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大陆碰撞成矿作用:新认识与新进展
侯增谦1，杨志明1，张洪瑞1，王瑞2，宋玉财1，刘琰1，郑远川2，许博2，王庆飞2，刘英超1
1 深地探测与矿产勘查全国重点实验室中国地质科学院
2 地质过程与成矿预测全国重点实验室中国地质大学(北京)
第一作者：侯增谦，中国科学院院士，矿物学、岩石学、矿床学专业，主要从事矿床学研究。
导读：
侯增谦团队通过对青藏高原碰撞造山带成矿作用的详细研究，并结合秦岭-大别等碰撞造山带的综合对比，提出了大陆碰撞成矿理论，系统阐释了大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的成矿动力学背景、深部作用过程和矿床形成机制。2010年，侯增谦等在《地质学报》发表了综述论文《大陆碰撞成矿论》，标志着该理论框架的正式构建。该理论随后有效指导了青藏高原等地区的矿产勘查工作。然而，在碰撞带岩石圈结构与深部成矿过程、碰撞带热状态与成矿空间-时间差异控制、关键成矿过程与矿床成因机理等方面仍存在认识不足。近年来，通过地球物理-地球化学-岩石学-成矿学等多学科交叉研究和实验模拟，大陆碰撞成矿作用研究取得了诸多新认识和新进展。
研究表明，碰撞带可分为冷碰撞和热碰撞两种基本类型。其中，比利牛斯、阿尔卑斯和加里东造山带为冷碰撞的代表，扎格罗斯、喜马拉雅和海西造山带为热碰撞的代表。冷/热结构的差异受控于碰撞带深部过程和地幔热扰动的强度。碰撞前大洋俯冲对上覆岩石圈的改造，导致岩石圈地幔交代富集、新生下地壳形成和古老地壳活化再造，为碰撞期含铜、金、稀土等成矿岩浆系统的形成提供了重要物源。碰撞期软流圈上涌引发对上覆岩石圈的交代、改造甚至拆沉，导致强烈的壳幔物质能量交换，为碰撞成矿提供了深部动力机制。
研究发现，大陆碰撞成矿作用主要形成斑岩铜金矿床、沉积岩容矿型（SEDEX/MVT）铅锌矿床、碳酸岩型稀土矿床、造山型金矿床以及与淡色花岗岩有关的稀有金属矿床等。研究团队深入剖析了碰撞成矿作用的基本条件，建立和完善了大陆碰撞带上述典型矿床类型的成矿模型：
(1)碰撞型大型斑岩铜矿床的形成要求：大陆板片低角度俯冲、俯冲板片撕裂、新生下地壳部分熔融和壳内硫化物分解；
(2)沉积岩容矿型（SEDEX/MVT）超大型铅锌矿的形成要求：褶皱-冲断带和前陆盆地环境、挤压/伸展构造转换、盆地卤水沿拆离带迁移汇聚和前锋带的构造圈闭；
(3)碳酸岩型稀土矿床的形成要求：富稀土沉积物俯冲循环、碳酸岩化地幔根部分熔融、富稀土元素（REE）碳酸岩浆壳内演化，富稀土碳酸盐熔体与围岩交代反应；
(4)造山型金矿床的形成要求：岩石圈“立交桥式” 结构与壳/幔解耦变形、富水幔源超钾质岩浆聚集与去气、成矿流体沿穿透地壳的断裂迁移与交代；
(5)与淡色花岗岩有关的稀有金属矿床的形成要求：活化改造地壳的部分熔融、拆离构造驱动的岩浆分异或热驱动的岩浆高度分异。
研究指出，大陆碰撞是威尔逊旋回的重要演化阶段，研究大陆碰撞成矿作用是理解板块构造演化与资源效应的重要一环，是了解大陆地质演化与成矿元素循环的重要途径。半个世纪以来的研究、特别是近20年中国学者的大量深入研究，建立和完善了大陆碰撞成矿理论体系，改变了大陆碰撞成矿类型单一、矿床规模有限的传统认识，同时也促进学术界深入思考斑岩铜矿、MVT铅锌等成矿系统形成的本质。如今，大陆碰撞成矿作用已成为矿床学研究的重要前沿方向，吸引着越来越多的关注及参与。然而，与经典的俯冲环境成矿理论体系相比，大陆碰撞成矿理论的一些细节还不够完善，成矿过程依然存在诸多未知及挑战，还需要加强碰撞造山带深部结构和碰撞过程对成矿控制的研究；需要深入揭示大陆碰撞成矿的过程和机理；需要进一步提升陆碰撞成矿理论的普适性；亟需构建和完善大陆碰撞成矿勘查体系；需要引入新的研究范式及前沿技术。
基金项目：科学技术部国家重点研发计划项目（2022YFF0800903）。
说明：参考文献以原文为准，本推文未作标注。
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1 回顾
2 存在问题
2.1 碰撞带热状态与成矿差异性
2.2 碰撞带岩石圈结构、深部过程与成矿控制
2.3 碰撞成矿作用的继承与发展
2.4 碰撞环境典型矿床成因
3 新认识与新进展
3.1 冷碰撞、热碰撞与区域成矿差异性
3.2 碰撞带圈层相互作用、岩石圈三维架构与成矿控制
3.2.1 软流圈/岩石圈相互作用与成矿控制
3.2.2 新生岩石圈（下地壳）与成矿控制
3.2.3 古老/改造的岩石圈与成矿控制
3.3 大陆中缓角度俯冲、新生下地壳熔融与斑岩铜矿形成
3.3.1 大陆板片中缓角度俯冲与下地壳部分熔融
3.3.2 板片垂向撕裂与下地壳熔融机制
3.3.3 新生下地壳初始富集与富Cu岩浆形成
3.3.4 一个改进的斑岩铜矿成矿模型
3.4 压/张构造转换、地壳流体汇聚/排泄与MVT铅锌矿形成
3.4.1 压/张转换与成矿环境
3.4.2 MVT铅锌成矿的驱动机制及源-运-储-淀系统
3.4.3 油气流体与铅锌成矿关联
3.4.4 褶皱-逆冲系MVT铅锌成矿新模型
3.5 洋壳沉积物循环、岩石圈根交代熔融与REE矿床形成
3.5.1 岩石圈根的REE富集与部分熔融
3.5.2 沉积物深循环与地幔岩石圈REE富集机制
3.5.3 壳内岩浆过程与REE再富集
3.5.4 反夕卡岩化与REE沉淀
3.6 岩石圈立交桥结构、岩浆去气、流体交代与造山型金矿形成
3.6.1 岩石圈立交桥式结构及其成矿控制
3.6.2 基性岩浆脱气和流体交代
3.6.3 碰撞带造山型金矿成矿新模型
3.7 拆离构造、活化地壳熔融与关键金属成矿
3.7.1 拆离构造与成矿驱动机制
3.7.2 活化改造地壳及沉积物熔融与关键金属成矿
4 碰撞成矿动力学机制
5 展望
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1 回顾
基于经典的板块构造而建立的成矿理论体系已日臻完善，完好地解释了大洋板片俯冲汇聚边缘及增生造山带的成矿系统和发育机制，但却无法从理论上解释和科学预测大陆碰撞汇聚边缘及碰撞造山带的成矿作用。侯增谦团队通过对青藏高原碰撞造山与成矿作用的详细研究，并结合秦岭大别和其它碰撞造山带综合对比，提出了一个新的大陆碰撞成矿理论，简称“大陆碰撞成矿论”，初步阐释了大陆碰撞带成矿系统和大型矿床的成矿动力背景、深部作用过程和矿床形成机制。
陆-陆碰撞及造山过程十分复杂和漫长（＞65Ma），—个典型的碰撞造山系（如比利牛斯-阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅）常常经历三阶段演进过程，即，主（软）碰撞、晚（硬）碰撞和后碰撞，在一些古老碰撞造山带中仅能识别出主碰撞与后碰撞过程。主（软）碰撞主要表现为陆-陆对接聚合与大陆有限俯冲，伴随强烈的同碰撞岩浆活动、逆冲推覆构造和蜂期变质作用；晚（硬）碰撞主要表现为碰撞带地壳强烈缩短加厚（或两陆板片叠置）与块体间相对运动，伴随大规模逆冲推覆、走滑剪切、块体旋转和幔/壳源岩浆活动；后碰撞主要表现为连续性或多幕式下地壳流动、上地壳伸展和钾质-超钾质岩浆活动及淡色花岗岩侵位。伴随大陆三段式碰撞过程而发育的主碰撞陆陆汇聚环境、晚碰撞构造转换环境和后碰撞地壳伸展环境，为大陆碰撞带成矿系统和大型矿床提供了主要成矿构造环境。三阶段碰撞相对应发育不同的深部过程，如，俯冲板片断离、软流圈上涌和岩石圈拆沉，可能为大规模成矿作用提供了异常热能驱动力。碰撞造山过程的构造应力场是复杂的和演变的：主碰撞阶段常表现为早期碰撞挤压，晚期应力松弛；晚碰撞阶段为早期逆冲推覆，晚期走滑剪切；后碰撞阶段早期为平行碰撞带的地壳收缩，晚期为垂直碰撞带的地壳伸展。周而复始的张/压或张扭/压扭转换和交替更迭，以及由此产生的不同级次的推覆-拆离-走滑-剪切构造系统和张性裂隙系统，为成矿系统的形成发育提供了构造应力驱动、成矿物质集聚和流体疏导排泄机制。
