458 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) palaeoplacergolddepositsformedduringtheperiodfrom23to5ma,andthemodernredclay type(includingeluvium type)gold

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1 /2008/024(03) ActaPetrologicaSinica 岩石学报 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 1,2 薛传东 2 侯增谦 1 刘星 2 杨志明 1 刘勇强 1 郝百武 XUEChuanDong 1,2,HOUZengQian 2,LIUXing 1,YANGZhiMing 2,LIUYongQiang 1 andhaobaiwu 1. 昆明理工大学地球科学系, 昆明 中国地质科学院地质研究所, 北京 DepartmentofEarthSciences,KunmingUniversityofScienceandTechnology,Kunming650093,Yunnan,China 2.InstituteofGeology,ChineseAcademyofGeologicalScience,Beijing100037,China 收稿, 改回. XueCD,HouZQ,LiuX,YangZM,LiuYQ andhaobw.2008.petrogenesisandmetalogenesisofthebeiyagold polymetalicore district, northwestern Yunnan province, China: Responsesto the Indo Asian colisionalproceses. ActaPetrologicaSinica,24(3): Abstract Beiyagold polymetalicoredistrictfoundinnortheasternyunnanprovinceinthelastfewyears,locatedinthemiddle southernsectionoftheeasternxizang JinshaRiver AilaoMountainalkali richporphyrymetalogeneticbelt,isoneofthetypical gold polymetalicmetalogenesissystemrelatedtoalkali richintrusionduringthehimalayanepoch.basedonthepreviousresearches andtheextensivefield investigationsfrom therecentscientificprograms, thisarticlesystematicalystudiesthepetrogenesis, metalogenesisevolvingsequenceintheoredistrictandtheirresponsestotheindo Asiancolisionalproceses.Themainintrusionrock typesincludingquartz albiteporphyry,quartz K feldsparporphyryandbiotite K feldsparporphyrywithadakiticmagmaafinity,which intrudedduringtheperiodof65to59ma,36to32ma,26to24maand3.8to3.6marespectively.themagmasofore bearing alkali richporphyrieswerederivedfrommixedmeltingofthecrust mantletransitionallayerineasternmarginsofthetibetplateau,and geneticalyrelatedtotheasthemosphereeastern extrudingandthelarge scalestrike slipfaultingduetothehimalayanianindo Asian colisionalsystems.thedurationofthefirstepisodeandthesecondepisodeareconsistedwiththetwoconcentrativepetrogenesis episodesapproximately.withintheoredistrict,threetypesandsevensubclasesofgold polymetalicdepositshavebeenrecognized, thereare(i)porphyrycopper gold polymetalicdepositsrelatedtothefirstandsecondstageofalkali richporphyryintrusion,including skarn typegold polymetalicdeposits(includingmagma type), porphyry typecopper gold depositsand hydrothermal typegold polymetalicdeposits,(i)porphyry relatedhydrothermal typegold polymetalicdepositsduetothethirdstageofalkali richporphyry intrusion,includingcryptoexplosivebreccia typegold ferous lead zinc polymetalicdepositsandhydrothermalsuperimposed type gold polymetalicdeposits,and( I)weathered sedimentary typedepositsasociatedwiththefluvialandlacustrinesedimentaryrocks formedbythesurfaceweatheringandthelaterization,includingredclay typegolddepositsandpalaeoplacer typegolddeposits.the I and I typedepositswerecontroleddirectlybythealkali richporphyryintrusionandne NNE trendingstrike slipfaulting,and occurintheporphyryintrusions,thecryptoexplosivebrecciapipes,theporphyrycontactsandtheporphyryoutsidecontactsofthe fracturedzoneandtheintensivejointzonewithinmiddletriasiclimestoneofbeiyaformation.theearlierdepositsusualywere overprintedbythelaterepithermalmineralizationsystem asociatedwithlatemagmatism,whichformedeitherisolated,butspatialy coexistedahigh gradegiantdeposit,andalprovidedthematerialsourcesforthepalaeoplacer typedeposits.corespondingly,ore formingmineralizationalsochangedfrom Cu Au (Mo)asociations,Fe Cu Au Pb ZnasociationstoAu Pb Zn Agasociations,the mineralizationresourcesandfluidresourcesboth comefrom thealkali rich porphyriesmagmatism,and constructaporphyry hydrothermalmetalogenicsystem,thewalrocksonlyprovideaspaceforthemetaldeposition.thesecondaryenrichmentand supergeneticmineralizationbeganatthetimeoftheprimarygolddepositsoccurence,andbroughtupvariousweathered sedimentary typedeposits.amongthem,thepalaeoredclay typegolddepositsformedduringtheperiodfrom EocenetoOligocene,the 云南省自然科学基金项目 ( 编号 :2006D020M) 国家基础研究计划 印度 亚洲大陆主碰撞带成矿作用 973 项目综合课题 ( 编号 : 2002CB4126) 国家自然科学基金项目 ( 编号 : ) 和云南省省院省校科技合作项目 ( 编号 :YK ) 资助 第一作者简介 : 薛传东, 男,1971 年生, 博士, 副教授, 从事矿床地质及渗流动力学的教学与研究,E mail:cdxue001@yahoo.com.cn

