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古亚洲洋(Paleo-Asian Ocean)是位于西伯利亚克拉通和塔里木克拉通-华北克拉通之间的一个古大洋，其通过南北俯冲和多个子洋盆地的闭合主导了整个中亚造山带的构造演化，并导致了多个弧、洋岛和大洋高原、俯冲-增生杂岩和蛇绿岩的碰撞和就位，以及多个微陆块的聚合（包括额尔古纳地块、兴安地块、松辽地块和佳木斯-兴凯地块；Şengör et al., 1993; Jahn et al., 2000; Jahn, 2004; Li, 2006; Windley et al., 2007；Wilde et al., 2015）。这些地质单元构成了世界上最大的显生宙增生造山带——中亚造山带（Central Asian Orogenic Belt, CAOB；Jahn et al., 2000；秦克章，2000；Xiao et al., 2003；2004；Wu et al., 2011；Zhou et al., 2011），又称古亚洲构造域(Dobretsov et al., 1995)。古亚洲洋的长期俯冲使亚洲大陆的面积在古生代期间增加了约530万平方千米，其中约一半的大陆生长来自新生地壳的增生(Şengör et al., 1993)。多洋盆、多俯冲带、多向汇聚复式增生造山过程中山弯圈闭洋盆及洋中脊俯冲是中亚造山带大陆增生的重要机制(Windley et al., 2007；Xiao et al., 2015；2018；秦克章等，2017)。古亚洲洋自~1.35 Ga由于西伯利亚克拉通和华北克拉通的反方向旋转而打开，在~250 Ma时沿着索伦克缝合带自西向东最终以剪刀形式闭合（Xiao et al., 2003；2015；Li, 2006；Eizenhöfer et al., 2018；Li et al., 2022），代表了地球历史上有记录以来的持续时间最长的威尔逊旋回（1.1 Gyr，即从大洋打开到最终关闭持续的时间；Wan et al., 2018）。
古亚洲洋的演化不仅造就了显生宙以来规模最大的大陆地壳生长，还蕴藏着丰富的矿产资源和能源,被称为中亚成矿域（涂光炽, 1999），与环太平洋成矿域和特提斯成矿域并称全球3大成矿域，产出有世界级的金矿、铜矿等，成为资源勘查和成矿理论研究的重要基地。中亚成矿域与古亚洲洋有关的代表性矿床包括斑岩型Cu-Au矿（如蒙古的Oyu Tolgoi和乌兹别克斯坦的Almalyk）、浅成低温矿床热液型Au矿（如乌兹别克斯坦的Kochbulak，中国新疆的京希-伊尔曼德、黑龙江的争光等）、造山型金矿（如乌兹别克斯坦的Muruntau金矿）、岩浆Ni-Cu硫化物矿床（如喀拉通克、黄山、图拉尔根等）、豆荚状铬铁矿（如贺根山Cr矿）；小坝梁VHMS（火山岩含矿的块状硫化物矿床）Cu-Au矿（Qin et al., 2002；2003；Xiao et al., 2009；Seltmann et al., 2014；肖文交等, 2019；朱永峰等, 2022；Wang et al., 2023）。
古亚洲洋造就的中亚造山带是大陆动力学和成矿作用研究的天然实验室，长期受到各国地球科学家的重视，是地球科学研究的热点之一。近几年，国家自然科学基金委员会在中亚地区布局了重大项目和重点项目，科学技术部在中亚地区布局了深地资源勘查开采重点专项等重要基础研究项目，这些项目有力推动了增生型造山带演化、大陆增生机制及相关成矿过程等国际学科前沿，取得了一系列重要研究成果。为深入认识和理解增生造山过程中的复合造山成矿作用，本文在前人研究的基础上，梳理了古亚洲洋从新元古代到晚古生代演化过程中形成的31个岩浆弧，总结了主要成矿事件及其时空发育特征，汇编了37个代表性矿床，并解剖了个别世界级规模的典型矿床，分析其主要控矿要素，并对未来研究进行了展望。
1古亚洲洋的显生宙演化历史显生宙以来古亚洲洋总体经历了以下两期主要的构造演化与成矿事件。第一阶段为早古生代的构造演化。这一时期的古亚洲洋经历了逐渐的打开和扩张，并在多个板块的分离与漂移过程中，形成了复杂的板块构造背景。这一过程包括多期的洋壳增生和大洋盆地的扩展（图1a~c）。在这一阶段，伴随着洋壳的增生和岛弧的形成，大量的火山活动和岩浆侵入事件发生，导致了丰富的斑岩-浅成低温热液Cu-Au等金属矿床的形成。这一时期的成矿事件主要与弧和弧后盆地的岩浆-火山作用有关。第二阶段为晚古生代至早中生代的构造演化。进入晚古生代，古亚洲洋及其分支洋盆逐渐开始闭合，多个微陆块和岛弧在俯冲作用下向大陆边缘拼贴汇聚，形成了由众多俯冲增生杂岩组成的中亚造山带（图1d，e）。与此同时形成了造山型金矿、岩浆型Ni-Cu矿等。最终，在早中生代，古亚洲洋完全闭合，形成了统一的大陆块——盘古大陆。
与古亚洲洋有关的洋内弧主要形成于新元古代晚期至晚古生代。CAOB的形成始于新元古代晚期至早古生代期间洋内弧和部分洋壳残片向西伯利亚克拉通的南缘增生（图1a, b；Pfänder et al., 2002；Kuzmichev et al., 2005）。在古生代中-晚期，古亚洲洋板块持续俯冲，俯冲带位于西伯利亚克拉通南侧的活动大陆边缘以及哈萨克斯坦、塔里木和华北克拉通的活动大陆边缘（Windley et al., 2007；Xiao et al., 2010；Yarmolyuk et al., 2012;图1c）。晚古生代至中生代期间古亚洲洋及其突厥斯坦和准噶尔分支洋的闭合导致了俯冲的不同步中止（图1d, e）。古亚洲洋演化的最后阶段主要记录在东哈萨克斯坦（Safonova et al., 2014）、南天山（Biske et al., 2010；Wang et al., 2011）、准噶尔（Yang et al., 2015a）和远东（Dobretsov et al., 2003；Yang et al., 2015b）的洋壳和超俯冲杂岩中。
古亚洲洋的缝合始于中晚古生代哈萨克斯坦和西伯利亚大陆的靠近与碰撞（图1c，d），形成了从俄罗斯跨越东哈萨克斯坦和中国至蒙古的阿尔泰造山带（Buslov et al., 2001；Xiao et al., 2010；Safonova, 2014）。突厥斯坦洋（古亚洲洋的南支）的闭合以及哈萨克斯坦大陆、塔里木克拉通和南戈壁地区较小的微大陆的碰撞，形成了横跨哈萨克斯坦、乌兹别克斯坦、塔吉克斯坦、吉尔吉斯斯坦和中国西北部的天山造山带（Xiao et al., 2009；Biske et al., 2010；Wang et al., 2011）。突厥斯坦洋的早中古生代洋内弧存在于南天山（Dolgopolova et al., 2017）。曾分隔准噶尔地块与哈萨克斯坦和西伯利亚活动大陆边缘的准噶尔洋在晚古生代闭合，最可能是在晚石炭世期间闭合（Buslov et al., 2001；Kuibida et al., 2016）。CAOB的东部部分在晚二叠世至三叠纪期间，通过华北和西伯利亚克拉通以及较小的微陆块进一步靠近和碰撞拼贴而成（Xiao et al., 2004；Zhao et al., 2013；Zhou et al., 2013；图1e）。蒙古-鄂霍次克洋板块的俯冲（Donskaya et al., 2013）可能在内蒙古和中国东北部也形成了相应的火山弧（Chen et al., 2000; Jian et al., 2010）。然而，关于这些火山弧的起源（洋内弧或陆缘弧），以及CAOB东部几个较老的活动陆缘地体（Eravna和Argun；Yakubchuk, 2017）的起源目前尚无共识。
1.1中亚造山带东段与古亚洲洋闭合有关的岩浆岩及矿床分布古亚洲洋构造体系的岩浆岩以元古宙、石炭纪和二叠纪分布面积最大（图2a，b）。太古宙岩浆岩主要分布在华北克拉通北缘。元古代岩浆岩主要分布在佳木斯地块、兴安地块和额尔古纳地块北段。寒武纪岩浆岩分布有限，仅在塔河-呼玛，黑河-贺根山断裂中部，以及佳木斯地块上零星分布。奥陶纪岩浆岩主要分布在小兴安岭东南部，沿牡丹江-依兰缝合带分布，同时额尔古纳地块的塔河地区以及佳木斯地块上有零星分布。志留纪岩浆岩在整个东北地区仅有零星分布，分布在长春-延吉缝合带附近。泥盆纪岩浆岩主要分布在贺根山-黑河缝合带附近，同时在新林-喜桂图缝合带中部、长春、呼玛-黑河地区也有分布。石炭纪岩浆岩主要集中在兴安地块，同时在苏尼特右旗-苏尼特左旗、额尔古纳地块中部、长春-延吉缝合带均有分布。二叠纪岩浆岩分布广泛，主要分布在小兴安岭、张广才岭、华北克拉通北缘以及黑河-贺根山缝合带。
古生代矿床主要为斑岩型铜金（钼）矿、热液型铜锌金，以及少量的银铅锌矿和岩浆型铬铁矿。成矿时代主要集中为奥陶纪—早志留世、石炭纪—早二叠世和晚二叠世。奥陶纪—早志留世的矿床主要为斑岩型铜金矿，分布在黑河-贺根山缝合带（图2b），如黑河地区多宝山斑岩-浅成低温热液铜钼金矿集区和南部苏尼特左旗白音宝力道斑岩金矿，均为古亚洲洋构造体系下俯冲的产物（陈斌, 2002; Zhao et al., 2018）；在北方东部造山带南缘呈近东西向分布，如白乃庙斑岩铜金矿和小营子矽卡岩铅锌银矿，白乃庙含矿斑岩形成于岛弧环境（马阁等, 2019），是古亚洲洋板块向华北克拉通俯冲的产物。
石炭纪—早二叠世矿床主要在二连-东乌珠穆沁旗分布（图2b），包括准苏吉花斑岩铜钼（辉钼矿Re-Os: 298 Ma；刘翼飞等, 2012）、奥尤特热液型铜锌（绢云母Ar-Ar: 287 Ma；张万益等, 2008）、巴彦都兰热液型铜矿（白钨矿Sm-Nd：314 Ma；高征西, 2019）和布拉格（岩体年龄：300 Ma；安瑞, 2018）、高尔旗（岩体年龄：310 Ma；王继春等, 2016）、1017高地热液型银铅锌矿床（绢云母Ar-Ar：301 Ma；王治华等, 2013）。准苏吉花斑岩型铜钼矿的花岗岩类侵入体形成于俯冲作用下的陆内火山弧（Zhang et al., 2018），故其可能仍然受古亚洲洋俯冲作用的影响。
晚二叠世矿床主要沿着索伦-西拉木伦-长春-延吉缝合带分布，包括毕力赫斑岩型金矿、好力宝斑岩型铜钼矿床和石咀（石嘴）矽卡岩型铜矿。缝合带西端的毕力赫斑岩型金矿成矿岩体为具有安第斯型陆缘弧岩浆岩属性的花岗闪长岩（朱雪峰等, 2018），东段石咀（石嘴）矽卡岩型铜矿的成矿岩体为岛弧钙碱性系列二长花岗岩（杨群, 2020），代表古亚洲洋板块向华北克拉通持续俯冲的产物。
1.2中亚造山带东段古亚洲洋最终闭合位置岩浆演化历史精确厘定关键地体中岩浆岩序列是区域构造重建乃至全球超大陆重建的重要途径之一。位于中亚造山带东段的中国北部与蒙古国南部地区作为古亚洲洋最终闭合场所已被学者广泛接受，但囿于该地区在基底属性、大洋消亡时间、缝合带空间配置及陆壳生长方式等方面的多元争论，其漫长的增生造山演化历史尚待进一步探究。
（1）内蒙古中部二连浩特地块早古生代—二叠纪侵入岩系列：活动陆缘从俯冲重启，经板片回卷与弧后扩张，至脊-沟碰撞与弧后盆地闭合完整演化旋回的记录。
内蒙古中部二连浩特地区是连接南蒙古陆与中国北部微陆块（如锡林浩特-松辽地体）的枢纽，其中发育的多期古生代侵入杂岩为认识古活动大陆边缘多旋回多阶段增生造山机制提供了连续的岩浆记录。本次研究厘定出二连浩特地区总共发育四期古生代岩浆活动，即早古生代（500~450 Ma）、晚泥盆世—早石炭世（375~325 Ma）、晚石炭世（305~300 Ma）和早二叠世（280~275 Ma）侵入作用（Yuan et al., 2022）。结合邻区报道的岩浆事件，这些侵入活动可归于两个主要岩浆-构造旋回。其中早古生代岩浆旋回包括起源于热液蚀变洋壳部分熔融的晚寒武世英云闪长岩、底侵新生陆壳重熔形成的中奥陶世花岗岩类，以及由交代地幔楔部分熔融形成的晚奥陶世富铌基性岩，分别记录了西太平洋型洋内俯冲体系的诞生、发展与成熟。晚古生代岩浆旋回以零星出露的晚泥盆世钙碱性岩浆岩建造为启动标志，历经早—中石炭世高钾钙碱性岩浆幕，终结于晚石炭世—早二叠世类型庞杂的大规模岩浆活动。这些岩浆岩序列见证了活动大陆边缘从俯冲重启，经板片回卷与弧后扩张，至脊-沟碰撞与弧后盆地闭合的完整演化旋回（Yuan et al., 2022）。此外，二连浩特晚石炭世富闪深成岩与早二叠世辉长岩-闪长岩建造提供了古老岩石圈地幔的存在证据。这一认识在区域内尚属首次。
（2）内蒙古中部东段乌拉盖早古生代—石炭纪侵入岩系列：乌里雅斯太活动陆缘弧后初始裂解与扩张的记录