一个完整的大陆碰撞过程至少可以引发3次大规模成矿作用，形成一系列标示性的大型矿床。在主碰撞陆陆汇聚成矿期，碰撞引发地壳加厚与深熔，产生与花岗岩有关的Sn-W矿床。碰撞引起的建造流体向前陆盆地迁移汇聚，形成MVT型Pb-Zn矿床；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地幔岩石圈熔融，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-Au矿床和碳酸岩型REE矿床。深切岩石圈的剪切作用与变质作用产生含Au富CO2流体形成造山型Au矿。逆冲推覆驱动地壳流体向前锋带迁移汇聚，在逆冲/走滑转换时期排泄成矿流体，在褶冲系形成MVT型Pb-Zn矿；在后碰撞地壳伸展成矿期，碰撞带加厚的新生下地壳部分熔融产生富金属、富水、高fO2埃达克质岩浆，浅成侵位和流体出溶产生斑岩型Cu矿；构造拆离系诱发的上地壳熔融和淡色花岗岩浆高度分异，形成Li-Be-W-Sn等矿床。
上述理论认识，与碰撞造山成矿（CMF）模式，从不同侧面揭示了大陆碰撞体制的成矿系统与成矿机制，显著地区别于以阐明大洋俯冲汇聚边缘的成矿作用及成矿系统发育机制为核心的经典成矿理论。
2 存在问题
上述认识仍是概略性的，反映了我们对碰撞与成矿的阶段性认识。毋容置疑，很多深层次的和机理性的问题，虽然有所触及，但远未解决。这些问题包括以下几个方面。
2.1 碰撞带热状态与成矿差异性
全球碰撞造山带的形态、规模、构造式样、岩浆活动、变质作用、成矿作用不尽相同。例如，特提斯消亡后形成的比利牛斯-阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅碰撞造山带，自西而东显示出明显差别：西段以相对狭窄的山链为特征，岩浆活动较弱，成矿强度不大，主要产出前陆盆地MVT铅锌矿和造山型金矿；东段以宽阔宏达的造山高原为特征，岩浆活动剧烈，成矿类型繁多，成矿规模巨大（图1）。导致这种碰撞造山与区域成矿差异性的根本原因是什么？是否受碰撞造山方式与碰撞带热结构（冷碰撞/热碰撞）控制？有待于深入研究。
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图1 比利牛斯-阿尔卑斯-扎格罗斯-喜马拉雅碰撞造山链主要碰撞矿床分布
2.2 碰撞带岩石圈结构、深部过程与成矿控制
揭示碰撞带岩石圈结构，是再现和追溯碰撞造山方式与造山过程的关键。与大洋俯冲及增生造山带相比，陆陆碰撞形成的碰撞带岩石圈结构虽然整体类似，但具体差异明显，大陆板片叠置式、“握手”式、俯冲式和揳入式等，不一而足。岩石圈结构，特别是成矿系统所根植的地壳精细结构，对理解成矿作用的发生发育与就位保存，特别是成矿的“源-运-储系统”至关重要。由于探测和观测手段的限制，对岩石圈成像和地壳结构精细刻画明显不够。奠定岩石圈结构特征并导致其时空演变的深部过程，如板片断离与撕裂、软流圈上涌与岩石圈拆沉、地幔涡旋与地壳隧道流等，从根本上控制着碰撞带构造岩浆、变质变形和成矿成藏。甄别约束和深化研究碰撞带潜在的深部过程，深刻揭示它们在碰撞成矿中的关键作用，需要改变传统研究范式，开展多学科交叉研究。
2.3 碰撞成矿作用的继承与发展
理论上，大陆碰撞带岩石圈是古老的，贫水的，贫亲石元素的。由于其新生地壳规模和潜力有限，难以形成Cu、Au、REE等大型矿床。然而，大陆碰撞通常继大洋俯冲消减而发生，碰撞造山带至少部分奠基于或叠加于俯冲增生造山带之上。素有“俯冲带工厂”之称的大洋俯冲，通过板片脱水-流体交代-岩石圈熔融-岩浆分异等一系列过程导致成矿金属元素循环-迁移-集聚-成矿。同时，大洋板片物质的深循环及其对上覆岩石圈地幔的混染与改造，形成交代富集的地幔岩石圈，幔源镁铁质弧岩浆在地壳底部的大规模底侵与堆积，形成新生下地壳。这种被俯冲改造的岩石圈很可能为后来的碰撞期含矿岩浆的形成提供了金属(Cu，Au，REE)初始富集的潜在源区。然而，碰撞前岩石圈的俯冲变异与碰撞期的成矿作用之间是否存在继承与发展关系，仍有待于进一步研究论证。
2.4 碰撞环境典型矿床成因
洋-陆和陆-陆聚合形成的汇聚边缘是全球最重要的、成矿系统最复杂的、矿床类型最繁多的成矿环境。以西方学者为代表的矿床学家，对大洋俯冲形成的弧盆环境以及远离弧后的陆缘环境的矿床进行了系统研究，己经建立了许多经典的矿床成因模型，如斑岩型铜矿、造山型金矿、MVT铅锌矿等模型。然而，这些模型不能涵盖和解释大陆碰撞环境的成矿系统和矿床成因。其原因在于，前者是大洋俯冲主导的板片流体-物质循环-成矿系统，根本是洋壳脱水；后者是大陆碰撞主导的热构造-物质循环-成矿系统，根本是热能传递。因此，立足全球最典型的中国大陆碰撞造山带，通过对其岩石圈深部结构、成矿地质环境、矿床地质特征和成矿机理开展精细研究，建立碰撞环境的典型矿床成因模型，形成中国流派，势在必行。
3 新认识与新进展
近年来，我们针对上述未解的科学问题和以往研究的薄弱环节，立足青藏高原，结合特提斯和其他碰撞带，开展了典型矿床的精细研究和国际对比，特别是加强了地球物理-地球化学-岩石学-成矿学等多学科交叉研究和实验模拟，在下述诸方面取得了一些新认识和新进展。
3.1 冷碰撞、热碰撞与区域成矿差异性
伊比利亚和亚德里亚(Adriatic)板块和欧亚大陆碰撞，分别形成比利牛斯和阿尔卑斯造山带。前者主要发育与碰撞相关的MVT铅锌矿床，后者不仅发育MVT矿床，同时发育造山型金矿床。阿拉伯和印度板块与欧亚大陆碰撞，分别形成扎格罗斯-伊朗高原和喜马拉雅-青藏高原。扎格罗斯造山带赋存的主要矿床类型有：斑岩型铜钼金矿床、MVT铅锌矿床和造山型金矿床等。青藏高原除了这3类矿床外，还发育碳酸岩型稀土矿床、浅色花岗岩有关Li-Be-W-Sn等矿床等。MVT铅锌矿床在4个造山带普遍发育，很可能与碰撞驱动的盆地流体大规模迁移汇聚相关；造山型金矿床在比利牛斯造山带不发育，很可能与其缺失变质作用和蛇绿岩、进而缺乏进变质脱水以及沿深断裂排泄的深部流体有关；两个高原均大量发育碰撞型斑岩铜矿床，其根源在于新生下地壳部分熔融能够产生富铜岩浆。这些资料表明，不同碰撞造山带岩石圈结构和造山过程的差异性可能导致了区域成矿差异性(图2)。
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图2 冷/热碰撞带造山结构与矿化类型
我们系统对比了碰撞带的变质岩以及所含壳幔包体数据，分析了不同碰撞带的深部热结构。数据表明，阿尔卑斯造山带退变质作用表现为角闪岩相叠加，其下地壳处于“湿冷”状态，温度不超过600°C。喜马拉雅造山带退变质作用表现为麻粒岩相叠加，其下地壳处于“干热”状态，温度大于800°C。这表明，阿尔卑斯和青藏高原在大陆碰撞过程中分别具有“冷”和“热”两种热结构 (图3a)。
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图3冷、热碰撞带热结构与演化序列
3a-显示阿尔卑斯和青藏高原变质岩和火山岩包体的温度-压力资料；3b-反映不同碰撞造山带的温度与山体规模的关系。
碰撞带的热结构差异也体现在构造变形样式与岩浆岩组合特征等诸方面。例如，阿尔卑斯等冷碰撞带主要发育狭长带状造山带，出现大规模逆冲推覆系统，伴随有限规模的碰撞岩浆活动。相反，青藏高原等热碰撞带则表现为宽广的造山高原，发育韧性滑脱层、塑性流动构造和大规模碰撞岩浆活动。不同热结构的碰撞带产出了不同的岩浆组合，并显示不同的地球化学特征。Zhang等采用PRIMACALC2.00(COM3.72)方法，估算了产于两类不同碰撞带基性岩的SiO2质量分数为45%~52%，MgO质量分数大于6%的原生岩浆成分。结果表明，产于阿尔卑斯冷碰撞带的原生岩浆富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，显示岛弧玄武岩(IAB)型特征，反映岩浆主要源于被俯冲板片流体交代的富集岩石圈地幔；产于青藏高原碰撞带的原生岩浆不仅富集大离子亲石元素，同时也相对富集高场强元素，显示洋岛玄武岩(OIB)型特征，反映其岩浆或地幔源区有一定的软流圈组分贡献。这些资料表明，两类不同的造山带不仅在浅部地壳层次显示不同的变形特征，而且在深部岩石圈也具有不同的热状态。
总之，碰撞带热结构决定了造山带形态、构造变形式样、下地壳温度和物质组成、幔源岩浆成分和矿床类型等。我们据此将碰撞带分为冷碰撞和热碰撞两种基本类型（图3a）。根据碰撞带演化和热结构特征，全球主要碰撞带可以分为两个不同的序列：（1）冷碰撞带序列，幼年期以比利牛斯为代表，中年期以阿尔卑斯为代表，而暮年期则以加里东为代表；（2）热碰撞带序列，幼年期以扎格罗斯为代表，中年期以喜马拉雅为代表，暮年期则以华力西为代表（图3b）。
