(莫宣學(xué)等,2003),反映巖漿源區(qū)相對含水,并受到了來自俯沖帶組分的交代混染(Tastumi,1986)。然而,與典型的島弧或陸緣弧環(huán)境的鈣堿性火山巖相比,林子宗火山巖系中的Ba和Sr含量明顯偏低,暗示其形成環(huán)境與島弧或陸緣弧環(huán)境明顯不同。Sr_Nd_Pb同位素系統(tǒng)特征揭示,典中組安山巖的巖漿源區(qū)具有交代富集的島弧型楔形地幔源特征,年波組英安巖的巖漿源區(qū)與之類似,但巖漿遭受上地殼物質(zhì)的混染,而頂部帕那組的巖漿可能源于島弧型巖漿與殼源巖漿的混合均一(莫宣學(xué)等,2003;Moetal.,2006)。這些地質(zhì)_地球化學(xué)特征反映出,林子宗火山巖產(chǎn)出于印度—亞洲大陸碰撞環(huán)境,巖漿作用記錄了從新特提斯大洋板片俯沖到印度大陸板片的向北俯沖過程。2.2殼/潭混源火山巖主碰撞期巖漿活動與火山噴發(fā)相伴隨發(fā)育,對應(yīng)于林子宗的3個巖性組,形成3個巖漿組合序列,發(fā)育于岡底斯巨型構(gòu)造_巖漿帶內(nèi)。殼源花崗巖組合(66～50Ma):發(fā)育于岡底斯巨型巖漿帶東段的藏東波密—滇西騰沖地區(qū)(圖3)。因印度大陸向北東方向的強烈楔入和南迦巴瓦構(gòu)造結(jié)的隨后發(fā)育,岡底斯巖漿帶在滇西地區(qū)強烈扭折,呈現(xiàn)近NS向展布趨勢。碰撞期殼源花崗巖與碰撞前燕山期花崗巖帶相依分布(圖3),按巖相特征與礦化組合,可分為2類花崗巖,即①與Sn礦化有關(guān)的二長花崗巖和正長花崗巖,呈復(fù)式巖體產(chǎn)出,②與稀有元素礦化有關(guān)的白云母(鈉長)花崗巖,呈小巖床或小巖枝產(chǎn)出(圖3)。同位素測年資料表明,早期侵位的白云母(鈉長)花崗巖和少量二長花崗巖,同位素年齡介于66～58Ma,而晚期侵位的正長花崗巖和二長花崗巖的年齡集中產(chǎn)出于54～52Ma,少許延續(xù)至43～41Ma(董方瀏等,2006)。二長花崗巖和正長花崗巖鋁飽和指數(shù)(ASI)接近于1,屬偏鋁到過鋁之間的花崗巖,白云母花崗巖ASI變化于1.02～2.63,屬過鋁到強過鋁花崗巖。前者相對高Sr、Ba而低Rb,后者則顯著的高Rb和低Sr、Ba,其中,白云母花崗巖以異常高Y為特征,白云母(鈉長)花崗巖以異常高Rb為標(biāo)志。二長花崗巖和正長花崗巖REE配分型式具有右傾的LREE富集型,負(fù)Eu異常明顯,而白云母花崗巖則具“燕式”REE配分特征,反映出2類花崗巖具有不盡相同的巖漿源巖或熔融機制。二長花崗巖的Rb/Sr比值變化于1.0～3.6之間,Rb/Ba比值變化于0.4～2.5之間(董方瀏等,2006),反映其源巖為貧粘土的變質(zhì)砂巖源巖;白云母花崗巖的Rb/Sr比值為257～404,Rb/Ba比值為13～40,反映其源巖更多地顯示富粘土的泥巖特征(Sylvester,1998)。二長花崗巖(87Sr/86Sr)i變化于0.7130～0.7133,εNd變化于-7.53～-10.77;正長花崗巖的(87Sr/86Sr)i變化于0.7108～0.7181,εNd變化于-7.42～-8.33之間(侯增謙等,未刊資料),證實該套花崗巖起源于地殼環(huán)境(圖4),屬地殼深熔產(chǎn)物。由于測試樣品中Rb的礦化含量較高,沒能得到白云母花崗巖的可靠(87Sr/86Sr)i值,但構(gòu)造環(huán)境分析表明,66～58Ma侵位的白云母花崗巖和少量二長花崗巖形成于印度—亞洲大陸主碰撞帶強烈擠壓環(huán)境,產(chǎn)生于大陸碰撞引起的地殼加厚部位(鄧晉福等,1996),主要沿切割加厚地殼的剪切逆沖帶集中產(chǎn)出(圖5A;Barbarin,1990;1999),屬地殼深熔產(chǎn)物。晚期侵位的富鉀鈣堿性花崗巖(正長花崗巖和二長花崗巖),作為地球動力學(xué)機制發(fā)生轉(zhuǎn)變的標(biāo)志性產(chǎn)物(Barbarin,1990;1999),則形成于碰撞高峰之后的應(yīng)力松弛階段,很可能與高黎貢走滑斷裂帶活動有關(guān)。殼/?；煸椿◢弾r_輝長巖組合(52～47Ma):主要發(fā)育于岡底斯巨型巖漿帶內(nèi),其中,殼/幔混源花崗巖類就位于岡底斯弧花崗巖基內(nèi)部,呈復(fù)式巖體斷續(xù)分布,東西延伸1500km。輝長巖體除零星分布于殼/幔混源花崗巖體內(nèi)部外,主體發(fā)育于其南緣,構(gòu)成與之平行展布的閃長巖_輝長巖_輝石巖帶(圖1a)。