哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学.pdf

中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 271 284 中国科学杂志社 SCIENCE IN CHINA PRESS 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 葛良胜 ①②③*, 邓军③, 郭晓东②, 邹依林②, 刘荫春② ① 中国地质科学院地质研究所, 北京 100037; ② 武警黄金地质研究所, 廊坊 065000; ③ 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 * E-mail geliangsheng 收稿日期 2008-08-29; 接受日期 2009-01-22 国家“十一五”科技支撑项目编号 2006BAB01B10和国家重点基础研究发展计划编号 2009CB42100资助 摘要 哀牢山多金属矿集区指哀牢山成矿带及邻区主要矿田床所组成的区域, 它虽然位 于多个构造单元的交汇部位, 但却具有统一的深部构造背景. 区域深大断裂构造多期活动、高 热流异常及岩浆岩和矿床的空间分布均受矿集区统一的深部构造制约. 遥感图像解译发现一 个与该矿集区对应的巨型环形构造. 地球物理资料揭示出矿集区地壳内部存在不规则的低速 透镜体, 莫霍面具有与环形构造基本一致的局部隆起和明显的壳幔过渡带, 软流圈地幔具有 多期脉动隆起特征. 自晚古生代以来的三期软流层隆起事件, 控制了区域剪切构造活动和成 岩成矿作用过程. 关键词 哀牢山 多金属矿集区 低速体 环形构造体 软流层隆起 脉动 大陆深部构造与成矿作用之间的关系, 已成为 矿床地质学家关注的重大科学问题. 大陆岩石圈组 成和演化历史的差异, 下地壳和地幔巨大的不均一 性, 很可能是造成上地壳及浅表环境下不同规模成 矿省、 成矿区带以及不同成矿类型与成矿元素组合形 成的根本原因[1,2]. 哀牢山地区是我国西南三江地区 重要的多金属矿床集中产区之一. 传统上, 将东西两 侧分别以红河断裂带和把边江一说阿墨江-李仙江 深大断裂为界的哀牢山地区, 即扬子地块西南缘与 思茅地块之间的哀牢山造山带称为哀牢山成矿带. 到目前为止, 该带已发现了包括镇源老王寨, 墨江金 厂, 元阳大坪, 金平懂棕河、铜厂、长安、白马寨、 金竹寨, 绿春哈播等一大批大型-特大型金、铜、铁、 镍、铅锌矿床[3,4]. 对这些矿床的成矿地质特征、控矿 因素、成矿时代以及成因问题, 前人作了大量卓有成 效的研究[523], 并普遍认识到矿床中成矿物质的深部 来源特征, 部分学者注意到带内部分矿床形成的深 部构造问题[2426], 但对深部物质参与成矿的机制缺 乏系统讨论. 长期以来, 人们对该区开展的研究均限 定在哀牢山造山带之内, 将成矿机制与造山过程紧 密联系, 但都忽略了如下事实 一是哀牢山造山带是 在古生代晚期古板块缝合带基础上发育形成的, 其 主体活动时间在古生代末期-中生代, 而本区大规模 成矿作用则多集中在中生代晚期到新生代阶段; 二 是紧邻造山带的扬子板块西南缘和思茅地块东部产 出的众多大型-超大型矿床被视为另一成矿系统, 如 大红山铜铁矿床、个旧巨型锡钨矿床、白云山大型霞 石铝矿床、白牛厂银多金属矿床、宋家坡铜矿和大 平掌铜矿床等等. 针对上述问题, 国家“十一五”科技支撑计划等 项目将传统的哀牢山成矿带及其相邻地区纳入到一 个统一的整体哀牢山多金属矿集区开展深入研 究图 1, 旨在从整体上抓住矿集区成矿作用的本质. 本文即是其研究成果之一, 重点通过对矿集区形成 271 葛良胜等 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 的深部构造特征的研究, 探讨其深部成矿作用, 为进 一步部署地质找矿工作提供理论支撑. 1 浅表地质异常 1.1 特殊构造位置 图 1 是哀牢山矿集区在区域上的位置. 由图 1 可 见, 该区处于区域几个重要大地构造单元的交汇部位, 不同构造单元的空间关系具有大致以矿集区为中心的 对称分布特征. 