造山過程的碰撞與碰撞

整個(gè)沖突造山過程通常經(jīng)歷以下地質(zhì)過程：大陸板片沖程（a級(jí)凹陷）、地殼縮短嵌入、巖石圈坍塌、造山后壩山、造山后坍塌（jamason，1991）。這些過程分別出現(xiàn)于造山期(orogenic)、后造山期(post＿orogenic)和非造山期(anorogenic),相應(yīng)地發(fā)育同碰撞或主碰撞環(huán)境(syn＿ormain＿collision)、后碰撞或晚碰撞環(huán)境(post＿orlate＿collision)和板內(nèi)環(huán)境(intra＿plate)?？傮w上,造山期對(duì)應(yīng)于碰撞環(huán)境和晚/后碰撞環(huán)境,后造山期和非造山期對(duì)應(yīng)于板內(nèi)環(huán)境(圖1A)(Leigeois,1998)。碰撞環(huán)境反映兩個(gè)大陸板塊之間大洋消失后的陸—陸碰撞造山,而后碰撞環(huán)境向板內(nèi)環(huán)境的轉(zhuǎn)變,標(biāo)志著整個(gè)碰撞造山作用的結(jié)束。兩個(gè)大陸碰撞之后,巖石圈的會(huì)聚和陸內(nèi)塊體間的相對(duì)水平運(yùn)動(dòng)仍將持續(xù)進(jìn)行,并一直延續(xù)至后造山伸展階段的開始,有人將該時(shí)段的環(huán)境稱為陸內(nèi)造山環(huán)境(intra＿continentalcollisionorogenicsetting)(圖1B)(鄧晉福等,1999),也有人將其統(tǒng)稱為后碰撞環(huán)境(post＿collisionsetting)(Leigeois,1998),還有人將該時(shí)段進(jìn)一步細(xì)分,早階段環(huán)境稱為晚碰撞環(huán)境(late＿collisionsetting),晚階段環(huán)境稱為后碰撞環(huán)境(＿)(圖)(侯增謙等,)。按照Leigeois(1998)的概念,碰撞系指兩個(gè)大陸的初始對(duì)接碰撞,以主逆沖作用和高壓變質(zhì)作用為特征,而后碰撞始于大陸碰撞之后的陸內(nèi)環(huán)境,以陸內(nèi)塊體(地體)之間沿巨型剪切帶發(fā)生大規(guī)模水平運(yùn)動(dòng)為特征,認(rèn)為后碰撞包括許多重要地質(zhì)事件,如斜向碰撞(obliquecollision)、塊體運(yùn)動(dòng)(逆沖、走滑)、巖石圈拆沉(delamination)、小洋片俯沖和裂谷作用等(Leigeois,1998)。實(shí)際上,在許多大型碰撞造山帶,如喜馬拉雅—西藏造山帶,上述所謂的后碰撞期重要地質(zhì)事件通常出現(xiàn)于印—亞大陸強(qiáng)烈碰撞之后的不同發(fā)育階段。在主碰撞(65～41Ma)之后,造山帶往往仍表現(xiàn)為強(qiáng)烈擠壓和會(huì)聚的動(dòng)力學(xué)背景,相繼發(fā)育斜向碰撞、陸內(nèi)俯沖、逆沖推覆和大規(guī)模走滑等重要地質(zhì)事件(Dingetal.,2003b;侯增謙等,2003b;2006e),該時(shí)段的造山過程以大陸持續(xù)匯聚、陸塊相對(duì)運(yùn)動(dòng)和地殼強(qiáng)烈縮短為特征。最后,才發(fā)育傳統(tǒng)意義上的后碰撞環(huán)境,主要以連續(xù)性或幕次式伸展動(dòng)力學(xué)背景為特征(Leigeois,1998;王京彬等,2006),通常與巖石圈拆沉作用或巖石圈地幔減薄等深部過程有關(guān)(Englandetal.,1989;Turneretal.,1993)。因此,為了更清楚、更詳細(xì)地反映一個(gè)碰撞造山帶的演化過程,筆者主張:將主碰撞之后的造山環(huán)境細(xì)分為晚碰撞環(huán)境和后碰撞環(huán)境。晚碰撞環(huán)境以陸內(nèi)擠壓＿匯聚為特征,后碰撞環(huán)境以陸殼伸展＿張裂為特征(侯增謙等,2006e)。按此概念,將青藏高原碰撞造山帶的碰撞造山過程分為主碰撞期(65～41Ma)、晚碰撞期(40～26Ma)和后碰撞期(25～0Ma)(圖1C)(侯增謙等,2006e)。目前的青藏高原是一個(gè)正在活動(dòng)的、并已發(fā)育至后碰撞伸展階段的大陸碰撞造山帶。青藏高原新生代的成礦作用貫穿于整個(gè)印—亞大陸碰撞造山過程,并在不同造山演化階段發(fā)育了不同類型的區(qū)域成礦作用,形成了獨(dú)具特色的礦床組合類型,據(jù)此可概括為3大成礦作用,即主碰撞造山成礦作用、晚碰撞轉(zhuǎn)換成礦作用和后碰撞伸展成礦作用(侯增謙等,2006e)。侯增謙等(2006f)已詳細(xì)討論了主碰撞期(65～41Ma)的主碰撞造山成礦作用問題,本文將綜合分析973項(xiàng)目所獲得的階段性研究成果,結(jié)合前人資料,闡述青藏高原碰撞造山帶晚碰撞時(shí)段(40～26Ma)的造山特征和動(dòng)力學(xué)背景,總結(jié)主要成礦事件及其時(shí)空發(fā)育特征,解剖重要成礦帶和典型礦床,分析其深部過程和構(gòu)造約束,建立晚碰撞轉(zhuǎn)換成礦模型。1續(xù)會(huì)聚與sn向擠壓背景青藏高原碰撞造山帶的晚碰撞造山作用,發(fā)生于印度與亞洲大陸的持續(xù)會(huì)聚和SN向擠壓背景之下,以大陸內(nèi)部地體(陸塊)的相對(duì)運(yùn)動(dòng),即陸內(nèi)俯沖和逆沖＿推覆＿走滑活動(dòng)為特征。其造山作用及地殼變形在該高原的不同部位具有不同的表現(xiàn)形式和發(fā)育特征(圖2)。1.1逆沖斷裂帶的演變高原中部系指夾持于南側(cè)斑公湖—怒江縫合帶(BNS)與北側(cè)柴達(dá)木盆地南緣之間的高原地帶。該區(qū)的晚碰撞造山作用繼承了主碰撞期造山的基本特征,但以發(fā)育大規(guī)模逆沖斷裂、陸塊俯沖(逆沖)和地殼收縮為特征。向南逆沖的獅泉河—改則—安多逆沖斷裂系沿襲原來的BNS繼承性發(fā)育,致使其北側(cè)的二疊紀(jì)—白堊紀(jì)地層逆沖在第三系砂礫巖和紅層之上,調(diào)節(jié)了200km左右的地殼縮短。通過該大規(guī)模逆沖作用,拉薩地體俯沖在羌塘地體之下至少200km(Yinetal.,2000)。于此時(shí)期,囊謙—風(fēng)火山褶皺＿逆沖斷裂帶繼續(xù)發(fā)育,并顯示向南和向北的雙向逆沖,導(dǎo)致了60～80km的地殼縮短。在晚碰撞作用下,于柴達(dá)木盆地南緣發(fā)育祁曼塔格—北昆侖逆沖斷裂帶,將元古宙變質(zhì)巖和古生界火山＿沉積巖系逆沖于柴達(dá)木盆地第三系之上,并導(dǎo)致地殼發(fā)生了270km的縮短(Yinetal.,2000)。1.2嘉黎—高原東部晚碰撞造山特征高原東緣的碰撞造山帶發(fā)育于三江古特提斯構(gòu)造＿巖漿帶之上。該東部碰撞帶實(shí)際上是一個(gè)受控于新生代走滑斷裂系統(tǒng)的構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶,通常被解釋為吸收印—亞大陸碰撞應(yīng)變的構(gòu)造調(diào)節(jié)帶(Deweyetal.,1988;Wangetal.,2001)。