2013, Vol. 29
2. 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
2. State Key Laboratory of Geological Processes and Mineral Resources, China University of Geosciences, Beijing 100083, China
矿床，作为成矿系统的主要产物，是在特定地质时空域中通过不同成矿作用形成的，这种特定的地质时空域就是成矿环境。研究表明，成矿环境包括地质构造环境和地球化学环境，对于成矿作用及其产物具有专属性特点(葛良胜，2008)；反过来，也可以说，矿床特别是具有密切时空联系的不同类型矿床组合(可称之为构造-矿床/石组合)，同其他构造-岩石组合一样，也具有成矿环境乃至大地构造背景的指针意义。以这种认识为指导，现代矿产勘查工作正经历着如下的重要转变：找矿目标从过去的寻找特定类型、特定元素的矿床转向不同类型、不同元素矿床(组合)拓展；找矿方法从过去的单一方法为主，向多学科新技术、新方法结合发展；找矿区域从过去的较小尺度(矿体、矿床层次)向更宏观的尺度(矿集区、成矿区带)延伸；有关矿床与成矿的研究，也突破了过去以单个矿床为对象，而转向以矿床组合为主体，从过去的仅关注矿床产出的具体背景，向矿床(组合)得以形成的成矿环境和动力学背景深入。这些转变归结起来可用“从单一找矿向系统找矿转变”来表述。特定环境内的矿床及其组合往往表现为同一个成矿系统的产物，在时空和成因上具有密切的联系，因此，系统找矿的重要思路之一是将(已发现的)矿床作为(待寻找的)矿床的标志；另一方面，成矿系统是成矿环境的产物，因而查清成矿环境是实现系统找矿的前提。国内外大量的成功找矿经验表明(Hedenquist et al.，1998；Corbett and Leach, 1997; 张德全等，2003；吕庆田等，2007；葛良胜等，2009；邓军等, 2010a, 2012；Deng et al., 2011)，系统找矿依赖于对成矿环境的厘定以及对不同环境中成矿系统/成矿作用的确认和与之相应的矿床组合时空和成因联系的构筑。因此，矿床学理论工作者和勘查学家们长期以来就十分注重对不同地球动力学背景下形成的成矿环境及与其相关的成矿作用研究(Guild，1972)。
20世纪70年代以前，这种研究建立在槽台学说及其对成矿控制的基础之上(Smirnov，1977)。70年代以来，由于板块构造学说的不断丰富和完善，许多矿床和构造学家开始探讨板块构造与成矿之间的关系(Wright，1982；Mitchell and Garson, 1981；Sawkins，1990)，并由此带来了地质学和矿床学史上的一场变革。80年代初，基于Wilson (1968)的板块构造演化旋回研究，Mitchell and Garson (1981)和Sawkins (1990)先后出版《矿床与全球构造环境》和《矿床与板块构造》专著，全面总结了不同构造环境(包括大陆热点、裂谷和拗拉槽、被动大陆边缘和内部盆地、海洋环境、俯冲环境、碰撞造山环境和转换断层、大陆地壳线性断裂)中的矿床产出特征和分布规律。虽然板块构造理论完好地阐释了显生宙以来增生造山带及板块边缘的成矿系统和成矿机制，但在前寒武纪(时间上)和大陆(空间上)成矿方面却遇到了一系列重大难题和挑战(张旗，2008；侯增谦，2010)。为了弥补板块构造理论的不足，有人提出了超大陆旋回，并发现超大陆旋回与金属成矿巨旋回之间具有惊人的一致性(Barley and Groves, 1992)。由于超大陆旋回是由板块构造理论发展而来的，只能对大陆边界金属矿床的时空分布规律作出宏观解释，仍不能阐明大陆内部和特定成矿阶段的成矿规律和成矿机制。随着对地球内部结构了解的深入，20世纪90年代以来地质学家们普遍认识到成岩成矿与壳-幔相互作用，特别是下地壳、岩石圈地幔/软流圈系统变迁具有密切的内在联系，从而把成岩成矿作用与大陆形成演化联系起来，从壳幔相互作用和物质-能量交换传递角度研究大陆成岩成矿过程，大陆成矿动力学的理论应运而生。中国大陆的复杂性和多样性，为研究大陆动力条件下成矿环境和成矿作用提供了得天独厚的条件。围绕中国大陆发展演化及成矿作用的研究取得一批重要成果，引领了世界大陆成矿理论的发展。毛景文等(2005a, b)分别讨论了中国南方和北方大规模成矿及其地球动力学背景；更多的学者以造山带研究为重点，系统讨论了以碰撞、伸展、陆内构造活动等过程中成矿环境与成矿作用(Chen，1994；Dewey，1988；陈衍景等，1999; 顾雪祥等，2001；Goldfarb et al.，2001；王义天和毛景文，2002；邱小平，2002；姚书振等，2002; 毛景文等, 2005c, 2012；侯增谦和杨志明，2009；侯增谦，2010；王安建等, 2009; Wang et al., 2010, 2013；邓军等，2010b)。
上述讨论表明，构造动力体制是研究成矿环境的基础，其演化决定了成矿环境的区域配置和时空变换。因此，人们对构造动力体制理解不同，直接影响到对成矿环境完整性认识和成矿作用的全面分析。例如，板块俯冲作用是受大洋构造动力体制控制的，它决定了从俯冲开始到板块缝合、洋壳消失这一时期内板块边缘构造-成矿环境的时空分布和演化。紧接着的板块碰撞和伸展过程实际上处于两个大板块联而不合的状态，即转换阶段(邓军等，2013)，真正的大陆尚未形成，它并非完全受大陆构造动力体制所控制，成矿环境和成矿作用也非常复杂。由于大陆演化的复杂性，目前人们对大陆演化过程及在大陆构造动力体制下形成的成矿环境研究并没有取得像板块构造那样完整和系统的认识。本文在前人大量成果基础上，基于大地构造理论对成矿环境的控制作用，对在不同构造动力体制下形成的成矿环境和成矿作用作一系统梳理(图 1)，以期能对人们区域成矿研究和找矿勘查工作提供指导。
