復合成礦系統理論：揭開西南特提斯成礦之謎的關鍵*

鄧軍 王長明 李龔健 周道卿

中國地質大學地質過程與礦產資源國家重點實驗室，北京 100083

中國西南特提斯處于世界特提斯構造帶東端，是地質科學家頗為關注的研究區(圖1； 莫宣學等, 1993；許志琴等，1996；張國偉等，1996；潘桂棠等，1997；殷鴻福和張克信，1997；鐘大賚, 1998;鄧軍等，2011, 2012, 2014; Wangetal., 2017)。西南特提斯經歷了增生-碰撞復合造山和殼幔結構的多期改造，導致成礦時間長、強度大、作用多樣，復合成礦突出，是研究復合造山與復合成礦系統的理想選區，可揭示復合造山及其深部過程對復合成礦和金屬富集的控制機制(圖2；李興振等, 1999; 翟裕生等, 1999; 潘桂棠等, 2003; 李文昌等，2010; Zhangetal., 2014; Deng and Wang, 2016)。因此，深入研究該地區復合造山成礦作用，將為復合成礦系統理論的完善和成礦作用深部驅動機制的構建作出貢獻，并為該區實現找礦突破提供有力的理論指導(鄧軍等，2011；Dengetal., 2017a, b, 2018a; Wangetal., 2018b)。

圖1 中國西南特提斯及鄰區構造框架圖(據Wang et al., 2014a, 2016)Fig.1 Geological map showing the tectonic framework of the SW Tethys of China and its adjacent areas (modified after Wang et al., 2014a, 2016)

圖2 中國西南特提斯造山帶地質圖(據Deng et al., 2014a, b)Fig.2 Geological map of the SW Tethyan Orogen of China(after Deng et al., 2014a, b)

為此，先后實施了兩輪國家重點基礎研究發展規劃(“973”計劃)項目“三江特提斯復合造山與成礦作用”(2009CB421000)和“中國西南特提斯典型復合成礦系統及其深部驅動機制”(2015CB452600)，其主要目的在于：通過對加里東期原特提斯洋消減與閉合、印支期古特提斯洋閉合與地塊拼貼、燕山期中-新特提斯洋演化與陸內花崗巖省、喜山期碰撞造山重要地質事件的解析，查明復合造山過程與殼幔結構特征；通過對增生-碰撞造山巖漿熱液型Cu-Mo-Sn-W、增生造山海底噴流型Cu-Pb-Zn-Ag、碰撞造山斑巖-矽卡巖型Au-Cu-Mo和碰撞造山盆地鹵水-熱液型Pb-Zn-Ag-Cu典型復合成礦系統的深入研究，探索增生造山VMS型、斑巖型和矽卡巖-云英巖型與碰撞造山斑巖型、矽卡巖型和MVT型成礦作用機理；通過解析礦帶-礦田-礦床-礦體多尺度復合過程，揭示四類復合成礦系統形成的物質基礎、流體活動和構造驅動等多因耦合關系，進而闡釋復合成礦系統空間結構和深部驅動機制。

圖3 中國西南特提斯洋的演化過程 (據Deng et al., 2018b修編)Fig.3 Evolution of the SW Tethyan Ocean of China(modified after Deng et al., 2018b)

1 復合造山與構造體制轉換機制

復合造山是多期次造山以及其它類型殼幔過程在同一構造帶先后發生或者多類型過程同時同位發生的地質事件。復合造山是大洋閉合-大陸拼貼過程的必然演化結果、地質歷史時期普遍存在的地質過程、全球板塊運動研究的薄弱區以及地球動力學研究的興趣點(鄧軍等，2016a, b；Dengetal., 2017a)。

研究區經歷了原-古-中-新特提斯的增生造山和新生代碰撞造山過程。研究區古特提斯造山帶是古特提斯構造領域的重要組成部分，且保留了大量有關古特提斯洋和分支海洋演化的巖石證據(Sengor, 1987; Schwartzetal., 1995; Metcalfe, 2002; Dupont-Nivetetal., 2010; Wangetal., 2014a, 2018a, c)。昌寧-孟連洋作為一個西南三江古特提斯造山帶中典型的古特提斯洋，將東部思茅地塊和西部保山地塊分開(圖1; Metcalfe, 1988)。該縫合帶北部與龍木措-雙湖縫合帶相銜接，南部與泰國清邁-茵他儂縫合帶相連。前人研究集中在昌寧-孟連古特提斯洋的構造(Wuetal., 1995; Hennigetal., 2009; Pengetal., 2013; Dengetal., 2014a)，包括古特提斯洋的開啟和閉合以及隨后的沉積和碰撞過程(Sengor, 1987; Metcalfe, 1996, 1997; Uenoetal., 2003; 鄧軍等, 2012; Dengetal., 2014a)。然而，古特提斯的演變和不同階段的時間約束仍然模糊不清，影響了對古特提斯演化和形成的全面了解。

