地壳性质对滇西南锡矿床分布的约束:基于Hf同位素填图

Nature of Crust Constraints on Tin Deposit Distribution in Southwest Yunnan: Based on Hf Isotope Mapping

摘要

滇西南锡矿带是我国重要的锡成矿带之一，前人总结了滇西南锡矿带中与花岗岩相关的锡矿床的时空分布，但对锡矿床的空间展布情况与地壳性质的关系以及其控制锡成矿的原因尚不清楚.本文收集了滇西南地区已发表的早古生代‒新生代花岗岩类的锆石Hf同位素数据，在前人对三江特提斯造山带大范围同位素填图的基础上，利用ArcGIS软件绘制了滇西南地区锆石ε_Hf （t）值和T_DM^C等值线图及两条典型剖面图.成图结果表明，昌宁‒孟连造山带和保山地体表现为低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳特征，而腾冲地体同位素分布不均匀，既存在低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，又存在高 ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区.滇西南地区的锡矿分布与地壳性质关系密切，锡矿均分布于低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，而在高ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区，尚未发现锡矿.锡矿在古老地壳区域的集中产出可能与古老富锡地壳有关.贫锡且高氧逸度地幔岩浆的混入对花岗岩中锡的富集具有抑制作用，可能是新生地壳区锡成矿作用不明显的原因.

Abstract

The Southwest Yunnan Tin Belt is one of the most important tin metallogenic belts in China. The temporal and spatial distribution of granite-related tin deposits in the Southwest Yunnan Tin Belt has been summarized, but the relationship between the spatial distribution of tin deposits and the nature of the crust, as well as the reasons for its constraints on tin mineralization, are still unclear. In this paper, published zircon Hf isotope data of Early Paleozoic-Cenozoic granites in Southwest Yunnan are collected. Based on previous large-scale isotope mapping of the Sanjiang Tethys orogenic belt, the ε_Hf(t) value and T_DM^C contour maps and two typical profiles in Southwest Yunnan are drawn by ArcGIS software. The mapping results show that the Changning-Menglian orogenic belt and Baoshan terrane are ancient crustal domains with low ε_Hf(t) and high T_DM^C, while the Tengchong terrane has uneven isotopic distribution, and there are both ancient crustal regions with low ε_Hf(t) and high T_DM^C, as well as newly formed crustal regions with high ε_Hf(t) and low T_DM^C. The distribution of tin deposits in Southwest Yunnan is closely related to crustal properties. Tin deposits are all distributed in ancient crustal areas with low ε_Hf(t) and high T_DM^C, while no tin deposits have been found in the newly formed crustal areas with high ε_Hf(t) and low T_DM^C. The concentrated production of tin ore in ancient crustal regions may be related to ancient tin rich crust. The mixing of low tin and high oxygen fugacity mantle magma has an inhibitory effect on the enrichment of tin in granite, which may be the reason for the unclear tin mineralization in the newly formed crustal area.

Graphical abstract

关键词

Hf / 同位素 / 填图 / 地壳性质 / 锡矿 / 滇西南 / 花岗岩.

Key words

Hf / isotopes / mapping / nature of the crust / tin deposit / Southwest Yunnan / granite

0 引言

锡是战略性关键金属，在航空航天、军事、芯片和新能源等领域具有重要作用（毛景文等， 2019； 蒋少涌等， 2020）.对锡矿的成矿作用、区域成矿规律及找矿勘查的研究一直是矿床学持续关注的热点（Romer and Kroner， 2016）.滇西南地区具有丰富的锡矿资源，它是我国重要的锡成矿带之一，前人对滇西南地区的锡矿开展了大量的成矿年代学、地球化学、成矿流体及同位素方面的研究（Chen et al.， 2014； Wang et al.， 2014a； Cao et al.， 2016），但对于滇西南锡矿带中与花岗岩相关的锡矿床的空间展布情况、地壳性质的关系以及其控制锡成矿的原因尚不清楚.岩浆岩是探测岩石圈深部过程的“探针”，利用大量的岩浆岩同位素资料进行地体尺度的同位素填图能有效识别不同时代岩石圈成分和结构的变化，厘定区域岩石圈性质的空间展布特征，并揭示成矿系统的形成机制（莫宣学， 2011； 侯增谦和王涛， 2018）.大区域尺度的同位素填图越来越多地应用于研究岩石圈和地壳深部物质组成结构以及成矿背景等重大问题，并取得了显著进展（Hou et al.， 2015； Wang et al.， 2016； 杜斌等， 2016； Deng et al.， 2018； 王涛和侯增谦， 2018），以上成功的案例，为本次研究提供了思路和借鉴.