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图 1 不同构造动力体制下成矿环境与成矿作用示意图 Fig. 1 Sketch map shows metallogenic environment and mineralization in different tectonic dynamic system |
板块构造演化涉及到从大陆此地裂解到彼处缝合的完整过程，这一过程通常用著名的威尔逊旋回(大洋生命旋回)(Wilson, 1968)加以说明。与板块构造演化相关的构造环境和成矿作用是相当复杂的，国内外大量学者对此进行了深入的研究。到目前为止，实际上已形成了普遍的认识，尽管针对成矿的某些细节还可开展深入的工作。Mitchell and Garson (1981)编著的《矿床与全球构造背景》以及Sawkins (1990)著《金属矿床与板块构造》两书，详细讨论了不同板块构造环境中矿床的专属性特征。总结前人的研究成果可以发现，在大洋动力体制条件下，成矿环境与成矿作用主要发生在板块边缘，它包括离散和汇聚两种构造性质，并由其衍生出的在时空上具有明显规律性的成矿环境。现代海底成矿作用的观察与研究表明，离散作用不仅发生在洋中脊，在汇聚边缘的海槽、海沟和弧后盆地等内部也会出现。汇聚构造环境则主要出在在洋陆板块汇聚边缘的陆缘一侧，由大洋板块的俯冲作用主导。通常情况下，它会形成大洋岛弧、弧前盆地、岛弧带、弧后或弧上盆地、弧间盆地、大陆弧等在空间上有序配置的成矿环境，它们都是俯冲造山带的重要组成部分。对太平洋两岸的大陆边缘研究表明(藏绍先和宁杰远，1996；何建坤和刘富田，1998；任建业和李思田，2000；吴时国和刘文灿，2004)，同样是汇聚俯冲大陆边缘(造山带)，其构造环境发育情况却具有较大差异，如在大洋板块向大陆板块下俯冲时，上覆板块的边缘可以形成沟-弧-盆体制，也可以不发育弧后拉伸盆地(何建坤和刘福田，1998)，甚至在同一条俯冲带(板块边缘)上，其成矿环境也具有分段性、穿时性等方面的变化(吴时国和刘文灿，2004)，造成这种现象的主要原因与汇聚方式相关的多种因素有关。主要包括俯冲过程、深度和状态的变化，地壳的抬升模式和应力状态与俯冲方向、速度、角度、岩石层厚度及岩石层和软流层粘度比，俯冲板块的局域性差异造成的断离、撕裂、扭曲、回转、板片窗等。宁杰远(1996)等总结讨论了俯冲起始、浅部俯冲、中间俯冲和深部俯冲等过程对构造环境的影响，何建坤和刘富田(1998)则提出俯冲板片的形貌不同所导致局部地幔对流方式不一影响到俯冲的倾角、最大深度以及俯冲板片在670km上下地幔过渡带处保存的形态，从而制约着弧体近陆一侧是否会发生岩石圈拉伸。
2.2 成矿作用 2.2.1 离散构造环境离散构造环境包括洋中脊及在汇聚板块边缘发育的具张性特征的各类弧盆环境等，但不同于后面将要讨论的形成于陆内的裂谷。在离散板块边缘，主要形成沉积岩容矿的同生-后生矿床和火山成因块状硫化物VMS型矿床。同生沉积矿床最具经济意义的首推BIF和SEDEX型Pb-Zn矿床，BIF形成于部分缺氧的海底陆坡环境，系海底热水系统中铁大量堆积的产物。SEDEX型矿床形成于被动陆缘裂谷-裂陷环境，是对流循环的中温(220~290℃)、中低盐度(3%~13%)流体发生喷流-沉积作用产物；VMS型矿床大多形成于洋脊扩张中心，岩浆热机驱动的海底热水对流循环是形成VMS型矿床的主要机制(Groves and Bierlein, 2007)。例如，在塞浦路斯确认的代表形成于古洋脊环境的、与蛇绿岩有关的块状硫化物矿床(Adamides，1979)，在日本发现的形成于弧内拉张环境的黑矿型块状硫化物矿床(Sato, 1974)。弧间裂谷代表了地壳减薄及发生火山作用的地方，主要发育与高侵位长英质火山岩有关的浅成低温热液型Au矿和中深成热液型Au矿。
2.2.2 汇聚构造环境汇聚构造环境包括形成于汇聚板块边缘的岛弧(Sillitoe，1972)和远离弧后的陆缘弧(Groves and Bierlein, 2007)。其成矿作用远比离散构造环境复杂得多。其具体的成矿环境、成矿类型、元素组合、成矿作用等取决于板块本身特点及汇聚方式、过程等。从汇聚方式上看，走向上可分为正汇聚(正碰撞)或斜汇聚(斜碰撞)；倾向上则存在明显的俯冲角度的变化；纵向上可能存在俯冲板片的断离。每一种情况都会引发复杂的成矿环境差异和成矿效应。此外，板块俯冲速度的快慢、板块本身的厚薄及其性质、俯冲深度的变化等也会引发不同的成矿效应。从汇聚过程上看，它可划分为俯冲成弧和成山等阶段。这些是目前研究有关板块构造成矿用的热点和前沿性课题。
正汇聚与斜碰撞(Sillitoe，1972；肖龙，2000) 正汇聚的特点是板块的正向俯冲并在上盘形成岛弧，这些地质体中的热流体限于侵入体中，故只有斑岩型Cu-Au矿床，并且脉系不发育。当斜汇聚(斜碰撞)时，板块之间互相走滑，形成重要的横断层体系，这些地质体处于以走滑变形为主的张性构造环境，在这些部位以斑岩为热源的上升流体与向下流动的大气水混合，产生与斑岩有关的中深成热液Au矿化。
俯冲角度、速度及板块性质(Uydea，1983) 基于对环太平洋两岸Cu-Au矿床的深入研究，人们发现太平洋东岸形成的是大陆边缘型岩浆弧(压性弧)，而西岸则形成大洋火山岛弧(张性-中性弧)。这两者都是斑岩型矿床产出的有利构造环境，但成矿特征不同(Sillitoe，2000)。前者为海沟-火山弧-大陆的构造环境配置，如美洲西岸，斑岩型矿床以Cu和Cu-Mo矿为主，后者则为海沟-前弧-前弧盆地-火山弧-弧间或弧后(边缘海)盆地-大陆的构造环境配置。在太平洋西(南)岸发育弧间(上)或弧后盆地的板块边缘，以发育富Au的斑岩型Cu矿床为主，还发育黑矿型块状硫化物矿床。造成这种差异的原因与俯冲角度、速度及板块性质有关。Uyeda and Kanamori (1979)曾对此给予这样的解释：太平洋东岸的板块俯冲角度是由陡变缓，而西岸相反，由缓变陡，而且太平洋东、西两板块在地质历史时期的俯冲速度是存在差异的，即东太平洋板块的俯冲速率要比西太平洋快，并与现代测量结果一致。高角度俯冲产生张性弧，以发育弧间裂谷为标志，如马里亚纳弧，可产出VMS矿床；缓角度俯冲产生压性弧，以发育中酸性火山-岩浆岩套为特征，如安第斯弧，主要产出斑岩型矿床。而成矿元素组合的不同可能与板块性质关系密切。太平洋东岸的斑岩型Cu (Mo)矿形成于古陆基底之上，具有较厚的大陆地壳，矿床以斑岩型Cu或Cu-Mo矿为主；西太平洋岛弧地区的矿床则形成于过渡地壳或洋壳之上，地壳厚度较薄，矿床以斑岩型Cu-Au矿为主，常与浅成低温热液Au矿伴生。
