滇西“碱质热液型”金多金属矿床地质特征与找矿模型*

张长青，毛景文,2，周云满，李其在，娄德波，刘 欢，王利东，郑瑜林，周癸武，王 瑞，孙 嘉，李德先，韩润生，李杨林，孔志岗

（1中国地质科学院矿产资源研究所自然资源部成矿作用与资源评价重点实验室，北京 100037；2中国地质大学（北京），科学研究院，北京 100083；3云南黄金矿业集团股份有限公司，云南昆明 650200；4昆明理工大学，国土资源工程学院，云南昆明 650093）

滇西地区位于特提斯-喜马拉雅成矿域三江成矿带的中南部，地质演化历史悠久，构造复杂。复杂的成矿地质环境形成了多个成矿单元、多期次构造活动和成矿作用，其成矿作用显示了普遍性、多源性、多样性等诸多特色（潘桂堂，2003；李文昌等，2010；邓军等，2012；2013；2016）。目前已知存在有原特提斯阶段、古特提斯阶段、中特提斯阶段、新特提斯阶段、陆内碰撞造山阶段等多个成矿高峰期（王义昭等，2000；邓军等，2016），尤其是新生代的成矿作用具有“后来居上”之势，成为中国西南地区成矿作用的主要特色之一（沈敢富等，2000；骆耀南等，2001；王登红等，2005）。滇西三江地区一直是国内外地质矿床学家研究的热点地区，新理论、新观点、新发现层出不穷（吕伯西等，1993；肖荣阁等，1993；罗君烈等，1994；朱智华等，1996；何科昭等，1996；沈敢富等，2000；段锦荪等，2000；王义昭等，2000；高振敏等，2002；熊德信等，2007；Metcalfe,1996;Hou et al.,2007;Zi et al.,2012;Deng et al.,2014a;2014b；Metcalfe,2013）。喜马拉雅期碰撞造山期成矿是滇西地区主要的成矿期，尤其是以金沙江-哀牢山带为代表的金多金属矿化带(张玉泉等,1997;邓万明等，1998a；赵振华等，2002)，构成了滇西地区一条独具特色的构造-岩浆有色-贵金属成矿带（王登红等，2004；候增谦等，2004；毛景文等，2005；Hou et al.,2007;Mao et al.,2014）。目前带内已陆续发现了北衙金多金属矿床、西范坪铜金矿床、马厂箐(金厂箐)铜钼金矿床、大坪金矿、长安冲-铜厂铜钼金矿等一批金、铜、钼、铅锌矿床（王登红等，2004；杨志明等，2008；2009；Tran et al.,2014）。然而，经过多年来的研究，周云满等（2017）、Zhou等（2018）从矿床地质特征、地球化学特征等方面进行了总结分析，发现这些矿床既不同于传统的斑岩型铜金矿床，又与热液型、造山型、IOCG型、卡林型以及火山岩型金矿床存在明显差异，具有独特的成矿作用特征。因此，已有的找矿模式难以高效指导该类矿床的找矿勘查，故作者通过深入解剖成矿带内典型矿床的成矿特征，形成新的成矿认识，进而完善中国西南地区新生代新特提斯-喜马拉雅期造山带成矿理论体系，指导区域找矿勘查。

1 滇西地区金多金属矿床的地质特征

滇西地区金多金属成矿带北始于云南德钦地区，向南延伸到红河州金平县，大体沿着金沙江-哀牢山构造带东西两侧分布，南北向长达1000多km（王登红等，2004；候增谦等，2004；毛景文等，2005；Hou et al.,2007;Mao et al.,2014），带内北段发育有北衙超大型Au-Cu-Pb-Zn矿床，马厂箐、玉龙Cu-Mo矿床，小龙潭和西范坪Cu矿和甭哥、姚安Au矿床，成岩成矿时代为33~37 Ma（王登红等,2004;Lu et al.,2013;和文言等,2013；Deng et al.,2015;Liu et al.,2015;Fu et al.,2015;Li et al.,2016）；南段发育大坪、长安Au矿床、哈播、长安冲Cu-Au矿床、铜厂Cu矿床，成岩成矿时代为34~35 Ma(王登红等,2004;Tran,2010;Zhu et al.,2013;Tran et al.,2014)。金沙江-哀牢山金多金属成矿带内矿床的总体特征具有一致性，反映它们是在一致的构造背景下，受同一地质作用过程控制。

1.1 成矿地质背景

滇西地区金多金属成矿带位于金沙江-哀牢山构造带内，地处印度板块与欧亚大陆碰撞造山带中的扬子板块西南缘。受印度大陆与欧亚大陆中晚始新世碰撞造山作用的影响，金沙江-红河构造带在始新世之后(35 Ma)发生了明显的滑移较大距离的左行走滑(吕伯西等，2011)，形成了深切岩石圈的断裂构造，在深大断裂两侧形成一系列张性或张剪性的次级断裂，为岩浆熔体上侵提供通道和就位的空间（Deng et al.,1998;Richards,2003;Jerram et al.,2015;Walker et al.,2021)。

滇西地区在印度-欧亚大陆板块的持续汇聚和南北向挤压背景之下，滞留在软流圈的俯冲板片部分熔融，与俯冲带入软流圈的沉积物混合，形成了区内广泛发育的富碱火山岩和金多金属成矿带。

1.2 富碱火山岩特征

金沙江-哀牢山构造带内发育的新生代火山岩，具有富碱（w(K2O+Na2O)>8%）、高钾（w(K2O)=5.00%~8.30%）的特征。岩性从超基性岩、基性岩到酸性岩均有（张玉泉等,1987），其中与金矿成矿有关的主要是中-酸性岩浅成岩，包括二长斑岩类、正长斑岩类和花岗斑岩类，被称为富碱斑岩（图1，邓万明等,1998b;葛良胜等，2007;刘显凡等,2010;邓军等,2010）。富碱岩体（脉）在滇西地区发育有近千个（条），一般呈中、小岩基、岩墙、岩株、岩筒、岩脉和岩枝状产出，出露面积通常小于1 km2，常成群产于断裂的交汇部位，构成了金平-绿春、姚安-华坪、巍山、永胜-宁蒗、剑川、中甸甭哥、剑川、祥云-海东、鹤庆等多个岩体群（赖健清等,1997;曾普胜等，2002;2007）。

