长期以来，人们对成矿作用的认识主要局限和倾向于地壳系统内物质循环。随着大型和超大型矿床的陆续发现和开采，人们开始从壳幔相互作用对成矿贡献的思路和深度去分析和认识复杂的矿床成因机制。根植于地幔等地球深层次的构造控制和影响了地壳上部矿床的形成和分布，地幔流体为成矿提供了最主要的物源(裴荣富等，1999)。深部构造与壳幔相互作用是两个既有区别，又有联系，不可截然分开的深部地质作用的表现形式。它们的共同作用不仅是深源矿质和矿化剂聚集的必要条件，同时是控制地壳不同层次矿床形成与定位的重要因素(刘显凡等，2004)。地球构造动力体制转换是在壳幔相互作用过程中，成矿物质活化→运移→聚集→成矿的基本动力学保障(毛景文和李晓峰，2004；毛景文等，2005)。因此，大陆深部构造、壳幔相互作用及其对内生金属成矿作用的控制，已成为当前矿床地质学研究的前沿课题和未来矿床地质研究工作的发展趋势(吴福元，1998；沈远超等，1999；裴荣富等，1999)。

滇西地区是三江复合造山带(邓军等，2010) 的重要组成部分，是青藏高原东缘异常活跃的陆内变形区，地质构造复杂，岩浆活动频繁，构造变形与变质作用强烈(陈广浩和张湘炳，2000)。该区自古生代后期以来，受古特提斯板块缝合，印度-亚欧板块碰撞、造山作用影响，深部构造活动和壳幔相互作用十分活跃。与其相关的构造-岩浆-成矿作用强烈，形成了滇西地区独具特色的富碱岩体和一系列与其有关的金多金属矿床集中区，其内不乏大型，甚至超大型金多金属矿床，如金顶铅锌矿、北衙金矿、马厂箐铜钼金矿、大坪金矿、老王寨金矿、长安金矿等)(图 1)。对该区岩浆岩和相关矿床的地质特征、控制因素、成岩-成矿时代以及成因问题，前人做了大量卓有成效的研究(毕献武等，1999，2001；何明勤等，2004；何明友和胡瑞忠，1996；葛良胜等，2002a，b，c，2007；Ge et al., 2009；熊德信等，2006a，b，2007；孙晓明等，2007a，b；薛传东等，2008；袁士松等，2010；王治华等，2010a，b，c；郭晓东等，2009；刘显凡等，2004，2006，2010)，并普遍认识到成岩、成矿过程的深部构造控制和深部物质来源的重要贡献。边千韬(1998)讨论了地球壳-幔结构与老王寨金矿床成矿的关系；曹显光和王兴彬(2001)探讨了云南莫霍面形态与大型矿床空间关系，并进而研究了云南大型超大型矿床与壳-幔界面相关性等(曹显光等，2005)；Ge et al.(2009)则详细阐述了哀牢山矿集区金多金属成矿作用的深部构造控制。但对深部构造参与成岩、成矿的机制缺乏系统讨论。本文旨在前人大量资料基础上，结合笔者对区内地质调查和典型矿床的综合研究，重点对该区的深部构造与金多金属成矿的关系进行讨论，对区域成矿的动力学机制进行探讨。

图 1

Fig. 1

图 1 滇西地区主要构造、富碱岩体和矿床分布图 Fig. 1 Sketch map showing main tectonics, alkanine-rich magmatic rocks and deposits in western Yunnan

深部构造是指根植于地球内部深层次的大型区域性构造，包括地球内部的层圈结构和界面形态、不同圈层的物质组成及状态以及根植于地幔的深大断裂构造系统等诸多方面。它们是控制地壳上部矿区、矿床尤其是大型、超大型矿床的物质来源、形成过程及赋存部位等的重要因素(沈远超等，1999)。大陆深部构造与多金属成矿作用关系密切，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(Deng et al., 1999)。

莫霍面作为壳-幔物质相互作用的十分复杂的一个边界，其形态是认识和探讨深部地质构造的重要基础(邓万明和钟大赉，1997；邓万明等，1998；曹显光和王兴彬，2001)。人工地震剖面以及重力场反演计算的莫霍面等深度图表明(曹显光和王兴彬，2001)，本区地壳底界面深度在滇西北约64km，在丽江附近约56km，大理附近升高至53km，昆明周围约50km，文山附近则升高至47km，到滇东南则升高至41km，呈现出自北而南近东西向阶梯式逐渐抬升的变化趋势。而相应地区地势的平均海拔，依次从2.4km、2km、1.8km、1.5km逐渐降低(曹显光和王兴彬，2001)。可以看出本区地壳底界面深度和地表地势平均海拔高度的变化符合一般规律，但深浅部构造线方向则具有明显的不协调特征，即莫霍面的变化总体呈近东西向，局部形态复杂，而地表主体构造线则主要呈南北(北)-北西(南) 向，是一种典型的“桥跨式”构造(Zhang et al., 1996；葛良胜等，2007)。此外，莫霍面等值线图还反映出滇西地区存在多处规模不一、形态有异的地幔隆起，表现出隆坳相间特征。隆坳过渡带(幔坡带)，与区域性深大断裂构造或隐伏构造基本吻合(葛良胜等，1999)。这些现象反映了两个重要问题。一是滇西地区深部构造体系与浅部构造体系分别受控于不同区域动力学体制和应力场。深部构造体系相对保留了较多的前中生代特提斯构造演化形迹，而浅部构造则更多受新生代印度板块与欧亚板块碰撞作用影响，表现为碰撞造山带的边缘效应。二是复杂的内部结构(包括众多的板块和微板块及介于其间的缝合带) 和长期继承性活动并深切地幔的深大断裂构造是制约莫霍面局部形态变化的重要因素。这种莫霍形态及深浅部构造的差异性暗示本区壳幔边界附近在不同地质时期多向构造动力驱动下会发生复杂的相互作用，进而对区域成岩成矿具有控制作用。