除板块俯冲速度、角度等方面的变化影响成矿环境和成矿作用外，在弧造山带，顺弧方向的构造-岩浆分段性暗示，既使是同一大洋俯冲板片也不是“铁板一块”，往往在不同地段具有不同的俯冲角度。这种板片俯冲角度的变化，常常在俯冲板片内形成垂直岛弧方向的膝折带(kinkband)，并常将俯冲板片分隔成顺弧展布的若干块段(segment)。这种膝折带的产出部位，在地表往往对应于俯冲带的褶曲部位。如果板片俯冲角度突然变化，膝折带可能演变成俯冲板片撕裂带(tear band)。这些膝折带和撕裂带对岛弧环境的岩浆活动及成矿作用有着重要的控制作用(Corbett and Leach, 1997；侯增谦，2004)。
俯冲过程 目前研究表明有利于形成富金斑岩型Cu矿可能的构造背景有平缓俯冲作用的开始和结束阶段(Kay and Mpodozis, 2001)、俯冲带极性反转(Solomon, 1990；Tosdal and Richards, 2001)、由于碰撞使俯冲作用中止的阶段(Sillitoe，1997)。在俯冲开始和造弧阶段，大洋板块陡俯冲形成的岛弧(或洋内弧)环境主要发育斑岩型Cu-Au矿床，而缓俯冲形成的陆缘弧(安第斯型弧)则主要发育斑岩型Cu-Mo矿床和云英岩型Mo-Sn-W矿床(侯增谦，2004)。高硫型浅成低温热液Cu-Au-Ag矿常常作为斑岩Cu矿系统的上部系统出现；低硫型浅成低温热液Au-Ag矿形成深度更浅( < 1.5km),成矿温度更低( < 300℃)。它们属于同一成矿环境中形成的不同类型矿床的组合。在俯冲极性反转、俯冲造山及俯冲终止阶段，最具代表性矿床类型是造山型Au矿(Groveset al., 1998)，形成于火山岩浆弧挤压-压扭变形晚期，就位于弧前增生楔环境(Kerrich et al.，2000；Goldfarb et al.，2001, 2005)。
3 大陆动力体制：大陆构造环境与成矿作用 3.1 大陆演化与构造环境大陆构造是大陆动力学研究的重要对象，但到目前为止，人们对大陆构造还没有建立起像板块(大洋)构造那样较为完整的理论体系。理论上，与上述板块构造演化的威尔逊旋回相对应，应该存在一个自大陆定型(注意不是板块缝合)到再次裂解所代表的大陆构造演化过程。近年来，有些学者建议把新的大陆形成到其再次裂解这一地质时期称为该大陆的生命演化旋回(李锦轶，2009)。很显然，大陆形成演化的完整地质过程，在已有的地质理论和已经发表的相关论著中，并没有得到令人满意的概括和阐述。现在人们还不清楚在这一漫长的地质历史时间内，一个大陆的演化到底会经历哪些历史阶段，会发生哪些具有典型意义的地质事件，有没有统一的演化过程以及大洋板块和大陆板块内部演化的差异等等。由于中国大陆组成的特殊性，使其成为研究这一重大问题的理想地区。事实上，中国地质学家针对这一问题确实进行了几十年的艰苦探索，并取得了十分丰富的成果。尽管完整的理论体系没有建立，但在大陆构造演化中可能发生的重大地质事件包括由其引发的地质、构造、岩浆以及资源、环境等效应正在逐渐被认识，为将来完整的大陆构造学体系或框架的建立积累了丰富的资料。
从目前大陆动力学研究的一系列成果看，在大陆构造演化中也会形成十分丰富的地质构造环境。然而不同的大陆可能有明显的差别，这同发生在不同板块边界的情形具有相似之处。作者将板块缝合后开始发生的碰撞造山作用以及大陆开始裂解时发生的裂谷作用看成是地球动力学机制转换期的主要地质事件(邓军等，2013)，这样，根据在中国大陆目前研究的成果，从伸展造山作用结束，真正的大陆形成开始，到大陆发生裂解再次成洋这一期间的大陆演化中形成的地质环境主要包括：(大陆内部)深大断裂构造活动、地幔柱或热点构造活动、岩石圈加厚到大规模减薄、陆内造山、陆内裂谷(未裂解成洋)等，其形成与大陆演化历史、壳幔结构和物质状态密切相关，同时受区域构造应力的影响。可以看出，大陆构造演化中诸多地质环境的形成主体是由垂向的壳幔相互作用引发的，与前述大洋动力学演化的机制形成了鲜明的对比。从这个角度看，可以用一个完整的地幔对流旋回(壳幔相互作用旋回)为主线，来研究大陆构造演化的全部过程。与板块边缘有关的被动边缘和主动边缘一样，大陆也有稳定和非稳定之分。上述一系列大陆地质构造环境一般均发生在不稳定的大陆内部，稳定大陆一般仅接受沉积或剥蚀作用。前者与内生金属矿床成矿作用关系密切，后者则多形成油气和煤等能源矿产。板块缝合，并经造山作用形成大陆后，何时开启大陆构造演化旋回尚不明确，这同大陆板块所处的全球构造背景密切相关，但确实有一些陆块长期可以保持在相对稳定的状态。此外，地幔对流旋回，即壳幔相互作用所引发的大陆构造演化的具体表现、阶段性、相互关系及其时空结构(序列)等与地幔对流的规模、速度、深度等相关，但具有不确定性，其鉴定标志远没有板块构造演化那样清晰。正如板块构造运动的原始驱动力尚无定论一样，制约大陆构造演化的壳幔相互作用(地幔对流)最初是如何被激发的也没有弄清楚。在有关板块构造演化的讨论中，也有许多学者对一些板内构造环境及其成矿作用进行过研究，如被看作是板块构造理论体系有力补充的热点和地幔柱构造就曾是大洋动力学条件下，人们特别关注的对象，但实际上它也应是大陆(板内)动力学研究的重要内容，因为它们不仅发生在大洋板块内部，同样可以发生在大陆内部，并伴随着强烈的成矿作用。以下主要从成矿角度，结合目前的研究成果，对一些主要大陆构造环境及成矿作用进行讨论。
