王慶飛 鄧軍 翁偉俊 李華健 王璇 李龔健

中國地質(zhì)大學(xué)地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100083

造山型金礦概念提出之前，金礦分類命名紛繁復(fù)雜，例如以金礦產(chǎn)出地區(qū)命名、以賦礦圍巖命名、以成礦溫度命名、以礦化樣式命名(Grovesetal., 1998; Poulsenetal., 2000; Morellietal., 2007; Goldfarb and Groves, 2015)。研究發(fā)現(xiàn)，盡管存在不同的分類體系，這些金礦均與大洋板塊俯沖和陸塊拼貼有關(guān)，產(chǎn)在匯聚板塊邊界變質(zhì)地體內(nèi)部或者邊緣受韌-脆性斷裂構(gòu)造控制，成礦流體主要含H2O-CO2-H2S，成礦深度在2～20km、溫度在200～650℃及其相應(yīng)的蝕變礦化組合隨深度有較大變化(Gebre-Mariametal., 1995; Grovesetal., 1998，2003; Kerrichetal., 2000a; Goldfarbetal., 2001, 2005; Goldfarb and Groves, 2015)。為了統(tǒng)一分類命名不同卻具有諸多相似性的這一類礦床，Grovesetal.(1998)將其命名為造山型金礦。自造山型金礦提出以來，這一分類術(shù)語得到廣泛的應(yīng)用(Kerrichetal., 2000a; Grovesetal., 2003; Goldfarbetal., 2005; Goldfarb and Groves, 2015)，是全球金勘查的重要類型，截至2019年其資源量占到全球金資源量的30%以上(Goldfarbetal., 2019)。

造山型金礦提出后，一直是礦床研究的熱點(diǎn)，前人對(duì)于礦床成因和沉淀機(jī)制提出了很多理論模式和認(rèn)識(shí)，包括“地殼變質(zhì)流體成因模式”(Phillips and Powell, 2009, 2010, 2015; Tomkins and Grundy, 2009)、“構(gòu)造體制轉(zhuǎn)換成礦”(Dengetal., 2020)、“地殼連續(xù)成礦模式”(Grovesetal., 1992; Groves，1993)、“地震泵降壓成礦模式”(Weatherley and Henley, 2013)、“圍巖氧化成礦模式”(William-Jonesetal., 2009)以及“震間富集模式”(Voiseyetal., 2020)。盡管存在上述重要進(jìn)展，仍存在以下薄弱環(huán)節(jié)：(1)以往對(duì)造山型金礦床的研究多注重在大洋俯沖背景下、與俯沖作用同期的造山型金礦，對(duì)于大陸碰撞及復(fù)合造山背景下形成的造山型金礦研究尚不完善;(2)地殼連續(xù)成礦模式對(duì)區(qū)域上造山型金礦的礦化蝕變進(jìn)行了系統(tǒng)的對(duì)比，而對(duì)于區(qū)域性造山型金礦同位素等地球化學(xué)特征缺乏系統(tǒng)對(duì)比和解釋;(3)研究了巖石圈-成礦帶-礦田不同尺度構(gòu)造對(duì)于造山型金礦產(chǎn)出的控制(Hodgson, 1989; Cox, 1999; Coxetal., 2001; Bierleinetal., 2006)，多尺度構(gòu)造級(jí)聯(lián)對(duì)于造山型金礦的控制仍有待深化，對(duì)于流體輸運(yùn)的驅(qū)動(dòng)力仍沒有明確;(4)流體物質(zhì)來源存在幔源(Dengetal., 2015a; Kolbetal., 2015; Wangetal., 2019; Zhaoetal., 2019)和殼源(Phillips and Powell, 2009, 2010, 2015; Tomkins and Grundy, 2009; Tomkins, 2010)的爭議，對(duì)于幔源流體而言其物質(zhì)輸運(yùn)介質(zhì)是以巖漿還是流體為主的形式也存在爭議(Wangetal., 2020a, b);(5)元素遷移的方式存在不同的機(jī)制，比如膠體金和配位金等(Voiseyetal., 2020)。

圖1 特提斯域新生代造山型金礦分布圖(據(jù)宋玉財(cái)?shù)? 2017; Goldfarb et al., 2001; Richards, 2015a; Moritz et al., 2006; Aliyari et al., 2012; Deng and Wang, 2016)Fig.1 Distribution of Tethyan Cenozoic orogenic gold deposits (modified after Song et al., 2017; Goldfarb et al., 2001; Richards, 2015a; Moritz et al., 2006; Aliyari et al., 2012; Deng and Wang, 2016)

青藏高原造山型金礦屬于特提斯-喜馬拉雅造山帶成礦帶的一部分。該成礦帶造山型金礦主要分布在西部的Alps帶、中部的Zagros帶以及東部的青藏高原(圖1); Alps帶成礦帶多數(shù)形成于大陸伸展環(huán)境(Rauchenstein-Martineketal., 2014)，中部的Zagros帶形成于大洋俯沖以及大陸初始碰撞階段(Agardetal., 2011)，而東部的青藏高原則涵蓋其它兩個(gè)成礦帶的構(gòu)造環(huán)境，具有代表性。青藏高原是地球上研究大陸碰撞相關(guān)成礦作用的天然實(shí)驗(yàn)室(Molnaretal., 1993; Chungetal., 2005; Yin, 2006; Wangetal., 2014a); 現(xiàn)有的對(duì)青藏高原地球物理探測(Zhangetal., 2014a; Guoetal., 2018; Jinetal., 2018)、巖石學(xué)與地球化學(xué)研究(Wangetal., 2008; Xuetal., 2010; Guanetal., 2012)和構(gòu)造分析的結(jié)果(Quidelleuretal., 1997; Yinetal., 1999; Tobgayetal., 2012)，為研究大陸碰撞背景下造山型金礦的成因提供了重要窗口。青藏高原大陸碰撞經(jīng)歷主碰撞陸陸匯聚、晚碰撞構(gòu)造轉(zhuǎn)換和后碰撞地殼伸展三個(gè)階段(侯增謙等, 2006a, b, c)，不同構(gòu)造背景下形成的各類礦床均備受關(guān)注(侯增謙等, 2006d; Hou and Cook, 2009)，例如斑巖型金-銅礦(Houetal., 2003, 2006, 2009, 2013, 2015a, 2017; Yangetal., 2009a, 2015, 2016)、MVT型鉛鋅礦(鄧軍等, 2010; Dengetal., 2014a; Songetal., 2015, 2019; Liuetal., 2017)、碳酸鹽巖型稀土礦(Hou and Cook, 2009; Houetal., 2015b)等。此外，對(duì)大陸碰撞背景下造山型金礦的研究也取得了重要進(jìn)展，如在成礦物質(zhì)來源(Sunetal., 2009; Chenetal., 2014; 李華健等, 2017)、構(gòu)造觸發(fā)條件(Yangetal., 2009b; Zhaietal., 2014)和成礦構(gòu)造背景(Wangetal., 2019)等方面都有諸多新認(rèn)識(shí)。但這些研究多聚焦在單個(gè)礦帶或者礦床尺度(Jiangetal., 2009; Sunetal., 2016; Caoetal., 2019; Lietal., 2019)，本文著眼青藏高原雅魯藏布江、哀牢山和喜馬拉雅三條造山型金成礦帶，從成礦省尺度出發(fā)，綜述不同金礦帶中金礦的礦床地質(zhì)特征和控礦構(gòu)造(圖2、圖3)，揭示巖石圈演化和造山型金成礦之間的時(shí)空耦合聯(lián)系(圖4、圖5)，建立青藏高原碰撞背景“源-運(yùn)-儲(chǔ)”系統(tǒng)成礦模式，與典型增生背景造山型金礦對(duì)比，重點(diǎn)突出了大陸碰撞背景下造山型金礦的特色。

研究表明造山型金礦形成于多元和復(fù)雜的構(gòu)造背景，然而不同成礦背景造山型金礦成礦特征的區(qū)別和聯(lián)系尚沒有查明; 成礦過程中受到多尺度構(gòu)造和流體作用的控制，不同尺度和類型成礦過程的級(jí)聯(lián)不清; 成礦流體具有幔源和殼源等多種來源的可能性，不同來源在不同地區(qū)和背景造山型金礦的適用性需要進(jìn)一步澄清。多元構(gòu)造背景多尺度級(jí)聯(lián)的造山型金礦成因機(jī)制仍是一個(gè)重要的前緣科學(xué)問題。需要從成礦省-礦集區(qū)-礦體-礦石與礦物的多尺度級(jí)聯(lián)的研究視角出發(fā)，分別澄清造山型金礦成礦金屬與流體來源-流體遷移構(gòu)造格架-流體就位與水巖反應(yīng)-流體相變與金屬沉淀機(jī)制，系統(tǒng)揭示和深入認(rèn)識(shí)成礦的多尺度和多因耦合機(jī)制。

1 構(gòu)造單元和大陸演化

古生代至中生代，由于古-中-新特提斯洋的相繼閉合，造成岡瓦納古陸的板塊拼合，進(jìn)而形成了青藏高原及其周邊地區(qū)(Dengetal., 2014a; Wangetal., 2014b); 而后，新生代印度大陸與歐亞大陸碰撞，形成青藏高原大陸碰撞帶，包括正向和斜向碰撞帶。

大陸正向碰撞帶中，青藏高原由拉薩、東羌塘和西羌塘三個(gè)地塊組成(圖2); 而雅魯藏布江縫合帶(YTSZ)則代表著印度和歐亞大陸的會(huì)聚邊界，由橫跨不同緯度、寬約4000km的洋盆，被擠壓至現(xiàn)在只有幾百米到幾十千米寬的狹窄地帶(Hébertetal., 2012; Chanetal., 2015; Xuetal., 2015)。大陸正向碰撞過程中，在雅魯藏布江縫合帶南部形成喜馬拉雅造山帶。

在青藏高原東南緣的斜向大陸碰撞帶，包含有滇緬泰馬，印支和華南地塊，依次由龍木措-雙湖-昌寧-孟連縫合帶和金沙江-哀牢山縫合帶分割。在華南地塊的西緣和北緣，新元古代漢南-攀西弧是由晚中元古代至早新元古代的變質(zhì)地層和具有類弧地球化學(xué)特征的新元古代深成雜巖體組成(Zhouetal., 2006; Zhaoetal., 2011)。在斜向大陸碰撞帶中，特別是沿古特提斯哀牢山縫合帶，在32～10Ma期間，斜向碰撞導(dǎo)致陸塊發(fā)生旋轉(zhuǎn)、擠出和剪切(Dengetal., 2015b)。

圖2 大地構(gòu)造簡圖(a)及青藏高原地質(zhì)背景和新生代造山型金礦分布圖(b，據(jù)Chung et al., 2005修改)礦床年齡據(jù)：Zhao et al. (2019), Deng et al. (2015c), Jiang et al. (2009), Pei et al. (2016), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019),孫曉明等(2007),張雄等(2018),應(yīng)漢龍和駱耀南(2007). ARSZ-哀牢山-紅河剪切帶; ASS-哀牢山剪切帶; BNSZ-班公湖-怒江縫合帶; CMS-昌寧-孟連縫合帶; JS-金沙江縫合帶; MBT-主邊界逆斷層; SBS-撣邦縫合帶; YTSZ-雅魯藏布江縫合帶. i-絹云母Ar-Ar年齡; c-輝鉬礦Re-Os年齡; q-石英Ar-Ar年齡; k-金云母Ar-Ar年齡; m-黑云母Ar-Ar年齡Fig.2 Simplified geotectonic map (a) and simplified geological map (b) of Tibet showing location of the major Cenozoic orogenic gold deposits (modified after Chung et al., 2005)Age of gold deposits from Zhao et al. (2019), Deng et al. (2015c), Jiang et al. (2009), Sun et al. (2016), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019), Sun et al. (2007), Zhang et al. (2018), Ying and Luo (2007). ARSZ-Ailaoshan-Red River Shear Zone; ASS-Ailaoshan Suture; BNSZ-Bangong-Nujiang Suture Zone; CMS-Changning-Menglian Suture; JS-Jinshajiang Suture; MBT-Main Boundary Thrust; SBS-Shan Boundary Suture; YTSZ-Yalung Tsangpo Suture Zone. i-sericite Ar-Ar age; c- molybdenite Re-Os age; q-quartz Ar-Ar age; k-phlogopite Ar-Ar age; m-biotite Ar-Ar age