這一構(gòu)造調(diào)節(jié)是在總體擠壓背景下從晚始新世開始實(shí)現(xiàn)的(駱耀南等,2002),因具有類似轉(zhuǎn)換斷層的性質(zhì)和特征,俞如龍(1996)將高原東部的碰撞造山作用稱為陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山作用。正如Yin等(2000)所評(píng)述,調(diào)節(jié)高原東部變形的機(jī)制可能有3種:(1)印支地體向SE擠出滑逸(Leloupetal.,1995);(2)右行走滑及地塊旋轉(zhuǎn)(Englandetal.,2000);(3)陸塊內(nèi)部變形(Wangetal.,1997)。這些調(diào)節(jié)機(jī)制主要是通過2種構(gòu)造系統(tǒng)來實(shí)現(xiàn)的:(1)大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng);(2)褶皺＿逆沖斷裂系統(tǒng)。新生代大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)主要發(fā)育于高原東緣構(gòu)造轉(zhuǎn)換帶內(nèi),自W而E和自N而S,依次包括嘉黎—高黎貢斷裂、貢覺—芒康斷裂和巴塘—麗江斷裂(北段)及紅河斷裂(南段)、昆侖斷裂、鮮水河斷裂和小江斷裂(圖3a)。嘉黎—高黎貢斷裂圍繞東構(gòu)造結(jié)發(fā)育,控制了高原東緣新生代花崗巖的發(fā)育與分布。貢覺—芒康斷裂和巴塘—麗江斷裂現(xiàn)存于羌塘地體內(nèi),控制了新生代富堿侵入巖帶的形成與分布(Houetal.,2003a)。紅河斷裂發(fā)育于揚(yáng)子地塊與羌塘地體之間,具有大規(guī)模剪切性質(zhì),第三紀(jì)中期(～)為左行走滑(.,;鐘大賚,1998),晚期變?yōu)橛倚凶呋?Tapponnieretal.,1990)。Tapponnier等(1990)依據(jù)沿紅河剪切帶發(fā)育的巨大規(guī)模的混合巖＿糜棱巖和300～740km的左旋位移,推測(cè)印支地體沿紅河走滑斷裂向S擠出500km。相反,野外調(diào)查、古地磁分析和GPS測(cè)量表明,伴隨著大陸碰撞,高原東部地區(qū)主要圍繞東構(gòu)造結(jié)發(fā)生總體右旋走滑,斜列分布的鮮水河斷裂和昆侖左行走滑斷裂調(diào)節(jié)了其夾持地塊的分體旋轉(zhuǎn)(Englandetal.,2000)。在整體擠壓背景下的走滑轉(zhuǎn)換應(yīng)變場(chǎng)中,大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)也控制了一系列走滑拉分盆地的發(fā)育(圖3b)(劉增乾等,1993)。如沿貢覺—芒康斷裂發(fā)育貢覺右行走滑拉分盆地,西側(cè)囊謙一帶發(fā)育左行走滑拉分盆地;沿喬后斷裂發(fā)育喬后、巍山左行走滑拉分盆地,西側(cè)形成蘭坪等右行走滑拉分盆地(圖3b)(劉增乾等,1993)。這些盆地多呈NNW向展布,顯示萁狀盆地特征,其中多數(shù)沉積了厚達(dá)2400～4000m的第三系河湖相紅色碎屑巖系,包括巨厚的陸相含鹽建造和磨拉石建造。部分盆地伴有40～30Ma的鉀質(zhì)巖漿巖的淺成侵入。這些盆地因晚碰撞期的側(cè)向擠壓、沖斷、推覆而閉合。新生代褶皺＿逆沖斷裂系統(tǒng)主要發(fā)育于高原東緣陸塊和/或盆地內(nèi)部(如蘭坪—思茅盆地),因印—亞大陸晚碰撞作用以及揚(yáng)子陸塊的向西推擠,發(fā)生強(qiáng)烈的對(duì)沖推覆作用,形成逆沖推覆構(gòu)造帶,并使地塊的地殼縮短至少達(dá)50～60km(Wangetal.,1997)。在蘭坪盆地,逆沖推覆大致可分為2個(gè)階段:早期階段(約40Ma),在褶皺基礎(chǔ)上,于盆地兩側(cè)向盆地內(nèi)部發(fā)生對(duì)沖,使中生界地層(三疊系—侏羅系)作為推覆體逆沖并覆蓋于盆地沉積(古新統(tǒng)和漸新統(tǒng)碎屑巖系)之上,形成推覆構(gòu)造群和構(gòu)造穹隆(如金頂?shù)V區(qū));晚期階段,主要由于盆地西側(cè)較強(qiáng)的側(cè)向擠壓,造成盆地西部的逆沖斷裂持續(xù)向東逆沖,將中生界地層疊瓦狀推覆到早期階段的構(gòu)造之上,在白秧坪地區(qū)顯示出根帶、中帶和鋒帶的分帶性(徐啟東等,2003;2004)?？傮w上,伴隨著晚碰撞造山作用,高原東緣新生代變形經(jīng)歷了2個(gè)重要階段,即(1)始新世—早漸新世壓扭階段,(2)晚漸新世張扭或應(yīng)力松弛階段,形成了以走滑斷裂系統(tǒng)控制的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山帶。在這個(gè)以調(diào)節(jié)和轉(zhuǎn)換為特征的陸內(nèi)造山帶內(nèi),大規(guī)模走滑斷裂、逆沖推覆和強(qiáng)烈剪切是近同時(shí)或相繼發(fā)育的。在總體壓扭背景下,大規(guī)模走滑作用發(fā)育相對(duì)較早,先是形成走滑拉分盆地,接受第三紀(jì)含膏鹽建造沉積,之后,又控制富堿巖漿的噴發(fā)侵位;逆沖推覆發(fā)育稍晚,導(dǎo)致中生代構(gòu)造層推覆于第三紀(jì)含膏鹽建造之上;剪切作用可能伴隨大規(guī)模走滑斷裂而發(fā)育,但大規(guī)模高強(qiáng)度的剪切發(fā)育最晚(27～23Ma),并一直延續(xù)至20Ma左右(圖4)。2晚碰撞造山巖漿活動(dòng)的地區(qū)受晚碰撞階段的陸內(nèi)造山與地殼變形作用的控制,晚碰撞造山巖漿作用主要發(fā)育于青藏高原的中部和東部地區(qū),而在以岡底斯和特提斯喜馬拉雅為主體的南部地區(qū),則出現(xiàn)明顯的巖漿活動(dòng)間斷。2.1高鉀電商超鉀火山巖高原中部地區(qū)的火山巖習(xí)稱為藏北或羌塘火山巖。其廣泛出露于羌塘錯(cuò)尼—枕頭崖地區(qū),向西延伸至魚鱗山一帶,向東延入唐古拉山北側(cè),并與金沙江—紅河富堿侵入巖帶相連,構(gòu)成規(guī)模巨大的呈EW向長(zhǎng)軸狀分布的藏北羌塘火成巖省。大量的測(cè)年資料表明,該火成巖省發(fā)育2個(gè)時(shí)段的火山巖,早期為高M(jìn)g#值高鉀鈣堿性系列和鉀玄巖系列火山巖,其同位素年齡為44.7～32Ma,集中發(fā)育于羌塘錯(cuò)尼—枕頭崖一帶(丁林等,1999;遲效國等,1999;賴紹聰,2000);晚期為低Mg#值堿性鉀質(zhì)＿超鉀質(zhì)火山巖,其同位素年齡為30～26Ma,集中發(fā)育于火成巖省西部的魚鱗山—火車頭山一帶(鄧萬明等,1998b;丁林等,1999;遲效國等,2005)。973項(xiàng)目的最新研究表明,這些鉀質(zhì)火山巖具有埃達(dá)克巖的地球化學(xué)親和性(許繼峰等,2003),反映出藏北地殼于晚碰撞期已加厚至大于40km。