与西段二连浩特地体的岩浆记录相对应，位于乌里雅斯太活动大陆边缘东段的东乌旗-乌拉盖地区发育3期古生代岩浆活动，包括早奥陶世（481~478 Ma）辉长岩-闪长岩系列、晚泥盆世（365~362 Ma）花岗闪长岩系列和早石炭世（354~351 Ma）辉长岩-花岗岩系列（Yang et al., 2020）。其中，早奥陶世辉长岩-闪长岩系列源于新生交代地幔楔的部分熔融与其后的同化分离结晶作用，标志乌里雅斯太活动大陆边缘早古生代俯冲体系初步建立。晚泥盆世花岗闪长岩呈现镁质-碱钙性特征，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素，全岩εNd(t)值介于+5.3~+5.4，锆石εHf(t)介于+6.40~+16.7，锆石δ18O变化于+4.45‰~+5.85‰，这些特征表明其母岩浆源于新晋底侵中基性下地壳的脱水熔融（Yang et al., 2020）。就早石炭世辉长岩-花岗岩系列而言，辉长岩呈钙碱质特征，具有低的全岩ISr(t) (0.703 73~0.703 95)和正的全岩εNd(t) (+4.79~+4.83)及锆石εHf(t) (+7.77~+16.4)，表明其源于经俯冲板片流体交代的岩石圈地幔低程度部分熔融；花岗岩高硅富碱，呈现A型花岗岩微量元素地球化学特征，全岩εNd(t)介于+5.74~+5.79，锆石εHf(t)介于+10.9~+16.8，锆石δ18O变化于+5.51‰~+6.29‰，这些地球化学特征指示花岗岩形成于新晋底侵玄武质地壳的部分熔融（Yang et al., 2020）。两期晚古生代岩浆岩见证了乌里雅斯太活动大陆边缘经历的弧后初始裂解与扩张过程。
（3）西乌旗石炭纪中基性侵入杂岩系列：类现代沟弧盆体系的记录
汇聚板块边缘是板块构造造山旋回各阶段发育最多样最广泛岩浆活动的主要场所，同时也是最重要的大陆地壳生长位置。通过详细岩浆剖面表征岛弧和弧后盆地系统是古汇聚板块边缘区域古构造和超大陆重建中的关键任务，这对于地处中亚造山带东段、构造背景一直存在着安第斯型活动大陆边缘和多期大陆裂谷等不同看法的中国北部-蒙古国南部地带至关重要。
研究者选择内蒙古中部西乌旗地区的晚古生代中基性侵入杂岩开展了系统的野外调查和室内研究。精细的SIMS锆石U-Pb年代学指示它们包括大约315 Ma的花岗闪长岩、310 Ma的角闪闪长岩和305~301 Ma的闪长岩（Yang et al., 2020）。早期花岗闪长岩呈现镁质-低钾拉斑质特征，富集大离子亲石元素，亏损高场强元素；全岩ISr(t)比值介于0.707 387~0.708 799，εNd(t)值介于−2.3~−2.4，锆石εHf(t)和δ18O分别变化于−0.69~+4.87和+6.33‰~+8.40‰。这些特征表明其母岩浆源于拉斑质中基性下地壳的脱水熔融，源区呈现明显高δ18O上地壳物质输入印记（Yang et al., 2020）。约310 Ma角闪闪长岩显示类似高钙玻安岩的元素地球化学特征以及近似于洋中脊玄武岩的同位素组成（ISr(t)=0.704 190~0.704 203，εNd(t)=+7.9~+8.3，锆石εHf(t)=+14.7~+17.5和δ18O= +4.88‰~+6.16‰），指示一个经历先期熔融事件亏损而后受到流体富集的地幔源区。之后侵位的闪长岩（305~301 Ma）呈现典型岛弧安山岩的元素行为以及多变的同位素值（ISr(t)=0.703 690~0.704 065，εNd(t)= +3.5~+8.4，锆石εHf(t)=+7.10~+16.4和δ18O=3.75‰~6.83‰）；这些地球化学特征指示闪长岩系列是亏损玄武质母岩浆经历以角闪石主导的分离结晶过程的产物（Yang et al., 2020）。
与区域弧后盆地型蛇绿岩套和碎屑锆石年龄谱的时间一致性表明，这些中酸性侵入岩系列记录了弧后盆地从初始裂解到伸展成熟的演化进程；进一步结合锡林浩特到西乌旗地区早石炭世弧前蛇绿混杂岩和岩浆记录，可以重建一个向北（现今坐标）俯冲工场形成的石炭纪岛弧和弧后盆地体系。该弧盆体系的表征不仅确认了内蒙古中部石炭纪处于类似现代太平洋的多岛洋体制，而且例证了中亚造山带东部大陆地壳生长过程与俯冲工场中地壳生成机制的多样性。
（4）辽宁西北地区的晚二叠世—晚三叠世侵入岩系列：地壳增厚、造山带坍塌至岩石圈滴落的连续地球动力学过程记录
克拉通边缘岩浆作用是示踪汇聚板块边缘地球动力学过程、表征大陆地壳生长机制以及探查克拉通破坏时空格局的重要窗口。项目组成员通过系统的野外地质调查和精细的室内研究，建立了华北克拉通北缘中段辽西地区晚古生代—早中生代岩浆爆发事件的详细序列。精细的SIMS锆石U-Pb年代学揭示，其主要包括晚二叠世（260~250 Ma）富闪深成岩-花岗岩系列、中三叠世（242~238 Ma）花岗闪长岩-花岗岩系列和晚三叠世（227~218 Ma）铁质花岗岩-辉绿岩系列（Yang et al., 2021）。
以八家子富闪深成岩为代表的晚二叠世（260 Ma）富闪深成岩w(SiO2)变化于42.4%~46.8%，具有中等碱性组分，富集大离子亲石元素而亏损高场强元素；呈现中等富集的全岩Sr-Nd（ISr(t)=0.706 35~0.706 90，εNd(t)=−6.7~−9.1）和锆石Hf（εHf(t)=−10.5~−16.7）同位素组成，表明其源于经俯冲沉积物熔体交代的克拉通型岩石圈地幔（Yang et al., 2021）。260~250 Ma花岗岩包括基本未分异的埃达克质单元和高分异型高硅单元，总体为高钾钙-碱性；具有明显富集的全岩Sr-Nd（ISr=0.706 37~0.706 59，εNd(t)=−16.7~−10.2）和锆石Hf（εHf(t)=−18.1~+1.1）同位素组成，表明其源区包括前寒武纪基性下地壳型主要组成和古生代底侵物质型次要组成（Yang et al., 2021）。中三叠世花岗闪长岩-花岗岩系列SiO2变化于67.1%~73.4%，碱-钙性至碱性，具有中等富集的全岩Sr-Nd同位素组成（ISr(t)=0.706 41~0.707 22，εNd(t)=−11.8~−4.75）和变化范围较大的锆石Hf同位素组成(锆石εHf(t)=−14.7~+4.1)，指示其源区中新生底侵镁铁质下地壳物质显著增多（Yang et al., 2021）。晚三叠世铁质花岗岩系列w(SiO2)变化于69.5%~77.8%，包括富集轻稀土元素并具有中等负Eu异常的花岗闪长岩和高分异淡色花岗岩；它们具有轻度亏损的全岩Sr-Nd同位素组成（ISr(t)=0.70515~0.70722，εNd(t)=−3.7~+1.1）；花岗闪长岩中锆石的Hf同位素组成为εHf(t)=0.8~15.7，花岗岩中锆石Hf组成为εHf(t)=4.9~9.4（Yang et al., 2021）。这些特征表明它们源于中亚造山带型底垫岛弧物质与少量古老地壳物质的部分熔融。侵位于花岗岩的钾玄质基性岩墙w(SiO2)变化于49.3%~53.6%，具有中等亏损的全岩Sr（ISr(t)=0.703 74~0.703 88）和Nd（εNd(t)=+3.5~+4.1）同位素，指示其可能形成于俯冲板片熔体交代型软流圈的部分熔融（Yang et al., 2021）。
辽宁西北地区晚古生代—早中生代岩浆活动的精细刻画，为深入认识华北克拉通北缘晚古生代地球动力学过程以及新晋华北板块大陆地壳演化提供了重要案例。其一，该岩浆爆发幕的总体历时（~40 Ma）符合汇聚大陆边缘后碰撞/后造山岩浆岩套的典型周期，3个次级脉冲则分别记录了地壳增厚、造山带坍塌乃至岩石圈滴落的连续地球动力学过程，见证了古亚洲洋构造域的最终落幕；其二，来自不均一富集型大陆岩石圈地幔的晚二叠世富闪深成岩和来自软流圈地幔的晚三叠世基性岩墙群记录了克拉通边缘的早期岩石圈地幔减薄过程；其三，晚二叠世到中晚三叠世发育的迥异花岗岩系列，指示克拉通北缘经历了由造山后伸展过程驱动的、从大陆再造为主向大陆地壳生长主导的去克拉通化过程，开启了克拉通破坏的序幕。
（5）辽北开原地区的晚二叠世与晚三叠世中基性侵入岩：古亚洲洋闭合阶段洋脊俯冲的记录
产出于汇聚板块边缘的中基性岩浆岩系列是示踪汇聚板块边缘复杂熔/流体-地幔相互作用和关键地球动力学过程的重要窗口。项目组成员针对跨越华北克拉通与中亚造山带两大构造单元的辽北开原地区的一系列中基性侵入岩开展了系统研究。
SIMS锆石U-Pb年代学研究揭示，它们可以分为晚二叠世（约260 Ma）辉长岩和晚三叠世（223 Ma）高镁闪长岩/辉长岩两个系列，二者呈现迥异的地球化学特征（Yuan et al., 2023）。其中，晚二叠世基性岩的全岩初始87Sr/86Sr为0.703 54~0.706 36，εNd(t)为−0.3~−10.3，锆石εHf(t)=−10.7~−17.4，指示一个经俯冲陆源碎屑沉积物熔体不均匀交代的克拉通型岩石圈地幔源区；而晚三叠世高镁闪长岩/辉长岩具有中等放射成因Sr（ISr(t)=0.703 93~0.705 15）和中等放射成因Nd（εNd(t)=+0.60~+2.60）的全岩同位素组成，并具有高放射成因的锆石Hf组成（εHf(t)=+5.4~+7.3），造山带型亏损岩石圈或软流圈地幔源区（Yuan et al., 2023）。二期迥异基性岩浆岩不仅为确定华北克拉通-中亚造山带在开原地区的缝合边界提供了空间标志，也为示踪古亚洲洋闭合阶段的洋脊俯冲提供了重要线索。
2古亚洲洋增生造山过程与主要矿床类型中亚造山带经历了3个构造演化阶段：早期的日本式（Japanese-style）或阿拉斯加式（Alaskan-style）增生（accretion）、安第斯式的活动大陆边缘（Andean-style active continental margin）形成和岩浆作用，以及喜马拉雅式（Himalayan-style）的碰撞和后碰撞构造作用（Windley et al., 2007）。这些复杂的构造活动形成了多样的成矿类型。图3展示了中亚造山带内发育的不同构造单元与矿床类型的关系。图示从左至右依次展示了克拉通、洋内弧、弧后、残余弧以及大陆边缘弧等构造单元的地质特征与相应的矿床类型。
洋内弧及残余弧地区显示出与镁铁质及长英质岩浆作用相关的成矿作用。与造山带有关的岩浆Ni-Cu矿床主要分布于伸展的洋内弧底部或同碰撞伸展阶段（薛胜超等, 2024; Wei et al., 2024）。这类矿床与镁铁-超镁铁质岩浆的侵位密切相关，通常伴随大量镍、铜等金属元素的沉淀。长英质岩浆的分异作用可导致斑岩铜和浅成低温Au或Ag-Pb-Zn矿床的形成。在洋内弧的弧后位置，软流圈地幔物质上涌形成的玄武质岩浆加热下渗海水，形成VHMS Cu-Pb-Zn±Au矿床相关的矿化作用。另外，在洋内弧岩石圈会发育豆荚状铬铁矿矿化，后期在弧陆碰撞期间随逆冲断层折返剥露至地表。
在大陆边缘弧区域，矿床的形成与中性-挤压造山作用密切相关。造山型金矿床广泛分布于这些区域，其成因通常与弧陆碰撞和洋陆俯冲增生造山有关的区域变质作用、断裂及褶皱构造等地质过程相伴随。此外，在弧的火山前锋位置，常见斑岩-浅成低温热液成矿系统，这类矿床与岩浆热液流体在浅部地壳中的集中出溶与沉淀作用有关。在陆缘弧弧后，一般仅发育浅成低温热液矿床。
总体上，地质构造单元的演化对于矿床成因类型具有明显的控制作用，不同的构造环境通过岩浆活动、热液作用及变质作用等复杂的地质过程，孕育了各种类型的矿床。这些矿床的空间分布不仅与地壳厚度、构造应力场等因素密切相关，同时也反映了构造板块的长期演化历史对矿产资源分布的深刻影响。
3古亚洲洋增生岩浆弧及代表性矿床3.1总体特征根据前人研究（参考文献见表1），中亚造山带发育31条与古亚洲洋闭合有关的岩浆弧，按照弧开始形成的时代大致划分为新元古代、早古生代和晚古生代时期（图4a，b；表1）。注意部分岩浆弧的演化跨越了早古生代和晚古生代。
新元古代岩浆弧（表1序号1~11）：区内这些最古老的岩浆弧主要分布在中亚造山带的北部和中部，靠近西伯利亚克拉通。从目前的研究来看，新元古代岩浆弧基本没有明显的成矿作用或相关矿床的发育。
早古生代岩浆弧（表1序号12~21）：该时代的岩浆弧主要分布在中亚造山带的南部和中西部，靠近塔里木克拉通和华北克拉通。与早古生代的岩浆弧有关的矿床主要为斑岩型和浅成低温热液型，如中国东北多宝山岛弧中发育的多宝山-铜山斑岩Cu矿（~480 Ma；Zhao et al., 2018; Cai et al., 2021），争光中硫型浅成低温热液Au-Zn矿（~480 Ma；Wang et al., 2018）；Bozshakol-Chingiz岛弧中发育的Bozshakol斑岩Cu-Au矿（481 Ma；Shen et al., 2015a）；白乃庙岛弧上的白乃庙斑岩Cu-Au矿（450 Ma；Wang X G et al., 2021）和别鲁乌图VHMS Cu-Pb-Zn矿床（430 Ma；Li et al., 2021）；中天山岛弧从早奥陶世开始形成，演化到早二叠世时形成了京希-伊尔曼德高硫型浅成低温热液金矿（285 Ma）与阿希中硫型浅成低温热液金矿（288 Ma；Dong et al., 2018；表2）。