前人提出：碰撞带热结构处于演化状态，一般表现为早期比较冷，晚期比较热，其原因被归结于放射性物质衰变生热。碰撞造山引发地壳增厚，从而造就大量含放射性元素（U，Th，K）的沉积物含量堆积。然而，热力学模拟计算表明，单纯的地壳增厚不会导致如此快速升温，生热过程常常需要数十个百万年的积累。实际上，碰撞造山带不论是诞生之初还是发展演化，均有冷热之分，例如，青藏高原即使在碰撞早期的热状态也高于阿尔卑斯（图3）。我们认为，碰撞带的热结构很可能受地幔热扰动控制，而导致地幔热扰动的深部过程包括大陆俯冲板片的撕裂与回撤、前缘大洋板片的断离、上覆岩石圈的去根（对流减薄、拆沉等）。这些过程常常引发地幔的大规模垂直上涌，或者小规模对流循环并导致壳/幔发生强烈的物质-能量交换。热扰动还会触发软流圈、岩石圈地幔、下地壳和上地壳的部分熔融，分别形成OIB型玄武岩、超钾质岩、埃达克岩和S型花岗岩。这种不同层次的部分熔融和大量岩浆熔体的喷发侵位，可以使碰撞带岩石圈处于高热状态。如果部分熔融的层位富含金属元素，由此产生的岩浆系统及岩浆-热液演化过程会形成金属元素的进一步富集而成矿。
3.2 碰撞带圈层相互作用、岩石圈三维架构与成矿控制
大量研究表明：大陆碰撞带圈层物质-能量交换和岩石圈三维物质架构对大型成矿系统的形成、演化及其空间分布起着决定性作用［39，41，62-64］。如何更深入地揭示碰撞造山带圈层相互作用和岩石圈三维物质架构，仍是一个需要探索的问题。我们通过多学科交叉研究，探索了青藏高原岩石圈结构和软流圈/岩石圈相互作用［34，63，65］;利用岩石学探针和区域同位素（如Sr、Nd、Hf）填图，结合深部地球物理资料，探索了大陆碰撞带岩石圈深部物质组成与演化过程，揭示了岩石圈深部物质组成的三维架构，为深入研究深部过程与区域成矿作用提供了一条新途径［66-68］。
3.2.1 软流圈/岩石圈相互作用与成矿控制
研究表明：交代富集的陆下岩石圈地幔(SCLM)的熔融作用易产生基性、富水超钾质岩浆，如煌斑岩岩浆，并释放出Cl、S、H2O等挥发分，引发下地壳部分熔融，促进成矿体系的形成。地幔交代组分，特别是挥发分，有助于金属从地幔源区中有效释放、并通过跨岩石圈尺度的深大断裂迁移富集。
在青藏高原东南部，我们采用横波地震层析成像和地幔Mg值填图揭示了西藏冈底斯及三江地区斑岩型Cu-Au矿床、造山型Au矿床以及碳酸岩型稀土矿床的分布与软流圈上涌改造的饱满岩石圈地幔区域的直接关联。图4显示，印度大陆俯冲诱发的软流圈上涌对亚洲岩石圈地幔进行了显著的热侵蚀和改造，导致上地幔Mg#值减低。沿红河断裂带及其邻近地区，P波层析成像揭示了一个显著的蘑菇状低速体，可能代表了大规模软流圈的上涌。这种上涌交代改造上覆岩石圈地幔，触发富金属的新生下地壳熔融，控制着斑岩型Cu-Au矿床成矿作用。哀牢山造山型金成矿带的形成也主要受控于富金属的交代岩石圈地幔。此外，位于扬子地块西缘的冕宁-德昌碳酸岩型稀土成矿带的形成也与软流圈上涌和岩石圈根熔融密切相关。再循环海洋沉积物中的富含REE和CO2的流体交代改造扬子岩石圈地幔根，形成了富REE的碳酸岩化地幔源区，大陆碰撞和软流圈上涌导致岩石圈地幔根失稳和熔融，产生富REE的岩浆碳酸岩。这些资料表明，软流圈/岩石圈地幔的物质-能量交换对成矿过程具有重要控制作用，软流圈上涌引起的岩石圈地幔交代和部分熔融为成矿提供了必要的条件，进而控制了矿床的空间分布和类型。软流圈上涌不仅提供了热能，还可能引入富含挥发分和金属的流体，这些流体在岩石圈地幔中发生交代作用，形成了富金属的岩石圈地幔，为成矿提供了物质基础。
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图4 青藏高原东南缘岩石圈地震速度结果(a)与岩石圈地幔的Mg#变化(b)
a-显示120km深度VP结构、印度大陆岩石圈俯冲前缘位置(ICS-F，灰线)、地震各相异性(SKS)反映的上地幔物质运动方向(黑线)、岩石圈/软流圈界面(LAB)等值线(白线)。红色的粗虚线反映了俯冲的印度板片撕裂带位置；b-显示根据地震速度、大地热流值和地幔岩(包体)橄榄石成分反演的现今岩石圈地幔的Mg#值变化。
3.2.2 新生岩石圈（下地壳）与成矿控制
Hf同位素填图和综合研究表明，大陆碰撞带岩石圈新生地壳通常与铜金矿床的形成和分布有关，而古老地壳区域的金属再活化过程对大型钼矿、铅锌矿以及稀有金属矿床的形成起到控制作用。以青藏高原拉萨地体为例，深反射地震探测和岩浆岩锆石Hf同位素填图研究表明，南拉萨地体和北拉萨地体主要由年轻地壳物质构成。中新世斑岩型Cu-Mo矿床（驱龙、甲玛、厅宫等矿床）和侏罗纪斑岩型Cu-Au矿床（雄村矿床）均位于南拉萨地体高εHf(t)值和低TDMC值的区域。早白垩世斑岩型Cu矿床（如多龙矿床）位于北拉萨地体内高εHf(t)值的新生地壳区域，表明年轻的新生地壳与斑岩铜矿形成存在密切的成因关联。
最近对特提斯域3个不同成熟度的碰撞造山带（伊朗扎格罗斯、喜马拉雅和秦岭造山带）进行的大尺度Hf同位素填图，进一步验证了深部岩石圈属性与金属成矿的内在联系（图5）。填图结果表明，在大陆碰撞造山带，产生和保存的新生地壳数量远远超过以往的估计。碰撞前的弧岩浆作用形成的新生地壳，在扎格罗斯造山带得以大部分保存，在喜马拉雅地区略被改造，在秦岭造山带部分丢失。在扎格罗斯和喜马拉雅，俯冲改造岩石圈地幔，碰撞产生的新生基性岩浆输入，联合导致了地壳的净生长。在秦岭造山带，由于地幔熔融有限，碰撞过程中产生的新生地壳很少。
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图5 不同碰撞造山带Hf同位素填图结果及其所反映的岩石圈物质架构
A-伊朗高原；B-青藏高原；C-秦岭造山带。
新生下地壳的形成主要与碰撞前的大洋俯冲改造和幔源弧岩浆大规模底侵有关。这些弧岩浆源自受板片流体交代的富集地幔的部分熔融，在下地壳以弧根形式产出。尽管原生弧岩浆与洋中脊玄武岩的铜含量大体相当（60X10-6Cu），但显著高于大陆地壳（30X10-6Cu）。它们在地壳底部的大规模底侵无疑会导致新生下地壳发生铜富集。然而，新生下地壳中铜富集的程度取决于底侵弧岩浆的氧化状态。高氧化状态会抑制岩浆硫化物的形成，从而使金属铜大量集聚于进化岩浆中，或随岩浆喷发而散失，抑或随岩浆浅成侵位而富集成矿（如雄村铜矿）。相反，低氧逸度将会诱发岩浆硫化物饱和及硫化物沉淀，导致金属铜在新生下地壳（弧岩浆堆晶体）中富集。
Hf同位素填图清晰地显示了岩石圈物质架构和特定类型地壳与超大型矿床的空间关系，反映了岩石圈尺度的源控制作用（图5）。例如，在扎格罗斯和喜马拉雅，几乎所有的后碰撞斑岩铜矿床在空间上均集中于新生地壳块体内部（图5）。成矿岩浆呈高钾钙碱性，极度富水（H2O的质量分数＞10%），显示埃达克质特征，来自于新生的镁铁质下地壳在碰撞期的部分熔融。此外，这些斑岩型铜矿床与新生下地壳块（图5）及俯冲改造的新生岩石圈地幔域之间存在密切的时空关系，指示富水的幔源岩浆（如煌斑岩等）为新生地壳的熔融和斑岩铜矿的形成提供了H2O，并且提供可以与金属形成络合物阴离子的S与Cl。由不同碰撞造山带新生地壳规模与斑岩铜矿发育特征预测，伊朗扎格罗斯造山带应具有更大的成矿潜力。
3.2.3 古老/改造的岩石圈与成矿控制
Hf同位素填图显示：大多数超大型密西西比河谷型（MVT）铅锌矿床位于扎格罗斯和喜马拉雅古地壳块体与新生地壳块体之间的同位素边界上（图5）。Hoggard等也强调加厚地壳与薄地壳之间的转换位置控制了全球沉积型金属矿床的分布，与我们的Hf同位素填图结果一致。一个可能的解释是，古地壳块体被新生地壳形成过程所改造，导致其中的金属（Pb、Zn、Ag）被活化释放，随后被地壳流体迁移至推覆-褶皱系统或前陆带。
许多研究证实，弱变质的古地壳块体富含Au，被绿岩基底（例如，秦岭）或蛇绿岩杂岩（例如，喜马拉雅）所携带。Au很容易被碰撞事件活化，然后被流体淋滤后通过深切岩石圈的断裂带到地壳浅部，在古地壳块体的内部或边缘形成金矿床，秦岭金矿省就是典型实例（图5）。
东秦岭的地壳结构和成矿特征显示，由克拉通边缘向造山带内部，基底由古老地壳渐变为再造地壳，成矿作用也相应由钼矿化渐变为铁铜和多金属矿化。秦岭造山带6个世界级的早白垩世斑岩钼矿床都聚集在秦岭最古老的地壳块体内部（图5）。这种空间对应关系表明，古老地壳物质为成矿提供了Mo源，再造地壳为成矿提供了Cu、Fe等源。结合全岩Sr-Nd与锆石Lu-Hf同位素特征，含钼侵入体可能源于加厚的下地壳部分熔融，伴有少许地幔物质贡献。类似，在西藏冈底斯，与花岗岩有关的新生代铅锌矿和斑岩型钼矿的空间分布严格限定在古老的中拉萨地体范围内，而大多数铁矿床则沿中拉萨地体的Hf同位素填图边界或南/中拉萨地体的边界断裂带分布。
