坳拉槽主要特征及其控矿因素

成矿的控矿因素~

根据本次研究和近几年来在石碌矿区及外围开展找矿勘查所获取的各种资料，我们认为石碌铁矿床受层位(石碌群第六层)、岩性(二透岩或角闪岩质铁英岩、二透岩化白云岩或白云岩质铁英岩、白云岩)和构造(复式向斜、层间滑脱剪切带、构造面理)及/或不同岩性界面等严格控制，从而表现了层控性、岩控性和构控性特征。
一、层控性和岩控性特征
中新元古代石碌群是石碌铁矿床的主要赋矿围岩，其原岩属于一套含钙镁质、铁质、泥砂质、硅质和硫酸盐(石膏或重晶石)组合的典型的火山-碎屑沉积岩建造和碳酸盐岩建造，往往可见变余沉积结构和变余沉积韵律性特征。在成因上可能与浅海相、浅海相-潟湖相和/或浅海相-滨海相火山-沉积作用有关。石碌群第六层的中、下层位则是铁矿体和钴铜矿体的主要赋矿岩性段，其主要岩性包括(条纹)条带状二透岩或角闪岩质铁英岩、含石榴子石条带状二透岩、二透岩化白云岩或白云岩质铁英岩、白云岩，其次是含铁的千枚岩和含铁的石英(砂)岩，尤其是铁矿体与第六层中、下层位的二透岩明显具有依存关系。在矿体的产出特征上，整体上，无论是铁矿体、还是钴铜矿体均呈层状、似层状，与围岩大多呈整合接触或突变接触关系，并表现同步褶皱变形特征。可见，石碌铁矿床表现显著的层控性和岩控性特征，矿体均赋存于石碌群第六层特定的岩性中，且铁矿体集中产于石碌群第六层中、下层位，而铜、钴矿则相当稳定的分布在石碌群第六层的下部，两者均具有较好的连续性分布。
二、构控性特征
石碌铁矿床主要受一轴向NW—SE向、局部倒转、且向北西翘起和闭合而向ES倾伏和开阔的复式向斜控制，矿体则均赋存在向斜的槽部和/或两翼向槽部过渡的部位。但铁钴铜多金属的富集与剪切构造变形也有着密切的关系，表现出同剪切构造成矿特征。无论是垂向还是平面上，无论是铁矿体、还是钴铜矿体均呈“S”形或反“S”形透镜体成层状、似层状产出，特别是，在北一铁矿体，由于呈分枝尖灭的不同规模的透镜体在深部可能复合而使之于深部连成一体，从而使北一铁矿体变得更为厚大，形成大矿、富矿。另外，铁矿体与赋矿围岩通常虽呈突变关系，但在脆-韧性剪切断裂附近，出现由含铁围岩向强硅化围岩、贫铁矿(局部出现富铁矿)再到富铁矿的渐变过渡，如在北一铁矿体就非常明显。钴铜矿化也表现了同剪切构造矿化特征，通常沿矿物生长线理、顺层剪切褶皱、S-C组构和构造面理等发生。
从微观上看，铁矿石和钴铜矿石多呈片状和/或致密块状构造，其次为条带状构造和/或脉状、网脉状构造;在结构上，铁矿石以鳞片变晶结构为主，其次为鲕状、变余粉砂状结构，钴铜矿石则以胶状和隐晶—细晶结构为主。显微构造观察也表明，大部分赤铁矿石已经历强烈的塑性变形和糜棱、岩化，其内的石英颗粒具异常消光，并出现动态重结晶，在较强的塑性变形域内石英颗粒则呈雪片状定向排列，具有变晶糜棱岩典型结构、构造特征。矿石的这种结构和构造也反映了沉积-变质和剪切构造改造的特点。
三、变质作用对成矿的控制
从含矿岩系变质矿物及蚀变类型的分布看，石碌矿区曾有多种类型的变质作用。除区域变质作用在整个矿区分布较广外，动力变质、接触变质和热液蚀变也较为明显。它们对石碌矿区铁、钴、铜等多金属的成矿和/或富集都有不同程度的影响。
从石碌群普遍以低绿片相岩为主的变质特征来看，区域变质作用发生于早期，可能与矿区复式向斜的形成时期相同，即发生在地槽发展阶段，控制了石碌铁矿床的基础矿床(即火山-沉积变质型矿床)的形成;动力变质作用，以矿区多种韧-脆性剪切构造和变晶糜棱岩的出现为特征，对成矿物质的富化有重要改造作用，这一动力变质事件可能发生于印支期-燕山早期，即地洼发展阶段的初动期-激烈期;但地洼发展阶段的中晚期，断裂作用、岩浆作用和热液活动也较明显，硅化、黄铁矿化、云英岩化、绢云母化、绿泥石化、绿帘石化、阳起石化和碳酸盐化等普遍，这一热液蚀变造成了晚期脉型、网脉型钴铜矿和脉型、浸染型铅锌矿。矿区接触(交代)变质可能主要发生在印支—燕山早期，与该时期花岗岩侵入有关，其标志是在岩体接触带附近的石碌群第一层出现红柱石以及石碌群岩石发生角岩化现象，但该接触变质作用影响规模小，对成矿作用贡献似乎不大。