如与北部的四川盆地相对有南部的呵 叨盆地位于老挝、泰国境内、与思茅盆地相对有楚 雄盆地、与扬子地块相对有印支地块、与南海盆地相 对有兰坪盆地或囊谦盆地, 但显然兰坪盆地没有像 南海那样得到充分发育, 相反在新生代可能由于印 度板块向北偏东方向的强烈挤压而收缩. 断裂的分 布也具有大致对称特点. 这种对称特点前人一般均 以红河断裂带在新生代发生的巨大位移来解释. 图图 1 哀牢山矿集区区域构造纲要图哀牢山矿集区区域构造纲要图 图中央的方框示哀牢山矿集区的大致范围. 据胥颐等[27], 略有修 改 1.2 遥感影像特征 20 世纪 90 年代初以来, 就有学者对哀牢山地区 开展了以TM遥感图像为基础的遥感地质研究[2831]. 图 2 为源于www.GoogleE的以哀牢山为中心 的ETM遥感影像图和解译略图. 在对该遥感图像过 去的众多解译成果中, 识别出大量不同规模的线性 和环形构造[2830]. 从图可以看出, 位于中部, 作为扬 子板块和哀牢山造山带分界线的北西向红河断裂的 遥感影像特征异常清晰, 其向北部延伸至大理西部 地区, 影像则渐趋模糊; 同时该断裂带在中部的元江 -元阳一带出现一个向南西的弧形突出. 细心的解译 者还能轻易地解译出一条穿过上述弧形突出中部的 北东东向线性构造带, 其规模很大, 向南西西延出国 境, 向东则进入扬子地块, 大致沿扬子板块与华南板 块右江盆地的边界线展布. 此外还有大量其他的构 造线分布. 但几乎所有的研究者都没有注意到遥感 图像上另一更具意义的重要地质现象, 那就是大致 以上述北西向和北东东向线性构造的交点为中心, 存在一个巨型的环形构造体系图 2b. 可以看出, 该巨大型环形构造体系大地构造上跨越哀牢山造山 带变质带、扬子板块西部、兰坪-思茅板块南段东 部、 金平地块北部等多个大地构造单元. 由多圈连续 或不连续的环弧形构造组成, 整体呈轴向北西的卵 形. 内圈相对完整的环形体北西长 200 余公里, 北东 向宽 180 余公里. 外圈影像范围要大得多, 但连续性 相对较差, 西部较东部更为清晰, 整个环形构造长可 达 400 km, 宽可达 300 km. 思茅地块内的许多线性 构造均在该环形构造发育部位发生转弯, 并呈弧形 展布, 再往西部, 巨大的临沧花岗岩带其东侧边界 以红色虚线表示也呈向西突出的弧形展布, 似乎受 到该环形构造体的明显影响, 反映其影响的范围巨 大, 向西越过思茅盆地至澜沧江流域, 向东则达右江 盆地西部边缘. 由此, 位于哀牢山地区这一巨型环形 构造体系便首次得以识别并确立. 该环形构造的识别与确立具有重大意义. 首先, 它与红河-哀牢山地区发育的大型韧性剪切带、深大 断裂构造以及其他一些区域性的断裂构造体系共同 构成了哀牢山矿集区深部构造的浅部表现. 此外, 从 区域地形上看, 该环形构造体系发育的地区界于北 部无量山和南部藤条山之间, 表现为相对负地形, 反 映地表处于整体上升条件下的局部拉张状态. 其次, 它将对有关本区一些重大基础地质问题的认识产生 强烈冲击. 例如对红河断裂带构造运动学特征此前 曾有广泛而深入的研究[3243], 普遍认为断裂带在新 272 中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 273 图图 2 哀牢山地区遥感影像哀牢山地区遥感影像a及解译略图及解译略图b 遥感图像引自 www.G, 下同 生代发生过大规模左行走滑, 滑移量达 200620 km. 本文对红河断裂曾发生平移不表疑义, 但从发现的跨 越红河断裂带两侧的环形构造体看, 它并没有发生如 此规模的错移现象. 虽然对该环形构造形成的时间尚 有待进一步研究, 但它至少为红河断裂带是否真的发 生如此大规模的平移, 以及何时和如何平移等与此 相关的许多重大地质问题提供了新的思考空间. 1.3 异常地热活动 云南省是我国地热资源最丰富的地区之一. 袁 玉松等[44]根据418个中国南方地温梯度和418个大地 热流的数据, 编制了中国南方地温梯度图和中国南 葛良胜等 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 方大地热流图参见文献[44]中的图 1 和图 2, 详细讨 论了中国南方地区现今地热特征. 结果显示, 中国南 方地温梯度介于 7.82162.5℃/km, 其中云南地区最 高, 均为 30.2℃/km; 大地热流变化于 22220 mW/m2 之间, 云南地区最高, 为 76.7 mW/m2, 二者在云南省 内的区域分布基本相似. 