2 458 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) palaeoplacergolddepositsformedduringtheperiodfrom23to5ma,andthemodernredclay type(includingeluvium type)gold depositscontinuedalalong.comparingtotheregionalevolutionsequences,itisexplainedthatthebeiyagold polymetalicdepositsbe controledbytheevolutionoftheindo Asiancolisionalorogenandtectonomagmatismunderthecolisionbelt,whichimpliesthesame dynamicsetingofparoxysmalmineralizationofporphyry typedepositstotheeasternxizang JinshaRiver AilaoMountainporphyry metalogeneticbelt,displayedthelong distanceefectsinthestructuraltransformzoneofthemaincolisionalorogenicsetingsincethe Palaeocene.Episodicalystresrelaxationduringtectonicalytransformingfromtranspresional(55~40Ma)totranstensional(24~17 Ma)regimesprobablycausedmultiplemagmaticintrusions,whichmostlikelyresultintheprotractionofthehydrothermalsystemand superimprosedmineralizationintheeasternindo Asiancontinentalcolisionzone,andthedurationfrom 36to32Maisthemain mineralizationperiodoftheporphyry hydrothermalmetalogenicsystem.therearegreatgold polymetalicprospectivereserveswithin thedeepareasoforedistrictandsuroundingregions.itisposiblethattheyanyuan Lijiangfaultcontrolacomparativelyindependent porphyrymetalogeneticbeltwithcloserelationshiptothexizang JinshaRiver AilaoMountainporphyrymetalogeneticbelt. Keywords Petrogenesisandmetalogenesis,Alkali richporphyry,indo Asiancolisionalproceses,Himalayanepoch,theBeiya gold polymetalicoredistrict,northwesternyunnanprovince 摘要北衙金多金属矿田是藏东 金沙江 哀牢山新生代富碱斑岩成矿带中南段的代表性矿床之一, 发育一个与富碱斑岩密切相关的金多金属成矿系统 本文较为系统地分析了矿田内的成岩成矿作用特征及其演化过程, 并探讨其与印 亚碰撞造山过程的响应关系 富碱斑岩具有埃达克岩的地球化学亲合性, 其源区是喜马拉雅期印 亚碰撞造山造成的软流圈向东挤出汇聚使大规模走滑断裂活化, 诱发玄武质下地壳部分熔融的壳幔过渡层, 成岩年龄可分为第一期 (65~59Ma) 第二期 (36~ 32Ma) 第三期 (26~24Ma) 和最晚期 (3.8~3.6Ma) 等 4 期, 其中第二 三期与富碱岩带北段的两期岩浆集中活动时期基本吻合, 形成的斑岩对金多金属成矿较为有利 区内金多金属矿床可划分为三个矿床类型和七个矿床亚类, 即与喜马拉雅早 中期斑岩有关的金多金属矿床 (Ⅰ), 包括接触带夕卡岩型 斑岩型和热液充填型 ( 及熔浆型 ) 金多金属矿床 ; 与喜马拉雅第三期斑岩有关的金多金属矿床 (Ⅱ), 包括爆破角砾岩型和叠加热液改造型金多金属矿床 ; 以及与喜马拉雅期表生作用有关的风化堆积型金矿床 (Ⅲ), 包括古砂矿型和红色粘土型金矿床 Ⅰ Ⅱ 类型矿床受富碱斑岩及伴生的 NE 到 NNE 向断裂控制, 赋存于富碱斑岩体内 内外接触带及其附近围岩的层间破碎带或构造裂隙带中, 在成因和空间上与斑岩及隐爆角砾岩等密切有关 成矿物质和成矿流体主要来源于地幔, 围岩地层只是提供了成矿的空间, 不同类型的矿体之间呈 贯通式 的时间和空间关系, 构成了一个统一的喜马拉雅期富碱斑岩 热液型金多金属成矿系统 先期形成矿床明显受后期岩浆热液的叠加改造, 但矿化分布和成矿元素组合仍表现为以斑岩为中心, 存在 CuAu(Mo) 多金属 FeCuAuPbZn 多金属 AuPbZnAg 多金属的分带特征 从最早期含金铁矿床形成之后, 原生金矿的次生富集和表生成矿作用就已开始, 并形成不同成因类型的风化 堆积型金矿床 其中, 古红色粘土型金矿床的成矿主要发生在始新世到渐新世, 河 湖相古砂金矿床形成于 23~5Ma 期间, 红色粘土型 ( 残坡积型 ) 金矿床可从始新世一直延续至今 通过与区域斑岩成岩成矿演化时序的对比, 提出与藏东 金沙江 哀牢山斑岩成矿带上的众多矿床一样, 北衙矿田内的成岩成矿作也是喜马拉雅期印 亚陆陆碰撞造山带成岩成矿作用在东南缘构造转换带的远程效应, 记录了印 亚大陆碰撞造山的详细过程 因而, 该矿田深部及外围地区, 仍存在巨大的找矿潜力 盐源 丽江断裂带可能也是一条与藏东 金沙江 哀牢山斑岩成矿带联系密切而又相对独立的富碱斑岩成矿带 关键词 中图法分类号 成岩成矿作用 ; 富碱斑岩 ; 印 亚陆陆碰撞造山过程 ; 喜马拉雅期 ; 北衙金多金属矿田 ; 滇西北 P611;P612;P 西南 三江 地区沿藏东 金沙江 哀牢山产出的宽 20~ 80km 长 3700km 以上的新生代富碱高钾岩浆岩带, 向北延入青海纳日贡玛 沱沱河一带, 并继续向西延伸, 向南经西藏江达 四川巴塘及云南丽江 下关过金平后, 与越南黄连山相连, 构成一条散布在青藏高原东南侧的巨型构造 岩浆 成矿带, 发育众多的铜金多金属矿床 ( 点 ) 北衙金多金属矿田 ( 以下简称 北衙矿田 ) 处在该带的中南段, 是一个与喜马拉雅期富碱斑岩活动有关的以金为主的中 低温热液复合式多金属成矿区 ( 蔡新平等,1991), 矿化类型复杂多样 自 1977 年原昆明工学院地质系实习队在矿区铅矿石中首次发现明金以来, 近年来金矿找矿不断取得重大突破, 先后揭露多个与富碱斑岩密切伴生的斑岩 热液型金多金属成矿系统和表生金矿床, 目前已累计探明金金属量 69.11t, 平均品位 4.66g/t, 银金属量 t, 平均品位 50.94g/t, 金远景资源 量超过 100t, 仍显示出良好的找矿前景 ( 郭远生等,2005) 为何在北衙地区有如此多的金属量的聚集 成矿, 已成为众多研究者最为关注的焦点 大陆成矿作用是当代区域成矿学的重大研究前沿, 侯增谦等 (2003,2004,2006b,c,d) 和 Houetal.(2007b) 已初步建立了基于青藏高原的隆升时序图谱 (WangJHetal.,2001; 莫宣学等,2003; 王成善等,2003; 侯增谦,2004;Houetal., 2003a; 芮宗瑶等,2006) 的印 亚大陆碰撞造山成矿理论框架 作为藏东 金沙江 哀牢山新生代富碱斑岩成矿带 ( 以下简称 藏东 滇西斑岩带 ) 中南段的代表性成矿系统之一, 查明北衙矿田成岩成矿作用特征及形成机制, 精确厘定其演化序列, 不仅可以丰富印 亚碰撞造山带成矿作用理论, 也是指导区域矿产资源评价和地质找矿的关键 多年来, 众多学者已从不同角度对揭露的富碱斑岩和金多金属矿床做了大量

3 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 459 细致的的岩石学 ( 张玉泉等,1987,1997,2000; 甫为民等, 1994; 胡祥昭和黄震,1997; 赖健清等,1997;Dengetal., 1998; 邓万明等,1998; 吕伯西等,1993; 吕伯西和钱祥贵, 1999; 曾普胜等,2002; 王建等,2003; 刘显凡等,2004,2006; 徐兴旺等,2006; 徐受民等,2006;Xuetal.,2007a,b,c) 及矿床学 ( 赵晓鸥,1989; 蔡新平,1991; 梁永宁,1993; 宋焕斌和何明勤,1994; 张学书,1998; 李元等,1999; 任治机等,2001; 葛良胜等,2002; 晏建国等,2002; 徐兴旺等,2007; 肖骑彬等,2003; 郭远生等,2005; 吴开兴等,2005) 等研究工作, 积累了一定数量的资料, 为深入研究工作的开展奠定了基础 最近, 刘红英等 (2003) 应汉龙和蔡新平(2004) 徐兴旺等 (2006) 和 Xuet al.(2007a,b,c) 等在矿田内获得了一批高精度的不同含矿斑岩体的 40 Ar~ 39 Ar 法和 SHRIMPU Pb 法测年数据, 为准确评判本区成岩成矿作用过程的时序细节提供了有力支撑 尽管如此, 仍存在很多问题需要深入的剖析, 诸如主要成岩成矿事件的发育特征及时空变化 与印 亚碰撞造山作用过程的响应关系及深层次驱动机制等 这些问题的解决, 在很大程度上可通过对区内新生代成岩成矿作用相互关系及其时空结构的精细研究予以约束 本文依据前人的大量研究成果, 结合笔者对区内地质调查和典型矿床综合研究的基础上, 总结北衙矿田成岩成矿作用的时空分布特征, 阐述其与印 亚碰撞造山过程的响应关系与机制 1 矿田地质概况 矿田位于扬子地台西缘与 三江 褶皱带弧形接合部位的东侧, 处在 NW 向的藏东 滇西斑岩带和 NE 向的盐源 丽江富碱斑岩成矿带交汇部位的松桂 北衙富碱斑岩群 ( 片 ) 区内,NW 向金沙江 红河断裂 NE 向盐源 丽江断裂和近 NS 向的永胜 程海断裂分别在靠近矿田的南西 北西和东侧通过, 行政区划上隶属大理州鹤庆县西邑镇 ( 图 1 A) 矿田南北长逾 15km, 东西宽约 10km, 地形上为一小型的 NS 向山间盆地 已知金多金属矿体分布在盆地东西侧山坡和中北部盆区内, 可分东 中 西三个近 NS 向的矿带, 包括东矿带的桅杆坡 笔架山和锅盖山矿段, 西矿带的万硐山 红泥塘和金沟坝矿段及盆区内锅厂河 五里盘和大沙地 铅厂矿段 ( 图 1 B) 在矿田西部的南大坪 马头湾 焦石硐, 东部的团树村 姜营, 北部的芹菜场 水井 炭窑和南部的老马涧一带, 也先后发现具有工业价值的金矿体 出露地层主要有下三叠统腊美组 (T 1 l) 碎屑岩 中三叠统北衙组 (T 2 b) 碳酸盐岩和第三系及第四系松散堆积层, 外围地区还分布有上二叠统峨眉山组 (P 2 β) 玄武岩 上三叠统中窝组 (T 3 z) 及松桂组 (T 3 s) 碎屑岩 ( 表 1, 图 1 B) 表 1 北衙金多金属矿田地层及其赋矿性简表 Table1 ThestratigraphycharacteristicsoftheBeiyagold-polymetalicoredistrict 注 : 实线为整合接触关系 ; 波浪线为不整合接触关系