（一）控矿因素
1.构造控矿因素
矿区内褶皱、断裂、裂隙是重要的容矿空间，是成矿的必要条件。矿体的分布受到矿区构造格局的控制。
在区域上库松木切克群下亚群为一向北倾的单斜，在矿区该在层由于受南北向和东西向两组力偶的联合作用，岩层由西向东、由北向南滑动，形成一个向东南凸出的“V”字背斜褶皱，它的两翼地层断裂破碎形成构造破碎带，被岩脉（体）和矿体充填。由于南北向和东西向的应力均向V形顶部推挤，致使岩体和矿体沿V形中心线方向加宽加厚。
喇嘛苏矿区东西向的韧性剪切带控制着矿区岩浆岩和矿（化）体的分布。如钻孔中见到多层花岗斑岩岩席顺剪切带中的强片理化带及层间破碎带侵入，不少矽卡岩化和矿化也沿这类片理分布。
断层构造控制含斑岩体的产出，是斑岩体上侵的通道并提供定位的空间，规模较大的含矿斑岩体多沿北北西和南北向的断裂破碎带和层间破碎带产出。矿区发育产于多组断裂构造交汇部位的管状矿体，这种矿体往往厚大，延深较深，具一定的规模。此外，在斑岩体及围岩中还分布少量含矿脉体，也沿断层面分布。
节理构造对矿化的控制表现得最直接，既是矿液运移的通道，又是容矿的空间。矿化主要发生于裂隙密集发育的构造带中，形成细脉状和细脉浸染状矿石。
斑岩体与围岩的接触带是铜锌矿化富集的重要构造因素，无论在矿区地表浅部还是在深部钻孔中，均可见到斑岩体的接触带有不同程度的铜锌矿化。
2.岩浆岩控矿因素
矿区以花岗闪长斑岩为主体的中酸性斑岩体中Cu，Zn和Ag等成矿主元素含量均高于同类岩石的平均值，属于含矿斑岩体。由岩浆热液蚀变形成的各种蚀变岩石中Cu，Zn和Ag等成矿主元素也存在明显的富集，这表明含矿斑岩体是成矿母岩，成矿物质主要来自斑岩体。
矿区内已发现的铜矿化和铜次生晕异常均分布于斑岩体发育区，矿体或矿化大都产于斑岩体的外接触带，或其附近的破碎带中，岩浆活动与金属矿化富集有着不可分割的时空关系，岩浆热液是矿化元素的主要载体。
矿区内的斑岩体为钙碱性系列，并具有适度的高碱富钾特点，对成矿作用有利。
矿床中石英细脉、石英-方解石-钾长石细脉、石英-绿泥石-透闪石细脉等多种岩浆热液蚀变脉体与矿化关系密切，岩浆热液交代是矿化富集成矿的主要因素。
3.地层控矿因素
矿区斑岩体（脉）和矿（化）体无一例外地分布在库松木切克下亚群碳酸盐岩中，成矿作用明显受该地层控制。
矿区库松木切克下亚群地层中Cu，Zn和Ag等主成矿元素等均高于克拉克值数倍至十数倍，表现出明显的地层富集特征。赋存于灰岩层间矿化蚀变破碎带中的矿体与围岩产状一致，原生金属硫化物（黄铜矿、黄铁矿和闪锌矿等）呈稠密浸染状产出。这说明矿区地层库松木切克下亚群碳酸盐岩具有部分矿源层的特征。
根据前述硫同位素特征分析，矿区参与成矿的硫部分来自于地层围岩中的沉积硫，矿区库松木切克群灰岩中的金属硫化物提供了成矿所需的部分硫源。
矿区库松木切克下亚群碳酸盐岩的化学性质活泼，有利于成矿物质的交代沉淀，地层中碳酸盐岩的强片理化既是矿液运移的通道，又是容矿的空间。
对于矽卡岩型矿化，矿石中的脉石矿物多为钙铁辉石和钙铁榴石，其含矿主岩多为含碎屑灰岩，这说明矽卡岩型矿化与富钙和富镁的碳酸盐岩有关。
（二）找矿标志
（1）孔雀石化：孔雀石在矿区发育，矿体地表露头一般都能见到呈浸染状或团块状分布的孔雀石，是寻找铜矿体的直接标志。
（2）韧性剪切带：喇嘛苏矿区东西向的韧性剪切带控制着矿区岩浆岩和矿（化）体的分布，所以韧性剪切带是寻找该类型矿床重要找矿标志。
（3）铁帽：矿区铁帽呈暗褐色—褐色，由褐铁矿、黄钾铁矾及较多的泥砂质混合组成，蜂窝状构造不明显，主要是土状构造。铁帽中也可见星散状孔雀石，是黄铜矿、黄铁矿矿石和含铜磁黄铁矿矿石在地表氧化后形成，经探槽揭露，一般在铁帽下部都发现有矿体。
（4）硅化带：在斑岩裂隙、破碎带中，发育有细脉状、网脉状石英，或者呈致密状-细颗粒的石英集合体，与此同时还可见到泥化和褐铁矿化，为较强的热液蚀变，表现为深褐色，金属矿物多已淋失，为残留的一些不活泼元素Si，Fe和Al组成的矿物，通过对硅化带的进一步追索，有可能发现原生矿，为矿区的间接找矿标志。
（5）矽卡岩化带：侵入斑岩体与围岩碳酸盐岩的外接触带出现的矽卡岩化热液交代，形成石榴子石和透辉石等特征性矽卡岩矿物，是寻找该类型矿床的特征找矿标志。

