青藏高原新生代造山型金成矿系统

王庆飞 邓军 翁伟俊 李华健 王璇 李龚健

中国地质大学地质过程与矿产资源国家重点实验室，北京 100083

造山型金矿概念提出之前，金矿分类命名纷繁复杂，例如以金矿产出地区命名、以赋矿围岩命名、以成矿温度命名、以矿化样式命名(Grovesetal., 1998; Poulsenetal., 2000; Morellietal., 2007; Goldfarb and Groves, 2015)。研究发现，尽管存在不同的分类体系，这些金矿均与大洋板块俯冲和陆块拼贴有关，产在汇聚板块边界变质地体内部或者边缘受韧-脆性断裂构造控制，成矿流体主要含H2O-CO2-H2S，成矿深度在2～20km、温度在200～650℃及其相应的蚀变矿化组合随深度有较大变化(Gebre-Mariametal., 1995; Grovesetal., 1998，2003; Kerrichetal., 2000a; Goldfarbetal., 2001, 2005; Goldfarb and Groves, 2015)。为了统一分类命名不同却具有诸多相似性的这一类矿床，Grovesetal.(1998)将其命名为造山型金矿。自造山型金矿提出以来，这一分类术语得到广泛的应用(Kerrichetal., 2000a; Grovesetal., 2003; Goldfarbetal., 2005; Goldfarb and Groves, 2015)，是全球金勘查的重要类型，截至2019年其资源量占到全球金资源量的30%以上(Goldfarbetal., 2019)。

造山型金矿提出后，一直是矿床研究的热点，前人对于矿床成因和沉淀机制提出了很多理论模式和认识，包括“地壳变质流体成因模式”(Phillips and Powell, 2009, 2010, 2015; Tomkins and Grundy, 2009)、“构造体制转换成矿”(Dengetal., 2020)、“地壳连续成矿模式”(Grovesetal., 1992; Groves，1993)、“地震泵降压成矿模式”(Weatherley and Henley, 2013)、“围岩氧化成矿模式”(William-Jonesetal., 2009)以及“震间富集模式”(Voiseyetal., 2020)。尽管存在上述重要进展，仍存在以下薄弱环节：(1)以往对造山型金矿床的研究多注重在大洋俯冲背景下、与俯冲作用同期的造山型金矿，对于大陆碰撞及复合造山背景下形成的造山型金矿研究尚不完善;(2)地壳连续成矿模式对区域上造山型金矿的矿化蚀变进行了系统的对比，而对于区域性造山型金矿同位素等地球化学特征缺乏系统对比和解释;(3)研究了岩石圈-成矿带-矿田不同尺度构造对于造山型金矿产出的控制(Hodgson, 1989; Cox, 1999; Coxetal., 2001; Bierleinetal., 2006)，多尺度构造级联对于造山型金矿的控制仍有待深化，对于流体输运的驱动力仍没有明确;(4)流体物质来源存在幔源(Dengetal., 2015a; Kolbetal., 2015; Wangetal., 2019; Zhaoetal., 2019)和壳源(Phillips and Powell, 2009, 2010, 2015; Tomkins and Grundy, 2009; Tomkins, 2010)的争议，对于幔源流体而言其物质输运介质是以岩浆还是流体为主的形式也存在争议(Wangetal., 2020a, b);(5)元素迁移的方式存在不同的机制，比如胶体金和配位金等(Voiseyetal., 2020)。

图1 特提斯域新生代造山型金矿分布图(据宋玉财等, 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)

青藏高原造山型金矿属于特提斯-喜马拉雅造山带成矿带的一部分。该成矿带造山型金矿主要分布在西部的Alps带、中部的Zagros带以及东部的青藏高原(图1); Alps带成矿带多数形成于大陆伸展环境(Rauchenstein-Martineketal., 2014)，中部的Zagros带形成于大洋俯冲以及大陆初始碰撞阶段(Agardetal., 2011)，而东部的青藏高原则涵盖其它两个成矿带的构造环境，具有代表性。青藏高原是地球上研究大陆碰撞相关成矿作用的天然实验室(Molnaretal., 1993; Chungetal., 2005; Yin, 2006; Wangetal., 2014a); 现有的对青藏高原地球物理探测(Zhangetal., 2014a; Guoetal., 2018; Jinetal., 2018)、岩石学与地球化学研究(Wangetal., 2008; Xuetal., 2010; Guanetal., 2012)和构造分析的结果(Quidelleuretal., 1997; Yinetal., 1999; Tobgayetal., 2012)，为研究大陆碰撞背景下造山型金矿的成因提供了重要窗口。青藏高原大陆碰撞经历主碰撞陆陆汇聚、晚碰撞构造转换和后碰撞地壳伸展三个阶段(侯增谦等, 2006a, b, c)，不同构造背景下形成的各类矿床均备受关注(侯增谦等, 2006d; Hou and Cook, 2009)，例如斑岩型金-铜矿(Houetal., 2003, 2006, 2009, 2013, 2015a, 2017; Yangetal., 2009a, 2015, 2016)、MVT型铅锌矿(邓军等, 2010; Dengetal., 2014a; Songetal., 2015, 2019; Liuetal., 2017)、碳酸盐岩型稀土矿(Hou and Cook, 2009; Houetal., 2015b)等。此外，对大陆碰撞背景下造山型金矿的研究也取得了重要进展，如在成矿物质来源(Sunetal., 2009; Chenetal., 2014; 李华健等, 2017)、构造触发条件(Yangetal., 2009b; Zhaietal., 2014)和成矿构造背景(Wangetal., 2019)等方面都有诸多新认识。但这些研究多聚焦在单个矿带或者矿床尺度(Jiangetal., 2009; Sunetal., 2016; Caoetal., 2019; Lietal., 2019)，本文着眼青藏高原雅鲁藏布江、哀牢山和喜马拉雅三条造山型金成矿带，从成矿省尺度出发，综述不同金矿带中金矿的矿床地质特征和控矿构造(图2、图3)，揭示岩石圈演化和造山型金成矿之间的时空耦合联系(图4、图5)，建立青藏高原碰撞背景“源-运-储”系统成矿模式，与典型增生背景造山型金矿对比，重点突出了大陆碰撞背景下造山型金矿的特色。

研究表明造山型金矿形成于多元和复杂的构造背景，然而不同成矿背景造山型金矿成矿特征的区别和联系尚没有查明; 成矿过程中受到多尺度构造和流体作用的控制，不同尺度和类型成矿过程的级联不清; 成矿流体具有幔源和壳源等多种来源的可能性，不同来源在不同地区和背景造山型金矿的适用性需要进一步澄清。多元构造背景多尺度级联的造山型金矿成因机制仍是一个重要的前缘科学问题。需要从成矿省-矿集区-矿体-矿石与矿物的多尺度级联的研究视角出发，分别澄清造山型金矿成矿金属与流体来源-流体迁移构造格架-流体就位与水岩反应-流体相变与金属沉淀机制，系统揭示和深入认识成矿的多尺度和多因耦合机制。

1 构造单元和大陆演化

古生代至中生代，由于古-中-新特提斯洋的相继闭合，造成冈瓦纳古陆的板块拼合，进而形成了青藏高原及其周边地区(Dengetal., 2014a; Wangetal., 2014b); 而后，新生代印度大陆与欧亚大陆碰撞，形成青藏高原大陆碰撞带，包括正向和斜向碰撞带。

大陆正向碰撞带中，青藏高原由拉萨、东羌塘和西羌塘三个地块组成(图2); 而雅鲁藏布江缝合带(YTSZ)则代表着印度和欧亚大陆的会聚边界，由横跨不同纬度、宽约4000km的洋盆，被挤压至现在只有几百米到几十千米宽的狭窄地带(Hébertetal., 2012; Chanetal., 2015; Xuetal., 2015)。大陆正向碰撞过程中，在雅鲁藏布江缝合带南部形成喜马拉雅造山带。

在青藏高原东南缘的斜向大陆碰撞带，包含有滇缅泰马，印支和华南地块，依次由龙木措-双湖-昌宁-孟连缝合带和金沙江-哀牢山缝合带分割。在华南地块的西缘和北缘，新元古代汉南-攀西弧是由晚中元古代至早新元古代的变质地层和具有类弧地球化学特征的新元古代深成杂岩体组成(Zhouetal., 2006; Zhaoetal., 2011)。在斜向大陆碰撞带中，特别是沿古特提斯哀牢山缝合带，在32～10Ma期间，斜向碰撞导致陆块发生旋转、挤出和剪切(Dengetal., 2015b)。

图2 大地构造简图(a)及青藏高原地质背景和新生代造山型金矿分布图(b，据Chung et al., 2005修改)矿床年龄据：Zhao et al. (2019), Deng et al. (2015c), Jiang et al. (2009), Pei et al. (2016), Zhang et al. (2020), Liu et al. (2019),孙晓明等(2007),张雄等(2018),应汉龙和骆耀南(2007). ARSZ-哀牢山-红河剪切带; ASS-哀牢山剪切带; BNSZ-班公湖-怒江缝合带; CMS-昌宁-孟连缝合带; JS-金沙江缝合带; MBT-主边界逆断层; SBS-掸邦缝合带; YTSZ-雅鲁藏布江缝合带. i-绢云母Ar-Ar年龄; c-辉钼矿Re-Os年龄; q-石英Ar-Ar年龄; k-金云母Ar-Ar年龄; m-黑云母Ar-Ar年龄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 挤压系统