本文在前人研究的基础上，收集了滇西南地区已发表的早古生代‒古近纪花岗岩类锆石Hf同位素数据和锡石U⁃Pb定年数据，在前人对三江特提斯造山带大范围同位素填图的基础上，进一步缩小研究区域的范围，利用ArcGIS软件对滇西南地区开展花岗岩锆石Hf同位素填图，绘制典型剖面图.基于填图结果，对滇西南进行Hf同位素分区，揭示Hf同位素反映的地壳性质和锡成矿的时空关系，并与我国典型的锡成矿大省华南地区进行对比，进一步探讨地壳性质对锡成矿的控制作用.

1 区域地质背景

滇西南自东向西分为昌宁‒孟连造山带、保山地体和腾冲地体（图1）.花岗岩分布范围较广泛，与花岗岩相关的锡矿床在三者均有分布，主要分布在腾冲地体，其次为保山地体和昌宁‒孟连造山带（Deng et al.， 2014； Wang et al.， 2016； 孙祥等， 2023）.

昌宁‒孟连造山带位于保山地体和思茅地体之间，自东向西可划分为临沧花岗岩基、澜沧群和昌宁‒孟连缝合带（Liu et al.， 2020； Wang et al.， 2021）.在昌宁‒孟连缝合带的东侧发育澜沧群变质岩系和临沧花岗岩基.澜沧群由绿片岩‒角闪岩相变质沉积岩和变质火山岩组成（钟大赉， 1998； Cong et al.， 2021），碎屑锆石研究表明其形成时间不早于奥陶纪，其东侧被临沧岩基侵入（Wang et al.， 2021； 王岳军等， 2022）.临沧岩基是三江地区出露面积最大的复式岩基，其形成与古特提斯洋俯冲和随后的碰撞造山过程有关，主体为形成于后碰撞背景的中‒晚三叠世黑云母二长花岗岩，在岩基中部和南部出露高分异淡色花岗岩（Dong et al.， 2013a），还有少量与俯冲相关的二叠纪花岗岩记录（Deng et al.， 2018）.昌宁‒孟连造山带内发育的锡矿床包括勐宋、布朗山和红毛岭，锡矿多赋存在三叠纪花岗岩内部，与其周围的淡色花岗岩密切相关.勐宋、布朗山锡矿以及红毛岭锡矿分别位于临沧花岗岩基的西南部和中部.锡石U⁃Pb年代学数据显示，锡成矿时代在238~220 Ma，这些锡矿床的成矿岩体有明显的岩浆演化特征（孙祥等， 2023； Zheng et al.， 2024）.

保山地体东与昌宁‒孟连缝合带相邻，西与腾冲地体相接.区内出露勐统群、西盟群等变质岩系，其原被划为前寒武纪基底，但近年来的研究表明其与澜沧群类似，为一套早古生代火山‒碎屑建造（Zhao et al.， 2017； Wang et al.， 2021）.保山地体在早古生代、三叠纪、白垩纪‒古近纪以及新近纪发生多次岩浆活动及与之相关的锡成矿作用.其中，早古生代花岗岩分布在保山地体西缘（Wang et al.， 2013），三叠纪花岗岩主要分布在保山地体东缘，白垩纪‒古近纪花岗岩小面积分布在保山地体北部，石缸河、铁厂锡矿分布在其周缘（陆建军等， 1989； 廖世勇等， 2013），新近纪花岗岩主要沿新生代崇山‒澜沧江剪切带局部发育，在西蒙地区也有出露（Zhang et al.， 2010； Chen et al.， 2023）.保山地体锡石U⁃Pb年代学数据显示，锡成矿作用主要发生在晚白垩世和新生代.晚白垩世锡矿典型代表为位于临沧花岗岩基西北端的松山和薅坝地，松山锡矿的成矿年龄在（79.6±3.6）~（76.6±1.5） Ma，但其矿体主要产于三叠纪花岗岩及外围的早古生代变质沉积岩中，因此推测与隐伏的晚白垩花岗岩有关（Zhu et al.， 2022）；薅坝地的成矿年龄为（75.5±2.7） Ma，其矿体主要赋存在晚三叠碎屑岩，矿体外围出露的花岗岩形成于三叠纪，其锆石U⁃Pb年龄为（231.5±3.6） Ma（Si et al.， 2024）.新生代锡矿的典型代表为云岭和铁厂，云岭锡矿位于保山地体东缘的云岭花岗岩体内，其成矿年龄为（24.4±0.7） Ma，含矿岩体为遭受变形的三叠纪花岗岩，其锆石U⁃Pb年龄为231~ 233 Ma，矿区可能存在隐伏的晚新生代花岗岩（Xiao et al.， 2025）；铁厂的成矿年龄为（31.6±1.1） Ma，矿体主要产于早古生代混合岩和混合花岗岩内的构造破碎带中（Wang et al.， 2024）.