元古宇钠质火山-变质作用铁铜成矿系统发育的重要地质背景是仅发育于中元古代的坳拉槽，以会理—东川、石棉—峨边发育最为典型。

据赵彻终等(1999)研究认为：会理-东川坳拉槽位于天宝山-巧家和宝台厂-九龙两条东西向断裂之间。自安宁洋向东沿会理、通安、会东、东川向内陆延伸，越过小江断裂掩埋在显生宙盖层之下，重磁异常显示可能止于六盘水断裂带。东西长250km以上，南北宽80km。南北向断裂将其分割成西段(会理、拉拉)、中段(通安、鲁南山)和东段(东川、小街)。沿坳拉槽为NEE—EW向重、磁低正异常带和向东倾没的EW向鼻状地幔隆起带。现代地壳厚度，南北两侧54～58km，轴部减薄为52～56km，并有分布广泛的壳内低速带及上涌的软流圈物质存在。

坳拉槽发育于1950～850Ma之间，是在古元古代末昆明地体与凉山地体拼合带的基础上发育起来的。先后经历了河口时期(1950～1700Ma)火山地堑阶段、东川时期(1700～1400Ma)过渡阶段、会理时期(1400～1000Ma)挠曲坳陷阶段和新元古代天宝山时期(1000～850Ma)撞击回返阶段，组成完整的坳拉槽演化旋回。每一阶段均是早期沉降，晚期上升，表现出多旋回性。各种裂谷型沉积建造发育。在纵向上，由河口群→东川群→会理群组成的非补偿性沉积序列与会理群凤山营组→天宝山组组成的补偿性沉积序列，构成裂谷带常见的双层结构。沿坳拉槽走向，中元古代盆地西深东浅，由优地槽型→冒地槽型→准地台型演变，碎屑自东向西搬运。新元古代封闭阶段，沉积特征相反，体现了坳拉槽演化与毗邻的安宁洋演化息息相关。时间上和走向上的有规律变化是坳拉槽特有的。