同位素測年資料表明,殼/幔混源花崗巖形成年齡介于41～52Ma,集中于47～52Ma之間(Schareretal.,1984;Copelandetal.,1987;Moetal.,2005)。6個不同輝長巖體的鋯石SHRIMPU_Pb定年也給出了相當(dāng)一致的結(jié)晶年齡(47.0～52.5Ma)(Moetal.,2005;Dongetal.,2006),證實花崗巖帶與輝長巖帶不僅空間上成對出現(xiàn),而且成因上密切相關(guān)。殼/?；煸椿◢弾r以曲水巖體為典型代表,主要巖相為花崗閃長巖、花崗巖和正長花崗巖,其內(nèi)部含有十分豐富的鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME),其巖相特征與輝長巖類似。詳細(xì)的巖相學(xué)觀察和系統(tǒng)的鋯石SHRIMP定年表明,花崗閃長巖主巖、MME和附近的輝長巖具有一致的結(jié)晶年齡,分別為51.2～49.3Ma、51.2～49.9Ma和48.9～47.0Ma(Moetal.,2005),證實殼/幔混源花崗巖曾在地殼深部發(fā)生廣泛的殼/幔巖漿混合和均一化過程,其基性巖漿端員為輝長質(zhì)巖漿,而酸性巖漿端員為長英質(zhì)巖漿,MME則為非均一混雜于長英質(zhì)巖漿中的基性巖漿殘余(Didieretal.,1991;Moetal.,2005)。這種深部過程也廣泛見于島弧造山帶下地殼底部,并可以用MASH過程來描述(圖5A;Hildrethetal.,1988;Richards,2003)。殼/?；煸椿◢弾r類巖石REE配分具LREE富集型,Eu負(fù)異常明顯,輝長巖REE配分型式為平坦型或LREE富集型,不存在明顯的負(fù)Eu異常。原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素配分型式,并顯示島弧巖漿所特有的LILE(K、Rb、Ba、Th)富集和HFSE(Nb、Ta、P、Ti)虧損特征(Moetal.,2005;董國臣等,2006)?；◢弾r類巖石具有典型的正εNd值,反映巖漿具有較大的幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)(洪大衛(wèi)等,2000)。輝長巖的Sr_Nd同位素組成與虧損地幔相當(dāng),在(87Sr/86Sr)i_εNd圖上(圖4),與花崗巖類巖石構(gòu)成統(tǒng)一的地幔演化陣列,反映兩種巖漿曾發(fā)生巖漿混合均一過程(董國臣等,2006)。幔源玄武質(zhì)次火山巖_輝綠巖脈組合(42Ma):玄武質(zhì)次火山巖主要呈小巖體成片產(chǎn)出于岡底斯巨型巖漿帶內(nèi),侵位于白堊紀(jì)葉巴組火山巖系及新生代花崗巖體內(nèi),在甲馬—達(dá)孜地區(qū)最為典型。因工作程度偏低,其沿岡底斯的發(fā)育情況尚不十分清楚。輝綠巖脈主要見于林子宗火山巖系內(nèi)部,總體上切穿整個巖系,局部順層侵入,在3個巖組均有發(fā)現(xiàn)(莫宣學(xué)等,2003)。有限的新鮮樣品Ar/Ar測年資料表明,玄武質(zhì)次火山巖主要形成于42Ma(高永豐等,2006),表明玄武質(zhì)巖漿活動作為主碰撞期巖漿序列的最晚產(chǎn)物,與上述兩個巖漿序列相依分布,EW向展布。新鮮未蝕變玄武質(zhì)次火山巖及脈巖的w(SiO2)變化于45%～60%之間,w(K2O)變化于0.1%～2.2%之間,屬拉斑玄武系列(高永豐等,2006)。部分巖石的Mg#[Mg#=Mg/(Mg+Fetot),分子數(shù)]為0.6～0.75,Cr(wB,下同):400×10-6～750×10-6,V:220×10-6～320×10-6,顯示原生玄武巖漿特征。其REE多具LREE弱富集型或平坦型,原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素配分型式顯示Nb、Ta、Ti、U、Th、Sr虧損,而Rb、Ba相對富集的地球化學(xué)特征(高永豐等,2006),區(qū)別于典型的弧巖漿巖。巖石(87Sr/86Sr)i變化于0.7045～0.7065,εNd變化于0.0～+4.8之間(圖4),接近于典型的MORB(圖4),反映軟流圈物質(zhì)對巖漿形成產(chǎn)生重大貢獻(xiàn)。