昌寧-孟連縫合帶經歷了洋殼俯沖、陸陸碰撞和碰撞后伸展環境的演化過程，表現為多期巖漿活動特點(圖2; Uenoetal., 2003; 鄧軍等, 2011)。晚二疊世-早三疊世花崗質巖漿具有高鉀鈣堿性系列和I型花崗巖的特性，表現為從島弧環境到碰撞后伸展環境的變化趨勢。值得注意的是，早三疊世晚期-中三疊世花崗質巖漿年齡從250Ma到237Ma，花崗質巖漿具有S型和I型花崗巖特性，表現為從島弧環境向碰撞后伸展環境轉變過程(圖3；Dengetal., 2018b)。另外，早三疊世晚期-中三疊世的侵入巖發生一定程度變形或變質作用，亦表現為早三疊世和三疊系地層的角度不整合，形成于同碰撞環境(朱維光等, 2011; 畢麗莎，2014; Fanetal., 2015)。235～203Ma晚三疊世巖漿活動具有高鉀鈣堿性系列和A型花崗巖的特性，沒有發生變形或變質，認為形成于碰撞后伸展環境，與金沙江-哀牢山縫合帶的同時期構造環境相似(圖4；Zietal., 2012a，b，2013; Dengetal., 2018b; Yangetal., 2019)。

圖4 昌寧-孟連縫合帶泥盆紀-三疊紀巖漿巖的地球化學圖解(a)Nb-Y圖解；(b)Rb-(Yb+Ta)圖解；(c)Rb-(Y+Nb)圖解；(d)Rb-Hf-Ta圖解(底圖據Pearce et al., 1984; Pearce, 1996；Harris et al., 1986). 數據來自趙靖等, 1994; 簡平等，2003；Jian et al., 2009; Peng et al., 2008; 魏君奇等, 2008; Hennig et al., 2009; 朱維光等, 2011; 李鋼柱等, 2012; 楊學俊等, 2012; Zi et al., 2012a, b; Deng et al., 2014a, 2018b; Wang et al., 2014b, 2015a, bFig.4 Geochemical discrimination diagrams of the Devonian-Triassic magmatic rocks from the Changning-Menglian Suture

昌寧-孟連古特提斯洋的俯沖可能發生于中泥盆世，以蛇綠混雜巖的出現作為有力證據。俯沖相關的巖漿活動主要發生在晚石炭世-中二疊世。在晚石炭世發生的昌寧-孟連古特提斯的俯沖，持續到二疊紀-早三疊世，云縣-景谷島弧形成與此有關(圖5a)。思茅地塊西緣的晚石炭世-中二疊世花崗閃長巖和鎂鐵超鎂鐵巖的侵入巖亦與昌寧-孟連古特提斯的俯沖有關(趙靖等, 1994; 魏君奇等, 2008; Hennigetal., 2009; Jianetal., 2009; 李鋼柱等, 2012; Dengetal., 2014b; Wangetal., 2014a)。

圖5 昌寧-孟連洋的構造演化過程Fig.5 Tectonic evolution of the Changning-Menglian Tethyan Ocean

在早三疊世-中三疊世晚期，巖漿活動可能受古特提斯碰撞造山過程所控制，證據如下：(1)通過野外地質考察顯示，上蘭組和下伏的上二疊統羊八寨組間呈角度不整合，并且被中-晚三疊統火山沉積巖和早侏羅世的紅色磨拉石所覆蓋。這些火山沉積巖鋯石U-Pb年齡為248.5±6.3Ma，表明在早三疊世晚期形成上蘭組(Pengetal., 2008)。侏羅系與下三疊統呈角度不整合不僅在云縣-景谷出現，而且在保山和思茅地區亦有出現，表明早三疊世屬于同碰撞環境；(2)云縣-景谷島弧中芒懷組下段的安山巖被認為同碰撞環境的產物(朱維光等, 2011)；(3)一些巖漿巖被解釋為在同碰撞環境中產生，如臨滄巖基向北延伸的阿元山(約238Ma)(簡平等，2003；Hennigetal., 2009; 楊明輝等, 2015)；(4)昌寧-孟連縫合帶晚三疊世的變質和改造事件(畢麗莎，2014; Fanetal., 2015)。因此，早三疊世-中三疊世晚期巖漿活動合理解釋為同碰撞環境，發生在早三疊世晚期-中三疊世之間，可能在250Ma左右(圖5b；Dengetal., 2018b)。