人工地震测深研究表明(胡鸿翔等，1986，1996；阚荣举和林中洋，1986；林中洋等，1993)，滇西地壳总体上看，具有清楚的三层结构，平均P波速度横向变化显著，从南部的6.17km/s变化到北部的6.45km/s。莫霍面P波速度横向变化显著，为7.70~8.00km/s。本区发育的多组深大断裂和隐伏断裂影响区域表现为P波速度低速异常区，如位于无量山断裂与澜沧江断裂之间低速区(7.70km/s) 和位于金沙江-哀牢山断裂附近的低速区(7.80km/s) 等。此外，滇西地区中地壳内多处发育低速层(7.70~7.80km/s)，如在上、中地壳，沿金沙江-哀牢山和澜沧江等断裂带呈现为带状的高速区，其两侧均为低速区，形成了明显的速度差异，并与地表岩浆活动、热泉和成矿作用的集中区基本对应。

滇西地区深部地质结构另一令人瞩目的现象是下地壳与上地幔边界并不是简单的界面，多处存在着一个P波速度的“递变层”或“过渡带”，其V_P大约为6.8~7.8km/s。如红河断裂以北、元谋-绿汁江断裂带和安宁河断裂以西，存在着P波速度为7.7~7.8km/s的过渡带，厚度为10km左右。沿金沙江-哀牢山断裂附近的壳幔界线深部也存在低速异常带，钟大赉等(2000)、黄金莉等(2003)、胡鸿翔等(1986)均将其视为壳-幔过渡带。林舸等(1998)认为壳-幔过渡带作为地壳深部地质作用的一个开放体系，是物质交换和能量转换的主要场所。邓万明等(1998)研究认为滇西地区的“壳-幔过渡带”是上地幔中混入了地壳岩石，即壳-幔物质发生了混合作用的结果。反映这些地区壳幔相互作用相对活跃。

此外，在71~120km深度的上地幔内，金沙江-哀牢山断裂带东、西两侧的速度差异很明显，断裂东侧除少数地区出现局部低速异常之外，总体平均速度偏高，显示出扬子地块岩石层地幔的稳定性质，而西侧壳-幔相互作用十分强烈；至171km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背景下分布有零星低速区，反映了岩石层地幔的复杂特征。

赵永贵等(1992)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，反映了该区深部地质结构的复杂性，尤以岩石层部分复杂。

上地壳下部和中地壳存在厚约10km的壳内低速透镜体；在约40km深度上，即岩石层顶部，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，厚约8~12km，应为壳-幔过渡层和壳-幔边界附近的局部熔融体，与上述一致。可以看出，壳内低速透镜体与壳-幔过渡层是上下关联的(边千韬，1998)。

刘福田等(2000)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，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(2000)也支持这一观点；而边千韬(1998)则认为除西侧的这一低速柱外，东部也有一个低速柱。低速体的存在导致了岩石层并不完全呈连续的刚性状态，局部(如澜沧江与墨江之间以及文山东部) 发生了破裂和减薄。

岩石层之下的低速体呈复杂但有规律的分布。澜沧江下部(东经98.5°~100.5°) 有一独立的低速区，向上具有同壳-幔混合带相连的迹象，向下则与下部一个更大低速带有相连的可能，而东部(106°左右) 壳-幔混合层也由于岩石圈减薄而同下部低速带相连的趋势。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，中部明显上隆，顶界250km左右，两侧可延伸到450km以下。低速带东部具呈相对更高的上涌状态，有意义的是该低速隆起之下，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(Ge et al., 2009)。