3.2 成矿作用 3.2.1 深大断裂构造与成矿作用这里说的深大断裂构造是指在大陆(或板块)内部发育和分布的大型断裂，而不包括在板块边缘作为其他构造动力体制载体之一的构造体系，尽管其历史上可能这些构造体系的重要组成部分。一般而言，深大断裂构造不是一个单一构造形迹，而是由与其伴生的或派生的一系列构造要素组合而成的。常见的大型构造包括反映地壳水平运动的伸展、收缩和走滑，反映垂向调整的隆升和沉降，其间可以有各种过渡或转化型式。与同类型的小型构造相比，大型构造不仅是地壳或岩石圈受力变形的产物，而且它的形成和演化控制着与其有关的沉积、岩浆、变质等作用(翟裕生等，1997)。它具有以下特征：①连通性和贯通性。不同规模的构造沟通不同壳幔地球化学层圈，且同区域不同层次、性质构造往往是连通的。②长期性和继承性。深大断裂构造一般具有长期多期次性质复杂的活动特征，并具继承性。③控岩和控矿。大型构造能控制有关岩石建造，特别是岩浆岩的形成及相关矿产的分布。其控矿作用主要表现在(翟裕生，2003)：①可为矿源场、中介场和储矿场的有机联通提供有利条件。例如，深源的含矿流体可以大断裂为通道而到达地壳浅表, 并在该大断裂的次级断裂、裂隙中堆积成矿；②构造活动的长期性、脉动性和继承性，有利于成矿物质的反复叠加富集，使它们汇聚在同一有限空间，这种多重富集作用有利于形成超大型矿床; ③一些矿床尤其是大型矿床，其形成需要巨大、稳定的热液对流系统，支持这种系统正常运转的巨大岩石裂隙网络带，只有在大型构造的热动力作用下才能形成，如超大型斑岩铜、钼矿床; ④大型构造因其贯通性而能连通位于不同深度和不同地质体内的不同类型的流体，并导致它们的混合，这有利于汇集成矿所需的矿质、挥发分和形成必要的地球化学障，因而有利于矿床的形成。
3.2.2 地幔柱(或热点)与成矿作用地幔热柱的认识，最初源于热点理论。1963年，板块构造创始人之一Wilson (1963)提出热点假说用于解释夏威夷群岛火山岩的成因；Morgan (1971)则认为Wilson所指的固定热地幔源区实际上是一个产于地幔底部热边界附近的热幔柱(Plume，也有人译作地柱、热点、地缕、地幔羽、地幔柱等)；Deffeye (1972)认为地幔柱是下地幔上涌形成的；Anderson (1975)著文说地幔热柱与其说是热柱，不如说它是一种化学柱。它的化学成分与周围地幔物质有明显的差异。日本学者根据P波层析成像技术研究地球深部构造，并以核-幔界面(2900km)，上地幔底界(670km)，岩石圈底界(100km)深度为界划分出地幔热柱一、二、三次柱(Kumazawa and Maruyama, 1994)。他们认为，地幔热柱有两种起源深度，一是起源于核-幔边界(D″层)，一是起源于浅于400km的深度。起源于D″层的地幔热柱又可分为两种类型：直径约5000km的超级地幔热柱和直径小于500km的小地幔热柱。超级地幔热柱在下地幔下部呈颈状，自大约2000km处呈蘑菇状朝670km的上、下地幔不连续面扩展，形成扁球状顶冠。进入上地幔内分为数个较小(二级)地幔热柱(邓晋福等，1992)，称其为亚热柱(Sub-Mantle Plume)。在约100km的岩石圈底部再细分为更小的(三级)地幔柱，孙爱群和牛树银(1997)称其为幔枝构造(MantleBranch Structures)。
地幔柱(热点)的提出虽然与板块构造基本同期，并作为研究板块运动速度与方向的一个参考点，但显然用板块构造理论无法解释地幔柱的作用过程。与研究地球表层物质水平运动为主的板块构造理论相比，地幔柱构造理论更加重视地球的深部构造与物质的垂向运动。地幔柱主要出现于大洋或大陆，而不是在板块边界，大洋板内的洋岛和大陆溢流玄武岩火山作用通常被看作为地幔热柱或热点在地表的表现，因而是大陆(板内)动力学研究的内容。近二十年来的研究表明，地幔柱与大规模成矿关系受到许多专家学者的重视(孙爱群和牛树银，1997；王登红，2001；牛树银等，2002；毕金龙，2005)。王登红(1998)总结了地幔柱演化的4个阶段并与之相关的成矿作用；牛树银等(2002)则重点针对Au-Ag多金属成矿的地幔柱控制进行了深入研究。由于地幔柱起源于核幔边界，其上升作用贯穿了地球内部不同层圈，直接沟通且带动了不同层圈的物质交换，因而与成矿密切相关。首先表现在上升幔流为成矿提供深部物质来源，当核幔边界涌动或受干扰形成上升地幔热柱时，金、银等成矿物质便可随地幔热柱向上迁移，并通过气态→气-液混合相→含矿流体的形式，随地幔柱→地幔亚热柱→幔枝向地壳浅部迁移。地幔亚热柱则可能扮演了成矿物质运移通道的角色。金、银等成矿元素随地幔热柱的多级演化向上迁移，越接近地壳上部受构造运动影响越明显，这与岩石的物化状态密切相关。更次一级的幔枝构造则是成矿控矿的有利空间。在大陆内部，如果确立了深部存在地幔柱构造的存在，其浅表必然有相关的成矿成藏效应，是开展区域成矿规律研究和找矿区划必然考虑的重要因素。
3.2.3 陆内伸展环境与成矿作用伸展构造环境在不同构造动力体制下都存在，如在大洋构造动力体制中，在洋中脊、岛弧和边缘弧中会发生伸展作用，形成不同规模的伸展盆地(前述)；在转换构造动力体制下，有造洋裂谷和伸展造山作用发生(后述)。同样，在大陆动力体制下，也会发生伸展构造，即陆内伸展(裂谷)。各类伸展构造都是成矿的有利环境，陆内伸展环境也不例外。陆内伸展的深部地质构造表现主要是软流层物质的上涌和上覆岩石圈的大规模减薄。岩石圈大规模减薄和局域性拆沉可以导致2种截然不同的构造效果，一种是区域伸展(Bird，1979)，另一种是更强烈的挤压变形(Bird，1978)。在地表的直观表现就是形成陆内裂谷(造盆裂谷)和陆内造山带，体现出陆内盆-山耦合特点。但应注意到，陆内的伸展并不一定都伴随裂谷的发育，区域性伸展可能只导致岩石圈厚度减小，只有当强烈伸展时，地表才有配套的裂谷出现。此外，板内的伸展环境还可能由其他机制而激发，如热点、地幔柱或地幔隆起等。板内裂谷的发展演化受制于区域构造应力特别是深部构造动力状态。现在所能确定的裂谷构造环境均是未能得到持续发育的古裂谷。之所以未能得到充分发育可能与区域上或深部驱动裂谷发育动力消失或转换有关。古裂谷的存在有2种可能性。一是裂谷停止发育，而处于一种其演化的某一时期，并较完整地保留了此前裂谷发育过程中发生的各种地质现象，类似于板内伸展构造环境；二是裂谷发生回返，并再次愈合。如果愈合作用持续发育，本已开裂开的大陆会发生类似板块碰撞那样的地质效应，形成后述的陆内造山构造环境。有关陆内造山环境与成矿作用将在下面讨论。