4 ４６０ Ａｃ ｔ ａｐｅ ｔ ｒ ｏ ｌ ｏ ｇ ｉ ｃ ａｓ ｉ ｎ ｉ ｃ ａ 岩石学报 ２ ０ ０ ８ ２ ４ ３ 图 １ 滇西北北衙金多金属矿田地质简图 Ｆｉ ｇ １ Ｇｅ ｏ ｌ ｏ ｇ ｉ ｃ ａ ｌｓ ｋｅ ｔ ｃ ｈｍａ ｐｏ ｆｔ ｈｅｂｅ ｉ ｙ ａｇ ｏ ｌ ｄ ｐｏ ｌ ｙ ｍｅ ｔ ａ ｌ ｌ ｉ ｃｏ ｒ ｅｄｉ ｓ ｔ ｒ ｉ ｃ ｔｉ ｎｎｏ ｒ ｔ ｈｗｅ ｓ ｔ ｅ ｒ ｎｙｕｎｎａ ｎｐｒ ｏ ｖ ｉ ｎｃ ｅ 其中 北衙组是原生金矿体 的 主 要 赋 矿 层 位 第 三 系 及 第 灰质角砾岩 前 人 认 为 均 是 古 近 系 始 新 统 丽 江 组 Ｅ２ｌ 近代红色粘土 四系松散堆积层则赋存较多的古砂金和古 对 比 区 域 上 邻 近 的 ７个 新 生 代 盆 地 的 新 生 界 后 该 套 岩 型金矿体 北 部 出 露 的 一 套 杂 色 紫 红 色 含 褐 铁 矿 复 成 系上部灰质角 砾 岩 属 构 造 推 滑 体 是 在 区 域 构 造 应 力 作 分砾石 粘土互层弱固结堆 积 体 上 部 为 厚 薄 不 一 的 灰 色 用下 北衙组浅 表 部 岩 层 发 生 推 覆 褶 曲 后 破 碎 塌 落 或

5 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 461 在重力作用下沿斜坡滑移堆积而成的, 而其下部的杂色复成分含金褐铁矿砾粘土主要为冲洪积及湖相沉积的新近系 ( 中新统 )1 根据其被同位素年龄为 3.8~3.6Ma 的黑云母正长斑岩 (Xuetal.,2007b) 侵位截切的事实判断, 构造推覆活动至少发生在 3.8Ma 前 矿田总体为 NNE 向的鹤庆 松桂宽缓复式向斜东翼之次一级的不对称向斜, 发育 NNE NW 及 EW 向断裂, 近 NS 向的马鞍山断裂通过本区西部 区内已发现 15 个浅成富碱斑岩体, 除红泥塘岩体出露面积较大 ( 约 0.22 km 2 ) 外, 其余均较小 (0.01~0.1km 2 ), 在红泥塘 万硐山和笔架山矿段, 尚发育爆破角砾岩筒及 7 条煌斑岩脉 ( 图 1 B) 已知原生 Au(Cu Fe Pb Zn Ag Mo) 多金属矿体均产在斑岩体内 接触带及其附近围岩的层间破碎带或构造裂隙带中, 在成因和空间上与斑岩及隐爆角砾岩密切有关 脉穿切石英正长斑岩体及灰质角砾岩构造推滑体, 接触带有厚 1~2m 的含金褐铁矿透镜体 煌斑岩呈深灰色至灰绿色, 斑晶主要为辉石 角闪石 斜长石, 基质由斜长石 辉石 角闪石及黑云母组成, 具碳酸盐化 在富碱斑岩中, 钾长石斑晶的 ΔZ=0.32~0.56,Sm =0.23~0.52,Al/Si 有序度较低, 属高正长石 低透长石 斜长石斑晶主要为更长石,An=20~40, 有序度介于 30 ~70, 为过渡型 黑云母含量较少, 多呈斑晶存在, 属富镁的 3T 型金云母 角闪石含量一般低于黑云母, 仅在部分岩体中较高, 为钙 角闪石, 并以浅闪石为主, 次为浅闪角闪石和少量亚铁浅闪角闪石, 在成因图解中位于中酸性偏碱性岩区一侧 辉石 (Ca 辉石 ) 主为透辉石和极少量钙铁辉石, 在成因图解中多位于正常碱性岩区, 均反映为深源岩浆成因及寄主岩石碱质含量高等特点 ( 张玉泉等,1997,2000) 2 富碱斑岩特征 2.1 岩石学特征及其时代学富碱斑岩体呈岩株 岩墙或岩脉沿北衙向斜两翼及层间滑脱断裂带产出, 含矿斑岩体多为复式岩体 岩石类型以正长斑岩 石英正长斑岩为主, 次为黑云正长斑岩 石英钠长斑岩 石英花岗斑岩及辉石云煌岩等, 一般为斑状 似斑状结构, 块状及角砾状构造 斑晶主要为正长石 斜长石 石英及少量角闪石 黑云母和辉石等, 副矿物主要是磷灰石 榍石和磁铁矿, 次有金红石 锆石 钛铁矿 锐钛矿 石榴子石和电气石等, 部分矿化岩体含较高的褐帘石 绿帘石 黄铁矿 辉铜矿 方铅矿 辉钼矿和白钨矿等 ; 基质与斑晶成分相似, 具微 细粒结构 正长斑岩呈灰红色, 斑晶为正长石 (30% ~40%) 斜长石 (15% ~ 20%) 和褐铁矿 (10% ~15%), 基质占 30% ~40%; 常呈 NNW 向展布的岩墙产出, 主要分布于桅杆坡 笔架山一带, 蚀变微弱, 仅见绢云母化 石英正长斑岩为灰色, 正长石斑晶含量为 40% ~50%, 石英斑晶含量为 10% ~ 20%, 偶见斜长石斑晶 ; 正长石斑晶具多世代, 呈自形 半自形柱状, 粒度一般 1~5mm, 可见结晶环带, 多已蚀变 ; 石英斑晶表面干净, 粒度在 1~3mm, 因熔蚀多呈似圆形 港湾状, 表面有少量裂纹 ; 呈岩墙状出露于红泥塘 万硐山等地, 可见硅化 黄铁矿和黄铜矿化 石英钠长斑岩为灰色, 斑晶含量 30% ~50%, 主要由钠长石 钾长石和石英组成, 多已叠加后期热液蚀变, 发生钾长石化 绢云母化及硅化 ; 钠长石斑晶具多世代, 粒度一般在 100~ 200μm, 大者可达 1mm 以上, 常被由黄铁矿多金属硫化物充填的细脉所穿切, 该细脉又被交代成因钾长石叠加 ; 交代成因钾长石斑晶粒度一般 1mm, 具结晶环带, 见较多残余钠长石 黑云正长斑岩呈灰白色, 成分为正长石 (40%) 斜长石 (40%) 和黑云母 (15%), 万硐山 7 号岩 图 2 青藏高原碰撞造山带东缘和北衙金矿田区构造 岩浆 成矿事件的年代格架 ( 底图据侯增谦等,2003; 莫宣学等,2006;Houetal.,2007) Fig.2 Geochronologicalframeworkofmajortectono magmatic metalogeniceventsintheeasternmarginoftheqinghai Tibet plateaucolisionorogenicbeltandthebeiyagoldoredistrict ((afterhouetal.,2003,2007;moetal.,2006) 将系统收集的本区富碱岩浆岩同位素测年数据列于表 2 从表中可见, 年龄集中在 65~48Ma 39~32Ma 28~ 24Ma 和 3.8~3.6Ma 四个时段, 均为喜马拉雅早 中期, 基本可以与印 亚碰撞造山的活动高峰期相对应 ( 图 2) 但较多的数据是采用单矿物甚至全岩 K Ar 法获得的, 受方法本身缺陷和精度的限制, 年代跨度较大, 不利于精确地排列出岩浆活动事件序列和正确认识其阶段性变化 而一般说来, 小斑岩体的形成时间很短, 一般不会超过数月至数百年 (Turner 1 薛传东, 秦德先, 刘星等 北衙金矿及外围找矿远景评价和验证设计. 云南省省院省校科技合作项目科研报告,18-20

6 462 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) 表 2 北衙金多金属矿田喜马拉雅期富碱侵入岩年代学 Table2 ThechronologicaldatafortheHimalayanalkali richintrusiverocksinthebeiyagold polymetalicoredistrict 注 :Ab 钠长石 ;Bi 黑云母 ;Kf 钾长石 ;Mo 辉钼矿 ;Mus 白云母 ;Ph 金云母 ;Pl 斜长石 ;Ser 绢云母 ;WR 全岩 ;Zr 锆石 etal.,2007;petfordandgaklagher,2000) 斑岩型矿床属岩浆期后热液成矿, 成矿时代多数情况下晚于侵位成岩时代, 时差不超过 0.5~3Ma( 候增谦等,2003; 王登红等,2004; 曾普胜等,2006), 甚至成矿作用需要更快的过程 ( 罗照华等, 2007a), 是岩石圈灾变过程的产物 ( 邓晋福等,1999), 并且来自岩浆的成矿流体实际上主要是来自深部的流体系统, 而不是岩浆本身, 岩浆只是含矿流体上升的通道 ( 罗照华等, 2007a) 刘显凡等(2006) 对金沙江 哀牢山断裂以东富碱斑 岩中包体岩石和寄主富碱斑岩及其成矿石英脉的 ESR 法年代学研究显示, 深源岩石包体的成岩年龄大于寄主富碱斑岩, 而富碱斑岩的成岩与成矿是基本同时的 王登红等 (2004) 也认为, 金沙江 红河成矿带中近于等间距排列的玉龙 马厂箐 铜厂等三个斑岩型矿床基本是同期形成的, 均属始新世后期同一成矿集中期的产物 为此, 本次以可信度较高的 40 Ar 39 Ar 法和 SHRIMPU Pb 法测年数据为主, 根据其地质产状 交切关系, 对已有测年数据进行相互验证和评价, 最