許多研究者認(rèn)為,原始巖漿的起源與陸內(nèi)俯沖過程有關(guān)(鄧萬明等,1998a;Dingetal.,2003)。近期,在羌塘雀莫錯(cuò)一帶發(fā)現(xiàn)了古近紀(jì)橄欖輝長(zhǎng)巖＿輝綠巖群,其單顆粒鋯石206Pb/238U年齡為31Ma(李莉等,2004),反映31Ma以后發(fā)育的鉀質(zhì)＿超鉀質(zhì)火山巖及鎂鐵質(zhì)巖已受到軟流圈活動(dòng)的影響。2.2富堿滲透巖帶的形成時(shí)代高原地區(qū)東部的晚碰撞期巖漿活動(dòng)強(qiáng)烈而廣泛,以淺成＿超淺成巖漿侵入為主,構(gòu)成“2帶+1區(qū)”的分布格局(圖3a)。2個(gè)巖漿帶包括(1)金沙江—紅河富堿侵入巖帶和(2)巖漿碳酸巖—堿性巖雜巖帶。前者受新生代大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)的控制,自北部的囊謙逆沖帶,經(jīng)巴塘—麗江和貢覺—芒康斷裂帶,向南延入紅河斷裂帶,形成規(guī)模巨大的長(zhǎng)達(dá)1000km的富堿侵入巖帶,主要巖相包括富鉀的花崗質(zhì)斑巖、正長(zhǎng)巖、正長(zhǎng)斑巖、粗面巖、粗面斑巖等,其同位素年齡集中于41～27Ma之間,峰期在36Ma(張玉泉等,1997;Chungetal.,1998;Wangetal.,2001;Houetal.,2006a);后者受晚碰撞期活化的走滑斷裂的控制,自北部的冕寧至南部的德昌,構(gòu)成長(zhǎng)達(dá)270km的碳酸巖＿正長(zhǎng)巖雜巖帶(袁忠信等,1995;Houetal.,2006b),其同位素年齡介于40～28Ma之間(袁忠信等,1995),峰期在35Ma(Houetal.,2006b)。1個(gè)巖漿活動(dòng)區(qū)即大理—西昌煌斑巖區(qū),覆蓋面積幾達(dá)50000km2,主要巖石為含金云母、橄欖石、單斜輝石的鈣堿性(和鉀玄巖系列)煌斑巖,其同位素年齡介于40～24Ma(Guoetal.,2005)。2.2.1富堿斑巖巖漿起源與成因模式高原東緣的富堿斑巖,多數(shù)為鉀玄巖系列,部分為高鉀鈣堿性系列,以高鉀為特征。富堿斑巖大致可分為2組:SiO2<63%的富堿斑巖,以正長(zhǎng)斑巖為主,通常不含礦;SiO2>63%的富堿斑巖,主要為花崗斑巖、二長(zhǎng)花崗斑巖、二長(zhǎng)斑巖和少量正長(zhǎng)斑巖,多出現(xiàn)不同程度的礦化。這些含礦斑巖與不含礦斑巖在時(shí)空上密切共生,具有以下重要特征:(1)相對(duì)富集LILE,如K、Rb、Ba、Sr,相對(duì)虧損HFSE,如Nb、Ta、P、Ti,顯示出一種類似于島弧型巖漿源區(qū)的地球化學(xué)特征(王建等,;.,);(2)配分形式均為L(zhǎng)REE富集型,LREE與HREE強(qiáng)烈分餾,但均不出現(xiàn)明顯的負(fù)Eu異常(鄧萬明等,1998a;1998b;Wangetal.,2001);(3)所有的富堿斑巖均具有較高的87Sr/86Sr值(0.7052～0.7073)和較低的εNd(t)值(-0.20～4.89),顯示出EMⅡ型富集地幔的地球化學(xué)特征(鄧萬明等,1998a;1998b;張玉泉等,2000;趙欣等,2004;Houetal.,2005);(4)許多富堿斑巖,特別是不含礦的,含有豐富的地幔包體(石榴石透輝巖和石榴石輝石巖)和下地殼包體(石榴石透輝角閃巖和麻粒巖),前者來源于上地幔87～95km深處,后者來源于加厚下地殼底部45～55km深處(趙欣等,2003)。所有這些特征對(duì)富堿斑巖的巖漿起源與成因機(jī)制提供了重要約束。對(duì)富堿斑巖的成因尚未取得一致認(rèn)識(shí),目前已提出多種模式,如:交代富集地幔部分熔融模式(張玉泉等,2000;姜耀輝等,2006),殼/幔過渡帶部分熔融模式(鄧萬明等,1998a;1998b;鐘大賚等,2001;Houetal.,2005),大陸板片沿紅河斷裂帶向東俯沖模式(Wangetal.,2001),大規(guī)模走滑誘發(fā)“島弧型”地幔部分熔融模式(Houetal.,2003a;王建等,2003)等等。詳細(xì)討論富堿斑巖的起源與演化已超出本文范圍,但結(jié)合富堿斑巖的基本特征,綜合分析了各種模式后,似乎可以得出這樣的看法,即,富堿斑巖主要來自于下地殼底部與富集上地幔頂部之間的殼/幔過渡帶,該過渡帶曾遭受古老俯沖板片流體的廣泛交代而使其發(fā)生Sr＿Nd同位素成分均一化(Houetal.,2003a;王建等,2003)。富含上地幔包體、但不含礦的高Y富堿斑巖來自于殼/幔過渡帶底部的富集上地幔部分,而含礦的、低Y的埃達(dá)克質(zhì)富堿斑巖則來自于殼/幔過渡帶的玄武質(zhì)下地殼底部(45～55km),后者因地殼加厚而變質(zhì)為石榴石透輝角閃巖(趙欣等,2004;Houetal.,2005)。殼/幔過渡帶之所以發(fā)生部分熔融,部分原因是大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)誘發(fā)減壓熔融(Houetal.,2003a),部分原因是深部軟流圈物質(zhì)上涌提供熱能(鐘大賚等,2001;姜耀輝等,2006),而后者的出現(xiàn)很可能與陸內(nèi)俯沖作用和板片斷離有關(guān)(鐘大賚等,2001)。2.2.2構(gòu)造背景及構(gòu)造意義喜馬拉雅期碳酸巖＿正長(zhǎng)巖雜巖帶沿中生代閉合的攀西二疊紀(jì)古裂谷帶分布,受鮮水河斷裂向南延伸的小江走滑斷裂系及其派生的二級(jí)斷裂控制,集中分布于北部的冕寧牦牛坪、李莊、木落寨和南部的德昌大陸槽地區(qū),構(gòu)成一條長(zhǎng)約270km的雜巖帶。碳酸巖主要呈巖脈和巖墻產(chǎn)于同期的正長(zhǎng)巖或英堿正長(zhǎng)巖體內(nèi)。碳酸巖與正長(zhǎng)巖在時(shí)空上密切共生,侵位時(shí)代相當(dāng),Sr＿Nd同位素成分接近,原生地幔標(biāo)準(zhǔn)化的微量元素配分型式一致,證明兩者為巖漿不混溶產(chǎn)物,來自于富CO2的原生硅酸鹽巖漿(劉叢強(qiáng)等,2004;Houetal.,2006b)。碳酸巖以低SiO2(<10.22%)、低FeO(<1.20%)、低MgO(<0.73%)及較寬的CaO含量范圍(40.7%～55.4%),區(qū)別于幔源原生的鎂質(zhì)碳酸巖。極度富集LILE(Sr,Ba)和輕稀土元素,相對(duì)虧損高場(chǎng)強(qiáng)元素(Nb,Ta,P,Zr,Hf,Ti),反映該巖漿源區(qū)曾發(fā)生強(qiáng)烈的交代富集作用。其δ18OV＿SMOW(6.4‰～10.5‰)和δ13CV＿PDB(-3.9‰～-8.5‰)值與原生的幔源碳酸巖相當(dāng)(許成等,2002;田世洪,2005),證明碳酸巖具有地幔成因特征。