自涂光炽(1987)将滇西地区沿金少江-哀牢山断裂带分布的富碱斑岩体作为华南两大富碱侵入岩带之一提出以来，对该区这一岩带内富碱岩体的研究从未间断。业已证明(葛良胜等，1999，2007)，滇西地区富碱斑岩空间分布以滇西北地区为主体，向北和向东分别可延伸至川西及藏东，向南可延至金平、绿春哈播以及越北地区。甚至在过去极少见喜山期岩体的兰坪-思茅盆地内部，最近也报道有相应的岩体出现，如云龙县境内的皂角厂岩体和喜鹊厂岩体、永平县黄连铺岩体等。重力测量和遥感解译在金顶矿区白草坪矿段下面发现有喜马拉雅期隐伏岩体(张成江等，2000)。这些新生代火成岩在盆地内部主要沿兰坪一思茅断裂分布，同位素年龄为23~68Ma (Xue et al., 2000)，在岩性与形成时代上均与传统的金沙江富碱斑岩相同。岩体的具体分布也并非仅受金沙江-哀牢山断裂带所控制的岩带及其内部的无规律的岩群或岩区(片)，而是受南北-北西向断裂和近东西向隐伏构造联合(交汇部位) 控制的有规律的岩体集中区，各集中区之间在东西方向上具有大致近等间距展布特征。将这些集中区与上述深部构造特点对比可以看出，它们集中分布在地球物理资料反演的深大断裂构造带上，同时与岩石层内不同层次发育的低速区和幔坳相间的局部隆起区相对应，地热梯度明显高于邻区，如宾川-弥渡、丽江西部、云县及其以西的永平一带、保山西部的腾冲和南部的个旧-绿春一带等。

而与富碱岩浆活动有关的金多金属矿床具有与岩浆岩同样的空间分布特征，二者形影相随(图 1)。目前为止，滇西地区共发现不同规模和类型的金多金属矿床百余处，集中分布在以金沙江-哀牢山断裂带为分界的东部扬子陆块和西部兰坪-思茅盆地中。已被明确认为与富碱岩体(脉) 有关的金多金属矿床多分布在相应富碱岩体(脉) 集中区内，约占全部矿数量的90%以上，最典型的如姚安干沟、鹤庆北衙、祥云马厂箐、中甸甭哥、永平卓潘、金平铜厂、绿春哈播等等，另有部分矿区过去在矿区范围内未发现有富碱岩体(脉) 出露，如中甸陆家村、楚雄小水井、兰坪金顶等，但随着地质调查工作不断深入，这些矿区也陆续发现有富碱岩体(脉) 或隐伏富碱岩体存在(张成江等，2000；董方浏等，2005)。王勇等(2006)结合盆地内主要矿床的Xe、Ne、He、Ar、Pb等同位素研究，也证明其成矿与喜山期幔源流体和岩浆活动有密切关系。曹显光和王兴彬(2001)根据地球物理资料，分析了云南地幔界面起伏和幔坳、幔隆(实际上反映的是深部构造) 特征。通过统计，归纳出云南大型、超大型矿床分布如下规律：(1) 金属矿床对称地展布在幔坳的两侧斜坡(梯度线，或叫幔坡) 上，平均分布于规模较大的幔坳中心两侧22km范围内。这些幔坡多为深大断裂通过或影响的部位，实际上反映的是大型-超大型矿床与深大断裂构造的关系；(2) 云南迄今发现的57个大型矿床的幔距≤20km，其中94.7%≤16km，幔坡角≤1°；(3) 幔坡角≤0.6°的波台更利于形成超大型矿床；(4) 大型矿床与超大型矿床间的关系服从0.618的黄金律。

对矿床研究积累起来的大量同位素年龄及与富碱斑岩的年龄对比(图 2) 表明，滇西地区富碱斑岩形成的时间跨度为18.19~89.35Ma，大部分年龄数据集中在60~25Ma的范围内，富碱岩浆活动的高峰期与成矿作用发生的高峰期是完全一致的，兰坪盆地内热液活动与扬子地块内流体活动的时间和高峰阶段也完全一致(同步)。在同一岩体集中区内，成矿发生的时间位于富碱岩体(脉) 形成的时间范围内，反映成矿作用更为集中(图 3)，尤其以扬子板块地区表现得明显，成矿作用发生在富碱岩体形成的同时或稍后。而从整个滇西地区看，无论是在扬子地块，还是在兰坪盆地，流体活动的启动时间早于岩浆活动，并比岩浆活动更为频繁，但其结束时间却晚于岩浆活动，表明成矿时间的范围更长。

图 2

Fig. 2

图 2 滇西地区富碱岩体与金多金属矿床年龄直方图 左图为富碱斑岩和矿床的年龄对比，右图为兰坪盆地与扬子块体上的矿床年龄对比 Fig. 2 Histogram showing the age of alkanine-rich rocks and deposits in western Yunnan (left) and histogram showings the age of alkanine-rich rocks in Yangtze plate and Lanpin basin in western Yunnan (right)

图 3

Fig. 3

图 3 不同岩体集中区富碱岩体及相关矿床年龄条形图 Fig. 3 Comparison chart of the age of alkanine-rich rocks and deposits from different rock concentration areas in western Yunnan

由上讨论可以看出，滇西地区岩浆岩集中区与相关金多金属矿床时空关系十分密切，它们同时受区域性构造控制明显，而这些区域性构造与地球物理特征反映的深部构造特点紧密关联，这是不同层次深部构造对区域成岩-成矿作用控制的重要表现。