图1 滇西地区典型金多金属矿床与成矿有关侵入岩硅-碱图解(底图据Middlemost,1994)数据来源：Lu et al.，2013；郭晓东等，2014；Liu et al.，2015；张翔，2015；孙春迪，2017；黄景厚等，2019；张谦，2017Fig.1 The total alkalis versus silica(TAS)diagram of intrusion rocks related to mineralization of typical gold polymetallic deposits in western Yunnan(modified from Middlemost,1994)Data are from Lu et al.,2013；Guo et al.,2014；Liu et al.,2015;Zhang,2015;Sun,2017;Huang et al.,2019;Zhang,2017

富碱斑岩主要包括正长（斑）岩、二长(斑)岩、石英二长（斑）岩、二长花岗(斑)岩、碱长花岗斑岩、碱性正长岩。矿物成分大致相似，主要矿物为石英、钾长石、斜长石、黑云母和角闪石，含有少量辉石、霞石、方钠石、黑榴石等矿物。副矿物有磁铁矿、榍石、磷灰石、锆石、独居石等。化学成分显示，其具有高钾（w(K2O)=3.65%~12.15%）、富碱（w(K2O+Na2O)=7.89%~12.53%，平均9.75%）、高f（O2）（高于赤铁矿-磁铁矿(HM)出溶线）、富硫、富含挥发分的特征。根据其高Sr、低Y和Yb（图2，Sr/Y值介于29.8~108.1之间，平均58.2）、富集大离子亲石元素、亏损高场强元素，无或者弱的Eu异常等特征，许多学者将其划归至“埃达克岩”或者具有“埃达克质”特征一类（毕献武等，2005；2006；薛传东等，2008；Lu et al.，2013；吴伟中等，2013），但其高钾、低MgO、Cr、Ni特征与埃达克岩又有所差异。这类岩体侵位年龄多集中于31.8~40.4 Ma（Wang et al.,2001;2003;Spurlin et al.,2005;Liang et al.,2005;郭利果等,2006;Jiang et al.,2006;梁华英等,2008;2009;杨志明等,2008;宋忠宝等,2011;Lu et al.,2012;Huang et al.,2010;Lu et al.,2013;和文言等，2013;2014;Liu et al.,2015）。

图2 滇西地区典型矿床与成矿有关侵入岩Y-Sr/Y图解(底图据Richards et al.,2007)数据来源：Lu et al.，2013；郭晓东等，2014；Liu et al.，2014；张翔，2015；孙春迪，2017；黄景厚等，2019；张谦，2017Fig.2 The Y-Sr/Y diagram of intrusion rocks related to mineralization of typical gold polymetallic deposits in western Yunnan(base map after Richards et al.,2007)Data are from Lu et al.，2013;Guo et al.,2014;Liu et al.,2014;Zhang,2015;Sun,2017;Huang et al.,2019;Zhang,2017

关于富碱斑岩的物质来源，一直以来存在较大争议，当前主要有以下几种观点：①富钾的上地壳变质岩（Lu et al.,2012;2013）；②富集地幔或壳/幔过渡带(Chung et al.,1998;Hou et al.,2003;Jiang et al.,2006;侯增谦等，2009;侯增谦,2010；邓军等,2010)；③加厚玄武质下地壳或上地幔(薛传东等，2008)；④富集地幔（Hu et al.,2004；李勇，2009；黄行凯，2009；肖晓牛等，2009）；⑤被交代的岩石圈地幔（和文言等，2014；Mao et al.,2017；Hou et al.,2017）。虽然关于岩浆起源存在争议，但不同斑岩体之间具有相似的地质背景、岩石矿物学特征及地球化学属性，显示出相似的深部来源特征，它们既可以是深部含矿质流体上升的载体，又为成矿作用提供了动力和空间（邓军等，2010）。

1.3 控矿构造特征

金沙江-哀牢山构造带内深大断裂呈南北向至北西向展布，是控制富碱质岩浆侵位的主导因素，通常在深大断裂两侧的次级近SN向、NW向断裂内发育深源富碱斑岩，深大断裂带是深源熔体和流体上升的通道（侯增谦,2006;邓军等,2010；和文言等,2014;Mao et al.,2017;Meng et al.,2018）。

构造对金矿的控制是通过对富碱斑岩的控制实现的，区域构造-岩浆组合控制金成矿的特征明显（Deng et al.,2014a;2014b;Hou et al.,2017;Mao et al.,2017;和文言等,2014;周云满等,2014;2021;王建华,2017)。断层、褶皱、接触带、层间破碎带等均是控制矿床产出的构造因素。多组断裂、褶皱构造的交汇往往控制大型矿床或岩体的产出，如北衙金多金属矿床受控于马鞍山断裂及其伴生的F6断裂和北衙向斜；1组或多组不同方向的断裂通常控制着1组或多组矿脉的产出，如长安金矿受董棕河断裂的控制；马厂箐金矿近东西向断裂控制岩体就位，北东向、南北向断裂是控制矿体或者矿脉的构造。褶皱构造的某些部位适合于含矿热液的流动和矿体的定位，成为控制矿体产出的又一构造类型，尤其是当褶皱与其伴生的纵向断裂、裂隙等贯通时，其对矿体的控制作用更为明显，如北衙、马厂箐金矿分别受到北衙向斜和乱硐山-宝兴厂向斜的控制。侵入接触构造是控制多种类型矿体发育的关键，控制矽卡岩、构造破碎带和隐爆角砾岩型矿体的分布，如姚安金矿白马苴构造矿段、北衙金矿万硐山矽卡岩矿体、红泥塘矿段隐爆角砾岩型矿体均受接触构造控制。此外，围岩性质对矿体类型有一定的控制作用，当围岩岩性以碳酸盐岩为主体时，岩体内含金属热液容易扩散，与围岩发生充分的交代作用，形成以块状矿石为主的矽卡岩型矿体和脉状、似层状矿石为主体的热液脉状矿体（如北衙金矿）；当围岩岩性以碎屑岩为主体时，形成以细脉浸染状矿石为主体的斑岩型矿体（如马厂箐铜钼床）。