晚三疊世巖漿鋯石年齡數據顯示同碰撞到碰撞后環境的轉換過渡(簡平等，2003; Pengetal., 2008; Hennigetal., 2009; 朱維光等, 2011; Zietal., 2012a，b; 楊學俊等, 2012; Wangetal., 2015b)。臨滄花崗巖表現為高鉀鈣堿性特征，侵入年齡變化范圍從234±1Ma到203±0.5Ma，巖漿活動最早發生在大約235Ma (Pengetal., 2013; Dengetal., 2018b)。云縣-景谷地區芒懷組上段流紋巖在235Ma同碰撞環境下形成(朱維光等, 2011)。因此，從同碰撞到碰撞后的轉換發生在晚三疊世，可能在235Ma左右。另外， Pengetal.(2013)和Hennigetal.(2009)報道，晚三疊世的流紋巖類似于云縣-景谷地區非擠壓背景所形成的A型花崗巖。云縣-景谷地區的晚三疊世玄武巖具有與板塊裂解有關的軟流圈地幔的地球化學特征(Wangetal., 2010)。勐宋(大約222～228Ma)和布朗山花崗巖(約216～218Ma)，以及同時代輝綠巖主要產生于碰撞后環境(Wangetal., 2015a)。因此，我們提出晚三疊世巖漿巖形成于碰撞后構造環境(圖5c)。

區域構造演化與成礦動力學關系成為揭示成礦機理的瓶頸，探索成礦過程的構造控制及其驅動機制成為該領域的關鍵科學問題。針對該問題，對三江地區開展從礦物到巨型造山帶尺度的構造變形、應力傳遞、流體流動和化學反應的系統研究，發現不同構造體制轉換控制了區域成礦作用的類型與時空分布。通過系統地質證據標定和精細測年，識別出特提斯復合造山過程中215Ma大洋消減到地塊聚合、130Ma洋殼俯沖到陸緣增生、65Ma增生到碰撞造山和35Ma巖石圈拆沉到陸內走滑四次構造轉換事件，分別控制了斑巖型銅和VMS型鉛鋅銅銀礦、層控矽卡巖型銅鉛鋅礦、云英巖型鎢錫和矽卡巖型銅鉬礦、斑巖型-矽卡巖型銅金多金屬礦四次大規模成礦作用(Dengetal., 2014a, 2017a)。根據這些觀察和全球對比研究，凝練出構造成礦動力學基本要點：構造動力體制轉換是成礦的根本驅動，成礦參數臨界轉換是礦床形成的基本條件，構造-流體耦合是重要成礦機制，構造應力-應變場轉變時空界面是主要成礦場所，從而揭示了構造體制轉換成礦機理(Dengetal., 2014a)。

2 復合成礦系統理論

復合成礦系統是復合造山構造轉換時空域中不同時期多種成礦作用或者同一時期不同成礦作用復合形成的礦化網絡、以及控制其形成與保存的全部地質要素構成的具有成礦功能的自然系統；其理論要點包括：多源復合的成礦物質來源、復合造山的成礦驅動機制、成礦流體運移的構造活化控制、構造轉換復合的成礦機理、礦床破壞再生的變化過程、多類型礦種共存的保存條件(鄧軍等，2016a, b; Dengetal., 2017a)。西南特提斯經歷了原-古-中-新特提斯洋復合造山過程，發育多種類型和不同時代成礦作用復合成礦。為此，本文旨在確立西南特提斯復合造山過程中發育的不同成礦系統，揭示增生造山和碰撞造山成礦系統的相互關系，甄別出格咱斑巖型+矽卡巖型銅鉬、揚子地塊西緣斑巖型+造山型和保山-鎮康矽卡巖型+熱液脈型鉛鋅三條大型多金屬復合造山帶。復合成礦系統主要有增生造山海底噴流型Cu-Pb-Zn-Ag、增生-碰撞造山巖漿熱液型Cu-Mo-Sn-W、碰撞造山斑巖-矽卡巖型Au-Cu-Mo和碰撞造山盆地鹵水-熱液型 Pb-Zn-Ag-Cu(鄧軍等，2016a, b)。西南特提斯典型復合成礦系統及其礦床特征列于表1。