滇西地区中生代末-新生代富碱斑岩主要呈小岩基、岩株、岩筒、岩脉、岩瘤和岩枝等不同产状侵入于不同时代的地层中，单个岩体规模多数较小。岩石类型有辉石正长岩、闪辉正长岩、英碱正长岩、霞石正长岩、霓石正长岩、正长斑岩、石英正长斑岩、花岗斑岩、二长斑岩和碱长花岗岩等。富碱斑岩中富含石榴透辉石岩、石榴辉石岩、辉石岩等铁镁质深源包体，伴有大量同时代的玄武岩和煌斑岩、辉绿岩等基性岩脉(邓万明等，1998；曾普胜等，2002；毕献武等，2005；刘显凡等，2004；葛良胜等，2007；王治华等，2010a)。本区发现的矿床主要包括富碱斑岩型(如姚安、马厂箐、北衙、罗卜地-西范坪、东炉房、卓潘、宋家坡、哈播、铜厂等)、矽卡岩型(如北衙、马厂箐、玉湖、东炉房等)、爆破角砾岩型(如北衙、西范坪和甭哥等)、石英脉型(如陆家村、大坪、金厂)、石英-镜铁矿脉型(如姚安、水晶山、小水井等)、构造蚀变岩型(如长安、扎村、小水井、玉湖、白牛厂金-银矿、老王寨、白秧坪等)、石英脉-蚀变岩复合型(如老王寨、金厂箐、人头箐等)、蚀变砂岩和砂(底) 砾岩型(如金顶、大龙潭)、(层间) 构造角砾岩型(如北衙矿区的笔架山和桅杆坡矿段)、以及上述矿床的风化产物红土型(如北衙和马厂箐等)。有时在同一个矿(集) 区，有多种类型矿化同时出现，形成一组成因上具有密切联系的矿床类型组合。矿床成矿元素组合表现出多样性，在扬子地块一侧，主要为Au-Cu-Mo-Pb-Zn-Fe-Ag组合，而在兰坪-思茅盆地内主要为Pb-Zn-Cu-Ag-Au组合。

对滇西富碱斑岩及相关矿床开展研究所积累的丰富资料(张玉泉等，1987；张玉泉和谢应雯，1997；邓万明等，1998；曾普胜等，2002；葛良胜等，2002c，2003；刘显凡等，2004；宋祥峰等，2006；王治华等，2010a)，充分证明了滇西地区成矿-成矿作用的成因联系，并深刻揭示了它们与深部构造间的内在关联。

正常的花岗岩类δ¹⁸O值位于8.5‰~10‰之间(张理刚，1985)。一般认为，花岗岩6‰＜δ¹⁸O＜10‰时，是由地球深部物质熔融形成的，当花岗岩δ¹⁸O值位于该范围的高端一侧(特别是大于10‰) 时，肯定有地壳物质参与，而在其低端一侧，即δ¹⁸O值小于8.5‰时，则主要与地幔物质熔融有关。本区富碱岩体(脉) 全岩δ¹⁸O值变化为2.46‰~11.6‰，δD值变化为-75‰~-100‰(吕伯西等，1993；刘显凡等，2004；葛良胜等，2007)，表明岩浆形成于壳幔混合源区。不同矿床矿石石英或方解石等矿物包裹体H、O同位素组成则表现出较大的变化性。如马厂箐矿床石英包体氢氧同位素组成稳定，δD变化为-84‰~-93.4‰，δ¹⁸O水为1.35‰~5.86‰，而白云石为2.36‰~3.84‰，姚安δD值为-102‰，氧同位素组成变化较大，为1.08‰~10.61‰，甭哥、三坝、西范坪、剑川矿床(点) 氧同位素组成变化为1.57‰~8.53‰，其中剑川地区一个镜铁矿的δ¹⁸O为2.75‰，而氢同位素值则偏低，变化为-100‰~-145‰，扎村金矿测得的石英、水云母、方解石、白云石δ¹⁸O水值为8.35‰~9.56‰，δD变化为-85.8‰~-117.4‰。但总体上矿床与岩石之间仍很相似，反映了具有相同的源地，且以幔源为主。

岩体内原生硫化物的δ³⁴S值变化为-1.75‰~+6.60‰，不同岩体平均值变化为-0.65‰~4.53‰(葛良胜等，2003，2007；刘显凡等，2004)。除少数地区外，均以较小的正值为主，且变化范围不大，非常接近陨石硫同位素组成，显示出幔源硫(δ³⁴S≈0±3‰)(张玉泉和谢应雯，1995；毕献武等，1997) 特征。反映岩浆岩中硫主要来源于上地幔。与其对应，全区与富碱岩体有关金多金属矿床矿石硫同位素组成变化区间为-6.6‰~15.2‰，变化范围大于岩体，反映成矿流体活动的广泛性，但主要数值集中于-3‰~5‰之间；不同地区金矿床(点) 的平均值变化范围为-0.05‰~4.78‰。单个样品硫同位素组成以不大的正值(多小于5‰) 为主，从各矿区硫化物共生组合及生成顺序看，硫同位分馏达到了平衡。同不同成因来源硫同位组成对比表明，本区金矿床(点) 的硫同位素组成主体与陨石硫相近，并与相关的岩浆岩组成一致。