可以注意到文献[44]图 1 中 云南省境内的两个极高值中心区域分别位于腾冲和 本文所确定的环形构造体系正上方, 呈相对孤立的 点片式分布. 对腾冲地区的地热活动一直是人们关 注的重要对象[45,46], 而本区的高地热特征则鲜有人 提及. 我们将它看成是深部构造活动的浅部表现之 一, 具有深刻的深部地球动力学背景. 1.4 岩浆岩与矿床时空分布 传统的哀牢山成矿带北自弥渡, 沿哀牢山造山 带, 向南延出国境, 全长约 500 km[46]. 一般将金厂 墨江-元江一线以北称为北段, 以南称为南段, 带内 主要矿床, 如老王寨、金厂和大坪等均集中于本文所 圈矿集区涵盖或影响的范围内, 因此, 将其纳入哀牢 山矿集区集中讨论其岩浆岩和矿床的时空分布是合 适的. 哀牢山矿集区内构造岩浆活动及相关成矿作 用具有鲜明特色. 哀牢山是著名的滇西地区喜山期 富碱侵入岩带的重要组成部分. 区域上富碱岩浆活 动主要分布在云县一线以北和金平-绿春以南向南延 出国境的不同大地构造单元内, 南北遥相呼应. 就 与环形构造体关系而言, 南部岩体与其靠得较近, 北 部则相距较远, 推断可能同兰坪盆地蜂腰部位的强 烈推挤及相关北东向构造活动有关. 如果以本文所 圈定的环形构造为标准, 喜山期富碱侵入岩在哀牢 山地区的分布具有内带偏基性, 以煌斑岩为主、外带 偏酸性, 以正长斑岩或花岗岩为主的特点. 矿床空 间分布规律则更明显, 主要集中于该环形构造及其 与红河断裂带和解译的北东东向线性构造交汇部位, 形成了如下几个主要矿田区图 3. 1 个旧-白牛厂锡铜银铅锌多金属矿田. 位于 红河断裂带东侧, 环形构造东南部. 该区岩浆活动十 分发育. 华力西期玄武岩呈半环状出露于个旧北、西 及西南部; 印支期基性火山岩呈弧形分布于个旧东 南; 燕山晚期至喜山早期, 从早期基性岩浆侵入开始, 经中期酸性岩浆活动到晚期碱性岩浆活动, 构成一 个完整的岩浆系列. 多个岩体集中在一起, 形成了个 旧杂岩体. 其中一些岩体中含有尖晶石、 橄榄岩包体. 燕山期花岗岩与锡矿床紧密相依, 每一个矿田中有 一个或两个以上的小花岗岩岩株控制矿段, 并以花 岗岩为中心, 由内向外形成矽卡岩白钨矿床-锡、 铜矿 床-锡、铅矿床-银、锡、铅、锌矿床, 局部还有金矿 化, 成矿温度分别为 450, 350, 300 和 200℃, 反映受 花岗岩体控制明显. 汪志芬 [47]用Rb-Sr法测得与成 图图 3 哀牢山矿集区主要矿床空间分布示意图哀牢山矿集区主要矿床空间分布示意图 274 中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 矿密切相关的马拉格-松树脚黑云母花岗岩岩体等时 线年龄为87.83 3.1 Ma, 老厂-卡房花岗岩岩体为 86.3 2.3 Ma. 最近还有研究表明, 华力西-印支期 形成于陆内拉张环境下基性程度高、 分异程度低的幔 源岩浆分异产物-玄武岩也同成矿具有密切联系[48,49]. 黎应书等[50]则证明了个旧含锡花岗岩亦具幔源特征, 成矿物质矿质和流体也具有幔源为主, 幔壳混合的 特点[51]. 与此同时, 位于个旧东部的白牛厂特大型银 多金属矿区内, 经钻孔证实其深部隐伏有花岗岩体 存在, 其中阿尾隐伏岩体岩性为黑云母二长花岗岩, 黑云母K-Ar法同位素年龄为 87.00 Ma, Rb-Sr全岩5 件及黑云母、钾长石等时线年龄为 80.17 Ma, 为燕 山晚期产物[52]. 岩石化学特征与个旧十分相似. 位于 个旧东北部的白云山碱性花岗岩体中形成了中国最 大的霞石正长岩矿床, 该岩体年龄为 6259.5 Ma, 此 外, 其周边还有普雄霞石正长斑岩66 Ma等. 与此 相对应在贾沙乡一带分布有同时代的晶屑凝灰岩68 Ma和基性火山岩58.1 Ma. 并认为这些岩体是从燕 山期继承下来的. 而马关一带的玄武岩K-Ar和Ar-Ar 年龄范围为 13.3011.75 Ma, 反映在新生代中期区内 还有强烈的岩浆活动[53]. 2 老王寨-新平金铁铜铅锌多金属矿田. 位于 红河断裂带两侧, 环形构造西北部. 该矿田内老王寨 地区红河断裂带西侧也发育有从海西其至喜山期的 剧烈岩浆活动, 有大量煌斑岩脉、富碱斑岩石英斑 岩、花岗斑岩、花岗闪长斑岩、碱性玄武岩及超基 性岩出露, 它们多属地幔部分熔融产物[54]. 