3基因矛盾的陡深沖刷和板片斷裂對于青藏高原的碰撞造山過程,已提出多種構(gòu)造模式,如印度大陸板片俯沖模式(Powell,1986;Zhaoetal.,1993;Owensetal.,1997)、印度大陸巖石圈作為塑性粘稠體注入模式(Zhaoetal.,1985;1987)、印度大陸剛性塊體推擠模式(Deweyetal.,1988)以及側(cè)向逃逸模式(Tapponnieretal.,1976;1990)等,目前,越來越多的深部地球物理探測資料、同位素測年資料和巖石地球化學(xué)資料證實和支持印度大陸的向北俯沖模式(Zhaoetal.,1996;Kosarevetal.,1999;Leechetal.,2005)。對于主碰撞期俯沖問題,也有不同觀點。Chung等(2005)強調(diào)在60～70Ma主要發(fā)生新特提斯大洋板片的俯沖和回轉(zhuǎn)(rollback),這一過程持續(xù)至45Ma,之后(45～30Ma)發(fā)生大洋板片斷離,以及印度—洲亞大陸對接和亞洲大陸地殼加厚。相反,Leech等(2005)基于超高壓變質(zhì)巖精細(xì)測年研究,則強調(diào)印度大陸板片在主碰撞期(58～53Ma)發(fā)生陡深俯沖,于53Ma抵達(dá)100km深處。此次973項目研究所獲得的上述構(gòu)造_巖漿新資料,對主碰撞期大陸俯沖做出了新約束。如前所述,印度—亞洲大陸在65Ma對接碰撞,從根本上導(dǎo)致了大區(qū)域范圍的構(gòu)造、巖相、古地理格局的巨大變化,并誘發(fā)林子宗典中組火山活動和察隅—騰沖花崗巖侵位。典中組火山巖雖然具有弧火山巖地球化學(xué)親合性,但只反映島弧造山期的巖漿源巖于主碰撞期再度熔融。騰沖66～58Ma二長花崗巖及其地球化學(xué)特征反映,碰撞加厚地殼的變質(zhì)砂巖于此時發(fā)生熔融作用;65Ma的白云母花崗巖的形成(董方瀏等,2006),標(biāo)示了碰撞加厚區(qū)的泥巖地殼物質(zhì)在調(diào)節(jié)地殼縮短的剪切逆沖帶附近發(fā)生熔融。這些構(gòu)造_巖漿事件暗示,雖然新特提斯大洋板塊俯沖對印度大陸板塊俯沖有重要牽引作用,但65～53Ma時段的巖漿活動與印度大陸—亞洲大陸碰撞密切相關(guān)。筆者接受印度大陸在58～53Ma發(fā)生陡深俯沖的觀點(Leechetal.,2005),因為陡深俯沖為隨后出現(xiàn)的板片斷離提供了必要的力學(xué)機制。在66～58Ma,印度大陸與亞洲大陸對接碰撞,導(dǎo)致主碰撞帶地殼加厚和地殼深熔,其結(jié)果形成白云母花崗巖和二長花崗巖;在52～47Ma,正εNd值花崗巖和輝長巖的形成,標(biāo)志著幔源物質(zhì)對巖漿形成和地殼垂向增生產(chǎn)生巨大貢獻(xiàn)(洪大衛(wèi)等,2000)。在碰撞加厚的西藏大陸巖石圈,地幔物質(zhì)產(chǎn)生貢獻(xiàn)的唯一途徑是,熱的軟流圈地幔物質(zhì)通過板片斷離(break_off)而成的斷離窗(brokenwindow)向殼/幔界面上涌和注入。軟流圈上涌可能首先引起大陸巖石圈地幔熔融,繼之誘發(fā)下地殼熔融,在應(yīng)力松弛或地殼伸展背景下,形成成對產(chǎn)出的花崗巖_輝長巖帶。因此,經(jīng)歷大陸強烈碰撞和地殼縮短加厚之后,俯沖的印度大陸板片可能于52～47Ma出現(xiàn)板片斷裂。通過斷離窗而上涌的軟流圈物質(zhì)可能在42Ma前后發(fā)生部分熔融,形成小股玄武質(zhì)巖漿,上侵至淺部地殼形成脈巖_次火山巖系統(tǒng)(圖6)。因此,主碰撞期的3套巖漿序列,客觀地記錄了印度大陸板片從大規(guī)模俯沖、板片破裂斷離、軟流圈物質(zhì)上涌的深部連續(xù)過程(圖6)。值得重視的是,高密度的榴輝巖化板片前緣的斷離,必然導(dǎo)致俯沖的大陸板片向上折返,使得俯沖板片的俯沖角度變緩,其結(jié)果導(dǎo)致地殼在經(jīng)歷短暫的伸展或松弛后,于40Ma前后再度進(jìn)入擠壓和抬升時期(圖6)。以陸內(nèi)俯沖和地殼縮短為標(biāo)志的晚碰撞作用至此拉開序幕(侯增謙等,2006b)。4成礦事件初步識別主碰撞期的成礦作用伴隨于主碰撞造山過程的始終,目前已初步識別出4個重要的成礦事件,分別發(fā)育于主碰撞期的碰撞擠壓、應(yīng)力松弛和擠壓抬升環(huán)境(圖2)。現(xiàn)按成礦事件的發(fā)育時限,闡述于下。4.1礦化事件的年齡及礦床此期成礦事件主要發(fā)育于騰梁新生代花崗巖區(qū),與同碰撞花崗巖密切相關(guān)。該成礦事件的礦化年齡雖然沒有直接測定,但礦化花崗巖的結(jié)晶年齡可以近似地代表礦化年齡,或者代表礦化事件的年齡下限。據(jù)礦化花崗巖的年齡資料,初步厘定此成礦事件的時限為65～50Ma。該礦化事件成礦強度較大,主要形成2類礦床,一是與二長花崗巖和正長花崗巖有關(guān)的云英巖型Sn礦,代表性礦床首推騰沖來利山大型Sn礦;二是與白云母(鈉長)花崗巖有關(guān)的稀有金屬(Nb,Ta,Y)礦化,以騰沖百花腦稀有金屬礦床為代表(呂伯西等,1993)。