腾冲地体西与西缅地体相接，东以高黎贡山剪切带为界与保山地体相邻.区内出露高黎贡群，主要由片麻岩、角闪岩、混合岩、大理岩和板岩等组成（戚学祥等， 2019），其上零星出露晚古生代‒中生代沉积岩（Schwartz et al.， 1995）.腾冲地体分布早古生代到新生代的花岗岩，其中以白垩纪‒古近纪花岗岩为主，受到新特提斯洋俯冲和印‒亚欧碰撞的控制（Deng et al.， 2014； Zhu et al.， 2015），早白垩世花岗岩在高黎贡山、叫鸡冠、滇滩、铁窑山、硝塘等地大面积出露，晚白垩世花岗岩在古永、三岔河、户撒等地出露，古近纪花岗岩则主要分布在那帮剪切带东西两侧（Xu et al.， 2012； Xie et al.， 2016）.这三期花岗岩均发育与之相关的锡矿床，且锡矿主要位于怒江断裂的西侧.早白垩世锡矿典型代表为位于腾冲地体中北部的叫鸡冠、滇滩、铁窑山等，成矿年龄在123~ 118 Ma，矿体多赋存于早白垩世花岗岩以及与二叠纪灰岩接触带的矽卡岩中（Chen et al.， 2014）；晚白垩世锡矿的典型代表为小龙河，其位于晚白垩世古永花岗岩体东北部的小龙河岩体，成矿年龄在（73.9±2.0）~（71.9±2.3） Ma，矿体主要产于同期的中细粒黑云母花岗岩（（73.9±0.5）~（70.1±0.4） Ma）中（Chen et al.， 2014）；古近纪锡矿的典型代表为来利山，成矿年龄在（52.0±2.7）~（47.7±2.0） Ma，来利山锡矿与来利山复式岩体有关，其主要由早晚两阶段的花岗岩组成，而来利山的矿体主要产于晚期的始新世花岗岩以及与二叠纪沉积岩的接触带中（Chen et al.， 2014）.

2 数据来源与处理方法

锆石是岩浆岩中常见的副矿物，物理化学性质稳定，通常具有高Hf和低Lu含量，由¹⁷⁶Lu衰变产生的¹⁷⁶Hf极少，是进行Hf同位素示踪物源的理想矿物（吴福元等， 2007； 王涛和侯增谦， 2018）.本文收集了滇西南地区500~40 Ma的二长花岗岩、花岗闪长岩、淡色花岗岩等酸性侵入岩的锆石Hf同位素数据（共2 902个）（腾冲数据来自李再会等， 2012； Xu et al.， 2012； 林进展， 2013； Wang et al.， 2013，2014b， 2015c，， 2016； Cao et al.， 2014，2017， 2018，， 2019； Ma et al.， 2014； Chen et al.， 2015； 林进展等， 2015； Qi et al.， 2015； Xie et al.， 2016； Zhu et al.， 2017；保山数据来自Chen et al.， 2007； 董美玲等， 2012； 董美玲， 2013； Dong et al.， 2013b； Wang et al.， 2013，2015a； 禹丽等， 2014； Zhao et al.， 2014； Li et al.， 2016； 禹丽， 2016； Zhu et al.， 2018； 昌宁‒孟连造山带数据来自Dong et al.， 2013a； Yang et al.， 2014； Li et al.， 2015； Nie et al.， 2015； Wang et al.， 2015b），并进行预处理，使用统一的公式和参数计算每个锆石的ε_Hf（t）和T_DM^C值，公式如下：