玄武岩 U-Pb年龄为 417.6476.6 Ma, 应为加里东期哀牢山局 部洋盆海底火山岩浆作用的产物[55]; 花岗岩类Rb-Sr 年龄为 233.5278.3 Ma, 是海西期板块俯冲体制下岩 浆活动的产物; 石英斑岩Rb-Sr年龄为 115.9 Ma, 煌 斑岩的同位素年龄集中于 95.370 和 4530 Ma两个 时限, 富碱斑岩同位素年龄为 4060 Ma左右, 形成 时代都是燕山晚期-喜马拉雅期. 不同时代岩浆活动 与金多金属成矿密切相关, 并主要以燕山晚期-喜山 早期为主, 以老王寨金矿床为代表成矿时代集中在 5530 Ma[5664]. 何明友[6]、应汉龙和刘秉光[56]证明了 成矿流体为深源流体. 位于老王寨金矿床东部红河断裂带东侧, 环形 构造北部新平县境内的大红山铁铜矿床赋存于扬子 板块西缘早元古代大红山群变质的古海底火山喷发- 沉积岩系中, 成矿作用普遍认为在中晚元古代, 但有 后期改造. 铜等主要矿化元素源于地幔[65,66]. 有意义 的是, 矿区内也存在两种不同的斑岩体, 即石英钠长 斑岩有一定规模和石英角斑岩规模小、 数量少. 蔡 从定 1认为, 石英角斑岩为与火山喷发同期溢出的少 量熔岩透镜体, 与成矿有直接关系; 石英钠长斑岩为 岩浆分异后期的残浆侵入岩, 与前期石英角斑岩同 源但不同期, 与成矿无关. 但野外观察和坑道勘查表 明, 它们与部分矿体具有形影相随的关系. 迄今对斑 岩体的时代还缺乏充分研究. 联想到云南中北部东 川地区扬子地块老变质岩区布卡-拖布卡大型金矿区 内也相继发现大量富碱斑岩体脉, 最早也认为成矿 与其无关, 但同位素年龄测定表明, 岩浆活动和成矿 均发生在喜山期, 二者具密切的成因联系[67]. 相对而 言, 大红山地区更靠近金沙江-红河哀牢山造山带, 因此, 对大红山铁铜矿床的成矿问题还可以在新的 思路下进行深入研究. 值得注意的是, 与大红山铁铜 矿床相对应, 在个旧南部的金平也发现了龙脖河、瑶 山等铜矿床, 崔银亮等[66]认为二者具有可对比性. 3 金厂-学堂村金-镍矿区. 位于环形构造北部, 红河断裂带西侧. 矿区内岩浆活动也很强烈, 并具多 期性. 除金厂组底部的灰绿色致密块状绿片岩化基 性火山熔岩外, 还有大量侵入岩. 早期为镁质-超镁 质超基性岩体, 与围岩呈构造接触, 其中辉长岩锆石 U-Pb下交点年龄为36241 Ma, 角闪石 40Ar/39Ar年 龄为34913 Ma, 表明其形成于晚泥盆世-早石炭 世[58]; 辉绿岩脉主要分布于超基性岩体西侧的金厂 组地层中, 有的直接穿插于超基性岩体中, 侵入时代 明显晚于超基性岩体; 花岗斑岩脉在矿区内广泛发 育, 全岩K-Ar年龄为180.31.6 Ma[59], 应形成于燕 山早期. 有的出现金矿化, 直接构成工业矿体; 煌斑 岩脉分布于矿区西侧的上三叠统一碗水组地层中, 具有多期侵入特点, 并主要集中于燕山晚期-喜山早 期. 在成矿年龄方面, 金厂矿区北部的双沟铬铁矿中 绿色水云母的同位素年龄为 112.370.44 Ma2, 李 1 蔡从定. 大红山铜矿两类斑岩及其与矿床成因关系. 第二届全国应用地球化学学术讨论会论文专辑, 1999. 418 2 武警黄金第十三支队. 地质勘查报告资料, 1982 275 葛良胜等 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 元[57]测得该矿床南部猫鼻梁子矿段 1783 坑道中铬水 云母铬绢云母K-Ar年龄为114.644.01 Ma; 胡云 中等 [14]测得与成矿关系密切的铬水云母铬绢云 母K-Ar年龄为 61 Ma; 谢桂青等[16]测得富金石英脉 中石英流体包裹体Rb-Sr等时线年龄1353 Ma, 应 汉龙[60]测得富金石英脉石英的 40Ar/39Ar快中子活化 坪年龄为933 Ma, 对应的等时线年龄为903 Ma, 最低视年龄为911 Ma. 此后其[10]又测得两类镍矿 体中 3 个蚀变铬绢云母的 40Ar/39Ar似坪年龄分别为 63.090.16, 62.050.14和61.550.23 Ma[10]. 可以 看出, 成矿主要发生在燕山晚期-喜山期阶段, 但可 能存成矿多期叠加. 对于成矿物质而言, 同样也具有 幔源物质参与特点[58]. 