該期成礦事件形成的礦床、礦化與燕山期大面積分布的花崗巖Sn礦化,構(gòu)成重要的Sn和稀有金屬礦集區(qū)(圖3)。4.2殼/潭混源巖石學(xué)特征此期礦化事件主要發(fā)育于岡底斯中段殼/?；◢弾r體內(nèi)部及其接觸帶,主要形成矽卡巖型Cu_Au_Mo礦床(圖1a),雖然目前的工作程度很低,但顯示較大的成礦遠(yuǎn)景。在花崗巖體內(nèi)部(如在曲水巖體內(nèi)部),發(fā)現(xiàn)明顯的Cu_Mo礦化,輝鉬礦結(jié)晶粗大,呈巨斑產(chǎn)出。黃銅礦浸染狀分布,部分孔雀石化。未礦化難成工業(yè)規(guī)模。輝鉬礦Re_Os模式年齡標(biāo)定其礦化年齡為45.3Ma(趙志丹,未刊資料)。在花崗巖與圍巖接觸帶,發(fā)育矽卡巖型Fe、Cu、Cu_Au、Cu_Mo礦化。如在岡底斯南緣山南地區(qū),在殼/?；煸椿◢弾r體與中生代碳酸鹽及碎屑巖接觸帶(見圖5D),廣泛發(fā)育矽卡巖型和熱液脈型礦化。初步調(diào)查已發(fā)現(xiàn)克魯、劣布、雙步結(jié)熱、浪達(dá)、陳壩、程巴、沖木達(dá)等具有一定遠(yuǎn)景的礦床,構(gòu)成一條長達(dá)百公里的多吉扎—克魯—沖木達(dá)銅金成礦帶(圖1a)。其中,沖木達(dá)礦床輝鉬礦Re_Os等時線年齡為41.4Ma(李光明等,未刊資料),浪達(dá)礦床輝鉬礦Re_Os等時線年齡為47.6Ma(李光明等,未刊資料)。在拉薩地區(qū),殼/?；煸椿◢弾r與碳酸鹽接觸帶則發(fā)育矽卡巖型Fe和Mo礦化,并顯示上Fe、下Mo的礦化分帶(江萬,私人通訊)?？傊?該成礦事件集中發(fā)生于45～41Ma,與應(yīng)力松弛階段的殼/幔混源花崗巖漿活動密切相關(guān)。4.3剪切帶內(nèi)部網(wǎng)脈狀分布此期成礦事件主要發(fā)生在雅魯藏布江縫合帶的兩側(cè),沿大規(guī)模剪切構(gòu)造帶分布。目前在雅魯藏布江縫合帶南側(cè)西段發(fā)現(xiàn)馬攸木大型金礦床,在北側(cè)中段發(fā)現(xiàn)娘打小型金礦床和仁欽則、牛古堆等金礦點,顯示出此事件形成較大的成礦規(guī)模。礦床主要受大規(guī)模韌性剪切帶控制,在剪切帶內(nèi)與剪切面理一致,呈EW向(馬攸木)和NE向(仁欽則、牛古堆)展布,在剪切帶旁側(cè)沿脆性裂隙呈斜交剪切帶的網(wǎng)脈狀分布(娘打)。馬攸木金礦床含金石英脈樣品的石英40Ar/39Ar坪年齡為(44.08±0.39)Ma(溫春齊等,2004a),而成礦后侵位的英安玢巖黑云母40Ar/39Ar坪年齡為(34.16±0.12)Ma(溫春齊等,2004b),反映該成礦事件的時限主要集中于主碰撞造山的中晚期。4.4熱液熱液系統(tǒng)此期成礦事件主要見于日喀則地區(qū),沿雅魯藏布江北岸的花崗巖帶南側(cè)發(fā)育(圖1)。成礦強度很大,形成著名的雄村大型Cu_Au礦床、洞嘎中型Cu_Au礦床以及具有大型遠(yuǎn)景的則莫多拉Cu_Au礦床。這些礦床均受NW向斷裂控制,區(qū)域上呈NW向斜列式排布。該成礦事件可能有較長的發(fā)育時限,初始礦化與巖漿熱液系統(tǒng)有關(guān),其年齡可以用鉀長石_石英_電氣石_白云母偉晶巖來限定。偉晶巖的鉀長石K_Ar年齡為47Ma(楊竹森,未刊資料),估計起始成礦熱液活動大致出現(xiàn)于45Ma。主期礦化與淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)有關(guān),熱液絹云母的40Ar/39Ar年齡限定其主成礦期在38Ma左右(Xuetal.,2006)。與初始成礦事件有關(guān)的巖漿系統(tǒng),因沒有出露地表而難以確定其時代和性質(zhì),但根據(jù)偉晶巖的年齡資料推測,深部巖漿系統(tǒng)也可能是應(yīng)力松弛階段的殼/?；煸撮L英質(zhì)巖漿。5成礦事件及礦床類型在主碰撞造山期,伴隨大陸俯沖與碰撞造山、板片斷離與地殼伸展、俯沖物質(zhì)折返與地殼擠壓抬升等關(guān)鍵地質(zhì)過程而發(fā)生的4個重要成礦事件,主要形成4種主要礦床類型,即①與殼源花崗巖有關(guān)的Sn礦和稀有礦床、②與殼/幔混源花崗巖有關(guān)的矽卡巖型Cu_Au_Mo礦床、③造山型Au礦、和④擠壓抬升階段復(fù)合型Cu_Au礦床。矽卡巖型礦床已被大家所熟知,其在碰撞造山帶的產(chǎn)出特征已被陳衍景等(2004)詳細(xì)評述,在此不再贅述。