1.1 擠壓系統(tǒng)

在55～50Ma期間，印度大陸漂移至海溝標(biāo)志著新特提斯洋閉合，印度大陸與歐亞大陸開始碰撞(Najmanetal., 2010; Replumazetal., 2014); 由于印度大陸和歐亞大陸之間的會(huì)聚速率相對(duì)喜馬拉雅地區(qū)的縮短速率更快，從而導(dǎo)致青藏高原隆升(Doglionietal., 2007)。在55～45Ma期間，新特提斯洋俯沖板片回撤在拉薩地塊南部的弧帶內(nèi)誘發(fā)岡底斯巖基侵入和林子宗火山活動(dòng)(圖4a; Chungetal., 2005，2009; Jietal., 2009; Xiaetal., 2011; Liuetal., 2018)。在45Ma左右，大陸碰撞速度突然下降，標(biāo)志著印度大陸與歐亞大陸從“軟碰撞”向“硬碰撞”轉(zhuǎn)變。與此同時(shí)，根據(jù)喜馬拉雅帶變質(zhì)巖的記錄，新特提斯洋板片與印度大陸巖石圈發(fā)生斷離(DeCellesetal., 2002; Kohn and Parkinson, 2002)。

在晚始新世，隨著印度大陸和歐亞大陸碰撞持續(xù)進(jìn)行，雙重褶皺和同時(shí)期的巖漿作用(約43Ma)導(dǎo)致拉薩地塊南部和特提斯喜馬拉雅帶地殼增厚(Moetal., 2007; Aikmanetal., 2008; Zengetal., 2011)。與此同時(shí)，喜馬拉雅造山帶還經(jīng)歷了廣泛的變質(zhì)作用(圖4a; Zengetal., 2012; 張里和吳耀, 2012; Zhangetal., 2014c)。在喜馬拉雅造山帶的中部和東喜馬拉雅結(jié)晶巖，經(jīng)歷了高壓(HP)榴輝巖相變質(zhì)作用(Liu and Zhong, 1997; Groppoetal., 2007; Guillotetal., 2008)或高壓麻粒巖相變質(zhì)作用(Ding and Zhong, 1999)。在晚始新世35～30Ma期間，南拉薩地塊作為俯沖帶上的加厚地殼，經(jīng)歷了與高喜馬拉雅序列早期高壓變質(zhì)作用有關(guān)的中壓(MP)角閃巖相變質(zhì)作用。這兩條同時(shí)期的HP和MP變質(zhì)帶作為成對(duì)變質(zhì)帶，代表著陸-陸碰撞后喜馬拉雅型造山運(yùn)動(dòng)的特征(Zhangetal., 2010)。

1.2 剪切系統(tǒng)

在青藏高原東緣印度-歐亞大陸斜向碰撞帶，變質(zhì)作用和地殼剪切作用均發(fā)生在先存剪切帶上，其中最為顯著的就是哀牢山-紅河剪切帶(Dengetal., 2014b, 2015b; Wangetal., 2014b, 2019)。哀牢山剪切帶在44～36Ma期間經(jīng)歷了與地殼深熔作用有關(guān)的峰期角閃巖-麻粒巖相變質(zhì)(圖4b;P-T條件為8.0～9.6kb，720～760℃; Sch?reretal., 1990; Jolivetetal., 2001; Anczkiewiczetal., 2007; Searleetal., 2010; Liuetal., 2013, 2015a)。32～25Ma峰期變質(zhì)之后為峰后近等溫減壓作用階段(P-T條件為5.0～6.5kb，700～750℃)，隨后是25～20Ma晚期退變質(zhì)階段(P-T條件為4.0～4.5kb，520～620℃; Liuetal., 2013)。根據(jù)不同構(gòu)造期次淡色花崗巖鋯石U-Pb年齡可以得出，大規(guī)模的剪切位移發(fā)生在32～24Ma退變質(zhì)過程中(Chungetal., 1997; Caoetal., 2011)。根據(jù)變形巖石中云母和角閃石Ar-Ar年齡，該地區(qū)地殼在23Ma發(fā)生抬升(未發(fā)表數(shù)據(jù))， 結(jié)合獨(dú)居石和磷釔礦U-Pb年齡(Sch?reretal., 1990)可以證實(shí)，該地區(qū)退變質(zhì)作用晚期還伴隨著地殼深熔作用。

圖3 青藏高原及哀牢山地區(qū)金礦分布和地質(zhì)簡圖

1.3 伸展系統(tǒng)

在青藏高原南部，拉薩地塊存在侵位年齡在25～10Ma之間，峰值年齡約為15Ma的埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖(圖3c)，這些埃達(dá)克質(zhì)巖漿巖可能與俯沖的印度大陸巖石圈板片發(fā)生回撤有關(guān)(Williamsetal., 2001; Houetal., 2015a)，而深部板片發(fā)生回撤則會(huì)在地殼淺部誘發(fā)同期的水平伸展運(yùn)動(dòng)(Hou and Cook, 2009)。高Sr/Y超鉀質(zhì)巖石具有放射性Sr-Nd同位素特征和高εHf值(5～12)，并且與中新世斑巖型Cu-Mo礦化相關(guān)(Houetal., 2015a, c)。拉薩地塊東部的巖漿巖侵入體與斑巖礦床具有廣泛聯(lián)系(圖3c、圖4c)，而西部地區(qū)的巖漿活動(dòng)則很少。拉薩地塊東西部巖漿活動(dòng)具有顯著的差異性可能與東西部印度巖石圈俯沖角度不同有關(guān)(侯增謙等, 2006e; Guoetal., 2015, 2018)。藏南晚漸新世-中新世淡色花崗巖屬于喜馬拉雅造山帶內(nèi)東西走向、長約3000km的火成巖侵入?yún)^(qū)的一部分(Guo and Wilson, 2012)。這些侵入巖具有高Rb/Sr(>1.0)和高(87Sr/86Sr)i(>0.7300)比值，體現(xiàn)出來源于變質(zhì)作用期間的變質(zhì)泥巖熔融等特征(Kingetal., 2011; Tianetal., 2017)。

北喜馬拉雅域地層以特提斯喜馬拉雅序列(THS)為主(圖3c)，伸展性構(gòu)造包括藏南拆離系(STDS; Burg and Chen, 1984; Burchfieletal., 1992)、北喜馬拉雅片麻巖穹窿(NHGD)和南北走向裂谷(NSTR)。在喜馬拉雅北部～92°E至～78°E范圍內(nèi)，NHGD呈帶狀分布(Burgetal., 1984; Hodges, 2000; Leeetal., 2004)。其中大部分穹窿的核部為年齡在10～35Ma之間的二云母花崗巖或淡色花崗巖。這些侵入巖外圍是發(fā)生了變形的片麻巖，U-Pb年齡約為500Ma，最外側(cè)是變質(zhì)程度較低的特提斯喜馬拉雅序列(Zhangetal., 2004; Aoyaetal., 2005; Leeetal., 2006; Quigleyetal., 2006; Lee and Whitehouse, 2007)。變質(zhì)核雜巖與外覆THS被北傾的拆離剪切帶分隔，呈斷層接觸(Chenetal., 1990; Burchfieletal., 1992; Hodges, 2000; Aoyaetal., 2005, 2006; Leeetal., 2006)，這些北傾的拆離剪切帶可能為被剝露的藏南拆離系(Zhang and Guo, 2007)。在喜馬拉雅山造山帶，一系列南北走向的裂谷垂直于造山帶的走向分布，反映了東西向的伸展運(yùn)動(dòng)。這些裂谷包括Leo Pargil、GularMandhata、Thakkola、Kung Co和Ama DrimeMassif(Murphyetal., 2002; Hintersbergeretal., 2010; Mitsuishietal., 2012)。根據(jù)構(gòu)造與地質(zhì)體之間的切割關(guān)系，這些東西向伸展構(gòu)造切割了所有先存的變形組構(gòu)，包括較老的、與造山帶平行的正斷層。

2 金礦帶的時(shí)空分布和成礦背景

青藏高原地區(qū)新生代大規(guī)模構(gòu)造演化分別沿雅魯藏布江縫合帶、哀牢山剪切帶和喜馬拉雅造山帶形成了三個(gè)重要的金礦帶(圖2)，根據(jù)控礦構(gòu)造和地質(zhì)特征，這三個(gè)金礦帶分別處于擠壓、剪切和伸展構(gòu)造系統(tǒng)中(表1)。金成礦作用發(fā)生在峰期變質(zhì)和退變質(zhì)之后(圖4)，從現(xiàn)有的成礦時(shí)代分析，三個(gè)成礦帶金礦集中成礦時(shí)期對(duì)應(yīng)于印度和歐亞大陸碰撞速率發(fā)生急速下降期(圖5; Lee and Lawver, 1995; Molnar and Stock, 2009; Van Hinsbergenetal., 2011)。

圖4 青藏高原造山型金礦帶主要地質(zhì)事件年代圖(a)擠壓系統(tǒng)相關(guān)地質(zhì)事件;(b)剪切系統(tǒng)相關(guān)地質(zhì)事件;(c)伸展系統(tǒng)相關(guān)地質(zhì)事件. GT-岡底斯逆沖斷層; MCT-主中央逆斷層; STDS-藏南拆離系; THFT-特提斯喜馬拉雅褶皺逆沖帶. 數(shù)據(jù)來源：變質(zhì)作用據(jù)Guo et al. (2012), Zhang et al. (2015), Iaccarino et al. (2015), Kellett et al. (2014); 斷層據(jù)Tobgay et al. (2012); Harrison et al. (2000), Wiesmayr and Grasemann (2002); 斑巖型礦床據(jù)應(yīng)立娟等(2010), 李光明等(2005); 矽卡巖型礦床據(jù)Zheng et al. (2015); 金礦床據(jù)Pei et al. (2016), 溫春齊等(2004), Yang et al. (2009b); 裂谷據(jù)Williams et al. (2001); 抬升作用據(jù)Adams et al. (2009), Deeken et al. (2011), Lee et al. (2011)Fig.4 Synthentic diagram showing all compiled ages of important geological events of the Tibet metallogenic belts(a) transpressional system; (b) shear system; and (c) extensional system. GT-Gangdese Thrust; MCT-Main Central Thrust; STDS-South Tibetan Detachment System; THFT-Tethyan Himalaya Fold-Thrust Belt. Data sources: Metamorphism from Guo et al. (2012), Zhang et al. (2015), Iaccarino et al. (2015), Kellett et al. (2014); faults from Tobgay et al. (2012), Harrison et al. (2000), Wiesmayr and Grasemann (2002); porphyry deposits from Ying et al. (2010), Li et al. (2005); skarn deposits from Zheng et al. (2015); gold deposits from Pei et al. (2016), Jiang et al. (2009), Yang et al. (2009b); rift from Williams et al. (2001); exhumation Adams et al. (2009), Deeken et al. (2011), Lee et al. (2011)

圖5 印度板塊與歐亞板塊會(huì)聚速率隨時(shí)間變化折線圖(a)及西藏造山型金礦年齡頻率曲線(紅色)和直方圖(b)印度板塊漂移速率據(jù)Molnar and Stock (2009), Lee and Lawver (1995), Van Hinsbergen et al. (2011). 礦床年齡據(jù)黃瀚霄等(2012),張雄等(2018),應(yīng)漢龍和駱耀南(2007),孫曉明等(2006), Jiang et al. (2009), Pei et al. (2016), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019), Wang et al. (2001)Fig.5 Rate of convergence between India and Eurasia as a function of age (a) and histogram of mineralization ages (Ma) of orogenic gold deposits from Tibet (b)The red line represents the frequency curve. Convergence rate after Molnar and Stock (2009), Lee and Lawver (1995), Van Hinsbergen et al. (2011). Mineralization ages of orogenic deposits from Huang et al. (2012), Zhang et al. (2018), Ying and Luo (2007), Sun et al. (2006), Jiang et al. (2009), Pei et al. (2016), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019), Wang et al. (2001)