4 金平-绿春哈播金铁铜镍铅锌矿田. 位于红河 断裂带西部, 环形构造的西南侧, 该矿田是滇西喜山 期富碱岩浆活动最集中的地区之一. 矿田内大坪超 大型金多金属矿区, 自古生代以来, 不同类型的岩浆 活动频繁. 桃家寨闪长岩体481 Ma[68]是主要赋矿围 岩之一, 其构造性质还不很明确. 矿区内部及外围有 大量有燕山期170110 Ma中酸性花岗岩展布[6971], 区内煌斑岩脉属于哀牢山金矿带中普遍出现的新生 代煌斑岩脉体群的一部分, 其形成时代多为 3034 Ma[68], 煌斑岩脉与矿脉具有相互穿插的现象[69,71]. 毕献武等[7]利用电子自旋共振ESR法估算大坪金矿 成矿年龄约为 50 Ma, 孙晓明等[68]测得大坪金矿含金 硫化物石英脉周围绢英岩化蚀变岩中的绢云母 40Ar-39Ar形成年代为33.760.65 Ma. 葛良胜等[71]论 证了大坪金多金属矿床成矿的多期叠加特点. 金平 铜厂-长安矿区喜山期岩体主要由石英二长斑岩, 花 岗正长斑岩组成, Rb-Sr同位素年龄为 36 Ma. 西部绿 春哈播金铜矿区相关的富碱岩体与铜厂十分相似. 这些岩体同各矿区外围大量分布的富碱岩体形成时 代一致[72]. 各矿床内成矿物质的深部主要是地幔来 源也不断得到证实[2123,6972]. 还可以注意到, 金平地区广泛露有晚古生代基 性-超基性岩体, 与铜镍矿化关系密切, 如白马寨等. 此外, 广泛分布的二叠系玄武岩被认为是地幔柱早 期活动的产物, 并同四川峨眉山大火成岩省相联 系[40,7375]. 但本区与该大火成岩省空间距离近千公 里, 且中间没有连续的同时代玄武岩出露, 这种联系 是否合理值得进一步推敲. 从上述讨论可以看出, 各矿田区中广泛发育不 同时代的岩浆活动. 早期加里东-海西早期岩浆活 动可能发生在哀牢山古洋盆中, 以基性超基性岩为 主, 后随着洋盆的消失, 演化为蛇绿岩套的一部分. 在同一时期的洋岛地块内则有中酸性岩浆岩侵入, 如大坪桃家寨闪长岩体等; 海西晚期-印支期则有大 量玄武岩形成, 伴有基性岩体脉在各地的侵入. 研 究表明, 该时期是本区成矿的一个重要阶段; 燕山晚 期至喜山期岩浆活动以中酸性或富碱为特色, 大量 新生代源于地幔的煌斑岩脉遍布全区. 一系列大型- 超大型矿床的空间分布体现出了明显的环形构造体 和区域性深大断裂联合控制特征, 形成了空间上对 称分布的若干个成矿集中区段. 如老王寨、大坪金矿 床位于红河断裂带西侧, 大红山、龙脖河铁铜矿床位 于东侧; 另一方面, 老王寨、大红山位于环形构造的 北西端, 而大坪、个旧、龙脖河位于南东端. 尽管各 矿床的具体成矿地质环境相差较大, 但都同环形构 造体及红河断裂等发生了密切的联系. 尽管各矿区矿床具体的成矿地质环境、成矿机 制、成矿期次、矿床地质特征等表现出差异, 但绝大 多数矿床发生在新生代或在新生代有明显的成矿叠 加, 反映了燕山晚期-新生代构造岩浆活动对于区域 成矿的重要贡献. 同时, 成矿物质主要源于地幔或有 相当程度的地幔物质参与. 在成矿元素组合方面, 以 本文所圈定的环形构造体为基准, 在哀牢山造山带 内部以Au-Ni-Cu组合为特征, 向外呈现有规律的变 化. 在东部的扬子地块中, 由内向外具有Fe-Cu, Cu-Sn-W, Pb-Zn-Ag的分带规律; 在西部的思茅地块 中, 由内向外具有Fe-Cu, Cu-Au, Cu-Pb-Zn-Ag的分带 规律. 成矿温度上具有从环内向环外逐渐降低的趋 势. 刘显凡等[76]对滇西金沙江-哀牢山断裂地区广泛 发育富碱斑岩及其中常见的深源岩石包体和相关多 金属矿床研究认为, 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. 参与成矿的流体是地幔流体演化的产物. 从地 幔流体交代矿物的结晶年龄116.0 Ma左右到成矿流 体年龄51.2 Ma左右, 揭示地幔流体作用贯穿于富 碱岩浆成岩成矿的全过程[76]. 也正是这种流体作用, 构成滇西新生代大规模成矿和大型-超大型矿床形成 276 中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 的重要深部地球化学背景. 