{\epsilon }_{\mathrm{H}\mathrm{f}}\left(t\right)=\mathrm{10}\mathrm{000}\times \left\{\left[\frac{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}-{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}\times \left({\mathrm{e}}^{\lambda t}-\mathrm{1}\right)}{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R},\mathrm{0}}-{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R}}\times \left({\mathrm{e}}^{\lambda t}-\mathrm{1}\right)}\right]-\mathrm{1}\right\},

t_{\mathrm{D}\mathrm{M}}=\frac{\mathrm{1}}{\lambda }\times \mathrm{l}\mathrm{n}\left[\mathrm{1}+\frac{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}-{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{D}\mathrm{M}}}{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}-{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{D}\mathrm{M}}}\right],

T_{\mathrm{D}\mathrm{M}}^{\mathrm{C}}=t_{\mathrm{D}\mathrm{M}}-\left(t_{\mathrm{D}\mathrm{M}}-t\right)\times \left(\frac{f_{\mathrm{c}\mathrm{c}}-f_{\mathrm{s}}}{f_{\mathrm{c}\mathrm{c}}-f_{\mathrm{D}\mathrm{M}}}\right),

其中，\lambda =\mathrm{1.876}\times {\mathrm{10}}^{-\mathrm{11}} （Söderlund et al.， 2004）；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}和{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{S}}为样品的标准化数据；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R}}=\mathrm{0.033}\mathrm{2}；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R},\mathrm{0}}=\mathrm{0.282}\mathrm{772} （Blichert⁃Toft and Albarède， 1997）；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{D}\mathrm{M}}=\mathrm{0.038}\mathrm{4}；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{H}\mathrm{f}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{D}\mathrm{M}}=\mathrm{0.283}\mathrm{25}（Griffin et al.， 2000）；{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{m}\mathrm{e}\mathrm{a}\mathrm{n}\mathrm{c}\mathrm{r}\mathrm{u}\mathrm{s}\mathrm{t}}=\mathrm{0.015}； f_{\mathrm{c}\mathrm{c}}=\frac{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{m}\mathrm{e}\mathrm{a}\mathrm{n}\mathrm{c}\mathrm{r}\mathrm{u}\mathrm{s}\mathrm{t}}}{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R}}}-\mathrm{1}； f_{\mathrm{D}\mathrm{M}}=\frac{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{D}\mathrm{M}}}{{\left(\frac{{}_{}{}^{\mathrm{176}}\mathrm{L}\mathrm{u}}{{}_{}{}^{\mathrm{177}}\mathrm{H}\mathrm{f}}\right)}_{\mathrm{C}\mathrm{H}\mathrm{U}\mathrm{R}}}-\mathrm{1}； t为锆石形成的年龄.

随后剔除各样品中的继承锆石数据，排除异常值所造成的干扰，利用处理后的锆石数据计算每个岩石样品的ε_Hf（t）和T_DM^C中位数（王涛和侯增谦， 2018）.由于每个岩石样品的数据以离散点的形式存在，需要通过已采样点的数据来推算未采样点的值，即栅格插值过程.插值结果将生成一个连续的表面，在这个连续表面上可以得到每一个点的确定值.最后，在ArcGIS软件中，利用反距离权重插值法（IDW）绘制ε_Hf（t）和T_DM^C等值线图.IDW是一种确定性插值方法，以插值点与样本点的距离为权重进行加权平均计算，其优点是简便易操作，结果一般具有较好的直观性和可解释性（李海涛和邵泽东， 2019）.

3 滇西南地区地壳性质的时空变化

滇西南地区所测量样品的U⁃Pb年龄范围约为520~30 Ma，ε_Hf（t）值主要在-18~14，对应于约2 300~500 Ma的地壳模式年龄（T_DM^C）（图2）.根据收集处理后的锆石Hf同位素数据生成的 ε_Hf（t）和地壳模式年龄（T_DM^C）等值线图（图3和图4），分别可以反映岩浆的可能来源和地壳源岩的形成年龄（侯增谦和王涛， 2018； Zhang et al.， 2023； Wang et al.， 2023），ε_Hf（t）>0表明其来源于亏损地幔，而ε_Hf（t）<0表明通过部分熔融或侵蚀和沉积的过程对地壳进行了改造（Hawkesworth et al.， 2010； Belousova et al.， 2010）.