這里僅就其他3種類型的礦床特征描述于下。5.1絲光坪礦段巖石學(xué)特征來利山錫礦是主碰撞造山早期擠壓階段與殼源花崗巖有關(guān)的錫礦床的典型代表,它不僅是青藏高原造山帶錫金屬儲量最大的大型錫礦,而且其礦床地質(zhì)特征在世界上也獨樹一幟(劉增乾等,1993)。該礦床位于岡底斯巖漿帶東段的騰梁新生代花崗巖區(qū),產(chǎn)于來利山花崗巖復(fù)式巖體邊部及外圍的石炭系勐洪群淺變質(zhì)碎屑巖系內(nèi)(圖7A)。含礦巖體主要是黑云母二長花崗巖和正長花崗巖,同位素年齡介于65～51Ma間,Sr_Nd同位素表明其為碰撞造山期殼源或陸殼重熔型花崗巖。來利山錫礦由來利山礦段和絲光坪礦段構(gòu)成。其中,來利山礦段包括老熊窩、淘金處和三個硐等3個主礦體(圖7A)。老熊窩礦體呈長透鏡狀,沿巖體外圍NE向斷裂破碎帶展布,延伸達(dá)760m;淘金處礦體在黑云母花崗巖與圍巖接觸帶發(fā)育,NE向延伸達(dá)640m;三個硐礦體沿另一NE向穿過巖體與圍巖接觸帶的斷裂破碎帶展布(圖7B)。絲光坪礦段位于來利山礦段北西2.5km處,總體上順層產(chǎn)于石炭系勐洪群變質(zhì)碎屑巖系內(nèi)的層間破碎帶內(nèi)(圖7C)。整體上,來利山礦段錫礦體均呈長透鏡體或似層狀體產(chǎn)出,雖沿斷裂破碎帶分布,但顯示出一定的層控性(圖7B)。主要礦石類型為含錫石的塊狀黃鐵礦,由>60%的黃鐵礦(磁黃鐵礦)和少量石英、白云母、黃玉和螢石等云英巖礦物構(gòu)成,十分類似于塊狀硫化物礦床的主要礦石類型。黃鐵礦至少分3個時代,即早期膠狀黃鐵礦,在塊狀礦石中少量殘留,中期中粗粒黃鐵礦,構(gòu)成塊狀礦石主體,晚期粗晶黃鐵礦,部分變?yōu)榇劈S鐵礦,靠近巖體出現(xiàn)。這些礦體形態(tài)、礦石類型及礦石結(jié)構(gòu)證據(jù)顯示,與花崗巖有關(guān)的云英巖化蝕變及錫礦化,順層交代早期形成的塊狀硫化物層而疊加成礦。這種疊加成礦在絲光坪礦段表現(xiàn)更為清楚。絲光坪礦段的主礦體嚴(yán)格受層位控制,呈層狀、似層狀薄層透鏡體產(chǎn)出(圖7C)。原有的塊狀硫化物層保留完好,礦石顯示出清楚的膠狀結(jié)構(gòu)、球粒結(jié)構(gòu)和條帶_條紋狀構(gòu)造和疏密浸染狀構(gòu)造(劉增乾等,1993)。礦石含大量的石英、蛋白石和木錫石等低溫組合。部分地段,黃鐵礦轉(zhuǎn)變?yōu)榇劈S鐵礦,形成含錫石塊狀黃鐵礦_磁黃鐵礦礦石。流體包裹體研究表明,來利山錫礦包裹體均一溫度具有雙峰分布特征,低溫峰值在180℃,值域介于80～260℃,高溫峰值在380℃,值域介于280～520℃。礦石硫化物Pb同位素也顯示明顯差別,反映主碰撞期的云英巖化蝕變及其錫礦化疊加于早期的塊狀硫化物層之上。礦石的硫同位素δ34S變化于2.82‰～6.53‰之間,明顯大于巖漿硫。自巖體向外圍,δ34S值出現(xiàn)明顯的增大趨勢(劉增乾等,1993),反映在主碰撞期云英巖型蝕變礦化過程中,早期形成的塊狀硫化物為含錫的巖漿熱液系統(tǒng)提供了大量的S。根據(jù)滇西地區(qū)塊狀黃鐵礦硫化物層在泥盆系與石炭系界面附近廣泛發(fā)育的基本事實,筆者提出了來利山錫礦以云英巖型為主體、以疊加成礦為特征的成因認(rèn)識(見圖5C)。5.2成礦地質(zhì)及成礦流體包裹體馬攸木金礦是主碰撞造山中晚期與大規(guī)模剪切作用有關(guān)形成的金礦床中的典型代表,是在1999～2001年發(fā)現(xiàn)大型砂金礦的基礎(chǔ)上,2001～2002年經(jīng)化探掃面在砂金礦的源區(qū)發(fā)現(xiàn)20余處巖金礦化體,初步評價顯示有大型金礦床的規(guī)模(多吉等,2003)。該礦床位于雅魯藏布江縫合帶西段南、北2個亞帶所夾持的仲巴地塊,產(chǎn)于拉昂錯—柴曲背斜核部(圖8)。礦區(qū)出露的震旦系—寒武系齊吾貢巴群綠泥石英片巖、絹云石英片巖、絹云綠泥方解石片巖等是礦體主要賦存層位(圍巖),其南部分布奧陶系幕霞群灰?guī)r夾砂板巖和上三疊統(tǒng)修康群砂板巖。齊吾貢巴群和幕霞群遭受韌性剪切改造,發(fā)育多條強變形的南傾糜棱巖化帶。后期發(fā)育北傾的逆沖斷層系,使3套地層構(gòu)造疊復(fù)(圖8)。巖漿活動形成花崗巖、石英閃長巖和英安玢巖,英安玢巖的黑云母40Ar/39Ar坪年齡為(34.16±0.12)Ma(溫春齊等,2004b)。巖體內(nèi)無韌性剪切變形和蝕變礦化現(xiàn)象,顯示成礦發(fā)生在巖體侵位之前。成礦作用主要發(fā)生在齊吾貢巴群內(nèi)的韌性剪切帶及旁側(cè),形成4條近東西向的金礦化帶。