2.1 擠壓系統(tǒng)

形成于擠壓系統(tǒng)中的造山型金礦超過200t金(溫春齊等, 2004, 2006; Sunetal., 2016; Zhangetal., 2018; 張雄等, 2018)，沿著雅魯藏布江縫合帶分布，其中以馬攸木、念扎、邦布和折木朗金礦最為典型(圖3a)。該帶中賦礦地層主要為三疊系淺變質(zhì)巖和新元古界-寒武系片巖(表1、圖6)，成礦年齡和區(qū)域主碰撞構(gòu)造事件時(shí)間一致(侯增謙等, 2006c, e)，和區(qū)域進(jìn)變質(zhì)作用同期(圖4a)。馬攸木金礦床位于雅魯藏布江縫合帶西段，根據(jù)與含金石英脈有關(guān)的蝕變絹云母40Ar/39Ar測年判斷，金礦大約形成于59Ma(Jiangetal., 2009)。念扎金礦床位于雅魯藏布江縫合帶南側(cè)仁布構(gòu)造混合巖帶中，絹云母40Ar/39Ar年齡顯示金成礦事件發(fā)生在約45Ma(張雄等, 2018)。邦布金礦床位于雅魯藏布江縫合帶東段南側(cè)三疊系朗杰學(xué)群增生楔中，熱液絹云母40Ar/39Ar年齡顯示金礦化形成于49Ma左右(Peietal., 2016)。

2.2 剪切系統(tǒng)

與哀牢山剪切帶伴生的哀牢山造山型金成礦帶主要包括鎮(zhèn)沅、金廠和長安三個(gè)大型造山型金礦床(圖3b)以及超過30個(gè)小型礦床(Zhangetal., 2014b)。鎮(zhèn)沅金礦蝕變煌斑巖熱液鉻水云母Ar-Ar測年結(jié)果表明，哀牢山金礦帶金礦化主要發(fā)生在約32～26Ma(Dengetal., 2015c)。剪切前漸新世富堿斑巖(～ 34Ma; Zhangetal., 2014b)和煌斑巖(34～30Ma; Wangetal., 2001)侵入體發(fā)育了與金礦相關(guān)的圍巖蝕變組合，表明哀牢山與剪切帶有關(guān)的金礦形成于鉀質(zhì)巖漿作用之后(Guoetal., 2005; Sunetal., 2009; Chenetal., 2014; Zhangetal., 2014b)。另外最近的古地磁研究顯示金礦化發(fā)生在21Ma，即發(fā)生在哀牢山剪切帶大規(guī)模左旋剪切之后，很可能是處于韌脆性變形的轉(zhuǎn)換階段(Gaoetal., 2018)。該帶中賦礦巖石主要為奧陶系到石炭系的淺變質(zhì)巖和碎屑巖以及超鎂鐵質(zhì)巖石(圖6)，金成礦形成于晚碰撞階段(侯增謙等, 2006a)，與區(qū)域退變質(zhì)作用時(shí)間一致(圖4b)。

揚(yáng)子克拉通西北緣與松潘-甘孜增生雜巖體和義敦島弧南部相鄰，大渡河、石棉、錦屏山等許多分布于此的造山型金礦與新生代區(qū)域走滑斷裂有關(guān)(Deng and Wang, 2016)。應(yīng)漢龍和駱耀南(2007)測定了石棉礦區(qū)中瓦斯溝、黃水溝、大巖房、金洞子和金臺(tái)子五個(gè)礦床中的蝕變白云母40Ar/39Ar坪年齡，分別為約22Ma、25～28Ma、20Ma、20Ma和32～34Ma。錦屏山礦區(qū)的賦礦圍巖主要為晚元古代結(jié)晶灰?guī)r和白云石化灰?guī)r，含金礦脈的絹云母40Ar/39Ar年齡為23Ma(Deng and Wang, 2016)。

2.3 伸展系統(tǒng)

喜馬拉雅造山帶北部存在一條北部以雅魯藏布江縫合帶為界，南部以藏南拆離系為界的金-銻成礦帶，成礦帶內(nèi)先后發(fā)現(xiàn)超過50個(gè)金和金-銻礦床和礦點(diǎn)(聶鳳軍等, 2005)，典型礦床由西向東分別有布主金礦、沙拉崗銻礦、馬扎拉金銻礦和明賽金礦。該帶中賦礦地層主要為三疊系到白堊系的淺變質(zhì)巖和碎屑巖(圖6)。這些礦床與廣泛分布的以中新世淡色花崗巖為核部的穹窿和南北向斷裂存在密切的空間聯(lián)系(圖3c)。由于藏南地區(qū)金-銻礦床缺乏合適的定年礦物，難以精確厘定成礦時(shí)代，但根據(jù)區(qū)域構(gòu)造和控礦構(gòu)造可限定金礦化時(shí)代為中新世(Yangetal., 2009b); 另外最新報(bào)道了金礦化的年齡為16Ma左右的明賽金礦(Zhangetal., 2020)。該帶成礦年齡和區(qū)域后碰撞地質(zhì)事件年齡一致(侯增謙等, 2006b)，和退變質(zhì)作用和穹隆的快速隆升同期(圖4c)。

圖6 青藏高原成礦帶三大造山型金礦成礦帶地層柱狀圖(據(jù)霍艷, 2005; 劉云飛, 2013; 杜澤忠, 2011; 張剛陽, 2012; 黃瀚霄等, 2012, 2018; Wang et al., 2019; Jiang et al., 2009; Pei et al., 2016修改)Fig.6 Stratigraphic columns of three orogenic gold belts in Tibet (modified after Huo, 2005; Liu, 2013; Du, 2011; Zhang, 2012; Huang, 2012 2018; Wang et al., 2019; Jiang et al., 2009; Pei et al., 2016)

圖7 青藏高原擠壓系統(tǒng)典型造山型金礦地質(zhì)圖(a、b)邦布金礦(據(jù)Pei et al., 2016修改)；(c)馬攸木金礦礦床地質(zhì)圖(據(jù)Jiang et al., 2009修改)；(d)念扎金礦礦床地質(zhì)圖(據(jù)李應(yīng)栩等, 2019修改)；(e)大坪金礦礦床剖面圖(據(jù)Sun et al., 2009修改)Fig.7 Simplified geological maps of typical orogenic gold deposits in compressional shear system, Tibet(a, b) the Bangbu gold deposit (modied after Pei et al., 2016); (c) the Mayum gold deposit (modied after Jiang et al., 2009); (d) the Nianzha gold deposit (modied after Li et al., 2019); (e) the cross section of the Daping gold deposit (modied after Sun et al., 2009)

3 礦床地質(zhì)和成礦模型

3.1 擠壓系統(tǒng)

邦布金礦床位于近東西走向區(qū)域大型脆-韌性剪切帶中段(圖7a)，區(qū)內(nèi)出露地層為三疊系綠片巖，沿?cái)嗔逊植加猩倭康幕詭r脈(圖7b)。金礦體賦存于上三疊統(tǒng)朗杰學(xué)群變質(zhì)沉積巖中，巖性主要為海相硅質(zhì)板巖、黑色碳質(zhì)絹云千枚巖和雜砂巖等，大多呈低級(jí)綠片巖相變質(zhì)(圖6)。礦體以含金石英脈形式產(chǎn)出，受區(qū)域脆-韌性剪切帶次級(jí)NNW和NEE向斷裂系控制(圖7b)。圍巖蝕變主要有硅化、絹云母化和碳酸鹽化等。

馬攸木金礦床為大型金礦床，賦礦圍巖主要為新元古界-寒武系綠片巖和細(xì)晶灰?guī)r(圖6)。礦區(qū)內(nèi)發(fā)育一系列近東西走向逆斷層，被后期南北向和北北東向斷層切割。礦體受近東西向斷裂控制，呈透鏡狀、脈狀和似層狀(圖7c)。礦體周圍發(fā)育有較強(qiáng)的圍巖蝕變，主要有硫化、硅化、絹云母化、碳酸鹽化和泥化。金礦化強(qiáng)度和硅化強(qiáng)度呈正相關(guān)(溫春齊等, 2006)。

念扎金礦床南部出露三疊系增生楔，巖性主要為砂質(zhì)板巖、變質(zhì)砂巖、灰?guī)r、大理巖等。礦區(qū)北部由于強(qiáng)烈的巖漿活動(dòng)，廣泛分布白堊紀(jì)石英閃長巖，局部見輝綠巖、輝長巖等基性巖脈。區(qū)內(nèi)主要發(fā)育近EW向以及NE、NW向斷裂，斷裂性質(zhì)以逆斷層為主(圖7d)。高品位金礦化伴隨硅化主要產(chǎn)于三疊系地層與白堊系侵入體NW向斷層接觸帶附近，礦體產(chǎn)狀受斷裂控制。沿NW向斷層發(fā)育有強(qiáng)烈的熱液蝕變，包括絹云母化、硅化、碳酸鹽化、褐鐵礦化等，基性圍巖還發(fā)育有蛇紋石化、綠泥石化等蝕變。

圖8 哀牢山剪切系統(tǒng)典型造山型金礦地質(zhì)圖(a)鎮(zhèn)沅金礦(據(jù)Wang et al., 2019); (b)金廠金礦礦床剖面圖(據(jù)應(yīng)漢龍等, 2005); (c)長安金礦礦床地質(zhì)圖(據(jù)Zhang et al., 2014b)Fig.8 Simplified geological maps of typical orogenic gold deposits in Ailaoshan shear system(a) the Zhenyuan gold deposit (modified after Wang et al., 2019); (b) cross section of the Jinchang gold deposit (modified after Ying et al., 2005); (c) the Chang’an gold deposit (modified after Zhang et al., 2014b)

大坪金礦床(～45Ma; 未發(fā)表數(shù)據(jù))位于哀牢山成礦帶東南部，其和位于揚(yáng)子板塊西北緣的金臺(tái)子(形成于～32Ma)一樣(圖2b; 應(yīng)漢龍和駱耀南, 2007)，因?yàn)槠湫纬蓵r(shí)代比哀牢山剪切活動(dòng)(21～27Ma; Sch?reretal., 1994; Leloupetal., 2001; Caoetal., 2011)要早，所以歸為了擠壓系統(tǒng)內(nèi)。大坪金礦金資源量>70t，平均品位為14.3g/t(楊立強(qiáng)等，2010)。圍巖為新元古代閃長巖，奧陶系砂巖、粉砂巖和板巖。大多數(shù)含金礦脈約NW走向，傾向SW，傾角50°～80°(圖7e)。礦體產(chǎn)狀指示礦化與區(qū)域NW向斷裂具有一定的空間聯(lián)系。礦體周圍具有蝕變分帶現(xiàn)象，閃長巖中的礦體形成的分別為近端石英-絹云母帶，中部綠泥石-綠簾石帶和遠(yuǎn)端碳酸鹽巖-鈉長石帶。

3.2 剪切系統(tǒng)

鎮(zhèn)沅金礦由老王寨和冬瓜林兩個(gè)礦區(qū)組成，是帶內(nèi)最大的金礦床，金儲(chǔ)量>160t，平均品位5.3g/t(楊立強(qiáng)等, 2010)。該礦床位于蛇綠巖帶北部，以復(fù)雜的圍巖巖性為特征，其中包括上泥盆統(tǒng)變質(zhì)石英砂巖、泥盆紀(jì)至石炭紀(jì)蛇綠巖、石炭系碳質(zhì)板巖、二疊-三疊紀(jì)石英斑巖、上三疊統(tǒng)粉砂巖和始新世煌斑巖(圖6; Dengetal., 2015c)。構(gòu)造對(duì)礦化控制體現(xiàn)在冬瓜林礦區(qū)以斷層、褶皺和剪切節(jié)理組合以及陡立的NW向斷層為主，老王寨礦區(qū)則以近東西向至北東向斷層為主(圖8a; Dengetal., 2015c)。在冬瓜林礦區(qū)，上泥盆統(tǒng)變質(zhì)石英砂巖與石炭系碳質(zhì)板巖呈斷層接觸，受剪切的煌斑巖巖脈沿近平行的北西向陡傾斷裂斷續(xù)分布。老王寨礦區(qū)地層巖性為強(qiáng)烈劈理化的石炭系碳質(zhì)板巖、泥盆紀(jì)超鎂鐵巖和上三疊統(tǒng)紅粉砂巖。礦區(qū)內(nèi)早古生代地層被石英花崗巖侵入，鋯石U-Pb年齡為255～247Ma，在金礦化過程中，石英斑巖被成礦熱液蝕變(李龔健等, 2013)。鎮(zhèn)沅金礦賦礦圍巖種類多樣，但均發(fā)育有類似的蝕變組合，蝕變類型包括碳酸鹽化(主要為白云石和鐵白云石)、絹云母化和硫化?；桶邘r和花崗巖中的金云母和黑云母的斑晶已分別蝕變?yōu)殂t云母和絹云母，沿解理分布有金紅石和磷灰石的微晶(Lietal., 2019)。細(xì)粒浸染型富砷黃鐵礦是主要的含金礦物，與絹云母蝕變伴生或在板巖、煌斑巖中圍繞早期磁鐵礦和沉積黃鐵礦沉淀，同時(shí)還伴生少量毒砂、輝銻礦、黃銅礦和閃鋅礦。