3.3 大陆中缓角度俯冲、新生下地壳熔融与斑岩铜矿形成
西藏冈底斯和玉龙斑岩铜矿带是形成于大陆碰撞过程的典型斑岩铜矿带。由于其形成时代明显晚于印-亚初始碰撞（65〜55Ma），加之缺乏大洋板片俯冲和板片脱水交代地幔楔等过程，其岩浆和矿床成因难以被经典的斑岩成矿理论所解释。这些碰撞环境含矿斑岩以相对高钾、富水和高氧逸度为特征，显示埃达克岩亲和性，高Sr/Y和La/Yb比值和较为亏损的Nd-Hf同位素组成反映其母岩浆来自加厚的镁铁质新生下地壳。这些岩浆上侵至上地壳形成浅位岩浆房，经历继续分异演化和流体出溶，最终形成斑岩铜矿。以此为基础，我们研究建立了碰撞型斑岩成矿新模型，但仍有一些问题有待于深入研究。这些问题包括：（1）大陆碰撞如何诱发下地壳熔融？（2）加厚地壳的熔融触发机制是什么？（3）成矿金属和挥发分来自哪里？最新研究表明，碰撞带深部过程和物质架构对成矿具有关键控制作用，而大陆板片中缓角度俯冲、板片垂向撕裂和富硫化物新生下地壳的熔融是形成超大型碰撞型斑岩矿床的3个关键要素。
3.3.1 大陆板片中缓角度俯冲与下地壳部分熔融
受控于板片物理性质等因素，板片可以差异角度进行俯冲，进而产生不同的岩浆与成矿效应。大洋俯冲形成斑岩铜矿，要求大洋板片以中等角度俯冲，板片自身释放含水熔/流体并交代地幔楔，熔融产生的岩浆在高应力的地壳深部不断积累形成大型岩浆房，向上演化最终形成斑岩矿床。大洋板片平缓俯冲也可能有利于成矿。例如，在安第斯铜矿带，缓角度俯冲不仅有利于致矿流体直接与下地壳接触，持续的垂向挤压形成的高应力环境也有利于大型岩浆房形成，并导致成矿物质的富集。
有别于洋陆俯冲，印度大陆板片以不同的角度俯冲于青藏高原之下，形成东西向延伸超过1500km的冈底斯碰撞岩浆带。由驱龙、甲玛、厅宫、冲江等大型斑岩铜矿构成的冈底斯斑岩铜矿带，集中分布于冈底斯东段，这里的印度大陆板片发生中等角度俯冲。
印度板片俯冲角度差异带来的成矿效应，不局限于冈底斯带。最新地球物理资料显示，玉龙斑岩成矿带下方的印度板片曾发生中缓角度俯冲。图6展示了穿越西藏东部岩石圈的两条P波层析成像剖面。VP成像显示，印度大陆板片在高原东北部以中缓角度俯冲，向北东方向前进了更远的距离。相比之下，印度板块在高原东南部呈陡深俯冲，甚至发生回卷（图6）。利用地震速度数据和大地热流观测数据，重建了两条剖面的岩石圈热状态（图6）。结果显示：北东部岩石圈为冷地幔热地壳，其上对应发育玉龙斑岩铜矿带；南东部岩石圈为热地幔冷地壳，其上对应发育哀牢山金矿带。
在高原北东部，下地壳温度高达800〜1000°C（图6），整体达到实验确定的干体系花岗质岩浆的熔融温度。已有的MT测量显示，这里的下地壳具低阻高导特征，高导带呈NNW延伸，空间上与玉龙含铜斑岩带大体一致，暗示被加热的加厚下地壳可能发生了部分熔融。这里的上地幔整体低温，缺乏高VP/VS异常，反映印度板片中缓角度俯冲产生的巨大摩擦热引起了下地壳的熔融。相反，在高原南东部，热的岩石圈地幔温度高达1000~1200°C，其发生部分熔融产生了大量富水煌斑岩群。冷的下地壳温度不超过750°C（图6），由于熔融规模有限，仅产出少量花岗质斑岩。这种热幔冷壳状态，尽管不利于大型斑岩铜矿的发育，但促进了哀牢山金矿带的形成（见3.6节）。
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图6 穿越西藏东部岩石圈的两条P波地震剖面成像与重建的岩石圈热结构
3.3.2 板片垂向撕裂与下地壳熔融机制
板片撕裂经常伴随着显著的地质特征，例如基性岩脉、链式的碱性火山杂岩、地震波速异常、热异常、线性分布的大型-超大型斑岩矿床。撕裂若发生在大洋俯冲板片，其引发的一系列构造-岩浆-成矿事件往往较为显著，容易鉴别。相比而言，大陆俯冲板片发生撕裂，尽管可以被上地幔速度结构成像所识别，但由于其上覆岩石圈较厚，且遭受较为复杂的构造演化叠加，其引发的地质特征往往被掩盖。
最近，Hou等利用面波和卫星重力联合反演速度模型、大地电磁三维反演电阻率模型和地球化学数据，在拉萨地体75km深度揭示出4个被南北向断裂分开的低速异常体，指示俯冲的印度板片己经发生了撕裂，印证了我们最早的推断和前人的探测结果。大地电磁测量及地震成像显示，大致沿南北向裂谷发育一系列低阻高导体，与Hf同位素填图揭示的深部地壳结构一致。地球动力学模拟显示，这些低阻高导体可能与俯冲的印度板片撕裂导致的地幔物质上涌有关，具体表现为沿撕裂带线性分布的钾质-超钾质岩和煌斑岩。此外，沿亚东-谷露裂谷和当惹雍错裂谷还发育一系列高压到高温的变质作用，榴辉岩相转变为麻粒岩相。在亚东-谷露裂谷周边的精细填图也发现，Nd同位素值以撕裂带为轴呈现出对称分布特征。这些观察表明，印度板片撕裂与南北向裂谷耦合发育，诱发了冈底斯巨厚地壳的大规模熔融，进而合理地解释了超大型斑岩铜矿床（如驱龙和甲玛）为何都位于撕裂的正上方。
3.3.3 新生下地壳初始富集与富Cu岩浆形成
元素地球化学和Sr-Nd-Hf-O同位素特征一致性表明，冈底斯带中新世含矿岩浆起源于加厚的新生下地壳，而非岩石圈地幔的部分熔融，而这些“新生”组分依赖于早期富金属弧岩浆的贡献。
在西藏冈底斯，几乎所有的中新世斑岩铜矿都集中产出在南拉萨地体东部的新生地壳域（图5）。这些新生下地壳岩石被构造剥露于东构造结附近，其原岩为侏罗-白垩纪幔源弧辉长岩，经历麻粒岩相变质。这些镁铁质弧岩浆在地壳底部或者大规模底侵、或者堆积结晶，或者经历MASH过程，构成了新生下地壳的主体。
在青藏高原东部，可以识别出3个大小不等的新生地壳域。空间上，北部新生地壳域与玉龙斑岩铜矿带相吻合，中部新生地壳域与大型北衙斑岩金铜矿相对应（图5）。碎屑锆石的年龄谱表明，北部新生地壳域的形成，可能与古特提斯大洋俯冲事件有关（230Ma），而中部新生地壳域的形成，可能与两次不同的大洋俯冲改造事件有关（800Ma；230Ma）。
如前所述，伴随着镁铁质弧岩浆在地壳底部的底侵和堆积，岩浆硫化物将达到饱和状态，或出溶硫化物熔体，或形成硫化物固溶体，使得新生下地壳得到Cu初始富集。在冈底斯，新生下地壳岩石含大量岩浆成因硫化物，全岩Cu含量为（100〜320xl0-6），远高于大陆地壳（30xl0-6Cu）和洋壳（60xl0-6Cu），证实Cu得到初始富集。在高原东部，被北衙矿区外围侵入岩携带上来的新元古代角闪石岩和石榴角闪岩包体，作为新生下地壳的直接样本，虽经历榴辉岩相变质，但在石榴子石中仍残留少量金属硫化物，Cu高达1000x10-6，Au高达16X10-9，也证明大洋俯冲改造导致了新生下地壳的初始铜富集。
然而，实验岩石学表明：单一的下地壳镁铁质堆晶岩部分熔融可能无法为岩浆提供足够的Cu。例如，在800~1150°C和1.5GPa条件下的脱水和加水部分熔融实验表明，产生的熔体具有高La/Yb和Sr/Y特征，水质量分数大于6%，满足成矿所需。但与典型的后碰撞成矿岩浆相比，K2O、MgO、Cl、S含量偏低。这意味着，岩浆中金属Cu很可能并非来自单一的下地壳堆晶。最近的Cu同位素研究发现，冈底斯带后碰撞高Sr/Y成矿花岗岩类具有65Cu富集特征反映Cu主要来源于下地壳内次生硫化物的再循环。我们最近发现，冈底斯下地壳麻粒岩具有富重Cu同位素的特征，可以与成矿斑岩相互匹配。
这表明，部分熔融是推动Cu从下地壳向浅部区域迁移的主要机制。值得注意的是，超钾质岩浆的注入同样对于成矿起着关键的控制作用。模拟计算显示，新生下地壳熔体与1%~7%的超钾质岩浆混合可以很好地还原出中新世成矿岩浆的Nd-Hf同位素组成。这暗示，幔源超钾质岩浆或许也为斑岩岩浆系统提供了少量Cu。
3.3.4 —个改进的斑岩铜矿成矿模型
西方学者针对岩浆弧环境的斑岩矿床建立了经典的成因模型。最新的研究成果也为我们初步构建的“碰撞型”斑岩铜矿成矿模型提供了新的约束（图7）。其要点如下：（1）成矿斑岩起源于加厚的富Cu镁铁质新生下地壳，而非地幔楔形区；（2）大陆俯冲板片垂向撕裂，提供了沟通深部热流的重要通道，为新生下地壳部分熔融提供了热动力机制；（3）大陆板片中缓角度俯冲更有利于斑岩成矿作用的发生。一方面，中缓角度俯冲提供了挤压的构造应力条件，利于成矿所需大型岩浆房的积聚与演化；另一方面，中缓角度俯冲利于“冷幔热壳”格局的形成，热量能够更高效地作用于富金属地壳，促使后者的部分熔融（图7）；（4）成矿金属Cu及S主要起源于碰撞前沉淀于新生下地壳中硫化物的熔融分解；（5）成矿所需的水来自幔源超钾质岩浆的混合注入及新生下地壳中的角闪石分解。这些超钾质岩浆可能起源于富水富碱金属的岩石圈地幔交代体，在同等温度下，它们比玄武质岩浆有更高的水溶解度，在压力减低时，快速达到水饱和，释放出含Cu水流体，进入斑岩岩浆系统。在新生下地壳部分熔融过程中，角闪石的分解可为成矿岩浆提供了可观的水；（6）碰撞型斑岩铜矿呈强叠加的蚀变矿化分带模式。有别于俯冲型斑岩矿床常见的同心环状蚀变分带，碰撞型斑岩矿床中绢英岩化强烈叠加在早期的钾硅酸盐化带内。