已有研究表明(毛景文等，2005a)，中国北方中生代大规模成矿作用的发生与岩石圈大规模减薄事件密切相关。华北克拉通古生代金伯利岩研究表明当时岩石圈厚度达200km (池际尚和路凤香，1996)，东部曾经是一个高原。张旗等(2001)通过对华北克拉通内部埃达克质岩石或类埃达克质岩的初步研究，进一步证实中国东部高原在中生代的存在。长江中下游和华北地块北缘为当时高原的南北缘。中国东部在中生代岩石圈快速减薄到不足80km (邓晋福等，2003)。中国华南地区中生代的岩石圈伸展同样也被许多地质学家所证明。李献华(1999)总结出华南白垩纪花岗岩浆活动与岩石圈伸展的密切联系，并划分出164~153Ma，146~136Ma，129~122Ma，109~101Ma和97~87Ma 5次花岗岩侵位事件，说明华南岩石圈出现过多期次伸展作用。毛景文等(2004)进一步讨论认为110~80Ma是华南一次大规模伸展阶段，并与区域大面积和多样性的成矿大爆发时间一致。形成了与岩浆活动有关的Sn多金属矿床、稀有元素矿床和W矿床、白垩纪火山盆地中的浅成低温热液型Au、Cu矿床、浅成低温热液型Ag、Pb、Zn矿床、卡林型Au矿以及与花岗岩-火山岩有关的U矿床等。总体来讲，在岩石圈快速减薄的大环境中，一部分矿床形成与岩浆活动有关，但更多矿床，尤其是金矿床的形成与深变质作用、壳幔相互作用有关的深部流体活动以及地幔排气具有密切的关系。很多矿床的成矿物质组合、稳定同位素特征和惰性气体同位素都清楚显示出地幔流体参与了成矿过程。
侯增谦等(2007)建立了华南造山帯燕山期发育的板内伸展构造环境。产于此环境的典型矿床以江西德兴斑岩铜矿田为代表。其形成发育与区域范围的燕山期大面积火成岩及相伴的地壳张裂作用有关。相邻地区的赣南A型花岗岩(165~173Ma)和双峰式火山-侵入岩(158~179Ma)、湘南板内碱性玄武岩(160~180 Ma)和桂东南钾玄质侵入岩(158~165Ma)，以及广东梅州层状镁铁质-超镁铁质侵入体(171~178Ma)集中产出于华南板块内部的十万大山-杭州裂谷带，反映华南板块在中侏罗世发育陆内伸展环境环境。非造山崩塌环境(侯增谦等，2007)是陆内伸展环境的一个特例。以长江中下游地区为代表。燕山期，长江中下游演变为造山带内部的火山-沉积盆地，晚侏罗世至早白垩世发育强烈的岩浆活动，岩浆岩由早期中酸性花岗岩向幔源或壳/幔混源岩浆岩转变，伴随有大量矽卡岩型Fe-Cu-Au和斑岩型Cu-Au或玢岩型Fe-Au矿床形成。
陆(板)内裂谷是重要成矿地质构造环境，成矿作用与裂谷演化过程密切相关。在大陆裂谷发育初期阶段，热地幔在深处部分熔融产生的大陆拉斑玄武岩浆和碱性岩浆上侵到陆壳中，形成产于大陆层状基性-超基性杂岩中的岩浆型Cu-Ni矿床和与碱性花岗岩有关的岩浆热液型、斑岩型Cu-Mo矿床。产于裂谷早期的粗碎屑沉积岩系中，有砾岩型Au-(U)和砂岩型Cu-Au等类型矿床，并可能在后期发生叠加或改造。而在裂谷碎屑岩-碳酸盐岩系中，矿化发生于硅化、黄铁矿化的灰岩、泥质白云岩、凝灰质粘土岩、粉砂岩中。矿体赋存于层间断裂、古侵蚀面、挤压破碎带、次级挠曲及背斜轴部等处。矿石呈微细粒浸染状，有方解石-Au、石英-Cu-Au、As-Sb-Hg-Au、Pb-Zn等组合。同时，岩石圈的伸展、断陷使来自富金剥蚀源区的沉积物在盆地中聚集，在裂谷封闭或其后的区域变质、变形过程中，金活化转移至有利地段聚集而成的Au矿床。当中基性火山岩建造发育时，有多金属Au、Mo-Au、As-Au等组合；在稍晚阶段，可形成深海金属沉积物以及以沉积岩为容岩或火山岩为容岩的块状硫化物多金属矿床。稳定推进的裂谷盆地还是煤炭或油气等能源资源成矿的重要场所。如果裂谷继续演化，则会拉开成洋，转入大洋构造动力体制，形成相应的矿床；反之，如果裂谷停止活动，则可能回返，形成于与陆内造山带环境相似的矿床。
3.2.4 陆内造山与成矿作用中国大陆是全球板内造山作用最显著的地区之一，如燕山-阴山造山带、五台山-太行山-中条山造山带被认为是典型的陆内造山带，其他一些造山带是否进入陆内造山期，还是处于碰撞后的伸展造山作用阶段尚有争议。对板内造山帯的构造过程和驱动机制尚没有统一的意见。受板块构造理论发展初期一些设想和传统造山带研究方法的影响，板内变形和造山作用的解释依然与板块边缘的作用紧密联系在一起。例如，由于天山新生代板内造山带总体上与印度-亚洲大陆碰撞带边界平行，习惯上将板内造山作用归咎于印度-亚洲大陆碰撞的远程效应。在中国东部，这种简单的联系也用于解释太行山板内造山带、燕山造山带和鲁东造山带等。但罗照华等(2006)认为板内造山作用与板缘造山作用的机制绝然不同。其形成与岩石圈大规模减薄背景下的局部拆沉具有密切的关系(罗照华等，2006)。具有复杂拼合性质的大陆岩石圈不均一性和由于岩石圈拆沉作用导致的幔源基性岩浆的底侵可能是导致陆内造山的重要控制因素。板内造山作用还可能是裂谷停止发育并反方向演化的产物，即是在早期裂谷基础上发展形成的。
同其他体制形成的造山带一样，陆(板)内山造山带也是重要的构造-岩浆活动帯和金-多金属成矿帯，金属成矿作用主要在于两个阶段，造山旋回启动阶段和造山带崩塌(岩石圈拆沉作用)阶段(罗照华等, 2006, 2007)。中国太行山和燕山造山带是研究陆内造山与成矿作用的经典地区(邓晋福等，2009；葛良胜等，2012)。随着造山过程演进，不同时期成矿作用各具特色，但大多均同壳幔相互作用而成生的岩浆活动有关。早期造山阶段，伴随古老下地壳的熔融，生成以安山质为主的岩浆活动和伴生以Au为主的成矿作用。主造山阶段，陆壳升温达峰值，导致上地壳岩石大规模熔融作用，形成大规模花岗质岩浆侵入，伴生以Mo为主的成矿作用。造山晚阶段，“过热的”下部地壳开始降温，壳幔深部的镁铁质岩浆更多地喷出和侵入，伴生以Fe矿床形成，同时，新形成的下地壳熔融，伴生Cu矿。