然而,這些碳酸巖具有極低的εNd(t)(-3.2～-18.7)和相對(duì)高的(87Sr/86Sr)i值(0.706020～0.707923)以及較寬的207Pb/204Pb(15.362～15.679)和208Pb/204Pb值(38.083～39.202)變化范圍(Houetal.,2006b),明顯區(qū)別于世界范圍的巖漿碳酸巖(Belletal.,1987;Harmeretal.;1998)。其獨(dú)特的Sr＿Nd、Sr＿Pb和Nd＿Pb同位素變異趨勢(shì),反映出某些碳酸巖在巖漿侵位上升過程中遭受地殼物質(zhì)的混染(Houetal.,2006b)。但是,混染程度最低的碳酸巖的Sr＿Nd同位素組成,顯示其具有EMⅠ與EMⅡ過渡型源巖的地球化學(xué)特征(劉叢強(qiáng)等,2004)。碳酸巖的Nd模式年齡(1.0Ga)和Sr＿Nd同位素模式年齡計(jì)算表明,該過渡源巖的形成與元古代的洋殼俯沖以及遠(yuǎn)洋沉積物/陸源沉積物混合體隨俯沖過程向地幔深處循環(huán)有關(guān)(Houetal.,2006b)。源區(qū)的部分熔融可能與新生代地幔底辟體的強(qiáng)烈上涌有關(guān),碳酸巖＿正長(zhǎng)巖漿的上升侵位,受控于近NS向的走滑斷裂系統(tǒng)和壓扭/張扭轉(zhuǎn)換的應(yīng)力場(chǎng)(Houetal.,2006b)。總之,青藏高原的晚碰撞造山作用,使高原東部處于陸內(nèi)走滑轉(zhuǎn)換構(gòu)造應(yīng)力場(chǎng)之中,伴隨著晚碰撞造山,發(fā)育一個(gè)受新生代走滑斷裂系統(tǒng)控制的不連續(xù)的鉀質(zhì)火成巖省,巖漿活動(dòng)時(shí)限為40～24Ma,活動(dòng)高峰在(35±5)Ma。巖漿起源于EMⅡ或EMⅡ-EMⅠ過渡型富集地幔及加厚下地殼底部的鎂鐵質(zhì)變質(zhì)巖,源區(qū)部分熔融可能與陸內(nèi)俯沖和軟流圈上涌有關(guān)。3主要成礦事件晚碰撞期的成礦作用伴隨于晚碰撞陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山過程的始終,現(xiàn)已識(shí)別出4個(gè)重要的成礦事件,分別與晚碰撞期的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)、逆沖推覆構(gòu)造系統(tǒng)和大規(guī)模剪切系統(tǒng)密切相關(guān)。這些成礦事件包括:(1)與大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)有關(guān)的斑巖型Cu＿M(jìn)o、Cu＿Au成礦事件;(2)碳酸巖＿正長(zhǎng)巖雜巖型REE成礦事件;(3)與逆沖推覆構(gòu)造系統(tǒng)有關(guān)的鹵水流體Pb＿Zn＿Ag＿Cu成礦事件;(4)與大規(guī)模剪切系統(tǒng)有關(guān)的剪切帶Au礦成礦事件(圖4)。3.1斑巖成礦帶a喜馬拉雅期斑巖Cu＿M(jìn)o和Cu＿Au成礦事件在高原東緣形成2條“成對(duì)”出現(xiàn)、規(guī)模不等的成礦帶(圖3a)。西帶,總體上處于揚(yáng)子陸塊與昌都—思茅陸塊接合帶附近,受大規(guī)模走滑斷裂的控制,北起青海納日貢瑪,經(jīng)藏東江達(dá)—芒康,抵滇西祥云—金坪,包括著名的玉龍斑巖銅礦帶、北衙斑巖金銅礦床、馬廠箐銅鉬金礦床和哈播金礦床等。東帶,總體上位于東側(cè)揚(yáng)子陸塊內(nèi)部或西緣,受基底斷裂控制,北起中甸—鹽源,南抵姚安—長(zhǎng)安,包括鹽源西范坪斑巖銅金礦床、寧蒗蘿卜地斑巖銅礦、賓川小龍?zhí)栋邘r銅礦、姚安斑巖銀金礦床和長(zhǎng)安斑巖金銅礦床等。就整體而言,這2條斑巖成礦帶的北段以Cu或Cu＿M(jìn)o礦化為主,南段以Au或Cu＿Au礦化為主。含礦巖體多具有多期次侵位特點(diǎn),不同程度地相伴發(fā)育爆破角礫巖筒。其偏酸性的花崗質(zhì)斑巖群發(fā)育Cu或Cu＿M(jìn)o礦,而偏中性的正長(zhǎng)斑巖或二長(zhǎng)斑巖群則發(fā)育Au或Cu＿Au礦。Cu或Cu＿M(jìn)o礦床中的伴生Au主要出現(xiàn)于富含磁鐵礦的鉀硅酸鹽蝕變帶;而斑巖Au礦床不同程度地伴生Cu,含Au建造主要是富鐵建造(如鏡鐵礦、磁鐵礦、赤鐵礦、錳褐鐵礦等)。測(cè)年資料顯示,這2條斑巖成礦帶的成礦年齡相近,主體介于40～30Ma之間,但有3個(gè)成礦高峰,即40Ma,36Ma和32Ma(Houetal.,2006a)。第1次成礦高峰以玉龍超大型銅礦發(fā)育為標(biāo)志,其輝鉬礦Re＿Os等時(shí)線年齡為(40.1±1.8)Ma(Houetal.,2006a)。第2次成礦高峰形成馬拉松多、多霞松多銅礦及馬廠箐銅鉬礦床,前2個(gè)礦床的輝鉬礦Re＿Os模式年齡為35.8～36.0Ma(杜安道等,1994),后者的輝鉬礦＿等時(shí)線年齡為(.±.)(Houetal.,2006a)。第3次成礦高峰主要集中于東礦帶,其中,西范坪斑巖型Cu＿Au礦床的輝鉬礦Re＿Os等時(shí)線年齡為(32.1±1.6)Ma(Houetal.,2006a)。3.1.2地殼環(huán)境與斑巖巖漿熱液成礦的關(guān)系高原東緣的3次脈動(dòng)性成礦事件,受控于碰撞背景下的陸內(nèi)壓扭與張扭轉(zhuǎn)換應(yīng)力場(chǎng)。構(gòu)造研究表明,控制含礦斑巖巖漿活動(dòng)的走滑斷裂系統(tǒng)至少在40Ma前處于壓扭狀態(tài),并伴隨著強(qiáng)烈的區(qū)域性壓扭變形。中新世(24～17Ma)應(yīng)力場(chǎng)則明顯地轉(zhuǎn)變?yōu)閺埮せ驈垜?yīng)力狀態(tài)(Wangetal.,2001)。在壓扭與張扭轉(zhuǎn)換期(40～30Ma),應(yīng)力松弛可能導(dǎo)致了含礦巖漿沿大規(guī)模走滑斷裂的脈動(dòng)性或周期性淺成侵位,同時(shí)引起了成礦流體的脈動(dòng)性分凝和幕式排泄,誘發(fā)了3期斑巖巖漿＿熱液＿成礦事件(Houetal.,2005)。研究表明,在地殼環(huán)境下,巖漿熔體的分凝、運(yùn)移和侵位受地殼或巖石圈尺度的應(yīng)力場(chǎng)控制。在中、下地殼,強(qiáng)烈的剪切應(yīng)變將使下地殼MASH帶的熔漿向剪切帶積聚,并沿垂向剪切帶底辟上升(Sawyer,1994)。在上地殼范圍,巖漿以巖墻形式上升侵位(Richards,2003)。在擠壓應(yīng)力場(chǎng)下,殼內(nèi)水平的張性構(gòu)造促進(jìn)次級(jí)巖漿房發(fā)育和平臥巖床的形成。相反,在走滑或張性環(huán)境,垂向的張性構(gòu)造為巖漿上侵提供了重要的通道,因此,壓扭應(yīng)力場(chǎng)或壓扭向張扭應(yīng)力的轉(zhuǎn)變,應(yīng)是斑巖巖漿＿熱液成礦系統(tǒng)發(fā)育的最有利環(huán)境(圖5)。在島弧環(huán)境下,伴隨著順弧的大規(guī)模走滑活動(dòng),常發(fā)育走滑拉分盆地,盆緣斷裂常為含礦斑巖的淺成侵位提供重要的上侵通道(Richards,2003)。