相应岩浆活动具有多旋回性和空间分布不均一性。总特点是以裂谷型碱性—拉斑系列的基性火山-侵入岩为主。从早期到晚期，火山岩组合由细碧角斑岩组合→玄武岩组合→双峰玄武岩→流纹岩组合，侵入岩以橄榄岩、辉长辉绿岩为主向晚期壳型花岗岩演化；岩浆活动强度变化由强→弱→强，与坳拉槽之下的地幔隆升→冷却沉降→撞击壳熔深部构造演化过程相一致；在空间上从早期到晚期，由南向北，自西向东迁移，反映了裂陷作用从南向北，由西向东迁移。

盆地内生长断裂活动强烈，东西向断裂控制地层分布、岩相分带、坳陷中心位置及岩浆活动中心，南北向断裂将盆地切割为若干次级盆地，两组断裂交汇处常常是成矿有利位置。随着坳拉槽演化，生长断裂活动强度由强→弱→较强。

古地壳厚度估算表明，中元古代沿走向由11.4～18.4km(西段)→13.5～23.6km(中段)→9～36.9km(东段)变化，即由洋壳→准洋壳→准陆壳→陆壳变化，与沉积组合由优地槽型→冒地槽型→准地台型变化相一致。新元古代回返阶段则相反，地壳西厚东薄，与撞击诱发伸展作用有关；从河口期到淌塘期坳拉槽地壳厚度由厚变薄，西段为18.4～11.4km；中段通安地区为23.6～16.8km，东段东川地区河口时期30～35km，因民期25.9km，黑山期19km。反映了从火山地堑阶段到坳陷阶段地壳伸展变薄作用不断进行。天宝山期回返阶段，地壳增厚，大面积陆壳出现，仅局部(小街)拉伸变薄。

坳拉槽构造变动，早期伸展变形(顺层掩卧褶皱、褶叠层、片内无根褶皱、面理横向置换、韧性剥离断层等)，晚期收缩挤压变形(大、中型纵弯褶皱、逆冲断层及面理纵向置换)，使整个坳拉槽层系组成走向东西的大型复向斜。核部和两翼的次级同斜、倒转褶皱发育，轴向向核部倾斜，构成扇形大型复向斜。原有的东西向正断层反转为逆冲断层，使坳拉槽层系自内向外挤出。

伴随坳拉槽封闭，坳拉槽层系普遍发生低压型绿片岩相变质作用，变质时代为晋宁期。受西侧安宁河碰撞带热轴影响，自西向东变质程度降低。

坳拉槽对铁铜成矿系统的控制和影响主要表现在以下六个方面。

1.坳拉槽火山活动控矿

火山活动广泛发育于坳拉槽演化的各个阶段，火山岩有碱性—拉斑系列的玄武岩组合、细碧角斑岩组合和玄武岩-流纹岩双峰组合。成矿与火山岩组合密切相关。

细碧角斑岩组合矿化富集程度最高，该组合可细分为6个亚组合(黄永平等，1996)。①分异良好的细碧岩-斑碧岩-角斑岩组合，含少量石英角斑岩，形成浸染状、条带状、细脉浸染状铜矿，如拉拉落凼铜矿。②弱分异细碧岩-斑碧岩组合，部分地段含少量角斑岩，形成熔浆型块状磁铁矿，如石龙铁矿、通安铁矿和新发铁矿。③细碧岩、斑碧岩、少量角斑岩、石英角斑岩组合，形成铁铜共生矿，上部为块状铁矿，下部为浸染状、细脉状铜矿，如黎溪锅厂铁铜矿、通安余家梁子铁铜矿。④角斑岩、石英角斑岩及其碎屑岩组合，形成铜-金-钴矿床，如通安小青山、东川小溜口铜-金-钴矿。⑤中酸性火山碎屑沉积岩-喷流热水沉积岩组合，形成喷流沉积-变质改造型层状铜矿，如黎溪黑箐铜矿。⑥碱基性次火山侵入(隐爆)角砾岩组合，形成与隐爆角砾岩筒有关的脉状、透镜状、筒状、角砾网脉状铁铜矿和铜金矿，如东川中老龙铜矿、通安小青山铜金矿床部分矿体。