4 转换动力体制：转换构造环境与成矿作用 4.1 转换构造环境的特殊性从大洋动力学机制向大陆动力学机制或相反的转换和过渡是转换构造环境形成时期。它包括板块缝合(俯冲造山)后的碰撞-伸展造山过程和大陆演化晚期的成洋裂谷发育过程两个性质截然不同的阶段，前者总体处于挤压状态，而后者正相反。前人的研究中，通常将碰撞造山过程看作是板块构造演化的继续和最后阶段，而将大陆(造洋)裂谷事件看成是板块构造演化的开始。同样，大陆动力学的研究者则将板块缝合后的陆陆碰撞造山作用看作是大陆构造演化起始阶段，而将大陆裂谷标定为板块(大陆)裂解走向大洋的直接表现，因而是大陆构造演化的最后时期(侯增谦，2010)。但是，大陆碰撞并非现在才有的名词，以前曾称为A型俯冲，其作用过程、形成机制、驱动力、深部过程、应力场及其变化、成矿作用虽与洋陆板块俯冲作用系统有较大区别，但它同时又涉及到两个陆(板)块相互作用，而不是典型的陆(板)内构造，因此是介于大洋动力学与大陆力学之间的一种转换构造，邓军等(2013)详细讨论了碰撞-伸展过程相关问题。
裂谷是伸展构造体系中最常见的地质构造现象，与造山带一样具有复杂的类型，并往往与造山作用相伴，构造动力体制从根本上决定了裂谷构造的性质。刘和甫等(2005)将裂谷划分为大陆裂谷与裂谷盆地、新生洋盆(大洋初始阶段)、伸展大陆边缘、弧内裂谷与弧后裂谷、坳拉谷与碰撞谷等类型，它们伴随着构造动力体制的演进而发展。主动裂谷的形成动力来自岩石圈板块底部，为软流圈上涌所产生的裂谷。如地幔柱上升而引起岩石圈变薄和破裂的大陆裂谷和裂谷盆地，属于大陆动力学范畴，相当于前述的陆内伸展构造；被动裂谷形成动力来自板块边界，为岩石圈伸展所产生的裂谷，如俯冲造山作用相伴的弧内裂谷和弧后裂谷等，属于大洋动力学范畴。大陆裂谷继续演进，形成新生洋盆(出现洋壳)，则标志着新的大洋板块出现，开始了从陆到洋的转换；与此相对应，在实现从洋到陆转换的碰撞-伸展造山过程中，在碰撞过程挤压应力松弛期或以及在挤压应力垂直方向上会形成局域性裂谷，前者如阿尔卑斯碰撞造山带伴生的莱茵裂谷，后者如青藏高原上的南北向裂陷等，以及在碰撞后向陆内过渡期发生的区域性伸展构造，它们的动力既有水平方向的，又有垂直方向上的，二者相互耦合，因而是复合裂谷或称转换裂谷，属于转换构造动力体制范畴。主动和被动裂谷在前面相关部分已有讨论，这里主要说明的是转换构造动力体制下的裂谷成矿。
4.2 成矿作用 4.2.1 碰撞造山环境与成矿在碰撞作用能否成矿方面，国外或较早人们多认为该阶段不利于成矿(Guild，1972；毛景文等，2005a)，但也有人持相反的观点，强调大规模成矿作用伴随于大陆碰撞与造山演化的始终，具有巨大的成矿潜力和找矿远景(Chen，1998；陈衍景等，1999；Hou and Cook, 2009；侯增谦和杨志明，2009)。侯增谦(2010)认为，碰撞造山过程伴随着成矿作用是不容怀疑的，并且有时是大规模成矿，并系统阐述了碰撞成矿的有关理论。在主碰撞阶段，大陆碰撞引发地壳加厚与深熔，产生富W-Sn壳源花岗岩，形成花岗岩型Sn-W矿床；大陆俯冲板片断离诱发软流圈上涌，产生富金属的壳/幔混源花岗闪长岩，形成岩浆-热液型或叠合型Pb-Zn-Mo-Fe矿床；大陆碰撞从变质地体排挤出富CO2流体，在剪切带形成造山型Au矿，从造山带排泄出建造流体，在前陆盆地形成MVT型Zn-Pb矿。在晚碰撞构造转换成矿期，大规模走滑断裂系统诱发壳幔过渡带和富集地幔减压熔融，其岩浆在浅部地壳岩浆房出溶成矿流体，分别形成斑岩型Cu (-Mo-Au)矿床和碳酸岩型REE矿床；深切岩石圈的剪切作用与下地壳变质产生含Au富CO2流体，形成造山型Au矿；逆冲推覆构造驱动地壳流体长距离迁移汇聚、走滑拉分导致流体大量排泄和充填，形成Pb-Zn-Cu-Ag矿。应该认为，做为世界上最年轻的碰撞造山带内发育的构造环境、构造-岩浆活动等地质作用、成矿作用及形成的矿床类型的研究结果对于探讨古碰撞造山带的形成过程及其成矿作用具有重要的指导和启示意义，但应注意到并非每个造山带都经历的是完全相同的过程和机制。
4.2.2 伸展造山环境与成矿伸展造山阶段相当于侯增谦(2010)确定的后碰撞阶段，是一个完整造山过程的最后一个阶段，是板块碰撞最终转入完整大陆的关键时期(邓军等，2013)，不能归并到碰撞造山过程内部。伸展造山阶段既是许多巨型山脉(如中国的秦岭、大别山脉、美国的内华达山等)的主体隆升期，同时也是从俯冲-碰撞阶段的挤压状态向板内过渡的重要时期，还是最重要成矿环境(Crawford et al.，1992；Seltmann et al.，1994；Marignac and Cunney, 1999)。中国学者通过对青藏高原(侯增谦等，2006；侯增谦和杨志明，2009；侯增谦，2010)、秦岭(陈衍景，1996；陈衍景等，1999；毛景文等, 2005a, b；王义天和毛景文，2002；邱小平，2002；侯增谦，2010)、中亚-兴蒙(王京彬和徐新，2006)等典型碰撞造山带的深入研究表明，这一阶段的成矿作用规模大、成矿类型丰富多彩。侯增谦(2010)讨论的青藏高原后碰撞阶段的成矿构造环境主要位于三江复合造山带的东部，虽然整个青藏高原复合造山带是否完全进入伸展造山阶段还有争论，但其东部(三江地区)和北部较早完成碰撞造山过程的造山带(如金沙江、哀牢山等)在中新生代已进入伸展造山阶段(王立全等，2002；葛良胜等，2010)，甚至有学者认为，三江复合造山带东部在新生代已表现出陆内造山的特征(钟康惠等，2004)。该阶段总体上以地壳伸展为特征，王立全等(2002)研究指出金沙江造山带在经历了早二叠世晚期-晚二叠世的洋壳俯冲和早-中三叠世的弧-陆碰撞后，于晚三叠世发生岩石圈伸展作用，导致强烈的双峰式火山活动和地壳裂陷活动，并在活动陆缘山弧上形成上叠裂谷盆地，发育强烈的海底热水流体成矿作用。形成了典型的火山成因块状硫化物(VHMS)矿床。伸展盆地的早期阶段，在双峰火山岩组合的高钾流纹质火山岩系中产出鲁春式VHMS矿床，具有Zn-Cu-Pb-Ag金属组合特征，形成于深水环境；伸展盆地的晚期阶段，在中酸性火山岩系与上述碳酸盐岩接触带中产出赵卡隆式VHMS矿床，具有Ag-Fe-Pb-Zn金属组合特征，形成于浅水环境；盆地的末期阶段，在滨浅海相磨拉石碎屑岩中产出里仁卡式石膏矿床。王义天和毛景文(2002)指出在伸展构造环境下的变形变质演化和多源流体活动使大规模金成矿作用成为可能。邓军等(2010b, 2012)则全面讨论了三江复合造山带伸展阶段的成矿作用及其对俯冲增生和碰撞造山成矿的叠加问题。