金廠礦床具有獨(dú)特的金-鎳共生組合，賦存超過80t金，平均品位2.69g/t(Fangetal., 2001)。賦礦圍巖主要為下-中泥盆統(tǒng)變質(zhì)砂巖與板巖互層(圖6)，廣泛出露的上三疊統(tǒng)砂巖以及化蛇綠巖。蛇綠巖中輝石橄欖巖和純橄巖已完全發(fā)生蛇紋化(熊伊曲等, 2015)。西北向分布的花崗質(zhì)巖石和始新世煌斑巖巖脈侵入在泥盆系-三疊系的變質(zhì)沉積巖和蛇綠巖中。金成礦作用形成于區(qū)域倒轉(zhuǎn)褶皺核部的泥盆系砂巖和蛇綠巖中(圖8b)。金、鎳礦體在該礦床中均有發(fā)育，空間上有少量重疊(Yingetal., 2001; 熊伊曲等, 2015)。在泥盆系變質(zhì)巖和蛇綠巖中發(fā)育與金礦化有關(guān)的熱液蝕變?yōu)轭愃频奶妓猁}化、絹云母化、鉻水云母化和硅化。在泥盆系板巖中，金以自然金的形式賦存在NW-SE向石英脈中，在蝕變砂巖和超鎂鐵質(zhì)巖石中以不可見金形式賦存于砷黃鐵礦和毒砂中(Yingetal., 2001)。

長安金礦床位于金平地體西部，含金110余噸，平均品位5.84 g/t(楊立強(qiáng)等, 2010)。該礦區(qū)出露的巖石主要為下奧陶統(tǒng)變質(zhì)細(xì)粒石英砂巖和石英礫巖(圖6)、中-晚期志留系白云巖和第四系礫石(Zhangetal., 2014b)。奧陶系砂巖和礫巖為主要的賦礦巖石，呈近東西向分布，傾向北。礦床位于區(qū)域向斜翼部與區(qū)域北西向長安斷裂結(jié)合部位，局部與礦區(qū)內(nèi)志留系與奧陶系的不整合面重疊(圖8c)。沿長安斷裂發(fā)育一條60～280m寬的破碎蝕變帶，斷裂上盤為圈閉的金礦體。蝕變主要包括硅化、絹云母化和碳酸化。絹云母化與金礦化密切相關(guān)，正長巖中的黑云母斑晶蝕變?yōu)榻佋颇?。硫化物礦物以高砷黃鐵礦、毒砂、方鉛礦、黃銅礦、閃鋅礦和黝銅礦為主(Zhangetal., 2014b)。浸染狀砷黃鐵礦一般賦存有不可見金和少量銀金礦。

大渡河金礦位于大渡河兩岸，賦礦圍巖為太古代至早元古代的康定雜巖、元古代的石英閃長巖、花崗巖及閃長巖、新生代的基性巖脈。近南北向的脆性斷裂控制著含金石英脈的分布(Lietal., 2007)。礦床含金石英脈中的白云母40Ar/39Ar坪年齡為24.7±0.3Ma(Deng and Wang, 2016)。石棉礦區(qū)位于大水溝穹隆東部，穹隆核部為大水溝巖漿核雜巖(圖9)，主要巖性為變質(zhì)碎屑巖和碳酸鹽巖夾基性火山巖(張海, 2011)。該巖漿核雜巖經(jīng)歷多期變形變質(zhì)作用，由內(nèi)到外可劃分為韌性剪切變形-鐵鋁榴石帶、韌性剪切固態(tài)流動(dòng)褶皺變形-黑云母帶和弱剪切變形-絹云母綠泥石帶(喻安光, 2000)。礦區(qū)賦礦圍巖主要為元古代石英閃長巖、泥盆系碳酸鹽巖和中生代石英斑巖(王小春, 1999)。

3.3 伸展系統(tǒng)

形成于伸展系統(tǒng)的金礦床數(shù)量眾多，至少有50t金以及0.01Mt銻(Zhaietal., 2014)。金礦多與銻礦床礦點(diǎn)共生，金、銻礦為同一個(gè)造山型成礦系統(tǒng)，從而本文放一起描述和研究。這些礦床的圍巖主要為侏羅紀(jì)沉積巖、白堊紀(jì)碎屑巖、古新世和中新世花崗巖類。金礦化主要發(fā)生在含金輝銻礦-石英脈中以及浸染狀蝕變巖中。礦體主要受北東向、北西向和東西向斷裂控制(圖10)。礦體周圍發(fā)育的熱液蝕變包括硫化、硅化、絹云母化和碳酸化。

明賽金礦是新發(fā)現(xiàn)的金礦床，平均品位為4g/t，具有較大的找金潛力(吳昊等, 2017)。礦床位于特提斯喜馬拉雅層序東段，北鄰也拉香波穹窿，南鄰錯(cuò)那洞穹窿。金礦體賦存于EW向展布，北傾的侏羅系泥質(zhì)、硅質(zhì)沉積巖和凝灰?guī)r夾層中，以凝灰?guī)r夾層為主(圖11a)。該礦床的礦化類型包括以石英脈為主的硅化作用以及絹云母化作用。

馬扎拉金銻礦是一個(gè)小型礦床，金資源量<5t(Zhaietal., 2014)。礦床位于藏南特提斯喜馬拉雅帶。礦體圍巖為下-中侏羅統(tǒng)板巖夾變質(zhì)砂巖、變質(zhì)粉砂巖和灰?guī)r(圖6)。含金輝銻礦-石英脈礦體受北西、北東和東西向拆離斷層控制(圖11b)。石英脈礦體中的礦石礦物主要為明金、輝銻礦、黃鐵礦、褐鐵礦和毒砂。自然金主要以包裹體的形式出現(xiàn)在石英和硫化物中或礦物顆粒間隙、裂隙中。圍巖蝕變包括硅化、碳酸鹽化、硫化、絹云母化和綠泥石化。

沙拉崗為一處中型銻礦床，銻資源量為0.01～0.1Mt，礦床位于然巴穹窿和康馬穹窿之間。區(qū)域地層巖性為白堊系砂巖、粉砂巖、灰?guī)r夾泥巖(圖6)。區(qū)內(nèi)發(fā)育有兩處小型的喜馬拉雅期輝綠巖和閃長巖侵入體。已識(shí)別出的12個(gè)礦體均受EW向斷層控制(圖11c)。礦化形式以角礫巖和網(wǎng)脈狀的輝銻礦-石英脈為主。礦石礦物有輝銻礦、辰砂、銻華以及少量的黃鐵礦、毒砂和雄黃。熱液蝕變類型與圍巖巖性具有一定的關(guān)聯(lián)，硅化和硫化通常發(fā)育在圍巖地層中，碳酸鹽化和綠泥石化更傾向于發(fā)育在靠近礦化斷裂的輝綠巖和閃長巖中。

圖9 揚(yáng)子西緣石棉礦區(qū)地質(zhì)背景和金礦分布圖(據(jù)應(yīng)漢龍和駱耀南, 2007修改)Ald-鐵鋁榴石帶；Bit-黑云母帶；Chl-綠泥石帶Fig.9 Simplified geological map of Shimian district in the western margin of Yangtze Craton showing the distribution of gold deposits (modified after Ying and Luo, 2007)Ald-almandine zone; Bit-biotite zone; Chl-chlorite zone

3.4 連續(xù)成礦模型

形成于不同構(gòu)造背景中的礦床其礦化作用具有系統(tǒng)性的過渡轉(zhuǎn)變：

(1)擠壓構(gòu)造背景下形成的礦床礦化特征為以石英脈型礦體為主; 礦體產(chǎn)狀可以陡傾也可以是緩傾; 圍繞礦體的蝕變范圍較窄; 主要礦石礦物為自然金和銀金礦。代表性礦床為大坪金礦和邦布金礦(圖12a，b)，其中，大坪金礦賦存于晚元古代閃長巖中，金與多金屬硫化物形成于高角度石英脈中; 石英脈的兩側(cè)與圍巖接觸處發(fā)育黃鐵礦，方鉛礦礦化。邦布金礦賦存于晚三疊系碳質(zhì)板巖中，礦區(qū)內(nèi)部褶皺較為發(fā)育，受區(qū)域構(gòu)造改造地層發(fā)育傾角較為平緩的劈理，金礦體賦存在受斷裂控制的石英脈中，多期成礦作用形成多條含礦黑色條帶。黃鐵礦化形成于石英脈與圍巖接觸處。在韌性剪切帶上脆性構(gòu)造中發(fā)育的礦體存在多種破裂-愈合構(gòu)造，這種現(xiàn)象或許可以用地震泵模式解釋。眾多學(xué)者觀察到成礦流體具有不混相性，表明成礦流體從靜巖壓力環(huán)境轉(zhuǎn)移到靜水壓力環(huán)境，引起流體壓力的突然下降，從而導(dǎo)致金屬沉淀(Weatherley and Henley, 2013; Peterson and Mavrogenes, 2014; Yamaguchietal., 2018)。

(2)與剪切帶有關(guān)的礦床礦化特征為以浸染型礦化為主，金賦存于黃鐵礦和毒砂晶格中，在陡傾破碎帶內(nèi)具有寬闊的蝕變暈。代表性礦床如鎮(zhèn)沅、金廠和長安金礦(圖12c)，由多種圍巖類型發(fā)生蝕變形成礦體，礦體主要受控于順層斷裂或節(jié)理; 煌斑巖中金云母斑晶蝕變成綠色的鉻水云母，長英質(zhì)巖石中的黑云母和金云母被絹云母、黃鐵礦和鐵白云石交代，變質(zhì)巖中的方解石蝕變?yōu)殍F白云石或白云石，白云母蝕變?yōu)榻佋颇?。含金黃鐵礦普遍具有振蕩環(huán)帶，暗示在流體成分在成礦過程中發(fā)生改變(Lietal., 2019)。

(3)伸展環(huán)境內(nèi)穹隆構(gòu)造使區(qū)域褶皺構(gòu)造發(fā)育，在穹隆頂部和兩側(cè)形成明賽、馬扎拉等一系列金銻礦床(圖12d)，明賽金礦成礦巖性主要為侏羅紀(jì)凝灰?guī)r。近水平裂隙中存在浸染狀礦化，而在陡傾破碎帶中存在細(xì)脈狀礦化，蝕變帶通常較窄，發(fā)育絹云母-碳酸鹽-綠泥石-黃鐵礦蝕變礦物組合。礦體小而富，數(shù)量眾多而分布比較分散。金主要以自然金形式出現(xiàn)，多與后期的Sb礦化相伴生。

圖10 特提斯喜馬拉雅伸展系統(tǒng)造山型金礦、片麻巖穹窿、淡色花崗巖分布圖(據(jù)Yang et al., 2009b修改)Fig.10 Simplified geological map of Tethyan Himalaya showing the distribution of orogenic gold deposits, gneiss domes and leucogranites in extensional system (modified after Yang et al., 2009b)