7 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 463 表 3 北衙金多金属矿田喜马拉雅期富碱斑岩及埃达克岩的岩石地球化学特征 ( 单位主成分 wt%, 微量和稀土元素 10-6 ) Table3 ThegeochemistryoftheHimalayanalkali richintrusiverocksinthebeiyagold polymetalicoredistrict 岩石类型 产出位置 石英钠长斑岩 万硐山 石英正长斑岩 万硐山红泥塘桅杆坡笔架山马头湾铺台山 黑云正长斑岩万硐山锅厂河 斑岩均值 煌斑岩 万硐山红泥塘 俯冲板片熔融埃达克岩 玄武质下地壳熔融埃达克岩 样数 SiO ~72.48 TiO Al 2 O ~19.81 Fe 2 O FeO MgO ~2.50 CaO K 2 O+Na 2 O K 2 O/Na 2 O ~5.57 样数 Rb Sr ~1512 Ba Cr Ni Nb Ta Th U Zr Hf Y ~15.00 Rb/Sr Sr/Y ~617.5 Nb/Ta 样数 ΣREE LREE/HREE Yb ~1.03 δeu 正或弱负异常 0.6 (La/Sm) N (La/Yb) N ~142.9 样数 Nd/ 144 Nd Sr/ 86 Sr Pb/ 204 Pb Pb/ 204 Pb Pb/ 204 Pb 注 : 数据引自张玉泉等 (1987), 吕伯西等 (1993), 甫为民和胡朝平 (1994), 胡祥昭等 (1996),Dengetal.(1998), 邓万明等 (1998), 曾普胜等 (2002), 王建等 (2003), 刘显凡等 (2004), 吴开兴等 (2005), 徐受民等 (2006), 徐兴旺等 (2006),Xuetal.(2007a,c); 板片熔融和玄武质下地壳熔融埃达克岩数据分别引自王强等 (2001) 和 Martin(1999)

8 464 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) 终判定该区斑岩成岩年龄分为四期, 即第一期的石英钠长斑岩和煌斑岩 ( 年龄为 66~59Ma) 第二期的石英正长斑岩和煌斑岩 ( 年龄为 36~32Ma) 第三期的石英正长斑岩 ( 年龄为 26~24Ma) 和最晚的第四期黑云正长斑岩 ( 年龄为 3.8~3.6Ma), 代表区内存在四个独立的岩浆活动事件 在红泥塘 万硐山和笔架山矿段, 肖骑彬等 (2003) 还获得钙质胶结爆破角砾岩碳酸盐胶结物的 ESR 年龄为 22.0~19.9 Ma, 可能是第三期斑岩活动伴生的产物 从煌斑岩同位素年龄 (60.85~59.44Ma 和 33.38Ma) 看, 其侵位至少有两期, 分别与第一期 第二期斑岩活动伴生 2.2 岩石地球化学特征已发表的区内富碱岩浆岩的岩石地球化学测试数据见表 3 从表中可见, 除煌斑岩外, 不同类型斑岩的地球化学特征均较为相近 主要为 :K 2 O+Na 2 O=9.39% ~11.56%, 平均 10.54%,K 2 O 含量明显高于 Na 2 O,K 2 O/Na 2 O 比值为 1.25 ~10.40; 具有较高的 SiO 2 (68.15% ~69.97%) 和 Al 2 O 3 (14.97% ~15.50%), 属碱性 过碱性岩系列 ; 富集 Sr( ~ ); 稀土总量为 ~ , 亏损 HREE(LREE/HREE=6.26~14.61),Yb= ~ 和 Y= ~ , 较高的 (La/Yb) N Sr/Y Nb/Ta 比值,Eu 负异常不明显 (δeu=0.91 ~1.42, 平均 1.11) 等 岩石地球化学总体具有埃达克 ( 质 ) 岩的岩浆亲合性 (DefantandDrummon,1990), 暗示其源区为较深的榴辉岩相玄武质岩石 (Martin,1999; 罗照华等,2005) 与俯冲板片熔融形成的埃达克岩相比, 又以低 MgO Cr 和 Ni, 相对较宽的 ε Nd (t)(-3.0~-6.3) 和较高的 87 Sr/ 86 Sr (0.706~0.709, 峰值 0.706~0.708) 为特征, 也显示与玄武质下地壳熔融埃达克岩或 EMⅠ 型富集地幔接近的地球化学特征 斑岩硫同位素组成 δ 34 S 值为 -2.4 ~+7.4 ( 徐兴旺等,2006), 主要集中在 +1.0 ~+3.0 之间, 与陨石硫组成十分接近 ; 同位素 206 Pb/ 204 Pb=18.228~18.559, 207 Pb/ 204 Pb =15.540~15.598, 208 Pb/ 204 Pb=38.522~38.780,μ 值较低 (9.0~9.3), 大多数投点落在铅同位素构造模式图的地幔与造山带演化线之间, 显示出中 上地壳物质不同程度加入导致的富集地幔源区的岩浆作用特征 ( 赵志丹等,2007) 一般地, 俯冲板片熔体可能只形成埃达克岩中的一小部分, 大部分的埃达克岩是板块玄武质熔体与地幔橄榄岩相互平衡或被交代成因地幔橄榄岩直接熔融的产物 (Castilo,2006) 区内富碱斑岩具有玄武质下地壳熔融埃达克岩的地球化学亲合性的特征, 一方面指示其来源于玄武质下地壳部分熔融的壳幔过渡层, 同时也与斑岩型 CuAu(Mo) 矿床与埃达克岩关系密切的认识 ( 侯增谦等,2006b,c,d) 相吻合 源岩成分多元稀土元素地球化学反演计算和综合分析结果也表明, 滇西富碱斑岩是在强烈挤压之后的构造松弛张裂环境中, 由地幔热流增温引起壳幔混熔形成的岩浆上侵产物 ( 赖健清等, 1997) 结合深部地球物理探测成果( 邓万明等,1998; 钟大赉等,2000), 本区地壳底部与上地幔顶部之间存在厚约 10~ 20km 速度为 7.7~7.8km/s 的波速过渡带, 可以证实壳幔过渡层的存在 这均支持富碱斑岩的源区是玄武质下地壳部分熔融的壳幔过渡层 3 矿床类型及其特征 3.1 矿床类型与地质特征依据矿物组分 矿石结构构造 赋存部位 控矿构造 含矿岩系组合等宏观地质特征的变化, 结合对区域成矿地质条件 成矿时代和成矿作用过程的分析, 将区内金多金属矿床划分为三个矿床类型和七个矿床亚类, 即与喜马拉雅早 中期斑岩有关的金多金属矿床 (I), 包括接触带夕卡岩型金多金属硫化物矿床 (I 1) 斑岩型含金铜矿床 (I 2) 和热液充填型 ( 及熔浆型 ) 金多金属硫化物矿床 (I 3); 与喜马拉雅第三期斑岩有关的铜金多金属矿床 (Ⅱ), 包括爆破角砾岩型含金铁铅锌矿床 (I 1) 和叠加热液改造型金多金属矿床 (I 2); 与喜马拉雅期表生作用有关的风化 堆积型金矿床 ( I), 包括红色粘土型金矿床 ( I 1) 和古砂矿型金矿床 ( I 2) 不同类型及亚类矿床的成矿地质特征见表 4 不同期次 不同成因类型矿体可独立存在, 但更多地是在特定地质条件下叠生在一起, 空间分布上有内在联系, 构成集中成矿和与斑岩密切相关的矿化格局 从岩体内接触带向四周围岩, 矿化类型与元素组合也发生分带, 大致依次发育岩体内受节理裂隙或微裂隙控制的脉状 细脉浸染状斑岩型铜 ( 钼 ) 金矿体 斑岩接触带细脉状 板状夕卡岩型铁金矿体 外接触带围岩层间破碎带及断裂裂隙带中似层状 脉状热液充填型铅锌铁金矿体 始新世 新近纪红色粘土型金矿体 ( 含掩埋岩溶洞穴堆积型 ) 新近纪河 湖相古砂矿型及地表红色粘土型 ( 含残坡积型 ) 金矿体 其中,Ⅰ Ⅱ 类型矿床均与喜马拉雅期富碱斑岩相伴, 构成一个统一的富碱斑岩 热液型金多金属成矿系统, 矿化主要发生于岩体内部及接触带, 接触带附近矿化最强, 并向周边递减 除红泥塘东坡沿岩体边部的爆破角砾岩筒形成金铅锌银多金属矿脉外, 在万硐山岩体东盘内侧也发现大量灰岩捕虏体, 普遍发生含金褐铁矿化, 与斑岩接触部位矿化增强, 且规模大 金品位高, 应是隐爆角砾岩筒的下部残留, 原来隐爆角砾岩筒矿体和矿体已大部分被剥蚀 这样看来, 从万硐山 红泥塘到老马涧, 呈 NNE 向依次发育的隐爆角砾岩筒, 均产在沿邓川 北衙 松桂一带展布的马鞍山断裂带上, 暗示该断裂为深大断裂, 与本区斑岩产出及金多金属成矿的关系密切 从已有矿化看, 晚期斑岩与灰岩的接触带少有大规模的夕卡岩化和金多金属成矿作用 风化 堆积型金矿床是由原生金矿体和含金蚀变岩经表生作用改造后, 近距离迁移堆积而成的, 其形成具长期性和多样性, 多产在原生矿体附近的负地形内, 成为区内又一重要的金矿工业类型 原生矿体在浅部氧化 淋滤作用下, 也常发生金的次生富集, 如红泥塘矿段氧化带深度最大可达 300m

9 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 465 表 4 北衙金多金属矿田的矿床类型及其地质特征简表 Table4 ThemetalogenictypesandtheirgeologicalcharacteristicsoftheBeiyagold polymetalicoredistrict 矿床 类型 矿化元素 赋矿部位 与早 中期富碱斑岩有关的金多金属矿床 (I) 接触带夕卡岩型 (I 1) 斑岩型 (I 2) 热液充填型 ( 含熔浆型 )(I 3) 与第三期富碱斑岩叠加热液有关的金多金属矿床 (I) 爆破角砾岩型 (I 1) 叠加热液改造型 (I 2) 与表生作用有关的风化 堆积型金矿床 ( I) 红色粘土型 ( I 1) 古砂矿型 ( I 2) Fe Cu Au Cu (Mo) Au Fe Au Pb Zn Ag Fe Au Pb Zn Ag Au Ag Pb Zn Au Au 斑岩与碳酸盐岩接触带 ( 内弯及陡变缓部位 ) 含磁铁矿夕卡岩 斑岩体内的裂隙节理带 斑岩外接触带碳酸盐岩 碎屑岩裂隙带及溶洞 ( 穴 ) 岩筒内 边部及外围断裂破碎带及网状裂隙节理带 岩体及其围岩中 NS 向断裂破碎带和裂隙节理带中 古风化壳 古溶洞 ( 穴 ) 堆积物及现代地表洼地中粘土层 古河湖相含砂砾粉土 矿体产状规模 产状与接触带一致, 透镜状 脉状 板状, 大小不一, 矿化均匀, 连续性好, Au 