区内富碱岩体铅同位素组成为：²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb=18.094~18.644，²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb=15.470~15.739，²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb=38.420~39.094(毕献武等，1997；刘显凡等2004；葛良胜等，2007)，组成较为均一。而不同矿床矿石²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb、²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb和²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb的变化范围分别为17.969~18.960、15.226~15.992和37.591~39.607。在铅同位素图解(图 4) 中，投点主要分布在造山带铅与地幔铅范围内，并相对靠近地幔铅的范围。矿石铅和岩体在图上的排列规律和变化趋势十分相似，表现出明显的相关性，表明富碱岩浆岩中的铅和成矿流体中铅具有亲缘关系，即它们的最初来源是一致的。Zindler and Hart (1986)、Norman and Leeman (1989)利用岩石的²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb-²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb二元投影图解圈定了不同来源铅同位素组成范围。图 5是本区富碱岩体铅同位素在其图上投点。由图可以看出，本区富碱岩体(脉) 和矿石铅投影点均落在北半球大洋玄武岩同位素组成的回归线左上方，集中在大陆下岩石圈地幔区及软流圈地幔+消减成分的过渡位置，部分位于大陆下岩石圈地幔区的内部。同位素的分布具有一定的线性关系(图 5左)，表明源区存在混合作用。这种类型的源区在同位素成分上处于普通地幔(PREMA) 与EM II型的富集地幔端元的过渡位置(图 5右)，这与后面将要讨论的Sr-Nd同位素结果一致。充分表明本区岩体和矿石铅源区具有受壳源物质混染的富集地幔特征。

图 4

Fig. 4

图 4 部分富碱岩体和矿床矿石铅同位素组成环境图解(底图据Zartman et al., 1981) 数据来源：吕伯西等，1993；钱祥贵和李志伟，2000；葛良胜等，2002b；吴开兴等，2004；赵欣等，2004；刘显凡等，2006；黄小龙等，2007；冷成彪等，2008 Fig. 4 Diagrams showing lead isotopic environment of alkali-rich porphyries and related deposits (after Zartman et al., 1981)

图 5

Fig. 5

图 5 部分富碱岩体及矿石铅同位素组成投影图(左，据Norman and Leeman, 1989；右，据Zindler and Hart, 1986) 1-NHRC-北半球大洋玄武岩铅同位素组成的回归线；2-软流圈地幔+消减成份；3-大陆下岩石圈地幔；4-富集U、Th的地壳铅同位素组成趋势；SPL-西班牙钾镁煌斑岩；Ea-东非裂谷熔岩；OST-大洋沉积物；GEOCHRON-地球等时线.数据来源同图 4 Fig. 5 Lead isotopic compositions of alkali-rich porphyries and related deposits (left, after Norman and Leeman, 1989; righ, after Zindler and Hart, 1986)

本区富碱岩体⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值范围为0.7056~0.7086，高于原始地幔现代值0.7045(DePaolo and Wasserburg, 1979)；¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd值范围为0.5121~0.5126(张玉泉和谢应雯，1997；毕献武等，2005)，低于原始地幔现代值0.512638(Wasserburg et al., 1981)。即具有高Sr低Nd特征。在⁸⁷Sr/⁸⁶Sr-¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd图解(图 6) 上，均分布于地幔主趋势线延长线上，靠近典型EM II范围。同位素地球化学家普遍认为，具有高放射成因Sr和低非放射成因Nd特点的EM II型富集地幔可能是上地幔与沿着古俯冲带被带入地幔楔的壳源物质、大洋沉积物发生了混合交代作用的产物，反映本区新生代岩浆的源区可能经历了多重的混合-交代富集事件。图中同时给出与滇西相邻的藏北、藏东、囊谦以及滇东南地区富碱火山岩或侵入岩的Sr、Nd同位素组成投点。由图可以看出，藏北新生代火成岩最为接近EM II源区，其岩浆应源于标准的II型富集地幔，而藏东玉龙则位于总体硅酸盐下方，并沿地幔演化线展布的趋势明显，反映其岩浆源区可能含有更多的壳源物质，这同玉龙地区岩体的性质也是吻合的；青海囊谦盆地新生代富碱火山岩素存在两种演化趋势：一部分样品向着EM II型古老地壳端元演化，另一部分样品向着年青地壳方向演化，这种演化趋势说明火山岩的地幔源区不仅与古俯冲作用带入的古老地壳物质混合有关，而且受到年青地壳物质组分的影响，显示了十分复杂的壳-幔相互作用过程，其来源可能是一个比较深的混合地幔源区(孙宏娟，2000)。而滇南地区的火山岩投点多位于Mantle array上方OIB的位置，ε_Nd>0，⁸⁷Sr/⁸⁶Sr多小于0.7043，具有高Nd低Sr的特点。暗示地幔源区Rb和LREE长期亏损。该区火山岩的Sr-Nd同位素与夏威夷火山岩同位素特征类似，而夏威夷玄武岩被认为是典型的与地幔柱作用有关的热点作用的产物，是含有再循环洋壳物质的地幔柱与亏损的软流圈混合形成的，这就意味着滇东南火山岩可能与地幔柱有关，可能由于岩石圈地幔物质的再循环作用使其具有高U/Pb特点(孙宏娟，2000)。