在55～50Ma期间，印度大陆漂移至海沟标志着新特提斯洋闭合，印度大陆与欧亚大陆开始碰撞(Najmanetal., 2010; Replumazetal., 2014); 由于印度大陆和欧亚大陆之间的会聚速率相对喜马拉雅地区的缩短速率更快，从而导致青藏高原隆升(Doglionietal., 2007)。在55～45Ma期间，新特提斯洋俯冲板片回撤在拉萨地块南部的弧带内诱发冈底斯岩基侵入和林子宗火山活动(图4a; Chungetal., 2005，2009; Jietal., 2009; Xiaetal., 2011; Liuetal., 2018)。在45Ma左右，大陆碰撞速度突然下降，标志着印度大陆与欧亚大陆从“软碰撞”向“硬碰撞”转变。与此同时，根据喜马拉雅带变质岩的记录，新特提斯洋板片与印度大陆岩石圈发生断离(DeCellesetal., 2002; Kohn and Parkinson, 2002)。

在晚始新世，随着印度大陆和欧亚大陆碰撞持续进行，双重褶皱和同时期的岩浆作用(约43Ma)导致拉萨地块南部和特提斯喜马拉雅带地壳增厚(Moetal., 2007; Aikmanetal., 2008; Zengetal., 2011)。与此同时，喜马拉雅造山带还经历了广泛的变质作用(图4a; Zengetal., 2012; 张里和吴耀, 2012; Zhangetal., 2014c)。在喜马拉雅造山带的中部和东喜马拉雅结晶岩，经历了高压(HP)榴辉岩相变质作用(Liu and Zhong, 1997; Groppoetal., 2007; Guillotetal., 2008)或高压麻粒岩相变质作用(Ding and Zhong, 1999)。在晚始新世35～30Ma期间，南拉萨地块作为俯冲带上的加厚地壳，经历了与高喜马拉雅序列早期高压变质作用有关的中压(MP)角闪岩相变质作用。这两条同时期的HP和MP变质带作为成对变质带，代表着陆-陆碰撞后喜马拉雅型造山运动的特征(Zhangetal., 2010)。

1.2 剪切系统

在青藏高原东缘印度-欧亚大陆斜向碰撞带，变质作用和地壳剪切作用均发生在先存剪切带上，其中最为显著的就是哀牢山-红河剪切带(Dengetal., 2014b, 2015b; Wangetal., 2014b, 2019)。哀牢山剪切带在44～36Ma期间经历了与地壳深熔作用有关的峰期角闪岩-麻粒岩相变质(图4b;P-T条件为8.0～9.6kb，720～760℃; Schäreretal., 1990; Jolivetetal., 2001; Anczkiewiczetal., 2007; Searleetal., 2010; Liuetal., 2013, 2015a)。32～25Ma峰期变质之后为峰后近等温减压作用阶段(P-T条件为5.0～6.5kb，700～750℃)，随后是25～20Ma晚期退变质阶段(P-T条件为4.0～4.5kb，520～620℃; Liuetal., 2013)。根据不同构造期次淡色花岗岩锆石U-Pb年龄可以得出，大规模的剪切位移发生在32～24Ma退变质过程中(Chungetal., 1997; Caoetal., 2011)。根据变形岩石中云母和角闪石Ar-Ar年龄，该地区地壳在23Ma发生抬升(未发表数据)， 结合独居石和磷钇矿U-Pb年龄(Schäreretal., 1990)可以证实，该地区退变质作用晚期还伴随着地壳深熔作用。

图3 青藏高原及哀牢山地区金矿分布和地质简图

1.3 伸展系统

在青藏高原南部，拉萨地块存在侵位年龄在25～10Ma之间，峰值年龄约为15Ma的埃达克质岩浆岩(图3c)，这些埃达克质岩浆岩可能与俯冲的印度大陆岩石圈板片发生回撤有关(Williamsetal., 2001; Houetal., 2015a)，而深部板片发生回撤则会在地壳浅部诱发同期的水平伸展运动(Hou and Cook, 2009)。高Sr/Y超钾质岩石具有放射性Sr-Nd同位素特征和高εHf值(5～12)，并且与中新世斑岩型Cu-Mo矿化相关(Houetal., 2015a, c)。拉萨地块东部的岩浆岩侵入体与斑岩矿床具有广泛联系(图3c、图4c)，而西部地区的岩浆活动则很少。拉萨地块东西部岩浆活动具有显著的差异性可能与东西部印度岩石圈俯冲角度不同有关(侯增谦等, 2006e; Guoetal., 2015, 2018)。藏南晚渐新世-中新世淡色花岗岩属于喜马拉雅造山带内东西走向、长约3000km的火成岩侵入区的一部分(Guo and Wilson, 2012)。这些侵入岩具有高Rb/Sr(>1.0)和高(87Sr/86Sr)i(>0.7300)比值，体现出来源于变质作用期间的变质泥岩熔融等特征(Kingetal., 2011; Tianetal., 2017)。

北喜马拉雅域地层以特提斯喜马拉雅序列(THS)为主(图3c)，伸展性构造包括藏南拆离系(STDS; Burg and Chen, 1984; Burchfieletal., 1992)、北喜马拉雅片麻岩穹窿(NHGD)和南北走向裂谷(NSTR)。在喜马拉雅北部～92°E至～78°E范围内，NHGD呈带状分布(Burgetal., 1984; Hodges, 2000; Leeetal., 2004)。其中大部分穹窿的核部为年龄在10～35Ma之间的二云母花岗岩或淡色花岗岩。这些侵入岩外围是发生了变形的片麻岩，U-Pb年龄约为500Ma，最外侧是变质程度较低的特提斯喜马拉雅序列(Zhangetal., 2004; Aoyaetal., 2005; Leeetal., 2006; Quigleyetal., 2006; Lee and Whitehouse, 2007)。变质核杂岩与外覆THS被北倾的拆离剪切带分隔，呈断层接触(Chenetal., 1990; Burchfieletal., 1992; Hodges, 2000; Aoyaetal., 2005, 2006; Leeetal., 2006)，这些北倾的拆离剪切带可能为被剥露的藏南拆离系(Zhang and Guo, 2007)。在喜马拉雅山造山带，一系列南北走向的裂谷垂直于造山带的走向分布，反映了东西向的伸展运动。这些裂谷包括Leo Pargil、GularMandhata、Thakkola、Kung Co和Ama DrimeMassif(Murphyetal., 2002; Hintersbergeretal., 2010; Mitsuishietal., 2012)。根据构造与地质体之间的切割关系，这些东西向伸展构造切割了所有先存的变形组构，包括较老的、与造山带平行的正断层。

2 金矿带的时空分布和成矿背景

青藏高原地区新生代大规模构造演化分别沿雅鲁藏布江缝合带、哀牢山剪切带和喜马拉雅造山带形成了三个重要的金矿带(图2)，根据控矿构造和地质特征，这三个金矿带分别处于挤压、剪切和伸展构造系统中(表1)。金成矿作用发生在峰期变质和退变质之后(图4)，从现有的成矿时代分析，三个成矿带金矿集中成矿时期对应于印度和欧亚大陆碰撞速率发生急速下降期(图5; Lee and Lawver, 1995; Molnar and Stock, 2009; Van Hinsbergenetal., 2011)。

图4 青藏高原造山型金矿带主要地质事件年代图(a)挤压系统相关地质事件;(b)剪切系统相关地质事件;(c)伸展系统相关地质事件. GT-冈底斯逆冲断层; MCT-主中央逆断层; STDS-藏南拆离系; THFT-特提斯喜马拉雅褶皱逆冲带. 数据来源：变质作用据Guo et al. (2012), Zhang et al. (2015), Iaccarino et al. (2015), Kellett et al. (2014); 断层据Tobgay et al. (2012); Harrison et al. (2000), Wiesmayr and Grasemann (2002); 斑岩型矿床据应立娟等(2010), 李光明等(2005); 矽卡岩型矿床据Zheng et al. (2015); 金矿床据Pei et al. (2016), 温春齐等(2004), Yang et al. (2009b); 裂谷据Williams et al. (2001); 抬升作用据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)

图5 印度板块与欧亚板块会聚速率随时间变化折线图(a)及西藏造山型金矿年龄频率曲线(红色)和直方图(b)印度板块漂移速率据Molnar and Stock (2009), Lee and Lawver (1995), Van Hinsbergen et al. (2011). 矿床年龄据黄瀚霄等(2012),张雄等(2018),应汉龙和骆耀南(2007),孙晓明等(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 挤压系统