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图7 大陆板片中缓角度俯冲、新生下地壳熔融与斑岩铜矿形成
3.4 压/张构造转换、地壳流体汇聚/排泄与MVT铅锌矿形成
MVT铅锌矿床广泛发育于汇聚造山环境，包括北美和南美西部科迪勒拉洋-陆俯冲造山带、美国南部的沃希托和北美东部阿巴拉契亚弧-陆碰撞造山带。大陆碰撞造山带更加发育大型超大型MVT铅锌矿床（图1）。例如，在特提斯构造-成矿域，产出储量位居全球前三的Mehdiabad、火烧云（发生表生氧化的MVT矿床）、金顶矿床及全球最大MVT矿集区——波兰Upper Silesia矿集区。这些矿床出现在大陆碰撞造山带边缘的褶皱-逆冲系或外围的前陆带内。以往的研究主要集中在欧洲南部的比利牛斯、阿尔卑斯、巴尔喀仟造山带及非洲北部的阿特拉斯造山带。近年来，东特提斯域大陆碰撞造山带已成为研究热点地区。特别在青藏高原，历经十余年的深入研究，不仅深化了对MVT铅锌矿成矿背景、定位机制及成矿过程的认识和理解，同时也有力促进了区域找矿工作，一条呈弧形延伸3000多公里的世界级铅锌成矿带已在青藏高原基本成型。
3.4.1 压/张转换与成矿环境
长期以来，MVT铅锌矿床一直面临定年难题，使得大陆碰撞带MVT铅锌成矿与区域构造演化的耦合关系不清，成矿构造格架难以建立。近几年来，矿物元素扫描技术快速发展，可用于评估矿物放射性同位素定年体系的可靠性（如评估闪锌矿Rb-Sr、黄铁矿Re-Os定年体系等）；碳酸盐矿物原位U-Pb定年技术也日趋成熟，可直接用于MVT矿床定年。这些技术有力促进了MVT定年工作，为了解大陆碰撞过程与成矿响应奠定了重要基础。
针对金顶超大型铅锌矿床，在详细岩相学观察基础上，通过元素扫面筛选出无有机质混染的成矿期黄铁矿开展Re-Os定年，确定成矿年龄为（25.6±3.6）Ma，与之前古地磁定年获得的（23±3）Ma的成矿年龄基本一致，也验证了古地磁定年的可靠性；根据发生矿化的围岩年龄，确定青藏高原多才玛（也称茶曲帕查）超大型铅锌矿床形成约晚于〜23Ma、厂硐矿床形成晚于34Ma、伊朗Angouran超大型矿床形成晚于20Ma。在此基础上，依据可靠的矿床定年结果（方解石U-Pb，古地磁、地质条件），结合特提斯域MVT矿床与区域构造演化历史，发现成矿主要形成于大陆碰撞造山背景（图8）：在造山带外围的前陆区，成矿作用贯穿于整个碰撞过程，早期构造再活化形成的张性断层控制矿体产出；在造山带边缘的褶皱-逆冲系，成矿发生在区域挤压逆冲与晚期走滑转换阶段或挤压逆冲之后的伸展阶段，应力转换后产生张性断裂，成矿流体沿张性断裂向上运移进入储矿构造后成矿，由此确定了成矿与大陆碰撞构造演化的耦合关系，奠定了大陆碰撞MVT铅锌成矿构造格架。
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图8 特提斯构造-成矿域大陆碰撞造山带MVT铅锌矿区构造演化、铅锌成矿、油气成藏的时间关系
3.4.2 MVT铅锌成矿的驱动机制及源-运-储-淀系统
普遍认为，MVT铅锌成矿流体迁移受重力、构造挤压或超压作用驱动。最近，穿越三江带兰坪地区金顶矿床的深反射地震剖面和宽频大地电磁测量表明，金顶矿床位于一个上地壳尺度的、发育拆离带的褶皱-逆冲系统中，同时，该褶皱-逆冲系前锋带下部发育了一个深约20〜40km的热穹隆，这一热穹隆很可能由含水钾质岩浆的侵位和脱气引起（图9）。数值模拟表明，在挤压变形过程中，拆离带内岩石的膨胀变形驱动了区域成矿流体沿此带的横向迁移；下伏热穹隆提供的热量驱动了流体从拆离带向浅部地壳排泄，在此过程中，褶皱-逆冲作用后发育的伸展/走滑构造为流体排泄提供了通道。根据上述结果，我们认为，与前陆区MVT铅锌矿类似，褶皱-逆冲带中MVT成矿也需要流体迁移，但其迁移距离并不远，甚至在几十公里范围内即可完成（图9）。挤压变形和热能驱动导致的盆地卤水在强变形带中的有效迁移是褶皱-逆冲带可以形成大型MVT铅锌矿的重要理论基础。
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图9大陆碰撞带褶皱-逆冲带MVT成矿流体迁移机制
基于流体包裹体测温及卤族元素组成和惰性气体同位素示踪，识别出青藏高原大陆碰撞带MVT铅锌矿床的成矿流体含两个端员，其一具有低温度、高盐度特征，相对海水，具有低的84Kr和129Xe同位素，其二具有中高温度、中低盐度特征，相对海水，具有低的84Kr同位素。端员一流体来自地层中封存的蒸发浓缩海水，混合了大量有机烃类流体，在地球化学上表现出极低的碳同位素组成，是一套还原性质的原地流体；端员二流体也主要来自地层中封存的地层水，但流体在运移过程中发生了演化，部分卤素比值偏离了海水蒸发演化线，是一套氧化性质的流体，具有萃取和搬运金属的能力。通过对兰坪地区区域沉积岩的碳酸盐态、铁锰氧化物态、有机还原态、残渣态（硅酸盐态）的酸浸分级提取实验及Pb、Zn元素和Pb同位素分析，厘定基底岩浆岩和沉积岩（二叠系到中三叠统的火山-沉积岩系）为区内MVT铅锌矿床提供金属，这些火山-沉积岩源自古特提斯洋俯冲期陆缘弧及有关沉积，在碰撞造山过程中卷入褶皱-逆冲系统，成为后期大陆碰撞造山阶段MVT铅锌成矿的主要金属来源。
基于大比例尺填图和钻孔编录。在多才玛和厂硐矿床，识别赋矿灰岩内发育碳酸盐岩岩溶构造，形成溶蚀垮塌角砾岩并伴有内沉积，与区域逆冲导致深部碳酸盐岩抬升至浅表有关，表现为碳酸盐岩与上覆地层形成角度不整合，铅锌硫化物交代角砾岩或内沉积物，矿化受角度不整合有关岩溶构造控制；在西特提斯构造-成矿域的Recoin矿床和UpperSilesia矿集区，矿床赋存于平行不整合有关的碳酸盐岩岩溶构造内（图10）。在金顶矿床，识别出赋矿的灰岩角砾岩、含灰岩角砾砂岩、砂体-含石膏混杂体分别代表盐底辟相、盐底辟-沉积相、膏-砂底辟相岩石，系古新世云龙组沉积期、区域逆冲背景下，晚三叠世蒸发岩和灰岩角砾发生底辟并流入地表沉积系统所致，矿床受控于盐底辟穹隆构造；在伊朗Angouran矿床，直立的赋矿角砾岩筒中发现含有下部来源的岩石角砾，角砾杂基中见大量硬石膏假晶并见硬石膏残留，显示角砾岩筒为蒸发盐底辟成因；而北非突尼斯北部盐底辟有关MVT矿床矿体主要产出在盐底辟体邻近的围岩内（图10）。特提斯构造-成矿域大陆碰撞造山带边缘或外围前陆区内的一些MVT矿床，尽管尚不明确其是否形成在碰撞环境，它们储集在富重晶石碳酸盐岩层、高孔隙白云岩和蒸发岩岩溶构造中（图10），也可能是大陆碰撞造山带MVT铅锌矿床重要储矿样式。
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图10 特提斯大陆碰撞造山带MVT铅锌矿床储矿样式及代表性矿床
3.4.3 油气流体与铅锌成矿关联
长期研究认识到油气流体在MVT铅锌成矿过程中扮有重要角色，通过硫化物硫同位素分析，暗示油气流体作为还原剂还原硫酸盐为铅锌硫化物成矿提供还原硫。这一推论在金顶矿床被证实，研究发现了油气流体与围岩中硫酸盐相互作用的关键地质证据：方解石的石膏假晶及石膏（包括硬石膏）被方解石交代现象，方解石具有低至-24‰的613°C值，表明油气流体还原了硫酸盐，同时形成HS，为铅锌成矿提供还原硫。区域对比研究发现，特提斯构造-成矿域主要MVT铅锌矿集区与含油气盆地空间上密切伴生，时间上，其所在盆地或邻近盆地的油气流体成藏普遍早于铅锌成矿，矿床尺度的油气流体活动记录也早于铅锌矿化，表明油气流体（包括其降解后的沥青等有机质）与硫酸盐相互作用，在成矿前或成矿期产生还原硫，导致铅锌硫化物沉淀成矿（图8）。
3.4.4 褶皱-逆冲系MVT铅锌成矿新模型