圖11 青藏高原伸展系統(tǒng)典型造山型金礦地質(zhì)圖(a)明賽金礦剖面圖(據(jù)Zhang et al.，2020修改); (b)馬扎拉金礦礦床地質(zhì)圖(據(jù)張建芳等, 2011修改); (c)沙拉崗銻礦礦床地質(zhì)圖(據(jù)Zhai et al., 2014修改)Fig.11 Geological maps of the typical orogenic gold deposits in the extensional system, Tibet(a) the cross section of Mingsai gold deposit (modified after Zhang et al., 2020); (b) the geological map of Malazha gold deposit (modified after Zhang et al., 2011); (c) the geological map of Shalagang antimony deposit (modified after Zhai et al., 2014)

圖12 青藏高原及周緣地區(qū)新生代造山型金礦地殼連續(xù)成礦模式圖(a)大坪金礦發(fā)育在新元古代閃長巖中，石英脈中發(fā)育黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-自然金礦物組合；(b)邦布金礦圍巖為發(fā)育S-C組構(gòu)的三疊紀(jì)板巖。石英脈發(fā)育破裂-愈合構(gòu)造，硫化物和金集中沉淀在石英脈內(nèi)；(c)鎮(zhèn)沅金礦為蝕變浸染型金礦，圍巖條件復(fù)雜。蝕變煌斑巖中發(fā)育絹云母-碳酸鹽-黃鐵礦蝕變；(d)穹隆構(gòu)造使區(qū)域近水平劈理帶和近垂直斷裂帶發(fā)育，控制了明賽，馬扎拉等一系列金銻礦床的礦化。明賽金礦圍巖為侏羅系板巖發(fā)育一組近水平片理，并被后期方解石脈切割，含金硫化物沿劈理發(fā)育.Cb-碳酸鹽礦物；Dol-白云石；Fs-鉻水云母；Gn-方鉛礦；Py-黃鐵礦；Q-石英；Rt-金紅石；Ser-絹云母Fig.12 Crustal continuum model for the Cenozoic orogenic gold deposits in Tibet and surrounding region(a)the Daping deposit is hosted in Late Proterozoic diorites. Quartz veins develop pyrite-galena-spherite-native gold assembly.(b)the Bangbu gold deposit is hosted in Late Triassic slate with S-C foliation. Sulfide and gold mainly occur within the laminated quartz vein.(c)The Zhenyuan deposit is hosted in altered county rocks with various lithologies. Altered lamprophyre developed sericite-carbonate-pyrite mineral assemblages.(d)Crustal doming result in the development of regional sub-horizontal foliation zone and vertical faults which controlled the location of gold mineralization. The Mingsai gold deposit is hosted in Jurassic slate with sub-horizonatal foliation cut by late carbonate vein. Au-bearing sulfide developed along the foliation. Cb-carbonate; Dol-dolomite; Fs-fuchsite; Gn-galena; Py-pyrite; Q-quartz; Rt-rutile; Ser-sericite

4 流體特征和同位素組成

4.1 流體特征和溫壓條件

擠壓構(gòu)造系統(tǒng)的造山型金礦中成礦流體特征較為一致，包裹體類型以含CO2三相水溶液型和富液相兩相水溶液型為主，含有少量純CO2型和含有機(jī)質(zhì)型(圖13a，b)。流體包裹體豐度較高，體積較大，長徑多為5～15μm，少數(shù)可達(dá)到20～30μm，產(chǎn)狀以小群和離散為主。成礦流體氣相組分以CO2和H2O為主，同時(shí)含有少量有機(jī)質(zhì)與CO、N2和H2S等還原性氣體。CO2體積百分?jǐn)?shù)多分布于0.1～0.5。離子成分以陽離子Na+、K+、Mg2+和陰離子Cl-和SO42-為主(霍艷, 2005)。主成礦階段成礦流體均一溫度分布范圍為200～420℃，主要集中于220～380℃，鹽度主要分布于3.9%～11.8%NaCleqv (Jiangetal., 2009); 密度0.63～0.95g/cm3。綜合上述特征，成礦流體屬于中低溫-低鹽度-中低密度的NaCl-H2O-CO2流體體系。在擠壓構(gòu)造系統(tǒng)中，馬攸木金礦成礦壓力為140～360MPa，對(duì)應(yīng)深度為5.2～13.3km(Jiangetal., 2009); 大坪金礦成礦壓力為378～547MPa(見電子版附表1)，與丹巴深成造山型金礦的壓力條件一致(450～500MPa; Zhaoetal., 2019)，成礦深度根據(jù)Shepherdetal.(1985)提出的公式計(jì)算為13～17km，成礦流體屬于超壓流體; 且平均地溫梯度變化小于標(biāo)準(zhǔn)地溫梯度(<25℃/km)，說明成礦處于高壓低溫條件，暗示成礦過程中可能受到俯沖的影響。綜上所述，擠壓構(gòu)造系統(tǒng)成礦流體多為高壓的中溫中低鹽度中低密度的富CO2流體。

伸展構(gòu)造系統(tǒng)中造山型金礦主要位于喜馬拉雅造山帶的北部，典型礦床由西向東分別有沙拉崗銻礦、馬扎拉金銻礦和明賽金礦等。金礦床的流體包裹體類型與擠壓性造山型金礦極為相似，均以含CO2三相水溶液型和富液相兩相水溶液型為主，伴有少量純CO2型包裹體。成礦流體氣相組分以H2O、CO2為主，CO2體積百分比約為0.2～0.8。成礦流體均一溫度主要分布于220～320℃，鹽度分布范圍為2.2%～13.1%NaCleqv; 流體密度集中于0.58～0.88g/cm3，為低密度流體。在伸展構(gòu)造系統(tǒng)中，礦床的成礦壓力為50～240MPa，成礦深度約為1.9～8.9km(莫儒偉等, 2013; Zhangetal., 2020)，綜合上述特征，伸展構(gòu)造系統(tǒng)中成礦流體屬于中低溫-中低鹽度-中低壓的低密度NaCl-H2O-CO2流體體系。

圖14 成礦流體溫壓和區(qū)域變質(zhì)P-T-t軌跡圖星型代表不同變質(zhì)階段形成的造山型金礦; 區(qū)域變質(zhì)軌跡據(jù)康東艷等(2019), Wang et al. (2018), Liu et al. (2013); 成礦年齡及流體溫壓據(jù)莫儒偉等(2013), 畢獻(xiàn)武和胡瑞忠(1997), 鄧碧平等(2014), 張剛陽(2012), Zhao et al. (2013), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019), Jiang et al. (2009), Sun et al. (2009)Fig.14 Fuild P-T condition and regional metamorphic P-T-t curvesThe star represents formation of orogenic gold deposits in different metamorphic stages. Regional metamorphic curve after Kang et al. (2019), Wang et al. (2018), Liu et al. (2013). Mineralization ages and fluid P-T conditions after Mo et al. (2013), Bi and Hu (1997), Deng et al. (2014), Zhang (2012), Zhao et al. (2013), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019); Jiang et al. (2009), Sun et al. (2009)

對(duì)比三種構(gòu)造系統(tǒng)中的成礦流體特征發(fā)現(xiàn)，壓扭性構(gòu)造系統(tǒng)中成礦流體具有最高的壓力和最低的鹽度，屬于高壓-低鹽度流體，成礦機(jī)制主要為溫壓降低、流體不混溶和流體混合; 成礦深度較深，多形成中深成造山型金礦，CO2含量較高。剪切型構(gòu)造系統(tǒng)中成礦流體具有低溫低壓的特征，流體鹽度和密度較高，CO2含量極少，礦區(qū)內(nèi)圍巖發(fā)育廣泛的鎂鐵碳酸鹽化表明初始流體中較高的CO2可能被消耗。伸展構(gòu)造系統(tǒng)成礦流體的溫度、壓力和密度相對(duì)較低，CO2含量略有上升，成礦機(jī)制被廣泛認(rèn)為是流體流體溫壓變化以及與圍巖的相互作用。根據(jù)礦物組合判斷，剪切背景金礦僅在成礦晚期有低溫輝銻礦脈侵入，伸展背景金礦銻礦和金礦近乎同期，表明剪切背景成礦主期溫度要高于伸展背景，而剪切背景金礦包裹體溫度低于伸展背景也表明剪切背景金礦流體經(jīng)歷了演化，使測得的包裹體數(shù)據(jù)溫壓數(shù)據(jù)低于實(shí)際成礦流體。此外，測得的包裹體均一溫度為最低捕獲溫度，理論上低于成礦流體的捕獲溫度，因此不能完全反應(yīng)成礦流體的真實(shí)溫壓特征。

表2 青藏高原新生代造山型金礦O、S、He-Ar同位素表

圖15 青藏高原新生代造山型金礦床He-Ar同位素圖解(據(jù)Tan et al., 2018; Wang et al., 2019; Burnard et al., 1999修改)(a)黃鐵礦流體包裹體40Ar*/4He-3He/4He(Ra)投圖;(b)黃鐵礦流體包裹體40Ar/36Ar-R/Ra投圖. SCLM-大陸巖石圈地幔. 金礦He-Ar同位素?cái)?shù)據(jù)見附表2Fig.15 He-Ar isotope compositions of Cenozoic orogenic gold deposits in Tibet (modified after Tan et al., 2018; Wang et al., 2019; Burnard et al., 1999)(a) 40Ar*/4He vs. 3He/4He(Ra)plot of fluid inclusions in pyrite; (b) 40Ar/36Ar vs. R/Ra of the fluid inclusions in pyrites. SCLM-Sub-Continental Lithospheric Mantle. Data sources for He-Ar isotope of gold deposits are listed in Appendix Table 2

整體而言，從擠壓系統(tǒng)到剪切系統(tǒng)至伸展系統(tǒng)，流體的壓力和溫度體現(xiàn)了系統(tǒng)性降低，代表了成礦深部的變化。此外，流體壓力/溫度比值逐步降低，符合不同成礦帶形成時(shí)期地殼的溫壓條件的系統(tǒng)變化(圖14)。

4.2 同位素特征

青藏高原新生代三條金成礦帶金礦床He-Ar同位素值均高于地殼流體的值(0.01～0.05Ra)(見電子版附表2、圖15)：擠壓系統(tǒng)金礦床黃鐵礦的3He/4He數(shù)值為0.17 ～1.34Ra，中值為1.13Ra(表2); 剪切系統(tǒng)為0.02～0.86Ra，中值為0.4Ra，落入地幔流體(6～9Ra)和地殼流體范圍之間(圖15b); 伸展系統(tǒng)金礦床為0.01～0.09Ra，中值為0.04Ra，大部分落入地殼流體范圍(圖15a)。盡管進(jìn)行He同位素測試的部分黃鐵礦不可避免地含有沉積黃鐵礦核，但大部分金礦數(shù)據(jù)落入幔源流體和殼源流體之間仍能表明成礦流體具有部分幔源流體的貢獻(xiàn)(Burnardetal., 1999)。

青藏高原新生代三條金成礦帶金礦床流體氧同位素值見電子版附表3，流體O同位素值根據(jù)石英與水的O同位素平衡公式ΔQ-H2O-3.38×106/T2-3.4(Claytonetal., 1972)計(jì)算獲得。擠壓系統(tǒng)金礦床δ18OH2O值為6.0‰～13.1‰，中值為7.2‰(表2); 剪切系統(tǒng)δ18OH2O值為6.2‰～12.3‰，中值為9.3‰; 伸展系統(tǒng)金礦床δ18OH2O值為6.4‰～16.2‰，中值為10.7‰。金礦床δ18OH2O值總體偏向正值，且不同構(gòu)造系統(tǒng)之間金礦床δ18OH2O值具有增高的趨勢(圖16a)。這種差異的一個(gè)很重要的原因是計(jì)算流體δ18O的溫度被低估，另外水巖反應(yīng)也可以一定程度改變熱液礦物的δ18O。造山型金礦的氫同位素一直很難被解釋; 馬攸木金礦和邦布金礦兩個(gè)礦床的δ18O值均落在很窄的范圍內(nèi)(4‰～10‰)，但它們的δD值變化范圍大。