形成于挤压系统中的造山型金矿超过200t金(温春齐等, 2004, 2006; Sunetal., 2016; Zhangetal., 2018; 张雄等, 2018)，沿着雅鲁藏布江缝合带分布，其中以马攸木、念扎、邦布和折木朗金矿最为典型(图3a)。该带中赋矿地层主要为三叠系浅变质岩和新元古界-寒武系片岩(表1、图6)，成矿年龄和区域主碰撞构造事件时间一致(侯增谦等, 2006c, e)，和区域进变质作用同期(图4a)。马攸木金矿床位于雅鲁藏布江缝合带西段，根据与含金石英脉有关的蚀变绢云母40Ar/39Ar测年判断，金矿大约形成于59Ma(Jiangetal., 2009)。念扎金矿床位于雅鲁藏布江缝合带南侧仁布构造混合岩带中，绢云母40Ar/39Ar年龄显示金成矿事件发生在约45Ma(张雄等, 2018)。邦布金矿床位于雅鲁藏布江缝合带东段南侧三叠系朗杰学群增生楔中，热液绢云母40Ar/39Ar年龄显示金矿化形成于49Ma左右(Peietal., 2016)。

2.2 剪切系统

与哀牢山剪切带伴生的哀牢山造山型金成矿带主要包括镇沅、金厂和长安三个大型造山型金矿床(图3b)以及超过30个小型矿床(Zhangetal., 2014b)。镇沅金矿蚀变煌斑岩热液铬水云母Ar-Ar测年结果表明，哀牢山金矿带金矿化主要发生在约32～26Ma(Dengetal., 2015c)。剪切前渐新世富碱斑岩(～ 34Ma; Zhangetal., 2014b)和煌斑岩(34～30Ma; Wangetal., 2001)侵入体发育了与金矿相关的围岩蚀变组合，表明哀牢山与剪切带有关的金矿形成于钾质岩浆作用之后(Guoetal., 2005; Sunetal., 2009; Chenetal., 2014; Zhangetal., 2014b)。另外最近的古地磁研究显示金矿化发生在21Ma，即发生在哀牢山剪切带大规模左旋剪切之后，很可能是处于韧脆性变形的转换阶段(Gaoetal., 2018)。该带中赋矿岩石主要为奥陶系到石炭系的浅变质岩和碎屑岩以及超镁铁质岩石(图6)，金成矿形成于晚碰撞阶段(侯增谦等, 2006a)，与区域退变质作用时间一致(图4b)。

扬子克拉通西北缘与松潘-甘孜增生杂岩体和义敦岛弧南部相邻，大渡河、石棉、锦屏山等许多分布于此的造山型金矿与新生代区域走滑断裂有关(Deng and Wang, 2016)。应汉龙和骆耀南(2007)测定了石棉矿区中瓦斯沟、黄水沟、大岩房、金洞子和金台子五个矿床中的蚀变白云母40Ar/39Ar坪年龄，分别为约22Ma、25～28Ma、20Ma、20Ma和32～34Ma。锦屏山矿区的赋矿围岩主要为晚元古代结晶灰岩和白云石化灰岩，含金矿脉的绢云母40Ar/39Ar年龄为23Ma(Deng and Wang, 2016)。

2.3 伸展系统

喜马拉雅造山带北部存在一条北部以雅鲁藏布江缝合带为界，南部以藏南拆离系为界的金-锑成矿带，成矿带内先后发现超过50个金和金-锑矿床和矿点(聂凤军等, 2005)，典型矿床由西向东分别有布主金矿、沙拉岗锑矿、马扎拉金锑矿和明赛金矿。该带中赋矿地层主要为三叠系到白垩系的浅变质岩和碎屑岩(图6)。这些矿床与广泛分布的以中新世淡色花岗岩为核部的穹窿和南北向断裂存在密切的空间联系(图3c)。由于藏南地区金-锑矿床缺乏合适的定年矿物，难以精确厘定成矿时代，但根据区域构造和控矿构造可限定金矿化时代为中新世(Yangetal., 2009b); 另外最新报道了金矿化的年龄为16Ma左右的明赛金矿(Zhangetal., 2020)。该带成矿年龄和区域后碰撞地质事件年龄一致(侯增谦等, 2006b)，和退变质作用和穹隆的快速隆升同期(图4c)。

图6 青藏高原成矿带三大造山型金矿成矿带地层柱状图(据霍艳, 2005; 刘云飞, 2013; 杜泽忠, 2011; 张刚阳, 2012; 黄瀚霄等, 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)

图7 青藏高原挤压系统典型造山型金矿地质图(a、b)邦布金矿(据Pei et al., 2016修改)；(c)马攸木金矿矿床地质图(据Jiang et al., 2009修改)；(d)念扎金矿矿床地质图(据李应栩等, 2019修改)；(e)大坪金矿矿床剖面图(据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 矿床地质和成矿模型

3.1 挤压系统

邦布金矿床位于近东西走向区域大型脆-韧性剪切带中段(图7a)，区内出露地层为三叠系绿片岩，沿断裂分布有少量的基性岩脉(图7b)。金矿体赋存于上三叠统朗杰学群变质沉积岩中，岩性主要为海相硅质板岩、黑色碳质绢云千枚岩和杂砂岩等，大多呈低级绿片岩相变质(图6)。矿体以含金石英脉形式产出，受区域脆-韧性剪切带次级NNW和NEE向断裂系控制(图7b)。围岩蚀变主要有硅化、绢云母化和碳酸盐化等。

马攸木金矿床为大型金矿床，赋矿围岩主要为新元古界-寒武系绿片岩和细晶灰岩(图6)。矿区内发育一系列近东西走向逆断层，被后期南北向和北北东向断层切割。矿体受近东西向断裂控制，呈透镜状、脉状和似层状(图7c)。矿体周围发育有较强的围岩蚀变，主要有硫化、硅化、绢云母化、碳酸盐化和泥化。金矿化强度和硅化强度呈正相关(温春齐等, 2006)。

念扎金矿床南部出露三叠系增生楔，岩性主要为砂质板岩、变质砂岩、灰岩、大理岩等。矿区北部由于强烈的岩浆活动，广泛分布白垩纪石英闪长岩，局部见辉绿岩、辉长岩等基性岩脉。区内主要发育近EW向以及NE、NW向断裂，断裂性质以逆断层为主(图7d)。高品位金矿化伴随硅化主要产于三叠系地层与白垩系侵入体NW向断层接触带附近，矿体产状受断裂控制。沿NW向断层发育有强烈的热液蚀变，包括绢云母化、硅化、碳酸盐化、褐铁矿化等，基性围岩还发育有蛇纹石化、绿泥石化等蚀变。

图8 哀牢山剪切系统典型造山型金矿地质图(a)镇沅金矿(据Wang et al., 2019); (b)金厂金矿矿床剖面图(据应汉龙等, 2005); (c)长安金矿矿床地质图(据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)

大坪金矿床(～45Ma; 未发表数据)位于哀牢山成矿带东南部，其和位于扬子板块西北缘的金台子(形成于～32Ma)一样(图2b; 应汉龙和骆耀南, 2007)，因为其形成时代比哀牢山剪切活动(21～27Ma; Schäreretal., 1994; Leloupetal., 2001; Caoetal., 2011)要早，所以归为了挤压系统内。大坪金矿金资源量>70t，平均品位为14.3g/t(杨立强等，2010)。围岩为新元古代闪长岩，奥陶系砂岩、粉砂岩和板岩。大多数含金矿脉约NW走向，倾向SW，倾角50°～80°(图7e)。矿体产状指示矿化与区域NW向断裂具有一定的空间联系。矿体周围具有蚀变分带现象，闪长岩中的矿体形成的分别为近端石英-绢云母带，中部绿泥石-绿帘石带和远端碳酸盐岩-钠长石带。

3.2 剪切系统

镇沅金矿由老王寨和冬瓜林两个矿区组成，是带内最大的金矿床，金储量>160t，平均品位5.3g/t(杨立强等, 2010)。该矿床位于蛇绿岩带北部，以复杂的围岩岩性为特征，其中包括上泥盆统变质石英砂岩、泥盆纪至石炭纪蛇绿岩、石炭系碳质板岩、二叠-三叠纪石英斑岩、上三叠统粉砂岩和始新世煌斑岩(图6; Dengetal., 2015c)。构造对矿化控制体现在冬瓜林矿区以断层、褶皱和剪切节理组合以及陡立的NW向断层为主，老王寨矿区则以近东西向至北东向断层为主(图8a; Dengetal., 2015c)。在冬瓜林矿区，上泥盆统变质石英砂岩与石炭系碳质板岩呈断层接触，受剪切的煌斑岩岩脉沿近平行的北西向陡倾断裂断续分布。老王寨矿区地层岩性为强烈劈理化的石炭系碳质板岩、泥盆纪超镁铁岩和上三叠统红粉砂岩。矿区内早古生代地层被石英花岗岩侵入，锆石U-Pb年龄为255～247Ma，在金矿化过程中，石英斑岩被成矿热液蚀变(李龚健等, 2013)。镇沅金矿赋矿围岩种类多样，但均发育有类似的蚀变组合，蚀变类型包括碳酸盐化(主要为白云石和铁白云石)、绢云母化和硫化。煌斑岩和花岗岩中的金云母和黑云母的斑晶已分别蚀变为铬云母和绢云母，沿解理分布有金红石和磷灰石的微晶(Lietal., 2019)。细粒浸染型富砷黄铁矿是主要的含金矿物，与绢云母蚀变伴生或在板岩、煌斑岩中围绕早期磁铁矿和沉积黄铁矿沉淀，同时还伴生少量毒砂、辉锑矿、黄铜矿和闪锌矿。