晚古生代岩浆弧（表1序号22~31）：这些岩浆弧带在中亚造山带的西部和南部广泛发育，是最重要的成矿期。晚古生代的洋盆闭合、弧陆碰撞形成了多个大型的斑岩Cu-Au-Mo矿床、造山型金矿及岩浆Ni-Cu矿床。比如在大南湖-头苏泉岛弧发育的吐屋-延东斑岩Cu矿（333 Ma；Wang et al., 2021），坡十、红石山、笔架山、黄山、黄山东、香山、图拉尔根Ni-Cu矿（~280 Ma；Wang et al., 2022;薛胜超等, 2024）；巴尔喀什-伊犁陆缘弧上的Aktogai（330 Ma；Chen et al., 2015b; Cao et al., 2016)、Kounrad（323 Ma；申萍等, 2015）、包古图（312 Ma；Shen et al., 2010a; 2012)斑岩Cu矿；Gurvansayhan-Zoolen岛弧上的Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿（372 Ma；申萍等, 2015）；Tsagaan Suvarga斑岩Cu-Mo矿（370 Ma；Watanabe et al., 2000;侯万荣等, 2010）；Magnitogorsk岛弧上的Yubileinoe斑岩Au-Cu（374 Ma；Grabezhev, 2014; Vikentyev et al., 2023）；狼山陆缘弧上的额尔布图（294 Ma；Peng et al., 2013）与别力盖庙(269 Ma；Peng et al., 2017）岩浆型Ni-Cu矿；Valerianov-Beltau-Kurama岛弧上的Almalyk斑岩Cu-Au矿（318 Ma；Seltmann et al., 2014; Cheng et al., 2018；表2）。
总的来看，与古亚洲洋俯冲有关的岩浆弧在整个中亚造山带均有分布，且时代跨越新元古代到晚古生代。新元古代岩浆弧缺乏相关的成矿作用，可能与其剥蚀程度较高有关。早古生代岩浆弧以发育斑岩型Cu-Au和浅成低温Au矿床为主。晚古生代岩浆弧的洋壳俯冲、弧陆碰撞等，孕育了大量的斑岩Cu-Au-Mo矿床、岩浆Ni-Cu矿和造山型金矿床等。就空间分布而言，斑岩型矿床、浅成低温热液矿床及VHMS矿床主要产于岩浆弧及其弧后位置，而造山型金矿集中分布在中亚成矿域南侧与塔里木克拉通和华北克拉通交界部位（图4b），指示弧增生地体与刚性的克拉通边界的碰撞拼贴可能有利于深部变质流体的活化、深大断裂的产生及造山型金矿的形成。除华北克拉通北缘大量造山型金矿的发育外（Goldfarb et al., 2019），华北克拉通东部的胶东成矿省是俯冲带+克拉通边缘形成巨型造山型金矿省的典型实例（Qiu et al., 2020）。不同成矿类型在特定时代的构造单元内发育，反映了区域地质演化与成矿作用的深刻联系。
从矿床数量随时间的分布来看（图5a），不同类型矿床产出的地质时代并不相同。与古亚洲洋俯冲有关的成矿作用主要集中在2个时期：500~425 Ma以及375~250 Ma。其中，斑岩型矿床数量最多，其与浅成低温热液矿床和VHMS矿床在早古生代与晚古生代均有分布。而岩浆型Cr、岩浆型Ni-Cu以及造山型金矿主要集中晚古生代。这些矿床在特定时间范围的分布表明弧岩浆作用（与斑岩-浅成低温热液系统紧密相关）与弧后伸展（与VHMS成矿紧密相关）在整个古生代均广泛发育；而强烈的伸展及伴随的幔源岩浆上涌（与岩浆Ni-Cu矿紧密相关）与弧陆碰撞拼贴增生造山（与造山型金矿紧密相关）则主要发生在晚古生代（375~250 Ma）。这些矿床的时间分布与古亚洲洋的演化过程基本一致。
就Cu的成矿类型来看（图5b），中亚成矿域绝大部分铜来自斑岩型铜矿（98.8%），少量来自岩浆Ni-Cu矿（1.2%）和VHMS矿床（0.02%）。在中亚成矿域产出的斑岩型铜矿中最大的为Oyu Tolgoi斑岩型Cu-Au矿，其显示出独特的地质特征（表3）。
Oyu Tolgoi斑岩铜金矿系统形成于大洋岛弧环境，与晚泥盆纪石英二长闪长岩的侵入有关。Oyu Tolgoi矿床石英脉高度扭曲，单个矿脉常分叉裂开，指示矿脉形成于高温高压环境。流体包裹体研究表明，多数石英脉形成温度较高（>450℃）。这些包裹体有超盐度的临界行为、富含挥发份。包裹体记录该矿床形成于2.5~3.0 km的古深度（Wainwright et al., 2011；2017）。这个斑岩成矿系统的主要部分包括一个经历了大面积强烈水解带。强烈水解形成大面积高级泥化带是最重要的找矿标志。高级泥化最接近Cu-Au矿化带。叶蜡石（~250℃~350℃）是Oyu Tolgoi矿区的高级黏土化蚀变的主要成分，常与高岭石（~100℃~200℃）共生。
特别需要指出的是，蒙古国境内的Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿（372 Ma）的Cu储量42.76 Mt和Au储量1850 t，其与乌兹别克斯坦境内的Almalyk斑岩Cu-Au矿（318 Ma；Cu：11.5 Mt，Au：1200 t）是仅有的2个铜金属量进入全球前25的地处中亚造山带内的斑岩铜矿（Cooke et al., 2005；表2）。但同一时期在邻区形成的矿床较少且规模相对较小。寻找第2个Oyu Tolgoi或Almalyk依然是地质工作者面临的挑战。多宝山、铜山等大型斑岩矿床的找矿勘探突破（Qin et al., 2022），为今后寻找大型斑岩矿床提供了宝贵借鉴。
就Au的成矿类型来看（图5c），造山型、斑岩型和浅成低温热液型是主要的金的贡献类型，其中造山型贡献的金金属量占主导地位（58.6%），斑岩型次之（38.2%），浅成低温矿床热液型贡献的金最少（3.2%）。在造山型金矿中，Muruntau矿床的金储量尤为突出，是世界上规模最大的深成金矿床和造山型金矿床（Seltmann et al., 2020）。Muruntau矿床的基本地质特征如表4所示。Muruntau金矿位于乌兹别克斯坦的南天山地区，是世界上最大的内生金矿，金储量超过5300 t，品位约为2~4 g/t。为何该位置在~288 Ma聚集了如此巨量的金还不清楚。矿床类型属于造山型金矿，主要赋存于寒武纪—奥陶纪的沉积和火山碎屑沉积岩中，经历了绿片岩相变质作用。矿化主要受区域性剪切带和断裂构造控制，矿体多为脉状、浸染状，金主要以微细颗粒形式赋存在于石英脉及硫化物中（如毒砂和黄铁矿）。主要的蚀变类型包括角岩化、钾长石化及绢云母化，且矿化形成于高温（400°C左右）、低盐度的热液系统中（Seltmann et al., 2020）。
从大地构造背景来看，Muruntau金矿形成于古亚洲洋西支闭合后的造山带，与板块碰撞后的后造山环境密切相关。因此，类似的构造环境可以成为寻找世界级造山型金矿的重要指标。在邻近的天山造山带和南天山造山带，这类区域经历了类似的板块俯冲、碰撞和后造山的演化过程，具备形成巨型金矿的潜力。从控矿构造角度来看，Muruntau金矿受断裂和剪切带控制，寻找类似矿床的靶区可以集中在区域性断裂、剪切带和它们的交汇部位。这些区域容易形成有利的流体通道和矿质聚集区。从变质程度与蚀变角度来看，在寻找类似矿床时，应关注具有中-高变质程度（如绿片岩相及以上）且广泛发育角岩化、钾长石化、绢云母化等蚀变的区域。这类蚀变可指示强烈的水岩反应过程。从成矿流体特征来看，矿床的形成与高温、低盐度、还原性流体的活动密切相关。因此，邻区中具有类似成矿流体特征的地区，应作为重点找矿靶区。
类似的世界级造山型金矿的有利找矿靶区包括：天山造山带和南天山造山带。前者经历了与南天山造山带类似的地质演化过程，具有丰富的造山带金矿化潜力。应重点寻找与区域性剪切带、断裂系统相关的深部蚀变岩带。后者靠近Muruntau金矿，与Muruntau类似的成矿地质背景和构造特征，使其成为寻找类似超大型金矿的重要靶区。在这些邻区的找矿过程中，关注构造控制、蚀变特征以及与后造山相关的成矿流体活动，将有助于提高成功率。
3.2中亚成矿域斑岩成矿特色由于洋脊俯冲的广泛发育（Windley et al., 2007），与该作用密切相关的斑岩型矿床（Cooke et al., 2005；Sun et al., 2010）成为中亚成矿域中最重要的成矿类型（图6a，b；Gao et al., 2018）。受控于东侧古太平洋板块俯冲作用的叠加，中亚成矿域的斑岩型矿床的分布在东西段呈现出明显的差异。成矿域西段（中蒙古以西）主要分布有Almalyk、Kounrad、Oyu Tolgoi和Erdenet等超大型矿床，而东段（中国东北）则以Mo矿为主，代表性矿床为岔路口、鹿鸣和大黑山等（程守德, 2015；Gao et al., 2018）。西段成矿时代以古生代为主，仅有少数矿床形成于三叠纪，而东段则以中生代为主，形成了少数Cu(-Mo)矿床（申萍等, 2015;薛春纪等, 2016）。这些差异可以概括为中亚成矿域的“西铜东钼、早铜晚钼”的特征（Chen et al., 2017）。基于中型以上斑岩矿床金属组合与成矿时代的差异，Gao等(2018)将中亚成矿域划分为3个斑岩成矿省，即：哈萨克斯坦斑岩成矿省、蒙古斑岩成矿省和中国东北斑岩成矿省。哈萨克斯坦斑岩成矿省以Cu和Au为主，蒙古斑岩成矿省则以Cu和Mo为主，而中国东北则主要为Mo矿（图6b；Seltmann et al., 2014；Yakubchuk, 2004）。哈萨克斯坦省以古生代成矿集中爆发为特征，蒙古国和中国东北的成矿则分为泥盆纪和三叠纪2个阶段，且与古亚洲洋俯冲作用和后碰撞造山环境密切相关（Gao et al., 2015；Zeng et al., 2015；Chen et al., 2017）。
除中新生代沉积盆地外，整个中亚成矿域北部主要为新元古代—早古生代活动大陆边缘（弧增生地体），南部和西南部主要为晚古生代活动大陆边缘，东部为早—晚古生代活动大陆边缘被晚古生代—中生代岩浆作用叠加区域（图6b）。因此CAOB北部剥蚀程度较高成矿潜力较低；南部-西南部具有寻找斑岩、造山型金矿和岩浆Ni-Cu矿的潜力。东部受蒙古-鄂霍茨克洋和古太平洋板块影响而发育多次活化和分异，具有寻找大型Mo、Sn、Ag-Pb-Zn矿床的潜力。
3.3中亚造山带东段代表性岩浆弧及斑岩矿床3.3.1多宝山矿集区与多宝山岛弧多宝山矿集区面积约1300 km2，多宝山含金斑岩Cu矿床共发育4期岩浆作用：①成矿前高镁玄武岩-安山岩组合（506~485 Ma）；②近成矿花岗闪长岩（~479 Ma）、花岗闪长斑岩（~476 Ma）、含矿闪长玢岩（~475.4 Ma）、细粒闪长玢岩（~474.6 Ma）以及英安岩（~473 Ma）；③成矿后玄武安山岩（~445 Ma）；④成矿后三叠纪英云闪长岩（~223 Ma）（Zhao et al., 2018；2019a；2019b；2021）。可见，区内发育有古生代与中生代两套成矿系统。古生代早奥陶世有斑岩型铜钼矿床（多宝山、铜山；庞绪勇, 2017；Zhao et al., 2018）、争光中硫型浅成低温热液型Au-Zn矿床（Wang et al., 2020；2021；2024）；中生代有晚三叠纪二道坎浅成低温热液型银矿床，早中侏罗纪矽卡岩型（三矿沟铁铜、小多宝山铜、关鸟河钨、庄呼河锑矿）。多宝山-新开岭地区发育早古生代奥陶纪—中生代白垩纪岩浆活动。奥陶纪岩浆活动以大面积的火山喷发为主，形成玄武岩、玄武安山岩、安山岩以及流纹岩等，侵入岩以多宝山铜矿花岗闪长岩及花岗闪长斑岩为代表。晚古生代岩浆活动在本区大规模出现，活动强烈，早期以下泥盆统海底火山喷发为主，形成罕达气地区大量玄武质-安山质火山岩。中期岩浆活动大部分以火山喷发为主，形成下—中石炭统火山岩，含少量中上石炭统侵入岩，如卧都河花岗岩，晚古生代晚期则主要以侵入岩为主。中生代岩浆活动以陆相火山喷发为主，兼有少部分侵入活动，呈小岩株、岩墙产出（杜琦等, 1988）。
通过绘制多宝山露天采坑大比例尺岩相-构造地质图，新发现了诸多岩相并厘定了它们之间的接触关系。系统的锆石SIMS/LA-ICP-MS U-Pb年代学建立多宝山含金斑岩铜矿早古生代—中生代4期岩浆作用。发现多宝山成矿前埃达克质高镁玄武岩-安山岩组合，确定它们的形成时代为506 Ma和485 Ma，岩石和同位素地球化学证据证实它们形成于俯冲板片熔体交代地幔楔发生部分熔融的产物，一部分高镁的岩浆底垫至壳幔边界形成新生下地壳的一部分，另一部分喷出地表，形成火山岩。中国东北地区古生代整体处于古亚洲洋构造体制下（Wu et al., 2011；Gao et al., 2018；Liu et al., 2017）。通常认为，额尔古纳地块与兴安地块的拼贴发生在约500 Ma，以沿着新林-喜桂图缝合带（Liu et al., 2017）向北的俯冲作用结束为代表。主要证据来自头道桥蓝片岩和吉峰、新林蛇绿岩（李瑞山, 1991；朱绅玉等, 1991；钟辉等, 2006）。多宝山含金斑岩Cu矿床的形成应该与兴安地块和松嫩地块之间古亚洲洋向北俯冲作用有关，并形成一系列沿兴安地块南缘分布的岩浆岩（Han et al., 2011；Liu et al., 2017）。