青藏高原新生代三條金成礦帶礦床黃鐵礦硫同位素值見電子版附表4。金礦床礦石黃鐵礦δ34S值多數(shù)分布在0值附近(圖16b)，絕大多數(shù)與大陸巖石圈和俯沖帶釋放流體的δ34S值重合(Leeetal., 2018; Lietal., 2020)。擠壓系統(tǒng)中金礦床礦石黃鐵礦δ34S值變化范圍較大，為-2.8‰～9.1‰，中值為2.5‰，其中哀牢山大坪金礦床黃鐵礦δ34S值偏向正值，較為異常，與揚(yáng)子板塊西緣中生代造山型金礦相似(Wangetal., 2020a)。剪切系統(tǒng)δ34S值為-6‰～3.9‰，中值為-0.4‰，其中金廠礦床礦石黃鐵礦δ34S值均為負(fù)值，導(dǎo)致整體δ34S值變化范圍較大且略微偏向負(fù)值。伸展系統(tǒng)中金礦床礦石黃鐵礦δ34S值變化范圍較小集中在0左右，為0.3‰～5.5‰，中值為1.9‰。

5 沉淀機(jī)制和物質(zhì)來源

5.1 金屬沉淀?xiàng)l件

造山型金礦中成礦流體的就位和礦質(zhì)沉淀受構(gòu)造和水巖反應(yīng)共同控制(Hodkiewiczetal., 2009; Williams-Jonesetal., 2009; Grovesetal., 2018; Yangetal., 2018)。研究發(fā)現(xiàn)巖石圈尺度構(gòu)造通常為成礦流體的運(yùn)移通道(Vearncombe, 1998; Tripp and Vearncombe, 2004)，而成礦帶-礦田尺度剪切帶或斷裂控制造山型金礦的產(chǎn)出(Grovesetal., 2018)。這些礦床尺度控礦構(gòu)造包括褶皺轉(zhuǎn)折端和層間滑脫帶通常是礦體賦存的有利部位(Coxetal., 1991)、斷裂彎曲轉(zhuǎn)折端(Yangetal., 2018)、剪切帶張性或壓性銜接部位(Hodkiewiczetal., 2009)、里德爾剪切派生裂隙以及不同斷裂相交點(diǎn)和、侵入體與其他巖性接觸部位(Grovesetal., 2018)。流體進(jìn)入成礦有利部位與賦礦圍巖發(fā)生水巖反應(yīng)，通過礦物溶解沉淀誘發(fā)巖石軟化，導(dǎo)致巖石更易發(fā)生破裂(Bierlein and Maher, 2001; Sausseetal., 2001; Yasuharaetal., 2006)。此外，水巖反應(yīng)可通過硫化、改變成礦物理化學(xué)條件等導(dǎo)致金沉淀(Seward and Barnes, 1997; Hodkiewiczetal., 2009; Williams-Jonesetal., 2009)。

氧化作用是流體卸載金的有效機(jī)制(Robert, 1987)，通過δ34S值可以判斷流體是否發(fā)生過氧化作用。在金沉淀過程中，出現(xiàn)硫酸鹽物質(zhì)會(huì)導(dǎo)致硫化物δ34S值偏負(fù)。Evansetal.(2006)使用模擬計(jì)算來解釋Golden mile礦床熱液黃鐵礦δ34S值(-10‰～-2‰)與鄰近Golden Mile輝綠巖的Paringa玄武巖中黃鐵礦δ34S值(0‰～4‰)相比偏向負(fù)值的現(xiàn)象。一些位于Yilgarn克拉通的金礦床，如Victory-Defiance和New Celebration等具有類似的現(xiàn)象(Hodkiewiczetal., 2009)。Porgera金礦床中，單個(gè)黃鐵礦晶體富金區(qū)域δ34S值偏負(fù)(-16.24‰～-9.21‰)，而貧金區(qū)域δ34S值偏正(-2.04‰～7.3‰)，這種現(xiàn)象表明流體在低壓條件下快速蒸發(fā)導(dǎo)致流體發(fā)生氧化(Weatherley and Henley, 2013)。導(dǎo)致熱液流體發(fā)生氧化的方法有許多種，沸騰可以導(dǎo)致含礦流體中的還原性氣體通過相分離而聚集，從而能夠有效地使含礦流體氧化; 由于造山型金礦在金沉淀發(fā)生水巖反應(yīng)的過程中水巖比較低(Phillips and Powell, 2010)，因此含礦流體與礦區(qū)中的氧化性圍巖發(fā)生均一化反應(yīng)也會(huì)導(dǎo)致流體氧化。哀牢山帶金廠金礦S同位素值偏負(fù)，這是由于金廠金礦的成礦圍巖為氧化的超基性巖，含大量的磁鐵礦。邦布和大坪礦床S同位素值偏正可能是流體上升過程中，地殼物質(zhì)混染所造成的。而其他金礦黃鐵礦δ34S值均集中在0附近(圖16b)，表明大多數(shù)礦床賦礦圍巖為還原性巖石，對(duì)硫同位素影響較小。這種情況下，流體中的硫化物S同位素值可以代表熱液流體的S同位素值(Ohmoto, 1972, 1986)。

對(duì)于喜馬拉雅造山帶Au-Sb礦床而言，我們認(rèn)為兩者為同一流體不同階段沉淀的產(chǎn)物。William-Jones and Norman (1997)證明了溫度高于350℃時(shí)，熱液中含有10×10-6的Sb才會(huì)發(fā)生沉淀，而當(dāng)溫度低于250℃時(shí)，只要1×10-6便可沉淀成輝銻礦。由于造山型金礦廣泛形成于抬升的背景，流體溫度演化到晚期低溫條件下，銻礦化呈石英脈的形式灌入到早期形成的金礦中，這種現(xiàn)象在世界上許多造山型金礦均可出現(xiàn)，如Vitoria礦集區(qū)的Bendigo金礦(Wilsonetal., 2013)，Otago Schist礦集區(qū)的Bullendale金礦(MacKenzieetal., 2007)和Reefton Goldfield礦集區(qū)的Globe-Progress金礦(MacKenzieetal., 2016)。

5.2 物質(zhì)來源

變質(zhì)流體和地幔來源是目前廣泛接受的且相互對(duì)立的流體來源，它們分別對(duì)應(yīng)“變質(zhì)流體成因模式”(Phillips and Powell, 2009, 2010, 2015; Tomkins and Grundy, 2009; Tomkins, 2010)和“幔源成因模式”(Dengetal., 2015b; Kolbetal., 2015; Zhaoetal., 2019; Wangetal., 2019; Grovesetal., 2020)?！白冑|(zhì)流體成因模式”認(rèn)為在綠片巖相到角閃巖相的進(jìn)變質(zhì)過程中，綠片巖相巖石(特別是變基性巖)脫水作用是造山型金礦的流體來源(Phillips and Powell, 2009; Tomkins, 2010)；“幔源成因模式”可分為俯沖洋殼脫水與流體回返模式(Peacock, 1990; Sibson, 2004; Peacocketal., 2011)、克拉通破壞富集地幔脫氣模式(Goldfarb and Santosh, 2014; Dengetal., 2015a)和巖石圈拆沉富集地幔脫氣模式(Zhaoetal., 2019; Wangetal., 2019)。如前所述，造山型金礦的物質(zhì)來源存在很大的爭議，我們可以從造動(dòng)力學(xué)背景、礦床地球化學(xué)和礦床地質(zhì)特征等幾個(gè)方面來綜合限制物質(zhì)來源。

在構(gòu)造動(dòng)力學(xué)背景角度，擠壓系統(tǒng)造山型金礦形成于三個(gè)不同的時(shí)期(約60Ma、50Ma和44Ma)，和多期印度-歐亞的碰撞速率降低相對(duì)應(yīng); 而大渡河-錦屏山成礦帶也存在著32Ma到20Ma的多期成礦事件。對(duì)于變質(zhì)脫水模型，源區(qū)不可能多次變質(zhì)釋放流體。而構(gòu)造-成礦事件具有突發(fā)性，和緩慢的變質(zhì)過程不相符合。對(duì)于哀牢山浸染型金礦床以及喜馬拉雅成礦帶，其形成于區(qū)域退變質(zhì)階段(圖14)，而退變質(zhì)階段一般是吸水過程而不是釋放水過程(Tomkins, 2010; Zhongetal., 2015)。金成礦作用與洋殼斷離、大陸巖石圈板片回撤和塊體旋轉(zhuǎn)后應(yīng)力松弛等不同地球動(dòng)力學(xué)背景下引發(fā)的地幔擾動(dòng)事件同期發(fā)生，這些證據(jù)都支持成礦物質(zhì)可能與地殼內(nèi)構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和物質(zhì)活化沒有直接成因關(guān)系。雅魯藏布江縫合帶出露的林子宗火山巖(Leeetal., 2009)和哀牢山帶出露的煌斑巖(Guoetal., 2005)也證明了成礦期存在地幔擾動(dòng)事件。所有造山型金礦床均沿板塊縫合帶分布，也支持成礦物質(zhì)可能來源于地幔層次的觀點(diǎn)。同時(shí)He-Ar同位素顯示金礦具有顯著的幔源特征(圖15)。

對(duì)于相似的構(gòu)造部位，不同構(gòu)造區(qū)域、成礦時(shí)間及形成深度的礦床，比如雅魯藏布江帶中成邦布以及哀牢山帶的中-淺成鎮(zhèn)沅和長安等，整體都具有類似的S-O同位素特征，顯示了類似的物質(zhì)來源，而該來源不受區(qū)域地殼組成不同的控制，成礦流體應(yīng)該來自于地殼之下的層圈。另外，含金黃鐵礦與圍巖中沉積黃鐵礦S同位素值不一致; 如在剪切系統(tǒng)中，載金黃鐵礦的富金邊部δ34S值(-3‰～3‰)以及黃鐵礦δ34S值集中分布區(qū)域的中值(0‰～3‰; 胡云中等, 1995; Chenetal., 2010; 李士輝等, 2013; Dengetal., 2015c; 熊伊曲等, 2015)，這與泥盆紀(jì)到石炭紀(jì)的變質(zhì)沉積圍巖不一致; 傳統(tǒng)認(rèn)為造山型金礦δ34S值是圍繞著造山型金礦沉積圍巖δ34S值曲線(平行于海洋硫酸鹽δ34S值曲線)分布的(Changetal., 2008); 而青藏高原金礦的δ34S值偏離了造山型金礦的沉積圍巖δ34S值曲線; 此外，沉積黃鐵礦擁有很低的金(低于10×10-6，平均1.5×10-6)和砷(2.3×10-6～10,400×10-6)(Zhangetal., 2014b; 未發(fā)表的數(shù)據(jù))，這顯然與載金黃鐵礦熱液邊緣金含量高達(dá)100n×10-6是有明顯區(qū)別的。相同成礦帶中不同礦床的δ18OH2O值范圍相同(圖16a)，指示金礦具有相同的流體來源，而且不太可能是源于變質(zhì)地殼。

盡管各礦床S-O同位素值也符合巖漿流體的同位素特征(～0‰; Hoefs, 2009)，然而巖漿流體形成的金礦(斑巖型或表生熱液型)常常氧逸度較高，較造山型金礦，熱液中S的含量更高(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Simon and Ripley, 2011; Pokrovskietal., 2015); 而青藏高原三種構(gòu)造背景形成的造山型金礦，發(fā)育的蝕變礦物均呈還原型，較高氧逸度的巖漿熱液形成的礦物如硫酸鹽，磁鐵礦和褐鐵礦均未發(fā)現(xiàn)，因此我們推測成礦流體不為巖漿流體。對(duì)于喜馬拉雅成礦帶，其物質(zhì)來源存在多種觀點(diǎn)，比如大氣降水、巖漿熱液以及兩者的混合。需要注意到的其蝕變礦化組合與典型的大氣降水循環(huán)形成的淺成低溫?zé)嵋旱V床(如騰沖的梁河金礦)存在明顯的區(qū)別，后者以彌散狀泥化、明礬石化等為特征，而西藏伸展背景的金礦發(fā)育典型的低溫造山型金礦的絹云母和碳酸鹽蝕變礦物組合。