單個礦體呈透鏡狀,長120～460m,厚0.64～8.00m,總體走向75°～80°,南傾,傾角40°～60°,金品位1.65×10-6～99.6×10-6。礦石類型主要有構(gòu)造蝕變巖型和石英脈型,前者主要為硅化、絹云母化、綠泥石化、磁鐵礦化和黃鐵礦化的各種糜棱巖,基本保留早期的構(gòu)造面理,局部有蝕變構(gòu)造角礫巖;后者包括由石英、方解石、黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、硫銻鉛礦、脆硫銻鉛礦和少量絹云母、綠泥石組成的各種脈體,成群出現(xiàn)時構(gòu)成石英脈群型礦體。成礦過程可分為5個階段:石英(_磁鐵礦)階段、石英_黃鐵礦階段、硫化物階段、硫鹽階段和碳酸鹽階段,其中石英_黃鐵礦和硫鹽階段為金成礦的主要階段。石英_黃鐵礦階段的石英40Ar/39Ar快中子活化法坪年齡為(44.08±0.39)Ma(溫春齊等,2004a),可代表礦床的形成年齡。流體包裹體研究表明,成礦流體主要為富CO2、低鹽度的NaCl_H2O體系,包裹體主要為CO2包裹體和少量兩相氣液包裹體。CO2包裹體體積占包裹體體積30%～50%,少量可達(dá)70%,兩相氣液包裹體氣相百分?jǐn)?shù)10%～20%。包裹體均一溫度介于170～290℃之間,呈雙峰分布,低溫峰值為230℃,值域介于170～250℃,高溫峰值為270℃,值域介于260～290℃。二氧化碳包裹體中CO2的密度介于0.216～0.850g/cm3,多數(shù)集中于6～7g/cm3。流體包裹體的鹽度介于0.18%～7.20%之間,多數(shù)集中在3%～4%范圍內(nèi)。據(jù)石英氧同位素計算的包裹體水氧同位素δ18O水為4.34‰～11.65‰,氫同位素δD水為-89‰～-79‰(霍艷等,2004),反映成礦流體主要為變質(zhì)流體與天水的混合流體,顯示造山型金礦的地球化學(xué)特征(Kerrichetal.,2000)。初步研究認(rèn)為,馬攸木金礦是在大規(guī)模剪切作用下,變質(zhì)流體與下滲大氣降水混合而成的低鹽度流體,沿韌性剪切帶及附近的脆性破裂帶交代形成的造山型金礦床。5.3油礦作蝕變特征雄村Cu_Au礦是近年發(fā)現(xiàn)的一個大型Cu_Au礦床(圖9)。據(jù)正在進(jìn)行中的未公開評價資料,其Cu礦儲量達(dá)200萬噸以上,Au超過100t。該礦床是主碰撞造山晚期擠壓抬升階段大規(guī)模成礦的典型代表。該礦床產(chǎn)于岡底斯構(gòu)造_巖漿帶南緣,區(qū)內(nèi)發(fā)育巨厚的晚白堊世—第三紀(jì)火山_沉積巖系(73.24～52.8Ma)以及主碰撞期黑云母二長花崗巖[(56.0±7.0)Ma;芮宗瑤未刊資料]和未知時代的閃長玢巖。區(qū)內(nèi)斷裂活動發(fā)育,但只有NW向展布的斷裂控制了礦床礦體的形成與展布(圖9)。此斷裂附近的斷層角礫巖和蝕變巖具有片理化構(gòu)造,反映該斷裂經(jīng)歷了早期張扭晚期壓剪的發(fā)育歷史。礦區(qū)蝕變強烈,并具多期疊加特征,形成一個NW向展布的長約2km、寬400～800m的蝕變暈(圖9)。大致可分為2個主要礦化蝕變期,早期形成類斑巖銅礦式的熱液蝕變,包括K_硅酸鹽化、石英_絹云母化和綠泥石化,晚期發(fā)育類淺成低溫式的熱液蝕變,包括硅化、泥化和綠泥石化。K_硅酸鹽化蝕變較弱,主要表現(xiàn)為黑云母化和鉀長石化,并伴隨少許磁鐵礦和黃鐵礦出現(xiàn)。石英_絹云母化強烈而廣泛,疊加交代K_硅酸鹽化蝕變,強蝕變巖幾乎全部由細(xì)粒絹云母和石英以及浸染狀硫化物構(gòu)成,與礦化密切相關(guān),在礦區(qū)中部沿NW向斷裂帶分布。早期綠泥石化交代黑云母,并與綠簾石化和方解石化相伴,類似于斑巖銅礦的青磐巖化蝕變,主要呈補片狀分布于礦化蝕變暈外圍。硅化是最廣泛最強烈的蝕變類型,分布范圍大于石英_絹云母化帶,但集中于礦化蝕變暈中央。硅化圍巖被各種類型的石英寬脈、網(wǎng)脈和脈帶切割,強硅化巖石幾乎全部由細(xì)粒石英及浸染狀硫化物組成。晚期綠泥石化蝕變主要表現(xiàn)為綠泥石沿石英脈邊緣交代圍巖,或形成石英_綠泥石_硫化物脈系。泥化蝕變以高嶺石化為代表,主要發(fā)育在石英_絹云母化帶外緣(圖9)。強蝕變的灰黑色凝灰?guī)r幾乎變?yōu)榘咨邘X土,但缺乏高級泥化的特征礦物明礬石、硬水鋁石或氯黃晶。雄村礦床主礦體長2000m,寬100～400m,目前鉆孔控制礦體長800m,寬350m,總體形態(tài)為NW向展布、傾向NE的厚大板狀體,平均厚度225m。