品位高, 平均 5.03~ 15.68g/t 红泥塘 7 # 矿体长 400m 斜深 300m 厚 0.7~10.7m, 最厚 30 余 m, 均厚 3.45m,Au 平均品位 ( 最高 9.81g/t) 马头湾含铜金磁铁矿体 Cu 品位 1~2%,Au 品位 0.5g/t 细脉状 浸染状面型分布, 规模和矿化不均, 受岩体形态控制 万硐山 51 # 矿体长 150m, 斜深 200m, 厚 0.41~14.28m, 均厚 4.79m,Au 品位 1.06 ~3.18g/t, 平均 2.50g/t;Cu 品位 0.02% ~4.0%, 多为 0.1% ~ 0.56%;PbZn 含量一般低于 1% 钻孔 6401, 6802,7603 深部揭露的该类矿体厚 0.38 ~ 4.02m, 含 Au 1.12 ~ 2.82g/t; 含 Cu0.1% ~ 4.0% 似层状 脉状 网脉状 树枝状 不规则状多层次分枝复合产出, 相互交叉连通, 规模和品位变化大, 断裂局部膨大空间是赋矿场所 笔架山 Ⅱ-2 # 矿体长 80m, 斜深 30m, 均厚 1.06m,Au 平均品位 12.07g/t( 最高达 209.3g/ t);Ⅱ-1 # 矿体长 250m, 深 70m, 均厚 0.6m,Au 平均品位 10.92g/t; 红泥塘 5 # 矿体长 80m, 斜深 120m, 厚 0.8 ~5.2m, 均厚 2.32m,Au 平均品位 5.08g/t, 最高 14.69g/t 细脉状 网脉状 板条状 不规则放射状, 矿化不均匀, 局部品位高, 受角砾岩筒控制, 红泥塘隐爆角砾岩筒 m 在万硐山岩体东盘内侧, 发育大量灰岩捕虏体, 普遍发生含金褐铁矿化, 与斑岩接触部位矿化强烈, 且 Au 品位高 规模大, 应是隐爆角砾岩筒残留 老马涧 1 # 矿体陡倾, 延深大于 100m,Au 品位为 0.1 ~0.7g/t,Pb+Zn1.5~ 40%,Cu0.03% ~1.0% 细脉状 浸染状 透镜状, 矿体, 规模大, 品位高 万硐山 52 # 矿体切穿斑岩体东接触带, 走向长 960 余 m, 斜深 185m, 厚 0.8 ~18.19m, 均厚 5.30m, Au 平均品位 , 伴生煌斑岩脉 黄 ( 褐 ) 铁矿及方铅矿脉 ; 桅杆坡 Ⅱ-9 号矿体长超过 300m, 延深大于 150m, 平均厚 11.5m, 最厚 40 多 m,au 品位 2~18g/t, 平均 4.6g/t 层状 似层状 扁豆状 囊状 漏斗状 不规则状, 规模大小不等, 分布在北衙组顶部古现代风化壳的岩溶洼地和溶洞 ( 穴 ) 漏斗及凹槽中, 产状受地形控制 五里盘 80 # 矿体长 800m, 宽 220m, 厚 1.0~17. 42m, 均厚 6.66m,Au 品位 0.6~4. 18g/t, 最高大于 , 平均 ,Ag,Cu,Pb,Zn 平均品位分别为 1.32g/t,24.32g/t,0. 90%,1.47% 和 1.37% 笔架山东坡产于溶洞中的矿体直径大于 50 ~60m, 最深 60m, 为黄褐色含矿砂土,Au 品位 2~10g/t 似层状, 透镜状, 呈槽状或倒梯形状连续分布,Au 以微细粒形式产于尚未固结的河湖相砂砾 淤泥组成的褐铁矿堆积层中, 品位多在 6~12g/t; 五里盘金矿体厚 2~25m, 品位为 0.1 ~17.7g/t, 平均 1.68g/t, 伴生 Ag,Cu,Pb,Zn 品位分别为 4.9~38.2g/t,0.04% ~1.82%,0.77% ~2.77% 和 0.7% ~2.86%, 明显保留原生矿特征 矿物组合 矿石组构 围岩蚀变 Mt,Po,Cpy,FSph,Ga,St, G,El,Adr,Di,Tr,Act, Hbl,Ep,Chl,Ms,Qtz,Cc, Fl 等 结晶粒状 骸晶及显微包体结构, 脉状 网脉状 格状构造 夕卡岩化 透闪石化 绿帘石化 石榴子石化 硅化 钾长石化和萤石化等 Mo,Sch,Cpy,Bo,Te,G, El,Py,FSph,Ga,Kf,Pl, Bi,Qtz,Ser,Fl,Ep 等 结晶粒状 乳浊状结构, 斑点状 星点状 网脉状 条带状构造 硅化 黄铁矿化 钾长石化 绢云母化 ( 岩体 ); 硅化 黄铁矿化 绢云母化 绿泥石化 黄铁矿化 碳酸岩化等 ( 围岩 ) Mt,Po,Ga,Sph,Py,Ar, S,Arg,Ac,Cla,Chc, Hem,Lim,Br,FDol,CC, Qtz,Clam 等 结晶粒状 填隙 压碎 残余 骸晶结构, 致密块状 条带状 晶洞状 斑杂状 角砾状 揉皱状构造 碳酸岩化 硅化 黄铁矿化 方铅矿化 闪锌矿化等 Py,Spa,Ar,Sph,Ga,Cpy, St,Chc,Kf,Qtz,Cc,Ka, Al,Ba,Cel,Ja 等 结晶粒状 填隙 骸晶 交代结构, 角砾状 浸染状 脉状 网脉状构造 硅化 碳酸岩化 黄铁矿化 毒砂化 绢云母化 赤铁矿化等 G,El,Py,Ar,Ga,St,Qtz, Cc,Hmi 等 结晶 交代结构, 脉状 网脉状 条带状 斑杂状 角砾状 揉皱状构造 硅化 碳酸岩化 黄铁矿化 毒砂化等 G,El,Mt,Hem,Lim,Pyr,Ps,Go, Cer,Sm,Cc,Kf,Pl,Clam 等 砂泥状 残余结构, 土状 蜂窝状 网状 多孔状 角砾状构造 G,El,Mt,Hem,Lim,Go, Cc,Pyr,Ps,Co,Ma,Clam 等 砂砾状结构, 砂状 土状 蜂窝状 角砾状构造 典型矿体 万硐山 (48~76 号线 ) 50 # 54 # 55 #, 红泥塘 7 # 和焦石硐含金铜铁矿体 万硐山 51 # 及马头湾含金钨钼矿体 红泥塘 4 # 5 #, 笔架山 Ⅱ # 1, 桅杆坡 Ⅱ 1 锅盖山 姜营及炭窑含金矿体 红泥塘岩体东北部和万硐山岩体东部及老马涧含金铁矿体 笔架山 Ⅰ # Ⅱ # 2 Ⅱ # 3, 万硐山 52 # 53 # 56 # 及红泥塘 桅杆坡等矿体 万洞山东坡 小米地 五里盘 清水龙潭 80 # 大沙地 金沟坝 桅杆坡 笔架山两侧及水井一带 五里盘 锅厂河 芹菜场及炭窑一带 成矿年龄 65~59Ma 36~32Ma 36~32Ma 26~24Ma 第一期成矿至今 23~4Ma 注 :Ac 螺硫银矿 ;Act 阳起石 ;Adr 钙铁榴石 ;Al 明矾石 ;Ar 毒砂 ;Arg 辉银矿 ;Ba 重晶石 ;Bi 黑云母 ;Bo 斑铜矿 ;Br 褐锰矿 ;Cc 方解石 ;Cel 天青石 ;Cer 白铅矿 ;Chc 辉铜矿 ;Chl 绿泥石 ;Cla 角银矿 ; Clam 粘土矿物 ;Co 铜蓝 ;Cpy 黄铜矿 ;Di 透辉石 ;El 银金矿 ;Ep 绿帘石 ;FDol 铁白云石 ;Fl 萤石 ;FSph 闪锌矿 ;G 自然金 ;Ga 方铅矿 ;Go 针铁矿 ;Hbl 角闪石 ;Hem 赤铁矿 ;Hmi 铬水云母 ;Ja 黄钾铁矾 ;Ka 高岭石 ;Kf 钾长石 ;Lim 褐铁矿 ;Ma 孔雀石 ;Mo 辉钼矿 ;Ms 白云母 ;Mt 磁铁矿 ;Pl 斜长石 ;Po 磁黄铁矿 ;Ps 硬锰矿 ;Py 黄铁矿 ;Pyr 软锰矿 ;Qtz 石英 ;S 自然银 ;Sch 白钨矿 ;Ser 绢云母 ; Sm 菱锌矿 ;Spa 镜铁矿 ;Sph 闪锌矿 ;St 辉锑矿 ;Te 黝铜矿 ;Tr 透闪石

10 466 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) 3.2 成矿流体特征从原生矿石中黄铁矿 黄铜矿 方铅矿的硫同位素组成 ( 蔡新平,1991; 葛良胜等,2002) 看,δ 34 S 值变化范围为 -6.6 ~+4.5, 平均 +2.17, 并与蚀变斑岩的 δ 34 S 值接近 在近岩体前缘,δ 34 S 值为 +1, 远离岩体延伸到碳酸盐岩围岩中则逐渐增大至 +8, 说明矿石与斑岩具有相近的初始硫源, 均来自深部的岩浆, 只是矿石硫遭受了围岩的混染 矿石中黄铁矿 方铅矿 褐铁矿的铅同位素 206 Pb/ 204 Pb 207 Pb/ 204 Pb 208 Pb/ 204 Pb 比值分别为 ~ ~ ~39.543( 葛良胜等,2002; 刘显凡等,2004), 而与相关斑岩的对应比值也十分相似 在铅同位素构造模式图上, 投影点主要集中在地幔和造山带演化线之间, 少数落在造山带与上地壳区间 ; 在 Δγ Δβ 图解中, 投影点较集中地落在壳幔均一混合俯冲带型铅范围内, 与富碱斑岩铅源一致 反映铅的最初和主要来源为上地幔, 在岩浆和成矿流体沿深大断裂带上升运移过程中, 不同程度地加入了一定量的地壳铅, 表现为壳幔混源特征, 但混染可能达到较高程度的均一化 ( 刘显凡等,2006) 矿石方解石 δ 13 C 值为 ~ +8.13, 落在斑岩的 δ 13 C 值 (-5 ~ +23 ) 范围内,δ 18 O 值为较低的负值 (-16.2 ~ ), 而与围岩碳酸盐岩 (δ 13 C 值为 -3.2 ~ -5.2 δ 18 O 值为 -2.4 ~-6.9 ) 明显不同, 显示深部幔源特征 HuRZetal(2004) 对金沙江 红河断裂带与富碱斑岩带有关铜金矿床的 He Ar 同位素研究也表明,CuAu 成矿流体均来自幔源富碱岩浆 矿区不同类型矿石中黄铁矿 黄铜矿 方铅矿和磁铁矿的稀土元素组成 ( 蔡新平,1991; Xuetal.,2007a,c; 本文 ) 显示, 稀土总量为 ~ , 从富碱斑岩 磁铁矿 黄铁矿 黄铜矿 闪锌矿依次逐渐降低 ; 轻重稀土比值为 0.88~16.11, 轻稀土相对富集,Ce 和 Eu 弱亏损或无亏损,(La/Sm) N 为 1.52~ 15.95,(La/Yb) N 为 2.15~37.06 总体上, 矿石单矿物与富碱斑岩的稀土元素组成具有近似的特征, 说明二者具有密切的成因联系, 差异性变化则反映成矿流体比岩浆的活动范围大, 变化更为复杂 万硐山和红泥塘浅部斑岩中斑晶石英及矿石中硅化细脉状石英内流体包裹体研究 ( 梁永宁,1993; 吴开兴等,2005) 表明, 流体包裹体为高盐度的盐水包裹体, 无或少富 CO 2 包裹体, 