增生造山海底噴流型Cu-Pb-Zn-Ag復合成礦系統主要集中在昌寧-孟連縫合帶老廠-銅廠街Cu-Pb-Zn-Ag和金沙江-哀牢山縫合帶羊拉-魯春Cu-Pb-Zn兩個礦集區，尤其以產于洋島火山(OIB)環境下的別子(Besshi)型的老廠Pb-Zn-Ag-Cu礦床最為典型(鄧軍等，2016a, b)。在原特提斯洋和古特提斯主洋演化過程中，形成了與古特提斯洋島環境火山巖有關的老廠VMS型Cu-Pb-Zn礦床(Lietal., 2015)。陳覓等(2010)報道了火山巖的SHRIMP鋯石U-Pb年齡為323.6±2.8Ma，反映了VMS型Cu-Pb-Zn礦大致形成時間。老廠VMS型礦體主要受層位及構造控制，礦區主要出露有下石炭統依柳組火山-沉積巖。其中，硫化物在火山碎屑巖中尤為富集。火山碎屑巖為玄武巖、玄武安山巖、安山質和凝灰巖、角礫巖和集塊巖等(馮慶來和劉本培，1993；陳百友，2002)。礦區內老廠背斜形態多樣且為主要控礦構造。斷層主要呈SN和NW走向，NE走向次之，其中SN和NW走向斷層，主要控制老廠中心式火山噴發，礦體主要圍繞火山噴發中心沉積洼地產出(葉慶同等，1992; 陳覓等，2010; 龍漢生等，2011)。礦體垂向可劃分三層，在每層位發育大量塊狀硫化物礦體上下疊加(葉慶同等，1992)。礦體礦化分帶明顯，呈現“上黑(方鉛礦-閃鋅礦)下黃(黃鐵礦-黃銅礦)”的分布特征(Lietal., 2015; 張鵬飛等，2017)。老廠VMS型礦體礦石呈現較均一硫同位素特征，δ34S值在-0.69‰～+1.32‰范圍內，表明其成礦物質S主要來源于礦體下盤基性火山巖。流體包裹體屬于NaCl-H2O體系，成礦溫度為110～158℃，鹽度為13.2%～18.7%NaCleqv，流體主要來自海底鹵水(張鵬飛等，2017)。與老廠VMS型Cu-Pb-Zn礦床對比，昌寧-孟連縫合帶還發育VMS型大坪掌礦床，賦存于弧后盆地雙峰式火山巖中，成礦年齡為429±10Ma (Lehmannetal., 2013)，約束了該期的噴流成礦作用時限。老廠在印-亞大陸碰撞過程中，還發育斑巖-矽卡巖型Cu-Mo礦床，其礦石輝鉬礦Re-Os等時線年齡43.8±0.8Ma(陳琿等，2010)。黑云母二長花崗斑巖侵位于下石炭統火山-沉積巖中。由深至淺，成礦類型依次為斑巖型鉬礦化、矽卡巖型鐵礦化和低溫熱液網脈型礦化(黃鈺涵等，2017)。各類型礦石硫化物有較均一S同位素組成，δ34S值為-1.96‰～1.99‰(平均值+0.28‰)，與礦區斑巖硫同位素比較，老廠礦床符合還原型斑巖礦床特征(黃鈺涵等，2017；趙曉勇等，2012)。

增生-碰撞造山巖漿熱液型Cu-Mo-Sn-W復合成礦系統主要集中在騰沖-保山地塊Sn-Cu-Pb-Zn和義敦島弧Cu-Mo-W礦區。尤其以義敦島弧成礦帶發育的增生造山型印支期成礦(230～199Ma)和燕山期成礦(～80Ma)最為典型(Lietal., 2011; 李文昌等，2011; Yangetal., 2017)。義敦島弧紅山地區印支期三疊紀閃長玢巖的年齡集中于198～216Ma(徐興旺等，2006；黃肖瀟等，2012；劉學龍，2013； Pengetal., 2014；孟健寅，2014；王新松，2014)，巖體(87Sr/86Sr)i初始值為0.70485～0.70629，Pb同位素206Pb/204Pb比值為18.24～19.10，208Pb/204Pb比值為38.26～39.53，207Pb/204Pb比值為15.53～15.71；(143Nd/144Nd)i初始值為0.5122～0.5123，εNd(t)初始值為-0.89～-3.11，虧損地幔模式年齡tDM2為0.96～1.10Ga；εHf(t)值變化在-3.07～-9.55之間，模式年齡在tDM2為1.09～1.43Ga(黃肖瀟，2013；孟健寅，2014)。李文昌等(2013)通過對成礦流體的研究發現，成礦流體中-高鹽度NaCl-H2O體系熱液主要源于印支晚期石英閃長玢巖的幔源巖漿活動；燕山期石英二長斑巖年齡集中于76～81Ma，與矽卡巖中輝鉬礦和花崗斑巖中輝鉬礦Re-Os同位素等時線年齡基本一致(77～81Ma)(徐興旺等，2006；李文昌等，2011；王新松等，2011；黃肖瀟等，2012；孟健寅等，2013；彭惠娟，2014；劉學龍等，2016)，表明燕山期是主要的斑巖-矽卡巖Cu-Mo多金屬成礦期。花崗斑巖(87Sr/86Sr)i初始值為0.70475～0.70930，Pb同位素206Pb/204Pb比值為18.77～19.38，208Pb/204Pb比值為39.20～38.79，207Pb/204Pb比值為15.62～15.76；(143Nd/144Nd)i初始值為0.51204～0.51233，εNd(t)初始值為-4.04～-9.67，虧損地幔模式年齡tDM2為1.10～1.25Ga；而εHf(t)值變化在0.31～7.24，模式年齡在tDM2為0.67～1.02Ga(黃肖瀟，2013；孟健寅，2014)。此外，流體包裹體、C-H-S和Re同位素表明燕山期含礦斑巖為同期的Cu多金屬礦化提供了成礦熱液和金屬來源(李文昌等，2013；孟健寅，2014；王新松，2014)。