4.2.3 转换构造中的裂谷与成矿转换构造动力体制下的裂谷构造，正如前述，主要包括两类：一是在大陆上发生的造洋裂谷，裂谷演进的过程实际上是从陆到洋的转换过程；二是在碰撞造山带发育的垂直造山带方向的应力转换裂谷和平行造山带方向的应用松弛裂谷，其中一些是它们共同作用下形成的走滑拉分盆地。
造洋裂谷的中矿床主要形成于具洋壳基底的裂谷盆地而出露于造山带的蛇绿堆积杂岩中。以层状基性-超基性杂岩为标志，它们是岩浆结晶分异或熔离作用的产物，矿床主要为多金属硫化物型，Au与Cu、Ni、Pt伴生；相伴的细碧角斑岩系中，主要为块状硫化物Cu (Pb、Zn)-Au矿床；在海相火山-沉积岩系中，主要形成条带状硅铁建造中的Au矿床和产于碳酸盐岩、碎屑岩中的层控Cu-Co-Au矿床。
在碰撞造山带，发育的是垂直造山带方向的应力转换裂谷和平行造山带方向的应用松弛裂谷(伸展)，在各造山带均不同规模存在。在中国喜玛拉雅造山带就有典型的实例。侯增谦(2010)认为其属于后碰撞伸展，但张进江等(1999)认为，这些伸展是与隆升相关的，主要有两种类型：一种为走向与造山带平行的藏南拆离系；另一种走向与造山带垂直，包括雅鲁藏布江缝合带以北的裂谷系和喜玛拉雅造山带内的低角度正断层。它们的形成与垂直于造山带的挤压作用有关，而与碰撞造山结束后的伸展具有重要区别。在这种构造环境中，岩浆作用以形成钾质-超钾质火山岩、钾质埃达克岩、钾质钙碱性花岗岩与淡色花岗岩为特征，淡色花岗岩与平行裂谷(藏南拆离构造)有关，其他钾质-超钾质岩浆活动则与EW向地壳伸展有关。与其相伴，主要形成斑岩型Cu矿、热液脉型Sb-Au矿、矽卡岩型和热液脉型Ag-Pb-Zn矿以及现代热泉型Cs-Au矿等重要矿床类型。与斑岩型Cu矿及矽卡岩型多金属矿床相关的岩浆起源于加厚的镁铁质新生下地壳；热液脉型Sb-Au矿则是中新世地热田浅成低温热液活动产物。热液脉型Ag-Pb-Zn矿主要与地壳流体的迁移汇聚过程有关。
5 西南三江构造动力体制对成矿环境和成矿作用的控制以上纲要性讨论了不同构造动力体制下成矿环境和成矿作用，反映的是单一构造动力体制对区域成矿环境和成矿作用的控制。在地球演化的漫长历史中，每一个地区所经历的构造动力体制并非是一成不变的，而是随着地球的演进而发生着复杂的变化。通常情况是越古老地区，这种变化的历史越复杂。邓军等(2013)详细讨论了构造动力体制同区转承和异区并存的特点，并通过复合造山带的时空演化而体现。中国西南三江地区是复合造山带的典型代表之一，同时又是我国重要的矿集区，成矿类型多样，成矿作用复杂，生动体现了不同构造动力体制及其转承和并存对成矿环境与成矿作用的控制。
三江造山带是一个由多期不同构造动力体制控制的时间多期叠加、空间有序叠置而形成的时空复合型造山带。通过对三江复合造山带时空结构和演化的解析，人们认识到至少自晚古生代以来，其内部各造山带不同程度经历了大洋、转换和大陆构造动力体制控制的演化过程，因此，不同构造动力体制之下形成的成矿地质环境和相应成矿作用在相应的地区均有不同程度的表现，并随其演化而发生叠加、改造，由此形成了三江地区成矿作用的多样性和复杂性。前人对三江地区成矿作用(无论是区域成矿还是典型矿床)进行了大量卓有成效的研究，积累了十分丰富的资料。特别是近年来，随着同位素测年技术的发展，有效解决了长期困扰人们的许多矿床的成矿时代问题。以此为基础，运用构造动力体制对成矿环境和成矿作用控制为指导，可以对该区区域成矿的一系列重大问题得到更加清晰的认识，从而摆脱对该区成矿规律认识的那种“剪不断，理还乱”的困惑局面。
5.1 大洋动力体制构造环境及其成矿作用三江地区大洋动力体制所控制的构造环境自东而西主要是在甘孜-理塘、金沙江-哀牢山、澜沧江(南北)、昌宁-孟连和怒江等不同规模洋盆演化及洋壳向邻近陆块(如中咱-中甸、昌都-思茅、保山等)俯冲活动中过程形成的，并由一系列蛇绿混杂岩带、相邻的岛弧或陆缘弧和在弧上或弧间等不同位置发育的盆地等组成。各洋盆演化时间并不完全一致，总的时间跨度大概从晚泥盆世(甘孜-理塘或金沙江-哀牢山洋打开)到中侏罗世(怒江洋闭合)，自东向西逐渐变新，雅鲁藏布洋的闭合则可能延续到古近纪。
有资料表明(王安建等，2009；葛良胜等，2009)，在这些洋陆相互作用发生之前的时期，地质作用主要为发生在原特提斯大洋内一些陆块以及扬子大陆西南边缘上的火山-沉积作用。后经变质，形成了与其相关的Fe、Cu矿床，如在澜沧群变质岩系中的惠民式Fe矿以及在扬子板块西南缘形成的大红山式Fe-Cu矿床等。其他的例子如龙脖河、瑶山、仓房、西定等。
火山成因块状硫化物(VMS)矿床则广泛发育于与板块裂解和俯冲作用相关的各类盆地环境中。如与陆缘裂离作用相关的思茅大平掌Cu矿床，与洋盆裂解作用相关的老厂Ag-Pb-Zn矿床和铜厂街式Cu矿，与弧内盆地相关的呷村Ag-Pb-Zn矿床，在具陆壳基底的弧后盆地中产出的盐源白山碳酸盐岩Pb-Zn矿床，以及与弧上盆地相关的羊拉、白秧坪、鲁春Cu矿床等；在表征洋盆消亡的蛇绿混杂岩带内，则形成与基性-超基性岩有关的铬铁矿(如金沙江带徐麦)或Cu-Ni (Co)硫化物矿床(墨江金厂)；玄武岩型Cu矿(金平)和Cu-Ni-Co矿(金宝山和会理大岩子)等。
在各种不性质的岛弧或陆缘弧上，形成了与火山岩浆活动密切相关的斑岩型-矽卡岩型铜多金属矿床，如在中甸岩浆弧上发育的普朗、雪鸡坪、松诺、烂泥塘、春都等斑岩铜矿和浪都等矽卡岩Cu矿床。也有学者认为羊拉、白秧坪铜也属于与岛弧钙碱性岩浆活动有关的斑岩-矽卡岩型铜矿(王安建等，2009)。
5.2 转换动力体制成矿环境及其成矿作用西南三江地区转换动力体制所控制的成矿环境主要是在由于洋盆闭合而引发的弧陆、陆陆和弧弧之间的碰撞和伸展造山过程中形成的，由一系列碰撞造山带和伸展盆地组成。根据各洋盆闭合的时期判断，三江地区上述各种碰撞和伸展造山作用主体发生在印支晚期-燕山期，总体上同样具有自东向西由老变新的演化特点。