1.4 矿化分带

矿化（体）大多产出于富碱岩体内部、岩体与围岩的内外接触带以及与岩体具有一定距离的围岩中（葛良胜等，2004）。在同一个矿区内，多种类型矿化可以呈脉状、似层状、透镜状、囊状、浸染状等各种形态共存，构成多位一体的矿化系统。通常矿化围绕着成矿岩体自内而外表现为热液型Cu-Au矿体→矽卡岩型Au-Cu-磁铁矿体+矽卡岩型Au-褐铁矿体→热液型Au-Fe-Pb矿体+热液型Pb-Ag矿体的分带规律，即在岩体内部，形成裂隙脉状和细脉浸染状矿化体，呈面状或者脉状产出，有用组分为自然金、黄铜矿、辉钼矿等，浸染状金矿化品位低，脉状金矿化品位较高；在接触带部位形成矽卡岩型和隐爆角砾岩型矿化体，呈囊状、透镜状产出，有用组分为自然金、磁铁矿、褐铁矿、镜铁矿、磁黄铁矿、黄铜矿等，金矿化品位中等；在围岩中，既可以形成构造破碎带蚀变岩型、层间破碎带型矿化体，又可以产出构造角砾岩型、石英硫化物脉型矿化体，有用组分为方铅矿、闪锌矿、黄铜矿、菱铁矿等，呈透镜状、似层状、脉状产出，金矿化品位变化较大。

这几类矿体类型在一些矿区可以同时出现2种及以上，如在北衙金矿区，裂隙脉型金矿化、矽卡岩型金铁矿化、层间破碎带型、热液脉型铅锌银矿化共同发育；在马厂箐矿区，斑岩-矽卡岩型铜钼矿化和石英脉型金、铅锌矿化发育；在姚安矿区，裂隙脉型金铁矿化和热液脉型铅锌银矿化发育。

1.5 蚀变分带

对应于矿化分带，在岩体内部、接触带和围岩中，也存在蚀变分带现象。在岩体内部，蚀变主要有钾化、硅化、绢云母化、黄铁矿化、矽卡岩化等，分带特征并不十分明显。通常在岩体核部，钾化和黏土化普遍发育，硅化、黄铁矿化、黄铜矿化、绢云母化和绿帘石化局部发育。以北衙金矿床为例，岩体内部钾化普遍发育，中心以钾化、黏土化为主，钾长石、绢云母和伊利石、蒙脱石、高岭石、蒙皂石等黏土矿物呈面状均匀分布于岩体内部，构成钾化-黏土化蚀变带（图3，K-Clay）；向外在岩体中间部位，绢云母化、硅化发育，可见石英呈脉状穿插于石英正长斑岩内，硅镁石、绿泥石等呈浸染状分布，长石颗粒边缘绢云母化明显，构成钾长石石英绢云母化蚀变带（图3，KSi-Ser）；在岩体外带，石榴子石、绿泥石、透辉石、电气石、蛭石等矿物增加，围绕岩体呈弧状分布，构成了岩体外部硅化-内矽卡岩蚀变带（图3，Si+Py+Cp）。在接触带中，当围岩为碳酸盐时，由内向外，表现为石榴子石矽卡岩→磁铁矿石榴子石矽卡岩→透辉石石榴子石矽卡岩→绿泥石、绿帘石磁铁矿→金云母（±硅灰石）、透辉石的变化特征，带内磁铁矿、赤铁矿、褐铁矿等金属氧化物发育处为矿化部位，构成外矽卡岩化蚀变带（图3，Sk+Mt+Lim）；当围岩为碎屑岩时，蚀变分带表现为石英黄铁矿（±黄铜矿）化角岩→黑云母（±石英）化角岩→磁铁矿（±黑云母）化角岩。在围岩中，围岩内分布范围较宽的蚀变晕，主要是大理岩化、方解石化、白云岩化等，同时碳酸盐岩的硅化特征也较明显（图3）。蚀变矿物主要为大理岩、方解石、菱铁矿、菱镁矿和脉状石英，以及与成矿有关的含黄铜矿、黄铁矿、方铅矿、磁铁矿、赤铁矿、闪锌矿的石英硫化物脉。

图3 滇西地区北衙金矿床蚀变分带模式图（外框坐标为公里网）Fig.3 Alteration zoning model of Beiya gold deposit in western Yunnan(the coordinate of outline border is kilometer network)

虽然不同矿区的蚀变分带存在差异，但总体上由岩体向围岩，蚀变分带表现为岩体内部的钾化带，接触带的矽卡岩化带和围岩中的碳酸盐化的分带规律。

1.6 元素分带

滇西地区金矿床的分带现象不仅表现在矿化类型和蚀变方面，对应于矿化和围岩蚀变，元素的分带性也相当明显。

以北衙金矿区为例，万硐山矿段开展的元素分带特征测量结果显示，围绕成矿岩体，由岩体到接触带，再到蚀变围岩，具有K-Si-Al-S→Si-Al-Fe-Au-Cu-Cl→Pb-Zn-Ca-Mg的元素分带特征（图4）。