不同地质背景下区域岩 浆活动和成矿作用的上述特点显然不是地壳浅层次 因素所能控制和解释的, 是复杂壳幔相互作用的综 合结果, 应具有某种统一的内在控制机制, 我们将这 样一些特点看成是该区特有的深部构造活动的一种 浅表反映, 也就是说深部地壳乃至地幔的大规模深 部构造活动是激发本区大规模成矿并形成相应特征 的内在原因. 2 深部构造特征 近十几年来, 在滇西地区开展了大量地球物理 研究工作, 包括人工地震测深剖面、天然地震层析成 像、以及地壳上地幔电性和岩石学结构研究等, 对其 地壳上地幔结构、主要断裂带的深部特性, 取得了许 多重要成果[42,43,7789]. 2.1 地壳结构与莫霍面形态 人工地震测深[7779]研究表明, 滇西扬子板块区 地壳主要为双层结构, 地震波速反映上地壳上部主 要为沉积-花岗岩类, 上地壳下部与下地壳之间不具 明显的分界线, 以结晶杂岩类岩石为主, 表明地壳相 对成熟; 滇西造山带则为三层结构, 上地壳上部为沉 积-花岗岩类, 下部为结晶杂岩, 下地壳岩的性质不 十分明确, 但可能也以结晶杂岩类占主导地位. 尽管两种地壳结构特征大体相似, 但其厚度则 具有明显差异. 人工地震剖面研究结果以及重力场 反演计算的莫霍等深度图图 4表明[25], 云南上地幔 顶界南浅北深, 南部深度平均约 38 km, 向北渐增加 图图 4 滇西地区莫霍面等深线图滇西地区莫霍面等深线图 1. 深大断裂 ① 金沙江-哀牢山, ② 澜沧江, ③ 怒江, ④ 小江, ⑤ 弥勒-师宗; 2. 莫霍等深线; 3. 环形构造体; 4. 主要矿床; 5. 地名图 中环形构造与矿床点由本文所加. 据曹显光等[26]修改 277 葛良胜等 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 到 58 km; 东西方向上也具有明显的差异, 以红河断 裂带为界, 西侧比东侧薄 510 km, 思茅地块约 38 km, 哀牢山以东增厚至 4548 km. 徐鸣洁等[87]利 用接收函数求得红河断裂带西南侧地壳平均厚约 3637 km, 而东北侧约为 4042 km. 可以注意到与环形构造对应地区的莫霍面为十 分明显的脊形隆起形态, 隆起的形状及长轴方向也 基本一致, 重要矿床正位于该隆起的北西和南东端 部, 具很好的对应关系图 4. 2.2 低速带 胥颐等[27]给出了滇西地区地壳和上地幔地震波 速度扰动图像参见文献[27]中的图版Ⅰ, 为我们分 析本区地壳上地幔的精细结构提供了丰富信息. 在 13 km深度图上可以看出, 哀牢山矿集区所在位置表 现出异常的高速特征, 沿红河断裂向北西至丽江地 区也为相对高速区, 与现今出露的哀牢山变质带的 范围大体一致, 其周边则为异常的低速状态. 将该低 速区与徐青等[90]给出的云南省温度大于 40℃的热泉 分布图图 5对比可以看出, 温泉主要分布在高速区 外围的低速区上部, 同样, 其他热泉分布也与低速区 有良好对应关系, 反映这一低速区对地壳浅部热状 态的控制. 图图 5 云南南部大于云南南部大于 40℃的温泉分布示意图℃的温泉分布示意图 图中虚线示环形构造范围, 实线示 13 km 深度高速区范围, 均为 本文所加. 据徐青等[90]修改 在 24 km深度图像上, 上述高速异常区的范围向 东有所扩大, 向西则明显收缩, 表明哀牢山深变质岩 向下进入扬子板块一侧, 哀牢山断裂带应向东倾斜. 同时, 低速异常区面积也迅速缩小, 演化为个不连续 的局部异常, 形态较为完整. 钟大赉等[64]将它解释为 壳内滑脱层. 赵慈平等[46]基于腾冲火山区的相对地 热梯度和地壳速度结构关系等的研究发现腾冲火山 区有3个相对地热梯度在100℃以上的高值区域,认为 是腾冲火山区现今存在 3 个岩浆囊, 它们的几何尺度 为 1928 km, 深度为 412 km或更深, 并且目前的活 动性各不相同. 对比认为, 上述几个相对独立的低速 异常区也可能是本区地壳这一深度范围内存在岩浆 囊的反映. 在 40 km深度图像上, 上述反映哀牢山变质岩带 的高速异常消失, 取而代之的是跨越红河断裂带的 一个呈三枝叉状展布的大面积低速异常带. 上地幔 顶部的这一巨大的低速异常区同时还得到多位学者 不同角度的证明[64,86,88,89]. 根据前述, 哀牢山-红河一 带的地壳厚度在 3648 km之间变化, 并接近该区的 莫霍面深度, 因此, 这一异常低速层可能与壳-幔边 界的热动力状况有关, 是红河断裂附近存在的壳幔 过渡带[64,86,88,89]. 