碰撞造山盆地鹵水-熱液型Pb-Zn-Ag-Cu復合成礦系統集中于蘭坪-思茅盆地。王長明等(2017)將蘭坪盆地發育的礦床劃分為三種不同類型：中低溫熱液脈型Cu-Ag-Pb-Zn礦床、MVT Pb-Zn礦床和淺成低溫熱液型Sb-Hg-As礦床。其中，中低溫熱液脈型礦床Cu礦化主要發生于56～46Ma，淺成低溫熱液型礦床年齡集中分布于40～33Ma，中低溫熱液脈型礦床Pb-Zn礦化和MVT Pb-Zn礦床主要集中于33～21Ma。中低溫熱液脈型Cu-Ag-Pb-Zn礦床成礦溫度變化范圍為120.0～320.0℃，鹽度變化范圍為2.00%～24.00% NaCleqv，顯示成礦流體以低溫高鹽度為特征的盆地鹵水為主，其中金滿-連城礦床受印度-歐亞大陸碰撞影響，成礦流體受到富CO2的變質水影響；MVT Pb-Zn礦床成礦流體變化范圍為100.0～200.0℃，鹽度通常變化于4.00%～16.00% NaCleqv，整體顯示了低溫、高鹽度的盆地鹵水特征；淺成低溫熱液型Sb-Hg-As礦床以筆架山Sb礦床為代表，成礦流體溫度通常變化于120.0～160.0℃，鹽度較低，整體上變化于0.00%～6.00% NaCleqv之間，成礦流體顯示大氣降水的特征(王長明等，2017)。因此，在蘭坪盆地存在多期礦化事件復合成礦。

碰撞造山斑巖-矽卡巖型Au-Cu-Mo復合成礦系統與始新-漸新世富堿斑巖有關，集中于金沙江-哀牢山縫合帶。北衙礦床有矽卡巖型和斑巖型兩種類型礦體，存在疊加現象，代表多期巖漿活動的復合成礦(Dengetal., 2015)。其中，斑巖侵入體的年齡在34～38Ma，成巖高峰期為36Ma(和文言等，2012；Dengetal., 2015; Fuetal., 2015；Liuetal., 2015;王建華，2017)；矽卡巖型Au-Cu-Fe礦床成礦年齡為～34Ma (和文言，2014；Fuetal., 2015，2016)；熱液型Pb-Zn-Ag(Au)礦化時代～32.8Ma(王建華, 2017)。斑巖型Au-Cu(Mo)礦床δ34S(‰)值為-1.6‰～+3.6‰；矽卡巖型Au-Cu-Fe礦床δ34S值為+0.2‰～+3.7‰；熱液型Pb-Zn-Ag(Au)礦化δ34S值為-2.4‰～+1.5‰，三類礦床的δ34S值具有深源巖漿硫來源的特征，與北衙新生代富堿斑巖有直接關系(和文言，2014；王建華，2017)。斑巖型Au-Cu(Mo)礦床Pb同位素與富堿斑巖的Pb同位素值基本一致，表明三類礦床的礦化物質主要源于富堿斑巖(和文言，2014；王建華，2017)。流體包裹體研究的表明，矽卡巖型礦化成礦流體為高溫的NaCl-H2O及NaCl-H2O-CO2體系熱液；斑巖型礦化流體為中-高溫的NaCl-H2O-CO2體系熱液；熱液脈型為中溫的NaCl-H2O-CO2體系熱液(王建華，2017)。三種類型礦床的包裹體特征表明北衙礦床的成礦流體主要來源于富堿斑巖演化的巖漿熱液。

圖6 中國西南特提斯莫霍面特征(據周道卿，2013；鄧軍等，2016a)Fig.6 Characteristics of the Moho surface in the SW Tethys of China (after Zhou, 2013; Deng et al., 2016a)

3 地殼深部結構和成礦機理

前期研究工作采用“巖石探針”方法和地球化學示蹤技術，結合重磁場線性構造提取技術，研究不同時序巖漿起源的可能源區和深部過程；探討區域深大斷裂與淺表構造之間的耦合關系；通過磁性體頂、底界面反演，分析殼內巖漿巖和變質巖空間分布特征；結合深地震反射剖面所揭示的高速體、低速體和拆離構造等分布，查明研究區內殼幔物質結構特征(Zhangetal., 2005)。三江地區蘭坪-思茅盆地、保山-騰沖地塊為大型莫霍面隆起區，表示地殼厚度較薄；然而江達-維西巖漿帶、金沙江縫合帶、義敦島弧、臨滄復合碰撞帶和哀牢山造山帶為局部幔拗帶，表示地殼厚度明顯增大(圖6；周道卿，2013；鄧軍等，2016a)。研究區各圈層均受到復合造山運動的強烈改造，包括保山地塊、蘭坪-思茅地塊和東羌塘地塊等莫霍面深度較淺，處于幔隆帶內。主要造山帶與莫霍面幔拗帶具有較好的對應關系，表明造山過程中造山帶內地殼快速增厚。隆拗結合帶為板塊間結合帶或斷裂發育地帶(周道卿，2013；鄧軍等，2016a)。