多宝山含金斑岩Cu矿床发育的中基性-酸性岩浆岩均具有富集LILEs，亏损HFSEs，并具有铲状REE配分特征，表明它们形成于俯冲构造背景。因此，多宝山地区在506（多宝山最老火山岩记录）~473 Ma（多宝山略晚于成矿的英安岩）期间处于持续的俯冲构造背景。由于多宝山高镁玄武岩-安山岩组合的形成需要板片熔体的参与，因此，能形成板片熔体的构造环境对于限定多宝山早古生代的构造背景至关重要。就目前所获得数据来看，只能限定多宝山早古生代（至少506~473 Ma）处于古亚洲洋向北的俯冲构造环境。多宝山矿床均发育成矿前和成矿后的基性火山岩，成矿前玄武岩具有高镁钙碱性等特征，成矿后的玄武安山岩具有拉斑质特征。多宝山成矿前高镁玄武岩主要投在钙碱性区域内，而成矿后玄武岩分布范围较分散，横跨钙碱性和拉斑玄武岩区域。通常，当弧的中心轴在几个百万年内不发生转移时，弧岩浆的将从拉斑质（不成熟岛弧）逐渐演化为钙碱性（成熟陆缘弧；Hildreth et al., 1988）。但是，多宝山含金斑岩铜矿成矿前和成矿后玄武岩则具有相反的特征，即多宝山岛弧似乎从成矿前成熟陆缘弧（钙碱性高镁玄武岩）演化到成矿后不成熟岛弧（拉斑玄武岩）。对一个长时间活动的岩浆弧来讲，这种从成熟陆缘弧演化到不成熟大洋岛弧的时空和地球化学特征是无法解释的，除非成矿前和成矿后火山岩形成于不同的俯冲事件，即弧中心轴发生变化，俯冲带发生“跃迁”。因此，成矿后火山岩形成于一次新的俯冲事件下，这也与其形成于俯冲板片脱水交代地幔楔部分熔融的岩石成因相吻合，形成于相对不成熟的岛弧构造背景。
3.3.2白乃庙早古生代岛弧及相伴的斑岩铜矿内蒙古中段白乃庙Cu-Au矿位于中亚成矿域东段，主体上由古生代及中生代增生弧性质火山岩和相关沉积岩组成，新元古代岩浆岩（927~608 Ma）呈面状分布。矿体断续分布在东西长10 km，南北宽2~3 km的狭长地带内。矿床可分为南、北2个矿带。南矿带由8个矿段组成，矿体多以雁列状排列的似层状、扁豆状、透镜状和脉状产出在绿片岩中，其产状与区域构造线方向和赋矿围岩层理一致。北矿带由4个矿段组成，矿体主要产在花岗闪长斑岩及其与绿片岩的接触部位。岩体受东西向构造控制，顺层侵入于绿片岩中。矿体多呈扁豆状、透镜状、脉状产出。
白乃庙矿区南、北部花岗闪长斑岩均形成于古亚洲洋向南俯冲的岛弧环境（Ma et al., 2019），与新生下地壳物质部分熔融有关，在侵位过程中受到古老地壳物质的混染。其中，南矿带斑岩混入更大比例的地壳物质，北矿带斑岩经历了更高程度的分离结晶作用。北部成矿花岗闪长斑岩具有高氧逸度和高硫含量特征，具有良好成矿潜力；南部花岗闪长斑岩氧逸度低，难以提供成矿金属（马阁等, 2019）。
4古亚洲洋增生造山成矿系统4.1总体特征古亚洲洋演化过程中形成了类型多样的金属矿床（表2），主要矿床类型包括斑岩型、浅成低温热液型、造山型金矿、岩浆型Ni-Cu矿、岩浆型Cr矿和火山岩含矿的块状硫化物矿床（VHMS）等。其中最具经济价值的矿床类型是斑岩型矿床和造山型金矿。成矿时代上集中在早古生代和晚古生代。早古生代形成重要矿床包括哈萨克斯坦境内的Bozshakol斑岩Cu-Au矿以及中国黑龙江境内的多宝山-铜山斑岩铜矿。晚古生代产出世界级的斑岩矿床——Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au成矿系统（蒙古国）以及全球最大的内生金矿——Muruntau造山型金矿（乌兹别克斯坦）。
古亚洲洋在早古生代期间分别向北和向南发生双向俯冲，并形成了典型的沟-弧-盆体系。在早奥陶世，古亚洲洋向北俯冲，形成了奥陶纪多宝山-铜山-争光斑岩-浅成低温热液Cu-Au成矿系统；在早志留世，古亚洲洋向南俯冲形成了志留纪白乃庙岛弧以及白乃庙Cu-Mo-Au成矿系统以及别鲁乌图VHMS成矿系统（朱永峰等，2022）。
晚古生代泥盆纪时期，古亚洲洋分支向北俯冲形成Gurvansayhan-Zoolen岛弧（23号弧），并在其中发育了世界级规模的Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au成矿系统以及大型Tsagaan Suvarga斑岩Cu-Mo矿（370 Ma；图4b）。Oyu Tolgoi斑岩铜金矿系统与晚泥盆纪石英二长闪长岩的侵入有关。矿石中辉钼矿的Re-Os年龄为373~370 Ma（Kirwin et al., 2005）。该地区蒙古国境内的大型斑岩矿床均产在Gurvansayhan-Zoolen岛弧内部，已有研究显示该岛弧并未向东延伸进入中国境内（图4b）。
晚泥盆—早石炭世期间，在内蒙古东北部发育了贺根山裂谷带，形成了贺根山蛇绿岩带以及赋存其中的豆荚状铬铁矿矿床（37号矿；图4b）。贺根山蛇绿岩带的演化主要发生在晚泥盆—早石炭世时期。堆晶辉长岩和橄长岩亏损轻稀土，富集大离子亲石元素，具有Eu正异常、Nb负异常以及高εNd(t)值（+8~+11），其地球化学特征与受俯冲板片流体交代影响形成的类似MORB成分的熔体相似（Jiang et al., 2020；陆国隆等, 2021）。铁镁质岩脉具有平缓或亏损轻稀土、亏损Nb、富集大离子亲石元素以及高εNd(t)值（+8~+10）的地球化学特征，这些地球化学特征与岛弧拉斑玄武岩相似（Jiang et al., 2020；陆国隆等, 2021）。在贺根山蛇绿岩侵位至地壳过程中，豆荚状铬铁矿矿体发生变形，其产状与地幔橄榄岩围岩的面理趋于一致，矿石中高铝铬铁矿颗粒出现碎裂结构。
除了形成贺根山豆荚状铬铁矿外，早石炭世在一些岛弧区还形成了VHMS成矿系统，如小坝梁VHMS型Cu-Au矿（23号矿）。小坝梁Cu-Au矿床位于贺根山蛇绿岩附近，矿体主要赋存于晚古生代凝灰岩、细碧岩和火山角砾岩中。凝灰岩锆石U-Pb年龄为（326±3）Ma（Zhang et al., 2021）。硫化物原位硫同位素分析结果表明，成矿物质Au很可能来自成矿早阶段海底富Au的沉积物的释放，而Cu来源于晚阶段高温岩浆热液流体（Zhang et al., 2021）。
晚石炭世—二叠纪时期，成矿作用发育，形成若干斑岩型金矿，例如图古日格（15号）、毕力赫（16号）、哈达庙（17号）等，三者毗邻白乃庙Cu-Au矿床（14号）。毕力赫金矿-哈达庙金矿地区发育4个主要地质单元：晚石炭世—早二叠世海相沉积岩、早二叠世安山-流纹质凝灰岩-角砾岩夹杂砂岩和灰岩、中二叠世花岗闪长岩-石英闪长岩-闪长斑岩-石英闪长岩-花岗斑岩，以及侵入上述单元的晚二叠世二长花岗岩。火山岩的锆石U-Pb年龄为274~270 Ma，含金石英闪长玢岩的年龄为（261±2）Ma和（259±3）Ma，正长花岗斑岩的锆石U-Pb年龄为（253±3）Ma（Liu et al., 2015）。毕力赫金矿属于贫硫化物的矿床，矿石中的硫化物含量为~2%。毕力赫矿床Ⅱ号斑岩矿体产于斑岩侵入体的内部接触带，主要表现为网脉状矿化，有少量树枝状，含金石英团块。岩体269 Ma的结晶年龄代表了金矿化时间的上限，辉钼矿脉穿切这些岩体和含金石英脉，辉钼矿Re-Os年龄表明金的沉淀年龄早于268 Ma。考虑到该地区保留了274~270 Ma火山-沉积建造以及出露石英闪长玢岩，其侵位深度一般应该<3 km。斑岩矿床出露到地表可能意味着一些浅成低温热液型矿床可能已被剥蚀，然而，在该地区寻找斑岩型、造山型、与侵入体有关金矿床的潜力依然存在。
在印支期，岩石圈大规模伸展减薄，发生了二次叠加成矿作用。印支早期形成的矿床（夏尔楚鲁、白土营子、撒岱沟门、车户沟、白音诺尔等矿床）和印支晚期形成的矿床（大苏计、库里吐、河坎子矿床等）是CAOB陆内地质演化的产物。然而，古亚洲洋的长期演化为印支期形成中国东北的Mo-Ag成矿省奠定了物质基础，起到成矿物质预富集的作用（朱永峰等，2022）。这些矿床将另文讨论。
4.2中亚造山带东西段成矿差异性对比中亚造山带东西段成矿差异主要受到不同构造演化过程的控制。就岩浆弧的分布数量和展布范围而言（图4b），中亚造山带西段明显多于东段。这可能与西段未经历显著的后期构造事件的叠加改造有关，而东段则经历了蒙古-鄂霍茨克洋板块闭合以及古太平洋板块的俯冲改造（图6b），使得东段古生代岩浆弧大多已经发生了重熔或再循环，其早古生代岩浆弧仅保留了多宝山、白乃庙2个岛弧，晚古生代仅保留Gurvansayhan-Zoolen岛弧、狼山陆缘弧以及迪彦庙岛弧（图4b）。东段复杂的3大构造体制的叠加和反复构造-岩浆作用虽然对古亚洲洋体制下形成的岛弧及伴生的矿床具有一定的破坏性，这些过程在很大程度上造成了东段缺少岩浆Ni-Cu矿，但也造就了世界第一大钼成矿省、中国最大的银成矿省和中国第二大锡成矿省（Qin et al., 2022）。
相对的，西段则发育多个复杂的沟-弧-盆体系、后碰撞构造活动和长期的增生拼贴过程，显示出多岛洋的特征（秦克章等, 1999；Xiao et al., 2004）。由于二叠纪之后缺乏大规模构造岩浆活动的叠加改造，西段保留了众多岩浆Ni-Cu矿（图4b），但同时也缺乏与较高分异程度岩浆有关的Mo-Sn-Ag矿床。这些差异为中亚造山带的成矿预测提供了重要依据。
5结论与展望本文梳理了与古亚洲洋板块俯冲有关的岩浆弧和成矿作用，揭示受古亚洲洋构造体制影响的成矿类型主要包括6大类，即斑岩型Cu-Au-Mo、浅成低温热液型Au±Ag、岩浆型豆荚状Cr铁矿、岩浆型Ni-Cu、造山型金矿及VHMS Cu-Pb-Zn±Au，其中以斑岩型Cu-Au-Mo、造山型金矿和岩浆Ni-Cu矿经济价值最大。斑岩型、浅成低温热液型与VHMS型在早古生代和晚古生代均有产出。而造山型金矿、豆荚状Cr铁矿与岩浆型Ni-Cu主要形成于晚古生代，表明早古生代古亚洲洋板块以俯冲和弧岩浆作用为主，形成的构造环境主要为典型的沟-弧-盆体系，有利于在岛弧部位形成斑岩-浅成低温热液系统，在弧后形成VHMS Cu-Pb-Zn±Au系统。进入晚古生代，一些小洋盆闭合，发生弧-弧增生、弧陆碰撞，形成岩浆Cr和Ni-Cu矿以及造山型金矿。中亚造山带东段由于二叠纪之后构造-岩浆活动的叠加，使得其早古生代岩浆弧和相关矿床保留较少，但因祸得福却形成了中生代Mo-Sn-Ag成矿的大爆发。中亚成矿域的这些成矿特色表明，构造环境越复杂，成矿类型越多样。反之，多样的成矿作用在同一地区共存也就意味着该区经历了复杂的构造活动。这为利用成矿类型揭示区域构造演化提供了新思路。
尽管目前有关中亚成矿域矿床学研究已取得许多进展，但仍有很多未解之谜需要我们进一步探索和研究。比如：洋脊俯冲与普通岛弧形成的斑岩Cu±Au矿在成矿地质特征上有何区别？二者形成的斑岩铜矿在中亚成矿域所占比例分别是多少？造山型金矿集中分布于造山带和克拉通交界部位的具体动力学和成矿机制是什么？中亚成矿域同一时期不同位置矿床规模为何差别如此之大？Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿和Muruntau造山型金矿的巨量金属的来源是什么？其聚集的动力机制是什么？在中国境内是否具有寻找类似世界级斑岩Cu-Au矿和造山型金矿的潜力？何处是有利靶区？
致谢此文是国家重点研发计划深地资源勘查开采专项下设项目《北方东部复合造山成矿系统深部结构与成矿过程》的阶段性成果之一，是参与项目研究的全体科研人员的集体研究成果。研究及成文过程中得到项目专家组成员陈毓川院士、翟明国院士、吴福元院士、侯增谦院士、邓军院士、肖文交院士、徐义刚院士，以及董树文研究员、黄宗理研究员、吕志成研究员、肖庆辉研究员、巩恩普教授、刘启元研究员、徐义贤教授和周涛发教授等专家的指导。感谢周建波教授、朱群研究员、高俊研究员、曾庆栋研究员、孙景贵教授等同仁的讨论启发。感谢叶锦华和梅燕雄研究员邀稿，承蒙两位匿名审稿人悉心审阅并提出建设性修改意见。在此一并表示衷心感谢！
第一作者1985年工作伊始在中国有色金属工业总公司北京矿产地质研究所跟随王之田先生，王先生与裴荣富先生分别系清华大学地学系1952届、1948届毕业生，二位校友时有来往。自1987年在环太平洋成矿学术研讨会（长春）上第一次见到裴先生，自此不时得到先生的关心与指教。90年代到北海道大学师从石原舜三先生深造，石原先生与裴先生为交往多年的同行好友。赴日与归来或野外考察途中代为转达两位先生的相互问候。2000年秦克章博士后出站，应孙枢先生邀请，裴先生担任答辩专家委员会主席，多方面给以指点。每次在学术会议、毕业答辩等场合与裴先生见面，总是关切地问起近况，或赠书，或讨论，他那渊博的学识、不懈的追求、爽朗的笑声特别具有感染力，如沐春风，令人感念。而今裴先生已驾鹤仙去，谨以此文深切缅怀敬爱的裴先生！
表1与古亚洲洋闭合有关的岩浆弧及其特征Table 1 Magmatic arcs related to the closure of the Paleo-Asian Ocean and their characteristics序号
岩浆弧
名称
构造属性
时代
/Ma
位置
规模
/km
岩石组成
变质级别
/类型
地化特征
成矿作用
数据来源
1
Dunzhugur岛弧
马里亚纳型岛弧
812~784
东图瓦-萨彦，西北蒙古国
220
玻安岩、枕状熔岩、辉长岩、超镁铁质岩、席状岩墙、弧前杂岩
拉斑质-玻安质-钙碱性
Safonova et al., 2017
2
Shishkhid岛弧
马里亚纳型岛弧
808~790
东图瓦-萨彦，西北蒙古国
70×15
玻安岩、超基性岩、辉长岩、席状岩墙、玄武岩、流纹岩、安山质火山碎屑岩
多为钙碱性系列，富集LILE，Nb负异常，εNd(t)：
0~+6.9
Safonova et al., 2017
3
Ilchir
岛弧
马里亚纳型岛弧
~600
东图瓦-萨彦，西北蒙古国
90
玻安岩、辉石岩、富镁辉长岩、席状岩墙、富镁玄武安山岩的玻安枕状熔岩和枕状角砾岩（为主）、方辉橄榄岩-纯橄岩、层状超基性-辉长岩-斜长岩堆晶岩、钙碱性火山岩
玻安质-钙碱性