图 6

Fig. 6

图 6 滇西地区富碱斑岩Nd-Sr同位素图解(据Zindler and Hart, 1986) DM-亏损地幔；EMI-富集I型地幔；EMII-富集II型地幔；HIMU-异常高型地幔；BSE-总体硅酸盐成分；PREMA-普通地幔；Mantle array-地幔演化线；1-滇南富碱岩体；2-青海囊谦富碱火山岩；3-藏东玉龙富碱岩体；4-藏北高原新生代玄武岩；5-本区.数据来源：1、2、3、4引自据孙宏娟，2000；5本区据张玉泉和谢应雯，1997；毕献武等，2005；曾普胜等，2002；赵欣等，2004；Xia and Xu, 2005；黄小龙等，2007综合 Fig. 6 Nd-Sr isotopic compositions of alkali-rich porphyries (after Zindler and Hart, 1986)

从图 6还可以看出，本区岩体的投点范围比其北部玉龙、囊谦、藏北高原和滇东南地区大得多，具有典型的壳幔混合源区特征，特色十分鲜明。区域上，自滇东南至滇西北，再到北部的藏东和囊谦，同位素组成具有一定的过渡趋势，但均处在壳幔混合带内的不同层次上。反映岩浆源区大致具有由南向北逐渐变浅的趋势。

根据吕伯西等(1993)、赵欣等(2004)对包体的岩石学和矿物学、岩石化学、微量元素和同位素地球化学等以及和其寄主岩石的系统对比研究表明，滇西富碱斑岩和包体FeO^T、MgO和CaO与SiO₂均呈负相关性，包体同寄主岩石一样，富碱金属，尤其是富钾。表明其与富碱斑岩为一组同源岩浆作用的产物。各种包体与富碱斑岩的稀土配分型式基本相似，均为近于平行的右倾平滑曲线。包体随着碱度增高，稀土总量递增，轻稀土富集程度增高，几乎无Eu的亏损。富碱斑岩和各种包体在Pb-Sr和Pb-Nd同位素相关图上的投影点靠近EM II端员的地方或EM II端元的趋势线上。充分表明包体与寄主岩石源区位置是完全一致的。

Wyllie (1984)基于相平衡实验研究指出，在加厚陆壳的底部，陆壳岩石局部熔融形成的低熔岩浆是粗面岩(正长岩)，而不是花岗岩。粗面岩(正长岩) 可以分出两个类型，即低压粗面岩(正长岩) 类和高压粗面岩(正长岩) 类。低压粗面岩是在压力＜1.5GPa时，由玄武质岩浆结晶分离斜长石后形成的，因为与岩浆平衡的液相线矿物主要是Pl (±Cpx)，因此必定有大的负Eu异常出现；而高压粗面岩(正长岩) 类形成的压力>1.5GPa。与岩浆平衡的液相线矿物是Ga+Jd+Qz，相当于榴辉岩相的矿物组合，因此没有明显的负Eu异常。但是，当压力在1.5~2.0GPa时仍有少量的Pl，依Pl的数量多少，高压粗面岩(正长岩) 可能会有一个小的负Eu异常的出现。滇西富碱斑岩不具有或仅具有弱的负Eu异常，因此可以排除研究区的富碱斑岩起源于正常厚度的陆壳内或双倍陆壳中、上部的可能。赵欣等(2004)根据六合地区深源包体起源深度的计算，推测滇西地区富碱斑岩起源时地壳厚度可能为55km左右，恰与根据地球物理资料确定的滇西地区地壳厚度50~59km及确定的壳幔混合带的位置一致。因此，本区富碱岩浆的源区必定是在下地壳和上地幔之间P波波速过渡层推断出的壳-幔过渡层，其中的包体可能正代表着该过渡带的主要组成(吕伯西等，1993)。

包括滇西在内的西南三江地区是在早期俯冲(晚古生代)-碰撞(印支期)-伸展(燕山期) 造山带基础上，于燕山末期-新生代受印度板块与欧亚板块碰撞造山影响，经历陆内造山作用而发育起来的复合造山带。自晚古生代以来，区域构造动力体制发生多次转换。晚古生代其处于板块构造体制下，表现为古特提斯洋的多向俯冲，导致滇西地区一系列微陆块的最终拼合；印支期，随着板块拼合后区域东西向挤压作用的进一步加强，整体进入碰撞造山阶段(张志斌等，2005)。由于西部多岛洋的陆续关闭，这一过程延续了较长时期，至燕山中期才告结束。但因距离西部主俯冲带愈来愈远，碰撞作用导致的隆升规模却相对有限；之后受区域构造应力的调整影响(东部太平洋板块向东偏北和西部印度板向北偏东俯冲)，进入短暂的伸展造山阶段(葛良胜，2007)，形成了造山带内的伸展盆地。自古近纪开始，伴随着雅鲁藏布洋的消失，印度和欧亚大陆的碰撞，本区作为喜马拉雅造山带的边缘，受其影响，进入陆内造山作用阶段。