同樣,高原東緣的晚碰撞造山環(huán)境,大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)斜交陸—陸碰撞匯聚帶,具有調(diào)節(jié)碰撞應(yīng)變之功能。沿走滑斷裂發(fā)育一系列派生性的含新生代富堿侵入巖和鉀質(zhì)火山巖的拉張盆地,如貢覺、劍川、大理盆地等,產(chǎn)出了大量的富堿火成巖。因此,調(diào)整大陸碰撞的區(qū)域剪切應(yīng)變,導(dǎo)致了來自殼/幔過渡帶巖漿熔體的匯集上升,壓扭應(yīng)力下的大規(guī)模走滑斷裂和走滑拉分盆地,導(dǎo)致了巖漿熔體的淺成侵位和噴發(fā)(圖5)。3.1.3含礦斑巖巖漿發(fā)育的成礦流體根據(jù)富堿斑巖巖石的Y含量,可識(shí)別出3組不同的斑巖組合(圖6a)(Houetal.,2005):低Y＿低Ba斑巖以玉龍帶含Cu斑巖為代表,巖石類型主要為二長(zhǎng)花崗斑巖和正長(zhǎng)花崗斑巖。其Y含量通常<20×10-6,Ba含量通常<1000×10-6,Nb/Y值變化于0.35～1.25之間。在圖6a中,這些含Cu斑巖構(gòu)成一個(gè)平行于Nb/Y軸的水平趨勢(shì),反映出不同斑巖體之間或不同期次斑巖之間的地球化學(xué)變化主要受巖漿過程的控制(Houetal.,2005)。低Y＿中Ba斑巖其Y含量通常類似于低Y＿低Ba斑巖,變化于(10～20)×10-6之間,Ba含量通常>1000×10-6。代表性巖石為花崗斑巖、二長(zhǎng)斑巖和正長(zhǎng)斑巖,其中,花崗斑巖發(fā)育在馬廠箐礦區(qū),含Cu＿M(jìn)o,二長(zhǎng)斑巖發(fā)育在西范坪礦區(qū),含Cu＿Au,而正長(zhǎng)斑巖主要發(fā)育在北衙礦區(qū)和姚安礦區(qū),含Au＿Pb＿Zn＿Ag。與低Y＿低Ba斑巖相比,含礦性略差。在圖6a中,它們通常處于上述2類不同斑巖變化趨勢(shì)之間,但也存在一個(gè)Nb/Y＿Ba正相關(guān)趨勢(shì),反映出其源區(qū)也遭受流體交代作用,但與低Y＿低Ba斑巖相比,交代富集程度較高(.,)。高Y＿高Ba斑巖通常為不含礦的正長(zhǎng)斑巖,大量發(fā)育在整個(gè)富堿斑巖帶內(nèi)。其Y含量通常>20×10-6,Ba含量通常>1000×10-6,并變化于(1000～4000)×10-6之間。這類斑巖的Nb/Y值雖然也變化于0.35～1.25之間,但構(gòu)成了一個(gè)Nb/Y＿Ba正相關(guān)趨勢(shì)(圖6a),反映了區(qū)域性的俯沖板片流體交代與巖漿作用過程的聯(lián)合控制(Houetal.,2005)。大多數(shù)含礦斑巖通常處于埃達(dá)克巖(adakite)區(qū)域內(nèi)(圖6b)(Defantetal.,1990),而不含礦的正長(zhǎng)斑巖則處于埃達(dá)克巖區(qū)域外。典型實(shí)例是玉龍斑巖銅礦帶,其含礦的二長(zhǎng)(正長(zhǎng))花崗斑巖和少量的含礦正長(zhǎng)斑巖以低Y和高Sr/Y比處于埃達(dá)克巖區(qū)內(nèi),而不含礦的正長(zhǎng)斑巖以其較高的Y含量而處于埃達(dá)克巖區(qū)之外(圖6b)。此外,含礦斑巖的高SiO2(>63%)、高Al2O3(>15%,在SiO2=65%條件下)特征以及LREE與HREE強(qiáng)烈分餾和無Eu負(fù)異常諸特征,也證明其具有埃達(dá)克巖地球化學(xué)親合性(Defantetal.,1990)。然而,與典型的埃達(dá)克巖相比,該區(qū)的含礦斑巖則相對(duì)高鉀和富集LILE,因此,可將這套含礦斑巖稱為似埃達(dá)克巖(adakite＿like)。喜馬拉雅期斑巖Cu＿M(jìn)o(＿Au)礦床,多數(shù)圍繞含礦斑巖體發(fā)育礦化,形成筒狀或不規(guī)則狀礦體。含礦斑巖多數(shù)全巖礦化,其中發(fā)育脈狀＿細(xì)脈浸染狀礦化,斑巖與圍巖接觸帶發(fā)育夕卡巖化,其中形成透鏡狀礦體。典型實(shí)例包括玉龍銅礦、馬拉松多銅礦、多霞松多銅礦、馬廠箐銅鉬礦、西范坪銅金礦等(芮宗瑤等,1984;唐仁鯉等,1995;Houetal.,2003a;2006a)。圍巖蝕變多呈環(huán)狀分布,中央為K＿硅酸鹽化帶,中間為石英＿絹云母化帶,邊緣為青磐巖化帶,局部或外圍發(fā)育夕卡巖化帶(芮宗瑤等,1984;唐仁鯉等,1995)。成礦流體主要來自含礦斑巖巖漿演化晚期的分凝流體,晚期有少量天水注入成礦流體系統(tǒng)。在流體演化過程中(600～350℃),不斷發(fā)生流體沸騰,導(dǎo)致Cu＿M(jìn)o金屬沉淀(圖7)。少數(shù)礦床發(fā)育復(fù)雜的成礦系統(tǒng)。玉龍斑巖銅礦晚期疊加淺成低溫?zé)嵋篊u＿Au礦化,馬廠箐礦床晚期在外圍疊加Au礦化,納日貢瑪斑巖銅礦外圍發(fā)育夕卡巖型Pb＿Zn礦化和熱液脈型Ag多金屬礦化。例如,在玉龍礦區(qū),伴隨區(qū)域隆升,斑巖巖漿＿熱液成礦系統(tǒng)逐漸被淺成低溫?zé)嵋合到y(tǒng)所取代,其主要產(chǎn)物是廣泛發(fā)育高級(jí)泥化(advancedargillicalte＿ration),受熱液爆破期形成的斷裂破碎帶控制,疊加于早期形成的斑巖銅礦熱液蝕變帶之上,形成環(huán)繞K＿硅酸鹽化帶和石英＿絹云母化帶的高級(jí)泥化帶(Houetal.,2006d)。伴隨晚期高級(jí)泥化蝕變,發(fā)育以輝銅礦+砷黝銅礦+銅藍(lán)+斑銅礦+自然金+銅金礦為主的高硫型銅＿金礦化,環(huán)繞斑巖銅鉬礦體分布,形成高品位的Cu＿Au礦帶(Houetal.,2006d)。形成高硫型銅＿金礦化的熱液是一種富CO2的低溫(<350℃)、低鹽度[w(NaCleq)<12%]大氣水,可能有少量的巖漿揮發(fā)分注入(圖7)(Houetal.,2006d)。3.2加kar帶與碳酸巖＿正長(zhǎng)巖雜巖有關(guān)的REE成礦事件集中發(fā)育于揚(yáng)子地塊內(nèi)部,受晚碰撞期活化的走滑斷裂系統(tǒng)的控制,形成長(zhǎng)達(dá)270km的冕寧—德昌REE礦帶(圖3a)(袁忠信等,1995)。在牦牛坪REE礦區(qū),正長(zhǎng)巖的全巖K＿Ar年齡為40.8Ma,碳酸巖的鈉鐵閃石K＿Ar年齡為31.7Ma(蒲廣平,2001)。在木落寨礦區(qū),含礦正長(zhǎng)巖的全巖40Ar/39Ar年齡為31.2Ma,而在里莊礦區(qū),含礦正長(zhǎng)巖40Ar/39Ar年齡則為27.1Ma(田世洪,2005)。反映出該REE成礦事件與斑巖成礦事件具有類似的成礦時(shí)限,受控于統(tǒng)一的地球動(dòng)力學(xué)過程。3.2.2晚碰撞造山期houetal.冕寧—德昌REE礦帶雖然分布于揚(yáng)子地塊的二疊紀(jì)古裂谷帶內(nèi),但成巖成礦年齡資料證實(shí),碳酸巖＿正長(zhǎng)巖雜巖及其成礦事件均發(fā)生于喜馬拉雅期,大規(guī)模的REE礦化不是發(fā)生于大陸裂谷發(fā)育階段,而是形成于印度—亞洲大陸碰撞晚期(Houetal.,2006b)。