Safonova et al., 2017
4
Agardag
岛弧
马里亚纳型岛弧
~570
西图瓦-萨彦，俄罗斯
115
蛇绿岩、高铝玄武岩-玄武质安山岩、弧后拉斑玄武岩
钙碱性-拉斑质，εNd(t)：+4.8~+8.5
Safonova et al., 2017
5
Shatskii
岛弧
马里亚纳型岛弧
~580
西图瓦-萨彦，俄罗斯
330
方辉橄榄岩、辉长岩、辉绿岩、安山岩
εNd(t)：+7.3~+8.1
Safonova et al., 2017
6
Tannu-Ola岛弧
马里亚纳型岛弧
539~518
西图瓦-萨彦，俄罗斯
210
玄武岩、安山玄武岩、安山岩及其凝灰岩，英安流纹岩、流纹岩及其凝灰岩，辉长苏长岩、辉长岩、闪长岩、英云闪长岩和斜长花岗岩
玻安质-拉斑质-钙碱性，εNd(t)：
+6.4~+8.4
Safonova et al., 2017
7
Kurtushibin岛弧
马里亚纳型岛弧
635~539
西图瓦-萨彦，俄罗斯
440
玻安岩、蛇绿岩、混杂岩、蓝片岩、绿片岩、熔岩、枕状熔岩、发育硅质片岩和变硬砂岩的夹层和透镜体的拉斑玄武质角砾岩和凝灰岩
蓝片岩相、绿片岩相
玻安质-拉斑质-钙碱性（次要）
Safonova et al., 2017
8
Dariv岛弧
马里亚纳型岛弧
573~571
西蒙古国
260
玻安岩、蛇纹石化方辉橄榄岩和纯橄岩，辉长苏长岩-二辉橄榄岩-斜方辉石岩-纯橄岩层状杂岩体，席状岩墙、镁铁质-安山质熔岩流
玻安质
Safonova et al., 2017
9
Khan-Taishirin岛弧
马里亚纳型岛弧
573~568
西蒙古国
610
玻安岩、蛇绿岩、拉斑玄武岩、玄武质安山岩，钙碱性玄武岩、安山质玄武岩
玻安质-拉斑质-钙碱性，εNd(t)：
+6.5~+10.5
Safonova et al., 2017
10
Dzhida
岛弧
马里亚纳型岛弧
570~510
蒙古国-外贝加尔
280
玻安岩、斜长花岗岩-英云闪长岩-闪长岩杂岩体、蛇绿岩（镁铁质-超基性、玻安岩-玄武岩、流纹岩-安山岩、花岗质、碳酸盐岩和凝灰岩）
拉斑质-钙碱性，εNd(t)：+6.4~+7.6
Safonova et al., 2017
11
Kurai-Ulagan岛弧
马里亚纳型岛弧
647~598
俄罗斯阿尔泰
95
玻安岩、火山成因沉积岩、辉长岩、辉绿岩、单斜辉石岩、异剥橄榄岩和蛇纹岩、石英闪长岩、斜长花岗岩
拉斑质-玻安质-钙碱性，εNd(t)：
+4~+6
Safonova et al., 2017
12
Selety-Urumbai岛弧
马里亚纳型岛弧
539~323
北哈萨克斯坦
390
玻安岩、蛇绿岩、花岗质岩、双峰式玄武岩-流纹岩系列和分异火山岩系列
玻安质-钙碱性
Safonova et al., 2017
13
Bozshakol-Chingiz
岛弧
日本型
岛弧
501~480
东哈萨克斯坦
1470
玻安岩、玄武岩-安山岩-英安岩、花岗闪长岩、石英岩、凝灰岩、火山灰岩、镁铁质-安山质-长英质火山碎屑岩
拉斑质-钙碱性-玻安质，εNd(t)：
+4.1~+6.9
Bozshakol斑岩Cu-Au矿（481 Ma）
Safonova et al., 2017; Shen et al., 2018; Zhang et al., 2025
序号
岩浆弧
名称
构造属性
时代/Ma
位置
规模/km
岩石组成
变质级别/类型
地化特征
成矿作用
数据来源
14
多宝山
岛弧
兴安地块北部的日本型岛弧
~500~440
中国大兴安岭北部
玄武岩-安山岩-英安岩-流纹岩、凝灰岩、沉积岩、花岗闪长岩、英云闪长岩、闪长岩
多宝山-铜山斑岩Cu矿（480 Ma），争光中硫型浅成低温热液Au-Zn矿（480 Ma）
Wu et al., 2011; Wang et al., 2018; Zhao et al., 2018；2019a;杨晓平等, 2022
15
白乃庙
岛弧
马里亚纳型岛弧
500~430
中国内蒙古中部
>1000×30~120
闪长岩、花岗闪长岩、花岗闪长斑岩、英云闪长岩
绿片岩相
白乃庙斑岩Cu-Au矿（450 Ma），别鲁乌图VHMS Cu-Pb-Zn矿床（430 Ma）
Li WB et al., 2012; 2021; Zhang et al., 2014;高旭等, 2018; Ma et al., 2019; Wang X G et al., 2021
16
中天山
岛弧
北天山和南天山洋在早古生代演化至二叠纪的日本型岛弧
485~252
中国中天山
奥陶纪钙碱性玄武岩、安山岩、火山碎屑岩、硬砂岩及志留纪变质复理石、花岗岩类、与Cu-Ni矿有关的基性-超基性杂岩体
绿片岩相
京希-伊尔曼德高硫型浅成低温热液金矿(285 Ma)，阿希中硫型浅成低温热液金矿（288 Ma）
毛启贵等, 2006; Dong et al., 2011; Xiao et al., 2013; Dong et al., 2018
17
Baydaulet-Aqbastau岛弧
马里亚纳型岛弧
478~444
东哈萨克斯坦
910
枕状玄武岩、石英岩、中酸性凝灰岩，玄武岩、玄武质安山岩、安山岩、英安岩、流纹岩、火山碎屑岩，硅质粉砂岩、凝灰岩和碧玉岩
Safonova et al., 2017
18
Chatkal-Atbashi
岛弧
日本型
岛弧
470~460
吉尔吉斯斯坦南天山
230
蛇绿岩、角闪岩、变玄武岩、流纹岩、英安岩、次火山斑岩、安山质-镁铁质凝灰岩
角闪岩相
钙碱性-亚碱性，εNd(t)：
+0.9~−2.6
Safonova et al., 2017; Shen et al., 2018
19
大南湖-头苏泉岛弧
马里亚纳型岛弧
465~265
中国东天山北部
玄武岩、火山碎屑岩、次流纹岩、辉长岩、闪长岩、英云闪长岩、花岗岩、二长花岗岩、花岗斑岩
εNd(t)：+1.3~
+3.4
土屋-延东斑岩Cu矿(333 Ma)，坡十，红石山，笔架山，黄山、黄山东、香山、图拉尔根Ni-Cu矿（~280 Ma)
Qin et al., 2011; Xiao et al., 2013; Shen et al., 2018;庞博宸等, 2020; Tian et al., 2023
20
公婆泉
岛弧
牛圈子洋盆古生代向北俯冲形成的日本型岛弧
462~398
中国北山中部
片麻岩、片岩等变质杂岩、玄武安山岩、安山岩、火山碎屑岩、闪长玢岩、花岗质侵入体
绿片岩相-角闪岩相
公婆泉铜矿、红柳沟铜矿、大口子铜矿点、勒巴泉铜矿
Song et al., 2015
21
Fan-Karategin
马里亚纳型岛弧
458~433
塔吉克斯坦南天山
330×40
OIB型碱性和拉斑变玄武岩及相关的变质石英岩、大理岩、玄武岩、安山岩、流纹岩、粗面岩、硬砂岩、泥岩、凝灰岩和火山碎屑砂岩
蓝片岩相、绿片岩相
OIB-拉斑质
Safonova et al., 2017
序号
岩浆弧
名称
构造属性
时代/Ma
位置
规模/km
岩石组成
变质级别/类型
地化特征
成矿作用
数据来源
22
巴尔喀什-伊犁陆缘弧
形成于前寒武纪微陆块之上的安第斯型大陆边缘弧
458~273
哈萨克斯坦巴尔喀什，中国伊犁
600
花岗岩、火山-沉积岩
基底为古元古代-新元古代高级变质岩及早古生代被动陆缘变质沉积岩
Aktogai (330 Ma)、Kounrad (323 Ma)、包古图(312 Ma)斑岩Cu矿
Zhu et al., 2009; Xiao et al., 2013; Shen et al., 2015b
23
Gurvansayhan-Zoolen
岛弧
日本型
岛弧
423~359
西南蒙古国
870
玻安岩、岛弧拉斑玄武岩和安山岩、中泥盆世火山碎屑岩、枕状玄武岩和安山岩、碎屑沉积物和灰岩、橄榄岩、蛇纹岩和辉长岩、花岗岩类
玻安质-拉斑质-钙碱性，
εNd(t)：+6~+9
Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿（372 Ma）；Tsagaan Suvarga斑岩Cu-Mo矿（370 Ma）
Safonova et al., 2017; Shen et al., 2018;苗来成等, 2023
24
Saerbulake岛弧
马里亚纳型岛弧
419~393
中国阿尔泰
315
玻安岩、苦橄岩、埃达克岩、高镁安山岩、富铌玄武岩、拉斑玄武岩-钙碱性玄武岩及英安岩
玻安质-拉斑质-钙碱性-埃达克质，εNd(t：
+3~+4.3
Safonova et al., 2017
25
Magnitogorsk
岛弧
马里亚纳型岛弧
419~340
俄罗斯-哈萨克斯坦乌拉尔
~500
镁铁质-长英质火山岩、凝灰岩、红色碧玉岩、砂岩、英云闪长岩
εNd(t)：−2.6~
−2.9
Yubileinoe斑岩Au-Cu (374 Ma)
Golovanova et al., 2018; Shen et al., 2018
26
Zharma-Saur岛弧
日本型岛弧
380~356
东哈萨克斯坦-西准噶尔
490
镁铁质火山岩、砂岩、弧花岗岩类
εHf(t)：+6~+16
Safonova et al., 2017
27
Char
岛弧
马里亚纳型岛弧
395~322
东哈萨克斯坦
95
玻安岩、玄武岩、细晶辉长岩、辉绿岩、安山岩、英云闪长岩、英安岩
拉斑质-钙碱性，εNd(t)：
+6.4~+7.6
Safonova et al., 2017
28
Bogda
岛弧
马里亚纳型岛弧
419~299
中国北天山
600
枕状熔岩、岛弧花岗岩、闪长质岩墙
εNd(t)：+7.9~
+9.4
Xiao et al., 2004; Safonova et al., 2017
29
狼山陆缘弧
安第斯型大陆边缘弧
341~268
中国阿拉善地块东北缘
玻安岩、橄榄辉石堆晶岩、苏长-辉长岩、辉长闪长岩、高镁闪长岩、闪长岩、英云闪长岩、二长花岗岩、花岗岩
εNd(t)：−12.6~
+3.3
额尔布图(294 Ma)与别力盖庙
(269 Ma)
Ni-Cu矿
Peng et al., 2013；2017;
Liu et al., 2023;2024
30
Valerianov-Beltau-Kurama岛弧
马里亚纳型岛弧
330~290
乌兹别克斯坦北部
安山岩、英安岩、流纹岩、二长岩、闪长岩、石英二长斑岩
εNd(t)：−1.0~
−0.1
Almalyk斑岩Cu-Au（318 Ma）
Seltmann et al., 2014; Shen et al., 2018
31
迪彦庙
岛弧
马里亚纳型岛弧
290~240
中国内蒙古西乌旗东
蛇绿岩、角闪辉长岩、辉长岩、岛弧拉斑玄武岩
εNd(t)：+14.2~
+18.0
程杨等, 2019
注：空白为无数据。表2与古亚洲洋闭合有关的代表性矿床及其特征Table 2 Representative mineral deposits related to the closure of the Paleo-Asian Ocean and their characteristics序号
矿床名称
国家
矿床类型
容矿岩石
矿区其他岩浆岩
成矿年龄
/Ma
成岩年龄
/Ma
矿物组合
围岩蚀变
构造背景
矿石品位
金属储量
数据来源
1
Bozshakol
哈萨克斯坦
斑岩型Cu-Au矿
英云闪长斑岩、火山岩
481
(Rb-Sr)
489
黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿。辉钼矿、闪锌矿、方铅矿、白铁矿、斑铜矿、赤铁矿、黝铜矿、雌黄铁矿、镍黄铁矿、方黄铜矿
黑云母-磁铁矿化、绢英岩化、碳酸盐化、绿泥石化
岛弧
Cu：0.4%；Au：
0.2 g/t
Cu：
6.7 Mt；Au：49 t
Kudryavtsev, 1996；Seltmann et al., 2014；Shen et al., 2015a
2
Yubileinoe
哈萨克斯坦
斑岩型Au-Cu矿
斜长花岗斑岩，英云闪长斑岩、镁铁质火山岩
花岗闪长岩
374±3 (U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、毒砂、斑铜矿、黝铜矿、辉锑矿、方铅矿、闪锌矿
钾长石化、青磐岩化、绢英岩化、矽卡岩化、角岩化
岛弧
Au：2.07 g/t；Cu：0.156%
Au：85 t；Cu：
0.064 Mt
Grabezhev, 2014；Vikentyev et al., 2023
3
Nurkazgan
哈萨克斯坦
斑岩型Cu-Au矿
二长岩、花岗闪长斑岩
440
440
(U-Pb)
黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿
钾长石-黑云母化、青磐岩化、
岛弧
Cu：0.9%；Au：
0.4 g/t
Cu：
1.5 Mt；Au：65 t
Seltmann et al., 2014；Shen et al., 2016
4
Kounrad
哈萨克斯坦
斑岩型Cu矿