根据岩石、矿物特征，对应于岩体内部的钾钠硅酸盐岩和钾化、黏土化蚀变，表现出K-Si-Al-S等的元素富集现象，黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿矿物的发育，具有富集S元素特征；对应于接触带，石榴子石、绿帘石、绿泥石、透辉石金云母等矽卡岩矿物的发育和磁铁矿、褐铁矿、镜铁矿、自然金、黄铜矿等矿石矿物的存在，体现为Si-Al-Fe-Au-Cu等元素富集特征，Cl元素的富集出现在接触带内，反映了接触带是气液最为丰富和活跃的部位；在围岩蚀变带，围岩大理岩、白云岩、灰岩的发育，表现为Ca-Mg的富集现象，铅锌银矿体的发育，体现为Pb-Zn-Ag等元素的富集特征，但由于铅锌银矿脉发育普遍较差，体现出Pb-Zn元素富集不明显特征（图4）。

图4 滇西地区北衙万硐山矿段地质图（a）及各元素等值线分布特征图（b~l)1—三叠系中统北衙组；2—石英正长斑岩；3—大理岩；4—矽卡岩；5—矿体Fig.4 Geology map(a)and contour curves of elements(b~l)in Wandongshan mining area of Beiya in western Yunnan 1—Beiya Formation of Middle Triassic;2—Quartz syenite porphyry;3—Marble;4—Skarn;5—Ore body

1.7 成矿流体特征

通常斑岩中具溶蚀港湾状的石英斑晶中的流体包裹体代表了早期从岩浆出溶的流体，岩体内石英脉中的流体包裹体代表了岩浆-热液过渡阶段的流体；石榴子石、石英-磁铁矿组合中的石英、石英-硫化物组合中的石英以及灰岩中方解石为不同热液阶段的产物，其内的流体包裹体分别代表了早矽卡岩阶段、磁铁矿阶段、石英硫化物阶段以及碳酸盐阶段的流体。可见，石英和方解石为研究滇西地区金多金属矿床成矿流体的对象。

滇西地区与富碱斑岩有关的热液型金多金属矿床石英、方解石中流体包裹体类型比较丰富，包括富液、富气、纯液相、含CO2三相、含子晶多相等多类型包裹体（杨嘉文等，1991；何明友等，1996；毕献武等，1999；钱祥贵等，2000；王勇等，2003；何明勤等，2004；吴开兴等，2005；葛良胜等，2005）。石英、方解石中流体包裹体均有发育，单个包裹体普遍较小，常小于10μm，偶见几十μm甚至上百μm包裹体，以圆形、椭圆形为主。含子晶多相包裹体常见于石英斑晶样品中，含CO2包裹体见于岩体与围岩接触带石英脉样品中，富液相包裹体则多发育在成矿晚期或近地表的石英、方解石样品中（毕献武等，2000；钱祥贵等，2000；何明勤等，2004；葛良胜等，2005；吴开兴等，2005）。流体包裹体均一温度变化范围较宽，介于102~550℃之间，主成矿阶段温度集中在230~460℃范围内，例如，北衙金矿的成矿温度主要为220~520℃（王蝶等，2017;Wang et al.,2018）；姚安金矿床成矿温度范围为196~260℃（钱祥贵等,2000）；马厂箐金矿主成矿阶段温度范围在215~391℃之间（王治华等，2012）；长安冲-铜厂铜钼矿主成矿阶段温度范围在280~460℃之间（王蝶等，2017），斑岩中石英斑晶次生包裹体的均一温度范围在297~550℃之间（葛良胜等，2005；吴开兴等，2005；王治华等，2012；Wang et al.,2018）。盐度w(NaCleq)变化范围也较大，在0.1%~61.1%之间，主成矿阶段盐度集中在2.0%~46.0%之内，例如，北衙金矿主成矿阶段盐度集中在2.0%~24.0%和32.0%~44.0%两个区间（王蝶等，2017；Wang et al.,2018），姚安金矿床主成矿阶段盐度集中在8.54%~11.95%（钱祥贵等，2002），马厂箐金矿主成矿阶段盐度集中在7.7%~15.2%（王治华等，2012），长安冲-铜厂铜钼矿主成矿阶段盐度集中在2%~22%和30.0%~46.0%两个区间（王蝶等，2017）；斑岩石英斑晶次生三相流体包裹体盐度范围在43.4%~49.7%和15.4%~19.2%之间（葛良胜等，2005；吴开兴等，2005；王治华等，2012）。由此可见，金多金属矿床成矿温度变化较大，但主体以中温、中压环境为主，流体盐度变化也较大，主体以中、低盐度为主，从成矿早期到成矿晚期，或从伴随着富碱质岩浆流体从早到晚的演化，成矿温度和盐度具有明显降低的趋势（邓军等，2010；王建华等，2015；周云满等，2017；王蝶等，2017；王璇等，2018）。