如前所述,印度—亞洲大陸的晚碰撞造山,在高原東部形成所謂的東部碰撞帶(Wangetal.,2001),發(fā)生陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山作用,并發(fā)育一系列新生代走滑斷裂系統(tǒng)。發(fā)育于揚(yáng)子地塊西緣的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)控制了金沙江—紅河富堿侵入巖帶的發(fā)育(40～24Ma),發(fā)育于揚(yáng)子地塊內(nèi)部的大規(guī)模走滑斷裂系統(tǒng)繼承并改造了古裂谷期的斷裂帶(如小江斷裂等),同時(shí),控制了冕寧—德昌碳酸巖＿堿性巖雜巖及其REE礦床的發(fā)育(圖3b)(Houetal.,2006b)。很明顯,這條規(guī)模巨大的稀土元素礦帶以其產(chǎn)出的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山帶背景和陸內(nèi)走滑斷裂環(huán)境而明顯不同于人們所熟知的大陸裂谷環(huán)境。3.2.3成礦環(huán)境及成礦體制通過對(duì)冕寧—德昌REE礦帶若干典型礦床(牦牛坪、大陸槽、木落寨、里莊)的系統(tǒng)研究,至少識(shí)別出3種不同的REE礦化式樣,即,牦牛坪式、里莊式和大陸槽式。這3種不同的礦化式樣反映出冕寧—德昌REE礦帶的不同地段具有不盡相同的礦化時(shí)代、礦化式樣和成礦物理＿化學(xué)條件(Houetal.,2006c)。牦牛坪式礦化以十分發(fā)育的脈狀＿網(wǎng)脈狀礦化系統(tǒng)和偉晶＿粗晶礦化為特征。該脈狀＿網(wǎng)脈狀礦化網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)在礦區(qū)北部表現(xiàn)十分明顯。在該脈狀＿網(wǎng)脈狀礦化系統(tǒng)中,大脈可寬達(dá)30cm,或相互密集平行,或相互交叉連通,網(wǎng)脈系統(tǒng)發(fā)育在大脈系統(tǒng)的外圍,并將其包絡(luò)。偉晶＿粗晶礦化脈十分發(fā)育,按礦物組合可分為:氟碳鈰礦＿霓輝石＿螢石＿重晶石組合,氟碳鈰礦＿螢石＿重晶石＿方解石組合和氟碳鈰礦＿重晶石＿微斜長(zhǎng)石偉晶巖組合(陽正熙等,2001)。同位素資料表明,成礦流體主要來自分異的堿性巖＿碳酸巖巖漿系統(tǒng),熱液系統(tǒng)維系時(shí)限較長(zhǎng),溫度自540℃至100℃(袁忠信等,1995;陽正熙等,2001;牛賀才等,1994)。流體包裹體溫壓估算表明,成礦作用發(fā)育于古潛水面下0.8～1.8km之下(袁忠信等,1995),處于一個(gè)相對(duì)封閉的環(huán)境,可能代表了冕寧—德昌REE礦帶的中部礦化(Houetal.,2006c)。里莊式礦化以發(fā)育浸染狀和脈狀礦化為特征。礦化主要發(fā)育于巖漿碳酸巖體內(nèi)部,氟碳鈰礦多與螢石呈浸染體嵌布于巖漿碳酸巖內(nèi),形成REE礦化透鏡體;局部呈脈狀和細(xì)脈狀產(chǎn)出,形成規(guī)模較小的礦脈。根據(jù)碳酸巖體上覆的志留系—三疊系沉積序列厚度和流體包裹體p＿t條件估計(jì),其成礦發(fā)生在相對(duì)較大的靜巖壓力之下,成礦深度估計(jì)為2.5～3.0km,代表了冕寧—德昌REE礦帶最深部的礦化(.,)。大陸槽式礦化以發(fā)育角礫巖筒型REE礦化為其重要特征(Houetal.,2006b)。在該區(qū),含礦的堿性巖＿碳酸巖雜巖體侵位于侏羅系地層之內(nèi),侵位深度最淺。經(jīng)初步的野外調(diào)查和地質(zhì)草測(cè),發(fā)現(xiàn)區(qū)內(nèi)發(fā)育3個(gè)角礫巖筒,REE礦化體均產(chǎn)于角礫巖內(nèi)。據(jù)流體包裹體p＿t條件估計(jì),其成礦發(fā)生在相對(duì)較小的靜巖壓力之下,成礦深度估計(jì)小于1.8km?,具淺成低溫礦化特點(diǎn),可能代表了冕寧—德昌REE礦帶的最淺部礦化形式(Houetal.,2006c)。3.2.4初始巖漿流體及構(gòu)造環(huán)境根據(jù)REE礦床的礦物共生組合、流體包裹體和同位素地球化學(xué)資料,可大致重塑REE礦床成礦流體系統(tǒng)的演化過程。此過程包括:(1)不混溶的堿性巖＿碳酸巖巖漿系統(tǒng)在淺成環(huán)境下出溶巖漿流體;(2)高溫含硫酸鹽的NaCl＿KCl鹵水(巖漿流體)發(fā)生沸騰或不混溶,導(dǎo)致氟碳鈰礦和硫酸鹽沉積;(3)最后,流體與低溫酸性大氣水混合,導(dǎo)致少量硫酸鹽和硫化物沉積(Xieetal.,2006)。初始巖漿流體沿裂隙帶貫入,在相對(duì)封閉的環(huán)境下,形成偉晶狀脈狀系統(tǒng),交代圍巖,形成強(qiáng)烈的霓長(zhǎng)巖化。流體冷凝至450℃,發(fā)生石英及少量螢石和氟碳鈰礦沉淀(Houetal.,2006c)。氟碳鈰礦和螢石的廣泛沉積出現(xiàn)于流體不混溶階段,溫度介于210～480℃(袁忠信等,1995;陽正熙等,2001)。在牦牛坪,流體系統(tǒng)大約在330℃發(fā)生不混溶,而在大陸槽,不混溶則大致出現(xiàn)于300℃左右。其結(jié)果,導(dǎo)致熱液系統(tǒng)出現(xiàn)強(qiáng)烈的角礫巖化,并形成角礫巖筒。沸騰后的成礦流體大致在100～200℃與外來的天水流體發(fā)生混合,導(dǎo)致細(xì)粒石英和細(xì)粒氟碳鈰礦快速沉積,連續(xù)混合和溫度降低引起氟碳鈰礦＿重晶石＿方解石以及硫化物沉積(Xieetal.,2006)。3.2.5ee礦帶成礦“三層樓”模式通過冕寧—德昌REE礦帶典型礦床的對(duì)比研究,Hou等(2006c)提出了REE礦帶成礦“三層樓”模式(圖8)。強(qiáng)調(diào)在不同的p＿t條件下發(fā)育不同的礦化系統(tǒng)。在較深的相對(duì)封閉的成礦環(huán)境,發(fā)育里莊式礦床;在中等深度和相對(duì)封閉的成礦環(huán)境,主要發(fā)育牦牛坪式礦床;而在近地表環(huán)境,則發(fā)育以角礫巖系統(tǒng)為特征的大陸槽式礦床。3.3高原東緣鉛鋅銀多金屬區(qū)熱鹵水型Pb＿Zn＿Ag＿Cu成礦作用主要集中于高原東緣的蘭坪大型盆地內(nèi),形成超大型鉛鋅礦1個(gè),大型銀礦2個(gè),中型銅銀多金屬礦3個(gè),小型礦床(點(diǎn))多達(dá)百余個(gè)(厥梅英等,1998),構(gòu)成高原東緣最重要的鉛鋅銀多金屬富集區(qū)(圖9)。3.3.1拉分盆地與中—成礦環(huán)境與構(gòu)造控制蘭坪大型盆地是一個(gè)由多個(gè)不同性質(zhì)的盆地單型所構(gòu)成的大型復(fù)合盆地,歷經(jīng)了晚三疊世—早侏羅世陸內(nèi)裂谷盆地、中侏羅世—白堊紀(jì)拗陷盆地和喜馬拉雅期走滑拉分盆地3階段發(fā)育過程。