西方学者基于北美沃希托和阿巴拉契亚弧-陆碰撞造山带，建立了前陆带MVT铅锌构造演化成矿模型。我们通过对特提斯构造域褶皱-逆冲系内MVT矿床的长期研究，揭示了大陆碰撞环境下的构造演化成矿模型（图11）：阶段I，挤压成储，逆冲导致碳酸盐岩出露浅表形成角度不整合型有关岩溶储矿构造、地层中蒸发岩发生底辟形成盐底辟储矿构造，另外，区域也可能还出现平行不整合有关岩溶构造、蒸发岩岩溶构造、高孔隙度白云岩、富重晶石碳酸盐岩层等储矿构造，它们可能形成在这一阶段，或形成在挤压之前、后被卷入到褶皱-逆冲系内；阶段II，油气成藏，发生在储矿构造形成之后，油气流体发生运移汇聚，并可能储聚在以膏盐为主的圈闭中；阶段III，转换成矿，区域应力由挤压逆冲转换至挤压走滑或伸展（包括走滑伸展），诱发张性断裂产生，其疏导成矿流体垂向排泄进入储矿构造，与早期或同期有机质（包括油气流体）和硫酸盐相互作用形成的还原硫混合，导致铅锌硫化物沉淀成矿。
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图11 大陆碰撞褶皱-逆冲系MVT铅锌矿床3阶段演化成矿模型
对比褶皱-逆冲系与前陆带MVT成矿作用，两者差别主要在于流体迁移机制和矿床定位机制。在流体迁移上，在前陆带，盆地卤水受到重力驱动，可以在相对稳定的砂岩等透水层进行长距离迁移，而在褶皱-逆冲系，盆地流体则可能受到区域挤压-岩石膨胀变形驱动下沿着壳内拆离带侧向迁移，在某些地区，来自深部的热导致了成矿流体的快速向上排泄；在矿床定位机制上，在前陆带，MVT矿床定位受控于汇聚过程中前陆板片的挠曲作用：挠曲产生控矿的张性正断层，挠曲导致前陆隆起使深部碳酸盐岩抬升至浅表形成储矿的岩溶构造；在褶皱-逆冲系，MVT矿床定位受控于挤压抬升和应力转换：挤压和抬升导致盐底辟和岩溶等储矿构造形成，应力由挤压转换为走滑或伸展，导致控矿的张性断裂形成。
3.5 洋壳沉积物循环、岩石圈根交代熔融与REE矿床形成
全球碳酸岩虽然广泛分布于五大洲及各类环境（如造山带、裂谷和陆内等），但超大型REE矿床主要分布于克拉通边缘，处于岩石圈/软流圈边界（LAB）急变带部位。由于大陆裂谷发育或大陆碰撞改造，岩石圈厚度急剧减薄，大陆岩石圈根拆沉。碳酸岩岩浆源区受到软流圈的扰动发生熔融，促使了碳酸岩的产生。我国川西冕宁-德昌新生代REE矿带产处于新生代碰撞造山带的扬子克拉通西缘，岩浆产生于受交代富集的大陆岩石圈地幔，矿床受碰撞诱发的大规模走滑断裂系统控制。我们和前人对其进行了大量研究，深化了对其深部过程和成矿机制的认识和理解。
3.5.1 岩石圈根的REE富集与部分熔融
大陆岩石圈根是一个巨大的物质储库，岩石圈分异过程中的重物质以及板片运动过程中的轻物质都会在此大量囤积，从而成为富矿碱性岩和碳酸岩的源区。原始的岩石圈底部稀土元素（REE）含量很低，难以直接提供成矿所需的大量REE元素。与REE矿伴生的碳酸岩和碱性岩大多分布于大陆克拉通边缘，后者在地质历史时期都曾遭受过俯冲作用的影响。这一推论得到碳酸岩及REE矿床的Li-B-Sr-Nd-Pb-C-O同位素组成所证实。例如，从扬子克拉通边缘到内部，与岩浆碳酸岩时空共生的超钾质岩等岩浆岩的微量元素和比值显示出系统性变化，证实其岩浆源区曾经历了俯冲交代作用。
研究表明，富REE沉积物通过大洋俯冲和深循环交代上覆岩石圈地幔，是导致岩石圈根富集REE的重要机制。深海沉积物REE含量（约300X10-6）远高于洋壳（80xl0-6）和原始地幔（约8xl0-6）。其中，REE>700X10-6的深海富REE沉积物，高度浓集REE，Sr、Ba等元素，其特征与全球俯冲沉积物以及含矿碳酸岩相似，是重要的海洋REE富集节点。深海富REE沉积物分布广泛，主要由生物磷灰石、微结核和黏粒等矿物组成，REE大多赋存于生物磷灰石中（约30000X10-6），以及，黏粒级铁锰氧化物/氢氧化物之中。这些资料表明，深海富REE沉积物是含矿碳酸岩乃至整个REE壳幔循环的关键物质来源。
最近Hou等通过对川西冕宁-德昌REE矿带地震层析成像，结合碳酸岩地球化学资料，提出印度大陆的俯冲引起了软流圈上涌和横向流动，触发富REE的上覆岩石圈地幔根拆沉和部分熔融，并产生碳酸岩或碳酸岩-碱性岩岩浆（图12a）。实验岩石学结果表明，碳酸岩岩浆源区部分熔融需要较高的温度压力条件（>2.5GPa，1100℃），而俯冲带的温压条件难以使其熔融。因此，俯冲带中难以形成碳酸岩及其伴生的REE矿床。
3.5.2 沉积物深循环与地幔岩石圈REE富集机制
沉积物深循环是以什么方式将REE输送到岩石圈地幔中，尚有两种不同观点。Hou等认为富REE碳酸岩的岩浆源区是一种受俯冲过程中深海富REE沉积物脱出的REE-CO2流体交代形成的碳酸盐化岩石圈地幔（图12a）。Zhu等通过天然深海富REE沉积物的高温高压模拟实验，发现深海富REE沉积物，乃至大部分洋壳物质在俯冲带条件下都是是难熔的（固相线为3~4GPa，950°C），REE主要赋存于固态混杂岩体内的磷灰石和石榴石等难熔的矿物相中。由于这些难熔矿物相的密度远小于上覆岩石圈地幔，因而能够以固态底辟形式向岩石圈地幔输送大量REE（图12b）。
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图12 俯冲带REE迁移方式与大陆岩石圈地幔交代富集机制。显示出来自俯冲带的富REE熔/流体（a）和富REE底辟体（b）对成矿物质的输运方式。
3.5.3 壳内岩浆过程与REE再富集
地幔源区的REE初始富集是形成碳酸岩浆富REE的重要前提，而碳酸岩岩浆的壳内过程可能对REE富集成矿则起到了关键作用。例如，在冕宁-德昌稀土成矿带，由不混溶作用形成的初始碳酸岩通常具有较低的REE含量（约800X10-6)，难以直接形成具有经济规模的REE矿化。相比之下，REE矿化往往发生在高分异的碳酸岩岩体或岩脉中。这表明，碳酸岩岩浆结晶分异作用是控制REE富集的重要因素。通过对冕宁-德昌REE矿带牦牛坪矿床详细研究，我们发现该矿床深部发育早期岩浆分异形成的细粒或等粒状黑云母碳酸岩，向浅部逐渐过渡为晚期岩浆结晶分异形成的粗粒或不等粒碳酸岩。后者的REE含量(3000〜120000xlO-6)及轻重REE分异比值((La/Yb)N=240〜2200)显著高于前者，这表明碳酸岩岩浆结晶分异作用不仅是造成REE富集的关键，还是控制LREE/HREE分异的主导因素。进而，我们通过结晶分异模拟计算，揭示了牦牛坪矿床碳酸岩岩浆经历了分异结晶而非平衡结晶。同时，模拟结果表明从较高分异程度(F=0.5〜0.7)的岩浆中结晶形成的碳酸岩，其REE含量和LREE/HREE比值与牦牛坪矿床含矿碳酸岩高度吻合。与牦牛坪矿床相比，同矿带的木落寨REE矿床的矿石组构中没有明显的霓长岩化等围岩蚀变，矿物共生组合主要是伟晶状的重晶石、萤石、方解石、氟碳铈矿，显示典型的晚期岩浆特征，表明高度分异对REE富集十分关键。
从岩浆到热液的演化路径与Na2CO3-H2O体系的热力学行为密切相关。高温高压实验表明，不同压力条件下，碳酸岩熔体演化至流体的过程截然不同，具体表现为：低压下，碳酸岩熔体发生熔体与流体不混溶，形成低密度流体。由于低压条件下，REE在流体和碳酸岩熔体间的分配系数很低 (DREE=0.02〜0.15)，因此不混溶形成的低密度流体携带REE的能力较弱，往往不具有形成REE矿床的潜力；在高压下，碳酸岩熔体连续演化形成含水的高密度的富含碱金属、SO42-、CO32-和REE的盐熔体(Brine-melt)，该碳酸岩盐熔体具备异常高地容纳REE的能力 (质量分数高达8%)。因此，与REE矿化有关的碳酸岩多以深成(>600°C，3kbar)侵入体产出。
3.5.4 反夕卡岩化与REE沉淀
碳酸岩岩浆上升过程中将与围岩发生一系列岩浆交代过程，即反夕卡岩化。由于反夕卡岩化过程形成的矿物组合极易被后期流体叠加改造导致岩浆交代痕迹常被掩盖，因此，反夕卡岩化与REE矿化的成因联系在REE矿床成因研究过程中常被忽视。近年来，反夕卡岩化对REE富集矿化的影响被逐渐关注，但对其相关过程的理解仍以实验岩石学为主。我们通过对特提斯构造域东部冕宁—德昌稀土成矿带牦牛坪矿床的长期研究，揭示了碳酸岩岩浆演化过程与三阶段REE成矿模型：