在区域构造演化过程中，本区由于其特定的地理位置和构造属性，其构造体制转换表现在两个方面。一是从原来特提斯以近东西向挤压为主的构造应力转化为以北东-南西向为主的构造应力场，由板块构造体制完全转化为陆内构造体制。二是作为青藏高原的东南部边缘，其应力作用强度远小于高原内部，受东部板块运动的制约，自北向南，区域构造应力场也是逐渐转换的。在这种复杂的构造体制下，本区发生的地质构造和成矿作用独具特色。在地质构造方面，主要表现为继承性和新生性断裂构造活动，由此形成了造山带的地壳浅部和深部，岩石层与软流层，各个层次的构造变形与运动学不协调的东秦岭式(Zhang et al., 1996)“立交桥”式多层架结构(钟大赉等，2000)。

地球物理资料分析表明(钟大赉等，2000)，滇川西部上地壳是老构造经强烈的新构造叠加改造后的图像。上地壳内以近南北向为主的不同方向脆性剪切带为滑动边界，和不同旋角右旋转动的次级地块组成的构造网格--类似浮冰块(碎裂流)，是一种表壳薄皮构造。中、下地壳以不同方向韧性(固态流变) 剪切带为滑动边界，和弱变形块体相间构造。上地壳与中、下地壳的主体构造呈近南北向，同时也显示次要的近东西向构造。上地壳与中、下地壳间以一大区域滑脱面分隔了各自的变形域内的构造图案。岩石层地幔以近东西向构造为主，南北向次之，在上顶部普遍存在壳幔过渡带，内部则存多个软流体的上涌体；而软流层又以南北向为主干构造，这表明，每一层圈至少有二组代表性构造，也是多向的。同时，各个圈层内的主体构造方向是变换的，近南北向构造代表“新”构造，近东西向代表“老”构造，在垂向上它们组成多层框架。总起来看，三江特提斯造山带不同圈层间构造，是一种多向层架构造。现今的表壳构造格局是经历了多期构造叠加和改造后的现存图式。

滇西地区富碱岩浆岩体及矿床集中区的地表空间分布与深部构造对照不难发现，它们与岩石圈地幔内不同层低速区具有良好的对应关系。表明滇西地区壳幔这种多层架结构模式，其中特别是深部近东西构造体系和浅部北西、南北向和北东向构造体系的多层次耦合，有效地连通了深部物质，包括软流层物质上升、壳幔过渡带物质部分融熔形成的富碱质岩浆以及赋存于其中的成矿物质等上升的通道。深浅部构造耦合和区域构造交叉、转折共同控制着本区富碱岩浆岩体及相关金多金属矿床空间分布。

如果说构造动力体制转换及多层架结构是区域成岩成矿的动力学因素，那么，在此体制下发生的壳-幔相互作用则是区域成岩成矿的直接原因。前面我们已经讨论了本区富碱岩浆和壳-幔过渡带的地球化学特征亲和性，反映了壳幔混合带具有提供符合本区富碱岩浆的地球化学特点的物质基础。壳-幔过度带的非均匀特征暗示富碱岩浆的源可能具有多个，这也同本区富碱岩浆岩集中区的分布特征一致。边千韬(1998)从(1) 大地热流值高，大地热液区域平均值在83mW/m²以上，莫霍面温度估算值也高(980~1000℃)，且q_m/q_c大于1，表明地幔热流占很大比例；(2) 新生幔源和壳幔混源岩浆岩发育，以及(3) 做为地球能量释放形式之一的地震活动强烈而频繁等三个方面，证明了壳-幔混合带是地球大量能量的释放口。实际它同时又是地球深部物质，特别是流体的释放口。而能量的释放正是通过流体沿深大断裂构造的活动而实现的。葛良胜等(2007)更进一步证明了滇西，特别是金沙江-哀牢山构造带所控制的新生富碱岩浆源于壳-幔混合带，是由地幔上升的富碱质流体上升到该区激发源区岩石发生部分熔融的产物。滇西地区富碱岩浆岩体和金多金属矿床密切相伴的时空关系和成因联系表明了区域成岩成矿的一体化特点。壳-幔相互作用正是通过其对岩浆活动的控制最终实现了对区域大规模成矿作用的控制。