金厂矿床具有独特的金-镍共生组合，赋存超过80t金，平均品位2.69g/t(Fangetal., 2001)。赋矿围岩主要为下-中泥盆统变质砂岩与板岩互层(图6)，广泛出露的上三叠统砂岩以及化蛇绿岩。蛇绿岩中辉石橄榄岩和纯橄岩已完全发生蛇纹化(熊伊曲等, 2015)。西北向分布的花岗质岩石和始新世煌斑岩岩脉侵入在泥盆系-三叠系的变质沉积岩和蛇绿岩中。金成矿作用形成于区域倒转褶皱核部的泥盆系砂岩和蛇绿岩中(图8b)。金、镍矿体在该矿床中均有发育，空间上有少量重叠(Yingetal., 2001; 熊伊曲等, 2015)。在泥盆系变质岩和蛇绿岩中发育与金矿化有关的热液蚀变为类似的碳酸盐化、绢云母化、铬水云母化和硅化。在泥盆系板岩中，金以自然金的形式赋存在NW-SE向石英脉中，在蚀变砂岩和超镁铁质岩石中以不可见金形式赋存于砷黄铁矿和毒砂中(Yingetal., 2001)。

长安金矿床位于金平地体西部，含金110余吨，平均品位5.84 g/t(杨立强等, 2010)。该矿区出露的岩石主要为下奥陶统变质细粒石英砂岩和石英砾岩(图6)、中-晚期志留系白云岩和第四系砾石(Zhangetal., 2014b)。奥陶系砂岩和砾岩为主要的赋矿岩石，呈近东西向分布，倾向北。矿床位于区域向斜翼部与区域北西向长安断裂结合部位，局部与矿区内志留系与奥陶系的不整合面重叠(图8c)。沿长安断裂发育一条60～280m宽的破碎蚀变带，断裂上盘为圈闭的金矿体。蚀变主要包括硅化、绢云母化和碳酸化。绢云母化与金矿化密切相关，正长岩中的黑云母斑晶蚀变为绢云母。硫化物矿物以高砷黄铁矿、毒砂、方铅矿、黄铜矿、闪锌矿和黝铜矿为主(Zhangetal., 2014b)。浸染状砷黄铁矿一般赋存有不可见金和少量银金矿。

大渡河金矿位于大渡河两岸，赋矿围岩为太古代至早元古代的康定杂岩、元古代的石英闪长岩、花岗岩及闪长岩、新生代的基性岩脉。近南北向的脆性断裂控制着含金石英脉的分布(Lietal., 2007)。矿床含金石英脉中的白云母40Ar/39Ar坪年龄为24.7±0.3Ma(Deng and Wang, 2016)。石棉矿区位于大水沟穹隆东部，穹隆核部为大水沟岩浆核杂岩(图9)，主要岩性为变质碎屑岩和碳酸盐岩夹基性火山岩(张海, 2011)。该岩浆核杂岩经历多期变形变质作用，由内到外可划分为韧性剪切变形-铁铝榴石带、韧性剪切固态流动褶皱变形-黑云母带和弱剪切变形-绢云母绿泥石带(喻安光, 2000)。矿区赋矿围岩主要为元古代石英闪长岩、泥盆系碳酸盐岩和中生代石英斑岩(王小春, 1999)。

3.3 伸展系统

形成于伸展系统的金矿床数量众多，至少有50t金以及0.01Mt锑(Zhaietal., 2014)。金矿多与锑矿床矿点共生，金、锑矿为同一个造山型成矿系统，从而本文放一起描述和研究。这些矿床的围岩主要为侏罗纪沉积岩、白垩纪碎屑岩、古新世和中新世花岗岩类。金矿化主要发生在含金辉锑矿-石英脉中以及浸染状蚀变岩中。矿体主要受北东向、北西向和东西向断裂控制(图10)。矿体周围发育的热液蚀变包括硫化、硅化、绢云母化和碳酸化。

明赛金矿是新发现的金矿床，平均品位为4g/t，具有较大的找金潜力(吴昊等, 2017)。矿床位于特提斯喜马拉雅层序东段，北邻也拉香波穹窿，南邻错那洞穹窿。金矿体赋存于EW向展布，北倾的侏罗系泥质、硅质沉积岩和凝灰岩夹层中，以凝灰岩夹层为主(图11a)。该矿床的矿化类型包括以石英脉为主的硅化作用以及绢云母化作用。

马扎拉金锑矿是一个小型矿床，金资源量<5t(Zhaietal., 2014)。矿床位于藏南特提斯喜马拉雅带。矿体围岩为下-中侏罗统板岩夹变质砂岩、变质粉砂岩和灰岩(图6)。含金辉锑矿-石英脉矿体受北西、北东和东西向拆离断层控制(图11b)。石英脉矿体中的矿石矿物主要为明金、辉锑矿、黄铁矿、褐铁矿和毒砂。自然金主要以包裹体的形式出现在石英和硫化物中或矿物颗粒间隙、裂隙中。围岩蚀变包括硅化、碳酸盐化、硫化、绢云母化和绿泥石化。

沙拉岗为一处中型锑矿床，锑资源量为0.01～0.1Mt，矿床位于然巴穹窿和康马穹窿之间。区域地层岩性为白垩系砂岩、粉砂岩、灰岩夹泥岩(图6)。区内发育有两处小型的喜马拉雅期辉绿岩和闪长岩侵入体。已识别出的12个矿体均受EW向断层控制(图11c)。矿化形式以角砾岩和网脉状的辉锑矿-石英脉为主。矿石矿物有辉锑矿、辰砂、锑华以及少量的黄铁矿、毒砂和雄黄。热液蚀变类型与围岩岩性具有一定的关联，硅化和硫化通常发育在围岩地层中，碳酸盐化和绿泥石化更倾向于发育在靠近矿化断裂的辉绿岩和闪长岩中。

图9 扬子西缘石棉矿区地质背景和金矿分布图(据应汉龙和骆耀南, 2007修改)Ald-铁铝榴石带；Bit-黑云母带；Chl-绿泥石带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 连续成矿模型

形成于不同构造背景中的矿床其矿化作用具有系统性的过渡转变：

(1)挤压构造背景下形成的矿床矿化特征为以石英脉型矿体为主; 矿体产状可以陡倾也可以是缓倾; 围绕矿体的蚀变范围较窄; 主要矿石矿物为自然金和银金矿。代表性矿床为大坪金矿和邦布金矿(图12a，b)，其中，大坪金矿赋存于晚元古代闪长岩中，金与多金属硫化物形成于高角度石英脉中; 石英脉的两侧与围岩接触处发育黄铁矿，方铅矿矿化。邦布金矿赋存于晚三叠系碳质板岩中，矿区内部褶皱较为发育，受区域构造改造地层发育倾角较为平缓的劈理，金矿体赋存在受断裂控制的石英脉中，多期成矿作用形成多条含矿黑色条带。黄铁矿化形成于石英脉与围岩接触处。在韧性剪切带上脆性构造中发育的矿体存在多种破裂-愈合构造，这种现象或许可以用地震泵模式解释。众多学者观察到成矿流体具有不混相性，表明成矿流体从静岩压力环境转移到静水压力环境，引起流体压力的突然下降，从而导致金属沉淀(Weatherley and Henley, 2013; Peterson and Mavrogenes, 2014; Yamaguchietal., 2018)。

(2)与剪切带有关的矿床矿化特征为以浸染型矿化为主，金赋存于黄铁矿和毒砂晶格中，在陡倾破碎带内具有宽阔的蚀变晕。代表性矿床如镇沅、金厂和长安金矿(图12c)，由多种围岩类型发生蚀变形成矿体，矿体主要受控于顺层断裂或节理; 煌斑岩中金云母斑晶蚀变成绿色的铬水云母，长英质岩石中的黑云母和金云母被绢云母、黄铁矿和铁白云石交代，变质岩中的方解石蚀变为铁白云石或白云石，白云母蚀变为绢云母。含金黄铁矿普遍具有振荡环带，暗示在流体成分在成矿过程中发生改变(Lietal., 2019)。

(3)伸展环境内穹隆构造使区域褶皱构造发育，在穹隆顶部和两侧形成明赛、马扎拉等一系列金锑矿床(图12d)，明赛金矿成矿岩性主要为侏罗纪凝灰岩。近水平裂隙中存在浸染状矿化，而在陡倾破碎带中存在细脉状矿化，蚀变带通常较窄，发育绢云母-碳酸盐-绿泥石-黄铁矿蚀变矿物组合。矿体小而富，数量众多而分布比较分散。金主要以自然金形式出现，多与后期的Sb矿化相伴生。