第一阶段：来自于俯冲交代REE富集的岩石圈地幔的硅酸盐岩浆，沿深大断裂上升至地壳发生不混溶作用形成初始碳酸岩岩浆。由于碳酸岩岩浆具有极低的密度，促使其在地壳中迅速上升（图13a）。当岩浆温度降低并达到方解石固相线温度时（＞900°C），第一世代方解石（Cal-I）开始结晶，并伴随少量的金云母（Phl-I）和钠闪石分离结晶，此时碳酸岩岩浆具有最低的分异结晶程度（约为5%~10%），较低的REE含量（约800X10-6）和最低的轻重稀土比值（（La/Yb）N=〜3.1）（图13bl）。由于碱、挥发分和REE在熔体里属于相容元素，这些元素富集在残余熔体里，驱动碳酸岩岩浆继续分异，并形成第二世代方解石（Cal-II，图13b2）。第二阶段：不断分异的岩浆侵入伴生的英碱正长岩（＞600°C），发生反夕卡岩化，熔体中Na2CO3、K2CO3和Ca（Mg，Fe）（CO3）2与围岩中的SO2和AI2O3反应形成霓辉石、钠铁闪石、金云母和方解石组合（图13b3）。由于反夕卡岩化消耗大量Na2CO3，导致其在熔体中活度降低，从而造成Na2CO3-REE络合物分解，诱发REE在碳酸岩岩浆中沉淀（图13b3）；第三阶段：随碳酸岩岩浆继续上升，熔体持续分异结晶，同时伴随与围岩不断交代，促进REE、碱和挥发分源源不断地在残余熔体中富集，最终导致REE大规模矿化（图13b4）。值得注意的是，碳酸岩熔体与围岩交代过程导致熔体发生强烈的脱气（CO2）作用。当熔体脱气产生的CO2压力大于围岩的静岩压力时，发生爆破形成角砾岩（图13b4）。
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图13 碰撞带碳酸岩型REE矿床成矿过程
上述模型不仅很好的反演了牦牛坪碳酸岩岩浆演化过程发生的分异结晶和围岩混染作用，还揭示了REE不断富集和矿化的控制因素。更为重要的是，该模型不仅能够应用于牦牛坪矿床，还能应用于全球范围内与牦牛坪矿床具有相似地质特征和矿化组合的其他矿床（如山东微山和美国芒廷帕斯等）。
3.6 岩石圈立交桥结构、岩浆去气、流体交代与造山型金矿形成
造山型金矿床提供了全球约30%的金资源。这类矿床是由造山运动期间富集H2O-CO2-HS-的流体沿主要断裂带活动所形成。传统观点认为，这些含金流体是由进变质过程中地壳岩石脱水产生。然而，大量显生宙造山型金矿发育在太古代克拉通边缘，成矿通常晚于区域进变质作用时期；矿区伴有大量基性岩墙群侵入，成矿流体显示大量地幔来源的特征，因此对传统认为的造山型金矿成因产生挑战。
哀牢山金成矿带是一条形成于碰撞造山环境的显生宙造山型金矿带，在哀牢山构造带西部的低级变质带中发育大坪、长安、金厂与老王寨等典型造山型金矿。前人对其成矿时代、地质特征、矿田构造和地球化学等做了系统研究，依据成矿处于退变质时期、成矿流体具有幔源特征、矿体与基性岩时空紧密伴生等系列证据，提出了地幔流体成因观点。然而，基性岩浆与幔源成矿流体是如何产生与迁移的仍不清楚，最近的多学科交叉研究对此提供了一定的约束。
3.6.1 岩石圈立交桥式结构及其成矿控制
GPS测量揭示，高原东部地壳围绕喜马拉雅东构造结发生顺时针旋转。在约26°N以北，地幔SKS极化方向（代表地幔流动方向）和地壳变形具有一致性。然而，在约26°N以南，SKS极化方向与地表变形方向大角度相交（图4），这表明，哀牢山金矿带的岩石圈产生了壳-幔变形解耦，显示典型的立交桥式结构。
多尺度地幔成像显示，青藏高原东南部岩石圈具有明显的速度不均一性［76］。印度大陆岩石圈（高VP）以高角度俯冲并到达地幔过渡带（图6）。在其东侧，发育一个大型蘑菇状低速体（低VP），其根植于地幔深部，在扬子刚性地幔岩石圈下方侧向延伸，反映了软流圈向东侧向流动（图6）。此外，地震成像显示，该软流圈的上界面深度约为80km，与接收函数确定的岩石圈/软流圈界面（LAB）深度一致（80~100km），表明印度大陆东向陡深俯冲驱动了软流圈上涌，并引发了壳幔解耦变形。高分辨率岩石圈地震联合成像发现，在哀牢山金矿带下方存在两个高vP/vS异常，分别位于60〜80km和30〜40km深处。前者可能反映了软流圈上涌诱发上覆的岩石圈地幔部分熔融，后者可能反映了含水基性岩浆在地壳底部的大规模底侵。
根据地震速度-温度理论模型，我们估算了80km深处的地幔温度，最高可达1000°C图6），与马关地幔捕虏体在50〜80km处记录的温度（928〜1110°C）以及腾冲第四纪玄武岩（1007~1130°C）和哀牢山始新世煌斑岩（1000~1150°C）的岩浆温度基本一致。该地幔温度也与同等压力下含H2O地幔橄榄岩的固相线温度相一致。这些结果证实，软流圈上涌可以为哀牢山岩石圈地幔的部分熔融提供足够的热量。
我们据此认为，印度大陆陡深俯冲导致的岩石圈立交桥结构和壳/幔解耦变形，将在壳/幔界面处产生应力薄弱面，促进上侵的幔源岩浆在此聚集成池，并大量去气（见下）。哀牢山断裂带作为块体边界，为深部热流和幔源岩浆提供了重要通道，进而控制了哀牢山金矿带的形成与分布（图14）。
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图14 哀牢山金矿带岩石圈立交桥结构与造山型金成矿作用
(a)-地表GPS和岩石圈地幔的SKS探测表明北西向地壳运动(地表白色箭头丿与东西向地幔运动〔地幔黑色线段)形成立交桥结构，板片回撤引发软流圈上涌并诱发富集地幔熔融，富水基性岩浆在壳幔解耦界面处停留-聚聚-成池-去气；(b)-底侵的基性岩浆发生脱气与硫化物熔离，形成含金流体沿区域剪切带向上输运并沉淀成矿。
3.6.2 基性岩浆脱气和流体交代
在哀牢山金矿带，金矿与煌斑岩具有紧密时空联系。新鲜的煌斑岩常出现大量气孔和杏仁构造，暗示这些岩浆曾达到水饱和并大量去气。煌斑岩中金云母的Cl/F比值随着压力和温度变化而逐渐变化，大约在1050°C和1.5GPa下，Cl/F急速下降，表明富水基性岩浆在壳幔界面处停留-集聚-成池，并发生强烈的脱气行为，大量Cl可能进入脱气流体中。
惰性气体同位素和卤素组成为基性岩浆去气提供了新证据。哀牢山金矿石样品具有相对较高的3He/4He比率（1.0至1.3R/Ra）和3He/36Ar比率（（2〜8）x10-3），反映基性岩浆去气对成矿流体形成做出了重要贡献。石英脉型金矿石中矿物流体包裹体的Br/Cl摩尔比为（0.7〜1.2）x10-3，I/C1摩尔比为（12~34）x10-6，与地幔值接近或相同，证明成矿流体可能由基性岩浆脱气形成。熔融包裹体研究证实，煌斑岩的原生岩浆含有约3.6%的H2O、高达约4700x10-6的Cl和高达约3100x10-6的S，暗示幔源岩浆的去气过程可产生富Cl和富S的成矿流体。
大地电磁成像显示：在哀牢山金矿带下方存在多个垂向延伸的低阻高导体，其向上直抵金矿矿区，向下穿过莫霍面进入上地幔，代表了深部热流和去气流体向上输运的通道痕迹。这些富含CO2、Cl和S的流体沿哀牢山剪切带通道向上进入低级变质岩区，并与多种类型岩石发生强烈的水/岩反应，导致了金沉淀成矿。
3.6.3 碰撞带造山型金矿成矿新模型
基于以上研究，我们提出了哀牢山造山型金矿成矿模型。模型强调：大陆深俯冲诱发软流圈上涌、触发地幔岩石圈熔融，并导致壳/幔解耦变形（图14）。来自交代富集的岩石圈地幔的富水基性岩浆沿热流通道上升，在壳幔解耦处汇聚与去气，产生富CO2和富Cl的流体，后者沿超壳断裂向上迁移至上地壳，与围岩反生强烈的水/岩反应，并从围岩萃取Au，最终随温度减低金沉淀成矿（图14）。在岩石圈立交桥式结构框架下，壳/幔变形解耦面为深部热流上升和幔源岩浆储存提供了有利空间，跨越莫霍面的垂直通道为流体聚集与向上排泄提供了通道条件（图14）。类似的岩石圈立交桥结构，也见于其它金成矿省。例如，在胶东地区，白垩纪时期的地幔北西向运动与地壳北东向运动构成的岩石圈立交桥结构，可能控制了胶东金矿省的形成。
3.7 拆离构造、活化地壳熔融与关键金属成矿
近年来，与后碰撞淡色花岗岩有关的稀有金属Li-Be-Rb-Nb-Ta-W-Sn等矿床，在藏南地区相继取得突破，预示着该区有望成为我国重要的关键金属战略性储备基地。随着研究的不断深入，在稀有金属矿床的成矿背景、构造环境、关键金属超常富集过程与成矿驱动机制诸方面都取得了重要进展。
3.7.1 拆离构造与成矿驱动机制
喜马拉雅淡色花岗岩在全球花岗岩研究中占据重要地位，长久以来被视为碰撞造山带花岗岩的典型代表。其中，高喜马拉雅单元内广泛发育的淡色花岗岩大多沿南北向伸展所形成的藏南拆离系展布，普遍具有典型的富Li特征，且由低至高层位淡色花岗岩/花岗伟晶岩的Li含量显著升高（图15），显示出拆离构造与Li超常富集成矿存在密切联系。一方面，东西延伸超过2000km的藏南拆离系为巨量花岗质岩浆的长距离运移提供了通道；另一方面，作为隔绝特提斯喜马拉雅和高喜马拉雅的冷热屏障，藏南拆离系还主导了岩浆的强烈结晶分异和富矿熔体的有效抽离赋存。富Li淡色花岗岩与藏南拆离系的空间位置关系也为高喜马拉雅地区的未来锂矿勘查指明了方向，即“向更高处找锂”。
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图15 藏南拆离系韧性剪切带顶部富Li伟晶岩形成过程示意图