花岗闪长岩，花岗闪长斑岩
二长花岗岩
326
(U-Pb)
361~325
黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、硫砷铜矿、黝铜矿、辉铜矿、闪锌矿、方铅矿、斑铜矿、磁铁矿、铜蓝、毒砂、白铁矿
钾化、青磐岩化、绢英岩化、硅化、泥化、高级泥化
陆缘弧
Cu：0.6%；Au：0.02 g/t；Mo：0.0035%
Cu：8 Mt；Au：600 t；Mo：0.2 Mt
Seltmann et al., 2014；Ermolov et al., 2015；Li et al., 2016；申萍等, 2015
5
Aktogai
哈萨克斯坦
斑岩型Cu矿
花岗闪长斑岩、石英闪长玢岩
闪长岩、石英闪长岩、花岗闪长岩
330
(U-Pb)
345~328
磁铁矿、雌黄铁矿、方黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、黄铜矿、辉钼矿、辉铜矿、方铅矿、闪锌矿、砷黝铜矿
钾硅酸盐化、青磐岩化、绢英岩化
陆缘弧
Cu：0.3%；Au：0.04 g/t
Cu：
12.5 Mt；Au：60 t
Cao et al., 2016；Chen et al., 2015
6
Koksai
哈萨克斯坦
斑岩型Cu-Au矿
花岗闪长斑岩、英云闪长斑岩
英安质-流纹质熔岩和凝灰岩
438.3±3.1
(U-Pb)
438
黄铁矿、黄铜矿、磁铁矿、斑铜矿、辉钼矿
钾长石化、硅化、绿泥石化、石英-绢云母-绿泥石化、碳酸盐化
岛弧
Cu：0.5%；Au：
0.2 g/t
Cu：
1.6 Mt；Au：37 t
Seltmann et al., 2014；申萍等, 2015
7
Almalyk
乌兹别克斯坦
斑岩型Cu-Au矿
石英二长岩、花岗闪长斑岩
二长闪长岩、花岗闪长岩
317.6±1.2
(Re-Os)
326~315
磁铁矿、黄铁矿、辉钼矿、黄铜矿
硅化、钾化、绢英岩化、青磐岩化
岛弧
Cu：0.38%；Au：
0.6 g/t
Cu：
11.5 Mt；Au：1200 t
Seltmann et al., 2014；Cheng et al., 2018
8
Oyu Tolgoi
蒙古国
斑岩型Cu-Au矿
石英二长闪长岩、长石斑岩、闪长玢岩、花岗闪长岩
石英二长闪长岩、花岗闪长斑岩体、长石斑岩
372
(Re-Os)
374~372 (U-Pb)
斑铜矿、黄铜矿、辉铜矿、磁铁矿
钠钙化、黑云母-磁铁矿化、钾长石化、绢英岩化、中级-高级泥化、青磐岩化
岛弧
Cu：0.983%；Au：0.35 g/t；Mo：
142 g/t
Au：
1314 t；
Cu：
36.87 Mt；Mo：
0.11 Mt
Kirwin et al., 2005；Khashgerel et al., 2006；2008；Wainwright et al., 2011；2017；申萍等, 2015
9
Tsagaan Suvarga
蒙古国
斑岩型Cu-Mo
二长花岗斑岩、花岗闪长斑岩
花岗闪长岩、花岗岩、花岗斑岩、正长花岗斑岩
370.4±0.8 (Re-Os)
365.7±3.6 (U-Pb)
黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿、黝铜矿、磁黄铁矿、自然银
绢云母化、硅化
岛弧
Cu：0.53%；Mo：0.018%
Cu：1.27 Mt；Mo：40 000 t；Ag：1800 t；Au：26 t
Watanabe et al., 2000；侯万荣等, 2010；朱明帅等, 2015
序号
矿床名称
国家
矿床类型
容矿岩石
矿区其他岩浆岩
成矿年龄
/Ma
成岩年龄
/Ma
矿物组合
围岩蚀变
构造背景
矿石品位
金属储量
数据来源
10
包古图
中国
斑岩型Cu-Au矿
闪长玢岩、石英闪长岩
花岗闪长岩
312
(Re-Os)
313
黄铜矿、黄铁矿、辉钼矿、磁铁矿、金红石
黑云母化、青磐岩化、绢英岩化
陆缘弧
Cu：0.3%；Au：0.1 g/t；Mo：0.011%
Cu：
0.63 Mt；Au：14 t；Mo：
0.018 Mt
Shen et al., 2010；Shen et al., 2012
11
吐屋-延东
中国
斑岩型Cu矿
英云闪长斑岩、闪长玢岩
花岗闪长岩、斜长花岗斑岩、石英钠长斑岩
336
(Re-Os)
339~332
黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、蓝辉铜矿、闪锌矿、磁铁矿、赤铁矿、碲铜矿
硅化、绿泥石-黑云母化、绢英岩化、泥化、青磐岩化
岛弧
Cu：0.6%
Cu：4.26 Mt
Shen et al., 2014；Wang et al. 2021
12
多宝山
中国
斑岩型Cu-Au矿
花岗闪长斑岩、粉砂岩、砾岩、结晶灰岩
花岗闪长岩
475.9±7.9
(Re-Os)
475.8±2.8
(U-Pb)
黄铜矿、黄铁矿、斑铜矿、辉钼矿
钾化、绢英岩化、青磐岩化
岛弧
Cu：0.47%；Mo：0.016%；Au：0.14 g/t
Au：73.4 t；Cu：
3.35 Mt；Mo：
0.15 Mt
Zeng et al., 2014；Zhao et al., 2018；Cai et al., 2021
13
铜山
中国
斑岩型Cu-Au矿
英云闪长岩
花岗闪长岩、英云闪长岩、石英闪长岩
476.0±4.5
(Re-Os)
474.1±1.3 Ma(U-Pb)
黄铜矿、斑铜矿
钾化、青磐岩化、绢云母化、硅化
岛弧
Cu：0.48%；Mo：0.023%；Au：0.25 g/t
Au：13.7 t；Cu：
0.91 Mt；Mo：
0.04 Mt
Hao et al., 2014；Liu et al., 2017；庞绪勇, 2017；Cai et al., 2021
14
白乃庙
中国
斑岩型Cu-Au矿
花岗闪长斑岩
白云母花岗岩、石英闪长岩、花岗斑岩
445.0±3.4；433.9±3.1
(Re-Os)
445±3.4
(U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、辉钼矿、闪锌矿、方铅矿、磁黄铁矿
硅化与钾化
岛弧
Cu：0.8%；Au：0.3 g/t
Cu：0.6 Mt Au：20 t
Li et al., 2012；高旭等, 2018；Wang X G et al., 2021
15
图古日格
中国
斑岩型Au矿
正长花岗斑岩
片麻状花岗岩、斑状花岗岩、二长花岗岩、辉长岩
268±15 (Re-Os)；258.9±1.6
(Ar-Ar)
276±2
(U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、自然金
黄铁绢英岩化、硅化、绢云母化
碰撞后
Au：4 g/t
Au：30 t
Ding et al., 2016a；丁成武等, 2022
16
毕力赫
中国
斑岩型Au矿
花岗岩、花岗闪长斑岩、粉砂岩、泥岩
苏长辉长岩、花岗闪长岩、花岗岩、细晶岩、英安岩、安山岩
268±1
(Re-Os)
271.5~259.4
(U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿、磁铁矿、斑铜矿、黝铜矿、辉钼矿、方铅矿、闪锌矿
绿泥石化-绢云母-伊利石化
岛弧
Au：2.78 g/t
Au：26.6 t
Liu et al., 2015；Zhu et al., 2018；朱雪峰等, 2018
17
哈达庙
中国
斑岩型Au矿
花岗斑岩
黑云母花岗岩、闪长玢岩、石英闪长岩、火山角砾岩
271.8±3.3
(U-Pb)
272.9±2.4
(U-Pb)
自然金、银金矿、黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿、褐铁矿、斑铜矿、孔雀石、铜蓝
硅化、电气石化、绢英岩化
岛弧
Au：7.5 g/t
Au：3 t
郝百武等, 2010；Qiao et al., 2019
18
Kochbulak
乌兹别克斯坦
高硫型浅成低温热液矿床
（粗面）安山岩、英安岩、凝灰岩
花岗斑岩、花岗闪长斑岩、石英斑岩
~285
黄铁矿、黄铜矿、斑铜矿、方铅矿、闪锌矿、黝铜矿、辉铋矿、自然金、自然碲、碲铋矿、碲铅铋矿、辉碲铋矿、碲铅矿、碲铋银矿、碲银矿
钾化、青磐岩化、硅化、绢云母化、明矾石化
岛弧
Au：13.4 g/t
Au：120 t
Plotinskaya et al., 2006；Lu et al., 2024
序号
矿床名称
国家
矿床类型
容矿岩石
矿区其他岩浆岩
成矿年龄
/Ma
成岩年龄
/Ma
矿物组合
围岩蚀变
构造
背景
矿石品位
金属储量
数据来源
19
京希-伊尔曼德
中国
高硫型浅成低温热液矿床
安山岩、流纹岩、砂岩、砾岩
~285
284.5±4.6 (U-Pb)
黄铁矿
硅化、高岭土化、地开石化
岛弧
Au：1 g/t
Au：100 t
Dong et al., 2018
20
阿希
中国
中硫型浅成低温热液矿床
安山岩、英安岩
288(U-Pb)，278±16 (伊利石Rb-Sr)
黄铁矿、毒砂、白铁矿、方铅矿、闪锌矿、黝铜矿
绢英岩化、硅化、青磐岩化
岛弧
Au：5.6 g/t
Au：50 t
Dong et al., 2018
21
争光
中国
中硫型浅成低温热液型
安山岩、安山质凝灰岩、火山角砾岩
闪长岩、闪长斑岩、英云闪长斑岩
474.7±7.9 (Re-Os)
480.3±2.1 (U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿、方铅矿、黝铜矿-砷黝铜矿、碲银矿、碲金银矿
青磐岩化、石英-伊利石-黄铁矿化
岛弧
Au：2.59
g/t；Zn：1.05%；Ag：
12.03 g/t
Au：35 t；Zn：
100 000 t；Ag：100 t
Wang et al., 2018；2020；2021；2024；Cai et al., 2021
22
别鲁乌图
中国
海底喷流VHMS
板岩、凝灰岩、火山碎屑岩
凝灰岩
430.2±2；435±2
(U-Pb)
430.2±2；435±2
(U-Pb)
磁黄铁矿、黄铜矿、闪锌矿
硅化、绢云母化、绿泥石化
岛弧
Cu：0.63%；Pb：0.28%；Zn：0.82%；Ag：
7.34 g/t
Cu：
17 754 t；Pb：
5930 t；Zn：
17 401 t；Ag：20 t
Li et al., 2021
23
小坝梁
中国
海底喷流VHMS
凝灰岩
蛇绿岩
326±3
(U-Pb)
326±3
(U-Pb)
黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿
绿泥石化、碳酸盐化
裂谷伸展
Cu：0.7~2.0%；Au：
<1 g/t
中型Cu-Au
Zhang et al., 2021
24
Muruntau
乌兹别克斯坦
造山型金矿
千枚岩、泥质片岩
辉绿岩、煌斑岩、花岗岩
288
300~275
毒砂、黄铁矿、雌黄铁矿、白钨矿
黑云母-钾长石化、钠长石化
挤压-走滑转变增生造山带
Au：3.5 g/t
Au：
5300 t
Seltmann et al., 2020
25
朱拉扎嘎
中国
造山型金矿
变质粉砂岩、钙质石英砂岩
花岗岩、闪长岩、花岗斑岩、辉长岩、辉绿岩
282.3±0.9 (Ar-Ar)
304±5；280±6(U-Pb)
自然金、磁黄铁矿、毒砂、黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、褐铁矿、蓝铜矿、孔雀石
绿泥石化、硅化
碰撞后
Au：4 g/t
Au：50 t
Jiang et al., 2005；
李俊建等, 2010；Ding et al., 2016b
26
浩尧尔忽洞
中国
造山型金矿
碳质板岩-片岩、变质砂岩
黑云母花岗岩、辉长岩
256(榍石U-Pb)
磁黄铁矿、黄铁矿、白钨矿、自然金
黑云母化、磁黄铁矿化、硅化、石墨化
增生造山
Au：0.6 g/t
Au：
157.6 t
Nie et al., 2002；Li et al., 2023
27
新地沟
中国
造山型金矿
变质火山岩
石英脉-蚀变岩型矿体受NWW韧性剪切带控制
301(独居石U-Th-Pb)
250
黄铁矿、黄铜矿、自然金
硅化、黄铁绢英岩化、碳酸盐化
增生造山
Au：
2.41 g/t
Au：15 t
Nie et al., 2002；Zhang et al., 2020
28
柴胡栏子
中国
造山型金矿
云母片岩
花岗岩，镁铁质岩脉
285.4±8.5 (金红石U-Pb)；282.3±3.4 (榍石U-Pb)
275.5±3.4 (成矿后岩脉U-Pb)
磁黄铁矿、自然金
钾长石-绿帘石化、绢云母-阳起石-绿泥石化
增生造山
Au：
5.48 g/t
Au：27 t
Qu et al., 2021；Shi et al., 2023
29
喀拉通克
中国
岩浆型Ni-Cu
橄榄苏长岩、苏长岩