流体包裹体的组分结果表明，成矿流体气相成分以H2O、CO2为主，另外含有N2、H2、O2、CH4、CO等；液相成分阳离子以Na+、K+为主，阴离子以Cl-为主，此外含有F-、Cl-、SO、Na+、K+、Mg2+、Ca2+等（表1），其中（Na++K+）含量占全部阳离子总量的59.18%~100%，平均占比89.33%；斑岩石英斑晶中流体包裹体（Na++K+）含量占全部阳离子总量的86.4%~91.7%，平均占比为89.05%，表明斑岩中石英流体包裹体和矿石中石英流体包裹体K+、Na+含量较高，且两者比例相近，均具有富碱质流体特征。阴离子以Cl-和或SO为主，w(Cl-)在1.86×10-6~46.0×10-6之间，平均值为15.5×10-6，占全部阴离子总量的2.2%~99.0%，平均占比51.79%，w(SO)在0~103×10-6之间，平均值为17.1×10-6，占全部阴离子总量的0~79.56%，平均占比27.45%；斑岩石英斑晶中流体包裹体w(Cl-)在5.05×10-6~5.79×10-6之间，平均值为5.42×10-6，占全部阴离子总量的17.91%~17.97%，平均占比为17.94%；表明与斑岩中石英流体包裹体相比，矿石中石英流体包裹体Cl-含量变化较大，具有富集硫酸根和卤族元素离子的流体特征（毕献武等，1999；何明勤等，2004；葛良胜等，2005；吴开兴，2005）。此 外，Liu等（2018）对北衙金矿石英流体包裹体的微量元素进行了分析，测定其中w(Na)、w(K)、w(Fe)、w(Cu)、w(Mn)、w(Pb)、w(Zn)较高，分别为0.67%~1.06%、0.28%~4.47%、<0.13%~2.07%、0.012%~1.01%；<0.04%~0.50%、0.005%~0.328%、0.008%~0.218%；w(Rb)、w(Cs)、w(Ba)、w(Mo)、w(Ag)、w(Bi)较低，分别为<87×10-6~587×10-6、3×10-6~393×10-6、6×10-6~691×10-6、<1×10-6~328×10-6、<2×10-6~275×10-6、<1×10-6~22×10-6)、<1×10-6~38×10-6；w(Au)仅在少量包裹体中出现，且含量较低，介于0.2×10-6~5.9×10-6之间；其中w(Na+K)在0.94%~15.10%之间，占微量元素总量的77.58%~82.07%，其占比超过Grasberg铜金矿床的63.7%（Ulrich et al.,1999）。流体包裹体中微量元素分析结果显示，以北衙为代表的金多金属矿床成矿流体中富含K、Na等碱质组分，属于碱质热液流体。

表1 滇西地区金多金属矿床流体包裹体离子组分（w(B)/10-6）分析统计表Table 1 Statistical table of ion content of fluid inclusions（w(B)/10-6）in different gold deposits and porphyry in western Yunnan

2 讨论

2.1 “碱质热液型”金多金属矿床概念

碱质岩是化学成分中碱质含量或碱度较高(如w(K2O+Na2O)>8%；里特曼指数σ>3~9)的一类火成岩。研究显示，碱质岩与金矿床存在成因联系，它们不仅直接形成许多斑岩铜金矿床（如蒙古Oyu Tolgoi、印度尼西亚Grasberg、美国Bingham、俄罗斯Peschanka、中国云南北衙和姚安），而且与低温热液型金矿床存在直接成因联系（如美国Cripple Creek、巴布亚新几内亚Ladolam and Porgera、菲律宾Baguio、斐济Emperor），甚至可能与IOCG矿床、卡林型金矿床有一定的联系（Jensen et al.,2000;Muller et al.,2016）。因此，碱质岩与金多金属矿床之间的关系受到矿床学家的普遍关注（Muller et al.,1997;2000;2016;2019;Richards,1995;2009;Sillitoe,2002;Chang et al.,2011;Cooke et al.,2014）。

近年来，在滇西地区及周边发现的一系列与碱性岩(包括辉石正长岩、正长斑岩、石英正长斑岩)有关的金多金属矿床，被归属于斑岩型矿床（钟昆明等,2000;吴开兴等,2005;陆世才等,2014;王建华等,2015;刘飞等，2017;王蝶等,2017）或者富碱斑岩型矿床（刘显凡等,2004;王正海,2004;邓军等,2010;邓碧平等,2014）。近期研究发现，这些矿床的成矿岩体、控矿构造特征、成矿流体、矿化分带特征等方面与传统的斑岩型矿床又存在明显差异，尤其是在矿化、蚀变分带特征等方面，除发育较少量的斑岩型矿化外，矽卡岩型、热液脉型、构造破碎带型矿化往往构成矿床的主体（和中华等,2013;2016;周云满等,2014;2021;Mao et al.,2017）。因此，现有的斑岩型矿床矿化蚀变模式难以有效指导区内金多金属矿床的找矿勘查工作。

如上文所述，滇西地区金多金属矿床在成矿构造背景、成矿岩体性质、成矿流体属性、矿化分带模式等方面与斑岩型矿床存在不同。

（1）成矿构造背景差异：众所周知，传统的斑岩矿床主要产于汇聚板块的边界，包括大洋板片俯冲产生的岛弧和陆缘弧环境，也可以形成于陆-陆碰撞造山（特提斯-喜马拉雅带，中亚-蒙古带）环境。滇西地区的金矿床形成于板块汇聚晚碰撞伸展环境，对应于区域挤压构造应力场的相对松弛阶段，剪切走滑断裂构造系统最为发育的时期(杨立强等，2010)。

（2）成矿岩体性质不同：斑岩型矿床的形成与具斑状结构的中酸性浅成-超浅成侵入体有关，岩石类型既可以是钙碱性系列也可以是碱性系列，岩石以富K为特征，通常w(K2O+Na2O)<8和w(K2O)＞w(Na2O)；而滇西地区金矿床的形成与碱性系列斑状、似斑状结构的中酸性岩有关，岩石以高w(K2O+Na2O)≥8为特征，且具有高Sr、低Y的类埃达克岩特征。

（3）成矿作用过程差异：斑岩型矿床矿质沉淀是岩浆期后热液活动的产物，温度、压力的降低，以及pH值的变化是矿质发生沉淀、成矿的主因；滇西地区金多金属矿床矿化是通过岩浆热液与围岩之间发生气水热液交代作用而实现的。