玄武岩-流纹岩双峰组合分布于会东小街凤山营组中，与铁铜金关系密切，如小街菱铁矿-铜(金)矿。

火山活动的多旋回性对成矿控制亦十分明显，多旋回火山活动晚期是矿质富集的最佳时期。坳拉槽次级喷发旋回的末期或喷发间歇期最有利于形成较大规模的海相火山岩型铜矿床和喷流沉积型铜矿床。拉拉落凼铜矿即赋存于落凼期火山旋回的次级喷发旋回末期火山-沉积岩中。

2.生长断裂控矿

坳拉槽内主要铜矿床明显地受生长断裂控制。空间上绝大多数中大型铜多金属矿床均分布在主干生长断裂旁侧2.5km范围内。如拉拉矿田主要大中型铜矿床均沿矿田中部近东西向生长断裂两侧分布；东川矿区因民组和落雪组所有中大型铜铁矿床均分布于近东西向宝台厂-九龙断裂和南北向落因断裂近侧2km范围内。据段家瑞等(1994)研究，东川矿床的空间展布明显受基底断裂系统控制，矿床产于东西向和南北向基底断裂交会处(图3-1)。生长断裂控矿主要表现为：①生长断裂是成矿期的古火山通道。河口期火山活动主要沿坳拉槽南界宝九断裂呈东西向线性喷发，因民期、淌塘期主要靠近坳拉槽中心的菜子园断裂带，凤山营期、天宝山期北移至洪川桥—小街一线，反映了火山活动沿生长断裂随时间由南向北迁移。南北向断裂和东西向断裂交会处喷发强烈。②生长断裂及其多期次活动控制着早期海底火山喷发(溢)、火山喷流及晚期含矿地层展布，并作为海底喷流含矿热水的主干通道。如东川矿区近南北向生长断裂带与因民期近东西向次级生长断裂交会处常形成火山活动中心和热水喷溢中心，旁侧产生稀矿山式铁铜矿。③次级生长断裂控制着沉积相和含矿地层，如东川滥泥坪矿区蓑衣坡段NEE向断裂，其北侧因民组为不含矿的陆源浅海局限台地相沉积，而南侧因民组为有深源物质参与的浅海—半深海火山喷流-浊流沉积，产出稀矿山式铁铜矿和蓑衣坡式硅质岩型铜矿。

图3-1 东川地区基底断裂系统与

原始成矿中心示意图

(据段家瑞等，1994)

1—基底断裂；2—推测的基底断裂；3—已知矿床

3.次级局限盆地控矿

受EW向、SW向生长断裂网络控制，整个坳拉槽被分割为若干级次不同的盆地，铜铁矿床集中形成于黎溪、通安、东川等Ⅱ级盆地中，具体矿床则与更次级局限盆地有关，如拉拉铜矿形成于古火山喷发中心近侧半深水局限滞流洼地，稀矿山铁铜矿形成于海底火山喷溢熔丘之间半深水局限洼地，马柱铜-蓑衣坡式铜矿形成于浅海局部浅水—深水局限洼地，东川式铜矿形成于生长断裂旁侧、含铜富硅热水活动强烈封闭—半封闭潮坪潟湖(因民亚式)、潮间及潮上藻坪藻礁发育(落雪亚式)的局限洼地，桃源式铜矿形成于碳酸盐湖坪向半深水滞流缺氧盆地转化的碳酸盐台地边缘洼地。