盡管研究區構造演化和成礦作用的研究取得了一系列成果，然而在深部成礦驅動機制等尚存爭議(Wangetal., 2014c; 鄧軍等，2016a，b)。鋯石Hf同位素地球化學填圖不僅是探析巖石圈結構和演化等方面的重要手段，也是大地構造學和區域成礦學研究的熱點和難點。國內外研究程度較低，不僅制約深部動力學理論完善提高，也影響礦產勘查實踐的發展(Moleetal., 2012; Houetal., 2015; Wangetal.,2016, 2017)。三江特提斯造山帶因其獨特的成礦地質環境和成礦作用過程，研究難度較大(Dengetal., 2014a; 杜斌等, 2016)。

系統收集西南特提斯成礦域Hf同位素數據，并對其進行統一處理，具體參數如下(Wangetal., 2016)：εHf(t)=10000({[(176Hf/177Hf)S-(176Lu/177Hf)S×(eλt-1)]/[(176Hf/177Hf)CHUR,0-(176Lu/177Hf)CHUR×(eλt-1)]-1};tDM=1/λ×ln{1+[(176Hf/177Hf)S-(176Hf/177Hf)DM]/[(176Lu/177Hf)S-(176Lu/177Hf)DM]};tDMC=tDM-(tDM-t)([(fcc-fs)/(fcc-fDM)];fLu/Hf=(176Lu/177Hf)S/(176Lu/177Hf)CHUR-1;fcc=[(176Lu/177Hf)平均地殼/(176Lu/177Hf)CHUR]-1;fs=fLu/Hf;fDM=[(176Lu/177Hf)DM/(176Lu/177Hf)CHUR]-1; (176Hf/177Hf)DM=0.28325; (176Lu/177Hf)DM=0.0384; (176Lu/177Hf)CHUR=0.0336; (176Hf/177Hf)CHUR=0.282785; (176Lu/177Hf)CC=0.015; λ=1.867(10-11yr-1;t為鋯石結晶年齡; 公式中字母的含義如下: S為樣品，CHUR為球粒隕石均一儲庫，DM代表虧損地幔，CC代表大陸地殼。昌寧-孟連縫合帶劃分出了兩個明顯不同Hf同位素(εHf(t))和二階段虧損地幔模式年齡(tDM2)的異常區。西部騰沖-保山地塊和昌寧-孟連縫合帶有低εHf(t)和高tDM2區域，高tDM2值很可能與古元古代區域的變質巖有關。東部地區的東羌塘、思茅塊體和揚子地塊出現了高εHf(t)和低tDM2區域，而中咱和義敦火山弧塊體出現了一個低εHf(t)和高tDM2區域。低εHf(t)和高tDM2區域對應的是東部中-新元古代古老地殼基地組成。三個高εHf(t)和低tDM2表現東部較年輕的地體(圖7)。三維地殼結構圖，從最西部的騰沖地塊的遮放地區到最東部的揚子地塊的賓川地區，顯示了騰沖-保山地塊上有大概38km厚的大陸地殼，其巖漿巖顯示出低εHf(t)和高tDM2的特征，表明巖漿來源于古老的地殼或重熔的地殼(Zhangetal., 2005; Wangetal., 2016)。而揚子地塊的大陸地殼厚度大約42km，顯示出高εHf(t)和低tDM2值，表明了該區的巖漿巖來源于虧損的地幔(圖8; Zhangetal., 2005; Wangetal., 2016)。

圖7 西南特提斯造山帶Hf同位素εHf(t)等值線圖 (據杜斌等, 2016; Wang et al., 2016修編)Fig.7 Hf isotopic contour maps showing the spatial variation of zircon εHf(t) value in the SW Tethyan Orogen of China (modified after Du et al., 2016; Wang et al., 2016)

圖8 西南特提斯造山帶鋯石tDM2 (a)、Hf同位素(b)和巖石圈結構(c)剖面圖(據Zhang et al., 2005; Wang et al., 2016修編)Fig.8 Profiles of zircon tDM2 values (a), zircon εHf(t) values (b), and lithospheric architecture (c) in the SW Tethyan Orogen (modified from Zhang et al., 2005; Wang et al., 2016)