（4）蚀变和矿化分带存在区别：斑岩型矿床典型的蚀变分带模式为钾化带、石英-绢云母化带、泥化带和青磐岩化带，对应的矿化分带模式为浸染状低品位钾化核、浸染+微细脉状Cu-Mo-Au主矿带、浸染+细脉状黄铁矿带、细脉状贫黄铁矿带，多数矿体产在斑岩体内部，少量产在围岩中；滇西地区金矿床蚀变分带主要为钾化带、石英-绢云母化带、矽卡岩化带、碳酸盐化(大理岩化)带，对应的矿化分带模式为无矿钾化核、裂隙脉状或浸染状-细脉状金黄铜矿矿化带、似层状金磁铁矿褐铁矿化带、细脉状金银铅石英硫化物矿化带，多数矿体产于斑岩体以外，有时也可以产于岩体内。滇西地区金多金属矿床的找矿目标主体为矽卡岩型和石英-硫化物脉型金多金属矿体，其次为层间破碎带型和裂隙脉型矿体。而斑岩型矿床的找矿目标主体为斑岩体，其次为斑岩体上部或顶部的接触带。

（5）热液流体性质差异：斑岩型矿床成矿流体演化分2个阶段，早期为岩浆流体，盐度w(NaCleq)=30%~60%、温度为400~600℃，均较高，晚期为与天水混合流体，盐度w(NaCleq)<15%、温度下降为200~400℃(Kerrich et al.,2000)，含矿石英流体包裹体中阳离子以K+为主，其次为Na+，w（K++Na+）占阳离子总量在56.1%~81.8%之间，w(K+/Na+)平均值在1.1~2.4之间；滇西地区金多金属矿床成矿流体以中温（230~460℃）为主，盐度分为2个区间，高盐度w(NaCleq)=30.0%~46.0%，中、低盐度w(NaCleq)=2.0%~24.0%。含矿石英包裹体中阳离子以Na+和K+为主，w（K++Na+）占阳离子总量在86.4%~91.7%之间，平均占比为89.05%，个别石英流体包裹体中还含有一定量的Ca2+、Mg2+等离子，可能与脉体靠近碳酸盐或/和辉绿岩脉，成矿热液流经围岩发生物质交换有关（葛良胜等，2005），K+/Na+平均值在0.21~1.00之间。北衙金矿床流体包裹体微量元素分析结果显示，流体中w(Na+K)最高可达15.10%，占元素总量比例为77.58%~82.07%，表明成矿流体中富含K、Na等碱质组分，属于碱质流体。

文章列举了滇西地区与富碱斑岩有关的金矿床与典型斑岩型矿床的特征，两者之间的特征对比详见表2。不难看出，滇西地区金多金属矿床成矿的主要特征有伸展环境的成矿背景，富碱性的成矿岩体，特有的矿化蚀变分带，碱质富集的成矿流体以及水岩交代的成矿过程，这些与传统的斑岩型矿床之间存在一定差异。因此，为了进一步突出其成矿作用过程的独特性，尤其是为了表述矿化蚀变分带性特征，有效指导区域找矿勘查，本文提出“碱质热液型”金矿床的概念，即将在时间、空间及物质成分上与富碱斑岩岩浆热液活动有关的一类金矿床定义为“碱质热液型”金矿床，成矿热液流体通常具有富K、Na等碱质组分特征。“碱质热液型”矿床的显著特征为富碱斑岩侵位是成矿的驱动力，矽卡岩型、裂隙脉型、热液脉型、构造破碎带型多种矿化类型共存，碱质热液流体活动是多类型矿体就位的主导因素。

表2 碱质热液型金多金属矿床与经典斑岩型矿床的特征对比表Table 2 Comparison of characteristics between alkali hydrothermal gold polymetallic deposit with classical porphyry deposit

2.2 富碱斑岩与成矿的关系

（1）岩体与金矿化的关系

矿床在时空关系上，富碱斑岩与滇西地区碱质热液型金多金属矿化关系密切。空间上，金多金属矿体与岩体形影相随，不同矿化类型的矿体围绕岩体呈环带分布，矿体既产于外接触带围岩之中，也产于斑岩体内，一般分布在距岩体1~5 km的范围内。岩体产状变化控制着金矿化的强度，岩体缓倾斜于地层的侵入接触方式，热量和矿液不容易散失，有利于接触交代作用发生，接触带产状由陡变缓部位或岩体接触形成的凹陷带有利于成矿，如在万硐山矿段接触带缓倾部位发育厚大金铁多金属矿体，而岩体接触带产状较陡立处，矿体一般变薄（周云满等，2021）。时间上，主要成矿斑岩的成岩年龄（31.8~40.4）Ma，与成矿年龄为（32.1~37.9）Ma基本一致（王登红等，2004；吴冉，2011；胥磊落，2010；和文言等，2011；祝向平，2010；张翔，2015；高学泉，2017；周洁，2017；罗晨皓等，2019；严清高，2019）。

（2）富碱斑岩提供成矿物质

富碱斑岩微量元素分析结果显示，与成矿有关的富碱岩体中Au、Ag、Cu、Pb、Zn、Mo等元素一般高于中国正长岩和花岗岩平均值数倍至数十倍，平均在5倍以上（表3），说明其具有成矿的物质基础。滇西地区同位素地球化学特征显示，碱质热液型金矿床硫化物的δ34S值为-2.4‰～4.5‰（陆世才等，2014），不同矿区之间的硫同位素组成相似性较高；与成矿有关岩体的δ34S为0.32‰～2.73‰，接近岩浆硫说明富碱斑岩中硫同位素系未发生明显同位素分馏的原生硫（李光斗等，2010；张道红等，2013）。矿石中硫化物的硫同位素组成与岩体硫同位素组成一致，说明与富碱斑岩中的硫化物具有同源性，矿石硫化物中硫同位素组成范围略大于岩体硫，可能是成矿流体中有围岩硫的混入。矿床中硫化物的铅同位素组成比较稳定，206Pb/204Pb值介于18.35~18.69之间，207Pb/204Pb介于15.51~15.85之间，208Pb/204Pb介于38.42~39.71之间（吴冉，2011；王建华，2017；刘显凡等，2004），与成矿有关岩体中长石铅同位素组成更为集中，206Pb/204Pb值介于18.07~19.73之间，207Pb/204Pb介于15.57~15.73之间，208Pb/204Pb介于38.13~39.25之间（Lu et al.,2013；徐受民,2007），岩体中长石和矿体硫化物之间铅同位素组成相似，表明碱性岩浆和蚀变流体在铅同位素组成上是一致的，表征富碱斑岩中长石铅和矿石铅演化特征相似，富碱斑岩与成矿存在着密切的物质联系。