4.坳拉槽构造演化阶段控矿

坳拉槽演化的不同阶段成矿特征不同，中元古代早期河口期火山地堑阶段，海底火山成矿作用活跃，形成拉拉式幔源型铜多金属矿床及石龙磁铁矿床，随后形成赋存于变角斑质凝灰岩→炭泥质砂质白云岩组合的小青山、燕子岩铜、金(钴)矿床。中元古代中期东川期由火山地堑向岩石圈挠曲过渡，因民早—中期火山地堑进入尾声，形成海底火山喷流成因的幔-壳源型稀矿山式铁铜矿床；因民晚期岩石圈挠曲开始，火山活动微弱，海底喷流热水成矿作用活跃，形成壳-幔源型蓑衣坡-马柱硐式硅质岩-硅质白云岩铜矿；落雪期岩石圈挠曲沉降增强，碳酸盐沉积广泛发育，海底喷流-热(卤)水成矿作用强烈，形成分布广、层位多、储量大的幔-壳汉宗型东川式铜矿床；黑山期坳陷普遍加深，局部于黑山组底部炭质板岩、碳泥质白云岩中形成热水沉积-改造型层状—脉状桃园式铜矿床。中元古代晚期会理期为岩石圈挠曲坳陷沉降阶段，形成满银沟式赤铁矿床和凤山营式菱铁矿床，局部海相火山-次火山活动，形成海底火山沉积-火山热液叠加交代成因的新铺子式磁铁矿床(杨时惠等，1987)及海底火山喷流热水沉积成因的小街式菱铁矿-铜(金)矿床。天宝山期撞击回返阶段，形成热水沉积成因的碎屑岩型小石房铅锌矿床。随着坳拉槽的演化，成矿特征作有规律的变化，成矿金属组合由Cu(Fe)→Fe(Cu)→Pb、Zn，成矿作用由海底火山成矿→火山喷流成矿→火山喷流→热水沉积成矿→沉积及热水沉积成矿，矿质来源由幔源型→壳型→壳-幔型→壳型为主。伴随晋宁运动坳拉槽褶皱封闭，普遍发生强烈变质改造成矿作用，并形成与碱基性次火山-侵入角砾岩筒有关的中老农式铜矿床及与花岗岩有关的毛姑坝层控矽卡岩型铁矿床。坳拉槽封闭后，在晋宁不整合面之上的砂砾岩、碳质白云岩中，形成滥泥坪式沉积-改造型铜矿床。

5.盆地地壳构造类型控矿

沿坳拉槽走向自西向东，盆地基底由准洋壳向陆壳演化。在坳拉槽发展的各个时期(河口期、东川期和会理期)，西段均以深水或较深水相为主，东段则以浅水滨岸相为主，显示盆地西深东浅的特征。相应的沉积组合类型由优地槽型向冒地槽型到准地台型过渡，或由冒地槽型向准地台型过渡，矿床相应地由火山岩型向层控沉积岩型变化，即大型火山岩型矿床产在西段(会理)优地槽层系中，大型、超大型层控喷流沉积型铜矿床产在东段(东川)准地台型层系中。中段矿化相对较弱，这种特点与非洲中新元古代达马拉—加丹加坳拉槽中铜矿床的分布特点相似(刘肇昌等，1996)。

6.富铜地幔

会理-东川坳拉槽发育期间形成的各类型铜矿床的铜矿质主要源于深部地幔，因此富铜地幔的存在对铜矿床的形成至关重要。已有大量证据表明，拉拉、东川等地区之下在元古宙存在富铜地幔。在拉拉地区，河口群落凼组变角斑岩(12件)和变角斑质火山岩(9件)平均铜含量分别为900×10^-6，为安山岩铜丰度(50×10^-6)的18倍；变细碧质凝灰岩(4件)平均含铜1300×10^-6，为玄武岩铜丰度(87×10^-6)的15倍。在东川地区，因民组下段基性火山岩含铜350×10^-6～900×10^-6，小溜口组—因民组火山沉积岩(104件)平均含铜399.5×10^-6(张学成，1989)，晋宁—澄江期辉长辉绿岩(21件)平均含铜544.10×10^-6，相当于玄武岩铜丰度的4～10.7倍，可见富铜地幔的存在，是坳拉槽内铜矿床聚集，尤其是拉拉、东川等大型、超大型铜矿床形成的重要条件。

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