闪长岩、辉长苏长岩、辉绿岩
287
镍黄铁矿、黄铜矿、雌黄铁矿
蛇纹石化、绿泥石化、碳酸盐化
碰撞晚期伸展
Ni：0.78%；
Cu：1.29%
Ni：
0.22 Mt；Cu：
0.36 Mt
Han et al.,2004；Song et al., 2009；Li et al., 2019
序号
矿床名称
国家
矿床类型
容矿岩石
矿区其他岩浆岩
成矿年龄
/Ma
成岩年龄
/Ma
矿物组合
围岩蚀变
构造背景
矿石品位
金属储量
数据来源
30
坡一
中国
岩浆型Ni-Cu
橄榄岩、橄长岩
纯橄岩、二辉橄榄岩、橄榄二辉岩
270
雌黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
蛇纹石化、透闪石化
碰撞晚期伸展
Ni：0.5%；
Cu：0.14%
Ni：0.20 Mt；Cu：0.056 Mt
秦克章等，2012；Xue et al., 2016；Li et al., 2019
31
黄山
中国
岩浆型Ni-Cu
二辉橄榄岩、辉石岩
284
雌黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
蛇纹石化、绿泥石化、绢云母化、绿帘石化、钠长石化
碰撞晚期伸展
Ni：0.54%；
Cu：0.3%
Ni：0.43 Mt；Cu：0.24 Mt
Qin et al., 2011；Zhang et al., 2011；秦克章等，2012；Li et al., 2019
32
黄山东
中国
岩浆型Ni-Cu
橄榄二辉岩
280
雌黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
蛇纹石化、滑石化、透闪石化、绿帘石化
碰撞晚期伸展
Ni：0.52%；
Cu：0.27%
Ni：0.43 Mt；Cu：0.24 Mt
Han et al., 2004；秦克章等，2012；Li et al., 2019
33
图拉尔根
中国
岩浆型Ni-Cu
二辉橄榄岩
280
雌黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
蛇纹石化、磁铁矿化
碰撞晚期伸展
Ni：0.6%；
Cu：0.4%
Ni：0.12 Mt；Cu：0.08 Mt
秦克章等，2012；Li et al., 2019；Wang et al., 2022
34
黑山
中国
岩浆型Ni-Cu
橄榄岩
367
雌黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
蛇纹石化、磁铁矿化
岛弧
Ni：0.6%,
Cu：0.3%
Ni：0.21 Mt；Cu：0.105 Mt
Xie et al., 2012；2014；秦克章等，2012；Li et al., 2019
35
额尔布图
中国
岩浆型Ni-Cu
斜方辉石岩、橄榄石-斜方辉石岩
294.2±2.7 (U-Pb)
294.2±2.7 (U-Pb)
磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
不发育
岛弧
小型Ni-Cu
Peng et al., 2013
36
别力盖庙
中国
岩浆型Ni-Cu
橄榄辉石岩、斜方辉石岩
辉长岩
269±2.1 (U-Pb)
269±2.1 (U-Pb)
磁黄铁矿、镍黄铁矿、黄铜矿
绿泥石化、蛇纹石化
岛弧
Ni<1.3%
小型Ni-Cu
Peng et al., 2017
37
贺根山
中国
岩浆型Cr
蛇绿岩
蛇纹岩、变辉长岩-堆晶岩、玄武岩
335
361~335 (U-Pb)
铬铁矿、高Al尖晶石、高Cr尖晶石
蛇纹石化、绿泥石化、碳酸盐化
裂谷伸展
大型Cr
白文吉等, 1985；Jiang et al., 2020；陆国隆等, 2021
注：空白表示无数据。表3 Oyu Tolgoi斑岩Cu-Au矿成矿地质特征汇总Table 3 Summary of the geological characteristics of the Oyu Tolgoi porphyry Cu-Au deposit特征
描述
区域成矿背景
Oyu Tolgoi位于与古亚洲洋俯冲有关的Gurvansayhan-Zoolen岛弧上，形成于~372 Ma
矿床地质
该矿区主要由南Oyu、中Oyu、西南Oyu及Hugo Dummett矿体组成，整个矿区延伸超过12 km。矿床总储量为6.382 Gt，铜金属量为42.76 Mt @ 0.67% Cu，金金属量为1850 t @ 0.29 g/t Au
成矿（斑）岩体
斑岩主要为石英二长闪长岩及石英二长岩，岩体规模从数米到50 m不等，具有细粒到中粒结构，主要矿物为斜长石、石英、角闪石和少量的钾长石，副矿物为锆石、磷灰石和磁铁矿。侵位深度约为2~3 km
构造与围岩
矿体主要赋存于岛弧火山岩系中，被一系列断层切割。Hugo Dummett矿体主要赋存于玄武岩围岩中
矿体形态
矿体呈北北东方向的长条状，主要为不规则脉状和浸染状，矿化沿断裂带发育
矿石矿物
黄铜矿、辉铜矿、毒砂、斑铜矿、方铅矿、黄铁矿、闪锌矿、辉钼矿等
脉石矿物
石英、钾长石、绿泥石、方解石等
蚀变特征
①早期（深部，斑岩中心，高温）：钾硅酸盐蚀变，主要矿物为钾长石、黑云母、磁铁矿、石英，Cu-Au矿化主要与此蚀变相关
②早期（深部，中高温）：青磐岩化，主要包括绿帘石、绿泥石、钠长石、方解石、黄铁矿、赤铁矿、榍石
③中期（中部）：绢云母-白云母化，伴随铜矿化，矿物包括黄铜矿和辉铜矿
④晚期（浅部，外围，低温）：高级黏土矿物蚀变，矿物包括高岭石、地开石、堇青石等
矿化特征
矿化与钾硅酸盐蚀变关系最为密切，矿石以黄铜矿为主，伴有少量的辉铜矿、毒砂等。金主要以微细粒形式存在，赋存于黄铜矿和辉铜矿晶界或包裹体中
成矿流体特征
成矿流体温度约为250°C~400°C，盐度w(NaCl)为10%~15%
氧逸度
较高
金属来源
成矿金属来源主要为岛弧火山岩浆活动，岩浆热液流体提供了铜和金的主要来源
表4 Muruntau金矿成矿地质特征汇总Table 4 Summary of the geological characteristics of the Muruntau gold deposit特征
描述
区域成矿背景
Muruntau位于中亚造山带的南天山造山系统中，该系统因突厥斯坦洋（古亚洲洋的南分支）的闭合形成。在约288 Ma的构造转变期间，由于大规模的走滑断裂活动和区域构造事件，形成了金矿化的有利条件
围岩
主要为寒武纪—奥陶纪的硅质碎屑岩，即Besapan地层。岩石经历了绿片岩相区域变质作用和随后局部的热变质，形成了角岩围岩
构造
矿化主要受控于Sangruntau-Tamdytau剪切带和Muruntau-Daugyztau断层交汇处，这些断层的左旋走滑活动导致了张性构造环境，有利于成矿流体的集中
储量和品位
矿床初始Au资源量约为5300 t，平均品位为3.5~4.0 g/t。现阶段矿石处理的金品位已下降至2.4 g/t，未来可能降至1.5 g/t
矿体形态
Muruntau金矿的矿体形态为巨大的石英网脉系统，呈现出陡倾的脉状结构，矿体沿断层分布延伸较远，长度约为600 m，宽度150 m，垂直延伸深度超过700 m。矿体集中于角岩化的围岩中，尤其在断裂带附近，矿化最为显著
矿石结构
矿石主要以脉状和网脉状结构为主，包含大量石英脉和钾长石、云母等矿物，形成复杂的脉系结构。石英网脉系统由多个细小的石英脉组成，部分脉宽仅几厘米，但在矿区内大范围分布
矿化特征
矿石矿物组合包括黄铁矿、毒砂、磁黄铁矿等，金矿化主要与毒砂相关，金往往沿毒砂的裂隙沉淀。此外，矿石中还包含少量的钨矿物（如白钨矿）和铋碲化物
金赋存状态
金的赋存形式以微粒状为主，通常分布于石英脉与脉石矿物的边缘，或填充在硫化物（主要是毒砂）的裂隙中
金成色
Muruntau金矿的金成色相对较高，成色范围在770~980之间
成矿地球化学特征
①成矿深度：6~10 km
②成矿流体温度：矿化形成时的流体温度约为400±50°C
③盐度：成矿流体为低盐度的水-碳酸盐型流体
④氧逸度：成矿过程中氧逸度较低，形成了以毒砂、黄铁矿为主的硫化物
⑤金属来源：金的来源尚存争议，可能与变质流体或地幔上涌过程有关
图1基于地质、古地磁和岩石学数据的古亚洲洋地球动力学演化地质图（自Safonova et al., 2017） 陆块缩写：CM—中蒙古；Dz—扎布汗（Baydrag）；JR—准噶尔；Kaz—哈萨克斯坦；NC—华北；NT—北天山；SC—华南；SG—南戈壁； T—塔里木；TM—图瓦-蒙古；俯冲-增生区：AM—阿尔泰-蒙古；GA—戈尔诺-阿尔泰
Fig. 1 Geological map of the geodynamic evolution of the Paleo-Asian Ocean based on geological, paleomagnetic and petrologic data (after Safonova et al., 2017) Abbreviations for continental blocks: CM—Central Mongolian; Dz—Dzabkhan (Baydrag); JR—Junggar; Kaz—Kazakhstan; NC—North China; NT—North Tienshan; SC—South China; SG—South Gobi; T—Tarim; TM—Tuva-Mongolian; Subduction-accretion zones: AM—Altai-Mongolian; GA—Gorny-Altai
图2中国北方东部复合造山带在中国的地理位置（a）；中国北方东部复合造山带古生代岩浆岩和矿床分布图（b）（早古生代矿床名称用红色字体标出，晚古生代矿床为黑色字体 底图据中华人民共和国1∶250万地质图，2002,中国地质调查局编制,中国地图出版社；Liu et al., 2017）
Fig. 2 The geographical location of the eastern composite orogenic belt in China (a) ;Distribution map of Paleozoic magmatic rocks and mineral deposits in the eastern part of the northern China composite orogenic belt (b) (names of Early Paleozoic deposits are labeled in red, while Late Paleozoic deposits are labeled in black. The base map after the 1∶2 500 000 Geological Map of the People's Republic of China, 2002, compiled by the China Geological Survey and published by the China Map Press; Liu et al., 2017)
图3与古亚洲洋板块俯冲有关的主要成矿类型及其构造背景示意图（修改自Groves et al., 2005）
Fig. 3 The sketch map of main mineralization types and tectonic setting related to the subduction of the Paleo-Asian Oceanic Plate (modified from Groves et al., 2005)
图4中亚成矿域在世界地图中的位置（a）；中亚成矿域与古亚洲洋闭合有关的主要岩浆弧及相关矿床类型空间分布略图（b）（底图自Shen et al., 2015a；岩浆弧和矿床参考文献见表1和表2）
Fig. 4 Location of the Central Asian metallogenic domain on the world map (a) ; Spatial distribution of the main magmatic arcs and related ore deposit types in the Central Asian metallogenic domain related to the closure of the Paleo-Asian Ocean (b) (base map from Shen et al., 2015a; references to magmatic arcs and mineral deposits are shown in Tables 1 and 2)
图5中亚成矿域与古亚洲洋闭合有关的代表性矿床时代分布直方图（a）及Cu-Au储量随成矿时代的变化柱状图（b、c） b、c中插图为主要矿床类型贡献金属量占总金属量百分比饼图；矿床具体信息及参考文献见表2