在金沙江带与甘孜-理塘带之间，广泛分布有以燕山期为主的陆壳重熔型花岗岩。由花岗闪长岩和二长花岗岩组成, 一般称之为措莫隆-格聂花岗岩带。成岩年龄大多数在85~190Ma范围，无疑属燕山期产物(骆耀南和俞如龙，2002)，并与W、Mo、Sn多金属及稀有金属矿化密切相关。如措莫隆Sn-多金属矿床(矽卡岩型)、夏塞Ag-多金属矿床(外接触带)、甲基卡Li-Be-Nb-Ta矿床(伟晶岩型)、黑德W-Sn矿床(石英脉型)、可尔因稀有金属矿化(伟晶岩型)等。在滇西北中甸碰撞-伸展造山阶段，形成了休瓦促和热林等为代表燕山期二长花岗岩岩体，辉钼矿Re-Os年龄分别为83Ma和81.2Ma (李建康等，2007)，与其相关形成了红山、红牛等矽卡岩型Cu-Mo矿床，沙都格勒W-Mo矿床，休瓦促、热林、亚杂、普上等W-Cu-Mo矿床，麻花坪W-Be矿床等。
在澜沧江带及其与昌宁-孟连之间的碰撞-伸展(?)造山带上，自北部的乌齐、云龙、昌宁经西盟、景洪，向南至东南亚，发育一条规模巨大的锡矿带。形成了一系列与花岗岩浆活动有关的Sn矿床，花岗岩以富含电气石为主要特点。主要Sn矿床有铁厂、媷坝地、西盟等，矿床类型为电气石脉型。成岩成矿时代为燕山晚期-喜马拉雅早期(徐志刚等，2008)和印支期(施林等，1989)两种认识。表明其与碰撞-伸展造山作用密切相关，只是形成于其与哪个阶段还有争论。怒江带以西，从贡山到腾冲、梁河，向南与东南亚锡矿带的西带相连，是另外一条重要的锡成矿带。该区自东而西依次出露早白垩世-晚侏罗世东河花岗岩带、晚白垩世古永花岗岩带和古近纪槟榔江花岗岩带，与其相应的锡多金属矿床分布广泛，类型较多，如大铜厂、铁窑山、小龙河、来利山等。同样是碰撞-伸展造山阶段的成矿产物。
介于昌宁-孟连带和怒江带之间的保山地区则发育热液型Pb-Zn和Hg-Sb矿床，如勐兴、鲁子园Pb-Zn矿床，保山的官山、金家山、水银厂、东山、马鞍山Hg-Sb-As矿床等，可能成矿于晚白垩世-古近纪(徐志刚等，2008)。与该区的碰撞造山过程相对应。
5.3 陆内动力体制成矿环境与成矿作用三江地区的陆内动力体制成矿环境主要发育在类乌齐-左贡-保山-镇康以东较早完成碰撞-伸山过程的地区，其西部则主体仍处于碰撞造山过程中，并未进入陆内构造活动阶段。成矿环境包括陆内造山和走滑或伸展裂谷盆地等。时间上主要为新生代。大量的研究表明，该时期成矿作用强烈，形成的矿床分布范围广，类型多，规模大，成矿元素组合复杂，既有本期形成的，还有叠加在较早形成的矿床之上的，具有复杂的叠加成矿效应，体现出陆内造山复合在较早俯冲和碰撞-伸展造山之上的特点。
四川西部折多山-贡嘎山地区的壳源型花岗岩组合是陆内造山作用的产物，主要由黑云母花岗岩组成，形成时代为10~15Ma，分布有Pb-Zn和稀有金属矿化。相似的成矿作用也发生在川西南REE成矿带，如牦牛坪稀土矿床(30~40Ma)等。
著名的金沙江-哀牢山带是三江地区最醒目的喜山期构造-岩浆-成矿带，它实际上是一个叠加在早期形成的多个俯冲、碰撞-伸展造山带之上的陆内造山带。以发育一套壳幔混源型富碱(高钾)岩浆组合为特色。研究表明，这些岩体形成时代基本相同，芒康以北多在41~37Ma之间，以南则在35Ma左右。与之相伴，形成了众多大型Cu、Au、Pb、Zn、Fe等多金属矿床。如藏东的玉龙Cu-Mo矿床，川西的西范坪Cu-Au矿床，滇西北的北衙、姚安、马厂箐、扎村Cu-Mo-Au-Pb-Zn矿床，哀牢山带的老王寨、冬瓜林、金厂Au矿床以及大坪、长安、铜厂、哈播Cu-Au-Fe-Pb-Zn矿床等，矿床类型以斑岩型为主体，在同一矿区还不同程度发育矽卡岩型、热液脉型、红土型等。在哀牢山地区，许多矿床体现出多期叠加的特点(葛良胜等，2009)。
位于该带西侧昌都-兰坪-思茅地区以发育一系列不同规模和性质的盆地为特点，是典型的陆内盆山体系。在盆地内以形成一系列大规模的铅锌、银铜钴、汞锑多金属为主，相邻的山区则形成铜、金、铅、锌矿床。银铜钴矿床主要分布于兰坪思茅盆地西侧，典型矿床有白秧坪银铜钴矿床、金满铜钴矿、白羊场铜银矿、厂街铜钴矿等，成矿年代为58Ma左右，成矿元素从北向南有Cu-Ag→Cu-Ag-Co→Cu-Co→Cu的分布特点(王安建等，2009)。Pb-Zn矿床兰平金顶为代表，受陆内造山作用过程中发生的逆冲推覆构造系统控制，区域上第一次较大规模水平运动发生在中始新世与晚始新世之间(37Ma±)，因此受逆冲推覆构造系统控制铅锌矿床应该晚于37Ma。Hg-Sb矿床以热液型为主，经常与Cu、Pb、Zn共伴生，其中锑矿的矿床规模较大，如云南笔架山锑矿床、石崖村锑矿床等。思茅盆地西部临沧地区还发育一锗成矿带。锗矿床位于以富锗的印支期复式花岗岩基为基底的帮卖陆相含煤碎屑岩盆地的西缘，并赋存于中新世帮卖组含煤层系中，探明储量已达到超大型规模，是国内外罕见的以锗为主的褐煤型铀锗矿床。临沧锗矿床中的锗无论在纵向还是横向上都非均匀分布，具有工业意义的锗基本上都集中在靠近盆地基底第1含煤段(N12)的煤层中，虽然对锗是如何进入成煤盆地的方式争论较大，但其形成显然是陆内造山背景下成矿作用的产物。
6 结论(1)现代矿产地质勘查工作正在由过去的单一找矿向系统找矿转变，系统找矿依赖于对成矿环境的厘定以及对不同环境中成矿系统/成矿作用的确认和与之相应的矿床组合时空和成因联系的构筑。构造动力体制是研究成矿环境的基础，其演化决定了成矿环境的区域配置和时空变换；
(2)在大洋构造动力体制下，成矿环境与成矿作用主要发生在板块边缘，它包括离散和汇聚两种构造环境。洋中脊、岛弧和陆缘弧以及在弧构造中发育的不同性质和规模盆地是成矿的重要场所，板块自身特点、俯冲过程、深度和状态的变化是决定板块边缘成矿环境配置和成矿作用的重要因素；
(3)在大陆构造动力体制下，主要地质环境包括(大陆内部)深大断裂构造活动、地幔柱或热点、岩石圈加厚到大规模减薄、陆内造山、陆内裂谷等，不同环境形成了独具特色的成矿作用和矿床类型；
(4)在转换构造动力体制下，碰撞-伸展造山和造洋裂谷是两个相对应的构造过程，由其形成的成矿环境独具特色，成矿作用丰富多彩；
(5)以西南三江复合造山带为例，概要讨论了在复合造山带构造演化过程中，不同构造动力体制对成矿环境和成矿作用的控制，可视为复合造山成矿论的雏形。
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