明显区别于高喜马拉雅，特提斯喜马拉雅淡色花岗岩大多呈不同规模的侵入体形式侵位于变质片麻岩穹窿的核部或滑脱剪切带内，且围岩多发育同心环状的热接触变质带。与高喜马拉雅构造驱动岩浆分异形成稀有金属矿床不同，热驱动分异很可能是特提斯喜马拉雅淡色花岗岩稀有金属成矿的重要驱动机制。
黏稠的淡色花岗岩发生高度分异，要求有来自深部的热源长期稳定供应。浪卡子二云母花岗岩中富镁闪长质包体（约12Ma）和然巴变质穹窿内超钾质煌斑岩脉（约13Ma）等地质证据表明，特提斯喜马拉雅在中新世中期的东西向伸展伴随着强烈的壳幔相互作用。幔源物质的上侵可提供足够的热能，诱发中上地壳发生部分熔融，同时，深源热的稳定补给维系了岩浆房的长期发育和酸性岩浆的高度演化。这一过程无疑有利于稀有金属在残余熔体中逐步富集，最终导致Be-Rb-Nb-Ta-W-Sn等成矿作用的发生。
简言之，拆离构造活动和岩浆底劈作用共同控制了片麻岩穹窿的形成，并为淡色花岗岩所携带的成矿物质提供了有利的矿化空间。变质核杂岩区内中新世岩体与围岩的接触变质带是稀有金属有利的成矿部位，值得在后续的找矿勘查工作中给予更多关注。
3.7.2 活化改造地壳及沉积物熔融与关键金属成矿
最近，Li等对滇东南腾冲-梁河锡矿带内具代表性的俯冲型与碰撞型含Sn花岗岩开展了岩石学对比研究，发现两者在岩浆源区物质组成上具有高度相似性（图16）。华南陆块Hf同位素填图表明，地壳物质架构对成矿系统的空间分布有重要控制作用，与花岗岩相关的W-Sn-Nb-Ta等关键金属矿床主要产于再造地壳区，多阶段地壳活化改造和部分熔融事件导致成矿元素释放，进入壳源岩浆系统并最终成矿。拉萨地体Hf同位素填图也表明，努日、甲岗、角西等碰撞型W(-Mo)矿床的形成同样受控于地壳的多期次活化改造。综合对比西昆仑、松潘甘孜和阿尔泰等地Li-Be-Nb-Ta花岗伟晶岩，Tang等发现其成矿母岩浆主要来源于早期造山作用形成的风化沉积物，且岩浆源区曾经历过稀有金属元素的预富集。
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图16 腾冲地块俯冲型与碰撞型锡矿床的成矿构造模型图
最近研究表明，部分熔融机制在源区金属转移方面发挥着关键作用，并在很大程度上决定了花岗岩的关键金属成矿专属性。在藏南，也已识别出两种不同的源区熔融机制，即注水熔融与脱水熔融，究竟哪一种机制更有利于成矿作用，仍不清楚。此外，这些淡色花岗岩究竟是起源于变质沉积岩低程度部分熔融，还是经历高度结晶分异，尚有争议。未来进一步查明淡色花岗岩的成因模式，对于强化关键金属元素分离机理相关认识，以及深入理解不同元素之间的耦合与解耦具有重要的理论和实践意义。
4 碰撞成矿动力学机制
大陆碰撞是两个板块汇聚的地质过程，这一过程造就了大规模金属聚集成矿。碰撞带早期大洋俯冲形成的弧岩浆大规模底侵和堆积为碰撞成矿提供了关键物源。例如，青藏高原冈底斯碰撞型斑岩铜矿带铜元素源于底垫在下地壳的侏罗纪-白垩纪冈底斯弧，玉龙铜矿带的物质来源是新元古代弧岩浆在扬子克拉通下地壳的堆积体。大洋俯冲和深循环交代岩石圈地幔也为碳酸岩型稀土矿床的形成提供REE物质来源，例如川西冕宁-德昌碳酸岩型稀土矿床。板片脱水-流体交代-岩石圈熔融-岩浆分异等过程为地球内部成矿金属物质循环提供了驱动力。
大陆碰撞初期俯冲洋壳发生板片断离或撕裂，导致板片窗的形成，其为软流圈上涌提供了通道。在减压升温的作用下，软流圈地幔、岩石圈地幔及陆壳发生一定程度的部分熔融，并在岩浆演化过程中与围岩/俯冲洋壳相互作用，形成成分复杂的岩浆。
大洋板片断离后，深部陆壳俯冲角度变陡，这种现象类似于板片弯曲回撤，俯冲大陆板片的上部俯冲角度减小，表现为俯冲陆壳向上弯曲、俯冲板片整体陡峭，但不同于大洋板片回撤，俯冲陆壳不向海沟方向回撤。俯冲角度变化对成矿作用的影响主要与成矿流体的运移及交代有关，俯冲角度变陡影响俯冲板片流体释放、促进了地幔楔交代，更有利于形成富金属的流体，例如西藏南部的冈底斯斑岩铜-钼矿带，哀牢山金矿的形成也可能与俯冲板片变陡有关。俯冲角度变化会造成陆壳撕裂，从而引发软流圈上涌，地幔部分熔融形成富水的基性岩浆，下地壳部分熔融形成埃达克类岩浆。玉龙斑岩铜矿带的形成与俯冲印度大陆板块撕裂有关。俯冲陆壳撕裂还会造就岩石圈地幔部分熔融生成碳酸岩岩浆，岩浆上升过程中发生分异，经历围岩混染或洋壳沉积物交代形成碳酸岩稀土元素矿床。
此外，碰撞过程中岩石圈内部因重力差异引起部分块体拆沉，导致软流圈上涌和部分熔融事件的发生。其中，下地壳部分熔融形成的埃达克岩浆赋存斑岩铜矿床，中上地壳部分熔融形成花岗质岩浆，后者经历了强烈的分异结晶，形成高度分异的淡色花岗岩浆，促使W-Sn-Nb-Ta-Li-Be等矿化。
5 展望
大陆碰撞是威尔逊旋回的重要演化阶段，研究大陆碰撞成矿作用是理解板块构造演化与资源效应的重要一环，是了解大陆地质演化与成矿元素循环的重要途径。半个世纪以来的研究、特别是近20年中国学者的大量深入研究，建立和完善了大陆碰撞成矿理论体系，改变了大陆碰撞成矿类型单一、矿床规模有限的传统认识，同时也促进学术界深入思考斑岩铜矿、MVT铅锌等成矿系统形成的本质。如今，大陆碰撞成矿作用已成为矿床学研究的重要前沿方向，吸引着越来越多的关注及参与。然而，与经典的俯冲环境成矿理论体系相比，大陆碰撞成矿理论的一些细节还不够完善，成矿过程依然存在诸多未知及挑战。
（1）碰撞造山带深部结构和碰撞过程对成矿控制的研究需要加强。深部是成矿的“根”和“源”，过去主要基于岩石“探针”探讨深部物质组成和过程，随着地球物理探测工作程度的提高，碰撞造山带深部地质结构有了更多成像，与岩石“探针”结合，产生了许多新的认识。尽管本文作者团队对此做了很多探索，然而，目前地球物理探测资料还比较有限，特别是对上地壳尺度高分辨率探测数据还比较缺乏，地质学和地球物理学的数据融合度不高，大陆碰撞带成矿的一系列深层次的重大科学问题尚未揭示，如大陆碰撞成矿的关键动力学机制、不同碰撞带软流圈上涌的时间与方式、不同碰撞带深部过程与圈层间大规模成矿物质循环的关系等，有待进一步了解。
（2）大陆碰撞成矿的过程和机理仍需要深入揭示。目前对碰撞造山带成矿作用的了解主要基于地质观察、地球化学分析和地球物理探测，从物理和化学原理上对成矿机制的了解仍然不足。未来，需要加强高温高压成岩-成矿实验、真实条件下岩石物性测定、热力学计算与数值模拟等工作，获取关键物理化学参数，量化元素分配行为，验证模型的合理性，正演岩浆-构造演化过程成矿介质和成矿金属萃取、输运、和富集过程，深入地揭示成矿的过程和内在机理。
（3）大陆碰撞成矿理论普适性需要进一步提升。目前对碰撞造山带成矿作用的认识主要来自我国的秦岭造山带和青藏高原，然而，世界范围，特别是特提斯成矿域，仍发育众多的碰撞造山带，不同造山带碰撞样式和过程有差异，发育矿床的类型、丰度、时空分布等也展现出不同的特点，例如，扎格罗斯大陆碰撞造山带与青藏高原和秦岭造山带有着不同成矿特征。因此，立足全球视野，加强国际合作，通过国、内不同碰撞造山带的对比，掌握不同碰撞带成矿作用规律和机制，准确回答在缺乏大洋俯冲的背景下大陆碰撞成矿流体及物质来源问题，才能更全面深入地理解碰撞造山带成矿作用的本质，形成更为普适性的成矿模型。
（4）大陆碰撞成矿勘查体系亟需构建和完善。尽管大陆碰撞造山带的找矿近年来取得了较多突破，发现了诸多大型、超大型矿床，但系统的大陆碰撞成矿勘查体系尚未建立，特别是与弧环境的同类矿床相比，大陆碰撞成矿系统勘查思路与勘查方法有何异同？有无独特之处？因此，未来需要把大陆碰撞成矿理论上的认知，转移到区域及矿区尺度的勘查模型和勘查方法中去，切实建立适合大陆碰撞环境的勘查方法体系。
（5）需要引入新的研究范式及前沿技术。大数据正引发科学研究范式的变革，基于大数据的统计分析，全球尺度和区带尺度成矿规律的研究成果不断涌现，为开展碰撞造山带成矿作用研究提供了新的途径。另一方面，束斑小至纳米级的微区原位分析技术的快速发展，使人们可以破除传统分析手段限制，从微观角度研究复杂的成矿作用过程，目前已成为推动成矿理论发展的“变革性”技术，将有力推动碰撞造山带成矿作用研究。
纪念邓晋福教授九十诞辰，仅以此文献给恩师，以感谢恩师的谆谆教导、悉心指导和言传身教。本文主要梳理和总结了本团队近些年来对大陆碰撞成矿作用的一些新认识和新进展。这些研究离不开同行专家们的精诚合作和大力支持，在此对大家表示衷心感谢。限于篇幅原因，没能充分反映同行专家们的新成果，在此表示歉意。
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