Fig. 5 The age distribution histogram of representative deposits related to the closure of the Paleo-Asian Ocean in the Central Asian metallogenic domain (a) and the variation of Cu-Au reserves with the age of mineralization (b, c)the insert pie charts in b and c are the percentages of each deposit type contributing to the total metal reserves; Detailed information and references of the deposits are shown in Table 2 Table 3 Summary of the geological characteristics of the Oyu Tolgoi porphyry Cu-Au deposit
图6中亚成矿域在世界地图中的位置（a）；中亚成矿域构造简图及主要斑岩矿床分布（b）（简化自Gao et al., 2018） ZES—斋桑-额尔齐斯缝合带；STS—南天山缝合带；EBS—东天山-北山缝合带；SXS—索伦-西拉木伦缝合带；ENDF—额尔齐斯-北天山-大草滩断裂；NTF—塔里木北缘断裂；LZF—狼山-宗巴彦走滑断裂；KCF—开原-赤峰断裂
Fig. 6 Location of the Central Asian metallogenic domain on the world map (a) ; Schematic map of the Central Asian Metallogenic Domain and distribution of major porphyry deposits (b) (simplified from Gao et al., 2018) ZES—Zaysan-Erqis suture; STS—South Tianshan suture; EBS—East Tianshan-Beishan suture; SXS—Solonker-Xar Moron suture; ENDF—Erqis-North Tianshan-Dacaotan fault; NTF—North Tarim fault; LZF—Langshan-Zuunbayan strike-slip fault; KCF—Kaiyuan-Chifeng fault
-
参考文献
摘要
自~1350 Ma打开到~250 Ma最终闭合，古亚洲洋经历了11亿年的演化后形成了全球最大的增生型造山带——中亚造山带。研究古亚洲洋的构造演化与成矿可有效揭示中亚造山带的演化与成矿规律，进而指导勘查。中亚造山带发育众多岩浆弧，新元古代岩浆弧主要分布在北侧，而古生代岩浆弧集中在西侧，东侧有少量发育。古亚洲洋在早古生代以大洋俯冲作用为主，晚古生代逐步以弧陆拼贴和碰撞为主导。文章系统梳理了与古亚洲洋板块俯冲相关的31个岩浆弧及37个代表性矿床，厘定古亚洲洋构造体制的6大类成矿类型，包括斑岩型Cu-Au±Mo、浅成低温热液型Au±Ag、岩浆型豆荚状Cr铁矿、岩浆型Ni-Cu-PGE、造山型金矿及VHMS型Cu-Pb-Zn±Au矿床。其中，斑岩型Cu-Au±Mo、造山型金矿及岩浆型Ni-Cu-PGE矿床具有最高的经济价值。斑岩型、浅成低温热液型及VHMS型矿床在早古生代和晚古生代均有产出，而造山型金矿、豆荚状Cr铁矿及岩浆型Ni-Cu矿床则主要形成于晚古生代。这表明，早古生代古亚洲洋板块俯冲与弧岩浆作用占主导地位，形成的构造环境以典型的沟-弧-盆体系为主，有利于在岛弧地区形成斑岩和浅成低温热液系统，并在弧后区域形成VHMS Cu-Pb-Zn±Au矿床。到了晚古生代，随着部分小洋盆的闭合，发生了弧-弧增生与弧陆碰撞作用，导致岩浆型Cr、Ni-Cu矿床及造山型金矿的形成。斑岩型、浅成低温热液型和VHMS及岩浆型Cr矿床与洋壳俯冲关系密切，岩浆型Ni-Cu与碰撞后伸展背景下软流圈上涌直接相关，造山型金矿与弧地体-克拉通边缘拼贴碰撞紧密相关。文章最终建立了由早古生代以斑岩Cu-Au和浅成低温热液矿床为主、晚古生代斑岩-浅成低温热液成矿系统、造山型金矿、岩浆Ni-Cu矿、豆荚状铬铁矿矿、VHMS矿床等多种成矿类型并存的特色古亚洲洋成矿体系。由于蒙古-鄂霍茨克洋闭合与古太平洋板块俯冲的叠加，中亚造山带东段保留了较少的与古亚洲洋有关的岩浆弧和斑岩矿床，寻找被改造错断的隐伏斑岩铜矿床仍有很大潜力。中亚成矿域的成矿特征表明，构造环境越复杂，成矿类型越丰富。反之，成矿类型的多样性也反映了该地区构造演化的复杂程度。这一发现为通过成矿类型揭示区域构造演化提供了新的视角。
Abstract
The Paleo-Asian Ocean, spanning from its opening around 1350 Ma to its closure at approximately 250 Ma, underwent 1.1 billion years of evolution to form the world's largest accretionary orogenic belt——The Central Asian Orogenic Belt (CAOB). Investigating the tectonic evolution and metallogenesis of the Paleo-Asian Ocean is crucial for understanding the formation and metallogenic processes of the CAOB and guiding exploration acti-vities. The CAOB hosts numerous magmatic arcs, with Neoproterozoic arcs predominantly located in the northern region, Paleozoic arcs concentrated in the western region, and a limited number of arcs in the eastern region. During the Early Paleozoic, oceanic subduction-related processes dominated the tectonics, transitioning to arc-continent accretion and collision in the Late Paleozoic.This study systematically reviews 31 magmatic arcs and 37 representative ore deposits related to the subduction of the Paleo-Asian Oceanic plate. It identifies 6 major metallogenic types associated with the Paleo-Asian Ocean’s tectonic regime: Porphyry Cu-Au±Mo, epithermal Au±Ag, podiform chromite, magmatic Ni-Cu-PGE, orogenic gold, and VHMS (volcanogenic massive sulfide) Cu-Pb-Zn±Au deposits. Among these, porphyry Cu-Au±Mo, orogenic gold, and magmatic Ni-Cu-PGE deposits hold the highest economic significance. Porphyry, epithermal, and VHMS deposits formed during both the Early and Late Paleozoic, while orogenic gold, podiform chromite, and magmatic Ni-Cu deposits are primarily Late Paleozoic in age.This temporal and spatial distribution highlights the dominance of Paleo-Asian Oceanic plate subduction and arc magmatism during the Early Paleozoic, characterized by typical trench-arc-basin systems. Such settings favored the formation of porphyry and epithermal systems in island arc environments and VHMS Cu-Pb-Zn±Au deposits in back-arc basins. By the Late Paleozoic, the closure of several small oceanic basins led to arc-arc accretion and arc-continent collision, driving the formation of magmatic Cr, Ni-Cu deposits, and orogenic gold deposits. Porphyry, epithermal, VHMS, and magmatic Cr deposits are closely linked to oceanic subduction processes, while magmatic Ni-Cu deposits are associated with post-collisional extensional environments and asthenospheric upwelling. In contrast, orogenic gold deposits are intimately related to arc terrane-craton margin collisions. This study establishes a distinctive metallogenic system for the Paleo-Asian Ocean, characterized by porphyry Cu-Au and epithermal deposits dominating in the Early Paleozoic, and a coexistence of porphyry-epithermal systems, orogenic gold, magmatic Ni-Cu, podiform chromite, and VHMS deposits in the Late Paleozoic. Due to the superimposed effects of the closure of the Mongol-Okhotsk Ocean and the subduction of the Paleo-Pacific plate, only a limited number of arcs and porphyry deposits associated with the Paleo-Asian Ocean are preserved in the eastern CAOB, there is still great potential in finding concealed porphyry copper deposits that have been transformed and faulted. The metallogenic features of the Central Asian metallogenic domain indicate that more complex tectonic settings yield greater diversity in deposit types. Conversely, the diversity of deposit types also reflects the complexity of tectonic evolution in the region. This finding provides a new perspective for understanding regional tectonic evolution through the lens of metallogenic systems.