滇西，特别是金沙江-哀牢山成矿带内成岩和成矿时代的研究资料表明，区内金多金属成矿过程并非完全一致。除喜山期大规模成岩成矿作用在各矿床均有明显反映，并且占主导地位外，部分矿床实际经历了多次成矿作用的叠加，而成矿物质，特别是流体示踪则反映了多期成矿作用的物质来源均以幔源为主。Ge et al.(2009)研究认为区内多期成矿是与深部软流层地幔的多期脉动式隆起密切相关的。根据滇西地区地震资料和深部构造特征，可以清晰地识别本区晚古生代至新生代中期发生了两次主要的软流层上隆事件，其间可能发生多次脉动，并与区域成矿的主要时期一致，并以哀牢山矿集区最为典型。首次大规模隆起发生在晚古生代-中生代初，可能与古特提斯区域板块构造演化密切相关，从洋盆扩张期就开始形成，并维持到板块碰撞阶段(Ge et al., 2009)。从现存的低速体残留体判断，软流圈首次隆起沿着金沙江-哀牢山断裂带进行，可能存在一个或多个主隆起中心。根据地震测深剖面(赵永贵等，1992)，位于墨江-元江的隆起中心，达到了岩石圈顶部和下地壳层次(40km左右)，并沿红河/哀牢山断裂带发育，有大规模的基性-超基性岩体侵入，伴有Au, Ni和Fe等矿化作用发生。同时局部地区也有玄武岩喷发，如金平一带，有与之相关的铜镍硫化物矿床形成，如白马寨等。很明显，这次隆起随着扬子板块向西的大规模俯冲而破坏，冷的板块和热的软流层物质相互作用导致板片的断离和上涌软流层物质的隔断，形成你中有我、我中有你、相互交织的复杂格局。不排除某些局部熔融的物质留在原地而滞后喷发，形成所谓“滞后型”火山岩。甚至一直停留在原地而没有喷出，成为深部重要的热源供应地。第二次隆起发生在晚中生代-新生代早至中期。隆起基本上在首次上涌的位置发生，可能与新特提斯演化及后续的印度板块与欧亚板块碰撞作用触发相关。与首次被破坏的隆起相比，本次软流层上涌具有十分完整的形态。中心部位位于墨江-个旧-蒙自一带，深度最高达70~80km。与之相伴，隆起区之上出现高热流值异常、古大陆基底高级变质作用，发生混合岩化和流变片麻岩化、大量煌斑岩脉或基性-超基性岩脉侵入、大规模韧性剪切带和大规模地幔流体上涌等一系列地质事件。在隆起区边缘地带可能与早期存留的低速体形成有限连通，局部的软流层地幔可以借此上升到更高一些位置，形成小型低速柱体。软流层地幔的多期次隆起是地幔物质，特别是地幔流体多次上升并导致多期成矿作用发生的内在机制。推断北部金沙江带也应该具有一个主隆起中心，控制着北部大型-超大型矿床的多期成矿。

综合上述研究，可以得出如下结论：

(1) 滇西地区莫霍面形态与地表构造呈明显的不协调，莫霍面的变化总体呈近东西向，局部形态复杂，而地表主体构造线则主要呈南北向，是一种典型的“桥跨式”构造。在这种总体格局下，莫霍面表现出隆坳相间和局部隆起的特征。隆坳间的幔坡带与区域深大断裂构造基本吻合。地壳呈明显的多层结构，壳内存在低速体。壳-幔间存在过渡带/混合带，软流层地幔发生过多层次脉动式隆起。

(2) 由地球物理资料反映的深部构造与区域成岩成矿关系密切。空间上岩体与成矿的集中区分布体现出受由幔坡带所推断的深大断构造控制，并与壳内低速体和壳-幔混合带存在垂向上的对应关系。岩浆岩的岩石组合、岩石学和地球化学特征反映其源区具有壳-幔混合带物质的亲和性。地幔流体是激发壳-幔混合带物质发生部分熔融的重要因素。

(3) 滇西地区分布有一系列大型-超大型金多金属矿床集中区。新生代大规模成矿作用在各矿床中均有明显表现，成岩与成矿密切的时空关系和成因联系，反映出成岩成矿的一体化特点。许多矿床成矿具有多期叠加性，其时代与复合造山带内主要构造-岩浆事件具一致性。对矿床开展的同位素示踪表明，成矿流体主要为幔源，表明壳-幔相互作用在区域成矿中发挥了关键作用。

(4) 滇西新生代特殊的构造部位及构造动力体制的时空转换和叠接是形成本区特殊深部构造的动力学因素，而深部构造又为壳-幔相互作用的发生提供了前提条件。大量地幔富碱质流体携带成矿物质经由深大断裂上升至壳-幔混合带，激发部分熔融，形成岩浆，并随岩浆上升而演化，在构造有利部位成岩成矿，由此形成岩体和矿床几乎一致的集中分布区，是区域成岩成矿的重要机制。这一过程可示意性地总结如图 7所示。

图 7

Fig. 7

图 7 滇西新生代与富碱岩浆活动有关的金多金属成矿作用示意图 Fig. 7 Sketch map of metallogenic for gold and basic mineral deposits related to alkaline magmatism in Cenozoic in western Yunnan Province