一般认为简单的韧性剪切断裂不足 以在中、下地壳产生 700℃左右的高温, 势必有地幔 岩浆流体的侵入、并造成下地壳的局部熔融[42]. 也就 是说这一低速区应该是下地壳岩石局部熔融的反映, 由于有地幔物质加入, 因而表现为壳幔过渡带特征. 在更深的71 km深度图像上, 速度异常分布较为 复杂. 低速区则向西-北西部偏移, 自丽江至越南河 内一线呈现出一条较为连续的相对高速带, 这一现 象在 120 km 深度图像上更加明显, 但局部表现出小 范围的相对低速区楚雄一带. 同时西部的大范围低 速区则主要集中思茅-腾冲一带. 这一现象一方面可 能反映了扬子板块西缘地区岩石层地幔的稳定性, 同时表明了在洋陆板块相互作用过程中激发了软流 层地幔的活动性, 形成了大面积的低速异常区. 在 171 km深度图像上, 速度结构有明显的变化. 大面积的低速异常区转移到以河口为中心的地区, 滇西及北部地区在高速异常的背景下具有零星的低 速区, 反映了岩石层地幔的复杂特征. 对于红河断裂 带西部而言, 高速区反映的是向西俯冲并可能发生 了不均匀裂离的古板块板片或碎片, 其中受软流圈 地幔上涌和热扰动影响而发生的局部熔融或软化部 分则表现为相对低速特征. 而以河口为中心的低速 278 中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 区则是软流层地幔的上涌体. 这一点在下面要讨论 的地震层析剖面图上表现得更为清楚, 有学者认为 它的形成与南海的拉张引起的地幔对流具有成因上 的联系[91]. 2.3 软流圈脉动隆起 赵永贵等[81]根据地震资料反演了横穿澜沧江、 墨 江到文山的地震层析剖面图 6, 刘福田等[80]认为该 剖面中部呈舌状向西倾斜的高速体是扬子板块古生 代末至中生代初向西俯冲的遗迹图中箭头所示, 其 西部几乎相连的低速部分为一低速柱, 并被两侧的 高速体细颈化. 钟大赉等[64]也支持这一观点; 而边千 韬等则认为除西侧的这一低速柱外, 东部也有一个 低速柱. 显然, 如果认为西侧低速柱是由于其两侧板 块的俯冲而导致其细颈化, 那么低速柱应该在板块 俯冲之前就应该形成, 也就是说该低速柱至少经历 了古生代至新生代等漫长的地质时间, 并至今仍在 活动. 在滇西这样强烈的多期造山带中, 一个规模不 大的低速柱能否活动如此长的时间是值得探讨的. 将图 6 不同深度下的速度特征和胥颐等[27]图版Ⅰ 中同一纬度下相应的切面对比可以看出, 二者具有 很好的对应性. 上地壳下部和中地壳存在厚约 10 km 的壳内低速透镜体; 在约 40 km深度上, 即岩石层的 顶部, 这些相互独立的透镜体具有连成一体的趋势, 呈相对稳定、规模较大的层状展布, 厚达约 812 km, 应为壳幔过渡层和壳幔边界附近的局部熔融体. 可 以看出, 壳内低速透镜体与壳幔过渡层是上下关联 的[24]; 其下的岩石圈并不完全呈连续的刚性状态, 局 部反映出低速特征, 如澜沧江与墨江之间以及文山 东部, 表明低速体的存在导致了岩石层的破裂和减 薄; 岩石层之下的低速体呈复杂但有规律的分布. 澜 沧江的下部98.5100.5E有一独立的低速区, 向上 具有同壳幔混合带相连的迹象, 向下则有同下部一 个更大的低速带相连的可能, 而东部106E左右地 壳幔混合层也由于岩石圈的减薄而同下部的低速带 相连的趋势. 二者之间是一不规则的相对高速体, 它 有可能是古俯冲板片的遗迹. 其下为一连续的大规 模低速带, 其中部具有明显的上隆特征, 底界为 250 km左右, 两侧可延伸到 450 km以下. 低速带东部呈 相对更高的上涌状态. 有意义的是该低速隆起之下, 图图 6 横穿滇西哀牢山造山带的地震层析剖面横穿滇西哀牢山造山带的地震层析剖面 红线示高速异常; 蓝线示低速异常; 黄线示零值线. 据刘福田等[80], 略有改动 279 葛良胜等 哀牢山多金属矿集区深部构造与成矿动力学 又为一高速区, 其下部接着又呈低速状态, 而且由于 下伏的低速体存在, 使得该高速区中部向上隆起而 呈弧形展布特征, 总体反映出深部软流层地幔具多 层次隆起现象. 根据该地震层析剖面所表现出来的壳幔结构特 征, 我们认为不能用简单的板块俯冲以及一个低速 柱或两个低速柱来解释. 它可能反映的是自古生代 以来本区发生的软流圈多期脉动式隆起过程. 