該盆地的充填序列主要包括上三疊統(tǒng)碳酸巖＿細(xì)碎屑巖系、侏羅系—白堊系雜色＿紅色碎屑巖系及第三系含鹽碎屑巖系(云龍組)和磨拉石建造(果朗組和寶相寺組),其中,上三疊統(tǒng)三合洞組灰?guī)r、侏羅系花開左組泥質(zhì)粉砂巖和云龍組粉砂巖,作為盆地內(nèi)的重要含膏鹽建造,與成礦密切相關(guān)。值得注意的是,盆地的充填序列常被新生代(30～40Ma)富堿幔源侵入體淺成＿超淺成侵位,遙感資料和地球物理探測(cè)資料證實(shí),該盆地深部存在巖漿房或低速高導(dǎo)體(邊千韜,2000;薛春紀(jì)等,2002),反映出第三紀(jì)拉分盆地乃至新生代熱液成礦作用與走滑斷裂系統(tǒng)及其伴生的巖漿活動(dòng)有著內(nèi)在成因聯(lián)系。構(gòu)造綜合分析表明,伴隨著印度—亞洲大陸碰撞,蘭坪盆地在第三紀(jì)中—晚期經(jīng)歷了由早期的EW向?qū)_到晚期的由W向E逆沖推覆及相關(guān)的走滑構(gòu)造作用,形成了一系列推覆構(gòu)造組和復(fù)雜幾何形態(tài)(徐啟東等,2003)。在盆地東側(cè)(如金頂?shù)貐^(qū)),從金沙江構(gòu)造帶到盆地中部,發(fā)育一系列東傾的逆沖斷裂,使三疊紀(jì)—白堊紀(jì)地層逆沖推覆于云龍組碎屑巖系之上,并形成一系列構(gòu)造圈閉和推覆體構(gòu)造群,其中,卷入到后期逆沖推覆構(gòu)造之中的大型構(gòu)造圈閉或構(gòu)造穹隆,為一些大型Pb＿Zn礦床(如金頂)提供了重要的賦礦空間。在盆地西側(cè)(如白秧坪地區(qū)),從瀾滄江構(gòu)造帶到盆地中部,一系列西傾的逆沖斷層將三疊紀(jì)、侏羅—白堊紀(jì)地層依次推覆到云龍組碎屑巖系之上(圖9),這一系列逆沖斷層很可能在深部構(gòu)成一個(gè)主滑脫帶,控制了區(qū)域流體活動(dòng)與成礦。值得重視的是,通過蘭坪盆地重力、航磁解譯,結(jié)合構(gòu)造學(xué)、巖石學(xué)和礦床學(xué)研究,發(fā)現(xiàn)蘭坪—思茅盆地存在EW向構(gòu)造,從北向南依次識(shí)別出中甸—小西、蘭坪—鶴慶和永平—姚安—大理等EW向構(gòu)造帶(王安建,未刊資料),其很可能為自西而東區(qū)域性遷移的熱液流體提供了重要通道(channelfluidflows),從而導(dǎo)致了蘭坪礦集區(qū)“南北等距,東西分帶”的礦床分布規(guī)律。3.3.2基層組織及成礦作用的地質(zhì)特征蘭坪礦集區(qū)內(nèi)重要礦床的空間分布呈現(xiàn)“南北等距,東西分帶”的規(guī)律(圖9)。所謂“南北等距”,是指礦集區(qū)內(nèi)重要礦床或礦田在南、北方向上呈近等距離(20～30km)分布,自南而北,依次發(fā)育白洋廠礦床、金頂?shù)V床和白秧坪礦田,可能受近EW向隱伏斷裂構(gòu)造的控制?！皷|西分帶”主要體現(xiàn)在北段的白秧坪地區(qū),其西南部向東北,依次發(fā)育Cu＿Ag礦化(金滿、科登澗、小格拉)、Ag＿Pb＿Zn＿Cu礦化(吳底廠、富隆廠、三山、下五區(qū)、白秧坪)和Pb＿Zn＿Ag礦化(菜子地、麻栗坪、東莊)(徐啟東等,2004),更可能受自西而東的逆沖推覆系統(tǒng)的控制(圖9)。由于目前缺乏精準(zhǔn)的測(cè)年資料,蘭坪礦集區(qū)內(nèi)礦床的時(shí)間演變規(guī)律尚不清楚。在金頂?shù)V區(qū),根據(jù)3個(gè)基本地質(zhì)事實(shí):(1)三疊紀(jì)—白堊紀(jì)地層作為推覆體覆蓋于第三系云龍組乃至果朗組和寶相寺組之上,(2)云龍組及其上覆的三疊系—白堊系推覆體均發(fā)生強(qiáng)烈礦化,(3)成礦物質(zhì)及惰性氣體具有幔源物質(zhì)貢獻(xiàn)(Xueetal.,2000),推測(cè)其大規(guī)模成礦應(yīng)發(fā)生于40～30Ma。在白秧坪礦區(qū),由于控制成礦作用的逆沖構(gòu)造活動(dòng)主要表現(xiàn)為由西向東的推覆,因此,其成礦應(yīng)稍晚于金頂?shù)V區(qū)。盡管前人利用石英的Ar/Ar測(cè)年給出了一個(gè)較老的年齡范圍(63～54Ma)(薛春紀(jì)等,2003),但似乎與地質(zhì)事實(shí)不相符。最近,王彥斌等(2005)報(bào)道了金滿銅礦熱液絹云母的Ar/Ar年齡,給出了37Ma的成礦年齡。3.3.3礦床成因分析前人已對(duì)金頂Pb＿Zn礦做了大量工作,因篇幅所限,參考文獻(xiàn)恕不能一一列出。在此僅強(qiáng)調(diào)幾個(gè)要點(diǎn)。(1)金頂?shù)V區(qū)經(jīng)歷了走滑拉分與膏鹽建造沉積(第三系)、逆沖推覆作用與構(gòu)造穹隆發(fā)育、構(gòu)造圈閉充填與破壞等地質(zhì)演化歷程。(2)構(gòu)造圈閉或穹隆主要由區(qū)域性擠壓和逆沖推覆而成,礦體主要儲(chǔ)積于構(gòu)造穹隆內(nèi),主要在多孔的云龍組碎屑巖層及其上覆的推覆體底部成礦,呈板狀體或透鏡體產(chǎn)出,總體上具有“蘑菇狀”空間形態(tài)(修群業(yè)等,2005)。(3)金頂?shù)V區(qū)存在3種角礫巖:構(gòu)造角礫巖,膏溶角礫巖和液爆角礫巖。膏溶角礫巖在礦區(qū)廣泛出露,角礫以黑色臭灰?guī)r、泥灰?guī)r、細(xì)砂巖和含礫砂巖為主,膠結(jié)物主要由磚紅色、紫紅色的泥巖和粉砂巖組成,在垂向上有分層現(xiàn)象,空間上呈似層狀分布,反映出鹽丘坍塌特征。液爆角礫巖是一種礦化角礫巖,見其灌入膏溶角礫巖內(nèi),角礫主要為黑色臭灰?guī)r,膠結(jié)物為富含鉛鋅的氧化礦,顯示出一種高壓流體爆發(fā)式排泄特征(王安建等,未刊資料)。(4)在金頂?shù)V區(qū)識(shí)別出3種瀝青:軟瀝青、脆瀝青和稠狀油質(zhì)瀝青,它們或出現(xiàn)于灰?guī)r型氧化礦體中,沿不規(guī)則裂隙分布,或在黑色灰?guī)r巖塊的空洞、裂隙中與天青石密切共生。經(jīng)分析,瀝青為熱降解瀝青,是油藏遭到破壞的殘余物,推測(cè)礦區(qū)可能出現(xiàn)過油藏(王安建等,未刊資料)。(5)礦床顯示出一定的礦化分帶,總體上,由深至淺,表現(xiàn)為Sr+Ba→Fe→Zn+Pb→Pb或天青石+重晶石→黃鐵礦+白鐵礦→閃鋅礦+方鉛礦→方鉛礦(羅君烈等,1995)。(6)成礦流體為中等鹽度[w(NaCleq)=5%～20%]的中低溫(52～309℃)的熱鹵水,具有較大的流體壓力(32～23MPa)(溫春齊等,1995)。由此可見,金頂?shù)V床以其獨(dú)特的特征顯著有別于人們所熟知的MVT、SEDEX和砂巖型(SST)礦床。據(jù)此,王安建等(未刊資料)初步提出了金頂超大型鉛鋅礦床的成因模型。該模型強(qiáng)調(diào),構(gòu)造擠壓與逆沖推覆,在金頂形成構(gòu)造圈閉和穹隆,其中,富含膏鹽地層形成鹽丘;在鹽丘空間內(nèi)經(jīng)歷了短暫的油氣聚集后,深部高壓含礦流體爆發(fā)式排泄,破壞鹽丘封閉層,破壞油氣藏,淀積金屬硫化物和硫酸鹽。蘭坪礦集區(qū)北部的多金屬成礦作用與金頂?shù)V床不盡相同。