西南特提斯造山帶晚侏羅世斑巖型Cu礦床和始新世-漸新世斑巖型Cu(-Mo)礦床沿甘孜-理塘縫合帶和金沙江-哀牢山縫合帶成群分布，εHf(t)值變化范圍主要為0～2，tDM2年齡變化范圍主要為1100～800Ma (Xiaoetal., 2007; 郭曉東等, 2009, 2011; 鄧軍等，2010; Caoetal., 2016; Wangetal., 2016)。甘孜-理塘縫合帶是古特提斯洋西向俯沖結束后，中咱地塊與揚子地塊的碰撞產物(Reidetal., 2007; Pengetal., 2008； 冷成彪等, 2008; 2014; 曹殿華等，2009; Yangetal., 2011; Heetal., 2013; Chenetal., 2014; Caoetal., 2016)。吳濤(2015)認為晚侏羅世斑巖發生了下地殼部分熔融，與俯沖背景下由軟流圈上涌相關。如果這樣，晚侏羅世斑巖和與之相關的銅礦床是發生在大約216Ma時俯沖板片撕裂引發的軟流圈上涌之后，弧-陸碰撞時期形成或稍晚的環境，而不是在向西的俯沖過程中形成。此與環地中海帶和環太平洋帶的情況相似，斑巖型銅礦床不是形成于活動的向西的俯沖帶，而是形成于地殼縮短/增厚時期或之后(Richards and Kerrich, 1993; Doglioni and Panza, 2015; Nimis and Omenetto, 2015)。三個高εHf(t)和低tDM2異常區沿著金沙江-哀牢山縫合帶發育，對應始新世-漸新世鉀質巖體和有關Cu-Mo、Cu-Au礦化，形成于后碰撞陸內環境。金沙江-哀牢山縫合帶北部斑巖型Cu-Mo礦床的成礦年齡為40～36Ma，巖體鋯石結晶年齡介于41Ma和37Ma之間(曾普勝等, 2006; Houetal., 2007; Liangetal., 2007, 2008; 伍靜等, 2011)。中部斑巖型Cu-Au礦化的時間為37～34Ma，與之有關的斑巖體的形成年齡為38～34Ma，近于同期形成(和文言等, 2011; Luetal., 2012, 2013; 和文言, 2014; 蔣成竹, 2014; Dengetal., 2015)。南部斑巖鋯石結晶年齡及與之有關的Cu-Au礦化的年齡集中于36～34Ma(王登紅等, 2004; Liangetal., 2007)。此外，既有正值亦有負值的εHf(t)異常對應晚侏羅世花崗閃長巖巖體和與之相關的矽卡巖型Cu礦化。

圖9 中國西南特提斯深部異常信息(據周道卿，2013；鄧軍等，2016a)(a)居里面；(b)莫霍面；(c)重磁推斷隱伏巖體；(d)重磁推斷斷裂Fig.9 Deep abnormal information in the SW Tethys of China (after Zhou, 2013; Deng et al., 2016b)(a) Curie surface；(b) Moho surface；(c) concealed rock mass referred by gravity and magnetic field；(d) fault referred by gravity and magnetic field

早白堊世、晚白堊世和古近紀矽卡巖型和熱液脈型Sn-W成礦系統發育于騰沖和義敦島弧地體中，具有較老tDM2年齡值。這些巖漿巖與矽卡巖型和熱液脈型Sn-W礦化有關，有相似的負εHf(t)值(-11.6～-3.9)、老的tDM2年齡(1800～1400Ma)、低的εNd(t)值(-14.7～-8.3)和相對較高的(87Sr/86Sr)比值(0.7104～0.7457)，指示了來源于中下陸殼的部分熔融(Xuetal., 2012; Maetal., 2014; Chenetal., 2015)。白堊紀巖漿活動和與之相關的Sn礦化可能與中-新特提斯俯沖有關。然而，古近紀巖漿活動和與之相關的Sn礦化可能是碰撞后環境的產物(Maetal., 2014; Wangetal., 2014b; Chenetal., 2015)。

晚三疊世-白堊紀矽卡巖型和熱液脈型Pb-Zn-Cu-Ag礦化在空間上與元古代地殼塊體有關。在騰沖-保山和義敦島弧地體或金沙江縫合帶顯示出從正到負變化的鋯石εHf(t)值，鋯石εHf(t)值介于研究區斑巖型Cu-Mo-Au和花崗巖型Sn-W礦床之間(圖7)。晚侏羅世花崗閃長巖巖體和與之相關的矽卡巖型Cu礦化通常沿金沙江縫合帶發育，鋯石εHf(t)值(-3.7～+1.8)和中元古代tDM2年齡(1500～1100Ma)為特征，并捕擄了鐵鎂質微晶粒狀包體，在晚碰撞或后碰撞構造背景殼幔混合形成(Wangetal., 2010; Zhuetal., 2011)。然而，晚白堊世侵入巖和與之有關的Pb-Zn-Ag礦床形成于后碰撞陸內伸展構造環境，以鋯石εHf(t)值(-3.1～+0.2)和中-新元古代tDM2年齡(1300～1100Ma)為特征，來源于中-新特提斯俯沖和碰撞過程中-新元古代下地殼的部分熔融(Dengetal., 2014a, b;李艷軍等，2014)。以上研究不僅豐富了成礦系統理論，也對巖漿-熱液型成礦區的找礦勘探提供重要指導。