如果 说岩石层之下的高速体是古俯冲板片的遗迹, 那么 与其处于同一深度上的低速体则可能是比其更早的 软流圈上涌或隆起遭板块俯冲破坏后保留下来的部 分. 这一事件大致发生在晚古生代至中生代早期. 下 部更大的低速隆起反映的是自中生代晚期以来至新 生代中期发生的一次软流圈隆起事件, 其形态非常 完整, 隆起区在地表对应范围恰好同遥感影像所圈 定的环形构造体及其影响的范围一致临沧花岗岩带 的东缘至左江盆地区的西缘, 局部可能同原残留于 地幔内的低速体相连通并再次激发其活动. 从图 6 还 可以看出, 更深部的 400 km, 102.5104.5E一个 新的软流层正在向上隆升, 由于剖面深度限制, 其细 节尚不得而知. 这样, 一个软流层多期脉动式隆起模 式便得以建立. 3 讨论与结论 3.1 软流圈多期脉动隆起的识别 邢集善等[92]对中国东部深部构造特征及与矿集 区的关系做了全面深入的研究, 其重要进展之一就 是从现代地震层析的影像资料上识别出了中国东部 地区中生代深部构造的存留. 赵永贵等[81]则依据热 力学衰减原理, 从理论上讨论了这种古深部构造存 留的可能性, 指出由深部构造活动引起的温度场表 现为地震波速度差异变化可存留 23 亿年之久. 根 据邢作云等[93]所提供的识别标志并结合前述讨论, 可以清晰地识别本区晚古生代至中生代早期发生了 明显的软流圈上隆事件. 1 由于软流圈层比岩石圈温度高出500600, ℃ 故高温软流圈上涌到一定高度深度 7580 km, 其向 上的热传导, 可使其上方地表的大地热流值形成高 热异常区, 一般达 8090 mW/m2, 这与腾冲地区的情 况一致, 反映为新生代深部构造特征. 而对于早中生代前后深度 70 km 左右软流圈上 隆而言, 经 23 亿年的热量衰减后, 虽其深部柱体影 像仍可保留至今, 但其向上传导至地面的热量则相 对深部柱体的热量衰减要快得多, 故其上方地表现 今所测大地热流值为中等数值区, 一般为 5060 mW/m2, 反映为早中生代深部构造特征. 哀牢山矿集 区及周围的地热流值为 7080 mW/m2, 局部更高, 总 体界于上介于上述二者之间, 表明在早中生代软流 圈隆起存留背景下, 叠加了晚中生代-新生代早中期 软流圈隆起效应. 图 3 和文献[27]中的图版Ⅰ和图 6 还同时表明, 表现为高速特征岩石圈厚区硬块, 由 于深源热量向上传导甚微, 其地表大地热流值也相 对较低, 一般为4050 mW/m2或更低, 地表热泉活动 的密度也有同步反映. 2 岩浆活动、浅表构造及矿集区的差异特征也 揭示了软流圈多期隆起的存在. 莫宣学等[94]通过澜 沧江流域三叠系火山岩的研究后认为, 三叠系火山 岩明显集中于板内区, 形成于陆内拉张背景条件下, 但却表现出弧火山岩地球化学特征, 相对于晚古生 代的板块俯冲而言, 是一种“滞后型”弧火山岩. 而据 李兴振等[95]研究, 二叠系钙碱性系列的安山岩一般 都为俯冲同步型弧火山岩, 中三叠统火山岩属于一 种较为典型的同碰撞型火山岩, 而上三叠统火山岩 则为晚碰撞型或滞后型弧火山岩. 王义昭等[15]则证 明思茅地区晚三叠世存在明显的陆内拉伸作用, 因 而将晚三叠统火山岩确定为陆内拉伸条件下形成的 火山岩. 前面系统讨论了哀牢山矿集区的内不同矿 田区的岩浆活动历程、类型及成岩成矿的时代. 二 叠纪玄武岩浆喷发、三叠纪滞后岩浆活动、陆内裂陷 及与之相关的成矿事件反映了古软流圈隆起的存在 及影响. 燕山晚期-新生代的富碱岩浆活动、 地幔流体 的异常活跃和普遍性的成矿作用应是燕山晚期至新 生软流圈上涌的直接表现. 哀牢山断裂带是在古板块边界断裂基础上发育 起来的深大断裂带, 被认为是扬子地块与哀牢山造 山带的地质界线, 具有长期、多次、性质复杂的构造 活动特征. 方维萱等[96]、 张志斌等[55]详细讨论了哀牢 山地区地质构造特征和哀牢山断裂带及其中剪切作 用的演化特征. 晚二叠世末/早三叠世初形成切层的 韧性剪切带及其糜棱岩, 燕山早期以高角度斜冲推 280 中国科学 D 辑 地球科学 2009 年 第 39 卷 第 3 期 覆走滑剪切为主, 对印支期韧性剪切带有强烈改造, 燕山晚期以左旋剪切走滑变形为主. 喜马拉雅山期 构造活动不但使外缘后陆褶皱-冲断带遭到强烈改造, 而且形成红河韧性剪切带与构造岩. 研究还表