表3 滇西地区典型金多金属矿床成矿岩体成矿元素含量统计表Table 3 Statistical table of metal element content of metallogenic porphyry in typical gold polymetallic deposit in western Yunnan

（3）富碱斑岩提供成热液

热液石英流体包裹体成分分析显示，区内金矿床成矿流体性质和斑岩石英斑晶中的流体相似，两者均具有富K、Na的特点。成矿流体温度、盐度较岩体斑晶中流体略低，系流体运移和扩散过程中温度下降和矿质沉淀所致，总体上成矿流体具有岩浆热液特征，与岩浆流体具有相似来源。单个流体包裹体中成矿元素Ag、Cu、Mo、Pb、Zn含量较高，也表明成矿流体与岩浆分异作用有关（王蝶等，2017；Liu et al.,2018）。在一些与成矿有关的富碱斑岩中，斜长石斑晶具正长石环边和绢云母蚀变边、钠长石的环带结构、石英边部的溶蚀结构（王奖臻等，2002；李学仁，2014；郭钰心玥，2015），这些蚀变结构说明富碱性岩浆在成岩过程中分异出独立的流体相，期间钾长石化作用不仅可以使Au等成矿元素活化、运移，而且钾质沉淀可以引起成矿流体pH值降低，导致Au等成矿元素运移能力降低，最终Au沉淀成矿。然而，富碱斑岩中钾长石化现象并不明显，多以蚀变边、环带、溶蚀等结构形式存在，岩石内部缺乏大面积的、强烈的面状、脉状钾化蚀变，表明成矿流体与岩体之间的水岩交换强度并不十分强烈。因此，相比于典型的钙碱性斑岩型Cu-Mo-Au成矿系统（Sillitoe，2010），这类矿床矿化和蚀变面积要小得多，在岩体内部多形成薄且贫石英的高品位矿脉，这种类型的矿化不容易被发现。

3 碱质热液型矿床矿化蚀变分带模式

碱质热液型金多金属矿床的成矿地质体为富碱斑岩，矿床的蚀变和矿化分带通常围绕呈环状、带状分布。与成矿有关的富碱斑岩以富碱质组分、富含金和铜等元素为特点，岩浆源区埋藏较深，可能源于受交代岩石圈或残留洋壳板片。深源富碱岩浆在走滑拉分应力作用下，沿深大断裂系统向上侵位，当到达玄武岩层时，两者接触发生热交换，导致玄武岩退色（红化），并沿着裂隙发生流体交代，产生绿帘石化和绿泥石化，相伴形成少量的自然铜、孔雀石。岩浆继续侵位，当到达碎屑岩层时，由于细碎屑岩岩石致密，两者接触主要发生热交换，导致地层角岩化；当侵位至碳酸盐岩时，由于碳酸盐岩的孔隙度、渗透率较大，岩石中矿物活动性较强，易发生交代变质，两者接触主要发生物质交换，导致碳酸盐岩发生矽卡岩化和大理岩化，形成以石榴子石、透辉石、硅灰石等为代表的矽卡岩和大理岩。岩浆侵位至近地表，岩浆温度、压力降低，岩浆中的热液大量溶离聚集至岩浆顶部或者边部，导致隐爆或沸腾作用的发生或者发生流体与围岩的交代反应，当围岩为碎屑岩和玄武岩时，由于两种岩石的渗透性较差，流体与围岩之间的物质交换能力弱，两者之间主要发生热交换，形成角岩化蚀变（图5中A），随后伴随着流体沸腾或隐爆作用的发生，在岩体内部形成以浸染状、细脉状斑岩型铜钼矿化(图5中B），在近接触带内形成热液脉状石英硫化物金（化）体（图5中C）；当岩浆侵位于碳酸盐岩时，流体与围岩之间的物质交换能力较强，两者在接触带内形成了以绿泥石、绿帘石、磁铁矿、阳起石等为代表的矽卡岩，伴随着矽卡岩的结晶，尤其是赤铁矿、磁铁矿的结晶，体系氧逸度、pH值变化破坏了含金络合物的稳定性，致使金等矿质沉淀析出，在接触带附近形成了以矽卡岩型金铁矿矿化（图5中D）；随着温度和压力的持续降低，热液流体进入到围岩裂隙和层间破碎带中，在天水混入的影响下，围岩中Mg、Fe离子的加入以及流体体系中温度、pH、f（O2）等条件的变化，流体中的S2-或S-与金属离子发生反应沉淀，在围岩中形成了石英硫化物脉型或者构造破碎带型脉状金铅锌银矿化（图5中E）；原生矿体形成之后，受到后期构造运动的影响，区内岩层隆升、剥蚀，原有的金、铁、铅锌等矿体经风化、剥蚀、搬运，形成了红土型金、铁多金属矿体（图5中F）。

根据成矿过程分析，碱质热液型金多金属矿床具有“一源多体”的成矿模式，形成了以富碱斑岩为源，斑岩型、裂隙脉型、矽卡岩型、热液脉型、构造破碎带型多种矿化类型共生的成矿系统，相应划分为4个矿化、蚀变、元素分带（图5中①~④），分别是①内带为以钾化黏土化带，无矿或发育贫金铜钼矿化，元素以K-Si-Al-S等富集为主；②向外为石英-绢云母化带，发育裂隙脉状或浸染状-细脉状金黄铜矿矿化，元素以Si-Fe-S-Cl富集为特征；③再向外为矽卡岩化带，发育似层状金-磁铁矿-褐铁矿化，元素以Fe-Au-Cu-Cl富集为特征；④最外带为碳酸盐化(大理岩化)带，发育带状、细脉状金银铅石英硫化物矿化，元素以Ca-Mg-Pb-Zn-Ag等富集为特征。值得一提的是，不是所有矿区均出现以上蚀变、矿化、元素分带现象，在同一矿区以上几种分带现象可以同时出现2种及以上，具体需要根据岩体发育特征和围岩性质分析判断。