在空间上，ε_Hf（t）和T_DM^C等值线图反映的地壳类型具有一致性，昌宁‒孟连造山带和保山地体内同位素分布较均匀，主要为古老地壳；腾冲地体同位素分布则不均匀，整体上以古老地壳为主，新生地壳主要分布在腾冲地块西部.昌宁‒孟连造山带内样品的U⁃Pb年龄范围约为250~200 Ma，其同位素填图结果主要受到临沧岩基样品点的控制，其ε_Hf（t）范围为-16~0，T_DM^C较高为2.2~1.4 Ga，反映其主要为古老地壳的特点.保山地体的同位素填图结果受到北缘云龙花岗岩，东缘三叠纪云岭岩体，南缘西蒙花岗岩，西缘早古生代花岗岩的共同控制，其ε_Hf（t）范围约为-14~1，具有较高的T_DM^C范围（2.2~1.0 Ga），亦是古老地壳的结果.腾冲地体T_DM^C年龄范围约为2.0~0.6 Ga，ε_Hf（t）值在-16~+15，大范围的T_DM^C年龄和ε_Hf（t）值以及其同位素填图的结果显示出腾冲地体地壳来源的不均一性，古老地壳区域集中在那帮剪切带和大盈江断裂包围的区域内，其ε_Hf（t）范围为-5~-13，T_DM^C范围为1.4~2.0 Ga，而那帮剪切带以西和大盈江断裂以东区域显示出明显的高 ε_Hf（t）值区，其ε_Hf（t）范围为-3~5，有较低的 T_DM^C范围（0.8~1.4 Ga），表明新生地壳的贡献.

在时间上，早古生代的保山地体和腾冲地体岩浆来源主要是具有较高T_DM^C年龄（2.3~ 1.6 Ga）和较负ε_Hf（t）值（高达-15）的较老地壳成分.然而在白垩纪‒古近纪的保山地体和腾冲地体具有广泛的T_DM^C年龄（2.0~0.6 Ga）和ε_Hf（t）值（-13~+5），表明了古老地壳来源的异质性并且逐渐有少量新地幔成分的参与.

在ε_Hf（t）值和T_DM^C等值线图的基础上，利用ArcGIS软件，在生成的等值线图上选择了典型剖面线A⁃A’和B⁃B’用以研究地壳性质对锡矿床的控制关系.剖面线A⁃A’为北西‒南东向，自北向南穿过石缸河、铁厂、薅坝地、松山、云岭、红毛岭、布朗山、勐宋八个锡矿床.剖面线B⁃B’为北东‒南西向，穿越了腾冲地体的高ε_Hf（t）低T_DM^C区和低ε_Hf（t）高T_DM^C区.在锆石ε_Hf（t）值和T_DM^C剖面图中（图5），连续的ε_Hf（t）值和T_DM^C曲线是由计算机通过IDW插值形成的，表明了ε_Hf（t）值和T_DM^C 值沿剖面的变化情况，该曲线的插值结果受到灰色区域内样品点的控制（空心圆圈），矿床点在剖面图中的投影位置则通过其经度和围岩花岗岩的ε_Hf（t）值和T_DM^C控制.

在A⁃A’剖面线中，八个锡矿床均分布在低 ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区域，其ε_Hf（t）值范围为-4~-12，T_DM^C值约为1.5~2 Ga.在B⁃B’剖面线中，来利山和新岐锡矿也均分布在低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，其ε_Hf（t）值范围为-8~-11，T_DM^C值约为1.7~1.8 Ga，而在高ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区，未发现锡矿.从等值线图上看，其余的锡矿床（如叫鸡冠、小龙河等）也都分布在低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，这表明滇西南的锡矿分布严格受到地壳性质的控制，锡矿均发育在古老地壳区域，新生地壳区域并未发现锡矿.

4 地壳性质对滇西南锡矿床分布的约束

锡是变价元素，在还原的花岗质岩浆体系中，锡主要以Sn²⁺形式存在，在岩浆结晶分异过程中不相容，因此随着岩浆结晶分异而不断在残余熔体中富集并最终形成锡矿床，而在氧化的花岗质岩浆中，锡主要以Sn⁴⁺形式存在，在岩浆结晶分异过程中进入先形成的铁‒钛氧化物和镁铁质矿物中，难以在残余熔体中富集，因此传统观点认为，锡矿的形成在岩浆过程中受到还原性花岗质岩浆结晶分异过程的控制（Lehmann and Mahawat， 1989； Lehmann， 2021）.但近年来也有学者发现经受强烈化学风化而预富集锡的变质沉积岩通过部分熔融即可形成锡花岗岩，因此提出源岩锡的预富集对锡矿形成起控制作用（Romer and Kroner， 2016）.