图10 特提斯喜马拉雅伸展系统造山型金矿、片麻岩穹窿、淡色花岗岩分布图(据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)

图11 青藏高原伸展系统典型造山型金矿地质图(a)明赛金矿剖面图(据Zhang et al.，2020修改); (b)马扎拉金矿矿床地质图(据张建芳等, 2011修改); (c)沙拉岗锑矿矿床地质图(据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)

图12 青藏高原及周缘地区新生代造山型金矿地壳连续成矿模式图(a)大坪金矿发育在新元古代闪长岩中，石英脉中发育黄铁矿-方铅矿-闪锌矿-自然金矿物组合；(b)邦布金矿围岩为发育S-C组构的三叠纪板岩。石英脉发育破裂-愈合构造，硫化物和金集中沉淀在石英脉内；(c)镇沅金矿为蚀变浸染型金矿，围岩条件复杂。蚀变煌斑岩中发育绢云母-碳酸盐-黄铁矿蚀变；(d)穹隆构造使区域近水平劈理带和近垂直断裂带发育，控制了明赛，马扎拉等一系列金锑矿床的矿化。明赛金矿围岩为侏罗系板岩发育一组近水平片理，并被后期方解石脉切割，含金硫化物沿劈理发育.Cb-碳酸盐矿物；Dol-白云石；Fs-铬水云母；Gn-方铅矿；Py-黄铁矿；Q-石英；Rt-金红石；Ser-绢云母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 流体特征和同位素组成

4.1 流体特征和温压条件

挤压构造系统的造山型金矿中成矿流体特征较为一致，包裹体类型以含CO2三相水溶液型和富液相两相水溶液型为主，含有少量纯CO2型和含有机质型(图13a，b)。流体包裹体丰度较高，体积较大，长径多为5～15μm，少数可达到20～30μm，产状以小群和离散为主。成矿流体气相组分以CO2和H2O为主，同时含有少量有机质与CO、N2和H2S等还原性气体。CO2体积百分数多分布于0.1～0.5。离子成分以阳离子Na+、K+、Mg2+和阴离子Cl-和SO42-为主(霍艳, 2005)。主成矿阶段成矿流体均一温度分布范围为200～420℃，主要集中于220～380℃，盐度主要分布于3.9%～11.8%NaCleqv (Jiangetal., 2009); 密度0.63～0.95g/cm3。综合上述特征，成矿流体属于中低温-低盐度-中低密度的NaCl-H2O-CO2流体体系。在挤压构造系统中，马攸木金矿成矿压力为140～360MPa，对应深度为5.2～13.3km(Jiangetal., 2009); 大坪金矿成矿压力为378～547MPa(见电子版附表1)，与丹巴深成造山型金矿的压力条件一致(450～500MPa; Zhaoetal., 2019)，成矿深度根据Shepherdetal.(1985)提出的公式计算为13～17km，成矿流体属于超压流体; 且平均地温梯度变化小于标准地温梯度(<25℃/km)，说明成矿处于高压低温条件，暗示成矿过程中可能受到俯冲的影响。综上所述，挤压构造系统成矿流体多为高压的中温中低盐度中低密度的富CO2流体。

伸展构造系统中造山型金矿主要位于喜马拉雅造山带的北部，典型矿床由西向东分别有沙拉岗锑矿、马扎拉金锑矿和明赛金矿等。金矿床的流体包裹体类型与挤压性造山型金矿极为相似，均以含CO2三相水溶液型和富液相两相水溶液型为主，伴有少量纯CO2型包裹体。成矿流体气相组分以H2O、CO2为主，CO2体积百分比约为0.2～0.8。成矿流体均一温度主要分布于220～320℃，盐度分布范围为2.2%～13.1%NaCleqv; 流体密度集中于0.58～0.88g/cm3，为低密度流体。在伸展构造系统中，矿床的成矿压力为50～240MPa，成矿深度约为1.9～8.9km(莫儒伟等, 2013; Zhangetal., 2020)，综合上述特征，伸展构造系统中成矿流体属于中低温-中低盐度-中低压的低密度NaCl-H2O-CO2流体体系。

图14 成矿流体温压和区域变质P-T-t轨迹图星型代表不同变质阶段形成的造山型金矿; 区域变质轨迹据康东艳等(2019), Wang et al. (2018), Liu et al. (2013); 成矿年龄及流体温压据莫儒伟等(2013), 毕献武和胡瑞忠(1997), 邓碧平等(2014), 张刚阳(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)

对比三种构造系统中的成矿流体特征发现，压扭性构造系统中成矿流体具有最高的压力和最低的盐度，属于高压-低盐度流体，成矿机制主要为温压降低、流体不混溶和流体混合; 成矿深度较深，多形成中深成造山型金矿，CO2含量较高。剪切型构造系统中成矿流体具有低温低压的特征，流体盐度和密度较高，CO2含量极少，矿区内围岩发育广泛的镁铁碳酸盐化表明初始流体中较高的CO2可能被消耗。伸展构造系统成矿流体的温度、压力和密度相对较低，CO2含量略有上升，成矿机制被广泛认为是流体流体温压变化以及与围岩的相互作用。根据矿物组合判断，剪切背景金矿仅在成矿晚期有低温辉锑矿脉侵入，伸展背景金矿锑矿和金矿近乎同期，表明剪切背景成矿主期温度要高于伸展背景，而剪切背景金矿包裹体温度低于伸展背景也表明剪切背景金矿流体经历了演化，使测得的包裹体数据温压数据低于实际成矿流体。此外，测得的包裹体均一温度为最低捕获温度，理论上低于成矿流体的捕获温度，因此不能完全反应成矿流体的真实温压特征。

表2 青藏高原新生代造山型金矿O、S、He-Ar同位素表

图15 青藏高原新生代造山型金矿床He-Ar同位素图解(据Tan et al., 2018; Wang et al., 2019; Burnard et al., 1999修改)(a)黄铁矿流体包裹体40Ar*/4He-3He/4He(Ra)投图;(b)黄铁矿流体包裹体40Ar/36Ar-R/Ra投图. SCLM-大陆岩石圈地幔. 金矿He-Ar同位素数据见附表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

整体而言，从挤压系统到剪切系统至伸展系统，流体的压力和温度体现了系统性降低，代表了成矿深部的变化。此外，流体压力/温度比值逐步降低，符合不同成矿带形成时期地壳的温压条件的系统变化(图14)。

4.2 同位素特征

青藏高原新生代三条金成矿带金矿床He-Ar同位素值均高于地壳流体的值(0.01～0.05Ra)(见电子版附表2、图15)：挤压系统金矿床黄铁矿的3He/4He数值为0.17 ～1.34Ra，中值为1.13Ra(表2); 剪切系统为0.02～0.86Ra，中值为0.4Ra，落入地幔流体(6～9Ra)和地壳流体范围之间(图15b); 伸展系统金矿床为0.01～0.09Ra，中值为0.04Ra，大部分落入地壳流体范围(图15a)。尽管进行He同位素测试的部分黄铁矿不可避免地含有沉积黄铁矿核，但大部分金矿数据落入幔源流体和壳源流体之间仍能表明成矿流体具有部分幔源流体的贡献(Burnardetal., 1999)。

青藏高原新生代三条金成矿带金矿床流体氧同位素值见电子版附表3，流体O同位素值根据石英与水的O同位素平衡公式ΔQ-H2O-3.38×106/T2-3.4(Claytonetal., 1972)计算获得。挤压系统金矿床δ18OH2O值为6.0‰～13.1‰，中值为7.2‰(表2); 剪切系统δ18OH2O值为6.2‰～12.3‰，中值为9.3‰; 伸展系统金矿床δ18OH2O值为6.4‰～16.2‰，中值为10.7‰。金矿床δ18OH2O值总体偏向正值，且不同构造系统之间金矿床δ18OH2O值具有增高的趋势(图16a)。这种差异的一个很重要的原因是计算流体δ18O的温度被低估，另外水岩反应也可以一定程度改变热液矿物的δ18O。造山型金矿的氢同位素一直很难被解释; 马攸木金矿和邦布金矿两个矿床的δ18O值均落在很窄的范围内(4‰～10‰)，但它们的δD值变化范围大。

青藏高原新生代三条金成矿带矿床黄铁矿硫同位素值见电子版附表4。金矿床矿石黄铁矿δ34S值多数分布在0值附近(图16b)，绝大多数与大陆岩石圈和俯冲带释放流体的δ34S值重合(Leeetal., 2018; Lietal., 2020)。挤压系统中金矿床矿石黄铁矿δ34S值变化范围较大，为-2.8‰～9.1‰，中值为2.5‰，其中哀牢山大坪金矿床黄铁矿δ34S值偏向正值，较为异常，与扬子板块西缘中生代造山型金矿相似(Wangetal., 2020a)。剪切系统δ34S值为-6‰～3.9‰，中值为-0.4‰，其中金厂矿床矿石黄铁矿δ34S值均为负值，导致整体δ34S值变化范围较大且略微偏向负值。伸展系统中金矿床矿石黄铁矿δ34S值变化范围较小集中在0左右，为0.3‰～5.5‰，中值为1.9‰。