礦化以脈狀、細(xì)脈浸染狀和稠密浸染狀為主,大量發(fā)育各種石英_硫化物脈體。主要礦石礦物為黃鐵礦、磁黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、閃鋅礦、方鉛礦、磁鐵礦、褐鐵礦和自然金和銀金礦。脈石礦物為石英、絹云母、綠泥石、高嶺石和少量白云母、重晶石、硬石膏、方解石和菱鐵礦等。礦化大體可劃分為4個成礦階段,即鉀硅酸鹽化_黃鐵礦階段,石英_絹云母化_銅礦化階段,硅化_金銀多金屬礦化階段和泥化_金礦化階段。其中,第二階段主要形成黃鐵礦+黃銅礦+斑銅礦+磁黃鐵礦+閃鋅礦+方鉛礦+磁鐵礦+硬石膏組合,呈浸染狀和網(wǎng)脈狀產(chǎn)出;第三階段主要形成黃鐵礦+閃鋅礦+方鉛礦+黃銅礦+磁鐵礦+自然金+銀金礦+重晶石+褐鐵礦組合,呈各種脈體產(chǎn)出(Xuetal.,2006)。流體包裹體資料表明,流體包裹體均一溫度變化于121～382°C之間,顯示雙峰特征,低溫域主要集中于150～250°C。流體鹽度有相當(dāng)大的變化[w(NaCleq)1.23%～36.61%],其中,金礦化流體鹽度變化于1.23%～10.86%。相應(yīng)的流體包裹體均一壓力也具有相當(dāng)大的變化(1.94×105～45.92×105Pa)(徐文藝等,2005)。氫、氧同位素資料表明,成礦流體以天水為主,但巖漿水在成礦早期階段有較大貢獻(xiàn)(Xuetal.,2006)。綜合分析上述資料,筆者認(rèn)為,雄村礦床的流體系統(tǒng)經(jīng)歷了漫長的演變歷程(47～38Ma),伴隨著區(qū)域隆升,由一個與巖漿有關(guān)的巖漿_熱液系統(tǒng)逐漸演化成一個淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)。巖漿熱液系統(tǒng)的流體主要來自巖漿水分凝,鹽度w(NaCleq)可高達(dá)36.6%,發(fā)生Cu_Au礦化。隨著壓力降低和天水注入,熱液系統(tǒng)以天水為主,鹽度減低,主要發(fā)育Au_Cu礦化。6熱液配置成礦的構(gòu)造背景圖10示意性表達(dá)了主碰撞造山成礦作用的構(gòu)造背景和成礦模式。需要強調(diào)的是,在主碰撞造山過程中,65～52Ma的強烈碰撞與地殼擠壓加厚,首先導(dǎo)致砂質(zhì)巖上地殼熔融,形成二長花崗巖及其含Sn巖漿_熱液系統(tǒng),泥質(zhì)巖上地殼熔融形成白云母花崗巖,發(fā)育含稀有金屬巖漿_熱液礦化系統(tǒng)。進(jìn)入應(yīng)力松弛階段,首先沿古構(gòu)造形跡發(fā)生區(qū)域性走滑斷裂系統(tǒng)和大型剪切帶,于綠片巖相峰期變質(zhì)作用的晚期,在韌性_脆性變形轉(zhuǎn)變部位卸載,形成造山帶型金礦;隨后導(dǎo)致地幔熔融、上侵和MASH過程,形成殼/?；煸吹幕◢弾r漿,并發(fā)育Cu_Au_Mo巖漿_熱液系統(tǒng),形成矽卡巖型Cu_Au_Mo礦床。于主碰撞造山的終結(jié)期,地殼再復(fù)擠壓抬升,與殼/?；煸吹幕◢弾r漿有關(guān)的Cu_Au巖漿_熱液系統(tǒng)連續(xù)演變?yōu)闇\成低溫Cu_Au熱液系統(tǒng),形成復(fù)合Cu_Au礦床?，F(xiàn)將幾個問題討論于下:6.1殼源玄武質(zhì)巖漿巖漿過程層圈相互作用,特別是殼/幔相互作用與成礦效應(yīng),是許多學(xué)者努力探討的重要科學(xué)問題,然而,關(guān)于殼/幔相互作用如何對成礦產(chǎn)生有效控制卻認(rèn)識膚淺。青藏高原碰撞造山帶為探討這一問題提供了重要實例。印度大陸匯聚碰撞和陡深俯沖(65～52Ma),導(dǎo)致了主碰撞帶地殼的縮短加厚。然而,相對干的俯沖大陸板片不同于俯沖的大洋板片,既難以產(chǎn)生大量脫水流體來交代地幔楔并誘發(fā)楔形地幔熔融,也難以自身部分熔融產(chǎn)生adakite熔體。但是,比重較輕的地殼物質(zhì)直接楔入深部地幔過程中必將產(chǎn)生巨大的磨擦熱能,足以為仰沖板塊的地殼物質(zhì)熔融提供足夠的能量,同時,因調(diào)節(jié)地殼縮短而產(chǎn)生的剪切逆沖構(gòu)造,也可使上部地殼巖石發(fā)生減壓熔融。因此,在碰撞隆起的岡底斯山脈下部,加厚的砂質(zhì)巖地殼物質(zhì)熔融,產(chǎn)生以二長花崗巖和正長花崗巖為主的長英質(zhì)巖漿。調(diào)節(jié)地殼縮短的剪切逆沖斷裂帶的活動,引起上部地殼泥質(zhì)巖部分熔融,形成白云母花崗巖(圖5)。