华南是世界典型的钨锡成矿大省，华南地区的花岗岩和钨锡成矿研究对该领域有很好的指导意义（吴福元等， 2023）.华南发育多期岩浆作用，地壳改造强烈，研究发现由于华南锡矿床主要形成于白垩世，大部分矿床与中生代花岗岩有关（Wang et al.， 2020）.Zhang et al.（2023）通过Hf同位素填图确定了华南地区的锡矿分布与古老地壳在空间分布上的相关性.其中，南岭成矿带中锡矿分布在同位素过渡带上（ε_Hf（t）=-8~-4），江南成矿带的锡矿多出现在ε_Hf（t）值适中（-6~-2）的区域，其对应的地壳性质均表现为受改造的地壳特征.对华南地区的区域地球化学调查也表明锡矿的分布和锡的地球化学异常高值区域高度一致，80%以上的矿点位于归一化地球化学丰度值大于2的位置（Liu et al.， 2021）.因此认为南岭成矿带和江南成矿带Sn的富集是多期地壳改造以及地壳源区Sn富集共同控制的结果（Zhang et al.， 2023）.

通过对比可以发现，滇西南地区锡矿的分布特点与华南地区类似，锡矿都主要分布于ε_Hf（t）值较负（-12~-3）的古老地壳中，而新生地壳区未发现锡矿.腾冲和保山地区的锡矿主要集中分布在北部，ε_Hf（t）值在-11~-5，昌宁‒孟连造山带地区的锡矿主要分布在其中部和南部，ε_Hf（t）值在-11~-3.这些地区的地壳都受到沉积和风化控制作用，从而对锡矿分布有着一定的控制作用.从寒武纪至志留纪，临沧、保山和腾冲地体位于东冈瓦纳北缘作为大陆边缘接受沉积物的堆积（Liu et al.， 2020），对这些沉积物强烈的化学风化作用可能导致Sn、W等元素的富集（Romer and Kroner， 2016）.通过对滇西南地区开展地层地球化学的研究发现，该区域早古生代变质岩的Sn含量相对于上地壳的Sn含量普遍较高，其中，高黎贡山群和澜沧群平均Sn含量大约可达到4×10^-6，特别是西蒙群地层平均Sn含量可达平均上地壳Sn含量的15倍（~30×10^-6）（胡斌， 2002），是形成含锡花岗岩的有利来源.而在新生地壳区，如腾冲地区的中西部ε_Hf（t）值（-1~5）要高于古老地壳ε_Hf（t）值，整体较正，在这些区域暂未发现锡矿的分布.那帮剪切带西侧和大盈江断裂东侧的高ε_Hf（t）低T_DM^C区表明亏损地幔成分的加入，在那帮发现的角闪岩和变质辉长岩ε_Hf（t）为1.8~11.6证明了亏损地幔成分的存在（Wang et al.， 2014a； Zhao et al.， 2019）.地幔岩浆一般贫锡（0.13×10^-6， Lehmann， 2021），并且相对氧化（ΔFMQ=0-1，Evans et al.， 2012），它在花岗质岩浆中的混合会降低锡含量，增加氧逸度，这些因素不利于锡在岩浆结晶分异过程中富集（Yang et al.， 2020），这可能是在腾冲高ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区，未发现锡矿的原因.

5 结论

（1）Hf同位素填图结果表明，在空间上，昌

宁‒孟连造山带和保山地体表现为低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳特征，而腾冲地体同位素分布不均匀，既存在低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，又存在高 ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区.在时间上，从早古生代至古近纪，保山地体和腾冲地体的地壳特征由古老地壳逐渐表现为有少量新地幔成分的参与.

（2）通过在同位素填图结果的基础上绘制两条典型的剖面线，并将滇西南地区与典型锡成矿大省华南地区进行对比分析可以发现，锡矿分布与古老地壳在空间分布上具有相关性，即锡矿均分布于低ε_Hf（t）高T_DM^C的古老地壳区，而在高ε_Hf（t）低T_DM^C的新生地壳区域，尚未发现锡矿.锡矿在古老地壳区域的集中分布可能与古老的富锡地壳分布有关，古老富锡地壳是形成含锡花岗岩的有利来源.而新生地壳区锡矿的缺乏可能与贫锡且高氧逸度的地幔岩浆混入抑制了锡在花岗岩中的富集过程有关.

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基金资助

国家自然科学基金重大研发计划重点支持项目(92162215)

高等学校学科创新引智计划项目(BP0719021)