區(qū)域流體長(zhǎng)距離遷移與成礦的特征表現(xiàn)比較明顯,主要體現(xiàn)在:(1)所有的多金屬礦化均受控于自西而東逆沖推覆的主干斷裂及其斷裂破碎帶,礦體主要產(chǎn)于多孔中粗粒砂巖與低滲透率碳泥質(zhì)巖的界面上或過渡帶內(nèi),多呈大脈狀、透鏡狀及似層狀,脈狀、網(wǎng)脈狀、細(xì)脈浸染狀和角礫狀構(gòu)造發(fā)育;(2)礦化顯示出自西而東的元素分帶,與之對(duì)應(yīng),金屬礦物組合也顯示出黃銅礦+斑銅礦+黝銅礦→黝銅礦+方鉛礦+閃鋅礦+輝銀礦→方鉛礦+閃鋅礦的變化趨勢(shì),脈石礦物組合也由石英脈向碳酸鹽脈遞變(徐啟東等,2004);(3)礦化產(chǎn)出層位逐次增高,從推覆構(gòu)造下盤的C—J構(gòu)造層※T—E構(gòu)造層※推覆構(gòu)造上盤的T構(gòu)造層;(4)區(qū)域脈體的流體包裹體與礦床的穩(wěn)定同位素資料均顯示出區(qū)域性系統(tǒng)變化規(guī)律(徐啟東等,2003;2004)。這些特征表明,受壓應(yīng)力或壓扭應(yīng)力驅(qū)動(dòng)的區(qū)域流體,以逆沖推覆構(gòu)造斷裂系統(tǒng)為運(yùn)移通道,自西而東長(zhǎng)距離遷移,沿途不斷從流經(jīng)的巖石、地層中萃取和集聚成礦物質(zhì),并在合適的構(gòu)造部位(斷裂交匯部位)淀積成礦(圖10)。與大規(guī)模走滑剪切有關(guān)的剪切帶型金礦化至少形成了2條大型金礦帶,即哀牢山金礦帶和錦屏山金礦帶(圖11)。哀牢山金礦帶沿古生代蛇綠巖＿混雜巖(構(gòu)造巖片)帶分布,長(zhǎng)120km,寬500～5000m,由4個(gè)大型(老王寨、冬瓜林、金廠、大平)、8個(gè)中型和30余處小型Au礦床及礦點(diǎn)構(gòu)成(圖11)。該礦帶受紅河剪切帶(Red＿Rivershearzone)控制,金礦田或金礦床受NW向脆性剪切帶與近EW向逆沖斷裂帶的交匯部位控制,單個(gè)礦床或礦體受不同巖性層脆、韌性剪切帶控制(胡云中等,1995)。哀牢山金礦帶以往的直接和間接的成礦年齡資料比較分散(胡云中等,1995),最近的測(cè)年給出了一個(gè)統(tǒng)一的新生代成礦年齡范圍(王登紅等,2005)。含金石英和鉻云母Ar/Ar測(cè)年,給出了墨江金廠金礦的成礦年齡范圍為63～54Ma(應(yīng)漢龍等,2005),而與礦化有關(guān)的正長(zhǎng)巖或正長(zhǎng)斑巖的Rb＿Sr測(cè)年,給出了金平銅廠金礦的間接成礦年齡為41～34Ma(王登紅等,2005)。根據(jù)與礦化有關(guān)的各類煌斑巖的年齡資料,胡云中等(1995)認(rèn)為,鎮(zhèn)沅老王寨金礦形成于40～28Ma;譚雪春等(1991)估計(jì),庫獨(dú)木金礦也形成于類似時(shí)段(29Ma)?？磥?哀牢山金礦帶的成礦年齡很可能有2個(gè)時(shí)段,早期(63～54Ma)可能發(fā)育于印—亞大陸主碰撞期,屬于典型的造山型金礦,而晚期(40～28Ma)則發(fā)育于晚碰撞期,屬典型的剪切帶型金礦。錦屏山金礦帶主要發(fā)育于錦屏山陸內(nèi)造山帶中南段,受不同類型的剪切帶控制,主要由北部的康定大渡河礦集區(qū)、中部的石棉田灣礦集區(qū)和南部的錦屏山礦集區(qū)構(gòu)成(駱耀南等,1998)。康定大渡河礦集區(qū)的金礦受逆沖＿推覆剪切帶和滑脫型剪切帶控制,主要產(chǎn)于前震旦系基底雜巖內(nèi)的網(wǎng)絡(luò)狀剪切帶內(nèi),代表性礦床包括黃金坪、白金巖子和三碉等金礦。含金脈石英的40Ar/39Ar坪年齡表明金礦主成礦期年齡為27～21Ma(Wangetal.,2005)。石棉田灣礦集區(qū)的金礦受鮮水河走滑斷裂和滑脫型剪切帶控制(駱耀南等,1998),主要產(chǎn)于基底與蓋層的主滑脫帶中,礦體就位于韌—脆性構(gòu)造疊加部位(駱耀南等,1998),代表性礦床首推田灣菩薩崗金礦。千糜巖多硅白云母K＿Ar年齡(15.4～21.2Ma)(駱耀南等,1998)和含金脈石英40Ar/39Ar坪年齡(26.67Ma)(Wangetal.,2005)限定其成礦年齡介于27～15Ma之間。錦屏山礦集區(qū)的金礦受滑脫型剪切帶控制(駱耀南等,1998),主要產(chǎn)于蓋層基性變火山巖的韌性剪切帶內(nèi),以茶鋪?zhàn)咏鸬V為代表,礦體呈透鏡狀產(chǎn)于沿剪切帶分布的白云石化交代巖內(nèi)。據(jù)區(qū)內(nèi)產(chǎn)出的金礦化花崗斑巖脈的K＿Ar年齡(31.9Ma)推斷,成礦期在30Ma左右。3.4.2礦床地質(zhì)特征與剪切帶有關(guān)的金礦,總體上以石英脈型和構(gòu)造蝕變巖型礦化為主,但在不同礦區(qū),略顯差異。在哀牢山金礦帶,依據(jù)含金建造和礦石類型,可細(xì)分出3種模式,即老王寨式、金廠式和庫獨(dú)木式。老王寨式礦床直接產(chǎn)于下石炭統(tǒng)強(qiáng)烈黃鐵礦化、白云石化和絹云母化的基性熔巖、角礫巖、角礫熔巖和沉凝灰?guī)r及石英雜砂巖和絹云板巖內(nèi)。庫獨(dú)木式礦床產(chǎn)于中石炭統(tǒng)黃鐵礦化和絹云母化凝灰?guī)r和基性熔巖的順層剪切帶內(nèi)。金廠式礦床則主要產(chǎn)出于超基性巖體的外接觸帶內(nèi),形成強(qiáng)硅化和碳酸鹽化超基性巖型Au礦體和交代硅質(zhì)巖型Au礦體,這些礦體多呈脈狀、透鏡狀和似層狀產(chǎn)出,礦脈充填斷裂破碎帶,形成含金石英脈和透鏡體,熱液交代鎂鐵質(zhì)超基性巖接觸帶,形成似層狀、透鏡狀含金石英巖礦體(胡云中等,1995)。哀牢山金礦帶礦床流體包裹體資料表明,成礦流體均一化溫度為110～280℃,估算的成礦壓力為(720～400)×106Pa(胡云中等,1995)。硫化物礦石的δ34S值為-2.37‰～3.60‰,均值為0.60‰,反映出硫化物的硫具幔源硫來源(胡云中等,1995);含礦圍巖及黃鐵礦的δ34S值為-8.38‰～5.07‰,均值為0.82‰,與礦石硫δ34S值接近,暗示圍巖中的硫也主要來源于深部幔源。脈石礦物流體包裹體的氫＿氧同位素資料表明,成礦流體是一種由巖漿水與大氣水以不同比例混合的流體,其中,金廠式礦床以巖漿水為主,而老王寨式礦床則以大氣水為主(胡云中等,1995)。最近的He＿Ar同位素系統(tǒng)研究揭示,成礦流體中有地幔氣體的貢獻(xiàn)(胡瑞忠等,1999)。4陸內(nèi)沖刷:軟流圈上涌體的形成機(jī)制如前所述,青藏高原碰撞造山帶晚碰撞轉(zhuǎn)換成礦作用主要發(fā)育于高原東緣的陸內(nèi)轉(zhuǎn)換造山環(huán)境,受大規(guī)模走滑＿推覆＿剪切作用的控制。這類成礦作用顯示出4個(gè)重要特征:(1)通常發(fā)育于峰期年齡為(35±5)Ma的不連續(xù)的鉀質(zhì)火成巖省內(nèi),與幔源或殼/幔混源巖漿活動(dòng)密切相關(guān);(2)成礦物質(zhì)(金屬、流體、氣體)的最終源不同程度地與深部物質(zhì),特別是幔源巖漿關(guān)系密切;(3)不論是與Cu＿Au和Pb＿Zn＿＿礦化有關(guān)的富堿斑巖