可分为含子矿物三相 气液两相和纯液相等类型, 以大量发育含子矿物三相包裹体为突出特征, 气液相和液相包裹体次之 ; 三相包裹体气相百分数为 15% ~45%, 常只含单个石盐子晶, 时含一个钾盐子晶 万硐山深部浸染状铜金矿化石英钠长斑岩中, 石英流体包裹体为富石盐的多相流体, 石盐晶体粒度大 ( 徐兴旺等,2006); 均一温度变化较大 (215 ~460 ), 气相包裹体与含子晶多相包裹体的均一温度相近, 主要集中于 300 ~460 之间 ; 盐度为 34.5% ~44.0% NaClequ., 含石盐子晶包裹体的盐度为 33.50% ~49.7% NaClequ.; 从深部向上, 流体包裹体具盐度和温度降低的趋势 可见, 斑岩型成矿流体为高温 高盐度并富 CO 2 的岩浆流体, 是在浅成条件下从浅部岩浆中直接出溶形成的, 含矿金属硫化物主要在 300~430 温度区间沉淀 这与国内外典型斑岩型矿床流体包裹体特征 (EastoeandEadington, 1986;HezarkhaniandWiliams Jones,1998; 谢玉玲等,2005) 大体一致 而岩体接触带及外围附近的热液充填型多金属硫化物细脉中, 石英流体包裹体出现不同类型包裹体共生, 气液包裹体发育, 均一温度 220 ~300, 盐度为 32.8% ~ 39.8%NaClequ., 液相成分为 K + Na + SO 2-4 Cl - 型, 气相组分为 CO 2 H 2 O 结合成分及同位素组成特征分析, 该成矿流体也主要由岩浆流体而来, 但成矿过程有建造水或大气降水的掺入 因此, 原生金多金属成矿流体与富碱斑岩具有一致的深部来源, 随着幔源岩浆的上涌而聚集成矿 4 成岩成矿作用及对印 亚碰撞造山过程的响应 4.1 成岩成矿作用的时间序列 北衙矿田富碱岩浆侵入活动可分为四期, 第一期石英正 ( 钠 ) 长斑岩的形成年龄范围为 65~59Ma, 第二 三期主含矿斑岩的成岩年龄范围分别为 36~32Ma 和 26~24Ma, 最晚一期黑云正长斑岩侵位年龄为 3.8~3.6Ma 在第一期斑岩侵位过程中, 其碳酸盐岩围岩发生矽卡岩化, 并伴生形态不规则的夕卡岩型含金富铁多金属硫化物矿床 ; 第二期斑岩的侵位带来了具有实际意义的金成矿作用, 岩体发生强烈钾交代, 形成斑岩型 夕卡岩型和热液充填型 ( 及熔浆型 ) 金多金属硫化物矿床 ; 第三期岩浆流体对早期斑岩和已形成的矿 ( 化 ) 体进行叠加改造, 矿化程度不断提高, 形成高品位的 Au Cu(Mo) Fe Pb Zn Ag 多金属矿床, 第二期侵位斑岩 (33Ma 左右 ) 附近多金属硫化物矿体的金品位明显增高 1~2 个数量级, 远离岩体的多金属硫化物脉多在 ~ 之间, 而接触带 被交代和叠加成矿的多金属硫化物脉可达 以上 实际上, 陡倾变缓 封闭的斑岩接触带对交代和叠加成矿较有利, 红泥塘矿段斑岩体受其产状制约, 其与铁矿体近水平的接触带并无富金矿体的形成 最晚期侵位 (3.8Ma) 的黑云正长斑岩无明显的金多金属矿化 由于间歇式隆升和地形 岩性及气候条件的影响, 原生金矿体还经历较强的次生淋滤富集作用 金的表生成矿作用从最早期金多金属矿床出现之后就已开始, 之后经历了多个成矿阶段的跨度, 有明显的穿时性 前人研究表明, 青藏高原东缘新生代盆地的演化阶段应为早中新世 (23~20Ma,Zhuetal.,2006), 剑川 鹤庆地区的伸展活动发生在中新世中晚期 ( 王运生等,2000) 结合盆地沉积物特征的对比分析, 万硐山 五里盘一带盆区内基岩顶部上覆的古红色粘土型 ( 含古埋藏岩溶洞穴堆积型和古地表残坡积型 ) 金矿赋矿岩系是始新世 渐新世 (56.5~23Ma) 期间

11 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 467 形成的原生金矿床在原地发生红土化的产物, 裸露地区可延续至今 而中上部不同层位的古砂金矿含矿松散堆积是中新世中晚期 (23~5Ma) 间歇性隆升造成的河湖相沉积环境变化的产物, 其物源区为 65~59Ma 36~32Ma 和 26~24Ma 期间形成的含矿斑岩及附近围岩 结合该套含矿堆积内发育近南北向推覆构造, 且万硐山 红泥塘一带深部矿体及含矿富碱斑岩和煌斑岩脉也多沿近南北向断裂带发生明显的向东逆冲推覆及层间滑动, 未见明显的改造矿化蚀变, 反映区内在 23~3.8Ma 期间还至少存在一次大规模的构造活动, 可能发生在 15~8Ma 图 3 北衙金多金属矿田构造 成岩成矿作用演化示意图 Fig.3 Thesketchmapshowingtheteconic petrogenesis metalogenesis evolution in the Beiya gold polymetalic oredistrict 根据以上地质事件的约束, 结合成岩成矿的同位素测年资料, 对区内主要矿床的成矿时间序列进行了分析, 以此做出其构造 成岩成矿作用演化时序图, 见图 3 明显地, 三个矿床类型和七个矿床亚类矿床的主要成矿年代依次变年轻, 三个矿床类型存在显著的时程交叉, 不同亚类型矿床形成时也可出现相互穿插或切割 4.2 对印 亚碰撞造山过程的响应构造研究表明, 印 亚大陆正向碰撞造山带控制含矿斑岩岩浆活动的走滑断裂系统至少在 40Ma 前处于压扭状态, 并伴随着强烈的区域性压扭变形 ; 中新世 (24~17Ma) 应力场则明显地转变为张扭或张应力状态 (WangJH etal., 2001); 在压扭与张扭转换期 (40~30Ma), 应力松弛可能导致了含矿岩浆沿大规模走滑断裂的脉动性或周期性浅成侵位, 同时引起了成矿流体的脉动性分凝和幕式排泄, 诱发了 3 期斑岩岩浆 热液 成矿事件 (Houetal.,2007) 但本区除 在区域性伸展作用 (16~0Ma) 构造体制下局部产出黑云正长斑岩外, 后期走滑拉张背景场 (24~17Ma) 下的岩浆活动及成矿作用无明显显示, 而此时的冈底斯斑岩成矿带于 14Ma 左右 (18~12Ma) 集中形成斑岩及大规模斑岩型铜矿床 这可能是受控于同一构造体制下而处于不同碰撞构造环境下陆内压扭与张扭转换应力场差异的表现, 此时的北衙地区主要表现为地壳增厚而处于强烈的隆升阶段 北衙矿田斑岩 热液型金多金属矿床的形成与整个藏东 滇西斑岩带众多新生代斑岩 Cu(Au Mo) 矿床一样, 也是印 亚碰撞带从走滑挤压背景场 (60~40Ma) 到走滑拉张背景场 (24~17Ma) 的构造应力转换期内, 导致的大规模应力释放而引起岩浆侵入热液系统和多期次叠加热液改造成矿作用的产物, 且成岩成矿步调一致 由此判定, 北衙斑岩 热液型铜金多金属成矿系统的形成年限也主要集中在始新世后期 (36~32Ma), 而在后期走滑断裂的继续活动下产生的中晚渐新世 (26~ 24Ma) 岩浆活动主要形成热液叠加改造型矿床, 伴随发育的隐爆碎裂岩筒为深部岩浆残余含矿气液的上升提供了运移通道和沉淀场所, 可形成爆破角砾岩型矿床, 且地幔流体作用贯穿于富碱岩浆成岩成矿的全过程 在上新世黑云正长斑岩与灰质角砾岩接触部位, 仅局部发育微弱的浸染状含金黄铁矿化蚀变, 反映此时的斑岩已不再携带大量的成矿物质 同时, 区域性的差异隆升还导致原生矿体在浅部被构造破坏 风化淋滤和剥蚀搬运, 形成次生富集和沉积 堆积型表生金矿床, 金品位也得到成倍的提高 印 亚大陆碰撞造山带是一个相继经历了主碰撞 (65~ 41Ma) 晚碰撞 (40~26Ma) 和后碰撞过程 (25~0Ma) 的 目前仍处于活动状态的 全球最典型的大陆碰撞带, 在这一完整地记录了大陆碰撞过程的造山带中, 系统发育并完好保存了主碰撞造山成矿作用 晚碰撞转换成矿作用和后碰撞伸展成矿作用这 3 大成矿作用共涵盖数十余条重要成矿带和 12 种主要矿床类型的矿床 ( 侯增谦等,2006b,c,d) 印 亚大陆的碰撞及之后的陆内变形, 不仅制约了青藏高原的形成和演化, 而且还控制着高原东南缘的新生代构造 岩浆 成矿活动, 北衙矿田经历的喜马拉雅期的多期次成岩成矿作用与之相对应 北衙金矿田内不同期次脉动式岩浆侵入 (65~ 59Ma 36~32Ma 26~24Ma) 生成的复式斑岩体, 相继伴生的蚀变和成矿作用基本同期, 分别对应于青藏高原东缘的 3 次脉动性成岩成矿事件 可以说, 新生代以来, 印 亚碰撞造山过程对青藏高原东缘构造转换带喜马拉雅期构造 岩浆 成矿事件有根本的控制作用, 也是北衙矿田内同期富碱斑岩及与之相关金多金属矿床成矿作用与时空分布的基础, 并与正向碰撞带成岩成矿作用存在明显的响应关系, 时间滞后 2~8Ma 罗照华等(2006) 提出了高原演化阶段时间刻度可界定为 80Ma 45Ma 25Ma 17Ma 9Ma 和 4Ma 等六个时间坐标的整体框架, 北衙矿田成岩成矿作用的时序为高原演化空间不均一性提供了新佐证