5 沉淀机制和物质来源

5.1 金属沉淀条件

造山型金矿中成矿流体的就位和矿质沉淀受构造和水岩反应共同控制(Hodkiewiczetal., 2009; Williams-Jonesetal., 2009; Grovesetal., 2018; Yangetal., 2018)。研究发现岩石圈尺度构造通常为成矿流体的运移通道(Vearncombe, 1998; Tripp and Vearncombe, 2004)，而成矿带-矿田尺度剪切带或断裂控制造山型金矿的产出(Grovesetal., 2018)。这些矿床尺度控矿构造包括褶皱转折端和层间滑脱带通常是矿体赋存的有利部位(Coxetal., 1991)、断裂弯曲转折端(Yangetal., 2018)、剪切带张性或压性衔接部位(Hodkiewiczetal., 2009)、里德尔剪切派生裂隙以及不同断裂相交点和、侵入体与其他岩性接触部位(Grovesetal., 2018)。流体进入成矿有利部位与赋矿围岩发生水岩反应，通过矿物溶解沉淀诱发岩石软化，导致岩石更易发生破裂(Bierlein and Maher, 2001; Sausseetal., 2001; Yasuharaetal., 2006)。此外，水岩反应可通过硫化、改变成矿物理化学条件等导致金沉淀(Seward and Barnes, 1997; Hodkiewiczetal., 2009; Williams-Jonesetal., 2009)。

氧化作用是流体卸载金的有效机制(Robert, 1987)，通过δ34S值可以判断流体是否发生过氧化作用。在金沉淀过程中，出现硫酸盐物质会导致硫化物δ34S值偏负。Evansetal.(2006)使用模拟计算来解释Golden mile矿床热液黄铁矿δ34S值(-10‰～-2‰)与邻近Golden Mile辉绿岩的Paringa玄武岩中黄铁矿δ34S值(0‰～4‰)相比偏向负值的现象。一些位于Yilgarn克拉通的金矿床，如Victory-Defiance和New Celebration等具有类似的现象(Hodkiewiczetal., 2009)。Porgera金矿床中，单个黄铁矿晶体富金区域δ34S值偏负(-16.24‰～-9.21‰)，而贫金区域δ34S值偏正(-2.04‰～7.3‰)，这种现象表明流体在低压条件下快速蒸发导致流体发生氧化(Weatherley and Henley, 2013)。导致热液流体发生氧化的方法有许多种，沸腾可以导致含矿流体中的还原性气体通过相分离而聚集，从而能够有效地使含矿流体氧化; 由于造山型金矿在金沉淀发生水岩反应的过程中水岩比较低(Phillips and Powell, 2010)，因此含矿流体与矿区中的氧化性围岩发生均一化反应也会导致流体氧化。哀牢山带金厂金矿S同位素值偏负，这是由于金厂金矿的成矿围岩为氧化的超基性岩，含大量的磁铁矿。邦布和大坪矿床S同位素值偏正可能是流体上升过程中，地壳物质混染所造成的。而其他金矿黄铁矿δ34S值均集中在0附近(图16b)，表明大多数矿床赋矿围岩为还原性岩石，对硫同位素影响较小。这种情况下，流体中的硫化物S同位素值可以代表热液流体的S同位素值(Ohmoto, 1972, 1986)。

对于喜马拉雅造山带Au-Sb矿床而言，我们认为两者为同一流体不同阶段沉淀的产物。William-Jones and Norman (1997)证明了温度高于350℃时，热液中含有10×10-6的Sb才会发生沉淀，而当温度低于250℃时，只要1×10-6便可沉淀成辉锑矿。由于造山型金矿广泛形成于抬升的背景，流体温度演化到晚期低温条件下，锑矿化呈石英脉的形式灌入到早期形成的金矿中，这种现象在世界上许多造山型金矿均可出现，如Vitoria矿集区的Bendigo金矿(Wilsonetal., 2013)，Otago Schist矿集区的Bullendale金矿(MacKenzieetal., 2007)和Reefton Goldfield矿集区的Globe-Progress金矿(MacKenzieetal., 2016)。

5.2 物质来源

变质流体和地幔来源是目前广泛接受的且相互对立的流体来源，它们分别对应“变质流体成因模式”(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)。“变质流体成因模式”认为在绿片岩相到角闪岩相的进变质过程中，绿片岩相岩石(特别是变基性岩)脱水作用是造山型金矿的流体来源(Phillips and Powell, 2009; Tomkins, 2010)；“幔源成因模式”可分为俯冲洋壳脱水与流体回返模式(Peacock, 1990; Sibson, 2004; Peacocketal., 2011)、克拉通破坏富集地幔脱气模式(Goldfarb and Santosh, 2014; Dengetal., 2015a)和岩石圈拆沉富集地幔脱气模式(Zhaoetal., 2019; Wangetal., 2019)。如前所述，造山型金矿的物质来源存在很大的争议，我们可以从造动力学背景、矿床地球化学和矿床地质特征等几个方面来综合限制物质来源。

在构造动力学背景角度，挤压系统造山型金矿形成于三个不同的时期(约60Ma、50Ma和44Ma)，和多期印度-欧亚的碰撞速率降低相对应; 而大渡河-锦屏山成矿带也存在着32Ma到20Ma的多期成矿事件。对于变质脱水模型，源区不可能多次变质释放流体。而构造-成矿事件具有突发性，和缓慢的变质过程不相符合。对于哀牢山浸染型金矿床以及喜马拉雅成矿带，其形成于区域退变质阶段(图14)，而退变质阶段一般是吸水过程而不是释放水过程(Tomkins, 2010; Zhongetal., 2015)。金成矿作用与洋壳断离、大陆岩石圈板片回撤和块体旋转后应力松弛等不同地球动力学背景下引发的地幔扰动事件同期发生，这些证据都支持成矿物质可能与地壳内构造运动和物质活化没有直接成因关系。雅鲁藏布江缝合带出露的林子宗火山岩(Leeetal., 2009)和哀牢山带出露的煌斑岩(Guoetal., 2005)也证明了成矿期存在地幔扰动事件。所有造山型金矿床均沿板块缝合带分布，也支持成矿物质可能来源于地幔层次的观点。同时He-Ar同位素显示金矿具有显著的幔源特征(图15)。

对于相似的构造部位，不同构造区域、成矿时间及形成深度的矿床，比如雅鲁藏布江带中成邦布以及哀牢山带的中-浅成镇沅和长安等，整体都具有类似的S-O同位素特征，显示了类似的物质来源，而该来源不受区域地壳组成不同的控制，成矿流体应该来自于地壳之下的层圈。另外，含金黄铁矿与围岩中沉积黄铁矿S同位素值不一致; 如在剪切系统中，载金黄铁矿的富金边部δ34S值(-3‰～3‰)以及黄铁矿δ34S值集中分布区域的中值(0‰～3‰; 胡云中等, 1995; Chenetal., 2010; 李士辉等, 2013; Dengetal., 2015c; 熊伊曲等, 2015)，这与泥盆纪到石炭纪的变质沉积围岩不一致; 传统认为造山型金矿δ34S值是围绕着造山型金矿沉积围岩δ34S值曲线(平行于海洋硫酸盐δ34S值曲线)分布的(Changetal., 2008); 而青藏高原金矿的δ34S值偏离了造山型金矿的沉积围岩δ34S值曲线; 此外，沉积黄铁矿拥有很低的金(低于10×10-6，平均1.5×10-6)和砷(2.3×10-6～10,400×10-6)(Zhangetal., 2014b; 未发表的数据)，这显然与载金黄铁矿热液边缘金含量高达100n×10-6是有明显区别的。相同成矿带中不同矿床的δ18OH2O值范围相同(图16a)，指示金矿具有相同的流体来源，而且不太可能是源于变质地壳。

尽管各矿床S-O同位素值也符合岩浆流体的同位素特征(～0‰; Hoefs, 2009)，然而岩浆流体形成的金矿(斑岩型或表生热液型)常常氧逸度较高，较造山型金矿，热液中S的含量更高(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Simon and Ripley, 2011; Pokrovskietal., 2015); 而青藏高原三种构造背景形成的造山型金矿，发育的蚀变矿物均呈还原型，较高氧逸度的岩浆热液形成的矿物如硫酸盐，磁铁矿和褐铁矿均未发现，因此我们推测成矿流体不为岩浆流体。对于喜马拉雅成矿带，其物质来源存在多种观点，比如大气降水、岩浆热液以及两者的混合。需要注意到的其蚀变矿化组合与典型的大气降水循环形成的浅成低温热液矿床(如腾冲的梁河金矿)存在明显的区别，后者以弥散状泥化、明矾石化等为特征，而西藏伸展背景的金矿发育典型的低温造山型金矿的绢云母和碳酸盐蚀变矿物组合。