图5 碱质热液型金多金属矿床矿化蚀变分带模式图(据Mao et al.,2017修改）Fig.5 Mineralization and alteration zoning model of alkaline hydrothermal gold polymetallic deposits in western Yunnan

4 找矿方法及其勘查意义

4.1 找矿方法组合

基于“一源多体”的碱质热液型金矿床蚀变-矿化-元素分带模式，建立以识别和发现富碱斑岩和矿化蚀变为目标的找矿方法，是实现碱质热液型金多金属矿床找矿突破的有效途径。找矿方法包括成矿岩体和各类矿化体的有效识别，地质、物探、化探、遥感方法相结合是实现岩体和矿体定位的有效手段。

针对斑岩体及斑岩型矿化，低密度、低磁化率的中酸性岩为重力、磁法探测提供了基础；岩体中硅酸盐矿物、钾化蚀变的发育及含金、铜、钼、铁硫化物发育为化探组合异常的选择提供了依据；与成矿有关的富碱斑岩体与围岩之间存在侵入接触构造，环形构造的解译识别是遥感识别侵入体的传统方法。因此，采用“重力低异常+磁法负异常+化探K-Si-Al-SAu-Mo-Cu组合异常+遥感环形构造+蚀变（钾化、硅化、铁帽）填图”方法组合是寻找和发现成矿岩体和斑岩型、裂隙脉状矿化的有效手段（图6）。

图6 滇西地区碱质热液型金多金属矿床找矿方法组合Fig.6 The combination exploration methods for alkaline hydrothermal gold polymetallic deposits in western Yunnan

针对矽卡岩型矿体，矽卡岩带石榴子石、透辉石、磁铁矿、赤铁矿及硫化物等重矿物、磁性矿物出现，为用电磁法和重力异常识别矽卡岩带提供了条件；带内矽卡岩矿物、铁氧化物、硫化物及绿泥石、绿帘石等矿物的发育，为化探异常找矿方法提供了依据；含水的绿帘石、绿泥石、绢云母等蚀变矿物和含铁氧化物的发育，以及矽卡岩呈带状分布的特征，为解译羟基、铁染蚀变和识别环形构造遥感方法的选择奠定了基础。因此，“重力局部高异常+磁正异常+可控源音频大地电磁测深异常梯度带+蚀变（矽卡岩化、硅化、退化蚀变、方解石化）填图+化探Si-Fe-Au-Cu-Cl组合异常+遥感羟基、铁染及环形构造解译”方法组合是识别矽卡岩型矿体的有效方法。

针对构造破碎带型或裂隙脉状矿化体，金属硫化物的发育是导致围岩中激电异常的因素，石英和围岩高阻特性是采用激发激化法的主要依据；方解石、白云石、大理石等含碳酸根矿物的发育，是遥感解译的前提，碳酸盐岩地层中金属硫化物的发育，是Ca-Mg-S-Pb-Zn-Ag化探异常选择的依据。因此“高阻中极化激电异常+蚀变（硅化、方解石化）+构造带、热液脉填图”方法组合是寻找构造破碎带型或裂隙脉状矿体的方法。

4.2 找矿效果

应用建立的碱质热液型金矿床找矿方法组合，在滇西地区的北衙、长安等矿区开展了区域成矿预测和矿区矿体定位预测。在北衙金矿区，分别圈定了大沙地隐伏岩体及矽卡岩、硫化物脉型矿化预测区，万硐山深边部及构造破碎带型矿化预测区，红泥塘深、边部石英硫化物脉型矿化预测工作区；在长安金矿区，圈定了深部石英硫化物脉型矿化预测区，经过10余年的连续工程勘探，找矿效果显著，实现了新增资源储量金金属169 t，铜金属42万t，铁矿石3674万t，伴生银金属7299 t，铅金属258万t，锌金属78万t的找矿进展，同时在区域上，引领了鹤庆芹河金铅锌矿区、保山黑牛凹金矿区、香格里拉洛吉矿区的找矿应用，找矿效果有待验证。

5 结论

滇西地区沿金沙江-哀牢山构造带发育一批与富碱斑岩有关的金多金属矿床，这类矿床具有成矿岩体富碱性，成矿流体碱质组分高，矿化-蚀变-元素分带模式复杂，成矿过程以热液交代作用为主等特点，为突出该类矿床的独特特征，提出了“碱质热液型”金多金属矿床的概念，是与富碱质岩浆活动有关的以热液成矿作用为主的矿床。

在总结矿化、蚀变和元素分带特征的基础上，作者建立了碱质热液型金多金属矿床的分带模式：①内带为以钾化带，无矿或发育贫金铜钼矿化，化学组分以K-Si-Al-S等富集为主；②向外为石英-绢云母化带，发育裂隙脉状或浸染状-细脉状金黄铜矿矿化，化学组分以Si-Fe-S-Cl富集为特征；③在向外为矽卡岩化带，发育似层状金-磁铁矿-褐铁矿化，化学组分以Fe-Au-Cu-Cl富集为特征；④最外带为碳酸盐化(大理岩化)带，发育带状、细脉状金银铅石英硫化物矿化，化学组分以Ca-Mg-Pb-Zn-Ag等富集为特征。

以矿化、蚀变和元素分带模式为基础，针对斑岩型、矽卡岩型、构造破碎带型和热液脉型矿体，作者分别集成了地质、物探、化探、遥感等找矿方法组合，并通过实际应用在北衙和长安等矿集区范围内取得了显著的找矿效果。