12 468 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) 4.3 动力学机制研究证实, 距今 65~41Ma 前印 亚大陆的最终俯冲 碰撞和陆壳消减, 部分壳源物质被带入下插的地幔楔内, 与地幔物质混合形成壳幔过渡层, 壳幔过渡层发生部分熔融的主要原因是大规模走滑断裂系统诱发减压熔融 (Houetal.,2003), 并沿有利构造部位上侵形成钾质 超钾质富碱斑岩 ( 丁林等, 1999;WangJHetal.,2001; 候增谦等,2003,2004; 莫宣学等, 2007;Houetal.,2003,2007), 其时代有向东 北和东南方向年轻化的趋势 (WangQetal.,2001a) 过去认为, 沿金沙江 哀牢山走滑断裂带分布的藏东 滇西斑岩带富碱岩浆活动主要受该断裂控制 但越来越多的地质调查和研究表明, 藏东 滇西斑岩带富碱岩浆活动范围远比金沙江 哀牢山断裂带所控制的范围大得多 在西自澜沧江断裂带, 东至绿汁江断裂带以西, 向北延入西藏, 东部延川西盐源 木里到九龙, 甚至康定等广大地区, 跨扬子地台西缘 金沙江 哀牢山及澜沧江板块缝合带及其间的昌都 思茅地块等多个大地构造单元, 均有富碱岩体分布, 岩性及岩石组合表现出区域性变化规律, 北衙矿田正位于北西向金沙江 红河断裂和北东向木里 丽江断裂交汇部位 因此, 这意味着其下部存在一个的巨大软流圈地幔剧烈活动区 针对印 亚后碰撞火山岩的时空演化过程, 莫宣学等 (2003) 和 Moetal.(2006) 提出了岩浆活动随时间呈放射状迁移的模式, 大致划分为三个阶段, 即 45~25Ma 25~6Ma 和 6~0Ma, 并不断自内向外迁移, 其东南部向腾冲及三江地区东南部迁移 ; 钟大赉等 (2001) 提出, 青藏高原大陆上地幔软流层可能是一个联通系统, 可以把变形传递到远处 ; 罗照华等 (2006) 将印 亚大陆碰撞以来岩浆活动的空间展布形式概括为三种, 即与雅鲁藏布缝合带平行的岩浆带 沿深大断裂展布的岩浆带和藏北离散性岩浆分布区, 分别受控于大陆碰撞 大规模走滑和岩石圈拆沉的构造体制, 并认为大陆深部软流圈的汇聚过程不仅控制了高原内部块体的相对运动, 软流圈的向东挤出效应也对其南东缘新生代岩石圈伸展有重要影响 其中, 与深大断裂带平行的火成岩带的形成, 与大型走滑 块体旋转 岩石圈拆沉作用有关 然而岩浆活动的放射状迁移常常也受到沿走滑断裂分布火成岩的扰乱, 青藏高原周边火山岩的形成地质背景可能与腹地有所不同, 大型走滑断裂也是控制岩浆起源和火成岩空间展布的重要因素, 大型走滑 块体旋转和岩石圈拆沉是诱发幔源原生岩浆活动的条件 ( 罗照华等,2006) 因此, 区内斑岩成岩成矿系统演化的驱动力可能是深层软流圈汇聚, 软流圈汇聚又起源于印 亚板块南北向的汇聚导致的块体间相互碰撞 走滑 旋转和块体岩石圈变形 ( 罗照华等,2007a), 而边界断裂的活化导致了块体的旋转 走滑和断裂深部的幔源岩浆活动, 同时大量的含矿流体上升迁移, 导致大规模成矿 理论上说, 南北向汇聚的软流圈物质在青藏高原之下相聚之后, 深部物质的进一步流向就应当是东西向的 然而, 西构造结的巨厚岩石圈根有可能阻碍了向西的流动, 大量的深部软流圈物质只能向东 东南方向逃逸, 并 会由于南北向挤压的驱赶效应而加速, 岩石圈也因此而加速减薄 因此, 本区岩浆活动与纯粹的挤压增厚拆沉构造体制又存在一定差异 在藏东 滇西斑岩带, 碰撞初期的岩浆活动形成大型走滑断裂, 可能是控制第一期岩浆活动的因素之一, 约在 65~59Ma 左右 由于碰撞造成的岩石圈拆沉作用导致岩石圈变形加剧, 并触发了高原东南缘走滑断裂的强烈运动, 印 亚大陆碰撞起始时间可能要略早于本区第一期岩浆活动的起始时间 (65~59Ma) 而整个斑岩带上的斑岩型 Cu Au Mo 矿床的成矿期约为 41~33Ma, 从北段的玉龙 马拉松多至西苑坪, 再到马厂箐等, 成矿年龄向南由逐渐变年轻的趋势明显 ( 表 2) 目前北衙矿田虽未直接获取金属硫化矿物的 Re Os 年龄值, 但其第二期斑岩成岩时代与西苑坪矿床的成矿时代非常吻合, 二者明显滞后于矿带上其它矿床 2~8Ma 从这一点看, 盐源 丽江断裂带更象是控制了一条与藏东 滇西斑岩带联系密切而又相对独立的富碱斑岩成矿带 在碰撞造山过程中, 碰撞应力的远程传递形成了金沙江 红河断裂和盐源 丽江走滑断裂和永胜 程海断裂等深大断裂发生强烈的大规模走滑拉分, 在断裂交汇处出现局部伸展, 导致岩石圈拆沉 软流圈地幔被动上涌, 从而实现了壳幔过渡层部分熔融和幔源富碱岩浆和成矿矿流体活动, 形成类型多样的浅位富碱斑岩和斑岩 热液金多金属成矿系统, 共同受控于一个统一的深部过程 北衙地区的马鞍山断裂沟通金沙江 红河断裂和盐源 丽江断裂, 表现为倾向东的陆内走滑 推覆 剪切构造带, 富碱岩浆和脱水产生的矿成矿流体沿控矿断裂向浅部运移, 至浅表部物理化学条件的剧变导致成矿物质快速沉淀富集成矿 区内大型走滑断裂均为超岩石圈或岩石圈深断裂, 深切至上地幔, 是富碱斑岩岩浆的运移通道, 主干断裂及其旁侧次级断裂控制了富碱斑岩及相关矿床的定位场地和分布 5 结论 与藏东 滇西斑岩带一致, 北衙矿田内大规模斑岩 热液型多金属成矿系统的成岩成矿作用在成因上也受控于喜马拉雅期印 亚碰撞造山过程中深层次构造岩浆活动这一个统一的地球动力学机制, 而表现为正向碰撞造山带在东南缘构造转换带的远程效应 它们是在碰撞造山带东缘构造转换带的走滑 剪切和伸展构造背景下, 壳幔混合层发生大规模东挤出汇聚, 诱发加厚玄武质下地壳或上地幔的局部熔融形成壳幔过渡层, 分异的富碱岩浆和成矿流体沿金沙江 红河断裂 盐源 丽江断裂及其次级断裂通道上侵, 形成具埃达克岩亲合性的富碱斑岩 同时以岩体为中心, 向外迁移的含矿流体在岩体顶部 内外接触带或远离岩体的碳酸盐岩围岩中, 形成受深部岩浆作用控制的由斑岩型 夕卡岩型及热液型金多金属矿床组成的一个统一的斑岩 热液型金多金属成矿系统 原生金多金属成矿与富碱斑岩成岩一脉相承 形影相随, 具有完全一致的时空分布特点, 体现了其成岩成矿受

13 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 469 区域构造控制的一体化特征 矿化作用受岩体规模和形态的控制, 分带清楚, 不同类型的矿体之间呈 贯通式 的时间和空间关系 区内与富碱斑岩有关的岩浆热液活动从 65Ma 以来断续发生, 其中第一 二期斑岩对成矿较为有利, 渐新世中晚期及其以后的岩浆已经不携带或仅携带很少的成矿物质, 但后期斑岩侵入对已形成矿体的叠加改造作用, 致使原有矿床或矿化体的增富变厚是不容忽视的 因此, 在矿田的深部和外围地区, 仍存在寻找斑岩 热液型金多金属矿床的巨大潜力 但本区又具有独特的成矿特征, 只有认识到这一点, 才能有效指导今后的找矿工作 在后期的构造变形过程中, 原生金矿体还发生强烈的次生氧化富集及表生成矿作用, 形成红色粘土型及古砂矿型等金矿床 以早新生代印 亚大陆碰撞缝合为标志的板块构造事件, 不仅对主碰撞带的青藏高原内部的影响广泛而深刻, 也使位于其东南构造转换带的滇西 三江 地区发生强烈的陆内造山和构造 岩浆成矿作用 北衙金多金属矿田内的成岩成矿作用清楚地记录了印度 亚洲大陆多幕式的碰撞造山期的构造 岩浆历史和详细碰撞过程, 也对其深部岩石圈大规模壳 / 幔相互作用演化过程及动力学机制提供了重要约束 本次为认识印 亚大陆碰撞造山 青藏高原整体隆升及其伴生成岩成矿过程响应关系提供了一个矿床实例, 但仍很粗浅, 尚有待进一步的细化和深入解剖 致谢研究工作得到北衙金矿刘泽文 杨夕辉 和群道 赵志瑜 李志军和中国科学院地质与地球物理研究所蔡新平 张宝林 徐兴旺等的大力帮助, 昆明理工大学秦德先 孟清 洪托 马德云等参加了野外工作, 测试工作得到中国科学院地球化学研究所漆亮 李文博等的支持 论文初稿承蒙喻学惠教授 罗照华教授和赵志丹教授认真细致地审阅, 并提出许多建设性的意见, 在此一并致以诚挚的谢意 References CaiXP,LiuBG,LiCY andyinghl.1991.preliminarystudyon characteristicsandgenesisofbeiyagolddeposit,westernyunnan province.advanceingoldscienceandtechnology,7:7-19(in Chinese) CastiloPR.2006.Anoverviewofadakitepetrogenesis.ChineseScience Buletin,51(3): ChungSL,LoCHandLeeTY.1998.DischronousupliftoftheTibetan plateaustartingfrom40myago.nature,349: DefantM JandDrummondM S.1990.Derivationofsomemodernarc magmasbymeltingofyoungsubductedlithosphere.nature,347: DengJF,MoXX,ZhaoHL,LuoZH,ZhaoGCandDaiSQ.1999.The Yanshanianlithosphere asthenospherecatastropheandmetalogenic environmentineastchina.mineraldeposits,18(4): (in Chinesewith DengWM,HuangXandZhongDL.1998a.Alkali richporphyryandits relationwithintraplatedeformationofnorthpartofjinshariverbelt inwesternyunnan,china.sciencesinchina(seriesd),41(3): DengWM,HuangXandZhongDL.1998c.Petrologicalcharacteristics andgenesisofcenozoicalkali richporphyryinwestyunnan,china. ScientiaGeologicaSinica,33(4): (inChinesewith DingL,Zhang J,ZhouY,DengWM,XuRH andzhongdl Tectonicimplication on the lithosphere evolution ofthe Tibet plateau:petrology and geochemistry ofsodic and ultrapotasic volcanisminnortherntibet.actapetrologicasinica,15(3): (inchinesewith DuAD,HeHL,YinNW,WuXQ,SunYL,SunDZ,ChenSQandQu Wenjun.1994.Astudyontherhenium osmiumgeocheronometryof molybdenites.actageologicasinica,68(4): (inchinese with