图17 邦布金矿和马攸木金矿氢氧同位素图解(据Han et al., 2020修改)岩浆水、变质水和建造水范围据Sheppar (1986)；造山型金矿范围据Goldfarb et al. (2004)；西藏地热水据郑淑蕙等(1982)；邦布金矿数据据Pei et al. (2016)和孙晓明等(2010); 马攸木金矿数据据 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)

综合的S-O-D同位素特征均可以用地幔流体来源来合理解释。δ34S较低的硫化物如黄铁矿和磁黄铁矿可能随板片俯冲循环到深部地幔，随着温度和压力升高，板片脱水，黄铁矿分解形成磁黄铁矿，释放还原性流体; 俯冲带释放流体的δ34S在0‰左右(-2.5‰±3‰; Lietal., 2020)，从而富集地幔中的δ34S也在0‰左右(-2.5‰±3‰，Leeetal., 2018; Lietal., 2020)，这种俯冲带流体以及富集地幔的δ34S特征和大部分缝合带附近造山型金矿的S同位素一致; 俯冲过程中δ34S较高的硫酸根离子在俯冲带浅部已释放，未能循环到深部地幔，大坪金矿的高δ34S可能与这种硫酸根流体交代形成的早期富集地幔有关(Wangetal., 2020a)。俯冲板片释放含S流体回返地壳形成造山型金矿，这对于理解深部S循环研究有重要意义。拉萨地块富集地幔氧同位素δ18O=7.1‰(Wangetal., 2015)，根据Zheng(1993)氧同位素分馏公式(1031nα=A×106/T2+B×103/T+C; 其中T为开尔文温度=摄氏温度+273.15℃; 橄榄石-水和辉石-水的分馏系数为A=3.55，B=-9.72，C=2.64)，计算出在800～1200℃地幔释放流体δ18O=9.3‰～10.2‰(图16a)，另外板块释放流体的δ18O也为8‰～10‰(Altetal., 2012)，富集地幔和俯冲带释放流体的δ18O和缝合带附近造山型金矿的δ18OH2O整体上是类似的。需要指出的是，大部分文献中造山型金矿的δ18OH2O计算都是偏低的一点。马攸木矿床和邦布矿床δ18O值相似(δ18O≈4‰～10‰)，马攸木矿床氢同位素值更低(图17)，这可能是由于马攸木矿床形成时大洋俯冲板片角度较缓，温度较高的俯冲板片在交代岩石圈地幔浅部脱水形成成矿流体，为亚临界流体，δD值较低。50Ma左右，随着碰撞作用持续进行，大洋板片回撤，俯冲角度更陡，温度较低的俯冲板块和沉积物达到150±30km脱水形成超临界流体(δD≈-40‰～-80‰; Walowskietal., 2015; Dixonetal., 2017)，可以形成更高的δD值(Walowskietal., 2015); 在俯冲深度在100～130km的时候，硫的释放通量也基本处于高峰期(Lietal., 2020)。地幔流体的释放可以包括两种形式：(1)俯冲过程中直接回返到浅部地壳形成造山型金矿，比如雅鲁藏布江成矿带可能与俯冲板片释放流体的直接回返有关(Dixonetal., 2017); (2)以自由流体或者含水矿物的形式被捕获在交代地幔中，哀牢山造山型金矿形成于新生代，其成矿流体可能与元古代和古生代大洋俯冲而形成的富集地幔有关(Wangetal., 2020a)。

喜马拉雅金矿带具有较高的δ18OH2O值以及较低的3He/4He数值，表明物质来源中有大量的大陆物质的贡献。而区域演化和矿床蚀变显示成矿流体来源自变质和岩浆流体的可能性较小，而此时印度大陆地壳回撤，引发岩石圈地幔扰动和大量斑岩矿床的形成，从而被大陆地壳物质改造的岩石圈地幔脱气形成成矿流体成为一个合理的解释; 最近明赛金矿的发现，证实存在较深层次来源的金矿系统，而其S同位素组成明显和浅部的金-锑成矿系统一致，代表存在一个深层次的统一的流体来源。还有一个可能是来自于俯冲的印度大陆地壳，其回撤过程中地幔上涌引发俯冲中的地壳物质发生变质作用而释放流体。

6 输运介质和流体通道

6.1 幔源流体和输运介质

铂族元素(PGE)通常用于研究源于地幔的岩石和岩浆硫化物矿床(Barnesetal., 2015; Aulbachetal., 2016; Dengetal., 2017; Wangetal., 2018; Parketal., 2019)，而很少用于研究造山型金矿成矿物质来源(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在部分熔融过程和热液流体产生过程中具有不同的化学行为(Boudreau and McCallum, 1992; Mungall and Brenan, 2014; Barnesetal., 2015; Richards, 2015b)。大坪和金厂金矿硫化物PGE组成见图18(详细数据见电子版附表5)，与初始地幔相比(Palme and O’Neill, 2014)，金厂略微富集Ru，大坪个别样品富集Rh，其他样品均表现出PGE亏损特征，其中又以Pt亏损最为显著(图18a)。PGE配分型式和丹巴金矿、法国南部(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，都具有显著亏损Pt，略微富集Ru和Pd的特征(图18a)。哀牢山新生代大坪和金厂金矿与扬子西缘中生代丹巴金矿类似，均具有亏损Pt而中等富集Ru的特征，这与区域煌斑岩(Guoetal., 2005; Gan and Huang, 2017)和全球斑岩Cu-Au矿床(Augéetal., 2005; Cockeretal., 2015; Gaoetal., 2015; Parketal., 2019)呈正倾斜的PGE配分型式完全不同。

部分熔融过程中Ir组元素(Ru、Ir)保留在残余地幔的铬铁矿和橄榄石中(Mungall and Brenan, 2014)或形成硫钌矿(Bockrathetal., 2004)，而Pt组元素(Pt、Pd)则富集在硅酸盐熔体中(Barnesetal., 2015; Aulbachetal., 2016; Lorand and Luguet, 2016)因此，部分熔融产物中的Pd/Ir值会增高，而Ru/Ir值则相对不变。而且，Pd在流体中的溶解度比Pt更高(Barnes and Liu, 2012)，Ru在流体中的活动性比Ir更强(Keaysetal., 1982; Wood, 1987; Lorandetal., 2008)。因此，铂族元素分馏会导致热液系统中Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt以及Pd/Pt比值升高(图18b, c; Barnesetal., 2015)。法国南部(Alardetal., 2011)和挪威(Riellietal., 2018)交代岩石圈地幔中硫化物高Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt、和Pd/Pt比值被认为是由于板片释放的含水流体交代岩石圈地幔导致的。青藏高原代表性造山型金矿也具有高Pd/Ir、Ru/Ir、Ru/Pt和Pd/Pt比值和PGE配分型式(图18)，表明硫化物同样源于交代地幔，由热液流体形式而非岩浆过程被输运到地壳。

图18 大坪、金厂和丹巴金矿PGE图解(a)大坪、金厂和丹巴金矿与哀牢山煌斑岩(据Gan and Huang, 2017)、交代地幔楔硫化物(据Alard et al., 2011; Rielli et al., 2018)和斑岩型矿床(据Augé et al., 2005; Cocker et al., 2015; Gao et al., 2015; Park et al., 2019)地幔标准化PGE配分型式图; (b)大坪、金厂和丹巴金矿与其他端元Pd/Ir-Ru/Ir投图及氧化态对比(据Rielli et al., 2018);(c)Pd/Pt-Ru/Pt投图比较不同端元之间Pt富集/亏损的区别. 大坪、金厂和丹巴金矿PGE数据来源见附表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 岩石圈结构与成矿流体通道

软流圈上涌被认为是形成大型造山型金矿的重要因素(Hodgson, 1993; Kerrichetal. 2000b; Bierleinetal., 2001, 2004; Goldfarbetal., 2001)。较厚的次大陆岩石圈地幔(SCLM)会隔绝软流圈热物质上涌从而阻碍大规模流体释放形成大型造山型金矿(Bierleinetal., 2006)。本文提供了另外一个可能的解释，即由于大洋的俯冲和挤压作用，成熟岛弧区的岩石圈地幔会发生加厚; 在加厚的岩石圈地幔中有利于储存富集地幔产生的岩浆而发生再次富集(Chinetal., 2014); 此外，较厚的岩石圈地幔有利于形成超临界流体(图19a)，造山带深部可发生地幔扰动和软流圈物质上涌，由加厚的富集地幔生成的成矿流体在源区受到的压力大于流体会聚区，成矿流体在加厚岩石圈的压力下沿岩石圈断裂上升流向岩石圈厚度薄的部位，从而在岩石圈厚度突变处形成造山型金矿(图19b)。压力是确定流体流动方向和空间聚集的主要驱动力，对地幔源区施加较大的压力，流体便会被泵入连接较薄岩石圈的裂隙中。比如，始新世至中新世期间，雅鲁藏布江缝合带北侧拉萨地块地壳经地壳增长和复式褶皱作用增厚，而南侧喜马拉雅造山带地壳厚度基本不变(Wangetal., 2014a)，造山型金矿多产于雅鲁藏布江缝合带南侧(图2b); 在哀牢山构造带，矿床位于岩石圈厚度较薄的次级变质带。