4 找礦方法集成和重大突破

在復合成礦系統理論指導下，揭示三江地區復合造山成礦具有礦床種類多樣、礦床類型獨特、構造轉換控礦、疊加成礦顯著、保存條件良好、成礦大器晚成、超大型礦床多以及礦床集約度高等特征。經過長期演化，三江地區形成了洋島型、弧后盆地型、裂谷型和陸內裂谷型等四類VMS多金屬礦床，俯沖型和碰撞型兩類斑巖礦床，以及金頂和脈狀銅鉛鋅礦等盆地容礦Cu-Pb-Zn礦床等多種礦床。前期建立的三江地區金頂鉛鋅礦、陸陸碰撞造山型金礦以及大陸碰撞型銅礦等特色大型礦床成因模式，較好地闡明了復合造山背景下的成礦作用。普朗斑巖銅礦作為格咱島弧印支期中酸性斑巖成礦的代表，其研究成果指導格咱島弧印支期斑巖-矽卡巖型銅多金屬礦找礦實現了突破。此外，研究團隊所提出的碰撞造山環境斑巖銅礦的成因模型，認為碰撞斑巖銅礦成礦斑巖為強烈擠壓構造背景下形成的埃達克巖，成礦金屬的深部富集是因巖漿高氧逸度所致。相比于國內外典型的增生造山型金礦，三江碰撞造山型金礦整體上具有礦石礦物組合復雜、成礦時代新、成礦流體幔源組分多鹽度高以及殼幔相互作用明顯的特征(Sunetal., 2009；李文昌等，2010；Dengetal., 2016a)。

在精細解剖三江特提斯成礦域的地質構造、礦產、物探、化探和遙感等信息基礎上，對重磁推斷深大斷裂識別、隱伏巖漿巖體圈定、居里面、莫霍面隆起與坳陷區深部等異常信息進行了識別(圖9)。依據復合造山帶構造體制轉換成礦與疊加復合成礦等特征，并選取義敦島弧、昌寧-孟連縫合帶、保山地塊、蘭坪-思茅盆地和金沙江-哀牢山金銅成礦帶等為重要遠景區，開展了不同成因類型礦床勘查集成模式和隱伏礦體定位預測研究。依據不同規模、礦種、類型礦床的成礦模式以及勘查過程，對適用的勘查技術手段與類型(組合)的實施效果進行分析，選取適合三江高山深切割地貌、植被掩蓋區的勘查技術集成技術。區域資源潛力評價以及找礦勘查技術創新成果在VMS和矽卡巖疊加型、俯沖型斑巖礦床、碰撞型斑巖礦床以及造山型金礦床等不同構造背景、多個構造單元、多種礦床類型勘查中起到了重要作用。在建立三江特提斯復合造山與成礦作用理論體系基礎上，與地方生產單位密切合作，理論指導找礦，并取得重大突破(鄧軍等，2016a)。

5 結論

本文重塑了西南特提斯增生造山和碰撞造山構造演化歷史，識別出特提斯復合造山過程中大洋消減到地塊聚合、洋殼俯沖到陸緣增生、增生到碰撞造山和巖石圈拆沉到陸內走滑四次構造轉換事件，它們分別控制了斑巖型銅和VMS型鉛鋅銅銀礦、層控矽卡巖型銅鉛鋅礦、云英巖型鎢錫和矽卡巖型銅鉬礦、斑巖型-矽卡巖型銅金多金屬礦四次大規模成礦作用。

確立西南特提斯復合造山過程中發育的不同成礦系統，揭示增生造山和碰撞造山成礦系統相互關系，甄別出格咱、揚子地塊西緣和保山-鎮康三條大型多金屬復合造山帶，解析其地殼深部結構和深部成礦驅動機理。

復合造山和復合成礦系統理論的提出得到國內外同行的高度評價，在找礦勘查中發揮了良好的社會經濟效益作用，提高了中國學者在特提斯典型復合成礦系統及其深部驅動機制方面的研究地位，形成了具有一定國際影響力的構造成礦研究團隊。

致謝 本文作者在多年的學習和工作過程中，一直得到翟裕生老師的指點與教誨。衷心感謝老師在礦床學領域研究的諄諄教誨和關心幫助，謹以此文恭賀老師九十華誕。論文的完成得益于與項目各課題負責人楊天南、王立全、許繼峰、畢獻武、孫曉明、李文昌、朱弟成的探討；研究過程中，科技部聯系專家馬福臣研究員、趙振華研究員、許東禹研究員、顧連興教授和丁悌平研究員，以及項目專家組成員翟裕生院士、滕吉文院士、莫宣學院士、侯增謙院士、潘桂棠研究員、張洪濤研究員、柴育成研究員始終給予了悉心指導和全力幫助，使項目按整體科學目標順利實施。項目專家組成員以及“973”項目全體同仁的通力合作和共同努力，使得項目按預定目標整體推進，取得重要研究進展。謹此致謝。