W、Sn等金屬元素對殼源長英質(zhì)巖漿的親合性以及區(qū)域性地殼的異常高Sn背景,從根本上決定了二長花崗巖和正長花崗巖巖漿具有較高的Sn濃度,也決定了這類花崗巖的含礦潛在性。從這類花崗質(zhì)巖漿分凝出的含高Sn濃度的巖漿熱液流體,對區(qū)域性發(fā)育的塊狀黃鐵礦硫化物層的順層交代,勢必使黃鐵礦硫化物向熱液系統(tǒng)提供大量的S,并與金屬Sn反應(yīng)沉淀大量錫石,形成錫石硫化物型礦床。同樣,由于稀有金屬元素在地殼層的相對富集,以及對殼源長英質(zhì)巖漿的親合性,決定了白云母花崗巖巖漿系統(tǒng)演化晚期必然發(fā)育富含稀有金屬的巖漿_熱液系統(tǒng),并發(fā)生稀有金屬成礦作用。相反,殼/?；煸椿◢徺|(zhì)巖漿則經(jīng)歷完全不同的深部過程。巖漿熔融所必需的熱能無疑來自深部軟流圈,而后者提供熱能是通過俯沖板片斷離產(chǎn)生的斷離窗來實現(xiàn)的。這些花崗巖不僅含有大量同年齡MME,而且與幔源輝長巖密切共生,同時兩者均具有正εNd值,表明這期巖漿在下地殼底部經(jīng)歷過MASH過程(參見:Hildrethetal.,1988),即幔源玄武質(zhì)巖漿在地殼底部儲聚成池(S)、遭受地殼物質(zhì)混染(A)、誘發(fā)新生地殼熔融(M),并與殼源巖漿混合均一(H)。均勻混合產(chǎn)生中酸性熔體,次均勻混合使中酸性巖中殘留MME,沒有參與MASH過程的玄武質(zhì)熔體產(chǎn)生輝長巖(圖5)。侯增謙等(2003c)曾經(jīng)論證,正常的長英質(zhì)巖漿,因其較低的S溶解度和較低的Cu、Mo等金屬濃度(Wallaceetal.,1992),如果沒有其他來源的S和金屬供給,難以形成大型規(guī)模的Cu、Mo、Au礦。S的溶解度隨巖漿基性程度增加而增高的變化規(guī)律和Cu_Mo_Au地球化學(xué)屬性決定了它們將富集于鎂鐵質(zhì)巖漿中,因此,鎂鐵質(zhì)巖漿與長英質(zhì)巖漿的混合被認(rèn)為是后者獲取S和金屬而擁有較大成礦潛力的途徑(Hattorietal.,2001)。在下地殼底部,巖漿歷經(jīng)的MASH過程實際上是一個殼/幔物質(zhì)發(fā)生廣泛的相互作用和能量交換的過程(Bergantzetal.,1994),這個過程使均一混合的巖漿比正常的殼源長英質(zhì)巖漿更加富揮發(fā)分、S和親Cu元素(Richards,2003)。此外,由于均一混合的巖漿具有較高的氧逸度f(O2),巖漿中的S將呈硫酸鹽形式存在,這勢必導(dǎo)致親硫化物的金屬Cu、Au、Mo等顯示不相容元素行為(Richards,1995;2003),因而將最后集聚在巖漿演化晚期的殘余熔體中,最終發(fā)育成富含Cu_Au_Mo的巖漿_熱液系統(tǒng)。因此,在主碰撞造山的應(yīng)力松弛期,經(jīng)歷MASH過程的殼/?；煸椿◢弾r伴有強烈的Cu、Cu_Au、Cu_Mo礦化。6.2造山型金礦成礦作用眾多研究表明,伴隨著強烈的造山過程和變質(zhì)作用,常常形成一系列受增生構(gòu)造控制的石英脈型系列金礦,Kerrich等(1990)、Barley等(1992)和Groves等(1998)將其定義為造山型金礦。盡管迄今為止對造山型金礦的內(nèi)涵、外延及成因機制尚存在眾多爭議(Kerrichetal.,2000),但這類礦床的共有特征是值得高度關(guān)注的。這些金礦帶或金礦成礦省均發(fā)育于造山環(huán)境,與增生構(gòu)造事件有關(guān),形成于拼貼增生造山帶的變質(zhì)峰期和/或構(gòu)造作用期間或者稍后,分布于地體的構(gòu)造邊界或超巖石圈斷裂帶附近,但多數(shù)礦床就位于超巖石圈斷裂帶派生的二級或次級構(gòu)造上,它們多經(jīng)歷多次活動和再活動歷史,多為高角度反轉(zhuǎn)斷裂系統(tǒng)和逆沖推覆剪切帶,脆性與韌性變形的轉(zhuǎn)換部位?？刂频V體的空間定位。金礦體主要為含金石英脈和含金構(gòu)造蝕變巖,形態(tài)類型包括破碎角礫巖型、網(wǎng)脈和脈體群型、薄板狀脈型等。多數(shù)大型金礦產(chǎn)于中上地殼綠片巖相環(huán)境,也可產(chǎn)于地殼深部(25km)中深變質(zhì)相環(huán)境,熱液蝕變礦物組合與賦礦巖石變質(zhì)相組合一致,成礦溫度中等(220～500℃),成礦流體以富CO2、低鹽度(<6%)變質(zhì)流體為主(見:Kerrichetal.,2000)。造山型金礦的部分倡導(dǎo)者似乎并不主張阿爾卑斯—喜馬拉雅碰撞造山帶可以形成大型金礦,因為他們認(rèn)為其垂直斷裂系統(tǒng)規(guī)模小,深度淺,構(gòu)