圖17 邦布金礦和馬攸木金礦氫氧同位素圖解(據(jù)Han et al., 2020修改)巖漿水、變質(zhì)水和建造水范圍據(jù)Sheppar (1986)；造山型金礦范圍據(jù)Goldfarb et al. (2004)；西藏地?zé)崴畵?jù)鄭淑蕙等(1982)；邦布金礦數(shù)據(jù)據(jù)Pei et al. (2016)和孫曉明等(2010); 馬攸木金礦數(shù)據(jù)據(jù) Jiang et al. (2009)Fig.17 Hydrogen-oxygen isotope plot of the Bangbu and Mayum gold deposits (modified after Han et al., 2020)Field of values for magmatic, metamorphic and formation water after Sheppard (1986); field of values for typical orogenic gold deposits after Goldfarb et al. (2004); values for meteoric water in Lhasa after Zheng et al. (1982); data for the Bangbu gold deposit after Pei et al. (2016), Sun et al. (2010); data for the Mayum gold deposit after Jiang et al. (2009)

綜合的S-O-D同位素特征均可以用地幔流體來源來合理解釋。δ34S較低的硫化物如黃鐵礦和磁黃鐵礦可能隨板片俯沖循環(huán)到深部地幔，隨著溫度和壓力升高，板片脫水，黃鐵礦分解形成磁黃鐵礦，釋放還原性流體; 俯沖帶釋放流體的δ34S在0‰左右(-2.5‰±3‰; Lietal., 2020)，從而富集地幔中的δ34S也在0‰左右(-2.5‰±3‰，Leeetal., 2018; Lietal., 2020)，這種俯沖帶流體以及富集地幔的δ34S特征和大部分縫合帶附近造山型金礦的S同位素一致; 俯沖過程中δ34S較高的硫酸根離子在俯沖帶淺部已釋放，未能循環(huán)到深部地幔，大坪金礦的高δ34S可能與這種硫酸根流體交代形成的早期富集地幔有關(guān)(Wangetal., 2020a)。俯沖板片釋放含S流體回返地殼形成造山型金礦，這對(duì)于理解深部S循環(huán)研究有重要意義。拉薩地塊富集地幔氧同位素δ18O=7.1‰(Wangetal., 2015)，根據(jù)Zheng(1993)氧同位素分餾公式(1031nα=A×106/T2+B×103/T+C; 其中T為開爾文溫度=攝氏溫度+273.15℃; 橄欖石-水和輝石-水的分餾系數(shù)為A=3.55，B=-9.72，C=2.64)，計(jì)算出在800～1200℃地幔釋放流體δ18O=9.3‰～10.2‰(圖16a)，另外板塊釋放流體的δ18O也為8‰～10‰(Altetal., 2012)，富集地幔和俯沖帶釋放流體的δ18O和縫合帶附近造山型金礦的δ18OH2O整體上是類似的。需要指出的是，大部分文獻(xiàn)中造山型金礦的δ18OH2O計(jì)算都是偏低的一點(diǎn)。馬攸木礦床和邦布礦床δ18O值相似(δ18O≈4‰～10‰)，馬攸木礦床氫同位素值更低(圖17)，這可能是由于馬攸木礦床形成時(shí)大洋俯沖板片角度較緩，溫度較高的俯沖板片在交代巖石圈地幔淺部脫水形成成礦流體，為亞臨界流體，δD值較低。50Ma左右，隨著碰撞作用持續(xù)進(jìn)行，大洋板片回撤，俯沖角度更陡，溫度較低的俯沖板塊和沉積物達(dá)到150±30km脫水形成超臨界流體(δD≈-40‰～-80‰; Walowskietal., 2015; Dixonetal., 2017)，可以形成更高的δD值(Walowskietal., 2015); 在俯沖深度在100～130km的時(shí)候，硫的釋放通量也基本處于高峰期(Lietal., 2020)。地幔流體的釋放可以包括兩種形式：(1)俯沖過程中直接回返到淺部地殼形成造山型金礦，比如雅魯藏布江成礦帶可能與俯沖板片釋放流體的直接回返有關(guān)(Dixonetal., 2017); (2)以自由流體或者含水礦物的形式被捕獲在交代地幔中，哀牢山造山型金礦形成于新生代，其成礦流體可能與元古代和古生代大洋俯沖而形成的富集地幔有關(guān)(Wangetal., 2020a)。

喜馬拉雅金礦帶具有較高的δ18OH2O值以及較低的3He/4He數(shù)值，表明物質(zhì)來源中有大量的大陸物質(zhì)的貢獻(xiàn)。而區(qū)域演化和礦床蝕變顯示成礦流體來源自變質(zhì)和巖漿流體的可能性較小，而此時(shí)印度大陸地殼回撤，引發(fā)巖石圈地幔擾動(dòng)和大量斑巖礦床的形成，從而被大陸地殼物質(zhì)改造的巖石圈地幔脫氣形成成礦流體成為一個(gè)合理的解釋; 最近明賽金礦的發(fā)現(xiàn)，證實(shí)存在較深層次來源的金礦系統(tǒng)，而其S同位素組成明顯和淺部的金-銻成礦系統(tǒng)一致，代表存在一個(gè)深層次的統(tǒng)一的流體來源。還有一個(gè)可能是來自于俯沖的印度大陸地殼，其回撤過程中地幔上涌引發(fā)俯沖中的地殼物質(zhì)發(fā)生變質(zhì)作用而釋放流體。

6 輸運(yùn)介質(zhì)和流體通道

6.1 幔源流體和輸運(yùn)介質(zhì)

鉑族元素(PGE)通常用于研究源于地幔的巖石和巖漿硫化物礦床(Barnesetal., 2015; Aulbachetal., 2016; Dengetal., 2017; Wangetal., 2018; Parketal., 2019)，而很少用于研究造山型金礦成礦物質(zhì)來源(Sunetal., 2009)。交代地幔楔硫化物的PGE含量配分型式的研究表明(Alardetal., 2011; Riellietal., 2018)PGE在部分熔融過程和熱液流體產(chǎn)生過程中具有不同的化學(xué)行為(Boudreau and McCallum, 1992; Mungall and Brenan, 2014; Barnesetal., 2015; Richards, 2015b)。大坪和金廠金礦硫化物PGE組成見圖18(詳細(xì)數(shù)據(jù)見電子版附表5)，與初始地幔相比(Palme and O’Neill, 2014)，金廠略微富集Ru，大坪個(gè)別樣品富集Rh，其他樣品均表現(xiàn)出PGE虧損特征，其中又以Pt虧損最為顯著(圖18a)。PGE配分型式和丹巴金礦、法國南部(Alardetal., 2011)和挪威(Riellietal., 2018)交代地幔楔中的硫化物PGE配分型式十分相似，都具有顯著虧損Pt，略微富集Ru和Pd的特征(圖18a)。哀牢山新生代大坪和金廠金礦與揚(yáng)子西緣中生代丹巴金礦類似，均具有虧損Pt而中等富集Ru的特征，這與區(qū)域煌斑巖(Guoetal., 2005; Gan and Huang, 2017)和全球斑巖Cu-Au礦床(Augéetal., 2005; Cockeretal., 2015; Gaoetal., 2015; Parketal., 2019)呈正傾斜的PGE配分型式完全不同。

部分熔融過程中Ir組元素(Ru、Ir)保留在殘余地幔的鉻鐵礦和橄欖石中(Mungall and Brenan, 2014)或形成硫釕礦(Bockrathetal., 2004)，而Pt組元素(Pt、Pd)則富集在硅酸鹽熔體中(Barnesetal., 2015; Aulbachetal., 2016; Lorand and Luguet, 2016)因此，部分熔融產(chǎn)物中的Pd/Ir值會(huì)增高，而Ru/Ir值則相對(duì)不變。而且，Pd在流體中的溶解度比Pt更高(Barnes and Liu, 2012)，Ru在流體中的活動(dòng)性比Ir更強(qiáng)(Keaysetal., 1982; Wood, 1987; Lorandetal., 2008)。因此，鉑族元素分餾會(huì)導(dǎo)致熱液系統(tǒng)中Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt以及Pd/Pt比值升高(圖18b, c; Barnesetal., 2015)。法國南部(Alardetal., 2011)和挪威(Riellietal., 2018)交代巖石圈地幔中硫化物高Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt、和Pd/Pt比值被認(rèn)為是由于板片釋放的含水流體交代巖石圈地幔導(dǎo)致的。青藏高原代表性造山型金礦也具有高Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt和Pd/Pt比值和PGE配分型式(圖18)，表明硫化物同樣源于交代地幔，由熱液流體形式而非巖漿過程被輸運(yùn)到地殼。

圖18 大坪、金廠和丹巴金礦PGE圖解(a)大坪、金廠和丹巴金礦與哀牢山煌斑巖(據(jù)Gan and Huang, 2017)、交代地幔楔硫化物(據(jù)Alard et al., 2011; Rielli et al., 2018)和斑巖型礦床(據(jù)Augé et al., 2005; Cocker et al., 2015; Gao et al., 2015; Park et al., 2019)地幔標(biāo)準(zhǔn)化PGE配分型式圖; (b)大坪、金廠和丹巴金礦與其他端元Pd/Ir-Ru/Ir投圖及氧化態(tài)對(duì)比(據(jù)Rielli et al., 2018);(c)Pd/Pt-Ru/Pt投圖比較不同端元之間Pt富集/虧損的區(qū)別. 大坪、金廠和丹巴金礦PGE數(shù)據(jù)來源見附表5Fig.18 PGE characteristics of Daping, Jinchang and Danba deposits(a) primitive mantle-normalized PGE patterns for the Daping, Jinchang and Danba deposits (lamprophyres on the Ailaoshan from Gan and Huang, 2017; sulfides in metasomatzied mantle lithosphere wedge from Alard et al., 2011 and Rielli et al., 2018; ore samples of porphyry deposits from Augé et al., 2005; and felsic intrusions associated with porphyry mineralization from Cocker et al., 2015; Gao et al., 2015; and Park et al., 2019). (b) Pd/Ir vs. Ru/Ir plot showing comparison of oxidation state between the Daping, Jinchang and Danba deposits and other endmembers (based on Rielli et al., 2018). (c) Pd/Pt vs. Ru/Pt plot displaying systematic difference of Pt enrichment/depletion among different endmembers. Data sources for the PGE compositions data of the Daping, Jinchang and Danba deposits are listed in Appendix Table 5

6.2 巖石圈結(jié)構(gòu)與成礦流體通道

軟流圈上涌被認(rèn)為是形成大型造山型金礦的重要因素(Hodgson, 1993; Kerrichetal. 2000b; Bierleinetal., 2001, 2004; Goldfarbetal., 2001)。較厚的次大陸巖石圈地幔(SCLM)會(huì)隔絕軟流圈熱物質(zhì)上涌從而阻礙大規(guī)模流體釋放形成大型造山型金礦(Bierleinetal., 2006)。本文提供了另外一個(gè)可能的解釋，即由于大洋的俯沖和擠壓作用，成熟島弧區(qū)的巖石圈地幔會(huì)發(fā)生加厚; 在加厚的巖石圈地幔中有利于儲(chǔ)存富集地幔產(chǎn)生的巖漿而發(fā)生再次富集(Chinetal., 2014); 此外，較厚的巖石圈地幔有利于形成超臨界流體(圖19a)，造山帶深部可發(fā)生地幔擾動(dòng)和軟流圈物質(zhì)上涌，由加厚的富集地幔生成的成礦流體在源區(qū)受到的壓力大于流體會(huì)聚區(qū)，成礦流體在加厚巖石圈的壓力下沿巖石圈斷裂上升流向巖石圈厚度薄的部位，從而在巖石圈厚度突變處形成造山型金礦(圖19b)。壓力是確定流體流動(dòng)方向和空間聚集的主要驅(qū)動(dòng)力，對(duì)地幔源區(qū)施加較大的壓力，流體便會(huì)被泵入連接較薄巖石圈的裂隙中。比如，始新世至中新世期間，雅魯藏布江縫合帶北側(cè)拉薩地塊地殼經(jīng)地殼增長和復(fù)式褶皺作用增厚，而南側(cè)喜馬拉雅造山帶地殼厚度基本不變(Wangetal., 2014a)，造山型金礦多產(chǎn)于雅魯藏布江縫合帶南側(cè)(圖2b); 在哀牢山構(gòu)造帶，礦床位于巖石圈厚度較薄的次級(jí)變質(zhì)帶。