EastoeCJandEadingtonPJ.1986.High temperaturefluidinclusions andtheroleofthebiotitegranodioritein mineralization atthe Pangunaporphyrycopperdeposit,Bougainvile,PapuaNewGuinea. EconomicGeology,81: Fu DM Minerogenic series and metalogenic regularity of nonferous,rareandpreciousmetalicdepositsinpost indoasinian intracontinentalorogenicbeltonsouthwesternmarginofyangtze.in: LuoYN(eds).ContributionstoGeologyandMineralResourcesin Intracontinental Orogenic. Chengdu: Sichuan Science and TechnologyPres, (inChinese) FuWM andhucp.1994.onpetrologycharacteristicsofalkali rich porphyryintrusionsinbeiya,heqingandtheirtectonicenvironment. YunnanGeology,13(1):31-41(inChinesewith GeLS,GuoXD,ZouYL,LiZH andzhangxh.2002.geological characteristicsandgenesisofbeiyagolddeposits,yunnanprovince. GeologicalProspectingForum,17(1):32-40,46(inChinesewith GuoLG,LiuYP,XuW,ZhangXC,QinKZ,LiTSandShiYR ConstraintstothemineralizationageoftheYulongporphyrycopper depositfrom SHRIMPU PbzircondatainTibet.ActaPetrologica Sinica,22(4): (inChinesewith GuoYS, Zeng PS, Yang WG and Zhang WH Geological characteristicsand metalogenictypesofbeiya gold polymetalic depositinyunnan.engineeringscience,7(suppl.): (in Chinesewith HezarkhaniAandWiliams JonesAE.1998.Controlsofalterationand mineralizationinthesungunporphyrycopperdeposit,iran:evidence fromfluidinclusionsandstableisotopes.economicgeology,93: HouZQ,GaoYF,QuXM,RuiZY andmoxx.2004a.originof adakiticintrusivesgeneratedduringmid Mioceneeast westextension insoutherntibet.earthandplanetaryscienceleters,220: HouZQ,MaHW,ZawK,ZhangYQ,WangMJ,WangZ,PanGTand TangRL.2003a.TheHimalayanYulongporphyrycopperbelt: Productoflarge scalestrike slipfaultingineasterntibet.economic Geology,98: HouZQ,MoXX,GaoYF,YangZM,DongGCandDingL.2006a. EarlyprocesesandtectonicmodelfortheIndian Asiancontinental colision:evidencefrom thecenozoicgangdeseigneousrocksin Tibet.ActaGeologicaSinica,80(9): (inChinesewith HouZQ,PanGT,WangAJ,MoXX,TianSH,SunXM,DingL,Wang EC,GaoYF,XieYL,ZengPS,QinKZ,XuJF,QuXM,Yang ZM,YangZS,FeiHC,MengXJandLiZQ.2006b.Metalogenesis in Tibetan colisionalorogenic beltⅡ:mineralization in late colisionaltransformationseting.mineraldeposits,25(5): (inchinesewith HouZQ,QuXM,WangSX,GaoYF,DuADandHuangW.2003.Re OsagesofmolybdeniteintheGangdiseporphyrycopperbelt,Qing hai Tibetplateau:Timingofmineralizationandapplicationofthe dynamicbackground.scienceinchina(seriesd),33(7): (inchinese) HouZQ,QuXM,YangZS,MengXJ,LiZQ,YangZM,ZhengMP, ZhengYY, NieFJ, GaoYF, JiangSH and LiGM.2006c. MetalogenesisinTibetancolisionalorogenicbeltⅢ:Mineralization inpost colisionalextensionseting.mineraldeposits,25(6): (inchinesewith HouZQ,YangZS,XuWY,MoXX,DingL,GaoYF,DongFL,Li GM,QuXM,LiGM,ZhaoZD,JiangSH,MengXJ,LiZQ,Qin

14 470 ActaPetrologicaSinica 岩石学报 2008,24(3) KZandYangZM.2006d.MetalogenesisinTibetancolisional orogenicbeltⅠ:mineralizationinmaincolisionalorogenicseting. MineralDeposits,25(4): (inChinesewithEnglish abstract) HouZQ,ZawK,PanGT,MoXX,XuQ,HuYZandLiXZ.2007b. SanjiangTethyanmetalogenesisinS.W.China:Tectonicseting, metalogenicepochsanddeposittypes.oregeologyreviews,31:48-87 HouZQ, ZengPS and GaoYF TheHimalayan Cu Mo Au mineralizationintheeasternindo Asiancolisionzone:constraints fromre Osdatingofmolybdenite.MinerliumDeposita,41:33-45 HouZQ,ZhongDLandDengWM.2004.Atectonicmodelforporphyry copper molybdenum goldmetalogenicbeltsontheeasternmarginof theqinghai Tibetpletau.GeologyinChina,31(1):1-16(in ChinesewithEnglishAbstract) HuRZ,BurnardPG,BiXW,ZhouMF,PengJT,SuWCandWuKX Heliumandargonisotopegeochemistryofalkalineintrusion asociated gold and copperdeposits along the Red River Jinshajiangfaultbelt, SW China. 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15 薛传东等 : 滇西北北衙金多金属矿田的成岩成矿作用 : 对印 亚碰撞造山过程的响应 AtectonicmodelforCenozoicigneousactivitiesintheeastern Indo Asiancolisionzone.EarthandPlanetaryScienceLeters,188: WangQ,XuJFandZhaoZH.2001b.Thesummaryandcommenton researchonanewkindofigneousrock adakite.advanceinearth Sciences,16(2): (inChinesewith WangQ,ZhangPZ andfreymuelerjt.2001a. Presentdaycrustal deformation in China constrained by globalpositioning system measurements.science,294: WangYSandWangST.2000.Thegeneticmechanism analysisofthe nappes in the Jianchuan Heqing region, Yunnan. 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