流体通道连接着成矿流体的源区和会聚区。根据地质和地球物理剖面，可以清晰地圈定喜马拉雅造山带和拉萨地块的导矿通道系统(图20a, b)。在中-下地壳层次，两个板块之前的接触界面是主要的导矿通道; 中地壳层次，雅鲁藏布江缝合带北部冈底斯岩基和南部的复式褶皱系统显示有很强的不连续性，是良好的导矿通道; 在上地壳层次，蛇绿岩缝合带充当流体的隔水层，流体在蛇绿岩缝合带下方迁移，进而输运到紧闭褶皱系中，因为紧闭褶皱中更易发生高角度断裂; 在伸展体系中，流体则运移进入地壳浅部穹窿边界就位。

图19 俯冲区板片及矿物P-T图解和造山型金矿成矿流体地幔成因模式(a)俯冲板片及矿物P-T图解(据Dixon et al., 2017修改)，展示不同性质俯冲板片温度和压力变化情况，亚临界区(俯冲深度<120km)含水沉积物脱水和熔融形成亚临界流体和岛弧型岩浆，超临界区(深度>120km)以碳酸盐脱水和熔融形成超临界流体和富集地幔端元物质; (b)造山型金矿流体运移模式图，交代岩石圈地幔底部形成的超临界流体沿板片边界向浅部运移，过程中可能有由俯冲板片释放并与岩石圈反应后形成的流体加入，最终在地壳浅部形成造山型金矿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

在哀牢山地区，哀牢山剪切带的左旋运动和北西向的剪切带和断裂控制着金矿的位置和流体的运移。区域尺度上，金平地块位于哀牢山剪切带张扭转换处，此处哀牢山剪切带的走向更偏北西。长安金矿中，以左旋走滑为特征的北东倾的长安断裂控制了背斜一翼的豆荚状矿体。在蛇绿岩带，区域尺度上，一系列的造山型金矿位于次级剪切带上，和哀牢山剪切带走向一致，矿体多狭窄; 矿床尺度上，最大的镇沅和金厂矿床位于次级剪切带交汇处，断裂密度大并且地壳渗透性高。在剪切系统中，沿北西向哀牢山剪切带运移的深部流体被封闭在渗透率差的岩石中，通过剪切带下渗透性好的变质沉积岩中运移到上地壳。成矿流体延哀牢山断裂运移到紧闭褶皱中的断裂弯曲处，与不同种类的岩石反应，在1～3km地壳深度处形成多种矿化类型的浅成浸染状金矿(Wangetal., 2019)。

7 成因模式和找矿潜力

7.1 成矿构造动力学

青藏高原新生代大陆碰撞带具有三个主要演化阶段。

(1)约45～40Ma之前，多种类型的岩浆活动表明新特提斯洋板块发生俯冲和断裂导致岩石圈缩短(图21a, b)。此次构造事件导致哀牢山剪切带经历了高温变质作用。深部地幔扰动导致含金成矿流体向浅表运移，沿着雅鲁藏布江缝合带形成了一系列的造山型金矿，新元古代大陆岛弧基底之上的哀牢山金平地体则形成了大坪金矿床(图21a)。早-中新世至中-中新世期间，喜马拉雅带北部海拔快速升高(Dingetal., 2017)，深俯冲的部分印度板片通过向南仰冲叠置重返地壳浅部(Gaoetal., 2016)，在雅鲁藏布江缝合带西部表现为北倾的雅鲁藏布江蛇绿岩弯曲为南倾，随着大陆碰撞持续进行，南倾的雅鲁藏布江蛇绿岩被褶皱并剥露地表形成Yungbwa蛇绿岩(Guoetal., 2018)。马攸木矿床位于雅鲁藏布江蛇绿岩带和Yungbwa蛇绿岩之间，代表其为蛇绿岩带褶皱之前形成。

(2)随着印度岩石圈持续缩进，青藏高原东缘斜向大陆碰撞带中的块体被挤压变形，沿着哀牢山剪切带发生大规模位移，块体走向由NW向转变为NNW向(图21c)。剪切作用后，金平地体从华南地块西北端剪切到西南端，移动距离约500～700km，在古特提斯缝合带和金平地体中形成了系列造山型金矿床(图21d)。造山金成矿与淡色花岗岩侵位和哀牢山地区地壳剥蚀同期发生，表明在此时期地壳地温梯度有所升高，这种现象通常与地幔扰动有关。此阶段地幔扰动可能源于块体旋转后发生的应力松弛。

(3)与喜马拉雅金矿带造山型金矿同期(图21e)，南拉萨地块东部与埃达克质花岗岩有关的斑岩Au-Cu矿床和地壳穹窿中的淡色花岗岩(图4a)均形成于印度大陆岩石圈板片回撤背景，暗示这一期的造山型金矿化可能与印度大陆回撤造成的地幔扰动有关(图21f)。

7.2 成因模式

根据青藏高原造山型金矿时空分布、构造背景和物质来源的分析，对造山型金矿成因有重要指示意义。可以尝试总结一下由此获得的造山型金矿成因的新认识：(1)成矿物质可以起源于早期大洋俯冲的富集地幔，不一定是同期俯冲造成的地壳变质流体或者俯冲大洋板块或者沉积物的脱水，随后的大陆俯冲也可能进一步改造富集岩石圈地幔; (2)大陆碰撞阶段形成的的紧密褶皱系成为造山型金矿赋存的重要构造单元，早期构造活动为后期流体输运就位提供了构造格架; 成矿期的构造事件主要是形成或者再活化沟通深-浅部的构造通道，其叠加于早期的构造格架之上; (3)喜马拉雅带和哀牢山带金矿成均发生于板块会聚速率骤降的时期(图5)。大洋或者大陆板块的回撤或断离等构造突变事件，改变岩石圈热结构和应力状态，浅部地壳从压性向压剪构造乃至张性构造转换，流体从加厚岩石圈的富集地幔释放，汇聚于较薄岩石圈的断裂密集部位或者不同构造单元分界。

7.3 找矿潜力

我们从古、新特提斯构造域造山型金矿成矿空间分布对比的角度对区域成矿潜力做了简单评估。古特提斯的造山型金矿主要分布在秦祁昆造山带、扬子西缘穹隆带以及华南板内右江盆地等三个区域(图22a)，形成时代主要是三叠纪至侏罗纪早期，形成于大洋板块回撤、断离以及碰撞后的伸展环境，其矿床类型以深成和中成为主，有少量浅成矿床。而相对于古特提斯的造山型金矿，新特提斯闭合后的碰撞造山环境造山型金矿分布在早期和同期的板块缝合带以及大陆碰撞造山带(喜马拉雅造山带); 古、新特提斯构造域造山型金矿具有较大的相似性，比如板块缝合带是重要成矿环境，碰撞后的穹隆环境发育了重要的造山型金矿带。两者对比对新特提斯的找矿提供了重要启示，而对于俯冲带弧后地区(拉萨地块)也是造山型金矿产出的重要部位，现在发现造山型金矿较少，是之后造山型金矿勘探的重要地区; 从成矿类型看，碰撞造山带主要发育中成和浅成金矿 (图22b)， 深成造山型金矿的缺失代表区域剥蚀程度较浅，深部仍有较大的找矿潜力。

图22 特提斯域造山型金矿分布图(a，据Deng and Wang, 2016修改)、特提斯域造山型金矿地壳连续成矿模型(b，据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 结论

(1)青藏高原大陆碰撞造山环境形成了雅鲁藏布江缝合带挤压环境金矿带、哀牢山造山带剪切环境金矿带和喜马拉雅造山带伸展环境金矿带三条主要矿带。这三条金矿带中矿床地质和成矿流体特征显示，金矿化存在由中成石英脉型到中-浅成浸染型、浅成细脉-浸染型的系列演化。

(2)造山型金矿受岩石圈构造事件控制，多与板块会聚速率骤降同步，主体与大洋或大陆板块的回撤或断离等突变事件引发地幔扰动有关。金矿化一般发生在青藏高原地壳厚度增长的前缘，处于较厚的岩石圈地幔邻侧岩石圈厚度减薄的环境中。区域上，金矿床受主干断裂和紧闭褶皱系控制，高密度断裂带以及穹窿边缘控制着浅部矿体就位。

(3)虽然受到成矿时的水岩反应等过程的影响，不同构造区带和围岩类型的矿床S、O同位素具有类似的特征，He-Ar同位素则显示金矿化具有明显的幔源特征，矿石硫化物具有和岩浆热液有关矿床完全不一样的PGE特征。区域构造成矿背景和矿床地化性质显示金矿的物质来源可能主体为富集地幔或者大洋俯冲沉积物。

致谢感谢侯增谦院士和David Groves院士对本文的指导以及二位审稿人对本文提出的宝贵修改意见。