流體通道連接著成礦流體的源區(qū)和會(huì)聚區(qū)。根據(jù)地質(zhì)和地球物理剖面，可以清晰地圈定喜馬拉雅造山帶和拉薩地塊的導(dǎo)礦通道系統(tǒng)(圖20a, b)。在中-下地殼層次，兩個(gè)板塊之前的接觸界面是主要的導(dǎo)礦通道; 中地殼層次，雅魯藏布江縫合帶北部岡底斯巖基和南部的復(fù)式褶皺系統(tǒng)顯示有很強(qiáng)的不連續(xù)性，是良好的導(dǎo)礦通道; 在上地殼層次，蛇綠巖縫合帶充當(dāng)流體的隔水層，流體在蛇綠巖縫合帶下方遷移，進(jìn)而輸運(yùn)到緊閉褶皺系中，因?yàn)榫o閉褶皺中更易發(fā)生高角度斷裂; 在伸展體系中，流體則運(yùn)移進(jìn)入地殼淺部穹窿邊界就位。

圖19 俯沖區(qū)板片及礦物P-T圖解和造山型金礦成礦流體地幔成因模式(a)俯沖板片及礦物P-T圖解(據(jù)Dixon et al., 2017修改)，展示不同性質(zhì)俯沖板片溫度和壓力變化情況，亞臨界區(qū)(俯沖深度<120km)含水沉積物脫水和熔融形成亞臨界流體和島弧型巖漿，超臨界區(qū)(深度>120km)以碳酸鹽脫水和熔融形成超臨界流體和富集地幔端元物質(zhì); (b)造山型金礦流體運(yùn)移模式圖，交代巖石圈地幔底部形成的超臨界流體沿板片邊界向淺部運(yùn)移，過程中可能有由俯沖板片釋放并與巖石圈反應(yīng)后形成的流體加入，最終在地殼淺部形成造山型金礦Fig.19 P-T diagram of subduction slab and minerals in subduction zoom and schematic model for the mantle derivation of orogenic gold fluid(a) P-T diagram showing a plausible range of divers subduction slab and minerals P-T paths (modified after Dixon et al., 2017), water-dominated dehydration and melting processes generate the sources of arc magmas in subcritical zoom (depth <120km), while carbonate-dominated melting processes generate the sources for enriched mantle end-members in supercritical zoom (depth >120km); (b) schematic illustrations of ore-forming fluid migration process of orogenic gold deposits. Supercritical fluids generated in the base of metasomatized lithosphere mantle migrate upward along the boundary between different slabs, meanwhile the fluid formed after the release of subducted slab and the reaction with the lithosphere mantle may be added, eventually forming the orogenic gold deposit in the shallow level of the crust

在哀牢山地區(qū)，哀牢山剪切帶的左旋運(yùn)動(dòng)和北西向的剪切帶和斷裂控制著金礦的位置和流體的運(yùn)移。區(qū)域尺度上，金平地塊位于哀牢山剪切帶張扭轉(zhuǎn)換處，此處哀牢山剪切帶的走向更偏北西。長安金礦中，以左旋走滑為特征的北東傾的長安斷裂控制了背斜一翼的豆莢狀礦體。在蛇綠巖帶，區(qū)域尺度上，一系列的造山型金礦位于次級(jí)剪切帶上，和哀牢山剪切帶走向一致，礦體多狹窄; 礦床尺度上，最大的鎮(zhèn)沅和金廠礦床位于次級(jí)剪切帶交匯處，斷裂密度大并且地殼滲透性高。在剪切系統(tǒng)中，沿北西向哀牢山剪切帶運(yùn)移的深部流體被封閉在滲透率差的巖石中，通過剪切帶下滲透性好的變質(zhì)沉積巖中運(yùn)移到上地殼。成礦流體延哀牢山斷裂運(yùn)移到緊閉褶皺中的斷裂彎曲處，與不同種類的巖石反應(yīng)，在1～3km地殼深度處形成多種礦化類型的淺成浸染狀金礦(Wangetal., 2019)。

7 成因模式和找礦潛力

7.1 成礦構(gòu)造動(dòng)力學(xué)

青藏高原新生代大陸碰撞帶具有三個(gè)主要演化階段。

(1)約45～40Ma之前，多種類型的巖漿活動(dòng)表明新特提斯洋板塊發(fā)生俯沖和斷裂導(dǎo)致巖石圈縮短(圖21a, b)。此次構(gòu)造事件導(dǎo)致哀牢山剪切帶經(jīng)歷了高溫變質(zhì)作用。深部地幔擾動(dòng)導(dǎo)致含金成礦流體向淺表運(yùn)移，沿著雅魯藏布江縫合帶形成了一系列的造山型金礦，新元古代大陸島弧基底之上的哀牢山金平地體則形成了大坪金礦床(圖21a)。早-中新世至中-中新世期間，喜馬拉雅帶北部海拔快速升高(Dingetal., 2017)，深俯沖的部分印度板片通過向南仰沖疊置重返地殼淺部(Gaoetal., 2016)，在雅魯藏布江縫合帶西部表現(xiàn)為北傾的雅魯藏布江蛇綠巖彎曲為南傾，隨著大陸碰撞持續(xù)進(jìn)行，南傾的雅魯藏布江蛇綠巖被褶皺并剝露地表形成Yungbwa蛇綠巖(Guoetal., 2018)。馬攸木礦床位于雅魯藏布江蛇綠巖帶和Yungbwa蛇綠巖之間，代表其為蛇綠巖帶褶皺之前形成。

(2)隨著印度巖石圈持續(xù)縮進(jìn)，青藏高原東緣斜向大陸碰撞帶中的塊體被擠壓變形，沿著哀牢山剪切帶發(fā)生大規(guī)模位移，塊體走向由NW向轉(zhuǎn)變?yōu)镹NW向(圖21c)。剪切作用后，金平地體從華南地塊西北端剪切到西南端，移動(dòng)距離約500～700km，在古特提斯縫合帶和金平地體中形成了系列造山型金礦床(圖21d)。造山金成礦與淡色花崗巖侵位和哀牢山地區(qū)地殼剝蝕同期發(fā)生，表明在此時(shí)期地殼地溫梯度有所升高，這種現(xiàn)象通常與地幔擾動(dòng)有關(guān)。此階段地幔擾動(dòng)可能源于塊體旋轉(zhuǎn)后發(fā)生的應(yīng)力松弛。

(3)與喜馬拉雅金礦帶造山型金礦同期(圖21e)，南拉薩地塊東部與埃達(dá)克質(zhì)花崗巖有關(guān)的斑巖Au-Cu礦床和地殼穹窿中的淡色花崗巖(圖4a)均形成于印度大陸巖石圈板片回撤背景，暗示這一期的造山型金礦化可能與印度大陸回撤造成的地幔擾動(dòng)有關(guān)(圖21f)。

7.2 成因模式

根據(jù)青藏高原造山型金礦時(shí)空分布、構(gòu)造背景和物質(zhì)來源的分析，對(duì)造山型金礦成因有重要指示意義?？梢試L試總結(jié)一下由此獲得的造山型金礦成因的新認(rèn)識(shí)：(1)成礦物質(zhì)可以起源于早期大洋俯沖的富集地幔，不一定是同期俯沖造成的地殼變質(zhì)流體或者俯沖大洋板塊或者沉積物的脫水，隨后的大陸俯沖也可能進(jìn)一步改造富集巖石圈地幔; (2)大陸碰撞階段形成的的緊密褶皺系成為造山型金礦賦存的重要構(gòu)造單元，早期構(gòu)造活動(dòng)為后期流體輸運(yùn)就位提供了構(gòu)造格架; 成礦期的構(gòu)造事件主要是形成或者再活化溝通深-淺部的構(gòu)造通道，其疊加于早期的構(gòu)造格架之上; (3)喜馬拉雅帶和哀牢山帶金礦成均發(fā)生于板塊會(huì)聚速率驟降的時(shí)期(圖5)。大洋或者大陸板塊的回撤或斷離等構(gòu)造突變事件，改變巖石圈熱結(jié)構(gòu)和應(yīng)力狀態(tài)，淺部地殼從壓性向壓剪構(gòu)造乃至張性構(gòu)造轉(zhuǎn)換，流體從加厚巖石圈的富集地幔釋放，匯聚于較薄巖石圈的斷裂密集部位或者不同構(gòu)造單元分界。

7.3 找礦潛力

我們從古、新特提斯構(gòu)造域造山型金礦成礦空間分布對(duì)比的角度對(duì)區(qū)域成礦潛力做了簡單評(píng)估。古特提斯的造山型金礦主要分布在秦祁昆造山帶、揚(yáng)子西緣穹隆帶以及華南板內(nèi)右江盆地等三個(gè)區(qū)域(圖22a)，形成時(shí)代主要是三疊紀(jì)至侏羅紀(jì)早期，形成于大洋板塊回撤、斷離以及碰撞后的伸展環(huán)境，其礦床類型以深成和中成為主，有少量淺成礦床。而相對(duì)于古特提斯的造山型金礦，新特提斯閉合后的碰撞造山環(huán)境造山型金礦分布在早期和同期的板塊縫合帶以及大陸碰撞造山帶(喜馬拉雅造山帶); 古、新特提斯構(gòu)造域造山型金礦具有較大的相似性，比如板塊縫合帶是重要成礦環(huán)境，碰撞后的穹隆環(huán)境發(fā)育了重要的造山型金礦帶。兩者對(duì)比對(duì)新特提斯的找礦提供了重要啟示，而對(duì)于俯沖帶弧后地區(qū)(拉薩地塊)也是造山型金礦產(chǎn)出的重要部位，現(xiàn)在發(fā)現(xiàn)造山型金礦較少，是之后造山型金礦勘探的重要地區(qū); 從成礦類型看，碰撞造山帶主要發(fā)育中成和淺成金礦 (圖22b)， 深成造山型金礦的缺失代表區(qū)域剝蝕程度較淺，深部仍有較大的找礦潛力。

圖22 特提斯域造山型金礦分布圖(a，據(jù)Deng and Wang, 2016修改)、特提斯域造山型金礦地殼連續(xù)成礦模型(b，據(jù)Groves, 1993; Groves et al., 1998修改)Fig.22 Spatial distribution (a, after Deng and Wang, 2016) and crustal continue model (b, modified after Groves, 1993; Groves et al., 1998) of Tethyan orogenic gold deposit

8 結(jié)論

(1)青藏高原大陸碰撞造山環(huán)境形成了雅魯藏布江縫合帶擠壓環(huán)境金礦帶、哀牢山造山帶剪切環(huán)境金礦帶和喜馬拉雅造山帶伸展環(huán)境金礦帶三條主要礦帶。這三條金礦帶中礦床地質(zhì)和成礦流體特征顯示，金礦化存在由中成石英脈型到中-淺成浸染型、淺成細(xì)脈-浸染型的系列演化。

(2)造山型金礦受巖石圈構(gòu)造事件控制，多與板塊會(huì)聚速率驟降同步，主體與大洋或大陸板塊的回撤或斷離等突變事件引發(fā)地幔擾動(dòng)有關(guān)。金礦化一般發(fā)生在青藏高原地殼厚度增長的前緣，處于較厚的巖石圈地幔鄰側(cè)巖石圈厚度減薄的環(huán)境中。區(qū)域上，金礦床受主干斷裂和緊閉褶皺系控制，高密度斷裂帶以及穹窿邊緣控制著淺部礦體就位。

(3)雖然受到成礦時(shí)的水巖反應(yīng)等過程的影響，不同構(gòu)造區(qū)帶和圍巖類型的礦床S、O同位素具有類似的特征，He-Ar同位素則顯示金礦化具有明顯的幔源特征，礦石硫化物具有和巖漿熱液有關(guān)礦床完全不一樣的PGE特征。區(qū)域構(gòu)造成礦背景和礦床地化性質(zhì)顯示金礦的物質(zhì)來源可能主體為富集地?；蛘叽笱蟾_沉積物。

致謝感謝侯增謙院士和David Groves院士對(duì)本文的指導(dǎo)以及二位審稿人對(duì)本文提出的寶貴修改意見。